桂西北隆或地區晚古生代地層沉積特征及臺地沉積演化

覃洪鋒, 李昌明, 鄧 賓, 蔣 劍, 尹庭旺, 王學恒, 李玉坤

(1.廣西壯族自治區地質調查院, 南寧 530023; 2.中國—東盟地學合作中心, 南寧 530023)

右江盆地是世界上罕見的孤立碳酸鹽巖臺地與深水海盆沉積共生的盆地[1], 同時產有豐富的有色金屬、貴金屬及油氣等資源, 因而盆地演化的研究成為了熱點, 并取得了重要進展, 但對盆地性質及演化仍存在不同的認識, 代表性觀點有特提斯洋的一部分[2-8]、與古特提斯洋關系密切的加里東造山帶基礎上再生裂陷的大陸邊緣盆地[1,9]、與特提斯洋相關的被動型裂谷盆地[10-12]。前人對盆地的研究多集中于對盆地內深水相地層及火成巖, 卻忽略了盆地內眾多的孤立碳酸鹽巖臺地形成與演化所能提供的盆地演化信息, 而使得僅有個別對少數臺地開展了研究工作[13-17], 這些研究多限于地層巖石組合、沉積相等方面, 僅劉超[17]對巴馬臺地作了相關古生物方面的研究, 對各地層時間框架無法很好地限定。孤立臺地由于遠離大陸架并被深水盆地所環繞[18], 其沉積一般不受陸源碎屑供給的影響, 而多以盆地內碳酸鹽巖沉積系列為主[6,14], 其形成與演化受盆地構造演化、全球海平面升降及盆地內輸入物質的共同影響[14,16-17,19], 同時也可能受碳酸鹽生產和堆積的影響[20]。因此，研究臺地的形成與演化可以提供盆地演化、全球海平面變化、大地構造變化及碳酸鹽生產、堆積等信息。

隆或臺地位于右江盆地內西北部, 是盆地內一個規模較小的臺地, 但臺地及周緣晚古生代地層序列發育齊全, 化石豐富, 同時臺地上還有產于下石炭統臺溝相內的金礦——隆或金礦。因此，通過對隆或臺地及其周緣晚古生代典型剖面的地層序列、沉積特征、沉積相類型等進行研究, 探討臺地形成及其演化特征, 有望能對右江盆地構造演化及金、銻、鋁等礦產勘查與研究提供依據。

1 地質背景

右江盆地位于桂西、黔南及滇東交接部位(圖1), 大地構造上位于特提斯構造帶東端, 地處特提斯與濱太平洋構造域交匯部位[8-9]。其西部以師宗-彌勒斷裂為界, 西北側大致以南盤江斷裂為界, 東側為埡都-紫云斷裂和南丹-都安斷裂, 南側與馬關隆起、西大明山隆起相接[15, 21]。

圖1 右江盆地古地理簡圖(據文獻[16]修改)

加里東運動后, 揚子板塊與華夏板塊拼合形成統一的華南板塊。自早泥盆世始, 華南進入以板內運動為主的拉張階段[12], 隨著古特提斯洋的向東打開, 在揚子板塊南緣發生裂解并形成了初始的右江盆地[8]。早中泥盆世—中二疊世, 隨著玄武巖巖漿活動開始并不斷增強[6,8], 盆地持續裂解, 其邊緣破裂成規模不等的塊體并向盆地內滑移, 形成了一系列平行盆地邊緣分布的孤立臺地并持續演化, 進而形成了右江盆地臺-盆相間的特殊古地理格局。二疊紀瓜德魯普世, 海侵達到高潮, 滇黔桂地區古陸幾乎消失而形成一個大片海域, 二疊紀瓜德魯普世末期的東吳運動在盆地東南部的欽-防地區表現為擠壓造山運動, 而在盆地的西北部則總體表現為由“峨眉山玄武巖”所代表的地殼拉張運動, 形成一個不對稱盆地[22]。隨著印支地塊向揚子地塊匯聚, 陸源碎屑向盆地大量輸入, 右江盆地明顯收縮變淺; 中-晚三疊世隨著強烈的印支運動使得盆地兩側地塊拼合、盆地逐漸關閉, 周邊隆起區陸源碎屑向盆地大量輸入, 盆地快速淤滿并最終抬升消亡[6,22], 結束了其海相沉積的歷史。

2 晚古生代地層特征、沉積類型及時代

研究區位于右江盆地西北緣, 晚古生代地層發育齊全, 古生物化石豐富, 是研究華南晚古生代地層、古生物的理想區域。本次工作對研究區地層進行了詳細調查, 同時對其中古生物進行初步研究, 嘗試建立研究區時代地層格架。代表性地層系列及主要生物特征見圖2。

圖2 桂西北隆或地區上古生界沉積序列(含山剖面據文獻[24]修改)

盆地內晚古生代最早接受沉積形成郁江組, 是一套以潮坪相灰綠色-灰色中厚層狀細砂巖、粉砂巖、石英粉砂巖為主, 局部夾泥巖的組合, 富含腕足化石, 局部富集形成腕足層(圖3a), 該組上部產有Dicocelostrophia-Rostrospirifer組合帶[23]的重要化石Rostrospirifertonkinensis,Xenostrophiayukiangensis,Dicocelostrophiasp.,Xenostrophiacf.yukiangensis,Calceolacf.acuminata; 上覆平恩組底部產有埃姆斯階底部牙形刺帶Polygnathusdehiscens帶的標準分子Polygnathusdehiscens[24], 因此郁江組時代屬于早泥盆世埃姆斯期早期, 下部可能包括布拉格期少部分。該時期右江盆地未出現沉積相明顯分異, 總體為較統一的濱淺海陸棚相沉積, 早泥盆世埃姆斯期晚期后盆地發生裂解, 并開始出現明顯的沉積相分異, 總體可劃分為斜坡-盆地相及孤立臺地相2個相區, 各相區地層系列述之如下。

圖3 桂西北隆林地區晚古代斜坡-盆地相典型沉積特征

2.1 斜坡-盆地相區

該相區上古生界地層自下而上劃分為平恩組、羅富組、榴江組、五指山組、鹿寨組、巴平組、南丹組、四大寨組及領好組。

平恩組為一套深灰-灰色中厚層狀灰巖、泥灰巖、礫屑灰巖夾白云巖為主的巖石組合, 產珊瑚、層孔蟲、竹節石等。在坡巖地區夾有較多白云巖、層孔蟲白云巖;在隆林含山地區, 平恩組上部深灰色中層灰巖夾有較多的硅質巖(圖3b)、硅質泥巖, 富含牙形刺、竹節石, 具鈣質濁流沉積, 鮮思遠等[24]對隆林含山平恩組作了詳細的研究, 其產牙形刺Polygnathusdehiscens,Po.perbonus,Po.serotinus,Po.cf.angustipennatus,Po.linguiformis,Po.hanshanensis,Po.sp.等。其中Po.dehiscens是牙形刺帶Po.dehiscens帶的標準分子,Po.serotinus則是Po.serotinus帶的標準分子, 而Po.dehiscens帶屬下泥盆統埃姆斯階底部第一個牙形刺帶,Po.serotinus帶為埃姆斯階上部牙形刺帶[25]; 竹節石Nowakiabarrandei,N.elegans,N.cancellata,N.richteri, 為竹節石化石帶N.barrandei帶-N.richteri帶標準分子, 屬下泥盆統埃姆斯階上部; 產有菊石帶Anetoceras帶分子Anetocerasrareplicatum,A.cf.lineare,A.sp., 該帶屬于埃姆斯階上部—艾菲爾階頂部。綜上所述, 該地區平恩組形成時代屬于早泥盆世埃姆斯期—中泥盆世埃菲爾期。

羅富組分布范圍有限, 僅發育于丫口寨及南務-馬雄-尾里一帶, 且變化較大。丫口寨一帶羅富組為一套灰色薄層泥巖、石英粉砂巖的巖石組合, 含牙形刺、竹節石; 而在南務-馬雄-尾里, 羅富組可劃分為上、下兩個巖性段, 下部為灰綠色夾灰色薄層泥巖、粉砂質泥巖、硅質巖, 上部為深灰色厚層狀含生物碎屑灰巖、深灰色薄層砂屑灰巖夾薄層砂屑微晶灰巖。至隆林含山地區, 中泥盆統則相變平恩組上部一套深灰色薄-中層灰巖夾有較多的硅質巖、硅質泥巖的巖石組合, 富含牙形刺、竹節石、珊瑚等化石, 表明其可能形成于相對深水的環境; 該組灰巖內產Polygnathuslinguiformis, 同時結合其整合于平恩組及榴江組間, 故其時代為中泥盆世艾菲爾期—吉維特期。

榴江組巖性較為單一, 主要為一套灰色薄層狀硅質巖, 在馬雄村尾里附近，局部下部夾少量灰巖, 產少量牙形刺Palmatolepissp.,Ozakodinasp.; 竹節石豐富, 主要有Styliolinasp.,Homoctenussp.,Nowakia(N.)sp.,Viriatellinasp.; 三葉蟲Plagiolariasp.; 腕足Atrypasp.。其中牙形刺Palmatolepissp.是晚泥盆世地層最重要的屬, 而竹節石Homoctenussp.出現于Homoctenus.tenuicinctus-H.ultimus帶, 故榴江組時代大致屬晚泥盆世弗拉期。

五指山組則為一套灰色薄層-條帶狀泥質灰巖, 局部夾少量扁豆狀灰巖, 頂部常發育滑塌角礫巖(圖3c)、礫屑灰巖及同沉積小褶皺(圖3d)。該組主要牙形刺化石分布見圖2(丫口寨剖面)及圖4(a—l), 其屬crepida帶(或更低)至上trachytera帶, 而五指山組上覆地層鹿寨組底部產下石炭統杜內階牙形刺Siphonodellacf.duplicata, 故其時代應為晚泥盆世法門期。值得注意的是, 在隆或臺地東北緣夾于兩條近北東向斷層之間的龍旺一帶, 上泥盆統地層層序為唐家灣組—榴江組—五指山組—融縣組, 表明晚泥盆世龍旺一帶可能受北東向斷層活動影響而出現臺溝相沉積, 可能也代表了隆或臺地真正從連陸臺地脫離形成孤立碳酸鹽巖臺地的時期。

圖4 桂西北隆或地區部分典型牙形刺

鹿寨組巖性組合為灰-深灰色薄層硅質巖、泥巖, 在深水盆地相區發育有大量玄武巖。在丫口寨剖面, 鹿寨組底部硅質泥巖內采集到牙形刺Siphonodellacf.duplicata,Ozarkodinasp.其中Siphonodellacf.duplicata屬于杜內階Siphonodelladuplicata帶的帶化石。而在巴平組底部微晶灰巖內采集到牙形刺Gnathodusbilineatusbollandensis,G.bilineatusbilineatus,Lochrieasp., 其中G.bilineatusbollandensis,G.bilineatusbilineatus為石炭系密西西比亞系謝爾普霍夫階上部G.bilineatusbollandensis帶的標準分子。因此, 鹿寨組時代可從杜內期延續至謝爾普霍夫期早期。

2.2 臺地相區

臺地上地層自下而上劃分為唐家灣組(局部相變為層孔蟲礁)、融縣組、都安組、黃龍組、馬平組、棲霞組、茅口組、合山組。

唐家灣組是臺地上出露的最老地層, 為一套深灰色厚層狀亮晶生物屑砂屑灰巖夾生物屑灰巖、含生物屑含砂屑微晶灰巖、白云巖化含生物屑微晶灰巖, 局部夾層孔蟲灰巖, 產枝狀層孔蟲、珊瑚及腕足等, 發育鳥眼構造、窗孔構造等。在隆或臺地, 唐家灣組下部產層孔蟲Amphiporasp.; 腕足Gypidulasp.; 珊瑚Thamnoporasp.,Dendrostellasp.,Cladoporasp.,Alveolitessp.,Fasciphyllumsp.,Acanthophyllumsp.,Stringophyllumsp.,Tryplasmasp.,Temnocariniasp.,Gryphyllumsp.,Dohmophyllumsp.等, 這些珊瑚屬于中泥盆統吉維特階臺地相珊瑚Dohmophyllum組合帶-Dendrostellatrigemme組合帶[23]重要分子。中上部與其同期異相的道臘礁灰巖時代屬于吉維特階中上部, 故隆或臺地唐家灣組時代可自艾菲爾早期至中泥盆世吉維特期晚期。在隆或臺地東南緣道臘一帶發育有層孔蟲礁, 下部珊瑚以大量Stringophyllumsp.,Acanthophyllumsp.為特征, 同時共生有Nadotiasp.,Macgeeasp.,Temnocariniasp.,Cladoporasp.等, 其組合特征與Stringophyllumminor帶[23]的珊瑚組合特征一致。而上部珊瑚主要為Haplotheciasp.,Phillipsastraeasp.,Temnophyllumsp., 共生有Macgeeasp.,Alveolitessp.,Trematophyllumsp.等, 其組合特征與HaplotheciafliataAss.帶的珊瑚組合特征一致。因此道臘礁灰巖時代屬于中泥盆世吉維特期。

融縣組為一套灰-淺灰色厚層-塊狀含砂屑微晶灰巖、砂屑微晶灰巖夾亮晶微晶含生物屑砂屑礫屑灰巖、鮞粒灰巖等, 產少量腕足、海百合莖、有孔蟲、苔蘚蟲、腎形藻等。值得注意的是, 融縣組靠近頂部常發育白云巖化(圖5a), 可能是對紫云運動的響應, 且白云巖化之上生物面貌變化極大, 僅發育有小型疊層石礁(圖5b), 代表了沉積作用對生物滅絕事件的一種特殊響應[26], 而其中的小型疊層石礁可能是F-F生物大滅絕事件之后氣溫回升期微生物繁盛的重要標志[17,27]。融縣組化石稀少, 在隆或臺地下寨融縣組頂部(圖5e)采集到少量牙形刺(圖2下寨剖面, 圖4m、n), 主要有Protognathoduscollinsoni,Pr.kockli,Palmatolepisgracilisgracilis,Gnathodussp., 其中Protognathoduskockeli為上泥盆統法門階praesulcata帶的重要化石, 而Gnathodussp.則首現于下石炭統杜內階Gnathodustypicaus帶下部, 因此, 隆或臺地融縣組頂部時代可達下石炭統杜內階上部, 而其與下伏唐家灣組整合接觸, 故其底界應為弗拉階底部。

圖5 隆或地區晚古代臺地相典型地層分界和典型沉積特征

棲霞組為深灰色薄-中層微晶灰巖、砂屑灰巖、生物屑灰巖, 局部夾深灰色硅質團塊。茅口組則為淺灰-淺灰白色中-厚層塊狀生物屑灰巖、藻屑灰巖、砂屑灰巖夾微晶灰巖, 局部夾白云質灰巖。

生物礁主要發育于臺地邊緣, 縱向上生物礁與下伏馬平組呈陡崖式假不整合[29]; 橫向上, 向臺內則相變為棲霞組-茅口組, 向臺地前緣斜坡相變為四大寨組。隆或臺地礁體規模普遍較小, 造礁生物以藻類為主, 見少量海綿。

合山組主要為一套灰-深灰色中-厚層夾薄層砂屑灰巖、含生物屑藻砂屑灰巖, 局部夾白云巖化砂屑灰巖, 局部含較多硅質團塊, 底部發育有少量鐵鋁巖, 與下伏茅口組呈平行不整合接觸, 是東吳運動在區內的表現。棲霞組、茅口組及合山組在研究區內僅少量出露, 未能采集到有意義的化石, 根據區域資料, 前兩者時代劃分為中二疊世, 合山組為晚二疊世。

3 晚古生代沉積相類型及沉積模式

右江盆地晚古生代由于復雜的地質背景, 發育形成了獨具特色的孤立碳酸鹽巖臺地—臺緣斜坡—臺間盆地沉積體系[4,16,21,30]。通過對研究區進行詳細調查并參照威爾遜(1975)的碳酸鹽巖沉積相模式, 將隆或臺地及其周緣晚古生代沉積劃分為孤立臺地相及斜坡-盆地相兩大相區, 并細分為局限臺地、開闊臺地、臺地邊緣淺灘、臺地邊緣礁、臺溝、臺地前緣斜坡及盆地相7種沉積相類型(圖6)。

圖6 桂西北隆或地區晚古生代孤立臺地沉積相示意圖(據文獻[16]修改)

(1)局限臺地: 臺地內部受淺灘、生物礁遮擋, 相對低洼、水動力較弱、鹽度高的潟湖環境。其巖石類型以灰泥灰巖、球粒灰巖、粒泥灰巖為主, 多發生白云巖化, 發育紋理構造、鳥眼構造等。生物主要有介形蟲、腕足類、藍綠藻、枝狀層孔蟲等窄鹽度生物組合。該相主要發育于唐家灣組上部、融縣組頂部(圖5a)、都安組底部及黃龍組底部。

(5)臺溝: 為發育在碳酸鹽臺地上的特殊相帶。它是在淺水碳酸鹽巖臺地上或臺地邊緣(圖6), 由于不均衡裂陷作用形成的較深水的臺溝相帶。該相帶主要是一套較深水沉積的富含有機質的硅質巖、硅質灰巖、泥晶灰巖、泥灰巖等, 生物門類為放射蟲、牙形刺、海綿骨針、竹節石等營漂游動物群, 往上快速變為淺水碳酸鹽巖沉積。該相帶分布嚴格受斷層控制, 如分布于隆或金礦一帶的都安組底部的硅質巖層(圖2隆或剖面, 圖5f, 圖6)及分布于臺地東北緣龍旺一帶的榴江組、五指山組均屬于該相沉積(圖5h), 其可能是臺地進一步裂解的證據。

(7)盆地相: 指臺地間地形平坦、水體深、海底貧氧或缺氧的沉積環境。主要為暗色、薄層灰泥石灰巖或暗色硅質巖、泥巖夾火山碎屑巖, 常夾有玄武巖(圖3f), 缺乏底棲生物化石, 可含浮游生物化石, 層面平整, 水平層理發育, 生物擾動弱。羅富組、榴江組、五指山組部分、鹿寨組、巴平組部分、南丹組、領好組等均屬于該相。

4 臺地形成與演化

右江盆地內的孤立碳酸鹽臺地是在強烈的伸展背景下, 盆地急劇擴張和基底強烈沉降, 致使陸架邊緣破裂、向盆地內滑移, 并在遠離陸架的環境中接受沉積形成的[6], 其形成與演化過程與右江盆地構造演化密切相關。通過總結隆或孤立碳酸鹽巖臺地及周邊晚古生代地層沉積演化特征, 并結合前人對盆地內相鄰臺地研究及右江盆地構造演化特征, 將隆或臺地形成與演化劃分為4個階段,即孤立碳酸鹽巖臺地孕育階段(D1—D2)、孤立碳酸鹽巖臺地成型階段(D3)、孤立碳酸鹽巖臺地持續演化階段(C1—P2)和孤立碳酸鹽巖臺地淹沒收縮階段(P3—T1)(圖7)。

圖7 桂西北隆或孤立碳酸鹽巖臺地形成與右江盆地演化示意圖(據文獻[14, 16, 44]修改, 未按比例, 巖性符號參見圖2)

4.1 孤立碳酸鹽巖臺地孕育階段(D1—D2)

右江盆地的演化與特提斯特構造域密切相關, 而特提斯構造域在漫長的演化過程中, 主要表現為陸塊從南方岡瓦納裂離, 并漂向北方的勞亞/歐亞大陸[31]。因此, 晚古生代早期, 隨著古特提斯洋開啟, 研究區內以伸展活動為特征[8,12]。泥盆世早期, 由于同沉積斷裂引起地陷及地殼不均衡升降, 海水首先沿欽州海槽、開遠等通道自南向北逐步海侵[11,32-33], 在古地形相對低洼處沉積形成了郁江組以陸棚相砂頁巖為主的巖層, 含豐富的淺海底棲生物化石[6,30], 其巖性組合特征和云南的坡腳組很相似。田林縣八渡地區的郁江組頂部夾有多層火山巖, 可能代表陸殼裂解的開始，該組代表基底緩慢拉伸沉降、盆地形成初期的淺海沉積; 基底沉降與陸源碎屑補給平衡, 水深與巖相變化不大, 研究區沉積及生物群特征與滇東南及桂東地區郁江組近似, 整個右江盆地為正常淺海環境, 未出現顯著的構造與古地理分異[6,34], 局部的巖相差異可能是盆地內存在水下隆起引起的[24]。此時隆林蛇場北部涼水井-衛沙-新立村可能高出海平面而形成孤島, 直至中晚泥盆世才被海水淹沒接受沉積, 該地區可見中上泥盆統淺灰色塊狀微晶灰巖、生物碎屑灰巖(產珊瑚Acanthophyllumsp.,Stringophyllumsp.,Pseudozaphrentissp.,Temnocariniasp.及枝狀層孔蟲、塊狀層孔蟲等)直接不整合于寒武紀地層之上, 不整合面上為以底礫巖(礫巖成分為下伏寒武系白云巖、灰巖)為主(圖5c、d)。該時期屬于陸表海盆地階段, 是加里東運動(廣西運動)后,陸殼緩慢拉伸沉降、盆地形成的初期階段[6]。

隨著早泥盆世埃姆斯期晚期盆地內玄武巖巖漿活動開始活躍[6], 標志著陸殼進一步拉伸破裂, 此后右江盆地基底發生強烈的差異沉降, 并伴隨大規模海侵, 從而形成了明顯的沉積相分異, 南丹一帶演化為深水相, 沉積形成塘丁組黑色薄層泥巖、含生物屑泥巖、含碳泥巖、粉砂質泥巖、少量泥灰巖及砂巖等; 田林八渡地區及研究區此時屬于斜坡相, 沉積形成灰巖夾硅質巖組合, 八渡地區夾有火山巖, 而研究區平恩組下部為深灰色薄層-中層泥晶灰巖夾有少量白云巖或白云巖化灰巖, 局部見同沉積滑動變形構造, 含珊瑚、層孔蟲、腕足及菊石等生物, 白云巖的形成可能與中泥盆世艾菲爾階-吉維特階間發生的強迫性海退事件有關, 是海口運動在區內的表現[35]。爾后, 隨著地殼進一步拉張, 沉積分異更加明顯, 在隆林含山地區平恩組中上部沉積形成含泥質灰巖夾硅質條帶及薄層硅質巖為主, 發育有鈣屑濁流沉積, 泥晶灰巖中見海綿骨針、竹節石和牙形刺, 往東至馬雄一帶相當層位則為沉積形成薄層碎屑巖及灰巖組合, 再往東至臺地上則為與唐家灣組深灰色厚層狀生物屑砂屑灰巖夾生物屑灰巖、強白云巖化含生物屑微晶灰巖, 局部夾層孔蟲灰巖, 局部發育層孔蟲礁(隆或道臘一帶), 表明此時在右江盆地已經出現碳酸鹽臺地-斜坡相-盆地相分異。

沉積相明顯分異及玄武巖漿活動, 表明裂谷盆地已經形成。此時研究區及周邊臺地可能仍相互連成一體, 構成一個較大的邊緣碳酸鹽巖臺地, 沒有擺脫大陸的影響, 局部仍有陸源碎屑的沉積, 廣泛發育的碳酸鹽沉積可能代表了由邊緣臺地向孤立臺地發展的過渡狀態[14-15], 為孤立碳酸鹽巖臺地孕育階段。

4.2 孤立碳酸鹽巖臺地成型階段(D3)

晚泥盆世也是揚子等地塊脫離岡瓦納大陸的時期[36], 代表著古特提斯洋形成。此時右江盆地除孤立臺地區外, 盆地內均沉積形成榴江組硅質巖及深水-斜坡相五指山組條帶-扁豆狀灰巖、滑塌角礫巖, 并夾有多層的玄武巖[6,8]。大量玄武巖巖漿活動表明盆地處于全面擴張時期, 而那坡地區出現具洋島玄武巖(OIB)特征的玄武巖[8], 表明該地區可能已經出現洋殼[7], 同時與其密切伴生的硅質巖具有明顯的Ce負異常也指示了遠離陸源的遠洋環境[8,37], 該時間可能是裂谷盆地向洋殼盆地的過渡階段。

該階段由于強烈的拉張和基底沉降, 早期形成的邊緣臺地破裂并向盆地內滑動形成一系列更小規模的近于平行盆地邊緣分布的孤立臺地[7]。此時盆地內沉積形成榴江組-五指山組深水相硅質巖-扁豆狀灰巖, 而臺地上上泥盆統融縣組均由碳酸鹽巖組成, 表明臺地演化進入了真正的孤立臺地演化階段, 而臺地邊緣局部上泥盆統臺溝相沉積可能代表隆或臺地從周邊臺地裂解出來的重要證據。晚泥盆世末期紫云運動Ⅰ幕對該臺地影響可能有限, 因為筆者在隆或臺地融縣組頂部采集到了下石炭統牙形刺, 表明臺地上晚泥盆世—早石炭世早期是連續沉積的, 僅在局部地區(融縣組上部)發現少量白云巖化現象(圖5a),暗示該時期隆或臺地相對遠離陸架, 屬于真正孤立碳酸鹽巖臺地。

4.3 孤立碳酸鹽巖臺地持續演化階段(C1-P2)

研究區下石炭統鹿寨組—中二疊統四大寨組均夾有規模不等的玄武巖, 也表明該時間盆地內發生了多期次的玄武巖巖漿活動, 是盆地強烈擴張的表現, 右江盆地進入洋盆擴張階段[6]。在盆地持續擴張與裂陷沉積過程, 先前形成的孤立臺地進一步向盆內滑動[16], 部分大臺地可能進一步解體成規模更小的臺地。早石炭世—晚石炭世早期, 紫云運動Ⅱ—Ⅳ幕使得區內地殼不均衡抬升, 同時冰期造成強迫性海退, 使得隆或臺地古地理高處露出海平面接觸剝蝕, 造成都安組與融縣組呈平行不整合, 并發育有古溶洞(圖5e)。而在隆或臺地西南緣隆或金礦附近, 發育臺溝相沉積, 其與下伏融縣組呈侵蝕接觸關系, 同時局部地區臺地上可見下石炭統深灰色生物碎屑灰巖呈脈狀灌入上泥盆統融縣組, 暗示該時期臺地處于裂解的過程, 隆或臺地可能是從大臺地上進一步分解出來形成的。

晚石炭世晚期—中二疊世是右江盆地玄武巖巖漿活動最為強烈的時期, 研究區深水相區發育巨厚的玄武巖層, 玄武巖內含有大量巖塊(圖3g), 同時在臺地邊緣馬平組發育中二疊世沉積灰巖脈(圖5g), 脈內含有Yabeinahayasakai,Metadoliolinasp.,Verbeekinasp.,Neochwagerinasp.,是盆地內地殼強烈擴張及其所引起臺地邊緣同沉積斷層活動的表現。盆地的強烈擴張和基地沉降, 導致孤立臺地進一步向盆內滑移。該時期臺地上仍以純凈的碳酸鹽巖沉積為特征, 至中二疊世, 右江盆地已經屬于相對成熟的洋盆[1], 臺地邊緣發育了較為典型的海綿-藻礁, 形成了典型鑲邊碳酸鹽巖臺地。

值得注意的是, 該時期同時也是岡瓦納大陸晚古生代冰期發育期, 其由多個冰期與幾乎等時的間冰期旋回組成, 造成全球性的海平面升降, 在華南地區也有相應的記錄[17,38-39], 通過多次的海平面升降, 影響臺地的演化。

4.4 孤立碳酸鹽巖臺地淹沒收縮階段(P3-T1)

二疊紀瓜德魯普世末期的東吳運動使右江盆地沉積環境發生了很大變化, 南部地區表現為擠壓造山運動并伴隨與俯沖作用有關的弧火山巖巖漿活動, 而盆地北部則表現為以峨眉山玄武巖為代表的地殼拉張運動, 形成一個不對稱盆地[22]。對古特提斯洋相關分支洋盆俯沖極性的研究是認識該時期盆地性質的關鍵, 由于華南板塊的西緣仍然缺失哀牢山洋東向俯沖的島弧巖漿巖記錄, 傳統的觀點認為哀牢山分支洋及與其相關的洋盆向西南俯沖于印支板塊之下, 華南板塊南緣屬于被動大陸邊緣[1,5-6,34,40]。但近年來的研究表明, 哀牢山分支洋及與其相關的洋盆也可能向東俯沖于華南板塊之下, 如: 王曼等[41]對廣西來賓地區蓬萊灘剖面大隆組頂部的凝灰質砂巖碎屑鋯石研究認為, 在華南板塊的西南緣存在一個二疊紀的大陸巖漿島弧; 徐健[42]對哀牢山構造帶及其鄰區古生代—早中生代巖漿巖及碎屑巖研究認為, 晚二疊世(ca.261 Ma)時期, 哀牢山洋殼向東俯沖過程中, 俯沖板塊后撤所引起地幔回流, 造成區域上的拉張和強烈的幔源巖漿作用, 同時使華南板塊之下的峨眉山大火成巖省 OIB 型富集物質流向俯沖帶, 并與哀牢山洋 MORB 型虧損地幔物質發生混合, 成為哀牢山富 Nb 玄武巖的源區; 陳超等[43]對滇東建水地區二疊紀火山巖研究認為, 其形成于洋殼向北俯沖形成的弧后擴張環境；杜遠生等[1]認為, 石炭紀初期右江盆地和越北地塊之間可能存在一個與古特提斯洋相關的分支洋, 隨古特提斯洋消減俯沖, 該分支洋盆向越北地塊俯沖消減, 并在越北地塊北部形成陸緣弧; 而喬龍[44]對桂西鋁土礦研究認為, 晚二疊世時期金沙江-哀牢山-馬江-海南縫合帶呈弧形向西或者南向俯沖, 同時另一條古特提斯分支洋盆(滇瓊縫合帶)向北俯沖于華南板塊下方, 俯沖作用導致了弧巖漿巖的發育和弧后的伸展作用; 向忠金等[45]對中越邊界地區早-中三疊世弧火山巖與蛇綠混雜巖帶的時空展布特征的研究認為, 該地區晚古生代洋盆發生了向北的俯沖消減。綜上, 石炭紀初期右江盆地和越北地塊之間可能存在一個與古特提斯洋相關的分支洋, 隨著隨古特提斯洋俯沖消減, 該分支洋發生雙向俯沖, 除在越北地塊北部形成陸緣弧外, 在揚子板塊南緣形成八布-憑祥島弧[44], 因此右江盆地當時應屬于弧后盆地演化階段。

受到弧后擴張作用影響, 研究區發生強烈拉張沉降作用, 臺、盆間差異升降更加明顯。臺地上, 茅口組與合山組間存在明顯的不整合; 在臺地前緣斜坡, 局部生物礁仍繼續生長, 并持續至二疊紀末期; 在盆地內則表現為領好組原地硅、泥質沉積, 同時伴有大量火山物質及局部發育遠源濁積巖系。此時盆地范圍擴展, 同時大量陸源碎屑輸入造成盆地內碳酸鹽生產速率降低, 孤立臺地演化進入相對收縮階段[14,16]。

二疊紀與三疊紀之交, 全球發生了大規模火山噴發活動, 大量的火山噴發導致大氣圈中塵埃和二氧化碳含量的急劇增加, 全球溫度升高, 極地和高地冰川融化, 海平面急劇上升, 發生全球淹沒事件[46]。受大規模淹沒事件影響, 右江盆地二疊紀的古地理格局發生巨大改變, 位于盆地中心的樂業臺地、隆林臺地、隆或臺地等逐漸被淹沒而消失[46-47]。此時, 右江盆地南部南寧臺地和靖西臺地仍在發育, 直至早三疊世末期, 印支運動Ⅰ幕及伴隨的大規模的火山活動, 造成大量陸源碎屑注入, 盆地形成一個從非補償沉積到補償沉積的濁積巖序列[22,47], 由于大量的陸源碎屑快速注入盆地, 臺地迅速被淹沒才結束了右江盆地臺-盆相間的格局。

5 結 論

(1)隆或臺地中泥盆統—上二疊統幾乎均由純凈的碳酸鹽巖組成, 表明該時期其是在遠離陸地、缺乏陸源物質影響的環境下接受沉積形成的。

(2)隆或臺地及其周緣晚古生代沉積可劃分為孤立臺地相及斜坡-盆地相兩大相區, 并可細分為局限臺地、開闊臺地相、臺地邊緣淺灘、臺地邊緣礁、臺溝、臺地前緣斜坡及盆地相7種沉積相類型。

(3)隆或臺地形成孕育于早泥盆世晚期, 并逐步演化發展, 至早三疊世最終消亡。其形成及演化可劃分為4個階段, 即孤立碳酸鹽巖臺地孕育階段(D1—D2)、孤立碳酸鹽巖臺地成型階段(D3)、孤立碳酸鹽巖臺地持續演化階段(C1—P2)和孤立碳酸鹽巖臺地淹沒收縮階段(P3—T1), 其與右江盆地演化裂谷盆地、洋殼盆地、洋殼盆地擴張及弧后盆地4個階段相對應。

(4)隆或臺地是右江盆地晚古生代發生了強烈的擴張、沉降, 揚子臺地邊緣破裂形成規模不等的塊體逐步向盆地內滑移并接受沉積形成的, 其形成及演化與右江盆地的構造演化密切相關, 同時受全球海平面變化和盆地內陸源物質的輸入影響。

感謝審稿專家及編輯對論文提出的寶貴意見！