北京西山下苇甸地区位于华北板块中北部, 华北板块曾经历了四大构造发育阶段, 即太古宙— 古元古代地台结晶基底形成发展阶段、中元古代— 早古生代拗拉槽发育阶段、早古生代— 晚古生代初期稳定克拉通盖层发育阶段、中— 新生代板块内部造山复杂构造变形阶段(鲍亦刚等, 2001)。

北京西山是太行山脉的一支, 位于近东西向的燕山山脉和北北东向的太行山脉的接合部位, 地质研究程度较高, 地层发育完全, 从太古宇到新生界的主要地层单位均有出露(图1), 地层和岩石在华北地区具有典型性和代表性, 并可与华北地区的其他地区作对比。

图 1

Fig.1

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	图 1 北京西山地质图(据北京市地质矿产局, 1991, 补充修改)及区域地层柱状图Fig.1 Geological map(modified from Beijing Bureau of Geology and Mineral Resources, 1991) and regional stratigraphic column of West Mountain of Beijing

北京西山地区在新元古代位于燕辽裂陷槽西北部, 发育的地层有长城系、蓟县系以及青白口系(周洪瑞等, 2006)。其中长城系与蓟县系均为一套巨厚的碎屑岩和碳酸盐岩组合(曲永强等, 2012), 青白口系为浅海相碳酸盐岩、碎屑岩地层, 由砂岩、页岩、少量石灰岩组成。自下而上为下马岭组、长龙山组和景儿峪组(陈小军等, 2011)。下马岭组以深灰色含铁质粉砂质泥岩及碳质泥岩为主, 长龙山组为一套砂、砾岩和泥岩互层序列为特征, 景儿峪组为一套灰绿色夹紫灰色的薄层状石灰岩。本次研究的长龙山组下部由砾岩、含砾石英砂岩、粉砂岩以及泥岩组成, 发育从粗到细的3个旋回(图 2), 是一套成熟度较高、以浅海相为主的碎屑岩沉积。

图 2

Fig.2

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	图 2 北京西山下苇甸地区青白口系长龙山组下部实测地层剖面图Fig.2 Sketch of measured geological section of the lower part of Changlongshan Formation of Qingbaikouan in Xiaweidian area, West Mountain of Beijing

通过对研究区野外露头所得剖面资料的整理, 结合室内薄片鉴定, 总结出长龙山组岩石特征及岩石类型, 识别出长龙山组砂岩类(图 3-a)、粉砂岩类(图 3-b)与泥岩类(图 3-c)3种岩石类型。并结合沉积构造以及特殊的成因标志, 进一步细分为8种岩石类型(表 1)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 北京西山下苇甸地区青白口系长龙山组岩石类型及特征 Table1 Rock types and characteristics of the Qingbaikouan Changlongshan Formation in Xiaweidian area, West Mountain of Beijing 岩石类型 岩性特征 形成环境 砂岩类 含砾砂岩 深灰色中粗粒砾岩, 矿物成分以石英和岩屑为主, 分选性一般, 磨圆度为次圆状— 圆状, 底部发育有冲刷面 辫状河 羽状交错层理砂岩 灰白色, 矿物成分以石英为主, 石英含量大于80%, 分选性较好, 磨圆度为次圆状居多 潮道 丘状交错层理砂岩 灰色、黄色为主, 矿物成分以石英为主, 伴随有风暴作用产生的丘状交错层理 潮下浅水 粉砂岩类 波状层理粉砂岩 灰色为主, 少量为灰白色 潮下浅水 脉状层理粉砂岩 深灰色或浅灰色 潮下浅水 透镜状层理粉砂岩 深灰色、浅灰色或黄色 潮下浅水 泥岩类 碳质泥岩 深灰色、褐色为主 潮下深水 水平层理泥岩 灰色为主, 发育有水平层理, 层理间厚度约1, mm 潮下深水

表 1 北京西山下苇甸地区青白口系长龙山组岩石类型及特征 Table1 Rock types and characteristics of the Qingbaikouan Changlongshan Formation in Xiaweidian area, West Mountain of Beijing

图 3

Fig.3

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	图 3 北京西山下苇甸地区青白口系长龙山组岩石类型 a— 含砾石英砂岩, 呈正粒序, 与下伏岩层突变接触, 块状构造, 碎屑结构; b— 粉砂岩, 呈正粒序, 与下伏岩层渐变接触, 层状构造, 泥质结构; c— 泥岩, 与下伏岩层渐变接触, 层状构造, 泥质结构; d— 辉绿岩, 侵入接触, 块状构造, 辉绿结构Fig.3 Rock types of the Qingbaikouan Changlongshan Formation in Xiaweidian area, West Mountain of Beijing

通过对长龙山组野外描述、室内薄片鉴定及粒度分析, 提出该组岩性、沉积构造及砂岩粒度分布特征, 并根据这些特征识别出该组辫状河、潮道、潮下浅水、潮下深水等沉积相类型, 这些沉积相构成了一个辫状河— 滨岸潮坪沉积模式。

图 4

Fig.4

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	图 4 北京西山下苇甸地区青白口系长龙山组粒度概率累积曲线Fig.4 Grain-size cumulative probability curves of the Qingbaikouan Changlongshan Formation in Xiaweidian area, West Mountain of Beijing

辫状河相: 以区内3层厚层砂岩底部的灰色厚层状含砾粗砂岩为主, 砾石大小在2~3, cm之间, 砾石成分以燧石为主, 磨圆度为次圆状, 分选性中到差。粒度概率累积曲线表现为三段式, 以滚动总体发育, 斜率小, 分选性中— 差, 粒度分布特征不均一, φ 值主要分布在-1.5~4之间(图 4-a)。辫状河相的含砾粗砂岩底部冲刷面发育, 砾石呈叠瓦状排列向上粒度逐渐变细, 过渡为潮道相中具有大型羽状交错层理(图 5-a)的中粗粒砂岩。

潮坪(潮道)相: 本区潮坪相以潮道相为主, 以深灰色厚层状中粗粒石英砂岩为主, 碎屑粒径0.25~2, mm, 碎屑成分以燧石为主, 磨圆度以次圆状为主, 分选性较好, 胶结方式为孔隙式胶结。单砂体底部发育冲刷面, 或直接由辫状河道相含砾砂岩过渡而来, 向上粒度逐渐变细。在潮道砂质沉积物中, 作为对涨潮和退潮流的响应, 一般发育有典型的羽状交错层理(图 5-a)、再作用面(图 5-b)。砂岩粒度概率累积曲线表现为三段式, 呈现跳跃总体发育, 斜率大, 分选性好(图 4-b), 潮道相在研究区3层厚层砂体的中上部发育。

潮下浅水相: 以青灰色、灰白色中厚层状石英砂岩、薄层状粉砂岩以及泥岩互层为特征。砂岩粒径在1, mm左右, 矿物成分以石英为主, 磨圆度较好, 以次圆状为主, 分选性中等, 砂岩中可见丘状交错层理。粉砂岩中发育波状层理(图 5-c)、脉状层理(图 5-d)及透镜状层理(图 5-e)。薄层状泥岩中见水平层理(图 5-f)。潮下浅水沉积物在垂向上有粒度粗— 细交替变化的特点, 层理规模和厚度亦有大小交替的特点。在砂岩粒度概率累积曲线图中(图 4-c), 曲线呈现两段式, 由跳跃和悬浮总体组成, 不含滚动总体, 其中悬浮总体发育, 斜率平缓, 分选性中等, 粒度分布特征不均一, φ 值主要分布在0~4.5之间。潮下浅水相在研究区3层厚层泥质岩段的中下部发育。

潮下深水相: 以灰黑色中厚层状泥岩为代表, 泥质结构, 发育水平层理, 潮下深水相泥岩一般发育于3层厚层状泥质岩段的上部。

综合以上研究, 得到长龙山组沉积模式示意图(图6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 北京西山下苇甸地区青白口系长龙山组沉积模式示意图Fig.6 Schematic diagram showing depositional model of the Qingbaikouan Changlongshan Formation in Xiaweidian area, West Mountain of Beijing

本次层序地层学研究中, 层序的定义和体系域划分采用Exxon公司“ Vail” 学派的观点, 即层序是一套以不整合面及横向上可与之对比的整合面为界的、相对整合的、成因上有联系的地层单元(van Wagoner et al., 1990; Mitchum and van Wagoner, 1991)。

图 7

Fig.7

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	图 7 北京西山下苇甸青白口系长龙山组下部层序Ⅰ 的体系域及沉积相特征Fig.7 System tracts and facies of sequence Ⅰ of the lower Changlongshan Formation of Qingbaikouan in Xiaweidian area, West Mountain of Beijing

图 8

Fig.8

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	图 8 北京西山下苇甸青白口系长龙山组下部沉积相综合柱状图Fig.8 Comprehensive column of sedimentary facies of the lower part of Changlongshan Formation of Qingbaikouan in Xiaweidian area, West Mountain of Beijing

根据长龙山组下部的3套砂岩到泥岩旋回特征, 将长龙山组下部划分出3个层序。层序Ⅰ 底界为长龙山组与下伏下马岭组的平行不整合面, 该不整合面在下苇甸剖面夹有辉绿岩床, 并且该界面叠加有下切谷河流冲刷面(图7)。层序Ⅱ 和层序Ⅲ 的底界均为辫状河道形成的下切谷砂谷底部砂岩冲刷面。各层序的初始海泛面以砂泥岩互层段的底界面(图2, ③、⑦、 处)为代表, 最大海泛面以砂泥互层段上部的潮下深水相厚层的灰黑色泥岩底面(图2, ④、⑧、 处)为代表。体系域可以作为层序地层划分的基本单元(吴因业等, 2010), 据此, 每个层序内部自下而上进一步可分为低位体系域(LST)、海侵体系域(TST)、高位体系域(HST)。长龙山组的3个层序的初始海泛面位于石英砂岩和粉砂岩的界线, 最大海泛面均位于黑色厚层泥岩中。

层序Ⅰ : 低位体系域主要以厚层的含砾石英砂岩为主。含砾砂岩磨圆度低, 分选性差。石英砂岩中发育大型的羽状交错层理(图 5-a)、水平层理(图 5-f)。海侵体系域以灰色粉砂岩、砂岩夹层为主。粉砂岩中发育波状层理(图 5-c)、脉状层理(图 5-d)、透镜状层理(图 5-e)。高位体系域主要为灰黑色泥岩, 沉积环境为潮下深水。层序从下至上由含砾石英砂岩过渡为泥岩, 粒度逐渐变细, 反映了沉积环境由辫状河沉积向潮下深水沉积的转变(图7, 图8)。

层序Ⅱ : 层序下部沉积环境为辫状河相沉积和潮道相沉积, 为低位体系域。岩石类型为厚层的含砾石英砂岩及灰白色石英砂岩。含砾石英砂岩中砾石为燧石、石英等。石英砂岩磨圆度较好, 发育有羽状交错层理。中部沉积环境为潮下浅水, 为海侵体系域。岩石类型为厚层状粉砂岩, 发育脉状层理, 波状层理。上部沉积环境为潮下深水, 为高位体系域, 岩石类型同为灰黑色泥岩(图8)。

层序Ⅲ : 层序下部为厚层含砾石英砂岩及厚层石英砂岩, 为低位体系域。含砾石英砂岩分选性差。石英砂岩分选性较好, 发育有羽状交错层理。中部为深灰色粉砂岩、砂岩互层, 为海侵体系域。粉砂岩发育有透镜状层理, 脉状层理。上部为灰黑色厚层状泥岩, 为高位体系域(图8)。

长龙山组层序Ⅰ 以陆相环境开始, 沉积了一套辫状河相的灰白色厚层状含砾粗砂岩。之后海平面上升, 本区进入潮道沉积环境, 沉积了一套羽状交错层理灰白色厚层状石英砂岩。随着海侵范围的扩大, 该区沉积了一套青灰色中厚层状石英砂岩, 与薄层状粉砂岩、泥岩互层。随后海侵达到最大范围, 海退开始。沉积环境为潮下深水, 发育一套黑色厚层状泥岩。之后海平面经历了快速的下降过程(刘宝珺和曾允孚, 1985)。

经历了层序Ⅰ 的快速海退之后, 层序Ⅱ 初期, 沉积了一套辫状河相的含砾粗砂岩以及含砾石英砂岩, 向上粒度依次变细, 逐渐演变为滨海相沉积环境, 该层序的粒度变化较第1个层序更加频繁, 表明其在潮下浅水与潮下深水2种沉积环境之间不断变化, 反映在古地理环境中则是海平面的不断变化。青灰色石英砂岩夹薄层状粉砂岩、泥岩的厚度扩大, 说明该时期的海侵范围有了进一步的扩大。

层序Ⅲ 时期, 在经历了层序Ⅱ 的海退过程之后, 回到了陆相沉积环境, 与之前的2个层序相似, 沉积的是一套辫状河相的含砾石英砂岩。之后粉砂岩与砂岩互层的出现表明此时又发生了具有一定规模的海侵, 海域范围不断扩大, 直至灰黑色厚层状泥岩的出现, 标志着最大海泛面的出现。

因此, 在下苇甸地区, 长龙山组下部共发育了3个沉积旋回, 反映了海平面的3次上升与下降。

燕辽裂陷槽最先形成于长城纪, 经过蓟县纪的演化, 在青白口纪裂陷槽逐渐关闭, 形成了华北陆表海, 并处在向稳定克拉通转变的过程(周洪瑞等, 2006)。华北地台的北缘与西伯利亚板块在碰撞的过程中, 克拉通北缘不断向上俯冲, 在青白口纪形成了阴山丘陵, 由于华北地台是一个刚性块体, 造成块体南侧下降, 导致海水从研究区的东南部侵入(王鸿桢, 1985)。结合研究区的沉积相变化, 笔者认为研究区当时处在阴山丘陵外的一个滨海平原地区, 华北地台在一定时期周期性的活动导致燕辽裂陷海的海平面出现了3次周期性的变化, 因此反映到层序地层中出现了3个层序的旋回。

1)北京西山下苇甸地区青白口系长龙山组下部发育含砾砂岩、羽状交错层理砂岩、丘状交错层理砂岩、波状层理粉砂岩、脉状层理粉砂岩、透镜状层理粉砂岩、碳质泥岩以及水平层理泥岩共8种岩石类型。在岩石类型及沉积特征分析的基础上, 划分出辫状河、潮道、潮下浅水以及潮下深水沉积相, 建立了长龙山组辫状河— 滨岸潮坪沉积模式。

2)通过识别区域不整合面和下切谷充填砂砾岩底面所代表的层序界面, 将长龙山组下部划分出了3个层序, 在层序内进一步识别出了低位体系域、海侵体系域以及高位体系域。低位体系域以辫状河沉积相含砾粗砂岩和潮道相具有羽状交错层理粗砂岩为代表; 海侵体系域以潮下浅水相砂泥互层沉积为代表; 高位体系域以潮下深水相厚层灰黑色泥岩为代表。从层序Ⅰ 到层序Ⅲ , 经历了3次海侵— 海退的过程。