鄂西南利川三疊紀須家河組地球化學特征及其對風化、物源與構造背景的指示*

田洋 趙小明 王令占 涂兵 謝國剛 曾波夫

TIAN Yang，ZHAO XiaoMing，WANG LingZhan，TU Bing，XIE GuoGang and ZENG BoFu

武漢地質礦產(chǎn)研究所，武漢 430205

Wuhan Institute of Geology and Mineral Resources，Wuhan 430205，China

2014-04-06 收稿，2014-09-15 改回.

碎屑沉積巖對于研究物源區(qū)組成、地質演化、風化程度及構造背景具有不可替代的作用(Taylor and McLennan，1985)，尤其是在火成巖缺乏的地區(qū)，如:俗稱的“揚子陸塊”，而對于碎屑沉積巖的研究主要集中于巖石學和地球化學方面。巖石學方面，Dickinson and Suczek(1979)提出了砂巖骨架組成與構造環(huán)境的關系，按不同的板塊構造單元特點劃分出3 個一級物源區(qū)和9 個次級物源區(qū)，之后該模型未得到深入改進。地球化學方面，是利用一些特征元素含量、比值、多變量判別圖解與判別方程來指示物源與構造背景，如:風化過程中難遷移的微量(Th、Sc、Zr 等)、稀土元素及相應比值(La/Sc、La/Th、Th/Co 等)(Bhatia and Crook， 1986;Armstrong-Altrin et al.，2004)，主量元素K2O/Na2O-SiO2(Roser and Korsch，1986)判別圖解及多變量判別方程(Bhatia，1983;Roser and Korsch，1988)。由于碎屑顆粒組成統(tǒng)計的不確定性(Fedo et al.，1997)及測試精度與地球化學研究手段的提高，越來越多的地質工作者逐漸傾向于使用地球化學方法進行物源與構造背景研究(McLennan and Taylor，1991;Cullers，2000;Yan et al.，2002;Li et al.，2004;Rashid，2005;李雙應等，2005;張金亮和張鑫，2007;Dostal and Keppie，2009;張英利等，2011;Yang et al.，2012;楊棟棟等，2012)。

揚子陸塊自埃迪卡拉紀到二疊紀為一個穩(wěn)定的古地理單元，而且多數(shù)時間沉積淺水碳酸鹽巖，發(fā)生在三疊紀的印支運動—“表現(xiàn)為華北板塊向南強烈擠壓，秦嶺造山帶大規(guī)模隆升，華夏地塊強烈北西向擠壓以及印支板塊向北的擠壓”，結束了這一海相沉積歷史(梅冥相，2010;Wang et al.，2013)。晚三疊世須家河組就是在這一構造背景下形成的一套碎屑巖沉積。目前，對川-渝-鄂西南地區(qū)須家河組碎屑巖物源與構造背景的探討主要是采用古水流、砂礫巖等厚圖、重礦物組合及碎屑組分Dickinson 判別圖解(林良彪等，2006;施振生等，2010;淡永等，2013)等傳統(tǒng)的地質方法來實現(xiàn)的，本文在前人研究基礎上，綜合碎屑巖顆粒組成與地球化學特征，對鄂西南利川地區(qū)須家河組碎屑巖風化程度、物源及構造背景進行了系統(tǒng)探討。

1 地質背景

研究區(qū)位于湖北省西南部利川市，剖面位于利川市西南約40km 的忠路鎮(zhèn)顏家溝村，起點坐標:E108°41'12″，N30°05'14″(下文簡稱“忠路剖面”，圖1a，b)，構造位置屬中揚子陸塊川東構造帶(Yan et al.，2003)。須家河組廣泛出露于川-渝-鄂西地區(qū)，巖性穩(wěn)定，唯稱謂及時代跨度有所不同，如:四川盆地須家河組跨諾利期與瑞替期，而到了鄂西宜昌地區(qū)稱為沙鎮(zhèn)溪組，沉積時代屬于晚瑞替期(梅冥相，2010)。忠路剖面須家河組底部為灰綠色頁片狀泥巖夾中層狀細砂巖，泥巖中產(chǎn)豐富植物化石，向上為灰白、灰綠色厚層至塊狀粗-中粒巖屑石英砂巖、長石石英砂巖、石英砂巖與灰綠色中層狀細粒巖屑石英砂巖、長石石英砂巖，夾灰綠色薄層狀(碳質)泥巖及薄煤層，砂巖平行層理，槽狀、板狀、楔狀交錯層理發(fā)育，平行不整合于中三疊世巴東組三段之上，整合于侏羅紀自流井組之下(圖1c)。

2 樣品采集與分析

本次研究采集新鮮樣品，以降低風化作用的影響。砂巖碎屑組成在偏光顯微鏡下進行統(tǒng)計，由于忠路剖面砂巖薄片樣品較少，故補采其北東側三叉河剖面砂巖樣品(圖1b)。碎屑巖組成統(tǒng)計采用點計數(shù)法(Dickinson，1985)。統(tǒng)計內(nèi)容為:石英顆粒總數(shù)Qt，包括單晶石英Qm與多晶石英Qp;長石顆?？倲?shù)F，包括斜長石P 和鉀長石K;不穩(wěn)定巖屑總數(shù)L，包括火成巖巖屑Lv與沉積巖或變質巖巖屑Ls，由于鏡下未見火成巖巖屑，因此L=Ls;所有巖屑總數(shù)Lt=L +Qp。另外，鏡下常見長石被高嶺石、絹云母部分交代，但晶形保留，雙晶可辨，將其整體計為長石顆粒，陸源白云母計入沉積巖巖屑。地球化學樣品加工及測試在國土資源部中南資源礦產(chǎn)監(jiān)督檢測中心完成，首先將樣品無污染粉碎至200 目干燥后備用，全巖主量元素在X 射線熒光光譜儀(AXIOS)上測試，微量元素與稀土元素在電感耦合等離子體質譜儀(ICPMS-X SeriesⅡ)上進行分析，測試精度優(yōu)于5%。

3 分析結果

3.1 砂巖碎屑顆粒特征

圖1 研究區(qū)及鄰區(qū)晚三疊世瑞替期沉積盆地格局(a，據(jù)梅冥相，2010)、研究區(qū)地質簡圖(b)和忠路剖面采樣點圖(c)1-構造塊體主運動方向;2-瑞替期盆地超覆方向;3-中三疊世前形成的隆起區(qū)域;4-早三疊世前形成的隆起區(qū)域;5-諾利期形成的隆起區(qū)域;6-瑞替早期陸相盆地;7-瑞替晚期陸相盆地;8-瑞替早期陸相盆地邊界;9-瑞替晚期陸相盆地邊界;10-省界;11-奧陶系-石炭系;12-二疊系;13-三疊系;14-侏羅系;15-須家河組;16-地層界線;17-斷層線;18-地名點;19-剖面位置;20-灰?guī)r;21-泥巖;22-碳質泥巖;23-粉砂巖;24-泥質砂巖;25-粉砂質細砂巖;26-石英砂巖;27-長石石英砂巖;28-巖屑石英砂巖Fig.1 Outline map showing the distribution pattern of sedimentary basin for the Late Triassic Rhaetian in the study area and its adjacent areas (a，after Mei，2010)，geological sketch map of study area (b)and sample location along Zhonglu section (c)

須家河組砂巖主要為長石石英砂巖與巖屑石英砂巖，碎屑顆粒平均含量為88.19%，石英含量51% ～89%，平均為76.23%。其中單晶石英:次棱角狀-次圓狀，弱重結晶，平均含量61.73%;石英巖:次圓狀，含量2% ～20%，平均為9.54%;硅質巖:次棱角狀為主，隱晶-微晶結構，含量1% ～15%，平均為4.96%。長石:次棱角狀-次圓狀，常被其他礦物不完全交代，但晶形及雙晶可辨，平均4.88%。其中鉀長石:強烈粘土礦物化(高嶺石化)，見條紋雙晶，偶見文象結構，含量0% ～6%，平均1.96%;斜長石:多絹云母化，見聚片雙晶，含量0% ～8%，平均2.92%;與三叉河剖面不同的是，忠路剖面鉀長石含量高于斜長石。巖屑均為泥質巖，具顯微鱗片結構，呈不規(guī)則團塊充填于石英、長石顆粒之間，含量主要變化于0% ～14%之間，平均7.08%。Q/(Q+F+L)平均值為0.86，Qm/Q 為0.69 ～0.96，平均0.81，表明碎屑顆粒石英占主體，且以單晶石英為主。另外，砂巖普遍具有鋯石-板鈦礦-磁鐵礦-電氣石的重礦物組合，不同的重礦物組合往往是不同母巖類型的反映，依照施振生等(2010)對四川盆地上三疊統(tǒng)碎屑巖重礦物組合與母巖類型對應關系的研究成果，該重礦物組合指示源巖主要為酸性巖或低級變質巖。

3.2 地球化學特征

3.2.1 主量元素特征

如表1 所示，忠路剖面須家河組砂巖SiO2含量較高，為77.14% ～92.79%，平均為84.14%，表明砂巖中石英或富含SiO2的礦物含量較高，這與薄片鑒定結果一致;Al2O3含量次之，分布于3.86% ～14.15%之間，平均為9.69%，而泥巖中Al2O3含量卻很高，為17.42% ～20.21%，平均為19.24%，表明其含量與泥質沉積物的含量有關。樣品K2O 含量為0.35% ～5.88%，平均2.33%，CaO 含量低，為0.16% ～

0.39%，平均0.29%，與鏡下未見碳酸鹽礦物這一特點吻合。Na2O 含量最高僅為0.48%，K2O/(CaO + Na2O)為1.05 ～10.95，平均為5.92，砂巖的平均值為4.73，K2O/Na2O 為4.90 ～82.41，平均為38.60，砂巖為40.01，K2O/Na2O(摩爾量之比)平均值為25.39，砂巖中為26.32，雖然鏡下觀察表明忠路剖面砂巖中鉀長石含量高于斜長石，但不足以造成如K2O 與Na2O 含量如此大的差異，因此這可能指示了泥質巖巖屑中含富鉀礦物或長石受到富鉀粘土礦物交代，如:伊利石。自流井組樣品K2O、Na2O 含量接近，可明顯區(qū)別于須家河組。

表1 利川忠路剖面須家河組碎屑巖主量元素分析結果（wt%）Table1 MajorelementcontentsofclasticrocksfromXujiaheFormation atZhonglu section （wt%）

表2 利川忠路剖面須家河組碎屑巖微量及稀土元素分析結果（ ×10 -6 ）Table2 TraceelementscontentsofclasticrocksfromXujiaheFormation atZhonglu section （ ×10 -6 ）

3.2.2 微量元素與稀土元素特征

從樣品微量元素分布來看(表2)，須家河組具有與上地殼相似的高場強元素(如:U、Th)、大離子親石元素(如:Pb、Rb)組成，但Sr 含量明顯低于上地殼值。過渡族元素Zn、Cr、Co 元素含量虧損，砂巖中Sc、V 相對于上地殼虧損，泥巖中卻富集。

須家河組碎屑巖稀土含量、特征比值如表2 所示，泥巖ΣREE 為107 ×10-6～415 ×10-6，平均為259 ×10-6，明顯高于砂巖ΣREE 含量:62 ×10-6～171 ×10-6(除10-2h)，平均為160 ×10-6，且ΣREE 與SiO2存在較好的負相性。樣品ΣLREE/ΣHREE 為7.74 ～18.27，平均為13.51;Eu/Eu*為0.53 ～0.79，平均為0.61;Ce/Ce*為0.55 ～1.09，平均為0.79;La/Yb 比值在10.27 ～32.68 之間，平均為23.69;(La/Yb)N值為6.94 ～22.08，平均為16.01;(La/Yb)ucc值為0.65～2.07，平均值為1.50。盡管樣品REE 絕對含量變化較大，但球粒隕石標準化配分型式較一致，均呈現(xiàn)輕稀土富集、重稀土平坦及中度Ce、Eu 負異常特征，這與大陸上地殼稀土元素配分型式極為相似(圖2)。

圖2 忠路剖面須家河組碎屑巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據(jù)Taylor and McLennan，1985)Fig. 2 Chondrite-normalized REE patterns for Xujiahe Formation clastic rocks at Zhonglu section，in Lichuan area(normalized values after Taylor and McLennan，1985)

4 討論

4.1 化學成分與風化作用

4.1.1 成分變異指數(shù)

Cox et al.(1995)在研究簡單大陸板塊上泥巖成分隨時間系統(tǒng)變化時，發(fā)現(xiàn)與年輕的沉積物相比，除K2O 表現(xiàn)出上升趨勢、SiO2與Al2O3沒有明顯規(guī)律外，再旋回沉積物氧化物含量均呈現(xiàn)下降趨勢，并提出了成分變異指數(shù):

沉積物在循環(huán)過程中非粘土性礦物的降低與粘土性礦物的增長，或者第一次循環(huán)碎屑輸入量的降低，都將導致ICV 值降低。粘土礦物含量較低的巖石ICV 值一般＞1，這種巖石經(jīng)常作為第一次旋回的沉積物沉積于構造活動地區(qū);粘土礦物含量較高的碎屑巖ICV 值＜1，形成于構造平靜環(huán)境，此背景下第一次循環(huán)沉積物的再循環(huán)十分發(fā)育(Cox et al.，1995)。揚子陸塊屬于穩(wěn)定的克拉通，研究區(qū)位于揚子陸塊中部，符合Cox 提出的簡單大陸板塊的前提，本文嘗試將ICV 值應用于砂級碎屑巖研究。須家河組碎屑巖ICV 值為0.18 ～0.68，平均值為0.45，表明巖石中含有較高的粘土礦物，物源主要為再旋回沉積物，這與前文所述的砂巖含泥質巖巖屑、長石普遍高嶺石化的特征一致?？v向上，ICV 表現(xiàn)為三段式變化(包括自流井組的2 個樣品，圖1c)，2-10 層底部，ICV 值有所波動，但整體顯示了逐漸下降的特點;10 層上部-12 層底部達到最低值;12 層中部-15 層，ICV 值明顯增加，可能反映了第一次旋回碎屑物輸入量的增加。

4.1.2 化學風化指數(shù)

4.1.2.1 CIA 的計算方法

Nesbitt and Young(1982)指出長石是地殼含量最高的不穩(wěn)定礦物，因此化學風化作用主要表現(xiàn)在長石的風化與相應粘土礦物的形成。風化過程中，長石中的K、Na、Ca 離子溶解，導致風化產(chǎn)物中Al 與堿金屬比例的增加，并以此為依據(jù)提出了細碎屑巖的化學風化指數(shù):

CaO*是硅酸鹽礦物中的CaO 含量，不包括碳酸鹽與磷灰石中的CaO?；瘜W風化越強烈，CIA 值就越大，如:更新世冰磧土的CIA 為52，冰川粘土為60 ～65，季紋泥約為60，頁巖平均值為70 ～75，殘余粘土最高。McLennan(1993)提出CaO*的校正方法，先利用P2O5含量除去磷灰石中的CaO，本文計算方法采用:CaO =10/3 × P2O5(摩爾量)(Deer et al.，1966)，再計算CaO/Na2O 的摩爾比值，如果比值＞1，以Na2O 的摩爾含量代替CaO;若比值＜1，則直接以CaO 摩爾含量來計算。雖然鏡下觀察未見碳酸鹽礦物，但為謹慎起見，依然按照McLennan(1993)的方法計算CaO*值。

4.1.2.2 沉積物再循環(huán)、碎屑粒度對CIA 的影響

CIA 最早廣泛應用于元古代氣候研究，分析的對象是細碎屑巖和雜礫巖的基質(Nesbitt and Young，1982，1989;Fedo et al.，1997;Feng et al.，2004)。元古代之前的沉積巖不發(fā)育，沉積再循環(huán)作用對物源成分的影響很小，元古代之后沉積巖已經(jīng)十分發(fā)育，因此沉積再循環(huán)作用對于物源成分的影響就不容忽略了(馮連君等，2003)。沉積物的再循環(huán)使粘土礦物比例增加，從而使CIA 值得到累積。ICV 的特征表明研究區(qū)物源主要為再旋回沉積物，因此CIA 值是沉積物循環(huán)過程中化學風化作用累積的結果，并不能直接代表末次沉積的化學風化強度。Shao and Yang(2012)對長江流域懸浮物粒度與CIA 值的相關性研究表明CIA 受懸浮物粒度的影響非常弱。同時，國內(nèi)一些學者將CIA 運用到了中砂級沉積物的研究，并取得了良好的效果(張金亮和張鑫，2007;張鑫等，2007;趙小明等，2011)。粒度分析表明本次用于CIA研究樣品除樣品4-1h、6-1h、7-1h、9-1h 中的部分顆粒達到中砂級別外(定名為:中砂質細砂巖)，其他樣品的顆粒處于細粒及以下級別(定名為:細砂巖、粗粉砂質極細砂巖、泥巖)。忠路剖面的CIA 值如表1 所示，研究表明CIA 值與粒度不具明顯相關性，因此CIA 值受粒度影響較小。

4.1.2.3 CIA 特征

利川忠路剖面砂巖與泥巖的CIA 值沒有明顯區(qū)別，介于72.10 ～96.28 之間，平均為81.18(表1)，大于頁巖平均值，表明沉積物累積經(jīng)歷的化學風化作用強烈。細砂巖樣品10-2h、11-1h 與12-1h，CIA 值均大于91，這與鏡下觀察到的長石普遍高嶺石化現(xiàn)象一致，表明樣品CIA 值主要與粘土礦物含量有關?？v向上，CIA 變化表現(xiàn)出三分性(包括自流井組的2個樣品，圖1c)，2-10 層下部，CIA 值變化幅度不大，但顯示持續(xù)下降特點，10 層上部-12 層下部，CIA 位于高峰值，指示累積化學風化作用達到頂峰，12 層上部-15 層，CIA 值持續(xù)降低。

CIA 值與ICV 值具有良好的負相關性(圖1c)，相關系數(shù)R2=0.866。2-10 層下部，ICV 的減小表明再循環(huán)物質輸入比例增加，這會造成粘土礦物(如:高嶺石、綠泥石的CIA 接近100)比例增加(Cox et al.，1995)，從而導致CIA 值升高，隨著再循環(huán)碎屑輸入量達到最高值，CIA 也達到頂峰值(10層上部-12 層下部)。同樣，12 層上部-15 層，隨著第一次循環(huán)物質輸入量的增加(ICV 升高)，CIA 值明顯降低。因此，CIA 的變化可能主要是由不同時期輸入碎屑物成分不同引起的。

4.2 物源

4.2.1 主量元素與物源

Roser and Korsch(1988)提出了一套適用于砂、泥巖的主量元素多變量物源區(qū)環(huán)境的判別函數(shù)。如圖3 所示，除1 個泥巖樣品外，包括自流井組樣品在內(nèi)的所有樣品均落入富含石英質沉積巖物源區(qū)，該物源區(qū)可能為古老的地質體、克拉通或是再旋回造山帶。值得指出的是，泥巖樣品的F2 值明顯高于砂巖樣品，這可能與泥巖中Al2O3與TiO2含量較高有關。

圖3 須家河組碎屑巖F2-F1 物源判別圖解(據(jù)Roser and Korsch，1988)Fig. 3 Discrimination function diagram (F2-F1) for illustrating sedimentary provenance of Xujiahe Formation clastic rocks (after Roser and Korsch，1988)

4.2.2 微量、稀土元素與物源

部分微量元素(如:Th、Sc、V、Co)對碎屑沉積物源區(qū)具有良好的指示意義(Bhatia and Crook，1986)。鎂鐵質會導致碎屑沉積物中Sc、V 和Co 等元素的升高，而長英質則會引起La 和Th 等元素的增加，與上地殼相比須家河組砂巖具有明顯偏低的Sc、V 和Co，弱虧損的Th 與富集的La 含量(表2)，La/Sc、Th/Sc、Th/Co 平均值分別為:5.54、1.09 與3.88，均明顯大于上地殼比值，表明源巖更可能是長英質巖石。

REE 常被認為是非遷移的，在沉積作用過程中僅僅顯示微小的變化，源區(qū)巖石中的豐度以及風化條件是控制沉積物中REE 的主要因素，而沉積時和沉積后的作用，如:搬運、沉積和成巖過程中的交換反應，對沉積物中REE 含量的改變很微弱，因此源區(qū)巖石REE 特征能夠被可靠地保存在沉積物中(Bhatia，1985)。Eu 異常(Eu/Eu*)可以靈敏地反映體系內(nèi)的地球化學狀態(tài)，并可作為鑒別物質來源的重要參數(shù)，如:花崗巖和長英質變質巖以及來自大陸源區(qū)的沉積巖等Eu 多顯示為負異常。須家河組砂巖的Eu/Eu*比值在0.53～0.79 之間，平均0.61(表2)，顯示負異常，記錄了源巖的Eu 虧損。同樣，稀土元素的配分型式可以客觀的反映沉積物物源性質。前文指出須家河組碎屑巖稀土元素具有與上地殼相似的配分型式，表明沉積物主要來源于上地殼。其原因在于上地殼中大離子親石元素的含量相對于原始地幔明顯偏高，導致輕稀土富集重稀土虧損，而上地殼內(nèi)缺少使重稀土分餾的因素，因而重稀土含量均勻，Eu 的負異常是由于元素分異作用使上地殼中Eu 元素缺失造成的(McLennan et al.，1995)。

圖4 利川地區(qū)須家河組砂巖Q-F-L (a)、Qm-P-K (b)和Qm-F-Lt(c)大地構造背景判別圖解(據(jù)Dickinson and Suczek，1979)CB-大陸板塊物源區(qū);RO-再旋回造山物源區(qū);MA-巖漿弧物源區(qū)Fig.4 Q-F-L (a)，Qm-P-K (b)and Qm-F-Lt(c)tectonic settings discriminating diagrams for Xujiahe Formation in Lichuan area(after Dickinson and Suczek，1979)

4.3 構造背景

4.3.1 砂巖碎屑組成與構造背景

Dickinson and Suczek(1979)提出了砂巖碎屑顆粒組成與物源區(qū)構造環(huán)境Q-F-L、Qm-F-Lt及Qm-P-K 判別圖解，并指出大陸板塊來源與再旋回造山帶來源在Q-F-L 圖解的Q 極點有部分重合，兩者不易區(qū)分，而Qm-F-Lt能較好的區(qū)分這兩者。在Q-F-L 圖解中(圖4a)，忠路剖面須家河組與自流井組樣品均落入再旋回造山帶，且較緊密的分布于Q 極點附近，三叉河地區(qū)樣品較分散，部分指示了大陸板塊來源;Qm-F-Lt圖解中(圖4c)，除了1 個樣品外，均指示了再旋回造山來源;Qm-P-K 圖解(圖4b)高度一致的表明物源來自成熟度較高的大陸板塊或再旋回物源區(qū)。上述圖解綜合表明須家河組砂巖物源主要來自再旋回造山帶。再旋回造山帶物源區(qū)可分為3 種:第一是板塊俯沖帶的混雜巖物源區(qū)，由已有構造形變的蛇綠巖和大洋中其他物質所組成;第二是碰撞造山帶物源區(qū)，即兩個板塊相接合的地區(qū)，大部分由沉積、沉積變質的推覆體和沖斷巖席所組成;第三，前陸隆起物源區(qū)，為前陸褶皺-沖斷帶(巖石類型為沉積巖序列)所形成的高地，被侵蝕后產(chǎn)生的碎屑可直接流入相鄰的前陸盆地內(nèi)，此外，盆地還接受克拉通內(nèi)隆起提供的碎屑物質，因而砂巖的成熟度也相對高一些(Dickinson and Suczek，1979)。須家河組砂巖石英顆粒含量高，石英對長石的比值高，普遍含有(低級變質)沉積巖巖屑，不含火成巖巖屑，這些特征均指示物源區(qū)主要為前陸隆起區(qū)。

4.3.2 主量元素與構造背景

Bhatia(1983)指出從大洋島弧、大陸島弧、活動大陸邊緣到被動大陸邊緣，雜砂巖(Fe2O3T+ MgO)*、TiO2*、Al2O3/SiO2降低，而K2O/Na2O 與Al2O3/(CaO +Na2O)值增加(表3)，并建立了主量元素多變量構造環(huán)境判別方程。同時，一些學者將其推廣到砂巖的構造背景研究中，并取得了良好的成效(張金亮和張鑫，2007;Kong et al.，2011)。利川忠路剖面砂巖(Fe2O3T+MgO)*:0.98% ～3.20%，平均1.50%;TiO2*:0.09% ～1.09%，平均0.39%;Al2O3/SiO2:0.04 ～0.18，平均0.12;K2O/Na2O:4.90 ～82.41，平均40.01，最接近被動大陸邊緣的特征值(表3)，由于砂巖極度貧Na2O，因此具有較高K2O/Na2O 比值。自流井組2 個砂巖樣品卻更接近活動大陸邊緣特征。此次研究將泥巖也納入構造環(huán)境判別方程，如圖5a，6 個砂巖與1 個泥巖樣品落入被動大陸邊緣，4 個砂巖與2 個泥巖樣品落入活動大陸邊緣區(qū)域，指示了構造背景為被動與活動大陸邊緣。

Roser and Korsch(1986)利用砂、泥巖K2O/Na2O 與SiO2的變化規(guī)律，提出了K2O/Na2O-SiO2構造環(huán)境判別圖解(圖5b)，所有樣品顯示出了高度的一致性，均指示了被動大陸邊緣構造環(huán)境?？紤]到沉積物再循環(huán)過程使K2O 增加(Cox et al.，1995)，而導致K2O/Na2O 比值升高，因此構造背景也可能包括活動大陸邊緣。

4.3.3 微量、稀土元素與構造背景

由于稀土元素和一些微量元素，如:Th、Sc、Co，在天然水體中很難溶解，不易受風化搬運和沉積作用影響，能夠很好的反映源區(qū)的地球化學性質，因此被廣泛的應用到沉積物物源和構造背景的研究中(Bhatia and Crook，1986;McLennanet al.，1995)。將須家河組與自流井組16 個樣品投影到Bhatia and Crook(1986)建立的La-Th-Sc 三角圖中(圖6)，除3 個樣品位于大陸島弧區(qū)(附近)外，其他均緊鄰活動及被動大陸邊緣區(qū)分布。砂巖微量元素Pb、Th、Sc、V、Co、Zn、La、Ce、Nd 平均含量分別為16.13 ×10-6、7.79 ×10-6、6.61 ×10-6、34.52 ×10-6、2.68 ×10-6、16.05 ×10-6、41.12 ×10-6、65.01 ×10-6、28.73 ×10-6，Rb/Sr、Th/U、La/Th、La/Sc、Th/Sc、Sc/Cr 平均比值分別為2.76、5.90、5.16、6.34、1.23、0.30，總體最接近被動大陸邊緣特征值(表3)。因此，認為須家河組沉積時期的構造背景主要為被動大陸邊緣。

表3 須家河組砂巖與不同構造環(huán)境雜砂巖主量元素(wt%，據(jù)Bhatia，1983)、微量元素(×10 -6，據(jù)Bhatia and Crook，1986)特征參數(shù)的對比Table 3 Comparison major (wt%)and trace (×10 -6)elements characteristics of Xujiahe Formation sandstones with graywackes in different tectonic settings (after Bhatia，1983;Bhatia and Crook，1986)

圖5 須家河組碎屑巖F4-F3(a，據(jù)Bhatia，1983)和K2O/Na2O-SiO2(b，據(jù)Roser and Korsch，1986)構造環(huán)境判別圖解PM:被動大陸邊緣;ACM:活動大陸邊緣;OIA:大洋島弧;CIA:大陸島弧Fig.5 Tectonic discrimination diagram of the Xujiahe Formation clastic rocks base on F4-F3 (a，after Bhatia，1983)and K2O/Na2O vs. SiO2(b，after Roser and Korsch，1986)

Bhatia(1985)對已知構造背景的雜砂巖、泥巖的地球化學特征參數(shù)進行總結，確定了不同構造環(huán)境下稀土元素及特征參數(shù)值(表4)。忠路剖面須家河組砂巖的稀土元素平均值與之對比表明，La、La/Yb、(La/Yb)N最接近被動大陸邊緣，Eu/Eu*、∑LREE/∑HREE 與安第斯型大陸邊緣最接近，而Ce 與∑REE 具有大陸島弧特征，考慮到被動大陸邊緣形成的砂巖可以包含較多大陸島弧的地球化學信息(柏道遠等，2007)，因此，該特征反映了晚三疊世須家河組沉積時期的構造背景為活動與被動大陸邊緣，對應的物源來自隆升的基底與克拉通內(nèi)部的構造高地。這與前文判別函數(shù)F4-F3的判斷結果一致。

表4 須家河組砂巖與不同構造環(huán)境雜砂巖稀土元素特征參數(shù)的對比(據(jù)Bhatia，1985)Table 4 Comparison REE characteristics of Xujiahe Formation sandstones with graywackes in different tectonic settings (after Bhatia，1985)

圖6 須家河組碎屑巖微量元素La-Th-Sc 構造環(huán)境判別圖解(據(jù)Bhatia and Crook，1986)Fig. 6 Tectonic discrimination diagrams of the Xujiahe Formation clastic rocks base on La-Th-Sc (after Bhatia and Crook，1986)

晚三疊世時期，揚子陸塊東南側發(fā)生陸內(nèi)擠壓造山形成雪峰山陸內(nèi)復合構造系統(tǒng)(Wang et al.，2005;鄭榮才等，2009;Zhang et al.，2013)，同時，揚子陸塊北側與華北陸塊及其間的秦嶺微陸塊發(fā)生持續(xù)俯沖碰撞造山(劉少峰和張國偉，2008;Zhang et al.，2013)，因此，研究區(qū)須家河組沉積時期的構造背景具有陸內(nèi)環(huán)境與碰撞造山雙重屬性。碎屑巖顆粒組成與地球化學特征表明須家河組形成于被動大陸邊緣(為主)與活動大陸邊緣環(huán)境。Roser and Korsch (1986)所定義的被動大陸邊緣包括克拉通內(nèi)部環(huán)境，活動大陸邊緣包括大陸碰撞及與俯沖相關的環(huán)境，因此本文基于碎屑巖顆粒組成與地球化學的研究得出的須家河組沉積構造背景與前人的研究成果一致。指示形成環(huán)境為被動大陸邊緣的巖石，其物源應來自雪峰陸內(nèi)造山帶(圖1a，施振生等，2010)，結合前文的討論結果，其應為主要物源區(qū);而形成環(huán)境具有活動大陸邊緣特征的巖石，其物源區(qū)應為秦嶺-大別碰撞造山帶(淡永等，2013)。綜上所述，鄂西南利川地區(qū)須家河組形成于被動大陸邊緣(為主)與活動大陸邊緣環(huán)境，其物源來自東南的雪峰隆起區(qū)(為主)與北側的秦嶺造山帶。

5 結論

(1)鄂西南利川地區(qū)三疊紀須家河組砂巖碎屑顆粒富石英，貧巖屑與長石，平均值分別為:76.23%、7.08% 與4.88%，Q/(Q+F+L)平均值為0.86，鉀長石普遍高嶺石化，斜長石普遍絹云母化，巖屑均為泥質巖，具有鋯石-板鈦礦-磁鐵礦-電氣石重礦物組合，指示物源區(qū)巖石以酸性巖或低級變質巖為主。

(2)須家河組碎屑巖成分變異指數(shù)ICV 為0.18 ～0.68，平均為0.45，指示源巖主要為再循環(huán)沉積物，而沉積物再循環(huán)會導致粘土礦物比例增加，從而使化學風化指標CIA 值得到累積。較高的CIA 值說明沉積物累積受到的化學風化作用強烈，而CIA 與ICV 強烈負相關，表明CIA 的變化主要是由不同時期輸入的碎屑物成分不同引起的。

(3)碎屑組成、地球化學特征與判別圖解綜合表明須家河組形成于被動大陸邊緣(為主)與活動大陸邊緣環(huán)境，其物源來自東南的雪峰隆起區(qū)(為主)與北側的秦嶺造山帶。

致謝 所有參加“湖北1∶5 萬汪家營幅、利川市幅、忠路幅、黃泥塘幅區(qū)域地質調查”項目組的同志付出了辛勤的勞動;武漢地質礦產(chǎn)研究所牛志軍、龍文國研究員給予了悉心指導;兩位匿名審稿專家為本文提出了寶貴意見;在此一并表示感謝!

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