新疆达尔布特蛇绿混杂岩带硅质岩地球化学及沉积环境

张丽敏,李永军,向坤鹏,孙勇,王军年

(1.长安大学地球科学与资源学院，西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室，陕西 西安　710054；2.新疆地质矿产勘查开发局地质七队，新疆 乌苏　833000)



新疆达尔布特蛇绿混杂岩带硅质岩地球化学及沉积环境

张丽敏1,李永军1,向坤鹏1,孙勇1,王军年2

(1.长安大学地球科学与资源学院，西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室，陕西 西安710054；2.新疆地质矿产勘查开发局地质七队，新疆 乌苏833000)

摘要：西准噶尔达尔布特晚古生代硅质岩一般呈薄层状覆盖在蛇绿岩之上，为探讨其物源和沉积环境，对达尔布特多条蛇绿混杂岩剖面中的硅质岩进行了岩相学和地球化学研究，结果表明其要为紫红色和灰白色，主要由微晶自生石英和隐晶组成，可分为生物化学成因硅质岩和有火山凝灰质加入的硅质岩两类，可能部分样品存在二者之间的过渡。前者以高Si、Fe，低Al、Ti等为特征，且稀土总量低，部分样品Ce负异常明显，部分有微弱正异常，微量元素含量也很低；后者一般以高Si、Al、Ti，低Fe等为特征，具酸性火山物质加入趋势。综合认为，该区硅质岩产于边缘洋盆环境而非大洋环境。这与前人关于达尔布特蛇绿岩形成于SSZ构造环境的观点是一致的，具有重要的构造环境指示意义。

关键词：硅质岩；地球化学；边缘洋盆；达尔布特；西准噶尔

西准噶尔构造带是中亚古生代俯冲-增生复合造山带主要组成部分(肖序常等，1992, WANG et al., 2003, 何国琦，2004, XIAO, et al., 2004, 李锦轶等，2006, 何国琦等，2006, 朱永峰等，2007, 肖序常著，2010)，发育多条蛇绿(混杂)岩带，达尔布特蛇绿(混杂)岩带即是其中之一。该蛇绿岩带中辉长岩Sm-Nd年龄为(395±12) Ma(张弛等，1992)，锆石U-Pb年龄为(391.1±6.8)Ma(辜平阳等，2009)，确定为中泥盆世，蛇绿岩上覆硅质岩中产放射虫化石，主要有Tetrentaetiniac.，barysphaeraForeman，Cenosphaerasp.，Heliodicoussp.，Conodisoussp.等，时代鉴定为中泥盆世(霍有光等，1990, 肖序常等，1992)。前人对该带中蛇绿岩岩石组合与形成环境进行过详细探讨(师占义等，1982, 王懿圣等，1982, FENG, et al., 1989, 曹荣龙，1994)，对其形成环境的认识主要有：弧后盆地或边缘海盆(新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993)、弧后盆地(张弛，1992； 何国琦，2004)、大洋环境(霍有光，1985； 雷敏等，2008)、弧后盆地或大陆边缘洋扩张脊(姜勇等，2003)、消减带之上的弧后盆地环境(SSZ型)(辜平阳等，2011)。可见，有关西准噶尔蛇绿岩的形成环境尚存争议。

在扩张脊熔岩喷发作用区与其有成因演化关系的化学、生物化学、生物碎屑和通常所说的远洋沉积物，如充填在蛇绿岩质熔岩枕间的碧玉硅质岩、钙质岩、带状燧石、铁锰质岩、赭土、或间含洋底软泥, 盖在蛇绿岩熔岩上的薄层远洋沉积岩、放射虫硅质岩与蛇绿岩演化有亲缘关系，既有利于确定蛇绿岩成因、产出环境，有关化石又有助于判定蛇绿岩形成年代上限(周国庆，2008)。硅质岩在成岩后一般具有较强抗后期改造能力，能比较好的保存其形成时的物质组成和沉积环境信息，因而受到国内外诸多学者的青睐，其沉积地球化学的研究已有较好进展(PIPER, 1974, SUGISAKI, et al., 1982, 吉磊，1992, MURRAY, et al., 1992a, MURRAY, et al., 1992b,MURRAY, 1994, 盛吉虎等，1996, 杨建民等，1999, 杨守业等，1999, 丁振举等，2000, 崔春龙，2001, 张振芳等，2001, 林继军等，2011)。

研究区内广泛发育晚古生代硅质岩，其主要呈NEE向带状展布，产在蛇绿岩套上部(图1)。对于古准噶尔洋盆周缘来说，仅有少量硅质岩的地球化学研究(霍有光，1990, 杨品荣等，2007)，因而对该区古洋盆沉积环境的推论有一定的不确定性。研究区以往研究主要依据岩石组合与蛇绿岩中玄武质岩石的地球化学研究来探讨构造环境，较少利用硅质岩进行研究。笔者曾对西准噶尔玛依勒蛇绿混杂岩带进行过相关研究，取得了较好效果(张丽敏等，2014)。因而，达尔布特蛇绿混杂岩带的古板块构造格局和沉积环境等尚需利用多种方法进一步探讨。

笔者主要针对达尔布特蛇绿混杂岩带多条剖面的蛇绿岩上覆硅质岩进行详细的野外地质、岩石组合、岩石学特征、主微量元素地球化学的研究，从而探讨硅质岩的成因类型和沉积环境，为恢复西准噶尔古洋盆构造格局提供依据。

1区域地质概况

研究区地处西准噶尔地体的晚古生代西克拉玛依构造单元，该构造单元西北部为托里晚古生代构造单元，东部与准噶尔中央地块相邻，西南角与早古生代唐巴勒、玛依勒构造单元相邻，增生前的古准噶尔洋构造演化和增生后的大规模中酸性岩浆作用以及走滑伸展作用是形成该地区地质构造格局的主宰事件(新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993； 韩宝福等，2006； CHOULET, et al., 2012)。北东向展布的达尔布特蛇绿岩带代表了古准噶尔洋消减闭合的岩石圈残片，达尔布特构造带两侧均发育石炭纪细碎屑岩沉积地层，与之平行展布的白碱滩蛇绿混杂岩位于西克拉玛依构造单元中石炭纪细碎屑岩东缘，并被三叠纪以来的陆相地层所超覆(图1)(新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993)。

达尔布特蛇绿岩位于克拉玛依市以北的扎依尔山区，东起木哈塔依，向南西方向延伸至坎土拜克越过达尔布特河分布在河谷南侧，经库朗库朵克转向西至苏鲁乔克而被阿克巴期套花岗岩体所截断，展布方向由东西向转为近南北向，全长约70km，宽一般为2～9km(王懿圣，1982； 冯益民，1989)，带内各岩块多以断裂为界混杂堆叠，但蛇绿岩的各组成单元出露仍较为齐全。出露面积最广，最有代表性的当属萨尔托海、苏鲁乔克和阿克巴斯套等剖面(图1)。该蛇绿岩主要岩性有蛇纹岩、堆晶辉长岩、块状辉长岩、辉绿岩、块状玄武岩及枕状玄武岩、硅质岩(图1)等，局地见斜长花岗岩侵入其间。

受后期构造破坏，岩石变质变形强烈，普遍纤闪石化、强蚀变碎裂岩化、糜棱岩化，因而区域上该蛇绿混杂岩带表现为网节状构造，露头尺度常见到北东向展布的透镜状块体，而硅质岩岩块是主要的组成部分之一。

1.晚二叠世库吉尔台组；2. 早二叠世佳木河组；3. 早二叠世白杨河组；4. 晚石炭世哈拉阿拉特山组；5. 晚石炭世成吉思汗山组；6. 早石炭世包古图组；7. 早石炭世希贝库拉斯组；8. 奥陶—志留系；9. A型花岗岩(308～296Ma)；10. 高镁闪长岩、埃达克型和I型花岗岩(308～322 Ma)；11. 中基性岩脉；12. 蛇绿混杂岩带；13. 断层图1　新缰达尔布特蛇绿岩带分布略图[(a)据CHOULET, et al., 2012;(b)据新疆地矿局，1993]Fig.1　Map showing distribution of ophiolitic mélange zone in Darbute, West Junggar, Xinjiang Figure

2样品位置及描述

用于硅质岩地球化学研究的样品采自达尔布特蛇绿混杂岩带多个剖面硅质岩层位，包括剖面P102、P201、P203和P 207。除了样品P102Y2-1和P203Y22-1产于蛇绿岩中玄武岩夹层中，其余样品均属于蛇绿混杂岩中的构造岩块，常呈构造透镜体产出(图2)。

所有样品的岩石学名称和镜下定名列于表1。部分样品受后期构造作用发育碎裂岩化和不规则网状微裂隙，裂隙中充填有少量碳酸盐、微粒石英和尘点状铁质及钠长石。硅质岩色泽鲜艳醒目，呈红、灰、灰白、紫、褐等多种颜色，层状或厚层块状，多和超基性岩、基性火山岩共生、互层或混杂产出，部分含放射虫化石。

图2　达尔布特蛇绿混杂岩带中不同颜色的硅质岩宏观露头照片Fig.2　The chert outcrops of the different color from the Darbut phiolitic mélange zone

样品号岩石名称岩 相 学 特 征P102Y2-1紫红色碧玉岩隐晶结构。隐晶质:97%;铁质:2%;绿泥石:少量P102Y3-3紫红色碧玉岩微粒结构。微晶石英:95%,粒径<0.2～0.01mm;铁质:5%P201Y5-29紫红色放射虫硅质岩微粒结构。石英:97%,微粒状,粒径<0.03mm,结构均匀。铁质:少量P201Y5-33紫红色硅质岩隐晶结构。隐晶质:97%;铁质:2%;绿泥石:少量P201Q5-32紫红色硅质岩微粒结构。石英:96%,微粒状,粒径<0.03mm,结构均匀。铁质:少量P201Y8-7紫红色硅质岩微粒结构。石英:96%,微粒状,粒径<0.03mm,结构均匀。铁质:少量P203Y9-1紫红色硅质岩微粒结构。霏细-微粒状石英:95%,粒径<0.02mm。阳起石:5%,次生针柱状、毛发状,少数呈放射状集合体。铁质:少量P203Y18-1浅灰色硅质岩微粒结构,石英:97%,微粒状,粒径<0.03mm,结构均匀。阳起石:3%,次生针柱状、毛发状,少数呈放射状集合体P203Y22-1紫红-灰色硅质岩微粒结构,石英:85%,粒径<0.03mm,分布均匀。阳起石:10%,次生针柱状、毛发状,少数呈放射状集合体,分布不均。褐铁矿:5%,与阳起石相间不均匀分布。磁铁矿少量P207Y20-1褐红色碎裂硅质岩隐晶结构。石英:96%,粒径<0.02mm,分布较均匀。铁质:2%,呈尘点状分布。阳起石:2%,多呈针柱状集合体分布,偶呈他形柱状,粒径0.2～0.1mm

3分析方法

所选样品均除去了岩石表面的风化层，用粉碎机将野外采集的岩石样品进行粗碎，挑选新鲜颗粒并用蒸馏水清洗去污，最后置于球磨机中磨碎至200目以上，干燥保存。化学前处理和测试在国土资源部乌鲁木齐矿产资源监督检测中心完成。主量元素使用X荧光光谱(XRF)专门测定，分析精度小于2%，微量元素和稀土元素使用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)测试，其分析精度为1%～3%。

在数据分析中, 稀土元素标准化同时采用北美页岩和球粒陨石两种标准化处理方法。

4地球化学分析结果

4.1主要元素特征

研究区硅质岩的主要元素含量见表2。所有样品均新鲜，绝大多数烧失量小于2%，仅个别样品可能由于自生碳酸盐的影响较高，为4%左右，因而样品化学成分代表了原岩的特征。除了样品P102Y2/1，其余样品SiO2含量高，平均达87.34%，根据这些样品的A12O3含量，可分为两组：第一组以低铁高铝为特征，包括P207Y20/1、P203Y9/1、P203Y18/1和P203Y22/1 这4个样品。第二组以高铁低铝为特征，包括P201Y5/29、P201Y5/32、P201Y5/33、P201Y8/7、P102Y2/1和P102Y3/3，这组样品与前人报道的萨尔托海蛇绿岩上覆硅质岩样品(霍有光，1987)类似。此外，第一组样品中全碱含量相对较高，为1.1%～2.3%；而第二组样品相对较低，为0.1%～0.6%。除了P203Y22/1、P201Y8/7和P102Y2/1这3个样品MnO含量介于0.52%至0.67%之外，其余样品MnO含量低至0.03%～0.10%。所有样品MgO含量均较低，为0.44%～1.49%，TiO2和P2O5含量均更低，分别为0.02%～0.44%和0.03%～0.20%。

样品P102Y2/1与其他样品有明显不同，其SiO2含量低至71.4%，而A12O3含量高达7.18%，同时全铁和MnO含量也很高，分别为5.24%和0.67%，其CaO含量也高达8.94%，TiO2高达0.44%，因而明显区别于其他样品。

表2　达尔布特蛇绿混杂岩带硅质岩主要元素特征(%)

注：其中萨尔托海蛇绿岩上覆紫红色放射虫硅质岩样品引自霍有光，1990。LOI：烧失量；TFe2O3：全铁；FeO：湿化学法测定。

4.2稀土和微量元素特征

研究区硅质岩的稀土和微量元素含量见表3。样品的稀土和微量元素含量普遍较低，与克拉克值相比，多呈亏损状态，尤其是Nb、Ta、Zr、Hf、Th、HREE、Th、Ce等高场强元素亏损幅度非常明显，大多数样品仅为克拉克值的约10%～20%，而Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn等过渡族元素的亏损幅度偏小，一般约为克拉克值的约50%，部分低至克拉克值的20%。值得指出的是，样品P201Y8/7的Pb、Th、U含量均较高，其Mn含量也略高，表明其有较高的重金属元素含量。

表3　达尔布特蛇绿混杂岩带硅质岩微量元素特征(10-6)

稀土元素总量(∑REE)很低，为14.38×10-6～44.89×10-6。球粒陨石标准化稀土配分曲线为一右倾曲线，轻稀土相对重稀土明显富集(图3a)。Eu表现为微弱的负异常，Eu/Eu*值为0.7～0.9。CeCN变化较大，样品P201Y5/33具有明显的Ce负异常(Ce/Ce*值为0.11)，而另两个样品Ce负异常不明显甚至表现为弱正异常(Ce/Ce*值为0.55、1.71)。北美页岩(NASC)标准化后稀土配分曲线表现为左倾的曲线(图3b)，有Ce的负异常，Eu/Eu*值为1.0～1.4，Ce异常波动亦较大，P201Y5/33具有明显的Ce负异常(Ce/Ce*值为0.10)，而另两个样品Ce负异常不明显甚至表现为弱正异常(Ce/Ce*值为0.53、1.64)。两种标准化得出同样的结果，证明结果具有一定的可靠性。

5讨论

5.1硅质岩的成因类型

硅质岩是一类典型的内源沉积岩，其成因具有明显的多样性，包括化学作用、生物和生物化学作用及某些火山作用、热水作用等成因类型。由于不同成因的硅质岩在成岩物质来源、成岩环境及成岩物理化学条件等方面的显著差异，其岩石化学成分必然有所不同，这是利用岩石化学方法研究硅质岩成因的物质及理论基础(杨建民，1999)。一般认为，那些缺乏生物而与碳酸岩“势不两立”的层状硅质岩用热水沉积的模式去解释可能更客观(杨建民，1999)，这种硅质岩既可以产于大洋盆地也可产于陆相湖盆。由生物及生物化学作用形成的硅质岩，如硅藻土、放射虫岩、海绵岩、蛋白土等，其成岩温度较低，成岩环境相对稳定，成岩物质主要来自地表，可能伴生外生沉积矿产。由火山或热水作用形成的硅质岩，如碧玉岩、燧石岩、硅华等，其成岩温度较高、成岩环境的构造活动显著，成岩物质主要来自深部，可能伴生内生热水沉积矿产。因此，判断硅质岩的成因类型具有重要的地质意义。对于西准噶尔达尔布特蛇绿混杂岩带中的硅质岩，可以通过其产状、色调、化石组合、矿物组成和地球化学成分等综合判别其成因类型。

硅质岩尽管主要以SiO2为主，但其中的氧化物因成因不同而有明显差异。K在陆壳中富集，而Ti不易形成碳水化合物，难以被生物吸收利用，因而在生物体中贫Ti。因此，一般生物成因的硅质岩表现出高SiO2、Fe2O3，低Al2O3、TiO2、FeO、MgO、K2O和Na2O的岩石化学特征；而典型的海相火山沉积硅铁建造以低K2O、P2O5，高TiO2为特征；海相热水沉积硅质岩一般以高SiO2、TiO2而低Al2O3、P2O5为特征，热水沉积的硅质岩还具有高Si低Al的特点(杨建民，1999)。因此，利用氧化物比值可以有效判断沉积物的成因类型。

(a)球粒陨石标准化;(b)北美页岩标准化图3　达尔布特蛇绿岩上覆硅质岩的稀土元素配分曲线图Fig.3　REE distributionpatterns of cherts from Darbut ophiolite profile in Southern Jungger

根据前述主要元素特征，样品P102Y2/1低Si，高Al、Fe、Mn、Ca和Ti等，在图4上显然区别于其他所有样品，可能有较多的凝灰质加入，其在地质产状上呈夹层状产出于玄武熔岩中，暗示其可能属于海相火山沉积硅铁建造。除了该样品之外，研究区其余的硅质岩样品分可为两组，高铁低铝组硅质岩包括6个样品；低铁高铝组硅质岩包括4个样品。

在SiO2-Al2O3图解(图4a)上，总体样品呈反相关分布，向Al2O3增加的方向可能反映了火山凝灰质增加的趋势，图中生物成因范围和火山凝灰质范围引自杨建民，1999。根据这种线性关系得出的SiO2/Al2O3值集中分布在两个端元：生物成因者该比值为35.18～59.31，而火山凝灰质含量增多的一组样品比值为9.94～25.53。

在TiO2-Al2O3图解(图4b)上，火成成因硅质岩分布于图的右上部，生物成因者位于图的左下部，中间为过渡区(杨建民，1999)。研究区样品的TiO2和Al2O3含量呈正相关关系，前述的生物成因样品和P203Y18-1样品同样落入了生物成因区。在一般火山岩中，Al主要富集在长石中，而Ti则主要富集在铁镁质矿物中(如橄榄石、辉石、角闪石、黑云母、钛铁矿)(HAYASHI, et al., 1997)。因此，火山岩的Al2O3/TiO2值一般伴随着SiO2含量的增加而增大(SUGITANI, et al., 1996,HAYASHI, 1997)，如基性火山岩的Al2O3/TiO2值为3～14(CONDIE, 1993,SUGITANI, 1996, GIRTY, et al., 1996,HAYASHI, 1997)，低于酸性火山岩的Al2O3/TiO2值(21～70)(HAYASHI, 1997)。对于沉积岩来说，Al2O3/TiO2值受风化作用沉积搬运沉积作用及成岩作用的影响很小(SUGITANI, 1996, HAYASHI, 1997)，显生宙细粒沉积岩和海相沉积岩的Al2O3和TiO2含量在大多数情况下显示正相关性，其Al2O3/TiO2值为20～30(SUGITANI, 1996)，当沉积岩中混入一些基性或酸性火山碎屑时，该比值会发生明显变化。因此，Al2O3/TiO2值是识别凝灰岩的良好指标。西准噶尔地区硅质岩的Al2O3/TiO2值多高于20，从低Al低Ti向着高Al高Ti变化，这种变化可能指示了硅质岩中酸性火山凝灰质增加的趋势。

在Al2O3-(Na2O+K2O)图上，除了样品P102Y2/1之外，达尔布特硅质岩呈线性分布(图4c)，生物成因硅质岩具有低铝低碱的特征(杨建民，1999)。

MgO-SiO2图解(图4d)和(Na2O+K2O)-SiO2图解(图4e)上，生物成因硅质岩位于高SiO2、低MgO(<1%)和低碱的区域，随着凝灰质的增加，样品呈分散分布趋势，仅有少数样品如P201Y5/29不太一致。

(a).SiO2- Al2O3；(b).TiO2-Al2O3；(c).(Na2O+K2O)-Al2O3；(d).(Na2O+K2O)- SiO2；(e).MgO-SiO2；(f).CaO- LOI；(g).TFe2O3- MgO- K2O；(h).SiO2- Al2O3×10-( Fe2O3+MnO)×10；(i).Al-Fe-Mn图4　达尔布特蛇绿岩上覆硅质岩的主要元素协变图解Fig.4　Major oxides of the cherts from the Darbut phiolitic mélange zone

在CaO-LOI(烧失量)图解(图4f)上，尽管烧失量很低，但CaO与烧失量仍呈正相关关系，表明烧失量与样品中的碳酸盐有关，这种碳酸盐可能是硅质岩微细裂隙中后期充填的。P102Y2/1的CaO和烧失量尽管也较高，但偏离了样品整体趋势，可能是自生碳酸盐导致的。

利用三角图也可以清晰的反映硅质岩的成因类型，在Al-Fe-Mn(图4i)和Fe2O3-MgO- K2O(图4g)三元图(IIJIMA, et al., 1983)中，生物成因硅质岩趋于远离MgO、K2O端而靠近Fe2O3端分布，火成成因硅质岩则呈远离K2O端的散点分布。

在SiO2-Al2O3×10-(Fe2O3+MnO)×10(图4h)三元图解(IIJIMA, et al., 1983)上，生物成因硅质岩分布于远离Al2O3×10端元而靠近SiO2-(Fe2O3+MnO)×10边偏SiO2端元一侧，随着火山物质增加，样品则远离(Fe2O3+MnO)×10端而靠SiO2-Al2O3×10边分布。在Al-Fe-Mn图解(BOSTRöM, et al., 1969, ADACHI, et al., 1986)上，样品仅有部分落入了非热液成因区，大多数由于较高的Al值而更靠近Al端元，部分样品由于Mn含量偏高而分布在Al-Mn一侧，这证实了所有样品均非热液成因。

Fe2O3/FeO值也可以指示样品的成因类型，上述图解中判别为生物成因的样品的Fe2O3/FeO值一般较高，多为2.39～14.48，而非生物成因的样品一般为0.04～0.53，部分偏差可能缘于Fe为变价元素，在后期变质过程中发生了迁移。

Fe/Ti和(Fe+Mn)/Ti值可以指示硅质岩的成因类型，因为现代海水沉积区的Fe和Mn含量较高，两者常紧密相伴，Fe，Mn之间表现为明显的正相关关系，相反，正常沉积物的Fe和Mn是分离的，现代热水沉积物和古代类似沉积物的研究揭示：一般热水沉积物的Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti值分别大于20～20(±5)(BOSTROM, 1983)，达尔布特大多数硅质岩样品Fe/Ti为0.8～13.2(表4)，而(Fe+Mn)/Ti值为1.3～17.8(表4)，仅有少量样品超出这个范围，暗示研究区硅质岩均非热水沉积成因。

Al/(Al+Fe+Mn)值也是衡量沉积岩热液组分含量的标志，该比值随着远离扩张中心距离的增加而增大，这是因为硅质岩中的Fe+Mn的富集主要与热液的参与有关，而Al、Ti的富集则主要与陆源物质的输入有关(ADACHI, 1986)。研究表明，Al/(Al+Fe+Mn)值由纯热液成因的0.01到纯生物成因的0.6之间变化。研究区硅质岩的多数超过了0.35，多为0.5～0.9(表4)，也揭示其非热液成因。

表4　达尔布特蛇绿混杂岩带中硅质岩的特征比值

达尔布特硅质岩样品的Na2O含量普遍高于K2O，与海底热泉成因硅质岩也明显不同(MURRAY, 1994)。

研究区硅质岩一个样品的Ce负异常(Ce/Ce*)非常明显，而另两个样品显示弱负异常甚至正异常，可能与其Mn、Pb等重金属沉积有关。这是因为在氧化环境下，海水中的Ce3+可以被氧化为溶解度较小的Ce4+，Ce4+能与Mn4+进行类质同象替换而进入水成铁锰氧化物晶格，这种迁移会造成海水的Ce负异常和铁锰矿物的Ce正异常(HEKINIAN, et al., 1993)。

综上所述，本区硅质岩可分为两组：一组属于生物成因；另一组受到了酸性火山凝灰质的影响，为生物成因向火山成因过渡的成因类型。

5.2达尔布特硅质岩的沉积环境

不同成因类型可能与特定的沉积环境有一定的关系，但不是一一对应的，例如，热水沉积硅质岩既可以是海相的，也可以是陆相的。产于造山带中的放射虫硅质岩也具有类似的情况，例如，日本岛分布广泛的三叠系层状放射虫燧石属于生物成因类型的，但与蛇绿岩无关，而与碎屑岩有关，且并非产于大洋环境而更可能产于边缘盆地(SUGISAKI, 1982)。因而生物成因的放射虫硅质岩也不一定指示其形成在远洋沉积环境。因此，虽然有关造山带中层状放射虫燧石的成因已进行了广泛的讨论，但其沉积环境由于多样性的缘故却仍然知之甚少，因此需要进一步探讨。

大量国内外不同地质时代的放射虫硅质岩研究表明，硅质岩地球化学特征是判别其沉积构造背景的很好标志(YAMAMOTO, 1987, MURRAY, 1994, 王东安等，1995, 崔春龙，2001)，其中较为成功的是利用Ce和Eu的异常进行沉积环境的判别。稀土元素在海水中停留的时间很短，只有40a左右(Ce为80a )(MURRAY, 1992)，Ce在不同海洋沉积环境中亏损程度不同(MURRAY, 1992, 丁林等，1995)：大陆边缘沉积的硅质岩Ce/Ce*在0.67～1.35变化，轻重稀土没有分异；深海平原硅质岩Ce/Ce*在0.50～0.76变化，有明显的轻稀土亏损；洋脊及两翼硅质岩的Ce/Ce*在0.2 ～0.38变化，轻稀土亏损明显(MURRAY, 1992a, MURRAY, 1992b)。笔者所测样品硅质岩的Ce/Ce*为0.11、0.53和1.64，明显的负异常可能表明该硅质岩产于洋盆环境；对于微弱的负异常和正异常的样品，笔者认为其很可能与铁锰结核有关，因为Ce可以同Fe2+的絮状氢氧化物直接结合于结核中(林继军，2011)，恰好这两组样品的Fe、Mn含量也高。此类异常的同时出现可能表明它们形成于还原环境占优势的海洋盆地内的局部弱氧化环境中。

经北美页岩平均值标准化的硅质岩的(La/Ce)NN值可以有效地判别硅质岩的形成环境(MURRAY, 1992a)，洋中脊附近硅质岩的(La/Ce)NN值约为3.5，大洋盆地硅质岩的(La/Ce)NN值为1.0～2.5，大陆边缘硅质岩的(La/Ce)NN值为0.5～1.5。研究区硅质岩的(La/Ce)NN值为23.0，而另两个样品为0.6～2.4，可能属于边缘洋盆环境。因此，达尔布特硅质岩与现代大西洋洋盆内的硅质沉积、加利福尼亚海岸造山带Franciscan建造中古大洋盆地相硅质岩(MURRAY, 1994)以及云南古特提斯洋古大洋盆地相硅质岩(丁林，1995)等比较类似。

在Fe2O3/TiO2-Al2O3/(Al2O3+ Fe2O3)沉积环境判别图(图5)(GIRTY, 1996)上，达尔布特硅质岩中生物成因类型的样品均落入大洋盆地范围内，非生物成因的硅质岩样品一部分落入大陆边缘盆地的范围内，而一部分落入靠近洋中脊范围的附近。不同沉积环境硅质岩的Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)值不同，大洋盆地为0.4～0.7，大陆边缘为0.5～0.9，洋中脊<0.40(王东安，1995, ZHU, et al., 2006)。研究区低铁高铝组样品该比值为0.69～0.74，是火山物质加入较多导致的；高铁低铝组样品该比值为0.11～0.62，但其中个别样品有中等的铝，暗示其可能是以生物作用为主，而以火山作用为辅的成因类型。

MnO/TiO2值是判断硅质岩沉积环境的重要指标，MnO主要作为来自大洋深部的标志，而TiO2则认为多与陆源物质的介入相关，离陆较近的大陆坡和边缘海沉积的硅质岩，MnO/TiO2值较低，一般均小于0.5；而开阔大洋中的硅质沉积物，MnO/TiO2值则较高，一般大于0.5(王东安，1995； ZHU, 2006)。研究区生物成因硅质岩样品该比值基本大于0.5，P201Y8/7的MnO/TiO2值较高，可能是由于铁锰微结核导致的，进一步证明该区硅质岩形成于洋盆环境，而且洋盆规模可能比较大。而有火山凝灰质加入的样品组该比值大多数小于等于0.5，P203Y22/1较高可能与其中混入高锰物质如锰结核有关。

图5　达尔布特蛇绿混杂岩带中硅质岩的Fe2O3 / TiO2 -Al2O3/(Al2O3+ Fe2O3)沉积环境判别图(图中不同沉积环境范围据GIRTY, 1996；样品图例与图3相同)Fig.5　Diagram of Fe2O3 / TiO2 vs. Al2O3/ (Al2O3+ Fe2O3)

6结论

达尔布特硅质岩产出于达尔布特蛇绿混杂岩带，一般为层状产出，在洋盆消减和构造侵位过程中常被改造为透镜体构造。通过岩石学、全岩地球化学研究，与达尔布特蛇绿岩套共生的硅质岩可以分为两组：①生物成因硅质岩，具有高硅、高铁、低铝、低钛和贫碱等特征。②有酸性火山凝灰质加入的硅质岩，具有高硅、低铁、高铝、中等高钛和富碱为特征。生物成因硅质岩多数微量元素含量和克拉克值相比呈“亏损”特征，稀土总量普遍较低，主微量元素整体都显示了明显的大洋盆地环境特征，且可能局部受到重金属如Pb、Fe、Mn等的影响而具有Ce的弱负异常和正异常，反映有一定陆缘沉积的贡献和沉积环境的变化；有凝灰质加入的硅质岩可能表明其靠近岛弧或陆缘。两种类型硅质岩共同揭示达尔布特蛇绿(混杂)岩带形成于边缘洋盆环境。这与前人认识到其形成于SSZ的构造环境是一致的，具有重要的构造环境指示意义。

致谢:本研究受到中央高校基金“萨尔托海蛇绿岩铂族元素地球化学研究”(310827161020)项目资助。感谢余吉远高工对本文认真的审阅。本研究在野外地质工作中得到了新疆地质矿产开发局第七地质大队王晓刚队长和张兵总工等的帮助，长安大学李注苍博士、焦光磊硕士和易善鑫硕士等参加了野外地质工作，在此一并表示感谢。

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收稿日期：2015-05-23；修回日期： 2015-12-26

基金项目：中央高校基金“萨尔托海蛇绿岩铂族元素地球化学研究”(310827161020)

作者简介：张丽敏(1979-)，博士，主要从事地球化学研究工作。54299884@qq.com

中图分类号：P588.3; P59

文献标志码：A

文章编号：1009-6248(2016)02-0070-14

Geochemical Characteristics and Depositional Environment of the Silicalite from the Darbut Phiolitic Mélange Zone in North Xinjiang

ZHANG Limin1, LI Yongjun1, XIANG Kunpeng1, SUN Yong1,WANG Junnian2

(1. Key Laboratory of Western China′s Mineral Resources and Geological Engineering, Ministry of Education,Earth Science & Resources College of Chang’an University, Xi’an 710054, Shaanxi, China;2. No.7 Geological Party, BGMERD of Xinjiang, Wusu 833000, Xinjiang,China)

Abstract：Thelate Paleozoic silicalitesare covered the ophiolites with thin layered shape, which is generally and often transformed into lenticular structurein oceanic subduction and tectonic emplacement process in Darbut,West Junggar.In order to explore the provenance and sedimentary environment, the petrography and geochemistry studiesabout these silicalitesfrom the cross section of the Darbut ophiolites have been carried out in this paper. The results show that these silicalitesmainly show purple and gray color, which arecomposed of microcrystal authigenic quartzsand cryptocrystals. And the microcrystal authigenic quartzs arevisible observed by microscope. According to the whole rock geochemical characteristics, these silicalites can be divided in biochemistry silicalites and siliceous rocks with volcano tuff, with some of them have the transition characteristics of both two types. The biochemistry silicalites generally have high Si and Fe contents, low Al, Ti and total REE values, with low contents of trace elements, some of them show negative Ce anomalies, and part of them have weak even positive Ce anomalies. The siliceous rocks with volcano tuffare generally charactered by high Si,Al, Ti contents, low Fe value, with obvious increasing trend of acidic volcano material components. Integrating the geological occurrence, petrography and geochemical characteristics, it is believed that these silicalites are formed in marginal ocean basin rather than open oceanic environment. This result is agreed with the SSZ settings of previous study, having important significance to recognize the tectonic environment of the ophiolite.

Keywords：silicalite; geochemistry; marginal ocean basin; Darbut; West Junggar