四川盆地東北部鎮(zhèn)巴地區(qū)二疊系C-O-Sr同位素組成及沉積演化特征

姚升陽，牟傳龍，周 剛，王啟宇，王秀平

(1. 山東科技大學 地球科學與工程學院，山東 青島 266590; 2. 中國地質調查局成都地質調查中心，四川 成都 610081; 3. 中國石油西南油氣田公司勘探開發(fā)研究院，四川 成都 610041)

0 引 言

二疊系是全球聯(lián)合古陸生成、發(fā)展和演化的重要時期，發(fā)生了海平面高頻率的大幅度升降變化[1]、大型火山噴發(fā)及重大生物滅絕等全球性地質事件。峨眉山玄武巖噴發(fā)、造山運動、冰川活動、海底擴張和古氣候等一系列地質事件，使得四川盆地的海平面、古氣溫、古鹽度發(fā)生劇烈變化[2-3]。

穩(wěn)定同位素沉積地球化學主要是研究沉積巖中穩(wěn)定同位素的組成、特征和演化規(guī)律，進而為研究沉積巖的形成歷史提供科學依據(jù)。不同時期、不同沉積環(huán)境碳酸鹽巖的C-O-Sr同位素特征對于研究碳酸鹽巖沉積演化特征具有重要意義。四川盆地二疊系發(fā)育大規(guī)模的海相碳酸鹽巖，而其中的穩(wěn)定同位素演化規(guī)律有助于海平面、古溫度、古鹽度變化的研究[2,4-7]，進而分析沉積巖的形成過程、形成條件等。其中，δ13C和87Sr/86Sr值演化與海平面變化成正相關關系；δ18O值既可以輔助反映海平面的變化，也可定性反映古水溫變化[2,8]；δ13C和δ18O值也是推測海水古鹽度變化的重要指標[4,9]。

二疊系地層在四川盆地東北部鎮(zhèn)巴地區(qū)廣泛發(fā)育且出露連續(xù)。目前，關于四川盆地東北部二疊系海相碳酸鹽巖的研究雖然有一定進展[2,10-11]，但是鎮(zhèn)巴地區(qū)楊家灣剖面尚無明確的文獻記錄，缺少相關的沉積環(huán)境研究。因此，本文通過對四川盆地東北部鎮(zhèn)巴地區(qū)楊家灣剖面二疊系C-O-Sr同位素組成進行分析，并結合研究區(qū)巖石學特征及同時期重大海平面升降事件，進一步研究該地區(qū)海相碳酸鹽巖的沉積演化特征。

1 區(qū)域地質背景

四川盆地西部以龍門山為界，東部以齊岳山為界，南部以大涼山為界，北部以米倉山、大巴山為界[12]。楊家灣剖面位于陜西省鎮(zhèn)巴縣G210國道旁，地理坐標為(32°34′30″N，107°58′14″E)，大地構造位置屬于上揚子板塊北緣、四川盆地東北部邊緣及大巴山斷褶帶前緣，其南側為華鎣山斷裂帶，東側為南秦嶺，西側為米倉山(圖1)。

圖(a)中①為城口斷裂；F1為銅鑼峽斷裂，F(xiàn)2為明月峽斷裂，F(xiàn)3為黃泥堂斷裂，F(xiàn)4為巫溪—鐵溪斷裂；圖(a)引自文獻[12]圖1 四川盆地構造單元分布及鎮(zhèn)巴地區(qū)地質簡圖Fig.1 Distribution of Structural Unit in Sichuan Basin and Geological Sketch Map of Zhenba Area

四川盆地地殼運動比較活躍，先后經歷了呂梁、加里東、海西、印支、燕山、喜馬拉雅等構造旋回[10]。其中，對二疊系地層沉積造成較大影響的主要為海西旋回。海西旋回可進一步劃分為柳江運動、云南運動和東吳運動。其中，東吳運動發(fā)生在中、晚二疊世之間，在揚子板塊主要體現(xiàn)為區(qū)域性地殼快速抬升和大規(guī)模玄武巖噴發(fā)，以及相應的沉積巖相古地理改變[13]。東吳運動造成茅口組頂部巖層暴露剝蝕，使得茅口組與吳家坪組地層呈平行不整合接觸。海西運動之后的印支運動為一次大規(guī)模的造山運動，致使西秦嶺、米倉山、大巴山震旦系至中三疊統(tǒng)地層全部褶皺成山，后經燕山運動，使其加劇而更復雜化，形成了南秦嶺、米倉山、大巴山等3個印支褶皺帶，至喜馬拉雅期仍繼續(xù)發(fā)育[10,14]。

四川盆地東北部鎮(zhèn)巴地區(qū)二疊系自下而上分別為下二疊統(tǒng)、中二疊統(tǒng)和上二疊統(tǒng)。下二疊統(tǒng)包括梁山組；中二疊統(tǒng)包括棲霞組和茅口組；上二疊統(tǒng)包括吳家坪組和長興組。其中，梁山組巖層較薄；中、上二疊統(tǒng)發(fā)育相對較好。二疊系直接與下伏下志留統(tǒng)羅惹坪組呈平行不整合接觸，與上覆下三疊統(tǒng)飛仙關組呈整合接觸。

2 巖石學特征

2.1 棲霞組

棲霞組層2巖石類型主要為灰色生屑微晶灰?guī)r[圖2(a)]，生屑含量(體積分數(shù)，下同)約為60%，以海百合、珊瑚、介殼、菊石、腕足為主，間夾泥質條帶，泥質含量較高。層3發(fā)育深灰色生物泥質灰?guī)r與頁巖組合[圖2(b)、3(a)]。層4～層13主要發(fā)育生屑泥、微晶灰?guī)r及白云巖[圖2(c)～(e)]，生屑含量約為40%，以珊瑚、介殼、蟲筳、腕足為主。其中，層4還發(fā)育硅質骨針等典型深水沉積物[圖2(f)]；在層4之上，生屑含量略有增加，種類大體不變，不可見硅質骨針。同時，棲霞組頂部灰?guī)r中生屑、砂屑、亮晶等顆粒數(shù)量增加，且亮晶方解石比例上升[圖2(g)、(h)]。

2.2 茅口組

茅口組層14發(fā)育灰色—深灰色含燧石結核及條帶生屑微晶灰?guī)r，生屑含量為15%～20%，以海百合為主，并含少量的蟲筳及雙殼[圖3(b)]。此套巖層中可見少量硅質骨針[圖2(i)]。層15～層18，底部發(fā)育灰色—深灰色含生屑泥晶灰?guī)r，生屑含量較少，以蟲筳、雙殼為主；向上逐漸發(fā)育灰色—灰白色厚層塊狀亮晶生屑顆粒灰?guī)r，生屑含量約為45%；至該層頂部，發(fā)育灰色—深灰色厚層塊狀亮晶生物灰?guī)r[圖2(j)]，生屑含量豐富，約為70%，以海百合、蟲筳、珊瑚、有孔蟲、腕足為主，個體完整，應為原地堆積。

2.3 吳家坪組

圖2 部分層位巖石微觀特征Fig.2 Microscopic Characteristics of Some Stratified Rocks

吳家坪組層19至層20主要發(fā)育灰黑色—黑色薄層狀含硅質鈣質泥質頁巖[圖2(k)]夾薄層狀泥質泥晶灰?guī)r。層21發(fā)育灰色—深灰色薄層狀微粉晶灰?guī)r夾深灰色、灰黑色極薄層狀含碳頁巖。層22為深灰色薄—中層狀含生屑泥微晶灰?guī)r與灰黑色、黑色薄層狀(含)碳質泥頁巖不等厚互層，含少量有機質。該層整體上可劃分為3個旋回：第一個旋回為薄—中層狀泥晶灰?guī)r夾薄層狀泥頁巖組合；第二個旋回為中—厚層狀含生屑泥晶灰?guī)r夾薄層狀泥頁巖組合，泥頁巖的厚度變化較大，夾層厚度為2～15 cm；第三個旋回為厚層狀，局部薄—中層狀含生屑泥晶灰?guī)r夾薄層狀泥巖組合，泥頁巖夾層變少，且顏色變淺。灰?guī)r與泥巖厚度比為4∶1～3∶1。整體生屑含量較低，水平層理較為發(fā)育。

2.4 長興組

圖3 部分層位巖石野外特征Fig.3 Field Characteristics of Some Stratified Rocks

長興組層23發(fā)育灰色略帶灰白色厚層塊狀含角礫內碎屑微粉晶灰?guī)r[圖2(l)、3(c)]，角礫棱角分明，磨圓度差。層24發(fā)育灰色—淺灰色的薄—中層狀微粉晶灰?guī)r與灰黑色—黑色含碳質鈣質頁巖不等厚互層。層25、層26主要發(fā)育灰色、深灰色中—厚層狀微粉晶灰?guī)r與灰色薄板狀微晶灰?guī)r韻律組合，頂部薄板狀灰?guī)r開始發(fā)育，紋層狀構造及水平層理發(fā)育。

綜合分析巖性組合、沉積構造組合及生物特征，研究區(qū)依次經歷開闊臺地(層1～層3)→臺地邊緣(層3～層18)→陸棚(層19、層20)→緩坡(層21～層26)沉積環(huán)境。

3 樣品采集與分析方法

3.1 樣品采集

四川盆地東北部鎮(zhèn)巴地區(qū)楊家灣剖面整體出露較好，巖性清晰，僅茅口組與吳家坪組界限處存在沉積間斷，為平行不整合接觸，總真厚度約為425 m，其中二疊系真厚度約為374 m。本次研究自下而上采集該剖面重結晶程度較低、基本無后期石英脈或方解石脈灌入且風化程度較低的新鮮灰?guī)r樣品共34件(圖4)，進行C-O-Sr同位素分析測試。

圖4 楊家灣剖面二疊系綜合柱狀圖及采樣位置Fig.4 Comprehensive Column and Sampling Position of Permian in Yangjiawan Section

3.2 分析方法

將34件C-O同位素樣品研磨成200目左右的粉末狀，充分烘干，在室溫(25 ℃)真空條件下，與無水磷酸反應24 h制取CO2，在MAT-251同位素質譜儀上完成δ13C、δ18O值測試與換算，執(zhí)行PDB標準，以國家標準樣品GBW04416或GBW04417跟蹤樣品處理與測試全過程。

將34件鍶同位素樣品研磨至200目左右的粉末狀，置于烘箱，在105 ℃條件下烘干2 h，之后取300 mg樣品于高壓密閉Teflon溶樣器中，緩慢加入0.8 mol·L-1的HCl溶樣(2 h)，再加入50 μL HClO4加蓋并旋緊溶樣器鋼套，將裝有樣品的溶樣器放入烘箱中，于190 ℃保溫加熱48 h。待溶樣器冷卻后開蓋，在電熱板上于140 ℃將溶液蒸干，并轉換成一定濃度的HCl，采用陽離子樹脂(Dowex50 X8)交換法分離和純化鍶，用MAT261熱電離質譜儀分析鍶同位素比值。全流程Sr空白為0.8×10-9g，誤差類型為1σ。

樣品處理與測試均在中國地質大學(武漢)地球表層系統(tǒng)重點實驗室完成。

4 C-O-Sr同位素組成

在C-O-Sr同位素分析之前，首先要對樣品的原始性進行檢驗，驗證其是否發(fā)生過后期成巖蝕變。成巖過程中,介質(大氣淡水)在流經海相碳酸鹽巖巖石孔隙時，原巖會與介質的C-O同位素組成發(fā)生交換作用，尤其是氧同位素組成更易遭受后期蝕變作用的影響，造成海相碳酸鹽巖樣品的δ18O值明顯偏低[15]。為了保證結論的準確性，必須對數(shù)據(jù)進行篩選。Derry等認為一般有3種方法來判斷碳酸鹽巖是否遭受后期蝕變[16-19]。

(1)如果樣品的δ18O值為-10‰～-5‰，則表示其氧同位素保留較為原始的組成，與沉積時相比稍有變化，但相應的碳同位素組成變化不大，則仍可以代表原始地層的沉積特征，氧同位素組成基本未受成巖作用的影響或受后期成巖影響較小，且碳同位素組成受到的影響也較??；而當δ18O值低于-10‰或-11‰時，則表明碳同位素的原始組成可能發(fā)生了明顯改變，數(shù)據(jù)不宜使用[8,15-21]。

(2)如果δ13C和δ18O值不具有明顯的相關性，則表明樣品基本保持了原始的C-O同位素組成[9,22]；若二者具有明顯的相關性，則表明受后期成巖作用影響較大，數(shù)據(jù)不宜使用。

(3)如果Mn/Sr值小于10，則代表樣品未遭受強烈的蝕變，其同位素組成可以代表原始的沉積記錄；如果Mn/Sr值小于3，則代表樣品保持了良好的原始同位素組成。

本文所測的34件同位素樣品δ18O值最低為-7.26‰，均大于-10.00‰，大部分δ18O值為-10.00‰～-5.00‰；碳同位素與氧同位素分布較為離散，二者不存在明顯正相關關系(圖5)；同時，研究區(qū)樣品Mn/Sr值為0.01～3.69，平均值為0.44，僅1件樣品(6-C1)超過3。這說明測試結果對古海水有良好的代表性，是有效可用的。

圖5 C-O同位素相關關系Fig.5 Correlation of C-O Isotope

4.1 碳同位素組成

四川盆地東北部鎮(zhèn)巴地區(qū)楊家灣剖面二疊系海相碳酸鹽巖碳同位素分析結果(表1)顯示，34件樣品的δ13C值為-1.67‰～5.85‰，平均值為2.76‰，最高值出現(xiàn)在長興組層24樣品24-C3，最低值為棲霞組層13樣品13-C1，整體上波動較為平緩。縱向上看，棲霞組—茅口組可見明顯的正向偏移，茅口組—吳家坪組δ13C值有所降低，吳家坪組—長興組δ13C值震蕩上升。棲霞組δ13C值為-1.67‰～4.59‰，最小值為層13樣品13-C1，最大值為層4樣品4-C2，平均值為1.91‰；茅口組δ13C值為2.68‰～4.63‰，最小值為層14樣品14-C1，最大值為層17樣品17-C1，平均值為3.89‰；吳家坪組δ13C值為1.16‰～3.76‰，最小值為層22樣品22-C1，最大值為層22樣品22-C5，平均值為2.84‰；長興組δ13C值為3.17‰～5.85‰，最小值為層25樣品25-C2，最大值為層24樣品24-C3，平均值為4.11‰，整體為高正值。整體上看，δ13C值在棲霞組層3(樣品3-C3)、層6(樣品6-C2)、層13(樣品13-C1)及茅口組層18(樣品18-C1)可見明顯拐點。δ13C值在層2至層3呈下降趨勢，平均值為2.56‰；在層3～層6呈緩慢上升趨勢，平均值為2.69‰；在層6～層13呈下降趨勢，平均值1.20‰；在層13～層18呈上升趨勢，平均值為2.97‰；在層18～層25呈上升趨勢，平均值為3.48‰。

表1 C-O-Sr同位素分析結果

4.2 氧同位素組成

研究區(qū)海相碳酸鹽巖氧同位素分析結果(表1)顯示，所有樣品的δ18O值為-7.26‰～-3.44‰，平均值為-6.24‰，最高值出現(xiàn)在棲霞組層6樣品6-C1，最低值出現(xiàn)在長興組層22樣品22-C9。縱向上看，棲霞組—茅口組可見δ18O值變化不大，茅口組—吳家坪組有較為明顯的負向偏移，吳家坪組—長興組δ18O值較為震蕩。棲霞組δ18O值為-7.10‰～-3.44‰，最小值為層5樣品5-C1，最大值為層6樣品6-C1，平均值為-6.14‰；茅口組δ18O值為-7.04‰～-4.18‰，最小值為層18樣品18-C1，最大值為層17樣品17-C1，平均值為-5.46‰；吳家坪組δ18O值為-7.01‰～-5.33‰，最小值為層22樣品22-C3，最大值為層22樣品22-C5，平均值為-6.62‰；長興組δ18O值為-7.26‰～-6.56‰，最小值為層22樣品22-C9，最大值為層22樣品22-C10，平均值為-6.79‰。整體上看，δ18O值在層5(樣品5-C1)、層17(樣品17-C1)、層22(樣品22-C4)可見明顯拐點。δ18O值在層2～層5為下降趨勢，平均值為-6.14‰；在層5～層17為上升趨勢，平均值為-5.92‰；在層17～層22(樣品22-C4處)為下降趨勢，平均值為-6.44‰；在層22(樣品22-C4處)～層25變化較為平穩(wěn)，平均值為-6.66‰。

4.3 鍶同位素組成

研究區(qū)海相碳酸鹽巖鍶同位素分析結果(表1)顯示，所有樣品的87Sr/86Sr值為0.707 147～0.708 133，最高值在棲霞組層5樣品5-C1，最低值在棲霞組層12樣品12-C1?？v向上看，棲霞組87Sr/86Sr最小值為0.707 147(樣品12-C1)，最大值為0.708 133(樣品5-C1)，平均值為0.707 435，整體呈先上升后下降的趨勢；茅口組87Sr/86Sr最小值為0.707 273(樣品16-C1)，最大值為0.707 460(樣品18-C1)，平均值為0.707 349；吳家坪組87Sr/86Sr最小值為0.707 630(樣品22-C6)，最大值為0.708 117(樣品22-C5)，平均值為0.707 800，整體呈先上升后下降的趨勢；長興組87Sr/86Sr最小值為0.707 620(樣品23-C1)，最大值為0.708 092(樣品22-C9)，平均值為0.707 859，變化較為平穩(wěn)。整體上看，87Sr/86Sr值在棲霞組層4(樣品4-C1)、層5(樣品5-C1)、層12(樣品12-C2)，茅口組層17(樣品17-C1)及吳家坪組層22(樣品22-C4)可見較為明顯的拐點。87Sr/86Sr值在層2～層4為下降趨勢，平均值為0.707 330；在層4至層5為上升趨勢，平均值為0.707 678；在層5～層12為下降趨勢，平均值為0.707 523；在層12～層17為較平穩(wěn)階段，平均值為0.707 305；在層17～層22(樣品22-C4處)為上升趨勢，平均值為0.707 636；層22(樣品22-C4處)～層25呈鋸齒狀波動，但總體上較為平穩(wěn)，平均值為0.707 850。

5 C-O-Sr同位素地質意義

5.1 古海平面變化

在地球環(huán)境良好時，太陽輻射量增加，海平面升高，海洋繁盛，生物數(shù)量增多，光合作用使得較輕碳同位素(δ12C)的吸收增加，這樣，空氣中較重的δ13C值增加[4-6,23-25]。同時，由于海洋面積的擴大，大陸面積縮小，使得空氣與海水的物質交換增強，最終海洋環(huán)境中碳酸鹽巖的δ13C值增加。同理，當海平面降低時，海洋環(huán)境中δ13C值將相對減少。因此，海洋環(huán)境中碳酸鹽巖的δ13C值增高，意味著海平面上升期；海洋環(huán)境中碳酸鹽巖的δ13C值降低，則為海平面下降期，二者成正相關關系。

δ13C值的增加還意味著生物的大量繁殖，據(jù)此可判斷古海洋生產力變化。由于生物生產率上升，海洋生物對12C的分餾能力增強，使得海水中的12C減少，此時沉積的碳酸鹽巖具有較高的δ13C值。生物量的增加使埋藏有機碳量也相應增加，從而也會導致當時沉積的碳酸鹽巖中δ13C值增加。

鍶同位素也是用來衡量海平面變化的重要指標。全球海平面變化與鍶同位素之間具有明顯的相關關系。海洋中的Sr主要有兩個來源：①大陸古老的硅鋁質巖石風化所提供的相對富放射性成因的殼源鍶，87Sr/86Sr值較高，全球平均值約為0.711 901；②洋中脊熱液系統(tǒng)所提供的相對貧放射性成因的幔源鍶，87Sr/86Sr值較低，全球平均值約為0.707 985[9,26-28]。當海底熱液活動減弱，海平面下降時，更多的大陸露出海面，使得由大陸輸入的87Sr/86Sr高值增多，同時，由洋中脊進入海洋的87Sr/86Sr低值減少，造成海洋環(huán)境87Sr/86Sr值增高；而海平面上升時，大陸面積縮小，大陸輸入的87Sr/86Sr高值減少，由洋中脊進入海洋的87Sr/86Sr低值增多，使得海洋環(huán)境87Sr/86Sr值降低。因此，鍶同位素(87Sr/86Sr值)變化可以較好地指示海平面變化，且與海平面變化成負相關關系[7,29-31]。

根據(jù)巖性、巖相變化，結合C-O-Sr同位素特征繪制楊家灣剖面海平面變化(圖6)。這種變化總體上可分為棲霞初期的上升活動、棲霞中期的下降活動、棲霞末期—茅口初期的海平面快速上升活動、茅口末期的下降活動、吳家坪初期的上升活動、吳家坪中期的下降活動以及長興初期的上升活動。

全球海平面變化引自文獻[2]和[28]圖6 C-O-Sr同位素組成與古鹽度、古溫度、古海平面的關系Fig.6 Correlations of C-O-Sr Isotope Compositions with Paleosalinity, Paleotemperature and Paleosea Level

從長期來看，研究區(qū)海平面變化大趨勢與全球海平面變化基本一致，二疊系全球性的海進海退事件(如棲霞末期—茅口初期海進、茅口末期海退、吳家坪初期海進、長興初期海進等[28,32])在研究區(qū)均有較好的體現(xiàn)，整體上與二疊系全球海平面變化的背景相吻合。這說明楊家灣剖面同位素組成分析符合沉積學特征，層位劃分所用到的巖石學與沉積相特征與四川盆地二疊系剖面具有一致性。

5.2 古鹽度變化

古鹽度對不同類型的碳酸鹽巖沉積具有控制作用，水體的高鹽度為白云巖的形成及成巖轉化提供了物質基礎和介質條件。在古鹽度較高的區(qū)域以白云巖沉積為主，或者將已經形成的石灰?guī)r白云巖化；在古鹽度較低的區(qū)域以石灰?guī)r沉積為主；古鹽度過高可能有利于白云巖的形成，而抑制石灰?guī)r的形成[33]。古鹽度研究對于恢復古沉積環(huán)境具有重要意義。為了進行古海水介質鹽度定性判別，Keith等在1964年提出了古鹽度計算公式[4]，其表達式為

Z=2.048(1 000δ(13C)+50)+
0.498(1 000δ(18O)+50)

式中：δ(13C)為δ13C值；δ(18O)為δ18O值。

鹽度指示劑的大小與鹽度直接相關。當Z>120時，為海相灰?guī)r；當Z<120時，為淡水灰?guī)r。該公式已經得到越來越多的學者認可[34-35]。此公式亦可用于計算鎮(zhèn)巴地區(qū)楊家灣剖面的碳酸鹽巖C-O同位素的鹽度指示劑(表1)。計算結果顯示，研究區(qū)碳酸鹽巖鹽度指示劑為120.9～135.9，平均值為129.8，所有樣品均大于120.0，可見沉積區(qū)均為海相碳酸鹽巖。但所得的鹽度指示劑不能定量解釋研究區(qū)古鹽度的相對變化。鹽度指示劑與δ13C、δ18O值的相關性分析發(fā)現(xiàn)：鹽度指示劑與δ13C值具有較高的相關性，相關系數(shù)(r)可達0.993 7，為強相關性；而鹽度指示劑與δ18O值的相關系數(shù)為0.435 0，相關性較低(圖7)。因此，研究區(qū)鹽度指示劑只可作為相對參考值[21,36-37]。

圖7 鹽度指示劑與δ13C、δ18O值的相關關系Fig.7 Correlations of Salinity Indicator with δ13C and δ18O

5.3 古溫度變化

氧同位素可以用來計算碳酸鹽巖的沉積水體古溫度，在鹽度基本不變的情況下，其隨溫度的升高而降低[38]。δ18O值與溫度具有良好的相關性[39-40]，一般地層溫度越高且地層年代越老，則δ18O值降低越明顯。對于計算古溫度的公式，不同的學者提出了不同的公式[41-44]，其表達式為

式中：δ(18O)calcite為碳酸鹽巖的δ18O值(PDB標準)；δ(18O)seawater為沉積時海水的δ18O值(SMOW標準)。

以上公式所測古溫度差距不大，根據(jù)應用廣泛性，本文采用式(2)作為計算標準。但受同位素的年代效應、古海水鹽度偏差以及沉積時海水δ18O值未知等影響，使用此類公式計算有時偏差較大。因此，必須選用正常鹽度下的樣品和δ18O校正值(Δδ18O)[34,40]。本文根據(jù)前人對二疊系古溫度的研究成果，選取Δδ18O值為2.6‰，并假定δ(18O)seawater值為-2.8‰[34,40,45]。由此公式計算得到的古溫度(表1)可知，在棲霞組層6(樣品6-C1)存在一個異常低值(9.2 ℃)，且該層發(fā)育珊瑚化石，而現(xiàn)代珊瑚在溫度低于16 ℃時會停止生長，13 ℃時便死亡，且該層Mn/Sr值大于3。故此溫度存在偏差，這可能與成巖期后遭后期蝕變有關，數(shù)據(jù)在本文不做考慮。

在剩余33件樣品中，測得古溫度為12.0 ℃～25.2 ℃，平均值約為21.0 ℃。這與邵龍義等所測得的二疊系溫度(-0.7 ℃～50.9 ℃)[34]以及孔為倫等測得的溫度(13.4 ℃～35.1 ℃)[40]相符。而古溫度變化趨勢(圖6)顯示研究區(qū)在二疊系為溫暖—炎熱環(huán)境，適合海洋生物的繁殖，且整體上溫度變化較為平穩(wěn)，明顯的拐點在茅口末期—吳家坪初期的溫度快速降升，其原因可能與峨眉山火山噴發(fā)有關，二者在時間上有關聯(lián)[46-47]。

總體而言，δ13C、87Sr/86Sr值對海平面有良好的響應；δ13C值對有機質含量響應最好；δ13C與δ18O值對古鹽度有良好的響應，但δ13C值的影響要高于δ18O值；δ18O值對溫度變化最為敏感。

6 沉積環(huán)境分析

早二疊世的加里東運動使得四川盆地處于剝蝕狀態(tài)，梁山組直接覆蓋于志留系或石炭系之上，在鎮(zhèn)巴地區(qū)表現(xiàn)為海陸過渡相的黑色含碳泥巖。之后的棲霞組沉積期，海平面進一步上升，四川盆地及鄰區(qū)發(fā)育大規(guī)模開闊臺地相碳酸鹽巖，研究區(qū)由于處于臺地邊緣，發(fā)育開闊臺地開闊海相生屑微晶灰?guī)r及臺地邊緣淺灘相生屑灰?guī)r。

茅口初期水體繼續(xù)加深，研究區(qū)發(fā)育臺地邊緣緩坡相含生屑微晶灰?guī)r。之后海水緩慢退出，研究區(qū)發(fā)育臺地邊緣淺灘相亮晶生屑灰?guī)r。至茅口末期，發(fā)生東吳運動，四川盆地構造活動強烈，火山活動劇烈，地殼隆升甚至遭到剝蝕，在研究區(qū)表現(xiàn)為與上覆吳家坪組假整合接觸。

吳家坪初期，四川盆地及鄰區(qū)開始發(fā)生海侵，海水開始由東北向西南方向入侵，在四川盆地范圍內形成了廣泛的海陸過渡環(huán)境。研究區(qū)則發(fā)育一套陸棚相的深水碳質泥巖。吳家坪末期，海平面稍微下降，研究區(qū)則為深水沉積的碳質泥巖與水深相對較淺的上緩坡相碳酸鹽巖互層。

長興初期，海侵規(guī)模變大，海水持續(xù)入侵，碳酸鹽巖臺地規(guī)模擴大，在研究區(qū)表現(xiàn)為深水沉積的下緩坡相含角礫灰?guī)r與泥巖及水深相對較淺的上緩坡灰?guī)r。

研究區(qū)古環(huán)境各要素(古鹽度、古海水溫度、古水深及古海平面變化等)之間具有一定的相關性，顯示出整體性。結合鎮(zhèn)巴地區(qū)在二疊系經歷開闊臺地→臺地邊緣→陸棚→緩坡環(huán)境的變化(圖6)，可對研究區(qū)沉積演化進行進一步分析。

6.1 棲霞組

棲霞組沉積期，沉積環(huán)境經歷開闊海→臺內洼地→臺地邊緣淺灘的變化。

(1)開闊海，與外海水體之間物質交換較為順暢，鹽度變化與廣海較為一致，與臺地邊緣相的區(qū)別在于水動力條件較弱。開闊海(對應棲霞組一段層2)是開闊臺地中水體較深的地區(qū)，水動力條件相對較弱，顆粒數(shù)量少。

(2)臺內洼地，對應棲霞組一段層3，是開闊臺地中相對低能相帶，發(fā)育深灰色生物泥質灰?guī)r與頁巖組合[圖2(b)]，可見水動力較弱條件下形成的水平層理[圖3(a)]。在層3處，δ13C、87Sr/86Sr值所反映的海平面變化可見明顯的先上升后下降趨勢。層2至層3處水體加深，水動力條件下降，開闊海過渡為臺內洼地。同位素組成反映在層3處可見明顯的碳、鍶同位素的快速偏移，對應著棲霞初期的海侵。而層3至層4水體變淺，臺內洼地轉變?yōu)榕_地邊緣淺灘環(huán)境。

(3)臺地邊緣淺灘。臺地邊緣相向陸地一側過渡為開闊臺地相，向廣海一側過渡為緩坡相。由于沉積時水動力條件較強，其沉積物主要為各種顆?；?guī)r以及顆粒間充填的亮晶方解石。臺地邊緣淺灘對應棲霞組一段—二段(層4～層13)，底部發(fā)育灰色生屑泥晶灰?guī)r，呈厚—中厚層狀，單位時間內堆積的速度下降，表示水動力條件逐漸增強。在δ13C、87Sr/86Sr值反映的海平面變化中，棲霞中后期在層5～層13呈震蕩下降趨勢，水體變淺，與巖石學特征反映的一致。

研究區(qū)在棲霞初期海平面上升，棲霞中期海平面相對下降，δ13C、87Sr/86Sr值變化趨勢與沉積相反映的一致。沉積環(huán)境由開闊海→臺內洼地→臺地邊緣淺灘構成，水體變化為深水→次深水→次淺水。整體鹽度正常，平均溫度為20.2 ℃，海水循環(huán)較好，較為適合生物生存。生物種類豐富，以海百合、珊瑚、介殼、蟲筳、腕足為主。

6.2 茅口組

茅口組沉積期，沉積環(huán)境經歷臺地邊緣緩坡→臺地邊緣淺灘的變化。同時，該沉積期δ13C值也出現(xiàn)明顯正向偏移，由-1.67‰偏移到2.68‰，表明此時海平面上升，生物繁盛。

(1)臺地邊緣緩坡，對應茅口組一段層14，其中可見硅質骨針[圖2(i)]，表明該套巖層為水動力條件下降的深水沉積環(huán)境。在δ13C、87Sr/86Sr值反映的海平面變化中，該沉積期海平面上升，對應茅口初期的大規(guī)模海侵，水體加深。沉積相由棲霞末期的臺地邊緣淺灘相變化為臺地邊緣緩坡相。

(2)臺地邊緣淺灘,對應茅口組二段、三段(層15～層18)。在垂向上，生屑含量逐漸增加，同時，顆粒間的亮晶方解石增加，水動力條件增強，δ13C、87Sr/86Sr值揭示海平面在該沉積期緩慢下降，水體逐漸變淺。至茅口末期，受東吳運動影響，海平面大幅度下降，研究區(qū)露出海平面，發(fā)生沉積間斷并遭受剝蝕，與上覆吳家坪組呈平行不整合接觸。

茅口初期發(fā)生了二疊系最大規(guī)模的一次海侵，水深增加，而茅口末期又發(fā)生了二疊系最大的海退事件，造成水體變淺。同樣，研究區(qū)在茅口初期具有高δ13C值以及低87Sr/86Sr值的特征，這都反映了茅口初期的海侵事件。茅口組沉積相整體為臺地邊緣緩坡→臺地邊緣淺灘，水體變化為深水→次深水→次淺水，整體鹽度較棲霞組高，平均溫度為17.2 ℃，生物由下至上逐漸發(fā)育；至茅口末期，在24.2 ℃溫度及較淺的水體下，生物大量發(fā)育，種類繁多，以海百合、蟲筳、珊瑚、腕足、有孔蟲為主。海平面變化相對平穩(wěn)，整體呈緩慢下降趨勢，僅在茅口初期存在海侵活動，茅口末期受東吳運動影響海平面大幅度下降。水體變化與海平面具有一致性，由下至上逐漸變淺。而在茅口中期δ13C值仍然為高值，且87Sr/86Sr處于極低值，可能為海平面持續(xù)上升事件，且淺灘生物堆積速度也較快，但速度低于海平面上升速度。

6.3 吳家坪組

(1)深水陸棚，對應吳家坪組一段層19至層20，相對開闊臺地水體更深。深水陸棚相以泥巖、頁巖沉積為特征，碳酸鹽巖發(fā)育程度較低。該層位幾乎沒有生物發(fā)育，水平層理大量發(fā)育，水體很深，水動力條件極弱。此次海平面上升是茅口末期東吳運動海退事件的延續(xù)。

(2)上緩坡，對應吳家坪組二段層21至層22。海平面在此時期為下降趨勢，水體較吳家坪組一段淺，碳酸鹽巖有所發(fā)育，呈夾層，但水動力條件仍然較弱。同時，泥巖與碳酸鹽巖互層反復出現(xiàn)，可能反映了當時的水體較為震蕩。

吳家坪初期發(fā)生了茅口末期海退事件回返的海侵事件[48]，使得茅口末期暴露風化的巖層得以堆積。吳家坪組整體沉積灰?guī)r層較薄，泥巖較為發(fā)育，由深水→次深水環(huán)境，海平面呈下降趨勢。古鹽度較茅口組低，平均溫度為22 ℃，由于水體過深且震蕩，生物發(fā)育程度低，僅見少量生屑。

6.4 長興組

(1)下緩坡，對應長興組一段層23至層24，相對上緩坡水體加深，水動力條件降低。整體水動力條件低，水體較深，同時處于海平面上升期，紋層狀灰?guī)r與碳質鈣質泥巖不等厚互層可能是缺氧環(huán)境下的水密度分層引起的。

(2)上緩坡，對應長興組二段層25至層26，水體有所變淺，在長興初期的海平面上升之后，海平面相對降低。

長興初期，全球海平面繼續(xù)上升，研究區(qū)δ13C、87Sr/86Sr值也相應地反映出海平面上升，水深加大，為下緩坡沉積；長興中期，海平面下降，下緩坡轉變?yōu)樯暇徠?。整體上，長興組巖層沉積相由下緩坡轉變?yōu)樯暇徠拢骄练e溫度為23.1 ℃，鹽度較高，海平面呈先上升后下降趨勢，水體變化為深水→次深水，水動力條件極弱，幾乎沒有生物發(fā)育。

6.5 小 結

研究區(qū)開闊海相主要為含泥質生屑灰?guī)r；開闊臺地淺灘相主要發(fā)育生屑灰?guī)r；緩坡相主要發(fā)育含生屑灰?guī)r、泥質灰?guī)r、含角礫灰?guī)r與泥巖互層；深水陸棚相發(fā)育碳質泥巖。

研究區(qū)整體水深為棲霞期深水—次深水—次淺水→茅口期深水—次深水—次淺水→吳家坪期深水—次深水→長興期深水—次深水，相對水深與海平面變化存在一致性。沉積演化為開闊臺地→臺地邊緣→陸棚→緩坡環(huán)境，其中棲霞組及茅口組沉積期的臺地邊緣淺灘水體較淺，海平面正常，鹽度正常，溫暖的環(huán)境導致沉積巖層中古生物發(fā)育，種類繁盛。

整體而言，C-O-Sr同位素都表現(xiàn)出了與沉積環(huán)境演化特征較為一致的海平面變化趨勢，即棲霞初期快速海侵后進入相對平穩(wěn)、震蕩中緩慢下降階段，茅口初期經歷大規(guī)模海侵，茅口末期的東吳運動使得海平面大幅度下降，吳家坪初期經歷大規(guī)模海侵及中期海退，長興初期海平面上升。

7 討 論

7.1 茅口末期同位素變化記錄了東吳運動

茅口末期δ13C、87Sr/86Sr值存在一個明顯的拐點，代表了東吳運動的地殼抬升和大規(guī)模海退事件。此時，整個四川盆地及鄰區(qū)茅口組普遍存在沉積間斷，甚至遭到剝蝕。該沉積期古溫度由12 ℃突變至24 ℃，可能意味著地殼剝蝕使得埋藏的有機質暴露，溫室氣體大量增加。至吳家坪初期，由于四川盆地及鄰區(qū)基底斷裂海侵逐漸加大，在此期間研究區(qū)為深水環(huán)境，沉積一套黑色碳質泥頁巖。

茅口組頂部生屑灰?guī)r沉積的突然中斷，可能反映了火山灰破壞了淺海生物的生態(tài)環(huán)境[49-50]，峨嵋山玄武巖噴發(fā)造成了氣候和環(huán)境改變，這可能誘發(fā)了茅口末期生物生存危機。在東吳運動海平面抬升之后，長興初期海侵之前，吳家坪組在中二疊統(tǒng)的基底之上形成了深水沉積的鈣質碳質泥頁巖及深水-淺水頻繁變化沉積的泥頁巖與灰?guī)r互層。

7.2 海平面變化的影響因素

棲霞組—茅口組沉積期，鎮(zhèn)巴地區(qū)表現(xiàn)為開闊臺地→臺地邊緣灘沉積。隨著全球海平面升降事件[2,28,32]及米倉山—大巴山低隆起[51-52][圖8(a)]的共同影響，研究區(qū)較盆地內部的開闊臺地相沉積有一定的不同，主要發(fā)育臺地邊緣灘相生屑灰?guī)r。其中，茅口組一段主要受全球海侵的影響，為臺地邊緣緩坡相沉積。

吳家坪組—長興組沉積期，研究區(qū)受東吳運動的延續(xù)作用，海平面上升，但晚二疊世海侵時期沉積區(qū)范圍較中二疊世的最大海泛期已經明顯縮小[53]。同時，南秦嶺陸緣盆地范圍擴大[圖8(b)]，研究區(qū)發(fā)育緩坡相灰?guī)r。東吳運動之后，研究區(qū)海平面受區(qū)域構造作用影響較大。

圖件引自文獻[48]和[49]圖8 四川盆地東北部二疊系構造古地理圖Fig.8 Tectonic Paleogeographic Maps of Permian in the Northeastern Sichuan Basin

8 結 語

(1)對四川盆地東北部鎮(zhèn)巴地區(qū)二疊系碳酸鹽巖C-O-Sr同位素樣品進行原始性檢驗，其均符合要求，說明樣品受沉積期后的地質作用影響較小，本次用于分析的數(shù)據(jù)基本保持原始組成，均為有效數(shù)據(jù)。研究區(qū)碳酸鹽巖的δ13C值為-1.67‰～5.85‰，平均值為2.76‰；δ18O值為-7.26‰～-3.44‰，平均值為-6.24‰；87Sr/86Sr值為0.707 147～0.708 133。溫度為12.0 ℃～25.2 ℃，平均值約為21.0 ℃；鹽度指示劑為120.9～135.9，平均值為129.8。這表明研究區(qū)處于水體流通較好的溫暖—炎熱的高鹽度區(qū)。

(2)整體而言，C-O-Sr同位素都表現(xiàn)出了與沉積環(huán)境演化特征較為一致的海平面變化趨勢，即棲霞初期快速海侵后進入相對平穩(wěn)、震蕩中緩慢下降階段，茅口初期經歷大規(guī)模海侵，茅口末期的東吳運動使得海平面大幅度下降，吳家坪初期經歷大規(guī)模海侵及中期海退，長興初期海平面抬升。從長期來看，研究區(qū)基本與同期全球海平面變化一致，且全球性的海平面升降事件均有較好的體現(xiàn)。這說明楊家灣剖面的層位劃分所用到的巖石學、沉積相特征與四川盆地二疊系剖面具有一致性；同時，這也反映出全球海平面升降事件對研究區(qū)海相碳酸鹽同位素組成的控制作用。

(3)研究區(qū)整體水深為棲霞期深水—次深水—次淺水→茅口期深水—次深水—次淺水→吳家坪期深水—次深水→長興期深水—次深水，相對水深與海平面變化存在一致性。鎮(zhèn)巴地區(qū)元素地球化學特征反映出的沉積環(huán)境與巖相分析結果基本一致，即開闊臺地→臺地邊緣→陸棚→緩坡環(huán)境的演化過程。