桂西北隆或地区晚古生代地层沉积特征及台地沉积演化

覃洪锋, 李昌明, 邓 宾, 蒋 剑, 尹庭旺, 王学恒, 李玉坤

(1.广西壮族自治区地质调查院, 南宁 530023; 2.中国—东盟地学合作中心, 南宁 530023)

右江盆地是世界上罕见的孤立碳酸盐岩台地与深水海盆沉积共生的盆地[1], 同时产有丰富的有色金属、贵金属及油气等资源, 因而盆地演化的研究成为了热点, 并取得了重要进展, 但对盆地性质及演化仍存在不同的认识, 代表性观点有特提斯洋的一部分[2-8]、与古特提斯洋关系密切的加里东造山带基础上再生裂陷的大陆边缘盆地[1,9]、与特提斯洋相关的被动型裂谷盆地[10-12]。前人对盆地的研究多集中于对盆地内深水相地层及火成岩, 却忽略了盆地内众多的孤立碳酸盐岩台地形成与演化所能提供的盆地演化信息, 而使得仅有个别对少数台地开展了研究工作[13-17], 这些研究多限于地层岩石组合、沉积相等方面, 仅刘超[17]对巴马台地作了相关古生物方面的研究, 对各地层时间框架无法很好地限定。孤立台地由于远离大陆架并被深水盆地所环绕[18], 其沉积一般不受陆源碎屑供给的影响, 而多以盆地内碳酸盐岩沉积系列为主[6,14], 其形成与演化受盆地构造演化、全球海平面升降及盆地内输入物质的共同影响[14,16-17,19], 同时也可能受碳酸盐生产和堆积的影响[20]。因此，研究台地的形成与演化可以提供盆地演化、全球海平面变化、大地构造变化及碳酸盐生产、堆积等信息。

隆或台地位于右江盆地内西北部, 是盆地内一个规模较小的台地, 但台地及周缘晚古生代地层序列发育齐全, 化石丰富, 同时台地上还有产于下石炭统台沟相内的金矿——隆或金矿。因此，通过对隆或台地及其周缘晚古生代典型剖面的地层序列、沉积特征、沉积相类型等进行研究, 探讨台地形成及其演化特征, 有望能对右江盆地构造演化及金、锑、铝等矿产勘查与研究提供依据。

1 地质背景

右江盆地位于桂西、黔南及滇东交接部位(图1), 大地构造上位于特提斯构造带东端, 地处特提斯与滨太平洋构造域交汇部位[8-9]。其西部以师宗-弥勒断裂为界, 西北侧大致以南盘江断裂为界, 东侧为垭都-紫云断裂和南丹-都安断裂, 南侧与马关隆起、西大明山隆起相接[15, 21]。

图1 右江盆地古地理简图(据文献[16]修改)

加里东运动后, 扬子板块与华夏板块拼合形成统一的华南板块。自早泥盆世始, 华南进入以板内运动为主的拉张阶段[12], 随着古特提斯洋的向东打开, 在扬子板块南缘发生裂解并形成了初始的右江盆地[8]。早中泥盆世—中二叠世, 随着玄武岩岩浆活动开始并不断增强[6,8], 盆地持续裂解, 其边缘破裂成规模不等的块体并向盆地内滑移, 形成了一系列平行盆地边缘分布的孤立台地并持续演化, 进而形成了右江盆地台-盆相间的特殊古地理格局。二叠纪瓜德鲁普世, 海侵达到高潮, 滇黔桂地区古陆几乎消失而形成一个大片海域, 二叠纪瓜德鲁普世末期的东吴运动在盆地东南部的钦-防地区表现为挤压造山运动, 而在盆地的西北部则总体表现为由“峨眉山玄武岩”所代表的地壳拉张运动, 形成一个不对称盆地[22]。随着印支地块向扬子地块汇聚, 陆源碎屑向盆地大量输入, 右江盆地明显收缩变浅; 中-晚三叠世随着强烈的印支运动使得盆地两侧地块拼合、盆地逐渐关闭, 周边隆起区陆源碎屑向盆地大量输入, 盆地快速淤满并最终抬升消亡[6,22], 结束了其海相沉积的历史。

2 晚古生代地层特征、沉积类型及时代

研究区位于右江盆地西北缘, 晚古生代地层发育齐全, 古生物化石丰富, 是研究华南晚古生代地层、古生物的理想区域。本次工作对研究区地层进行了详细调查, 同时对其中古生物进行初步研究, 尝试建立研究区时代地层格架。代表性地层系列及主要生物特征见图2。

图2 桂西北隆或地区上古生界沉积序列(含山剖面据文献[24]修改)

盆地内晚古生代最早接受沉积形成郁江组, 是一套以潮坪相灰绿色-灰色中厚层状细砂岩、粉砂岩、石英粉砂岩为主, 局部夹泥岩的组合, 富含腕足化石, 局部富集形成腕足层(图3a), 该组上部产有Dicocelostrophia-Rostrospirifer组合带[23]的重要化石Rostrospirifertonkinensis,Xenostrophiayukiangensis,Dicocelostrophiasp.,Xenostrophiacf.yukiangensis,Calceolacf.acuminata; 上覆平恩组底部产有埃姆斯阶底部牙形刺带Polygnathusdehiscens带的标准分子Polygnathusdehiscens[24], 因此郁江组时代属于早泥盆世埃姆斯期早期, 下部可能包括布拉格期少部分。该时期右江盆地未出现沉积相明显分异, 总体为较统一的滨浅海陆棚相沉积, 早泥盆世埃姆斯期晚期后盆地发生裂解, 并开始出现明显的沉积相分异, 总体可划分为斜坡-盆地相及孤立台地相2个相区, 各相区地层系列述之如下。

图3 桂西北隆林地区晚古代斜坡-盆地相典型沉积特征

2.1 斜坡-盆地相区

该相区上古生界地层自下而上划分为平恩组、罗富组、榴江组、五指山组、鹿寨组、巴平组、南丹组、四大寨组及领好组。

平恩组为一套深灰-灰色中厚层状灰岩、泥灰岩、砾屑灰岩夹白云岩为主的岩石组合, 产珊瑚、层孔虫、竹节石等。在坡岩地区夹有较多白云岩、层孔虫白云岩;在隆林含山地区, 平恩组上部深灰色中层灰岩夹有较多的硅质岩(图3b)、硅质泥岩, 富含牙形刺、竹节石, 具钙质浊流沉积, 鲜思远等[24]对隆林含山平恩组作了详细的研究, 其产牙形刺Polygnathusdehiscens,Po.perbonus,Po.serotinus,Po.cf.angustipennatus,Po.linguiformis,Po.hanshanensis,Po.sp.等。其中Po.dehiscens是牙形刺带Po.dehiscens带的标准分子,Po.serotinus则是Po.serotinus带的标准分子, 而Po.dehiscens带属下泥盆统埃姆斯阶底部第一个牙形刺带,Po.serotinus带为埃姆斯阶上部牙形刺带[25]; 竹节石Nowakiabarrandei,N.elegans,N.cancellata,N.richteri, 为竹节石化石带N.barrandei带-N.richteri带标准分子, 属下泥盆统埃姆斯阶上部; 产有菊石带Anetoceras带分子Anetocerasrareplicatum,A.cf.lineare,A.sp., 该带属于埃姆斯阶上部—艾菲尔阶顶部。综上所述, 该地区平恩组形成时代属于早泥盆世埃姆斯期—中泥盆世埃菲尔期。

罗富组分布范围有限, 仅发育于丫口寨及南务-马雄-尾里一带, 且变化较大。丫口寨一带罗富组为一套灰色薄层泥岩、石英粉砂岩的岩石组合, 含牙形刺、竹节石; 而在南务-马雄-尾里, 罗富组可划分为上、下两个岩性段, 下部为灰绿色夹灰色薄层泥岩、粉砂质泥岩、硅质岩, 上部为深灰色厚层状含生物碎屑灰岩、深灰色薄层砂屑灰岩夹薄层砂屑微晶灰岩。至隆林含山地区, 中泥盆统则相变平恩组上部一套深灰色薄-中层灰岩夹有较多的硅质岩、硅质泥岩的岩石组合, 富含牙形刺、竹节石、珊瑚等化石, 表明其可能形成于相对深水的环境; 该组灰岩内产Polygnathuslinguiformis, 同时结合其整合于平恩组及榴江组间, 故其时代为中泥盆世艾菲尔期—吉维特期。

榴江组岩性较为单一, 主要为一套灰色薄层状硅质岩, 在马雄村尾里附近，局部下部夹少量灰岩, 产少量牙形刺Palmatolepissp.,Ozakodinasp.; 竹节石丰富, 主要有Styliolinasp.,Homoctenussp.,Nowakia(N.)sp.,Viriatellinasp.; 三叶虫Plagiolariasp.; 腕足Atrypasp.。其中牙形刺Palmatolepissp.是晚泥盆世地层最重要的属, 而竹节石Homoctenussp.出现于Homoctenus.tenuicinctus-H.ultimus带, 故榴江组时代大致属晚泥盆世弗拉期。

五指山组则为一套灰色薄层-条带状泥质灰岩, 局部夹少量扁豆状灰岩, 顶部常发育滑塌角砾岩(图3c)、砾屑灰岩及同沉积小褶皱(图3d)。该组主要牙形刺化石分布见图2(丫口寨剖面)及图4(a—l), 其属crepida带(或更低)至上trachytera带, 而五指山组上覆地层鹿寨组底部产下石炭统杜内阶牙形刺Siphonodellacf.duplicata, 故其时代应为晚泥盆世法门期。值得注意的是, 在隆或台地东北缘夹于两条近北东向断层之间的龙旺一带, 上泥盆统地层层序为唐家湾组—榴江组—五指山组—融县组, 表明晚泥盆世龙旺一带可能受北东向断层活动影响而出现台沟相沉积, 可能也代表了隆或台地真正从连陆台地脱离形成孤立碳酸盐岩台地的时期。

图4 桂西北隆或地区部分典型牙形刺

鹿寨组岩性组合为灰-深灰色薄层硅质岩、泥岩, 在深水盆地相区发育有大量玄武岩。在丫口寨剖面, 鹿寨组底部硅质泥岩内采集到牙形刺Siphonodellacf.duplicata,Ozarkodinasp.其中Siphonodellacf.duplicata属于杜内阶Siphonodelladuplicata带的带化石。而在巴平组底部微晶灰岩内采集到牙形刺Gnathodusbilineatusbollandensis,G.bilineatusbilineatus,Lochrieasp., 其中G.bilineatusbollandensis,G.bilineatusbilineatus为石炭系密西西比亚系谢尔普霍夫阶上部G.bilineatusbollandensis带的标准分子。因此, 鹿寨组时代可从杜内期延续至谢尔普霍夫期早期。

2.2 台地相区

台地上地层自下而上划分为唐家湾组(局部相变为层孔虫礁)、融县组、都安组、黄龙组、马平组、栖霞组、茅口组、合山组。

唐家湾组是台地上出露的最老地层, 为一套深灰色厚层状亮晶生物屑砂屑灰岩夹生物屑灰岩、含生物屑含砂屑微晶灰岩、白云岩化含生物屑微晶灰岩, 局部夹层孔虫灰岩, 产枝状层孔虫、珊瑚及腕足等, 发育鸟眼构造、窗孔构造等。在隆或台地, 唐家湾组下部产层孔虫Amphiporasp.; 腕足Gypidulasp.; 珊瑚Thamnoporasp.,Dendrostellasp.,Cladoporasp.,Alveolitessp.,Fasciphyllumsp.,Acanthophyllumsp.,Stringophyllumsp.,Tryplasmasp.,Temnocariniasp.,Gryphyllumsp.,Dohmophyllumsp.等, 这些珊瑚属于中泥盆统吉维特阶台地相珊瑚Dohmophyllum组合带-Dendrostellatrigemme组合带[23]重要分子。中上部与其同期异相的道腊礁灰岩时代属于吉维特阶中上部, 故隆或台地唐家湾组时代可自艾菲尔早期至中泥盆世吉维特期晚期。在隆或台地东南缘道腊一带发育有层孔虫礁, 下部珊瑚以大量Stringophyllumsp.,Acanthophyllumsp.为特征, 同时共生有Nadotiasp.,Macgeeasp.,Temnocariniasp.,Cladoporasp.等, 其组合特征与Stringophyllumminor带[23]的珊瑚组合特征一致。而上部珊瑚主要为Haplotheciasp.,Phillipsastraeasp.,Temnophyllumsp., 共生有Macgeeasp.,Alveolitessp.,Trematophyllumsp.等, 其组合特征与HaplotheciafliataAss.带的珊瑚组合特征一致。因此道腊礁灰岩时代属于中泥盆世吉维特期。

融县组为一套灰-浅灰色厚层-块状含砂屑微晶灰岩、砂屑微晶灰岩夹亮晶微晶含生物屑砂屑砾屑灰岩、鲕粒灰岩等, 产少量腕足、海百合茎、有孔虫、苔藓虫、肾形藻等。值得注意的是, 融县组靠近顶部常发育白云岩化(图5a), 可能是对紫云运动的响应, 且白云岩化之上生物面貌变化极大, 仅发育有小型叠层石礁(图5b), 代表了沉积作用对生物灭绝事件的一种特殊响应[26], 而其中的小型叠层石礁可能是F-F生物大灭绝事件之后气温回升期微生物繁盛的重要标志[17,27]。融县组化石稀少, 在隆或台地下寨融县组顶部(图5e)采集到少量牙形刺(图2下寨剖面, 图4m、n), 主要有Protognathoduscollinsoni,Pr.kockli,Palmatolepisgracilisgracilis,Gnathodussp., 其中Protognathoduskockeli为上泥盆统法门阶praesulcata带的重要化石, 而Gnathodussp.则首现于下石炭统杜内阶Gnathodustypicaus带下部, 因此, 隆或台地融县组顶部时代可达下石炭统杜内阶上部, 而其与下伏唐家湾组整合接触, 故其底界应为弗拉阶底部。

图5 隆或地区晚古代台地相典型地层分界和典型沉积特征

栖霞组为深灰色薄-中层微晶灰岩、砂屑灰岩、生物屑灰岩, 局部夹深灰色硅质团块。茅口组则为浅灰-浅灰白色中-厚层块状生物屑灰岩、藻屑灰岩、砂屑灰岩夹微晶灰岩, 局部夹白云质灰岩。

生物礁主要发育于台地边缘, 纵向上生物礁与下伏马平组呈陡崖式假不整合[29]; 横向上, 向台内则相变为栖霞组-茅口组, 向台地前缘斜坡相变为四大寨组。隆或台地礁体规模普遍较小, 造礁生物以藻类为主, 见少量海绵。

合山组主要为一套灰-深灰色中-厚层夹薄层砂屑灰岩、含生物屑藻砂屑灰岩, 局部夹白云岩化砂屑灰岩, 局部含较多硅质团块, 底部发育有少量铁铝岩, 与下伏茅口组呈平行不整合接触, 是东吴运动在区内的表现。栖霞组、茅口组及合山组在研究区内仅少量出露, 未能采集到有意义的化石, 根据区域资料, 前两者时代划分为中二叠世, 合山组为晚二叠世。

3 晚古生代沉积相类型及沉积模式

右江盆地晚古生代由于复杂的地质背景, 发育形成了独具特色的孤立碳酸盐岩台地—台缘斜坡—台间盆地沉积体系[4,16,21,30]。通过对研究区进行详细调查并参照威尔逊(1975)的碳酸盐岩沉积相模式, 将隆或台地及其周缘晚古生代沉积划分为孤立台地相及斜坡-盆地相两大相区, 并细分为局限台地、开阔台地、台地边缘浅滩、台地边缘礁、台沟、台地前缘斜坡及盆地相7种沉积相类型(图6)。

图6 桂西北隆或地区晚古生代孤立台地沉积相示意图(据文献[16]修改)

(1)局限台地: 台地内部受浅滩、生物礁遮挡, 相对低洼、水动力较弱、盐度高的潟湖环境。其岩石类型以灰泥灰岩、球粒灰岩、粒泥灰岩为主, 多发生白云岩化, 发育纹理构造、鸟眼构造等。生物主要有介形虫、腕足类、蓝绿藻、枝状层孔虫等窄盐度生物组合。该相主要发育于唐家湾组上部、融县组顶部(图5a)、都安组底部及黄龙组底部。

(5)台沟: 为发育在碳酸盐台地上的特殊相带。它是在浅水碳酸盐岩台地上或台地边缘(图6), 由于不均衡裂陷作用形成的较深水的台沟相带。该相带主要是一套较深水沉积的富含有机质的硅质岩、硅质灰岩、泥晶灰岩、泥灰岩等, 生物门类为放射虫、牙形刺、海绵骨针、竹节石等营漂游动物群, 往上快速变为浅水碳酸盐岩沉积。该相带分布严格受断层控制, 如分布于隆或金矿一带的都安组底部的硅质岩层(图2隆或剖面, 图5f, 图6)及分布于台地东北缘龙旺一带的榴江组、五指山组均属于该相沉积(图5h), 其可能是台地进一步裂解的证据。

(7)盆地相: 指台地间地形平坦、水体深、海底贫氧或缺氧的沉积环境。主要为暗色、薄层灰泥石灰岩或暗色硅质岩、泥岩夹火山碎屑岩, 常夹有玄武岩(图3f), 缺乏底栖生物化石, 可含浮游生物化石, 层面平整, 水平层理发育, 生物扰动弱。罗富组、榴江组、五指山组部分、鹿寨组、巴平组部分、南丹组、领好组等均属于该相。

4 台地形成与演化

右江盆地内的孤立碳酸盐台地是在强烈的伸展背景下, 盆地急剧扩张和基底强烈沉降, 致使陆架边缘破裂、向盆地内滑移, 并在远离陆架的环境中接受沉积形成的[6], 其形成与演化过程与右江盆地构造演化密切相关。通过总结隆或孤立碳酸盐岩台地及周边晚古生代地层沉积演化特征, 并结合前人对盆地内相邻台地研究及右江盆地构造演化特征, 将隆或台地形成与演化划分为4个阶段,即孤立碳酸盐岩台地孕育阶段(D1—D2)、孤立碳酸盐岩台地成型阶段(D3)、孤立碳酸盐岩台地持续演化阶段(C1—P2)和孤立碳酸盐岩台地淹没收缩阶段(P3—T1)(图7)。

图7 桂西北隆或孤立碳酸盐岩台地形成与右江盆地演化示意图(据文献[14, 16, 44]修改, 未按比例, 岩性符号参见图2)

4.1 孤立碳酸盐岩台地孕育阶段(D1—D2)

右江盆地的演化与特提斯特构造域密切相关, 而特提斯构造域在漫长的演化过程中, 主要表现为陆块从南方冈瓦纳裂离, 并漂向北方的劳亚/欧亚大陆[31]。因此, 晚古生代早期, 随着古特提斯洋开启, 研究区内以伸展活动为特征[8,12]。泥盆世早期, 由于同沉积断裂引起地陷及地壳不均衡升降, 海水首先沿钦州海槽、开远等通道自南向北逐步海侵[11,32-33], 在古地形相对低洼处沉积形成了郁江组以陆棚相砂页岩为主的岩层, 含丰富的浅海底栖生物化石[6,30], 其岩性组合特征和云南的坡脚组很相似。田林县八渡地区的郁江组顶部夹有多层火山岩, 可能代表陆壳裂解的开始，该组代表基底缓慢拉伸沉降、盆地形成初期的浅海沉积; 基底沉降与陆源碎屑补给平衡, 水深与岩相变化不大, 研究区沉积及生物群特征与滇东南及桂东地区郁江组近似, 整个右江盆地为正常浅海环境, 未出现显著的构造与古地理分异[6,34], 局部的岩相差异可能是盆地内存在水下隆起引起的[24]。此时隆林蛇场北部凉水井-卫沙-新立村可能高出海平面而形成孤岛, 直至中晚泥盆世才被海水淹没接受沉积, 该地区可见中上泥盆统浅灰色块状微晶灰岩、生物碎屑灰岩(产珊瑚Acanthophyllumsp.,Stringophyllumsp.,Pseudozaphrentissp.,Temnocariniasp.及枝状层孔虫、块状层孔虫等)直接不整合于寒武纪地层之上, 不整合面上为以底砾岩(砾岩成分为下伏寒武系白云岩、灰岩)为主(图5c、d)。该时期属于陆表海盆地阶段, 是加里东运动(广西运动)后,陆壳缓慢拉伸沉降、盆地形成的初期阶段[6]。

随着早泥盆世埃姆斯期晚期盆地内玄武岩岩浆活动开始活跃[6], 标志着陆壳进一步拉伸破裂, 此后右江盆地基底发生强烈的差异沉降, 并伴随大规模海侵, 从而形成了明显的沉积相分异, 南丹一带演化为深水相, 沉积形成塘丁组黑色薄层泥岩、含生物屑泥岩、含碳泥岩、粉砂质泥岩、少量泥灰岩及砂岩等; 田林八渡地区及研究区此时属于斜坡相, 沉积形成灰岩夹硅质岩组合, 八渡地区夹有火山岩, 而研究区平恩组下部为深灰色薄层-中层泥晶灰岩夹有少量白云岩或白云岩化灰岩, 局部见同沉积滑动变形构造, 含珊瑚、层孔虫、腕足及菊石等生物, 白云岩的形成可能与中泥盆世艾菲尔阶-吉维特阶间发生的强迫性海退事件有关, 是海口运动在区内的表现[35]。尔后, 随着地壳进一步拉张, 沉积分异更加明显, 在隆林含山地区平恩组中上部沉积形成含泥质灰岩夹硅质条带及薄层硅质岩为主, 发育有钙屑浊流沉积, 泥晶灰岩中见海绵骨针、竹节石和牙形刺, 往东至马雄一带相当层位则为沉积形成薄层碎屑岩及灰岩组合, 再往东至台地上则为与唐家湾组深灰色厚层状生物屑砂屑灰岩夹生物屑灰岩、强白云岩化含生物屑微晶灰岩, 局部夹层孔虫灰岩, 局部发育层孔虫礁(隆或道腊一带), 表明此时在右江盆地已经出现碳酸盐台地-斜坡相-盆地相分异。

沉积相明显分异及玄武岩浆活动, 表明裂谷盆地已经形成。此时研究区及周边台地可能仍相互连成一体, 构成一个较大的边缘碳酸盐岩台地, 没有摆脱大陆的影响, 局部仍有陆源碎屑的沉积, 广泛发育的碳酸盐沉积可能代表了由边缘台地向孤立台地发展的过渡状态[14-15], 为孤立碳酸盐岩台地孕育阶段。

4.2 孤立碳酸盐岩台地成型阶段(D3)

晚泥盆世也是扬子等地块脱离冈瓦纳大陆的时期[36], 代表着古特提斯洋形成。此时右江盆地除孤立台地区外, 盆地内均沉积形成榴江组硅质岩及深水-斜坡相五指山组条带-扁豆状灰岩、滑塌角砾岩, 并夹有多层的玄武岩[6,8]。大量玄武岩岩浆活动表明盆地处于全面扩张时期, 而那坡地区出现具洋岛玄武岩(OIB)特征的玄武岩[8], 表明该地区可能已经出现洋壳[7], 同时与其密切伴生的硅质岩具有明显的Ce负异常也指示了远离陆源的远洋环境[8,37], 该时间可能是裂谷盆地向洋壳盆地的过渡阶段。

该阶段由于强烈的拉张和基底沉降, 早期形成的边缘台地破裂并向盆地内滑动形成一系列更小规模的近于平行盆地边缘分布的孤立台地[7]。此时盆地内沉积形成榴江组-五指山组深水相硅质岩-扁豆状灰岩, 而台地上上泥盆统融县组均由碳酸盐岩组成, 表明台地演化进入了真正的孤立台地演化阶段, 而台地边缘局部上泥盆统台沟相沉积可能代表隆或台地从周边台地裂解出来的重要证据。晚泥盆世末期紫云运动Ⅰ幕对该台地影响可能有限, 因为笔者在隆或台地融县组顶部采集到了下石炭统牙形刺, 表明台地上晚泥盆世—早石炭世早期是连续沉积的, 仅在局部地区(融县组上部)发现少量白云岩化现象(图5a),暗示该时期隆或台地相对远离陆架, 属于真正孤立碳酸盐岩台地。

4.3 孤立碳酸盐岩台地持续演化阶段(C1-P2)

研究区下石炭统鹿寨组—中二叠统四大寨组均夹有规模不等的玄武岩, 也表明该时间盆地内发生了多期次的玄武岩岩浆活动, 是盆地强烈扩张的表现, 右江盆地进入洋盆扩张阶段[6]。在盆地持续扩张与裂陷沉积过程, 先前形成的孤立台地进一步向盆内滑动[16], 部分大台地可能进一步解体成规模更小的台地。早石炭世—晚石炭世早期, 紫云运动Ⅱ—Ⅳ幕使得区内地壳不均衡抬升, 同时冰期造成强迫性海退, 使得隆或台地古地理高处露出海平面接触剥蚀, 造成都安组与融县组呈平行不整合, 并发育有古溶洞(图5e)。而在隆或台地西南缘隆或金矿附近, 发育台沟相沉积, 其与下伏融县组呈侵蚀接触关系, 同时局部地区台地上可见下石炭统深灰色生物碎屑灰岩呈脉状灌入上泥盆统融县组, 暗示该时期台地处于裂解的过程, 隆或台地可能是从大台地上进一步分解出来形成的。

晚石炭世晚期—中二叠世是右江盆地玄武岩岩浆活动最为强烈的时期, 研究区深水相区发育巨厚的玄武岩层, 玄武岩内含有大量岩块(图3g), 同时在台地边缘马平组发育中二叠世沉积灰岩脉(图5g), 脉内含有Yabeinahayasakai,Metadoliolinasp.,Verbeekinasp.,Neochwagerinasp.,是盆地内地壳强烈扩张及其所引起台地边缘同沉积断层活动的表现。盆地的强烈扩张和基地沉降, 导致孤立台地进一步向盆内滑移。该时期台地上仍以纯净的碳酸盐岩沉积为特征, 至中二叠世, 右江盆地已经属于相对成熟的洋盆[1], 台地边缘发育了较为典型的海绵-藻礁, 形成了典型镶边碳酸盐岩台地。

值得注意的是, 该时期同时也是冈瓦纳大陆晚古生代冰期发育期, 其由多个冰期与几乎等时的间冰期旋回组成, 造成全球性的海平面升降, 在华南地区也有相应的记录[17,38-39], 通过多次的海平面升降, 影响台地的演化。

4.4 孤立碳酸盐岩台地淹没收缩阶段(P3-T1)

二叠纪瓜德鲁普世末期的东吴运动使右江盆地沉积环境发生了很大变化, 南部地区表现为挤压造山运动并伴随与俯冲作用有关的弧火山岩岩浆活动, 而盆地北部则表现为以峨眉山玄武岩为代表的地壳拉张运动, 形成一个不对称盆地[22]。对古特提斯洋相关分支洋盆俯冲极性的研究是认识该时期盆地性质的关键, 由于华南板块的西缘仍然缺失哀牢山洋东向俯冲的岛弧岩浆岩记录, 传统的观点认为哀牢山分支洋及与其相关的洋盆向西南俯冲于印支板块之下, 华南板块南缘属于被动大陆边缘[1,5-6,34,40]。但近年来的研究表明, 哀牢山分支洋及与其相关的洋盆也可能向东俯冲于华南板块之下, 如: 王曼等[41]对广西来宾地区蓬莱滩剖面大隆组顶部的凝灰质砂岩碎屑锆石研究认为, 在华南板块的西南缘存在一个二叠纪的大陆岩浆岛弧; 徐健[42]对哀牢山构造带及其邻区古生代—早中生代岩浆岩及碎屑岩研究认为, 晚二叠世(ca.261 Ma)时期, 哀牢山洋壳向东俯冲过程中, 俯冲板块后撤所引起地幔回流, 造成区域上的拉张和强烈的幔源岩浆作用, 同时使华南板块之下的峨眉山大火成岩省 OIB 型富集物质流向俯冲带, 并与哀牢山洋 MORB 型亏损地幔物质发生混合, 成为哀牢山富 Nb 玄武岩的源区; 陈超等[43]对滇东建水地区二叠纪火山岩研究认为, 其形成于洋壳向北俯冲形成的弧后扩张环境；杜远生等[1]认为, 石炭纪初期右江盆地和越北地块之间可能存在一个与古特提斯洋相关的分支洋, 随古特提斯洋消减俯冲, 该分支洋盆向越北地块俯冲消减, 并在越北地块北部形成陆缘弧; 而乔龙[44]对桂西铝土矿研究认为, 晚二叠世时期金沙江-哀牢山-马江-海南缝合带呈弧形向西或者南向俯冲, 同时另一条古特提斯分支洋盆(滇琼缝合带)向北俯冲于华南板块下方, 俯冲作用导致了弧岩浆岩的发育和弧后的伸展作用; 向忠金等[45]对中越边界地区早-中三叠世弧火山岩与蛇绿混杂岩带的时空展布特征的研究认为, 该地区晚古生代洋盆发生了向北的俯冲消减。综上, 石炭纪初期右江盆地和越北地块之间可能存在一个与古特提斯洋相关的分支洋, 随着随古特提斯洋俯冲消减, 该分支洋发生双向俯冲, 除在越北地块北部形成陆缘弧外, 在扬子板块南缘形成八布-凭祥岛弧[44], 因此右江盆地当时应属于弧后盆地演化阶段。

受到弧后扩张作用影响, 研究区发生强烈拉张沉降作用, 台、盆间差异升降更加明显。台地上, 茅口组与合山组间存在明显的不整合; 在台地前缘斜坡, 局部生物礁仍继续生长, 并持续至二叠纪末期; 在盆地内则表现为领好组原地硅、泥质沉积, 同时伴有大量火山物质及局部发育远源浊积岩系。此时盆地范围扩展, 同时大量陆源碎屑输入造成盆地内碳酸盐生产速率降低, 孤立台地演化进入相对收缩阶段[14,16]。

二叠纪与三叠纪之交, 全球发生了大规模火山喷发活动, 大量的火山喷发导致大气圈中尘埃和二氧化碳含量的急剧增加, 全球温度升高, 极地和高地冰川融化, 海平面急剧上升, 发生全球淹没事件[46]。受大规模淹没事件影响, 右江盆地二叠纪的古地理格局发生巨大改变, 位于盆地中心的乐业台地、隆林台地、隆或台地等逐渐被淹没而消失[46-47]。此时, 右江盆地南部南宁台地和靖西台地仍在发育, 直至早三叠世末期, 印支运动Ⅰ幕及伴随的大规模的火山活动, 造成大量陆源碎屑注入, 盆地形成一个从非补偿沉积到补偿沉积的浊积岩序列[22,47], 由于大量的陆源碎屑快速注入盆地, 台地迅速被淹没才结束了右江盆地台-盆相间的格局。

5 结 论

(1)隆或台地中泥盆统—上二叠统几乎均由纯净的碳酸盐岩组成, 表明该时期其是在远离陆地、缺乏陆源物质影响的环境下接受沉积形成的。

(2)隆或台地及其周缘晚古生代沉积可划分为孤立台地相及斜坡-盆地相两大相区, 并可细分为局限台地、开阔台地相、台地边缘浅滩、台地边缘礁、台沟、台地前缘斜坡及盆地相7种沉积相类型。

(3)隆或台地形成孕育于早泥盆世晚期, 并逐步演化发展, 至早三叠世最终消亡。其形成及演化可划分为4个阶段, 即孤立碳酸盐岩台地孕育阶段(D1—D2)、孤立碳酸盐岩台地成型阶段(D3)、孤立碳酸盐岩台地持续演化阶段(C1—P2)和孤立碳酸盐岩台地淹没收缩阶段(P3—T1), 其与右江盆地演化裂谷盆地、洋壳盆地、洋壳盆地扩张及弧后盆地4个阶段相对应。

(4)隆或台地是右江盆地晚古生代发生了强烈的扩张、沉降, 扬子台地边缘破裂形成规模不等的块体逐步向盆地内滑移并接受沉积形成的, 其形成及演化与右江盆地的构造演化密切相关, 同时受全球海平面变化和盆地内陆源物质的输入影响。

感谢审稿专家及编辑对论文提出的宝贵意见！