北京平谷马坊ZK09钻孔新生代地层格架及其地质意义

2020-10-29何付兵崔玉斌刘振华栾英波牛文治马学利

科学技术与工程 2020年25期

何付兵，崔玉斌，刘振华，栾英波，牛文治，王凯，马学利

(1.北京市地质调查研究院，北京 100195； 2.北京市地质矿产勘查院，北京 100195)

北京平原是古近系渤海湾盆地冀中凹陷重要组成部分，它的形成与演化受制于冀中凹陷乃至整个渤海湾盆地。由于平原位于冀中凹陷山前地带，其类型属于陆相冲洪积平原，由永定河、潮白河、温榆河、大石河和泃河五大水系冲洪积形成[1]。其中，汇水面积大的永定河和潮白河水系冲洪积区构成了北京平原主体。前人利用钻孔资料建立了永定河和潮白河冲洪积区新近系天坛组、天竺组，更新统夏垫组、翟里组、通县组和全新统肖家河组、尹各庄组和刘斌屯组岩石地层[2]，并依据古地磁、微体古生物、光释光测年等技术划分了第四纪地层年代，同时研究了第四纪以来海侵、古气候、新构造和沉积演化过程等，取得了丰硕的成果[3-11]。近些年来，还基于系列钻孔古地磁标定，探索了平原区沉积与山体隆升、断裂活动响应关系[12-13]，总结出研究区中更新世是最强烈新构造运动阶段的新认识。

古水系研究表明，泃河水系在晚更新世前称之为石峨古道，其上游是汇水广阔的古潮河水系[3]。今潮河主道沿北东向断裂在焦家务附近在晚更新世以来才袭夺了石峨古道的上游段，形成现今潮白河，并在密云巨各庄镇出山后流入后沙峪凹陷，而被袭夺的石峨古道(古潮河)中、下游则演化为现今泃河水系[3]。因此，泃河水系在北京平原区早期形成演化中起到至关重要的作用，流域内地层时代划分对区域沉积、构造演化等研究意义重大。然而，泃河水系冲洪积区由于缺乏完整的全孔取心深钻，新生代地层划分研究薄弱。为此，本次通过对位于北京平谷区马坊村新生代ZK09孔沉积物岩性岩相分析，辅助碳十四、光释光和古地磁测试，首次建立了泃河水系中下游地区新生代地层序列，并探讨了北京平原区新构造运动期可能发育两次重要构造事件，简单总结了两期构造事件特征及其对区域构造演化影响。

1 地质背景与钻孔位置

研究区位于华北沉降带与燕山隆起区交汇的北京平原区东北部，北依燕山山脉，西邻太行山，南为广阔平原(图1)。古近纪，在区域伸展构造环境的影响和作用下，北东向老夏垫断裂持续引张活动，研究区以老夏垫断裂为界发育盆-岭构造，即大厂凹陷和大兴凸起[14-15]。凸起上广泛缺失沉积，但在大厂凹陷内沉积厚达4 km的碎屑岩[2,14-17]。新近纪-第四纪，研究区整体沉降接受沉积，新近系-第四系沉积物超覆在古近纪沉积物之上，与古近系呈角度不整合接触[15-18]。期间，新夏垫断裂形成并持续活动，切割了老夏垫断裂，造成凸起和凹陷内沉积层厚度仍表现出极大差异[14,18](图1)。

本次ZK09钻孔位于今泃河水系冲积平原上，行政区划上隶属于北京平谷区马坊村。地理坐标116°59′19.4″E，40°2′40.7″N，孔口海拔 26.2 m，孔深 246.6 m。地质构造上，其隶属于冀中凹陷之大厂次级凹陷北部边缘地带，同大兴凸起及廊固凹陷相邻(图1)。

2 钻孔岩性与岩相

ZK09孔岩性复杂，包含黏土-卵石粒径级别的碎屑颗粒。基于测井曲线、沉积物颜色、粒度、沉积旋回等沉积环境特征，全孔新生代沉积物可归并为6大岩性段(图2)。

第1岩性段：孔深0～52.5 m，岩性为中砂、细砂、粉砂和粉砂质黏土、黏土交替产出。下粗上细二元结构特征明显，分选中等-差粗颗粒沉积层厚且发育斜层理或交错层理，而分选较好细颗粒沉积层较薄，发育水平层理，顶部如果发育极细黏土层，还发育虫孔构造，说明不同沉积旋回间存在较短期的沉积间断或冲刷面，表现出典型辫状河沉积特征[19]。其总体沉积物颗粒较细，揭示沉积发育于冲积扇扇缘位置，沉积微相进一步可划分为辫状河河道、心滩(砂坝)和漫流沉积相。由于粒度偏细，测井曲线揭示梯度电阻率值较高，但自然电位极大。曲线形态表现为箱形-钟形组合，顶底部界面具有突变特征。

F1为延怀盆地山前断裂；F2为黄庄-高丽营断裂；F3为南苑-通县断裂；F4为夏垫断裂带；F5为大兴断裂；F6为桐柏断裂；F7为二十里长山断裂图1 研究区位置及基底构造地质图Fig.1 Location of the study area and geological map of the basement structure

图2 ZK09钻孔综合地层柱状图Fig.2 Synthetical stratum histogram of the ZK09 borehole

第2岩性段：孔深52.5～81.8 m，可划分为两小段。52.5～72.0 m深度段发育为4次完整砂砾-黏土正粒序沉积旋回，粗、中、细颗粒层厚相当，由底向顶依次发育正粒序层理、斜层理和水平层理表现出曲流河河道亚相、边滩亚相、堤坝亚相、河漫滩相和牛轭湖亚相典型曲流河垂向沉积模式[19]。72.0～81.8 m深度段发育为2次砂砾-细砂正粒序沉积旋回，缺乏细颗粒沉积物，由曲流河河道亚相和边滩亚相组合构成两次不完整垂向沉积模式，可能因曲流河改道而遭受剥蚀。该深度由于细颗粒层较薄，岩心取心率有限，但在测井曲线中粗细颗粒层厚特征明显。测井曲线表现为梯度电阻率值和自然电位粗颗粒极高，细颗粒迅速变低，曲线形态为较光滑的指形-钟形组合。

第3岩性段：孔深81.8～180.0 m，岩性为砾砂、含砾砂和粉砂质黏土交替互层产出，构成多个沉积旋回，岩性分选较差，水动力条件强。其中，以分选中等-差粗颗粒的砂砾石河道沉积为主，沉积层巨厚，单层最厚度可达30余米。而细颗粒的粉砂质黏土层薄，基本缺乏顶部极细黏土层沉积，说明不同沉积旋回间还可能发育有冲刷面，表现为大型冲积扇扇根沉积，沉积微相为辫状河河道和漫流沉积相组合。测井曲线揭示梯度电阻率值极高，自然电位也较高，曲线形态表现为箱形-钟形组合，顶底部界面具有突变特征。

第4岩性段：孔深180.0～203.5 m，岩性主要为粉砂和粉砂质黏土互层组成，发育水平层理，含少量碳斑及钙质结核，底部发育薄层中、粗砂，发育正粒序层理。由于岩性具有一定固结，且总体粒度较细，测井曲线中梯度电阻率和自然电位值均较低，形态以箱形为主，有时为箱形-漏斗形组合，表现为三角洲平原席状砂和分流河道沉积特征[19]。

第5岩性段：孔深203.5～240.5 m，岩性为棕红色黏土夹黏土质粉砂，发育水平层理，局部见少量碳点。梯度电阻率和自然电位均较低，测井曲线表现为大段低幅平直曲线，偶尔出现一些小尖峰，呈现典型湖相沉积特征。

第6岩性段：孔深240.5～244.8 m，岩性为遭受风化剥蚀的基岩角砾，顶部发育一层厚约0.9 m的黑色古土壤(黏土)层，为典型残坡积沉积。

3 样品采集与测试

本次钻孔施工采用孔径130 mm套管钠土护壁取心，所取岩心直径大于100 mm以保障取样要求。首先，进行光释光(OSL)样品采集，将岩心从套管中取出后及时截取长约10 cm岩心段，使用(聚氯乙烯)PVC管和黑色塑料袋密实封存送样；其次，对提取岩心刮除表面钠土护壁泥，用陶瓷刀在岩心表面铲出宽约4 cm 的平面，依次进行岩心观察、分层编录、产状统计；最后，进行古地磁、14C样品采集，垂直钻孔岩心切出长约4 cm岩心饼，在其顶面使用油性记号笔标注上记号，以此标注的顶面并作为基准面用陶瓷刀和砂纸逐步打磨为边长 2 cm 立方体用作古地磁测试样品，对应填写取样单。古地磁样品采集间隔黏性土为 0.2～0.5 m，粉砂为 0.5 m，粗颗粒砂和砂砾层未取样。同时，在岩心浅部深色岩心饼中部使用陶瓷刀取约50 g黏土或粉砂质黏土装入自封袋密封用于AMS14C年龄测试。

古地磁测试方法为逐步热退磁法，测试全程在零磁空间(小于300 nT)下进行。系统热退磁前，使用KLY-4S卡帕桥磁化率仪测量每个样品的磁化率各向异性，以剔除不符合正常沉积组构的样品。热退磁按照20～50 ℃间隔从室温退至580 ℃，所用仪器为ASC-TD48热退磁炉和 2G 755-4K 超导磁力仪，测量精度为2.4 μA/m。

光释光(OSL)样品测试在中国地质科学院水文地质环境地质研究所光释光实验室进行，14C样品测试在美国Bata实验室进行，古地磁测试在中国地质大学(北京)古地磁学与环境磁学实验室进行。

4 测试结果

4.1 碳十四与光释光

在7.85、52.85 m深度分别取褐灰色黏土质粉砂和黑色泥炭进行AMS14C年龄测试(图2)，测试结果见表1。测试对象为全岩沉积物，获取的树轮校正年龄分别为(22.89±0.1)ka和大于43.5 ka。取光释光样品6件(图2)，编号为OSL1～OSL6，取样深度分别为4.3～4.4 m、9.1～9.2 m 、12.1～12.2 m、16.6～16.7 m、20.9～21 m、39.6～39.7 m，其测试结果见表2。获取年龄分别为(17.4±1.1)ka、(25.6±1.2)ka、(20.7±0.8)ka、(60.9±2.6)ka、(81.5±4.4)ka、(142.2±6.5)ka。OSL3样品等效剂量同其他样品相比明显偏低，因此其年龄偏年轻。除OSL3年龄出现倒置外，其余年龄上新下老，且同14C年龄基本一致，测试结果可靠。

4.2 古地磁

本次获取古地磁样品共计170件，最终打磨成功并开展测试样品136件。代表性样品的剩磁矢量正交投影如图3所示。退磁过程中，绝大部分样品的剩磁强度随温度升高呈稳定下降趋势[图3(a)～图3(c)]，均在580 ℃时衰减接近零，显示出磁性矿物为磁铁矿的单分量正极性的特征。少数样品显示出2个分量[图3(d)～图3(f)]，第一分量剩磁强度在200 ℃之前增强，显示出与现代地磁场方向一致特征，代表次生黏滞剩磁，其在 200～250 ℃就可退掉；第二分量剩磁强度在200 ℃之后随着加热温度的升高逐渐降低，显示出与第一分量完全相反的磁场方向特征，代表原生特征剩磁，其在200～580 ℃区间内可获得稳定的特征剩磁方向，属于碎屑成因。

表1 ZK09钻孔AMS 14C年龄测试结果

表2 ZK09钻孔光释光(OSL)年龄测试结果

图3 ZK09钻孔典型样品退磁曲线Fig.3 Typical demagnetization curve of the ZK09 borehole

在排除磁化率各向异性(AMS)不符合正常沉积组构、退磁曲线不理想和纠正放反样品工作后，获得稳定特征剩磁样品的磁倾角(图2)，并划分本次实测沉积物极性段。考虑研究区山前平原陆相沉积环境表现出沉积速率总体较快特征，取至少3个相邻样品(地层厚度超过3 m)相同极性段为有效古地磁极性段，最终建立ZK09钻孔地层古地磁极性柱(图2)，共确定4个正极性段(N1～N4)和3个负极性段(R1～R3)。

5 讨论

5.1 地层年代划分

冲刷面在陆相河流冲积或冲洪积沉积环境中普遍存在，其往往揭示了一定时间间隔的沉积间断。在ZK09钻孔中众多层位也发育冲刷面现象，如20.5、35.2 m中砂与其下黏土或粉砂质黏土交界处。一般来说，由于冲刷面反映的盆地沉积间断时间较短，通常将沉积地层视为连续[20]。然而，冲刷面上下地层存在沉积物颜色、沉积相、沉积速率和地层倾角等骤变现象，冲刷面处就可能存在相对较长时间沉积间断，即发育地层缺失或不整合。ZK09钻孔180.0 m深度存在一个明显冲刷面，其上、下层沉积物特征明显不同：①其上沉积物颜色偏黄、褐或灰色，颗粒粗大、松散，岩性组合多为下粗上细的正粒序沉积旋回，发育为辫状河沉积，而其下沉积物颜色偏红，颗粒细小、半固结，岩性组合多为下细上粗的反粒序沉积旋回，发育为三角洲前缘沉积；②下部沉积物顶部发育大量虫孔构造，揭示冲刷面下部沉积物曾经历较长时间暴露；③上下层位地层产状存在明显差异(图4)。因此，本次古地磁揭示的N1和R1极性事件之间可能存在丢失极性事件现象。同时，ZK09钻孔59.0～82.5 m和85.3～180 m深度发育为粗碎屑颗粒沉积，未能进行磁性地层学取样，导致其钻孔磁性地层柱本身也不完整。

图4 ZK09钻孔深度-产状统计图Fig.4 The depth-occurrence graph of the ZK09 borehole

跨越大厂凹陷和大兴凸起的精细地震剖面表明，大兴凸起沉积开始于新近纪[18]，钻孔揭露地层古地磁年代和孢粉统计也证实了这一结论[6,14]。因此，ZK09钻孔完整古地磁极性仅包含布容正向期、松山反向期、高斯正向期和吉尔伯特反向期，每期中还有极性转向的短期事件[21]。本次14C和OSL测年结果表明，钻孔40 m深度以浅地层年代远小于0.78 Ma(表1、表2)。大量前人研究也表明，大厂凹陷表层或近地表沉积物年代均是全新世-晚更新世[22-24]。因此，实测古地磁极性柱中N1正向性是布容正向性。

基于本次6个14C和OSL测年结果建立浅部40 m地层深度-年代曲线(图略)揭示，曲线形态接近直线，拟合直线y=3.678 2x-1.739 9(R2=0.992 1)，反映142.2 ka(39.65 m)沉积以来地层沉积速率极为稳定。进一步以此沉积速率推演整个中更新世以来(0.78 Ma)研究区沉积厚度约为210 m。ZK09钻孔85.3～180.0 m沉积物为以巨厚层砂砾石为主的粗碎屑颗粒，且砾石具有一定磨圆，表现为辫状河或曲流河沉积。正如前述，河流沉积背景下，晚期沉积对早期沉积冲刷是最为常见现象，其势必造成盆地内实际沉积厚度薄于理论沉积厚度情况。前人研究还表明，早更新世时期，北京平原发生了大范围的海侵[5,9]，虽然其靠近燕山或太行山山前地带，但总体沉积物较细[25]。研究区所在的大厂凹陷由于是凹陷所在区，这一沉积特征尤为明显。因此，ZK09钻孔缺乏古地磁样品控制的85.3～180.0 m深度粗碎屑颗粒时代推测为中更新世。

ZK09钻孔180.0～240.5 m古地磁极性经历了高达5次极性反转(图2)，可能包含了松山反向期、高斯正向期和吉尔伯特反向期。然而，该深度沉积物特征单一，明显不具有跨新近纪-早更新世经历长期复杂沉积演化特征。而其仅表现出：①沉积物粒级较为单一；②沉积物均已经半固结；③颜色单一，均为棕红色-棕黄色，整个华北地区乃至全中国，新生代沉积中红层沉积物具有特殊的地质意义。北京一带新近纪中、上新世和中更新世均出现红层沉积[2,25-26]；④沉积连续、相变简单，发育为由湖泊沉积向三角洲沉积演化，即水退进积沉积序列。相反，该深度沉积物同上部沉积物间发育冲刷面，沉积环境演化模式也表现出骤变，即由三角洲相骤变为辫状河沉积。因此，ZK09钻孔180.0～240.5 m地层沉积时代推测为新近纪，岩性岩相可类比中-上新统天坛组或明化镇组[2,17]。ZK09钻孔新近纪古地磁极性记录了至少5次极性反转(R1～R3和N2～N4)，揭示了新近系地层沉积至少起始于新近纪中新世。

5.2 构造事件

基于上述ZK09钻孔地层时代表明中更新世地层直接覆盖在新近纪地层之上，揭示了研究区中更新世沉积前经历了一段相当长时间的沉积间断。与之类似，钻孔244.8 m也发育一冲刷面，其上下地层岩性由半固结沉积物骤变为基岩，界面附近发育一定厚度残坡积和古土壤层，也记录了其上下地层之间沉积缺失。因此，本钻孔中在180.0 m和244.8 m分别识别出不整合面。不整合的存在本身就说明了一期构造运动的存在[27]，研究区识别出两个不整合记录了北京平原区重要的两期构造抬升事件。

第一期构造事件(244.8 m 深度不整合界面)还具有广泛区域对比意义，特别是在青藏高原地区。华北地区前人也有大量相关研究报道，并根据地层岩性对比研究认为其发生于早更新世[17]或上新世末[3,28]。在大渤海湾盆地，该期构造运动表现为晚白垩世以来拉张作用减弱以至消失，盆地相对挤压抬升，地层微受褶皱作用并伴随遭受剥蚀，形成古近系和新近系地层之间广泛存在的角度不整合和平行不整合[15,18]，其还结束了古近纪多凹多凸、多坳多隆的复式盆-岭构造系统，自此之后广阔的渤海湾盆地整体下沉接受沉积[15]。在太行山隆起剥蚀区，永定河等多个河流阶地、石花洞等岩溶台地或夷平面对其也有所记载[7,17,29-31]。综合本次古地磁等年代结果表明，这一不整合界面形成要早于前人划定时代，发育至少为新近纪中新世。

第二次构造事件(180.0 m 深度不整合界面)在华北地区很少引起注意。前人[7,11,29-30]关注过北京地区经历区域不平衡和差异性升降的构造变形可能同其密切有关，如上新世唐县期夷平面掀斜、周口店地区中更新世同沉积冲积扇迁移等。在ZK09钻孔中-上新世地层发育小角度产状(图4)和早更新世地层的缺失是此期构造运动所致。这一现象在大兴凸起、平谷盆地等多处钻孔中均有所体现[26,32]，在周缘山地也有所体现[33]。最新研究表明北京平原区地块掀斜是广泛存在的[12-13]，推测其可能在大渤海湾盆地也广泛存在。而造成地块掀斜运动同隐伏断裂构造活动密切有关[12,34]。因此，该次构造事件可能对北京平原区断裂构造还具有重要的控制影响，表现为自此之后北西向南口-孙河断裂强烈活动[12]，并对北东向断裂活动产生制约，造成北东向系列断裂出现活动分段。何付兵[34]研究黄庄-高丽营断裂、南苑-通县断裂等断裂最新活动时代也支持这一观点。现代地震研究还表明华北平原中强地震多发育于北东向断裂，如1976年唐山地震、1998年张北地震等，但北西向构造或左旋剪切对其发育有着重要制约作用[35-36]。因此，现代地震地表破裂、震源机制解和GPS地表形变监测所揭示断裂构造以走滑运动为主的最新构造变动形式[14,36]可能起源于北西向构造对北东向构造的直接控制时刻。本次ZK09钻孔揭示第二次不整合形成时代为中更新世早期，约束了广大华北地区另一次重要的构造事件，其还可能也是最新构造变形起始时间。