北京十三陵地区中侏罗统九龙山组硅质岩成因模式及地质意义

李昆鹏 邢超超 沈 冰

北京大学地球与空间科学学院，北京 100871

华北克拉通形成于18.5×108年前的早元古代晚期，在侏罗纪—白垩纪克拉通东部通过挤压转变为造山带。中国地质学的先驱者之一翁文灏先生最早提出的燕山运动，指的就是发生在华北燕山地区中晚侏罗世的重大构造事件，并将其划分为“绪动/A 幕”、中间幕和侏罗纪末期的B幕(翁文灏，1927)。大多数研究者认为，燕山运动标志着中国东部由近东西向的特提斯构造域向北北东向的滨太平洋构造域的转换，在此之前，中国东部整体为大陆碰撞构造体制，而燕山运动以后转为以西太平洋陆缘俯冲构造体制为主导(赵越，1994;赵越等，2004；张岳桥等，2007)。燕山运动对中国东部的构造、沉积、演化有着重要的影响。

北京地区位于华北克拉通北缘，燕山台褶带西段，元古代到中侏罗世以来的十多亿年时间里一直保持相对稳定。随着燕山运动的发生，岩浆活动强度增加，在这段时间内产生了大量的火山岩和侵入岩，可以作为研究该区域不同阶段构造运动性质和演化的重要依据(张宏仁等，2013；李海龙等，2014;张宏仁，2016)。燕山运动A幕通常以髫髻山组与下伏的九龙山组之间的角度不整合为标志(邓晋福等，2009;张宏仁，2016;付自波等，2017;付自波，2018)。所以研究九龙山组，有助于更深入了解燕山运动过程中的地质变化。

作为中生代晚期中国北部陆相沉积地层的典型代表，九龙山组的岩性为一套灰紫和灰绿色陆相火山碎屑沉积岩。岩石类型包括不同粒级的砾岩、砂岩、粉砂岩、黏土岩及硅质岩，以及含有大量火山碎屑物质的凝灰质砾岩、凝灰质砂岩和凝灰质粉砂岩。与下伏龙门组(灰黑色复成分砾岩、岩屑砂岩)为平行不整合接触，与上覆髫髻山组(中性粗安质火山岩)为不整合接触(鲍亦冈等，1983)。

长期以来，前人对九龙山组研究较多，但都集中在构造、生物化石记录、火山作用等方面(谭京晶和任东，2002;陈海燕等，2014;王永超等，2017)，尚未对九龙山组中的硅质岩开展系统的研究。实际上，化学沉积成因的硅质岩可以有效记录其形成时的沉积地球化学背景(张位华等，2003;常华进等，2008；Dongetal.，2015；Cuietal.，2019)，对讨论华北东部地区燕山运动的发展演变，特别是间歇期的构造活动、沉积演化有着重要意义。因此，厘清九龙山组中所包含硅质岩的成因和物质来源等科学问题，对于讨论这一时期的沉积环境和周边地层沉积机制是非常必要的。

图1 北京十三陵地区古地理图(a，据王鸿祯，1985；有修改)及九龙山组剖面地层柱状图(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 区域地质背景

九龙山组剖面位于北京昌平十三陵地区(116°15′E，40°15′N)，是北京地区燕山构造旋回的典型剖面之一(图1)。中生代侏罗纪—白垩纪是华北地区燕山运动发生的主要时期，在此期间，北京地区构造急剧变动，岩浆活动强烈，留下明显地质记录(张之一，1981；杨进辉等，2007；付自波等，2017)。在该剖面，九龙山组的下伏地层岩性为寒武系灰岩，二者为断层接触；上覆地层为髫髻山组火山岩，二者之间为角度不整合接触。含硅质岩地层总厚度约7m，其中硅质岩与凝灰岩、凝灰质砂岩呈水平状互层产出。地层底部为凝灰质砂岩，块状结构，新鲜面灰色到青灰色，可见少量暗色玻屑，硬度较大，硅质胶结，有颗粒感，部分有变质。向上出现硅质岩层，硅质岩为隐晶质或微晶质结构，硬度大，新鲜面为青黑色到青灰色，层面平直，单层厚度较薄，多为薄层或中薄层产出，层厚0.8～10cm。可见少量凝灰岩夹层，青灰色到褐色薄层，层厚2～6cm，颗粒感明显、分选磨圆差，可见火山碎屑颗粒，粒径1～2mm，火山灰胶结，硬度小，块状构造，矿物有蚀变。之上硅质岩消失，以凝灰质砂岩及凝灰岩地层为主(图2)。

A—位于剖面下部，硅质岩与凝灰质砂岩互层，灰色为主，地质锤长29cm；B—位于A之上，夹于硅质岩之间的薄层凝灰岩，地质锤把长14.5cm；C—靠近剖面上面，薄层硅质岩与中层硅质岩互层，以薄层硅质岩为主，记录本长18cm；D—接近剖面顶端，大段的凝灰质砂岩层，照片上人高180cm图2 北京十三陵地区九龙山组剖面采样点野外照片(位置见图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 样品采集及预处理

在北京十三陵九龙山组剖面采样，自下而上选取未风化蚀变的新鲜硅质岩样品。以首次出现硅质岩的层位为起点，以cm为单位，共完成了18块样品的采样(取样位置见图1-b，从下至上依次为点1到点18)。在化学分析之前，对每块样品进行了破碎，仔细挑选出新鲜、无次生岩脉的岩石碎块，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

称取1g样品置于50mL离心管中，加入10mL浓HCl，摇匀后反应6h，至无气泡产生，离心，倒掉上清液，除去碳酸盐组分；用去离子水清洗沉淀7次，每次加40mL去离子水，晃动离心管使沉淀混合均匀，之后离心，倒掉上清液，如此7次，洗去残留。然后开盖在风干机里风干沉淀24h至干。之后称取100mg风干后的沉淀物至Teflon溶样罐中，加3mL浓HF及2mL浓HNO3，加盖。放到电热板上120℃条件下加热24h至样品溶解，然后打开盖子，蒸至近干。加入5mL浓HNO3，加盖，放到电热板上120℃条件下加热6h至沉淀物溶解，然后打开盖子，蒸至近干。加入5mL浓度为 2% HNO3，加盖，放到电热板上120℃条件下加热1 h至溶解。

取1mL样品加入浓度为2% HNO3稀释至10mL，6mL送至中国地质科学院ICP-MS测试REE及微量元素，REE测试结果用PAAS来标准化，主量元素测试取4mL余样在北京大学ICP-OES上测，主量及微量元素分析精度均优于5%。Si含量通过初始值减去测试结果主量元素得到；Eu异常、Ce异常值通过标准化之后除以相邻元素的算术平均值得到。

3 结果与讨论

3.1 镜下观察结果

显微镜下岩石学观察表明，凝灰质砂岩矿物组成与凝灰岩类似，但粒度更细，粒径6～10μm，以石英、长石的碎屑颗粒为主，分选磨圆差，可见少量玻屑(图3-A)。凝灰岩中可见较大颗粒的火山碎屑、玻屑，其岩屑粒径200μm～2mm，矿物以长石为主，为50%～60%，部分已高岭土化，表面可见灰黄色，还有部分绢云母化，正交偏光下可见二级蓝绿干涉色，还可见少量墨水蓝干涉色，存在黝帘石，也可见部分石英颗粒。石英与长石均以碎屑颗粒形式存在，分选磨圆差，粒径50μm～1mm，可见部分玻屑，单偏光下无色，正交光下黑色(图3-B)。硅质岩主要由微晶、隐晶质石英组成，单偏光下无色，正交光下干涉色一级黄，表面可见黏土矿物，灰黄色呈土状，主要为高岭石，硅质部分占全岩85%～90%，主要为隐晶质石英及石英微晶(粒径5～10μm)(图3-C，3-D)。

3.2 Ge/Si值数据和讨论

(1)

(Ge/Si)SiO2=(Ge/Si)river×(1-x)+

(Ge/Si)hydro×x

(2)

表1 北京十三陵地区中侏罗统九龙山组硅质岩主量和微量元素测试结果Table1 Test results of major and trace elements of siliceous rocks in the Middle Jurassic Jiulongshan Formation in Ming Tombs area，Beijing

结合硅质岩样品的主微量元素测试结果(表1)，计算可得SiO2形式存在的Si中2种物源的分配，其中热液贡献为15%～45%，平均约为30%。

线条为SiO2和黏土矿物的两端元混合图，每条线代表了不同的Si的来源图4 北京十三陵地区九龙山组样品Al2O3含量和值散点图Fig.4 Crossplot of Al2O3 (wt%)vs. Ge/Si value(μmol/mol) in the Jiulongshan Formation in Ming Tombs area,Beijing

3.3 REE数据及讨论

一般来说，河流沉积的REE相对较平缓，稀土图谱向右略抬升，没有明显的Eu正异常，而热液流体则具有显著的Eu正异常。选取现代火山热液和河流的数据(Michard and Albarede，1986;Kolodny and Halicz，1988;Michard，1989;Michardetal.，1983;Douvilleetal.，1999)，并对PAAS归一化，从中可以显著看出这个特征(图5-A)。

A—现代河流沉积物、热液REE分配特征(数据来源Michard，1983，1986，1989;Goldstein and Jacobsen，1988；Douville et al. 1999)；B—北京十三陵地区九龙山组剖面研究样品REE分布特征图5 北京十三陵九龙山组样品与河流、热液REE分布特征对比Fig.5 Comparison of REE distribution characteristics between the Jiulongshan Formation in Ming Tombs area, Beijing and rivers and hydrothermal fluids

在九龙山组硅质岩样品中，REE配分比较均衡(表2，图5-B)，可见有比较明显的Eu正异常(1.2～2.4，平均1.58)和不太强烈的LREE富集，和热液流体的REE分配特征类似，表明九龙山组硅质岩的形成可能受到较多的热液流体的影响。同时Eu异常程度没有那么大，说明热液不是唯一来源。

3.4 Ge/Si-REE耦合对硅质岩成因的限制

如前所述，研究地区硅质岩的物质来源于热液和河水，那么同样建立1个二元混合模型，其中河水和热液是2个端元。

(3)

(4)

假设海水中的Si和REE浓度以及热液中的REE浓度是常数，而热液的Eu/Eu*值是温度依赖的(Douvilleetal.，1999)。温度T与Eu/Eu*值之间的关系可以通过现代热液系统的数据建立关系，那么Eu/Eu*值与流体温度呈线性负相关关系如下：

(5)

进一步假设热液中的Si是饱和的，那么根据现代的实验数据可知(Crerar and Anderson，1971)，热液温度T和Si浓度之间存在如下关系:

(6)

其中，[Si]表示流体中Si(mol)的饱和浓度，T表示温度(K)(Cuietal.，2019)。

对于公式中需要的参数，可以根据现代河水测量值赋值，将河水的Ge/Si(μmol/mol)设为0.7，热液值设为11(现代热液中的范围为8～14μmol/mol)；河水中的[REE]为0.145nmol/mol，热液值取2nmol/mol(现代值0.3～3nmol/mol)(Michardetal.，1983；Michard and Albarede，1986;Goldstein and Jacobsen，1988;Michard，1989)。

注： 实线部分代表不同温度热液与河水的混合过程，虚线是体积分数线和质量分数线，分别代表热液和河水的混合过程中热液的体积占比和热液源的Si占混合后总Si的质量分数。其中，数据点已扣除黏土影响图6 北京十三陵地区河水与热液混合的Ge/Si-Eu/Eu*关系图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 热液活动与燕山运动

中生代时期，华北地区板块构造运动活跃，火山活动频繁，是地球历史中重要的燕山运动时期，地质记录中也多见火成岩记录。但从传统的观点上看，从早侏罗世到晚白垩世，岩浆活动可大致分为4期： 第1期： 早侏罗世南大岭期，喷发时间为200～180Ma；第2期： 中侏罗世髫髻山期，喷发时间为170～160Ma；第3期： 晚侏罗世大兴安岭期，喷发时间为150～140Ma；第4期： 白垩纪义县期，喷发时间为130～70Ma(赵国春，2003)。

在这种观点下，九龙山组沉积时期是相对比较平静的，即所谓的间歇期。但通过分析野外采集的硅质岩地球化学数据，得到了显著的热液信号，说明这一时段仍有比较剧烈的火山热液活动，而火山凝灰质岩石夹层的出现，也指示了火山喷发活动的存在。所谓的幕间可能并没有那么平静，在间歇期仍有火山喷发和热液活动。硅质岩样品点中存在热液贡献较高的点，可能记录了较强烈的火山和热液活动的信号。由此看来，对于燕山运动各时期的划分可能还需要研究者更多的思考。

4 结论及展望