1.盆地结构与充填序列区域变化
新元古代初期华南海盆地萎缩、消亡，扬子陆块东南缘多岛洋或微型陆块向扬子陆块靠拢并最终碰撞增生，武陵运动发生，具有岛弧型特征的火山-碎屑岩系组成了广阔的江南造山带基底。但各地表现形式有所不同：凯里—怀化—溆浦—双峰—萍乡以北的湘西、湘西北、黔东北、赣北多为高角度不整合；以南的湘中南、黔东南及桂北为中-低角度不整合—假整合；在岳阳、临湘一带冷家溪群与板溪群张家湾组（802Ma）呈角度不整合，缺失板溪群下部旋回沉积，呈超覆关系。总的变形趋势是由北而南由强到弱，造就的构造古地理为北高南低。
武陵运动后，扬子陆块东南缘进入碰撞后演化，开始裂解，形成以北东东向为主体的伸展构造带，如梵净山（北）-花垣-大庸-临湘大断裂、湘黔大断裂等，形成北高南低的断阶式陆坡环境，并在伸展初期形成益阳宝林冲、梵净山（金顶）板溪群底部火山岩。海水由南向北、向北东海侵上超，在不同的盆地部位接受了代表不同环境意义的板溪群（黔北、湘北）、高涧群（湘中南）、下江群（黔东南）、丹洲群（桂北）、神山群（赣西南）陆缘火山-碎屑沉积，构成了区域上的南北岩相分带和三维空间上的楔状地层体。从区域岩相分析，板溪期末，海平面下降，盆地曾一度抬升，沿从江—洪江—溆浦—双峰—萍乡一线以北露出水面并可能遭受剥蚀，以致这一区域内缺失长安组。
南华纪中期的南华冰期之初（长安期），扬子东南缘在深部地质作用下进一步伸展，形成了一系列北北东向及北西向的构造格局，完成盆地演化的伸展过程，并沿北北东向伸展构造带形成前述大量的基性-超基性火山岩带。
板溪期末的这些伸展断裂并未使总体上向南东阶梯式倾斜的陆坡地势改变，因而南华冰期的沉积特征仍类同于南华纪早期，出现向北西超覆的沉积序列，其不同点是这些超覆关系受气候影响的海平面升降和伸展构造控制。南华冰期初期（长安期）的海相沉积仅限于从江-洪江-溆浦断裂及溆浦 双峰 衡阳 萍乡之东南侧及其以南地区，其西北广大地区，缺失该期沉积或靠近该区东南侧有较薄的沉积物。中期（富禄期），冰盖区的冰川后退，海平面上升，海岸上超至陆棚区，使湘西北、黔中广大地区沉积了一套长石石英砂岩和含砾砂岩，与下伏板溪群多呈微角度不整合，少数地区不整合交角达20°～30°。在一些地堑-半地堑式次级盆地（如花垣-铜仁）区，长石石英砂岩之上有含锰黑色岩系沉积，而在上升区（如古丈、沅陵等地）则发育切谷沉积，甚至南沱组（或铁丝坳组）直接与板溪群接触。南沱组沉积之后，盆地进入震旦-寒武纪稳定发展阶段，海平面迅速上升，形成含大量黄铁矿的碳酸盐岩，即所谓的盖帽碳酸盐岩沉积（图4-1）。
2.盆地动力学机制探讨
南华纪裂谷盆地的形成演化，许多专家学者有过深入的研究，王剑（2000）认为，大约在828Ma开始，位于华南古大陆之下的地幔柱开始上升，使华南晋宁-四堡造山带隆升并遭受剥蚀。在828±7Ma左右，随着热地幔柱（头）进一步上升并进入上地幔黏滞带后，由地幔柱热点引起的基性 超基性岩侵入作用在华南盆地广泛发育，紧接着（823Ma左右）发生了与裂谷作用相关的花岗岩侵入作用，由于地幔柱的托顶作用及热点的侵入作用，使华南最先沿扬子东南缘开始形成了由侧向拉伸作用形成地堑盆地雏型，即所谓的“地幔柱模式”。
图4-1 扬子东南缘裂谷盆地充填序列侧向变化与叠置关系图(www.xing528.com)
这一模式给我们的启示：地幔柱位于华南古大陆之下，而华南古大陆是指包括扬子陆块、华夏陆块在内的联合大陆块，即Rodinia超大陆。如果这一理解大体正确的话，那么这个地幔柱就有超乎想象的大范围，如此大范围的地幔上升，其深部地质作用的驱动机制如何就成为了一个值得深入探讨的课题。
但是，假如我们不把扬子和华夏考虑成一个联合大陆块，而是在武陵运动弧陆汇聚期间形成的一个联而不合（有残余盆地）的陆块。扬子陆块在周边岛弧、微型陆块向古陆俯冲产生推挤、深部熔融分异产生浮力的联合作用下，促使古大陆隆升。由于均衡作用，地幔柱在古陆块中心地带上涌，加速隆升作用，在古大陆的中心区域形成具有中心式断陷特征的盆地，在古大陆边缘因外侧处于自由边界，则形成具有堑垒式结构特征的断阶式盆地格局。这种机制实际上似乎是将地幔柱模式与所谓的“垮塌”模式相结合的一个综合模型，这个模型似乎可以更好地解释这种陆缘裂谷的形成机制。
3.盆地构造演化模式
综合前述，我们可以将扬子东南缘裂谷盆地的演化综合成以下模式：
在新元古代早期（850Ma以前），本区属于华南海范畴，具有多列或多个不连续岛（弧）链，研究区处于陆块边缘海盆地，接受陆缘碎屑-斜坡扇重力流-中基性火山碎屑沉积，沉积特征表现出岛弧-弧后盆地环境（图4-2a）。约850Ma开始，岛弧与古大陆发生汇聚碰撞，武陵运动发生，在沿扬子陆块周边形成褶皱和近东西向的碰撞构造带，TTG花岗岩广泛侵入其间，由于岛弧基底物质和演化的差异，形成特征差异较大的花岗岩集群（如湘东北与湘西南-四堡地区的同期花岗岩）（图4-2b）。约835Ma武陵运动结束，进入调整期，约830Ma开始，在深部地质作用（地幔柱、深部熔融分异作用）下引发陆块周边伸展垮塌，形成具堑垒式结构特征的断阶式盆地格局，进入陆缘裂谷发展阶段，海侵作用自东南向西北依次超覆，接受来自西北的陆缘碎屑沉积，至板溪晚期（800Ma左右）海平面上升至最高峰，形成广泛分布于扬子陆块上的移地滨岸相沉积；此后在约760Ma，盆地因充填而转入成熟期调整，海平面快速下降，并牵引沉积物产生滑动变形，以往接受沉积的盆地边缘地区大部分露出水面，接受剥蚀（图4-2c）。此期气候逐渐转入寒冷期，在经历约30Ma的寒冷期间，盆地周边集聚了大量冰川堆积物，在稍后气候逐步转暖期，冰川消融，海平面逐步上升，冰川堆积物在水的作用下向盆地搬运，在调整期引发的基底构造的伸展形成的地堑内堆积厚度巨大的以重力流为主体的冰源碎屑沉积，笔者称其为“冰源泥石流”。随着断陷盆地的充填，以及气候的逐步转暖，冰川融化，海平面上升，盆地周边高地逐渐被淹没，接受滨岸浅海相陆缘碎屑沉积，在局部断陷和相对深水区，存在热流以及相关的化学沉积作用，形成著名的沉积型铁矿、锰矿层。其中大约在670Ma，气候进入又一轮寒冷期，与冰川相关的沉积发育，在不同的区位，堆积各具特征的冰碛相（冰内）、冰水-冰融重力流相（冰前）、浮冰相（冰外）沉积。此后盆地进入稳定发展阶段，海平面大幅上升，形成含大量黄铁矿的碳酸盐岩，即所谓的盖帽碳酸盐岩沉积。至奥陶纪，新的俯冲沿杭州—赣闽边界—云开大山—钦防一线形成，扬子东南缘转化为前陆盆地，至志留纪盆地关闭（图4-2d）。
图4-2 扬子东南缘裂谷盆地演化模式示意图
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