滇西昌宁—孟连带是亲冈瓦纳大陆的保山地块与泛华夏大陆的结合带，是研究古特提斯最理想的地区之一，前人在该区做了大量的地层-构造-火山-成矿方面的研究，取得了若干重要的研究成果^{[1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12]}。

研究区内泥盆系的研究程度较低，前人对下泥盆统向阳寺组（D₁x）的研究主要集中在施甸县向阳寺组的碎屑岩^[13]中，或系一套含砂泥质碳酸盐岩^[8]。笔者在研究区内首次发现向阳寺组中存在硅质岩，发育于保山地块东缘、即昌宁—孟连结合带北段西侧（图1）。众所周知，硅质岩是由化学作用、生物和生物化学作用以及某些火山作用所形成的富含二氧化硅（一般超过70%）的岩石，其中也包括在盆地内经机械破碎再沉积的硅质岩。硅质岩数量不多，但分布广泛^{[14, 15, 16]}。笔者根据1∶25万凤庆县幅区域地质图^[9]所划出向阳寺组的出露位置，测制了2 条岩性剖面：一条位于保山市施甸县摆榔乡，为一套碎屑岩-碳酸盐岩建造；一条位于保山市昌宁县更戛乡，为一套碎屑岩-硅质岩建造。两条剖面的岩性差别巨大，使我们近一步探究向阳寺组的特征。

图1(Fig.1)

图1 研究区地质简图及剖面位置（据1∶25万凤庆幅修改[9]） 1—三叠系；2—向阳寺组；3—志留系；4—泥盆—石炭系；5—元古宇；6—二长花岗岩；7—地层界线；8—断层；9—褶皱轴迹；10—摆榔乡向阳寺组剖面位置；11—更戛乡向阳寺组剖面位置；12—花岗岩；13—变质基底；14—研究区范围；BS—保山地块；CM—昌宁—孟连结合带；YZ—扬子地块；KJw—柯街断裂西支；XQ—习谦断裂；a—施甸地层小区；b—耿马地层小区；c—澜沧地层小区；Ⅰ—扬子板块；Ⅱ—兰坪—思茅微地块；Ⅲ—藏滇板块；Ⅳ—中甸微板块 Fig.1 Geological sketch map of the study area and location of Xiangyangsi Formation 1-Triassic; 2-Xiangyangsi Formation; 3-Silurian; 4- Devonian - Carboniferous; 5-Proterozoic; 6-Monzonitic granite; 7-Stratigraphic boundary; 8-Fault; 9- Axial trace of fold; 10-Location of Xiangyangsi Formation in Bailang; 11-Location of Xiangyangsi Formation in Gengga; 12-Granite; 13- Metamorphosed basement; 14-Study area; BS—Baoshan massif; CM-Changning - Menglian suture belt; YZ-Yangtze block; KJw-West side of Kejie fault; XQ-Xiqian fault; a-Shidian strata area; b-Gengma strata area; c-Lancang strata area; Ⅰ-Yangtze block; Ⅱ-Lanping-Simao massif; Ⅲ-Tibet-Yunnan massif; Ⅳ-Zhongdian massif

由于向阳寺组硅质岩的首次发现，本文结合野外剖面实测、室内镜下鉴定和化学样品分析的前提下，对滇西保山市昌宁县更戛乡下泥盆统向阳寺组进行了系统的岩石学、构造地质学解析，并结合向阳寺组中硅质岩沉积地球化学特征及其保存的生物化石进行了综合分析研究，初步探讨了向阳寺组形成时的区域构造环境。

更戛乡向阳寺组剖面位于保山地块（图1）东缘、施甸地层小区（图1-a）。其中，有硅质岩发育的向阳寺组地层位于施甸地层小区东部，东侧为耿马地层小区、澜沧地层小区（图1-b、c）。

施甸地层小区中沉积的地层较为完整，自奥陶纪至古近纪基本均有发育，其岩性囊括了砾岩、砂岩、泥岩、碳酸盐岩、硅质岩、火山碎屑岩等，发育少量火山岩。耿马地层小区发育基性火山岩与碎屑岩组合、浊积岩、碳酸盐岩等，沉积间断，并且先存的孟定街岩群、温泉组均有不同程度的多期变质变形。澜沧地层小区内主要出露碎屑岩，并发育二叠纪、三叠纪、白垩纪岩体。

研究区内构造变形强烈，可见绵延数十千米的短轴褶皱，划分小型构造单元、横跨研究区的南北向推覆断层等大型构，柯街断裂、习谦断裂发育；也可见露头中发育的叠加褶皱及各种线状、面状构造。

更戛乡下泥盆统向阳寺组（D₁x）的岩石组合为石英砂岩、泥质岩、硅质岩。向阳寺组下伏地层为中—上志留统栗柴坝组（S_2-3l），岩性为碎屑岩、碳酸盐岩，与向阳寺组地层整合接触；向阳寺组未见顶，与下二叠统卧牛寺组（P₁w）断层接触。向阳寺组在该地区与栗柴坝组地层形成背斜，位于背斜翼部。

向阳寺组按照岩性可划分为4段：1段为硅质岩，厚约15 m；2 段为中层细粒石英砂岩-含泥砂岩或含砂泥岩-硅质岩的正粒序，也可见泥岩夹硅质岩夹层或硅质岩透镜体，该段厚284.72 m；3段为中层细粒、中粒石英砂岩-生物碎屑硅质岩、硅质岩的正粒序，该段厚81.085 m；4段为泥质粉砂岩、泥质细砂岩，该段厚161.306 m；测制总厚度为541.811 m。向阳寺组硅质岩多为深灰色-灰黑色、结构致密的隐晶质硅质岩，表面风化色可见灰色、浅红色、灰白色、灰绿色等，单层厚度一般为1~3 cm，为微-薄层状构造，局部有后期的石英脉充填。该处沉积的硅质岩为层状硅质岩^[15]，厚度小，分布广泛，总体产状稳定。硅质岩主要由隐晶质玉髓和蛋白石组成，表面可见蛋白石风化后残留的白色粉末，另在薄片中可见硅质岩有碳酸盐化，即表示含有黏土及碳酸盐。硅质岩产状较陡，可见硅质岩层面近竖直（图2-a），层内强烈变形、弯曲，较为破碎，形成层内褶皱（图2-b）。某些分层内的硅质岩有很弱的重结晶作用，可见沿破裂面蚀变后的褐铁矿化，或者顺层劈理发育，劈理面同样近竖直。在该组硅质岩中采集的化石标本主要为海百合茎，其他的生物化石，包括三叶虫（残片）、腕足类、双壳类，多保存在粉砂岩、泥岩中。

图2(Fig.2)

图2 向阳寺组硅质岩露头及镜下照片 a—灰黑色薄层状硅质岩，向阳寺组，镜向45°；b—灰绿色硅质岩层内褶皱，向阳寺组，镜向195°；c—生物碎屑硅质岩，向阳寺组，单偏光，可见放射虫及海绵骨针；d—生物碎屑硅质岩，向阳寺组，正交偏光；e—泥质硅质岩，向阳寺组，正交偏光；f—生物碎屑硅质岩，向阳寺组，正交偏光 Fig.2 Outcrop pictures and photomicrographs of the chert from Xiangyangsi Formation in Gengga a-Thin-layer chert, Xiangyangsi Formation, direction: 45°; b-Folds in chert, Xiangyangsi Formation, direction: 195°; c-Bioclastic chert (with radiolarian and calthrop), Xiangyangsi Formation, plainlight; d-Bioclastic chert, Xiangyangsi Formation, crossed nicols; e-Argillic chert, Xiangyangsi Formation, crossed nicols; f-Bioclastic chert, Xiangyangsi Formation, crossed nicols

硅质岩类型主要有生物碎屑硅质岩（图2-c、图2-d、f）、泥质硅质岩（图2-e）和碳酸盐化硅质岩等。泥质硅质岩主要分布于剖面中部靠下，岩石具微晶结构，矿物成分以自生石英为主，含大量黏土矿物，可见少量黄铁矿；石英（70%），粒径0.01~0.04mm，呈漂浮状；粘土矿物（25%），充填于石英空隙中，局部可见水云母（图2-e）。生物碎屑硅质岩分布于剖面中部靠上、剖面上部石英砂岩夹层中，岩石具微晶结构，矿物成分以自生石英为主，含生物碎屑及少量黏土质；石英（75%），粒径0.02~0.05mm，无定向性，具不规则自形；生物碎屑（15%），球形放射状，主要为放射虫（图2-c、d），属泥盆纪最早期的Monograptus uniformis 带^{[17, 18, 19]}，也可见球形、轮廓为裙边状生物，为硅藻（图2-f），部分层位可见海绵骨针。

选取更戛乡向阳寺组5 个分层中的裂隙较少、后期蚀变较弱的硅质岩样品，采样位置见图3、图4，进行了主量元素、微量元素及稀土元素的分析。测试仪器为等离子体质谱仪（010）和Optima5300v电感耦合等离子体光谱仪，测试条件为温度23℃，湿度62%，使用方法为等离子体发射光谱法、质谱法以及容量法。

图3(Fig.3)

图3 更戛乡下泥盆统向阳寺组剖面图 1—向阳寺组；2—栗柴坝组；3—石英砂岩；4—泥质粉砂岩；5—粉砂质泥岩；6—泥质岩；7—硅质岩；8—生物碎屑硅质岩；9—分层线；10—岩层产状；11—样品位置及编号 Fig.3 Geological section of Xiangyangsi Formation in Gengga 1-Xiangyangsi Formation; 2-Lichaiba Formation; 3-Quartz sandstone; 4-Argillic siltstone; 5-Silty mudstone; 6-Pelite; 7-Chert; 8-Bioclastic chert; 9-Stratification line; 10-Attitude; 11-Sampling location and its serial number

图4(Fig.4)

图4 更戛乡下泥盆统向阳寺组柱状图、硅质岩岩性段及硅质岩样品采样位置 1—石英砂岩；2—泥质砂岩；3—泥质粉砂岩；4—粉砂质泥岩；5—泥质岩；6—硅质岩；7—生物碎屑硅质岩 Fig.4 Lithological section and sampling location of the chert along Xiangyangsi Formation in Gengga 1-Quartz sandstone; 2-Argillic sandstone; 3-Argillic siltstone; 4-Silty mudstone; 5-Pelite; 6-Chert; 7-Bioclastic chert

向阳寺组层状硅质岩化学成分以SiO₂为主，质量分数为85.43% ~93.50% ，其次为Al₂O₃、K₂O、Fe₂O₃，它们的质量分数分别为1.90%~6.94%、0.43%~2.50%、0.16%~2.23%，其他较多的成分有FeO、MgO、CaO、Na₂O（表1）。Bostrom 等^[20]提出，海相沉积岩中Al/(Al+Fe+Mn)比值是衡量沉积岩中热水沉积含量的标志，该比值随着远离扩张中心距离的增加而增大。Adachi 等^[21]和Yamamoto 等^[22]在系统研究了热液成因与生物成因的硅质岩后，认为Al/(Al+Fe+Mn)比值与热水沉积的含量成反比，热水成因的硅质岩比值为0.01，而深海生物沉积的硅质岩比值为0.60，并且所有热水沉积的元素比值均落入Al-Fe-Mn三角成因判别图的富Fe 端，而非热水成因的元素比值落入判别图的富铝端。根据Al、Fe、Mn的质量分数所得到的三角判别图（图5）所示，除X-01和X-02 落入富Al 端，受陆源碎屑物质的影响，其余的3件样品均落入Ⅱ区（生物成因硅质岩）。研究区5件向阳寺组硅质岩样品Al/(Al+Fe+Mn)比值分别为：0.83、0.85、0.77、0.76、0.65（表1），5 件样品平均值为0.77，处于生物化学成因硅质岩的范畴，与岩石薄片中鉴定出的生物碎屑硅质岩相互印证。

表1(Table 1)

表1 滇西昌宁更戛乡向阳寺组硅质岩化学成分及部分比值(%)Table 1 Major element values of the chert and ratios in Xiangyangsi Formation of Gengga, Changning, western Yunnan (%)

表1 滇西昌宁更戛乡向阳寺组硅质岩化学成分及部分比值(%) Table 1 Major element values of the chert and ratios in Xiangyangsi Formation of Gengga, Changning, western Yunnan (%)

图5(Fig.5)

图5 向阳寺组硅质岩Al-Fe-Mn三角判别图 Fig.5 Al-Fe-Mn diagram of the chert in Xiangyangsi Formation in Gengga

MgO在现代大洋中脊热水体系的严重亏损^[23]，但在向阳寺组硅质岩中MgO质量分数较高。同时，受热液作用硅质岩的K₂O/Na₂O比值小于1，生物化学沉积成因的硅质岩的K₂O/Na₂O比值大于1^[24]，而研究区5 件样品的K₂O/Na₂O均大于1（表1），这也印证了上述生物成岩硅质岩观点。

稀土元素是一组特殊的微量元素，具有独特的地球化学性质，同时也是区别热水和非热水沉积的重要方法。据Shimizu 等^[25]研究成果：热水成因的硅质岩δ Ce 值为负异常，平均值为0.29；非热水成因的硅质岩δ Ce 值为正异常，平均值为1.2。Fleet 等^[26]系统研究了热水成因的金属沉积与非热水成因的金属沉积中REE的研究成果：前者REE总量低，Ce 为负异常；后者REE总量高，Ce 为正异常，HREE不富集。据Murray^[27]研究表明：热水沉积的硅质岩δ Eu值大于1；从大陆边缘—广海平原—大洋中脊，硅质岩的稀土总量具有正态分布的特点，La_N /Ce_N值分别为0.5~1.5、1.0~2.5 和约3.5；轻稀土元素则由弱富集逐渐变为明显亏损；La_N /Yb_N 值在大陆边缘为1.1~1.4，洋中脊附近其平均值约0.3，深海平原硅质岩该值介于两者之间。

向阳寺组硅质岩稀土元素分析结果（表2）表明其REE总量平均值为53.208×10^-6；轻稀土元素/重稀土元素（LREE/HREE）比值大于5，变化范围为5.89×10^-6~7.81×10^-6，LREE含量范围为23.31×10^-6~92.41×10^-6，平均值为46.12，HREE含量范围为3.48×10^-6~15.70×10^-6，平均值为7.09，轻稀土富集；δ Ce 值变化范围为0.87~1.16，平均值为1.02，无明显的正负异常；δ Eu 值变化范围为0.88~1.12，平均值为1.01，无明显的正负异常。向阳寺组硅质岩稀土元素北美页岩标准化配分曲线相对平坦（图6），其REE总量较高，HREE不太富集。La_N /Ce_N平均值为0.99，La_N /Yb_N平均值为0.84，表明向阳寺组硅质岩的形成位置应为近大陆边缘的深海沉积环境^{[28, 29, 30]}。

表2(Table 2)

表2 滇西昌宁—孟连地区硅质岩稀土元素含量(10-6)及部分比值Table 2 REE values of the chert and ratios in Changning-Menglian area, western Yunnan

表2 滇西昌宁—孟连地区硅质岩稀土元素含量(10-6)及部分比值 Table 2 REE values of the chert and ratios in Changning-Menglian area, western Yunnan

图6(Fig.6)

图6 向阳寺组硅质岩Fe2O3/TiO2与Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)比值示意图 Fig.6 Fe2O3/TiO2 versus Al2O3/(Al2O3+Fe2O3) diagram of the chert in Xiangyangsi Formation in Gengga

图7(Fig.7)

图7 向阳寺组硅质岩稀土元素北美页岩标准化分布型式图 （标准化值据文献[31]，40 个北美页岩平均，1984 年测出的数据） Fig.7 NASC-normalized REE patterns of the chert in Xiangyangsi Formation in Gengga, western Yunnan

根据上述向阳寺组地层、硅质岩组构及硅质岩地球化学特征，更戛乡向阳寺组硅质岩为生物化学成因、形成条件为近大陆边缘的深海沉积环境。对比向阳寺组硅质岩与昌宁—孟连洋盆其他地区的硅质岩地球化学特征（丁林等^[32]在昌宁、孟连地区采集的下泥盆统硅质岩，其δ Ce 平均值为0.96，δ Eu 平均值为0.75，有弱负异常，La_N /Ce_N 平均值为1.06，La_N /Yb_N平均值为1.58，表明早泥盆世为一套逐步加深的近陆源沉积；段向东^[33]采集的泥盆系曼信组硅质岩，其δ Ce 平均值为0.97，δ Eu 平均值为1.01，La_N /Ce_N平均值为1.08，La_N /Yb_N平均值为1.23，表明曼信组硅质岩硅质来源于大陆边缘），发现δ Ce、δ Eu、La_N /Ce_N平均值区别不大，但对比硅质岩的La_N/Yb_N值，表明洋盆硅质岩的物源反而来自于大陆边缘。为此，笔者进行了进一步的探讨。

古生代时期，昌宁—孟连洋盆下古生界发育的孟定街岩群可能是洋盆的初始扩张脊而发育少量火山岩，在同时期的其他地区没有岩浆活动的记录。加里东运动后，洋盆处于持续的快速扩张时期，各大陆和其间的洋盆分布发生了改组，保山地块等从冈瓦纳大陆边缘裂离，冈瓦纳大古陆与泛华夏大陆之间正逐渐形成古特提斯洋。部分学者将昌宁—孟连结合带作为冈瓦纳大陆与扬子地块的主缝合线或将昌宁—孟连洋作为古特提斯洋主洋盆^{[1, 2, 4, 10, 34, 35, 36, 37, 38, 39]}。洋盆中既有稳定的扩张脊^[40]，也有浊积岩的沉积，表明向阳寺组不应属于洋盆系统，而是属于保山地块边缘。

保山地块边缘具有被动大陆边缘的古构造环境，沉积的下古生界奥陶系表现出西部海水较浅、向东部海水加深的沉积环境变化，显示西部靠近大陆地块、东部靠近海洋地块的古地理特征^[1]。自奥陶系至志留系，上下地层接触关系均为整合接触或平行不整合接触，表明在向阳寺组沉积时期，保山地块东缘仍为自西向东海水加深的环境特征。

向阳寺组总厚度接近千米，暗示向阳寺组物源丰富且稳定，保山地块处于持续隆升的过程，除洋盆的持续扩张外没有十分明显的构造活动的表现。摆榔乡向阳寺组为一套碎屑岩-碳酸盐岩建造、为陆缘斜坡环境形成，更戛乡向阳寺组为碎屑岩-硅质岩建造、为深海盆地环境形成，造成了横向上的跳相；同时，更戛乡向阳寺组内碎屑岩与硅质岩的交错出现，造成了纵向上的跳相。

对上述问题笔者认为造成横向与纵向相变的主要因素可能是由于保山地块边缘区域性同沉积断裂的阶段性发育。对保山地块东缘的柯街断裂^[41]研究后，笔者并没有找到及街断裂在古生代活动及柯街断裂具同沉积断裂性质的证据，但根据保山地块边缘环境演化趋势的跳跃性，由此推测：（1）保山地块的持续隆升与昌宁—孟连洋的快速扩张导致保山地块边缘的差异活动，形成区域性的同沉积断裂，改变了大陆边缘大陆斜坡的古地理特征，形成陡崖。保山地块的稳定期与同沉积断裂发育的间歇阶段，海水较为宁静，硅质岩在海底经生物化学作用形成；（2）在保山地块的宽缓前滨沉积向阳寺组，同时伴随同沉积断裂的发育，造成向阳寺组沉积跳相；（3）由于柯街断裂喜马拉雅向东的冲断推覆及三叠纪残余盆地沉积的共同影响，造成现今向阳寺组缺失的浅海—半深海过渡相被断失或为上三叠统湾甸坝组（T₃wd）掩盖，湾甸坝组（图1）位于摆榔乡向阳寺组东侧、更戛乡向阳寺组西侧。

更戛乡向阳寺组中硅质岩处于地层中上部，其La_N /Yb_N值表明硅质来源于大洋盆地，暗示早泥盆世晚期洋盆发育成熟，洋盆处于相对的宁静期，故此时保山地块边缘海底既有稳定的硅质来源，也有沉积硅质岩的环境条件。而随着中泥盆世海山的发育，洋盆环境较为动荡，不能提供稳定的硅质来源，故地球化学特征显示其硅质来源于陆缘。

由于缺乏一套系统地层连续性的研究，无法证明更戛乡向阳寺组沉积相的大跨度的跳跃性是否存在区域性的统一特征，也没有找到能够支撑上述同沉积断裂发育的观点的证据。就向阳寺组的特征来讲，笔者认为其整体是一套以碎屑岩为主的地层，在更戛乡发育区域性同沉积断裂的影响下形成硅质岩，同沉积断裂的规模可能不大。

从测制的剖面可以看出更戛乡向阳寺组中碎屑岩与硅质岩交错出现，沉积相上表现出滨、浅海相与深海相反复出现的现象，结合硅质岩地球化学特征及硅质岩中少量发育的古生物，表明更戛乡向阳寺组在快速隆升期由机械作用沉积碎屑岩，在相对稳定期由生物化学作用形成硅质岩，硅质来源于昌宁—孟连洋，硅质岩属冈瓦纳大陆保山地块边缘亲昌宁—孟连古特提斯洋的深海沉积的产物。

（1）更戛乡下泥盆统向阳寺组中心发现的硅质岩地球化学特征表明，SiO₂ 质量分数为85.43%~93.50%，Al/(Al+Fe+Mn)平均值为0.77，处于生物化学成因范畴。

（2）更戛乡下泥盆统向阳寺组硅质岩REE总量平均值为53.208×10^-6，LREE/HREE大于5，HREE不太富集，稀土元素北美页岩标准化配分曲线相对平坦，δ Ce平均值为1.02，δ Eu平均值为1.01，均无明显的正负异常，La_N /Ce_N平均值为0.99，La_N /Yb_N平均值为0.84，由此显示，向阳寺组硅质岩应为保山地块东缘的深海沉积环境。

（3）根据更戛乡下泥盆统向阳寺组硅质岩地球化学特征的分析，结合古生物研究，认为更戛乡向阳寺组硅质岩属冈瓦纳大陆保山地块边缘亲昌宁—孟连古特提斯洋的深海沉积的产物。

致谢：文章撰写过程中得到了刘显凡教授、林雄副教授及赵甫峰讲师的悉心指导，以及湾甸—勐统—凤庆区域地质调查“雪山”项目组学生们的热情帮助，在此表达感谢。