河北秦皇島柳江盆地新元古界海綠石礦物特征與形成環境研究
——以雞冠山長龍山組為例

褚慶忠, 猶遵艷, 林景昱, 張宏遠, 韓森偉, 高文龍, M. K. HAMZA ISSA

燕山大學車輛與能源學院, 河北秦皇島 066004

20世紀90年代以來, 國內外許多學者對海綠石的發育環境(Amorosi et al., 1995; Harris and Whiting, 2000; 湯冬杰等, 2016)、地球化學及巖石學、礦物學特征及其形成溫度、鹽度、pH值(李東明等, 1996)、水深等因素進行了深入研究, 甚至華北地區石盒子群中海綠石的來源及成因一度成為學者們關注的熱點(李增學等, 2016), 這些研究取得了一些可喜的成果。但還有些問題存在爭議, 尚需進一步開展研究。一般認為, 海綠石是典型的海相沉積自生礦物, 原地海綠石是“慢速、弱還原、較深水環境”的典型指相礦物之一, 是海侵相的產物, 含海綠石的地層在淺海沉積中常被作為海侵時期“凝縮段”及其相關沉積的識別標志之一(陳淑慧等, 2014)。不同時代不同地區沉積層內海綠石的分布不同, 而且成因和類型也不同, 這一點對沉積環境的分析來說十分重要(王俊濤等, 2011)。秦皇島柳江盆地雞冠山(圖 1)發育一套新元古代濱淺海相沉積地層, 也是秦皇島地區最古老的沉積巖, 該區海綠石豐度較大, 可以為海綠石特征研究提供很好的樣本。本文根據不同沉積環境下海綠石的產出特征, 來對比分析長龍山組海綠石形成時所處的環境, 并通過分析判斷海綠石與水深的關系, 這對海綠石特征與形成環境的研究有指示意義。

圖1 柳江盆地雞冠山一帶地質簡圖(據謝啟紅和邵先杰, 2016)Fig. 1 Geological map of Jiguanshan area in Liujiang Basin (after XIE and SHAO, 2016)

1 長龍山組大地構造演化和沉積環境

柳江盆地的地層屬于華北型地層, 新太古代末期(2486—2552 Ma)發生了大規模巖漿侵入, 形成了大面積分布的花崗巖, 大部分花崗巖受區域變質作用, 轉變為新太古界花崗片麻巖, 是本區最古老的巖石, 構成盆地的古老基底(邵先杰等,2017)。

呂梁運動后, 華北地臺進入一個相對穩定時期。初期地臺邊緣部位斷裂活動仍然比較強烈, 地臺北部出現呈北東方向延伸的燕遼裂陷槽, 開始沉積長城系、薊縣系和青白口系(邵先杰等, 2017; 李曉波等, 2020)。

在晚元古代早期, 華北地臺由于邊緣凹陷整體下降, 北部陸表海不斷擴大, 青白口時期該區已經成為陸表海的一部分。青白口系(Pt3Qb)距今有800～1000 Ma的歷史(林建平等, 2015), 堆積了長龍山組濱海相碎屑巖和淺海相泥灰巖。根據長龍山組的地球化學特征, Sr與Ba的比值變化, 表明長龍山組是有河流參與的潮汐及波浪影響的濱淺海沉積環境。開始海侵后, 隨著海侵范圍的逐漸擴大, 柳江盆地地區接受沉積, 逐漸發育淺水陸棚相沉積。在長龍山組沉積期, 沉積物的供應明顯減弱, 形成了豐富的海綠石細砂巖、粉砂巖, 隨著海退波浪作用增強, 發育了進積型淺水陸棚及海灘相組合, 形成了向上變粗的沉積序列(王立峰等, 2000)。

長龍山組地層中的海綠石含量比較高。向上逐漸過渡為灰綠色泥巖和薄層白云質灰巖地層, 即景兒峪組(王興, 2018)。據筆者野外露頭觀察, 該區長龍山組和景兒峪組下部均發育有海綠石, 判定景兒峪組和長龍山組整合接觸, 根據野外實測得到該區巖性及其沉積構造等相關數據, 繪制柱狀圖(圖 2)。

圖2 長龍山組沉積柱狀圖Fig. 2 The sedimentary histogram of Changlongshan Formation

砂巖由下到上呈旋回變化, 所發育的地層厚度不一, 且分別發育了不同的層理。長龍山組下部為低水位體系域, 海水緩慢上升時形成的海岸平原沉積, 向上水體逐漸加深時形成的海岸平原沉積(劉振鋒和鄭桂森, 1994)。

2 海綠石礦物分布特征

本區長龍山組根據顆粒大小分為: 礫巖、含礫粗砂巖、粗砂巖、中砂巖、細砂巖、粉砂巖、粉砂質泥巖。礫巖和含礫粗砂巖分布于長龍山組底部,向上為粗砂巖、中砂巖、細砂巖、粉砂巖旋回分布,海綠石呈顆粒狀和浸染狀分布于石英砂巖中。通過觀察發現本區海綠石的分布具有以下3個方面的特征: (1)海綠石在本區各層中的分布存在差異, 存在一個明顯的富集區; (2)該組分可劃分5個沉積單元,每個沉積單元中海綠石的分布不一; (3)海綠石數量在不同顆粒大小的砂巖中的分布存在著明顯的線性關系, 即砂巖顆粒越大海綠石含量分布越少, 顆粒越小海綠石含量分布越多。

2.1 海綠石在每層砂巖中的宏觀分布特征

根據采樣觀察發現, 并不是每一層砂巖都含有海綠石, 海綠石僅分布在部分砂巖中(表1)。從長龍山組底部至頂部, 不同顆粒的砂巖循環分布, 且海綠石在每個循環中的分布不一樣。海綠石在底部砂巖中沒有分布, 在中下部和中部零星分布, 集中分布在長龍山組上部, 該層位中海綠石在砂巖中的分布最高可達50%(圖3)。

表1 放大鏡下海綠石在不同層位中的百分比Table 1 The percentage of glauconite in different horizons under a magnifying glass

圖3 海綠石在長龍山組各層砂巖中的分布Fig. 3 Distribution of glauconite in sandstone of Changlongshan Formation

2.2 長龍山組沉積序列分類

長龍山組海綠石主要發育于含海綠石粉砂巖中。在上元古界海平面變化的背景下, 長龍山組在垂向上主要發育5種沉積序列, 并根據該5種沉積序列進一步劃為5個沉積單元, 劃分結果如下:

(1)礫巖—含礫粗砂巖沉積序列: 序列縱向分布于長龍山底部, 發育一套灰綠色礫巖, 礫石大小5～20 mm, 礫石含量65%, 上覆蓋層為含礫粗砂巖,底部見沖刷構造, 橫向上分布不穩定, 呈透鏡狀分布(圖4a), 為后濱海灘脊。

(2)含礫粗砂巖—粗砂巖—中砂巖沉積序列: 序列底部為含礫粗砂巖, 向上發育的砂巖粒徑逐漸變小, 頂部發育中砂巖(圖4b)。根據其垂向沉積構造,初步判斷該序列水流能量較強, 相對海平面較淺,屬于濱海的前濱地帶上部, 向海傾斜, 位于高潮線與低潮線之間。據觀察該沉積序列不含海綠石。

(3)粉砂巖—細砂巖—粉砂質泥巖—中砂巖—細砂巖—含礫粗砂巖—中砂巖—粉砂巖—粗砂巖沉積序列: 此序列海綠石增多, 底部發育含海綠石的細砂巖和粉砂巖, 根據巖石薄片鑒定, 海綠石含量在5%～10%, 向上砂巖粒徑變化為小→大→小→大,中部發育含少量海綠石的灰白色中砂巖, 上覆蓋層為不含海綠石的粗砂巖(圖 4c), 序列主要位于上臨濱相。

圖4 長龍山組海綠石沉積單元(圖例同圖2)Fig. 4 Lithology description of the greenstone bearing layer (see Fig. 2 for the legend)

(4)粉砂巖—粗砂巖—粉砂巖—粗砂巖—中砂巖—粉砂巖—粗砂巖—細砂巖沉積序列: 此序列底部為灰白色粉砂巖, 向上發育肉眼可見含浸染狀的海綠石粗砂巖, 向上為灰白色中砂巖、黃綠色粉砂巖, 中上部發育灰白色粗砂巖, 且底部見沖刷面,上覆蓋層為含海綠石的灰白色細砂巖(圖 4d), 序列位于中臨濱相。

(5)粗砂巖—粉砂巖—細砂巖—粗砂巖—中砂巖—粉砂巖序列: 底部發育含少量鐵質膠結物及少量海綠石的粗砂巖, 向上發育一套灰綠色和黃褐色粉砂巖互層, 灰綠色層的海綠石含量高達30%, 黃褐色層的海綠石含量為 5%左右。但黃褐色粉砂巖的鐵質含量高達 30%, 層面上可見大量白云母, 向上發育灰綠色粉砂巖且海綠石含量高達50%。向上為含海綠石的細砂巖, 局部夾粗砂巖透鏡體, 該層發育波狀交錯層理, 波長 10 cm, 波峰高3 cm(圖5), 序列中上部發育含海綠石的粗砂巖, 局部夾礫巖透鏡體, 上覆層為含海綠石的灰白色粉砂巖, 頂部發育含海綠石中砂巖(圖 4e), 序列位于下臨濱相。

圖5 長龍山組中發育的波狀交錯層理Fig. 5 Wave cross-bedding developed in Changlongshan Formation

序列(3)、(4)、(5)出露的下臨濱、中臨濱和上臨濱沉積單元之間的疊置關系如圖6所示。

板狀交錯層理多發育在水體較淺處, 波狀交錯層理多發育在水體較深處, 據此可以看出發育地層時的水體深淺。水體最深處為圖3中編號27所對應的層位, 該層屬于圖4e序列對應的沉積單元——下臨濱沙灘, 在雞冠山野外露頭觀察的所處位置如圖6, 且海綠石含量最高, 最高達 50%左右, 多呈顆粒狀和浸染狀分布。

圖6 雞冠山長龍山組不同沉積單元疊置關系Fig. 6 Superimposition of different sedimentary units of Changlongshan Formation in Jiguanshan

2.3 不同顆粒大小砂巖中海綠石的宏觀分布

海綠石分布量與不同顆粒大小的砂巖, 以及該種砂巖所在的儲層部位也有很大的關系, 如圖 7所示。

圖7 不同層位粉砂巖(A)、細砂巖(B)、中砂巖(C)、粗砂巖(D)中海綠石含量Fig. 7 Glauconite content in siltstone (A), fine sandstone (B), medium sandstone(C),and coarse sandstone (D) in different horizons

砂巖中海綠石的含量隨著顆粒直徑的減小而增大, 在四種砂巖中海綠石含量最高為粉砂巖, 粗砂巖中含量大多為1%左右。

3 海綠石成因機制與環境研究

3.1 海綠石的成因機制研究

3.1.1 海綠石成因理論分析

海綠石自被發現開始, 就引起了很多研究者的關注。層型點陣理論認為海綠石是以具2: 1型的層狀結構的礦物降解為條件, 在沉積物水界面上不斷和外界進行物質交換而形成的海洋黏土(張琴等, 2016), 但是該理論不能解釋在碳酸鹽巖(缺乏2: 1型層狀結構)中的海綠石富集的問題(Odin and Matter, 1981);日本學者提出的早期火山成因說認為海綠石的形成與火山噴發后巖漿冷卻后形成的一種礦物質——浮石有關(大森昌衛等, 1980), 但之后有學者通過對溫東海綠石進行的實驗研究指出, 此觀點難以解釋該地區海綠石的形成(朱福明和朱明善, 1985)。綜上這些理論都存在不同程度的爭議。后期提出的顆粒綠化理論以及假形置換理論得到了廣泛接受, 這個過程大概持續200年之久(Odin and Matter, 1981; 張琴等, 2016)。

顆粒綠化理論認為: 海綠石是經歷了早期溶蝕作用和晚期的成熟作用(成巖作用)的結果(Banerjee et al., 2012)。由于原始顆粒內部的多孔性或存在裂紋和裂隙, 所以粒狀的原始底層總是非常疏松的(曲高生, 1983)。在這些顆粒孔隙中, 最先長出了綠色的海綠石晶體, 該形成過程分為四個階段(圖8)。第一階段: 葉片生長通過聚結作用發育房室狀組構;第二階段: 房室狀的組構填充整個孔隙, 顆粒呈現綠色, 最初沉淀的海綠石質蒙脫石吸收鉀而逐漸演化為海綠石質云母(Odin et al., 1981); 第三階段:原生結構消失, 長出大且形狀較好的雛晶, 其生長引起原始底層顆粒發生變形; 第四階段: 顆粒埋在發育較差的海綠石礦物外殼下, 在原來不規則的表面形成一個圓滑的外殼, 顆粒圓度增加。

圖8 海綠石化過程中的顆粒演化示意圖(據曲高生, 1983修改)Fig. 8 Particle evolution in the process of marine greenization (modified after QU, 1983)

研究發現, 海綠石不是先成礦物的蝕變產物,而是早期溶蝕-沉淀和后期的成熟過程產物(陳淑慧等, 2014)。從海綠石的形成角度分析, 如果堆積速率不高, 則顆粒可以長期處于海洋環境的作用之中,可持續受到相應的元素及碎屑物質的補給, 達到高度發育與平衡(朱政源等, 2015)。

假形置換理論認為(Banerjee et al., 2016): 成熟度較高的海綠石是由于微空隙沉淀了原生海綠石,最初的原生海綠石是貧鉀和貧鐵海綠石, 隨著物質不斷的沉積, 水中的 K、Fe等元素進入孔隙, 造成原來貧鉀和貧鐵的海綠石發生置換, 這樣就形成了成熟度比較高的海綠石。

筆者認為, 微孔隙中伴隨著水中含K、Fe原生海綠石的不斷進入, 海綠石逐漸發育成熟。成熟的海綠石在K、Fe等粒子的逐漸進入下向高成熟度發育(圖9)。海綠石化過程非常緩慢, 且高成熟海綠石的形成大概需要1 Ma(Odin and Fullagar, 1988)。

圖9 海綠石發生置換過程Fig. 9 Glauconite replacement process

3.1.2 不同類型海綠石形態特征

顯微鏡下海綠石在形態上展現出來的多樣性與海綠石的宿主礦物和成巖作用有著密切的關系,對海綠石的類型劃分有著重要的指示作用(張琴等,2020)。

(1)顆粒狀、橢圓狀

砂巖中的海綠石顏色多為淡綠色, 粒度在幾十個微米, 呈零星狀散布在其它礦物顆粒之間, 也可見暗綠色橢圓狀(圖10A, B)。

(2)色素浸染狀

此類海綠石的外形受控于孔隙形態, 而且一般具有浸染狀邊緣(常全明, 1992)(圖10C, D)。

(3)暈邊狀

由早期的海綠石顆粒外部包裹一圈薄的淺色外殼的海綠石顆粒(圖 10E)。外部的暈邊是后期孔隙水中直接沉淀、膠結而形成的海綠石(張琴等,2016)。

(4)薄膜狀

這類海綠石指生物碎屑、石英、長石等顆粒外部包裹薄的纖維狀海綠石, 呈薄膜狀(張琴等,2016)(圖 10F)。

(5)膠體狀

在大量的海綠石砂巖照片中, 呈膠結物狀和膠體狀的海綠石也比較常見(圖10G, H)。

3.1.3 海綠石成熟度分析

顏色是海綠石成熟度的標志之一。在海綠石化作用的初始階段, 形成的是淡黃色的海綠石質黏土,隨后逐漸變為深綠色和墨綠色的海綠石。未成熟海綠石是一種柔軟的黏土礦物, 即使經過短距離搬運也會發生塑性變形(李響等, 2011)。海綠石在顯微鏡下未發現明顯的塑形變形, 說明是已經演化成熟的海綠石經歷了水力分選和搬運(Huggett and Gale,1997)。顆粒的顏色呈翠綠色, 顏色越深, 磨圓度越好。在掃描電鏡下觀察呈玫瑰花狀, 表明海綠石的成熟度較低。這類海綠石磨圓度好, 顏色鮮艷, 說明沉積時已經硬化, 是經過搬運并沉積的產物(陳瑞君, 1983)。

通過掃描電鏡觀察(圖 11)并分析認為, 雞冠山海綠石有低成熟狀態和成熟狀態兩種類型。

3.1.4 海綠石類型分析

海綠石大多分為原地海綠石和異地碎屑海綠石。含海綠石灰巖中顆粒狀海綠石以黃綠色到深綠色為主, 可見 V型裂痕, 被裂隙切穿的海綠石未發生相對移動, 為原地海綠石(陳瑞君, 1983)。原地海綠石由于沒有經歷過搬運改造, 因此原始形態保留完好, 常以團粒形態產出, 粒度偏粗, 磨圓度好。后來有研究者進一步提出將異地海綠石分為準原地或碎屑海綠石(Fischer, 1990)。準原地海綠石是通過搬運、沉積作用或表面再次膠結作用形成的, 在形成過程中短距離搬離生成地點, 但是沒有脫離原來的沉積環境, 常見的顆粒形態為暈邊狀; 碎屑海綠石是通過搬運、沉積作用形成的, 其形成過程中會搬離原來的生成地點, 并且脫離原來生成的環境, 常見的形態是顆粒狀。

異地海綠石常集中于大型水平層理、交錯層理、波痕或槽模發育的砂巖中, 顯示了沉積物的大規模運動和再分配作用(張琴等, 2016)。本研究中,通過對比原地海綠石和異地海綠石的成熟度、顏色、顆粒形態、表面特征、微觀結構、層序發育位置、沉積特征、伴生礦物、生物化石來判斷雞冠山海綠石的類型(表2)。

表2 原地和異地海綠石的特征對比(據張琴等, 2016改)Table 2 Lithology description of the greenstone bearing layer (modified after ZHANG et al., 2016)

該區發育有明顯的層理結構和波痕。可依據沉積特征判斷該區海綠石為異地海綠石。

利用顯微鏡下觀測方法, 觀察海綠石的顯微結構及粒級特征, 進一步判定海綠石的形態特點(張田等, 2016)。鏡下觀察本區含海綠石的樣品, 其海綠石形態特征如圖所示(圖10, 圖11)。顆粒形態可見暈邊狀和顆粒狀等, 微觀結構多見細小顆粒狀,顏色可見翠綠色和黃綠色。該區海綠石主要集中該段水體向上逐漸變深, 屬于海侵體系域且發現有伴生礦物黃鐵礦。

圖10 雞冠山各種形態海綠石顯微照片特征Fig. 10 Micrograph characteristics of various forms of glauconite in Jiguanshan

圖11 雞冠山海綠石顆粒表面形態特征Fig. 11 Surface morphology of glauconite in Jiguanshan

綜上所述, 將柳江盆地雞冠山地區的海綠石主要歸屬于低成熟-成熟的層內準原地型海綠石,并經歷了一定程度風暴或潮汐流作用的搬運改造。

3.2 海綠石形成環境研究

“層狀格子理論”表明海綠石的一般的形成環境比原始物質的礦物學條件更為重要(曲高生,1983)。因此對海綠石形成環境的研究是極其重要的,本研究通過調研現代海綠石形成環境, 再類比判斷雞冠山海綠石的形成環境。

3.2.1 現代海綠石形成環境

現代大陸架底質沉積物中廣泛分布有海綠石,以南海大陸架北部為重點。陳瑞君(1983)從海綠石的形成介質條件方面, 探討南海北部灣濱岸淺灘膠結較松散的長石石英砂巖海綠石的形成環境, 發現海綠石的形成與沉積環境有著密切的關系。

黃杏珍(1982)在研究現代海綠石含量變化與沉積環境中, 發現大陸架沉積環境在很大程度上受入海的大型河流的影響, 在東海從長江向東南海域,海綠石含量逐漸增加(圖12)。

圖12 南海大陸架北部現代海綠石沉積環境(據黃杏珍, 1982修改)Fig. 12 The modern glauconite sedimentary environment in the northern continental shelf of the South China Sea(modified from HUANG, 1982)

河口及濱海潮汐帶沉積速率大, 水動力條件較強, 多為氧化-弱氧化環境, 該段海綠石含量低;淺海大陸架帶相對河口及濱海潮汐帶沉積速率和水動力條件都減弱, 海綠石含量增加; 大陸架邊緣帶,沉積物以粗、細砂為主, 相對于淺海大陸架帶離河口、岸帶距離更遠, 陸源沉積物補給慢, 沉積作用緩慢, 海綠石含量豐富; 隨著水深度增加, 水溫降低, 海綠石的含量降低。對現代海洋表層沉積物取樣分析表明, 海綠石是典型的淺海環境的指相礦物,主要形成于沉積作用緩慢的外陸架和大陸斜坡上部,水深范圍為 50～500 m, 一般為 100～200 m的環境(陳淑慧等, 2014)。

3.2.2 柳江盆地雞冠山海綠石形成氧化還原條件

地質歷史中海綠石的發育主要有早古生代和晚中生代兩個峰期, 這些海綠石主要形成于溫帶、亞熱帶氣候條件下, 分布于各個分散的克拉通地塊中, 與海平面升高和大陸架地區低的沉積速率有關。根據所采集的實驗樣品, 進行海綠石宏觀、微觀產出研究, 及海綠石形成的介質條件等方面調查,對秦皇島柳江盆地雞冠山新元古界海綠石礦物形成環境進行初步判斷。

本區存在著一個明顯的互層, 即地層 26-1與地層26-2。地層26-1為黃褐色粉砂巖, 鐵質膠結,該層的鐵質含量高達 30%, 海綠石含量僅為 5%;地層 26-2為黃綠色粉砂巖, 沒有鐵質含量, 海綠石含量達30%。這種海綠石與鐵質礦物屬于伴生關系, 極有可能是海綠石在氧氣充足的情況下遭受風化作用先轉化為褐鐵礦, 再進一步氧化為赤鐵礦, 而在氧氣不足的條件下則依然保持海綠石的形態生長, 所以出現了海綠石和鐵質伴生的現象(張琴等, 2020)。

海綠石周圍的黑色黃鐵礦晶體初步認為是華北地臺上元古界濱淺海處于弱還原的特點環境。

3.2.3 柳江盆地雞冠山海綠石形成水動力條件

據野外露頭觀察發現, 海綠石產于細粒石英砂巖或粉砂巖中。含量占10%～20%, 主要呈膠結物狀出現, 是成巖作用階段早期形成的。有一部分呈碎屑出現, 顆粒被磨圓和分選, 和周圍的砂粒、粉砂粒度相近, 是同生作用期形成的。且碎屑分選、磨圓度均好, 表明海綠石形成時水體較淺。

不同砂巖發育了不同的層理, 含礫粗砂巖層、粗砂巖層多發育沖洗交錯層理、楔狀交錯層理、槽狀交錯層理、波狀交錯層理; 中砂巖層發育有波狀層理、平行層理、波狀交錯層理、板狀交錯層理、楔狀交錯層理; 細砂巖多發育楔狀交錯層理、波紋層理、水平層理; 粉砂巖多發育水平層理、波紋層理、楔狀交錯層理、波狀交錯層理; 泥質粉砂巖發育水平層理(圖13)。并且在該區域地層中, 細砂巖層局部夾有粗砂巖透鏡體(表明該層遭受過大波浪突然沖擊)、礫巖透鏡體, 粗砂巖層局部夾礫巖透鏡體。

圖13 雞冠山長龍山組發育的層理類型Fig. 13 Bedding types of the Changlongshan Formation in Jiguanshan

槽狀交錯層理所代表的水動力條件相對較強,其次是板狀交錯層理、楔狀交錯層理和波狀交錯層理, 水平層理是低能或靜水環境的標志之一, 也是細粒沉積物中最主要的層理類型。巖石粒級常是粉砂級和泥級(張洲和周敏, 2008)。對比現代海綠石的形成環境, 再結合圖2地層中1—31小層對應的層理, 可以判斷出: 自長龍山底部向上, 1—12小層的水動力條件較強, 該層段的海綠石含量低; 到13層水動力條件達到最強, 該層內沒有發現海綠石;14—25層水動力條件相對減弱, 海綠石含量低;26—27層發育水平層理、波紋層理, 水動力條件相對其他地層最弱, 且海綠石含量為20%～50%。

再者, 結合掃描電鏡觀察海綠石的晶體排列情況, 當晶形呈定向穩定排列時, 說明海綠石形成時水動力條件較弱, 反之, 則水動力條件較強(張田和王辰昊, 2017)。由圖11可以看出掃描電鏡下海綠石排列并不紊亂, 因此, 進一步證明了雞冠山新元古代時期整體水動力條件較弱。

綜合分析認為, 柳江盆地雞冠山海綠石處于弱還原的環境, 其形成環境為弱水動力淺海環境, 且沉積物補給慢, 沉積作用緩慢。

4 結論及展望

4.1 結論

本文通過野外露頭、顯微鏡和掃描電鏡對雞冠山海綠石砂巖的觀察, 研究了該區海綠石礦物的特征與形成環境, 得出如下結論:

(1)該區海綠石在不同顆粒大小砂巖中的分布存在明顯的線性關系, 即顆粒越大, 海綠石含量越低, 顆粒越小, 海綠石含量越高。海綠石含量最高為粉砂巖, 分布在粉砂巖中的海綠石有的層最高達50%, 在粗砂巖中含量大多為1%左右。

(2)長龍山組在垂向上主要發育 5個沉積單元,向上依次為后濱海灘脊、前濱、上臨濱、中臨濱相、下臨濱相, 且該區海綠石大多分布在下臨濱相。

(3)柳江盆地雞冠山地區的海綠石主要歸屬于低成熟-成熟的層內準原地型海綠石, 并經歷了一定程度風暴或潮汐流作用的搬運改造。

(4)柳江盆地雞冠山海綠石處于弱還原的環境,其形成環境為弱水動力淺海環境, 且沉積物補給慢,沉積速率緩慢。

4.2 展望

本論文通過對秦皇島柳江盆地雞冠山長龍山組野外露頭勘探, 探明了以下2點:

(1)分了該區域的沉積序列和海綠石的具體分布情況, 以及海綠石在不同顆粒大小砂巖中存在的明顯線性分布關系;

(2)全面地觀察記錄了區域內巖石的層理類型,為判斷該區域的水動力條件提供依據。

將該區的樣品制成巖石薄片后, 用顯微鏡觀察,判定了該區海綠石的形態特點, 進一步通過掃描電鏡對樣品進行觀察, 得出了2點認識:

(1)通過觀察顯微鏡和掃描電鏡下海綠石的形狀, 判定了該區海綠石的形態特征和成熟狀態;

(2)通過掃描電鏡下海綠石晶體排列情況, 結合野外露頭勘探發現確定了該區在新元古代時期整體的水動力條件。

但是, 由于實驗條件以及掌握的資料有限, 只能根據目前已經掌握的資料初步確定了該區海綠石的成熟狀態和類型, 還有以下 3個問題需要進一步研究:

(1)對野外露頭觀察, 需要進一步尋找該區域是否存在伴生礦物——膠磷礦、生物化石——魚齒化石、微體化石。膠磷礦、魚齒化石、微體化石是判定原地海綠石的標志之一, 它們有可能存在于研究區內, 目前尚未被發現, 有待于進一步考察;

(2)由于實驗條件的限制, 對該區海綠石含量的確定存在一定的不準確性, 有待通過X射線衍射分析或者地球化學分析數據進一步佐證;

(3)對海綠石類型的判斷本論文只是根據現有資料進行了初步判斷, 下一步可結合海綠石K-Ar、40Ar/39Ar年代學方法對其進一步研究。

致謝:在野外地質考察和研究過程中得到了河北柳江盆地地質遺跡國家級自然保護區各部門的大力協助, 在此表示衷心地感謝。同時, 對本論文提出重要修改意見與建議的評閱專家及編輯也表示衷心地感謝。

Acknowledgements:

This study was Supported by the “Liujiang Basin Field Geological Practice Resource Development, Integration and Management Project” of Hebei Liujiang Basin Geological Relics National Nature Reserve(No. Jilin Cao Fa [2019] No. 43).