李昆鵬 邢超超 沈 冰

北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871

華北克拉通形成于18.5×108年前的早元古代晚期，在侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)克拉通東部通過擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)樵焐綆?。中國地質(zhì)學(xué)的先驅(qū)者之一翁文灝先生最早提出的燕山運(yùn)動(dòng)，指的就是發(fā)生在華北燕山地區(qū)中晚侏羅世的重大構(gòu)造事件，并將其劃分為“緒動(dòng)/A 幕”、中間幕和侏羅紀(jì)末期的B幕(翁文灝，1927)。大多數(shù)研究者認(rèn)為，燕山運(yùn)動(dòng)標(biāo)志著中國東部由近東西向的特提斯構(gòu)造域向北北東向的濱太平洋構(gòu)造域的轉(zhuǎn)換，在此之前，中國東部整體為大陸碰撞構(gòu)造體制，而燕山運(yùn)動(dòng)以后轉(zhuǎn)為以西太平洋陸緣俯沖構(gòu)造體制為主導(dǎo)(趙越，1994;趙越等，2004；張?jiān)罉虻龋?007)。燕山運(yùn)動(dòng)對(duì)中國東部的構(gòu)造、沉積、演化有著重要的影響。

北京地區(qū)位于華北克拉通北緣，燕山臺(tái)褶帶西段，元古代到中侏羅世以來的十多億年時(shí)間里一直保持相對(duì)穩(wěn)定。隨著燕山運(yùn)動(dòng)的發(fā)生，巖漿活動(dòng)強(qiáng)度增加，在這段時(shí)間內(nèi)產(chǎn)生了大量的火山巖和侵入巖，可以作為研究該區(qū)域不同階段構(gòu)造運(yùn)動(dòng)性質(zhì)和演化的重要依據(jù)(張宏仁等，2013；李海龍等，2014;張宏仁，2016)。燕山運(yùn)動(dòng)A幕通常以髫髻山組與下伏的九龍山組之間的角度不整合為標(biāo)志(鄧晉福等，2009;張宏仁，2016;付自波等，2017;付自波，2018)。所以研究九龍山組，有助于更深入了解燕山運(yùn)動(dòng)過程中的地質(zhì)變化。

作為中生代晚期中國北部陸相沉積地層的典型代表，九龍山組的巖性為一套灰紫和灰綠色陸相火山碎屑沉積巖。巖石類型包括不同粒級(jí)的礫巖、砂巖、粉砂巖、黏土巖及硅質(zhì)巖，以及含有大量火山碎屑物質(zhì)的凝灰質(zhì)礫巖、凝灰質(zhì)砂巖和凝灰質(zhì)粉砂巖。與下伏龍門組(灰黑色復(fù)成分礫巖、巖屑砂巖)為平行不整合接觸，與上覆髫髻山組(中性粗安質(zhì)火山巖)為不整合接觸(鮑亦岡等，1983)。

長期以來，前人對(duì)九龍山組研究較多，但都集中在構(gòu)造、生物化石記錄、火山作用等方面(譚京晶和任東，2002;陳海燕等，2014;王永超等，2017)，尚未對(duì)九龍山組中的硅質(zhì)巖開展系統(tǒng)的研究。實(shí)際上，化學(xué)沉積成因的硅質(zhì)巖可以有效記錄其形成時(shí)的沉積地球化學(xué)背景(張位華等，2003;常華進(jìn)等，2008；Dongetal.，2015；Cuietal.，2019)，對(duì)討論華北東部地區(qū)燕山運(yùn)動(dòng)的發(fā)展演變，特別是間歇期的構(gòu)造活動(dòng)、沉積演化有著重要意義。因此，厘清九龍山組中所包含硅質(zhì)巖的成因和物質(zhì)來源等科學(xué)問題，對(duì)于討論這一時(shí)期的沉積環(huán)境和周邊地層沉積機(jī)制是非常必要的。

圖1 北京十三陵地區(qū)古地理圖(a，據(jù)王鴻禎，1985；有修改)及九龍山組剖面地層柱狀圖(b)Fig.1 Palaeogeography map(a)(modified from Wang et al.，1985)and stratigraphic histogram of Jiulongshan Formation section(b)in Ming Tombs area，Beijing

1 區(qū)域地質(zhì)背景

九龍山組剖面位于北京昌平十三陵地區(qū)(116°15′E，40°15′N)，是北京地區(qū)燕山構(gòu)造旋回的典型剖面之一(圖1)。中生代侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)是華北地區(qū)燕山運(yùn)動(dòng)發(fā)生的主要時(shí)期，在此期間，北京地區(qū)構(gòu)造急劇變動(dòng)，巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，留下明顯地質(zhì)記錄(張之一，1981；楊進(jìn)輝等，2007；付自波等，2017)。在該剖面，九龍山組的下伏地層巖性為寒武系灰?guī)r，二者為斷層接觸；上覆地層為髫髻山組火山巖，二者之間為角度不整合接觸。含硅質(zhì)巖地層總厚度約7m，其中硅質(zhì)巖與凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖呈水平狀互層產(chǎn)出。地層底部為凝灰質(zhì)砂巖，塊狀結(jié)構(gòu)，新鮮面灰色到青灰色，可見少量暗色玻屑，硬度較大，硅質(zhì)膠結(jié)，有顆粒感，部分有變質(zhì)。向上出現(xiàn)硅質(zhì)巖層，硅質(zhì)巖為隱晶質(zhì)或微晶質(zhì)結(jié)構(gòu)，硬度大，新鮮面為青黑色到青灰色，層面平直，單層厚度較薄，多為薄層或中薄層產(chǎn)出，層厚0.8～10cm?？梢娚倭磕?guī)r夾層，青灰色到褐色薄層，層厚2～6cm，顆粒感明顯、分選磨圓差，可見火山碎屑顆粒，粒徑1～2mm，火山灰膠結(jié)，硬度小，塊狀構(gòu)造，礦物有蝕變。之上硅質(zhì)巖消失，以凝灰質(zhì)砂巖及凝灰?guī)r地層為主(圖2)。

A—位于剖面下部，硅質(zhì)巖與凝灰質(zhì)砂巖互層，灰色為主，地質(zhì)錘長29cm；B—位于A之上，夾于硅質(zhì)巖之間的薄層凝灰?guī)r，地質(zhì)錘把長14.5cm；C—靠近剖面上面，薄層硅質(zhì)巖與中層硅質(zhì)巖互層，以薄層硅質(zhì)巖為主，記錄本長18cm；D—接近剖面頂端，大段的凝灰質(zhì)砂巖層，照片上人高180cm圖2 北京十三陵地區(qū)九龍山組剖面采樣點(diǎn)野外照片(位置見圖1-b)Fig.2 Field photographs of sampling points of the Jiulongshan Formation section in Ming Tombs area，Beijing(location see Fig.1-b)

2 研究方法

2.1 樣品采集及預(yù)處理

在北京十三陵九龍山組剖面采樣，自下而上選取未風(fēng)化蝕變的新鮮硅質(zhì)巖樣品。以首次出現(xiàn)硅質(zhì)巖的層位為起點(diǎn)，以cm為單位，共完成了18塊樣品的采樣(取樣位置見圖1-b，從下至上依次為點(diǎn)1到點(diǎn)18)。在化學(xué)分析之前，對(duì)每塊樣品進(jìn)行了破碎，仔細(xì)挑選出新鮮、無次生巖脈的巖石碎塊，之后粉碎成200目以下的粉末，用以主量和微量元素分析。

2.2 主量和微量元素分析

稱取1g樣品置于50mL離心管中，加入10mL濃HCl，搖勻后反應(yīng)6h，至無氣泡產(chǎn)生，離心，倒掉上清液，除去碳酸鹽組分；用去離子水清洗沉淀7次，每次加40mL去離子水，晃動(dòng)離心管使沉淀混合均勻，之后離心，倒掉上清液，如此7次，洗去殘留。然后開蓋在風(fēng)干機(jī)里風(fēng)干沉淀24h至干。之后稱取100mg風(fēng)干后的沉淀物至Teflon溶樣罐中，加3mL濃HF及2mL濃HNO3，加蓋。放到電熱板上120℃條件下加熱24h至樣品溶解，然后打開蓋子，蒸至近干。加入5mL濃HNO3，加蓋，放到電熱板上120℃條件下加熱6h至沉淀物溶解，然后打開蓋子，蒸至近干。加入5mL濃度為 2% HNO3，加蓋，放到電熱板上120℃條件下加熱1 h至溶解。

取1mL樣品加入濃度為2% HNO3稀釋至10mL，6mL送至中國地質(zhì)科學(xué)院ICP-MS測(cè)試REE及微量元素，REE測(cè)試結(jié)果用PAAS來標(biāo)準(zhǔn)化，主量元素測(cè)試取4mL余樣在北京大學(xué)ICP-OES上測(cè)，主量及微量元素分析精度均優(yōu)于5%。Si含量通過初始值減去測(cè)試結(jié)果主量元素得到；Eu異常、Ce異常值通過標(biāo)準(zhǔn)化之后除以相鄰元素的算術(shù)平均值得到。

3 結(jié)果與討論

3.1 鏡下觀察結(jié)果

顯微鏡下巖石學(xué)觀察表明，凝灰質(zhì)砂巖礦物組成與凝灰?guī)r類似，但粒度更細(xì)，粒徑6～10μm，以石英、長石的碎屑顆粒為主，分選磨圓差，可見少量玻屑(圖3-A)。凝灰?guī)r中可見較大顆粒的火山碎屑、玻屑，其巖屑粒徑200μm～2mm，礦物以長石為主，為50%～60%，部分已高嶺土化，表面可見灰黃色，還有部分絹云母化，正交偏光下可見二級(jí)藍(lán)綠干涉色，還可見少量墨水藍(lán)干涉色，存在黝簾石，也可見部分石英顆粒。石英與長石均以碎屑顆粒形式存在，分選磨圓差，粒徑50μm～1mm，可見部分玻屑，單偏光下無色，正交光下黑色(圖3-B)。硅質(zhì)巖主要由微晶、隱晶質(zhì)石英組成，單偏光下無色，正交光下干涉色一級(jí)黃，表面可見黏土礦物，灰黃色呈土狀，主要為高嶺石，硅質(zhì)部分占全巖85%～90%，主要為隱晶質(zhì)石英及石英微晶(粒徑5～10μm)(圖3-C，3-D)。

3.2 Ge/Si值數(shù)據(jù)和討論

(1)

(Ge/Si)SiO2=(Ge/Si)river×(1-x)+

(Ge/Si)hydro×x

(2)

表1 北京十三陵地區(qū)中侏羅統(tǒng)九龍山組硅質(zhì)巖主量和微量元素測(cè)試結(jié)果Table1 Test results of major and trace elements of siliceous rocks in the Middle Jurassic Jiulongshan Formation in Ming Tombs area，Beijing

結(jié)合硅質(zhì)巖樣品的主微量元素測(cè)試結(jié)果(表1)，計(jì)算可得SiO2形式存在的Si中2種物源的分配，其中熱液貢獻(xiàn)為15%～45%，平均約為30%。

線條為SiO2和黏土礦物的兩端元混合圖，每條線代表了不同的Si的來源圖4 北京十三陵地區(qū)九龍山組樣品Al2O3含量和值散點(diǎn)圖Fig.4 Crossplot of Al2O3 (wt%)vs. Ge/Si value(μmol/mol) in the Jiulongshan Formation in Ming Tombs area,Beijing

3.3 REE數(shù)據(jù)及討論

一般來說，河流沉積的REE相對(duì)較平緩，稀土圖譜向右略抬升，沒有明顯的Eu正異常，而熱液流體則具有顯著的Eu正異常。選取現(xiàn)代火山熱液和河流的數(shù)據(jù)(Michard and Albarede，1986;Kolodny and Halicz，1988;Michard，1989;Michardetal.，1983;Douvilleetal.，1999)，并對(duì)PAAS歸一化，從中可以顯著看出這個(gè)特征(圖5-A)。

A—現(xiàn)代河流沉積物、熱液REE分配特征(數(shù)據(jù)來源Michard，1983，1986，1989;Goldstein and Jacobsen，1988；Douville et al. 1999)；B—北京十三陵地區(qū)九龍山組剖面研究樣品REE分布特征圖5 北京十三陵九龍山組樣品與河流、熱液REE分布特征對(duì)比Fig.5 Comparison of REE distribution characteristics between the Jiulongshan Formation in Ming Tombs area, Beijing and rivers and hydrothermal fluids

在九龍山組硅質(zhì)巖樣品中，REE配分比較均衡(表2，圖5-B)，可見有比較明顯的Eu正異常(1.2～2.4，平均1.58)和不太強(qiáng)烈的LREE富集，和熱液流體的REE分配特征類似，表明九龍山組硅質(zhì)巖的形成可能受到較多的熱液流體的影響。同時(shí)Eu異常程度沒有那么大，說明熱液不是唯一來源。

3.4 Ge/Si-REE耦合對(duì)硅質(zhì)巖成因的限制

如前所述，研究地區(qū)硅質(zhì)巖的物質(zhì)來源于熱液和河水，那么同樣建立1個(gè)二元混合模型，其中河水和熱液是2個(gè)端元。

(3)

(4)

假設(shè)海水中的Si和REE濃度以及熱液中的REE濃度是常數(shù)，而熱液的Eu/Eu*值是溫度依賴的(Douvilleetal.，1999)。溫度T與Eu/Eu*值之間的關(guān)系可以通過現(xiàn)代熱液系統(tǒng)的數(shù)據(jù)建立關(guān)系，那么Eu/Eu*值與流體溫度呈線性負(fù)相關(guān)關(guān)系如下：

(5)

進(jìn)一步假設(shè)熱液中的Si是飽和的，那么根據(jù)現(xiàn)代的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)可知(Crerar and Anderson，1971)，熱液溫度T和Si濃度之間存在如下關(guān)系:

(6)

其中，[Si]表示流體中Si(mol)的飽和濃度，T表示溫度(K)(Cuietal.，2019)。

對(duì)于公式中需要的參數(shù)，可以根據(jù)現(xiàn)代河水測(cè)量值賦值，將河水的Ge/Si(μmol/mol)設(shè)為0.7，熱液值設(shè)為11(現(xiàn)代熱液中的范圍為8～14μmol/mol)；河水中的[REE]為0.145nmol/mol，熱液值取2nmol/mol(現(xiàn)代值0.3～3nmol/mol)(Michardetal.，1983；Michard and Albarede，1986;Goldstein and Jacobsen，1988;Michard，1989)。

注： 實(shí)線部分代表不同溫度熱液與河水的混合過程，虛線是體積分?jǐn)?shù)線和質(zhì)量分?jǐn)?shù)線，分別代表熱液和河水的混合過程中熱液的體積占比和熱液源的Si占混合后總Si的質(zhì)量分?jǐn)?shù)。其中，數(shù)據(jù)點(diǎn)已扣除黏土影響圖6 北京十三陵地區(qū)河水與熱液混合的Ge/Si-Eu/Eu*關(guān)系圖Fig.6 Modeling results showing Eu/Eu* and Ge/Si ratios controlled by the mixing between river water and hydrothermal fluids in Ming Tombs area，Beijing

3.5 熱液活動(dòng)與燕山運(yùn)動(dòng)

中生代時(shí)期，華北地區(qū)板塊構(gòu)造運(yùn)動(dòng)活躍，火山活動(dòng)頻繁，是地球歷史中重要的燕山運(yùn)動(dòng)時(shí)期，地質(zhì)記錄中也多見火成巖記錄。但從傳統(tǒng)的觀點(diǎn)上看，從早侏羅世到晚白堊世，巖漿活動(dòng)可大致分為4期： 第1期： 早侏羅世南大嶺期，噴發(fā)時(shí)間為200～180Ma；第2期： 中侏羅世髫髻山期，噴發(fā)時(shí)間為170～160Ma；第3期： 晚侏羅世大興安嶺期，噴發(fā)時(shí)間為150～140Ma；第4期： 白堊紀(jì)義縣期，噴發(fā)時(shí)間為130～70Ma(趙國春，2003)。

在這種觀點(diǎn)下，九龍山組沉積時(shí)期是相對(duì)比較平靜的，即所謂的間歇期。但通過分析野外采集的硅質(zhì)巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)，得到了顯著的熱液信號(hào)，說明這一時(shí)段仍有比較劇烈的火山熱液活動(dòng)，而火山凝灰質(zhì)巖石夾層的出現(xiàn)，也指示了火山噴發(fā)活動(dòng)的存在。所謂的幕間可能并沒有那么平靜，在間歇期仍有火山噴發(fā)和熱液活動(dòng)。硅質(zhì)巖樣品點(diǎn)中存在熱液貢獻(xiàn)較高的點(diǎn)，可能記錄了較強(qiáng)烈的火山和熱液活動(dòng)的信號(hào)。由此看來，對(duì)于燕山運(yùn)動(dòng)各時(shí)期的劃分可能還需要研究者更多的思考。

4 結(jié)論及展望