錢一雄 李曰俊 儲(chǔ)呈林 楊 鑫 李王鵬 陳 躍 馬紅強(qiáng)

1 中國(guó)石化石油勘探開(kāi)發(fā)研究院無(wú)錫石油地質(zhì)研究所，江蘇無(wú)錫 214151 2 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029 3 中國(guó)石化石油勘探開(kāi)發(fā)研究院，北京 100083

硅質(zhì)巖是一種細(xì)粒、致密、堅(jiān)硬、富二氧化硅、具有微晶、隱晶或超細(xì)纖維結(jié)構(gòu)的沉積巖。它由玉髓、微晶石英等構(gòu)成，SiO2含量達(dá)70%～98%，含少量陸源及自生黏土、陸源碎屑及其他礦物。硅質(zhì)巖包含了古地理、古氣候、古構(gòu)造、物源和成巖、成礦等多種信息，具有十分重要的研究?jī)r(jià)值(Joydipetal.，1999；Malivaetal.，2005；Wagoner den Boornetal.，2007，2010；任國(guó)選等，2008；Marin-Carbonneetal.，2014；Elizabethetal.，2015；Stefuraketal.，2015；楊宗玉等，2017；Chenetal.，2020)。研究表明，前寒武紀(jì)的微生物、化學(xué)沉積、海水化學(xué)條件變化、火山及熱液活動(dòng)等控制著硅質(zhì)巖的形成(Malivaetal.，2005;Chenetal.，2009;Elizabethetal.，2015；Stefuraketal.，2015)。不同構(gòu)造背景下的硅質(zhì)巖發(fā)育特征有所不同，如被動(dòng)大陸邊緣盆地具有成熟度高的穩(wěn)定沉積物供應(yīng)，硅質(zhì)巖常與碎屑巖及泥頁(yè)巖或碳酸鹽巖呈韻律互層，單層厚度多為毫米級(jí)至十余厘米，可出現(xiàn)粒序?qū)永怼⒒瑒?dòng)構(gòu)造。反之，活動(dòng)大陸邊緣盆地及其物源區(qū)的構(gòu)造條件不穩(wěn)定，沉積物來(lái)源復(fù)雜、成熟度較低，硅質(zhì)巖厚1cm至10余厘米，常與泥巖或頁(yè)巖韻律互層，構(gòu)成紋層—條帶狀硅質(zhì)巖，常見(jiàn)粒序?qū)永?、印模和軟沉積物變形構(gòu)造。

紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面硅質(zhì)巖與已證實(shí)的具生烴條件的烴源巖呈互層或相鄰關(guān)系(錢一雄等，2021)，對(duì)其沉積背景、構(gòu)造環(huán)境、熱事件作用等的研究與烴源巖的形成密切相關(guān)，因此具有重要意義。

1 剖面地質(zhì)特征

研究區(qū)位于新疆若羌縣與青海省交界的新疆一側(cè)，屬于多旋回疊加的阿爾金褶皺系(圖 1-A)。它位于自西向東從紅柳溝、拉配泉到阿克塞等的蛇綠巖帶的南側(cè)(年齡為 829±60Ma)、推測(cè)為青白口紀(jì)后的南、北塔里木的拼貼帶。前震旦系發(fā)育相對(duì)較全，有太古宇米蘭群、古元古界阿爾金巖群、中元古界巴什庫(kù)爾干群、塔什達(dá)坂群和新元古界青白口系索爾庫(kù)里群(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)或丘吉東溝群(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1982)。自下而上，索(硝)爾庫(kù)里群發(fā)育了亂石溝組、冰溝南組、平洼溝組和小泉達(dá)坂組，其中，亂石溝組厚299.8m，以石英砂巖、硅質(zhì)粉砂巖和細(xì)砂巖為主；冰溝南組厚909.3～2221.2m，以灰?guī)r、結(jié)晶灰?guī)r、假鮞?；?guī)r夾大理石以及細(xì)碎屑巖為主；平洼溝組厚358.9～852.9m，以白云巖、燧石條帶白云巖(疊層石)和大理石為主；小泉達(dá)坂組厚322.1m，巖性為硅質(zhì)板巖、板巖、鈣質(zhì)粉砂巖、石英砂巖、微晶灰?guī)r、結(jié)晶灰?guī)r和大理石；其上、下地層及巖性請(qǐng)參見(jiàn)錢一雄(2021)。

A—地質(zhì)簡(jiǎn)圖據(jù)新疆若羌縣巴什考供幅地質(zhì)圖(J-46-Ⅶ，新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局地質(zhì)調(diào)查大隊(duì). 1982，簡(jiǎn)化)。B—地層柱狀圖(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1982)。C— a 紅柳溝1號(hào)剖面景觀；b 青灰色—灰黑色薄層硅質(zhì)巖(HLG-9)；c 黑色薄層—中薄層硅質(zhì)巖(HLG-19)；d 灰色中薄層硅質(zhì)巖(HLG-35)；e 灰黑色中薄層硅質(zhì)巖，石英脈中蜂窩狀溶蝕(HLG-43)；f 灰黑色中層與中薄層硅質(zhì)巖(HLG-45)圖 1 新疆若羌地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(A)、地層柱狀圖(B)及紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面硅質(zhì)巖露頭景觀(C)Fig.1 Simplified tectonic map of Ruoqiang area，Xinjing (A)，stratigraphic column (B) and textures of the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks in outcrop at Hongliugou section Ⅰ (C)

紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面位于若羌縣至青海省315國(guó)道一側(cè)紅柳溝Ⅰ號(hào)橋的附近，新元古界冰溝南組黑色沉積巖系連續(xù)出露了厚約300m的千枚巖、硅質(zhì)巖、砂泥巖及黑色泥巖層段。其中，硅質(zhì)巖厚約240m左右，由黑色—灰色夾青灰色薄層—中薄層硅質(zhì)巖組成(圖 1-B，1-C)。對(duì)應(yīng)于青海省柴達(dá)木南緣地層分區(qū)中的丘吉東溝群下段的細(xì)粒沉積，為一套陸棚邊緣—次深海盆地沉積。

根據(jù)實(shí)測(cè)剖面巖性組合，自下而上可劃分為6個(gè)巖性段： (1)巖性為綠泥片巖、硅質(zhì)巖和綠泥片巖，厚約20m，樣號(hào)HLG-3～HLG-8；(2)巖性為薄層含瀝青的泥質(zhì)粉砂巖、硅質(zhì)巖和粉砂質(zhì)泥巖，厚約26m，樣號(hào)HLG-9～HLG-12；(3)巖性為中薄層至中層硅質(zhì)巖、薄層泥質(zhì)粉砂巖，厚約22m，樣號(hào)HLG-13～HLG-16；(4)底部為薄層硅質(zhì)巖夾泥頁(yè)巖，向上為粉砂質(zhì)泥巖、粉砂巖，厚約43m，樣號(hào)HLG-17～HLG-32；(5)底部為薄層的綠泥片巖，向上為硅質(zhì)巖夾泥頁(yè)巖，厚約37m，樣號(hào)HLG-33～HLG-47；(6)底部為硅質(zhì)巖夾泥頁(yè)巖，向上過(guò)渡為薄層黑色頁(yè)巖，厚約29m，樣號(hào)HLG-48～HLG-54；再向上，以泥質(zhì)粉砂巖、粉砂巖及碳酸鹽巖為主。根據(jù)野外剖面，初步判斷冰南溝組硅質(zhì)巖由4個(gè)由深→淺沉積旋回組成，若以樣號(hào)HLG-16為界，可劃分出2大旋回，下部為中深至淺深的外陸棚，上部以深或較深盆地向陸棚過(guò)渡。

2 分析方法

硅質(zhì)巖成分較為復(fù)雜，不同的礦物相、成因(自生、陸源、交代和生物等)、成巖作用對(duì)其化學(xué)成分影響較大。因此，需要采取包括不同礦物相帶的微區(qū)取樣、物理與化學(xué)的多種分析手段，盡量解決地球化學(xué)的多解性及相互矛盾的問(wèn)題。本次室內(nèi)研究所進(jìn)行的分析測(cè)試項(xiàng)目及樣品數(shù)量包括： 薄片和鑄體21件，陰極發(fā)光5件；X衍射礦物相2件；掃描電鏡2件；氧同位素19件；硅同位素16件；常量、微量及稀土元素地球化學(xué)分析13件；流體包裹體2件。

陰極發(fā)光、掃描電鏡和X衍射礦物相鑒定(XRD)是在中國(guó)石化石油勘探開(kāi)發(fā)研究院無(wú)錫石油地質(zhì)研究所測(cè)試中心完成。其中，掃描電鏡制樣方法： 選取新鮮斷面，敲取適合大小的樣品，面向上粘在樣品臺(tái)進(jìn)行鍍金處理，工作電流20mA，時(shí)間為150s；所用儀器為Oxford的FEIQuanta200F型場(chǎng)發(fā)射的環(huán)境掃描電鏡，電壓200 kV。能譜儀為EDAX三元一體化系統(tǒng)。陰極發(fā)光在10～20 kV、0.5～1mA、濕度小于70%、真空度0.03mbar條件下完成。

氧、硅同位素及巖石地球化學(xué)分析均由核工業(yè)地質(zhì)研究院完成。氧同位素： 根據(jù)DZ/T 0184.13-1997《硅酸鹽及氧化物礦物中氧同位素組成的五氟化溴法測(cè)定》，采用儀器Delta v advantage-11278，標(biāo)樣GBW-04409、GBW-04410；根據(jù)δ18OPDB=0.97δ18OV-SMOW-30.0換算，分析精度優(yōu)于±0.10%。硅同位素： 利用0.6g/L HCl預(yù)先除去碳酸鹽混入物，再進(jìn)行五氟化溴(BrF5)處理產(chǎn)生SiF4，采用Finngan-MAT252氣體質(zhì)譜儀，對(duì)質(zhì)量為87和85的離子同時(shí)收集，分析結(jié)果按NBS-28相對(duì)標(biāo)定，分析精度優(yōu)于±0.10%。

巖石地球化學(xué)樣品首先在研磨成粉末前用去離子水清洗，清洗后研磨至200目以下。常量元素中的Ca采用X射線熒光光譜法(XRF)測(cè)定；Hg和As采用原子熒光光譜法(CV-AFS)測(cè)定；其他常量、微量元素和稀土元素采用了等離子體光譜法(ICP-OES)測(cè)定。采用標(biāo)樣為GSD-5、GSD-6、GSD-13，常量元素分析誤差小于0.1%，微量元素分析誤差(包括稀土)為±1×10-6。

流體包裹體由中國(guó)石化石油勘探開(kāi)發(fā)研究院無(wú)錫石油地質(zhì)研究所測(cè)試中心完成。利用與 Leica顯微鏡接口的Linkam THMSG 2600型冷熱臺(tái)，先校正溫度，升溫速率為5℃/min，當(dāng)包裹體中氣泡變小，接近均一時(shí)，升溫速率降至1℃/min，均一溫度測(cè)試精度為±1℃。包裹體密度由PVTX(英國(guó)Linkam公司)軟件，通過(guò)均一溫度和鹽度計(jì)算(未測(cè)出冰點(diǎn)(鹽度)的按純水體系)。

3 分析結(jié)果

3.1 礦物學(xué)及巖石學(xué)

硅質(zhì)巖分類方法包括： (1)按形態(tài)、產(chǎn)狀分類，如層紋狀、條帶狀、結(jié)核狀、團(tuán)塊狀硅質(zhì)巖等；(2)按礦物成分分類，如蛋白石、玉髓、石英質(zhì)硅質(zhì)巖，含黏土的泥質(zhì)硅質(zhì)巖、含碳質(zhì)(有機(jī)質(zhì))硅質(zhì)巖；(3)按巖石、礦物共生組合關(guān)系分類，如與碳酸鹽巖共生、與泥頁(yè)巖或鐵質(zhì)巖共生硅質(zhì)巖；(4)“成分—結(jié)構(gòu)—成因”分類，包括生物成因、純化學(xué)成因、機(jī)械成因、交代成因或化學(xué)及生物化學(xué)成因等硅質(zhì)巖(楊宗玉等，2017)。

在紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面中選擇結(jié)晶程度不同的2件硅質(zhì)巖，其X衍射分析(表 1)表明： 石英含量為89.3%、97.4%；黏土含量為8.9%、1.7%，合計(jì)98.2%、99.1%，含少量的菱鐵礦、斜長(zhǎng)石、黃鐵礦、白云石及方解石，偶含鉀長(zhǎng)石及硬石膏。其中，黏土、菱鐵礦、黃鐵礦為沉積礦物，長(zhǎng)石、白云石、方解石及硬石膏等為成巖產(chǎn)物。

表 1 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖礦物種類及含量(XRD)Table 1 XRD minerals type and content of the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang

硅質(zhì)巖微觀結(jié)構(gòu)主要為微晶及隱晶質(zhì)結(jié)構(gòu)。石英脈由他形的粗晶石英組成。在此采用 “結(jié)構(gòu)元素”、“結(jié)構(gòu)類型”以及“結(jié)構(gòu)鑲嵌”方法來(lái)進(jìn)行表征(Joydipetal.，1999；楊宗玉等，2017；Chenetal.，2020)。冰溝南組硅質(zhì)巖結(jié)構(gòu)主要有微晶石英、隱晶質(zhì)玉髓及微晶至巨晶石英脈3種。其中，微晶石英主要呈半自形、等軸狀(圖 2-b，2-c，2-e至2-h，2-k，2-l)，直徑為10～45μm(表 2)；玉髓有呈球形、半球形及扇狀集合體形態(tài)(圖 2-f，2-g，2-l)，直徑為10～100μm，負(fù)延性，包含了一些微晶石英。微晶、巨晶石英脈中石英一般呈半自形至他形(圖 2-a至2-d，2-g，2-h，2-l)，大小為20～150μm或以上，少量可達(dá)300μm。可劃分為隱晶、微晶和鑲嵌3種結(jié)構(gòu)類型，其中，微晶結(jié)構(gòu)有等粒、不等粒微晶石英；隱晶—微晶呈球形的細(xì)分散的玉髓、微晶石英晶體，發(fā)育了類似于碳酸鹽巖中球粒結(jié)構(gòu)特征；鑲嵌結(jié)構(gòu)主要由隱晶—微晶及粉晶—中細(xì)晶石英構(gòu)成(圖 2-b，2-f，2-l)，少量呈半自形—他形結(jié)構(gòu)的巨晶石英晶體(圖 2-c)，主要發(fā)育于石英脈中；除此之外，還有少量共生或伴生黏土、菱鐵礦、黃鐵礦(表 1)以及菱錳礦、磷灰石或磁鐵礦等(圖 2)。

3.2 元素地球化學(xué)

3.3 硅、氧同位素

紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古代冰溝南組硅質(zhì)巖的δ30SiV-NBS28分布范圍為-0.8‰～0.3‰，平均為-0.43‰(N=16)；δ18OV-SMOW分布范圍為16.0‰～22.6‰，平均為19.8‰(N=19)，其中，石英脈δ30SiV-NBS28=-0.3‰，δ18OV-SMOW=19.2‰，反映出硅質(zhì)巖中δ30Si與δ18O 相對(duì)負(fù)偏移，且兩者有弱的負(fù)相關(guān)性(表 4；圖 3)。

a—HLG-23，硅質(zhì)巖，玉髓(Ch)及微晶石英(MQ)，1條裂隙(寬1.0mm)或擴(kuò)溶縫洞由微晶—細(xì)晶石英及瀝青(Bit)充填，發(fā)育了靡粒巖化或靡棱巖化，透鏡狀面理由定向排列的隱晶—微晶石英構(gòu)成，發(fā)育少量溶孔；b—HLG-35，硅質(zhì)巖，隱晶質(zhì)的玉髓—微晶石英(MQ)，大小一般為2～15μm，菱錳礦(Rh)、磁鐵礦(Mt)占2%～4%;c，d—HLG-33，硅質(zhì)巖，由玉髓—微晶石英(MQ)及粗晶石英(Q)組成，經(jīng)歷了重結(jié)晶、角礫巖化、靡棱巖化等作用，網(wǎng)狀裂隙中先后有石英、烴類(瀝青質(zhì)，Bit)以及少量方解石(Cal)充填，后者發(fā)橙紅色、紅色、橙黃色熒光，少量自生石英發(fā)藍(lán)色光；e—HLG-16，石英脈，由微晶石英重結(jié)晶為巨晶石英(Q)，網(wǎng)狀微裂隙，正交偏光；f，g—HLG-43，硅質(zhì)巖，暗色球粒狀或圓形集合體(50μm±)的玉髓(2～5μm)以及微晶石英(MQ)，草莓狀黃鐵礦(Pyr)、磁鐵礦(Mt)、長(zhǎng)絲狀的綠泥石(Chl)及少量的六方柱狀的磷灰?guī)r(Ap)，溶孔(5～15μm)中有瀝青充填，發(fā)育晶間孔(BC)、晶間微孔隙，直徑為2～5μm;h—HLG-6-1，硅質(zhì)巖，隱晶質(zhì)的玉髓—微晶石英(MQ)，發(fā)育了“皮殼-瑪瑙狀”的鈣豆?！w狀放射狀的方解石簇，指示了大氣淡水作用；i—HLG-9，硅質(zhì)巖，微晶石英(MQ)，擴(kuò)溶裂隙(0.5～1.0mm)中充填石英、瀝青，正交偏光；j—HLG-17Z，硅質(zhì)巖，網(wǎng)狀石英脈，發(fā)育溶蝕孔洞(Vug)及溶縫(DFR)，少量被石英、瀝青充填，鑄體；k—HLG-50，硅質(zhì)巖，隱晶質(zhì)玉髓和微晶石英，前者為暗色球粒狀或圓形(10～100μm)玉髓，2組裂隙，一組(10～50μm)充填微晶石英(MQ)；另一組(100～500μm)由細(xì)晶—微晶石英、后期的方解石(Cal)充填，均被最晚期剪切微裂隙(5～10μm)切穿；l—HLG-35，硅質(zhì)巖，隱晶質(zhì)的玉髓(Ch)和微晶石英(MQ)，晶間(微)孔(MP)大小為2～5μm；m—HLG-43，硅質(zhì)巖，呈球形環(huán)帶、皮殼狀結(jié)構(gòu)的鈣華(Tufa)，大氣淡水作用產(chǎn)物；n—同f和g，磷灰石(Ap)能譜，晶體大小0.5μm×5.5μm；o—同b，呈粒狀出現(xiàn)的菱錳礦(Rh)與磁鐵礦(Mt)的能譜； p—HLG-35，未完全交代的球形、五角或菱形的黃鐵礦(Pyr)+磁鐵礦(Mt)混合體圖 2 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖及石英脈顯微圖像Fig.2 Textures of silica phases for the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks and quartz veins in thin sections and SEM images of Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang

圖 3 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖δ30siV-NBS28-δ18OV-SMOW關(guān)系Fig.3 Relationship between δ30siV-NBS28 andδ18OV-SMOW of the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks at Hong-liugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang

表 2 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面的新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖及石英脈中硅質(zhì)的顯微結(jié)構(gòu)Table 2 Micro-textures of silica phases for the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks and quartz veins at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang

4 討論

4.1 構(gòu)造環(huán)境

由 圖 2 可見(jiàn)，樣品的結(jié)構(gòu)變化較大，難以采用微相(區(qū))分離手段，這樣會(huì)導(dǎo)致特征元素的賦存狀況、含量變化及其成因?qū)傩越忉屳^為困難。在此，全巖化學(xué)及微量元素分析僅可視為加權(quán)平均值，選擇采用巖石中連續(xù)或面狀分布的少數(shù)的主元素(Si、Al、Ti、Fe等)、輔助于少量相對(duì)惰性(Sc、Y、REE)、弱活動(dòng)的微量元素(Cu、Ni、Co、Mo、Mn、P、S)(劉英俊等，1984；Murrayetal.，1990，1991；Murray，1994)，來(lái)進(jìn)行構(gòu)造及沉積環(huán)境恢復(fù)與分析，減少地球化學(xué)多解性問(wèn)題。

硅質(zhì)巖可以在多種環(huán)境中形成，如洋中脊附近的蛇綠巖“三位一體”的放射蟲(chóng)硅質(zhì)巖建造、含鐵的硅質(zhì)建造、海底熱液(黑煙囪)、巖漿期后交代、陸棚中與細(xì)粒碎屑巖呈互層沉積等等。其中，Si、Al、Fe、Mn、Ti以及部分微量元素即可反映源區(qū)性質(zhì)，又能對(duì)環(huán)境的有所指示(Murray，1994)。

根據(jù)硅質(zhì)巖構(gòu)造背景判識(shí)圖(Murray，1994)，在100×(Fe2O3/SiO2)-100×(Al2O3/SiO2)圖(圖 4-a)上，多數(shù)樣品處于大陸邊緣盆地沉積范圍；在100×(FeTO/TiO2)-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)圖(圖 4-b)上，除了大陸邊緣盆地沉積外，近一半樣品落入洋脊范圍內(nèi)；因Al2O3含量偏低，反映出陸源碎屑供應(yīng)較弱，依據(jù)其與LaN/CeN相關(guān)性進(jìn)行構(gòu)造環(huán)境判識(shí)就失效了(圖 4-c)。

4.2 源區(qū)性質(zhì)

研究表明，硅質(zhì)來(lái)源于巖漿、熱液、表生風(fēng)化淋濾、生物溶解以及各種介質(zhì)中的溶解硅等(Murrayetal.，1990，1991；Murray，1994)。Fe、Mn、Al、Ti等元素是判別硅質(zhì)巖成因的重要標(biāo)志之一，海相沉積物的Fe/Ti值、(Fe+Mn)/Ti值和Al/(Al+Fe+Mn)值是衡量沉積物中熱水沉積含量的標(biāo)志，當(dāng)上述比值依次為大于20、大于20±5、小于0.35時(shí)，一般認(rèn)為屬于熱水沉積物(Bostr?m and Peterson，1969;Bostr?metal.，1973)。Adachi(1986)和Yamamoto(1987)在系統(tǒng)地研究了熱水沉積與生物沉積硅質(zhì)巖后指出，硅質(zhì)巖的Al/(Al+Fe+Mn)值由純熱水沉積的0.01到遠(yuǎn)海生物沉積成因的0.60，確定了硅質(zhì)巖Al-Fe-Mn三角成因判別圖解。高含量的Fe2O3、MnO常與大洋中脊處富含金屬的熱源相關(guān)，從大洋中脊向大陸邊緣方向，兩者含量逐漸減小，Al、Ti和K則與陸源碎屑物的輸入緊密相關(guān)(Bostr?m and Peterson，1969；Murray，1994)。

圖 4 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖構(gòu)造環(huán)境判識(shí)(底圖據(jù)Murray，1994)Fig.4 Tectonic discrimination diagram of the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang(base maps from Murray，1994)

圖 5 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖成因判別(Ⅰ)(a底圖Bostr?m et al.，1973；b底圖據(jù)Adachi et al.，1986和Yamamoto，1987；c底圖據(jù)Rona，1983)Fig.5 Origin discrimination diagram of the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang(Ⅰ)(Base map of Fig. a is from Bostr?m et al.，1973；Base map of Fig. b is from Adachi et al.，1986和Yamamoto，1987；Base map of Fig. c is from Rona，1983)

表 3 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖常(微)量元素含量、元素比值平均值及變化范圍Table 3 Data for major and trace elements composition and ratios of elements for the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang

紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面硅質(zhì)巖的Al/(Al+Fe+Mn)、Fe/Ti、Al、Fe和Mn數(shù)據(jù)，較為分散，分別落入熱水、生成成因或介于二者之間(圖 5-a， 5-b)，但主要分布于熱水環(huán)境。在(Cu+Co+Ni)-Fe-Mn關(guān)系圖上(圖 5-c)，樣品點(diǎn)全部落入熱液沉積區(qū)域，反映出硅質(zhì)巖以熱水成因?yàn)橹鞯奶攸c(diǎn)。

圖 6 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖成因判別(Ⅱ)(b底圖據(jù)Bostr?m et al.，1979)Fig.6 Origin discrimination diagram of siliceous rocks of the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang(Ⅱ)(base map of Fig. b from Bostr?m et al.，1979)

紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面硅質(zhì)巖中的Ba平均含量為1125.08×10-6(54.14×10-6～2578.63×10-6)，但U/Th值為0.41(0.25～0.69)，小于1(表3);從鐵族元素中Cr與稀有元素Zr(圖 6-a)和放射性元素U-Th關(guān)系圖上(圖 6-b)，樣品均落入熱水沉積區(qū)。

表 4 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖及石英脈δ30Si、δ18O值及溫度計(jì)算值(計(jì)算公式據(jù)Fournier，1977)Table 4 δ30Si and δ18O isotope ratio data and estimated temperatures for the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks and macro-quartz veins at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang(formula from Fournier，1977)

不同硅源δ30Si 不同，原始硅源的SiⅠ主要來(lái)自于大陸火山巖、洋殼；次之為SiⅠ經(jīng)風(fēng)化淋濾呈溶解態(tài)(Si(OH)4)、或地球化學(xué)或生物地球化學(xué)產(chǎn)物SiⅡ。一般而言，無(wú)論是海水、河水還是內(nèi)成巖，均富集δ30Si，分別為-0.8‰<δ30Si<+3.4‰(SiⅡ)和-1.1‰<δ30Si<+0.7‰(SiⅠ)，含硅礦物相(如生物硅、黏土和石英)則虧損δ30Si，為-5.7‰<δ30Si<+2.6‰(SiⅡ)。分餾值介于-0.3～-3.8之間；在相對(duì)封閉的環(huán)境，在殘留的Si(OH)4與生成的含硅礦物間，Si同位素分餾遵守瑞利對(duì)數(shù)公式(如大陸環(huán)境)；而開(kāi)放的環(huán)境中，供給的Si(OH)4與生成的含硅礦物間維持常平衡(Isabelle，2006；Douthitt，1982)。硅質(zhì)巖、不同類型石英的硅同位素值存在一定差異(圖 6)，在深海(深度大于1000m)、半深海(200～1000m)和淺海(深度小于200m)中硅質(zhì)巖平均δ30Si呈逐漸增大的趨勢(shì)(Claytonetal.，1972;Douthitt，1982)。

稀土元素含量特征及鈰異常是區(qū)分熱水和非熱水沉積的主要標(biāo)志之一(Clayton，1986)。前者具有稀土總量低、重稀土富集、鈰虧損較明顯、銪無(wú)或正異常；由于熱水源混入了向下滲透而后上升海水，因此保留了海水固有的ΣREE總量低和δCe虧損等特點(diǎn)。從大洋中脊向大陸邊緣環(huán)境(濱淺海)鈰異常值漸增，δEu正、負(fù)異常均有出現(xiàn)(Murrayetal.，1990，1991)。

紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面硅質(zhì)巖形成于更遠(yuǎn)離陸源輸入物的沉積環(huán)境中，其稀土元素來(lái)源主要為海水，但幕次性的熱液作用影響明顯(圖 7-b)。另外，硅質(zhì)巖ΣREE與Cr、Th、V呈正比、與SiO2、Na2O、K2O呈弱正比關(guān)系；但與Fe2O3、P2O5、δEu、δCe、Fe/Mn值、K2O/Al2O3值、U/Th值等成反比，與Al2O3、TiO2呈弱反比，而稀土總量與硅酸鹽巖、黏土(吸附作用)、介質(zhì)條件(弱還原—弱堿性)有關(guān)，因此，黏土及硅酸鹽巖可能是稀土元素的主要載體。

圖 7 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖δ30SiV-NBS28(a)和稀土元素配分模式(b)(a圖其他數(shù)據(jù)據(jù)Douthitt，1982； Isabelle，2006)Fig.7 Distribution of δ30SiV-NBS28(a)and REE distribution pattern for normalized silicolites(PAAS)(b)of the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks，at Hongliugou section Ⅰ(b) in Ruoqiang County, Xinjiang(other data in Fig. a is from Douthitt，1982； Isabelle，2006)

4.3 沉積環(huán)境

發(fā)育于陸棚—盆地的硅質(zhì)巖沉積環(huán)境可從沉積物類型、沉積結(jié)構(gòu)及構(gòu)造、沉積地球化學(xué)特征等方面來(lái)分析沉積水深(能量)、溫度、氧化還原條件等：

MnO/TiO2值： 硅質(zhì)巖MnO/TiO2值可用于沉積環(huán)境劃分。離大陸較近的邊緣海等沉積環(huán)境中的MnO/TiO2值偏低(一般小于0.5)，而遠(yuǎn)離大陸的大洋環(huán)境中的硅質(zhì)沉積物的較高，可達(dá)0.50～3.51(Pengetal.，2000；彭軍和徐望國(guó)，2001)。

紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面硅質(zhì)巖的MnO/TiO2值平均為0.28(0.04～0.62)(表3);有3件樣品(HLG-17，HLG-27，HLG-43)大于0.5，對(duì)應(yīng)的Sr/Ba=0.06～0.11、Fe/Mn=0.30～5.15、LREE/HREE=1.47～1.86 、δEu=0.88～1.03，均低于全部樣品的平均值，反映其沉積于大陸邊緣相對(duì)較深(水)環(huán)境中。

FeO/Fe2O3值： 平均值為0.28，若不考慮后期的成巖作用改造，應(yīng)屬于還原—弱氧化環(huán)境(劉英俊等，1984)。

P2O5含量： 平均為0.05%(最小0.02%，最大0.19%)(表3)，有3件樣品的P2O5含量大于0.10%；多指示貧氧及缺氧環(huán)境(錢一雄等，2020)；樣品中見(jiàn)到細(xì)小或極薄層的含磷結(jié)核或條帶(圖 2-g)，推斷沉積水體仍為較寧?kù)o、缺氧、低能量的還原環(huán)境。

δ18O值： 研究表明，硅質(zhì)巖在形成后通過(guò)與大氣及地下水的同位素交換而降低的δ18O 值不超過(guò)0.7‰，變質(zhì)作用降低的δ18O 值不超過(guò)4‰，二者之和所降低的δ18O 不超過(guò)4.7‰(Knauth and Epstein，1976)。因此，可利用氧同位素來(lái)判定硅質(zhì)巖的成因。Clayton(1986)認(rèn)為不同成因的石英δ18O 值不同。同時(shí)，硅質(zhì)巖的δ18O 值隨地質(zhì)時(shí)代變新有變大的趨勢(shì)，這反映了地質(zhì)歷史中海水本身同位素組成的變化或地球歷史海洋古溫度的變化(Knauth and Epstein，1976)。紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面硅質(zhì)巖δ18OV-SMOW平均為19.8‰(最小16.0‰，最大22.6‰)，石英脈δ18OV-SMOW為19.2‰(表 4)，高于火成石英(9‰)、變質(zhì)石英(最小13‰，最大14‰)和海灘石英(12‰)，但小于成巖石英δ18O 值(22‰)。

硅質(zhì)(巖)沉積主要有熱液傳導(dǎo)冷凝并與海水混合、熱流體與海水簡(jiǎn)單混合2種方法(Alt，1988)。海水在對(duì)流循環(huán)過(guò)程中發(fā)生水—巖反應(yīng)，但δ18O 同位素值卻改變很小，一般為-2‰～3‰(Hoy，1993)。沉積硅質(zhì)的熱流體，其δ18O 值可能接近于海水的δ18O 值，故可以假定熱流體硅質(zhì)從δ18O 值為0的熱流體中平衡“結(jié)晶”(Kawabe，1978)。

Knauth和 Epstein(1976)從Clayton等(1972)及經(jīng)驗(yàn)數(shù)據(jù)中提出了計(jì)算硅質(zhì)—孔隙水的硅質(zhì)巖氧同位素溫度計(jì)：

1000lnChert-Water=3.09×106/T2-3.29

(1)

αChert-H2O=1000+δ18OChert/1000+δ18OH2O

其中，α為分餾系數(shù)，T為絕對(duì)溫度，1000lnChert-Water=δ18OChert；

Veizer等(1999)等根據(jù)自顯生宙以來(lái)低緯度古海洋δ18O 的演化趨勢(shì)(假設(shè)現(xiàn)今海水δ18OSMOW為0)，擬合出如下公式來(lái)計(jì)算當(dāng)時(shí)海水氧同位素組成：

δ18Opw=-0.00003t2+0.0046t

(2)

其中，t為地質(zhì)年代(Ma)。

在此，根據(jù)冰溝南組碎屑巖中鋯石U-Pb最年輕的年齡775±11Ma*，估算的地層絕對(duì)年齡為750Ma，并將此公式延伸至新元古宙，得出當(dāng)時(shí)海水的δ18OSMOW=-13.425‰，據(jù)此由公式1計(jì)算出形成硅質(zhì)巖的平均溫度為94.3℃(N=18，74.0～128.4℃)(圖 8-a)。

圖 8 利用氧同位素溫度計(jì)(Fournier，1977)得出的新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面硅質(zhì)巖形成溫度(a)和石英脈中流體包裹體的均一溫度直方圖(b)Fig.8 Estimated temperatures put forward by Fournier(1977)for formation of siliceous rocks(a)，and homogenerous temper-atures histogram for inclusions in quartz veins(b)at Hong-liugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang

對(duì)3件石英脈樣品(HLG-6-1、HLG-34-1和HLG-43)中流體包裹體觀測(cè)表明： 發(fā)育氣液兩相鹽水包裹體，呈圓形、橢圓形或不規(guī)則形，大小平均為6.7μm(N=53，介于3.1～15.5μm)，至少有2組均一溫度峰值和鹽度(分別為：155.5℃、4.39wt%～4.55wt%；204.5℃、8.78wt%～11.22wt%)(圖 8-b)，均明顯高于按公式估算的結(jié)晶溫度。由此推斷至少有2期硅質(zhì)熱流體活動(dòng)。其δ30SiNBS28與硅質(zhì)巖平均值相同，說(shuō)明硅質(zhì)來(lái)源相同，沿裂隙深部熱循環(huán)的流體向上運(yùn)移，在中淺層的溫度下降后過(guò)飽和后結(jié)晶。這與發(fā)生于開(kāi)放體系的海洋中、補(bǔ)給的含硅質(zhì)的熱水升溫導(dǎo)致溶解度增加、再通過(guò)對(duì)流—擴(kuò)散—冷凝、硅質(zhì)過(guò)飽和(硅質(zhì)—孔隙水)沉淀形成的硅質(zhì)巖情形不同。

硅的溶解度隨著海水升溫迅速增加。根據(jù)Fourner(1977)提出的估算石英、玉髓與流體平衡的地?zé)釒?kù)溫度的SiO2溫度計(jì)：T=1309/5.19-logmSiO2(與石英平衡)；T=1032/4.69-logmSiO2(與玉髓平衡)，適合溫度區(qū)間為T(mén)=273～523℃，估算在50℃、80℃、100℃、130℃下的SiO2溶解度分別為0.056×10-6、0.17×10-6、0.23×10-6和0.29×10-6；而玉髓的溶解度分別為0.18×10-6、0.25×10-6、0.28×10-6和0.33×10-6；即無(wú)論是微晶石英或玉髓，隨著溫度的升高，從50℃至130℃，硅質(zhì)的溶解度分別增加了2～5倍，逐漸呈過(guò)飽和狀態(tài)、進(jìn)入低溫區(qū)發(fā)生沉淀。

4.4 沉積演化

選擇硅質(zhì)巖主要特征參數(shù)，從剖面中地球化學(xué)特征變化來(lái)看，有以下演化趨勢(shì)(1)李萬(wàn)鵬,等. 2019. 紅柳溝實(shí)測(cè)剖面的地質(zhì)年代學(xué)及構(gòu)造背景研究(內(nèi)部資料).(圖 9):

圖 9 新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖部分常量、微量元素含量及其比值和硅、氧同位素變化Fig.9 Distribution of partly main and trace elements，ratios，Si and O isotope ratio of the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang

圖 10 球形硅膠聚合中pH及鹽度的影響(Stefurak et al.，2015)(a)及新疆若羌縣紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖主要成巖序列(b)Fig.10 Schematic diagram illustrating the effects of pH and salinity on polymerization of colloidal silica(Stefurak et al.，2015)(a)，and paragenetic sequence of silica phases and other minerals observed in the Neoproterozoic Binggounan formation siliceous rocks at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang (b)

1)對(duì)應(yīng)于最高δ30Si 值(HLG-12)，相對(duì)較高的參數(shù)包括了SiO2、Mg/Al、Fe/Ti、Sc、U/Th 、ΣREE、δEu和(La/Yb)n等，較低的有Al2O3、Fe2O3、MnO、TiO2、V、Co、Cu、Zn和δ18O等，中等值的有Zr、δCe等，反映出陸源碎屑輸入、水體相對(duì)較淺但仍有熱水改造的特征。

2)對(duì)應(yīng)于較高Al2O3樣品(HLG-17，HLG-19，HLG-50)，相對(duì)較高包括了V、Cr、Zr、Sc、Cu、Zn、Fe/Ti、ΣREE、δCe和(La/Yb)n等，較低的有SiO2、Mg/Al、U/Th 和δ30Si等，中等或變化較大的有MnO、TiO2、Fe+Mn/Ti、δ18O和δEu等。

4)從有限的采樣點(diǎn)及分析值來(lái)看，至少有2個(gè)以上的沉積旋回變化，其中以Al2O3、Zr、Co、Cu以及δ18O 為代表，以樣品HLG-19為界，分上、下不同的演化趨勢(shì)；而以Fe2O3、MnO、Zn、V、Cr、ΣREE、δEu含量或特征值等參數(shù)劃分，以樣品HLG-16為界，這種不一致的變化恰恰反映了硅質(zhì)巖中物相、載體(如黏土或碎屑等)、硅質(zhì)來(lái)源及沉積介質(zhì)條件(如熱流體)和變化，后者更具代表性(圖 8)。

綜上所述，由于受限于樣品的分離技術(shù)，不能較好確定不同成因物相的地球化學(xué)特征及其對(duì)全巖的貢獻(xiàn)及影響，不能客觀地評(píng)價(jià)地多源性與元素賦存狀態(tài)，但采用惰性元素的多元素組合指標(biāo)綜合判斷方法，有助于減少解釋中的片面性和多解性。

4.5 化學(xué)沉淀與成巖改造

前人對(duì)硅化作用、尤其對(duì)碳酸鹽巖中硅化現(xiàn)象進(jìn)行了系統(tǒng)研究，針對(duì)碳酸鹽巖溶蝕與硅質(zhì)沉淀共生提出了包括有機(jī)質(zhì)氧化、半透膜(常與泥頁(yè)巖壓實(shí)有關(guān))、混合水或重結(jié)晶應(yīng)力控制交代等多種成因模型(呂炳全和瞿建忠，1989；Hesse，1989)。在一般情況下，硅質(zhì)巖的成巖改造往往被忽視。伴隨著奧陶紀(jì)未東昆侖有限洋俯沖—關(guān)閉，中、新生代阿爾金多期走滑斷裂活動(dòng)對(duì)新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖影響，相續(xù)經(jīng)歷了成巖早期、淺埋藏、多期走滑活動(dòng)—多種流體作用疊加改造，尤其是與熱流體有關(guān)的重結(jié)晶、石英脈(圖 2-e)以及極少量的重晶石和天青石(錢一雄等，2020)，大氣淡水(鈣華)或堿性介質(zhì)中條件的擴(kuò)溶縫洞(圖 2-c，2-d，2-j)以及烴類充注(圖 2-c，2-d)等現(xiàn)象(圖 10-b)，反映出它具有一定的儲(chǔ)集性(Kastneretal.，1977；Packardetal.，2001；Rogers and Longman，2001)。

5 結(jié)論

通過(guò)對(duì)新疆若羌縣阿爾金紅柳溝新元古界冰溝南組硅質(zhì)巖剖面實(shí)測(cè)以及巖石學(xué)、地球化學(xué)等分析，可以得出以下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí)：

1)硅質(zhì)巖主要由石英、黏土構(gòu)成(二者含量大于98%)，含少量長(zhǎng)石、菱鐵礦以及白云石、方解石、黃鐵礦、硬石膏等成巖礦物，為微晶石英、隱晶質(zhì)玉髓及微晶至巨晶石英脈結(jié)構(gòu)。

2)巖石地球化學(xué)成分中SiO2、Fe2O3、Ba含量相對(duì)較高，而Al2O3、MnO、MnO/TiO2、U/Th、Sr/Ba、δ30Si、δ18O值較低。

3)常量、大部分微量元素及比值指示硅質(zhì)巖屬于被動(dòng)大陸邊緣盆地中熱水作用明顯的沉積，由δ18O 估算其形成的平均溫度為94.3℃，2期石英脈均一溫度分別為155.5℃和204.5℃。

4)沉積特征及地球化學(xué)特征表明，硅質(zhì)巖剖面至少有2～3個(gè)沉積旋回變化，對(duì)應(yīng)于物相、載體(如黏土或碎屑等)、來(lái)源及沉積環(huán)境的變化。

5)經(jīng)歷了成巖早期、淺埋藏以及與多期走滑斷裂活動(dòng)及熱流體及大氣淡水的疊加改造，局部發(fā)育溶蝕孔洞、擴(kuò)溶縫洞，并有烴類充注，反映硅質(zhì)巖具有一定的儲(chǔ)集性。

參考文獻(xiàn)(References)

任國(guó)選，孟祥化，葛銘，王德海，郭峰. 2008. 薊縣地區(qū)霧迷山組硅質(zhì)巖成因研究. 沉積學(xué)報(bào)， 26(1): 71-75. [Ren G X，Meng X H，Ge M，Wang D H，Guo F. 2008. The origin of siliceous rock in Wumishan Formation，Jixian，Tianjin. Acta Sedimentologica Sinica， 26(1): 71-75]

楊宗玉，羅平，劉波，王珊，白瑩，周明. 2017. 塔里木盆地阿克蘇地區(qū)下寒武統(tǒng)玉爾吐斯組硅質(zhì)巖分類及成因. 地學(xué)前緣， 24(5): 245-264. [Yang Z Y，Luo P，Liu B，Wang S，Bai Y，Zhou M. 2017. Analysis of petrological characteristic and origin of siliceous rocks during the earliest Cambrian Yurtus Formation in the Aksu area of the Tarim Basin in Northwest China. Earth Science Frontiers， 24(5): 245-264]

劉英俊，曹勵(lì)明，李兆麟，王鶴年，儲(chǔ)同慶，張景榮. 1984. 元素地球化學(xué). 北京: 科學(xué)出版社： 50-371. [Liu Y J，Cao L M，Li Z L，Wang H N，Chu T Q，Zhang J R. 1984. Element Geochemistry. Beijing: Science Press，50-371]

錢一雄，儲(chǔ)呈林，李曰俊，王毅，張仲培，楊鑫，李萬(wàn)鵬，馬紅強(qiáng)，陳躍，邵志兵，莊新兵. 2021.淺變質(zhì)泥頁(yè)巖的基本特征及環(huán)境分析: 以阿爾金紅柳溝Ⅰ號(hào)剖面新元古界冰溝南組為例. 石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì)，43(2)：193-207. [Qian Y X，Chu C L，Li Y J，Wang Y，Zhang Z P，Yung X，Li W P，Ma H Q，Chen Y，Shao Z B，Zhuang X B. 2021. Characteristics and environment indication of mud shale undergone low temperature metamorphism: a case study of Neoproterozoic Binggounan Formation，at Hongliugou Ⅰ section, Altyn Tagh fault. Petroleum Geology & Experiment，43(2)：193-207]

彭軍，徐望國(guó). 2001. 湘西上震旦統(tǒng)層狀硅質(zhì)巖沉積環(huán)境的地球化學(xué)標(biāo)志. 地球化學(xué)， 30(3): 293-298. [Peng J，Xu W G. 2001. Geochemical characteristic of depositional environment of the Upper Sinian bedded siliceous rocks in Western Hunan. Geochimica， 30(3): 293-298]

呂炳全，瞿建忠. 1989. 下?lián)P子地區(qū)早二疊世海進(jìn)和上升流形成的缺氧環(huán)境的沉積. 科學(xué)通報(bào)， 34(22): 1721-1724. [Lu B Q，Qu J Z. 1989. Deposition of anoxic environment formed by transgression and upwelling of Early Permian in the lower Yangtze region. Chinese Scientific Bulletin， 34(22): 1721-1724]

新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1993. 新疆維吾爾自治區(qū)區(qū)域地質(zhì)志. 北京: 地質(zhì)出版社，12-15. [Bureau of Geology and Mineral Resources of Xinjiang Uygur Autonomous Region. 1993. Regional Geology of Xinjiang Uygur Autonomous Region. Beijing: Geological Publishing House，12-15]

青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1982. 青海省區(qū)域地質(zhì)志. 地質(zhì)出版社： 北京, 15-21. [Bureau of Geology and Mineral Resources of Qinghai Province. 1982. Regional Geology of Qinghai Province. Beijing:Geological Press， 15-21]

新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局地質(zhì)調(diào)查大隊(duì). 1982. 中華人民共和國(guó)地質(zhì)圖(巴什考供幅). 北京: 地質(zhì)出版社. [Geological Team，Bureau of Geology and Mineral Resources of Xinjiang Uygur Autonomous Region. 1982. Geological Map of the People’s Republic of China(Bashikao). Beijing: Geological Publishing House]

Adachi M，Yamamoto K，Suigiske R. 1986. Hydrothermal chert and associated sillicons rocks from the Northern Pacific: their geological significance as indication of ocean ridge activity. Sediment Geology， 47: 125-148.

Alt J C. 1988. The chemistry and sulfur isotope composition of massive sulfide and associated deposits on the Green seamount，Eastern Pacific. Economic Geology， 83: 1026-1033.

Bostr?m K，Peterson M N A. 1969. The origin of Al-poor ferro-maganoan sediments in areas of high heat flow on the East pacific rise. Marine Geology， 7: 427-447.

Bostr?m K，Kraaemer T，Gartners. 1973. Provenance and accumulation rates of opaline silica，Al，Ti，F(xiàn)e，Mn，Cu，Ni and Co in Pacific pelagic sediments. Chemical Geology， 11: 132-148.

Bostr?m K，Rydell H，Joensuu O. 1979. Langban: an exhalative sedimentary deposit？Economic Geology， 74: 1002-1011.

Chen D Z，Wang J G，Qing H R，Yan D T，Li R W. 2009. Hydrothermal venting activities in the Early Cambrian，South China: petrological，geochronological and stable isotopic constraints. Chemical Geology， 258: 168-181.

Chen K，Lüa X X，Qian Y X，Wu S Q，Dong S F. 2020.δ30Si andδ18O of multiple silica-phases in chert: implications forδ30Si sea water of Darriwilian sea water and seasurface temperatures.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，109584.

Clayton R N，ONeil J R，Mayeda T K. 1972. Oxygen isotope exchange between quartz and water. Journal of Geopjysical Research， 77: 3057-3067.

Clayton R N. 1986. High temperature isotope effects in the early solar system. In: Valley J W，Taylor Jr H P，ONeil J R(eds). Stable isotopes in high temperature geological processes. Review in Mineralogy，Chantilly，VA: Mineralogical Society of America， 16: 129-139.

Douthitt C B. 1982. The geochemistry of the stable isotopes of silicon. Geochimca et Cosmochimca Acta， 46(8): 1449-1458.

Elizabeth J T，Stefurak E J T，Lower D R，Zentner D，F(xiàn)ischer W W. 2015. Sedimentology and geochemistry of Archean silica granules.Geological Society of America Bulletin， 127(7): 1090-1107.

Fournier R O. 1977. Chemical geothermometers and mixing models for geotherm systems. Geothermics， 5: 41-50.

Hesse R. 1989. Silica diagenesis: origin of inorganic and replacement cherts. Earth-Science Reviews， 26(4): 253-284.

Hoy I D. 1993. Regional evolution of hydrothermal fluids in the Noranda district，Quebec: evidence fromδ18O values from volcanogenic massive sulfide deposits. Economic Geology， 88: 1526-1541.

Isabelle B D. 2006. Si stable isotopes in the Earth’surface: a review. Journal of Geochemical exploration， 88: 252-256.

Joydip M，Asru K C，Chanda S K. 1999. Fabric development in Proterozoic bedded chert，Penganga group，Adilabad，India: sedimentologic implication. Journal of sedimentary Research， 69(3): 738-746.

Kastner，Keene，Gieskes. 1977. Diagenesis of siliceous oozes Ⅰchemical controls on the rate of opal-a to opal-CT transformation: an experimental study. Geochimca et Cosmochimca Acta， 41(8): 1041-1059.

Knauth L P，Epstein S. 1976. Hydrogen and oxygen isotope ratios in nodular and bedded cherts. Geochimca et Cosmochimca Acta， 40(9): 1095-1108.

KawabeI. 1978. Calculation of oxygen isotope fractionation in quartz-water system with special reference to the low temperature fractionation. Geochimca et Cosmochimca Acta，42(6A): 613-622.

Maliva R G，Knoll A H，Simonson B M. 2005. Secular change in the Precambrian silica cycle: insights from chert petrology. Geological Society of America Bulletin，117(7/8): 835-845.

Marin-Carbonne J，Robert F，Chaussidon M. 2014. The silicon and oxygen isotope composition of Precambrian cherts: a record of oceanic paleo-temperatures？Precambrian Research， 247: 223-234.

Murray R W，Buchholtz ten Brink M R，Jones D L，Gerlach D C，Russ G P. 1990. Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale. Geology， 18: 268-271.

Murray R W，Buchholtz ten Brink M R，Jones D L，Gerlach D C，Russ G P，Jones D. 1991. Rare earth，major and trace elements in chert from the Franciscan Complex and Monterey Group，California: assessing REE sources to fine-grained marine sediments. Geochimica Cosmochimica Acta， 55: 1875-1895.

Murray R W. 1994. Chemical criteria to identify the depositional environment of chert: general principles and applications. Sedimentary Geology， 90(3-4): 213-232.

Packard J J，Ihsan Al-Aasm，Iain S，Zeev B，Jim D. 2001. A Devonian hydrothermal chert reservoir： the 225 bcf Parkland Field，British Columbia，Canada. AAPG Bulletin， 85(1): 51-84

Peng J，Yi H S，Xia W J. 2000. Geochemical Criteria of the Upper Sinian cherts of hydrothermal origin on the southeast continental margin of the Yangtze Plate. Chinese Journal of Geochemistry， 19(3): 219-284.

Rogers J P，Longman M W. 2001. An introduction to chert reservoirs of North Amercia. AAPG Bulletin， 85(1): 1-5.

Rona P A. 1983. Hydrothermal Processes at Seafloors Spreading Centers. New York: Plenum Press，539-555.

Stefurak E J T，F(xiàn)ischer W W，Lower D R. 2015. Texture-specific Si isotope variations in Barberton Greenstone Belt cherts record low temperature fractionations in early Archeanseawater. Geochimica Cosmochimica Acta， 150: 26-52.

Wagoner den Boorn S H，Wagoner Bergen M J，Nijman W，Vroon P Z. 2007. Dual role of seawater and hydrothermal fluids in EarlyArchean chert formation: evidence from silicon isotopes.Geology， 35(10): 939-942.

Wagoner den Boorn S H，Wagoner Bergen M J，Vroon P Z，De Vries S T，Nijman W. 2010. Silicon isotope and trace element constraints on the origin of -3.5Ga cherts: implications for early Archaean marine environments. Geochimica et Cosmochimica Acta， 74: 1077-1103.

Veizer J，Ala D，Bruckschen P，Buhl D，Bruhn F，Carden G A F，Diener A，Ebneth S，Godderis Y，Jasper T，Korte C，Pawellek F，Podlaha O G，Strauss H. 1999.87Sr/86Sr，δ13C andδ18O evolution of Phanerozoic seawater. Chemical Geology， 161(1): 59-88.

Yamamoto K. 1987. Geochemical characteristics and depositional environment of cherts and associated rocks in the Franciscan and Shiment terranes. Sedimentary Geology， 52: 65-108.