张琴, 王柏寒, 周琛, 孙祖宇, 梅啸寒, 原成帅, 王凯. (2020). 北京十三陵地区青白口系长龙山组含铁建造的发育特征及成因* [J]. 古地理学报, 22(3): 570-586.
Zhang Qin, Wang Bo-Han, Zhou Chen, Sun Zu-Yu, Mei Xiao-Han, Yuan Cheng-Shuai, Wang Kai. (2020). Characteristics and genesis of iron formation in the Changlongshan Formation of Qingbaikou System in the Ming Tombs area,Beijing[J]. Journal Of Palaeogeography, 22(3): 570-586.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2020.03.039
Permissions
Copyright©2020, 《古地理学报》编辑部
版权所有.《古地理学报》编辑部
北京十三陵地区青白口系长龙山组含铁建造的发育特征及成因*
张琴1,2, 王柏寒3, 周琛1, 孙祖宇1, 梅啸寒4, 原成帅5, 王凯1
1 中国石油大学(北京)地球科学学院,北京 102249
2 中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室,北京 102249
3 中国石化江汉油田分公司江汉采油厂,湖北潜江 433123
4 中国地质大学(北京)能源学院,北京 100083
5 中国地质大学(北京)科学研究院,北京 100083

第一作者简介 张琴,女,1973年生,副教授,硕士生导师,研究方向为沉积学、层序地层学及储层地质学。E-mail: zhangqin@cup.edu.cn。

收稿日期:2020-03-08
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 41872134)资助
摘要

含铁建造在整个前寒武纪的地质记录中分布广泛,但针对华北地区青白口系长龙山组出露的含铁建造目前还没有报道。文中通过野外观察及室内XRD、SEM、ICP-MS等手段,对北京十三陵地区出露的长龙山组含铁建造的分布规律、矿物组成、成矿物质来源等开展研究,并探讨含铁建造的成因机制。结果表明,含铁建造的铁质主要为赤铁矿,与石英、海绿石等矿物伴生。含铁建造存在2种分布模式:Ⅰ型含铁建造,与海绿石伴生,产出厚度变化大(1~50 cm),偏光显微镜下海绿石砂岩和铁质条带呈互层状产出,赤铁矿具近球形结构;Ⅱ型含铁建造,无海绿石伴生,产出厚度相对较大(一般大于10 cm),镜下见黑色的富铁层夹碎屑石英透镜体,赤铁矿常发育针状或雪花状结构。依据构造演化和微量元素分析,认为含铁建造的铁质来源主要为下马岭组顶部的铁质风化壳。Ⅰ型含铁建造为化学胶体沉淀与海绿石风化的混合成因;Ⅱ型含铁建造主要属于胶体化学沉积成因,后期可能经受了糜棱化改造作用。这一结论为华北地区前寒武纪含铁建造的找矿提供了沉积地质依据,对于完善含铁建造成矿机理及华北地区元古代构造演化具有重要的意义。

关键词: 含铁建造; 分布类型; 铁质成因; 长龙山组; 北京
中图分类号:P581 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2020)03-0570-17
Characteristics and genesis of iron formation in the Changlongshan Formation of Qingbaikou System in the Ming Tombs area,Beijing
Zhang Qin1,2, Wang Bo-Han3, Zhou Chen1, Sun Zu-Yu1, Mei Xiao-Han4, Yuan Cheng-Shuai5, Wang Kai1
1 College of Geosciences,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249, China
2 State Key Laboratory of Petroleum Resources and Prospecting,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249, China
3 Jianghan Production Plant of Sinopec Jianghan Oilfield Company,Hubei Qianjiang 433123, China
4 School of Energy Resources,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083,China
5 Institute of Earth Science,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083,China

About the first author Zhang Qin,born in 1973,is an associate professor and graduate supervisor. She is mainly engaged in sedimentology,sequence stratigraphy and reservoir geology. E-mail: zhangqin@cup.edu.cn.

Fund:Financially supported by the National Natural Science Foundation of China(No.41872134)
Abstract

Iron formation is widely distributed through the entire Precambrian geological record,however,there is no report on the outcropped Precambrian iron formation in the Changlongshan Formation of the Qingbaikou System in North China. Based on field investigation,XRD,SEM,ICP-MS and other methods,the distribution and mineral composition of iron formation and the source of ore-forming materials outcropped in the Ming Tombs area were studied in this paper to investigate the genesis of iron formation. The study showed that the main component of iron formation was hematite,which was associated with quartz,glauconite and other minerals. The iron formation of the Changlongshan Formation was divided into two types. Type I is associated with glauconite with relatively smaller thickness,and it is characterized by bands of glauconite sandstone interbeded with iron sandstone and near-spherical hematite microscopically. Type II is not accompanied by glauconite with relatively larger thickness,and it is represented by black iron-rich layers intercalated with quartz lens and acicular or snowflake hematite under the microscope. Tectonic evolution and trace element analysis showed that the iron source was mainly derived from the irony weathering crust at the top of the Xiamaling Formation. The type I iron formation is a mixture of chemical colloid and glauconite weathering,and the type II iron formation is mainly formed by colloidal chemical deposition and could undergo mylonitization in the later stage. The research results provide a sedimentary geological basis for distribution and prospecting of the Precambrian iron formation in North China,and it is also of great significance for enriching the metallogenic mechanism of the iron formation and revealing the tectonic evolution of Proterozoic of North China.

Key words: iron formation; distribution type; genesis of iron formation; Changlongshan Formation; Beijing

北京十三陵地区新元古界青白口系长龙山组发育一系列与海绿石砂岩伴生的前寒武纪含铁建造。该含铁建造(Iron Formation或Iron-bearing Formation)是指形成于前寒武纪的沉积或变质铁矿(Gross, 1980; 李碧乐等, 2007), 因其成分主要由硅质(碧玉、燧石、石英)和铁质(磁铁矿、赤铁矿)薄层组成而得名, 其化学组成主要为铁氧化物(Fe3O4和/或Fe2O3)和SiO2, 矿物组成主要为磁铁矿(Fe3O4)和/或赤铁矿(Fe2O3)及石英, 铁氧化物与石英矿物常共生出现(Trendall, 2002; Bekker et al., 2010; 代堰锫等, 2012; 姚仲友等, 2012; 刘利等, 2014)。前人研究普遍认为: 含铁建造在整个前寒武纪的地质记录中分布广泛; 前寒武纪普遍为缺氧环境, 而赤铁矿的形成需要氧化环境; 含铁建造的产出自3.8 Ga开始, 主要集中于2.8~1.8 Ga的大氧化事件之后, 在0.8 Ga左右因雪球事件而少量出现(Gross, 1980; 李碧乐等, 2007; Bekker, 2010; 梁瑞等, 2013; 刘利等, 2014)。含铁建造在全球分布非常广泛, 含铁建造的类型、分布时代、铁质来源、成因及成矿机理一直备受关注(Lepp and Goldich, 1964; Trendall, 2002; Bekker et al., 2010; 姚仲友等, 2012; 刘利等, 2014)。

前人对燕山地区元古界做了大量的研究, 主要集中在年代地层和层序地层划分(温献德, 1997; 鲍亦刚等, 2001; 高林志等, 2007, 2008, 2010; 李怀坤等, 2010; 胡国辉等, 2013)、石油地质特征(张长根和熊继辉, 1979; 王铁冠, 1980; 王杰和陈践发, 2001; 孙省利等, 2003; 付顺等, 2011; 刘清俊等, 2014)、古地理环境(宋天锐, 2007; 王立峰等, 2000; 陈小军等, 2011; 钟焱等, 2011; 徐述腾, 2015; 郭芪恒等, 2019)等方面。对华北地台含铁建造进行的研究认为, 古元古代是中国一次非常重要的成矿期, 含铁建造在华北地台广泛分布(沈保丰等, 2010); 华北克拉通中时代最古老的含铁建造形成于始太古代, 最年轻的含铁建造形成于古元古代早期(张连昌等, 2012)。前人也对华北地台中元古界铁岭组黄铁矿(梅朝佳, 2018)和串岭沟组砂脉中自生黄铁矿(汤冬杰等, 2009)进行过初步研究, 但对华北地区新元古界出露的含铁建造目前还没有报道, 对于青白口系含铁建造的分布特征、发育类型和岩石学特征并不明确, 对新元古代含铁建造的形成条件、发育机理及其成因模式也亟待解决。

因此, 笔者通过野外地质考察、普通薄片鉴定、X衍射(XRD)、扫描电镜(SEM)、电子探针等手段, 开展长龙山组含铁建造的分布特征、物质组成和形态特征等研究, 明确含铁建造的发育类型和岩石学特征, 并进一步通过微量元素和化学成分的对比, 深入分析长龙山组铁质的来源, 探讨含铁建造的成矿条件和成因机制, 建立不同类型含铁建造的发育模式。该成果有助于丰富新元古代含铁建造的成因机理, 为预测华北地区新元古界青白口系含铁建造的成矿规律和找矿提供地质基础和科学依据。

1 地质背景

北京十三陵地区隶属于华北地台燕山地区的京西坳陷, 发育巨厚的古元古界长城系(1800— 1600 Ma, Pt1)、中元古界蓟县系(1600— 1400 Ma, Pt2)和新元古界青白口系(1000— 800 Ma, Pt3), 上覆古生界和中生界的沉积盖层(郭芪恒等, 2019)。燕山地区是中国新元古界青白口系出露最好、层序较为完整的区域(周洪瑞等, 2006), 按照传统的地层划分, 青白口系自下而上划分为下马岭组、长龙山组和景儿峪组(陈秉麟, 1981; 乔秀夫和高林志, 1999; 陈小军等, 2011; 朱士兴等, 2012)。近年来前人对燕山地区原青白口系下部下马岭组的年龄和层位归属问题提出了质疑, 其中最主要的是高林志等(2007, 2008, 2010)对北京西山下马岭组上部火山凝灰岩进行了锆石测年, 得到凝灰岩层的年龄为1368± 12 Ma, 而青白口系时限为1000— 800 Ma, 据此提出下马岭组应该归属于比青白口系更早的中元古界。目前, 大多数学者将下马岭组定为待建系(高林志等, 2007, 2008, 2010; 乔秀夫等, 2007; 李怀坤等, 2010; 朱士兴等, 2012; 翟明国等, 2014; 范文博, 2015)。

本次研究的北京十三陵龙山剖面下马岭组、长龙山组和景儿峪组地层出露较完整(表 1), 地层序列和岩石特征在华北板块具有代表性, 并可与华北其他地区的剖面作对比(朱士兴等, 2012)。下马岭组以深灰色含铁质粉砂岩、粉砂质页岩及碳质泥岩为主, 厚度介于燕山西段和蓟县剖面之间, 达318 m。长龙山组发育一套含砾砂岩、砂岩和泥页岩互层序列, 下部砂岩较多, 夹多套铁质条带或斑块, 中部海绿石砂岩增多, 上部以发育大套灰绿色页岩和紫红色页岩薄互层为特征, 厚119 m。景儿峪组下部为一套灰绿色夹紫灰色的薄层状泥质灰岩或灰质泥岩, 大多发生变质而板岩化, 上部发育白云质条带灰岩夹泥质条带, 厚94 m(朱士兴等, 2012)(表 1)。之后, 华北地块与相邻地体之间的碰撞导致下马岭组的抬升(或蔚县抬升)以及碰撞花岗岩的形成。新元古代沉积是Rodinia超级大陆裂解的结果, 长龙山组石英砂岩和海绿石砂岩是Rodinia超级大陆裂解后的最早期沉积, 记录了海侵初期的超覆过程(潘建国等, 2013)。

表 1 北京十三陵地区青白口系地层划分及岩性特征(据朱士兴等, 2012, 有修改) Table1 Stratigraphic subdivision and lithological characteristics of the Qingbaikou System in the Ming Tombs area, Beijing(modified from Zhu et al., 2012)
2 样品采集及测试

为了探讨含铁建造的发育类型、铁质来源和成矿机理, 本次研究的露头剖面位于京西地区十三陵龙山(N40° 15'03″、E116° 14'14″, 图 1)。共选取长龙山组一段和下马岭组改造较弱的新鲜样品38块(取样位置见图 2)进行多项分析化验和显微镜下鉴定, 具体包括普通薄片分析样品38块、扫描电镜观察样品6块、电子探针鉴定分析样品6块、X衍射矿物含量分析样品10块及微量元素(REE+Y)分析样品7块。

图 1 北京十三陵地区龙山剖面位置(据张巧大, 2002, 有修改)Fig.1 Location of the Longshan section in the Ming Tombs area, Beijing(modified from Zhang, 2002)

图 2 北京十三陵地区长龙山组综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of the Changlongshan Formation in the Ming Tombs area, Beijing

样品的宏观特征主要依据野外露头和样品的抛光面观察, 显微组构特征使用偏光显微镜进行观察, 超微组构的表征通过Quanta200F场发射环境扫描电镜(ESEM)进行观察。ESEM观测的加速电压为30 kV, 工作距离为15 mm。形态特征分析使用电子探头(SE)成像技术, 成分差异通过背散射探头(SSD)进行表征。为增强导电性, 样品在扫描观测前使用离子溅射仪喷镀了厚约10 nm的Au薄层。

原位微区成分定量分析通过与ESEM相连的EDAX Genesis 2000 X-射线能谱仪(EDS)完成。EDS分析的加速电压为20 kV, 工作距离为15 mm, 探针电流200 nA, 束斑直径约为1 μ m。成分校准采用天然矿物标样(MINM25-53)对比。同点重复测量获得的分析误差小于1%。

电子探针、XRD和REE+Y测试样品均是利用微钻取自岩石光面。电子探针测点主要选择于含铁建造条带中, 使用JEOL JXA-8100型电子探针显微分析仪在北京科技大学进行。用于XRD分析的含铁建造样品先经过玛瑙研钵研磨至200目以下, 后使用D2 PHASER型X射线衍射仪在中国石油大学(北京)测试。REE+Y分析使用PE300Q型ICP-MS仪在中国地质科学院实施, 测试精度优于10%。

3 结果分析
3.1 长龙山组沉积序列和含铁建造分布

本次研究的长龙山组从下向上划分为一段、二段和三段(图 2, 表 1)。含铁建造主要发育于长龙山组一段, 长龙组二段底部零星发育。

长龙山组一段厚达52 m。底部发育含砾粗砂岩, 可见粒径2~3 cm砾石, 磨圆度以次圆状为主, 分选性较好, 具叠瓦状定向排列, 为潮间带潮道沉积。中下部发育厚层黄褐色至黑紫色铁质石英砂岩和灰白色石英砂岩互层, 局部见铁质结核, 发育大型交错层理, 向上海绿石砂岩层增多。中上部为薄层海绿石砂岩和铁质砂岩互层, 可见小型交错层理、双向交错层理和平行层理。判断其为潮间带砂坪沉积。

长龙山组二段厚26 m。主要为灰白色薄层石英砂岩夹黄绿色页岩及粉砂岩, 富集大量海绿石。砂岩矿物成分主要为石英, 以粉细砂为主, 次圆状, 分选性中等, 可见低角度交错层理。为潮下带滩坝沉积。

长龙山组三段厚41 m。为紫红色与黄绿色页岩互层, 自下而上钙质含量逐渐增多, 页理极度发育, 易破碎(图 2)。为浅海陆棚泥岩相。

综合研究认为, 研究区长龙山组从下向上整体为一套以海侵过程为主的砂质潮坪沉积过渡为滨外陆棚泥质沉积。含铁建造主要发育在长龙山组一段的砂坪中(图 2), 在二段仅有零星分布。本次取样主要位于长龙山组一段(图 2)。

3.2 长龙山组含铁建造岩石学特征

依据普通薄片观察和X衍射分析结果, 北京十三陵地区长龙山组铁质石英砂岩中石英含量为44.5%~70.9%, 且石英破碎情况普遍严重, 表明其经历了较强的风化压实作用或后期的改造变质。岩屑含量较低, 在3.0%~18.5%之间, 平均为6.0%, 主要成分为沉积岩岩屑, 以燧石为主, 含少量岩浆岩岩屑, 几乎不含变质岩岩屑。长石含量也较低, 小于3.0%。上述特征反映了物源区岩石类型以沉积岩为主。

含铁建造集中分布在长龙山组一段, 主要由石英和铁质组成, 可与海绿石伴生。根据厚度及其与海绿石的伴生关系, 可以将含铁建造分为2种类型, 分别是与海绿石互层或伴生分布的Ⅰ 型和与海绿石无伴生关系的Ⅱ 型。

3.2.1 Ⅰ 型含铁建造

主要分布于长龙山组一段上部。宏观上整体呈条带状分布, 与海绿石砂岩呈互层状或伴生分布, 单层厚度在1~50 cm之间(图 3-A, 3-B, 3-C), 平均厚度相对较小。显微镜下铁质以胶体形式充填在石英颗粒组成的孔隙中, 有氧化的呈棕色的海绿石伴生, 整体为含海绿石铁质石英砂岩条带与海绿石砂岩互层, 石英颗粒定向性不明显(图 3-D, 3-E)。在此建造附近, 可以发现似藻类结构(图 4), 其具有铁质的内核, 周缘被硅质或海绿石所包围, 与Beatriz和James(2012)发现的聚球藻类及四川龙马溪组的底栖藻有同样的形态特征(申宝剑等, 2016), 故此藻类生物极有可能是在新元古代提供氧气的主要来源。扫描电镜下可以看到铁质具近球形结构, 能谱分析确定其为赤铁矿(图 5)。

图 3 北京十三陵地区长龙山组一段Ⅰ 型含铁建造宏观分布特征和显微镜下特征
A, B, C— 野外照片, 铁质条带和海绿石互层发育; D, E— 显微镜下照片, 铁质呈胶体形式充填石英颗粒间, 有氧化的海绿石伴生。G为海绿石, H为铁质Fig.3 Distribution and microscopic characteristics of type I iron formation in the Changlongshan Formation of the Ming Tombs area, Beijing

图 4 含铁建造中似藻类结构特征
A— 似藻类结构, 长龙山组, 北京十三陵; B— 聚球藻类结构, 巴西(Beatriz and James, 2012)。箭头指示藻类结构Fig.4 Characteristics of algal-like structure of iron formation

图 5 北京十三陵地区长龙山组含铁建造中铁质近球形结构及元素组成Fig.5 Near spherical structure and element composition of iron formation in the Changlongshan Formation of the Ming Tombs area, Beijing

3.2.2 Ⅱ 型含铁建造

主要分布于长龙山组一段下部。单层厚度多为10~15 cm, 平均厚度较大, 无海绿石互层, 呈条带状(图 6-A, 6-B)或团块状(图 6-A)。显微镜下表现为黑色的铁质层和石英呈脉状互层分布, 相互夹杂; 石英次生加大明显, 说明为碎屑石英; 石英都呈定向拉长排列, 含个别长石, 石英和长石都破碎明显, 具有糜棱状构造(图 6-C, 6-D)。高倍扫描电镜SEM照片显示赤铁矿具有针状和雪花状晶体结构(图 7), 其中针铁矿晶形代表了其是在较高的pH值及较寒冷的环境下形成(姜兆霞和刘青松, 2016)。

图 6 北京十三陵地区长龙山组Ⅱ 型含铁建造宏观分布和显微镜下特征
A— 条带状和斑块状含铁建造; B— 条带状含铁建造; C, D— 黑色的铁质层和石英呈脉状互层分布, 石英破碎明显, C为单偏光, D为正交光。H为铁质, Q为石英Fig.6 Distribution and microscopic characteristics of type Ⅱ iron formation in the Changlongshan Formation of the Ming Tombs area, Beijing

图 7 北京十三陵地区长龙山组赤铁矿针状和雪花状晶体结构及元素组成
A— 赤铁矿针状晶体结构; B— 赤铁矿针状晶体的XRD图谱; C— 赤铁矿雪花状晶体结构; D— 赤铁矿雪花状晶体XRD图谱Fig.7 Acicular and snowflake structure and its element composition of hematite in the Changlongshan Formation of the Ming Tombs area, Beijing

含铁建造的野外分布特征和显微镜下特征都能证明, 2类含铁建造的条带状结构明显, 即使斑块或团块状也显示出顺层分布的特点, 因此都属于条带状含铁建造(Banded Iron Formation, BIF)(姚仲友等, 2012)。研究区长龙山组含铁建造主要沉积于大陆架— 潮坪环境中, 与石英砂岩伴生。根据Gross(1980)的划分方案, 此含铁建造属于苏必利尔型, 通常规模较大, 较典型的代表如北美苏必利尔湖地区和加拿大拉布拉多地区分布的含铁建造, 中国在山西袁家村、山东济宁等地也分布此类含铁建造(姚仲友等, 2012), 因此, 十三陵地区长龙山组的含铁建造具有一定的经济价值。

3.3 含铁建造矿物学特征

本研究选取Ⅰ 型和Ⅱ 型含铁建造样品共10件进行XRD分析。结果显示, 研究区含铁建造铁质含量在8.2%~26.5%之间, 平均为17.3%, 以赤铁矿为主, 含少量黄铁矿, 部分样品见针铁矿(表 2)。从含铁建造的野外出露(图 3-A, 3-B, 3-C; 图 6-A, 6-B)和普通薄片(图 3-C, 3-D; 图 6-C, 6-D)上可以看到, 铁质条带的不同位置颜色不同, 表明铁质的含量存在差异, 这导致了取样位置不一样, 所测出的铁质含量会有差异(表 2)。薄片观察表明, Ⅱ 型含铁建造的铁质含量可达到50%(图 7), 属于中高品位的含铁建造(姚仲友等, 2012)。

表 2 北京十三陵地区长龙山组含铁建造X衍射数据 Table2 X-ray diffraction data of iron formation in the Changlongshan Formation of the Ming Tombs area, Beijing
3.4 含铁建造微量元素分析

微量元素溶解度普遍较低, 性质相对稳定, 并且能够快速地进入到细粒沉积物中而不发生分异, 使得细粒沉积物能较好地保存源区的地球化学信息(Condie, 1991)。沉积岩中的微量元素主要取决于源区母岩的类型, 可代表物源区源岩的地球化学特征。因此, 根据沉积物中微量元素的特征, 利用特定的图解可以判别大洋岛弧、大陆岛弧、主动大陆边缘和被动大陆边缘等构造环境以及物源区的母岩类型(McLennan and Scott, 1993)。

长龙山组和下马岭组之间为不整合接触(朱士兴等, 2012), 在华北地区下马岭组也普遍富含铁质和海绿石, 因此为判断长龙山组的铁质来源及其与下马岭组之间的物源关系, 共选用长龙山组5个样品和下马岭组2个样品进行微量元素测定。在Bhatia(1983)、Bhatia和Crook(1986)提出的La-Th-Sc判别图解(图 8-A)中, 长龙山组砂岩都落入大陆岛弧物源区, 下马岭组2个样品位于被动大陆边缘区域和大陆岛弧的交界处附近。在Th-Co-Zr/10判别图解(图 8-B)中, 长龙山组样品和下马岭组样品点基本都落入大陆岛弧区域。在Th-Sc-Zr/10判别图解(图 8-C)中, 长龙山组样品点都落入大陆岛弧物源区, 而下马岭组样品点位于大陆岛弧物源区与被动大陆边缘交界附近。3个图解投点结果基本一致, 说明北京十三陵地区长龙山组含铁建造的物源区具有大陆岛弧的构造背景, 而下马岭组恰好具有类似构造环境的母岩类型, 这为长龙山组铁质来源的分析提供了依据。

图 8 北京十三陵地区长龙山组和下马岭组微量元素源区判别图解(底图据Bhatia和Crook, 1986)Fig.8 Trace element discrimination diagram for source area in the Changlongshan Formation and Xiamaling Formation of the Ming Tombs area, Beijing(Base map according to Bhatia and Crook, 1986)

在Floyd和Leveridge(1987)提出的La/Th-Hf判别图解(Condie, 1993; Gu et al., 2002)(图 9-A)中, 微量元素样品点基本位于安山弧源区和长英质物源区附近, 说明母岩可能是以安山岩与长英质混合为主。在La/Sc-Co/Th源岩判别图解(Condie, 1993; Gu et al., 2002)(图 9-B)中, 研究区砂岩具有中等而相对稳定的Co/Th值, 变化范围为0.63~2.63、平均值为2.13, 而La/Sc值较低, 变化范围为1.00~3.14、平均值为1.85, 样品落在长英质火山岩与安山岩之间, 也反映源岩具有安山岩和长英质岩混源的特点。

图 9 北京十三陵地区长龙山组含铁建造源岩判别图解(底图据Condie, 1993)Fig.9 Discrimination diagram for source rock of iron formation in the Changlongshan Formation of the Ming Tombs area, Beijing(Base map according to Condie, 1993)

3.5 含铁建造电子探针分析

本次研究选取电子探针分析样品4件, 测点共30个, 对Ⅰ 型与海绿石伴生的含铁建造的化学组成进行分析(表 3), 以进一步分析铁质与海绿石的关系。从表 3可以看出, 长龙山组含铁氧化物含量和铁的摩尔量变化较大, 说明铁质的分布具有较强的非均质性。

表 3 北京十三陵地区长龙山组含铁建造化学组成 Table3 Chenmical composition of iron formation in the Changlongshan Formation of the Ming Tombs area, Beijing

根据样品成分中Fe2O3与K2O的相关性、Fe、Al、K的相对含量及其之间的相关性, 可以分析铁质的来源, 进一步判断含铁建造中铁质的成因, 并可建立铁质成因模式(Pestitschek et al., 2012)。

4 讨论

对于含铁建造中铁质的来源, 一直存在陆壳风化来源、 海底火山来源、 海底水岩反应来源等不同观点(张连昌等, 2012)。对前寒武纪含铁建造成因的研究也一直备受关注, 主要成因观点包括: (1)化学胶体沉淀成因。地层遭受风化作用发生红土化形成的Fe3+, 以真溶液或胶体溶液的形式被搬运至氧化带沉积下来, 可形成条带状含铁建造(Lepp and Goldich, 1964; Alibert and Mcculloch, 1993; 汤冬杰等, 2011)。这种含铁建造也会因受到后期构造或断裂活动的改造而导致岩石发生变质, 如河北鞍山式铁矿、黑龙江佳木斯铁矿等, 均有如此特征(刘静兰, 1987; 姚春彦等, 2012; 周俊鹏, 2019); (2)热液沉淀成因。由于地幔柱拱裂岩石圈导致海底大规模的岩浆喷发, 富铁沉积物便从海底对流循环的热液中沉淀(Bischoff, 1969; 蒋少涌, 1992; Bekker et al., 2010); (3)冰水沉淀成因。含铁离子的化学胶体在聚集过程中, 由于巨厚冰层的覆盖使得表面氧气无法接触, 在冰水沉积环境下形成了含铁离子胶体, 铁离子来自冰下水体; 当表层富氧海水与冰下通道中流出的富铁离子(Fe2+)缺氧水体混合时, Fe2+被快速氧化而发生化学沉积, 并胶结冰水中的近源碎屑组分, 形成富铁砾岩型铁矿体(Klein, 1973, 2005; 余志庆和王伦, 1989; Beukes and Klein, 1990; Lottermoser and Ashley, 2000; 李志红等, 2008, 2014; 李延河等, 2010, 2011)。对于十三陵地区长龙山组含铁建造的成因, 需要根据其分布特征、物质组成及其铁质的来源进行系统的探讨。

4.1 长龙山组铁质的来源

近年来, 学者们对燕山地区青白口系的地层界线进行了新的区域性考察, 发现长龙山组与下伏下马岭组之间不仅是1条明显的SBI类型的层序不整合界线, 而且还是1条既有平行不整合、又有角度不整合的区域不整合接触界线。此沉积间断面所代表的地壳运动称为“ 蔚县上升” , 角度不整合的存在表明“ 蔚县上升” 不是一般的升降运动, 而可能是1次发生在长龙山组沉积之前的代表地壳收缩和挤压的褶皱运动(周洪瑞等, 2006; 朱士兴等, 2010; 曲永强等, 2012; 梁瑞等, 2013; 潘建国等, 2013)。

天津蓟县、北京十三陵等不同地区的下马岭组普遍具有含铁沉积物: 上部为绿色、翠绿色页岩夹薄层铁质粉砂岩; 下部夹海绿石砂岩, 并含菱铁矿和黄铁矿透镜体; 底部发育铁绿泥石和铁质胶结砾岩, 砾岩之上常见透镜状铁矿或含铁粗砂岩。在蓟县剖面中, 下马岭组多发育含菱铁矿砂岩沉积, 同时普遍见有夹2~4层、顺层产出的中基性岩浆岩(主要呈岩床, 可导致局部接触变质), 顶部还发育凝灰岩, 这为下马岭组铁质的富集提供了物质基础。下马岭组和长龙山组之间的不整合间断, 使得下马岭组的铁质遭受长期的风化作用, 这可为长龙山组提供铁质来源, 进而导致铁质在长龙山组富集。长龙山组发育的海绿石大多数为颗粒状, 具有非常好的磨圆度, 也可推测其主要是来自于下马岭组大块发育的胶结物状的海绿石经过再次搬运而沉积的碎屑颗粒。因此, 下马岭组发育的铁质沉积物, 为长龙山组铁质建造的发育提供了铁质来源。

另外, 根据微量元素特征, 十三陵地区长龙山组含铁建造物源区具有大陆岛弧的构造背景, 包含安山岩以及长英质母岩, 下马岭组火山岩为活动陆缘, 同时下马岭组中普遍见有夹2~4层顺层产出的中基性岩浆岩(主要呈岩床)。同时, 微量元素分析亦表明, 长龙山组和下马岭组的铁质都来源于大陆岛弧安山岩(图 8; 图 9)。因此, 十三陵地区长龙山组含铁建造的铁质来源与下马岭组的铁质和安山岩有着紧密的关系。

4.2 含铁建造的成因

4.2.1 胶体化学沉积成因

与前文所提到的几种含铁建造成因观点进行对比, 发现十三陵地区含铁建造缺乏冰碛成因的有利证据, 且华北地区在长龙山组沉积时期缺少岩浆热液活动记录, 故研究区含铁建造不符合冰水沉淀成因及热液沉淀成因机理。研究区下马岭组沉积后的风化剥蚀, 使本来富含铁质的下马岭组遭受到红土化作用, 形成了一定厚度的铁质丰富的古风化壳, 这为后期长龙山组铁质建造的形成提供了物质基础。根据镜下观察和XRD测试数据, 研究区含铁建造成层性较好, 层理发育, 与海绿石砂岩呈互层分布, 因此推断长龙山组含铁建造属于沉积型成因。其物质来源以陆源风化产物为主, 并产出于古陆不整合面之上的海侵岩系底部或中下部(翟裕生和王建平, 2011)。这正好符合长龙山组和下马岭组之间的接触关系和发育层位, 即研究区长龙山组含铁建造正好发育于下马岭组风化面之上新的海侵体系域下部(图 2), 其正是适合胶体化学沉积矿床的构造背景。

赤铁矿出现针状晶体, 通常被认为是条带状含铁建造经过表生淋滤交代形成的(仲佳鑫等, 2012)。在Ⅱ 型含铁建造中观察到了较多的针状赤铁矿(针铁矿)(图 7-A, 7-C), 且原始含铁建造层理保存较好(图 3-A, 3-B, 3-C), 反映了研究区含铁建造遭受了表生淋滤及交代作用。华北板块长龙山组与下马岭组之间存在沉积间断, 这为陆源物质风化提供了条件和物质基础。长龙山组沉积早期, 下伏风化壳上的铁质物质以溶解物质(胶体)形式搬运至海盆, 遇电解质中和发生胶体沉淀, 并与石英等碎屑物质一起沉积下来, 从而形成了铁质石英砂岩。

研究区含铁建造厚度在不同层位差别较大, 且Ⅱ 型含铁建造中大多数石英发生了破碎, 并有定向排列和糜棱化现象(图 6-C, 6-D), 反映了铁质沉淀过程中或之后发生过强烈的构造运动。十三陵龙山剖面位于燕山地区, 景儿峪组沉积后发生了著名的蓟县运动, 这可能是铁质石英砂岩发生糜棱化的主要原因, 但糜棱化的具体时间和成因还需要做进一步的研究。因此, 推断条带状分布的大套Ⅱ 型含铁建造主要属于胶体化学沉积成因, 后期可能遭受了构造作用改造而发生糜棱化。

4.2.2 海绿石的转化

Ⅰ 型含铁建造与海绿石伴生, 且这些海绿石多以胶结物的形式存在, 石英等碎屑颗粒没有明显的定向排列(图 3-D, 3-E)。海绿石在一定条件下会转化为褐铁矿或针铁矿, 针铁矿脱水便会转化为赤铁矿(Chukhrov, 1974; Benjamin et al., 2020)。海绿石是在相对缺氧的环境下产生的, 而新元古界主要为缺氧环境, 只有少量造氧生物存在。在Ⅰ 型含铁建造中发现的藻类结构生物(图 4), 是为氧化作用提供氧气的有力证据(梅冥相等, 2007)。藻类生物光合作用需要光照强度, 在光照强烈的春夏季产生氧气较多, 光照不足的秋冬季节则难以产生氧气。根据海绿石与赤铁矿韵律性的伴生关系, 推测极有可能是海绿石在氧气充足的情况下遭受风化作用先转化为褐铁矿, 再进一步氧化为赤铁矿, 而在氧气不足的条件下则依然保持海绿石的形态生长, 所以出现了海绿石和铁质伴生的现象。

海绿石遭受风化作用可以析出铁质, 其成分中的Fe2O3及K2O呈正比例关系, Fe与Al以及K与Al均呈反比例关系(Pestitschek et al., 2012)。从本次取自与铁质条带伴生的海绿石样品的电子探针分析结果可以看到, 在K2O含量小于4%时, Fe2O3与K2O呈正比例关系, 在Al含量较高时, Fe与Al呈反比例关系, 而K与Al之间的反比例关系不明显(图 10), 此结果与Pestitschek等(2012)研究得到的规律有所偏差。造成这一现象的原因可能是海绿石风化只是含铁建造铁质的来源之一, 在Ⅰ 型含铁建造中仍有化学胶体直接沉淀形成的赤铁矿, 且Ⅰ 型含铁建造也具有非常好的成层性(图 3-A, 3-B, 3-C)及与铁质共生的海绿石发生氧化作用呈棕色(图 3-D, 3-E; 图 4), 也都可以证明这一点。另外, 电子探针数量较少也可能影响了实验的结果。所以, Ⅰ 型含铁建造可能是化学胶体沉淀成因与海绿石风化混合成因的产物。

图 10 北京十三陵地区长龙山组含铁建造的化学组成关系Fig.10 Relationship diagram of chemical composition of iron formation in the Changlongshan Formation of the Ming Tombs area, Beijing

4.3 含铁建造的成因模式

基于上述含铁建造的发育特征、铁质来源及成因讨论, 建立了Ⅰ 型和Ⅱ 型含铁建造的成因模式(图 11)。

图 11 北京十三陵地区长龙山组含铁建造发育模式示意图
A— Ⅱ 型含铁建造发育模式示意图; B— Ⅰ 型含铁建造主要发育模式示意图Fig.11 Schematic diagram of development model of iron formation in the Changlongshan Formation of the Ming Tombs area, Beijing

Ⅱ 型含铁建造发育于长龙山组一段下部, 形成过程为: (1)下马岭组的铁质遭受长期风化作用形成风化壳; (2)长龙山组沉积早期发生海侵, 风化壳上的铁质和碎屑被流水搬运, Fe3+以真溶液或胶体形式被搬运至滨浅海, 遇电解质和藻类发育带释放的大量氧气, 以氧化物的形式发生沉淀, 形成了以赤铁矿为主的铁质石英砂岩(图 11-A); (3)蓟县运动或之后强烈的构造运动使铁质石英砂岩发生糜棱化改造。

Ⅰ 型含铁建造发育于长龙山组一段上部, 与海绿石伴生。根据岩性和沉积序列演化(图 2)可知, 长龙山组从下部向上部逐渐发生海侵, 在滨浅海相对较深水的还原环境沉积了海绿石砂岩; 由于存在短暂的海退(郭芪恒等, 2019, 图 2), 海绿石砂岩进入浮游植物(藻类)发育带, 藻类光合作用提供的大量氧气使得海绿石发生氧化, 逐步转化为褐铁矿或针铁矿, 进一步脱水氧化转化为赤铁矿(图 11-B)。同时, 海绿石的氧化也可能跟藻类随季节性气候变化引起氧气含量发生变化有关。因此, 出现了海绿石砂岩和铁质石英砂岩互层的现象, 铁质石英砂岩内部也伴生了未彻底风化的棕褐色的海绿石(图 3-D, 3-E)。另外, 根据化学组成关系, Ⅰ 型含铁建造可能还混合了少量化学胶体沉淀成因的铁质(图 11)。

5 结论与建议

1)北京十三陵地区青白口系长龙山组含铁建造发育, 主要分布于长龙山组一段, 可以分为与海绿石伴生的Ⅰ 型和无海绿石伴生的Ⅱ 型, 两者都以赤铁矿为主, 前者以近球形结构为主, 后者发育针状或雪花状赤铁矿。Ⅰ 型含铁建造铁质品位较低, Ⅱ 型含铁建造铁质品位较高。

2)下马岭组和长龙山组之间存在不整合接触关系。下马岭组普遍发育含铁沉积物, 沉积之后地壳抬升发生风化作用, 铁质在风化壳富集, 为长龙山组提供了铁质来源。

3)建立了Ⅰ 型和Ⅱ 型含铁建造的发育模式。长龙山组含铁建造成层性较好, Ⅱ 型含铁建造属于胶体化学沉淀成因, 后期可能发生了糜棱化改造作用。海绿石风化是Ⅰ 型含铁建造的主要成因, 混合有化学胶体沉淀成因。

上述结论明确了长龙山组Ⅰ 型和Ⅱ 含铁建造的发育类型、分布特征、成因机制和发育模式, 既丰富了新元古代含铁建造的成因机理, 也为预测华北地区前寒武纪含铁建造的分布和找矿提供科学依据。同时, 证明了古元古代以后仍然存在含铁建造的成矿条件, 这也为新元古代找矿指明了方向。由于目前取样和分析化验有限, 下一步还需要在流体包裹体发育特征、构造应变特征、次生矿物定年及元素和同位素组成变化规律等方面开展更深入的研究, 以确定铁矿富集的条件及其后期铁质石英砂岩糜棱化的具体时间和成因, 并根据铁质富集程度确定成矿品位, 建立更加完善的找矿标志和模式。

(责任编辑 张西娟; 英文审校 谈明轩)

参考文献
[1] 鲍亦刚, 刘振锋, 王世发. 2001. 北京西山百年地质研究. 北京: 地质出版社.
[Bao Y G, Liu Z F, Wang S F. 2001. Geological Study of Xishan in Beijing. Beijing: Geological Publishing House] [文内引用:1]
[2] 陈秉麟. 1981. 对河北唐山赵各庄地区长龙山组与下伏地层接触关系的研究. 大庆石油学院学报, 9(1): 23-36, 129.
[Chen B L. 1981. Study on the contact relationship between Changlongshan Formation and underlying strata in Zhaogezhuang area, Tangshan, Hebei. Journal of Daqing Petroleum Institute, 9(1): 23-36, 129] [文内引用:1]
[3] 陈小军, 罗顺社, 李家华. 2011. 宣龙坳陷青白口系长龙山组碎屑岩地球化学特征. 中国地质, 38(6): 1477-1478.
[Chen X J, Luo S S, Li J H. 2011. Clastic rock geochemical features of Changlongshan Formation in Qingbaikou System within Xuanlong Depression. Geology in China, 38(6): 1477-1478] [文内引用:2]
[4] 代堰锫, 张连昌, 王长乐, 刘利, 崔敏利, 朱明田, 相鹏. 2012. 辽宁本溪歪头山条带状铁矿的成因类型、形成时代及构造背景. 岩石学报, 28(11): 3574-3594.
[Dai Y P, Zhang L C, Wang C L, Liu L, Cui M L, Zhu M T, Xiang P. 2012. Genetic type formation age and tectonic setting of the Waitoushan band ed iron formation, Benxi, Liaoning Province. Acta Petrologica Sinica, 28(11): 3574-3594] [文内引用:1]
[5] 范文博. 2015. 华北克拉通中元古代下马岭组地质特征及研究进展: 下马岭组研究百年回眸. 地质论评, 61(6): 1383-1406.
[Fan W B. 2015. Geological features and research progress of the Mesoproterozoic Xiamaling Formation in the North China Craton: A review after nearly one hundred years of study. Geological Review, 61(6): 1383-1406] [文内引用:1]
[6] 付顺, 田景春, 王峰, 何明喜. 2011. 南华北盆地青白口系岩相古地理特征及油气地质条件. 大庆石油学院学报, 35(3): 34-38.
[Fu S Y, Tian J C, Wang F, He M X. 2011. Southern Huabei basin's lithofacies-paleogeographic features and oil-gas geological condition. Journal of Daqing Petroleum Institute, 35(3): 34-38] [文内引用:1]
[7] 高林志, 张传恒, 史晓颖, 周洪瑞, 王自强. 2007. 华北青白口系下马岭组凝灰岩锆石SHRIMP U-Pb定年. 地质通报, 26(3): 249-255.
[Gao L Z, Zhang C H, Shi X Y, Zhou H R, Wang Z Q. 2007. Zircon Shrimp U-Pb dating of the tuff bed in the Xiamaling Formation of the Qingbaikou System in the North China. Geological Bulletin of China, 26(3): 249-255] [文内引用:3]
[8] 高林志, 张传恒, 史晓颖, 宋彪, 王自强, 刘耀明. 2008. 华北古陆下马岭组归属中元古界的锆石SHRIMP年龄新证据. 科学通报, 53(21): 2617-2623.
[Gao L Z, Zhang C H, Shi X Y, Song B, Wang Z Q, Liu Y M. 2008. New evidence of age of Zircon SHRIMP of Xiamaling Formation of ancient land of North China belongs to Middle Proterozoic. China Science Bulletin, 53(21): 2617-2623] [文内引用:3]
[9] 高林志, 丁孝忠, 曹茜, 张传恒. 2010. 中国晚前寒武纪年表和年代地层序列. 中国地质, 37(4): 1014-1020.
[Gao L Z, Ding X Z, Cao Q, Zhang C H. 2010. New geological times scale of the Late Precambrian in China and geochronology. Geology in China, 37(4): 1014-1020] [文内引用:3]
[10] 郭芪恒, 金振奎, 朱小二, 李硕, 史书婷, 王俊杰, 程逸凡. 2019. 燕山地区京西坳陷青白口地区新元古界沉积相演化. 古地理学报, 21(3): 422-430.
[Guo Q H, Jin Z K, Zhu X E, Li S, Shi S T, Wang J J, Cheng Y F. 2019. Sedimentary facies evolution of the Neoproterozoic in Qingbaikou area of Jingxi Depression, Yanshan region. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 21(3): 422-430] [文内引用:3]
[11] 胡国辉, 赵太平, 周艳艳, 王世炎. 2013. 华北克拉通南缘中—新元古代沉积地层对比研究及其地质意义. 岩石学报, 29(7): 2491-2507.
[Hu G H, Zhao T P, Zhou Y Y, Wang S Y. 2013. Meso-Neo-Proterozoic sedimentary formation in the southern margin of the North China Craton and its geological implications. Acta Petrologica Sinica, 29(7): 2491-2507] [文内引用:1]
[12] 姜兆霞, 刘青松. 2016. 赤铁矿的定量化及其气候意义. 第四纪研究, 36(3): 676-689.
[Jiang Z X, Liu Q S. 2016. Quantification of hematite and its climatic significances. Quaternary Sciences, 36(3): 676-689] [文内引用:1]
[13] 蒋少涌, 丁悌平, 万德芳, 李延河. 1992. 辽宁弓长岭太古代条带状硅铁建造(BIF)的硅同位素组成特征. 中国科学(B辑), 22(6): 626-631.
[Jiang S Y, Ding T P, Wang D F, Li Y H. 1993. Silicon isotopic compositions of Archean band ed Si-Fe formation(BIF)in the Gongchangling ore deposit, Liaoning Province, China. Science in China(Series B), 22(6): 626-631] [文内引用:1]
[14] 李碧乐, 霍亮, 李永胜. 2007. 条带状铁建造(BIFS)研究的几个问题. 矿物学报, 27(2): 205-210.
[Li B L, Huo L, Li Y S. 2007. Several problems in the study of band ed iron formations(BIFs). Acta Mineralogica Sinica, 27(2): 205-210] [文内引用:2]
[15] 李怀坤, 朱士兴, 相振群, 苏文博, 陆松年. 2010. 北京延庆高于庄组凝灰岩的锆石U-Pb定年研究及其对华北北部中元古界划分新方案的进一步约束. 岩石学报, 26(7): 2131-2140.
[Li H K, Zhu S X, Xiang Z Q, Su W B, Lu S N. 2010. Zircon U-Pb dating on tuff bed from Gaoyuzhuang Formation in Yanqing, Beijing: Further constraints on the new subdivision of the Mesoproterozoic stratigraphy in the northern North China Craton. Acta Petrologica Sinica, 26(7): 2131-2140] [文内引用:2]
[16] 李延河, 侯可军, 万德芳, 张增杰, 乐国良. 2010. 前寒武纪条带状硅铁建造的形成机制与地球早期的大气和海洋. 地质学报, 84(9): 1359-1373.
[Li Y H, Hou K J, Wan D F, Zhang Z J, Yue G L. 2010. Formation mechanism of Precambrian band ed iron formation and atmosphere and ocean during early stage of the earth. Acta Geologica Sinica, 84(9): 1359-1373] [文内引用:1]
[17] 李延河, 张增杰, 伍家善, 尚龙平. 2011. 冀东马兰庄条带状硅铁建造的变质时代及地质意义. 矿床地质, 30(4): 645-653.
[Li Y H, Zhang Z J, Wu J S, Shang L P. 2011. Metamorphic chronology of the BIF in Malanzhuang of eastern Hebei Province and its geological implications. Mineral Deposits, 30(4): 645-653] [文内引用:1]
[18] 李志红, 朱祥坤, 唐索寒. 2008. 鞍山—本溪地区条带状铁建造的铁同位素与稀土元素特征及其对成矿物质来源的指示. 岩石矿物学杂志, 27(4): 285-290.
[Li Z H, Zhu X K, Tang S H. 2008. Characters of Fe isotopes and rare earth elements of band ed iron formations from Anshan-Benxi area: Implications for Fe source. Acta Petrologica et Mineralogica, 27(4): 285-290] [文内引用:1]
[19] 李志红, 朱祥坤, 孙剑. 2014. 江西新余铁矿的地球化学特征及其与华北BIFs铁矿的对比. 岩石学报, 30(5): 1279-1291.
[Li Z H, Zhu X K, Sun J. 2014. Geochemical characters of Band ed Iron Formations from Xinyu and North China. Acta Petrologica Sinica, 30(5): 1279-1291] [文内引用:1]
[20] 梁瑞, 张秀云, 赵军, 李秀花. 2013. “宣龙式”铁矿地质特征及其成因分析. 华北国土资源, 52(1): 135-140.
[Liang R, Zhang X Y, Zhao J, Li X H. 2013. Geological characteristics and genesis analysis of “Xuanlong type” iron ore. Huabei Land and Resources, 52(1): 135-140] [文内引用:2]
[21] 刘静兰. 1987. 前寒武纪条带状含铁建造中的金矿床: 以东风山金矿床为例. 地质学报, (1): 58-72.
[Liu J L. 1987. Gold deposits in Precambrian band ed iron-bearing Formations: A case study of the DongFengShan gold deposit in Heilongjiang Province. Acta Geologica Sinica, (1): 58-72] [文内引用:1]
[22] 刘利, 张连昌, 代堰锫. 2014. BIF成因研究进展. 地质科学, 49(3): 1018-1033.
[Liu L, Zhang L C, Dai Y P. 2014. Research progress on the genesis of BIF. Chinese Journal of Geology, 49(3): 1018-1033] [文内引用:3]
[23] 刘清俊, 柯柏林, 林海亮, 林天懿, 尹腾宇, 石岩. 2014. 北京地区中元古界下马岭组页岩气形成条. 地质科技情报, 33(2): 92-97.
[Liu Q J, Ke B L, Lin H L, Lin T Y, Yin T Y, Shi Y. 2014. Forming conditions and characteristics of the shale gas within the Mesoproterozoic Xiamaling Formation, Beijing area. Geological Science and Technology Information, 33(2): 92-97] [文内引用:1]
[24] 梅朝佳. 2018. 叠层石中的海绿石化和黄铁矿化: 以天津蓟县中元古界铁岭组为例. 古地理学报, 20(3): 453-464.
[Mei C J. 2018. Glauconitization and pyritization of stromatolites: A case of the Mesoproterozoic Tieling Formation at Jixian section, Tianjin, North China. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 20(3): 453-464] [文内引用:1]
[25] 梅冥相, 孟庆芬, 刘智荣. 2007. 微生物形成的原生沉积构造研究进展综述. 古地理学报, 9(4): 353-367.
[Mei M X, Meng Q F, Liu Z R. 2007. Overview of advances in studies of primary sedimentary structures formed by microbes. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 9(4): 353-367] [文内引用:1]
[26] 潘建国, 曲永强, 马瑞, 潘中奎, 王海龙. 2013. 华北地块北缘中新元古界沉积构造演化. 高校地质学报, 19(1): 109-122.
[Pan J G, Qu Y Q, Ma R, Pan Z K, Wang H L. 2013. Sedimentary and tectonic evolution of the Meso-Neoproterozoic strata in the northern margin of the North China Block. Geological Journal of China Universities, 19(1): 109-122] [文内引用:2]
[27] 乔秀夫, 高林志. 1999. 华北中新元古代及早古生代地震灾变事件及与Rodinia的关系. 科学通报, 44(16): 1753-1758.
[Qiao X F, Gao L Z. 1999. The Early Paleozoic earthquake disaster events in the Middle Neoproterozoic of North China and their relationship with “Rodinia”. Chinese Science Bulletin, 44(16): 1753-1758] [文内引用:1]
[28] 乔秀夫, 高林志, 张传恒. 2007. 中朝板块中、新元古界年代地层柱与构造环境新思考. 地质通报, 26(5): 503-509.
[Qiao X F, Gao L Z, Zhang C H. 2007. New idea of the Meso- and Neoproterozoic chronostratigraphic chart and tectonic environment in Sino-Korean Plate. Geological Bulletin of China, 26(5): 503-509] [文内引用:1]
[29] 曲永强, 潘建国, 梁利东, 杨祖峰, 王海龙. 2012. 燕辽裂陷槽中元古界不整合面性质. 沉积与特提斯地质, 32(2): 12-13.
[Qu Y Q, Pan J G, Liang L D, Yang Z F, Wang H L. 2012. The attributes of the Mesoproterozoic unconformities in the Yanliao rift trough. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 32(2): 12-13] [文内引用:1]
[30] 申宝剑, 仰云峰, 腾格尔, 秦建中, 潘安阳. 2016. 四川盆地焦石坝构造区页岩有机质特征及其成烃能力探讨: 以焦页1井五峰—龙马溪组为例. 石油实验地质, 38(4): 480-488, 495.
[Shen B J, Yang Y F, Tenger, Qin J Z, Pan A Y. 2016. Characteristics and hydrocarbon significance of organic matter in shale from the Jiaoshiba structure, Sichuan Basin: A case study of the Wufeng-Longmaxi Formations in well Jiaoye1. Petroleum Geology Experiment, 38(4): 480-488, 495] [文内引用:1]
[31] 沈宝丰, 翟安民, 杨春亮. 2010. 古元古代: 中国重要的成矿期. 地质调查与研究, 33(4): 241-308.
[Shen B F, Zhai A M, Yang C L. 2010. Paleoproterozoic: An important metallogenic epoch in China. Geological Survey and Research, 33(4): 241-308] [文内引用:1]
[32] 宋天锐. 2007. 北京十三陵地区中元古界长城系沉积相标志及沉积环境模式. 古地理学报, 9(5): 461-472.
[Song T R. 2007. Sedimentary facies indicators and sedimentary environments models of the Changcheng System of Mesoproterozoic in Ming Tombs District, Beijing. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 9(5): 461-472] [文内引用:1]
[33] 孙省利, 陈践发, 刘文汇, 张水昌, 王大锐. 2003. 海底热水活动与海相富有机质层形成的关系: 以华北新元古界青白口系下马岭组为例. 地质论评, 49(6): 588-595.
[Sun X L, Chen J F, Liu W H, Zhang S C, Wang D R. 2003. Hydrothermal venting on the sea-floor and formation of organic-rich sediments: Evidence from the Neoproterozoic Xiamaling Formation, North China. Geological Review, 49(6): 588-595] [文内引用:1]
[34] 汤冬杰, 史晓颖, 刘娟, 王新强, 裴云鹏. 2009. 华北地台串岭沟组砂脉中自生碳酸盐沉淀和自生黄铁矿: 中元古代甲烷厌氧氧化的沉积证据. 古地理学报, 11(4): 361-374.
[Tang D J, Shi X Y, Liu J, Wang X Q, Pei Y P. 2009. Redox status of the Mesoproterozoic epeiric sea in North China. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 11(4): 361-374] [文内引用:1]
[35] 汤冬杰, 史晓颖, 裴云鹏, 蒋干清, 赵贵生. 2011. 华北中元古代陆表海氧化还原条件. 古地理学报, 13(5): 563-580.
[Tang D J, Shi X Y, Pei Y P, Jiang G Q, Zhao G S. 2011. Redox status of the Mesoproterozoic epeiric sea in North China. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 13(5): 563-580] [文内引用:1]
[36] 王杰, 陈践发. 2001. 华北中上元古界烃源岩沉积环境及生烃潜力研究. 天然气地球科学, 12(3): 27-33.
[Wang J, Chen J F. 2001. Sedimentary environment and hydrocarbon generation potential of source rocks of Middle-Upper Proterozoic in North China. Natural Gas Geoscience, 12(3): 27-33] [文内引用:1]
[37] 王立峰, 李文宣, 罗均林, 胡华斌. 2000. 河北省怀来新元古代长龙山组沉积相研究. 世界地质, 19(2): 138-143.
[Wang L F, Li W X, Luo J L, Hu H B. 2000. The study on sedimentary facies of the Neoproterozoic Changlongshan Formation in Huailai, Hebei. Global Geology, 19(2): 138-143] [文内引用:1]
[38] 王铁冠. 1980. 燕山地区震旦亚界油苗的原生性及其石油地质意义. 石油勘探与开发, 7(2): 34-52.
[Wang T G. 1980. The originality of oil-bearing seedings of Sinian subgroup in Yanshan area and its significance in petroleum geology. Petroleum Exploration and Development, 7(2): 34-52] [文内引用:1]
[39] 温献德. 1997. 华北北部中、上元古界的大陆裂谷模式和地层划分. 前寒武纪研究进展, 20(3): 21-28.
[Wen X D. 1997. The faild rift model and stratigraphic division of Middle-Upper Proterozoic stratum in the northern part of North China. Progress in Precambrian Research, 20(3): 21-28] [文内引用:1]
[40] 徐述腾. 2015. 柳江盆地新元古界长龙山组沉积特征分析. 中山大学研究生学刊(自然科学与医学版), 36(3): 56-64.
[Xu S T. 2015. Liujiang basin Neoproterozoic sedimentary characteristics, sedimentary facies and palaeocurrent. Joural of the Graduates Sun Yat-Sen University(Natural Science, Medicine), 36(3): 56-64] [文内引用:1]
[41] 姚春彦, 董永观, 张晓勇, 曾勇, 郭维民. 2012. 浅谈巴西Carajās地区前寒武纪条带状含铁建造的成矿作用. 地球科学进展, 27(增刊): 281-285.
[Yao C Y, Dong Y G, Zhang X Y, Zeng Y, Guo W M. 2012. Briefly discussion on the metallogenesis of the Carajas Precambrian BIF, Brazil. Advances in Earth Science, 27(Supplement): 281-285] [文内引用:1]
[42] 姚仲友, 王天刚, 汪建宁. 2012. 与前寒武纪含铁建造有关的铁矿床基本特征及研究进展. 资源调查与环境, 33(4): 261-267.
[Yao Z Y, Wang T G, Wang J N. 2012. Characteristics and research progress of iron deposits related to Precambrian iron-bearing formation. Resources Survey & Environment, 33(4): 261-267] [文内引用:5]
[43] 余志庆, 王伦. 1989. 江西省主要银矿的地质特征, 成矿条件及找矿初析. 江西地质, 3(2): 112-122.
[Yu Z Q, Wang L. 1989. Geological characteristics, metallogenic conditions and prospecting of main silver deposits in Jiangxi Province. Jiangxi Geology, 3(2): 112-122] [文内引用:1]
[44] 翟明国, 胡波, 彭澎, 赵太平. 2010. 华北中—新元古代的岩浆作用与多期裂谷事件. 地学前缘, 21(1): 100-119.
[Zhai M G, Hu B, Peng P, Zhao T P. 2012. Meso-Neoproterzoic magmatic events and multi-stage rifting in the NCC. Earth Science Frontiers, 21(1): 100-119] [文内引用:1]
[45] 翟裕生, 王建平. 2011. 矿床学研究的历史观. 地质学报, 85(5): 603-611.
[Zhai Y S, Wang J P. 2011. A historical view of mineral deposit research. Acta Geologica Sinica, 85(5): 603-611] [文内引用:1]
[46] 张长根, 熊继辉. 1979. 燕山西段震旦亚界油气生成问题探讨. 华东石油学院学报, (1): 88-102, 140-144.
[Zhang C G, Xiong J H. 1979. Discussion on the formation of oil and gas in the sub-border of the Sinosaurs in western of Yanshan. Journal of East China Petroleum Institute, (1): 88-102, 140-144] [文内引用:1]
[47] 张连昌, 翟明国, 万渝生, 郭敬辉, 代堰锫, 王长乐, 刘利. 2012. 华北克拉通前寒武纪BIF铁矿研究: 进展及问题. 岩石学报, 28(11): 3431-3445.
[Zhang L C, Zhai M G, Wan Y S, Guo J H, Dai Y P, Wang C L, Liu L. 2012. Study of Precambrian BIF-iron deposits in the North China Craton: Progress and questions. Acta petrologica Sinica, 28(11): 3431-3445] [文内引用:2]
[48] 张巧大. 2002. 北京十三陵地区中—新元古界碳酸盐岩Pb-Pb年龄研究. 地质论评, 48(4): 416-423.
[Zhang Q D. 2002. Pb-Pb Age determination of Meso- to Neoproterozoic carbonates in the Ming Tombs District, Beijing. Geological Reviews, 48(4): 416-423] [文内引用:1]
[49] 仲佳鑫, 李欢, 李鹏, 王辉, 孙涛. 2012. 宁夏中卫香山地区铁矿床地质特征及成因探讨. 宁夏工程技术, 11(2): 101-106.
[Zhong J X, Li H, Li P, Wang H, Sun T. Discussion on geological characteristics and genesis of the iron deposits in Xiangshan area, Zhongwei, Ningxia. Ningxia Engineering Technology, 11(2): 101-106] [文内引用:1]
[50] 钟焱, 赵亮东, 陈留勤, 梅冥相. 2011. 对华北中元古代海侵初期“河流相”沉积的重新认识: 以天津蓟县剖面为例. 古地理学报, 13(1): 21-29.
[Zhong Y, Zhao L D, Chen L Q, Mei M X. 2011. Recognition of “fluvial facies”deposition of the early transgression period of Mesoproterozoic: An example from Jixian section in Tianjin. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 13(1): 21-29] [文内引用:1]
[51] 周洪瑞, 梅冥相, 罗志清, 邢矿. 2006. 燕山地区新元古界青白口系沉积层序与地层格架研究. 地学前缘, 13(6): 280-290.
[Zhou H R, Mei M X, Luo Z Q, Xing K. 2006. Sedimentary sequence and stratigraphic framework of the Neoproterozoic Qingbaikou system in the Yanshan region, North China. Earth Science Frontiers, 13(6): 280-290] [文内引用:2]
[52] 周俊鹏. 2019. 本溪地区鞍山式铁矿含铁建造显微构造变形机制. 地质学刊, 43(2): 222-228.
[Zhou J P. 2019. Microstructural deformation mechanism of iron-bearing formations in the Anshan-type iron mine of the Benxi area. Journal of Geology, 43(2): 222-228] [文内引用:1]
[53] 朱士兴, 刘欢, 胡军. 2012. 论燕山地区青白口系的解体. 地质调查与研究, 35(2): 81-95.
[Zhu S X, Liu H, Hu J. 2012. On the disintegration of the Neoproterozoic Qingbaikouan System in Yanshan Range, North China. Geological Survey and Research, 35(2): 81-95] [文内引用:6]
[54] Alibert C, Mcculloch M. 1993. Rare-earth element and neodymium isotopic compositions of the band ed iron-formations and associated shales from Hamersley, Western-Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57(1): 187-204. [文内引用:1]
[55] Beatriz R L, James K C. 2012. Morphological and chemical evidence of stromatolitic deposits in the 2. 75 Ga Caraja's band ed iron formation, Brazil. Earth and Planetary Science Letters, 355-356: 60-72. [文内引用:1]
[56] Bekker A, Slack J F, Planavsky N, Krapez B, Hofmann A, Konhauser K O, Rouxel O J. 2010. Iron formation: The sedimentary product of a complex interplay among mantle, tectonic, oceanic, and biospheric process. Economic Geology, 105(3): 467-508. [文内引用:4]
[57] Benjamin M T, Timothy K, Andrew J L, Peter S, William E. 2020. Experimental evaluation of the role of redox during glauconite-CO2-brine interactions. Applied Geochemistry, 115(1): 1-9. [文内引用:1]
[58] Beukes N J, Klein C. 1990. Geochemistry and sedimentology of a facies transition—from microband ed to granular iron-formation—in the early Proterozoic Transvaal Supergroup, South Africa. Precambrian Research, 47(1): 99-139. [文内引用:1]
[59] Bhatia M R. 1983. Plate tectonics and geochemical composition of sand stones. The Journal of Geology, 91(6): 611-627. [文内引用:1]
[60] Bhatia M R, Crook K A W. 1986. Trace element characteristics of graywacks and tectonic setting discrimination of sedimentary basin. Contributions to Mineralogy and Petrology, 92(2): 181-193. [文内引用:1]
[61] Bischoff J L. 1969. Red sea geothermal brine deposits: Their mineralogy chemistry, and genesis. In: Degens E T, Ross D(eds). Hot Brines and Recent Heavy-Metal Deposits in the Red Sea. Berlin: Springer, 368-401. [文内引用:1]
[62] Chukhrov F V. 1974. Some problems of origin of deposits in volcanogenic sequences. International Geology Review, 16(12): 1394-1405. [文内引用:1]
[63] Condie K. 1991. Geochemistry of metasediments from the Precambrian Hapschan Series, eastern Anabar Shield, Siberia. Precambrian Research, 50(1-2): 37-47. [文内引用:3]
[64] Floyd P A, Leveridge B E. 1987. Tectonic environment of the Devonian Gramscatho Basin, South Cornwall: Framework mode and geochemical evidence from turbiditic sand stones. Journal of the Geological Society, 144(4): 531-542. [文内引用:1]
[65] Gross G A. 1980. A classification of iron-formation based on depositional environments. Canadian Mineralogist, 18: 215-222. [文内引用:2]
[66] Gu X X, Liu J M, Zheng M H, Tang J X, Qi L. 2002. Provenance and tectonic setting of the Proterozoic turbidites in Hunan, South China: Geochemical evidence. Journal of the Sedimentary Research, 72(3): 393-407. [文内引用:2]
[67] Klein C. 1973. Changes in mineral assemblages with metamorphism of some band ed Precambrian iron-formations. Economic Geology, 68(7): 1075-1088. [文内引用:1]
[68] Klein C. 2005. Some Precambrian band ed iron-formations(BIFs)from around the world: Their age, geologic setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry and origins. American Mineralogist, 90(10): 1473-1499. [文内引用:1]
[69] Lepp H, Goldich S S. 1964. Origin of Precambrian iron formations. Economic Geology, 59: 1025-1060. [文内引用:2]
[70] Lottermoser B G, Ashley P M. 2000. Geochemistry, petrology and origin of Neoproterozoic ironstones in the eastern part of the Adelaide Geosyncline, South Australia. Precambrian Research, 101(1): 49-67. [文内引用:1]
[71] McLennan S, Scott M. 1993. Weathering and global denudation. Journal of Geology, 101(2): 295-303. [文内引用:1]
[72] Pestitschek B, Gier S, Essa M, Kurzweil H. 2012. Effects of weathering on glauconite: Evidence from the Abutartur plateau, Egypt. Clays and Clay Minerals, 60(1): 76-88. [文内引用:3]
[73] Trendall A F. 2002. The significance of iron-formation in the Precambrian stratigraphic record. International Association of Seduentologists Special, 33: 33-66. [文内引用:2]