川西盆地, 或称川西坳陷, 是一个多期构造作用形成的叠合盆地(叶军, 2008)。在不同的构造区, 白垩系发育特征各异。根据在盆地中所处构造区不同, 研究区白垩系可划分为3个地层小区:川西小区、川西北— 川北小区和川中小区(表 1)。其中, 川西小区白垩系由下至上包括天马山组、夹关组和灌口组; 川西北— 川北小区白垩系由下至上包括剑门关组、汉阳铺组和剑阁组; 川中小区白垩系由下至上包括苍溪组、白龙组、七曲寺组和古店组。各地层小区白垩系对比关系如 表1, 下伏地层均为上侏罗统蓬莱镇组(莲花口组)(四川省区域地层表编写组, 1978; 四川省地质矿产局, 1991; 赵自强和丁启香, 1996; 辜学达和刘啸虎, 1997)。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 川西盆地白垩系对比 Table1 Correlation of the Cretaceous in western Sichuan Basin 系 统 川西小区 川西北-川北小区 川中小区 组 白 垩 系 上 统 灌口组 夹关组 下 统 古店组 天马山组 剑阁组 七曲寺组 汉阳铺组 白龙组 剑门关组 苍溪组 为地层缺失

表1 川西盆地白垩系对比 Table1 Correlation of the Cretaceous in western Sichuan Basin

受晚侏罗世蓬莱镇期之后的燕山运动控制, 川西白垩纪盆地向西、向南收缩。下白垩统在整个盆地广泛分布, 以发育洪(冲)积扇相红、棕红色砂、砾岩, 以及河湖相紫红色、棕红色砂、泥岩夹砂砾岩为主(图 1)。在广元— 剑阁地区, 沉积物为一套洪(冲)积扇相红色、紫红色砂、砾岩, 自下而上由从粗到细的3个韵律组成, 即剑门关组、汉阳铺组和剑阁组; 由于粒度粗, 层理发育差; 洪积物源于盆地以西的松潘— 甘孜山地。在梓潼— 巴中地区, 沉积物属河湖相紫红色、棕红色夹灰色、灰绿色砂、泥岩, 夹少量的砂砾岩, 自下而上, 由苍溪组、白龙组、七曲寺组和古店组分别构成韵律; 各组底部常具冲刷构造和滞留砾石, 砂岩中发育大型板状交错层理、平行层理及斜层理; 多门类陆生生物繁盛。在雅安— 成都地区, 仅发育天马山组, 其沉积环境和沉积相与梓潼— 巴中地区相似。

图1

Fig.1

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	图1 川西盆地早白垩世岩相古地理简图及露头分布(据四川省地质矿产局, 1991, 有修改)Fig.1 Lithofacies paleogeographic map of the Early Cretaceous and distribution of outcrops in western Sichuan Basin(modified from Bureau of Geology and Mineral Resources of Sichuan Province, 1991)

上白垩统仅分布在盆地南部, 盆地北部缺失。晚白垩世, 古地理发生极大变化, 河湖水向南退至今绵竹以南, 因气候持续干旱, 沉积盆地向内陆咸化湖盆发展。自下而上, 分别由夹关组、灌口组构成韵律。龙门山前, 沉积物为一套洪(冲)积扇相棕红色、紫红色的砂砾岩, 扇顶砾石层厚度巨大, 扇体向东迅速减薄, 粒度变细。彭州— 大邑— 芦山以东, 沉积物为明显的咸水湖相棕红色、棕褐色或紫红色砂泥岩、碳酸盐岩和蒸发岩相, 常沉积有大量的膏岩; 水平层理极发育, 干裂构造、钙质结核常见; 富含陆生介形类、孢粉和轮藻(四川省地质矿产局, 1991)。

南江沙河镇剖面位于龙门山北段以东、盆地北缘(图 1), 下白垩统包括剑门关组、汉阳铺组和剑阁组。从各组共获得古流向数据11例, 其中砂岩交错层理9例、冲刷底模构造1例、叠置砂岩透镜体1例(表 2, 图3-a, 图4-a, 4-b, 4-c)。

从各组由下至上的古流向变化(图 3-a)可以看出, 该地区下白垩统古流向变化具有明显的规律性。上侏罗统蓬莱镇组古流向为195° ~215° , 剑门关组沉积早期的古流向特点与蓬莱镇期有一定的继承关系, 但古流向演变为130° ~150° , 反映主要物源区发生了一定的变化。剑门关组沉积中期及之后, 古流向发生了根本性的逆变, 由之前的由北西向南东方向(平均142° )突变为一致的由东向西(245° ~290° , 平均264° ), 揭示了盆地东部源区强烈隆升并开始向盆地提供大量的沉积物。该区保存较完整的剑门关组(苍溪组)在巴中一带最厚、向西减薄, 汉阳铺组(白龙组)在通江一带厚度大、砂岩含量高, 向西厚度减小、砂岩含量降低(辜学达和刘啸虎, 1997), 这进一步反映了古流向变化的这一基本特征。

中江广福镇剖面位于龙门山中段以东、盆地东缘(图 1), 下白垩统包括苍溪组、白龙组、七曲寺组和古店组。从各组共获得古流向数据16例, 其中砂岩交错层理14例、冲刷底模构造1例、泥砾扁平面1例(表 2, 图5-a, 图4-d, 4-e, 4-f)。

从各组由下至上的古流向变化(图 5-a)可以看出, 该地区下白垩统古流向变化也具有明显的规律性。上侏罗统蓬莱镇组沉积晚期的古流向为10° ~50° , 苍溪组至白龙组初期沉积的古流向特点与蓬莱镇组晚期沉积有一定的继承关系, 但古流向演变为以90° ~158° 为主, 夹有295° ~330° 古流向, 反映了该区沉积的主要物源区与次要物源区之间时而短暂交替的特征, 最终以龙门山方向的物源占据了主导地位, 盆地东部物源则居于次要地位。白龙组沉积初期之后, 尚处于白龙组沉积早期时, 古流向发生了彻底的逆变, 由之前的以由北西向南东方向为主(平均145° )突变为很一致的由东向西、北西(250° ~331° , 平均288° ), 也揭示了盆地东部源区强烈隆升并开始向盆地提供大量的沉积物。该区沉积环境较南江沙河镇一带更复杂, 但保存较完整的苍溪组(剑门关组)西厚东薄的沉积特点(四川省地质局航空区域地质调查队, 1980), 依然一定程度地反映了该区苍溪期的古水流以由西向东为主, 向盆地提供沉积物的主要特征。

图3

Fig.3

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	图3 南江沙河镇剖面下白垩统古流向逆变及其对应沉积层段地球化学异常(a— 古流向特征柱状图; b— 泥质岩地球化学特征)Fig.3 Inversion of the Lower Cretaceous palaeocurrent direction and geochemical anomaly in its orresponding sediments of Shahe town section of Nanjiang

上述分析表明, 早白垩世在南江沙河镇和中江广福镇一带曾分别发生了古流向逆变。

由地层对比关系(表 1)可以看出, 南江沙河镇、中江广福镇一带分别发生的古流向逆变具有明显的南北向上的时间差异性, 即北早南晚, 揭示了早白垩世盆地北缘南江沙河镇一带以东地区被抬升隆起的时间明显地早于盆地中部东缘中江广福镇一带以东地区, 被抬升隆起的速度和幅度明显地大于中江广福镇一带以东地区, 因而导致了南江沙河镇一带古流向逆变的时间早于中江广福镇一带。进一步比较两地区古流向逆变的特征, 不难看出, 南江沙河镇一带的古流向逆变发生得更为突然和流畅, 而中江广福镇一带的古流向逆变发生得更为迂回和复杂, 反映了两地区构造活动过程的差异。

图4

Fig.4

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	图4 川西盆地下白垩统典型沉积构造野外照片（a— c摄于南江沙河镇剖面(图 3a), d— f摄于中江广福镇剖面(图 5a): a— LSD03测点大型砂岩交错层理, 示古流向130° ; b— LSD06测点冲刷底模, 示古流向265° ; c— LSD08测点大型槽状交错层理, 示古流向260° ; d— DZD04测点小型砂岩交错层理, 示古流向150° ; e— DZD06测点大型槽状交错层理, 示古流向90° ; f— DZD08测点大型砾质砂岩交错层理, 示古流向285° ）Fig.4 Field photos of typical sedimentary structures of the Lower Gretaceous in western Sichuan Basin

综合分析上述两地区下白垩统古流向逆变的基本特点, 表明川西盆地东缘南江沙河镇— 中江广福镇一线早白垩世曾发生一定规模的古流向逆变, 其发生时限介于剑门关组沉积中期至白龙组沉积早期, 且由北向南, 古流向逆变的发生可能具有随时间递进式、连续变化的特点, 即随着时间的推移, 古流向逆变的时间形成了一个具有一定斜率的连续时间序列— — “ 时间斜坡” 。从时限对比看, 古流向逆变与燕山期(120~130, Ma)构造事件(刘树根等, 2001)大致同期, 反映了古流向逆变受控于构造事件, 是构造事件的产物; 构造事件则某种程度地从侧面为古流向逆变的存在提供了构造运动方面的根据。

由上述分析可见, 川西盆地早白垩世的古流向变化极其复杂, 反映了此阶段盆地内及周缘构造活动的复杂性。在盆地东缘南江沙河镇— 中江广福镇一线, 剑门关组(苍溪组)沉积早期, 古流向以由北西向南东为主的特点揭示了此阶段龙门山北段和中段曾隆升强烈、物源丰富、古水流的物质搬运能力强、搬运距离远的特征。之后, 龙门山的隆升相对变弱, 但由于可能受到了南大巴山的向南逆冲隆升(何建坤等, 1997; 乐光禹, 1998; 汪泽成等, 2004, 2006; 刘顺等, 2005; 董云鹏等, 2008)以及江南— 雪峰古陆区的向北西挤压推进作用加强(邓孺孺和方佩娟, 1997; 杨坤光等, 2005)的影响, 盆地东部褶皱带隆升加剧, 因而引起了南江沙河镇— 中江广福镇一线下白垩统古流向的根本性逆变。南江沙河镇一带以东地区, 由于可能主要受到了南大巴山向南逆冲隆升(或包括南秦岭局部的向南逆冲作用)以及江南— 雪峰古陆区向北西挤压推进的双重构造作用, 也可能具有龙门山北段逆冲作用引起前缘隆起的成分(乐光禹, 1998; 汪泽成等, 2006), 因而发生了较快速的隆升作用, 导致南江沙河镇一带在剑门关组(苍溪组)沉积早期之后, 古流向发生了突然的、根本性的逆变。而中江广福镇一带以东地区, 由于可能仅受到江南— 雪峰古陆区向北西挤压推进的单一构造作用, 抑或也可能具有龙门山中段持续逆冲作用引起前缘隆起的成分(王道永, 1994; 何鲤等, 2007), 因而发生了相对缓慢的隆升作用, 导致中江广福镇一带在白龙组沉积初期之后, 古流向才发生了彻底的逆变。

3古流向逆变的沉积地球化学响应通过对比分析发现, 发生于川西盆地东缘的下白垩统古流向逆变与对应沉积层段伴生泥质岩的元素地球化学异常具有良好的对应关系。

泥质岩样品的测试由中国科学院地质与地球物理研究所ICP-MS ELEMENT实验室、岩石圈演化国家重点实验室SKL-LE完成, 并以国家标准参考物质(花岗岩GSR1)进行质量监控, 所有样品均进行了14种稀土元素和24种微量元素的测试。

对采自各剖面不同层位的16件样品进行稀土、微量元素测试的结果表明, 所有元素的相对标准偏差均不大于6.4%, 测试结果精度高。图3-b, 图5-b和图6分别示出了不同元素的测试结果。

对泥质岩进行元素地球化学分析表明, 样品LSH-12c、ZLH-3c和JYH-7a在纵向上均显示为明显的元素丰度相对异常(图 3-b, 图5-b, 图6)。与发生于川西盆地东缘的下白垩统古流向逆变进行对比分析, 认为这种异常的产生不是一种偶然, 它是对古流向逆变的沉积地球化学响应。川西盆地特殊的古地理、古构造环境(图 1)控制了早白垩世极其复杂的古流向变化, 而古流向的变化随时改变沉积环境的物理化学条件。下白垩统古流向逆变主要使沉积水体的地球化学条件发生了较大变化, 从而引起稀土、微量元素不同程度的分异, 使来自于沉积源区的不同元素重新分配组合, 导致对应沉积层段的元素丰度产生了不同程度的相对异常。由于各地区受古流向逆变影响的强度不同, 以及不同元素对沉积环境变化敏感程度的差异, 不同地区的元素地球化学异常特征各异。

图5

Fig.5

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	图5 中江广福镇剖面下白垩统古流向逆变及其邻区对应沉积层段地球化学异常(所有稀土、微量元素丰度单位均为μ g/g, 所有元素比值, 如Cr/Ni, 均无量纲; a— 中江广福镇剖面下白垩统古流向特征柱状图; b— 双流正兴镇— 大邑灌口镇剖面白垩系泥质岩地球化学特征)Fig.5 Inversion of the Lower Cretaceous palaeocurrent direction in Guangfu town section of Zhongjiang and geochemical anomaly in its corresponding sediments of adjacent area

图6

Fig.6

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	图6 剑阁姚家乡剖面对应于南江沙河镇剖面下白垩统古流向逆变的沉积地球化学异常Fig.6 Geochemical anomaly in corresponding sediments of Yaojia town section of Jiange in response

to inversion of the Lower Cretaceous palaeocurrent direction in Shahe town section of Nanjiang

图3显示出了南江沙河镇剖面6件泥质岩样品的33种稀土、微量元素的丰度变化及其与古流向变化的对比关系。从图3可以看出, 6件样品中, 以剑门关组中部的样品LSH-12c的元素丰度变化最具特点, 它的大多数元素的丰度均达到了正峰值或最大值, 只有少量元素的丰度无明显异常或略显异常。其中, 亲石(亲氧)元素(REE、Nb、Rb、Hf、Zr、Th、U等)(戈尔德施密特, 1959; 柴之芳和祝汉民, 1994; 韩吟文等, 2003)中, 除Sr的丰度为负峰值、Zr和Hf的丰度无明显异常外, 其他如REE、Nb、Ba、Rb、Th、U等的丰度均表现为正峰值异常。亲硫元素(Cu、Pb、Zn、Ga、Tl、Bi等)、亲铁元素(Cu、Co、Ga等)(戈尔德施密特, 1959; 柴之芳和祝汉民, 1994; 韩吟文等, 2003)中, 除Cu、Bi、Co等的丰度未见明显异常外, 其他如Pb、Ga、Tl、Zn等的丰度均显示为略微异常。亲陆源元素(Rb、Cs、Ta、Hf、Zr、Sc、Nb、Th、U、Ga等)(汪云亮, 1990; 朱赖民等, 2007)中, 除Sc、Hf、Zr的丰度无明显异常或略显正异常外, 其他元素如Rb、Cs、Ta、Nb、Th、U、Ga等的丰度均出现正峰值或最大值异常。这说明, 样品LSH-12c产出层段在沉积时曾发生了异常的沉积(构造)事件, 这一沉积(构造)事件引起了沉积微环境的某种变化, 使对应沉积层段产生了一定程度的元素地球化学异常。

对比分析上述这一地球化学异常现象发现, 样品LSH-12c产出层段的地质时代(剑门关组沉积中期)正好可与该区古流向逆变发生的时间相一致(图 3)。这表明, 古流向逆变的发生, 引起了沉积微环境的较大变化, 导致了对应沉积层段中对这种变化相应敏感的元素的分异重组, 从而产生了相应的地球化学异常。分析其具体机制及原因, 认为发生于南江沙河镇一带的下白垩统古流向逆变, 导致了当时携载有不同源区物质的不同性质的水体在该区的大混合, 沉积环境水体发生动荡, 大量的氧气被溶进水中或被带到较深水区, 沉积水体的氧容量大大增加, 并有不同陆源物质的注入, 从而形成了一种很利于亲石(亲氧)元素、相对不利于亲硫和亲铁元素富集的沉积微环境。根据对沉积环境氧化— 还原条件反映最为敏感的Ce元素(Elderfield and Pagett, 1986; 吴明清和欧阳自远, 1992; Kajiwara, et al., 1994; 颜佳新和张海清, 1996; 刘士林等, 2006)的北美页岩标准化参数Ce/Ce^* 判断其时的沉积微环境, Ce/Ce^* < 1表明为一种偏氧化性质的环境。这与其所处辫状河沉积环境的氧化— 还原条件是一致的(图 3-a)。这样的沉积微环境对亲石(亲氧)元素的相对分异富集是有利的, 因而, 大多数的亲石(亲氧)元素产生了明显的丰度异常。

进一步对比分析发现, 发生于中江广福镇一带的下白垩统古流向逆变引起其邻区双流正兴镇一带对应沉积层段的元素地球化学异常(图 5)。图5揭示, 该组合剖面的 5件样品中, 以双流正兴镇剖面天马山组中产出层段的地质时代(白龙组沉积早期)(徐星琪和王朝禄, 1980; 四川省地质局航空区域地质调查队, 1980)正好可与中江广福镇一带下白垩统古流向逆变所发生的时间相一致(图 5, 图7)的样品ZLH-3c最具特征, 它的各元素参量(元素丰度与元素比值)中,

图7

Fig.7

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	图7 双流正兴镇剖面地层柱状图及样品采集层位（岩性柱图例参见图5）Fig.7 Geologic column of Zhengxing town section and sample location

多数参量均出现了较明显的相对正峰值或最大值, 少数参量出现了负峰值或最小值, 一些参量即使在5件样品中也为最大或最小值。分析产生这一异常的机制及原因, 认为中江广福镇一带的古流向逆变引起了与之相距约90, km的西南邻区(图 1)原本相对平静的沉积环境水体发生一定程度的动荡, 部分氧气被带到较深水区, 并注入了不同的陆源物质, 从而形成了一种相对有利于亲硫和亲铁元素的分异富集、而对亲石(亲氧)元素的富集相对不利的沉积微环境。根据Ce/Ce^* 略小于1, 当时为一种偏弱氧化— 弱还原环境。这与其所处辫状河三角洲沉积环境的氧化— 还原条件是一致的(图 7)。这样的沉积微环境对亲硫和亲铁元素的相对分异富集是很有利的, 因而, 几乎所有的亲硫和亲铁元素和少数的亲石(亲氧)元素产生了明显的丰度异常。

发生于南江沙河镇一带的下白垩统古流向逆变同时引起了其邻区剑阁姚家乡一带对应沉积层段的元素地球化学异常(图 6)。图6揭示, 在剑阁姚家乡剖面的5件样品中, 以产出层段的地质时代(剑门关组沉积中期)正好可与南江沙河镇一带下白垩统古流向逆变所发生的时间相一致的样品JYH-7a最具特征, 它有21种元素的丰度出现了明显的相对正峰值或最大值, 10种元素的丰度出现了负峰值或最小值。分析产生这一异常的机制及原因, 认为南江沙河镇一带的古流向逆变引起了与之相距约120, km的西侧邻区(图 1)沉积环境水体发生一定程度的扰动, 水体中的氧容量增加, 并有以陆源元素为主的异地物质成分注入, 从而形成了一个总体既利于亲石(亲氧)元素和亲陆源元素、也利于亲硫和亲铁元素相对分异富集或亏损的沉积微环境。根据Ce/Ce^* > 1, 当时为一种总体偏还原环境。但从其处于扇三角洲相向浅湖相迅速过渡的沉积环境(图 6)看, 不排除当时沉积微环境的局部偏氧化性质。这种较复杂的沉积微环境, 使不同性质元素的分异富集或亏损特征差异甚大, 因而, 较多的亲石(亲氧)元素、一些亲硫和亲铁元素分别表现为明显的丰度异常。

上述分析表明, 川西盆地东缘早白垩世的古流向逆变所对应的沉积层段产生了较普遍的、明显的元素地球化学异常, 且在盆地的不同地区, 异常特征各异。