桂北泗里口老堡组硅质岩的常量、稀土元素特征及成因指示①

常华进 储雪蕾 冯连君 黄晶 张启锐

(1.青海师范大学生命与地理科学学院西宁810008;2.青藏高原环境与资源教育部重点实验室西宁810008; 3.中国科学院地质与地球物理研究所北京100029)

桂北泗里口老堡组硅质岩的常量、稀土元素特征及成因指示①

常华进1，2，3储雪蕾3冯连君3黄晶3张启锐3

(1.青海师范大学生命与地理科学学院西宁810008;2.青藏高原环境与资源教育部重点实验室西宁810008; 3.中国科学院地质与地球物理研究所北京100029)

桂北泗里口老堡组为一套埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期(大约550～540 Ma)深水盆地沉积的硅质岩。它们的SiO2含量普遍高(平均93.8%);Al2O3含量为0.17%～4.92%，沿剖面自下而上明显增加，上部超过2%;Al/(Al+ Fe+Mn)比值多高于0.42;Fe/Ti比值大都小于16.3;Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值多高于0.4，剖面上部样品的比值为0.8～0.9;Y/Ho比值为26.4～36.9，中、下部样品较高(多高于32)，上部样品的比值接近地壳值(27);Eu/Eu*平均值为1.0，正异常不明显。剖面下部样品的∑REE含量低(15.9×10－6～27.1×10－6)，具有与现代海水相近的REE配分，没有正的Eu异常，不同于海底的热液流体和与其有关的碧玉的REE配分;中部样品的∑REE含量为26.2× 10－6～49.4×10－6，由于所含陆源碎屑的增加，REE配分变得平坦，但仍有海水REE的某些特征;上部样品的∑REE含量为40.5×10－6～59×10－6，显示与平均页岩相似的平坦的REE配分，但∑REE含量仅为平均页岩的大约1/4～1/3。这些常量和稀土元素特征表明，海底热液和陆源碎屑都不可能成为泗里口老堡组硅质岩的重要物源。埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期华南深水盆地厚层硅质岩沉积反映了这一时期大气高CO2浓度，大量陆源化学风化的硅质流入海洋和大量生物的降解可能是造成这些硅质岩形成的基本原因。

硅质岩埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期老堡组元素成因

埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期(约550～540 Ma)，中国南方盆地的深水区沉积了一套硅质岩，普遍具有富有机碳和V、U、Mo等氧化还原敏感元素相对富集的特征，它与早寒武世沉积的黑色页岩一起共称为黑色岩系。已经有学者［1～15］对该时期硅质岩进行了研究，但目前对这套硅质岩的成因和物质来源等问题还存在争议，有持热液成因观点的［4，5，7，9，13］，也有认为是生物成因或认为生物作用对硅质岩形成具有重要意义的［2，6，10～12］，还有认为物质来源于大陆风化的［12］。厘清这套硅质岩的成因和物质来源问题，对于探讨这一时期海洋环境以及某些沉积矿产(如U、Ni、Mo等矿床及石油、天然气)的形成具有理论和现实意义。

沉积的硅质岩中一些常量元素(如Al和Ti)和稀土元素(REE)在成岩或后期交代作用中保持不变［16，17］。它们，特别是REE作为重要的地球化学指示可应用于硅质岩的岩石成因和沉积环境的研究，以及相关的构造活动、海洋古地理的研究［17～24］。笔者拟从广西北部泗里口剖面老堡组硅质岩的常量元素和REE地球化学特征入手，探讨埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期中国南方深水盆地沉积的硅质岩的物质来源、成因及地质意义。

1 地质背景

中国南方中上扬子地台的基底是中、高级变质的太古宇和古元古界以及浅变质的中元古界，基底形成以后中扬子地区进入了相对稳定的地台发展阶段［2，3，25］。从埃迪卡拉纪开始，中上扬子区沉积物由陆缘碎屑为主转变为碳酸盐岩、硅质岩的配置，沉积相带由北向南依次展布为碳酸盐台地—过渡带—深海盆地(图1a)。早寒武世早期区内继承了埃迪卡拉纪的岩相古地理格局，广泛沉积了磷块岩、含磷质结核黑色页岩以及碳质页岩，直接覆盖在灯影组的白云岩和与之层位相当的深水相老堡组的硅质岩之上。

图1 泗里口剖面位置、区域地质简图(a)，以及剖面图和采样位置(b)Fig.1Geological sketch map and location(a)，lithological profile and samples positions(b)of the Silikou section

泗里口老堡组硅质岩剖面位于广西北部三江侗族自治县的西南部，属于盆地相(图1a)。在泗里口剖面，地层自下而上由埃迪卡拉系陡山沱组、老堡组以及下寒武统的清溪组组成(图1b)，它们都是深水沉积的产物［26］。由于缺乏同位素定年的对像，老堡组的年代只能通过地层对比确定，下界年龄大致相当灯影组底界的550 Ma［27，28］，上界跨入寒武纪［13，29］，估计约为540 Ma。下伏的陡山沱组硅质页岩和上覆的清溪组黑色页岩都与老堡组硅质岩整合接触(图1b)。泗里口剖面的老堡组硅质岩厚约169 m，岩性变化不大，均为黑(灰)色硅质岩，仅上部局部夹少量碳质页岩或碳质硅质页岩。老堡组硅质岩具有水平细纹层理，部分层位富含微古植物化石［30］，层面起伏不平，具瘤状构造。

2 样品采集与分析测试

笔者在泗里口剖面自下而上系统地采集了未风化蚀变的新鲜硅质岩样品(图1和表1)，样品编号中的数字指示在剖面上的真厚度(距老堡组底界，以米为单位)。共完成13块样品的化学分析。在化学分析之前，笔者对每块样品进行了破碎，仔细地挑选出新鲜、无次生岩脉的岩石碎块，均粉碎成200目以下的粉末。

称取2～3g粉末样品置于烘箱中，在105℃下烘2h后取出，待冷却后放入干燥器中备用。精确称取上述烘干的样品0.5 g倒入已恒重的小瓷坩埚中，然后将盛有样品的坩埚放入马弗炉，在1 000℃高温下灼烧1h;取出样品，冷却到一定温度放入干燥器中，30 min后恒重并记录;将上述处理好的样品与5.0 g的四硼酸锂(Li2B4O7)粉末混合均匀，放入铂金坩埚中，在1 100℃高温下将其熔化制备成均匀的玻璃片。在中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源重点实验室的日本岛津公司XRF1500型X射线荧光光谱仪上进行主成分测试。采用中国国家岩石标准样GSR-2、GSR-4和GSR-5对数据进行校正。分析精度优于±5%，数据见表1。

精确称取40 mg粉末样品置于Teflon溶样罐中，加入0.5 ml的8 mol/L HNO3、1 ml浓HF，加盖，超声振荡15min，然后开盖在130～150℃的电热板上蒸至近干;加入0.5 ml的8 mol/L HNO3、0.5 ml浓HClO4，在200℃的电热板上蒸至近干;加入0.5 ml的8 mol/L HNO3、1 ml浓HF于200℃保温5d;开盖，蒸至近干，加入2 ml的8 mol/L HNO3加盖于150℃保温5h;开盖再次蒸至近干，加入2 ml的8 mol/L HNO3加盖于150℃保温5h;开盖，将溶液转移到50 ml容量瓶中，加入1 ml的500×10－9In内标，用1% HNO3稀释至刻度。处理好的样品溶液在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室的Finnigan MAT产ICP—MS上测试完成，采用PAAS［31］来标准化，分析精度优于±3%，数据见表1。 Ce/Ce*、Pr/Pr*、Eu/Eu*和Y/Y*比值采用Bau等的公式计算［32］:Ce/Ce*=CePAAS/(0.5LaPAAS+0.5 PrPAAS);Pr/Pr*=PrPAAS/(0.5CePAAS+0.5NdPAAS); Eu/Eu*=EuPAAS/(0.67SmPAAS+0.33TbPAAS);Y/Y*=YPAAS/(0.5DyPAAS+0.5HoPAAS)。Gd/Gd*比值采用Bolhar等的公式计算［33］:Gd/Gd*=GdPAAS/(2TbPAAS－DyPAAS)。

表1 泗里口硅质岩常量元素(wt.%)和REE数据(10－6)Table 1Major(wt%)and rare earth elements(10－6)analysis for Silikou chert

3 分析结果和讨论

3.1 常量元素的地球化学特征

泗里口老堡组硅质岩的SiO2含量高，为89.4%～97.7%，平均93.8%。该剖面下部样品的SiO2含量很高，为97%左右。中、上部含量相对于下部稍低，但基本都高于90%。硅质岩的Al2O3含量为0.17%～4.92%，平均1.71%。下部含量很低，均低于0.73%;中部基本在1%～2%之间;上部含量较高，在4%～5%左右。SiO2和Al2O3含量数据显示，泗里口剖面老堡组中、下部受陆源碎屑(包括粘土矿物)的影响很小，上部受它们的影响相对较大，但和平均页岩的各项指标相比仍是低的，表明这种影响可能是有限的。

硅质岩中的常量元素，如Al、Fe、Mn等元素的含量常常被用来区分硅质岩的成因类型及构造沉积环境。Bostrom［34］在研究了现代热水沉积物和古代类似沉积物之后指出，热水成因的硅质岩明显富Si、Fe、Mn，而贫Al、Ti等，同时提出可以用Al/(Al+Fe+ Mn)、Fe/Ti比值来区分热水沉积物和一般海水沉积物，当它们的比值分别小于0.35和大于20时被认为属于热水成因。Adachi等［35］和Yamamoto［36］通过系统地研究热水沉积和硅质生物沉积的硅质岩差别，提出了实用的Al—Fe—Mn三角成因判别图解(图2)。此外，Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值［17，20］也是判断硅质岩成因和构造环境的一个良好指标，洋中脊硅质岩一般小于0.4，大洋盆地硅质岩一般为0.4～0.7，大陆边缘硅质岩一般为0.5～0.9。

泗里口硅质岩的Al/(Al+Fe+Mn)比值为0.22～0.87，除剖面下部的两个样品(SLK-8和SLK-16)的比值小于0.35外，其余均高于0.42。可能表明了剖面底部的两个样品受到热液的影响，而其他样品(几乎)没有受到热液的影响。这在Al—Fe—Mn三角图解［35，36］也有直观表现，即剖面下部样品SLK-8和SLK-16落入热水沉积硅质岩区(A)，而其他样品则分布在此区域之外，其中有7个样品分布在生物硅质岩区(图2)。

图2 泗里口硅质岩的Al—Fe—Mn图解(据Adachi等［35］和Yamamoto［36］)Fig.2Triangle diagram of Al—Fe—Mn of Silikou chert(after Adachi，et al.1986，and Yamamoto，1987)

由于Mn容易在成岩或后期交代过程中发生迁移［17，37］，应用Al/(Al+Fe+Mn)比值可能会产生差错。这样，可以运用Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)［17，20］和Fe/Ti［34］比值来评估热液和陆源碎屑物质的影响。泗里口硅质岩样品的Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值为0.27～0.9，其中剖面下部样品SLK-8和SLK-16的比值均为0.27，可能指示了热液的影响;上部3个样品(SLK-128、SLK-138和SLK-149)的比值分别为0.9，0.82和0.79，可能暗示沉积于大陆边缘，受陆源碎屑影响较大;中部样品的比值范围在0.49～0.76，表明其沉积于盆地环境。另外，样品的Fe/Ti比值为2.57～36.4，其中下部SLK-8、SLK-16和SLK-27三个样品的比值是高的(分别为29、25.7和36.4)，和上述Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值一样可能暗示了热液影响的存在;其他样品的比值都小于17。泗里口硅质岩样品的Al/(Al+Fe+Mn)、Al2O3/(Al2O3+ Fe2O3)和Fe/Ti比值一致显示，剖面下部的样品可能受到热液的影响，上部样品可能受到陆源碎屑的影响。

3.2REE地球化学特征

海相沉积的硅质岩主要化学组成是SiQ2，硅质通常有3个可能的来源:陆源碎屑、生物遗体的硅和水成来源(hydrogenous)的硅［38，39］。除陆源碎屑外，海水中溶解的硅质沉淀，根据其来源和成因又可分为热水成因、生物成因(生物体提供硅或造成硅质岩沉淀)和化学成因(通过河流搬运到海洋的溶解的硅化学沉淀)。一般来讲，海水的REE含量很低，且具有明显的左倾和负Ce异常的配分特征［33］，化学或生物成因的硅质岩应继承了海水的REE特征。如果是热液或热水成因的硅质岩，由于水/岩相互作用，会具有明显的正Eu异常，如洋中脊的硅质岩［40］。陆源碎屑含有比海水高得多的REE，只要有少量碎屑物质加入，硅质岩中的REE含量便明显增加，且会与PAAS的REE配分相似。因此，通过沉积硅质岩的REE特征分析能够提供其成因和物质来源方面的信息。根据硅质岩的REE特征和配分形态，可以将泗里口剖面老堡组样品大致分成三个组(图3a，b，c)。

图3 泗里口硅质岩PAAS［31］标准化的REE配分图解Fig.3PAAS［31］－normalized REE distribution diagram of Silikou chert

剖面下部4个样品(SLK-8～SLK-40)为第一组(图3a)。它们的REE总量(∑REE)为15.9×10－6～27.1×10－6，比平均页岩PAAS(184.8×10－6)低很多;具有明显亏损的LREE和MREE(LaN/YbN为0.1～0.38;GdN/YbN为0.3～0.55)，正的La异常(LaN/CeN为1.24～2.35)，中等负的Ce异常(0.34～0.74)，正的Gd(1.04～1.29)和Y(1.17～1.4)异常;Eu/Eu*值为0.9～0.95，没有正Eu异常。这些都与现代缺氧盆地(黑海和萨尼克湾)海水的稀土配分型式非常相似［41，42］，只是Ce异常比现代开阔大洋氧化的海水要弱一些［43，44］，而与海底热液流体及与热液有关的碧玉的REE特征明显不同(图4)。低的总稀土含量和与现代海水相似的REE+Y型式表明这些硅质岩样品保存了古海水的化学特征。

剖面中部6个样品(SLK-51～SLK-117)为第二组(图3b)。它们的∑REE为26.2×10－6～49.4× 10－6，平均37.1×10－6;具有正的La异常(LaN/CeN为1.53～1.81)，中等负的Ce异常(0.59～0.64)，弱的正Eu异常(0.89～1.28，平均1.12)，正的Gd (1.01～1.16)和Y(1.21～1.44)异常;LaN/YbN为0.64～1.1;GdN/YbN为0.49～0.65。它们具有和平均页岩较为相似的平坦配分形态，但是总稀土含量仍比平均页岩(184.8×10－6)低很多，反映混入了少量陆源碎屑物质。个别样品弱的正Eu异常也许是受了海底热液影响，但这种影响还是比较弱的。

第三组(图3c)即剖面上部3个样品(SLK-128～SLK-149)。它们的∑REE为40.5×10－6～59× 10－6;具有正的La异常(LaN/CeN为1.31～1.74)，中等负的Ce异常(0.61～0.81)，没有正Eu异常(0.86～0.96)，没有Gd异常(0.95～1.0)，没有或具有弱的正Y异常(0.95～1.12);LaN/YbN为0.92～1.94; GdN/YbN为0.71～1.19。它们也具有平坦的配分形态，但总稀土含量也比平均页岩低。同第二组样品相比，它们的Ce负异常和Y正异常都要小些，表明剖面上部样品的陆源碎屑比例比中部高。这可能是受海退(海平面下降)影响［45］，泗里口剖面老堡组地层自下而上陆源碎屑物质明显增加。即使是含碎屑物质较多的第三组样品，其总稀土含量仅大致相当于PAAS的1/4～1/3，因此在这组硅质岩中陆源碎屑组分仍是次要的。

3.3 讨论

3.3.1 热液流体和陆源碎屑的影响

现代大洋深部氧化的海水和像黑海那样缺氧盆地的深部水体都不具有Eu的异常，只有海底热液和与海底热液活动有关的碧玉显示正的Eu异常(图4)。热液流体的正Eu异常是热液与岩浆或围岩中的斜长石交代的结果［46］。从海底烟囱中流出热液沉淀的沉积物具有显著的正Eu异常和弱的或没有Ce的负异常［40］，而且LREE相对一般海水(典型的LREE亏损型)要略显富集［20］。通常的海水和生物、化学成因的硅质岩都不会具有明显的正Eu异常，这是区分它们与热液和热液成因硅质岩的主要地球化学指标。

图4 现代大洋海水(包括北太平洋深部海水［44］，南大西洋［43］，黑海［42］，萨尼克湾［41］)、海底热液流体(大西洋中脊处样品、东太平洋洋中隆处样品以及Lau Basin样品［46］的平均值)和与海底热液硫化物矿床有关的碧玉［47］的PAAS［31］标准化的REE图解。Fig.4PAAS［31］－normalized REE diagram showing representative compositions for modern seawater(North Pacific Deep Water［44］，South Atlantic Ocean［43］，Black Sea［42］and Saanich Inlet［41］)，deep-sea hydrothermal fluids (average of Mid-Atlantic Ridge samples，East Pacific Rise samples and Lau Basin samples)［46］and jasper related to seafloor-hydrothermal sulfide deposits［47］.

泗里口硅质岩样品一般不具有明显的正Eu异常，剖面中部个别样品具有弱的正Eu异常，可能受到弱的热液影响，但总体来看不应归于热液成因。另一方面，泗里口硅质岩的Al/(Al+Fe+Mn)、Al2O3/ (Al2O3+Fe2O3)和Fe/Ti比值反映剖面下部有的样品可能落入热液成因的范围。这与埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期盆地深部水体普遍缺氧［14，15］且富铁［48］有关，这样的深海海水Fe2+、Mn2+含量相对高，使得深水沉积的硅质岩中Al/(Al+Fe+Mn)和Al2O3/ (Al2O3+Fe2O3)比值降低且Fe/Ti比值升高，从而显示出热液成因的特征。新元古代“雪球地球”以来，海洋经历了从硫化向氧化转变的过渡时期，很长时间深海都是缺氧、富铁的［48］，在这样水体中沉积的硅质岩会继承水体富Fe和Mn的特征，这是造成Al/(Al +Fe+Mn)、Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)和Fe/Ti等指标误判的原因。判别是否热液成因的最重要指标是是否具有突显的正Eu异常。在湘北、湘西等地，一些学者在晚震旦世和早寒武世的海相地层层序中发现热液或热水成因的硅质岩及海底烟筒［5，7，9，13］。一般这些硅质岩沉积在外陆架或斜坡相，与板内拉张和盆地断陷作用有关［3］，分布受沉积地区的构造控制。我们不否认局部地区热液成因硅质岩的存在，但像桂北泗里口剖面这样产在盆地相的老堡组硅质岩，明显缺乏正的Eu异常，整体来看不可能是热液成因的硅质岩。这不排除某段老堡组硅质岩沉积时可能受到热液影响，例如剖面中部某些样品具有弱的正Eu异常。

盆地相沉积的硅质岩由于远离陆地，受搬运来的陆源碎屑影响较小。由于陆源碎屑(包括粘土矿物)具有比海水高得多的REE组成，在硅质岩中，少量陆源碎屑的加入便能显著地影响其REE等化学组成，这和碳酸盐岩系统相似［49，50］。泗里口剖面上部第三组样品的∑REE比中、下部样品高，Y/Ho比值也靠近页岩的平均值(27)，REE配分显示出和PAAS相似的平坦型，而且它们的Al2O3含量也相对较高(为2.5%～5%)，Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值也高于0.7，都指示剖面上部的硅质岩受陆源碎屑的影响大些。

与上部样品不同，剖面下部第一组和中部第二组样品的Al2O3含量较低，Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值低于0.7，∑REE也较低，而Y/Ho比值较高。PAAS标准化的下部样品的REE配分(图3a)具有和海水相似的左倾特征，而与一般页岩平坦型的REE配分不同。Mclennan［31］认为受陆源碎屑影响很小的自生沉积矿物保存了其沉积时海水的REE特征，所以第一组硅质岩受陆源碎屑的影响很小。中部第二组样品的REE配分虽显平坦，但它们仍表现出一些海水的特征，如Ce负异常、Gd正异常、Y正异常等，少量陆源碎屑的加入使REE配分变得平坦。这些硅质岩为隐晶质或微晶质(图5)，镜下观察也没有发现交代残余结构，它们不是成岩作用期间硅质交代的产物。

3.3.2 生物的影响

图5 泗里口硅质岩(样品SLK-117)的扫描电子显微镜背散射图片Fig.5Backscatter SEM image of Silikou chert (SLK-117)

硅质生物死后其躯体可能成为硅质岩的物质来源。生物成因硅质岩在显生宙比较普遍，在埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期尚不清楚。赵国连［6］认为在皖南浙西上震旦统硅质岩的聚沉过程中生物起了重要作用，不仅提供了硅质，也促进了硅质岩的沉淀。唐世荣等［2］研究湘、川晚震旦世硅质岩发现了大量的放射虫、海绵骨针等生物结构，提出生物及其降解产物对硅质岩的形成具有不可忽视的作用。陈孝红等［51］在湘西留茶坡组顶部硅质岩中发现了文德带藻类(Vendotaenides)的生物碎片，并有异地埋藏的海绵骨针，认为生物来源的硅质可能是该地区留茶坡组顶部硅质来源之一，而且生物对这些硅质岩的形成起了重要作用。Guo等［10］研究贵州松桃留茶坡组也指出生物体可能提供了硅质。最近，Love等［52］在研究阿曼南部Salt Basin的新元古代—寒武纪的Huqf Supergroup时，发现在635 Ma之前已经存在海绵(demosponges)，并延续了大约100 Ma进入早寒武世。因此，埃迪卡拉纪海洋可能已经存在硅矿化的后生动物，为生物成因硅质岩创造条件。但是，到目前为止在中国南方的埃迪卡拉系海相地层中没有确凿硅矿化的后生动物化石被发现，上述文献要不是时代不准确，要不就是化石还存在争议。同样，桂北泗里口剖面老堡组硅质岩中也没有硅矿化生物化石被确定，在这一时期由生物及生物降解来提供大量的硅质目前还是个谜。不过，富有机碳的老堡组硅质岩告诉我们埃迪卡拉纪末期浮游(微)生物非常繁盛，这些生物群落死亡、下沉和降解。产生的有机悬浮物在异养细菌作用下，与水中溶解的氧化剂(O2、SO2－4)发生反应形成HNO［37］3和H2S(细菌硫酸盐还原作用，BSR)［53，54］，有利于硅质的沉淀。生物降解对硅质岩的形成具有不可忽视的作用，从这个角度来看老堡组硅质岩也具有生物成因。

3.3.3 泗里口老堡组硅质岩的成因

桂北泗里口老堡组硅质岩受陆源碎屑的影响十分有限，这些硅质岩既不是成岩作用期间硅质交代的产物，也不是热液成因的，也没有确凿的证据表明生物为其形成提供了大量的硅质。那么，它们是如何形成的呢?值得注意的是，埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期大气CO2浓度达到了显生宙以来最高的浓度［55］。大气中高CO2含量会导致大陆的化学风化非常强烈，大量的碱质、重碳酸根、硫酸盐和硅质(即溶解的SiO2)会通过河流被带入到海洋中。正如全球海相碳酸盐岩的87Sr/86Sr长期变化曲线所指示的［56］，埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期大陆的化学风化特别强烈，洋中脊扩张和海底热液活动相对较弱。在这样的地质背景下我们不难解释为什么中国南方的碳酸盐台地会有大量的碳酸盐岩(白云岩和石灰岩)形成，而在深水的斜坡和盆地相形成了大量的硅质岩。这些深水沉积的硅质岩沿NE—SW向延绵上千千米。根据我们对泗里口剖面老堡组硅质岩的常量、稀土元素特征的分析，不排除有陆源碎屑的加入，也不排除海底热液局部活动提供了一些硅质，但深水沉积的硅质岩其硅质主要来源于这一时期加强的大陆化学风化。生物和有机质可能对硅质岩的沉淀起了重要作用。

4 结论

形成于埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期深水盆地的老堡组硅质岩受海底热液的影响小。剖面上部受陆源碎屑影响稍大，下部的硅质岩几乎没有受到陆源碎屑的影响。桂北泗里口剖面老堡组硅质岩的物质主要来源于河流搬运到海洋中的溶解SiO2。这与埃迪卡拉纪—寒武纪过渡时期大气高CO2浓度，大陆化学风化作用强烈是一致的。强烈的化学风化造成大量碱质、硅质和营养物流入海洋，造成浮游(微)生物繁盛。浮游(微)生物死亡、降解，改变了海水的pH值，造成大量的硅质岩沉淀在深水盆地中。

致谢中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室李禾和靳新娣分别指导完成了常量元素和REE的分析测试，审稿人对本文的修改提供了建设性意见，在此表示衷心的感谢!

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The Major and REE Geochemistry of the Silikou Chert in Northern Guangxi Province

CHANG Hua-jin1，2，3CHU Xue-lei3FENG Lian-jun3HUANG Jing3ZHANG Qi-rui3
(1.School of Life and Geography Sciences，Qinghai Normal University，Xining 810008; 2.Key Laboratory of Qinghai-Xizang Plateau Environment and Resources(Qinghai Normal University)，Ministry of Education，Xining 810008; 3.Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing，100029)

The Silikou chert in Northern Guangxi Province was deposited in a terminal Ediacaran to early Cambrian (about 550～540 Ma)deep ocean basin.It has high SiO2concentration(average 93.8%).Al2O3content ranges from 0.17%to 4.92%and increases from the lower to the upper section which is more than 2%.Al/(Al+Fe+Mn) and Fe/Ti ratios for most of the chert are more than 0.42 and less than 16.3，respectively.Al2O3/(Al2O3+Fe2O3) ratios for most of the chert exceeds 0.4 and the ratios are 0.8～0.9 for chert in the upper section.Y/Ho ratios(26.4～36.9)are high(more than 32)for chert in the lower and middle section，and are similar to that of the upper crust(27)for chert in the upper section.It has no positive Eu anomalies(average 1.0)for the chert samples.REE concentrations for chert in the lower section(15.9×10-6～27.1×10-6)are low relative to PAAS，which are similar to that of the seawater but hydrothermal fluids or jasper related to seafloor-hydrothermal sulfide deposits.Although REE patterns for chert in the middle section become flat since the increase of terrigenous detrital input，they have low REE concentrations(26.2×10-6～49.4×10-6)and seawater characteristics.REE concentrations for chert in the upper section range from 40.5×10-6to 59×10-6and they have flat REE patterns that are similar to PAAS，yet REE concentrations are just 1/4～1/3 of the PAAS.The major and rare earth elements characteristics of the Silikou chert suggest hydrothermal fluids and terrigenous detrital input were not main sources of the silica.In fact，huge amounts of dissolved silica derived from chemical weathering due to high CO2concentration in the atmosphere and degradation of organic matter were the basic cause for the basinal chert in South China.

chert;Ediacaran-Cambrian transition period;the Laobao Formation;element;petrogenesis

book=6,ebook=519

常华进男1980年出生博士沉积地球化学E-mail:changhj@163.com。

P534.31;P595

A

1000-0550(2010)06-1098-10

①国家自然科学基金(批准号:40532012，40873007，40603021)和中国科学院知识创新工程项目(编号:KZCX3-SW-141)资助。

2009-09-27;收修改稿日期:2009-11-20