海南岛西部石炭系砂岩地球化学及Sm-Nd同位素特征: 对源区特征和沉积环境的制约

2016-06-23于亮亮许德如王智琳吴传军侯茂洲

地球化学 2016年3期

于亮亮, 许德如, 王智琳, 吴传军, 侯茂洲

于亮亮1, 2, 许德如1*, 王智琳3, 吴传军1, 2, 侯茂洲1, 2

(1. 中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室, 广东广州 510640; 2. 中国科学院大学, 北京 100049; 3. 中南大学地球科学与信息物理学院有色金属成矿预测教育部重点实验室, 湖南长沙 410083)

沉积岩化学组分和同位素组成特征能有效反映碎屑沉积岩的源区和沉积环境。海南岛西部石碌地区出露下石炭统南好组和上石炭统青天峡组砂岩, 这两套层序主要由海相-浅海相、浅变质陆缘碎屑岩组成。为探讨它们的物质来源和沉积环境, 以期对海南岛晚古生代的构造演化提供制约, 对这两套砂岩进行了主元素、微量元素含量(含稀土元素)和Sm-Nd同位素组成分析。分析结果表明, 石炭系砂岩均具有与澳大利亚后太古宙平均页岩(PAAS)接近的主元素和微量元素含量及配分形式; REE球粒陨石标准化分布模式均显示出LREE富集的右倾形。南好组和青天峡组砂岩的La/Yb值分别为9.17~16.65(D12为33.9)和8.88~12.10,Eu值分别为0.55~0.68和0.45~0.72。Sm-Nd同位素分析显示, 南好组砂岩Nd(330Ma)值和模式年龄分别在‒12.37 ~ ‒3.07(平均值‒8.86)和1339~1937 Ma之间, 青天峡组砂岩Nd(310Ma)值和模式年龄分别在‒8.35 ~ ‒0.35(平均值‒5.15)和1136~1651 Ma之间。南好组砂岩具有较高的Th/Sc值, 分布在0.58 ~ 2.38之间(平均值1.58), 绝大部分样品Th/Sc值大于1, 显示沉积物再循环的特征。青天峡组砂岩的Th/Sc值分布在0.61～1.07之间(平均值0.86), 显示物源中火山物质的增加。Co/Th-La/Sc和Nd-Th/Sc图解表明, 南好组砂岩物源以上地壳物质再循环为主, 年轻火山岩物质贡献不明显, 物源更为分散; 青天峡组砂岩的物源以上地壳火山岩为主。从Ti/Zr-La/Sc和Th-Sc-Zr/10构造判别图解可以发现, 下石炭统南好组砂岩落在被动大陆边缘和大陆岛弧区域内; 上石炭统青天峡组砂岩分布在大陆岛弧或大陆岛弧和被动大陆边缘, 相对更靠近大陆岛弧环境。根据上述地球化学对比研究推断, 自早石炭世至晚石炭世, 海南岛石碌地区处于被动大陆边缘向大陆岛弧环境演化的环境。在石炭纪, 海南岛处于被动大陆边缘向大陆岛弧环境转换的环境, 这一构造背景与印支板块向华南板块俯冲和古特提斯洋消减这一构造事件相吻合。

石炭系; 地球化学; Sm-Nd同位素; 物源; 海南岛

0 引言

海南岛位于华夏板块的西南缘, 以琼州海峡与华南大陆相连[1]。大地构造位置上, 海南岛位于太平洋板块、印度-澳大利亚板块和欧亚板块的结合部位, 具有特殊的构造环境和复杂的大地构造演化历史。关于海南岛晚古生代的大地构造格局, 国内外学者进行了大量研究, 并对海南岛古生代的大地构造属性提出了各种不同的看法。汪啸风等[2]根据晚古生代古生物组合认为, 海南岛属于华夏-特提斯动物区或华夏植物区的一部分, 主张晚古生代海南岛属于华夏构造域范围。夏邦栋等[3‒4]认为分布于海南西部军营一带上古生界地层中的基性火山岩具有双峰式火山岩的特点, 认为晚古生代海南岛处于大陆裂谷环境。李献华等[5]和Li.[6]通过对出露于邦溪-晨星农场一带的晚古生代变质基性火山岩的研究, 提出邦溪-晨星农场一线很可能是古特提斯洋的最东延伸部分的认识。晚古生代海南岛的大地构造属性一直是亟待解决的科学问题之一[7]。海南岛古生代地层出露面积有限, 不足全岛面积的18%, 加上第四系覆盖及后期构造的叠加等, 这给海南岛晚古生代沉积环境和构造背景的研究带来一定困难[1]。以往的工作都集中在对岩相学和古生物或者是出露的变质基性岩体的研究方面, 缺乏晚古生代沉积地层的地球化学和同位素方面的制约。海南岛西部的石碌地区出露较完整的晚古生代地层(图1)[8], 其中包括下石炭统南好组和上石炭统青天峡组、下二叠统峨查组、峨顶组和南龙组(图2a)[8]。这套晚古生代地层, 沉积连续、厚度大, 露头良好, 是海南岛晚古生代地层的代表性剖面[1]。这为探讨海南岛晚古生代大地构造背景和构造演化提供了良好的条件。

利用碎屑沉积岩的地球化学特征来判别其沉积物来源和沉积环境已获得广泛的应用[9‒18]。结合碎屑岩的主元素及微量元素特征, 可以有效识别出大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘或被动大陆边缘等构造环境[10]。同时, 构造环境控制着沉积盆地的物源、风化作用、搬运分选作用、成岩及成岩后变质作用[15], 因此, 在探讨碎屑岩沉积大地构造背景同时, 也可对物源及其经历的风化作用、搬运分选作用和成岩作用进行研究。钕同位素可以很好地反映物源性质及物源年龄, 并且不容易受到后期变质作用的影响, 因而被广泛用于探讨碎屑岩物源[15]。本次研究采取了12个陆源碎屑岩样品, 其中7个采自下石炭统南好组、5个来自上石炭统青天峡组, 并对其进行主元素和微量元素(含REE)含量与Sm-Nd同位素组成分析测试。拟根据这些样品地球化学数据和Sm-Nd同位素组成对海南岛晚古生代构造环境和沉积盆地物质来源等进行探讨, 为海南岛晚古生代构造属性提供制约。

图1 海南岛区域地质简图[8]

1 区域地质背景及岩层地质特征

海南岛是我国第二大陆缘岛, 它经历了多期次复杂的构造运动[19]。海南岛特殊的大地构造位置为了解东亚地区的构造演化和华南板块的形成都具有重要意义。以九所-陵水断裂为界, 海南岛被划分为南部的三亚地体和北部的五指山地体, 它们分别属于印支板块和华南板块的东南地层大区[1]。本文研究区位于石碌Fe-Co-Cu-Au多金属矿区 (图1), 区内以产石碌式Fe-Co-Cu矿床而著称[8,19]。石碌矿区的面积约77 km2 [8], 位于昌江县城南部, 处于东西向昌江-琼海断裂带和北东向戈枕剪切带交汇处(图2a)。海南岛内发育4条东西向贯穿全岛的断裂, 从北向南分别是王五-文教断裂、昌江-琼海断裂、尖峰-吊罗断裂和九所-陵水断裂; 同时, 海南岛内发育两条NE-SW向断裂, 一条是贯穿整海南岛的白沙断裂, 另一条是位于昌江-琼海断裂和尖峰-吊罗断裂之间的戈枕韧性断裂(图1)。

海南岛内火山岩和侵入岩广泛发育,占全岛面积的60%[1]。加之亚热带气候条件, 海南岛内岩石风化严重、第四系大面积发育, 地层出露程度较差 (图1)。石碌矿区内出露的地层相对齐全, 为研究海南岛的构造演化提供了良好场所(图2)。矿区及外围出露有中元古代抱板群、中-新元古代石碌群、晚新元古代震旦系石灰顶组、下志留统空村组、下石炭统南好组、上石炭统青天峡组、下二叠统峨查组、下二叠统额顶组、下-上二叠统南龙组[1]。

目前海南岛已经被确认的最古老地层是中元古代的抱板群[20], 主要由泥质岩、泥质砂岩、薄层状硅质岩组成, 夹少量的硬砂岩, 有基性、中基性岩脉和火山碎屑岩夹层[21]。Li.[22]通过抱板群中的1450 Ma的花岗岩体的U-Pb年龄谱, 推测海南岛(包括华夏板块)在Rodinia大陆形成之前很可能是劳伦大陆的一部分。在中元古代末期至新元古代早期, 受四堡造山运动影响(格林威尔造山运动同期), 华夏地块与扬子地块拼合, 形成统一的华南板块, 并成为Rodinia超大陆的组成部分[8,22]。这一构造事件使抱板群发生了角闪岩相-麻粒岩相的变质作用[23‒24]。石碌群自下而上被分成6层, 因第6层含有Fe-Co-Cu-Au多金属矿而闻名于世, 是目前海南岛研究程度最高的地层, 更多细节可以参照文献[8,19]。在新元古代四堡造山运动末期, 石碌群发生了绿片岩相的变质, 同时石灰顶组不整合沉积在石碌群之上[8,19]。

图2 石碌Fe-Co-Cu矿区区域地质地形图[8](a)和采样地区剖面图(b)

海南岛中生代受印支-燕山运动影响, 沉积地层出露不多, 花岗岩大量侵入[1]。海南岛中生界地层包括下三叠统峨文岭组, 下白垩统的六罗村组、汤他大岭组、岭壳村组、鹿母湾组, 上白垩统报万组[1]。这些地层出露面积很小, 其中下三叠统峨文岭组与抱板群呈不整合接触, 顶部与印支期花岗岩侵入接触。下白垩统地层被印支期花岗岩强烈切割, 除鹿母湾组顶部与上白垩统报万组整合接触外, 其余地层均未见顶和底, 均与花岗岩侵入接触。上白垩统报万组只在长矛水库一带有出露, 与下伏下白垩统鹿母湾组整合接触, 顶部与印支期花岗岩侵入接触。海南岛出露大面积新生代的地层, 主要分布在海口地层小区之内。中生代以来海南岛及华南东部大陆受太平洋板块和印度板块俯冲影响, 印支板块碰撞引起的走滑断层, 可能在新生代将海南岛从华南大陆分离开来[2]。

2 样品和分析方法

本次研究的12个样品分别采自石碌矿区东部下石炭统南好组(7个)和上石炭统青天峡组(5个), 采样剖面如图2b所示。在分析测试时, 首先将新鲜砂岩样制成200目的粉末样。粉末样品在105 ℃烘箱里烘干12 h。然后进行主元素和微量元素含量分析及钕同位素组成分析。主元素在测试时先将0.5 g左右粉末样与7倍的Li2B4O7混合, 采用飞利浦PW1500进行玻璃片熔样, 熔好玻璃片采用X射线荧光光谱(XRF)进行测试。XRF主元素分析精度优于1%, 并且以氧化物的形式进行表示。微量元素采用PE-Elan 6000型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)进行测试, 采用GSR1花岗岩标样和GRS3玄武岩标样, 微量元素的分析精度优于5%。上述实验都在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成, 主元素分析过程和方法参照文献[32‒33], 微量元素分析过程和方法参照文献[34‒36]。对D11样品外的其余样品进行了钕同位素分析。在钕同位素分析同时使用W-2a和BHVO国际标样作为外标参考, 使用VG-354表面热电离同位素质谱仪进行样品测定。钕同位素具体分析方法和具体过程参考Halliday.[37]和梁细荣等[38]。分析过程采用国际标样JNdi-1 (推荐值:143Nd/144Nd= 0.512115±7), 测得国际标样的143Nd/144Nd值为0.512123±10 (2 SD)。

3 分析结果

3.1 主元素

海南岛石炭系碎屑砂岩样品的主元素和微量元素含量如表1所示。南好组砂岩的SiO2含量在64.44%~89.30%之间, 平均值为76.54%; 青天峡组砂岩的SiO2含量分布在55.21%～78.38%之间, 平均值为66.10%。南好组砂岩的Al2O3含量分布在4.35%～17.90%之间, 平均值为10.28%; 青天峡组砂岩的Al2O3含量分布在7.87%～17.20%之间, 平均含量12.86%。南好组的SiO2/Al2O3和K2O/Na2O值分布在3.6～20.54和0.96～54.5之间, 青天峡组SiO2/Al2O3和K2O/Na2O值分布在3.21～9.96和0.50～2.32之间。下石炭统南好组TiO2、Fe2O3、MnO和CaO的含量从南好组到青天峡组有明显的升高。相比之下, MgO、Na2O和K2O含量从南好组到青天峡组呈现明显降低。

相比于澳大利亚后太古宙平均页岩(PAAS)[14], 南好组碎屑砂岩富集SiO2, 亏损TiO2、Al2O3、Fe2O3、MnO、MgO、K2O和P2O5, 而CaO和Na2O含量则与PAAS相当(表1); 青天峡组砂岩明显富集CaO, 亏损K2O, TiO、Al2O3、Fe2O3、MnO、MgO和P2O5, SiO2含量与PAAS相当(表1)。根据Herron[40]的碎屑岩砂岩主元素分类图解, 南好组砂岩样品主要落在岩屑砂岩和长石砂岩范围内。青天峡组样品落在岩屑砂岩和硬砂岩区域内, 其中样品D54、D56和D57的CaO分别为14.88%、14.81%和7.70%, 为钙质硬砂岩(图3)。

3.2 微量元素

海南岛石炭系砂岩样品的微量元素含量如表1所示。从原始地幔标准化蛛网图可以发现, 这些不同时代碎屑岩的微量元素分布特征与PAAS相似(图4a)。相比于PAAS, 石炭系砂岩相对亏损U、Th、Nb和Ta这些高场强元素。球粒陨石标准化REE分布模式显示(图4b), 石炭系砂岩均表现LREE富集而HREE亏损、中等的Eu异常、无Ce异常。其中南好组砂岩的REE含量分布在112.3～307.1 μg/g之间, 平均含量为171.3 μg/g, LREE/HREE值分布在6.1～9.9之间(D12为15.3), (La/Yb)N值分布在9.2～16.6之间(D12为33.9),Eu值为0.55～0.68(表1)。青天峡组砂岩的REE含量分布在108.1～205.7 μg/g之间, 平均含量为143.0 μg/g, LREE/HREE值分布在5.6～8.5之间, 平均值为7.2, (La/Yb)N值分布在8.9～12.1之间, 平均值为10.6,Eu值为0.45～0.72, 平均值为0.64(表2)(图4b)[39]。

图3 石炭系砂岩的lg(Na2O/K2O)-lg(SiO2/Al2O3)分类图解(据Herron[40])

3.3 Sm-Nd同位素

南好组和青天峡组砂岩样品的Sm-Nd同位素数据如表3所示, 在计算模式年龄时, 对于147Sm/144Nd值在0.10～0.13之间的样品采用亏损地幔模式年龄, 对于147Sm/144Nd值大于0.13或者小于0.10的样品采用二阶段模式年龄。Nd()、DM和DM2计算公式和引用参数均在表后进行标注。南好组砂岩样品的147Sm/144Nd值分布范围为0.099570～0.130881(D10样品147Sm/144Nd值为0.130881), 平均值为0.113817, 与大陆地壳平均147Sm/144Nd值0.118相近[41],143Nd/144Nd值的变化范围是0.511813~0.512338。在计算Nd()时采用的330 Ma作为下石炭统南好组沉积年龄,Nd(330 Ma)的分布范围为‒12.37 ~ ‒3.07。南好组砂岩的模式年龄布范围为1339~1937 Ma。青天峡组砂岩样品的147Sm/144Nd值分布范围为0.102425～0.139967 (D45为0.139967),143Nd/144Nd值相对均一, 变化范围是0.512036~0.512469。采用310 Ma的沉积年龄, 计算得出其Nd(310 Ma)的分布范围为‒8.35 ~ ‒0.35。青天峡组模式年龄分布范围为1136~1651 Ma, 其显示一个更为年轻的模式年龄。上述地层由于目前尚没有精确的年代学数据, 其沉积成岩年龄采用的是古生物和地层学估算的地层年龄[1], 但对其计算结果没有决定性影响。

图4 石炭系砂岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)和稀土元素球粒陨石标准化分布模式(b)

球粒陨石数据引自Masuda.[39], 原始地幔数据引自McDonough.[41]

Chondrite data from Masuda.[39]; primitive mantle data from McDonough.[41]

表1 石碌地区石炭系砂岩样品主元素(%)和微量元素(μg/g)含量

Table 1 Major element (%) and trace element concentrations (μg/g) of the Carboniferous sandstones in the Shilu region

样号C1nC2q PAASD09D10D11D12D13D14Y63D53D54D55D56D57 SiO262.8071.1065.4889.3080.8064.4486.4578.2467.9955.2178.3864.4264.50 TiO21.000.620.740.320.490.790.500.420.690.700.610.730.68 Al2O318.9013.1815.054.358.4117.905.187.8715.5117.207.8711.8911.81 Fe2O37.234.897.261.853.724.722.533.755.496.364.363.933.89 MnO0.110.060.090.040.040.010.050.080.040.190.060.110.10 MgO2.202.181.980.291.021.611.152.072.530.700.960.910.92 CaO1.300.180.390.100.230.060.392.450.4314.882.4214.8114.70 Na2O1.202.121.790.270.290.090.051.440.730.752.340.080.25 K2O3.702.012.980.831.864.681.051.581.690.380.650.120.14 P2O50.160.110.170.030.120.090.120.120.060.190.130.030.03 LOI1.403.173.622.192.585.272.081.504.443.011.782.552.57 CIA69.3468.7368.5974.0374.2977.0372.7747.9380.2537.4446.7730.3930.16 SiO2/Al2O33.325.394.3520.549.603.6016.679.944.383.219.965.425.46 K2O/Na2O3.080.951.663.076.3854.4919.141.102.320.500.281.560.57 Sc16.0013.3716.564.068.3619.245.334.8412.0418.368.2612.2912.64 V150.089.6118.632.165.3167.349.837.052.4102.452.576.086.2 Cr110.048.550.029.456.8102.557.631.834.9107.856.866.674.5 Co23.002.5911.022.103.604.451.965.3910.916.0010.5211.5912.61 Ni55.0011.4117.799.4822.2932.5419.2915.5811.4322.3622.9620.2722.05 Cu50.0022.3323.9710.1014.5042.458.2410.029.245.358.618.148.93 Zn85.075.374.619.250.9151.677.533.577.429.143.346.650.4 Ga20.0014.9118.195.7712.7327.427.097.8318.0521.338.9415.2517.05 Ge1.601.661.841.481.872.341.431.252.245.411.251.962.03 Rb160.080.7106.741.499.6257.253.046.7108.022.556.48.18.7 Sr200.039.954.711.143.321.514.563.6161.7540.6178.3396.9432.2 Y27.0021.9030.4417.4924.0434.4828.7815.8822.6151.4720.5522.7524.44 Zr210.0132.9170.9303.9288.9174.5931.3150.2215.5194.6484.4251.5248.5 Nb19.008.4210.286.4511.8017.709.927.048.5011.908.9310.2310.82 Cs3.703.214.961.133.2110.041.971.0917.871.5114.020.870.92 Ba5504683601777007972125181003375267153160 La38.0022.7326.2124.9975.8354.0732.0323.7721.4040.8221.9830.2831.64 Ce80.045.653.648.6137.4108.764.346.942.778.344.559.461.8 Pr8.905.666.685.5714.6412.367.445.545.289.055.166.857.18 Nd32.0021.8426.9020.6850.5544.9627.4720.5920.8436.5218.9125.2626.64 Sm5.604.455.823.978.338.045.053.754.228.463.484.284.53 Eu1.100.851.180.771.531.560.870.780.991.320.700.920.97 Gd4.703.925.553.636.767.174.893.384.219.803.423.974.19 Tb0.770.580.870.560.931.060.790.510.651.500.530.610.64 Dy4.403.555.243.204.826.104.782.894.028.623.423.814.04 Ho1.000.741.100.640.911.251.040.600.841.710.750.830.88 Er2.902.223.071.732.443.432.971.612.424.502.182.442.64 Tm0.400.350.460.260.360.530.450.240.390.630.350.400.42 Yb2.802.192.861.552.243.252.901.512.413.862.272.502.64 Lu0.430.350.470.250.350.500.470.240.390.600.380.400.43

(续表1)

注:Eu=EuN/(SmN×GdN)1/2, REE球粒陨石标准化数据引用Masuda.[39], PAAS数据引用McLennan[14]

表2 石碌地区石炭系砂岩样品稀土元素组成和不同构造背景砂岩稀土元素特征[42]

表3 石碌地区石炭系砂岩Sm-Nd同位素组成

注:Nd(t)=[(143Nd/144Nd)S/(143Nd/144Nd)CHUR–1]×10000, 计算方法见文献[43]。亏损地幔模式年龄DM= ln(1+(143Nd/144Nd–0.51315)/ (147Sm/144Nd–0.2137))/0.00000654, 计算方法参文献[44]。二阶段模式年龄DM2(Ma)计算公式DM2=1/0.00000654×ln(143Nd/144Nd– (147Sm/144Nd–0.118)×(exp(0.00654×Age/1000)–1)–0.51315)/(0.118–0.2137)), 其中S代表样品, (143Nd/144Nd)CHUR= 0.512638和(147Sm/144Nd)CHUR= 0.1967, 计算方法参文献[43]。ƒSm/Nd=147Sm/144Nd/0.1967–1, 计算方法参文献[43]

4 讨论

4.1 物源分析

碎屑沉积岩的地球化学特征受到源区、源区风化作用、沉积分选作用、成岩作用和成岩后变质作用影响[10,12,18, 45,46]。碎屑岩的源区岩在沉积之前, 会经历一定程度的风化作用。化学风化指数(CIA)被广泛用于衡量物源风化作用强度[47]。CIA表达式为CIA = Al2O3/(Al2O3+K2O + Na2O +CaO*), 式中氧化物含量均以分子数含量表示, 其中CaO*表示硅酸盐中CaO分子数含量[15]。下石炭统南好组砂岩CIA值大部分介于69~77之间, 其中Y63为48, 显示南好组砂岩经历了中等风化。青天峡组含有少量碳酸盐, 其CIA会明显降低不能真实反映其风化程度。在风化过程中, Cs、Rb和Ba容易被黏土矿物吸附而富集, Na、Ca 和Sr则相对容易流失[44]。风化过程中易风化矿物的分解, 会导致SiO2含量的相对增加。下石炭统南好组砂岩的Rb/Sr、SiO2/Al2O3和K2O/Na2O值分别为0.74～11.95、3.60～20.54和0.96～54.5, 明显高于上石炭统青天峡组Rb/Sr、SiO2/Al2O3和K2O/Na2O值0.02～0.67、3.21～9.96和0.50～2.32。这说明青天峡组砂岩物源的风化程度比南好组砂岩物源的风化程度低。

从图5可以看出, 下石炭统南好组砂岩具有再循环沉积物特征; 上石炭统青天峡组砂岩则以上地壳物质为主, 沉积物再循环物特征不明显。在岩浆系统中, Th和Zr是典型的高度不相容元素, Sc相对Th和Zr有较高相容性, 因此Th/Sc和Zr/Sc值会随着岩浆分异演化程度而增加[14]。在搬运分选过程中, 锆石的密度大而容易富集, 因此Zr/Sc值明显增加, 同时Th/Sc值增长相对较小。南好组砂岩的Th/Sc值分布在0.59～2.38之间, 平均值为1.44, 明显高于上地壳Th/Sc值(大约为1)[15], 具有沉积物再循环特征[10]。其Zr/Sc值最小值为9.94, 最大值为174.89, 显示物源有再循环物质加入。青天峡组砂岩的Th/Sc值分布在0.61～1.07之间, 平均值为0.86, 略低于上地壳Th/Sc值, 其Zr/Sc值分布范围为10.60～58.64, 推测其物源以上地壳岩浆岩石为主。

图5 石碌地区石炭系砂岩Th/Sc-Zr/Sc图解[15]

稀土元素由于其稳定的地球化学特征, 常可用以指示沉积岩的物源特征[14,42]。不同构造环境和物源沉积岩的稀土元素特征[42]与海南岛石炭系砂岩的稀土元素特征见表2中所列。表2显示, 南好组砂岩稀土元素含量相对略高于青天峡组砂岩, 其分布范围为115～307 μg/g, La/Yb和LREE/HREE值分别为10.4～16.6(D12为33.9)和6.1～15.3、Eu值为0.55～0.68, 这些特征与古老克拉通物源性质较为接近。青天峡组砂岩稀土元素含量相对均一, 其La (21.4～40.8 μg/g)、Ce (42.7～78.3 μg/g)、REE (110～206 μg/g)相比于南好组砂岩, 其La/Yb (8.8～12.0)和LREE/HREE值(5.6～8.5)明显偏低, 接近切穿大陆岛弧源区特征, 其Eu值(0.45～0.72)除D54外大部分高于石炭系南好组, 说明物源分异程度相对偏低, 其物源含有切穿的岛弧岩浆岩。

1）符合喘证诊断标准，目前处于稳定期；2）年龄在30～80岁之间，性别不限；3）患者知情同意，可按研究要求坚持检查和治疗及随访。

许多微量元素由于具有稳定的地球化学性质, 为研究源区类型以及构造背景提供了的重要工具[48]。Co/Th-La/Sc图解(图6)[49]能很好地反映出砂岩的物源特征。

图6显示, 下石炭统南好组砂岩的分布范围比较大, 具有明显低于上地壳的Co/Th值, 主要位于长英质火山岩-花岗岩这一区域内, 显示其物源是分异良好的上地壳物质或这些物质经过多次循环为主。上石炭统青天峡组砂岩分布范围向安山质和玄武质物源区域移动, Co/Th值分布在上地壳1.27左右范围, 在长英质火山岩和安山岩之间的区域, 说明岛弧物质增加。以上说明, 从下石炭统南好组砂岩到上石炭统青天峡组砂岩, 再循环组分的逐渐减少、安山质/玄武质火山岩物质逐渐增加。

钕同位素不但可以反映物源组分还可以反映物源年龄, 因此可以更好反映物源组成[15]。钕同位素结合微量元素可为研究沉积岩潜在的源区提供有力工具。从图7a可以发现, 下石炭统南好组砂岩因具有较高的Th/Sc值和较低Nd值, 分布范围相对较大, 其物源范围介于上地壳物质和安山质岩石之间, 更靠近古老上地壳物质。上石炭统青天峡组砂岩Th/Sc比值小于南好组,Nd值相对较大, 这反映其物源中年轻岛弧物质有增加的趋势。因此, 下石炭统南好组砂岩物源以上地壳物质再循环为主, 上石炭统青天峡组砂岩物源含有更多岛弧岩石。从ƒSm/Nd-Nd图上也可得出类似的结论(图7b), 南好组砂岩分布更靠近上地壳物质, 青天峡组分布在古老上地壳物质和年轻岛弧物质之间。这说明随着时间推移其Nd值逐渐增大反映物源年轻组分增加, 而Th/Sc值变小和ƒSm/Nd值逐渐增大则说明源区有分异程度较低的物质加入。

图6 石碌地区石炭系砂岩Co/Th-La/Sc源区判别图解 (据Condie[49])

图7 石碌地区石炭系砂岩eNd-Th/Sc源区判别图解(a)和ƒSm/Nd-eNd源区判别图解(b)(据McLennan et al.[15])

Fig.7Nd-Th/Sc provenance discrimination diagram of the Carboniferous sandstones in the Shilu region (a) ƒSm/NdNdprovenance discrimination diagram of the Late Paleozoic sandstones in the Shilu region (b) (after McLennan.[15])

南好组DM(330Ma)亏损地幔段模式年龄分布范围为1339~1937 Ma; 青天峡组砂岩DM(310Ma) 亏损地幔模式年龄分布在1136~1651 Ma范围内, 显示一个更为年轻的模式年龄。南好组和青天峡组模式年龄DM()都明显大于其成岩年龄, 其模式年龄具有明显的降低趋势, 这说明青天峡组源区有年轻的岛弧物质加入。综上所述, 下石炭统南好组碎屑岩的物源以古老上地壳再循环物质为主, 上石炭统青天峡组碎屑岩物源以岛弧岩浆岩物质为主, 可能含有一定比例的古老上地壳再循环物质。

4.2 构造背景分析

Ti/Zr-La/Sc图解(图8a)表明, 上石炭统青天峡组砂岩样品分布在大陆岛弧范围, 下石炭统南好组砂岩分布区域较广。Th-Sc-Zr/10图解进一步表明(图8b), 下石炭统南好组砂岩样品落在被动大陆边缘和大陆岛弧环境, 上石炭统青天峡组砂岩落在大陆岛弧环境。Bhatia[10]提出可以用稀土元素的分布特征, 如REE含量、LREE/HREE值和Eu值等[42], 来识别构造环境。从表2可以发现, 下石炭统南好组砂岩的稀土元素特征显示其沉积的构造背景更接近被动大陆边缘。上石炭统青天峡组砂岩的REE含量、La/Yb和LREE/HREE值具有与大陆岛弧相类似的特征。这说明从早石炭世到晚石炭世, 海南岛五指山地区处于被动大陆边缘向大陆岛弧转变的环境。由于两套地层之间连续沉积, 反映其沉积环境的逐渐变化。在早石炭世, 被动大陆边缘环境占据主导地位, 到晚石炭世则处于大陆岛弧沉积环境。

根据盆地的沉积基底的属性不同, 前人将大地构造背景划分为大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘[10]。每种大陆构造环境又包括若干个具体的盆地类型, 如大陆岛弧构造环境包括了拆离背景下弧间盆地、弧后盆地、弧前盆地、减薄陆壳上裂谷盆地和靠近大陆一侧的弧后盆地[9]等。前人研究表明在晚古生代末期, 海南岛受到古特提斯洋俯冲的影响: 海南岛屯昌晨星和昌江邦溪地区的上古生界地层中变质基性岩, 其Sm-Nd等时线年龄为(333±12) Ma, 具有MORB地球化学特征, 很可能古特提斯洋的残片[5,50]。因此邦溪-晨星很可能是华夏板块和印支板块缝合带, 属于金沙江-双沟- Song Ma缝合带的延伸[50,51]。古地磁研究显示晚古生代时期海南岛南部(新州-文昌断裂以南)可能属于印支-南海板块[52]。海南岛邦溪基岩地球化学特征和年代学研究表明, 在270 Ma海南岛经历了古特提斯洋闭合的影响[28]。琼中海西期钾玄质侵入岩研究表明, 在272 Ma, 海南岛受到华南板块向印支-南海板块俯冲的影响[53]。以上证据均表明, 在晚古生代, 海南岛处于俯冲消减的构造环境。而本文的数据表明上石炭统青天峡组具有大陆岛弧环境沉积特征, 结合上述研究, 上石炭统青天峡组很可能沉积在靠近大陆一侧的弧后伸展盆地环境。综上所述, 在石炭纪海南岛处于被动大陆边缘向大陆岛弧环境转换的环境, 这与印支板块向华南板块的俯冲和古特提斯洋的消减事件相吻合。由此可以推测, 在早石炭世(330 Ma), 海南岛石碌地区处于被动大陆边缘沉积环境, 下石炭统沉积物物源以上地壳物质再循环为主, 此时华南板块和印支板块以古特提斯洋相隔; 在晚石炭世(310 Ma), 古特提斯洋开始俯冲消减, 海南岛处于大陆一侧弧后盆地, 离火山弧较远, 属于大陆岛弧环境, 上石炭统青天峡组沉积于弧后伸展环境下的弧后盆地, 其物源含有大量岛弧火山岩物质, 也可能有部分上地壳物质的加入。

图8 石碌地区石炭系砂岩的Ti/Zr-La/Sc (a)和Th-Sc-Zr/10 (b)构造判别图解(底图据Bhatia et al. [10])

A‒大洋岛弧; B‒大陆岛弧; C‒活动大陆边缘; D‒被动大陆边缘

A‒ocean island arc; B‒continental island arc; C‒active continental margin; D‒passive continental margin

5 结论

(1) 海南岛西部石碌地区的下石炭统南好组砂岩具有相对较高的成熟度和中等的风化程度。上石炭统青天峡组砂岩相对下石炭统南好组砂岩具有较低的SiO2/Al2O3、K2O/Na2O、Rb/Sr值, 显示较低的成熟度和风化程度。

(2) 下石炭统南好组砂岩具有较高且较分散的Th/Sc值, 结合REE特征、Co/Th-La/Sc图解和Nd-Th/Sc图解等, 推测其物源以上地壳物质再循环为主。相比之下, 石炭统青天峡组砂岩的物源含有大量大陆岛弧物质。

(3) 从钕同位素特征可以发现, 南好组砂岩的Nd值分布在‒12.37 ~ ‒3.07, 模式年龄分布在1339~ 1937 Ma之间, 青天峡组砂岩Nd(310Ma)值和模式年龄分别在‒8.35 ~ ‒0.35和1136~1651 Ma之间。青天峡组砂岩的物源相对更为年轻。

(4) 下石炭统南好组沉积于被动大陆边缘环境, 上石炭统青天峡组砂岩沉积于大陆岛弧环境。自早石炭世到晚石炭世, 海南岛石碌地区处于由被动大陆边缘环境向大陆岛弧环境转换的过程。

(5) 结合前人对晚古生代海南岛构造环境的研究, 笔者认为上石炭统青天峡组砂岩沉积的大陆岛弧环境形成于大陆俯冲产生的弧后盆地。这一构造背景与印支板块向华南板块俯冲和古特提斯洋消减构造事件相吻合。海南岛石炭纪构造演化为华南的构造演化提供佐证。

感谢两位匿名审稿专家和编辑老师对本文提出的宝贵意见！野外地质工作得到海南省资源环境勘查院的支持, 在此一并表示感谢。

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Nd isotopic and geochemical constraints on the provenances and tectonic settings of the Carboniferous sandstones in western Hainan Province, South China

YU Liang-liang1, 2, XU De-ru1*, WANG Zhi-lin3, WU Chuan-jun1, 2and HOU Mao-zhou1, 2

1. Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China;2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. MOE Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals, School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China

Geochemical compositions and Sm-Nd isotopic characteristics can effectively identify the provenances and tectonic settings of clastic sedimentary rocks. This paper focuses itself on two Carboniferous successions, i.e., the Lower Carboniferous Nanhao Formation and the Upper Carboniferous Qingtianxia Formation in the Shilu region, western Hainan Province, South China. Major and trace element compositions and Sm-Nd isotopic compositions were analyzed for 12 sandstone samples from the Nanhao Formation (7) and the Qingtianxia Formation (5) in order to investigate their provenance and tectonic environment, and to provide constraints on the tectonic evolution of the Hainan Island during the Carboniferous period. The analytical results show that the sandstones of different ages have the characteristics similar to those of the post-Archean Australia Average Shale (PAAS) in major and trace element compositions. In the chondrite-normalized REE patterns, both Nanhao and Qingtianxia groups are enriched in LRRE and depleted in HRRE. The La/Yb ratios of the Nanhao and Qingtianxia groups are 9.17~16.65 (D12=33.9) and 8.88~12.10, and theEu ratios are 0.54~0.66 and 0.45~0.72, respectively. The Nd isotope data show that theNd(310Ma)values andDMages of the Nanhao Group sandstones range from ‒12.37 to ‒3.07 (averaging ‒8.86) and from 1339 Ma to 1947 Ma. TheNd(310Ma)values andDMages of the Qingtianxia Formation sandstones range from ‒8.35 to ‒0.35 (averaging ‒5.15) and from 1136 Ma to 1651 Ma. Most of the Nanhao Formation sandstones have higher Th/Sc ratios (> 1.0), showing the recycling provenance of the main upper continental crust. In comparison with the Nanhao sandstone samples, the Qingtianxia Formation sandstones have lower Th/Sc ratios ranging from 0.61 to 1.07 (averaging 0.86), suggesting that a larger proportion of arc materials was inputted into the provenance. The Co/Th-La/Sc andNd-Th/Sc plots also reveal that the provenances for the Nanhao Formation sandstones were dominated by old upper continental crust components, and the provenances for the Qingtianxia Formation were dominated by younger arc materials. The Ti/Zr-La/Sc and Th-Sc-Zr/10 plots further reflect that the Nanhao Formation sandstones were deposited on the passive continental margin and the Qingtianxia Formation sandstones were deposited in a continental island arc. In combination with the results of former studies, the Qingtianxia Formation sandstones were likely deposited in a back-arc basin setting closer to a continental margin. The Hainan Island most likely underwent a tectonic transformation from a passive margin setting to a continental island arc setting during the Carboniferous period. This transformation might be the result of subduction of the Paleo-Tethys ocean to the South China continent.

carboniferous; geochemistry; Sm-Nd isotopic characteristics; provenance; Hainan Island

P595; P597

0379-1726(2016)03-0235-14

2015-10-16;

2015-12-29;

2016-01-28

中国地质调查局老矿山深部和外围找矿计划项目(1212011220711)

于亮亮(1983–), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。E-mail: shushengbeibei@136.com

XU De-ru, E-mail: xuderu@gig.ac.cn; Tel: +86-20-85292713