0 引言

中晚元古代超大陆的演化形成了一系列重要的沉积地质事件^[1]，尤其是与其相关的全球范围内的冰川沉积对研究晚元古代全球气候的演化、大气含氧量的增加、生物的演化及成矿成藏意义重大^[2-7]。特别是“雪球地球”假说的提出和完善以来^{[4, 8]}，有关晚元古代冰川的沉积成为前寒武纪研究的重点。目前普遍认为在晚元古代存在4次较为明显的冰期^{[6, 9]}。中国的冰碛岩主要形成于三个冰期，即长安冰期、南沱冰期及罗圈冰期^[10-11]。其中长安冰期沉积物分布限于塔里木古陆北侧及扬子古陆的东南缘；南沱期是前寒武纪最重要的冰期，冰碛物分布广泛，几乎在塔里木和扬子地台均有沉积；罗圈期是前寒武纪冰川活动的最后一期，冰碛物主要分布在华北地块的南缘和西缘^{[2, 12-14]}。

晚元古代的全球冰川沉积具有低纬度、低海拔、寒冷环境下形成的冰碛岩和温暖环境下形成的碳酸盐岩交替出现的特征，因此前寒武纪冰碛岩大多数分布在0°~30°古纬度范围内^[14-17]。古地磁数据也表明，晚元古代华北板块和扬子板块的古纬度值均低于30°^{[2, 11, 14]}。Hoffman et al.^{[4, 8]}提出的“雪球”机制可以很好的解释特殊的低纬度、低海拔环境下形成的冰川沉积。Young^[18]认为晚元古冰川沉积与超大陆的裂解有关，因此晚元古冰川形成于两个构造位置，即以隆起的冰川裂谷为特征的拉张大陆边缘和以冰川火山链为特征的挤压大陆边缘。Eyles^[19]给出的晚元古冰碛岩建造的世界分布图也表明冰碛岩的分布与造山带密切相关。由于晚元古代地层缺乏化石、特殊岩性标志层等有利的地层对比标志，因此对晚元古代冰期的次数、发生时间、持续时限等问题存在争议^[20-21]。

以往的研究表明晚元古代的冰川，既不是全球的，也非等时的，而与局部的构造事件有关^{[11, 13, 14]}。在我国常见震旦/寒武时期的冰川沉积，特别是在华南板块和华北板块西南缘的秦岭及贺兰山地区^[14]。华北板块南缘和西缘的上震旦统顶部的罗圈组角砾岩被认为是前寒武纪冰川事件的产物^{[12, 22-24]}，而在华北板块中北部地区目前还没有冰川沉积的报道。

笔者在对华北板块中北部天津蓟县中新元古界的研究中发现，在新元古界青白口系景儿峪组青灰色薄板状灰泥石灰岩之上、早寒武世府君山组浅灰色白云岩之下，发育一套厚达155 m的块状角砾岩。笔者认为这是典型的冰碛岩。

本文通过对这套冰碛岩野外详细观察、实测、密集采样和薄片分析的基础上，对该套冰碛岩的沉积特征进行了细致的描述；并通过对其下伏元古代地层采样磨片观察，对该套冰碛岩的物源做了详细的分析，认为这是一套晚元古代末期的冰川沉积。这对进一步分析华北板块前寒武纪古气候演化、地层划分对比具有重要的指导意义。

1 地质概况

中国晚前寒武纪包括三个古陆，即华北古陆、扬子古陆及塔里木古陆。尽管各古陆的基地不同，在三大陆块上均发育中晚元古代地层^[25]。华北克拉通作为世界上最古老的克拉通之一，具有早前寒武纪变质结晶基底和晚前寒武纪—显生宙沉积盖层的“二元”结构^[26-27]。燕山运动导致华北地块北缘地壳缩短和抬升，造成元古代—古生代地层大面积剥蚀，中晚元古代地层仅残留在燕山构造带和辽西地区^[28]。特别是在华北北部燕山地区，中晚元古代地层发育尤为良好，以著名的天津蓟县剖面为代表（图 1a）。

天津蓟县元古代地层剖面是中国元古代的标准剖面，地层发育齐全，厚度巨大，接触关系清楚，各沉积标志保存完好，是开展元古界及其与下古生界寒武系接触关系的理想露头剖面^[30-31]。元古界自下而上依次是长城系（常州沟组、串岭沟组、团山子组、大红峪组）、蓟县系（高于庄组、杨庄组、雾迷山组、洪水庄组、铁岭组）、待建系（下马岭组）和青白口系（龙山组和景儿峪组）^[32]。

本文研究的这套冰碛岩与景儿峪组和府君山组之间均呈突变接触，可能是平行不整合^[33]。其年代应是景儿峪组沉积之后、府君山组沉积之前（图 1b）。但由于缺乏化石，这套冰碛岩究竟是属于晚元古代还是早寒武世，并没有确切证据。笔者推测为晚元古代，因为从角砾的岩石类型看，应来自元古代，而且地层中也未见任何三叶虫等化石。在此，笔者将这套地层命名为“西井峪组”，因为这套角砾岩位于蓟县县城北侧的府君山公园西井峪村一带（117.41° E，40.07° N）。

2 冰碛岩的沉积特征 2.1 西井峪组的分段特征

根据实测，西井峪组的厚度为155 m，为一套巨厚的角砾岩，与下伏景儿裕组和上覆府君山组均为突变接触。角砾岩颜色总体为灰白色，局部为黄褐色，整体呈现块状，无任何层理构造，甚至见不到清晰的层面。其产状是根据下伏景儿裕组和上覆府君山组地层的产状确定的。

野外观察发现，该组角砾岩角砾的成分主要为白云岩（图 2c），少量为燧石（图 2d）及石灰岩（图 2e）。三种角砾的颜色和抗风化能力区别较大，在野外较易识别。自下而上在角砾的成分和大小方面有变化，据此将该组自下而上分为九段，即西一段至西九段（图 3）。

西一段厚23 m，角砾岩颜色为灰白色，白云岩角砾占80%左右，石灰岩占10%左右，燧石角砾占10%左右。角砾大小多为2~5 cm，平均粒径为3 cm，发育粒径在1 m左右的叠层石石灰岩（图 2f）。

西二段厚6 m，角砾岩颜色为黄灰色，白云岩角砾占85%左右，石灰岩角砾占15%左右，基本无燧石角砾。角砾大小多为0.5~2 cm，平均粒径1.5 cm，最大角砾为12 cm。

西三段厚6 m，角砾岩颜色为灰褐色，白云岩角砾占95%左右，石灰岩和燧石角砾占5%左右。角砾大小多为0.5~3 cm，平均粒径1.5 cm，最大角砾为25 cm。

西四段厚6 m，角砾岩颜色为灰白色，白云岩角砾占60%左右，石灰岩角砾占40%左右，基本不含燧石。角砾大小多为0.5~2 cm，平均粒径1.5 cm，最大角砾为11 cm。

西五段厚24 m，角砾岩颜色为灰白色，白云岩角砾占95%左右，石灰岩和燧石角砾占5%左右。角砾大小多为3~8 cm，平均粒径6 cm，最大角砾为20 cm。

西六段厚23 m，角砾岩颜色为灰白色，白云岩角砾占85%左右，石灰岩角砾占15%左右，基本不含燧石。角砾大小多为1~4 cm，平均粒径3 cm，最大角砾为1 m。

西七段厚24 m，角砾岩颜色为灰白色，白云岩角砾占80%左右，燧石角砾占20%左右，基本不含方解石角砾。角砾大小多为0.5~2 cm，平均粒径1 cm，最大角砾为15 cm。

西八段厚23 m，角砾岩颜色为灰白色，白云岩角砾占95%左右，石灰岩和燧石角砾占5%左右。角砾大小多为8~12 cm，平均粒径10 cm，最大角砾为36 cm。

西九段厚20 m，角砾岩颜色为灰白色，白云岩角砾占85%左右，燧石角砾占15%左右，基本不含石灰岩角砾。角砾大小多为2~6 cm，平均粒径4 cm，最大角砾为10 cm。

2.2 角砾岩的结构特征 2.2.1 角砾的粒度、分选及磨圆

西井峪组角砾岩中角砾大小悬殊，最大的角砾直径在1 m左右，整个剖面以直径在1~5 cm的角砾为主。粒径较大的角砾在剖面横向和纵向上分布不均匀，常见局部集中的现象（图 4a）。角砾的分选极差，大小角砾混杂（图 4b），毫无分选性可言。角砾的磨圆极差，普遍呈棱角状和次棱状为主（图 4c，d）。角砾形态多样，呈菱形、正方形、三角形、长条状、楔形或不规则形态（图 4f）。燧石在野外剖面上主要为长条状，相比碳酸盐岩角砾抗风化能力极强，普遍突出角砾岩表面（图 2d）。白云岩角砾、石灰岩角砾以菱形、正方形、三角形为主，其中白云岩角砾风化面刀砍纹发育（图 4e）。从角砾岩的分选和磨圆看，其结构成熟度极低。

2.2.2 支撑方式及填隙物特征

研究区角砾岩为颗粒支撑结构，角砾普遍含量较高，为80%~90%（图 4）。颗粒之间多为点接触（图 5）。

角砾岩的填隙物为基质，其含量为10%~20%。基质以陆源白云质（少量灰质）泥和粉砂为主（图 5a，b，d，e），基本不染色（茜素红），镜下呈暗色；局部含有粉砂级（少量为细砂级）石英颗粒（图 5c）。

2.3 角砾的成分

根据野外观察及镜下鉴定，研究区角砾岩的成分主要为白云岩，部分为石灰岩和燧石，也见极少量的火成岩岩屑。白云岩角砾平均含量在80%左右（图 6）。石灰岩及燧石角砾在垂向上分布不均匀。

西井峪组白云岩角砾的类型极为丰富。按照晶粒大小划分，从泥粉晶到粗晶白云岩角砾均有发育，但以泥晶和细粉晶白云岩角砾为主（图 6a~e）。泥晶白云岩角砾按照沉积构造可以划分为两种，即具水平层理的泥晶白云岩角砾（图 6a）和均质泥晶白云岩角砾（图 6b）。除此之外还发育两种颗粒白云岩，分别是亮晶砂屑白云岩角砾（图 6f）和亮晶鲕粒白云岩角砾（图 6g）。这些发育特殊颗粒和沉积构造的白云岩角砾为进一步分析其物源类型提供了依据。

西井峪组石灰岩角砾相对较少，以粗晶和粉晶石灰岩角砾为主（图 6h，i）。由于西井峪组下伏中晚元古代碳酸盐岩地层岩性普遍为白云岩，石灰岩地层较少，造成西井峪组角砾岩中石灰岩角砾稀少，但局部存在高含量的石灰岩角砾集中带。

西井峪组角砾岩中常见燧石角砾。燧石在野外主要为土黄色长条状。燧石相比碳酸盐岩角砾抗风化能力强，突出角砾岩表面，造成角砾岩表面凹凸不平（图 2d）。单片光下燧石普遍为白色（图 7a），部分燧石中含有一些粉晶白云石晶体，表现为斑点状（图 7c）。有些燧石具粉晶结构（图 7d），而有些则为隐晶质结构（图 7e，f）。碳酸盐岩发生燧石过程中往往不破坏母岩的结构，因此在研究区常见燧石化的鲕粒白云岩及水平层理发育的燧石角砾（图 7g）。鲕粒白云岩角砾中鲕粒圈层结构明显，填隙物普遍发生燧石化，鲕粒普遍为白云质；水平层理发育的燧石角砾是水平层理泥晶白云石被燧石交代的结果。由于交代不彻底，形成了白色燧石纹层与残余泥晶白云石纹层交互的现象（图 7h）。

西井峪组角砾岩中见有极少的火成岩角砾，其类型单一，为辉绿岩角砾，具有典型的灰绿结构（图 7i），其主要来源于下伏中晚元古代地层中的辉绿岩侵入体。

3 讨论 3.1 角砾岩的物源

根据成分分析，西井峪组角砾岩的母岩是其之下的中晚元古代地层。角砾岩成分主要为碳酸盐岩，基本不含碎屑岩，这主要是由于其下伏地层中新元古代巨厚层状的碳酸盐岩地层决定的。虽然中新元古界普遍为碳酸盐岩，但不同组地层形成的岩石特征也十分明显，对比角砾岩中角砾的类型与下伏各组地层岩石特征，可为角砾岩的物源提供依据。

新元古界青白口系景儿峪组以灰绿色薄板状灰泥石灰岩沉积为主，长龙山组以海绿石石英砂岩和页岩沉积为主。西井峪组与青白口系地层直接接触，但角砾中除了发育少量的灰泥石灰岩角砾，基本不含石英砂岩岩屑。灰泥石灰岩角砾呈灰色，而不是灰绿色，这说明青白口系不是角砾岩的物源。

中元古界待建系下马岭组是一套以灰绿色页岩为主的地层，底部有少量砂岩，但通过野外观察及镜下鉴定，西井峪组角砾岩不含页岩角砾，甚至角砾岩的填隙物也以云泥为主，黏土矿物极少。这些特征表明，待建系下马岭组不是砾岩的物源。

中元古界蓟县系铁岭组以石灰岩为主，且发育多种类型的叠层，而西井峪组角砾岩中见到一些直径在1 m左右的巨大的叠层石灰岩角砾（图 2f）。叠层石的特征与铁岭组的一致，说明铁岭组是西井峪组角砾岩的物源之一，但不是主要物源，因为角砾岩的绝大部分角砾是白云岩，而且铁岭组中燧石条带仅偶见。

中元古界蓟县系洪水庄组以灰绿色和黑色页岩为主，显然不是西井峪组角砾岩的物源。

中元古界蓟县系雾迷山组发育数千米巨厚的燧石条带白云岩，而且白云岩从泥晶到粗晶都有，包括鲕粒白云岩、砂屑白云岩等。局部层位偶见少量砂岩。西井峪组角砾岩的白云岩角砾及燧石角砾的特征与雾迷山组的燧石条带白云岩相似，因此雾迷山组是重要物源之一。

中元古界蓟县系杨庄组主要为红色泥质泥晶白云岩夹浅灰色泥质泥晶白云岩。但西井峪组角砾岩中罕见这样的角砾，因此该组成为主要物源的可能性很小。

中元古界长城系高于庄组下部和上部发育燧石条带白云岩，中部为石灰岩和灰质白云岩，岩性特征与西井峪组角砾岩的相似，但由于高于庄组在杨庄组之下，而西井峪组角砾岩中又缺乏来自杨庄组的角砾，因此推测高于庄组成为主要物源的可能性很小。

长城系大红峪组下部为石英砂岩、中部为火山角砾岩和火山岩，上部为燧石条带白云岩；团山子组下部为白云岩，中部为白云岩夹砂岩，上部为紫红色白云质泥岩夹砂岩；串岭沟组为大套页岩；常州沟组为大套砂岩。西井峪组角砾岩中既无砂岩角砾，也无火山岩角砾，而且这些组均在杨庄组之下，因此都不可能成为其物源。

综上所述，西井峪组角砾岩的白云岩和燧石角砾主要来自中元古界蓟县系雾迷山组的燧石条带白云岩，石灰岩角砾来自铁岭组的石灰岩。这表明物源区出露的地层主要是雾迷山组和铁岭组。由于不整合为平行不整合，说明物源区没有褶皱，主要是受断层控制的大幅抬升。物源区沟谷纵横，切穿了铁岭组，切入了雾迷山组。

3.2 角砾岩的成因

关于西井峪组角砾岩的成因，有四种可能，即冰川成因、泥石流成因、岩溶垮塌成因及碎屑流成因。

岩溶垮塌角砾岩往往与密集的裂缝及岩溶作用伴生，常见被方解石充填的孔洞缝，并且角砾的成分单一，角砾岩多发育碳酸盐岩胶结物。西井峪组角砾岩角砾类型复杂，跨越地层时代广，并且不含被方解石充填的孔洞缝等。碎屑流成因的碳酸盐岩角砾岩块体形成需要较陡的水下斜坡，呈席状分布，厚度一般较薄，内部可见层理构造，夹于深水的纹层状泥晶碳酸盐岩。西井峪组厚度巨大的角砾岩及上下接触地层岩石类型和地形不支持碎屑流碳酸盐岩角砾岩的结论。并且笔者认为，本区的角砾岩不是泥石流沉积，而是冰川沉积，是冰碛岩，并重点讨论泥石流成因角砾岩与冰川成因角砾岩的区别。

泥石流沉积的砾岩虽然与冰碛岩相似，如砾石杂乱排列，分选差，磨圆差，但本区的一些证据表明西井峪组的角砾岩不是泥石流沉积。证据如下：

（1）填隙物不是泥质。泥石流沉积可以形成砾岩，但其填隙物通常为泥质。泥质与水混合后形成“泥浆”，其润滑作用，使泥石流在重力作用下向前流动。但本区角砾岩的填隙物主要为白云质泥和粉砂。这种基质靠碳酸盐岩风化是难以形成的，因为风化到这么细的程度，早就溶解掉了。这种基质只能靠碳酸盐岩磨蚀，而冰川流动可以将碳酸盐岩基岩磨蚀成白云质的泥和粉砂。

（2）所有砾石的磨圆度都很差。泥石流沉积虽然磨圆差，多呈棱角或次棱角状，但也常见磨圆较好的砾石，这些磨圆好的砾石是在山区河流中磨圆的。而本区的角砾岩中就没有磨圆好的砾石（如次圆状）。

（3）无递变层理。泥石流沉积中常见逆粒序层理。而本区厚达155 m的角砾岩全为块状，没有任何逆粒序层理，这有悖常理。

（4）无清晰层面。一期泥石流沉积的厚度多为几米。不同期的泥石流沉积叠置时，会产生明显的层面。而本区厚达155 m的角砾岩全为块状，内部找不到层面，即使不同粒度的角砾岩接触处，根本看不到清晰的层面。

（5）未与其他水成沉积物互层共生。泥石流沉积常与洪积扇或其他水流沉积互层共生。通过对研究区角砾岩的纵横观察，本区达155 m的地层全部为杂乱排列的角砾岩。角砾岩横向上分布稳定，也未发育其他成因沉积物夹层（受地层出露情况影响，横向观察了数百米）。

（6）坡度太小。在角砾岩沉积前，本区的地形应是十分平坦的，因为不整合是平行不整合。在北京西山一带，景儿裕组与府君山组之间也为平行不整合，间接佐证了此观点。而且，西井峪组之下、之上的地层均为浅水碳酸盐台地沉积，不存在陡斜坡。在平坦的地形上泥石流流动困难，很难形成巨厚沉积。

根据以上证据，笔者认为本区的角砾岩不是泥石流沉积而为冰川沉积的依据如下：

（1）岩石类型为角砾岩，角砾大小混杂（大者直径可达1 m左右），杂乱排列，分选很差，磨圆很差，填隙物为白云质的泥和粉砂。这些特征与冰川沉积符合。角砾主要是物理风化和冰川侵蚀形成的，并被冻结在冰川中搬运。冰川消融后，大大小小的角砾被释放、堆积下来，导致角砾大小混杂，杂乱排列，分选很差，磨圆很差。作为填隙物的基质主要是冻结在冰川底部的角砾与基岩磨蚀形成的。

（2）整体呈块状，155 m厚的地层无层理，无层面。虽然冰川可以多期沉积，但各期沉积之间不会有层面，这与正常的水成、风成或事件沉积是显著不同的。但由于母岩区被侵蚀的地层可以随时间而变化，因此各期沉积的粒度和成分可以有差异。西井峪组下部的角砾岩中石灰岩角砾较多，可能是母岩区有较多的铁岭组出露。随着铁岭组被剥蚀殆尽，石灰岩角砾基本消失。

（3）本次未发现砾石表面的冰川擦痕，但这并不奇怪，因为大部分砾石不会有擦痕。只有冻结在冰川底部的砾石表面会有，而其数量很少，不容易发现。而且角砾成分以碳酸盐岩为主，容易受到风化作用的影响，因此冰川擦痕难以保存。

总之，从角砾岩的结构、构造和岩石共生组合看，西井峪组的角砾岩为典型的冰碛岩。

这些冰碛岩的发现对恢复晚元古代地球气候特征具有重要意义，因为据古地磁资料，在该时期华北板块处于底纬度热带、亚热带地区，景儿峪组和府君山组大量碳酸盐岩沉积也说明了这一点。但低纬度地区为什么会出现冰碛岩？或许真与“雪球地球”有关^{[4, 8]}。

4 结论

（1）天津蓟县景儿峪组之上、府君山组之下的大套角砾岩应为晚元古代的地层，根据其产出地点，将其命名为晚元古代“西井峪组”。

（2）西井峪组角砾岩以白云岩角砾为主，含有少量的石灰岩、燧石及火山角砾，结构成熟度极低。角砾的母岩主要是中元古界蓟县系雾迷山组，少量来自铁岭组。

（3）西井峪组的角砾岩属于冰川成因，说明在前寒武纪末存在冰川沉积。这对进一步分析华北前寒武纪古气候、对比华北板块前寒武纪地层、研究古冰川的分布具有重要意义。