扬子西缘荥经地区三叠纪碎屑物源分析

时间：2024-08-31

张英利，贾晓彤，王坤明，王宗起，陈木银

1)中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京，100037；2)浙江省地震局信息中心(应急服务中心)，杭州，310013；3)中国石油集团测井有限公司长庆事业部，西安，710201

内容提要: 扬子西缘早三叠世处于伸展环境，而晚三叠世为前陆盆地。扬子西缘三叠系保存较好，是研究三叠纪构造转换物源响应方面的理想场所。本文根据重矿物电子探针和碎屑锆石测年，分析三叠系的物质来源，进而探讨与构造环境的对应关系。电气石探针结果显示，下三叠统主要源自贫锂花岗岩类伴生伟晶岩和细晶岩、变质板岩、变质砂岩、钙质硅酸盐岩和电气石石英岩，上三叠统主要来自贫锂花岗岩类伴生伟晶岩和细晶岩、贫钙变质板岩、变质砂岩和电气石石英岩，且自下三叠统至上三叠统变板岩和变砂岩的物源区比重逐渐增加；尖晶石显示，下三叠统砂岩主要来自大火成岩省、洋岛玄武岩和岛弧玄武岩类，上三叠统主要来自岛弧玄武岩类。碎屑锆石U-Pb测年结果表明，早三叠世碎屑锆石峰值为251～265 Ma、460～535 Ma和544～987 Ma，晚三叠世碎屑锆石峰值为228～251 Ma、255～387 Ma、429～523 Ma、573～954 Ma、1720～2004 Ma和和2453～2494 Ma。综合分析表明，下三叠统沉积物主要来自峨眉山玄武岩、康滇古陆，少量来自南秦岭造山带，而上三叠统的物源区主要为峨眉山玄武岩、康滇古陆、秦岭造山带和华北板块。三叠系物源的差异，主要与晚三叠世秦岭造山带与扬子板块碰撞有关。

扬子西缘作为扬子陆块的重要组成部分，经历新元古代和古生代的多期构造运动(Xu Yigang et al.，2004； Dong Yunpeng et al.，2012；Zhu Min et al.，2017)，直至晚三叠世印支造山运动之后(Deng Tao et al.，2019；Yan Zhaokun et al.，2019)，形成目前的构造格局。三叠纪时期，早—中三叠世为伸展环境，而晚三叠世为挤压环境——前陆盆地(戴朝成等，2014；Deng Tao et al.，2019；Yan Zhaokun et al.，2019)。三叠系的研究主要集中于沉积岩相古地理(林文球等，1982；王正瑛和邓江红，1982；曹剑等，2004；Xu Chunming et al.，2015；张英利等，2019)和晚三叠世构造环境(戴朝成等，2014；陈斌等，2016； Deng Tao et al.，2019；Yan Zhaokun et al.，2019)等。然而，三叠纪构造转换相关的沉积物源等特征仍存在不同观点。对于下三叠统物源区的系统研究相对薄弱。重矿物和碎屑锆石U-Pb测年结果的物源分析表明，会泽地区下三叠统主要来自于康滇古陆(张英利等，2016)。上三叠统的物源分析研究较多，认为是前陆盆地沉积记录的响应，但物源区争议较多。Zhu Min 等(2017)和Yan Zhaokun 等(2019)的碎屑锆石U-Pb年龄结果，表明晚三叠世康滇古陆与西部义墩岛弧连接在一起，隆升形成较大范围的康滇古陆，成为重要的物源区。除此之外，华北板块也是重要的物源区(Zhang Yong et al.，2015；Yan Zhaokun et al.，2019)。Tan Xiucheng 等(2013)根据层序地层学表明上三叠统物源来自于西部松潘—甘孜造山带；戴朝成等(2014)根据碎屑组成和岩相古地理，表明研究区物源主要来自西南峨眉瓦山古陆。Mu Hongxu 等(2019)根据龙门山钻井剖面对比、岩相古地理，辅助碎屑锆石U-Pb测年，表明研究区北侧的须家河组的物源主要来自于秦岭造山带。然而，须家河组砂岩的地球化学分析表明，须家河组物源区除西北龙门山造山带之外，部分来自于川东南的龙泉山前陆隆起冲带(Yang Wei et al.，2019)。须家河组黑色泥岩的地球化学分析结果显示，须家河组一段源自秦岭造山带元古代和早古生代地层，须家河组三段源自龙门山新元古代杂岩，而须家河组五段源自松潘—甘孜复理石地层(Deng Tao et al.，2019)。因此，三叠系物源特征分歧很大，即物源区包括龙门山造山带、秦岭造山带、松潘—甘孜造山带、康滇古陆、川东南构造带等等，这些不同观点严重阻碍区域演化的认识。而且，采用单一方法确定物源区存在局限性(Armstrong-Altrin and Verma，2005；Moecher and Samson，2006)。

重矿物是物源分析的重要手段，尤其是电气石、尖晶石、碎屑锆石等，能够很好地反映物源区母岩类型(Kamenetsky et al.，2001；von Eynatten and Dunkl，2012；姜磊等，2019)。多种重矿物的综合分析可以定量、定性反映物源区岩石类型和岩石形成年龄以及物源区岩石形成的构造背景，为源区母岩的确定提供综合依据。

本文选择龙门山构造带和康滇古陆结合部的荥经作为研究区，对三叠纪样品分别开展碎屑重矿物电子探针和碎屑锆石测年工作，确定不同地层的物源区母岩和物源区，进而阐述沉积物源与不同构造体制的对应关系。

1 地质背景

扬子陆块周缘以深大断裂为界由不同构造单元组成，北邻碧口地块(南秦岭造山带的一部分)，西邻松潘—甘孜造山带、哀牢山构造带和思茅地块。碧口地块主要由碧口群、横丹群和鱼洞子群及古元古代—新元古代镁铁质侵入岩和中酸性侵入岩组成，碧口群为火山熔岩、火山碎屑岩等，横丹群主要为变火山沉积岩，鱼洞子群为斜长角闪岩、浅粒岩夹磁铁石英岩等。以碧口地块等组成的南秦岭造山带，前寒武纪多经历洋壳俯冲—弧陆碰撞(Wang Wei et al.，2012；Dong Yunpeng et al.，2012)。古生代以商丹(商南—丹凤)缝合带和勉略(勉县—略阳)缝合带为界，秦岭造山带经历复杂的造山作用，形成不同的构造单元，发育大量岩浆岩(王宗起等，2009；Dong Yunpeng et al.，2016)。晚三叠世南秦岭造山带与扬子板块碰撞(Yin An and Nie Shangyou，1993；Meng Qingren et al.，1999，2005)，形成前陆盆地。松潘—甘孜造山带二叠纪—三叠纪主体受古特提斯大洋影响，发育增生楔杂岩和增生岛弧，局部残存古特提斯大洋盆地及被构造移置的洋壳残片，中三叠世拉丁期受西秦岭岛弧地体与扬子陆块碰撞影响，形成周缘前陆盆地(夏磊等，2017)，三叠纪整体沉积厚层浊积岩。哀牢山构造带和思茅地块作为三江造山带的重要组成部分，在前特提斯时期亲扬子地块。晚古生代—早中生代古特提斯洋打开之后，与扬子板块分化成2个属性不同的构造单元(刘俊来等，2011)。早石炭世—二叠纪，哀牢山洋盆俯冲，形成哀牢山构造带(由混杂岩和岛弧类岩石组成)和思茅弧后盆地。早三叠世哀牢山构造带和思茅地块隆升遭受剥蚀，中—晚三叠世与扬子陆块碰撞，形成弧后前陆盆地(谭富文等，2001；杨鑫等，2010)。扬子板块东南的雪峰造山带晚三叠世隆升(Yan Danping et al.，2003；田洋等，2015)，成为扬子东南缘沉积物的重要源区。

古生代早期，上扬子地区相对较稳定，处于克拉通演化阶段(黄福喜等，2011；陈洪德等，2011)。晚二叠世包括研究区在内的上扬子地区受地幔柱作用，发育峨眉山大火成岩省(Xu Yigang et al.，2004；宋谢炎等，1999；Hei Huixin et al.，2018)。受峨眉山玄武岩影响，晚二叠世宣威组形成于裂谷环境(Zhang Yingli et al.，2019)。早—中三叠世，扬子西缘处于伸展环境(陈洪德等，2011；张英利等，2019)。晚三叠世，秦岭造山带和扬子陆块经历碰撞造山运动，发育以须家河组沉积物为代表的前陆盆地(郑荣才等，2012；Zhang Yong et al.，2015；Yan Zhaokun et al.，2019)。

研究区位于荥经地区，临近龙门山断裂和小江断裂交汇处(图1a)。研究区周缘主要发育北东向逆断裂，少量断裂为北西向。断层上盘出露新元古代花岗岩和辉绿岩、新元古代火山碎屑岩—碳酸盐岩以及早古生代碎屑岩—碳酸盐岩(图1b)。距研究区北西约50 km的天全花岗岩年龄为851±15 Ma(赖绍聪等，2015)。新元古代火山碎屑岩—碳酸盐岩主要由震旦系苏雄组和灯影组构成。苏雄组主要为凝灰岩、流纹岩与火山角砾岩等，区域上获得地层年龄为780～838 Ma(Li Xianhua et al.，2002；卓皆文等，2017)。灯影组主要为白云岩和硅质白云岩，局部夹凝灰岩，凝灰岩年龄约539 Ma(资金平等，2017)。寒武系—志留系主要为白云岩、石英砂岩、生物碎屑灰岩和泥岩。断层下盘为上二叠统峨眉山玄武岩和宣威组、下三叠统飞仙关组、嘉陵江组和上三叠统须家河组以及侏罗系。上二叠统峨眉山玄武岩主要由玄武岩、流纹岩等组成，年龄为258～254 Ma(Xu Yigang et al.，2004)，宣威组与峨眉山玄武岩同期异相，主要为陆源碎屑岩(Zhang Yingli et al.，2019)。下三叠统飞仙关组主要为暗紫色、紫红色中层细砂岩夹粉砂岩和泥岩，粉砂岩和泥岩发育水平层理。区域上，沉积环境为冲积扇—河流—潮坪(林文球等，1982；张英利等，2016)。嘉陵江组主要为灰色碎屑岩和灰色灰岩，沉积环境为潮坪—潟湖(林文球等，1982；张英利等，2019)。中三叠统雷口坡组在研究区不发育，但在研究区南部30 km出露，主要为灰色细砂岩夹泥质白云岩及泥岩。上三叠统须家河组为河流和湖泊沉积的陆源碎屑岩(郑荣才等，2012；Deng Tao et al.，2019；Yan Zhaokun et al.，2019)，下部为灰色、深灰色厚层细砂岩夹粉砂岩、泥岩及可采煤，中部为灰色、深灰色厚层泥质粉砂岩、粉砂质泥岩，局部夹煤线，上部为浅灰色厚层细砂岩与薄层粉砂质泥岩互层。

图1 扬子西缘大地构造单元图(a，据Xu Yigang et al.，2004)和荥经地区地质图(b，据1∶5万新建幅和泗坪幅地质图修改)Fig. 1 Tectonic units of the western margin of the Yangtze Craton (a，modified after Xu Yigang et al.，2004) and geological sketch map of Yingjing area (b，from 1∶50000 Regional Geological Report of Xinjian and Siping area)

2 样品采集和测试方法

本次研究采取荥经花滩镇冯家坝至斑鸠井煤矿路线三叠系细砂岩样品(图1b)，其中飞仙关组样品(HT1)的坐标为29°49′32″，102°44′39″。须家河组样品(HT8)的坐标为29°52′09″，102°43′56″。每件样品采集约10 kg。样品经过粉碎、筛选和分离后，在双目镜下挑选电气石、尖晶石和锆石单矿物。每种矿物选出至少500粒，便于开展电子探针和碎屑锆石测年分析。

2.1 电子探针

电子探针测试在中国地质大学(北京)电子探针实验室完成，仪器型号为日本岛津公司生产的EPMA-1600。测试条件为加速电压15 kV，激发电流10 nA，电子束直径1 μm，ZAF法修正。分析标样采用磁铁矿(Fe)、钠长石(Si、Na、Al)、磷灰石(Ca，P)、金红石(Ti)、蔷薇辉石(Mn)、透长石(K)、橄榄石(Mg)、萤石(F)、独居石(La、Ce、Pr、Nd、Th)、锆石(Y、Zr、Hf)、铯榴石(Rb、Cs)、单矿物(U、Ta、Nb)等。主元素(含量高于>20%)的允许的相对误差≤5%，含量在3%～20%之间的元素允许的相对误差≤10%，含量在1%～3%的元素允许的相对误差≤30%，而含量在0.5%～1%之间的元素允许的相对误差<50%。基于31个氧原子，对电子探针分析的电气石数据进行处理(附表1，印刷版略，请见电子版 www.geojournals.cn/georev)。铬尖晶石数据采用CALCMIN excel程序(Brandelik，2009)进行处理(附表2，印刷版略，请见电子版 www.geojournals.cn/georev)。

2.2 碎屑锆石

锆石样品的制靶工作和阴极发光图像由中国地质科学院地质研究所大陆动力学实验室完成。碎屑锆石的U-Pb年龄测定前，根据透射光、反射光和阴极发光图像分析，随机圈定裂隙不发育的颗粒。LA-ICP-MS锆石测年分析在中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿规律与成矿评价重点实验室完成，实验过程和步骤见侯可军等(2009)。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu Yongsheng et al.，2010)，普通Pb校正采用Anderson(2002)方法。对于锆石年龄>1000 Ma的数据，采用n(207Pb)/n(206Pb)年龄，而对于<1000 Ma的数据，采用n(206Pb)/n(238U)年龄(Gehrels et al.，1999；Sircombe，1999)。谐和度90%～110%的数据为有效数据(附表3，印刷版略，请见电子版 www.geojournals.cn/georev)。锆石年龄谐和图等采用Isoplot 3.0程序完成(Ludwig，2003)。

3 测试结果

3.1 电气石电子探针

显微照片显示，飞仙关组样品HT1电气石主要为黑色、褐色、浅黄色，而须家河组样品HT8电气石主要为褐色、浅黄色和灰绿色(图2)，表明飞仙关组和须家河组物源存在差异。背散射图像显示，多数电气石呈均质、无环带。大多数电气石颗粒为次圆状和圆状，样品HT1颗粒较小(0.06～0.12 mm)，样品HT8粒径主要介于0.13～0.25 mm(图2)。

图2 扬子克拉通西缘下三叠统飞仙关组(a)和上三叠统须家河组(b)砂岩电气石透射光图像Fig. 2 Photomicrographs features of representative detrital tourmalines from sandstones of the Lower Triassic Feixianguan Formation (a) and the Upper Triassic Xujiahe Formation (b) on the western margin of the Yangtze Craton○代表探针位置，数字为点号○—location, mumber—spot No.

样品HT1电气石颗粒的SiO2含量为32.72%～37.56%，Al2O3含量为25.25%～35.32%，而B2O3含量为9.91%～10.84%。样品HT8电气石颗粒的SiO2含量33.97%～37.89%，Al2O3含量介于25.00%～34.17%，而B2O3含量为10.33%～10.99 %。基于Henry 等(2011)的电气石分类图解，样品HT1除各1个数据点分别落于钙性系列和X空位系列之外，其余所有电气石均属于碱性类型，而样品HT8所有电气石均属于碱性类型(图3a)。在n(Mg)/[n(Mg)+n(Fe)] vs. γ/[γ+n(Na)+n(K)]阳离子数比值图解中(图3b)，样品HT1除了1个数据点落入镁铁电气石区域外，其余数据点落在黑电气石—镁电气石区域，且黑电气石与镁电气石个数比为15∶4；样品HT8数据点全部落在黑电气石—镁电气石区域(图3b)，且黑电气石与镁电气石个数比为13：20。嘉陵江组样品(HT5)与HT1特征类似。

图3 扬子克拉通西缘三叠系碎屑电气石阳离子n(Ca)—γ—[n(Na)+ n(K)]三元分类(a)和n(Mg)/[n(Mg)+n(Fe)] vs. γ/[γ+ n(Na)+n(K)] 阳离子数比值图(b)(底图据Henry et al.，2011，HT5数据引自张英利等，2019)Fig. 3 The n(Ca)—γ—[n(Na)+ n(K)] ternary diagram (a) and γ/(γ+n(Na)+n(K)) vs. n(Mg)/[n(Mg)+n(Fe)] diagram (b) of the detrital tourmalines from the Triassic sandstones on the western margin of the Yangtze Craton (after Henry et al., 2011; data of HT5 from Zhang Yingli et al., 2019&)

在Al—Fe—Mg三角图(图4a)，下三叠统样品HT1和HT5电气石主要落于2、4、5、6区域，指示物源主要来自于贫锂花岗岩类及其关联的伟晶岩和细晶岩、富铁电气石岩石(蚀变花岗岩)、变质板岩和变质砂岩和富铁电气石石英岩、钙质硅酸盐岩和变质板岩。上三叠统样品HT8电气石主要落于2、4、5区域(图4a)，指示物源主要来自于贫锂花岗岩类及其关联的伟晶岩和细晶岩、富铁电气石岩石(蚀变花岗岩)、变质板岩和变质砂岩。在Ca—Fe—Mg三角图(图4b)，下三叠统样品HT1和HT5电气石主要落入贫锂花岗岩类伴生伟晶岩和细晶岩、贫钙变质板岩、变质砂岩和电气石石英岩区域，个别落入富钙变质板岩、变质砂岩和钙质硅酸盐岩区域，上三叠统样品HT8电气石电气石主要落入贫锂花岗岩类伴生伟晶岩和细晶岩、贫钙变质板岩、变质砂岩和电气石石英岩区域。

图4 扬子克拉通西缘三叠系砂岩碎屑电气石的物源成分划分图解: (a) Al—Fe—Mg图解；(b) Ca—Fe—Mg图解(底图据Henry and Guidotti，1985；HT5数据引自张英利等，2019)Fig. 4 Composition of the detrital tourmalines from the Triassic sandstones on the western margin of Yangtze Craton plotted on the ternary classification diagrams: (a) Al—Fe—Mg diagram; (b) Ca—Fe—Mg diagram (after Henry and Guidotti, 1985; data of HT5 from Zhang Yingli et al., 2019&)1—富锂花岗岩、伟晶岩和细晶岩；2—贫锂花岗岩类及其关联的伟晶岩和细晶岩；3—富铁电气石岩石(蚀变花岗岩)；4—伴生铝饱和相共存的变质板岩和变质砂岩；5—不伴生铝饱和相的变质板岩和变质砂岩；6—富铁电气石石英岩、钙质硅酸盐岩和变质板岩；7—低钙变超基性岩和富铬、钒变沉积岩；8—变碳酸盐岩和变质辉岩。9—富钙变质板岩、变质砂岩和钙质硅酸盐岩；10—贫钙变质板岩、变质砂岩和电气石石英岩；11—变质碳酸盐岩；12—变超基性岩1—Li-rich granitoid, pegmatites and aplites; 2—Li-poor granitoids and their associated pegmatites and aplites; 3—Fe-rich tourmaline rocks (hydrothermally altered granites); 4—metapelites and metapsammites coexisting with an Al-saturating phase; 5—metapelites and metapsammites not coexisting with an Al-saturating phase; 6—Fe-rich quartz—tourmaline rocks, calc-silicate rocks, and metapelites; 7—low-Ca meta-ultramafics and Cr, V-rich metasediments; 8—metacarbonates and metapyroxenites; 9—Ca-rich metapelites, metapsammites, and calc-silicate rocks; 10—Ca-poor metapelites, metapsammites, and quartz—tourmaline rocks; 11—metacarbonates; 12—metaultramafic rocks

3.2 铬尖晶石电子探针

根据TiO2的含量，三叠系砂岩中尖晶石几乎全是火山岩成因。Al2O3—TiO2图解显示(图5a)，下三叠统飞仙关组主要来自大火成岩省和洋岛玄武岩类岩石，而上三叠统须家河组主要来自岛弧类岩石，少量来自洋岛玄武岩类岩石。且n(Cr)/[n(Cr)+n(Al)]—TiO2图解(图5b)表明，下三叠统飞仙关组主要是板内玄武岩，而上三叠统须家河组主要是岛弧玄武岩(图5)。Fe3+—Cr3+—Al3+图解，下三叠统飞仙关组较集中，而上三叠统须家河组相对分散，在岛弧玄武岩、洋岛玄武岩、大陆溢流玄武岩的叠合区域(图5c)。

图5 扬子克拉通西缘砂岩碎屑铬尖晶石电子探针图解: (a)TiO2—Al2O3图解(据Kamenetsky et al.，2001)；(b)TiO2—n(Cr)/[n(Cr)+n(Al)]图解(据Arai，1992)；(c)Fe3+—Cr3+—Al3+图解(据Barnes et al., 2001)。HT5数据引自张英利等，2019Fig. 5 The composition discrimination diagrams of the detrital chromian spinels from the Triassic sandstones on the western margin of the Yangtze Craton: (a) TiO2—Al2O3 diagram ( after Kamenetsky et al., 2001); (b) TiO2—n(Cr)/[ n(Cr)+ n(Al)] diagram (after Arai, 1992); (c) Fe3+—Cr3+—Al3+ diagram (after Barnes et al., 2001). Data of HT5 are adopted from Zhang Yingli et al. (2019&)

3.3 碎屑锆石

下三叠统飞仙关组样品HT1的碎屑锆石呈半自形、他形结构，大部分锆石呈无色透明，少数为玫瑰色。CL图像显示，颗粒大多数呈弱振荡环带(图6a)。锆石粒径大小介于80～200 μm。U-Pb年龄值变化于251±2 Ma～2528±11 Ma，主要集中于251～265 Ma、460～535 Ma和544～987 Ma区间(图7b)。

上三叠统须家河组样品HT8碎屑锆石呈半自形结构，CL图像显示颗粒大多数呈振荡环带(图6b)。锆石粒径大小介于80～240 μm。U-Pb年龄值变化于238±3 ～2653±9 Ma，主要集中于228～251 Ma、255～387 Ma、429～523 Ma、573～954 Ma、1720～2004 Ma和2453～2494 Ma(图7d)。

图6 扬子克拉通西缘下三叠统飞仙关组(a)和上三叠统须家河组(b)砂岩碎屑锆石阴极发光图像Fig. 6 Cathodoluminescence (CL) images of representative zircons from the sandstones of the Lower Triassic Feixianguan Formation (a) and the Upper Triassic Xujiahe Formation (b) on the western margin of the Yangtze Craton

图7 扬子克拉通西缘下三叠统飞仙关组(HT1)和上三叠统须家河组(HT8)砂岩碎屑锆石U-Pb年龄谐和图(a、c)和直方图(b、d)Fig. 7 Concordia diagrams (a，c) and histogram (b，d) of U-Pb ages for detrital zircons from the sandstones of the Lower Triassic Feixianguan Formation (HT1) and the Upper Triassic Xujiahe Formation (HT8) on the western margin of the Yangtze Craton

4 讨论

扬子西缘造山带较多，都可能成为三叠系的物源区。因松潘—甘孜造山带三叠系发育浊积岩(夏磊等，2017)，不能成为扬子西缘的物源区。三江造山带位于研究区西南，岩相古地理显示(崔可信，2004；马永生，2009；Li Yingqiang et al.，2021)，三叠纪康滇古陆已经隆起，阻挡了三江造山带的沉积物搬运至研究区，因此，三江造山带不可能作为扬子西缘的物源区。雪峰造山带位于研究区东南，晚三叠世时期，雪峰造山带作为物源区为川东南的须家河组提供了沉积物源，而荥经地区须家河组的物源方向和沉积相的时空展布(崔可信，2004；马永生，2009)表明，荥经地区的沉积物源来自于西部或西北，因此，排除雪峰造山带作为物源区。

4.1 飞仙关组物源区

古水流显示，飞仙关组物源主要来自于西部(图1)，其潜在物源区包括康滇古陆等。

251～265 Ma锆石年龄与峨眉山大火成岩省侵入岩和酸性岩的时间一致(Hei Huixin et al.，2018)。且铬尖晶石显示，部分物源来自大火成岩省岩石(图5)。因此，大火成岩省玄武岩及同期岩浆岩为飞仙关组提供物源。且锆石和铬尖晶石呈次棱角状，表明峨眉山玄武岩及同期岩浆岩几乎未经历再旋回过程，为近源沉积。因电气石呈现次圆状，因此该时期沉积物不是电气石的物质来源。460～519 Ma颗粒碎屑年龄与秦岭造山带的年龄较接近(Wang Xiaoxia et al.，2013；曾俊杰等，2021)，且锆石颗粒呈次圆状，经历再旋回过程。525～544 Ma锆石颗粒呈次圆状、环带清晰，年龄值与康滇古陆的筇竹寺组(539.4±2.9 Ma，Compston et al.，2008)和灯影组凝灰岩(539.6±1.4 Ma，资金平等，2017)接近，这些地层应当为母岩。

544～987 Ma锆石颗粒占比45.45%，Th/U比值>0.1，锆石颗粒具有振荡环带，为岩浆成因。部分锆石呈次棱角状，部分呈次圆状，表明近源和长距离搬运的岩石均有。因此，研究区西侧区域上该时期的岩石均可能为飞仙关组提供物源，包括灯影组下部凝灰岩(553.6±2.7 Ma，Yang Chuan et al.，2017)、陡山沱组凝灰岩(621±7 Ma，Zhang Shihong et al.，2005)、闪长岩(754±10 Ma和748±11 Ma，Lai Shaocong et al.，2015；772.4±5.5 Ma，赖绍聪等，2017)、苏雄组岩浆岩(780±12 Ma和838±12 Ma，卓皆文等，2017)和天全花岗岩(851±15 Ma，赖绍聪等，2015)等。因表现OIB型特征的碎屑尖晶石以及全部电气石呈次圆状，表明源岩经历了长距离搬运。因电气石部分物源以贫锂花岗岩为主，结合区域飞仙关组的物源特征(张英利等，2016)，因此，上述部分源岩经历剥蚀、搬运、沉积等过程，为飞仙关组提供物源。1158～2177 Ma的锆石颗粒较少，且相对分散，没有形成明显的峰值。碎屑锆石颗粒呈次圆状，表明经历长距离的搬运。碎屑锆石古元古代和新太古代年龄主要集中在2435～2494 Ma和2503～2528 Ma，而研究表明扬子西缘古元古代锆石年龄主要为2000～2400 Ma(Wu Yuanbao et al.，2012)，2435～2494 Ma和2503～2528 Ma锆石年龄与碧口地块鱼洞子群年龄更接近(2449±4 Ma，Hui Bo et al.，2017；2477±18 Ma，Zhou Guangyan et al.，2018)，表明碧口地块的沉积物剥蚀、搬运至扬子西缘。上述源岩中，仅碧口地块发育变沉积岩，因此，电气石的来源为碧口地块。

因此，峨眉山玄武岩和康滇古陆成为飞仙关组重要的物源区，碧口地块等南秦岭造山带少量沉积物经历剥蚀等过程，为飞仙关组的间接物源区。

4.2 须家河组物源区

区域研究成果(Tan Xiucheng et al.，2013；戴朝成等，2014；Yan Zhaokun et al.，2019；Yang Wei et al.，2019)和物源方向表明，须家河组物源来自西北，潜在物源区包括康滇古陆、碧口地块等。

228～251 Ma碎屑锆石颗粒10粒，占有效年龄的锆石总数12.50%，锆石Th/U值介于0.36～1.16。锆石呈次棱角状，具有明显的振荡环带(图6)，为典型的岩浆成因。与～228 Ma碎屑锆石年龄相当的岩浆作用在康滇古陆很少。南秦岭造山带印支期岩浆作用发育(Qin Jiangfeng et al.，2013；Chen Yanjing et al.，2014)，与扬子板块和华北板块的碰撞时间(～244 Ma)一致(Roger et al.，2004)。且碎屑锆石次棱角状表明为近物源。因此，晚三叠世，南秦岭造山带抬升、剥蚀，成为须家河组的物源区。且花岗岩类也是须家河组电气石的主要母岩。

255～387 Ma，峰值年龄为259 Ma，辅助尖晶石的电子探针分析结果表明，峨眉山玄武岩及同期的岩浆岩为须家河组的重要物源区。429～523 Ma锆石年龄较分散，没有明显的峰值，但总体与秦岭造山带的岩浆作用时间一致(Wang Xiaoxia et al.，2013)，这表明秦岭造山带岩石隆升、剥蚀、搬运等，成为须家河组的物源区。573～954 Ma锆石颗粒占比26.25%，Th/U值0.27～2.07(>0.1)，锆石颗粒具有振荡环带，为岩浆成因。根据尖晶石电子探针显示，其主要来自岛弧类岩石。区域资料表明，秦岭造山带(包括碧口地块)和康滇古陆均发育新元古代岛弧性质的岩石，且尖晶石呈次圆状，表明经历多次搬运，因此，无法断定尖晶石是来自秦岭造山带还是康滇古陆。康滇古陆中泸定杂岩、泸定安山岩类(Lai Shaocong et al.，2015；赖绍聪等，2017)、石棉辉长岩(Zhao Junhong et al.，2017)等基性岩浆岩发育尖晶石。同时，北秦岭中商南辉长岩(李惠民等，2006)、天水关子镇岩体(裴先治等，2005)、松树沟辉石岩(董云鹏等，1997; Su Li et al.，2004)等岩浆岩也可发育尖晶石。1720～2004 Ma锆石颗粒较多，且碎屑锆石颗粒呈次圆状，表明经历长距离的搬运。碎屑锆石的峰值年龄1863 Ma与华北板块岩石锆石年龄接近(王洪亮等，2007；陈岳龙等，2008)，如太华杂岩(Xu Xisheng et al.，2009)、花岗岩(Zhao Taiping and Zhou Meifu，2009)和基性岩墙(胡国辉等，2010)等，表明华北板块的沉积物剥蚀、搬运至扬子西缘。而且扬子西缘古元古代河口群碎屑锆石年龄结果也证明～1800 Ma岩石来自于华北板块(Chen Weiterry et al.，2013)。2453～2494 Ma以及新太古代年龄与碧口地块的峰值年龄2400 Ma(Wu Yuanbao et al.，2012；Hui Bo et al.，2017；Zhou Guangyan et al.，2018)接近，因此，碧口地块岩石是须家河组的母岩。须家河组电气石中变沉积岩可能也来源于古元古代—新太古代岩石。

因此，峨眉山玄武岩、康滇古陆、秦岭造山带(包括碧口地块)和华北板块成为须家河组的物源区。

4.3 三叠纪物源变化及构造响应

电气石探针分析结果显示，三叠纪沉积物源岩主要来自变质板岩、变质砂岩，少量来自贫锂花岗岩类。相比飞仙关组，嘉陵江组和须家河组在贫锂花岗岩类物源区(图4a和图4b中的2区域)比例增加。这表明，更多的花岗岩成为嘉陵江组和须家河组的物源。碎屑锆石分析结果表明，嘉陵江组主要来自康滇古陆新元古代花岗岩，而须家河组则主要来自于秦岭造山带早中生代花岗岩。须家河组在变质板岩和变质砂岩(图4a中4+5区域)比例最多，这表明须家河组时期，更多的变板岩和变砂岩隆升、剥蚀、搬运成为其物源。这可能与碎屑锆石分析的华北板块中较多前寒武纪物质作为沉积物源有关。

尖晶石的探针分析结果表明，飞仙关组以大火成岩省和洋岛玄武岩类为主，嘉陵江组以洋岛玄武岩类为主，而须家河组以岛弧类为主。研究成果表明，峨眉山玄武岩具有大火成岩省特征(Xu Yigang et al.，2004)，飞仙关组和嘉陵江组的洋岛玄武岩类主要来自于新元古代苏雄组，苏雄组玄武岩具有OIB型岩浆特征(Li Xianhua et al.，2002)。须家河组岛弧类岩石在康滇古陆和秦岭造山带分布广泛(Xiao Long et al.，2007；Dong Yunpeng et al.，2011；Zhao Junhong et al.，2017)。结合碎屑锆石分析，早三叠世时期，尖晶石主要来自于峨眉山玄武岩和康滇古陆新元古代岩石，至须家河组时期尖晶石主要来自于康滇古陆和秦岭造山带新元古代岩石。

碎屑锆石表明，三叠纪沉积物的物源主要来自康滇古陆、秦岭造山带和华北板块。来自康滇古陆的沉积物主要是新元古代岩石和峨眉山玄武岩，来自秦岭造山带的沉积物则略有差异：飞仙关组的物源区年龄主要是460～519 Ma和2435～2528 Ma，嘉陵江组无秦岭造山带物源(张英利等，2019)，而须家河组物源的年龄值为228～251 Ma、429～523 Ma和2453～2653 Ma(图7d)。来自于华北板块的物源区年龄仅须家河组1720～2004 Ma。

从物源分析看，早三叠世飞仙关组沉积物的主要源区包括峨眉山玄武岩、康滇古陆和南秦岭造山带，嘉陵江组的物源区包括峨眉山玄武岩、康滇古陆和华北地块，而晚三叠世沉积物的主要源区包括峨眉山玄武岩、康滇古陆、秦岭造山带和华北板块。物源的变化主要受沉积时期的构造环境所控制。从早—中三叠世至晚三叠世，构造环境从伸展转换为挤压的前陆盆地，那么沉积物源也发生相应变化。早三叠世飞仙关组至嘉陵江组，构造环境具有继承性，物源区变化不大，随着剥蚀作用的持续，逐渐以新元古代岩石为主要源区。而晚三叠世，区域处于前陆盆地的演化阶段。南秦岭造山带与扬子板块逆时针碰撞，从大巴山、米仓山向西至扬子西缘(Yin An and Nie Shangyou，1993；Meng Qingren et al.，1999，2005)，碰撞时间逐渐变新，而且扬子西缘北部较早，而南部较晚。受秦岭造山带和扬子板块碰撞影响，须家河组物源区古元古代岩石比例增多，因此研究区北侧秦岭造山带、华北板块抬升，为须家河组提供沉积物源。