后沙峪凹陷第四紀高精度地層格架及地質意義

白凌燕， 張磊 , 張悅澤， 張曉亮， 王凱， 何付兵

(1.北京市地質調查研究院， 北京 100195； 2. 維高維工程技術(北京)有限公司， 北京 102299)

第四紀北京凹陷內部由于受北西西或近東西向斷裂分割，自北向南被分解為順義凹陷、來廣營凸起、豐臺凹陷、良鄉凸起和琢縣凹陷[1-2]。此后，受順義斷裂和黃莊高麗營斷裂活動的影響，在第四紀沉積作用下，順義凹陷分化解體，形成兩個新的第四紀凹陷即：后沙峪凹陷和俸伯凹陷[3-4]。

受傳統的第四紀測年方法(生物化石、光釋光、碳14)的限制[5-7]，無法實現對整個第四紀的年齡測定，在活動斷裂第四紀活動分析及構造演化的精細方面研究較少。磁性地層學出現以后在解決第四紀地層劃分及遠距離對比方面卓有成效[8-12]，但對于持續時間比較長、新活構運動期次較多的早更新世，這種方法時代的劃分就略顯粗略。旋回地層學的出現，突破了傳統地質學定年方法的瓶頸，一旦從地層中識別出米蘭科維奇旋回，就有可能建立分辨率達0.02 Ma的天文年代標尺，實現地層的精確對比和劃分。

因此，現利用北京平原區后沙峪凹陷鉆孔ZK19磁性地層建立的第四紀地層年代框架作為“年齡”錨點，通過對鉆孔沉積自然伽馬測井數據進行旋回地層分析，將沉積與地時結合，建立精度為0.1 Ma的連續天文年代標尺，并對鉆孔巖芯所劃分的巖性巖相進行年代標定，對后沙峪凹陷第四紀以來沉積演化與新構造運動的響應進行精細分析與探討。

1 地質背景與鉆孔位置

后沙峪凹陷位于北京平原區北京凹陷的北緣古城-后沙峪一帶。晚第三紀，北京凹陷內部受北西向樞紐斷裂南口-孫河斷裂活動的影響，出現南北分化的局面，“兩隆一凹”的構造圖式消失。南口-孫河斷裂東南段北東盤下降，南西盤上升，形成順義凹陷和良鄉、豐臺隆起。第四紀時期，受北東向順義斷裂活動的影響，順義凹陷又被分化為后沙峪凹陷和俸伯凹陷。后沙峪凹陷基底為侏羅系及古生界，西深東淺，靠近黃莊-高麗營斷裂一側，沉積厚度較大；凹陷內堆積的第四紀沉積物厚度為500～700 m[2-3](圖1)。

F1為黃莊-高麗營斷裂；F2為順義斷裂；F3為南苑-通縣斷裂；F4為南口-孫河斷裂圖1 北京地區第四紀凹陷分區及鉆孔位置圖Fig.1 The depression division of Quaternary in Beijing area and the location of bolehole

鉆孔ZK19位于北京昌平北七家鎮燕丹村，地理坐標116°26′51″N、40°05′32″E，孔口海拔35.385 m，孔深500.93 m，區域構造位置上處于后沙峪凹陷內。

2 方法原理與替代性指標

旋回地層學(cyclostratigraphy)是研究受天文軌道周期力(偏心率、斜率和歲差)控制形成的地層序列的地層學分支學科[13-16]。其研究的主要內容是從地層中識別出米蘭科維奇旋回，并將其應用于地質年代學，提高年代地層研究的精度和分辨率，實現地層的高精度劃分和對比，被稱為地層學解讀時間的第三里程碑[17]。

由于軌道動力變化引起全球氣候變化的等時性及側向連續性，旋回地層學的出現，通過對地層年代的精確劃分，較準了地質年代表，從而實現了不同地區盆內、盆際地層的對比[18-22]。吳懷春等[18-19]系統總結了古生代、新生代旋回地層學的研究成果，這些研究成果對較正國際地質年代表，深入理解地球演化歷史提供了可靠的年代學約束；徐道一等[20]通過對東營凹陷明化鎮組測井數據的頻譜分析，得出明化鎮組各段的堆積速率、延續時間，并指出在11～2.6 Ma B.P.期間，地球上可能存在過大約2 Ma間隔的突變，并與區域或全球性的地層變化界線大體一致。任傳真等[21]通過磁化率，伽馬能譜數據的旋回分析，對洪水莊組進行了天文年代較準。賈東力等[22]通過對自然伽馬測井數據的旋回分析，識別出研究區志留系地層中的米氏旋回，為盆地內或類似盆地內海相碎屑巖高頻旋回劃分提供了一種有效方法。

目前，旋回地層學不僅在中、新生代地層劃分、對比和古環境研究取得重要成果，在第四紀地層研究中也得到廣泛應用[23-26]。姚益民等[23]通過東營凹陷東辛2-4井上世至全新世磁化強度數值曲線的頻譜分析，根據400 ka的天文旋回周期，推測出上新統上亞段和平一段不整合的延續時間，以及不整合面的形成時間，并提出這次事件對儲層孔隙的擴張和壓實具有重要影響。郭少斌等[24]通過對柴達木盆地第四系自然伽馬測井曲線的旋回地層分析，求得地層中所保存的具有穩定規律的主要控制周期，指出旋回地層分析對以氣候為主控因素的沉積環境中進行層序劃分肯有行之有效的指導作用。唐聞強等[25]通過對自然伽馬測井曲線的頻譜分析，著重對研究區沉積速率和古氣候進行了探討。劉智榮等[26]通過對河北三河地區上更新統-全新統剖面磁化率的頻譜分析，得出研究區沖積沉積中存在23 ka的歲差尺度旋回，為河流沖積沉積天文驅動氣候變化研究提供了參考依據，為第四紀沖積沉積和地質事件研究提供新的年齡約束手段。

旋回地層的研究方法與北京平原區活動斷裂兩盤鉆孔相結合，進行第四紀以來活動斷裂活動規律的研究，已取得了多項研究成果。張磊等[27]利用旋回地層學，根據斷裂兩盤鉆孔的對比，對順義斷裂第四紀以來活動性進行了精細分析；白凌燕等[28]通過對南口-孫河斷裂兩盤鉆孔測井和磁化率數據的頻譜分析，建立了精度為0.1 Ma的連續天文年代標尺，并識別出南口-孫河斷裂在第四紀時期的6個相對較強的活動幕。

所有可以反映古氣候變化的指標，如磁化率、碳氧同位素、測井曲線，色粒度等都可以用來進行旋回地層學的研究。在眾多的古氣候替代指標中，自然伽馬測井數據具有數據連續性強，易獲取、成本低，且可以敏感地反映沉積物中泥質和有機質成分含量的變化，可以敏感地反映巖性旋回與沉積韻律的變化等優點，成為進行旋回地層分析的理想指標[29-33]。

3 鉆孔巖性與沉積相分析

根據鉆孔巖芯的沉積物粒度變化及組合特征，自下而上將ZK19巖芯劃分為7個地層沉積旋回，對后沙峪凹陷第四紀以來的沉積相進行了初步的分析。

第一巖性段，埋深433.6～374.0 m，本段共發育四套沉積旋回，主要巖性為灰色粉砂質黏土，局部為灰綠色，黏土含量較高且致密，壓實作用較好；本段中發育第一套正粒序沉積旋回，下部最粗可達粗砂粒徑，局部含礫，其中第二套砂體含礫粗砂層，向上逐漸過渡為砂級沉積物，分選性一般，發育槽狀交錯層理并逐漸過渡為平行層理，屬于曲流河發育的邊灘沉積。巖芯421.2 m處為黑褐色粉砂質黏土層見碳化植物莖，已成薄層植物腐敗堆積，418.9 m處發育薄層灰綠色粉砂質黏土見大量腹足類殘片，整體為底部中砂向上逐漸漸變為粉砂質黏土的正粒序沉積。在氣候潮濕的情況下，河漫湖泊低而潮濕，植物生長繁盛，進一步發展成為河漫沼澤，隨著水體加深可形成淺湖，如375～355 m灰綠色沉積。綜上，該段巖性組合特征具有明顯的河流相特點，二元結構沉積完整，上部天然堤微相及河漫沼澤微相明顯發育，總體反映了曲流河(河床滯留沉積、邊灘和河漫湖)以及淺湖沉積環境。

第二巖性段，埋深374.0～315.1 m，本段共發育三套沉積旋回，主要巖性為灰色中粗砂、細砂和灰綠色-灰色粉砂質黏土。較第一巖性段單套砂體厚度明顯增加，旋回自下而上由中砂向細砂過渡，上部為粉砂質黏土。本段第一期沉積旋回中底部砂質沉積粒度較粗，含一定量粗砂，另兩個沉積旋回砂質粒徑較小，為分選性較好細砂。巖芯359～349 m灰綠色粉砂質黏土-黏土質粉砂中可見明顯波狀交錯，結合下部正粒序砂體沉積共同判斷為河流相沉積，底部河道邊灘沉積逐漸向上過渡為粉細砂-粉砂質黏土級的天然堤沉積，頂部黏質粉砂層發育斜層理，傾角約10°，同時349～348.6 m出現40 cm反粒序粉砂-細砂質沉積，表明水位升高后沖決天然堤，形成了決口扇。該段巖性特征總體反映了曲流河(邊灘、天然堤和決口扇)的沉積環境。

第三巖性段，埋深315.1～244.1 m，本段共發育兩套沉積旋回，主要巖性為灰色-灰褐色黏土和灰色中粗砂-粉砂。第一套沉積旋回下部為粗砂-細砂-黏土的正粒序，中部再次發育砂質正粒序沉積，上部轉變為灰色黏粒組分極高的黏土沉積，黏土頂部漸變為褐色，表明該沉積旋回由下部的河道沉積隨著基準面上升，開始轉變為灰色粉砂質黏土-黏土的還原環境河漫沼澤沉積，隨后基準面穩定一段時間后又開始下降，轉變為氧化環境的河漫灘沉積；第二套沉積旋回下部為粗砂-粉砂的河道沉積，底部與上期沉積旋回間具有明顯沖刷面，表明河道再次短暫發育后，繼續形成河漫沼澤，隨后水體繼續加深形成河漫湖泊，259～257 m處發育席狀砂。該段巖性特征下部反映了曲流河(邊灘河漫沼澤)的沉積環境，當基準面上升幅度較大時，該區域形成了淺湖沉積相且為該巖性段的主要沉積環境。

第四巖性段，埋深244.1～177.5 m，本段共發育三套沉積旋回，主要巖性為灰色-褐黃色中砂-細砂和褐色-褐灰色黏土為主。第一套沉積旋回下部為多期次疊至的正粒序砂體沉積，下部為8 m厚度砂層，河道交切特征明顯，向上過渡至褐色黏土-粉砂質黏土互層；第二套沉積旋回繼承了上期旋回的沉積特征，捅為大套多期次疊至的正粒序砂體沉積，但厚度明顯增大；第三套沉積旋回與上兩套特征一致，在該旋回內，砂體沉積厚度達到最大，約20 m，可見三期河道側向加積，砂體上部為褐黃色河道砂體，漸變為粉砂-黏土質粉砂堤岸沉積，頂部為褐灰色黏土。該段巖性特征總體反映了曲流河(河床滯留沉積、邊灘和河漫湖泊)的沉積環境，本段中部河流沉積厚度達到最大。

第五巖性段，埋深177.5～129.4 m，本段共發育兩套沉積旋回，主要巖性為褐灰色-灰色黏土和褐黃色細砂層局部含礫。底部黏土為下伏黏土頂部漸變為灰色，而后又漸變為褐灰色，表明基準面在此時期上下波動；本段黏土多為灰色，局部夾砂質沉積薄層，如167.4～163.5 m和139～135.4 m，巖性為正粒序粉砂-細砂，其中140～135 m段細砂可見平行層理，為邊灘沉積；但153.2～151.5 m礫石沉積與上述兩砂質薄層完全不同，本層具有較高泥質含量，分選性差，磨圓度為次棱角-次圓狀，礫石直徑大小不一，為沖積扇沉積。該段巖性特征總體反映了曲流河(河漫灘和河漫湖泊)的沉積環境，其中153.2～151.5 m處的薄砂層沉積為偶發的河漫灘上沖積扇沉積事件。

第六巖性段，埋深129.4～49.6 m，本段共發育四套沉積旋回，主要巖性為灰色-褐黃色中細砂巖和灰褐色-褐色黏土至黏土質粉砂。四套沉積旋回特征一致，均為由中粗砂至黏土的正粒序沉積，部分細粒沉積物表現為黏土與粉砂質黏土互層樣式，為河漫灘沉積特征。本巖性段砂體厚度明顯增大，均具有2～3期次河道交切特征，在細砂中可見明顯的平行層理，88.9～84.6 m黏土質粉砂中可見小型波狀交錯層理。該段巖性特征總體反映了曲流河(河床滯留沉積，邊灘，天然堤和河漫灘)的沉積環境。

第七巖性段，埋深49.6 m至頂，本段共發育兩套沉積旋回，主要巖性為灰褐色-黃褐色的黏土與粉砂，二者在本段中以互層特征沉積。黏土中發育不規則水平紋層，局部見植物根系，屬于曲流河發育的邊灘沉積和側向加積形成的河漫灘沉積；該段巖性特征總體反映了曲河流(邊灘和河漫灘)的沉積環境。

4 精細地層年代格架的建立

旋回地層學的研究精度依賴于準確的年代地層學研究。張磊等[3]根據磁性地層學、結合光釋光、C14的測年數據，建立了鉆孔第四紀地層年代框架。后沙峪凹陷鉆孔ZK19磁性地層研究結果表明，ZK19孔的磁極倒轉序列，將0～128 m的正極性帶解釋為布容正極性帶，128～434 m的負極性帶解釋為松山負極性帶，將162～178 m和282～325 m的正極性帶分別解釋為Jaramillo和Olduvai正極性亞帶，434 m以下的正極性帶解釋為高斯正極性帶，確定了ZK19早更新世、中更新世、晚更新世和全新世地層底板埋深分別為434、128、29.9、1.35 m，如圖3(a)所示。

通過對自然伽馬測井數據進行等間距插值、去趨勢化等數據預處理，利用Multi Taper Method頻譜分析軟件包進行頻譜分析，采用Analyseries 2.0.4軟件進行濾波處理，在地層中包含的各種旋回中找到了與米蘭柯維奇旋回周期比率相近的5∶2∶1比率關系。將后沙峪凹陷鉆孔ZK19磁性地層建立的第四紀地層年代框架作為“年齡”錨點，把軌道信號調諧至天文參數模型，完成了深度域和時間域之間的數據轉換，從而獲得了后沙峪凹陷的連續的高分辨率地質年代格架。

ZK19孔自然伽馬數據的頻譜分析結果揭示出明顯的旋回性，具有82、35.6、29.3、22.4、17.8、16、10.9、8.4、6.7、5.5、4.1、3.6、3.2 m的主周期，其中20～15 m∶ 8～5 m∶4～3.2 m的比值接近5∶2∶1，與短偏心率100 ka：斜率40 ka：歲差20 ka的比值接近，這些旋回可能分別代表了短偏心率、斜率和歲差沉積旋回[圖2(a)]。根據磁性地層學結果建立的初始年代格架，將自然伽馬數據在深度域上的變化轉換為時間域上的變化后[圖2(b)]，頻譜分析結果顯示出明顯的短偏心率、斜率和歲差周期，如圖2(c)所示。

對初始年代格架下的自然伽馬數據序列進行100 ka的短偏心率信號濾波處理[圖3(c)和圖3(d)]，以磁性倒轉年齡為錨點，參考濾波曲線，將磁化率序列對比到理論偏心率曲線上，依據是將伽馬曲線高值對比到偏心率高值上，低值對比到偏心率低值上，據此建立了ZK19孔的天文年代標尺，如圖3(d)和圖3(e)所示。對經過調諧后的數據再進行頻譜分析，揭示出120、95、54、41、20.4、19.4 ka的主周期，與天文理論周期更加一致，表明ZK19孔的沉積過程受到地球軌道參數引起的古氣候變化的控制。

圖2 ZK19鉆孔自然伽馬測井數據在深度域、初步年代格架和調諧后的頻譜分析結果Fig.2 Spectrum analysis results of natural gamma logging data of borehole ZK19 in depth， initial age frame and tuning

5 后沙峪凹陷第四紀沉積演化與新構造運動的響應

5.1 第四紀沉積演化

將ZK19建立的第四精細年代格架與巖相沉積環境相結合，得出后沙峪凹陷地層的沉積環境的演變時間。自下而上分別為7個巖性段[圖3(f)]，分別為：Ⅰ段沉積時代為2 595.5～2 260.6 ka，埋深433.6～374.0 m，反映了曲流河(河床滯留沉積、邊灘和河漫湖)以及淺湖沉積環境：Ⅱ段沉積時代為2 206.6～1 900.5 ka，埋深374.0～315.1 m，反映了曲流河(邊灘、天然堤和決口扇)的沉積環境；Ⅲ段沉積時代為1 900.5～1 465.3 ka，埋深315.1～244.1 m，反映了淺湖沉積相沉積環境；Ⅳ段沉積時代為1 465.3～1 060.6 ka，埋深244.1～177.5 m，反映了曲流河(河床滯留沉積、邊灘和河漫湖泊)的沉積環境；Ⅴ段沉積時代為1 060.6 ～780.2 ka，埋深177.5～129.4 m，反映了曲流河(河漫灘和河漫湖泊)的沉積環境；Ⅵ段沉積時代為780.2～290.3 ka，埋深129.4～49.6 m，反映了曲流河(河床滯留沉積，邊灘，天然堤和河漫灘)的沉積環境；Ⅶ段沉積時代為290.3 ka至今，埋深49.6 m至頂，反映了曲河流(邊灘和河漫灘)的沉積環境。

通過對ZK19鉆孔全孔巖相組合特征分析，可以看出曲流河沉積為該地區第四紀的主要沉積相，其中包括了河道滯留沉積、邊灘、天然堤、河漫灘以及河漫湖泊等河流相沉積微相，局部存在一定厚度的淺湖相沉積，與前人觀點基本一致。ZK19鉆孔為經典陸相沉積地層，早更新世2 580 la以來，河流相為主要沉積環境，在2 240 ka時期，河流相河漫沼澤為基礎，因基準面上升，進而形成具有一定水深的區域性淺湖，在巖相組合上漸變特征明顯，符合瓦爾特相律，該淺湖在2 152 ka時期結束，共沉積20 m厚湖相灰色黏土，2 240～2 152 ka為淺湖相在第四紀內的第一期沉積。其后該地區河流相再次成為主要沉積環境，期間在2 080 ka時期發生多次河道決口事件；淺湖相第二次成為主要沉積環境是在早更新世中期1 784～1 465 ka時期，在1 784 ka時水體再次加深，開始形成淺湖。

在1 720 ka時，淺湖開始萎縮，并在1 715 ka時形成了一定厚度的河流相沉積，但在1 620 ka時，水體深度迅速加深，湖泊沉積規模快速擴大，形成了該地區第四紀以來最大規模的湖相沉積，在1 465 ka時湖泊消亡，也意味著該地區湖相沉積的消亡；早更新世晚期1 465 ka以后，河流相沉積成為主要沉積環境，多期次疊至河道砂體和河漫灘沉積為主要沉積微相，雖然在1 000～1 068 ka，河漫沼澤再次形成，但未演化成有一定水深的河漫湖泊；在921 ka時期，發生了一期偶發性沉積事件——沖積扇；在260～661 ka該鉆孔位置為河道主體位置，共沉積近50 m厚多期次疊至砂體；260 ka后河漫灘沉積為主要沉積環境。

5.2 與新構造運動的響應

構造運動的過程同時也是沉積建造的歷史[34-37]，可以根據不同地區沉積物厚度及沉積環境，得出平原區新構造運動的特點。第四紀以來，受新構造運動的影響，在北東向及北西向斷裂作用形成大小地塊，抬升地塊形成高地，下陷地塊形成了山間盆地和平原，從而形成山地、盆地和平原的構造格局。平原區地貌受河流、氣候、構造等多重因素共同作用，形成河谷階地、地塹式斷裂等地貌。

據北京西山現存的各種新構造山體上升標志及年齡測定，整個第三紀時期，西山的上升量達1 700 m；第四紀期間，北京西山繼承了第三紀的新構造運動特征，北京西山強烈抬升，山前及東南地區相對下降，堆積了第四紀沉積物。早更新世期間，山體上升幅度為120 m，其中在1.8～2.5 Ma B.P.，山體上升幅度為50 m[38]。這一時期，后沙峪地區受北東向的黃莊-高麗營斷裂的強烈活動的影響，同時在河流改道、氣候變化等多重因素的共同作用上，于2 240～2 153 ka形成淺湖；在此之后，北西向順義斷裂強烈活動，后沙峪地區相對抬升，經2 080 ka左右的河道多次決口事件后，河流相再次成為本區的主要沉積環境。順義凹陷被分化為后沙峪凹陷和俸伯凹陷，至此，北京凹陷北緣盆地解體。這一觀點與文獻[3-4]的觀點一致。早更新世中期(1 784～1 475 ka)，受青藏運動的B幕的影響[39]，北京西山強烈上升，上升幅度約30 m，北東向黃莊-高麗營斷裂再次成為北京北部的主導構造因素，在后沙峪地區再次形成淺湖相沉積，早更新世晚期(1 465 ka)淺湖消亡。晚更新世以來，北東向斷裂表現為整體運動，兩盤差異不大[38]，后沙峪地區主要為曲流河的沉積環境。

6 結論

通過對后沙峪凹陷鉆孔ZK19開展旋回地層和沉積環境分析，將地時與巖相下結合，探討了后沙峪凹陷沉積環境對新構造運動的響應，得出以下結論。

(1)通過對ZK19鉆孔自然伽瑪測井數據頻譜分析發現，北京后沙峪凹陷沉積地層中保存完好的米蘭柯維奇旋回，天文軌道參數比與識別出的地層旋回厚度比率一致，受控于 100 ka 的短偏心率周期影響的旋回厚度為15～20 m，40 ka的斜率周期影響的旋回厚度為5～8 m，20 ka的歲差周期影響的旋回厚度為3.2～4 m。據此，建立了后沙峪凹陷第四紀0.1 Ma年精度的年代標尺，為后續研究后沙峪第四紀的構造演化、氣候變化提供了精細的年齡標定。

(2)通過對ZK19孔的沉積相分析，將地時與巖相沉積環境演化相結合，分析了后沙峪凹陷地層的沉積環境及演變時間。自下而上分別為7個巖性段，分別為：Ⅰ段沉積時代為2 595.5～2 260.6 ka，埋深433.6～374.0 m，反映了曲流河(河床滯留沉積、邊灘和河漫灘)以及淺湖沉積環境：Ⅱ段沉積時代為2 206.6～1 900.5 ka，埋深374.0～315.1 m，反映了曲流河(邊灘、天然堤和決口扇)的沉積環境；Ⅲ段沉積時代為1 900.5～1 465.3 ka，埋深315.0～244.1 m，反映了淺湖沉積相沉積環境；Ⅳ段沉積時代為1 465.3～1 060.6 ka，埋深244.1～177.5 m，反映了曲流河(河床滯留沉積、邊灘和河漫湖泊)的沉積環境；Ⅴ段沉積時代為1 060.6～780.2 ka，埋深177.5～129.4 m，反映了曲流河(河漫灘和河漫湖泊)的沉積環境；Ⅵ段沉積時代為780.2～290.3 ka，埋深129.4～49.6 m，反映了曲流河(河床滯留沉積，邊灘，天然堤和河漫灘)的沉積環境；Ⅶ段沉積時代為290.3 ka至今，埋深49.6 m至頂，反映了曲河流(邊灘和河漫灘)的沉積環境。

(3)鉆孔中識別出兩次淺湖沉積，沉積時間分別為2 240～2 152 ka和1 784～1 475 ka，分別對應了早更世紀早期的西山強烈上升時期和早更新世中期的青藏動動，北京地區構造以北東向斷裂活動為主導。

(4)根據后沙峪凹陷淺湖相的消亡時間，確定順義凹陷解體為后沙峪和奉伯凹陷的時間在2 080 ka左右。晚更新世以來，北東向斷裂表現為整體運動，兩盤差異不大，后沙峪地區主要為曲流河的沉積環境。