呂鳳琳 劉成林＊＊ 焦鵬程 顏輝 張華 趙艷軍 王立成

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

1. 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037

2. 中國地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

3. 國投新疆羅布泊鉀鹽有限責(zé)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

全球目前已發(fā)現(xiàn)的鉀鹽盆地約有40 個(Goncharenko，2006;Warren，2010)，且多屬于古代海相沉積類型，其成鉀作用一般分為古生代巨型穩(wěn)定克拉通陸表海盆成鉀、中生代特提斯海域海盆成鉀以及新生代的大陸裂谷盆地成鉀三種類型(劉成林，2013)。與古代海相鉀鹽沉積不同的是，第四紀(jì)鉀鹽礦床多形成于大陸鹽湖，前者沉積建造多屬于碳酸鹽巖型化學(xué)沉積，后者屬于典型的碎屑-化學(xué)巖型沉積(劉群和陳郁華，1987)。由于形成時間較晚、受后期構(gòu)造運動破壞較小，因此第四紀(jì)鹽湖在演化過程中通常保存有連續(xù)、完整的含鹽序列，這為地質(zhì)學(xué)家精確理解鹽湖成鹽成鉀各階段環(huán)境變遷及其控制因素提供了良好的契機。М. Г. 瓦里亞什科(1965)提出“干鹽湖”說，指出鹽盆地在發(fā)展過程中經(jīng)歷“預(yù)備盆地階段”、“自析鹵水盆地階段”、“自析干盆地階段”，其中干盆(干鹽湖)是干燥氣候下發(fā)展的第三階段，是形成鉀鹽沉積的重要階段。Bryant et al.(1994)通過對突尼斯南部地區(qū)第四紀(jì)鹽湖不同演化階段礦物的組合類型的研究，對鹽湖成鹽成鉀過程進行了系統(tǒng)劃分，如初始洪泛階段、湖水蒸發(fā)濃縮階段、鹵水遷移階段以及鹽湖干化階段。Magee and Miller(1998)以及Alley(1998)基于沉積學(xué)、地層學(xué)的研究，揭示澳大利亞南部艾爾湖在60 ～50ka BP 期間發(fā)生過強烈的風(fēng)蝕作用，并在其周圍沉積石膏和粘土。Bobst et al.(2001)通過對智利阿塔卡瑪鹽湖碎屑物巖性特征、沉積構(gòu)造等方面的研究，揭示了該地區(qū)氣候在106ka BP 期間存在明顯的干濕循環(huán)，且這一氣候記錄與鄰區(qū)存在較好的對應(yīng)關(guān)系，這些都顯示了鹽湖發(fā)育的復(fù)雜性。

羅布泊作為全球最大的干鹽湖之一，第四紀(jì)末期形成了大規(guī)模的鹵水鉀礦(王弭力等，2001)。關(guān)于羅布泊地區(qū)構(gòu)造演化(郭召杰和張志誠，1995)、區(qū)域地層時代和巖性特征(林景星等，2006)、鹽湖沉積環(huán)境演化(袁見齊等，1983;劉成林和王弭力，1999;Wang et al.，2000;Luo et al.，2009;閆順等，1998;Zhang et al.，2012)、鉀鹽成礦機理(Liu et al.，2006;王弭力等，2006;劉成林等，2002，2003a，b，2007，2008a，2010a，b，c;焦鵬程等，2014)等方面，前人已經(jīng)作了大量工作。然而，關(guān)于羅布泊鹽湖成鉀演化中不同階段的沉積環(huán)境特征、氣候變化及其與區(qū)域構(gòu)造活動的關(guān)系等方面，仍缺乏精細(xì)和系統(tǒng)的沉積學(xué)研究。由于鹽湖沉積演化表現(xiàn)出多階段性特征，其如何影響成鉀過程還需要進行深層次研究。羅布泊鹽湖作為”現(xiàn)代”鉀鹽大規(guī)模成礦的天然“實驗室”，選擇其進行鉀鹽成礦作用的基礎(chǔ)地質(zhì)研究不僅可以對該區(qū)鹽湖成鉀環(huán)境演變與資源評價提供有效支撐，更可以“將今論古”地幫助我們認(rèn)識和研究古代海相，尤其是海-陸交互相沉積環(huán)境下的鉀鹽成礦基本規(guī)律。

據(jù)此，本文選擇以羅布泊第一口鉀鹽科學(xué)深鉆LDK01孔781.5m 的鉆孔巖心為研究對象，通過對鹽湖沉積物粒度特征、磁化率和地球化學(xué)等方面的分析，還原羅布泊地區(qū)第四紀(jì)以來的成鹽成鉀演化過程，闡明大陸板塊內(nèi)部碎屑巖型化學(xué)沉積成鉀的階段性演化過程與規(guī)律。

2 地質(zhì)背景和鉆孔巖性特征

羅布泊位于歐亞大陸腹地、塔里木盆地最東端的最低洼處，是盆地各大水系的最終歸宿地和鹽分聚集中心(夏訓(xùn)誠，1987)。構(gòu)造上，羅布泊處于塔里木板塊東部、新疆天山南麓與青藏高原北界的阿爾金山北麓交匯地帶(圖1)，其新生代以來的形成演化主要受阿爾金及庫魯克塔格走滑斷裂系統(tǒng)的控制。左行走滑的阿爾金斷裂伴生的若羌斷層，與右行走滑的庫魯克塔格斷裂伴生的孔雀河斷層，在羅布泊地區(qū)形成一個近東西向的拉張背景，羅布泊即是產(chǎn)生于這一構(gòu)造背景的箕狀凹陷(郭召杰和張志誠，1995);而東天山向南逆沖、壓制的作用，導(dǎo)致該“箕狀”凹陷向北傾斜(劉成林等，2008a);與此同時，受NNE-SSW 向主壓應(yīng)力作用，產(chǎn)生了一系列相同方向的張性斷層或地塹式斷陷帶，從而構(gòu)成羅布泊地塹式斷裂構(gòu)造系并形成了一些大的成鹽凹地，如羅北凹地(Liu et al.，2006)。

研究區(qū)下更新統(tǒng)至全新統(tǒng)廣泛分布于盆地及山前平原區(qū)。山前平原區(qū)主要為沖洪積成因的砂礫石、中粗砂，盆地內(nèi)則主要為湖湘的粉細(xì)砂、亞砂土、泥巖及化學(xué)沉積物。羅布泊斷陷盆地主要被全新統(tǒng)覆蓋，北部出露大面積中更新統(tǒng)，山前地帶分布有全新統(tǒng)沖洪積以及部分第三系(夏訓(xùn)誠，1987)。

圖1 羅布泊地區(qū)地質(zhì)簡圖及鉆孔位置(據(jù)劉成林和王弭力，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 鉆孔為羅北凹地第一口鉀鹽科探井，位于羅北凹地干鹽湖的北部(圖1)，地理坐標(biāo)為40°55'N，90°55'E。該鉆井由國投羅鉀公司資助，中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所負(fù)責(zé)鉆孔選址論證、地質(zhì)編錄及后續(xù)科學(xué)研究，鉆探工程于2009 ～2010 年實施完成。終孔深度為781.5m，鉆進過程中鹽類地層采取率≥85%，碎屑巖地層采取率≥80%，可以滿足研究的需求。

本次鉆孔鉆遇地層主要為下更新統(tǒng)西域組(未見底)、中更新統(tǒng)烏蘇群以及上更新統(tǒng)新疆群。根據(jù)淺部地層(19.4m、27.4m、32.1m)獲得的14C 絕對年齡，并與附近K1、ZK1200B、ZK0615、ZK1410、ZK95 以及ZK0800 等鉆孔巖性、鹽類礦物組合進行對比分析(王弭力等，2001)，同時通過校正(校正系數(shù)為6.16/7.31)得出可靠地層巖性劃分界限。最終確定Qh 的底界深度為6.16m，推測出Qp3、Qp2、Qp1的底界深度分別為203m、370m、970m(焦鵬程等，2011①焦鵬程等. 2011.《羅布泊鹽湖深部鉀鹽資源調(diào)查研究》科技項目結(jié)題報告)。鉆孔沉積類型為典型的陸源碎屑-化學(xué)巖型，沉積物主要由含礫砂巖、中粗砂巖、粉砂、粘土、硫酸鹽和氯化物組成(圖2)。依據(jù)鉆孔巖性特征及巖石組合類型，自下而上共劃分出10個大的巖性段以及23 個巖性層，各層具體巖性及礦物巖石組合類型見圖3。

3 樣品采集與測試方法

粒度測試樣品集中采自鉆孔下部碎屑巖和上部含鹽系碎屑巖層段，共取得樣品340 件。粒度分析在中國科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所中心理化分析實驗室進行。首先將樣品中不可溶鹽類礦物如鈣芒硝、石膏等較大晶體進行人工去除工作，將下部粗粒徑沉積物中的大于2000μm 的礫石篩分后稱重，余下松散沉積物按常規(guī)方法處理。

磁化率樣品共523 件。磁化率分析在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所沉積巖實驗室進行。實驗過程是將樣品破碎后裝入2cm × 2cm 的無磁塑料方形盒子中，采用英國Bartington 公司生產(chǎn)的MS-2 型磁化率儀器進行測定。每件樣品重復(fù)測試三次。

表1 LDK01 孔各階段沉積環(huán)境判斷與粒度參數(shù)特征值Table 1 Sedimentary environment of different phases and grain-size parameters of core LDK01

圖2 LDK01 鉆孔主要沉積物(a)4.15 ～4.30m，粉砂質(zhì)細(xì)晶石鹽;(b)190.54 ～190.90m，含粘土鈣芒硝;(c)254.28 ～254.62m，水平紋層粘土質(zhì)石膏;(d)641.79 ～642.39m，礫質(zhì)砂巖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

地球化學(xué)測試樣品按照上部蒸發(fā)巖段0.5m 間距，碎屑巖層1m 間距系統(tǒng)采樣，共550 件。測試工作由中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所地球化學(xué)分析實驗室完成。其中Cl-用硝酸銀滴定法測定，SO42-用重量法測定，K+、B3+、Na+、Ca2+、Mg2+用原子吸收儀(國產(chǎn)瑞利WFX-130)測試。對于陰離子采用水溶方法，陽離子采用10%弱酸溶解方法，其余前處理過程略。

4 測試結(jié)果

4.1 粒度分析

4.1.1 粒度分布特征與參數(shù)指標(biāo)

沉積物顆粒分布特征與沉積環(huán)境密切相關(guān)，粒度組成和沉積構(gòu)造是判別碎屑類沉積物沉積環(huán)境的重要指標(biāo)(劉東生等，1998)。本文根據(jù)伍登-溫德華分級標(biāo)準(zhǔn)，將不同碎屑顆粒粒度按Φ 值表示粘土(Φ ＞8)到極粗砂(Φ ＜0)，并按稱重法統(tǒng)計剔除礫石的含量。此外，為進一步厘清羅布泊地區(qū)第四紀(jì)鹽湖沉積物來源方式及沉積環(huán)境，對鉆孔沉積物粒度參數(shù)進行了分析。目前計算粒度參數(shù)的主要方法是圖解法和矩值法(Folk and Ward，1957;Blot and Pye，2001)。本文根據(jù)矩值法公式計算出樣品的平均粒徑(MZ)、分選系數(shù)(SD)、偏態(tài)系數(shù)(SK)、峰態(tài)系數(shù)(KG)。

粒度分析結(jié)果見圖4。沉積物顆粒分布特征顯示，粉砂和粘土在整個鉆孔均有分布，且集中分布在鉆孔上部(200m);粗砂和礫石等粗碎屑物集中分布在鉆孔下段，且中粗砂及細(xì)礫呈數(shù)個窄峰值出現(xiàn)，可能暗示了LDK01 所在地區(qū)在鹽湖演化初期階段，湖泊水體曾經(jīng)歷數(shù)次振蕩，并伴有周緣大量粗碎屑物注入湖盆。LDK01 孔沉積物粒度縱向變化趨勢表明，自下更新統(tǒng)至上更新統(tǒng)，鹽湖沉積時水動力條件是逐漸減弱的，整體沉積環(huán)境為從動蕩向穩(wěn)定的淺水湖相環(huán)境過渡。

各項粒度參數(shù)結(jié)果及縱向演化趨勢見表1 和圖4。平均粒徑(MZ)代表沉積介質(zhì)的平均動能能量，LDK01 孔MZ 總體范圍變化介于0.35 ～7.68Φ 之間，平均值區(qū)間為3.34 ～6.63Φ，指示沉積物組分復(fù)雜。分選系數(shù)(SD)代表沉積物分選程度，反映沉積物不同粒度顆粒分散和集中狀態(tài)。鉆孔總體SD 變化在0.55 ～4.85 之間，平均變化為1.18 ～2.22，說明沉積物屬于分選性差和較差的類型。偏態(tài)系數(shù)(SK)反映沉積物粒度粗細(xì)組分的分布情況。鉆孔總體偏度值為-0.53 ～0.75，變化范圍較寬，從極負(fù)偏態(tài)到極正偏態(tài)等5個等級均有，平均值介于-0.04 ～0.32 之間，其中以正偏和近乎正態(tài)分布為主。峰態(tài)系數(shù)(KG)衡量分布曲線的峰凸程度即相對粒徑的集中趨勢。鉆孔峰態(tài)值區(qū)間為0.56 ～3.39，表現(xiàn)為眾數(shù)(峰值)集中趨勢從平緩到很窄類型均有;平均值介于0.77 ～1.23 之間，大部分表現(xiàn)為中等峰態(tài)，表明各粒級組分分布廣泛，沉積物顆粒組成復(fù)雜多樣。

4.1.2 頻率分布曲線和概率累積曲線

頻率分布曲線在描述樣品總體粒度特征的同時，也直觀顯示了樣品中各粒級組分的相對含量(體積分?jǐn)?shù))及其對總樣的的貢獻(xiàn)，因此常采用頻率曲線來表示沉積物的粒度分布(朱筱敏，2008)。鉆孔粒度頻率曲線可以分為多峰型和單峰型兩種(圖5)。781.5 ～760.00m、710.28 ～694.39m、642.79 ～395.95m 等以不對稱多(雙)峰型為主，主次峰對比明顯。第一眾數(shù)峰多在0 ～1.5Φ 之間，主要由粗砂粒級構(gòu)成，峰值較窄，平均體積分?jǐn)?shù)30%以上，對峰態(tài)影響顯著;第二及第三眾數(shù)峰多在4Φ 和7Φ 左右，多為細(xì)砂和粉砂，表現(xiàn)為較為微弱尾端。760.00 ～710.28m、694.39 ～642.79m、304.59 ～0m 等以單峰型為主體，眾數(shù)值從5 ～7Φ 不等，基本表現(xiàn)為粉砂粒級，由眾數(shù)峰向粗細(xì)兩段變化較平滑。另外，395.95 ～304.59m 沉積物表現(xiàn)為單峰和雙峰型交替出現(xiàn)，說明沉積環(huán)境發(fā)生交替變化。

圖4 LDK01 孔沉積物粒級分布與參數(shù)特征Fig.4 Vertical variation of characteristics of grain-size distribution and grain size parameters of core LDK01

圖5 LDK01 孔沉積物頻率曲線(a)多峰型;(b)單峰型Fig.5 Typical frequency distribution curves of sediments in core LDK01(a)multitype;(b)unimodal type

圖6 LDK01 孔沉積物概率累積曲線(a)多段式;(b)一段式Fig.6 Typical probability accumulation curves of sediments in core LDK01(a)multistage;(b)one-stage

圖7 LDK01 孔沉積物指示特征及環(huán)境演變Fig.7 The indicators of the characteristics of sediments in core LDK01 and environmental evolution

沉積物的機械分異作用使得不同粒徑的沉積物在概率累積曲線上具有不同的形態(tài)，所以概率累積曲線能較好的判別沉積物形成的沉積環(huán)境。目前，應(yīng)用廣泛且效果最佳的粒度分析方法為莫斯(A. J. Moss)和維希爾(G. S. Visher)所提出的概率累積曲線。該孔的粒度概率累積曲線可以分為多段式和一段式(圖6)。其中(1)781.5 ～760.00m 表現(xiàn)為3段式，滾動組分含量30%，跳躍組分含量60%，懸浮組分含量10%，曲線上各個組分的坡度較為平緩表明其分選較差。滾動組分和跳躍組分的粗截點為1.8Φ，表明沉積物所處的沉積期水體能量較高，搬運介質(zhì)的擾動強度大。(2)710.28～694.39m 表現(xiàn)為跳躍總體為80%的斜率低的2 段式(朱筱敏等，1998)，粒度分布范圍廣，與懸浮組分的粗截點為3Φ左右。(3)642.79 ～395.95m 表現(xiàn)為寬緩上拱2 段式，跳躍總體含量為70%左右，懸浮總體含量30%左右，交切點Φ 值為2 左右，跳躍總體分選好于懸浮總體，與懸浮總體呈弧形過渡，反映洪水期河流能量強、攜帶碎屑多，由于三角州平原地勢緩，流速減慢，沉積物快速堆積的沉積特征。(4)760.00～710.28m、694.39 ～642.79m、304.59 ～0m 區(qū)間多表現(xiàn)為1段式(約占80%)和2 段式(約占20%)，斜率約為45°，分選中等，表明水動能較弱，推測為較穩(wěn)定的湖相沉積環(huán)境。(5)395.95 ～304.59m 表現(xiàn)為由1 段式(約占60%)和多段式(約占40%)組成交替出現(xiàn)。其中1 段式粒徑分布范圍廣，從2～8Φ 均有，分選中等;多段式表現(xiàn)為2 ～4 段的形式，其中4段表現(xiàn)為典型的“滾動-雙跳躍-懸浮四段”的濱湖亞相，跳躍總體分選較好。

4.2 磁化率分析

湖泊沉積物的磁性參數(shù)作為一個重要的古氣候指標(biāo)，可以反映地質(zhì)歷史時期的古氣候變化序列(吳瑞金，1993;胡守云等，1998)。LDK01 孔磁化率樣品測試結(jié)果顯示(圖7)，磁化率特征曲線記錄了約34 次古氣候波動;整個鉆孔磁化率變化區(qū)間為0 ～50 ×10-8m3/kg。780 ～200m 沉積物磁化率平均值為12.36 ×10-8m3/kg，200 ～0m 沉積物磁化率平均值為3.34 ×10-8m3/kg。下部碎屑巖層和含鹽碎屑層磁化率數(shù)值明顯偏高于上部鹽類地層且波動更為頻繁，這一方面反映羅布泊成鹽作用的增強，氣候背景變得更為干旱;另一方面也推測為湖盆演化早期氣候冷濕，風(fēng)化剝蝕增強，水動力條件優(yōu)越，有利于入湖水體攜帶大量鹽類物質(zhì)，為干旱期強烈蒸發(fā)濃縮析出鹽類礦物提供物質(zhì)來源。

4.3 元素地球化學(xué)

運用沉積物中的元素地球化學(xué)含量的變化特征可以重建過去沉積環(huán)境的變化序列(羅超等，2008)。從鉆孔沉積物中提取出Cl-、SO42-、K+、B3+、Na+、Ca2+、Mg2+這七類元素則可以有效反映湖水水體蒸發(fā)補給量對比關(guān)系的變化，從而為羅布泊湖盆沉積成鹽環(huán)境的厘定提供約束?？v向上按照深度和變化規(guī)律可劃分為3 個區(qū)間(圖7)。

(1)第一區(qū)間(781.5 ～395.95m)

Ca2+平均含量為7.43%，SO42-平均含量為12.42%，Mg2+平均含量為2.03%，K+含量為0.35%。Ca 元素在成鹽過程中是鹽湖演化的重要標(biāo)志物，是低礦化度水體的主要組成離子，可以以自生沉淀或以被吸附的方式沉淀至湖底而相對富集(王永等，2004)。Ca2+與SO42-兩者之間表現(xiàn)出正相關(guān)性，證明羅布泊湖水在蒸發(fā)濃縮的初期以碳酸鹽、硫酸鹽等形式析出。鎂鹽的易溶性決定了其在湖水蒸發(fā)濃縮的后期階段才能析出或進入鹽類礦物晶體，因此巖鹽中Mg2+的含量變化也指示了鹵水蒸發(fā)濃縮的階段以及鉀、鎂鹽的富集程度。該段Mg2+波動頻繁但基本上呈上升態(tài)勢，表明沉積水體淡化-咸化震蕩變化。作為成鹽元素，K 的含量及其變化直接反映了鹵水的成鹽階段和成鹽作用的演化過程(陳郁華等，1988)。該段K+略低于平均值0.39%，總體上略呈增加趨勢。Cl-和Na+是高礦化水的主要離子，是鹽湖演化、趨向成熟階段的重要指標(biāo)。Cl-和Na+在該段平均值較低，分別為2.8%和3.99%，微量元素B3+代表水體咸化程度，該段含量僅為0.7‰。

(2)第二區(qū)間(395.95 ～207.03m)

Ca2+平均含量為7.15%，SO42-平均含量為12.60%，Mg2+平均含量為3.28%，K+含量為0.46%，Na+(1.98%)和Cl-(2.83%)含量較低，微量元素B3+穩(wěn)定上升，平均含量為0.8‰。Mg2+較上段升高，富集區(qū)間位于鉆孔340m 以上，主要賦存于白鈉鎂礬、瀉利鹽等鹽類礦物中(焦鵬程等，2014)。K+平均值較高且變化較平穩(wěn)，結(jié)合上文可知該段早期沉積環(huán)境為濱湖相且磁化率高值推測可能由于流域侵蝕作用較強導(dǎo)致K+在湖盆中富集。本段各項離子變化較為平穩(wěn)，大量石膏巖及湖相膏泥巖沉積，說明湖水處于微咸水-咸水環(huán)境。

(3)第三區(qū)間(207.03 ～0m)

Ca2+平均含量8.77%，SO42-平均含量為38.61%，Mg2+平均含量為3.60%，該段Cl-和Na+離子濃度顯著增加，其平均值分別達(dá)到了3.93%和7.52%;微量元素B3+達(dá)到平均值最高值1‰。其中Ca2+、SO42-和Na+高值推測與該階段巨量鈣芒硝沉積有關(guān);K+含量最高值可達(dá)4.3%，該區(qū)間主要含鉀鹽類礦物為光鹵石、鉀石鹽，表明晚更新世末期-全新世氣候極端干旱導(dǎo)致鹵水蒸發(fā)濃縮到鉀鹽析出階段(焦鵬程等，2014)。Mg2+顯示出最高平均值的特征，指示了鹵水進入鹽湖演化后期。石鹽等氯化物的析出同樣代表極端干旱氣候條件下蒸發(fā)濃縮的環(huán)境。

5 討論

作為全球新生代最為顯著的重大地質(zhì)事件之一，青藏高原的隆升不僅重塑了高原周緣盆地構(gòu)造-地理面貌，其產(chǎn)生的環(huán)境效應(yīng)也對盆地演化產(chǎn)生了深遠(yuǎn)影響(England and Molnar，1990;Li，1991;Harrison et al.，1992;Rea，1992;Coleman and Hodges，1995;王成善等，2009)，例如高原持續(xù)隆升可能導(dǎo)致塔里木周邊褶皺山系屏蔽效應(yīng)顯著，從而加劇了亞洲內(nèi)陸干旱化進程(Bosboom et al.，2014)。李吉均等(2001)、崔之久(1998)等人認(rèn)為青藏高原隆升具有多段式特點，自晚上新世以來主要經(jīng)歷了3.6Ma BP 青藏運動、1.2Ma 昆侖黃河運動和0.15Ma BP 共和運動，使得青藏高原抬升到現(xiàn)今的高度。在這一過程中，高原隆升的階段性差異將導(dǎo)致盆地的演化相應(yīng)地表現(xiàn)出階段性并反映在盆地沉積物的變化上(王躍等，1992;胡東生等，2007;裴軍令，2011;吳崇筠，1993)。依據(jù)前述鉆孔沉積物各指標(biāo)參數(shù)演化規(guī)律，本文認(rèn)為羅布泊LDK01 孔所在地區(qū)的構(gòu)造演化與青藏高原隆升的階段性隆升具有良好的響應(yīng)關(guān)系，鉆孔沉積物類型、礦物組合在縱向上的轉(zhuǎn)變正是始于對青藏高原不同階段隆升作用的沉積響應(yīng)(圖7、圖8)。

5.1 斷陷階段(Ⅰ-Ⅴ段)

晚上新世-早更新世時期，“青藏運動”啟動，青藏高原主體發(fā)生強烈的構(gòu)造隆升(李吉均，1999)，導(dǎo)致了高原周緣山系迅速上升，盆地沉積以沖洪積相的粗粒礫石為主。在酒泉盆地，該次事件表現(xiàn)為玉門礫巖組(宋春暉等，2001)。晚上新世臨夏盆地積石組礫巖沉積物的出現(xiàn)(方小敏等，2007)，同樣指示了這次構(gòu)造隆升運動的存在。塔里木盆地內(nèi)部，天山、西昆侖山和阿爾金山山前的西域組礫巖被認(rèn)為是這次構(gòu)造事件的產(chǎn)物(鄭度和姚檀棟，2004)。天山急劇上升導(dǎo)致河流強烈剝蝕切割巖體攜帶粗大的懸浮砂石向中下游沖去，并在羅布泊匯水盆地快速堆積下來(郝詒純等，2002)，同時這一過程也可能指示了巖體遭受風(fēng)化剝蝕后釋放元素對羅布泊鹽湖化學(xué)成巖演化的貢獻(xiàn)(Bo et al.，2013)。而在羅布泊地區(qū)，南部青藏高原的隆升導(dǎo)致周緣斷裂活化，在區(qū)域性張剪性應(yīng)力作用下，羅布泊斷陷盆地形成(圖8I 斷陷湖盆)，形成了沖積扇-濱湖相-河流相-扇三角洲總體樣式，構(gòu)成山前粗碎屑砂礫巖層序，為后期鹽類物質(zhì)的聚集提供了原始場所。

圖8 羅布泊湖盆演化示意圖Fig.8 The sketch map about the evolutionary of Lop Nor Lake basin

據(jù)LDK01 鉆孔沉積記錄揭示，781.5 ～760.00m(Ⅰ段)、710.28 ～694.39m(Ⅲ段)、642.79 ～395.95m(Ⅴ段)表現(xiàn)為以礫巖、含礫粗砂巖沉積為代表，礫石粒徑可達(dá)55 ～80mm，呈棱角至次圓狀，中粗砂雜基支撐，成分成熟度低，具有分選差、鈣質(zhì)碳酸鹽膠結(jié)等特點，碎屑物顏色為淺褐色-紫紅色不等，指示湖盆收縮、水體較淺的氧化沉積環(huán)境。總體湖水水動能較強，屬于中-高能區(qū)。642.79 ～395.95m(Ⅴ段)上部巖性轉(zhuǎn)變?yōu)楹嗟闹猩皫r和礫巖，同時底部出現(xiàn)細(xì)晶石膏和硬石膏，表明湖泊水體為淡水-微咸水-咸水轉(zhuǎn)變。沉積環(huán)境主要為近源的季節(jié)性沖洪積相-辮狀河三角洲相-湖泊扇三角洲亞相，表明高原構(gòu)造處于隆升階段。760.00 ～710.28m(Ⅱ段)和694.39 ～642.79m(Ⅳ段)主要表現(xiàn)為以粘土粉砂較多為特征的湖相沉積特征，并在泥巖及細(xì)砂巖中發(fā)現(xiàn)黑色碳質(zhì)及類似介形蟲類生物化石，這可能反映存在局部沼澤化現(xiàn)象。在667.77m 處出現(xiàn)粗晶板狀石膏，表明此時氣候干旱，蒸發(fā)強烈。此時高原轉(zhuǎn)入構(gòu)造穩(wěn)定階段，搬運介質(zhì)的擾動強度減小，相應(yīng)地羅布泊凹地沉積了穩(wěn)定的濱淺湖相沉積。

總體來說，早更新世時期，羅布泊地區(qū)為統(tǒng)一大湖環(huán)境(劉成林和王弭力，1999)，羅北地區(qū)則發(fā)育沖洪積、河流、湖泊扇三角洲和河湖交替沉積作用下的濱湖相產(chǎn)物，水動力很強，磁化率特征顯示主要為半干旱-半濕潤氣候(圖7)，早更新世末期(1.1 ～0.78Ma)，昆侖-黃河運動早幕(崔之久等，1998)，青藏高原抬升到3500m 以上(李吉均等，2001)，對本區(qū)構(gòu)造響應(yīng)為，漸新世末期-早更新世晚期近南北向伸展斷陷，向早更新世晚期以來北東-南西向構(gòu)造擠壓作用轉(zhuǎn)變，導(dǎo)致的盆地剪切變形(施煒等，2011)，研究區(qū)主要沉積了一套內(nèi)陸山麓前緣類磨拉石建造粗碎屑沉積物(圖8I 斷陷湖盆)。

5.2 坳陷階段(Ⅵ-Ⅶ段)

進入中更新世(0.78Ma BP)以來，“昆侖-黃河運動”延續(xù)發(fā)展(李吉均等，1999)，這一隆升過程在塔克拉瑪干大沙漠中更新統(tǒng)剖面巖性和碳氧同位素表現(xiàn)為發(fā)生顯著突變，同樣說明氣候干旱事件突發(fā)，短時間內(nèi)攜帶大量陸源碎屑注入沉積區(qū)(裴軍令等，2011)，而對應(yīng)酒西盆地接受一套暗灰色巨厚的酒泉礫石組沉積(鄭度和姚檀棟，2004)。在新疆庫魯克塔格地區(qū)相應(yīng)沉積了中更新統(tǒng)烏蘇群。羅布泊內(nèi)部，主斷陷湖盆被充填并發(fā)生構(gòu)造抬升作用，盆地開始向坳陷階段發(fā)展(圖8Ⅱ拗陷湖盆)，巖性以近陸源濱淺湖相砂礫巖為主的碎屑巖和硫酸鹽型(石膏)為主的蒸發(fā)巖構(gòu)成。沉積總體樣式為濱淺湖相-咸水湖相層序。

據(jù)鉆孔沉積記錄，395.95 ～304.59m(Ⅵ段)表現(xiàn)為近陸源濱淺湖相環(huán)境，巖性以含膏砂礫巖為主，基本延續(xù)了扇三角洲沉積特征。粉細(xì)晶石膏廣泛分布，在316m 處出現(xiàn)指示意義為較高鹽度條件的砂礫狀菱鎂礦(劉成林等，2008b)。304.59 ～207.03m(Ⅶ段)由不穩(wěn)定的濱湖相突然轉(zhuǎn)變?yōu)榉€(wěn)定湖湘沉積，巖性為石膏質(zhì)粘土和粘土質(zhì)粉砂巖。石膏晶型以板狀、脈狀的中-細(xì)晶為主，與粘土頻繁交替的水平韻律互層。該段可能表明中更新世晚期，由于新構(gòu)造運動，羅布泊北部大部分抬升露出水面，同時分隔出羅北凹地等次級盆地(圖8Ⅱ拗陷湖盆)，這時羅布泊南北湖區(qū)沉積環(huán)境開始發(fā)生分異，為“大羅北凹地”階段(劉成林和王弭力，1999)，發(fā)育大量咸水湖相膏質(zhì)泥巖和膏巖，代表一種穩(wěn)定的淺水盆地相(劉群和陳郁華，1987)(圖7)?？赡鼙砻鞒练e背景由早期的斷陷階段逐漸向穩(wěn)定持續(xù)沉降的坳陷階段發(fā)生轉(zhuǎn)變，地殼構(gòu)造再次轉(zhuǎn)入穩(wěn)定階段。

結(jié)合上述資料可知，中更新世早期以來，羅布泊地區(qū)發(fā)育濱淺湖相和淺湖相含石膏碎屑巖，磁化率證據(jù)表明氣候開始變得干熱(圖7)，當(dāng)時主要為半干旱環(huán)境，這與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，構(gòu)造隆升可能使盆地基底發(fā)生不均衡抬升，與南部化學(xué)沉積體系不同，羅布泊古湖的羅北凹地除了發(fā)育大量石膏巖及膏質(zhì)泥巖外，該段頂部已開始出現(xiàn)鈣芒硝沉積，表明北部已進入鹽湖階段。

5.3 萎縮階段(Ⅷ-Ⅹ段)

晚更新世初期，發(fā)生于0.15Ma BP 的共和運動使青藏高原隆升到接近現(xiàn)代的高度，高原內(nèi)部及中國西部變得更為干旱，馬蘭黃土分布空前廣闊;柴達(dá)木古湖于25ka 后消失開始新的成鹽時期(李吉均等，1999)。在羅布泊地區(qū)，隨著氣候極端干熱化與構(gòu)造活動性減弱，湖盆演化進入充填萎縮階段(圖8Ⅲ萎縮湖盆)。湖泊水體變淺，范圍縮小，湖盆逐漸收縮至最后消亡，出現(xiàn)干鹽湖沉積。巖性以硫酸鹽型(鈣芒硝、石膏)和氯化物型(石鹽)的蒸發(fā)巖構(gòu)成。沉積總體樣式為鹽湖相沉積。

鉆孔巖心揭示出自207.03m 開始進入穩(wěn)定的湖泊沉積。207.03 ～82.50m(Ⅷ段)巨量鈣芒硝沉積，碎屑組分為粘土和粉砂。隨著蒸發(fā)作用的加強，早期沉積石膏被交代為鈣芒硝(劉成林等，2007)，鈣芒硝單體晶型為結(jié)晶度良好純凈的菱板狀、長板狀的中粗晶(趙海彤等，2014)，指示靜水沉積產(chǎn)物。推測由于構(gòu)造運動使羅北凹地中部下沉(劉成林等，2008b;羅超等，2006)，盆地環(huán)境更加封閉，湖泊水體強烈蒸發(fā)，淺水盆地范圍縮小，使鹽類沉積退縮到泥巖沉積的中心部位(劉群和陳郁華，1987)。82.50 ～50.80m(Ⅸ段)碎屑物以灰褐色粘土粉砂為主。中細(xì)晶石膏重新出現(xiàn)，說明水體咸化程度變淡即湖盆水體增加，可能為淺湖亞相。50.80 ～0m(Ⅹ段)下部以粘土質(zhì)鈣芒硝和含膏粉砂粘土為主，10m 以上主要發(fā)育含石鹽粉砂。表明晚更新世末期以來，由于受到北北東向主壓應(yīng)力作用，羅北整體構(gòu)造抬升同時發(fā)育次級斷陷，導(dǎo)致羅北凹地等次級凹地最終形成，由于其封閉性較好，羅北凹地形成富鉀的高鹽度鹽湖環(huán)境(劉成林和王弭力，1999;劉成林等，2007)，但豐水期時可以接受大耳朵湖水上漲補給(圖8Ⅲ萎縮湖盆)。隨著鉀石鹽、雜鹵石、光鹵石等鉀鹽礦物(王弭力等，2001;劉成林等，2008b)的析出表明該階段鹵水蒸發(fā)濃縮程度增強，證明氣候進一步變得極端干旱(圖7)。從晚更新世中期到全新世，羅北凹地的沉積環(huán)境由鹽湖逐漸轉(zhuǎn)為干鹽湖，出現(xiàn)鉀鹽大規(guī)模成礦(劉成林等，2002，2010a;焦鵬程等，2014)。上述三個階段構(gòu)成了一個明顯的蒸發(fā)沉積-構(gòu)造旋回，在旋回的末期形成大規(guī)模鉀鹽，反映了盆地成鉀顯著受控于構(gòu)造-氣候-物源三因素的耦合作用。

6 結(jié)論

(1)羅布泊地區(qū)自早更新世以來主要發(fā)育沖洪積、河流、湖泊扇三角洲和濱淺湖等沉積類型。氣候總體表現(xiàn)為從半干旱-半濕潤向干熱的轉(zhuǎn)變過程，但期間發(fā)生數(shù)次干濕交替的氣候波動。早期氣候溫濕，風(fēng)化剝蝕增強，水動力條件優(yōu)越，有利于入湖水體攜帶大量鹽份物質(zhì)。晚期氣候干熱，鹽湖持續(xù)蒸發(fā)濃縮，湖盆趨于萎縮，并發(fā)生富鉀鹵水大規(guī)模富集。

(2)羅布泊地區(qū)鹽湖沉積為典型陸源碎屑-化學(xué)巖型鹽類沉積，化學(xué)蒸發(fā)巖類型為碳酸鹽-硫酸鹽-氯化物，符合正向成鹽型沉積旋回，且鹽類沉積具有多旋回性和多韻律性特點，表明湖盆中機械沉積作用和化學(xué)沉積作用交替進行的沉積方式。

(3)LDK01 孔自下而上完整揭示了內(nèi)陸鹽湖階段性演化歷史，其演化過程符合青藏高原影響下湖泊演化一般規(guī)律:一斷陷階段，是沖積扇、河流和窄范圍面積的淺湖發(fā)育期;二坳陷階段，一般發(fā)育面積廣泛的淺湖相;三萎縮階段，發(fā)育淺湖相、鹽湖相及干鹽湖。羅布泊沉積演化發(fā)展歷史構(gòu)成了一個完整的沉積旋回，可能揭示了碎屑巖型化學(xué)沉積成鉀的基本規(guī)律。

致謝 論文撰寫過程中得到中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所所助理研究員胡宇飛、天津科技大學(xué)研究生鄭穎賀的幫助;審稿專家提供了十分有益和建設(shè)性的意見;編輯部老師為本文的順利出版付出了辛勞;在此一并表示最誠摯的謝意。

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