桂西北天峨孤立碳酸盐岩台地晚古生代沉积特征与演化

刘超，陆刚，张喜，周府生，黄祥林，杜远生

1）中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室，武汉，430074；

2）广西区域地质调查研究院，广西桂林，541003

内容提要：桂西北天峨碳酸盐岩台地形成于早泥盆世晚期，于早三叠世末最终消亡，长期被深水海槽盆地所围限。晚古生代其是右江盆地北缘一个长期持续发育的孤立碳酸盐岩台地，地层沉积特征主要受基底沉降、海平面波动和盆地内生碳酸盐沉积速率的控制，可划分为孤立台地和斜坡—盆地两大相区，共识别出局限台地相、半局限台地相、开阔台地相、台地边缘相、台地前缘斜坡相和盆地相6种沉积相类型。各时期岩相古地理之间具有明显的继承性和发展性，并建立相应的沉积地层序列及孤立台地沉积模式。天峨碳酸盐岩台地的发展演化可划分为孤立台地孕育阶段、孤立台地成型阶段（D3）、孤立台地持续发展阶段（C1—P2）和孤立台地收缩淹没阶段（P3—T1）4大演化阶段，与右江裂谷盆地（—D3）—被动大陆边缘构造演化阶段（C1—T1）的进程相对应，反映了右江盆地晚古生代剧烈扩张、沉降，扬子台地边缘拉伸、破裂，微地块向盆地内部滑移的构造背景。

孤立碳酸盐岩台地（isolated carbonate platform，以下简称为孤立台地）是指独立的或孤立的，一般发育在大陆架或远离大陆架的断陷陆壳或过渡壳之上，并为深水沉积物所包围的浅水碳酸盐岩台地类型（Read，1985；Tucker and Wright，1990；Gischler et al.，2003；梅冥相等，2003；王新强和史晓颖，2008；杨怀宇等，2010；Navarro et al.，2012），沉积特征及演化与滨岸碳酸盐岩台地具有明显差异，其按照沉积物类型可分为礁滩型孤立台地和岩隆型孤立台地（顾家裕，2009）。

孤立台地的形成方式主要有以下3种：①与盐体动力底劈作用形成的海底枕状隆起有关（Bosence，2005；Navarro et al.，2012），一般见于海内裂谷、被动大陆边缘和前陆盆地环境，主要受控于海底底劈盐体的升降和溶蚀；②与海底火山喷发形成的火山建隆关系密切（Vera et al.，1997；Bosence，2005），其以碳酸盐岩上覆于收缩的海底火山岩为特征，一般形成环礁并为深水所围；③是大陆边缘拉伸、断裂以及块体向断陷盆地滑移的结果（Bosence，2005；王新强和史晓颖，2008；杨怀宇等，2010；Navarro et al.，2012），主要见于被动大陆边缘环境，其与大陆架距离不是太远，并为深断裂所限。

相反，孤立台地淹没或终结的原因则主要包括海平面上升（Schlager，1981；Ehrenberg et al.，2006）、构造过程（Wilson et al.，1998；Rosales，1999；Bosence，2005；Navarro et al.，2012）、海水环境恶劣（Santantonio，1993；Morettini，2002；Navarro et al.，2012）、陆源物质大量输入（Lehrmann，1998）以及大规模的海洋缺氧事件等（Jenkyns，1991；Navarro et al.，2012）。孤立台地发展过程的受控因素则较多（Wright and Burchette，1996；Halfar et al.，2006；Carpentier et al.，2010）。

研究孤立台地的形成、生长和终结的发展过程可以提供盆地演化的众多信息，根据其沉积特征可判别出沉积环境、海平面升降以及大地构造环境的变化（Scheibner et al.，2001；梅冥相等，2003；Bosence，2005；王新强和史晓颖，2008；杨怀宇等，2010；Carpentier et al.，2010； Navarro et al.，2012）。

晚古生代—早三叠世右江盆地内散布着众多规模不等、大小悬殊的孤立碳酸盐岩台地，是世界上罕见的孤立台地与台间深水海槽相间列、浅水碳酸盐与深水盆地沉积共生的盆地，独具特色，一直是国内外学者的研究热点（Shi Xiaoying et al.，2000；Lehrmann et al.，2001；陆刚等，2002a，2002b，2006；梅冥相等，2003；吴浩若，2003；范蔚茗等，2004；Shen Jianwei et al.，2004；Gaillot et al.，2009；Chen J et al.，2009；Chen B et al.，2011；黄虎等，2012a，2012b；杜远生等，2013）。

虽然右江盆地长期为国内外学者所关注，但对盆内晚古生代孤立台地研究却相对缺乏（陆刚等，2002a，2002b，2006；梅冥相等，2003；王新强和史晓颖，2008；杨怀宇等，2010），仅有少数学者对乐业（王新强和史晓颖，2008）、隆林（杨怀宇等，2010）和高龙（王桂斌，1992；梅冥相等，2003）等孤立台地进行了报导和研究。本文以右江盆地北缘天峨晚古生代孤立台地为研究对象，根据沉积特征分析其形成、发展和终结的过程及对盆地构造演化的响应，为进一步认识右江晚古生代—中生代盆地的沉积特征、盆地性质及盆地演化，以及为该区金锑铝煤铀及油气等矿产资源勘查与研究提供信息。

1 区域地质背景

右江盆地处于桂西、滇东南及黔南的交界地带（侯明才等，2005；杜远生等，2013），略呈北西—南东向展布，是一个不对称的菱形块体（图1），其与古特提斯构造域关系密切，是世界上独一无二的台地与台间海槽（盆）间列的大陆边缘盆地（杜远生等，2013）。对于晚古生代右江盆地的性质一直存在着争论，主要的代表性观点有以下4种：其一是刘本培（1986）和王鸿祯（1986）提出的弧后扩张裂谷盆地；其二是刘宝珺（1993）主张的陆内裂谷盆地；其三是陈洪德和曾允孚（1990）、曾允孚等（1995）认为的被动大陆边缘裂谷盆地；其四为右江盆地具有洋盆性质的观点（吴浩若等，1994；吴根耀等，2000；史晓颖等，2006）。现在越来越多的研究表明，右江盆地晚古生代经历了不同的构造演化阶段，并持续演化至早—中三叠世，经历了伸展盆地到挤压盆地的转换过程（侯明才等，2006；黄虎等，2012a；杜远生等，2013）。

由于古特提斯洋沿金沙江—哀牢山缝合带由西向东扩张，导致右江盆地发育了北西向（紫云—南丹—河池断裂、隆林—百色—南宁断裂、广南—靖西断裂、那坡—龙州断裂）及北东向（盘县—师宗—弥勒断裂、南宁—凭祥断裂）两组近平行排列的断裂（赖生华等，2004；侯明才等，2005；杨怀宇等，2010；张成弓等，2012），均具拉张性特点，造成了晚古生代在深水盆地内部发育了一系列大大小小的孤立台地，形成了孤立台地浅水沉积与台间海槽（盆）深水沉积间列的奇特景观。

早三叠世、中三叠世发生大规模海侵，盆地性质发生转换，致使孤立台地分阶段淹没、消亡终结。中三叠世接受了巨厚的浊积碎屑岩沉积或细碎屑岩沉积，而后受印支运动的影响抬升，至中—晚三叠世右江盆地逐渐关闭，结束了该区的海相沉积历史（吕洪波等，2003；陆刚等，2006；杨超等，2008；杨怀宇等，2010；杜远生等，2013）。

2 晚古生代地层特征与构造响应

天峨台地是右江盆地北缘一个典型的孤立碳酸盐岩台地（如图1），其西距乐业孤立台地约45km，南距靖西台地约115km，其旁还发育众多相当大小或更小的孤立台地，台间则是深水海槽、海盆。天峨孤立台地早泥盆世及之前的地层未见出露。

孤立台地上出露最老的地层为开阔台地相沉积的中泥盆统东岗岭组（图2），为一套产腕足类Stringocephalus的灰—浅灰白色微晶灰岩、生物屑砂屑灰岩、鲕粒灰岩夹白云岩，以粒屑丰富、色浅、层孔虫少与局限台地相沉积的塘家湾组区别（见于天峨孤立台地以南凤山、以西乐业的孤立台地内部），两者为同期异相沉积。上泥盆统在开阔台地相区为融县组（图2），在盆地相区则为榴江组、五指山组。融县组为一套浅色鲕粒灰岩、藻砂屑灰岩夹竹叶状砾屑灰岩及少许白云岩为主的碳酸盐岩组合，榴江组以硅质岩为主，五指山组为深灰色条带状—扁豆状灰岩、含生物屑微晶灰岩和含介壳灰泥岩组成的深水沉积组合。

由于受到柳江运动的影响，天峨地区台地内下石炭统底部的隆安组（或称尧云岭组）发育一层厚10～50cm的紫红色、深灰色钙泥质古风化壳，平行不整合于泥盆系顶部的融县组灰岩古风化面之上（图2，图3a），局部地段界线上下的岩层存在5°左右的交角（图3a），而在台地边缘相则缺失了早石炭世杜内早期甚至整个杜内期的沉积。

图1 右江盆地古地理略图Fig.1 Sketch paleogeography map of the Youjiang Basin

其上的台地相区石炭系由下至上依次为都安组、大埔组和黄龙组、马平组，在盆地相区则为鹿寨组、巴平组、南丹组。其中，马平组、南丹组是形成时代为晚石炭世至早二叠世的跨时岩石地层单位。都安组为一套富含藻、藻屑的浅色灰岩夹少许白云质灰岩、白云岩组合；大埔组为灰色中厚层白云岩、白云质灰岩与生物屑灰岩、含生物屑微晶灰岩，仅发育于孤立台地内部。在孤立台地内部黄龙组底以灰色棘屑生物屑灰岩与下伏大埔组块状白云岩接触，界面凹凸不平，具蚀底现象，是一个沉积间断面（图3b），可能是对黔桂运动第一幕的反映（杨怀宇等，2010）。鹿寨组为灰黑色含黄铁矿含碳质泥岩、泥岩夹硅质岩、粉砂岩及微晶灰岩组合，巴平组为微晶灰岩夹硅质岩、泥岩组合，仅见少量海百合茎和腕足化石碎片。南丹组为灰黑色薄、中层及少量厚层状夹硅质岩、局部夹白云岩和砾屑灰岩的砂屑、生物屑、微晶灰岩组合。

下二叠统在台地相区为马平组（中—上部），为灰色棘屑灰岩、含生物屑微晶灰岩、核形石灰岩、栉壳状灰岩和白云岩的组合，可分为3段。值得一提的是在第二段与第三段之间局部存在明显的沉积间断面（图2），笔者在同期沉积的斜坡相四大寨组底部发现了薄层沉凝灰岩、基性凝灰岩，其中还夹有跳相沉积层（在深水碳酸盐岩沉积区突然注入浅水沉积的碎屑物）。在研究区北邻的贵州境内，对应此界线为梁山组超覆在不同时代的下伏地层之上，是构造隆升事件的反映，可能与黔桂运动相关。

中二叠统在台地内部相区自下而上为栖霞组、茅口组。栖霞组为生物屑微晶灰岩、微晶灰岩、荷叶藻或叶状藻灰岩和砂屑生物屑微晶灰岩、砂屑生物屑灰岩组合，茅口组为厚层块状生物屑灰岩、砂屑灰岩夹生物屑微晶灰岩为主的碳酸盐岩沉积。在台地边缘为一套巨厚、富含藻类和海绵的生物礁、滩相灰岩组合。在斜坡、盆地相则为四大寨组，其与南丹组相似，以深水碳酸盐岩沉积组合为主，但在局部夹有少许海绵藻礁灰岩或礁屑、礁砾屑灰岩，基本未见白云岩夹层。

上二叠统在台地内部相区吴家坪期至长兴期沉积在区内称为合山组，为一套夹含煤层、（含）碳质泥岩、泥岩和铁铝岩具有幕式沼泽化特点的碳酸盐岩组合。在台地边缘亦为一套富含藻类和海绵的生物礁、滩相灰岩组合。在斜坡、盆地相则为领薅组，主要由一套盆地相沉积的泥质、硅质夹砂质、火山碎屑质和少许深水碳酸盐岩组合构成，仅在局部小范围为与四大寨组相似的深水碳酸盐岩沉积。

区内中二叠统茅口组的顶面古岩溶化非常明显（图3c），与上覆的上二叠统合山组底部铁铝岩或含豆泥岩、硅质泥岩呈平行不整合接触。另外，在其同期的斜坡相、盆地相区上二叠统为领薅组，它的底部则出现基性凝灰岩、沉凝灰岩，代表火山喷发事件。它们是中、晚二叠世之交区域构造隆升事件的反映，是东吴运动在区内的地质响应（梅冥相和李仲远，2004）。

上二叠统合山组及台缘相的海绵藻礁与上覆的下三叠统罗楼组（条带状灰岩、微生物岩），在岩石、岩相及古生物群落面貌等各方面均发生了重大改变，二者突变，上下地层具有显著的差异，是存在明显沉积间断的表现。它们之间特别是在孤立台地边缘地区，局部发现钙、铁、泥质风化壳、渣状层，台缘区则出现地层缺失、古喀斯特化及超覆现象（图3d），在界面或其下出现沉凝灰岩。而在其同期盆地相领薅组的顶部则出现厚层凝灰、沉凝灰质沉积透镜体或含凝灰质泥质岩，并构成与下三叠统石炮组（泥岩）的重要划分标志。它们代表了P—T生物大灭绝事件、火山喷发事件，标示了晚二叠世末该区域的构造隆升、海平面大幅度下降、台地暴露剥蚀（陆刚等，2002b），是苏皖运动在区内的地质响应。

如上所述，天峨孤立台地与其周缘的深水盆地—斜坡区域存在很大的沉积分异，从出露最老的地层东岗岭组开始沉积分异现象就已经非常明显，并一直延续到上二叠统。期间，孤立台地内部与边缘地区的沉积特征表现出明显的差异。台缘区基本由边缘礁及砂体、砂坝构成，沉积岩石颜色浅、单层厚（厚层块状至巨厚块状）、颗粒丰度高或粗并以亮晶胶结为主，主要表现为高能量沉积—边缘滩沉积，早二叠世中晚期至晚二叠世末发育了多旋回的海绵藻礁（陆刚等，2006），中晚泥盆世至早二叠世在边缘滩中还零星发育有小规模的藻和珊瑚点礁、丘体。台地内部则主要为能量相对较低的灰泥与泥粒为主的碳酸盐岩组合，由潮下带、潮间坪、潮上带沉积的浅水碳酸盐岩构成的沉积旋回组成，即梅冥相等（2003）所述的环潮坪型碳酸盐米级旋回层序组合，期间在比较稳定的海退浅化或暴露背景时期，中心有时以澙湖、沼泽沉积为主。

天峨孤立台地晚古生代地层沉积特征主要受基底沉降、海平面波动和盆地内生碳酸盐沉积速率控制，可以细分为台地内部、台地边缘、台前斜坡和盆地4个沉积地层序列（图2），反映了晚古生代天峨孤立台地的岩相组合、相带展布、古地理面貌及其演化规律（图3）。各序列规律有序展布并有密切的依附及延续关系，各时期岩相古地理之间具有明显的继承性和发展性。持续发育宽度狭窄的台缘滩、礁相及斜坡相沉积，表明其是一个长期发育的、典型的镶边孤立台地，台内—台缘—斜坡—盆地体系构成了本区碳酸盐岩沉积及形成环境的重要特色，反映了孤立台地形成、生长和终结的演化过程以及对右江盆地构造演化的响应。

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形成了独特的碳酸盐岩台地—台缘斜坡—深水海槽（盆）沉积体系（梅冥相等，2001；史晓颖等，2006；王新强和史晓颖，2008；杨怀宇等，2010；杜远生等，2013）。笔者依托天峨地区及其周缘地区开展的1∶5万、1∶25万区域地质工作，参照现代巴哈马台地的沉积模式及Wilson（1975）的碳酸盐岩相带划分模式，将天峨地区晚古生代沉积划分为孤立台地和斜坡—盆地两大相区，细分为局限台地相、半局限台地相、开阔台地相、台地边缘相、台地前缘斜坡相和盆地相6种沉积相类型（图4）。

图2 桂西北天峨孤立碳酸盐岩台地上古生界沉积序列Fig.2 Stratigraphic succession of the Upper Paleozoic on Tian'e isolated carbonate platform in Northwestern Guangxi

3.1 孤立台地相区

局限台地相：是台缘滩后台地内部海水超盐度的局限循环区，为潮汐和泻湖沉积。孤立台地内部隆安组（或称为尧云岭组）底部、大埔组、马平组上部、合山组的大部分属于该相沉积，其他各组只有少许属于该相沉积（图2）。该相沉积物一般较细，常具强烈的白云岩化，或窗格、鸟眼构造发育，常见栉壳状构造、泥质纹层（钙泥质层或钙结壳）、藻纹层、纹层状白云岩等潮上暴露标志（图3e，3f）。生物以蓝绿藻、介形虫、双壳类、枝状层孔虫（图3g）等局限型生物组合为主。

开阔台地相：是孤立台地中较平坦的部位，是海水循环开放的海域，受波浪作用影响较大，以潮下沉积为主，间夹有少量的潮间沉积。孤立台地内部的东岗岭组、融县组、尧云岭组、都安组、黄龙组、马平组、茅口组的大部分，大埔组、栖霞组、合山组中的少部分属于该相沉积（图2），与局限、半局限台地相常为过渡渐变关系，与台地边缘相则快速相变，或以陡崖式的同构造沉积假不整合接触，使台地成为镶边型孤立台地。该相沉积岩石颜色浅、单层较厚，以颗粒灰岩为主。岩中富含各种颗粒、贫灰泥，颗粒以近源生物碎屑、粒屑或包粒为主（图3h～3k），部分地层中含有丰富的鲕粒、豆粒、核形石（图3j）、凝块石等，分选性良好。沉积构造发育，粒序层理、水平层理、平行层理、交错层理、叠瓦状构造、蚀底构造等（图3k）常见。生物以海百合茎或藻类或虫筳类（图3k）为主，含腕足类、有孔虫、珊瑚、球状层孔虫等多门类广盐度生物组合。

图3 桂西北天峨地区晚古生代地层及典型地层分界和典型沉积特征Fig.3 Typical stratigraphic boundaries and sedimentary characteristics of Late Paleozoic strata in Tian'e area，northwestern Guangxi

半局限台地相：指孤立台地内部低洼凹地，因受四周浅滩障壁，海水循环受到一定限制，海水稍深、能量较低的沉积环境。其是介于局限台地相与开阔台地相之间的过渡相型，在天峨孤立台地内部的各组中均发育，栖霞组、合山组及茅口组中的部分岩段主要由该相沉积构成。其沉积物颜色较深、较细，岩中颗粒相对较细，基质以微晶为主，局部出现硅质岩结核或团块、含碳质灰岩等。水平层理发育，其他水流作用形成的沉积构造可见，但不发育。生物为多门类广海生物组合，向台内窄盐度生物增加，向台缘则广盐度生物增加。

台地边缘相：是指从台缘受波浪影响较大的高能带至深水斜坡之间的台地边缘及台前浅水缓坡区，为台缘砂坝（滩）、生物礁及深水沉积与浅水沉积的过渡地带（图5）。此相带较窄，宽度一般在1～4km间（图4）。在天峨孤立台地边缘的各组主要为该相沉积构成，沉积物有原地生成的生物屑及灰泥，亦有异地和近源的岩屑、砾块及生物屑。块状层理发育（图3l），粒序层理、强烈的蚀底构造及潜流带生成的栉壳状方解石常见，栉壳状方解石常将岩石分解成“角砾状”。生物滩岩石与沉积结构构造特征与开阔台地相相同。此外，在少许岩中还见有滑塌—颗粒流、钙屑浊流沉积特征，偶见同生滑动褶皱。生物为广海开阔型组合，泥盆系中主要产层孔虫、腕足类，石炭系以海百合茎、藻、虫筳、腕足类为主，二叠系则以海绵（图3m）、水螅、藻类为主。

3.2 斜坡—盆地相区

台地前缘斜坡相：是孤立台地台前向海斜坡带，向台方向与台地边缘相呈指状穿插相变，向盆方向则与盆地相相变（图5）。位于天峨孤立台地前缘出露的巴平组、南丹组、四大寨组属于该相沉积，局部以深水碳酸盐岩沉积为主的领薅组及五指山组的一少部分亦属该相沉积。该相带一般较窄（图4），为台前海水较深、能量低、沉积物不稳定的斜坡环境，岩性、厚度等在纵向横向上的变化都很大。沉积物以原地灰泥、异地砂砾屑（图3n）和生物屑为主，岩石颜色深、层理发育，常有透镜状、似层状硅质岩出现，钙屑浊流、颗粒流、碎屑流沉积发育，水平层理、粒序层理、蚀底构造、截切构造、上超和下超现象常见，局部发育滑塌、同生褶曲构造。生物以异地沉积的海百合茎、虫筳、腕足类、海绵等广海生物为主，亦产深水斜坡环境的牙形刺和海绵骨针为特色。

盆地相：是海盆中斜坡以下地形较为平缓的深水浅海盆、半深海—深海海槽和海盆区，处于浪基面及透光带以下，沉积环境安静、低能。天峨孤立台地周边出露的鹿寨组、领薅组、五指山组的主体部分属该相沉积，巴平组、南丹组、四大寨组的部分亦属该相沉积。其以原地悬浮的或化学沉积的泥质、硅质、灰泥质、铁锰质为主，次为异地火山碎屑及少量石英砂、粉砂及少许钙质重力流沉积。岩层总体薄而清晰，层面平直，粒度细且颜色深。其中深海原地沉积的硅质、泥质、锰质沉积物，沉积速率低，岩石中常散布晶粒状黄铁矿，形成于欠补偿盆地闭塞还原的深水沉积。异地流入的泥、粉砂、石英砂及火山碎屑沉积，多具良好的水平层理、平行层理，部分为火山碎屑浊流沉积和陆缘碎屑浊流沉积，部分则是深水牵引流沉积。该相生物丰度低，仅含少量牙形刺、海绵骨针、放射虫、菊石及双壳类。

图4 桂西北天峨地区中泥盆世—晚二叠世岩相古地理图Fig.4 Outline map showing the sedimentary facies and palaeogeography of the Middle Devonian—Late Permian in the Tian'e area，Northwestern Guangxi

通过对晚古生代天峨孤立台地的沉积，及对晚古生代天峨孤立台地的沉积类型组合、沉积相展布及演化规律的分析，可以建立其沉积模式（如图5）：其外缘一般具有陡峭的边缘和连接深水盆地的斜坡，边缘带为高能、快速沉积的砂体或边缘生物礁为特征，形成内部为开阔—局限、能量较低的台内凹地或澙湖、沼泽的镶边孤立台地。

4 天峨孤立台地的形成与演化

天峨孤立台地的地层序列、沉积相展布规律等众多研究表明，其形成和演化过程与右江盆地的构造和古地理演化密不可分。该区域的孤立台地是在强烈的拉张环境下形成的，是大陆边缘陆块拉伸破裂、撕裂及向盆地滑移的产物（吴浩若，2003；Vlahoviéet al.，2005；陆刚等，2006；王新强和史晓颖，2008）。根据天峨地区晚古生代地层沉积特征，综合右江盆地构造演化过程（秦建华等，1996；吴浩若，2003；杜远生等，2013），笔者将天峨台地的形成与演化划分为孤立台地孕育阶段（— D2）、孤立台地成型阶段（D3）、孤立台地持续发展阶段（C1— P2）和孤立台地收缩淹没阶段（P3— T1）4大演化阶段。孤立台地孕育阶段至成型阶段与右江盆地演化的裂谷盆地构造演化阶段（D13— D3，据杜远生等，2013）相对应，孤立台地持续发展至淹没碳酸盐台地阶段与被动大陆边缘构造演化阶段（C1—T1）相对应，碳酸盐台地消亡终结之后右江盆地进入了前陆盆地构造演化阶段（T2）。

4.1 孤立台地孕育阶段（早泥盆世晚期—中泥盆世）

早泥盆世早期由于东特提斯洋沿金沙江—哀牢山—红河逐渐打开以及其东钦防海槽的加深，海水不断沿南西和南东向右江地区进行海侵（侯明才等，2005，2006），但规模较小，主要以陆缘碎屑为代表的陆表海沉积，此时并未出现碳酸盐台地。

在天峨东邻的罗富一带，早泥盆世埃姆斯初期由主体属碎屑潮坪沉积（丹林组或称莲花山组—那高岭组）转变为主体为含竹节石的黑色泥岩深水盆地沉积（益兰组），表明该区域此时已经出现了明显的沉积相分异，可与埃姆斯初期发生的第一次玄武岩活动对应，代表了该区陆内裂陷的开端，丹池裂陷槽开始形成。罗富一带益兰组中间夹富含珊瑚、腕足类的砂岩、泥岩、泥灰岩、灰岩，古生物组合面貌与浅水碎屑潮坪沉积的郁江组类似，代表了碎屑潮坪向陆棚、碳酸盐缓坡以至盆地发展的过渡状态。罗富、南丹—河池一线为深水沉积区，期间仍有陆源碎屑的输入。至早埃姆斯晚期罗富一带完全演变为典型的深水盆地沉积，沉积一套以富含竹节石、菊石的黑色泥岩（塘丁组），并持续到中泥盆世吉维特晚期（罗富组），构成了该区域特有的、著名的泥盆系南丹型沉积序列。

图5 桂西北天峨地区晚古生代孤立台地沉积模式图（据陆刚等，2006，修改）Fig.5 Suggested sedimentary model of the isolated carbonate platform in Tian'e Area，Northwestern Guangxi（modified after Lu Gang et al.，2006）

中泥盆世随着陆内裂陷加剧，右江盆地沉积相分异较早泥盆世埃姆斯期更为显著。表现在其西、其南乐业、凤山等地区出现局限台地相富含层孔虫的灰黑色碳酸盐沉积（塘家湾组），及与天峨地区相似的开阔台相富砂屑、鲕粒的浅色厚层灰岩组合（东岗岭组）。而其上的中、上泥盆统均几乎完全为纯净的碳酸盐岩沉积，相比之下，天峨东邻的罗富地区则均为低能、还原环境的盆地相沉积（塘丁组—罗富组），非常稳定。

天峨地区出露的中泥盆世台地沉积，目前虽然没有采用不同的岩石地层名称，但由台地地层系统可见，沉积相已发生明显分异。天峨背斜西翼的东岗岭组中存在的深色灰岩、层孔虫灰岩、窗格鸟眼灰岩夹层以及发育的层理，体现了向台内局限台地相过渡的特征；天峨背斜东翼的东岗岭组则主要为层理不发育的厚层块状灰岩，往上与岩性类同的融县组很难区分，是典型的台地边缘相沉积。这足以表明天峨孤立台地已初现端倪。

王新强和史晓颖（2008）、杨怀宇等（2010）认为早泥盆世晚期桂西、桂西北的靖西、隆林、乐业、凌云、天峨等地仍连为一体，构成一个大的滨岸碳酸盐台地，中泥盆世晚期广泛发育的碳酸盐沉积可能代表了其向孤立台地发展的过渡状态。笔者调查发现天峨以北的穿洞、玉里一带沉积与天峨背斜西翼相似，为向台内过渡的开阔台地相沉积，至晚泥盆世则演变为台地边缘相沉积（如图4）。中泥盆世天峨孤台北部与其北的扬子滨岸台地是否仍然相连，或已经完全分离，目前尚无确切的证据，但这一演变可能是边缘台地向孤立台地演化发展的体现。

上述资料表明，天峨地区碳酸盐台地在中泥盆世已经出现了台地内部、台地边缘沉积分异，吉维特期该区域滨岸碳酸盐台地至台内—台缘—斜坡—盆地体系、台间海槽（盆）和孤立台地相间、盆台割据的古地理格局已经形成。由此判断天峨孤台初始形态在中泥盆世可能已经形成，中泥盆世是天峨孤台演化的初期阶段——孕育阶段。

4.2 孤立台地成型阶段（晚泥盆世）

晚泥盆世，玄武岩和榴江组硅质岩于右江地区具有较广的分布，代表了盆地的强烈扩张和断陷沉降（秦建华等，1996；吴浩若，2003；杜远生等，2013）。

这一时期，天峨地区与中泥盆世吉维特期一样发育了一套几乎纯净的碳酸盐岩沉积，但天峨背斜东、西两翼的沉积分异更为显著。表现在西翼出现了层理发育、富含窗孔、鸟眼灰岩及纹层灰岩等代表局限环境的沉积；东翼则仍然以层理不发育的厚层块状颗粒灰岩为主。而盆地及盆地边缘相沉积的榴江组、五指山组硅质岩—扁豆状灰岩系，不但见于天峨东邻地区，而且还出现在其西邻地区；北部的穿洞、玉里已演变为台地边缘相沉积。此外，在天峨以西、以南的乐业、凤山等地区至法门期在台地中心以窗孔、鸟眼灰岩及纹层灰岩（东村组）沉积为主，反映了区域内存在较天峨地区更为局限的环境，而且它们之间有台地边缘相“分隔”，表明乐业、东（兰）—巴（马）—凤（山）和天峨地区已是3个独立的孤立台地。

由此可见，天峨地区真正意义上的孤立碳酸盐台地在晚泥盆世早期已经形成，其可能由于F—F事件经过进一步发展更趋成熟。晚泥盆世为天峨孤台演化的早期阶段——成型阶段。

图6 桂西北天峨孤立碳酸盐岩台地形成与右江盆地演化示意图（据王新强和史晓颖，2008，杜远生等，2013，修改）（未按比例，岩性符号参见图2，5）Fig.6 Suggested model for evolution of Tian'e isolated carbonate platform in Northwestern Guangxi and Youjiang Basin（modified after Wang Xinqiang and Shi Xiaoying，2008 and Du Yuansheng et al.，2013）（not in actual proportion and the lithologic symbols are shown in Fig.2，5）

4.3 孤立台地持续发展阶段（早石炭世—中二叠世）

早石炭世至中二叠世，右江盆地多期基性岩浆喷发导致厚层玄武岩广布（包括百色、那坡枕状玄武岩），而且有向北东即天峨孤立台地方向扩展之势，是盆地内扩张裂解和断陷沉降剧烈加剧的表现，致使先前的台地边缘继续破裂、孤立台地进一步向盆地内部滑移。

4.4 孤立台地收缩淹没阶段（晚二叠世—早三叠世）

这一时期，天峨地区台内、台缘、斜坡—盆地体系各相序列、沉积地层序列规律有序分布，存在极其规律的相变和密切的依附和延续关系，各相带的分布在横向上是基本稳定的，具有明显的继承性，现今出露于地表的地层可基本完全勾勒出该阶段孤立台地的面貌（图4），并显示其孤立台地面貌没有发生过明显的改变。沉积相在纵向上的变化，主要反映了区域乃至全球海平面变化。其中，晚石炭世早期、早二叠中晚期台内局限、半局限台地相沉积的发育与扩展，深水沉积区由于海平面下降收缩为碳酸盐盆地，应为对应晚古生代全球冰川期两个冰川活动幕（Scheffler et al.，2003；Saltzman，2003）海平面下降的沉积记录。

期间，天峨台地上发育了一系列重要的沉积间断面。尤其是早石炭世，受柳江运动的影响，天峨孤立台地内部下石炭统底部广泛存在紫红色、深灰色钙泥质古风化壳（图2），在台地边缘地区晚杜内期至早维宪期沉积超覆于晚泥盆世地层之上，指示因海退事件造成天峨台地部分地区发生过暴露（图3）。它们与期间天峨地区及邻区在台地前缘斜坡相各组出现的跳相沉积层（即在深水碳酸盐岩沉积区突然注入浅水沉积的碎屑物），主要发育于台地边缘的多期次水下沉积岩脉群、震积岩（彭阳等，2004；黄宏伟等，2007；周开华等，2011）、同沉积正断层（彭阳等，2007，2009，2013）、陡崖式假不整合（有的学者称为同构造沉积不整合或滑动面，或伸展整合，陆刚等，2006；梅冥相等，2003；罗允义等，2004），四大寨组底部发现的薄层沉凝灰岩、基性凝灰岩等，皆是多幕次构造活动的在右江盆地内地质响应。而台地边缘二叠纪海绵藻礁滩的长时间持续发育与扩展（陆刚等，2006），以及产状陡峻、新老地层横向沉积接触为特征的假不整合的发育（陆刚等，2006），显示了天峨地区成熟、典型的镶边孤立台地特征。

因此，早石炭世—中二叠世天峨孤立台地经历相对稳定、继承性、持续演化发展的过程，期间右江盆地内构造活动活跃，导致阶段性的扩张裂解和断陷沉降，并在孤立台地及周缘沉积建造中出现了大量的地质响应。这一时期是天峨孤立台地演化的中期阶段——持续发展阶段。

晚二叠世是印支地块和华夏地块向华南地块汇聚的时期（王鸿祯等，2000；吴根耀等，2000），由于东吴运动的影响右江盆地沉积环境发生了很大变化。盆地西南部那坡、凭祥一带发育与俯冲作用有关的弧火山岩，表明右江盆地南部早石炭世出现的与古特提斯洋相关的分支洋盆向其西南部越北地块发生俯冲和消减（Shi Xiaoying et al.，2000；吴根耀等，2000；邝国敦和吴浩若，2002；吴浩若，2003；史晓颖等，2006；黄虎等，2012b；杜远生等，2013），引起盆地内部更为剧烈的裂陷沉降。

该期天峨地区完全继承了中二叠世的岩相古地理面貌，东吴运动在该区乃至右江盆地内部主要表现为强烈的拉张断陷沉降作用，导致孤立台地与盆地间出现了更大的升降差异。在深水海槽（盆）地区，断陷致使其基底沉降加剧、海水显著加深，表现为由深水碳酸盐岩沉积（四大寨组）迅速转变为原地硅、泥质沉积（领薅组），反映了水深更深的低能、还原的沉积环境。同时，受右江盆地周缘抬升和以峨眉山玄武岩为代表的火山活动的强烈影响，出现了较多的陆源细碎屑沉积和广泛分布的中酸性火山岩、火山碎屑沉积。这些构造活动致使深水盆地地区扩大，斜坡相带明显收缩，沉积的深水碳酸盐岩目前仅在天峨县城北和南部的隆梅等极少的小范围有所出露。孤立台地则保持了原来的面貌（图4），台地边缘海绵藻礁滩在原来中二叠世发育的位置一直延续至长兴期末，或发育了厚层块状颗粒灰岩组成的砂坝边滩，构成继承性发育的环台缘礁滩带（陆刚等，2006）；而台内除底部和中部发育有铁铝岩、含煤泥质岩及少许火山碎屑沉积夹层外，仍然为一套碳酸盐岩沉积，以局限、半局限台地相沉积为主导（合山组），但是变得更浅，内部凹地变得更为闭塞，与中二叠世台地相浅色灰岩沉积（茅口组）有明显差别。铁铝岩、含煤泥质岩是台地抬升暴露出现显著陆上风化及沼泽的标志。

由此可见，晚二叠世天峨孤立台地仍然是一个典型的孤立碳酸盐台地，但是其与盆地间的高差增大，台地边缘变得的更陡峻，斜坡范围变窄，盆地范围扩展，显示为孤立台地的相对收缩。期间由于东吴运动导致的陆缘碎屑的注入对孤立台地基本没有影响，在盆地相区的岩相改变主要受断陷加深控制，外来陆缘碎屑的注入则是其次因素。晚二叠世是天峨孤立台地演化的晚期收缩阶段。这一演变在右江盆地内具有普遍性，晚二叠世盆地相区碳酸盐沉积的结束并不能代表孤立台地的淹没与终结，只是表明该期孤立台地是被更深水的含陆缘碎屑、火山碎屑硅—泥质沉积盆地所围限的孤立碳酸盐台地。

二叠纪与三叠纪之交发生了一系列重大地质事件。二叠纪末，受泛大陆演化影响海平面大幅度下降，造成了二叠系与三叠系之间的重大不整合，具有广泛的可对比性（王新强和史晓颖，2008）。

早三叠世之初，由于苏皖运动的影响天峨地区浅水区的沉积环境发生了重大改变。在台内和台缘分别表现为上二叠统合山组、海绵藻礁与下三叠统罗楼组间的沉积间断、古喀斯特化与超覆不整合。界面之上发育了微生物岩，是P＼T生物大灭绝之后生物复苏期形成的特殊碳酸盐岩。其后，海平面迅速上升，孤立台地沉浸并一度被淹没，为泥质—细碎屑沉积所覆盖。早三叠世中晚期，在原来二叠纪孤立台地的位置沉积了一套间夹少许泥岩、细碎屑岩的条带状灰岩。在盆地相区晚二叠世的火山碎屑泥质深水沉积一直延续至早三叠世晚期甚至末期，但在各地陆缘碎屑岩均有不同程度的增加。

早三叠世继承了二叠纪深浅分异、高低不平的古地理格局，以微生物岩、条带状灰岩为主的混积碳酸盐岩沉积区，依然为细碎屑、火山碎屑泥质深水盆地沉积区所围限，在二者之间通常于二叠纪孤立台地发育的边缘礁滩带之上，出现一套横向宽度很窄、富含菊石和双壳类化石、风浪沉积构造发育的生物条带状灰岩、生物灰岩，同样显现了边缘高能或相对高能的滩、准滩或稚滩相沉积的存在，同样构成了与晚古生代相似的内部—边缘—斜坡—盆地沉积体系（冯增昭等，1997）。至早、中三叠世之交，在桂西运动的影响，海平面再次快速上升，陆缘碎屑快速注入，深水盆地区接受了一套巨厚的以浊流沉积为主的陆源碎屑岩（百逢组）；浅水区的碳酸盐岩沉积才完全为泥岩、细碎屑岩（板纳组）取代，演变为水下高地泥坪，碳酸盐台地才最终淹没终结。

早三叠世初、中三叠世初台地的沉浸淹没事件，是右江盆地性质转换的重要表现。导致淹没事件的大地构造活动，则是右江盆地性质的转换。早三叠世是右江盆地由被动大陆边缘盆地向前陆盆地转换的过渡时期，这一时期右江盆地内残留的真正意义的孤立台地，仅见于右江盆地西南边缘的平果、德保和北部边缘的大贵州滩等局部小区域（Lehrmann et al.2007）。天峨地区和右江盆地其它与之相似的广大地区，早三叠世的碳酸盐岩沉积应为中泥盆世—晚二叠世孤立台地的延续，早三叠世为淹没碳酸盐台地演化阶段。而上二叠统与下三叠统间的不整合，上二叠统海绵藻礁在斜坡相区向盆方向的扩展，可能代表了晚古生代孤立台地发展的最终状态。

5 结论

晚古生代—三叠纪右江盆地中散布着众多的孤立碳酸盐岩台地，发育桂西北盆地东北部的天峨台地具有代表性，对其沉积特征和形成、演化发展及构造地质响应的调查研究，对中国南方海西—印支期盆地、古地理格局和大地构造演化的深入研究具有重要意义。

（1）天峨台地中泥盆世末期至晚二叠世几乎为纯净的碳酸盐岩沉积，缺乏陆缘碎屑输入，发育了台内—台缘—斜坡—盆地体沉积体系，可建立相应的沉积地层序列，表明其属于一个与大陆隔离的孤立碳酸盐岩台地。

（2）天峨地区晚古生代沉积可划分孤立台地和斜坡—盆地两大相区，分为局限台地相、半局限台地相、开阔台地相、台地边缘相、台地前缘斜坡相和盆地相六种沉积相类型，依此可建立孤立台地沉积模式，具有代表性意义。

（3）天峨孤立台地地层序列、沉积相带展布规律有序，不同时期各序列地层、各沉积相带的分布与演化具有密切的、必然的依附性和延续性，表明天峨孤立台地是一个长期持续发育的孤立台地，反映了孤立台地生成—发展—淹没乃至终结的演化过程。

（4）天峨碳酸盐岩台地形成于早泥盆世晚期，于早三叠世末最终消亡，其发展演化可划分为孤立台地孕育阶段（—D2）、孤立台地成型阶段（D3）、孤立台地持续发展阶段（C1—P2）和孤立台地收缩淹没阶段（P3—T1）4大演化阶段。

（6）晚古生代天峨孤立台是海西期裂解事件的产物，其发展演化过程反应了右江盆地晚古生代剧烈扩张、沉降，扬子台地边缘拉伸、破裂，微地块向盆地内部滑移的构造背景，是对右江盆地构造演化的地质响应。