湘东北隆起区前中生代抬升剥蚀过程的地层记录

柏道远，李 彬，姜 文，李银敏，钟 响

(湖南省地质调查院, 长沙 410016)

位于扬子板块东南缘的江南造山带为一前寒武纪基底广泛出露的构造隆起带[1-2]。湘东北地区即位于江南造山带中西段(图1a), 主要出露新元古界冷家溪群以及少量的板溪群, 由此显示强烈隆起特征(图1b)。区内以金、 铅锌多金属和稀有金属为主的矿产资源丰富, 并发育新元古代、 加里东期、 印支期和燕山期等多阶段花岗岩。前人对相关的成矿作用和成矿背景进行了大量研究[3-18], 对花岗岩的时代和成因环境等也作了大量探讨[19-31], 但与之相关的构造演化过程研究还很薄弱。

湘东北地区的隆起特征是长期构造演化及多次构造运动抬升的结果, 其中印支期和燕山期花岗质深成岩体剥露地表表明中新生代以来发生过大幅抬升作用; 基于锆石和磷灰石裂变径迹所进行的低温热年代学研究也揭示出白垩纪以来发生过强烈隆升和剥蚀夷平过程[32-33]。但由于区域上新元古界板溪群—下古生界保存有限或大面积缺失, 致使该区前中生代的抬升剥蚀历史研究相对薄弱, 具体过程模糊不清。鉴此, 本文尝试通过冷家溪群—上古生界地层序列、 地层发育和缺失情况及其反映的不整合特征, 重塑湘东北前中生代抬升剥蚀过程, 以为该区域前中生代构造演化特征及成岩成矿的构造背景研究提供新的参考资料。

1 区域地质概况

在NW向常德-安仁基底隐伏断裂以东的湘东北地区, 由老至新依次出露新元古代冷家溪群、 板溪群和同期异相的高涧群、 南华系—震旦系、 下古生界、 上古生界—中三叠统、 上三叠统—中侏罗统、 白垩系—古近系和第四系等多个时代的地层(图1b)。 冷家溪群为活动大陆边缘火山-碎屑沉积[34], 是该区前白垩系主要出露的地层单元。板溪群—南华系为裂谷盆地火山-碎屑夹少量碳酸盐沉积, 其中板溪群主要分布于常德-安仁断裂带及其东侧, 浏阳北东面的永和镇有极少量出露。震旦系—下奥陶统为被动大陆边缘盆地陆源碎屑夹少量碳酸盐、 硅质沉积, 中奥陶统—志留系为前陆盆地砂、 泥质和少量碳酸盐沉积; 震旦系—奥陶系与南华系主要分布于桃江-韶山、 岳阳-临湘一带, 平江梅仙和浏阳永和有少量出露。泥盆系—中三叠统为陆表海碳酸盐、 陆源碎屑夹硅质沉积, 主要出露于桃江-大围山一线以南。上三叠统—中侏罗统为陆相挤压类前陆盆地或伸展盆地含煤碎屑沉积, 主要出露于浏阳南东面、 攸县东面两地, 韶山-长沙-醴陵一带有零星分布(图1b中未予表示)。白垩系—古近系为陆相断陷盆地红色碎屑沉积, 区内广泛分布。

图1 研究区所在构造位置(a, 据文献[35], 略修改)及区域地质简图(b)

该区发育有新元古代、 志留纪和中生代花岗岩(图1b)。新元古代花岗岩分布于岳阳-浏阳一带, 与武陵期俯冲或碰撞造山有关[19, 23, 28]。志留纪花岗岩分布于株洲-醴陵及衡山, 主要为埃达克质花岗闪长岩[24], 与加里东后期陆内造山有关[29]。中生代花岗岩可进一步分为三叠纪(印支晚期)[36-38]、 侏罗纪(燕山中期)[21-22, 25-26, 39-40]和白垩纪(燕山晚期)[27]等3个时代, 其中三叠纪花岗岩主要形成于印支陆内造山运动之后的后碰撞构造环境[36-38], 侏罗纪和白垩纪花岗岩与太平洋板块俯冲诱发的伸展环境有关[26]。

该地区经历了武陵(晋宁)、 加里东、 印支、 早燕山等几次具挤压造山性质的主要构造运动, 分别造成了板溪群与冷家溪群、 上古生界与前泥盆系、 上三叠统或侏罗系与前中三叠统、 白垩系与侏罗系(或前白垩系)之间的角度不整合[34]。此外, 受雪峰伸展运动及差异升降影响[41-43], 南华系与板溪群之间存在局部沉积间断或不整合。

湘东北地区发育公田-灰汤断裂、 连云山-衡阳断裂等NE-NNE向主干断裂。南西侧发育的常德-安仁断裂为走向NW、 倾向NE的基底隐伏大断裂, 地质上表现为一NW向岩浆隆起带, 深部贯穿中、 下地壳并切入岩石圈地幔[44]。洞庭、 长平(长沙-平江)、 株洲、 醴攸(醴陵-攸县)等白垩纪—古近纪断陷盆地叠覆于前中生代地层之上[45](图1b)。

2 抬升剥蚀过程分析方法

研究区前中生代抬升剥蚀过程主要通过冷家溪群—上古生界内部地层不整合所代表的构造运动、 构造抬升及其造成的地层剥蚀和沉积缺失来进行分析。

鉴于前中生代沉积物均形成于海相环境, 且区域地质资料表明各不整合面上覆地层厚度具有大范围内稳定特征, 据此可推断各次构造抬升事件之后至下次沉降沉积之前地表经历了较充分的夷平作用, 因此本文将抬升量近似视为剥蚀量。此外, 研究区武陵运动和加里东运动中处于陆缘或陆内环境, 不具陆间造山带性质, 构造变形以挤压增厚和褶皱为主[34], 因此将构造抬升事件所对应不整合面下伏地层层位与区域地层序列对比, 确定所剥蚀地层及其厚度, 并将该厚度近似视为抬升剥蚀量。需要说明的是, 理论上不整合面之下的最新层位可能并非真正的最上部的沉积地层, 因此通过区域地层序列确定的残留最大地层厚度可能并非实际的最大地层厚度, 导致所计算的剥蚀地层厚度可能偏小。但就研究区而言, 各不整合面之下的残留最新地层的时代一般与区域构造运动的时间相近, 因此残留最大地层厚度可近似视为实际最大地层厚度。

值得指出的是, 理论上单次构造运动的不整合面所对应的地层缺失可分为早、 晚两部分, 早期地层缺失由抬升后的剥蚀造成, 即存在同期沉积; 晚期地层缺失则是由于抬升导致盆地封闭而缺失沉积所造成。对应于多次构造运动的不整合面, 相应的抬升剥蚀过程更为复杂。

不整合面进一步分为角度不整合面和平行不整合面, 这两种不同不整合地层关系所对应缺失地层厚度的计算方法均如前所述, 只是其下伏地层层位及对应抬升剥蚀量的变化特征有别。角度不整合面主要由褶皱造山作用形成, 因此下伏地层层位和抬升剥蚀量横向上具显著变化, 即自背斜核部至向斜核部层位由老变新, 对应的抬升剥蚀量则由大变小。值得指出的是, 从构造运动强度与变形强度之间的正相关性考虑, 更大的抬升幅度和更显著的抬升剥蚀量差异, 通常反映更强烈的构造运动。平行不整合面主要由整体抬升所造成, 下伏地层层位较稳定, 对应的抬升剥蚀量差异很小。

3 不同分区前中生代地层序列、 不整合及抬升剥蚀过程

根据前中生代地层发育、 缺失情况及其反映的不整合特征和抬升剥蚀过程差异, 可将湘东北地区划分为临湘抬升-剥蚀区(Ⅰ)、 岳阳抬升-剥蚀区(Ⅱ)、 金井抬升-剥蚀区(Ⅲ)、 长沙抬升-剥蚀区(Ⅳ)、 醴陵抬升-剥蚀区(Ⅴ)等5个抬升-剥蚀过程分区(图1b)。造成抬升-剥蚀的构造事件包括冷家溪期末的武陵运动、 板溪期末的雪峰运动和早古生代后期的加里东运动, 其中加里东运动又分为早幕即奥陶纪末的北流运动、 晚幕即志留纪中后期的广西运动(本文早、 晚幕的划分仅就湖南省境而言)。临湘抬升-剥蚀区与岳阳抬升-剥蚀区的主要差异为: 前者缺少板溪期沉积, 而后者发育板溪期沉积; 前者加里东运动仅有小幅整体抬升和剥蚀而无褶皱变形, 而后者有大幅差异抬升剥蚀和褶皱变形。岳阳抬升-剥蚀区与金井抬升-剥蚀区的主要差异为: 前者武陵运动后暴露时间更长而仅形成板溪群上段沉积, 后者武陵运动后暴露时间短而形成了板溪群下段和上段沉积。金井抬升-剥蚀区与长沙抬升-剥蚀区的主要差异为: 前者雪峰运动产生了大幅抬升剥蚀, 而后者雪峰运动未产生明显抬升剥蚀。长沙抬升-剥蚀区与醴陵抬升-剥蚀区的主要差异在于, 前者加里东运动发生时间较晚, 产生的抬升剥蚀量更小; 而后者加里东运动发生的时间较早, 产生的抬升剥蚀量总体上更大。

需要指出的是, 受地表沉积记录的高度不连续性限制, 图1b中抬升-剥蚀区的分界线位置只是基于零星或小面积残留地层并结合构造线走向、 区域岩相古地理总体格局等因素进行的大体推断。以下分别介绍各分区前中生代地层序列、 不整合特征及其反映的抬升剥蚀过程。

3.1 临湘抬升-剥蚀区

3.1.1 地层序列及分布特征 临湘抬升-剥蚀区主要出露冷家溪群和南华系—志留系(图1b)。根据区内出露地层, 结合区域岩相古地理特征及邻区地层发育情况, 厘定本区前中生代地层序列如表1所示。自早至晚就各时期地层说明如下。

表1 临湘抬升-剥蚀区前中生代沉积地层序列

冷家溪群在区内广泛出露。南华系缺失最下部的长安组, 中、 上部的富禄组—南沱组连续发育, 其中富禄组角度不整合于冷家溪群之上, 其间缺失板溪群。震旦系金家洞组和留茶坡组为硅泥质为主沉积。寒武系—奥陶系属台地相区沉积。志留系本区仅保留下部, 上部因剥蚀无保留, 地层及岩性参考同相区的西邻慈利-石门地区。缺失泥盆纪—早石炭世沉积; 中石炭世—中三叠世发育连续海相沉积, 底部的黄龙组平行不整合于志留系之上, 但该套地层仅出露于相邻的湖北赤壁地区, 本区(湖南省境)因剥蚀而无保留。

3.1.2 不整合特征及其反映的抬升剥蚀过程 临湘抬升-剥蚀区内前中生代存在武陵运动和加里东运动等2次主要构造运动, 造成了幅度不一的抬升剥蚀以及不同构造层之间的角度或平行不整合。

南华系富禄组角度不整合于冷家溪群雷神庙组上部—小木坪组之上, 其间缺失板溪群; 鉴于东部尚有大药姑组出露, 推断沉积期富禄组下伏地层为雷神庙组—大药姑组(图2a; 为简便起见, 本文将类似示意图中不整合面下伏地层层位变化视为褶皱作用的结果, 未考虑断裂因素)。南邻岳阳新开地区板溪群仅发育其上部的五强溪组和多益塘组(缺少下部横路冲组—通塔湾组)(见“3.2.1节”所述), 结合北高南低的区域岩相古地理展布特征[34], 推测本区板溪期为古地理高地而无同期沉积, 富禄组与冷家溪群之间无板溪群缺失的原因系沉积缺失, 而非雪峰运动造成的抬升剥蚀。鉴上, 富禄组与雷神庙组—大药姑组的不整合, 反映了冷家溪期末武陵运动后至南华纪早期(区域上对应于长安期)处于暴露状态, 不等量剥蚀了雷神庙组顶部—大药姑组顶部, 对应的抬升剥蚀量为>0～5 200 m不等。值得指出的是, 本区雪峰运动可能有过升降活动, 但无可厘定的独立沉积与抬升剥蚀。

区内因后期剥蚀无上古生界出露, 但北东面的湖北赤壁地区有上古生界发育, 且上石炭统黄龙组平行不整合于志留系溶溪组之上(图2b), 其间因剥蚀而缺失了志留系上部的吴家院组—小溪峪组, 反映了志留纪后期加里东运动晚幕广西运动[46-47]后至早石炭世处于暴露状态, 并发生过500 m左右的抬升剥蚀。

图2 临湘抬升-剥蚀区富禄组和黄龙组沉积期不整合示意图(地层单位见表1)

综上述, 临湘抬升-剥蚀区经冷家溪期末武陵运动抬升后至早南华世长安期处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量为>0～5 200 m不等, 剥蚀地层为冷家溪群; 经志留纪后期广西运动后至早石炭世处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量500 m左右, 剥蚀地层为志留系(图3a)。

图3 湘东北地区前中生代沉积和抬升-剥蚀过程

顺便说明, 从构造变形特征和机制考虑, 本区武陵运动及后文其他地区不等量抬升剥蚀主要与造山运动的褶皱和冲断作用有关(岳阳抬升-剥蚀区雪峰运动不等量抬升主要与断块旋转和差异升降有关), 自背斜核部至向斜核部、 自逆冲断裂上盘至下盘, 抬升剥蚀量减小; 抬升剥蚀量差异越大, 暗示构造运动和构造变形的强度越大。

3.2 岳阳抬升-剥蚀区

3.2.1 地层序列及分布特征 由于多阶段大幅度抬升剥蚀, 岳阳抬升-剥蚀区大部出露冷家溪群、 白垩系—第四系(图1b)。此外, 在岳阳新开地区出露有板溪群上部、 南华系—寒武系, 平江梅仙地区出露有少量南华系—寒武系(图4)。

根据区内出露地层, 结合区域岩相古地理特征及邻区地层发育情况, 厘定本区前中生代地层序列如表2所示。自早至晚就各时期地层说明如下:

冷家溪群除顶部大药姑组因剥蚀无保留外, 其他各组在区内均有出露。板溪群仅发育其上部旋回的五强溪组和多益塘组(缺少下部旋回横路冲组—通塔湾组), 出露于岳阳新开地区, 角度不整合于小木坪组之上; 根据北高南低的区域岩相古地理特征, 推测自岳阳往南至平江地区均有五强溪组和多益塘组沉积。南华系缺失最下部的长安组, 上部的富禄组—南沱组出露于岳阳新开、 平江梅仙两地, 其中富禄组分别平行不整合于板溪群之上、 角度不整合于冷家溪群之上。震旦系金家洞组和留茶坡组分布于岳阳新开地区, 同期异相的陡山沱组和灯影组出露于平江梅仙地区, 反映本区震旦系均有发育且存在岩相分异。寒武系—奥陶系属盆地相区沉积(牛蹄塘组—烟溪组)(表2), 有别于北邻临湘地区的台地相沉积(表1); 区内仅有寒武系见于平江梅仙地区、 寒武系底部牛蹄塘组见于岳阳新开地区, 奥陶系区内无保留, 其地层序列及岩性参考同相区的西邻慈利地区。志留系本区也无保留, 地层及岩性参考北邻临湘地区和西邻慈利地区。本区因剥蚀而无上古生界出露, 沉积层序推测与南邻金井(永和)地区相近(表2、 表3)。

表2 岳阳抬升-剥蚀区前中生代沉积地层序列

3.2.2 不整合特征及其反映的抬升剥蚀过程 岳阳抬升-剥蚀区内前中生代存在武陵、 雪峰和加里东等几次主要构造运动, 各期构造运动造成了幅度不一的抬升剥蚀以及不同构造层之间的角度或平行不整合。

岳阳新开地区武陵运动和雪峰运动不整合界面均表现清楚。板溪群五强溪组角度不整合于小木坪组中上部之上(图5a), 其间因剥蚀而缺失了冷家溪群大药姑组和小木坪组中上部, 反映武陵运动后至板溪期中期(通塔湾期)处于暴露状态, 并造成了800～1 200 m不等的差异抬升剥蚀。富禄组平行不整合于多益塘组之上(图5b), 其间因剥蚀而缺失了板溪群牛牯坪组和百合垅组, 反映板溪期末雪峰运动后至早南华世长安期处于暴露状态, 造成了约300 m的抬升剥蚀。

南部平江梅仙地区有少量南华系—下古生界残留, 且富禄组角度不整合于冷家溪群潘家冲组中上部之上(图4)。鉴于周边尚有更高层位的小木坪组发育, 大体推断沉积期富禄组下伏地层为潘家冲组—小木坪组(图5c), 其间缺失了板溪群(五强溪组—牛牯坪组)、 冷家溪群的大药姑组(全部)和潘家冲组—小木坪组(不等量)。从构造演化过程来看, 板溪群的缺失应为雪峰运动后抬升剥蚀所致; 冷家溪群的缺失主要为武陵运动后差异抬升剥蚀所致, 雪峰运动可能有少量贡献。据此， 结合缺失地层厚度分析, 梅仙地区武陵运动造成了800～6 900 m不等的抬升剥蚀, 雪峰运动造成了约800 m的抬升剥蚀。

图4 梅仙地区地质图(据文献[49],有修改;位置见图1b)

图5 岳阳抬升-剥蚀区沉积期不整合示意图(地层单位见表2)

本区无上古生界保留, 加里东运动晚幕(广西运动)不整合特征缺少物质记录, 其造成的抬升剥蚀量难以准确厘定。鉴于梅仙北面板口向斜中残留有南华系—寒武系探溪组(图4), 大体推测加里东运动抬升后剥蚀层位上至探溪组顶, 下至富禄组以下, 对应差异抬升剥蚀量为3 300～>4 400 m不等。

综上所述, 岳阳抬升-剥蚀区经冷家溪期末武陵运动抬升后至板溪期中期处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量在800～6 900 m不等, 剥蚀地层为冷家溪群; 经板溪期末雪峰运动抬升后至早南华世长安期处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量在300～800 m不等, 剥蚀地层为板溪群; 经志留纪后期广西运动后至早石炭世处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量为3 300～>4 400 m不等, 剥蚀地层为南华系—志留系(3 300～4 400 m)以及冷家溪群(>0 m)(图3b)。

此外, 岳阳抬升-剥蚀区与北邻临湘抬升-剥蚀区的差别主要在于, 前者存在板溪期沉积, 加里东运动(广西运动)具陆内造山变形且导致大幅抬升剥蚀(3 300～>4 400 m); 后者则缺失板溪期沉积, 加里东运动未发生褶皱变形且仅造成小幅抬升剥蚀(约500 m)。

3.3 金井抬升-剥蚀区

3.3.1 地层序列及分布特征 金井抬升-剥蚀区主要出露白垩系—第四系以及冷家溪群(图1b), 另有少量板溪群、 南华系、 震旦系、 泥盆系—二叠系以及上三叠统和侏罗系出露于东部浏阳永和地区(图6)。

据区内出露地层、 区域岩相古地理格局和邻区地层发育情况, 重建本区前中生代地层序列如表3所示。冷家溪群在区内广泛出露, 局部受构造-岩浆活动影响而产生较深变质, 形成连云山杂岩和苍溪岩群(图6)的片岩。板溪群仅在永和南东面保留有下部的横路冲组和马底驿组, 角度不整合于冷家溪群黄浒洞组之上(图6); 但据区域岩相古地理格局, 推断存在上部的通塔湾组—牛牯坪组沉积, 只是因雪峰运动抬升剥蚀而未得以保存。南华系缺失最下部的长安组, 上部的富禄组—南沱组以及震旦系陡山沱组和灯影组于永和南东面小面积出露; 其中富禄组平行不整合于板溪群马底驿组之上(图6)。寒武系—志留系因加里东运动抬升剥蚀而无保留, 但据区域古地理格局应有同期沉积, 其中寒武系地层单位及岩性特征参照北邻梅仙地区(图4), 奥陶系—志留系参照同一岩相带的西邻安化-桃江地区。上古生界分布于古港-官渡地区, 角度不整合于冷家溪群之上(图6), 其中古港地区最下部地层为中泥盆统跳马涧组, 而官渡地区最下部地层则为上石炭统大埔组, 反映北部的暴露剥蚀时间更长。

表3 金井抬升-剥蚀区前中生代沉积地层序列

3.3.2 不整合特征及其反映的抬升剥蚀过程 金井抬升-剥蚀区的前中生代不整合仅见于浏阳永和地区(图6), 包括板溪群与冷家溪群之间的角度不整合、 南华系与板溪群之间的平行不整合、 上古生界与冷家溪群之间的角度不整合。

板溪群横路冲组在永和地区角度不整合于冷家溪群黄浒洞组中部之上(图6), 而不整合出露地位于武陵期向斜部位, 因此沉积期不整合面之下应有更早地层。结合上古生界下伏最早地层为冷家溪群易家桥组(见后述), 并考虑加里东运动后的抬升剥蚀, 大体估计横路冲组下伏的最老地层至雷神庙组下部。此外, 在永和西面的金井地区尚有冷家溪群小木坪组下部出露, 因此大致推断金井抬升-剥蚀区沉积期不整合面下伏地层为雷神庙组下部—小木坪组(图7a), 因剥蚀而缺失了杨林组(全部)和雷神庙组上部—小木坪组(不等量), 反映出武陵运动造成了600～3 200 m不等的差异抬升剥蚀。

图6 永和地区地质图(据文献[49]修改, 位置见图1b)

南华系富禄组平行不整合于板溪群马底驿组之上(图7b), 其间因剥蚀而缺失了板溪群通塔湾组—牛牯坪组, 反映板溪期末雪峰运动后至南华纪早期长安期处于暴露状态, 并造成了约1 800 m的抬升剥蚀。

永和地区上古生界(南部为中泥盆统跳马涧组, 北部为上石炭统大埔组)角度不整合于冷家溪群易家桥组中上部和潘家冲组之上, 而前泥盆系存留最新地层为震旦系灯影组, 因此沉积期不整合面下伏地层大体为冷家溪群易家桥组中上部—雷神庙组下部(雷神庙组上部—杨林组已在武陵运动后剥蚀)、 板溪群横路冲组和马底驿组(板溪群上部地层已在雪峰运动后剥蚀)、 南华系—震旦系(图7c), 指示该不整合面对应的剥蚀地层包括寒武系—志留系(全部)、 南华系—震旦系(不等量)、 板溪群横路冲组—马底驿组(不等量)、 冷家溪群易家桥组上部—雷神庙组下部(不等量), 反映志留纪后期加里东运动晚幕广西运动[46-47]后至早泥盆世(南部)或早石炭世(北部)处于暴露状态, 造成了2 400～7 900 m不等的差异抬升。

图7 金井抬升-剥蚀区沉积期不整合示意图(地层单位见表3)

综上所述, 金井抬升-剥蚀区经冷家溪期末武陵运动抬升后至板溪期初期处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量约600～3 200 m不等, 剥蚀地层为冷家溪群; 经板溪期末雪峰运动抬升后至早南华世长安期处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量约1 800 m, 剥蚀地层为板溪群; 经志留纪后期广西运动后至早泥盆世(南部)或早石炭世(北部)处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量约2 400～7 900 m不等, 剥蚀地层为南华系—志留系(2 400～2 900 m)、 板溪群(0～1 800 m)、 冷家溪群(0～3 200 m)(图3c)。

金井抬升-剥蚀区与北邻岳阳抬升-剥蚀区的主要差别在于: 前者发育板溪早期和晚期沉积， 雪峰运动造成大幅抬升与剥蚀(约1 800 m)而导致板溪晚期沉积无保存； 后者则仅发育板溪晚期沉积, 武陵运动后的暴露剥蚀时间相对较长， 雪峰运动造成的抬升剥蚀幅度较小(300～800 m)。

3.4 长沙抬升-剥蚀区

3.4.1 地层序列及分布特征 长沙抬升-剥蚀区内冷家溪群、 板溪群、 南华系—志留系、 中泥盆系—下三叠统、 上三叠统—侏罗系、 白垩系—第四系等多时代地层出露较全, 其中前中生代详细地层序列、 岩性特征及分布情况等如表4所示。其中, 除南华系—寒武系外, 其他时代地层序列同表3而未具体列出。

表4 长沙抬升-剥蚀区前中生代沉积地层序列

3.4.2 不整合特征及其反映的抬升剥蚀过程 长沙抬升-剥蚀区内前中生代不整合包括板溪群与冷家溪群之间的角度不整合、 南华系与板溪群之间的平行不整合、 泥盆系与冷家溪群—志留系之间的角度不整合等。

板溪群横路冲组在长沙南面以及西部桃江地区均角度不整合于冷家溪群雷神庙组—小木坪组之上(图8), 根据具体层位大体推断本区沉积期不整合面下伏地层为雷神庙组下部—小木坪组(图9a), 因剥蚀而缺失了杨林组(全部)和雷神庙组上部—小木坪组(不等量), 反映武陵运动造成了500～3 200 m不等的差异抬升剥蚀。

本区西部南华系富禄组平行不整合于板溪群顶部的牛牯坪组之上(图8), 反映出雪峰运动有过幅度很小的抬升剥蚀(图9b)。

中泥盆统跳马涧组在本区西部角度不整合于板溪群五强溪组顶部—下志留统不同层位之上(图8); 在中部长沙地区角度不整合于板溪群马底驿组—南华系富禄组之上; 在东部浏阳地区角度不整合于冷家溪群雷神庙组中部之上, 因此大致推断沉积期不整合面下伏地层为冷家溪群雷神庙组—黄浒洞组中下部及板溪群—南华系—志留系(据北邻永和地区资料, 本区东部武陵运动后黄浒洞组上部—杨林组可能被侵蚀)(图9c), 且总体上自西向东下伏地层层位渐低。据上所述, 志留纪后期加里东运动晚幕广西运动[46-47]后至早泥盆世本区处于暴露状态, 结合剥蚀地层厚度进行估算, 期间发生了300～7 100 m的不等量抬升剥蚀。

图8 桃江地区地质图(据湖南省地质调查院《湖南省1∶50万地质图》2017, 有修改; 位置见图1b)

图9 长沙抬升-剥蚀区沉积期不整合示意图(地层单位见表4所述)

综上述, 长沙抬升-剥蚀区经冷家溪期末武陵运动抬升后至板溪期初处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量为500～3 200 m不等, 剥蚀地层为冷家溪群; 经板溪期末雪峰运动抬升后至早南华世长安期处于暴露剥蚀状态, 但抬升剥蚀量很小; 经志留纪后期广西运动后至早泥盆世处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量在300～7 100 m不等(图3d), 且总体上自西向东变大, 剥蚀地层为南华系—志留系(300～2 500 m)、 板溪群(0～3 700 m)、 冷家溪群(0～900 m)。

长沙抬升-剥蚀区与北邻金井抬升-剥蚀区的主要差别在于: 前者雪峰运动后抬升剥蚀量很小、 板溪群保存完整; 后者雪峰运动造成大幅抬升与剥蚀(约1 800 m)、 板溪上部因剥蚀而无保存。

3.5 醴陵抬升-剥蚀区

3.5.1 地层序列及分布特征 醴陵抬升-剥蚀区主要出露冷家溪群、 板溪群(南部相变为高涧群)、 上古生界和白垩系(图1b)。此外, 韶山地区和川口南面有少量南华系—奥陶系出露; 局部有少量整合于二叠系之上的下三叠统保存; 攸县东面有较多侏罗系出露, 醴陵、 株洲、 湘潭等地也有零星的上三叠统—侏罗系发育(图1b中未表示出来)。

结合不同时期岩相古地理格局, 根据区内和邻区地层出露和发育特征, 厘定本区前中生代地层序列如表5所示。冷家溪群在区内广泛出露并总体呈NE向展布(图1b)。板溪群(俗称“红板溪”)角度不整合于冷家溪群之上, 自下而上可分为横路冲组、 马底驿组、 通塔湾组、 五强溪组、 多益塘组等, 层序齐全; 其主要出露于中部并呈NE向带状展布, 韶山西面和湘乡南面也有出露。与板溪群同期的高涧群(俗称“黑板溪”)自下而上可分为石桥铺组、 黄狮洞组、 砖墙湾组、 架枧田组和岩门寨组(表5), 西邻双峰-南岳一带出露较齐全, 本区仅于南端川口一带出露少量上部的岩门寨组。南华系—奥陶系由于本区出露很少, 其层序、 岩性及厚度等主要据同岩相古地理分带的西邻双峰地区; 底部的长安组平行不整合于板溪期多益塘组或岩门寨组之上。缺失志留系和下泥盆统沉积, 中泥盆统—二叠系为连续沉积并广泛出露于向斜部位, 只是经剥蚀后保存程度不一; 其中底部跳马涧组角度不整合于冷家溪群(图10)、 板溪期、 南华系—下古生界的不同层位之上。值得指出的是, 本区奥陶纪末发生加里东运动早幕即北流运动[46-47], 导致块体抬升而遭受剥蚀, 因而缺失志留纪沉积。

图10 杨桥地区地质图(据文献[51]修改; 位置见图1b)

表5 醴陵抬升-剥蚀区前中生代沉积地层序列

3.5.2 不整合特征及其反映的抬升剥蚀过程 醴陵抬升-剥蚀区内前中生代不整合包括板溪群与冷家溪群之间的角度不整合和泥盆系与前泥盆系之间的角度不整合; 南华系与板溪群之间多表现为平行不整合, 但其间沉积间断不明显, 近似视为连续沉积。

在北西部韶山地区, 因无冷家溪群出露而缺乏武陵运动不整合记录, 参考北邻桃江地区, 将武陵运动造成的抬升剥蚀量大体厘定为500～3 200 m不等。韶山地区中泥盆统跳马涧组角度不整合于前泥盆系之上, 地表地层出露情况表明沉积期不整合面下伏地层为板溪群五强溪组中部—寒武系牛蹄塘组上部(图11a), 其间缺失了寒武系污泥塘组—奥陶系天马山组(全部)以及五强溪组上部—寒武系牛蹄塘组(不等量), 反映奥陶纪末加里东运动早幕北流运动[46-47]后至中泥盆世长期处于暴露剥蚀状态, 并造成了3 100～5 700 m的差异抬升剥蚀。

中部梅林桥一带, 板溪群横路冲组角度不整合于冷家溪群小木坪组中-上部之上(图11b), 反映武陵运动造成了约500～1 200 m不等的差异抬升剥蚀。该带中泥盆统跳马涧组角度不整合于板溪群通塔湾组中部—多益塘组中部之上(图11c), 其间缺失了南华系—奥陶系(全部)以及通塔湾上部—多益塘组(不等量), 反映奥陶纪末北流运动后至中泥盆世长期处于暴露剥蚀状态, 并造成了5 200～6 000 m的差异抬升剥蚀。

图11 醴陵抬升-剥蚀区沉积期不整合示意图(地层单位见表5)

在南部杨桥地区, 中泥盆统跳马涧组角度不整合于冷家溪群潘家冲组下部—小木坪组之上(图10), 往南至川口南面尚出露有高涧群岩门寨组(图1b), 反映跳马涧组沉积期不整合下伏地层为潘家冲组下部—岩门寨组(图11d), 其间缺失了南华系—奥陶系(全部)以及冷家溪群潘家冲组中部—高涧群岩门寨组(不等量), 反映武陵运动和加里东运动总共造成了约5 000～17 300 m的差异抬升剥蚀量。参照上述北西面梅林桥和韶山地区以及前文“3.4节”长沙抬升-剥蚀区东部的抬升-剥蚀量, 估计南部杨桥-川口地区武陵运动抬升剥蚀量约为1 000～8 000 m, 加里东运动抬升剥蚀量为4 000～9 300 m。

综上所述, 醴陵抬升-剥蚀区经冷家溪期末武陵运动抬升后至板溪期初处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量为500～8 000 m不等, 剥蚀地层为冷家溪群; 经奥陶纪末期北流运动后至早泥盆世处于暴露剥蚀状态, 抬升剥蚀量为3 100～9 300 m不等, 且总体上自北西向南东变大, 剥蚀地层为板溪群—南华系—奥陶系(3 100～8 900 m)、 冷家溪群(0～400 m)(图3e)。

醴陵抬升-剥蚀区与北邻长沙抬升-剥蚀区的主要差别在于: 前者雪峰运动抬升后暴露时间很短, 发育南华纪早期长安期沉积; 加里东运动发生时间较早, 为奥陶纪末(北流运动)。后者雪峰运动抬升后暴露时间稍长, 长安期无沉积; 加里东运动发生时间较晚, 为志留纪后期(广西运动)。

4 讨 论

地层序列及厚度是本文研究湘东北前中生代抬升-剥蚀过程的基础， 但受强烈隆起特征和地层保存条件的限制, 各抬升-剥蚀区部分时代地层的序列和厚度参照同岩相古地理单元的邻区资料, 与实际地层特征可能存在一定偏差。同样受保存条件限制, 部分沉积期不整合面下伏地层层位的确定带有一定主观性。因此, 本文部分抬升剥蚀量数据具有一定程度的不确定性。尽管如此, 地层序列、 地层发育和缺失情况及其反映的不整合特征研究是目前重塑湘东北前中生代抬升剥蚀过程的重要途径, 且在目前对湘东北隆起区前中生代抬升-剥蚀过程无任何概念(认识)的研究现状下, 本文计算数据对定性认识历史抬升-剥蚀特征无疑具有重要的参考意义。系统的分析数据不仅全面反映了湘东北隆起区前中生代抬升剥蚀过程的基本框架和总体面貌, 并为区域构造背景和武陵、 雪峰和加里东等构造运动特征提供了一定程度的约束。

(1)湘东北地区在武陵期属扬子板块东南缘的弧后盆地, 而武陵运动则与盆地收缩和弧-陆碰撞有关[44]。前文研究表明, 自北往南, 武陵运动在临湘抬升-剥蚀区(Ⅰ)、 岳阳抬升-剥蚀区(Ⅱ)、 金井抬升-剥蚀区(Ⅲ)、 长沙抬升-剥蚀区(Ⅳ)和醴陵抬升-剥蚀区(Ⅴ)的抬升剥蚀量分别为>0～5 200、 800～6 900、 600～3 200、 500～3 200、 500～8 000 m, 巨大的抬升幅度及各区内部显著的抬升剥蚀量差异, 表明武陵运动在整个湘东北地区均发生了强烈的褶皱、 断裂等构造变形。因此, 本文认为前人所提出的湘潭—株洲以南地区板溪群与冷家溪群之间为平行不整合—整合接触、 武陵运动强度弱[53]的认识有误, 该认识可能与特殊构造部位(如武陵期向斜核部)接触关系表象造成的误解有关。

(2)雪峰运动是湖南省一次区域性的构造运动, 其造成南华系与板溪群之间的低角度不整合—平行不整合接触(局部地区为整合接触)[53], 一般将其视为裂谷环境下的伸展和差异升降运动[41-43]。雪峰运动在临湘抬升-剥蚀区造成的抬升剥蚀量因无沉积记录而不明; 在岳阳抬升-剥蚀区造成的抬升剥蚀量较小, 约300～800 m; 在金井抬升-剥蚀区造成的抬升剥蚀量较大, 达1 800 m; 在长沙抬升-剥蚀区和醴陵抬升-剥蚀区无明显抬升剥蚀。这种抬升剥蚀特征与块体差异升降特征及堑-垒构造格局相吻合, 一定程度上印证了上述“裂谷-伸展”观点。

(3)自北往南, 加里东运动在临湘抬升-剥蚀区(Ⅰ)、 岳阳抬升-剥蚀区(Ⅱ)、 金井抬升-剥蚀区(Ⅲ)、长沙抬升-剥蚀区(Ⅳ)和醴陵抬升-剥蚀区(Ⅴ)造成的抬升剥蚀量分别为500、 3 300～>4 400、 2 400～7 900、 300～7 100、 3 100～9 300 m, 反映江南断裂(大体对应于临湘抬升-剥蚀区与岳阳抬升-剥蚀区的分界[54])以北仅发生抬升作用, 以南发生陆内造山运动[36, 55-62]且变形总体自南向北减弱, 进一步印证了区域上加里东运动经历了自南东向北西扩展的发展过程[47, 63]。

5 结 论

(1)造成湘东北地区前中生代抬升-剥蚀的构造事件包括冷家溪期末的武陵运动、 板溪期末的雪峰运动和早古生代后期的加里东运动。武陵运动自北而南在临湘、 岳阳、 金井、 长沙、 醴陵等5个抬升-剥蚀区造成的抬升剥蚀量分别约为>0～5 200、 800～6 900、 600～3 200、 500～3 200、 500～8 000 m。雪峰运动造成的抬升剥蚀量在临湘抬升-剥蚀区不明, 在岳阳抬升-剥蚀区为300～800 m, 在金井抬升-剥蚀区约1 800 m, 在长沙和醴陵抬升-剥蚀区不明显。加里东运动自北而南在各抬升-剥蚀区造成的抬升剥蚀量分别约为500、 3 300～>4 400、 2 400～7 900、 300～7 100、 3 100～9 300 m。

(2)湘东北前中生代抬升剥蚀过程为区域构造背景和武陵、 雪峰和加里东等构造运动特征提供了一定约束。

致谢: 2名匿名审稿人对论文进行了认真审阅并提出宝贵修改意见, 在此表示衷心感谢!