图1 北票地区研究剖面地质简图(根据文献[9]修改)
Fig. 1 Geological diagram of the research section in Beipiao area (modified from Ref. [9])
北京大学学报(自然科学版) 第61卷 第4期 2025年7月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 61, No. 4 (July 2025)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2025.041
国家自然科学基金(41672334)资助
收稿日期: 2024–05–08;
修回日期: 2024–06–19
摘要 对辽宁北票地区高于庄组白云岩展开岩石学分析和元素地球化学测试, 通过岩石学和层序地层学分析, 在厚度为 24m 的地层剖面中识别出 11 个沉积旋回, 发现白云岩镁同位素组成在纵向上的波动与准层序划分基本上契合, 表明北票地区高于庄组厚层白云岩是不同期次(旋回)白云石化过程持续叠加形成的, 验证了前人关于寒武系厚层白云岩成因的假说。研究结果表明, 不同期次白云石化持续叠加的厚层白云岩成因假说同样适用于前寒武纪的厚层白云岩。
关键词 镁同位素; 高于庄组; 白云岩成因; 北票地区
白云石的成因机制问题不仅涉及油气的勘探开发, 也关系到对地质历史时期不同圈层之间地球化学循环的认识[1]。镁同位素分析是近 20 年来兴起的非传统稳定同位素分析方法[2], 既能对白云石化过程提供直接约束, 也能有效地避免成岩作用的影响, 是研究白云岩成因机制问题的新手段[3]。目前, 针对厚层白云岩成因研究的镁同位素定量–半定量模型已较为全面。Huang 等[4]提出 DAR(diffusion-ad-vection-reaction)模型, 分析海水白云岩化过程中白云岩化速率、温度、沉积速率和镁离子浓度对白云岩镁同位素的影响。Peng 等[5]提出流动水(advecti-ve flow, AF)模型, 针对以海水为白云岩化流体的白云岩化过程, 进行白云岩镁同位素模型分析。Ning等[6]结合瑞利(Rayleigh fractionation)分馏模型, 对局限蒸发环境下的白云岩镁同位素进行模拟分析, 并结合地层层序和上述定量–半定量模型, 提出厚层白云岩是由海平面波动引起的不同白云石化过程持续叠加形成, 表现为白云岩镁同位素组成随沉积旋回呈周期性波动的现象, 而每一个旋回中的白云岩镁同位素组成垂向变化趋势又可以用上述定量–半定量模型来解释, 进一步表明厚层白云岩是不同期次(旋回)中灰岩发生白云石化并不断叠加的结果。
目前, 关于“白云岩问题”的解释, 尤其是对前寒武纪厚层白云岩的成因问题, 仍然存在很多争 议[6–8]。为此, 本研究选取辽宁北票地区中元古界长城系高于庄组白云岩为案例, 对剖面进行层序地层学和元素地球化学研究, 尝试揭示前寒武纪厚层白云岩的成因, 进一步验证 Ning 等[6]关于厚层白云岩成因的论述。
研究区域位于辽宁省西部丘陵山区的北票市(图 1)[9], 东部是阜新蒙古族自治县, 南部与义县、凌海市接壤, 西部是朝阳市, 北部是内蒙古自治区敖汉旗[10]。
研究区位于华北克拉通燕山裂陷槽中, 所处燕辽盆地发育于 18 亿年前[11]。华北克拉通形成于19.5～18.5 亿年前[11], 是对 Columbia 大陆裂解的响应, 记录了 Columbia 大陆的形成过程。其中, 燕山裂陷槽是 Columbia 裂解在华北克拉通北缘的响应产物之一[12]。燕山裂陷槽的发展经历了河口湾、局限海湾陆表海和收缩闭合海槽 3 个阶段。在燕山裂陷槽中, 厚约 9000m 的元古代沉积地层上覆在太古代–古元古代基底上[13]。
图1 北票地区研究剖面地质简图(根据文献[9]修改)
Fig. 1 Geological diagram of the research section in Beipiao area (modified from Ref. [9])
按照地层序列, 可将辽宁西部地区的地层划分为 4 个群[14]: 1)长城群, 由常州沟组、串岭沟组、团山子组和大红峪组组成; 2)蓟县群, 由高于庄组、杨庄组、雾迷山组、洪水庄组和铁岭组组成; 3)西山群, 主要包含下马岭组; 4)青白口群, 由长龙山组和景儿峪组组成。
高于庄组分布广泛, 底部为厚层砾岩, 砾岩上部主要为白云岩和白云质灰岩, 波状构造较为发育, 还发育一套叠层石–非叠层石碳酸盐岩沉积序列(图2)[15]。杨庄组以富含石膏和碳酸盐岩假晶的碳酸盐岩为主, 外观呈现醒目的紫红色特征。雾迷山组是一套以叠层石白云岩为主的潮坪相碳酸盐岩地层, 与下伏杨庄组整合接触。洪水庄组是一套以白云质泥页岩为主的地层, 与雾迷山组和铁岭组均整合接触。铁岭组是一套以含锰泥晶白云岩和叠层石白云岩为主的地层, 与上覆下马岭组不整合接触。
本文研究剖面位于辽宁省北票市东南方向山体公园(41.79°N, 120.75°E)。取样时, 公园处于开发阶段, 剖面露头较新鲜, 受风化作用影响小。
北票地区高于庄组剖面中取得的岩石样品均被切割成 5mm 厚的抛光厚片, 然后制成薄片。使用手持微钻, 在抛光厚片中钻取两份粉末样品, 一份重约 100mg, 另一份重约 5mg。取样过程中, 除特意采取的重结晶部分外, 避免钻取热液脉体和其他重结晶部分。白云岩取样完成后, 将重约 100mg 的样品装入 2mL 离心管中, 进行主量元素、微量元素和镁同位素测试, 将 5mg 的样品装入 2mL 离心管中, 进行无机碳氧同位素测试。
主量元素和微量元素测试在北京科荟测试中心的 Jena PQMS 仪上进行, 分析精度优于 5%。
将约 100mg 重的粉末样品放入 10mL 离心管中, 加入 10 mL 去离子水清洗 3 次, 然后加入 10mL 0.5N 的醋酸, 置于 50℃的超声浴中溶解 60 分钟, 保证完全溶解碳酸盐矿物而不溶解硫化物。离心分离后, 将上清液倒入离心管中。取 0.5mL 上清液, 加入 4.5mL 2%硝酸作为待测液, 用于碳酸盐岩中主量元素和微量元素测试; 剩余上清液用于白云岩中镁同位素测试。
图2 北票地区高于庄组地层柱状图(根据文献[15]修改)
Fig. 2 Stratigraphic columns of Gaoyuzhuang Formationin in Beipiao area (modified from Ref. [15])
无机碳氧同位素测试在南京大学国际同位素效应研究中心进行, 碳同位素分析精度为 0.2‰, 氧同位素分析精度为 0.4‰。
将约 0.2mg 样品置于 10mL 顶空瓶中, 向其中通入纯度为 99.999％的氦气, 并注入 1mL 浓度为100%的磷酸, 75℃反应 2 小时, 释放二氧化碳。产生的二氧化碳通过自动进样器(GC PAL autosampler and sample tray)进入气象色谱仪(70℃), 分离后, 进入同位素比质谱仪(Thermo Scientific Delta V Plus), 测得相对于标样的无机碳氧同位素组成, 再通过实验室内标碳酸钙(Warcalcium carbonate)(δ13CVPDB= 0.13‰, δ18OVPDB=−8.18‰)进行校正, 获得无机碳氧同位素组成。
镁同位素的分离提纯和测试均在北京科荟测试有限公司超净实验室完成。
根据主量元素和微量元素测试结果, 回收其测试后剩余的上清液, 使其中 Mg 的含量约为 20μg。将回收的上清液蒸干后, 对粉末进行称重, 然后溶解在 15mL 的烧杯中。向烧杯中加入以 3:2 的体积比混合的浓氢氟酸和浓硝酸, 加盖后放到 150℃的加热板上加热 60 小时, 再进行蒸干处理。蒸干后, 向烧杯中加入 2mL 硝酸和 3mL 盐酸, 静置 24 小时后, 将溶液蒸干。加入 3mL 浓硝酸后进行震荡, 除去残余的氟化物。蒸干后, 加入 1mL 2N 硝酸中, 准备进行分离提纯。
Mg 的分离提纯是通过在 Savillex 微柱(6.4mm ID×9.6mm OD, 30mL reservoir)中加入 2mL 的 Bio-Rad AG50W-X12(200～400mesh)阳离子树脂来完成, 具体步骤如表 1 所示。当 K/Mg>2 时, 重复两次分离提纯步骤。分离提纯后, 将溶液蒸干。将残余物在 2%的硝酸中进行溶解, 以备同位素测试。分离提纯流程中消耗的 Mg 约为 10ng, 相对于原始的 20μg 可以忽略不计。
测试前, 使用 1ppm (1ppm =1μg/g)的 IGGMG1(实验室中的内部标准样品)来校准仪器参数, 确保24Mg 的信号强度约为 10V/ppm。最后, 将镁同位素比值转化为国际 DSM3 Mg[16]。本次测试过程中, GSB 标准溶液[17]的 δ26Mg 平均值为−2.026±0.056(2SD, n=24)。
表1 Mg的分离提纯步骤
Table 1 Details of Mg separation procedure
操作用量/mL说明 加Milli-Q H2O15～20清洗树脂, 去除气泡 加4 N HNO3和0.5 N HF4对树脂进行3次交替清洗 加Milli-Q H2O4 加2 N HNO32 mL两次再次硝酸清洗 加2 N HNO31上样 加2 N HNO3和0.5 HF5清除Na, Fe和Al等 加1 N HNO38 加1 N HNO31开始回收Mg 加1 N HNO324回收Mg 加1 N HNO31终止回收Mg 加Milli-Q H2O5清洗
北票地区高于庄组主量元素和微量元素测试数据表明, 该剖面白云岩占比相对较高, 碎屑组分相对较少, 在显微镜下几乎没有观测到蒸发岩。Mg/ Ca 比值表明北票地区高于庄组白云岩经历了较充分的白云岩化。碳酸盐组分的计算方式为元素质量除以基于元素含量计算得到的 CaCO3+MgCO3 总质量, 结果见表 2。
无机碳氧同位素和镁同位素测试结果如表 3 所示。北票地区高于庄组沉积段发生碳同位素负漂移(图 3), 与 Tang 等[18]的研究相符合。本研究中, 碳酸盐组分的 δ25Mg 与 δ26Mg 线性正相关, 相关系数为 0.9057, 斜率为 0.5299, 符合镁同位素质量相关平衡分馏特征(图 4(a))。
δ18O 与 δ13C 的相关性是评价岩石蚀变程度的重要指标, 较强的相关性通常意味着沉积物中大气降水与孔隙流体的混合[19–20]。此外, 通常认为 δ18O< 10‰的样品受到较严重的后期成岩作用影响, 不能够代表沉积时原始水体的地球化学特征[21–22]。Sr2+和 Mn2+的浓度也可以用来评估成岩作用的强度[23]。在成岩过程中, Mn2+会进入碳酸盐矿物中, Sr2+则被排除, 导致 Mn/Sr 比值升高。通常认为, Mn/Sr<10的碳酸盐保留了沉积过程中原始水体的地球化学特征[24]。
表2 碳酸盐岩主量元素和微量元素测试结果
Table 2 Results of major and trace element analysis of carbonate
样品编号Carb/%Mg2+/Ca2+Al/(μg·g−1)Mn/Sr样品编号Carb/%Mg2+/Ca2+Al/(μg·g−1)Mn/Sr BP-194.821.01145.040.87BP-3177.891.02527.641.98 BP-296.261.01124.200.93BP-3388.771.01396.572.03 BP-392.381.00208.610.91BP-3580.141.00818.201.53 BP-591.971.02368.571.15BP-3781.241.01932.851.85 BP-697.881.01102.170.62BP-3990.241.0273.101.59 BP-764.421.02146.511.34BP-4088.371.03267.562.52 BP-861.271.01390.931.14BP-4185.871.01193.141.45 BP-971.621.01269.850.93BP-4258.241.001813.761.44 BP-1094.631.00498.241.14BP-4482.591.01760.301.22 BP-1293.621.01111.291.12BP-4534.771.02424.182.65 BP-1397.521.0123.560.85BP-4695.851.0285.761.63 BP-1459.101.0292.431.14BP-4787.581.03159.420.98 BP-1589.071.0216.791.09BP-4886.961.03262.182.35 BP-1684.351.0421.332.26BP-4986.811.03351.901.98 BP-1792.131.0427.720.88BP-5066.421.01818.121.89 BP-1890.171.0370.831.10BP-5174.241.00974.412.00 BP-1981.021.03100.701.08BP-5288.631.00503.921.22 BP-2092.931.02116.740.76BP-5386.531.02166.670.98 BP-2189.931.02141.530.87BP-5569.071.0068.552.14 BP-2213.841.03400.021.67BP-5672.321.00882.112.04 BP-2388.371.01230.761.54BP-5762.040.99360.151.80 BP-2487.801.02140.881.23BP-5881.131.01992.911.60 BP-2683.851.001070.033.87BP-5984.911.02373.351.58 BP-2859.940.99635.831.12BP-6094.191.0166.811.65 BP-2950.300.99327.281.95BP-6184.551.00477.101.60 BP-3083.131.01235.751.57
说明: Carb表示碳酸盐组分, 下同。
表3 镁同位素和无机碳氧同位素测试结果(‰)
Table 3 Results of magnesium isotopes and inorganic carbon and oxygen isotopes analysis (‰)
样品编号δ25Mg±2𝜎δ26Mg±2𝜎δ13Cδ18O样品编号δ25Mg±2𝜎δ26Mg±2𝜎δ13Cδ18O BP-1−0.993±0.019−1.89±0.017−1.7−4.2BP-34−4.3−5.9 BP-2−1.020±0.016−1.95±0.031−1.6−4.0BP-35−0.914±0.058−1.79±0.065−4.5−4.8 BP-3−1.015±0.013−1.94±0.049−1.7−5.7BP-36−4.4−4.9 BP-4−1.9−4.4BP-37−0.963±0.014−1.86±0.040−3.9−4.3 BP-5−0.974±0.063−1.87±0.035−1.6−5.1BP-38 BP-6−0.949±0.035−1.85±0.041BP-39−0.913±0.028−1.77±0.046−4.5−5.8 BP-7−0.964±0.026−1.87±0.007−1.8−4.6BP-40−0.912±0.051−1.76±0.034 BP-8−0.969±0.034−1.88±0.033−2.2−5.4BP-41−0.907±0.041−1.77±0.063 BP-9−0.966±0.027−1.84±0.044−1.5−4.7BP-42−4.1−6.9 BP-10−0.921±0.015−1.84±0.010−1.5−3.8BP-44−0.889±0.027−1.73±0.045 BP-11−1.8−3.4BP-45−0.910±0.047−1.73±0.014−3.9−5.2 BP-12−0.990±0.012−1.92±0.053BP-46−0.916±0.027−1.80±0.028−4.0−5.0 BP-13−0.954±0.024−1.86±0.053−1.7−5.4BP-47−0.900±0.042−1.75±0.069 BP-14−0.946±0.003−1.80±0.045BP-48−0.928±0.053−1.79±0.050−3.5−5.2 BP-15−0.960±0.044−1.85±0.063−2.9−6.2BP-49−0.951±0.015−1.81±0.066 BP-16−0.951±0.008−1.83±0.015BP-50−0.922±0.031−1.77±0.043 BP-17−0.936±0.001−1.83±0.017−2.9−6.5BP-51−0.943±0.035−1.80±0.024 BP-18−0.911±0.004−1.78±0.041−3.3−5.4BP-52−0.957±0.021−1.86±0.007−4.2−4.6 BP-19−0.947±0.017−1.80±0.041BP-53−0.916±0.002−1.79±0.003−4.0−4.8 BP-20−0.972±0.004−1.87±0.045−3.5−6.1BP-55−0.878±0.059−1.70±0.062−4.1−6.0 BP-21−0.975±0.049−1.90±0.023−4.3−5.7BP-56−0.974±0.035−1.86±0.070 BP-22−0.921±0.009−1.77±0.019BP-57−0.925±0.040−1.78±0.024−3.5−4.2 BP-23−0.916±0.040−1.79±0.025−3.8−7.0BP-58−0.942±0.032−1.79±0.028−4.0−5.1 BP-24−0.922±0.012−1.77±0.022BP-59−0.933±0.004−1.78±0.004 BP-25−4.3−5.8BP-60−0.889±0.003−1.71±0.045−3.7−6.2 BP-26−0.882±0.025−1.70±0.054−4.2−5.6BP-61−0.952±0.034−1.83±0.035−3.2−4.5 BP-28−0.913±0.020−1.75±0.011−4.8−7.2BP-62−3.4−4.8 BP-29−0.919±0.048−1.77±0.053−4.1−4.3GSR-6−0.825±0.020−1.595±0.015 BP-30−0.909±0.043−1.76±0.018−4.2−4.8GSR-12−1.018±0.002−2.097±0.035 BP-31−0.901±0.028−1.81±0.029−4.3−4.7GSR-30−0.980±0.004−2.013±0.052 BP-33−0.926±0.047−1.76±0.047−4.0−4.9
本研究中 δ18O 与 δ13C 的相关性较差(图 4(b)), δ18O 为=−7.20‰～−3.40‰(平均−5.20‰), Mn/Sr 为0.62～3.87(平均 1.51), 表明北票地区高于庄组白云岩受后期成岩作用影响较小, 可以反映沉积时期原始水体的地化特征。
研究剖面地层自下而上 7.5～25m 段碳酸盐组分中 Al 含量相对偏高, 表明实验室样品溶解过程中存在部分碎屑组分被溶解的情况, 因此需要排除碎屑组分对白云岩镁同位素的影响。
碎屑黏土矿物中通常含 Mg2+, 且镁同位素组成相对偏重[1]。如果在溶解过程中存在碎屑组分 Mg2+的溶解, 则 Mg 含量与 Al 含量正相关, δ26Mg 也应与Al 含量正相关。图 4(c)中, Mg 含量与 Al 含量存在较弱的负相关关系; 图 4(d)中, δ26Mg 与 Al 含量之间不存在正相关关系(R2=0.0551), 表明碎屑组分对白云岩镁同位素组成没有影响。
图3 北票地区高于庄组剖面柱状图及地球化学元素分布
Fig. 3 Stratigraphic column and geochemical element distribution of Gaoyuzhuang Formation in Beipiao area
图4 北票地区高于庄组剖面成岩作用相关地球化学元素数据投图
Fig. 4 Mapping of geochemical elements related to diagenesis of Gaoyuzhuang Formation in Beipiao area
燕辽盆地中元古代高于庄组发育较为稳定且广泛分布的白云岩。前人认为中元古代沉积时期大气含氧量低, 生物演化几乎停滞[25], 是“枯燥的十亿年(Boring Billion)”[26]。近年来的研究表明, 在约1400Ma 前的中元古代时期就发生过中深层海洋氧化事件[27–28], 表明中元古代并非一直处于低氧状态。整个中元古代时期, 无机碳同位素组成都较为稳定(δ13C=−2‰～+1‰), 而在燕辽盆地高于庄组(约1570Ma)陆续发现无机碳同位素负漂移, 表明该时期存在海洋的氧化事件[11–12,18,29]。对这一海洋氧化事件的最新研究表明, 延庆剖面该沉积段的 δ202Hg, δ199Hg, P, Rb/Al 和 εNd(t)特征显示, 很可能是中基性岩石风化作用的增强导致营养物质输入增加, 促进海洋初级生产力和氧气释放量提高, 最终发生高于庄组沉积时期的氧化事件[18]。
本文的研究剖面恰好处于燕辽盆地高于庄组无机碳同位素负漂移沉积段(由−2‰变为约−4‰), 无机碳同位素的负漂移表明该沉积时期出现中深层海洋的氧化事件, 存在中基性风化作用的增强, 与 Al含量增加的现象相符。由于 Mg 的价态非常稳定, 所以中深层海洋氧化条件的改变不会影响 Mg2+的行为。
北票地区高于庄组野外剖面出露的岩石较新鲜, 受风化摘要影响小, 沉积特征清楚(图 5(a)和(b))。野外观察结果显示, 北票地区高于庄组白云岩中夹杂少量顺层发育的硅质条带和硅质结核(图5(e)和(f)), 剖面上呈现为厚层白云岩、薄层白云岩和纹层状白云岩互层。
1)薄层白云岩以平板状薄层为主(图 5(c)), 硬度较大, 因此局部较为碎裂。单层厚度较均一, 一般为 0.8～2.0cm; 整体厚度变化较大(1～60cm), 其中伴随少量硅质结核(图 5(f))和顺层发育的硅质充填(图 5(e))。在光学显微镜下, 泥晶白云岩总体上呈浅灰色到深灰色(图 6(a)), 伴随少量略大的白色晶体。颗粒大小和成分较为均一, 晶粒直径<0.05mm。岩性致密, 局部可见陆源碎屑石英颗粒, 表明薄层白云岩主要发育于潮间带环境。部分泥晶白云岩中可见局部重结晶现象(图 6(c)和(e))以及硅质充填现象(图 6(f))。
2)中厚层白云岩由厚度为15～110 cm的块状白云岩构成。在光学显微镜下, 也以泥晶白云岩为主, 同样伴随少量硅质结核, 主要发育于潮下带环境。
3)纹层状白云岩主要发育在中厚层白云岩中, 在野外和显微镜下均能观察到明显的纹层(图 5(d))。在光学显微镜下, 可将纹层分为两类: 一类是由硅质充填导致的硅质较多部分与泥晶白云岩之间的纹层, 硅质充填选择性地替代了原来纹层中较亮的部分(图 6(d)); 另一类是明暗交替的纹层, 暗色部分的泥质含量相对较高(图 6(b)), 这种明暗交替表明其主要形成于潮间带环境。
在实际应用中, 需要根据具体情况, 应用不同的镁同位素地球化学模型对白云岩 Mg2+的来源进行约束, 以便区分不同的白云石化过程。Ning 等[6]在整合前人研究结果的基础上, 提出厚层白云岩镁同位素组成随沉积旋回波动的成因模型, 得到广泛认可。该成因模型中白云岩镁同位素组成从每个沉积旋回底部到顶部 3 种典型的变化趋势描述如下。
1)如图 7(a)所示, 白云岩镁同位素组成从旋回底部到顶部逐渐变轻, 这种变化趋势可以用 AF 模型进行模拟。当海水向下流动时, 灰岩层逐渐发生白云岩化。白云石化过程中, 较轻的24Mg先相对富集, 从而使下方流体的镁同位素组成变重, 形成白云岩镁同位素组成自下而上逐渐变轻的趋势。
2)如图 7(b)所示, 白云岩镁同位素组成在单一旋回中保持不变, 即 AF 模型中白云石化流体是横向移动的, 因此只导致白云岩镁同位素组成的横向变化, 而在垂向上保持稳定。
3)如图 7(c)所示, 白云岩镁同位素组成从旋回底部至顶部变重, 这种变化趋势可以用 Rayleigh 分馏模型进行解释。在封闭或半封闭的体系中, 白云石化过程可以用瑞利分馏模型进行解释, 如在封闭的潟湖、蒸发作用强烈的湖盆中发生的准同生白云石化作用。随着钙质碳酸盐岩的沉积和白云岩化的进行, 或原生白云石的形成, 剩余水体的镁同位素组成逐渐偏重。后续沉积的灰岩发生白云岩化或原生白云石的镁同位素组成就会比之前偏重, 从而形成白云岩镁同位素组成自下而上逐渐变重的趋势。
对于白云岩的成因, 学界一直存在争议。目前已经建立 20 多种白云岩成因模式[30], 可以分为原生白云岩和次生白云岩两种类型。原生白云岩是在浅水环境中直接沉淀白云石, 可以分为非生物成因和微生物诱导成因两种类型。非生物成因的原生白云岩往往形成于局限环境下强蒸发、高盐度的碱性盐湖中。生物成因的原生白云石主要是硫酸盐还原菌、产甲烷菌等微生物克服白云石形成的动力学障碍, 生成白云石。Wang 等[7]近期提出 DOM 模型, 认为白云石的形成受可溶解有机物的丰度控制[7]。学界普遍认为, 古代块状白云岩是由碳酸钙前体发生白云石化形成的, 即次生白云岩[31–33]。次生白云岩主要是 Mg2+取代碳酸盐矿物中的 Ca2+或通过溶解–沉淀反应形成[30]。
(a)高于庄组剖面照片; (b)褶皱构造; (c)薄层白云岩和厚层白云岩; (d)纹层状白云岩; (e)薄层白云岩中的硅质交代层段(红色箭头所示); (f)厚层白云岩中的硅质结核
图5 北票地区高于庄组白云岩野外照片
Fig. 5 Field photos of dolomites in Gaoyuzhuang Formation in Beipiao area
(a)泥晶白云岩(正交偏光); (b)纹层状白云岩(单偏光); (c)泥晶白云岩中出现部分重结晶(正交偏光); (d)薄层白云岩中的碎屑石英颗粒(正交偏光); (e)泥晶白云岩中少量重结晶现象; (f)硅质充填, 硅质充填的中心部位为一条重结晶的白云石脉体, 脉体上下两侧为单层少量石英晶体, 石英晶体外部为纤维状石英(正交偏光)
图6 北票地区高于庄组典型岩性白云岩显微镜下照片
Fig. 6 Microscopic photos of typical lithology of Gaoyuzhuang Formation in Beipiao area
图7 白云岩镁同位素组成纵向变化趋势与对应的地球化学模型解释(根据文献[6]修改)
Fig. 7 Vertical upward trend of Mg isotopes in dolomite and corresponding geochemical model interpretation (modified from Ref. [6])
剖面上白云岩镁同位素组成随深度波动的现象表明, 北票地区的白云岩主要是次生白云岩。白云岩镁同位素组成主要由海水镁同位素以及白云岩生成过程中镁同位素的分馏值决定[34]。海水镁同位素组成在中元古代时期变化非常缓慢[35], 而白云岩生成过程中镁同位素分馏值在温度变化不大的情况下也基本上不变[36]。如果剖面中的白云岩主要是原生成因白云岩或是因海水缓冲的准同生作用而成, 则其镁同位素组成应基本上保持不变。因此, 剖面中白云岩镁同位素组成随旋回的波动恰恰表明了北票地区的白云岩为次生白云岩。
北票地区高于庄组剖面由深向浅, 呈现从中厚层白云岩向薄层白云岩过渡、从中厚层白云岩向纹层状白云岩过渡两种变化趋势, 共划分出 11 个沉积旋回(图 8), 与镁同位素组成纵向上的波动周期基本上吻合。
图 8 显示, 白云岩镁同位素组成与沉积旋回之间的关系密切。旋回 1, 2 和 6 中, 白云岩镁同位素组成呈现自下而上逐渐变重的趋势; 旋回 3, 5 和 8中, 白云岩镁同位素组成呈现自下而上逐渐变轻的趋势; 旋回 4 和 7 中, 白云岩镁同位素组成相对稳定; 其余旋回中, 由于测点较少, 镁同位素组成变化趋势不明显。结合 4.3 节的岩相学分析, 不难得出以下认识。
旋回 1, 2 和 6 中, 白云石化的流体主要是海水, 可能形成于封闭–半封闭环境。由于白云石化不断进行, 使得局限环境中海水镁同位素组成逐渐变重, 后期形成的准同生白云岩镁同位素组成也就相对偏重, 导致白云岩镁同位素组成自下而上逐渐变重的特征。旋回 3, 5 和 8 中, 白云石化的流体同样是海水, 自上而下渗入已形成的灰岩地层中, 由于白云石化过程中优先吸收较轻的 24Mg, 使地层下部白云岩镁同位素组成相对偏重, 导致白云岩镁同位素组成自下而上逐渐变轻的趋势。旋回 4 和 7 中, 白云岩镁同位素组成相对稳定, 可能是白云石化的流体向下渗透后发生水平迁移导致的。
图8 北票地区高于庄组沉积旋回与镁同位素纵向波动的耦合情况
Fig. 8 Coupling of sedimentary cycles and longitudinal fluctuations of Mg isotopes of Gaozhuang Formation in Beipiao area
对北票地区高于庄组白云岩沉积旋回与镁同位素组成纵向波动的耦合性分析表明, 厚层白云岩的形成与旋回波动(海平面变化)密切相关。在一个旋回中, 海平面较高时沉积灰岩, 随着海平面下降, 沉积环境从潮间带或朝下带演化为潮上带, 旋回顶部是发生白云石化作用的窗口期。也就是说, 厚层白云岩是灰岩在一个又一个旋回中不断沉积并发生白云岩化形成的, 进一步印证了 Peng 等[6]关于厚层白云岩成因的论述。
通过对辽宁北票地区高于庄组白云岩的岩石学和沉积地球化学分析, 得到如下主要结论。
1)北票地区高于庄组白云岩由薄层白云岩、中厚层白云岩和纹层状白云岩组成, 主要形成于潮间带和潮下带环境, 共划分出 11 个沉积旋回。
2)白云岩镁同位素在纵向上的变化趋势与沉积旋回耦合度较好。北票地区高于庄组白云岩中镁同位素从旋回底部到顶部存在变重、变轻和不变的3 种变化趋势, 是该地区白云岩的成因的主要约束因素。
3)本文研究结果进一步验证了前人的寒武系厚层白云岩成因模型——厚层白云岩是由受海平面变化控制的不同期次的白云石化过程不断叠加形成的, 并将该厚层白云岩成因模型拓展到前寒武系地层的厚层白云岩中。
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Constraints of Magnesium Isotope Composition on the Origin of Dolomite of Gaoyuzhuang Formation in Beipiao Area, Liaoning Province
Abstract Petrographic analysis and elemental geochemical testing were conducted on the dolostones of Gaoyu-zhuang Formation in Beipiao area, Liaoning Province. Through petrographic and sequence stratigraphic analyses, eleven sedimentary cycles were identified within a 24-meter-thick stratigraphic section. It was found that the vertical fluctuations in magnesium isotope compositions of the dolostones broadly correspond to the subdivision of parase-quences. This indicates that the thick-bedded dolostones of Gaoyuzhuang Formation in Beipiao area were formed by the cumulative superimposition of dolomitization processes occurring during different episodes (cycles). These results validate previous hypotheses regarding the genesis of thick Cambrian dolostone successions. Furthermore, the findings demonstrate that the genetic hypothesis that thick dolostones form via the progressive superimposition of multiple dolomitization events is also applicable to Precambrian dolostones.
Key words Mg isotopes; Gaoyuzhuang Formation; origin of dolomite; Beipiao area