《湘黔桂地区晚前寒武纪层状硅质岩地球化学特征及成因》由会员分享，可在线阅读，更多相关《湘黔桂地区晚前寒武纪层状硅质岩地球化学特征及成因（7页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、湘黔桂地区晚前寒武纪层状硅质岩地球化学特征及成因 3彭军伊海生夏文杰(成都理工学院沉积地质研究所 ,成都 ,610059)摘 要 湘黔桂地区晚前寒武纪发育厚度较大的层状硅质岩层 ,岩石化学成分纯净 ,硅质矿物含量 95 %以上 。岩石贫微量元素 ,但富 Ba 、As 、Sb 、Ag 、U 元素 ; 稀土元素总量低 , Ce呈明显的负异常 ,轻稀土含量大于重稀土含量 ;30 Si 值变化范围为 0 . 0 0 . 7 ,18 O值变化范围为 20 . 1 23 . 6 。硅质岩地球化学特征表明其成因为介于热水沉积与生物沉积之间的过渡类型 。关键词 硅质岩 地球化学 成因 湘黔桂地区 晚前寒武纪第
2、一作者简介 彭 军 男 1968 年出生 硕士 讲师 从事沉积学 沉积地球化学 及层序地层学研究湘黔桂地区晚前寒武纪发育了一大套层状硅质岩 ,称为留茶坡组或老堡组 。岩层展布广 ,层位稳定 、厚度亦大 ,最厚可达 150 多米 ,主要为灰色 、灰黑色 ,薄层至中厚层状 ,致密坚硬 ,普遍具有条 纹 、条带状构造 。野外剖面留茶坡组或老堡组几乎全由硅质岩层组成 ,仅顶部夹少量薄层黑色页岩或与之呈互层 。该硅质岩由泥晶 微晶石英组成 ,几乎不含其它矿物 ,岩石化学成分纯 ,杂质含量 少 ,二氧化硅含量多在 90 %以上 。关于硅质岩的成因 ,以往多认为是生物化学沉积的 ,近年来随着热水沉积硅质岩的
3、发现1 7 ,介于生物沉积和热水沉积之间的过渡类型也逐渐引起人们的重视 。由于热水沉积及其过渡类型硅 质岩兼具内 、外生特点 ,同时它们有一系列可以识别的自身地球化学特征1 7 ,故研究其地球化学 特征具有特殊意义 。1硅质岩常量元素地球化学特征湘黔桂地区晚前寒武纪层状硅质岩的化学成分见表 1 。从表 1 可以看出 ,该硅质岩的 SiO2 含量较高 ,介于93 . 85 % 97 . 08 %之间 , 平均高达 95 . 13 % , 而其它氧化物含量均很低 。其中 , FeO 、M nO 含量与典型热水硅质岩含量相近 ; SiO2 、TiO2 、MgO 、CaO 、Na2 O 、K2 O 含
4、量与典型生物硅质岩含量相近 ;而 Al2 O3 、Fe2 O3 、P2 O5 含量介于二者之间 。该硅质岩的总体化学成分特征介于热水硅质 岩与生物硅质岩之间而更接近于生物硅质岩 。该硅质岩的 Fe 、M n 、Al 、Ti 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 、M n 的富集主要与热水的参与有关 , 而 Al 、Ti 的相对集中则多与陆源物质的介入相关1 3 。Adachi (1986) 1 和 Yamamoto (1987) 2 在系统地研究了热水沉积与生物沉积硅质岩样品后指出 ,硅质岩的 Al/ (Al + Fe + M n) 比值由纯热水沉积的0 . 01到纯
5、远海生物沉积的0 . 60 ,并由此确定了硅质岩 Al - Fe - M n 三角成因判别图解 。Bo st ro m (1983) 9 提出 ,海相沉积物的 Fe/ Ti 、( Fe + M n) / Ti和 Al/ (Al + Fe + M n) 比值是衡量沉积物中热水沉积含量的标志 ,当上述比值依次为大于 20 、大于20 5 、小于 0 . 35 时 ,一般认为属于热水沉积物 。表 1 硅质岩化学成分( %)Ta ble 1 . Chemical composition of sil ical ites ( %)SiO2TiO2Al2O3Fe2O3Na2OK2OP2O5H2O样品编号F
6、eOMnOMgOCaOTON - 35MDN - 4YDN - 1YDN - 2SH - 4PDN - 3NDN - 4XPN - 1 平均值 热水硅质岩 2 生物硅质岩 8 94 . 7294 . 5294 . 793 . 8596 . 3495 . 3697 . 0894 . 7095 . 1392 . 1395 . 960 . 020 . 020 . 040 . 010 . 010 . 030 . 030 . 050 . 030 . 230 . 030 . 780 . 310 . 850 . 790 . 621 . 190 . 950 . 890 . 802 . 890 . 710 .
7、440 . 431 . 00 . 280 . 210 . 390 . 100 . 270 . 390 . 480 . 431 . 551 . 971 . 511 . 121 . 251 . 101 . 021 . 231 . 340 . 940 . 080 . 150 . 180 . 130 . 100 . 120 . 110 . 110 . 120 . 130 . 250 . 020 . 120 . 110 . 120 . 160 . 080 . 200 . 080 . 320 . 150 . 950 . 020 . 110 . 190 . 300 . 310 . 060 . 080 . 1
8、10 . 050 . 150 . 470 . 080 . 050 . 020 . 020 . 020 . 020 . 020 . 010 . 010 . 020 . 330 . 060 . 170 . 070 . 170 . 030 . 050 . 150 . 030 . 180 . 10 . 420 . 050 . 050 . 110 . 130 . 070 . 040 . 320 . 030 . 070 . 10 . 050 . 021 . 611 . 560 . 770 . 530 . 810 . 760 . 422 . 01 . 060 . 632 . 93测试者 :成都理工学院测试中
9、心 。根据表 1 所列 8 件硅质岩样品的化学成分计算出的Fe/ Ti 、( Fe + M n) / Ti 及 Al/ ( Al + Fe + M n) 的比值分别在46 . 196 . 4 之间 、50 . 4104 之间和 0 . 240 . 32 之间 ,平 均值分别为 70 . 1 、75 . 7 、0 . 29 ,这些比值表明研究区硅质岩 均属于热水沉积硅质岩 。据 Adachi 和 Yamamoto 的观点 , 这些硅质岩样品的 Al/ ( Al + Fe + M n) 比值介于纯热水沉 积硅质岩和纯远海生物沉积硅质岩之间 ,而较接近于生物 沉积硅质岩 。在 Al - Fe - M
10、 n 三角成因判别图 ( 图 1) 上 , 本区硅质岩样品投影点均落在热水沉积硅质岩区内 ,但多 靠近生物硅质岩的范围 ,这也说明本区硅质岩是热水沉积 和生物沉积共同作用的产物 。图 1硅质岩的 Al - Fe - Mn 三角图(据 Adachi ,19861 ;Yamamoto ,19872)2硅质岩微量元素地球化学特征据研究 ,较高含量的 Ba 、As 、Sb 、Ag 和 U 是热水沉积Fig. 1 . Al2Fe2Mn t riangle diagram ofsilicalites. (f ro m Adachi 19861 ;Yamamoto19872)4 、6 、10的重要标志,热泉
11、水与正常水相比上述元素的含量。. 生物沉积硅质岩 ;. 热水沉积硅质岩 。也普遍偏高10 、11研究区硅质岩微量元素含量见表 2 。由表 2 可看出 ,其 Ba 、As 、Sb 、Ag 和 U 元素的平均含量分别为 7129 10 - 6 、9 . 5 10 - 6 、9 . 3 10 - 6 、1 . 24 10 - 6 和9 . 7 10 - 6 ,分别是地壳克拉克值的 17 、5 、47 、18 和 3 . 6 倍 ,表现出一定的热水沉积硅质岩微量元素 地球化学特征 。一般情况下 ,大多数沉积岩与其它地质体中的钍含量高于铀含量 ,但在热水沉积岩中则刚好相 反 ,即铀含量高于钍含量 。这是
12、因为热水沉积有较高的沉积速率 ,常常相对富含铀 。故热水沉积岩中 U / Th 1 ,而水成沉积岩中 U / Th 1 ( Ro na , 1978) 12 。从表 2 可算出 ,本区硅质岩的 U / Th 比值均大于 1 ,介于 33 . 81 . 8 之间 (平均 5 . 1) 也表现出热水沉积岩的地球化学特征 。表 2 硅质岩微量元素含量( 10 - 6 )Ta ble 2 . Trace element contents of sil ical ites ( 10 - 6 )样品编号CuNiCoUThCrZrBaSbAsAgSrRbZnTON - 35MDN - 4YDN - 1YDN
13、 - 2SH - 4PDN - 3NDN - 4XPN - 1平均值5763255332603622441833 . 725 . 916 . 316 . 532 . 616 . 321 . 922 . 73 . 34 . 96 . 74 . 01 . 72 . 62 . 57 . 64 . 24 . 914 . 55 . 428 . 78 . 88 . 24 . 52 . 89 . 71 . 91 . 91 . 80 . 852 . 84 . 61 . 20 . 61 . 931 . 62315962 . 810642 . 5104 . 64184 . 810272322 . 522 . 511141818 . 532404810113331126110304020920760712914 . 86 . 53 . 64 . 712 . 413 . 94 . 513 . 99 . 34 . 39 . 09 . 110 . 420 . 011 . 93 . 18 . 59 . 50 . 871 . 130 . 452 . 400 . 910 . 771 . 621 . 781 . 24445810151051688425817734 . 75 . 2306 . 81117 . 312
