2018, Vol. 34
2. Institut des Sciences de la Terre d'Orléans, UMR 7327-CNRS/Université d'Orléans, Orléans 45100;
3. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
4. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
, YAN QuanRen1
, XIANG ZhongJin3, XIA Lei1, JIANG Wen1, WEI Wei4, LI XiaoJian1, ZHOU Bin1
2. Institut des Sciences de la Terre d'Orléans, UMR 7327-CNRS/Université d'Orléans, Orléans 45100, France;
3. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
印支造山带是印支板块与华南板块碰撞的产物，对华南板块的地质演化影响显著，长期以来备受地学界的重视。前人工作揭示，在越南境内和中越边境地区发育大量的蛇绿岩残块(Lepvrier et al., 1997, 2004, 2008；钟大赉等，1998；Wu et al., 1999)、俯冲相关的岩浆岩(覃小锋等，2011；Qin et al., 2012；胡丽沙等，2012；Halpin et al., 2016；向忠金，2018)和与弧相关盆地(宋博等, 2013, 2014；夏磊，2017)。这些研究进展同时也引起了有关印支造山缝合带位置、大地构造相组成及其演化过程和时限的争议。根据蛇绿岩块、俯冲相关岩浆岩和HP-UHP变质岩的空间展布特征，一些学者认为印支板块与华南板块间的缝合带是位于越南境内的马江(Song Ma)缝合带(Lepvrier et al., 2011；Faure et al., 2014, 2016)。也有学者提出印支造山作用的缝合带应位于中越边境一带，如Wu et al.(1999)认为该缝合带是由发育于中越边境地区的古特提斯洋分支洋盆(八布-Phu Ngu洋)闭合形成的，Cai and Zhang(2009)命名的滇-琼缝合带与这一分支洋盆的展布大体相同。沉积盆地的发育受控于大地构造背景，对盆地中沉积记录的研究，可以有效地反映沉积时盆地构造背景以及造山作用机制(Busby and Ingersoll, 1998；Pascucci et al., 2006)。在我国与越南接壤的边境地区发育一系列三叠纪沉积盆地，如南盘江盆地、那坡盆地、凭祥盆地和麻栗坡盆地等。这些盆地保留了印支造山过程中的沉积记录，是研究华南板块西南缘三叠纪构造演化以及印支造山过程的重要载体。其中，南盘江盆地面积最大，沉积相带复杂，是研究印支造山过程的关键。
南盘江盆地是中国陆域内最大的三叠纪海相盆地之一(Lehrmann et al., 2015)，目前对其形成的大地构造背景已有较多的研究。大部分学者认为南盘江盆地受控于印支造山作用(任纪舜，1990；刘宝珺和许效松，1994；杜远生等，2009；Yang et al., 2012, 2014；Lehrmann et al., 2015)，但是对于盆地构造属性以及构造演化过程却存在不同认识。如，任纪舜(1990)、刘宝珺和许效松(1994)认为南盘江盆地为陆内裂谷，但到底是弧后张裂的大陆边缘裂谷还是真正的大陆板内裂谷，却没有明确指出。秦建华等(1996)提出南盘江盆地在早三叠世为被动陆缘、中-晚三叠世转变为周缘前陆盆地。类似地，Yang et al.(2012, 2014)也认为该盆地经历了被动陆缘-周缘前陆盆地的演化过程，提出该盆地在早三叠世末由被动陆缘转变为周缘前陆盆地。而杜远生等(2009)则认为该盆地在早三叠世时为弧后盆地，早三叠世末期演化为弧后前陆盆地。Lehrmann et al.(2015)认为南盘江盆地在早三叠世为残留洋盆，在中三叠世演变为周缘前陆盆地。张锦泉和蒋廷操(1994)提出在不同地质时期南盘江盆地不同部位的构造属性是不同的：盆地东部中二叠世-中三叠世为前陆盆地，晚三叠世沉积普遍缺失；盆地西部中二叠世-晚三叠世期间为弧后盆地。本文作者所属项目组近期在该地区开展的1:5万野外地质调查揭示，在南盘江盆地周边并没发育与之在时空上配套的前陆褶冲带，因此认为前人提出的南盘江盆地属周缘前陆盆地的观点值得商榷。除了受控于印支造山作用外，还有学者认为南盘江盆地的构造演化受到了太平洋构造域的影响(Li and Li, 2007；Carter and Clift, 2008)，但二者的具体响应关系尚存不明。
综上所述，目前对南盘江盆地早-中三叠世构造属性的认识存在以下几种不同观点：(1)陆内裂谷(任纪舜，1990；刘宝珺和许效松，1994)；(2)弧后盆地-弧后前陆盆地(杜远生等，2009)；(3)被动陆缘-周缘前陆盆地(秦建华等，1996；Yang et al., 2012, 2014)；以及(4)残留洋盆-周缘前陆盆地(Lehrmann et al., 2015)等。另外，对南盘江盆地由伸展到挤压的构造转换时间也存在早三叠世(秦建华等，1996)、早-中三叠世之交(杜远生等，2009；Yang et al., 2012, 2014)和中三叠世(Lehrmann et al., 2015)等不同观点。造成这些分歧的部分原因在于已往工作多集中于盆地碎屑组成和碎屑锆石U-Pb年代学分析，但对盆地沉积特征，特别是对一些具有特殊构造-沉积意义的沉积体(如断控的块体搬运沉积)等的研究相对较少，这也严重制约我们对南盘江盆地的构造演化乃至整个印支造山过程的认识。
本文通过对广西西林县一带南盘江盆地中部中-下三叠统沉积层序、沉积相变化特征、古水流、碎屑组成和下三叠统中晶屑沉凝灰岩夹层的年代学成果的综合研究，结合邻区地质调查新进展，分析和重新厘定了南盘江盆地的构造属性及盆地动力学背景及其转换时限，为华南板块西南缘早中生代或印支期构造演化提供新证据。
1 区域地质背景南盘江盆地(也称右江盆地)位于滇黔桂三省交界地区，大地构位置上位于华南板块西南缘(图 1a)，也有学者认为它地处特提斯构造域与太平洋构造域的交汇部位(曾允孚等，1995；秦建华等，1996；吴浩若，2003)。盆地南侧发育一系列由古特提斯分支洋盆俯冲闭合所形成的复杂的构造带，自北向南依次为滇-琼缝合带(Cai and Zhang, 2009)、斋江缝合带(Lepvrier et al., 2011；Faure et al., 2014, 2016)、红河-哀牢山断裂、马江缝合带(Hutchison，1989；Findlay，1997；Findlay and Pham, 1997；Trung et al., 2006；Lepvrier et al., 2008；Nguyen et al., 2013；Faure et al., 2014)。西北侧以师宗-弥勒断裂为界，与康滇古陆以及峨眉山大火成岩省相邻；东北侧以紫云-南丹-河池断裂和南丹-都安-马山断裂为界，与江南造山带相邻；东南侧为云开地块。盆地内充填物主要为中-下三叠统海相浊积岩(Lehrmann et al., 2015)。此外盆地内部还分布有一系列规模不一的由古生界(寒武系-中奥陶统和泥盆系-二叠系)组成的隆起。其中，盆地中部的隆起总体上长轴呈北西-南东向，盆地东部的隆起总体上长轴呈南北向，前人研究中将这些隆起视为孤立碳酸盐岩台地(张锦泉和蒋廷操，1994；曾允孚等，1995；Yang et al., 2012, 2014；Lehrman et al., 2015)。但据我们详细观察和测量，这些隆起是在南盘江盆地发育过程中形成的、由正断层控制的断隆或断块，其断控侧翼多发育块体搬运沉积(MTD，Mass-transport deposit)，并发育有多套薄层凝灰岩夹层。这些MTD和沉凝灰岩夹层，可能代表了盆地发育早期的构造-岩浆-沉积记录。本文研究区是位于南盘江盆地中部的西林断隆，该断隆东西向延伸约60km，南北向延伸约40km。研究对象为西林断隆南翼的中-下三叠统，包括其中的早三叠世MTD及晶屑沉凝灰岩夹层(图 1b)。
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图 1 华南板块周缘地质简图及研究区位置(a, 据Metcalfe，1996；Cai and Zhang, 2009；Lepvrier et al., 2011；Faure et al., 2014)、南盘江盆地地质简图(b, 中国地质科学院地质研究所, 2012①)和西林断隆及周边地质构造图(c, 据广西壮族自治区地质局，1971②) DQSZ=滇-琼缝合带；SCSZ=斋江缝合带；SMSZ=马江缝合带；DBPF=奠边府断裂带；RRF=红河断裂；HHF=合浦-河台断裂 Fig. 1 The geological sketch map of the South China Block and its adjacent area in which the location of the Nanpanjiang basin is shown (a, modified after Metcalfe, 1996; Cai and Zhang, 2009; Lepvrier et al., 2011; Faure et al., 2014), simplified geological map of the Nanpanjiang basin (b) and geological map of the Xilin faulted block and its adjacent areas (c) DQSZ=the Dian Qiong suture zone; SCSZ=the Song Chay suture zone; SMSZ=the Song Ma suture zone; DBPF=the Dien Bien Phu fault; RRF=the Red River fault; HHF=the Hepu-Hetai fault |
① 中国地质科学院地质研究所. 2012.中国地质科学院地质研究所地质志数据库
② 广西壮族自治区地质局. 1971. 1:20万西林幅地质图及地质调查报告
研究区内出露的地层有中-上寒武统、泥盆系、石炭系、二叠系和中-下三叠统，并发育似层状或岩墙状辉绿岩侵入体(图 1c)。中-上寒武统、泥盆系和石炭系以中薄层状-厚层块状灰岩、白云岩、泥灰岩为主，夹泥岩、钙质泥岩和泥质粉砂岩，富含动物化石。二叠系以厚层-巨厚层块状灰岩、生物灰岩为主，含燧石团块。下三叠统下部主要为薄层状钙质泥岩、泥灰岩夹砂屑灰岩，其中含晶屑沉凝灰岩夹层；中部为砾岩、含砾砂岩与泥岩、粉砂岩互层；上部为薄层状泥岩、粉砂岩与中厚层状中粗粒砂岩。中三叠统为中厚层砂岩夹薄层泥岩、泥质砂岩和粉砂岩。上三叠统在南盘江盆地内普遍缺失，仅在盆地西缘和北缘少量分布，以粗砂岩、含砾砂岩为主。
盆地内部变形以断裂和褶皱为主。断裂主要为一系列大致相互平行的北西-南东向断裂(图 1b, c)，最大一条断裂即百色断裂，该断裂在新生代以左行走滑为主(刘锡大等，1987)。由区域地质资料分析，南盘江盆地南部(百色断裂以南)地层走向和褶皱轴面走向以近东西向为主，盆地北部(百色断裂以北)地层产状以北西-南东向为主(广西壮族自治区地质矿产局，1985；云南省地质矿产局，1990)，可能受到了百色断裂新生代左行走滑活动的影响。另外，从地层时代、产状以及褶皱变形等特征分析，南盘江盆地在早-中三叠世时期处于近南北向拉张伸展环境，中三叠世末发生了急剧的挤压变形和构造抬升、剥蚀，造成盆地内及邻区普遍缺失晚三叠世沉积，仅在局部如盆地北部(贵州贞丰县龙山附近)和盆地西南角(云南弥勒县江口至舍得一带)发育晚三叠世海陆交互相沉积。
南盘江盆地内部的岩浆岩分布在百色、玉凤、巴马、西林、罗甸和个旧一带，区域地质调查结果显示这些岩浆岩为岩墙状或似层状辉绿岩(广西壮族自治区地质矿产局，1985；贵州省地质矿产局，1987；云南省地质矿产局，1990)。一些学者认为这些基性岩浆岩是与晚古生代沉积共生的海相玄武岩(吴浩若等，1993；王忠诚等，1997；张旗等，1999；范蔚茗等，2004)。年代学研究显示，这些岩墙状或似层状辉绿岩的侵位时代为晚二叠世末-早三叠世(258~248Ma)，与峨眉山玄武岩具有相同的形成时代和相似的地球化学特征，是峨眉山地幔柱作用的产物(范蔚茗等，2004；韩伟等，2009；Zhang et al., 2013, 2014)。但是，本项目组正在进行的1:5万区域地质调查工作揭示，南盘江盆地南侧富宁一带的辉绿岩不仅侵入了晚二叠世-中三叠世弧火山岩(向忠金，2018)中，还侵入了早-中三叠世地层(皮桥辉等，2016；江文等，2017)。Ovtcharova et al.(2006)测得富宁一带下三叠统罗楼组底部凝灰岩夹层的锆石U-Pb年龄为250.55±0.51Ma，相当于早三叠世奥伦尼克期；中三叠统百逢组底部凝灰岩夹层的锆石U-Pb年龄为244.60±0.62Ma，相当于中三叠世安尼期。这些同位素年龄与由古生物化石所限定的罗楼组和百逢组年代一致，也与由地层关系和锆石U-Pb年龄(255~241Ma，胡丽沙等，2012；向忠金，2018)所确定的富宁和那坡地区的岛弧玄武安山岩同位素年龄高度吻合。因此，南盘江盆地及邻区很可能存在多期基性岩浆活动：一是发育于成盆早期(258~248Ma)，二是发育于盆地收缩期，至少是晚于中三叠世安尼期的，即241Ma之后(江文等，2017)。特别是早期基性岩浆活动(258~248Ma)，与本文研究的西林断隆侧翼早三叠世块体搬运沉积(MTD)具有很好的时空配置关系。
2 沉积学分析 2.1 沉积层序及其岩石组合类型分布在广西西林县一带的三叠系包括下三叠统石炮组和中三叠统板纳组。下三叠统石炮组的岩石组合自下而上可分为三段：下部为泥灰岩、砂屑灰岩和晶屑沉凝灰岩组合，中部为砾岩、含砾砂岩(MTD)和细砂岩、粉砂岩组合，上部为粉砂岩、泥岩和中粗粒砂岩组合(图 2)。中三叠统则由粗砂岩、细砂岩、粉砂岩和泥岩组成。
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图 2 西林断隆南翼中-下三叠统综合沉积柱状图 Fig. 2 The stratigraphic sequence column of the Lower to Middle Triassic on the south flank of the Xilin faulted block |
在下三叠统泥灰岩、砂屑灰岩和晶屑沉凝灰岩组合中，泥灰岩为灰色-灰黑色，薄层状，单层厚度介于0.5~4cm之间，其中发育水平层理，部分泥灰岩中可见植物化石碎屑。砂屑灰岩多呈透镜状夹于薄层状泥灰岩之间，单层厚度10~35cm，具高起伏底面，透镜体在露头尺度上可见侧向尖灭趋势(图 3a)。部分砂屑灰岩中可见团块状黄铁矿集合体，集合体直径介于2~3mm之间。晶屑沉凝灰岩呈浅黄绿色，薄层状，单层厚度0.3~2cm，与泥灰岩互层(图 3b)。晶屑沉凝灰岩具沉凝灰结构，主要由晶屑(~75%)、少量岩屑(~25%)和泥质胶结物组成，晶屑成分以板状斜长石为主，发育聚片双晶，棱角状，另可见少量棱角状石英晶屑；岩屑包括硅质岩和含板状斜长石的玄武安山岩岩屑，次棱角状为主(图 4a)。根据晶屑和岩屑成分将其定名为安山质晶屑沉凝灰岩。
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图 3 西林断隆南翼下三叠统野外照片 (a)薄层状泥灰岩夹砂屑灰岩透镜体；(b)薄层状泥灰岩与灰白色凝灰岩互层；(c)波痕；(d)细砂岩中发育双向交错层理和水平层理；(e)浊积岩与砾岩接触关系；(f)砾岩中的滑塌角砾，砾径约2m；(g)中粗粒砂岩、细砂岩和粉砂岩构成的浊积扇相沉积；(h)浊积岩中的鲍马序列 Fig. 3 Field photos showing the sedimentary characteristics of the Lower Triassic on the south flank of the Xilin faulted block (a) thin layered marlstone with sandy limestone lense; (b) thin layered marlstone interbedded with white tuff layers; (c) wave marks; (d) bi-direction crossbedding and horizontal bedding in fine sandstone; (e) contact relationship between turbidites and conglomerates; (f) slump breccias in the conglomerates, the biggest breccia is about 2m in its long axis; (g) turbidite fan facies consisting of middle-coarse sandstone, fine sandstone and siltstone; (h) Boma sequence in the turbidite |
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图 4 西林断隆侧翼中-下三叠统碎屑组成显微和野外照片 (a)下三叠统晶屑沉凝灰岩显微镜下照片(正交偏光)；(b)下三叠统基质支撑砾岩，基质为泥岩和泥质粉砂岩；(c)下三叠统基质支撑的砾岩中的砾石在滑塌过程中褶皱；(d、e)下三叠统砾石支撑的砾岩，基质为粗砂；(f)中三叠统砂岩显微照片(正交偏光).Q-石英；P-斜长石；Lch-硅质岩岩屑；Lss-砂岩岩屑；Lls-灰岩岩屑；Lvl-含板状斜长石的岩浆岩岩屑；mrl-泥灰岩；bls-生物碎屑灰岩；ols-鮞粒灰岩；cal-砂屑灰岩；con-砾岩；m-泥岩 Fig. 4 Microscopic photos and field photos showing detrital composition of the Lower and Middle Triassic on the south flank of the Xilin faulted block (a) microscopic photo of tuff of the Lower Triassic, orthogonal polarization; (b) matrix-supported conglomerates of the Lower Triassic, the matrix is consist of mudstone and muddy sandstone; (c) cobbles in the matrix-supported conglomerates of the Lower Triassic were folded during slumping; (d, e) clast-supported conglomerates of the Lower Triassic, the matrix is coarse sandstone; (f) microscopic photos of the Middle Triassic sandstone, orthogonal polarization. Q-quartz; P-plagioclase; Lch-chert fragment; Lss-sandstone fragment; Lls-limestone fragment; Lvl-magmatic fragment with lathwork; mrl-marlstone; bls-bioclastic limestone; ols-oolitic limestone; cal-calcarenite; con-conglomerate; m-mudstone |
下三叠统中部为砾岩、含砾砂岩(MTD)和细砂岩、粉砂岩组合。其中砾岩按照基质不同可以分为两类：一类砾岩基质为粉砂质泥岩，该类砾岩多为基质支撑，砾石磨圆度较差，多为次棱角状-次圆状，分选极差，砾径最小2cm左右，最大直径可达2m左右(图 3f、图 4b, c)；另一类砾岩基质为粗砂，多为砾石支撑，砾石分选和磨圆性极差，砾石为棱角状，砾径集中在10~40cm之间，砾石中可见原始沉积构造和古生物化石(图 4d, e)。第二类砾岩通常向上渐变为含砾砂岩。两类砾岩中的砾石均以碳酸盐岩为主，包括泥灰岩、生物碎屑灰岩、鮞粒灰岩和砂屑灰岩(图 4d, e)。下三叠统中部细砂岩和粉砂岩为深灰绿色，单层厚度1~17cm，二者频繁互层。总体而言，砾岩、含砾砂岩(MTD)与粉砂岩、细砂岩组合垂向上交互出现。
下三叠统上部泥岩、粉砂岩、细砂岩和中-粗粒砂岩组合呈灰绿色。部分粗粒砂岩单层厚度5~35cm，与细砂岩、粉砂岩互层(图 3g)，粗砂岩在露头尺度上具有侧向尖灭的趋势。薄层状粉砂岩、泥岩和中砂岩互层，单层厚度0.1~2cm。
分布在西林县一带的中三叠统岩石组合较为一致，由灰绿色粗砂岩、细砂岩、粉砂岩和泥岩共同组成(图 5a)。细砂岩、粉砂岩和泥岩则频繁互层，单层厚度0.4~5cm，粗砂岩单层厚度10~50cm。显微镜下观察表明，西林县一带中三叠统粗砂岩分选、磨圆度较差，碎屑颗粒主要为棱角状-次棱角状石英、长石和岩屑，以石英为主。石英多为单晶石英，长石以发育聚片双晶的斜长石为主，岩屑则包括含板状斜长石的中基性火成岩岩屑、硅质岩岩屑、砂岩岩屑和灰岩岩屑等(图 4f)，其详细含量见下文描述。
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图 5 西林断隆南翼中三叠统野外照片 (a)粗砂岩、中砂岩和细砂岩构成浊积扇中扇亚相；(b)中三叠统外扇亚相中的鲍马序列，Tc段发育斜层理；(c)中三叠统外扇亚相中的鲍马序列，其中Tc段发育包卷层理；(d)底模 Fig. 5 Field photos of the Middle Triassic on the south flank of the Xilin faulted block (a) middle fan sub-face of turbidites which is consist of coarse sandstone, middle-sized sandstone and fine sandstone; (b) Boma sequence in distal fan sub-face of turbidites, the crossbedding existed in the Tc; (c) Boma sequence in distal fan sub-face of turbidites, convolution bedding is found in Tc; (d) sole marks at the base of turbiditic siltstone |
潮坪-泻湖相 潮坪-泻湖相沉积主要分布于西林县城北水头上至石炮一带，由灰色-灰黑色泥灰岩、钙质粉砂岩和砂屑灰岩组成(图 2、图 3a-c)。其中泥灰岩单层厚度介于0.2~2cm之间，通常0.5cm左右，其中发育水平层理。钙质粉砂岩单层厚度0.5~3cm之间，通常不超过1cm，其中发育水平层理和双向交错层理(图 3d)，部分钙质粉砂岩层面上可见波痕(图 3c)。砂屑灰岩单层厚度1~13cm，大多为3~5cm(图 3a)。沉积物粒度较细，表明其沉积环境水动力条件较弱。波痕的发育和双向交错层理的出现指示该套沉积为潮间带沉积。总体而言，该套沉积的岩石组合类型和沉积构造组合共同表明其为潮坪-泻湖相沉积。在该套沉积之中可见一些砂屑灰岩透镜体，其中砂屑粒度达到粗砂级别，单层厚度10~35cm。这些砂屑灰岩透镜体通常具有高起伏底面，露头尺度上具有侧向尖灭的趋势(图 3a)。部分砂屑灰岩中可见平行层理和板状斜层理。这些砂屑灰岩透镜体代表了潮坪-泻湖相沉积中的潮道微相。
MTD 出露于西林县城北侧石炮一带，以砾岩(包括巨砾岩、粗砾岩和细砾岩)和含砾砂岩为主，偶夹粗砂岩。该套岩石组合中的砾岩分为两类，一类基质为泥岩，1:20万地质图西林幅中称之为泥质砾岩(图 4b, c)，另一类基质为粗砂(图 4d, e)，均以极差的分选度为特征，砾石砾径最大可达2m左右(图 3f)，极差的分选和极大的砾径显示其为近源快速堆积(Collinson，1986)。基质为泥岩的砾岩通常为基质支撑(图 4b)，其中部分砾石保留原始沉积构造，砾石内保留的原始沉积层理在沉积过程中变形，呈现出类似滑塌褶皱的构造(图 4c)。基质为粗砂的砾岩通常为砾石支撑，其中砾石磨圆度极差，通常为棱角状(图 4e)。两类砾岩均呈现出砾石砾径向上逐渐减小的特征，砾石长轴倾向杂乱，叠瓦状构造不发育。砾岩中普遍发育正粒序，部分砾岩向上逐渐变为含砾砂岩至粗砂岩。这些特征共同表明该套沉积为典型的水下重力流沉积(Postma and Roep, 1985)。
浊积扇相 西林县一带下三叠统浊积扇相沉积主要由细砂岩、粉砂岩和泥岩共同构成。细砂岩中发育爬升层理、斜层理和平行层理，粉砂岩、泥岩中发育水平层理(图 3g, h)。三者频繁互层，构成鲍马序列Tcde、Tbde、Tde组合，单个序列厚度介于3~10cm之间。另外，局部可见厚度20~40cm的砾岩夹层，发育正粒序，构成鲍马序列Ta段。整体而言，该套沉积的岩石组合类型及沉积构造组合指示其为浊积扇外扇亚相沉积。
总体上，西林县一带下三叠统自下而上为潮坪-泻湖相、MTD和浊积扇相沉积。MTD与浊积扇相沉积交互出现，野外露头可见二者之间发育同沉积断层(图 3e)。
2.2.2 中三叠统沉积环境西林县一带中三叠统沉积环境主要为浊积扇，包括中扇和外扇2个亚相，二者在垂向上交替出现。
中扇亚相 由粗砂岩、中砂岩、细砂岩、粉砂岩和泥岩共同构成(图 2、图 5a)，可进一步划分为水道微相和道间微相。水道微相主要为粗砂岩和中砂岩，单层厚度40~120cm，特征是具中-高起伏底面，但层内沉积构造不发育。道间微相表现为中砂岩、细砂岩、粉砂岩、泥岩互层，单层厚度1~15cm，岩层厚度随粒度增大而增加(图 5b)。与水道微相不同的是，道间微相的中砂岩、细砂岩中发育波纹斜层理、沟模、滑塌褶皱和包卷层理(图 5b-d)；道间微相中的粉砂岩和泥岩频繁互层，单层厚度小于1cm，发育水平层理。这些中薄层状砂岩和泥岩共同构成鲍马序列Tbcd、Tcde和Tde组合。
外扇亚相 以泥岩、粉砂岩和细砂岩为主(图 2)，偶尔可见中砂岩透镜体。泥岩和粉砂岩单层厚度小于1cm，二者频繁互层，发育水平层理，部分细砂岩中发育波纹斜层理，构成Tbcde、Tcde和Tde组合(图 5b, c)，属于道间微相。中砂岩透镜体单层厚度3~8cm，呈透镜状存在于泥岩、粉砂岩组合之中，侧向延伸约2~5m，具高起伏底面，层内沉积构造不发育，这些透镜状粗砂岩构成浊积扇外扇亚相中的水道微相。
2.3 古水流特征沉积序列中的斜层理、沟模、槽模等沉积构造可以指示古水流的方向，进而可以为物源分析以及古地貌恢复提供依据，这对探讨沉积盆地形成时的构造背景十分有益。
西林县一带中-下三叠统浊积岩中鲍马序列c段发育大量的爬升层理、斜层理和包卷层理，为进行古水流分析提供了可能。本文对1个下三叠统和4个中三叠统的典型露头进行了古水流分析，共获得数据69组，其中包括下三叠统17组，中三叠统52组，所测数据平面和垂向分布见图 1c和图 2。通过对这些数据的处理得到西林县一带三叠系古水流平面分布特征(图 1c)。
古水流空间分布特征显示，本区下三叠统古水流方向为南西向和西向，即其物源区主要位于北东侧和东侧。中三叠统古水流呈现出较为复杂的分布特征，其中西林县城一带，也就是靠近西林孤立碳酸盐岩台地一侧，中三叠统古水流以南和南西向为主，这表明其物源区主要位于其北侧；而远离西林孤立碳酸盐岩台地的古水流则呈现出东西两侧向中部汇聚的特征，造成这一现象的原因可能是该地区中三叠世古地貌受到了盆地内部其它孤立碳酸盐岩台地影响，也可能是由于浊积扇扇体的侧向展布造成水流呈发散状。因此，根据以上古水流分布情况，南盘江盆地中部西林一带在中三叠世总体仍具有北高南低的古地貌特征，即其物源区主要位于盆地北侧，同时局部受盆地内部孤立碳酸盐岩台地分布的影响，东西两侧也提供了部分碎屑物源。
2.4 碎屑组成沉积岩中的碎屑组成受到碎屑物源区构造背景、沉积环境、搬运方式和成岩作用等多种因素的影响，其中最主要的影响因素是物源区大地构造背景。砾岩中砾石成分统计和砂岩中碎屑颗粒的组成直接记录了碎屑物源区出露的岩石组合类型，可以有效的确定其沉积构造背景，且能为推断其构造演化历史提供依据(Postma and Roep, 1985；Lash，1986)。本文对西林县一带早三叠世MTD中的砾岩和中三叠统砂岩进行了碎屑组成分析，以期为确定盆地物源区性质提供新资料。
2.4.1 下三叠统砾岩砾石成分分析野外选取西林县一带下三叠统中7个位于不同层位的MTD露头(层序位置见图 2)进行了砾石成分统计，每个露头选取垂直于岩层层面的1m2范围，将砾石按照不同岩性分类进行统计。为防止因砾径过小而影响对岩性的判别，在统计过程中仅对砾石长轴长度大于等于1cm的砾石进行统计。由于本文所涉及的砾岩分选度极差，统计过程中对砾石长轴长度进行了测量，将同种岩性砾石长轴的长度相加，最后计算不同岩性砾石长轴长度之和所占百分比并作图(Dorr，1994)。不同种类砾石所占百分比见表 1，砾石成分组成见图 2。
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表 1 西林断隆南翼下三叠统砾岩中砾石组分统计结果 Table 1 The lithologic statistics of pebbles in the Lower Triassic conglomerates on the south flank of the Xilin faulted block |
由统计结果可知，砾石成分包括砂屑灰岩、泥灰岩、生物碎屑灰岩、鮞粒灰岩、泥岩和砾岩。砂屑灰岩含量介于42.23%~81.34%之间，平均含量65.08%。泥灰岩含量介于7.49%~43.80%之间，平均含量23.74%。生物碎屑灰岩含量介于0%~21.78%之间，平均含量6.63%。鮞粒灰岩含量介于0%~6.31%之间，平均含量0.90%。泥岩含量介于0%~16.99%之间，平均含量2.43%。砾岩含量介于0%~5.60%之间，平均含量1.22%。如图 2所示，下部层位砾石种类较少，以砂屑灰岩和泥灰岩为主，二者总含量达98%以上，仅含极少量生物碎屑灰岩。上部层位中砾石成分更为复杂，且生物碎屑灰岩含量明显增加，最高可达21.78%。另外，下部层位砾石中未见砾岩砾石，上部层位中可见少量砾岩砾石(图 2、图 4d)，且砾岩砾石以碳酸盐岩碎屑为主，与下部层位砾岩相同，可能为下部层位砾岩再搬运沉积形成。
2.4.2 中三叠统砂岩碎屑组成分析为了确定西林县中三叠统碎屑颗粒组成，本文使用Gazzi-Dickinson法对5件代表性样品进行了砂岩碎屑组分统计，具体统计方法见(Dickinson and Selly, 1979；Ingersoll et al., 1984；Dickinson，1985；Marsaglia and Ingersoll, 1992；Yan et al., 2010)，统计结果见表 2。Q-F-Lt图解(图 6a)显示，这些样品为长石岩屑杂砂岩和岩屑杂砂岩。
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表 2 西林断隆南翼中三叠统砂岩组分统计结果 Table 2 The statistic data of the detritus framework of the Middle Triassic sandstone on the south flank of the Xilin faulted block |
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图 6 西林断隆南翼中三叠统砂岩分类(a，据Folk，1974)和碎屑组分三角源区判别图(b、c，据Dickinson and Selly, 1979；Ingersoll et al., 1984；Dickinson，1985) Fig. 6 Discrimination diagrams for sandstone classification (a, after Folk, 1974) and the provenances of sandstones (b, c, after Dickinson and Selly, 1979; Ingersoll et al., 1984; Dickinson, 1985) of the Middle Triassic on the south flank of the Xilin faulted block |
镜下可见，西林县地区中三叠统粗砂岩分选、磨圆度较差，碎屑物主要为棱角状-次棱角状(图 4f)。其中石英含量变化于50.2%~55.9%，平均含量53.1%。其中单晶石英占石英总量的69.3%~74.8%，部分石英具波状消光，表明其可能来源于变质岩。长石含量介于7.7%~15.5%之间，平均11.2%，以发育聚片双晶的斜长石为主(图 4f)。岩屑含量变化于28.6%~38.2%之间，平均含量35.7%。岩屑中可见变质岩岩屑(27.2%~44.3%)、火山岩岩屑(14.9%~19.9%)和沉积岩岩屑(35.8%~56.6%)。其中火山岩岩屑主要为含板状斜长石的中基性火山岩岩屑和微晶结构火山岩岩屑(图 4f)。沉积岩岩屑包括砂岩岩屑、硅质岩岩屑、泥岩岩屑和少量的碳酸盐岩岩屑。变质岩岩屑主要为云母石英片岩岩屑和以石英颗粒定向拉长为特征的石英岩岩屑。
在对西林县地区中三叠统砂岩样品碎屑组成进行统计分析后，利用三角判别图解分析其物源区构造背景(图 6b, c)。在Qp-Lv-Ls三角图解(图 6b)中，所有样品全部落入碰撞造山带物源区，在Qt-F-Lt三角判别图(图 6c)中，所有样品全部落入再旋回造山带物源区。这表明西林县一带中三叠统砂岩碎屑物主要来自碰撞造山带和再旋回造山带，这与显微镜下观察砂岩中含有大量变质岩和沉积岩岩屑的特征相吻合。
3 晶屑沉凝灰岩锆石U-Pb年代学分析为了更精确地限定西林县一带早三叠世MTD的形成时代，从而为南盘江盆地的构造演化提供依据，我们选取了位于其下部层位中的晶屑沉凝灰岩夹层样品(157XL4)进行了LA-ICP-MS法锆石U-Pb年代学分析。锆石由河北省区域地质矿产调查研究所实验室分选，U-Pb年代学分析在中国地质科学院矿产资源研究所LA-ICP-MS实验室进行。测试过程中，根据CL图像选择晶形和结构良好的锆石颗粒进行测试。LA-ICP-MS激光剥蚀采用单点剥蚀的方式，样品分析过程中以锆石GJ-1作为外标，U、Th含量以锆石M257作为外标进行校正，具体实验流程参见侯可军等(2009)。数据处理使用ICPMS DataCal程序，用Anderson方法进行普通Pb校正，锆石年龄谐和图和年龄谱图采用Isoplote 4.1程序完成。
157XL4样品中锆石多为无色，个别呈淡黄色，为短柱状-长柱状自形晶，长40~150μm，宽30~50μm，长宽比多为1.5左右，Th/U比值0.26~1.64，CL图像中显示清晰的岩浆震荡环带(图 7a)，这些均指示其岩浆成因。本文对该样品中76颗锆石进行了分析，其中谐和度≥90%的年龄有62组(表 3)。在这些谐和年龄中，有46颗锆石206Pb/238U年龄在235~253Ma之间，其年龄加权平均值为249.4±1.2Ma，MSWD值为0.52，这一年龄代表了其形成时代。有13颗锆石206Pb/238U年龄介于257~271Ma之间，其年龄加权平均值为265.4±2.2Ma，MSWD值为0.68(图 7b, c)。另有两颗锆石206Pb/238U年龄为417±10Ma，一颗锆石206Pb/238U年龄为820±13Ma。这些锆石可能为继承锆石或岩浆喷发过程中捕获的围岩锆石。
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图 7 西林断隆南翼下三叠统晶屑沉凝灰岩锆石CL图像(a)、谐和图(b)和年龄分布柱状图(c) Fig. 7 CL images of zircon grains acquired in the Lower Triassic tuff layers of the south flank of the Xilin faulted block (a), U-Pb concordia diagram of the acquired zircons (b) and histogram of U-Pb ages (c) |
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表 3 西林断隆南翼下三叠统沉凝灰岩夹层锆石U-Pb年代学分析结果 Table 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb analytical result of the Lower Triassic tuff layers on the south flank of the Xilin faulted block |
西林县地区下三叠统自北向南变新，详细的沉积相分析表明，自下而上(自北向南)由潮坪-泻湖相、MTD和浊积扇相沉积共同组成；中三叠统为浊积扇相沉积，且自北向南由以中扇亚相为主逐渐变为以外扇亚相为主。沉积相的空间分布特征表明，盆地在早三叠世至中三叠世沉积环境由潮坪-泻湖相突变为浊积扇相，二者之间发育多套MTD。沉积相的变化指示盆地在早三叠世末水体突然加深。而MTD是重力作用下水下块体流搬运形成的沉积，包括滑动、滑塌和碎屑流等重力流搬运过程，以沉积物粒度和沉积体形状变化大为特征(Dott，1963；Middleton and Hampton, 1976；Lowe，1979；Nardin et al., 1979)。MTD可以发育在多种构造环境之下，其中就包括伸展构造背景(Nardin et al., 1979；Panpichityota et al., 2018)。尽管MTD有多种成因解释，但能够造成盆地水体突然加深和MTD两种现象同时出现的构造运动最可能是盆地伸展。另外在野外考察过程中，下三叠统中的同沉积正断层和同期的MTD(图 3e)也被识别出来，因此，我们认为南盘江盆地在早三叠世处于强烈伸展期。
盆地的伸展阶段除正断层外，还可能伴随有岩浆活动(Busby and Ingersoll, 1998；Frisch et al., 2011)，因此，在研究盆地构造演化的过程中，同伸展阶段的岩浆岩的厘定具有重要的指示意义。区域地质调查结果显示，在西林县附近零星出露有辉绿岩(广西壮族自治区地质矿产局，1985)，为了明确这些辉绿岩与三叠系的接触关系，本文进行了详细的野外考察。如图 8所示，辉绿岩与下三叠统泥灰岩和砂屑灰岩之间并非断层接触，并且与辉绿岩接触部位的下三叠统发生大理岩化。这表明西林一带存在一期侵入下三叠统中的辉绿岩。到目前为止，出露于西林县一带的辉绿岩未见年代学数据发表，因此其具体的侵位年龄难以确定。但是1:20万区域地质调查结果和本文野外考察结果均显示，该地区的辉绿岩侵入古生代地层和下三叠统之中，但是未侵入中三叠统(图 1c)。由此可以推断，侵入下三叠统之中的辉绿岩可能形成于早三叠世末期，与早三叠世MTD共同构成了盆地伸展过程中的沉积-岩浆记录。从沉积相的空间分布特征、沉积序列垂向变化以及盆地内基性岩浆活动综合来看，南盘江盆地在早三叠世末期仍处在伸展阶段(图 9)。
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图 8 西林断隆南翼辉绿岩与下三叠统接触关系照片 Fig. 8 The intrusion relationship between the diabase and the Lower Triassic marlstone and sandy limestone on the south flank of the Xilin faulted block |
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图 9 西林断隆南侧翼早-中三叠世盆地演化示意图 Fig. 9 The sedimentary evolution model on the south flank of the Xilin faulted block during the Early to Middle Triassic |
本文的古水流分析结果表明，早三叠世西林一带古水流以南西向和西向为主，至中三叠世，古水流大范围上呈现出东、西和北侧向中心汇聚的特征，这可能是盆地内其它孤立的碳酸盐岩台地(断隆)对地势和古水流造成的影响。然而值得注意的是，西林县一带及其北侧仍然保持了北高南低的古地貌特征。这表明在西林县一带，中-下三叠统碎屑物主要来自北侧，同时东部和西部也提供了部分碎屑物。
通过古水流分析结果得到碎屑物源区位置之后，我们收集了前人对该地区中-下三叠统碎屑锆石U-Pb年代学分析结果，以便进一步明确碎屑物来源。Lehrmann et al.(2015)对西林县下三叠统石炮组和茅草坪一带的中三叠统兰木组进行了碎屑锆石U-Pb年代学测试。下三叠统石炮组中碎屑锆石含量极少，仅获得8组谐和年龄，分布在255Ma、750Ma、1000Ma、1700Ma和2500Ma左右。中三叠统碎屑锆石年龄则主要集中在250Ma左右和420~460Ma，另有少量碎屑锆石的年龄集中在900~1000Ma、1800~1900Ma和2500Ma左右。Duan et al.(2018)对西林县一带的中三叠统进行了碎屑锆石U-Pb年代学分析，发现碎屑锆石年龄主要集中在250~300Ma、400~550Ma、850~1100Ma和1500~1950Ma几个年龄段之间。由前人结果可知，西林附近的中-下三叠统的碎屑物源区出露的岩石主要形成于晚二叠世-早三叠世和志留纪，元古宙和太古宙的碎屑锆石可能直接自碎屑物源区搬运而来，也可能经历了再旋回。
下三叠统砾石成分统计结果表明，下部层位砾石成分较为单一，而上部层位砾石种类有所增加，但均为各种类型的灰岩。这一结果意味着，早期形成的MTD物源区出露岩石较为单一，随剥蚀程度的加深以及盆地的伸展，后期物源区出露岩石种类有所增加。与此同时，值得注意的是，在上部层位中，砾岩作为砾石出现，且作为砾石的砾岩的岩性与下部层位MTD砾岩相同，这表明早期形成的砾岩卷入了后期的沉积。另外值得注意的是，下三叠统砾岩的砾石中仅见各种类型的灰岩，相对缺乏火成岩和变质岩。众所周知，灰岩难以经历较长距离的搬运，因此下三叠统为近源沉积且碎屑物主要来自灰岩，而灰岩中锆石含量极低，这也解释了为何Lehrmann et al.(2015)仅在石炮组中获得了极少量的碎屑锆石年龄。其中255Ma的锆石可能来自西林断隆出露的辉绿岩，该辉绿岩在盆地伸展过程中出露，从而为后期沉积提供了少量碎屑，也有可能来自于下三叠统中的凝灰岩夹层。其中古生代和前寒武纪的碎屑锆石则很可能是物源区灰岩中含有少量碎屑锆石，而这些碎屑锆石经历了再旋回后，重新沉积进入下三叠统。
西林一带的中三叠统碎屑物来源则更为复杂。砂岩碎屑组成分析结果显示，其物源区可能出露的岩石包括中基性火山岩、微晶结构火山岩、砂岩、泥岩、硅质岩、灰岩、云母石英片岩和石英岩等。古水流分析结果显示，中三叠统碎屑物主要来自东侧、西侧和北侧。Lehrmann et al.(2015)和Duan et al.(2018)的碎屑锆石U-Pb年代学结果均显示，中三叠统中的碎屑锆石主要形成于250Ma左右，另有部分碎屑锆石形成时代为志留纪、新元古宙、古元古宙和太古宙。Lehrmann et al.(2015)认为250Ma左右的碎屑锆石主要来自南盘江盆地西南侧的马江缝合带的弧火山岩，而其他年龄段的碎屑锆石则来自江南造山带和云开古陆。Duan et al.(2018)结合古水流和碎屑锆石Hf同位素结果则认为中三叠统的碎屑主要来自于盆地东侧古太平洋板块俯冲形成的的岩浆弧。本文研究结果表明，西林一带在中三叠世古水流以向南、东和西侧为主，因此该地区中三叠统碎屑物并非来自盆地南侧的马江缝合带。碎屑组成分析结果显示中三叠统砂岩中含有中基性火山岩，且其含量并不高，这些中基性火山岩可能来自于盆地西侧的峨眉山大火成岩省260~250Ma(Chung and Jahn, 1995；Xu et al., 2001；徐义刚和钟孙霖，2001；张招崇等，2001；Zhang and Wang, 2002；Zhou et al., 2002, 2005；肖龙等，2003；徐义刚，2003；Guo et al., 2004；Wang and Zhou, 2006；Zhong and Zhu, 2006；Tao et al., 2009；朱江等，2011)，也可能来自西林一带早三叠世末期形成的辉绿岩。另外，盆地东侧的发育大量三叠纪火成岩(Zhou et al., 2006及文中参考文献)，这些火成岩也可能是中三叠统中250Ma左右的碎屑锆石的来源。西林一带中三叠统中含有大量沉积岩和变质岩岩屑，这些岩石在南盘江盆地四周均有出露。而古水流分析结果显示其应当来自于东侧、西侧和北侧，那么，盆地周边的江南造山带、康滇古陆和云开地块是可能的碎屑物源区。这些地区出露的岩石形成时代主要包括志留纪、新元古宙、古元古宙和太古宙(Chang，1996；Shu and Charvet, 1996；颜丹平等，2002；Li et al., 2003；Wang and Li, 2003；覃小锋等，2005；Wang et al., 2007a, b；Li et al., 2010；Yang et al., 2010；Yu et al., 2010；Wang et al., 2012；Charvet，2013)，与前人的碎屑锆石年代学分析结果相一致。因此，江南造山带、康滇古陆和云开地块也是西林一带中三叠统的碎屑物源区。
通过对南盘江盆地西林一带的中-下三叠统古水流和碎屑组成的分析，结合前人已发表的该地区碎屑锆石U-Pb年代学数据进行综合分析，我们认为中-下三叠统碎屑物主要来自江南造山带、康滇古陆、云开地块、峨眉山大火成岩省以及盆地内部的孤立碳酸盐岩台地，而马江缝合带和盆地南部其他地区并非西林一带中-下三叠统的碎屑物源区。
4.3 南盘江盆地构造演化南盘江盆地的由伸展转化为挤压的构造转换时间一直以来存在争议，主要存在早三叠世(杜远生等，2009)和中三叠世(秦建华等，1996；Yang et al., 2012, 2014；Lehrmann et al., 2015)两种观点。
本文通过对西林县一带中-下三叠统的沉积相垂向变化特征、早三叠世MTD的出现以及辉绿岩与围岩关系进行综合分析，认为南盘江盆地由伸展到挤压的构造转换应发生在早三叠世之后。前文已述，位于MTD下部层位的晶屑沉凝灰岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析显示，其形成时代为249.4±1.2Ma。这表明早三叠世MTD的形成晚于这一时代，即形成于早三叠世晚期，MTD和同沉积断层是南盘江盆地伸展峰期的直接沉积记录。另外，西林一带的辉绿岩侵入了古生代和下三叠统，且并未侵入中三叠统，这表明该地区在早三叠世末期有辉绿岩侵入(图 8)。早三叠世末期MTD的形成和基性岩浆活动的存在，说明南盘江盆地在早三叠世末期仍处于伸展阶段，而西林一带的孤立碳酸盐岩台地是南盘江盆地伸展阶段形成的断隆。南盘江盆地内百色阳圩、玉凤、巴马、贵州罗甸、云南富宁周边零星出露基性岩浆岩年代学研究显示，其形成时代为258~248Ma(范蔚茗等，2004；韩伟等，2009；Zhang et al., 2013, 2014；张晓静和肖加飞，2014)，这些岩浆岩可能是南盘江盆地剧烈拉分时期的岩浆记录。夏文静等(2018)对田林县八渡一带辉绿岩中的锆石和斜锆石进行了U-Pb年代学分析，结果表明其形成于269~265Ma，是南盘江盆地初始拉张过程中的岩浆记录。这些结果说明，南盘江盆地的拉张始于中二叠世，并且至少持续至早三叠世末期。
在南盘江盆地伸展峰期(258~248Ma)，中越边境地区有大量同时期俯冲相关的地质记录被识别出来，包括建水、胡润、凭祥、那坡一带陆续识别出一系列三叠纪弧相关的火山岩(董云鹏和朱炳泉，1999；吴根耀等，2002；覃小锋等，2011；Qin et al., 2012；胡丽莎等，2012；向忠金，2018)，与这些弧相关火山岩相配套的弧前盆地沉积(宋博等, 2013, 2014；夏磊，2017)，被认为是古特提斯洋壳俯冲闭合后残留的八布蛇绿岩(钟大赉等，1998；Wu et al., 1999；张斌辉等，2013)和海南岛北部蛇绿岩(Li et al., 2002)。这些岩浆和和沉积记录分布与Wu et al.(1999)提出的“八布-Phu Ngu”洋相一致，Cai and Zhang(2009)命名的滇-琼缝合带与该洋盆展布位置大体相同。Wu et al.(1999)认为该洋盆是古特提斯分支洋盆，在早二叠世-中三叠世向南西俯冲消减。这些证据表明，南盘江盆地的构造演化很可能受到了古特提斯分支洋盆的俯冲的影响，在中二叠世-早三叠世期间为俯冲相关盆地。王忠诚等(1997)对百色阳圩一带与深海沉积共生的玄武岩进行了地球化学分析，认为其形成于大洋板内环境，是特提斯东延的产物。张锦泉和蒋廷操(1994)认为南盘江盆地西部在晚二叠世-早三叠世期间受金沙江-哀牢山俯冲消减带的影响，形成弧后盆地。杜远生等(2009)分析南盘江盆地的地层格架和沉积格局后，认为该盆地在早三叠世为弧后盆地，而在早三叠世末期演化为弧后前陆盆地。综上所述，南盘江盆地打开过程中可能受到了古特提斯分支洋盆俯冲消减的影响，而这一构造事件与南盘江盆地的构造演化之间存在怎样的联系则仍需进一步深入研究。
对于南盘江盆地伸展-挤压的构造转换的时间，我们可以根据区域上的沉积和岩浆记录进行推测。区域地质调查资料显示，南盘江盆地内中三叠统广泛发育，而上三叠统则仅在盆地西缘和北缘有所分布(云南省地质矿产局，1978；广西壮族自治区地质矿产局，1985)。与此同时，南盘江盆地沉积环境由中三叠世的浊积扇相为主转变为晚三叠世的海陆过渡相为主。沉积范围的缩小和沉积相的变化共同表明南盘江盆地在中三叠世末发生了大规模的收缩，而上三叠统的不整合则被认为是印支造山带碰撞造山的标志(Qiu et al., 2016, 2017)。随着对南盘江盆地内的基性岩浆作用研究的深入，盆地内有多期岩浆作用被识别出来，包括中二叠世(夏文静等，2018)、晚二叠世-早三叠世(范蔚茗等，2004；韩伟等，2009；Zhang et al., 2013, 2014；张晓静和肖加飞，2014；向忠金，2018)以及本文在西林北部识别出一期侵入下三叠统中的辉绿岩(图 8)。此外，江文等(2017)和杨文心等(2018)分别在云南富宁地区和广西百色八渡地区也发现有辉绿岩侵入下三叠统之中，其中，杨文心等(2018)对百色八渡一带的辉绿岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析，认为其形成于62Ma，然而样品中仅有一颗锆石获得该年龄，大多数锆石颗粒年龄集中于222Ma。皮桥辉等(2016)对富宁一带基性岩进行的年代学研究结果也显示其侵位时代为215±5Ma。由此可以推测，南盘江盆地内存在一期形成于晚三叠世的辉绿岩侵入下三叠统之中，这一期岩浆活动被认为是印支造山后的产物(皮桥辉等，2016；江文等，2017)。由此可见，南盘江盆地伸展-挤压的构造转换时间可能为中三叠世，其具体时间则应通过更加详细的沉积学和年代学研究来确定。
5 结论西林县一带中-下三叠统沉积相空间分布特征、早三叠世MTD和辉绿岩的侵入共同表明，南盘江盆地在二叠纪-早三叠世末期于拉张阶段，西林一带的孤立碳酸盐岩台地即为盆地伸展阶段所形成的断隆。古水流分析结果和碎屑组成分析结果表明，西林一带下三叠统碎屑物主要来自于其北侧的孤立碳酸盐岩台地，中三叠统的碎屑物源区则较为复杂，可能包括了江南造山带、康滇古陆、云开地块、峨眉山大火成岩省和盆地内部的孤立碳酸盐岩台地。区域上沉积记录的分布特征和盆地内的岩浆活动共同表明南盘江盆地的伸展始于二叠纪，且伸展过程至少持续至早三叠世末期，峰期扩张为晚二叠世-早三叠世，其峰期扩张可能与古特提斯分支洋盆的俯冲消减有关。
致谢 感谢侯泉林教授野外考察过程中给予的指导; 感谢中国地质科学院矿产资源研究所侯可军老师和王倩老师测试过程中给予的帮助; 感谢审稿人提出的宝贵意见和建议。
谨以此文祝贺师爷李继亮先生八十寿诞！
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