广西南丹石炭系黄龙组下段碳酸盐岩地球化学特征及其古沉积环境意义

韩怡颖, 刘希军, 2, 3*, 王葆华, 2, 时 毓, 2, 李政林, 刘 潇, 邓发亮

广西南丹石炭系黄龙组下段碳酸盐岩地球化学特征及其古沉积环境意义

韩怡颖1, 刘希军1, 2, 3*, 王葆华1, 2, 时 毓1, 2, 李政林1, 刘 潇1, 邓发亮1

(1. 桂林理工大学 广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 广西 桂林 541006; 2. 桂林理工大学 有色金属矿产勘查与资源高效利用省部共建协同创新中心, 广西 桂林 541006; 3. 桂林理工大学 广西战略性关键矿场资源成矿与勘查科技创新基地, 广西 桂林 541006)

广西南丹大厂石炭系黄龙组碳酸盐岩对探讨右江盆地石炭系古沉积环境和古海水氧化还原特征具有重要的意义。本文对研究区碳酸盐岩样品进行全岩地球化学分析, 结果显示: 碳酸盐岩的Mn/Sr值均小于3, 表明样品能够反映原始海相化学性质; SiO2、Al2O3和TiO2等陆源元素的平均含量低, Zr、Th的含量较低且与∑REE相关性不明显、Y/Ho值变化大但Nd含量相对稳定, 说明样品受到陆源碎屑影响有限; 碳酸盐岩的Ce异常, 揭示了样品形成于次氧化环境, δEu接近于现代海水值, 反映样品基本不受热液活动影响。根据古水深、古气候、古盐度等特征元素指标综合判别, 研究区黄龙组下段沉积期为离岸距离相对较近的浅水沉积环境, 总共经历了2次相对较大的海侵和海退旋回, 但海水总体呈下降趋势, 整体上属温暖潮湿的气候。这也进一步反映了石炭纪右江盆地为海相沉积环境。

广西南丹; 石炭系; 碳酸盐岩; 地球化学; 古环境

0 引 言

沉积岩是提取古环境信息的重要载体, 如记录地球氧气含量变化(侯恩刚等, 2015; Wang et al., 2018; Wei et al., 2020)。碳酸盐岩中微量元素和稀土元素的分配及元素比值的变化与沉积环境关系密切, 一定程度上指示了古气候、古环境的演化历程(宋明水, 2005; 王鹏万, 2011; Algeo and Liu, 2020), 因此, 碳酸盐岩的化学组成(如特征元素含量及相关元素比值、稀土元素配分模式和稳定同位素等)已被广泛用于破译古海水的地质环境(如氧化还原环境、古盐度和古气候等)(刘招君等, 2009; Algeo and Liu, 2020; Bennett and Canfield, 2020; Mishra and Mohanty, 2021)。

丹池盆地作为右江盆地东北缘最靠近江南古陆的一个次级盆地, 其沉积作用、岩浆活动和构造运动等具有自身的特点(杜远生等, 2009)。陈洪德等(1989)对丹池盆地进行了较为详细的沉积相区及沉积类型的划分, 认为海西期为纵向上具有陆源碎屑沉积逐渐减少、碳酸盐沉积逐渐增多的沉积特征。晚古生代石炭纪广西大厂隶属丹池盆地, 地层、构造及地层演化研究程度相对较高, 但前人研究多限于古地理、古生物、层序地层等方面, 且主要为整体概括性的研究。如, 曾允孚等(1982)对南丹大厂龙头山的主要生物礁的微相、发育演化及成岩作用等进行讨论, 提出华南地区在早泥盆世晚期开始区域性弧后扩张运动; 辛建荣等(1987)对南丹地区南丹型泥盆系沉积相类型予以叙述, 并利用岩相古地理特征推断南丹型泥盆系代表受基底构造控制的远岸较深水陆棚环境的沉积。上石炭统黄龙组沉积期是晚古生代以来中国南方右江盆地的海侵时期, 黄龙组是广西运动之后海侵背景下形成的一套碳酸盐岩。黄文韬等(2019)研究了广西浪平地区黄龙组微生物碳酸盐岩的类型以及微相特征, 表明该区微生物较为繁盛, 为具有良好水循环的浅水台地环境; 刘超等(2014)通过对桂西北天峨地区的碳酸盐岩沉积相模式进行详细调查, 并将其细分为6种沉积相类型, 指示研究区黄龙组为开阔台地相, 海水循环开放的海域, 受波浪作用影响较大, 以潮下沉积为主, 间夹有少量的潮间沉积。虽然前人对石炭系黄龙组进行了一些研究, 但是利用地球化学的手段来探讨其沉积古环境与恢复古海水特征的相关工作却较少。本文在前人研究基础上, 通过对黄龙组下段碳酸盐岩岩石学、地球化学特征研究, 恢复研究区古环境、重建古气候特征, 并为区域沉积演化提供数据资料。

1 研究区地质概况

右江盆地位于扬子板块的西南部(图1a), 包括广西西部及其与滇东南、黔南的交接部位, 大地构造位置上属于古特提斯与太平洋构造域的复合部位(杜远生等, 2009)。晚古生代‒中三叠世期间, 伴随古特提斯洋的拉张, 右江盆地在被动大陆边缘发育, 从陆内裂谷逐渐演化为弧后裂谷盆地, 具有典型的孤立台地与深水台盆或较深水台盆相间岩相的古构造格局(陈洪德等, 1989)。丹池盆地处于江南古陆西南缘与右江盆地北缘的丹池褶皱带内, 是晚古生代‒早中生代在浅海碳酸盐岩台地上发育起来的台盆相沉积盆地, 晚石炭世盆地逐渐收缩变浅, 仅分布于桑郎–罗富–大厂一带。丹池盆地发育的地层十分典型, 出露晚古生界和部分中生界, 主要为一套泥盆纪–三叠纪海相碳酸盐岩–硅质岩–碎屑岩组合(梁婷等, 2007; 郭佳等, 2020)。其中, 碳酸盐岩分布受相带控制明显, 为晚古生代海相地层。广西南丹大厂石炭系自下而上分为寺门组、黄龙组、马平组。上石炭统黄龙组(C2)根据岩性特征可分为2段: 上段(C22)为厚层状至块状白云质灰岩, 含有少量的燧石结核或燧石条带, 局部含有鲕状结构和角砾状构造; 下段(C21)为灰、灰黑色的中厚层含燧石条带灰岩, 其下部夹有白云质灰岩, 上部为生物碎屑灰岩或含生物灰岩(梁婷, 2008)。

图1 华南古地理图及右江盆地、广西南丹大厂位置(a; 据Liu et al., 2015修改)和广西南丹大厂地理位置及构造简图(b)

2 样品采集与分析方法

本次研究样品均来自南丹大厂ZK-101钻孔岩心, 钻孔深度为1800 m, 是目前研究区内较深的钻孔之一, 该钻孔中的地层包括石炭系及泥盆系。本研究的10件碳酸盐岩岩心样品均采自黄龙组下段(图2), 每件样品各采集两套, 分别用于光学薄片磨制与化学分析测试, 用于化学分析测试的样品不含方解石脉。样品用碳化钨研钵机械磨至0.075 mm (<200目)用于化学分析, 90 ℃条件下烘干10 h, 再置于300～350 ℃的真空中加热抽空2 h, 以除去样品中赋存的有机质。全岩主量、微量元素和稀土元素分析均在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成。主量元素分析采用碱熔玻璃片法, 利用日本株式会社理学ZSX PrimusⅡＸ射线荧光光谱仪(XRF)进行分析, 校正曲线拟合度为99.99%, 其方法精密度(RSD)优于5%; 微量元素及稀土元素分析采用醋酸萃取法, 首先将样品放入烤箱24 h, 60 ℃烤干。烤干后称取80 mg的粉末样品, 在超纯水中清洗后, 加入5%的超纯醋酸称重至8 g, 溶解24 h。通过离心将不溶的残渣与清液分离, 转移的残渣反复用超纯水洗净, 烘干洗净的残渣, 称取残渣的质量并记录。清液取1 mL(称取其质量)转移后蒸干, 接着加入7 mol HNO3, 反复蒸干3次将醋酸完全去除, 然后加入5 mL 2%的HNO3(称取其质量), 120 ℃保温6 h溶解, 最后提取1 mL保温的溶液, 加入0.5 mL内标Rh并用2%的HNO3稀释到5 mL(称取其质量)以备ICP-MS分析。实际的溶解量为称样量减去残渣的质量, 测试的结果对实际溶样量进行校正并计算出实际的稀释倍数。分析过程中使用的国际标准物质为W-2a和BHVO-2。

图2 黄龙组下段地层柱状图

3 结果与分析

3.1 岩石学特征

南丹大厂石炭系碳酸盐岩主要为一套浅海台地相建造, 钻井资料显示黄龙组与下伏寺门组和上覆马平组呈整合接触关系。取心段显示黄龙组下段主要包含碳酸盐岩、页岩及泥岩(图2)。通过岩心观察和岩石薄片鉴定, 黄龙组下段自上而下进一步可分泥晶灰岩、含生屑泥晶灰岩和亮晶生屑灰岩(图3)。

黄龙组下段的上部广泛发育泥晶灰岩, 泥晶灰岩以浅灰–灰色为主, 呈中薄层状产出, 岩性致密。镜下晶体细小且晶型差, 晶间孔隙发育, 部分晶间孔隙被方解石充填, 方解石含量大于90%, 生物碎屑含量较低, 形成于水动力较弱的低能环境。下部常见含生屑泥晶灰岩, 手标本颜色主要为灰黑色, 岩石致密, 成层性特征不明显。含生屑泥晶灰岩基本上由生物碎屑(孔虫屑、介形虫)及微–泥晶方解石填隙物等组分组成, 生屑含量约30%且分布不均匀, 包括孔虫屑、介形虫等, 类型多样且保存多不完整, 另外可见腹足等生屑, 个别样品中局部发育亮晶方解石脉。亮晶生屑灰岩主要为灰–灰黑色, 岩石致密, 成层性特征亦不明显, 基质以亮晶方解石为主, 呈它形, 胶结物见少量白云石, 呈斑状分布, 含量约为10%。方解石中生屑主要以藻屑和腹足等为主, 为砂级内碎屑, 呈次圆状、椭圆状等, 含量约为20%, 分布不均匀, 生屑内部多被方解石充填。

(a) 泥晶灰岩, 较少部分被白云化, 单偏光; (b) 含生屑泥晶灰岩, 生物屑可见介形虫类; (c) 含生屑泥晶灰岩, 生物屑包括孔虫屑、腹足等, 其多不完整, 正交偏光; (d)～(f) 亮晶生屑灰岩, 生物屑包括藻屑、腹足等; (e) 部分发育方解石脉, 正交偏光。

通过镜下鉴定可以看出, 研究区碳酸盐岩在矿物成分、泥质含量、结构等方面大体一致, 指示了该套碳酸盐岩沉积时环境大致相同, 其主要生物类型多为浅水底栖生物。

3.2 主量元素特征

黄龙组下段碳酸盐岩CaO含量高且较为稳定, 为48.61%～55.30%, 均值为52.89%, 接近于纯灰岩化学成分理论值(56%); MgO含量为0.64%～1.33%, 均值为0.91%; CaO+MgO+LOI平均值可达95.49%,反映了稳定的沉积环境(表1)。陆源元素SiO2含量较低, 除样品DC-005(含生屑泥晶灰岩)达到10.87%外, 其余9件样品SiO2含量为1.05%～6.37%, 平均值为3.96%。CaO与SiO2、MgO呈无相关性或负相关性(图4), 且SiO2、MgO在岩石中含量相对较低, 指示样品在成岩过程中遭受的硅化作用和白云岩化程度较弱。Al2O3含量为0.07%～0.56%, 平均值为0.26%, 低于灰岩平均值(0.4%), 说明样品中未见黏土矿物, TiO2含量为0.006%～0.014%, 平均0.013%, 低于海相碳酸盐岩平均含量(0.04%; Robison et al., 2007)。K2O含量也较低, 最高为0.14%, 表明研究区沉积于受陆源碎屑影响不大的环境(田洋等, 2014)。经Na2O含量(0.01%～0.18%)得出Na元素含量为(99～ 1309)×10−6, 平均值为690×10−6, 含量变化范围大, 表明南丹地区黄龙组碳酸盐岩成岩作用过程中主要受到海底成岩作用的影响, 未受大气、淡水影响(李双应等, 1995)。

表1 黄龙组下段碳酸盐岩主量元素(%)、微量和稀土元素(×10−6)分析结果及部分参数

续表1:

注: δCe=2×CeN/(LaN+PrN); δEu=2×EuN/(SmN+GdN); 北美页岩标准化值据Haskin et al., 1968。

图4 研究区样品CaO-MgO(a)和CaO-SiO2(b)相关性图解

3.3 微量元素特征

研究区样品中Sr含量为(236～399)×10−6, 平均值为299×10−6; Rb含量为(0.02～0.45)×10−6, 平均值为0.12×10−6; Ba含量为(1.76～3.82)×10−6, 平均值为2.62×10−6; Pb含量为(0.29～1.13)×10−6, 平均值为0.50×10−6; U含量为(0.23～1.09)×10−6, 平均值为0.53×10−6(表1)。

Y/Ho值是区别碳酸盐岩是否为海相沉积环境的重要指标, 海相碳酸盐岩通常都具有较高的Y/Ho值(Lawrence et al., 2006)。前人研究表明, 太古宙以后(含太古宙)的海相微生物碳酸盐岩的Y/Ho值均大于40, 正常灰岩的Y/Ho值为44～72, 而陆源沉积物Y/Ho值基本稳定在26～28之间(Bau and Dulski, 1996; Srivastava and Singh, 2018)。研究区样品Y/Ho值为40.60～47.23, 均大于40, 平均值为43.87, 符合海相碳酸盐岩特征, 且全部高于北美页岩Y/Ho值(25.96; Nothdurft et al., 2004), 反映其形成于海相沉积环境,且受到陆源碎屑影响较弱。

沉积岩稀土元素特征对解释海洋输入源和海水化学具有重要意义(Webb and Kamber, 2000)。与碎屑岩等相比, 碳酸盐岩稀土元素总量较低, 研究区碳酸盐岩样品∑REE为(20.05～37.39)×10−6, 平均含量为28.16×10−6, 远低于北美页岩的平均值(173.2×10−6; Haskin et al., 1968); LREE/HREE值为13.02～19.58, 平均为16.41, 指示轻稀土元素相对富集; (La/Sm)N值为0.97～1.42, 平均为1.11, 反映轻稀土元素分异程度较低; (Gd/Yb)N值为1.24～1.64,平均为1.45, 反映重稀土元素分异程度较低(表1)。黄龙组下段碳酸盐岩北美页岩标准化稀土元素配分曲线整体较平缓(图5), 说明稀土元素间分馏程度低。δCe值为0.55～0.69, 平均值为0.63, 呈现出负Ce异常; δEu值为0.87～1.16, 平均为0.96, 呈略微负Eu异常, 与正常海相灰岩Ce异常特征一致。

图5 黄龙组下段碳酸盐岩北美页岩标准化稀土元素配分模式图(标准化值据Haskin et al., 1968)

4 讨 论

4.1 数据有效性分析

蚀变作用会导致碳酸盐岩的成分变化, 因此利用碳酸盐岩进行古环境恢复时必须对样品的成岩蚀变程度进行判别。海水是Sr重要的补给源, 海相碳酸盐岩的成岩蚀变是Mn和Sr含量此消彼长的过程, 因此, 可以通过Sr含量来反映原始海水信息(Brand and Veizer, 1980; 胡作维等, 2010)。Derry et al. (1989)认为只有当样品的Sr含量大于200×10−6, 其组成才能有效判断原始海水信息。海水中Mn含量比淡水低, 且Sr含量较高, 成岩蚀变较低的海相碳酸盐岩具有较低的Mn含量, 相应的具有较低的Mn/Sr值。Kaufma (1992)等在进行生物地层学和化学地层学对比时建议: 当Mn/Sr<2～3时, 其样品数据才具有代表性。本研究样品Mn/Sr值均小于2(图6), 说明样品的成岩蚀变程度低, 数据有效。

4.2 成岩作用影响因素

4.2.1 陆源供给影响

碎屑输入是碳酸盐岩的混染源之一, 陆源碎屑具有较高的Al2O3、TiO2和K2O含量, 而典型无陆源碎屑的海相碳酸盐岩则具有较低的Al2O3、TiO2和K2O含量(Bhatia and Crook, 1986; 杨晋东等, 2020)。黄龙组下段碳酸盐岩的Al2O3、TiO2和K2O含量很低(平均值分别为0.26%、0.01%和0.05%), 与无陆源碎屑混入的海相碳酸盐岩相当, 说明混入陆源碎屑的程度不大。流体不活动元素(如Zr、Th等)一般富集于陆缘碎屑组分的锆石和黏土矿物中, 其含量的高低可揭示海洋化学沉积物碎屑污染程度。黄龙组下段样品的Zr含量为(0.061～0.103)×10−6, 平均值为0.080×10−6, Th含量为(0.082～0.302)×10−6, 平均值为0.166×10−6, Zr、Th含量均较低, 且两者相关性较弱(图7a), Zr与∑REE相关性亦不明显(图7b), 说明样品受到陆源物质的影响很小。此外, 碳酸盐岩的Y/Ho值与Nd含量的相关性亦可用于判别海相沉积物中是否有陆源碎屑输入, 受陆源碎屑影响的海相碳酸盐岩样品, 其Y/Ho值与Nd含量显示负相关关系且Nd含量会明显增大, 如果Nd含量变化很小, 则表明碳酸盐岩更倾向于自身沉淀而受碎屑物质影响小(Viehmann et al., 2015)。研究区黄龙组下段样品Y/Ho值变化大, 但Nd含量变化小(图8), 与无陆源碎屑的海相碳酸盐岩特征一致, 进一步说明黄龙组下段碳酸盐岩的形成受陆源碎屑影响小, 指示研究区样品稀土元素主要来源于海水, 以自身沉积为主, 能够反映古海洋环境(Mishra and Mohanty, 2021)。

图中Ⅰ～Ⅴ成岩蚀变程度不断增加, 其中区域Ⅰ成岩作用强度最低, 区域Ⅴ成岩作用强度最高。

4.2.2 Eu、Ce异常成因

沉积环境不同, 导致稀土元素配分模式不同, 同时也会呈现不同程度的Ce和Eu异常。Ce异常通常用于指示海水深浅及氧化还原环境(Tostevin et al., 2016; Wei et al., 2020)。在缺氧条件下, Ce以溶解态Ce3+的形式存在, Ce被释放溶解到海水中, 海水中Ce富集, 呈现Ce正异常(赵彦彦等, 2019); 在氧化水体中, Ce不溶于海水, Ce3+被氧化成Ce4+, Ce4+被吸附到铁锰氧化物表面, 使沉积水体中出现Ce亏损(Tostevin et al., 2016)。另一方面, 海平面深浅也会影响沉积物的Ce异常情况, 当海平面下降时, 底部海水中的含氧量升高, 沉积物中Ce值呈正异常; 当海平面上升时, 底部海水的含氧量下降, 沉积物的Ce值呈负异常(De Baar et al., 1985; Wilde et al., 1996; 王立社等, 2010)。黄龙组下段碳酸盐岩的δCe值为0.55～0.69, 平均值为0.63, 具有Ce负异常, 且略高于或接近现代海洋表面海水的δCe值(0.5), 但略低于Heron reef全新世微生物碳酸盐岩的δCe平均值(0.75; Webb and Kamber, 2000), 指示研究区碳酸盐岩样品形成于次氧化环境中, 所以Ce异常同时受到海水氧化还原环境及海平面升降等因素共同制约。

Eu在一般情况下呈Eu3+, 但在温度高于250 ℃时, 部分Eu3+被还原成Eu2+(Sverjensky, 1984), Eu的离子半径增大, 从而使Eu2+更易代替Ca2+进入碳酸盐晶格中(Frei et al., 2017),导致海水呈Eu正异常。基于此, 热液影响导致碳酸盐岩Eu异常占主导作用, 陆源混入和成岩作用的影响是次要因素(屈李华等, 2019)。黄龙组下段碳酸盐岩δEu值介于0.87～1.16之间, 平均值为0.96, 不具明显正异常, 接近现代海水的δEu值(1.00), 表明碳酸盐岩成岩基本不受热液活动影响。

4.3 沉积环境分析

4.3.1 古水深(离岸远近)

Sr、Ba元素的化学性质相近, 与Sr相比, 元素Ba的化合物溶解度相对较低。当陆相淡水流入海洋中与海水混合, 淡水中携带的Sr和Ba与海水中的SO42−离子反应, 分别形成SrSO4和BaSO4化合物沉淀。由于海水中Sr的迁移能力比Ba强, 所以通常SrSO4比BaSO4迁移得更远(Veizer and Demovic, 1974;刘文均, 1989)。因此, 可根据Sr含量、Sr/Ba值以及1000×(Sr/Ca)值划分沉积相和古水深。一般认为Sr/Ba<1代表淡水环境(陆相沉积), Sr/Ba>1表示咸水环境(海相沉积)(Veizer and Demovic, 1974; 刘招君等, 2009)。黄龙组下段碳酸盐岩Sr/Ba值为94～154, 平均值为117, 具有咸水环境特征(图9)。同时, 碳酸盐岩的1000×(Sr/Ca)值变化也可指示其形成环境, 因此可作为判断古水深的标志(Hatch and Leventhal, 1992; 何雨旸等, 2014)。黄龙组下段碳酸盐岩1000×(Sr/Ca)值为0.61～1.09, 平均值为0.79, 反映沉积水体变化不明显(图9)。综合岩相学中可见生物碎屑及Sr/Ba值特征, 表明黄龙组下段沉积为离岸较近的浅水环境。纵向上, 1000×(Sr/Ca)值与Sr含量、Sr/Ba值所反映的特征总体相同, 三者的总体变化指示黄龙组下段经历了2个海侵海退旋回, 海水的水深总体为下降趋势。

图7 研究区样品Th-Zr(a)和∑REE-Zr(b)相关性图解

图8 研究区样品Y/Ho值与Nd含量的相关性关系图

4.3.2 古气候

元素的分配及比值的变化、组合, 可以在一定程度上指示古气候环境的演化历程。MgO/CaO值是恢复古气候变化的良好指示剂, 在潮湿气候条件下, 钠盐、钾盐等易溶性盐类不参与沉淀时, MgO/CaO值较低; 而在干热气候条件下, MgO/CaO值较高(王随继等, 1997; 邓小亮等, 2020)。黄龙组下段碳酸盐岩样品MgO/CaO值为0.012～0.026, 平均值为0.017, 比值整体变化幅度小且较低, 说明黄龙组下段沉积期古气候条件较为稳定, 为潮湿气候条件。

此外, 前人研究总结出了Sr元素含量和古水体温度(古水)具有如下关系: Sr=2578−80.8古水(经验公式), 研究数据与其他测水温的方法以及沉积物和相标志进行对比, 验证了该经验公式的可信性(李振清等, 2001; 侯恩刚等, 2015)。根据公式计算得出研究区古水为26.9～28.9 ℃, 平均值为28.2 ℃, 总体上属温暖的亚热带气候环境下, 海水温度逐渐升高。

图9 黄龙组下段碳酸盐岩部分元素含量与古环境特征(m为镁铝比值)

4.3.3 古盐度

镁铝比值(=100×MgO/Al2O3)是前人根据沉积岩中MgO的亲海性和Al2O3的亲陆性特征建立的水体盐度参数(经雅丽等, 2005; 杨振宇等, 2009)。沉积环境在由淡水向海水过渡的过程中,值会随水体盐度的变化而变化: 淡水沉积环境<1; 陆海过渡性沉积环境=1～10; 海水沉积环境=10～500; 陆表海环境(或瀉湖沉积环境)>500。黄龙组下段碳酸盐岩样品的值为135～1262, 平均值为632, 所有样品的值均大于10(表1), 表明黄龙组下段沉积时为海水沉积环境。纵向上, 从80～70 m, 碳酸盐岩的值缓慢增加, 在70 m左右突然下降, 从65 m左右又逐渐增加。少数样品值偏大, 可能是由于温度逐渐升高蒸发量大引起的。整体来说黄龙期下段古盐度相对较高, 纵向上古盐度变化趋势与Sr/Ba值、∑REE相似, 进一步说明盐度与水体变化有极大关系(邓小亮等, 2020)。

5 结 论

(1) 南丹大厂石炭系黄龙组碳酸盐岩具有低Mn和高Sr含量, Mn/Sr平均值为1.05, SiO2、Al2O3和TiO2等陆源元素的平均含量低, Zr、Th含量较低且Zr与∑REE相关性不明显, Nd浓度相对稳定但Y/Ho值变化大, 推断研究区碳酸盐岩的稀土元素来源主要为海水, 受成岩蚀变和陆源供给影响有限, 可用于古海洋环境重建。

(2) 黄龙组下段碳酸盐岩的δCe和δEu值接近海水值, 揭示了其形成于次氧化环境, 基本不受热液活动影响。

(3) 黄龙组下段在潮湿气候条件下沉积, 古盐度相对较高, 可能由于温度的升高引起。结合对古海水温度估算, 表明研究区当时处于温暖潮湿的气候环境。总体来看, 上石炭统黄龙组下段沉积水体相对较浅, 离岸距离也相对较近, 经历了2个完整的海侵海退旋回, 海水深度呈逐渐下降趋势。

致谢:两位匿名审稿专家提出了详细的修改意见和建议, 为文章的发表提供了极大的帮助, 在此表示衷心的感谢！

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Geochemical characteristics and environmental significance of the lower part of the Huanglong Formation in Nandan, Guangxi

HAN Yiying1, LIU Xijun1, 2, 3*, WANG Baohua1, 2, SHI Yu1, 2, LI Zhenglin1, LIU Xiao1, DENG Faliang1

(1. Guangxi Key Laboratory of Exploration for Hidden Metallic Ore Deposits, Guilin University of Technology, Guilin 541006, Guangxi, China; 2. Collaborative Innovation Center for Exploration of Nonferrous Metal Deposits and Efficient Utilization of Resources Co-built By the Guangxi Province and MOE, Guilin University of Technology, Guilin 541006, Guangxi, China; 3. Guangxi Science Innovation Base for Formation and Exploration of Strategic Critical Mineral Resources, Guilin University of Technology, Guilin 541006, Guangxi, China)

Carboniferous Huanglong Formation carbonate rocks in Nandan Dachang, Guangxi, are of great significance for revealing the Carboniferous paleosedimentary environment and seawater redox conditions in the Youjiang Basin. In this study, we present the whole-rock major and trace elements of these carbonate rocks. The Mn/Sr values of these carbonate rocks were all less than 3, indicating that the original marine chemical properties of the carbonate rocks were preserved. The average amounts of the terrestrial elements SiO2, Al2O3, and TiO2in these carbonate rocks was low. In addition, the Zr and Th levels of these carbonate rocks were low. Both Zr and Th did not show clear correlation with ∑REE. Moreover, the Y/Ho ratios of these carbonate rocks showed a wide range of variation, but their Nd levels are relatively stable. All these major and trace element characteristics of the carbonate rocks suggest that their sedimentary environment was relatively stable, with low involvement of terrigenous clastics. The δCe values of carbonate rocks suggest they were formed in a sub-oxidation environment. The δEu values of carbonate rocks were akin to those of current seawater and not affected by hydrothermal activity. The water depth, paleoclimate, paleosalinity, and other characteristic element indices of these carbonate rocks indicate that their sedimentary environment was an offshore platform. This offshore platform experienced two relatively large transgressive cycles, which resulted in an oscillating decline in sea level, and the sedimentary environment was generally warm and humid. Our conclusion further reflects that the Youjiang Basin was a marine sedimentary environment during the Carboniferous Period.

Nandan of Guangxi; Carboniferous; carbonate rocks; geochemistry; paleoenvironment

P597

A

0379-1726(2023)05-0637-12

10.19700/j.0379-1726.2023.05.009

2021-11-17;

2022-08-26

国家自然科学基金项目(92055208)、广西自然科学基金杰出青年科学基金项目(2019GXNSFFA245005)、广西科技创新基地建设类项目(ZY21195031)、广西八桂学者项目(2018-有色金属成矿理论与勘查技术)和广西研究生教育创新计划项目(YCBZ2021093)联合资助。

韩怡颖(1997–), 女, 硕士研究生, 地球化学专业。E-mail: 735579892@qq.com

刘希军(1980–), 男, 教授, 主要从事地球化学研究。E-mail: xijunliu@glut.edu.cn