李辰卿 董琳 沈冰
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)
10.13209/j.0479-8023.2023.017
国家自然科学基金(41402025)资助
2022–05–07;
2022–05–30
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: lin.dong@pku.edu.cn
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。
景儿峪组; 府君山组; 古风化壳; Ge/Si; 稀土元素
前寒武纪与寒武纪之交是地质历史上重要的转折期[1–4]。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[5–8], 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[9–12]。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 10～30cm 厚的角砾状白云岩[10]; 北京西山下苇甸剖面风化壳厚 2～5 cm, 其上为厚约 1m 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 2m 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[14–17]。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。
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[18–20]。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[21–22]。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 810±10～900±10Ma 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 2～3 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[9–10]。
图1 北京下苇甸地区地质简图(修改自文献[25])
图2 北京下苇甸地区景儿峪组至府君山组地层柱状图
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 1m 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 5mm 至 2cm, 长度可至 5cm), 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 3cm 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]。
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 100mg 约 200目的样品粉末置于 15mL 试管中, 加入 10mL 0.5N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 5mL 1N 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 50mg (30～50mg)碎屑于干净的聚四氟乙烯瓶(PTFE/Teflon, 7mL)中, 加入 1mL 浓 HNO3和 3mL浓 HF, 置于电热板上, 130℃加热 12 小时。打开盖子蒸干, 加入 1mL 浓 HNO3和 3mL 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 5mL 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 5mL 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 5mL 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, 使用 Nex-ION 300D ICP-MS (Inductively coupled plasma massspectrometer, 电感耦合等离子体质谱仪)测试元素含量, 测试精度为 10%。测试过程中均加入标样GSR-13 (石灰岩)和 GSR-5 (页岩), 用于确定测试准确度。
(a)和(b)寒武系府君山组底部硅质条带; (c)和(d)新元古代景儿峪组薄板状泥晶灰岩夹硅质层; (e)界线组成, 包含硅质层和风化壳
3.1 沉积学及岩石学观察
野外观察发现, 北京西山下苇甸剖面风化壳下部沉积了景儿峪组的薄板状泥晶灰岩夹硅质条带。风化壳由 3cm 厚的土黄色黏土组成。风化壳上方为府君山组底部的含角砾白云岩, 内部含大量具清晰边界的硅质条带, 厚度(5mm 至 2cm)差异较大。硅质条带杂乱地赋存在府君山组白云岩中, 呈现快速搬运的特征。除硅质条带外, 府君山组底部的白云石中含碳酸盐岩碎块和叠层石等角砾。
显微镜下茜素红染色观察发现, 景儿峪组上部碳酸盐岩层的主要矿物为泥晶方解石, 硅质层的主要矿物为隐晶质石英, 总体岩性为薄板状泥晶灰岩夹硅质层(图 4(d)和(f))。府君山组底部角砾状白云岩中, 硅质条带的主要矿物为隐晶质石英, 含少量黄铁矿等矿物, 硅质条带具有明显的边界(图 4(a)～ (c))。此外, 显微镜下观察到更细小的硅质条带, 长约 50μm, 宽约 100μm。府君山组白云岩中的角砾还有碳酸盐岩碎块, 主要由泥晶方解石或白云石构成, 极少量角砾中能识别藻纹层或叠层石。
(a)～(c)寒武系府君山组硅质条带; (d)和(e)景儿峪组泥晶灰岩及硅质层; (f)府君山组底部硅质角砾。比例尺: (a)～(e)中为500 μm, (f)中为1 cm
3.2 主量元素及Ge/Si比值
北京门头沟下苇甸地区新元古代景儿峪组及寒武纪府君山组底部样品元素含量的测试数据如表 1和表 2 所示。
景儿峪组的 SiO2含量为 58.81%～92.80% (平均78.83%), Al2O3含量为 3.60%～24.21% (平均 12.45%), Fe2O3含量为 1.40%～6.95% (平均 3.48%), K2O 含量为 1.11%～8.14% (平均 3.98%), MgO 含量为 0.35%～ 1.73% (平均 1.12%), CaO 含量为 0.02%～0.18% (平均0.05%), Na2O 含量为 0.03%～0.15% (平均 0.08%。样品的 Ge/Si 比值(μmol/mol)为 1.21～2.73 (平均 1.81), 与主量元素的氧化物含量呈线性关系(图 5)。
府君山组底部硅质条带的 SiO2含量为 72.36%～ 90.48% (平均 84.50%), Al2O3含量为 4.86%～16.22% (平均 8.54%), Fe2O3含量为 1.16%～5.10% (平均2.81%), K2O 含量为 1.72%～5.34% (平均 2.96%), MgO含量为 0.55%～1.67% (平均 0.91%), CaO 含量为0.12%～0.38% (平均 0.23%), Na2O 含量为 0.03%～ 0.08% (平均 0.05%)。样品的 Ge/Si 比值(μmol/mol)为 1.22～2.02 (平均 1.43), 与主量元素的氧化物含量呈明显的线性关系(图 5)。
3.3 稀土元素
稀土元素选取澳大利亚后太古代页岩(PAAS)[26]作为标准进行标准化。
景儿峪组硅质条带总稀土含量为 14.79～162.60μg/g, 稀土配分模式(图 6)为轻稀土(LREE)略微亏损和较低的 LaN/YbN值(平均值为0.80,=22)。样品均表现出 Ce 负异常(CeN/Ce*N平均值为 0.93,= 22), YN/HoN值大于 1 (平均 1.09,=22), 大多数样品无 Eu 正异常(EuN/Eu*N平均值为0.84,=22)。
府君山组底部样品总稀土含量为 48.39～ 127.89μg/g, 稀土配分模式(图 6)为 LREE 略微亏损和较低 LaN/YbN值(平均值为 0.80,=8)。样品均表现出不明显的 Ce 负异常(CeN/Ce*N平均值为 0.90,=8), YN/HoN大于 1 (平均值为 1.13,=8), 无 Eu 正异常(EuN/Eu*N平均值为0.94,=8)。
4.1 下寒武统府君山组底部角砾岩中硅质条带来源
本研究利用硅质条带的 Ge/Si 比值区分硅质的来源。Ge 和 Si 属于元素周期表的第四主族, 具有非常相似的化学性质和相似的离子半径[27]。不同地质储库中的 Ge/Si 比值有较大差别, 在硅酸盐岩石风化过程中, 金属氧化物和铝硅酸盐黏土等次生矿物的形成会以 Si 的类质同象或通过吸附方式结合 Ge[28], 导致黏土等次生矿物具有更高的 Ge/Si 比值(约为 4～6μmol/mol)[29–32]。因此, 河水中溶解的锗酸和硅酸(或 Ge(OH)4和 Si(OH)4)含量较低, 河水Ge/Si 比值的范围为 0.1～3μmol/mol[33]。热液流体中, Ge/Si 比值在很大程度上受 Ge 和 Si 化合物热力学性质差异影响, 需要在高温下建立水–岩反应平衡, 因此热液流体往往具有更高的 Ge/Si 比值(通常为 4～25μmol/mol)[34–37]。依据岩石的 Ge/Si 比值, 可以判断硅质沉积物中 Si 的来源, 进而对其成因及来源做出一定的解释。
表1 北京下苇甸剖面府君山组及景儿峪组硅质条带元素测试数据
本研究中, 由于黏土及金属氧化物具有较高的Ge/Si 比值, 且测定过程中无法区分黏土与硅质组分, 因此在判断硅质来源之前, 需要去除黏土 Ge/ Si 比值的影响。景儿峪组和府君山组底部的硅质条带中, 均具有 Ge/Si 比值与 Al2O3含量的正相关关系(景儿峪组2= 0.61, 府君山组2= 0.83)(图 5(e)和(f)), 表明硅质条带中有黏土混合。由于仅黏土中富含 Al, 因此利用质量平衡模型可以推算硅质组分的 Ge/Si 比值[38–39]。模型的计算结果展示为 Al2O3(%)-Ge/Si (μmol/mol)散点图(图 5(e)和(f)), 其中硅质组分的 Ge/Si 比值可以通过将 Al2O3含量线性回归至 0 获得。根据此方法, 景儿峪组硅质组分的Ge/Si 比值为 0.89μmol/mol, 府君山组硅质组分的Ge/Si 比值为 0.93μmol/mol, 具有几乎一致的低Ge/Si 比值, 指示硅质条带中的 Si 主要来源于正常海水。图 5(e)和(f)中趋势线的斜率代表黏土的Ge/Si 比值, 也表现出相似的特征。
表2 北京下苇甸剖面府君山组及景儿峪组硅质条带澳大利亚后太古代页岩(PAAS)标准化稀土元素数据
图5 北京下苇甸剖面府君山组和景儿峪组硅质条带地球化学数据散点图
除 Ge/Si 比值之外, 稀土元素也是示踪硅质来源的有效手段。景儿峪组和府君山组的稀土配分图谱表现出一致的特征: 轻稀土亏损, 重稀土富集((LaN/YbN)JEY平均值为 0.80,=22; (LaN/YbN)FJS平均值为 0.80,=8); YN/HoN为正值((YN/HoN)JEY平均值为 1.09, (YN/HoN)FJS平均值为 1.13); Ce 负异常((CeN/Ce*N)JEY平均值为 0.93, (CeN/Ce*N)FJS平均值为 0.90)。稀土配分模式与海水较为相似, 同样表明硅质条带中Si来源于海水。
图6 北京下苇甸剖面府君山组及景儿峪组硅质条带澳大利亚后太古代平均页岩(PAAS)标准化稀土元素配分图
4.2 府君山组底部角砾白云岩中硅质条带形成模式
沉积学及地球化学分析结果表明, 府君山组底部的硅质条带主要来自下伏景儿峪组碳酸盐岩中的硅质层, 表现出海水来源特征。关于府君山组底部含角砾白云岩中角砾的来源, 目前主要有以下几种观点: 1)沉积初期暴露, 遭受风化, 经膏溶角砾化形成[11]; 2)风化壳顶部被寒武世早期海进破坏, 为具泥石流、颗粒流和滑动流特征的碎屑流沉积[40]; 3)冰川沉积[12]。
岩溶垮塌形成的角砾岩通常具有单一的角砾成分, 几乎均由碳酸盐岩组成。然而, 府君山组底部角砾成分复杂, 硅质角砾的大小差异较大, 赋存角度也复杂。因此, 我们认为岩溶垮塌很难形成府君山组底部的含角砾白云岩。此外, 府君山底部的硅质角砾呈长方形, 棱角明显, 几乎没有被磨圆, 如果这种角砾是通过碎屑流搬运形成, 那就需要较强的水动力条件及近距离物源供给。碎屑流会带来大量碎屑物质, 在海洋中会抑制碳酸盐岩的沉积, 很难形成碳酸盐胶结的角砾岩。据此, 我们认为上述“膏溶角砾化”和“碎屑流沉积”这两种针对含角砾白云岩的成因解释值得商榷。
结合硅质条带来源、风化壳结构和上覆府君山组含角砾白云岩的特征, 我们认为府君山组底部含角砾白云岩的形成可能与冰川沉积有关。府君山组含角砾白云岩具有大量成分复杂、分选度和磨圆度差的角砾, 与冰碛岩的特征[41]极为吻合。同时, 含角砾白云岩呈块状构造, 没有观察到层理, 与冰碛岩无层理的特征一致。此外, 白云岩中的角砾没有粒序层理, 表明角砾堆积过程中很可能没有受到水流的作用, 更类似冰川的搬运。
府君山组底部的角砾是否是由冰川形成, 这一问题需要进一步讨论。识别冰碛岩的主要证据为冰川擦痕或坠石构造[42]。但是, 府君山组底部的角砾被胶结在块状白云岩中, 很难观察到坠石构造, 同时冰川擦痕在冰川沉积物中也不一定能保留, 因此无法直接证明含角砾白云岩是冰碛岩。大多数冰川沉积层为泥质胶结(如华南扬子板块典型的南沱组冰碛岩沉积[43]), 然而府君山组底部含角砾白云岩是由碳酸盐胶结的, 该含角砾白云岩可能形成于比较特殊的环境。我们推测一个可能的成因是, 冰川搬运大量不同成分的角砾到达现在沉积的位置, 冰消融后在原地堆积, 最后在府君山组沉积时海侵, 形成含角砾白云岩(图 7)。这一成因模式也可以解释府君山组含砾白云岩中为何缺乏擦痕和坠石等典型的冰川特有构造。
综上所述, 新元古代青白口系景儿峪组至寒武系府君山组沉积期间, 下苇甸地区可能经历的地质过程和沉积模式如下: 蓟县运动导致景儿峪组沉积时地壳抬升, 在地壳持续抬升和暴露过程中, 可能形成风化壳; 冰川作用搬运来大量前寒武系的角砾; 寒武纪发生海侵时, 角砾参与碳酸盐岩沉积; 之后, 经白云岩化形成如今府君山组底部的含角砾白云岩。
(a)景儿峪组正常沉积(碳酸盐岩与硅质层互层); (b)地壳抬升, 大陆剥蚀之后累积风化壳, 冰川搬运带来硅质条带角砾; (c)府君山组沉积时形成含角砾白云岩
4.3 下苇甸剖面府君山组底部含角砾白云岩与西井峪冰期的关系
本研究中, 我们推测府君山组底部角砾状白云岩可能为冰川沉积, 而在史书婷等[12]对天津蓟县的研究中, 景儿峪组以上, 府君山组以下的大套角砾岩被认为是晚元古代的地层, 并命名为西井峪组。由于绝对年龄的缺失及岩性的差异, 下苇甸剖面府君山组底部含角砾白云岩与西井峪冰期的关系仍然难以确定。首先, 西井峪组厚度较大(15m), 下苇甸剖面典型的府君山组豹皮灰岩下方仅含有 1m 厚的白云岩, 且仅在接近风化壳的部分存在角砾。其次, 西井峪组角砾组成随地层变化而变化, 白云岩角砾、灰岩角砾及燧石角砾的比例在不同层位不同; 在下苇甸剖面, 却没有发现角砾随地层变化的趋势。最后, 虽然西井峪组填隙物为白云质泥和粉砂, 与下苇甸剖面泥晶白云石胶结相似, 但西井峪组角砾的含量远高于下苇甸剖面府君山组底部角砾白云岩, 这种差别一方面可能是相变导致的, 另一方面也指示下苇甸剖面府君山组底部角砾白云岩可能与西井峪冰期的期次有所不同。
本文通过分析北京西山下苇甸地区新元古代青白口系景儿峪组顶部与下寒武统府君山组底部硅质条带的沉积学特征、地球化学特征及硅质来源, 得到如下结论。
1)下寒武统府君山组底部含角砾白云岩中角砾成分复杂, 其中硅质角砾呈长方形, 棱角明显, 大小差异较大, 赋存角度复杂, 表明其未经历长距离搬运。
2)府君山组底部硅质条带角砾和景儿峪组硅质层中硅的来源为海水, 二者具有相似的地球化学特征, 表明府君山组底部硅质条带来自景儿峪组沉积物。
3)经历蓟县运动的地壳抬升后, 下苇甸地区经历暴露剥蚀, 形成土黄色泥质风化壳, 之后可能通过冰川作用搬运来大量角砾, 在寒武纪海侵后沉积, 形成角砾碳酸盐岩, 最后形成白云岩。因此, 北京下苇甸剖面风化壳上方的府君山组底部角砾岩可能代表一次冰川沉积。
[1] Lyons T W, Reinhard C T, Planavsky N J. The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere. Nature, 2014, 506: 307–315
[2] Erwin D H, Laflamme M, Tweedt S M, et al. The Cambrian conundrum: early divergence and later eco-logical success in the early history of animals. Sci-ence, 2011, 334: 1091–1097
[3] Xiao S, Narbonne G M, Zhou C, et al. Towards an ediacaran time scale: problems, protocols, and pro-spects. International Union of Geological Sciences, 2016, 39(4): 540–555
[4] Knoll A H, Nowak M A. The timetable of evolution. Science Advances, 2017, 3(5): e1603076
[5] Bin W, Tang Q, Ke P, et al. Repositioning the Great Unconformity at the southeastern margin of the North China Craton. Precambrian Research, 2019, 324: 1– 17
[6] Tang Q, Ke P, Xunlai Y, et al. Organic-walled mic-rofossils from the Tonian Gouhou Formation, Huaibei region, North China Craton, and their biostratigraphic implications. Precambrian Research, 2015, 266: 296– 318
[7] He T, Zhou Y, Vermeesch P, et al. Measuring the ‘Great Unconformity’ on the North China Craton using new detrital zircon age data. Geological Society special Publication, 2016, 448(1): 145–159
[8] Xiao S, Shen B, Tang Q, et al. Biostratigraphic and chemostratigraphic constraints on the age of early Neoproterozoic carbonate successions in North China. Precambrian Research, 2014, 246: 208–225
[9] 李仁伟, 陈锦石, 陈志明. 蓟县早寒武–新元古不整合界面处风化壳碳酸盐碳、氧同位素组成特征. 地质科学, 2000, 35(1): 55–59
[10] 马晓晨, 王家生, 陈粲, 等. 华北房山景儿峪组顶部古风化壳常量元素地球化学特征及其古气候意义. 地球科学, 2018, 43(11): 3853–3872
[11] 肖飞, 汪建国, 吴和源, 等. 华北地区中北部寒武系层序地层格架. 石油学报, 2017, 38(10): 1144– 1157
[12] 史书婷, 王金艺, 郭芪恒, 等. 天津蓟县晚元古代冰碛岩的发现. 沉积学报, 2019, 37(6): 1181–1192
[13] Murray R W. Chemical-criteria to identify the depo-sitional environment of chert — general-principles and applications. Sedimentary Geology, 1994, 90(3/4): 213–232
[14] Robert F, Chaussidon M. A palaeotemperature curve for the Precambrian oceans based on silicon isotopes in cherts. Nature, 2006, 443: 969–972
[15] Ikeda M, Tada R, Ozaki K. Astronomical pacing of the global silica cycle recorded in Mesozoic bedded cherts. Nature communications, 2017, 8(1): 15532– 15532
[16] Ding T P, Gao J F, Tian S H, et al. The30Si peak value discovered in middle Proterozoic chert and its implication for environmental variations in the ancient ocean. Scientific Reports, 2017, 7(1): 44000
[17] Chen D Z, Qing H R, Yan X, et al. Hydrothermal venting and basin evolution (Devonian, South China): constraints from rare earth element geochemistry of chert. Sedimentary Geology, 2006, 183(3/4): 203–216
[18] Hou G, Santosh M, Qian X, et al. Configuration of the late Paleoproterozoic supercontinent Columbia: in-sights from radiating mafic dyke swarms. Gondwana Research, 2008, 14(3): 395–409
[19] 刘超辉, 刘福来, 赵国春. 华北克拉通中部造山带早元古代盆地演化. 岩石学报, 2012, 28(9): 2770– 2784
[20] Zhao G, Cawood P A, Wilde S A, et al. Metamo-rphism of basement rocks in the central zone of the North China Craton: implications for Paleoproterozoic tectonic evolution. Precambrian Research, 2000, 103: 55–88
[21] 翟明国, 张连昌, 陈斌. 华北克拉通前寒武纪重大地质事件与成矿. 北京: 科学出版社, 2018
[22] 翟明国. 华北克拉通构造演化. 地质力学学报, 2019, 25(5): 722–745
[23] 张驰, 李建安, 焦杰伟, 等. 北京西山下苇甸地区青白口系长龙山组沉积相及层序地层研究. 古地理学报, 2017, 19(6): 955–964
[24] 李明荣, 王松山, 裘冀. 京津地区铁岭组、景儿峪组海绿石40Ar-39Ar 年龄. 岩石学报, 1996, 12(3): 416–423
[25] 张旭, 张宁, 杨振鸿, 等. 北京西山下苇甸中寒 武统碳酸盐岩微相及沉积相研究. 地质科技情报, 2009, 28(6): 25–30
[26] Mclennan S M. Rare earth elements in sedimentary rocks: influence of provenance and sedimentary pro-cesses. Reviews in Mineralogy, 1989, 21: 169–200
[27] Bernstein L R. Germanium geochemistry and mine-ralogy. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1985, 49 (11): 2409–2422
[28] Pokrovsky O S, Pokrovski G S, Schott J, et al. Experimental study of germanium adsorption on goe-thite and germanium coprecipitation with iron hydro-xide: X-ray absorption fine structure and macroscopic characterization. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2006, 70(13): 3325–3341
[29] Kurtz A C, Derry L A, Chadwick O A. Germanium-silicon fractionation in the weathering environment. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2002, 66(9): 1525–1537
[30] Anders A M, Sletten R S, Derry L A, et al. Germanium/silicon ratios in the Copper River Basin, Alaska: weathering and partitioning in periglacial versus glacial environments. Journal of Geophysical Research, 2003, 108: 6005
[31] Scribner A M, Kurtz A C, Chadwick O A. Germanium sequestration by soil: targeting the roles of secondary clays and Fe-oxyhydroxides. Earth and Planetary Science Letters, 2006, 243(3): 760–770
[32] Kurtz A C, Lugolobi F, Salvucci G. Germanium-silicon as a flow path tracer: application to the Rio Icacos watershed. Water Resources Research, 2011, 47(6): 240–250
[33] Baronas J J, Hammond D E, Berelson W M, et al. Germanium-silicon fractionation in a river-influenced continental margin: the Northern Gulf of Mexico. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2016, 178: 124– 142
[34] Evans M J, Derry L A. Quartz control of high germanium/silicon ratios in geothermal waters. Geo-logy, 2002, 30(11): 1019–1022
[35] Gunnarsson I, Arnorsson S. Amorphous silica solu-bility and the thermodynamic properties of H4SiO4degrees in the range of 0 degrees to 350 degrees C at P-sat. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2000, 64 (13): 2295–2307
[36] Mortlock R A, Froelich P N, Feely R A, et al. Silica and germanium in Pacific Ocean hydrothermal vents and plumes. Earth and Planetary Science Letters, 1993, 119(3): 365–378
[37] Escoube R, Rouxel O J, Edwards K, et al. Coupled Ge/Si and Ge isotope ratios as geochemical tracers of seafloor hydrothermal systems: case studies at Loihi Seamount and East Pacific Rise 9°50′N. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2015, 167: 93–112
[38] Shen B, Lee C T A, Xiao S. Germanium/silica ratios in diagenetic chert nodules from the Ediacaran Dou-shantuo Formation, South China. Chemical Geology, 2011, 280(3/4): 323–335
[39] Dong L, Shen B, Lee C T A, et al. Germanium/silicon of the Ediacaran-Cambrian Laobao cherts: implica-tions for the bedded chert formation and paleoenvi-ronment interpretations. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2015, 16(3): 751–763
[40] 王宗起, 丁孝忠. 北京西山昌平组 Є1ch成因地层学研究. 中国地质科学院地质研究所文集, 1990, 总第22期: 8–22
[41] Bennett M, Glasser N F. Glacial geology: ice sheets and landforms. 2nd ed. Oxford: Wiley, 2009
[42] Benn D I, Evans D J A. Glaciers & glaciation. 1. London: Arnold, 1998
[43] Ma H, Shen B, Lang X, et al. Active biogeochemical cycles during the Marinoan global glaciation. Geo-chimica et Cosmochimica Acta, 2022, 321: 155–169
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: lin.dong@pku.edu.cn
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.
Jingeryu Formation; Fujunshan Formation; paleo-regolith; Ge/Si; rare earth element
猜你喜欢君山角砾风化壳鄂尔多斯盆地马家沟组准层状岩溶角砾岩特征及其成因*古地理学报(2022年4期)2022-08-09桐君山中学生天地·高中学习版(2021年3期)2021-07-11内蒙古林东普通球粒陨石的角砾特征桂林理工大学学报(2020年2期)2020-08-18齐家潜山北段中生界火山岩风化壳特征及分布预测录井工程(2020年2期)2020-07-07君山美学生活馆现代装饰(2020年4期)2020-05-20天津蓟县晚元古代冰碛岩的发现沉积学报(2019年6期)2020-01-18浅析油气成藏过程中不整合的作用科学与财富(2017年12期)2017-05-16“加一倍”写法——黄庭坚《雨中登岳阳楼望君山二首》中华诗词(2017年11期)2017-04-18金顶超大型铅锌矿床角砾岩及含角砾砂岩分类、特征及成因地质与勘探(2016年6期)2017-01-03云南勐满红土风化壳特征及其意义云南地质(2015年3期)2015-12-08
