北京十三陵中、新元古界

不同学者对原生白云岩存在的肯定~

白云岩的成因问题是沉积学中一个讨论最热烈、最长久的重要课题，到目前为止，所提出的白云岩生成机理有原生沉淀作用、毛细管浓缩作用或蒸发泵作用、回流渗透白云化作用以及混合白云化作用等等，但普遍认为多数白云岩是交代成因的，对于是否有原生沉淀的白云石，意见不一，一些人持怀疑或否定的态度，另一些人则持赞同态度，但还缺乏充分的理论与实践基础。
国内外都曾有过关于原生沉淀白云岩的报道。Chilingar(1956）在高CO2分压的实验条件下，获得了直接从海水中沉淀出来的白云石；戴维斯（P.J.Daviese et al.,1975）使用丝状藻类生物进行模拟实验，结果也获得了成功，在丝状藻类中发现了白云石沉淀物，他们指出，在白云石的形成中，高碱度（pH值）是非常重要的，生命有机体也起重要作用，首先，生命有机体通常光合作用提高了海水中的pH值，因而也提高了 的比值，其次，生命有机体可以聚集大量的Mg2＋。各种类型的有机物，特别是腐植酸分子，阻止了文石的沉淀，这就可提供充足的时间以打破形成白云石的动力障碍。夏文杰、李秀华等（1986）在青海小柴旦盐湖的湖滩岩中发现了菌藻成因的原生沉淀的白云石，借助多种技术手段，从所研究的白云石的粒度、成分结构以及超微孔隙等方面论证了原生沉淀的依据，确定这些原生沉淀的白云石与菌藻类的生物生理作用或生物化学作用有关，并且指出，借助于菌藻作用，在自然界的常温常压条件下完全可以发生原生白云石的沉淀作用。
原苏联地质学家认为，前寒武纪的大气圈中存在高 CO2分压，Strakhov(1953）指出，在前寒武纪和古生代，由于大气圈中CO2含量高，海水中Ca2＋和Mg2＋的浓度也高，白云石可以从海水中直接沉淀出来，Chilingar的模拟实验正是在此设想下获得成功的。
陈晋镳等（1980）在完成天津蓟县中-新元古界地层的研究后，根据元古宙白云岩大量出现的普遍性规律，也根据蓟县中-新元古界白云岩的特点，认为有相当大的一部分白云岩是原生沉积的，也有一小部分是白云岩化的产物。
赵澄林等（1977,1979）在研究华北太行山中北段和燕山西段的中、新元古界后指出，华北的中、新元古界有着丰富的白云岩，成层厚，分布广，叠层石沉积又很发育，西起太行山、东至辽西的朝阳地区，大部分剖面中的碳酸盐岩几乎全由白云岩组成，如果以每个剖面的白云岩岩层平均厚度为3000m计算，仅燕山地区的白云岩的分布面积就可达20×104km2以上，如果包括整个华北中、新元古代海盆，白云岩岩系的沉积体积是十分惊人的，经过野外研究和室内1100余块薄片的镜下鉴定，发现白云岩中未见石灰岩及原生钙质，未见由于交代作用而形成的白云岩，因而认为华北北部中、新元古界白云岩主要是原生的。
宋天锐等（1987）指出，北京十三陵地区中、新元古界的白云岩岩层与全球性的前寒武纪白云岩一样，具有极其广泛的分布范围，特别是高于庄组和雾迷山组的白云岩，沿着燕山山脉数百公里可以对比，岩石岩性和化学成分无大差异，甚至扩展至俄罗斯地台和北欧一带，相当的白云岩层也基本相同；他们经研究后认为，十三陵地区的中、新元古界存在原生沉积的白云岩，能够说明原生沉积的白云岩有几种岩石类型：（1）具有季节韵律层状、含粉砂很多的叠层石白云岩，其中所含的白云石与粉砂颗粒和隐晶硅-泥质紧密互层，显微层理，层理完全平直而规则，不可能是海水渗透回流交代形成的，同时，其中含有黄铁矿和有机质，证明不是潮上带形成，因此认为这种白云岩是原生沉积的；（2）硅化的球状核形石白云岩，虽然其中的白云石都已重结晶为粗粉晶或细晶，但核形石的原始纹层仍未破坏，反映了原生沉积的特征；（3）由泥晶组成的假团粒占相当多数的白云岩，具有白云石的典型差热反应，只有原生泥晶白云石才能组成这种假团粒的原始成分，在高于庄组中存在这种白云岩；（4）具双脊干涉波痕或鱼骨状交错层理的白云岩也可能是原生沉积的；（5）高于庄组顶部和雾迷山组中的泥晶白云岩，它的成分极纯，显微结构均匀，看不出任何交代残留结构的痕迹，与白云岩化或交代形成的白云岩不同，是原生沉淀形成的。

Records of Earthquake Event in Sedimentary Strata and Its Significance
宋天锐
1　问题的由来
20世纪80年代初在研究北京十三陵中元古界常州沟组沉积岩时，发现本组中部潮坪相砂岩－粉砂岩韵律层中的“掘穴状”充填构造。当时认为两种可能的成因，一种是最古老的遗迹化石，另一种是由于地震产生的充填管构造（宋天锐、高健，1985）。后来又发现层面上似遗迹化石痕迹（宋天锐、高健，1985;Song Tianrui and Gao Jian,1985）并初步鉴定为：Planolites sp(?）；由于常州沟组的地层时代比伊迪卡拉动物群的地层早10亿年以上，还是暂定为“疑生物化石”（Dubious trace fossils）（宋天锐、高健，1987）。至于“掘穴状”的充填构造为什么在古元古代晚期的碎屑岩中特别发育，在新元古代碳酸盐岩中也很普遍的问题，国内外文献记载中有不同的认识，一种观点认为是由于干缩裂缝充填产生的（D.L.Kidder,1990），本文的观点认为是由于地震事件造成的（宋天锐， 1988；乔秀夫、宋天锐等，1994,1996;Song Tianrui and G.Einsele,1996;I.J.Fairchild,G.Einsele and Song Tianrui,1997）。其实地震事件对沉积物的影响早已被注意，例如，阶梯状断层（A.Seilacher,1969），海底地震能够使沉积的壳屑反转倒置（A.Seilacher,1984），地震事件在地层中的旋回性（G.Einsele,W.Ricken and A.Seilacher,1991）以及地震引起砂体液化等（朱海之、冯先岳、宋和平等，1982;M.Greene et al.,1994）。本文仅就地震事件记录的研究加以论述。
第四纪地震和现代地震记录包括地层错动、喷砂、褶曲、垮塌等等（丁国瑜，1982；冯先岳等，1982），但是元古宙十几亿年中所发生过的地震－海啸等一定更多，由于这些大地震的记录难以辨认，所以宏观至微观的相似的沉积构造需要引起注意。此外，由于现代地震记录主要是在陆地发生的，至于在海洋沉积中的地震记录特别是微细沉积构造更难以比较地层学方法加以研究，例如臼齿状构造（molar tooth），因此出现了其他解释，Fairchild等（1992）对大连震旦纪兴民村组研究后，同意地震解释的正确性，并从机理上加以说明。
2　沉积地层中的地震事件记录
2.1　地震事件记录属异常沉积构造
正常的沉积构造是按剥蚀—运移—沉积—成岩作用的顺序发生的，而地震事件造成的沉积构造是打乱了正常的顺序而形成的特殊记录，无论是在海洋或在陆地，由断裂、火山爆发、大规模塌陷甚至天体撞击等产生的地震事件，达到一定的烈度时，都将产生异常的宏观和微观的沉积构造，沉积地层的局部不连续、塌陷、角砾化和泄水构造等是最常见的异常沉积构造。
2.2　宏观记录
1981年中国第四纪研究委员会全新世分会与陕西省地震局在西安举办了“中国史前地震学术讨论会”，研讨了我国新疆、山西、北京、江苏、云南、四川等省（市、自治区）发现的古地震遗迹及其研究成果，包括了地震造成的断裂错动、沉积物变形、各种有关的地貌现象、生物现象、岩石矿物以及其他的微观标志等（丁国瑜，1982）。沉积地层中的断层蠕动及砂体液化、喷砂、液化旋卷层和砂质岩脉等是最典型的宏观标志（朱海之，1982；冯先岳等，1982;Xiang Hongfa et al.,1996）。时代较老的沉积地层中保存地震事件记录的条件更为复杂，后期的构造活动、岩浆热液活动以及频繁风暴活动等，都可能为准确判断地震事件记录造成影响（龚一鸣等，1988）。由地震引发的异常沉积构造可以出现在砂岩、泥岩和碳酸盐岩地层中，也可以出现类似浊积岩和风暴岩中的粒序层和丘状—洼状层理，因此，砂体液化、层内褶曲和层内微断层等就成为鉴别地震事件记录的最特征的标志。本文对地震事件的宏观标志和微观标志的判定强调其综合性，既要考虑个别的异常沉积构造，又要考虑异常沉积构造的序列性及其相互联系，同时也要考虑产生异常沉积构造的事件环境，例如：沉积地层所处的大地构造活动阶段、火山活动的迹象、沉积环境及沉积物堆积速度及堆积量以至天体物质坠落的可能性等。
（1）断层、同生断层和错动位移
地壳上纵横分布的大小断层是很多的，但并不是每一条断层带都可以找到地震事件的记录。一种情况是断层活动期已过，旧的遗迹不复保存，另一种情况是断层产生的震动较小，持续缓慢不足以产生地震事件记录的异常沉积构造。但是在一个成因上有共同性的沉积盆地单元，断层、同生断层和错动位移是联系的，甚至可以根据盆地边部的错动位移推断盆地内部同生断层的存在，A.Seilacher(1969）首先将阶梯状断层解释为地震岩（Seis-mites）；错动位移亦可称之为微断层（Micro-faulting.)(A.Seilacher,1991），其错动位移的层间距只有几厘米，代表盆地周缘距断层地震中心的距离较远，但盆地中心则由于断距较大，伴随着一系列垮塌的角砾化现象。例如，华北元古宙燕山裂陷槽盆地是一个具有10亿年历史的沉积的盆地，在盆地西部的北京十三陵常州沟组中存在错动位移或微断层（宋天锐等，1991），在东部的河北宽城一带的同层位也存在梯阶状断层（图1），而盆地中心则存在大量同生断层及垮塌角砾化现象，表现为强烈地震事件的记录（和政军等， 1994）。密云火郎峪一带长城系同生断层的断距达数百米王清晨，燕山长城系沉积盆地中碎屑岩的沉积相、沉积环境、沉积模式和沉积背景兼论该盆地的形成演化特点，中国科学院地质研究所博士论文，1985年。。
（2）层内褶曲
层内褶曲是指上、下两层平行层位之间产生的对称或不对称的褶曲，可判定地震发生在上、下两个沉积层形成的中间，规模大小不一，但是都与周围的地震事件记录相伴出现。新疆温宿县新近系两层砂岩中的泥岩为对称的层内褶曲，波长可达10m（宋天锐，1982）；北京十三陵中元古界雾迷山组两层白云岩中的黑色硅质岩为对称的层内褶曲，波长为30cm；另一层白云岩层内褶曲为不对称褶曲，约1.5m；而在团山子组出现的揉皱状层，层内褶曲只有40cm左右；雾迷山组所见的叠层石揉皱褶曲，如同卷心菜状，也是由于地震所形成的。层内褶曲亦可叠加而成龙皮状构造（宋天锐，1988），也可由滑动而成卷皮状构造（Skin slump)(A.Seilacher,1991）。

图1 燕山山脉元古宙常州沟组发现的古地震记录

A.燕山西段北京卜三陵常州沟组中的地层记录，表现在潮坪沉积段中压扁－透镜层理相互成层内的层内断层、砂体液化脉、充填管状构造等，显微构造中包括火焰构造、层内错动、硅质盲脉等；Lf：常州沟组中段为潮坪泥岩＋砂岩互层；B.北京十三陵常州沟组中压扁－透镜层理中发现由地震引发砂体液化脉，这些沉积构造不同于干裂构造，泥质干裂表现为层面构造，向下贯入并呈V字形，而砂体液化脉既向下也向上贯入；Ls：透镜状砂岩；Fm：泥披状压扁层理，其中含粉砂薄层理；Lq(1）：砂液化脉向下贯入；Lq(u）：砂液化脉向上贯入；C.燕山东部宽城常州沟组出现地震滑塌角砾（Sb）;D.宽城常城沟组砂岩层中在两个平行层之间出现层内正断层是由地震引起，这些拉张性构造与燕山拉张裂陷槽的形成机制一致；PL：平行的砂岩层理；Ift：层间正断层
（3）层内角砾化
震积角砾不同于正常沉积的角砾岩，可根据堆积方式和角砾大小与其他地震记录相配合识别，例如在川西、滇西地区，震积角砾岩与震积不整合共生（梁定益等，1991），与泄水构造共生（乔秀夫等，1994,1996），与地震－海啸序列共生（宋天锐，1988）。前二例的层内角砾多是无序杂乱的，而后者产生的层内角砾则呈板刺状平行或放射状排列，易被误认为是风暴产生的角砾岩。
（4）海啸风暴层理
典型的丘状－洼状风暴层理产生于海洋浪基面以下（S.Greewood and D.J.Sherman,1986），但是由地震引起海啸时，可以造成浅海—滨海地带海水平面的骤然升高。据记载，于1896年和1933年在日本本州的三陆海岸发生两次地震海啸，海平面上升了20～24 m;1975年夏威夷的Kahio湾发生的一次海啸冲击长达4h以上，两次海啸波峰相同达15 min，海啸造成的波长与水深有关，等于 d,g为重力加速度，d为海水深度（B.A.Bolt,1978）。由此可见，受海啸影响形成风暴层理——丘状－洼状层理的条件是存在的。北京十三陵中元古界雾迷山组碳酸盐岩中的地震－海啸序列中存在丘状－洼状层理以及粒序递变层等典型的风暴层理证明了这一点（宋天锐，1988）。
（5）泄水构造
近代地震引起碎屑沉积层中砂体液化产生“砂岩墙”、“砂岩床”、“砂岩旋卷层”等穿层现象多有记载（朱海之等，1982）。北京十三陵中元古界常州沟组、串岭沟组和蓟县的串岭沟组都发现类似的砂体液化现象，也在有关文献中加以报道（宋天锐等，1985;1986;Song Tianrui and G.Einsele,1996）。碳酸盐岩中的泄水构造在北京十三陵雾迷山组的地震－海啸序列中的筑丘状构造的顶部也有出现（Song Tianrui and G.Einsele,1996），但是规模较小。大连金石滩震旦系兴民村组的白云质石灰岩中的泄水构造十分普遍，被确认为是由地震振动产生的液化泥晶脉（乔秀夫等，1994,1996）。这种锯齿状的泥晶脉在国外被称之为“臼齿纹构造”（molar tooth structure)(Smith,1968;Connor,1972;Horodyski,1976），但是对于其地震成因的解释是国内首次报道。I.J.Fairchild等在该地考察后亦赞成地震成因的结论，他认为其形成过程可分为六个阶段：①原岩由泥质到砂质黏结度递减，但水饱和度增大，石化作用则呈反方向态势；②在盆地或沟槽内由于重力作用可拉成裂缝；③深埋作用中黏结度由上向下加大而水分递减，于是，上部可产生软沉积变形，下部受乐夫波的影响产生裂缝；④兴民村组是由风暴岩和泥晶白云质石灰岩互层组成，裂缝多集中在白云灰岩层内；⑤互层岩层在沟槽内产生局部液化；⑥由地震影响，裂缝产生充填－胶结、弯曲和断裂，最终形成“臼齿纹构造”（图2）。
2.3　微观记录
地震事件既然可以产生宏观记录，当然也可以在微观范围内产生影响，但是由于微观现象产生的因素颇多，类似的现象难以辨认，因此，对于判定是否由地震事件诱发的微观构造应持慎重态度，最主要的是应在宏观构造被确认的前提之下，探索微观构造的形成机理，同时，也应与一套沉积物形成的沉积相和沉积环境相联系进行分析判断。

图2 由于地震抖动导致“臼齿纹”构造的产生

a 不同岩性；b.开裂与重力；c.埋深作用；d.不同层位；e.在槽中的不同层位；f.裂缝发展
（1）显微层内错位
地震诱发的显微层内错位常见于泥－砂互层的岩性之中，由于地震波的加速力使层理产生错位，但是泥质层的抗剪切力比砂质层抗剪切力强，于是在泥－砂互层之间产生了错位构造（I.J.Fairchild et al.,1997）。北京十三陵中元古界常州沟组和串岭沟组都见到与其他宏观地震事件记录相伴生的显微层内错位，错距为0.25mm，呈“正断层”状；当然，另一些层内错动也可能呈“逆断层”状在地震岩中出现（A.Seilacher,1991）。
（2）显微泄水构造
由于北京十三陵中元古界常州沟组和串岭沟组中宏观的地震事件记录较明显，特别是串岭沟组发现了火山活动与地震记录伴生（Song Tianrui and G.Einsele,1996；宋天锐等， 2000），因此推断一系列充填状显微构造为地震诱发的显微泄水构造，而不是成岩作用或干裂充填现象。显微泄水构造的三种类型：①具有向下和向上充填的粗粉砂脉呈弯曲状或“臼齿纹”状（Song Tianrui and Gao Jian,1985）；②泥岩和粉砂岩层纹状岩石中，粉砂岩上层面呈“显微旋卷”状构造或“火焰状”构造；③粉砂岩－砂岩层内出现微晶硅质细脉穿插，细脉之间形成阶段不同，并可显示层内错位，以此与一般的成岩作用微晶硅质脉相区分。显微泄水构造产生充填物或管状充填构造都是相对颗粒较粗的组分，这是因为在相同地震烈度的情况下，“颗粒组分越细，它的相对密度值越高，越难于液化”（黄兴根等， 1982）。
（3）碎裂单颗粒晶体和晶格错位
目前发现在碎屑岩和碳酸盐岩中都有单颗粒晶格碎裂和晶格错位的例子，很可能是在剧烈冲击下产生，但是由于有些颗粒是陆源碎屑物，因此有必要研究晶体碎裂的阶段和晶格错位产生的背景，这一微观记录的存在为今后进一步研究提供了线索。
总之，国内外文献中记载了多种地震事件的记录（图3），很显然，地层中所判定的地震事件记录比起地质历史中发生的地质事件次数少得多，“这是为什么？①沉积学家们可能不像判定浊积岩或风暴岩那样，也能够判定出震积岩；②地震标志在大多数地方可能被后来的风暴事件或生物扰动消灭，尤其是在缺氧盆地沉积的细粒纹层泥岩中；③由于机制性质未搞清楚，难以肯定沉积物是地震变形而不是其他原因”（A.Seilacher,1991）。
3　地震事件记录的意义
以前对于沉积地层中的地震事件记录缺乏确定的判断，因此难以认识其重要意义，近十几年来由于多方面研究的结果，有理由区别沉积地层中的地震记录与风暴岩、浊积岩等的差异，从而开始探索地层对比和区域地震对比等问题，随着今后积累资料增多，认识将更加深入。
概述地震事件记录的意义可分三方面：
（1）根据历史记载（李善邦，1981）可划分地区发震等级，但是由各省区人口分布、文化发展和记载条件的差异，地震记录的准确程度不尽相同（表1），例如在陕西省历代帝王建都较多，记载资料可靠，从公元前1177年起的地震记录都有案可查，而新疆地广人稀，多民族聚居区，且早先以游牧民族为主，记录条件较差，自公元前1716年才有地震记录，然而新疆是地震多发区，这些记录很可能也是不完全的。另外，西藏、青海、黑龙江古代人迹稀少，高山、荒漠面积大，地震虽频繁发生但历史资料较少。按李善邦（1981）整理的统计数字还是可以看出各省区地震发生率的差别，本文划分为八个级别，西藏、台湾、云南、甘肃是历代地震多发区。虽然按省区划分与按大地构造单位划分有所不同，但是根据新近系和第四系沉积层在地质历史上的继承性关系，新近系厚度较大，第四系和新近系不整合接触面较多，对于划分地震等级方面也有启示意义（宋天锐， 1986）。
（2）沉积地层中地震引起的异常构造对近代地震带的预测具有一定的意义。
前述及地震事件产生一系列宏观和微观的异常沉积构造，而且在第四系更新统中已报道多处活动地震断层和喷砂构造等（王挺梅，1982;Xiang Hongfa et al.,1996），因此，在进行第四纪钻探工程、水文地质勘探中，顺便研究、观察地震引起的异常构造及频繁程度，将有于益于地震带和继承性强烈地震发生区的预测。

图3 文献记载中的地震构造记录

华北元古宙的地震－海啸构造（左）；简化的地震岩（右）（据A.Seilacher,1991）
（3）根据地震事件记录进行大范围地层对比。
进行地层大范围对比时，尤其是对缺少带化石地层，如前寒武系，根据碳酸盐岩中存在地震泥晶脉（“臼齿纹”构造）进行对比已经得到验证（乔秀夫等，1994,1996,2001）。在中元古界常州沟组—串岭沟组碎屑岩中也普遍存在砂质层液化充填脉，不仅在中国而且在美洲也发现类似现象不是偶然的，有可能与元古宙早期全球性地壳活动产生的频繁地震事件有关。
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第5章《碳酸盐岩振动液化地震序列》原文刊于地质学报1994年第68卷第1期，英文刊于1994年《Acta Geologic Sinica》Vol.7,No.3.现刊印文增添了1996年《辽东半岛南部震旦系—下寒武统成因地层》一书中的部分内容，并依1996年之后的工作在内容方面作了新的补充与解释。
（1）对碳酸盐岩中的泥亮晶脉与围岩成分上的差异进行解释，宋天锐于1996年提出“盲脉”的概念，结合液化模拟实验指出液化沙脉有一些是与液化母源层连结，有一些则脱离液化母源沙层而形成“盲脉”，“盲脉”与其侵位周围沙层在成分及粒径上略有差异，对比解释了泥亮晶“盲脉”的成因。
（2)1996年之后的研究工作中，在胶辽徐淮地区的震旦系中识别出四个地震活跃期，并进行了新的震旦系对比，现刊印文（图20）仍保留原文三个地震活跃期，未作修改，仅将震旦系上统底界年龄置于550 Ma。有关四个地震活跃期可阅本书第22章《中朝板块古地震带》一文及本书中有关文章。
（3）增添了若干图件与照片。
原文自1994年发表后，受到中外地质学家的关注，法国地质学家Plaziat于1995年的私人通信中热情支持，认为系对地球动力学最深刻的解释，并赠予大量国外文献及其本人在红海裂谷地区的地震研究成果。Fairchild等还专门考察了辽东半岛震旦系的地震记录，发表了相应的地震观点论文。国内众多地质学家多次引用本文（地质学报引用率高的论文之一），推动了地层中地震事件的研究。论文的基本事实、解释已经历了十余年地质实践的检验。
我们高兴地看到，1994年文对于提高我国地质调查中地层研究深度与构造解释方面起到推动作用，因此在本专著中对1994年文增补了资料，并对某些地质记录作了进一步解释，现刊印文与原文已有一定区别，是一个再创作的科学总结。

研究区内中元古界与下伏太古宇变质岩系——密云群，两者呈角度不整合接触。

根据岩性、岩相、叠层石发育和沉积旋回等方面特征，将十三陵剖面划分为三系十二组。现将笔者（1978）所测十三陵剖面各组、段划分和主要岩性特征简述如下（表2—1）:

表2—1　昌平十三陵中、新元古代地层简表（4277.94m）

（一）长城系（Ch）

长城系（总厚度1278.36m）自下而上分为：常州沟组、串岭沟组、团山子组、大红峪组及高于庄组。依次出露于马连滩水库、燕子口、德胜口至昭陵九龙池一带（图2—2、2—3）。

1.常州沟组（Chc）厚度174.8m

常州沟组与下伏太古宇密云群呈角度不整合接触。界面见褐黄色薄层风化壳，局部含砾。在距德胜口2—2.5km处的南口一带，常州沟组与太古宇片麻岩系亦为不整合接触（图2—4），其底砾岩成分复杂，有脉石英、石英岩和变质岩砾石等。

常州沟组主要由沉积石英岩、含砾石英岩及粉砂岩组成。根据岩性不同可分三段15个单层。

第一段（1—5层）：浅灰、灰白色中－细粒沉积石英岩，局部含砾。有铁质斑点。本段特点为岩石色浅，致密坚硬，石英颗粒次生加大不明显，地貌呈陡崖（图2—3）。

图2—2　十三陵长城系剖面位置

第二段（6—11层）：深灰色薄层石英岩、黑色粉砂岩互层。

图2—3　十三陵常州沟组—高于庄组剖面图

①Chc(1—15层），174.18m，石英岩；②Chch(16—18层），30.94m.粉砂质页岩夹砂岩；③Cht(19—35层），96.83m，泥云岩；④Chd(36—43层），89.16m，石英岩及燧石白云岩；⑤Chg(44—153层）：（一）陆源物质发育段（44—49层）44.54m；（二）含锥状叠层石硅白云岩发育段（50—54层）64.10m；（三）含锰页岩（55层）18.67m；（四）纹层白云岩（56—70层）128.07m；（五）密纹层泥晶云岩（71—75层）23.69m；（六）泥、灰－云岩（76—101层）173.39m；（七）大波纹锥状白云岩（102—111层）78.78m；（八）—（十二）为高四段（112—153层）

第三段（12—15层）：灰白、白色沉积石英岩，颗粒较粗。

2.串岭沟组（Chch）厚度30.94m

根据岩性不同可分四个单层：

第一层：黑色含粉砂及炭质页岩。下部页岩页理较薄，为0.2—0.5cm，向上变厚，约为2—3cm。

第二层：深灰色含砂泥质白云岩，浅灰、灰白色微—细晶白云岩。中间夹有50cm泥云岩透镜体，为微—细晶，透镜体大小不一，呈串珠状沿层间分布。含Fe、Mn高，见不规则柱状叠层石。

第三层：紫红色泥质粉砂岩与浅灰色薄层石英岩互层，夹泥岩透镜体，层较薄，厚约0.3—0.5cm，泥云岩透镜体厚30—50cm，两侧为薄层理包绕，无切割现象。透镜体长高比为1∶5。

图2—4　南口常州沟组与太古宇不整合接触关系素描

第四层：深灰色厚层状含砂泥质白云岩—页片状含砂泥质白云岩。自下而上含砂量增高，到顶部厚约20cm，含砂量可达30%—40%，为砂质白云岩。层间溶蚀缝洞发育。

3.团山子组（Cht）厚度93.30m

团山子组与下伏串岭沟组呈连续沉积。根据岩性不同可分16个单层（20—35层）。岩性单一，主要是灰色、深灰色、土黄色泥云岩，夹深灰色隐晶白云岩，底部为粉砂质页岩与白云岩互层。顶部（35层）灰黄色不规则纹层状含泥白云岩、藻鲕白云岩首次出现。含叠层石 Kussiella tuanshanziensis Cao et Liang。

4.大红峪组（Chd）厚度89.16m

大红峪组与下伏团山子组呈连续沉积。根据岩性可分为三段8个单层（36—43层）。

第一段（36—41）：灰白色厚层石英砂岩，为本组底界，向上为含白云质凝块硅岩（39层），泥云岩（40—41层）。沉积石英砂岩层位稳定，并与泥云岩组成明显的韵律。

第二段（42层）：灰白色厚层状中—粗粒石英砂岩。在中部紫红色沉积石英砂岩中富含绿色泥质薄膜，褐铁矿富集。顶部见有细粒花岗闪长岩岩体。

第三段（43层）：深灰色含燧石条带、团块泥质、硅质白云岩、隐晶白云岩。底部为含燧石团块、条带大波纹藻叠层石白云岩。见小柱叠层石和似锥叠层石 Gruneria,Conophyton。

大红峪组岩性特征明显，底部第一套沉积石英岩和第二套灰白色沉积石英岩易与区域上对比。

5.高于庄组（Chg）厚度890.78m

根据岩性特征分为四段十二个岩性段。

第一岩性段：陆源物质发育段（44—49层），厚度44.54m。以浅灰、灰色粒屑粉砂质白云岩及含泥隐晶白云岩、泥云岩为主，含泥20%—25%，分布不均，具斜层理。底44层为厚约4.82m的白云质石英砂岩。

第二岩性段：深灰色厚层状、含锥状硅质白云岩发育段（50—54层），厚度60.10m。

主要岩性为灰色厚层块状含燧石条带、结核隐晶云岩，下部燧石条带、结核多为硅镁质，自下而上增多，层面不平整，含泥分布不均。中、上部以含锥叠层石 Conophytoncf.为特征。顶部燧石条带隐晶白云岩、微含锰，层薄，纹层清晰（54层）。

第三岩性段：含锰页岩、泥岩发育段（55层），厚度18.67m，主要岩性为含锰页岩、泥岩。

第四岩性段：隐晶白云岩、纹层状含泥隐晶白云岩发育段（56—70层），厚度128.07m。本段下部为浅灰色泥云岩，含泥25%—30%，自下向上减少，中部夹在内出现四层（60,61,64,66层）海底喷发岩（球粒霏细岩）。

第五岩性段：密纹层隐晶白云岩发育段（71—75层），厚度23.69m。主要岩性为深灰色薄层状密纹层隐晶、微晶白云岩。下部见交错层理，上部74层为黑灰色藻团白云岩。

第六岩性段：灰色泥灰岩发育段（76—101层），厚度173.39m。主要岩性为灰至深灰色泥云岩，含锰（79层，棕褐色硅质铁锰岩），层理平直。上部以隐晶—显微晶白云岩为主，亦见藻迹微结核。

第七岩性段：大波纹锥状藻叠层石白云岩发育段（102—111层），厚度78.78m。主要岩性为灰色不规则大波纹含泥硅云岩，含硅藻团云岩，见有硅化包卷状叠层石（图版3—6）。

第六与第七岩性段在岩性成分、结构和构造上差异明显，前者层薄、灰质、贫藻；后者层厚、白云质、富藻，叠层石发育，横向稳定。

第八岩性段：燧石条带，团块隐晶白云岩发育段（112—117层），厚度48.30m。主要岩性为燧石条带、团块、结核隐—微晶白云岩，纹层状燧石隐晶白云岩，纹层凝块状硅云岩、云硅岩。底部112层见柱状叠层石，中上部为黑色燧石条带。顶部117层灰色凝块含泥云岩。

第九岩性段：含泥、砂屑隐晶白云岩发育段（118—129层），厚度111.63m。主要岩性为浅灰至深灰色含泥、灰隐晶白云岩，浅灰纹层、波状泥质隐晶白云岩，深灰色凝块、斑状隐晶微晶白云岩。底部含少量燧石。

第十岩性段：黑至灰黑纹层状藻叠层白云岩发育段（130—136层），厚79.56m。主要岩性为灰黑、深灰色凝块、残余葡萄状含硅隐至微晶白云岩，深灰色环状藻团硅云岩，深灰色纹层藻叠层云岩。底部130和132层有小柱叠层石，柱体清楚。

第十一岩性段：灰色球团粒燧石隐晶白云岩发育段（137—142层），厚度48.60m。主要岩性为浅灰色含燧石条带隐晶云岩，浅灰色纹层状藻叠层云岩，浅灰色块状球团粒硅云岩。

第十二岩性段：低—高能间歇韵律发育段（143—153层），厚度71.45m。主要岩性为灰色隐晶白云岩，灰色层纹状燧石、纹层状隐晶白云岩，灰色葡萄藻团白云岩，灰白色球团粒燧石隐晶白云岩组成低能至高能韵律。

整个高于庄组岩性稳定，厚度在区域上变化较大，但根据岩性大致可划分四段：

第一段：深灰色燧石条带白云岩，泥云岩夹含砂白云岩。

第二段：灰、灰红色含锰页岩。

第三段：灰色薄层泥灰岩、白云岩。

第四段：深灰—灰黑色厚层、块状白云岩，燧石条带团块白云岩。

上述四段岩性特征明显，易于区分，可用于区域对比。

（二）蓟县系（Jx）

蓟县系（总厚度2557.47m）自下而上分为：杨庄组、雾迷山组、洪水庄组和铁岭组。依次出露于九龙池、翠花山、卧虎山至永陵东山（图2—5）。

图2—5　十三陵杨庄组—府君山组剖面

自下而上：Jxy(1—23层）78.30m;Jxw(24—425层）2169.54m;Jxh(426—436层）100.89m;Jxt(437—485层）289.73m;Qnx(486—495层）248.95m;Qnl(496—503层）88.68m;Qnj(504—512层）104.48m；

f86.61m。雾迷山组八个岩性段：（一）陆源物质发育段（24—53层）156.99m；（二）密纹—密波—小柱叠层白云岩发育段（54—107层）278.02m；（三）泥晶/藻团—锥柱/燧石纹层白云岩发育段（108—143层）164.71m；（四）燧石泥晶白云岩发育段（144—183层）211.96m；（五）凝块/藻团—锥/燧石白云岩发育段（184—270层）550.14m；（六）燧石藻团/柱叠层白云岩发育段（271—307层）219.07m；（七）凝块/燧石泥晶/硅屑白云岩发育段（308—382层）351.97m；（八）纹层泥晶白云岩发育段（383—425层）235.69m

注：Jxw为2168.55m,Jxt为209.73m，

f为86.67m

6.杨庄组（Jxy图版4—1）厚度78.30m

主要岩性特征为灰黄、暗紫色泥云岩、砂云岩或云砂岩与浅灰色厚层块状含燧石微晶白云岩组成韵律。下部数层暗紫红色泥云岩中含红色燧石结核，是本组的重要沉积标志。上部在砂质砾屑白云岩、凝块状隐晶、微晶白云岩中含叠层石 Tubaeforma irregularis(f.nov.）,Scyphusparvus;Scyphus serratus(f.nov.）。

7.雾迷山组（Jxw）厚度2168.55m

雾迷山组主要由燧石条带白云岩、藻叠层白云岩，隐晶白云岩夹有粒屑白云岩及泥云岩等多种岩石类型组成。上、下颜色浅，中部色深。密波纹、密纹层藻叠层白云岩主要发育于下部；中、上部以发育的层纹状黑、灰白色燧石为特征；藻团锥、柱状叠层石白云岩主要发育于中部。粒屑类型多样（鲕、团、球粒、砾—砂屑、硅质粒屑、藻团块等），多以薄层夹于各类白云岩中，鲕团粒白云岩主要集中于中部。

根据雾迷山组岩性特征、韵律性及藻叠层石形态可分四段八个岩性段。

第一岩性段：陆源物质发育段（24—53层），厚度为156.99m。

主要岩性为灰色厚层燧石条带隐晶、微晶白云岩，夹少量泥质白云岩、藻团白云岩。纹层平整发育，燧石灰白色为主，多为条带状，水进韵律的底部多为灰色含砂、泥隐晶（微晶）白云岩，顶部（53层）燧石条带见大波纹，放射状藻丛等，含叠层石 Scyphus parvus;Pseudogymnosolen changpingensis(f.nov.）（图版3—5、3—8）。底界24层为灰色砂质—砂屑白云岩，底面不平整。

第二岩性段：密纹层藻叠层白云岩和小柱状叠层石白云岩发育段（54—107层），厚度278.02m。

主要岩性为：下部由灰色纹层—密纹层藻叠层白云岩和藻团白云岩组成韵律层。厚层块状，隐晶至微晶。密纹层藻叠层发育，亮暗层清晰，富有机质，夹多层小柱叠层石。燧石以灰黑色为主，多显层纹状。

上部（80层以上）为灰白色隐晶—微晶白云岩，夹数层藻团和锥状叠层石白云岩。近顶部（101—103层）夹薄层球团粒白云质燧石岩，具斜层理。

底界是划分标志为第54层深灰色密纹层和直壁小柱藻叠层石白云岩。

本段含叠层石Pesudogymnosolen mopanyuensis,Pseudogymnosolenf.L.Pseudogymnosolen f.,Conophyton lituum, Pseudogymnosolen changpingensis。

第三岩性段：隐晶白云岩、藻团和锥状藻叠层石和层纹状燧石，纹层状白云岩韵律发育段（108—143层），厚度164.71m。

主要岩性以隐晶白云岩、藻团和锥叠层石白云岩、层纹状燧石纹层状白云岩韵律发育为特征。藻团白云岩中的藻团结核清晰，并含 Conophyton f.concellosum,Conophyton lituum,Conphyton f.。锥状叠层石层位稳定，尤以第123层Conophyton可与蓟县剖面对比为特征。上部第132层为伞状藻叠层石（图2—6），常见于层纹状藻叠层石白云岩中，呈透镜状或条带状产出，是本组中一种特殊沉积标志。

第四岩性段：燧石条带隐晶、微晶白云岩发育段（144—183层），厚度211.96m。

主要岩性为泥质白云岩、粒屑白云岩、藻团白云岩、燧石条带白云岩。自下而上燧石条带隐晶、微晶白云岩增多，显纹层波纹，含屑。燧石为黄、灰白色，多为条带形、结核状，并见放射状结核，硅化现象明显。

图2—6　132层伞状叠层石素描

底界划分标志为第144层黄白色泥云岩和第145层藻屑白云岩。

第五岩性段：凝块—纹层状藻叠层石白云岩发育段（184—270层），厚度550.14m。

主要岩性为深灰色纹层状藻叠层白云岩夹粒屑白云岩、凝块状微晶白云岩和燧石条带白云岩，燧石条带呈灰白色。下部密纹层发育，亮暗层清晰，富有机质。多处含粒屑（砾屑、砂屑、鲕、球—团粒等）（图版1—1、1—2、1—3）。上部藻团结构清晰，显凝块状、葡萄状、丝纹状，多见锥形（图2—7）、柱形叠层石。含叠层石 Pseudogynmosolen epiphy tu m,Pseudogymnosolen f.L.,Scyphus parvus,Conophyton lituum,Colonnella f.,Mi crostylus radiola(f.nov.）,Cryptozoom f.,Anabaria cf.radialis。

底界标志为第184层灰黄色泥云岩，第186层放射状小柱叠层石，第187层核形石。

第六岩性段：燧石条带白云岩、藻团和柱状叠层石白云岩发育段（271—307层），厚度219.07m。

主要岩性为隐晶或含泥隐晶白云岩、藻团和柱状白云岩、层纹－波状藻叠层白云岩组成水进韵律。以凝块状葡萄状藻团块白云岩发育，次为含燧石条带隐晶、微晶白云岩，夹多层粒屑白云岩，粒屑类型多样。

燧石含量较多，呈灰白色条带状。

藻团白云岩中多显大型柱状叠层石，有圆柱状，也有锥柱状，分布稳定。柱体最高可达50cm，一般在20—30cm，柱宽最大可达20cm，一般为10cm左右，柱状叠层石以平缓拱形为主。主要含 Colonnella f.,Colonnella crassibrevis(f.nov.）,Jacutophyton f., Collenia f.,Conophyton cf.lituum。

图2—7　藻团和锥状叠层石白云岩

图2—8　蓟县雾迷山组顶部假蓟县叠层石群

第七岩性段：燧石条带隐晶、微晶白云岩发育段（308—382层），厚度351.97m。

主要岩性为灰色厚层块状燧石条带隐晶、微晶白云岩。中下部（308—370层）主要为凝块微晶、燧石条带隐晶－微晶白云岩。含叠层石 Conophyton cf.lituum;c.f.;Collenia f.。

第八岩性段：浅灰色中厚层隐晶、微晶白云岩发育段（383—425层），厚度235.69m。

主要岩性为浅灰色隐晶、微晶白云岩，中下部含少量黑灰色、黄褐色燧石结核和条带。近顶部422—423层灰白色纹层状隐晶白云岩中见大型不规则柱状叠层石Pseudochih－sienella f.（图2—8）。顶部424—425层为灰黄色中薄层纹层状泥灰岩，夹少量页岩，见大型对称波痕。

雾迷山组的八个岩性段按岩性、韵律又可分为四段（表2—1）：

第一段：泥云岩、纹层藻叠层白云岩、藻团和锥状叠层白云岩、层纹状燧石纹层白云岩。

特点：色浅，燧石多，密纹层、密波状及小柱、小杯藻叠层白云岩（图版6—7）发育。

第二段：燧石隐晶、含屑隐晶白云岩，纹层状白云岩藻团和锥状藻叠层白云岩。

特点：色深，泥砂含量高，锥叠层不发育。

第三段：深灰色密纹层藻叠层白云岩、凝块状藻团白云岩为主。

特点：藻团发育，葡萄状、凝块状微结构典型（图版1—4,1—5），多见大型锥、柱状叠层石。

第四段：灰色厚层块状燧石条带隐晶、微晶白云岩。

特点：色浅，岩性单一，晶粒粗，藻白云岩不发育。

8.洪水庄组（Jxh）厚度100.89m

洪水庄组与下伏雾迷山组呈连续沉积。根据岩性不同可分11个单层（426—436层），两个段，一段为426—472层；二段为428—436层。

第一段：浅灰色薄层页片状泥云岩，显灰色页岩互层，以426层黑色页岩为本组底界。427层薄层泥云岩镜下见由细小绢云母组成，重结晶作用较强。

第二段：黄绿色泥云岩、泥岩与含砂粒屑云岩。下部（428—432层）皆为黄绿色云泥岩或泥岩。上部（433—436层）均为含粒屑云岩。433层浅灰色含砂粒屑白云岩镜下显较典型粒屑结构。

9.铁岭组（Jxt）厚度209.73m

铁岭组与下伏洪水庄组呈连续沉积。根据岩性不同可分49个单层（437—485层）和三个段。

第一段（437—460层）：浅灰色含泥、燧石条带隐晶白云岩。以437层具斜层理的浅灰色粒屑白云岩为本组底界。下部浅灰、灰色隐晶、微晶云岩与内碎屑白云岩互层，均含灰黑色燧石条带或团块，并夹有藻叠层黄绿色或紫红色白云质页岩。442层、448层见柱状叠层石。上部以灰色内碎屑含泥晶白云岩为主，夹有黄绿色或灰色页岩、粒屑条带（图2—9）。

第二段（461—477层）：灰色燧石条带隐晶白云岩、灰岩。底部灰黄色粒屑白云岩为分段标志。下部以灰色纹层含屑、隐晶白云岩、灰岩为主，含灰色燧石条带，燧石自下而上含量增多。上部以浅灰色泥云岩为主，泥质含量增多，灰质、燧石减少。

第三段（478—485层）：浅灰至灰色隐晶白云岩，岩性单一，纹层发育。顶部微含锰，裂隙发育，为具铁质薄膜风化壳。

图2—9　铁岭组上部粒屑条带素描

（三）青白口系（Qn）

青白口系（厚度442.11m）自下而上分为：下马岭组、龙山组和景儿峪组。地层出露于龙山一带（图2—5）。

10.下马岭组（Qnx）厚度248.95m

下马岭组与下伏铁岭组顶部风化壳为平行不整合接触。根据岩性不同可分为10个单层（486—495层）三段。

第一段（486—487层）以黄绿色页岩为主。以大套黄绿色页岩作为与铁岭组的划分标志。下部夹有菱铁矿透镜体；上部夹有薄层绿色页岩和泥云岩。

第二段（488—491层）以黄绿色页岩为主。下部黄绿色页岩与细粒石英砂岩互层，含海绿石；中部黄绿色粉细砂岩和泥质细砂岩互层；上部主要是黄绿色页岩；顶部为黄绿色泥铁质细粉砂岩。本段含海绿石，粉—细砂岩中微细层理发育。

第三段（492—495层）黑灰色页岩夹泥岩。下部为浅灰—黑灰色页岩，中下部和顶部均为黄绿色泥岩；而上部由浅灰褐色过渡到灰黑色炭质页岩。

11.龙山组（Qnl）厚度88.68m

龙山组与下伏下马岭组为连续沉积。根据岩性不同可分为7个单层（496—503层）。以第496层白色砾状石英砂岩为底界。

岩性主要以含海绿石石英砂岩为主，自生加大胶结（图版6—1），底部为灰白色沉积石英岩，下部浅灰—黄绿色含海绿石泥质粉砂岩，上部绿褐色—棕褐色含海绿石石英砂岩。砂岩中交错层理发育。

12.景儿峪组（Qnj）厚度104.48m

景儿峪组与下伏龙山组为连续沉积。根据岩性不同可分为19个单层（504—512层）。

底界以504层浅黄绿色页岩为标志层。

本组主要岩性为泥岩、隐晶灰岩、云灰岩。下部（504—506层）为紫红色、暗紫红色泥岩、页岩。506层为本组特征色可与蓟县对比的鸭蛋青色凝块云岩；上部（507—512层）从507层开始含灰量增高。顶部为隐晶灰岩、白云质灰岩、暗紫红色泥灰岩。

景儿峪组顶部具剥蚀面，上有1m左右紫红色和灰白色的钙质粘土。

景儿峪组与上覆下寒武统府君山组（

f）为平行不整合接触。府君山组厚86.61m，主要岩性为深灰色块状云斑灰岩。

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恽真布美： 年代地层单位代号(mark of chronostratigraphic units)是用一定的符号、数字表示地质时期中形成的地层单位(宇、界、系、统、阶)的名称代号.根据2000年第三届全国地层委员会《中国地层指南》规定:国际性的地层单位——宇、界、系...

瑶海区15835279916： 北京十三陵好玩吗,门票多少钱 - ？
恽真布美： 明十三陵现在开放的景点有定陵、长陵、昭陵、神路,具体票价如下(旺季时间为每年4月1日至10月31日,淡季为当年11月1日至次年3月31日): 联票:包括这四个景点,旺季成人票130元,半价票65元; 定陵:旺季成人票60元,半价票30...

瑶海区15835279916： 北京十三陵有什么好玩的景点? - ？
恽真布美： 已经开放的景点如下:神路(石人石马) 长陵(永乐皇帝) 昭陵(隆庆皇帝) 定陵(万历皇帝),已经挖掘了地宫

瑶海区15835279916： 北京十三陵都埋了哪十三个皇帝? - ？
恽真布美： 明十三陵是明朝迁都北京后13位皇帝陵墓的皇家陵寝的总称,依次建有长陵(成祖)、献陵(仁宗)、景陵(宣宗)、裕陵(英宗)、茂陵(宪宗)、泰陵(孝宗)、康陵(武宗)、永陵(世宗)、昭陵(穆宗)、定陵(神宗)、庆陵(光宗)、德陵(熹宗)、思陵(思宗),故称十三陵.

瑶海区15835279916： 远古时代的顺序是怎么样的?如:侏罗纪.白垩.请依次写下... - ？
恽真布美：[答案] 太古宇、古元古界、中元古界、新元古界、寒武系、奥陶系、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系、第三系、第四系(系即为纪)

瑶海区15835279916： 北京十三陵景点每个陵门票价格一样吗?？
恽真布美： 明十三陵门票:定陵 淡季40元 旺季60元;长陵 淡季30元 旺季45元;昭陵 淡季20元 旺季30元;神道 淡季20元 旺季30元;居庸关长城 淡季35元 旺季40元;银山塔林 明信片门票25元 (淡季、旺季时间:淡季为当年11月1日至次年3月31日;旺季时间为每年4月1日至10月31日.)

瑶海区15835279916： 十三陵是哪个朝代皇帝的墓葬群？
恽真布美： 举世闻名的十三陵,是明朝十三个封建皇帝的陵墓.坐落在北京西北郊昌平县境内的燕山山麓 .据京城约五十公里,总面积一百二十余平方公里.这里自永乐七年(1409)五月始作长陵,到明朝最后一帝崇祯葬入思陵止,其间230多年,先后修建了十三座金碧辉煌的帝王陵墓、七座妃子墓、一座太监墓.共埋葬了十三位皇帝、二十三位皇后、二位太子、三十余名妃嫔、一位太监(世系表).是当今世界上保存完整埋葬皇帝最多的墓葬群.