西藏谢通门县春哲地区中二叠统下拉组硅质岩地球化学特征及构造环境意义

刘伟，杨长青，丰耀东，李开文，柴建玉，茹朋，白何领，王柳林

(1.河南省地矿局第三地质勘查院，河南 郑州 45000；2.河南省地质调查院，河南 郑州 450001)

西藏冈底斯是中国重要的构造-岩浆成矿带，以产出新生代斑岩型铜矿为显著特征。近年来，在该成矿带内的中二叠统下拉组地层中发现了颇具规模的铅锌铜多金属矿化。通过1∶5万区域地质填图和典型实际地质剖面测制，发现其在成矿带西段谢通门县的春哲乡—青都乡一带的中二叠统下拉组地层呈近东西向展布，出露厚度为552～2 099m，岩性主要为浅灰色厚层-中层状微晶灰岩及浅灰色中层状次闪石化硅质岩，内部含有丰富的蜓类、珊瑚、腕足类、双壳类、苔藓虫等化石，系一套滨浅海相开阔台地的碳酸盐台地相沉积。值得注意的是，发现其中的浅灰色硅质岩夹层延伸稳定，厚度在40m左右。由于硅质岩具有较强的抵抗后期改造的能力，能较好的保存其形成时的物质来源、构造环境及其成矿过程等信息，历来是地质工作者们关注和研究的热点。笔者对该地区中二叠统下拉组硅质岩的地球化学特征进行重点研究，以揭示硅质岩的成因，探讨其形成的构造环境及与多金属成矿作用的关系，不仅具有重要的理论价值，而且对指导区域找矿具有重要的实际意义。

1 地质背景

西藏谢通门县春哲—青都乡的硅质岩位于冈底斯隆格尔—工布江达复合岛弧带内，区域上，该岛弧带经历了长期复杂的地质构造演化历史，发育多期区域性构造热事件，不同时期、不同类型的构造形迹叠加在一起，形成复杂的构造格局(图1)。

区内古生代地层主要出露有石炭系永珠组(C1-2y)、下二叠统昂杰组(P1a)，岩性为一套海相细碎屑岩夹少量火山岩建造；中二叠统下拉组(P2x)为一套滨浅海相碳酸岩夹细碎屑岩建造，其下部与下二叠统昂杰组整合接触，其上部被大面积的始新统林子宗群陆相火山岩建造不整合覆盖。岩浆活动频繁，火山岩分布广泛，主要为喜山早期的林子宗群中酸性的陆相火山凝灰岩、喷出岩；侵入岩体主要为呈岩株状产出的早白垩世二长花岗岩〔LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为 126.17±0.61 Ma)、晚白垩世花岗闪长岩〔LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为(81.12±0.47)Ma〕，其次为呈岩株状产出的喜马拉雅期石英二长岩、钾长花岗岩〔LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为(50.61±0.48)Ma〕。区内断裂构造发育，主要为东西向和北西向。

2 地质特征

野外详细地质填图及实测地质剖面表明，在春哲乡一带的硅质岩主要产于中二叠统下拉组的上部，呈浅灰色中层状北东—南西向带状展布，延伸大于300m，厚40m左右，产状为151°∠37°。其与下伏细晶灰岩整合接触，与上覆碎裂岩化细晶灰岩呈断层接触(图2)。

硅质岩呈浅灰色，隐晶变余内碎屑结构，中厚层状、纹层状构造，单层厚度为20～30 cm。岩石主要由火山灰与玉髓、石英集合体组成，含量达90%以上，含少量纤闪石及微粒帘石，呈隐晶质-纤维粒状、-玉髓混合的中基性火山灰不均匀纤闪-微粒帘石化。新生微粒帘石呈麻点状不均匀散布，纤柱状-放射状纤闪石不均匀零散分布。矿物颗粒大小为0.03～0.15mm，内碎屑长轴大致定向排列，内碎屑之间为隐-微晶质同质矿物充填胶结，构成岩石之变余内碎屑结构。岩石受应力作用微破裂，沿裂隙呈囊状-脉状纤闪-碳酸盐化，其中为纤柱-放射状纤闪石及少量碳酸盐充填，零散分布(图3)。

1.第四系；2.古新—始新统林子宗群；3.上二叠统下拉组；4.上二叠统昂杰组；5.石炭系永珠组；6.始新世石英二长岩；7.始新世钾长花岗岩；8.晚白垩世二长花岗岩；9.地质界线；10.角度不整合接触界线；11.断层/分界断裂；12.研究区位置图1 西藏谢通门县春哲地区地质简图Fig.1 Simplified geological map of Chunzhe area of Xietongmen County in Tibet

次圆状内碎屑聚集。部分隐晶质玉髓重结晶成显微晶质状，与隐晶质石英

周幼云等(2002)在措勤县一带也曾发现了泥质硅质岩、硅质黏土岩等富硅岩石，但其明显为一古风化壳，角度不整合在下拉组(P2x)之上，作为二叠系敌布错组(P2d)底部的建组标志，与本次发现的硅质岩岩石成分和分布层位有着明显的差异。

3 地球化学特征

本次用于主元素和微量元素分析的硅质岩样品主要采集于春哲乡一带的中二叠统下拉组中，它们均为野外采集系统的样品经过磨片和显微镜下系统观察和鉴定的代表性样品。所有样品均由西南冶金测试中心完成测试工作。

3.1 主量元素特征

本次分析的6件硅质岩主量元素结果见表1。硅质岩样品中SiO2的含量变化较大，介于51.95%～97.45%，平均为62.80%，总体属于低硅质硅质岩，低于纯硅质岩的SiO2含量91%～99.8%(MURRAY et al., 1992)，接近与火山活动有关的硅质岩SiO2平均值；Al2O3含量较高，为1.06%～17.17%，平均为14.20%；Fe2O3含量为0.01%～1.78%，平均为0.79%；FeO含量为0.14%～6.20%，平均为4.07%；CaO含量为0.25%～12.50%，平均为8.07%;MgO含量为0.15%～4.76%，平均为2.99%；TiO2含量为0.04%～0.78%，平均为0.62%；MnO含量为0.01%～0.12%，平均为0.08%。

图2 西藏谢通门县春哲地区下拉组(P2x)柱状图Fig.2 Stratigraphic section of the Xiala Formation in the Chunzhe area of Xietongmen County, Tibet

从SiO2、A12O3和MgO成分组成上来看，该硅质岩与典型生物沉积硅质岩无明显差别。而在生物成因硅质岩中，由于同生沉积成因，SiO2-A12O3和SiO2-TiO2均表现出较好的相关性，而表1显示，该地区硅质岩的A12O3和TiO2含量虽然均相对较高，但二者与SiO2相关性均较小(图4)。因此，表明生物沉积碎屑对研究区硅质岩SiO2含量的贡献是有限的。

图3 (左)纤闪微粒帘石化内碎屑硅质岩和(右)残余内碎屑硅质岩显微镜下照片Fig.3 Photographs of polished sections for uralitic and fine zoisitic intraclast silicalite(left)and remnant intraclast silicalite(right)

对世界范围内不同成因硅质岩化学成分分析统计表明，火山成因硅质岩SiO2与MgO呈负相关性，与一般火山岩演化规律一致。从硅质岩SiO2-MgO图解中(图5)看出，随SiO2含量降低，MgO含量呈增长趋势，反映出该硅质岩具有与火山成因硅质岩的相似特征；另外，区内硅质岩的Fe2O3/FeO值均远小于1(0.01～0.33)，这种特征与正常生物化学沉积硅质岩(>1)相反，这说明春哲地区的硅质岩并非正常生物成因，而是与热水活动相关。

图4 硅质岩SiO2-A12O3和SiO2- TiO2相关性图解Fig.4 SiO2-A12O3 and SiO2- TiO2 correlation diagrams of siliceous rocks

图5 硅质岩SiO2-MgO相关性图解Fig.5 SiO2-MgO correlation diagram of siliceous rocks

根据ADACHI et al.(1986)的研究，沉积物中常量元素Fe、Mn、Al的含量对于区分热液、生物及其他成因硅质岩具有重要的参考意义。其中Al的富集主要与陆缘物质介入有关，而Fe、Mn的富集主要与热水活动参与有关。BOSTROEM等(1973)的研究表明，Al/(Al+Fe+Mn)值是判断热水组分参与沉积作用多少的重要标志，比值随着热水沉积物含量的增加而减少。Al/(Al+Fe+Mn)值以0.4为界，小于0.4为热液成因，大于0.4反映碎屑来源。ADACHI et al.(1986)还指出这个比值在0.01(纯热液成因)～0.6(纯生物成因)间变化。根据对热水沉积和非热水沉积硅质岩样品的研究，MURRAY(1994)提出，可根据硅质岩中SiO2/Al2O3-MnO/TiO2和Fe2O3/FeO-SiO2/Al2O3双变量图解(图6)，将其分为热水成因区和生物成因区。在该图解中，春哲地区的硅质岩样品均落入热水成因区，反映了其可能是热水成因(表2)。

图6 硅质岩SiO2/(K2O+Na2O)-MnO/TiO2和Fe2O3/FeO-SiO2/Al2O3双变量判别图解Fig.6 SiO2/(K2O+Na2O)-MnO/TiO2 and Fe2O3/FeO-SiO2/Al2O3 double variable discrimination diagrams of siliceous rocks

样品号Al/(Al+Fe)Al/(Al+Fe+Mn)Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)Fe2O3/TiO2MnO/TiO2304/6⁃5086086100003007304/7⁃1060060092215016304/7⁃2062062090244016304/7⁃3065064095119013304/8⁃1083082099025025304/9⁃1065065097063013平均值070070096111015

ADACHI et al.(1986)提出可以用Al-Fe-Mn三角图来区分硅质岩的热水成因和非热水成因。研究区硅质岩样品Al-Fe-Mn三角图中投点结果显示，4件样品落人非热水成因硅质岩区，另外2件分布在非热水成因硅质岩区附近(图7a)，这可能是陆源物质参与的缘故。然而，根据RONA(1978)提出的识别硅质岩成因(Ni+Co+Cu)-Fe-Mn三角图解，区内硅质岩样品全部落人热水成因区或邻近范围，而没有落入正常沉积区范围(图7b)。

图7 硅质岩Al、Fe、Mn及(Ni+Co+Cu)×10、Fe、Mn三角图解Fig.7 Al、Fe、Mn and (Ni+Co+Cu)×10、Fe、Mn triangular diagrams of siliceous rocks

由于Al2O3和TiO2的含量可以指示陆源物质加入的多少，而Fe2O3则为沉积岩中热水组分活动的指标，因此，MURRAY(1994)提出利用Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)值可以有效判断硅质岩形成的环境，如洋中脊硅质岩的Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)值小于0.4，大洋盆地硅质岩比值为0.4～0.7，大陆边缘硅质岩为0.5～0.9，同时还利用已知沉积环境的硅质岩化学成分比值拟定出了一系列的形成构造环境的判断图解。在MURRAY(1994)提出的Al2O3/(Al2O3+ Fe2O3)判别图解(图8)中，区内硅质岩样品主要落入大陆边缘区及其附近，表明具有大陆边缘来源的构造背景。

硅质岩中的MnO代表了大洋深部热液的贡献，而TiO2与陆源物质的介入关系甚密，因此MnO/TiO2值是判断其沉积环境的重要地球化学指标(ADACI et al.,1986；BOSTROEM et al.，1973)。SUGISAKI et al. (1982)研究表明，离陆较近的大陆斜坡和边缘海沉积形成的硅质岩MnO/TiO2值一般小于0.5，离陆较远的远洋盆地沉积的硅质岩MnO/TiO2值一般大于0.5。区内硅质岩MnO/TiO2值为0.07～0.25，平均为0.15，显示该区硅质岩可能形成于大陆斜坡或边缘海环境。Al2O3和TiO2的含量对陆缘物质的来源具有指示意义，而Fe2O3常被用作沉积岩中热水活动组份的指标。

图8 硅质岩Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)-Fe2O3/TiO2图解Fig.8 Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)-Fe2O3/TiO2 diagram of siliceous rocks

另外，ADACHI et al.(1986)指出，硅质岩Al/(Al+Fe)值与其形成的沉积构造环境有关，洋中脊附近硅质岩Al/(Al+Fe)值平均为0.12，北太平洋硅质岩Al/(Al+Fe)值平均为0.32，日本中部大陆边缘三叠纪纹层状硅质岩Al/(Al+Fe)值为0.60，DSDP62井白垩纪硅质岩Al/(Al+Fe)值为0.64。该区硅质岩Al/(Al+Fe)值为0.60～0.86，平均为0.70，与日本中部大陆边缘三叠纪纹层状硅质岩和DSDP62井白垩纪硅质岩较为类似，显示春哲地区硅质岩形成于大陆边缘环境。

3.2 稀土元素特征

硅质岩中稀土元素的变化与相应环境下海水和沉积物相类似(MURRAY et al., 1990,1991,1994)，因此，硅质岩中稀土元素的分布特点可作为其沉积时古海水及其对应沉积物的近似代表。在大洋的不同构造环境下，由于陆源物质和热液中稀土元素对沉积物中的相对贡献不同而引起沉积物中稀土元素及有关参数的系统变化，故稀土元素特点又可以反映其沉积时的古构造环境。

由下拉组硅质岩样品的稀土元素分析结果(表3)可见，样品304/8-1具有较低的稀土元素含量，稀土总量(ΣREE)为17.69×10-6。其中，轻稀土含量(ΣLREE)为15.94×10-6，重稀土含量(ΣHREE)为1.75×10-6，轻重稀土比值(LREE/HREE)为9.10，轻重稀土分馏系数(La/Yb)N值为1.22，轻重稀土分馏不明显。其低的稀土总量及配分型式基本接近大陆边缘构造环境下的硅质岩。

表3 下拉组硅质岩的稀土元素含量(10-6)及特征值Tab.3 REE contents(10-6)and characteristic parameters of the siliceous rocks from Xiala formation

其余5件样品稀土总量(ΣREE)范围为205.44～315.27×10-6，平均为241.12×10-6。其中，轻稀土含量(ΣLREE)为185.29～288.37×10-6，平均为217.95×10-6；重稀土含量(ΣHREE)为20.15～26.90×10-6，平均为23.17×10-6；轻重稀土比值(LREE/HREE)为8.66～10.72，平均为9.35；轻重稀土分馏系数(La/Yb)N值为1.35～1.97，平均为1.57，轻重稀土分馏不明显。这种稀土元素含量和弱的负Ce异常现象与热水作用关系较为密切 (FLEET，1983)。

经页岩平均值标准化的硅质岩的(La/Yb)N值与形成环境有关，在受到陆源影响的环境中，轻稀土元素富集较为明显[(La/Yb)N=1.49～1.74]，而在远洋和深海盆地中，轻稀土元素则呈现明显的亏损[(La/Yb)N=0.7]，洋中脊更低，平均为0.3左右。本区的硅质岩(La/Yb)N值为1.35～1.97，平均为1.57，说明春哲地区硅质岩形成于大陆边缘浅海构造环境，这与下拉组整体的形成环境是一致的。

MURRAY et al.(1992)认为，硅质岩的北美页岩标准化(La/Ce)N和(Ce)N值可以有效判别硅质岩形成的大地构造环境，洋中脊附近硅质岩(La/Ce)N≈3.5，(Ce)N平均值为0.30；大洋盆地硅质岩(La/Ce)N=1.0～2.5，(Ce)N平均值为0.60；大陆边缘硅质岩(La/Ce)N=0.5～1.5，(Ce)N=0.79～1.54。本研究区内硅质岩(La/Ce)N=1.08～1.15，平均为

1.10；(Ce)N=0.89～0.95，平均为0.94，明显不同于远洋盆地中硅质岩的显著负Ce异常，而接近大陆边缘硅质岩特征，这个结果也与下拉组滨浅海相的构造环境相吻合。

在北美页岩稀土标准化图解中(图9)，区内硅质岩稀土配分曲线呈水平特征，与典型热水沉积硅质岩略微左倾趋势略有差别，可能是位于滨浅海的构造环境，沉积物中有较多大陆边缘正常沉积物的加入，掩盖了部分热水沉积物的REE特征，但总体来讲，区内硅质岩具备热水沉积稀土配分的基本特征。

图9 下拉组硅质岩稀土元素北美页岩标准化配分模式图Fig.9 North American shale -normalized REE patterns for Siliceous rock from Xiala Formation

3.3 微量元素特征

下拉组硅质岩微量元素分析结果见表4。

表4 下拉组硅质岩的的微量元素组成(10-6)Tab.4 Trace elements compositions of the siliceous rocks from Xiala formation (10-6)

续表4

样品号D304/6⁃5D304/7⁃1D304/7⁃2D304/7⁃3D304/8⁃1D304/9⁃1Ta237231223239013198Zr1760162001640017300161015100Hf595446458572048486Ga22703140304026801842040Sn438482458390075378Ge050046046051027050In007009009008001007Tl320109116384038436Ag006005004003003026U296281276337566256Th21602020201022801841900Ti444043804380469022504010Ni/Co122205165171011157Ti/V48373590421244258824797

张欢(2005)研究认为，As、Sb和Ag的富集是热水沉积物区别于正常沉积物的重要标志。区内硅质岩除Ag(0.028×10-6～0.26×10-6，平均为0.077×10-6)略高于地壳平均值(0.05×10-6)外(表4)，As(6.67×10-6～84.30×10-6，平均为25.90×10-6)和Sb(0.60×10-6～1.78×10-6，平均为1.30×10-6)均高出地壳平均值(1.90×10-6和0.15×10-6)近一个数量级。而杨成奎(1996)研究表明，一般海相热水沉积物Ni/Co值小于3.60，Ti/V值大于20.00。本区硅质岩的Ni/Co值为0.11～2.05，Ti/V值为35.90～48.37(样品D304/8-1除外)，均显示明显的热水沉积特征。

MARCHIG(1982)在研究现代大洋热水沉积物的微量元素特征时，认为深海沉积物和正常沉积岩中Cr主要来源于大陆碎屑物质，其必然伴随其他陆源物质如Ti、Mg、K、Rb和Zr等元素的富集，从而表现出明显的正相关关系；而在热液活动过程中，由于Cr有限的活动性，它在热液沉积物中的富集并没有伴随其他陆源物质的富集，从而使它们之间的相关性不太明显。同样，深海沉积物中P与Sc、Y、La及其他稀土元素呈正相关性，而热液沉积物中上述元素之间的相关性不明显。在该区硅质岩元素之间Cr-Zr、Cr-Ti、Cr-Rb、Cr-Mg、Cr-K关系图解中(图10)，Cr-Zr和Cr-Ti呈较弱正相关关系，可能与正常沉积物混染热液沉积物有关。而在P-Y、P-Sc、P-La关系图解中(图10)，P与Sc、Y和La均无明显相关关系。因此，硅质岩元素之间均呈非线性相关关系，未能反映正常沉积特征，暗示了其热水沉积成因。

4 讨论

西藏谢通门县春哲地区中二叠统下拉组(P2x)中上部微晶灰岩中的硅质岩呈层状产出，岩矿鉴定有大量火山灰成分存在；样品SiO2的含量(51.95%～97.45%，平均为62.80%)接近于与火山活动有关的硅质岩SiO2平均值，其SiO2与MgO负相关性明显，显示该硅质岩的形成与火山作用密切，主量元素中的SiO2/Al2O3-MnO/TiO2和Fe2O3/FeO-SiO2/Al2O3双变量图解中均落入热水沉积岩区。微量元素中Ag平均含量为0.077×10-6，As平均为25.90×10-6，Sb平均为1.30×10-6，均高出地壳平均值，Ni/Co值为0.11～2.05，Ti/V值为35.90～48.37，均显示明显的热水沉积特征。

在构造环境判别方面，硅质岩在Fe2O3/(Al2O3/+ Fe2O3)判别图解中(丰成友等，2008)，样点主要落入大陆边缘区及其附近；其Al/(Al+Fe)值为0.60～0.86，平均为0.70；MnO/TiO2值为0.07～0.25，平均为0.15，显示该区硅质岩可能形成于大陆斜坡或边缘海环境。在硅质岩稀土特征中，(La/Yb)N值范围为1.35～1.97，平均为1.57；(La/Ce)N=1.08～1.15，平均为1.10；(Ce)N=0.89～0.95，平均为0.94。这些特征明显不同于远洋盆地中硅质岩的显著负Ce异常，而与下拉组滨浅海相的构造环境吻合性较好，从而说明春哲地区硅质岩形成于大陆边缘浅海构造环境，这与下拉组整体的形成环境是一致的。

图10 下拉组硅质岩沉积成因元素判别图Fig.10 Elemental discrimination diagrams of the siliceous rocks from Xiala Formation showing sedimentary genesis

当然，本区的硅质岩稀土含量与典型热水沉积成因硅质岩相比，总体含量偏高，(Ce)N=0.89～0.95×10-6，平均为0.94×10-6，负异常不明显，且部分样点在Al-Fe-Mn落在富Al一端，这可能是该硅质岩发育于大陆边缘，受较多的火山碎屑物质和陆源物质混入所致的原因。

综上所述，区内硅质岩应为与火山活动有关的大陆边缘环境下形成的(喷流型)热水沉积硅质岩。

5 找矿意义

近年来随着全国各地与热水沉积有关的大型矿床发现，喷流型热水沉积的发现与研究引起越来越多地质工作者的关注。尤其是更多学者在冈底斯东段对古生代地层中的热水沉积岩研究，发现一批大中型喷流沉积型铅锌多金属矿床，对整个冈底斯成矿带成矿类型有了新的认识。笔者在冈底斯成矿带的中西段春哲乡一带新发现与火山活动有关的中二叠统下拉组(P2x)中的硅质岩，其野外地质特征、岩石学特征及其岩石化学特征也充分反应其为火山活动有关大陆边缘环境下形成的火山热水喷流沉积产物，指明冈底斯成矿带中西段中晚二叠世发育一次火山活动事件。鉴于该地区古生界地层中已发现斯弄多、加多捕勒等矽卡岩铁铜铅锌多金属矿床，同时该地区古生界地层中Pb、Zn等元素呈高背景分布，指示在该套地层中具有寻找喷流沉积型铅锌多金属矿床的潜力。

6 结论

(1)西藏春哲地区中二叠统下拉组(P2x)中的硅质岩岩石化学、稀土元素及微量元素特征均显示热水沉积特征。

(2)结合下拉组发育大量的滨浅海相碳酸盐岩，表明春哲地区硅质岩形成于大陆边缘浅海构造环境，应为大陆边缘环境下形成的与火山活动有关的热水沉积硅质岩。

(3)春哲地区硅质岩的发现说明冈底斯成矿带西段区域上中二叠世应发育一次火山热液喷流事件，且指示冈底斯成矿带中西段的古生界地层中存在寻找火山喷流型矿床的前景。

致谢：本文在撰写过程中得到河南省地质调查院燕长海教授级高级工程师的悉心指导，西南冶金地质测试技术有限公司的周正教授级高级工程对样品测试鉴定工作提供了大力支持，在此一并表示衷心的感谢。

参考文献(References)：

周幼云,江元生,王光明.西藏措勤—申扎地层分区二叠系敌布错组的建立及其特征[J].地质通报, 2002, 21(2): 79-82.

ZHOU Youyun, JIANG Yuansheng, WANG Mingguang.Permian Dibuco Formation in the Coqen-Xainza stratigraphic area, Tibet [J].Geological Bulletin of China, 2002,21(2): 79-82.

张欢,高振敏,马德云,等.个旧超大型锡多金属矿床成矿物质来源的铅和硫同位素示踪[J].地质与勘探, 2005, 41(2): 17-20.

ZHANG Huan, GAO Zhenmin, MA Deyun, et al.Lead and sulphur isotopic tracing for source of ore-forming materials inthe Gejiu tin-polymetallic deposit [J].Geology and Prospecting, 2005, 41(2): 17-20.

杨成奎.云南东川滥泥坪矿区因民组顶部硅质岩成因及其找矿意义[J].地质找矿论丛, 1996, 11(3): 27-31.

YANG Chengkui.Genesis of siliceous rock at top of Yinmin Formation in Lanniping mine area Dongchung, Yunnan province and its significance to ore prospecting [J].Contributions to Geology and Mineral Resources research, 1996,11(3): 27-31.

丰成友,赵一鸣,李大新.内蒙古正蓝旗羊蹄子山-磨石山钛矿区硅质岩地球化学特征及沉积环境意义[J].矿床地质, 2008, 27(4):483-493.

FENG Chengyou,ZHAO Yiming,LI Daxing.Geochemical characteristics of siliceous rocks in Yangtishan-Moshishan anatase ore district, Zhenglanqi County, Inner Mongolia, with implications for sedimentary environment [J].Mineral Deposits, 2008, 27(4):483-493.

MURRAY R W, JONES D L, BUCHHOLTZ T, et al.Diagenetic formation of bedded chert: evidence from chemistry of chertshale couplet [J].Geology, 1992, 20: 271-274.

ADACHI M, YAMAMOTO K, SUGISAKI R.Hydrothermal chart and associated siliceous rocks from the northern Pacific:Their geological significance as indication of ocean ridge acivity [J].Sedimenary Geology, 1986, 47: 125-148.

BOSTROEM K, HAROLD R, OIVA J.Provenance and accumulation rates of opaline siliva, Al Fe, Tl, Mn, Cu, Ni and Co in Pacific pelagic sediment [J].Chemical Geology, 1973, 11: 123-148.

MURRAY R W.Chemical criteria to identify the depositional environment of chert: General principle sand application [J].Sedimentary Geology, 1994, 90: 213-232.

RONA P A.Criteria for recoguition of hydrothermal mineral deposits in ocean crust [J].Economic Geology, 1978, 73: 135-160.

SUGISAKI R, YAMAMOTO K, ADACHI M.Triassic bedded cherts in central Japan are not pelagic [J].Nature, 1982, 298(5875): 644-647.

MURRAY R W, BRINK M R B, GERLACH D C.Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale [J].Geology, 1990, 18(3): 268-271.

MURRAY R W, BUCHHOLTZ T, BRINK M R, et al.Rare earth, major, and trace elements in chert from the Franciscan comlex and Monterey Group, Califo-rnia: assessing REE sources to fine-grained marine sediments [J].Geochim Cosmochim Acta, 1991, 55: 1875-1895.

FLEET A J.Hydrothermal and hydrogeneous Ferromaganese deposits.In: RONA P A.et al.Hydrothermal Process at Sea Floor Spreading Centera [M].New York: Plenum Press, 1983, 535-570.

MARCHING V, GUNDLANCH H, MOLLER P, et al.Some geochemical indicators for discrimination between diagenetic and hydrothermal metalliferous sediments [J].Marine Geology, 1982, 50(3): 241-256.