中国科学(D)SCIENCE IN CHINA2000 Vol.30 No.3 P.284-290

赣东北蛇绿混杂岩带中硅质岩的地球化学特征及构造意义

李献华

摘要 赣东北蛇绿混杂岩带中含晚古生代放射虫硅质岩的SiO2含量变化范围为78.40%89.28%, Si/Al = 6.323, Si/Al比和Al2O3呈很好的负相关关系, 表明它们含有较高比例的陆源泥质沉积物. 硅质岩样品的Al2O3/( Al2O3+Fe2O3) = 0.510.90, Ce/Ce*= 0.911.22, Lan/Cen = 0.761.11, V20 g/g, V/Y2.6, Ti/V40, 一致表明这些硅质岩形成于与大陆地壳物质输入密切相关的大陆边缘环境, 而与大洋盆地、洋中脊环境无关. 因此, 这些晚古生代硅质岩既不属于~1.0 Ga蛇绿岩套“三位一体”中的一部分, 也不支持晚古生代扬子和华夏两个块体之间存在深海大洋盆.
关键词 硅质岩 元素地球化学 蛇绿混杂岩带 赣东北

  赣东北蛇绿混杂岩带是研究华南大地构造演化的一个关键地区, 10年来不仅吸引了众多研究人员的关注, 同时也引起了许多争议. Sm-Nd和锆石U-Pb同位素年代学研究结果一致表明赣东北蛇绿岩的结晶年龄为~1.0 Ga[14]. 结合新元古代早期花岗岩和火山岩的研究资料, 许多研究人员认为华夏和扬子两大块体在新元古代早期碰撞拼合[46]. 元素和Sm-Nd同位素研究结果显示出赣东北蛇绿岩中的火山岩既有岛弧特征, 也有N-MORB特征, 表明它们来源于一强烈亏损地幔, 形成于远离大陆的原始大洋弧及弧后盆地环境中[7,8]. 近几年来, 一些研究人员在该蛇绿混杂岩带的夹层硅质岩中发现含晚古生代放射虫[9,10], 并测得其中火山岩和辉长岩的40Ar-39Ar年龄为435487232266 Ma[11], 从而认为它们与晚古生代硅质岩组成了晚古生代蛇绿岩套, 并推测可能属东特提斯洋的一部分[11,12]. 为此, 国家自然科学基金委员会和中国地质学会构造地质专业委员会、前寒武纪地质专业委员会于199810月下旬联合发起了“板溪群”构造属性再认识野外现场研讨会, 对赣东北蛇绿混杂岩和其中的含晚古生代放射虫硅质岩等进行了现场考察和学术研讨, 并且交流了最新研究成果和不同学术观点.
  在上述争论中, 有关含晚古生代放射虫硅质岩和Sm-Nd、锆石U-Pb年龄为~1.0 Ga的蛇绿岩套中火成岩之间的关系是一个关键性的问题(即它们是否属于所谓“三位一体”的蛇绿岩套), 但至今还没有进行深入的研究和得到清楚的认识. 本文将对这些含晚古生代放射虫硅质岩系统的元素地球化学进行研究, 探讨硅质岩的成因及其与蛇绿岩套中的火成岩之间的关系, 从而对区域大地构造演化提供制约.

1 含晚古生代放射虫硅质岩产出的地质背景与采样

  赣东北蛇绿岩混杂岩带南起弋阳县樟树墩, 沿北东方向至德兴新岗山, 由一系列NNE-NE向断裂和镁铁质-超镁铁质岩块组成. 这些镁铁质-超镁铁质岩块构造侵位于双桥山群. 含晚古生代放射虫的硅质岩主要出露在该混杂岩带中的双桥山群中, 与千枚岩共生, 在樟树墩蛇纹石矿采场还可见硅质岩与蛇纹岩直接呈断层接触共生[9,10].
  本文分析的样品于1998102530日“板溪群”构造属性再认识野外现场研讨会期间沿考察路线采集. 采样地点包括: (1) 德兴茅桥观音堂剖面; (2) 樟树墩西熊家剖面; (3) 樟树墩蛇纹石矿采场第二台阶剖面; (4) 登山东剖面. 有关剖面的详细地质和岩石组合情况见“赣东北蛇绿混杂岩带考察路线介绍”1), 1中的样品编号与野外剖面的岩性段编号一致, 这些硅质岩均含有晚古生代放射虫[10], 1).

2 分析方法和结果

  主量元素在中国科学院广州地球化学研究所用常规的湿化学方法分析, 微量元素在中国科学院广州地球化学研究所的电感偶合等离子体-质谱(ICP-MS)实验室分析. 准确称取约100 mg样品置于Teflon密闭溶样器中, 加入1 mLHF0.3 mL 1?1 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HFHNO3, 密闭加热(100) 7 d, 蒸干后用2 mL 1?1 HNO3溶解, 加入Rh内标, 稀释至2 000, PE Elan 6000ICP-MS上分析微量元素, 分析精度优于1%3%. 详细的实验方法见文献[13].
  6个硅质岩和2个千枚岩样品的主量和微量元素分析结果列于表1.

1 赣东北蛇绿混杂岩带千枚岩和硅质岩的主量元素(%)和微量元素(μg/g)分析结果

样品

M3

M12

M4

M13

P15

P17

S4

DS15-1

岩性

千枚岩

千枚岩

硅质岩

硅质岩

硅质岩

硅质岩

硅质岩

硅质岩

主量元素

SiO2 66.83 69.59 78.87 78.40 84.20 89.28 84.28 83.43
TiO2 0.32 0.36 0.11 0.17 0.13 0.08 0.13 0.09
Al2O3 16.88 15.26 11.02 10.72 5.01 3.42 5.25 9.21
Fe2O3 1.21 2.33 0.03 0.56 1.49 0.34 0.37 0.04
FeO 3.27 1.49 2.84 2.04 2.71 3.21 1.94 1.05
MnO 0.02 0.03 0.02 0.03 0.12 0.14 0.13 0.01
MgO 1.34 0.99 0.41 0.59 1.27 0.46 1.05 0.10
CaO 0.21 0.16 0.26 0.37 0.41 0.36 0.89 0.26
Na2O 2.49 2.30 4.69 4.37 0.25 0.32 0.41 4.25
K2O 3.68 4.15 0.35 0.96 1.41 0.65 2.05 0.40
P2O5 0.06 0.05 0.03 0.03 0.11 0.17 0.16 0.04
H2O+ 2.95 2.39 0.87 1.03 2.14 1.16 1.88 0.42
H2O- 0.70 0.88 0.75 0.39 0.58 0.50 0.32 0.31
挥发份   0.09         0.83  
总和 99.96 100.07 100.25 99.65 99.84 100.09 99.69 99.61

微量元素

Sc 5.95 6.18 4.04 2.67 4.68 3.59 4.17 2.35
V 23.8 26.9 15.0 7.25 9.63 4.78 19.0 5.71
Cr 17.5 20.1 11.0 6.30 10.2 8.81 10.2 4.17
Co 0.61 2.44 4.81 1.33 12.7 4.96 22.9 0.54
Cu 8.60 6.30 17.3 4.83 7.83 8.76 88.7 2.15
Zn 23.6 59.9 63.8 26.0 64.5 29.4 53.0 32.8
Ga 12.6 11.2 5.46 4.38 4.26 2.68 3.79 3.05
Ge 0.99 1.17 0.54 0.69 1.07 0.79 0.93 0.36
Rb 62.1 45.7 6.31 4.86 24.0 14.1 31.5 10.5
Sr 31.6 30.8 69.7 53.9 6.81 8.22 13.4 35.8
Y 19.9 16.2 14.8 9.88 11.8 8.48 7.40 10.7
Zr 156 153 70.1 80.3 27.6 17.5 22.5 56.0
Nb 11.5 8.71 4.87 4.91 2.37 1.47 2.13 4.24
Cs 3.01 2.60 0.16 0.29 0.91 0.45 1.08 0.32
Ba 335 327 144 38.9 172 55.9 151 52.4
La 24.8 13.6 10.5 10.2 8.43 4.90 5.85 11.8
Ce 49.5 33.7 22.4 21.8 20.9 13.8 14.6 22.8
Pr 6.03 3.66 3.18 2.70 2.37 1.42 1.67 2.64
Nd 21.0 13.7 12.7 9.66 8.97 5.46 6.21 8.91
Sm 4.15 2.92 3.11 1.86 1.95 1.29 1.32 1.72
Eu 0.69 0.53 0.58 0.26 0.41 0.29 0.27 0.25
Gd 3.55 2.65 2.76 1.50 2.06 1.38 1.26 1.35
Tb 0.59 0.45 0.43 0.26 0.34 0.23 0.21 0.24
Dy 3.38 2.73 2.48 1.64 2.06 1.43 1.24 1.71
Ho 0.67 0.56 0.46 0.35 0.40 0.28 0.24 0.37
Er 1.97 1.68 1.33 1.14 1.17 0.81 0.69 1.10
Tm 0.30 0.25 0.19 0.17 0.17 0.12 0.10 0.18
Yb 2.16 1.73 1.26 1.20 1.24 0.91 0.65 1.26
Lu 0.35 0.26 0.19 0.19 0.20 0.15 0.10 0.20
Hf 3.99 4.03 1.76 2.25 0.76 0.51 0.65 1.72
Ta 0.77 0.56 0.33 0.34 0.20 0.13 0.18 0.32
Th 6.45 4.35 3.03 2.77 2.76 1.76 2.85 4.64
U 1.90 1.29 0.98 0.98 0.37 0.29 0.64 1.63
3 讨论

3.1 主量元素
  本文分析的
6个硅质岩样品的SiO2含量变化范围为78.40%89.28%, 明显低于纯硅岩的SiO2含量(91%99.8%)[14]; Al2O3含量为11.02%3.42%, Si/Al = 6.323, 远远低于纯硅岩的Si/Al (801 400)[14]. 这些样品的Si/AlAl2O3呈很好的负相关关系(1), 其相关趋势线与泥质沉积岩端元组成(Al2O316%, Si/Al4)相连, Al2O3TiO2具有较好的正相关关系, 表明这些硅质岩含较高比例的陆源泥质沉积物[15], 所有样品为泥质硅质岩.

图1 赣东北硅质岩的Si/Al-Al2O3相关关系

  已有的研究表明, Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)是判别硅质岩形成环境(特别是区分洋中脊和大陆边缘成因)的一个良好指标[15,16]. 茅桥观音堂、樟树墩和登山村东4个样品的Al2O3/(Al2O3+Fe2O3) = 0.710.90, 明显高于洋中脊硅质岩(0.4)和大洋盆地硅质岩(0.40.7), 而与大陆边缘硅质岩(0.50.9)相当[16]. 熊家剖面两个样品(P17P15)Al2O3/(Al2O3+Fe2O3) =0.510.56, 明显低于洋中脊硅质岩, 而于大洋盆地和大陆边缘硅质岩的重叠范围. 因此, Al2O3/(Al2O3+ Fe2O3)特征可以看出, 所有分析的泥质硅质岩样品的形成环境与洋中脊无关, 其中茅桥观音堂、樟树墩和登山村东的4个样品为典型的大陆边缘成因, 而熊家的样品可能形成于大陆边缘或大洋盆地.
3.2
稀土元素
  已有的研究表明硅质岩的
REE元素, 特别是其中Ce/Ce*以及北美页岩平均值(NASC)标准化的Lan/Cen比值, 可用来有效地判别硅质岩的形成环境[1517]. 洋中脊附近硅质岩的Ce/Ce*= 0.30±0.13, Lan/Cen3.5; 大洋盆地硅质岩的Ce/Ce* = 0.60±0.13, Lan/Cen = 1.02.5;大陆边缘硅质岩的Ce/Ce* = 1.09±0.25, Lan/Cen = 0.51.5, 页岩和相同环境中的硅质岩有类似的Ce/Ce*Lan/Cen比值特征和变化范围[15,16].
  2(a)是赣东北硅质岩和千枚岩的北美页岩(NASC)标准化的REE分布形式. 可以看出, 千枚岩(样品M12M3)和硅质岩的REE分布形式非常类似, 均为平行于北美页岩近水平的REE分布形式, 硅质岩的REE含量略低于千枚岩. 所有样品均没有显著的Ce负异常, 千枚岩的Ce/Ce* = 0.95~1.12, Lan/Cen = 0.87~1.08, 硅质岩的Ce/Ce* = 0.911.22, Lan/Cen = 0.761.11, 明显不同于洋中脊和大洋盆地硅质岩, 而与大陆边缘硅质岩的REE特征十分类似(2(b)).

图2 (a) 赣东北硅质岩北美页岩(NASC)标准化的REE 分布形式, (b) 赣东北硅质岩与不同环境形成的硅质岩REE 分布形式对比
北美页岩REE 值引自文献[18]

3.3 微量元素
  虽然目前系统的硅质岩微量元素研究资料还较少
, 还难以进行系统的对比研究, 但从Murray等人[15]发表的少数微量元素资料看, 洋中脊和大洋盆地硅质岩的V含量明显高于大陆边缘硅质岩, Y含量则相反, 所以洋中脊和大洋盆地硅质岩的V/Y明显高于大陆边缘硅质岩. Ti-V相关图上(3(a)), 赣东北硅质岩的V<20μg/g, TiV呈正相关关系, Ti/V = 4297, 与大陆边缘硅质岩(V20μg/g, Ti/V40)相当, 而明显不同于洋中脊硅质岩(V≈42μg/g, Ti/V7)和大洋盆地硅质岩(V≈38μg/g, Ti/V25). 硅质岩和千枚岩构成的正相关趋势线大致通过大陆边缘硅质岩和平均上地壳组成, 表明它们应形成于大陆边缘环境. V/Y-Ti/V相关图上(3(b)), 赣东北硅质岩的V/Y2.6, Ti/V40, 与千枚岩一起组成良好的负相关关系, 并大致通过大陆边缘硅质岩和平均上地壳组成, 而明显不同于洋中脊硅质岩(V/Y4.3, Ti/V7)和大洋盆地硅质岩(V/Y5.8, Ti/V25). 微量元素地球化学特征与REE特征一致表明这些含晚古生代放射虫硅质岩应形成于与大陆地壳物质输入密切相关的大陆边缘环境, 而与大洋盆地、洋中脊环境无关.

图3 (a) 赣东北硅质岩Ti-V 相关图; (b) 赣东北硅质岩V/Y-Ti/V 相关图
洋中脊大洋盆地和大陆边缘硅质岩资料引自文献[15], 上地壳组成引自文献[19]. 图例同图1

3.4 硅质岩的成因及其与蛇绿岩的关系
3.4.1 硅质岩的时代与成因 本文采自茅桥、熊家、樟树墩和登山东的硅质岩样品与前人在该区发现晚古生代放射虫化石硅质岩的地点和层位完全一致[10],1), 其中茅桥观音堂剖面M13层位硅质岩中含早石炭世放射虫1); 熊家剖面P15层位含晚二叠世放射虫, P17层位含中二叠世放射虫; 樟树墩蛇纹石矿采场第二台阶剖面S4层位硅质岩含早二叠世放射虫, 登山东剖面DS15层位含晚二叠世放射虫[10]. 总体上, 上述剖面观测点的硅质岩时代应属石炭纪-二叠纪.
  本文系统的主量、微量和稀土元素地球化学研究表明, 赣东北蛇绿混杂岩带中含晚古生代放射虫硅质岩应形成于大陆边缘环境, 与大洋盆地和洋中脊环境无关.
3.4.2 蛇绿岩的时代与成因 赣东北蛇绿岩已积累了相当多的同位素年龄资料, 其中基性-超基性岩石的Sm-Nd等时线(包括全岩等时线和矿物-全岩内部等时线)年龄范围为929 1 160 Ma[13], 将所有全岩和矿物样品的Sm-Nd数据进行等时线回归(剔除两个异常点)获得年龄为(956±48) Ma, 并具有非常一致的εNd(t)(5.5±1.2)[7], 因此赣东北蛇绿混杂岩带中的基性-超基性岩石有相同的形成时代和成因, 其中斜长花岗岩中的锆石U-Pb年龄为(968±23) Ma[4], 限定了蛇绿岩形成的上限年龄. Sm-NdU-Pb同位素体系的封闭温度≥700, 具有良好的抗后期地质作用扰动和保持同位素封闭体系的能力. 因此, 1.0 Ga的年龄代表了蛇绿岩的形成时代. 由于斜长石K-Ar同位素体系的封闭温度只有~200, 因此该蛇绿混杂岩带中火山岩和辉长岩的斜长石40Ar-39Ar年龄(435487232266 Ma)[11]应代表后期扰动事件的年龄,

  在本研究区类似的印支期扰动事件年龄也曾有报道[4].
  微量元素和Sm-Nd同位素地球化学研究表明, 赣东北蛇绿岩中的火山岩既有岛弧玄武岩地球化学特征(LREE富集, Ta-Nb-Ti亏损), 也有正常洋中脊玄武岩的特征(LREE亏损, Ta-Nb-Ti亏损), 但所有样品的εNd(t)值非常一致(5.5±1.2), 表明它们应形成于远离大陆的原始大洋弧及弧后盆地环境, 与皖南蛇绿岩形成于靠近大陆边缘的弧后盆地环境明显不同[7].
3.4.3 硅质岩与蛇绿岩的关系及构造意义 综上所述, 赣东北蛇绿混杂岩带中的硅质岩与蛇绿岩中火成岩的形成时代和环境明显不同, 晚古生代放射虫硅质岩形成于大陆边缘环境(包括弧后盆地、边缘海、陆缘海、大陆架等[16]), 即容易受到大陆地壳物质输入影响的环境, 而~1.0 Ga的火成岩则形成于远离大陆地壳物质影响的大洋环境. 显然, 目前在该蛇绿混杂岩带中发现的晚古生代放射虫硅质岩不可能和~1.0 Ga的火成岩构成所谓“三位一体”的蛇绿岩套. 目前卷入赣东北晚元古代蛇绿混杂岩带中的晚古生代放射虫硅质岩(也可能包括一些泥质沉积岩)很可能是晚古生代-早中生代的另一次构造混杂作用叠加所致.

  判断赣东北晚古生代硅质岩形成于大陆边缘环境的另一个重要意义是, 本区晚古生代很可能是陆缘海或边缘海环境, 而不是开放大洋环境, 因此不支持扬子和华夏块体在晚古生代被深海大洋相隔离的观点[11,12].

4 结论

  系统的主量、微量和稀土元素地球化学研究表明, 赣东北蛇绿混杂岩带中的晚古生代放射虫硅质岩应形成于大陆边缘环境, 与大洋盆地和洋中脊环境无关. 因此, 这些晚古生代放射虫硅质岩既不属于~1.0 Ga蛇绿岩套“三位一体”中的一部分, 也表明晚古生代扬子和华夏两个块体之间不存在深海大洋盆.

致谢 衷心感谢“板溪群”构造属性再认识野外现场研讨会的主办单位和承办单位, 使作者有机会赴赣东北和与会代表一起考察蛇绿混杂岩带中含晚古生代放射虫硅质岩, 并就有关重要的地质、岩石和构造问题展开广泛的研讨. 特别要感谢中国地质大学(北京)何科昭、赵崇贺等老师在野外现场考察期间给予的多方指导和帮助, 本研究的每一块样品都是在他们指导下采自他们多年来详细工作和测定的野外剖面, 没有他们的支持和帮助, 本研究是不可能完成的. 在野外现场研讨会期间, 代表们广泛的研讨也使作者深受启发.

国家杰出青年科学基金资助项目(批准号: 49725309)
李献华(中国科学院广州地球化学研究所, 广州510640)

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1999-06-15收稿