且干布拉克早寒武世硅质岩岩石学、地球化学特征及地质意义

刘文，吴春明，吕新彪，杨恩林，曹晓峰，王祥东，汪一凡，吴建亮

（1.中国地质大学（武汉）地质调查研究院，湖北 武汉 430074；2.中国地质大学（武汉）资源学院，湖北 武汉 430074；3.四川省地质调查院，四川 成都 610081）

且干布拉克早寒武世硅质岩岩石学、地球化学特征及地质意义

刘文1，3，吴春明1，吕新彪2，杨恩林2，曹晓峰2，王祥东2，汪一凡1，吴建亮2

（1.中国地质大学（武汉）地质调查研究院，湖北 武汉 430074；2.中国地质大学（武汉）资源学院，湖北 武汉 430074；3.四川省地质调查院，四川 成都 610081）

通过对西山布拉克组第一岩性段硅质岩岩石学、地球化学特征研究，探讨其沉积环境和成因，推测其与库鲁克塔格早古生代地壳演化关系。研究区硅质岩夹泥质硅岩、流纹质晶屑凝灰岩的岩石组合，硅质岩的Al/（Al+Fe）值（～0.6）、Ce/Ce*值（～0.57）、（La/Yb）n值（～0.66）等特征指示为欠补偿、缺氧的深水盆地沉积环境。其Fe/Ti值（～29.2），Al/（Al+Fe+Mn）值（～0.54），（Fe+Mn）/Ti值（～31.3），富集Ag，As，Sb，Ba元素等特征，表明该区硅质岩为热水和海水混合成因，形成过程中海水有较高的生产力。硅质岩∑REE在剖面底部为14.9×10-6，向上减小为8.6×10-6，至顶部增加到105.6×10-6，表明剖面底部到顶部热水活动强度呈减弱趋势。早寒武世硅质岩岩石学、地球化学特征表明，硅质岩形成于裂陷槽盆地中，是上升洋流将海底热水物质带至沉积地点与海水发生不同程度混合的产物，为库鲁克塔格早寒武世早期处于拉张裂解环境提供了岩石学和地球化学证据。

库鲁克塔格；硅质岩；岩石学；地球化学；地质意义

扬子地台和塔里地台，下寒武统底部广泛发育黑色页岩夹薄层硅质岩岩石组合。该套黑色页岩和硅质岩在揭示地球早期演化历史方面的重要意义得到世界广大地质学家的高度重视［1］。对塔里地台下寒武统底部黑色岩系中硅质岩的研究主要集中在台地内部，成果较丰富，涉及岩石学、地球化学等研究领域［1-5］。但对台地东北缘库鲁克塔格地区早寒武世硅质岩，有关岩石学、地球化学及与地壳演化和成矿作用的关系等方面研究较少［6，7］，在且干布拉克地区尤为突出。兴地断裂以北且干布拉克地区，下寒武统西山布拉克组硅质岩发育，为一套硅质岩夹泥质硅岩、流纹质晶屑凝灰岩的岩石组合，是研究兴地断裂在早寒武世早期对盆地演化控制机制的理想地区。本次通过对库鲁克塔格且干布拉克地区下寒武统西山布拉克组硅质岩岩石学、地球化学的研究，探讨其成因和沉积环境，推测与库鲁克塔格早古生代地壳演化及与兴地断裂构造演化关系。

1 地质背景

库鲁克塔格地块位于塔里木盆地东北缘，西北邻接南天山褶皱系，东邻中天山地块及北山褶皱系，南部为塔里木盆地坳陷带，其北界为辛格尔断裂，南界为孔雀河断裂。研究剖面位于库鲁克塔格地区中部且干布拉克一带（图1）。研究区硅质岩主要分布于下寒武统和下、中奥陶统等，下寒武统西山布拉克组第一岩性段最发育，下部与震旦系汉格尔乔克组呈平行不整合接触，上部与西山布拉克组第二岩性段呈整合接触。据岩性组合特征，西山布拉克组由老到新可分为3个岩性段：第一岩性段主要为硅质岩夹流纹质晶屑凝灰岩，及少量泥质硅岩；第二岩性段主要为硅质岩与黑色页岩、泥岩、碳质粉砂岩互层；第三岩性段岩性主要为黑色页岩、含碳粉砂页岩和泥质硅岩。

2 岩石学特征

本次研究对象为且干布拉克地区西山布拉克组第一岩性段硅质岩，按从剖面底部到顶部逐层采样原则进行样品采集。岩石组合为硅质岩夹流纹质晶屑凝灰岩、泥质硅岩（图2）。硅质岩为黑色，隐晶质结构，薄层状（单层厚1～3 cm）、致密块状构造，贝壳状断口（图2-a）。主要矿物成分为石英，含量在90%以上，次为粘土矿物（水云母）、有机质等（图2-b）。石英颗粒细小，粒径0.005～0.030 mm，呈不规则状或微压扁拉长它形粒状；粘土矿物为隐晶质或显微鳞片状集合体，散乱分布于硅质岩中；有机质呈尖点状分布于硅质岩中或与粘土矿物结合在一起。局部可见纹层状层理，由有机质组分和硅质组分含量比例发生变化造成。岩石中石英细脉发育，细脉中石英颗粒粒度较大，粒径为0.05 mm，波状消光。石英脉与硅质岩接触部位可见石英重结晶，形成粒径约0.4 mm的石英大颗粒。泥质硅岩，灰黑色，中层状、致密块状构造（图2-c）。矿物成分主要由石英（70%）、粘土矿物（25%）、有机质（5%）组成（图2-d）。各组分镜下特征与硅质岩中各组分特征相似。与硅质岩相比，泥质硅岩粘土矿物含量、有机质含量有所增加。泥质硅岩中细脉发育，据各脉间穿插关系，将细脉分为两期，第一期为石英细脉，第二期为石英-电气石细脉。

图1 研究区地质图及剖面位置图Fig.1 Geological map of study area and location of section

图2 岩性柱状图、野外露头及镜下特征Fig.2 The column，outcrops and characters under Microscope

3 测试方法

所有样品经手工粉碎至200目后，在广州澳实矿物实验室进行主量元素、微量元素及稀土元素分析。主量元素利用X荧光光谱仪测定，微量元素采用等离子体发射光谱仪测定，稀土元素采用等离子质谱仪测定。

4 测试结果

西山布拉克组硅质岩、泥质硅岩的主量元素数据见表1。硅质岩SiO2含量85.1%～97.5%，平均为94.17%，其它化学组分含量相对较低，尤其是TiO2、K2O；泥质硅岩SiO2含量70.1%～88.4%，平均78.38%，其它组分仅部分Al2O3、K2O的含量大于1%，显示富含粘土矿物或粉砂（SiO2+Al2O3+K2O+Na2O）的化学特征。

西山布拉克组硅质岩和泥质硅岩的微量元素数据见表2。硅质岩和泥质硅岩中Ag含量0.5×10-6～18.8×10-6，As为5×10-6～463×10-6，Sb为5×10-6～48×10-6，Ba为140×10-6～2 360×10-6，U为10×10-6～40×10-6，明显高于地壳平均值。

表1 硅质岩和泥质硅岩的主量元素含量Table 1 Major element content of cherts and argillous cherts单位：%

表2 硅质岩和泥质硅岩的微量元素含量Table 2 Trace element content of cherts and argillous cherts单位：×10-6

西山布拉克组硅质岩和泥质硅岩稀土元素数据见表3。经北美页岩标准化后硅质岩和泥质硅岩分布曲线近于水平，具较强的Ce负异常（图3）。硅质岩Ce/Ce*值为0.36～0.72，均值0.53；泥质硅岩Ce/Ce*值为0.42～0.84，均值0.64。硅质岩Eu/Eu*值为0.64～1.03，均值0.8；泥质硅岩Eu/Eu*值0.84～0.96，均值0.92。硅质岩（La/Ce）n值1.32～2.87，均值2.02；泥质硅岩（La/Ce）n值1.28～2.42，均值1.79。硅质岩（La/Yb）n值0.18～0.42，均值0.3；泥质硅岩（La/Yb）n值0.74～1.88，均值1.18。硅质岩ΣREE（8.6×10-6～105.6×10-6）变化较大，均值30.3×10-6，ΣREE在剖面底部为14.9×10-6，向上减小至8.6×10-6，至顶部增加到105.6×10-6。

5 讨论

5.1 硅质岩沉积环境

西山布拉克组第一岩性段硅质岩夹流纹质晶屑凝灰岩、泥质硅岩岩石组合代表一种欠补偿的深水沉积环境。在岩石沉积过程中沉积物处于氧化-还原界面以下，具较强的岩浆活动。不同沉积环境下的Al/（Al+Fe）比值出现规律性变化：洋中脊附近为0.05～0.40，深海盆地为0.4～0.7，大陆边缘为0.55～0.90［10］。研究区硅质岩和泥质硅岩具较低的Al/（Al+Fe）比值（～0.6），指示了深海盆地沉积环境。在Fe2O3/TiO2-Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）图解和Lan/Cen-Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）图解中，硅质岩和泥质硅岩均落入深海沉积物区域或附近，泥质硅岩更靠近大陆边缘区域（图4）。

表3 硅质岩、泥质硅岩和流纹质晶屑凝灰岩的稀土元素含量Table 3 Rare earth element content of cherts，argillous cherts and crystal tuff单位：×10-6

图3 硅质岩、泥质硅岩北美页岩标准化稀土元素分布模式Fig.3 NASC-normalized REE patterns of cherts and argillous cherts

相对多数主量元素和微量元素，稀土元素受成岩改造作用影响较小［10，11］，可用于判别硅质岩和泥质硅岩的形成环境。据报道，洋中脊、大洋盆地、大陆边缘不同沉积环境下硅质岩的Ce/Ce*均值（经北美页岩标准化）分别为0.30±0.12、0.55±0.04、1.08±0.25［10，12］；（La/Ce）n值分别为≥3.5、～2-3、～1［12，13］；（La/Yb）n均值分别为0.3、0.7、1.1～1.4［13］。本区硅质岩及泥质硅岩经北美页岩标准化后的Ce/Ce*值0.36～0.83，均值0.57；（La/Ce）n值1.32～2.87，均值2.0；（La/Yb）n值0.18～1.88，均值0.66，与上述大洋盆地硅质岩的特征接近。

图4 Fe2O3/TiO2-Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）和Lan/Cen-Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）判别图解Fig.4 Plots of Fe2O3/TiO2vs.Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）and Lan/Cenvs.Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）

Wright提出沉积物经澳大利亚太古宙后页岩（PAAS）标准化后的Ceanom值为-0.1时，代表氧化还原的界线，小于此值为还原环境，大于此值为氧化环境［14］。硅质岩中Ceanom值变化于-0.47～-0.17，平均-0.31；泥质硅岩中Ceanom值为-0.05～-0.21，平均-0.13，说明硅质岩和泥质硅岩形成于氧化还原界面附近。此外，经北美页岩标准化的Ce/Ce*值可用于指示海平面升降：海平面上升时，沉积物的Ce/Ce*值变小；海平面下降，沉积物中的Ce/Ce*值变大［15］。剖面从底部到顶部，Ce/Ce*值呈先变大后变小的变化趋势，指示沉积过程中海平面发生了升降。鉴于本区处于深水盆地的沉积环境，Ce异常曲线反应的海平面变化可能是全球海平面变换和局部地壳升降（断层活动）共同作用的结果。

上述岩石学、地球化学特征表明，硅质岩和泥质硅岩形成于氧化还原界面附近，为深水盆地的沉积环境，在沉积过程中海平面发生了变化，硅质岩沉积时海水较深，泥质硅岩沉积时海水变浅。

5.2 硅质岩的成因

地层层序上，流纹质晶屑凝灰岩夹层的出现，与下伏硅质岩、上覆泥质硅岩呈整合接触，说明早寒武世早期本区存在两次较强的火山活动。在火山活动的高温热水中，SiO2的溶解度很大，并可提供丰富的可溶SiO2［16］，硅质、泥质组分的形成少不了火山热水的参与。此外，从剖面下部到上部火山活动强度呈减弱趋势，下部流纹质晶屑凝灰岩厚2.1 m，火山活动间歇期较短；上部流纹质晶屑凝灰岩厚1.1 m，其上沉积了较厚的硅质岩，火山活动逐渐消失。由此推断西山布拉克组第一岩性段硅质岩和泥质硅岩的形成可能有热水的参与。

图5 硅质岩成因SiO2-Al2O3判别图解Fig.5 SiO2-Al2O3origin diagram of cherts

TiO2的含量可用来描绘硅质岩化学组分和成因，低含量的TiO2、Al2O3是热水成因硅质岩的重要指标［17，18］。研究区硅质岩TiO2（～0.03%）和Al2O3（～0.91%）的含量较低，与SiO2相关性较差；Fe2O3的含量与SiO2的含量具明显的相关性，表明硅质岩具热水成因特征，暗示SiO2可能来自于海底热水。在SiO2-Al2O3判别图解中，硅质岩投点全落入热水沉积物区，泥质硅岩的投点有倾向正常海水沉积区域的趋势（图5）。此外，Fe/Ti、Al/（Al+Fe+Mn）、（Fe+Mn）/Ti比值也可用于判别硅质岩的成因。一般来说，当Fe/Ti值＞20、Al/（Al+Fe+Mn）值＜0.35、（Fe+Mn）/Ti值＞25（±5）时代表热水沉积成因［19］。研究区硅质岩和泥质硅岩Fe/Ti均值29.2，Al/（Al+Fe+Mn）均值0.54，（Fe+Mn）/Ti均值为31.3，具热水沉积特征。整体上，海洋沉积物中的Al/（Al+Fe+Mn）值随热水组分的增加而减小［17，19-21］，但在热液成因的硅质岩中，Fe2O3和MnO含量的升高是热液活动间歇期的表现，表现出较小的沉积速率［22］。剖面底部发育两层凝灰岩，说明海底热水活动较强，硅质岩中Fe2O3（0.08%～1.07%）和MnO（～0.01%）含量低，指示了较快的沉积速率；剖面上部硅质岩中Fe2O3（～3.15%）和MnO（～0.51%）含量增加，暗示了较慢的沉积速率，仍为热水沉积环境。正是由于剖面底部较快的沉积速率，导致剖面中Al/（Al+Fe+Mn）均值为0.54，大于0.35。

现代洋中脊热液系统中MgO为显著贫化组分，在东太平洋洋中脊350℃的热液系统中，MgO的含量趋于零，热水中MgO含量的增加是热水和海水混合作用的结果［23］。热水沉积的硅质岩中MgO含量相对较低，与SiO2的含量呈负相关［24］。研究区硅质岩MgO含量为0.03%～0.2%，平均0.09%，显示极低的MgO含量，与SiO2含量呈负相关关系，具热水成因硅质岩变化趋势，说明硅质岩中硅酸盐矿物来自于热水。据MgO含量（0.03%～0.2%）的变化规律，我们推测在硅质岩形成过程中有海水的参与。

硅质岩微量元素可指示硅质岩成因。高含量的Ag，As，Sb，Ba是区分热水沉积物和正常海水沉积物的重要指标［17，26］。由于Ba和其它元素有相似的化学行为，因此，Ba在水中和沉积物中的相对富集可指示高的生产力［27，28］。研究区硅质岩和泥质硅岩中Ag，As，Sb，Ba高度富集，这些特征和热水沉积物相似，表明硅质岩和泥质硅岩形成有热水的参与，在形成过程中海水有较高的生产力。

此外，研究区硅质岩和泥质硅岩的稀土元素经北美页岩标准化后的分布曲线近于水平，具较强的Ce负异常，显示热水沉积物稀土分布模式［29-32］。据报道，Eu异常是鉴别热水成因硅质岩的另一重要指标［33-35］。利用Eu/Eu*值的变化可估算沉积物形成过程中热水作用和正常海水作用所占比重，Eu正异常的减小是热水作用减弱，海水作用增强的结果［35］。研究区流纹质晶屑凝灰岩夹层的出现，暗示硅质岩和泥质硅岩在沉积的同时存在火山活动，因此可用凝灰岩中Eu异常值来衡量热液喷口中的Eu异常。经北美页岩标准化后研究区硅质岩Eu/Eu*均值为0.8，泥质硅岩Eu/Eu*均值为0.92，凝灰岩Eu/Eu*均值为2.1。凝灰岩Eu异常值大于硅质岩和泥质硅岩的Eu异常值，代表硅质岩和泥质硅岩的形成可能是热水和海水共同作用的结果。硅质岩的ΣREE在剖面底部为14.9×10-6，向上减小为8.6×10-6，至顶部增加到105.6×10-6。剖面上，ΣREE低值位于凝灰岩附近。低的ΣREE含量归因于高的沉积速率，限制了从海水中吸收稀土的总量［12］。因此，剖面上ΣREE含量的变化趋势指示从剖面底部到剖面顶部沉积物的沉积速率呈减小趋势。从剖面底部到顶部ΣREE值增加的规律性在扬子地台、塔里木地台中部和西北缘及研究区以北的木穷库杜克地区也常见［1，736-38］。

以上岩石学、地球化学特征表明，硅质岩和泥质硅岩的形成是热水和海水共同作用的结果，从剖面底部到顶部热水活动强度、沉积物沉积速率呈减弱趋势，在沉积过程中海水有较高的生产力。

5.3 沉积背景

且干布拉克地区硅质岩的岩石学、地球化学特征表明，硅质岩形成于深水盆地的沉积环境，沉积过程中有深部物质和热水的参与，是热水和海水共同作用的结果，热水活动由剖面底部至顶部呈现减弱趋势。受震旦纪—早寒武世区域板块构造张裂活动影响［39］，库鲁克塔格地区在早寒武世处于拉张环境，伴随火山活动基底的持续下降，该区寒武纪沉积作用继承了震旦纪特点，始终处于较深的海洋环境［40］，盆地原型为大陆裂谷盆地［41］。早寒武世库鲁克塔格裂陷槽向东开口，走向NWW向，为补偿不足的深水海槽盆地［42］，是库鲁克塔格-满加尔坳陷的一部分。兴地断裂以南、孔雀河断裂以北的孔雀河小区寒武系厚度最薄，深水沉积物多，是裂陷中心带。兴地断裂以北的库鲁克塔格小区寒武系碳酸盐岩溶解相增多，厚度加大，为裂陷槽的北翼［43］。以兴地断裂为界，库鲁克塔格早寒武世早期地层可分为北带和南带，北带（研究区）以深水硅质岩亚相、欠补偿槽盆黑色泥质硅岩亚相、凝灰岩亚相为主，凝灰岩岩性沿走向较稳定，向南东靠近兴地断裂，厚度较大，向NW向厚度减小，直至剖面中消失，地层总厚度较小；南带为深水硅质岩亚相、泥晶灰岩亚相、欠补偿槽盆黑色泥岩亚相，地层总厚度较大。兴地断裂南北两侧在早寒武世早期都处于深水的沉积环境。

早寒武世早期库鲁克塔格裂陷槽自裂陷中心经且干布拉克向北至莫合尔山地区，沉积环境由深水槽盆相逐渐变化为台地边缘-台前斜坡相。研究区早寒武世早期地层在沉积过程中，兴地断裂活动时强时弱，强烈期以岩浆喷发为主，存在两次火山喷发，形成流纹质晶屑凝灰岩；间歇期以热水活动为主，地壳深部物质随兴地断裂上升至地表，由上升洋流带至沉积地点并与海水发生不同程度的混合，在且干布拉克（研究区）深水环境下形成热水和海水混合成因的硅质岩夹流纹质晶屑凝灰岩、泥质硅岩的岩石组合（图6）。库鲁克塔格地区在早寒武世早期处于拉张裂解环境，及兴地断裂在早寒武世早期作为同生沉积断裂控制着库鲁克塔格裂陷槽早寒武世早期的岩相、构造古地理、盆地的演化提供了岩石学和地球化学的证据。

图6 库鲁克塔格早寒武世硅质岩沉积环境示意图Fig.6 Schematic diagram show deposition environment of early Cambrian cherts in Kuruktag

6 结论

（1）库鲁克塔格且干布拉克地区西山布拉克组第一岩性段黑色岩系中硅质岩夹流纹质晶屑凝灰岩、泥质硅岩的岩石组合形成于欠补偿的深水沉积环境，流纹质晶屑凝灰岩的存在反映沉积物的沉积过程中可能有热水活动。

（2）硅质岩的Al/（Al+Fe）值（～0.6）、Ce/Ce*值（～0.57）、（La/Ce）n值（～2.0）、（La/Yb）n值（～0.66）等特征表明，硅质岩和泥质硅岩形成于氧化还原界面附近，为深水盆地沉积环境，沉积过程中海平面发生了变化，硅质岩沉积时海水较深，泥质硅岩沉积时海水变浅。

（3）硅质岩的Fe/Ti值（～29.2），Al/（Al+Fe+Mn）值（～0.54），（Fe+Mn）/Ti值（～31.3），富集Ag、As、Sb、Ba元素等特征，反映硅质岩的形成是热水和海水共同作用的结果，且在形成过程中海水有较高的生产力。硅质岩∑REE含量在剖面底部为14.9×10-6，向上减小为8.6×10-6，至顶部增加到105.6×10-6，表明从剖面底部到顶部热水活动强度呈减弱的趋势。

（4）早寒武世库鲁克塔格地区处于拉张环境，兴地断裂作为重要的大型控盆断裂，控制着海底火山活动，将地壳深部物质带至地表，并由上升洋流带至沉积地点与海水发生不同程度的混合，在且干布拉克深水环境下形成热水和海水混合成因的硅质岩夹流纹质晶屑凝灰岩、泥质硅岩的岩石组合。

［1］于炳松，陈建强，李兴武，等.塔里木盆地肖尔布拉克剖面下寒武统底部硅质岩微量元素和稀土元素地球化学及其沉积背景［J］.沉积学报，2004，22（1）：59-66.

［2］陆朋朋，罗平，阳正熙，等.柯坪断隆寒武—奥陶系硅质岩特征及储层分析［J］.新疆地质，2012，30（3）：329-334.

［3］陈永权，周新源，韩利军.塔里木盆地寒武系层状硅质岩与硅化岩的元素、δ30Si、δ18O地球化学研究［J］.地球化学，2010，39（2）：159-170.

［4］孙省利，陈践发，郑建京，等.塔里木盆地寒武系底部硅质岩的稀有气体同位素组成特征［J］.中国科学（D辑：地球科学），2008，38（S2）：105-109.

［5］孙省利，刘文汇.塔里木盆地下寒武统硅质岩地球化学特征及其形成环境［J］.石油勘探与开发，2004，31（3）：45-49.

［6］刘万洙，白雪峰，包亚范，等.新疆库鲁克塔格地区寒武-奥陶系硅质岩的岩石学特征及其成因分析［J］.新疆地质，2006，24（4）：344-347.

［7］杨瑞东，张传林，罗新荣，等.新疆库鲁克塔格地区早寒武世硅质岩地球化学特征及其意义［J］.地质学报，2006，80（4）：598-605.

［8］Wedepohl K H.The composition of the continental crust［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta.1995，59（7）：1217-1232.

［9］Haskin M A，Haskin L A.Rare Earths in European Shales：A Redetermination［J］.Science.1966，154：507-509.

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

［11］Chen D Z，Yan X.Hydrothermal venting and basin evolution（Devonian，South China）：Constraints from rare earth element geochemistry of chert［J］.Sedimentary Geology.2006，183（3-4）：203-216.

［12］Murray R W，Buchholtz Ten Brink M R，Jones D L，et al.Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale［J］.Geology.1990，18（3）：268-271.

［13］Murray R W，Tenbrink M，Russ G P.Rare earth，major，and trace elements in chert from the Franciscan Complex and Monterey Group，California：Assessing REE sources to fine-grained marine sediments［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta.1991，55（7）：1875-1895.

［14］范德廉，张焘，叶杰，等.中国的黑色岩系及其有关矿床［M］.北京：科学出版社，2004，449.

［15］Wilde P，Erdtmann B D.The whole-rock cerium anomaly：Apotential indicator of eustatic sea-level changes in shales of the anoxic facies［J］.Sedimentary Geology.1996，101（1-2）：43-53.

［16］任国选，孟祥化，葛铭，等.蓟县地区雾迷山组风暴硅质岩沉积序列［J］.地质科技情报，2007，26（5）：11-16.

［17］Yamamoto K.Geochemical characteristics and depositional environments of cherts and associated rocks in the Franciscan and Shimanto Terranes［J］.Sedimentary Geology.1987，52（1-2）：65-108.

［18］Sugisaki R.Relation between chemical composition and sedimentation rate of Pacific ocean-floor sediments deposited since the middle Cretaceous：Basic evidence for chemical constraints on depositional environments of ancient sediments［J］.The Journal of Geology.1984，92（3）：235-259.

［19］Boström K，Peterson M N A.The origin of aluminum-poor ferromanganoan sediments in areas of high heat flow on the East Pacific Rise［J］.Marine Geology.1969，7（5）：427-447.

［20］Xie G，Hu R，Fang W，et al.Geological and geochemical characteristics of the cherts in the Mojiang gold deposit and their implications［J］.Chinese Journal of Geochemistry.2001，20（3）：249-257.

［21］Aitchison J C.Geochemical constraints on the depositional setting of Palaeozoic cherts from the New England orogen，NSW，eastern Australia［J］.Marine Geology.1990，94（1-2）：79-95.

［22］周永章.丹池盆地热水成因硅岩的沉积地球化学特征［J］.沉积学报，1990，8（03）：75-84.

［23］Rona P A.Criteria for recognition of hydrothermal mineral deposits in oceanic crust［J］.Economic Geology.1978，47（2）：135-160.

［24］Peng J，Yi H，Xia W.Geochemical criteria of the Upper Sinian cherts of hydrothermal origin on the southeast continental margin of the Yangtze plate［J］.Chinese Journal of Geochemistry.2000，19（3）：217-226.

［25］Wonder J D，Windom K E.Geochemistry and origin of manganese-rich rocks related to iron-formation and sulfide deposits，western Georgia［J］.Economic Geology.1988，83（5）：1070-1081.

［26］Adachi M，Yamamoto K，Sugisaki R.Hydrothermal chert and associated siliceous rocks from the northern Pacific their geological significance as indication od ocean ridge activity［J］.Sedimentary Geology.1986，47（1-2）：125-148.

［27］Dymond J，Suess E，Lyle M.Barium in Deep-Sea Sediment：A Geochemical Proxy for Paleoproductivity［J］.Paleoceanography. 1992，7（2）：163-181.

［28］Ganeshram R S，Pedersen T F，Calvert S E，et al.Large changes in oceanic nutrient inventories from glacial to interglacial periods［J］. Nature.1995，376（6543）：755-758.

［29］陈多福，陈光谦，潘晶铭，等.广东云浮大降坪超大型黄铁矿矿床的热水沉积特征［J］.地球化学，1998，27（1）：12-19.

［30］Michard A，Albarède F.The REE content of some hydrothermal fluids［J］.Chemical Geology.1986，55（1-2）：51-60.

［31］周永章，涂光炽，卢焕章.粤西古水剖面震旦系顶部层状硅岩的热水成因属性：岩石学和地球化学证据［J］.沉积学报，1994，12（3）：1-11.

［32］刘家军，郑明华.热水沉积硅岩的地球化学［J］.四川地质学报，1993，13（2）：110-118.

［33］Chen D，Qing H，Yan X，et al.Hydrothermal venting and basin evolution（Devonian，South China）：Constraints from rare earth element geochemistry of chert［J］.Sedimentary Geology.2006，183（3-4）：203-216.

［34］Michard A.Rare earth element systematics in hydrothermal fluids［Z］.1989：53，745-750.

［35］German C R，Edmond J M，Elderfield H.Hydrothermal scavenging of rare-earth elements in the ocean［J］.Nature.1990，345（6275）：516-518.

［36］于炳松，陈建强，李兴武，等.塔里木盆地下寒武统底部黑色页岩地球化学及其岩石圈演化意义［J］.中国科学（D辑：地球科学），2002，32（5）：374-382.

［37］张位华，姜立君，高慧，等.贵州寒武系底部黑色硅质岩成因及沉积环境探讨［J］.矿物岩石地球化学通报.2003，22（2）：174-178.

［38］Ruidong Y，Shijie W，Ziyuan O，et al.Stratigraphical and biological significance of negative carbon isotopic anomalies in the basal Cambrian series of Guizhou Province［J］.Chinese Journal of Geochemistry.2005，24（2）：108-115.

［39］贾承造.中国塔里木盆地构造特征与油气［M］.北京：石油工业出版社，1997，438.

［40］焦志峰，吴华，李岩，等.塔里木盆地孔雀河地区寒武—奥陶系沉积相与沉积体系［J］.新疆地质，2004，22（2）：151-154.

［41］任战利，肖晖，韩伟，等.孔雀河斜坡与库鲁克隆起构造-热演化史研究［J］.西北大学学报（自然科学版），2009，39（3）：510-516.

［42］张先树，张书元，张大权，等.塔里木盆地东北地区构造演化及其与油气的关系［J］.石油与天然气地质，1992，13（2）：135-147.

［43］段吉业，夏德馨，安素兰.新疆库鲁克塔格新元古代—早古生代裂陷槽深水沉积与沉积-构造古地理［J］.地质学报，2005，79（01）：7-15.

Petrologic and Geochemical Characteristics and Geological Significance of Early Cambrian Cherts in Tseganbrark，Xinjiang，West China

Liu Wen1，3，Wu Chunming1，lv Xinbiao2，Yang Enlin2，Cao Xiaofeng2，Wang Xiangdong2，Wang Yifan1，Wu Jianliang2
（1.The institute of Geological Survey，China University of Geosciences，Wuhan，Hubei，430074，China；2.Faculty of Resource Department，China University of Geosciences，Wuhan，Hubei，430074，China；3.Sichuan geological survey institute，Chengdu，Sichuan，610081，China）

The systematic analyses of petrology and geochemistry of Xishanbulake Formation cherts in Lower Cambrian of Kuruktag，Xinjiang have been made in this work.The purpose of this paper is to dissuss depositional environment and orign of cherts and infer the relationship with crustal evolution of Kuruktag in the Early Paleozoic.The characteristics of rock association composed of black cherts interbedded with argillous cherts，crystal tuff，ratios of Al/（Al+Fe）（～0.6），Ce-anomalies（～0.57）and ratios of（La/Yb）n（～0.66）represent for abyssal，anoxic and insufficient compensation environment.The characteristics of ratios of Fe/Ti（～29.2），ratios of Al/（Al+Fe+Mn）（～0.54），ratios of（Fe+Mn）/Ti（～31.3）and rich Ag，As，Sb，Ba elements indicate that cherts are hybrid origin from hydrothermal sediments and hydrogenous sediments，and there are high yields in the seawater.∑REEs in the cherts decrease from 14.9ppm at the bottom to 8.6ppm in the middle，then increase to 105.6ppm at the top.These REE parrerns suggest that activities of hot water would be weakened from the bottom to the top.Combining with regional geological background，the cherts deposit in rift trough basin which result from mixturing by hot water and seawater through ascending current.These provide petrologic and geochemical evidence for extensional background of Kuruktag in the Early Cambrian.

Kuruktag；Chert；Petrology；Geochemistry；Geological significance

1000-8845（2015）02-159-08

P58；P59

A

项目资助：“十二五”国家科技支撑计划新疆305项目（2011BAB06B04-05）资助

2014-03-14；

2014-05-28；作者E-mail：liuwen2009.hi@163.com

刘文（1990-），男，2015届中国地质大学矿物学、岩石学、矿床学专业硕士

吕新彪（1962-），男，教授，博士生导师，从事矿床学、矿产普查与勘探研究；E-mail：lvxb_01@126.com