本文目录一览：
- 1、对板块构造理论贡献最大的学者
- 2、南京大学历代校长有谁？
- 3、郭令智的人物生平
- 4、南京大学历任校长名单
- 5、南京大学校长有哪些
- 6、成矿分带与构造岩浆活动的迁移
- 7、盆地形成的动力机制
- 8、南海海盆的形成时间和成因机制
- 9、华南花岗岩及其成矿作用的地球动力学背景
- 10、在朱夏学术思想指引下的雪峰山构造研究
对板块构造理论贡献最大的学者
郭令智是较早把板块构造理论引进我国的学者之一。
板块构造理论：板块构造理论常被用来探讨地壳运动的产生原因，地球自从形成以来在地表和内部进行着永不停息的运动变化，地球表面形态特征正是地球的内外力综合作用的结果。
板块构造理论通过几十年的迅速发展，已经较为彻底的动摇了传统的地质理论。随着理论的发展与完善，以上的这些假设均经历了一定程度的修正和扩展，这一演变史正是地学界这些年来发展的浓缩。同时，板块构造本身也存在许多的不足和难以验证的特点。
板块构造理论最初的简单但严格的假设是：刚性和弹性岩石圈之下均为塑性软流圈，将岩石圈划分为少数几个大板块，严格按照Euler定理运动着的这些板块间有三种相互作用，板块俯冲和扩张完全是一致的相互补偿，以使地球体积保持不变，板块运动的直接条件是软流圈中的对流作用。
板块构造理论是60年代末期形成的一个大地构造学说，是大陆漂移说和海底扩张说的进一步发展。它是在海洋地质、海底地貌和地球物理等学科大量最新研究成果的基础上，对全球地壳活动方式作出的概括和总结。
板块构造说是20世纪60年代提出的一种新的全球构造学说。板块构造说的理论是在大陆漂移学说、海底扩张学说的基础上发展起来的。
板块构造理论认为：岩石圈的基本构造单元是板块；板块边界是中洋脊、转换断层、俯冲带和地缝合线；全球地壳构造运动的基本原因是这些板块的相互作用；板块强度很大，板块的边缘是构造运动最剧烈的地方，主要变形在其边缘部分。
板块运动与大陆漂移说的差别：
1、魏格纳等把大陆只包含大陆硅铝层；而板块学说中岩石圈板块包含地壳与软流圈之上的岩石圈（岩石圈地幔）。
2、魏格纳等把大陆看成是主动的单元，而板块学说中大陆是被动的。大陆漂移说认为大陆是穿过壳下硅镁层而漂移的；而板块学说引入了象在传送带上被携带的被动大陆的概念。由于它们在组成上密度较低，通常较有浮力并能逃脱被消减的命运，成为输送带上稳定的被动浮性块。
3、魏格纳等把大陆硅铝层看成是与地幔硅镁层互相独立的、完全不同的东西；而板块学说认为陆地是地幔分异产生而上浮的化学产物，陆地与其下伏的部分地幔是联系在一起的。
南京大学历代校长有谁？
1、潘 菽 南京大学校长（1951-1957）
潘菽，我国现代心理学的奠基人之一，心理学家、教育家。我国现代心理学的奠基人之一，前期执教30年，培养了许多心理学人才。1955年以后，一直担任中国心理学会理事长和中国科学院心理研究所所长。致力于心理学基本理论问题的研究，提出了一系列深刻而独特的理论见解。对我国心理学的发展作出了重要贡献。
2、郭令智 南京大学代校长（1982-1984）
郭令智，地质学家，中国板块构造和地体构造研究的重要开拓者之一。1951年回国，任南京大学教授、南京大学地质系水文工程地质教研室主任。
1956-1978年任南京大学地质系区域地质教研室副主任、主任。1978年任南京大学校学术委员会委员。1982-1984年任南京大学副校长、代校长及校务委员会主任。1984年任南京大学顾问。曲钦岳 南京大学校长（1984-1997）
3、陈 懿 南京大学代校长（1996-1997）
陈懿，物理化学家和教育家。长期从事物理化学和多相催化的研究与教学工作。在氧化物相互作用和纳米非晶合金等研究领域取得了创造性的成果。
在物理化学教材建设和中国化学学科的教育改革等方面都做过富有成效的工作。陈懿于1955年毕业于南京大学化学系胶体化学专业，并留校任教随即参加物理化学课程和实验的教学。
他感到没有扎实的基础就不可能有进一步的发展。1957年参加了李方训教授主持的热力学经典名着的读书讨论和有关电解质溶液的研究工作。蒋树声 南京大学校长（1997-2006）
4、陈 骏 南京大学校长（2006-）
张异宾，祖籍山东茌平，1956年3月17日生于江苏南京。1981年8月毕业于南京大学哲学系。哲学博士。现任南京大学党委副书记，并为南京大学哲学系教授，博士研究生导师，哲学一级学科负责人，马克思主义一级学科负责人，国家重点学科马克思主义哲学专业负责人，国家优秀教学团队负责人。
郭令智的人物生平
民国四年（1915年）4月4日，郭令智生于湖北省安陆县。民国二十七年（1938年）8月，毕业于中央大学地质系并留校任助教。民国二十八年至三十五年(1939-1946年），先后在云南大学矿冶系、四川北碚中国地理研究所工作。民国二十八年至二十九年(1939-1940年)，他在云南大学矿冶系任助教，担任《普通地质学》、《光性矿物学》的教学和野外实习辅导。民国二十九年（1940年)，他和朱熙人、袁见齐一起对云南省地质矿产资源进行了调查研究，并发表了专著《云南矿产志略》。民国三十六年（1947年）春，他作为我国首批赴南沙群岛的科学家之一，对中国的南沙群岛进行了实地考察，并于1948年在《台湾大学学报》上发表文章，总结和论述了南沙群岛珊瑚礁的成因。1949年9月，公费赴英国伦敦大学皇家学院深造。1951年12月，由英国绕道香港回到新中国，任南京大学教授至今。1956年至1978年，任南京大学地质系区域地质教研室副主任、主任。1981年起被聘为博士生导师。1982-1984年任南京大学副校长、代校长及校务委员会主任。（1983年，任教育部地学学科评议组组长、地学规划组组长。）1987年，郭令智赴美国，参加匹兹堡大学200周年校庆学术讨论会和讲学。1988年春，郭令智应日本名古屋大学邀请赴日本考察美浓地体。1988年冬，郭令智又应美国斯坦福大学邀请，参加天山造山带和准噶尔盆地学术研讨会。1993年当选为中国科学院院士。2015年8月5日下午3时42分，郭令智同志因病医治无效在南京逝世，享年101岁。
南京大学历任校长名单
名单如下：周林（1912—1997），原名周国恩，曾化名张家麟，出生于仁怀县城南门外炮台上一个居民家庭，弟兄四人，他排行第三。975年恢复工作后，历任南京大学兼校长，教育的部门副代表兼北京大学，教育的部门党组副、副代表、顾问，古籍整理出版规划小组副组长等职，领导制定一系列教育体制改革的方针、政策，为教育事业的发展做了大量卓有成效的工作。南京大学代校长，郭令智，地质学家，中国板块构造和地体构造研究的重要开拓者之一。1951年回国，任南京大学教授、南京大学地质系水文工程地质教研室主任。1956-1978年任南京大学地质系区域地质教研室副主任、主任。1978年任南京大学校学术委员会委员。1982-1984年任南京大学副校长、代校长及校务委员会主任。1984年任南京大学顾问。
南京大学校长有哪些
南京大学校长有哪些如下：
1、吕建，任期：2018年-今。
吕建，1960年3月31日出生于江苏省南京市，籍贯山东省荣成市，无党派人士，计算机软件专家，中国科学院院士，南京大学校长（副部长级），第十三届全国人民代表大会常务委员会委员。
1982年，吕建毕业于南京大学计算机系本科；1984年11月起，在南京大学任教，历任南京大学计算机系副主任、南京大学计算机软件。
2、陈骏，任期：2006年-2018年。
陈骏，1954年11月7日出生于上海，籍贯江苏扬州，地球化学家，中国科学院院士，南京大学教授。陈骏1985年获得南京大学矿床学博士学位。
1986年—1990年任南京大学地球科学系讲师；1990年—1992年任南京大学地球科学系副教授、副系主任；1992年起任南京大学地球科学系教授；1993年—199。
3、蒋树声，任期：1997年-2006年。
蒋树声，男，汉族，1940年4月生，江苏无锡人，民盟成员，1963年8月参加工作，南京大学物理学系金属物理专业毕业，大学学历，教授，博士生导师。曾任全国人大常委会副委员长、民盟中央主席。
4、陈懿，任期：1996年-1997年。
陈懿，1933年4月11日出生于福建省福州市，物理化学家和教育家，中国科学院院士，南京大学教授、博士生导师。陈懿于1955年从南京大学化学系毕业后留校任教。
1979年至1981年被选派为美国威斯康星大学化工系做访问学者；1996年至1997年担任南京大学代校长；1997年被评为全国优秀科技工作者。
5、曲钦岳，任期：1984年-1997年。
曲钦岳，1935年5月21日出生于山东省烟台市，天体物理学家，中国科学院学部委员（院士）、第三世界科学院院士， 南京大学教授、博士生导师、前校长。
1957年曲钦岳从南京大学数学天文系毕业后留校任教；1964年晋升为讲师；文化大革命期间下放到溧阳农场劳动；1971年回到南京大学工作；1978年由讲师。
6、郭令智，任期：1982年-1984年。
郭令智（1915年4月4日-2015年8月5日），中国科学院院士，地质学家，生于湖北安陆。曾任南京大学教授、副校长、代校长。
1938年毕业于中央大学地质系。1993年当选为中国科学院院士。2015年8月5日于南京逝世。郭令智长期从事中国南部和东南部区域大地构造研究。
7、匡亚明，任期：1963年-1966年，1978年-1982年。
匡亚明（1906年3月17日—1996年12月16日），江苏丹阳人，马克思主义思想理论家、教育家以及社会活动家，南京大学原党委书记兼校长。
匡亚明于1926年考入上海大学就读；1949年后开始历任华东政治研究院党委书记兼院长、中共华东局宣传部常务副部长等职；1955年至1963年任东北人民大学。
8、郭影秋，任期：1957年-1963年。
郭影秋（1909年－1985年10月29日) ，又作郭映秋，原名玉昆，又名萃章，江苏铜山人。中国教育家，北京市政协副主席。1928年肄业于无锡国学专修科，1932年毕业于江苏教育学院。
1934年任江苏省沛县中学教务主任，1935年加入中国共产党，并在教务主任的身份掩护下从事中共地下工作。后投笔从戎。
9、潘菽，任期：1951年-1957年。
潘菽（1897.7.13-1988.3.26），原名有年，字水叔，江苏宜兴人，心理学家、中国现代心理学的奠基人之一，中国科学工作者协会和九三学社的主要发起人和领导者之一。1920年（中华民国九年）毕业于北京大学哲学系，1926年获芝加哥大学博士学位，1927年晋升为教授。
成矿分带与构造岩浆活动的迁移
华南陆块的形成，是一个由北西向南东不断增生的过程（郭令智等，1980）。就省域而言，随着这一增生，加里东运动前后，构造岩浆活动强度及褶皱波动的迁移方向发生了重大变化，成矿分带与这一变化密切相关。
武陵运动（造山）及其具有继承特点的雪峰运动（造陆为主），是湖南省最早的两次构造活动。褶皱作用均是北西强、南东弱，褶皱波动由北西向南东推移。据区域地质调查资料，大庸、芷江一带冷家溪群与上覆板溪群为高角度不整合，部分地区冷家溪群褶皱直立、倒转；安化、桃江一带为中低角度不整合；湘潭、长沙一带为假整合。该期中深成相花岗岩仅见于湘东北地区，故武陵和雪峰运动限于扬子陆块边缘，对湘南地区影响不大，仍属海洋沉积区。由于这两次构造运动强度的减弱方向与成矿分带矿化的减弱方向相反，故二者无明显关系。
加里东运动导致华南地槽回返，扬子与华南两大构造单元拼接（金性春，1987）。此次构造活动最强的部位不在我省，而在云开—武夷一带。该带褶皱及变质作用强烈，形成热动力变质带，产生大量混合岩化及混合花岗岩，构造作用强度较我省大得多，这可能是两大构造单元真正的拼接带。就我省而言，此时构造力源主要来自南东方面，褶皱波动推移方向与武陵期相反，由南东向北西推移，在湘东南形成紧密褶皱，同斜倒转，岩石浅变质；湘中及雪峰山带以宽缓褶皱为主，湘西北属造陆性质，仅见假整合。花岗岩以湘东南较强而止于雪峰山东南缘，均为中深成相。此次活动导致雪峰隆起形成，但隆升幅度有限，其边缘的泥盆系缺少磨拉石建造，以后又接受了石炭、二叠系的超覆沉积。
印支运动在我省表现较强烈，结束海侵历史，使陆块盖层褶皱。此次构造活动可能与太平洋板块开始对亚洲大陆的挤压有关。在我省褶皱作用亦具南东强、北西弱的特点，湘南形成线状褶皱；湘中以箱状褶皱为主，疏密相间；湘西北仍为造陆性质。岩浆活动进一步增强，分布范围与加里东期相似，但湘南地区侵位较高，骑田岭岩体为三叠系，湘中天龙山岩体侵位上限为下石炭统。湘中印支期岩体较发育的原因可能与穹隆构造有利于岩浆侵入有关。
燕山运动强烈改变湖南省构造格局，使之脱离前期槽台演化历史而进入一个崭新的阶段。这次运动十分强烈，波及全省，一度沉寂的湘西北区地层也全面褶皱。此时，由于陆块已逐渐固结，构造以断裂为主，形成规模巨大的北东、北北东向断裂带和挤压带，地壳差异活动强烈，形成盆—岭构造。特别是该期的岩浆活动亦达到高潮，具数量多、分布广、侵位高、分异强的特点，晚期局部有玄武质、流纹质火山喷发。该次构造起源于太平洋板块的俯冲作用，构造岩浆活动更明显地表现出南东强、北西弱的特点，花岗岩及火山岩集中地分布在湘东南地区，湘中燕山期花岗岩主要侵入于前期岩体中；盆—岭构造以湘东南区最发育。
由上可见，由于华南地槽的回返、太平洋板块的作用，加里东、印支、燕山三次构造活动在我省均表现出南东强、北西弱的特点而与前两次构造运动的情况相反。此时，湘西北地区始终处于被动的、稳定的状态；湘东南区始终处于主动的、活跃的状态，构造力源来自南东，岩浆活动自南东向北西减弱。这一趋势恰恰与我省成矿分带的趋势相一致，是导致成矿分带的基本原因。正是在这种构造—岩浆热动力作用的驱动下，我省内生金属的成矿作用出现明显的方向性变化。
成矿作用既有分带又逐渐过渡，相邻矿带之间无明显的界线（陈毓川等，1998）。以某些成矿元素看，成矿作用也是渐次变化的。如钨，湘东南矿带以矽卡岩型矿床为主，规模多为大型—超大型；湘中有矽卡岩型钨矿，也有钨、锑、金共生的脉状矿床，规模以中小型为主，个别大型；雪峰矿带则主要为脉状矿床，规模为中小型；湘西北钨的成矿趋于消失。成矿分带的区域展布范围大，跨越了扬子陆块与华南褶皱系两个Ⅰ级构造单元的成矿作用产生的，而非某一构造单元的产物；成矿分带必然要求一个相近的成矿期，即主要成矿期。在这一时期内，大量成矿元素得以富集，并在某些主要因素的影响下有规律地分布。由于大量元素的同时富集，也有可能掩盖早期的某些成矿作用，或对其发生强烈改造而一道进入新的成矿体系中；这个分带与我省花岗岩特别是燕山期花岗岩有明显的对应关系，即随着花岗岩浆作用的减弱，侵入层位的降低，矿化类型、成矿温度随之变化，赋矿最高层位降低。
由上可见，我省内生金属区域成矿分带的成矿作用，既与总的分带趋势一致，又严格受各矿带的地质构造控制而独具特色，具有深刻的地质历史背景。我省大地构造，分属扬子陆块和华南褶皱系两个Ⅰ级构造单元，两者通过加里东运动拼接成一体，共同进入陆块阶段。由于省内沉积盖层的特点也基本相近，因此，在导致成矿分带的地层、构造、岩浆、变质四大基本因素中，地层及其区域变质因素就显得较为次要了。
盆地形成的动力机制
通过沉积、层序、边界断裂性质、火山活动、基底性质等科学问题的系统研究，综合同里奇盆地的对比结果，将三水盆地定性为“一个发育在海西－印支褶皱带基底上的走滑盆地”，走滑作用分为白垩纪的左行走滑挤压盆地和古近纪的右行走滑拉张盆地。那么，它们形成的动力机制如何呢?
大地构造背景是盆地形成机制的决定性因素。三水盆地位于东南沿海，地处欧亚板块与太平洋－库拉板块碰撞的结合部位，同时还受到印度板块对欧亚板块的碰撞效应的影响(图6.11)。
晚白垩世－古近纪，印度板块与欧亚板块强烈碰撞(谯汉生等，1999)，形成雅鲁藏布江缝合带;而郭令智等(2001)认为印度板块与欧亚板块的碰撞开始于古新世，约44Ma的时候，开始正面交锋。古新世晚期－始新世，印度板块沿北东－南西方向与欧亚板块碰撞的速率由晚古新世的170mm/a左右减小到始新世末的60mm/a左右。但是，它们都接受一个同样的观点，那就是由于印度板块的向北俯冲，导致羌塘等中国西部地块的挤压日益加强，并使得其间的印支与华南等地块先后向东被挤出(P.Tapponnier，1982;张启明等，1993)。而且，谯汉生等(1999)认为晚白垩世，印支地块被挤出而且向东移动的速度大于华南地块的移动速度，表现为左行走滑的特征。古近纪，印度板块向北俯冲加剧，华南地块被挤出而且向东南移动的速度大于印支地块移动的速度，变为右行走滑。
仅考虑印度板块向北俯冲所导致的印支和华南的向东移出，对于三水盆地的构造背景的认识是不全面的。白垩纪以来，中国东部总体处于主动大陆边缘，其特征是太平洋－库拉板块对欧亚大陆的俯冲形成大陆边缘的沟、弧、盆体系。在早白垩世－晚白垩世之间，东海大陆边缘明显受到了库拉－太平洋板块的挤压碰撞。晚白垩世晚期－早始新世(74～53Ma)，太平洋板块以北西方向对东亚大陆边缘正向俯冲，在早－中始新世(54～48Ma)，沿近正北方向的斜向减速俯冲(周玉琦等，2004)。而郭令智等(2001)认为太平洋板块自晚白垩世开始向欧亚板块俯冲，两板块的会聚速率由晚白垩世的130mm/a减小到始新世的38mm/a。Northrup等(1995)认为这种会聚速率的减小与水平应力在太平洋板块与欧亚板块之间的传递减小有关，由此导致欧亚大陆东缘自晚白垩世开始伸展，并在始新世开始全面伸展。由此看来，“始新世时，太平洋板块与欧亚板块的碰撞作用减小”的认识是一致的。
处于东南大陆边缘南端的三水盆地，其构造应力场还有别于中国东部大陆边缘的中新生代盆地。因为在中国东南大陆边缘南侧的南海在新生代的构造演化也较大的影响了三水盆地形成时的应力场(图6.12)。
Taylor＆Hayes(1983)在南海东部海盆内识别出了东－西向的磁异常带，据此提出了南海在32～17Ma期间发生南北向的海底扩张。而南海北缘盆地的基地裂陷开始于晚白垩世，并具有幕式裂陷的特征(Ru K，Pigott，1986)。由于南海的扩张，南海北部的大陆边缘呈阶梯状由北向南节节下降，地壳也由北向南迅速减薄，地壳断陷伸展由陆地向海洋转移，规模逐渐增大和洋壳化，晚白垩世－始新世，断陷主要在粤桂大陆发育;古新世－早渐新世断陷主要在粤桂大陆近海的珠江口盆地北部断陷带发育;晚渐新世－早中新世断陷主要发育在西沙北海槽－白云凹陷－台西南盆地一带(谯汉生等，1999)。
从上面三个方向的构造背景分析可以看出，白垩纪(充填层序FSQ1发育时期)，三水盆地主要受到了印度板块对欧亚大陆板块的碰撞作用而使其所在的华南板块和南侧的印支板块向东挤出所产生的走滑效应的影响，由于印支地块被挤出而且向东移动的速度大于华南地块的移动速度，表现为左行走滑的特征。同时，来自太平洋－库拉板块对欧亚板块的碰撞，使其所处的应力场为挤压性质，故盆地性质为左行走滑挤压盆地(图6.13)。古近纪(充填层序FSQ2发育时期)，三水盆地不仅受到了印度板块对欧亚大陆板块的碰撞作用而使其所在的华南板块和南侧的印支板块向东挤出所产生的走滑效应的影响，同时，东边太平洋－库拉板块对欧亚大陆的碰撞作用减弱，而南侧由南海的扩张使三水盆地处于张性的构造环境，更为重要的是，华南地块被挤出而且向东南移动的速度大于印支地块移动的速度，变为右行走滑，故盆地性质为右行走滑拉分盆地(图6.14)。
图6.12 南海构造纲要图(B.Taylor＆D.Hayes，1983)
图6.13 白垩纪三水盆地形成机制示意图
图6.14 古近纪三水盆地形成机制示意图
南海海盆的形成时间和成因机制
南海盆地处于欧亚板块的东南边缘，是欧亚、印度、澳大利亚和太平洋等几大板块相互作用十分强烈的地区，因此，其形成演化备受国内外地质学家的广泛重视，并提出多种观点。主要有：
（1）南海的形成与印度－欧亚板块碰撞引起的印支地块挤出逃逸有关（Tapponnier et al.,1986）。
（2）南海的形成与青藏高原软流圈物质东南向流动引起的深部过程有关（Fukao et a1.,1994;Tam aki,1995；邓晋福等，1996;Flower et a1.,1998）。
（3）南海的形成与板块俯冲引起的弧后扩张有关（Karig,1973;Ben-Avraham et a1.,1973;Hilda et a1.,1977；郭令智等，1983）。
（4）南海的形成与古南海俯冲拖曳作用有关（Howllo—way,1982;Taylor et al.,1980、1983;Robert Hall,1996、2002）。
这些观点从不同侧面探讨了南海的形成和演化。笔者认为，南海所处大地构造位置复杂，很难用简单的成因模式加以解释。实际上，南海盆地处于区域大的板块相互作用的强烈碰撞活动带上，是在欧亚、印度、澳大利亚、菲律宾和太平洋等几大板块整体会聚和挤压的背景下形成的，是在大尺度板块整体汇聚和挤压背景下的局部伸展扩张（魏喜等，2005）（图1.9）。它与印度－欧亚板块碰撞引起的深部软流圈物质向东南方向流动，红河断裂和南海西缘断裂走滑活动，禅泰和印支等微板块旋转和逃逸，以及软流物质在南海地区底辟上拱等密切相关，是全球板块构造的一个枢纽带和调节带。它既是全球板块构造运动的产物，同时也在某种程度上记录了板块运动的过程。在这个区带内，多个岩石圈伸展减薄带和挤压会聚带相间分布，岩浆活动和陆壳增生并存。说明伸展与挤压同时存在，是地慢流体和板块碰撞的响应和表现。这种现象也见于地中海地区（邓晋福等，2004）。
图1.9 南海盆地形成的构造背景
（据Robert Hall,1996，略有修改）
箭头代表板块运动方向；双箭头代表岩石圈伸展方向；其他图例参见Robert Hall（1996）
关于南海海盆的形成时间前人做了不少工作，但目前尚无统一观点。Taylor和H ayes（1980,1983）利用中美合作调查的综合地球物理资料以及前苏联科学家观测的重力资料，在该海盆中部发现波长30～60km、异常值为15×10-5～30×10-5m/s2的重力异常带，走向NE，他们认为是扩张中心，并根据对比出5a～11号磁异常条带，确定海底扩张年龄在25～17Ma之间。陈圣源（1987）利用中美合作调查的综合地球物理资料，在西南次海对比出M7～M 11号磁异常条带，认为海底扩张年龄在126～119Ma之间。吕文正（1987）在西南次海对比出27～32号磁异常条带，认为第一次海底扩张发生在晚白垩世（76～63Ma）。姚伯初（1991）根据海盆中磁异常条带的走向，与区域地质构造和沉积构造层组合进行对比，推测西南海盆的海底扩张时间为始新世。陆钧等（2003）利用中美合作第二阶段调查的地磁资料，采用高通滤波方法，去掉洋壳层2A 之下地壳中磁性体的影响，对比出18～23号磁异常条带，推测西南次海海底扩张年代为晚始新世到早渐新世（42～35Ma）。何廉声（1987）认为南海在中新生代发生过两次海底扩张，第一次发生在白垩纪，产生了西南海盆；第二次发生在晚渐新世至早中新世，产生了中央海盆。H ayes（1987、1990）和Briais（1993）利用多波速测深资料分析了海底地形地貌特征，并和地磁异常资料进行综合对比分析，在西南海盆中对比出5c～6b号磁异常条带，据此认为海盆的海底扩张年代为24～15.5Ma。刘海龄（1998）认为中央次海盆开始扩张时间为晚白垩世，伸展方式同西南次海盆，证据是礼乐半地堑盆地发育上白垩统和始新统，但目前洋壳基底之上覆盖中新统，根据现存的地磁异常条带计算的年龄为32～17 Ma（Tapponnier et a1.,1986）。这可能是后期作用叠加和改造，如断块差异升降运动显著，落差达3km，使早期特征不易识别。
整体上看，南海经历了多期扩张，这点上多数人是认同的。根据南海地层结构、地震反射特征和区域地质资料可知，南海盆地的形成处于岩石圈伸展减薄的统一构造背景之下，是印度－欧亚板块碰撞，导致青藏高原隆升而形成山峰和岩石圈根，引起软流物质向东南流动。同时由于太平洋、菲律宾、澳大利亚、印度和欧亚板块的相聚俯冲运动，软流物质在南海盆地地区圈闭上涌，导致岩石圈减薄和裂开。南海盆地的形成经历了古新世－早渐新世断陷、晚渐新世－中中新世洋壳扩张和晚中新世－全新世区域热沉降等演化过程。古新世－中始新世南沙地块尚未从华南地块分离出来，而是共同作为古南海北部的大陆边缘（Steers J A et al.,1977；钟晋梁等，1996；中国科学院《中国自然地理》编辑委员会，1979；韩舞鹰等，1984；魏喜等，2005、2006）。珠江口、琼东南、中建南、南薇西、北康、礼乐、西北巴拉望以及民都洛－帕奈等盆地均靠近华南大陆一侧，是在岩石圈伸展和拉张背景下形成的一系列地堑和半地堑。此时西沙与华南相连，是华南大陆的一部分，是琼东南盆地东南侧地势较高的盆缘隆起带。晚始新世－早渐新世南海海盆开始扩张，南沙地块逐渐离开华南大陆，形成南海海湾。珠江口和琼东南两个盆地继续处于华南大陆边缘，物源方向仍为北西向，主要为陆相环境。晚渐新世－中中新世，由于洋壳扩张，南沙地块从华南大陆裂离，并定位于目前位置。该期各盆地均为海相环境，但物源方向发生显著变化。晚中新世以后南海盆地停止扩张，南海海域各含油气盆地已处于现今位置。该期区域性差异升降明显，沉降、沉积中心由东北向西南转移，致使晚中新世以来的地层在西南方向明显加厚。到上新世，现代南海轮廓基本形成。伴随着南海扩张，古南海逐渐关闭，南沙陆块东南缘向加里曼丹岛和巴拉望岛下面消减俯冲，最后两陆块拼合到一起，目前的南沙海槽就是南沙陆块俯冲的古海沟，沿南沙海槽分布有蛇绿岩套（古南海洋壳的残余）。
综上，印度、欧亚、澳大利亚、菲律宾和太平洋等板块的相互作用，导致岩石圈的增厚或减薄，形成青藏高原等山峰和山根，以及南海、苏禄海和苏拉威西海等边缘海。同时也改变了全球大气环流，引起古气候变化。特别是澳大利亚板块脱离南极后，环南极冷气流形成，南半球气候变冷，南极冰盖形成。伴随着南极冰盖的形成，淡水向极地迁移，引起全球性海平面下降和海水浓度增加。
西沙海域生物礁是南海形成演化的产物，因此，礁相碳酸盐岩的矿物组成、主要造岩氧化物、微量元素和同位素特征无疑会记录该时期上述地质过程。同时，在南海及周边地质演化过程中，陆源物质（包括有机和无机）充填到南海盆地，为南海各含油气盆地的形成创造了条件。
华南花岗岩及其成矿作用的地球动力学背景
从20世纪70年代以来流行用沟-弧-盆大陆增生模式解释华南大地构造演化，认为华南花岗岩同古太平洋板块俯冲到欧亚大陆板块之下并顺序向东南方向迁移的岩浆弧有成因联系（Jahn et al，1976；郭令智等，1983）。
但是现在发现了愈来愈多的事实同这个模式矛盾：①侏罗-白垩纪花岗岩不呈带状而呈面型展布，其出露宽度深入内陆超过1000 km。而一般俯冲带岩浆弧的宽度不超过100 km（Jahn等，1990；Collins 和 Vernon 1994）。②在大陆内部广泛分布的是早中生代（＞150 Ma）以地壳重熔为主的S型花岗岩，晚中生代（145～75 Ma）体积有限的壳幔混合成因的火山-侵入杂岩仅分布在中下扬子和浙闽粤沿海地区，属于以英安岩-流纹岩为主的高钾钙碱性酸性岩石系列，既不同于以玄武岩-安山岩为主的岛弧型钙碱性系列，也不同于以玄武岩-安山岩-英安岩为主的安第斯型钙碱性系列。李文达等（1998）称其为大陆扩张-裂解型钙碱性系列。这些花岗岩和火山岩成分大多集中在最低熔成分附近。③如上所述，华南花岗岩的Nd模式年龄值集中在1.0～2.0 Ga范围内，平均为1.5 Ga，同本区出露的前寒武纪基底岩石的年龄以及火山岩、变质岩和花岗岩中继承锆石的平均年龄基本一致，说明其源岩主要为古-中元古代的基底岩石，甚至不排除有新太古代岩石的来源。由这些基底岩石部分熔融形成的岩浆岩缺乏与板块消减作用相关的俯冲型岩浆岩的组成极性（李文达等，1998；刘红涛等，2002）。④日本海是在第三纪以后才张开的，在此之前，琉球群岛、日本列岛还是欧亚大陆边缘的一部分，所以中生代时期的亚洲大陆边缘至少应在现在大陆东延300 km处，即相当于现今日本和中国台湾所处的位置。因此，华南中生代岩浆活动所处的位置应为大陆边缘靠内陆一侧，不同于安第斯型活动大陆边缘（陶奎元，1992）。⑤日本三波川-领家双变质带的同位素年龄为120～110 Ma（Otuki，1992），中国台湾中央山脉东侧玉里带的高压蓝片岩和含绿辉石岩的40 Ar/ 39 Ar年龄为110～100 Ma（Lo和Yui，1996），双变质带和高压蓝片岩是大洋板块向亚洲大陆之下俯冲的产物，说明古太平洋板块（Izanagi板块）的俯冲作用大约发生在晚侏罗世末—早白垩世初（135 Ma左右，Otsuki，1992）；不无巧合的是，广东麒麟新生代玄武质角砾岩筒中辉长岩质麻粒岩捕虏体Sm-Nd等时线年龄为（112.3 ＋7.81）Ma（徐夕生等，1999），证明中国东南大陆边缘底侵作用亦发生在这一时期，同太平洋板块向亚洲大陆俯冲的时间一致。⑥如果要使俯冲板块在远离台湾中央山脉700 km的湘赣地区，达到110 km至200 km左右的深度，大洋板块俯冲的角度当在10°左右（Zhou和Li，2000），显然已超出了地质上的置信程度；近年来地震层析的资料显示，太平洋板块沿日本海沟俯冲的角度在25°左右（Van der Voo等，1999，邵济安等，2001），并且到大致对应长春-沈阳一线的位置，发生陡直的冷板片下插，直达核幔边界的位置，说明大洋板片的俯冲不可能离远海沟达1000 km。为了解释华南如此宽阔的岩浆弧，周新民和李武显（2000，2002）推测晚中生代古太平洋板块沿台湾中央山脉东侧玉里带一线向亚洲大陆俯冲时俯冲的角度随时间而变化，中侏罗世时俯冲角度大约为10°，至白垩纪约为40°～50°。即便承认沿同一条俯冲带大洋板块俯冲角度可以随时间而变化，但是现今中国东南大陆边缘包括广泛的大陆架在内，并不存在或未证实存在180～120 Ma间的俯冲带岩石组合。
正是因为考虑到上述事实，近年来人们提出了各种不同的假设，试图解释华南中生代花岗岩形成的地球动力学环境。例如，地幔上涌、地壳减薄及因太平洋板块相对中国大陆迅速向北移动而在中国东部大陆上产生的剪切断裂体系所伴生的张陷作用（陶奎元，1992）；由早中生代板块拼贴碰撞向中新世末大陆伸展裂解机制的转换（毛建仁，1994，李文达等，1998）；陆内俯冲与陆壳-岩石圈的巨大增厚（邓晋福等，1996，2000）；晚侏罗世晚期-白垩纪初西太平洋古陆与亚洲大陆强烈的斜向碰撞（任纪舜等，1999）；中晚侏罗世时太平洋板块的消减作用和玄武岩浆底侵作用、地壳深熔作用相结合（Zhou和Li，2000，周新民和李武显，2002）；晚侏罗世—早白垩世亚洲东部岩石圈发生巨量减薄、山根垮塌，导致软流圈地幔侧向上升补偿（董树文等，2000），等等。由此可见，关于华南中生代花岗岩成因的构造机制，人们的认识还远未趋于一致，存在许多分歧和争论。本文基于前述的基本地质事实亦作如下的初步推断。
1）新元古代初（10Ga 左右）扬子板块同华夏板块大致沿现在江山-绍兴断裂带和HZH带的位置碰撞拼合，相应的形成新元古代花岗岩。新元古代末（820 Ma左右）大致沿碰撞对接带发生裂解，在陆壳背景上形成一个由浙、赣到桂、越（南）呈剪刀状张开的冒地槽，向赣东北、浙西北方向变浅、变窄，向赣南、湘南、粤、桂方向变深、变宽，出现深水海槽与海底隆起相间排列的构造格局（任纪舜等，1990）。也就是说，Rodinia超大陆的聚合和裂解控制了华南新元古代的构造演化和花岗岩浆活动。
2）早古生代末扬子板块与华夏板块继续相向运动。大致仍沿着HZH带这条古缝合带发生陆内的A型俯冲，导致其间的海槽最后消亡，褶皱隆起，形成大规模的加里东期花岗岩，只在其西南端广西钦州地区剩下一个残余海槽。从加里东期花岗岩和变形、变质作用主要集中在HZH带东南一侧的云开-武夷、诸广-武功等地区来看，华夏板块的西北边缘当时似乎具有活动大陆边缘的性质（丘元禧等，1996）；至今在这里不曾发现加里东期的沟弧盆系、蛇绿岩、双变质带，同典型的碰撞造山带显著不同。这可能是因为扬子板块与华夏板块之间的海槽仅是一条十分狭窄的海道，而且在张开之后不久即开始闭合，在其中还堆积了巨厚的沉积物，从而避免了扬子板块与华夏板块之间的直接相撞（刘宝珺等，1993），或许这就是一种典型的“软碰撞”（任纪舜，1991）。钦州残余地槽则迟到三叠纪才完全闭合，造成桂东南地区的二叠-三叠纪花岗岩。
3）三叠纪时由于古特提斯洋向西北俯冲导致华南板块沿秦岭—大别山一线同华北板块最终碰撞拼合形成统一的中国大陆，同时在桂东南地区扬子板块同华夏板块最终拼合。上述拼合事件均属于劳亚超大陆聚合的一部分。如此强烈的碰撞作用和此后由此派生的沿基底断裂发生的推覆剪切可能导致局部的地壳加厚。这种加厚作用可使Moho面向下弯曲，从而形成Moho面起伏不平的形态。过于加厚的大陆岩石圈地幔在重力上变得不稳定，在对流和突发作用下被拆沉，并由较热的软流圈地幔所取代（Bird，1979；Kay and Kay，1993；Collins and Vernon，1994；邓晋福等，1996）。被拆沉的岩石圈地幔迅速下沉，热的软流圈则沿着地壳和地幔间的拆离面上升，从而使中、下地壳迅速受热发生熔融，形成板内大规模的三叠纪-中侏罗世S型花岗岩，包括在基底断裂控制下形成的南岭东西向花岗岩。但是在早-中侏罗世，南岭局部地区如赣南、粤西、桂东南等地已经开始了伸展裂解作用，发育了A型花岗岩、双峰式火山岩及玄武岩等（李献华等，2001；郭新生等，2001；陈培荣等，2002）。
4）中侏罗世开始，华南发生了由挤压向拉张的构造转换，标志是发育了40个左右近东西向的早、中侏罗世沉积盆地。盆地内广泛发育了中侏罗世双峰式火山岩、拉斑玄武岩、层状基性-超基性杂岩，盆地边缘发育 A 型花岗岩（李文达等，1998；陈培荣等，1999；舒良树和周新民，2002）。这可能正是中侏罗世末（160～150 Ma）劳亚超大陆开始裂解（Veevers，1994），在中国东部引发岩石圈大规模拆沉、减薄、软流圈地幔上隆所导致的结果（吴福元等，2000；邵济安等，2001）。大规模的裂解也伴随着地壳的减压熔融，形成华南燕山早期的弱过铝S型花岗岩。145～120 Ma岩石圈拉张、减薄达到高潮，伴随着出现花岗岩浆活动和成矿作用的高峰。
5）晚侏罗世末—早白垩世初（135 Ma左右），古太平洋板块（Izanagi板块）向欧亚大陆作北西向斜向俯冲（Otsuki，1992），使中国东部的构造体制从古生代的东西方向彻底改变为中生代的北东—北北东方向（任纪舜等，1999），并在政和-大埔断裂以东的沿海地区造成以挤压和挤压-剪切为主的动力学环境，而华南内陆则仍以伸展体制为主（李献华等，1997；Li等，2000），可能是继续受劳亚大陆裂解控制的结果。HZH带作为一条古老缝合带，这时可能被重新活动，变成东南部强烈活动地区同西北部相对稳定地区之间的边界。在HZH带以东的广大地区发育一系列的北东—南西向陡倾断裂，均同晚三叠世至早白垩世的左旋拉分陆相盆地共生，证明这些断裂具有左旋性质。因板块俯冲诱发的底侵作用，导致大量地幔物质注入浙、闽、粤沿海地区，并同地壳物质在广阔的区域范围内相互作用，形成大面积的I 型花岗岩。而左旋走滑断裂则为花岗岩浆的定位提供了理想的条件，从而造成花岗岩冈左旋剪切断裂、拉分盆地在空间上密切共生（Gilder等，1996）。
6）晚白垩世早期（110 Ma）俯冲作用结束地壳趋于稳定，浙闽粤沿海地区的地球动力学环境也由挤压转向拉张。人工地震测深显示，沿福州-泉州-汕头一线，Moho面明显隆起，地壳减薄，具大陆地壳向海洋地壳过渡的边缘地区构造特征。下地壳横向变化剧烈，在下地壳下部尚有一数公里的高速致密壳-幔混合物质，可能是上地幔热物质上涌并迁移到下地壳的结果（廖其林等，1988；滕吉文等，1994）。广东普宁（徐夕生、周新民，1995）和澎湖列岛（S.L.Chung等，1996）的新生代玄武岩中发现的辉长岩-麻粒岩捕虏体，可能就是上地幔物质底侵作用的实物证据。在来源于地幔的挥发分和岩浆的底侵作用下形成浙闽海岸带的晚白垩世A型碱性花岗岩；从而展示出中生代花岗岩岩浆活动总体上由西北内陆向东南沿海从三叠纪到晚白垩世由S型到I型最后到A型的时空分布样式。
在朱夏学术思想指引下的雪峰山构造研究
丘元禧
（中山大学地球科学系，广东广州 510275）
有关“雪峰古陆”的构造性质和演化是我国地质学界长期瞩目和有争议的问题，我国老一辈地质学者们都要关注或涉足这里，发表了有关雪峰山构造性质和演化的文章，其中有黄汲清（1945、1960）、张文佰（1959）、钱祥麟（1964）、郭令智等，朱夏先生在70年代后期曾率领陈焕疆、张渝昌等人亲自考察了雪峰的地质构造，是提出雪峰是推覆体的第一人，他用拆离和推覆构造来解释华南变形样式和盆地的演化，并指出：江南古陆……很可能是以这一方式向北西推掩，但他认为这种活动是在硅铝层底的大陆岩石圈内部拆离的结果，而未涉及洋壳。
20世纪80年代初期许靖华先生运用大地构造比较学的方法对比了华南和北美阿巴拉契亚山脉中南段的区域构造格局，认为两者极为相似，并认为华南是中生代阿尔卑斯式造山带，板溪群是混杂岩，华南有一个三叠纪的洋，江南-雪峰古陆是一个来自华夏古陆的阿尔卑斯式远程推覆体（许靖华，1980、1981），其中川东到黔北的褶皱带相当于谷脊区（valley and ridge province），雪峰山变形的前寒武纪末相当于蓝岭（Blue Ridge），华南与我国东南地区的变质岩和深成岩在构造上可与皮德蒙特（Piedment）带相对比。许先生这一见解如能成立，对华南的区域构造与第二轮石油普查有着极为重要的意义。因而中国地质学界特别是构造学界，石油地质学界在七五、八五期间投入了相当大的力量来检验许先生的见解。七五期间，在朱先生的亲自指导下，我们（张渝昌，丘元禧，马文璞等）承担了国家重点项目第54次下属子课题——江南-雪峰古陆推覆构造的研究，课题研究完成之后，又获国家自然科学基金的资助，在雪峰山地区继续开展课题研究工作，前后共7年。正当我们在实施基金课题的时候，90年朱先生与世长辞。但是，即使他已经离开了我们，我们仍感到朱先生的学术思想始终是一盏明灯照亮着我们的科研与专著的写作。当然，应该指出，我个人由于对朱先生的学术思想学习不够，体会不深，在课题研究工作伊始，受许靖华的模式影响较深，曾经跟着许靖华的模式走了一段时间，只是在许靖华的模式在实践中被证明不符合江南-雪峰地区的地质实际以后，才抛弃了它而重新回到了朱先生所指引的正确轨道上，这也从反面说明朱先生学术思想对正确的认识雪峰山乃至整个华南区域构造的重要性。以下我从几个方面对雪峰山构造及其找油前景的认识来说明朱夏学术思想的指导意义。
1 是准原地型逆冲推覆而不是异地远程推覆体
1.1 深部岩石圈构造特征
深部岩石圈厚120～150km，具层状结构，上地幔由沉积层、基底层组成，下地壳由古老陆块组成，地壳类型为大陆稳定型地壳。大地电流测深（MT）揭示岩石圈垂侧向具非均一层状结构，软流圈顶界面相对上隆埋浅（约100km），地下100km以下存在两个高阻率的地幔块体。雪峰山出现明显的重力高，说明深部存在由老地块组成的基底隆起和推覆体，在新化与涟源之间水平距离只有21km，但其间的岩石圈顶界的落差竟达97km，说明深层次存在一个由东向西的俯冲带，但是上地壳则为一个自东向西的仰冲推覆带（图1），地球物理资料并未能提供出深部有任何大型远程位移的拆离体，而只是位移量不大的基底滑移（范小林，1994）。
图1 雪峰山及其邻区（凤凰-茶陵）地质断面图
1.下地壳；2.花岗岩；3.刚性幔块；4.低密度异常地幔；5.莫霍面；6.韧性剪切带；7.构造弱化带；8.软流层；9.逆冲断层
1.2 表层特征
在表层沿基底滑移和顺层滑脱使盖层强烈变形，在野外断坪、断坡构造随处可见，形成盖层中的梳状褶皱和逆冲叠瓦岩片，以及区域性滑脱变形层，属典型的薄皮构造。在前缘地带常见飞来峰构造窗、双冲构造、同斜褶皱。其推覆前缘发育前渊盆地，前渊盆地随逆冲推覆的向前推覆其沉积中心不断向北西方向迁移（如沅麻盆地），其后缘则发育反冲构造（图2）；但不存在巨型掩卧褶皱岩席和远程推覆体，其推覆距离一般大于5km。如山黔东南黄平至凯里的地震剖面所揭示的推覆距离已达30km，但据江南-雪峰地区钻探资料最大的推覆距离最大者也不过60km（江西地矿局），推覆构造虽然使地层的沉积相带变窄，但并未破坏其原来的沉积古地理格局（由北西向南东依次为台地相、斜坡相和盆地相），逆冲推覆构造的上、下盘的异地系统和原地系统同属一个地层古生物区，甚至同一沉积相区，因而是一种准原地型的逆冲推覆构造而不是远程异地推覆体。
图2 雪峰山及其邻区区域构造剖面
Ⅰ.川东南-湘西北燕山期弧形梳状褶冲带；Ⅱ.慈利-保庸-保靖燕山期弧形断褶带；Ⅲ.沅麻中生代前渊盆地；Ⅳ.雪峰山基底褶皱冲断带；Ⅴ.湘中印支期弧形褶皱带
许靖华曾提出“黔东南上的几块震旦系和下古生界地层区是板溪群混杂岩席中的构造窗”，“梵净山山腰的花岗岩是无根异地体”，是“飞来峰”，但经我们的实地考察，前者是向斜构造而不是构造窗，后者则业经1∶5万区测和钻探证实，花岗岩可一直向梵净山深部延伸。梵净山是一个下震旦-寒武系为两翼的背斜构造而不是飞来峰。这就是说板溪群并不是披盖式岩席，也不是构造混杂岩带。在古陆上，在板溪群之下并没有一大片下古生界海相地层被掩盖，“雪峰古陆”上的前寒武系只是在它的推覆前缘稍微地向北西向逆掩从而稍微地掩覆了一部分下古生界地层，并在其前缘地带形成了宽度不大的飞来峰群和构造窗群。因而可以说，许靖华的远程推覆的模式不能成立，其薄板状构造模型中的超迭地壳楔并不存在。
在完成国家基金课题研究的过程中，我们在雪峰山地区发现了大型具低缓倾角的伸展剥离断层和重力滑覆构造，它们多形成于后造山期，但这仍然没有超出朱先生所指出的岩石圈内部折离的形式机制。事实上，朱先生早已指出黔北川东的梳状褶皱是重力滑覆的产物。
2 是陆内造山带而不是阿尔卑斯式造山带
雪峰山推覆体之所以与阿巴拉契亚远程推覆体有如此大的不同，说到底是由它们各自的区域地质背景和地球动力学过程的不同所决定的。经研究雪峰山脉至少自加里东期以来，是一个陆内造山带，它经历了自晋宁期以后的扬子东南陆缘的陆内裂陷，加里东造山幕的陆内俯冲、微陆块之间的软碰撞和褶皱反转后加里东期的陆壳隆升和伸展剥离，晚古生代的古特提斯海侵和印支期、燕山期和喜马拉雅期的陆内俯冲和陆内挤榨。这和阿巴拉契亚山脉是由欧亚板块与美洲板块之间陆陆碰撞是完全不同的。华南在三叠纪时并不存在一个大洋，华南并不存在一个由于三叠纪大洋的关闭而形成的阿尔卑斯式造山带。雪峰山乃至整个华南普遍发育的多期次多层次的层滑构造（逆冲推覆和伸展滑覆）所造成的山峦重叠的陆内迭覆山系是由多旋回造山幕所形成的，是在陆壳的背景上由深处地幔蠕动潜流所支配的陆内俯冲和基底折离和盖层滑脱的产物；阿尔卑斯造山带则是由于陆陆碰撞形成的。华南中新生代时是在原来晚古生代相对稳定的背景上由于东西两条锋线即特提斯-印度板块，太平洋板块与古亚洲板块的相互挤压作用而产生的陆内挤榨和陆缘扩张所产生的一系列陆内变形。因而它并不是陆陆碰撞的阿尔卑斯式的造山带而是陆内造山带和板内叠加变形区，两者形成的区域地质背景和地球动力学机制是完全不同的（图3）。
图3 阿尔卑斯式造山带（a）与雪峰山式陆内造山带（b）对比图
（a）阿尔卑斯式造山带的薄板块构造模型（许靖华，1980）：1.具沉积盖层的俯冲壳楔；2.冲挤混杂岩；3.超叠地壳楔
（b）陆内造山带：1.陆壳上地壳；2.陆壳下地壳
应该强调指出，我们这些认识得益于朱先生的T（环境）-S（作用）-M（响应）的程式，以及两个体制和多旋回活动论的构造演化的思想。我们用软碰撞来解释陆内微陆块之间的碰撞和陆内造山得益于朱先生对古生代槽台体制下微陆块之间的开合是一种软碰撞，和只有进入中生代有了板块体制才有了硬碰撞的提法的启发。朱氏程氏则帮助我们比较系统地分析了深部构造和表层构造，周边构造环境和板内（陆内）构造变形之间的关系，多旋回活动论则帮助我们建立了雪峰山构造的四维历史发展模型。
3 “雪峰古陆”本部研究提供着石油评价分析基础
第二轮石油普查的主要重点是要查明我国陆地古生代海相地层分布区的含油气远景，这也正是第54项国家重点科技攻关项目所要解决的主要问题之一。
许靖华的模式如能成立，江南-雪峰地区前寒武系变质岩下面将覆盖了一大片古生代含油气的海相地层，这将是第二轮石油普查意义重大的远景地区。对许靖华远程推覆模式的证伪也就否定了这一远景区。当然，由于江南-雪峰地区确实存在向北西的推覆，在它的前缘可能掩盖一部分古生代含油气盆地，因而仍需我们给予应有的注意。但是，从“雪峰古陆”西北缘麻江一带的古油藏烃类遗迹的发现证明沿着雪峰地区-扬子东南古大陆边缘，曾是油气聚集带。雪峰山地区及其邻区自四堡期以后历经雪峰期、加里东期、海西-印支期的海相沉积，长期处于大陆边缘乃至板内（晚古生代）的海洋环境，沉积了巨厚的海相沉积，达万米以上，其中不乏良好的生油相带，砂砾岩相则是有利的油气储集相带，但是在这一本来是有油气远景的古生代大陆边缘盆地叠加上中生代的变形特别是雪峰山及其邻区的逆冲推覆变形，在它的前缘又叠加上中生代的前渊盆地，对于这些两个世代。两种体制的含油气盆地的远景评价当然应该分别对待。正如朱先生所曾经强调的这种两个世代、两种体制的盆地，它们可以彼此并列，也可以彼此叠加，它们之间存在着复杂的沉积与构造的关系。
从而建设性或破坏性影响到油气的分配与再分配。这里我们只谈谈在朱先生上述学术思想的指引下，如何对麻江古油气聚集带做出否定的远景评价的。
“雪峰古陆”的西缘是汞、金、锑属控矿床的分布区，它和麻江古油气聚集带在空间上具有重叠的关系，也是两个世代的盆地叠加复合区，汞矿的“原生”矿源层为与生油层类似的泥质沉积物或富含有机质铁硫化物的泥质沉积物（薄心纯，1983），而含矿热液的介质则为大气降水和废油田热卤水，在弱酸性至弱碱性的还原环境里，热卤水与封闭圈里的硫化氢或山下部携带上来的废弃油水发生反应而沉淀出铅锌等硫化物（刘宝珺等，1993），这些汞、金、铅锌矿床各沉淀于加里东期以来形成的各个张性断裂，脱顶构造和层间破碎带并成为其成矿的定位空间。这就清楚地表明这些汞、金、锑层控矿床的分布区的古油气藏，古油气聚集带已遭到破坏，因而原来的麻江古油气聚集带已是没有找油气前景的。
朱先生一直强调科学研究工作存在证实和证伪，我们在雪峰山的科学研究工作既证伪了许靖华的关于远程推覆体的模式，又证实了朱夏先生一系列光辉的学术思想。
4 结语
以上所谈只是我个人在雪峰山构造研究中结合雪峰山的构造特征对朱先生学术思想的肤浅体会，朱先生是学识渊博、思想深邃的大学者，不要说和他朝夕共处的石油地质工作者从他那里得到的教诲和启迪终生受用无穷，就是我这个只是在他生命的最后几年才有机会聆听教益的人也受益匪浅。他给予我们的影响往往是多方面的潜移默化。例如朱先生对盆地分析的整体论的思想就对我们编写“雪峰山的构造性质与演化”这本书的编写大纲有指导意义，虽然这本专著并不是一本盆地分析的书，而是一本论述造山带的书，但是无论如何不只是从空间上（表层和深部），而且从时间上；不只是从雪峰山造山带内部而且从它与周边区域构造背景上去论述雪峰山造山带的构造特征与地球动力学过程，从整体上去更好认识雪峰山的构造，无疑是受到朱先生整体论的思想启迪的。
朱先生不仅在学术思想上给我们深刻的启迪，他的人格魅力也是迷人的。我与朱先生接触不多，但有两件事至今令我感动不已。
一是20世纪80年代中期，朱先生的第一位博士生严跃进的论文工作区定在华南，他通过陈焕疆要我帮他在粤西和海南指导博士生的野外工作，我因此当上了博士生的顾问导师，并按照朱先生要博士生研究的内容去了粤西云开大山和海南石录等地，后来严跃进中途出国了，博士论文因而中断，朱先生对此感到很抱歉。在他的第二位博士生周祖翼论文答辩的时候，在经费很困难的情况下仍然专门安排我去参加周祖翼的博士论文答辩，虽然我考虑到邀请人的经费情况婉言推辞了，但从这件事可看出，朱先生对晚辈劳动的尊重。
二是当七五课题结束时，我在汇报会上作课题研究工作汇报后，向朱先生征求意见时，朱先生沉默不语。现在回想起来，他对我跟着许靖华的模式走所作出的结论是有保留的，但是当他在无锡54项目总结作学术报告，也是他辞世前最后一次学术报告时，在讲话中仍然肯定了我在雪峰山地区发现了平卧褶皱（后来证实它并不是巨型掩卧褶皱岩席，而是中小型平卧褶皱）的事实，表现了一个大学者对他人劳动和事实的尊重。
正因为朱先生在为人和学术上所留给我们过多的精神财富，值此朱先生逝世10周年之际，谨以此文缅怀朱先生伟大的一生。
