中元古代微生物硅循环促进浅海硅岩沉积

史青; 史晓颖; JiangGanqing; 汤冬杰; 王新强

doi:10.3799/dqkx.2024.144

中元古代微生物硅循环促进浅海硅岩沉积

doi: 10.3799/dqkx.2024.144

史青^{1, 2, ,},
史晓颖^{1, 3, 4, ,},
JiangGanqing⁵,
汤冬杰^{1, 2, 4},
王新强^{1, 3}

1.
中国地质大学(北京)地质微生物与环境全国重点实验室, 北京 100083
2.
中国地质大学(北京)科学研究院, 北京 100083
3.
中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083
4.
中国地质大学(北京)深时数字地球前沿科学中心, 北京 100083
5.
Department of Geoscience, University of Nevada, Las Vegas, NV 89154-4010, USA

基金项目:

国家自然科学基金项目 41930320

教育部“111”项目 B20011

详细信息

作者简介:
史青（1987-），女，实验师，主要从事实验研究及深时生命与环境协同演化研究. ORCID：0009-0002-9017-601X. E-mail：shiqing@cugb.edu.cn

通讯作者:
史晓颖，E-mail: shixyb@cugb.edu.cn

中图分类号: P534.3
计量
- 文章访问数: 198
- HTML全文浏览量: 105
- PDF下载量: 55
- 被引次数: 0
出版历程
- 收稿日期: 2024-11-23
- 网络出版日期: 2025-03-19
- 刊出日期: 2025-03-25

Microbial Silicon Cycling Promoted Shallow-Sea Chert Deposition in Mesoproterozoic Ocean

Shi Qing^{1, 2
,
,},
Shi Xiaoying^{1, 3, 4
, ,},
Jiang Ganqing⁵,
Tang Dongjie^{1, 2, 4},
Wang Xinqiang^{1, 3}

1.
State Key Laboratory of Geomicrobiology and Environmental Changes, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China
2.
Institute of Earth Sciences, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China
3.
School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China
4.
Frontier Science Center for Deep-Time Digital Earth, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China
5.
Department of Geoscience, University of Nevada, Las Vegas, NV 89154-4010, USA

摘要

摘要: 为揭示中元古代浅海硅循环和硅岩形成机制，运用沉积学、矿物学、地球生物学和地球化学方法对华北~1.48 Ga雾迷山组硅岩开展了综合研究.结果表明，硅岩以微石英为主（~90%），含少量硅交代碳酸盐颗粒（~5%）和微量黄铁矿（~1%）；并具高Ge/Si摩尔比（~8.83 μmol/mol）和正Eu异常（~1.41），表明其主要为原生沉淀硅，~94%的硅源自海水.硅岩中保存良好的微生物组构（菌丝、胞外聚合物（extracellular polymeric substances，简称EPS）、席碎片）和微小蓝细菌与有机矿物密切共生，表明微生物在诱发硅沉淀中有重要作用.粘硅EPS和有机硅复合体降解释放硅可增加局部溶解硅浓度，改变沉积浅层和孔隙水化学条件，促进硅沉淀.微小蓝细菌和其他可聚硅微生物在浅海的繁盛对中元古代硅循环有重要影响，并促进了浅海环境的硅岩沉积.
- 中元古代浅海硅循环 /
- 生物成因硅 /
- 微生物硅化 /
- 海水溶解硅浓度 /
- 华北地台 /
- 沉积学 /
- 矿物学
Abstract: To reveal the silicon cycling and potential mechanism of chert deposition in Mesoproterozoic shallow seas, an integrated study of sedimentology, mineralogy, geobiology and geochemistry was conducted on the Wumishan cherts (~1.48 Ga) using multiple techniques. The results show that the cherts are predominated by microquartz (~90%) in composition, with some silica-replaced carbonate (~5%) and minor pyrite (~1%) grains, indicating that the cherts largely originated from primary silica precipitation. High Ge/Si molar ratios (~8.83 μmol/mol) and positive Eu anomalies (~1.41) in the cherts suggest silica largely deriving from seawater (~94%), with a small contribution of thermally derived Si (~6%). Diverse microbial components (e.g., microbial filaments, EPS (extracellular polymeric substances) relics, mat fragments) and picocyanobacterian fossils were closely associated with organominerals, suggesting that microbial activities played important roles in silica precipitation. The Si liberated from degraded EPS and organo-Si complexes locally increased the dissolved Si concentrations and changed the chemical conditions in shallow substrate and pore-waters, promoting silica precipitation. The flourishing picocyanobacteria and certain prokaryotes that can accumulate silica in their cells or EPS may have changed the Si-cycling in Mesoproterozoic ocean, and the biogenic silica released from the microbial biomass may have promoted the silica precipitation in the Mesoproterozoic shallow-sea environments.
- Mesoproterozoic marine silicon cycle /
- biogenic silica /
- microbial silicification /
- seawater dissolved silica concentrations /
- North China Platform /
- sedimentology /
- mineralogy

HTML全文

0. 引言

硅循环通过大陆风化和硅质生物利用与碳循环密切相关.硅分泌生物（即硅质生物，如：硅藻、硅质海绵和放射虫）是驱动海洋硅循环的关键要素之一，不仅对全球气候变化产生了重大影响（Egan et al.，2013；Isson et al.，2020），也对海洋C-N-S-P生物化学循环有重要调控作用（Conley et al.，2017；Tréguer et al.，2021）.作为硅质生物不可或缺的营养物质，溶解硅在海水中的浓度是控制地史上硅岩沉积和硅质生物演化的重要因素（Siever，1992；Maliva et al.，2005；Cermeño et al.，2015；Tostevin et al.，2021）.

现代海洋的溶解硅（dissolved silica）浓度是硅源和汇动态平衡的结果.大陆风化（~58%）和热液活动（~11%）是海洋溶解硅的主要来源；其他来源还包括硅质材料溶解（~13%）、海底地下水（~16%）和极地冰川（~2%）输入.生物硅是现代海洋主要的硅汇（~70%），其中硅藻占~59%，硅质海绵占~11%；其他硅质沉积，包括与自生粘土相关的沉积，构成海洋硅汇的~30%（Tréguer et al.，2021）.由于硅藻的有效吸收利用，现代海洋的溶解硅平均浓度为~70 µmol/L，比非晶态硅（amorphous silica）饱和度至少低一个数量级（Tostevin et al.，2021），而浅海仅为~16~32 µmol/L（Siever，1992）.

类似于现代的海洋硅循环约始于始新世末（~33.9 Ma），与硅藻的繁盛密切相关（Maliva et al.，2005；Conley et al.，2017；Jurkowska and Świerczewska-Gładysz，2024）；而对于始新世以前的硅循环人们还存在分歧.经典的硅循环模型认为，海洋溶解硅浓度从太古宙‒古元古代（Ar-Pt₁）高达~2.0~2.2 mmol/L下降到现代的~70 µmol/L，主要与古元古代末以来持续的热液活动衰减和显生宙硅质生物的演化相关（Maliva et al.，2005；Froelich et al.，1992；Siever，1992；Conley et al.，2017）.由于Ar-Pt₁活跃的热液活动且缺乏硅质生物，海水溶解硅浓度很高，前人推测可能接近蛋白石-A的饱和值（Siever，1992；Konhauser et al.，2001；Planavsky et al.，2010）.因此，这个时期的硅岩以无机沉淀为主，层状硅岩可从硅饱和的海水直接沉淀在海底（Hamade et al.，2003；Maliva et al.，2005；Geilert et al.，2014）.随着硅质海绵和放射虫在埃迪卡拉纪末至寒武纪初的演化和对溶解硅的利用，海洋硅浓度显著下降（Conley et al.，2017）.在显生宙海洋中，由硅质生物壳堆积形成的层状硅岩（如，放射虫硅岩和硅藻岩）逐渐成为主导，尤其在深海环境（Froelich et al.，1992；Maliva et al.，2005；Conley et al.，2017；Kremer，2020；Ye et al.，2021）.

近年有研究表明，始新世之前的硅循环可能主要受火山（如大火成岩区、岛弧火山）和热液活动等内源性硅源的控制（Jurkowska and Świerczewska-Gładysz，2024）.硅质生物通过产生有利地球化学条件为海底沉积物和孔隙水提供额外的溶解硅而促进硅沉淀.该模式认为地史上大量的硅岩沉积主要发生在火山和热液活动增强期，并与构造‒古地理重组相关（Jurkowska and Świerczewska-Gładysz，2024）；而在古生代中期‒白垩纪海底软泥中发育的硅岩结核可能与硅质海绵骨骼的重溶‒再沉淀有关（Jurkowska and Świerczewska-Gładysz，2020）.

中元古代是地史上一个特殊的硅岩沉积期.与Ar-Pt₁和显生宙硅岩在产出方式和沉淀机制上明显不同，中元古代硅岩主要以燧石结核和条带形式发育在浅海碳酸盐岩中，少见层状硅岩（Maliva et al.，2005；Manning-Berg and Kah，2017；Shen et al.，2018）.由于浅海的溶解硅浓度很低（Siever，1992），硅很难从水体中直接沉淀到海底；故推测由蒸发（Siever，1992；Maliva et al.，2005）、热液活动（Shen et al.，2018；Jurkowska and Świerczewska-Gładysz，2024）和/或微生物诱导硅聚合（Manning-Berg and Kah，2017）引发的溶解硅浓度局部升高可能是中元古代浅海中硅岩沉积的主要原因.

现代海洋学研究表明，微小蓝细菌（picocyanobacteria；如Synechococcus）能在细胞内堆积高达11%~14%的硅（质量分数，下同），并可与硅藻相比较（Baines et al.，2012；Krause et al.，2017；Kent et al.，2019）.在贫营养海水中，微小蓝细菌对初级生产力的贡献可达39%~50%（Tang et al.，2014；Kent et al.，2019），构成了重要的生物硅汇（Kent et al.，2019；Tréguer et al.，2021）.实验研究表明，趋磁细菌也能在细胞内堆积高达~11%的硅（Li et al.，2022a）.一些大的蓝细菌类（如，Eoentophysalis，Chroococcidiopsis等）也可从海水吸收硅进入其细胞和胞外聚合物（extracellular polymeric substances，简称EPS）并最终使生物体硅化（Moore et al.，2021）.这些原核生物在中元古代均已出现（Sánchez-Baracaldo et al.，2022），但它们在此时海洋硅循环和硅岩沉积中的作用尚不明确.

本文运用沉积学、矿物学、地球生物学和地球化学方法对华北地台雾迷山组的硅岩开展研究，主要目标是：（1）记录硅岩形成过程中的微生物活动证据；（2）讨论微生物及其EPS降解在促进硅沉淀中的作用.本研究对揭示浅海环境的硅聚合及微生物在中元古代硅循环和硅沉积中的作用具有重要意义.

1. 地质背景

1.1 区域地质与构造背景

华北地台在元古代中期（图 1a）经历了多期裂陷，其中部燕辽盆地主要处于浅海环境（图 1a；Tang et al.，2018）.古地磁研究表明，此时华北地台位于Columbia超大陆东北部，介于5°N~20°N之间，与北澳板块和印度板块相邻（Zhang et al.，2017）.华北地台元古代中期地层由厚达~9 km的沉积序列组成，记录了从Columbia超大陆分裂到Rodinia拼合的过程（Tang et al.，2018）.地层序列自下而上包括长城（1 660~1 600 Ma），蓟县（1 600~1 320 Ma）和青白口群（1 000~800 Ma）（图 1b；Tang et al.，2018；Yuan et al.，2022）.在蓟县和青白口群之间存在长达~3亿年的沉积间断，可能与Columbia超大陆形成‒裂解过程中导致的地壳抬升相关（Zhang et al.，2017；Tang et al.，2018）.

图 1 华北中元古代地质背景和地层序列

a. 华北地台中元古代古地理简图，及主要沉积相的分布；①野三坡剖面，②珠窝剖面，③暖泉剖面；b. 华北中元古代地层序列及主要的年龄约束.Pt₁.长城群（Ch.）；Pt₂.蓟县群；Pt₃.青白口群

Fig. 1. Geological setting and stratigraphic sucession of the Mesoproterozoic in North China

下载: 全尺寸图片幻灯片

1.2 雾迷山组地层序列和沉积相特征

在华北地台，雾迷山组以浅海白云岩为主，富含燧石带和结核（Shen et al.，2018；Yuan et al.，2022）.它与下伏杨庄组粉红色泥质白云岩连续沉积，与上覆洪水庄组暗色页岩不整合接触（图 1b；Shi et al.，2021）.雾迷山组内未见显著的深水沉积，故被认为主要形成于环潮坪环境（Tang et al.，2015；Yuan et al.，2022）.

雾迷山组自下而上可划分为4段（图 1b）.一段厚约600 m，以中层状白云岩为主，含叠层石、凝块石、鲕粒和交错层理.二段厚约500 m，由中‒厚层状白云岩组成，其内发育良好的微生物席纹层、巨鲕和微指状叠层石（Tang et al.，2015）.三段厚约650 m，米级旋回十分发育；其中厚层凝块石（图 1b）和由针状文石组成的海底晶体扇明显（Yuan et al.，2022）.四段厚约750 m，岩性与一段相似，但燧石条带和凝块石层明显较少.在该段上部，白云岩中含较多泥质条带，表明陆源输入影响增强（Shi et al.，2021）.总体上雾迷山组中硅岩条带和结核非常发育，尤其在二段和三段，主要沿密集的微生物席层分布（Yuan et al.，2022）.

1.3 雾迷山组的年龄和氧化还原条件

雾迷山组有两组锆石U-Pb年龄约束（图 1b）：（1）该组中部获得有（1 487±16）Ma和（1 483±13）Ma的年龄值；（2）上覆铁岭组下部有（1 445±12）Ma和（1 442±10）Ma的年龄值（Su et al.，2010）.据此可将雾迷山组底界和顶界分别确定为~1 520 Ma和~1 470 Ma（图 1b；Shi et al.，2021；Yuan et al.，2022）.

雾迷山组碳酸盐岩的氧化还原敏感元素（redox sensitive elements，简称RSE）和碘组分研究表明其主要沉积于缺氧‒亚氧化环境，估算的海水氧浓度约为2%~3% PAL（当前大气水平；Yuan et al.，2022）.组内产Glottimorpha，Leiofussa，Nucellosphaeridium，Oscillatoriopsis和Polymusella等原核生物化石以及个别有争议的真核生物化石（Shi et al.，2017；Miao et al.，2019）.雾迷山组的变质程度普遍低于绿片岩相（Tang et al.，2015）.沉积相分析表明，其二段和三段主要形成于深潮下‒潮间带下部环境，而一段和四段多形成于浅潮下带‒潮坪环境（Yuan et al.，2022）.

2. 材料与方法

2.1 样品

本文研究的硅岩样品（包括燧石条带和结核）采自河北涞水野三坡（39°39′53.5″N；115°28′2.67″E）、京西珠窝（440°02′02.95″N；115°49′02.30″E）和河北怀来暖泉（40°21′1.44″N；115°28′2.25″E）剖面的雾迷山组（图 1a）.本研究将110个采集样品制备成岩石薄片用于显微分析和地球化学检测.挑选其中56个细粒、低蚀变样品运用电感耦合等离子质谱（LA-ICP-MS）进行化学组分分析；选择80个薄片和30个新鲜样品碎块进行场发射扫描电镜（FESEM）分析.为提高导电性，样品在FE-SEM分析前用超净水（18.2 MΩ）超声波浴洗10 min，干燥后喷涂~10 nm的Pt薄层.

2.2 分析方法

硅岩及其赋存碳酸盐岩的宏观特征（大小、形态、时空分布等）在野外观察.室内在中国地质大学（北京）地质微生物与环境全国重点实验室利用显微镜对硅岩薄片和光面进行了微相和微组构分析；并利用X射线能谱仪（EDS）和场发射电镜（FE-SEM）对纳米‒微米级微组构进行了研究.为获得高分辨图像并有效区分地球化学成分，FE-SEM分析中使用了SE2和AsB探头.微生物组构的化学组分使用EDS分析，并以MINM25-53为参照标准.分析的不确定度小于2%（1σ）.

主‒微量元素（包括REE+Y）用LA-ICP-MS（Agilent 7900，美国）和193 nm ArF准分子激光系统（RESOlution S155 LR，美国）在薄片上测定.分析的激光点直径~50 μm，激光能量密度约6 J/cm²；并以氦气为烧蚀气体以提高气溶胶传输效率.数据质量控制通过对比分析BHVO-2G和BCR-2G标样实施.为获取可信结果，薄片测试中选择细基质区分别测量3~4个点，取其结果的平均值.主量元素测试以氧化物给出（如，MgO、Al₂O₃、SiO₂、P₂O₅、K₂O、CaO、TiO₂、MnO和Fe₂O₃），并通过BHVO-2G和BCR-2G标样重复测量计算分析的不确定度.Ge/Si的相对不确定度 < 10%（1σ），其他元素 < 2%（1σ）.铈异常（Ce/Ce^*）和铕异常（Eu/Eu^*）分别据公式Ce/Ce^*=Ce_SN/（Pr_SN²/Nd_SN）和Eu/Eu^*= Eu_SN/（0.67Sm_SN+0.33Tb_SN）计算，式中下标“SN”指经PAAS-标准化后的值.富集系数据X_EF=（X/Al）_sample /（X/Al）_UCC计算，式中“X”代表所讨论元素（如，Mo、U、V）；下标“sample”指被检测的样品；“UCC”指所涉元素在上陆壳中的丰度.

3. 结果

3.1 雾迷山组硅岩的宏观特征与分布

雾迷山组硅岩以燧石条带和结核形式出现，在二段和三段尤为丰富（图 1b）.条带厚2~15 cm不等（图 2a~2d），横向延伸从 < 1 m到十余米不等（图 2b~2c）；常见于潮间带至潮坪相薄‒中层白云岩中，尤其富集于微生物席层密集发育的层段.结核直径3~25 cm不等，呈椭球‒团块状，内部少见层理（图 2d~2f）；在较深潮下‒潮间带环境更为常见，在沉积序列上多见于硅岩条带之下（图 2d）.叠层石大多硅化，沿内部席纹层尤其显著（图 2g~2h）.

图 2 研究区雾迷山组硅岩的沉积特征

a. 雾迷山组发育的cm级硅岩条带；b~c. 沿微生物席层分布的毫米级硅岩条带；d.白云岩中的硅岩条带和结核，结核多见于条带之下；e. 白云岩中的硅岩结核；f. 大的硅岩结核内可见较小结核；g. 叠层石横切面，显示硅化沿同心纹层发育；h. 叠层石纵切面，显示硅化的席纹层

Fig. 2. Major sedimentary features of the Wumishan cherts in the study area

下载: 全尺寸图片幻灯片

3.2 矿物组成和微生物组分

显微分析表明，硅岩主要由微石英（~90%）组成，含少量碳酸盐（~5%）和少量黄铁矿（~1%）颗粒；粘土矿物罕见（< 1%）.微石英颗粒近等粒状，直径 < 20 μm（图 3a~3b）；镜下可见少量晶体沿边缘略有次生加大，或显粗糙晶簇状.偶见重结晶微石英颗粒（< 10%），直径可达~120 μm，具相嵌结构和模糊的晶界（图 3c）.部分样品含直径3~15 μm、零星散布的半自形黄铁矿（图 3d~3e）.微石英基质中可见个别 < 30 μm的亚菱形白云石（图 3f~3h）.鲕粒局部丰富，直径~200~700 μm，具清晰的核心‒皮层结构（图 3i）.在硅岩和碳酸盐岩纹层交互的样品中，硅化微生物席内常见匍卧的微生物丝体残余（图 3j~3k）.

图 3 雾迷山组硅岩的显微结构

a. 硅岩由均一的微石英颗粒组成；b. FE-SEM图像显示微石英呈近等粒状；c. 部分微石英在正交偏光下呈簇晶状（浅色）；d. 半自形黄铁矿颗粒散布在微石英基质中；e. 沿微裂隙分布的黄铁矿颗粒，可见少量铁氧化物颗粒（右箭头）和硅质微球（左箭头）；f. 由密集垂向排列的微生物丝或其束状体（黄箭头）形成的“栅栏构造”，其上有白云石颗粒（红箭头）；g. 微石英基质中的自形白云石晶体（红箭头）；h. 具核‒皮结构的微球，外层中可见纤维组分（红箭头），左侧见交代成因白云石晶体；1. 硅化的包粒（卵圆形），具核‒皮结构和同心纹层，包裹层富含有机质；j. 燧石条带中交互分布的微生物席（深色）和碳酸盐纹层（浅色），席层中见有俯卧的菌丝体（红箭头），亮纹层中有残余白云岩颗粒（黄箭头）；k. 燧石条带由交互的硅化席（深色）和硅纹层（浅色）组成，席内可见残余微生物丝体（红箭头）；l. 亚球形自生二氧化硅颗粒，与残余菌丝交织（红箭头）；m. 高倍镜下自生二氧化硅颗粒（单偏光），硅颗粒中不具可识别的核‒皮结构，正交偏光下可见由亚微米级硅颗粒聚合而成；n. 高倍镜下硅颗粒内具细粒结构（正交偏光），与周边结晶基质明显不同.图b为FE-SEM图像；图a、c、n为正交偏光照片，其余为单偏光照片

Fig. 3. Micro-textures of the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

样品中含自生硅颗粒（参考Stefurak et al.，2015），局部可达10%~20%，并穿插富有机质菌丝体（图 3l）.自生硅颗粒直径100~350 μm，球‒亚球状，无明显核‒皮结构（图 3l~3n）.正交偏光镜下可见硅颗粒由微小硅粒聚合而成，明显不同于周围基质（图 3n）.硅颗粒的形态和成分与太古宙硅岩中记录的相似，但后者中直径明显较大（~0.5~2.0 mm；Stefurak et al.，2015）.微球（microsphere）在样品中常见，直径20~60 μm，呈近球状‒圆六边形（图 4a~4d），具微弱的核‒皮结构，并被富有机质外层包裹（图 4d~4f）. FE-SEM观察显示，微球核心由含有机质微小硅粒组成，而皮层由较大的SiO₂晶体组成（图 4g~4j）.

图 4 雾迷山组硅岩中的微生物组构

a~b. 由EPS包裹的密集微球（红箭头）；核‒皮结构不明显.c~d. 成群出现的微球，较大微球内可见富有机质内核和皮层，呈近六边形（图d，红箭头）.e~f. 微球近照，部分微球具暗色核心和富有机物皮层（图e），偶见复合外层（图f，黄箭头）；核心呈粒状结构，富有机质.g~h. 细小核心被结晶外层包裹的微球，虚线圈分别指示微球核心和外层.i~j. 微球的颗粒状核心近照，可见EPS残余（红箭头）.k.微球核心内含EPS残余（红箭头）和纳米级细丝（黄箭头）.l~m. 燧石中密集的纳米球（图l）；最初的纳米球常沿EPS丝体（红箭头）和EPS残余（黄箭头）分布.n~o. 在EPS薄层上密集分布的纳米球（黄箭头）聚集为微球；图o为图n中标记点上的EDS分析结果（元素含量：Si=55.75%，O=37.78%，C=6.43%，S=0.04%）.p. 微球（红箭头）与残留微生物丝体（黄箭头）共生.a~f和p为单偏光显微照片；g~n为FE-SEM图像

Fig. 4. Microfabrics in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

硅岩中含密集的纳米球（nanosphere；直径60~200 nm，图 4n），且常与EPS残余共生（图 4n~4m）.EDS分析显示纳米球富碳（~6.43%；图 4o）.纳米球、微球和富有机质菌丝体均与EPS密切共生（图 4k~4p）.

硅岩中含大量直径~10~15 μm、具薄板构造的鳞球（lepisphere）（图 5a~5b）；薄板垂直于鳞球表面（图 5b），FE-SEM观察显示其与EPS残余共生（图 5c）.

图 5 雾迷山组硅岩中的微生物组分和微组构

a~b. 鳞球（图a，箭头），其中可见与表面垂直的叶片结构（图b，红箭头）. c. 鳞球叶片与纳米级EPS残余共生（箭头）. d~e. 球‒亚球状微小蓝细菌化石（图d，Myxococoides cf. inornata Schopf；图e，Myxococoides sp.）. 图d中可见散布于球状菌表面的微瘤突；图e中可见沿细胞边缘发育的环边构造. f~g. 链状（图f，由3个细胞连接而成）和棒状（图g）微小蓝细菌化石（Eosynechococcus cf. moorei Hofmann）；可见EPS残余（图g）. 这2属也见于澳大利亚西北部、加拿大和印度等地的中元古代硅岩. h~i. 球状菌化石（Myxococoides sp.），及其外模（图h）和细菌簇状体（图i）.j~m. 微生物丝体残余（红箭头），硅化鞘体（图j~k，黄箭头）和丝体内隔（图k）；沿丝体（图l，橙线）生长的细胞（深色），以及与残余丝体共生的纳米球（Ns；图m）. n~r. 硅岩中残留的EPS化石；可见EPS丝体（图n）、丝状鞘体（图o）、管状EPS残余（图p）和折叠的EPS薄片（图r）.j~l为显微照片，其余为FE-SEM图像

Fig. 5. Microbial components and microfabrics in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

微生物组分在硅岩中相当丰富，包括球状和棒状细菌（图 5d~5h）及其簇状集合体（图 5i）、残余菌丝（图 5j~5l）、EPS残余（图 5m~5r）和有机质凝块（图 6a）.球状菌化石大小2~15 μm不等，表面具微瘤突（图 5d和图 6e~6f）或光滑（图 5e）.杆状菌化石呈短棒状，长/宽比~3：1（图 5），相似于著名的Synechococcus elongatus；或由3~4个细胞连接成链状（图 5f）.硅化EPS呈碎片状（图 5n~5o）、管状（图 5p）、丝状或折叠的薄层状（图 5r），与现代微生物岩（Perri et al.，2018）和雾迷山组白云岩中记录的同类构造相似（Yuan et al.，2022）.样品中常见两类菌丝状微组构.一类为“栅栏构造”（图 3f和图 6b~6c），由高达~300 μm的细纤维体紧密排列而成；纤维体可由单体丝，也可由丝体束构成（图 6b~6c）.它们沿微生物席层向上垂直生长（图 3f和图 6b），形貌相似于中元古代碳酸盐岩（Tang et al.，2015）和现代硅华中识别的“栅栏构造”（Gong et al.，2020）；另一类为基质中散布的微弯‒近垂直残余丝体（图 6d）.此外，样品中还见有大量微球菌外模（图 6e~6f）和具蜂窝状微组构的EPS残余（图 6g）.在荧光镜下，这些组构显示强烈的红色自荧光（图 6h），表明富含有机质.

图 6 雾迷山组硅岩中的微生物相关组分

a. 硅岩中密集的富有机质微团块（红箭头）.b~c. 沿席层向上生长（图b，黄箭头）、平行排列的微生物丝体及其束状体（红箭头）构成“栅栏构造”；图c中黄箭头指示丝体内残留的细胞.d. 微生物丝体（红箭头）稀疏散布于微石英基质中.e. 由密集球状菌（Myxococoides cf. inornata Schopf）外模形成的蜂窝状结构.f. 蜂窝结构近观；外模内的微凹坑（红箭头）由球状菌表面的微小瘤突形成（见图 5d）.g. 由细胞脱水塌陷形成的蜂窝状结构，突脊（箭头）代表细胞间硅化的EPS.h. 蜂窝结构具强烈的自荧光，指示富集有机质.a、b、d、h为显微照片，其余为FE-SEM图像

Fig. 6. Microbial-related components in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

3.3 主量和微量元素组分

硅岩样品的主量元素分析显示（表 1），SiO₂含量69.6%~99.9%不等（平均95.1%，质量分数，后同）.CaO含量0.08%~7.94%（平均1.41%），MgO含量0.02%~5.7%（平均0.76%）.Al₂O₃和TFe₂O₃分别为0.004%~1.900%（平均0.33%）和0.001%~0.320%（平均0.05%）.Fe/Al比0.01~3.84（平均0.48），Fe/Mn比8.27~105.20（平均31.7），P/Al比0.001~0.020（平均0.01；表 1）.在检测的样品中，主量元素浓度及比值未见明显的趋势性变化.

表 1 雾迷山组硅岩的主要化学指标

Table Supplementary Table Selected geochemical proxies of the Wumishan cherts

样品号	剖面	段	岩性	Ge/Si	Fe/Al	Fe/Mn	P/Al	Mo (μg/g)	U (μg/g)	V (μg/g)	Cr (μg/g)	Mo_EF	U_EF	V_EF	Cr_EF	Ce/Ce^*	Eu/Eu^*	Y/Ho	Pr_SN/Yb_SN	La_SN/Sm_SN	Pr_SN/Tb_SN
W1-08- 1-1	野三坡	Ⅰ	a	14.46	0.02	N.A.	N.A.	N.A.	0.045	0.109	2.170	N.A.	5.97	0.40	8.45	0.68	N.A.	2.00	0.20	N.A.	N.A.
W1-08- 1-2	野三坡	Ⅰ	a	13.76	0.03	N.A.	N.A.	0.003	0.046	0.249	3.300	0.63	3.50	0.53	7.37	0.24	1.23	45.76	0.07	0.34	0.37
W1-h44- 1-1	野三坡	Ⅰ	a	10.45	0.34	N.A.	N.A.	0.015	0.069	0.170	6.800	3.13	5.87	0.40	16.99	0.20	0.44	30.00	0.82	1.53	2.60
W1-h44- 1-2	野三坡	Ⅰ	a	10.38	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.042	0.024	2.320	N.A.	14.17	0.23	22.98	N.A.	N.A.	13.56	N.A.	N.A.	N.A.
W1-h44- 1-3	野三坡	Ⅰ	a	10.64	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.057	0.026	2.380	N.A.	3.87	0.05	4.74	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W1-h44- 1-4	野三坡	Ⅰ	a	10.25	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.017	0.002	0.990	N.A.	5.03	0.02	8.54	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W1-h44- 1-5	野三坡	Ⅰ	a	8.76	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.026	0.024	1.720	N.A.	3.27	0.08	6.26	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W2-23-1	野三坡	Ⅱ	a	6.37	0.06	8.27	N.A.	0.047	0.060	1.700	86.000	2.27	1.18	0.93	49.64	N.A.	1.36	20.00	1.06	0.84	0.99
W2-23-2	野三坡	Ⅱ	a	7.19	0.08	N.A.	N.A.	0.057	0.108	1.700	51.000	2.66	2.05	0.90	28.46	1.49	0.59	17.89	0.98	1.33	0.88
W2-23-3	野三坡	Ⅱ	a	8.91	0.08	9.30	N.A.	0.015	0.069	1.000	47.000	1.75	3.28	1.32	65.56	0.30	1.17	48.57	5.47	2.50	1.75
W2-27- 2-1	野三坡	Ⅱ	b	11.85	0.01	N.A.	N.A.	0.003	0.118	0.145	2.160	0.72	11.93	0.41	6.41	0.48	N.A.	17.65	0.34	N.A.	N.A.
W2-27- 2-2	野三坡	Ⅱ	b	7.76	3.84	N.A.	N.A.	0.051	0.066	1.280	6.300	22.81	12.03	6.49	33.69	0.06	1.20	4.00	0.64	0.12	0.18
W2-27- 2-3	野三坡	Ⅱ	b	6.16	0.02	N.A.	N.A.	0.004	0.011	0.033	3.300	1.38	1.54	0.13	13.57	0.01	0.62	1.53	0.64	0.14	0.18
W2-27- 2-4	野三坡	Ⅱ	b	5.74	0.79	N.A.	N.A.	0.027	0.034	0.650	6.260	3.53	1.81	0.96	9.78	N.A.	0.62	8.67	0.14	9.52	0.15
W2-27- 2-5	野三坡	Ⅱ	b	9.20	0.80	N.A.	N.A.	0.036	0.031	0.227	10.500	18.06	6.28	1.29	63.00	0.53	3.18	N.A.	N.A.	0.29	0.16
W2-30- 1-1	野三坡	Ⅱ	a	9.15	0.07	N.A.	N.A.	0.026	0.811	0.063	4.500	5.33	67.73	0.15	11.03	0.26	0.52	5.67	1.27	0.30	0.08
W2-30- 1-2	野三坡	Ⅱ	a	11.07	1.89	N.A.	N.A.	0.313	1.360	1.110	30.000	77.42	137.05	3.11	88.72	0.07	0.13	3.67	0.80	0.63	0.05
W2-30- 1-3	野三坡	Ⅱ	a	12.44	1.32	N.A.	0.02	0.146	1.190	1.140	13.400	34.01	112.94	3.01	37.32	0.04	2.96	3.16	1.39	0.17	1.17
W2-56-1	野三坡	Ⅱ	a	2.36	0.09	13.22	N.A.	0.077	0.061	1.090	41.000	3.99	1.29	0.64	25.42	0.40	2.34	23.33	1.06	2.27	1.63
W2-56-2	野三坡	Ⅱ	a	2.27	0.11	N.A.	N.A.	0.085	0.045	0.570	36.000	4.92	1.06	0.37	24.90	1.03	1.37	44.12	1.63	1.05	0.47
W2-56-4	野三坡	Ⅱ	a	2.39	0.01	N.A.	N.A.	0.014	0.017	0.045	24.000	1.57	0.78	0.06	32.14	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W2-72-1	野三坡	Ⅱ	a	5.49	0.08	22.58	N.A.	0.118	0.118	2.500	30.000	4.24	1.73	1.02	12.88	1.72	1.73	27.62	0.69	1.76	0.93
W2-72-2	野三坡	Ⅱ	a	4.14	0.09	19.18	N.A.	0.086	0.141	2.600	53.000	2.74	1.83	0.94	20.16	1.23	2.01	39.44	1.17	1.06	0.79
W2-72-3	野三坡	Ⅱ	a	3.82	0.08	26.89	N.A.	0.104	0.195	3.600	36.000	2.31	1.77	0.91	9.57	1.07	1.21	29.68	0.94	1.06	0.82
W2-93-1	野三坡	Ⅱ	a	7.02	0.09	N.A.	N.A.	0.023	0.125	1.040	8.600	1.53	3.40	0.79	6.86	1.07	0.74	37.00	0.56	1.45	1.00
W2-93-2	野三坡	Ⅱ	a	15.73	0.08	N.A.	N.A.	0.023	0.113	1.140	4.800	1.46	2.93	0.82	3.65	1.24	1.78	25.38	3.11	1.68	0.90
W2-93-3	野三坡	Ⅱ	a	5.44	0.08	33.78	0.00	0.125	0.193	4.100	7.900	2.43	1.53	0.90	1.84	1.39	1.62	29.43	0.91	1.16	0.97
W3-35-4-2	野三坡	Ⅲ	a	8.81	0.79	N.A.	N.A.	N.A.	0.099	0.440	14.100	N.A.	9.67	1.20	40.41	0.71	N.A.	1.63	N.A.	0.66	N.A.
W3-35-4-3	野三坡	Ⅲ	a	15.17	3.38	N.A.	N.A.	0.030	0.072	0.560	8.400	25.00	24.44	5.29	83.70	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W3-35-4-4	野三坡	Ⅲ	a	7.70	0.76	96.14	N.A.	0.025	0.026	0.610	14.300	3.04	1.29	0.84	20.81	0.49	0.97	45.00	0.07	0.52	0.30
W3-35-4-5	野三坡	Ⅲ	a	6.56	0.25	38.71	0.01	0.054	0.216	0.840	28.000	2.36	3.85	0.42	14.65	1.16	0.92	43.91	0.58	0.85	0.51
W4-58- 2S-1-1	野三坡	Ⅳ	c	0.79	0.24	32.35	0.01	0.460	0.890	4.700	900.00	4.77	3.76	0.55	111.59	1.20	0.94	31.50	0.66	1.03	0.72
W4-58- 2S-1-2	野三坡	Ⅳ	c	0.71	0.23	40.88	0.01	0.137	0.660	5.500	630.00	1.05	2.06	0.48	57.63	1.12	0.78	42.39	0.49	1.04	0.61
W4-58- 2S-2	野三坡	Ⅳ	c	0.93	0.13	18.06	0.01	0.119	0.780	2.640	12.000	1.16	3.09	0.29	1.39	0.92	1.05	29.93	0.76	1.05	0.80
W4-58- 2S-3	野三坡	Ⅳ	c	1.08	0.13	17.81	0.01	0.134	0.910	2.560	12.000	1.31	3.62	0.28	1.40	1.16	1.06	40.47	0.72	1.09	0.77
W4-58- 2S-4	野三坡	Ⅳ	c	6.41	0.12	21.56	0.01	0.058	0.376	1.910	6.200	1.02	2.68	0.38	1.30	0.97	1.24	44.57	0.71	1.22	0.75
W4-58- 2S-5	野三坡	Ⅳ	c	5.15	0.18	29.81	0.01	0.077	0.514	2.320	9.000	1.09	2.96	0.37	1.52	0.88	1.10	41.83	0.73	1.00	0.65
W4-94-1-1	野三坡	Ⅳ	a	19.10	0.02	18.76	N.A.	0.330	0.260	5.900	67.000	2.43	0.78	0.49	5.90	3.54	N.A.	2.06	0.06	1.31	0.06
W4-94-1-2	野三坡	Ⅳ	a	18.72	0.81	N.A.	N.A.	0.052	0.207	0.138	4.000	24.68	40.02	0.74	22.70	0.01	0.51	7.94	0.77	0.22	0.21
W4-94-1-3	野三坡	Ⅳ	a	17.10	0.06	N.A.	N.A.	0.006	0.090	0.040	0.530	5.21	31.30	0.39	5.41	0.09	0.22	19.55	0.38	1.45	0.04
W4-110- 2-1	野三坡	Ⅳ	a	11.55	0.47	N.A.	N.A.	0.013	0.065	0.088	1.570	14.21	28.72	1.08	20.36	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W4-110- 2-2-1	野三坡	Ⅳ	a	14.05	0.56	N.A.	N.A.	0.029	0.153	0.250	5.800	14.00	30.09	1.37	33.48	0.27	4.17	26.15	1.04	0.49	3.93
W4-110- 2-3-2	野三坡	Ⅳ	a	10.25	0.19	27.20	0.01	0.028	0.148	0.560	6.000	2.31	4.97	0.52	5.91	0.98	0.29	29.17	3.37	1.03	0.52
W4-110- 2-4	野三坡	Ⅳ	a	12.02	0.86	105.16	0.02	0.175	0.236	1.310	10.100	9.42	5.18	0.80	6.50	0.59	1.53	41.25	0.90	0.61	1.03
1707ZW-105-1	珠窝	Ⅲ	a	3.91	0.08	33.00	0.00	0.084	0.192	3.400	6.800	1.90	1.77	0.87	1.84	1.07	1.61	27.58	0.91	1.02	0.88
1707ZW-105-2	珠窝	Ⅲ	a	4.28	0.02	N.A.	N.A.	0.002	0.114	0.029	4.000	0.20	6.19	0.04	6.38	N.A.	N.A.	N.A.	0.09	N.A.	N.A.
1707ZW-116-1	珠窝	Ⅲ	a	6.13	0.18	N.A.	N.A.	0.012	0.034	0.390	4.500	1.45	1.67	0.53	6.49	N.A.	1.60	39.34	1.55	4.06	1.75
1707ZW-116-2	珠窝	Ⅲ	a	15.40	0.16	19.38	N.A.	0.049	0.230	2.300	11.100	1.72	3.28	0.91	4.65	1.10	2.02	23.45	1.28	1.29	0.96
1707ZW-116-3	珠窝	Ⅲ	a	6.41	0.09	31.50	0.00	0.134	0.180	3.900	8.900	2.80	1.53	0.92	2.22	1.07	1.66	26.67	1.00	1.35	0.97
1707ZW-116-4	珠窝	Ⅲ	a	10.58	0.09	35.71	0.00	0.158	0.130	4.200	6.100	4.51	1.51	1.36	2.08	1.44	1.76	32.38	1.12	2.28	1.23
ZHW4- 59-1-1	珠窝	Ⅳ	a	11.15	0.55	N.A.	N.A.	0.005	0.050	0.095	11.700	2.33	9.51	0.50	65.28	0.14	5.09	15.00	0.35	0.48	1.69
ZHW4- 59-1-2	珠窝	Ⅳ	a	13.10	0.72	N.A.	N.A.	N.A.	0.032	0.091	2.900	N.A.	21.83	1.71	57.52	0.28	1.49	N.A.	N.A.	N.A.	0.09
ZHW4- 59-1-3	珠窝	Ⅳ	a	12.40	N.A.	N.A.	N.A.	0.002	0.019	0.081	5.800	5.02	20.88	2.43	183.18	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
ZHW4- 59-1-4	珠窝	Ⅳ	a	14.03	0.17	N.A.	N.A.	N.A.	0.031	0.091	1.170	N.A.	39.09	3.25	44.01	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.76	N.A.
W4-110- 2-2-2	野三坡	Ⅳ	a	16.02	26.43	927.87	0.11	0.790	0.239	6.700	5.500	147.47	18.18	14.18	12.28	0.93	1.22	32.00	1.02	0.61	0.70
W4-110- 2-3-1	野三坡	Ⅳ	a	14.14	192.96	1 402.74	0.64	2.400	0.350	24.000	10.300	672.00	39.93	76.21	34.48	0.41	1.20	29.49	0.67	0.78	0.61
平均值				8.83	0.48	31.78	0.01	0.14	0.22	1.82	41.59	7.21	13.36	1.02	26.45	0.80	1.42	25.35	0.99	1.29	0.84
标准偏差				4.70	0.76	24.09	0.01	0.36	0.30	3.46	143.93	13.02	25.67	1.21	33.41	0.65	1.01	14.81	0.97	1.50	0.75
注：元素含量在中国地质大学（北京）使用LA-ICP-MS测量，并以同一薄片的多测点平均值列出.N.A.为未检出；Ge/Si单位为μmol/mol；Fe/Al、Fe/Mn、P/Al为质量分数比值.岩性：a. 硅岩条带；b. 纹层状硅岩；c. 硅岩结核.

下载: 导出CSV

| 显示表格

样品中微量元素含量普遍较低（表 1）.常用的RSE（如Mo、U、V和Cr）丰度分别为（0.14±0.36）、（0.22±0.30）、（1.82±3.46）和（41.59±143.93）μg/g，低于其相应的PAAS和UCC值.其富集系数（Mo_EF、U_EF、V_EF和Cr_EF）平均值分别为7.21、13.36、1.02和26.45（表 1）.Th/U、V/Cr、Mo/U和Ni/Co元素比分别为1.74±1.3、0.17±0.36、0.66±1.08和17.07±22.13.

3.4 REE含量及分布模式

硅岩的总稀土元素（ΣREE）含量为0.01~14.94 μg/g（平均3.19 μg/g），多数样品的Y/Ho值落入海水值范围（27~45；Webb and Kamber，2000；Wallace et al.，2017）.ΣREE与Y/Ho（r= 0.47；p < 0.001）和Th正相关（r=0.88；p < 0.001；图 7a~7b）.REE+Y分布呈平缓的左倾曲线，重稀土依次高于中稀土和轻稀土（图 7c）.样品显示弱的正Eu异常（Eu/Eu^* = 0.41~2.42；平均= 1.41）和弱负Ce异常（Ce/Ce^* = 0.23~1.53；平均= 0.80）（表 1）.总体上，除少数样品具有低Y/Ho（图 7a）和高Ce/Ce^*值外（图 7c），雾迷山组硅岩的REE+Y分布模式与现代海水和全新世微生物岩的相似（Webb和Kamber，2000；Wallace et al.，2017）.

图 7 雾迷山组硅岩的地球化学成分及其相关性对比

a. 与高∑REE值对应的Y/Ho比值为28~46，指示海水成因.b. ∑REE与Th正相关，表明∑REE与陆源输入有相关性.c. 硅岩的REE+Y分布模式与现代海水相似，但缺乏明显的负Ce异常，有弱的正Eu异常；表明以缺氧‒亚氧化条件为主.d. 四段和一段部分样品落入负Ce/Ce^*异常区；指示亚氧化条件；而二段和三段多数样品落入正Ce/Ce^*异常区，指示以缺氧条件为主.图d中的灰色条带代表无异常区

Fig. 7. Geochemical compositions and their correlations in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

3.5 硅岩的Ge/Si摩尔比

硅岩样品的Ge/Si摩尔比为0.71~19.1 μmol/mol（平均值=8.83 μmol/mol，n=56），与Al₂O₃负相关，与SiO₂正相关（图 8a~8b）.Fe₂O₃和K₂O与Ge/Si负相关（图 8c~8d）.Ge/Si与Eu/Eu^*相关性不明显（r = 0.12，p < 0.001）；图 8e）.Eu/Eu^*与Ce/Ce^*呈弱负相关（r = -0.12；p < 0.001；图 8f）.样品中未见明显的Ge/Si趋势性变化，但四段样品的Ge/Si值相对较高（平均值=10.3）.

图 8 雾迷山组硅岩中的主量元素与Ge/Si相关性分析

Ge/Si与Al₂O₃负相关（图8a），与SiO₂呈正相关（图8b）；Ge/Si与Fe₂O₃（图8c）和K₂O（图8d）负相关，表明燧石中的Ge/Si没有因铁氧化物存在而富集，也未受风化速率变化的显著影响.Eu/Eu^*与Ge/Si呈弱正相关（图8e），与Ce/Ce^*呈弱负相关（图8f）

Fig. 8. Correlation analyses between major elements and Ge/Si ratios in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

4. 讨论

4.1 雾迷山组硅岩形成的氧化还原条件

过去的研究表明，雾迷山组的变质程度普遍低于绿片岩相（Tang et al.，2015；Yuan et al.，2022）.其硅岩的颗粒细小且相当致密，没有明显的重结晶和次生加大，表明未受成岩作用的显著影响（Shen et al.，2018）；因此能够保存原生海水地球化学信号并用于古海水化学条件研究（Hamade et al.，2003；Delvigne et al.，2012）.

RSE是被广泛用作指示海洋氧化还原条件的重要指标（Algeo and Tribovillard，2009；Tribovillard et al.，2012；Tostevin et al.，2016；Shi et al.，2021）.在氧化的海水中，RSE以高价态存在，且可溶；而在缺氧海水中其被还原为不可溶的低价态，并从水体移入到沉积物（Tribovillard et al.，2012）.因此，在缺氧沉积中RSE浓度升高，其富集系数通常 > 3（Algeo and Li，2020）.在本文的样品中，RSE富集度较高（表 1），Mo_EF、U_EF和Cr_EF的平均值均 > 5，指示缺氧‒亚氧化条件.相对较低的Mo_EF表明海水中缺乏H₂S，因为Mo的高富集通常与硫化水体发育相关（Tribovillard et al.，2012）.样品中普遍较低的RSE含量表明当时大气氧含量较低，导致海水的RSE储库较小；同时可能也与硅岩吸附RSE的能力较弱相关（Algeo and Li，2020；Shi et al.，2021）.

在缺氧海水中，Ce主要以Ce³⁺形式存在（Wallace et al.，2017）；而在氧化环境中，Ce³⁺被氧化为Ce⁴⁺并向Fe-Mn氧化物吸附而被移除，导致水体出现负Ce异常（Tostevin et al.，2016）.研究表明，氧化环境沉积物的Ce/Ce^*值通常 < 0.6，而缺氧环境中沉积物的Ce/Ce^*值多 > 1.0（如，Wallace et al.，2017；Shi et al.，2021）. 本文样品Ce/Ce^*的平均值约为0.80（表 1），多数样品落入正Ce异常范围（图 7d），表明雾迷山组硅岩主要形成于缺氧环境，部分层段可短暂过渡到亚氧化条件.

由于Fe（+0.77°V）和Mn（+1.23°V）的氧化还原电位差异显著，Fe/Mn比常被用作反映古海洋氧化还原条件（Tostevin et al.，2016）.在低氧海水中，Fe²⁺向Fe³⁺的转化和被移除的速率远高于Mn，因此缺氧/亚氧化沉积具有比氧化环境更高的Fe/Mn比（Algeo and Li，2020；Shi et al.，2021）.雾迷山组硅岩具有较高的Fe/Mn和Fe/Al比（表 1），指示缺氧‒亚氧化环境（Tostevin et al.，2016；Shi et al.，2021）.这与硅岩中较高的U/Th、V/Cr、Mo/U和Ni/Co比相吻合，后者也指示缺氧‒亚氧化条件（Wignall and Twitchett，1996；Shi et al.，2021）.

综上，雾迷山组硅岩的地球化学分析表明其主要形成于缺氧‒亚氧化环境；这与雾迷山组碳酸盐岩中有机矿物和I/（Ca+Mg）的研究结论一致（Yuan et al.，2022）.

4.2 雾迷山组硅岩的硅源

在海洋环境中，Ge具有与Si相似的化学行为，常取代SiO₂晶格中的Si（Froelich et al.，1992；Hamade et al.，2003）.现代河水的Ge/Si摩尔比（平均值~0.52 μmol/mol）低于海水（~0.72 μmol/mol；Mortlock et al.，1993）；而海底热液的Ge/Si摩尔比很高（3.4~51.4 μmol/mol；Wheat and McManus，2005；Escoube et al.，2015）.由于热液与地表水中的Ge/Si摩尔比差异显著，使之成为区分古代硅岩中主要Si源和重建古海洋硅循环的重要指标（Hamade et al.，2003；Delvigne et al.，2012；Geilert et al.，2014；Dong et al.，2015；Alibert and Kinsley，2016；Stolper et al.，2017；Shen et al.，2018；Li et al.，2022b）.

雾迷山组硅岩的Ge/Si摩尔比（平均值约为8.83 μmol/mol）显著高于华南早埃迪卡拉世陡山沱组的硅岩结核（~0.36~1.21 μmol/mol；Wen et al.，2016；Xing et al.，2022）和晚埃迪卡拉世留茶坡组层状硅岩（~0.52~0.73 μmol/mol；Dong et al.，2015；Li et al.，2022b），以及阿曼南部晚埃迪卡拉世Athel硅岩的值（~0.25 μmol/mol；Stolper et al.，2017）.在这些实例中，低的Ge/Si值被解释为主要来自海水溶解硅源.而雾迷山组硅岩的Ge/Si值落入热液硅源的范围（Mortlock et al.，1993；Wheat and McManus，2005；Escoube et al.，2015），并可与南非中太古代Pongola超群（2.9~7.6 μmol/mol；Delvigne et al.，2012）和澳大利亚晚太古‒古元古代Hamersley超群的硅岩（3.2~9.8 μmol/mol）相比较（Hamade et al.，2003；Alibert and Kinsley，2016）.这些太古宙‒古元古代硅岩均被解释为受到了热液源硅的显著影响.因此，有理由推测雾迷山组硅岩形成期也有热液源溶解硅的参与，这也与硅岩中存在正Eu异常（~1.41）相一致.值得注意的是，在本研究区东北~220 km的蓟县地区，雾迷山组中部~60 m层段中的硅岩结核Ge/Si值很高（13.6~35.6 μmol/mol，平均~22.6 μmol/mol；Shen et al.，2018）.这种高Ge/Si值被归因于受局部增强的热液/岩浆活动影响，导致较高的热液与海水源硅混合比（10%~15%），并被认为与Columbia超大陆破裂伴随的热液活动相关（Shen et al.，2018）.基于质量平衡模型计算（Shen et al.，2018；Xing et al.，2022）并与蓟县地区对比，本文估计本区雾迷山组硅岩可能含有~6%的热液源和~94%的海水源硅组分.这个比例高于对华南中二叠统茅口组硅岩结核（~0.2%；Gao et al.，2020）和下埃迪卡拉统陡山沱组层状硅岩的估值（~5%；Cui et al.，2019），但显著低于蓟县地区的同期硅岩（Shen et al.，2018）.这可能表明随着远离热液/岩浆活动区，在本研究区热液流体的影响明显减弱，热液源与海水源硅的混合比下降.

4.3 硅岩沉积期海水的溶解硅浓度

由于缺乏可靠的定量指标（Egan et al.，2013；Andrade et al.，2023）以及古气候‒古构造变化导致的溶解硅通量不确定性，确定古海洋的溶解硅浓度极为困难（Conley et al.，2017；Trower et al.，2021；Andrade et al.，2023）.以往对前寒武纪海洋的溶解硅浓度估值变化很大，从~1.0 mmol/L到~2.2 mmol/L不等（Siever，1992；Konhauser et al.，2001；Maliva et al.，2005；Zheng et al.，2016）.这些估算假定当时海水的溶解硅浓度可能接近蛋白石-CT（~1.0 mmol/L）或甚至蛋白石-A（~2.0~2.2 mmol/L）的饱和度（Siever，1992；Conley et al.，2017；Jurkowska and Świerczewska-Gładysz，2024）.而模拟实验证明在23 ℃条件下，蛋白石-A的饱和度≤1.86 mmol/L；且由于前寒武纪富铁海洋中活跃的Fe-Si凝胶沉淀，可将溶解硅浓度限制在~0.75~1.00 mmol/L（Zheng et al.，2016）.

据不同大陆的现有资料，中元古代硅岩主要以结核或条带局部发育于浅海碳酸盐岩中，而少见于广布的层状硅岩（Buick and Knoll，1999；Maliva et al.，2005；Manning-Berg and Kah，2017；Tostevin et al.，2021）.这意味着中元古代海水的溶解硅浓度可能低于非晶态硅饱和度，否则层状硅岩将广泛沉积在海底（Siever，1992；Conley et al.，2017）.自生硅颗粒被解释为在高海水溶解硅浓度下由自生硅聚合而成（Stefurak et al.，2015）；雾迷山组硅岩中自生硅颗粒大量出现表明硅岩形成于溶解硅浓度较高的孔隙水条件，并可能受到了微生物作用或EPS降解的促进.在现代（Herdianita et al.，2000；Jones and Renaut，2007）和古代（Kastner and Siever，1983；Knauth，1994）硅质沉积中，鳞球被视为蛋白石-CT相的标志，并代表成因介于蛋白石-A和微石英之间、结构不太有序的原生硅相沉淀（Kastner and Siever，1983；Williams et al.，1985；Rodgers et al.，2004）.它们在雾迷山组硅岩中的大量发育（图 5a~5c）可能指示蛋白石-CT为主要的原生硅相沉淀，这与欧洲晚白垩世深海沉积中的硅岩结核有些类似（Jurkowska and Świerczewska-Gładysz，2020）.有研究表明，当海水中存在充足的Mg²⁺、高pH和低温条件时，蛋白石-CT会在溶解硅浓度为~0.67 mmol/L条件下饱和沉淀（Siever，1992；Konhauser et al.，2001；Planavsky et al.，2010；Jurkowska and Świerczewska-Gładysz，2024）.在中元古代，海绵、放射虫和硅藻尚未演化，孔隙水硅浓度主要由向下弥散的海水溶解硅所维持，但也有细菌有机质降解（如微生物席）贡献的硅（Conley et al.，2017；Kremer，2020）.因此，可合理地推测在雾迷山硅岩沉积期，海水柱的溶解硅浓度可能接近~0.67 mmol/L.但在沉积物中，由于粘硅EPS和有机硅复合体（Escario et al.，2020）降解输入的额外硅源，孔隙水的硅浓度可能≥1.0 mmol/L.这与雾迷山组硅岩中自生硅颗粒（图 3l~3n）形成所要求的条件（Stefurak et al.，2015）相一致.据此，本文估计中元古代海水的溶解硅浓度约为0.67~1.00 mmol/L，低于前人对前寒武纪海洋的估值（Siever，1992；Maliva et al.，2005），但明显高于早寒武世（~200 μmol/L~200 μmol/L；Ye et al.，2021）、奥陶纪‒志留纪（~150 μmol/L；Trower et al.，2021）以及古生代中期至早白垩世海洋的估值（Andrade et al.，2023）.

4.4 EPS降解促进雾迷山组硅岩沉积

高溶解硅浓度是原生硅质沉淀的重要条件（Siever，1992；Knauth，1994；Maliva et al.，2005），而上述估计的雾迷山组硅岩沉积期海水溶解硅浓度似乎低于非晶态硅沉淀的饱和度（Maliva et al.，2005；Zheng et al.，2016）.笔者认为，这与成岩早期微生物活动和EPS降解增加孔隙水溶解硅浓度，从而促进硅沉淀密切相关.粘硅EPS和/或有机硅复合体降解释放硅（Tang et al.，2014；Escario et al.，2020）不仅显著增加局部海水的溶解硅浓度，而且也为SiO₂成核提供有利点位，从而促进硅沉淀（Benning et al.，2004；Handley et al.，2008；Moore et al.，2021）.雾迷山组硅岩中不仅存在大量微生物残余和指示微生物活动的微组构，也保存有多种微球（图 4a~4j）和纳米球（图 4l~4n，图 5e~5f）；它们被认为是典型的有机矿物（organo-mineral），反映了活跃的EPS降解与溶解硅相互作用（Perri et al.，2018；Yuan et al.，2022）.FE-SEM和EDS研究显示，在保存良好的样品中，硅化常始于环绕细胞的EPS或其周围（图 4m~4n、图 5j~5k、5n~5r和图 9a~9e）.“栅栏”构造在现代硅华沉积和古代硅岩中均有发现，被解释为矿化的微生物丝体（trichomes）或其束状体（Tang et al.，2015；Gong et al.，2020）.在硅化球菌（图 9b）和“栅栏”构造中（图 3f、图 6b、图 9c），硅化沿丝状鞘和球菌边缘更加明显，随后向其内部扩展.EDS分析显示EPS残余不仅硅含量很高（55.7%），还有高的镁（5.7%）和铁含量（1.4%）（图 4o、图 9a4、9e3；参见Yuan et al.，2022的图12b~12f），这与现代Synechococcus的EPS成分相似（Brzezinski et al.，2017；Ohnemus et al.，2018）.这些特征可能表明，EPS降解释放硅在机制上可与古‒中生代碳酸盐岩和深海沉积中的硅质海绵相比较；其中，硅质海绵骨骼溶解为孔隙水提供了额外硅源，维持了孔隙水的高溶解硅浓度，从而促进了硅沉淀和燧石结核形成（Jurkowska and Świerczewska-Gładysz，2020，2024）.

图 9 硅岩中微生物组构的EDS面扫瞄特征，示元素分布与微生物组构的关系

a1~a4. 硅岩纹层中富集的球状菌外模；b1~b4. 球状菌化石；c1~c4. “栅栏构造”中的硅化菌丝/菌丝束；d1~d4. 散布在降解EPS上的纳米球.a1、b1、c1和d1为FE-SEM图像，其余为EDS面扫瞄图片

Fig. 9. EDS mapping showing element distributions and their relationships with concerned microbial fabrics

下载: 全尺寸图片幻灯片

多种微小蓝细菌和微生物残余化石在雾迷山组硅岩中被发现表明，在中元古代浅海环境中存在大量能吸附硅的原核生物.尽管目前对原核生物的硅代谢机制还不清楚（Moore et al.，2021；Tostevin et al.，2021），微小蓝细菌和一些大的蓝细菌可能构成中元古代海洋中不容忽视的生物硅汇，其在功能上可与显生宙海洋中的硅质真核生物相类比（Baines et al.，2012；Moore et al.，2021）.虽然微生物席和EPS在太古宙沉积中也有记录，但其在诱发硅沉淀中的作用尚不明确.前人推测可能与这个时期特定的微生物功能群（如化能自养古菌）占主导有关（Knoll and Nowak，2017），而中元古代则以光合蓝细菌为主，它们能够从海水吸收溶解硅（Moore et al.，2021）.

4.5 雾迷山组硅岩的沉积模式

通常认为，硅质取代碳酸盐前体和孔隙充填是碳酸盐岩中燧石结核和条带形成的重要机制（Maliva，2005；Manning-Berg and Kah，2017；Shen et al.，2018）；这涉及在水/沉积界面和孔隙水中活跃的硅重溶和再沉淀（Siever，1992；Knauth，1994；Maliva et al.，2005）.在本文的样品中，被硅质取代的碳酸盐颗粒在硅岩总体积中占比很低（~5%；图 3g~3h）；硅条带主要沿密集的微生物席层分布，指示硅沉淀与微生物活动相关.硅岩中大量精细微生物组构的保存进一步表明，硅化发生在早期成岩阶段.这意味着雾迷山组硅岩大部分是成岩早期在浅层基底或孔隙水中沉淀形成.

促进浅海环境中硅化作用的两个关键因素：一是局部过饱和的溶解硅浓度，它可由过量蒸发引起（Siever，1992；Maliva et al.，2005），也可由微生物聚合富集而产生（Manning-Berg and Kah，2017；Moore et al.，2021；Tostevin et al.，2021）；二是存在有利于SiO₂成核的优先位点，如降解的EPS和鞘体残余（Handley et al.，2008；Moore et al.，2021）.实验研究表明：（1）在存在溶解硅的情况下，有机质降解会生成有机硅复合体（organo- silica complex），增加孔隙水中的溶解硅浓度；（2）环境因素变化（如盐度、pH值、氧气和CO₂浓度）会使有机硅复合体失稳，导致硅释放并促进硅化（Escario et al.，2020；Moore et al.，2021）.因此，有机硅复合体生成和粘硅EPS降解被认为是驱动硅聚合的重要因素（Escario et al.，2020；Moore et al.，2021）.对波兰下志留统放射虫硅岩的研究表明，尽管其中存在丰富的放射虫壳体，但微生物席降解仍是促进硅化的主要因素（Kremer，2020）.在缺氧的早期成岩阶段，细菌硫酸盐还原（BSR）会加剧微生物席降解，促进放射虫壳溶解并在多孔微生物席中形成硅的再沉淀（Kremer，2020）.此外，微生物席降解释放的有机酸（Manning-Berg and Kah，2017；Escario et al.，2020）会改变孔隙水化学条件，进一步加速硅沉淀，最终导致微生物体硅化（Escario et al.，2020；Moore et al.，2021）.

据本文的研究并与现代硅岩沉积和实验结果对比，可提出雾迷山组硅岩的沉积模式（图 10）.该模式表明，大部分硅岩形成于环潮坪环境，硅沉淀发生在海水/沉积物界面附近或孔隙水中.孔隙水硅主要源自海水向下渗透，并通过浅埋沉积中微生物席和EPS降解而进一步富集（图 10a）.当EPS和有机硅复合体降解释放硅使孔隙水溶解硅浓度达到蛋白石-CT饱和值时（图 10b），硅沉淀发生在EPS和多孔微生物席中，形成燧石条带（图 10c）.随着微生物席埋深加大，活跃的BSR进一步分解有机质并增强硅聚合，最终形成燧石结核（图 10d）.浮游原核生物（如：微小蓝细菌和趋磁细菌等）可能在微生物席形成和硅堆积中发挥了重要作用；它们的降解与随之而来的硅释放，可能对提高浅层沉积物和孔隙水的溶解硅浓度起到了关键作用.

图 10 雾迷山组硅岩的成因模式

a. 雾迷山组硅岩主要形成于环潮坪环境.b. 沉积物表层的微生物席产生大量EPS，后者从海水吸收Si，形成有机硅复合物.当有机质和EPS在缺氧沉积物中降解时，EPS粘结的Si被释放到孔隙水中.c. 随着微生物席降解和Si持续释放，孔隙水中Si过饱和，导致SiO₂在降解的EPS上聚合沉淀.d. 在早期成岩过程中，SiO₂沉淀增强导致微生物席硅化和硅进一步富集，最终形成燧石带和/或结核

Fig. 10. A genetic model suggested for the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

4.6 原核生物做为中元古代海洋潜在的硅汇

如果Ar-Pt₁海洋的溶解硅浓度估值可信，那么海水溶解硅从~2.0~2.2 mmol/L下降至~0.67 mmol/L需要有重要的硅汇出现或硅输入通量的显著减少.据雾迷山组硅岩中保存的大量微小蓝细菌化石和微生物EPS残余及其保存状态分析，笔者认为能够从海水吸收硅的原核生物可能在中元古代海洋中起到了微生物硅汇的作用.现代海洋学研究证明，除了硅质真核生物外，微小蓝细菌等原核生物也能在其细胞和EPS中堆积硅（Baines et al.，2012；Moore et al.，2021；Li et al.，2022a）.基因组学分析表明，元古宙许多原核微生物含有硅转运体（SIT-Ls族），具有特定的硅传输能力（Marron et al.，2016；Conley et al.，2017）.微小蓝细菌是迄今地球上已知最小的光合作用微生物，在现代海洋中相当丰富（Baines et al.，2012；Kent et al.，2019）并具有突出的聚硅能力（Baines et al.，2012；Brzezinski et al.，2017；Tréguer et al.，2021）.分子钟研究显示微小蓝细菌起源于~1.5 Ga，并以Synechococcus elongatus为可能的祖先（Sánchez-Baracaldo et al.，2022）.雾迷山组硅岩中发现的球状Myxococoides cf. inornata Schopf（图 5d和图 6e~6f）、链状Eosynchococcus cf. moorei Hofmann（图 5f）和棒状Eosynchococcus cf. elongatus（图 5g）等微小蓝细菌化石均属Chroococcaceae科，与Synechococcus-Prochlorococcus支系密切相关（Buick and Knoll，1999；Sánchez-Baracaldo et al.，2022）.类似的化石在西北澳、北美和印度的中元古代硅岩中也有记录（Knoll，1982；Hofmann and Jackson，1991；Buick and Knoll，1999）.此外，类似于Eoentophysalis-Chroococcidiopsis的蓝细菌化石在中元古代地层中很丰富（Buick and Knoll，1999；Knoll and Nowak，2017；Moore et al.，2021）.因此，笔者认为这些原核微生物可能也构成中元古代浅海环境中不可忽视的生物硅汇；这与本文推测的此时海水溶解硅浓度明显下降和据硅同位素（δ³⁰Si）研究推断的未知生物硅汇启动时间相一致（Ding et al.，2017）.

5. 结论

本研究表明，华北中元古代雾迷山组硅岩主要由微石英组成，含丰富的自生硅颗粒和具叶片鳞球，以及多样的微生物EPS残余、微小蓝细菌和有机矿物.FE-SEM和EDS分析表明，硅化多始于包裹细胞的EPS鞘体，随后扩展到细胞内部.雾迷山组硅岩主要通过SiO₂原生沉淀而形成，微生物在硅化过程中发挥了重要作用.

硅岩的高Ge/Si比和正Eu异常表明其形成中有热液硅的贡献.粘硅EPS和有机硅复合体降解是增加局部溶解硅浓度并促进浅层沉积和孔隙水中硅质沉淀的重要因素.蛋白石-CT鳞球和自生硅颗粒的存在表明，硅岩沉积期孔隙水溶解硅浓度可能≥1.0 mmol/L.考虑到粘硅EPS和有机硅复合体降解释放硅对海水溶解硅的显著贡献，海水柱溶解硅浓度可能约为0.67 mmol/L；远低于对Ar-Pt₁海水溶解硅浓度的估值.

鉴于以微小蓝细菌为代表可吸收硅的原核微生物在中元古代浅海环境中常见，它们的繁盛和降解不仅构成海洋中重要的微生物硅汇，而且促进了SiO₂沉淀.微生物硅的兴起可能对前寒武纪硅循环产生重要影响，并构成中元古代海洋的重要特征之一.这有助于解释地质史上硅岩的时间分布特征以及前寒武纪海洋化学的长期变化.

致谢: 感谢张阳、陈安峰、刘径圻在野外工作，袁亚丽在FE-SEM观察，以及张亮、徐东滔在实验分析中所予以的帮助.谨以此文庆贺殷鸿福院士90华诞！

图 1 华北中元古代地质背景和地层序列

Fig. 1. Geological setting and stratigraphic sucession of the Mesoproterozoic in North China

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 2 研究区雾迷山组硅岩的沉积特征

Fig. 2. Major sedimentary features of the Wumishan cherts in the study area

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 3 雾迷山组硅岩的显微结构

Fig. 3. Micro-textures of the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 4 雾迷山组硅岩中的微生物组构

Fig. 4. Microfabrics in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 5 雾迷山组硅岩中的微生物组分和微组构

Fig. 5. Microbial components and microfabrics in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 6 雾迷山组硅岩中的微生物相关组分

Fig. 6. Microbial-related components in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 7 雾迷山组硅岩的地球化学成分及其相关性对比

Fig. 7. Geochemical compositions and their correlations in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 8 雾迷山组硅岩中的主量元素与Ge/Si相关性分析

Fig. 8. Correlation analyses between major elements and Ge/Si ratios in the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 9 硅岩中微生物组构的EDS面扫瞄特征，示元素分布与微生物组构的关系

Fig. 9. EDS mapping showing element distributions and their relationships with concerned microbial fabrics

下载: 全尺寸图片幻灯片

图 10 雾迷山组硅岩的成因模式

Fig. 10. A genetic model suggested for the Wumishan cherts

下载: 全尺寸图片幻灯片

表 1 雾迷山组硅岩的主要化学指标

Table 1. Selected geochemical proxies of the Wumishan cherts

样品号	剖面	段	岩性	Ge/Si	Fe/Al	Fe/Mn	P/Al	Mo (μg/g)	U (μg/g)	V (μg/g)	Cr (μg/g)	Mo_EF	U_EF	V_EF	Cr_EF	Ce/Ce^*	Eu/Eu^*	Y/Ho	Pr_SN/Yb_SN	La_SN/Sm_SN	Pr_SN/Tb_SN
W1-08- 1-1	野三坡	Ⅰ	a	14.46	0.02	N.A.	N.A.	N.A.	0.045	0.109	2.170	N.A.	5.97	0.40	8.45	0.68	N.A.	2.00	0.20	N.A.	N.A.
W1-08- 1-2	野三坡	Ⅰ	a	13.76	0.03	N.A.	N.A.	0.003	0.046	0.249	3.300	0.63	3.50	0.53	7.37	0.24	1.23	45.76	0.07	0.34	0.37
W1-h44- 1-1	野三坡	Ⅰ	a	10.45	0.34	N.A.	N.A.	0.015	0.069	0.170	6.800	3.13	5.87	0.40	16.99	0.20	0.44	30.00	0.82	1.53	2.60
W1-h44- 1-2	野三坡	Ⅰ	a	10.38	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.042	0.024	2.320	N.A.	14.17	0.23	22.98	N.A.	N.A.	13.56	N.A.	N.A.	N.A.
W1-h44- 1-3	野三坡	Ⅰ	a	10.64	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.057	0.026	2.380	N.A.	3.87	0.05	4.74	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W1-h44- 1-4	野三坡	Ⅰ	a	10.25	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.017	0.002	0.990	N.A.	5.03	0.02	8.54	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W1-h44- 1-5	野三坡	Ⅰ	a	8.76	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.026	0.024	1.720	N.A.	3.27	0.08	6.26	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W2-23-1	野三坡	Ⅱ	a	6.37	0.06	8.27	N.A.	0.047	0.060	1.700	86.000	2.27	1.18	0.93	49.64	N.A.	1.36	20.00	1.06	0.84	0.99
W2-23-2	野三坡	Ⅱ	a	7.19	0.08	N.A.	N.A.	0.057	0.108	1.700	51.000	2.66	2.05	0.90	28.46	1.49	0.59	17.89	0.98	1.33	0.88
W2-23-3	野三坡	Ⅱ	a	8.91	0.08	9.30	N.A.	0.015	0.069	1.000	47.000	1.75	3.28	1.32	65.56	0.30	1.17	48.57	5.47	2.50	1.75
W2-27- 2-1	野三坡	Ⅱ	b	11.85	0.01	N.A.	N.A.	0.003	0.118	0.145	2.160	0.72	11.93	0.41	6.41	0.48	N.A.	17.65	0.34	N.A.	N.A.
W2-27- 2-2	野三坡	Ⅱ	b	7.76	3.84	N.A.	N.A.	0.051	0.066	1.280	6.300	22.81	12.03	6.49	33.69	0.06	1.20	4.00	0.64	0.12	0.18
W2-27- 2-3	野三坡	Ⅱ	b	6.16	0.02	N.A.	N.A.	0.004	0.011	0.033	3.300	1.38	1.54	0.13	13.57	0.01	0.62	1.53	0.64	0.14	0.18
W2-27- 2-4	野三坡	Ⅱ	b	5.74	0.79	N.A.	N.A.	0.027	0.034	0.650	6.260	3.53	1.81	0.96	9.78	N.A.	0.62	8.67	0.14	9.52	0.15
W2-27- 2-5	野三坡	Ⅱ	b	9.20	0.80	N.A.	N.A.	0.036	0.031	0.227	10.500	18.06	6.28	1.29	63.00	0.53	3.18	N.A.	N.A.	0.29	0.16
W2-30- 1-1	野三坡	Ⅱ	a	9.15	0.07	N.A.	N.A.	0.026	0.811	0.063	4.500	5.33	67.73	0.15	11.03	0.26	0.52	5.67	1.27	0.30	0.08
W2-30- 1-2	野三坡	Ⅱ	a	11.07	1.89	N.A.	N.A.	0.313	1.360	1.110	30.000	77.42	137.05	3.11	88.72	0.07	0.13	3.67	0.80	0.63	0.05
W2-30- 1-3	野三坡	Ⅱ	a	12.44	1.32	N.A.	0.02	0.146	1.190	1.140	13.400	34.01	112.94	3.01	37.32	0.04	2.96	3.16	1.39	0.17	1.17
W2-56-1	野三坡	Ⅱ	a	2.36	0.09	13.22	N.A.	0.077	0.061	1.090	41.000	3.99	1.29	0.64	25.42	0.40	2.34	23.33	1.06	2.27	1.63
W2-56-2	野三坡	Ⅱ	a	2.27	0.11	N.A.	N.A.	0.085	0.045	0.570	36.000	4.92	1.06	0.37	24.90	1.03	1.37	44.12	1.63	1.05	0.47
W2-56-4	野三坡	Ⅱ	a	2.39	0.01	N.A.	N.A.	0.014	0.017	0.045	24.000	1.57	0.78	0.06	32.14	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W2-72-1	野三坡	Ⅱ	a	5.49	0.08	22.58	N.A.	0.118	0.118	2.500	30.000	4.24	1.73	1.02	12.88	1.72	1.73	27.62	0.69	1.76	0.93
W2-72-2	野三坡	Ⅱ	a	4.14	0.09	19.18	N.A.	0.086	0.141	2.600	53.000	2.74	1.83	0.94	20.16	1.23	2.01	39.44	1.17	1.06	0.79
W2-72-3	野三坡	Ⅱ	a	3.82	0.08	26.89	N.A.	0.104	0.195	3.600	36.000	2.31	1.77	0.91	9.57	1.07	1.21	29.68	0.94	1.06	0.82
W2-93-1	野三坡	Ⅱ	a	7.02	0.09	N.A.	N.A.	0.023	0.125	1.040	8.600	1.53	3.40	0.79	6.86	1.07	0.74	37.00	0.56	1.45	1.00
W2-93-2	野三坡	Ⅱ	a	15.73	0.08	N.A.	N.A.	0.023	0.113	1.140	4.800	1.46	2.93	0.82	3.65	1.24	1.78	25.38	3.11	1.68	0.90
W2-93-3	野三坡	Ⅱ	a	5.44	0.08	33.78	0.00	0.125	0.193	4.100	7.900	2.43	1.53	0.90	1.84	1.39	1.62	29.43	0.91	1.16	0.97
W3-35-4-2	野三坡	Ⅲ	a	8.81	0.79	N.A.	N.A.	N.A.	0.099	0.440	14.100	N.A.	9.67	1.20	40.41	0.71	N.A.	1.63	N.A.	0.66	N.A.
W3-35-4-3	野三坡	Ⅲ	a	15.17	3.38	N.A.	N.A.	0.030	0.072	0.560	8.400	25.00	24.44	5.29	83.70	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W3-35-4-4	野三坡	Ⅲ	a	7.70	0.76	96.14	N.A.	0.025	0.026	0.610	14.300	3.04	1.29	0.84	20.81	0.49	0.97	45.00	0.07	0.52	0.30
W3-35-4-5	野三坡	Ⅲ	a	6.56	0.25	38.71	0.01	0.054	0.216	0.840	28.000	2.36	3.85	0.42	14.65	1.16	0.92	43.91	0.58	0.85	0.51
W4-58- 2S-1-1	野三坡	Ⅳ	c	0.79	0.24	32.35	0.01	0.460	0.890	4.700	900.00	4.77	3.76	0.55	111.59	1.20	0.94	31.50	0.66	1.03	0.72
W4-58- 2S-1-2	野三坡	Ⅳ	c	0.71	0.23	40.88	0.01	0.137	0.660	5.500	630.00	1.05	2.06	0.48	57.63	1.12	0.78	42.39	0.49	1.04	0.61
W4-58- 2S-2	野三坡	Ⅳ	c	0.93	0.13	18.06	0.01	0.119	0.780	2.640	12.000	1.16	3.09	0.29	1.39	0.92	1.05	29.93	0.76	1.05	0.80
W4-58- 2S-3	野三坡	Ⅳ	c	1.08	0.13	17.81	0.01	0.134	0.910	2.560	12.000	1.31	3.62	0.28	1.40	1.16	1.06	40.47	0.72	1.09	0.77
W4-58- 2S-4	野三坡	Ⅳ	c	6.41	0.12	21.56	0.01	0.058	0.376	1.910	6.200	1.02	2.68	0.38	1.30	0.97	1.24	44.57	0.71	1.22	0.75
W4-58- 2S-5	野三坡	Ⅳ	c	5.15	0.18	29.81	0.01	0.077	0.514	2.320	9.000	1.09	2.96	0.37	1.52	0.88	1.10	41.83	0.73	1.00	0.65
W4-94-1-1	野三坡	Ⅳ	a	19.10	0.02	18.76	N.A.	0.330	0.260	5.900	67.000	2.43	0.78	0.49	5.90	3.54	N.A.	2.06	0.06	1.31	0.06
W4-94-1-2	野三坡	Ⅳ	a	18.72	0.81	N.A.	N.A.	0.052	0.207	0.138	4.000	24.68	40.02	0.74	22.70	0.01	0.51	7.94	0.77	0.22	0.21
W4-94-1-3	野三坡	Ⅳ	a	17.10	0.06	N.A.	N.A.	0.006	0.090	0.040	0.530	5.21	31.30	0.39	5.41	0.09	0.22	19.55	0.38	1.45	0.04
W4-110- 2-1	野三坡	Ⅳ	a	11.55	0.47	N.A.	N.A.	0.013	0.065	0.088	1.570	14.21	28.72	1.08	20.36	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
W4-110- 2-2-1	野三坡	Ⅳ	a	14.05	0.56	N.A.	N.A.	0.029	0.153	0.250	5.800	14.00	30.09	1.37	33.48	0.27	4.17	26.15	1.04	0.49	3.93
W4-110- 2-3-2	野三坡	Ⅳ	a	10.25	0.19	27.20	0.01	0.028	0.148	0.560	6.000	2.31	4.97	0.52	5.91	0.98	0.29	29.17	3.37	1.03	0.52
W4-110- 2-4	野三坡	Ⅳ	a	12.02	0.86	105.16	0.02	0.175	0.236	1.310	10.100	9.42	5.18	0.80	6.50	0.59	1.53	41.25	0.90	0.61	1.03
1707ZW-105-1	珠窝	Ⅲ	a	3.91	0.08	33.00	0.00	0.084	0.192	3.400	6.800	1.90	1.77	0.87	1.84	1.07	1.61	27.58	0.91	1.02	0.88
1707ZW-105-2	珠窝	Ⅲ	a	4.28	0.02	N.A.	N.A.	0.002	0.114	0.029	4.000	0.20	6.19	0.04	6.38	N.A.	N.A.	N.A.	0.09	N.A.	N.A.
1707ZW-116-1	珠窝	Ⅲ	a	6.13	0.18	N.A.	N.A.	0.012	0.034	0.390	4.500	1.45	1.67	0.53	6.49	N.A.	1.60	39.34	1.55	4.06	1.75
1707ZW-116-2	珠窝	Ⅲ	a	15.40	0.16	19.38	N.A.	0.049	0.230	2.300	11.100	1.72	3.28	0.91	4.65	1.10	2.02	23.45	1.28	1.29	0.96
1707ZW-116-3	珠窝	Ⅲ	a	6.41	0.09	31.50	0.00	0.134	0.180	3.900	8.900	2.80	1.53	0.92	2.22	1.07	1.66	26.67	1.00	1.35	0.97
1707ZW-116-4	珠窝	Ⅲ	a	10.58	0.09	35.71	0.00	0.158	0.130	4.200	6.100	4.51	1.51	1.36	2.08	1.44	1.76	32.38	1.12	2.28	1.23
ZHW4- 59-1-1	珠窝	Ⅳ	a	11.15	0.55	N.A.	N.A.	0.005	0.050	0.095	11.700	2.33	9.51	0.50	65.28	0.14	5.09	15.00	0.35	0.48	1.69
ZHW4- 59-1-2	珠窝	Ⅳ	a	13.10	0.72	N.A.	N.A.	N.A.	0.032	0.091	2.900	N.A.	21.83	1.71	57.52	0.28	1.49	N.A.	N.A.	N.A.	0.09
ZHW4- 59-1-3	珠窝	Ⅳ	a	12.40	N.A.	N.A.	N.A.	0.002	0.019	0.081	5.800	5.02	20.88	2.43	183.18	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.
ZHW4- 59-1-4	珠窝	Ⅳ	a	14.03	0.17	N.A.	N.A.	N.A.	0.031	0.091	1.170	N.A.	39.09	3.25	44.01	N.A.	N.A.	N.A.	N.A.	0.76	N.A.
W4-110- 2-2-2	野三坡	Ⅳ	a	16.02	26.43	927.87	0.11	0.790	0.239	6.700	5.500	147.47	18.18	14.18	12.28	0.93	1.22	32.00	1.02	0.61	0.70
W4-110- 2-3-1	野三坡	Ⅳ	a	14.14	192.96	1 402.74	0.64	2.400	0.350	24.000	10.300	672.00	39.93	76.21	34.48	0.41	1.20	29.49	0.67	0.78	0.61
平均值				8.83	0.48	31.78	0.01	0.14	0.22	1.82	41.59	7.21	13.36	1.02	26.45	0.80	1.42	25.35	0.99	1.29	0.84
标准偏差				4.70	0.76	24.09	0.01	0.36	0.30	3.46	143.93	13.02	25.67	1.21	33.41	0.65	1.01	14.81	0.97	1.50	0.75
注：元素含量在中国地质大学（北京）使用LA-ICP-MS测量，并以同一薄片的多测点平均值列出.N.A.为未检出；Ge/Si单位为μmol/mol；Fe/Al、Fe/Mn、P/Al为质量分数比值.岩性：a. 硅岩条带；b. 纹层状硅岩；c. 硅岩结核.

下载: 导出CSV

参考文献(76)

Algeo, T. J., Li, C., 2020. Redox Classification and Calibration of Redox Thresholds in Sedimentary Systems. Geochimica et Cosmochimica Acta, 287: 8-26. https://doi.org/10.1016/j.gca.2020.01.055
Algeo, T. J., Tribovillard, N., 2009. Environmental Analysis of Paleoceanographic Systems Based on Molybdenum-Uranium Covariation. Chemical Geology, 268(3-4): 211-225. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2009.09.001
Alibert, C., Kinsley, L., 2016. Ge/Si in Hamersley BIF as Tracer of Hydrothermal Si and Ge Inputs to the Paleoproterozoic Ocean. Geochimica et Cosmochimica Acta, 184: 329-343. https://doi.org/10.1016/j.gca.2016.03.027
Andrade, C. N., Lapen, T. J., Chafetz, H. S., 2023. Silicon Isotopic Compositions of Dissolved Silicic Acid in Pre- and Post-Diatom Oceans. Geochimica et Cosmochimica Acta, 343: 264-271. https://doi.org/10.1016/j.gca.2022.11.021
Baines, S. B., Twining, B. S., Brzezinski, M. A., et al., 2012. Significant Silicon Accumulation by Marine Picocyanobacteria. Nature Geoscience, 5: 886-891. https://doi.org/10.1038/ngeo1641
Benning, L. G., Phoenix, V. R., Yee, N., et al., 2004. Molecular Characterization of Cyanobacterial Silicification Using Synchrotron Infrared Micro-Spectroscopy. Geochimica et Cosmochimica Acta, 68(4): 729-741. https://doi.org/10.1016/s0016-7037(03)00489-7
Brzezinski, M. A., Krause, J. W., Baines, S. B., et al., 2017. Patterns and Regulation of Silicon Accumulation in Synechococcus Spp. Journal of Phycology, 53(4): 746-761. https://doi.org/10.1111/jpy.12545
Buick, R., Knoll, A. H., 1999. Acritarchs and Microfossils from the Mesoproterozoic Bangemall Group, Northwestern Australia. Journal of Paleontology, 73(5): 744-764. https://doi.org/10.1017/s0022336000040634
Cermeño, P., Falkowski, P. G., Romero, O. E., et al., 2015. Continental Erosion and the Cenozoic Rise of Marine Diatoms. Proceedings of the National Academy of Sciences, 112(14): 4239-4244. https://doi.org/10.1073/pnas.1412883112
Conley, D. J., Frings, P. J., Fontorbe, G., et al., 2017. Biosilicification Drives a Decline of Dissolved Si in the Oceans through Geologic Time. Frontiers in Marine Science, 4: 397. https://doi.org/10.3389/fmars.2017.00397
Cui, Y. X., Lang, X. G., Li, F. B., et al., 2019. Germanium/Silica Ratio and Rare Earth Element Composition of Silica-Filling in Sheet Cracks of the Doushantuo Cap Carbonates, South China: Constraining Hydrothermal Activity during the Marinoan Snowball Earth Glaciation. Precambrian Research, 332: 105407. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2019.105407
Delvigne, C., Cardinal, D., Hofmann, A., et al., 2012. Stratigraphic Changes of Ge/Si, REE+Y and Silicon Isotopes as Insights into the Deposition of a Mesoarchaean Banded Iron Formation. Earth and Planetary Science Letters, 355: 109-118. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2012.07.035
Ding, T. P., Gao, J. F., Tian, S. H., et al., 2017. The δ³⁰Si Peak Value Discovered in Middle Proterozoic Chert and Its Implication for Environmental Variations in the Ancient Ocean. Scientific Reports, 7: 44000. https://doi.org/10.1038/srep44000
Dong, L., Shen, B., Lee, C. A., et al., 2015. Germanium/Silicon of the Ediacaran-Cambrian Laobao Cherts: Implications for the Bedded Chert Formation and Paleoenvironment Interpretations. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 16(3): 751-763. https://doi.org/10.1002/2014GC005595
Egan, K. E., Rickaby, R. E. M., Hendry, K. R., et al., 2013. Opening the Gateways for Diatoms Primes Earth for Antarctic Glaciation. Earth and Planetary Science Letters, 375: 34-43. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2013.04.030
Escario, S., Nightingale, M., Humez, P., et al., 2020. The Contribution of Aqueous Catechol-Silica Complexes to Silicification during Carbonate Diagenesis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 280: 185-201. https://doi.org/10.1016/j.gca.2020.04.016
Escoube, R., Rouxel, O. J., Edwards, K., et al., 2015. Coupled Ge/Si and Ge Isotope Ratios as Geochemical Tracers of Seafloor Hydrothermal Systems: Case Studies at Loihi Seamount and East Pacific Rise 9°50'N. Geochimica et Cosmochimica Acta, 167: 93-112. https://doi.org/10.1016/j.gca.2015.06.025
Froelich, P. N., Blanc, V., Mortlock, R. A., et al., 1992. River Fluxes of Dissolved Silica to the Ocean Were Higher during Glacials: Ge/Si in Diatoms, Rivers, and Oceans. Paleoceanography, 7(6): 739-767. https://doi.org/10.1029/92PA02090
Gao, P., He, Z. L., Lash, G. G., et al., 2020. Mixed Seawater and Hydrothermal Sources of Nodular Chert in Middle Permian Limestone on the Eastern Paleo-Tethys Margin (South China). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 551: 109740. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2020.109740
Geilert, S., Vroon, P. Z., van Bergen, M. J., 2014. Silicon Isotopes and Trace Elements in Chert Record Early Archean Basin Evolution. Chemical Geology, 386: 133-142. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2014.07.027
Gong, J., Myers, K. D., Munoz-Saez, C., et al., 2020. Formation and Preservation of Microbial Palisade Fabric in Silica Deposits from El Tatio, Chile. Astrobiology, 20(4): 500-524. https://doi.org/10.1089/ast.2019.2025
Hamade, T., Konhauser, K. O., Raiswell, R., et al., 2003. Using Ge/Si Ratios to Decouple Iron and Silica Fluxes in Precambrian Banded Iron Formations. Geology, 31(1): 35. https://doi.org/10.1130/0091-7613(2003)031<0035: UGSRTD>2.0.CO;2 doi: 10.1130/0091-7613(2003)031<0035:UGSRTD>2.0.CO;2
Handley, K. M., Turner, S. J., Campbell, K. A., et al., 2008. Silicifying Biofilm Exopolymers on a Hot-Spring Microstromatolite: Templating Nanometer-Thick Laminae. Astrobiology, 8(4): 747-770. https://doi.org/10.1089/ast.2007.0172
Herdianita, N. R., Browne, P. R. L., Rodgers, K. A., et al., 2000. Mineralogical and Textural Changes Accompanying Ageing of Silica Sinter. Mineralium Deposita, 35(1): 48-62. https://doi.org/10.1007/s001260050005
Hofmann, H. J., Jackson, G. D., 1991. Shelf-Facies Microfossils from the Uluksan Group (Proterozoic Bylot Supergroup), Baffin Island, Canada. Journal of Paleontology, 65(3): 361-382. https://doi.org/10.1017/S0022336000030353
Isson, T. T., Planavsky, N. J., Coogan, L. A., et al., 2020. Evolution of the Global Carbon Cycle and Climate Regulation on Earth. Global Biogeochemical Cycles, 34(2): e2018GB006061. https://doi.org/10.1029/2018gb006061
Jones, B., Renaut, R. W., 2007. Microstructural Changes Accompanying the Opal-A to Opal-CT Transition: New Evidence from the Siliceous Sinters of Geysir, Haukadalur, Iceland. Sedimentology, 54(4): 921-948. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2007.00866.x
Jurkowska, A., Świerczewska-Gładysz, E., 2020. New Model of Si Balance in the Late Cretaceous Epicontinental European Basin. Global and Planetary Change, 186: 103108. https://doi.org/10.1016/j.gloplacha.2019.103108
Jurkowska, A., Świerczewska-Gładysz, E., 2024. The Evolution of the Marine Si Cycle in the Archean-Palaeozoic: An Overlooked Si Source? Earth-Science Reviews, 248: 104629. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2023.104629
Kastner, M., Siever, R., 1983. Siliceous Sediments of the Guaymas Basin: The Effect of High Thermal Gradients on Diagenesis. The Journal of Geology, 91(6): 629-641. https://doi.org/10.1086/628816
Kent, A. G., Baer, S. E., Mouginot, C., et al., 2019. Parallel Phylogeography of Prochlorococcus and Synechococcus. The ISME Journal, 13: 430-441. https://doi.org/10.1038/s41396-018-0287-6
Knauth, L. P., 1994. Petrogenesis of Chert. Reviews in Mineralogy & Geochemistry, 29: 233-258. https://doi.org/10.1515/9781501509698-012
Knoll, A. H., 1982. Microfossils from the Late Precambrian Draken Conglomerate, Ny Friesland, Svalbard. Journal of Paleontology, 56: 755-790.
Knoll, A. H., Nowak, M. A., 2017. The Timetable of Evolution. Science Advances, 3(5): e1603076. https://doi.org/10.1126/sciadv.1603076
Konhauser, K. O., Phoenix, V. R., Bottrell, S. H., et al., 2001. Microbial-Silica Interactions in Icelandic Hot Spring Sinter: Possible Analogues for Some Precambrian Siliceous Stromatolites. Sedimentology, 48(2): 415-433. https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.2001.00372.x
Krause, J. W., Brzezinski, M. A., Baines, S. B., et al., 2017. Picoplankton Contribution to Biogenic Silica Stocks and Production Rates in the Sargasso Sea. Global Biogeochemical Cycles, 31(5): 762-774. https://doi.org/10.1002/2017GB005619
Kremer, B., 2020. Entrapment and Transformation of Post-Bloom Radiolarians in Cyanobacterial Mats as a Factor Enhancing the Formation of Black Cherts in the Early Silurian Sea. Journal of Sedimentary Research, 90(2): 151-164. https://doi.org/10.2110/jsr.2020.7
Li, C. Q., Dong, L., Ma, H. R., et al., 2022b. Formation of the Massive Bedded Chert and Coupled Silicon and Iron Cycles during the Ediacaran-Cambrian Transition. Earth and Planetary Science Letters, 594: 117721. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2022.117721
Li, J., Liu, P., Menguy, N., et al., 2022a. Intracellular Silicification by Early-Branching Magnetotactic Bacteria. Science Advances, 8(19): eabn6045. https://doi.org/10.1126/sciadv.abn6045
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): 835. https://doi.org/10.1130/b25555.1
Manning-Berg, A. R., Kah, L. C., 2017. Proterozoic Microbial Mats and Their Constraints on Environments of Silicification. Geobiology, 15(4): 469-483. https://doi.org/10.1111/gbi.12238
Marron, A. O., Ratcliffe, S., Wheeler, G. L., et al., 2016. The Evolution of Silicon Transport in Eukaryotes. Molecular Biology and Evolution, 33(12): 3226-3248. https://doi.org/10.1093/molbev/msw209
Miao, L. Y., Moczydłowska, M., Zhu, S. X., et al., 2019. New Record of Organic-Walled, Morphologically Distinct Microfossils from the Late Paleoproterozoic Changcheng Group in the Yanshan Range, North China. Precambrian Research, 321: 172-198. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2018.11.019
Moore, K. R., Gong, J., Pajusalu, M., et al., 2021. A New Model for Silicification of Cyanobacteria in Proterozoic Tidal Flats. Geobiology, 19(5): 438-449. https://doi.org/10.1111/gbi.12447
Mortlock, R. A., Froelich, P. N., Feely, R. A., et al., 1993. Silica and Germanium in Pacific Ocean Hydrothermal Vents and Plumes. Earth and Planetary Science Letters, 119(3): 365-378. https://doi.org/10.1016/0012-821X(93)90144-X
Ohnemus, D. C., Krause, J. W., Brzezinski, M. A., et al., 2018. The Chemical Form of Silicon in Marine Synechococcus. Marine Chemistry, 206: 44-51. https://doi.org/10.1016/j.marchem.2018.08.004
Perri, E., Tucker, M. E., Słowakiewicz, M., et al., 2018. Carbonate and Silicate Biomineralization in a Hypersaline Microbial Mat (Mesaieed Sabkha, Qatar): Roles of Bacteria, Extracellular Polymeric Substances and Viruses. Sedimentology, 65(4): 1213-1245. https://doi.org/10.1111/sed.12419
Planavsky, N. J., Rouxel, O. J., Bekker, A., et al., 2010. The Evolution of the Marine Phosphate Reservoir. Nature, 467: 1088-1090. https://doi.org/10.1038/nature09485
Rodgers, K. A., Browne, P. R. L., Buddle, T. F., et al., 2004. Silica Phases in Sinters and Residues from Geothermal Fields of New Zealand. Earth-Science Reviews, 66(1-2): 1-61. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2003.10.001
Sánchez-Baracaldo, P., Bianchini, G., Wilson, J. D., et al., 2022. Cyanobacteria and Biogeochemical Cycles through Earth History. Trends in Microbiology, 30(2): 143-157. https://doi.org/10.1016/j.tim.2021.05.008
Shen, B., Ma, H. R., Ye, H. Q., et al., 2018. Hydrothermal Origin of Syndepositional Chert Bands and Nodules in the Mesoproterozoic Wumishan Formation: Implications for the Evolution of Mesoproterozoic Cratonic Basin, North China. Precambrian Research, 310: 213-228. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2018.03.007
Shi, M., Feng, Q. L., Khan, M. Z., et al., 2017. An Eukaryote-Bearing Microbiota from the Early Mesoproterozoic Gaoyuzhuang Formation, Tianjin, China and Its Significance. Precambrian Research, 303: 709-726. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2017.09.013
Shi, Q., Shi, X. Y., Tang, D. J., et al., 2021. Heterogeneous Oxygenation Coupled with Low Phosphorus Bio-Availability Delayed Eukaryotic Diversification in Mesoproterozoic Oceans: Evidence from the Ca 1.46 Ga Hongshuizhuang Formation of North China. Precambrian Research, 354: 106050. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2020.106050
Siever, R., 1992. The Silica Cycle in the Precambrian. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56(8): 3265-3272. https://doi.org/10.1016/0016-7037(92)90303-Z
Stefurak, E. J. T., Lowe, D. R., Zentner, D., et al., 2015. Sedimentology and Geochemistry of Archean Silica Granules. Geological Society of America Bulletin, : B31181.1. https://doi.org/10.1130/b31181.1
Stolper, D. A., Love, G. D., Bates, S., et al., 2017. Paleoecology and Paleoceanography of the Athel Silicilyte, Ediacaran-Cambrian Boundary, Sultanate of Oman. Geobiology, 15(3): 401-426. https://doi.org/10.1111/gbi.12236
Su, W. B., Li, H. K., Huff, W. D., et al., 2010. SHRIMP U-Pb Dating for a K-Bentonite Bed in the Tieling Formation, North China. Chinese Science Bulletin, 55(29): 3312-3323. https://doi.org/10.1007/s11434-010-4007-5
Tang, D. J., Shi, X. Y., Jiang, G. Q., et al., 2018. Stratiform Siderites from the Mesoproterozoic Xiamaling Formation in North China: Genesis and Environmental Implications. Gondwana Research, 58: 1-15. https://doi.org/10.1016/j.gr.2018.01.013
Tang, D. J., Shi, X. Y., Shi, Q., et al., 2015. Organomineralization in Mesoproterozoic Giant Ooids. Journal of Asian Earth Sciences, 107: 195-211. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.04.034
Tang, T. T., Kisslinger, K., Lee, C., 2014. Silicate Deposition during Decomposition of Cyanobacteria may Promote Export of Picophytoplankton to the Deep Ocean. Nature Communications, 5: 4143. https://doi.org/10.1038/ncomms5143
Tostevin, R., Snow, J. T., Zhang, Q., et al., 2021. The Influence of Elevated SiO₂ (Aq) on Intracellular Silica Uptake and Microbial Metabolism. Geobiology, 19(4): 421-433. https://doi.org/10.1111/gbi.12442
Tostevin, R., Wood, R. A., Shields, G. A., et al., 2016. Low-Oxygen Waters Limited Habitable Space for Early Animals. Nature Communications, 7: 12818. https://doi.org/10.1038/ncomms12818
Tréguer, P. J., Sutton, J. N., Brzezinski, M., et al., 2021. Reviews and Syntheses: The Biogeochemical Cycle of Silicon in the Modern Ocean. Biogeosciences, 18(4): 1269-1289. https://doi.org/10.5194/bg-18-1269-2021
Tribovillard, N., Algeo, T. J., Baudin, F., et al., 2012. Analysis of Marine Environmental Conditions Based Onmolybdenum-Uranium Covariation—Applications to Mesozoic Paleoceanography. Chemical Geology, 324: 46-58. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2011.09.009
Trower, E. J., Strauss, J. V., Sperling, E. A., et al., 2021. Isotopic Analyses of Ordovician-Silurian Siliceous Skeletons Indicate Silica-Depleted Paleozoic Oceans. Geobiology, 19(5): 460-472. https://doi.org/10.1111/gbi.12449
Wallace, M. W., Hood, A. V., Shuster, A., et al., 2017. Oxygenation History of the Neoproterozoic to Early Phanerozoic and the Rise of Land Plants. Earth and Planetary Science Letters, 466: 12-19. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2017.02.046
Webb, G. E., Kamber, B. S., 2000. Rare Earth Elements in Holocene Reefal Microbialites: A New Shallow Seawater Proxy. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64(9): 1557-1565. https://doi.org/10.1016/S0016-7037(99)00400-7
Wen, H. J., Fan, H. F., Tian, S. H., et al., 2016. The Formation Conditions of the Early Ediacaran Cherts, South China. Chemical Geology, 430: 45-69. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2016.03.005
Wheat, C. G., McManus, J., 2005. The Potential Role of Ridge-Flank Hydrothermal Systems on Oceanic Germanium and Silicon Balances. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69(8): 2021-2029. https://doi.org/10.1016/j.gca.2004.05.046
Wignall, P. B., Twitchett, R. J., 1996. Oceanic Anoxia and the End Permian Mass Extinction. Sensors (Basel, Switzerland), 272(5265): 1155-1158. https://doi.org/10.1126/science.272.5265.1155
Williams, L. A., Pasts, G. A., Crerrar, D. A., 1985. Silica Diagenesis, Ⅰ. Solubility Controls. SEPM Journal of Sedimentary Research, Vol. 55: 301-311. https://doi.org/10.1306/212f86ac-2b24-11d7-8648000102c1865d
Xing, C. C., Liu, P. J., Wang, R. M., et al., 2022. Tracing the Evolution of Dissolved Organic Carbon (DOC) Pool in the Ediacaran Ocean by Germanium/Silica (Ge/Si) Ratios of Diagenetic Chert Nodules from the Doushantuo Formation, South China. Precambrian Research, 374: 106639. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2022.106639
Ye, Y., Frings, P. J., von Blanckenburg, F., et al., 2021. Silicon Isotopes Reveal a Decline in Oceanic Dissolved Silicon Driven by Biosilicification: A Prerequisite for the Cambrian Explosion? Earth and Planetary Science Letters, 566: 116959. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2021.116959
Yuan, Y. L., Shi, X. Y., Tang, D. J., et al., 2022. Microfabrics and Organominerals as Indicator of Microbial Dolomite in Deep Time: An Example from the Mesoproterozoic of North China. Precambrian Research, 382: 106881. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2022.106881
Zhang, S. H., Zhao, Y., Li, X. H., et al., 2017. The 1.33-1.30 Ga Yanliao Large Igneous Province in the North China Craton: Implications for Reconstruction of the Nuna (Columbia) Supercontinent, and Specifically with the North Australian Craton. Earth and Planetary Science Letters, 465: 112-125. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2017.02.034
Zheng, X. Y., Beard, B. L., Reddy, T. R., et al., 2016. Abiologic Silicon Isotope Fractionation between Aqueous Si and Fe(Ⅲ)-Si Gel in Simulated Archean Seawater: Implications for Si Isotope Records in Precambrian Sedimentary Rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta, 187: 102-122. https://doi.org/10.1016/j.gca.2016.05.012

施引文献

资源附件(0)

访问统计

点击查看大图

图(10) / 表(1)

计量

文章访问数: 198
HTML全文浏览量: 105
PDF下载量: 55
被引次数: 0

0. 引言
1. 地质背景
1.1 区域地质与构造背景
1.2 雾迷山组地层序列和沉积相特征
1.3 雾迷山组的年龄和氧化还原条件
2. 材料与方法
2.1 样品
2.2 分析方法
3. 结果
3.1 雾迷山组硅岩的宏观特征与分布
3.2 矿物组成和微生物组分
3.3 主量和微量元素组分
3.4 REE含量及分布模式
3.5 硅岩的Ge/Si摩尔比
4. 讨论
4.1 雾迷山组硅岩形成的氧化还原条件
4.2 雾迷山组硅岩的硅源
4.3 硅岩沉积期海水的溶解硅浓度
4.4 EPS降解促进雾迷山组硅岩沉积
4.5 雾迷山组硅岩的沉积模式
4.6 原核生物做为中元古代海洋潜在的硅汇
5. 结论

0. 引言
1. 地质背景
1.1 区域地质与构造背景
1.2 雾迷山组地层序列和沉积相特征
1.3 雾迷山组的年龄和氧化还原条件
2. 材料与方法
2.1 样品
2.2 分析方法
3. 结果
3.1 雾迷山组硅岩的宏观特征与分布
3.2 矿物组成和微生物组分
3.3 主量和微量元素组分
3.4 REE含量及分布模式
3.5 硅岩的Ge/Si摩尔比
4. 讨论
4.1 雾迷山组硅岩形成的氧化还原条件
4.2 雾迷山组硅岩的硅源
4.3 硅岩沉积期海水的溶解硅浓度
4.4 EPS降解促进雾迷山组硅岩沉积
4.5 雾迷山组硅岩的沉积模式
4.6 原核生物做为中元古代海洋潜在的硅汇
5. 结论

参考文献(76)

施引文献

资源附件(0)

访问统计

姓名
邮箱
手机号码
标题
留言内容
验证码

留言板

中元古代微生物硅循环促进浅海硅岩沉积

doi: 10.3799/dqkx.2024.144

作者简介: 史青（1987-），女，实验师，主要从事实验研究及深时生命与环境协同演化研究. ORCID：0009-0002-9017-601X. E-mail：shiqing@cugb.edu.cn

通讯作者: 史晓颖，E-mail: shixyb@cugb.edu.cn

计量

出版历程