李 超，胡修棉

内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学 地球科学与工程学院，南京 210023

1 引言

大别—苏鲁造山带是东亚地区最重要的碰撞造山带之一，构成了华南华北板块的界线（Wu and Zheng, 2013; Zhang et al., 1996），出露大规模的高压/超高压变质带（Ernst et al., 2007; Wang et al.,1989; Xu et al., 1992）， 前人已在超高压变质带的空间分布范围、变质作用时代、折返机制等方面取得了重要进展（郑永飞, 2008）。大别造山带是从何时开始抬升成为周缘盆地物源区的？由于持续的构造改造和剥蚀作用，与这一时间节点有关的证据保存较少，尚未得到清晰限定。最有效的研究方式是在与造山过程耦合的盆地中寻找早期沉积记录。在大别造山带的形成过程中，其周边产生了一系列沉积盆地，保存或部分保存了造山带剥露过程的信息（Liu and Zhang, 2013; 李任伟, 2010）。前人对这些沉积物进行了物源分析，通过沉积学、矿物学、同位素年代学等方法（Li et al., 2019; Liu et al., 2005;Liu and Zhang, 2013; Yang et al., 2010），基于对变质岩砾石成分的分析，以及对碎屑多硅白云母、含柯石英包裹体的造山期碎屑锆石、碎屑石榴子石等矿物的分析（Li et al., 2005; Wang et al., 2009; 李任伟,2010），获得了秦岭—大别造山带，特别是高压—超高压变质带作为区域内主物源区的系列认识。在造山带北侧，以秦岭—大别造山带为主要源区的最早沉积记录时代体现了南北向的穿时性，在距离造山带较近的合肥盆地、南召盆地，最早沉积记录为上三叠统—下侏罗统地层（Wang et al., 2020; Yang et al., 2018），在距离较远的济源盆地则为中三叠统（Yang et al., 2014）；在造山带南侧，以秦岭—大别造山带为主要源区的最早沉积记录没有显示穿时性，黄石盆地和秭归盆地均被认为自早侏罗世开始以秦岭—大别造山带为主要物源区（Wang et al.,2009; Yang et al., 2010; 佘振兵, 2007），Liu（2005）基于秦岭—大别造山带南侧中生代沉积盆地系统性物源分析，反演了从晚三叠世至早白垩世扬子板块北缘由东向西的沉积构造格局演化过程，并提出大别造山带南部至少在晚三叠世已经开始剥蚀，并成为扬子板块北缘的主要源区。

如上所述，前人研究区域多集中在大别造山带西侧、南侧、北侧，关注超高压变质岩的早期剥露等问题，对现今造山带东侧中生代盆地的研究较少。夏邦栋和李培军（1996）认为下扬子区东北缘中三叠统黄马青组属于大别造山带抬升形成的前陆盆地记录，但更详细的研究仍有待开展。本文对宁芜盆地南京地区的中三叠统黄马青组进行了碎屑组分统计、碎屑中矿物鉴定、碎屑锆石U-Pb定年等分析，并与南京地区晚古生代陆源碎屑岩和大别造山带东部其他盆地的陆源碎屑岩进行对比，对下扬子地区中三叠世盆地与大别造山带的关系进行了探讨，认为宁芜盆地中三叠统黄马青组接受了大别造山带早期抬升、剥蚀产生的沉积物，记录了造山带最早剥露的信息。

2 区域地质

2.1 大地构造背景

一般认为，华南、华北板块在三叠纪时期碰撞拼贴，形成了秦岭—桐柏—大别—苏鲁造山带（Li et al., 2017; Meng and Zhang, 1999; Yin and Nie,1993; 图1）。华北板块东南及南向以秦岭-大别-苏鲁造山带与华南板块相隔，向西为塔里木克拉通，华北板块广泛分布太古代基底物质2.6~2.4 Ga（Darby and Gehrels, 2006）；泛华北造山带形成于东部和西部的古元古代拼贴过程，保存有1.9~1.8 Ga岩浆岩（Yang et al., 2010; Zhao et al., 2008）；华北板块南缘，即秦岭造山带北缘，出露古生代变岩浆岩、侵入岩（年龄约为~480 Ma和~400 Ma）（Hacker et al., 1998）。华南板块由北部的扬子板块和南部的华夏板块沿江山—绍兴断裂带拼贴而成；扬子板块具有早于3.2 Ga的太古代基底（Qiu et al.,2000），其北缘分布有1.9~2.0 Ga岩浆岩（Ames et al., 1996），扬子板块南部的江南造山带分布有大量古代岩浆，年龄集中在0.8~0.87 Ga之间（Wang et al., 2008; Wu et al., 2006; Zheng et al., 2008）；南部的华夏板块具有2~1.8 Ga的古元古代基底（Xia et al., 2012）和广泛分布的早古生代的415~460 Ma岩浆岩（Li et al., 2010）。另外，华南板块晚古生代中广泛出现250~350 Ma碎屑锆石，可能与太平洋板块向华南板块的早期俯冲有关（Hu et al., 2015;Hu et al., 2012; Li et al., 2020; Li et al., 2012; 李超等,2017）。大别造山带由南至北包括宿松杂岩带、南大别低温榴辉岩带、中大别超高压变质带、北大别杂岩带及北淮阳带，分别属于华南俯冲板块地壳的不同部位，并在碰撞过程中分期折返（Li et al.,2003; 李远, 2018）。

图1 中国大陆东部大地构造简图（修改自李远, 2018和吴跃东, 2009）Fig. 1 Tectonic framework of eastern China

伴随着碰撞过程中的大陆深俯冲作用，华南、华北板块及造山带内部形成了若干周缘盆地（Liu and Zhang, 2013），记录了大陆碰撞过程的信息（Chai et al., 2020; Wang et al., 2013; Yang et al., 2010; 李忠等, 2002; 刘少峰 等, 1999）。下扬子区位于扬子板块的东北缘，在大别造山带的东侧，其区域内苏北、无为、南陵、句容、南京等地区均被报道有中—晚三叠世和（或）早—中侏罗世地层存在，被认为是华南—华北板块碰撞的前陆盆地（朱光等, 1998）。大别造山带以东的郯庐断裂带自晚三叠世开始发生左行平移（张岳桥和董树文, 2008），最大左行走滑断距约400 km（万天丰和朱鸿, 1996）， 因此，下扬子三叠纪沉积盆地（如下扬子区宁芜盆地等）在沉积时期应位于现今位置的西南方向、紧邻大别造山带南部的位置。

2.2 地层、时代与沉积环境

宁芜盆地南起安徽芜湖，北至江苏南京，呈NNE方向展布（图1）。宁芜盆地岩石地层属于华南地层大区扬子地层区，其古生代—中生代地层保存较好，包含若干碳酸盐岩和陆源碎屑岩的转换，如志留纪至早石炭世、晚二叠世、中三叠世晚期至中侏罗世以陆源碎屑岩沉积为主，其间的晚石炭世至早二叠世、早三叠世以碳酸盐岩沉积为主，且地层间多以整合或平行不整合接触（徐学思, 1997）。

宁芜盆地南京地区的三叠系地层自下至上包括青龙群、周冲村组、黄马青组、范家塘组。

青龙组厚度可达400 m以上，自下而上分为湖山段T1qh和沧波门段T1qc，主要岩性为含泥质的深灰色薄—中层微晶灰岩，夹黄绿色泥页岩、页岩或与之互层（江苏省地质调查研究院,2003）。青龙组产出孢粉组合Ellipsovelatisporites plicatus，Ellipsovelatisporites reticorpus等，菊石化石Paranonnites、Anasibirites、Columbites等，指示青龙组时代为早三叠世奥伦尼克期—印度期（黄嫔, 1991），沉积环境为深海—半深海环境（江苏省地质调查研究院, 2003）。

周冲村组厚度达600 m以上，中厚层砾屑灰岩与泥晶灰岩互层，见膏溶砾屑灰岩，主要产出Eumorphotis (Asoella) illyrica组合的瓣鳃类化石双壳，鉴于其上伏地层产出可确定为中三叠世早拉丁期的化石，周冲村组时代被归为中三叠世安尼期或拉丁早期（吴其切, 1980），形成于蒸发岩—碳酸盐岩潮坪—泻湖环境（张宗言等, 2014）；

黄马青组与下伏周冲村组为角度不整合接触关系，总厚度达1000 m以上，其上段发育粉砂质泥岩和泥质泥晶灰岩段，下段为灰色、深灰色细粒砂岩与粉砂岩互层，上段为紫红、暗紫色薄至厚层砂岩、泥岩。黄马青组产广盐度咸水的双壳类、介形类、植物及轮藻等化石（张宗言 等, 2014），野外可见板状交错层理、槽状交错层理、波痕等构造，虫管等遗迹化石丰富。黄仁金（1983）在南京地区黄马青组中发现轮藻Stellarochara sellingii,

Stellarochara maedleri,Stellarochara maedleriformis,Porochara voiformis,stenochara paraovata,Porosphaera subglobosa等，与瑞典、德国及中国安徽、湖北等地中三叠统地层中产出的轮藻化石面貌相似，杨文达和吴其切（1986）发现Darwinuloides suboviformissp., Darwinula subtriassiana等介形类化石，与俄罗斯伏尔加—乌拉尔及中国新疆准噶尔盆地中三叠统地层可以对比，因此黄马青组时代归为中三叠世拉丁期（李金华和丁保良，1982），形成于浅水、低能且底质不时露出水面的沉积环境，为三角洲沉积环境（岳文浙 等，1999），记录沉积区由海向陆的过渡过程。

范家塘组与黄马青组呈整合接触关系，在宁芜盆地厚度在0~200 m以上，区域上范家塘组岩性主要为灰、深灰色中厚—厚层粉砂岩与细砂岩互层，夹中薄层灰黑色碳质泥岩，煤线及煤层，含黄铁矿结核。范家塘组产出不早于晚三叠世的双壳化石Unio leei，以及Cladophlebis shansiensis，Podozamites lanceolatus，Dictyophyllumsp.等常见的晚三叠世植物化石，且与上覆早、中侏罗世地层假整合接触，因此时代定于晚三叠世卡尼期（李金华和丁保良, 1982; 闵庆魁 等, 1981），沉积环境为湖泊沼泽相。

3 样品和方法

3.1 采样

本次采样点位于南京市江宁区官塘地区（样品12JSG03、12JSG04、12JSG05、20NJ01，中三叠统黄马青组下部，GPS：N32°2′52.69″, E118° 57′ 28.21″）、南京市玄武区钟山地区（样品17NJ03、17NJ06, 中三叠统黄马青组中部，GPS：N32°4′35.01″，E118°51′49.33″）。选择12JSG03、12JSG04、12JSG05做砂岩碎屑统计；选择17NJ03、20NJ01做砂岩碎屑重矿物分选鉴定；选择12JSG04、17NJ06、20NJ01做砂岩碎屑锆石U-Pb定年（图2）。

图2 宁芜盆地南京地区中—晚二叠统至中三叠统综合地层柱状图(江苏省地质调查研究院, 2003; 徐学思, 1997)Fig. 2 The Middle-Upper Permian to Middle Triassic stratigraphic framework for Ningwu Basin, Nanjing area

样 品12JSG03、12JSG04、12JSG05、20NJ0位于黄马青组中下部，岩石颜色呈灰紫色，粒度范围60~120 μm，颗粒磨圆较好，分选一般至较好；样品17NJ03、17NJ06位于黄马青组中部，为紫红色泥质粉砂岩和细砂岩，粒度范围50~100 μm，磨圆分选较好。

3.2 砂岩碎屑统计

碎屑统计按照Gazzi-Dickinson方法，对薄片随机区域进行栅格统计。样品平均粒径为40~80 μm，为避免相邻栅格节点落入同一颗颗粒，选择150 μm作为栅格节点间距，规定若节点落在岩屑颗粒中的某一矿物直径大于62.5 μm，直接计入单矿物端元，而不计入岩屑端元（Ingersoll et al., 1984）。本文每个样品统计颗粒在400颗以上，样品中蚀变严重的矿物、重矿物、杂基、假杂基以及孔隙上的节点不参与统计。统计数据使用基于R环境的provenance软件包进行运算、投图（Vermeesch et al., 2016）。砂岩QFL投图中包含的砂岩分类及命名方法的原理为：依据三类骨架颗粒（石英、长石、岩屑）的含量来命名砂岩，并直接反映其中各类颗粒的相对富集程度，某类颗粒的数量大于QFL总数量的10%即可参与命名，并按照由少到多的顺序添加前缀（如：岩屑长石石英砂岩代表Q＞F＞L＞10%QFL）（Garzanti, 2019）。

3.3 碎屑重矿物分选鉴定

对砂岩样品去除风化层之后清洗干净并烘干，放入清洗干净的岩石破碎机，至100目筛网通过（筛孔直径为150 μm），利用密度为2.90 g/cm3的重液进行轻重矿物分离，形成重矿物富集砂，并制作重矿物砂薄片，进行重矿物鉴定。从重矿物富集砂中，手工随机挑选出碎屑锆石和金红石颗粒制作矿物靶。为获取碎屑金红石Ti含量，使用Bruker M4 Tornado仪器进行微区XRF扫描，探测器为XFlash硅漂移探测器，X射线束斑直径为20 μm。轻重矿物分离实验、微区XRF实验在南京大学内生金属矿床国家重点实验室进行。

3.4 碎屑锆石分选及U-Pb定年

碎屑锆石U-Pb定年实验在南京大学内生金属矿床国家重点实验室进行，使用LA-ICP-MS仪器测试，激光束斑直径为30 μm（Jackson et al.,2004）。使用GLITTER 4.4 进行相关同位素比值计算。碎屑锆石年龄数据以核概率密度估计曲线（Kernel Density Estimation）形式进行可视化，使用的软件工具为基于JAVA环境的DensityPlotter程序（Vermeesch, 2012）。用于可视化分析的碎屑锆石年龄数据满足以下筛选条件：（1）不谐和度低于10%；（2）当颗粒年龄大于1000 Ma时，选用207Pb/206Pb年龄, 且满足分析误差小于50 Ma （1σ），当颗粒年龄小于1000 Ma时，选用206Pb/238U年龄，且满足分析误差小于20 Ma（1σ），保证误差值不超过锆石年龄的10%。每个样品具有超过60个谐和年龄，可保证所有占比超过8.5%的年龄峰值都将被有效可视化和分析（Vermeesch, 2004）。

4 结果

4.1 砂岩碎屑统计

石英、长石、岩屑骨架颗粒数据显示（表1，图3a），中三叠统黄马青组下部的12JSG03、12JSG04、12JSG05样品普遍含有较高含量的石英（QFL总量的76%~84%），岩屑含量（10%~14%）略高于长石含量（6%~11%）。

岩屑类型分析显示（表1，图3b），3个样品均以变质岩岩屑为主（变质岩岩屑含量占岩屑总量比值65%~73%），主要为富含石英的浅变质岩岩屑（变粉砂岩或变长英质火成岩，图4d）或变泥质岩（图4e；Garzanti and Vezzoli, 2003）；含有无明显变质特征的泥岩颗粒、少量燧石颗粒和具有磨圆特征的盆外碳酸盐岩颗粒，统一归入沉积岩岩屑端元（占岩屑总量比值为19%~25%）；可见少量高石英含量、具霏细结构的喷出岩岩屑，归入火成岩岩屑端元（占岩屑总量比值为7%~15%）。

图3 南京地区中三叠统黄马青组(T2h)碎屑组分特征及前人碎屑组分统计数据汇总Fig. 3 Detrital modes of the Middle Triassic Huangmaqing Formation (T2h) sandstones in Ningwu basin, Nanjing area, and a summary of existing detrital modes data

表1 宁芜盆地南京地区中三叠统黄马青组(T2h)砂岩碎屑统计结果Table 1 Point counting results of the Middle Triassic Huangmaqing Formation (T2h) sandstones in Ningwu basin, Nanjing area

4.2 碎屑重矿物

经镜下观察黄马青组样品17NJ03和20NJ01分选出的重矿物，发现类型一致，主要可见锆石、金红石、磷灰石、电气石、角闪石、石榴子石、白云母、磁铁矿等重矿物（图4f）。

黄马青组碎屑锆石以自型—半自型为主，颗粒直径在50~70 μm之间，可见岩浆锆石特征的震荡环带，部分锆石可见薄的变质增生边（图4f）；碎屑金红石TiO2含量均在90%以上（完整数据见附件1），大部分颗粒短边直径在50~80 μm之间（图4f），具良好的四方柱状晶型或针状晶型，颜色可见暗红色、黄色或橘黄色，少量金红石发育包裹体。

本文对南京地区中二叠统龙潭组样品12LT01中也进行了相同的分选流程，未发现碎屑金红石和石榴子石。

4.3 碎屑锆石定年

本文对样品17NJ06、12JSG04、20NJ01中分选出的273颗碎屑锆石进行U-Pb测试，共获得217个符合筛选条件的谐和年龄（图5c，d，e）。碎屑锆石U-Pb定年的完整数据详见附件2。

如图5c所示，样品17NJ06具有古元古代晚期年龄特征区间（1668~1937 Ma，占比52%，峰值为1820 Ma），晚古生代年龄特征区间（251~296 Ma，占比8%，峰值为262 Ma），早古生代年龄特征区间（365~447 Ma，占比9%，峰值为420 Ma），以及零散的新元古代年龄（613~915 Ma）和古元古代早期年龄（2151~2380 Ma），最年轻碎屑锆石年龄为251±3 Ma。

如图5d所示，样品12JSG04与17NJ06类似，具有古元古代晚期年龄特征区间（1822~2000 Ma，占比53%，峰值为1880 Ma）和晚古生代年龄特征区间（250~358 Ma，占比14%，峰值为280 Ma），同时包含少量早古生代年龄（391 Ma和409 Ma）、古元古代早期年龄（2024 ~2235 Ma，2404~2703 Ma），最年轻碎屑锆石年龄为250±5 Ma。

如图5e所示，样品20NJ01具有新元古代早期年龄特征区间（750~979 Ma，占比28%，峰值为870 Ma）和早古生代年龄特征区间（401~479 Ma，占比23%，峰值为420 Ma）、晚古生代年龄特征区间（232~322 Ma，占比14%，峰值为269 Ma）。包含少量的中元古代年龄（1011~1387 Ma）和古元古代年龄（1613~2444 Ma）。最年轻年龄为232±3 Ma和253±4 Ma。

（a）中三叠统黄马青组(T2h)与下伏周冲村组(T2z) 野外宏观图像，角度不整合接触，南京市江宁区官塘地区；（b）中三叠统黄马青组(T2h)紫红色岩屑石英砂岩夹粉砂质泥岩，南京市玄武区钟山地区；（c）黄马青组样品12JSG03全岩正交偏光显微图像，显示岩石具有较高石英含量；（d）黄马青组样品12JSG03变质岩岩屑颗粒（原岩为变石英质岩）；（e）黄马青组样品12JSG03变质岩岩屑颗粒（原岩为变泥质岩）；（f）黄马青组样品20NJ01主要重矿物及白云母显微图像，第1行为碎屑锆石阴极发光图像，第2行是碎屑金红石显微图像（拍摄自透射光下的环氧树脂金红石靶），第3行是其他碎屑重矿物及白云母（拍摄自单偏光下的矿物薄片）。 Q: 石英; F: 长石; Lm: 变质岩岩屑; Lv: 火成岩岩屑; Ls: 沉积岩岩屑; Ch: 燧石; Mi: 云母

5 讨论

5.1 宁芜盆地二叠纪—三叠纪物源转变

黄马青组砂岩中的岩屑以变质岩岩屑为主，多为有显著定向性的中—低级变泥质岩和变石英质岩岩屑（图4d，e），而龙潭组陆源长石石英砂岩中的岩屑以火成岩岩屑为主（李超等, 2017）；同时，相对于下伏龙潭组，黄马青组的碎屑重矿物以含有金红石、石榴子石为特征，锆石多发育有薄的变质增生边, 可能指示源区中—低级变质作用。综上，本文认为加入源区的变质岩应为中—低级变质岩。

黄马青组样品与前人分析的龙潭组样品（李超等, 2017）在碎屑锆石年龄分布上也表现出明显不同（图5c-f）：（1）黄马青组早古生代碎屑锆石年龄集中在~420 Ma，龙潭组为~440 Ma；（2）黄马青组新元古代早期碎屑锆石集中在900~700 Ma，龙潭组为~970 Ma；（3）除样品20NJ01外，黄马青组具有显著的古元古代年龄特征区间（1800~1900 Ma），龙潭组则未有表现。

图5 宁芜盆地中三叠统黄马青组及合肥盆地下侏罗统防虎山组砂岩碎屑锆石U-Pb年龄分布特征曲线Fig. 5 U-Pb age spectra of detrital zircon of the sandstone from Middle Triassic Huangmaqing Formation in Ningwu Basin, Nanjing area and the Lower Jurassic Fanghushan Formation in Hefei basin

黄马青组碎屑锆石表现出华南板块北缘与华北板块南缘的混合信号。~420 Ma的碎屑锆石可能来自于华北板块南缘的早—中古生代岩浆弧活动（Lerch et al., 1995），700~900 Ma碎屑锆石可能来自于华南板块北缘新元古代基底（Li, 1999），对于古元古代碎屑锆石，由于华南板块武夷地体和华北板块都具有相似年龄的基底岩石（Li et al., 2012;Weislogel et al., 2006; Xia et al., 2012），我们无法确定该类锆石的来源。此外，黄马青组~270 Ma的年龄峰值与龙潭组一致，可能来自东部沿海曾经存在的晚古生代大陆弧（Hu et al., 2015; Li et al., 2020;Li et al., 2012），也可能来自秦岭-大别造山带内部，尽管在该造山带内尚未有相同年龄基岩报道，但在其演化过程中很可能形成相似年龄的岩浆岩体（Yang et al., 2014）。鉴于黄马青组较高的石英含量，不能排除上述碎屑锆石来自（或部分来自）造山带沉积盖层的再旋回沉积的可能。

在黄马青组沉积时期，大别造山带高压/超高压变质带尚未折返至地表（Li et al., 2005），但造山带的初始隆起可能已经随着碰撞带上地壳的早期折返而发生。本文认为，大别造山带南部的宿松杂岩带、华北板块南缘基底及沉积盖层物质最可能为黄马青组物源。据前人报道，大别造山带宿松杂岩带可能早于造山带内其他构造单元折返（李远,2018），产出云母石英片岩、石英岩、白云母二长片岩、花岗片麻岩等中—低级变质岩，含有石榴子石、金红石、多硅白云母等重矿物（魏春景和单振刚,1997），变质原岩包含新元古代花岗岩、古—中元古代变质火山沉积岩等（江来利等, 2003）。

5.2 泛大别造山带沉积盆地物源对比

前人在秦岭—大别造山带周缘盆地所做的物源分析显示造山带的物源供应范围相当广泛。本文选择以秦岭—大别造山带为主要物源的典型盆地作为分析对象，分别位于大别造山带四个不同方位（图1）：（1）北东方位为合肥盆地，最老的出露地层为下侏罗统防虎山组，物源区为大别造山带内部的高压—超高压变质岩、古生代弧岩浆岩及宿松杂岩等（Wang et al., 2020）；（2）南东方位为黄石盆地，最老的陆相地层为上三叠统鸡公山组，物源区以华夏板块武夷地体为主，向上逐渐变为华南、华北混合物源（Yang et al., 2010; 佘振兵, 2007）；（3）南西方位为秭归盆地和当阳盆地，最老的中生代陆相地层为上三叠统九里岗组，秭归盆地上三叠统物源区在早侏罗世从华南转变为秦岭—大别造山带（Chai et al., 2016, 2020），当阳盆地上三叠统物源区为大别造山带隆升早期表层沉积岩和低级变质岩（Liu et al., 2005）；（4）北西方位为济源盆地和南召盆地，其中济源盆地在三叠纪以秦岭造山带和泛华北造山带为主要物源区；南召盆地位于济源盆地南侧约200 km处（Yang et al., 2014），距离秦岭—大别造山带更近，中生代最老地层为晚三叠统太山庙组和太子山组，物源区包括南、北秦岭造山带和华北板块南缘（Yang et al., 2018）。

使用基于Kolmogorov-Smirnov空间的多维标定 法（Multidimensional Scaling, MDS）(Vermeesch,2013)，对这些中生代盆地最老陆相地层（中—晚三叠世或早侏罗世地层）的碎屑锆石年龄数据进行可视化对比，来观察样品之间的相似性。在MDS图中，每个点代表一个样品，两点之间以实线相连，说明其中两点所代表的样品的数据具有最高相似性，两点之间以虚线相连，说明其中一个点代表的样品与另一个点所代表的样品的数据相似性仅次于最高，当多个点形成紧密的团组时，代表这一部分点所代表样品的数据普遍相似。由于本文样品时代为中三叠统，为避免其他样品的年轻锆石影响对比效果，选取各样品大于237 Ma的年龄值进行对比和相似性分析（图6a，7）。

图6 大别造山带周缘盆地早中生代样品对比分析Fig. 6 Comparison plots based on age spectra of detrital zircons of the Early Mesozoic sandstones from the peripheral basins of Dabie orogen

如图6a所示，以上盆地样品分为2个组合，组合1包括华北板块南缘济源盆地、合肥盆地和华南板块北缘黄石盆地、秭归盆地、宁芜盆地的中三叠统—下侏罗统样品（图6b）；组合2包括华北板块南缘南召盆地和华南板块北缘的当阳盆地，以及宁芜盆地的1个样品（图6c）。组合1显示在中—晚三叠世，秦岭—大别造山带各方位的沉积盆地具有物源相似性，指示秦岭—大别造山带已初步形成高地，组合2中的南召盆地、当阳盆地由于距离造山带较近，可能代表了局部水系的物源信息。本文认为，在碰撞早期，华南板块俯冲前缘上地壳最早折返导致了古地理高地的形成，构成了以碰撞早期中—低级变质岩、板块边缘陆表沉积盖层、侵入岩和基底物质为主的复杂源区，该源区向周缘各方位的古地理低地提供物源。其中，宁芜盆地中三叠统黄马青组是该源区在的最早陆相碎屑记录(夏邦栋和李培军, 1996；图7a）。

图7 宁芜盆地中—晚二叠世及中—晚三叠世物源体系示意图（改自Li，2003)Fig. 7 The provenance system in Middle-Late Permian and Middle-Late Triassic in the Ningwu Basin

6 结论

（1）宁芜盆地南京地区中三叠统黄马青组岩性为岩屑石英砂岩、长石岩屑石英砂岩，岩屑以富含石英的变质岩或变泥质岩岩屑为主，重矿物类型包括锆石、金红石、磷灰石、电气石、角闪石、石榴子石、白云母等；碎屑锆石年龄主要分 布 在350~250 Ma、420~400 Ma、900~700 Ma、2000~1600 Ma、2500~2100 Ma等区间。

（2）基于宁芜盆地中三叠统黄马青组沉积学与物源分析数据，并与前人在该地区报道的中二叠统龙潭组砂岩物源分析数据对比，发现明显的物源体系转变，形成于海陆过渡环境的黄马青组，其主要物源区为初始抬升时期的大别造山带，包括宿松杂岩带以及华北板块南缘基底及沉积盖层物质构成了成分复杂的源区。

（3）基于宁芜盆地中三叠统黄马青组与大别造山带周缘的济源、南召、合肥、秭归、当阳、黄石等盆地的上三叠统或下侏罗统地层碎屑锆石年龄数据进行对比，认为各盆地在中—晚三叠世均属于秦岭-大别造山带这一物源体系，黄马青组代表了整个物源体系形成初期的沉积记录。

致谢感谢审稿人对本文的宝贵建议。感谢吕璇、孙高远、李伟、韩中、董小龙、梁文栋协助野外调查和实验分析，以及在此过程中进行的有益讨论。