四川盆地东北部镇巴地区二叠系C-O-Sr同位素组成及沉积演化特征

姚升阳，牟传龙，周 刚，王启宇，王秀平

(1. 山东科技大学 地球科学与工程学院，山东 青岛 266590; 2. 中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081; 3. 中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，四川 成都 610041)

0 引 言

二叠系是全球联合古陆生成、发展和演化的重要时期，发生了海平面高频率的大幅度升降变化[1]、大型火山喷发及重大生物灭绝等全球性地质事件。峨眉山玄武岩喷发、造山运动、冰川活动、海底扩张和古气候等一系列地质事件，使得四川盆地的海平面、古气温、古盐度发生剧烈变化[2-3]。

稳定同位素沉积地球化学主要是研究沉积岩中稳定同位素的组成、特征和演化规律，进而为研究沉积岩的形成历史提供科学依据。不同时期、不同沉积环境碳酸盐岩的C-O-Sr同位素特征对于研究碳酸盐岩沉积演化特征具有重要意义。四川盆地二叠系发育大规模的海相碳酸盐岩，而其中的稳定同位素演化规律有助于海平面、古温度、古盐度变化的研究[2,4-7]，进而分析沉积岩的形成过程、形成条件等。其中，δ13C和87Sr/86Sr值演化与海平面变化成正相关关系；δ18O值既可以辅助反映海平面的变化，也可定性反映古水温变化[2,8]；δ13C和δ18O值也是推测海水古盐度变化的重要指标[4,9]。

二叠系地层在四川盆地东北部镇巴地区广泛发育且出露连续。目前，关于四川盆地东北部二叠系海相碳酸盐岩的研究虽然有一定进展[2,10-11]，但是镇巴地区杨家湾剖面尚无明确的文献记录，缺少相关的沉积环境研究。因此，本文通过对四川盆地东北部镇巴地区杨家湾剖面二叠系C-O-Sr同位素组成进行分析，并结合研究区岩石学特征及同时期重大海平面升降事件，进一步研究该地区海相碳酸盐岩的沉积演化特征。

1 区域地质背景

四川盆地西部以龙门山为界，东部以齐岳山为界，南部以大凉山为界，北部以米仓山、大巴山为界[12]。杨家湾剖面位于陕西省镇巴县G210国道旁，地理坐标为(32°34′30″N，107°58′14″E)，大地构造位置属于上扬子板块北缘、四川盆地东北部边缘及大巴山断褶带前缘，其南侧为华蓥山断裂带，东侧为南秦岭，西侧为米仓山(图1)。

图(a)中①为城口断裂；F1为铜锣峡断裂，F2为明月峡断裂，F3为黄泥堂断裂，F4为巫溪—铁溪断裂；图(a)引自文献[12]图1 四川盆地构造单元分布及镇巴地区地质简图Fig.1 Distribution of Structural Unit in Sichuan Basin and Geological Sketch Map of Zhenba Area

四川盆地地壳运动比较活跃，先后经历了吕梁、加里东、海西、印支、燕山、喜马拉雅等构造旋回[10]。其中，对二叠系地层沉积造成较大影响的主要为海西旋回。海西旋回可进一步划分为柳江运动、云南运动和东吴运动。其中，东吴运动发生在中、晚二叠世之间，在扬子板块主要体现为区域性地壳快速抬升和大规模玄武岩喷发，以及相应的沉积岩相古地理改变[13]。东吴运动造成茅口组顶部岩层暴露剥蚀，使得茅口组与吴家坪组地层呈平行不整合接触。海西运动之后的印支运动为一次大规模的造山运动，致使西秦岭、米仓山、大巴山震旦系至中三叠统地层全部褶皱成山，后经燕山运动，使其加剧而更复杂化，形成了南秦岭、米仓山、大巴山等3个印支褶皱带，至喜马拉雅期仍继续发育[10,14]。

四川盆地东北部镇巴地区二叠系自下而上分别为下二叠统、中二叠统和上二叠统。下二叠统包括梁山组；中二叠统包括栖霞组和茅口组；上二叠统包括吴家坪组和长兴组。其中，梁山组岩层较薄；中、上二叠统发育相对较好。二叠系直接与下伏下志留统罗惹坪组呈平行不整合接触，与上覆下三叠统飞仙关组呈整合接触。

2 岩石学特征

2.1 栖霞组

栖霞组层2岩石类型主要为灰色生屑微晶灰岩[图2(a)]，生屑含量(体积分数，下同)约为60%，以海百合、珊瑚、介壳、菊石、腕足为主，间夹泥质条带，泥质含量较高。层3发育深灰色生物泥质灰岩与页岩组合[图2(b)、3(a)]。层4～层13主要发育生屑泥、微晶灰岩及白云岩[图2(c)～(e)]，生屑含量约为40%，以珊瑚、介壳、虫筳、腕足为主。其中，层4还发育硅质骨针等典型深水沉积物[图2(f)]；在层4之上，生屑含量略有增加，种类大体不变，不可见硅质骨针。同时，栖霞组顶部灰岩中生屑、砂屑、亮晶等颗粒数量增加，且亮晶方解石比例上升[图2(g)、(h)]。

2.2 茅口组

茅口组层14发育灰色—深灰色含燧石结核及条带生屑微晶灰岩，生屑含量为15%～20%，以海百合为主，并含少量的虫筳及双壳[图3(b)]。此套岩层中可见少量硅质骨针[图2(i)]。层15～层18，底部发育灰色—深灰色含生屑泥晶灰岩，生屑含量较少，以虫筳、双壳为主；向上逐渐发育灰色—灰白色厚层块状亮晶生屑颗粒灰岩，生屑含量约为45%；至该层顶部，发育灰色—深灰色厚层块状亮晶生物灰岩[图2(j)]，生屑含量丰富，约为70%，以海百合、虫筳、珊瑚、有孔虫、腕足为主，个体完整，应为原地堆积。

2.3 吴家坪组

图2 部分层位岩石微观特征Fig.2 Microscopic Characteristics of Some Stratified Rocks

吴家坪组层19至层20主要发育灰黑色—黑色薄层状含硅质钙质泥质页岩[图2(k)]夹薄层状泥质泥晶灰岩。层21发育灰色—深灰色薄层状微粉晶灰岩夹深灰色、灰黑色极薄层状含碳页岩。层22为深灰色薄—中层状含生屑泥微晶灰岩与灰黑色、黑色薄层状(含)碳质泥页岩不等厚互层，含少量有机质。该层整体上可划分为3个旋回：第一个旋回为薄—中层状泥晶灰岩夹薄层状泥页岩组合；第二个旋回为中—厚层状含生屑泥晶灰岩夹薄层状泥页岩组合，泥页岩的厚度变化较大，夹层厚度为2～15 cm；第三个旋回为厚层状，局部薄—中层状含生屑泥晶灰岩夹薄层状泥岩组合，泥页岩夹层变少，且颜色变浅。灰岩与泥岩厚度比为4∶1～3∶1。整体生屑含量较低，水平层理较为发育。

2.4 长兴组

图3 部分层位岩石野外特征Fig.3 Field Characteristics of Some Stratified Rocks

长兴组层23发育灰色略带灰白色厚层块状含角砾内碎屑微粉晶灰岩[图2(l)、3(c)]，角砾棱角分明，磨圆度差。层24发育灰色—浅灰色的薄—中层状微粉晶灰岩与灰黑色—黑色含碳质钙质页岩不等厚互层。层25、层26主要发育灰色、深灰色中—厚层状微粉晶灰岩与灰色薄板状微晶灰岩韵律组合，顶部薄板状灰岩开始发育，纹层状构造及水平层理发育。

综合分析岩性组合、沉积构造组合及生物特征，研究区依次经历开阔台地(层1～层3)→台地边缘(层3～层18)→陆棚(层19、层20)→缓坡(层21～层26)沉积环境。

3 样品采集与分析方法

3.1 样品采集

四川盆地东北部镇巴地区杨家湾剖面整体出露较好，岩性清晰，仅茅口组与吴家坪组界限处存在沉积间断，为平行不整合接触，总真厚度约为425 m，其中二叠系真厚度约为374 m。本次研究自下而上采集该剖面重结晶程度较低、基本无后期石英脉或方解石脉灌入且风化程度较低的新鲜灰岩样品共34件(图4)，进行C-O-Sr同位素分析测试。

图4 杨家湾剖面二叠系综合柱状图及采样位置Fig.4 Comprehensive Column and Sampling Position of Permian in Yangjiawan Section

3.2 分析方法

将34件C-O同位素样品研磨成200目左右的粉末状，充分烘干，在室温(25 ℃)真空条件下，与无水磷酸反应24 h制取CO2，在MAT-251同位素质谱仪上完成δ13C、δ18O值测试与换算，执行PDB标准，以国家标准样品GBW04416或GBW04417跟踪样品处理与测试全过程。

将34件锶同位素样品研磨至200目左右的粉末状，置于烘箱，在105 ℃条件下烘干2 h，之后取300 mg样品于高压密闭Teflon溶样器中，缓慢加入0.8 mol·L-1的HCl溶样(2 h)，再加入50 μL HClO4加盖并旋紧溶样器钢套，将装有样品的溶样器放入烘箱中，于190 ℃保温加热48 h。待溶样器冷却后开盖，在电热板上于140 ℃将溶液蒸干，并转换成一定浓度的HCl，采用阳离子树脂(Dowex50 X8)交换法分离和纯化锶，用MAT261热电离质谱仪分析锶同位素比值。全流程Sr空白为0.8×10-9g，误差类型为1σ。

样品处理与测试均在中国地质大学(武汉)地球表层系统重点实验室完成。

4 C-O-Sr同位素组成

在C-O-Sr同位素分析之前，首先要对样品的原始性进行检验，验证其是否发生过后期成岩蚀变。成岩过程中,介质(大气淡水)在流经海相碳酸盐岩岩石孔隙时，原岩会与介质的C-O同位素组成发生交换作用，尤其是氧同位素组成更易遭受后期蚀变作用的影响，造成海相碳酸盐岩样品的δ18O值明显偏低[15]。为了保证结论的准确性，必须对数据进行筛选。Derry等认为一般有3种方法来判断碳酸盐岩是否遭受后期蚀变[16-19]。

(1)如果样品的δ18O值为-10‰～-5‰，则表示其氧同位素保留较为原始的组成，与沉积时相比稍有变化，但相应的碳同位素组成变化不大，则仍可以代表原始地层的沉积特征，氧同位素组成基本未受成岩作用的影响或受后期成岩影响较小，且碳同位素组成受到的影响也较小；而当δ18O值低于-10‰或-11‰时，则表明碳同位素的原始组成可能发生了明显改变，数据不宜使用[8,15-21]。

(2)如果δ13C和δ18O值不具有明显的相关性，则表明样品基本保持了原始的C-O同位素组成[9,22]；若二者具有明显的相关性，则表明受后期成岩作用影响较大，数据不宜使用。

(3)如果Mn/Sr值小于10，则代表样品未遭受强烈的蚀变，其同位素组成可以代表原始的沉积记录；如果Mn/Sr值小于3，则代表样品保持了良好的原始同位素组成。

本文所测的34件同位素样品δ18O值最低为-7.26‰，均大于-10.00‰，大部分δ18O值为-10.00‰～-5.00‰；碳同位素与氧同位素分布较为离散，二者不存在明显正相关关系(图5)；同时，研究区样品Mn/Sr值为0.01～3.69，平均值为0.44，仅1件样品(6-C1)超过3。这说明测试结果对古海水有良好的代表性，是有效可用的。

图5 C-O同位素相关关系Fig.5 Correlation of C-O Isotope

4.1 碳同位素组成

四川盆地东北部镇巴地区杨家湾剖面二叠系海相碳酸盐岩碳同位素分析结果(表1)显示，34件样品的δ13C值为-1.67‰～5.85‰，平均值为2.76‰，最高值出现在长兴组层24样品24-C3，最低值为栖霞组层13样品13-C1，整体上波动较为平缓。纵向上看，栖霞组—茅口组可见明显的正向偏移，茅口组—吴家坪组δ13C值有所降低，吴家坪组—长兴组δ13C值震荡上升。栖霞组δ13C值为-1.67‰～4.59‰，最小值为层13样品13-C1，最大值为层4样品4-C2，平均值为1.91‰；茅口组δ13C值为2.68‰～4.63‰，最小值为层14样品14-C1，最大值为层17样品17-C1，平均值为3.89‰；吴家坪组δ13C值为1.16‰～3.76‰，最小值为层22样品22-C1，最大值为层22样品22-C5，平均值为2.84‰；长兴组δ13C值为3.17‰～5.85‰，最小值为层25样品25-C2，最大值为层24样品24-C3，平均值为4.11‰，整体为高正值。整体上看，δ13C值在栖霞组层3(样品3-C3)、层6(样品6-C2)、层13(样品13-C1)及茅口组层18(样品18-C1)可见明显拐点。δ13C值在层2至层3呈下降趋势，平均值为2.56‰；在层3～层6呈缓慢上升趋势，平均值为2.69‰；在层6～层13呈下降趋势，平均值1.20‰；在层13～层18呈上升趋势，平均值为2.97‰；在层18～层25呈上升趋势，平均值为3.48‰。

表1 C-O-Sr同位素分析结果

4.2 氧同位素组成

研究区海相碳酸盐岩氧同位素分析结果(表1)显示，所有样品的δ18O值为-7.26‰～-3.44‰，平均值为-6.24‰，最高值出现在栖霞组层6样品6-C1，最低值出现在长兴组层22样品22-C9。纵向上看，栖霞组—茅口组可见δ18O值变化不大，茅口组—吴家坪组有较为明显的负向偏移，吴家坪组—长兴组δ18O值较为震荡。栖霞组δ18O值为-7.10‰～-3.44‰，最小值为层5样品5-C1，最大值为层6样品6-C1，平均值为-6.14‰；茅口组δ18O值为-7.04‰～-4.18‰，最小值为层18样品18-C1，最大值为层17样品17-C1，平均值为-5.46‰；吴家坪组δ18O值为-7.01‰～-5.33‰，最小值为层22样品22-C3，最大值为层22样品22-C5，平均值为-6.62‰；长兴组δ18O值为-7.26‰～-6.56‰，最小值为层22样品22-C9，最大值为层22样品22-C10，平均值为-6.79‰。整体上看，δ18O值在层5(样品5-C1)、层17(样品17-C1)、层22(样品22-C4)可见明显拐点。δ18O值在层2～层5为下降趋势，平均值为-6.14‰；在层5～层17为上升趋势，平均值为-5.92‰；在层17～层22(样品22-C4处)为下降趋势，平均值为-6.44‰；在层22(样品22-C4处)～层25变化较为平稳，平均值为-6.66‰。

4.3 锶同位素组成

研究区海相碳酸盐岩锶同位素分析结果(表1)显示，所有样品的87Sr/86Sr值为0.707 147～0.708 133，最高值在栖霞组层5样品5-C1，最低值在栖霞组层12样品12-C1。纵向上看，栖霞组87Sr/86Sr最小值为0.707 147(样品12-C1)，最大值为0.708 133(样品5-C1)，平均值为0.707 435，整体呈先上升后下降的趋势；茅口组87Sr/86Sr最小值为0.707 273(样品16-C1)，最大值为0.707 460(样品18-C1)，平均值为0.707 349；吴家坪组87Sr/86Sr最小值为0.707 630(样品22-C6)，最大值为0.708 117(样品22-C5)，平均值为0.707 800，整体呈先上升后下降的趋势；长兴组87Sr/86Sr最小值为0.707 620(样品23-C1)，最大值为0.708 092(样品22-C9)，平均值为0.707 859，变化较为平稳。整体上看，87Sr/86Sr值在栖霞组层4(样品4-C1)、层5(样品5-C1)、层12(样品12-C2)，茅口组层17(样品17-C1)及吴家坪组层22(样品22-C4)可见较为明显的拐点。87Sr/86Sr值在层2～层4为下降趋势，平均值为0.707 330；在层4至层5为上升趋势，平均值为0.707 678；在层5～层12为下降趋势，平均值为0.707 523；在层12～层17为较平稳阶段，平均值为0.707 305；在层17～层22(样品22-C4处)为上升趋势，平均值为0.707 636；层22(样品22-C4处)～层25呈锯齿状波动，但总体上较为平稳，平均值为0.707 850。

5 C-O-Sr同位素地质意义

5.1 古海平面变化

在地球环境良好时，太阳辐射量增加，海平面升高，海洋繁盛，生物数量增多，光合作用使得较轻碳同位素(δ12C)的吸收增加，这样，空气中较重的δ13C值增加[4-6,23-25]。同时，由于海洋面积的扩大，大陆面积缩小，使得空气与海水的物质交换增强，最终海洋环境中碳酸盐岩的δ13C值增加。同理，当海平面降低时，海洋环境中δ13C值将相对减少。因此，海洋环境中碳酸盐岩的δ13C值增高，意味着海平面上升期；海洋环境中碳酸盐岩的δ13C值降低，则为海平面下降期，二者成正相关关系。

δ13C值的增加还意味着生物的大量繁殖，据此可判断古海洋生产力变化。由于生物生产率上升，海洋生物对12C的分馏能力增强，使得海水中的12C减少，此时沉积的碳酸盐岩具有较高的δ13C值。生物量的增加使埋藏有机碳量也相应增加，从而也会导致当时沉积的碳酸盐岩中δ13C值增加。

锶同位素也是用来衡量海平面变化的重要指标。全球海平面变化与锶同位素之间具有明显的相关关系。海洋中的Sr主要有两个来源：①大陆古老的硅铝质岩石风化所提供的相对富放射性成因的壳源锶，87Sr/86Sr值较高，全球平均值约为0.711 901；②洋中脊热液系统所提供的相对贫放射性成因的幔源锶，87Sr/86Sr值较低，全球平均值约为0.707 985[9,26-28]。当海底热液活动减弱，海平面下降时，更多的大陆露出海面，使得由大陆输入的87Sr/86Sr高值增多，同时，由洋中脊进入海洋的87Sr/86Sr低值减少，造成海洋环境87Sr/86Sr值增高；而海平面上升时，大陆面积缩小，大陆输入的87Sr/86Sr高值减少，由洋中脊进入海洋的87Sr/86Sr低值增多，使得海洋环境87Sr/86Sr值降低。因此，锶同位素(87Sr/86Sr值)变化可以较好地指示海平面变化，且与海平面变化成负相关关系[7,29-31]。

根据岩性、岩相变化，结合C-O-Sr同位素特征绘制杨家湾剖面海平面变化(图6)。这种变化总体上可分为栖霞初期的上升活动、栖霞中期的下降活动、栖霞末期—茅口初期的海平面快速上升活动、茅口末期的下降活动、吴家坪初期的上升活动、吴家坪中期的下降活动以及长兴初期的上升活动。

全球海平面变化引自文献[2]和[28]图6 C-O-Sr同位素组成与古盐度、古温度、古海平面的关系Fig.6 Correlations of C-O-Sr Isotope Compositions with Paleosalinity, Paleotemperature and Paleosea Level

从长期来看，研究区海平面变化大趋势与全球海平面变化基本一致，二叠系全球性的海进海退事件(如栖霞末期—茅口初期海进、茅口末期海退、吴家坪初期海进、长兴初期海进等[28,32])在研究区均有较好的体现，整体上与二叠系全球海平面变化的背景相吻合。这说明杨家湾剖面同位素组成分析符合沉积学特征，层位划分所用到的岩石学与沉积相特征与四川盆地二叠系剖面具有一致性。

5.2 古盐度变化

古盐度对不同类型的碳酸盐岩沉积具有控制作用，水体的高盐度为白云岩的形成及成岩转化提供了物质基础和介质条件。在古盐度较高的区域以白云岩沉积为主，或者将已经形成的石灰岩白云岩化；在古盐度较低的区域以石灰岩沉积为主；古盐度过高可能有利于白云岩的形成，而抑制石灰岩的形成[33]。古盐度研究对于恢复古沉积环境具有重要意义。为了进行古海水介质盐度定性判别，Keith等在1964年提出了古盐度计算公式[4]，其表达式为

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

式中：δ(13C)为δ13C值；δ(18O)为δ18O值。

盐度指示剂的大小与盐度直接相关。当Z>120时，为海相灰岩；当Z<120时，为淡水灰岩。该公式已经得到越来越多的学者认可[34-35]。此公式亦可用于计算镇巴地区杨家湾剖面的碳酸盐岩C-O同位素的盐度指示剂(表1)。计算结果显示，研究区碳酸盐岩盐度指示剂为120.9～135.9，平均值为129.8，所有样品均大于120.0，可见沉积区均为海相碳酸盐岩。但所得的盐度指示剂不能定量解释研究区古盐度的相对变化。盐度指示剂与δ13C、δ18O值的相关性分析发现：盐度指示剂与δ13C值具有较高的相关性，相关系数(r)可达0.993 7，为强相关性；而盐度指示剂与δ18O值的相关系数为0.435 0，相关性较低(图7)。因此，研究区盐度指示剂只可作为相对参考值[21,36-37]。

图7 盐度指示剂与δ13C、δ18O值的相关关系Fig.7 Correlations of Salinity Indicator with δ13C and δ18O

5.3 古温度变化

氧同位素可以用来计算碳酸盐岩的沉积水体古温度，在盐度基本不变的情况下，其随温度的升高而降低[38]。δ18O值与温度具有良好的相关性[39-40]，一般地层温度越高且地层年代越老，则δ18O值降低越明显。对于计算古温度的公式，不同的学者提出了不同的公式[41-44]，其表达式为

式中：δ(18O)calcite为碳酸盐岩的δ18O值(PDB标准)；δ(18O)seawater为沉积时海水的δ18O值(SMOW标准)。

以上公式所测古温度差距不大，根据应用广泛性，本文采用式(2)作为计算标准。但受同位素的年代效应、古海水盐度偏差以及沉积时海水δ18O值未知等影响，使用此类公式计算有时偏差较大。因此，必须选用正常盐度下的样品和δ18O校正值(Δδ18O)[34,40]。本文根据前人对二叠系古温度的研究成果，选取Δδ18O值为2.6‰，并假定δ(18O)seawater值为-2.8‰[34,40,45]。由此公式计算得到的古温度(表1)可知，在栖霞组层6(样品6-C1)存在一个异常低值(9.2 ℃)，且该层发育珊瑚化石，而现代珊瑚在温度低于16 ℃时会停止生长，13 ℃时便死亡，且该层Mn/Sr值大于3。故此温度存在偏差，这可能与成岩期后遭后期蚀变有关，数据在本文不做考虑。

在剩余33件样品中，测得古温度为12.0 ℃～25.2 ℃，平均值约为21.0 ℃。这与邵龙义等所测得的二叠系温度(-0.7 ℃～50.9 ℃)[34]以及孔为伦等测得的温度(13.4 ℃～35.1 ℃)[40]相符。而古温度变化趋势(图6)显示研究区在二叠系为温暖—炎热环境，适合海洋生物的繁殖，且整体上温度变化较为平稳，明显的拐点在茅口末期—吴家坪初期的温度快速降升，其原因可能与峨眉山火山喷发有关，二者在时间上有关联[46-47]。

总体而言，δ13C、87Sr/86Sr值对海平面有良好的响应；δ13C值对有机质含量响应最好；δ13C与δ18O值对古盐度有良好的响应，但δ13C值的影响要高于δ18O值；δ18O值对温度变化最为敏感。

6 沉积环境分析

早二叠世的加里东运动使得四川盆地处于剥蚀状态，梁山组直接覆盖于志留系或石炭系之上，在镇巴地区表现为海陆过渡相的黑色含碳泥岩。之后的栖霞组沉积期，海平面进一步上升，四川盆地及邻区发育大规模开阔台地相碳酸盐岩，研究区由于处于台地边缘，发育开阔台地开阔海相生屑微晶灰岩及台地边缘浅滩相生屑灰岩。

茅口初期水体继续加深，研究区发育台地边缘缓坡相含生屑微晶灰岩。之后海水缓慢退出，研究区发育台地边缘浅滩相亮晶生屑灰岩。至茅口末期，发生东吴运动，四川盆地构造活动强烈，火山活动剧烈，地壳隆升甚至遭到剥蚀，在研究区表现为与上覆吴家坪组假整合接触。

吴家坪初期，四川盆地及邻区开始发生海侵，海水开始由东北向西南方向入侵，在四川盆地范围内形成了广泛的海陆过渡环境。研究区则发育一套陆棚相的深水碳质泥岩。吴家坪末期，海平面稍微下降，研究区则为深水沉积的碳质泥岩与水深相对较浅的上缓坡相碳酸盐岩互层。

长兴初期，海侵规模变大，海水持续入侵，碳酸盐岩台地规模扩大，在研究区表现为深水沉积的下缓坡相含角砾灰岩与泥岩及水深相对较浅的上缓坡灰岩。

研究区古环境各要素(古盐度、古海水温度、古水深及古海平面变化等)之间具有一定的相关性，显示出整体性。结合镇巴地区在二叠系经历开阔台地→台地边缘→陆棚→缓坡环境的变化(图6)，可对研究区沉积演化进行进一步分析。

6.1 栖霞组

栖霞组沉积期，沉积环境经历开阔海→台内洼地→台地边缘浅滩的变化。

(1)开阔海，与外海水体之间物质交换较为顺畅，盐度变化与广海较为一致，与台地边缘相的区别在于水动力条件较弱。开阔海(对应栖霞组一段层2)是开阔台地中水体较深的地区，水动力条件相对较弱，颗粒数量少。

(2)台内洼地，对应栖霞组一段层3，是开阔台地中相对低能相带，发育深灰色生物泥质灰岩与页岩组合[图2(b)]，可见水动力较弱条件下形成的水平层理[图3(a)]。在层3处，δ13C、87Sr/86Sr值所反映的海平面变化可见明显的先上升后下降趋势。层2至层3处水体加深，水动力条件下降，开阔海过渡为台内洼地。同位素组成反映在层3处可见明显的碳、锶同位素的快速偏移，对应着栖霞初期的海侵。而层3至层4水体变浅，台内洼地转变为台地边缘浅滩环境。

(3)台地边缘浅滩。台地边缘相向陆地一侧过渡为开阔台地相，向广海一侧过渡为缓坡相。由于沉积时水动力条件较强，其沉积物主要为各种颗粒灰岩以及颗粒间充填的亮晶方解石。台地边缘浅滩对应栖霞组一段—二段(层4～层13)，底部发育灰色生屑泥晶灰岩，呈厚—中厚层状，单位时间内堆积的速度下降，表示水动力条件逐渐增强。在δ13C、87Sr/86Sr值反映的海平面变化中，栖霞中后期在层5～层13呈震荡下降趋势，水体变浅，与岩石学特征反映的一致。

研究区在栖霞初期海平面上升，栖霞中期海平面相对下降，δ13C、87Sr/86Sr值变化趋势与沉积相反映的一致。沉积环境由开阔海→台内洼地→台地边缘浅滩构成，水体变化为深水→次深水→次浅水。整体盐度正常，平均温度为20.2 ℃，海水循环较好，较为适合生物生存。生物种类丰富，以海百合、珊瑚、介壳、虫筳、腕足为主。

6.2 茅口组

茅口组沉积期，沉积环境经历台地边缘缓坡→台地边缘浅滩的变化。同时，该沉积期δ13C值也出现明显正向偏移，由-1.67‰偏移到2.68‰，表明此时海平面上升，生物繁盛。

(1)台地边缘缓坡，对应茅口组一段层14，其中可见硅质骨针[图2(i)]，表明该套岩层为水动力条件下降的深水沉积环境。在δ13C、87Sr/86Sr值反映的海平面变化中，该沉积期海平面上升，对应茅口初期的大规模海侵，水体加深。沉积相由栖霞末期的台地边缘浅滩相变化为台地边缘缓坡相。

(2)台地边缘浅滩,对应茅口组二段、三段(层15～层18)。在垂向上，生屑含量逐渐增加，同时，颗粒间的亮晶方解石增加，水动力条件增强，δ13C、87Sr/86Sr值揭示海平面在该沉积期缓慢下降，水体逐渐变浅。至茅口末期，受东吴运动影响，海平面大幅度下降，研究区露出海平面，发生沉积间断并遭受剥蚀，与上覆吴家坪组呈平行不整合接触。

茅口初期发生了二叠系最大规模的一次海侵，水深增加，而茅口末期又发生了二叠系最大的海退事件，造成水体变浅。同样，研究区在茅口初期具有高δ13C值以及低87Sr/86Sr值的特征，这都反映了茅口初期的海侵事件。茅口组沉积相整体为台地边缘缓坡→台地边缘浅滩，水体变化为深水→次深水→次浅水，整体盐度较栖霞组高，平均温度为17.2 ℃，生物由下至上逐渐发育；至茅口末期，在24.2 ℃温度及较浅的水体下，生物大量发育，种类繁多，以海百合、虫筳、珊瑚、腕足、有孔虫为主。海平面变化相对平稳，整体呈缓慢下降趋势，仅在茅口初期存在海侵活动，茅口末期受东吴运动影响海平面大幅度下降。水体变化与海平面具有一致性，由下至上逐渐变浅。而在茅口中期δ13C值仍然为高值，且87Sr/86Sr处于极低值，可能为海平面持续上升事件，且浅滩生物堆积速度也较快，但速度低于海平面上升速度。

6.3 吴家坪组

(1)深水陆棚，对应吴家坪组一段层19至层20，相对开阔台地水体更深。深水陆棚相以泥岩、页岩沉积为特征，碳酸盐岩发育程度较低。该层位几乎没有生物发育，水平层理大量发育，水体很深，水动力条件极弱。此次海平面上升是茅口末期东吴运动海退事件的延续。

(2)上缓坡，对应吴家坪组二段层21至层22。海平面在此时期为下降趋势，水体较吴家坪组一段浅，碳酸盐岩有所发育，呈夹层，但水动力条件仍然较弱。同时，泥岩与碳酸盐岩互层反复出现，可能反映了当时的水体较为震荡。

吴家坪初期发生了茅口末期海退事件回返的海侵事件[48]，使得茅口末期暴露风化的岩层得以堆积。吴家坪组整体沉积灰岩层较薄，泥岩较为发育，由深水→次深水环境，海平面呈下降趋势。古盐度较茅口组低，平均温度为22 ℃，由于水体过深且震荡，生物发育程度低，仅见少量生屑。

6.4 长兴组

(1)下缓坡，对应长兴组一段层23至层24，相对上缓坡水体加深，水动力条件降低。整体水动力条件低，水体较深，同时处于海平面上升期，纹层状灰岩与碳质钙质泥岩不等厚互层可能是缺氧环境下的水密度分层引起的。

(2)上缓坡，对应长兴组二段层25至层26，水体有所变浅，在长兴初期的海平面上升之后，海平面相对降低。

长兴初期，全球海平面继续上升，研究区δ13C、87Sr/86Sr值也相应地反映出海平面上升，水深加大，为下缓坡沉积；长兴中期，海平面下降，下缓坡转变为上缓坡。整体上，长兴组岩层沉积相由下缓坡转变为上缓坡，平均沉积温度为23.1 ℃，盐度较高，海平面呈先上升后下降趋势，水体变化为深水→次深水，水动力条件极弱，几乎没有生物发育。

6.5 小 结

研究区开阔海相主要为含泥质生屑灰岩；开阔台地浅滩相主要发育生屑灰岩；缓坡相主要发育含生屑灰岩、泥质灰岩、含角砾灰岩与泥岩互层；深水陆棚相发育碳质泥岩。

研究区整体水深为栖霞期深水—次深水—次浅水→茅口期深水—次深水—次浅水→吴家坪期深水—次深水→长兴期深水—次深水，相对水深与海平面变化存在一致性。沉积演化为开阔台地→台地边缘→陆棚→缓坡环境，其中栖霞组及茅口组沉积期的台地边缘浅滩水体较浅，海平面正常，盐度正常，温暖的环境导致沉积岩层中古生物发育，种类繁盛。

整体而言，C-O-Sr同位素都表现出了与沉积环境演化特征较为一致的海平面变化趋势，即栖霞初期快速海侵后进入相对平稳、震荡中缓慢下降阶段，茅口初期经历大规模海侵，茅口末期的东吴运动使得海平面大幅度下降，吴家坪初期经历大规模海侵及中期海退，长兴初期海平面上升。

7 讨 论

7.1 茅口末期同位素变化记录了东吴运动

茅口末期δ13C、87Sr/86Sr值存在一个明显的拐点，代表了东吴运动的地壳抬升和大规模海退事件。此时，整个四川盆地及邻区茅口组普遍存在沉积间断，甚至遭到剥蚀。该沉积期古温度由12 ℃突变至24 ℃，可能意味着地壳剥蚀使得埋藏的有机质暴露，温室气体大量增加。至吴家坪初期，由于四川盆地及邻区基底断裂海侵逐渐加大，在此期间研究区为深水环境，沉积一套黑色碳质泥页岩。

茅口组顶部生屑灰岩沉积的突然中断，可能反映了火山灰破坏了浅海生物的生态环境[49-50]，峨嵋山玄武岩喷发造成了气候和环境改变，这可能诱发了茅口末期生物生存危机。在东吴运动海平面抬升之后，长兴初期海侵之前，吴家坪组在中二叠统的基底之上形成了深水沉积的钙质碳质泥页岩及深水-浅水频繁变化沉积的泥页岩与灰岩互层。

7.2 海平面变化的影响因素

栖霞组—茅口组沉积期，镇巴地区表现为开阔台地→台地边缘滩沉积。随着全球海平面升降事件[2,28,32]及米仓山—大巴山低隆起[51-52][图8(a)]的共同影响，研究区较盆地内部的开阔台地相沉积有一定的不同，主要发育台地边缘滩相生屑灰岩。其中，茅口组一段主要受全球海侵的影响，为台地边缘缓坡相沉积。

吴家坪组—长兴组沉积期，研究区受东吴运动的延续作用，海平面上升，但晚二叠世海侵时期沉积区范围较中二叠世的最大海泛期已经明显缩小[53]。同时，南秦岭陆缘盆地范围扩大[图8(b)]，研究区发育缓坡相灰岩。东吴运动之后，研究区海平面受区域构造作用影响较大。

图件引自文献[48]和[49]图8 四川盆地东北部二叠系构造古地理图Fig.8 Tectonic Paleogeographic Maps of Permian in the Northeastern Sichuan Basin

8 结 语

(1)对四川盆地东北部镇巴地区二叠系碳酸盐岩C-O-Sr同位素样品进行原始性检验，其均符合要求，说明样品受沉积期后的地质作用影响较小，本次用于分析的数据基本保持原始组成，均为有效数据。研究区碳酸盐岩的δ13C值为-1.67‰～5.85‰，平均值为2.76‰；δ18O值为-7.26‰～-3.44‰，平均值为-6.24‰；87Sr/86Sr值为0.707 147～0.708 133。温度为12.0 ℃～25.2 ℃，平均值约为21.0 ℃；盐度指示剂为120.9～135.9，平均值为129.8。这表明研究区处于水体流通较好的温暖—炎热的高盐度区。

(2)整体而言，C-O-Sr同位素都表现出了与沉积环境演化特征较为一致的海平面变化趋势，即栖霞初期快速海侵后进入相对平稳、震荡中缓慢下降阶段，茅口初期经历大规模海侵，茅口末期的东吴运动使得海平面大幅度下降，吴家坪初期经历大规模海侵及中期海退，长兴初期海平面抬升。从长期来看，研究区基本与同期全球海平面变化一致，且全球性的海平面升降事件均有较好的体现。这说明杨家湾剖面的层位划分所用到的岩石学、沉积相特征与四川盆地二叠系剖面具有一致性；同时，这也反映出全球海平面升降事件对研究区海相碳酸盐同位素组成的控制作用。

(3)研究区整体水深为栖霞期深水—次深水—次浅水→茅口期深水—次深水—次浅水→吴家坪期深水—次深水→长兴期深水—次深水，相对水深与海平面变化存在一致性。镇巴地区元素地球化学特征反映出的沉积环境与岩相分析结果基本一致，即开阔台地→台地边缘→陆棚→缓坡环境的演化过程。