北京下苇甸地区新元古代景儿峪组–寒武纪府君山组界线硅质角砾形成模式.pdf

415 国家自然科学基金(41402025)资助 收稿日期:20220507;修回日期:20220530 北京大学学报(自然科学版)第 59 卷 第 3 期 2023 年 5 月 Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis,Vol.59,No.3(May 2023)doi:10.13209/j.0479-8023.2023.017 北京下苇甸地区新元古代景儿峪组寒武纪 府君山组界线硅质角砾形成模式 李辰卿 董琳 沈冰 造山带与地壳演化教育部重点实验室,北京大学地球与空间科学学院,北京 100871;通信作者,E-mail: 摘要 为探讨华北板块在新元古代与寒武纪之间沉积间断后再次接受沉积的具体过程和环境变化,选取北京西山地区下苇甸剖面青白口系景儿峪组和下寒武统府君山组的硅质沉积作为研究对象,通过沉积学、岩石学及地球化学分析,发现景儿峪组顶部硅质层及府君山组底部硅质条带角砾具有相似的接近海水的 Ge/Si 比值和稀土配分特征,揭示府君山组硅质条带角砾可能来自下伏景儿峪组。研究结果还表明,府君山组底部含角砾白云岩不具有层理,且其中角砾成分复杂,磨圆分选程度较低,排列杂乱,可能代表一次冰川沉积。关键词 景儿峪组;府君山组;古风化壳;Ge/Si;稀土元素 Formation of Chert Breccia from the Transitional Beddings between Neoproterozoic Jingeryu Formaiton and Cambrian Fujunshan Formation in Xiaweidian Section,Beijing LI Chenqing,DONG Lin,SHEN Bing Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution(MOE),School of Earth and Space Sciences,Peking University,Beijing 100871;Corresponding author,E-mail: Abstract To investigate the specific processes of deposition and environmental changes in the North China Block during Late Neoproterozoic to Early Cambrian when it received deposition again after a depositional hiatus,chert breccia of the Qingbaikou Series Jingeryu Formation and the Lower Cambrian Fujunshan Formation in the Xiaweidian section of Xishan area of Beijing was analyzed.Based on petrological and geochemical studies,chert layers in Jingeryu Formation and chert breccia in the bottom of the overlying Fujunshan Formation have similar Ge/Si ratios and rare earth element patterns.It indicates that Fujunshan chert breccia might originated from Jingeryu Formation.Breccia-bearing dolomite in the bottom of the Fujunshan Formation is block-shaped,without bedding.The breccia is mixed in component and size,with poor sorting and roundness,and disorderly arranged.Breccia-bearing dolomite in the bottom of Fujunshan Formation may represent glacial deposits.Key words Jingeryu Formation;Fujunshan Formation;paleo-regolith;Ge/Si;rare earth element前寒武纪与寒武纪之交是地质历史上重要的转折期14。华南板块因保存了较好的剖面和丰富的化石,受到全球科学家的关注。然而,目前对华北板块前寒武系与寒武系界线的研究程度却较低。前人主要关注化石研究以及寒武纪的地层对比58,较少关注界线附近的地层学研究。在华北的天津蓟县、北京房山和门头沟等地区,均保存了前寒武纪与寒武纪界线的地层912。前寒武纪至寒武纪地层序列,自下而上为新元古界青白口系景儿峪组、风化壳(沉积间断)和下寒武统府君山组。史书婷等12通过对华北板块天津蓟县中新元古界剖面的研究,发现在新元古界青白口系北京大学学报(自然科学版)第 59 卷 第 3 期 2023 年 5 月 416 景儿峪组青灰色薄板状泥灰泥石灰岩之上,下寒武统府君山组浅灰色白云岩之下,发育一套厚达 155 m 的块状角砾岩,被认为是典型的冰碛岩。该冰碛岩与其下的景儿峪组和其上的府君山组之间均呈突变接触,可能为平行不整合。史书婷等12根据角砾组成,认为天津蓟县剖面的角砾来自元古代,且没有见到三叶虫化石,故命名为西井峪组。目前,华北地区的其他剖面尚未见有关西井峪组冰期沉积记录的报道。前寒武系与寒武系界线在华北板块其他区域呈现出不同的风化壳以及上覆地层岩性差异,例如,在北京房山地区的 4 个剖面,风化壳上覆的府君山组底部仅有 1030 cm 厚的角砾状白云岩10;北京西山下苇甸剖面风化壳厚 25 cm,其上为厚约 1 m 的含角砾白云岩;河北唐山赵各庄杏山沟剖面景儿峪组与府君山组之间夹有约 2 m 厚的黄色白云质风化壳11。府君山组底部岩性及风化壳特征的差异表明,在地壳抬升之后再次接受沉积时,不同区域的沉积环境有较大的差异。硅质沉积是一种化学沉积,在成岩过程中被改造的程度较低13,并且通常形成于独特的环境。因此,硅质岩能够保存古海洋、沉积盆地以及构造活动等方面的信息,并为人们提供研究这些信息的窗 口1417。北京西山下苇甸剖面风化壳下部的景儿峪组地层中出现硅质层,府君山组底部角砾白云岩中也存在大量硅质角砾11。硅质角砾可能记录了府君山组底部的物质来源信息,可为理解华北板块在沉积间断后再次接受沉积这一过程提供直接的地质证据,并且可能为角砾白云岩的形成模式提供更多信息。本研究选取北京西山下苇甸剖面新元古代与寒武纪界线作为研究对象,进行沉积学、岩石学及地球化学研究,通过下寒武统府君山组底部的硅质角砾进行示踪,并与下伏地层景儿峪组的硅质条带进行对比,以期为西井峪冰期在华北地块其他位置是否存在沉积记录提供新的证据。1 地质背景 华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一,具有 38 亿年的历史,在前寒武纪变质结晶基底之上接受了一套自晚前寒武纪至显生宙的盖层沉积1820。华北克拉通位于中亚造山带的北边,南边是昆仑秦岭大别造山带与苏鲁断裂,西边为祁连造山带2122。华北板块新元古代地层包括骆驼岭组和景儿峪组,骆驼岭组与下伏新元古代下马岭组不整 图 1 北京下苇甸地区地质简图(修改自文献25)Fig.1 Paleogeographic map of the Xiaweidian region,Beijing(modified from Ref.25)李辰卿等 北京下苇甸地区新元古代景儿峪组寒武纪府君山组界线硅质角砾形成模式 417 图 2 北京下苇甸地区景儿峪组至府君山组地层柱状图 Fig.2 Stratigraphic column of transition from Jingeryu Formaition and Fujunshan Formation in Xiawei-dian region,Beijing 合接触,景儿峪组与骆驼岭组整合接触23。华北地台蓟县地区和北京地区的新元古代青白口系缺乏较好的绝对年龄约束,仅通过海绿石 40Ar-39Ar 定年,测得 8101090010 Ma 的年龄24。受蓟县运动影响,景儿峪组与上覆寒武纪府君山组不整合接触,存在 23 亿年的沉积间断,发育一套古风化壳。新元古代景儿峪组与下寒武统府君山组界线上的风化壳广泛出现在京津冀地区,在不同区域存在厚度和岩性的差异910。北京西山下苇甸剖面出露良好的新元古代及寒武纪地层(图 1 和 2),风化壳保存较为完好。风化壳上覆地层为寒武纪府君山组底部的 1 m 厚的含角砾白云岩,白云岩与风化壳的接触面具有一定的起伏性。白云岩中含大量硅质条带,边界明显,多呈长方形(宽 5 mm 至 2 cm,长度可至 5 cm),棱角明显,形态和大小差异较大(图 3(a)和(b),图 4(a)(c)。风化壳为一层 3 cm 厚的土黄色黏土(图 3(e)。风化壳下伏地层为景儿峪组薄层泥晶灰岩(图 3(c)和(d),图4(d)和(f),内部含藻纹层,代表潮间带至潮下带的沉积环境。景儿峪组顶部为薄层泥晶灰岩与薄层硅质岩互层。硅质条带的沉积方向杂乱,仅少量与地层平行,多数与地层斜交。除硅质条带外,角砾中还包括碳酸盐岩碎块及叠层石等,成分复杂。含角砾白云岩之上为府君山组厚层豹皮灰岩及核型石灰岩,代表潮下带的沉积环境11。2 实验方法 1)岩石学观察。岩石薄片的显微镜下观察和鉴定在北京大学生物地球化学实验室完成。利用偏光显微镜(Nikon Eclipse LV100N POL),在单偏光、正交偏光及反射光下对硅质条带中赋存矿物进行识别,并鉴定晶型。碳酸盐岩中矿物均用茜素红 S 溶液进行染色,鉴别白云石(不被染色)与方解石(染成红色)。2)碳酸盐岩组分溶解。称量约 100 mg 约 200目的样品粉末置于 15 mL 试管中,加入 10 mL 0.5 N的 HAc。为保证样品充分反应,避免样品表面气泡影响反应,将试管震荡后放入超声仪中,使样品充分混合,每 8 小时一次,共 3 次,反应完成后进行离心分离。3)硅质组分溶解。碳酸盐岩溶解后,对残余粉末加入 5 mL 1 N 的 HCl 进行清洗,去除碳酸盐岩残留。之后,加入去离子水清洗,并离心分离 5 次,充分洗去残留的 Cl,避免因形成挥发性的 GeCl4而降低 Ge 的测量值。清洗后,用锡纸包裹试管,置于65烘箱烘干 12 小时。然后,进行下一步溶解。称取约 50 mg(3050 mg)碎屑于干净的聚四氟乙烯瓶(PTFE/Teflon,7 mL)中,加入 1 mL 浓 HNO3 和 3 mL浓 HF,置于电热板上,130加热 12 小时。打开盖子蒸干,加入 1 mL 浓 HNO3 和 3 mL 浓 HF,置于电热板上,130加热 12 小时,保证充分溶解。打开盖子蒸干,加入 5 mL 浓 HNO3,置于电热板上,加热12 小时。如果溶液澄清,则蒸干后加入 5 mL 2%的HNO3,倒入试管内待测;如果还有明显的沉淀物,则进行重新溶解,直至溶液澄清为止,将液体蒸干,加入 5 mL 2%的 HNO3 溶解,倒入试管内待测。4)元素含量分析。主量元素测定在北京大学地球与空间科学学院地球生物学实验室完成,使用电感耦合等离子发射光谱仪(Spectra Blue Sop Indu-ctively Coupled Plasma Optical Emission Spectro-meter,ICP-OES)测定硅质沉积组分的主量元素含量,测试精度为 5%。Ge 和稀土元素分析在中国地质调查局国家地质实验测试中心完成,使