河北省滦县地区晚太古代盆地的古构造环境及成因探讨

河北省滦县地区晚太古代盆地的古构造环境及成因探讨

元县地区包括元县、福宁、福隆地区和卢龙地区。它是中国东部地震勘探的主要矿区之一。在变质岩系原岩建造特征研究的基础上,本文根据火山岩岩石化学、磁铁矿氧同位素等方面的资料,初步探讨了滦县晚太古代盆地的古构造环境以及磁铁石英岩中主要金属矿物磁铁矿的原生沉积物的性质。从矿物相、岩相、含铁建造组构和层状特征等方面推断成铁盆地的地球化学环境。一、变质岩系的恢复区内滦县群地层分布广泛,同位素地质年龄约20～26亿年,属晚太古代。该群底部以斜长角闪岩为主;下部主要由角闪变粒岩组成,间夹斜长角闪岩等;中部以黑云变粒岩为主,靠上夹数层磁铁石英岩薄层;上部为含闪石的磁铁石英岩,夹有黑云变粒岩、钾长变粒岩等,是本区最重要的含矿层位;预部岩性变化较大,主要为钾长变粒岩、石英片岩等,局部发育大理岩,靠下夹薄层磁铁石英岩。变质程度较浅,属绿片岩～角闪岩相。在研究地质产状、岩石共生组合及岩相学标志的基础上,处理了139组岩石化学分析资料。利用A.西蒙南的(al+fm)-(c+alk)对Si、B·莫依纳的(Al+Fe+Ti)对(Ca+Mg)和密德莫斯特等图解以及二组判别分析等数理统计方法恢复变质岩系的原岩。根据地层层序及原岩恢复结果,原岩建造的特征是,底部以基性(玄武质)火山凝灰岩为主;下部主要为中基性(玄武安山质)火山凝灰岩间夹基性火山凝灰岩等;中部则出现中酸性(英安质)火山凝灰岩,靠上夹数层铁硅质岩薄层;上部是铁硅质岩,夹中酸性火山凝灰岩,凝灰质沉积岩等;顶部主要为凝灰质沉积岩,局部发育碳酸盐岩,靠下夹薄层铁硅质岩。整个层序反映了一个较完整的火山喷发沉积旋回,自下而上火山作用逐渐减弱,沉积作用逐渐增强,由以基性火山岩为主发展到以凝灰质沉积岩为主,铁硅质岩则位于火山凝灰岩向凝灰质沉积岩过渡的部位。二、古岛弧—晚太古代构造环境本区火山岩建造里特曼指数为1.99～2.49,皮科克指数为56.5,属非碱性岩系。在FeO*/MgO对SiO2(图1)和FeO*/MgO对FeO*(图2)图上,基性火山岩主要分布在拉斑玄武岩区(TH),中酸性火山岩主要分布在钙碱性火山岩区(CA)。显然,与许多太古代火山岩一样,滦县地区晚太古代火山岩组合是拉斑玄武岩及钙碱性火山岩的混合体,其中以钙碱性火山岩占优势。一般认为,大洋中脊和深海洋通常没有或缺乏中酸性火山岩(角斑岩、石英角斑岩除外),而中性及中酸性火山岩一般多产在岛弧区及贝尼奥夫带的上面。本区中酸性火山岩为偏碱性英安质凝灰岩而非角斑岩等。基性火山岩中有部分属岛弧拉斑玄武岩。故可推断本区晚太古代为岛弧环境。都城秋穗认为,虽然TH和CA系列可出现在不同的构造背景,TH系列可出现在所有的构造背景,如大洋中脊、边缘海、某些洋岛、岛弧、活动大陆边缘和稳定大陆；CA系列则主要出现在岛弧和活动大陆边缘。但是,它们的“规律组合”却是岛弧火山岩的特征。初始岛弧只有TH系列,幼年岛弧主要由TH系列组成,成熟岛弧则由TH+CA系列火山岩组成。从层序上看,本区上太古界底部以TH系列为主,发育洋脊深海拉斑玄武岩及部分岛弧拉斑玄武岩。中、上部以CA系列为主,随着岛强弧的发育,CA系列增加TH系列减少以致完全被CA系列所取代,表现了一个典型的岛弧渐进演化过程。铁硅质建造则形成于岛弧渐进演化过程的末了。从空间分布上看,TH系列火山岩主要分布在滦县盆地的北部,CA系列火山岩则广布于盆地的南部。区内陆源沉积岩很少,且多见于铁硅质建造上部及其上覆岩层,同时岩浆活动也很微弱,仅发育少量基性岩脉。综上所述,滦县盆地当时应处于远离陆块的岛弧的外缘,盆地的北侧是靠近深海沟的洋底环境,盆地的其他地区则位于火山岛弧外缘的海下部位。总之,属于一种岛弧—海沟间隙构造环境。在A·M·吉德温的地壳理想图(图3)中,岛弧外缘确是一套玄武岩和英安质、安山质火山岩组合。火山岩的地球化学特征还可提供关于构造环境较详细的资料。现代弧沟系火山岩岩石化学成分和震源深度的对比研究表明,岛弧火山岩中碱金属含量与震源深度(贝尼奥夫带)密切相关。碱金属的含量随震源深度的增加而有规律地增加。据此确定已绝迹的古火山弧下面贝尼奥夫带的深度、走向、倾向,从而推测深海沟的原始位置。从图4可见,绝大多数投影点分布在120～250公里之间,平均深度约200公里,与康迪(Condie,1973)方程(贝尼奥夫带深度=89.3K2O-14.3)所算的平均深度基本一致。结合张兆忠等推测的消减带之倾角及古海沟(大致在多伦一桦甸一线,与现在的“内蒙地轴”北缘深断裂相吻合)的位置,图解得出当时的古火山弧大致在滦县以南100多公里,呈NE77°方向延伸。与成矿物质来自远源火山活动的结论一致。弧沟系处于近南北向挤压应力为主的构造环境,这正是滦县盆地呈NEE—SWW向长条形,区内早期构造线方向近东西延展的原因所在。滦县盆地所处的弧沟间隙构造环境模式如图5所示。弧沟间隙由一系列盆地和隆起构成。滦县盆地就是其中之一。盆地内并非所有部位都可成矿,矿层的断续分布及其厚度的剧变就是佐证。研究表明,有利成矿部位往往是那些半封闭性的次级小盆地,即所谓的“成铁盆地”。三、铁盆地的地球化学环境磁铁矿还原沉积物氧同位素组成与岩石学因素原生沉积物可指示沉积时的物理化学环境。由于磁铁石英岩是变质作用的产物,因些,不能凭借现存矿物直接推测沉积当时的物化环境,必须首先查明磁铁石英岩的,尤其是作为最主要的金属矿物一磁铁矿的原生沉积物的性质。据认为,磁铁石英岩中磁铁矿可能有三种成因:1.从胶体溶液中沉淀的原始沉积物是氢氧化铁,经脱水形成赤铁矿,磁铁矿则是赤铁矿在成岩作用或变质作用过程中的还原产物;2.从离子溶液中沉淀的原始沉积物是菱铁矿,在稍氧化环境下,菱铁矿经变质作用形成磁铁矿;3.磁铁矿和赤铁矿都被认为是原生沉积的或是成岩作用的产物。究竟是磁铁矿还是赤铁矿,主要取决于沉积时的Eh、pH、Pco2等物理化学条件。而且在变质作用条件下,它们没有本质变化。菱铁矿在稍氧化条件下经变质作用将形成石墨和磁铁矿的组合。但区内含铁岩系至今未发现石墨和磁铁矿组合,这就排除了磁铁矿是由菱铁矿转变而成的可能性,说明磁铁矿的原生沉积物不是菱铁矿。那么,磁铁矿的原生沉积物是赤铁矿还是磁铁矿呢?同位素地球化学提供了解决这问题的途径。研究成果表明,不同成因类型磁铁矿的δO18(以下用表示)是不同的。原生沉积的为+1.3～+6.8‰;由铁碳酸盐分解形成的较高,达+11.2‰;由赤铁矿还原形成的磁铁矿与原生沉积的赤铁矿相比,其δO18要低。根据磁铁石英岩中磁铁矿的氧同位素组成推论其原生沉积物氧同位素组成之前,需查明磁铁矿的原生沉积物形成后,在区域变质作用条件下,氧同位素分镏的程度问题。一般地说,自然界可测出的明显的同泣素分馏现象主要是化学交换过程与生物作用等引起的,其它因素所造成的氧同位素分馏极其微小,只起附加和次要的作用。从表1可见,本区相对变化较大,变化范围在—1.3～+7.35‰之间,变化总幅度达8.65%。司家营南矿区S—311五个样品平均值为+6,41‰,司家营北矿区N10199七个样品的平均值为+4.27‰,两地相差2.41‰,反映东水平方向上变化不小,垂直方向即同一钻孔不同深度样品δO的差异也不小,平均变化围约2.44‰,最大者达4.56‰。这种差异甚至在数米范围内部有所反映,例如CK283孔6、7两个样品,相距仅七米,但其δO竟相差3.51‰。类似情况也见于国外某些矿区,如苏联克里沃罗格和库尔斯克的δO在不太大的距离内变化范围也很大,前者达5～12‰,后者为4.6‰。的这种变化说明,在变质作用过程中缺乏氧同位素交换的平衡,在遭受变质的岩石和大量氧同位素储存之间几乎没有联系。区域变质过程中一般与外部贮氧库,尤其是外部水贮存发生氧同位素交换。费尔霍根等认为,变质岩的氧同位素组成能很好地指示外界水影响母体沉积岩或火成岩原始组成的程度。R.H·贝克等指出,与其说含铁建造的最终平衡是在深部水—岩石比很低的基本封闭的体系中发生的,毋宁说是通过与外界的大型氧贮体进行同位素交换的结果,这种氧贮体可能是大气降水或地表水补给的。本区含矿岩系主要是黑云变粒岩或钾长变粒岩。它们不但是矿层的顶底板围岩,而且在矿层内与磁铁石英岩呈互层交替出现。组成岩矿石的矿物粒度均很细小,颗粒间紧密镶嵌,不利于流体的流动,使流体不可能在矿层中大量集中,阻碍了矿物与外部水发生同位素交换。区内风化淋滤作用微弱,仅发育于浅部或破碎带附近,热液蚀变也很微弱,皆为流体活动微弱的佐证。至于生物作用的影响,由于迄今为止区内尚未发现有大量生物活动的迹象,故生物作用引起氧同位素分馏的可能性不大。本区具有单峰对称正态分布的特点(图6),这种分布属于一种简单分布,即单一成因总体构成的统计分布,似乎表明磁铁矿具有以某种单一成为主的特征。初看起来,这和实际情况相矛盾,因为观今所见的前震旦纪磁铁石英岩曾经历原生沉积和后期期变质两个主要阶段,是两种成矿作用的综合产物。理论上,这样的磁铁矿同位素组成分布一般不可能是单峰对称正态分布,很可能是多峰非正态的。笔者认为,呈单峰对称正态分布,恰好说明磁铁矿的原生沉积物形成以后,虽经区域变质作用,但是:磁铁矿的氧同位素数值没有发生本质变化,仍保留了原有氧同位素组成特征。综上所述,在区域变质作用过程中,本区磁铁石什英岩中磁铁矿氧同位素分馏不显著,没有或者很少发生变化,即使有变化,其波范围也很窄小,基本上保留了原生沉积物的氧同位素组成,总之,的差异是由原生沉积物的氧同位素值所决定的。因此磁铁石英岩中磁铁矿的原生沉积物的氧同位素值也应是-1。3～+7.35‰左右。据统计,59个样品的平均值μ=14.7‰,均方差σ=1.61‰。在+1.3～6.8‰之间的有54个约占92%,该值与原生沉积的磁铁矿,赤铁矿的δO18值一致。根据氧同位素分馏,一般情况下,氧化使O18增加,还原使O18减少,因此,由赤铁矿还原形成的磁铁矿要比赤铁矿贫O18,即δO18要低于+1.3～+6.8‰,故本区磁铁矿的原生沉积物也不可能是赤铁矿。本区与国内外某些前震旦纪磁铁石英岩磁铁矿氧同位素组成相似(表2),大多集中在0～+7‰之间,据认为这些矿床的磁铁矿多是原生沉积的。综上所述,并结合矿物共生组合、磁铁矿的标型化学成分、变质作用过程中氧呈惰性(缓冲)组分的规律、前寒武纪大气圈、水圈贫氧特点等方面的论证,我们认为本区磁铁石英岩中磁铁矿的原生沉积物是磁铁矿。铁矿石特征原生沉积物形成时的地球化学环境是控制含铁建造成生的主要因素之一。由于本区含铁岩系所遭受的变质作用和构造变形均较强烈,而且缺乏现代形成的条带状铁硅质沉积物,没有完整的现代模式可用于建立起决定铁硅质沉积物形成时的地质参数,从而使复原铁硅质沉积物沉积时地球化学环境的工作复杂化。我们从以下几方面对环境问题加以探讨。1.矿物相通过含铁建造的矿物成份及其组合特征,不同元素的氧化还原状态可判断沉积环境的地球化学特点。铁是变价元素,自然界有Fe2+和Fe3+两种离子存在,由于介质物理化学条件不同,铁在沉积时可形成不同的矿物。本区原生矿物组合是石英、磁铁矿和铁的硅酸盐。以氧化物相为主,硅酸盐相为次。从铁矿物的稳定范围(图7)看出,在很强和较强的氧化环境下,唯一稳定的是赤铁矿;在还原环境中,稳定矿物可以是黄铁矿、磁铁矿与菱铁矿,溶解硫与溶解CO2的总浓度控制着它们稳定场的消长。在高∑CO2与低∑S的条件下,菱铁矿有着较宽的稳定场。磁铁矿则在碱性(pH≥9),还原性(Eh=0.2～0.8)及CO2分压低的环境下形成。2.岩相一定的岩相特点,反映其形成时的地质特点、物理化学环境和演变过程。变火山岩是滦县群的主要组成部分,含铁建造与火山岩建造在时间上、空间上、物质成分上有着密切的成因联系,因此,通过火山岩的岩相特征可指示含铁建造形成时的地球化学环境。据报道,火山岩石氧化指数Fe2+/(Fe3++Fe2+)≤0.40的为海相成因火山岩。区内各火山岩平均氧化指数皆小于0.40。变质建造粒度细小均匀,一般为0.0n～0.3mm,若排除变质重结晶作用,原岩建造粒度就更显微小。岩石中未见残留的气孔、杏仁状构造。另外,铁矿石中锗的含量较高,为0.0004%,锗聚集局部增多是水下火山活动的结果,反映了远源海相火山沉积的环境。3.含铁建造的组构特点黑白相间分布之条带状构造是本区铁矿石最显著的特征之一。它们是矿物组分或含量比的变化引起的。由于每矿物只在一定的物理化学环境下才稳定,所以条带的更替反映了成铁盆地物理化学环境的周期性交替变化。条带多以细纹状、条纹状为主,条带较平直,相互间近于平行,连续性较好,延伸较远,这些都表明铁硅质沉积物的沉积是在相对深水环境下进行的。因为深部水层物对平静,有利于这种条带形成。4.含铁建造层状特征要形成一个相当规模的矿床需要在较长的地质时期间隔内有一稳定的矿质聚集环境。含铁建造赋存于中酸性凝灰岩之上,形成于火山喷发的末了,说明含铁建造形成于构造环境相对稳定的阶段。然而稳定是相对的,动荡则是绝对的,稳定之中包含着不稳定。本区含铁建造分上、中、下三个含铁段。中部含铁段呈厚层状且夹层很少,表明成铁盆地当时是稳定下沉的环境,几乎没有火山喷发活动的干扰;而上、下