海底碳酸盐沉淀(sea-floor carbonate precipitate, 以下简称海底沉淀)主要指以针状文石组成的扇状集合体、文石等厚层、微指状叠层石及文石微晶胶结物形式直接形成于海底的碳酸盐沉积(Grotzinger and Reed, 1983; Kah and Grotzinger, 1992; Sumner and Grotzinger, 1996, 2000; Grotzinger and James, 2000), 属自生(authigenic)碳酸盐。其主要见于前寒武纪缺氧— 贫氧海底, 并显著区别于显生宙主要以孔隙充填和胶结物形式产出的自生碳酸盐沉积(Grotzinger, 1986; Sumner and Grotzinger, 1996; Grotzinger and James, 2000)。海底沉淀在太古宙相当普遍, 可形成厚数十厘米至数米不等、发育文石扇的不连续层状体; 至中— 新元古代显著减少, 在显生宙几乎不再出现, 或偶见于个别时期特定的贫氧环境和生物礁孔穴中(Sumner and Grotzinger, 1996, 2000; Grotzinger and James, 2000)。

虽然对针状文石海底沉淀成因的认识仍有分歧, 但大都认为它的大量发育主要与前寒武纪特定的海洋化学条件有关, 如海水具有高于现代5~10倍的溶解无机碳(DIC)库(Bartley and Kah, 2004)、海洋缺氧并有高抑制剂(如Fe²⁺、Mn²⁺等)浓度限制碳酸盐成核(nucleation), 致使海水碳酸钙过饱和(Grotzinger and Knoll, 1995; Sumner and Grotzinger, 1996, 2000, 2004; de Leeuw, 2002; Pruss et al., 2008)。也有研究认为, 缺氧条件下硫酸盐还原有机质产生的碳酸钙过饱和可能是诱发文石海底沉淀的关键, 而不一定需要Fe²⁺、Mn²⁺等抑制剂参与(Woods et al., 1999)。因此, 虽然文石海底沉淀是否需要一定浓度的抑制剂仍有待证实, 但作为贫氧海水条件的沉积标识较为肯定。

氧化还原敏感元素是指其溶解度明显受沉积环境氧化还原状态控制, 致使其向还原性水体和沉积物中迁移而自生富集的微量元素(Francois, 1988; Russell and Morford, 2001; Neubert et al., 2008), 以V、Mo、U等最为特征。V、Mo、U在氧化水体中分别以可溶性HV或H₂VO^4-、Mo、UO₂(CO₃形式稳定存在; 但Mo易被Mn的氢氧化物吸附(Erickson and Helz, 2000; Zheng et al., 2000; Algeo and Tribovillard, 2009)。在还原条件下, V⁵⁺被还原成为V⁴⁺, 并主要以VO(OH)₂形式沉淀(Emerson and Huested, 1991; Morford and Emerson, 1999); 而U⁶⁺被还原为U⁴⁺, 以UO₂或U₃O₈沉淀于沉积物中(Zheng et al., 2000; Morford et al., 2001; Chaillou et al., 2002; McManus et al., 2005)。在硫化条件下, V⁵⁺可被还原成V³⁺而被周围的卟啉捕获, 或以氧化物(V₂O₃)或氢氧化物V(OH)₃的形式沉淀(Breit and Wanty, 1991; Wanty and Goldhaber, 1992)。Mo的富集机制较复杂, 目前尚不完全清楚。但均认为海水的H₂S浓度是Mo从水柱中移除的最主要控制因素(Neubert et al., 2008)。当水体中H₂S浓度大于临界值时(~11 μ mol/L, 该值也被称为启动开关值APS, Erickson and Helz, 2000)对应的孔隙水硫化物浓度为100 μ mol/L, 即Mo≫Mo, 惰性的Mo会被活化, 底层水体中的Mo将会被完全移除。此时Mo的沉淀不需要Fe, 而以Mo— S或颗粒吸附Mo的形式沉淀(Zheng et al., 2000; Neubert et al., 2008)。当孔隙水中H₂S浓度大于0.1 μ mol/L但低于APS时, Mo可能主要以Mo— Fe— S的形式沉淀(Helz et al., 1996, 2011; Zheng et al., 2000; Vorlicek et al., 2004)。也有研究认为, 硫化水体沉积物中的Mo富集与高有机质含量密切相关(Tribovillard et al., 2004)。因而, 这些元素在沉积物中的含量可用于指示原始沉积环境的氧化还原条件。富铀沉积物受二次氧化而导致铀的流失(McManus et al., 2005; Zheng et al., 2002a, 2002b), 并影响铀作为古氧相替代指标的可靠性。因此将铀与其他指标相结合综合分析才能更好地确定沉积环境的氧化还原条件。

华北地台中新元古界发育于Columbia超大陆裂解到Rodina超大陆汇聚的全球构造背景下。自中元古代(~1.6 Ga)起, 沉积了巨厚的碳酸盐岩, 构造上处于相对平静期, 这种状态一直持续到约0.85 Ga。雾迷山组是华北中元古界分布最广的岩石地层单位之一, 以白云岩为主, 富含硅质条带以及多种微生物岩。该组在天津蓟县厚3340 m, 划分为4个岩性段。据近年对华北中元古界中的锆石SHRIMP测年数据(图 1-A), 下马岭组下部为1368± 12 Ma(高林志等, 2007, 2008)和1372± 18 Ma(苏文博等, 2010), 铁岭组为1437± 21 Ma(苏文博等, 2010), 高于庄组中上部为1560 Ma(李怀坤等, 2010), 大红峪组上部为1625 Ma(陆松年和李惠民, 1991; 高林志等, 2008), 可大致将高于庄组顶、底界年龄分别确定为~1.53 Ga和1.60 Ga, 下马岭组的底界定为~1.40 Ga(乔秀夫等, 2007; 高林志等, 2009), 雾迷山组的年龄约在1.45~1.50 Ga之间(高林志等, 2009), 属中元古代早期。

雾迷山组发育丰富的纹层石、叠层石、凝块石和树形石以及大量的微生物席沉积构造(MISS, Shi et al., 2008b; 史晓颖等, 2008c)。在河北野三坡一带(图 1-B), 该组与下伏高于庄组平行不整合接触, 与上覆洪水庄组黑色页岩整合接触, 厚约1800 m; 下部以深灰色白云岩为主, 夹薄层泥岩, 主要为环潮坪沉积, 向上出现潮下带下部黑色纹层白云岩。在河北怀来暖泉、梁庄、枣口一带该组厚约1400 m, 但与下伏杨庄组间存在明显的沉积间断^①。在这个地区, 雾迷山组一段主要为含鲕白云岩、凝块石白云岩夹少量含硅质条带白云岩, 以环潮坪沉积为主; 二段以凝块石白云岩及厚层状纹层白云岩为主, 以潮下带上部沉积为主; 三段以巨厚层凝块石、纹层石白云岩为特征, 具明显的旋回性, 主要为潮下带中部— 潮间带沉积; 四段则主要为中厚层凝块石和纹层石, 单层厚度向上变小、并被叠层石白云岩所替代, 反映了海水变浅过程。作者以野三坡剖面为主, 结合北京西山、十三陵和天津蓟县等地的实际材料, 以及河北怀来和北京西山雾迷山组的微量元素测试结果, 着重研究文石海底沉淀的分布及沉积特征, 并讨论这个时期的海洋环境条件。

图1

Fig.1

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	图1 华北地区中元古界地层序列(A)与研究区地质简图(B)（A— 华北地区地层序列(据Su et al., 2008, 有修改); B— 研究区地质简图(据张传恒等, 2007, 有修改)）Fig.1 Simplified geologic map of study area and stratigraphic succession of the Mesoproterozoic in North China

对上述不同剖面的地层序列研究表明, 雾迷山组碳酸盐岩极富韵律性, 大部分沉积层序主要由4种常见的副层序构成, 每种副层序又由2~3种基本沉积相单元叠加而成(图 2)。虽然在不同的环境背景下, 各沉积层序内的副层序叠加形式及基本沉积单元的厚度和比例有明显变化, 但结构基本相似。以下主要通过不同类型副层序中相似沉积单元的分析对比, 认识沉积特征与海洋环境条件的相互关系。

图2

Fig.2

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	图2 华北雾迷山组二、三段基本副层序类型及其分布（A— 常见副层序类型:Ⅰ 类副层序主要见于潮下带上部至潮上带; Ⅱ 类副层序多发育于潮下带中部靠上至潮上带; Ⅲ 类副层序主要发育在潮下带中部至潮间带; Ⅳ 类副层序则主要发育在潮下带中部靠下至潮间带; B— 雾迷山组4类主要副层序类型发育的可能水深范围）Fig.2 Basic parasequence types in the Members 2 and 3 of Wumishan Formation and their distribution in North China

Ⅰ 类副层序在潮下带上部至潮上带中最为常见(图 2), 多出现在三级层序的中上部, 由Ⅰ A、Ⅰ B和Ⅰ C等3种基本沉积相单元构成。其中Ⅰ A主要由凝块石组成, 凝块呈椭球或不规则斑块状, 内部常含有细砾屑或鲕粒, 并可见鱼骨状交错层理, 代表潮下带上部动荡的高能环境(周洪瑞等, 2006)。Ⅰ B由富含微生物席的泥晶白云岩构成, 上部常见微生物席保护的叠加波痕, 反映潮间带下部受波浪影响明显的环境及活跃的微生物活动。Ⅰ C由较纯的泥质微晶白云岩组成, 常发育硅结壳、微生物席卷边构造(图 3-A)、网格状泥裂和食盐假晶 (图 3-B), 指示蒸发较强的潮上带环境。

Ⅱ 类副层序主要由相单元Ⅱ A、Ⅱ B和Ⅱ C组成。这种副层序可能主要发育于潮下带中部靠上至潮上带(图 2)。其中Ⅱ A单元主要由厚2~3 m不等的指纹状凝块石组成。凝块呈弯曲条带状, 整体上形如指纹(图 3-C), 或呈舌状、不规则团块状(图 3-D), 其内部均无水体扰动标志, 代表了潮下带中部低能环境。Ⅱ B单元主要由含砾屑和席纹层白云岩与Ⅱ C灰白色泥质白云岩交互构成(图 3-E), 代表潮间带至潮上带下部低能环境的交互。

Ⅲ 类副层序主要由相单元Ⅲ A和Ⅲ B组成, 可能发育于潮下带中部至潮间带。与Ⅱ 类副层序比较, 其中Ⅲ A、Ⅲ B分别与Ⅱ A、Ⅱ B类似, 但在Ⅲ 类副层序的B单元中常发育板刺构造(图 3-F), 且含较多微生物席及低丘状叠层石。

Ⅳ 类副层序主要发育于潮下带中部靠下至潮间带(图 2-B)。其中Ⅳ A单元主要为层状或具有明显丘状建隆的凝块石, 厚度较大, 一般达2~6 m, 其内缺乏水体扰动构造, 反映潮下带中部静水沉积环境。Ⅳ B单元主要为富硅质条带微生物席白云岩(图 3-G), 发育丘状叠层石, 上部夹少量灰白色泥晶白云岩, 指示潮下带上部至潮间带环境。

总体上看, 从Ⅰ 类副层序至Ⅳ 类副层序, 代表较深水低能环境的A单元(凝块石)厚度逐渐增大, 在副层序中所占的比例也明显增加; 而代表潮上低能环境的C单元(灰白色泥质微晶白云岩)的厚度与比例逐渐减少。

在野三坡地区雾迷山组二段还发育一种结构特殊的黑色纹层石(biolaminite), 单层厚0.4~1.7 m不等, 由密集的毫米级明暗纹层对构成, 可能代表了形成于较Ⅳ 类副层序更深的潮下带下部静水环境(图 3-H)。

图3

Fig.3

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	图3 华北雾迷山组中下部主要沉积特征（A— Ⅰ C中硅化的微生物席卷边构造(层面); B— Ⅰ C中的食盐假晶(层面); C— Ⅱ A中的指纹状凝块石(纵向); D— Ⅱ 型副层序A单元(Ⅱ A)中不规则团块状凝块石(层面); E— Ⅱ C中的泥质微晶白云岩; F— Ⅲ B中的板刺构造; G— Ⅲ B中的席纹层白云岩, 部分微生物席层被硅化; H— 潮下带下部静水沉积的富有机质黑色纹层石; A至C产于北京珠窝雾迷山组二段; D至H产于河北野三坡雾迷山组二段; A中硬币直径25 mm; B至D中硬币直径19 mm; E与H中硬币直径20 mm）Fig.3 Main sedimentary characteristics in the middle and lower parts of Wumishan Formation in North China

A单元主要由各种不同形态的凝块石白云岩构成(图 3-C, 3-D)。对不同种类的36块凝块石薄片的显微观察表明:该单元中的文石海底沉淀(均为白云石化的文石假晶)主要以围绕富有机质团块生长的环带形式产出, 体积约占单个凝块的30%~70%不等(图 4-A, 4-B, 4-C)。若按平均值50%计算, 凝块石中的文石海底沉淀约占凝块石总量的23%。这些文石海底沉淀虽大都被微晶白云石交代, 但仍保留了原始结构, 表现为由长0.2~0.5 mm不等的纤维状文石构成的扇状集合体(图 4-A, 4-B, 4-C)。值得指出的是, 凝块石属微生物岩的一种(Riding, 2000), 其内部凝块外圈的放射状文石环带很可能属生物成因— — 贫氧条件下细菌硫酸盐还原作用(BSR)过程所导致的生物矿化沉淀而非简单的无机成因。此外, 凝块之间的胶结物主要由微晶白云石和细— 中粒亮晶白云石组成(图 4-A, 4-B, 4-C), 其中散布大量粒径30~40 μ m的黄铁矿颗粒(图 4-D)。

图4

Fig.4

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	图4 华北雾迷山组凝块石内文石海底沉淀发育特征(A单元)（A— 凝块外圈由纤维状文石假晶构成(正交偏光); B— 照片A的素描图; C— 由放射状文石假晶(有机质矿化)构成的凝块, 内核为黄铁矿颗粒(正交偏光); D— 泥质微晶— 粉晶白云石基质中散布的黄铁矿颗粒(反射光); 标本均产于河北野三坡雾迷山组二段）Fig.4 Features of the aragonite sea-floor precipitates in thrombolites(Unit A) of the Wumishan Formation in North China

B单元主要由潮下带上部至潮间带下部的席纹层白云岩组成(图 3-G), 常被硅化。对85个薄片的显微观察发现:在该单元较深水沉积中, 文石海底沉淀(均为早期硅化或白云石化的文石假晶)偶尔产出在微生物席表层, 它们以先成微粒为基底, 呈扇状生长, 并可形成连续的扇状体成层排列(图 5-C, 5-D)。而在较浅水沉积内, 针状文石多以孔洞胶结物形式产出, 常环绕白云石晶体或有机质团块生长(图 5-A, 5-B)。在硅化情况下, 针状文石的形态清晰可辨 (图 5-A, 5-B, 5-D)。在该单元中发现有大量硅化的微生物化石, 表明针状文石属原生沉积而非后期改造所致(Bartley et al., 2000)。

潮下带下部静水环境主要产出富有机质的黑色纹层石(图 3-H), 与B单元发育的席纹层白云岩有显著差异。对21块黑色纹层石薄片的显微观察显示:其中文石海底沉淀一般呈扇状集合体形态, 并以碳酸盐岩微粒层(微生物席层)为基底垂向密集生长, 构成厚约0.5 mm的等厚层(图 5-E, 5-F)。垂直于层面生长的暗色针状文石与浅色微晶白云石层交替叠加, 文石海底沉淀约占整体的50%。这种针状文石层与微生物席层交替生长的特征表明针状文石可能是由微生物过程所产生而非无机沉淀或后期改造所致(Sumner and Grotzinger, 2000, 2004)。

图5

Fig.5

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	图5 华北雾迷山组席纹层白云岩中的文石海底沉淀发育特征(B单元)（A— 潮间带沉积(B单元)中以孔隙胶结物形式产出的针状文石假晶, 北京西山(单偏光); B— 照片A的素描; C— 潮下带上部(B单元)中由针状文石假晶构成的小晶体扇, 河北怀来(单偏光); D— 照片C的素描; E— 潮下带下部深水沉积中纵向生长的针状文石假晶等厚层与白云石微粒层(微生物席)交替产出, 河北怀来(正交偏光); F— 照片E的素描）Fig.5 Features of aragonite sea-floor precipitates in laminated dolostone(Unit B) of the Wumishan Formation in North China

C单元主要发育于潮坪环境, 以泥质微晶白云岩为特征。在地层序列上均出现于基本副层序的顶部, 常伴生有食盐假晶和泥裂, 代表副层序的最浅水沉积。它与下伏的B单元关系截然, 接触面平直。对8块岩石样品薄片的显微观察表明, 其主要由粒径为20~30 μ m的微晶白云石组成(图 6), 完全不含针状文石。

图6

Fig.6

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	图6 华北雾迷山组潮上带沉积(C单元)泥质微晶白云岩显微特征(单偏光)Fig.6 Microscopic feature of micritic dolostone(Unit C) of the Wumishan Formation in North China

文中测试的样品采自河北怀来枣口雾迷山组三段(13个), 北京西山雾迷山组三段(8个), 及野三坡雾迷山组二段(2个)。样品较新鲜, 变质程度低, 镜下观察未发现明显矿化与蚀变, 适合地球化学分析。测试微量元素的样品为全岩粉末, 由核工业北京地质研究院分析测试研究中心测试, 仪器型号为Finnigan MAT HR-ICP-MS(Element Ⅰ ), 测试误差小于0.2 ppb。

氧化还原敏感元素及反映陆源碎屑输入量的Th元素测试结果见表1。测试的枣口13个样品中, A单元5个样品的Th元素含量变化范围为0.016~0.040 μ g/g, 平均值0.025 μ g/g; B单元7个样品的Th含量变化范围为0.019~0.117 μ g/g, 平均值0.051 μ g/g; C单元1个样品Th含量值为0.075 μ g/g。从平均值看, 由C至A单元Th相对富集程度逐渐降低, 反映了距岸越远陆源输入越少的特征。

为消除测试样品中陆源碎屑对氧化还原敏感微量元素的影响, 更好地反映原生沉积环境特征和氧化还原状态, 作者将V、Mo、U元素分别与Th元素进行对比处理(Schrö der and Grotzinger, 2007), 并利用经验公式计算自生U值(U_aut=U-Th/3, Wignall and Myers, 1988; Jones and Manning, 1994)(图 7)。分析结果显示, 从C单元至A单元, 随沉积水深加大V/Th、Mo/Th、U/Th值都表现出富集程度逐渐加大的特征, 其中V/Th值表现得最为明显。V/Th值在C至A这3个单元中的平均值和变化范围分别是(C单元仅1个数据):88.133, 203.065(83.675~352.381)和393.181(139.750~644.444); Mo/Th值在C至A这3个单元中的变化范围和平均值分别是1.413, 3.839(1.308~8.520)和4.468(3.350~6.375); U/Th值在C至A这3个单元中的变化范围和平均值分别是:4.400, 6.601(3.923~11.579)和10.188(3.925~20.500)。但U_aut的富集程度却表现出从C单元至A单元逐渐减弱的特征, 在C单元中为0.305 μ g/g, 在B单元的变化范围为0.144~0.413 μ g/g, 平均值0.253 μ g/g; 在A单元的变化范围为0.113~0.323 μ g/g, 平均值0.212 μ g/g。

图7

Fig.7

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	图7 河北枣口雾迷山组三段部分层位微量元素变化（底线为碳酸盐岩的平均值(据Turekian 和 Wedepohl, 1961)）Fig.7 Variations of trace elements in part of the Member 3 of Wumishan Formation in Zaokou of Hebei Province

北京西山雾迷山组8个样品为连续采样样品, 即每个连续的副层序单元中均采有样品, 用来反映氧化还原敏感元素在雾迷山组典型副层序中的连续变化情况。从A单元至C单元, Th的含量变化情况为:A单元(4个样品)平均值为0.033 μ g/g(变化范围为0.022~0.045 μ g/g); B单元(2个样品), 平均值为0.035 μ g/g(变化范围为0.022~0.047 μ g/g); C单元(2个样品), 平均值为0.074 μ g/g(变化范围为0.071~0.076 μ g/g)。与枣口雾迷山组Th所反映的信息一致。对北京西山雾迷山组样品分析表明:从C单元至A单元随沉积水深的加大, 除了V/Th富集程度有了较明显的增加外, Mo/Th、U/Th值、U_aut并未表现出富集程度规律性增加的特征 (图 8)。V/Th值在C至A这3个单元中的平均值和变化范围分别是:139.640(134.211~145.070), 87.539(79.545~95.532)和304.056(213.556~468.182); Mo/Th值在C至A这3个单元中的变化范围和平均值分别是1.893(1.155~2.632), 7.696(5.255~10.136)和1.821(0.906~3.273); U/Th值在C至A这3个单元中的变化范围和平均值分别是:5.150(2.329~7.972), 3.486(3.064~3.909)和2.991(1.978~3.839); U_aut在C至A这3个单元中的变化范围和平均值分别是:0.347 μ g/g(0.152~0.542 μ g/g), 0.104 μ g/g(0.079~0.128 μ g/g)和0.082 μ g/g(0.065~0.109 μ g/g)。

野三坡雾迷山组样品中含A单元凝块石与潮下带下部黑色纹层石样品各一个。测试结果显示, 它们较河北怀来与北京西山样品无显著异常特征(表 1), 其中A单元凝块石样品的Th值、V/Th、Mo/Th和U/Th值及U_aut值分别为:0.043、194.419、0.674、1.860及0.066 μ g/g; 潮下带下部黑色纹层石样品的Th值、V/Th、Mo/Th、U/Th值及U_aut值分别为:0.050、140.000、0.360、2.080及0.087 μ g/g。

图8

Fig.8

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	图8 北京西山雾迷山组三段部分层位微量元素变化（底线为碳酸盐岩的平均值(据Turekian和 Wedepohl, 1961)）Fig.8 Variations of trace elements in part of the Member 3 of Wumishan Formation in West Hill of Beijing

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 华北雾迷山组基本副层序单元中的氧化还原敏感元素含量 Table 1 Content of redox sensitive elements in each parasequence unit of the Wumishan Formation in North China

表1 华北雾迷山组基本副层序单元中的氧化还原敏感元素含量 Table 1 Content of redox sensitive elements in each parasequence unit of the Wumishan Formation in North China

由于岩层中的铀极易在岩石次生氧化时发生迁移, 难以准确反映原始的铀富集程度, 而V和Mo具有很好的稳定性, 能较好地反映其原始富集程度(Zheng et al., 2002a, 2002b; McManus et al., 2005; Tribovillard et al., 2006; Algeo and Tribovillard, 2009; 常华进等, 2009)。作者选择V/Th-Mo/Th图(图9)分析不同单元V与Mo元素的富集状态。从 图9可见, V和Mo在A和B两单元中的富集程度有明显差异, 而在C单元中的富集程度却与B单元中的富集程度较难区分。河北怀来与北京西山剖面A单元的样品均落在了V/Th值较高的区域(图 9, Ⅲ 区), B单元的样品绝大部分都落在了V/Th值较低的区域 (图 9, Ⅱ 区), A单元与B单元样品的Mo/Th值较难区分。而C单元样品大体落在了B单元样品所在区域的中下部(图 9, Ⅰ 区)。在野三坡剖面上, 潮下带下部纹层石具有极低的Mo/Th值和较低的V/Th值(图 9)。

图9

Fig.9

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	图9 华北雾迷山组部分层位样品V/Th-Mo/Th图Fig.9 Distribution of V/Th and Mo/Thin the Wumishan Formation in North China

文石海底沉淀要求贫氧的海水条件(Grotzinger and Knoll, 1995; Sumner and Grotzinger, 1996, 2000, 2004; Woods et al., 1999; de Leeuw, 2002; Pruss et al., 2008), 故可通过它们在副层序的产出比例和状态分析各沉积单元的氧化还原状态。尽管雾迷山组中4种最常见的副层序在厚度与结构上有所变化, 但每种副层序都由2~3种基本沉积单元构成。A单元主要形成于潮下带中部环境, 以发育各种形态的凝块石为特征。海底沉淀主要以凝块的放射状外圈形式产出, 约占23%, 表明普遍贫氧的状态(图 10)。在潮下带下部静水成因的黑色纹层石中, 海底沉淀主要以针状文石等厚层形式产出, 约占整个纹层石的50%, 也指示贫氧的海水条件。B单元主要出现在潮下带上部至潮间带下部环境, 其中针状文石多以充填物形式产于微生物席覆盖的孔洞中, 偶呈扇状或层状, 可能表明该单元发育于氧化条件, 仅在微生物席封闭导致的贫氧条件下, 才形成针状文石(图 10)。在潮坪相以泥质微晶白云岩为特征的C单元中, 针状文石集合体不再出现, 而以自然沉淀的碳酸盐微粒为主。这种情况可能表明潮坪及其以上完全处于氧化状态(图 10)。因此, 据文石海底沉淀在副层序各单元中的分布特征并结合微相分析, 华北中元古代海水氧化界面可能位于潮下带中部之下, 略低于正常浪基面之底(图 10)。

图10

Fig.10

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	图10 雾迷山组各副层序单元产出水深位置及所处海洋环境Fig.10 Proposed environmental distribution of various parasequence units in the Wumishan Formation

氧化还原条件控制了V、Mo和 U 等氧化还原敏感微量元素在沉积物中的富集程度, 故可利用微量元素的含量分析古海洋的氧化还原状态和环境特征(Tribovillard et al., 2006; Algeo and Maynard, 2008; Algeo and Tribovillard, 2009; 常华进等, 2009; Heltz et al., 2010)。在几种不同类型的副层序中, A单元均具有最高的V/Th值(图 7, 图8, 图9), 可能形成于含氧量相对最低的水体中。怀来枣口剖面与北京西山剖面的A单元中Mo/Th值并没有显著高于其他单元的该值, 表明该单元并没非形成于硫化的海水条件(Helz et al., 1996; Tribovillard et al., 2004; Vorlicek et al., 2004)。而怀来枣口剖面的A单元中的U/Th值较其他单元均要富集, 而在北京西山A单元中该值却相对较小, 这可能是富铀沉积物最易受二次氧化而导致铀的流失导致了这一结果(Zheng et al., 2002a, 2002b; McManus et al., 2005)。

总体而言, 华北雾迷山组碳酸盐岩中氧化还原敏感元素含量低于浅水区碳酸盐岩的平均值(Turekian and Wedepohl, 1961), 而没有表现出明显的富集特征, 这可能表明当时海水具有低浓度氧化还原敏感元素的性质。海洋硫化水域增大导致海水中Mo浓度降低已被证实(Algeo, 2008; Scott et al., 2008; Dahl et al., 2009)。因此, 雾迷山组碳酸盐岩具低Mo且低其他氧化还原敏感元素含量的特征, 可能是由于当时海洋深水区缺氧硫化, 导致了大量氧化还原敏感元素沉积, 而使浅水区浓度降低所致。通过氧化还原敏感元素与Th的比值分析发现, 大部分A单元的V/Th、Mo/Th和U/Th值与伊迪卡拉系— 寒武系之交贫氧水体中形成的碳酸盐岩相近(Schrö der and Grotzinger, 2007), 可能表明华北中元古代陆表海潮下带环境主要处于贫氧状态(图 10)。

潮下带下部黑色纹层石具有较高的V/Th值与极低的Mo/Th值(图 9), 结合其内部针状文石层与微生物席层交替产出的特征, 可能表明其形成于贫氧与有氧交替变化的环境。B单元以含硅质条带席纹层白云岩为特征。其中U/Th、V/Th、Mo/Th值的波动范围较大, 与A单元和C单元均有交集(图 7, 图8, 图9)。这可能表明不同副层序类型中的B单元既可发育于轻度氧化— 贫氧的潮下带上部, 也可发育于氧化的潮间带(图 10)。C单元属潮上坪成因, 不含硅质条带并缺乏明显的微生物席层。虽然该单元仅取得了3组V/Th、Mo/Th、U/Th比值数据, 但比值均很低, 仍可作为C单元氧化状态的指示(图 10)。从A单元至C单元, U_aut的富集程度没有呈现明显减低的趋势, 推测可能与二次氧化有关(Zheng et al., 2002a, 2002b; McManus et al., 2005)。

在氧化界面以下的相对深水区, 微生物群繁盛, 形成的有机质不易氧化分解, 有利于大量埋藏, 有形成良好烃源岩的潜力(史晓颖等, 2008b; Lyons et al., 2009)。