鄂西宣恩娄山关组顶部燧石结核成因及沉积环境

潘龙克, 罗 华, 刘 力, 张 旭, 金 朝

((湖北省地质调查院,湖北 武汉 430034)

鄂西宣恩娄山关组顶部燧石结核成因及沉积环境

潘龙克, 罗 华, 刘 力, 张 旭, 金 朝

((湖北省地质调查院,湖北 武汉 430034)

通过对鄂西宣恩娄山关组顶部发育的燧石结核进行采样分析,利用岩石学和地球化学分析方法,探讨娄山关组顶部燧石结核的成因和沉积环境。主量元素特征表明:燧石结核属于非热水成因。微量元素U/Th、V/(V+Ni)、Ceanom值等显示了沉积时弱氧化的贫氧环境,主量、微量、稀土元素特征很好地指示了该区硅质结核沉积于大陆边缘。

娄山关组;燧石结核;地球化学

燧石在世界各处的碳酸盐岩中分布非常广泛,其抗改造能力较强,可将沉积成岩过程中的信息很好地保存下来,尤其是地化特征可以反映沉积过程中各种作用的参与程度(如热液沉积、火山碎屑、陆源碎屑等),并且可作为沉积环境判断的依据之一。目前对于燧石的研究主要集中在燧石的成岩方式和硅质来源的讨论。燧石的成岩方式主要有两种观点:①沉积成因[1],即硅质凝胶体或硅质生物壳体直接沉积形成燧石;②交代成因[2],即石英交代碳酸钙形成燧石。而硅质来源则主要有以下三种主要来源:①生物来源[3],由硅质生物壳体堆积或溶解之后再沉淀形成燧石。②陆源物质[4],陆源物质如石英、长石、岩屑等矿物在淋滤、蚀变、溶解或转化过程中产生的二氧化硅可被河流输入大洋或湖泊中形成燧石。③火山或深部热液来源[5]。

鄂西古生代地层中发育了丰富的硅质岩及硅质结核,前人[6]对鄂西地区奥陶系—二叠系硅质岩及硅质结核成因进行过详细的研究,但对于晚寒武—早奥陶世娄山关组顶部硅质结核的研究还只停留在岩石学阶段,其地球化学特征涉及较少。笔者在鄂西宣恩进行区域地质调查中,分别对宣恩县张家沱和西坪两地出露的娄山关组顶部硅质结核进行取样分析,以求通过分析其地球化学特征来探讨硅质结核成因及沉积环境。

1 采样位置

调查区娄山关组可分为两段:一段为浅灰色中厚层状粉晶白云岩夹薄层状粉晶白云岩、灰岩,发育藻纹层、板状斜层理等沉积构造;二段为一套灰色中厚层状—厚层块状粉细晶白云岩夹藻砾屑藻砂屑白云岩,顶部发育燧石结核白云岩,以浅灰色厚层状白云岩的消失、深灰色中厚层生物屑灰岩的出露与上覆南津关组呈整合接触。本次研究的娄山关组燧石结核采自于宣恩县南部的西坪和张家沱地区出露的顶部灰白色厚层状白云岩中,燧石结核(图2)呈灰黑色,少数风化呈灰白色,多为结核状、透镜状,偶见呈条带状延伸数十厘米,燧石结核厚约3～10 cm,与白云岩界线清楚,层内基本不见化石发育。本次采集的多为夹于白云岩层间的条带状燧石或粒径较大的结核状燧石。

图1 采样位置地质简图和调查区构造位置简图(据毛新武等,2014年修改)Fig.1 Geological sketch map of sampling points and tectonic setting of survey area

2 地球化学特征

测试分析方法:对硅质结核样品测试前先对样品进行破碎处理,选取新鲜无次生脉岩块,之后低温烘干,用无污染钵震动研磨约至200目用于地球化学分析。主要元素由国土资源部武汉矿产资源监督检测中心采用仪器XRF-1800波长扫描X射线荧光光谱仪测定。样品微量元素由电感耦合等离子体质谱仪分析完成。

张家沱和西坪硅质结核主量元素分析结果见表1。张家沱硅质结核(ZJ01、ZJ02、ZJ03)具有非常高的SiO2含量,为92.33%～95.96%;西坪硅质结核(XP01、XP02)样品SiO2含量分别为62.12%、83.34%,较张家沱硅质含量低。张家沱样品w%(Al2O3)0.31%～1.37%,西坪样品w%(Al2O3)0.78%～1.77%。Si/Al多在80以下,仅张家沱样品ZJ02为261.68,与Murry(1992)定义的纯硅质岩(纯硅质岩SiO2为91%～99%,Si/Al为80～1 000)[8]相当。Yamamoto(1987)[9]提出:纯热水沉积的Al/(Al+Fe+Mn)比值接近于0.01;纯生物成因的该比值为0.6,并拟定了Al-Fe-Mn三角图来判别热水成因与非热水成因,从Al-Fe-Mn三角图(图3)中可以看出,张家沱和西坪样品基本都落入了非热水成因硅质岩中。Al/(Al+Fe+Mn)比值介于0.456～0.736之间,与纯生物成因硅质岩的比值比较接近。王东安(1981)[10]曾对雅鲁藏布江断裂带所产硅质岩作过分析统计,认为生物沉积硅质岩和火山成因硅质岩在SiO2—(K2O+Na2O)图解上可以明显地分为两个区;韩发等(1989)[11]认为(K2O+Na2O)—Al2O3图解同样能够区分生物成因与火山成因的硅质岩。对张家沱和西坪燧石结核分别作SiO2—(K2O+Na2O)图解(图4)和(K2O+Na2O)—Al2O3图解(图5),可以看出样品基本落入生物成因的硅质岩范围。Sugisaki & Kinoshita(1982)[12]认为与海底火山作用有密切相关的硅质岩,其K2O/Na2O值<1,而以正常生物化学作用为主的硅质岩该比值远远>1。张家沱和西坪燧石结核的K2O/Na2O值均介于5.6～36.2,可以确定燧石结核的成因以正常生物化学为主。

表1 硅质结核主量元素含量及特征值表(%)

图3 燧石结核Al-Fe-Mn判别图解Fig.3 Al-Fe-Mn discrimination of chert nodules

张家沱和西坪硅质结核微量元素分析结果见表2。前人对硅质岩微量元素特征研究较少,对比张家沱和西坪硅质结核沉积岩丰度[13]发现,仅有Cu、As高于沉积岩丰度,其余微量元素基本都低于沉积岩丰度。周永章等(2004)[14]总结了华南热水沉积硅质岩地化特征,指出Ba、As、Sb、Sc元素富集是典型热水成因标志。样品中Ba、Sb、Sc含量相对于沉积岩丰度亏损明显,而As富集,因此不具备典型热水沉积特征。

图4 燧石结核的SiO2—(K2O+Na2O)图解Fig.4 SiO2-(K2O+Na2O)diagram of chert nodules

图5 燧石结核的(K2O+Na2O)—Al2O3图解Fig.5 (K2O+Na2O)-Al2O3diagram of chert nodules

Jones等(1994)[15]对西北欧晚侏罗世沉积古氧相地球化学特征研究后认为:U/Th>1.25反映厌氧环境,U/Th<0.75指示富氧环境,而比值介于两者之间为贫氧环境。Wignall(1994)[16]则认为V/(V+Ni)比值>0.83即为缺氧环境。张家沱和西坪样品的U/Th介于0.56～1.26,总体属于贫氧环境。样品的V/(V+Ni)介于0.55～0.66,均<0.83,也不属于缺氧环境。

李献华(2000)[17]研究表明洋中脊硅质岩V≈42×10-6,Ti/V≈7,大洋盆地硅质岩V≈38×10-6,Ti/V≈25,大陆边缘硅质岩V≈20×10-6,Ti/V≈40。在Ti-V相关图(图6)上,张家沱和西坪样品V值介于2.2×10-6～13.0×10-6,Ti与V呈正相关,Ti/V介于44.1～64.7,与大陆边缘硅质岩相关值最为接近。

张家沱和西坪硅质结核的稀土元素含量测试结果见表3,从表中可以看出:稀土总量较少(5.75×10-6～19.00×10-6),轻稀土富集,LREE/HREE平均值为8.61,δCe弱负异常(0.67～1.18)。前人的研究表明,稀土元素特征是研究硅质岩构造背景的有效指标。

表2 硅质结核微量元素含量及与沉积岩丰度对比表

图6 燧石结核的Ti-V相关图Fig.6 The relationship between Ti and V of chert nodules

Murray et al.(1990)[18]对细粒度海洋沉积中稀土元素数据研究发现:洋中脊及其两翼硅质岩的δCe值最低,为0.18～0.38(平均为0.30);开阔洋盆硅质岩的δCe值中等,为0.50～0.76(平均0.60);大陆边缘硅质岩的δCe值最高,为0.67～1.52(平均1.09)。张家沱燧石结核的δCe均值为0.91;西坪燧石结核的δCe均值为0.695,总体均值为0.82,与大陆边缘环境最为接近。Murray(1994)[19]认为不同构造背景下的硅质岩LaN/CeN值变化明显,大陆边缘的LaN/CeN≈1,大洋盆地LaN/CeN≈2～3,洋中脊约为3.15。调查区娄山关组燧石结核介于1.08～2.08,与大陆边缘环境较为接近,在Murray(1994)提出的LaN/CeN—Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解(图7)中,娄山关组燧石结核基本落入大陆边缘环境区及其附近,说明其形成于大陆边缘环境。

表3 硅质结核稀土元素含量及特征值表

注:δEu=2(Eu样品/Eu北美页岩)/(Sm样品/Sm+Tb样品/Tb北美页岩);δCe=2(Ce样品/Ce北美页岩)/(La样品/La北美页岩+Nd样品/Nd北美页岩)。

杨水源等(2008)[20]研究认为大陆边缘的(La)N/(Yb)N平均值为1.1～1.4,洋脊附近(La)N/(Yb)N平均值只有0.3左右,深海平原硅质岩的(La)N/(Yb)N介于两者之间。张家沱和西坪硅质结核的(La)N/(Yb)N平均值为1.44,很好地指示了该区硅质结核沉积于大陆边缘。

图7 燧石结核的LaN/CeN—Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解Fig.7 LaN/CeN-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3) diagram of chert nodules

Wright把稀土元素中的Ce与相邻的La和Nd元素相关的变化成为铈异常:Ceanom。其公式为:Ceanom=log[3(Ce)N/(2(La)N+(Nd)N)]。Ceanom值已被作为判断古海水氧化—还原条件的标志,其值>-0.1时,反映水体呈缺氧环境,而<-0.1时反映水体呈氧化环境[21]。除了样品ZJ03中的Ceanom值>-0.1外,其余样品均<-0.1,指示了氧化环境。

Fleet(1983)[22]研究表明,在北美页岩标准化的稀土配分模式图上,热水沉积岩的稀土配分曲线均表现出不同程度的向左倾斜,倾斜程度越高,热水沉积岩中热水的沉积物的比例就越大。张家沱和西坪燧石结核的北美页岩标准化配分模式图(图8)显示,调查区娄山关组燧石结核的稀土配分曲线基本为平坦型,或表现稍微的右倾,表明其热水沉积特征不明显。

图8 燧石结核REE北美页岩标准化配分模式图Fig.8 NASC-normalized REE patterns for chert nodules

3 沉积环境分析

调查区娄山关组顶部硅质结核与前人对纯硅质岩的定义相当,燧石结核的地球化学特征对其成因及构造环境进行了一些判定。主量元素Al、Fe、Mn反映了娄山关组燧石结核的非热水成因,SiO2—(K2O+Na2O)图解和(K2O+Na2O)—Al2O3图解反映了其属于生物成因的硅质岩,K2O/Na2O确定了燧石结核以正常生物化学成因为主。在Fe2O3/TiO2—Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解(图9)中,调查区娄山关组燧石结核大部分落入大陆边缘及靠近大陆边缘的区域,显示鄂西宣恩娄山关组燧石结核主要形成于大陆边缘环境。微量元素V/(V+Ni)、U/Th反映了其沉积时的贫氧环境。δCe、Fe2O3/TiO2—Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)、Ti-V相关图、LaN/CeN—Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解等均指示了燧石结核的大陆边缘构造背景。

图9 燧石结核的Fe2O3/TiO2—Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解Fig.9 Fe2O3/TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3) diagram of chert nodules

对比雷卞军等(2002)对鄂西古生代(奥陶系—二叠系)硅质岩和燧石结核的地球化学研究发现,龙马溪组层状硅质岩属于正常海水中生物化学和化学沉积,孤峰组和大隆组层状硅质岩、茅口组燧石结核不属于典型的热水沉积相,但受热水作用影响,而孤峰组硅质岩受热水作用明显。本次研究的娄山关组硅质结核的形成环境与雷卞军等(2002)的研究存在差异。中—晚寒武世是寒武纪生命大爆发和奥陶纪生物大辐射两次重要生物演化事件间的过渡时期,该时期全球浅海沉积物具有其独特性,包括碳酸盐岩台地广泛发育,白云岩化作用强烈,后生动物贫乏而微生物礁在多个板块广泛分布;较深水区缺氧沉积发育等。该时期扬子地台位于南半球中—低纬度干旱区,属冈瓦纳大陆的周缘块体(陈旭等,2001)[23],以大套的白云岩沉积为主,化石稀少,陆源碎屑沉积物较少。中—晚寒武世扬子地台主体经历了从页岩盆地到浅潮下带环境的演变,沉积类型从较深水的陆源碎屑与碳酸盐的混合沉积变化为较浅水碳酸盐沉积(梅冥相等,2006)[24],显然,碳酸盐沉积的增加主要受到海平面与气候变化的影响。白云岩广泛分布、后生动物的稀少,能够反映半局限台地内部较高盐度的环境(梅冥相等,2007)[25]。房亮等(2012)[26]研究发现中、晚寒武世是管状岩发育的低谷期,并认为该时期为高温气候、高海平面以及贫氧和贫营养的特殊环境。中、晚寒武世浅水碳酸盐岩台地广泛发育于许多古大陆,高的温度、高频海平面变化以及广布的高盐度水体有利于白云岩的形成,同时抑制了后生动物的繁盛,较高的水温也导致氧气在海水中的溶解度下降。

综上所述,鄂西宣恩娄山关组顶部燧石结核形成于中晚寒武世中上扬子浅水碳酸盐岩台地中,当时高温、贫氧、高频海平面变化以及高盐度水体不仅有利于娄山关组大套白云岩的形成,同时在其顶部也沉积了燧石结核。

4 结论

综合野外观察和地球化学分析结果,鄂西宣恩娄山关组顶部燧石结核具有如下特征:

(1) 燧石结核发育于娄山关组顶部,以结核状、条带状、透镜状为主,与白云岩界线清楚。

(2) 主量元素Al、Fe、Mn反映了燧石结核的非热水成因,K2O、Na2O、Al2O3等表明其以生物或生物化学成因为主,微量元素V/(V+Ni)、U/Th反映了其沉积时的贫氧环境。

(3) 鄂西宣恩娄山关组顶部燧石结核主量、微量、稀土元素特征一致表明,其形成于大陆边缘环境。

致谢:野外工作中得到了湖北省地质调查院吴传荣教授级高级工程师、何仁亮高级工程师等多次现场指导,毛新武教授级高级工程师在成文中给予了建设性意见和悉心指导,在此一并表示感谢。

[1] 毕华.栖霞灰岩中燧石结核成因的新证据[J].地层学杂志,1994(4):317.

[2] Adachi M,Yamamoto K,Sugisaki R.Hydrothermal chert and associated siliceous rocks from the northern Pacific their geological significance as indication old ocean ridge activity [J].Sedimentary Geology,1986,47(1/2):125-148.

[3] Dr.Thurston D R.Studies on bedded cherts [J].Contributions to Mineralogy andPetrology,1972(4).

[4] Umeda M.Precipitation of silica and formation of chert-mudstone-peat association in Miocene coastal environments at the opening of the Sea of Japan[J].Sedimentary Geology,2003,161(3/4):249-268.

[5] 周新平,何幼斌,罗进雄,等.川东地区二叠系结核状、条带状及团块状硅岩成因[J].古地理学报,2012(2):143-154.

[6] 雷卞军,阙洪培,胡宁,等.鄂西古生代硅质岩的地球化学特征及沉积环境[J].沉积与特提斯地质,2002,22(2):70-79.

[7] 毛新武,叶琴,廖明芳,等.湖北省大地构造单元划分与讨论[J].资源环境与工程,2014,28(增刊):6-15.

[8] 胡丽沙,徐亚军,杜远生,等.广西东南部钦防海槽晚古生代硅质岩地球化学特征及其地质意义[J].古地理学报,2014,16(1):77-87.

[9] Yamamoto K.Geochemical characteristics and depositional environment ofcherts and associated rocks in the Franciscan and Shimanto terrances[J].Sedimentary Goelogy,1987,52:65-108.

[10] 王东安.雅鲁藏布江深断裂带所产硅质岩的特征及其成因[C]//中国科学院青藏高原综合科学考察队.西藏南部的沉积岩.北京:科学出版社,1981:1-86.

[11] 韩发,Hutchinson R W.大厂锡多金属矿床热液喷气沉积的证据——含矿建造及热液沉积岩[J].矿床地质,1989,8(2):25-40.

[12] Sugisaki R and Kinoshita T.Major element chemistry of the sediments on the central Pacific Transect,Wake to Tahiti,GH80-1 cruise[C]//Mizuno A(ed.).Geology Survey Japan Cruise Report,1982,18:293-312.

[13] 黎彤,郭范.元素丰度表[J].地质与勘探,1982(11):66-67.

[14] 周永章,何俊国,杨志军,等.华南热水沉积硅质岩建造及其成矿效应[J].地学前缘,2004,11(2):373-377.

[15] Jones B,Manning A C.Comparison of geochemical indices used for the interpretation ofpalaeoredox conditions in ancient mudstones[J].Chemical Geology,1994.111(14):111-129.

[16] Wignall P B.Black Shales[M].Oxford:Clarendon Press,1994.

[17] 李献华.赣东北蛇绿混杂岩带中硅质岩的地球化学特征及构造意义[J].中国科学(D辑),2000,30(3):284-290.

[18] W R Murray,R W,et al.rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale[J].Geology.1990,18:268-271.

[19] Murray R W.Chemical criteria to identify the depositional environment of chert:general principles and applications[J].Sedimentary Geology,1994,90(3/4):213-232.

[20] 杨水源,姚静.安徽巢湖平顶山中二叠统孤峰组硅质岩的地球化学特征及成因[J].高校地质学报,2008,14(1):39-48.

[21] Wright J,Schrader H,Holser W T.Paleoredox variations in ancient oceans recorded by rare earth elements in fossil apatite[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1987,51:631-644.

[22] Fleet A J.Hydrothermal andhydrogeneous ferromanganese deposits[C]//Rona P A ed.Hydrothermal process at sea floor spreading centres.New York:Plenum Press,1983:473-489.

[23] 陈旭,阮亦萍,彭善池,等.中国古生代气候演变[M].北京:科学出版社,2001:14-20.

[24] 梅冥相,刘智荣,孟晓庆,等.上扬子区中—上寒武统的层序地层划分和层序地层格架的建立[J].沉积学报,2006,24(4):617-626.

[25] 梅冥相,马永生,张海,等.上扬子区寒武系的层序地层格架:寒武纪生物多样性事件形成背景的思考[J].地层学杂志,2007,21(1):68-78.

[26] 房亮,刘建波,詹仁斌.寒武纪—奥陶纪管状岩的盛衰及其与环境演化的协同[J].中国科学:D辑 地球科学,2012,42(1):117-129.

(责任编辑：于继红)

The Petrogenesis and Sedimentary Environment of Upper Loushanguan FormationChert Nodules in Xuan’en County, Western Hubei

PAN Longke, LUO Hua, LIU Li, ZHANG Xu, JIN Zhao

(HubeiGeologicalSurvey,Wuhan,Hubei430034)

Through the samples of the chert nodules developed in upper Loushanguan Formation in Xuan’en County,Western Hubei,the authors manly use the petrology and geochemistry methods to discuss the petrogenesis and sedimentary environment of the chert nodules.The major element characteristics show that the chert nodules belong to non-hydrothermal origin.Trace elements,U/Th,V/(V+Ni) and Ceanometc.,index that the weak oxidation and poor oxygen sedimentary environment;the major elements,trace elements and rare earth element(REE)comprehensively make sure that the chert nodules in this area deposited in continental shelf.

Loushanguan Formation; chert nodules; geochemistry

2016-04-28;改回日期:2016-05-19

本文受中国地质调查局项目(编号:12120113062000)资助。

潘龙克(1962-),男,工程师,地质矿产勘查专业,从事区域地质调查工作。E-mail:panlongke@qq.com

P588.24+5

A

1671-1211(2016)05-0671-06

10.16536/j.cnki.issn.1671-1211.2016.05.001

数字出版网址:http://www.cnki.net/kcms/detail/42.1736.X.20160810.1513.022.html 数字出版日期:2016-08-10 15:13