中、新元古界层序地层

　层序地层学及其在中、新元古界中的应用~

随着石油工业的发展，油气勘探愈精细，含油气盆地和油气田的开发也愈日益加强，这就要求提供更精确的地层分析技术方法。80年代，美国的P.R.Vail领导的EXXON生产研究公司的研究人员将他们发展起来的地震地层学的方法应用于钻井观测和露头研究中，从而产生了一门新兴的综合性地层学科——层序地层学。后经 Vail(1981,1984, 1987,1988,1991）、J.B.Sangree(1977）、R.M.Mitchum等（1977）、Van Wagoner等（1985,1987）、J.F.Sarg(1988）、B.U.Haq(1987）及 T.S.Loutit(1983）等众多学者的发展和完善，已形成较为完整的理论体系，并在实践中获得重大成功，成为当今地学领域的研究热点。
层序地层学从根本上改变了分析世界地层记录的基本原则，开启了了解地球历史的新阶段。因此，被认为是继板块构造学说之后又一次革命（Vail,1991）。
层序地层学理论和方法是在沉积盆地分析中首先建立等时地层格架，并将沉积相和沉积体系的研究置于构造沉降、海平面升降和沉积物供给的复合制约和整体的统一格架中，因而能有效地揭示其三维配置关系。在含油气盆地研究中，能够有效地阐明生、储、盖层的配置规律，提高理论和实际预测能力。
应用层序地层学理论体系和方法，已经为储集砂体的预测带来了战略性变化，取得了重要成就。勘探实践表明：低水位体系域中的盆底扇和盆底水道充填是重要的油气储集层（如南非的Bredasdorp盆地）。R.J.Weimer(1994）认为，层序地层学应用以来最重要的找油新领域之一是层序界面上的谷地充填砂体（如：Beaufort海和拉斯加新靶区的发现）。可见，正确运用层序地层学理论方法，可以对生油层、储集层和盖层作出更为准确的预测，提高勘探的成功率。在油田开发阶段，通过高分辨率层序地层学研究可以更好地确定和预测储层的分隔性，有效地选择完井和开发井目标，从而达到提高采收率、增加储量并降低勘探开发成本的目的。
碳酸盐岩层序地层学研究具有特殊性，主要是由于碳酸盐沉积体系有别于碎屑岩，如碳酸盐岩台地相中相对海平面的下降，一般依据岩溶和古土壤层的发育以及成岩胶结作用等证据进行判别。因此，层序地层学的方法体系在碳酸盐岩中如何应用仍然是一个正在探讨的问题。
为了深化华北中、新元古界地层、构造、沉积和岩相古地理条件的认识，笔者在第五章中引进层序地层学新理论和新概念，从层序地层学基本原理、华北中、新元古界层序地层分析和层序地层学在油气勘探中的应用等三部分进行阐述。从一个侧面反映层序地层学在中、新元古界地层、沉积、油气地质等方面研究中的应用前景。

北京十三陵中、新元古界厚度巨大（4277.92m），笔者根据关键界面的识别和沉积体系域配套的原则，共识别出19个层序（图5—10）。笔者在对中、新元古界碳、氧同位素进行控制性测定的基础上，重点对高于庄组的4个层序（SQ6-SQ9）、杨庄组的1个层序（SQ10）、雾迷山组的4个层序中的2个层序（SQ11-SQ12）和铁岭组的1个层序（SQ16）的层序界面和层序内部碳、氧同位素的分布特点进行了研究，得出了一些规律性的认识，证明碳、氧同位素研究可以作为中、新元古界层序地层分析中的有效方法。
（一）层序界面处碳、氧同位素分布规律
纵观剖面上δ13C、δ180变化（图5—10、表5—1），发现它们在层序界面上、下都会有变化幅度不同的异常发生，一般表现为δ13C值由负异常向正异常方向迁移，δ180值由正异常向负异常方向迁移，具体变化规律分析如下：
1.层序界面处δ13C变化规律
表5—1和图5—10直观地反映出由层序界面之下到层序界面之上δ13C值由负异常向正异常方向迁移。具体表现为：SQ5/SQ6（层序6/层序5）、SQ7/SQ6、SQ8/SQ7和SQ11/SQ10的δ13C值（‰，PDB）变化依次为：0.19/0.17、-0.48/-0.97、-0.84/-0.91和0.51/-2.33，上述取样均在层序界面上、下10cm之内。因此，这四组层序界面处的δ13C值变化数据代表了其原始沉积环境13C分布特征。
前已概述了δ13C的一般影响因素，研究表明（Craig,1953;Eichman and Schidlows-ki,1975：钟华等，1992）：地球上的碳主要以碳酸盐碳和有机碳两种形式存在，其中碳酸盐岩δ13C值远大于有机碳δ13C值，同时20亿年以来，地球表层碳的含量基本上没有变化，只是碳循环采取了不同储藏形式，其稳定同位素13C、12C的数量也分别为一个恒定值，因此，有机碳库增大或减少必定会导致光合作用带走的12C的数量增大或减少，造成海相沉积碳酸盐的碳同位素变重或变轻。
分析层序组成可知：层序6至层序11中，除层序6保存在有低水位期沉积外，余者均缺失低水位期沉积，为海进期沉积直接上覆于层序界面的古风化壳或其它类型地表暴露面上，由于每层序底部均为一次新的海平面上升期沉积，在此期间，藻类生长速度较快，沉积速率高，有机质与外界接触时间短暂，使其在尚未被氧化前就被迅速埋藏，因此，有机碳埋藏速率较高，造成一个相对较高的δ13C值。
层序顶部则有两种表现形式，一种表现为明显的古风化壳（SQ6/SQ5、SQ11/SQ10），一种表现为不明显地表暴露或地层结构转换面（SQ7/SQ6、SQ8/SQ7）。但无论哪一种情形都反映着海平面的下降和地表暴露事件的发生，在此期间藻类生长速度减慢，甚至停滞，并且由于海平面下降，水体变浅，有机质较长时间暴露于氧化条件下，因此，有机碳埋藏速率低，造成了一个相对较低的δ13C值。
值得指出的是：SQ9/SQ8和SQ10/SQ9的δ13C值（‰，PDB）变化为-0.54/0.10和-0.74/-0.36，即δ13C值变化趋势向负异常方向迁移，与前述规律相悖，分析其地质背景可知SQ8的样品取自层序界面之下15.23m处，即反映高水位早期海平面上升停滞期沉积碳酸盐的δ13C值，而不是高水位晚期海平面下降期的δ13C值，因此，δ13C值相对较高（0.10‰，PDB）,SQ9的样品取自层序界面之上12.42m处，即SQ9底部准层序顶，反映海进体系域早期在总体相对海平面上升背景下的次一级海平面下降时期的沉积碳酸盐岩的δ13C值，因此，δ13C值相对较低（-0.54‰，PDB）。至于SQ10底部δ13C值（-0.74‰，PDB）负异常是由于杨庄组沉积初期，陆源物质的加入造成有机碳含量减少及其埋藏速率降低，因此，δ13C值较SQ9顶部的δ13C值（-0.36‰，PDB）低。
从图5—10中还可以看到作为控制性测定的中、新元古界其它层序的顶部δ13C值也有负异常的特征，如SQ16顶部 δ13C值为-2.0‰（PDB）。SQ4的 δ13C值负异常（-2.58‰，PDB）与中元古代早期藻类等有机体不发育，导致的有机碳埋藏速率低有关。而SQ19顶部古风化壳之下δ13C值正异常（0.18‰，PDB）与新元古代末期生物有机体大量繁盛发展有关，同时也是景儿峪期总体海进特点的反映。
2.层序界面处δ18O变化规律
表5—1和图5—10直观地反映出层序界面上、下δ180值由正异常方向向负异常方向迁移，具体表现为：SQ6/SQ5、SQ7/SQ6、SQ8/SQ7和 SQ9/SQ8的 δ18O值（‰，PDB）变化依次为：-7.50/-7.55、-6.33/-4.69、-4.78/-4.22和-5.84/-4.14，它们与δ13C值变化呈负相关关系，也是表现为在层序界面上、下厚度较薄的地层内δ180值发生较大变化。尽管上述四组层序界面的δ180值经历了长期的地质历史时期，受成岩作用、表生淡水淋滤作用等影响已经不能反映初始沉积物的δ18O值，但是，由于每个层序经历了大致相同或相似成岩及后期改造作用过程，它们对原始沉积物δ18O值影响是相同的。因此，δ18O值的变化仍然提供了碳酸盐沉积物的δ180初始值之间的相对差异的信息。
一般认为（Keith等，1964）：在每一地质时期内δ180变化不大，一般只有千分之几，并且随时代变老，海相碳酸盐的δ180值逐渐降低（图5—16）。这种变化包含着海水同位素组成的变化，但更重要的是反映成岩后与大气降水中180的再平衡。
中、新元古界层序界面两侧的δ18O值向负异常方向迁移，主要是由于沉积物形成时海水同位素组成差异造成的。研究证实，海水δ18O值和盐度关系成稳定的正相关（朱忠发，1988），而每一个层序顶部的高水位末期均反映着相对海平面升降处于停滞阶段或出现下降的趋势，碳酸盐台地上形成的潮间带至潮上带沉积，沉积环境相对闭塞，海水滞留，因此，海水盐度较海进期和高水位早期要高，由此导致层序界面之下的 δ180值高于层序界面之上的δ180值。
统计资料表明（图5—16）：前寒武纪δ180值小于-6‰（PDB），而笔者所测得中、新元古界 δ180值介于-8.83‰和-2.77‰（PDB）之间，并且集中分布于-2.77‰和-0.54‰的值域内的样品数量占73%。由此推知，成岩作用对初始沉积物中δ18O值的改造作用是存在的。

图5—16　海相（1）、淡水相（2）碳酸岩的δ180与地质年代的关系（Keith等，1964）

SQ16顶部δ18O值的负异常（-8.60‰，PDB）可能与古风化壳存在和同位素交换作用有关。SQ16底部δ18O值的负异常（-8.83‰，PDB）可能从某种程度上更近似地反映了初始海水的δ18O值，因为其形成于相对海平面快速上升的时期，之后在较高的沉积速率之下又为凝缩期和高水位期沉积所封盖，因此，淡水淋滤作用对其影响相对微弱，近似地保持初始沉积物的δ180值。
（二）层序内部碳、氧同位素分布规律
纵观剖面上δ13C、δ180值变化（图5—10，表5—1），发现一般在层序内部由下至上 δ13C值向负异常方向迁移，δ18O值向正异常方向迁移，具体表现为：
1.层序内δ13C分布规律
从图5—10和表5—1可以看出SQ6、SQ7、SQ16三个层序内δ13C分别相对值（‰，PDB）为：0.19—-0.98,-0.48—-0.91,-0.54—-1.41—2.00，反映了层序下部的海进体系域形成时水体较深，有机碳埋藏速率较高，且为与外界氧化环境隔离的还原环境沉积，因此，层序下部δ13C值相对较高；而到了层序上部高水位晚期，随着海平面的逐渐下降，水体变浅，有机碳埋藏速率降低，并且多为潮间-潮上背景下的沉积，沉积物与氧化环境接触机会增大，因此，层序上部δ13C值相对较低。
SQ8和SQ9的δ13C值变化异常可能是由于碳酸盐岩层序内准层序的存在和取样部位两种因素造成的，因为碳酸盐岩层序内部的每个准层序都是代表着水体向上变浅，准层序底部δ13C值比顶部相对高一些（李儒峰，1996）。因此，当在层序内取样密度较小时，并且取样部位距离层序界面较远时，就可能测得层序上部 δ13C值高于层序下部 δ13C值的结果。
SQ10即为杨庄组，层序下部海进体系域形成高于庄末期上升成陆后的再次下降构造背景下的海平面再次上升期，由于该时期地形平坦，海水极浅，且有陆源物质加入，因此，海进体系域内δ13C值较低，平均值为-0.99‰（PDB）。SQ10上部高水位体系域沉积环境趋于稳定，海平面上升停滞，黑色藻叠层石发育，富含有机质，因此，高水位初期沉积物δ13C值为0.83‰（PDB），出现正异常，而随着高水位晚期海平面由停滞转到下降阶段，沉积物暴露于地表，在氧化条件下的淡水淋滤作用强烈，又造成SQ10顶部的δ13C值（-2.33‰，PDB）的负异常。
2.层序内δ180分布规律
SQ5至SQ9中δ180值的分布均表现为层序下部值相对较低而层序上部相对较高。原因是SQ5至SQ9的各层序界面以Ⅱ型层序界面为主，没有规模较大的沉积间断和古风化壳的存在，层序上部是在海进期间海水盐度正常条件下的沉积，因此δ180值相对较低，而层序上部是高水位末期海平面下降时盐度较高的潮坪-泻湖条件下的沉积，因此，δ18O值相对较高。
SQ10的δ18O值分布由于受陆源物质加入等因素影响，在层序中下部出现δ180值为-5.12‰（PDB）的负异常，而层序上部δ180值则较为相近，可能为相似的成岩过程所致。层序顶部的δ180值负异常（-4.76‰，PDB）则为其顶部古风化壳影响的结果。
SQ16的δ180值（‰，PDB）呈8.83—-5.65—-8.60波动变化，主要是因为层序的顶部和底部值受成岩过程中同位素交换作用的影响较大，而层序中部δ180值则受上述影响较小，由此造成SQ16内δ180值呈波动变化。

本区中、新元古界是变质岩系之上第一套盖层沉积。它广泛出露在燕山地区，以国家级自然保护区——蓟县剖面为代表。蓟县剖面以厚度巨大、地层连续、顶底接触清楚、各系组发育齐全、构造简单、未变质为其显著特点而著称于世，一直是我国中、新元古界地层划分、对比的标准。蓟县剖面自下而上划分为中元古界长城系、蓟县系和新元古界青白口系，共包括12个组，其特征见图1-3。

图1-3　蓟县剖面中、新元古界柱状图

蓟县剖面在20世纪90年代后期开展了层序地层学研究，黄学光等^[2]重点对蓟县剖面开展了系统的层序地层学研究，重新实测了蓟县剖面，并对层序进行了仔细划分。本节中的资料均取自该研究成果。研究成果表明，蓟县剖面共划分出5个一级层序、12个二级层序及若干三、四、五级层序。由于蓟县剖面系、组级岩石地层单位划分主要以明显的沉积间断（平行不整合面）和岩石、岩相的剧变转折处，因此，岩石地层单位界线往往与不同级别的层序界面基本吻合，只有一些过渡界线与层序界面间上下略有差异，因此，本节仍按系、组为单位分述其层序地层学特征。

一、长城系

长城系自下而上包括常州沟组、串岭沟组、团山子组、大红峪组和高于庄组，总厚度达4283m。

1．常州沟组

常州沟组为一套粗碎屑岩沉积，厚度为1109m。它以角度不整合覆盖于太古宇遵化岩群石榴角闪斜长片麻岩之上。常州沟组底部为河流相暗紫红色—紫红色砾岩、杂砂砾岩、杂砂岩，岩石成分成熟度、结构成熟度都很低，同向收敛的交错层发育，指示出陆源碎屑来自本区东南侧的山海关古陆。初始海泛面之上的石英砂岩其岩石成熟度和结构成熟度较下伏的河流相杂砂岩显著增高，鱼骨状、“人”字形交错层等海滩交错层发育，为海滩相沉积，构成海进体系域。向上砂岩的成熟度继续增高，至常州沟组中部的石英岩段即为最大海侵期沉积物。常州沟组上部由石英砂岩和薄片层粉砂质页岩所构成的一系列韵律组成，向上砂岩由中、厚层变为薄层、薄板层，变薄变少，而粉砂质页岩逐渐变厚，组成高水位体系域。当砂岩和页岩比达1:1时，则过渡到串岭沟组。因此，常州沟组构成一个二级层序。

常州沟组底部为区域性不整合面，为构造加强不整合，不整合面以上的一套河流相堆积属于低水位体系域，因此，常州沟组层序的底界属SB₁型层序界面。

2．串岭沟组

从岩石地层单位而论，串岭沟组底部与常州沟组为过渡关系。在蓟县剖面及邻区，在上述分界面附近见到干裂构造等海平面下降所造成的暴露标志，但无明显的河流回春作用，故此界面应为SB₂类型界面。

串岭沟组为一套细碎屑岩和泥岩沉积。按岩石特征可分为3个岩性段，总厚度为647m。一段为细砂岩、粉砂岩和页岩组成的韵律沉积，由下而上细砂岩逐渐减少、页岩增多，组成向上变细的沉积序列，其沉积物特征显示其形成于潮间带，为海进体系域沉积。二段为页岩，层理水平、平直，为潟湖盆地相低能－静水环境沉积，二段上百米厚的页岩为最大海侵期沉积物。三段以黑色叶片状粉砂质页岩为主，顶部夹砂岩小透镜体。三段继承了二段潟湖还原滞留的沉积环境，但海水有变浅并向开放环境转化的趋势，构成高水位体系域沉积。

3．团山子组

在蓟县剖面，团山子组与下伏串岭沟组为整合过渡关系，只见海水变浅，未见暴露标志。蓟县剖面团山子组以含铁白云岩为主，它分为两段，总厚度415m。下段由粉砂质页岩与硅质泥质含铁白云岩互层构成的韵律，其变化趋势是向上泥质减少，变为以泥晶白云岩为主。上段主要为含粉砂白云岩与板状白云质砂岩互层的韵律沉积，白云岩含铁量较下段有明显减少。二段上部夹石英砂岩、凝灰岩和叠层石白云岩，层面可见小波痕、食盐假晶等沉积构造，顶部干裂构造极为发育，多层干裂层组成一个暴露带。

从层序地层角度看，尽管团山子组内也划分出3个四级层序、两个三级层序，然而从更高一级层序看，团山子组仅相当于串岭沟组三段开始的高水位体系的一部分。因此，串岭沟组和团山子组一起组成一个二级层序。

4．大红峪组

从岩石地层而论，大红峪组与下伏的团山子组间为过渡关系。但是在过渡带中由多层干裂构造组成的暴露带，明显显示了一次较大规模的海平面下降，构成层序不整合关系。此层序界面类型应为SB₂型。

大红峪组总体构成一个从砂岩→富钾页岩→含硅质条带白云岩的沉积旋回，它分为3个岩性段，总厚度为516m。

大红峪组一段和二段是由3个砂岩→富钾凝灰质细砂岩、粉砂岩→含白云质砂岩构成的次级旋回组成，中夹层数不等的富钾玄武岩和火山角砾岩。以最底部的一个次级旋回为例（图1-4），它的下部为浅紫色、浅黄褐色薄片—薄板层含凝灰质砂岩，羽状、楔状、鱼骨状交错层发育，底部干裂构造发育。它的中部迅速过渡为灰白色、浅黄褐色巨厚—块层状含长石石英砂岩，平行层理发育，每个单层构成一个副层序，组成加积型副层序组。它的上部砂岩单层迅速减薄，层内板状、楔状、（上）鱼骨状交错层发育。顶部则为浅黄褐色含凝灰质砂岩（下）和紫红色粉砂质凝灰质页岩构成的韵律沉积，凝灰质富钾，此即为“富钾页岩”。顶部干裂构造发育。由此可见，上述次级旋回即相当于一个次级层序，旋回下部为海进体系域，中部块层状砂岩即为最大海侵期沉积物，上部即为高水位体系域。顶部干裂构造发育而无明显侵蚀间断，即为SB₂型层序界面。因此，一、二段共包括3个四级层序。

图1-4　蓟县大红峪组第一个四级层序柱状图

TST—海进体系域；mfs—最大海泛面；HST—高水位体系域；SB₂—层序界面

大红峪组三段由灰白色含硅质条带白云岩、叠层石白云岩、砂质白云岩和硅质岩构成。大红峪组顶部截顶的锥叠层石白云岩为最大海侵期沉积物，显示其上高水位体系域遭受剥蚀而不复存在。因此，大红峪组三段是只保留了海进体系域的不完整层序。

5．高于庄组

如前所述，高于庄组与下伏大红峪组间有明显沉积间断。在蓟县剖面，高于庄组底部有一层厚约3m的砂岩直接覆盖在大红峪组顶部含截顶的锥叠层石白云岩之上，大红峪组最上部的一个次级层序的高水位体系域遭受剥蚀。从蓟县向东，在河北省青龙县、迁西县一带，高于庄组底部的石英砂岩相变成数米厚的砾岩。这一平行不整合面称为青龙抬升。因此，高于庄组底界应为SB₁型层序界面。高于庄组总体为一套碳酸盐岩沉积，厚度为1546m，按岩石特征分为4个亚组，自下而上为官地亚组、桑树鞍亚组、张家峪亚组和环秀寺亚组。

1）官地亚组：包括两个次级旋回。下一个次级旋回从底部石英砂岩开始，向上为泥砂质白云岩、含燧石条带和结核的白云岩，叠层石白云岩。上一个次级旋回自深灰色含锰白云质粉砂岩开始，向上为含锰砂质白云岩、含锰白云岩、含锰叠层石白云岩和硅质岩。这两个次级旋回分别构成两个三级层序。

2）桑树鞍亚组：也是由两个从泥砂质白云岩至白云岩的次级旋回构成。下一个次级旋回由含锰粉砂质白云岩（即所谓“含锰页岩”）和块层状白云岩构成，上一个次级旋回由灰色薄片—薄板层泥质白云岩和厚层泥晶白云岩构成。本亚组底部含锰页岩中见干裂，顶部白云岩也见海水迅速变浅的标志，因此也构成一个三级层序。

3）张家峪亚组：是4个亚组中最厚的一个，厚度为778m。本亚组韵律十分发育，多为一些厚数十厘米至1～2m的小韵律，由薄片状泥质白云岩和中、厚层碳酸盐岩（白云岩和灰岩）构成，层理水平、平直。在蓟县剖面，此亚组内未见叠层石，也不含硅质条带。在蓟县、兴隆、宽城等地的当初海盆地较深部位，在本亚组下部薄片状泥质白云岩中广泛分布着大小不等的瘤状灰岩，它是台盆相的标志，是最大海泛期的沉积物。其上则依序为下斜坡相、中斜坡相和上斜坡相沉积物。

4）环秀寺亚组：亚组下部是由黑色球状藻团、沥青质粗晶白云质灰岩（下）与深灰色波纹状藻席中晶白云质灰岩（上）构成的韵律沉积，它形成于半封闭的潮下带至潮间带。亚组上部逐渐过渡到由含硅质团块的砂砾屑白云岩（下）、含猫眼状连生结核的白云岩（中）和硅质角砾岩（上）所构成的韵律。韵律顶层为硅质结壳层，此外还多处发现岩溶角砾岩。由此可见，环秀寺亚组本身未构成一个单独层序，它仅是张家峪亚组上部开始的高水位体系域的一部分。

高于庄组期末，全区抬升，以滦县一带表现最为清楚，称滦县上升（详见后述）。

6．小结

纵观长城系，它被3个构造加强不整合面（长城系底部的角度不整合面，高于庄组底部的青龙上升和长城系顶部的滦县上升两个平行不整合面）所分、限为两段，分别构成两个一级层序。下段常州沟组、串岭沟组、团山子组和大红峪组构成一个一级层序，其中以串岭沟组二段页岩为最大海泛期沉积物，以下为海进体系域，其上为高水位体系域。据现有同位素年龄资料推定，其时限为1800～1600Ma。上段高于庄组本身构成一个一级层序，其中以张家峪亚组含瘤状灰岩段为最大海泛期沉积物，以下为海进体系域，其上为高水位体系域。据现有同位素年龄资料，其时限为1600～1400Ma。

二、蓟县系

蓟县系自下而上包括杨庄组、雾迷山组、洪水庄组和铁岭组，总厚度达4300m。

1．杨庄组

高于庄期末，本区上升成陆。在山海关古陆边缘的滦县一带，杨庄组底部出现两层砾岩，砾石磨圆度好，砾石成分复杂，与其下高于庄组为平行不整合接触。这次间断称为“滦县上升”。因此，其底界为SB₁型。

杨庄期再次海侵。本区海域内受昌平－怀柔水下隆起的阻隔，在近山海关古陆一侧，形成一个大型潟湖盆地，沉积了以紫红色含粉砂泥质白云岩为代表的红色岩系。昌平－怀柔水下隆起以西、以北的潟湖外，未见红色岩系沉积。潟湖内的红色岩系，以蓟县剖面最为发育，厚达1048m，共分为三段。

一段由一系列韵律构成，每个韵律自上而下为：

3）硅质结壳层；

2）浅灰色中厚层含硅质条带细晶白云岩；

1）灰白色、紫红色薄板—薄片层含粉砂泥质白云岩。

上述韵律自上而下由潮间－潮上带向潮下－潮间－潮上带过渡，显示海平面逐渐上升。

二段岩石以紫红色粉砂泥质白云岩为主，少量为灰白色粉砂泥质白云岩，为杨庄组典型岩段。二段中部紫红色巨厚—块层含粉砂泥质白云岩为潟湖盆地相沉积。

三段也是由一系列韵律构成，但韵律模式与一段不同，韵律基本层自上而下为：

4）硅质岩；

3）灰色含硅质条带藻席白云岩，有时含小杯叠层石等小型叠层石；

2）灰色块层结晶微生物白云岩，具典型的凝块石结构。本层底部为不厚的微晶白云岩；

1）灰白色、紫红色薄片状含粉砂泥质白云岩。

上述韵律自三段下部向上的变化趋势是：第2）层逐渐变薄，至三段顶部第2）层甚至消失，韵律以1）、4）层为主，只有不厚的第3）层，表现出海平面逐渐下降的演化过程，直至短暂暴露。

综上所述，杨庄组一段沉积期海平面逐渐上升，构成海进体系域，至二段中部潟湖盆地相紫红色块层状含粉砂泥质白云岩为最大海侵期沉积物。之上即为高水位体系域，沉积物特征显示了海平面逐渐下降的过程。因此，杨庄组本身构成一个二级层序，其中还包含了3个三级层序和6个四级层序。

2．雾迷山组

继杨庄期末短暂暴露之后，雾迷山组沉积时，气候向潮湿转化，为潟湖潮坪环境。雾迷山组具有以下显著的特点而有别于其他各组。第一个特点是地层厚度巨大。以蓟县剖面为例，雾迷山组厚度达2848.45m，约占蓟县剖面中、新元古界总厚度的1/3，是蓟县剖面最厚的一个组。第二个特点几乎全部由白云岩组成，而且其中半数以上是微生物成因的白云岩。第三个特点是沉积韵律特别发育，韵律小者厚仅1～2m，大者厚达数十米。数千米厚的雾迷山组几乎都是由大小不等的韵律组成，初步统计蓟县剖面雾迷山组有413个韵律。

在蓟县剖面，雾迷山组的韵律是由下列5个基本层构成，自上而下为：

5）顶层：硅质岩，为潮上带暴露而成的硅质结壳层；

4）上层：纹层状藻席微生物白云岩，常见假裸枝叠层石、小杯叠层石等小型叠层石，为潮间带沉积；

3）中层：块层状结晶白云岩，常见球粒石、凝块石等微生物岩结构，部分尚保留大型—巨型锥状叠层石，为潮下带沉积；

2）下层：灰白色细晶白云岩和深灰色纹层状藻席微生物白云岩，后者有时可见小杯叠层石，为潮间带沉积；

1）底层：灰白色泥质白云岩，含陆源砂、含砾屑，为潮上带沉积。

由此可见，上述韵律显示出由潮上带→潮间带→潮下带→潮间带→潮上带的往复式变化，恰好显示出一个最基本的海平面变化周期。因此，每个韵律即构成一个最基本的层序。

更高一级的层序，则是通过一系列基本层序之间的差异比较来确定。这种差异主要体现在叠层石的变化，同时结合其他沉积特征。总的说来，中层的锥叠层石个体巨大，韵律以上、中、下层为主，整个韵律厚度也较大，则显示出海平面相对最高的时期，并以此确定最大海泛期。反之，中层中未见锥叠层石，甚至中层很薄，仅在上层（下层）见到小杯叠层石等小型叠层石，韵律顶、底层发育，整个韵律厚度也小，则是海平面相对下降时期。蓟县剖面通过413个基本层序间的比较，雾迷山组划分出17个四级层序，4个三级层序，雾迷山组本身则构成一个二级层序，底部层序界面为SB₂型。

3．洪水庄组

在蓟县剖面，洪水庄组与下伏雾迷山组为过渡关系。雾迷山组顶部白云岩逐渐含泥质并增多、单层变薄而过渡到洪水庄组底部的薄层泥质白云岩。但是从层序地层学角度看，雾迷山组与洪水庄组分界线附近有丘状波痕、透镜状层理等沉积构造发育，标志了海平面下降、海水变浅。更重要的是从区域接触关系看，雾迷山组与洪水庄组间有明显沉积间断。在辽西，有人称为凌源运动。在太行山北段易县一带，厚仅6.21m的洪水庄组底部有燧石砾岩和含角砾粗砂岩，也表现为平行不整合接触。另从区域分布来看，洪水庄组地层分布范围显著小于雾迷山组。由此可见，从区域范围看，雾迷山期与洪水庄期之间也是海平面升降变化的重大转折时期。因此，构成了SB₂型层序界面。

洪水庄组是一套页岩沉积，颜色有灰色、深灰、黄绿色等，厚度小，仅114m。区域分布稳定，厚度变化不大，岩相单一。洪水庄组下部海进体系域副层序由泥质页岩→含白云质页岩构成，每个副层序厚仅10余厘米至数厘米。中部70余米厚的盆地相黄绿色页岩为最大海泛期沉积。其上的页岩为高水位体系域沉积，它的上部开始出现细砂岩透镜体，显示出海平面逐渐下降、海水变浅的趋势。

4．铁岭组

铁岭组分为代庄子亚组和老虎顶亚组，两亚组间有明显的区域性平行不整合沉积间断面，称为铁岭上升。铁岭组厚290m。

代庄子亚组底部为薄层砂岩，它与下伏洪水庄组间为迅速过渡关系，即洪水庄组上部页岩中所夹砂岩透镜体迅速增加而过渡到代庄子亚组底部的石英砂岩，即由盆地相页岩转为潮下高能带砂坝。因此，从层序地层角度看，代庄子亚组沉积仅仅是洪水庄组上部开始的高水位体系域的延续。

代庄子亚组除底部10m厚的石英砂岩外，主体是由（微）含锰砂砾屑白云岩与薄层泥砂质岩石互层构成，总的趋势是向上白云岩单层变薄，含锰量减少，由含叠层石变为含砂和砂砾屑。反之，泥砂质岩石增多，透镜状层理等潮汐层理发育。至顶部出现翠绿色海绿石页岩，偶见干裂构造。代庄子亚组沉积由潮下高能带至潮间－潮上带的演变，显示出海平面继续下降的高水位体系域特征，构成洪水庄组上部开始的高水位体系域的一部分。

铁岭组上、下两亚组间的平行不整合表现为代庄子亚组顶部页岩之上被老虎顶亚组底部的紫红色铁质砂砾岩所覆盖，向西至北京市延庆县此层相变为鲕状赤铁矿，称“四海式”铁矿。此底界虽暴露、间断明显，但河流回春作用所造成的切割并不明显，故底界应为SB₂型。

老虎顶亚组下部由含砾屑白云质灰岩与薄板状泥质含灰白云岩构成的副层序，向上灰质成分增高、泥质成分减少而过渡到灰岩，含不规则墙状叠层石等，构成海进体系域。最大海泛期沉积物为块层状阿拉巴尔叠层石灰岩。高水位体系域则是由铁岭叠层石灰岩→掌状蓟县叠层石灰岩→柱状蓟县叠层石灰岩→骆驼岭锥叠层石灰岩组成，自下而上叠层石个体减小，至顶部叠层石消失。因此，老虎顶亚组是海平面变化体现在叠层石变化的又一个十分典型的例证，叠层石变化优于其他沉积标志而成为层序地层学研究的主线。

5．小结

纵观蓟县系，它可以明显分为两部分。下部杨庄组和雾迷山组具有相似的韵律沉积，相似的微生物岩沉积，并且在相似盆地构造背景下沉积。沉积盆地持续凹陷下沉，形成了巨厚的沉积物，杨庄组和雾迷山组共厚3896m，与洪水庄组和铁岭组厚度（404m）之比为9:1。沉积物较连续，但受盆地不均衡凹陷的影响，地层厚度变化大，岩相变化也大。此两组以杨庄组中部潟湖盆地相块层状紫红色粉砂泥质白云岩为最大海泛期沉积物，构成一个一级层序。据现有同位素年龄资料，其时限为1400～1200Ma。上部洪水庄组和铁岭组是在相对稳定的盆地构造背景下沉积的。受盆地沉降幅度小的影响，其沉积物岩相稳定，地层厚度小且变化不大，铁岭组两亚组间还存在区域性平行不整合。地层总的特征已属于典型的克拉通盆地型。此两组是以洪水庄组盆地相页岩为最大海泛期沉积物构成另一个一级层序，据现有的同位素年龄资料，其时限为1200～100OMa。

三、青白口系

青白口系自下而上包括下马岭组、长龙山组、景儿峪组，总厚度为430m。

1．下马岭组

在蓟县剖面，铁岭组顶部为紫红色灰岩，局部出现硅质结壳层和岩溶角砾岩等，均系长期风化剥蚀结果。下马岭组底部为含铁砂砾岩，具底砾岩性质。因此，下马岭组与下伏铁岭组间存在明显沉积间断，为平行不整合接触，称为芹峪运动，为SB₁型层序界面。

蓟县剖面的下马岭组是由一系列砂岩→粉砂质页岩的韵律组成的向上变细的沉积序列。向上砂岩减少，粉砂质页岩增多，至顶部出现灰色页岩，厚198m。蓟县剖面下马岭组与北京西山同时代地层相比，仅相当于西山剖面一段，其上二至四段均被剥蚀。从层序地层学角度看，蓟县剖面的下马岭组只相当于北京西山剖面下马岭组下部海进体系域的一部分，海进体系域上部（包括最大海泛期沉积物）和高水位体系域均已被剥蚀。

2．长龙山组

如前所述，长龙山组与下伏的下马岭组间为平行不整合接触，称为蔚县上升。由于存在明显的河流回春作用造成对下伏下马岭组地层的不同程度的切割，因此为SB₁型层序界面。

长龙山组是一套粗碎屑沉积，它由下部河流相杂砂砾岩和中部海相海绿石砂岩、海绿石粉砂岩以及上部的杂色页岩，构成一个向上变细的沉积序列，可划分出3个四级层序和1个三级层序。

3．景儿峪组

蓟县剖面景儿峪组是以鸭蛋青色薄—中层泥灰岩为其典型代表岩石。它的下部副层序是由紫红色泥质页岩和泥灰岩构成，中部副层序为鸭蛋青色灰质页岩和泥灰岩构成，上部副层序由泥灰岩和灰岩构成。景儿峪组与上覆下寒武统昌平灰岩为平行不整合接触，即为蓟县运动。

景儿峪组自身构成一个三级层序，景儿峪组与下伏长龙山组一起构成一个二级层序。青白口系构成一个一级层序。据现有同位素年龄资料，其时限为1000～800Ma。

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