河南济源地区中元古界熊耳群大古石组下段沉积相分析

2021-10-25韩菲郑德顺王昕魏丹峰

河南理工大学学报(自然科学版) 2021年5期

韩菲，郑德顺，王昕，魏丹峰

（河南理工大学资源环境学院，河南焦作 454000）

0 引言

哥伦比亚超大陆拼合、增生和裂解过程是当前全球前寒武纪研究的热点问题［1-5］。华北克拉通在1.80 Ga之前作为哥伦比亚超大陆的重要组成部分，记录了该超大陆聚合与裂解事件［6］，具有重要的研究价值。当前，对哥伦比亚超大陆裂解动力学的研究主要集中在太古宙—早元古代的变质岩结晶基底和中—新元古代沉积盖层上［7-8］。大多数学者认为华北克拉通约在1.85 Ga最终碰撞拼合成统一的结晶基底［9-11］，主要经历了2.5 Ga以前的克拉通化、2.5—2.3 Ga的构造稳定期、2.3—1.8 Ga的裂谷期和1.8～1.78 Ga的抬升期和1.78 Ga之后的伸展-裂解期，并发育了一系列火山和岩浆活动［12］，在华北南缘形成了熊耳-中条拗拉裂谷，并在拗拉裂谷中广泛发育了熊耳群火山岩［13-14］。熊耳群火山岩是华北克拉通基底形成后规模最大、发育规模最广的火山岩地层，记录了前寒武变质岩基底到未变质盖层的重要地质信息。赵太平等［15］将熊耳群自下而上分为大古石组（Pt1d）、许山组（Pt1x）、鸡蛋坪组（Pt2j）和马家河组（Pt2m），岩性以安山岩为主，沉积岩仅占总厚度的4.3%，主要分布于底部的大古石组和上部的马家河组。前人对熊耳群火山岩做了大量的研究工作，但是在火山岩形成时间及构造环境方面仍存在争议，主要分为3种类型，即安第斯型活动大陆边缘火山岩建造［5］、被动大陆边缘裂谷型火山岩建造［16-17］和活动大陆边缘弧与裂谷［18］等，准确认识熊耳群构造环境及形成机制，对于华北克拉通南部及秦岭造山带在前寒武纪构造体制研究具有重要意义［8］。

熊耳群底部大古石组（Pt1d）由河南区测队1964年于济源邵源乡黄背角大古石村命名，是指一套含砂砾岩、砂岩、砂质页岩，局部夹少量安山岩的沉积地层。1981年河南省地质二队将其归入中元古界熊耳群，属于河流-湖泊相沉积［19］。大古石组碎屑岩是熊耳群火山岩下部的第一层沉积岩，其下与古元古界银鱼沟群双房岩组变质岩不整合接触，上部与熊耳群许山组安山岩整合接触，因此大古石组沉积记录不仅反映了前寒武纪基底之上短暂的快速沉积事件，甚至是古元古代华北克拉通伸展-裂解事件起始的标志［20］。区域上，熊耳群底部大古石组碎屑岩出露范围较小，而且厚度变化大，目前研究基础极为薄弱，虽然河南省地质二队厘定了大古石组的地层学特征并初步分析了沉积相［21］。赵太平等［22］指出熊耳群底部的大古石组沉积相直接反映了熊耳群初期喷发的地质环境，然而目前并不清楚熊耳群火山喷发时的沉积环境究竟是以陆相为主，还是由陆相过渡到滨海-浅海相；徐勇航等［8］对济源北部邵原镇大古石组岩性及地球化学特征进行了初步分析，认为大古石组发育于被动大陆边缘环境，在元古代末华北克拉通伸展-裂解的背景下快速堆积形成，底部碎屑岩的岩性和地球化学特征指示其具有河流-湖泊相特征，但这似乎与前人研究得出的熊耳群火山岩形成于活动陆台边缘浅海或滨浅海条件的结论相冲突［23-24］。从这个意义上看，对大古石组岩性和沉积环境的分析不仅涉及到熊耳群火山喷发环境的确定，而且更深层次地影响着华北南缘伸展-裂解事件的研究。基于此，以大古石组下段为研究对象，通过野外剖面实测和实验室分析，探讨其古环境及变化特征，尝试为华北克拉通裂解及演化过程提供新的证据和支撑。

1 地质概况及剖面特征

1.1 研究区地质概况

熊耳群火山岩广泛发育于华北克拉通南部，其下部不整合于太古宙、古元古代的结晶基底，是华北克拉通结晶基底形成之后规模最大、涉及范围最广的岩浆岩产物［15］，标志着华北克拉通南部盖层发育的开始［21］。其上发育了一套中、新元古代陆源碎屑岩、碳酸盐岩及冰碛岩盖层，包括了熊耳群及之上的汝阳群-洛峪口群、官道口群和栾川群［21，25-26］。熊耳群下部的大古石组在华北南缘出露较少，主要分布于豫西济源市邵原镇和洛阳栾川县一带，在山西省垣曲县东部和河南省洛宁县、汝州市等地大古石组也有零星出露［8］，其典型剖面位于河南省济源市邵原镇内，连续分布于黄背角—铜罗—小沟背一带（图1（a）和（b））。研究区内出露丰富的地层信息，包括太古界林山群（Arln）、铁山河群（Pt1ts）、双房岩组（Pt1ts）、中元古界大古石组（Pt1d）、许山组（Pt1x）。其中，大古石组碎屑岩角度不整合于古元古界双房岩黑云石英片岩之上，上部被许山组安山岩覆盖（图1（c）），虽然出露范围较窄，但区域内连续分布，构造相对简单，岩性特征和沉积构造典型，这也是大古石组被发现和命名的标准剖面。因此，本文选择以邵原镇北部的黄角背剖面为研究对象，通过系统野外和实验室观测探讨其沉积环境。

图1 研究区地质简图（据文献［8］修改）Fig.1 Geological sketch map of the study area（modified by［8］）

1.2 剖面特征

所测剖面位于黄楝树村黄背角，区域内大古石组出露完整，岩层接触关系清晰，沉积现象较为典型，该组主要为一套陆源碎屑岩沉积，具体描述如下

2 大古石组下段岩性特征分析

2.1 岩性特征

济源黄背角地区大古石组沉积总厚度为133.2 m，其中下段厚度为32.1 m。下段岩性主要为灰绿色／灰白色砂岩、含砾砂岩和紫红色中-细粒砂岩。自下而上，大古石组下段岩性呈现明显的二元结构，下部为灰绿色／灰白色厚-中厚层长石石英砂岩，向上变细为紫红色薄层中-细粒砂岩夹泥岩沉积，为典型河流相的发育特征（图2）。以灰白色厚层中粒砂岩为界，可以将大古石组下段岩层分为两部分：下段底部为中厚-厚层含砾砂岩，与下伏双房岩组片岩呈不整合接触，向上粒度变细，其上覆盖灰白色中厚层中-细粒泥质砂岩、灰黑色厚层中-细粒砂岩和中-细粒砂岩，多发育楔状交错层理、槽状交错层理和平行层理，整体厚度约18.4 m，占大古石组下段厚度的57%；上部以厚-巨厚层中粒砂岩为底界，其上多为白色薄层中-粗粒砂岩层、细粒砂岩与砂质泥岩互层、中-粗粒砂岩层和中细粒砂岩与泥岩互层，厚度为13.7 m，垂向呈现正粒序，多发育大型交错层理、平行层理和水平层理。整体上，下部岩层以砂岩夹薄层砂质泥岩为主，而上部多以镜下薄片显示，层内砂岩矿物成分复杂，以长石和石英为主，含大量岩屑，杂基支撑，硅质胶结，长石蚀变严重，云母在不同段内含量变化较大，在中段和上段较下段含量高（图3）。

图2 大古石组下段岩性及沉积构造柱状图Fig.2 Columnar diagram of lithology and sedimentary structure of the lower segment in Dagushi formation

图3 大古石组下段砂岩矿物观测及形态显微镜照片Fig.3 Observation and microscopic photos of sandstone in the lower segment of Dagushi Formation

2.2 粒度参数特征

沉积岩的粒度特征受搬运和沉积过程控制和影响，是沉积环境的客观反映［27］。由于对风化物质搬运方式的不同，沉积物的运移过程可分为推移、跃移和悬移3种，不同沉积环境中搬运方式的作用比例不同，因此沉积物粒度粗细比例也不同。基于此，沉积物粒度参数常被作为判别沉积岩形成时水动力条件和沉积环境判别的良好指标［7］。

对大古石组下段稳定砂岩自下而上逐级取样，共采集样品15块，选取其中的6块进行粒度特征和概率累计曲线分析，取样位置如图2所示。岩石的粒度分析依据《碎屑岩粒度分析方法》（SY／T 5434-1999）采用薄片法进行，试验在河南省生物遗迹与成矿过程重点实验室完成。按照SY／T 5434-1999中图像法的步骤，利用ZEISS偏光显微镜Axioskop 40选择代表性区域进行粒度测量，为减少操作误差，每个薄片测定颗粒个数不少于500个，利用筛析校正方程校正后计算出（式中ΦS为校正后的颗粒直径，Φ 值；Φb为颗粒的视觉长直径，Φ 值）平均粒径（MZ）、分选系数（标准偏差σ1）、偏度（SK1）和峰度（KG）等粒度参数。计算结果如表1所示。

计算结果显示，样品的平均粒径介于（1.22～2.49）Φ，自下而上粒度呈现逐渐减小的趋势，说明水动力在垂向上递减。分选性介于（0.66～1.01）Φ，依据福克和沃德（1957）对沉积物程度分选性的划分，除样品DGS-05外，其余样品均在较好和中等之间。结合GDS-01砾岩的沉积特性，大古石组下段岩性整体分选性在垂向上由较差向较好变化，可以细分为3个旋回，垂向上表现为较差-中等-较好、较差-较好、中等-较好等3个旋回，这与河流相呈现的二元结构具有数据性上的一致性，表明纵向上水动力条件逐渐稳定，砂岩粒度逐渐减小。测试样品偏度显示1个负偏态（－0.3～－0.1），无正偏态（＋0.3～＋1），绝大部分偏度近于对称（－0.1～＋0.1）（表1）。峰度多呈中等（正态）分布，DGS-03，DGS-05，DGS-07和DGS-10呈现双峰（图4）。样品的偏度分布反映出沉积粒度，一般认为，海滩和河流沉积多以对称偏度为主，沉积物以细粒度为主时表现为负偏态，粗颗粒总体占优时表现为正偏态，若悬浮物总体占绝对优势时曲线呈尖峰分布［7，28］。河道沉积因悬浮物被携带至下游，沉积物一般以粗粒为主，呈现正偏态，河流泛滥平原沉积物以悬浮物沉积为主，呈负偏态。大古石组下段砂岩总体以粗粒、中粗粒至细粒沉积的正粒序变化为主，所测得的岩石粒度参数显示底部砾岩以负偏态为主，向上转为正偏态，具有典型的向上变细层序；垂向上，砂岩的分选程度由中等变好，泥岩层和粉砂岩含量逐渐增高（表1和图4）。

表1 大古石组下段岩石粒度特征Tab.1 Rock grain size characteristics of the lower segment in Dagushi Formation

2.3 概率累积曲线特征

G.S.Visher［29］经过大量统计发现，沉积物中不同组分的颗粒都应该符合正态分布，每个正态分布概率累积曲线都应是一条直线，不同种类的沉积岩，其概率累计曲线的线段数目、线段间截点位置以及线段斜率的性质各有差异，以此可以反映不同的沉积环境。众多学者在世界范围内对此进行了大量的实践和运用，逐渐证明其作为沉积环境判别参数的准确性［7］。本文选择典型砂岩样品，自下而上共获得7个样品进行概率累计曲线分析（图4），与此同时下段顶部的紫红色中-细粒砂岩也被对比，以此分析下部沉积段与上部沉积的连续过程。

图4 岩石粒度分析曲线Fig.4 Rock grain size analysis curves

根据大古石组下段岩性变化，将其分为3个旋回，概率累计曲线在不同旋回段内呈现特征不同：（1）底部旋回段以样品DGS-02和GDS-03为代表，概率累计曲线的斜率均大于45°，由DGS-02的近直线型向GDS-03的三段式过度，有分段不明显，滚动、跳跃和悬浮，组分无明显区分的粗颗粒沉积（DGS-02），向滚动和跳跃为主，分选较差的中-细粒砂岩沉积发育（DGS-03），其中滚动和跳跃比例超过80%，为典型河道沉积特征，垂向变化暗示出水动力条件有逐渐减弱的趋势；（2）中部旋回段以DGS-04和DGS-06为代表，均表现为两段式，其中滚动和悬浮的成分比例界限介于（2～3）Φ，但是概率累计曲线与Y轴的交截点大于下部旋回段。其中，DGS-04下部滚动段曲线的总体斜率约为45°，与悬浮总体的交切点在2.5Φ，悬浮粒度范围较宽；DGS-06中跳跃总体斜率约为35°，分选中等，与悬浮总体的交切点在3Φ，搬运粒径范围宽广，悬浮段斜率约为30°，分选较好，这一垂向变化表明沉积的分选性逐渐变好，细粒沉积物的宽度逐渐变小，水动力条件逐渐变弱；（3）上部旋回段以DGS-09为代表，累计概率曲线与下部旋回类似，同样呈现为两段式，其中滚动总体斜率约为40°，比例超过80%，悬浮总体斜率接近0°，暗示出较差的分选性，并指示较短的搬运距离。应该注意的是，在大古石组下段顶部的DGS-10下段沉积有明显的不同，下部滚动曲线斜率均大于45°，但是滚动总体和悬浮总体交切点在1.5Φ，跳跃搬运的比例明显增加并显示出较高的粒度范围，且具有比下部更好的分选性。

3 沉积相分析

结合野外剖面及实验室镜下观测和岩性岩相分析，认为黄角背大古石组下段沉积相属于曲流河相。

3.1 河床亚相

该沉积相分布在大古石组下段底部，不整合于双房岩组变质片岩之上，结合岩石特征及沉积构造在河床亚相中进一步识别出河床滞留沉积和边滩沉积微相。

（1）河床滞留沉积微相。由于河流的选择性搬运过程，河流内悬浮态颗粒容易被水流带走，砾石及粗粒沉积物在河床滞留，这为判断河床滞留沉积提供了证据。大古石组底部河床滞留相砾岩厚度较薄，约为0.5 m，主要以中粗砾岩为主，砾岩颗粒直径为3～5 mm，成层分布，分选中等，磨圆度中等，圆度变化较大，主要呈现次棱角-次圆状，砾岩成分较为复杂（图4中DGS-02），混杂堆积，主要以石英砾为主，偶见砾石堆叠呈叠瓦状分布。砾岩层单层厚度为5～10 mm（图5（a）），自底部向上砾石粒径逐渐变小，逐渐与粗砂岩-砾岩接近。

图5 大古石组下段河床亚相野外照片Fig.5 Field photos of riverbed sedimentary subfacies of the lower segment in Dagushi formation

（2）边滩沉积微相。边滩是河流侧向迁移和加积的结果，在大古石组下段识别出两层边滩沉积微相，主要分布在底部和顶部。大古石组下段底部的边滩沉积微相岩性主要以中-粗粒砂岩为主，厚度约为7.0 m，岩石成分较为复杂，以石英、长石为主，孔隙式胶结，磨圆度中等，沉积概率曲线显示出多种搬运方式（图4中DGS-03）。垂向上呈正粒序，层内大型砂岩透镜体发育，在层内可见的板状交错层理（图5（b））、冲刷面构造（图5（c））、槽状交错层理（图5（d），（e））和楔状交错层理（图5（（f））。大古石组下段顶部边滩沉积主要分布在沙泥互层段顶部，厚度约为3.0 m，主要以灰白色，厚-巨厚层中粒砂岩为主，镜下矿物成分以石英为主（约为60%），长石（约为20%）和云母较少（约为10%），成分成熟度低（图3（e）），孔隙式胶结，磨圆度中等；粒度参数显示平均粒径为1.73Φ，分选性中等，搬运方式以滚动为主，粒度范围较宽（0～4Φ），悬移段粒度较为集中（图4中DGS-09），垂向上同样显示出正粒序特征，层内发育了大型交错层理（图5（g））、平行层理（图5（h））和板状交错层理（图5（i））。

3.2 堤岸亚相

大古石组下段堤岸亚相主要由天然堤沉积微相组成，主要叠置于下部的边滩沉积微相之上。整体岩层以灰白色薄层砂岩夹泥岩形成的泥砂互层段为主（图6（a）），泥岩层厚10～30 cm，砂岩厚20～40 cm。砂岩主要以细粒长石石英砂岩为主，局部层长石含量较高，砂岩直径介于0.01～0.9 mm，其中小于0.6 mm的比例占90%，累积概率曲线显示砂岩层滚动和悬移截切于2.5Φ，暗示出较好的分选性（0.66Φ）（图4中DGS-04、06和表1），层内可见清晰的平行层理（图6（b））和交错层理（图6（c）～（e）），局部偶见冲刷构造（图6（f））。层内砂岩层发育并不稳定，可见变薄尖灭现象，砂岩顶部为灰白色薄层泥岩覆盖，厚度约为25 cm。

3.3 河漫亚相

大古石组下段的河漫亚相以河漫滩沉积微相为主，分布在下段顶部，以薄-中层紫红色中细粒砂岩和粉砂质泥岩互层发育为标志，下部岩层颜色灰绿色，上部岩层颜色紫红色（图7（a）和（b））。砂岩内矿物以石英、长石和岩屑为主，基底式胶结，下部分选较差，向上变好（0.71Φ），上部砂岩的累积概率曲线中滚动和悬移截切于1.5Φ（图4DGS-10），显示出较窄的粒度搬运范围。砂岩厚度10～30 cm，并向上减薄，泥岩厚度30～40 cm，向上变厚。垂向上，岩石粒度逐渐变细，纵向剖面上砂岩体横向延伸不远，肉眼可见尖灭，层内可见水平层理和微小的交错纹层，纹层厚度小于0.5 cm，以上特征均反映出水动力条件逐渐减弱的特征。

图7 大古石组下段底部河漫亚相沉积相野外照片Fig.7 Field photos of the subfacies in the flood sediments of the lower segment in Dagushi Formation

4 沉积环境演化特征

徐勇航等［8］研究发现，熊耳群底部的大古石组碎屑岩形成于被动大陆边缘环境，自下而上发育了河流-湖泊-河流相沉积，与中元古代被动大陆边缘的裂谷环境形成有关。大古石组下段的河相沉积环境发育于克拉通裂解初期，是元古代华北克拉通伸展-裂解事件的开始。大古石组下段沉积主要以砂岩占主导，向上则变为砂泥互层，且泥岩厚度不断增加。结合野外和显微镜下岩性观测，发现大古石组下段具有下粗上细的岩石结构特征，是典型河流沉积的“二元结构”，这与前人的研究结论一致［8］。但进一步分析发现，大古石组底部以河床亚相向上变化为堤岸亚相和河漫亚相，碎屑物由中-粗粒砂岩、中-细粒砂岩向细粒砂岩和泥岩转变，磨圆度和分选性由差变好，岩石成分与基底岩性保持一致，沉积物则主要来源于太古宙林山群和古元古宙铁山河群和双房岩群。

华北克拉通在18 Ga至新元古代经历了多期、持续的裂谷发育［30］，华北克拉通南缘熊耳拗拉裂谷是发育在构造伸展背景下的大陆伸展破裂事件，响应了中元古代哥伦比亚超大陆的裂解过程。在此裂解过程中华北南缘的垣曲县—济源市和洛宁市—栾川县—汝州市一带率先发生沉降，接受了碎屑岩沉积，形成了大古石组，后期在全区域内发生了大规模、连续的火山运动，继而发育了巨厚的熊耳群火山岩，这与被动大陆裂解初期形成的裂谷过程一致。在济源大古石组下段的快速沉积过程中，初期形成曲流河相，发育以砂岩沉积为主的河床、边滩沉积，形成下部厚层-中厚层的砂岩沉积；后期水动力条件逐渐变弱，水体转深并发育以砂泥交互层为主的堤岸和河漫滩沉积，向上转化为泥岩为主的湖泊相沉积，这一垂向变化是地壳开始裂解并持续下沉的开始。赵太平等［31］指出熊耳群底部的大古石组、不整合覆盖于熊耳群之上的高山河组和小沟背组都是砾岩和杂砂岩沉积，表明在熊耳火山岩喷发前后，华北南缘发生了多期区域性的构造升降运动，而大古石组是则是古元古代以来发生的第一次区域降，并予以区分出下部古元古界双房岩组的变质岩基底和上部未变质的中元古界熊耳群，是划分华北克拉通结晶基底上最早期、未变质的稳定沉积的标志，这也实际指示了古／中元古代的分界线，这一年龄可能在18—17.6 Ga［32］，这比国际上标定的古／中元古代的分界年龄提早了2 Ga。