鄂西南利川二叠纪吴家坪组硅质岩成因及沉积环境

田 洋 赵小明 牛志军 王令占 涂 兵 谢国刚 吴 俊 曾波夫

(武汉地质矿产研究所 武汉 430205)

硅质岩常是金属矿物(如:金、银、硒、钒、钼等)的赋存层位，又常与富含有机质的烃源岩共生，再加上本身的高稳定性，因此其不仅可作为找矿的重要标志，还能提供关于沉积盆地和构造活动的重要信息。华南二叠纪层状硅质岩十分发育，其中恩施渔塘坝地区孤峰组硅质岩中发育罕见的硒矿床。前人已从岩石学、古生物学及地球化学等方面对硅质岩的成因及沉积环境进行了探讨，但仍存在较大分歧，概括起来成因分为:①生物或生物化学成因［1～3］、②火山—生物成因［4～8］、③热水成因(多与火山活动有关)［9～17］、④与上升流有关的(生物)成因［18～20］、⑤交代成因［21］，沉积环境则有断陷(深水)盆地［9，15，16，18，19，22］与大陆边缘(浅水、缺氧)环境［2，3，5，6，10，12，20，23］之分。鉴于对华南层状硅质岩成因及形成环境的认识仍存在较大分歧，本文对鄂西南利川黄泥塘上二叠统吴家坪组层状硅质岩成因及形成环境进行探讨，为全面研究华南二叠纪层状硅质岩成因及沉积环境提供新材料。

1 硅质岩的岩石学特征及成因

黄泥塘吴家坪组剖面位于湖北省西南部利川市南约 20 km 的黄泥塘(图1)，剖面起点:N30°06＇21″、E108°52＇25″，构造上位于湘鄂西南构造带利川复向斜中黄泥塘背斜的北西翼。

1.1 硅质岩的产出特征

利川黄泥塘二叠纪吴家坪组(石油部门称之为“乐平组”)底部为红褐色铁锰质古风化壳，向上为灰黑色薄层状硅质岩、硅质泥岩、夹炭质泥岩及灰白色薄层状火山粘土岩(沉凝灰岩)，产石煤，硅质岩水平层理发育，产丰富的菊石、腕足、鱼鳞化石。与下伏茅口组厚层—块状生物屑灰岩呈平行不整合接触，与上覆产牙形石Neogondolella wangi的长兴组深灰色中层状生物屑灰岩呈整合接触(图2)。本组底部硅质岩紧邻古风化壳，是对本区硅质岩为深水沉积的否定。下部硅质岩与石煤共生，石煤是高变质的腐泥煤，成煤母质是以藻类为主的低等生物，一般形成于大陆边缘还原环境［3］。上部硅质岩夹多层沉凝灰岩，如第6小层，见9层沉凝灰岩。喷发于中—晚二叠世的峨眉山玄武岩广泛出露于我国西南四川、贵州和云南三省，并于川东梁平、华蓥山等地钻探中也有发现［24］，其在时间上与吴家坪组硅质岩沉积时期一致，空间上紧邻研究区，据此推断研究区沉凝灰岩的形成为峨眉山玄武岩喷发的结果。

图1 利川地区地质简图及剖面位置图Fig.1 Geological sketch map of Lichuan area and location of Huangnitang section

图2 利川黄泥塘剖面硅质岩分布，采样点及部分化石照片Fig.2 Distribution，sample location and fossil photomicrographs of the siliceous rocks along Huangnitang section

图3 含放射虫硅质岩镜下照片Fig.3 Photomicrograph of siliceous rocks

1.2 硅质岩的岩石学与化石组合特征

镜下观察表明研究区硅质岩可分为(含)生物屑硅质岩(图3)与硅质泥岩两类。生物屑硅质岩由生物屑和基质组成。生物屑为海绵骨针与放射虫;基质为隐晶石英、绢云母及褐铁矿。海绵骨针:可识别四射骨针、三轴五射骨针与三轴六射骨针，由微粒石英组成，圆形或锥形杆状，中孔较脏，直径0.01～0.03 mm，长0.05～0.2 mm，含量约5%。放射虫:由微粒石英组成，呈三枝杈状、圆形、椭圆形，直径0.03～0.1 mm，含量可达15%，属种包括(由冯庆来鉴定):Paracopicyntra simplex Feng，Paracopicyntra sp.，Tetraspongodiscus stauracanthus Feng，Tetraspongodiscus sp.，Paroertlispongus sp.，Ishigaum sp.与 Entactinia itsukichiensis Sashida＆ Tonishi(图2，3)。放射虫组合以泡沫虫类为主，内射球虫类次之，隐管虫类很少，代表外陆棚环境的放射虫组合，地质时代为晚二叠世［25］。硅质泥岩:由绢云母及黏土矿物、微粒石英(30%左右)、褐铁矿、海绵骨针及介壳组成。

综上所述，硅质岩的产出特征、岩石学及化石组合特征表明其是与火山和生物化学作用有关的一类硅质岩，形成于陆棚缺氧环境。

2 硅质岩地球化学特征及成因

对所采硅质岩样品，除去风化表面，用蒸馏水去污后粉碎至200目，干燥后备用。样品测试在国土资源部中南矿产资源监督检测中心完成，主量元素在X射线荧光光谱仪(AXIOS)上测试，微量元素与稀土元素在电感耦合等离子体质谱仪(ICP—MS—X SeriesⅡ)与原子荧光分光光度仪(AFS230E:As，Sb，Bi)上进行分析，测试精度优于5%。

2.1 常量元素特征及来源

2.1.1 元素特征

黄泥塘吴家坪组硅质岩化学成分以SiO2为主，含量 76.93～86.15%，平均值 82.45%;其次为Al2O3、Fe2O3、K2O，平均含量分别为 5.53%、1.18%、1.61%;其它氧化物含量均未达到1%(表1)，与典型热水成因［26］、生物化学成因［27，28］及火山成因［29］的硅质岩相比，最接近火山成因硅质岩的地球化学特征:低 SiO2、MnO、Fe2O3，高 Al2O3、K2O、TiO2，其次接近火山—生物化学作用形成的硅质岩特征。另外样品具有较高的烧失量，可能与样品富含有机质有关。

Yamamoto［26］指出热水活动能导致 Fe，Mn 元素富集，Adachi［30］分析了采自深海钻探计划Leg32航次北太平洋的42个白垩纪岩石样品后指出，TFe2O3富集是热水沉积硅质岩的重要特征，最大值可达6.68%。而黄泥塘硅质岩TFe2O3含量不高，最大仅2.28%，Mn含量极低，平均值仅为0.02%，不具备典型的热水成因特点。

Boström 和 Peterson［31］提出用海相沉积物中 Al/(Al+Fe+Mn)来判别热液对沉积物的贡献，位于东太平洋洋隆热液沉积物 Al/(Al+Fe+Mn)值多在0.01～0.2之间。采自Leg32航次的热液硅质岩比值平均为0.12［30］，而日本中部三叠纪Kamiaso生物成因的半远洋硅质岩的比值为0.60［30］。研究区硅质岩Al/(Al+Fe+Mn)值在0.64～0.83之间，平均值0.73(表1)，与纯生物成因硅质岩的值较接近。在Al—Fe—Mn三角图上(图4)，4个样品落入非热水成因区，5个样品位于非热水成因区上方靠近Al端元一侧，而远离热水成因硅质岩区，指示本区硅质岩应为非热水成因硅质岩。

2.1.2 双变量图解

利川黄泥塘硅质岩SiO2/(K2O+Na2O)、SiO2/Al2O3、(K2O+Na2O)/Al2O3比值与火山成因的硅质岩最接近(表1)。前人经过分析统计，总结了一些对硅质岩成因具有很好指示作用的双度量图解。前苏联麦维姆河上游的生物沉积硅质岩与苏联别洛耶湖凝灰质硅质岩在 SiO2—(K2O+Na2O)、SiO2—Al2O3的双变量图解上(图5-a，b)可明显的分为两个区［29］。同样，生物成因与火山成因的硅质岩在(K2O+Na2O)—Al2O3的双变量图解上(图5-c)可明显分为两个区［28］。在SiO2—(K2O+Na2O)图解中3个样品落入火山成因区，6个样品位于生物成因与火山成因之间靠近火山成因一侧，指示了本区硅质岩以火山成因为主，并伴有生物作用。SiO2—Al2O3与(K2O+Na2O)—Al2O3图解显示了高度一致性，除3个样品紧靠火山成因区外，其它数据都落入火山成因区。这些双变量图解综合表明本区硅质岩成因以火山成因为主，并伴有一定的生物作用。

表1 利川黄泥塘剖面吴家坪组硅质岩主量元素及与热水、生物、火山成因硅质岩的对比(wB/%)Table 1 Major element contents of siliceous rocks at Huangnitang section，in Lichuan area(wB/%)

2.2 微量元素特征及成因

黄泥塘吴家坪组硅质岩微量元素含量如表2所示，Pb、Cr、Co、Mo、Sb、V 含量高于沉积岩丰度［32］，尤其是 Cr、Mo、Sb，V 相当富集，分别是沉积岩丰度的3.68、7.18、20.65与 6.65倍。Mo、V 是生物活动性元素，它的高度富集，表明了硅质岩的形成与生物活动有关。而 Cu、Zn、Rb、As、Bi、Sr、Ba、Sc 低于沉积岩丰度，尤其是Bi、Sr、Ba严重亏损，分别只有沉积岩丰度的12%、14%与27%。Marchig［33］在研究了现代大洋热水沉积物的微量元素特征后指出As富集是热水沉积物区别与正常沉积物的重要标志，周永章等(1990［34］，1994［35］)分别对广西丹池盆地与古水热水沉积硅质岩地球化学特征进行分析，并于2004［36］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Ba、As、Sc含量相对于沉积岩丰度亏损，而Sb富集，因此不具备典型热水沉积特征。Cr是一种亲地幔元素，黄泥塘硅质岩Cr元素富集，前文已指出硅质岩沉积时期正值峨眉山玄武岩喷发，火山的喷发可从地幔带来丰富的Cr元素，这可能是导致Cr元素富集的重要原因。

图4 利川黄泥塘剖面硅质岩Al—Fe—Mn图解［30］Fig.4 Al—Fe—Mn diagram of siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area

图5 -a 利川黄泥塘剖面硅质岩SiO2—(K2O+Na2O)图解［29］Fig.5-a SiO2vs.(K2O+Na2O)diagram of siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area图5-b 利川黄泥塘剖面硅质岩SiO2—Al2O3图解［29］Fig.5-b SiO2vs.Al2O3diagram of siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area图5-c 利川黄泥塘剖面硅质岩(K2O+Na2O)—Al2O3图解［28］Fig.5-c (K2O+Na2O)vs.Al2O3diagram of siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area

表2 利川黄泥塘剖面吴家坪组硅质岩全岩微量元素的质量分数(wB/μg/g)Table 2 Trace element contents of siliceous rocks at Huangnitang section，in Lichuan area(wB/μg/g)

图6 黄泥塘剖面硅质岩REE北美页岩标准化配分模式(标准化值 Haskin et al.，1968［37］)Fig.6 NASC-normalized REE patterns for siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area

2.3 稀土元素特征及成因

黄泥塘吴家坪组硅质岩稀土元素值如表3所示，∑REE 较低，平均为 105.58 μg/g，∑LREE/∑HREE平均值为3.02，具轻度的Ce负异常(0.75～0.83，平均值0.79)和轻度的Eu负异常(0.61～0.95，平均值0.84)。经北美页岩标准化后稀土元素配分曲线表现为近水平(图6)。Fleet［38］在系统研究了世界属热水成因和非热水成因的水成金属沉积之后，认为前者∑REE低，Ce为负异常，∑HREE有富集趋势;后者∑REE高，Ce为正异常，∑HREE不富集，而且这一特点在两类沉积之间有连续性变化，随着热水沉积比例的减少，δCe负异常逐渐减少，在北美页岩标准化稀土配分型式图上，稀土配分曲线由左倾逐渐变化为水平。黄泥塘硅质岩轻度的Ce负异常(表3)，不富集的∑HREE，近水平的稀土配分模式(图6)，表明其为非热水沉积产物。

3 硅质岩地化特征及沉积环境

3.1 主量元素特征及沉积环境

通常把Al2O3与TiO2作为陆源物质指标，黄泥塘硅质岩Al2O3与TiO2具有很好的相关性(相关系数R=0.85)，含量明显高于生物成因与热水成因硅质岩，指示了较高的陆源供给。Sugisaki［39］等指出，硅质岩中Mn常被认为是来自大洋深部的标志元素，MnO/TiO2比值可作为判断硅质沉积物离大洋盆地远近的标志，离大陆较近的大陆坡和边缘海沉积的硅质岩该比值应小于0.5，开阔大洋底硅质沉积物可达0.5～3.5。黄泥塘硅质岩 MnO/TiO2值为0.02～0.25，平均值0.08(表1)，表明研究区硅质岩形成于离大陆较近的大陆坡和边缘海沉积环境。

表3 黄泥塘剖面吴家坪组硅质岩全岩稀土元素的质量分数(wB/μg/g)Table 3 REE contents of siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area(wB/μg/g)

3.2 微量元素特征及沉积环境

U和Th在沉积物中的含量取决于沉积环境的氧化还原电位。Th不受水体氧化还原条件的影响，常以不溶的Th4+形式存在，而U在强还原条件下以不溶的U4+形式存在，导致沉积物中U富集。Jones［40］等对西北欧晚侏罗世沉积古氧相地球化学特征后认为:U/Th＞1.25反映厌氧环境，U/Th＜0.75指示富氧环境，而比值介于之间为贫氧环境。Wignall［41］则认为V/(V+Ni)比值大于0.83即为缺氧环境。黄泥塘吴家坪组硅质岩样品U/Th平均值为3.31，除样品8—1H的U/Th为1.07，其他样品U/Th均大于1.25，分布于1.67～8.95之间，指示了厌氧的沉积环境。除样品3-1H与9-1H的V/(V+Ni)值略小于0.83外，其余样品V/(V+Ni)值均大于0.83，平均值0.88，整体表现为缺氧环境。

3.3 稀土元素特征及沉积环境

3.3.1 元素比值特征

研究认为大陆边缘LaN/YbN平均值为1.1～1.4，洋脊附近LaN/YbN平均值只有0.3左右，深海平原硅质岩的LaN/YbN介于两者之间［5］。研究区黄泥塘硅质岩样品的LaN/YbN平均值为0.92，有6件样品值在1左右(表3)，很好的指示该区硅质岩沉积于大陆边缘。

Wright［42］把稀土元素中的Ce与邻近的La和Nd元素相关的变化称为铈异常: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。除2件样品的值稍小于-0.1外，黄泥塘硅质岩样品的Ceanom值大于-0.1，平均值为-0.08(表3)，指示了还原沉积环境。

3.3.2 双变量图

图7 -a 黄泥塘剖面硅质岩100×TFe2O3/SiO2—100×Al2O3/SiO2图解［43］Fig.7-a 100 × Fe2O3/SiO2vs.100 × Al2O3/SiO2diagram of siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area图7-b 黄泥塘剖面硅质岩TFe2O3/(100－SiO2)—Al2O3/(100－SiO2)图解［43］Fig.7-b Fe2O3/(100 －SiO2)vs.Al2O3/(100－SiO2)diagram of siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area图7-c 黄泥塘剖面硅质岩TFe2O3/TiO2—Al2O3/(Al2O3+TFe2O3)图解［43］Fig.7-c Fe2O3/TiO2vs.Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)diagram of siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area图7-d 黄泥塘剖面硅质岩LaN/CeN—Al2O3/(Al2O3+TFe2O3)图解［43］Fig.7-d LaN/CeNvs.Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)diagram of siliceous rocks at Huangnitang section in Lichuan area图7-e 黄泥塘剖面硅质岩∑LREE/∑HREE—100×Eu/∑REE图解［44］Fig.7-e ∑LREE/∑HREE vs.100 ×Eu/∑REE diagram of siliceous rocks at Huangnitang section，in Lichuan area

前人利用已知沉积环境的硅质岩化学成分比值作图，圈定了大陆边缘、远洋和洋中脊硅质岩投影区及陆壳—浅海沉积体系与洋壳—深海沉积体系［43，44］。在 100 × TFe2O3/SiO2—100 × Al2O3/SiO2图解中5个样品落入大陆边缘区，4个样品远离洋脊而紧邻大陆边缘分布(图7-a);所有样品均位于TFe2O3/(100-SiO2)—Al2O3/(100-SiO2)图解的大陆边缘区(图7-b);7个样品投影到TFe2O3/TiO2—Al2O3/(Al2O3+TFe2O3)判别图解的大陆边缘区，2个样品则位于大陆边缘与远洋的重叠区(图7-c);所有样品均紧邻LaN/CeN—Al2O3/(Al2O3+TFe2O3)图解的大陆边缘区分布(图6-d)，除1个样品外，其余样品均落入∑LREE/∑HREE—100×Eu/∑REE图解的陆壳—浅海沉积体系区(图7-e)。在这些判别图解中，黄泥塘硅质岩地球化学特征显示出高度的相似性，样品要么落入大陆边缘区，要么紧邻大陆边缘分布，指示硅质岩形成于大陆边缘环境。综上所述，利川黄泥塘硅质岩地球化学特征一致表明其形成于大陆边缘缺氧环境。

4 结论

通过对利川黄泥塘硅质岩的岩石学特征与地球化学特征系统研究表明:

(1)利川黄泥塘硅质岩含有较多硅质生物且与海相石煤及多层沉凝灰岩共生，放射虫组合指示了外陆棚环境，表明硅质岩沉积于陆棚缺氧环境，其形成与火山及生物作用有关。

(2)利川黄泥塘硅质岩主量元素具有火山成因硅质岩低 SiO2，MnO，Fe2O3，高 Al2O3、K2O、TiO2的特征，双变量图解均表明其为伴有一定生物作用的火山成因硅质岩。微量元素与稀土元素特征表明其形成不受热水影响。

(3)利川黄泥塘硅质岩主量、微量及稀土元素特征一致表明其形成于大陆边缘缺氧环境。

致谢:所有参与湖北1∶5万利川区调项目的同志付出了辛勤的劳动，中国地质大学(武汉)地球科学学院颜佳新教授、冯庆来教授给予悉心的帮助，两位匿名评审老师提出宝贵意见，在此一并表示感谢!

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