硅质岩是在化学沉积和生物化学沉积中仅次于碳酸盐岩的岩类,也是造山带中分布较为广泛的岩石类型之一。
它不仅具有重要的构造、地层沉积相成因意义,而且也是多种矿床的赋矿层位、矿源层及含矿岩系。
由于硅质岩抵抗后期改造的能力较强,各种成因信息能被较好地保存下来,因此硅质岩成为了解相关地质历史时期的古环境、古气候和古构造等信息的重要研究对象。
随着测试手段的提高,硅质岩的研究方法也日趋增多,除岩石的产状、结构构造、矿物组成和地球化学分析外,紫外荧光、阴极发光、古地磁等也被引入到硅质岩的研究中。
尽管研究方法越来越多,但研究的核心内容多集中在硅质岩的成因、物质来源和环境示踪等问题上。
这些良好的地质条件为全方位地开展硅质岩研究提供了理想的岩石样本,近年来已引起众多学者的广泛关注。
地质背景及岩石学特征
彭错林剖面为硅质岩、玄武岩和超基性岩组合,位于藏南日喀则地区拉孜县城以北30 km处。
在大地构造上,夹于喜马拉雅地块和拉萨地块之间,区内构造混杂岩、高压变质岩等十分发育,北侧有与之配套的火山-岩浆弧带。
自南而北可主要分为蛇绿岩混杂岩带和蛇绿岩带。
蛇绿混杂岩带位于蛇绿岩带南侧,主要由蛇绿岩、上三叠统—下白垩统沉积质混杂岩及少量侏罗—白垩纪蛇绿混杂岩所组成。
岩体多呈构造岩片被推覆于前寒武系片麻岩及片岩、寒武系齐吾贡巴群石英片岩之上或侵位于上三叠统修康群以及上侏罗统—下白垩统类复理石和放射虫硅质岩之中。
硅质岩位于蛇绿岩序列顶部,呈绿色或紫红色层状,单层厚度达数厘米—数十米。
硅质岩底部与蚀变玄武岩整合接触,蚀变玄武岩下部产出蛇纹石化超基性岩,两者间断层不整合接触。
剖面中上部出露大量黑色、红色和褐色厚层状硅质岩岩块,局部因受铁、锰矿化而呈现灰褐色。
硅质岩的主要矿物是自生石英(有时含量可大于90%)、玉髓和蛋白石。
此外,还有一定量的方解石、粘土矿物及硬锰矿、赤铁矿等金属矿物。
手标本上可见明显的铁锰矿化,镜下照片几乎全部由隐-微晶质石英颗粒所组成。
研究区硅质岩的颜色与杂质的组成具有一定的相关性;其中,黑色硅质岩中通常富含有机物,红色和紫色硅质岩中通常富含赤铁矿,绿色的硅质岩是因为含有数量不等的铁绿泥石和少量混层矿物。
样品采集及分析
元素测定的分析方法及流程如下:将选定的野外硅质岩样品,除去岩石表面的风化层和杂质,用粉碎机碎成小块,挑选新鲜颗粒并用蒸馏水清洗去污,最后置于棒磨机中磨碎至200目以上,干燥保存。
化学前处理和上机测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素室完成。
常量元素中SiO2采用压片法X荧光光谱(XRF)专门测定,其它组分使用电感耦合等离子体发射光谱(ICP-AES)测定,分析误差<2%。
ICP-AES和ICP-MS测试溶液的制备采用酸溶法。
具体流程:准确称取约100 mg样品置于Teflon密闭溶样器中,加入l mL浓 HF和0.3 mL 1∶1的HNO3,用超声波振荡后置于150℃电热板上将样品蒸干。
再次加入相同量的HF和HNO3,密闭加热一周(约100℃),蒸干后用2 mL 1∶1的HNO3溶解,加入Rh内标,稀释至2 000倍,最后由PE Elan 6000型ICP-MS分析。
常量元素
彭错林硅质岩SiO2质量分数较高,变化范围较大,介于51.22%～93.64%, 平均75.30%。
可以看出,硅质岩剖面自下而上,SiO2质量分数有逐渐增加的趋势;Al2O3质量分数为1.23%～11.59%,平均为5.00%,含量变化大,特别是PCL-5和PCL-6两个样品,Al2O3质量分数较高,分别为6.84%和11.59%;TiO2质量分数比较平均,介于0.01%～0.63%,平均为0.23%。
Fe、Mn、Al等常量元素含量对区分硅质岩成因类型具有重要意义。
硅质岩中Fe、Mn的富集主要与热水的参与有关,而Al的相对富集则多与陆源物质的加入相关。
在系统地研究了热水沉积和生物沉积硅质岩样品后指出,硅质岩的Al/(Fe+ Mn+Al)比值由纯热水的0.01到纯生物成因的0.60,且Al/(Fe+Mn+Al)比值随离开热水系统中心距离的增大而增大。
彭错林硅质岩的Al/(Al+Fe+Mn)比值为0.08～0.59,平均值为0.32;在Fe-Mn-Al三角成因判别图解中,除样品PCL-6外,投影点都落在热水沉积物区。
硅质岩中的MnO代表大洋深部热液的贡献,而TiO2与碎屑物质的介入有关,因而MnO/TiO2比值可用于区分硅质岩形成的古地理环境。
开阔大洋中沉积的硅质岩MnO/TiO2>0.5;大陆斜坡和边缘海沉积的硅质岩MnO/TiO2<0.5。
彭错林硅质岩MnO/TiO2比值较高,为2.71～76.10,平均21.81(表2),反映了硅质岩形成于大洋中脊和深海盆地环境。
此外,Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值也是判别硅质岩形成环境的一个良好指标[20], 研究区硅质岩Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值为0.18～0.71,平均0.41(表2),接近于大洋中脊硅质岩(<0.4)的比值。
稀土元素
稀土元素是研究硅质岩成因、恢复古海洋环境和判别氧化还原环境良好的地球化学示踪剂。
硅质岩中的稀土元素(∑REE) 主要是从海水中吸收,其次是从陆源或海底火山等颗粒中继承。
研究认为,硅质岩中的∑REE从洋中脊的最小值1.09×10-6到大洋盆地、大陆边缘逐渐增大。
彭错林硅质岩中,除样品PCL-5和PCL-7外,∑REE都较低,平均为77.7 ×10-6,低于正常沉积物(>200×10-6)。
这表明在成岩过程中较少地混入了陆源物质,可代表硅质岩对加热海水流体的继承。
北美页岩标准化后重稀土相对富集,其配分曲线模式稍向左倾斜,具有热水沉积硅质岩的稀土分布特征。
样品PCL-7呈现较高的∑REE,可能是由于热水沉积过程中混入了少量的含稀土总量高的水成沉积物所致。
Shimizu和Masuda报道了深海钻探(DSDP)中硅质岩Ce/Ce*的变化范围为0.29～0.467[22],在洋脊及其附近两翼,热液作用可使Ce/Ce*负异常增大并且造成轻稀土相对重稀土的强烈亏损[25],如东太平洋洋脊附近的沉积物中Ce/Ce*为0.10～0.36。
彭错林硅质岩Ce/Ce*值为0.32～1.15,平均为0.85,多数样品的Ce表现为负异常,体现出热水沉积硅质岩的特征;其中PCL-7和PCL-5两个样品的Ce/Ce*值更低,分别为0.32和0.4,说明剖面更接近洋中脊环境。
个别样品(如PCL-4)中的Ce呈现弱负异常甚至正异常,这可能和含有铁锰矿物有关, 如前所述,硅质岩手标本上可观察到含大量铁锰矿化 。
在氧化环境下,海水中的Ce3+可以被氧化为溶解度较小的Ce4+,Ce4+能与Mn4+进行类质同象替换而进入水成铁锰氧化物晶格,这种迁移会造成海水的Ce负异常和铁锰矿物的Ce正异常。
可以认为,在热水沉积过程中:若热水沉积物和铁锰矿物分异,则只遗传海水的Ce负异常特征;若热水沉积物和铁锰矿物混合沉积,则会发育Ce弱负异常甚至正异常的特征。
Murray et al.对洋中脊附近的硅质岩进行Eu/Eu*值研究发现[26],在离洋中脊75 km范围内,Eu/Eu*值从1.35降低到1.02。
因此Eu正异常被作为指示高温热水流体参与硅质岩成岩作用的重要证据。
研究区硅质岩Eu/Eu*值为0.81～1.05,基本体现为正异常,显示热水沉积特征。
在大陆边缘、大洋盆地和洋中脊附近背景中沉积的硅质岩,其(La/ Ce)N比值存在着明显的差异，洋中脊附近的硅质岩以严重的Ce亏损为特征,其(La/Ce)N值为3.5;大洋盆地为2～3,大陆边缘 (La/ Ce)N≈1。
(La/Lu)N或(La/Yb)N值为反映硅质岩轻重稀土分离程度的参数,(La/Lu)N从扩张洋中脊附近的0.65增加到离洋中脊85 km的1.15,到大洋盆地达到最大值2.70。
彭错林(La/Lu)N比值为0.53～1.65,平均为0.95,(La/Yb)N值为0.63～1.53,平均0.96,显示大洋中脊沉积环境特征。
微量元素
前人对硅质岩微量元素地球化学特征做过许多研究,认为较高含量的Ba、As、Sb、Ag、B、U等是热水沉积的重要标志。
现代热水沉积物相对富含Cu、Ni,而贫Co,Ni/Co比值小于3.6。
彭错林硅质岩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等元素含量波动较大,且与常量元素中的铁锰含量呈正相关。
从微量元素蛛网图可以看出,硅质岩Mn、Ti质量分数很高,分别达到7.779×10-6和3.103×10-6。
Ti含量很高是和陆源物质的输入有关,Mn含量高是因为硅质岩和锰矿一起沉积,手标本上可以看到明显的Fe、Mn矿化。
硅质岩微量元素蛛网图显示,Sr、Zr、Cu、Zn和Ba含量比较高,Ni/Co值为1.08～3.16,平均为1.84,比值小于3.6,这些微量元素组成及相关指标均显示了热水沉积特征。
地球化学示踪
地球化学示踪结果表明,研究区硅质岩具有典型的热水沉积特征。
其中常量元素Al/(Al+Fe+Mn)值低,平均为0.32,在Fe-Mn-Al三角成因判别图解中硅质岩落入热水沉积物区。
微量元素Sr、Zr、Cu、Zn和Ba含量比较高,Ni/Co比值小于3.6,稀土元素∑REE较低,Ce/Ce*负异常,Eu/Eu*正异常等皆体现热水沉积特征。
前人研究显示,硅质岩的高稳定性可以较好地示踪其形成环境。
研究区硅质岩分析结果显示,彭错林硅质岩形成于大洋中脊和大洋深海盆地沉积环境。
据此可以认为,中生代以来,特提斯洋从扩张到闭合过程中,随着洋壳拉张,深部物质不断地被溢出,海底岩浆喷发和火山作用活跃,在洋壳上部形成超基性岩、基性岩和各种火山熔岩;同时由于板块汇聚消减产生强烈的磨擦降压变形,释放出大量的热量,使俯冲板片部分熔融,熔融物中的SiO2溶解于循环热水系统中,最终形成了一个有利于硅质富集、保存、浓缩和饱和的地球化学域。
从侏罗纪开始直至白垩纪不断沉积形成了巨厚的硅质岩系。
结论
(1)彭错林硅质岩SiO2变化范围较大,为51.22%～93.64%, 平均为75.3%,剖面自下而上,SiO2含量逐渐增加。
(2)硅质岩Al/(Al+Fe+Mn)值较小,平均为0.32,在Fe-Mn-Al三角成因判别图解中,投影点落入热水沉积区域;微量元素蛛网图显示Sr、Zr、Cu、Zn和Ba含量较高,Ni/Co为1.08～3.16,比值小于3.6;硅质岩∑REE较低,平均77.7×10-6,Ce/Ce*平均0.85,呈负异常,Eu/Eu*为0.81～1.05,正异常,(La/Ce)N平均为1.49,(La/Lu)N为0.95。
常量元素、微量元素和稀土元素皆显示热水成因特征,说明彭错林硅质岩为热水沉积成因。
(3)硅质岩MnO/TiO2为21.81, Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)为0.41,在沉积环境判别图100×Fe2O3/SiO2-100×Al2O3/SiO2、Fe2O3/(100-SiO2)-Al2O3/(100-SiO2)和Fe2O3/TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)中,样品都落入洋中脊和深海区域,说明硅质岩形成于大洋中脊和深海盆地环境。
(4)常量元素和稀土参数Ce/Ce*、LREE /HREE 和 (La/Ce)N变化曲线特征显示,在硅质岩剖面中,PCL-1、PCL-5和PCL-7采样点可能更靠近热液中心位置。
(5)中生代以来,特提斯洋从扩张到闭合,由于板块的汇聚和消减,在洋壳上部形成超基性岩、基性岩的同时释放出大量的热量,产生了以洋中脊和海底热点为中心的洋壳热水系统,形成了一个有利于硅质富集、保存的地球化学域,从侏罗纪开始不断沉积形成了巨厚的硅质岩系。
