裂变径迹同位素定年技术于20世纪60年代开始兴起.Naeser^[1]较早提出用裂变径迹方法研究盆地热史，之后这种方法得到研究者的重视，应用范围逐渐扩展到热史、构造史、沉积物来源、地层年代学等方面.同时，研究方法也由原来的定性分析发展到定量模拟，使裂变径迹方法在研究中展示出越来越强的活力.20世纪80年代以来裂变径迹技术在地学研究中得到更广泛的应用，它特别适用于对缺乏有效沉积记录的地区进行低温构造演化分析.利用裂变径迹年龄分布特点、裂变径迹的长度分布特征，结合其他同位素和数字模拟技术，可精细反演沉积盆地的热构造历史，即探讨构造演化过程与相应温度间的变化关系，建立年代-温度演化轨迹^{[2, 3]}.

前人利用磷灰石裂变径迹方法对塔里木盆地^{[4, 5]}、准噶尔盆地^[6]、合肥盆地^[7]、北票盆地^[8]、六盘山盆地^[9]、济阳凹陷^[10]等盆地进行了构造热演化历史研究，取得了不少重要成果.北京西山和北部山区，中生界盆地广泛发育，对其沉积-埋藏-剥露过程的研究，将有助于了解北京地区构造-热历史演化规律.本文对千家店地区侏罗系后城组地层的岩石样品进行磷灰石裂变径迹测试，以此为基础进行时间-温度历史模拟分析，确定了千家店地区侏罗系后城组地层的热演化历史及其对所处地质历史的构造响应.

千家店地区位于北京市延庆县东部，西南距延庆县城约30km，距北京城约100km，区内以发育侏罗纪硅化木群而闻名.该区属于燕山山脉的西南缘，南紧邻延庆盆地，延庆盆地在新构造单元上可视为山西走滑拉分断裂带东北端引张带的一部分^[11].与典型的华北克拉通一样，基底由太古界变质结晶基底岩系组成，盖层主要为元古代沉积基底岩系，盖层之上发育侏罗系盆地.侏罗系盆地具有明显的断陷性质，从其空间分布来看总体上向北迁移.盆地发育早期火山活动强烈，堆积了厚2000~4000 m的髫髻山组中性火山岩，之后形成了一套后城组紫红色和杂色河流相碎屑物质快速堆积，后城组地层呈单斜构造排列，并且还常夹有几层火山岩夹层^[12]，白河堡水库后城组火山岩样品Rb-Sr同位素分析得出的等时年龄为162.8±11.4 Ma^[13].

用于磷灰石裂变径迹分析的样品YQ-03、YQ-04、YQ-05采自千家店附近侏罗系后城组上段，YQ-06、YQ-07、YQ-08采自下德龙湾附近侏罗系后城组下段.为了与上述采集样品对照分析，在桃条沟南3km处采集后城组样品YQ-01，在桃条沟北2km处采集长城系大红峪组样品YQ-02.各样品的采样位置如图 1所示，其相关参数见表 1.

图 1

Fig. 1

图 1 北京千家店地区地质简图[12]（修改自北京市区域地质志，1982） Fig. 1 Geological sketch map of Beijing Qianjiadian area[12] (modified from Regional Geology of Beijing Municipality, 1982)

表 1(Table 1)

表 1 北京千家店地区磷灰石裂变径迹分析数据 Table 1 Apatite fission track data of the samples from Qianjiadian area, Beijing

表 1 北京千家店地区磷灰石裂变径迹分析数据 Table 1 Apatite fission track data of the samples from Qianjiadian area, Beijing

裂变径迹是指矿物内238U原子核自发裂变碎片形成的辐射损伤痕迹，其密度和长度受时间和温度的控制.裂变径迹定年（FissionTrackDating，简称FTD）是确定岩石低温（<110±10℃）热历史的一项技术，该技术方法遵从同位素定年的基本原理，但它测量的是放射性衰变对矿物晶体的物理损伤，而不是另一种同位素^[14].随着对裂变径迹退火规律认识的深化，裂变径迹年龄分析从单一的总体年龄发展到以长度分布为主的多个参量，从而在地质热历史和构造史研究方面得到越来越广泛的应用. Naeser^[1]较早描述了盆地中裂变径迹年龄资料的趋势，即浅部低温的样品反映了沉积物源的特征，而深部较高温度的样品反映盆地的热历史.Gleadow & Duddy ^[15]研究了澳大利亚东南部奥特韦盆地沉积物，证明了Naeser的认识，并且提供了一个磷灰石裂变径迹长期退火的经典范例.Green等^[16]根据奥特韦盆地钻井资料得出磷灰石裂变径迹长度和年龄随着深度的增加逐渐降低.据沉积物的埋藏深度的不同，可以获得磷灰石裂变径迹年龄和封闭径迹长度分布的理想模式^[17].

磷灰石裂变径迹实验样品的制备与分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室裂变径迹分析室完成，测试方法详见文献[18, 19].将采集的样品利用传统方法分离出磷灰石单矿物，用环氧树脂粘在光薄片上，研磨抛光出矿物最大内表面.在室温20℃左右下，用5N的HNO3蚀刻18~22s（第一个需要试验，时间由少到多.反复在显微镜下观察蚀刻情况），揭示自发径迹.将低铀白云母外探测器与磷灰石一同封装好送入反应堆辐照，辐照在中国原子能科学研究院进行，之后在20℃下用40% HF蚀刻18min揭示诱发径迹，中子注量利用CN5铀玻璃标定^[20].测定年龄时每个样品任意选取20个左右质量好、平行C轴的颗粒进行测年（假设有足够的颗粒）.根据IUGS推荐的ζ常数法和标准裂变径迹年龄方程^{[21, 22]}计算年龄值.利用Durango和FishCanyon磷灰石标样标定的Zeta（ζ）参数值为423.6±12.1.封闭径迹的长度利用澳大利亚生产的Autoscan系统进行测量，径迹长度分析中，在每个样品中测量100条水平、狭窄的封闭径迹^[23]（如果有100条的话）.按照惯例，年龄及平均径迹长度的统计误差为±1σ，但在进行地质解释时考虑±2σ的误差.

测试的8个样品的分析结果见表 1和图 2.千家店地区后城组上段的三个AFT样品（YQ-03，YQ-04，YQ-05），AFT年龄集中在85.7~76.0 Ma，小于其相应的地层年龄；平均封闭径迹长度为9.4~10.8μm，小于初始径迹长度（16.3±0.9μm），呈非对称的单峰态分布，标准偏差为2.1~2.5；显然，这三件样品经历了明显的中度的退火行为，最大温度可能接近于90 ℃.后城组下段的三个AFT样品（YQ-06，YQ-07，YQ-08），AFT年龄集中在82.6~62.4 Ma，小于其相应的地层年龄；平均封闭径迹长度仅为7.2~7.7μm，远小于初始径迹长度（16.3±0.9μm），其中YQ-07样品的封闭径迹长度呈似双峰态分布，标准偏差达到3.1.样品YQ-01AFT年龄为89.9 Ma；平均封闭径迹长度为13.2μm，呈非对称的单峰态分布，标准偏差为1.9.值得注意的是采自中元古代长城系地层的样品YQ-02，年龄为81.7±16.0 Ma，与其他后城组样品年龄近似，说明其经历了完全退火，由于差异隆升与后城组地层一起隆升至地表.

图 2

Fig. 2

图 2 北京千家店地区磷灰石单颗粒年龄放射图[27]和裂变径迹长度分布图 （a）、（c）、（d）、（f）、（h）、（j）、（l）、（n）分别是样品YQ-01~YQ-08的单颗粒年龄放射图；放射图纵坐标右侧表示绝对年龄，左侧为标准误差，单位σ；图中表示出了中值年龄和样品的沉积年龄；（b）、（e）、（g）、（i）、（k）、（m）分别是样品YQ-01、YQ-03、YQ-04、YQ-05、YQ-06、YQ-07的裂变径迹长度分布直方图，纵坐标表示封闭径迹（CFT）的条数. Fig. 2 Radial plots and track length histograms of apatitesat Qianjiadian area, Beijing [27] Figure (a), (c), (d), (f), (h), (j), (l), (n) are radial plots of single grain age of the samples from YQ-01 to YQ-08, respectively. Vereical ordinate in radial plots denotes absolute age in the right and standard error in the left. Central age and deposition age of the samples are marked in radial plots. Figure (b), (e), (g), (i), (k), (m) are track length histograms of apatite of the samples YQ-01, YQ-03, YQ-04, YQ-05, YQ-06, YQ-07. Vertical ordinate in track length histograms denotes the number of confined fission track (CFT).

磷灰石裂变径迹的Dpar值可用于区分不同来源磷灰石裂变径迹的热动力群特征^[3].Dpar值是平行于磷灰石颗粒结晶C轴的蚀刻径迹开口端的最大直径^[28].如图 3所示，千家店地区所测得的磷灰石裂变径迹Dpar值分布在1.18~1.68之间，为氟磷灰石，其Dpar值在误差范围内基本一致，可视为单一热动力群.

图 3

Fig. 3

图 3 裂变径迹热动力群的分异特征 Fig. 3 Divarication of apatite thermal dynamic population

为了进一步了解千家店地区样品所经历的热历史，利用Ketcham等^{[2, 3]}的单组分退火模型和MonteCarlo法进行了磷灰石样品的时间-温度历史模拟，模拟软件采用AFTSolve^[3].模拟所需的两个重要参数是封闭径迹长度值和中值年龄值，Dpar值选取初始值1.5，作为温度计算的初始径迹长度采用16.3μm.径迹长度测量数一般要求大于50条，以满足热模拟的要求，长度测量数大于100条则热史模拟的可信度更高.但是从表 1可知，大部分样品的径迹长度测量数均小于100，选取径迹长度测量数较多的YQ-03，YQ-04，YQ-05，YQ-074个样品进行热史模拟.

热史模拟以研究区的地质演化为基础，充分了解该地区的构造发育史、沉积埋藏史和冷却事件年龄，并以此为基础建立模拟的边界条件.本区热史模拟的边界条件包括：（1）地温梯度和地表温度的选取：北京地区常年平均地表温度为13℃左右，考虑到温度的季节变化，本文取地表温度范围为10℃~40℃；考虑到地温梯度的变化，取地温梯度范围20 ℃/km~30 ℃/km；（2）热史起始时间的设定：YQ-02是中元古代蓟县系地层样品，经历了从深部到浅部长期的热演化过程，而磷灰石裂变径迹年龄记录的是岩石剥露冷却至上地壳浅部的时间，因此本文的热史模拟起始时间设定为侏罗系后城组地层的年龄.汪洋等^[13]对白河堡水库后城组火山岩样品Rb-Sr同位素分析得出的等时年龄为162.8±11.4Ma，所以本文取热史模拟起始时间为160 Ma；（3）样品古地温增减因素：千家店地区侏罗系后城组呈现单斜构造特征，地层厚度约为1322m^[12]；研究区东南部出露白垩系东岭台组地层，地层厚度为2151m^[12]；后城组和东岭台组地层累计厚度最大达到3400多米，按地温梯度20 ℃ /km~30 ℃ /km计算，加上地表温度，最大埋藏温度范围为80 ℃~115 ℃左右，考虑到可能会有变化，所以设定达到最大埋深时的温度变化范围为70 ℃~120 ℃.吴珍汉等^[29]由八达岭花岗岩体磷灰石裂变径迹分析结果得出AFT年龄为6 Ma，算出平均隆升速率为0.556mm/a，据此设定拐点年龄为6Ma左右，考虑到地层的隆升，在此拐点处给出更宽的温度变化范围。研究区自侏罗纪之后无强烈的岩浆侵入事件发生，因此增温过程主要是由于沉积埋藏作用造成的.此外，断裂活动也可能造成局部增温，而隆升剥露作用则是造成温度下降的主要原因.

从图 4模拟结果来看，样品YQ-03，YQ-04，YQ-05得到了较好的模拟T-t曲线结果，YQ-07模拟T-t曲线达到了可以接受的程度.模拟结果表明：从160 Ma左右起侏罗系盆地持续线性增温，说明沉积作用持续进行；在早白垩世晚期115 Ma左右达到最大温度90℃左右，盆地沉积物达到最大埋深3000多米，这一过程沉积速率达到66.7m/Ma；115 Ma之后盆地温度长时期基本稳定，这表明沉积和剥蚀基本达到平衡；自中新世晚期6 Ma左右以来盆地温度以11.7 ℃/Ma的速度突然下降，侏罗系后城组地层快速冷却，直至上升到地表遭受剥蚀，剥露速率超过了500m/Ma.

图 4

Fig. 4

图 4 北京千家店地区部分样品模拟温度（T）-年龄（t）曲线图（采用Ketcham等[2]退火模型） Acceptable fit-可接受的模拟结果；Goodfit-良好的模拟结果；Best fit-最好的温度-年龄曲线；Constraint-限制条件；裂变径迹中的曲线是与模拟结果相符的理想裂变径迹长度分布曲线. Fig. 4 Genetic algorithm modeling for samples from Qianjiadian, Beijing (after Ketcham et al.[2])

千家店地区后城组沉积盆地具有明显的断陷盆地的性质，盆地方向北东，具有新生性的特点，直接发育在古元古代地层构成的基底之上，空间上向北迁移^[12].MorrisonG W^[30]结合北京地区髫髻山组的研究指出：晚侏罗世时期大量钾玄质幔源岩浆作用应代表地幔上隆导致的张性环境，可能正是这种地幔上隆导致了该地区的断陷.火山岩首先堆积在断陷盆地中，随后发生后城组粗碎屑沉积物的充填^[31].断陷盆地边缘的隆升部分成为相邻盆地的物源区；然而，沉积物颗粒的变细以及沉积环境由早期冲积扇/辫状河流转变为曲流河/湖泊沉积体系的转变指示的断陷作用逐渐变弱，表明后城组沉积后期的盆地性质应以凹陷作用为特征^[31].赵越等认为燕山运动期岩石圈进一步伸展大约从113 Ma开始^[32]，Davis等认为区域性伸展始于120 Ma之后不久^[33]，二者的观点接近.从本文热史模拟结果可知在早白垩世115 Ma左右，侏罗系盆地温度达到最大值90 ℃左右，此后基本保持稳定，这也说明受岩石圈进一步伸展的影响，侏罗系盆地此时开始反转，沉积和剥蚀达到基本平衡.自中新世晚期6 Ma以来受喜马拉雅期构造运动的影响，侏罗系盆地与周围地块一起迅速隆升成为燕山山脉西南缘的山地.

翟鹏济等^[34]对于采自北京西南房山岩体花岗闪长岩的磷灰石裂变径迹分析得出年龄为45.4 Ma，约10Ma的时候较快地隆升降温至环境温度.吴珍汉等^[29]对燕山山脉的隆升做了系统的低温热年代学分析，其中八达岭花岗岩体磷灰石裂变径迹分析结果表明：6Ma以来，八达岭花岗岩体以16.67 ℃/Ma的速度快速冷却，对应于0.556 mm/a的快速隆升过程.

北票盆地是辽西地区最大、发育最为完整的中生代陆内盆地，沉积了巨厚的中生代地层，包含了辽西地区大量的中生代构造岩浆活动信息，成为探讨辽西盆-岭构造格局形成及燕-辽造山带地球动力学背景的重要窗口^[35].闫义等^[8]对于辽宁北票盆地两件岩石样品磷灰石裂变径迹分析，对北票组样品20-B-B2获得磷灰石裂变径迹年龄为74.35±3.88 Ma，对土城子组样品20-B-T1获得磷灰石裂变径迹年龄为83.61±3.62 Ma，其年龄与千家店地区磷灰石裂变径迹年龄接近.本人对其测量的径迹长度和AFT年龄利用Ketcham等^{[2, 3]}的多组分退火模型和MonteCarlo法进行了磷灰石样品的时间-温度历史的模拟，模拟软件采用AFTSolve ^[3]，得到如图 5所示的T-t热史模拟结果.从图中可以看出两个样品都是从沉积物开始在盆地内部充填直到120 Ma左右，盆地温度持续升高，到120 Ma左右时达到最大温度，表明沉积物持续充填盆地，盆地持续沉降；120 Ma之后温度略有下降，但总体上来讲比较稳定；直到6 Ma左右盆地温度突然下降，表明盆地沉积物迅速上升，最终到达地表遭受剥蚀.所以北票盆地经历的沉积埋藏史与千家店地区经历的沉积埋藏史非常相似，这两个盆地有着相似的构造动力背景.

图 5

Fig. 5

图 5 辽宁北票盆地磷灰石裂变径迹热史模拟结果（采用Ketcham等[2]退火模型）. Fig. 5 Genetic algorithm modeling for samples from Beipiao basin, Liaoning Province (after Ketcham et al.[2]).

千家店地区后城组上段的三个样品（YQ-03，YQ-04，YQ-05）AFT年龄集中在85.7~76.0 Ma，小于其相应的地层年龄；平均封闭径迹长度为9.4~10.8 μm，小于初始径迹长度（16.3±0.9μm），呈非对称的单峰态分布，标准偏差为2.1~2.5.后城组下段的三个AFT样品（YQ-06，YQ-07，YQ-08），AFT年龄集中在82.6~62.4Ma，小于其相应的地层年龄；平均封闭径迹长度仅为7.2~7.7μm，远小于初始径迹长度（16.3±0.9μm），其中YQ-07样品的封闭径迹长度呈似双峰态分布，标准偏差达到3.1.显然，这六件样品的裂变径迹年龄和封闭长度分布符合随着埋深的增加其年龄和长度随之降低的规律；并且经历了明显的中度退火行为，最大温度可能接近于90℃.

裂变径迹模拟结果表明：从160 Ma左右起侏罗系盆地持续线性增温，说明沉积作用持续进行；在早白垩世晚期115 Ma左右达到最大温度90℃左右，盆地沉积物达到最大埋深3000多米，这一过程沉积速率达到66.7 m/Ma.115 Ma之后温度基本保持不变，这说明受岩石圈进一步伸展的影响，侏罗系盆地此时开始翻转，沉积和剥蚀基本达到平衡.自中新世晚期6 Ma以来受喜马拉雅期构造运动的影响，侏罗系盆地沉积物温度以11.7℃/Ma的速度突然下降，沉积物以0.5 mm/a的速率迅速上升直至地表，侏罗系盆地与周围地块一起迅速隆升成为燕山山脉西南缘的山地.

裂变径迹年龄分布及其AFT热历史模拟和区域抬升剥蚀时间的对比分析结果表明，延庆千家店侏罗系盆地在早白垩世晚期达到最大埋深，后期快速抬升冷却事件始于6 Ma左右，并由此导致延庆侏罗-白垩纪盆地大规模抬升剥蚀与强烈的后期改造.

本刊三位审稿人细致评审，使本文的质量得到很大提高，在此深表谢意.