豫北卫辉地区位于华北陆块南部, 自中元古代蓟县运动抬升为陆之后, 长期遭受风化剥蚀。自寒武纪第二世开始, 随着洋壳的消减、海平面上升, 海水由秦岭洋向华北陆块逐渐侵入, 在其南部沉积一套滨浅海相碎屑岩(裴放等, 2008)。到第二世晚期, 除了西北部仍保留了鄂尔多斯陆之外, 华北陆块其他地区均被海水淹没, 留下环华北陆的砂泥坪、西南缘的云坪、东部的鲁苏皖云坪及广阔的碳酸盐岩台地(图 1-1; 冯增昭等, 2004)。第二世晚期, 河南省除了西北地区发育晋豫局限海外, 其他地区发育广阔的豫鲁皖泥坪(图 1-2; 裴放等, 2012)。研究区位于晋豫局限海的北缘, 第二世晚期发育沙滩、雏滩及滩间局限海碳酸盐沉积(图 1-2; 裴放等, 2012)。

图 1

Fig.1

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	图 1 豫北卫辉地区含铁鲕粒沉积期岩相古地理与寒武系岩性柱状图(图 1-1底图参照冯增昭等, 2004; 图 1-2底图参照裴放等, 2012) 1— 含铁鲕粒沉积期华北地区岩相古地理图; 2— 含铁鲕粒沉积期河南省岩相古地理图, 研究区位于晋豫局限海北缘; 3— 研究区寒武系柱状图Fig.1 Lithofacies palaeogeography of iron-bearing ooid depositional period and the Cambrian lithologic column in Weihui area, northern Henan Province(base map of Fig.1-1 after Feng et al., 2004; Fig.1-2 after Pei et al., 2012)

豫北卫辉地区池山河剖面寒武系分为3个统, 自下而上为: 第二统朱砂洞组、馒头组一段, 第二统与苗岭统之交的馒头组二段, 苗岭统馒头组三段、张夏组、崮山组, 芙蓉统炒米店组和三山子组, 各统、组之间均为整合接触(图 1-3)。含铁鲕粒位于馒头组中上部, 该组自下而上划分为3个岩性段: 馒头组一段厚59.8 m, 由紫红色泥岩、粉砂质泥岩、土黄色白云岩、叠层石白云岩组成, 发育三叶虫Redlichia chinensis化石带。馒头组二段厚94.9 m, 下部为紫红色泥岩、粉砂质泥岩、土黄色白云岩夹竹叶状砾屑灰岩, 中部为紫红色泥质粉砂岩、灰色微晶灰岩、核形石灰岩、鲕粒灰岩, 上部为灰色鲕粒灰岩、紫红色微生物岩夹生物扰动灰岩, 发育三叶虫Yaojiayuella、Shantungaspis、Hsuchuangia-Ruichnegella化石带。馒头组三段厚69.6 m, 下部为紫红色粉砂质泥岩夹砂岩及灰岩透镜体, 上部为灰色鲕粒灰岩、紫红色微生物岩夹灰绿色粉砂岩、粉砂质泥岩, 发育三叶虫Pagetia-Ruichengaspis、Sunaspis、Poriogranulos-Inouyops-Metagraulos化石带(裴放等, 2008)。

依据铁含量(重量百分含量)、纹层结构和胶结物特征, 豫北卫辉地区馒头组的含铁鲕粒分为微亮晶含铁鲕粒和亮晶铁质鲕粒2类(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 单偏光显微镜下豫北卫辉地区馒头组2种含铁鲕粒特征 1— 微亮晶含铁鲕粒; 2— 为图 1中的放射状小鲕粒; 3— 为图 1的放射同心状大鲕粒; 4— 亮晶铁质鲕粒; 5— 为图4中的放射状小鲕粒; 6— 为图 4中的铁质大鲕粒Fig.3 Microscopic characteristics of two kinds of iron-bearing ooids of the Mantou Formation in Weihui area, northern Henan Province under plane polarized light microscope

微亮晶含铁鲕粒铁含量小于15%, 一般为5%左右。其由2种直径差异较大的鲕粒组成:小鲕粒直径0.25~0.35 mm, 圆形或椭圆形, 核心不发育, 圈层多呈放射状, 个别为同心放射状, 核心和最外侧的同心状纹层比其他部位颜色更偏红(图 3-1, 3-2); 大鲕粒直径1.2~1.6 mm, 圆形, 核心为小的放射状鲕粒, 个别为砂屑, 圈层呈放射同心状, 以红色纹层与浅灰色纹层交替发育为特征(图 3-1, 3-3)。鲕粒之间的胶结物多为微亮晶方解石, 局部为亮晶方解石(图 3-1)。

与微亮晶含铁鲕粒相比, 亮晶铁质鲕粒铁含量更高, 一般大于15%(个别可大于50%)。鲕粒整体高度铁化, 圈层结构不明显, 地层中仅局部可见。亮晶铁质鲕粒也由2种直径差异较大的鲕粒组成(图 3-4): 小鲕粒直径0.2~0.25 mm, 圆形, 核心不发育, 圈层多呈放射状, 个别为同心放射状, 暗红色与浅灰色放射状结构呈不规则分布, 鲕粒最外侧呈暗红色的同心状(图 3-5); 大鲕粒直径0.5~0.9 mm, 圆形, 因完全铁矿化, 看不到核心和圈层结构(图 3-4, 3-6), 在未完全铁矿化的鲕粒中可见小的泥晶或砂屑核心和同心放射状纹层, 鲕粒之间偶见生物碎屑, 胶结物为亮晶方解石(图 3-4)。

扫描电子显微镜下, 微亮晶含铁鲕粒的内圈层以方解石纹层与含赤铁矿(包括少量伊利石)的方解石纹层的交替发育为特征, 外圈层以发育片状赤铁矿晶体的方解石纹层为特征(图 4-1, 4-2, 4-3)。内圈层方解石纹层可见大量径向放射状生长的长条形方解石晶体, 长15~20 μ m, 宽2~3 μ m, 呈粗细明显变化的串珠状(图 4-1, 4-2, 4-3)。内圈层含赤铁矿(包括少量伊利石)的方解石纹层中, 方解石晶体的特征与其方解石纹层中相同, 赤铁矿呈不规则片状、边缘不平整呈锯齿状(图 4-4), 伊利石呈小的圆形或椭圆形片状, 与赤铁矿晶体混杂在一起(图 4-2, 4-3, 4-4)。外圈层发育片状赤铁矿晶体的方解石纹层中, 方解石晶体的特征与内圈层方解石纹层相同, 但赤铁矿则呈不规则方形或多边形自形晶体薄片, 厚1 μ m, 边长约20 μ m, 部分赤铁矿晶体表面可见明显的纹层结构(图 4-5, 4-6); 这些赤铁矿晶体常零散分布, 以多角度截切径向放射状生长的长条状方解石晶体(图 4-5, 4-6)。能谱分析表明:微亮晶含铁鲕粒元素以O、Ca、C、Si、Fe、Al等元素为主, 分别占38.8%、35.9%、14.5%、4.6%、4.3%、2.0%(图 4-7); 方解石纹层以Ca、O和C元素为主(图 4-8, 4-9), 仅有少量的Fe与Si、Al元素; 含赤铁矿(包括少量伊利石)的方解石纹层以Fe、Si、Al元素为主(图 4-10, 4-11, 4-12), 也有部分Ca、O元素, Fe与Si、Al元素呈正显著的正相关, 且分布位置重叠(图 4-10, 4-11, 4-12), 反映出赤铁矿与伊利石具有相同的物质来源。

图 4

Fig.4

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	图 4 豫北卫辉地区馒头组微亮晶含铁鲕粒的超微结构及能谱图 1— 微亮晶含铁鲕粒的圈层结构, 其中a为含赤铁矿(包括少量伊利石)的方解石纹层, b为方解石纹层, c为含片状赤铁矿晶体的方解石纹层; 2, 3— 微亮晶含铁鲕粒的内圈层纹层结构; 4— 赤铁矿与伊利石共生在一起, 其中x为赤铁矿, y为伊利石; 5, 6— 片状赤铁矿晶体截切经向生长的方解石晶体; 7— 微亮晶含铁鲕粒的元素能谱图, 扫描区见图 1中的红色方框; 8, 9, 10, 11, 12— Ca、C、Fe、Al、Si元素在纹层中的分布Fig.4 Ultrastructure and energy spectrum of microsparry iron-bearing ooid of the Mantou Formation in Weihui area, northern Henan Province

亮晶铁质鲕粒圈层以发育赤铁矿(包括少量伊利石)与方解石相互交织在一起的不规则圈层结构为特征(图 5-1, 5-2, 5-3): 赤铁矿呈大小不等、杂乱分布的薄片状集合体(图 5-4); 伊利石呈小的圆形或椭圆形片状, 与赤铁矿混杂在一起(图 5-2, 5-5); 方解石晶体个体大、形态不规则, 定向性不明显, 未见径向放射状排列结构, 晶体表面可见纳米方解石颗粒(图 5-2)。能谱分析表明:亮晶铁质鲕粒以Fe、Ca、O、Si、Al、C等元素为主, 分别占24.5%、22.9%、19.9%、19.2%、7.1%、6.4%(图 5-6); 方解石纹层以Ca、O和C元素为主(图 5-7, 5-8), 仅有少量的Fe、Si、Al元素; 含赤铁矿(包括少量伊利石)的方解石纹层以Fe、Si、Al元素为主(图 5-9, 5-10, 5-11), 也有部分Ca、O元素, 且Fe与Si、Al元素呈正显著的正相关, 分布位置重叠(图 5-9, 5-10, 5-11), 亦反映出赤铁矿与伊利石具有相同的物质来源。

图 5

Fig.5

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	图 5 豫北卫辉地区馒头组亮晶铁质鲕粒的超微结构及能谱图 1, 2, 3— 亮晶铁质鲕粒中赤铁矿与方解石相互交织在一起组成的不规则圈层结构, 其中a为赤铁矿— 伊利石混杂体, b为方解石, 图 2为图 1中红色方框的放大; 4— 片状赤铁矿晶体; 5— 赤铁矿、伊利石与方解石不规则交织在一起, 边界不清晰; 6— 亮晶铁质鲕粒的元素能谱图, 扫描区与图 3相同; 7, 8, 9, 10, 11— Ca、C、Fe、Si、Al元素在图 3中的分布Fig.5 Ultrastructure and energy spectrum of sparry iron ooid of the Mantou Formation in Weihui area, northern Henan Province

对含铁鲕粒灰岩全岩样品的微量元素进行PAAS标准化后发现, 多数层段显示出Co、V、Bi、Y、U、Sr元素的相对富集, 以及Ba、Rb、Hf、Mo、Ta、Nb元素的相对亏损(图 6)。对含铁鲕粒灰岩样品的稀土元素用PAAS进行标准化后发现, 所有样品基本拥有相似的稀土配分模式(图 7), La/La^* 为0.99~1.85, Ce/Ce^* 为1.02~1.21, Eu/Eu^* 为1.0~1.31, La/Yb=0.85~1.08, 平均值为0.97。含铁鲕粒灰岩样品总体上轻稀土偏向于相对亏损, 而重稀土则一定程度上相对富集, 但同时似乎有受到黏土矿物影响的可能性, 即黏土矿物溶解导致很少的黏土混入, 进而改变其配分形状和铈异常(汤冬杰等, 2015)。一般认为, 相对于其他的稀土元素, Eu²⁺在高温热液流体中更活泼, 因此热液流体中具有铕的正异常; 另外, 由于长石富集铕, 因此碎屑长石的加入也是导致含铁岩系铕正异常的一种可能。研究区含铁岩系的主量元素除Fe₂O₃外, SiO₂、A1₂O₃含量也较多, 指示其有充足的陆源物质供应, 因此铁物质有很多来自于古陆, Eu的正异常很大程度上要归功于陆源碎屑中长石的补给(伊海生等, 2008)。

图 6

Fig.6

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	图 6 豫北卫辉地区馒头组含铁鲕粒灰岩微量元素蛛网图Fig.6 Spider diagram of trace elements of iron-bearing oolites of the Mantou Formation in Weihui area, northern Henan Province

图 7

Fig.7

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	图 7 豫北卫辉地区馒头组含铁鲕粒灰岩稀土元素标准化图Fig.7 Standardized map of REE of iron-bearing oolites of the Mantou Formation in Weihui area, northern Henan Province

利用显微共焦激光拉曼光谱成像系统对微亮晶含铁鲕粒的圈层进行打点测试(图 8), 获得2组拉曼图谱结果。首先在暗纹层选择1个位置打点(图 8-1), 获得其拉曼图谱标准峰(图 8-2), 经过数据库对比分析可知在100~1600 rel.1/cm范围内存在较为明显的特征拉曼峰, 其中151、286、1085 rel.1/cm峰与方解石有关, 223、405、599、1302 rel.1/cm峰与赤铁矿有关。微亮晶含铁鲕粒暗纹层图谱中方解石峰显著峰, 也有弱的赤铁矿峰, 反映出暗纹层由赤铁矿和方解石共同组成, 但以方解石为主。同样在亮纹层选择1个位置打点(图 8-3), 获得其拉曼图谱标准峰(图 8-4), 其在100~1600 rel.1/cm范围内存在较为明显的拉曼特征峰, 其中154、283、711、1085 rel.1/cm都是与方解石有关的峰, 表明亮纹层只有方解石峰, 没有赤铁矿显著峰, 反映出亮纹层主要由方解石组成, 赤铁矿基本不发育。微亮晶含铁鲕粒纹层中的明暗变化, 可能是由赤铁矿含量起决定性控制作用的。因此, 微亮晶含铁鲕粒的圈层以方解石纹层与含赤铁矿的方解石纹层的交替发育为特征。

图 8

Fig.8

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	图 8 豫北卫辉地区馒头组微亮晶含铁鲕粒圈层在显微共焦激光拉曼光谱成像系统下的成像和图谱 1— 在暗层中的打点位; 2— 暗纹层打点位的图谱; 3— 在亮纹层中的打点位; 4— 亮纹层打点位的图谱Fig.8 Imaging and mapping of microsparry iron-bearing ooid cortex of the Mantou Formation in Weihui area, northern Henan Province in confocal laser Raman spectral imaging system

利用显微共焦激光拉曼光谱成像系统对亮晶铁质鲕粒的圈层进行打点测试(图 9-1), 拉曼图谱显示在100~1600 rel.1/cm范围内存在较为明显的拉曼特征峰(图 9-2), 其中224、293、411、500、610、654、813、1312 rel.1/cm与赤铁矿有关, 1083 rel.1/cm与方解石有关, 反映出该类鲕粒由赤铁矿和方解石共同组成, 但以赤铁矿为主。此外, 在亮晶铁质鲕粒中的面扫描测试区域(图 9-3)得到了图 9-4所示的面扫图谱, 经过数据库对比后可知, 其中紫红色为赤铁矿成像, 黄色条带为方解石成像。在显微共焦激光拉曼光谱成像系统下用强光照射, 可以观测到不太明显的同心纹层, 主要以由赤铁矿组成的同心纹层为主, 局部可见方解石组成的纹层(图 9-3), 但在偏光显微镜下, 由于赤铁矿含量较高导致颜色较深, 难以观察到纹层结构(图 9-1)。

图 9

Fig.9

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	图 9 豫北卫辉地区馒头组亮晶铁质鲕粒在显微共焦激光拉曼光谱成像系统下的图谱和面扫描成像 1— 亮晶铁质鲕粒的打点位; 2— 图 1打点位的图谱; 3— 亮晶铁质鲕粒中的面扫区域; 4— 图 3面扫区域的图谱结构, 其中紫红色为赤铁矿, 黄色为方解石Fig.9 Imaging and map scanning of sparry iron ooid cortex of the Mantou Formation in Weihui area, northern Henan Province in confocal laser raman spectral imaging system

6.1.1 地球化学分析

研究区含铁鲕粒常被铁质微生物岩叠覆, 形成自下而上由含铁鲕粒灰岩→ 含铁质核形石鲕粒灰岩(局部发育)→ 铁质叠层石灰岩连续沉积的相序(图 2), 表明含铁鲕粒与铁质叠层石应该具有相同的铁源。与研究区铁质叠层石一样, 能谱分析表明含铁鲕粒也以Ca、Fe、Si、Al和O、C元素为主要成分。主量元素中, Al₂O₃、K₂O和SiO₂等氧化物是陆源碎屑物的主要组成, 在成岩过程中受到影响较小, 往往有较好的相关性, 因此Al-Fe协变图可以间接反映Fe与陆源组分的关系(李靖博等, 2023)。根据铁质叠层石全岩地球化学数据做出相关元素的协变图, Al和Ti、K、Fe均有较高相关性, 相关系数分别为0.91、0.95和0.89(李靖博等, 2023), 这表明研究区样品的沉积物源有较大部分是来自陆源。微量元素蛛网图(图6)显示出Co、V、Bi、Y、U、Sr元素的相对富集及Ba、Rb、Hf、Mo、Ta, Nb元素的相对亏损的特征, 微量元素含量与地壳平均丰度接近。经PAAS 标准化后的稀土配分模式(图7)均为轻稀土相对亏损, 重稀土相对富集, La/La^* 为0.99~1.85, Ce/Ce^* 为1.02~1.21, La/Yb=0.85~1.08, 平均值为0.97, Eu/Eu^* 为1.09~1.31, 有Eu异常出现。Eu的正异常是海底热液物质的显著特征(Danielson et al., 1992), 越明显的Eu正异常指示了越多的热液物质含量。研究区的Eu正异常虽然出现, 但是数值较小, 且陆源长石中也富集Eu, 因此碎屑长石的加入也是导致含铁岩系Eu正异常的一种可能(伊海生等, 2008)。另外, 通过对Eu/Eu^* 值与元素Ba含量的比较得出两者相关性不显著, 因此, 研究区铁的来源与海底热液关系较小, 但不能完全排除。现代海水的Y/Ho值为60~90, 球粒陨石的Y/Ho值为26~28(Bau and Dulski, 1996; Lawrence et al., 2006), 而样品中的Y/Ho值为26~34, 更接近球粒陨石和上地壳中的Y/Ho值, 与风化形成的陆源碎屑的Y/Ho值26~28(汤冬杰等, 2015)接近, 也反映了含铁鲕粒中的沉积物源主要来自大陆风化。

综上所述, 研究区含铁鲕粒层中主量元素Ca、Fe、Al和Si含量较高且Al和Fe元素之间有较高的相关性, 微量元素呈现与地壳类似的丰度和变化规律, 稀土元素总量较高、总体偏向于轻稀土相对亏损、重稀土相对富集且无明显Eu异常。上述这些特征表明含铁鲕粒层的含铁矿物主要来自于陆源。

6.1.2 矿物学分析

研究区含铁鲕粒中的赤铁矿为自形晶体薄片, 晶体均匀干净、形态变化不大(图 4-5, 4-6), 未见包裹体或后期流体改造的痕迹。除赤铁矿晶体外, 未发现磁铁矿和燧石, 也未发现铁硅酸盐、二价铁矿物和矿物相转化, 说明这些赤铁矿并非来自富铁和硅的热液, 也不太可能来自于沉积后还原铁相的氧化。片状赤铁矿晶体杂乱无章地分布在径向生长的方解石晶体之间, 且常常会截切方解石晶体的生长(图 4-5, 4-6), 反映出赤铁矿晶体与径向生长的方解石晶体为同期沉淀的产物, 也说明铁矿物在进入鲕粒之前就已经以赤铁矿自形晶的形式存在。

不论是来自陆源径流的铁物质, 还是浅海中的铁质, 都不可能形成离子状态(一般是指三价铁离子), 因为如果形成三价铁离子, 其pH值必须在2以下, 但这样就不可能形成铁的真溶液迁移, 也不可能形成铁的化学沉积(廖士范等, 1993)。在研究区含铁鲕粒的内部和鲕粒之间, 未见陆源碎屑, 如石英、黏土矿物碎屑等, 赤铁矿呈边缘不平整的自形片状晶体形态, 没有陆源碎屑破碎的痕迹, 说明含铁鲕粒的铁物质并非以碎屑铁矿物的形式进入鲕粒的沉积环境。研究区含铁鲕粒中的铁源最大的可能是来自大陆径流的Fe(OH)₃胶体溶液。在胶体状态下, 纯净的胶体铁并不常见, 大部分都含有有机质(冯世博等, 2019), 因此, Fe(OH)₃胶体可能是在某些腐殖质胶体保护下(曹瑞骥, 1986)或以混合铁氧化物有机物胶体的形式(Boyle et al., 1977; Rahiminejad et al., 2018)进入研究区。赤铁矿常与黏土矿物伊利石伴生, Fe与Si、Al元素呈显著的正相关且分布位置完全重叠, 反映了黏土矿物在铁从陆地向海洋运输过程中具有重要的作用(Boyle et al., 1977; Rahiminejad et al., 2018; Qiu et al., 2020)。

6.1.3 古地理分析

研究区位于晋豫局限海的北缘, 馒头组含铁鲕粒灰岩下伏地层为大套的钙质鲕粒灰岩(鲕粒浅滩), 因此铁物质不可能来自于下伏地层的剥蚀。含铁鲕粒灰岩的上覆地层除了同样含有铁质的微生物岩之外, 就是厚层的碎屑潮坪相泥岩及粉砂质泥岩, 依据瓦尔特相律, 含铁鲕粒灰岩应位于鲕粒浅滩靠陆地一侧, 与豫鲁皖泥坪临近, 但由于鲕粒浅滩的阻隔, 铁物质来自于海洋的可能性也不大。根据岩相古地理分析, 受秦岭洋向华北板块西南缘海侵的影响, 河南省毛庄期(含铁鲕粒灰岩沉积期)除陕县— 渑池— 新安— 济源— 卫辉一线的西北部发育长条状的碳酸盐岩晋豫局限海之外, 其他地区以豫鲁皖泥坪相为主, 不发育碳酸盐沉积(图 1-2, 裴放等, 2012)。从区域古地理来看, 研究区的北部、东部和南部均为鲁豫皖泥坪, 其相同层位并不发育含铁鲕粒灰岩及其他碳酸盐岩, 因此含铁鲕粒中的铁物质来自于鲁豫皖泥坪的可能性不大。研究区的西北部为鄂尔多斯陆(图 1-1), 如果含铁鲕粒中的铁物质来自于陆源风化产物的话, 则很可能是来自于鄂尔多斯陆的陆源风化产物随陆地径流南下进入研究区。对研究区含铁鲕粒上覆的铁质叠层石的铁源分析也证明含铁矿物来自于陆源(李靖博等, 2023)。

6.2.1 含铁鲕粒的成因模式

研究区馒头组含铁鲕粒灰岩中的含铁物质在受鲕粒浅滩阻隔的半封闭海湾环境下富集并发生胶体化学沉积, 海水中富集的Fe(OH)₃胶体相互聚集, 与沉淀的方解石晶体共同形成铁、钙质核心。核心形成后, 当来自陆源的Fe(OH)₃胶体供给不充分时, 海水中的饱和碳酸钙溶液围绕核心结晶沉淀, 形成方解石纹层(图 4-1b, 4-2, 4-3); 而当来自陆源的Fe(OH)₃胶体供给充分时, 在方解石围绕核心结晶沉淀的同时, Fe(OH)₃胶体和伊利石会在方解石晶体之间沉淀, 形成含赤铁矿— 伊利石的方解石同心纹层(图 4-1a)。方解石纹层与含赤铁矿— 伊利石的方解石纹层的交替发育, 形成微亮晶含铁鲕粒。在铁源供给充分的条件下, Fe(OH)₃胶体和伊利石会在鲕粒内沉淀形成不含方解石的赤铁矿— 伊利石纹层, 并与方解石纹层组成具不规则圈层结构的亮晶铁质鲕粒(图 5-2, 5-3)。

研究区含铁鲕粒与伴生的铁质叠层石中的主要含铁矿物均为赤铁矿(李靖博等, 2023), 尽管二者铁物质的来源一致, 但赤铁矿的利用机制却有很大差异。Fe(OH)₃胶体从鄂尔多斯古陆通过径流进入鲕粒沉积区域后, 在氧化环境下形成的赤铁矿直接进入鲕粒纹层沉淀(图 4-5, 4-6)或以赤铁矿— 伊利石集合体的形式(图 4-4, 5-2a)参与鲕粒的形成。而含铁物质进入叠层石沉积区域后, 带负电的葛万菌细胞外聚合物(Extracellular Polymeric Substances, EPS)吸引三价铁离子, 为铁矿物的积累提供成核位点, 从而导致赤铁矿在叠层石微生物席上沉淀(李靖博等, 2023)。因此, 二者代表了对含铁矿物完全不同的利用机制, 即在鲕粒中的胶体沉淀和在叠层石中的微生物吸附。

研究区寒武系馒头组含铁鲕粒的这种圈层结构与形成大规模铁矿床的华北北部古元古代的“ 宣龙式” 鲕状赤铁矿、西南地区奥陶纪的铁质鲕粒和华南泥盆纪的“ 宁乡式” 鲕状赤铁矿中含铁鲕粒的圈层结构均不相同:“ 宣龙式” 鲕状赤铁矿中的鲕铁岩圈层由片状赤铁矿致密层和疏松层组成(汤冬杰等, 2015); 西南地区奥陶纪的铁质鲕粒圈层由赤铁矿或鲕绿泥石与泥晶方解石互层组成(陈思等, 2021; 栾晓聪等, 2022), 表现为由近岸向远岸, 从赤铁矿主导变为鲕绿泥石主导的矿物分异(栾晓聪等, 2022); 华南泥盆纪的铁质鲕粒以圈层由鳞片状赤铁矿与鲕绿泥石或胶磷矿互层为特征(廖士范等, 1993; 甘凯等, 2021)。研究区与上述这些不同年代含铁鲕粒纹层结构的差异, 可能与其铁物质的来源(物源不够丰富、分布范围小)、形成环境(受鲕粒滩阻隔的半封闭浅水海湾环境)和以方解石沉淀为主、铁矿物仅周期性参与的古海洋条件有关。

6.2.2 含铁鲕粒形成的控制因素

华北地区寒武纪各个层位均发育有大量鲕粒灰岩, 这些鲕粒绝大多数为钙质鲕粒, 含铁鲕粒较少。华北寒武系碎屑岩红层非常发育, 遍布各个层位, Fe₂O₃的含量是海相红层致色的主要因素(李明等, 2022), 可见寒武纪并不缺乏铁的物质来源, 但红色的含铁化学岩(含铁碳酸盐岩或鲕铁岩)分布却非常局限, 目前仅在晋中北上寒武统(含铁叠层石, 曹瑞骥, 1986)、苗岭统徐庄组(紫色薄层泥晶鲕粒灰岩; 李明等, 2022)和研究区苗岭统馒头组(含铁鲕粒及各类铁质微生物岩, Zhang et al., 2020)有所报道。因此, 究竟是什么因素限制了华北寒武纪含铁碳酸盐岩或鲕铁岩的产出和分布, 需深入分析。

华南中奥陶纪和中晚泥盆世的铁鲕, 铁物质主要来自于古陆的剥蚀(沈健伟, 1994; 倪子尧等, 2019; 陈思等, 2021; 栾晓聪等, 2022), 这与研究区馒头组的含铁鲕粒来源相似。来自于古陆剥蚀的铁质可能以胶体的形式被搬运并沉积到海湾滨岸带、三角洲砂坝、滨岸潮坪到半封闭或封闭的浅水潟湖等近岸浅海环境, 其中尤以半封闭或封闭的潟湖最为有利(廖士范, 1993; 周家云等, 2009; 栾晓聪等, 2022), 这是因为大陆风化而来的铁质来源广泛、丰富, 半封闭或封闭的海湾、潟湖使铁质不易散失、容易聚集(周家云等, 2009)。华北寒武纪第二世以发育大范围的碎屑岩— 碳酸盐岩混积潮坪及广阔的碳酸盐岩台地为特征(图 1-1; 冯增昭等, 2004); 由于碎屑岩为外源沉积, 来自于古陆剥蚀的铁质多以碎屑铁矿物的形式(也包括铁的胶体)被河水、地下水等陆表水流搬运输送到碎屑潮坪环境(李明等, 2022), 而只有铁的胶体溶液进入了以化学沉积为主的碳酸盐沉积环境, 因为胶体能与海水发生电荷中和, 导致Fe能快速沉淀(碎屑岩红层Fe₂O₃含量是上覆、下伏碳酸盐岩的4~7倍; 李明等, 2022), 这可能是华北地区寒武纪碎屑岩红层很常见但碳酸盐岩红层并不太发育的重要原因。另外, 华北板块寒武纪来自陆源的铁物质远不如华南中奥陶统和中上泥盆统那么丰富(中奥陶统、泥盆系的铁质鲕粒分别在华南上扬子地区和整个华南地区大范围分布; 廖士范等, 1993; 栾晓聪等, 2022), 这可能也是华南中奥陶纪和中晚泥盆世可以形成大规模鲕状铁矿、而华北地区寒武纪含铁鲕粒仅局部地区和局部层位发育的原因。在华北板块寒武纪, 只有半封闭的海湾环境, 才可能使得进入碳酸盐沉积环境的少量含铁物质聚集从而形成含铁碳酸盐岩或铁鲕岩。

研究区馒头组含铁鲕粒的形成需要具备3个条件: 陆源不断供给的Fe(OH)₃胶体、近岸半封闭海湾环境对铁的富集、规律性搅动的水动力条件对铁矿物的持续氧化。早寒武世晚期— 中寒武世早期(寒武纪第4期— 乌溜期早期), 华北地区海相红层厚度大、层数多, 含石膏、石盐的假晶及泥裂等发育, 反映了其形成时干燥、炎热的气候特点, 可能指示此时大气中CO₂含量较高, 具有较强的温室气候效应(李明等, 2022)。来自于鄂尔多斯陆的陆源风化产物随陆地径流南下为研究区含铁鲕粒中赤铁矿的沉淀提供了铁源, 由于晋豫局限海及其北缘鲕粒滩坝的阻隔(图 1-2), 使得研究区形成半封闭的环境, 这种沉积环境使得大陆风化而来的铁源不易散失, 从而聚集成较高浓度的Fe(OH)₃胶体。如果研究区是一个完全开放的滨浅海环境, 波浪或潮汐的作用会造成本来物源就不丰富的铁物质大范围分散, 从而降低铁的浓度, 导致其很难达到含铁鲕粒沉淀所必须的饱和度, 因此很难形成含铁鲕粒。华南中奥陶世和泥盆纪的铁鲕沉积富集区, 形成环境也是较为封闭的浅海海湾潮坪、潟湖(廖士范, 1993; 周家云等, 2009; 栾晓聪等, 2022), 这与本研究的结果相似。燕辽盆地串岭沟组“ 宣龙式” 鲕状赤铁矿和熊耳盆地云梦山组“ 黛嵋寨式” 铁矿分别形成于氧化还原界面附近的潮下贫氧环境(汤冬杰等, 2015; Lin et al., 2019)和潮上— 潮间环境(Qiu et al., 2020, 2022), 这2个地区的含铁沉积与研究区含铁鲕粒中铁矿物富集环境的差异在于其铁矿物氧化机制的不同, 前者与铁氧化细菌等微生物新陈代谢作用直接氧化有关(汤冬杰等, 2015; Lin et al., 2019; Qiu et al., 2020, 2022; Chu et al., 2023; Xie et al., 2024), 而研究区含铁鲕粒中的赤铁矿源于三价铁的胶体沉淀。

研究区含铁鲕粒规则的圆形形态和同心状或放射— 同心状的纹层结构, 多发育亮晶方解石的胶结物, 均反映了鲕粒形成时规律性搅动的水动力条件。鲕粒中的铁矿物目前仅发现了赤铁矿, 未见二价铁矿物(如菱铁矿、黄铁矿)和含铁黏土矿物(如鲕绿泥石)等, 反映含铁鲕粒形成时始终处于氧化条件(廖士范等, 1993; Bekker et al., 2014; Lin et al., 2019; Clement et al., 2020; Zhang et al., 2020)。Bekker等(2014)指出, 由赤铁矿、鲕绿泥石、海绿石— 伊利石— 绿泥石质泥页岩至富有机质、硫化物页岩的特征沉积相及矿物相序列, 指示了由浅水到深水的不同环境。Clement等(2020)认为铁质鲕粒发育赤铁矿和鲕绿泥石交替的纹层结构, 是受到水体氧化还原带波动的影响。华南中奥陶世和泥盆纪铁鲕表现为由近岸向远岸, 从赤铁矿主导变为鲕绿泥石主导的矿物分异(廖士范等, 1993; 栾晓聪等, 2022), 也反映了近岸浅水的氧化条件易沉淀赤铁矿而远岸深水的还原条件易形成鲕绿泥石。