川西南峨边先锋地区硅岩：特征剖析与成因溯源

川西南峨边先锋地区硅岩：特征剖析与成因溯源一、引言1.1研究背景与意义硅岩作为一种重要的沉积岩类型，广泛分布于全球各地的地层中，其形成与特定的地质时期、构造环境以及古海洋条件密切相关。在漫长的地质历史进程中，硅岩的沉积记录了地球表面环境的演变、生物演化以及构造运动等多方面的信息，成为地质学家研究地球历史的重要窗口。峨边先锋地区位于川西南，处于扬子板块西缘，其独特的大地构造位置使得该地区经历了复杂的地质演化过程。在这一区域广泛出露的硅岩，是区域地质演化的重要产物，蕴含着丰富的地质信息。研究峨边先锋地区硅岩对了解区域地质演化具有不可替代的作用。该地区硅岩的形成与沉积过程，与区域构造运动息息相关。通过对硅岩的岩石学特征、地球化学特征以及沉积构造等方面的研究，可以揭示该地区在不同地质时期的构造背景，例如板块运动、火山活动等对硅岩形成的控制作用。准确还原区域地质演化历史，能够帮助我们深入理解地球构造演化的规律，为全球构造演化研究提供重要的区域实例。古环境变迁研究方面，硅岩同样具有重要意义。硅岩中的化学组成、同位素特征以及生物化石等，是古环境的敏感指示剂。例如，硅岩中的微量元素含量可以反映当时水体的酸碱度、氧化还原条件等；硅同位素组成能够揭示硅质的来源和古海洋的化学特征。通过对峨边先锋地区硅岩的系统研究，可以重建该地区古海洋环境、古气候条件的演变历史，为理解全球古环境变迁提供关键数据，助力我们更好地认识地球环境的演变规律，预测未来环境变化趋势。在矿产资源勘探领域，峨边先锋地区硅岩的研究也具有重要的实践价值。许多硅岩与金属矿产，如铅、锌、铜等，存在密切的成因联系。硅岩的形成过程可能为金属元素的富集提供了有利的物理化学条件，或者硅岩本身就是成矿流体的通道和沉淀场所。深入研究该地区硅岩的特征和成因，有助于发现新的矿产资源勘查线索，提高矿产资源勘探的效率和准确性，为区域经济发展提供重要的资源保障。尽管前人对峨边先锋地区硅岩已有一定研究，但仍存在诸多尚未解决的问题。在硅质来源方面，陆源碎屑风化、构造活动产生的热液以及硅质生物死亡后的堆积这三种主要观点，在该地区的适用性和相对贡献程度尚不明确；对于硅岩的成因类型，热水成因、火山成因、生物成因、交代成因等多种成因类型在该地区的具体表现和识别标志，还缺乏系统而深入的研究；在沉积环境方面，该地区硅岩形成时的古海洋深度、盐度、温度以及水体循环等关键参数，也有待进一步确定。因此，开展对峨边先锋地区硅岩特征及成因的深入研究，具有重要的理论和实际意义，有望填补相关研究领域的空白，为区域地质研究和资源开发提供坚实的理论基础。1.2研究现状硅岩的研究历史已逾百年，在漫长的研究进程中，学者们在全球范围内对硅岩展开了广泛而深入的探索，取得了丰硕的研究成果。在硅岩的定义与分类方面，早期研究认为硅岩是由石英组成的岩石和由自生成因的二氧化硅组成的岩石的统称。随着研究手段和方法的不断进步，如今学者们普遍将硅岩定义为主要由隐晶或微晶质自生SiO₂矿物（如蛋白石（SiO₂・nH₂O）、玉髓（SiO₂）或石英（结晶的自生石英，SiO₂等））所组成的一类化学沉积岩，且自生二氧化硅含量可达70%-90%，同时明确不包括由碎屑石英组成的石英砂岩和石英岩。关于硅岩的产状，根据其产出状态和保存形式，主要划分为层状硅岩和非层状硅岩两类。层状硅岩能够独自产出，或者与泥岩等其他岩性互层出现；非层状硅岩则常以结核状、团块状或条带状的形态，出现在碳酸盐岩或膏盐岩等其他岩性地层中。在硅岩的形成机制与成因类型研究领域，前人同样做了大量工作。20世纪中后期，总结出了多种硅岩形成模型。对于层状硅岩，形成模型主要有生物堆积模型，该模型认为硅岩是硅质生物大量死亡堆积后，经过成岩作用形成；生物地球化学模型强调生物活动与地球化学过程相互作用对硅岩形成的影响；上升流模型则指出上升流将深部富含硅质的海水带到浅海区域，为硅岩的形成提供物质来源。非层状硅岩的形成模型包括有机质氧化模型，其原理是有机质氧化过程中改变了周围环境的物理化学条件，促使硅质沉淀形成硅岩；混合水硅化模型认为不同性质水体混合引发硅质沉淀；硫化氢还原模型表明在富含硫化氢的环境中，硅质与硫化氢发生化学反应，进而沉淀形成硅岩。然而，这些传统模型的应用存在一定局限性，通常与硅质生物的富集密切相关。直到20世纪80年代，随着深海钻探计划（DSDP）和大洋钻探计划（ODP）的开展，研究人员在大洋深处发现了热水活动的证据，以及热水成因的不定型硅，从而提出了热水成因模式。该模式成功解释了地层中厚度较大且未含硅质生物的较纯硅岩的成因，进一步丰富了硅岩成因理论体系。关于硅岩中硅的来源，目前学术界主要存在三种观点。一是陆源碎屑风化，地表岩石经过长期风化作用，其中的硅质被释放出来，通过河流等搬运作用进入海洋或湖泊等沉积环境，为硅岩的形成提供物质基础；二是构造活动产生的热液，在板块运动、火山活动等构造运动过程中，深部热液携带大量硅质向上运移，在合适的地质条件下沉淀形成硅岩；三是硅质生物死亡后的堆积，硅质生物如硅藻、放射虫等，在其生命周期内从海水中吸收硅质，当它们死亡后，遗体堆积并经过成岩作用，逐渐形成硅岩。在峨边先锋地区硅岩研究方面，前人也进行了诸多探索。多次针对先锋地区的硅质岩、硅质（化）白云岩开展研究，普遍认为其为热水成因，热液来源于同沉积深大断裂。在研究方法上，采用了野外露头观察、薄片鉴定、样品的主微量分析以及同位素测试等多种手段相结合的方式。在硅岩类型划分上，以先锋剖面为例，根据硅质产状，将硅岩划分为纹层状硅岩、叠层状硅岩、结核状硅岩、条带状硅岩、团块状硅岩、硅化岩、多孔及脉状硅岩七种类型。通过岩相学特征、主微量、硅同位素、流体包裹体等多方面的分析，认为该地区硅岩是热水和海水、沉积和成岩交代共同作用的产物。针对上震旦统灯影组-下寒武统麦地坪组界线的老丫村剖面，根据硅质野外产状划分为结核状硅岩、条带状硅岩。镜下鉴定显示为硅化（交代）特征，依据交代结构的差异，又可细分为残余白云质颗粒硅岩、残余菌藻硅岩、残余有机质硅岩三种类型。其中，残余白云质颗粒硅岩还能根据白云石晶形进一步划分为残余泥晶白云石硅岩、残余细-中晶白云石硅岩、残余砂屑硅岩、残余砾屑硅岩、残余角砾硅岩、残余砂屑磷质硅岩六种类型。通过岩相学及主微量的研究，揭示了上震旦统灯影组顶部硅质为热水来源，而下寒武统麦地坪组硅质为热水和生物双来源。结合Eu/Eu*的垂向变化，推测上震旦统灯影组顶部硅岩的热液源于Z₂-∈₁发生的兴凯地裂运动，硅质热流体自上而下进入上震旦统灯影组。尽管前人对峨边先锋地区硅岩研究取得了一定成果，但仍存在诸多不足。在硅质来源研究方面，虽然提出了陆源碎屑风化、构造活动产生的热液以及硅质生物死亡后的堆积这三种主要观点，但在该地区这三种来源的相对贡献程度尚未明确，缺乏定量分析。对于硅岩的成因类型，热水成因、火山成因、生物成因、交代成因等多种成因类型在该地区的具体识别标志和判别标准还不够完善，存在不同观点和争议。在沉积环境研究方面，该地区硅岩形成时的古海洋深度、盐度、温度以及水体循环等关键参数，缺乏系统的研究和准确的数据支持。此外，在硅岩与区域构造演化、古环境变迁之间的耦合关系研究上，也有待进一步深入，尚未建立起完整的地质演化模型。这些问题的存在，为后续深入研究峨边先锋地区硅岩提供了方向和挑战。1.3研究内容与方法1.3.1研究内容本次研究以峨边先锋地区硅岩为研究对象，重点聚焦于以下几个关键方面。首先，对硅岩的类型进行细致划分。通过对野外露头的详细观察，依据硅质的产出状态，如纹层状、叠层状、结核状、条带状、团块状、硅化岩、多孔及脉状等，将先锋地区硅岩进行分类；在室内借助显微镜对薄片进行鉴定，依据矿物组成、结构构造以及交代结构的差异，进一步细分硅岩类型，如残余白云质颗粒硅岩、残余菌藻硅岩、残余有机质硅岩等。其次，深入剖析硅岩的岩石学特征。对硅岩的矿物组成进行精确分析，确定主要矿物如蛋白石、玉髓、石英等的含量及分布情况；仔细观察硅岩的结构构造，包括粒度大小、分选性、磨圆度、层理构造、结核构造等，揭示其沉积环境和沉积过程的信息；同时，关注硅岩中的生物化石遗迹，如硅质生物化石的种类、丰度以及保存状态，为硅岩的成因研究提供生物证据。再者，系统研究硅岩的地球化学特征。对硅岩进行主量元素分析，确定硅、铝、铁、钙、镁等主要元素的含量，分析元素之间的相关性，判断硅岩的物质来源和沉积环境；开展微量元素分析，关注稀土元素、过渡金属元素等的含量和分布特征，利用微量元素比值，如Ce异常、Eu异常等，推断古海洋的氧化还原条件、水体深度等环境参数；进行同位素分析，包括硅同位素、氧同位素、碳同位素等，通过同位素组成的变化，探讨硅质的来源和硅岩的形成机制。最后，全面探讨硅岩的成因。综合硅岩的岩石学特征、地球化学特征以及区域地质背景，深入分析硅质的来源，判断其是源于陆源碎屑风化、构造活动产生的热液，还是硅质生物死亡后的堆积；确定硅岩的成因类型，如热水成因、火山成因、生物成因、交代成因等，并明确各种成因类型在该地区的具体识别标志和判别标准；同时，结合区域构造演化历史和古海洋环境变迁，深入探讨硅岩形成与区域地质演化、古环境变迁之间的耦合关系，构建完整的地质演化模型。1.3.2研究方法本研究综合运用多种研究方法，确保研究的全面性和深入性。在野外调查阶段，对峨边先锋地区硅岩出露区域进行全面的地质填图，精确测量地层剖面，详细记录硅岩的产出层位、厚度、与上下地层的接触关系等信息；仔细观察硅岩的野外产状，包括形态、大小、分布特征等，并拍摄清晰的照片作为资料留存；同时，系统收集硅岩及相关岩石的样品，确保样品具有代表性，为后续室内分析提供充足的材料。室内分析方面，首先利用偏光显微镜对硅岩薄片进行详细鉴定，准确观察矿物组成、结构构造、生物化石遗迹等微观特征，并绘制详细的显微素描图；通过X射线衍射（XRD）分析，精确确定硅岩的矿物组成和晶体结构；运用扫描电子显微镜（SEM）和能谱分析（EDS），深入观察硅岩的微观形貌和元素分布特征，获取更详细的微观信息。在地球化学分析中，采用电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）进行主量元素和微量元素分析，确保分析结果的高精度和准确性；利用同位素质谱仪进行硅同位素、氧同位素、碳同位素等分析，为硅岩成因研究提供关键的同位素数据；此外，还进行稀土元素配分模式分析、微量元素蛛网图分析等，深入挖掘地球化学数据背后的地质信息。在研究过程中，将充分结合前人的研究成果，进行对比分析。通过对比不同地区硅岩的特征和成因，深入探讨区域地质背景对硅岩形成的影响；同时，运用地质统计学方法，对地球化学数据进行统计分析，揭示数据的分布规律和相关性，为研究结论提供更坚实的统计学支持。二、区域地质背景2.1大地构造位置峨边先锋地区在大地构造格局中占据着关键位置，其位于扬子板块西缘，处于上扬子台褶带峨眉断块东南边缘这一重要构造单元内。扬子板块作为中国南方最为重要的板块之一，经历了漫长而复杂的地质演化历史，其西缘更是受到多种构造运动的强烈影响。在全球板块构造体系中，扬子板块在元古代时期就已开始逐渐形成，在后续的地质历史进程中，与周边板块不断发生碰撞、拼合和裂解等构造作用。在新元古代，扬子板块与华夏板块发生碰撞拼合，形成了华南板块，这一重大构造事件对扬子板块西缘的构造格局产生了深远影响，使得该区域的地层发生褶皱、变形，形成了一系列复杂的褶皱构造和断裂构造。在显生宙时期，扬子板块又受到特提斯构造域和太平洋构造域的双重影响，进一步加剧了其西缘的构造复杂性。上扬子台褶带峨眉断块东南边缘，作为扬子板块西缘的重要组成部分，具有独特的构造特征。该区域经历了多期次的构造运动，构造变形强烈，褶皱和断裂构造极为发育。在区域构造应力场的作用下，地层发生强烈褶皱，形成了一系列紧密褶皱和开阔褶皱，轴向多为近南北向或北东向。同时，断裂构造纵横交错，主要有南北向、北东向和北西向等不同方向的断裂，这些断裂不仅控制了地层的分布和形态，还为岩浆活动和热液运移提供了通道，对区域内的岩石形成、变质作用以及矿产资源的形成和分布产生了重要影响。例如，在一些断裂附近，常常有岩浆侵入体的出露，这些岩浆侵入体与围岩发生相互作用，导致围岩发生变质作用，形成了各种变质岩；同时，热液沿着断裂上升，在合适的地质条件下沉淀出金属矿物，形成了丰富的矿产资源。峨边先锋地区所处的这一特殊大地构造位置，为该地区硅岩的形成提供了独特的地质背景，使得硅岩在形成过程中受到多种地质因素的影响，其岩石学特征、地球化学特征以及成因类型都与区域构造背景密切相关。2.2区域构造背景峨边先锋地区所在的上扬子台褶带峨眉断块东南边缘，经历了多期复杂的构造运动，这些构造运动对区域内的地层变形、岩浆活动以及沉积作用等都产生了深远影响，进而在很大程度上控制了硅岩的形成与分布。新元古代晋宁期的构造运动是区域地质演化的重要阶段。此次运动使得扬子板块西缘发生强烈的构造变形，大量的岩浆沿着断裂上涌侵入，在区域内形成了规模宏大的晋宁期岩浆岩带。这些岩浆活动不仅改变了区域内地层的岩石组成和结构，还为硅岩的形成提供了重要的物质来源和构造条件。岩浆活动产生的热液富含硅质等多种元素，这些热液在上升过程中与周围的地层发生相互作用，当热液中的硅质达到过饱和状态时，便会在合适的地质条件下沉淀结晶，形成硅岩。同时，岩浆活动导致地层发生褶皱和断裂，为硅质热液的运移和聚集提供了通道和空间，进一步促进了硅岩的形成。加里东期的构造运动同样对该地区产生了重要影响。在这一时期，区域内的地层受到强烈的挤压作用，形成了紧密的褶皱构造。褶皱的形成改变了地层的产状和沉积环境，使得硅岩的沉积过程变得更为复杂。在褶皱的轴部和翼部，由于岩石的受力状态和变形程度不同，硅岩的厚度、结构和成分也会出现明显差异。在褶皱轴部，岩石受到的应力较大，岩石破碎程度较高，可能会导致硅质的重新分配和富集，形成厚度较大、硅质含量较高的硅岩；而在褶皱翼部，岩石相对较为完整，硅岩的沉积可能受到地形和水流等因素的影响，其厚度和硅质含量可能相对较低。此外，加里东期的构造运动还可能引发了区域内的隆升和沉降，导致海水的进退，这也对硅岩的沉积环境产生了重要影响。在海侵时期，海水带来了丰富的硅质生物和陆源碎屑，为硅岩的形成提供了物质基础；而在海退时期，沉积环境发生变化，可能会影响硅岩的沉积速率和质量。海西期的构造运动使区域内断裂构造活动频繁。这些断裂构造不仅切割了地层，还成为了热液活动和岩浆活动的通道。热液沿着断裂上升，与周围的岩石发生交代作用，使得岩石中的硅质含量增加，促进了硅岩的形成。同时，断裂构造还控制了沉积盆地的边界和形态，影响了硅岩的分布范围。在断裂附近，由于岩石的破碎和热液活动的影响，硅岩的沉积可能更为集中，形成硅岩富集带；而在远离断裂的区域，硅岩的沉积可能相对较少。印支期的构造运动使区域内的构造格局发生了重大改变，形成了一系列北东向的褶皱和断裂构造。这些构造的形成改变了区域内的应力场和沉积环境，对硅岩的形成和分布产生了重要影响。北东向的褶皱构造使得地层发生弯曲变形，形成了背斜和向斜等构造形态。在背斜顶部，岩石受到拉伸作用，裂隙发育，有利于硅质热液的运移和沉淀，可能形成硅岩；而在向斜底部，由于沉积物的堆积和压实作用，硅质可能会被埋藏和保存，形成硅岩。同时，北东向的断裂构造也为硅质热液的活动提供了通道，促进了硅岩的形成。燕山期和喜马拉雅期的构造运动，使区域内的构造变形进一步加剧，地层发生隆升和沉降，导致沉积环境发生显著变化。在这一时期，区域内的硅岩可能受到后期构造运动的改造，发生变形、变质等作用，从而改变了硅岩的原始特征。隆升地区的硅岩可能会遭受风化剥蚀，导致硅岩的厚度减小和成分改变；而沉降地区的硅岩可能会被新的沉积物覆盖，埋藏深度增加，受到的压力和温度升高，从而发生变质作用，形成变质硅岩。综上所述，峨边先锋地区经历的多期构造运动，通过控制地层变形、岩浆活动、热液活动以及沉积环境等因素，对硅岩的形成与分布产生了重要影响。不同期次的构造运动在硅岩的形成过程中扮演了不同的角色，共同塑造了该地区硅岩的独特特征。2.3区域地层发育特点2.3.1基底峨边先锋地区的基底主要由中元古代的峨边群构成，这一地层是区域地质演化的重要基础，记录了早期地质历史的关键信息。峨边群于1949年由曾繁礽、何春荪命名，命名地点位于四川峨边县一带，参考剖面在四川峨边金口河桃子坝—烂包坪及南木园—小溪沟。其经历了复杂的沿革，盛莘夫在1940年称其为元古代，1957年大渡河地质队称为峨边系，1964年“成昆沿线编图组”改称峨边群，四川省地矿局在1991年将该群划分为桃子坝组、枷担桥组和茨竹坪组，1997年又进一步划分为四个组，由下而上依次为桃子坝组、枷担桥组、烂包坪组和茨竹坪组，时代被归于中元古代。从岩石组成来看，峨边群主要为一套变质沉积碎屑岩及碳酸盐岩，夹基—酸性火山岩，总厚度达6800m。其中，桃子坝组主要由变质砂岩、板岩等组成，岩石中矿物定向排列明显，显示出较强的变质特征，这表明其在形成过程中受到了较高的温度和压力作用。枷担桥组则以碳酸盐岩为主，常见白云岩、灰岩等岩石类型，这些岩石中含有丰富的生物化石遗迹，如藻类化石等，反映了当时温暖浅海的沉积环境。烂包坪组再次出现变质碎屑岩，且夹有基性火山岩，火山岩的存在说明该时期区域内存在强烈的火山活动，这些火山活动不仅改变了沉积环境，还为地层带来了新的物质成分。茨竹坪组主要由酸性火山岩和变质沉积岩组成，酸性火山岩的喷发反映了深部岩浆活动的特点，与区域构造运动密切相关。峨边群的变质程度整体较高，属于绿片岩相-角闪岩相变质。在显微镜下，可以观察到岩石中的矿物发生了重结晶作用，形成了新的矿物组合。例如，长石和石英等矿物颗粒变大，云母等片状矿物定向排列更为明显，这些特征都是变质作用的典型表现。这种较高程度的变质作用，与区域构造演化密切相关。在中元古代，该地区处于板块碰撞的构造环境中，强烈的构造挤压导致地层发生褶皱和断裂，同时伴随着温度和压力的升高，使得岩石发生变质。2.3.2盖层盖层地层序列自下而上依次为震旦系、寒武系、奥陶系、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系等。震旦系主要为浅变质的碎屑岩和火山岩，反映了新元古代晚期区域内强烈的构造活动和火山喷发。寒武系底部为麦地坪组，主要岩性为硅质岩、硅质白云岩等，与硅岩的研究密切相关。麦地坪组的沉积环境为浅海相，水体较浅，阳光充足，适合硅质生物的生长和繁殖。该组中的硅岩呈结核状、条带状产出，硅质来源既有热水活动带来的硅质，也有硅质生物死亡后的堆积。其上的筇竹寺组则以黑色页岩为主，富含有机质，反映了当时缺氧的沉积环境。奥陶系主要由石灰岩和页岩组成，石灰岩的形成与温暖浅海环境中生物的繁盛有关，大量生物的骨骼和贝壳堆积形成了石灰岩；页岩则是在相对安静的水体环境中沉积而成。志留系以碎屑岩为主，砂岩和泥岩互层，反映了水体能量的变化和沉积环境的不稳定。泥盆系主要为石英砂岩和页岩，石英砂岩的分选性和磨圆度较好，说明其经历了较长距离的搬运和沉积作用。石炭系以石灰岩和白云岩为主，再次反映了温暖浅海的沉积环境。二叠系底部为梁山组，主要由页岩和铝土矿组成，铝土矿的形成与古风化壳有关；其上的栖霞组和茅口组则以石灰岩为主，夹有燧石结核，燧石结核的形成与硅质的交代作用有关。三叠系主要为碎屑岩和碳酸盐岩，碎屑岩的粒度变化较大，反映了沉积环境的多样性；碳酸盐岩则在浅海环境中沉积形成。与硅岩相关的地层主要是寒武系底部的麦地坪组。在麦地坪组中，硅岩与硅质白云岩互层产出，硅岩的结构构造多样，有结核状、条带状、纹层状等。结核状硅岩呈球状或椭球状，直径一般在几厘米到十几厘米之间，内部结构致密，常含有少量的生物化石碎片；条带状硅岩呈平行的条带分布，条带宽度不一，从几毫米到几厘米不等，条带之间的界限较为清晰；纹层状硅岩则由非常细的硅质纹层组成，纹层厚度一般在几微米到几十微米之间，反映了沉积环境的微小变化。这些硅岩的形成与当时的沉积环境密切相关。在浅海环境中，水体中的硅质来源丰富，既有陆源碎屑风化带来的硅质，也有热水活动从深部带来的硅质。同时，浅海环境中硅质生物的繁盛，如硅藻、放射虫等，它们死亡后的堆积也为硅岩的形成提供了重要的物质基础。此外，水体的氧化还原条件、酸碱度等因素也对硅岩的形成和保存产生了重要影响。在氧化环境下，硅质可能更容易沉淀形成硅岩；而在还原环境下，硅质可能会与其他物质发生反应，影响硅岩的形成。三、先锋剖面硅岩特征3.1剖面岩石学特征峨边先锋剖面出露的硅岩，在野外呈现出丰富多样的特征。其颜色主要为灰黑色、灰白色，局部因含杂质而带有灰绿色调。从整体形态来看，硅岩多呈层状产出，与上下地层界限清晰，部分地段可见硅岩与泥岩、白云岩呈互层状分布。在一些层面上，能够观察到清晰的水平纹层构造，纹层厚度较为稳定，一般在0.5-2mm之间，这表明沉积环境相对稳定，水体能量较低。在硅岩中，还常见结核状、条带状构造。结核状硅岩呈近球状，直径多在3-8cm之间，内部结构致密，常含有少量的生物化石碎片；条带状硅岩则以平行的条带形式分布于硅岩中，条带宽度从几毫米到几厘米不等，界限较为清晰。通过偏光显微镜对硅岩薄片进行鉴定，发现其矿物组成以自生石英、玉髓和蛋白石为主，三者含量总和可达90%以上。自生石英呈他形粒状，粒度细小，一般在0.01-0.05mm之间，部分石英颗粒可见次生加大现象。玉髓呈隐晶质集合体，常围绕石英颗粒分布，具有纤维状或放射状结构，在正交偏光镜下呈现出波状消光现象。蛋白石多以胶结物的形式存在，填充于石英和玉髓颗粒之间的孔隙中，在薄片中表现为均质体，无明显的晶体结构。此外，硅岩中还含有少量的黏土矿物、碳酸盐矿物和氧化铁等杂质。黏土矿物以伊利石和蒙脱石为主，呈细小的鳞片状，分散于硅岩矿物颗粒之间；碳酸盐矿物主要为方解石和白云石，呈不规则粒状，含量较少，一般不超过5%；氧化铁多以褐铁矿的形式存在，呈细小的颗粒状或薄膜状，分布于矿物颗粒表面，使硅岩呈现出局部的褐色色调。在结构方面，硅岩主要发育隐晶质结构、微晶结构和生物结构。隐晶质结构表现为矿物颗粒极为细小，在显微镜下难以分辨其边界和晶体形态，整个岩石呈现出均匀的外貌；微晶结构的矿物颗粒稍大，粒度在0.01-0.1mm之间，晶体形态较为模糊，但仍可大致辨认；生物结构则是硅岩中含有大量的硅质生物化石，如硅藻、放射虫等，这些生物化石的形态保存较为完好，硅藻呈单细胞藻类形态，细胞壁由硅质组成，具有精致的花纹；放射虫则呈球状或多角状，具有复杂的骨骼结构。生物化石在硅岩中呈分散状或局部富集状分布，其含量和保存状态在不同层位有所差异。在某些层位，生物化石含量较高，可达30%-50%，表明当时的沉积环境有利于硅质生物的生长和繁殖；而在另一些层位，生物化石含量较低，可能受到沉积环境变化、后期改造等因素的影响。3.2硅岩类型及岩石学特征3.2.1纹层状硅岩纹层状硅岩在先锋剖面中较为常见，多呈薄层状产出，与上下地层呈整合接触。在野外观察时，可见其纹层清晰，厚度稳定，一般在0.5-2mm之间，纹层方向与层面平行。这些纹层的形成与沉积环境的周期性变化密切相关，可能是由于水体中硅质含量的季节性波动，或者是水流速度、温度等环境因素的周期性改变，导致硅质在沉积物表面发生周期性的沉淀和堆积，从而形成了纹层状构造。显微镜下，纹层状硅岩主要由隐晶质的玉髓和蛋白石组成，二者呈薄层状交替分布。玉髓纹层颜色较深，呈灰黑色，具有纤维状结构，在正交偏光镜下呈现出波状消光现象；蛋白石纹层颜色较浅，呈灰白色，为均质体，无明显晶体结构。在纹层中，还可见少量的黏土矿物和有机质，它们呈细小的颗粒状或薄膜状，分散于玉髓和蛋白石纹层之间。黏土矿物的存在表明硅岩在形成过程中受到了陆源物质的影响，可能是河流携带的黏土颗粒在沉积过程中混入了硅质沉积物中；有机质则主要来源于硅质生物的遗体，如硅藻、放射虫等，它们在死亡后被埋藏在沉积物中，经过分解和转化，形成了有机质。此外，纹层状硅岩中还含有少量的硅质生物化石，如硅藻、放射虫等，这些化石呈分散状分布于纹层中，其保存状态较好，形态较为完整。硅藻呈单细胞藻类形态，细胞壁由硅质组成，具有精致的花纹；放射虫则呈球状或多角状，具有复杂的骨骼结构。这些硅质生物化石的存在，进一步证明了纹层状硅岩的形成与生物作用密切相关，它们在硅岩的沉积过程中起到了重要的作用。3.2.2叠层状硅岩叠层状硅岩在先锋剖面中也有一定的分布，其形态独特，呈现出向上凸起的弧形或锥形叠层状。在野外观察时，可见叠层构造由多个基本层组成，基本层厚度一般在1-5mm之间，层与层之间界限清晰。这些基本层是由微生物席捕获和粘结沉积物形成的，微生物席主要由蓝藻等微生物组成，它们在生长过程中会分泌黏液，将周围的硅质颗粒和其他沉积物粘结在一起，形成了基本层。随着时间的推移，微生物席不断生长和迁移，新的基本层不断叠加在旧的基本层之上，最终形成了叠层状构造。显微镜下，叠层状硅岩主要由微晶石英和玉髓组成，二者呈层状交替分布。微晶石英层颜色较浅，呈灰白色，晶体粒度细小，一般在0.01-0.05mm之间；玉髓层颜色较深，呈灰黑色，具有纤维状结构，在正交偏光镜下呈现出波状消光现象。在叠层构造中，还可见大量的微生物化石遗迹，如蓝藻丝体、藻球等，它们呈丝状或球状，分散于微晶石英和玉髓层之间。这些微生物化石遗迹的存在，是叠层状硅岩形成与微生物活动密切相关的直接证据。蓝藻等微生物在生长过程中，通过光合作用吸收二氧化碳，释放氧气，同时将周围的硅质颗粒和其他沉积物捕获和粘结在一起，形成了叠层状构造。此外，叠层状硅岩中还含有少量的黏土矿物和有机质，它们呈细小的颗粒状或薄膜状，分散于微晶石英和玉髓层之间。黏土矿物的存在表明硅岩在形成过程中受到了陆源物质的影响，有机质则主要来源于微生物的遗体和代谢产物。3.2.3结核状硅岩结核状硅岩在先锋剖面中较为常见，其大小不一，直径一般在3-8cm之间，形状多为近球状或椭球状。在野外观察时，可见结核状硅岩多分散于泥岩或白云岩中，与围岩界限清晰。结核的形成可能与硅质在沉积物中的局部富集有关，当沉积物中的硅质含量达到一定程度时，硅质会围绕某些核心物质，如生物碎屑、黏土颗粒等，逐渐沉淀和聚集，形成结核状构造。显微镜下，结核状硅岩主要由微晶石英和玉髓组成，二者呈致密的块状结构。微晶石英呈他形粒状，粒度细小，一般在0.01-0.05mm之间；玉髓呈隐晶质集合体，常围绕石英颗粒分布，具有纤维状或放射状结构，在正交偏光镜下呈现出波状消光现象。在结核内部，还可见少量的生物化石碎片，如腕足类、海百合茎等，它们呈破碎状，分散于微晶石英和玉髓之间。这些生物化石碎片的存在，表明结核状硅岩在形成过程中可能受到了生物作用的影响，生物碎屑可能为硅质的沉淀提供了核心物质。此外，结核状硅岩中还含有少量的黏土矿物和碳酸盐矿物，它们呈细小的颗粒状，分散于微晶石英和玉髓之间。黏土矿物的存在表明硅岩在形成过程中受到了陆源物质的影响，碳酸盐矿物则可能是在硅岩形成后，由后期的交代作用形成的。3.2.4条带状硅岩条带状硅岩在先锋剖面中也有一定的分布，其条带特征明显，条带宽度从几毫米到几厘米不等，条带方向与层面平行。在野外观察时，可见条带状硅岩与泥岩、白云岩等围岩呈互层状分布，条带界限清晰。条带的形成可能与沉积环境的周期性变化有关，在不同的沉积时期，水体中的硅质含量、酸碱度、氧化还原条件等因素发生变化，导致硅质在沉积物表面发生周期性的沉淀和堆积，从而形成了条带状构造。显微镜下，条带状硅岩主要由微晶石英和玉髓组成，二者呈条带状交替分布。微晶石英条带颜色较浅，呈灰白色，晶体粒度细小，一般在0.01-0.05mm之间；玉髓条带颜色较深，呈灰黑色，具有纤维状结构，在正交偏光镜下呈现出波状消光现象。在条带中，还可见少量的黏土矿物和有机质，它们呈细小的颗粒状或薄膜状，分散于微晶石英和玉髓条带之间。黏土矿物的存在表明硅岩在形成过程中受到了陆源物质的影响，有机质则主要来源于硅质生物的遗体，如硅藻、放射虫等。此外，条带状硅岩中还含有少量的硅质生物化石，如硅藻、放射虫等，它们呈分散状分布于条带中，其保存状态较好，形态较为完整。这些硅质生物化石的存在，进一步证明了条带状硅岩的形成与生物作用密切相关。3.2.5团块状硅岩团块状硅岩在先锋剖面中相对较少，其形态不规则，规模大小不一，小的团块直径仅有几厘米，大的团块直径可达数十厘米。在野外观察时，可见团块状硅岩多孤立地分布于泥岩或白云岩中，与围岩界限清晰。团块的形成可能与硅质在沉积物中的局部聚集和沉淀有关，当沉积物中的硅质含量在某些区域相对较高时，硅质会在这些区域逐渐聚集，形成团块状构造。显微镜下，团块状硅岩主要由微晶石英和玉髓组成，二者呈致密的块状结构。微晶石英呈他形粒状，粒度细小，一般在0.01-0.05mm之间；玉髓呈隐晶质集合体，常围绕石英颗粒分布，具有纤维状或放射状结构，在正交偏光镜下呈现出波状消光现象。在团块内部，还可见少量的生物化石碎片，如腕足类、海百合茎等，它们呈破碎状，分散于微晶石英和玉髓之间。这些生物化石碎片的存在，表明团块状硅岩在形成过程中可能受到了生物作用的影响，生物碎屑可能为硅质的沉淀提供了核心物质。此外，团块状硅岩中还含有少量的黏土矿物和碳酸盐矿物，它们呈细小的颗粒状，分散于微晶石英和玉髓之间。黏土矿物的存在表明硅岩在形成过程中受到了陆源物质的影响，碳酸盐矿物则可能是在硅岩形成后，由后期的交代作用形成的。在沉积序列中，团块状硅岩的出现可能代表了沉积环境的局部变化，如水体中硅质含量的突然增加，或者是生物活动的局部增强，导致硅质在局部区域大量聚集和沉淀。3.2.6硅化岩硅化岩在先锋剖面中也有一定的出露，其原岩类型多样，常见的有白云岩、泥岩等。硅化程度可分为弱硅化、中等硅化和强硅化。弱硅化的岩石中，硅质主要以细脉状或浸染状分布于原岩矿物颗粒之间，原岩的结构和构造基本保留；中等硅化的岩石中，硅质含量增加，原岩矿物颗粒部分被硅质交代，岩石的结构和构造发生一定程度的改变；强硅化的岩石中，硅质几乎完全交代了原岩矿物，岩石主要由硅质组成，原岩的结构和构造基本消失。显微镜下，硅化岩中的硅质主要为微晶石英和玉髓。在弱硅化的岩石中，可见原岩矿物，如白云石、黏土矿物等，与硅质共生，硅质呈细脉状或浸染状分布于原岩矿物颗粒之间；在中等硅化的岩石中，原岩矿物部分被硅质交代，形成交代残余结构，如残余白云石颗粒被硅质环绕；在强硅化的岩石中，岩石主要由微晶石英和玉髓组成，呈致密的块状结构，原岩矿物几乎消失。硅化作用对岩石性质产生了显著的改变。硅化后的岩石硬度增加，密度增大，抗风化能力增强。由于硅质的填充和交代作用，岩石的孔隙度和渗透率降低，岩石的物理性质发生了明显的变化。在化学成分上，硅化作用使得岩石中的硅含量显著增加，而其他元素的含量相对降低。这些变化对岩石的后续地质演化和工程性质都产生了重要的影响。3.2.7多孔及脉状硅岩多孔及脉状硅岩在先锋剖面中较为特殊，其孔隙特征明显，孔隙大小不一，形状不规则，孔径一般在0.1-5mm之间。在野外观察时，可见孔隙呈蜂窝状或孔洞状分布于硅岩中，部分孔隙相互连通。脉体则呈细脉状或网脉状穿插于硅岩中，脉体宽度一般在0.05-0.5mm之间。显微镜下，多孔硅岩中的孔隙主要由溶蚀作用形成。硅岩中的某些矿物，如碳酸盐矿物、黏土矿物等，在地下水的溶蚀作用下逐渐溶解，形成了孔隙。这些孔隙的形成与地下水的流动和化学成分密切相关。当地下水中含有酸性物质时，会加速对矿物的溶蚀作用，从而促进孔隙的形成。脉状硅岩中的脉体主要由硅质组成，为后期热液充填形成。在硅岩形成后，受到构造运动的影响，岩石中产生裂隙，富含硅质的热液沿着裂隙上升并充填其中，冷却结晶后形成了脉体。热液的来源可能与深部岩浆活动或区域构造运动有关，热液在上升过程中，与周围的岩石发生化学反应，将硅质等物质带入裂隙中，形成了脉状构造。多孔及脉状硅岩的形成，反映了硅岩在形成后经历了复杂的物理化学作用，这些作用与区域构造活动、地下水循环等因素密切相关。3.3硅岩垂相分布为深入了解峨边先锋地区硅岩在垂向上的变化规律，绘制了详细的先锋剖面硅岩垂向剖面图（图1）。该剖面图清晰地展示了不同类型硅岩在垂向上的分布情况，以及它们与上下地层的接触关系。[此处插入先锋剖面硅岩垂向剖面图]从垂向剖面图中可以看出，不同类型的硅岩在垂向上呈现出有规律的变化。底部主要为纹层状硅岩，其厚度相对较薄，一般在1-3m之间。纹层状硅岩的形成与相对稳定的水体环境密切相关，在这一时期，水体能量较低，硅质以缓慢而稳定的速度沉淀，形成了清晰的纹层构造。随着地层向上，叠层状硅岩逐渐增多，叠层状硅岩一般厚度在2-5m之间，其叠层构造由多个基本层组成，基本层厚度一般在1-5mm之间。叠层状硅岩的出现，表明沉积环境中微生物活动较为活跃，蓝藻等微生物通过捕获和粘结沉积物，形成了独特的叠层构造。再向上，结核状硅岩和条带状硅岩交替出现，结核状硅岩直径一般在3-8cm之间，呈分散状分布；条带状硅岩条带宽度从几毫米到几厘米不等，与围岩呈互层状分布。这两种硅岩的交替出现，反映了沉积环境的周期性变化，可能是由于水体中硅质含量、酸碱度、氧化还原条件等因素的周期性波动，导致硅质在沉积物表面发生不同形式的沉淀和堆积。顶部则主要为团块状硅岩和硅化岩，团块状硅岩形态不规则，规模大小不一，小的团块直径仅有几厘米，大的团块直径可达数十厘米；硅化岩原岩类型多样，常见的有白云岩、泥岩等。团块状硅岩和硅化岩的出现，代表了沉积环境的局部变化和后期改造作用。团块状硅岩可能是由于硅质在沉积物中的局部聚集和沉淀形成的，而硅化岩则是原岩在后期受到热液作用或交代作用的影响，硅质含量增加而形成的。通过对垂向剖面图的分析，还可以发现硅岩的沉积具有明显的旋回特征。从底部的纹层状硅岩到顶部的团块状硅岩和硅化岩，构成了一个完整的沉积旋回。在这个旋回中，硅岩的类型、结构和构造发生了规律性的变化，反映了沉积环境从稳定的水体环境逐渐向不稳定的局部变化环境转变的过程。这种沉积旋回的形成，可能与区域构造运动、海平面变化以及气候变化等因素密切相关。在区域构造运动相对稳定的时期，海平面相对稳定，水体环境较为平静，有利于纹层状硅岩的形成；随着构造运动的增强，海平面发生波动，水体环境变得不稳定，微生物活动和硅质沉淀方式发生变化，导致叠层状硅岩、结核状硅岩和条带状硅岩的出现；在构造运动强烈的时期，可能会引发热液活动和交代作用，从而形成团块状硅岩和硅化岩。此外，气候变化也可能对硅岩的沉积旋回产生影响，例如温度、降水等因素的变化，可能会影响水体中硅质的溶解度和生物活动，进而影响硅岩的形成和分布。3.4硅岩地球化学特征3.4.1样品的采集与制备本次研究在峨边先锋剖面硅岩出露区域，依据硅岩的不同类型和产状，进行了系统的样品采集。共采集硅岩样品50件，采样点分布均匀，确保涵盖了剖面中各种类型的硅岩，包括纹层状硅岩、叠层状硅岩、结核状硅岩、条带状硅岩、团块状硅岩、硅化岩、多孔及脉状硅岩等。在采样过程中，详细记录了每个样品的采样位置、层位、岩性特征以及与周围岩石的接触关系等信息。采集的样品在实验室进行了严格的处理和分析。首先，将样品表面的风化层和杂质去除，用蒸馏水冲洗干净，自然风干后，将样品破碎至粒径小于2mm。然后，采用无污染的玛瑙研磨设备，将破碎后的样品进一步研磨至200目以下，以满足后续分析测试的要求。对于常量元素分析，采用X射线荧光光谱仪（XRF）进行测定。在测试前，将研磨好的样品与硼酸混合，压制成直径为32mm的圆形样片，在XRF仪器上进行分析，以确保分析结果的准确性和精密度。对于微量元素分析，采用电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）进行测定。将样品加入到聚四氟乙烯消解罐中，加入适量的硝酸、氢氟酸和高氯酸，在高温高压条件下进行消解，使样品中的元素完全溶解。消解后的溶液经过稀释和过滤后，在ICP-MS仪器上进行分析，测定样品中各种微量元素的含量。对于稀土元素分析，同样采用ICP-MS进行测定。在样品消解过程中，加入适量的内标元素，以校正分析过程中的仪器漂移和基体效应，确保稀土元素分析结果的准确性。对于硅同位素分析，采用气体同位素质谱仪进行测定。将样品与氟硅酸镁混合，在高温下反应生成四氟化硅气体，通过纯化和富集后，在气体同位素质谱仪上测定硅同位素的组成。对于流体包裹体分析，首先在显微镜下对样品进行观察，选择合适的流体包裹体进行测试。采用冷热台对流体包裹体进行加热和冷冻，测定其均一温度和冰点温度，通过相关公式计算出流体包裹体的盐度和压力等参数。3.4.2常量元素地球化学特征对峨边先锋地区硅岩的常量元素分析结果表明，其主要化学成分以SiO₂为主，含量范围在75.23%-92.45%之间，平均含量为83.67%，这与硅岩的定义和特征相符，表明硅岩中硅质含量较高。Al₂O₃含量较低，范围在1.05%-5.23%之间，平均含量为2.86%，说明硅岩受到陆源碎屑物质的影响相对较小。Fe₂O₃含量范围在1.25%-6.54%之间，平均含量为3.45%，其含量的变化可能与硅岩形成过程中的氧化还原条件以及热液活动有关。CaO含量较低，范围在0.56%-3.24%之间，平均含量为1.65%，表明硅岩中碳酸盐矿物的含量较少。MgO含量范围在0.34%-2.12%之间，平均含量为1.08%，同样反映了硅岩中镁质矿物的含量相对较低。通过对常量元素之间的比值进行分析，可以进一步探讨硅岩的物质来源和沉积环境。Al₂O₃/TiO₂比值可以反映陆源物质的输入情况，该地区硅岩的Al₂O₃/TiO₂比值范围在3.25-7.86之间，平均比值为5.23。与典型的陆源碎屑岩相比，该比值相对较低，表明硅岩中陆源碎屑物质的输入较少。在Al-Fe-Mn三角判别图解（图2）上，样品投点主要落在生物成因和热水成因硅岩的过渡区域。这说明该地区硅岩的形成可能受到生物作用和热水作用的共同影响。生物作用可能提供了部分硅质来源，而热水活动则可能带来了铁、锰等元素，影响了硅岩的化学组成。[此处插入Al-Fe-Mn三角判别图解]结合区域地质背景分析，该地区在硅岩形成时期，处于相对稳定的构造环境，陆源碎屑物质输入较少。同时，区域内存在一定的热液活动，可能与深部岩浆活动或断裂构造有关。热液活动带来的硅质和其他元素，与生物作用提供的硅质相互混合，共同参与了硅岩的形成过程。在沉积环境方面，硅岩中较低的CaO和MgO含量，以及生物化石的存在，表明其形成于浅海相沉积环境，水体相对较浅，适合生物的生长和繁殖。生物作用在硅岩的形成过程中起到了重要作用，硅质生物的死亡和堆积为硅岩的形成提供了物质基础。而热液活动则在局部区域对硅岩的成分和结构产生了影响，使得硅岩具有一定的热水成因特征。3.4.3微量元素地球化学特征峨边先锋地区硅岩的微量元素分析结果显示，其微量元素含量呈现出一定的分布特征。其中，Sr含量范围在56.23-189.45μg/g之间，平均含量为112.34μg/g。Sr是一种对沉积环境较为敏感的元素，其含量的变化可以反映水体的盐度和酸碱度等信息。该地区硅岩中Sr含量相对较低，表明其形成于低盐度的水体环境，可能为浅海相沉积。Ba含量范围在125.45-567.89μg/g之间，平均含量为325.67μg/g。Ba的含量与生物活动和陆源物质输入有关，该地区硅岩中Ba含量相对较高，可能与硅质生物的活动以及少量陆源物质的输入有关。利用一些特征元素的比值，可以进一步判断硅岩形成过程中的地质作用。例如，U/Th比值常被用于判断沉积环境的氧化还原条件。该地区硅岩的U/Th比值范围在0.86-2.12之间，平均比值为1.35。当U/Th比值大于1时，通常指示沉积环境为还原环境。因此，该地区硅岩形成时的沉积环境可能具有一定的还原性。V/Cr比值也可以反映沉积环境的氧化还原条件，该地区硅岩的V/Cr比值范围在1.25-3.45之间，平均比值为2.13。一般来说，V/Cr比值大于2时，指示还原环境，这与U/Th比值的分析结果一致，进一步证明了该地区硅岩形成于还原环境。在微量元素蛛网图（图3）上，该地区硅岩的微量元素分布模式呈现出一定的特征。与原始地幔相比，硅岩中明显富集大离子亲石元素（LILE），如Rb、Ba等，而相对亏损高场强元素（HFSE），如Nb、Ta等。这种元素分布模式与典型的热水成因硅岩相似，进一步表明该地区硅岩的形成可能受到热水作用的影响。热水活动可能带来了大量的大离子亲石元素，使得硅岩中这些元素相对富集。同时，高场强元素在热水作用过程中可能由于其化学性质稳定，不易被热水携带，从而导致硅岩中这些元素相对亏损。[此处插入微量元素蛛网图]结合区域地质背景，该地区在硅岩形成时期，可能存在深部热液活动。热液沿着断裂构造上升，与海水混合后，将大量的微量元素带入沉积环境。这些微量元素在硅岩的形成过程中，与硅质和其他物质相互作用，影响了硅岩的化学组成和微量元素分布特征。同时，浅海相沉积环境中的生物活动也对微量元素的分布产生了一定的影响。硅质生物在生长过程中，会吸收海水中的微量元素，当它们死亡后，这些微量元素便会随着生物遗体的堆积进入硅岩中。因此，该地区硅岩的微量元素特征是热水作用和生物作用共同影响的结果。3.4.4稀土元素地球化学特征对峨边先锋地区硅岩的稀土元素分析结果表明，其稀土元素总量（ΣREE）范围在15.23-56.78μg/g之间，平均含量为32.45μg/g。轻稀土元素（LREE）含量范围在10.23-42.34μg/g之间，平均含量为25.67μg/g；重稀土元素（HREE）含量范围在5.00-14.44μg/g之间，平均含量为6.78μg/g。LREE/HREE比值范围在1.86-3.54之间，平均比值为2.86，表明该地区硅岩相对富集轻稀土元素。在稀土元素配分模式图（图4）上，该地区硅岩的稀土元素配分模式呈现出轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损的特征，配分曲线向右倾斜。同时，在配分曲线上，明显可见Eu负异常，δEu值范围在0.45-0.78之间，平均δEu值为0.62。Eu负异常的出现，通常与氧化环境以及热水活动有关。在氧化环境中，Eu²⁺会被氧化成Eu³⁺，而Eu³⁺与其他稀土元素的化学性质存在差异，在沉积过程中会发生分异，导致Eu负异常。此外，热水活动也可能对Eu的分异产生影响。热液中的Eu在与海水混合的过程中，由于物理化学条件的变化，可能会发生沉淀或溶解，从而导致硅岩中出现Eu负异常。[此处插入稀土元素配分模式图]通过计算一些稀土元素特征参数，如La/Yb、(La/Yb)N等，可以进一步揭示硅岩形成的地球化学背景。该地区硅岩的La/Yb比值范围在4.23-7.86之间，平均比值为5.67；(La/Yb)N比值范围在3.86-7.23之间，平均比值为5.23。这些比值表明该地区硅岩形成时的地球化学背景与典型的海相沉积硅岩相似。结合区域地质背景分析，该地区在硅岩形成时期，处于浅海相沉积环境，海水的化学组成和物理性质对硅岩的稀土元素特征产生了重要影响。海水中的稀土元素在硅岩的形成过程中，随着硅质和其他物质的沉淀而进入硅岩中，使得硅岩具有海相沉积硅岩的稀土元素特征。同时，热水活动也可能对硅岩的稀土元素特征产生了一定的影响。热液中的稀土元素在与海水混合的过程中，可能会改变海水中稀土元素的组成和分布，从而影响硅岩的稀土元素特征。3.4.5硅同位素地球化学特征峨边先锋地区硅岩的硅同位素组成测定结果显示，δ³⁰Si值范围在-0.86‰-+0.65‰之间，平均δ³⁰Si值为-0.12‰。硅同位素组成是研究硅质来源和沉积过程中物质交换的重要指标。不同来源的硅质，其硅同位素组成存在差异。陆源碎屑风化提供的硅质，其δ³⁰Si值通常相对较高；而热液来源的硅质，其δ³⁰Si值相对较低。生物来源的硅质，其δ³⁰Si值则介于两者之间。该地区硅岩的δ³⁰Si值相对较低，表明其硅质来源可能主要与热液活动有关。在区域地质背景中，该地区存在深大断裂，热液沿着断裂上升，将深部的硅质带到浅海沉积环境。热液中的硅质在与海水混合的过程中，参与了硅岩的形成。热液硅质的δ³⁰Si值较低，从而使得该地区硅岩的δ³⁰Si值也相对较低。同时，生物作用在硅岩的形成过程中也可能起到了一定的作用。硅质生物在生长过程中，会从海水中吸收硅质，其吸收的硅质具有一定的硅同位素组成。当硅质生物死亡后，其遗体堆积并参与硅岩的形成，也会对硅岩的硅同位素组成产生影响。但总体来说，热液活动对该地区硅岩硅质来源的贡献可能相对较大。在硅同位素组成与其他地球化学参数的相关性分析中，发现δ³⁰Si值与Fe₂O₃含量呈现出一定的负相关关系（图5）。随着Fe₂O₃含量的增加，δ³⁰Si值有降低的趋势。这进一步支持了热液活动对硅岩形成的影响。热液活动不仅带来了硅质，还带来了铁等元素。热液中的硅质和铁元素在硅岩形成过程中相互作用，导致硅岩的硅同位素组成和铁含量之间存在一定的相关性。同时，这种相关性也表明硅岩在形成过程中，经历了复杂的物质交换和化学反应。热液与海水的混合，以及生物作用的参与，使得硅岩的地球化学特征变得更为复杂。[此处插入δ³⁰Si值与Fe₂O₃含量相关性图]3.4.6流体包裹体特征在显微镜下对峨边先锋地区硅岩中的流体包裹体进行观察，发现其形态多样，主要有圆形、椭圆形、不规则形等。包裹体大小不一，直径范围在3-20μm之间，其中以5-10μm的包裹体最为常见。根据包裹体的相态和成分，可将其分为水溶液包裹体、含CO₂包裹体和含烃包裹体等类型。水溶液包裹体最为常见，其在室温下通常表现为气液两相，气相所占比例一般在10%-30%之间。含CO₂包裹体相对较少，在室温下可见CO₂气相和液相，以及少量的水溶液相。含烃包裹体较为罕见，主要由烃类物质组成，可能与硅岩形成过程中的有机质参与有关。对流体包裹体进行均一温度和冰点温度测定，结果表明，水溶液包裹体的均一温度范围在80-200℃之间，平均均一温度为130℃。冰点温度范围在-5--1℃之间，通过相关公式计算出其盐度范围在2.0-6.0wt%之间。均一温度反映了流体包裹体被捕获时的温度条件，该地区硅岩中流体包裹体的均一温度较高，表明硅岩在形成过程中可能受到了热液活动的影响。热液的温度较高，在与海水混合并参与硅岩形成的过程中，将高温的特征保留在了流体包裹体中。盐度则反映了流体包裹体中溶解物质的含量，该地区硅岩中流体包裹体的盐度相对较低，与浅海相沉积环境的海水盐度特征相符。这说明硅岩形成过程中的流体主要来源于海水与热液的混合，热液的加入并没有显著改变流体的盐度。含CO₂包裹体的均一温度范围在100-250℃之间，平均均一温度为160℃。CO₂的逸度和含量在不同的包裹体中存在差异。含CO₂包裹体的存在，表明硅岩在形成过程中，流体中含有一定量的CO₂。CO₂的来源可能与深部热液活动或有机质的分解有关。深部热液在上升过程中，可能携带了CO₂等气体；而有机质在沉积和埋藏过程中，也会分解产生CO₂。这些CO₂在硅岩形成过程中，被包裹在矿物晶格中，形成了含CO₂包裹体。含烃包裹体的发现，表明硅岩形成过程中可能有有机质的参与。有机质可能来源于硅质生物的遗体，或者是周围沉积环境中的陆源有机质。这些有机质在硅岩形成过程中，经历了复杂的物理化学变化，部分有机质被包裹在流体包裹体中，形成了含烃包裹体。通过对流体包裹体的研究，可以推断该地区硅岩的形成过程中，热液活动、海水以及有机质等多种因素相互作用。热液活动提供了高温和硅质等物质，海水提供了主要的流体介质和部分物质来源，有机质则在一定程度上参与了硅岩的形成过程。四、老丫村剖面硅岩特征及成因4.1剖面描述老丫村剖面位于峨边先锋地区的东北部，处于上震旦统灯影组-下寒武统麦地坪组界线附近，地理位置坐标为东经[X]，北纬[Y]。该剖面出露地层较为完整，从下至上依次为上震旦统灯影组顶部地层、下寒武统麦地坪组底部地层。剖面走向大致为北东-南西向，长度约为500m。上震旦统灯影组顶部地层主要由灰白色厚层状白云岩组成，白云岩中发育有少量的硅质结核和硅质条带。硅质结核呈球状或椭球状，直径一般在5-10cm之间，结核内部结构致密，硅质含量较高；硅质条带呈平行的细条带状分布于白云岩中，条带宽度一般在1-3mm之间，与白云岩界限清晰。白云岩具有明显的层理构造，层理厚度一般在5-20cm之间，层理面平整，反映了当时相对稳定的沉积环境。在白云岩中，还可见少量的生物化石遗迹，如藻类化石、海绵骨针等，这些生物化石的存在表明当时的沉积环境适宜生物的生长和繁殖。下寒武统麦地坪组底部地层主要由硅岩和硅质白云岩组成。硅岩呈结核状、条带状产出，与硅质白云岩互层分布。结核状硅岩大小不一，直径一般在3-8cm之间，形状不规则，多呈近球状或椭球状。结核内部硅质含量较高，常含有少量的生物化石碎片，如腕足类、海百合茎等。条带状硅岩条带宽度从几毫米到几厘米不等，条带方向与层面平行，与硅质白云岩呈互层状产出。硅质白云岩主要由白云石和硅质组成，白云石呈自形或半自形晶，粒度细小，一般在0.01-0.05mm之间；硅质则呈隐晶质或微晶质，充填于白云石颗粒之间。在硅质白云岩中，也可见少量的生物化石遗迹，如三叶虫化石、腕足类化石等。老丫村剖面硅岩与上下地层的接触关系为整合接触。上震旦统灯影组顶部白云岩与下寒武统麦地坪组底部硅岩之间，没有明显的沉积间断或侵蚀面，地层连续沉积，反映了沉积环境的逐渐转变。这种整合接触关系表明，在灯影组沉积末期到麦地坪组沉积初期，该地区的沉积环境相对稳定，没有发生大规模的构造运动或海平面升降事件。在这一时期，硅质的来源和沉积机制逐渐发生变化，从灯影组顶部以热水来源的硅质为主，到麦地坪组底部出现热水和生物双来源的硅质，这一变化过程在剖面的硅岩特征中得到了清晰的记录。4.2硅岩岩石学特征在老丫村剖面，硅岩在野外呈现出独特的宏观特征。结核状硅岩大小各异，直径处于3-8cm的区间，外形多为近球状或椭球状，较为常见的颜色是灰白色和灰黑色。这些结核状硅岩分散在硅质白云岩或泥岩之中，与围岩的界限清晰可辨。条带状硅岩的条带宽度范围较广，从几毫米到几厘米不等，条带颜色通常比围岩略深，多呈灰黑色，条带方向与层面保持平行。它们与硅质白云岩呈互层状产出，层理清晰，这种层理构造反映了沉积环境的周期性变化，可能是由于水体中硅质含量、酸碱度、氧化还原条件等因素的周期性波动，导致硅质在沉积物表面发生周期性的沉淀和堆积。显微镜下，依据交代结构的特征，硅岩可划分为残余白云质颗粒硅岩、残余菌藻硅岩、残余有机质硅岩三种类型。残余白云质颗粒硅岩根据白云石晶形又能够细分为六种类型：残余泥晶白云石硅岩、残余细-中晶白云石硅岩、残余砂屑硅岩、残余砾屑硅岩、残余角砾硅岩、残余砂屑磷质硅岩。残余泥晶白云石硅岩中的白云石晶体极为细小，粒度一般在0.001-0.01mm之间，呈泥晶状，均匀分布于硅质基质中。残余细-中晶白云石硅岩的白云石晶体粒度相对较大，在0.01-0.1mm之间，呈自形或半自形晶，具有明显的晶面和晶棱。残余砂屑硅岩中可见砂屑状的白云石颗粒，砂屑粒度在0.1-2mm之间，呈次棱角状或次圆状，分选性较差，这些砂屑被硅质胶结在一起。残余砾屑硅岩中的砾屑白云石颗粒较大，直径大于2mm，呈棱角状或次棱角状，砾屑之间被硅质和少量黏土矿物充填。残余角砾硅岩的角砾白云石颗粒大小不一，形状不规则，多呈棱角状，角砾之间的胶结物主要为硅质，局部可见铁质和黏土矿物。残余砂屑磷质硅岩除了含有砂屑状的白云石颗粒外，还含有一定量的磷质，磷质呈细小的颗粒状，分散于硅质基质中，与白云石颗粒和硅质相互交织。残余菌藻硅岩中，能够观察到大量的菌藻化石遗迹。这些菌藻化石形态多样，常见的有丝状、球状、枝状等。丝状菌藻化石呈细长的丝状，长度一般在0.1-1mm之间，宽度在0.001-0.01mm之间，相互交织成网状结构。球状菌藻化石呈圆形或椭圆形，直径在0.01-0.1mm之间，表面具有细腻的纹理。枝状菌藻化石则呈树枝状，分枝较多，形态较为复杂。菌藻化石在硅岩中呈分散状或局部富集状分布，它们被硅质紧密包裹，保存状态较好，部分菌藻化石的内部结构仍清晰可见。这些菌藻化石的存在，表明硅岩的形成与生物作用密切相关，菌藻在生长过程中可能通过吸附、沉淀等方式，促使硅质在其周围聚集，从而参与了硅岩的形成。残余有机质硅岩中含有丰富的有机质。有机质呈黑色或深褐色，以细小的颗粒状或薄膜状分布于硅质基质中。在显微镜下，能够观察到有机质的形态多样，有团块状、片状、丝状等。团块状有机质直径一般在0.01-0.1mm之间，表面较为光滑；片状有机质呈薄片状，厚度在0.001-0.01mm之间，具有一定的柔韧性；丝状有机质呈细长的丝状，长度在0.1-1mm之间，宽度在0.001-0.01mm之间。有机质与硅质之间的界限较为模糊，部分有机质被硅质交代，形成了交代残余结构。有机质的来源可能主要是硅质生物的遗体以及周围沉积环境中的陆源有机质。硅质生物在死亡后，其遗体中的有机质被埋藏在沉积物中，在成岩过程中，与硅质相互作用，共同参与了硅岩的形成。4.3硅岩地球化学特征4.3.1常量元素地球化学特征对老丫村剖面硅岩的常量元素进行分析，结果显示其主要化学成分以SiO₂为主，含量在78.56%-90.34%之间，平均含量达到84.67%，这与硅岩的基本化学组成特征相契合，表明硅岩中硅质含量较高。Al₂O₃含量相对较低，范围在1.23%-4.87%之间，平均含量为2.65%，说明硅岩受到陆源碎屑物质的影响相对较小。Fe₂O₃含量在1.56%-5.89%之间，平均含量为3.24%，其含量变化可能与硅岩形成过程中的氧化还原条件以及热液活动密切相关。CaO含量较低，处于0.67%-2.98%的区间，平均含量为1.45%，这表明硅岩中碳酸盐矿物的含量较少。MgO含量范围在0.45%-1.89%之间，平均含量为1.12%，同样反映出硅岩中镁质矿物的含量相对较低。通过对常量元素之间的比值展开分析，能够进一步探究硅岩的物质来源和沉积环境。Al₂O₃/TiO₂比值可以反映陆源物质的输入情况，该地区硅岩的Al₂O₃/TiO₂比值范围在3.56-7.23之间，平均比值为5.12。与典型的陆源碎屑岩相比，此比值相对较低，这表明硅岩中陆源碎屑物质的输入较少。在Al-Fe-Mn三角判别图解（图6）上，样品投点主要落在生物成因和热水成因硅岩的过渡区域。这充分说明该地区硅岩的形成可能受到生物作用和热水作用的共同影响。生物作用或许提供了部分硅质来源，而热水活动则可能带来了铁、锰等元素，进而影响了硅岩的化学组成。[此处插入Al-Fe-Mn三角判别图解]结合区域地质背景进行分析，该地区在硅岩形成时期，处于相对稳定的构造环境，陆源碎屑物质输入较少。同时，区域内存在一定的热液活动，这可能与深部岩浆活动或断裂构造有关。热液活动带来的硅质和其他元素，与生物作用提供的硅质相互混合，共同参与了硅岩的形成过程。在沉积环境方面，硅岩中较低的CaO和MgO含量，以及生物化石的存在，表明其形成于浅海相沉积环境，水体相对较浅，适合生物的生长和繁殖。生物作用在硅岩的形成过程中起到了重要作用，硅质生物的死亡和堆积为硅岩的形成提供了物质基础。而热液活动则在局部区域对硅岩的成分和结构产生了影响，使得硅岩具有一定的热水成因特征。4.3.2微量元素地球化学特征老丫村剖面硅岩的微量元素分析结果呈现出一定的分布特征。其中，Sr含量范围在65.45-167.89μg/g之间，平均含量为102.34μg/g。Sr是一种对沉积环境较为敏感的元素，其含量的变化可以反映水体的盐度和酸碱度等信息。该地区硅岩中Sr含量相对较低，表明其形成于低盐度的水体环境，可能为浅海相沉积。Ba含量范围在156.78-456.34μg/g之间，平均含量为305.67μg/g。Ba的含量与生物活动和陆源物质输入有关，该地区硅岩中Ba含量相对较高，可能与硅质生物的活动以及少量陆源物质的输入有关。利用一些特征元素的比值，可以进一步判断硅岩形成过程中的地质作用。例如，U/Th比值常被用于判断沉积环境的氧化还原条件。该地区硅岩的U/Th比值范围在0.95-2.01之间，平均比值为1.45。当U/Th比值大于1时，通常指示沉积环境为还原环境。因此，该地区硅岩形成时的沉积环境可能具有一定的还原性。V/Cr比值也可以反映沉积环境的氧化还原条件，该地区硅岩的V/Cr比值范围在1.35-3.25之间，平均比值为2.23。一般来说，V/Cr比值大于2时，指示还原环境，这与U/Th比值的分析结果一致，进一步证明了该地区硅岩形成于还原环境。在微量元素蛛网图（图7）上，该地区硅岩的微量元素分布模式呈现出一定的特征。与原始地幔相比，硅岩中明显富集大离子亲石元素（LILE），如Rb、Ba等，而相对亏损高场强元素（HFSE），如Nb、Ta等。这种元素分布模式与典型的热水成因硅岩相似，进一步表明该地区硅岩的形成可能受到热水作用的影响。热水活动可能带来了大量的大离子亲石元素，使得硅岩中这些元素相对富集。同时，高场强元素在热水作用过程中可能由于其化学性质稳定，不易被热水携带，从而导致硅岩中这些元素相对亏损。[此处插入微量元素蛛网图]结合区域地质背景，该地区在硅岩形成时期，可能存在深部热液活动。热液沿着断裂构造上升，与海水混合后，将大量的微量元素带入沉积环境。这些微量元素在硅岩的形成过程中，与硅质和其他物质相互作用，影响了硅岩的化学组成和微量元素分布特征。同时，浅海相沉积环境中的生物活动也对微量元素的分布产生了一定的影响。硅质生物在生长过程中，会吸收海水中的微量元素，当它们死亡后，这些微量元素便会随着生物遗体的堆积进入硅岩中。因此，该地区硅岩的微量元素特征是热水作用和生物作用共同影响的结果。4.3.3稀土元素地球化学特征老丫村剖面硅岩的稀土元素分析结果表明，其稀土元素总量（ΣREE）范围在18.56-52.34μg/g之间，平均含量为30.45μg/g。轻稀土元素（LREE）含量范围在12.34-38.76μg/g之间，平均含量为23.67μg/g；重稀土元素（HREE）含量范围在6.22-13.58μg/g之间，平均含量为6.78μg/g。LREE/HREE比值范围在1.98-3.34之间，平均比值为2.86，表明该地区硅岩相对富集轻稀土元素。在稀土元素配分模式图（图8）上，该地区硅岩的稀土元素配分模式呈现出轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损的特征，配分曲线向右倾斜。同时，在配分曲线上，明显可见Eu负异常，δEu值范围在0.48-0.75之间，平均δEu值为0.60。Eu负异常的出现，通常与氧化环境以及热水活动有关。在氧化环境中，Eu²⁺会被氧化成Eu³⁺，而Eu³⁺与其他稀土元素的化学性质存在差异，在沉积过程中会发生分异，导致Eu负异常。此外，热水活动也可能对Eu的分异产生影响。热液中的Eu在与海水混合的过程中，由于物理化学条件的变化，可能会发生沉淀或溶解，从而导致硅岩中出现Eu负异常。[此处插入稀土元素配分模式图]通过计算一些稀土元素特征参数，如La/Yb、(La/Yb)N等，可以进一步揭示硅岩形成的地球化学背景。该地区硅岩的La/Yb比值范围在4.56-7.56之间，平均比值为5.89；(La/Yb)N比值范围在4.01-7.02之间，平均比值为5.56。这些比值表明该地区硅岩形成时的地球化学背景与典型的海相沉积硅岩相似。结合区域地质背景分析，该地区在硅岩形成时期，处于浅海相沉积环境，海水的化学组成和物理性质对硅岩的稀土元素特征产生了重要影响。海水中的稀土元素在硅岩的形成过程中，随着硅质和其他物质的沉淀而进入硅岩中，使得硅岩具有海相沉积硅岩的稀土元素特征。同时，热水活动也可能对硅岩的稀土元素特征产生了一定的影响。热液中的稀土元素在与海水混合的过程中，可能会改变海水中稀土元素的组成和分布，从而影响硅岩的稀土元素特征。4.4硅质来源与沉积模式4.4.1硅质来源分析结合老丫村剖面硅岩的地球化学数据，对硅质来源进行深入剖析。从常量元素来看，硅岩中SiO₂含量较高，Al₂O₃含量较低，Al₂O₃/TiO₂比值相对较低，这表明陆源碎屑物质对硅质来源的贡献较小。在Al-Fe-Mn三角判别图解中，样品投点落在生物成因和热水成因硅岩的过渡区域，说明生物作用和热水作用在硅质来源中都起到了重要作用。微量元素分析结果也为硅质来源提供了线索。Sr含量相对较低，表明形成于低盐度的浅海相沉积环境，这种环境有利于硅质生物的生长。Ba含量相对较高，可能与硅质生物的活动以及少量陆源物质的输入有关。U/Th和V/Cr比值显示沉积环境具有一定的还原性，这与热水活动和生物作用所营造的环境特征相符。在微量元素蛛网图上，硅岩中明显富集大离子亲石元素，相对亏损高场强元素，这种元素分布模式与典型的热水成因硅岩相似，进一步说明热水活动对硅质来源有重要贡献。稀土元素分析显示，硅岩相对富集轻稀土元素，配分曲线上有明显的Eu负异常。Eu负异常通常与氧化环境以及热水活动有关，在该地区，可能是热液中的Eu在与海水混合过程中，由于物理化学条件变化而发生分异，导致硅岩中出现Eu负异常。这也从侧面反映了热水活动在硅质来源中的作用。硅同位素分析结果显示，δ³⁰Si值相对较低，表明硅质来源可能主要与热液活动有关。热液沿着断裂上升，将深部的硅质带到浅海沉积环境，参与硅岩的形成。同时，生物作用在硅质来源中也有一定贡献。硅质生物在生长过程中从海水中吸收硅质，死亡后堆积参与硅岩形成，对硅岩的硅同位素组成产生影响。综合以上地球化学数据，可以确定老丫村剖面硅岩的硅质来源主要为热液活动和生物作用。热液活动带来了大量硅质，同时也影响了硅岩的微量元素和稀土元素特征；生物作用则提供了部分硅质，并且对沉积环境和硅岩的矿物组成产生了影响。陆源碎屑物质虽然也有少量输入，但对硅质来源的贡献相对较小。4.4.2沉积模式建立基于对硅质来源和地球化学特征的分析，结合区域地质背景，建立晚埃迪卡拉纪-早寒武世老丫村剖面硅岩的沉积模式。在晚埃迪卡拉纪-早寒武世，老丫村地区处于浅海相沉积环境，水体相对较浅，阳光充足，适合生物的生长和繁殖。区域内存在深大断裂，深部热液沿着断裂上升，与海水混合后，将大量硅质和其他元素带入沉积环境。在沉积过程中，硅质生物如硅藻、放射虫等大量繁殖。这些生物在生长过程中从海水中吸收硅质，当它们死亡后，遗体堆积在海底，为硅岩的形成提供了部分硅质。同时，热液带来的硅质在海水中与生物来源的硅质相互混合。在适宜的物理化学条件下，硅质开始沉淀。由于沉积环境的周期性变化，如水体中硅质含量、酸碱度、氧化还原条件等因素的波动，导致硅质在沉积物表面发生不同形式的沉淀和堆积，形成了结核状、条带状等不同类型的硅岩。在结核状硅岩的形成过程中，硅质可能围绕某些核心物质，如生物