胡丽沙, 徐亚军, 杜远生, 黄宏伟, 徐旺春, 邝国敦. (2014)广西东南部钦防海槽晚古生代硅质岩地球化学特征及其地质意义[J]. 古地理学报, 16(1): 77-87
Hu Lisha, Xu Yajun, Du Yuansheng, Huang Hongwei, Xu Wangchun, Kuang Guodun. (2014)Geochemical characteristics and its geological significance of the Late Paleozoic siliceous rocks in Qinfang Trough, southeastern Guangxi[J]. Journal Of Palaeogeography, 16(1): 77-87. DOI:10.7605/gdlxb.2014.01.008  
Permissions
Copyright©2014, 《古地理学报》编辑部
版权所有.《古地理学报》编辑部
广西东南部钦防海槽晚古生代硅质岩地球化学特征及其地质意义
胡丽沙1, 徐亚军1, 杜远生1, 黄宏伟2, 徐旺春1, 邝国敦2
1 中国地质大学(武汉)生物地质与环境地质国家重点实验室,湖北武汉 430074
2 广西地质勘察总院,广西南宁 530023

通讯作者简介 杜远生,男,1958年生,中国地质大学(武汉)教授、博士生导师,主要从事造山带沉积地质学研究。E-mail: duyuansheng126@126.com。

第一作者简介 胡丽沙,女,1987年生,中国地质大学(武汉)博士研究生,主要从事沉积地球化学、沉积盆地及造山带研究。E-mail:hulisha2129@163.com。

收稿日期:2013-05-10
基金:国家自然科学基金项目(编号:41272120)和中央高校基本科研业务费专项资金资助项目共同资助
摘要

广西东南部钦防海槽地区晚古生代硅质岩十分发育。对硅质岩主量元素、微量元素及稀土元素的分析结果表明:该区晚古生代硅质岩含有较高的 SiO2,硅化程度较高;除上泥盆统弗拉斯阶及下石炭统硅质岩具有较低的 Al/( Al+Fe+Mn)值( 0.14~0.24; 0.07~0.81)及较高的 U/Th值( 0.34~5.09; 0.16~10.1)外,其他层位硅质岩具有较高的 Al/( Al+Fe+Mn)值( 0.4~0.95)及较低的 U/Th值( 0.1~2.1);上泥盆统硅质岩稀土元素比值 Ce/Ce*、 LaN/YbN及 LaN/CeN值分别为 0.78~1.08、 0.4~1.52和 0.88~1.35,而下石炭统硅质岩具有较低的 Ce/Ce*值( 0.55~0.91)、 LaN/YbN值( 0.12~1.8)及较高的 LaN/CeN值( 1.12~1.79),中下二叠统硅质岩 Ce/Ce*、 LaN/YbN及 LaN/CeN值分别为 1.01~1.62、 0.72~2.71和 0.62~1.9。钦防海槽晚古生代硅质岩地球化学特征表明:晚泥盆世钦防海槽发生扩张,热液活动比较强烈,处于大陆边缘海环境;早石炭世钦防海槽再次发生扩张,热液活动强烈,硅质岩形成于远离陆源的深海海盆环境;早中二叠世,钦防海槽逐渐收缩,海水变浅。钦防海槽晚古生代并没有出现真正的洋壳,可能属于晚古生代古特提斯分支洋盆的一个坳拉槽盆地。

关键词: 钦防海槽; 硅质岩; 地球化学; 晚古生代
中图分类号:P313.3 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2014)01-0077-11
Geochemical characteristics and its geological significance of the Late Paleozoic siliceous rocks in Qinfang Trough, southeastern Guangxi
Hu Lisha1, Xu Yajun1, Du Yuansheng1, Huang Hongwei2, Xu Wangchun1, Kuang Guodun2
1 State Key Laboratory of Biogeology and Environmental Geology,China University of Geosciences(Wuhan),Wuhan 430074,Hubei
2 General Academy of Geological Survey of Guangxi,Nanning 530023,Guangxi;

About the corresponding author Du Yuansheng,born in 1958,is a professor and Ph.D. supervisor of China University of Geosciences(Wuhan),and is mainly engaged in sedimentary geology of orogenic belt.E-mail: duyuansheng126@126.com.

About the first author Hu Lisha,born in 1987,is a Ph.D. candidate of China University of Geosciences(Wuhan),and is mainly engaged in sedimentary geochemistry,basin and orogenic belts analyses.E-mail: hulisha2129@163.com.

Abstract

The Late Paleozoic siliceous rocks in the Qingfang Trough were well developed.Based on the analyses of major elements,trace elements and rare earth elements,it was concluded that the Late Paleozoic siliceous rocks contain high content of SiO2 and high silicification degree;the Upper Devonian Frasnian and Lower Carboniferous siliceous rocks have lower Al/(Al+Fe+Mn)value (0.14-0.24;0.07~0.81)and higher U/Th value(0.34~5.09;0.16~10.1),whereas the Famennian and Lower-Middle Permian siliceous rocks have higher Al/(Al+Fe+Mn)value(0.4~0.95) and lower U/Th value(0.1~2.1),illustrating that the Frasnian and the Lower Carboniferous siliceous rocks were influenced by the hydrothermal process but the Famennian and the Lower-Middle Permian siliceous rocks were biogenic origin;Ce/Ce*, LaN/YbN,and LaN/CeN values for the Upper Devonian siliceous rocks are 0.78~1.08,0.4~1.52 and 0.88~1.35,whereas these values for the Lower Carboniferous siliceous rocks are 0.55~0.91,0.12~1.8 and 1.12~1.79,and the Lower-Middle Permian siliceous rocks have Ce/Ce*,LaN/YbN,and LaN/CeN values of 1.01~1.62,0.72~2.71 and 0.62~1.9;Geochemical characteristics of the Late Paleozoic siliceous rocks in the Qinfang Trough indicated that the Qinfang Trough expanded within an epicontinental sea environment during the Late Devonian with hydrothermal activity,then expanded again in the Early Carboniferous with siliceous rocks formed in deep sea basin environment,and in the Early Permian the Qinfang Trough shrinked gradually to a continental margin basin. In a conclusion,the Qinfang Trough is more like a sea basin and may be belong to the Aulacogen of Paleo-Tethys Ocean in Late Paleozoic,and an ocean crust had never been formed.

Key words: Qinfang Trough; siliceous rocks; geochemistry; Late Paleozoic
1 概述

钦防海槽位于广西东南钦州— 防城一带, 晚古生代, 该海槽位于古特提斯洋与古太平洋交汇区域, 为加里东期扬子板块与华夏板块不完整拼合所形成的陆内残余海(许效松等, 2001)。其西北与右江盆地相隔, 东南为云开地块(图1-a), 南侧延伸至越南东北部沿海地带。相较于华南大范围受加里东运动导致泥盆系与下伏地层的不整合, 钦防海槽内发育志留纪— 中泥盆世一套连续的碎屑浊流沉积(广西区域地质调查院, 1985)。中泥盆世之后, 伴随着古特提斯洋的开启与扩张, 钦防海槽进一步裂解并形成以深水相沉积为主的盆地, 其中晚泥盆世至中二叠世以硅质岩、硅质泥岩为主, 晚二叠世转变为巨厚层的砾岩、含砾砂岩沉积。

图1 钦防海槽位置(a)、研究区位置及地层分布(b)Fig.1 Location of Qinfang Trough(a), location and stratigraphic distribution of study area (b)

硅质岩矿物组成简单、抗风化能力强, 形成之后很少受到后期成岩作用及风化作用的影响, 其地球化学组成记录了热液沉积、火山碎屑及陆源碎屑等含量的变化, 对形成环境及构造背景具有重要指示意义(Murry et al., 1990, 1991; Kato et al., 2002)。前人对钦防海槽晚古生代深水硅质岩沉积的研究主要集中在放射虫及牙形石带上, 仅对硅质岩稀土元素做了研究(王玉净, 1994; Zhang et al., 2002, 2008; 张宁, 2004; 孙冬英, 2006; Sun and Xia, 2006), 并未对硅质岩的成因及沉积环境进行系统的研究。广西壮族自治区地质矿产局(1985)、王玉净等(1998)及张宁(2004)已对本地区晚古生代硅质岩剖面进行了详细的地层划分和生物化石年代学研究, 在此基础上作者选择钦州板城石梯剖面上泥盆统— 下石炭统、下中二叠统硅质岩作为研究对象, 通过其地球化学组成来探讨钦防海槽晚古生代的构造演化。

2 剖面位置及样品
2.1 剖面位置

钦防海槽晚古生代硅质岩主要分布于广西钦州市大直、小董、板城等地, 呈北东向分布, 本次研究的石梯剖面位于钦州市板城镇(图 1-b)石梯水库, 晚古生代硅质岩出露长约2 km, 其西北面和东南面被印支期花岗岩体切断。上泥盆统硅质岩整合于中泥盆统小董组砂岩之上, 以1层凝灰岩为界(图 2, 图3), 其中弗拉斯阶硅质岩主要由灰绿色、墨绿色、灰黄色硅质岩夹灰黑色薄层泥质硅质岩组成, 与法门阶硅质岩之间夹有凝灰岩层, 法门阶硅质岩主要由黑色、灰黑色硅质岩夹黑色泥岩、页岩组成。下石炭统硅质岩与上泥盆统硅质岩整合接触, 以黑色、深褐色条带状硅质岩夹灰黑色薄层泥岩为主, 局部夹有绿灰色硅化凝灰岩, 与上泥盆统界限处可见1层凝灰岩。本剖面未见到上石炭统硅质岩, 中下二叠统由灰黄色薄层硅质岩、泥岩夹硅质页岩组成(图 2, 图3)。

图2 钦防海槽晚古生代石梯剖面地层分布及采样位置(据王玉净等, 1998)Fig.2 Stratigraphic distribution and sampling locations of the Late Paleozoic Shiti section in Qinfang Trough (after Wang et al., 1998)

图3 钦防海槽晚古生代石梯剖面硅质岩综合柱状图(北美页岩数据据Murry et al., 1991。牙形石资料据孙冬英和夏文臣, 2004; Zhang et al., 2008)Fig.3 Comprehensive column of siliceous rocks of the Late Paleozoic Shiti section in Qinfang Trough (NASC data are from Murry et al., 1991.Conodont zones are from Sun and Xia, 2004; Zhang et al., 2008)

2.2 样品采集及岩石学特征

本研究共采集31块硅质岩样品, 其中采集上泥盆统硅质岩8件(弗拉斯阶硅质岩样品Dbc2、Dbc4、Dbc5和Dbc7, 及法门阶硅质岩样品Dbc11、Dstb1、Dstb3和D1), 下石炭统采集13件硅质岩样品(编号 Dbc14、Dbc15, Cbc1、Cbc3~Cbc10、C1和Cstb2), 采集中下二叠统10件硅质岩样品(P1~P2、Pbc1~Pbc8)(图 2, 图3)。上泥盆统— 下石炭统、中下二叠统硅质岩主要由粒径远小于0.01 mm的自生石英颗粒组成, 石英颗粒结晶程度不一, 总体为中等— 偏低, 为显晶— 隐晶质及非晶质和紧密堆积结构, 含有放射虫残骸、海绵骨针等生物碎屑及有机质, 含少量的黏土物质, 下石炭统硅质岩样品中可见鸡骨状火山玻屑。所有样品受到后期改造作用程度小, 仅有个别样品中可见细小的石英脉, 大部分样品为较纯硅质岩。

3 测试方法及手段

硅质岩地球化学元素分析在广州澳实分析检测有限公司进行, 首先切除样品表面风化层, 之后低温烘干, 一次鄂破至2 mm以下, 之后用无污染钵振动研磨约至200目用于地球化学分析。主量元素分析采用ME-XRF06, 运用硼酸锂/偏硼酸锂熔融、X荧光光谱分析, 共测试包括SiO2、Al2O3在内的13种氧化物的含量及烧失量。由于ME-XRF06方法的局限性, 导致一些样品的TiO2和MnO2含量没有准确测出, 同时利用ME-ICP61测试方法, 测出硅质岩的Mn、Ti、Fe及Al的含量并进行了百分比换算之后进行讨论, 该方法的测试原理是利用四酸消减及等离子光谱分析。硅质岩的稀土与微量元素分析采用ME-MS81测试方法, 其原理是运用硼酸锂熔融之后用等离子质谱定量分析。

4 分析结果
4.1 主量元素

除样品D1、Dstb3和C1的SiO2含量为80%~90%之外, 石梯剖面所有硅质岩的SiO2含量都比较高(91.2%~97.4%)。此外, 弗拉斯阶硅质岩的Si/Al值为133~259, 法门阶硅质岩Si/Al值为10~37.4, 下石炭统硅质岩Si/Al值为20.4~206(平均为102), 中下二叠统硅质岩Si/Al值为27.8~154(平均53.8), 表明弗拉斯阶及下石炭统硅质岩为纯硅质岩(纯硅质岩SiO2为91%~99%, Si/Al为80~1000; Murry et al., 1992), 而法门阶及下中二叠统硅质岩含有较低的泥质组分, 接近纯硅质岩组分。在由纯硅质岩和PASS组成的Al2O3和SiO2/Al2O3构成的端元混合模型中(黄虎等, 2013), 除样品D1和Dstb3的“ 纯硅质岩” 组分小于80%之外, 其余样品的“ 纯硅质岩” 组分都在80%~100%之间(图 4)。硅质岩成岩过程中, 由于SiO2的稀释作用(Murray, 1994)及均一化(Shimizu et al., 2001), 导致除SiO2之外, 其余主量元素含量都比较低, 上泥盆统、下石炭统及中下二叠统硅质岩的Al2O3含量变化比较大, 分别为0.4%~7.12%(平均为2.51%), 0.44%~3.74%(平均为1.20%)及0.61%~4.0%(平均为2.23%)。多数样品的TiO2及MnO含量低于0.1%, 其中上泥盆统、下石炭统及中下二叠统硅质岩的TiO2含量分别为0.017%~0.317%(平均为0.1%)、0.017%~0.217%(平均为0.056%)及0.017%~0.133%(平均为0.063%); MnO 含量分别为0.009%~0.046%(平均为0.02%)、0.004%~0.021%(平均为0.01%)及0.007%~0.032%(平均为0.012%); Fe2 O3T含量为1.02%~2.83%(平均为1.79%); 0.64%~4.4%(平均为1.99%); 0.99%~3.26%(平均为1.27%)。

图4 钦防海槽晚古生代石梯剖面硅质岩Al2O3(wt%)-SiO2/Al2O3图(硅质岩组分演化曲线据黄虎等, 2013)Fig.4 Al2O3(wt%)-SiO2/Al2O3 diagram for siliceous rocks of the Late Paleozoic Shiti Section in Qinfang Trough (after Huang et al., 2013)

4.2 稀土元素及微量元素

稀土元素北美页岩标准化分布曲线图(图 3)显示, 上泥盆统及中下二叠统硅质岩样品曲线呈平坦状或略右倾, 而下石炭统硅质岩样品呈左倾。上泥盆统硅质岩与中下二叠统硅质岩的􀰐REE含量接近, 分别为8.57~96.9× 10-6(平均为36.1× 10-6)及5.35~61.5× 10-6(平均为35.3× 10-6)而下石炭统硅质岩样品􀰐REE含量略低于上泥盆统及下石炭统硅质岩样品的􀰐REE含量, 为5.57~86.1× 10-6(平均为25.1× 10-6)。下石炭统硅质岩Ce/Ce* 值为0.55~0.91(平均为0.73)(北美页岩标准化; Murry et al., 1991), 显示Ce负异常, 上泥盆统硅质岩Ce/Ce* 值为0.78~1.08(平均为0.99), 基本无Ce负异常, 而中下二叠统硅质岩显示Ce/Ce* 正异常(1.01~1.62(其中Pbc1为0.58, 平均为1.01)。上泥盆统硅质岩的LaN/YbN值为0.4~1.52(平均为1.2), 在稀土元素北美页岩标准化图中表现为轻重稀土平坦分布; 下石炭统硅质岩LaN/YbN值为0.12~1.8(平均值0.68), 富集重稀土, 而中下二叠统硅质岩LaN/YbN值为0.72~2.71(平均值1.63), 轻稀土富集。除弗拉斯阶样品Dbc2和Dbc4, 下石炭统样品Cbc1、Cbc3、Cbc7、Cstb2及中下二叠统样品P1、Pbc1和Pbc2的Eu/Eu* 值大于1之外, 其余样品均不显示Eu正异常, 其中上泥盆统样品Eu/Eu* 为0.81~1.07(平均为0.93), 下石炭统样品为0.93~1.33(平均为1.03), 中下二叠统样品为0.81~1.07(平均为0.94)(图3)。

5 讨论
5.1 硅质岩的成因

硅质岩的成因一直是地学界所争议的问题, 其中最关键的是硅的来源。Al、Ti、Fe及稀土元素很少或几乎不受后期成岩作用的影响, 在硅质岩成岩过程中保持稳定, 可以用来示踪硅质岩中硅的来源及成因(Murry, 1994)。硅质岩中的Fe、Mn富集主要与热液活动的参与有关, 而Al、Ti的富集与陆源物质的输入有关(Bostrom et al., 1969)。Bostrom 等(1969, 1973)根据对现代海洋沉积物的研究提出运用Al/(Al+Fe+Mn)值来衡量硅质岩中热液组分的输入比例。一般纯生物成因硅质岩沉积物的该比值为0.6, 而纯热液成因为0.01(Adachi et al., 1986, Yamamoto et al., 1987), 本研究弗拉斯阶及下石炭统硅质岩样品Dbc14、Dbc15, Cbc3、Cbc5、Cbc7、Cbc9及Cstb2的Al/(Fe+Mn+Al)值小于0.4(0.07~0.36); 并在Al-Fe-Mn图解中落在了热液成因范围内或附近, 可能受到了热液作用的影响(图 5), 其余硅质岩样品的Al/(Fe+Mn+Al)值都大于0.4, 并在Al-Fe-Mn图解中分别落在生物成因范围内及其附近(图 5), 基本未受到热液作用的影响, 为生物成因硅质岩。

图5 钦防海槽晚古生代石梯剖面硅质岩Al-Fe-Mn图解(底图据 Adachi et al., 1986; 图例同图3)Fig.5 Al-Fe-Mn diagram for siliceous rocks of the Late Paleozoic Shiti section in Qinfang Trough (base maps are after Adachi et al., 1986; legends are same as Figure 3).

研究表明, 热液活动可使大洋中脊附近沉积物的REE出现显著的Eu负异常, 如来自东太平洋海隆、大西洋洋中脊的热液沉积物, 其稀土元素球粒陨石标准化后表现为明显的Eu正异常(Douville et al., 1999; German et al., 1999; Dias et al., 2011), 随着离热源距离加大以及从海水中吸附稀土元素, 沉积物往往出现Ce负异常且Eu正异常逐渐不明显。石梯水库弗拉斯阶及下石炭统部分硅质岩具有轻微的Eu正异常及较低的Al/(Al+Fe+Mn)值, 与来宾中二叠统热液成因硅质岩(邱振和王清晨, 2011)及南宁五象岭泥盆纪硅质岩类似(王卓卓, 2007a, 2007b), 而不同于阳朔盆地榴江组受深大断裂控制的具有强烈Eu正异常的热液成因硅质岩(Eu/Eu* =0.88~2.82平均为1.36; Chen et al., 2006), 表明这些硅质岩与海底热液活动有关, 但是远离热液活动中心。法门阶及中下二叠统硅质岩不具有Eu正异常但有较高的Al/(Al+Fe+Mn)值, 与巢湖孤峰组形成于大陆架生物成因硅质岩及右江盆地那坡地区榴江组、四大寨组生物成因硅质岩相似(黄虎等, 2013; 黄志强, 2013), 指示这些硅质岩基本不受热液作用的影响而为生物成因硅质岩。

由于硅质岩成岩过程中SiO2的稀释剂作用会影响硅质岩中微量元素的地球化学行为, 目前有关硅质岩微量元素研究的不多, 仅仅研究认为硅质岩的U、Th含量能反映热液活动对其的影响, 在一般氧化环境中, Th高于U, 但在热液情况下, 喷流热水具有强还原性, 导致U含量高于Th, 因此可利用硅质岩U/Th比值判断热水与非热水沉积环境(Marchig et al., 1982), 热水沉积硅质岩U/Th值大于1, 而非热水沉积硅质岩的该比值小于1。弗拉斯阶与下石炭统硅质岩U/Th值为0.34~5.09(平均为2.6)、1.12~10.1(其中样品Cbc10为0.16, 平均为3.8), 受到了热液作用的影响, 而法门阶及下中二叠统硅质岩U/Th值为0.16~1(平均为0.56); 0.1~0.44(其中样品Pbc7为2.1, 平均为0.42), 基本未受到热液作用的影响, 与Al/(Fe+Mn+Al)及Eu/Eu* 值所反映的结果一致。

5.2 硅质岩的沉积环境

硅质岩的稀土元素记录了所吸附海水的REE含量(包括海水及陆源物质的REE), 硅质岩的稀土元素, 特别是其中Ce/Ce* 、LaN/YbN及LaN/CeN值(北美页岩标准化; Murry et al., 1991), 可用来有效地判别硅质岩的沉积环境。在大陆边缘环境, 沉积物中的稀土元素主要靠吸附海水和陆源物质中的稀土元素, 而在开阔洋盆中, 沉积物中的稀土元素主要来源于海水中的稀土元素。从大陆来的陆源物质和水不存在明显的轻、重稀土分异, 大多数存在明显的Ce正异常(Sholkovitz, 1990)。Ce的负异常主要出现在洋盆环境中, 因为Ce元素在氧化的开阔海水中容易被氧化成Ce4+, 而Ce4+容易被有机物微粒、铁锰氢氧化物或结核吸附, 从而造成海水中剩余溶解态Ce4+相对亏损(Holser, 1997), 显示Ce负异常。此外, 已有的研究表明有些沉积物中的Ce负异常的现象是由于富含金属沉积物及高温热液流体中存在La的富集所造成的(Bau and Dulski, 1996), 一般而言, 当Ce/Ce* < 1, 而Pr/Pr* ≈ 1时, La富集, 除样品Dstb1的Ce/Ce* =0.9、Pr/Pr* =1.04, 及样品C1的Ce/Ce* =0.91、Pr/Pr* =0.97, 出现La正异常之外, 本研究的其余硅质岩样品的Ce/Ce* < 1时, 则Pr/Pr1> 1(图 6), 表明Ce/Ce* 负异常不是由于La富集引起, 而是正常海水沉积所引起。

图6 钦防海槽晚古生代石梯剖面硅质岩Pr/Pr* -Ce/Ce* 图Fig.6 Pr/Pr* -Ce/Ce* diagram of siliceous rocks of the Late Paleozoic Shiti section in Qinfang Trough

Murry等(1990, 1991)对现代海洋沉积物中稀土元素的研究表明, 形成于大陆边缘环境硅质岩的Ce/Ce* 值为0.68~1.52(平均为1.09), 开阔洋盆硅质岩的Ce/Ce* 值为0.58~0.76(平均为0.6), 洋中脊及其附近环境的硅质岩具有最低的Ce/Ce* 值, 为0.18~0.38(平均为0.3)。此外, 从大陆边缘— 开阔洋盆— 大洋中脊, 硅质岩的LaN/CeN值逐渐变大(Murry et al., 1991)。LaN/CeN值越高, 说明受陆源影响越小(Murry, 1994), 大陆边缘硅质岩LaN/CeN值为0.67~1.33(平均0.93), 洋中脊LaN/CeN为1.66~5.19(平均为3.44), 深海平原硅质岩的LaN/CeN值介于上述两者之间(Murry et al., 1991)。LaN/YbN值与LaN/CeN值相反, LaN/YbN值越大, 说明硅质岩受陆源影响越大。石梯水库上泥盆统硅质岩的Ce/Ce* 值(0.78~1.08, 平均0.99)与弗朗西斯科大陆边缘(1.09; Murry et al., 1991)及美国shoofly陆源硅质岩的Ce/Ce* 值比较接近(1.08; Girty et al., 1996), 略大于日本Sasayama远洋硅质岩的Ce/Ce* 值(0.77; Kato et al., 2002), 其LaN/YbN值为0.4~1.52(平均为1.2), 明显高于巢湖中二叠统孤峰组(平均为0.84; Kametaka et al., 2005)及弗朗西斯科大陆边缘(0.74; Murry et al., 1991)硅质岩的LaN/YbN值, 而与美国ShooFly陆源硅质岩的LaN/YbN值(1.38, Girty et al., 1996)接近。结合其较低的LaN/CeN值(0.88~1.35, 平均为1.03), 推测上泥盆统硅质岩形成于靠近陆源的大陆边缘海环境。下石炭统硅质岩Ce/Ce* 值(0.55~0.91, 平均为0.73)及LaN/CeN值(1.12~1.79, 平均为1.48)与日本Sasayama地区中上二叠统形成于远洋环境的硅质岩(Kato et al., 2002), 及弗朗西斯科远洋环境硅质岩的Ce/Ce* 及LaN/CeN值比较接近(Murry et al., 1991), 其Ce/Ce* 值小于巢湖孤峰组大陆架硅质岩的Ce/Ce* 值; 下石炭统硅质岩的LaN/YbN值较低(0.12~1.8, 平均值0.68), 基本未受到陆源输入的影响, 稀土元素各项指标表明下石炭统硅质岩形成于不受陆源输入影响的开阔海盆环境。中下二叠统硅质岩的Ce/Ce* 值为0.58~1.61(平均为1.01), LaN/CeN为0.62~1.9(平均为0.93), 与美国ShooFly陆源硅质岩(Girty et al., 1996)及弗朗西斯科大陆边缘稀土元素组成(Murry et al., 1991)比较接近, 且其LaN/YbN为0.72~2.71(平均为1.63), 受到了陆源碎屑输入的影响, 显示靠近陆源的大陆边缘沉积环境的特征。此外, 有研究表明形成于与洋岛玄武岩相关的海山附近的硅质岩也常具有与大陆边缘硅质岩相似的地球化学特征(Girty et al., 1996; 黄虎等, 2013), 如右江盆地八渡地区上泥盆统— 下石炭统鹿寨组硅质岩具有与大陆边缘相似的地球化学组成, 其形成可能与海底高地或海山附近的浊流有关(黄虎等, 2013), 然而晚古生代钦防海槽内并没有伴生的洋岛玄武岩及海山或海底高地组合, 因此, 石梯剖面中下二叠统硅质岩形成于大陆边缘环境并且受到了陆源输入的影响。从石炭纪开阔海盆环境到二叠纪的大陆边缘环境, 表明钦防海槽在石炭纪之后, 并没有像右江盆地进一步向开阔洋盆演化(杜远生, 2013; 黄虎等, 2013), 而是逐步缩小海盆的范围, 可能与周围古特提斯洋及古太平洋向华南板块俯冲消减, 导致钦防残余海槽逐渐关闭, 这与中二叠世之后钦防海槽结束深水相沉积、硅质岩之上沉积了一套厚层的磨拉石碎屑沉积相符合。

5.3 对钦防海槽晚古生代演化的启示

关于钦防海槽晚古生代的构造演化性质争议较多, 前人根据不同的研究对象提出不同的观点, 主要包括准台地(王鸿祯, 1986)、陆内裂谷(刘宝珺等, 1993; 曾允孚等, 1995)、扩张的残留海槽(张宁和夏文臣, 1998)、被动大陆边缘沉积建造(虞子治等, 1989; 邓希光, 2003)及古特提斯洋的一个稳定广海(吴浩若, 1994a, 1994b, 1999)。张伯友等(1997)认为古特提斯洋经右江盆地穿过岑溪到达粤西, 而最新研究证实(另文发表), 张伯友等(1997)确定的岑溪二叠系岛弧火山岩的年代并非二叠纪, 使这一认识有待修正。部分专家认为钦防海槽发展与洋盆的裂解与俯冲有关系(Zhang et al., 2002; 张宁, 2004; Sun and Xia, 2006); 殷鸿福等(1999)认为晚古生代华南南部处于多岛洋的大地构造背景下。板城石梯剖面上泥盆统硅质岩显示大陆边缘海环境的地球化学特征且弗拉斯阶硅质岩受热液作用的影响, 而法门阶硅质岩基本未受到热液作用影响, 表明在晚泥盆世早期钦防海槽发生一次扩张事件, 热液活动比较强烈, 晚泥盆世晚期钦防海槽趋于稳定, 并未进一步扩张。早石炭世, 钦防海槽再一次扩张, 下石炭统硅质岩受到低温热液作用影响, 且表现为远离大陆边缘的开阔海盆环境特征。早中二叠世, 硅质岩显示大陆边缘沉积特征且受明显陆源输入的影响, 为典型的大陆边缘海环境的产物。

与相邻的右江盆地相比, 在泥盆纪— 早石炭世, 钦防海槽的演化与右江盆地发展相同, 处于大陆边缘海及开阔海盆环境(黄虎等, 2013)。然而钦防海槽早中二叠世硅质岩不同于具有极低Ce/Ce* 值的右江盆地那坡地区四大寨组硅质岩(黄志强, 2013), 表明早中二叠世钦防地区并未像右江盆地进一步裂解形成广阔洋盆, 而是趋于闭合接近大陆边缘环境。钦防海槽晚古生代没有出现真正意义上的洋壳, 而是处于不断裂解、扩张之后又收缩的大陆边缘海盆环境。此外, 钦防海槽二叠纪放射虫组合与日本为代表的环太平洋放射虫组合和西西里、滇西等地的古特提斯放射虫组合一致(王玉净, 1994; 吴浩若, 1994a, 1994b; 冯庆来和刘本培, 2002; Zhang et al., 2002, 2008; 张宁, 2004; 孙冬英, 2006; Sun and Xia, 2006), 表明晚古生代, 钦防海槽与古特提斯洋及环太平洋之间的水系相通, 钦防海槽可能属于古特提斯洋东延部分插入到华南板块的一个坳拉槽盆地。该坳拉槽盆地与八布(麻栗坡)— 右江洋盆同属于古特提斯洋东延三叉裂谷— 洋盆系统(图 7), 在泥盆纪随着古特提斯洋的张裂而张裂, 石炭纪— 二叠纪, 该坳拉槽并未与八布(麻栗坡)— 右江洋盆一样进一步扩张形成洋盆, 而是一个夭折的裂谷并逐渐萎缩, 至早三叠世随着印支运动的发生而闭合, 早于八布(麻栗坡)— 右江洋盆中三叠世的闭合时间。

图7 钦防海槽及右江盆地晚古生代构造示意图Fig.7 Sketch tectonic map for Qinfang Trough and Youjiang Basin in the Late Paleozoic

6 结论

钦防海槽上泥盆统— 下石炭统、中下二叠统硅质岩SiO2及Si/Al值表明, 除法门阶及中下二叠统硅质岩含有少量泥质成分之外, 其余硅质岩都为纯硅质岩。硅质岩Al/(Al+Fe+Mn)及U/Th值说明石梯剖面弗拉斯阶及部分下石炭统硅质岩受到低温热液作用的影响, 为热液成因硅质岩, 而上泥盆统法门阶及下中二叠统硅质岩基本未受到热水作用的影响为生物成因硅质岩。钦防海槽晚古生代硅质岩Ce/Ce* 、LaN/YbN及LaN/CeN值表明, 在晚泥盆世, 钦防海槽发生扩张形成大陆边缘陆缘海盆地, 早石炭世盆地再次发生扩张形成远离大陆边缘不受陆源输入影响的深海盆地, 石炭纪之后, 海盆逐渐退缩, 早中二叠世该海槽处于被动大陆边缘环境。总之, 晚古生代, 钦防海槽处于古特提斯洋大陆边缘海盆环境, 可能为古特提斯洋东延部分插入到华南板块内的一个坳拉槽盆地, 并未出现真正意义上的洋壳。

参考文献
1 邓希光, 李献华, 陈志刚. 2003. 广西钦州板城晚泥盆世硅质岩地球化学[J]. 地质科学, 38(4): 460-469. [文内引用:1]
2 杜远生, 黄虎, 杨江海, 等. 2013. 晚古生代—中三叠世右江盆地的格局和转换[J]. 地质论评, 59(1): 1-11. [文内引用:1]
3 冯庆来, 刘本培. 2002. 滇东南八布蛇绿混杂岩中的早二叠世放射虫化石[J]. 地球科学: 中国地质大学学报, 27(1): 1-25. [文内引用:1]
4 广西壮族自治区地质矿产局. 1985. 广西壮族自治区区域地质志[M]. 北京: 地质出版社, 1-853. [文内引用:7]
5 黄虎, 杜远生, 黄志强, 等. 2013. 桂西晚古生代硅质岩地球化学特征及其对右江盆地构造演化的启示[J]. 中国科学(D辑): 地球科学, 43(2): 304-316. [文内引用:2]
6 黄志强. 2013. 广西那坡裂陷盆地晚古生代硅质岩地球化学特征及其地质意义[J]. 地球科学: 中国地质大学学报, 38(2): 1-13. [文内引用:1]
7 刘宝珺, 许效松, 潘杏南, 等. 1993. 中国南方古大陆沉积地壳演化与成矿[M]. 北京: 科学出版社, 40-107. [文内引用:1]
8 邱振, 王清晨. 2011. 广西来宾中上二叠统硅质岩海底热液沉积的地球化学证据[J]. 中国科学: 地球科学(D辑), 41(5): 725-737. [文内引用:2]
9 孙冬英. 2006. 广西二叠纪深海硅质岩系中Guadalupi-Lopingian界限的确定[D]. 中国地质大学博士论文. [文内引用:1]
10 孙冬英, 夏文臣. 2004. 广西二叠纪深海硅质岩中瓜德罗普统至乐平统界限地层牙形石分带及动物群特征[J]. 微体古生物学报, 21(1): 100-106. [文内引用:1]
11 王鸿祯. 1986. 中国华南地区地壳构造发展的轮廓. 见: 王鸿祯等主编. 华南地区古大陆边缘构造史[M]. 湖北武汉: 武汉地质学院出版社, 1-15. [文内引用:2]
12 王玉净. 1994. 广西钦州地区硅质岩及其放射虫化石组合带[J]. 科学通报, 39(13): 1208-1210. [文内引用:1]
13 王玉净, 罗辉, 邝国敦, 等. 1998. 广西钦州小董—板城上古生代硅质岩相地层[J]. 微体古生物学报, 15(4): 351-366. [文内引用:1]
14 王卓卓, 陈代钊, 汪建国. 2007 a. 广西南宁地区泥盆系硅质岩地球化学特征及沉积环境[J]. 沉积学报, 25(2): 239-245. [文内引用:1]
15 王卓卓, 陈代钊, 汪建国. 2007 b. 广西南宁地区泥盆纪硅质岩稀土元素地球化学特征及沉积背景[J]. 地质科学, 42(3): 558-569. [文内引用:1]
16 吴浩若. 1999. 放射虫硅质岩对华南古地理的启示[J]. 古地理学报, 1(2): 28-35. [文内引用:1]
17 吴浩若, 咸向阳, 邝国敦, 等. 1994 a. 桂南晚古生代放射虫硅质岩及广西特提斯的初步探讨[J]. 科学通报, 39(9): 809-812. [文内引用:2]
18 吴浩若, 咸向阳, 邝国敦. 1994 b. 广西南部晚古生代放射虫组合及其地质意义[J]. 地质科学, 29(4): 339-345. [文内引用:3]
19 许效松, 尹福光, 万方, 等. 2001. 广西钦防海槽迁移与沉积-构造转换面[J]. 沉积与特提斯地质, 21(4): 1-10. [文内引用:1]
20 殷鸿福, 吴顺宝, 杜远生, 等. 1999. 华南是特提斯多岛洋体系的一部分[J]. 地球科学: 中国地质大学学报, 24(1): 1-12. [文内引用:1]
21 虞子治, 施央申, 郭令智. 1989. 广西钦州盆地志留纪—中泥盆世等深流沉积及其大地构造意义[J]. 沉积学报, 7(3): 21-29. [文内引用:1]
22 曾允孚, 刘文均, 陈洪德, 等. 1995. 华南右江复合盆地的沉积构造演化[J]. 地质学报, 69(2): 13-124. [文内引用:1]
23 张伯友, 赵振华, 石满全, 等. 1997. 岑溪二叠纪岛弧型玄武岩的首次厘定及大地构造意义: 两广界古特提斯构造带的重要证据[J]. 科学通报, 42(4): 413-417. [文内引用:3]
24 张宁. 2004. 广西板城晚泥盆世—早石炭世硅质岩系放射虫演化及其对全球事件的响应[D]. 中国地质大学博士论文. [文内引用:1]
25 张宁, 夏文臣. 1998. 华南晚古生代硅质岩的时、空分布及再生残留海槽演化[J]. 地球科学, 2(5): 124-131. [文内引用:1]
26 Adachi M, Yamamoto K, Sugisaki R. 1986. Hydrothermal chert and associated siliceous rocks from the northern Pacific: Their geological significance as indication of ocean ridge activity[J]. Sedimentary Geology, 47: 125-148. [文内引用:1]
27 Bau M, Dulski P. 1996. Distribution of yttrium and rare-earth elements in the Penge and Kuruman iron-formations, Transvaal Supergroup, South Africa[J]. Precambrian Research, 79: 37-55. [文内引用:1]
28 Bostrom K, Peterson M N A. 1969. The origin of aluminum-poor ferromanganoan sediments in areas of high heat flow on the East Pacific Rise[J]. Marine Geology, 7(5): 427-447. [文内引用:1]
29 Bostrom K, Kraemer T, Gartner S. 1973. Provenance and accumulation rates of opaline silica, Al Ti, Fe, Mn, Cu, Ni and Co in Pacific[J]. Chemical Geology, 11: 132-148. [文内引用:1]
30 Dias A S, Fruh-Green G L, Bernasconi S M, et al. 2011. Geochemistry and stable isotope constraints on high-temperature activity from sediment cores of the Saldanha hydrothermal field[J]. Marine Geology, 279: 128-140. [文内引用:1]
31 Douville E, Bienvenu P, Charlou J L, et al. 1999. Yttrium and rare earth elements in fluids from various deep-sea hydrothermal systems[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63: 627-643. [文内引用:1]
32 German C R, Hergt J, Palmer M R, et al. 1999. Geochemistry of a hydrothermal sediment core from the OBS vent-field, 21°N East Pacific Rise[J]. Chemical Geology, 155: 65-75. [文内引用:4]
33 Girty G H, Ridge D L, Knaack C, et al. 1996. Provenance and depositional setting of Paleozoic chert and argillite, Sierra Nevada, California[J]. Journal of Sedimentary Research, 66: 107-118. [文内引用:1]
34 Holser W T. 1997. Eavluation of the application of rare-earth elements to paleoceanography[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 132(1): 309-323. [文内引用:1]
35 Kametaka M, Takebe M, Nagai H, et al. 2005. Sedimentary environments of the Middle Permian phosphorite-chert complex from the northeastern Yangtze platform, China;The Gufeng Formation: A continental shelf radiolarian chert[J]. Sedimentary Geology, 174: 197-222. [文内引用:3]
36 Kato Y, Nakao K, Isozaki Y. 2002. Geochemistry of Late Permian to Early Triassic pelagic cherts from southwest Japan: Implications for an oceanic redox change[J]. Chemical Geology, 182: 15-34. [文内引用:1]
37 Marchig V, Gundlach H, Moller P, et al. 1982. Some geochemical indicators for discrimination between diagenetic and hydrothermal metalliferous sediments[J]. Marine Geology, 50(3): 241-256. [文内引用:1]
38 Murray R W. 1994. Chemical criteria to identify the depositional environment of chert: General principles and applications[J]. Sedimentary Geology, 90: 213-232. [文内引用:2]
39 Murray R W, Buchholtz T, Brink M R, et al. 1990. Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale[J]. Geology, 18: 268-271. [文内引用:1]
40 Murray R W, Buchholtz T, Brink M R, et al. 1991. Rare earth, major, and trace elements in chert from the Franciscan Complex and Monterey Group, California: Assessing REE sources to fine-grained marine sediments[J]. Geochim Cosmochim Acta, 55: 1875-1895. [文内引用:11]
41 Shimizu H, Kunimaru T, Yoneda S, et al. 2001. Sources and depositional environments of some Permian and Triassic chert: Sighificance of Rb-Sr and Sm-Nd isotopic and REE abundance data[J]. The Journal of Geology, 109(1): 105-125. [文内引用:1]
42 Sholkovitz E R. 1990. Rare-earth elements in marine sediments and geochemical stand ards[J]. Chemical Geology, 88: 333-347. [文内引用:3]
43 Sun D Y, Xia W C. 2006. Identification of the Guadalupian-Lopingian boundary in the Permian in a bedded chert sequence, South China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 236: 272-289. [文内引用:1]
44 Yamamoto K. 1987. Geochemical characteristics and depositional environment of cherts and associated rocks in the Franciscan and Shiman to terrances[J]. Sedimentary Geology, 52: 65-108. [文内引用:3]
45 Zhang N, Xia W C, Shao J. 2002. Radiolarian successional sequences and rare earth element variations in Late Paleozoic chtert sequences of South China: An integrated approach for study of the evolution of paleo-ocean basin[J]. Geomicrobiology Journal, 19: 439-460. [文内引用:2]
46 Zhang N, Xia W C, Dong Y X, et al. 2008. Conodonts and radiolarians from pelagic cherts of the Frasnian-Famennian boundary interval at Bancheng, Guangxi, China: Global recognition of the upper Kellwasser event[J]. Marine Micropaleontology, 67: 180-190. [文内引用:1]