晚奥陶世五峰期上扬子海南缘的同生变形构造形成机制

赵明胜，田景春，王约

1)成都理工大学沉积地质研究院，成都，610059； 2) 油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都，610059；3)贵州大学资源与环境工程学院，贵阳，550025

内容提要：晚奥陶世上扬子海南缘以黑色碳质页岩为特征的五峰组笔石页岩段中见有由小型褶皱和层间阶梯状断层等构成的同生变形构造，其上下地层均为正常沉积的黑色页岩。同生变形构造开始于凯迪阶末期Dicellograptus complexus，结束于Paraorthograptus pacificus。在空间分布上表现为靠近滇黔桂古陆一侧的上扬子海盆内(古蔺—桐梓—松桃)的变形构造层以小型褶皱为特征；向海一侧(綦江—秀山)则逐渐过渡为以小型阶梯状断层为主，同时伴有小型褶皱，但川南长宁一带的五峰组中未发现有同生变形构造。同生变形构造在滇黔桂古陆向海一侧较近陆一侧发育，其变形强度逐渐增强，且由西向东同生变形构造的发育强度增强，表明扬子海在沿滇黔桂古陆的西侧可能为较平坦的古海底地貌，而东侧具有较陡的斜坡存在。在渝东南秀山，仅同生变形构造层内发育有地震事件成因的火焰状岩脉。另外，在桐梓地区，同生变形构造层的上、下与正常沉积的黑色页岩之间均见有斑脱岩层，因而推测火山喷发可能是导致变形构造形成的主要诱因。在火山事件引起地壳多期震荡的背景下，处于陡坡上的塑性泥(页)岩发生滑动形成同生变形构造。同时，奥陶纪末期是加里东运动的剧烈活动期，导致滇黔桂古陆西侧较为平坦，而东侧较陡的古海底地貌可能与奥陶纪晚期扬子陆块与华夏陆块发生的碰撞相关。

同生变形构造系指发生在沉积作用不久后至固结成岩前的变形扰动(Lowe，1975，1976； Mills，1983；Allen，1986；Vanloon and Brodzikowski，1987；Maltman，1994)。在沉积物富含大量孔隙水或埋藏不深(Lowe，1975；Kawakami and Kawamura，2002)阶段，在地壳颤动等因素下，由于压实差异、重力滑动或滑塌等因素引发的变形构造，其中以滑塌构造引起的变形主要以揉搓及小型断裂为特征(赵澂林和刘孟慧，1988；冯增昭，1993；吕洪波等，2003，2006；杜远生等，2007)。同生变形构造在沉积盆地分析中具有较为重要的意义，尤其对重建古地理和构造格局现状具有重要的指示作用。赵澂林和刘孟慧(1988)以渤海湾周缘地区的东蹼凹陷下第三系沙三—沙四段为例，讨论了同生变形构造在古地理、古构造和沉积环境等方面的意义；姜月华等(1993)通过滑塌揉皱的倾向恢复了皖南—鄂东南地区在寒武—奥陶纪时的古斜坡方向；吕洪波等(2011)根据灵山岛早白垩世莱阳期地层中发育的滑塌体位移方向判断了盆地的古地理特征，同时揭示了区域大地构造信息。

图1 上扬子地区构造纲要示意图(a)、晚奥陶世五峰期古地理格局(b)(据Liu Biaojun and Xu Xiaosong，1994；陈旭等，2001；冯增昭等，2004)和上奥陶统五峰组地层柱状对比图(c)Fig. 1 Tectonic outline map(a), the palaeogeographic map of the Late Ordovician Wufeng period(b)(after Liu Baojun and Xu Xiaosong，1994；Chen Xu et al．，2001；Feng Zengzhao et al．，2004)and section comparison of the Upper Ordovician Wufeng Formation of upper Yangtze area(c)

五峰期经历了地史上一次生物绝灭事件，导致约有85%的物种绝灭(Sheehan，1988，2001)。同时，全球性的加里东运动对我国南方的古地理、古环境、古气候造成了重大的变革，但关于上扬子海南缘五峰期的同生变形构造却少有报道。本文是在渝南綦江观音桥(N 28°37′49″, E 106°47′12″)和黔北桐梓南坝子(N 28°03′39″, E 106°51′52″)两条剖面研究成果的基础上(赵明胜等，2010)，又选取川南珙县双河(N 28°23′36″, E 104°52′50″)和古蔺丁木(N 27°56′28″, E 106°07′00″)、渝东南秀山大田坝(N 28°28′01″, E 108°56′07″)、黔东北松桃陆地坪(N 28°12′56″, E 109°09′36″)以及鄂西宜昌王家湾(N 30°58′56″, E 111°25′10″)5条剖面(图1a、1b)，通过详细研究上扬子海南缘的变形构造发育特征，深入探讨五峰期变形构造的形成机制，为该期上扬子的古地理—古海底地貌和区域构造活动特征提供了证据。

1 区域概况

晚奥陶世五峰期扬子海位于赤道附近的中低纬度(王玉忠，1992；Boucot et al.，2009)，九江地峡将其分为上扬子和下扬子两部分(Wang K et al.,1997；马力等，2004；严德天等，2009)，其中上扬子海西起川滇古陆、龙门山古陆，东到江南古陆、华夏古陆，南临滇黔桂古陆。由于受到加里东运动的影响，滇黔桂古陆和华夏古陆面积有所扩大，导致扬子海海域面积缩小，此时的扬子海处于半封闭的低能海洋环境，而到志留纪龙马溪期，华夏古陆急剧扩大，与滇黔桂古陆拼合成一片，扬子海的海域面积进一步缩小(周名魁等，1993)。区内的五峰组分别与上覆志留系龙马溪组的黑色页岩和下伏涧草沟组(临湘组)的含泥质灰岩整合接触(图1c)，五峰组根据其岩性划分为以含泥质灰岩为特征的观音桥段及以碳质页岩为主的笔石页岩段，生物特征观音桥段以富产Hirnantia—Dalmanitina动物群化石而闻名(Temple，1965；戎嘉余，1979；汪啸风和柴之芳，1989；肖传桃等，1996；戎嘉余和詹仁斌，1999；徐论勋等，2004)，并且聚集式保存；而笔石页岩段沉积期，笔石占有优势地位，保存的化石具有定向排列的特点(尹海鉴等，2012)。五峰组地层沉积厚度较薄，存在有Dicellograptuscomplanatus，D.complexus，Paraorthograptuspacificus，Normalograptusextraordinarius—N.ojsuensis和N.persculptus5个化石带(陈旭等，2000a，2000b；苏文博等，2006a)。

2 变形构造特征及时空分布

本文选取的剖面按其地理位置可以大致分为向海一侧(四川长宁—重庆綦江—重庆秀山)以及向陆一侧(四川古蔺—贵州桐梓—贵州松桃)，并且向海与向陆一侧的各剖面点的连线与滇黔桂古陆的西东走向大体一致(图1b)。除川南长宁五峰组内并未发现有变形构造层外，其余均发育在五峰组的笔石页岩段内，且主要由小型褶皱和层间阶梯状的断层构成，其上覆和下伏地层均为同一岩性的、正常沉积的黑色页岩(图2；图3)。

在时间分布上，通过对重庆綦江、贵州桐梓、贵州松桃、湖北宜昌4条剖面笔石带的地层对比发现，重庆綦江的变形构造层发生在D.complexus—P.pacificus内的T.typicussubz.地层中(图4a)；贵州桐梓的变形构造层仅限于D.complexus(图4a)；贵州松桃的变形构造层发育在P.pacificus地层中的上部(图4a)；湖北宜昌变形构造层则发育于P.pacificus内的T.typicussubz.的地层中(图4a)。综合上述4条剖面，五峰组的变形层开始于D.complexus，结束于P.pacificus，即凯迪阶的末期(图4a)。

图2 重庆綦江、贵州桐梓、贵州松桃以及四川古蔺剖面晚奥陶世五峰期变形构造发育特征Fig. 2 Characteristics of deformation structures during Late Ordovician Wufeng period from sections of Qijiang in Chongqing, Tongzi and Songtao in Guizhou, and Gulin in Sichuan

(a)五峰组内的同生变形构造层。野外照片，重庆綦江观音桥；Ⅰ—以密集陡倾角的阶梯状断层为特征，Ⅱ—小型褶皱较为密集为特征，Ⅲ—阶梯状断层产状较缓且稀少，与其上伏正常黑色页岩沉积层相接触。LF—龙马溪组；BM—五峰组笔石页岩段；GM—五峰组观音桥段；JF—涧草沟组；NS—正常沉积的黑色页岩层；(b)示同生变形构造层内的阶梯状断层，箭头所指为共轭阶梯状断层；(c)示阶梯状断层间的小型褶皱。(d)示五峰组笔石页岩段正常沉积黑色页岩之下的小型阶梯状断层。箭头所指为同生变形构造层中的阶梯状断层。野外照片，重庆綦江观音桥。(e)示五峰组笔石页岩段同生变形构造层内的小型褶皱和共轭阶梯状断层。小箭头所指为共轭的小型阶梯状断层，大箭头所指小型平卧褶皱。野外照片，重庆綦江观音桥。(f)示五峰组笔石页岩段正常沉积层之下的小型褶皱。野外照片，重庆綦江观音桥。(g)示五峰组笔石页岩段同生变形构造层上下的斑脱岩，箭头所指为斑脱岩层。野外照片，贵州桐梓南坝子。(h)示五峰组笔石页岩段同生变形构造层内的小型褶皱。野外照片，贵州松桃陆地坪。(i)示五峰组笔石页岩段同生变形构造层内的小型褶皱。野外照片，四川古蔺丁木(a)The contemporaneous deformed structures in Wufeng Formation. field photo, Guanyinqiao, Qijiang, Chongqing; Ⅰ—layer characterized by dense and angle-higher graded-faults; Ⅱ—layer characterized by the dense small-sized folds; Ⅲ—layer characterized by sparse and angle-lower graded-faults, and underlain the normal sedimentary black shales. LF—the Longmaxi Formation; BM—the Graptolite-shale Member, Wufeng Formation; GM—the Guanyinqiao Member, Wufeng Formation; JF—the Jiancaogou Formation; NS—normal sedimentary black shales layer. (b)Showing the graded-faults limited within the layer of contemporaneous deformed structures. Arrows showing the graded-faults. (c)Showing the small-sized folds between the double graded-faults.(d)Showing the small-size graded-faults underlaid the normal sedimentary black shales in the Graptolite-shale Member of the Wufeng Formation. Field photo, Guanyinqiao, Qijiang, Chongqing. Arrows showing the graded-faults.(e)Showing the small-size folds and graded-faults within the contemporaneous deformed structures in the Graptolite-shale Member of the Wufeng Formation. Field photo, Guanyinqiao, Qijiang, Chongqing. Small-arrows showing the conjugate faults; large-arrow showing the small-sized recumbent folds.(f)Showing the small-sized folds unerlaid the normal sedimentary black shales in the Graptolite-shale Member of the Wufeng Formation. Field photo, Guanyinqiao, Qijiang, Chongqing.(g)Showing a bentonite layer overlaid and underlain the contemporaneous deformed structures separately in the Graptolite-shale Member of the Wufeng Formation. Field photo, Nanbazi, Tongzi, Guizhou. Arrows showing the bentonite layers.(h)Showing the small-size folds within the contemporaneous deformed structures in the Graptolite-shale Member of the Wufeng Formation. field photo, Ludiping, Songtao, Guizhou.(i)Showing the small-size folds within the contemporaneous deformed structures in the Graptolite-shale Member of the Wufeng Formation. Field photo, Dingmu, Gulin, Sichuan

在空间分布上，向海一侧的重庆綦江和重庆秀山变形构造层具有多期变形的特点，并根据其变形构造的特点可以大致分为2～3个构造层段。两地的变形特征具有相似性，赵明胜等(2010)曾对重庆綦江观音桥剖面的变形构造进行了报道。分布于綦江剖面的Ⅰ构造层段与秀山Ⅰ构造层段具有相同的构造特征，均为密集的、陡倾角的、共轭的阶梯状断层(图2a、2b；图3a)；綦江剖面的Ⅱ—Ⅲ构造层段与秀山的Ⅱ构造层段结构相似，表现为以小型褶皱为主(图2a、2c、2e、2f；图3a、3b、3c)，并有层间阶梯状断层切穿部分小型褶皱(图2c；图3c)。两地的变形层厚度较厚，变形强度较为强烈。在秀山Ⅱ构造层段的中部见有似层状分布的、火焰状的碳酸盐岩脉，岩脉多与层面斜交或垂直(图3a、3d、3e)；向陆一侧(四川古蔺—贵州桐梓—贵州松桃)的变形构造层中的变形构造基本一致，均见有小型褶皱(图2g～i)，在桐梓剖面还见有层间小型阶梯状断层，并且在变形层与上覆和下伏的黑色页岩间发育有1.5～2cm的斑脱岩层(图2g)。向陆一侧的变形层厚度均较薄，且变形程度相对较弱。另外，还有一条剖面位于鄂西宜昌王家湾，该剖面的五峰组已被提名为赫南特阶国际层型剖面(GSSP)，保存有完整笔石序列和丰富的赫南特动物化石(Chen Xu et al.，1999；陈旭等，2000a)。在王家湾五峰组笔石页岩段也发育有较为宽阔的由褶皱构成的变形构造层，变形构造层的上覆和下伏地层均为未变形的、产状正常的黑色页岩层(图3f)。

3 同生变形构造形成机制

3.1 变形类型

同生变形构造其明显特征为被局限于未变形的某一层(曾允孚和夏文杰，1986；赵澂林和刘孟慧，1988；陈洪德等，1989；吕洪波等，2003；赵明胜等，2010)。研究区五峰组内的变形构造层均发育在笔石页岩段且由阶梯状断层以及其间小型褶皱所组成，不同于沉积前构造(pre-depositional structure)(Selley，2000；吕洪波等，2003)，并且变形构造层上、下地层均为正常沉积的、且岩性与变形构造层相同的未变形黑色页岩。Lowe(1975)认为发生在粘土岩中的变形则是处于液化与未活化二端元状态之间的一种过渡状态。五峰期的变形构造发生时，沉积物应处于水塑性(Hydroplastic)的状态，此时沉积物颗粒之间内聚力(由沉积颗粒之间的磨擦力或电子键力产生)并未完全消退，使得沉积物保留有较大的屈服强度(yield strength)。在该状态下发生变形的沉积物通常具有较大的粘度，且较为完整地保存了沉积物变形时的状态。在空间上表现为靠近滇黔桂古陆一侧的变形构造层以小型褶皱为特征，向海一侧则逐渐过渡为以小型阶梯状断层为主，同时伴有小型褶皱，并且小型褶皱的轴面方向和阶梯状断层的走向也与古海岸线及水下隆起的方向基本一致(图4b)。综上所述，上扬子海南缘的变形构造层为形成于沉积后-固结成岩前的同生变形构造，而非成岩之后的后期构造运动所致。

3.2 古地貌及触发机制

发生同生变形需要塑性沉积物处于陡峭的古地貌条件以及足够的动力因素促使其发生(Hampton and Lee, 1996)。研究区内靠近滇黔桂古陆一侧且发育有同生变形构造层的五峰组笔石页岩段沉积厚度(9.2～26.25m)较向海一侧(1.3～12.02m)厚(图1c)，两侧的笔石页岩段在沉积厚度上存在较大的差异(图1c)，加之东部的“黔中隆起”，因而推测奥陶纪五峰期较远离古陆的綦江—秀山一带可能存在有相对较陡的古地貌地形。另外，斜坡的坡度在1～2度时就可在地震或自身重力的条件下发生水下滑坡(王东波，1980；炎金才，1995)。但在川南长宁(11.64m)的五峰组中未发现有同生变形构造层，且在古地理分布上，同生变形构造在滇黔桂古陆向海一侧较近陆一侧发育，且由西向东同生变形构造的发育强度增强。因而上扬子海在沿滇黔桂古陆的西侧可能为较为平坦的古海底地貌。与戎嘉余等(2011)认为西部海岸线相对平稳、海底相对平坦，而东部海岸线变化增大、海底起伏不平的格局相一致，研究区内五峰期具有南高北低、西缓东陡的古地理格局。

奥陶纪晚期受加里东运动的影响，扬子陆块与华夏陆块发生汇聚作用(李志明等，1997；尹福光等，2002；苏文博等，2006a，2007)，造成华夏板块不断由东南向北西方向扩大和推挤的态势，因此华夏陆块与扬子陆块的拼合表现为东早西晚的特征(周名魁等，1993；李志明等，1997；戎嘉余等，2010)，导致“宜昌上升”与“黔中隆起”出现。宜昌上升和黔中隆起开始于卡拉道克期和阿石极期之交(陈旭等，2001)，“宜昌上升”的影响范围在宜昌的西南地区(图1b，图4b)，使宜昌地区处于相对较陡的斜坡上而产生以褶皱为主的同生变形构造，陈旭和丘金玉(1986)在研究王家湾五峰组剖面时，发现在观音桥段底部发育有不等粒的长石石英砂岩，长石石英砂岩的出现也表明宜昌王家湾地区水下隆起处于持续上升的状态。另外，滇黔桂古陆西部较平坦而东部具斜坡的地貌特征，也可能与奥陶纪晚期扬子地块与华夏板块发生的碰撞造成黔中隆起和宜昌上升相关。研究区内的同生变形构造发生于D.complexus—P.pacificus带，表明这一时期是宜昌上升和黔中隆起的主要发育时期。同时，在鄂西宜昌地区、黔北桐梓等地的五峰组地层中均发育有多层斑脱岩(苏文博等，2002，2006a，2006b；Su Wenbo et al.，2003)，斑脱岩系板块俯冲与碰撞引起的大陆边缘以及岛弧地区的火山喷发所致的凝灰物质(Huff et al.，1992，1993，1995，1998，2003；Kolata et al.，1996)，经蚀变后沉积而成的粘土岩，是保存于地层中的火山活动记录。苏文博等(2002，2006a)和Su Wenbo et al.(2003)通过对相距近500km的湖北宜昌和贵州桐梓五峰组中钾质斑脱岩的对比，认为上扬子台地的东南缘附近曾发生过多期大规模的火山运动。火山运动引起地壳颤动，打破沉积物体系所处的平衡状态，使沉积物的屈服强度降低，导致斜坡地貌之上的沉积物质发生滑动或滑塌变形。另外，在渝东南秀山，仅在同生变形构造层内发育有似层状分布的、由石英和方解石脉组成的、具火焰状特征的岩脉(图3a、3d、3e)，且其上下均为连续沉积的、同岩性的黑色页岩(图3a、3d)，推测这些岩脉应形成于沉积过程中。火焰构造的岩脉多被解释为地震触发机制(Fortuin and Dabrio，2008；乔秀夫和李海兵，2009)。同时，在桐梓地区，同生变形构造层的上、下与正常沉积的黑色页岩之间均见有斑脱岩层，因而推测火山喷发引起地壳震荡是导致研究区内同生变形构造形成的主要诱因。

图3 重庆秀山、湖北宜昌晚奥陶世五峰期变形构造发育特征Fig. 3 Characteristics of deformation structures during Late Ordovician Wufeng period from sections of Xiushan in Chongqing, and Yichang in Hubei

(a)五峰组笔石页岩段内的同生变形构造层。野外照片，重庆秀山大田坝。Ⅰ—以密集陡倾角的阶梯状断层为特征，Ⅱ—小型褶皱较为密集为特征，伴有少数阶梯状断层，与其上伏正常黑色页岩沉积层相接触。(b)示同生变形构造层内的小型褶皱；(c)示同生变形构造层内阶梯状断层切穿小型褶皱；(d)示五峰组笔石页岩段内的火焰状岩脉；NS—正常沉积的黑色页岩层。(e)图d的局部，示火焰状的岩脉，野外照片，重庆秀山大田坝。(f)示五峰组笔石页岩段内同生变形构造层内的小型褶皱。野外照片，湖北宜昌王家湾(a)The contemporaneous deformed structures in the Graptolite-shale Member of the Wufeng Formation. field photo, Datianba, Xiushan, Chongqing. Ⅰ—layer characterized by dense and angle-higher graded-faults; Ⅱ—layer characterized by the dense small-sized folds with seldom graded-faults, and underlain the normal sedimentary black shales.(b)Showing the small-size folds within the contemporaneous deformed structures.(c)Showing the graded-faults cut through the small-size folds within the contemporaneous deformed structures.(d)showing the flame dikes within contemporaneous deformed structures. NS—Normal sedimentary black shale layer.(e)Showing flame dikes. Magnifying parts of figure d, field photo, Datianba, Xiushan, Chongqing.(f)Showing the small-size folds within the contemporaneous deformed structures in the Graptolite-shale Member of the Wufeng Formation, field photo, Wangjiawan, Yichang, Hubei

3.3 形变机制

Lewis(1971)将斜坡相的滑塌区划分为较陡的且具有拉张构造的头部、较缓的主体以及呈挤压状态的趾部3个部分(图5)。本文通过对晚奥陶世五峰期上扬子海南缘同变形构造的研究，认为在滑塌区之前还存在一个变形区，包括蠕动、准滑两段。

上扬子地区D.complexus—P.pacificus沉积期，在火山事件等诱发因素下，导致地壳以及古海水发生强烈的颤动，使处于较陡古地貌上的、富含沉积水的塑性泥(页)岩处于不稳定的状态，沿斜坡向下蠕动变形，导致位于变形区蠕动段的古蔺、松桃地区产生以宽缓褶皱为特征的塑性变形(图2h、2i)。当剪切应力超过抗剪切力时,沉积物向下滑动，并使处于变形区准滑段的桐梓地区产生小型褶皱并伴有小型阶梯状的断层(图2g)。Lewis(1971)在研究海底滑塌时，认为由于滑塌作用会出现滑塌崖或岩层缺失，在头部还可能出现后退滑塌(retrogressive slumping)的现象，并覆盖在之前所产生滑塌地层之上(图5)，在滑塌区的主体部位带动或推动下伏地层一起滑动。但在研究区内未见滑塌区的头部及主体部分。当沉积物滑动至地形相对平缓的滑塌趾部地区，剪切应力沿斜坡面不断减弱，呈挤压堆积。在剪切应力与抗剪应力的作用下，沿叠覆面发育共轭的小型阶梯状断层(图5)，并产生具有平卧状、前积状等小型褶皱(图2e)。在沉积物多期滑动叠覆的作用下，呈阶梯状向源区方向叠覆(图5)。渝东南秀山以及渝南綦江的同变形构造层内以小型阶梯状断层为特征，并伴有小型褶皱，且具有多期性的变形特点，与滑塌趾部变形特征相一致(图3a、3b、3c)。当沉积物滑动体停止后，斑脱岩和正常沉积的黑色页岩覆于其上(图2g)。

图4 上扬子海南缘不同剖面上变形构造发育时间对比图(生物地层主要参考汪啸风等，1986；赖才根，1979；陈旭等，2000a，2000b；苏文博等，2006a)与变形构造层内小型褶皱轴面和阶梯状断层走向及其影响范围Fig. 4 The temporal comparison map about deformated structure in different sections from upper Yangtze Sea(biostratigraphy after Wang Xiaofeng et al．，1986；Lai Caigen，1979；Chen Xu et al．，2000a，2000b；Su Wenbo et al．，2006)and the strikes of the small-sized fold axis and the graded-faults in the deformed structural layers and its sphere of influence

4 结论

通过对五峰期上扬子海南缘的同生变形构造研究，初步得到以下结论:

(1)五峰组笔石页岩段的黑色页岩中，有规律地发育有由小型褶皱和层间阶梯状断层构成的同生变形构造：在时间分布上，同生变形构造开始于D.complexus，结束于P.pacificus；在空间分布上表现为靠近滇黔桂古陆一侧(古蔺—桐梓—松桃)以小型褶皱为主，逐渐向海一侧(綦江—秀山)过渡为层间阶梯状断层为主，同时伴有小型褶皱。

(2)多层钾质斑脱岩发育于贵州桐梓、宜昌王家湾等地的五峰组笔石页岩段地层中，且在贵州桐梓山王庙剖面的同生变形构造层上下均发育有斑脱岩层；重庆秀山大田坝五峰组笔石页岩段发育有地震成因的火焰状岩脉。表明在上扬子地区曾发生过多期火山地震事件，因而推测火山地震事件可能是变形构造成的主要诱因。

图5 海底缓坡滑塌构造示意图(据Hampton and Lee, 1996；Lewis，1971略有修改)；(a)海底缓坡滑塌构造平面图；(b)海底缓坡滑塌构造结构图, Ⅰ—以密集陡倾角的阶梯状断层为特征，Ⅱ—小型褶皱较为密集为特征，层间阶梯状褶皱切穿部分小型褶皱，并与其上伏正常黑色页岩沉积层相接触Fig. 5 The sketch map of slump structure in the slow slope of sea bottom(changed after Hampton and Lee, 1996；Lewis，1971)；(a)The planimetric map of slump structure in the slow slope of sea bottom;(b)The structure map of slump structure in the slow slope of sea bottom, Ⅰ—layer characterized by dense and angle-higher graded-faults, Ⅱ—layer characterized by the dense small-sized folds, graded-faults cut through parts of folds, and underlain the normal sedimentary black shales

(3)上扬子地区D.complexus—P.pacificus沉积期，在多期火山运动诱因的作用下，引起地壳颤动，处于较陡古地貌之上变形区(古蔺—桐梓—松桃)的塑性泥(页)开始向下滑动，并在滑塌趾部(綦江—秀山)挤压堆积，产生以层间阶梯状断层和小型褶皱为特征的同生变形构造。同时，沿滇黔桂古陆的西侧为较平坦的古海底地貌，而东侧具有一较陡的斜坡存在，这一古地貌特征可能与奥陶纪晚期扬子地块与华夏板块发生碰撞造成的黔中隆起和宜昌上升相关。

致谢：审稿专家提出了十分宝贵的建议，在此表示衷心的感谢！参加野外工作的还有贵州大学的尹海鉴和雷灵芳同学。

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