硅質岩是在化學沉積和生物化學沉積中僅次於碳酸鹽岩的岩類,也是造山帶中分布較為廣泛的岩石類型之一。
它不僅具有重要的構造、地層沉積相成因意義,而且也是多種礦床的賦礦層位、礦源層及含礦岩系。
由於硅質岩抵抗後期改造的能力較強,各種成因信息能被較好地保存下來,因此硅質岩成為了解相關地質歷史時期的古環境、古氣候和古構造等信息的重要研究對象。
隨著測試手段的提高,硅質岩的研究方法也日趨增多,除岩石的產狀、結構構造、礦物組成和地球化學分析外,紫外熒光、陰極發光、古地磁等也被引入到硅質岩的研究中。
儘管研究方法越來越多,但研究的核心內容多集中在硅質岩的成因、物質來源和環境示蹤等問題上。
這些良好的地質條件為全方位地開展硅質岩研究提供了理想的岩石樣本,近年來已引起眾多學者的廣泛關注。
地質背景及岩石學特徵
彭錯林剖面為硅質岩、玄武岩和超基性岩組合,位於藏南日喀則地區拉孜縣城以北30 km處。
在大地構造上,夾於喜馬拉雅地塊和拉薩地塊之間,區內構造混雜岩、高壓變質岩等十分發育,北側有與之配套的火山-岩漿弧帶。
自南而北可主要分為蛇綠岩混雜岩帶和蛇綠岩帶。
蛇綠混雜岩帶位於蛇綠岩帶南側,主要由蛇綠岩、上三疊統—下白堊統沉積質混雜岩及少量侏羅—白堊紀蛇綠混雜岩所組成。
岩體多呈構造岩片被推覆於前寒武系片麻岩及片岩、寒武系齊吾貢巴群石英片岩之上或侵位於上三疊統修康群以及上侏羅統—下白堊統類復理石和放射蟲硅質岩之中。
硅質岩位於蛇綠岩序列頂部,呈綠色或紫紅色層狀,單層厚度達數厘米—數十米。
硅質岩底部與蝕變玄武岩整合接觸,蝕變玄武岩下部產出蛇紋石化超基性岩,兩者間斷層不整合接觸。
剖面中上部出露大量黑色、紅色和褐色厚層狀硅質岩岩塊,局部因受鐵、錳礦化而呈現灰褐色。
硅質岩的主要礦物是自生石英(有時含量可大於90%)、玉髓和蛋白石。
此外,還有一定量的方解石、粘土礦物及硬錳礦、赤鐵礦等金屬礦物。
手標本上可見明顯的鐵錳礦化,鏡下照片幾乎全部由隱-微晶質石英顆粒所組成。
研究區硅質岩的顏色與雜質的組成具有一定的相關性;其中,黑色硅質岩中通常富含有機物,紅色和紫色硅質岩中通常富含赤鐵礦,綠色的硅質岩是因為含有數量不等的鐵綠泥石和少量混層礦物。
樣品採集及分析
元素測定的分析方法及流程如下:將選定的野外硅質岩樣品,除去岩石表面的風化層和雜質,用粉碎機碎成小塊,挑選新鮮顆粒並用蒸餾水清洗去污,最後置於棒磨機中磨碎至200目以上,乾燥保存。
化學前處理和上機測試在中國科學院廣州地球化學研究所同位素室完成。
常量元素中SiO2採用壓片法X熒光光譜(XRF)專門測定,其它組分使用電感耦合等離子體發射光譜(ICP-AES)測定,分析誤差<2%。
ICP-AES和ICP-MS測試溶液的製備採用酸溶法。
具體流程:準確稱取約100 mg樣品置於Teflon密閉溶樣器中,加入l mL濃 HF和0.3 mL 1∶1的HNO3,用超聲波振蕩後置於150℃電熱板上將樣品蒸干。
再次加入相同量的HF和HNO3,密閉加熱一周(約100℃),蒸干後用2 mL 1∶1的HNO3溶解,加入Rh內標,稀釋至2 000倍,最後由PE Elan 6000型ICP-MS分析。
常量元素
彭錯林硅質岩SiO2質量分數較高,變化範圍較大,介於51.22%～93.64%, 平均75.30%。
可以看出,硅質岩剖面自下而上,SiO2質量分數有逐漸增加的趨勢;Al2O3質量分數為1.23%～11.59%,平均為5.00%,含量變化大,特別是PCL-5和PCL-6兩個樣品,Al2O3質量分數較高,分別為6.84%和11.59%;TiO2質量分數比較平均,介於0.01%～0.63%,平均為0.23%。
Fe、Mn、Al等常量元素含量對區分硅質岩成因類型具有重要意義。
硅質岩中Fe、Mn的富集主要與熱水的參與有關,而Al的相對富集則多與陸源物質的加入相關。
在系統地研究了熱水沉積和生物沉積硅質岩樣品後指出,硅質岩的Al/(Fe+ Mn+Al)比值由純熱水的0.01到純生物成因的0.60,且Al/(Fe+Mn+Al)比值隨離開熱水系統中心距離的增大而增大。
彭錯林硅質岩的Al/(Al+Fe+Mn)比值為0.08～0.59,平均值為0.32;在Fe-Mn-Al三角成因判別圖解中,除樣品PCL-6外,投影點都落在熱水沉積物區。
硅質岩中的MnO代表大洋深部熱液的貢獻,而TiO2與碎屑物質的介入有關,因而MnO/TiO2比值可用於區分硅質岩形成的古地理環境。
開闊大洋中沉積的硅質岩MnO/TiO2>0.5;大陸斜坡和邊緣海沉積的硅質岩MnO/TiO2<0.5。
彭錯林硅質岩MnO/TiO2比值較高,為2.71～76.10,平均21.81(表2),反映了硅質岩形成於大洋中脊和深海盆地環境。
此外,Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值也是判別硅質岩形成環境的一個良好指標[20], 研究區硅質岩Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值為0.18～0.71,平均0.41(表2),接近於大洋中脊硅質岩(<0.4)的比值。
稀土元素
稀土元素是研究硅質岩成因、恢復古海洋環境和判別氧化還原環境良好的地球化學示蹤劑。
硅質岩中的稀土元素(∑REE) 主要是從海水中吸收,其次是從陸源或海底火山等顆粒中繼承。
研究認為,硅質岩中的∑REE從洋中脊的最小值1.09×10-6到大洋盆地、大陸邊緣逐漸增大。
彭錯林硅質岩中,除樣品PCL-5和PCL-7外,∑REE都較低,平均為77.7 ×10-6,低於正常沉積物(>200×10-6)。
這表明在成岩過程中較少地混入了陸源物質,可代表硅質岩對加熱海水流體的繼承。
北美頁岩標準化後重稀土相對富集,其配分曲線模式稍向左傾斜,具有熱水沉積硅質岩的稀土分布特徵。
樣品PCL-7呈現較高的∑REE,可能是由於熱水沉積過程中混入了少量的含稀土總量高的水成沉積物所致。
Shimizu和Masuda報道了深海鑽探(DSDP)中硅質岩Ce/Ce*的變化範圍為0.29～0.467[22],在洋脊及其附近兩翼,熱液作用可使Ce/Ce*負異常增大並且造成輕稀土相對重稀土的強烈虧損[25],如東太平洋洋脊附近的沉積物中Ce/Ce*為0.10～0.36。
彭錯林硅質岩Ce/Ce*值為0.32～1.15,平均為0.85,多數樣品的Ce表現為負異常,體現出熱水沉積硅質岩的特徵;其中PCL-7和PCL-5兩個樣品的Ce/Ce*值更低,分別為0.32和0.4,說明剖面更接近洋中脊環境。
個別樣品(如PCL-4)中的Ce呈現弱負異常甚至正異常,這可能和含有鐵錳礦物有關, 如前所述,硅質岩手標本上可觀察到含大量鐵錳礦化 。
在氧化環境下,海水中的Ce3+可以被氧化為溶解度較小的Ce4+,Ce4+能與Mn4+進行類質同象替換而進入水成鐵錳氧化物晶格,這種遷移會造成海水的Ce負異常和鐵錳礦物的Ce正異常。
可以認為,在熱水沉積過程中:若熱水沉積物和鐵錳礦物分異,則只遺傳海水的Ce負異常特徵;若熱水沉積物和鐵錳礦物混合沉積,則會發育Ce弱負異常甚至正異常的特徵。
Murray et al.對洋中脊附近的硅質岩進行Eu/Eu*值研究發現[26],在離洋中脊75 km範圍內,Eu/Eu*值從1.35降低到1.02。
因此Eu正異常被作為指示高溫熱水流體參與硅質岩成岩作用的重要證據。
研究區硅質岩Eu/Eu*值為0.81～1.05,基本體現為正異常,顯示熱水沉積特徵。
在大陸邊緣、大洋盆地和洋中脊附近背景中沉積的硅質岩,其(La/ Ce)N比值存在著明顯的差異，洋中脊附近的硅質岩以嚴重的Ce虧損為特徵,其(La/Ce)N值為3.5;大洋盆地為2～3,大陸邊緣 (La/ Ce)N≈1。
(La/Lu)N或(La/Yb)N值為反映硅質岩輕重稀土分離程度的參數,(La/Lu)N從擴張洋中脊附近的0.65增加到離洋中脊85 km的1.15,到大洋盆地達到最大值2.70。
彭錯林(La/Lu)N比值為0.53～1.65,平均為0.95,(La/Yb)N值為0.63～1.53,平均0.96,顯示大洋中脊沉積環境特徵。
微量元素
前人對硅質岩微量元素地球化學特徵做過許多研究,認為較高含量的Ba、As、Sb、Ag、B、U等是熱水沉積的重要標誌。
現代熱水沉積物相對富含Cu、Ni,而貧Co,Ni/Co比值小於3.6。
彭錯林硅質岩V、Rb、Sr等元素含量非常少,不足其克拉克值的1/10;而Zn、Pb、Zn、Ba、Cu、Cr、Ni等元素含量波動較大,且與常量元素中的鐵錳含量呈正相關。
從微量元素蛛網圖可以看出,硅質岩Mn、Ti質量分數很高,分別達到7.779×10-6和3.103×10-6。
Ti含量很高是和陸源物質的輸入有關,Mn含量高是因為硅質岩和錳礦一起沉積,手標本上可以看到明顯的Fe、Mn礦化。
硅質岩微量元素蛛網圖顯示,Sr、Zr、Cu、Zn和Ba含量比較高,Ni/Co值為1.08～3.16,平均為1.84,比值小於3.6,這些微量元素組成及相關指標均顯示了熱水沉積特徵。
地球化學示蹤
地球化學示蹤結果表明,研究區硅質岩具有典型的熱水沉積特徵。
其中常量元素Al/(Al+Fe+Mn)值低,平均為0.32,在Fe-Mn-Al三角成因判別圖解中硅質岩落入熱水沉積物區。
微量元素Sr、Zr、Cu、Zn和Ba含量比較高,Ni/Co比值小於3.6,稀土元素∑REE較低,Ce/Ce*負異常,Eu/Eu*正異常等皆體現熱水沉積特徵。
前人研究顯示,硅質岩的高穩定性可以較好地示蹤其形成環境。
研究區硅質岩分析結果顯示,彭錯林硅質岩形成於大洋中脊和大洋深海盆地沉積環境。
據此可以認為,中生代以來,特提斯洋從擴張到閉合過程中,隨著洋殼拉張,深部物質不斷地被溢出,海底岩漿噴發和火山作用活躍,在洋殼上部形成超基性岩、基性岩和各種火山熔岩;同時由於板塊匯聚消減產生強烈的磨擦降壓變形,釋放出大量的熱量,使俯衝板片部分熔融,熔融物中的SiO2溶解於循環熱水系統中,最終形成了一個有利於硅質富集、保存、濃縮和飽和的地球化學域。
從侏羅紀開始直至白堊紀不斷沉積形成了巨厚的硅質岩系。
結論
(1)彭錯林硅質岩SiO2變化範圍較大,為51.22%～93.64%, 平均為75.3%,剖面自下而上,SiO2含量逐漸增加。
(2)硅質岩Al/(Al+Fe+Mn)值較小,平均為0.32,在Fe-Mn-Al三角成因判別圖解中,投影點落入熱水沉積區域;微量元素蛛網圖顯示Sr、Zr、Cu、Zn和Ba含量較高,Ni/Co為1.08～3.16,比值小於3.6;硅質岩∑REE較低,平均77.7×10-6,Ce/Ce*平均0.85,呈負異常,Eu/Eu*為0.81～1.05,正異常,(La/Ce)N平均為1.49,(La/Lu)N為0.95。
常量元素、微量元素和稀土元素皆顯示熱水成因特徵,說明彭錯林硅質岩為熱水沉積成因。
(3)硅質岩MnO/TiO2為21.81, Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)為0.41,在沉積環境判別圖100×Fe2O3/SiO2-100×Al2O3/SiO2、Fe2O3/(100-SiO2)-Al2O3/(100-SiO2)和Fe2O3/TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)中,樣品都落入洋中脊和深海區域,說明硅質岩形成於大洋中脊和深海盆地環境。
(4)常量元素和稀土參數Ce/Ce*、LREE /HREE 和 (La/Ce)N變化曲線特徵顯示,在硅質岩剖面中,PCL-1、PCL-5和PCL-7採樣點可能更靠近熱液中心位置。
(5)中生代以來,特提斯洋從擴張到閉合,由於板塊的匯聚和消減,在洋殼上部形成超基性岩、基性岩的同時釋放出大量的熱量,產生了以洋中脊和海底熱點為中心的洋殼熱水系統,形成了一個有利於硅質富集、保存的地球化學域,從侏羅紀開始不斷沉積形成了巨厚的硅質岩系。
