ACTA Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis

Origin of Cherts during the Ediacaran-cambrian Transition in Hunan and Guizhou Provinces, China: Evidences from REE and Ge/si

WEI Shuaichao, CHEN Qifei, FU Yong, et al

2018-09-20 -

1. School of Resources and Environments, Guizhou University, Guiyang 550025; 2. Institute of Hydrogeology and Environmental Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Shijiazhuang 050061; 3. Guizhou Geological Survey, Guiyang 550018; 4. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037; 5. College of Resources and Environmental Engineering, Guizhou Institute of Technology, Guiyang 550003; 6. Jiangsu Electric Power Design Institute, Nanjing 211102; † Corresponding author, E-mail: byez1225@126.com

Abstract Two types of Liuchapo Formation cherts, bedded cherts and mounded cherts, were deposited in Bahuang section of Tongren in Guizhou Province and Ganziping section of Zhangjiajie in Hunan Province. The origin of the cherts was discussed by analyzing the characteristics of major, trace elements and REE compositions and Ge/si ratios. It was revealed that the content of SIO2 in bedded cherts was range from 96.06% to 99.61%, and the content of SIO2 in mounded cherts was range from 98.62% to 99.56%, averaging 99.13%, and the contents of other chemical components were very low. Thus, two types of cherts are pure cherts. Moreover, the ∑REE of the bedded cherts in Bahuang section is ranged from 20.14 to 248.56 μg/g (averaging 100.62 μg/g), and no obvious

abnormality in Eu/eu* which is ranged from 0.90 to 1.10 (averaging 1.06), and the ratio of Ge/si is 0.130.98 μmol/mol (averaging is 0.50 μmol/mol), indicating that the origin of bedded cherts affected terrigenous input. Whereas, the ∑REE of the mounded cherts in Ganziping district is ranged from 3.75 to 7.24 μg/g (averaging 5.73 μg/g), the ratio of Ce/ce* is 0.460.66 (averaging 0.57) which shows a negative abnormal, Eu/eu* is ranged from 2.28 to 11.07 (averaging 4.60) which shows a positive abnormal, and Ge/si ratio is 1.091.43 μmol/mol, (averaging 1.25 μmol/mol) all of which reflect a hydrothermal origin of the mounded cherts. Otherwise, the relationship between AL2O3 and ∑REE in the bedded cherts has an excellent correlation, while in the mounded cherts has a poor correlation. It also illustrates that continental substance plays an important role in controlling the formation of bedded cherts, and the mounded cherts is originated from submarine volcanic or hydrothermal activity. The relationship between AL2O3 and Ge/si also reflect the origin of cherts. Combined with the paleogeographic environment, it can conclude that the mounded cherts were deposited in syngenetic fault at the margin of the basin, originated from submarine hydrothermal activity, while the bedded cherts were deposit in the deep basin, mainly influenced by terrigenous input. What’s more, using 1 μmol/mol as the critical value of Ge/si may provide a new way to trace the material sources of cherts. Key words Liuchapo Formation; bedded cherts; mounded cherts; Ge/si; hydrothermal

‒寒武纪之交是地质历史上重要的

埃迪卡拉纪转折时期, 发生了新元古代氧化和寒武纪生命大爆

[1–4]发等重大事件。在该转折期, 海洋中极其富集硅和铁[5], 在塔里木盆地及扬子地块大规模发育硅质岩, 尤其在扬子地块深水区和斜坡区发育连续的卡拉纪‒寒武纪转折期的重大事件提供了一个良好硅质岩层[6]。以硅质岩为主的连续地层为了解埃迪的窗口。前人采用多种地球化学方法探究硅质岩的成因, 其中同位素方法有 δ30si 值判别法[7]和 δ30siδ18o 图解法[8], 主量元素判别方法有 Al/(al+fe+ Mn)比值法和 Al-fe-mn三角图解法[9], 稀土元素特征判别方法有 LA/CE-AL2O3/(AL2O3+FE2O3)图解法[9]、稀土配分模式、轻重稀土比值法、Ce/ce*比值法和Eu/eu*比值法[9–10]。

研究发现, Ge/si 值可以有效地示踪硅质岩的物质来源[11–16], 如利用条带状含铁建造(banded iron formations, BIF)中的 Ge/si值示踪前寒武纪海洋中沱组硅质岩和埃迪卡拉系‒寒武系界线附近老堡组溶解性SIO2 的来源[11–12,15–16],示踪埃迪卡拉系陡山硅质岩的来源[13–14]。Ge/si值还可以示踪风化作用的强度[14]。本文以贵州铜仁坝黄剖面留茶坡组层状硅质岩和湖南张家界柑子坪剖面留茶坡组穹隆状硅质岩为研究对象, 运用 Ge/si 示踪法, 并结合其元素地球化学特征, 探讨这两种硅质岩的成因。

1 地质背景

扬子地块以太古宇深变质岩系及古元古界浅变质岩系为结晶基底, 在震旦纪早期形成以碳酸盐台

地为主的浅海相沉积相, 地块内部及周缘表现为大规模拉张裂陷作用, 形成若干近 EW 向和 NN 向的张性断层, 同时也形成南华裂谷盆地等多个裂谷盆地[17]。震旦纪晚期, 由于受罗迪尼亚超大陆裂解活动的影响, 地层出现差异性抬升, 正地貌发育碳酸盐台地, 负地貌形成富硅质盆地。寒武纪早期, 海平面迅速上升, 原有的大部分碳酸岩台地及硅质盆地被陆源碎屑沉积覆盖, 形成西北高、东南低的以含磷硅泥岩和黑色页岩沉积为主的开阔陆源碎屑陆棚, 超覆在灯影组白云岩和同层位的留茶坡组硅质岩之上, 扬子地块形成以台地相、斜坡相及盆地相组合的沉积相变化格局(图 1)。不同沉积相区发育类型不同的硅质岩, 反映当时古海洋变化和沉积作用的特点。从湖南张家界的柑子坪台缘过渡相至贵州铜仁的坝黄深水斜坡相, 硅质岩地层向盆地方向从薄变厚, 白云岩则快速减薄(图 2)。从区域上看,张家界柑子坪剖面位处同生断裂带上[20]。

坝黄剖面出露的地层: 新元古界板溪群、大塘坡组黑色页岩、南沱组冰碛岩、陡山沱组炭质泥岩及白云岩、留茶坡组硅质岩及页岩, 下寒武统牛蹄塘组黑色页岩、变马冲组灰岩、杷榔组碎屑岩及清虚洞组白云岩, 中、上寒武统灰岩及白云岩, 奥陶系白云岩和页岩以及第四系。柑子坪剖面出露的地层: 新元古界板溪群变泥质岩, 下寒武统牛蹄塘组黑色页岩、清虚洞组白云岩, 中、上寒武统灰岩及白云岩, 奥陶系白云岩及页岩。

2 样品和分析

取样位置见图2。穹隆状硅质岩呈浅灰色至黑灰色, 穹隆状或丘状, 矿物成分主要为隐晶质的硅

质。在保存较好的穹窿状硅质岩中可见不规则凝块状内部结构(图3(a))。穹窿状硅质岩表面有大量气孔和空洞, 常被纤维状玉髓、放射状微晶石英或白云石充填。层状硅质岩呈灰色至灰黑色, 薄层至中‒微晶石英,厚层状, 局部呈厚层状(图 3(b))。矿物成分主要为含量超过90%的玉髓及隐晶其次为泥质、白云质及少量黏土矿物等, 隐晶质结构。由于炭泥质、磷质的分布不均匀, 硅质岩呈现深浅不同的条带, 部分层段见凝灰岩夹层。

样品 Bh-19~bh-24 取自坝黄剖面留茶坡组层状硅质岩, GZP04, GZP04C, GZP04CR-1和CZP04CR-2取自柑子坪剖面留茶坡组上部穹隆状硅质岩。在中国地质科学院国家地质实验测试中心采用激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS), 对样品的主量、微量元素及稀土元素进行测定。所用仪器为Thermo Element Ⅱ等离子质谱仪, 激光剥蚀系统为New Wave UP-213。剥蚀物的载气为 He, 激光波长为 213 nm, 束斑为 40 um, 脉冲频率为 10 Hz, 能量为 0.176 mj, 密度为23~25 J/m2。测试过程中, 首先

要遮挡激光束, 目的是采集空白背景15 秒, 然后对样品进行连续剥蚀采集45秒, 停止剥蚀后继续吹扫15 秒, 清洗进样系统。所以, 单点测试时间为 75秒。等离子质谱测试参数: 冷却气(Ar)流速为 15.55 L/min, 载气(He)流速为 0.58 L/min, 样品气流速为0.819 L/min, 辅助气(Ar)流速为 0.67 L/min, 射频发生器功率为 1205 W。以 NIST-612为外标进行样品测定。测试结果见表1。

3结果和讨论3.1主量元素特征

从表1看出, 柑子坪剖面穹窿状硅质岩的SIO2含量非常高(98.62%~99.56%, 平均 99.13%), Si/al值均很高(172.48~ 614.57, 平均 260.06)。坝黄剖面的层状硅质岩的 SIO2 含量, 除样品 Bh-21 (85.73%)

和 Bh-24 (73.71%)外均较高(96.06%~99.61%); 坝黄剖面层状硅质岩的 Si/al 值均较高(102.86~746.64,平均 421.60, 只有样品Bh-21 (44.54)和 Bh-24 (64.46)由于硅质含量低而黏土含量高导致比值较小。根据

[9] Murray 等的标准, 纯硅质岩的SIO2 含量在91%~ 99%之间, Si/al 值在 80~1000 之间, 所以可以判断这两种硅质岩均为纯硅质岩。柑子坪剖面硅质岩的AL2O3 含量为 0.17%~0.60%, 平均0.40%。坝黄剖面硅质岩的AL2O3 含量, 除样品 Bh-21 (2.02%)相对较高外, 其余样品在0.14%~1.20%之间, 平均 0.57%。两剖面硅质岩的 TIO2 及 MNO2含量极低, 大部分样品小于 0.01% (坝黄剖面样品为 0.01%~0.12%)。坝黄剖面硅质岩的 FE2O3, MGO 和 CAO 含量明显高于柑子坪剖面, 分别为 0.05%~1.00% (平均 0.45%)、0.05%~10.77% (平均 2.80%)和0.08%~13.41% (平均

3.42%)。两种硅质岩的 NA2O 和 P2O5含量相近。

[21] [22]据 Adachi 等和 Herzig 等对海底热泉的研究, 热泉沉积物具有高 SIO2和低 AL2O3, TIO2, MGO的特征, 所以柑子坪穹隆状硅质岩中的硅质可能来源于热液。Adachi 等[21]发现, 纯热液成因和纯生物成因硅质岩的 Al/(al+fe+mn)值为 0.01~0.6, 并经过统计研究, 拟定出判别硅质岩成因的Al-fe-mn三角图解。柑子坪剖面硅质岩的Al/(al+fe+mn)值为 0.64~0.90 (平均 0.77), 坝黄剖面硅质岩的 Al/ (Al+fe+mn)值为 0.48~0.75 (平均 0.62), 两种硅质岩大部分落在 Al-fe-mn 三角判别图解的非热液成因区域(图4)。由于两个剖面的硅质岩均为纯硅质岩, Si以外的其他元素含量很低, 可能会对用这种方法判别硅质来源的准确性产生一定的影响。

3.2 稀土元素特征

图 5 对比柑子坪剖面和坝黄剖面茶坡组硅质岩放入典型地球化学参数。由于柑子坪剖面和坝黄剖面均为纯硅质岩, 且石英晶体中匮乏稀土元素, 所以两者的∑REE 均较低。坝黄剖面样品的∑REE 为20.14~248.56 μg/g, 平均 100.62 μg/g; 柑子坪剖面样品的∑REE 更低(3.75~7.24 μg/g, 平均 5.73 μg/g)。柑子坪剖面样品的Ce/ce*值为 0.6~0.72 (平均 0.65),具轻微的Ce负异常。坝黄剖面样品的Ce/ce*值为0.46~0.66 (平均 0.57), 显示明显的Ce负异常。柑子坪剖面样品的 LAN/YBN 值比较小(0.15~0.23, 平均0.19), 在稀土元素PAAS标准化图(图6)中显示重稀土富集; 坝黄剖面样品的LAN/YBN 值稍大(0.43~ 0.81, 平均 0.57), 重稀土富集程度低(图7)。柑子坪剖面样品的 Eu/eu*值为 2.28~11.07 (平均 4.60),呈现明显的 Eu 正异常; 坝黄剖面样品的 Eu/eu*值为 0.90~1.32 (平均 1.06), 没有Eu的异常。柑子坪剖面硅质岩的稀土元素配分曲线轻微左倾, 坝黄剖

面硅质岩的稀土元素配分曲线明显左倾。

稀土元素在成岩过程中较稳定[8], 是重要的地球化学指标, 其中 LAN/YBN, Ce/ce*和 Eu/eu*值可用于判别硅质岩的形成环境[10,24]。沉积硅质岩中稀土元素主要来自海水, 也可以从陆源或海底热液继承。海水的稀土元素含量很低, 稀土元素配分曲线左倾, Ce明显负异常[8,25–26],非热水沉积的硅质岩相应地具有这些特征。洋中脊及深海平原的硅质岩一般轻稀土亏损, 稀土配分曲线左倾; 大陆边缘相关的硅质岩则轻稀土富集, 稀土配分曲线右倾[27]。一般情况下, Eu在海水和大洋沉积物中无明显异常, 只在两种情况下会出现Eu异常: 1) 在与海底热液活动有关的部分洋脊盆地内发育的硅质岩中Eu正异常; 2) 陆源物质来源于成熟的古老地壳大陆边缘的硅质岩中Eu负异常, 陆源物质来源于未分异安山质岩浆岛弧的可能呈现Eu正异常[10]。热液活

[28]动参与会造成Eu正异常。距热源越远, 受自然海水的影响就越大, 硅质岩的Eu正异常变得不明显, Ce呈现负异常[29]。此外, 陆源碎屑沉积物的稀土元素含量较高, 且轻稀土富集, 所以继承陆源碎屑沉积物会造成硅质岩富集轻稀土而Ce无明显异常[29]。还有研究发现, 洋中脊附近硅质岩的Ce/ce*值为 0.30±0.13[10], 大洋盆地硅质岩的 Ce/ce*值为0.60±0.13[10], 大陆边缘硅质岩的 Ce/ce*值为 0.5~ 1.5[27]。

柑子坪剖面硅质岩中稀土元素总量较低(∑REE =3.75~7.24 μg/g), 重稀土富集程度较低, Ce微弱负异常, Eu 正异常, 稀土元素配分曲线轻度左倾(与热液颗粒的稀土配分模式(图 8)相似)。这些稀土

元素特征与现代海底热液硅质烟囱(明显的Eu 异常, Ce 无异常或无明显异常[20,31])相似, 因此柑子坪剖面留茶坡组穹隆状硅质岩的成因很可能与热液沉积相关。坝黄剖面硅质岩中稀土元素总量相对较高(∑REE=20.14~248.56 μg/g), 重稀土富集, Ce 负异常, Eu 无明显异常, 稀土元素配分曲线明显左倾,与现代海洋深层海水稀土配分模式(图 8)相似。因此, 坝黄剖面留茶坡组层状硅质岩可能为正常海水沉积, 并伴随陆源碎屑输入。大洋沉积物中稀土元素主要来源于海水吸附、

[32]陆源继承和海底火山。坝黄剖面和柑子坪剖面的硅质岩为纯硅质岩, 含极少量黏土矿物, 且黏土矿物主要为含铝矿物。因此, 根据 AL2O3 与∑REE的相关性, 可以推测硅质岩的物质来源。柑子坪剖面穹隆状硅质岩中AL2O3 与∑REE弱相关(图 9(a)),说明几乎没有陆源碎屑物质加入, 其物质来源为海水吸附或海底火山。坝黄层状硅质岩中AL2O3 与∑REE正相关(图 9(b)), 明显受到陆源碎屑的影响,说明陆源碎屑物质对坝黄地区硅质岩的形成有主要的控制作用。

4 Ge/si 值的指示意义4.1 Si 的来源

Ge/si值可用于反演热液体系中Ge 和 Si 的循环[33–34],也可推断表生环境中Si 的来源[35]。一般来说, 海洋中的Ge有以下来源: 1) 大陆风化产物的河流输入(Ge/si=(0.6±0.15)×10−6)[36]; 2) 海底热液流体输入(Ge/si=(8~14)×10−6)[37]。扬子地块留茶坡组硅质岩的形成需要丰富的Si, 但 Si的直接来源是热液还是海水一直没有明确。目前认为, 海洋中的 Si来自大陆风化产物, 这是因为现代海洋中Ge/si值较小(约为0.72)。相反, 热液中明显富Ge,

[37]其 Ge/si 值(约为 11)比海水高一个数量级。因此, 利用 Ge/si 值可以推断硅质岩中 Si 的来源。

坝黄留茶坡组层状硅质岩的 Ge/si 值在 0.13~ 0.98 μmol/mol 之间(平均 0.50 μmol/mol), 均小于1 μmol/mol, 接近海水的 Ge/si 值(0.72 μmol/mol), 说明 Si的来源可能为正常海水。柑子坪留茶坡组穹隆状硅质岩的 Ge/si 值在 1.09~1.43 μmol/mol 之间(平均 1.25 μmol/mol), 均大于 1 μmol/mol, 明显有热液流体的参与, 说明Si的来源可能为正常海水与热液混合。坝黄剖面和柑子坪剖面留茶坡组硅质岩的 Eu/eu*值与 Ge/si值正相关(图 10), 基于 Eu正、负异常与陆源、热源的关系, 推测 Ge/si值的大小可能也与陆源、热源有关, 可以通过模拟计算得到‒寒武纪转折期不同沉积相硅质两者的供给比例[13]。对埃迪卡拉纪岩的物质来源已有许多研究, 基本上存在两种认识:

埃迪卡拉纪‒寒武纪转折期热液热液来源[19–20,38–40]和陆源风化输入(正常海水沉淀)[29]。研究发现,卡拉系‒寒武系过渡地层的硅质岩中存在多期热液活动分布广泛, 在扬子地块碳酸盐岩台地南缘埃迪硅质烟囱, 直接反映硅质岩的热液成因[19,38]。汪建

[20]国等发现柑子坪穹窿状硅质岩的形态、成分和结构与现代海底热液硅质烟囱有很多相似之处: 蜂窝状结构, 主要为无定形硅质, 发育大量被玉髓、白云石等充填的气孔。同时, 稀土元素含量、Ce轻微异常和 Eu 异常等特征也支持穹隆状硅质岩的热液成因。

[20]汪建国等还在柑子坪剖面穹窿状硅质岩中发现少量尖锥形、弯月形的火山玻璃碎片, 说明附‒盆转换带上,近存在明显的火山活动。古地理研究表明, 当时柑子坪地区处于台明显受张性同生断层控制[20,41],因此推测穹隆状硅质岩可能是深部富Si 热液沿同生断裂向上运移至海底喷流沉淀形成的[20]。坝黄层状硅质岩处于斜坡相, 与热液喷口距离较远, 热液活动较弱, 主要受海水影响, 因此是正常海水沉淀的结果[20,29]。

4.2 AL2O3 与 Ge/si 值的关系

如图 11(a)所示, 坝黄剖面层状硅质岩中 Ge/si与 AL2O3之间正相关, 表明高含量的 Al 可能对提高Ge/si 值发挥了作用。图 12 显示, Na, K, Sc, Co 与Al 之间也呈正相关关系。由于 Sc 和 Co 大多赋存于黏土矿物中, 在硅质岩中的含量很低[13], 根据 Sc和 Co 与 Al 的相关性, 推测 Al 含量很可能与黏土矿物含量有关, 而 Al 含量与 Ge/si 值也存在相关性, 那么, 黏土矿物、Al 含量、Ge/si 值三者存在耦合关系, 据此推测黏土矿物的含量也可能改变Ge/si 比值。一般情况下, 黏土矿物中 Ge/si 值很高(通常>2)[42], 我们据此解释硅质岩中 Ge/si 与 AL2O3的相关性。坝黄剖面层状硅质岩中 Ge/si 与AL2O3 之间正相关(图 11(a)), 说明受黏土矿物影响。由于黏土矿物多为陆源风化产物, 因此说明坝黄剖面的层状硅质岩与陆源风化关系密切。柑子坪穹隆状硅质岩中 Ge/si 与 AL2O3之间相关性很差(图11(b)), 且 AL2O3含量比坝黄剖面层状硅质岩低, 说明黏土矿物含量很少, 其物质来源的陆源成分极低,形成过程中可能有热液来源的物质参与。

5 结论

本文对贵州坝黄层状硅质岩和湖南柑子坪穹窿状硅质岩的主、微量元素及稀土元素特征和 Ge/si值进行了分析, 得到如下结论。

1)湖南柑子坪剖面穹窿状硅质岩贫AL2O3, MGO, TIO2, CAO, NA2O 和 K2O; 贵州坝黄剖面层状硅质岩富 MGO 和 CAO, 相对富 AL2O3, 贫 TIO2, NA2O 和K2O。

2) 柑子坪剖面硅质岩总稀土含量低, 稀土元素配分曲线轻微左倾, Eu 明显正异常, Ce 弱负异常,重稀土富集程度低。坝黄剖面硅质岩总稀土含量高, 稀土元素配分曲线明显左倾, 无 Eu 异常, Ce 明显负异常, 重稀土富集程度高。坝黄剖面硅质岩AL2O3 与∑REE 的相关性极好, 柑子坪剖面硅质岩AL2O3 与∑REE 的相关性极差。

3) 柑子坪剖面硅质岩的 Ge/si 值大于 1 μmol/ mol, 坝黄剖面硅质岩的 Ge/si 值小于 1 μmol/mol。坝黄剖面层状硅质岩中 Ge/si 值与 AL2O3 含量正相关, 且 Na, K, Sc, Co 与 Al 正相关; 柑子坪穹隆状硅质岩中 Ge/si 值与 AL2O3的相关性很差。结合两种纯硅岩所处的古地理环境及地球化学特征进行综合分析, 推断穹隆状硅质岩为台缘同生断裂处因海底热液喷流而形成, 层状硅质岩处于斜坡相, 主要受海水影响, 正常沉淀而成。致谢感谢中国科学院地质与地球物理研究所陈代钊教授对野外工作的大力支持。

参考文献

[1] Hou X G, Aldridge R J, Bergström J, et al. The Cambrian Fossils of Chengjiang, China: the flowering of early animal life. Oxford: Blackwell, 2004 [2] Shields-zhou G, Och L. The case for a neoproterozoic

4‒11 oxygenation event: geochemical evidence and biological consequences. GSA Today, 2011, 21(3): [3] 杨競红, 蒋少涌, 凌洪飞, 等. 黑色页岩与大洋缺

Re-os‒同位素示踪与定年研究.氧事件的地学前缘, 2005, 12(2): 143 150

269‒287 [4] 朱茂炎. 动物的起源和寒武纪大爆发: 来自中国的化石证据. 古生物学报, 2010, 49(3): [5] Canfield D E, Poulton S W, Knoll A H, et al. Ferruginous

949‒952 conditions dominated Later Neoproterozoic deep-water chemistry. Science, 2008, 321: [6] Chen D, Zhou X, Fu Y, et al. New U-PB zircon ages of

62‒68 the Ediacaran-cambrian boundary strata in South China. Terra Nova, 2015, 27(1): [7] Douthitt C B. The geochemistry of the stable isotopes

1449‒1458 of silicon. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1982, 46(8): [8] 陈永权, 蒋少涌, 周新源, 等. 塔里木盆地寒武系

159‒170层状硅质岩与硅化岩的元素、δ30 Si、δ18o 地球化学研究. 地球化学, 2010, 39(2): [9] Murray R W, Brink M R B T, Gerlach D C, et al. Rare earth, major, and trace element composition of Monterey and DSDP chert and associated host sediment:

assessing the influence of chemical fractionation

2657‒2671 during diagenesis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1992, 56(7): [10] 黄华, 王国芝. 浙黔桂地区寒武纪硅质岩的地球化

100‒106学特征及其形成背景. 沉积与特提斯地质, 2011, 31(1): [11] Frei R, Polat A. Source heterogeneity for the major components of ~3.7 Ga banded iron formations (Isua Greenstone belt, Western Greenland): tracing the nature of interacting water masses in BIF formation. 266‒281 Earth and Planetary Science Letters, 2007, 253(1/2): [12] Delvigne C, Cardinal D, Hofmann A, et al. Stratigraphic changes of Ge/si, REE+Y and silicon isotopes as insights into the deposition of a Mesoarchaean banded

109‒118 iron formation. Earth and Planetary Science Letters, 2012, 355/356: [13] Shen B, Lee C A, Xiao S. Germanium/silica ratios in diagenetic chert nodules from the Ediacaran Doushantuo

323‒335 Formation, South China. Chemical Geology, 2011, 280(3/4): [14] Dong L, Shen B, Lee C A, et al. Germanium/silicon of the Ediacaran-cambrian Laobao cherts: implications for the bedded chert formation and paleoenvironment

751‒763 interpretations. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2015, 16(3): [15] Alibert C, Kinsley L. Ge/si in Hamersley BIF as tracer of hydrothermal Si and Ge inputs to the

329‒343 Paleoproterozoic ocean. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2016, 184: [16] Wang C, Wu H, Li W, et al. Changes of Ge/si, REE+Y and Sm-nd isotopes in alternating Fe- and Si-rich mesobands reveal source heterogeneity of the ~2.54 Ga Sijiaying banded iron formation in Eastern 363‒376 Hebei, China. Ore Geology Reviews, 2016, 80: [17] 夏文杰, 杜森官, 徐新煌, 等. 中国南方震旦纪岩相古地理与成矿作用. 北京: 地质出版社, 1994 [18] Yeasmin R, Chen D, Fu Y, et al. Climatic-oceanic forcing on the organic accumulation across the shelf during the Early Cambrian (age 2 through 3) in the

365‒386 mid-upper Yangtze Block, NE Guizhou, South China. Journal of Asian Earth Sciences, 2017, 134: [19] Chen D, Wang J, Qing H, et al. Hydrothermal venting activities in the Early Cambrian, South China: petrological,

168‒181 geochronological and stable isotopic constraints. Chemical Geology, 2009, 258(3): 湘西地区前寒武纪‒ ‒硅泥质沉积体系的截然转换: [20] 汪建国, 陈代钊, 严德天, 等. ‒寒武纪转折期碳酸盐

27‒41地层沉积样式形成机理及意义. 地质科学, 2011, 46(1): [21] Adachi M, Yamamoto K, Sugisaki R. Hydrothermal chert and associated siliceous rocks from the northern Pacific their geological significance as indication of

125‒148 ocean ridge activity. Sedimentary Geology, 1986, 47 (1): [22] Herzig P M, Becker K P, Stoffers P, et al. Hydrothermal silica chimney fields in the Galapagos Spreading

261‒272 Center at 86°W. Earth and Planetary Science Letters, 1988, 89(3): [23] Mclennan S M. Rare earth elements in sedimentary rocks: influence of provenance and sedimentary process.

169‒200 Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 1989, 21(1): [24] 彭军, 夏文杰, 伊海生. 湘西晚前寒武纪层状硅质

29‒37岩的热水沉积地球化学标志及其环境意义. 沉积与特提斯地质, 1999, 19(2): [25] Murray R W, Gerlach D C, Iii G P R, et al. 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 et Cosmochimica Acta, 1991, 55(7): 1875– 1895 [26] Bolhar R, Kamber B S, Moorbath S, et al. Characterisation of early Archaean chemical sediments by

43‒60 trace element signatures. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 222(1): [27] Armstrong H A, Owen A W, Floyd J D. Rare earth geochemistry of Arenig cherts from the Ballantrae Ophiolite and Leadhills Imbricate Zone, southern Scotland: implications for origin and significance to

549‒560 the Caledonian Orogeny. Journal of the Geological Society, 1999, 156(3): [28] Dias Á S, Früh-green G L, Bernasconi S M, et al. Geochemistry and stable isotope constraints on hightemperature activity from sediment cores of the

128‒140 Saldanha hydrothermal field. Marine Geology, 2011, ‒寒武纪279: [29] 张亚冠, 杜远生, 徐亚军, 等. 湘中震旦纪

499‒510之交硅质岩地球化学特征及成因环境研究. 地质论评, 2015, 61(3): [30] Slack J F, Grenne T, Bekker A, et al. Suboxic deep seawater in the late Paleoproterozoic: evidence from hematitic chert and iron formation related to seafloor-

hydrothermal sulfide deposits, central Arizona, USA. 243‒256 Earth and Planetary Science Letters, 2007, 255(1/2): [31] German C R, Klinkhammer G P, Edmond J M, et al.

516‒518 Hydrothermal scavenging of rare-earth elements in the ocean. Nature, 1990, 345: [32] 遇昊, 陈代钊, 韦恒叶, 等. 鄂西地区上二叠乐平

1017‒1027统大隆组硅质岩成因及有机质富集机理. 岩石学报, 2012, 28(3): [33] Evans M J, Derry L A. Quartz control of high

1019‒1022 germanium/silicon ratios in geothermal waters. Geology, 2002, 30: [34] Hammond D E, Mcmanus J, Berelson W M. Oceanic germanium/silicon ratios: evaluation of the potential

399‒420 overprint of temperature on weathering signals. Paleoceanography, 2004, 19(2): [35] Kurtz A C, Derry L A, Chadwick O A. Germaniumsilicon fractionation in the weathering environment. 1525‒1537 Geochimica et Cosmochimica Acta, 2002, 66(9): [36] Froelich P N, Blanc V, Mortlock R A, et al. River fluxes of dissolved silica to the ocean were higher during glacials: Ge/si in diatoms, rivers, and oceans. Paleoceanography, 1992, 7(6): 739–767 [37] Mortlock R A, Froelich P N, Feely R A, et al. Silica and germanium in Pacific Ocean hydrothermal vents

365‒378 and plumes. Earth and Planetary Science Letters, 1993, 119(3): [38] Wang J, Chen D, Wang D, et al. Petrology and geochemistry of chert on the marginal zone of Yangtze Platform, western Hunan, South China, during the Ediacaran-cambrian transition. Sedimentology, 2012, 59(3): 809–829 [39] Fan H, Wen H, Zhu X, et al. Hydrothermal activity

23‒ during Ediacaran-cambrian transition: silicon isotopic evidence. Precambrian Research, 2013, 224: ‒ 35 [40] 江永宏, 李胜荣. 湘、黔地区前寒武寒武纪过渡622‒629时期硅质岩生成环境研究. 地学前缘, 2005, 12(4): ‒ [41] 陈代钊,汪建国, 严德天, 等. 中扬子地区早寒武

1052‒1070世构造沉积样式与古地理格局. 地质科学, 2012, 47(4): [42] Rouxel O, Galy A, Elderfield H. Germanium isotopic variations in igneous rocks and marine sediments. 3387‒3400 Geochimica et Cosmochimica Acta, 2006, 70(13):