新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界成冰系冰沟南组硅质岩特征与沉积环境*

钱一雄 李曰俊 储呈林 杨 鑫 李王鹏 陈 跃 马红强

1 中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所，江苏无锡 214151 2 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029 3 中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083

硅质岩是一种细粒、致密、坚硬、富二氧化硅、具有微晶、隐晶或超细纤维结构的沉积岩。它由玉髓、微晶石英等构成，SiO2含量达70%～98%，含少量陆源及自生黏土、陆源碎屑及其他矿物。硅质岩包含了古地理、古气候、古构造、物源和成岩、成矿等多种信息，具有十分重要的研究价值(Joydipetal.，1999；Malivaetal.，2005；Wagoner den Boornetal.，2007，2010；任国选等，2008；Marin-Carbonneetal.，2014；Elizabethetal.，2015；Stefuraketal.，2015；杨宗玉等，2017；Chenetal.，2020)。研究表明，前寒武纪的微生物、化学沉积、海水化学条件变化、火山及热液活动等控制着硅质岩的形成(Malivaetal.，2005;Chenetal.，2009;Elizabethetal.，2015；Stefuraketal.，2015)。不同构造背景下的硅质岩发育特征有所不同，如被动大陆边缘盆地具有成熟度高的稳定沉积物供应，硅质岩常与碎屑岩及泥页岩或碳酸盐岩呈韵律互层，单层厚度多为毫米级至十余厘米，可出现粒序层理、滑动构造。反之，活动大陆边缘盆地及其物源区的构造条件不稳定，沉积物来源复杂、成熟度较低，硅质岩厚1cm至10余厘米，常与泥岩或页岩韵律互层，构成纹层—条带状硅质岩，常见粒序层理、印模和软沉积物变形构造。

红柳沟Ⅰ号剖面硅质岩与已证实的具生烃条件的烃源岩呈互层或相邻关系(钱一雄等，2021)，对其沉积背景、构造环境、热事件作用等的研究与烃源岩的形成密切相关，因此具有重要意义。

1 剖面地质特征

研究区位于新疆若羌县与青海省交界的新疆一侧，属于多旋回叠加的阿尔金褶皱系(图 1-A)。它位于自西向东从红柳沟、拉配泉到阿克塞等的蛇绿岩带的南侧(年龄为 829±60Ma)、推测为青白口纪后的南、北塔里木的拼贴带。前震旦系发育相对较全，有太古宇米兰群、古元古界阿尔金岩群、中元古界巴什库尔干群、塔什达坂群和新元古界青白口系索尔库里群(新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993)或丘吉东沟群(青海省地质矿产局，1982)。自下而上，索(硝)尔库里群发育了乱石沟组、冰沟南组、平洼沟组和小泉达坂组，其中，乱石沟组厚299.8m，以石英砂岩、硅质粉砂岩和细砂岩为主；冰沟南组厚909.3～2221.2m，以灰岩、结晶灰岩、假鲕粒灰岩夹大理石以及细碎屑岩为主；平洼沟组厚358.9～852.9m，以白云岩、燧石条带白云岩(叠层石)和大理石为主；小泉达坂组厚322.1m，岩性为硅质板岩、板岩、钙质粉砂岩、石英砂岩、微晶灰岩、结晶灰岩和大理石；其上、下地层及岩性请参见钱一雄(2021)。

A—地质简图据新疆若羌县巴什考供幅地质图(J-46-Ⅶ，新疆维吾尔自治区地质矿产局地质调查大队. 1982，简化)。B—地层柱状图(青海省地质矿产局，1982)。C— a 红柳沟1号剖面景观；b 青灰色—灰黑色薄层硅质岩(HLG-9)；c 黑色薄层—中薄层硅质岩(HLG-19)；d 灰色中薄层硅质岩(HLG-35)；e 灰黑色中薄层硅质岩，石英脉中蜂窝状溶蚀(HLG-43)；f 灰黑色中层与中薄层硅质岩(HLG-45)图 1 新疆若羌地区地质简图(A)、地层柱状图(B)及红柳沟Ⅰ号剖面硅质岩露头景观(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)

红柳沟Ⅰ号剖面位于若羌县至青海省315国道一侧红柳沟Ⅰ号桥的附近，新元古界冰沟南组黑色沉积岩系连续出露了厚约300m的千枚岩、硅质岩、砂泥岩及黑色泥岩层段。其中，硅质岩厚约240m左右，由黑色—灰色夹青灰色薄层—中薄层硅质岩组成(图 1-B，1-C)。对应于青海省柴达木南缘地层分区中的丘吉东沟群下段的细粒沉积，为一套陆棚边缘—次深海盆地沉积。

根据实测剖面岩性组合，自下而上可划分为6个岩性段： (1)岩性为绿泥片岩、硅质岩和绿泥片岩，厚约20m，样号HLG-3～HLG-8；(2)岩性为薄层含沥青的泥质粉砂岩、硅质岩和粉砂质泥岩，厚约26m，样号HLG-9～HLG-12；(3)岩性为中薄层至中层硅质岩、薄层泥质粉砂岩，厚约22m，样号HLG-13～HLG-16；(4)底部为薄层硅质岩夹泥页岩，向上为粉砂质泥岩、粉砂岩，厚约43m，样号HLG-17～HLG-32；(5)底部为薄层的绿泥片岩，向上为硅质岩夹泥页岩，厚约37m，样号HLG-33～HLG-47；(6)底部为硅质岩夹泥页岩，向上过渡为薄层黑色页岩，厚约29m，样号HLG-48～HLG-54；再向上，以泥质粉砂岩、粉砂岩及碳酸盐岩为主。根据野外剖面，初步判断冰南沟组硅质岩由4个由深→浅沉积旋回组成，若以样号HLG-16为界，可划分出2大旋回，下部为中深至浅深的外陆棚，上部以深或较深盆地向陆棚过渡。

2 分析方法

硅质岩成分较为复杂，不同的矿物相、成因(自生、陆源、交代和生物等)、成岩作用对其化学成分影响较大。因此，需要采取包括不同矿物相带的微区取样、物理与化学的多种分析手段，尽量解决地球化学的多解性及相互矛盾的问题。本次室内研究所进行的分析测试项目及样品数量包括： 薄片和铸体21件，阴极发光5件；X衍射矿物相2件；扫描电镜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学分析13件；流体包裹体2件。

阴极发光、扫描电镜和X衍射矿物相鉴定(XRD)是在中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所测试中心完成。其中，扫描电镜制样方法： 选取新鲜断面，敲取适合大小的样品，面向上粘在样品台进行镀金处理，工作电流20mA，时间为150s；所用仪器为Oxford的FEIQuanta200F型场发射的环境扫描电镜，电压200 kV。能谱仪为EDAX三元一体化系统。阴极发光在10～20 kV、0.5～1mA、湿度小于70%、真空度0.03mbar条件下完成。

氧、硅同位素及岩石地球化学分析均由核工业地质研究院完成。氧同位素： 根据DZ/T 0184.13-1997《硅酸盐及氧化物矿物中氧同位素组成的五氟化溴法测定》，采用仪器Delta v advantage-11278，标样GBW-04409、GBW-04410；根据δ18OPDB=0.97δ18OV-SMOW-30.0换算，分析精度优于±0.10%。硅同位素： 利用0.6g/L HCl预先除去碳酸盐混入物，再进行五氟化溴(BrF5)处理产生SiF4，采用Finngan-MAT252气体质谱仪，对质量为87和85的离子同时收集，分析结果按NBS-28相对标定，分析精度优于±0.10%。

岩石地球化学样品首先在研磨成粉末前用去离子水清洗，清洗后研磨至200目以下。常量元素中的Ca采用X射线荧光光谱法(XRF)测定；Hg和As采用原子荧光光谱法(CV-AFS)测定；其他常量、微量元素和稀土元素采用了等离子体光谱法(ICP-OES)测定。采用标样为GSD-5、GSD-6、GSD-13，常量元素分析误差小于0.1%，微量元素分析误差(包括稀土)为±1×10-6。

流体包裹体由中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所测试中心完成。利用与 Leica显微镜接口的Linkam THMSG 2600型冷热台，先校正温度，升温速率为5℃/min，当包裹体中气泡变小，接近均一时，升温速率降至1℃/min，均一温度测试精度为±1℃。包裹体密度由PVTX(英国Linkam公司)软件，通过均一温度和盐度计算(未测出冰点(盐度)的按纯水体系)。

3 分析结果

3.1 矿物学及岩石学

硅质岩分类方法包括： (1)按形态、产状分类，如层纹状、条带状、结核状、团块状硅质岩等；(2)按矿物成分分类，如蛋白石、玉髓、石英质硅质岩，含黏土的泥质硅质岩、含碳质(有机质)硅质岩；(3)按岩石、矿物共生组合关系分类，如与碳酸盐岩共生、与泥页岩或铁质岩共生硅质岩；(4)“成分—结构—成因”分类，包括生物成因、纯化学成因、机械成因、交代成因或化学及生物化学成因等硅质岩(杨宗玉等，2017)。

在红柳沟Ⅰ号剖面中选择结晶程度不同的2件硅质岩，其X衍射分析(表 1)表明： 石英含量为89.3%、97.4%；黏土含量为8.9%、1.7%，合计98.2%、99.1%，含少量的菱铁矿、斜长石、黄铁矿、白云石及方解石，偶含钾长石及硬石膏。其中，黏土、菱铁矿、黄铁矿为沉积矿物，长石、白云石、方解石及硬石膏等为成岩产物。

表 1 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩矿物种类及含量(XRD)Table 1 XRD minerals type and content of the Neoproterozoic Binggounan Formation siliceous rocks at Hongliugou section Ⅰ in Ruoqiang County, Xinjiang

硅质岩微观结构主要为微晶及隐晶质结构。石英脉由他形的粗晶石英组成。在此采用 “结构元素”、“结构类型”以及“结构镶嵌”方法来进行表征(Joydipetal.，1999；杨宗玉等，2017；Chenetal.，2020)。冰沟南组硅质岩结构主要有微晶石英、隐晶质玉髓及微晶至巨晶石英脉3种。其中，微晶石英主要呈半自形、等轴状(图 2-b，2-c，2-e至2-h，2-k，2-l)，直径为10～45μm(表 2)；玉髓有呈球形、半球形及扇状集合体形态(图 2-f，2-g，2-l)，直径为10～100μm，负延性，包含了一些微晶石英。微晶、巨晶石英脉中石英一般呈半自形至他形(图 2-a至2-d，2-g，2-h，2-l)，大小为20～150μm或以上，少量可达300μm。可划分为隐晶、微晶和镶嵌3种结构类型，其中，微晶结构有等粒、不等粒微晶石英；隐晶—微晶呈球形的细分散的玉髓、微晶石英晶体，发育了类似于碳酸盐岩中球粒结构特征；镶嵌结构主要由隐晶—微晶及粉晶—中细晶石英构成(图 2-b，2-f，2-l)，少量呈半自形—他形结构的巨晶石英晶体(图 2-c)，主要发育于石英脉中；除此之外，还有少量共生或伴生黏土、菱铁矿、黄铁矿(表 1)以及菱锰矿、磷灰石或磁铁矿等(图 2)。

3.2 元素地球化学

3.3 硅、氧同位素

红柳沟Ⅰ号剖面新元古代冰沟南组硅质岩的δ30SiV-NBS28分布范围为-0.8‰～0.3‰，平均为-0.43‰(N=16)；δ18OV-SMOW分布范围为16.0‰～22.6‰，平均为19.8‰(N=19)，其中，石英脉δ30SiV-NBS28=-0.3‰，δ18OV-SMOW=19.2‰，反映出硅质岩中δ30Si与δ18O 相对负偏移，且两者有弱的负相关性(表 4；图 3)。

a—HLG-23，硅质岩，玉髓(Ch)及微晶石英(MQ)，1条裂隙(宽1.0mm)或扩溶缝洞由微晶—细晶石英及沥青(Bit)充填，发育了靡粒岩化或靡棱岩化，透镜状面理由定向排列的隐晶—微晶石英构成，发育少量溶孔；b—HLG-35，硅质岩，隐晶质的玉髓—微晶石英(MQ)，大小一般为2～15μm，菱锰矿(Rh)、磁铁矿(Mt)占2%～4%;c，d—HLG-33，硅质岩，由玉髓—微晶石英(MQ)及粗晶石英(Q)组成，经历了重结晶、角砾岩化、靡棱岩化等作用，网状裂隙中先后有石英、烃类(沥青质，Bit)以及少量方解石(Cal)充填，后者发橙红色、红色、橙黄色荧光，少量自生石英发蓝色光；e—HLG-16，石英脉，由微晶石英重结晶为巨晶石英(Q)，网状微裂隙，正交偏光；f，g—HLG-43，硅质岩，暗色球粒状或圆形集合体(50μm±)的玉髓(2～5μm)以及微晶石英(MQ)，草莓状黄铁矿(Pyr)、磁铁矿(Mt)、长丝状的绿泥石(Chl)及少量的六方柱状的磷灰岩(Ap)，溶孔(5～15μm)中有沥青充填，发育晶间孔(BC)、晶间微孔隙，直径为2～5μm;h—HLG-6-1，硅质岩，隐晶质的玉髓—微晶石英(MQ)，发育了“皮壳-玛瑙状”的钙豆粒—纤状放射状的方解石簇，指示了大气淡水作用；i—HLG-9，硅质岩，微晶石英(MQ)，扩溶裂隙(0.5～1.0mm)中充填石英、沥青，正交偏光；j—HLG-17Z，硅质岩，网状石英脉，发育溶蚀孔洞(Vug)及溶缝(DFR)，少量被石英、沥青充填，铸体；k—HLG-50，硅质岩，隐晶质玉髓和微晶石英，前者为暗色球粒状或圆形(10～100μm)玉髓，2组裂隙，一组(10～50μm)充填微晶石英(MQ)；另一组(100～500μm)由细晶—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，硅质岩，隐晶质的玉髓(Ch)和微晶石英(MQ)，晶间(微)孔(MP)大小为2～5μm；m—HLG-43，硅质岩，呈球形环带、皮壳状结构的钙华(Tufa)，大气淡水作用产物；n—同f和g，磷灰石(Ap)能谱，晶体大小0.5μm×5.5μm；o—同b，呈粒状出现的菱锰矿(Rh)与磁铁矿(Mt)的能谱； p—HLG-35，未完全交代的球形、五角或菱形的黄铁矿(Pyr)+磁铁矿(Mt)混合体图 2 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩及石英脉显微图像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

图 3 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩δ30siV-NBS28-δ18OV-SMOW关系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 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面的新元古界冰沟南组硅质岩及石英脉中硅质的显微结构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 讨论

4.1 构造环境

由 图 2 可见，样品的结构变化较大，难以采用微相(区)分离手段，这样会导致特征元素的赋存状况、含量变化及其成因属性解释较为困难。在此，全岩化学及微量元素分析仅可视为加权平均值，选择采用岩石中连续或面状分布的少数的主元素(Si、Al、Ti、Fe等)、辅助于少量相对惰性(Sc、Y、REE)、弱活动的微量元素(Cu、Ni、Co、Mo、Mn、P、S)(刘英俊等，1984；Murrayetal.，1990，1991；Murray，1994)，来进行构造及沉积环境恢复与分析，减少地球化学多解性问题。

硅质岩可以在多种环境中形成，如洋中脊附近的蛇绿岩“三位一体”的放射虫硅质岩建造、含铁的硅质建造、海底热液(黑烟囱)、岩浆期后交代、陆棚中与细粒碎屑岩呈互层沉积等等。其中，Si、Al、Fe、Mn、Ti以及部分微量元素即可反映源区性质，又能对环境的有所指示(Murray，1994)。

根据硅质岩构造背景判识图(Murray，1994)，在100×(Fe2O3/SiO2)-100×(Al2O3/SiO2)图(图 4-a)上，多数样品处于大陆边缘盆地沉积范围；在100×(FeTO/TiO2)-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图(图 4-b)上，除了大陆边缘盆地沉积外，近一半样品落入洋脊范围内；因Al2O3含量偏低，反映出陆源碎屑供应较弱，依据其与LaN/CeN相关性进行构造环境判识就失效了(图 4-c)。

4.2 源区性质

研究表明，硅质来源于岩浆、热液、表生风化淋滤、生物溶解以及各种介质中的溶解硅等(Murrayetal.，1990，1991；Murray，1994)。Fe、Mn、Al、Ti等元素是判别硅质岩成因的重要标志之一，海相沉积物的Fe/Ti值、(Fe+Mn)/Ti值和Al/(Al+Fe+Mn)值是衡量沉积物中热水沉积含量的标志，当上述比值依次为大于20、大于20±5、小于0.35时，一般认为属于热水沉积物(Boström and Peterson，1969;Boströmetal.，1973)。Adachi(1986)和Yamamoto(1987)在系统地研究了热水沉积与生物沉积硅质岩后指出，硅质岩的Al/(Al+Fe+Mn)值由纯热水沉积的0.01到远海生物沉积成因的0.60，确定了硅质岩Al-Fe-Mn三角成因判别图解。高含量的Fe2O3、MnO常与大洋中脊处富含金属的热源相关，从大洋中脊向大陆边缘方向，两者含量逐渐减小，Al、Ti和K则与陆源碎屑物的输入紧密相关(Boström and Peterson，1969；Murray，1994)。

图 4 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩构造环境判识(底图据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)

图 5 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩成因判别(Ⅰ)(a底图Boström et al.，1973；b底图据Adachi et al.，1986和Yamamoto，1987；c底图据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 Boström 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 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩常(微)量元素含量、元素比值平均值及变化范围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

红柳沟Ⅰ号剖面硅质岩的Al/(Al+Fe+Mn)、Fe/Ti、Al、Fe和Mn数据，较为分散，分别落入热水、生成成因或介于二者之间(图 5-a， 5-b)，但主要分布于热水环境。在(Cu+Co+Ni)-Fe-Mn关系图上(图 5-c)，样品点全部落入热液沉积区域，反映出硅质岩以热水成因为主的特点。

图 6 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩成因判别(Ⅱ)(b底图据Boström 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 Boström et al.，1979)

红柳沟Ⅰ号剖面硅质岩中的Ba平均含量为1125.08×10-6(54.14×10-6～2578.63×10-6)，但U/Th值为0.41(0.25～0.69)，小于1(表3);从铁族元素中Cr与稀有元素Zr(图 6-a)和放射性元素U-Th关系图上(图 6-b)，样品均落入热水沉积区。

表 4 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩及石英脉δ30Si、δ18O值及温度计算值(计算公式据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主要来自于大陆火山岩、洋壳；次之为SiⅠ经风化淋滤呈溶解态(Si(OH)4)、或地球化学或生物地球化学产物SiⅡ。一般而言，无论是海水、河水还是内成岩，均富集δ30Si，分别为-0.8‰<δ30Si<+3.4‰(SiⅡ)和-1.1‰<δ30Si<+0.7‰(SiⅠ)，含硅矿物相(如生物硅、黏土和石英)则亏损δ30Si，为-5.7‰<δ30Si<+2.6‰(SiⅡ)。分馏值介于-0.3～-3.8之间；在相对封闭的环境，在残留的Si(OH)4与生成的含硅矿物间，Si同位素分馏遵守瑞利对数公式(如大陆环境)；而开放的环境中，供给的Si(OH)4与生成的含硅矿物间维持常平衡(Isabelle，2006；Douthitt，1982)。硅质岩、不同类型石英的硅同位素值存在一定差异(图 6)，在深海(深度大于1000m)、半深海(200～1000m)和浅海(深度小于200m)中硅质岩平均δ30Si呈逐渐增大的趋势(Claytonetal.，1972;Douthitt，1982)。

稀土元素含量特征及铈异常是区分热水和非热水沉积的主要标志之一(Clayton，1986)。前者具有稀土总量低、重稀土富集、铈亏损较明显、铕无或正异常；由于热水源混入了向下渗透而后上升海水，因此保留了海水固有的ΣREE总量低和δCe亏损等特点。从大洋中脊向大陆边缘环境(滨浅海)铈异常值渐增，δEu正、负异常均有出现(Murrayetal.，1990，1991)。

红柳沟Ⅰ号剖面硅质岩形成于更远离陆源输入物的沉积环境中，其稀土元素来源主要为海水，但幕次性的热液作用影响明显(图 7-b)。另外，硅质岩ΣREE与Cr、Th、V呈正比、与SiO2、Na2O、K2O呈弱正比关系；但与Fe2O3、P2O5、δEu、δCe、Fe/Mn值、K2O/Al2O3值、U/Th值等成反比，与Al2O3、TiO2呈弱反比，而稀土总量与硅酸盐岩、黏土(吸附作用)、介质条件(弱还原—弱碱性)有关，因此，黏土及硅酸盐岩可能是稀土元素的主要载体。

图 7 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩δ30SiV-NBS28(a)和稀土元素配分模式(b)(a图其他数据据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 沉积环境

发育于陆棚—盆地的硅质岩沉积环境可从沉积物类型、沉积结构及构造、沉积地球化学特征等方面来分析沉积水深(能量)、温度、氧化还原条件等：

MnO/TiO2值： 硅质岩MnO/TiO2值可用于沉积环境划分。离大陆较近的边缘海等沉积环境中的MnO/TiO2值偏低(一般小于0.5)，而远离大陆的大洋环境中的硅质沉积物的较高，可达0.50～3.51(Pengetal.，2000；彭军和徐望国，2001)。

红柳沟Ⅰ号剖面硅质岩的MnO/TiO2值平均为0.28(0.04～0.62)(表3);有3件样品(HLG-17，HLG-27，HLG-43)大于0.5，对应的Sr/Ba=0.06～0.11、Fe/Mn=0.30～5.15、LREE/HREE=1.47～1.86 、δEu=0.88～1.03，均低于全部样品的平均值，反映其沉积于大陆边缘相对较深(水)环境中。

FeO/Fe2O3值： 平均值为0.28，若不考虑后期的成岩作用改造，应属于还原—弱氧化环境(刘英俊等，1984)。

P2O5含量： 平均为0.05%(最小0.02%，最大0.19%)(表3)，有3件样品的P2O5含量大于0.10%；多指示贫氧及缺氧环境(钱一雄等，2020)；样品中见到细小或极薄层的含磷结核或条带(图 2-g)，推断沉积水体仍为较宁静、缺氧、低能量的还原环境。

δ18O值： 研究表明，硅质岩在形成后通过与大气及地下水的同位素交换而降低的δ18O 值不超过0.7‰，变质作用降低的δ18O 值不超过4‰，二者之和所降低的δ18O 不超过4.7‰(Knauth and Epstein，1976)。因此，可利用氧同位素来判定硅质岩的成因。Clayton(1986)认为不同成因的石英δ18O 值不同。同时，硅质岩的δ18O 值随地质时代变新有变大的趋势，这反映了地质历史中海水本身同位素组成的变化或地球历史海洋古温度的变化(Knauth and Epstein，1976)。红柳沟Ⅰ号剖面硅质岩δ18OV-SMOW平均为19.8‰(最小16.0‰，最大22.6‰)，石英脉δ18OV-SMOW为19.2‰(表 4)，高于火成石英(9‰)、变质石英(最小13‰，最大14‰)和海滩石英(12‰)，但小于成岩石英δ18O 值(22‰)。

硅质(岩)沉积主要有热液传导冷凝并与海水混合、热流体与海水简单混合2种方法(Alt，1988)。海水在对流循环过程中发生水—岩反应，但δ18O 同位素值却改变很小，一般为-2‰～3‰(Hoy，1993)。沉积硅质的热流体，其δ18O 值可能接近于海水的δ18O 值，故可以假定热流体硅质从δ18O 值为0的热流体中平衡“结晶”(Kawabe，1978)。

Knauth和 Epstein(1976)从Clayton等(1972)及经验数据中提出了计算硅质—孔隙水的硅质岩氧同位素温度计：

1000lnChert-Water=3.09×106/T2-3.29

(1)

αChert-H2O=1000+δ18OChert/1000+δ18OH2O

其中，α为分馏系数，T为绝对温度，1000lnChert-Water=δ18OChert；

Veizer等(1999)等根据自显生宙以来低纬度古海洋δ18O 的演化趋势(假设现今海水δ18OSMOW为0)，拟合出如下公式来计算当时海水氧同位素组成：

δ18Opw=-0.00003t2+0.0046t

(2)

其中，t为地质年代(Ma)。

在此，根据冰沟南组碎屑岩中锆石U-Pb最年轻的年龄775±11Ma*，估算的地层绝对年龄为750Ma，并将此公式延伸至新元古宙，得出当时海水的δ18OSMOW=-13.425‰，据此由公式1计算出形成硅质岩的平均温度为94.3℃(N=18，74.0～128.4℃)(图 8-a)。

图 8 利用氧同位素温度计(Fournier，1977)得出的新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面硅质岩形成温度(a)和石英脉中流体包裹体的均一温度直方图(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

对3件石英脉样品(HLG-6-1、HLG-34-1和HLG-43)中流体包裹体观测表明： 发育气液两相盐水包裹体，呈圆形、椭圆形或不规则形，大小平均为6.7μm(N=53，介于3.1～15.5μm)，至少有2组均一温度峰值和盐度(分别为：155.5℃、4.39wt%～4.55wt%；204.5℃、8.78wt%～11.22wt%)(图 8-b)，均明显高于按公式估算的结晶温度。由此推断至少有2期硅质热流体活动。其δ30SiNBS28与硅质岩平均值相同，说明硅质来源相同，沿裂隙深部热循环的流体向上运移，在中浅层的温度下降后过饱和后结晶。这与发生于开放体系的海洋中、补给的含硅质的热水升温导致溶解度增加、再通过对流—扩散—冷凝、硅质过饱和(硅质—孔隙水)沉淀形成的硅质岩情形不同。

硅的溶解度随着海水升温迅速增加。根据Fourner(1977)提出的估算石英、玉髓与流体平衡的地热库温度的SiO2温度计：T=1309/5.19-logmSiO2(与石英平衡)；T=1032/4.69-logmSiO2(与玉髓平衡)，适合温度区间为T=273～523℃，估算在50℃、80℃、100℃、130℃下的SiO2溶解度分别为0.056×10-6、0.17×10-6、0.23×10-6和0.29×10-6；而玉髓的溶解度分别为0.18×10-6、0.25×10-6、0.28×10-6和0.33×10-6；即无论是微晶石英或玉髓，随着温度的升高，从50℃至130℃，硅质的溶解度分别增加了2～5倍，逐渐呈过饱和状态、进入低温区发生沉淀。

4.4 沉积演化

选择硅质岩主要特征参数，从剖面中地球化学特征变化来看，有以下演化趋势(1)李万鹏,等. 2019. 红柳沟实测剖面的地质年代学及构造背景研究(内部资料).(图 9):

图 9 新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩部分常量、微量元素含量及其比值和硅、氧同位素变化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

图 10 球形硅胶聚合中pH及盐度的影响(Stefurak et al.，2015)(a)及新疆若羌县红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组硅质岩主要成岩序列(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)对应于最高δ30Si 值(HLG-12)，相对较高的参数包括了SiO2、Mg/Al、Fe/Ti、Sc、U/Th 、ΣREE、δEu和(La/Yb)n等，较低的有Al2O3、Fe2O3、MnO、TiO2、V、Co、Cu、Zn和δ18O等，中等值的有Zr、δCe等，反映出陆源碎屑输入、水体相对较浅但仍有热水改造的特征。

2)对应于较高Al2O3样品(HLG-17，HLG-19，HLG-50)，相对较高包括了V、Cr、Zr、Sc、Cu、Zn、Fe/Ti、ΣREE、δCe和(La/Yb)n等，较低的有SiO2、Mg/Al、U/Th 和δ30Si等，中等或变化较大的有MnO、TiO2、Fe+Mn/Ti、δ18O和δEu等。

4)从有限的采样点及分析值来看，至少有2个以上的沉积旋回变化，其中以Al2O3、Zr、Co、Cu以及δ18O 为代表，以样品HLG-19为界，分上、下不同的演化趋势；而以Fe2O3、MnO、Zn、V、Cr、ΣREE、δEu含量或特征值等参数划分，以样品HLG-16为界，这种不一致的变化恰恰反映了硅质岩中物相、载体(如黏土或碎屑等)、硅质来源及沉积介质条件(如热流体)和变化，后者更具代表性(图 8)。

综上所述，由于受限于样品的分离技术，不能较好确定不同成因物相的地球化学特征及其对全岩的贡献及影响，不能客观地评价地多源性与元素赋存状态，但采用惰性元素的多元素组合指标综合判断方法，有助于减少解释中的片面性和多解性。

4.5 化学沉淀与成岩改造

前人对硅化作用、尤其对碳酸盐岩中硅化现象进行了系统研究，针对碳酸盐岩溶蚀与硅质沉淀共生提出了包括有机质氧化、半透膜(常与泥页岩压实有关)、混合水或重结晶应力控制交代等多种成因模型(吕炳全和瞿建忠，1989；Hesse，1989)。在一般情况下，硅质岩的成岩改造往往被忽视。伴随着奥陶纪未东昆仑有限洋俯冲—关闭，中、新生代阿尔金多期走滑断裂活动对新元古界冰沟南组硅质岩影响，相续经历了成岩早期、浅埋藏、多期走滑活动—多种流体作用叠加改造，尤其是与热流体有关的重结晶、石英脉(图 2-e)以及极少量的重晶石和天青石(钱一雄等，2020)，大气淡水(钙华)或碱性介质中条件的扩溶缝洞(图 2-c，2-d，2-j)以及烃类充注(图 2-c，2-d)等现象(图 10-b)，反映出它具有一定的储集性(Kastneretal.，1977；Packardetal.，2001；Rogers and Longman，2001)。

5 结论

通过对新疆若羌县阿尔金红柳沟新元古界冰沟南组硅质岩剖面实测以及岩石学、地球化学等分析，可以得出以下几点认识：

1)硅质岩主要由石英、黏土构成(二者含量大于98%)，含少量长石、菱铁矿以及白云石、方解石、黄铁矿、硬石膏等成岩矿物，为微晶石英、隐晶质玉髓及微晶至巨晶石英脉结构。

2)岩石地球化学成分中SiO2、Fe2O3、Ba含量相对较高，而Al2O3、MnO、MnO/TiO2、U/Th、Sr/Ba、δ30Si、δ18O值较低。

3)常量、大部分微量元素及比值指示硅质岩属于被动大陆边缘盆地中热水作用明显的沉积，由δ18O 估算其形成的平均温度为94.3℃，2期石英脉均一温度分别为155.5℃和204.5℃。

4)沉积特征及地球化学特征表明，硅质岩剖面至少有2～3个沉积旋回变化，对应于物相、载体(如黏土或碎屑等)、来源及沉积环境的变化。

5)经历了成岩早期、浅埋藏以及与多期走滑断裂活动及热流体及大气淡水的叠加改造，局部发育溶蚀孔洞、扩溶缝洞，并有烃类充注，反映硅质岩具有一定的储集性。

参考文献(References)

任国选，孟祥化，葛铭，王德海，郭峰. 2008. 蓟县地区雾迷山组硅质岩成因研究. 沉积学报， 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]

杨宗玉，罗平，刘波，王珊，白莹，周明. 2017. 塔里木盆地阿克苏地区下寒武统玉尔吐斯组硅质岩分类及成因. 地学前缘， 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]

刘英俊，曹励明，李兆麟，王鹤年，储同庆，张景荣. 1984. 元素地球化学. 北京: 科学出版社： 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]

钱一雄，储呈林，李曰俊，王毅，张仲培，杨鑫，李万鹏，马红强，陈跃，邵志兵，庄新兵. 2021.浅变质泥页岩的基本特征及环境分析: 以阿尔金红柳沟Ⅰ号剖面新元古界冰沟南组为例. 石油实验地质，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]

彭军，徐望国. 2001. 湘西上震旦统层状硅质岩沉积环境的地球化学标志. 地球化学， 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]

吕炳全，瞿建忠. 1989. 下扬子地区早二叠世海进和上升流形成的缺氧环境的沉积. 科学通报， 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]

新疆维吾尔自治区地质矿产局. 1993. 新疆维吾尔自治区区域地质志. 北京: 地质出版社，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]

青海省地质矿产局. 1982. 青海省区域地质志. 地质出版社： 北京, 15-21. [Bureau of Geology and Mineral Resources of Qinghai Province. 1982. Regional Geology of Qinghai Province. Beijing:Geological Press， 15-21]

新疆维吾尔自治区地质矿产局地质调查大队. 1982. 中华人民共和国地质图(巴什考供幅). 北京: 地质出版社. [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.

Boström 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.

Boström K，Kraaemer T，Gartners. 1973. Provenance and accumulation rates of opaline silica，Al，Ti，Fe，Mn，Cu，Ni and Co in Pacific pelagic sediments. Chemical Geology， 11: 132-148.

Boström 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，Fischer 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，Fischer 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.