西秦岭北缘漳县含盐盆地沉积环境分析

刘 林，郭进京，马春田，王利晓，赵海涛

(天津城建大学 地质与测绘学院，天津 300384)

地质与测绘

西秦岭北缘漳县含盐盆地沉积环境分析

刘 林，郭进京，马春田，王利晓，赵海涛

(天津城建大学 地质与测绘学院，天津 300384)

西秦岭北缘的漳县含盐盆地的成因、沉积环境及特征的分析，可揭示这一区域的古气候、古地理、古构造等信息．研究发现：①漳县地层层序的恢复对比，显示至少存在4期比较大的旋回；②某些含盐层位分布的不连续、不均匀性说明这些岩层在形成以后经受过拉张性质的构造变动；③盐盆形成于青藏高原隆升之前，且这一区域属青藏高原东北缘，其地层内部的构造几何特征在某一程度上说明了青藏高原的隆升在西秦岭北缘地区的响应方式．

含盐盆地；西秦岭北缘；旋回；沉积环境；青藏高原

西秦岭位于我国东—西向中央造山带与南—北向地震构造带交汇的松潘—西秦岭大陆构造结内[1]，是青藏高原东北缘的重要构造单元．西秦岭北缘断裂带是青藏高原东北缘主要的构造边界断裂带之一，也是我国西部重要的地震活动断裂带之一．目前对西秦岭北缘中—新生代陆相盆地的研究主要集中在陇西、武山、徽成等盆地，针对漳县陆相含盐盆地的沉积环境、岩石序列、盆地演化与区域构造的关系等方面缺乏详细的研究．漳县盐盆沉积序列、某些含盐层位的不均匀分布、岩层间的几何学特征等有助于解释原始盆地的形成机制并对后期改造过程大有帮助．同时，每一个沉积旋回里的沉积厚度的变化、盐井镇盐矿的开采有利方位和岩层间的构造几何学特征可以为解释说明随着青藏高原的隆升在西秦岭北缘区域出现的响应方式提供资料．以上这些问题的解决，有助于解释西秦岭北缘断裂带自晚中—新生代以来的发生发展机制；同时，对恢复这一区域的古沉积环境和古地理形态是有利的，同时也为了解青藏高原的隆升在西秦岭北缘地区的响应增加了新的资料补充．

1 区域背景

漳县在地质构造上位于西秦岭北缘断裂带，地质构造背景极其复杂(见图1)．西秦岭在早白垩纪时期由于受燕山构造运动影响，地应力主轴方向为北北西．此外，该地区也是中国构造分区的交汇位置，而更为突出的是晚中生代100,Ma左右(白垩纪时期)秦岭造山带发生强烈的伸展作用和剧烈隆升，从而产生一系列晚中生代以来的断陷陆相盆地和北西与北东向X型的剪切断裂带横穿于秦岭．中—新生代主造山期后的逆冲推覆、左行平移和块断垂向上升和下降的形式，造成该区域大地构造特征复杂多样[1-4]．因此，漳县含盐盆地与西秦岭北缘的晚中—新生代以来的构造史的关系是值得探讨的．漳县盐盆究竟形成于哪个地质时期，盆地沉积物的岩石岩相学特征能否恢复这一地区的古地理形态，根据盐盆沉积厚度、岩石组合、沉积序列等，笔者试图反演出这一区域的古沉积环境．目前，学者对这一地区红层年代的划分尚不能统一[5-9]，因为大量的红层盆地在全球分布，不少学者在西秦岭北缘断裂带附近也发现了出露类似属白垩纪的红色地层[10-11]，从而将该套岩层划分到白垩纪地层，原因有：①白垩纪时期的气候是“温暖的”，利于石膏、岩盐等蒸发盐类的析出；②白垩纪期间存在多次气候波动[12-18]，与漳县盐盆的沉积旋回序列相呼应．

2 漳县含盐盆地岩石地层学特征

对漳县盐盆沉积环境的演化分析是在对比前人研究基础上考虑当地的地质条件综合进行的[19-20]，并结合现今对湖泊沉积环境分析方法类比漳县含盐盆地的沉积特征[21-25]，将漳县含盐盆地地层划分为4个沉积大旋回(见表1).

2.1 沉积旋回特征

2.1.1 第一旋回特征

该旋回是以椿树坪东侧的一套覆盖在冲洪积扇相的砾岩之上的砖红色砂砾岩、砂岩、粉砂岩开始的，到灰黄色、黄色沉积的泥质粉砂岩结束，沉积碎屑体颗粒有减小的递变规律，说明湖盆的沉降中心是由椿树坪向西的．

2.1.2 第二旋回特征

这次旋回里有多个亚旋回，是以底部的中厚层砖红色含砾砂岩为起点，先后沉积了红色砂岩，紫红色、黄绿色、灰黄色的粉砂质泥岩，泥灰岩，并有石膏夹层发育，说明在此旋回沉积的阶段沉积环境振荡似的变化循环出现．

2.1.3 第三旋回特征

以稍薄的砖红色泥质粉砂岩、泥岩和灰黄色含砾砂岩为底部，往上覆盖沉积了近千米的灰黄色、灰绿色夹暗紫色粉砂质泥岩、泥灰岩和频繁发育很薄的石膏层．该套旋回也是漳县盐井取盐的主要层位．

2.1.4 第四旋回特征

到了湖盆发育的晚期阶段，由于上部地层被后期构造运动抬高而风化剥蚀掉的缘故，在这次旋回里几乎没有黄色、灰黄色碎屑物质沉积，主要是以砖红色砂砾岩、泥质粉砂岩、砂岩等沉积，但是堆积的红色物质的厚度比先前的任何一个旋回都要厚，而且砾石的球度、磨圆度都比较好，到了这个阶段周围山体已经削平[20,26-27]．此次旋回里沉积的碎屑物质搬运距离较远，经受长时间的水流冲刷．

总的说来，每一个沉积旋回里面的岩性特征都记录着相应沉积时期的沉积环境、水动力条件、沉积场所等方面的信息[15-16]．

2.2 沉积厚度分析

漳县含盐盆地的每一个沉积旋回都有厚达近千米的沉积层．这些沉积层的岩性变化及同一岩性的不同厚度都从不同的方面记录讲述着漳县盐盆的沉积环境演化．

2.2.1 旋回1沉积厚度分析

此旋回砾岩堆积的厚度为75～120,m，其上覆盖了650～680,m厚的红色砂岩、砂砾岩、含砾砂岩、泥质粉砂岩等．推测是由于湖盆基底快速陷落，加之适宜的气候条件、地形特点而形成了杂乱堆积的冲洪积扇相砾岩层．随后，基底也许向断陷快速转换，堆积了一套河湖相沉积的砂砾岩、含砾砂岩等沉积．

图1 漳县区域地质图

表1 漳县含盐盆地划分

2.2.2 旋回2沉积厚度分析

第二个旋回是从地理坐标北纬34°48′，东经104°32′开始沉积的，底部是灰色砾岩夹粗砂岩，厚度大约140,m，后被紫红色粉砂质泥岩、灰黄色钙质粉砂质泥岩覆盖，其间有薄层石膏发育，总厚度为780～800,m．与上一个沉积旋回不同的是，在此旋回里有多个亚旋回发生，明显受气候环境条件的影响．这种交替的、振荡式的环境改变一直延续到第三个沉积旋回的出现．

2.2.3 旋回3沉积厚度分析

该套大旋回里的下部也发现相似的沉积序列，而且黄色、灰黄色物质(粉砂质泥岩、泥灰岩)沉积厚度较大，达1,200,m之多，也正是这样的沉积厚度才保存了具有开采利用价值的盐矿产、石膏等蒸发盐岩频繁在该套旋回里析出，说明此旋回阶段湖盆水体的水环境条件有利于石膏结晶的析出，加上灰质成分增加，说明水体比先前要深，其原因主要有两个，其一是气候环境变化不大，其二可能是盆地基底再次断陷至使湖盆加深或者是湖盆受挤压而使水位抬升．

2.2.4 旋回4沉积厚度分析

第四个沉积旋回的岩石组合特征发生了变化，由磨圆、球度稍好的砖红色砂砾岩打底，其上几乎全是红色的粗砂岩、含砾砂岩、粉砂质泥岩等，而沉积再往上的时候又发现了大颗粒砾石沉积的砾岩与粉砂质泥岩互层沉积．总的来看，在第四个旋回沉积的时候盆地的演化也应该接近尾声了．由此推测在第三个旋回里出现的湖水水位升高就可能是受应力挤压所致．第四旋回的沉积物粒度是由粗—细—粗的变化，具有河流洪泛平原相沉积特点，也就是说在第三个旋回结束的时候湖盆又经历了一次抬升拉裂，使得在第四个旋回里沉积场所趋于平原化．至于沉积层总厚度大于1,300,m，是由于前期周围山体不断剥蚀，盆地与周围山体高差减小造成的．此时期的气候温度较高，氧气含量充足，由于砾石成分改变，所以可以推测在第四个沉积旋回的时候母岩岩性已经改变，前期的经历构造推断是可能的．

盆地(尤其是陆相)沉积演化的控制因素较多，加上西秦岭北缘地区是构造运动多发区，构造环境呈叠加状态，该时期气候环境等沉积条件多变[17,24-25]，所以使得漳县含盐盆地沉积保留厚度有如此的现状．

2.3 椿树坪底砾岩

未整合于老地层(泥盆-石炭系)之上的椿树坪冲洪积扇相约100,m厚的底砾岩，砾石呈散乱状堆积的无序排列，砾石棱角化明显，胶结物多以泥质成分居多，含少量硅质胶结，砾石成分主要是来自老地层的灰岩(见图2-4)．由图2-4可见，该套砾石层与上覆的红色砂岩、薄层灰黄色砂岩、砖红色泥质砂岩是突然间的接触，没有经历砾石渐少的过度区．种种迹象表明此套砾石层呈近距离、无分选、快速堆积的状态，越往西砾石层的倾角越小，其间受后来区域构造运动的影响有多处断烈发育．

图2 椿树坪砾岩剖面柱状图

2.4 湖相三色泥岩序列

陈家磨后山的第二套旋回上部的灰绿色粉砂质泥岩、灰黄色泥岩、紫红色粉砂质泥岩呈等厚互层的沉积．这种序列的沉积泥岩层(三色泥岩层，见图5)在漳县含盐盆地多处发现．岩层颜色的变化必定与外界条件的改变有必然联系[25,28-29]，是水体温度的影响、含盐度的波动还是某些微生物的活动作用都是值得进一步探讨的．三种颜色的泥质岩石照片见图6-9所示．三种颜色的泥岩的形成说明在纵向上湖盆环境是有变化的．此外，在夹层中有石膏等蒸发岩的析出，说明在灰黄色、灰绿色泥岩之间是有环境温度变化的[22-24]．紫红色泥岩所处气候环境属干热状态，灰绿色泥岩沉积的时候湖盆水位是抬升的，属湿热环境状态，且在其中可见黑色有机质残留，灰黄色、紫红色泥岩中几乎没有，到了灰黄色沉积的阶段，湖盆水位又再次下降，气温持续升高使得在灰绿色、灰黄色泥岩之间有石膏层发育．接着又进入湖盆演化的下一个周期．总体来看，三色泥岩的演化过程颜色是紫红色—灰绿色—灰黄色，对应的沉积环境是干热—湿热—干热，湖盆水位是降低—升高—降低．

图3 椿树坪冲洪积扇相底砾岩

图4 第一个旋回底部红色砂砾岩、砂岩

图5 三色泥岩剖面柱状图

图6 带石膏夹层的三色粉砂质泥岩

图7 体式镜下紫红色粉砂质泥岩照片

图8 体式镜下黄绿色粉砂质泥岩照片

图9 体式镜下灰黄色粉砂质泥岩照片

2.5 韩家沟砾岩段

于红沟以缓倾角大约10°左右产出的韩家沟砾岩堆叠在了漳县含盐盆地第四个沉积旋回之上，呈角度不整合关系(方家沟可看到)，而在陕西地质局绘制的陇西幅地质图(1970版)上把韩家沟砾岩划分到了古近纪(E)，这也是笔者赞同漳县含盐盆地为白垩纪沉积的一个理由．韩家沟砾岩出露区域大都在红沟西北区域，说明在古近纪时期漳县地形还是南高北低、东高西低的，这由盐盆内砂岩沉积结构也可推断出．在此砾岩层内发现走滑性质的近直立断裂，可能与青藏高原隆升有关．

3 讨 论

首先，在大地构造动力场的驱动下形成盆地的原始形状和空间格架，使得漳县含盐盆地初始沉积阶段是以洪积扇相砾石为基础的地层．由于洪积物未经远距离搬运，而是直接由周围山体崩落、滑塌的碎石经流水携带堆积而成，砾石排列杂乱无章，胶结物多以泥沙质为主．

其次，一套底砾岩快速堆积之后，迅速进入湖泊相沉积，随着湖盆演化的进行，环境的周期性更迭[25,29]，含盐盆地进入旋回演化期，以三色泥岩为代表．

最后，漳县含盐盆地处于西秦岭北缘构造多发地段，湖盆演化结束后一定与青藏高原的隆升有联系．漳县含盐盆地的盆山格局究竟是周围山体逐渐削平，湖盆开始一个接一个的旋回沉积，还是在每一个旋回结束后下部沉积层断裂而开始的下一个旋回阶段，漳县盐盆的演化究竟有没有完整经历一个湖盆从初始阶段到稳定阶段再到最后的消亡阶段的过程．由于古构造运动、古气候环境及岩层自身性质对于后期地形地貌的改造起到了决定性的作用，因此，应综合各方因素考虑反演漳县盐盆的沉积演化过程．

对沉积盆地内充填物的成分分析无疑是对古地形地貌、古沉积环境恢复的好办法，漳县含盐盆地出露的红色灰色相间的砂砾岩、含砾砂岩、砂岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、泥岩、泥灰岩等碎屑岩对分析该盐盆的沉积环境是至关重要的实体资料．同时，岩石的颜色揭示着古气候中的氧含量、湿度等要素，一些盐类矿物也对古气候有很好的指示作用．岩石颗粒的形态(包括大小、磨圆、球度)则解释着碎屑沉积体的搬运距离、搬运方式、水动力条件等因子．由此可知，若要还原漳县红色含盐盆地的沉积环境，应势必从沉积物沉积结构、充填序列、层间构造、岩石特征等出发，这也正是“岩石是记录地质演化历史的最好书籍”这一经典理论的验证．

4 结 论

(1)漳县含盐盆地经历了至少4次比较大的红-灰黄色沉积的旋回，其间也有不少小的亚旋回，说明沉积环境存在着周期变换．

(2)比较岩层厚度得知漳县盐矿的开采层位应该在第三个沉积旋回内，同时某些层位的不连续性也说明了盐盆形成以后经历过拉张性质的构造运动．

(3)青藏高原的抬升在西秦岭北缘漳县地区有响应方式．

［1］ 张国伟，孟庆任，赖绍聪. 秦岭造山带的结构构造[J].中国科学：B辑，1995，25(9)：994-1003．

［2］ 张国伟，董云鹏，姚安平. 造山带与造山作用及其研究的新起点[J]. 西北地质，2001，34(1)：1-9．

［3］ 袁道阳，雷中生，葛伟鹏，等. 对143年甘谷西7级地震史料的新见解[J]. 西北地震学报，2007，29(1)：58-63．

［4］ 李传友. 青藏高原东北部几条主要断裂带的定量研究[D]. 北京：中国地震局地质研究所，2005．

［5］ 甘肃省地质矿产局. 甘肃省区域地质志[M]. 北京：地质出版社，1989：244-320．

［6］ 张二朋. 秦岭—大巴山及邻区地质图(1/1000000)[M].北京：地质出版社，1992．

［7］ 中国地质图集编委会. 中国地质图集[M]. 北京：地质出版社，2002.

［8］ 姜晓伟，王江海，张会化. 西秦岭断裂走滑与盆地的耦合：西秦岭—松甘块体新生代向东走滑挤出的证据[J]. 地学前缘，2003，10(2)：201-207．

［9］ 王志才，张培震，张广良，等. 西秦岭北缘构造带的新生代构造活动：兼论青藏高原东北缘形成过程的指示意义[J]. 地学前缘，2006，13(4)：119-135．

［10］ 郭进京，韩文峰，李雪峰. 西秦岭新生代以来地质构造过程对青藏高原隆升和变形的约束[J]. 地学前缘，2009，16(6)：215-225．

［11］ 郭进京，韩文峰，王志强，等. 西秦岭北缘断裂带漳县—车厂断层的结构及构造演化[J]. 地球学报，2013，34(2)：154-162．

［12］ STEUBER T，RAUCH M，MASSE J P，et al. Low-latitude seasonality of Cretaceous temperatures in warm and cold episodes[J]. Nature，2005，437：1341-1344．

［13］ DUMITRESCU M，BRASSELL S C，SCHOUTEN S，et al. Instability in tropical Pacific sea-surface temperatures during the early Aptian[J]. Geology，2006，34(10)：833-836.

［14］ PRICE G D，HART M B. Isotopic evidence for Early to mid-Cretaceous ocean temperature variability[J]. Marine Micropaleontology，2002，46(1/2)：45-58.

［15］ 李祥辉，胡修棉，黄永建，等. 白垩纪古海洋气候变化及主要问题[J]. 地球科学进展，2004，19(增S1)：83-92.

［16］ DAVIES A，KEMP A E S，PIKE J. Late Cretaceous seasonal ocean variability from the Arctic [J]. Nature，2009，460：254-258.

［17］ 曹 珂，李祥辉，王成善. 白垩纪特殊沉积的古气候指示及红层定量古温度测量研究[J]. 四川地质学报，2006，26(4)：199-204．

［18］ 于兴河，郑秀娟. 沉积学的发展历程与未来展望[J].地球科学进展，2004，19(4)：173-182．

［19］ 陈发景，汪新文. 中国中、新生代含油气盆地成因类型、构造体系及地球动力学模式[J]. 现代地质，1997， 11(4)：409-424．

［20］ 霍福臣，李永军. 西秦岭造山带的演化[J]. 甘肃地质学报，1996，5(1)：1-14．

［21］ 殷志强，秦小光，吴金水，等. 湖泊沉积物粒度多组分特征及其成因机制研究[J]. 第四纪研究，2008，28(2)：345-353．

［22］ 赵忠新，王 华，刘君荣. 河流、沙漠与湖泊沉积环境下形成的层序的对比分析[J]. 石油天然气学报，2006，28(1)：1-7．

［23］ 田 馨，向 芳，罗 来，等. 陆相特殊沉积的研究方法及气候意义[J]. 地学前缘，2009，16(5)：71-78．

［24］ 邢万里，刘成林，王安建，等. 库车前陆盆地古近系蒸发岩岩石学、矿物学与成钾环境分析：以DZK01 孔岩芯为例[J]. 地球学报，2013，34(5)：559-566．

［25］ 岳乐平，邱占祥，颉光普，等. 兰州盆地永登剖面记录的第三纪沉积环境[J]. 沉积学报，2003，21(4)：683-687．

［26］ 曹 珂，李祥辉，王成善. 白垩纪特殊沉积的古气候指示及红层定量古温度测量研究[J]. 四川地质学报，2006，26(4)：199-204．

［27］ 吴怀春，张世红，冯庆来，等. 旋回地层学理论基础、研究进展和展望[J]. 地球科学，2011，36(3)：409-428．

［28］ 于 革. 白垩纪温室气候机制的模拟研究评述[J]. 气候变化研究进展，2007，3(1)：20-25．

［29］ 曹 珂，王 猛. 沉积记录对白垩纪中国大陆古气候模拟的约束[J]. 地学前缘，2009，16(5)：29-36．

Sedimentary Environment Analysis of Salt Basin in Zhang-xian County at Northern Margin of Western Qinling

LIU Lin，GUO Jin-jing，MA Chun-tian，WANG Li-xiao，ZHAO Hai-tao
(School of Geology and Geomatics，Tianjin Chengjian University，Tianjin 30084，China)

The analysis of the cause of formation the sedimentary environment，and features of Zhang-xian salt basin located in the northern margin of western Qinling can be a good indicator of the region's ancient climate，topography，structure and other information. The research has three important findings，which are in the following. ①At least four relatively large cycles are indicated through the comparison between the recovered Zhang-xian stratigraphic sequences；②The discontinuous and heterogeneous distribution of some salt layers indicates that these rock strata underwent extensional tectonic movement after its formation；③Formed before the uplift of the Qinghai-Tibet Plateau，the salt basin area is the north-eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau. Therefore，the internal geometric characteristics in the stratum somewhat proves the way of response of the northern margin of Western Qinling region to the uplift of the Qinling-Tibet Plateau.

salt basin；northern margin of western Qinling；cycle；sedimentary environment；Qinghai-Tibet Plateau

P548.242

A

2095-719X(2014)05-0317-07

（编辑校对：胡玉敏）

2014-07-04；

2014-09-18

国家自然科学基金(41072149)

刘 林（1988—），男，安徽阜阳人，天津城建大学硕士生．