湖北竹山楊家堡組硅質巖成因及沉積環境分析①

劉 浩 徐大良 牛志軍 彭練紅 魏運許 趙小明

(1.中國地質調查局武漢地質調查中心 武漢 430205;2.中國地質調查局古生物與生命—環境協同演化重點實驗室 武漢 430205)

0 引言

硅質巖是僅次于碳酸鹽巖的生物和化學沉積巖類，其分布廣，硬度大，抗風化能力強，是磷、釩、金、銀、鉛鋅、鉑族元素等礦產的重要含礦巖系。硅質巖的形成往往與特定的地球化學條件相關，通過對硅質巖的巖石學、沉積學、地球化學等特征的研究，可以了解其巖石成因、沉積環境等信息，為揭示古環境、古構造等提供了研究依據［1-8］。

在埃迪卡拉紀—寒武紀之交，揚子陸塊周緣普遍發育一套硅質巖，與其上覆的黑色頁巖構成黑色巖系。這套硅質巖在揚子東南緣被命名為老堡組或留茶坡組，上覆地層為牛蹄塘組黑色頁巖，而在揚子北緣被命名為楊家堡組，上覆地層為莊子溝組黑色板巖。前人對該時期的硅質巖的巖石成因、沉積環境等方面的研究較多，但是這些研究多集中于揚子地區的東南緣，且多數學者認為揚子東南緣的硅質巖的形成多與海底熱液有關［7-14］。相比之下，揚子北緣的硅質巖的研究程度較低。李曉彪等［15］對揚子北緣城口地區早寒武世巴山組硅質巖做過研究，表明其形成也與熱液有著密切的關系。而對揚子北緣的與巴山組同時期武當山地區的楊家堡組硅質巖，前人多從巖石學及沉積學的角度去闡釋其沉積環境，尚缺少地球化學方面的研究。筆者對湖北省竹山縣旁楊家堡組剖面進行了實測并采樣，試圖從沉積學、巖石學和地球化學方面來探討楊家堡組硅質巖的巖石成因與沉積環境。

1 地質背景與樣品描述

湖北省竹山縣位于揚子陸塊北緣的南秦嶺構造帶內，地質構造演化較為復雜(圖1)，主要為印支—燕山構造階段和喜馬拉雅構造階段形成的一系列北西向、近東西向斷層及褶皺［16］。震旦紀—志留紀該區為揚子板塊北部被動陸緣裂谷盆地，沉積物以半深海—深海相硅質巖類、泥質巖類、碳酸鹽巖為主［17］。寒武紀楊家堡組硅質巖的下伏地層為震旦紀江西溝組與霍河組，江西溝組為深水硅質巖與變質砂巖、板巖沉積，霍河組為硅質白云巖、白云質石英粉砂巖、大理巖沉積。楊家堡組上覆地層為莊子溝組為黑色炭質板巖、硅質板巖夾泥質板巖。楊家堡組和莊子溝組構成的海相黑色巖系，為南秦嶺地區的鎳、鉬、釩、鈾、石煤等礦產的重要賦存層位［18］。這套海相黑色巖系也記錄當時海洋盆地強烈伸展和構造沉降、大洋缺氧等構造、環境事件［19］。

竹山縣城旁楊家堡組發育齊全，其頂底界線清晰。筆者進行了詳細地實測，剖面起點為 32°14'9.46″N，110°14'33.36″E。該組底部為黑色中—厚層碳硅質泥巖、硅質白云巖夾硅質巖，單層厚度12～28 cm，總厚41.2 m;下部為黑色中—薄層白云巖夾硅質巖，單層厚5～15 cm，水平層理發育，總厚24.2 m;中部為黑色薄層硅質巖夾碳硅質泥巖，厚31.6 m;上部為灰色硅質巖夾泥巖，厚102 m(圖2)。總體而言，楊家堡組下部白云巖居多，中上部白云巖減少，以硅質巖及硅質頁巖為主，反映該地區水體逐漸變深的一個過程。

筆者系統采集硅質巖樣品，共采集樣品21件(圖2)。在室內進行了薄片觀察后選取17件樣品進行主量元素和微量元素分析。這17件硅質巖樣品主要由微晶石英所組成(含量均超過85%)，含少量碳質及微量白云母。石英顆粒細小，粒度一般0.01～0.05 mm，彼此鑲嵌排列，顆粒長軸呈定向性排列，少量石英顆粒達0.1～0.2 mm，呈條帶狀相對集中分布。

圖1 竹山地區地質簡圖及剖面位置Fig.1 Geological sketch map of Zhushan area and location of the section of Yangjiabao Formation

2 分析方法及結果

采集的硅質巖樣品，磨去風化表面，取新鮮部分，用蒸餾水去污后，粉碎至200目，干燥后送至分析測試。主量元素測試在國土資源部武漢巖礦測試中心的X射線熒光光譜儀(AXXIOS)上進行的，測試結果見表1。微量元素送至中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室(GPMR)，使用該實驗室Agilent 7500a ICP-MS分析完成，精度優于±3%。詳細的樣品處理、分析測試、分析精度同Liu等［20］，分析結果見表2。

本文采用澳大利亞后太古代平均頁巖(PAAS)進行稀土元素標準化［21］。Ce、Eu、Pr和 Y 異常表達式分別為:Ce/Ce*=2×CeN/(LaN+PrN)，Eu/Eu*=EuN/(SmN×GdN)1/2，Pr/Pr*=2PrN/(CeN+NdN)，Y/Y*=2YN/(DyN+HoN))［22］(N 代表頁巖標準化)。

3 地球化學特征

竹山地區楊家堡組除底部樣品Z-1的SiO2(83.3%)含量較低外，其他樣品SiO2含量介于90.13%～98.47%，為較純的硅質巖(圖3)。樣品Z-1具有較高的燒失量(7.55%)和較高的CaO含量(6.83%)，表明被燒失的揮發分以CO2為主。除Z-1外，所有的其他常量元素含量都低于2%。Al2O3和TiO2含量均偏低，分別為0.19%～1.45%和0.01%～0.09%，MnO含量為0.000 4%～0.009%。全鐵含量為0.053%～0.348%(用Fe2O3含量表示)。

稀土元素的分析結果見表2。經PAAS標準后的分布曲線(圖2)顯示，楊家堡組樣品均呈左傾分布。所有樣品均顯示Ce的負異常和Y的正異常，Ce/Ce*介于0.25與0.92之間，平均為0.54;Eu成負異常，Eu/Eu*為0.74～3.61，平均值為1.65。LaN/CeN為0.96～3.34，平均為 1.92;LaN/YbN為 0.048～0.481，平均為0.167。Y/Ho值介于 34.81～60.19，平均為47.0。除樣品Z-20外，其他樣品∑REE普遍偏低(1.919～76.54 ug/g)，平均為 25.37，不到 PAAS 的∑REE總量(184.79 ug/g)的1/7。

4 討論

4.1 硅質巖成因

硅質巖中的Al、Ti主要來自于陸源物質，而Fe、Mn主要來自于熱液活動［23］。Adachi分析了深海鉆探計劃Leg32航次的42個白堊系樣品后指出，熱水沉積硅質巖具有較高的 TFe2O3值，最高值可達6.68%［24］。此外，硅質巖中的 Al/(Al+Fe+Mn)比例也是判別熱液的貢獻的一個重要指標，該比值與距大洋中脊的距離呈正相關［25］，例如日本三疊紀Kamiaso生物成因的遠洋硅質巖中 Al/(Al+Fe+Mn)約為0.60［24］，而深海鉆探計劃Leg32航次發現的熱液硅質巖中該比值平均為0.12。楊家堡組硅質巖TFe2O3值為0.043%～0.341%，遠少于熱水成因的硅質巖TFe2O3含量，其Al/(Al+Fe+Mn)的平均值為0.71，更接近于日本三疊紀Kamiaso生物成因的硅質巖組成。此外，在 Yamamoto等［26］建立的 Al-Fe-Mn 圖解中，楊家堡組硅質巖數據落入或者靠近非熱水成因的范圍內(圖4)。

圖2 竹山楊家堡組地層柱狀圖及樣品頁巖標準化稀土模式曲線北太平洋深部海水 PAAS 曲線據 Alibo，et al.，1998［22］，熱液流體的 PAAS 曲線據常華進等，2008［4］Fig.2 The stratigraphic column and PAAS-normalized REE patterns for siliceous rocks of Yangjiabao Formation PAAS-normalized REE patterns for North Pacific Deep Water and submarine hydrothermal fluids are based on Alibo，et al.，1998［22］ and Chang，et al.，2008［4］，respectively

表1 竹山地區楊家堡組主量元素含量表Table 1 Major element content of siliceous rocks of Yangjiabao Formation in Zhushan area

表2 竹山地區楊家堡組稀土元素含量表Table 2 REE content of siliceous rocks of Yangjiabao Formation in Zhushan area

硅質巖的 SiO2、K2O、Na2O、Al2O3等元素之間的比值也可以用來解釋硅質巖的成因。前人經過統計總結了一些雙變量圖解，這些圖解可用來區分火山成因硅質巖與生物成因硅質巖。蘇聯別洛耶湖凝灰巖硅質巖與麥維姆河上游生物成因的硅質巖在SiO2-Al2O3、SiO2-(K2O+Na2O)的雙變量圖解上數據分區明顯［27］。不同成因的硅質巖在(K2O+Na2O)-Al2O3圖解中也會落入不同的區域［28］。在楊家堡組硅質巖的SiO2-(K2O+Na2O)圖解中，有4個樣品都落入了生物成因區，其他13個樣品緊靠生物成因區(圖5)，而在SiO2-Al2O3圖解與(K2O+Na2O)-Al2O3圖解中，樣品均落入或者緊靠生物成因區(圖6，7)。這些雙變量圖解綜合表明了本區硅質巖為生物本身或生物活動有著密切的關系。

圖3 寒武紀楊家堡組硅質巖(Z-2樣品)巖石顯微照片(左為單偏光，右為正交偏光)Fig.3 Photomicrographs of Cambrian silicesous rocks(Sample Z-2)(Left:sole polarized;Right:crossed polarized)

圖4 楊家堡組硅質巖Al-Fe-Mn三角判別圖Ⅰ.熱水成因硅質巖(Hydrothermal-deposited siliceous rocks);Ⅱ.非熱水成因硅質巖(Non-Hydrothermal siliceous rocks)Fig.4 Al-Fe-Mn discriminal diagram for siliceous rocks of Yangjiabao Formation

稀土元素也是判斷硅質巖成因的有效手段［4，10，29］。REE 含量在陸源碎屑(包括黏土礦物)比海水中要高得多，即使少量的陸源碎屑介入到硅質巖中，也能顯著其REE的組成［30］。此外，海底熱液流體具有比普通海水高得多的REE含量［31-32］。除樣品Z-20的稀土總量為337.9 μg/g，其他楊家堡組硅質巖的樣品的∑REE 為 1.9～76.54 μg/g，平均為25.37μg/g，和 PAAS 的∑REE(184 μg/g)相比，它們具有低得多的稀土總量，表明陸源碎屑物質及熱液活動對硅質巖的影響非常小。

圖5 竹山楊家堡組硅質巖的SiO2-(K2O+Na2O)判別圖Ⅰ.生物成因硅質巖(Biologically-sedimentary siliceous rocks);Ⅱ.火山成因硅質巖(Volcano-sedimentary siliceous rocks)Fig.5 SiO2vs.(K2O+Na2O)discriminal diagram for siliceous rocks of Yangjiabao Formation

圖6 楊家堡組硅質巖(K2O+Na2O)-Al2O3判別圖Ⅰ.生物成因硅質巖(Biological-deposited siliceous rocks);Ⅱ.火山成因硅質巖(Volcano-sedimentary siliceous rocks)Fig.6 (K2O+Na2O)vs.Al2O3discriminal diagram for siliceous rocks of Yangjiabao Formation

LREE相對于HREE的虧損是現代及古代海水的一個顯著特征，其PAAS標準化曲線呈現左傾的特征［4，33］。一般頁巖LREE 相對 HREE 無虧損，配分曲線呈平坦型，而酸性的熱液流體的REE表現出Eu的正異常(Eu/Eu*平均為15.6)和LREE富集(GdN/YbN平均為 2.57，LaN/YbN平均為 2.4)［4，34］，其配分曲線總體呈右傾型。楊家堡組硅質巖的LaN/YbN平均為0.17，GdN/YbN平均為0.56，PAAS標準化配分曲線呈現左傾的特征(圖2)，且La呈現正異常(LaN/CeN為0.96～3.34，平均為 1.92)，Gd為正異常(0.24～0.39，平均為0.31)，正的 Y 異常(1.32～2.17，平均為1.85)，這些特征與現代海水的稀土配分特征相似。然而，Eu/Eu*值為0.74～3.61，平均為1.65，表現為弱的正異常，Ce表現為負異常(0.25～0.92，平均為0.54)。典型熱液沉積物常具有明顯的Eu正異常，多為熱液噴口附近，而在遠離熱液噴口的地方，由于海水混合作用一般不具有明顯的Eu正異常［35-36］。楊家堡組硅質巖不明顯的Eu異常表明其沉積于熱液活動的遠端。Ce的負異常也表明熱液活動的存在［3］，但因其具有比PAAS低得多的稀土總量，熱液活動對硅質巖成巖的貢獻較小。

圖7 竹山楊家堡組硅質巖SiO2-Al2O3判別圖Ⅰ.生物成因硅質巖(Biologically-sedimentary siliceous rocks);Ⅱ.火山成因硅質巖(Volcano-sedimentary siliceous rock)Fig.7 SiO2vs.Al2O3discriminal diagram for siliceous rocks for Yangjiabao Formation

綜上所述，筆者認為楊家堡組硅質巖的物質來源主要來自于生物或者其活動產生的硅質物質，熱液活動也提供了一部分硅質來源。在震旦紀末期及寒武紀早期，海洋中菌藻類微生物非常繁盛，這些菌藻類生物在硅質巖的成巖過程中發揮了重要作用。一方面，微生物產生大量的有機物質，在異養細菌的幫助下與水體中的氧發生反應，使得海水偏酸性而有利于硅質巖的沉積［4］，另一方面，某些菌藻類能直接參與硅質巖的成巖作用。伊海生等［37］和夏文杰等［38］在湘西地區震旦紀—寒武紀之交的留茶坡組硅質巖中均發現了豐富的菌藻類生物化石。這些化石一般為10～20 μm，小者不到 0.1 μm，個體較小，在光學顯微鏡下亦沒有固定的形態和結構。在硅質巖成巖后，由于礦物的重結晶作用和有機質的降解作用，使得生物結構更加模糊，僅能見到色暗、斑點或者凝膠狀團塊［38］。楊家堡組硅質巖的時代與留茶坡組相當，其所含有的碳質物質來源于菌藻類或者其活動產生的有機物，表明硅質巖的形成可能與這些菌藻類生物的活動密切相關。這些菌藻類個體微小，并且經歷重結晶作用和有機質降解，因此難以觀察出明顯的生物結構。

4.2 硅質巖的沉積環境

硅質巖在成巖過程中，可能會造成SiO2含量的變化，但是其 Al、Fe、Ti和 REE卻相對穩定，可以用來區分沉積環境［39-40］。Murray［23］分析了全球早古生代至第三紀不同沉積背景下的49個硅質巖地球化學特征后，提出用 TFe2O3/TiO2，LaN/CeN和 Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)等指標來判別硅質巖的沉積環境［23］(圖8a～d)。楊家堡組硅質巖均具有較低的TFe2O3/TiO2比值(2.16～12.56，平均值為 5.86)和 Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值(0.65～0.87，平均值為 0.78)，LaN/CeN為0.96～3.34，平均為 1.92。在 TFe2O3/(100-SiO2)-Al2O3/(100-SiO2)圖解和100×TFe2O3/SiO2-100×Al2O3/SiO2圖解中，樣品均靠近大陸邊緣位置，但圖解并未區分大陸邊緣與大洋盆地。在Fe2O3/TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)圖解中，有2個點落入遠洋盆地與大陸邊緣交互區內，其他點均落入大陸邊緣范圍內，而在LaN/CeN-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)圖解中，除4個數據落入大陸邊緣區、1個數據落入遠洋盆地區外，其他的數據點均在靠接近大陸邊緣及遠洋盆地附近。這些特征表明硅質巖沉積于邊緣海盆環境。

Y和Ho的離子半徑和電負性相近，因此具有相似的地球化學特征。前人研究表明，上地殼物質及PAAS均具有和球粒隕石相似的 Y/Ho值(26～28)［30，41］。除高度分異的花崗巖外，包括洋中脊和大洋島弧玄武巖在內的巖漿巖，均具有與球粒隕石相似的Y/Ho值［42］。不同的水體之間，Y/Ho的比值也不一致，如海水的Y/Ho值(Y/Ho≈55)比河水及河口水體更高，而河水的 Y/Ho值與 PAAS相近或稍高［43-44］。Girty等［45］報導了美國的 Shoofly 雜巖中形成于陸源環境的硅質巖的Y/Ho平均值為26.34，與PAAS相近，Y和Ho未發生分異。而日本Sasayama中上二疊統遠洋盆地環境中的硅質巖Y/Ho平均值為36.80，明顯高于 Shoofly雜巖中的硅質巖［46］。此外，太平洋海水(水深5～2 576 m)具有明顯的Y正異常(Y/Ho 值為 53.32～59.24，平均值為56.10)［22］。楊家堡組硅質巖的Y/Ho值介于34.81～60.19，平均為47.0，存在明顯的Y與Ho的分異，反映其形成于遠離陸源供應的環境。

圖8 a.竹山楊家堡組硅質巖TFe2O3/(100-SiO2)-Al2O3/(100-SiO2)判別圖;b.竹山楊家堡組硅質巖100×TFe2O3/SiO2-100×Al2O3/SiO2判別圖;c.竹山楊家堡組硅質巖Fe2O3/TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)判別圖;d.竹山楊家堡組硅質巖LaN/CeN-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)判別圖a.TFe2O3/(100-SiO2)vs.Al2O3/(100-SiO2)discriminal diagram for siliceous rocks of Yangjiabao Formation;b.100×TFe2O3/SiO2vs.100×Al2O3/SiO2discriminal diagram for siliceous rocks of Yangjiabao Formation;c.Fe2O3/TiO2vs.Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)discriminal diagram for siliceous rocks of Yangjiabao Formation;d.LaN/CeNvs.Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)discriminal diagram for siliceous rocks of Yangjiabao Formation

Ce/Ce*是判別硅質巖形成環境的有效指標［23，39-40，47-49］。地層中 Ce 的負異常主要是由沉積環境和沉積速率所控制，而沉積速率本身與沉積環境關系密切［41，50］，如加利福利亞弗朗西斯科雜巖從大陸邊緣到遠洋盆地，其沉積速率逐漸降低，硅質巖Ce負異常越來越明顯。形成于大洋中脊及兩翼(0～400 km)的硅質巖具有最低的Ce/Ce*值(0.17～0.56，平均為0.28，PAAS標準化)，開闊洋盆中硅質巖具有中等的 Ce/Ce*值(0.47～0.71，平均值為 0.56，PAAS 標準化)，而形成于大陸邊緣(＞2 800 km)的Ce/Ce*值(0.62～1.43，平均值為 1.02，PAAS 標準化)［41］。楊家堡硅質巖的Ce/Ce*介于0.28～0.92之間，平均值為0.56，且從楊家堡組的底部到頂部具有明顯的變小的趨勢，底部樣品的Ce/Ce*值更接近于大陸邊緣環境(如 Z-1，Z-2，Z-3)，中間樣品(如 Z-8，Z-9)更接近于遠洋沉積盆地的 Ce/Ce*，頂部樣品(如 Z-16，Z-17，Z-19，Z-20)更接近于大洋中脊附近的Ce/Ce*值。因所有的硅質巖樣品的主量元素均未有大洋中脊的硅質巖組成特征，Ce/Ce*值的變化可以理解為寒武紀時期揚子北緣被動陸緣裂谷盆地不斷擴大，水體逐漸變深的演變過程。

5 結論

(1)竹山地區早寒武世楊家堡組以硅質巖為主，夾少量白云巖、頁巖。硅質巖主要由微晶石英所組成，含量均超過85%，含少量碳質、燧石及微量絹云母。

(2)根據竹山楊家堡組硅質巖的Al-Fe-Mn、(K2O+Na2O)-Al2O3、SiO2-(K2O+Na2O)、SiO2-Al2O3圖解，結合低∑REE及明顯左傾的稀土配分特征，認為硅質物質主要來源于生物本身或其生命活動，Eu和Ce的異常也表明其受到熱液活動的影響，熱液活動提供了一部分硅質來源。

(3)楊家堡組硅質巖具有較低的Fe2O3/TiO2及Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值，表明其形成于大陸邊緣及遠洋盆地。Y/Ho值介于 34.81～60.19，平均為47.0，存在明顯的Y與Ho的分異，反映其形成于遠離陸源供應的環境。其Ce/Ce*平均為0.56，從底部到頂部有逐漸減小的趨勢，記錄了寒武紀時期揚子北緣被動陸緣裂谷盆地不斷擴大，水體逐漸變深的演變過程。

致謝 湖北省地調院楊金香高級工程師對硅質巖薄片鑒定給予了悉心的指導，審稿人對本文修改提供了建設性意見，在此表示衷心地感謝。

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