下揚子中二疊統孤峰組熱液硅質巖地球化學約束及其意義

摘 要 【目的】下揚子地區中二疊世沉積了一套富含有機質的孤峰組黑色硅質巖，熱液硅質巖的分析是該區硅質巖與異常高有機質富集關系研究的關鍵，進而為該區頁巖氣勘探提供理論依據。【方法】利用主量、微量和稀土元素地球化學結合巖相學特征分析，安徽銅陵葉山和巢湖平頂山地區孤峰組硅質巖的成因及其構造背景。【結果】巢湖地區孤峰組黑色薄層硅質巖中富含硅質海綿骨針以及放射蟲，而銅陵地區孤峰組青灰色硅質巖中幾乎不含硅質生物，由微晶石英組成。熱液活動指標Al/（Al+Fe+Mn）、Eu/Eu*、Al-Fe-Mn三角圖、LuN/LaN比值指示銅陵地區孤峰組青灰色硅質巖為熱液成因，巢湖地區孤峰組黑色薄層硅質巖為生物成因。微量和稀土元素La-Th-Sc三角圖以及La/Sc與Ti/Zr交會圖指示銅陵地區孤峰組沉積期為洋島弧構造背景，而巢湖地區為陸島弧和主動大陸邊緣背景。【結論】銅陵地區孤峰組硅質巖為原生熱液硅質沉積，是斜坡帶活躍的構造裂陷活動帶來的熱液硅酸沉積而成。下揚子地區孤峰組黑色層狀硅質巖雖然為生物成因，但其硅的來源與斜坡帶的熱液活動有關。下揚子地區孤峰組富有機質沉積可能與熱液活動帶來大量的營養物質造成浮游生物的繁盛有關。

關鍵詞 孤峰組；熱液活動；硅質巖；下揚子地區；中二疊世；有機質富集

第一作者簡介 鄒怡，女，2000年出生，碩士研究生，沉積學與地球化學，E-mail： zouyii26@163.com

通信作者 韋恒葉，男，博士，教授，沉積學與地球化學，E-mail： hy.wei@swpu.edu.cn

中圖分類號 P595 文獻標志碼 A

0 引言

我國華南地區中二疊統孤峰組是一套暗色硅質巖（或稱為硅巖）夾頁巖的沉積，同時也是一個穿時的地層單位。在中揚子和上揚子地區孤峰組主要屬于卡匹敦期（Capitanian）沉積[1]，而在下揚子地區孤峰組的底部和頂部分別對應中二疊瓜德魯普世的底和頂界線，沉積時限為整個瓜德魯普世[2?3]，包括了羅德期、沃德期和卡匹敦期。相比中上揚子區在有限的臺內盆地沉積的孤峰組硅質巖，下揚子地區的黑色硅質巖分布很廣，涉及皖南、蘇西、浙西北和部分贛北地區。如此大規模的黑色富有機質硅質巖是頁巖氣資源、沉積礦產（如錳礦）資源物質基礎，其硅質巖成因、沉積成巖過程與沉積環境控制了這些化石能源與礦產資源的形成與聚集，開展基礎沉積學的研究具有十分重要的意義。

下揚子地區孤峰組硅質巖自20世紀八九十年代以來受到了廣泛的關注，對孤峰組硅質巖的成因與沉積環境已經有了較為成熟的認識。最初的研究從孤峰組的化石開始，認為孤峰組含大量的放射蟲、海綿骨針化石[4?6]和薄殼的腕足[7]，是一種典型的生物成因硅質巖，為上升流形成的沉積[8]。早期對孤峰組巖相和沉積相的研究認為，下揚子孤峰組硅質巖屬于臺地陸棚外帶環境[9]，相當于威爾遜碳酸鹽巖臺地相模式中的斜坡和陸棚相。孤峰組層狀硅質巖的沉積成巖過程被認為是硅質生物死亡后，硅質骨骼發生溶解，形成硅質生物軟泥，成巖形成層狀硅質巖[10]。隨后，對下揚子孤峰組硅質巖的地球化學分析得出關于硅質巖成因的兩種觀點，一種認為下揚子孤峰組層狀硅質巖是熱水沉積[11]，熱泉噴出后海水硅酸濃度升高而沉淀，同時促使硅質生物的繁盛；另一種觀點則認為孤峰組是典型的生物成因硅質巖，可能混有少量熱水成因硅質巖[12?13]。從古地理和構造背景來看，下揚子地區孤峰組沉積時期屬于華南板塊陸內裂陷沉積階段，形成于拉張裂陷的盆地環境[14]。下揚子孤峰組硅質巖沉積于東特提斯多島洋環境[15]，信風帶內特提斯洋東岸的洋流上涌[16]、瓜德魯普世早期的海侵以及斷陷引發的海水加深形成孤峰組沉積早期的環境分異[17]，引發碳酸鹽巖臺地的消亡。形成了一個富含有機質的滯留缺氧硫化盆地[18?19]，這也是目前該區非常規油氣勘探在孤峰組鉆獲頁巖氣的原因所在[20]。

近期對巢湖地區孤峰組下部的泥巖和火山碎屑巖夾層的研究有了一些新的發現。高精度的鋯石U-Pb 同位素定年技術CA-ID-TIMS 測試結果發現，孤峰組底部正是中二疊瓜德魯普世與早二疊烏拉爾世的分界線[2]。針對孤峰組的火山灰開展地球化學分析認為，孤峰組沉積早期的火山活動與峨眉山地幔柱無關，是小規模頻繁的島弧中—酸性巖漿活動的結果[21]。進一步的分析認為，下揚子孤峰組硅質巖沉積時期正是華夏板塊由被動大陸邊緣轉變為古太平洋俯沖引起的主動大陸邊緣的轉折時期[22]。基于以上研究進展，本文結合安徽銅陵葉山小澇和巢湖平頂山淺顏色熱液硅質巖的發現，開展詳細的地球化學分析，重新審視下揚子地區孤峰組硅質巖的成因和形成過程。

1 地質背景

中二疊世時期，華南地塊是古特提斯洋東部的一個大型熱帶孤立地臺（圖1）[18]，臺地內部主要發育淺灘碳酸鹽巖淺海環境以及臺內較深水硅質巖盆地環境。下揚子地區整體處于華南地塊的北部，位于江紹斷裂帶和郯廬斷裂帶之間，西北與華北地塊相鄰，東南與華夏板塊相連，東北部延伸至黃海，以西為中上揚子地塊。該區自顯生宙以來經歷了多個構造階段和多旋回的盆地生成、發展、改造、疊加過程，形成了極富個性的構造格局[23]。中二疊世期間，該區坳陷形成下揚子盆地，沉積了深水相的孤峰組黑色硅質巖[24]。Wu et al.[2]和Zhang et al. [25]分別對巢湖地區孤峰組底部和頂部地層進行了鋯石U-Pb定年實驗，獲得了較為精確的年齡，較好地限定了孤峰組的沉積時間，即孤峰組底部為中二疊世與早二疊世的界線，而孤峰組頂部與銀屏組的界線為卡匹敦晚期。

2 實驗方法

主量元素的測定采用熔片法，在X射線熒光光譜儀（ 型號為SHIMADZU SEQUENTIAL XRF－1800）進行測定。粉末樣品經過馬弗爐高溫煅燒之后與混合溶劑高溫熔融制作成玻璃片而測定。試驗結果分析誤差優于1%。微量和稀土元素測定采用高分辨率電感耦合等離子質譜儀（型號PE350D）測定。前處理采用稀鹽酸、稀硝酸、氫氟酸以及高氯酸在烘箱高溫高壓溶解，在電熱板進行近干蒸發消解，直至所有粉末全部溶解為溶液。加內標AGV-2、BCR-2 和BHVO-2，用2% 的稀硝酸進行定量稀釋后測定。所有的主量、微量和稀土元素的測定均是在中國地質大學（武漢）生物地質與環境地質國家重點實驗室完成，其分析精度優于5%。稀土元素采用澳大利亞后太古宙平均頁巖（Post-Archean Australian Shale，PAAS）進行標準化，Ce 異常值Ce/Ce*計算公式為標準化后的Ce/（La+Pr）/2，Eu 異常值Eu/Eu*計算公式為標準化后的Eu/（Sm+Gd）/2。

3 巖石學特征

巢湖剖面（25°01′44″ N，113°44′18″ E）為深水盆地沉積環境，依次出露下二疊統棲霞組、中二疊統孤峰組、銀屏組。棲霞組由灰色生物碎屑灰巖組成，有豐富的海百合、有孔蟲、介形蟲、腕足類及腹足類和雙殼類，棲霞組和孤峰組呈不整合接觸，表明存在沉積間斷。孤峰組巖性為黑色薄層硅質巖夾頁巖（圖2a），有機碳含量平均高達6 wt.%[26]，硅質巖中含豐富的硅質海綿骨針（圖2b）和放射蟲（圖2c）。這些硅質骨骼生物以硅質海綿骨針為主，放射蟲次之，且放射蟲主要見于孤峰組的硅質巖的上部層段。銀屏組由深灰色頁巖組成，在風化作用下變成紫色、深灰色和白色的混合色。

小澇剖面（30°56′47″ N，118°00′52″ E）為臺地斜坡沉積環境，依次出露下二疊統棲霞組、中二疊統孤峰組，二者呈整合接觸。剖面的孤峰組同樣為硅質巖，根據形狀分為兩部分：下部地層為青灰色層狀硅質巖，幾乎不含頁巖夾層（圖2d），局部含瘤狀石灰巖結核，其內部含層狀硅質巖（圖2e）；上部為灰色非層狀硅質巖，其內部含深灰色早成巖硅質結核（圖2f）。小澇剖面孤峰組硅質巖鏡下為微晶石英結構（圖2g），下部層狀硅質巖在鏡下發育水平紋層（圖2h）。孤峰組硅質巖局部發育角礫巖（圖2i），角礫顆粒內部發育早成巖硅質脈（圖2j）。位于孤峰組下部的青灰色層狀硅質巖見少量硅質海綿骨針（圖2k），而位于孤峰組上部的灰色非層狀硅質巖見較多的鈣質生物，如綠藻中的裸海松藻屬、鈣扇藻屬（圖2l，m）。整個孤峰組硅質巖中常見細小的鈣質海綿骨針，在巖石中已經硅化為硅質（圖2n，o）。

4 元素地球化學實驗結果

巢湖剖面孤峰組下部泥巖段和磷質結核段的二氧化硅含量介于45%～72%（表1），硅質泥巖至泥質硅質巖；而孤峰組中部和上部的三個段（下放射蟲硅質巖段、海綿—放射蟲硅質巖段、上放射蟲硅質巖段）的二氧化硅含量很高，介于85%～94%，是典型的硅質巖，但含有少量泥質。總有機碳（Total OrganicCarbon，TOC）含量介于0.48%～21.48%，平均值為4.52%[26]，Fe/Ti 比值介于2.9～19.1，平均值為11.1；Al/（Al+Fe+Mn）比值介于0.37～0.81，平均值為0.64。微量元素Sc含量介于1.48×10-6～13.2×10-6，平均值為5.38×10-6（表2）；Th含量介于0.57×10-6～9.17×10-6，平均值為2.95×10-6；Ti/Zr比值介于7.7～32.3，平均值為20.4；La/Sc比值介于1.0～6.1，平均值為2.6。稀土元素La 元素含量介于2.2×10-6～71.8×10-6，平均值為15.8×10-6；Eu異常值Eu/Eu*介于0.70～1.03，平均值為0.89；標準化后LuN/LaN比值介于0.45～2.2，平均值為1.23（表3）。

小澇剖面孤峰組硅質巖的二氧化硅含量很高，為96%～99%（表4），是很純的硅質巖，泥質含量極低。TOC 含量介于0.03%～0.66%，平均值為0.22%[26]，Fe/Ti 比值介于16.4～46.7，平均值為30.6；Al/（Al+Fe+Mn）比值介于0.05～0.49，平均值為0.29。微量元素Co、Ni、Cu、Cr、Ba含量變化很大，局部可高達n100×10-6～1 000×10-6（表5）。Sc 含量介于0.9×10-6～10.1×10-6，平均值為2.3×10-6；Th 含量介于0.2×10-6～18.7×10-6，平均值為1.3×10-6；La/Sc比值介于0.6～4.8，平均值為1.9；Ti/Zr比值介于16.2～97.2，平均值為52.9。銅陵小澇剖面稀土元素La 含量介于1.7×10-6～48.2×10-6，平均值為7.3×10-6；Eu異常值Eu/Eu*介于0.66～1.37，平均值為1.05；標準化后LuN/LaN比值介于0.63～2.77，平均值為1.38（表6）。

5 硅質巖成因及其意義

5.1 硅質巖成因

Al和Ti共同出現在鋁硅酸鹽礦物相中，是指示陸源輸入的良好指標；而鐵一般富集于洋中脊富金屬沉積物，是指示熱液活動輸入的優質參數[27]。Adachi et al.[28]通過統計現代海洋熱液系統和正常生物成因的硅質巖制作了Al-Fe-Mn三角圖版，以區分熱液和非熱液成因的硅質巖。海相沉積物中Al/（Al+Fe+Mn）比值也被用于測量熱液活動對沉積物沉積的貢獻[29]。他們認為東太平洋洋脊熱液的沉淀物中Al/（Al+Fe+Mn）比值低至0.01，而半遠洋硅質巖沉積物中該比值為0.60。熱液的影響越強，Al/（Al+Fe+Mn）比值越低，熱液的影響越弱，該比值則越高[28]。安徽巢湖剖面和小澇剖面的孤峰組硅質巖的Al-Fe-Mn三角圖表明，巢湖剖面孤峰組硅質巖為非熱液成因硅質巖，而小澇剖面孤峰組硅質巖大部分樣品均為熱液成因（圖3）。這些結論與沉積物巖相特征吻合，巢湖剖面孤峰組硅質巖中富含硅質海綿骨針以及放射蟲（圖2a～c），說明硅質巖為生物成因，而非熱液成因；小澇剖面硅質巖為青灰色層狀和非層狀，幾乎不含硅質生物，以微晶石英為主要礦物（圖2d～h），這從側面上也支持了熱液成因，而非生物成因。

巢湖剖面孤峰組硅質巖的Al/（Al+Fe+Mn）比值大部分大于0.6，僅在孤峰組下部的下硅質巖段中出現小于0.6的樣品（圖4），說明巢湖地區在孤峰組硅質巖沉積早期可能受到熱液作用的影響。除了巢湖地區，夏邦棟等[11]對繁昌桃沖、涇縣昌橋三個地區的孤峰組黑色層狀硅質巖樣品Al/（Al+Fe+Mn）分析，同樣指示存在熱液作用的影響。說明下揚子地區黑色層狀硅質巖雖然表面上是生物成因，但其硅的來源很可能與熱液活動有關。巢湖剖面孤峰組硅質巖部分樣品較高的Fe/Ti比值與小澇剖面的樣品接近（表1，4），也支持了上述結論。這是因為沉積物經歷了熱液活動的輸入，其Fe/Ti比值較高[28]。

稀土元素Eu的異常同樣可以指示硅質巖的熱液活動特征。由于稀土元素在海水中一般為III價態的離子形式存在，而Eu除了Eu3+，還存在一個Eu2+離子。這種特殊價態的存在，致使Eu常常出現異常的特征值。在巖漿活動過程中，Eu3+常常被還原為Eu2+，后者的離子半徑更大，與周圍的稀土元素半徑相比均較大，進而出現分餾特征[30]。Eu的還原現象常出現在洋中脊的熱液系統中[31]。在強烈還原環境中，Eu3+還原為Eu2+，其離子半徑與Ba2+離子半徑類似，經常被重晶石吸附而沉淀下來[30]。在熱液系統中，Eu常常產生分餾而形成Eu的正異常[31]，這是因為結晶化學的親緣性致使還原形成的Eu2+通常被長石或其他礦物結合而形成Eu的分餾[32]，造成Eu的富集。洋中脊熱液流體的上覆海水中Eu的正異常最為明顯，其Eu/Eu*比值可高達10[33]，洋中脊附近的硅質巖中Eu/Eu*比值隨著遠離洋中脊由1.35逐漸下降至1.02[34]。遠離熱液噴口25 km（或100 km）以后，指示熱液活動的Eu正異常信號基本不再被保存下來，雖然熱液對區域性的海水影響仍然存在[34]。巢湖剖面孤峰組硅質巖的Eu/Eu*值大部分小于1.0（表3），僅在孤峰組下部的下硅質巖段中出現少量樣品的Eu/Eu*接近1.0（圖4，5），同樣說明巢湖地區孤峰組硅質巖為非熱液成因，但下部硅質巖段可能受到熱液作用微弱的影響，由于遠離熱液噴口，其Eu的正異常無法保存下來。小澇剖面的Eu/Eu*值大部分大于1.0，最高可達1.4（表6），且孤峰組上部的非層狀硅質巖段比下部的層狀硅質巖段Eu正異常更為明顯（圖4，6）。說明小澇剖面距離熱液噴口極近，保存了熱液系統中Eu 的正異常信號，為典型的熱液硅質巖沉積。

在正常的海水中，由于重稀土比輕稀土具有更強的無機絡合作用而表現為更穩定的流體化學行為[35?36]，因此輕稀土比重稀土更容易從海水中被清除，從而在海水的稀土元素配分模式圖中顯示輕稀土虧損的特征[30]。洋盆的熱液流體具有輕稀土富集的特征[33]，洋中脊熱液將海水中大量的輕稀土吸收導致其周圍海水具有輕稀土虧損的特征。因此，在洋中脊的硅質巖中，由于硅質巖主要吸附海水或者被熱液改造過的海水的稀土元素，硅質巖稀土元素配分模式顯示明顯的輕稀土虧損特征，此時LuN/LaN 比值高達3[37?38]。隨著遠離洋中脊，沉積物中LuN/LaN比值由1.55逐漸下降至0.87，至正常的洋盆則下降為0.37[34]。而在開放的大陸邊緣海環境中，輕稀土被帶出海水而顯示出輕稀土虧損的特征，此時沉積物中LuN/LaN比值又升高至1.10左右[34]。巢湖剖面孤峰組硅質巖中LuN/LaN比值主要分布在1.2左右，僅在下部硅質巖段中出現部分高LuN/LaN比值的樣品（表3），同時稀土元素配分曲線同樣表明沒有存在明顯的輕稀土虧損的特征（圖4，5）。然而，小澇剖面的孤峰組硅質巖中LuN/LaN比值普遍較高，最高接近3.0，平均值達2.3（表6），存在明顯的輕稀土虧損特征（圖4，6），這也說明小澇剖面孤峰組硅質巖很可能為熱液成因。

5.2 硅質巖的沉積構造背景

上述熱液硅質巖的形成可能與下揚子區特定的構造背景有關。某些惰性微量元素能指示物源構造背景，例如元素La、Zr、Ce、Nd、Y、Hf、Nb、Ti、Sc、Th由于在沉積過程中遷移度較低以及海水居留時間較短，可以用于約束物源和構造背景[39]。在風化和搬運過程中，這些元素被定量地搬運到碎屑沉積巖中，因而能指示母源的信號[40]。La-Th-Sc三角圖能區分不同的構造背景。洋島弧樣品往往展示較高的Sc含量以及較低的La/Sc比值（平均值為0.55±0.2），大陸邊緣樣品往往展示較高的La含量以及較高的La/Sc比值（La/Sc=4），而陸島弧樣品則處于上述兩種環境的中間，表現為中等的La/Sc 比值（平均值為0.8±0.3）[41]。該圖能區分古生代洋和陸島弧環境，但難于區分主動大陸邊緣和被動大陸邊緣。La/Sc與Ti/Zr的交會圖則可以區分大陸邊緣的構造背景。洋島弧樣品以Ti/Zr比值大于40以及La/Sc比值大于1為特征；陸島弧樣品一般以Ti/Zr比值為10～35以及La/Sc比值為1～3 為特征；主動大陸邊緣樣品以較高的La/Sc比值（3～6）與陸島弧樣品相區分；被動大陸邊緣樣品以Ti/Zr 比值小于10 以及較高的La/Sc 比值（3～9）與其他構造背景的樣品相區分[41]。巢湖剖面和小澇剖面孤峰組硅質巖均不屬于被動大陸邊緣構造屬性，前者反映陸島弧和主動大陸邊緣的構造屬性（圖7a），而后者反映洋島弧構造背景（圖7b）。主動大陸邊緣和洋島弧構造環境中熱液活動較為常見，這從構造上解釋了銅陵小澇孤峰組熱液硅質巖存在的成因，以及巢湖地區孤峰組硅質巖部分樣品保留微弱的熱液活動信號的原因。

5.3 下揚子孤峰組熱液硅質巖的意義

上述分析表明，銅陵地區孤峰組青灰色層狀和非層狀硅質巖均為明顯的熱液成因。層狀硅質巖內部發育結核狀石灰巖，后者內部含薄板狀硅質巖（圖2e），表明硅質巖為原生沉積作用形成，而不是交代成因。局部發育的角礫狀硅質巖的礫石成分為含石英脈的硅質巖（圖2i，j），反映礫巖形成時其礫石為半固結的硅質巖，同樣指示了硅質巖的原生沉積成因。非層狀硅質巖內部含有大量的鈣質生物如綠藻的裸海松藻屬、鈣扇藻屬以及鈣質海綿骨針等（圖2l～o），表明熱液硅質巖沉積時期混有較多的鈣質骨骼生物化石。硅質巖中的二氧化硅成分最低為96 wt.%（表4），說明這些骨骼在成巖過程中全部被交代形成了硅質，其鏡下正交偏光特征均為微晶石英結構也支持了這一點（圖2）。青灰色—灰色非層狀硅質巖內部含深灰色硅質結核，反映了沉積時期熱液硅質與鈣質混積在成巖過程中交代鈣質的同時，在局部富有機質內部形成了自生的硅質結核。同時，在熱液硅質巖內部富含綠藻、鈣質海綿骨針等底棲鈣質生物化石，說明銅陵地區附近的熱液活動并沒有對海水化學產生顯著的影響，底棲生物的活動沒有受到較大的威脅，熱液活動帶來的還原性物質可能無法改變海水的氧化還原條件。從這一點上看，熱液活動地質事件難以通過形成缺氧環境的方式引發有機質的富集。

巢湖平頂山地區距離銅陵葉山小澇地區直線距離約80 km，遠離熱液噴口，其黑色薄層硅質巖的沉積雖然很難保存熱液活動的信號，但很可能受到熱液帶來的硅的影響。巢湖平頂山孤峰組硅質巖中Eu異常以及Al/（Al+Fe+Mn）中微弱的熱液信號也證實了這一點。說明位于江南臺地斜坡環境（如銅陵與池州一帶）中的熱液活動帶來的大量硅質，可能是下揚子地區孤峰組沉積豐富的黑色薄層硅質巖的主要原因。但是，孤峰組黑色硅質巖中異常高的有機質富集[26]與熱液活動是否有關？從構造上看，下揚子盆地周邊斜坡環境中主動大陸邊緣與洋島弧性質的構造活動形成頻繁的熱液活動，為下揚子海帶來大量的營養物質，構造裂陷形成的較深水下揚子盆地[10]是匯聚營養物質的優質古地理場所，從理論上講熱液可能是該區孤峰組富有機質的主要原因之一。但目前還沒有相關的證據，而且熱液活動頻繁的小澇剖面有機碳含量并不高[18]，這可能與其較淺水且水動力條件較強的上斜坡環境不利于有機質保存有關，有機質含量的高低不能真實地反映熱液帶來的營養水平。此外，巢湖地區營養物質的匯聚也可能來自周圍古陸例如華夏古陸或蘇北地區的古陸，以及洋流上涌[16]和多個火山灰層[2]指示的火山活動。

6 結論

安徽銅陵地區孤峰組青灰色硅質巖為熱液成因，礦物呈微晶石英結構，是由熱液帶來的硅酸原生沉積而成，混有部分鈣質生物化石沉積。銅陵地區距離熱液噴口較近（小于25 km），其孤峰組硅質巖保存顯著的熱液地球化學信號。銅陵地區位于江南淺水臺地與下揚子盆地之間的過渡帶斜坡環境，因而下揚子地區中二疊世斜坡環境中可能存在頻繁的熱液活動。巢湖地區孤峰組黑色薄層硅質巖為典型的生物成因硅質巖，含豐富的硅質海綿骨針和放射蟲，但部分層段硅質巖中仍然記錄微弱的熱液活動信號。表明巢湖地區的黑色薄層硅質巖雖然為生物成因，但其硅質的最終來源可能是附近的熱液活動，只是由于與熱液噴口存在一定的距離（如大于25 km），導致其熱液信號的地球化學記錄較為微弱。據此，下揚子地區中二疊統孤峰組普遍的黑色硅質巖的硅來源，可能與其盆地周圍斜坡環境的熱液活動有關。同時下揚子盆地周圍頻繁的熱液活動可能給盆地帶來了大量的營養物質，造成該區孤峰組異常的高有機質富集。

致謝 感謝評審專家以及編輯提出建設性的修改意見。野外露頭剖面樣品的采集得到了張璇、唐瞻文、耿梓傲、江增光以及東華理工大學王安東副教授的幫助，在此一并致謝。

參考文獻（References）

［1］ Ma Q F， Feng Q L， Caridroit M， et al. Integrated radiolarian andconodont biostratigraphy of the Middle Permian Gufeng Formation（South China） [J]. Comptes Rendus Palevol， 2016， 15（5）：453-459.

［2］ Wu Q， Ramezani J， Zhang H， et al. Calibrating the Guadalupianseries （Middle Permian） of South China[J]. Palaeogeography，Palaeoclimatology， Palaeoecology， 2017， 466： 361-372.

［3］ Wu Q， Ramezani J， Zhang H， et al. High-precision U-Pb zirconage constraints on the Guadalupian in West Texas， USA[J].Palaeogeography， Palaeoclimatology， Palaeoecology， 2020， 548：109668.

［4］ 盛金章，王玉凈. 南京龍潭孤峰組的放射蟲化石[J]. 古生物學報，1985，24（2）：171-180.［Sheng Jinzhang， Wang Yujing. Fossilradiolaria from Kufeng Formation at Longtan， Nanjing[J]. ActaPalaeontologica Sinica， 1985， 24（2）： 171-180.］

［5］ 王汝建. 南京湖山地區孤峰組硅質巖中的放射蟲化石[J]. 微體古生物學報，1993，10（4）：459-468.［Wang Rujian. Fossil radiolariansfrom the Kufeng Formation， Hushan area， Nanjing[J]. ActaMicropalaeontologica Sinica， 1993， 10（4）： 459-468.］

［6］ 王玉凈，齊敦倫. 蘇皖南部孤峰組放射蟲動物群[J]. 微體古生物學報，1995，12（4）：374-387.［Wang Yujing， Qi Dunlun. Radiolarianfauna of the Kuhfeng Formation in southern part of Jiangsuand Anhui provinces[J]. Acta Micropalaeontologica Sinica， 1995，12（4）： 374-387.］

［7］ 金玉玕，胡世忠. 安徽南部及寧鎮山脈孤峰組的腕足化石[J].古生物學報，1978，17（2）：101-127.［Jin Yugan， Hu Shizhong.Brachiopods of the Kuhfeng Formation in south Anhui and Nankinghills[J]. Acta Palaeontologica Sinica， 1978， 17（2）： 101-127.］

［8］ 王汝建，沈高平，Sashida K. 蘇皖地區孤峰組放射蟲動物群及其古環境意義[J]. 同濟大學學報，1997，25（5）：559-564.［WangRujian， Shen Gaoping， Sashida K. Studies on radiolarian faunafrom Gufeng Formation in Anhui and Jiangsu provinces， eastChina and its paleoenvironmental significance[J]. Journal ofTongji University， 1997， 25（5）： 559-564.］

［9］ 劉寶珺，朱同興. 安徽中南部下二疊統棲霞組和孤峰組沉積環境及成巖歷史[J]. 成都地質學院學報，1990，17（1）：5-12.［LiuBaojun， Zhu Tongxing. Sedimentary environments and diagenetichistory of Qixia and Gufeng Formations， Lower Permian in centraland southern Anhui， SE China[J]. Journal of Chengdu Collegeof Geology， 1990， 17（1）： 5-12.］

［10］ 朱同興. 安徽南部下二疊統結核狀硅質巖和層狀硅質巖的沉積學特征及其成因探討[J]. 巖相古地理，1989（5）：1-8.［ZhuTongxing. Sedimentological features and the genesis of LowerPermian nodular and thin-bedded siliceous rocks in southern Anhui[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology， 1989（5）：1-8.］

［11］ 夏邦棟，鐘立榮，方中，等. 下揚子區早三疊世孤峰組層狀硅質巖成因[J]. 地質學報，1995，69（2）：125-137.［Xia Bangdong，Zhong Lirong， Fang Zhong， et al. The origin of cherts ofthe Early Permian Gufeng Formation in the Lower Yangtze area，eastern China[J]. Acta Geologica Sinica， 1995， 69（2）： 125-137.］

［12］ 楊玉卿，馮增昭. 華南下二疊統層狀硅巖的形成及意義[J]. 巖石學報，1997，13（1）：111-120.［Yang Yuqing， Feng Zengzhao.Formation and significance of the bedded siliceous rocks of theLower Permian in South China[J]. Acta Petrologica Sinica，1997， 13（1）： 111-120.］

［13］ 楊水源，姚靜. 安徽巢湖平頂山中二疊統孤峰組硅質巖的地球化學特征及成因[J]. 高校地質學報，2008，14（1）：39-48.［Yang Shuiyuan， Yao Jing. Geochemistry and origin of siliceousrocks from the Gufeng Formation of Middle Permian in the Pingdingshanarea， Chaohu region， Anhui province[J]. GeologicalJournal of China Universities， 2008， 14（1）： 39-48.］

［14］ 李紅中，周永章，楊志軍，等. 欽-杭結合帶硅質巖的分布特征及其地質意義[J]. 地學前緣，2015，22（2）：108-117.［Li Hongzhong，Zhou Yongzhang， Yang Zhijun， et al. A study of the distributioncharacteristics of siliceous rocks in Qinzhou （Bay） -Hangzhou （Bay） joint belt and its geological significances[J].Earth Science Frontiers， 2015， 22（2）： 108-117.］

［15］ 顏佳新，趙坤. 二疊—三疊紀東特提斯地區古地理、古氣候和古海洋演化與地球表層多圈層事件耦合[J]. 中國科學（D輯）：地球科學，2002，32（9）：751-759.［Yan Jiaxin， Zhao Kun. Thecoupling of paleogeography， paleoclimate， and paleooceanic evolutionwith multiple layers of the Earth's surface layer in thePermian-Triassic east tethys region[J]. Science China （Seri. D）：Earth Sciences， 2002， 32（9）： 751-759.］

［16］ Zhang B L， Yao S P， Wignall P B， et al. Widespread coastal upwellingalong the eastern paleo-tethys margin （South China） duringthe Middle Permian （Guadalupian）： Implications for organicmatter accumulation[J]. Marine and Petroleum Geology， 2018，97： 113-126.

［17］ 何衛紅，吳順寶，張克信，等. 下揚子區孤峰組放射蟲化石帶劃分及環境分析[J]. 江蘇地質，1999，23（1）：17-23.［He Weihong，Wu Shunbao， Zhang Kexin， et al. Classification of radiolarianfossil zones and environmental analysis of Gufeng Formationin Lower Yangtze region[J]. Jiangsu Geology， 1999， 23（1）：17-23.］

［18］ Wei H Y， Tang Z W， Yan D T， et al. Guadalupian （Middle Permian）ocean redox evolution in South China and its implicationsfor mass extinction[J]. Chemical Geology， 2019， 530： 119318.

［19］ 耿梓傲，韋恒葉. 下揚子巢湖地區中二疊統孤峰組富有機質硅質巖有機地球化學特征[J]. 高校地質學報，2019，25（6）：823-837.［Geng Zi’ao， Wei Hengye. Organic geochemistry oforganic-rich Cherts in the Middle Permian Gufeng Formation inChaohu， Lower Yangtze area[J]. Geological Journal of ChinaUniversities， 2019， 25（6）： 823-837.］

［20］ 石剛，李建青，廖圣兵，等. 安徽宣城地區皖油地1 井鉆獲二疊系頁巖氣[J]. 中國地質，2021，48（2）：669-670.［Shi Gang， LiJianqing， Liao Shengbing， et al. Discovery of Permian shale gasin the Wanyoudi-1 well of Xuancheng， Anhui province[J].Geology in China， 2021， 48（2）： 669-670.］

［21］ Ge L K， Xie J C， Li Q Z， et al. Geochronology and geochemistryof Middle Permian tuff in Chaohu region， China： Implicationsfor their origin and geological significance[J]. Solid EarthSciences， 2021， 6（4）： 354-366.

［22］ Zhang B L， Yao S P， Ma A L， et al. New geochemical constraintson the development of active continental margin in southeastChina during the Middle Permian and its tectonic implications[J]. Gondwana Research， 2022， 103： 458-472.

［23］ 姚柏平，陸紅，郭念發. 論下揚子地區多期構造格局疊加及其油氣地質意義[J]. 石油勘探與開發，1999，26（4）：10-13.［YaoBaiping， Lu Hong， Guo Nianfa. The multi-stage structure frameof Lower Yangtze Basin evolution and its significance in petroleumgeology[J]. Petroleum Exploration and Development，1999， 26（4）： 10-13.］

［24］ 李雙應，孟慶任，萬秋，等. 長江中下游地區二疊紀碳酸鹽斜坡沉積及其成礦意義[J]. 巖石學報，2008，24（8）：1733-1744.［Li Shuangying， Meng Qingren， Wan Qiu， et al. Deposition ofcarbonate slope and ore-forming in Permian strata in the middlelowerreaches of the Yangtze River， East China[J]. Acta PetrologicaSinica， 2008， 24（8）： 1733-1744.］

［25］ Zhang B L， Yao S P， Wignall P B， et al. New timing and geochemicalconstraints on the Capitanian （Middle Permian） extinctionand environmental changes in deep-water settings： Evidencefrom the Lower Yangtze region of South China[J]. Journal of theGeological Society， 2019， 176（3）： 588-608.

［26］ Wei H Y， Geng Z A， Zhang X. Guadalupian （Middle Permian）δ13Corg changes in the Lower Yangtze， South China[J]. Acta Geochimica，2020， 39（6）： 988-1001.

［27］ Murray R W. Chemical criteria to identify the depositional environmentof chert： General principles and applications[J]. SedimentaryGeology， 1994， 90（3/4）： 213-232.

［28］ Adachi M， Yamamoto K， Sugisaki R. Hydrothermal chert and associatedsiliceous rocks from the northern Pacific： Their geologicalsignificance as indication of ocean ridge activity[J]. SedimentaryGeology， 1986， 47（1/2）： 125-148.

［29］ Bostr?m K， Peterson M N A. The origin of aluminum-poor ferromanganoansediments in areas of high heat flow on the EastPacific Rise[J]. Marine Geology， 1969， 7（5）： 427-447.

［30］ de Baar H J W， Bacon M P， Brewer P G， et al. Rare earth elementsin the Pacific and Atlantic Oceans[J]. Geochimica et CosmochimicaActa， 1985， 49（9）： 1943-1959.

［31］ Michard A， Albarède F， Michard G， et al. Rare-earth elementsand uranium in high-temperature solutions from East PacificRise hydrothermal vent field （13° N） [J]. Nature， 1983， 303（5920）： 795-797.

［32］ Kimata M. The crystal structure of non-stoichiometric Euanorthite：An explanation of the Eu-positive anomaly[J]. MineralogicalMagazine， 1988， 52（365）： 257-265.

［33］ Michard A. Rare earth element systematics in hydrothermalfluids[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta， 1989， 53（3）：745-750.

［34］ Murray R W， Buchholtz Ten Brink M R， Gerlach D C， et al.Rare earth， major， and trace elements in chert from the FranciscanComplex and Monterey Group， California： Assessing REEsources to fine-grained marine sediments[J]. Geochimica et CosmochimicaActa， 1991， 55（7）： 1875-1895.

［35］ Goldberg E D， Koide M， Schmitt R A， et al. Rare-earth distributionsin the marine environment[J]. Journal of Geophysical Research，1963， 68（14）： 4209-4217.

［36］ Turner D R， Whitfield M， Dickson A G. The equilibrium speciationof dissolved components in freshwater and sea water at 25°C and 1 atm pressure[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta，1981， 45（6）： 855-881.

［37］ Baker R A. Trace inorganics in water[M]//H?gdahl O T，Melsom S， Bowen V T. Neutron activation analysis of lanthanideelements in sea water. Washington DC： Jenne E A， 1968：308-325.

［38］ Klinkhammer G， Elderfield H， Hudson A. Rare earth elementsin seawater near hydrothermal vents[J]. Nature， 1983， 305（5931）： 185-188.

［39］ Holland H D. The chemistry of the atmosphere and oceans[M].New York： Wiley， 1978.

［40］ McLennan S M， Taylor S R， Kr?ner A. Geochemical evolutionof Archean shales from South Africa I. The Swaziland and PongolaSupergroups[J]. Precambrian Research， 1983， 22（1/2）：93-124.

［41］ Bhatia M R， Crook K A W. Trace element characteristics ofgraywackes and tectonic setting discrimination of sedimentarybasins[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology， 1986， 92（2）： 181-193.

基金項目：國家自然科學基金項目（42272118）［Foundation： National Natural Science Foundation of China， No. 42272118］