詹宏宇，何 青，曾方侶，鄧煜霖，王旭輝，李 亮，婁渝明，謝富偉， 王 勇，郎興海

(1. 成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院， 四川 成都 610059； 2. 中建八局西南公司 基礎(chǔ)設(shè)施分公司， 四川 成都 610041； 3. 四川省華地建設(shè)工程有限責(zé)任公司， 四川 成都 610036)

二疊紀(jì)中晚期，我國(guó)西南地區(qū)發(fā)生了規(guī)模巨大的巖漿噴溢事件，形成了著名的峨眉山大火成巖省(Chung and Jahn, 1995; Courtillotetal., 1999; 張招崇, 2009; 徐義剛等, 2013)，它的形成直接影響了我國(guó)西南地區(qū)的海陸演變(Chenetal., 2003)、沉積(Heetal., 2003, 2005, 2007; 梁狄剛等, 2009; 陳宗清, 2011; 趙宗舉等, 2012; 徐義剛等, 2013; 張?zhí)旄５? 2016; 馬駿等, 2017; 焦鑫等, 2017; 田野, 2018; 陳建平等，2018; 蔣曉麗等, 2022)及成藏成礦作用(Alietal., 2005; 張招崇, 2009)，甚至可能引發(fā)了二疊紀(jì)全球性氣候變化和生物大滅絕事件(胡瑞忠等, 2005; 賴旭龍等, 2009; 朱江等, 2011)，因此成為了國(guó)內(nèi)外關(guān)注的熱點(diǎn)地區(qū)(Ukstins Peate and Bryan, 2008; Shellnutt, 2014; Zhuetal., 2018, 2019, 2021; Zhangetal., 2020; Huangetal., 2022)。近年來(lái)，對(duì)晚二疊世的沉積地層研究取得了很多進(jìn)展，不少學(xué)者對(duì)川滇黔地區(qū)分布的上二疊統(tǒng)沉積巖開展了沉積環(huán)境、構(gòu)造環(huán)境、物源分析以及成礦意義等方面的研究(Heetal., 2007; Zhangetal., 2010; Zhaoetal., 2016; 何冰輝等, 2017; 張廷山等, 2017)，但關(guān)于上二疊統(tǒng)沉積巖的物源仍存在較大分歧。目前針對(duì)上二疊統(tǒng)沉積巖的物源有單一物源和混合物源兩種觀點(diǎn)。前者認(rèn)為物源來(lái)自峨眉山大火成巖省，其證據(jù)主要來(lái)自城口巫溪地區(qū)上二疊統(tǒng)吳家坪組(P3w)的碎屑鋯石年齡(梁新權(quán)等, 2013)、四大寨曬瓦組(P3s)沉積巖的地球化學(xué)特征(Yangetal., 2015)、黔西南地區(qū)上二疊統(tǒng)龍?zhí)督M(P3l)的地球化學(xué)特征(于鑫等, 2017)以及右江盆地北緣上二疊統(tǒng)龍?zhí)督M(P3l)泥巖和砂巖的地球化學(xué)和鋯石年代學(xué)數(shù)據(jù)(鄧旭升, 2019)。后者認(rèn)為物源來(lái)自峨眉山大火成巖省及揚(yáng)子克拉通西南緣，其中Xu 等(2001)和Ali等(2005)認(rèn)為峨眉山大火成巖省主要由玄武巖組成，無(wú)法提供大量的碎屑鋯石；何冰輝(2015)對(duì)宣威組下部地層的碎屑鋯石進(jìn)行的LA-ICP-MS U-Pb研究認(rèn)為揚(yáng)子克拉通西南緣在晚二疊世為宣威組提供了大量的物質(zhì)來(lái)源；何冰輝等(2017)通過對(duì)滇東者海宣威組下部地層的碎屑鋯石特征、稀土元素的研究，推測(cè)揚(yáng)子克拉通西南緣為宣威組提供了部分碎屑物源。因此，對(duì)宣威組泥巖及砂巖進(jìn)行全巖地球化學(xué)，并結(jié)合區(qū)域二疊紀(jì)沉積巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)綜合研究，有助于判斷上二疊統(tǒng)沉積巖的物源，并約束其沉積環(huán)境，理解揚(yáng)子克拉通西緣晚二疊世構(gòu)造演化。

本文以四川盆地西緣峨眉山地區(qū)宣威組頂部的砂巖、泥巖為研究對(duì)象，開展了沉積巖巖石學(xué)、地球化學(xué)分析，并結(jié)合前人的研究成果，約束宣威組的物源屬性、沉積古環(huán)境及沉積構(gòu)造背景，對(duì)理解揚(yáng)子克拉通西南緣的演化具有重要意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

四川盆地處于揚(yáng)子克拉通西側(cè)，是由北東與北西向交叉的深斷裂活動(dòng)形成的菱形構(gòu)造沉積盆地，為揚(yáng)子克拉通的一個(gè)次級(jí)構(gòu)造單元(朱志軍等, 2012; 羅宏謂, 2019)。四川盆地北鄰秦嶺造山帶，西鄰龍門造山帶和松潘-甘孜褶皺帶，東面為華南褶皺帶。四川盆地屬內(nèi)陸多旋回盆地，在印支期受擠壓作用形成了盆地雛形，后遭受了一系列喜馬拉雅期強(qiáng)烈的壓扭性斷褶活動(dòng)，形成了現(xiàn)今盆地的構(gòu)造面貌(圖1，林茂炳, 1994; 劉和甫等, 1994; 鄭榮才等, 2009)。四川盆地是在揚(yáng)子克拉通基礎(chǔ)上經(jīng)多期構(gòu)造旋回形成和發(fā)展起來(lái)的復(fù)合型或疊合型盆地(張?jiān)罉虻? 2011)，盆地基底為前震旦系的變質(zhì)結(jié)晶基底，經(jīng)歷了中元古代(1.8～1.0 Ga)多次地殼增生作用后，最后由晉寧運(yùn)動(dòng)(1 000～830 Ma)固結(jié)形成(Chen and Jahn, 1998; Qiuetal., 2000; 陸松年等, 2004; Zhengetal., 2006)。盆地還經(jīng)歷了震旦紀(jì)-中三疊世的海相碳酸鹽巖臺(tái)地、晚三疊世-始新世的陸相碎屑盆地和漸新世以來(lái)的構(gòu)造盆地3大演化階段(汪澤成, 2002; 劉樹根等, 2011)。古生代以后四川盆地西緣處于被動(dòng)大陸邊緣環(huán)境(汪澤成, 2002)，直到晚三疊世古特提斯洋向東逐漸閉合，松潘甘孜地區(qū)被擠壓形成褶皺，龍門山開始早期隆升，揚(yáng)子西緣的四川盆地也由被動(dòng)大陸邊緣轉(zhuǎn)為前陸盆地(陳斌等, 2016)。

圖 1 四川盆地及鄰區(qū)構(gòu)造背景圖(據(jù)Enkelmann et al., 2007; 鄧煜霖等, 2018; 李宸等, 2020)Fig. 1 Tectonic setting of Sichuan Basin and adjacent regions (after Enkelmann et al., 2007; Deng Yulin et al., 2018; Li Chen et al., 2020)

峨眉山地區(qū)位于四川盆地的西緣(圖1)。震旦紀(jì)-三疊紀(jì)末，四川盆地整體處于被動(dòng)大陸邊緣環(huán)境，主要沉積以碳酸鹽巖、泥巖及砂巖為主的地層(曾允孚等, 1979; 龐攀, 2015; 王貝, 2017; 耿元生等, 2017; 陳風(fēng)霖等, 2018； 張浩然等, 2020)。二疊紀(jì)末，四川盆地主體主要沉積一套硅質(zhì)灰?guī)r組合的吳家坪組、長(zhǎng)興組及硅質(zhì)砂頁(yè)巖組合的大隆組，而盆地西南受峨眉山地幔柱活動(dòng)的影響，主要沉積以砂巖為代表的河流相宣威組及海陸交互相的成煤巖系龍?zhí)督M(馬永生, 2009; 邵龍義等, 2013)。三疊紀(jì)的印支運(yùn)動(dòng)主要表現(xiàn)為升降運(yùn)動(dòng)，三疊紀(jì)初期為河流環(huán)境(馮沖等, 2015)，晚三疊世地殼沉降，形成了淺海沉積環(huán)境(余世花, 2016)。早侏羅世至中侏羅世早期，地殼繼續(xù)沉降，由河流環(huán)境轉(zhuǎn)變?yōu)閮?nèi)陸湖泊環(huán)境。新近紀(jì)至第四紀(jì)，峨眉山地區(qū)抬升隆起，缺失了中新世沉積，形成了中更新統(tǒng)與下伏上新統(tǒng)間的不整合面(陳璐, 2014)。

峨眉山地區(qū)主要分布上元古界至第四系的地層，除泥盆系、志留系、石炭系以及奧陶系中、上統(tǒng)地層缺失外，其他時(shí)代地層出露相對(duì)較為完整(圖2)(張繼慶, 1983; Dongetal., 2006; 黃丹, 2012;龐攀, 2015; 姚婕, 2018),其中宣威組(P3x)是一套雜色砂巖、粉砂巖、泥巖及煤線的旋回層，底部為玄武巖的古風(fēng)化殼，與下伏峨眉山玄武巖(P3e)平行不整合接觸。上覆地層為東川組(T1d)，主要為紫紅色砂巖、粉砂巖及泥巖的旋回層。峨眉山地區(qū)巖漿巖主要由新元古代峨眉山花崗巖及晚二疊世峨眉山玄武巖構(gòu)成(圖1)(龐攀, 2015; 姚婕, 2018; Zhuetal., 2019)。

圖 2 研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a，據(jù)李宸等, 2020)和峨眉山地區(qū)宣威組-東川組地層柱狀圖(b)Fig. 2 Sketch geological map of the study area (a, after Li Chen et al., 2020) and the simplified stratigraphic column of the Xuanwei-Dongchuan Formations in the Emeishan area(b)

2 樣品采集及測(cè)試方法

樣品采集自四川峨眉山地區(qū)的宣威組(P3x)頂部(圖2b)，坐標(biāo)N29°34′52″、E103°24′50″。本次樣品主要采自風(fēng)化程度較弱的新鮮巖石，13件樣品中泥巖樣品有6件(XW-1～XW-6)，砂巖樣品有7件(XW-7～XW-13)。泥巖呈灰綠、黃綠色，含粉砂黏土結(jié)構(gòu)，薄層狀構(gòu)造(圖3a)，鏡下可見主要成分為高嶺石等黏土礦物，含少量石英，局部可見海綠石、綠泥石(圖3c)。砂巖呈紫紅色，不等粒砂狀結(jié)構(gòu)，中-薄層狀構(gòu)造(圖3b)，鏡下可見成分大部分為火山巖屑，含有少量石英及長(zhǎng)石，局部可見海綠石，膠結(jié)物主要為鐵質(zhì)(圖3d)。

圖 3 峨眉山地區(qū)宣威組頂部泥巖和砂巖野外露頭(a、b)和顯微鏡下照片(c、d)Fig. 3 Field photos(a, b) and microscopic photos (c, d) of the mudstone and sandstone at the top of the Xuanwei Formation in the Emeishan areaQ—石英； F—長(zhǎng)石； Lv—火山巖屑； Glt—海綠石； Kl—高嶺石； Chl—綠泥石Q—quartz; F—feldspar; Lv—volcanic rock fragments; Glt—glauconite; Kl—kaolinite; Chl—chlorite

樣品的全巖主微量、稀土元素分析在西南冶金地質(zhì)測(cè)試中心進(jìn)行。樣品去除風(fēng)化面后，用自來(lái)水清洗后分別用5%HNO3和5%HCl在超聲波清洗儀中浸泡至無(wú)氣泡產(chǎn)生，再用純凈水把樣品沖洗干凈，在低于100℃環(huán)境中烘干，在確保樣品不會(huì)相互污染的情況下，將樣品細(xì)碎到200目篩孔以下進(jìn)行分析測(cè)試。常量元素測(cè)試采用X射線熒光光譜法(XRF)，在荷蘭帕納科Axios X熒光儀下完成，分析誤差優(yōu)于3%。稱取0.1～0.5 g全巖粉末樣品置于聚四氟坩堝中，用氫氟酸和硫酸進(jìn)行分析，用重鉻酸鉀標(biāo)準(zhǔn)溶液滴定得到FeO含量，換算后，用XRF法獲得的TFe2O3含量減去FeO含量，得到Fe2O3含量。微量元素和稀土元素測(cè)定采用電感耦合等離子體質(zhì)譜法(ICP-MS)，在NexIon 300x ICP-MS儀器上完成，將細(xì)碎好的樣品用酸溶法制成溶液，然后在等離子質(zhì)譜儀上進(jìn)行測(cè)定，并用標(biāo)準(zhǔn)溶液進(jìn)行校正，實(shí)驗(yàn)具體方法步驟據(jù)參考文獻(xiàn)(Qietal., 2000)，含量大于10×10-6元素分析誤差小于5%，含量小于10×10-6的元素誤差小于10%。

3 分析結(jié)果

3.1 主量元素

宣威組頂部6件泥巖樣品及7件砂巖樣品的常量元素分析結(jié)果見表1。泥巖SiO2含量為47.52%～51.65%，平均為49.42%；Al2O3含量為18.67%～19.52%，平均為19.11%；MnO和Fe2O3含量較低，分別為0.10%～0.13%和1.11%～1.71%。其余常量元素含量分別為TiO2(2.82%～3.07%)、K2O(2.98%～3.30%)、FeO(6.73%～9.02%)和P2O5(0.18%～0.35%)、MgO(2.04%～2.48%)、Na2O(0.01%～0.04%)以及CaO(0.66%～0.83%)。較低的CaO含量及燒失量(LOI=7.24%～7.41%)表明黏土礦物及碳酸鹽礦物含量較少，這與鏡下觀察到的現(xiàn)象是一致的(圖3c)。

表 1 峨眉山地區(qū)宣威組頂部泥巖、砂巖主量元素分析結(jié)果wB/%Table 1 Analytical results of major elements contents of mudstone and sandstone samples at the top of the Xuanwei Formation in the Emeishan area

宣威組頂部砂巖具有較低的SiO2含量，范圍為39.60%～40.50%，平均為44.12%；較高的Fe2O3含量，為17.15%～18.59%；Al2O3含量為18.96%～19.67%，平均為19.3%；其余常量元素含量分別為TiO2(3.63%～4.11%)、K2O(3.10%～3.25%)、P2O5(0.24%～0.27%)、FeO(3.93%～4.80%)、Na2O(0.08%～0.11%)、MgO(1.59%～1.65%)、CaO(0.88%～0.93%)以及MnO(0.06%～0.07%)。與泥巖樣品相比，砂巖樣品明顯受到淋濾作用影響，CaO含量明顯降低，K2O含量卻較高(表1)。在lg (K2O/Na2O)- lg (SiO2/Al2O3)砂巖分類圖解上，砂巖樣品均位于雜砂巖區(qū)域內(nèi)(圖4)。

圖 4 峨眉山地區(qū)宣威組沉積巖巖石分類命名圖解(底圖據(jù)Pettijohn et al., 1987)Fig. 4 Illustration of rock classification of Xuanwei Formation sediments in the Emeishan area(after Pettijohn et al., 1987)

3.2 稀土、微量元素特征

宣威組頂部泥巖和砂巖樣品的稀土、微量元素含量及特征見表2。泥巖的ΣREE為164.74×10-6～ 2 824.74×10-6，平均為1 110.77×10-6； LREE為144.92×10-6～2 646.34×10-6，平均為1 022.63×10-6；HREE為19.82×10-6～178.40×10-6，平均為88.14 ×10-6；輕稀土元素與重稀土元素分餾較為明顯，LREE/HREE為5.31～14.83，平均9.71，(La/Yb)N值為4.13～23.97，平均為11.89；δCe值為0.93～2.35， 平均為1.48；δEu值為0.33～0.61(除XW04為1.07外)，平均為0.60，有明顯的負(fù)Eu異常。從稀土元素配分模式圖中可以看出，宣威組泥巖具有輕稀土元素富集、重稀土元素較右傾、具Eu負(fù)異常的特點(diǎn)(圖5a)，這些特征與峨眉山玄武巖相似。泥巖的微量元素含量與大陸上地殼(UCC)相比(Rudnick and Gao, 2003)，高場(chǎng)強(qiáng)元素(如Nb、Zr、Pb等)相對(duì)富集，大離子親石元素(如Sr、Ba)出現(xiàn)強(qiáng)烈的虧損(圖5b)。

表 2 峨眉山地區(qū)宣威組頂部泥巖、砂巖微量元素和稀土元素分析結(jié)果 wB/10-6Table 2 Analytical results of trace elements and REE contents of mudstone and sandstone samples at the top of the Xuanwei Formation in the Emeishan area

圖 5 峨眉山地區(qū)宣威組頂部泥巖、砂巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式圖(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b)(原始地幔標(biāo)準(zhǔn)、球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)據(jù)Sun和 McDonough， 1989)Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b) of mudstone and sandstone samples at the top of the Xuanwei Formation in the Emeishan area (primitive mantle and chondrite form Sun and McDonough, 1989) 數(shù)據(jù)來(lái)源： 平均后太古代頁(yè)巖(PAAS)據(jù)Taylor和McLennan(1985)； 大陸上地殼(UCC)據(jù)Rudnick和Gao(2003)； 宣威組下部引自He等(2007)、 Zhang等(2010)、Zhao等(2016)； 峨眉山玄武巖、峨眉山流紋巖引自Xu等(2001)、Xiao等(2004)、Fan等(2008)、Zi等(2012)、Zhu等(2017)data sources: mean post Archean shale (PAAS) form Taylor and McLennan, 1985; upper continental crust (UCC) form Rudnick and Gao, 2003; the lower part of Xuanwei Formation from He et al., 2007; Zhang et al., 2010; Zhao et al., 2016; Emeishan basalt and rhyolite from Xu et al., 2001; Xiao et al., 2004; Fan et al., 2008; Zi et al., 2012; Zhu et al., 2017

砂巖的ΣREE為170.88×10-6～361.52×10-6，平均為259.18 ×10-6；LREE為149.18×10-6～317.66×10-6，平均為225.29×10-6； HREE為21.70×10-6～43.86×10-6，平均為33.89 ×10-6；輕稀土元素與重稀土元素含量差異較大，分餾較為明顯，LREE/HREE與(La/Yb)N值均較高，LREE/HREE值為5.25～7.26，平均為6.43，(La/Yb)N值為3.65～12.97，平均為8.53；δCe值為0.72～1.84，平均為1.12；δEu值為1.11～1.33，平均為1.2，表明有弱的正Eu異常。從稀土元素配分模式圖中可以看出，宣威組砂巖具有輕稀土元素富集、重稀土元素較右傾、具Eu正異常、Ce微弱異常的特點(diǎn)，這些特征與峨眉山玄武巖相似(圖5a)。砂巖的微量元素含量與大陸上地殼(UCC)(Rudnick and Gao, 2003)相比，相對(duì)富集高場(chǎng)強(qiáng)元素(如Nd、Zr、Hf等)，相對(duì)虧損大離子親石元素(如Sr、Ba等)(圖5b)。

4 討論

4.1 物源區(qū)的古風(fēng)化條件

濕潤(rùn)氣候條件下，化學(xué)風(fēng)化作用占主導(dǎo)地位，強(qiáng)烈控制碎屑巖的主量元素和微量元素組成(Nesbitt and Young, 1982; McLennanetal., 1993; Fedoetal., 1995)。相反，在干旱氣候下，物理風(fēng)化占主導(dǎo)地位，巖石化學(xué)成分不會(huì)發(fā)生重大變化。因此，化學(xué)指標(biāo)為物源區(qū)古風(fēng)化提供了一種良好的手段。在Al2O3-(CaO+Na2O)-K2O(A-CN-K)三元圖中，樣品偏離了鉀交代作用趨勢(shì)線(藍(lán)色實(shí)線箭頭)(Fedoetal., 1995)，而位于預(yù)測(cè)的理想風(fēng)化趨勢(shì)(紅色實(shí)線箭頭)的頂部，暗示了較強(qiáng)的風(fēng)化作用(圖6a)。這種強(qiáng)烈的風(fēng)化作用可能導(dǎo)致了K2O的降低，從而提高了宣威組樣品的化學(xué)蝕變指數(shù)CIA值(84.95～86.17，平均85.40，圖6a)，表明樣品經(jīng)歷了較強(qiáng)烈的風(fēng)化作用(Nesbitt and Young, 1982)。所有的樣品都位于斜長(zhǎng)石與鉀長(zhǎng)石連線(灰色實(shí)線)之上，也表明這些樣品在源區(qū)經(jīng)歷了強(qiáng)烈的風(fēng)化作用。此外，宣威組樣品中大量的高嶺石可能來(lái)自宣威組泥巖及砂巖中長(zhǎng)石的風(fēng)化，也支持了強(qiáng)烈風(fēng)化作用(圖3c、3d)。同時(shí)，斜長(zhǎng)石蝕變指數(shù)(PIA值)(98.65 ～99.89，平均99.27，表1)也表明物源經(jīng)歷了強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化(Fedoetal., 1995)。對(duì)于成分變異性指數(shù)ICV(Coxetal., 1995)，泥巖樣品的值為0.51～0.54(強(qiáng)烈風(fēng)化)，砂巖樣品的值為1.33～1.45(中等風(fēng)化)，這些數(shù)值表明在半濕到潮濕的條件下，物源存在中度到強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化(Ivanovaetal., 2015)。

圖 6 峨眉山地區(qū)宣威組頂部泥巖、砂巖的A-CN-K(a， Nesbitt and Young, 1984)、Al2O3-Zr-TiO2(b， Garcia et al., 1991)、Th/Sc-Zr/Sc (c， McLennan et al., 1993)和Th/U-Th(d， McLennan et al., 1993)判別圖解Fig. 6 A-CN-K(a， after Nesbitt and Young, 1984), Al2O3-Zr-TiO2(b， after Garcia et al.,1991),Th/Sc-Zr/Sc(c，after McLennan et al., 1993) and Th/U-Th (d， after McLennan et al., 1993) discrimination diagrams of mudstone and sandstone at the top of the Xuanwei Formation in Emeishan area原始地幔、球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)據(jù)Sun和McDonough (1989)； 平均后太古代頁(yè)巖(PAAS)據(jù)Taylor和McLennan (1985)； 大陸上地殼(UCC)據(jù)Rudnick和Gao (2003)； 宣威組引自He等(2007)、Zhang等(2010)、Zhao等(2016)； 龍?zhí)督M引自He等(2020)、于鑫等 (2017)； 峨眉山高Ti玄武巖、峨眉山流紋巖、峨眉山硅質(zhì)巖、峨眉山正長(zhǎng)巖引自Xu等(2001)、Xiao等(2004)、Fan等(2008)、Zi等(2012)、Zhu等(2017)； 揚(yáng)子克拉通前寒武系至二疊系沉積巖引自Li等(2003)、肖加飛(2005)、Sun等(2008)、Zhao和Zhou (2008)、杜利林等 (2013)、Wang等(2014)primitive mantle and chondrite form Sun and McDonough, 1989; mean post Archean shale(PAAS) from Taylor and McLennan, 1985; upper continental crust(UCC) form Rudnick and Gao, 2003; Xuanwei Formation from He et al., 2007; Zhang et al., 2010; Zhao et al., 2016; Longtan Formation from Yu Xin et al., 2017 and He et al., 2020; Emeishan high-Ti basalt, Emeishan rhyolite, Emeishan silicalite and Emeishan syenite from Xu et al., 2001; Xiao et al., 2004; Fan et al., 2008; Zi et al., 2012; Zhu et al., 2017; Precambrian to Permian sedimentary rock of Yangtze Craton from Li et al., 2003; Xiao Jiafei, 2005; Sun et al., 2008; Zhao and Zhou, 2008; Du Lilin et al., 2013; Wang et al., 2014

運(yùn)輸過程中的水力分選主要是對(duì)礦物成分(Al2O3、TiO2和SiO2)進(jìn)行分選，因此限制了物源的組成(Garciaetal., 1991)。在Al2O3-Zr-TiO2三元相圖上(圖6b)，樣品具有低的Zr和相對(duì)較高的Al2O3和TiO2含量，表明分選過程較弱。微量元素比值也常用來(lái)確定源區(qū)的風(fēng)化作用，宣威組樣品在Th/Sc-Zr/Sc雙變量圖上沿著組分變化的趨勢(shì)分布(圖6c， McLennanetal., 1993)，表明沉積巖主要受組分變化控制，而不是水力分選。同時(shí)，在半濕到潮濕的環(huán)境中的風(fēng)化作用主要以氧化反應(yīng)為主，在這個(gè)過程中，一些元素，如U4+被氧化(U4+到U6+)通過淋濾作用消除，而不是Th殘留在未風(fēng)化的殘留物中(McLennan and Taylor, 1980)，因此沉積巖的Th/U值與風(fēng)化強(qiáng)度呈正相關(guān)，不同的源區(qū)和風(fēng)化強(qiáng)度對(duì)應(yīng)不同的比值(McLennan and Taylor, 1980； McLennanetal., 1993)。宣威組沉積巖具有高的Th/U值(3.30～4.69; 平均值為4.09)，這表明存在氧化條件(UCC>3.8， Taylor and McLennan, 1985)。在用來(lái)評(píng)價(jià)連續(xù)的化學(xué)風(fēng)化作用和沉積再循環(huán)過程的Th-Th/U雙變量圖上，大多數(shù)樣品沿著風(fēng)化趨勢(shì)繪制(圖6d)，表明峨眉山地區(qū)處于源區(qū)的邊緣，經(jīng)歷了強(qiáng)烈的構(gòu)造隆起，并經(jīng)歷了快速剝蝕和沉積。

4.2 物源分析

揚(yáng)子克拉通西緣二疊系沉積巖沉積于揚(yáng)子克拉通之上，緊鄰峨眉山大火成巖省，因此揚(yáng)子克拉通及峨眉山大火成巖省是物源的可能來(lái)源(圖1，Zhouetal., 2013)?？紤]到峨眉山大火成巖省的火山序列主要由底部的低Ti玄武巖、上部的高Ti玄武巖和頂部的酸性火山巖組成，而在東部則主要為高Ti玄武巖(Xuetal., 2001; Xiaoetal., 2004)，結(jié)合宣威組樣品中大量的火山碎屑(圖3)及揚(yáng)子克拉通西緣晚二疊世沉積巖近源堆積的特征，指示峨眉山大火成巖省的東部區(qū)域可能是其物源區(qū)之一。但前人對(duì)揚(yáng)子克拉通西緣晚二疊世沉積巖的研究，認(rèn)為揚(yáng)子克拉通西南緣為宣威組提供了部分碎屑物源(Xuetal., 2001; Alietal., 2005; Zhouetal., 2013; 何冰輝, 2015; 何冰輝等, 2017)。

全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)蘊(yùn)含了沉積物源的重要信息(Roser and Korsch, 1986; Cullers, 2000)。在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式圖及微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中，上二疊統(tǒng)沉積巖具有相同的特征，并與峨眉山高Ti玄武巖相似(圖5)，這表明峨眉山高Ti玄武巖可能為上二疊統(tǒng)提供了部分物源。在Ni-V-Th三元圖上，大部分晚二疊世沉積巖接近V-Ni線，少部分靠近長(zhǎng)英質(zhì)源區(qū)，反映了其具鐵鎂質(zhì)巖石和長(zhǎng)英質(zhì)巖石的混合物源特征(圖7a)。此外，晚二疊世沉積巖在Co/Th-La/Sc圖中具有高的Co/Th值和低的La/Sc值(圖7b)，在Th/Sc-Zr/Sc圖中具有低的Th/Sc值和較低的Zr/Sc值(圖6c)，意味著化學(xué)成熟度低，沉積循環(huán)弱，沉積巖主要受物質(zhì)組分的改變控制。另外，在微量元素雙變量圖解中大部分的二疊系沉積巖都靠近峨眉山高Ti玄武巖范圍(圖7b、7c)，少量二疊系沉積巖位于揚(yáng)子克拉通前寒武系到二疊系沉積巖范圍(圖7b)。

圖 7 峨眉山地區(qū)宣威組沉積巖的V-Ni-Th (a， 底圖據(jù)Bracciali et al., 2007)、Co/Th-La/Sc (b， 底圖據(jù)McLennan et al., 1993; Zhao et al., 2017)、Al2O3/TiO2-δEu (c， 底圖據(jù)Zhao et al., 2017)和TiO2-Ta (d， 底圖據(jù)Zhao et al., 2017)物源判別圖解(數(shù)據(jù)來(lái)源同圖6)Fig. 7 V-Ni-Th (a, after Bracciali et al., 2007), Co/Th-La/Sc (b,after McLennan et al., 1993; Zhao et al., 2017), Al2O3/TiO2-δEu (c, after Zhao et al., 2017) and TiO2-Ta (d, after Zhao et al., 2017)provenance discrimination diagrams of Xuanwei Formation sediments in Emeishan area (the data sources are shown in Fig. 6)

在風(fēng)化、運(yùn)輸和成巖過程中一些元素通常被認(rèn)為是非活動(dòng)性元素，如Ti(Nesbitt and Markovics, 1997)和Al(Jietal., 2000; Das and Krishnaswami, 2007)。宣威組沉積巖經(jīng)歷了強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化作用和弱的分選作用(圖6)，因此，Al2O3/TiO2值的變化是由于沉積巖中鎂鐵質(zhì)組分的加入造成的(Willisetal., 1988)。來(lái)自宣威組的泥巖、砂巖樣品具有較低的Al2O3/TiO2值，類似于峨眉山高Ti玄武巖(2.7～8.1; Zhuetal., 2018)，低于峨眉山流紋巖(>10.0; Zhuetal., 2018)。宣威組泥巖、砂巖落入或靠近峨眉山高Ti玄武巖區(qū)域附近(圖6a)，支持了宣威組物源有峨眉山高Ti玄武巖的來(lái)源。另外，揚(yáng)子克拉通西緣的晚二疊世沉積巖(宣威組、龍?zhí)督M等)具有變化的Al2O3/TiO2、Th/U、La/Sc、Th/Sc、δEu和Co/Th值(圖6、圖7)，并表現(xiàn)出弱的Eu負(fù)異常和類似于UCC的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式(圖4)。揚(yáng)子克拉通西緣上二疊統(tǒng)的沉積巖大部分位于靠近峨眉山高Ti玄武巖范圍，少部分位于或靠近揚(yáng)子克拉通前寒武至二疊系沉積巖范圍(圖6c、圖7b)。

綜上所述，地球化學(xué)特征和判別圖解都表明晚二疊世揚(yáng)子克拉通西南緣的沉積巖不僅從峨眉山大火成巖省東部區(qū)域接收了大量的高Ti玄武巖碎屑，還從揚(yáng)子克拉通得到了物源補(bǔ)給。

4.3 沉積古環(huán)境

沉積巖中的元素含量、元素組合及相關(guān)比值可以為古環(huán)境的特征提供可靠信息(Rimmeretal., 2004; Algeo and Maynard, 2004; 張?zhí)旄５? 2016; 高蓮鳳等, 2017; 譚聰?shù)? 2019)。宣威組頂部泥巖的Sr/Ba值(0.19～0.21)及V/Ni值(2.08～2.89)符合陸相泥巖的特征，指示古沉積環(huán)境為淡水沉積環(huán)境。這與前人對(duì)宣威組沉積環(huán)境與沉積相的認(rèn)識(shí)相符(李明龍等, 2014; Bercovicietal., 2015; 張?zhí)旄５? 2016; 田景春等， 2016； 張廷山等, 2017)。但宣威組泥巖和砂巖中觀察到的海綠石似乎表明峨眉山地區(qū)此時(shí)是海洋沉積環(huán)境(圖3c、3d)(Odin and Matter, 1981; 梅冥相等, 2008)。Lweis(1964)認(rèn)為海綠石能夠通過短距離再搬運(yùn)作用而離開其形成地點(diǎn)，但還是保存在同時(shí)代的沉積地層中(梅冥相等, 2008; 陳淑慧等, 2014)。Fischer(1990)認(rèn)為地層中的海綠石也可以是從更老的地層中受外力搬運(yùn)而來(lái)再沉積的海綠石顆粒。潘江濤等(2022)在永善宣威組下部中發(fā)現(xiàn)了海綠石，馬玉孝等(2002)在攀枝花地區(qū)的上震旦統(tǒng)把關(guān)河組剖面中發(fā)現(xiàn)了6層含海綠石砂巖，錢逸等(1984)云南晉寧梅樹村震旦系-寒武系中發(fā)現(xiàn)了海綠石，這些發(fā)現(xiàn)表明宣威組及更老的地層中擁有豐富的海綠石，結(jié)合宣威組頂部泥巖及砂巖的物源，我們認(rèn)為宣威組頂部的海綠石可能是在宣威組及更老地層中的海綠石通過搬運(yùn)再次沉積的。

一般認(rèn)為泥巖中U/Th值大于0.75且δU大于1，為缺氧環(huán)境；U/Th值小于0.75且δU小于1為富氧環(huán)境(Jones and Manning, 1994; 吳朝東等, 1999; 張?zhí)旄５? 2016)。宣威組頂部泥巖的U/Th值為0.21～0.30，平均為0.25；δU為0.78～0.95，平均為0.85，指示為富氧環(huán)境。另外，宣威組頂部泥巖中V/Cr值(1.87～1.96，平均1.93)及Ni/Co值(1.29～1.42，平均1.35)也符合沉積時(shí)水體環(huán)境為富氧的特征(Jones and Manning, 1994; 張?zhí)旄５? 2016)。此外，宣威組頂部泥巖的Ceanom值(-0.06～-0.05； 李明龍等, 2014)，Eu負(fù)異常(δEu=0.33～0.61； 田景春等, 2016)也表明為氧化環(huán)境。同時(shí)，宣威組頂部砂巖樣品的Fe2+/Fe3+范圍在0.23～0.30，平均為0.26，指示砂巖沉積時(shí)為氧化環(huán)境(熊小輝等, 2011)。

Zhang 等(2010)在對(duì)貴州西部的宣威組研究中，認(rèn)為宣威組碳質(zhì)頁(yè)巖的沉積環(huán)境為海水參與的缺氧環(huán)境，并且有熱液作用，而砂質(zhì)頁(yè)巖形成于缺氧到富氧的過渡環(huán)境。闕薇(2008)對(duì)揚(yáng)子克拉通西緣不同地區(qū)的二疊-三疊系界線附近采集的黏土巖進(jìn)行了元素地球化學(xué)測(cè)試與分析，發(fā)現(xiàn)江油和廣元地區(qū)的二疊紀(jì)末期海相沉積環(huán)境也為富氧環(huán)境。張廷山等(2017)發(fā)現(xiàn)筠連地區(qū)上二疊統(tǒng)宣威組廣泛發(fā)育曲流河相、潮坪相和少量混積臺(tái)地相沉積，煤層主要發(fā)育于潮上帶沼澤微相帶中。鄧江紅(2013)認(rèn)為峨眉山宣威組中的斜層理、沖刷面等構(gòu)造，表明宣威組沉積相為沼澤相-河流沼澤相。另外，宣威組的特征為由西向東地層厚度逐漸增大，并且沉積巖層自西向東由河流相變?yōu)槌逼合嘣偻鶘|變?yōu)樘妓猁}巖臺(tái)地相，這種古地理?xiàng)l件與沉積相分布特征(張廷山等, 2017)，說(shuō)明峨眉山地區(qū)在二疊紀(jì)經(jīng)歷了海陸變遷。因此，我們認(rèn)為峨眉山宣威組為海陸過渡相沉積，峨眉山二疊紀(jì)晚期已經(jīng)進(jìn)入海退階段，沉積古環(huán)境也變?yōu)楦谎醯牡练e環(huán)境。

4.4 沉積構(gòu)造背景

沉積巖的全巖地球化學(xué)已被用于區(qū)分沉積盆地的構(gòu)造環(huán)境(Bhatia, 1983; Bhatia and Crook, 1986; Roser and Korsch, 1986)。稀土元素常被用于區(qū)分主動(dòng)和被動(dòng)邊緣構(gòu)造環(huán)境(Bhatia, 1985; McLennanetal., 1993; Verma and Armstrong-Altrin, 2013)。根據(jù)Bhatia(1985)的研究，被動(dòng)邊緣的稀土元素分布特征類似于UCC和后太古代澳大利亞頁(yè)巖(PAAS)的平均值(Taylor and McLennan, 1985)，具有相對(duì)明顯的Eu負(fù)異常。宣威組沉積巖的稀土元素特征與Eu異常不同于平均上地殼和后太古代澳大利亞頁(yè)巖(圖5)，表明其沉積環(huán)境并非是被動(dòng)大陸邊緣。而沉積巖中某些不活動(dòng)元素的含量及其比值能夠進(jìn)一步判別并劃分沉積構(gòu)造環(huán)境(如大洋島弧、大陸邊緣弧、活動(dòng)大陸邊緣、被動(dòng)大陸邊緣)(Bhatia, 1983; Bhatia and Crook, 1986; McLennan and Taylor, 1991)。宣威組頂部沉積巖的LREE/HREE值接近活動(dòng)大陸邊緣砂巖，且相關(guān)的微量元素比值(如La/Y)也與活動(dòng)大陸邊緣砂巖相似(表3)。實(shí)際上，微量元素判別圖解也給出一致的結(jié)果，上二疊統(tǒng)宣威組沉積巖落在全球活動(dòng)大陸邊緣砂巖范圍，暗示它們是在活動(dòng)大陸邊緣環(huán)境下沉積的(圖8b～8d)。另外，宣威組頂部泥巖和砂巖較低的K2O(2.98%～3.30%)及Na2O(0.01%～0.11%)含量(圖6a)，暗示其可能經(jīng)歷了短距離運(yùn)輸和快速堆積，物源來(lái)自于地殼抬升地區(qū)。

表 3 宣威組泥巖、砂巖與其他構(gòu)造背景砂巖的地球化學(xué)參數(shù)對(duì)比Table 3 Comparation of geochemical parameters between the mudstone and sandstone from Xuanwei Formation and sandstone of different tectonic settings

圖 8 峨眉山地區(qū)宣威組沉積巖的La-Th-Sc(a)、Th-Sc-Zr/10(b)和Th-Co-Zr/10(c)構(gòu)造判別圖(Bhatia and Crook, 1986)Fig. 8 La-Th-Sc(a), Th-Sc-Zr(b)and Th-Co-Zr(c)tectonic discrimination maps of sediments from Xuanwei Formation in Emeishan area (after Bhatia and Crook, 1986)全球活動(dòng)大陸邊緣砂巖據(jù)Verma和Armstrong-Altrin (2016)，其他數(shù)據(jù)來(lái)源同圖6the global scope of active continental margin sandstones from Verma and Armstrong-Altrin, 2016, the other data sources are shown in Fig. 6

中二疊世末期，金沙江-哀牢山洋由南向北俯沖導(dǎo)致弧后發(fā)生大規(guī)模伸展，峨眉裂谷活動(dòng)，進(jìn)一步的地殼隆升導(dǎo)致茅口組受到不同程度的剝蝕(梅慶華等, 2014)。隨后，峨眉地幔柱開始活動(dòng)并引發(fā)大規(guī)?；鹕絿姲l(fā)(260.55～ 257.22 Ma)形成了峨眉山大火成巖省(Zhongetal., 2014; Lietal., 2018; Huangetal., 2022)，使得四川盆地周緣中二疊世末期的氣候變暖，這可能大大加強(qiáng)了該地區(qū)的化學(xué)風(fēng)化作用(Huangetal., 2022)。晚二疊世期間，峨眉地幔柱的活動(dòng)使得位于揚(yáng)子克拉通西南邊緣的康滇裂谷帶重新開始活躍，并在峨眉山地區(qū)發(fā)育一套大陸裂谷邊緣玄武巖(熊舜華等， 1984)。由于康滇裂谷帶的活動(dòng)，揚(yáng)子克拉通西南緣進(jìn)入隆升剝蝕階段，西南地區(qū)整體進(jìn)入海退時(shí)期，呈現(xiàn)出西高東低的古地理格局(圖9b)(邵龍義等, 2013; 高彩霞, 2015; Huangetal., 2021)。宣威組沉積巖的構(gòu)造判別圖解也支持晚二疊世揚(yáng)子克拉通西南緣是一個(gè)活動(dòng)大陸邊緣環(huán)境(圖8)。基于上述討論，我們認(rèn)為在晚二疊世，峨眉山地區(qū)的沉積巖主要受物質(zhì)組分的變化控制，除接受了峨眉山大火成巖省中高Ti玄武巖提供的碎屑物源，還接受了揚(yáng)子克拉通的物源補(bǔ)給，其沉積構(gòu)造背景為揚(yáng)子克拉通西緣的活動(dòng)大陸邊緣環(huán)境(圖9c)。

圖 9 晚二疊世華南板塊與相鄰板塊海陸分布和主要沉積相重建圖[a, 據(jù)Cocks 和Torsvik(2013)、Zhao 等(2018)、 鄧煜霖等(2018)和Huang 等(2021)修改]、晚二疊世揚(yáng)子克拉通周緣構(gòu)造沉積盆地模型[b， 據(jù)馬永生(2009)和Zhu等(2018)修改，峨眉山大火成巖省位置據(jù)Li 等 (2021)]和晚二疊世揚(yáng)子克拉通西南緣地區(qū)古地理演化模式圖[c， 據(jù)Yin 和Harrison(2000)、Zhu等(2018)修改]Fig. 9 Reconstruction of the sea-land distribution and main sedimentary facies of South China plate and adjacent plates in Late Permian (a, modified from Cocks and Torsvik, 2013; Zhao et al., 2018; Deng Yulin et al., 2018; Huang et al., 2021), model of tectonic sedimentary basin around the Yangtze Craton in Late Permian(b, modified from Ma Yongsheng, 2009; Zhu et al., 2018, ELIP location from Li et al., 2021), paleogeographic evolution model of the southwestern Yangtze Craton in Late Permian (c, modified from Yin and Harrison, 2000; Zhu et al., 2018)

5 結(jié)論

(1) 峨眉山宣威組沉積巖中大量的高嶺石、高的CIA值、高的PIA值及低的ICV值表明源區(qū)遭受了強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化作用，并經(jīng)歷了快速剝蝕和沉積。

(2) 峨眉山宣威組沉積巖的微量元素含量與大陸上地殼(UCC)相比，相對(duì)富集高場(chǎng)強(qiáng)元素，相對(duì)虧損大離子親石元素，結(jié)合沉積巖判別圖解，認(rèn)為宣威組沉積巖的物源屬于混合物源，物源不僅來(lái)自于峨眉山高Ti玄武巖，還接受了揚(yáng)子克拉通的物源補(bǔ)給。

(3) 根據(jù)峨眉山宣威組全巖地球化學(xué)特征，結(jié)合前人對(duì)宣威組沉積相的研究，認(rèn)為峨眉山二疊紀(jì)晚期已經(jīng)進(jìn)入海退階段，沉積古環(huán)境也變?yōu)楦谎醯牡练e環(huán)境。

(4) 峨眉山宣威組的LREE/HREE及La/Y值接近活動(dòng)大陸邊緣砂巖，微量元素判別圖解也表明其是在活動(dòng)大陸邊緣環(huán)境下沉積的，因此認(rèn)為揚(yáng)子克拉通西緣峨眉山地區(qū)晚二疊世期間處于活動(dòng)大陸邊緣沉積環(huán)境。