华南二叠纪硅质岩沉积背景探讨

华南二叠纪硅质岩沉积背景探讨

1叠纪硅质岩的沉积背景硅岩的化学成分主要为si三十二年，结构致密，能够很好地适应进一步变化的变化。因此，硅岩地球化学特征对沉积盆地的古地理发育具有重要的指导作用（muroyetal.1994；aowei等人，2004；chetal.，2006；wangchuwech等人，2007）。我国华南地区二叠系广泛发育硅质岩,近些年来我国学者相继开展了较多的研究工作并取得了许多成果,其沉积背景,如硅的来源和沉积环境,一直是研究的热点,但也一直存在着较大的争议。目前,华南地区二叠纪硅质岩的硅的来源主要有硅质生物(沙庆安等,1990;Kametakaetal.,2005;李红敬等,2009)、热液(夏邦栋等,1995;徐跃通,1997;杨海生等,2003;周永章等,2004;李红敬等,2009;冯彩霞等,2009;林良彪等,2010)及有关的上升流(王汝建,1993;杨玉卿等,1997;吕炳全等,2004)等;沉积环境主要为大陆边缘(徐跃通,1997;田云涛等,2007;杨水源等,2008;李红敬等,2009;李凤杰等,2010)和深水盆地(沙庆安等,1990;王忠诚等,1995;杨玉卿等,1997;付伟等,2004)。这表明华南地区二叠纪硅质岩的沉积背景可能具多样性和复杂性的特点,因此针对较小的地区进行研究时,得出不同结论是可以理解的。为了较全面地探讨区域性硅质岩的沉积背景(硅的来源和沉积环境)的主控因素,很有必要进行较大区域的对比研究。本文所研究的二叠纪硅质岩横向上分布于湘黔桂地区(包括黔桂盆地和湘桂盆地),纵向上为中二叠统至上二叠统。笔者在大量的野外和室内岩石学研究的基础上,结合前人资料,主要从地球化学角度对研究区硅质岩的硅的来源及沉积环境进行研究,并试图透过对硅质岩这些沉积背景的讨论揭示这一时期湘黔桂地区的构造-古地理变化。2晚二叠世期间志留纪末,武夷地块和扬子克拉通拼合在一起,形成了中国南方统一的华南大陆(王清晨和蔡立国,2007),并作为一个独立板块进入晚古生代稳定发展阶段。然而在此阶段,华南大陆逐渐向北漂移并远离冈瓦纳大陆(Yangetal.,2004),其内部和边缘仍发育着一系列张裂构造(罗志立等,1988,2001;冯少南,1991;金鹤生等,1993;康自立等,1994;王清晨,2009;马永生等,2009),形成深水裂谷盆地(杨玉卿和冯增昭,1997)。研究区包括两个盆地,即黔桂盆地和湘桂盆地。中晚二叠世时期,它们都是典型的深水裂谷盆地(康自立等,1994;杨玉卿和冯增昭,1997;马永生等,2009),尤其是黔桂盆地,自泥盆纪以来,断裂活动发育(曾云孚等,1995;罗允义等,2004;王清晨,2009)并呈现“台-盆”相间的古地理格局(冯增昭等,1994,1996;梅冥相等,2007)(图1a,b)。晚二叠世期间,研究区周缘的构造-古地理发生了重大变化:华夏古陆、云开古陆及川滇古陆露出水面(图1b)。中二叠统硅质岩主要分布于茅口组或孤峰组或当冲组中(湖南省地质矿产局,1982;广西省地质矿产局,1985;杨玉卿和冯增昭,1997),局部为四大寨组中(邝国敦和吴浩若,2002);上二叠统硅质岩在整个上二叠统均有分布。本文共采集风化较弱的硅质岩样品19件(表1)进行分析,其中中二叠统9件,上二叠统10件,并搜集前人已发表的本区硅质岩数据62件(详见表1),其中中二叠统24件,上二叠统38件。这些数据来自14个不同地区的中上二叠统(图1a,b),对本研究区的硅质岩具有一定的代表性。3学习方法3.1第三，是否硅化来判别传统的硅质岩研究一般为岩石学研究,并根据其所伴生围岩的形成环境来研究其沉积环境,而成因(硅的来源)则根据硅质岩内硅质生物的含量多少或钙质生物是否硅化等来判别。本文以硅质岩的野外岩石组合及室内薄片鉴定为基础,对其进行岩石学的研究。一般认为:硅质岩中硅质生物,如放射虫、海绵骨针等,含量较高,其硅的来源为生物(ErnstandCalvert,1969;Thurston,1972;MurcheyandJones,1992);而含量较少或没有,而且出现钙质生物等硅化现象,多被认为是交代成因(Calvert,1971;Hesse,1989),其硅质主要来自围岩。3.2化学地球化学3.2.1检测精度及方法在野外工作中,笔者选择风化较弱硅质岩进行采样,在室内将所采的硅质岩样品用碳化钨钢研磨体研磨至200目左右,并进行两次缩分,以备测试分析。主量和微量元素均在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室测定。具体方法如下:严格按照国家硅酸盐岩石化学分析方法(GB/T14506),所用仪器为日立180-70原子吸收光谱仪和日本岛津UV-754紫外可见分光光度计,其分析精度为:SiO2和Al2O3优于0.4%,Fe2O3优于0.3%,TiO2优于0.2%,而K2O、Na2O、MnO、CaO、MgO及P2O5优于0.1%。首先将样品置于烘箱中,于105℃烘干12h后,准确称取粉末样品50±1mg置于Teflon坩埚中,用1～2滴高纯水润湿样品,依次缓慢加入1.5mL的高纯硝酸,1.5mL的高纯氢氟酸。然后将Teflon坩埚放入钢套,拧紧后置于烘箱中于190±5℃加热>48h。随后将Teflon坩埚放入电热板(140℃)蒸干,加入1mLHNO3并再次蒸干,之后加入3mL30%HNO3,再次将Teflon坩埚放入钢套,拧紧后置于烘箱中于190±5℃加热>12h。最后将溶液转入聚乙烯料瓶中,并用2%HNO3稀释至100g(对应的稀释因子为2000),使用Agilent7500a仪器进行ICP-MS分析测试,分析精度优于5%。3.2.2热液参与指标硅质岩中Al和Ti可以指示陆源碎屑输入,Fe和Mn可以用来作为热液参与的指标(BoströmandPeterson,1969;Adachietal.,1986;Yamamoto,1987)。BoströmandPeterson(1969)提出用海相沉积物中Al/(Al+Fe+Mn)来判别热液对沉积物的贡献,Adachietal.(1986)用Al-Fe-Mn三角图解也很好地区分了热液成因的和非热液成因的硅质岩。此外,MnO/TiO2可以常用来作为区分硅质岩受热液和陆源碎屑参与程度的指标(Sugisakietal.,1982)。然而Murrayetal.(1994)认为Mn易受成岩作用的影响,仅Al、Ti和Fe等能够在硅质岩成岩过程中保持稳定,因此,Fe是判别硅质岩热液参与的最可靠指标。硅质岩中Fe主要来自陆源碎屑和热液,为了更好地判别硅质岩中是否有热液的参与,本文用扣除来自陆源碎屑Fe(Fedetrital)之后的自生Fe(Feauthig)和自生Fe所占总Fe的重量百分比W(Feauthig)表示热液的参与程度:Feauthig=Fetotal-Fedetrital=Fesample-Alsample×(Feavg.shale/Alavg.shale)W(Feauthig)=(Feauthig/Fetotal)×100%=(Feauthig/Fesample)×100%式中Fe含量用Fe2OT33Τ含量表示,Al含量用Al2O3含量表示,sample表示为样品,avg.shale代表Post-ArchaeanAustralianShale(PAAS)值(TaylorandMclennan,1985)。REE几乎不受硅质岩成岩作用的影响(Murrayetal.,1994),常被用作判别硅质岩沉积环境的重要地化指标(ShimizuandMasuda,1977;Murrayetal.,1990,1991,1992a,b,1994;丁林和钟大赉,1995;Owenetal.,1999;Kametekaetal.,2005;Chenetal.,2006)。Ce异常、(La/Ce)N能够区分出硅质岩形成的环境(Murrayetal.,1990,1991,1994),而与Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)及Fe2O3/TiO2组合图解则可以更有效地判别硅质岩的沉积环境(Murrayetal.,1994)。Eu异常可以指示硅质岩是否受到热液活动的影响(Michardetal.,1983;Michard,1989;Douvilleetal.,1999;Chenetal.,2006)。稀土元素页岩标准化值采用北美、欧洲和俄罗斯页岩平均值(Sholkovitzetal.,1988)。Ce异常(Ce/Ce*)和Eu异常(Eu/Eu*)分别通过Ce/Ce*=2Cen/(Lan+Prn)和Eu/Eu*=Eun/(Smn×Gdn)1/2(TaylorandMclennan,1985)(n代表页岩标准化)计算。4研究结果4.1深灰色-灰岩地层研究区中二叠统硅质岩主要由微晶石英组成,黔桂盆地中田东、巴马、南丹等地的硅质岩一般呈灰色-深灰色,与灰岩、硅质泥岩、页岩共生,几乎不含任何硅质生物;而湘桂盆地内的柳州、桂阳、仁化、隆回、永州、平乐、耒阳等多为深灰色-灰黑色,主要与硅质泥岩、泥页岩互生,含少量放射虫及海绵骨针等硅质生物,但整体上含量较少(表1、图2a-d)。上二叠统硅质岩仍主要由微晶石英组成,黔桂盆地与湘桂盆地的硅质岩颜色仍具差异性,即前者相对偏浅,而后者偏深,但所共生的岩石,除来宾为灰岩(柳州、南丹含少量灰岩)外,基本都为泥岩、硅质泥岩、页岩等,且大多都含有大量的放射虫等硅质生物化石(表1、图2e-h)。4.2化学地球化学4.2.1不同地区及田东、田林、南丹地区的稀土元素含量特征本文所测试的硅质岩样品的主量和微量元素分析结果分别列于表2和表3。在分析测试的19件样品中,中二叠统硅质岩SiO2含量变化较大,为77.96%～99.27%,其中田东、巴马及柳州地区的SiO2含量为92.95%～99.27%,而桂阳、仁化及南丹地区相对偏低,为77.96%～93.23%。Al2O3与TiO2含量变化也较大,分别为0.09%～5.73%、0.00%～0.21%,基本上与其SiO2的含量变化相反,如田东、巴马、南丹地区的Al2O3与TiO2含量分别为0.09%～0.37%、0.00%～0.01%,而桂阳和仁化地区却明显增加,分别为5.71%～5.73%、0.15%～0.21%(仁化仅一个样品偏低)。Fe2O3含量为0.19%～7.24%,不同地区的含量变化基本与Al2O3含量变化相一致。MnO含量为0.03%～1.74%,仁化、柳州、桂阳地区相对偏高,为0.10%～1.74%,而其余地区偏低,为0.03%～0.05%。不同地区的稀土元素含量差异也较大,田东、巴马及南丹地区稀土总量为2.47×10-6～14.59×10-6,平均为8.15×10-6,相对偏低;而柳州、桂阳及仁化地区则偏高,为13.16×10-6～99.35×10-6,平均为49.49×10-6(表2)。与中二叠统相比,上二叠统硅质岩的SiO2含量变化更大(62.15%～95.23%),巴马、田林及桂阳含量偏低(62.15%～88.70%),而柳州和郴州地区相对偏高(91.06%～95.23%)。与中二叠统硅质岩相比,Al2O3(0.54%～21.37%)与TiO2(0.05%～0.91%)含量变化相似,但整体上相对偏高。巴马、田林及桂阳地区的Al2O3与TiO2含量较高,分别为3.48%～21.37%、0.11%～0.91%,柳州和郴州地区分别为0.54%～4.09%、0.05%～0.16%。Fe2O3和MnO含量分别为0.97%～9.20%、0.026%～0.11%,其不同地区的含量变化趋势基本与中二叠统硅质岩相一致(表2)。不同地区硅质岩的稀土元素含量变化较大,田林和柳州的稀土总量相对偏低,为10.44×10-6～36.59×10-6,而巴马、桂阳及郴州地区为51.14×10-6～245.43×10-6(表2)。因此,与中二叠统相比,稀土总量也整体上偏高。4.2.2研究区中上二叠统硅质岩的地球化学特征根据上述19件硅质岩的成分分析,可以初步看出湘黔桂地区中上二叠统硅质岩的主量和稀土元素含量具有一定的差异性,而且在同时期内具有一定的区域性差异,这就暗示着它们可能具有不同的沉积背景。为了能够更全面地了解本研究区内中上二叠统硅质岩的地球化学特征及其沉积背景,以本研究所测试的样品数据为基础,结合前人已发表的本研究区的62件硅质岩的地化数据,包括隆回、永州及桂阳*地区中二叠统硅质岩(杨海生等,2003;付伟等,2004)、平乐和耒阳地区中二叠统硅质岩(杨玉卿和冯增昭,1997)、来宾中上二叠统硅质岩(QiuandWang,2011)、平果和南丹上二叠统硅质岩(邱振和王清晨,2011)、东攀上二叠统硅质岩(田云涛等,2007)等,整理出具有解释沉积背景(硅质岩的硅的来源及沉积环境)的主量、稀土元素指标(表3),这些硅质岩的稀土元素配分曲线见图3。4.2.2.中二叠统硅质岩ree及微量元素特征湘黔桂地区内中二叠统硅质岩的Al2O3与TiO2含量具有明显的区域性差异,黔桂盆地的田东、巴马和南丹的Al2O3与TiO2含量分别为0.09%～0.37%和0.00%～0.01%,湘桂盆地的来宾为0.01%～0.09%和0.00%～0.01%,而湘桂盆地的桂阳、仁化和柳州Al2O3与TiO2含量分别为1.12%～5.73%和0.03%～0.21%、隆回和永州为0.27%～4.03%和0.02%～0.14%、平乐和耒阳为0.36%～6.76%和0.04%～0.23%,总体上明显增高(表3)。W(Feauthig)在桂阳、耒阳和隆回等地区的部分硅质岩小于50%,其余地区基本大于50%(表3、图4a)。Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值在田东、巴马、南丹、来宾、永州和平乐地区为0.02～0.47,而其余地区(除部分样品小于0.50)均大于0.50(表3、图4c)。Fe2O3/TiO2比值在来宾、巴马和永州地区大于50,其余地区小于50(表3、图4e)。中二叠统硅质岩稀土元素总量(∑REE)具有明显的区域差异,田东地区为14.59×10-6,巴马地区为2.47×10-6～5.05×10-6,南丹地区为10.48×10-6,来宾地区为7.07～19.94×10-6,这些地区相对偏低;而桂阳地区为59.50×10-6～87.72×10-6,仁化地区为13.16×10-6～93.54×10-6,隆回地区为59.16×10-6～141.01×10-6,永州地区为73.79×10-6～125.18×10-6,∑REE含量明显偏高(表3、图3)。Ce/Ce*在黔桂盆地的巴马(0.23～0.56,平均为0.40)、田东(0.69)、南丹(0.29)及湘桂盆地的来宾(0.24～0.46,平均为0.32)地区明显偏低;而在湘桂盆地的桂阳(1.10～1.22,平均为1.16)、仁化(0.79～1.06,平均为0.92)、隆回(0.58～1.13,平均为0.89)、永州(0.96～1.03,平均为1.00)和柳州(0.74)地区相对偏高(表3、图3、图4g)。Eu/Eu*为0.64～1.17,平均为0.83,仅巴马地区一个样品为正异常(1.17),整体上没有任何区域差异(表3)。(La/Ce)N比值在田东、巴马、南丹和来宾地区为1.52～5.04,平均为3.60,而桂阳、仁化、永州、隆回等地区为0.82～1.94,平均为1.18(表3、图3、图4i)。4.2.2.稀土和微量元素与中二叠统相比,上二叠统硅质岩的Al2O3与TiO2含量整体上偏高,区域上呈两边高,中间低,具体为:黔桂盆地的巴马和田林地区的Al2O3与TiO2含量分别为3.48%～6.41%和0.11%～0.30%,南丹地区为1.62%～9.17%和0.04%～0.65%,平果地区为4.11%～7.44%和0.23%～0.27%,东攀地区为4.44%～10.67%和0.19%～0.38%,湘桂盆地的桂阳和郴州地区分别为3.78%～21.37%和0.16%～0.91%,这些地区Al2O3与TiO2含量明显偏高(表3);而湘桂盆地的来宾地区为0%～0.23%和0%～0.02%,柳州地区为0.54%～1.11%和0.05%～0.15%,相对偏低(表3)。W(Feauthig)仅在来宾、柳州和巴马地区大于50%,余地区的均小于50%(东攀仅一个样品为52%)(表3、图4b)。Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值在巴马地区为0.41,来宾地区为0.08,柳州地区为0.39,而其余地区均大于0.50(表3、图4d)。Fe2O3/TiO2比值仅在来宾地区大于50(平均为117)(表3、图4f)。稀土元素总量(∑REE)整体上也比中二叠统偏高,且仍有明显的区域差异:田林、柳州和来宾地区∑REE含量偏低,为0.55×10-6～36.59×10-6,而平果、南丹、东攀、郴州、桂阳和巴马地区明显偏高,分别为40.45×10-6～119.55×10-6、49.69×10-6～175.52×10-6、67.06×10-6～248.99×10-6、51.14×10-6～66.31×10-6、245.43×10-6和88.82×10-6(表3、图3)。Ce/Ce*整体上也明显的区域差异,其中湘桂盆地的来宾地区为0.27～0.45,平均为0.38,柳州地区为0.38～0.83,平均为0.59,郴州和桂阳地区为0.99～1.10,平均为1.05;而黔桂盆地的巴马和田林地区为0.81～1.35,平均为1.13,平果地区为0.72～1.39,平均为1.08,南丹地区为0.58～0.99,平均为0.90,东攀地区为0.46～1.00,平均为0.82(表3、图3、图4h)。Eu/Eu*为0.62～1.22,平均为0.87,在来宾和柳州地区显示了正异常,为1.04～1.22(表3、图3)。(La/Ce)N比值在来宾地区为2.42～4.50,平均为3.03,柳州地区为1.17～2.47,平均为1.79(表3),而其余地区相对偏低(巴马和田林为0.69～1.06,平均为0.86;平果为0.76～1.47,平均为1.03;南丹为1.01～1.93,平均为1.18;东攀为1.04～2.18,平均为1.31;郴州和桂阳为0.87～1.03,平均为0.94)(表3、图3、图4j)。5讨论5.1硅质岩的reeAl、Ti、Fe及REEs等能够在硅质岩成岩过程中保持稳定,可以用来作为示踪硅质岩的硅的来源及沉积环境(Murrayetal.,1994)。Al、Ti可以指示陆源碎屑输入,Fe可以用来作为热液参与的指标(BoströmandPeterson,1969;Adachietal.,1986;Yamamoto,1987;Murrayetal.,1994)。因此,根据硅质岩Al、Ti和Fe的相对含量可以判别其硅质来源。硅质岩的REE主要来源于两个途径:吸收海水的REE和继承性REE(陆源碎屑物质或热液物质)(Murrayetal.,1991)。一般认为:与热液有关的硅质岩∑REE总体上偏低(周永章,1990;周永章等,2004;Chenetal.,2006),而受到陆源碎屑物质影响的硅质岩具有相对较高的∑REE(Kunimaruetal.,1998;Kametakaetal.,2005;田云涛等,2007)。Eu异常(Eu/Eu*)也可以用来指示热液活动的影响(Michardetal.,1983;Michard,1989;Douvilleetal.,1999;杜远生等,2006;Chenetal.,2006),但热液容易受到海水的稀释作用,正异常仅出现在热液活动中心附近(Chenetal.,2006),可以指示热液活动的强弱变化。5.1.1陆源碎屑物质的区域差异如上所述,湘黔桂地区中二叠统硅质岩的Al2O3与TiO2含量具有明显的区域性差异,黔桂盆地的田东、巴马和南丹及湘桂盆地的来宾等地区的含量极低,而湘桂盆地的桂阳、仁化、柳州、隆回、永州、平乐和耒阳明显偏高(表3)。而且稀土元素总量(∑REE)也具有较一致的区域差异,如田东、巴马、南丹和来宾地区的含量偏低,而桂阳、仁化、隆回和永州等地区的含量明显偏高(表3、图3)。这些说明了黔桂盆地和湘桂盆地的来宾地区的硅质岩的形成几乎没有受到陆源碎屑的影响,而湘桂盆地内除来宾之外的其余地区的硅质岩与陆源碎屑物质均具有一定关系。从中二叠统硅质岩的W(Feauthig)及Fe-Al-Mn图解看(图4a、图5a,b),大部分样品的W(Feauthig)大于50%,且位于热液成因的曲线内或附近,这说明本研究区大部分中二叠统硅质岩受到热液作用的影响,暗示了研究区内热液活动较为广泛,与研究区内前人所研究结果相一致(付伟等,2004;QiuandWang,2011)。但本研究区Eu/Eu*为0.64～1.17,整体上没有任何区域差异,仅巴马地区一个样品为正异常(1.17),这很可能说明本区这一时期的热液活动相对较弱。5.1.2热液活动的区域差异上二叠统硅质岩的Al2O3与TiO2含量整体上偏高,而且具有明显的区域性差异,两边高,中间低,即:黔桂盆地的巴马、田林、南丹、平果和东攀地区及湘桂盆地的桂阳和郴州含量明显偏高,而湘桂盆地的来宾和柳州地区的含量相对偏低(表3);研究区内的上二叠统硅质岩稀土元素总量(∑REE)也具有与Al2O3与TiO2含量相同的区域分布特征。这些特征指示了在晚二叠世期间,黔桂盆地和湘桂盆地内的陆源碎屑供应增强,盆地边缘硅质岩都受到陆源碎屑的较大影响,仅中部的来宾和柳州地区受到极小(或几乎没受)影响。除了来宾、柳州和巴马的W(Feauthig)大于70%外,其余地区的均小于50%(表3、图4b、图6a),这与Fe-Al-Mn图解中仅这三个地区的硅质岩投在热液成因硅质岩曲线内或附近相吻合(图6b)。这说明了来宾、柳州和巴马的硅质岩其形成与热液有关,而其余地区的均为非热液成因,从而也说明了这一时期本区热液活动较为局限。研究区的硅质岩仅来宾和柳州地区显示了Eu/Eu*的正异常(表3、图3),其中柳州为1.07～1.22,与中二叠世相比,晚二叠世时期来宾和柳州地区的热液活动增强。同时,这也暗示了研究区热液活动中心由中二叠世巴马地区转移至晚二叠世的柳州和来宾地区。虽然在晚二叠世时期,陆源碎屑对研究区的供应增强,但整体含量偏低:Al2O3与TiO2分别为0.00%～10.67%、0.00%～0.65%(仅桂阳一个样品为21.37%、0.91%),Al2O3与TiO2平均值分别为5.29%和0.21%,明显低于北美页岩(16.90%和0.70%)(Grometetal.,1984)。而在陆源碎屑相对不发育的地区,适量地增加陆源碎屑注入,能够带来更多的营养物质(如硅质、营养盐等),有利于放射虫的发育(AbelmannandGowing,1997;Jinetal.,20091)。因此,本研究区中、上二叠统的陆源碎屑含量相对偏高的非热液成因硅质岩(图5、图6),主要是由放射虫等硅质生物死亡堆积形成的,这与上述硅质岩岩石学研究的结果相一致(详见4.1节)。5.2la/cenMurrayetal.(1990,1991)基于对加利福尼亚弗朗西斯科岩群中的硅质岩Ce异常的研究,认为形成于大洋中脊附近(大约400km以内)硅质岩Ce/Ce*～0.29(平均为0.29),远洋盆地的硅质岩Ce/Ce*～0.55(平均为0.60),而在大陆边缘形成的Ce/Ce*为0.90～1.30(平均为1.03)。因此,Ce/Ce*在某种程度上指示着陆源的远近,随着陆源距离的增加而减少。Murrayetal.(1994)进一步提出,(La/Ce)N也是判别硅质岩沉积环境有效指标,大陆边缘沉积的硅质岩(La/Ce)N≈1,大洋中脊附近的硅质岩(La/Ce)N≥3.5,而远洋盆地内部的硅质岩(La/Ce)N为2～3(Murrayetal.,1994)。需要指出的是,Murrayetal.(1990,1991,1994)所说的“大洋中脊附近”指“大约400km以内”的范围,实际上包括了受到热液作用影响、远离陆源的海盆环境(QiuandWang,2011),“远洋盆地”也包括远离陆源物影响的大陆边缘海盆(Murrayetal.,1994)。Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)与(La/Ce)N、Fe2O3/TiO2组合图解也可以有效地判别硅质岩的沉积环境(Murrayetal.,1994)。一般认为,受陆源碎屑影响的大陆边缘环境沉积的硅质岩,其Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值大于0.50,Fe2O3/TiO2比值小于50;而远离陆源碎屑并受到热液作用的海盆环境,Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值小于0.50,Fe2O3/TiO2比值大于50。5.2.1大陆边缘沉积环境中二叠统硅质岩Ce/Ce*在黔桂盆地的巴马、田东和南丹地区及湘桂盆地的来宾地区明显偏低(表3、图3、图7g),指示其形成于“大洋中脊”附近或“远洋盆地”内;而在湘桂盆地的桂阳、仁化、隆回、永州和柳州地区相对偏高(表3、图3、图4g),指示形成于大陆边缘的沉积环境。这与(La/Ce)N比值所指示的沉积环境相一致,巴马、田东、南丹和来宾地区为“大洋中脊”附近或“远洋盆地”环境,而桂阳、仁化、永州、隆回等地区为大陆边缘环境。研究区内中二叠统硅质岩Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值与Ce/Ce*具有较一致的变化趋势(图4c,g),基本上Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值大于0.50对应于Ce/Ce*大于0.90,指示其形成于大陆边缘的沉积环境。而Fe2O3/TiO2比值仅在来宾、巴马和永州地区大于50(表3、图4e),对应于这些地区的Ce/Ce*小于0.90、(La/Ce)N比值小于2.00及Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值小于0.50。在Fe2O3/TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)、(La/Ce)N-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解中(图7a,b),来宾、巴马、永州为“大洋中脊”附近沉积环境,田东、南丹、仁化等地区为“远洋盆地”环境,而隆回、桂阳及耒阳等地区主要为大陆边缘环境,局部受到热液活动的影响表现为“大洋中脊”附近环境,这也间接说明了本区整体上相对远离陆源碎屑影响。5.2.2热液活动对沉积环境的影响与中二叠统相比,研究区上二叠统硅质岩的Ce/Ce*整体上偏高,所指示的沉积环境同样具明显的区域差异:湘桂盆地的来宾和柳州地区形成于“大洋中脊”附近或“远洋盆地”内,而黔桂盆地的巴马、田林、平果、南丹和东攀地区及湘桂盆地的郴州和桂阳地区形成于大陆边缘环境(表3、图3、图4h)。(La/Ce)N比值指示沉积环境与Ce/Ce*相吻合,来宾和柳州地区为“远洋盆地”内,而其余地区(如巴马、田林、平果、南丹、东攀、郴州及桂阳)为大陆边缘环境。Fe2O3/TiO2比值仅在来宾地区大于50(平均为117)(表3、图4f),与Ce/Ce*、(La/Ce)N比值的一致性较差。Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值指示巴马、来宾和柳州地区为远离陆源碎屑影响的沉积环境(表3、图4d),其余地区为大陆边缘环境。这与Ce/Ce*、(La/Ce)N比值所指示基本一致,唯一不同的为巴马地区,正如前所述,是受到热液活动的影响所造成的。同样,硅质岩Fe2O3/TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)、(La/Ce)N-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解也很好地说明了这一区域沉积环境的差异(图7c,d)。5.3盆地沉积的地质背景如上所述,中二叠世时期,黔桂盆地和来宾地区的硅质岩的硅的来源相对简单,主要为热液,形成于远离陆源碎屑的“大洋中脊”附近或“远洋盆地”环境,而湘桂盆地硅的来源则相对复杂,不仅受到热液活动的影响,而且同时受到陆源碎屑的影响。晚二叠世时期,黔桂盆地的硅质岩的硅的来源转变为以生物为主,沉积环境也由原来的远离陆源的海盆环境转变为靠近陆源的大陆边缘环境,湘桂盆地除来宾和柳州地区外的硅质岩仍为大陆边缘环境,陆源碎屑输入增强,而且没有受到热液活动的影响,而来宾和柳州地区硅质岩为热液成因,形成于“大洋中脊”附近或“远洋盆地”环境。然而,中晚二叠世时期,研究区黔桂盆地和湘桂盆地是否存在大洋中脊附近或远洋(大洋)盆地的沉积环境?还是大陆边缘海盆?这一直是备受争议的问题。吴浩若(1999)认为黔桂盆地为东特提斯多岛洋的分支海盆,而湘桂盆地为扬子台地边缘联通古特提斯洋的深水盆地。史晓颖等(2006)通过对黔桂盆地(右江盆地)晚古生代深水相地层的研究,认为其属于洋盆,且自中二叠世至晚二叠世期间,洋盆性质从扩张转变为收缩。不过,由于迄今没有二叠纪时期洋壳物质被发现(WangandJin,2000),本研究区是否具有远洋(大洋)盆地性质仍不能确定。从古地理位置判断(图1a),中二叠世时期黔桂盆地和湘桂盆地可能是华南大陆南部的边缘海盆,而其硅质岩投影在“大洋中脊”附近或“远洋盆地”环境,实际上暗