房山岩体中小“褶皱”的成因探讨

郭克超，莫乃明，姚双福，彭杨宏，袁玲玲

(1.甘肃省地质矿产勘查开发局水文地质工程地质勘察院，甘肃 张掖 734000；2.青海省国土资源厅，青海 西宁 810001；3.有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室(中南大学)，湖南 长沙 410083)

1 地质背景

北京周口店地区地质现象十分丰富，素有“地质大观园”之称，多年来一直倍受地质学者的青睐。房山岩体更是众多地质研究对象中的佼佼者之一，其主体岩性为花岗闪长岩，边部有呈不完整带状分布的石英闪长岩。岩体中发育典型的原生流动构造，它们由矿物或包体定向分布体现出来；同时侵位构造也有相当的分布，如岩体西北缘的韧性剪切带[1]。在近岩体的围岩中，构造现象极其丰富，紧靠岩体的一侧，出现与岩体平面形态协调的环状逆冲断裂、剥离断层及放射状断裂[2]；西部的北岭向斜，南部太平山向斜及北部的凤凰山向斜呈环状围绕岩体(图1)。

1-第四系；2-白垩系；3-侏罗系；4-三叠系；5-石炭-三叠系；6-寒武-奥陶系；7-青白口系；8-蓟县系；9-长城系；10-太古宙；11-花岗岩；12-逆断层；13-剥离断层；14-向斜图1 北京西山房山岩体区域地质构造(资料来源：文献[3])

本文所讨论的焦点是岩体中发育的一种“弯曲”现象，它呈不同于流线、流面的似波状形态，部分地段形成明显的小型尺度的“褶皱”构造。这种小“褶皱”又似乎不同于沉积岩中的褶皱构造，它仅“单层”局部出现，上下不协调。这样的“褶皱”构造可否为区域构造变形或岩体侵位变形的产物，即它是否具有构造成因，便成为此次研究所关注的问题。笔者将从小“褶皱”的产状、形态的变化及其成分特征，探讨它的形成机制。一方面结合区域地质背景及“褶皱”周边地质现象，从宏观上分析它与区域构造运动和后期岩体侵位有无成因联系；另一方面根据“褶皱”与围岩的成分对比和镜下微观“变形”分析，同时结合简单的“应变”测量，讨论其成因。

2 “褶皱”宏观特征

房山岩体位于北京城西南约50 km的房山区城北、北京西山的南端，东邻华北平原，大地构造位置处于华北板块中部，在NNE向太行山隆起和近EW向燕山板内造山带的交接部位[3]。本次研究的小“褶皱”构造出露于李家坡采石场，位于房山岩体南部边缘。附近岩体属花岗闪长岩，中粒结构，灰白色，块状构造；矿物成分包括35%的斜长石，20%的钾长石，20%的石英，以及10%～15%的黑云母和少量的角闪石(5%)。按上述特点，围岩应是前人所划分的房山岩体主期侵入体的边缘相[3]。

本文所述的小“褶皱”构造涉及两处。它们均位于采坑的岩壁上，由于岩体已被切割，无法知道具体的延伸范围，图2为“褶皱”在空间的延伸态势，显示褶皱形态的成分层的厚度只有1.5～2.0 mm。“褶皱”A(图3(a))整个的形态并不完全协调统一，不同的成分层形态颇具差异。对单层脉体来说，其形状也欠规整，不同区段弯曲的程度和形态不一致。对于整体而言，这种弯曲与平滑的分布也不完全一致。这样的褶皱形态利用传统的褶皱形成机制是无法解释的。但另一方面，各单层脉体略呈不规则的波状，其“背形”或“向形”的“转折端”都向大致相同的方向(NE)倾斜，并显示出一种“流动”的状态。岩壁上小“褶皱”着生部位有一定特殊性，在它的上部和下部岩性有些许变化。下部岩体颜色明显变深，暗色矿物的含量增加，暗示着两部分岩体的形成时间可能存在小差异，也即小“褶皱”恰位于岩性交界处。它由三条细脉显示出来，在结构上都具有颗粒微细的特点。靠近暗色岩体的细脉主要由长石和石英组成，细脉的一端明显变宽，矿物颗粒也变粗大，甚至出现不明显的石英核。中间的岩脉成分和颜色接近于下部暗色岩体，最上部的岩脉成分和颜色则与浅色岩体趋于一致，两条细脉的暗色矿物含量略高于围岩。“褶皱”B(图3(b))则呈现规则统一的波浪状，每一条脉体成分相近，均为粗颗粒的石英和长石组成的花岗质脉体。

图2 小“褶皱”的空间延伸情况

图3 周口店房山岩体中小褶皱

3 “褶皱”与变形状态

为进一步观察小“褶皱”的成分特征，以探讨其成因，笔者采集了实地样品(图2和图3)，并磨制薄片，在镜下进行了微观观察。切片方向主要顺着岩脉。“褶皱”内部矿物成分有无因褶皱构造引起的变形，是我们关注的主题，但在显微镜下并没有发现矿物有明显的变形现象(图4)。石英呈它形粒状，颗粒表面干净光滑，边界规整，消光均匀。

石英属遍在性矿物，它在各种构造中常出现特殊的构造矿物学现象[4]。然而在显微镜下并没有发现可以显示石英发生变形的光学现象，如不均匀消光、晶内显微裂隙或更高级的变形现象，如变形纹、定向压扁拉长、动态重结晶结构等。长石以板状或柱状出现，自形程度较高，晶形完好，略具定向排列。部分长石晶内发生显微破裂，但未见后期变形。斜长石发育较好的聚片双晶和卡纳复合双晶，双晶纹分布均匀，少有尖灭，条纹细小且宽度一致，仅出现单个世代双晶纹，显然双晶不具有机械变形的成因(图4(b))。钾长石呈板状、粒状，见发育格子双晶的微斜长石(图4(c))。黑云母在镜下呈自形或半自形片状，并不见其在变形条件的典型构造——扭折。此外，还可见少量角闪石的六边形横断面，副矿物榍石的菱形单晶(图4(d))。

另一方面，笔者将矿物变形问题进行量化分析，使分析更有说服力。通过测量矿物的长短轴比，并根据大量的统计数据判断矿物的变形情况。笔者主要选取了斜长石、石英和云母进行长短轴测量。利用长石矿物进行应变测量，简单，直观，易于操作，在构造研究中已有应用的先例[5]。长石晶体的形成和生长都具一定的规律性，即长、宽、高有一定的比例。斜长石(除培长石和低温钙长石外)的晶轴之比一般为a∶b∶c=8∶12∶7[5]。而石英原始晶形近等轴状，显示应变则更直观。因此在确定没有发生重结晶的情况下，石英轴比的数据是可靠的。黑云母晶轴之比通常为a∶b∶c=5∶9∶10[6]。表1～3和图5为在正交偏光显微镜下所测得的结果。

从表1～3可知，石英和斜长石所测得的轴比，相对于上文所引用的理论值明显偏大。这说明，两种晶体的生长除了受结晶习性的控制，还有其他外部因素的影响，或者它们在结晶后发生了变形。石英和长石在同一变形条件下，变形行为差别显著，前者易发生塑性变形，后者更多地表现脆性行为。因而，长石在晶形保持完好，又无其他明显变形现象的情况下，通过应力作用使其晶轴比率发生变化，显然可能性不大；另外，它形颗粒的石英轴比所出现的偏差还未大到足以说明矿物遭受了应力变形。事实上，矿物的结晶形态受多方面的因素影响，于此例而言，可以做一个简单的推测，即晶体轴率与惯常情况不吻合，可能与岩浆结晶时的温度相关。在不同的温度条件下，同一种晶体的不同晶面(质点结合到不同晶面上形成的强键数目不同)，其相对生长速度会有所改变，从而影响其生长形态，在较低温条件下，强健对质点的获取优势相对突出，晶体倾向于细长状[6]。当然，不同的矿物出现“细长状”的趋势所需要的温度条件不同，这与它们自身的晶体结构有关。不难看出，黑云母的实测结果与理论值符合较好。除晶体结构相异外，黑云母本身易形成板片状，对上述生长趋势很可能有所掩盖。

图4 小“褶皱”内部组构及成分特征

薄片号A3A4A5B5-1B5-2B5-3B6-1B6-2B6-3C1C2平均1.381.601.701.771.481.561.511.761.611.721.38标准差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标准误差/%7815175781412811

注：观测数为20。

表2 斜长石长短轴比率(镜下)

表3 黑云母长短轴比率(镜下)

注：观测数为10。

那么，矿物结晶时是否处于低温条件呢,在上文提到了“褶皱”A位置的特殊性，它处于岩性交界处，后期侵入的热的岩浆与早期侵入的已达到一定冷却程度的岩体接触，边部温度自然会降低。不容忽视的是两条小“褶皱”中出现的花岗质脉体，它们在形态和结构上极具伟晶岩和细晶岩的特征。如果按照Jahns和Burnham[13]提出的伟晶岩的形成过程来解释该处伟晶岩和细晶岩的存在，则不仅有助于证明“褶皱”A中岩性界面的存在，而且暗示了一个降温的过程。此外，从图3中可以看出，“褶皱”B所在的位置，靠近“褶皱”A在岩体内部的延展面，可以认为在岩浆冷却结晶时，这两处位置处于相近的温压条件。

由于“褶皱”发育在质地坚硬的岩体表壁上，而笔者所拥有的工具很难采集到理想的标本。同时，房山岩体是许多高校重要的教学实习基地，对重要的地质现象必须予以保护。因此，能采集到的样品数量有限。为弥补这一不足，在照片中，“褶皱”的不同部位对矿物进行了长短轴测量，以分析矿物形态变化。回避了由于矿物颗粒细小，不便于野外直接测量的问题。在此，选择了“褶皱”A围岩中颗粒相对较大，颜色深的黑云母作为测量对象，测量剖面的方向也顺着脉体(图6)。测量结果见表4和图7。

如图5和图7所呈现的结果，矿物轴比都大致符合正态分布规律。对比表3和表4，可以发现照片中的测量结果与镜下的一致。它们进一步说明，所采集的数据信息是可靠的。结合镜下“显微构造”的观察与矿物长短轴“应变”测量，可以得出结论：小“褶皱”矿物成分没有发生因褶皱构造引起的变形。

(a)石英(B5-2)的轴比频率分布直方图 (b)斜长石(A4)的轴比频率分布直方图图5 石英(B5-2)和斜长石(A4)的轴比频率分布直方图(镜下)

图6 黑云母的测量位置

测量位置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标准差0.700.480.340.470.500.510.580.480.520.560.62标准误差/%1396991011991011观测数2730302830292930303030

图7 黑云母的轴比频率分布直方图(照片)

4 小“褶皱”形成机制

房山岩体是燕山运动的产物，侵位后没有受到过造山运动改造，是一个构造后侵入体[9]。燕山运动晚期的南大寨断裂下盘从SEE向NWW向推覆，导致位于断裂下盘的房山岩体由下至上向北西斜向侵位[10]，同时这也奠定了房山岩体内部构造特征的基础。岩体中流面沿着侵入体边缘轮廓分布，倾向围岩；流线多向SE向倾斜；在岩体的西北缘则出现了“片麻状片理”和韧性剪切带[1]。本文所探讨的小“褶皱”发育的位置并不在房山岩体内部侵位构造集中分布区。其延伸方向为SW-NE向，与岩体侵位方向不同。而发育在构造后侵入体上的小“褶皱”也不可能受到区域构造变形的影响。因此，从“褶皱”的位态方面，可以得到与上文显微变形分析相一致的结论，即小“褶皱”非构造成因。

由上文分析可知，必须为小“褶皱”的动力学成因寻找新的切入点。“褶皱”B脉体由颗粒较粗大的长石和石英组成，“褶皱”A也有一条相近成分的脉体。此外值得注意的是，在研究区附近发现了晶洞。因此可以进一步确定这里所说的脉体即是伟晶岩脉。而“褶皱”A中浅色脉体在粒度上的突变也完全符合伟晶结构的特征。这说明在小“褶皱”发育的位置富含水挥发分[11]。那么，这就为利用挥发分对组分的迁移来解释“褶皱”中成分带的形成提供了一种可能。而岩浆流动作用叠加到成分带上，使其弯曲现象更明显，从小“褶皱”的外形特征上也恰好佐证了这一点。脉体中矿物粒度的细小，反映了一种成核密度大，快速结晶的较低温条件。正是在这样的条件下，才有利于出现成分分异。虽然花岗质岩浆酸性程度较高，黏度高，在低于液相线温度的条件下，具有非牛顿体行为[9]，但可以认为水这种挥发分的加入降低了它的黏度。

然而这样的解释也仅是一种定性推测，因为小“褶皱”形成时具体的温压条件，岩浆挥发分的含量都无法定量。关于小“褶皱”的成因机制，或许还有其他的突破口。在对周口店岩体成分分带的成因解释中提到一种形成机制，即对流条件下的索列特效应[9]，对“褶皱”A的形成也许可作较好的说明。岩体的顶部和边部一般先开始结晶，传热快；密度较大的发生结晶的边部层就会向岩体底部运动，而密度较小的未结晶的岩浆会向上集中。这是单纯的对流作用，易形成水平层状岩体。索列特效应是一种热扩散，在约200 ℃的温度梯度下即可产生强烈的成分分异。对流作用和索列特效应共同作用则可极大地加强成分分异的效果[9]。从上文的描述中，知道“褶皱”A处于岩性过渡带，表明岩体的形成上应有一定的时间差，这为形成温度梯度创造了条件。另一方面，这样的作用机制被在房山岩体西南部边缘相与过渡相的交界处分布的黑云母“递变条带”证实[9]，小“褶皱”的区域位置及其细粒脉体中暗色矿物含量的增高都与之契合。对流时物质迁移的方向由重力决定，但扩散的物质运动方向却由温差决定，因此成分层就未必是水平的，形成像褶皱一样的弯曲也是可能的。

图8 包体中矿物不平衡现象

在研究区附近，笔者观察到了暗色微粒包体中矿物的不平衡现象，即包体中出现斜长石大斑晶黑云母片晶(图8)。这种现象被认为是发生了岩浆混合的证据。包体为低黏度的基性岩浆，在与花岗质岩浆发生混合的过程中，这些斑晶通过机械转移从花岗质岩浆进入包体，属于捕掳晶[12]。如果将“褶皱”A中暗色岩脉解释为较大量的基性岩浆与花岗质岩浆不完全混合的产物，即一个巨型扁平状包体。基性岩浆如何保持一个连续的“层”状(扁平状)，而不至于在岩浆流动的过程中被冲散。岩浆产生层流取决于雷诺数Re，即惯性力与黏性力比值，Re高值代表低黏性行为[13]。基性岩浆注入时，相对于高黏度、低流速的花岗质岩浆必然有一定的速度，另一方面基性岩浆有较低的黏度，因此两种岩浆在未充分混合的情况下，相对原来的花岗质岩浆必然Re值增大，在两种岩浆接触的边界处就可能产生层流运动。暗色微粒脉不止一条，可视为岩浆不止一次混合，基性岩浆呈喷泉式小股注入，这是由基性岩浆起源深度和密度较大，很难与酸性岩浆一次性大规模混合所决定[13]。脉体颜色的深浅则可认为是混合程度的不同。

5 结 论

本文基于野外考察和室内分析，结合研究区的地质背景，从岩石学分析、显微组构观测、“应变”测量等方面探讨了周口店房山岩体中小“褶皱”的特征，并对其成因提出了三种假设：①挥发分对岩浆组分的迁移；②对流条件下的索列特效应；③少量基性岩浆与主体花岗质岩浆的不完全混合。

[1] 燕滨,何斌.北京西山房山岩体西北部强变形带的成因新解[J].大地构造与成矿学,2008,32(4):521-527.

[2] 王人镜,马昌前.北京周口店侵入体特征及其侵位机制[J].地球科学:中国地质大学学报,1989,14(4):399-406.

[3] 何斌,徐义刚,王雅玫,等.北京西山房山岩体岩浆底辟构造及其地质意义[J].地球科学:中国地质大学学报,2005,30(3):298-308.

[4] 刘劲鸿.石英构造矿物学[J].吉林地质,2001,20(2):29-41.

[5] 王云斌,梁明宏,霍勤知,等.魏振伟利用变形花岗岩体中的长石矿物进行有限应变测量初探[J].西北地质,2004,37(1):19-24.

[6] 李胜荣.结晶学与矿物学[M].北京：地质出版社，2008：16-15,241.

[7] 南京大学地质学系岩矿教研室.结晶学与矿物学[M].北京：地质出版社，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] 马昌前.北京周口店岩株侵位和成分分带的岩浆动力学机理[J].地质学报,1988(4):329-341.

[10] 张吉顺,李志中.北京房山岩体的侵位变形构造及气球膨胀式侵位机制[M]∥北京西山地质研究.武汉:中国地质大学出版社,1990:48-61.

[11] 路凤香,桑隆康.岩石学[M].北京:地质出版社,2002:87-89.

[12] 覃锋,徐晓霞.北京房山岩体形成过程中的岩浆混合作用证据[J].岩石学报,2006,22(12):57-70.

[13] 陶明信.论侵入岩原生构造的形成机制及其分类问题[J].兰州大学学报:自然科学版,1992,28(1):109-116.