亚洲大陆内部盐湖沉积特征、阶段性演化及其控制因素探讨——基于罗布泊LDK01 深孔岩心记录*

吕凤琳 刘成林＊＊ 焦鹏程 颜辉 张华 赵艳军 王立成

LÜ FengLin1，2，LIU ChengLin1，2＊＊，JIAO PengCheng1，YAN Hui3，ZHANG Hua1，ZHAO YanJun1 and WANG LiCheng1

1. 中国地质科学院矿产资源研究所，成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037

2. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083

3. 国投新疆罗布泊钾盐有限责任公司，哈密 839000

1. MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment，Institute of Mineral Resources，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2. School of Earth Sciences and Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

3. SDIC Xingjiang Luobupo Hoevellite Co. ，Ltd，Hami 839000，China

2014-09-07 收稿，2015-04-14 改回.

1 引言

全球目前已发现的钾盐盆地约有40 个(Goncharenko，2006;Warren，2010)，且多属于古代海相沉积类型，其成钾作用一般分为古生代巨型稳定克拉通陆表海盆成钾、中生代特提斯海域海盆成钾以及新生代的大陆裂谷盆地成钾三种类型(刘成林，2013)。与古代海相钾盐沉积不同的是，第四纪钾盐矿床多形成于大陆盐湖，前者沉积建造多属于碳酸盐岩型化学沉积，后者属于典型的碎屑-化学岩型沉积(刘群和陈郁华，1987)。由于形成时间较晚、受后期构造运动破坏较小，因此第四纪盐湖在演化过程中通常保存有连续、完整的含盐序列，这为地质学家精确理解盐湖成盐成钾各阶段环境变迁及其控制因素提供了良好的契机。М. Г. 瓦里亚什科(1965)提出“干盐湖”说，指出盐盆地在发展过程中经历“预备盆地阶段”、“自析卤水盆地阶段”、“自析干盆地阶段”，其中干盆(干盐湖)是干燥气候下发展的第三阶段，是形成钾盐沉积的重要阶段。Bryant et al.(1994)通过对突尼斯南部地区第四纪盐湖不同演化阶段矿物的组合类型的研究，对盐湖成盐成钾过程进行了系统划分，如初始洪泛阶段、湖水蒸发浓缩阶段、卤水迁移阶段以及盐湖干化阶段。Magee and Miller(1998)以及Alley(1998)基于沉积学、地层学的研究，揭示澳大利亚南部艾尔湖在60 ～50ka BP 期间发生过强烈的风蚀作用，并在其周围沉积石膏和粘土。Bobst et al.(2001)通过对智利阿塔卡玛盐湖碎屑物岩性特征、沉积构造等方面的研究，揭示了该地区气候在106ka BP 期间存在明显的干湿循环，且这一气候记录与邻区存在较好的对应关系，这些都显示了盐湖发育的复杂性。

罗布泊作为全球最大的干盐湖之一，第四纪末期形成了大规模的卤水钾矿(王弭力等，2001)。关于罗布泊地区构造演化(郭召杰和张志诚，1995)、区域地层时代和岩性特征(林景星等，2006)、盐湖沉积环境演化(袁见齐等，1983;刘成林和王弭力，1999;Wang et al.，2000;Luo et al.，2009;闫顺等，1998;Zhang et al.，2012)、钾盐成矿机理(Liu et al.，2006;王弭力等，2006;刘成林等，2002，2003a，b，2007，2008a，2010a，b，c;焦鹏程等，2014)等方面，前人已经作了大量工作。然而，关于罗布泊盐湖成钾演化中不同阶段的沉积环境特征、气候变化及其与区域构造活动的关系等方面，仍缺乏精细和系统的沉积学研究。由于盐湖沉积演化表现出多阶段性特征，其如何影响成钾过程还需要进行深层次研究。罗布泊盐湖作为”现代”钾盐大规模成矿的天然“实验室”，选择其进行钾盐成矿作用的基础地质研究不仅可以对该区盐湖成钾环境演变与资源评价提供有效支撑，更可以“将今论古”地帮助我们认识和研究古代海相，尤其是海-陆交互相沉积环境下的钾盐成矿基本规律。

据此，本文选择以罗布泊第一口钾盐科学深钻LDK01孔781.5m 的钻孔岩心为研究对象，通过对盐湖沉积物粒度特征、磁化率和地球化学等方面的分析，还原罗布泊地区第四纪以来的成盐成钾演化过程，阐明大陆板块内部碎屑岩型化学沉积成钾的阶段性演化过程与规律。

2 地质背景和钻孔岩性特征

罗布泊位于欧亚大陆腹地、塔里木盆地最东端的最低洼处，是盆地各大水系的最终归宿地和盐分聚集中心(夏训诚，1987)。构造上，罗布泊处于塔里木板块东部、新疆天山南麓与青藏高原北界的阿尔金山北麓交汇地带(图1)，其新生代以来的形成演化主要受阿尔金及库鲁克塔格走滑断裂系统的控制。左行走滑的阿尔金断裂伴生的若羌断层，与右行走滑的库鲁克塔格断裂伴生的孔雀河断层，在罗布泊地区形成一个近东西向的拉张背景，罗布泊即是产生于这一构造背景的箕状凹陷(郭召杰和张志诚，1995);而东天山向南逆冲、压制的作用，导致该“箕状”凹陷向北倾斜(刘成林等，2008a);与此同时，受NNE-SSW 向主压应力作用，产生了一系列相同方向的张性断层或地堑式断陷带，从而构成罗布泊地堑式断裂构造系并形成了一些大的成盐凹地，如罗北凹地(Liu et al.，2006)。

研究区下更新统至全新统广泛分布于盆地及山前平原区。山前平原区主要为冲洪积成因的砂砾石、中粗砂，盆地内则主要为湖湘的粉细砂、亚砂土、泥岩及化学沉积物。罗布泊断陷盆地主要被全新统覆盖，北部出露大面积中更新统，山前地带分布有全新统冲洪积以及部分第三系(夏训诚，1987)。

图1 罗布泊地区地质简图及钻孔位置(据刘成林和王弭力，1999;Chen et al.，2010 修改)Fig.1 Schematic geological map of Lop Nor and the location of core LDK01 (modified ater Liu and Wang，1999;Chen et al.，2010)

LDK01 钻孔为罗北凹地第一口钾盐科探井，位于罗北凹地干盐湖的北部(图1)，地理坐标为40°55'N，90°55'E。该钻井由国投罗钾公司资助，中国地质科学院矿产资源研究所负责钻孔选址论证、地质编录及后续科学研究，钻探工程于2009 ～2010 年实施完成。终孔深度为781.5m，钻进过程中盐类地层采取率≥85%，碎屑岩地层采取率≥80%，可以满足研究的需求。

本次钻孔钻遇地层主要为下更新统西域组(未见底)、中更新统乌苏群以及上更新统新疆群。根据浅部地层(19.4m、27.4m、32.1m)获得的14C 绝对年龄，并与附近K1、ZK1200B、ZK0615、ZK1410、ZK95 以及ZK0800 等钻孔岩性、盐类矿物组合进行对比分析(王弭力等，2001)，同时通过校正(校正系数为6.16/7.31)得出可靠地层岩性划分界限。最终确定Qh 的底界深度为6.16m，推测出Qp3、Qp2、Qp1的底界深度分别为203m、370m、970m(焦鹏程等，2011①焦鹏程等. 2011.《罗布泊盐湖深部钾盐资源调查研究》科技项目结题报告)。钻孔沉积类型为典型的陆源碎屑-化学岩型，沉积物主要由含砾砂岩、中粗砂岩、粉砂、粘土、硫酸盐和氯化物组成(图2)。依据钻孔岩性特征及岩石组合类型，自下而上共划分出10个大的岩性段以及23 个岩性层，各层具体岩性及矿物岩石组合类型见图3。

3 样品采集与测试方法

粒度测试样品集中采自钻孔下部碎屑岩和上部含盐系碎屑岩层段，共取得样品340 件。粒度分析在中国科学院地理科学与资源研究所中心理化分析实验室进行。首先将样品中不可溶盐类矿物如钙芒硝、石膏等较大晶体进行人工去除工作，将下部粗粒径沉积物中的大于2000μm 的砾石筛分后称重，余下松散沉积物按常规方法处理。

磁化率样品共523 件。磁化率分析在中国地质科学院矿产资源研究所沉积岩实验室进行。实验过程是将样品破碎后装入2cm × 2cm 的无磁塑料方形盒子中，采用英国Bartington 公司生产的MS-2 型磁化率仪器进行测定。每件样品重复测试三次。

表1 LDK01 孔各阶段沉积环境判断与粒度参数特征值Table 1 Sedimentary environment of different phases and grain-size parameters of core LDK01

图2 LDK01 钻孔主要沉积物(a)4.15 ～4.30m，粉砂质细晶石盐;(b)190.54 ～190.90m，含粘土钙芒硝;(c)254.28 ～254.62m，水平纹层粘土质石膏;(d)641.79 ～642.39m，砾质砂岩Fig.2 Main sediments types in core LDK01(a)4.15 ～4.30m，silty fine-grain halite;(b)190.54 ～190.90m，clayey glauberite;(c)254.28 ～254.62m，laminated clay-bearing gypsum;(d)641.79 ～642.39m，conglomeratic sandstone

地球化学测试样品按照上部蒸发岩段0.5m 间距，碎屑岩层1m 间距系统采样，共550 件。测试工作由中国地质科学院矿产资源研究所地球化学分析实验室完成。其中Cl-用硝酸银滴定法测定，SO42-用重量法测定，K+、B3+、Na+、Ca2+、Mg2+用原子吸收仪(国产瑞利WFX-130)测试。对于阴离子采用水溶方法，阳离子采用10%弱酸溶解方法，其余前处理过程略。

4 测试结果

4.1 粒度分析

4.1.1 粒度分布特征与参数指标

沉积物颗粒分布特征与沉积环境密切相关，粒度组成和沉积构造是判别碎屑类沉积物沉积环境的重要指标(刘东生等，1998)。本文根据伍登-温德华分级标准，将不同碎屑颗粒粒度按Φ 值表示粘土(Φ ＞8)到极粗砂(Φ ＜0)，并按称重法统计剔除砾石的含量。此外，为进一步厘清罗布泊地区第四纪盐湖沉积物来源方式及沉积环境，对钻孔沉积物粒度参数进行了分析。目前计算粒度参数的主要方法是图解法和矩值法(Folk and Ward，1957;Blot and Pye，2001)。本文根据矩值法公式计算出样品的平均粒径(MZ)、分选系数(SD)、偏态系数(SK)、峰态系数(KG)。

粒度分析结果见图4。沉积物颗粒分布特征显示，粉砂和粘土在整个钻孔均有分布，且集中分布在钻孔上部(200m);粗砂和砾石等粗碎屑物集中分布在钻孔下段，且中粗砂及细砾呈数个窄峰值出现，可能暗示了LDK01 所在地区在盐湖演化初期阶段，湖泊水体曾经历数次振荡，并伴有周缘大量粗碎屑物注入湖盆。LDK01 孔沉积物粒度纵向变化趋势表明，自下更新统至上更新统，盐湖沉积时水动力条件是逐渐减弱的，整体沉积环境为从动荡向稳定的浅水湖相环境过渡。

各项粒度参数结果及纵向演化趋势见表1 和图4。平均粒径(MZ)代表沉积介质的平均动能能量，LDK01 孔MZ 总体范围变化介于0.35 ～7.68Φ 之间，平均值区间为3.34 ～6.63Φ，指示沉积物组分复杂。分选系数(SD)代表沉积物分选程度，反映沉积物不同粒度颗粒分散和集中状态。钻孔总体SD 变化在0.55 ～4.85 之间，平均变化为1.18 ～2.22，说明沉积物属于分选性差和较差的类型。偏态系数(SK)反映沉积物粒度粗细组分的分布情况。钻孔总体偏度值为-0.53 ～0.75，变化范围较宽，从极负偏态到极正偏态等5个等级均有，平均值介于-0.04 ～0.32 之间，其中以正偏和近乎正态分布为主。峰态系数(KG)衡量分布曲线的峰凸程度即相对粒径的集中趋势。钻孔峰态值区间为0.56 ～3.39，表现为众数(峰值)集中趋势从平缓到很窄类型均有;平均值介于0.77 ～1.23 之间，大部分表现为中等峰态，表明各粒级组分分布广泛，沉积物颗粒组成复杂多样。

4.1.2 频率分布曲线和概率累积曲线

频率分布曲线在描述样品总体粒度特征的同时，也直观显示了样品中各粒级组分的相对含量(体积分数)及其对总样的的贡献，因此常采用频率曲线来表示沉积物的粒度分布(朱筱敏，2008)。钻孔粒度频率曲线可以分为多峰型和单峰型两种(图5)。781.5 ～760.00m、710.28 ～694.39m、642.79 ～395.95m 等以不对称多(双)峰型为主，主次峰对比明显。第一众数峰多在0 ～1.5Φ 之间，主要由粗砂粒级构成，峰值较窄，平均体积分数30%以上，对峰态影响显著;第二及第三众数峰多在4Φ 和7Φ 左右，多为细砂和粉砂，表现为较为微弱尾端。760.00 ～710.28m、694.39 ～642.79m、304.59 ～0m 等以单峰型为主体，众数值从5 ～7Φ 不等，基本表现为粉砂粒级，由众数峰向粗细两段变化较平滑。另外，395.95 ～304.59m 沉积物表现为单峰和双峰型交替出现，说明沉积环境发生交替变化。

图4 LDK01 孔沉积物粒级分布与参数特征Fig.4 Vertical variation of characteristics of grain-size distribution and grain size parameters of core LDK01

图5 LDK01 孔沉积物频率曲线(a)多峰型;(b)单峰型Fig.5 Typical frequency distribution curves of sediments in core LDK01(a)multitype;(b)unimodal type

图6 LDK01 孔沉积物概率累积曲线(a)多段式;(b)一段式Fig.6 Typical probability accumulation curves of sediments in core LDK01(a)multistage;(b)one-stage

图7 LDK01 孔沉积物指示特征及环境演变Fig.7 The indicators of the characteristics of sediments in core LDK01 and environmental evolution

沉积物的机械分异作用使得不同粒径的沉积物在概率累积曲线上具有不同的形态，所以概率累积曲线能较好的判别沉积物形成的沉积环境。目前，应用广泛且效果最佳的粒度分析方法为莫斯(A. J. Moss)和维希尔(G. S. Visher)所提出的概率累积曲线。该孔的粒度概率累积曲线可以分为多段式和一段式(图6)。其中(1)781.5 ～760.00m 表现为3段式，滚动组分含量30%，跳跃组分含量60%，悬浮组分含量10%，曲线上各个组分的坡度较为平缓表明其分选较差。滚动组分和跳跃组分的粗截点为1.8Φ，表明沉积物所处的沉积期水体能量较高，搬运介质的扰动强度大。(2)710.28～694.39m 表现为跳跃总体为80%的斜率低的2 段式(朱筱敏等，1998)，粒度分布范围广，与悬浮组分的粗截点为3Φ左右。(3)642.79 ～395.95m 表现为宽缓上拱2 段式，跳跃总体含量为70%左右，悬浮总体含量30%左右，交切点Φ 值为2 左右，跳跃总体分选好于悬浮总体，与悬浮总体呈弧形过渡，反映洪水期河流能量强、携带碎屑多，由于三角州平原地势缓，流速减慢，沉积物快速堆积的沉积特征。(4)760.00～710.28m、694.39 ～642.79m、304.59 ～0m 区间多表现为1段式(约占80%)和2 段式(约占20%)，斜率约为45°，分选中等，表明水动能较弱，推测为较稳定的湖相沉积环境。(5)395.95 ～304.59m 表现为由1 段式(约占60%)和多段式(约占40%)组成交替出现。其中1 段式粒径分布范围广，从2～8Φ 均有，分选中等;多段式表现为2 ～4 段的形式，其中4段表现为典型的“滚动-双跳跃-悬浮四段”的滨湖亚相，跳跃总体分选较好。

4.2 磁化率分析

湖泊沉积物的磁性参数作为一个重要的古气候指标，可以反映地质历史时期的古气候变化序列(吴瑞金，1993;胡守云等，1998)。LDK01 孔磁化率样品测试结果显示(图7)，磁化率特征曲线记录了约34 次古气候波动;整个钻孔磁化率变化区间为0 ～50 ×10-8m3/kg。780 ～200m 沉积物磁化率平均值为12.36 ×10-8m3/kg，200 ～0m 沉积物磁化率平均值为3.34 ×10-8m3/kg。下部碎屑岩层和含盐碎屑层磁化率数值明显偏高于上部盐类地层且波动更为频繁，这一方面反映罗布泊成盐作用的增强，气候背景变得更为干旱;另一方面也推测为湖盆演化早期气候冷湿，风化剥蚀增强，水动力条件优越，有利于入湖水体携带大量盐类物质，为干旱期强烈蒸发浓缩析出盐类矿物提供物质来源。

4.3 元素地球化学

运用沉积物中的元素地球化学含量的变化特征可以重建过去沉积环境的变化序列(罗超等，2008)。从钻孔沉积物中提取出Cl-、SO42-、K+、B3+、Na+、Ca2+、Mg2+这七类元素则可以有效反映湖水水体蒸发补给量对比关系的变化，从而为罗布泊湖盆沉积成盐环境的厘定提供约束。纵向上按照深度和变化规律可划分为3 个区间(图7)。

(1)第一区间(781.5 ～395.95m)

Ca2+平均含量为7.43%，SO42-平均含量为12.42%，Mg2+平均含量为2.03%，K+含量为0.35%。Ca 元素在成盐过程中是盐湖演化的重要标志物，是低矿化度水体的主要组成离子，可以以自生沉淀或以被吸附的方式沉淀至湖底而相对富集(王永等，2004)。Ca2+与SO42-两者之间表现出正相关性，证明罗布泊湖水在蒸发浓缩的初期以碳酸盐、硫酸盐等形式析出。镁盐的易溶性决定了其在湖水蒸发浓缩的后期阶段才能析出或进入盐类矿物晶体，因此岩盐中Mg2+的含量变化也指示了卤水蒸发浓缩的阶段以及钾、镁盐的富集程度。该段Mg2+波动频繁但基本上呈上升态势，表明沉积水体淡化-咸化震荡变化。作为成盐元素，K 的含量及其变化直接反映了卤水的成盐阶段和成盐作用的演化过程(陈郁华等，1988)。该段K+略低于平均值0.39%，总体上略呈增加趋势。Cl-和Na+是高矿化水的主要离子，是盐湖演化、趋向成熟阶段的重要指标。Cl-和Na+在该段平均值较低，分别为2.8%和3.99%，微量元素B3+代表水体咸化程度，该段含量仅为0.7‰。

(2)第二区间(395.95 ～207.03m)

Ca2+平均含量为7.15%，SO42-平均含量为12.60%，Mg2+平均含量为3.28%，K+含量为0.46%，Na+(1.98%)和Cl-(2.83%)含量较低，微量元素B3+稳定上升，平均含量为0.8‰。Mg2+较上段升高，富集区间位于钻孔340m 以上，主要赋存于白钠镁矾、泻利盐等盐类矿物中(焦鹏程等，2014)。K+平均值较高且变化较平稳，结合上文可知该段早期沉积环境为滨湖相且磁化率高值推测可能由于流域侵蚀作用较强导致K+在湖盆中富集。本段各项离子变化较为平稳，大量石膏岩及湖相膏泥岩沉积，说明湖水处于微咸水-咸水环境。

(3)第三区间(207.03 ～0m)

Ca2+平均含量8.77%，SO42-平均含量为38.61%，Mg2+平均含量为3.60%，该段Cl-和Na+离子浓度显著增加，其平均值分别达到了3.93%和7.52%;微量元素B3+达到平均值最高值1‰。其中Ca2+、SO42-和Na+高值推测与该阶段巨量钙芒硝沉积有关;K+含量最高值可达4.3%，该区间主要含钾盐类矿物为光卤石、钾石盐，表明晚更新世末期-全新世气候极端干旱导致卤水蒸发浓缩到钾盐析出阶段(焦鹏程等，2014)。Mg2+显示出最高平均值的特征，指示了卤水进入盐湖演化后期。石盐等氯化物的析出同样代表极端干旱气候条件下蒸发浓缩的环境。

5 讨论

作为全球新生代最为显著的重大地质事件之一，青藏高原的隆升不仅重塑了高原周缘盆地构造-地理面貌，其产生的环境效应也对盆地演化产生了深远影响(England and Molnar，1990;Li，1991;Harrison et al.，1992;Rea，1992;Coleman and Hodges，1995;王成善等，2009)，例如高原持续隆升可能导致塔里木周边褶皱山系屏蔽效应显著，从而加剧了亚洲内陆干旱化进程(Bosboom et al.，2014)。李吉均等(2001)、崔之久(1998)等人认为青藏高原隆升具有多段式特点，自晚上新世以来主要经历了3.6Ma BP 青藏运动、1.2Ma 昆仑黄河运动和0.15Ma BP 共和运动，使得青藏高原抬升到现今的高度。在这一过程中，高原隆升的阶段性差异将导致盆地的演化相应地表现出阶段性并反映在盆地沉积物的变化上(王跃等，1992;胡东生等，2007;裴军令，2011;吴崇筠，1993)。依据前述钻孔沉积物各指标参数演化规律，本文认为罗布泊LDK01 孔所在地区的构造演化与青藏高原隆升的阶段性隆升具有良好的响应关系，钻孔沉积物类型、矿物组合在纵向上的转变正是始于对青藏高原不同阶段隆升作用的沉积响应(图7、图8)。

5.1 断陷阶段(Ⅰ-Ⅴ段)

晚上新世-早更新世时期，“青藏运动”启动，青藏高原主体发生强烈的构造隆升(李吉均，1999)，导致了高原周缘山系迅速上升，盆地沉积以冲洪积相的粗粒砾石为主。在酒泉盆地，该次事件表现为玉门砾岩组(宋春晖等，2001)。晚上新世临夏盆地积石组砾岩沉积物的出现(方小敏等，2007)，同样指示了这次构造隆升运动的存在。塔里木盆地内部，天山、西昆仑山和阿尔金山山前的西域组砾岩被认为是这次构造事件的产物(郑度和姚檀栋，2004)。天山急剧上升导致河流强烈剥蚀切割岩体携带粗大的悬浮砂石向中下游冲去，并在罗布泊汇水盆地快速堆积下来(郝诒纯等，2002)，同时这一过程也可能指示了岩体遭受风化剥蚀后释放元素对罗布泊盐湖化学成岩演化的贡献(Bo et al.，2013)。而在罗布泊地区，南部青藏高原的隆升导致周缘断裂活化，在区域性张剪性应力作用下，罗布泊断陷盆地形成(图8I 断陷湖盆)，形成了冲积扇-滨湖相-河流相-扇三角洲总体样式，构成山前粗碎屑砂砾岩层序，为后期盐类物质的聚集提供了原始场所。

图8 罗布泊湖盆演化示意图Fig.8 The sketch map about the evolutionary of Lop Nor Lake basin

据LDK01 钻孔沉积记录揭示，781.5 ～760.00m(Ⅰ段)、710.28 ～694.39m(Ⅲ段)、642.79 ～395.95m(Ⅴ段)表现为以砾岩、含砾粗砂岩沉积为代表，砾石粒径可达55 ～80mm，呈棱角至次圆状，中粗砂杂基支撑，成分成熟度低，具有分选差、钙质碳酸盐胶结等特点，碎屑物颜色为浅褐色-紫红色不等，指示湖盆收缩、水体较浅的氧化沉积环境。总体湖水水动能较强，属于中-高能区。642.79 ～395.95m(Ⅴ段)上部岩性转变为含膏的中砂岩和砾岩，同时底部出现细晶石膏和硬石膏，表明湖泊水体为淡水-微咸水-咸水转变。沉积环境主要为近源的季节性冲洪积相-辫状河三角洲相-湖泊扇三角洲亚相，表明高原构造处于隆升阶段。760.00 ～710.28m(Ⅱ段)和694.39 ～642.79m(Ⅳ段)主要表现为以粘土粉砂较多为特征的湖相沉积特征，并在泥岩及细砂岩中发现黑色碳质及类似介形虫类生物化石，这可能反映存在局部沼泽化现象。在667.77m 处出现粗晶板状石膏，表明此时气候干旱，蒸发强烈。此时高原转入构造稳定阶段，搬运介质的扰动强度减小，相应地罗布泊凹地沉积了稳定的滨浅湖相沉积。

总体来说，早更新世时期，罗布泊地区为统一大湖环境(刘成林和王弭力，1999)，罗北地区则发育冲洪积、河流、湖泊扇三角洲和河湖交替沉积作用下的滨湖相产物，水动力很强，磁化率特征显示主要为半干旱-半湿润气候(图7)，早更新世末期(1.1 ～0.78Ma)，昆仑-黄河运动早幕(崔之久等，1998)，青藏高原抬升到3500m 以上(李吉均等，2001)，对本区构造响应为，渐新世末期-早更新世晚期近南北向伸展断陷，向早更新世晚期以来北东-南西向构造挤压作用转变，导致的盆地剪切变形(施炜等，2011)，研究区主要沉积了一套内陆山麓前缘类磨拉石建造粗碎屑沉积物(图8I 断陷湖盆)。

5.2 坳陷阶段(Ⅵ-Ⅶ段)

进入中更新世(0.78Ma BP)以来，“昆仑-黄河运动”延续发展(李吉均等，1999)，这一隆升过程在塔克拉玛干大沙漠中更新统剖面岩性和碳氧同位素表现为发生显著突变，同样说明气候干旱事件突发，短时间内携带大量陆源碎屑注入沉积区(裴军令等，2011)，而对应酒西盆地接受一套暗灰色巨厚的酒泉砾石组沉积(郑度和姚檀栋，2004)。在新疆库鲁克塔格地区相应沉积了中更新统乌苏群。罗布泊内部，主断陷湖盆被充填并发生构造抬升作用，盆地开始向坳陷阶段发展(图8Ⅱ拗陷湖盆)，岩性以近陆源滨浅湖相砂砾岩为主的碎屑岩和硫酸盐型(石膏)为主的蒸发岩构成。沉积总体样式为滨浅湖相-咸水湖相层序。

据钻孔沉积记录，395.95 ～304.59m(Ⅵ段)表现为近陆源滨浅湖相环境，岩性以含膏砂砾岩为主，基本延续了扇三角洲沉积特征。粉细晶石膏广泛分布，在316m 处出现指示意义为较高盐度条件的砂砾状菱镁矿(刘成林等，2008b)。304.59 ～207.03m(Ⅶ段)由不稳定的滨湖相突然转变为稳定湖湘沉积，岩性为石膏质粘土和粘土质粉砂岩。石膏晶型以板状、脉状的中-细晶为主，与粘土频繁交替的水平韵律互层。该段可能表明中更新世晚期，由于新构造运动，罗布泊北部大部分抬升露出水面，同时分隔出罗北凹地等次级盆地(图8Ⅱ拗陷湖盆)，这时罗布泊南北湖区沉积环境开始发生分异，为“大罗北凹地”阶段(刘成林和王弭力，1999)，发育大量咸水湖相膏质泥岩和膏岩，代表一种稳定的浅水盆地相(刘群和陈郁华，1987)(图7)。可能表明沉积背景由早期的断陷阶段逐渐向稳定持续沉降的坳陷阶段发生转变，地壳构造再次转入稳定阶段。

结合上述资料可知，中更新世早期以来，罗布泊地区发育滨浅湖相和浅湖相含石膏碎屑岩，磁化率证据表明气候开始变得干热(图7)，当时主要为半干旱环境，这与前人孢粉研究成果也基本吻合(王弭力等，2001;王永等，2000)。中更新世中晚期，构造隆升可能使盆地基底发生不均衡抬升，与南部化学沉积体系不同，罗布泊古湖的罗北凹地除了发育大量石膏岩及膏质泥岩外，该段顶部已开始出现钙芒硝沉积，表明北部已进入盐湖阶段。

5.3 萎缩阶段(Ⅷ-Ⅹ段)

晚更新世初期，发生于0.15Ma BP 的共和运动使青藏高原隆升到接近现代的高度，高原内部及中国西部变得更为干旱，马兰黄土分布空前广阔;柴达木古湖于25ka 后消失开始新的成盐时期(李吉均等，1999)。在罗布泊地区，随着气候极端干热化与构造活动性减弱，湖盆演化进入充填萎缩阶段(图8Ⅲ萎缩湖盆)。湖泊水体变浅，范围缩小，湖盆逐渐收缩至最后消亡，出现干盐湖沉积。岩性以硫酸盐型(钙芒硝、石膏)和氯化物型(石盐)的蒸发岩构成。沉积总体样式为盐湖相沉积。

钻孔岩心揭示出自207.03m 开始进入稳定的湖泊沉积。207.03 ～82.50m(Ⅷ段)巨量钙芒硝沉积，碎屑组分为粘土和粉砂。随着蒸发作用的加强，早期沉积石膏被交代为钙芒硝(刘成林等，2007)，钙芒硝单体晶型为结晶度良好纯净的菱板状、长板状的中粗晶(赵海彤等，2014)，指示静水沉积产物。推测由于构造运动使罗北凹地中部下沉(刘成林等，2008b;罗超等，2006)，盆地环境更加封闭，湖泊水体强烈蒸发，浅水盆地范围缩小，使盐类沉积退缩到泥岩沉积的中心部位(刘群和陈郁华，1987)。82.50 ～50.80m(Ⅸ段)碎屑物以灰褐色粘土粉砂为主。中细晶石膏重新出现，说明水体咸化程度变淡即湖盆水体增加，可能为浅湖亚相。50.80 ～0m(Ⅹ段)下部以粘土质钙芒硝和含膏粉砂粘土为主，10m 以上主要发育含石盐粉砂。表明晚更新世末期以来，由于受到北北东向主压应力作用，罗北整体构造抬升同时发育次级断陷，导致罗北凹地等次级凹地最终形成，由于其封闭性较好，罗北凹地形成富钾的高盐度盐湖环境(刘成林和王弭力，1999;刘成林等，2007)，但丰水期时可以接受大耳朵湖水上涨补给(图8Ⅲ萎缩湖盆)。随着钾石盐、杂卤石、光卤石等钾盐矿物(王弭力等，2001;刘成林等，2008b)的析出表明该阶段卤水蒸发浓缩程度增强，证明气候进一步变得极端干旱(图7)。从晚更新世中期到全新世，罗北凹地的沉积环境由盐湖逐渐转为干盐湖，出现钾盐大规模成矿(刘成林等，2002，2010a;焦鹏程等，2014)。上述三个阶段构成了一个明显的蒸发沉积-构造旋回，在旋回的末期形成大规模钾盐，反映了盆地成钾显著受控于构造-气候-物源三因素的耦合作用。

6 结论

(1)罗布泊地区自早更新世以来主要发育冲洪积、河流、湖泊扇三角洲和滨浅湖等沉积类型。气候总体表现为从半干旱-半湿润向干热的转变过程，但期间发生数次干湿交替的气候波动。早期气候温湿，风化剥蚀增强，水动力条件优越，有利于入湖水体携带大量盐份物质。晚期气候干热，盐湖持续蒸发浓缩，湖盆趋于萎缩，并发生富钾卤水大规模富集。

(2)罗布泊地区盐湖沉积为典型陆源碎屑-化学岩型盐类沉积，化学蒸发岩类型为碳酸盐-硫酸盐-氯化物，符合正向成盐型沉积旋回，且盐类沉积具有多旋回性和多韵律性特点，表明湖盆中机械沉积作用和化学沉积作用交替进行的沉积方式。

(3)LDK01 孔自下而上完整揭示了内陆盐湖阶段性演化历史，其演化过程符合青藏高原影响下湖泊演化一般规律:一断陷阶段，是冲积扇、河流和窄范围面积的浅湖发育期;二坳陷阶段，一般发育面积广泛的浅湖相;三萎缩阶段，发育浅湖相、盐湖相及干盐湖。罗布泊沉积演化发展历史构成了一个完整的沉积旋回，可能揭示了碎屑岩型化学沉积成钾的基本规律。

致谢 论文撰写过程中得到中国地质科学院矿产资源研究所所助理研究员胡宇飞、天津科技大学研究生郑颖贺的帮助;审稿专家提供了十分有益和建设性的意见;编辑部老师为本文的顺利出版付出了辛劳;在此一并表示最诚挚的谢意。

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