鄒怡　韋恒葉

摘 要 【目的】下?lián)P子地區(qū)中二疊世沉積了一套富含有機(jī)質(zhì)的孤峰組黑色硅質(zhì)巖，熱液硅質(zhì)巖的分析是該區(qū)硅質(zhì)巖與異常高有機(jī)質(zhì)富集關(guān)系研究的關(guān)鍵，進(jìn)而為該區(qū)頁巖氣勘探提供理論依據(jù)?！痉椒ā坷弥髁?、微量和稀土元素地球化學(xué)結(jié)合巖相學(xué)特征分析，安徽銅陵葉山和巢湖平頂山地區(qū)孤峰組硅質(zhì)巖的成因及其構(gòu)造背景?！窘Y(jié)果】巢湖地區(qū)孤峰組黑色薄層硅質(zhì)巖中富含硅質(zhì)海綿骨針以及放射蟲，而銅陵地區(qū)孤峰組青灰色硅質(zhì)巖中幾乎不含硅質(zhì)生物，由微晶石英組成。熱液活動(dòng)指標(biāo)Al/（Al+Fe+Mn）、Eu/Eu*、Al-Fe-Mn三角圖、LuN/LaN比值指示銅陵地區(qū)孤峰組青灰色硅質(zhì)巖為熱液成因，巢湖地區(qū)孤峰組黑色薄層硅質(zhì)巖為生物成因。微量和稀土元素La-Th-Sc三角圖以及La/Sc與Ti/Zr交會(huì)圖指示銅陵地區(qū)孤峰組沉積期為洋島弧構(gòu)造背景，而巢湖地區(qū)為陸島弧和主動(dòng)大陸邊緣背景。【結(jié)論】銅陵地區(qū)孤峰組硅質(zhì)巖為原生熱液硅質(zhì)沉積，是斜坡帶活躍的構(gòu)造裂陷活動(dòng)帶來的熱液硅酸沉積而成。下?lián)P子地區(qū)孤峰組黑色層狀硅質(zhì)巖雖然為生物成因，但其硅的來源與斜坡帶的熱液活動(dòng)有關(guān)。下?lián)P子地區(qū)孤峰組富有機(jī)質(zhì)沉積可能與熱液活動(dòng)帶來大量的營養(yǎng)物質(zhì)造成浮游生物的繁盛有關(guān)。

關(guān)鍵詞 孤峰組；熱液活動(dòng)；硅質(zhì)巖；下?lián)P子地區(qū)；中二疊世；有機(jī)質(zhì)富集

第一作者簡介 鄒怡，女，2000年出生，碩士研究生，沉積學(xué)與地球化學(xué)，E-mail： zouyii26@163.com

通信作者 韋恒葉，男，博士，教授，沉積學(xué)與地球化學(xué)，E-mail： hy.wei@swpu.edu.cn

中圖分類號(hào) P595 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0 引言

我國華南地區(qū)中二疊統(tǒng)孤峰組是一套暗色硅質(zhì)巖（或稱為硅巖）夾頁巖的沉積，同時(shí)也是一個(gè)穿時(shí)的地層單位。在中揚(yáng)子和上揚(yáng)子地區(qū)孤峰組主要屬于卡匹敦期（Capitanian）沉積[1]，而在下?lián)P子地區(qū)孤峰組的底部和頂部分別對(duì)應(yīng)中二疊瓜德魯普世的底和頂界線，沉積時(shí)限為整個(gè)瓜德魯普世[2?3]，包括了羅德期、沃德期和卡匹敦期。相比中上揚(yáng)子區(qū)在有限的臺(tái)內(nèi)盆地沉積的孤峰組硅質(zhì)巖，下?lián)P子地區(qū)的黑色硅質(zhì)巖分布很廣，涉及皖南、蘇西、浙西北和部分贛北地區(qū)。如此大規(guī)模的黑色富有機(jī)質(zhì)硅質(zhì)巖是頁巖氣資源、沉積礦產(chǎn)（如錳礦）資源物質(zhì)基礎(chǔ)，其硅質(zhì)巖成因、沉積成巖過程與沉積環(huán)境控制了這些化石能源與礦產(chǎn)資源的形成與聚集，開展基礎(chǔ)沉積學(xué)的研究具有十分重要的意義。

下?lián)P子地區(qū)孤峰組硅質(zhì)巖自20世紀(jì)八九十年代以來受到了廣泛的關(guān)注，對(duì)孤峰組硅質(zhì)巖的成因與沉積環(huán)境已經(jīng)有了較為成熟的認(rèn)識(shí)。最初的研究從孤峰組的化石開始，認(rèn)為孤峰組含大量的放射蟲、海綿骨針化石[4?6]和薄殼的腕足[7]，是一種典型的生物成因硅質(zhì)巖，為上升流形成的沉積[8]。早期對(duì)孤峰組巖相和沉積相的研究認(rèn)為，下?lián)P子孤峰組硅質(zhì)巖屬于臺(tái)地陸棚外帶環(huán)境[9]，相當(dāng)于威爾遜碳酸鹽巖臺(tái)地相模式中的斜坡和陸棚相。孤峰組層狀硅質(zhì)巖的沉積成巖過程被認(rèn)為是硅質(zhì)生物死亡后，硅質(zhì)骨骼發(fā)生溶解，形成硅質(zhì)生物軟泥，成巖形成層狀硅質(zhì)巖[10]。隨后，對(duì)下?lián)P子孤峰組硅質(zhì)巖的地球化學(xué)分析得出關(guān)于硅質(zhì)巖成因的兩種觀點(diǎn)，一種認(rèn)為下?lián)P子孤峰組層狀硅質(zhì)巖是熱水沉積[11]，熱泉噴出后海水硅酸濃度升高而沉淀，同時(shí)促使硅質(zhì)生物的繁盛；另一種觀點(diǎn)則認(rèn)為孤峰組是典型的生物成因硅質(zhì)巖，可能混有少量熱水成因硅質(zhì)巖[12?13]。從古地理和構(gòu)造背景來看，下?lián)P子地區(qū)孤峰組沉積時(shí)期屬于華南板塊陸內(nèi)裂陷沉積階段，形成于拉張裂陷的盆地環(huán)境[14]。下?lián)P子孤峰組硅質(zhì)巖沉積于東特提斯多島洋環(huán)境[15]，信風(fēng)帶內(nèi)特提斯洋東岸的洋流上涌[16]、瓜德魯普世早期的海侵以及斷陷引發(fā)的海水加深形成孤峰組沉積早期的環(huán)境分異[17]，引發(fā)碳酸鹽巖臺(tái)地的消亡。形成了一個(gè)富含有機(jī)質(zhì)的滯留缺氧硫化盆地[18?19]，這也是目前該區(qū)非常規(guī)油氣勘探在孤峰組鉆獲頁巖氣的原因所在[20]。

近期對(duì)巢湖地區(qū)孤峰組下部的泥巖和火山碎屑巖夾層的研究有了一些新的發(fā)現(xiàn)。高精度的鋯石U-Pb 同位素定年技術(shù)CA-ID-TIMS 測(cè)試結(jié)果發(fā)現(xiàn)，孤峰組底部正是中二疊瓜德魯普世與早二疊烏拉爾世的分界線[2]。針對(duì)孤峰組的火山灰開展地球化學(xué)分析認(rèn)為，孤峰組沉積早期的火山活動(dòng)與峨眉山地幔柱無關(guān)，是小規(guī)模頻繁的島弧中—酸性巖漿活動(dòng)的結(jié)果[21]。進(jìn)一步的分析認(rèn)為，下?lián)P子孤峰組硅質(zhì)巖沉積時(shí)期正是華夏板塊由被動(dòng)大陸邊緣轉(zhuǎn)變?yōu)楣盘窖蟾_引起的主動(dòng)大陸邊緣的轉(zhuǎn)折時(shí)期[22]?；谝陨涎芯窟M(jìn)展，本文結(jié)合安徽銅陵葉山小澇和巢湖平頂山淺顏色熱液硅質(zhì)巖的發(fā)現(xiàn)，開展詳細(xì)的地球化學(xué)分析，重新審視下?lián)P子地區(qū)孤峰組硅質(zhì)巖的成因和形成過程。

1 地質(zhì)背景

中二疊世時(shí)期，華南地塊是古特提斯洋東部的一個(gè)大型熱帶孤立地臺(tái)（圖1）[18]，臺(tái)地內(nèi)部主要發(fā)育淺灘碳酸鹽巖淺海環(huán)境以及臺(tái)內(nèi)較深水硅質(zhì)巖盆地環(huán)境。下?lián)P子地區(qū)整體處于華南地塊的北部，位于江紹斷裂帶和郯廬斷裂帶之間，西北與華北地塊相鄰，東南與華夏板塊相連，東北部延伸至黃海，以西為中上揚(yáng)子地塊。該區(qū)自顯生宙以來經(jīng)歷了多個(gè)構(gòu)造階段和多旋回的盆地生成、發(fā)展、改造、疊加過程，形成了極富個(gè)性的構(gòu)造格局[23]。中二疊世期間，該區(qū)坳陷形成下?lián)P子盆地，沉積了深水相的孤峰組黑色硅質(zhì)巖[24]。Wu et al.[2]和Zhang et al. [25]分別對(duì)巢湖地區(qū)孤峰組底部和頂部地層進(jìn)行了鋯石U-Pb定年實(shí)驗(yàn)，獲得了較為精確的年齡，較好地限定了孤峰組的沉積時(shí)間，即孤峰組底部為中二疊世與早二疊世的界線，而孤峰組頂部與銀屏組的界線為卡匹敦晚期。

2 實(shí)驗(yàn)方法

主量元素的測(cè)定采用熔片法，在X射線熒光光譜儀（ 型號(hào)為SHIMADZU SEQUENTIAL XRF－1800）進(jìn)行測(cè)定。粉末樣品經(jīng)過馬弗爐高溫煅燒之后與混合溶劑高溫熔融制作成玻璃片而測(cè)定。試驗(yàn)結(jié)果分析誤差優(yōu)于1%。微量和稀土元素測(cè)定采用高分辨率電感耦合等離子質(zhì)譜儀（型號(hào)PE350D）測(cè)定。前處理采用稀鹽酸、稀硝酸、氫氟酸以及高氯酸在烘箱高溫高壓溶解，在電熱板進(jìn)行近干蒸發(fā)消解，直至所有粉末全部溶解為溶液。加內(nèi)標(biāo)AGV-2、BCR-2 和BHVO-2，用2% 的稀硝酸進(jìn)行定量稀釋后測(cè)定。所有的主量、微量和稀土元素的測(cè)定均是在中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，其分析精度優(yōu)于5%。稀土元素采用澳大利亞后太古宙平均頁巖（Post-Archean Australian Shale，PAAS）進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化，Ce 異常值Ce/Ce*計(jì)算公式為標(biāo)準(zhǔn)化后的Ce/（La+Pr）/2，Eu 異常值Eu/Eu*計(jì)算公式為標(biāo)準(zhǔn)化后的Eu/（Sm+Gd）/2。

3 巖石學(xué)特征

巢湖剖面（25°01′44″ N，113°44′18″ E）為深水盆地沉積環(huán)境，依次出露下二疊統(tǒng)棲霞組、中二疊統(tǒng)孤峰組、銀屏組。棲霞組由灰色生物碎屑灰?guī)r組成，有豐富的海百合、有孔蟲、介形蟲、腕足類及腹足類和雙殼類，棲霞組和孤峰組呈不整合接觸，表明存在沉積間斷。孤峰組巖性為黑色薄層硅質(zhì)巖夾頁巖（圖2a），有機(jī)碳含量平均高達(dá)6 wt.%[26]，硅質(zhì)巖中含豐富的硅質(zhì)海綿骨針（圖2b）和放射蟲（圖2c）。這些硅質(zhì)骨骼生物以硅質(zhì)海綿骨針為主，放射蟲次之，且放射蟲主要見于孤峰組的硅質(zhì)巖的上部層段。銀屏組由深灰色頁巖組成，在風(fēng)化作用下變成紫色、深灰色和白色的混合色。

小澇剖面（30°56′47″ N，118°00′52″ E）為臺(tái)地斜坡沉積環(huán)境，依次出露下二疊統(tǒng)棲霞組、中二疊統(tǒng)孤峰組，二者呈整合接觸。剖面的孤峰組同樣為硅質(zhì)巖，根據(jù)形狀分為兩部分：下部地層為青灰色層狀硅質(zhì)巖，幾乎不含頁巖夾層（圖2d），局部含瘤狀石灰?guī)r結(jié)核，其內(nèi)部含層狀硅質(zhì)巖（圖2e）；上部為灰色非層狀硅質(zhì)巖，其內(nèi)部含深灰色早成巖硅質(zhì)結(jié)核（圖2f）。小澇剖面孤峰組硅質(zhì)巖鏡下為微晶石英結(jié)構(gòu)（圖2g），下部層狀硅質(zhì)巖在鏡下發(fā)育水平紋層（圖2h）。孤峰組硅質(zhì)巖局部發(fā)育角礫巖（圖2i），角礫顆粒內(nèi)部發(fā)育早成巖硅質(zhì)脈（圖2j）。位于孤峰組下部的青灰色層狀硅質(zhì)巖見少量硅質(zhì)海綿骨針（圖2k），而位于孤峰組上部的灰色非層狀硅質(zhì)巖見較多的鈣質(zhì)生物，如綠藻中的裸海松藻屬、鈣扇藻屬（圖2l，m）。整個(gè)孤峰組硅質(zhì)巖中常見細(xì)小的鈣質(zhì)海綿骨針，在巖石中已經(jīng)硅化為硅質(zhì)（圖2n，o）。

4 元素地球化學(xué)實(shí)驗(yàn)結(jié)果

巢湖剖面孤峰組下部泥巖段和磷質(zhì)結(jié)核段的二氧化硅含量介于45%～72%（表1），硅質(zhì)泥巖至泥質(zhì)硅質(zhì)巖；而孤峰組中部和上部的三個(gè)段（下放射蟲硅質(zhì)巖段、海綿—放射蟲硅質(zhì)巖段、上放射蟲硅質(zhì)巖段）的二氧化硅含量很高，介于85%～94%，是典型的硅質(zhì)巖，但含有少量泥質(zhì)?？傆袡C(jī)碳（Total OrganicCarbon，TOC）含量介于0.48%～21.48%，平均值為4.52%[26]，F(xiàn)e/Ti 比值介于2.9～19.1，平均值為11.1；Al/（Al+Fe+Mn）比值介于0.37～0.81，平均值為0.64。微量元素Sc含量介于1.48×10-6～13.2×10-6，平均值為5.38×10-6（表2）；Th含量介于0.57×10-6～9.17×10-6，平均值為2.95×10-6；Ti/Zr比值介于7.7～32.3，平均值為20.4；La/Sc比值介于1.0～6.1，平均值為2.6。稀土元素La 元素含量介于2.2×10-6～71.8×10-6，平均值為15.8×10-6；Eu異常值Eu/Eu*介于0.70～1.03，平均值為0.89；標(biāo)準(zhǔn)化后LuN/LaN比值介于0.45～2.2，平均值為1.23（表3）。

小澇剖面孤峰組硅質(zhì)巖的二氧化硅含量很高，為96%～99%（表4），是很純的硅質(zhì)巖，泥質(zhì)含量極低。TOC 含量介于0.03%～0.66%，平均值為0.22%[26]，F(xiàn)e/Ti 比值介于16.4～46.7，平均值為30.6；Al/（Al+Fe+Mn）比值介于0.05～0.49，平均值為0.29。微量元素Co、Ni、Cu、Cr、Ba含量變化很大，局部可高達(dá)n100×10-6～1 000×10-6（表5）。Sc 含量介于0.9×10-6～10.1×10-6，平均值為2.3×10-6；Th 含量介于0.2×10-6～18.7×10-6，平均值為1.3×10-6；La/Sc比值介于0.6～4.8，平均值為1.9；Ti/Zr比值介于16.2～97.2，平均值為52.9。銅陵小澇剖面稀土元素La 含量介于1.7×10-6～48.2×10-6，平均值為7.3×10-6；Eu異常值Eu/Eu*介于0.66～1.37，平均值為1.05；標(biāo)準(zhǔn)化后LuN/LaN比值介于0.63～2.77，平均值為1.38（表6）。

5 硅質(zhì)巖成因及其意義

5.1 硅質(zhì)巖成因

Al和Ti共同出現(xiàn)在鋁硅酸鹽礦物相中，是指示陸源輸入的良好指標(biāo)；而鐵一般富集于洋中脊富金屬沉積物，是指示熱液活動(dòng)輸入的優(yōu)質(zhì)參數(shù)[27]。Adachi et al.[28]通過統(tǒng)計(jì)現(xiàn)代海洋熱液系統(tǒng)和正常生物成因的硅質(zhì)巖制作了Al-Fe-Mn三角圖版，以區(qū)分熱液和非熱液成因的硅質(zhì)巖。海相沉積物中Al/（Al+Fe+Mn）比值也被用于測(cè)量熱液活動(dòng)對(duì)沉積物沉積的貢獻(xiàn)[29]。他們認(rèn)為東太平洋洋脊熱液的沉淀物中Al/（Al+Fe+Mn）比值低至0.01，而半遠(yuǎn)洋硅質(zhì)巖沉積物中該比值為0.60。熱液的影響越強(qiáng)，Al/（Al+Fe+Mn）比值越低，熱液的影響越弱，該比值則越高[28]。安徽巢湖剖面和小澇剖面的孤峰組硅質(zhì)巖的Al-Fe-Mn三角圖表明，巢湖剖面孤峰組硅質(zhì)巖為非熱液成因硅質(zhì)巖，而小澇剖面孤峰組硅質(zhì)巖大部分樣品均為熱液成因（圖3）。這些結(jié)論與沉積物巖相特征吻合，巢湖剖面孤峰組硅質(zhì)巖中富含硅質(zhì)海綿骨針以及放射蟲（圖2a～c），說明硅質(zhì)巖為生物成因，而非熱液成因；小澇剖面硅質(zhì)巖為青灰色層狀和非層狀，幾乎不含硅質(zhì)生物，以微晶石英為主要礦物（圖2d～h），這從側(cè)面上也支持了熱液成因，而非生物成因。

巢湖剖面孤峰組硅質(zhì)巖的Al/（Al+Fe+Mn）比值大部分大于0.6，僅在孤峰組下部的下硅質(zhì)巖段中出現(xiàn)小于0.6的樣品（圖4），說明巢湖地區(qū)在孤峰組硅質(zhì)巖沉積早期可能受到熱液作用的影響。除了巢湖地區(qū)，夏邦棟等[11]對(duì)繁昌桃沖、涇縣昌橋三個(gè)地區(qū)的孤峰組黑色層狀硅質(zhì)巖樣品Al/（Al+Fe+Mn）分析，同樣指示存在熱液作用的影響。說明下?lián)P子地區(qū)黑色層狀硅質(zhì)巖雖然表面上是生物成因，但其硅的來源很可能與熱液活動(dòng)有關(guān)。巢湖剖面孤峰組硅質(zhì)巖部分樣品較高的Fe/Ti比值與小澇剖面的樣品接近（表1，4），也支持了上述結(jié)論。這是因?yàn)槌练e物經(jīng)歷了熱液活動(dòng)的輸入，其Fe/Ti比值較高[28]。

稀土元素Eu的異常同樣可以指示硅質(zhì)巖的熱液活動(dòng)特征。由于稀土元素在海水中一般為III價(jià)態(tài)的離子形式存在，而Eu除了Eu3+，還存在一個(gè)Eu2+離子。這種特殊價(jià)態(tài)的存在，致使Eu常常出現(xiàn)異常的特征值。在巖漿活動(dòng)過程中，Eu3+常常被還原為Eu2+，后者的離子半徑更大，與周圍的稀土元素半徑相比均較大，進(jìn)而出現(xiàn)分餾特征[30]。Eu的還原現(xiàn)象常出現(xiàn)在洋中脊的熱液系統(tǒng)中[31]。在強(qiáng)烈還原環(huán)境中，Eu3+還原為Eu2+，其離子半徑與Ba2+離子半徑類似，經(jīng)常被重晶石吸附而沉淀下來[30]。在熱液系統(tǒng)中，Eu常常產(chǎn)生分餾而形成Eu的正異常[31]，這是因?yàn)榻Y(jié)晶化學(xué)的親緣性致使還原形成的Eu2+通常被長石或其他礦物結(jié)合而形成Eu的分餾[32]，造成Eu的富集。洋中脊熱液流體的上覆海水中Eu的正異常最為明顯，其Eu/Eu*比值可高達(dá)10[33]，洋中脊附近的硅質(zhì)巖中Eu/Eu*比值隨著遠(yuǎn)離洋中脊由1.35逐漸下降至1.02[34]。遠(yuǎn)離熱液噴口25 km（或100 km）以后，指示熱液活動(dòng)的Eu正異常信號(hào)基本不再被保存下來，雖然熱液對(duì)區(qū)域性的海水影響仍然存在[34]。巢湖剖面孤峰組硅質(zhì)巖的Eu/Eu*值大部分小于1.0（表3），僅在孤峰組下部的下硅質(zhì)巖段中出現(xiàn)少量樣品的Eu/Eu*接近1.0（圖4，5），同樣說明巢湖地區(qū)孤峰組硅質(zhì)巖為非熱液成因，但下部硅質(zhì)巖段可能受到熱液作用微弱的影響，由于遠(yuǎn)離熱液噴口，其Eu的正異常無法保存下來。小澇剖面的Eu/Eu*值大部分大于1.0，最高可達(dá)1.4（表6），且孤峰組上部的非層狀硅質(zhì)巖段比下部的層狀硅質(zhì)巖段Eu正異常更為明顯（圖4，6）。說明小澇剖面距離熱液噴口極近，保存了熱液系統(tǒng)中Eu 的正異常信號(hào)，為典型的熱液硅質(zhì)巖沉積。

在正常的海水中，由于重稀土比輕稀土具有更強(qiáng)的無機(jī)絡(luò)合作用而表現(xiàn)為更穩(wěn)定的流體化學(xué)行為[35?36]，因此輕稀土比重稀土更容易從海水中被清除，從而在海水的稀土元素配分模式圖中顯示輕稀土虧損的特征[30]。洋盆的熱液流體具有輕稀土富集的特征[33]，洋中脊熱液將海水中大量的輕稀土吸收導(dǎo)致其周圍海水具有輕稀土虧損的特征。因此，在洋中脊的硅質(zhì)巖中，由于硅質(zhì)巖主要吸附海水或者被熱液改造過的海水的稀土元素，硅質(zhì)巖稀土元素配分模式顯示明顯的輕稀土虧損特征，此時(shí)LuN/LaN 比值高達(dá)3[37?38]。隨著遠(yuǎn)離洋中脊，沉積物中LuN/LaN比值由1.55逐漸下降至0.87，至正常的洋盆則下降為0.37[34]。而在開放的大陸邊緣海環(huán)境中，輕稀土被帶出海水而顯示出輕稀土虧損的特征，此時(shí)沉積物中LuN/LaN比值又升高至1.10左右[34]。巢湖剖面孤峰組硅質(zhì)巖中LuN/LaN比值主要分布在1.2左右，僅在下部硅質(zhì)巖段中出現(xiàn)部分高LuN/LaN比值的樣品（表3），同時(shí)稀土元素配分曲線同樣表明沒有存在明顯的輕稀土虧損的特征（圖4，5）。然而，小澇剖面的孤峰組硅質(zhì)巖中LuN/LaN比值普遍較高，最高接近3.0，平均值達(dá)2.3（表6），存在明顯的輕稀土虧損特征（圖4，6），這也說明小澇剖面孤峰組硅質(zhì)巖很可能為熱液成因。

5.2 硅質(zhì)巖的沉積構(gòu)造背景

上述熱液硅質(zhì)巖的形成可能與下?lián)P子區(qū)特定的構(gòu)造背景有關(guān)。某些惰性微量元素能指示物源構(gòu)造背景，例如元素La、Zr、Ce、Nd、Y、Hf、Nb、Ti、Sc、Th由于在沉積過程中遷移度較低以及海水居留時(shí)間較短，可以用于約束物源和構(gòu)造背景[39]。在風(fēng)化和搬運(yùn)過程中，這些元素被定量地搬運(yùn)到碎屑沉積巖中，因而能指示母源的信號(hào)[40]。La-Th-Sc三角圖能區(qū)分不同的構(gòu)造背景。洋島弧樣品往往展示較高的Sc含量以及較低的La/Sc比值（平均值為0.55±0.2），大陸邊緣樣品往往展示較高的La含量以及較高的La/Sc比值（La/Sc=4），而陸島弧樣品則處于上述兩種環(huán)境的中間，表現(xiàn)為中等的La/Sc 比值（平均值為0.8±0.3）[41]。該圖能區(qū)分古生代洋和陸島弧環(huán)境，但難于區(qū)分主動(dòng)大陸邊緣和被動(dòng)大陸邊緣。La/Sc與Ti/Zr的交會(huì)圖則可以區(qū)分大陸邊緣的構(gòu)造背景。洋島弧樣品以Ti/Zr比值大于40以及La/Sc比值大于1為特征；陸島弧樣品一般以Ti/Zr比值為10～35以及La/Sc比值為1～3 為特征；主動(dòng)大陸邊緣樣品以較高的La/Sc比值（3～6）與陸島弧樣品相區(qū)分；被動(dòng)大陸邊緣樣品以Ti/Zr 比值小于10 以及較高的La/Sc 比值（3～9）與其他構(gòu)造背景的樣品相區(qū)分[41]。巢湖剖面和小澇剖面孤峰組硅質(zhì)巖均不屬于被動(dòng)大陸邊緣構(gòu)造屬性，前者反映陸島弧和主動(dòng)大陸邊緣的構(gòu)造屬性（圖7a），而后者反映洋島弧構(gòu)造背景（圖7b）。主動(dòng)大陸邊緣和洋島弧構(gòu)造環(huán)境中熱液活動(dòng)較為常見，這從構(gòu)造上解釋了銅陵小澇孤峰組熱液硅質(zhì)巖存在的成因，以及巢湖地區(qū)孤峰組硅質(zhì)巖部分樣品保留微弱的熱液活動(dòng)信號(hào)的原因。

5.3 下?lián)P子孤峰組熱液硅質(zhì)巖的意義

上述分析表明，銅陵地區(qū)孤峰組青灰色層狀和非層狀硅質(zhì)巖均為明顯的熱液成因。層狀硅質(zhì)巖內(nèi)部發(fā)育結(jié)核狀石灰?guī)r，后者內(nèi)部含薄板狀硅質(zhì)巖（圖2e），表明硅質(zhì)巖為原生沉積作用形成，而不是交代成因。局部發(fā)育的角礫狀硅質(zhì)巖的礫石成分為含石英脈的硅質(zhì)巖（圖2i，j），反映礫巖形成時(shí)其礫石為半固結(jié)的硅質(zhì)巖，同樣指示了硅質(zhì)巖的原生沉積成因。非層狀硅質(zhì)巖內(nèi)部含有大量的鈣質(zhì)生物如綠藻的裸海松藻屬、鈣扇藻屬以及鈣質(zhì)海綿骨針等（圖2l～o），表明熱液硅質(zhì)巖沉積時(shí)期混有較多的鈣質(zhì)骨骼生物化石。硅質(zhì)巖中的二氧化硅成分最低為96 wt.%（表4），說明這些骨骼在成巖過程中全部被交代形成了硅質(zhì)，其鏡下正交偏光特征均為微晶石英結(jié)構(gòu)也支持了這一點(diǎn)（圖2）。青灰色—灰色非層狀硅質(zhì)巖內(nèi)部含深灰色硅質(zhì)結(jié)核，反映了沉積時(shí)期熱液硅質(zhì)與鈣質(zhì)混積在成巖過程中交代鈣質(zhì)的同時(shí)，在局部富有機(jī)質(zhì)內(nèi)部形成了自生的硅質(zhì)結(jié)核。同時(shí)，在熱液硅質(zhì)巖內(nèi)部富含綠藻、鈣質(zhì)海綿骨針等底棲鈣質(zhì)生物化石，說明銅陵地區(qū)附近的熱液活動(dòng)并沒有對(duì)海水化學(xué)產(chǎn)生顯著的影響，底棲生物的活動(dòng)沒有受到較大的威脅，熱液活動(dòng)帶來的還原性物質(zhì)可能無法改變海水的氧化還原條件。從這一點(diǎn)上看，熱液活動(dòng)地質(zhì)事件難以通過形成缺氧環(huán)境的方式引發(fā)有機(jī)質(zhì)的富集。

巢湖平頂山地區(qū)距離銅陵葉山小澇地區(qū)直線距離約80 km，遠(yuǎn)離熱液噴口，其黑色薄層硅質(zhì)巖的沉積雖然很難保存熱液活動(dòng)的信號(hào)，但很可能受到熱液帶來的硅的影響。巢湖平頂山孤峰組硅質(zhì)巖中Eu異常以及Al/（Al+Fe+Mn）中微弱的熱液信號(hào)也證實(shí)了這一點(diǎn)。說明位于江南臺(tái)地斜坡環(huán)境（如銅陵與池州一帶）中的熱液活動(dòng)帶來的大量硅質(zhì)，可能是下?lián)P子地區(qū)孤峰組沉積豐富的黑色薄層硅質(zhì)巖的主要原因。但是，孤峰組黑色硅質(zhì)巖中異常高的有機(jī)質(zhì)富集[26]與熱液活動(dòng)是否有關(guān)？從構(gòu)造上看，下?lián)P子盆地周邊斜坡環(huán)境中主動(dòng)大陸邊緣與洋島弧性質(zhì)的構(gòu)造活動(dòng)形成頻繁的熱液活動(dòng)，為下?lián)P子海帶來大量的營養(yǎng)物質(zhì)，構(gòu)造裂陷形成的較深水下?lián)P子盆地[10]是匯聚營養(yǎng)物質(zhì)的優(yōu)質(zhì)古地理場(chǎng)所，從理論上講熱液可能是該區(qū)孤峰組富有機(jī)質(zhì)的主要原因之一。但目前還沒有相關(guān)的證據(jù)，而且熱液活動(dòng)頻繁的小澇剖面有機(jī)碳含量并不高[18]，這可能與其較淺水且水動(dòng)力條件較強(qiáng)的上斜坡環(huán)境不利于有機(jī)質(zhì)保存有關(guān)，有機(jī)質(zhì)含量的高低不能真實(shí)地反映熱液帶來的營養(yǎng)水平。此外，巢湖地區(qū)營養(yǎng)物質(zhì)的匯聚也可能來自周圍古陸例如華夏古陸或蘇北地區(qū)的古陸，以及洋流上涌[16]和多個(gè)火山灰層[2]指示的火山活動(dòng)。

6 結(jié)論

安徽銅陵地區(qū)孤峰組青灰色硅質(zhì)巖為熱液成因，礦物呈微晶石英結(jié)構(gòu)，是由熱液帶來的硅酸原生沉積而成，混有部分鈣質(zhì)生物化石沉積。銅陵地區(qū)距離熱液噴口較近（小于25 km），其孤峰組硅質(zhì)巖保存顯著的熱液地球化學(xué)信號(hào)。銅陵地區(qū)位于江南淺水臺(tái)地與下?lián)P子盆地之間的過渡帶斜坡環(huán)境，因而下?lián)P子地區(qū)中二疊世斜坡環(huán)境中可能存在頻繁的熱液活動(dòng)。巢湖地區(qū)孤峰組黑色薄層硅質(zhì)巖為典型的生物成因硅質(zhì)巖，含豐富的硅質(zhì)海綿骨針和放射蟲，但部分層段硅質(zhì)巖中仍然記錄微弱的熱液活動(dòng)信號(hào)。表明巢湖地區(qū)的黑色薄層硅質(zhì)巖雖然為生物成因，但其硅質(zhì)的最終來源可能是附近的熱液活動(dòng)，只是由于與熱液噴口存在一定的距離（如大于25 km），導(dǎo)致其熱液信號(hào)的地球化學(xué)記錄較為微弱。據(jù)此，下?lián)P子地區(qū)中二疊統(tǒng)孤峰組普遍的黑色硅質(zhì)巖的硅來源，可能與其盆地周圍斜坡環(huán)境的熱液活動(dòng)有關(guān)。同時(shí)下?lián)P子盆地周圍頻繁的熱液活動(dòng)可能給盆地帶來了大量的營養(yǎng)物質(zhì)，造成該區(qū)孤峰組異常的高有機(jī)質(zhì)富集。

致謝 感謝評(píng)審專家以及編輯提出建設(shè)性的修改意見。野外露頭剖面樣品的采集得到了張璇、唐瞻文、耿梓傲、江增光以及東華理工大學(xué)王安東副教授的幫助，在此一并致謝。

參考文獻(xiàn)（References）

［1］ Ma Q F， Feng Q L， Caridroit M， et al. Integrated radiolarian andconodont biostratigraphy of the Middle Permian Gufeng Formation（South China） [J]. Comptes Rendus Palevol， 2016， 15（5）：453-459.

［2］ Wu Q， Ramezani J， Zhang H， et al. Calibrating the Guadalupianseries （Middle Permian） of South China[J]. Palaeogeography，Palaeoclimatology， Palaeoecology， 2017， 466： 361-372.

［3］ Wu Q， Ramezani J， Zhang H， et al. High-precision U-Pb zirconage constraints on the Guadalupian in West Texas， USA[J].Palaeogeography， Palaeoclimatology， Palaeoecology， 2020， 548：109668.

［4］ 盛金章，王玉凈. 南京龍?zhí)豆路褰M的放射蟲化石[J]. 古生物學(xué)報(bào)，1985，24（2）：171-180.［Sheng Jinzhang， Wang Yujing. Fossilradiolaria from Kufeng Formation at Longtan， Nanjing[J]. ActaPalaeontologica Sinica， 1985， 24（2）： 171-180.］

［5］ 王汝建. 南京湖山地區(qū)孤峰組硅質(zhì)巖中的放射蟲化石[J]. 微體古生物學(xué)報(bào)，1993，10（4）：459-468.［Wang Rujian. Fossil radiolariansfrom the Kufeng Formation， Hushan area， Nanjing[J]. ActaMicropalaeontologica Sinica， 1993， 10（4）： 459-468.］

［6］ 王玉凈，齊敦倫. 蘇皖南部孤峰組放射蟲動(dòng)物群[J]. 微體古生物學(xué)報(bào)，1995，12（4）：374-387.［Wang Yujing， Qi Dunlun. Radiolarianfauna of the Kuhfeng Formation in southern part of Jiangsuand Anhui provinces[J]. Acta Micropalaeontologica Sinica， 1995，12（4）： 374-387.］

［7］ 金玉玕，胡世忠. 安徽南部及寧鎮(zhèn)山脈孤峰組的腕足化石[J].古生物學(xué)報(bào)，1978，17（2）：101-127.［Jin Yugan， Hu Shizhong.Brachiopods of the Kuhfeng Formation in south Anhui and Nankinghills[J]. Acta Palaeontologica Sinica， 1978， 17（2）： 101-127.］

［8］ 王汝建，沈高平，Sashida K. 蘇皖地區(qū)孤峰組放射蟲動(dòng)物群及其古環(huán)境意義[J]. 同濟(jì)大學(xué)學(xué)報(bào)，1997，25（5）：559-564.［WangRujian， Shen Gaoping， Sashida K. Studies on radiolarian faunafrom Gufeng Formation in Anhui and Jiangsu provinces， eastChina and its paleoenvironmental significance[J]. Journal ofTongji University， 1997， 25（5）： 559-564.］

［9］ 劉寶珺，朱同興. 安徽中南部下二疊統(tǒng)棲霞組和孤峰組沉積環(huán)境及成巖歷史[J]. 成都地質(zhì)學(xué)院學(xué)報(bào)，1990，17（1）：5-12.［LiuBaojun， Zhu Tongxing. Sedimentary environments and diagenetichistory of Qixia and Gufeng Formations， Lower Permian in centraland southern Anhui， SE China[J]. Journal of Chengdu Collegeof Geology， 1990， 17（1）： 5-12.］

［10］ 朱同興. 安徽南部下二疊統(tǒng)結(jié)核狀硅質(zhì)巖和層狀硅質(zhì)巖的沉積學(xué)特征及其成因探討[J]. 巖相古地理，1989（5）：1-8.［ZhuTongxing. Sedimentological features and the genesis of LowerPermian nodular and thin-bedded siliceous rocks in southern Anhui[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology， 1989（5）：1-8.］

［11］ 夏邦棟，鐘立榮，方中，等. 下?lián)P子區(qū)早三疊世孤峰組層狀硅質(zhì)巖成因[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，1995，69（2）：125-137.［Xia Bangdong，Zhong Lirong， Fang Zhong， et al. The origin of cherts ofthe Early Permian Gufeng Formation in the Lower Yangtze area，eastern China[J]. Acta Geologica Sinica， 1995， 69（2）： 125-137.］

［12］ 楊玉卿，馮增昭. 華南下二疊統(tǒng)層狀硅巖的形成及意義[J]. 巖石學(xué)報(bào)，1997，13（1）：111-120.［Yang Yuqing， Feng Zengzhao.Formation and significance of the bedded siliceous rocks of theLower Permian in South China[J]. Acta Petrologica Sinica，1997， 13（1）： 111-120.］

［13］ 楊水源，姚靜. 安徽巢湖平頂山中二疊統(tǒng)孤峰組硅質(zhì)巖的地球化學(xué)特征及成因[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào)，2008，14（1）：39-48.［Yang Shuiyuan， Yao Jing. Geochemistry and origin of siliceousrocks from the Gufeng Formation of Middle Permian in the Pingdingshanarea， Chaohu region， Anhui province[J]. GeologicalJournal of China Universities， 2008， 14（1）： 39-48.］

［14］ 李紅中，周永章，楊志軍，等. 欽-杭結(jié)合帶硅質(zhì)巖的分布特征及其地質(zhì)意義[J]. 地學(xué)前緣，2015，22（2）：108-117.［Li Hongzhong，Zhou Yongzhang， Yang Zhijun， et al. A study of the distributioncharacteristics of siliceous rocks in Qinzhou （Bay） -Hangzhou （Bay） joint belt and its geological significances[J].Earth Science Frontiers， 2015， 22（2）： 108-117.］

［15］ 顏佳新，趙坤. 二疊—三疊紀(jì)東特提斯地區(qū)古地理、古氣候和古海洋演化與地球表層多圈層事件耦合[J]. 中國科學(xué)（D輯）：地球科學(xué)，2002，32（9）：751-759.［Yan Jiaxin， Zhao Kun. Thecoupling of paleogeography， paleoclimate， and paleooceanic evolutionwith multiple layers of the Earth's surface layer in thePermian-Triassic east tethys region[J]. Science China （Seri. D）：Earth Sciences， 2002， 32（9）： 751-759.］

［16］ Zhang B L， Yao S P， Wignall P B， et al. Widespread coastal upwellingalong the eastern paleo-tethys margin （South China） duringthe Middle Permian （Guadalupian）： Implications for organicmatter accumulation[J]. Marine and Petroleum Geology， 2018，97： 113-126.

［17］ 何衛(wèi)紅，吳順寶，張克信，等. 下?lián)P子區(qū)孤峰組放射蟲化石帶劃分及環(huán)境分析[J]. 江蘇地質(zhì)，1999，23（1）：17-23.［He Weihong，Wu Shunbao， Zhang Kexin， et al. Classification of radiolarianfossil zones and environmental analysis of Gufeng Formationin Lower Yangtze region[J]. Jiangsu Geology， 1999， 23（1）：17-23.］

［18］ Wei H Y， Tang Z W， Yan D T， et al. Guadalupian （Middle Permian）ocean redox evolution in South China and its implicationsfor mass extinction[J]. Chemical Geology， 2019， 530： 119318.

［19］ 耿梓傲，韋恒葉. 下?lián)P子巢湖地區(qū)中二疊統(tǒng)孤峰組富有機(jī)質(zhì)硅質(zhì)巖有機(jī)地球化學(xué)特征[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào)，2019，25（6）：823-837.［Geng Ziao， Wei Hengye. Organic geochemistry oforganic-rich Cherts in the Middle Permian Gufeng Formation inChaohu， Lower Yangtze area[J]. Geological Journal of ChinaUniversities， 2019， 25（6）： 823-837.］

［20］ 石剛，李建青，廖圣兵，等. 安徽宣城地區(qū)皖油地1 井鉆獲二疊系頁巖氣[J]. 中國地質(zhì)，2021，48（2）：669-670.［Shi Gang， LiJianqing， Liao Shengbing， et al. Discovery of Permian shale gasin the Wanyoudi-1 well of Xuancheng， Anhui province[J].Geology in China， 2021， 48（2）： 669-670.］

［21］ Ge L K， Xie J C， Li Q Z， et al. Geochronology and geochemistryof Middle Permian tuff in Chaohu region， China： Implicationsfor their origin and geological significance[J]. Solid EarthSciences， 2021， 6（4）： 354-366.

［22］ Zhang B L， Yao S P， Ma A L， et al. New geochemical constraintson the development of active continental margin in southeastChina during the Middle Permian and its tectonic implications[J]. Gondwana Research， 2022， 103： 458-472.

［23］ 姚柏平，陸紅，郭念發(fā). 論下?lián)P子地區(qū)多期構(gòu)造格局疊加及其油氣地質(zhì)意義[J]. 石油勘探與開發(fā)，1999，26（4）：10-13.［YaoBaiping， Lu Hong， Guo Nianfa. The multi-stage structure frameof Lower Yangtze Basin evolution and its significance in petroleumgeology[J]. Petroleum Exploration and Development，1999， 26（4）： 10-13.］

［24］ 李雙應(yīng)，孟慶任，萬秋，等. 長江中下游地區(qū)二疊紀(jì)碳酸鹽斜坡沉積及其成礦意義[J]. 巖石學(xué)報(bào)，2008，24（8）：1733-1744.［Li Shuangying， Meng Qingren， Wan Qiu， et al. Deposition ofcarbonate slope and ore-forming in Permian strata in the middlelowerreaches of the Yangtze River， East China[J]. Acta PetrologicaSinica， 2008， 24（8）： 1733-1744.］

［25］ Zhang B L， Yao S P， Wignall P B， et al. New timing and geochemicalconstraints on the Capitanian （Middle Permian） extinctionand environmental changes in deep-water settings： Evidencefrom the Lower Yangtze region of South China[J]. Journal of theGeological Society， 2019， 176（3）： 588-608.

［26］ Wei H Y， Geng Z A， Zhang X. Guadalupian （Middle Permian）δ13Corg changes in the Lower Yangtze， South China[J]. Acta Geochimica，2020， 39（6）： 988-1001.

［27］ Murray R W. Chemical criteria to identify the depositional environmentof chert： General principles and applications[J]. SedimentaryGeology， 1994， 90（3/4）： 213-232.

［28］ Adachi M， Yamamoto K， Sugisaki R. Hydrothermal chert and associatedsiliceous rocks from the northern Pacific： Their geologicalsignificance as indication of ocean ridge activity[J]. SedimentaryGeology， 1986， 47（1/2）： 125-148.

［29］ Bostr?m K， Peterson M N A. The origin of aluminum-poor ferromanganoansediments in areas of high heat flow on the EastPacific Rise[J]. Marine Geology， 1969， 7（5）： 427-447.

［30］ de Baar H J W， Bacon M P， Brewer P G， et al. Rare earth elementsin the Pacific and Atlantic Oceans[J]. Geochimica et CosmochimicaActa， 1985， 49（9）： 1943-1959.

［31］ Michard A， Albarède F， Michard G， et al. Rare-earth elementsand uranium in high-temperature solutions from East PacificRise hydrothermal vent field （13° N） [J]. Nature， 1983， 303（5920）： 795-797.

［32］ Kimata M. The crystal structure of non-stoichiometric Euanorthite：An explanation of the Eu-positive anomaly[J]. MineralogicalMagazine， 1988， 52（365）： 257-265.

［33］ Michard A. Rare earth element systematics in hydrothermalfluids[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1989， 53（3）：745-750.

［34］ Murray R W， Buchholtz Ten Brink M R， Gerlach D C， et al.Rare earth， major， and trace elements in chert from the FranciscanComplex and Monterey Group， California： Assessing REEsources to fine-grained marine sediments[J]. Geochimica et CosmochimicaActa， 1991， 55（7）： 1875-1895.

［35］ Goldberg E D， Koide M， Schmitt R A， et al. Rare-earth distributionsin the marine environment[J]. Journal of Geophysical Research，1963， 68（14）： 4209-4217.

［36］ Turner D R， Whitfield M， Dickson A G. The equilibrium speciationof dissolved components in freshwater and sea water at 25°C and 1 atm pressure[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta，1981， 45（6）： 855-881.

［37］ Baker R A. Trace inorganics in water[M]//H?gdahl O T，Melsom S， Bowen V T. Neutron activation analysis of lanthanideelements in sea water. Washington DC： Jenne E A， 1968：308-325.

［38］ Klinkhammer G， Elderfield H， Hudson A. Rare earth elementsin seawater near hydrothermal vents[J]. Nature， 1983， 305（5931）： 185-188.

［39］ Holland H D. The chemistry of the atmosphere and oceans[M].New York： Wiley， 1978.

［40］ McLennan S M， Taylor S R， Kr?ner A. Geochemical evolutionof Archean shales from South Africa I. The Swaziland and PongolaSupergroups[J]. Precambrian Research， 1983， 22（1/2）：93-124.

［41］ Bhatia M R， Crook K A W. Trace element characteristics ofgraywackes and tectonic setting discrimination of sedimentarybasins[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology， 1986， 92（2）： 181-193.

基金項(xiàng)目：國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（42272118）［Foundation： National Natural Science Foundation of China， No. 42272118］