四川峨眉山地区白垩系物源

沈 昕,向 芳,李树霞,邹佐元,喻显涛

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059；2.中国矿业大学 地球与科学测绘工程学院，北京 100083)

白垩纪被认为是地质历史中一个特殊的时期，该时期的陆相沉积主要分布在东亚和北美西部地区[1-2]。陆相白垩系在中国范围内广泛发育并表现出明显的地域性，四川盆地是中国陆相白垩系最具代表性的沉积盆地之一[1]。对于四川盆地白垩系的研究，早年讨论最多的是其地层的划分，主要有李玉文[3]、卫民[4]、叶春辉[5]、王孟筠[6]、庄忠海等[7]利用生物化石组合、岩石地层特征及古地磁数据进行划分；之后有陈海霞[2]、苟宗海[8]、李玉文等[9]、曹珂[10]等人对四川盆地的沉积相进行了详细的研究；2000年以后曹珂等[11]、袁海军等[12]对四川盆地的古环境与古气候进行了研究。

从前人研究可知四川盆地白垩系沉积划分为6个区(图1)，本文研究的峨眉山地区在四川盆地西南部，属于成都-雅安分区[1,6,13]。前人对于雅安、乐山等地白垩纪的地层、沉积相、古环境、古气候等都进行了详细的研究，但是对于其物源只是简单地提及，并没有进行深入的讨论[1-14]；而对于峨眉山地区的研究本就比较单一薄弱，对于其物源的研究就更少了。基于此，本文主要从岩石学特征、地球化学特征方面对该地区白垩系物源进行分析，从而为其沉积物的来源提供新的认识。

图1 四川盆地白垩系区划图Fig.1 The Cretaceous zoning map in Sichuan Basin(据《四川省区域地质志》[13])

1 区域地质背景

四川盆地是一个古生代和中、新生代叠合的菱形构造-沉积盆地，是由上扬子准地台北东向及北西向交叉的深断裂活动形成的，属于扬子准地台的Ⅰ级构造单元[15]。峨眉山市位于四川盆地的西南边缘，地理位置为北纬29°16′30″～29°43′42″，东经103°10′30″～103°37′10″；东北与川西平原接壤，西南连接大凉山和小凉山，是盆地到高山的过渡地带。其Ⅱ级构造单元为上扬子陆块川中前陆盆地(图2)[16-18]。

图2 研究区位置及构造背景图Fig.2 Tectonic background and location of the study area(据李智武等[16])

研究区出露的白垩系有夹关组和灌口组。前人对于白垩纪的地层划分有三分法和两分法，至今仍未形成统一的划分方案。本文通过总结前人研究[2,5,8-9,12]，采用两分法将夹关组(K1j)划为下白垩统，灌口组(K2g)划为上白垩统。

2 剖面特征及样品采集

剖面位于四川省峨眉山市川主乡梧桐村，坐标为北纬29°20′0″、东经103°27′10″，向西北方向沿川主河流向到川主大桥往东200 m。

夹关组在研究区的厚度为445.86 m，主要为一套紫红色、砖红色中厚-厚层块状含钙质中细粒长石石英砂岩(图3-A)，夹少量薄层状泥岩及粉砂岩，底部可见细砾岩(图3-B)；与下伏天马山组、上覆灌口组均呈整合接触；地层中发育有大型交错层理和平行层理，可见槽状层理、递变层理，泥裂构造也很发育(图3-C)，为三角洲平原亚相沉积[10,19]。在夹关组下部采集了砂岩样品J-1B和泥岩样品J-5、J-6；在中部采集了砂岩样品J-2B和泥岩样品J-7、J-8；在上部采集了砂岩样品J-4B和泥岩样品J-9(图4)。

图4 峨眉山地区白垩纪地层柱状图Fig.4 Stratigraphic column of Cretaceous in Emeishan area

灌口组在研究区的厚度为423.70 m，主要为一套紫红色、砖红色含钙质长石石英粉砂岩夹粉砂质泥岩，含大量的石膏晶粒，石膏晶洞(图3-D)及膏模孔(图3-E)发育；与下伏夹关组、上覆古近系名山组均呈整合接触(图3-F)；层理构造不发育，仅见微波状层理、小型斜交层理及水平层理，为三角洲前缘亚相沉积[10,19]。在灌口组下部采集了砂岩样品G-aB和泥岩样品G-9；在中部采集了砂岩样品G-cB和泥岩样品G-10；在上部采集了砂岩样品G-dB和泥岩样品G-12(图4)。

3 岩石学特征

3.1 岩石薄片特征

在夹关组中由老到新采集的砂岩样品分别是J-1B、J-2B、J-4B，其薄片鉴定特征如下：粒径都为中-细粒级别(图5-A、F、I)；从表1可知，颗粒分选性中等、磨圆度中等，多为棱角状-次圆状，反映了搬运距离短，为近源沉积的特征[20]。颗粒中以石英为主，且多数为单晶石英，可见少量的多晶石英；其次是长石，多见微斜长石和斜长石(图5-B、C)，反映了母岩应该含有较多的长石；最少的是岩屑，以酸性喷出岩(图5-E)、花岗岩(图5-D)、石英岩(图5-G)、千枚岩碎屑为主；胶结物的面积分数都在10%左右，多为钙质胶结物(图5-H)；几乎不含杂基。砂岩三角分类图上显示岩石为含钙质中细粒长石石英砂岩(图6)。

图5 夹关组岩石显微特征Fig.5 Microscopic characteristics of Jiaguan Formation rocks(A)含钙质中细粒长石石英砂岩，J-1B，(+);(B)微斜长石，J-1B，(+);(C)斜长石，J-1B，(+);(D)花岗岩碎屑，J-1B，(+);(E)酸性喷出岩碎屑，J-1B，(+);(F)含钙质细中粒长石石英砂岩，J-2B，(+);(G)石英岩碎屑，J-2B，(+);(H)钙质胶结物，J-2B，(+);(I)细粒长石石英砂岩，J-4B，(+)

在灌口组由老到新采集的砂岩样品分别是G-aB、G-cB、G-dB，其薄片鉴定特征如下：粒度普遍较小，多数为 0.010 0～0.062 5 mm(表1)，属于粗粉砂-中粉砂级别(图7-A、D、G)；分选性中等、磨圆度中等，主要为棱角状-次圆状，反映了近源沉积的特征。颗粒以石英为主，多数为单晶石英；其次是长石，斜长石含量普遍比微斜长石含量高(图7-E)；岩屑以酸性喷出岩(图7-C)、钙质岩、千枚岩碎屑居多；胶结物的质量分数为12%左右，杂基的质量分数约为5%，灌口组的胶结物和杂基含量普遍比夹关组的含量高。砂岩三角分类图上显示岩石为含钙质长石石英粉砂岩(图6)。

表1 峨眉山川主剖面白垩系岩石薄片鉴定结果Table 1 Data of Cretaceous rock thin section identification from Chuanzhu section in Emeishan

图6 白垩系砂岩三角分类图Fig.6 Trigonometric classification of Cretaceous sandstone in research areas(作图方法据曾允孚等，1980)

3.2 砂岩主要成分对物源的指示

砂岩组分特征能够直接反映物源区母岩性质[21-23]。表1为砂岩薄片中各组分的面积分数统计结果。其中夹关组填隙物为6%～12%，颗粒为88%～94%；颗粒组分中，石英为77%～84%，长石为11%～15%，岩屑为5%～8%。灌口组填隙物为13%～19%，颗粒为81%～87%；颗粒组分中，石英为80%，长石为13%～16%，岩屑为4%～6%。据前人研究可知，长石(F)和岩屑(R)含量的比值(F/R，称“来源指数”)可以反映来源区母岩性质[20]。一般来说，F/R值<1，表示母岩多为火山岩、沉积岩或浅变质岩；F/R值≥1，表示母岩多为花岗岩[20]。通过以上数据计算可得夹关组F/R值为1.88～2.20，灌口组F/R值为2.17～4.00，两套地层的F/R值皆为>1，说明其母岩性质多为花岗岩。除此之外，还利用Q/(R+F)(Q表示石英的含量；R表示非石英质岩屑的含量；F表示长石的含量)表示成分成熟度，值越大代表成分成熟度越高，搬运距离越远[20]。通过以上数据计算可得夹关组Q/(R+F)值在3.35～5.25，灌口组在4.00～4.20，两套地层Q/(R+F)值都比较小，说明砂岩成分成熟度都比较低，搬运距离短。

从砂岩碎屑组分的单碎屑进行分析。首先是石英，石英是砂岩中最稳定的碎屑颗粒，其颗粒类型和形状特征可以直接有效地反映石英来源，从而确定物源区的母岩性质[23-26]。研究区夹关组和灌口组砂岩颗粒中的石英主要以单晶石英为主，只有极少数的多晶石英，表明物源区岩性多为花岗岩、片岩、片麻岩[26]。研究区单晶石英以非波状消光为主，并具有平直的边界，表明来自变质岩的石英较少，多数来自中酸性岩浆岩[26-27]。其次长石类型也可以用来区分母岩性质。如来自中酸性岩浆岩的长石主要以透长石、正长石和微斜长石等钾长石为主；而来自中基性岩浆岩的则以中基性斜长石为主，且常具有环带结构[23-24]。研究区夹关组和灌口组砂岩中的长石主要以微斜长石为主，具有明显格子状双晶(图5-B、图7-E)，表明物源区多为中酸性岩浆岩[26-27]。最后也是最关键的是根据岩屑类型判断母岩性质。岩屑是母岩的碎块，是提供沉积物来源区岩石类型的直接标志。研究区夹关组和灌口组岩屑都以花岗岩和中酸性喷出岩碎屑(图5-E、图7-C)为主，所反映的物源区岩性与长石、石英反映的物源区岩性是一致的，都为中酸性岩浆岩。

图7 灌口组砂岩显微特征Fig.7 Microscopic characteristics of Guankou Formation rocks(A)含钙质长石石英粉砂岩，G-aB，(+);(B)长石被钙质所交代，G-aB，(+);(C)酸性喷出岩碎屑，G-aB，(+);(D)含钙质长石石英粉砂岩，G-cB，(+);(E)斜长石和微斜长石，见铁质胶结物，G-cB，(+);(F)含钙质长石石英粉砂岩，G-dB，(+)

4 主元素与痕量元素特征

4.1 样品测试方法

碎屑岩地球化学特征在研究沉积盆地的物源位置、母岩性质以及大地构造背景等方面具有重要意义[28]。由于泥岩具有粒度上的均一性、沉积期后的不渗透性和较高的痕量元素丰度等优点，其化学成分常常用来判断物源区的构造背景及母岩组成[28]。所以本文讨论的主元素、痕量元素全部来自泥岩。

桑：战争一直是文明史的非常态，除了战争本身外，还穿插着复杂的社会政治背景和人性关系，让我着迷的永远不是战争本身，而是产生结果的原因，也就是战争背后美国人的“忧隐”。

本文地球化学元素分析工作在澳实分析检测(广州)有限公司进行，主元素测试仪器为X射线荧光光谱仪(XRF)，检出限(质量分数)为0.010%，测试方法为ME-XRF26d法。具体步骤为：将样品破碎缩分后研磨至75.00 μm(200目)，加入硼酸锂-硝酸锂混合助溶剂并充分混合，然后放置于自动熔炼仪中进行高温熔融，最后将熔融物倒出形成扁平玻璃片，再用X射线荧光光谱仪分析[22-25]。痕量元素测试仪器为电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，检出限(质量分数)为0.001×10-6～5.000×10-6，测试方法为ME-MS81法。具体步骤为：将样品破碎缩分后研磨至75.00 μm，再将试样加入到偏硼酸锂-四硼酸锂熔剂中均匀混合，然后置于1 000℃以上的熔炉中熔化，待熔浆冷却后用硝酸、盐酸和氢氟酸进行定容，再用电感耦合等离子体质谱仪分析[29-32]。

4.2 主元素、痕量元素反映的母岩性质

前人研究表明，细粒碎屑岩(如细砂岩、泥岩等)的某些特征主元素的比值能够有效反映物源区母岩性质[33-34]。从表2可以看出，夹关组SiO2的质量分数(w)为47.93%～76.70%，灌口组SiO2的质量分数为47.61%～55.75%；夹关组的Al2O3/SiO2值为0.15～0.36，灌口组的Al2O3/SiO2值为0.23～0.33：表明这两套地层都具有硅质富集、成分成熟度低、近物源的特征。夹关组TiO2的质量分数为0.55%～0.84%，灌口组TiO2的质量分数为0.75%～0.85%；夹关组TFe2O3+MgO的质量分数为3.98%～12.71%，灌口组TFe2O3+MgO的质量分数为8.49%～11.66%：这两套地层中的泥岩都具有低钛、镁、铁的特征。Al2O3/TiO2比值可以用来确定母岩性质，当Al2O3/TiO2值<14时，物源区岩性应多为铁镁质基性火山岩；而当Al2O3/TiO2值≥14时，物源区岩性应多为长英质岩石[35]。从表2可知，夹关组的Al2O3/TiO2值为21.04～24.57，灌口组的Al2O3/TiO2值为 14.82～18.99，它们都大于14，说明其母岩应多为长英质岩石。Ni-TiO2图解(图8-A)结果显示灌口组和夹关组部分点落在长英质物源区，虽然有部分点落在砂岩物源区，但是也明显区别于铁镁质物源区。通过对上述特征主元素比值和Ni-TiO2图解进行分析总结，认为两套地层的物源区岩性应该是以长英质岩石为主。

表2 夹关组和灌口组泥岩部分主元素含量及比值Table 2 Analytic results of major elements from the Jiaguan Formation and Guankou Formation mudstones

痕量元素的物质组成主要取决于源岩的组成，受地质作用的影响较小，因此它们具有良好的稳定性[36-37]；所以痕量元素的含量或者比值常常可作为沉积物的物源指示剂[38]。Cr/Zr比值可以反映铁镁质基性火山岩源区和长英质岩石源区对碎屑沉积岩物质来源的贡献大小[33]。夹关组和灌口组泥岩样品中的Cr/Zr比值均小于1(表3)，表明其主要来源于长英质岩石物源区。在La/Sc-Co/Th图解(图8-B)和Hf-La/Th图解(图8-C)上，夹关组和灌口组的点几乎都落在长英质岩石物源区。综上所述，这两套地层的物源区母岩性质以长英质岩石为主。

图8 夹关组和灌口组泥岩中主元素、痕量元素对沉积物源区物质组成判别图Fig.8 Discrimination diagram of main and trace elements from mudstone of Jiaguan Formation and Guankou Formation on the composition of sediment source materials(A)作图方法据Floyd等(1989);(B)作图方法据Gu等(2002);(C)作图方法据Floyd等(1987)。Ⅰ.拉斑玄武岩大洋岛弧物源;Ⅱ.安山岩岛弧物源;Ⅲ.长英质、基性岩混合物源;Ⅳ.长英质物源;Ⅴ.古老沉积物成分增加;Ⅵ.被动大陆边缘物源

表3 夹关组和灌口组泥岩部分痕量元素含量及比值Table 3 Analytic results of trace elements in the Jiaguan Formation and Guankou Formation mudstone

4.3 痕量元素反映的源区构造背景

因为主元素在搬运、沉积的过程中不稳定，而痕量元素具有稳定性的特征，所以一般用痕量元素来分析研究区的构造背景。本文主要用M.R.Bhatia等[39]提出的La-Th-Sc图解、Th-Sc-Zr图解和Th-Co-Zr图解来判断其构造背景。图9的点几乎全部落在大陆岛弧的构造背景内，反映其物源区构造背景应该多为大陆岛弧。

图9 夹关组和灌口组泥岩中痕量元素对沉积物源区构造背景判别图Fig.9 Tectonic background discrimination map of trace elements from the mudstone of Jiaguan Formation and Guankou Formation on sedimentary source(作图方法据M.R.Bhatia等[39])Ⅰ.大洋岛弧;Ⅱ.大陆岛弧;Ⅲ.活动大陆边缘;Ⅳ.被动大陆边缘

5 讨 论

从文献可知[15,17,40-47]，四川盆地白垩纪的古地理有如下特征：早白垩世早期，龙门山和川西盆地继承了晚侏罗世的变形格局，龙门山继续顺时针旋转[40]，在龙门山山前带的中北段形成了一个叠加在晚侏罗世前陆盆地上的挠曲拗陷[40]；早白垩世早期末，在秦岭陆内俯冲作用的影响下，四川北部成为前陆盆地，其沉积环境以冲积扇和河湖为主[41]。受周边构造环境、造山后剥蚀作用和盆地构造沉降的控制，早白垩世早期四川盆地物源受到西部和西北部龙门山上冲带和北部大巴山上冲带的控制[15,41]；早白垩世晚期-晚白垩世早期，受燕山晚期构造运动的影响，秦岭构造挤压作用向四川盆地伸展，造成川中盆地和川北盆地迅速抬升，向西南倾斜挤压形成拗陷，其沉积环境以风成沙漠和河流湖泊为主[42-43]。这一时期受盆地周围山脉隆升影响，其物源供给区变为以龙门山冲断带南段、川北隆起和大娄山褶皱带为主[15,17,41]。晚白垩世，松潘-甘孜褶皱带东南向上冲和雪峰山褶皱带北西向挤压造成川东地区强烈褶皱抬升，形成了一系列北东走向的造山带[44-46]。这些东北走向山脉的形成使四川盆地的物源变为以龙门山中、南段和川北隆起为主[15,17,46-47]。

龙门山构造带位于青藏高原东缘，地处松潘-甘孜褶皱带与四川盆地的接合部位，是一条北东-南西走向的上冲推覆构造带[48]。其演化经历了元古代基底(包括晋宁-澄江期岩浆岩)形成、晚元古代至三叠纪被动大陆边缘拉张作用，以及中、新生代上冲推覆造山3个阶段[49]。龙门山基底分别由太古宇-古元古界结晶基底和中-新元古界褶皱基底(包括晋宁-澄江期岩浆岩)构成[50]。深变质结晶基底主要为太古宇和古元古界的康定群[14]；变质褶皱基底主要由中-新元古界变质火山岩、火山碎屑岩和岩浆岩等岛弧成因的火山岩构成，以中元古界黄水河群和新元古界板溪群为代表，在龙门山南、中和北段均有出露，为宝兴杂岩、彭灌杂岩和轿子顶杂岩[51-52]。宝兴杂岩、彭灌杂岩和轿子顶杂岩是一套以中酸性侵入岩为主，伴随有少量基性-超基性侵入岩、火山碎屑岩、酸性-基性火山岩、绿片岩相变质岩等的复杂岩体，其岩性组合是以石英闪长岩-英云闪长岩为主[53]。它们为晚元古代晋宁-澄江期岩浆活动的产物，多形成于岛弧环境，并且在成因上与俯冲作用有关[53-55]。晚震旦世-三叠纪，在早古生代原特提斯演化阶段上扬子地块西缘发生了强烈的伸展裂陷，在龙门山和川西地区形成裂陷槽，总体表现为被动大陆边缘裂陷[52,56]；到印支运动时期，华北地块、羌塘地块和扬子地块发生汇聚碰撞，松潘-甘孜地区褶皱隆升，龙门山地区先前形成的正断层发生反转，并沿扬子板块西缘表现为左旋走滑-上冲变形，形成古龙门山和川西前陆盆地[57-59]；到燕山期转变为强烈的陆内造山和陆内构造变形环境[60]；到新生代的喜马拉雅运动使龙门山构造再活化，活动作用强烈，表现为快速隆升剥露和右旋走滑-上冲变形[52,61-64]。

综上可知，龙门山构造带元古代晋宁-澄江期的彭灌杂岩、宝兴杂岩、轿子顶杂岩是一套以中酸性侵入岩为主的复杂岩体，其岩性组合是以石英闪长岩-英云闪长岩为主，这与峨眉山地区夹关组、灌口组的岩石根据组分特征和地球化学元素特征判断的物源区母岩为长英质为主的中酸性岩浆岩是一致的。龙门山构造带大地构造背景演化过程为：元古代的岛弧环境-晚震旦世至三叠纪的被动大陆边缘-印支期(晚三叠世)的陆内造山作用。M.R.Bhatia[65]研究发现以长英质岩性为主的岛弧环境是大陆岛弧，所以龙门山构造带在元古代的构造背景为大陆岛弧，这与痕量元素分析结果显示物源区构造背景主要为大陆岛弧是一致的。并且龙门山构造带形成于印支期，在燕山期更是大幅度隆升，其中彭灌杂岩、宝兴杂岩、轿子顶杂岩在该时期均抬升至地表成为剥蚀区[60,66]。由此表明，在白垩纪，龙门山造山带为研究区的主要物源区。

另一可能的物源区为研究区西边的峨眉山断块。但峨眉山断块所在地的岩性以基性峨眉山玄武岩为主，与本文地球化学特征得出的长英质的酸性岩浆岩相矛盾[67]。且峨眉山断块的抬升始于古近纪晚期[17]，不能为研究区的白垩系提供物源。所以峨眉山断块在白垩纪不可能成为研究区的物源区。

6 结 论

通过上述岩石学特征、地球化学特征的研究，结合前人的研究资料分析，得出以下结论：

a.峨眉山地区的夹关组、灌口组岩石颗粒的磨圆度中等、分选性中等，反映研究区白垩系为近源沉积。

b.夹关组和灌口组碎屑成分中，石英以非波状消光的单晶石英为主，长石以微斜长石为主，岩屑以花岗岩和中酸性喷出岩碎屑为主，碎屑组分的特征指数F/R>1。这些特征表明其碎屑组分主要来源于含有较多中酸性岩浆岩的源区。

c.夹关组和灌口组的主元素特征及图解都表现为低钛、镁、铁，多长英质，近物源的特征；痕量元素特征及图解表明物源区为以长英质岩石为主的大陆岛弧构造背景。

d.龙门山构造带紧邻研究区，在元古代的岩性主要为长英质岩石，构造背景为大陆岛弧，与上述研究结果是一致的；且侏罗纪、白垩纪龙门山构造带发生强烈隆升成为四川盆地的陆源区。研究区西边峨眉山断块虽然也紧邻研究区，但其主要发育基性岩浆岩且在白垩纪没有抬升。因此，只有龙门山构造带为峨眉山地区白垩系的主要物源区。