后沙峪凹陷第四纪高精度地层格架及地质意义

白凌燕， 张磊 , 张悦泽， 张晓亮， 王凯， 何付兵

(1.北京市地质调查研究院， 北京 100195； 2. 维高维工程技术(北京)有限公司， 北京 102299)

第四纪北京凹陷内部由于受北西西或近东西向断裂分割，自北向南被分解为顺义凹陷、来广营凸起、丰台凹陷、良乡凸起和琢县凹陷[1-2]。此后，受顺义断裂和黄庄高丽营断裂活动的影响，在第四纪沉积作用下，顺义凹陷分化解体，形成两个新的第四纪凹陷即：后沙峪凹陷和俸伯凹陷[3-4]。

受传统的第四纪测年方法(生物化石、光释光、碳14)的限制[5-7]，无法实现对整个第四纪的年龄测定，在活动断裂第四纪活动分析及构造演化的精细方面研究较少。磁性地层学出现以后在解决第四纪地层划分及远距离对比方面卓有成效[8-12]，但对于持续时间比较长、新活构运动期次较多的早更新世，这种方法时代的划分就略显粗略。旋回地层学的出现，突破了传统地质学定年方法的瓶颈，一旦从地层中识别出米兰科维奇旋回，就有可能建立分辨率达0.02 Ma的天文年代标尺，实现地层的精确对比和划分。

因此，现利用北京平原区后沙峪凹陷钻孔ZK19磁性地层建立的第四纪地层年代框架作为“年龄”锚点，通过对钻孔沉积自然伽马测井数据进行旋回地层分析，将沉积与地时结合，建立精度为0.1 Ma的连续天文年代标尺，并对钻孔岩芯所划分的岩性岩相进行年代标定，对后沙峪凹陷第四纪以来沉积演化与新构造运动的响应进行精细分析与探讨。

1 地质背景与钻孔位置

后沙峪凹陷位于北京平原区北京凹陷的北缘古城-后沙峪一带。晚第三纪，北京凹陷内部受北西向枢纽断裂南口-孙河断裂活动的影响，出现南北分化的局面，“两隆一凹”的构造图式消失。南口-孙河断裂东南段北东盘下降，南西盘上升，形成顺义凹陷和良乡、丰台隆起。第四纪时期，受北东向顺义断裂活动的影响，顺义凹陷又被分化为后沙峪凹陷和俸伯凹陷。后沙峪凹陷基底为侏罗系及古生界，西深东浅，靠近黄庄-高丽营断裂一侧，沉积厚度较大；凹陷内堆积的第四纪沉积物厚度为500～700 m[2-3](图1)。

F1为黄庄-高丽营断裂；F2为顺义断裂；F3为南苑-通县断裂；F4为南口-孙河断裂图1 北京地区第四纪凹陷分区及钻孔位置图Fig.1 The depression division of Quaternary in Beijing area and the location of bolehole

钻孔ZK19位于北京昌平北七家镇燕丹村，地理坐标116°26′51″N、40°05′32″E，孔口海拔35.385 m，孔深500.93 m，区域构造位置上处于后沙峪凹陷内。

2 方法原理与替代性指标

旋回地层学(cyclostratigraphy)是研究受天文轨道周期力(偏心率、斜率和岁差)控制形成的地层序列的地层学分支学科[13-16]。其研究的主要内容是从地层中识别出米兰科维奇旋回，并将其应用于地质年代学，提高年代地层研究的精度和分辨率，实现地层的高精度划分和对比，被称为地层学解读时间的第三里程碑[17]。

由于轨道动力变化引起全球气候变化的等时性及侧向连续性，旋回地层学的出现，通过对地层年代的精确划分，较准了地质年代表，从而实现了不同地区盆内、盆际地层的对比[18-22]。吴怀春等[18-19]系统总结了古生代、新生代旋回地层学的研究成果，这些研究成果对较正国际地质年代表，深入理解地球演化历史提供了可靠的年代学约束；徐道一等[20]通过对东营凹陷明化镇组测井数据的频谱分析，得出明化镇组各段的堆积速率、延续时间，并指出在11～2.6 Ma B.P.期间，地球上可能存在过大约2 Ma间隔的突变，并与区域或全球性的地层变化界线大体一致。任传真等[21]通过磁化率，伽马能谱数据的旋回分析，对洪水庄组进行了天文年代较准。贾东力等[22]通过对自然伽马测井数据的旋回分析，识别出研究区志留系地层中的米氏旋回，为盆地内或类似盆地内海相碎屑岩高频旋回划分提供了一种有效方法。

目前，旋回地层学不仅在中、新生代地层划分、对比和古环境研究取得重要成果，在第四纪地层研究中也得到广泛应用[23-26]。姚益民等[23]通过东营凹陷东辛2-4井上世至全新世磁化强度数值曲线的频谱分析，根据400 ka的天文旋回周期，推测出上新统上亚段和平一段不整合的延续时间，以及不整合面的形成时间，并提出这次事件对储层孔隙的扩张和压实具有重要影响。郭少斌等[24]通过对柴达木盆地第四系自然伽马测井曲线的旋回地层分析，求得地层中所保存的具有稳定规律的主要控制周期，指出旋回地层分析对以气候为主控因素的沉积环境中进行层序划分肯有行之有效的指导作用。唐闻强等[25]通过对自然伽马测井曲线的频谱分析，着重对研究区沉积速率和古气候进行了探讨。刘智荣等[26]通过对河北三河地区上更新统-全新统剖面磁化率的频谱分析，得出研究区冲积沉积中存在23 ka的岁差尺度旋回，为河流冲积沉积天文驱动气候变化研究提供了参考依据，为第四纪冲积沉积和地质事件研究提供新的年龄约束手段。

旋回地层的研究方法与北京平原区活动断裂两盘钻孔相结合，进行第四纪以来活动断裂活动规律的研究，已取得了多项研究成果。张磊等[27]利用旋回地层学，根据断裂两盘钻孔的对比，对顺义断裂第四纪以来活动性进行了精细分析；白凌燕等[28]通过对南口-孙河断裂两盘钻孔测井和磁化率数据的频谱分析，建立了精度为0.1 Ma的连续天文年代标尺，并识别出南口-孙河断裂在第四纪时期的6个相对较强的活动幕。

所有可以反映古气候变化的指标，如磁化率、碳氧同位素、测井曲线，色粒度等都可以用来进行旋回地层学的研究。在众多的古气候替代指标中，自然伽马测井数据具有数据连续性强，易获取、成本低，且可以敏感地反映沉积物中泥质和有机质成分含量的变化，可以敏感地反映岩性旋回与沉积韵律的变化等优点，成为进行旋回地层分析的理想指标[29-33]。

3 钻孔岩性与沉积相分析

根据钻孔岩芯的沉积物粒度变化及组合特征，自下而上将ZK19岩芯划分为7个地层沉积旋回，对后沙峪凹陷第四纪以来的沉积相进行了初步的分析。

第一岩性段，埋深433.6～374.0 m，本段共发育四套沉积旋回，主要岩性为灰色粉砂质黏土，局部为灰绿色，黏土含量较高且致密，压实作用较好；本段中发育第一套正粒序沉积旋回，下部最粗可达粗砂粒径，局部含砾，其中第二套砂体含砾粗砂层，向上逐渐过渡为砂级沉积物，分选性一般，发育槽状交错层理并逐渐过渡为平行层理，属于曲流河发育的边滩沉积。岩芯421.2 m处为黑褐色粉砂质黏土层见碳化植物茎，已成薄层植物腐败堆积，418.9 m处发育薄层灰绿色粉砂质黏土见大量腹足类残片，整体为底部中砂向上逐渐渐变为粉砂质黏土的正粒序沉积。在气候潮湿的情况下，河漫湖泊低而潮湿，植物生长繁盛，进一步发展成为河漫沼泽，随着水体加深可形成浅湖，如375～355 m灰绿色沉积。综上，该段岩性组合特征具有明显的河流相特点，二元结构沉积完整，上部天然堤微相及河漫沼泽微相明显发育，总体反映了曲流河(河床滞留沉积、边滩和河漫湖)以及浅湖沉积环境。

第二岩性段，埋深374.0～315.1 m，本段共发育三套沉积旋回，主要岩性为灰色中粗砂、细砂和灰绿色-灰色粉砂质黏土。较第一岩性段单套砂体厚度明显增加，旋回自下而上由中砂向细砂过渡，上部为粉砂质黏土。本段第一期沉积旋回中底部砂质沉积粒度较粗，含一定量粗砂，另两个沉积旋回砂质粒径较小，为分选性较好细砂。岩芯359～349 m灰绿色粉砂质黏土-黏土质粉砂中可见明显波状交错，结合下部正粒序砂体沉积共同判断为河流相沉积，底部河道边滩沉积逐渐向上过渡为粉细砂-粉砂质黏土级的天然堤沉积，顶部黏质粉砂层发育斜层理，倾角约10°，同时349～348.6 m出现40 cm反粒序粉砂-细砂质沉积，表明水位升高后冲决天然堤，形成了决口扇。该段岩性特征总体反映了曲流河(边滩、天然堤和决口扇)的沉积环境。

第三岩性段，埋深315.1～244.1 m，本段共发育两套沉积旋回，主要岩性为灰色-灰褐色黏土和灰色中粗砂-粉砂。第一套沉积旋回下部为粗砂-细砂-黏土的正粒序，中部再次发育砂质正粒序沉积，上部转变为灰色黏粒组分极高的黏土沉积，黏土顶部渐变为褐色，表明该沉积旋回由下部的河道沉积随着基准面上升，开始转变为灰色粉砂质黏土-黏土的还原环境河漫沼泽沉积，随后基准面稳定一段时间后又开始下降，转变为氧化环境的河漫滩沉积；第二套沉积旋回下部为粗砂-粉砂的河道沉积，底部与上期沉积旋回间具有明显冲刷面，表明河道再次短暂发育后，继续形成河漫沼泽，随后水体继续加深形成河漫湖泊，259～257 m处发育席状砂。该段岩性特征下部反映了曲流河(边滩河漫沼泽)的沉积环境，当基准面上升幅度较大时，该区域形成了浅湖沉积相且为该岩性段的主要沉积环境。

第四岩性段，埋深244.1～177.5 m，本段共发育三套沉积旋回，主要岩性为灰色-褐黄色中砂-细砂和褐色-褐灰色黏土为主。第一套沉积旋回下部为多期次叠至的正粒序砂体沉积，下部为8 m厚度砂层，河道交切特征明显，向上过渡至褐色黏土-粉砂质黏土互层；第二套沉积旋回继承了上期旋回的沉积特征，捅为大套多期次叠至的正粒序砂体沉积，但厚度明显增大；第三套沉积旋回与上两套特征一致，在该旋回内，砂体沉积厚度达到最大，约20 m，可见三期河道侧向加积，砂体上部为褐黄色河道砂体，渐变为粉砂-黏土质粉砂堤岸沉积，顶部为褐灰色黏土。该段岩性特征总体反映了曲流河(河床滞留沉积、边滩和河漫湖泊)的沉积环境，本段中部河流沉积厚度达到最大。

第五岩性段，埋深177.5～129.4 m，本段共发育两套沉积旋回，主要岩性为褐灰色-灰色黏土和褐黄色细砂层局部含砾。底部黏土为下伏黏土顶部渐变为灰色，而后又渐变为褐灰色，表明基准面在此时期上下波动；本段黏土多为灰色，局部夹砂质沉积薄层，如167.4～163.5 m和139～135.4 m，岩性为正粒序粉砂-细砂，其中140～135 m段细砂可见平行层理，为边滩沉积；但153.2～151.5 m砾石沉积与上述两砂质薄层完全不同，本层具有较高泥质含量，分选性差，磨圆度为次棱角-次圆状，砾石直径大小不一，为冲积扇沉积。该段岩性特征总体反映了曲流河(河漫滩和河漫湖泊)的沉积环境，其中153.2～151.5 m处的薄砂层沉积为偶发的河漫滩上冲积扇沉积事件。

第六岩性段，埋深129.4～49.6 m，本段共发育四套沉积旋回，主要岩性为灰色-褐黄色中细砂岩和灰褐色-褐色黏土至黏土质粉砂。四套沉积旋回特征一致，均为由中粗砂至黏土的正粒序沉积，部分细粒沉积物表现为黏土与粉砂质黏土互层样式，为河漫滩沉积特征。本岩性段砂体厚度明显增大，均具有2～3期次河道交切特征，在细砂中可见明显的平行层理，88.9～84.6 m黏土质粉砂中可见小型波状交错层理。该段岩性特征总体反映了曲流河(河床滞留沉积，边滩，天然堤和河漫滩)的沉积环境。

第七岩性段，埋深49.6 m至顶，本段共发育两套沉积旋回，主要岩性为灰褐色-黄褐色的黏土与粉砂，二者在本段中以互层特征沉积。黏土中发育不规则水平纹层，局部见植物根系，属于曲流河发育的边滩沉积和侧向加积形成的河漫滩沉积；该段岩性特征总体反映了曲河流(边滩和河漫滩)的沉积环境。

4 精细地层年代格架的建立

旋回地层学的研究精度依赖于准确的年代地层学研究。张磊等[3]根据磁性地层学、结合光释光、C14的测年数据，建立了钻孔第四纪地层年代框架。后沙峪凹陷钻孔ZK19磁性地层研究结果表明，ZK19孔的磁极倒转序列，将0～128 m的正极性带解释为布容正极性带，128～434 m的负极性带解释为松山负极性带，将162～178 m和282～325 m的正极性带分别解释为Jaramillo和Olduvai正极性亚带，434 m以下的正极性带解释为高斯正极性带，确定了ZK19早更新世、中更新世、晚更新世和全新世地层底板埋深分别为434、128、29.9、1.35 m，如图3(a)所示。

通过对自然伽马测井数据进行等间距插值、去趋势化等数据预处理，利用Multi Taper Method频谱分析软件包进行频谱分析，采用Analyseries 2.0.4软件进行滤波处理，在地层中包含的各种旋回中找到了与米兰柯维奇旋回周期比率相近的5∶2∶1比率关系。将后沙峪凹陷钻孔ZK19磁性地层建立的第四纪地层年代框架作为“年龄”锚点，把轨道信号调谐至天文参数模型，完成了深度域和时间域之间的数据转换，从而获得了后沙峪凹陷的连续的高分辨率地质年代格架。

ZK19孔自然伽马数据的频谱分析结果揭示出明显的旋回性，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，与短偏心率100 ka：斜率40 ka：岁差20 ka的比值接近，这些旋回可能分别代表了短偏心率、斜率和岁差沉积旋回[图2(a)]。根据磁性地层学结果建立的初始年代格架，将自然伽马数据在深度域上的变化转换为时间域上的变化后[图2(b)]，频谱分析结果显示出明显的短偏心率、斜率和岁差周期，如图2(c)所示。

对初始年代格架下的自然伽马数据序列进行100 ka的短偏心率信号滤波处理[图3(c)和图3(d)]，以磁性倒转年龄为锚点，参考滤波曲线，将磁化率序列对比到理论偏心率曲线上，依据是将伽马曲线高值对比到偏心率高值上，低值对比到偏心率低值上，据此建立了ZK19孔的天文年代标尺，如图3(d)和图3(e)所示。对经过调谐后的数据再进行频谱分析，揭示出120、95、54、41、20.4、19.4 ka的主周期，与天文理论周期更加一致，表明ZK19孔的沉积过程受到地球轨道参数引起的古气候变化的控制。

图2 ZK19钻孔自然伽马测井数据在深度域、初步年代格架和调谐后的频谱分析结果Fig.2 Spectrum analysis results of natural gamma logging data of borehole ZK19 in depth， initial age frame and tuning

5 后沙峪凹陷第四纪沉积演化与新构造运动的响应

5.1 第四纪沉积演化

将ZK19建立的第四精细年代格架与岩相沉积环境相结合，得出后沙峪凹陷地层的沉积环境的演变时间。自下而上分别为7个岩性段[图3(f)]，分别为：Ⅰ段沉积时代为2 595.5～2 260.6 ka，埋深433.6～374.0 m，反映了曲流河(河床滞留沉积、边滩和河漫湖)以及浅湖沉积环境：Ⅱ段沉积时代为2 206.6～1 900.5 ka，埋深374.0～315.1 m，反映了曲流河(边滩、天然堤和决口扇)的沉积环境；Ⅲ段沉积时代为1 900.5～1 465.3 ka，埋深315.1～244.1 m，反映了浅湖沉积相沉积环境；Ⅳ段沉积时代为1 465.3～1 060.6 ka，埋深244.1～177.5 m，反映了曲流河(河床滞留沉积、边滩和河漫湖泊)的沉积环境；Ⅴ段沉积时代为1 060.6 ～780.2 ka，埋深177.5～129.4 m，反映了曲流河(河漫滩和河漫湖泊)的沉积环境；Ⅵ段沉积时代为780.2～290.3 ka，埋深129.4～49.6 m，反映了曲流河(河床滞留沉积，边滩，天然堤和河漫滩)的沉积环境；Ⅶ段沉积时代为290.3 ka至今，埋深49.6 m至顶，反映了曲河流(边滩和河漫滩)的沉积环境。

通过对ZK19钻孔全孔岩相组合特征分析，可以看出曲流河沉积为该地区第四纪的主要沉积相，其中包括了河道滞留沉积、边滩、天然堤、河漫滩以及河漫湖泊等河流相沉积微相，局部存在一定厚度的浅湖相沉积，与前人观点基本一致。ZK19钻孔为经典陆相沉积地层，早更新世2 580 la以来，河流相为主要沉积环境，在2 240 ka时期，河流相河漫沼泽为基础，因基准面上升，进而形成具有一定水深的区域性浅湖，在岩相组合上渐变特征明显，符合瓦尔特相律，该浅湖在2 152 ka时期结束，共沉积20 m厚湖相灰色黏土，2 240～2 152 ka为浅湖相在第四纪内的第一期沉积。其后该地区河流相再次成为主要沉积环境，期间在2 080 ka时期发生多次河道决口事件；浅湖相第二次成为主要沉积环境是在早更新世中期1 784～1 465 ka时期，在1 784 ka时水体再次加深，开始形成浅湖。

在1 720 ka时，浅湖开始萎缩，并在1 715 ka时形成了一定厚度的河流相沉积，但在1 620 ka时，水体深度迅速加深，湖泊沉积规模快速扩大，形成了该地区第四纪以来最大规模的湖相沉积，在1 465 ka时湖泊消亡，也意味着该地区湖相沉积的消亡；早更新世晚期1 465 ka以后，河流相沉积成为主要沉积环境，多期次叠至河道砂体和河漫滩沉积为主要沉积微相，虽然在1 000～1 068 ka，河漫沼泽再次形成，但未演化成有一定水深的河漫湖泊；在921 ka时期，发生了一期偶发性沉积事件——冲积扇；在260～661 ka该钻孔位置为河道主体位置，共沉积近50 m厚多期次叠至砂体；260 ka后河漫滩沉积为主要沉积环境。

5.2 与新构造运动的响应

构造运动的过程同时也是沉积建造的历史[34-37]，可以根据不同地区沉积物厚度及沉积环境，得出平原区新构造运动的特点。第四纪以来，受新构造运动的影响，在北东向及北西向断裂作用形成大小地块，抬升地块形成高地，下陷地块形成了山间盆地和平原，从而形成山地、盆地和平原的构造格局。平原区地貌受河流、气候、构造等多重因素共同作用，形成河谷阶地、地堑式断裂等地貌。

据北京西山现存的各种新构造山体上升标志及年龄测定，整个第三纪时期，西山的上升量达1 700 m；第四纪期间，北京西山继承了第三纪的新构造运动特征，北京西山强烈抬升，山前及东南地区相对下降，堆积了第四纪沉积物。早更新世期间，山体上升幅度为120 m，其中在1.8～2.5 Ma B.P.，山体上升幅度为50 m[38]。这一时期，后沙峪地区受北东向的黄庄-高丽营断裂的强烈活动的影响，同时在河流改道、气候变化等多重因素的共同作用上，于2 240～2 153 ka形成浅湖；在此之后，北西向顺义断裂强烈活动，后沙峪地区相对抬升，经2 080 ka左右的河道多次决口事件后，河流相再次成为本区的主要沉积环境。顺义凹陷被分化为后沙峪凹陷和俸伯凹陷，至此，北京凹陷北缘盆地解体。这一观点与文献[3-4]的观点一致。早更新世中期(1 784～1 475 ka)，受青藏运动的B幕的影响[39]，北京西山强烈上升，上升幅度约30 m，北东向黄庄-高丽营断裂再次成为北京北部的主导构造因素，在后沙峪地区再次形成浅湖相沉积，早更新世晚期(1 465 ka)浅湖消亡。晚更新世以来，北东向断裂表现为整体运动，两盘差异不大[38]，后沙峪地区主要为曲流河的沉积环境。

6 结论

通过对后沙峪凹陷钻孔ZK19开展旋回地层和沉积环境分析，将地时与岩相下结合，探讨了后沙峪凹陷沉积环境对新构造运动的响应，得出以下结论。

(1)通过对ZK19钻孔自然伽玛测井数据频谱分析发现，北京后沙峪凹陷沉积地层中保存完好的米兰柯维奇旋回，天文轨道参数比与识别出的地层旋回厚度比率一致，受控于 100 ka 的短偏心率周期影响的旋回厚度为15～20 m，40 ka的斜率周期影响的旋回厚度为5～8 m，20 ka的岁差周期影响的旋回厚度为3.2～4 m。据此，建立了后沙峪凹陷第四纪0.1 Ma年精度的年代标尺，为后续研究后沙峪第四纪的构造演化、气候变化提供了精细的年龄标定。

(2)通过对ZK19孔的沉积相分析，将地时与岩相沉积环境演化相结合，分析了后沙峪凹陷地层的沉积环境及演变时间。自下而上分别为7个岩性段，分别为：Ⅰ段沉积时代为2 595.5～2 260.6 ka，埋深433.6～374.0 m，反映了曲流河(河床滞留沉积、边滩和河漫滩)以及浅湖沉积环境：Ⅱ段沉积时代为2 206.6～1 900.5 ka，埋深374.0～315.1 m，反映了曲流河(边滩、天然堤和决口扇)的沉积环境；Ⅲ段沉积时代为1 900.5～1 465.3 ka，埋深315.0～244.1 m，反映了浅湖沉积相沉积环境；Ⅳ段沉积时代为1 465.3～1 060.6 ka，埋深244.1～177.5 m，反映了曲流河(河床滞留沉积、边滩和河漫湖泊)的沉积环境；Ⅴ段沉积时代为1 060.6～780.2 ka，埋深177.5～129.4 m，反映了曲流河(河漫滩和河漫湖泊)的沉积环境；Ⅵ段沉积时代为780.2～290.3 ka，埋深129.4～49.6 m，反映了曲流河(河床滞留沉积，边滩，天然堤和河漫滩)的沉积环境；Ⅶ段沉积时代为290.3 ka至今，埋深49.6 m至顶，反映了曲河流(边滩和河漫滩)的沉积环境。

(3)钻孔中识别出两次浅湖沉积，沉积时间分别为2 240～2 152 ka和1 784～1 475 ka，分别对应了早更世纪早期的西山强烈上升时期和早更新世中期的青藏动动，北京地区构造以北东向断裂活动为主导。

(4)根据后沙峪凹陷浅湖相的消亡时间，确定顺义凹陷解体为后沙峪和奉伯凹陷的时间在2 080 ka左右。晚更新世以来，北东向断裂表现为整体运动，两盘差异不大，后沙峪地区主要为曲流河的沉积环境。