詹宏宇，何 青，曾方侣，邓煜霖，王旭辉，李 亮，娄渝明，谢富伟， 王 勇，郎兴海

(1. 成都理工大学 地球科学学院， 四川 成都 610059； 2. 中建八局西南公司 基础设施分公司， 四川 成都 610041； 3. 四川省华地建设工程有限责任公司， 四川 成都 610036)

二叠纪中晚期，我国西南地区发生了规模巨大的岩浆喷溢事件，形成了著名的峨眉山大火成岩省(Chung and Jahn, 1995; Courtillotetal., 1999; 张招崇, 2009; 徐义刚等, 2013)，它的形成直接影响了我国西南地区的海陆演变(Chenetal., 2003)、沉积(Heetal., 2003, 2005, 2007; 梁狄刚等, 2009; 陈宗清, 2011; 赵宗举等, 2012; 徐义刚等, 2013; 张天福等, 2016; 马骏等, 2017; 焦鑫等, 2017; 田野, 2018; 陈建平等，2018; 蒋晓丽等, 2022)及成藏成矿作用(Alietal., 2005; 张招崇, 2009)，甚至可能引发了二叠纪全球性气候变化和生物大灭绝事件(胡瑞忠等, 2005; 赖旭龙等, 2009; 朱江等, 2011)，因此成为了国内外关注的热点地区(Ukstins Peate and Bryan, 2008; Shellnutt, 2014; Zhuetal., 2018, 2019, 2021; Zhangetal., 2020; Huangetal., 2022)。近年来，对晚二叠世的沉积地层研究取得了很多进展，不少学者对川滇黔地区分布的上二叠统沉积岩开展了沉积环境、构造环境、物源分析以及成矿意义等方面的研究(Heetal., 2007; Zhangetal., 2010; Zhaoetal., 2016; 何冰辉等, 2017; 张廷山等, 2017)，但关于上二叠统沉积岩的物源仍存在较大分歧。目前针对上二叠统沉积岩的物源有单一物源和混合物源两种观点。前者认为物源来自峨眉山大火成岩省，其证据主要来自城口巫溪地区上二叠统吴家坪组(P3w)的碎屑锆石年龄(梁新权等, 2013)、四大寨晒瓦组(P3s)沉积岩的地球化学特征(Yangetal., 2015)、黔西南地区上二叠统龙潭组(P3l)的地球化学特征(于鑫等, 2017)以及右江盆地北缘上二叠统龙潭组(P3l)泥岩和砂岩的地球化学和锆石年代学数据(邓旭升, 2019)。后者认为物源来自峨眉山大火成岩省及扬子克拉通西南缘，其中Xu 等(2001)和Ali等(2005)认为峨眉山大火成岩省主要由玄武岩组成，无法提供大量的碎屑锆石；何冰辉(2015)对宣威组下部地层的碎屑锆石进行的LA-ICP-MS U-Pb研究认为扬子克拉通西南缘在晚二叠世为宣威组提供了大量的物质来源；何冰辉等(2017)通过对滇东者海宣威组下部地层的碎屑锆石特征、稀土元素的研究，推测扬子克拉通西南缘为宣威组提供了部分碎屑物源。因此，对宣威组泥岩及砂岩进行全岩地球化学，并结合区域二叠纪沉积岩的地球化学数据综合研究，有助于判断上二叠统沉积岩的物源，并约束其沉积环境，理解扬子克拉通西缘晚二叠世构造演化。

本文以四川盆地西缘峨眉山地区宣威组顶部的砂岩、泥岩为研究对象，开展了沉积岩岩石学、地球化学分析，并结合前人的研究成果，约束宣威组的物源属性、沉积古环境及沉积构造背景，对理解扬子克拉通西南缘的演化具有重要意义。

1 区域地质背景

四川盆地处于扬子克拉通西侧，是由北东与北西向交叉的深断裂活动形成的菱形构造沉积盆地，为扬子克拉通的一个次级构造单元(朱志军等, 2012; 罗宏谓, 2019)。四川盆地北邻秦岭造山带，西邻龙门造山带和松潘-甘孜褶皱带，东面为华南褶皱带。四川盆地属内陆多旋回盆地，在印支期受挤压作用形成了盆地雏形，后遭受了一系列喜马拉雅期强烈的压扭性断褶活动，形成了现今盆地的构造面貌(图1，林茂炳, 1994; 刘和甫等, 1994; 郑荣才等, 2009)。四川盆地是在扬子克拉通基础上经多期构造旋回形成和发展起来的复合型或叠合型盆地(张岳桥等, 2011)，盆地基底为前震旦系的变质结晶基底，经历了中元古代(1.8～1.0 Ga)多次地壳增生作用后，最后由晋宁运动(1 000～830 Ma)固结形成(Chen and Jahn, 1998; Qiuetal., 2000; 陆松年等, 2004; Zhengetal., 2006)。盆地还经历了震旦纪-中三叠世的海相碳酸盐岩台地、晚三叠世-始新世的陆相碎屑盆地和渐新世以来的构造盆地3大演化阶段(汪泽成, 2002; 刘树根等, 2011)。古生代以后四川盆地西缘处于被动大陆边缘环境(汪泽成, 2002)，直到晚三叠世古特提斯洋向东逐渐闭合，松潘甘孜地区被挤压形成褶皱，龙门山开始早期隆升，扬子西缘的四川盆地也由被动大陆边缘转为前陆盆地(陈斌等, 2016)。

图 1 四川盆地及邻区构造背景图(据Enkelmann et al., 2007; 邓煜霖等, 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)

峨眉山地区位于四川盆地的西缘(图1)。震旦纪-三叠纪末，四川盆地整体处于被动大陆边缘环境，主要沉积以碳酸盐岩、泥岩及砂岩为主的地层(曾允孚等, 1979; 庞攀, 2015; 王贝, 2017; 耿元生等, 2017; 陈风霖等, 2018； 张浩然等, 2020)。二叠纪末，四川盆地主体主要沉积一套硅质灰岩组合的吴家坪组、长兴组及硅质砂页岩组合的大隆组，而盆地西南受峨眉山地幔柱活动的影响，主要沉积以砂岩为代表的河流相宣威组及海陆交互相的成煤岩系龙潭组(马永生, 2009; 邵龙义等, 2013)。三叠纪的印支运动主要表现为升降运动，三叠纪初期为河流环境(冯冲等, 2015)，晚三叠世地壳沉降，形成了浅海沉积环境(余世花, 2016)。早侏罗世至中侏罗世早期，地壳继续沉降，由河流环境转变为内陆湖泊环境。新近纪至第四纪，峨眉山地区抬升隆起，缺失了中新世沉积，形成了中更新统与下伏上新统间的不整合面(陈璐, 2014)。

峨眉山地区主要分布上元古界至第四系的地层，除泥盆系、志留系、石炭系以及奥陶系中、上统地层缺失外，其他时代地层出露相对较为完整(图2)(张继庆, 1983; Dongetal., 2006; 黄丹, 2012;庞攀, 2015; 姚婕, 2018),其中宣威组(P3x)是一套杂色砂岩、粉砂岩、泥岩及煤线的旋回层，底部为玄武岩的古风化壳，与下伏峨眉山玄武岩(P3e)平行不整合接触。上覆地层为东川组(T1d)，主要为紫红色砂岩、粉砂岩及泥岩的旋回层。峨眉山地区岩浆岩主要由新元古代峨眉山花岗岩及晚二叠世峨眉山玄武岩构成(图1)(庞攀, 2015; 姚婕, 2018; Zhuetal., 2019)。

图 2 研究区地质简图(a，据李宸等, 2020)和峨眉山地区宣威组-东川组地层柱状图(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 样品采集及测试方法

样品采集自四川峨眉山地区的宣威组(P3x)顶部(图2b)，坐标N29°34′52″、E103°24′50″。本次样品主要采自风化程度较弱的新鲜岩石，13件样品中泥岩样品有6件(XW-1～XW-6)，砂岩样品有7件(XW-7～XW-13)。泥岩呈灰绿、黄绿色，含粉砂黏土结构，薄层状构造(图3a)，镜下可见主要成分为高岭石等黏土矿物，含少量石英，局部可见海绿石、绿泥石(图3c)。砂岩呈紫红色，不等粒砂状结构，中-薄层状构造(图3b)，镜下可见成分大部分为火山岩屑，含有少量石英及长石，局部可见海绿石，胶结物主要为铁质(图3d)。

图 3 峨眉山地区宣威组顶部泥岩和砂岩野外露头(a、b)和显微镜下照片(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—长石； Lv—火山岩屑； Glt—海绿石； Kl—高岭石； Chl—绿泥石Q—quartz; F—feldspar; Lv—volcanic rock fragments; Glt—glauconite; Kl—kaolinite; Chl—chlorite

样品的全岩主微量、稀土元素分析在西南冶金地质测试中心进行。样品去除风化面后，用自来水清洗后分别用5%HNO3和5%HCl在超声波清洗仪中浸泡至无气泡产生，再用纯净水把样品冲洗干净，在低于100℃环境中烘干，在确保样品不会相互污染的情况下，将样品细碎到200目筛孔以下进行分析测试。常量元素测试采用X射线荧光光谱法(XRF)，在荷兰帕纳科Axios X荧光仪下完成，分析误差优于3%。称取0.1～0.5 g全岩粉末样品置于聚四氟坩埚中，用氢氟酸和硫酸进行分析，用重铬酸钾标准溶液滴定得到FeO含量，换算后，用XRF法获得的TFe2O3含量减去FeO含量，得到Fe2O3含量。微量元素和稀土元素测定采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)，在NexIon 300x ICP-MS仪器上完成，将细碎好的样品用酸溶法制成溶液，然后在等离子质谱仪上进行测定，并用标准溶液进行校正，实验具体方法步骤据参考文献(Qietal., 2000)，含量大于10×10-6元素分析误差小于5%，含量小于10×10-6的元素误差小于10%。

3 分析结果

3.1 主量元素

宣威组顶部6件泥岩样品及7件砂岩样品的常量元素分析结果见表1。泥岩SiO2含量为47.52%～51.65%，平均为49.42%；Al2O3含量为18.67%～19.52%，平均为19.11%；MnO和Fe2O3含量较低，分别为0.10%～0.13%和1.11%～1.71%。其余常量元素含量分别为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%)。较低的CaO含量及烧失量(LOI=7.24%～7.41%)表明黏土矿物及碳酸盐矿物含量较少，这与镜下观察到的现象是一致的(图3c)。

表 1 峨眉山地区宣威组顶部泥岩、砂岩主量元素分析结果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

宣威组顶部砂岩具有较低的SiO2含量，范围为39.60%～40.50%，平均为44.12%；较高的Fe2O3含量，为17.15%～18.59%；Al2O3含量为18.96%～19.67%，平均为19.3%；其余常量元素含量分别为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%)。与泥岩样品相比，砂岩样品明显受到淋滤作用影响，CaO含量明显降低，K2O含量却较高(表1)。在lg (K2O/Na2O)- lg (SiO2/Al2O3)砂岩分类图解上，砂岩样品均位于杂砂岩区域内(图4)。

图 4 峨眉山地区宣威组沉积岩岩石分类命名图解(底图据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

宣威组顶部泥岩和砂岩样品的稀土、微量元素含量及特征见表2。泥岩的ΣREE为164.74×10-6～ 2 824.74×10-6，平均为1 110.77×10-6； LREE为144.92×10-6～2 646.34×10-6，平均为1 022.63×10-6；HREE为19.82×10-6～178.40×10-6，平均为88.14 ×10-6；轻稀土元素与重稀土元素分馏较为明显，LREE/HREE为5.31～14.83，平均9.71，(La/Yb)N值为4.13～23.97，平均为11.89；δCe值为0.93～2.35， 平均为1.48；δEu值为0.33～0.61(除XW04为1.07外)，平均为0.60，有明显的负Eu异常。从稀土元素配分模式图中可以看出，宣威组泥岩具有轻稀土元素富集、重稀土元素较右倾、具Eu负异常的特点(图5a)，这些特征与峨眉山玄武岩相似。泥岩的微量元素含量与大陆上地壳(UCC)相比(Rudnick and Gao, 2003)，高场强元素(如Nb、Zr、Pb等)相对富集，大离子亲石元素(如Sr、Ba)出现强烈的亏损(图5b)。

表 2 峨眉山地区宣威组顶部泥岩、砂岩微量元素和稀土元素分析结果 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

图 5 峨眉山地区宣威组顶部泥岩、砂岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(原始地幔标准、球粒陨石标准据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) 数据来源： 平均后太古代页岩(PAAS)据Taylor和McLennan(1985)； 大陆上地壳(UCC)据Rudnick和Gao(2003)； 宣威组下部引自He等(2007)、 Zhang等(2010)、Zhao等(2016)； 峨眉山玄武岩、峨眉山流纹岩引自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

砂岩的ΣREE为170.88×10-6～361.52×10-6，平均为259.18 ×10-6；LREE为149.18×10-6～317.66×10-6，平均为225.29×10-6； HREE为21.70×10-6～43.86×10-6，平均为33.89 ×10-6；轻稀土元素与重稀土元素含量差异较大，分馏较为明显，LREE/HREE与(La/Yb)N值均较高，LREE/HREE值为5.25～7.26，平均为6.43，(La/Yb)N值为3.65～12.97，平均为8.53；δCe值为0.72～1.84，平均为1.12；δEu值为1.11～1.33，平均为1.2，表明有弱的正Eu异常。从稀土元素配分模式图中可以看出，宣威组砂岩具有轻稀土元素富集、重稀土元素较右倾、具Eu正异常、Ce微弱异常的特点，这些特征与峨眉山玄武岩相似(图5a)。砂岩的微量元素含量与大陆上地壳(UCC)(Rudnick and Gao, 2003)相比，相对富集高场强元素(如Nd、Zr、Hf等)，相对亏损大离子亲石元素(如Sr、Ba等)(图5b)。

4 讨论

4.1 物源区的古风化条件

湿润气候条件下，化学风化作用占主导地位，强烈控制碎屑岩的主量元素和微量元素组成(Nesbitt and Young, 1982; McLennanetal., 1993; Fedoetal., 1995)。相反，在干旱气候下，物理风化占主导地位，岩石化学成分不会发生重大变化。因此，化学指标为物源区古风化提供了一种良好的手段。在Al2O3-(CaO+Na2O)-K2O(A-CN-K)三元图中，样品偏离了钾交代作用趋势线(蓝色实线箭头)(Fedoetal., 1995)，而位于预测的理想风化趋势(红色实线箭头)的顶部，暗示了较强的风化作用(图6a)。这种强烈的风化作用可能导致了K2O的降低，从而提高了宣威组样品的化学蚀变指数CIA值(84.95～86.17，平均85.40，图6a)，表明样品经历了较强烈的风化作用(Nesbitt and Young, 1982)。所有的样品都位于斜长石与钾长石连线(灰色实线)之上，也表明这些样品在源区经历了强烈的风化作用。此外，宣威组样品中大量的高岭石可能来自宣威组泥岩及砂岩中长石的风化，也支持了强烈风化作用(图3c、3d)。同时，斜长石蚀变指数(PIA值)(98.65 ～99.89，平均99.27，表1)也表明物源经历了强烈的化学风化(Fedoetal., 1995)。对于成分变异性指数ICV(Coxetal., 1995)，泥岩样品的值为0.51～0.54(强烈风化)，砂岩样品的值为1.33～1.45(中等风化)，这些数值表明在半湿到潮湿的条件下，物源存在中度到强烈的化学风化(Ivanovaetal., 2015)。

图 6 峨眉山地区宣威组顶部泥岩、砂岩的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)判别图解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、球粒陨石标准据Sun和McDonough (1989)； 平均后太古代页岩(PAAS)据Taylor和McLennan (1985)； 大陆上地壳(UCC)据Rudnick和Gao (2003)； 宣威组引自He等(2007)、Zhang等(2010)、Zhao等(2016)； 龙潭组引自He等(2020)、于鑫等 (2017)； 峨眉山高Ti玄武岩、峨眉山流纹岩、峨眉山硅质岩、峨眉山正长岩引自Xu等(2001)、Xiao等(2004)、Fan等(2008)、Zi等(2012)、Zhu等(2017)； 扬子克拉通前寒武系至二叠系沉积岩引自Li等(2003)、肖加飞(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

运输过程中的水力分选主要是对矿物成分(Al2O3、TiO2和SiO2)进行分选，因此限制了物源的组成(Garciaetal., 1991)。在Al2O3-Zr-TiO2三元相图上(图6b)，样品具有低的Zr和相对较高的Al2O3和TiO2含量，表明分选过程较弱。微量元素比值也常用来确定源区的风化作用，宣威组样品在Th/Sc-Zr/Sc双变量图上沿着组分变化的趋势分布(图6c， McLennanetal., 1993)，表明沉积岩主要受组分变化控制，而不是水力分选。同时，在半湿到潮湿的环境中的风化作用主要以氧化反应为主，在这个过程中，一些元素，如U4+被氧化(U4+到U6+)通过淋滤作用消除，而不是Th残留在未风化的残留物中(McLennan and Taylor, 1980)，因此沉积岩的Th/U值与风化强度呈正相关，不同的源区和风化强度对应不同的比值(McLennan and Taylor, 1980； McLennanetal., 1993)。宣威组沉积岩具有高的Th/U值(3.30～4.69; 平均值为4.09)，这表明存在氧化条件(UCC>3.8， Taylor and McLennan, 1985)。在用来评价连续的化学风化作用和沉积再循环过程的Th-Th/U双变量图上，大多数样品沿着风化趋势绘制(图6d)，表明峨眉山地区处于源区的边缘，经历了强烈的构造隆起，并经历了快速剥蚀和沉积。

4.2 物源分析

扬子克拉通西缘二叠系沉积岩沉积于扬子克拉通之上，紧邻峨眉山大火成岩省，因此扬子克拉通及峨眉山大火成岩省是物源的可能来源(图1，Zhouetal., 2013)。考虑到峨眉山大火成岩省的火山序列主要由底部的低Ti玄武岩、上部的高Ti玄武岩和顶部的酸性火山岩组成，而在东部则主要为高Ti玄武岩(Xuetal., 2001; Xiaoetal., 2004)，结合宣威组样品中大量的火山碎屑(图3)及扬子克拉通西缘晚二叠世沉积岩近源堆积的特征，指示峨眉山大火成岩省的东部区域可能是其物源区之一。但前人对扬子克拉通西缘晚二叠世沉积岩的研究，认为扬子克拉通西南缘为宣威组提供了部分碎屑物源(Xuetal., 2001; Alietal., 2005; Zhouetal., 2013; 何冰辉, 2015; 何冰辉等, 2017)。

全岩地球化学数据蕴含了沉积物源的重要信息(Roser and Korsch, 1986; Cullers, 2000)。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图及微量元素原始地幔标准化蛛网图中，上二叠统沉积岩具有相同的特征，并与峨眉山高Ti玄武岩相似(图5)，这表明峨眉山高Ti玄武岩可能为上二叠统提供了部分物源。在Ni-V-Th三元图上，大部分晚二叠世沉积岩接近V-Ni线，少部分靠近长英质源区，反映了其具铁镁质岩石和长英质岩石的混合物源特征(图7a)。此外，晚二叠世沉积岩在Co/Th-La/Sc图中具有高的Co/Th值和低的La/Sc值(图7b)，在Th/Sc-Zr/Sc图中具有低的Th/Sc值和较低的Zr/Sc值(图6c)，意味着化学成熟度低，沉积循环弱，沉积岩主要受物质组分的改变控制。另外，在微量元素双变量图解中大部分的二叠系沉积岩都靠近峨眉山高Ti玄武岩范围(图7b、7c)，少量二叠系沉积岩位于扬子克拉通前寒武系到二叠系沉积岩范围(图7b)。

图 7 峨眉山地区宣威组沉积岩的V-Ni-Th (a， 底图据Bracciali et al., 2007)、Co/Th-La/Sc (b， 底图据McLennan et al., 1993; Zhao et al., 2017)、Al2O3/TiO2-δEu (c， 底图据Zhao et al., 2017)和TiO2-Ta (d， 底图据Zhao et al., 2017)物源判别图解(数据来源同图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)

在风化、运输和成岩过程中一些元素通常被认为是非活动性元素，如Ti(Nesbitt and Markovics, 1997)和Al(Jietal., 2000; Das and Krishnaswami, 2007)。宣威组沉积岩经历了强烈的化学风化作用和弱的分选作用(图6)，因此，Al2O3/TiO2值的变化是由于沉积岩中镁铁质组分的加入造成的(Willisetal., 1988)。来自宣威组的泥岩、砂岩样品具有较低的Al2O3/TiO2值，类似于峨眉山高Ti玄武岩(2.7～8.1; Zhuetal., 2018)，低于峨眉山流纹岩(>10.0; Zhuetal., 2018)。宣威组泥岩、砂岩落入或靠近峨眉山高Ti玄武岩区域附近(图6a)，支持了宣威组物源有峨眉山高Ti玄武岩的来源。另外，扬子克拉通西缘的晚二叠世沉积岩(宣威组、龙潭组等)具有变化的Al2O3/TiO2、Th/U、La/Sc、Th/Sc、δEu和Co/Th值(图6、图7)，并表现出弱的Eu负异常和类似于UCC的球粒陨石标准化稀土元素配分模式(图4)。扬子克拉通西缘上二叠统的沉积岩大部分位于靠近峨眉山高Ti玄武岩范围，少部分位于或靠近扬子克拉通前寒武至二叠系沉积岩范围(图6c、图7b)。

综上所述，地球化学特征和判别图解都表明晚二叠世扬子克拉通西南缘的沉积岩不仅从峨眉山大火成岩省东部区域接收了大量的高Ti玄武岩碎屑，还从扬子克拉通得到了物源补给。

4.3 沉积古环境

沉积岩中的元素含量、元素组合及相关比值可以为古环境的特征提供可靠信息(Rimmeretal., 2004; Algeo and Maynard, 2004; 张天福等, 2016; 高莲凤等, 2017; 谭聪等, 2019)。宣威组顶部泥岩的Sr/Ba值(0.19～0.21)及V/Ni值(2.08～2.89)符合陆相泥岩的特征，指示古沉积环境为淡水沉积环境。这与前人对宣威组沉积环境与沉积相的认识相符(李明龙等, 2014; Bercovicietal., 2015; 张天福等, 2016; 田景春等， 2016； 张廷山等, 2017)。但宣威组泥岩和砂岩中观察到的海绿石似乎表明峨眉山地区此时是海洋沉积环境(图3c、3d)(Odin and Matter, 1981; 梅冥相等, 2008)。Lweis(1964)认为海绿石能够通过短距离再搬运作用而离开其形成地点，但还是保存在同时代的沉积地层中(梅冥相等, 2008; 陈淑慧等, 2014)。Fischer(1990)认为地层中的海绿石也可以是从更老的地层中受外力搬运而来再沉积的海绿石颗粒。潘江涛等(2022)在永善宣威组下部中发现了海绿石，马玉孝等(2002)在攀枝花地区的上震旦统把关河组剖面中发现了6层含海绿石砂岩，钱逸等(1984)云南晋宁梅树村震旦系-寒武系中发现了海绿石，这些发现表明宣威组及更老的地层中拥有丰富的海绿石，结合宣威组顶部泥岩及砂岩的物源，我们认为宣威组顶部的海绿石可能是在宣威组及更老地层中的海绿石通过搬运再次沉积的。

一般认为泥岩中U/Th值大于0.75且δU大于1，为缺氧环境；U/Th值小于0.75且δU小于1为富氧环境(Jones and Manning, 1994; 吴朝东等, 1999; 张天福等, 2016)。宣威组顶部泥岩的U/Th值为0.21～0.30，平均为0.25；δU为0.78～0.95，平均为0.85，指示为富氧环境。另外，宣威组顶部泥岩中V/Cr值(1.87～1.96，平均1.93)及Ni/Co值(1.29～1.42，平均1.35)也符合沉积时水体环境为富氧的特征(Jones and Manning, 1994; 张天福等, 2016)。此外，宣威组顶部泥岩的Ceanom值(-0.06～-0.05； 李明龙等, 2014)，Eu负异常(δEu=0.33～0.61； 田景春等, 2016)也表明为氧化环境。同时，宣威组顶部砂岩样品的Fe2+/Fe3+范围在0.23～0.30，平均为0.26，指示砂岩沉积时为氧化环境(熊小辉等, 2011)。

Zhang 等(2010)在对贵州西部的宣威组研究中，认为宣威组碳质页岩的沉积环境为海水参与的缺氧环境，并且有热液作用，而砂质页岩形成于缺氧到富氧的过渡环境。阙薇(2008)对扬子克拉通西缘不同地区的二叠-三叠系界线附近采集的黏土岩进行了元素地球化学测试与分析，发现江油和广元地区的二叠纪末期海相沉积环境也为富氧环境。张廷山等(2017)发现筠连地区上二叠统宣威组广泛发育曲流河相、潮坪相和少量混积台地相沉积，煤层主要发育于潮上带沼泽微相带中。邓江红(2013)认为峨眉山宣威组中的斜层理、冲刷面等构造，表明宣威组沉积相为沼泽相-河流沼泽相。另外，宣威组的特征为由西向东地层厚度逐渐增大，并且沉积岩层自西向东由河流相变为潮坪相再往东变为碳酸盐岩台地相，这种古地理条件与沉积相分布特征(张廷山等, 2017)，说明峨眉山地区在二叠纪经历了海陆变迁。因此，我们认为峨眉山宣威组为海陆过渡相沉积，峨眉山二叠纪晚期已经进入海退阶段，沉积古环境也变为富氧的淡水沉积环境。

4.4 沉积构造背景

沉积岩的全岩地球化学已被用于区分沉积盆地的构造环境(Bhatia, 1983; Bhatia and Crook, 1986; Roser and Korsch, 1986)。稀土元素常被用于区分主动和被动边缘构造环境(Bhatia, 1985; McLennanetal., 1993; Verma and Armstrong-Altrin, 2013)。根据Bhatia(1985)的研究，被动边缘的稀土元素分布特征类似于UCC和后太古代澳大利亚页岩(PAAS)的平均值(Taylor and McLennan, 1985)，具有相对明显的Eu负异常。宣威组沉积岩的稀土元素特征与Eu异常不同于平均上地壳和后太古代澳大利亚页岩(图5)，表明其沉积环境并非是被动大陆边缘。而沉积岩中某些不活动元素的含量及其比值能够进一步判别并划分沉积构造环境(如大洋岛弧、大陆边缘弧、活动大陆边缘、被动大陆边缘)(Bhatia, 1983; Bhatia and Crook, 1986; McLennan and Taylor, 1991)。宣威组顶部沉积岩的LREE/HREE值接近活动大陆边缘砂岩，且相关的微量元素比值(如La/Y)也与活动大陆边缘砂岩相似(表3)。实际上，微量元素判别图解也给出一致的结果，上二叠统宣威组沉积岩落在全球活动大陆边缘砂岩范围，暗示它们是在活动大陆边缘环境下沉积的(图8b～8d)。另外，宣威组顶部泥岩和砂岩较低的K2O(2.98%～3.30%)及Na2O(0.01%～0.11%)含量(图6a)，暗示其可能经历了短距离运输和快速堆积，物源来自于地壳抬升地区。

表 3 宣威组泥岩、砂岩与其他构造背景砂岩的地球化学参数对比Table 3 Comparation of geochemical parameters between the mudstone and sandstone from Xuanwei Formation and sandstone of different tectonic settings

图 8 峨眉山地区宣威组沉积岩的La-Th-Sc(a)、Th-Sc-Zr/10(b)和Th-Co-Zr/10(c)构造判别图(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)全球活动大陆边缘砂岩据Verma和Armstrong-Altrin (2016)，其他数据来源同图6the global scope of active continental margin sandstones from Verma and Armstrong-Altrin, 2016, the other data sources are shown in Fig. 6

中二叠世末期，金沙江-哀牢山洋由南向北俯冲导致弧后发生大规模伸展，峨眉裂谷活动，进一步的地壳隆升导致茅口组受到不同程度的剥蚀(梅庆华等, 2014)。随后，峨眉地幔柱开始活动并引发大规模火山喷发(260.55～ 257.22 Ma)形成了峨眉山大火成岩省(Zhongetal., 2014; Lietal., 2018; Huangetal., 2022)，使得四川盆地周缘中二叠世末期的气候变暖，这可能大大加强了该地区的化学风化作用(Huangetal., 2022)。晚二叠世期间，峨眉地幔柱的活动使得位于扬子克拉通西南边缘的康滇裂谷带重新开始活跃，并在峨眉山地区发育一套大陆裂谷边缘玄武岩(熊舜华等， 1984)。由于康滇裂谷带的活动，扬子克拉通西南缘进入隆升剥蚀阶段，西南地区整体进入海退时期，呈现出西高东低的古地理格局(图9b)(邵龙义等, 2013; 高彩霞, 2015; Huangetal., 2021)。宣威组沉积岩的构造判别图解也支持晚二叠世扬子克拉通西南缘是一个活动大陆边缘环境(图8)。基于上述讨论，我们认为在晚二叠世，峨眉山地区的沉积岩主要受物质组分的变化控制，除接受了峨眉山大火成岩省中高Ti玄武岩提供的碎屑物源，还接受了扬子克拉通的物源补给，其沉积构造背景为扬子克拉通西缘的活动大陆边缘环境(图9c)。

图 9 晚二叠世华南板块与相邻板块海陆分布和主要沉积相重建图[a, 据Cocks 和Torsvik(2013)、Zhao 等(2018)、 邓煜霖等(2018)和Huang 等(2021)修改]、晚二叠世扬子克拉通周缘构造沉积盆地模型[b， 据马永生(2009)和Zhu等(2018)修改，峨眉山大火成岩省位置据Li 等 (2021)]和晚二叠世扬子克拉通西南缘地区古地理演化模式图[c， 据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 结论

(1) 峨眉山宣威组沉积岩中大量的高岭石、高的CIA值、高的PIA值及低的ICV值表明源区遭受了强烈的化学风化作用，并经历了快速剥蚀和沉积。

(2) 峨眉山宣威组沉积岩的微量元素含量与大陆上地壳(UCC)相比，相对富集高场强元素，相对亏损大离子亲石元素，结合沉积岩判别图解，认为宣威组沉积岩的物源属于混合物源，物源不仅来自于峨眉山高Ti玄武岩，还接受了扬子克拉通的物源补给。

(3) 根据峨眉山宣威组全岩地球化学特征，结合前人对宣威组沉积相的研究，认为峨眉山二叠纪晚期已经进入海退阶段，沉积古环境也变为富氧的淡水沉积环境。

(4) 峨眉山宣威组的LREE/HREE及La/Y值接近活动大陆边缘砂岩，微量元素判别图解也表明其是在活动大陆边缘环境下沉积的，因此认为扬子克拉通西缘峨眉山地区晚二叠世期间处于活动大陆边缘沉积环境。