北京平谷馬坊ZK09鉆孔新生代地層格架及其地質意義

何付兵， 崔玉斌， 劉振華， 欒英波， 牛文治， 王 凱， 馬學利

(1.北京市地質調查研究院， 北京 100195； 2.北京市地質礦產勘查院， 北京 100195)

北京平原是古近系渤海灣盆地冀中凹陷重要組成部分，它的形成與演化受制于冀中凹陷乃至整個渤海灣盆地。由于平原位于冀中凹陷山前地帶，其類型屬于陸相沖洪積平原，由永定河、潮白河、溫榆河、大石河和泃河五大水系沖洪積形成[1]。其中，匯水面積大的永定河和潮白河水系沖洪積區構成了北京平原主體。前人利用鉆孔資料建立了永定河和潮白河沖洪積區新近系天壇組、天竺組，更新統夏墊組、翟里組、通縣組和全新統肖家河組、尹各莊組和劉斌屯組巖石地層[2]，并依據古地磁、微體古生物、光釋光測年等技術劃分了第四紀地層年代，同時研究了第四紀以來海侵、古氣候、新構造和沉積演化過程等，取得了豐碩的成果[3-11]。近些年來，還基于系列鉆孔古地磁標定，探索了平原區沉積與山體隆升、斷裂活動響應關系[12-13]，總結出研究區中更新世是最強烈新構造運動階段的新認識。

古水系研究表明，泃河水系在晚更新世前稱之為石峨古道，其上游是匯水廣闊的古潮河水系[3]。今潮河主道沿北東向斷裂在焦家務附近在晚更新世以來才襲奪了石峨古道的上游段，形成現今潮白河，并在密云巨各莊鎮出山后流入后沙峪凹陷，而被襲奪的石峨古道(古潮河)中、下游則演化為現今泃河水系[3]。因此，泃河水系在北京平原區早期形成演化中起到至關重要的作用，流域內地層時代劃分對區域沉積、構造演化等研究意義重大。然而，泃河水系沖洪積區由于缺乏完整的全孔取心深鉆，新生代地層劃分研究薄弱。為此，本次通過對位于北京平谷區馬坊村新生代ZK09孔沉積物巖性巖相分析，輔助碳十四、光釋光和古地磁測試，首次建立了泃河水系中下游地區新生代地層序列，并探討了北京平原區新構造運動期可能發育兩次重要構造事件，簡單總結了兩期構造事件特征及其對區域構造演化影響。

1 地質背景與鉆孔位置

研究區位于華北沉降帶與燕山隆起區交匯的北京平原區東北部，北依燕山山脈，西鄰太行山，南為廣闊平原(圖1)。古近紀，在區域伸展構造環境的影響和作用下，北東向老夏墊斷裂持續引張活動，研究區以老夏墊斷裂為界發育盆-嶺構造，即大廠凹陷和大興凸起[14-15]。凸起上廣泛缺失沉積，但在大廠凹陷內沉積厚達4 km的碎屑巖[2,14-17]。新近紀-第四紀，研究區整體沉降接受沉積，新近系-第四系沉積物超覆在古近紀沉積物之上，與古近系呈角度不整合接觸[15-18]。期間，新夏墊斷裂形成并持續活動，切割了老夏墊斷裂，造成凸起和凹陷內沉積層厚度仍表現出極大差異[14,18](圖1)。

本次ZK09鉆孔位于今泃河水系沖積平原上，行政區劃上隸屬于北京平谷區馬坊村。地理坐標116°59′19.4″E，40°2′40.7″N，孔口海拔 26.2 m，孔深 246.6 m。地質構造上，其隸屬于冀中凹陷之大廠次級凹陷北部邊緣地帶，同大興凸起及廊固凹陷相鄰(圖1)。

2 鉆孔巖性與巖相

ZK09孔巖性復雜，包含黏土-卵石粒徑級別的碎屑顆粒。基于測井曲線、沉積物顏色、粒度、沉積旋回等沉積環境特征，全孔新生代沉積物可歸并為6大巖性段(圖2)。

第1巖性段：孔深0～52.5 m，巖性為中砂、細砂、粉砂和粉砂質黏土、黏土交替產出。下粗上細二元結構特征明顯，分選中等-差粗顆粒沉積層厚且發育斜層理或交錯層理，而分選較好細顆粒沉積層較薄，發育水平層理，頂部如果發育極細黏土層，還發育蟲孔構造，說明不同沉積旋回間存在較短期的沉積間斷或沖刷面，表現出典型辮狀河沉積特征[19]。其總體沉積物顆粒較細，揭示沉積發育于沖積扇扇緣位置，沉積微相進一步可劃分為辮狀河河道、心灘(砂壩)和漫流沉積相。由于粒度偏細，測井曲線揭示梯度電阻率值較高，但自然電位極大。曲線形態表現為箱形-鐘形組合，頂底部界面具有突變特征。

F1為延懷盆地山前斷裂；F2為黃莊-高麗營斷裂；F3為南苑-通縣斷裂；F4為夏墊斷裂帶；F5為大興斷裂；F6為桐柏斷裂；F7為二十里長山斷裂圖1 研究區位置及基底構造地質圖Fig.1 Location of the study area and geological map of the basement structure

圖2 ZK09鉆孔綜合地層柱狀圖Fig.2 Synthetical stratum histogram of the ZK09 borehole

第2巖性段：孔深52.5～81.8 m，可劃分為兩小段。52.5～72.0 m深度段發育為4次完整砂礫-黏土正粒序沉積旋回，粗、中、細顆粒層厚相當，由底向頂依次發育正粒序層理、斜層理和水平層理表現出曲流河河道亞相、邊灘亞相、堤壩亞相、河漫灘相和牛軛湖亞相典型曲流河垂向沉積模式[19]。72.0～81.8 m深度段發育為2次砂礫-細砂正粒序沉積旋回，缺乏細顆粒沉積物，由曲流河河道亞相和邊灘亞相組合構成兩次不完整垂向沉積模式，可能因曲流河改道而遭受剝蝕。該深度由于細顆粒層較薄，巖心取心率有限，但在測井曲線中粗細顆粒層厚特征明顯。測井曲線表現為梯度電阻率值和自然電位粗顆粒極高，細顆粒迅速變低，曲線形態為較光滑的指形-鐘形組合。

第3巖性段：孔深81.8～180.0 m，巖性為礫砂、含礫砂和粉砂質黏土交替互層產出，構成多個沉積旋回，巖性分選較差，水動力條件強。其中，以分選中等-差粗顆粒的砂礫石河道沉積為主，沉積層巨厚，單層最厚度可達30余米。而細顆粒的粉砂質黏土層薄，基本缺乏頂部極細黏土層沉積，說明不同沉積旋回間還可能發育有沖刷面，表現為大型沖積扇扇根沉積，沉積微相為辮狀河河道和漫流沉積相組合。測井曲線揭示梯度電阻率值極高，自然電位也較高，曲線形態表現為箱形-鐘形組合，頂底部界面具有突變特征。

第4巖性段：孔深180.0～203.5 m，巖性主要為粉砂和粉砂質黏土互層組成，發育水平層理，含少量碳斑及鈣質結核，底部發育薄層中、粗砂，發育正粒序層理。由于巖性具有一定固結，且總體粒度較細，測井曲線中梯度電阻率和自然電位值均較低，形態以箱形為主，有時為箱形-漏斗形組合，表現為三角洲平原席狀砂和分流河道沉積特征[19]。

第5巖性段：孔深203.5～240.5 m，巖性為棕紅色黏土夾黏土質粉砂，發育水平層理，局部見少量碳點。梯度電阻率和自然電位均較低，測井曲線表現為大段低幅平直曲線，偶爾出現一些小尖峰，呈現典型湖相沉積特征。

第6巖性段：孔深240.5～244.8 m，巖性為遭受風化剝蝕的基巖角礫，頂部發育一層厚約0.9 m的黑色古土壤(黏土)層，為典型殘坡積沉積。

3 樣品采集與測試

本次鉆孔施工采用孔徑130 mm套管鈉土護壁取心，所取巖心直徑大于100 mm以保障取樣要求。首先，進行光釋光(OSL)樣品采集，將巖心從套管中取出后及時截取長約10 cm巖心段，使用(聚氯乙烯)PVC管和黑色塑料袋密實封存送樣；其次，對提取巖心刮除表面鈉土護壁泥，用陶瓷刀在巖心表面鏟出寬約4 cm 的平面，依次進行巖心觀察、分層編錄、產狀統計；最后，進行古地磁、14C樣品采集，垂直鉆孔巖心切出長約4 cm巖心餅，在其頂面使用油性記號筆標注上記號，以此標注的頂面并作為基準面用陶瓷刀和砂紙逐步打磨為邊長 2 cm 立方體用作古地磁測試樣品，對應填寫取樣單。古地磁樣品采集間隔黏性土為 0.2～0.5 m，粉砂為 0.5 m，粗顆粒砂和砂礫層未取樣。同時，在巖心淺部深色巖心餅中部使用陶瓷刀取約50 g黏土或粉砂質黏土裝入自封袋密封用于AMS14C年齡測試。

古地磁測試方法為逐步熱退磁法，測試全程在零磁空間(小于300 nT)下進行。系統熱退磁前，使用KLY-4S卡帕橋磁化率儀測量每個樣品的磁化率各向異性，以剔除不符合正常沉積組構的樣品。熱退磁按照20～50 ℃間隔從室溫退至580 ℃，所用儀器為ASC-TD48熱退磁爐和 2G 755-4K 超導磁力儀，測量精度為2.4 μA/m。

光釋光(OSL)樣品測試在中國地質科學院水文地質環境地質研究所光釋光實驗室進行，14C樣品測試在美國Bata實驗室進行，古地磁測試在中國地質大學(北京)古地磁學與環境磁學實驗室進行。

4 測試結果

4.1 碳十四與光釋光

在7.85、52.85 m深度分別取褐灰色黏土質粉砂和黑色泥炭進行AMS14C年齡測試(圖2)，測試結果見表1。測試對象為全巖沉積物，獲取的樹輪校正年齡分別為(22.89±0.1)ka和大于43.5 ka。取光釋光樣品6件(圖2)，編號為OSL1～OSL6，取樣深度分別為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，其測試結果見表2。獲取年齡分別為(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樣品等效劑量同其他樣品相比明顯偏低，因此其年齡偏年輕。除OSL3年齡出現倒置外，其余年齡上新下老，且同14C年齡基本一致，測試結果可靠。

4.2 古地磁

本次獲取古地磁樣品共計170件，最終打磨成功并開展測試樣品136件。代表性樣品的剩磁矢量正交投影如圖3所示。退磁過程中，絕大部分樣品的剩磁強度隨溫度升高呈穩定下降趨勢[圖3(a)～圖3(c)]，均在580 ℃時衰減接近零，顯示出磁性礦物為磁鐵礦的單分量正極性的特征。少數樣品顯示出2個分量[圖3(d)～圖3(f)]，第一分量剩磁強度在200 ℃之前增強，顯示出與現代地磁場方向一致特征，代表次生黏滯剩磁，其在 200～250 ℃就可退掉；第二分量剩磁強度在200 ℃之后隨著加熱溫度的升高逐漸降低，顯示出與第一分量完全相反的磁場方向特征，代表原生特征剩磁，其在200～580 ℃區間內可獲得穩定的特征剩磁方向，屬于碎屑成因。

表1 ZK09鉆孔AMS 14C年齡測試結果

表2 ZK09鉆孔光釋光(OSL)年齡測試結果

圖3 ZK09鉆孔典型樣品退磁曲線Fig.3 Typical demagnetization curve of the ZK09 borehole

在排除磁化率各向異性(AMS)不符合正常沉積組構、退磁曲線不理想和糾正放反樣品工作后，獲得穩定特征剩磁樣品的磁傾角(圖2)，并劃分本次實測沉積物極性段。考慮研究區山前平原陸相沉積環境表現出沉積速率總體較快特征，取至少3個相鄰樣品(地層厚度超過3 m)相同極性段為有效古地磁極性段，最終建立ZK09鉆孔地層古地磁極性柱(圖2)，共確定4個正極性段(N1～N4)和3個負極性段(R1～R3)。

5 討論

5.1 地層年代劃分

沖刷面在陸相河流沖積或沖洪積沉積環境中普遍存在，其往往揭示了一定時間間隔的沉積間斷。在ZK09鉆孔中眾多層位也發育沖刷面現象，如20.5、35.2 m中砂與其下黏土或粉砂質黏土交界處。一般來說，由于沖刷面反映的盆地沉積間斷時間較短，通常將沉積地層視為連續[20]。然而，沖刷面上下地層存在沉積物顏色、沉積相、沉積速率和地層傾角等驟變現象，沖刷面處就可能存在相對較長時間沉積間斷，即發育地層缺失或不整合。ZK09鉆孔180.0 m深度存在一個明顯沖刷面，其上、下層沉積物特征明顯不同：①其上沉積物顏色偏黃、褐或灰色，顆粒粗大、松散，巖性組合多為下粗上細的正粒序沉積旋回，發育為辮狀河沉積，而其下沉積物顏色偏紅，顆粒細小、半固結，巖性組合多為下細上粗的反粒序沉積旋回，發育為三角洲前緣沉積；②下部沉積物頂部發育大量蟲孔構造，揭示沖刷面下部沉積物曾經歷較長時間暴露；③上下層位地層產狀存在明顯差異(圖4)。因此，本次古地磁揭示的N1和R1極性事件之間可能存在丟失極性事件現象。同時，ZK09鉆孔59.0～82.5 m和85.3～180 m深度發育為粗碎屑顆粒沉積，未能進行磁性地層學取樣，導致其鉆孔磁性地層柱本身也不完整。

圖4 ZK09鉆孔深度-產狀統計圖Fig.4 The depth-occurrence graph of the ZK09 borehole

跨越大廠凹陷和大興凸起的精細地震剖面表明，大興凸起沉積開始于新近紀[18]，鉆孔揭露地層古地磁年代和孢粉統計也證實了這一結論[6,14]。因此，ZK09鉆孔完整古地磁極性僅包含布容正向期、松山反向期、高斯正向期和吉爾伯特反向期，每期中還有極性轉向的短期事件[21]。本次14C和OSL測年結果表明，鉆孔40 m深度以淺地層年代遠小于0.78 Ma(表1、表2)。大量前人研究也表明，大廠凹陷表層或近地表沉積物年代均是全新世-晚更新世[22-24]。因此，實測古地磁極性柱中N1正向性是布容正向性。

基于本次6個14C和OSL測年結果建立淺部40 m地層深度-年代曲線(圖略)揭示，曲線形態接近直線，擬合直線y=3.678 2x-1.739 9(R2=0.992 1)，反映142.2 ka(39.65 m)沉積以來地層沉積速率極為穩定。進一步以此沉積速率推演整個中更新世以來(0.78 Ma)研究區沉積厚度約為210 m。ZK09鉆孔85.3～180.0 m沉積物為以巨厚層砂礫石為主的粗碎屑顆粒，且礫石具有一定磨圓，表現為辮狀河或曲流河沉積。正如前述，河流沉積背景下，晚期沉積對早期沉積沖刷是最為常見現象，其勢必造成盆地內實際沉積厚度薄于理論沉積厚度情況。前人研究還表明，早更新世時期，北京平原發生了大范圍的海侵[5,9]，雖然其靠近燕山或太行山山前地帶，但總體沉積物較細[25]。研究區所在的大廠凹陷由于是凹陷所在區，這一沉積特征尤為明顯。因此，ZK09鉆孔缺乏古地磁樣品控制的85.3～180.0 m深度粗碎屑顆粒時代推測為中更新世。

ZK09鉆孔180.0～240.5 m古地磁極性經歷了高達5次極性反轉(圖2)，可能包含了松山反向期、高斯正向期和吉爾伯特反向期。然而，該深度沉積物特征單一，明顯不具有跨新近紀-早更新世經歷長期復雜沉積演化特征。而其僅表現出：①沉積物粒級較為單一；②沉積物均已經半固結；③顏色單一，均為棕紅色-棕黃色，整個華北地區乃至全中國，新生代沉積中紅層沉積物具有特殊的地質意義。北京一帶新近紀中、上新世和中更新世均出現紅層沉積[2,25-26]；④沉積連續、相變簡單，發育為由湖泊沉積向三角洲沉積演化，即水退進積沉積序列。相反，該深度沉積物同上部沉積物間發育沖刷面，沉積環境演化模式也表現出驟變，即由三角洲相驟變為辮狀河沉積。因此，ZK09鉆孔180.0～240.5 m地層沉積時代推測為新近紀，巖性巖相可類比中-上新統天壇組或明化鎮組[2,17]。ZK09鉆孔新近紀古地磁極性記錄了至少5次極性反轉(R1～R3和N2～N4)，揭示了新近系地層沉積至少起始于新近紀中新世。

5.2 構造事件

基于上述ZK09鉆孔地層時代表明中更新世地層直接覆蓋在新近紀地層之上，揭示了研究區中更新世沉積前經歷了一段相當長時間的沉積間斷。與之類似，鉆孔244.8 m也發育一沖刷面，其上下地層巖性由半固結沉積物驟變為基巖，界面附近發育一定厚度殘坡積和古土壤層，也記錄了其上下地層之間沉積缺失。因此，本鉆孔中在180.0 m和244.8 m分別識別出不整合面。不整合的存在本身就說明了一期構造運動的存在[27]，研究區識別出兩個不整合記錄了北京平原區重要的兩期構造抬升事件。

第一期構造事件(244.8 m 深度不整合界面)還具有廣泛區域對比意義，特別是在青藏高原地區。華北地區前人也有大量相關研究報道，并根據地層巖性對比研究認為其發生于早更新世[17]或上新世末[3,28]。在大渤海灣盆地，該期構造運動表現為晚白堊世以來拉張作用減弱以至消失，盆地相對擠壓抬升，地層微受褶皺作用并伴隨遭受剝蝕，形成古近系和新近系地層之間廣泛存在的角度不整合和平行不整合[15,18]，其還結束了古近紀多凹多凸、多坳多隆的復式盆-嶺構造系統，自此之后廣闊的渤海灣盆地整體下沉接受沉積[15]。在太行山隆起剝蝕區，永定河等多個河流階地、石花洞等巖溶臺地或夷平面對其也有所記載[7,17,29-31]。綜合本次古地磁等年代結果表明，這一不整合界面形成要早于前人劃定時代，發育至少為新近紀中新世。

第二次構造事件(180.0 m 深度不整合界面)在華北地區很少引起注意。前人[7,11,29-30]關注過北京地區經歷區域不平衡和差異性升降的構造變形可能同其密切有關，如上新世唐縣期夷平面掀斜、周口店地區中更新世同沉積沖積扇遷移等。在ZK09鉆孔中-上新世地層發育小角度產狀(圖4)和早更新世地層的缺失是此期構造運動所致。這一現象在大興凸起、平谷盆地等多處鉆孔中均有所體現[26,32]，在周緣山地也有所體現[33]。最新研究表明北京平原區地塊掀斜是廣泛存在的[12-13]，推測其可能在大渤海灣盆地也廣泛存在。而造成地塊掀斜運動同隱伏斷裂構造活動密切有關[12,34]。因此，該次構造事件可能對北京平原區斷裂構造還具有重要的控制影響，表現為自此之后北西向南口-孫河斷裂強烈活動[12]，并對北東向斷裂活動產生制約，造成北東向系列斷裂出現活動分段。何付兵[34]研究黃莊-高麗營斷裂、南苑-通縣斷裂等斷裂最新活動時代也支持這一觀點。現代地震研究還表明華北平原中強地震多發育于北東向斷裂，如1976年唐山地震、1998年張北地震等，但北西向構造或左旋剪切對其發育有著重要制約作用[35-36]。因此，現代地震地表破裂、震源機制解和GPS地表形變監測所揭示斷裂構造以走滑運動為主的最新構造變動形式[14,36]可能起源于北西向構造對北東向構造的直接控制時刻。本次ZK09鉆孔揭示第二次不整合形成時代為中更新世早期，約束了廣大華北地區另一次重要的構造事件，其還可能也是最新構造變形起始時間。

6 結論

綜合分析位于北京平谷馬坊村新生代ZK09孔沉積物巖性巖相和14C、OSL、古地磁測試結果，首次建立了北京平原區泃河水系中下游沖洪積區綜合地層格架，主要取得了以下成果認識。

(1)泃河水系中下游沖洪積區ZK09孔0～180.0 m沉積環境為陸相辮狀河和曲流河沉積環境，沉積時代為第四紀中更新世-全新世；180.0～240.5 m沉積環境為坡積、湖積和三角洲前緣沉積環境，沉積時代為新近紀中新世-上新世。

(2)泃河水系中下游沖洪積區新生代可能經歷了兩次抬升構造事件。第一期構造事件發生于中新世，而不是前人研究認定的早更新世或上新世末，其最終結束了大渤海灣盆地古近紀盆-嶺構造系統演化；第二次構造事件發生于中更新世早期，其可能是目前以走滑運動為主的最新構造變動形式起始時間。