西安凹陷f12 地裂缝发育区第四系及裂缝沉降特征

史元博，朱兴国，卢全中，杨利荣，刘聪，龚方圆，岳乐平

（1.西北大学地质学系，陕西 西安 710069；2.西北大学大陆动力学国家重点实验室，陕西 西安 710069；3.西安市自然资源和规划局，陕西 西安 710018；4.长安大学地质工程与测绘学院，陕西 西安 710054；5.自然资源部地裂缝与地面沉降野外科学观测研究站，陕西 西安 710054）

西安地区地裂缝发育，前期研究认为地裂缝发育原因主要包括断层活动应力释放伴生裂缝、地震产生地裂缝、盆地伸展引发地裂缝、城市抽水产生地表下沉伴生地裂缝等（彭建兵等，1992，2007，2012；卢全中等，2005；朱立峰等，2005；张勤等，2007；董英等，2019；Lu et al.，2019，2020；冯旻譞等，2023）。这些地裂缝在西安地区多发生在黄土地层与河湖相沉积层中，对西安市城镇建筑、道路、桥梁、管网产生重要影响，是西安地区重要的地质灾害类型之一（卢全中等，2021）。

西安地区第四系分布广泛，黄土-古土壤序列之下发育第四纪河湖相沉积或新近纪红色黏土及河湖相沉积。通过地表露头及各种钻孔对揭示西安地区的第四系较为深入。西安凹陷沉积中心第四系达到700 m，黄土-古土壤序列大约为几米至百余米，古三门湖沉积可达到千米之上（彭建兵等，2012）。对西安凹陷清凉山地区400 m 内的第四纪沉积的观测多是通过地表露头、探槽或钻井碎屑揭示，对地层的连续性及变化特征缺乏全面认识。

长安大学承担的《西安市地面沉降和地裂缝监测分层标建设项目》在西安凹陷南缘清凉山地裂缝f12两侧钻取了两口超过400 m 深的全取芯井，使笔者能够第一次直观的认识该区域地表之下400 m 深度沉积特征。前期观测到的清凉山地裂缝f12 总体走向约为北东向 40°，倾向东南，倾角为80°，发育带宽约为20 m，长度约为2 000 m（彭建兵等，2012）。这次钻探的两口钻井位于西安地裂缝f12 两侧，DZ1 孔位于f12 地裂缝东侧169 m，DZ2 孔于f12 地裂缝西侧32 m，用以揭示裂缝两侧沉积地层序列差异、地裂缝的特征和裂缝两侧相对沉降距离。

笔者对DZ1 井（420 m）和DZ2 井（400.5 m）开展沉积学分析，进行古地磁测量、磁化率及粒度分析，研究地下400 m 深度沉积学特征及地层年代，进行地裂缝两侧地层对比及计算地裂缝沉降幅度。该项研究对进一步认识西安凹陷沉积特征，地裂缝特征具有重要科学意义，同时对讨论关中盆地形成演化及气候响应提供基础资料，对西安地区防控地裂缝地质灾害亦具有重要意义。

1 区域地质背景和采样

黄土高原的黄土沉积为黄土-古土壤序列，地层包括全新世黄土，马兰黄土、离石黄土及午城黄土。黄土-古土壤序列记录了黄土高原第四纪气候变化以及对青藏高原隆升的响应（刘东生，1985；吴锡浩等，1996；安芷生等，1998）。渭河盆地（包括盆地南缘黄土台塬）同样堆积了黄土-古土壤沉积，沉积厚度最大达到135 m，地层包括马兰黄土、离石黄土及午城黄土（岳乐平，1989）。渭河盆地位于古三门湖和黄土高原接触或交叠的区域，堆积了深厚的第四纪黄土和三门湖沉积（贾兰坡，1966；刘护军，2004；冯希杰等，2008；Liu et al.，2013；王斌等，2013；李智超等，2015；Rits et al.，2016，2017；鹿化煜等，2018；Wang et al.，2020；宋友桂等，2021）。

西安市位于渭河盆地中部，受秦岭隆升影响区域形成一系列凹陷和隆起，包括固市凹陷、咸阳-礼泉隆起、西安凹陷、临潼-蓝田隆起、灞河凹陷（乔建伟等，2020）。西安凹陷夹持在咸阳隆起与临潼隆起之间，南深北浅呈簸萁状，南侧基底埋深约为5.6 km，北侧深为3.7 km。沉积地层包括始新统、渐新统、中新统、上新统、更新统、全新统（彭建兵等，2012）。

渭河盆地黄土层之下通常有古三门湖沉积，三门湖沉积为一套交错层理发育的锈黄色细砂，夹粗砂及小砾石，以及灰绿色、灰白色细砂、砂质黏土。这套沉积物最早在三门峡一带发现，以后沿渭河盆地向西在潼关、渭南、西安甚至宝鸡一带都有发现。在中国地层典中（周慕林，2000），1923 年最早将这套地层称为三门系，随后将三门系分为含锈黄色砂层及砾石层的上三门系和以灰绿色黏土、砂质黏土为主的下三门系，其后进一步将三门湖沉积含锈黄色砂层及砾石层的地层定义为上三门组，地层中含丽蚌LamprotulaAntiguasp.化石，时代为早更新世，下部含绿色及灰绿色的黏土与砂质黏土地层定义为下三门组（周慕林，2000）。其后人们根据黄色地层与绿色地层称为“黄三门”与“绿三门”上下两部分，不同学者对绿三门、黄三门的含义作出了不同解释（孙建中，1986；王书兵等，2004）。薛祥煦（1981）在渭南游河附近绿三门组发现上新世游河象，因此将下三门组重新定义为游河组，时代为上新世。实际上所谓“黄三门”的锈黄色细砂沉积和“绿三门”的灰绿色沉积只不过是沉积物位于湖泊的不同位置而已，位于湖滨或浅湖沉积易接受粗颗粒沉积，并且受到氧化环境影响形成颗粒较粗的锈黄色细砂或砾石沉积，而位于湖泊中心水位较深的灰绿色、绿色砂质黏土或黏土沉积形成于还原环境。在研究不要求作精细地层划分的情况下统称三门湖沉积，时代可以根据古地磁年龄或化石时代确定。岳乐平（1996）讨论了黄土、红黏土及三门古湖沉积的关系，认为三门组可以和午城黄土、离石黄土同期异相，红黏土与三门古湖沉积的下部新近纪湖相地层同期异相。

DZ1、DZ2 钻孔位于西安凹陷西安市地裂缝f12两侧（图1），两孔钻遇的黄土地层为黄土-古土壤序列，包括中更新世黄土及早更新世黄土上部地层（图2a），钻遇的古三门湖沉积为三门组沉积（图2b）。黄土地层0.5 m 间距采集古地磁样品，仅在S7、L8、S8 区间作了加密取样。除去样品实验室加工破损与测试过程中的破损，根据样品磁性记录的优劣，最终DZ1 孔采用古地磁数据223 个，DZ2 孔采用古地磁数据189 个，满足第四纪磁性地层学分析。DZ1 孔测试磁化率样品1 302 份、粒度样品761 份，DZ2 孔测试磁化率样品1 412 份、粒度样品736 份。

图1 清凉山f12 地裂缝钻孔位置图（a）和西安地区地裂缝分布示意图（b）（据王璐，2010）Fig.1 (a) Drilling locations of f12 fissure and (b) Distribution of ground fissures in Xi’an area

图2 DZ1 孔岩心图Fig.2 Photos of the Core from DZ1

2 样品测试

2.1 古地磁测试

通过钻井取样，对第四纪黄土地层和古湖沉积开展磁性地层学研究已较为成熟。在湖相沉积古地磁样品采集加工、实验室样品退磁及剩磁测量方面都给出了成熟的方案（Fu et al.，2013，2015）。古地磁测试分析在中国科学院地球环境研究所古地磁实验室完成，使用仪器为2G U-channel 755R 超导磁力仪。由于关中地区黄土以及三门组古地磁测试工作已经非常成熟，剩磁载体比较清楚，因此笔者并未开展详细的岩石磁学研究工作，而是直接采用前期比较成熟的测试方法和程序，采用热退磁方法，NRM 测完后退磁温分别为100 ℃、200 ℃、300 ℃、400 ℃、500 ℃、600 ℃。热退磁后显示出特征剩磁，经过矢量分析获得样品原生剩磁方向。关中盆地黄土与三门湖沉积一般在这个温度区间退磁后都能够获得特征剩磁（岳乐平，1989）。

2.2 磁化率测试

样品在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，磁化率测量仪器为MS-ZB 型磁化率仪（英国Bartington 公司生产的），实验过程为：将自然风干的样品用研钵研磨至2 µm 以下，精确取10 g 样品放入测试盒子中，然后放入磁化率仪中进行低频（0.47 Hz）磁化率测试。

2.3 粒度测试

粒度测量在西北大学大陆动力学国家实验室完成，仪器为激光粒度仪，其测定范围为0.02～2 000 µm。此实验的操作步骤为：用电子天平称取大约为0.3 g，经过烘干箱烘干后，将所取样品放入的500 ml 烧杯中，放置在电热板上，随后加入10 ml 过氧化氢（浓度为10%）去除有机质并开始一直加热，期间添加少量蒸馏水以防蒸干，直至没有气泡冒出以后表明使其样品已经充分反应；有机质反应完全后再加入10 ml 盐酸（浓度为10%）去除碳酸盐类并在加热板继续加热，等待反应完全气泡不再冒出；将烧杯取下并注满蒸馏水后静置12 h，颗粒完全沉淀后倒掉上部清水；上机测试前，加入10 ml 1 mol/L 六偏磷酸钠分散颗粒，将样品放在超声波仪器内振荡10 mins，使样品颗粒保持分散，再用激光粒度仪对其进行测试。

3 测试结果

DZ1 孔岩心磁性地层学研究结果显示：该孔岩心记录了布容正极性带（B）、松山负极性带（M）以及高斯正极性带（G）。B/M 界线位于L8 中部，孔深59 m处，年龄为0.78 Ma。松山负极性带中记录了J 亚带（年龄为0.98～1.06 Ma），位于三门组上部，孔深约100～120 m 位置。O 亚带（1.75～1.98 Ma）位于三门组中部，孔深大约165～211 m 处。R 亚带（2.14～2.15 Ma）位于三门组下部，孔深约279～303 m 处。M/G 界线（2.60 Ma）位于404 m 处（图3）。

图3 DZ1 孔沉积-年代-指标综合柱状图Fig.3 Sedimentation,chronology and proxies of DZ1

DZ2 孔岩心磁性地层学研究结果显示：该孔岩心记录了布容正极性带（B）、松山负极性带（M）以及高斯正极性带（G）。B/M 界线位于孔深53 m 处，年龄为0.78 Ma。松山负极性带中记录了J 亚带（年龄0.98～1.06 Ma），位于三门组地层上部，深约87～98 m位置。O 亚带（1.75～1.98 Ma）位于三门组中部，深度大约129～184 m 处。R 亚带（2.14～2.15 Ma）位于三门组下部，深度约218～251 m 处。M/G 界线（2.60 Ma）位于345 m 处（图4）。

图4 DZ2 孔沉积-年代-指标综合柱状图Fig.4 Sedimentation,chronology and proxies of DZ2

DZ1 孔岩心磁化率分析结果显示古土壤磁化率数值较高，达到15～30（SI）。黄土磁化率大约为5～15（SI），三门组沉积的磁化率显示含粗砂砾地层的磁化率数值较高可以达到30（SI），细黏土层磁化率数值为5～10（SI）（图3）。

DZ2 孔岩心磁化率分析结果显示古土壤磁化率数值较高，达到20～30（SI）。黄土磁化率大约为10～15（SI），磁化率数值可以很好的划分黄土与古土壤地层。L9 砂质黄土显示了大段的低磁化率数值，和L9 的沉积特征相符。三门组沉积的磁化率显示含粗砂砾地层的磁化率数值较高（图4）。

DZ1 孔与DZ2 孔岩心粒度分析显示黄土样品中值粒径为30～60 µm，黄土之下的三门组湖相沉积的中值粒径达到200～400 µm，其间的粗砂层中值粒径可以达到600 µm，而黏土夹层中值粒径仅为5 µm。中值粒径对于地层划分起到了很好作用，DZ1 孔93 m之上的黄土-古土壤中值粒径为30～60 µm，93 m 之下的三门组湖相沉积达到200 µm。DZ2 孔75 m 之上的中值粒径为30～60 µm，75 m 之下的三门组湖相沉积粒径达到600 µm。中值粒径能够清晰的划分黄土沉积与三门组沉积界线（图3、图4）。

4 讨论

4.1 西安凹陷清凉山一带第四系特征

磁化率和粒度数值可以很好的划分黄土与古土壤地层界线以及黄土与三门组砂层界线。根据DZ1孔井场的岩心岩性观察及室内磁化率、粒度测试数据综合分析认为：该孔地层包括0～93 m 的黄土-古土壤序列沉积，钻遇地层包括L2、S2、L3、S3、L4、S4、L5、S5、L6、S6、L7、S7、L8、S8、L9、S9、L10、S10、L11 和S11。由于顶面为填土层，上部缺失马兰黄土及S1，全部黄土地层为离石黄土（图2a）。黄土地层时代包括中更新世与早更新世晚期，底部未见午城黄土（与三门组同期异相）。该孔钻遇黄土地层年龄大约为0.13～0.90 Ma（图3）。93 m 以下全部为古三门湖沉积（图2b），地层定位为三门组（时间为早更新世并穿时上新世末）。根据岩性特征可以分为上、中、下3 部分。上部岩性主要为黄色、锈黄色、土黄色细砂层、中粗砂层，局部含砾；中部主要为灰色、绿灰色粉砂层、中粗砂层，局部含砾。下部主要为灰色、绿灰色粉砂层、中粗砂层与暗红色泥岩互层。373.6 m处见裂缝发育，裂缝高角度倾斜，倾角约为77°，裂缝断面可见光滑擦痕（图2d）。

关于三门湖沉积的地层划分，《中国地层典》—第四系（周慕林，2000）将渭河流域下游的三门湖沉积下更新统地层归为三门组。由于岩石地层单位具有穿时性，所以三门组底部界限大致为2.60 Ma（更新世底部年龄）。DZ1 孔M/G 界限位于404 m，距井底位置420 m 处仅有16 m 深度。404～420 m 岩性与上部地层约100 m 处的地层基本相似，并且钻孔底部约420 m 处的贝壳化石与296 m 处的贝壳化石相同，因此将其下部16 m 上新统归化为三门组穿时上新世顶部更合适一些。基于上述原因将93 m 以下三门湖沉积统归三门组（图3）。

DZ1 孔钻遇的三门湖沉积与渭河盆地其他区域的三门湖沉积特征基本一致，均为上部以锈黄色细砂为主，下部为灰绿色为主，但该孔的锈黄色细砂沉积厚度较薄，仅为60 余m，而灰绿色黏土质沉积厚度较大达到数百米且未见底。296 m 与420 m 处发现贝壳化石丽蚌Lamprotula Antiguasp.（图2c），该化石在三门峡东坡沟、平陆县席坪、大荔县甜水沟、渭南赤水河及游河流域三门组中均有发现。

DZ2 孔黄土地层主要依据井场岩心岩性观测描述进行划分，并依据磁化率和中值粒径进行校正。该孔最下部黄土55～72 m 颗粒较粗，为L9 砂质黄土，年龄大约为0.85 Ma。DZ2 孔标志层L9 识别清楚，为划分黄土-古土壤地层单元的重要依据。75 m 以下为三门湖沉积，地层定位为三门组（时间为早更新世及穿越上新世末）。DZ2 孔三门组岩性与DZ1 孔三门组岩性近似，也可以分为上、中、下3 部分。三门组上部岩性主要为黄色、锈黄色、土黄色细砂层、中粗砂层，局部含砾；中部主要为灰色、绿灰色粉砂层、中粗砂层，局部含砾；下部主要为灰色、绿灰色粉砂层、中粗砂层与暗红色泥岩互层（图4）。DZ2 钻孔揭示的西安凹陷清凉山一带黄土地层包括S1、L2、S2、L3、S3、L4、S4、L5、S5、L6、S6、L7、S7、L8、S8、L9 和S9。黄土-古土壤厚度约为72 m，包括中更新世离石黄土上部及早更新世离石黄土下部，未见午城黄土。上部地层缺失黑垆土S0 和马兰黄土L1。DZ1 孔岩心和DZ2 孔岩心的黄土地层层序基本一致。相比之下，DZ2 孔的三门组位置更高一些，这可能是DZ2 孔位置偏向湖泊深水一侧，DZ1 孔位置偏向湖岸，DZ1 孔位置较早脱离湖泊接受黄土沉积；DZ2 孔岩心三门组特征与DZ1孔岩心基本相似。

4.2 西安凹陷f12 地裂缝两侧相对位移

西安凹陷清凉山地裂缝f12 总体走向约为NE 40°，倾向SE，倾角为80°。发育带宽约为20 m，长度约为2 000 m。据彭建兵（2012）研究，地裂缝f12 于2001 年6 月初露地表，雨后在农田出现10 cm 宽裂缝，裂缝的SE 盘相对NW 盘下降，两者高差约为10 cm，其后不断发展；2010 年前后观测两盘高差超过30 cm（彭建兵，2012）。地下几十米甚至几百米深度两盘相对运动距离始终没有测得。

为了解f12 地裂缝地下400 m 范围内地裂缝发育状况及上下两盘相对运动幅度，并为未来监测安装孔内设备，长安大学在西安市自然资源和规划局委托的《西安市地面沉降和地裂缝监测分层标建设项目》支持下，在f12 地裂缝两侧打了两口钻孔，用以揭示裂缝两侧地层序列差异，确定裂缝两侧地层相对落差。两口钻井位于西安地裂缝f12 两侧，DZ1 孔位于f12 地裂缝东侧169 m，DZ2 孔于f12 地裂缝西侧32 m。

两口井上部出露B/M 界限，底部都打到M/G 界限位置，且J、O、R 亚极性事件清晰，为其地层对比提供重要依据。标志层粉砂质黄土L9 高程差为5 m，古地磁B/M 界线高程差为4 m，J 亚带高程差为8～17 m，O 亚带高程差为31～22 m，R 亚带高程差为56～47 m，M/G 界线高程差为54 m。总体看来，DZ1 孔地层界线和古地磁界线都较DZ2 孔高程低，并且越靠下层差距越大（表1，图5、图6）。两口井相距很近，仅为200 余米，钻孔孔口高程现代地表高程相差约为5 m，井下地层高程的差异能够大致反映出地裂缝两侧垂向相对运动幅度。DZ1 井373.6 m 深处揭露断层面，断面陡倾，倾角为77°，倾向SE。前人研究认为f12 地裂缝为正断型，SE 盘（上盘）相对NW 盘（下盘）下降，断面倾角为80°（彭建兵，2012）。笔者根据岩性和古地磁界线对比均发现，地裂缝f12 的SE 盘相对NW 盘下降，产状与前人研究成果较一致。

表1 地裂缝两侧古地磁界线高程对比表Tab.1 Correlations of boundary elevation at two sides of f12

图5 DZ1 孔与DZ2 孔磁性地层对比Fig.5 Correlations of magnetic stratigraphy of DZ1 and DZ2

图6 井DZ1-DZ2 钻遇发f12 断裂面示意图Fig.6 Fracture plane of f12 at DZ1-DZ2

DZ1 井断面出露位置A 点（图6）的下伏地层发育古地磁M/G 界限，即M/G 界限发育在正断层的下盘。假设通过点A 的断面是f12 地裂缝的主断裂面，那么下盘的M/G 界限位置应该接近等高，但事实是DZ2井M/G 界限比DZ1 井的高出近60 m，说明A 断面下盘方向还发育一级断面。根据南西距DZ2 井32 m 处B 点（图6）地面出露地裂缝推测，其向地下延伸很可能为主断裂面。按断裂面倾角80°推算，该主断裂面与DZ1 井位交点的深度远大于420 m，结合断裂面发育规模，过A 可能为次断裂面，过B 应为主断裂面。通过DZ1 和DZ2 井观测到的f12 地裂缝上盘相对下降约为4～54 m，深度越大错距越大。

5 结论

（1）西安凹陷南缘发育的清凉山f12 地裂缝断裂带总体走向北东，呈正断层。断层上、下两盘地层包括黄土-古土壤序列和三门组湖湘沉积，三门组底部穿时第四纪与上新世界限。上盘位于f12 地裂缝南东侧，于DZ1 井373.6 m 处出露裂缝面次级断面，倾向SE，倾角为77°。

（2）主断裂面出露于地表两井间。两口井岩心上部都记录了古地磁B/M 界限，底部都打到M/G 界限位置，且J、O、R 亚极性事件清晰，为其地层对比提供重要依据。两口井标志层粉砂质黄土L9 位置高差为5 m，古地磁B/M 界线位置高差为4 m，J 亚带位置高差为8～17 m，O 亚带位置高差为31～22 m，R 亚带位置高差为56～47 m，M/G 界线位置高差为54 m。上盘标志地层界线和古地磁界线高程普遍较下盘低，并且越靠下层，差距越大。

（3）根据各层高程差及古地磁界线高程差判断，地裂缝f12 断裂带上盘在第四系范围内相对下降幅度约为4～54 m。

致谢：“西安市地面沉降和地裂缝监测分层标建设项目”提供了DZ1 孔和DZ2 孔岩心样品。古地磁测试得到了中科院西安地球环境研究所古地磁室强小科研究员、何占怀技师支持。西安地质矿产勘查开发院有限公司毛浓博高级工程师及长安大学研究生柯昌艳、王跃飞、毛欣宇、陈晓、张薇学、王鹏荣、李泽权、李聪、孙月敏、孟恒羽、亢佳乐、史少斌协助采集了样品，西北大学薛泽远同学协助测试粒度、磁化率。在此一并感谢。