云南兰坪盆地云龙组硫酸盐硫同位素特征及其地质意义

王立成，刘成林，费明明，沈立建，张 华

(1．国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037；2.中国地质大学(北京)继续教育学院，北京 100083)

兰坪盆地位于三江特提斯构造域南段，因拥有我国最大的金顶超大型铅锌矿床而闻名[1-2]；同时又含有多套蒸发岩系[3]，特别是古新世云龙组含有较厚的石膏-石盐蒸发岩系，并且与南部思茅盆地含钾盐地层勐野井组能对比。尽管一直以来对于思茅盆地勐野井钾盐矿的物质来源还存有争议，但最近的研究显示成盐成钾物质主要来自海水。高翔等[4]对勐野井矿洞钾石盐中溴的含量研究发现，钾石盐中溴的含量大约在500 ppm，与印支地块坷叻盆地中海水来源的光卤石和石盐中溴的含量相似[5-6]。同时，Wang et al.[7]研究认为，在勐野井组沉积时期，思茅和印支地块为东西向接触，不同于目前的南北向；并且思茅地块的卤水从西向东流入坷叻盆地。并且，Wang et al.[8]提出勐野井组为中白垩世地层，新特提斯的自西而东的海侵使得思茅和坷叻盆地沉积了石盐-钾盐的蒸发岩序列。这些成果使我们思考，在思茅盆地北部的兰坪盆地沉积的可对比的蒸发岩是否也是来自于同时期的新特提斯海水。

蒸发岩海相或非海相来源通常都可以用蒸发矿物组合和岩相来加以区分[9-10]；也可以用蒸发岩的微量元素、同位素和流体包裹体区分[11]。一般而言，海相硫酸盐的同位素组成代表了同时期海水的同位素组成[12]，因为石膏沉积时的硫同位素分馏十分微弱，可以忽略不计。因此，石膏的硫同位素常用来判断蒸发岩沉积时期的古环境[6,13-16]。因此，本文拟通过对兰坪盆地不同地区云龙组石膏硫同位素的研究，判别其海相或非海相来源，进而探讨与思茅盆地同时期蒸发岩成盐物质来源的关联性。

1 地质背景

大地构造上，兰坪盆地位于思茅地块北部，属于三江特提斯构造域的一部分[17](图1)。思茅地块西以景洪和昌宁-孟连缝合带为界与临沧地体和SIBUMASU地块相接，东以金沙江-哀牢山-宋马(Song Ma)缝合带为界与华南地块相邻[18-21]。昌宁-孟连缝合带被认为是古特提斯的缝合带[21]，而景洪缝合带可能代表了二叠纪打开的弧后盆地[20]。哀牢山缝合带的构造属性也存有争议，一种认为是思茅地块和华南地块间的弧后盆地[18,22]；另一种则认为是古特提斯洋的分支[23]。这些古特提斯缝合带所代表的洋盆基本都在晚三叠世完全关闭[20,24]。兰坪盆地发育有从三叠纪-第三纪的地层(图2)，总体反映出从海相到陆相的变迁过程[25]。兰坪盆地内缺失下三叠统，三叠纪地层总体为向上变浅的序列，从中三叠世上兰组的深水盆地相变化为晚三叠世麦初箐组潮汐三角洲含煤碎屑沉积，反映了古特提斯洋关闭过程中的持续海退过程。侏罗系包括下侏罗统漾江组、中侏罗统花开佐组和上侏罗统坝注路组，主要为一套红色碎屑岩[3,26]，反映了陆内单断式的箕状断线盆地的特征[27]。兰坪盆地晚侏罗世之后曾经历了短暂的抬升剥蚀，因此上侏罗统与下白垩统普遍为不整合接触[3]。白垩系自下而上由景星组(K1j)、南新组(K1n)、虎头寺组(K1h)和曼宽河组(K2m)组成，反映了由早期湖泊扇三角洲到晚期河流、湖泊沉积变化[25,27]。盆地含盐地层为古新世云龙组，不整合于虎头寺组或曼宽河组之上，下段为灰紫色钙质粉砂岩夹泥晶白云岩，上段为蒸发盐湖相泥岩、粉砂质泥岩夹泥灰岩，部分地区见有石膏岩，井下有石盐岩。

兰坪盆地晚三叠世到古近纪的演化反映了古特提斯关闭后盆-山转换的历史[25,28]，直到晚侏罗世盆地结束海相沉积历史，到古新世，从弧后前陆盆地到走滑拉分盆地演化[25]。然而，不少研究者却认为中生代盆地是裂谷盆地沉积，只是不同的研究者对中生代盆地演化阶段有不同认识[29-33]。

2 样品和分析方法

本文27件样品采自兰坪盆地兰坪县河西乡、金顶矿区、小盐井和拉井乡以及云龙县诺邓和云龙县杏林等地石膏露头(图2)。根据区域地层，样品属于古新世云龙组地层。

为了避免石膏岩中有其他矿物的混入影响测试结果的精确性，在硫同位素测试开展之前，选择具有代表性的样品进行了XRD粉晶衍射的矿物组分分析，并选择纯石膏样品进行测试。硫同位素测试对象为纯净的石膏晶体，测试之前先用小刀刮掉表层风化产物，然后将样品放在超声波清洗机里用超纯水清洗2次，清洗过的样品经过烘干处理后粉粹至200目。样品测试工作由核工业地质研究院测试中心完成，分析仪器为MAT251 型质谱计。基于对标样的重复测试，δ34S分析精度为2‰，其结果分别以相对V-CDT标准的δ值来表示。测试结果见表1。

3 蒸发岩沉积特征

根据兰坪盆地出露的石膏岩的结构、层理和变形特征，可以将其分为结核状、纹层状、块状和次生四大类，各大类之下又可以细分为各大类相互组合成的小类。

图1 兰坪盆地大地构造背景(据文献[21])

图2 兰坪盆地地质简图 (修改自文献[3])

纹层状石膏。由薄层白色石膏纹层和暗灰色或黑色富有机质微晶碳酸盐互层组成(图3A)。这些纹层通常仅有几毫米厚。白色和暗色条带可能是由于水体化学成分和温度的季节性变化的年度纹泥；也可能是代表了较长期的旋回变化[34]。通常认为，纹层状硬石膏是在浪基面之下的静水条件下沉淀而成。而图3H所示的纹层状次生石膏，为白色次生石膏和棕色粉砂质互层组成，显示了在滨浅湖环境下的沉积作用。

次生脉状石膏。次生石膏形成于近地表环境，由大气降水参与置换原来的硬石膏而形成[35]，但保留有原生石膏的沉积构造。图3B所示为脉状次生石膏，石膏晶体为针状，沿断裂充填。

纹层状石膏-硅质碎屑和碎屑石膏。硅质碎屑和硫酸盐岩的混合沉积是兰坪和思茅盆地的一大特色。从图3C可以看到，在原生纹层状石膏上部，沉积了由原生纹层石膏形成的碎屑石膏以及黑色碎屑，表明了静水沉积原生纹层石膏后，成岩期后高能水动力条件导致硅质碎屑加入、以及硬石膏被打碎并吸水形成石膏。

石膏胶结的泥砾岩。形成于较高能的滨湖环境，紫红色泥砾间由白色石膏砂充填并胶结，泥砾大都为点接触，颗粒支撑(图3D)。

板状石膏。由浅灰色和灰黑色纹层石膏和紫红色含砾细砂岩互层组成，每层厚10～15 cm；显示了石膏蒸发沉积时数次受到淡水带来的碎屑物影响(图3E)。

结核状石膏。形状不规则的团块状石膏，被充填其中的碳酸盐或泥质成分部分或完全彼此分隔(图3G)。结核状石膏出现在许多现代滨岸撒布哈环境中，也可以出现在深水环境；其形成于高盐度卤水与泥质接触的环境，石膏晶体在其中置换生长[34]。

块状石膏。不具内部结构，如图3F所示，由暗灰色石膏组成，代表了长期持续的沉积条件[34]。

图3 兰坪盆地石膏岩相(具体解释见正文)

4 硫同位素结果

表1列出了全部27个样品的硫同位素值，δ34SV-CDT在6.9‰～20.7‰之间。从岩性来看，4个天青石样品的δ34S在13.1‰～20.7‰ 之间，后期次生脉体的δ34S为最小值6.9‰，原生石膏样品在δ34S在12.6‰～17.6‰之间。石膏样品的硫同位素值δ34S在不同采样点差异较大，兰坪金顶、小盐井和河西乡样品要明显高于云龙诺邓和杏林的样品，主要是由于后期次生石膏样品硫同位素值较低所致。另外，从石膏样品的不同岩相来看并无明显的同位素差异，原生石膏纹层状、板状、块状和结核状的硫同位素组成基本一致。

兰坪金顶、小盐井、拉井和河西乡原生石膏样品δ34S值在12.6‰～17.6‰之间，且主要集中在13‰～15‰范围内，这与老挝他曲盆地含钾盐塔贡组基底硬石膏(13.8‰～15.3‰[36])和泰国坷叻盆地含钾盐马哈萨拉堪组基底硬石膏(14.3‰～17‰[6])基本一致。同时也与我们新近获得的思茅盆地勐野井组硬石膏硫同位素值较一致(13.4‰～15.2‰)。与前人在兰坪金顶矿区获得硬石膏δ34S值一致(12‰～16‰[37])(表2)。需要指出的是，金顶矿区硬石膏硫同位素前人仅根据该值与三叠纪海洋硫酸盐δ34S相近而认为硬石膏为晚三叠世样品[38]，但实际上该值也与白垩纪还有硫酸盐δ34S相近。

5 讨论与结论

5.1 硫酸盐硫同位素与沉积环境

现代海洋溶解硫酸盐的硫同位素值δ34S在19.3‰～21.12‰之间。考虑到石膏-水之间34S的平均分馏系数仅为1.65‰，因此现代正常海相卤水的δ34S平均为20.5‰。海水硫酸盐代表了沉积硫的主要储库，对此最重要的影响因素就是蒸发性硫酸盐矿物的沉积以及硫酸盐的细菌还原，后者往往被还原后作为铁硫化物固定[39]。同时，硫酸盐和硫化物的大陆风化产物以及地幔硫(一般被忽略)的加入也是对海水储库的补充[39]。因此，在海相蒸发盆地内硫酸盐矿物的δ34S值取决于三大作用：①细菌硫酸盐还原(BSR)；②蒸发结晶过程中的同位素分馏，但分馏较微弱[40]；③新水体的加入[41]。细菌硫酸盐还原作用是硫同位素分馏的最大影响因素，其结果是导致卤水硫酸盐矿物同位素组成变重，而形成同位素轻的硫化物[42]。前人研究已经表明，在卤水持续蒸发结晶过程中，硫同位素会逐渐变轻[39,42-43]。同时，新水源的补给会增加32S的含量，主要是由于淡水富集轻硫同位素，而补给盆地的海水通常也含有比之封闭浓缩卤水同位素较轻的硫酸盐[41]，这将使得卤水中的硫酸盐硫同位素变轻。

表1 兰坪盆地云龙组石膏样品硫同位素值

表2 陆相盐湖硫酸盐硫同位素组成对比

对于陆相盐湖而言，其硫酸盐的硫同位素组成要比海相复杂，主要是还受到物源供给、气候波动以及湖盆封闭等的影响[44]。如第四纪的青海柴达木尕斯库勒盐湖石膏硫同位素为11.3‰～13.4‰，马海盐湖为10.9‰～20.0‰[45]，罗布泊硫酸盐为7.4‰～11.5‰[15]；而据郑喜玉等[47]研究，西藏盐湖硫同位素为3.9‰～6.9‰。这显著低于现代海相卤水的硫同位素值(20.5‰)。这些低同位素值可能与湖盆开放导致周边淡水补给有关，同时开放的表生有氧环境，也不利于细菌硫酸盐还原作用的进行。而无论是海相或是陆相环境，封闭缺氧环境的细菌硫酸盐还原作用就占了主导地位。四川盆地早三叠世嘉陵江组硫酸盐δ34S高达34‰，远高于同时期的海水硫酸盐曲线值，这正是由于细菌还原作用而导致[47]，这可能是由于在早三叠世生物大量复苏，有机质大量埋藏造成的缺氧还原环境有关。而在中国东部第三系裂谷盆地系，从东濮凹陷、济阳坳陷、江陵凹陷和潜江凹陷的含盐层系硫酸盐同位素来看(表2)，硫同位素组成均很高，均超过了同时期海水硫同位素值，这主要是细菌硫酸盐还原作用的结果。

兰坪盆地云龙组原生石膏δ34S值总体较小，且主要集中于12‰～16‰之间，显著区别于上述缺氧环境中硫酸盐硫同位素值。这表明兰坪盆地云龙组形成过程中，细菌还原作用微弱，其对石膏硫同位素的分馏作用贡献很小。这也与云龙组总体为有氧环境下的红色碎屑岩沉积，并且缺少黄铁矿等还原硫化物沉积相一致。

5.2 云龙组硫酸盐硫源——新特提斯的海侵？

前人研究已经表明[52]，兰坪盆地云龙组与思茅盆地勐野井组两者的地层序列和沉积特征等均可对比，两者为相同内涵的地层单位，曲懿华等[3]、云南省地质矿产勘查开发局[26]均采用勐野井组来统一称谓分布在北至维西-兰坪，南到江城-勐腊的含蒸发岩碎屑岩序列。而前人对于云龙组(勐野井组)地层时代为古近纪的认识仅限于少量的介形类和孢粉化石[51-52]，缺乏精确定年资料。最近有关勐野井组的地层时代有了实质的进展，Wang et al.[8]在勐野井附近获得了凝灰岩夹层的SHRIMP U-Pb年龄为110M～100 Ma，袁秦等[53]新近的孢粉研究得出为白垩纪中期的认识，另外江城附近的磁性地层学研究也支持了该组为晚白垩世的认识(方小敏，内部资料)。鉴于此，本文认为云龙组也属于晚白垩世的沉积。

一般大气降水的δ34Sv-CDT值为0‰～5‰，天然淡水为5‰～10‰[43]，因此未受到海水侵入以及细菌还原作用影响的陆相水体的硫同位素应在10‰以下。而受到海水影响的典型陆相水体，则应兼有海水和大陆淡水的特点。白垩纪时期，全球海洋硫酸盐的δ34SV-CDT为14‰～21‰[39]),代表了该时期海水的硫同位素组成。兰坪盆地云龙组原生石膏硫同位素组成在为12.6‰～17.6‰之间，大部分样品落于白垩纪海水δ34S范围内。由于未受到细菌还原作用的影响，因此该值反映了云龙组沉积时期卤水主体为海水。同时后期受大陆淡水的加入影响，使得云龙诺邓、杏林等地次生石膏的δ34SV-CDT值较低，如云龙杏林地区为9.1‰～12.2‰，云龙诺邓9.5‰～10.4‰。这表明，晚白垩世云龙组沉积时期，蒸发岩形成的卤水主要来自海水。古地理恢复[24]和古地磁研究[54]表明，晚白垩世时期，整个思茅-坷叻地块呈东西向，新特提斯洋即位于该地块南部，因此兰坪盆地云龙组沉积时期形成蒸发岩的海水即源自于新特提斯的海侵(图4)。

图4 晚白垩世东特提斯古地理图(据文献[24])

5.3 白垩纪中期兰坪-思茅-万象-坷叻蒸发盆地系

在思茅地块以南的印支地块老挝万象盆地和坷叻盆地也分别发育了塔贡组和马哈萨拉堪组的巨量含石盐-钾盐沉积[55]。有限的古生物研究[56]和K-Ar年龄[57]认为这些地层为白垩纪中期Albian-Cenomanian期。Hite and Japakasetr[5]根据石盐中Br地球化学特征认为成盐物质来源于海水。同时硬石膏硫同位素组成以及硼同位素研究[6,36,58-59]都表明了成盐物质来自海源。但由于没有直接的海相证据，而且含盐地层普遍表现为陆相红层沉积，不少研究者认为是非海相甚至是沙漠环境中的内陆盐湖[56,60]。尽管对这些蒸发岩的来源还存在海源和陆源之争，但越来越多的的证据倾向于“海源陆相”的认识，即为陆相沉积背景，但成盐物质主要来自于海水[5，61]。这表明在白垩纪中期，万象-坷叻盆地区存在有海侵。El Tabakh et al.[6]甚至指出与外海沟通的通道可能在坷叻盆地的西南角。根据Metcalfe[24]古地理恢复，新特提斯大洋的海侵很可能为万象-坷叻盆地的盐类沉积带来了物源。

同样地，在思茅地块兰坪盆地以南的思茅盆地勐野井组含钾盐蒸发岩的Br地球化学研究表明了典型的海相来源特征[4]，同时硬石膏硫同位素值也指示了海相来源[62]。因此，可以推断白垩纪中期新特提斯的海侵同样在思茅盆地沉积了含钾盐的蒸发岩[8]。本文获得的兰坪盆地云龙组石膏的硫同位素组成也表明其为海相来源，因而表明白垩纪中期的海侵在兰坪-思茅-万象-坷叻形成了统一的大型蒸发盆地系(图5)。新特提斯的海侵与白垩纪中期全球海平面的快速上升有关[63-65]。而有限的物源研究表明[7]，在晚白垩世时期，这些东西走向的盆地并不总是连通，只有在海侵时才彼此相连(图5)。

图5 兰坪-思茅-万象-坷叻蒸发盆地系 (修改自文献[8])

致谢：参加野外工作的还有范建福博士和王笛，在此一并致谢！

[1] 薛春纪，陈毓川，杨建民，等.滇西兰坪盆地构造体制和成矿背景分析[J].矿床地质，2002，21(1)：36-44.

[2] 李佑国，侯中健，王安建，等.兰坪盆地新生代碎屑岩地球化学特征及其对物源制约[J].岩石学报，2006，22(3):751-760.

[3] 曲懿华，袁品泉，帅开业，等.兰坪-思茅盆地钾盐成矿规律及预测[M].北京：地质出版社，1998：1-118.

[4] 高翔，方勤方，姚薇，等.云南兰坪—思茅盆地勐野井钾盐矿床物质组分对成因的指示[J].地球学报，2013，34(5):529-536.

[5] Hite RJ and Japakasetr T.Potash deposits of Khorat Plateau，Thailand and Laos[J].Economy Geology，1979，74：448-458.

[6] El Tabakh M，Utha-Aroon C and Schreiber B C.Sedimentology of the Cretaceous Maha Sarakham evaporites in the Khorat Plateau of northeastern Thailand[J].Sedimentary Geology，1999，123:31-62.

[7] Wang L C，Liu C L，Gao X，et al.Provenance and paleogeography of the Late Cretaceous Mengyejing Formation，Simao Basin，southeastern Tibetan Plateau：Whole-rock geochemistry，U-Pb geochronology，and Hf isotopic constraints[J] Sedimentary Geology，2014a，304:44-58.

[8] Wang L C，Liu C L，Fei M M，et al.First SHRIMP U-Pb zircon ages of the potash-bearing Mengyejing Formation，Simao Basin，southwestern Yunnan，China[J].Cretaceous Research，2014b，doi:10.1016/j.cretres.2014.09.008.

[9] Hardie L A.Evaporites：marine or non-marine? [J].American Journal of Science，1984，284:193-240.

[10] Playà E，Cendón D I，Travé A，et al.Non-marine evaporites with both inherited marine and continental signatures：The Gulf of Carpentaria，Australia，at ～70 ka[J].Sedimentary Geology，2007，201:267-285.

[11] Lu F H，Meyers W J and Hanson G N.Trace elements and environmental significance of Messinian gypsum deposits，the Nijar Basin，southeastern Spain[J].Chemical Geology，2002，192:149-161.

[12] Rick B.Sulphur and oxygen isotopic composition of Swiss Gipskeuper (Upper Triassic) [J].Chemical Geology，1990，80:243-250.

[13] 李任伟，辛茂安.东濮盆地蒸发岩的成因[J].沉积学报，1989，7(4):141-147.

[14] Utrilla R，Pierre C，Ortí F，et al.Oxygen and sulfur isotope compositions as indicators of the origin of Mesozoic and Cenozoic evaporites from Spain[J].Chemical Geology,1992，102:229-244.

[15] 刘成林,王弭力，焦鹏程.新疆罗布泊盐湖氢氧锶硫同位素地球化学及钾矿成矿物质来源[J].矿床地质，1999,18(3):268-275.

[16] Playà E，Ortí F and Rosell L.Marine to non-marine sedimentation in the upper Miocene evaporites of the Eastern Betics，SE Spain：sedimentological and geochemical evidence[J].Sedimentary Geology，2000，133：135-166.

[17] 邓军，葛良胜，杨立强.构造动力体制与复合造山作用—兼论三江复合造山带时空演化[J].岩石学报，2013，29(4)：109-111.

[18] Metcalfe I.Palaeozoic and Mesozoic tectonic evolution and palaeogeography of East Asian crustal fragments：the Korean Peninsula in context[J].Gondwana Research，2006，9:24-46.

[19] Metcalfe I.Late Palaeozoic and Mesozoic tectonic and palaeogeographical evolution of SE Asia[C] // Buffetaut E，Cuny G，Le Loeuff J et al.Late Palaeozoic and Mesozoic ecosystems in SE Asia.The Geological Society of London Special Publications，2009，315：7-23.

[20] Metcalfe I.Palaeozoic-Mesozoic History of SE Asia[C] //Hall R，Cottam M and Wilson M.The SE Asian gateway：history and tectonics of Australia-Asia collision[M].Geological Society of London Special Publications，2011，355:7-35.

[21] Sone M and Metcalfe I.Parallel Tethyan Sutures in mainland SE Asia：new insights for Palaeo-Tethys closure[J].Compte Rendus Geoscience，2008，340:166-179.

[22] FanW M，Wang Y J，Zhang A M，et al.Permian arc-back-arc basin development along the Ailaoshan tectonic zone：Geochemical，isotopic and geochronological evidence from the Mojiang volcanic rocks，Southwest China[J].Lithos，2010，119：553-568.

[23] 钟大赉.川西和云南的古特提斯造山带[M].北京：科学出版社1998:1-120.

[24] Metcalfe I.Gondwana dispersion and Asian accretion：Tectonic and palaeogeographic evolution of eastern Tethys [J].Journal of Asian Earth Sciences，2013，66:1-33.

[25] 牟传龙，王剑，余谦，等.兰坪中新生代沉积盆地演化[J].矿物岩石，1999,19 (3) ：30-36.

[26] 云南省地质矿产局.云南省岩石地层[M].武汉：中国地质大学出版社，1996：240-242.

[27] 陶晓风，朱利东，刘登忠，等.滇西兰坪盆地的形成及演化[J].成都理工大学学报,2002，29 (5) ：521-525.

[28] 朱利东，刘登忠，王国芝，等.兰坪盆地侏罗纪陆相层序地层研究[J].地层学杂志，2001，25(1):40-44.

[29] 朱创业，夏文杰，伊海生，等.兰坪-思茅中生代盆地性质及构造演化[J].成都理工大学学报，1997，24(4):23-30.

[30] 阙梅英，程敦模，张立生，等.兰坪-思茅盆地铜矿床[M].北京：地质出版社，1998：1-109.

[31] 陈跃昆，廖宗廷，魏志红，等.兰坪-思茅盆地中生代盆地的特征及构造演化[J].石油实验地质，2004，26(3)：219-222.

[32] 廖宗廷，陈跃昆.兰坪-思茅盆地原型的性质及演化[J].同济大学学报：自然科学版，2005，33(11)：1527-153.

[33] 张峰，唐菊兴，陈洪德，等.兰坪盆地演化与成矿特征[J].地质与勘探，2010，46(1) ：85-92.

[34] Boggs S.Principles of sedimentology and stratigraphy [M].4thed.New York：Pearson Prentice Hall，2006：1-676.

[35] Ortí F and Rosell L.Evaporative systems and diagenetic patterns in the Calatayud Basin (Miocene，central Spain) [J].Sedimentology，2000，47：665-685.

[36] 张华，刘成林，王立成，等.老挝他曲盆地钾盐矿床蒸发岩硫同位素特征及成钾指示意义[J].地质论评，2014，60(4):851-857.

[37] 胡古月，李延河，曾普胜.膏盐在金顶铅锌矿成矿中的作用:硫和锶同位素证据[J].地质学报2013，87(11):1694-1702.

[38] 高建华.滇西金顶铅锌矿床和蒸发岩建造成因关系的初步探讨[J].地球科学，1989，14(5)：513-522.

[39] Strauss H.Geological evolution from isotope proxy signals——sulfur[J].Chemical Geology,1999，161：89-101.

[40] Kampschulte A，Buhl D，Strauss H.The sulfur and strontium isotopic compositions of Permian evaporites from the Zechstein basin，northern Germany[J].International Journal of Earth Sciences，1998，87,192-199.

[41] Makhnach A，Mikhajlov N，Kolosov I，et al.Comparative analysis of sulfur isotope behavior in the basins with evaporites of chloride and sulfate types[J].Sedimentary Geology，2000，134:343-360.

[42] Strauss H.The isotopic composition of sedimentary sulfur through time[J].Palaeogeography，Palaeoclimate，Paleoecology.1997,132:97-118.

[43] Holser W T and Kaplan I R.Isotope geochemistry of sedimentary sulfates[J].Chemical Geology，1966，1:93-135.

[44] 史忠生，陈开远，何生．东濮盐湖古近系锶、硫、氧同位素组成及古环境意义[J]．地球学报，2005，30(6):430-436.

[45] 魏新俊，邵长铎，赵德钧，等.柴达木盆地西部富钾盐湖物质组分、沉积特征及形成条件研究[M].北京：地质出版社，1993:70-71.

[46] 郑喜玉，唐渊，徐昶，等.西藏盐湖[M].北京：科学技术出版社，1988:72-73.

[47] 林耀庭，高立民，宋鹤彬.四川盆地海相三叠系硫同位素组成及其地质意义[J].地质地球化学，1998，26(4):43-49.

[48] 袁波，陈世悦，袁文芳，等．济阳坳陷沙河街组锶硫同位素特征[J]．吉林大学学报：地球科学版，2008，38(4):613-617.

[49] 王春连，刘成林，徐海明，等.湖北江陵凹陷古新统沙市组四段硫酸盐硫同位素组成及其地质意义[J].吉林大学学报：地球科学版，2013，43(3)：691-703.

[50] 刘刚.运用地球化学分析研究潜江凹陷潜江组沉积环境[J].地球学报，2007，28(4):335-340.

[51] 叶春辉，蒋志文.云南兰坪-思茅地区含盐地层的介形类化石[J].古生物学报，1981，20(2)：153-162.

[52] 云南省地质矿产局.云南思茅盐矿地质[M].北京：地质出版社，1986:1-214.

[53] 袁秦,秦占杰,魏海成,等.云南江城勐野井组钾盐成矿时代及其古环境研究[J].地球学报,2013,34(5):631-637.

[54] Tong Y B，Yang Z，Zheng L D，et al.Internal crustal deformation in the northern part of Shan-Thai Block：New evidence from paleomagnetic results of Cretaceous and Palaeogene red beds[J].Tectonophysics，2013，608:1138-1158.

[55] Fan P F.Accreted terranes and mineral deposits of Indochina[J].Journal of Asian Earth Sciences，2000，18:343-350.

[56] Racey A and Goodball J G S.Palynology and stratigraphy of the Mesozoic Khorat Group red bed sequences from Thailand[C] // Buffetaut E，Cuny G，Le Loeuff J et al.Late Palaeozoic and Mesozoic ecosystems in SE Asia[M].The Geological Society of London Special Publications，2009，315:69-83.

[57] Hansen B T，Wenner K and Pawlig S.Isotopic evidence for a Late Cretaceous age of the potash and rock salt deposit at Bamnet Narong，NE Thailand [C] // Mantajit N.Proceedings of the Symposium on the Geology of Thailand[M].Department of Mineral Resources，Bangkok，2002:1-120.

[58] Tan H B，Ma H Z，Li B K，et al.Strontium and boron isotopic constraint on the marine origin of the Khammuane potash deposits in southeastern Laos[J].Chinese Science Bulletin，2010，55:1-8.

[59] Zhang X Y，Ma H Z，Ma Y Q，et al.Origin of the late Cretaceous potash-bearing evaporites in the Vientiane Basin of Laos：δ11B evidence from borates[J].Journal of Asian Earth Sciences，2013，62:812-818.

[60] Utha-Aroon C．Continental origin of the Maha Sarakham evaporites，northeastern Thailand[J]．Journal of Asian Earth Sciences 1993,8：193-203.

[61] 张西营，马海州，韩元红．泰国—老挝呵叻高原钾盐矿床研究现状及展望[J].地球科学进展，2012，27(5) ：549-556.

[62] 刘群，陈郁华，李银彩，等．中国中、新生代陆源碎屑—化学岩型盐类沉积[M]．北京：科学技术出社，1987:1-240.

[63] Haq B U，Hardenbol J and Vail P R.Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[J].Science，1987，235:1156-1167.

[64] Miller K G，Kominz M A，Browning J V，et al.The Phanerozoic record of global sea-level change[J].Science，2005，310:1293-1298.

[65] Haq B U.Cretaceous eustasy revisited[J].Global and Planetary Change，2014,113：44-58.