皖南新元古代中晚期岩相、古地理环境及成矿问题探讨

对于硅质岩的成因不同学者有着不同的解释，主要有：生物成因的层状硅质岩（Caniglio，1987）；热水交代砂岩、页岩、灰岩后形成的硅质岩（Adachi et al.，1986）；物源来自海底火山喷发及伴生的热泉及喷气孔（胨洪德等，1989）；浊积型再沉积硅质岩（高计元等，1992）等。

安徽南部在震旦纪与寒武纪之交的皮园村组出现了厚厚的硅质岩，往往组成陡峭的高山，从时间顺序及沉积特征来看，主体由两套组成，下部为厚层硅质岩，上部为薄层硅质岩。

1.硅质岩的宏观特征

下部的厚层硅质岩为黑白相间条纹状，具微粒—隐晶质结构，岩石由90％左右的硅质和少量的碳泥质、火山碎屑、次生石英等组成，单层厚40～180cm。岩石中含少量硅碳质结核，核径约1cm，成分为硅质、碳质和少量碳酸盐，风化后常成空洞。在东至、黟县、歙县的一些剖面上见未被硅质交代完的灰岩透体、叠层石硅质岩。

上部的薄层硅质岩为灰黑色，隐晶质结构，块状构造，特点是不具条纹构造，岩石由95％左右的隐晶硅质和少量的碳泥质、碳酸盐等组成。单层厚一般8～20cm。

2.元素地球化学特征

常量元素：许多学者对世界各地不同成因类型硅质岩的化学成分进行了分析（表6-4）。结果显示，生物化学成因硅质岩的SiO2含量较高，其SiO2/Al2O3、SiO2/（Na2O+K2O）比值高，分别可达232、315以上，K2O/Na2O比值一般小于1；热水成因的硅质岩的SiO2/Al2O3比值只有生物成因硅质岩的一半，SiO2/（Na2O+K2O）也略低于前者，为111～159，K2O和Na2O含量较低，K2O/Na2O比值大于1，Fe2O3/FeO比值为2～10；火山成因的硅质岩与前两者相比，SiO2含量明显要低，其SiO2/Al2O3、SiO2/（Na2O+K2O）比值分别为11～25和37～74。

表6-4　不同成因类型硅质岩化学成分表

注：据刘云，1998修改。

从上表可以看出厚层硅质岩SiO2/Al2O3、SiO2/（Na2O+K2O）比值高，分别为80.70和201.76，K2O/Na2O比值2.54，推测可能系生物成因与火山成因共同作用的结果；而薄层硅质岩SiO2/Al2O3、SiO2/（Na2O+K2O）比值普遍偏底，K2O和Na2O含量较低，但具高K2O/Na2O比值，热水成因的可能性最高。

微量元素：表6-5为研究区厚层硅质岩、薄层硅质岩微量元素分析结果，从中可以看出，Ba、Pb、Rb、Nb、Ag、Th、U、Au元素含量普遍偏高，而Cu、Zn、Sr、Y、Cr、Sc、Sm偏低。高温组合元素未见明显异常，以中温为主，U/Th比值多数大于1，说明沉积速率快，受物源物质的影响小，反映海底热水沉积特点。Marchig等（1982）研究了现代热水沉积物中微量元素的含量变化，Sb元素在热泉水中普遍较高，为（2.5～7）×10-6。本区厚层硅质岩Sb元素平均含量为3.87×10-6，薄层硅质岩Sb元素平均含量为13.3×10-6，说明厚层硅质岩受热液的改造。尤其需说明Sr、Ba两个元素，目前往往将Sr/Ba比值用于判断海相和陆相的标志。一般认为Sr/Ba比值在淡水沉积物中小于1，在海相沉积物中大于1。沉积过程中微量元素往往以不同形式发生迁移，就Sr、Ba两个元素而言，Ba元素往往在近岸富集，Sr元素呈溶液可以向远海搬运，在深海区富集。研究区硅质岩Sr元素含量极低除与当时环境有关外，可能还反映了当时受到淡水作用的影响。Ba元素异常的原因，刘云（1998）通过与Rona等（1978）对东太平洋现代沉积物进行对比研究认为，Ba元素的富集与较高温度和压力的环境有关，一定的物源对Ba元素富集也是至关重要的因素，认为在太平洋中脊中的热水沉积物，可以是岩浆结晶过程分凝出来的热液，也可以是循环在地层中被加热了的海水和地下水或是几种情况不同比例的混合，热泉、热卤水、热液、热水等Ba最为富集，其含量可达（10～50　000）×10-6，显然Ba元素的富集与海底火山活动有关，那里有富含Ba元素的造岩矿物长石、云母等物源及适合Ba元素溶解和富集的高温高压环境。(www.xing528.com)

表6-5　研究区厚层硅质岩、薄层硅质岩微量元素分析结果表

续表6-5

注：表中微量元素单位为×10-6。

稀土元素：稀土元素的含量、总量及组合规律可反映地质体的演化过程和地质作用的物理化学条件以及成矿的物质来源，常被用作地球化学作用的指示剂。表6-6中ZP9-XT4、ZP2-XT5为本区皮园村组厚层硅质岩稀土元素组成，ZP2-XT10为皮园村组薄层硅质岩稀土元素组成，ZP2-XT11为寒武纪荷塘组碳质硅质岩稀土元素组成。从表中可以看出La的丰度呈现出与∑REE变化趋势一致，厚层硅质岩La的丰度比较低［（1.6～3.4）×10-6，均值2.5×10-6］、薄层硅质岩La的丰度较高（25×10-6）、荷塘组碳质硅质岩La的丰度最大，达152×10-6。样品δCe值：厚层硅质岩［（0.78～0.95）×10-6，均值0.865×10-6］、薄层硅质岩（0.80×10-6）、荷塘组碳质硅质岩（0.78×10-6），显示低到中等的δCe负异常。δEu值：厚层硅质岩［（0.81～1.27）×10-6，均值1.04×10-6］、薄层硅质岩（0.93×10-6）、荷塘组碳质硅质岩（0.92×10-6），除一个样品厚层硅质岩为极低的正异常（1.27×10-6）外，其他均为负异常。（La/Yb）N：厚层硅质岩为0.44～0.52，薄层硅质岩为1.02，荷塘组碳质硅质岩为2.02。利用硅质岩的稀土元素能够较好地恢复古海洋环境和构造环境（表6-7）。前人的研究显示大洋中脊附近的燧石具有最低的δCe值，平均为0.29×10-6，广海平原具有中等的δCe值，平均为0.60×10-6，而大陆边缘具有最高的Ce值，平均为1.03×10-6。大量的研究还表明，热水成因的硅质岩具有正δEu异常值。以上样品均表明本区的硅质岩形成于大陆边缘环境中，厚层硅质岩明显受热水成因的改造。

表6-6　本区皮园村组硅质岩稀土元素组成表

注：表中稀土元素单位为×10-6。

表6-7　稀土元素与古海洋环境和构造环境关系表

图6-7为硅质岩的稀土元素页岩标准化配分模式，可以看出，∑REE从厚层硅质岩—薄层硅质岩—荷塘组碳质硅质岩呈增加的趋势，经页岩标准化后，所有样品的配分模式均呈上倾模式，其皮园村组厚层硅质岩稀土总量∑REE极低［（6.34～24.09）×10-6］，轻重稀土含量比值（La/Yb）N为0.44～0.52，δEu值中等亏损-弱正异常［（0.81～1.27）×10-6］，δCe略显负异常，呈近似“平坦”形曲线，指示厚层硅质岩形成于弱还原条件。薄层硅质岩稀土总量∑REE为93.07×10-6，轻重稀土含量比值（La/Yb）N为1.02，δEu值中等亏损（0.93×10-6），δCe略显负异常，碳质硅质岩除∑REE（619×10-6），轻重稀土含量比值（La/Yb）N为2.02，高于薄层硅质岩外，薄层硅质岩与荷塘组碳质硅质岩配分曲线较为接近，还原条件强于厚层硅质岩。把本区硅质岩与其他成因岩石的稀土元素分布模式图进行对比，可以发现：薄层硅质岩、部分厚层硅质岩与元古宙泥质岩较接近，而休宁小溪（ZP9-XT4）受热液改造较显著。

图6-7　硅质岩的稀土元素页岩标准化配分模式图

综合上述资料，本区的厚层硅质岩、薄层硅质岩均形成于大陆边缘环境中。厚层硅质岩宏观见有灰岩夹层、未被硅质交代完的灰岩透镜体、叠层石、风暴岩，结合地球化学特征，笔者认为厚层硅质岩原岩可能为泥岩、碳酸盐岩类，经硅化（硅源可能主要来自海底火山作用）、热液的叠加形成的块状岩石。区域上，同时期的台地区（巢宁台地、开临台地）碳酸盐岩出现的燧石条带、燧石结核的硅源可能也来源于此。而薄层硅质岩无论宏观特征还是地球化学特征均与古生代以来的硅质岩类似，但同样受到热液的叠加改造。