房山巖體中小“褶皺”的成因探討

郭克超，莫乃明，姚雙福，彭楊宏，袁玲玲

(1.甘肅省地質礦產勘查開發局水文地質工程地質勘察院，甘肅 張掖 734000；2.青海省國土資源廳，青海 西寧 810001；3.有色金屬成礦預測與地質環境監測教育部重點實驗室(中南大學)，湖南 長沙 410083)

1 地質背景

北京周口店地區地質現象十分豐富，素有“地質大觀園”之稱，多年來一直倍受地質學者的青睞。房山巖體更是眾多地質研究對象中的佼佼者之一，其主體巖性為花崗閃長巖，邊部有呈不完整帶狀分布的石英閃長巖。巖體中發育典型的原生流動構造，它們由礦物或包體定向分布體現出來；同時侵位構造也有相當的分布，如巖體西北緣的韌性剪切帶[1]。在近巖體的圍巖中，構造現象極其豐富，緊靠巖體的一側，出現與巖體平面形態協調的環狀逆沖斷裂、剝離斷層及放射狀斷裂[2]；西部的北嶺向斜，南部太平山向斜及北部的鳳凰山向斜呈環狀圍繞巖體(圖1)。

1-第四系；2-白堊系；3-侏羅系；4-三疊系；5-石炭-三疊系；6-寒武-奧陶系；7-青白口系；8-薊縣系；9-長城系；10-太古宙；11-花崗巖；12-逆斷層；13-剝離斷層；14-向斜圖1 北京西山房山巖體區域地質構造(資料來源：文獻[3])

本文所討論的焦點是巖體中發育的一種“彎曲”現象，它呈不同于流線、流面的似波狀形態，部分地段形成明顯的小型尺度的“褶皺”構造。這種小“褶皺”又似乎不同于沉積巖中的褶皺構造，它僅“單層”局部出現，上下不協調。這樣的“褶皺”構造可否為區域構造變形或巖體侵位變形的產物，即它是否具有構造成因，便成為此次研究所關注的問題。筆者將從小“褶皺”的產狀、形態的變化及其成分特征，探討它的形成機制。一方面結合區域地質背景及“褶皺”周邊地質現象，從宏觀上分析它與區域構造運動和后期巖體侵位有無成因聯系；另一方面根據“褶皺”與圍巖的成分對比和鏡下微觀“變形”分析，同時結合簡單的“應變”測量，討論其成因。

2 “褶皺”宏觀特征

房山巖體位于北京城西南約50 km的房山區城北、北京西山的南端，東鄰華北平原，大地構造位置處于華北板塊中部，在NNE向太行山隆起和近EW向燕山板內造山帶的交接部位[3]。本次研究的小“褶皺”構造出露于李家坡采石場，位于房山巖體南部邊緣。附近巖體屬花崗閃長巖，中粒結構，灰白色，塊狀構造；礦物成分包括35%的斜長石，20%的鉀長石，20%的石英，以及10%～15%的黑云母和少量的角閃石(5%)。按上述特點，圍巖應是前人所劃分的房山巖體主期侵入體的邊緣相[3]。

本文所述的小“褶皺”構造涉及兩處。它們均位于采坑的巖壁上，由于巖體已被切割，無法知道具體的延伸范圍，圖2為“褶皺”在空間的延伸態勢，顯示褶皺形態的成分層的厚度只有1.5～2.0 mm。“褶皺”A(圖3(a))整個的形態并不完全協調統一，不同的成分層形態頗具差異。對單層脈體來說，其形狀也欠規整，不同區段彎曲的程度和形態不一致。對于整體而言，這種彎曲與平滑的分布也不完全一致。這樣的褶皺形態利用傳統的褶皺形成機制是無法解釋的。但另一方面，各單層脈體略呈不規則的波狀，其“背形”或“向形”的“轉折端”都向大致相同的方向(NE)傾斜，并顯示出一種“流動”的狀態。巖壁上小“褶皺”著生部位有一定特殊性，在它的上部和下部巖性有些許變化。下部巖體顏色明顯變深，暗色礦物的含量增加，暗示著兩部分巖體的形成時間可能存在小差異，也即小“褶皺”恰位于巖性交界處。它由三條細脈顯示出來，在結構上都具有顆粒微細的特點。靠近暗色巖體的細脈主要由長石和石英組成，細脈的一端明顯變寬，礦物顆粒也變粗大，甚至出現不明顯的石英核。中間的巖脈成分和顏色接近于下部暗色巖體，最上部的巖脈成分和顏色則與淺色巖體趨于一致，兩條細脈的暗色礦物含量略高于圍巖。“褶皺”B(圖3(b))則呈現規則統一的波浪狀，每一條脈體成分相近，均為粗顆粒的石英和長石組成的花崗質脈體。

圖2 小“褶皺”的空間延伸情況

圖3 周口店房山巖體中小褶皺

3 “褶皺”與變形狀態

為進一步觀察小“褶皺”的成分特征，以探討其成因，筆者采集了實地樣品(圖2和圖3)，并磨制薄片，在鏡下進行了微觀觀察。切片方向主要順著巖脈。“褶皺”內部礦物成分有無因褶皺構造引起的變形，是我們關注的主題，但在顯微鏡下并沒有發現礦物有明顯的變形現象(圖4)。石英呈它形粒狀，顆粒表面干凈光滑，邊界規整，消光均勻。

石英屬遍在性礦物，它在各種構造中常出現特殊的構造礦物學現象[4]。然而在顯微鏡下并沒有發現可以顯示石英發生變形的光學現象，如不均勻消光、晶內顯微裂隙或更高級的變形現象，如變形紋、定向壓扁拉長、動態重結晶結構等。長石以板狀或柱狀出現，自形程度較高，晶形完好，略具定向排列。部分長石晶內發生顯微破裂，但未見后期變形。斜長石發育較好的聚片雙晶和卡納復合雙晶，雙晶紋分布均勻，少有尖滅，條紋細小且寬度一致，僅出現單個世代雙晶紋，顯然雙晶不具有機械變形的成因(圖4(b))。鉀長石呈板狀、粒狀，見發育格子雙晶的微斜長石(圖4(c))。黑云母在鏡下呈自形或半自形片狀，并不見其在變形條件的典型構造——扭折。此外，還可見少量角閃石的六邊形橫斷面，副礦物榍石的菱形單晶(圖4(d))。

另一方面，筆者將礦物變形問題進行量化分析，使分析更有說服力。通過測量礦物的長短軸比，并根據大量的統計數據判斷礦物的變形情況。筆者主要選取了斜長石、石英和云母進行長短軸測量。利用長石礦物進行應變測量，簡單，直觀，易于操作，在構造研究中已有應用的先例[5]。長石晶體的形成和生長都具一定的規律性，即長、寬、高有一定的比例。斜長石(除培長石和低溫鈣長石外)的晶軸之比一般為a∶b∶c=8∶12∶7[5]。而石英原始晶形近等軸狀，顯示應變則更直觀。因此在確定沒有發生重結晶的情況下，石英軸比的數據是可靠的。黑云母晶軸之比通常為a∶b∶c=5∶9∶10[6]。表1～3和圖5為在正交偏光顯微鏡下所測得的結果。

從表1～3可知，石英和斜長石所測得的軸比，相對于上文所引用的理論值明顯偏大。這說明，兩種晶體的生長除了受結晶習性的控制，還有其他外部因素的影響，或者它們在結晶后發生了變形。石英和長石在同一變形條件下，變形行為差別顯著，前者易發生塑性變形，后者更多地表現脆性行為。因而，長石在晶形保持完好，又無其他明顯變形現象的情況下，通過應力作用使其晶軸比率發生變化，顯然可能性不大；另外，它形顆粒的石英軸比所出現的偏差還未大到足以說明礦物遭受了應力變形。事實上，礦物的結晶形態受多方面的因素影響，于此例而言，可以做一個簡單的推測，即晶體軸率與慣常情況不吻合，可能與巖漿結晶時的溫度相關。在不同的溫度條件下，同一種晶體的不同晶面(質點結合到不同晶面上形成的強鍵數目不同)，其相對生長速度會有所改變，從而影響其生長形態，在較低溫條件下，強健對質點的獲取優勢相對突出，晶體傾向于細長狀[6]。當然，不同的礦物出現“細長狀”的趨勢所需要的溫度條件不同，這與它們自身的晶體結構有關。不難看出，黑云母的實測結果與理論值符合較好。除晶體結構相異外，黑云母本身易形成板片狀，對上述生長趨勢很可能有所掩蓋。

圖4 小“褶皺”內部組構及成分特征

薄片號A3A4A5B5-1B5-2B5-3B6-1B6-2B6-3C1C2平均1.381.601.701.771.481.561.511.761.611.721.38標準差0.330.370.670.780.240.330.340.600.520.370.07方差0.110.140.440.610.060.110.120.370.270.140.33標準誤差/%7815175781412811

注：觀測數為20。

表2 斜長石長短軸比率(鏡下)

表3 黑云母長短軸比率(鏡下)

注：觀測數為10。

那么，礦物結晶時是否處于低溫條件呢,在上文提到了“褶皺”A位置的特殊性，它處于巖性交界處，后期侵入的熱的巖漿與早期侵入的已達到一定冷卻程度的巖體接觸，邊部溫度自然會降低。不容忽視的是兩條小“褶皺”中出現的花崗質脈體，它們在形態和結構上極具偉晶巖和細晶巖的特征。如果按照Jahns和Burnham[13]提出的偉晶巖的形成過程來解釋該處偉晶巖和細晶巖的存在，則不僅有助于證明“褶皺”A中巖性界面的存在，而且暗示了一個降溫的過程。此外，從圖3中可以看出，“褶皺”B所在的位置，靠近“褶皺”A在巖體內部的延展面，可以認為在巖漿冷卻結晶時，這兩處位置處于相近的溫壓條件。

由于“褶皺”發育在質地堅硬的巖體表壁上，而筆者所擁有的工具很難采集到理想的標本。同時，房山巖體是許多高校重要的教學實習基地，對重要的地質現象必須予以保護。因此，能采集到的樣品數量有限。為彌補這一不足，在照片中，“褶皺”的不同部位對礦物進行了長短軸測量，以分析礦物形態變化。回避了由于礦物顆粒細小，不便于野外直接測量的問題。在此，選擇了“褶皺”A圍巖中顆粒相對較大，顏色深的黑云母作為測量對象，測量剖面的方向也順著脈體(圖6)。測量結果見表4和圖7。

如圖5和圖7所呈現的結果，礦物軸比都大致符合正態分布規律。對比表3和表4，可以發現照片中的測量結果與鏡下的一致。它們進一步說明，所采集的數據信息是可靠的。結合鏡下“顯微構造”的觀察與礦物長短軸“應變”測量，可以得出結論：小“褶皺”礦物成分沒有發生因褶皺構造引起的變形。

(a)石英(B5-2)的軸比頻率分布直方圖 (b)斜長石(A4)的軸比頻率分布直方圖圖5 石英(B5-2)和斜長石(A4)的軸比頻率分布直方圖(鏡下)

圖6 黑云母的測量位置

測量位置1-12-12-22-33-14-14-25-15-26-16-2平均1.801.831.822.111.941.781.971.822.002.022.04標準差0.700.480.340.470.500.510.580.480.520.560.62標準誤差/%1396991011991011觀測數2730302830292930303030

圖7 黑云母的軸比頻率分布直方圖(照片)

4 小“褶皺”形成機制

房山巖體是燕山運動的產物，侵位后沒有受到過造山運動改造，是一個構造后侵入體[9]。燕山運動晚期的南大寨斷裂下盤從SEE向NWW向推覆，導致位于斷裂下盤的房山巖體由下至上向北西斜向侵位[10]，同時這也奠定了房山巖體內部構造特征的基礎。巖體中流面沿著侵入體邊緣輪廓分布，傾向圍巖；流線多向SE向傾斜；在巖體的西北緣則出現了“片麻狀片理”和韌性剪切帶[1]。本文所探討的小“褶皺”發育的位置并不在房山巖體內部侵位構造集中分布區。其延伸方向為SW-NE向，與巖體侵位方向不同。而發育在構造后侵入體上的小“褶皺”也不可能受到區域構造變形的影響。因此，從“褶皺”的位態方面，可以得到與上文顯微變形分析相一致的結論，即小“褶皺”非構造成因。

由上文分析可知，必須為小“褶皺”的動力學成因尋找新的切入點。“褶皺”B脈體由顆粒較粗大的長石和石英組成，“褶皺”A也有一條相近成分的脈體。此外值得注意的是，在研究區附近發現了晶洞。因此可以進一步確定這里所說的脈體即是偉晶巖脈。而“褶皺”A中淺色脈體在粒度上的突變也完全符合偉晶結構的特征。這說明在小“褶皺”發育的位置富含水揮發分[11]。那么，這就為利用揮發分對組分的遷移來解釋“褶皺”中成分帶的形成提供了一種可能。而巖漿流動作用疊加到成分帶上，使其彎曲現象更明顯，從小“褶皺”的外形特征上也恰好佐證了這一點。脈體中礦物粒度的細小，反映了一種成核密度大，快速結晶的較低溫條件。正是在這樣的條件下，才有利于出現成分分異。雖然花崗質巖漿酸性程度較高，黏度高，在低于液相線溫度的條件下，具有非牛頓體行為[9]，但可以認為水這種揮發分的加入降低了它的黏度。

然而這樣的解釋也僅是一種定性推測，因為小“褶皺”形成時具體的溫壓條件，巖漿揮發分的含量都無法定量。關于小“褶皺”的成因機制，或許還有其他的突破口。在對周口店巖體成分分帶的成因解釋中提到一種形成機制，即對流條件下的索列特效應[9]，對“褶皺”A的形成也許可作較好的說明。巖體的頂部和邊部一般先開始結晶，傳熱快；密度較大的發生結晶的邊部層就會向巖體底部運動，而密度較小的未結晶的巖漿會向上集中。這是單純的對流作用，易形成水平層狀巖體。索列特效應是一種熱擴散，在約200 ℃的溫度梯度下即可產生強烈的成分分異。對流作用和索列特效應共同作用則可極大地加強成分分異的效果[9]。從上文的描述中，知道“褶皺”A處于巖性過渡帶，表明巖體的形成上應有一定的時間差，這為形成溫度梯度創造了條件。另一方面，這樣的作用機制被在房山巖體西南部邊緣相與過渡相的交界處分布的黑云母“遞變條帶”證實[9]，小“褶皺”的區域位置及其細粒脈體中暗色礦物含量的增高都與之契合。對流時物質遷移的方向由重力決定，但擴散的物質運動方向卻由溫差決定，因此成分層就未必是水平的，形成像褶皺一樣的彎曲也是可能的。

圖8 包體中礦物不平衡現象

在研究區附近，筆者觀察到了暗色微粒包體中礦物的不平衡現象，即包體中出現斜長石大斑晶黑云母片晶(圖8)。這種現象被認為是發生了巖漿混合的證據。包體為低黏度的基性巖漿，在與花崗質巖漿發生混合的過程中，這些斑晶通過機械轉移從花崗質巖漿進入包體，屬于捕擄晶[12]。如果將“褶皺”A中暗色巖脈解釋為較大量的基性巖漿與花崗質巖漿不完全混合的產物，即一個巨型扁平狀包體。基性巖漿如何保持一個連續的“層”狀(扁平狀)，而不至于在巖漿流動的過程中被沖散。巖漿產生層流取決于雷諾數Re，即慣性力與黏性力比值，Re高值代表低黏性行為[13]。基性巖漿注入時，相對于高黏度、低流速的花崗質巖漿必然有一定的速度，另一方面基性巖漿有較低的黏度，因此兩種巖漿在未充分混合的情況下，相對原來的花崗質巖漿必然Re值增大，在兩種巖漿接觸的邊界處就可能產生層流運動。暗色微粒脈不止一條，可視為巖漿不止一次混合，基性巖漿呈噴泉式小股注入，這是由基性巖漿起源深度和密度較大，很難與酸性巖漿一次性大規模混合所決定[13]。脈體顏色的深淺則可認為是混合程度的不同。

5 結 論

本文基于野外考察和室內分析，結合研究區的地質背景，從巖石學分析、顯微組構觀測、“應變”測量等方面探討了周口店房山巖體中小“褶皺”的特征，并對其成因提出了三種假設：①揮發分對巖漿組分的遷移；②對流條件下的索列特效應；③少量基性巖漿與主體花崗質巖漿的不完全混合。

[1] 燕濱,何斌.北京西山房山巖體西北部強變形帶的成因新解[J].大地構造與成礦學,2008,32(4):521-527.

[2] 王人鏡,馬昌前.北京周口店侵入體特征及其侵位機制[J].地球科學:中國地質大學學報,1989,14(4):399-406.

[3] 何斌,徐義剛,王雅玫,等.北京西山房山巖體巖漿底辟構造及其地質意義[J].地球科學:中國地質大學學報,2005,30(3):298-308.

[4] 劉勁鴻.石英構造礦物學[J].吉林地質,2001,20(2):29-41.

[5] 王云斌,梁明宏,霍勤知,等.魏振偉利用變形花崗巖體中的長石礦物進行有限應變測量初探[J].西北地質,2004,37(1):19-24.

[6] 李勝榮.結晶學與礦物學[M].北京：地質出版社，2008：16-15,241.

[7] 南京大學地質學系巖礦教研室.結晶學與礦物學[M].北京：地質出版社，1978.

[8] JAHNS R H,BURNHAM C W.Experimental studies of pegmatite genesis.I.A model for the derivation and crystallization of granitic pegmatites[J].Economic Geology,1969,64(1):843-864.

[9] 馬昌前.北京周口店巖株侵位和成分分帶的巖漿動力學機理[J].地質學報,1988(4):329-341.

[10] 張吉順,李志中.北京房山巖體的侵位變形構造及氣球膨脹式侵位機制[M]∥北京西山地質研究.武漢:中國地質大學出版社,1990:48-61.

[11] 路鳳香,桑隆康.巖石學[M].北京:地質出版社,2002:87-89.

[12] 覃鋒,徐曉霞.北京房山巖體形成過程中的巖漿混合作用證據[J].巖石學報,2006,22(12):57-70.

[13] 陶明信.論侵入巖原生構造的形成機制及其分類問題[J].蘭州大學學報:自然科學版,1992,28(1):109-116.