王根賢，陳必河，鄭正福，周超

1)湖南省地質(zhì)科學(xué)研究院，長(zhǎng)沙，410007；2)湖南省地質(zhì)調(diào)查院，長(zhǎng)沙，410116

內(nèi)容提要:湖南蘭多弗里世魯?shù)て趲r相古地理格局以桃江—白馬山—苗兒山一線為界，其南東為華夏洋殼板塊蘭多弗里統(tǒng)魯?shù)るA周家溪組陸屑濁積深水盆地相，陸屑來自更南東的湘中南褶皺山地；其北西為揚(yáng)子陸殼板塊蘭多弗里統(tǒng)魯?shù)るA龍馬溪組沉積洋盆，南東后緣是上陸棚相，北西前緣是下陸棚相，陸屑都由南東湘中南褶皺山地提供。至蘭多弗里世埃隆期巖相古地理發(fā)生巨變：龍馬溪組頂部Coronograptus cyphus筆石帶末即大約440.8±1.2 Ma時(shí)，發(fā)生華夏洋殼板塊向揚(yáng)子陸殼板塊俯沖碰撞事件，華夏洋殼板塊周家溪組本身褶皺造山為華夏褶皺山地，華夏洋殼板塊洋盆關(guān)閉。同時(shí)華夏洋殼板塊以A型俯沖形式下插到揚(yáng)子陸殼板塊之下，并使揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣崛起形成加里東期雪峰造山帶。后者將揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣牽引、撓曲和凹陷成華夏洋殼板塊弧后前陸盆地，小河壩組是該弧后前陸盆地的沉積蓋層，陸屑都由南東的雪峰造山帶提供。該弧后前陸盆地沉積了三角洲相—濱海相的小河壩組，向北東、北西和南西方向相變?yōu)榕_(tái)地相石牛欄組，再向北西陜南紫陽相變?yōu)榕璧叵喟啉F關(guān)組。小河壩組兩次采集的重砂樣均出現(xiàn)藍(lán)閃石，它是藍(lán)閃石片巖標(biāo)志礦物，藍(lán)閃石片巖是確認(rèn)加里東期華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊俯沖碰撞及形成雪峰造山帶的判別標(biāo)志。

因古西太平洋板塊拉張和Rodinia大陸裂解，中國(guó)南方在南華紀(jì)(Nh)初(大約780 Ma)(全國(guó)地層委員會(huì)，2014，2018)沿著北東向欽杭板塊碰撞帶又被強(qiáng)烈拉張(尹贊勛，1973；王根賢等???，Wang Genxian et al.,1996；劉鐘偉等?；劉寶珺等，1993，1994；饒家榮等，1993，2012；饒家榮，1996；郭令智，2001；郭令智等,2003;彭松柏等?；許志琴等，2004a；陸松年等，2016；肖慶輝，2016)，該帶南東為活動(dòng)的華夏洋殼板塊，該帶北西為穩(wěn)定的揚(yáng)子陸殼板塊，它們之間為開闊的華南洋(殷鴻福等,1999；許華等，2016；覃小鋒等，2017)，該洋盆寬>1300 km。兩板塊相互運(yùn)移、俯沖碰撞不是一蹴而就，而是經(jīng)歷了南華紀(jì)—志留紀(jì)(Nh—S)漫長(zhǎng)的地質(zhì)發(fā)展演化歷史。華夏洋殼板塊北西為其活動(dòng)大陸邊緣，其始終呈南東高、北西低的古地理、古構(gòu)造格局，其活動(dòng)大陸邊緣洋盆在南華紀(jì)—志留紀(jì)(Nh—S)始終為陸屑濁積深水盆地相沉積體系，在奧陶紀(jì)—志留紀(jì)(O—S)出現(xiàn)典型的太平洋筆石動(dòng)物群(汪嘯風(fēng)，2016)。其陸屑始終由南東華夏洋殼板塊褶皺山地提供(王根賢等???;劉鐘偉等?；劉寶珺等，1993，1994；周名魁等，1993;Wang Genxian et al.，1996)。華夏洋殼板塊構(gòu)造作用為水平俯沖推覆和碰撞，將寒武系、奧陶系和志留系依次擠壓成緊密褶皺和斷裂成為華夏皺褶山地，上覆泥盆系、石炭系和二疊系等與下伏寒武系、奧陶系和志留系等均成角度不整合和高角度不整合或板塊俯沖角度不整合，其構(gòu)造性質(zhì)為典型的造山運(yùn)動(dòng)。在揚(yáng)子陸殼板塊南東為被動(dòng)大陸邊緣，從南華紀(jì)至奧陶紀(jì)(Nh—O)呈北西高而南東低的古地理、古構(gòu)造格局，在其被動(dòng)大陸邊緣洋盆中從埃迪卡拉紀(jì)(震旦紀(jì))到奧陶紀(jì)(Ed—O)由北西到南東依次出現(xiàn)穩(wěn)定的臺(tái)地相—斜坡相—盆地相，以碳酸鹽盆屑為主的沉積體系，從南華系到寒武紀(jì)陸屑由北西方向的滇東古陸等提供。到上奧陶統(tǒng)天馬山組頂部Normanograptuspersculptus筆石帶末，即大約443.8±1.5 Ma時(shí)(表1)，受華夏洋殼板塊向北西揚(yáng)子陸殼板塊大規(guī)模俯沖推覆，揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣大幅崛起成華夏洋殼板塊前陸盆地，造成揚(yáng)子陸殼板塊出現(xiàn)了南東高、北西低的古地理、古構(gòu)造的新格局。從蘭多弗里世開始，其上由南東到北西出現(xiàn)穩(wěn)定的上陸棚相—下陸棚相或三角洲相—濱海相—臺(tái)地相—盆地相(圖10)，以陸屑為主的沉積體系，此階段陸屑由南東華夏洋殼板塊褶皺山地或雪峰造山帶提供(王根賢等???；劉鐘偉等?；劉寶珺等，1993，1994；彭松柏等?)。在奧陶紀(jì)—志留紀(jì)(O—S)，出現(xiàn)典型的大西洋筆石動(dòng)物群(汪嘯風(fēng)，2016)。揚(yáng)子陸殼板塊構(gòu)造作用為垂直升降，使上下地層間為整合或平行不整合接觸，上覆泥盆系、石炭系和二疊系等與下伏奧陶系和志留系之間均為平行不整合接觸，其構(gòu)造性質(zhì)為典型的造陸運(yùn)動(dòng)。到蘭多弗里統(tǒng)龍馬溪組頂部Coronograptuscyphus筆石帶末即大約440.8±1.2 Ma時(shí)(表1)發(fā)生華夏洋殼板塊向北西揚(yáng)子陸殼板塊大規(guī)模俯沖、推覆和最終強(qiáng)烈碰撞。

圖1 雙峰天馬山跳馬澗組(D2t)角度不整合在天馬山組(O3t)之上，天馬山組(O3t)板塊俯沖角度不整合在煙溪組(O2y)之上Fig.1 The Tiaomajian Formation(D2t)overlying on the Tianmashan Formation(O3t)unconformably and the Tianmashan Formation(O3t)underlain with an underthrusting-relatea unconformity by the Yanxi Formation(O2y)in Shuangfeng area

筆者等編制華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊加里東期俯沖碰撞階段的“湖南志留紀(jì)蘭多弗里世魯?shù)て趲r相古地理圖”和“湖南志留紀(jì)蘭多弗里世埃隆期巖相古地理圖”，用以闡明蘭多弗里統(tǒng)龍馬溪組頂部Coronograptuscyphus筆石帶末(大約440.8±1.2 Ma)發(fā)生華夏洋殼板塊向北西揚(yáng)子陸殼板塊俯沖碰撞和造山事件。首先要對(duì)上奧陶統(tǒng)—志留系蘭多弗里統(tǒng)揚(yáng)子陸殼板塊龍馬溪組(S1l)等與華夏洋殼板塊周家溪組(S1z)等進(jìn)行正確劃分對(duì)比，以確定兩者有相同的頂?shù)椎葧r(shí)面，而小河壩組(S1xh)應(yīng)根據(jù) “中國(guó)地層表”(2014，2018)確定其頂?shù)椎葧r(shí)面，然后編制出“湖南志留紀(jì)蘭多弗里世魯?shù)て趲r相古地理圖”和“湖南志留紀(jì)蘭多弗里世埃隆期巖相古地理圖”。由于是選擇華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊俯沖碰撞階段編圖，除系統(tǒng)論述生物地層、沉積相和古地理內(nèi)容外，還要介紹華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊碰撞帶、華夏褶皺山地、雪峰造山帶、前陸盆地和弧后前陸盆地及華南洋等內(nèi)容，現(xiàn)依次論述如下。

本文引用了若干圖件，除明確說明的外，均引自湖南省地質(zhì)調(diào)查院資料。

1 揚(yáng)子陸殼板塊與華夏洋殼板塊上奧陶統(tǒng)—志留系蘭多弗里統(tǒng)多重地層對(duì)比

揚(yáng)子陸殼板塊與華夏洋殼板塊上奧陶統(tǒng)—志留系蘭多弗里統(tǒng)多重地層對(duì)比表(表1)顯示，揚(yáng)子陸殼板塊上奧陶統(tǒng)觀音橋組(O3g)頂部和華夏洋殼板塊上奧陶統(tǒng)天馬山組(O3t)頂部皆產(chǎn)筆石Normanograptuspersculptus帶，說明兩者頂部層位基本相當(dāng)。揚(yáng)子陸殼板塊蘭多弗里統(tǒng)龍馬溪組底部和華夏洋殼板塊古墓組(S1g)(廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1997)底部皆產(chǎn)筆石Akidograptusascensus帶，說明兩者底部基本相當(dāng)。揚(yáng)子陸殼板塊龍馬溪組頂部和華夏洋殼板塊古墓組下部皆產(chǎn)筆石Coronograptuscyphus帶，說明兩者層位基本相當(dāng)。揚(yáng)子陸殼板塊小河壩組(S1xh)底部與華夏洋殼板塊古墓組中部皆產(chǎn)筆石Demirastritestriangulatus帶，說明兩者層位基本相當(dāng)。揚(yáng)子陸殼板塊小河壩組頂部與華夏洋殼板塊古墓組上部皆產(chǎn)筆石Stimulograptussedgwickii帶，說明兩者層位基本相當(dāng)；揚(yáng)子陸殼板塊溶溪組(S1r)頂部與華夏洋殼板塊古墓組頂部皆產(chǎn)筆石Spirograptusturriculatus帶，說明兩者層位基本相當(dāng)。有關(guān)多重地層對(duì)比詳見表1。

2 晚奧陶世古地理和古構(gòu)造概況

華夏洋殼板塊上奧陶統(tǒng)天馬山組受古西太平洋板塊驅(qū)動(dòng)，由湘南、贛南北東東向桂北東恭城馬林源(廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)?)—湘南江永桃川(湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)?)—贛南崇義(肖承協(xié)等，1975)一線，自南東向北西大規(guī)模俯沖到北東向湘中雙峰天馬山(湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)?)—桂北東興安田林口(廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)?)一線，俯沖距離達(dá)230～240 km。華夏洋殼板塊上奧陶統(tǒng)天馬山組與下伏地層揚(yáng)子陸殼板塊中奧陶統(tǒng)盆地相煙溪組(O2y)之間為板塊俯沖角度不整合接觸(王根賢等??；劉鐘偉等?；劉寶珺等，1993，1994)(圖1)，而不是以往認(rèn)為的整合接觸(湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1988，1997)，并且天馬山組俯沖推覆在揚(yáng)子陸殼板塊中奧陶統(tǒng)盆地相煙溪組不同層位之上，中泥盆統(tǒng)跳馬澗組(D2t)又角度不整合覆蓋在華夏洋殼板塊上奧陶統(tǒng)天馬山組之上(圖1)。到上奧陶統(tǒng)天馬山組頂部Normanograptuspersculptus筆石帶末即大約443.8±1.5 Ma時(shí)，天馬山組被強(qiáng)烈俯沖而褶皺造山，其由線型緊密復(fù)式褶皺和逆沖斷裂組成。在雙峰天馬山—興安田林口一線南東，除桂南東—粵西欽防海槽外，均已連成一片，形成包括湘中南、桂、粵、贛、皖、浙和蘇等地組成了華夏褶皺山地，如出現(xiàn)了大瑤山地、西大明山地、大明山地、云開山地和武夷山地等(廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1985；廣東省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1988)。

上奧陶統(tǒng)天馬山組沉積末期(443.8±1.5 Ma時(shí))受華夏洋殼板塊強(qiáng)烈俯沖(王根賢等???；劉鐘偉等?)、火山噴發(fā)(蘇文博等，2002；謝尚克等，2015)、崗?fù)呒{大陸冰川(Ghienne，2011；Couto et al.，2013)和宜昌上升(陳旭等，2001)等影響，造成全球顯生宙第二次生物大滅絕事件(張?jiān)獎(jiǎng)拥龋?019)。華夏洋殼板塊將揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣隆起成前陸盆地(何登發(fā)等，1996；朱小輝等,2014)，從蘭多弗里統(tǒng)魯?shù)るA龍馬溪組開始造成揚(yáng)子陸殼板塊南東洋盆高，而北西洋盆低的古地理、古構(gòu)造的新格局(王根賢等???；劉鐘偉等?)。這就徹底改變了南華紀(jì)—奧陶紀(jì)(Nh—O)揚(yáng)子陸殼板塊洋盆北西高而南東低的古地理和古構(gòu)造的舊格局。除少數(shù)地點(diǎn)，如渝南綦江觀音橋和鄂西宜昌王家灣、黃花場(chǎng)等地的奧陶系與志留系之間為連續(xù)沉積外(葛治洲等，1979；金淳泰等，1982；汪嘯風(fēng)等，1996)，宜昌上升造成其余各地均普遍出現(xiàn)上奧陶統(tǒng)頂部不同程度缺失，如渝南東秀山貓兒井缺失觀音橋組(O3g)，造成龍馬溪組(S1l)假整合在五峰組(O3w)之上(圖2a、圖3)，又如湘西北慈利宜沖橋缺失五峰組和觀音橋組，這里龍馬溪組與臨湘組(O3l)為假整合接觸，在龍馬溪組底部有1 m厚褐鐵礦古風(fēng)化殼(圖2b)。尤其在黔中古陸北側(cè)貴州凱里翁項(xiàng)缺失中奧陶統(tǒng)和上奧陶統(tǒng)，志留系翁項(xiàng)組(S1w)與下奧陶統(tǒng)大灣組(O1d)之間為假整合接觸(貴州省地質(zhì)礦產(chǎn)局一〇八隊(duì))，筆者等在編制揚(yáng)子陸殼板塊湘西北晚奧陶世巖相古地理圖件時(shí)(湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)；王根賢等???)在慈利宜沖橋—慈利甘堰—永順?biāo)砂貓?chǎng)一線均缺失五峰組和觀音橋組，存在北東向串珠狀的宜沖橋—甘堰—松柏場(chǎng)古島鏈，從而造成揚(yáng)子陸殼板塊多地出現(xiàn)奧陶—志留系之間的沉積間斷。

圖2 渝東南秀山貓兒井地區(qū)揚(yáng)子陸殼板塊蘭多弗里統(tǒng)龍馬溪組與上奧陶統(tǒng)假整合接觸Fig.2 Disconformities between the Longmaxi Formation (S1l)and the Wufeng Formation (O3w)in Maoerjing area,Xiushan County,SE Chongqing City

揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣的湖南桃源郝坪、鄂西宜昌黃花場(chǎng)、王家灣、黔北東桐梓紅花園和松桃陸地坪等地上奧陶統(tǒng)五峰組頂部到蘭多弗里統(tǒng)龍馬溪組底部形成了1～3 cm厚、1～25層不等的鉀質(zhì)斑脫巖和斑脫巖(蘇文博等，2002；胡艷華等，2009a，b；謝尚克等，2015)，其中湖南桃源郝坪(圖3)在五峰組頂部一層鉀質(zhì)斑脫巖內(nèi)出現(xiàn)大量火山鋯石(謝尚克等，2015)，經(jīng)LA-ICP-MS鋯石U-Pb測(cè)定年齡為442.2±8.1 Ma。該年齡值與華南晚奧陶世與蘭多弗里世之間界線年齡443.8±1.5 Ma(表1)近乎一致，這就充分說明，上述鉀質(zhì)斑脫巖應(yīng)是在上奧陶統(tǒng)天馬山組頂部Normanograptuspersulptus筆石帶末，即大約443.8±1.5 Ma時(shí)(表1)，華夏洋殼板塊大規(guī)模向揚(yáng)子陸殼板塊俯沖推覆，激活了揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣桃源郝坪等地深部上地?；鹕綆r漿噴發(fā)的產(chǎn)物。

筆者等(王根賢等???，王根賢等，1996；Wang Genxian et al.,1996)用板塊(地體)活動(dòng)論觀點(diǎn)對(duì)湖南早古生代巖相古地理、古構(gòu)造項(xiàng)目進(jìn)行深入研究，又依據(jù)湖南及鄰區(qū)1∶200000(湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì))、1∶50000(廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)?)區(qū)調(diào)資料和“中南地區(qū)區(qū)域地層表”(中南地區(qū)區(qū)域地層表編寫組，1974)及文獻(xiàn)資料等，新編制了“湖南志留紀(jì)蘭多弗里世魯?shù)て趲r相古地理圖”和“湖南志留紀(jì)蘭多弗里世埃隆期巖相古地理圖”。

3 湖南志留紀(jì)蘭多弗里世魯?shù)て趲r相古地理

由圖3看出，湖南由南東到西北存在3個(gè)古地理單元。南東部為湘中南褶皺山地(Ⅰ)，中部為華夏洋殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆(Ⅱ)，西北部為揚(yáng)子陸殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆(Ⅲ)。

3.1 湘中南褶皺山地(Ⅰ)

其分布在北東向雙峰天馬山—興安田林口一線南東的湘中南廣大地區(qū)。其又以北東東向恭城馬林源—江永桃川—贛南崇義一線為界分為該線南東先由寒武系組成的褶皺山地(Ⅰ-1)(圖3)，該線北西后由上奧陶統(tǒng)天馬山組組成的褶皺山地(Ⅰ-2)(圖3)，它們先后均由華夏洋殼板塊大規(guī)模向北西俯沖推覆擠壓形成的，到上奧陶統(tǒng)天馬山組沉積末期，上述兩個(gè)褶皺山地拼成一片形成統(tǒng)一的湘中南褶皺山地(圖3)，其內(nèi)由一系列北東、北北東向線型緊密復(fù)式褶皺和逆沖斷裂組成。其被快速風(fēng)化剝蝕，形成了大量石英等陸源碎屑，成為北西部毗鄰的華夏洋殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆唯一陸屑供應(yīng)地。

圖3 湖南志留紀(jì)蘭多弗里世魯?shù)て趲r相古地理圖 Fig.3 Sketch showing the Lunmachian lithofacies and paleogeography of Hunan in the Ludan stage,Llandovery Epoch,Silurian I—湘中南褶皺山地:I-1—華夏洋殼板塊湘南寒武系()褶皺山地，I-2—華夏洋殼板塊湘中南天馬山組(O3t)褶皺山地;Ⅱ—華夏洋殼板塊洞口—周家溪周家溪組陸屑濁積深水盆地相;Ⅲ—華夏洋殼板塊前陸盆地:Ⅲ-1—保靖—岳陽上陸棚相，Ⅲ-2—龍山—根子山下陸棚相 I—Fold mountain land in south—central Hunan:I-1—Cambrian fold mountain land of southern Hunan on the Cathyasia Ocean Crust Block (COCB),I-2:Tianmashanian (O3t)fold mountain land of south—central Hunan on the COCB;Ⅱ—Zhoujiaxian deep-water terrigenous turbidite basin facies of Dongkou—Zhoujiaxi area on the COCB;Ⅲ—foreland basin on the COCB:Ⅲ-1—upper shelf facies of Baojing—Yueyang area,Ⅲ-2—lower shelf facies of Longshan—Genzishan area

3.2 華夏洋殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆(Ⅱ)

其位于湖南中部，具體分布在北東向雙峰天馬山—興安田林口一線北西及北東、北北東向桃江—白馬山—苗兒山一線南東，以安化為弧頂；呈弧形狹長(zhǎng)帶狀分布，其南東與湘中南天馬山組褶皺山地相鄰(圖3)。在華夏洋殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆沉積了巨厚的周家溪組(S1z)。華夏洋殼板塊周家溪組呈水平俯沖覆蓋在揚(yáng)子陸板塊上奧陶統(tǒng)盆地相五峰組不同層位之上，兩組之間為板塊俯沖角度不整合接觸(王根賢等??；劉鐘偉等?；劉寶珺等，1993，1994)，而不是以往認(rèn)為的連續(xù)沉積、整合接觸(湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1988，1997)。周家溪組地表殘留寬130～140 km。

周家溪組分為上、下兩段，下段為灰綠色、黃綠色厚層塊狀變質(zhì)中粒、中細(xì)粒長(zhǎng)石石英雜砂巖，變質(zhì)中粒、中細(xì)粒長(zhǎng)石石英砂巖、少量粉砂巖、凝灰質(zhì)粉砂巖與變質(zhì)板巖不等厚互層。長(zhǎng)石雜砂巖、長(zhǎng)石砂巖含長(zhǎng)石5%～10%，云母2%～3%，長(zhǎng)石為次棱角狀—次圓狀，分選中等至差，往北西部變?yōu)榧?xì)粒石英雜砂巖、細(xì)粒石英砂巖、石英粉砂巖與變質(zhì)板巖不等厚互層，其長(zhǎng)石急劇減少或無，石英陸屑變細(xì)圓，呈次圓狀—圓狀。砂巖、粉砂巖∶板巖為4～5∶1。筆者等在桃江松木塘等地在周家溪組底部首次發(fā)現(xiàn)數(shù)層2～4 cm斑脫巖，其鋯石年齡為442.8±1.8 Ma(Liu Wei et al.，2020)，應(yīng)為蘭多弗里世魯?shù)て诋a(chǎn)物。上段為灰綠色、黃綠色變質(zhì)薄中層石英細(xì)砂巖、石英粉砂巖，少量中薄層細(xì)砂巖與變質(zhì)板巖不等厚互層，砂巖、粉砂巖∶變質(zhì)板巖為2～3∶1，局部1∶1?？傮w由其下段到上段陸屑有厚、多、粗到薄、少、細(xì)的明顯變化，長(zhǎng)石和云母含量也相應(yīng)有多到少甚至無的明顯變化，反映水動(dòng)力由下到上逐漸減弱。西北前緣安化—溆浦為該洋盆的沉降沉積中心，其周家溪組厚達(dá)2000～4000 m，其洋盆南東后緣各地只厚930～1907.1 m。周家溪組化石只在變質(zhì)板巖中見有較多浮游筆石，少量浮游三葉蟲，偶見舌形貝。浮游筆石均完整地平躺在巖層面上，反映為十分寧?kù)o的深水還原環(huán)境。周家溪組在厚層塊狀砂巖、粉砂巖底部發(fā)育舌狀和腎狀等形態(tài)多樣的槽模和溝模，湘中洞口石下江(圖3)見有舌形槽模(圖4a)，舌形槽模舌尖指向南東方向，其指示陸屑由南東向北西搬運(yùn)沉積，即由南東天馬山組組成的褶皺山地提供；在雜砂巖、砂巖底部出現(xiàn)波狀起伏的底沖刷，沖刷面之上為中粒砂充填，而沖刷面下伏層為粉砂充填(圖4b)；有時(shí)在搬運(yùn)粗陸屑水動(dòng)力很大時(shí)，將下伏板巖沖刷破碎后，尖棱狀板巖礫屑散落在砂巖底部(圖4c)。雜砂巖、砂巖、粉砂巖中平行層理和粒序?qū)永戆l(fā)育(劉寶珺，1982；劉寶珺等1993，1994)，而板巖中水平層理、微細(xì)水平層理發(fā)育，巖石中還原黃鐵礦呈星點(diǎn)狀或微細(xì)層理產(chǎn)出。砂巖、粉砂巖與板巖組成ae、abcde、ad、acde等鮑馬序列十分發(fā)育。從水平方向看，周家溪組洋盆南東后緣陸屑相對(duì)粗，而洋盆北西前緣相對(duì)細(xì)，說明陸屑由南東湘中南褶皺山地提供?？傮w看來，依據(jù)巖石沉積特征、陸屑粗細(xì)變化和含有浮游筆石、浮游三葉蟲，可以判定周家溪組為洞口—周家溪陸屑濁積深水盆地相(Ⅱ)(圖3)(王根賢等???；劉寶珺等，1993，1994；周名魁等，1993；李志明等，1997)。由于湘中南的華夏洋殼板塊上奧陶統(tǒng)天馬山組已褶皺造山，造成華夏洋殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆明顯向北西退縮230～240 km，使殘留的華夏洋殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆中的周家溪組地表殘留寬度只有>130～140 km(圖3)，不包括其下插到揚(yáng)子陸殼板塊之下部分的寬度。

圖4 洞口石下江華夏洋殼板塊蘭多弗里統(tǒng)周家溪組沉積特征:(a)砂巖底面舌狀槽模;(b)砂巖底沖刷;(c)大浪將板巖沖散成棱角狀礫屑Fig.4 Sedimentary characteristics of the Llandovery Zhoujiaxi Formation at Shixiajiang area,Dongkou County,on the COCB:(a)Tongue-shaped flut cast at sandstone base;(b)scour at sandstone;(c)sharp-edged rubble

采集湘中新化爐觀華夏洋殼板塊蘭多弗里統(tǒng)魯?shù)るA周家溪組的新鮮石英(Qm)、長(zhǎng)石(鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石)(F)和變晶巖屑+石英(Lt)作Dickinson物源判別圖(圖5)(Dickinson et al.,1983；劉寶珺等，1993；周名魁等，1993)，從圖5清晰看出周家溪組所有石英、長(zhǎng)石和巖屑樣品都落在D區(qū)，即石英再旋回造山帶物源區(qū)，顯然周家溪組石英等陸源碎屑是由南東毗鄰的湘中南褶皺山地提供。從區(qū)域地質(zhì)資料也證實(shí)，從華南最南東的廣東沿海前寒武紀(jì)褶皺山地的石英被剝蝕，后沉積到華夏洋殼板塊寒武紀(jì)洋盆中；稍后到寒武紀(jì)末褶皺造山，其中石英又被剝蝕沉積到華夏洋殼板塊晚奧陶世沉積洋盆中的天馬山組；隨后天馬山組洋盆中石英又被褶皺造山，其再次被剝蝕沉積到華夏洋殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆中的周家溪組，顯然華夏洋殼板塊蘭多弗里統(tǒng)周家溪組中的石英，至少經(jīng)歷寒武紀(jì)、晚奧陶世和蘭多弗里世魯?shù)て冢瑥鸟薨櫳降氐匠练e洋盆三次石英再旋回沉積的產(chǎn)物。

圖5 新化爐觀華夏洋殼板塊蘭多弗里統(tǒng)周家溪組(S1z)Dickinson 物源判別圖(底圖據(jù)Dickinson et al.,1983；周名魁等，1993)Fig.5 Provenance discriminating diagram for the Llandovery Zhoujiaxi Formation at Luguan area,Xinhua County (after Dickinson et al.，1983；Zhou Mingkui et al.,1993#)A—大陸塊物源區(qū)；B—深成基地與島弧根部合并區(qū)；C—巖漿弧物源區(qū)；D—再旋回造山帶物源區(qū)A—continental provenance;B—pooled provenance of hypobatholithic zone and arc root;C—magmatic arc provenance;D—provenance of recycle orogenic belt

自安化向南東，近處為蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆，遠(yuǎn)處為上奧陶統(tǒng)天馬山組組成的湘中南褶皺山地，由北西到南東組成板塊構(gòu)造典型的盆—山構(gòu)造體系(圖3)，這與藏北和東昆侖加里東期板塊構(gòu)造的盆—山構(gòu)造體系可以對(duì)比(許志琴等，2004b；劉和甫等，2004)，板塊A型俯沖碰撞結(jié)果是盆地消失和山系形成(郭令智等，2003)。

3.3 揚(yáng)子陸殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆即華夏洋殼板塊前陸盆地(Ⅲ)

位于湖南北西部，分布在北東、北北東向桃江—白馬山—苗兒山一線北西，從板塊構(gòu)造屬華夏洋殼板塊前陸盆地(何登發(fā)等，1996；尹福光等，2001)(圖3)。其南東與華夏洋殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て诔练e洋盆相鄰。在該前陸盆地沉積了蘭多弗里統(tǒng)魯?shù)るA龍馬溪組(S1l)，由北東向桑植—石門北—石首一線為界又細(xì)分為南東龍馬溪組上陸棚相(Ⅲ-1)及北西的龍馬溪組下陸棚相(Ⅲ-2)(圖3)。

龍馬溪組下部為黑色頁(yè)巖、炭質(zhì)頁(yè)巖，少量硅質(zhì)頁(yè)巖夾細(xì)粒石英砂巖、粉砂巖；上部為灰綠色、黃綠色頁(yè)巖，鈣質(zhì)頁(yè)巖夾中薄層石英粉砂巖，少量石英細(xì)砂巖。在該前陸盆地北西前緣龍馬溪組上部夾4～36 m淺灰色生物(屑)灰?guī)r，灰?guī)r呈薄層或扁豆體。龍馬溪組頁(yè)巖中產(chǎn)豐富浮游筆石，而在上部夾生物(屑)灰?guī)r中出現(xiàn)較多的底棲生物：腕足類、腹足類、雙殼類、介形類、三葉蟲、四射珊瑚、床板珊瑚和藻類及海百合等(王根賢等??；林寶玉等，1998)。龍馬溪組頁(yè)巖水平層理和微細(xì)水平層理發(fā)育，巖石中出現(xiàn)較多呈星點(diǎn)狀或微細(xì)層理狀黃鐵礦，在砂巖、粉砂巖中見有交錯(cuò)層理和波痕。龍馬溪組下部為黑色頁(yè)巖、硅質(zhì)頁(yè)巖，黃鐵礦更常見，浮游筆石更豐富，故其下部是較閉塞和缺氧的還原環(huán)境，而其上部出現(xiàn)較多灰色、淺灰色薄層生物(屑)灰?guī)r，各類底棲生物較多，黃鐵礦少見，其上部是相對(duì)通暢、氧氣較多的較開闊環(huán)境，在局部有利地帶形成小型礁灘，反映其下部到上部海水變淺。其巖性變化：該前陸盆地南東后緣臨湘五里牌龍馬溪組下段見長(zhǎng)石石英砂巖，長(zhǎng)石呈次棱角狀—次圓狀，長(zhǎng)石含量7%～9%，云母1%～2%。又在該前陸盆地南西后緣保靖復(fù)興場(chǎng)在龍馬溪組下部夾有2～3層中粗粒、粗粒中厚層石英砂巖。而到該前陸盆地北西前緣龍山—桑植北—監(jiān)利一線龍馬溪組則變?yōu)轫?yè)巖、鈣質(zhì)頁(yè)巖夾中薄層粉砂巖、少量薄層石英細(xì)砂巖(圖3)。因而在該前陸盆地南東后緣保靖復(fù)興場(chǎng)—張家界北郊—石門袁湖峪一線到該前陸盆地北西前緣龍山—桑植北—監(jiān)利一線龍馬溪組陸屑有厚、多、粗迅速變?yōu)楸?、少、?xì)的明顯變化，反映陸屑是由南東方向華夏洋殼板塊蘭多弗里世魯?shù)て谘笈璩练e的周家溪組北西前緣提供的(圖3)。對(duì)揚(yáng)子陸殼板塊龍馬溪組及整個(gè)志留系區(qū)域研究(湖北省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)；彭松柏等?)由湘西到鄂西，龍馬溪組及整個(gè)志留系石英陸屑也是由粗變細(xì)。在該前陸盆地南東后緣保靖復(fù)興場(chǎng)—張家界北郊—石門袁湖峪為前陸盆地沉降沉積中心，其厚分別為869.3 m、1000 m和997 m，往北西前緣到龍山—桑植北—監(jiān)利一線迅速變薄為250～350 m，在黔北東印江合水最薄120.7 m。根據(jù)上述種種情況，將該前陸盆地龍馬溪組南東沉降沉積中心劃為保靖—岳陽上陸棚相(Ⅲ-1)(圖3)，而該前陸盆地北西前緣劃為龍山—根子山下陸棚相(Ⅲ-2)(圖3)。從龍馬溪組開始，該前陸盆地南東后緣水淺，而該前陸盆地北西前緣水深，華南洋流(殷鴻福等，1999；許華等，2016；覃小鋒等，2017)由北西向南東流(圖3)。區(qū)域上此時(shí)揚(yáng)子陸殼板塊北西部出現(xiàn)川滇古陸、南西邊出現(xiàn)滇黔桂古陸(包括黔中古陸)、在四川中部出現(xiàn)川中古陸等(貴州省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1987；四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991；劉寶珺等，1993，1994；周名魁等，1993)，反映龍馬溪組沉積洋盆即前陸盆地明顯縮小。

4 湖南志留紀(jì)蘭多弗里世埃隆期巖相古地理

圖6可見南東到北西有4個(gè)古地理單元：南東部為華夏褶皺山地(湘中南部分)(Ⅰ)；中部為雪峰造山帶(Ⅲ)，在南東部和中部之間為北東、北北東向弧形桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶(Ⅱ)；北西揚(yáng)子陸殼板塊蘭多弗里世埃隆期沉積洋盆，從板塊構(gòu)造屬華夏洋殼板塊弧后前陸盆地(Ⅳ)。該弧后前陸盆地又細(xì)分為3個(gè)次級(jí)古地理單元，南東小河壩組三角洲相(Ⅳ-1)，中部小河壩組濱海相(Ⅳ-2)，北部石牛欄組開闊臺(tái)地相(Ⅳ-3)(圖6、圖10)。

圖6 湖南志留紀(jì)蘭多弗里世埃隆期巖相古地理圖Fig.6 Sketch map showing the Silurian Siaohopan lithofacies and palegeography in HunanI—華夏褶皺山地(湘中南部分):I-1—華夏洋殼板塊湘南寒武系()褶皺山地,I-2—華夏洋殼板塊湘中南上奧陶統(tǒng)天馬山組褶皺山地,I-3—華夏洋殼板塊湘中蘭多弗里統(tǒng)周家溪組(S1z)褶皺山地;Ⅱ—桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶;Ⅲ—加里東期雪峰造山帶;Ⅳ—華夏洋殼板塊弧后前陸盆地:Ⅳ-1—保靖—石門三角洲相,Ⅳ-2—龍山—根子山濱海相,Ⅳ-3—龍池河開闊臺(tái)地相I—Southcentral Hunan part of the Cathaysia fold mountain land (CFML):I-1—the Cambrian ()CFML of sputhern Hunan on the COCB,I-2—the Upper Ordovician Tianmashanian CFML of SC Hunan on the COCB,I-3—the Llandovian Zhoujiaxian CFML on the COCB;Ⅱ—plate collision zone of Taojiang—Baimashan—Miaoershan;Ⅲ—Caledonian Xuefengian orogenic zone;Ⅳ—retroarc foreland basin on the COCB:Ⅳ-1—delta facies of Baojing—Shimen,Ⅳ-2—littoral facies of Longshan—Genzishan,Ⅳ-3—open platform facies of Longchihe area

4.1 華夏褶皺山地(湘中南部分)(Ⅰ)

圖7 (a)江永源口下泥盆統(tǒng)源口組(D1y)高角度不整合在華夏洋殼板塊中寒武統(tǒng)茶園頭組(2c)之上(引自王根賢，1979)；(b)安化清塘鋪跳馬澗組(D2t)高角度不整合在華夏洋殼板塊緊密褶皺的周家溪組(S1z)之上 (引自侯光久等，1998)Fig.7(a)The Lower Devonian Yuankou Formation (D1y)overlying with high-angular unconfoemable contact on the Middle Cambrian Chashutou Formation (2c)at Yuankou area,Jiangyong County,on the COCB (after Wang Genxian,1979)；(b)the Tiaomajian Fm.overlying with high-angular unconfoemable contact on the tightly folded Zhujiaxi Formation at Qingtangpu area，Anhua County,on the COCB (after Hou Guangjiu et al.，1998&)

4.2 北東、北北東向弧形桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶(Ⅱ)

在蘭多弗里統(tǒng)龍馬溪組頂部Coronograptuscyphus筆石帶末即大約440.8±1.2 Ma時(shí)，受古西太平洋板塊驅(qū)動(dòng)，發(fā)生了華夏洋殼板塊大規(guī)模向北西揚(yáng)子陸殼板塊水平俯沖和最后碰撞，其具體表現(xiàn)在形成了北東、北北東向弧形桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶(Ⅱ)(圖6)(尹贊勛，1973；許靖華等，1987；王根賢等??；王根賢等,1996;Wang Genxian et al.,1996；劉鐘偉等?；劉寶珺等，1993，1994；饒家榮等，1993，1996，2012；郭令智等，2003；許志琴等，2004a；彭松柏等?；肖慶輝等，2016；陸松年等，2016)，其位于整個(gè)欽杭板塊碰撞帶的南西端，其向北東與江西九嶺山地相接，向南西與廣西大瑤山地、云開山地相接。在該碰撞帶上出現(xiàn)了桃江松木塘、新化爐觀、洞口林家溪、安化上升村和溆浦兩江口五處板塊碰撞形成的構(gòu)造混雜堆積(馮益民等，1980；王根賢等??；劉鐘偉等?)，在湘中新化爐觀(圖6)野外露頭上清晰看到華夏洋殼板塊蘭多弗里統(tǒng)周家溪組堅(jiān)硬的石英雜砂巖、石英砂巖等水平擠插到揚(yáng)子陸殼板塊上奧陶統(tǒng)盆地相五峰組柔軟的筆石頁(yè)巖中，五峰組筆石頁(yè)巖被水平擠壓呈褶皺和斷層，使其巖石極為破碎。同時(shí)在該板塊碰撞帶上出現(xiàn)了同碰撞型桃江、白馬山、苗兒山三坨加里東期花崗巖體(圖6)(王根賢等???；劉鐘偉等?)。桃江巖體(422 Ma)(湖南地質(zhì)礦產(chǎn)廳區(qū)域地質(zhì)調(diào)查所，1995)侵位在該板塊碰撞帶東部，在北西向安仁—常德轉(zhuǎn)換斷裂(饒家榮等，1993，1996，2012)與該板塊碰撞帶的交匯點(diǎn)上，桃江巖體呈北西向延伸到巖壩橋小巖體，顯然受該北西向安仁—常德轉(zhuǎn)換斷裂控制，巖壩橋小巖體已侵入到雪峰造山帶Pt老地層中(圖6)。白馬山巖體(438 Ma)(陳衛(wèi)鋒等，2007)侵位在該板塊碰撞帶中部(圖6)，它侵入到早古生代地層，尤其該巖體南、北部均侵入到華夏洋殼板塊蘭多弗里統(tǒng)周家溪組中，在該巖體南東部還見由周家溪組組成的殘留頂蓋，又在該巖體東部見到中泥盆統(tǒng)跳馬澗組沉積覆蓋在白馬山花崗巖體之上(圖8)。苗兒山巖體(435 Ma)和越城嶺巖體(438 Ma)(柏道遠(yuǎn)等，2014b；程順波等，2016)都侵位于該板塊碰撞帶南西端(圖6)。東北、北北東向弧形桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶屬主動(dòng)型走滑深大斷裂帶(王根賢等???；Wang Genxian et al.,1996；劉鐘偉等?；劉寶珺等，1993，1994)，垂直于桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶的湖南鳳凰—茶陵深部物探剖面資料(饒家榮等，1993，1996，2012)確定的加里東期桃江—城步板塊碰撞帶與本文確定的桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶位置完全一致(圖6)，而且深部物探資料又證實(shí)該板塊碰撞帶是切穿巖石圈到達(dá)上地幔(王根賢等??,Wang Genxian et al.，1996；劉鐘偉等?；饒家榮等，1993，1996，2012；劉寶珺等，1993，1994)，物探資料還證實(shí)該板塊碰撞帶北西(即揚(yáng)子陸殼板塊)和南東(即華夏洋殼板塊)的深部巖塊性質(zhì)截然不同，北西(即揚(yáng)子陸殼板塊)為穩(wěn)定的剛性地幔塊體，而南東(即華夏揚(yáng)子板塊)為活動(dòng)的塑性地幔塊體。在華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊強(qiáng)烈碰撞時(shí)，在其兩側(cè)的華夏洋殼板塊北西前緣、揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣及雪峰造山帶也相應(yīng)產(chǎn)生了一系列北東、北北東向切穿巖石圈并到達(dá)上地幔的深大斷裂(王根賢等??；劉鐘偉等?；饒家榮等，1993，1996，2012；方維萱等，2002a)，同時(shí)還產(chǎn)生北西向切穿巖石圈到達(dá)上地幔的安仁—常德和郴州—邵陽等轉(zhuǎn)換斷裂及次級(jí)北西向斷裂(饒家榮等，1993，1996，2012)。北東、北北東向切穿巖石圈到達(dá)上地幔深大斷裂成為上地幔含有金、銻、鎢、銅和鉛、鋅、汞等多種金屬元素的火山巖漿上湧、侵入或噴出理想的導(dǎo)礦構(gòu)造，而北西向轉(zhuǎn)換斷裂及次級(jí)北西向斷裂成為理想的容礦構(gòu)造(王根賢等??；劉鐘偉等?；劉寶珺等，1993，1994；饒家榮等，1993，1996，2012)。

圖8 加里東期白馬山二長(zhǎng)花崗巖體(ηγS2)地質(zhì)略圖Fig.8 A simplified geological map showing Caledonian Baimashan monzogranite (ηγS2)

4.3 加里東期雪峰造山帶(Ⅲ)

在洋殼板塊向陸殼板塊俯沖碰撞時(shí)，沿著陸殼板塊前緣形成造山帶(Jordan et al.,1981，1995；楊永泰，2011)。在加里東期華夏洋殼板塊向北西揚(yáng)子陸殼板塊俯沖碰撞時(shí)，華夏洋殼板塊以A型俯沖形式下插到揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣之下，使揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣崛起形成擁有蘇寶頂主峰(1934 m)(圖6)高聳的雪峰造山帶(圖6、圖10)(許靖華等，1987；王根賢等???,Wang Genxian et al.,1996；劉鐘偉等?；舒良樹等，1993，2006；賈寶華等，1994，2005；丘元禧等，1997；侯光久等，1998；顧雪祥等，2003；許志琴等，2006；丁道桂等，2007；楊經(jīng)綏等，2010；柏道遠(yuǎn)等，2014a；徐先兵等，2015)。它位于整個(gè)江南造山帶的西南段。其呈北東—北北東弧形帶狀醒目地橫跨在北西揚(yáng)子陸殼板塊和南東華夏洋殼板塊之間，其弧形凸向北西，弧頂在安化。其北西邊界在臨湘南—常德北—張家界—保靖—麻栗場(chǎng)—銅仁一線南東，其南東邊界在北東—北北東向弧形桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶之北西(圖6、圖10)(王根賢等???；劉鐘偉等?；柏道遠(yuǎn)等，2014a)。雪峰造山帶將巖石圈深部的古元古代連云山巖群、澗溪沖巖群結(jié)晶基底及新元古代冷家溪群(Pt3ln)褶皺基底和新元古代板溪群(Pt3bn)—志留系(S)沉積蓋層一起崛起到地表(賈寶華等，1994，2005)，現(xiàn)板溪群之上南華紀(jì)—志留紀(jì)(Nh—S)地層迅速被風(fēng)化剝蝕和去頂已不復(fù)存在(馬文璞等，1995)(圖9a)。另外加里東期華夏洋殼板塊向揚(yáng)子陸殼板塊強(qiáng)烈俯沖和強(qiáng)烈碰撞時(shí)，更激活雪峰造山帶深部上地幔攜帶富含金、銻、鎢和銅等熱液成礦物質(zhì)的火山巖漿沿著北東、北北東向切穿巖石圈到達(dá)上地幔深大斷裂上涌、侵入和噴出到雪峰造山帶上的古元古代、元古代老地層中，由于有古元古代、元古代老地層成分和地幔成分混熔形成鈣堿性系列—拉斑系列火山巖和巖漿巖(劉鐘偉，1994；張旗等，1999；賈寶華等，2005；鄧晉福等，2015)，它們顯然屬大陸火山島弧，簡(jiǎn)稱島弧(殷鴻福等，1999；覃小鋒等，2017)。以往將它們?nèi)恳暈榍昂浼o(jì)產(chǎn)物,可喜的是近年在雪峰造山帶范圍內(nèi)也從前寒武紀(jì)火山巖和巖漿巖中剝離出一系列加里東期測(cè)試年齡，在雪峰造山帶東北部古元古代連云山巖群斜長(zhǎng)角閃巖等用SHRIMP鋯石U-Pb法做出加里東期433.2±8.4 Ma和434.6±9.2 Ma等年齡，在古元古代澗溪沖巖群斜長(zhǎng)角閃黑云母巖用SHRIMP鋯石U-Pb法做出加里東期429±10 Ma、443±11 Ma等年齡，在益陽石咀塘侵入或噴出到晚元古代冷家溪群的玄武質(zhì)科馬提巖用SHRIMP鋯石U-Pb法做出加里東期439±11 Ma和434±11 Ma等年齡(以上年齡數(shù)據(jù)均根據(jù)賈寶華等2005年的測(cè)試成果)。在著名的大型沃溪金銻礦床白鎢礦(彭建堂等，2003)用Ar-Ar法測(cè)得加里東期430 Ma和422 Ma等年齡，在雪峰造山帶北西側(cè)Pt老地層伊利石(胡召齊等，2010)用K-Ar法做出加里東期419 Ma等年齡。上述地質(zhì)年齡均客觀證實(shí)雪峰造山帶古元古代、元古代老地層被侵入和噴發(fā)的相當(dāng)數(shù)量的火山巖和巖漿巖是加里東期產(chǎn)物，更重要是雪峰造山帶也是加里東期的產(chǎn)物。在弧后前陸盆地小河壩組出現(xiàn)閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦、黃鐵礦、磁鐵礦和鉻鐵礦等巖漿熱液形成的重礦物及藍(lán)閃石、輝石、角閃石等不穩(wěn)定重礦物等都是由在其南東直接毗鄰的雪峰造山帶提供的。涂光熾等(1989)早已分析指出，雪峰造山帶成礦年齡為800～400 Ma，主要成礦期在400 Ma左右。賈寶華等(2005)也認(rèn)為雪峰造山帶最后定型和相應(yīng)金、銻、鎢、銅和鉛、鋅、汞等礦床最后定型都是在加里東期完成的，現(xiàn)已查明雪峰造山帶有加里東期沃溪等大型金銻礦5處，中型20處(張理剛，1985；劉英俊等，1989；涂光熾等，1989；毛景文等，1997；陳柏林，2001；顧雪祥等，2003)，累計(jì)探明333級(jí) 300 t以上金資源儲(chǔ)量。還應(yīng)強(qiáng)調(diào)在小河壩組重砂樣二次出現(xiàn)藍(lán)閃石(王國(guó)茹等，2011;朱志軍等，2012)，它是組成藍(lán)閃石片巖的標(biāo)志礦物，而藍(lán)閃石片巖是低溫高壓構(gòu)造巖漿條件下的變質(zhì)礦物，并在國(guó)內(nèi)外板塊構(gòu)造中屢見不鮮(吳漢泉，1980；周維全等，1982；張思純等，1983；湯耀慶等，1986；舒良樹等，1993)。董申保(1989)指出揚(yáng)子陸殼板塊北西部祁連山有加里東期藍(lán)閃石片巖出現(xiàn)。藍(lán)閃石片巖被視為板塊碰撞和形成造山帶的重要依據(jù)(Condie et al.,2008；陸松年等，2016)。另?yè)?jù)深部物探研究(饒家榮等，1993，2012；方維萱等2002a、b)在揚(yáng)子陸殼板塊南東被動(dòng)大陸前緣貴州鎮(zhèn)遠(yuǎn)馬坪(貴州省地質(zhì)礦產(chǎn)局一〇八隊(duì))存在太古宙古老板塊碰撞帶。到加里東期華夏洋殼板塊主動(dòng)向揚(yáng)子陸殼板塊強(qiáng)烈碰撞時(shí)，激活了馬坪上地幔含金剛石的金伯利巖漿沿馬坪古老板塊碰撞帶上涌、侵入和噴發(fā)到揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣馬坪寒武系第三統(tǒng)—芙蓉統(tǒng)婁山關(guān)組(3-4l)白云巖中，侵入為含金剛石的金伯利巖(馬大銓，1980；方維萱等，2002a)，淺成為鉀鎂煌斑巖(年齡均值439.1 Ma)(馬大銓，1980；方維萱等，2002b)，該439.1Ma與加里東期440.8±1.2 Ma完全是同一數(shù)量級(jí)，均是加里東期碰撞年齡，顯然金剛石和金伯利巖是公認(rèn)的在板塊強(qiáng)烈碰撞時(shí)形成的高溫高壓的變質(zhì)礦物。在加里東期華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊強(qiáng)烈碰撞的結(jié)果，不僅在雪峰造山帶形成低溫高壓的藍(lán)閃石片巖，而且在揚(yáng)子陸殼板塊南東被動(dòng)大陸前緣貴州鎮(zhèn)遠(yuǎn)馬坪形成高溫高壓的金剛石、金伯利巖。在雪峰造山帶腹地沅陵方子埡一帶(圖6)經(jīng)研究(侯光久等，1998)，從圖上(圖9a)看出其南東部由一系列北東、北北東向背斜、向斜及倒轉(zhuǎn)背斜、倒轉(zhuǎn)向斜及逆沖斷層組成，這種板塊構(gòu)造形跡與北東—北北東向弧形桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶之南東華夏洋殼板塊周家溪組組成的線型緊密復(fù)式褶皺和逆沖斷層走向完全一致，證明兩者是同受加里東期華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊俯沖和碰撞的產(chǎn)物。在圖9a中部向家北和北東有一群加里東期花崗巖(γ3)及輝綠巖(βμ3)侵入和噴出在Pt老地層之中。從沅陵方子埡地區(qū)構(gòu)造簡(jiǎn)圖(圖9a)作南東東—北西西圖切剖面(圖9b)，由該圖更具體而形象表現(xiàn)出由華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊強(qiáng)烈俯沖和碰撞形成的這種北東、北北東向線型緊密復(fù)式褶皺，它們又被一系列逆沖斷層切割。

圖9 (a)沅陵方子埡地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造簡(jiǎn)圖；(b)沅陵方子埡地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造剖面圖(圖9a、b據(jù)侯光久等，1998，修改)Fig.9 (a)Sketch map showing the geologic structure at Fangziya area,Yuanling County;(b)sketch map showing geological structure profile at Fangziya area,Yuanling County (modified from Hou Guangjiu et al.,1998&)(b)圖：①～② 板溪群五強(qiáng)溪組：① 二段，② 一段;③ 板溪群通塔灣組;④～⑦ 板溪群馬底驛組：④五段，⑤ 四段，⑥ 三段，⑦ 二段Fig.(b):①～② The Wuqiangxi Formation,Banxi Group,Neoproterozoic：① the 2nd Member，② the 1st Member;③ The Tongtawan Formation,Banxi Group,Neoproterozoic：④～⑦ The Madiyi Formation,Banxi Group,Neoproterozoic：④ the 5th Member，⑤ the 4th Member，⑥ the 3rd Member，⑦ the 2nd Menber

4.4 揚(yáng)子陸殼板塊蘭多弗里世埃隆期沉積洋盆即華夏洋殼板塊弧后前陸盆地(Ⅳ)

弧后前陸盆地發(fā)育于弧后的造山帶前(Jordan et al.,1981，1995；楊永泰，2011)，弧后前陸盆地典型實(shí)例在侏羅紀(jì)晚世至第三紀(jì)早世發(fā)育于北美西部沿著東太平洋沿岸南北延伸達(dá)數(shù)千千米的科迪勒拉山前的弧后前陸盆地。所謂弧后是指造山帶上發(fā)育有陸殼成分和幔源成分混熔形成鈣堿性系列—拉斑系列火山巖或巖漿巖，屬大陸火山島弧，而前陸盆地又在該造山帶上的大陸火山島弧的后緣，因此它就是弧后前陸盆地。雪峰造山帶被侵入或噴發(fā)的火山巖和巖漿巖是由Pt老地層成分和深部幔源成分互相混熔形成的鈣堿性系列—拉斑系列火山巖和巖漿巖，應(yīng)屬大陸火山島弧，簡(jiǎn)稱島弧(劉鐘偉，1994；張旗等，1999；鄧晉福等，2015)。華夏洋殼板塊前陸盆地既在雪峰造山帶前,又在大陸火山島弧后緣，因而此時(shí)的華夏洋殼板塊前陸盆地就是華夏洋殼板塊弧后前陸盆地(圖6、圖10)(何登發(fā)等，1996；楊永泰，2011；朱小輝等，2014)。該弧后前陸盆地分布在臨湘南—常德北—張家界—保靖—麻栗場(chǎng)—銅仁一線北西，即在湘西北地區(qū)(圖6、圖10)，其南東與高聳的雪峰造山帶毗鄰。因華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊大規(guī)模俯沖和強(qiáng)烈碰撞，將揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣崛起成雪峰造山帶，使揚(yáng)子陸殼板塊蘭多弗里世埃隆期沉積洋盆即華夏洋殼板塊弧后前陸盆地明顯向北西退縮到臨湘南—常德北—張家界—保靖—麻栗場(chǎng)—銅仁一線，退縮距離為120～140 km，使此期該弧后前陸盆地大大縮小。

圖10 加里東期華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊俯沖、碰撞和造山模式圖(參考Allen et al.，2005)Fig.10 Model map showing the subduction—collision—orogeny between the Yangtze Plate (continent crust)and the Cathaysia Plate (ocean crust)(reference to Allen et al.,2005’s diagram)① 華夏洋殼板塊;② 華夏洋殼板塊A型俯沖碰撞;③ 逆沖帶;④ 揚(yáng)子陸殼板塊;⑤ 加里東期雪峰造山帶;⑥ 大陸火山島弧;⑦ 犁形弧后前陸盆地;⑧ 北東向張家界—銅仁深大斷裂;⑨ 華夏洋殼板塊周家溪組(S1z)褶皺山地; S1xh三角洲相—濱海相小河壩組; S1s開闊臺(tái)地相石牛欄組;S1b深水盆地相斑鳩關(guān)組① Cathaysia oceanic crust plate;② A-type subduction—collision on the COCP;③ obduction zone;④ Yangtze continental crust plate;⑤ Caledonian Xuefeng orogenic zone;⑥ continental volcanic arc;⑦ plow-shaped retroarc foreland basin;⑧ NE-trending Zhangjiajie—Tongren deep rupture;⑨ Zhoujiaxian (S1z)fold mountain land on the COCB; the Siaohopa Formation (S1xh)composed of delta—littoral facies strata; the Shiniulan Formation (S1s)constituted of open-platform facies strata; the Banjiuguan Formation (S1b)of deep water basin facies

在揚(yáng)子陸殼板塊蘭多弗里世埃隆期沉積洋盆即弧后前陸盆地上的小河壩組(S1xh)沉積就是該弧后前陸盆地的第一個(gè)沉積蓋層。小河壩組下部為灰綠色、黃綠色中厚層、塊狀云母質(zhì)石英砂巖、長(zhǎng)石石英砂巖、石英粉砂巖、長(zhǎng)石石英粉砂巖夾灰綠色、黃綠色粉砂質(zhì)頁(yè)巖、泥頁(yè)巖。在該弧后前陸盆地南西后緣保靖復(fù)興場(chǎng)(圖6)小河壩組下部夾1～2層黑色中厚層中粒、中粗粒砂巖、云母質(zhì)砂巖。又在該弧后前陸盆地中部后緣張家界溫塘的小河壩組底部見厚層含鐵錳質(zhì)石英砂巖。小河壩組上部為灰綠色、黃綠色粉砂質(zhì)頁(yè)巖、泥頁(yè)巖夾灰綠色、黃綠色粉砂巖、見少量中薄層石英細(xì)砂巖。在其上部夾有3.2～40.7 m薄中層或扁豆體灰?guī)r，局部出現(xiàn)中厚層結(jié)晶灰?guī)r、生物(屑)灰?guī)r，砂質(zhì)灰?guī)r，鮞粒灰?guī)r、瘤狀泥灰?guī)r等，其由南東往北西由薄至厚變化?；?guī)r、生物(屑)灰?guī)r含泥砂由南東往北西由多變少。在其上部生物(屑)灰?guī)r中產(chǎn)豐富底棲生物：腕足類、腹足類、雙殼類、三葉蟲、海百合等，還見有造礁生物層孔蟲、苔蘚蟲、四射珊瑚和床板珊瑚及藻類，在局部有利地段它們形成小型礁灘。此外還有浮游有孔蟲、游泳角石和幾丁蟲及牙形刺等，在云母質(zhì)頁(yè)巖、泥頁(yè)巖中產(chǎn)少量浮游筆石(林寶玉等，1998)。在小河壩組砂巖、粉砂巖層面上有豐富而且形態(tài)各異的淺水遺跡化石。小河壩組弧后前陸盆地南東后緣是保靖復(fù)興場(chǎng)—張家界溫塘—石門袁湖峪沉降沉積中心，其厚550～650 m，最厚749 m，但往該弧后前陸盆地北西前緣迅速變薄，僅厚200～300 m，最薄處重慶黔江兩會(huì)厚135 m。從該弧后前陸盆地橫切面可看出是南東后緣厚北西前緣薄呈犁形弧后前陸盆地(圖10)。砂巖、粉砂巖層面上浪成波痕十分發(fā)育，有對(duì)稱和不對(duì)稱波痕。根據(jù)幾百個(gè)不對(duì)稱波痕和大量交錯(cuò)層理系統(tǒng)測(cè)量(朱志軍等，2010，2012)判斷出小秦嶺洋流(張思純等，1983；潘桂棠等，1996；殷鴻福等，1999)由北西向南東流。砂巖、粉砂巖層中大型交錯(cuò)層理、魚骨狀交錯(cuò)層理均很發(fā)育，厚層塊狀砂巖、粉砂巖中平行層理和粒序?qū)永戆l(fā)育(劉寶珺，1982；劉寶珺等,1993，1994)，在粉砂質(zhì)頁(yè)巖、泥頁(yè)巖中水平層理和微細(xì)水平層理常見。小河壩組巖性變化：由南東后緣中厚層中粗粒云母質(zhì)石英砂巖、中粗粒石英砂巖向北西前緣迅速變?yōu)橹斜臃凵百|(zhì)頁(yè)巖、泥頁(yè)巖夾少量薄中層石英粉砂巖，顯然由該弧后前陸盆地沉降沉積中心保靖復(fù)興場(chǎng)—張家界溫塘—石門袁湖峪一線到北西前緣龍山—桑植北—監(jiān)利一線，陸屑呈現(xiàn)出由厚、多、粗到薄、少、細(xì)的明顯變化(圖6)。華夏洋殼板塊弧后前陸盆地蘭多弗里統(tǒng)埃隆階小河壩組還出現(xiàn)大量重砂礦物(王國(guó)茹等，2011；朱志軍等，2012)，其中穩(wěn)定礦物是鋯石、榍石、獨(dú)居石、銳鈦礦、白鈦礦、電氣石、石榴子石和磷灰石等；不穩(wěn)定礦物是藍(lán)閃石、輝石、角閃石和綠簾石等；沉積巖礦物是赤鐵礦、褐鐵礦和尖晶石等；巖漿熱液成礦礦物是閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦、黃鐵礦、磁鐵礦和鉻鐵礦等。特別應(yīng)指出二次小河壩組重砂采樣分析都出現(xiàn)藍(lán)閃石，樣品編號(hào)STW005藍(lán)閃石含量0.49%，SQ022藍(lán)閃石含量0.43%(王國(guó)茹等，2011；朱志軍等，2012)。從湘西北—渝南東小河壩組的穩(wěn)定礦物由南東往北西可搬運(yùn)到達(dá)湘鄂渝黔毗鄰地帶，甚至更遠(yuǎn)，只是數(shù)量逐漸減少。而不穩(wěn)定礦物只在該弧后前陸盆地南東后緣分布，而到北西前緣數(shù)量極少或無。將小河壩組新鮮石英、長(zhǎng)石(鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石)、巖屑作Dickinson物源判別圖(Dickinson et al.，1983；朱志軍等，2012)，判斷出小河壩組石英、長(zhǎng)石和巖屑所有樣品都落在石英再旋回造山帶區(qū)域內(nèi)，這就證明小河壩組陸屑、巖屑和石英、長(zhǎng)石及上面提及的重礦物等都是南東加里東期雪峰造山帶及其上大陸火山島弧提供。從小河壩組沉積相帶來看，在該弧后前陸盆地南東后緣陸屑、巖屑等粗雜，分選差，是保靖—石門三角洲相(王澤中，1996)(Ⅳ-1)(圖6、圖10)，在該弧后前陸盆地湘鄂渝黔北西前緣陸屑、巖屑等細(xì)勻，分選好，過渡為龍山—根子山濱海相(Ⅳ-2)(圖6、圖10)。

石牛欄組(S1s)：由小河壩組往北東[石門龍池河、鄂西宣恩高羅(湖北省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)；葛治洲等，1979)]、北西[渝南纂江觀音橋、石牛欄(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)一〇七隊(duì)；金淳泰等，1982)]、南西[黔北東印江合水(貴州省地質(zhì)礦產(chǎn)局一〇八隊(duì)；葛治洲等，1979)]三個(gè)方向逐漸相變?yōu)樘m多弗里統(tǒng)埃隆階石牛欄組。湘西北只在石門龍池河(葛治洲等，1979)一帶見有石牛欄組，暫命名為龍池河開闊臺(tái)地相(Ⅳ-3)(圖6、圖10)。石牛欄組下部為黑色灰質(zhì)頁(yè)巖與薄層瘤狀灰?guī)r、生物(屑)灰?guī)r互層，上部灰色瘤狀灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r、結(jié)晶及致密灰?guī)r、生物屑灰?guī)r、介殼灰?guī)r、偶夾黃綠色泥頁(yè)巖、粉砂質(zhì)頁(yè)巖。貴州印江合水(葛治洲等，1979)的石牛欄組上部出現(xiàn)較多黃綠色、灰綠色薄中層含云母粉砂巖、含云母石英細(xì)砂巖，這里與湘西北小河壩組毗鄰，雪峰造山帶上更多泥砂和云母等陸屑遭風(fēng)化剝蝕后被傾瀉到華夏洋殼板塊弧后前陸盆地中，又經(jīng)過湘西北小河壩組被搬運(yùn)沉積到印江合水的石牛欄組上部。而遠(yuǎn)離湘西北小河壩組的渝南綦江觀音橋、石牛欄等地的石牛欄組的砂泥和云母等陸屑大大減少或無。而灰?guī)r、泥灰?guī)r等盆屑大大增加。由該弧后前陸盆地南東至北西石牛欄組由厚(300～400 m)到薄(150～250 m)。該組產(chǎn)十分豐富底棲生物：腕足類、雙殼類、腹足類、三葉蟲、四射珊瑚、床板珊瑚、層孔蟲、苔蘚蟲、海百合等和浮游筆石、幾丁蟲和牙形刺(林寶玉等，1998)。石牛欄組局部生物灰?guī)r由四射珊瑚、床板珊瑚、層孔蟲、苔蘚蟲及藻類形成更具規(guī)模的礁灘(張廷山等，1999；倪超等，2016))。從上述由北東、北西、南西方向的石牛欄組開闊臺(tái)地相(Ⅳ-3)到湘鄂渝黔毗鄰區(qū)即該弧后前陸盆地北西前緣小河壩組濱海相(Ⅳ-2)，再到該弧后前陸盆地南東后緣小河壩組三角洲相(Ⅳ-1)(圖6、圖10)，顯然海水由較深到較淺的變化，當(dāng)時(shí)小秦嶺洋流(張思純等，1983；潘桂棠等，1996；殷鴻福等，1999)流動(dòng)方向也是由北西流向南東直抵雪峰造山帶北西山腳下(圖6、10)。

Condie 等(2008)提出判別洋內(nèi)板塊俯沖碰撞和形成造山帶的8條板塊構(gòu)造特征的構(gòu)造巖石組合(表2)。目前多數(shù)學(xué)者認(rèn)為蛇綠巖不是判別板塊碰撞和形成造山帶的唯一標(biāo)準(zhǔn)，還應(yīng)對(duì)洋內(nèi)8條板塊構(gòu)造巖石組合進(jìn)行綜合判別(Condie et al.,2008；楊永泰等，2011)。

表2 洋內(nèi)板塊構(gòu)造的構(gòu)造巖石組合(據(jù) Condie et al.,2008)Table 2 Petrotectonic assemblage of intra-oceanic plate tectonics (after Condie et al.,2008)

本文已涉及加里東期：存在島弧和弧后、存在前陸盆地和弧后前陸盆地、存在藍(lán)片巖、揚(yáng)子陸殼板塊南東被動(dòng)陸緣存在鉛、鋅、汞和雪峰造山帶存在金、銻、鎢、銅等多金屬礦床，依據(jù)存在這5種構(gòu)造巖石組合，還根據(jù)揚(yáng)子陸殼板塊被動(dòng)大陸南東前緣馬坪出現(xiàn)高溫高壓形成的金剛石和金伯利巖等，筆者等認(rèn)為華南確實(shí)存在加里東期華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊俯沖碰撞并形成了加里東期北東、北北東向弧形桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶和形成了加里東期雪峰造山帶。

5 華南洋

對(duì)中國(guó)南方南華紀(jì)—三疊紀(jì)巖相古地理系統(tǒng)研究(劉寶珺等，1993，1994)指出在揚(yáng)子陸殼板塊南東被動(dòng)陸緣上的留茶坡組、煙溪組等為深水盆地相，其分布在華南洋盆中心，海水最深達(dá)3000 m左右。揚(yáng)子陸殼板塊范圍內(nèi)在湘西—黔東南華系大塘坡組錳礦層中(黃慧瓊等，1988)、湘西吉首紅坪寒武系紐芬蘭統(tǒng)晉寧階原留茶坡組上部(湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局四〇五隊(duì))、江西萍鄉(xiāng)下寒武統(tǒng)牛角河組和湘南永州中奧陶統(tǒng)煙溪組(鄭寧等，2012)、贛南永新—崇義下、中奧陶統(tǒng)(袁鄂榮等，1992)、湘中中上奧陶統(tǒng)(何垚硯等，2016)、中上揚(yáng)子上奧陶統(tǒng)五峰組(劉偉等，2010)均在硅質(zhì)巖中發(fā)現(xiàn)放射蟲，其中吉首紅坪在薄片中放射蟲保存完好，放射蟲數(shù)量占薄片視域50%。放射蟲是海洋單細(xì)胞原生動(dòng)物，它由硅質(zhì)放射骨針和硅質(zhì)硬殼組成，外部被肉體包裹，它營(yíng)浮游生活方式，能在大洋中漂洋過海，死后沉落到4000 m深的洋底(鄭寧等，2012)，外部肉體腐爛掉，剩下硅質(zhì)放射骨針和硅質(zhì)硬殼，它在現(xiàn)代四大洋(陳木宏等，1996)中比比皆是，并形成硅質(zhì)放射蟲軟泥，它是深水大洋的重要生物標(biāo)志，可見上述從南華紀(jì)到晚奧陶世發(fā)現(xiàn)的硅質(zhì)放射蟲可說明華南從南華紀(jì)到早古生代存在華南洋。

北秦嶺二郎坪群(張思純等，1983)具板塊構(gòu)造的細(xì)碧角斑巖，含基性、超基性巖團(tuán)塊，夾有Liosphaeridae、Stylosphaeridae等放射蟲和夾有Syringopora等床板珊瑚，它們都是揚(yáng)子陸殼板塊生物地理區(qū)系古生代標(biāo)志化石，上述蛇綠巖測(cè)得鋯石年齡420 Ma、435 Ma、457 Ma，由此證明這里為典型的早古生代蛇綠巖套。在早古生代小秦嶺洋向南西俯沖過程中在小秦嶺洋北東岸和小秦嶺洋中鏈狀大洋島弧之間形成東西向或北西向朱陽關(guān)—夏館深大斷裂帶，沿該斷裂帶夾雜呈鏈狀分布的基性、超基性巖塊，尤其還夾雜殘留的藍(lán)閃石、藍(lán)晶石等低溫高壓礦物。從大區(qū)域看，小秦嶺洋不僅與華南洋相通，而且與橫貫歐亞早古生代原特提斯多島洋相通。對(duì)東特提斯多島洋研究(潘桂棠等，1996)認(rèn)為小秦嶺洋(又稱秦祁昆洋)是遵循多島弧的造山模式，出現(xiàn)蛇綠巖套可形成小洋盆，它是早古生代原特提斯多島洋的一部分。對(duì)特提斯多島洋深入研究(殷鴻福等，1999)指出特提斯多島洋是界于崗?fù)呒{古陸和歐亞古陸之間的多島洋盆，它從阿爾卑斯山西界往東一直到古西太平洋入口，東西綿延數(shù)千千米。特提斯多島洋從新元古代到中生代，經(jīng)歷長(zhǎng)期多階段的發(fā)展演化，其地塊與裂谷、海道，微板塊與小洋盆、島弧，邊緣海與海溝多次裂離與聚合的洋陸間的多島洋盆，中國(guó)屬特提斯多島洋范疇。早古生代為原特提斯多島洋階段，華南洋是原特提斯多島洋的一部分，即華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊之間開闊的洋盆就是早古生代華南洋(圖3)。另外揚(yáng)子陸殼板塊與華北陸殼板塊之間為早古生代小秦嶺洋(圖6、圖10)。

綜上所述，筆者等編制出中國(guó)南方在加里東期(440.8±1.2 Ma)華夏洋殼板塊向揚(yáng)子陸殼板塊俯沖、碰撞和造山模式見圖10。

6 對(duì)張家界地區(qū)小溪峪組時(shí)代及特列奇階地層與上覆地層接觸關(guān)系的商榷

2006年和2008年戎嘉余、王懌等考察研究張家界林場(chǎng)小溪峪組剖面，其研究結(jié)論(王懌等，2010；戎嘉余等，2019)認(rèn)為該小溪峪組特列奇階之上存在沉積間斷，它與其上地層為假整合接觸，缺失文洛克統(tǒng)(S2)，并存在“特列奇期揚(yáng)子上升”。根據(jù)筆者等和諸多學(xué)者多年研究成果與其有不同的結(jié)論，故有必要將筆者等和諸多學(xué)者研究成果在此提出來進(jìn)行學(xué)術(shù)交流和商榷。

筆者等和諸多學(xué)者(劉時(shí)藩，1983；王根賢等;王根賢等,1985,1988,1996；Wang Genxian et al.，1996；張仁杰，1984；潘江，1986；張欣平等，1986；左自璧，1987；耿良玉，1988，1990，1999；Geng Liangyu et al.,1997；王澤中，1996；Peng Shanchi et al.，2005；彭松柏?；王成源，2013；王曉飛，2013；趙文金等，2014；林寶玉等，2021)對(duì)張家界市張家界林場(chǎng)和溫塘兩剖面小溪峪組多次考察研究，還對(duì)張家界林場(chǎng)小溪峪組剖面(王根賢等，1988)(圖11)兩次逐層加密系統(tǒng)化石采樣，幾丁蟲、牙形刺、腕足類、雙殼類及喙殼類、三葉蟲、微古植物、遺跡化石和魚化石，分別由耿良玉、王成源、戎嘉余、張仁杰、伍鴻基、方曉思、張欣平和劉時(shí)藩等鑒定。該組總厚480.13 m。其下段(3層相當(dāng)于上紅層)與下伏1～2層秀山組(xx)為連續(xù)沉積、整合接觸(王根賢等，1988)(圖11)，內(nèi)產(chǎn)幾丁蟲Angochitinalongicollis牙形刺Spathograthoduscelloni(左自璧，1987)和Coronocephalus—Stomatograptus—Salopinella—Sichuanoceras秀山動(dòng)物群(王根賢等，1985)。下段3層(xx)其巖性為紫紅色、灰綠色中薄層泥質(zhì)粉砂巖夾薄中層細(xì)砂巖，厚22.82 m，產(chǎn)幾丁蟲Angochitinalongicollis(Eisenack，1959)、腕足類、三葉蟲、腹足類、雙殼類、介形類等，幾丁蟲屬種對(duì)應(yīng)于瑞典crenulata筆石帶下部、其層位應(yīng)相當(dāng)于蘭多弗里統(tǒng)特列奇階上部，屬于近濱相；其上段下部(4～5層)灰綠色、黃白色中厚層、薄層鈣質(zhì)頁(yè)巖、鈣質(zhì)粉砂巖夾2～4 cm厚泥質(zhì)灰?guī)r薄層及透鏡體，共厚50.87 m，4層(xx)厚22.82 m內(nèi)產(chǎn)幾丁蟲Angochitinalongicollis及豐富腕足類、三葉蟲、腹足類、雙殼類及喙殼類、海百合和介形蟲等。該幾丁蟲屬種對(duì)應(yīng)于瑞典crenulata筆石帶頂部，即相當(dāng)于蘭多弗里統(tǒng)特列奇階頂部。5層(xx)厚41.54 m內(nèi)產(chǎn)牙形刺Apsidognathusruginosusscutatus和幾丁蟲Angochitinalongicollis及豐富底棲生物：腕足類、腹足類、雙殼類及喙殼類、三葉蟲、海百合和介形類等。5層的時(shí)代劃分有分歧：王成源(2013)認(rèn)為仍屬于蘭多弗里世特列奇期，不可能是文洛克世，依據(jù)是M?nnik (2007)的觀點(diǎn)：牙形刺Aspidognathus屬?gòu)牟辉竭^蘭多弗里統(tǒng)—文洛克統(tǒng)的界限。耿良玉認(rèn)為其時(shí)代是文洛克世申伍德期，依據(jù)是：在瑞典筆石頁(yè)巖中已標(biāo)定：幾丁蟲Angochitinalongicollis的分布上界是riccartonensis筆石帶(Mullins and Loydell ，2001)，而5層正是Angochitinalongicollis分布的最高層位。因此，本剖面Coronocephalus—Stomatograptus—Salopinella—Sichuanoceras秀山動(dòng)物群的時(shí)代從2層上延至5層，即從特列奇期上部上延穿時(shí)至文洛克世申伍德期。4與5層的界限是蘭多弗里統(tǒng)與文洛克統(tǒng)的界線。耿良玉還指出：由于現(xiàn)文洛克統(tǒng)底界層型剖面的諸多不足，國(guó)際地層委員會(huì)志留系分會(huì)(ISSS)2000年在澳大利亞的Orange會(huì)議上決定重新研究文洛克統(tǒng)的底界。目前各國(guó)正在尋求候選層型剖面以替代現(xiàn)層型剖面。國(guó)際志留系分會(huì)(ISSS)一直主張：在新的層型剖面通過之前，暫時(shí)維持文洛克統(tǒng)底界的現(xiàn)標(biāo)準(zhǔn)不變，即：筆石劃在centrifugus帶之底；牙形刺劃在amorphognathoides帶內(nèi)部。M?nnik (2007)和王成源(2013)將文洛克階的底界自行上提到牙形刺bicornis帶的上亞帶，即相應(yīng)上提到了murchisoni筆石帶的下部，比現(xiàn)標(biāo)準(zhǔn)提高了近一個(gè)半筆石帶。這只是牙形刺一家的主張線，不是法定線。若以此作為劃分文洛克統(tǒng)底界的標(biāo)準(zhǔn)，勢(shì)必將現(xiàn)標(biāo)準(zhǔn)的文洛克統(tǒng)的一部分下移到蘭多弗里統(tǒng)上部，從而引起不必要的混亂。4～5層生物相屬腕足類BA3相(Ziegler,1965；Boucot,1975)沉積相屬混積陸棚相，顯示此時(shí)這里海水明顯加深，達(dá)到30～60 m，應(yīng)是該剖面小溪峪組從蘭多弗里世至普里多利世(—S4)全過程中海水最深的時(shí)段。其上段中部(6～8層)灰綠色、黃綠色粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖夾細(xì)砂巖，共厚95.29 m，6層(xx)厚28.67 m內(nèi)產(chǎn)幾丁蟲Lambdachitinatabernaculifera(Laufeld，1974)等，它在瑞典對(duì)應(yīng)于ludensis筆石帶，可確定6層為文洛克統(tǒng)頂部()，屬近濱相。中南地區(qū)區(qū)域地層對(duì)比研究(彭松柏等?)指出小溪峪組下部和上部為連續(xù)沉積、整合接觸。志留紀(jì)四射珊瑚研究(何心一等，2009)確認(rèn)Protopilophyllum、Dentilasma兩屬全球首現(xiàn)在黔北東石阡雷家屯蘭多弗里統(tǒng)埃隆階石牛欄組，在此隨后上延到文洛克世(S2)，并由此經(jīng)渝南、川北、甘肅、新疆分布到中亞哈薩克斯坦等地文洛克世至拉德洛世(S2—S3)。揚(yáng)子陸殼板塊陜南紫陽芭蕉口筆石頁(yè)巖深水盆地相志留系剖面存在蘭多弗里統(tǒng)至文洛克統(tǒng)(Llandovery—Wenlock)連續(xù)沉積(傅力浦等，2006，2009；王健等，2009)，其蘭多弗里統(tǒng)頂部為Cyrtograptusinsectus筆石帶，其文洛克底部為Cyrtograptuscentrifugus筆石帶，這與國(guó)際蘭多弗里統(tǒng)頂部Cyrtograptusinsectus筆石帶、文洛克統(tǒng)底部Cyrtograptuscentrifugus筆石帶完全可以對(duì)比，芭蕉口剖面文洛克統(tǒng)下中部為Cyrtograptusmurchisoni筆石帶、Monograptusriccartonensis，等筆石帶，它們也與國(guó)際文洛克統(tǒng)下中部?jī)晒P石帶完全可以對(duì)比。幾丁蟲Angochitinalongicollis在該剖面從蘭多弗里統(tǒng)至文洛克統(tǒng)同諸筆石帶共生，它的上限到達(dá)Cyrtograptusmurchisoni筆石帶中部(更高層位未取樣)。Angochitinalongicollis在我國(guó)志留系分布廣泛，地質(zhì)歷程較長(zhǎng)，從蘭多弗里世至文洛克世(戎嘉余等，2019)。上述諸多客觀事實(shí)均證明揚(yáng)子陸殼板塊及華南蘭多弗里統(tǒng)至文洛克統(tǒng)為連續(xù)沉積、整合接觸，而不是假整合接觸，不存在文洛克統(tǒng)缺失，不存在所謂的“特里奇期揚(yáng)子上升”(王根賢等，1988；耿良玉等，1999；林寶玉等，2021)。其上段上部9～11層共厚184.80m，為連續(xù)沉積和整合接觸，[11層夾紫紅色相當(dāng)?shù)釚|關(guān)底組紅層(王成源，1980、1988、2001、2013)]11層厚38.60 m，巖性為灰綠色、黃綠色夾紫紅色中薄層石英粉砂巖夾薄中層石英細(xì)砂巖、薄層粉砂質(zhì)頁(yè)巖，其中11層紅層下部產(chǎn)幾丁蟲Lambdachitinacrassispina(Eisenack，1964)等，它在瑞典分布時(shí)限從筆石帶scanicus至leintwardinensis，11層下部可確定為拉德洛統(tǒng)下部()。關(guān)底組頂部牙形刺Ozarkodinacrispa帶(王成源2013)相當(dāng)于拉德洛統(tǒng)頂部，故11層頂部可對(duì)比為拉德洛統(tǒng)頂部，11層下部至頂部相當(dāng)于整個(gè)拉德洛統(tǒng))。9～11層產(chǎn)較多遺跡化石屬潮坪相。其上段頂部(12～13層)與上覆14層上泥盆統(tǒng)云臺(tái)觀組(D3y)為假整合接觸(王根賢等，1988)(圖11)，該組產(chǎn)腕足類Cyrtospirifersp.和孢子Samarispoeitesconcinnus等。12～13層(xx或S4xx)共厚126.35 m，其巖性灰綠色中厚層石英砂巖、中厚層石英粉砂巖夾灰綠色薄層粉砂質(zhì)頁(yè)巖，產(chǎn)細(xì)小薄殼腕足類Lingula，遺跡化石Skolithos，魚碎片和微古植物(方曉思鑒定報(bào)告)。張家界林場(chǎng)12～13層、溫塘小溪峪組上部和渝南東秀山迴星哨原迴星哨組上部皆產(chǎn)具孔和復(fù)雜紋飾的植物表皮碎片化石:Category 1、2、3sensuEdwards 1982(Edwards，1982；王懌等，2010)該植物表皮化石還產(chǎn)于江蘇大豐Ne-2井下“墳頭組”頂部，而該層位又產(chǎn)有普里多利統(tǒng)下部幾丁蟲Fungochitinakosovensis(耿良玉等，1999；Geng Liangyu et al.,1997)。1993年夏本文第一作者和王俊卿到湘西北保靖卡棚小溪峪組上部采了微古植物樣，內(nèi)產(chǎn)陸生植物孢子、幾丁蟲和蟲顎等(高聯(lián)達(dá)鑒定報(bào)告)，只有出現(xiàn)陸生植物才有可能出現(xiàn)陸生植物孢子，從水生植物演化到陸生植物，顯然是植物界進(jìn)到一個(gè)嶄新時(shí)代，又根據(jù)上述江蘇大豐幾丁蟲時(shí)代對(duì)比，可確定張家界地區(qū)小溪峪組頂部(12～13層)為普里多利統(tǒng)或普里多利統(tǒng)下部。1965年湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì)在1∶200000吉首幅西部渝南東秀山水源頭(圖6)小溪峪組上部采到魚化石Eugaleaspisxiushanensis(劉時(shí)藩，1983)。1975年夏本文第一作者等在湘西北保靖卡棚小溪峪組上部采到魚化石Eugaleaspiscf.xiushanensis(王根賢等，1985；潘江，1986)。近年在張家界林場(chǎng)12～13層、溫塘小溪峪組上部和渝南東秀山迴星哨原迴星哨組上部均采到無頜類盔甲魚目：Dunyuxiashanensis(原名Eugaleaspisxiashanensis)(趙文金等，2014)和有頜類盾皮魚綱：Wangolepissinensis(趙文金等，2014)。根據(jù)張家界林場(chǎng)11層紅層對(duì)比為整個(gè)拉德洛統(tǒng)),12～13層又與江蘇大豐“墳頭組”頂部普里多利統(tǒng)下部幾丁蟲對(duì)比，筆者等建議張家界地區(qū)小溪峪組上部產(chǎn)出的無頜類和有頜類化石層位應(yīng)置于普里多利統(tǒng)或普里多利統(tǒng)下部為宜。張家界溫塘剖面小溪峪組頂部(王曉飛，2013)(相當(dāng)于張家界林場(chǎng)剖面小溪峪組12～13層)出現(xiàn)中粒石英砂巖、中粒長(zhǎng)石石英砂巖，見有交錯(cuò)層理和對(duì)稱波痕及干涉波痕等。張家界林場(chǎng)剖面小溪峪組12～13層生物相屬腕足類BA1相(Ziegler,1965；Boucot,1975)和遺跡化石屬Skolithos相(Seilacher，1967；張欣平等，1986)，這時(shí)洋盆水體最淺屬前濱相上部至潮間帶，海水淺至0～10 m?？傮w看出張家界林場(chǎng)和溫塘兩剖面小溪峈組由下部到上部石英等陸屑增多增厚變粗，長(zhǎng)石碎屑增多變粗，顯示為一個(gè)迅速海退程序，反映揚(yáng)子陸殼板塊上的弧后前陸盆地在迅速垂直上升。

2017年林寶玉等對(duì)溫塘志留系剖面考察研究。筆者等1984年起在張家界市(原大庸縣城)至張家界地質(zhì)公園公路沿途多次對(duì)志留系龍馬溪組—小河壩組—溶溪組—秀山組—小溪峪組考察研究均認(rèn)為張家界地區(qū)志留系各組間均為連續(xù)沉積和整合接觸，不存在沉積間斷(王根賢等;王根賢等，1985，1988；耿良玉等，1999；林寶玉等,2021)。

近年來在大別山北麓(彭松柏等?；李廷棟等，2016)相繼發(fā)現(xiàn)寒武紀(jì)高肌蟲、小殼化石及奧陶紀(jì)幾丁蟲等，它們是揚(yáng)子陸殼板塊生物地理區(qū)系早古生代的標(biāo)志化石，說明大別山北麓乃是揚(yáng)子陸殼板塊范疇，因而揚(yáng)子陸殼板塊北東邊界要向北東遷移到北西西向商(商南)—丹(丹鳳)深大斷裂帶南西盤，直到志留紀(jì)普里多利世末，即約419.2±3.2 Ma(國(guó)際地層委員會(huì),2013)揚(yáng)子陸殼板塊與華北陸殼板塊在北西西向商—丹深大斷裂帶碰撞到一起(吉讓壽等，1990，2004；殷鴻福等，1999；李廷棟等，2016)，使揚(yáng)子陸殼板塊上的弧后前陸盆地抬升為陸，使小秦嶺洋(張思純等，1983；潘桂棠等，1996；殷鴻福等，1999)完全關(guān)閉，結(jié)束了揚(yáng)子陸殼板塊從南華紀(jì)—志留紀(jì)(Nh—S)漫長(zhǎng)的地質(zhì)發(fā)展演化歷史。

7 幾點(diǎn)認(rèn)識(shí)

(1)在上奧陶統(tǒng)天馬山組頂部Normalogratuspersculptus筆石帶末即大約443.8±1.5 Ma時(shí)華夏洋殼板塊主動(dòng)向北西揚(yáng)子陸殼板塊水平俯沖到北東向雙峰天馬山—興安田林口一線、又受火山噴發(fā)、大陸冰川和宜昌上升等影響，造成顯生宙第二次生物大滅絕。在蘭多弗里統(tǒng)魯?shù)るA龍馬溪組頂部Coronographuscyphus筆石帶末即大約440.8±1.2 Ma時(shí)華夏洋殼板塊主動(dòng)向北西揚(yáng)子陸殼板塊大規(guī)模水平俯沖和強(qiáng)列碰撞，并形成北東，北北東向弧形桃江—白馬山—苗兒山板塊碰撞帶。

(2)由于加里東期華夏洋殼板塊主動(dòng)與揚(yáng)子陸殼板塊俯沖碰撞，華夏洋殼板塊以A型俯沖形式下插到揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣之下，并促使揚(yáng)子陸殼板塊南東前緣迅速崛起形成加里東期雪峰造山帶。

(3)在雪峰造山帶形成時(shí)，它又將揚(yáng)子陸殼板塊新的南東前緣牽引、繞曲和凹陷成華夏洋殼板塊前陸盆地，隨后該前陸盆地又在雪峰造山帶上的大陸火山島弧后緣，因此該時(shí)前陸盆地就是華夏洋殼板塊弧后前陸盆地，并且前陸盆地和弧后前陸盆地南東后緣抬升較高而北西前緣抬升較低，因而形成前陸盆地和弧后前陸盆地南東后緣高而北西前緣低的古地理、古構(gòu)造的新格局，由弧后前陸盆地南東至北西為三角洲相—濱海相—臺(tái)地相—盆地相，小秦嶺洋流由北西向南東流，直抵雪峰造山帶山腳下。

(4)小河壩組是華夏洋殼板塊弧后前陸盆地第一個(gè)沉積蓋層，而其上溶溪組、秀山組和小溪峪組均為華夏洋殼板塊弧后前陸盆地沉積蓋層，而且揚(yáng)子陸殼板塊下?lián)P子贛、皖、浙、蘇與小河壩組相當(dāng)及更高層位志留系地層理應(yīng)也是華夏洋殼板塊弧后前陸盆地沉積蓋層。

(6)張家界林場(chǎng)和溫塘兩剖面乃至整個(gè)揚(yáng)子陸殼板塊沉積洋盆即前陸盆地及弧后前陸盆地從蘭多弗里統(tǒng)(S1)到文洛克統(tǒng)(S2)為連續(xù)沉積、整合接觸，而不是假整合接觸，不存在文洛克統(tǒng)(S2)缺失，不存在所謂的“特列奇期揚(yáng)子上升”。其文洛克統(tǒng)(S2)到拉德洛統(tǒng)(S3)再到普里多利統(tǒng)(S4)均為連續(xù)沉積、整合接觸。

(7)南華紀(jì)—早古生代在華夏洋殼板塊與揚(yáng)子陸殼板塊之間存在早古生代華南洋及揚(yáng)子陸殼板塊與華北陸殼板塊之間存在早古生代小秦嶺洋，它們都是早古生代原特提斯多島洋的一部分。

致謝：在成文和編圖過程中湖南省地質(zhì)調(diào)查院提供1∶200000、1∶50000區(qū)調(diào)報(bào)告和圖件，本文承蒙中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院王澤九研究員和中國(guó)科學(xué)院南京地質(zhì)古生物研究所穆西南研究員共同推薦；耿良玉研究員與筆者對(duì)張家界林場(chǎng)剖面小溪峪組各層幾丁蟲的時(shí)代歸屬進(jìn)行了有益溝通；文中志留紀(jì)各組地層厚度統(tǒng)計(jì)由譚琴女士完成；中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所李明博士和唐烽研究員先后對(duì)文稿進(jìn)行了認(rèn)真仔細(xì)的評(píng)審，并提出了寶貴的修改意見；在此一并表示衷心的感謝。

注 釋/Notes

? 王根賢,熊申甫,劉五一,王任衡.1989～1991.湖南晚元古代—早古生代1∶ 1000000巖相古地理圖說明書.長(zhǎng)沙:湖南省地質(zhì)科學(xué)研究院.

? 王根賢,劉五一,胡家讓,陳文光.1996.T108武陵源砂巖峰林及喀斯特地貌景觀.第三十屆國(guó)際地質(zhì)大會(huì)(北京),T108野外地質(zhì)旅游考察指南.長(zhǎng)沙:湖南省地質(zhì)科學(xué)研究院.

? 王根賢,陳必河,鄭正福.2010～2014.湖南花垣—錦和地區(qū)寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)巖相古地理與鉛鋅礦成礦關(guān)系研究.長(zhǎng)沙:湖南省地質(zhì)調(diào)查院.

? 劉鐘偉,王根賢,楊純異,熊申甫,王任衡,劉五一,李景平,黃日明,李光.1989～1991.湖南省地體構(gòu)造研究.長(zhǎng)沙:湖南省地質(zhì)科學(xué)研究院.

? 彭松柏,謝才富,陳孝紅,付建明,李志宏,陳輝明,王健雄,王傳尚,李林,王曉地,張淼.2007.中南地區(qū)基礎(chǔ)地質(zhì)綜合研究階段性報(bào)告.武漢:中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心.

? 廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì).1999.1∶ 50000恭城幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告.桂林.廣西壯族自治區(qū)區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì).

? 廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì).1964.1∶ 200000興安幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告.桂林.廣西壯族自治區(qū)區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì).

? 湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì).1977.1∶ 200000江永幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告.長(zhǎng)沙:湖南省地質(zhì)調(diào)查院.

? 湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局區(qū)域地質(zhì)測(cè)量隊(duì).1971.1∶ 200000韶山幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告.長(zhǎng)沙:湖南省地質(zhì)調(diào)查院.