高于庄组发育研究区中元古代最大规模的一次海侵沉积, 在区域上表现为东厚西薄的特征, 如东部的迁西马蹄峪一带, 高于庄组厚达2008.30 m, 中部密云一带厚约1012 m, 西部的阳原县牛坊沟地区厚度只有127.53 m。自东经约115° 以西, 即从宣化、涿鹿附近以西, 高于庄组只有官地亚组和桑树鞍亚组在岩性和岩相上与蓟县相同, 表明东经约115° 以东和以西地区在地壳运动形式上是不相同的, 以东的涿鹿、蓟县、高板河、平泉等地张家峪亚组沉积了广海相的瘤状白云岩, 反映了地壳的下降运动, 而以西地区则表现出地壳上升, 从而呈现出西高东低的古地理特征(图 3-a)。此外, 受古隆起和古断裂的控制, 高于庄期在燕辽裂陷槽北缘形成3个沉积中心, 分别是兴隆— 宽城、蓟县— 迁西以及宣化— 赤城, 且这3个沉积中心尽管不在一条直线上, 但大致呈东西向展布(图 3-a)。

图 3

Fig.3

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	图 3 燕辽裂陷槽北部高于庄期岩相古地理(a)及含锰岩系厚度(m)等值线图(b)Fig.3 Lithofacies palaeogeographic map(a)and isoline map of the manganese-bearing strata thickness(m)(b) within northern Yanliao aulacogen in the Gaoyuzhuang period

高于庄组锰矿分布严格受地层的控制, 矿体呈似层状、透镜状或扁豆状, 顺层产出于桑树鞍亚组下部, 俗称“ 含锰岩系” , 自下而上为灰褐色薄层含锰粗砂岩、含粉砂泥质页岩、含锰粉砂岩、锰矿层、杂色页岩夹灰紫色含锰粉砂岩、厚层和巨厚层白云岩。高于庄组含锰岩系主要分布于燕辽裂陷槽东部较深水区域, 如河北兴隆、宽城、迁西、平泉及天津蓟县和北京平谷等地, 沉积中心与高于庄组沉积中心大致相当(图 3)。围绕坳拉槽内的宣龙海盆(缪建普等, 2015)、兴隆— 宽城海槽和迁西— 蓟县海盆(Fan et al., 1999a)发育多个聚锰盆地, 且越靠近海槽(盆)中心含矿岩系的厚度越大(图 3-b)。其中, 以迁西姚家峪— 秦家峪— 东沟峪锰矿、蓟县东水厂— 前干涧— 西水厂锰矿的规模最大, 经勘探被确定为大型锰矿床(Fan et al., 1999a; 王富良等, 2016)。

通过对燕辽坳拉槽内多个典型锰矿床对比分析, 发现锰矿矿体赋存层位基本一致, 矿体呈层状/似层状产出, 包含上下2层矿体。燕辽坳拉槽内的迁西县秦家峪锰矿床研究程度较高, 具有广泛的代表性。现将该矿床特征介绍如下:

Ⅰ 矿层: 矿体断续长3900 m左右, 厚0.67~4.40 m, 平均厚1.94 m。走向EW-SEE, 倾向S, 倾角47° ~60° 。该矿体地表不连续, 延深很浅。根据施工的浅钻揭露, 矿体赋存层位延深不超过4 m, 其对应层位岩石的锰矿品位小于10%, 说明Ⅰ 矿层原岩为含锰粉砂岩, 后经风化淋滤富集形成锰氧化壳, 分布只局限于地表浅部。

Ⅱ 矿层: 与Ⅰ 矿层平行产出, 位于其上部层位, 两者相距2~10 m, 矿体长10 km。可分为地表氧化矿带和深部原生矿带。矿体总体走向近东西, 西段矿体倾角50° ~70° , 东段矿体倾角36° ~52° , 沿走向矿体总体倾斜厚度比较稳定。

根据锰矿勘查数据资料, 绘制了迁西秦家峪锰矿区矿层厚度等值线图和锰矿品位等值线图(图 4)。从该图中可以看出, 原生矿带锰矿层厚度在3.4~7.4 m之间, 矿层最大厚度位于矿区北缘中段; 锰矿品位相对均一, 为10.1%~12.1%, 北段较南段品位值略有降低(图 4-a)。表生矿带锰矿层厚度在4.5~10.5 m之间, 锰矿品位为11%~17%(图 4-b)。由此可见, 表生矿床的锰矿品位要高于原生矿段, 表明锰在近地表环境中发生了次生淋滤作用, 品位有相对增加的趋势。

图 4

Fig.4

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	图 4 河北迁西秦家峪锰矿含矿层厚度(m)及锰矿品位(%)等值线图 a— 原生矿带矿层厚度及锰矿品位等值线图; b— 表生矿带矿层厚度及锰矿品位等值线图Fig.4 Isoline map of manganese ore bed thickness(m)and ore grade(%) of Qinjiayu manganese deposit in Qianxi County, Hebei Province

3.3.1 典型锰矿床矿石特征

研究区典型锰矿床大多具有“ 表生氧化矿带和深部原生矿带” 双层结构(表 1)。依据物相分析结果, 原生矿带锰赋存矿物主要为菱锰矿和锰方硼石, 在近地表氧化矿带被氧化, 以水锰矿、软锰矿、硬锰矿、褐锰矿等氧化锰为主, 占比一般大于80%(表 1)。常见伴生矿物有黄铁矿、磁铁矿和黄铜矿等, 脉石矿物为铁白云石、石英、长石、黏土矿物等。矿石结构主要为自形— 自形粒状结构、他形粒状变晶结构、隐晶质结构和溶蚀交代残余结构等; 矿石的构造较复杂, 常见变鲕状构造、变豆状构造、致密块状构造、团块状构造、条带状构造和浸染状构造等。如秦家峪锰矿矿石主要为菱锰矿, 具有同心圈层的豆鲕状构造(图 5-a, 5-b)和交代结构(图 5-c)、隐晶质结构(图 5-d)等典型锰矿石的结构和构造特征。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 燕辽裂陷槽典型锰矿床地质特征 Table1 Geological characteristics of typical manganese deposits in Yanliao aulacogen 矿床 特征 迁西— 蓟县海盆 宣龙海盆 兴隆— 宽城海槽 迁西秦家峪锰矿床 蓟县东水厂锰矿床 赤城蔡庄子 锰矿床 宽城南门沟锰矿 表生矿床 原生矿床 表生矿床 原生矿床 表生矿床 原生矿床 矿石 矿物 水锰矿 软锰矿 硬锰矿 褐锰矿 菱锰矿 软锰矿 硬锰矿 褐锰矿 菱锰矿、 锰方硼石 硬锰矿 菱锰矿 褐锰矿 以软锰矿为主, 少量菱锰矿、水(褐)锰矿、硅酸锰, 氧化锰占比85.6% 菱锰矿 品位/% 平均15.51 平均11.30 / 平均15.4 平均 38.38 一般为2~7 低于表生矿 矿石 结构 锰矿物以胶结物形式嵌布于砂粒间, 晶粒状结构、胶体变晶结构和隐晶质结构 锰矿物嵌布于脉石, 关系密切且复杂, 晶粒状结构、胶体变晶结构、交代结构和隐晶质结构 自形— 半自形粒状结构、他形粒状变晶结构、隐晶质结构 细粒或 隐晶结构 / 矿石 构造 以浸染状构造、砂状胶结构造为主, 脉状构造次之 主要为脉状构造、浸染状构造和砂状胶结构造 主要为变豆状构造、变鲕状构造、致密块状构造、条带状构造、浸染状构造 似层状构造 / 注:赤城锰矿资料来自缪建普等, 2015; 蓟县锰矿资料参考多人资料(Fan et al., 1999a; 王秋舒, 2013; 王富良等, 2016)。

表 1 燕辽裂陷槽典型锰矿床地质特征 Table1 Geological characteristics of typical manganese deposits in Yanliao aulacogen

图 5

Fig.5

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	图 5 河北迁西秦家峪锰矿矿石显微特征 a— 锰矿石呈豆鲕状同心构造, 单偏光; b— 鲕粒同心圈层放大照片, 正交光; c— 锰矿石被白云石交代, 单偏光; d— 微含锰白云岩呈隐晶质结构, 含少量锰质, 单偏光Fig.5 Microphotographs showing microcosmic characters of Qinjiayu manganese deposit in Qianxi County, Hebei Province

3.3.2 典型锰矿床地球化学特征

笔者对研究区典型锰矿床— — 迁西秦家峪锰矿进行了原生矿带样品的元素分析, 测试结果显示锰矿石样品中Mn含量为9.58%~11.56%, 平均值10.60%; 底板含锰岩系样品中Mn含量为0.60%~8.60%, 平均值为2.93%。锰矿石具有富Si、Fe、Mn而贫Al、Ti、K和Na等热水沉积特征。

根据前人研究结果, Fe/Ti值、(Fe+Mn)/Ti值和Al/(Al+Fe+Mn)值是很好地用于判别热水和正常海水沉积的地球化学指标, 当三者分别大于20、25和小于0.35时, 一般认为沉积物属于热水来源(刘志臣等, 2015)。迁西秦家峪锰矿区钻孔样品微量元素分析结果显示, 锰矿石样品Fe/Ti值为18.2~31.5、(Fe+Mn)/Ti 值为84.4~145.9、Al/(Al+Fe+Mn)值为0.1~0.2, 表明桑树鞍亚组沉积期研究区存在热液活动。在Al/(Al+Fe+Mn)-Fe/Ti和SiO₂-Al₂O₃判别图(图 6-a, 6-b)中, 锰矿石样品主要分布于热液端元, 而毗邻的底板样品更趋向于水成端元, 推测热液活动可能为高于庄组锰矿提供了主要的物质来源。

图 6

Fig.6

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	图 6 河北迁西秦家峪锰矿ZK58钻孔含锰岩系样品元素地球化学判别图解 a— Al/(Al+Fe+Mn)-Fe/Ti判别图解; b— SiO2-Al2O3判别图解; c— Mn-Al2O3关系图; d— 稀土元素PAAS标准化图(PAAS数据来源于McLennan, 1989)Fig.6 Discrimination diagrams of elemental geochemistry of manganese-bearing samples from Drilling ZK58 in Qinjiayu manganese deposit in Qianxi County, Hebei Province

铝被认为主要来自大陆风化, 因此常用来判别沉积物的来源。从Al₂O₃-Mn相关性图解(图 6-c)中可以看出, Mn与Al₂O₃含量之间具有显著的负相关性(R₂=0.7061), 表明陆源风化并非锰的主要物质来源。从PAAS标准化(McLennan, 1989)稀土元素配分曲线图(图 6-d)中可以看出, 锰矿石样品(Mn含量大于8%)和底板样品(Mn含量小于8%)具有相似的REE配分模式, 无明显的Ce、Eu异常, 锰矿石样品ΣREE总量为85.69~118.74 μ g/g, 底板样品为103.28~276.10 μ g/g, 略高于锰矿石, 进一步验证了锰的非陆源属性。

古元古代末期, 吕梁运动导致东、西陆块碰撞拼合, 形成了华北统一的刚性基底, 成为Columbia超大陆的一部分。随后, Columbia超大陆发生全球规模的裂解作用, 华北克拉通也发生了广泛的裂陷活动(翟明国和卞爱国, 2000; 侯贵廷等, 2005; Hou et al., 2006a, 2006b), 周缘发育多个次级坳拉槽。燕辽坳拉槽位于华北克拉通北缘, 古元古界长城系、中元古界蓟县系和西山系、新元古界青白口系代表了燕辽坳拉槽的沉积充填序列。从古元古代末期至中元古代早期, 燕辽坳拉槽经历了从初始陆内裂解阶段向被动大陆边缘阶段过渡的演化历程(潘建国等, 2013)。

4.1.1 1.8~1.6 Ga陆内裂解阶段

这一时期华北克拉通的构造基底并不十分稳定, 板内断裂、 地震和火山活动频发(陆松年和李惠民, 1991; 段吉业等, 2002; 胡俊良等, 2007; Lu et al., 2008; Wang et al., 2015), 基底沉降明显, 沉积厚度巨大, 且横向变化显著, 地层之间多为不整合沉积接触。 沉积物以碎屑岩为主, 自下而上包括常州沟组、 串岭沟组、 团山子组和大红峪组。

常州沟组以砂砾岩相角度不整合于下伏太古宙— 古元古宙变质基底之上, 代表了裂陷槽的最初始沉积。 华北克拉通裂解引起地壳侧向拉伸减薄, 北缘发育张裂系, 形成近北东向展布的三叉型裂谷盆地的雏形。受基底地形控制, 常州沟组在燕辽坳拉槽内呈北东向展布, 地层厚度横向变化很大, 在裂陷槽中部厚度普遍达1000 m以上, 向盆地边缘以及盆内水下隆起区厚度显著减薄(图 7-a)。 串岭沟期— 团山子期, 燕辽坳拉槽地堑式基底进一步拉伸, 边界发育一系列正断层并产生断块运动(图 7-b, 7-c)。 在地堑式基底地形和不均一性沉降作用影响下, 串岭沟组在兴隆、 宽城一带沉积厚度普遍达800~1000 m, 为潟湖沉积, 但在燕辽坳拉槽西北侧的昌平— 怀柔水下隆起区及以西, 串岭沟组厚度仅几十米, 主要由黑色碳质页岩、 翠绿色富钾页岩和礁状叠层石白云岩组成。 团山子期燕辽坳拉槽基底继续沉降, 裂陷加深, 沿张裂隙地幔物质发生部分熔融和岩浆分异并沿断裂通道喷溢, 在北京平谷、 冀北兴隆和冀西地区, 团山子组白云岩间夹有杏仁状富钾粗面安山岩、 流纹质凝灰岩, 为非造山岩浆活动的产物(图 7-c)。 团山子期沉积中心仍位于东部蓟县、 兴隆、 宽城一带, 厚达几百米, 在西北部昌平— 怀柔水下隆起区及其以西, 以及冀东迁西地区, 厚度明显变小, 一般仅100余米, 甚至不足百米。 大红峪组主要由厚层石英砂岩、 砂质白云岩、 叠层石白云岩和富钾的粉砂质页岩组成, 是燕辽坳拉槽裂陷活动最强烈时期的沉积, 在东部蓟县、 兴隆一带发育大量火山岩建造(和政军等, 2000)(图 7-d)。

图 7

Fig.7

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	图 7 燕辽坳拉槽古元古代末期— 中元古代初期构造演化示意图(据Meng et al., 2011; 孙求实等, 2017)Fig.7 Sketch map showing the tectonic evolution process of Yanliao aulacogen during the Late Paleoproterozoic to Early Mesoproterozoic(after Meng et al., 2011; Sun et al., 2017)

4.1.2 1.6~1.4 Ga被动陆缘阶段

中元古代初期, 华北克拉通逐渐由陆内裂陷阶段向被动陆缘阶段过渡, 形成以碳酸盐岩为主夹少量泥页岩的沉积序列, 自下而上包括高于庄组、杨庄组、雾迷山组、洪水庄组和铁岭组。高于庄期是蓟县纪最空前广泛的海侵期, 在燕辽坳拉槽周缘可见高于庄组直接超覆于下伏长城系甚至太古代— 古元古代变质基底之上。桑树鞍亚组出现含锰粉砂岩、粉砂质白云岩沉积, 局地富集成矿。张家峪亚组发育瘤状构造, 代表碳酸盐欠饱和的较深水环境。从瘤状灰岩的分布特征来看, 坳拉槽向北水体逐渐变深, 与广海相连(潘建国等, 2013)(图 7-e)。高于庄组的海域范围奠定了之上杨庄组、雾迷山组的海域范围。整体来看, 蓟县纪华北克拉通构造活动相对平静, 但仍具有短暂张裂活动性质, 沉积物呈面型分布, 普遍发育微生物沉积建造(史晓颖等, 2008), 为陆表海环境。

燕辽坳拉槽形成于华北克拉通边缘拉张伸展构造背景下, 其空间格局及发展演化受克拉通边缘同沉积断裂活动的制约。古— 中元古代燕辽坳拉槽内断裂系统主要有北东向延伸的盆缘— 盆内断裂和北西向的传递断层。

4.2.1 北东向盆缘— 盆内断裂

兴隆— 平泉— 凌源— 北票断裂是燕辽坳拉槽北缘最重要的北东向同沉积断裂, 控制着裂谷盆地的空间展布和沉积相。断裂的同沉积活动证据主要有: (1)沉积等厚线沿断裂走向呈狭带状平行展布, 沉积厚度梯度变化大; 在断裂两侧, 沉积物的厚度及物质组分有较大差异; (2)断裂沿线发育砂砾质冲积扇、大规模碳酸盐滑塌角砾岩和水下碳酸盐重力流沉积; (3)兴隆— 宽城一带长期处于较深水沉积环境, 发育黑色页岩(串岭沟期)、黑色页岩— 泥晶碳酸盐韵律沉积和瘤状灰岩(高于庄期), 并时有小规模低密度流出现; (4)沿该断裂带与传递断层相交部位, 出露有大红峪期火山岩(图 8); (5)该断裂旁侧长城系与下伏结晶基底之间多为断层接触, 前人对该断裂面性质进行了研究, 认为其可能代表了燕辽坳拉槽北侧的一个构造滑脱面(和政军, 1991)。

图 8

Fig.8

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	图 8 燕辽坳拉槽北缘高于庄期同沉积断层与主要锰矿床(点)分布图(据和政军等, 1994, 2000) F1:兴隆— 平泉— 凌源— 北票断裂; F2:赤城— 滦县断层; F3:喜峰口— 抚宁断层; F4:冀辽省界断层Fig.8 Distribution of syn-sedimentary faults and major manganese deposits within northern Yanliao aulacogen during the Gaoyuzhuang Period(after He et al., 1994, 2000)

此外, 在燕辽坳拉槽南缘, 大致沿迁安— 抚宁— 建昌方向, 分布有2组近平行排列的北东向同沉积断裂(图 8)。断裂带两侧具有高坡降斜坡地势和岩相突变带, 控制了陆屑浊流沉积、水下碳酸盐岩— 陆屑重力流的形成和分布。沿断裂方向, 陆源沉积物中普遍含有大量不稳定碎屑组分, 在滦县、抚宁和建昌等地大红峪组还发育凝灰质组分或凝灰质角砾, 表明在该断裂强烈活动期存在着断裂陡坎。

4.2.2 北西向传递断层

燕辽坳拉槽古— 中元古代同沉积传递断层主要有赤城— 滦县、喜峰口— 抚宁和冀辽省界断层(和政军, 1991)(图 8)。

赤城— 滦县断层是长城纪最活跃的传递断层, 在密云以南, 垂直该断层方向出现岩相突变带, 沉积厚度在两侧差异巨大。该断层与北东向兴隆— 平泉— 凌源— 北票盆缘断裂交汇处(平谷、兴隆一带), 是整个长城纪时期燕辽坳拉槽最大的沉陷区, 由于断裂活动产生的水平错动, 造成密云— 平谷附近发生构造转折, 形成封闭、滞流的水体环境。赤城— 滦县传递断层与北缘主断层的交汇处也是大红峪期火山岩出露面积最广的地区, 据统计, 在平谷和蓟县一带大红峪组火山岩最大厚度分别可达780 m和500 m。

喜峰口— 抚宁传递断层是在先存的基底断裂基础上形成的, 同沉积活动在与北东向主断裂相交部位较明显, 在抚宁以北发现有火山熔岩产出(和政军, 1991)。冀辽省界传递断层大致沿平泉— 绥中西部一带延伸, 在与迁安— 抚宁— 建昌盆缘断裂交汇处, 从常州沟组至大红峪组, 连续有冲积扇、陆屑浊流沉积和扇三角洲等与断裂活动相关的沉积记录。在冀辽省界传递断层两侧, 沉积物厚度变化也非常明显, 例如在断裂西侧, 大红峪期沉积砂体厚度普遍在110~310 m之间, 而断裂以东同期砂体厚度猛增至429~795 m, 岩性和岩相变化也极为显著, 砂页岩比例在断裂两侧明显不同。

燕辽坳拉槽内古— 中元古代北东向的盆缘— 盆内断层与北西向的传递断层相互交织, 空间上构成网状构造格局(图 8), 共同控制着坳拉槽的空间展布和沉积相。

燕辽坳拉槽高于庄组锰矿是在下伏长城系常州沟组— 大红峪组的基础上继承和发展而来的, 裂谷盆地基底及古构造格局对高于庄组锰矿沉积具有重要的控制作用。盆地内北东向主断裂与北西向传递断层相互交织, 共同控制了长城系和蓟县系的沉积相、沉积物厚度以及锰的成矿作用。从目前勘探发现的锰矿床(点)分布来看(图 8), 在裂陷盆地主断裂和传递断层的交汇处, 或是被2组断裂所围限的相对闭塞、深水滞流环境, 是形成大型锰矿床的最有利部位, 而在断裂形成的掀斜部位, 一般形成水下高地(隆起), 无锰矿分布(图 3-b)。

另外, 裂谷盆地同沉积断裂成为深部火山岩浆和热液上升的通道, 可能为高于庄组锰矿的形成提供了主要的矿质来源。例如, 在赤城— 滦县传递断层与北缘主断裂的交汇处出露大面积大红峪组火山岩, 经前期勘探, 在其邻区发现大型“ 蓟县式” 锰硼矿体(肖成东等, 2007)。前人对该矿区含锰矿物进行了显微沉积特征、微量元素、碳同位素(Fan et al., 1999a)和硼同位素(肖荣阁等, 2002)等研究, 认为锰方硼石矿为海底热水沉积型矿床, 长城系大红峪组海底火山活动后形成的汽水热液是高于庄组锰矿的重要矿质来源。富锰、铁的气液流体沿着同沉积断裂喷溢, 在盆地内氧化还原界面附近形成富锰沉积, 局地锰含量达到工业品位, 形成工业型锰矿床。

此外, 桑树鞍亚组也是铅、锌、汞等多金属沉积型矿床的赋存层位。燕辽坳拉槽内部多个地区, 如高板河、杨树台、黄土梁、椴木峪以及沙窝店等, 在锰矿层之上均发现了铅、锌、汞多金属矿床(冯钟燕和张兴余, 1985; Gao et al., 2020), 推测其成因上可能与锰矿具有一定的联系, 为受盆地同沉积断裂控制的海底热液沉积型金属矿床。