地质背景概述
一、地层区划的特点
研究区位于湘鄂交界处，属于上扬子地台东南缘，具有典型的被动大陆边缘特征(王宏镇，1978，1981，1982；赖才根等人，1980，1982；王宏镇，1985；王宏镇等人，1986，1990；周明奎等人，1992；刘宝等人，1993)(见图1)。根据沉积类型、生物特征、沉积厚度、层序结构及顶底界面特征等原则(王宏镇，1978)，研究区自北向南可划分为以下三种地层类型(湖南区域调整队，1986；曾庆鸾等，1987)。其总体特征如下:
(1)大致沿桃源热市-慈利龙潭河-吉首一线北(西北)，岩性岩相与峡东宜昌相似。奥陶系下部为纯碳酸盐岩，含少量页岩；上部为碳酸盐岩，含较多泥质岩，还有碳硅质笔石页岩等。，最上面是观音桥层。在慈利附近，奥陶系顶部-志留系底部大多不同程度缺失。生物群主要是三叶虫、头足类和腕足类，中间夹有笔石。整体厚度300 ~ 400米，属于基底稳定的台地相区沉积环境，即扬子区。
(2)以桃园九溪-黄石、慈利陈家河为代表，基本沿雾灵山南坡由东北向西南延伸。该区奥陶系沉积厚度较大(700 ~ 1000 m)。其下部地层，从两河口期到牯牛滩期，以含泥碳酸盐岩为主，夹多层碳酸盐角砾岩等泥石流沉积，逐渐过渡到泥质-粉砂质沉积。上奥陶统，庙坡期至五峰期，类似扬子区，由泥质碳酸盐岩和碳质笔石页岩组成，顶部出现观音桥层。生物群以扬子型为主，兼有江南型，反映了一种沉积基底活跃、沉降较大的台地边缘斜坡沉积环境，属于扬子区与江南区的过渡带(武陵山群落)。
(3)奥陶系为一套硅质泥质、碳质泥质和粉砂质板状页岩，厚度较小(300 m)，中上部为含锰碳酸盐岩和近源浊积岩，以桃江香桃园-毛堡子地区为代表。其顶部和底部分别连续沉积有寒武系和志留系，生物群以笔石为主。与前两个地区相比，一般表现为远离碳酸盐台地的相对饥饿的深斜坡-盆地沉积背景。该地区属于扬子区与华南区的过渡区，俗称江南区(雪峰区)。
二、地层划分与对比
上扬子地台东南缘的夏冬-湘西北地区是华南奥陶系的经典研究区之一。地层学的研究可以追溯到20世纪20年代初和30年代。李四光(1924)、田(1933)、王宇(1938)、(1941)等地球科学家在这方面做了许多开拓性的研究。新中国成立以来，许多学者在这里做过多方面、多层次的工作，如、穆恩智(1954)、(1957、1962、1982)、金(1952) 1989)、安泰敖等人(1980、1987)此外，湖北省地矿局、湖南省地矿局下属单位对该区进行了地质填图和专题研究，如湖北省地矿局三峡地层研究组、原地矿部宜昌地质矿产研究所、湖北省、湖南省区域调度队等。经过几十年的积累，这方面的生物地层学和相关研究已经达到了较高的水平。宜昌黄花场剖面已成为中国奥陶系的指定层型剖面(赖才根等，1982；王晓峰等，1987)。
本文基本沿用该区现有的地层系统(表1-1)。奥陶纪年代地层，特别是地层，是根据赖才根等人(1982)和王晓峰、陈旭等人(1996)的划分进行综合的。笔石带和牙形石带分别指安泰瑶(1987)、倪(1987)、(1993)、王晓峰、(1996)、(1996)。寒武纪-奥陶纪暂以Cordylodus lindstromi带底部为界，奥陶纪-志留纪暂以Glyptograptus persculptus带底部为界(王晓峰等，1987，1992)。哈兰德等人(1989)、王宏镇、李光岑(1990)和王宏镇(1996)的数据分别用于系列和台阶边界的年龄。岩石地层划分基本以曾庆鸾等人(1987)、湖南省调度队(1986)和王晓峰、陈旭等人(1996)为依据，但这次在湘西北划分了大田坝组和蛇人湾组，从层序地层学的角度重新界定了桃花石组等岩石地层单位的界限。
表1-1上扬子东南缘奥陶系多重地层划分对比表
三。沉积环境与古地理演化
现有研究表明，奥陶纪时，扬子地台一般位于冈瓦纳大陆附近的南半球低纬度地区(王宏镇等，1985；王晓峰等，1987；陈、容，1992；刘宝军等，1993；王、陈(1995)，使扬子地台奥陶系地层以碳酸盐岩为主。但由于晚期古纬度比早期略偏南(王宏镇，1985；王晓峰等，1987；陈、容，1992；刘宝军等，1993；王和陈，1995)，因而更多地受到冈瓦纳大陆冰川和深冷水背景的影响，这一台地在晚奥陶世无论沉积类型还是生物群，都表现出不同于早期暖浅水的深冷水特征(荣家钰，1984；陈，1984；陈旭等人，1986；荣佳宇等，1987；曾青鸾，1991；绿昊等，1996)。然而，从鄂西到湘中，从碳酸盐台地内部通过其边缘到盆地的陆架斜坡和沉积相区，该区沉积环境在时间和空间上的演替变得更加复杂多样(湖南区域调整队，1986；周明奎等人，1993；刘宝军等，1993；王晓峰等，1996)。尽管如此，总的来说，研究区和上扬子地台在奥陶纪仍可划分为两个主要沉积阶段，即:
1.正常温暖浅水碳酸盐台地阶段
这一阶段的时限为两河口期-红花元期。它们基本继承了震旦纪末以来的沉积背景和格局。在此阶段，研究区可分为以下三个相区:
(1)台地相区:慈利龙潭河一线以北至桃园热市的广大地区，包括夏冬东部；
(2)台地边缘斜坡相区:以桃园九溪-黄石、慈利陈家河为代表，沿雾灵山南坡呈东北-西南方向延伸的狭长地带；
(3)深水陆架(坡)-盆地相区:以桃江香桃园-安化猫扑带为代表，沿雪峰山南麓向东南分布。
2.淹没深冷水碳酸盐台地阶段
这个阶段从大宛时期开始，到五峰末期结束。在此阶段，上述前两个相区基本合并为一个相区，普遍发育具有深水环境生物群的瘤泥灰岩和萎缩泥灰岩，呈现典型的宽陆架沉积环境，但第三相区仍然存在。这一阶段可分为两个次级阶段:牯牛滩阶段和庙坡阶段。对比前后，后者发育代表停滞还原背景的黑色硅质碳质笔石页岩，反映沉积环境发生了较大变化。
“构造控制盆地，盆地控制沉积”(王宏镇，1992)。接下来，笔者将通过计算古斜坡的坡度和沉积基底构造的沉降速率，大致揭示研究区的沉积环境和古地理变化。
Middleton和Hampton(1973)曾用大量详实的实际资料总结出地层中泥石流厚度与古斜坡坡角的关系，并提出如下经验公式:
Tcrit=(K+σntanφ)/ρ1gsinθ
其中Tcrit为碎屑流沉积岩厚度，k为碎屑流静强度，σn为正常沉积静强度，φ为摩擦角，θ为坡角，ρ1为碎屑流润湿密度。对于润湿的松散沉积岩，由于φ接近于零(Schofild和Worth，1968)，上述公式可简化为:
Tcrit=K/ρ1gsinθ
并且根据D=8.8K/g△ρ，可以得到k。其中d是重力流能携带的最大球形砾石直径，g是重力加速度,△ρ是泥石流和基质的密度差，所以
sinθ=D △ρ/8.8ρ1Tcrit
对于颗粒支撑的重力流，ρ几乎等于石灰岩的密度，即等于2.73g/cm3，ρ ρ可近似视为1.73g/cm3，所以
sinθ= 0.072d/t critθ= arcsin(0.072d/t crit)
根据该公式，根据研究区泥石流沉积中最大等轴或近等轴砾石粒径的数据，估算了坡度和泥石流的静强度，结果见表1-2:
表1-2研究区奥陶系古斜坡坡度及泥石流静力强度表
注:HJ为九溪段，HH为桃园黄石镇段，HC为慈利陈家河段。O1p为潘家嘴组，O1m为马道峪组。这三个路段都属于武陵山小区。HX为桃江乡桃源(南石冲)剖面，O2n为南石冲组，属湘中地区。
从上表可以看出:
(1)研究区奥陶系古斜坡坡度为0.12 ~ 1.40。它们包含在近代观测到的坡角范围(0.1 ~ 6.5)(Embrey，1976；雅可比，1976)，以及古坡角(0.28 ~ 2.49；1.07 ~ 2.35)，总体上也是一致的。
(2)研究区泥石流静力强度范围为102 ~ 104 Pa。这与a . m . Johnson(1970)关于现代地表泥石流强度(102 ~ 104 Pa)的理论和刘宝军(1990)关于湘黔寒武纪泥石流静力强度(102 ~ 104 Pa)的理论有关。
(3)如果测量值没有大的偏差(不排除所能见到的最大等轴砾石的直径可能由于露头面积等的限制而变小。)，那么早奥陶世湘北九溪地区古斜坡的坡角似乎比晚奥陶世湘桃园地区的要大。同时，根据目前的坡度计算值，并参考湘北热点城市——茅草铺地区的古水深(潮间带附近)，可以估算出理想状态下湘北九溪地区和湘中桃源地区古坡度的“古水深”。其中前者多为100 ~ 200m，后者约为350~700m。这也从另一个角度说明了问题:前者属于碳酸盐台地前缘斜坡，后者可能属于外陆架缓坡带或盆地相区(王宏镇，1985；湖南区调度队，1986；周明奎等人，1993；刘宝军等，1993)。前者可能相当于现代热带-亚热带海洋中的大堡礁和巴哈马地台边缘，后者可能对应于东海和黄海陆架外侧。同时也说明之前(高，1995)关于酒西地区“下奥陶统有等时沉积”的认识是值得怀疑的，至少是值得商榷的。
可以看出，上扬子地台东南缘湘西北至湘中一带的沉积基底由坡度稍陡的碳酸盐台地前缘斜坡逐渐变为坡度相对平缓的外陆架或盆地相区的缓坡，基本上继承了震旦系和寒武纪以来的面貌(刘宝军，1991；刘宝军等，1993)。但由于淹没碳酸盐台地(刘宝军等，1993)和红园期以后的沉积充填，坡度稍陡的碳酸盐台地前缘坡已转化为陆架缓坡的一部分。即自大湾期以来，研究区的沉积基底环境发生了一定的变化。
冯·布布诺夫(1954)最早用时间-沉积厚度曲线，即平均沉降速率来表示沉积盆地的沉降历史。虽然在精度和数值上略低于目前的“剥离法”，但最终趋势与后者基本一致(刘宝军等，1993)。因此，在没有孔隙度、压实比等参数的情况下，人们仍然可以直接用实测的地层厚度，参考一些边界年龄来得出这个值。下图是作者根据研究区四个奥陶系主干剖面的实测资料，参照奥陶系各阶段的现存年龄，绘制的研究区奥陶系基底沉降曲线(图1-1)。
图1-1研究区奥陶系基底沉降曲线对比图
我——桃江向涛花园；ⅱ—宜昌黄花场；ⅱ——桃源热城——茅草铺；ⅳ—桃园九溪
从图中可以看出以下特点:
1.不同地区基底沉降速率的差异
整体来看，沉降最大最快的区域是以九溪剖面为代表的武陵山群落，即地台边缘的斜坡区。其次，热什-茅草铺剖面所在的八面山群落属于台地相区，但离台地前缘斜坡很近，大致相当于铰链带附近。第三，黄花场剖面所在的峡谷东部属于台地的内相区。沉降最小、最慢的地区是湘桃园剖面所在的湘中地区，属于外陆架斜坡-盆地相区。这说明相区的形成和地层区的划分实际上首先是由沉积基底的稳定性决定的。
2.不同地区基底沉降演化经历了几个阶段。
(1)两河口-红花园期:属于强烈沉降阶段。沉降速率从4 ~ 25m/ma不等，顺序为九溪>热市>黄花场>香桃园。反映出研究区所在的上扬子地台及其边缘可能处于热沉降、拉张或裂谷状态(Miall，1990；艾因塞勒，1992；刘宝军等，1993)，并可能最终导致整个台地区域和碳酸盐台地被淹没(刘宝军等，1993)。在此期间，不仅在斜坡(湘西北九溪地区)和盆地相区(湘中新化地区)出现了典型的复理石状浊积岩(湖南吊堆，1986)，而且在台地内相区的峡谷东部也出现了碳酸盐角砾岩的重力流堆积(雷等，1996)。
(2)大湾-牯牛滩阶段:属弱沉降阶段，沉降速率降至1.9 ~ 7.3m/ma，总体上远小于前一阶段，但顺序发生了变化，为九溪>香桃园>黄花场>热市。其中，前两者的速度非常接近，但向涛花园的沉降量超过了前一时期。之后两者的振幅都比前期低很多。它反映了上扬子地台及其边缘的热沉降、伸展或裂谷状态，比前期弱得多，可能有所调整。因此，上扬子地台及其边缘在其最后阶段暴露于海平面，并遭受不同程度的侵蚀(王晓峰等，1996)。
(3)庙坡-临湘阶段:属极弱沉降阶段。沉降率很低，0.7 ~ 1.2m/ma。四个地区非常相似，但九溪段略小。反映出研究区可能处于一种构造沉降不大、整体稳定的平衡状态，并且很有可能在前期海平面快速大幅度上升，造成缺氧事件，以至于其代表产品——黑色笔石页岩几乎遍布原始相区(湖南区域调查队，1986；曾庆鸾等，1987)。虽然后期有所改善，但无论是碎屑岩海岸还是碳酸盐台地，都仍然远离物源，属于相对稳定的还原沉积环境，有利于形成相对均匀的瘤状泥灰岩和收缩泥灰岩(陈旭等，1986)。最后可能逐渐暴露或接近暴露，因此在某些地方出现白云石(刘咏尧等，1984)。
(4)五峰期:总体上属于弱沉降阶段，但各地差异较大。沉降速率可从2m/Ma提高到12m/Ma。其中热石一带由于后期侵蚀不足，面积难以估算，其他的顺序为九溪>香桃园>黄花场。反映出该区可能存在新的热沉降伸展，如湘中桃江-安化地区发育的近源浊积岩(许，1980)。期末由于挤压状态(刘宝军等，1993)，以热城地区为代表的湘鄂黔边区局部抬升剥蚀(穆恩智，1954；湖南区调度队，1986)。