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中—晚二叠世是地球演化史的重要转折期，大范围的构造活动、火山喷发与气候事件共同导致了前乐平统生物大绝灭（约260 Ma前）。近年来，随着中二叠统生物地层资料的逐渐丰富，本次生物危机事件发生的时间也被前推至Capitanian（卡匹敦阶）内部[1]。
目前，取得较一致的认识主要聚焦于生物种群的差异化更替和分异度，即以珊瑚、有孔虫、腕足及牙形石类为代表，生物灭绝程度和灭绝时间上显现出一定差异[2]。对于这次生物危机成因机制的认识则存在较大争议[3⁃5]，陨石撞击[6⁃9]、甲烷释放[10]、大规模海退[11⁃13]、深海缺氧[14⁃15]和火成岩省喷发[16]等均是导致本次生物危机的潜在因素。各剖面记录的地化数据波动在时间和期次上具有差异性，单一的地质事件无法对全球二叠纪剖面所记录的生物及地球化学信息做出解释[17]。
四川盆地北部时处于上扬子西北缘，是东特提斯乃至全球二叠纪地层记录最完好、化石产出最丰富的地区之一[18⁃20]。扬子板块隶属于特提斯多岛洋体系的一部分[21⁃22]，沉积历史会更容易于受到区域独有的一系列地质事件及小范围海平面波动影响[23⁃25]，对地质事件的记录更为完整，四川盆地北部剖面同时记录了裂陷槽活动和峨眉山大火成岩省喷发的地质信息[26⁃30]。
四川盆地北部剖面范围内繁复的地质活动造成了沉积分异及生物差异化更替，建立高分辨率生物化石带有助于对地质事件进行时间约束，建立岩石地层对比带则能够从区域构造活动带活跃造成的沉积充填差异的角度提供侧面佐证。因此，在已有认识的基础上，通过对四川盆地北缘的7条二叠系剖面进行详细的剖面实测，系统采集样品并进行牙形石鉴定，在厘定地层时限的基础上结合沉积地球化学特征分析，明确各地质事件发生的时间和期次，并探讨晚Guadalupian的生物危机事件与地质事件之间的耦合关系。
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华南板块是由冈瓦纳（及其前身Pannotia）裂离、北移而拼合于欧亚大陆，是特提斯多洋岛体系的一部分，中二叠世末位于古特提斯洋的东部，其主体由扬子板块和华夏板块组成[21]，呈一系列孤岛展布于近赤道附近[31⁃32]（图1a）。
其中扬子板块在中二叠世末，受控于峨眉地幔柱持续隆升，呈现出南高北低的古地理格局，伴随勉略洋的持续扩张，盆内在拉张力的作用下发育一系列北西—南东向的张性裂谷，呈现隆坳相间的古地理格局[33⁃35]（图1b）。研究涉及的区域属于扬子板块西北缘，西至龙门山北缘，北至米仓山—大巴山前缘，地理位置位于四川盆地北部（图1c）。
为方便与全球对比，本文地层划分采用国际对二叠系的三统九阶划分方案[3]，自下而上分为乌拉尔统（Cisuralian）、瓜德鲁普统（Guadalupian）和乐平统（Lopingian）。其中瓜德鲁普统（Guadalupian）进一步分为罗德阶（Roadian）、沃德阶（Wordian）和卡匹敦阶（Capitanian）。
华南扬子板块中二叠统主体以浅海碳酸盐岩沉积为主，受控于抬升运动、大火成岩省喷发及扬子区裂解，各区域显示出明显的沉积分异[36]，如：贵州晒瓦在瓜德鲁普统—乐平统沉积期充填了近千米的与拗拉槽活动相关的陆源碎屑进积沉积物；云南宣威地区在瓜德鲁普统顶部见有火山岩喷发相和溢流相沉积物；湖南涟源受亚丁斯克期的短暂海平面波动沉积了斗岭组含煤地层，时代跨越PLB界线。依据沉积充填特征不同各区域划分为不同的地层组（图2），差异化的岩石地层特征和其记录的地化信息无法与全球剖面对应，给PLB界线相关的对比研究带来实际困难。
扬子板块西北缘由于其独特的地理位置，受地壳升降运动影响相对较小，沉积了相对连续的海相地层茅口组，完整保留了一系列地质事件的指纹信息[37⁃39]，丰富的生物类群为地质事件的研究提供良好的时间标尺。
图 1 研究区构造古地理背景
Figure 1. Tectonic paleogeographic background of the study area
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在四川盆地西北缘选取了龙凤村、正源、大两乡、王家沟、猫儿塘、三堆镇和白家等剖面测制了瓜德鲁普统与乐平统（G-LB）界线地层剖面（图1）。将G-L界线附近的岩性自下而上划分为生屑灰岩（含云灰岩）、硅质岩（泥质灰岩）、煤层和含泥灰岩4个岩性段，其中在硅质岩段上下发育两个具沉积间断性质的古暴露面（图3）。各岩性段特征分述如下。
生屑灰岩段：颜色以灰色—浅灰色为主，总体呈现向上变浅的沉积序列，发育燧石结核及燧石条带，薄片下可观察到具有生物含量多和生物分异度高的特征，见腕足类、海百合、海绵、腹足、双壳及有孔虫类化石，以亮晶胶结为主，对应地质年代无争议的中二叠统茅口组上部生屑滩或滩间海微相。
硅质岩段：颜色以深黑灰色为主，薄层层理，部分剖面如龙凤村剖面可见同沉积褶皱。岩性为硅质岩，与热液活动相关的草莓状黄铁矿富集，向槽缘区过渡至薄层泥岩与泥质灰岩互层。与下伏生屑灰岩段呈突变接触，相序不连续，龙凤村、正源、王家沟及三堆镇剖面在硅质岩段与生屑灰岩段之间可观察到出露的铁质风化壳。所产化石相对下伏层数量变少、分异度降低，显示生物逐渐减少和部分属、种逐渐灭绝。地层时代归属及沉积相类型仍存有争议[40⁃42]。
图 3 四川盆地西北缘G⁃L界线剖面及典型照片（剖面位置见图1）
Figure 3. Cross section and typical photos of the G⁃L boundary on the northwest margin of the Sichuan Basin (see Fig. 1 for the location of the cross section)
煤层：深灰色泥岩夹煤线、薄层粉砂岩及泥灰岩，其间夹有沉凝灰岩，对应吴家坪组底部普遍发育的区域性标志层——王坡泥页岩段，为吴家坪期再次海侵形成的潮坪微相。煤层线与硅质岩段呈不整合接触，各剖面可观察到成规模的风化壳层发育，显示区域存在大范围的海平面下降。以此风化壳层为界面，作为瓜德鲁普统与乐平统的岩石地层界线。
微晶灰岩段：深灰色，中—厚层夹燧石结核及燧石条带灰岩，间夹有薄层泥岩，为吴家坪期快速海侵的产物，大量顺层面发育的燧石结合及燧石条带显示伴随峨眉山大火成岩省的活跃，区域热液活动趋于剧烈。
本次野外实测剖面岩性地层具有良好的可对比性，以硅质岩上部发育的古暴露面为界，定为岩石地层意义上的G-L界线。针对G-L界线附近的生物大绝灭事件，自下而上可识别出生屑灰岩段代表的生物富集层和硅质岩段代表的生物绝灭层。
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在岩性段划分的基础上，为获得准确的地层沉积时代，针对本次研究剖面系统取样，G-LB界线附近取样，进行醋酸浸泡后浮选牙形石并进行镜下鉴定。挑选出大量保存完整的牙形石P1分子化石（图4），分为4属（Jinogondolella、Clarkina、Sweetog⁃nathus和Hindeodus）9种，分别为J.aserrata、J.postserrata、J.altudaensis、C.dukouensis、C.liangshanensis、C.guang⁃yuanensis、S.paralanoeolatus、S.iramicus、和H.minudus。实测的7条剖面的化石序列均不完整，其中具有带化石意义的是Jinogondolella属和Clarkina属。各岩性段牙形石产出结果见（图5）标注。
所划分的牙形石序列可与这一时期全球重要的参考剖面相对应[43⁃44]，以牙形石特征分子的首现面（FOD）作为带底，建立瓜德鲁普统—乐平统可与国际标准序列对比的牙形石划分方案（表1）。
生物地层可用来厘定地层的绝对年龄，岩石地层用以厘定地层的相对年龄，区域生物地层与岩石地层划分结果显示出一定的对应性，剖面生屑灰岩段顶部见J.postserrata产出，同时由于东吴运动不整合、拗拉槽群活动以及峨眉山大火成岩省的影响，牙形石丰度在硅质岩段和煤层段显著降低，前文划分的硅质岩段和煤层段少见有牙形石化石，仅在三堆镇和猫儿塘剖面硅质段底部有J.altudaensis化石产出，与Isozaki et al.[6]提出J.altudaensis带之后，生物丰度逐渐减少和部分属、种逐渐灭绝这一观点相一致。生物危机事件后，生物逐渐复苏，PLB界线之后，最早在微晶灰岩段有C.dukouensis产出。
牙形石形态方面，牙形石个体在C.dukouensis带出现小型化趋势，比较可能的成因有：（1）大型生物个体灭绝；（2）灭绝后小型生物个体繁盛[15]。牙形石形态与丰度特征印证了本次剖面岩石地层界限和生物灭绝层标定的准确性[43]。
Guadalupian晚期受全球冰期影响海平面下降，合并抬升运动影响剥蚀基准面可能下降到茅口组下部，上覆地层均遭受剥蚀，地层在瓜德鲁普统普遍缺失[44⁃45]。据各剖面牙形石首现面信息建立牙形石带，并与全球标准剖面进行对比（表1）。结果显示：同处于环赤道温水区的大部分剖面缺失1个牙形石带[46⁃47]，四川盆地北部地区由于茅口组顶部缺少峨眉山玄武岩保护，缺失3~4个牙形化石带，与前人对四川盆地茅口组的牙形石地层研究结果基本一致[48⁃51]。
图 4 四川盆地西北缘二叠系剖面G⁃L界线附近典型牙形石扫描电镜照片
Figure 4. Scanning electron microscopy photos of typical conodonts near the G⁃L boundary of the Permian section on the northwest margin of the Sichuan Basin
生物地层结果显示在四川盆地北部区域，沉积地层厚值区剥蚀程度高，沉积地层薄值区残留地层相对多。处于开江—梁平海槽外缘（沉积地层厚值区）的三堆镇和猫儿塘剖面缺失J.postserrata带之上的4个化石带，处于开江—梁平海槽范围内（沉积地层薄值区）的大两乡和王家沟剖面仅缺失J.altudaensis带之上的3个牙形石带（图5）。
图 5 四川盆地西北缘二叠系剖面特征及牙形石带对比（剖面位置见图1）
Figure 5. Characteristics of the Permian profile and comparison of conodont zones in the northwest margin of the Sichuan Basin (see Fig.1 for the profile location)
表 1 华南典型剖面沃德阶—吴家坪阶牙形石分带与全球对比
Table 1. Zoning and global comparison of conodonts from the Wardian to Wujiaping stages in typical sections of South China
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瓜德鲁普统沉积期内扬子板块发育了大小规模不同的同沉积断裂，并伴随出现台—盆分异的古地理格局，在横向上沉积相分异明显，这一现象围绕扬子板块周缘的广西来宾地区的蓬莱滩剖面和铁桥剖面[26]、四川宣汉渡口剖面[45]和美国得克萨斯地区剖面[47]均见有相应报道，在纵向上则表现为相序的不连续。此次扬子西北缘实地踏勘的多个剖面也显示生屑灰岩段与硅质岩段之前存在沉积间断面。
东吴运动则造成扬子区瓜德鲁普统—乐平统界线上下再次出现跳相的现象，在广西来宾地区表现为茅口组上斜坡相—吴家坪组盆地相的淹没不整合，扬子西北缘广元地区则表现为茅口组海槽相—吴家坪组滨岸相的不连续沉积。
沉积相是指沉积岩及沉积环境的综合，在对剖面岩性段和牙形带划分的基础上，分析各段的沉积岩组构特征及沉积环境特征。将瓜德鲁普统—乐平统界线附近自下而上划分出4种沉积相组合，即海槽相、开阔台地相、浅海陆棚相和潮坪相（表2），相序不连续，进一步划分为12个微相。沉积相纵向展布规律见（图3）。
表 2 扬子西北缘沉积相及沉积环境
Table 2. Sedimentary facies and environment of the northwest margin of the Yangtze River
沉积相组合 对应岩性段 沉积微相 岩石组合及颜色 沉积结构及生物特征 水深及位置 海槽相（F1） 硅质岩段 F1a槽内硅质洼地 黑色薄层硅质岩 水平层理、菊石及小壳类化石 深水盆地内部 F1b槽内硅泥质洼地 深灰黑色薄层硅质岩与灰岩泥岩互层 水平层理、菊石及小壳类化石 深水盆地内部 F1c槽缘斜坡 深灰黑色薄层硅质岩与灰岩泥岩互层 灰岩透镜体及重力流沉积物 向槽内过渡的盆地边缘 开阔台地相（F2） 生屑灰岩段 F2a台缘滩 灰色厚层生屑灰岩、颗粒灰岩 介壳类、腕足类、海绵及抗浪珊瑚 平均海平面附近 F2b台内滩 灰色厚层灰色生屑灰岩、颗粒灰岩 介壳类、腕足类、海绵及抗浪珊瑚 平均海平面附近 F2c滩间海 深色中—厚层状泥质灰岩、微晶灰岩夹灰质泥岩 广海生物组合 正常浪基面之下 浅海陆棚（F3） 微晶灰岩段 F3a静水灰泥 深灰色中—薄层微晶灰岩夹薄层泥岩 水平层理、海相化石 正常浪基面之下 潮坪相（F4） 煤层段 F4a潮上泥炭坪 黑色煤层 透镜状层理，植物化石 最高风暴潮之上 F4b潮上泥坪 薄层灰绿色及杂色泥岩夹碳质泥岩 植物化石 最高风暴潮之上 F4c潮间混积坪 薄层杂色泥岩夹粉砂岩 潮汐层理及少量植物化石 最高高潮线—平均低潮线 -
对应硅质岩段，为薄层硅质岩、深灰黑色薄层硅质岩与灰岩泥岩互层（图6a），为深水饥饿盆地沉积，由此划分为槽内硅质洼地（F1a）、槽内硅泥洼地（F1b）和槽缘斜坡（F1c）。剖面常见有小壳类化石密集展布（图6b），含较多硅质放射虫、海绵骨针等深水浮游生物，见重力流影响搬运的远源灰质沉积物。
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对应生屑灰岩段，为介于晴天浪基面和风暴浪基面之间的区域，水深达到几十米。底部沉积物常被风暴浪和浪涌所改造。该带受波浪作用影响大，水体较浅且能量相对较高，常见的沉积物为生屑灰岩、颗粒灰岩及泥粒灰岩等。可划分为台缘滩、台内滩、滩间海三个微相，由于区域沉积模式与典型的碳酸盐岩台地有所区别[30,37]，为台地边缘特征不明显的镶边碳酸盐岩台地沉积，故将深浅水转化带位置发育的台缘滩归入开阔台地相组合。
台缘滩（F2a）位于开阔台地向盆地深水环境过渡的转换带，主要发育厚层亮晶生屑灰岩，生物类型丰富。与靠近台地内部的台内滩（F2b）相比，由于水动力条件更强，沉积物被洗刷得较为彻底，岩性特征方面颗粒含量更高，泥质含量更低，胶结物更干净，频繁的风暴也使得内碎屑更为发育；生物类型方面，可见抗浪生物组合；生产率方面，由于处于浪基面附近，生物体及岩石被风浪打碎堆积胶结，快速堆积的生屑颗粒灰岩在纵向上表现出极高的生产率，颗粒灰岩累计厚度占地层厚度的比值较大；成岩作用方面，基于生物滩体快速生长使得台缘滩在同生期阶段拥有较高的古地貌，更易受到大气淡水的淋滤改造，可见短期暴露溶蚀发育的组构选择性溶蚀及伴随的示顶底结构（图6d）；同时由于台缘生屑滩体具有相对较好的孔缝条件，为成岩后期流体溶蚀交代云化提供了通道，更易受白云石化作用影响（图6e）。
图 6 四川盆地西北缘二叠系剖面典型微相照片
Figure 6. Typical microfacies photos of the Permian section on the northwest margin of the Sichuan Basin
滩间海（F2c）位于开阔台地中地势较低部位，沉积于安静还原的较深水环境、富含有机质，发育深色中—薄层泥质灰岩、含泥微晶灰岩，或与之互层，层面间表现出较重的泥质；生物类型方面，可见少量有孔虫及底栖类生物生活在安静的环境中，生物个体保存完好（图6c）。
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对应微晶灰岩段，以生物（屑）灰岩为主，呈中—薄层状，水体能量较开阔台地组合更为安静，生物壳体得以完整保存，见大量完整海相动物化石（图6f）。
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对应煤层线段，为乐平统沉积期快速海侵造成的广覆式沉积，发育中—薄层状灰—黑灰色泥岩、碳质页岩（图6g），见水平层理、透镜状层理，由于水体环境的频繁周期变化，出现暗色泥质夹浅色灰质纹层。由于陆源碎屑进积混入大量陆源物质，含大量炭化植物碎片和少量菱铁矿结核（图6h，i）。据岩性组成不同进一步划分为潮上泥炭坪（F4a）、泥坪（F4b）和混积坪（F4c）。
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通过分析G-LB界线附近岩层记录的地球化学数据信息，能够为明确当时的一系列地质事件发生的时间及时空演化的研究提供依据。分别选用裂陷槽内外的三堆镇、王家沟剖面作为基准剖面，取样进行主微量及稀土元素分析，灰岩样品采集避开重结晶区域，在室内用牙钻取样并于碳化钨钵中碾碎至0.075 mm以下。Mn/Sr比值可作为衡量样品是否受到成岩改造的指标，当Mn/Sr比值小于2时，表明样品能够准确地反映当时的古环境；当Mn/Sr比值介于2~10时，表明样品对当时的古环境具有代表性[52]，所采样品Mn/Sr比值介于0.04~1.93，平均值为0.26，测试样品值远小于2，表明样品未受到成岩蚀变的影响，可作为识别沉积环境的依据。
1） 三堆镇剖面古环境演化
Ba的迁移能力相较于Sr更弱，Sr/Ba比值负向偏移指示了构造变迁带来的陆源输入变化，更大量的Ba被碳酸盐岩捕获，因此，以Sr/Ba作为陆源输入量化参数。海水具有正Y异常特征，选用Y/Ho比值作为古水深的变化参数。海水具有较低的稀土总量，轻稀土亏损、Ce负异常特征，选用ΣREE+Y，Ce/Ce*，LREE/HREE等特征参数示海陆过渡变化。母岩成分中的特征参数（Na、K和Al等）携带了源区地质信息，因此可用以反映动力学地貌单元性质，从地台至地槽深处，Na2O/K2O值逐渐减小，以其作为大地构造属性参数。
阶段Ⅰ位于J.postserrata中上部36~37层，对应岩性地层中的生屑灰岩段。Sr/Ba比值介于29.74~47.52，平均值为38.67，指示陆源输入物整体变化不明显；Y/Ho比值介于38.71~62.15，平均值为50.01，继35层高值之后，古水深数值波动较小，海平面维持相对稳定状态，符合高位域沉积旋回。大地构造属性指标显示，Na2O/K2O值介于0.15~1.79，仅第36层剧烈负偏至0.15；稀土元素指标中ΣREE+Y介于3.77~8.79，平均值为5.76，LREE/HREE值介于6.03~10.11，平均值为7.47，在36~37层下部出现轻微正异常，轻稀土相对富集，显示伴随海平面快速下降，有陆源物质输入古海洋[52]，Eu/Eu*介于0.87~1.02，平均值为0.94，不具有明显的异常，表明受热液影响有限，Ce/Ce*介于0.58~0.87，平均值为0.7，由第36层向37层逐渐负漂移，显示水体逐步趋于氧化。
阶段Ⅱ位于J.altudaensis带之上至PLB界面之下的38~40层，对应泥质灰岩段（硅质灰岩）。Y/Ho比值介于40.47~48.59，平均值为44.01，均出现明显负偏，指示海平面快速下降；Sr/Ba比值介于12.82~59.81，数值负向漂移明显，指示有更大量的陆源Ba进入海水；Na2O/K2O值较阶段Ⅰ显著负漂移，显示构造位置由台地向地槽过渡。稀土元素总量+钇（ΣREE+Y）变化较大，介于6.43~46.96，平均值为30.88，较阶段Ⅰ急剧升高，表明大量他源物质进入古海洋。Eu/Eu*比值介于0.84~0.95，平均值为0.89，具有轻微负异常，证实区域开始受到幔源热液影响；Ce/Ce*较阶段Ⅰ持续负漂移，介于0.42~0.53，平均值为0.47，海平面进一步下降，水体趋向于氧化，洋盆持续开启。
图 7 四川盆地北部三堆镇剖面二叠统地球化学数据演化曲线
Figure 7. Evolution curve of Permian geochemical data of Sanduizhen section in northern Sichuan Basin
阶段Ⅲ位于PLB界面之上的41~42层下部，对应煤层段和微晶灰岩段。古水深指标出现明显上升趋势，为吴家坪期海水快速倾覆的结果。
2） 王家沟剖面古环境演化
根据各个指标的综合分布，同样将王家沟剖面中—晚二叠世之交的古环境演化分为三个阶段（图8）。
阶段Ⅰ位于35层中上部，对应岩性地层中的生屑灰岩段。此时板块处于相对稳定的状态，古水深指标相对平稳，Y/Ho比值平均为36.68。Sr/Ba比值平均为82.86，显示稳定的Sr元素在海水中沉淀。Na2O/K2O值逐渐减小，由35层底部的2.0降至35层顶部的0.8，显示盆地构造属性出现了相对缓慢的转折，由台内向台地偏移。稀土元素总量相对稳定，Eu/Eu*比值平均为0.79，其中35层顶部，硅质岩之下，Eu/Eu*低至0.48，显示此时受到热液活动影响，Ce/Ce*比值平均为0.64，为氧化环境，与外部水体沟通良好。
阶段Ⅱ位于PLB界面之下的36层，对应硅质灰岩。Y/Ho比值平均为31.55，Sr/Ba比值平均为4.17，明显负偏，证实同期水体变浅，且陆源输入物增加。Na2O/K2O比值平均为0.09，显示位于地槽区域。由于三堆镇剖面相较于王家沟剖面离岸距离远，稀土元素测试显示ΣREE+Y变化不大，指示陆源输入少，Eu/Eu*比值平均为1.09，未受幔源流体影响，Ce/Ce*比值平均为0.62，为氧化环境。
阶段Ⅲ位于PLB界面之上的37层中下部，可见煤层线和含泥微晶灰岩，为吴家坪期沉积环境由陆向海快速过渡的结果。
综上所述，三堆镇和王家沟两个剖面的古环境都有类似的演化过程，从下往上，可以划分为相对平稳—海退—快速海侵三个演化阶段，依次对应生屑灰岩—硅质岩—煤层线及微晶灰岩段。
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Guadalupian晚期海退事件发生的时间和期次一直是学界关注的热点问题[53⁃56]。以碳同位素为分析手段的研究显示，Guadalupian发生了两次碳同位素漂移事件，分别对应卡匹敦早期的“Kamura”正漂移事件和卡匹敦晚期的负漂移事件[57]。但由于有机碳埋藏量、生物生产率、海洋与大气交换及陆源输入等均可能对碳库循环造成冲击[58]，卡匹敦晚期的碳同位素负漂移究竟是受海退事件还是峨眉山火成岩省喷发影响尚未可知，需要地层学及地化手段的佐证。通过将不同学者取得的瓜德鲁普统—乐平统碳同位素数据投影到统一时间框架下，结合本次对两个典型剖面的地化数据分析，认为在上扬子西北缘GLB界线附近存在至少两次海平面下降事件。
图 8 四川盆地北部王家沟剖面二叠统地球化学数据演化曲线
Figure 8. Evolution curve of Permian geochemical data of Wangjiagou section in northern Sichuan Basin
其中第一次海退事件时间对应在本次观察的生屑灰岩段中上部，落在J.postserrata牙形石带中下部。三堆镇剖面古水深数据显示，Sr/Ba比值和Y/Ho比值均在36层J.postserra带内出现了负偏移，显示水体变浅，陆源输入物增加。四川盆地北部朝天剖面碳同位素数值在J.postserra⁃J.shannoni带内记录了显著负漂移趋势[59]。J.postserra带对应生屑灰岩段，本次7条野外剖面岩相上观察到的向上变浅的沉积序列一致。在硅质岩段和生屑灰岩段之间部分剖面（正源、龙凤村、王家沟、大两乡）断续观察到不整合面，牙形石带结果表现为J.shannoni带缺失，显示发生了一定时间的沉积间断。地化数据波动、同位素偏移及岩相观察结果相一致，共同记录了区域发生了一次范围海退。但对本次负漂移事件的报道仅见于四川盆地北部，而在处于中下扬子区域的湖南任村坪剖面、贵州西部熊家场和广西蓬莱滩等剖面并未见到该类事件的报道[60-62]，认为此次海退事件波及范围小，或受控于小范围的区域地质事件（图9）。
J.altudaensis带，对应硅质岩段内，岩相特征记录到由于重力失稳而出现的垮塌崩落浊积物搬运至饥饿盆地内（图6e），证实可能出现了伸展裂解活动。三堆镇38~40层Sr/Ba比值和Y/Ho比值维持了相对负偏的趋势，与湖南任村坪剖面、贵州西部熊家场的碳同位素数据不符，而与同受裂陷槽开启影响的广西蓬莱滩剖面[26,45]碳同位素负偏结果相一致，推测可能的原因是扬子区的裂解时间在西北缘的广元地区和东南部的广西蓬莱具有同步性，与邓莉[60]认为的扬子地块呈现旋钮状裂解这一观点相符。
对于第二次海退事件的报道则相对丰富，Lai et al.[59]通过对广西来宾蓬莱滩剖面进行生物地层和沉积学研究认为海退发生在J.prexuanhanensis⁃J.xuanhanensis带[59]，而Zhang et al.[62]则通过同位素数据将任村坪剖面的海退事件发生时间限定在J.xuanhanensis⁃J.granti带。Bond et al.[63]将熊家场剖面海退发生时间限定在J.prexuanhanensis⁃J.xuanhanensis带[60]。显示本次海退事件具有全球等时性，本次海退事件影响波及了整个华南板块。本次野外观测显示，牙形带结果显示区域缺失了瓜德鲁普统J.prexuanhanensis之后的地层，第二次海平面下降事件对应硅质岩段以上的地层，受抬升运动的影响已被剥蚀，剖面均缺失了对J.prexuanhanensis带之后的岩相记录，剖面可见硅质岩段和煤层段之间残存的风化壳层（图3），证实本次海退事件形成具规模的古暴露面。由于地化数据在J.altudaensis带也记录到轻微的负偏现象，将第二次海退事件时限定在J.altudaensis⁃J.xuanhanensis带。
图 9 四川盆地三堆镇剖面与华南其他剖面地球化学信息对比图
Figure 9. Comparison of geochemical information between Sanduizhen section in Sichuan Basin and other sections in South China
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峨眉山大火成岩省喷发被认为是G-LB界线处标志性的地质事件。近年来，伴随对峨眉山大火成岩省研究的不断深入，峨眉山喷溢的最早时限被前提至J.altudaensis带[61,63]。
大火成岩省喷发需要能量的积聚[64]，峨眉地幔柱在中二叠即开始活化[33]，在茅口组沉积晚期愈发活跃，上涌的热液造成区域热异常，为硅化作用克服动力学屏障提供了足够能量，本次实测的剖面在猫儿塘29层，三堆镇33层，观察到薄层微晶灰岩中夹有大量顺层展布的燧石条带发育（图5，10），燧石条带在之后20~30 m伴随水体的逐渐变浅，灰岩层理的逐渐加厚，密度有所减少，时代对应J.postserra带底部，在时间上具有一致性，在J.postserra带底部可能有大范围的构造活动为热液的上涌提供了通道。
火山喷气活动会释放大量的CO2气体，冲击了原有的碳循环系统，生物生产率迅速降低[10,16,64]。三堆镇剖面在J.altudaensis带，对应硅质岩段38~40层，地化数据显示稀土元素总量骤增，证实已有他源物质进入古海洋。同期地层中Eu/Eu*比值在王家沟剖面出现显著负异常，Ce/Ce*比值在本次选取测定的两个剖面（三堆镇、王家沟）均记录了不显著的负异常变化[65⁃66]，指示存在热液活动。在Guadalupian统顶部J.altudaensis带之上的硅质岩地层中未见沉凝灰岩条带发育，岩浆上涌过程中发生的热接触变质作用，引起沉积物中有机物释放CO2，影响碳平衡系统，但除去距离峨眉地幔柱较近且同受拉张活动影响的广西蓬莱滩剖面，各剖面未在J.altudaensis带记录到碳同位素的负漂移。推测此时喷发活动仍未进入大规模喷发阶段，喷出的火山灰覆盖范围尚未影响到川北地区，愈发活跃的热液是造成区域地化数据波动的关键因素。
图 10 剖面热液活动特征
Figure 10. Profile hydrothermal activity characteristics
本次野外实测剖面可见成规模的沉凝灰岩条带出现在乐平统（Lopingian）底部王坡页岩段及以上部层位（图7），对应煤层段和微晶灰岩段，C.dukouensis带及以上，认为峨眉山大火成岩省在乐平统沉积伊始进入活跃期，降落的沉凝灰岩此时逐渐影响到处于火山喷发外带的四川盆地北缘。
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中—晚二叠世由四川盆地北缘向盆地内部发育了一系列向东南方向收窄的张性裂谷[27,29⁃30,67⁃70]。并在裂谷内沉积了一套黑色硅质岩系[71⁃72]。瓜德鲁普统（Guadalupian）顶部受抬升运动及沉积间断影响存在差异剥蚀[49,73]，加之黑色岩系发育的位置处于生物灭绝层附近，具有带化石意义的生物化石产出量极少，直接制约了区域对黑色岩系地层归属的精确标定[74⁃77]。通过生物地层卡定，以C.dukouensis带首现面为依据，将硅质岩段发育时间限定在茅口组J.altudaensis带至PLB界线之前，在茅口组沉积期内存在一套深水相地层。
裂陷槽活动分为伸展裂解和区域沉降阶段[66]，并由于内部古海水可容空间增大，使得区域海平面相对下降，伸展裂解阶段可能始于三堆镇剖面33~36层，对应J.postserra带中下部，地化数据记录了海平面先升后降的变化，33~36层规模分布的燧石条带也显示区域构造活跃，断层开启为热液的上涌提供了通道，可能是区域的一次拉张活动造成了海平面的波动。
区域沉降阶段可能发生在J.altudaensis带，据本次对野外剖面实测观察，黑色岩系与下伏生屑灰岩段具有短期的沉积间断，见古暴露面，并在纵向上呈现出跳相的现象，指示在生屑灰岩段与硅质岩段之间存在同沉积断裂。生物地层结果显示跳相出现的时间不晚于J.altudaensis带，与前人报道的峨眉山大火成岩省的初次活跃和勉略洋的逐渐闭合在时间上对应良好[63]，构造活动为区域裂陷槽的形成提供了内在动能[78]，在J.altudaensis带裂陷槽活动由横向拉张转为沉降阶段[79⁃80]（图11）。
图 11 川北地区茅口组晚期构造演化示意图
Figure 11. Schematic diagram of late tectonic evolution of the Maokou Formation in the northern Sichuan region
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生物大绝灭事件是当今地学界最前缘科学问题之一[81⁃84]，前乐平统生物危机表现出物种的选择性灭绝，其中珊瑚和有孔虫达一级灭亡率，腕足和牙形石也受到波及，表现为种属一级的更替[85⁃86]。以牙形石带作为相对年龄标尺，珊瑚类最先在J.postserrata带受到影响，有孔虫的灭绝则发生在J.altudaensis带，随后是腕足类在J.xuanhanensis带被灭绝事件波及，华南板块处于环赤道温水区，牙形石在Capitanian（卡匹敦阶）主要以Jinogondolella和Sweetognatus组合为代表，直至Wuchipiapingian（吴家坪阶）迅速替代为Clarkina和Iranognathus组合[87]。生物鲜明的时空演化关系是对不同时期所发生地质事件的响应。
以生物地层和岩性地层为界，对三堆镇岩心及薄片观察结果进行统计后发现，多出现33层之前，对应J.postserrata带，与珊瑚类在J.postserrata带受到灭绝事件影响这一结论相一致（图12a）。J.altudaensis带之上的硅质岩段，大部分二叠纪正常底栖生物在该界线之下消失，本次生物危机事件具有全球等时性[17,23,61,63,88]。少数物种能够越过这条灭绝线，但也出现了种属一级的过渡,并伴随相应机会种的繁盛[89⁃90]，筳带化石由格子䗴、新希瓦格䗴、矢部䗴（图12b）逐渐更替为体型更小，结构更为简单的喇叭䗴。郭俊锋等[91]在陕西汉中梁山剖面吴家坪期地层中发现了腕足动物群瓜德鲁普世孑遗分子。本次在王家沟、龙凤村和大两乡的等剖面硅质岩层段及其上的微晶灰岩段，可见小壳类生物繁衍及大量保存完好的小个体底栖生物（图12c，d），个小体薄，生物类型单一，与本次观察到的牙形石个体在C.dukouensis带出现小型化这一现象相吻合，可能是缺氧的环境可能导致大型生物个体难以存续。
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大规模构造活动会导致环境恶化及生物栖息地减少，增加了生物灭绝的可能性，生物种属出现渐次更迭，标准牙形石具有带化石意义，以牙形石带为时间约束，对地质事件与PLB界线的关系进行总结。
J.postserrata牙形石带下部，峨眉地幔柱的上拱造成龙门山前缘构造掀倾，为扬子西北缘拉张活动提供了内在动能，拉张槽开始活化并带来了上涌的热液，海水涌入板块内，范围海平面下降，拉张活动使得生物栖息地改变，对古地貌依赖程度较高的珊瑚类生物率先被波及。
J.shannoni带，开江—梁平海槽持续活跃，合并地幔柱活动带来的抬升运动，海水逐渐退却，这次以区域地质事件为主导的海退在朝天剖面的J.altudaensis带地化数据中被记录。
J.altudaensis带，对应硅质岩段，拉张活动由横向的拉张运动转为纵向的构造沉降，引发海平面的再次下降，盆内出现沉积分异，纵向上显示出生屑灰岩—硅质岩的跨相带沉积特征，大量近海灰质岩块垮塌崩落后被搬运至深海。古地貌格局改变，生物栖息地被进一步破坏，同时期，峨眉山大火成岩省开始活跃，火山喷气事件冲击了碳循环，拉张运动引起断层活跃，热液大量上涌，三堆镇地化数据显示稀土元素比重在J.altudaensis带出现剧烈波动，幔源物质入侵，生物在此背景下大规模灭绝，J.altudaensis带内鲜见有牙形石产出，未见有孔虫类，仅见小个体腕足类化石留存。
图 12 川北地区茅口组晚期生物特征
Figure 12. Biological characteristics of the late Maokou Formation in the northern Sichuan region
C.dukouensis带，对应煤层线和微晶灰岩段，位于PLB界线之后，生物开始逐渐复苏，但短时间内个体趋向于小型化，峨眉山大火成岩省进入持续喷发阶段，降落的火山灰开始影响到火山外带，在区域发育了数条具规模的沉凝灰岩条带。
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（1） 依据生物地层及岩石地层特征，将剖面PLB界面附近地层划分为生屑灰岩段、硅质岩段、煤层线段和微晶灰岩段，其中硅质岩顶底可见风化壳层。生屑灰岩段位于J.postserra⁃J.shannoni带，硅质岩段位于J.altudaensis带，煤层段缺乏牙形石动物化石，微晶灰岩段位于C.dukouensis带。
（2） 以两个风化壳层为界，剖面在纵向上出现两次跨相，自下而上发育开阔台地组合（生屑灰岩段）—海槽组合（硅质岩段）—潮坪组合（煤层段）—浅海陆棚（微晶灰岩段）。
（3） 峨眉山大火成岩省在J.altudaensis带开始活化，并在PLB界线附近达到峰值，幔源热液的输入造成区域稀土元素总量骤增。拉张活动自J.postserra带开始横向裂解，造成有记录的第一次海退，至J.altudaensis带转入构造沉降，断续开启的断裂为热液的输入提供了通道，并同时进入第二次海退。生物在J.altudaensis带伴随环境的恶化和栖息地的减少走向灭绝，引发J.altudaensis带内的碳同位素负漂移事件。
Identification and Significance of the Permian Guadelup-Lopingian Series Boundary in the Northwestern Margin of the Yangtze Craton
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摘要: 目的 中—晚二叠世的瓜德鲁普统—乐平统界线（PLB界线）是地学界长期以来研究的难点。一方面，中—晚二叠之交的抬升运动造成了沉积间断和差异剥蚀，给界线的厘定和与全球剖面的对比带来了困难。另一方面，多个剖面记录有PLB界线相关的碳同位素负漂移事件，但发生时间具有差异，其成因尚不清楚。 方法 选取扬子板块西北缘三堆镇、王家沟、大两乡等7个剖面Guadalupian统晚期地层为研究对象，通过岩性特征和牙形石刺确定地层时限，结合主微量及稀土元素分析手段，补充了区域碳同位素漂移事件的环境证据，同时对其与地质事件的联系进行了梳理。 结果 （1）自Jinogondolella.postserrata到Clarkina.dukouensis带，可识别出生屑灰岩（含云灰岩）、硅质岩（泥质灰岩）、煤层和含泥灰岩4个岩性段，代表了海平面平稳—下降—上升三个阶段；（2）以古暴露面、岩性突变面和其上C.dukouensis牙形石的首现面为依据，识别出PLB界线所处的位置；（3）三堆镇剖面J.postserra⁃J.shannoni带和J.altudaensis⁃J.xuanhanensis带记录了两次海退事件，造成Sr/Ba及Y/Ho比值同步负偏，轻稀土相对富集。 结论 峨眉山大火成岩省在J.altudaensis带开始活动，热液的输入造成区域稀土元素总量骤增。生物种群在J.postserrata带开始受到灭绝事件波及，事件持续直至PLB界线处。该研究为扬子西北缘剖面与全球记录到的碳同位素负偏事件在时间和期次上的差异补充了剖面证据并进行了解释。Abstract: Objective The Guadelup-Leping boundary （PLB boundary） of the Middle-Late Permian has long been considered a difficult academic issue for geoscientists. On the one hand， the uplift movement at the turn of the Middle and Late Permian caused a sedimentary discontinuity and differential denudation， which made determining the boundary and comparing it with the global profile difficult. On the other hand， the reason several profiles recorded negative carbon isotope drift events related to the PLB boundary with different occurrence is still unclear. Methods This study selected seven sections of the late Guadalupian strata （including Sandui Town， Wangjiagou， Daliang Township） along the northwest margin of the Yangtze Plate as research object and identified the formation time limit through lithological characteristics and conodonts. Major trace and rare earth element analyses also complement the environmental evidence of regional carbon isotope drift events. Results The results show that：（1） From the Jinogondolla.postserrata to Clarkina.dukouensis zone， the field sections can be divided into four lithologic sections， bioclastic limestone （containing dolomite）， siliceous limestone （argillaceous limestone）， coal seam， and marl-bearing limestone， representing three stages of sea level： stabilization-decline-rise. （2） The characteristic key bed of the PLB boundary identified based on the paleoexposure， lithologic mutation， and first appearance surfaces of the C. dukouensis is marked as the lowest Leping boundary. （3） Two regression events were recorded in the J.postserra-J.shannini zone and J.altudaensis-J.xuanhanensis zone of the Sandui Town profile， resulting in synchronous negative deviation of Sr/Ba and Y/Ho values and relative enrichment of light rare earth elements. Conclusions The Emeishan Large Igneous Province began to move in the J. altudaensis belt， and the input of hydrothermal fluid caused a sharp increase in the total rare earth elements in the region. The biological population was affected by the extinction event in the J. postserrata belt that lasted until the PLB boundary. This study complements the profile evidence by explaining the differences in the timing and period of negative carbon isotope deviation events between the northwest margin of the Yangtze Craton and the global records.
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Key words:
- Yangtze Craton /
- biostratigraphy /
- conodont /
- PLB boundary /
- biological extinction
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图 3 四川盆地西北缘G⁃L界线剖面及典型照片（剖面位置见图1）
Figure 3. Cross section and typical photos of the G⁃L boundary on the northwest margin of the Sichuan Basin (see Fig. 1 for the location of the cross section)
图 4 四川盆地西北缘二叠系剖面G⁃L界线附近典型牙形石扫描电镜照片
Figure 4. Scanning electron microscopy photos of typical conodonts near the G⁃L boundary of the Permian section on the northwest margin of the Sichuan Basin
图 5 四川盆地西北缘二叠系剖面特征及牙形石带对比（剖面位置见图1）
Figure 5. Characteristics of the Permian profile and comparison of conodont zones in the northwest margin of the Sichuan Basin (see Fig.1 for the profile location)
图 6 四川盆地西北缘二叠系剖面典型微相照片
Figure 6. Typical microfacies photos of the Permian section on the northwest margin of the Sichuan Basin
图 7 四川盆地北部三堆镇剖面二叠统地球化学数据演化曲线
Figure 7. Evolution curve of Permian geochemical data of Sanduizhen section in northern Sichuan Basin
图 8 四川盆地北部王家沟剖面二叠统地球化学数据演化曲线
Figure 8. Evolution curve of Permian geochemical data of Wangjiagou section in northern Sichuan Basin
图 9 四川盆地三堆镇剖面与华南其他剖面地球化学信息对比图
Figure 9. Comparison of geochemical information between Sanduizhen section in Sichuan Basin and other sections in South China
图 11 川北地区茅口组晚期构造演化示意图
Figure 11. Schematic diagram of late tectonic evolution of the Maokou Formation in the northern Sichuan region
图 12 川北地区茅口组晚期生物特征
Figure 12. Biological characteristics of the late Maokou Formation in the northern Sichuan region
表 1 华南典型剖面沃德阶—吴家坪阶牙形石分带与全球对比
Table 1. Zoning and global comparison of conodonts from the Wardian to Wujiaping stages in typical sections of South China
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表 2 扬子西北缘沉积相及沉积环境
Table 2. Sedimentary facies and environment of the northwest margin of the Yangtze River
沉积相组合 对应岩性段 沉积微相 岩石组合及颜色 沉积结构及生物特征 水深及位置 海槽相（F1） 硅质岩段 F1a槽内硅质洼地 黑色薄层硅质岩 水平层理、菊石及小壳类化石 深水盆地内部 F1b槽内硅泥质洼地 深灰黑色薄层硅质岩与灰岩泥岩互层 水平层理、菊石及小壳类化石 深水盆地内部 F1c槽缘斜坡 深灰黑色薄层硅质岩与灰岩泥岩互层 灰岩透镜体及重力流沉积物 向槽内过渡的盆地边缘 开阔台地相（F2） 生屑灰岩段 F2a台缘滩 灰色厚层生屑灰岩、颗粒灰岩 介壳类、腕足类、海绵及抗浪珊瑚 平均海平面附近 F2b台内滩 灰色厚层灰色生屑灰岩、颗粒灰岩 介壳类、腕足类、海绵及抗浪珊瑚 平均海平面附近 F2c滩间海 深色中—厚层状泥质灰岩、微晶灰岩夹灰质泥岩 广海生物组合 正常浪基面之下 浅海陆棚（F3） 微晶灰岩段 F3a静水灰泥 深灰色中—薄层微晶灰岩夹薄层泥岩 水平层理、海相化石 正常浪基面之下 潮坪相（F4） 煤层段 F4a潮上泥炭坪 黑色煤层 透镜状层理，植物化石 最高风暴潮之上 F4b潮上泥坪 薄层灰绿色及杂色泥岩夹碳质泥岩 植物化石 最高风暴潮之上 F4c潮间混积坪 薄层杂色泥岩夹粉砂岩 潮汐层理及少量植物化石 最高高潮线—平均低潮线
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