冲积扇沉积主要发育在盆地边部, 以盆地北坡和秦岭南麓为主, 西部及东部也有发育, 分为扇根、扇中和扇缘沉积。

扇根位于冲积扇根部, 河道数量少, 宽度小, 坡降比较大, 以泥石流沉积和河道充填沉积为主, 岩石成分复杂, 分选差、无磨圆、混杂堆积, 具叠瓦状构造砾岩、砂砾岩, 底部具明显冲刷面, 砾石中间充填黏土及砂泥杂基, 盆地边部特别发育; 扇中位于扇根之前, 为冲积扇的主要格架, 沉积物成分复杂、分选差, 以砂岩、砂砾岩、砾岩为主, 具叠瓦状构造及不明显的平行层理、交错层理, 扇中的主要河道之间发育漫流沉积, 主要由砂岩、泥岩构成, 砂岩具有交错层理, 由于坡度大、沉积物补给丰富、水流量大, 局部沉积物直接入湖; 扇缘位于冲积扇的最前端, 坡度变缓, 沉积范围较扇中扩大, 沉积物变细, 主要以砂岩、粉砂岩和泥岩为主, 分选稍好, 砂岩具平行层理、交错层理, 泥岩具块状构造(图 2-A)。

图2

Fig.2

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	图2 渭河盆地新生界沉积构造及古生物化石照片Fig.2 Photographs of sedimentary structures and fossils of the Neozoic in Weihe Basin

河流沉积广泛分布于盆地腹地及盆地周边, 新生代各个时期均发育, 是渭河盆地主要的沉积类型之一。按河道沉积类型, 本区主要为曲流河沉积, 河道砂坝及河漫滩沉积发育。

曲流河河道一般呈明显弯曲状, 凹岸侵蚀, 凸岸堆积, 形成曲流砂坝, 沉积物往往是河道砂质沉积与河漫滩细粒沉积, 砂泥比在40%~50%之间, 正旋回明显, 河道砂坝岩石类型以长石砂岩、岩屑长石砂岩为主, 成分成熟度中等, 结构成熟度好, 见大量植物碎片及炭屑(朱筱敏, 2009), 剖面中发现啮齿类; 河道砂坝底部见明显的冲刷面及大量泥砾沉积, 发育槽状交错层理和板状交错层理; 河漫滩沉积主要为泥岩、砂质泥岩与泥质粉砂岩, 夹薄层细砂岩, 见虫孔化石及干裂现象(图 2-B, 2-C)。

三角洲沉积在渭河盆地新生界广泛发育。渭河盆地北部地形较南部平缓, 三角洲沉积范围较广, 东西段也有少量发育, 按沉积特征划分为三角洲平原、三角洲前缘及前三角洲3个亚相, 盆地内以三角洲前缘沉积最为发育。

三角洲前缘亚相在本区分为水下分流河道及分流间湾沉积2个微相。水下分流河道是三角洲平原河道沉积的水下延伸部分, 岩性组成上以含砾中砂岩和细砂岩为主, 岩屑砂岩及岩屑石英砂岩次之, 底部发育有冲刷面、板状交错层理、槽状交错层理、平行层理等, 垂向上为上平下凸的透镜体; 分流间湾即为水下分流河道与湖水相通的低洼区, 岩性较细, 以泥岩、粉砂质泥岩为主, 见水平层理、波状层理, 以厚层泥岩与水下分流河道砂岩互层为特征, 整体反映水体随物源供给逐渐变浅、水动力条件减弱的特点。本区三角洲沉积多见介形类、螺类、鱼骨碎片、哺乳类骨骼碎片等化石(图 2-D, 2-E)。

渭河盆地新生代湖泊沉积集中分布于盆地腹地, 后期随着盆地不断的断陷、分异, 湖泊围绕分布于西安凹陷与固市凹陷2大沉积区, 本区湖泊沉积主要为浅湖沉积和滨湖沉积, 半深湖— 深湖沉积不发育。

滨湖沉积物以砂质泥岩、粉砂岩及细砂岩互层为主, 常见虫孔和较多的植物叶片化石, 盆地内见有大量鱼骨碎片、腹足类碎片、介形类、轮藻等化石; 细砂岩见沙纹层理, 受湖浪及水流影响层面见波痕, 由于湖泊缺乏潮汐作用, 波浪作用微弱, 湖泊所处滨岸带为低能环境, 物源供给量大, 多发育较粗的滨湖砂砾滩沉积。浅湖主要为灰黑色、灰绿色泥岩、粉砂质泥岩、灰岩局部夹薄层粉— 细砂岩, 动物化石丰富, 如介形类、鱼类、螺类等, 局部见完整鱼化石, 粉细砂岩见沙纹层理, 泥岩见水平层理, 物源供给充分的区域, 发育砂质浅滩沉积(图 2-F, 2-G)。

风成沉积从新近系上新统游河组开始出现, 至第四系最为发育, 是第四系的主要沉积类型之一, 广泛分布于盆地各处, 按照岩性特征分为红黏土和黄土。

风成沉积是风力作用下的砂、粉砂和黏土等物质的堆积物, 渭河盆地从游河组开始至半坡组均为风成沉积, 主要形成黄土和红土层。游河组棕红色黏土中发现大量三趾马化石, 称“ 三趾马红土” ; 风成沉积中见大量哺乳动物化石。岩石成分以石英、长石为主, 分选好, 粒度细, 以含大量钙质结核为特征(图 2-H, 2-I)。

渭河盆地从晚始新世红河期开始接受沉积, 沉积范围北界以礼泉— 蒲城断裂为界, 南部以余下— 铁炉子断裂和华山山前断裂为界, 向西以哑柏断裂为界, 东部以鲁桥断裂为界, 岩性以棕红色角砾岩、砾岩、粉砂质泥岩、泥岩夹灰白色细砂岩为主, 自下而上构成粗— 细— 粗的沉积旋回, 不整合覆盖在基底地层之上, 南北两侧以冲积扇为主, 向盆地中心水体快速变深, 过渡为湖相沉积, 而河流及三角洲相相对沉积范围窄(图 3), 以支家沟剖面和营背后剖面为典型, 湖相地层以棕红色泥岩为主, 见虫孔。

图3

Fig.3

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	图3 渭河盆地始新世红河期沉积相Fig.3 Sedimentary facies of the Eocene Honghe Age in Weihe Basin

白鹿塬期地层连续沉积在红河组之上, 此时构造相对稳定, 沉积边界并未发生变化, 南北两侧仍以冲积扇相为主, 河流相、三角洲相沉积范围变宽(图 4), 渭南一带受喜山运动影响, 局部出现白鹿塬组与红河组不整合接触关系(国家地震局, 1988), 随着可容空间不断减小, 湖泊沉积区相对缩小, 分为东西2个浅湖区, 该期西南部也开始提供物源。受南北断裂控制, 沉积地层南厚北薄, 沉积中心偏南。岩屑成分显示: 南部以变质岩、花岗岩为主, 北部以灰岩、砂岩及泥岩为主, 南北物源成分差异明显。地表露头以支家沟、冷水沟出露齐全, 垂向上底部以河流相为主, 向上为三角洲沉积, 中部出现灰绿色、棕红色泥岩为主的湖相沉积, 上段又过渡为三角洲沉积, 整体为先粗再细最后再变粗的沉积旋回。受构造运动影响, 水体时扩时缩, 横向相变和垂向相变频繁, 后期受构造运动影响, 渭河地区整体抬升, 出现沉积间断。

图4

Fig.4

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	图4 渭河盆地渐新世白鹿塬期沉积相Fig.4 Sedimentary facies of the Oligocene Bailuyuan Age in Weihe Basin

中上渐新统及早中新统盆地沉积间断, 直至中新世冷水沟期才开始再次接受沉积, 此时沉积边界向北向南同时扩展, 北部抵达乾县— 合阳断裂、双桥— 临猗断裂, 而并未越过鲁桥断裂, 富平地区没有冷水沟组沉积, 南部为秦岭北缘断裂所隔。该期盆地南部大范围出现冲积扇沉积, 北部乾县地区仍为冲积扇而东部蒲城以南出现小范围物源。该组不整合覆于白鹿塬组之上, 下部以灰白色砾岩、砂砾岩为主, 上部为棕黄色、棕红色砂质泥岩、泥岩互层, 说明了水体快速变深过程, 由冲积扇、河流相快速过渡为湖相(图 5)。孢粉资料显示该期开始气候温暖湿润, 湖泊沉积开始广泛发育, 沋河剖面见大量介形类、轮藻类化石。

图5

Fig.5

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	图5 渭河盆地中新世冷水沟期沉积相Fig.5 Sedimentary facies of the Miocene Lengshuigou Age in Weihe Basin

寇家村组连续沉积在冷水沟组之上, 底部以砾岩、砂砾岩为主, 上部以粉砂岩、细砂岩、砂质泥岩、泥岩为主, 见大量介形虫、轮藻和植物等化石。该期盆地沉积范围与冷水沟期相同, 湖泊面积达到最大, 由于不断断陷沉降, 同时气候湿润, 水体扩张, 由盆地边部冲积扇发育并快速入湖, 盆地整体冲积扇、河流及三角洲沉积范围缩小(图 6)。而此时盆地西部也开始提供物源, 北部的鲁桥断裂地区物源影响也开始显现, 盆地向东开始扩张。

图6

Fig.6

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	图6 渭河盆地中新世寇家村期沉积相Fig.6 Sedimentary facies of the Miocene Koujiacun Age in Weihe Basin

灞河期, 随着盆地断陷加剧, 水体的快速扩张, 湖盆向外扩展, 向北超过乾县— 富平一线, 以礼泉— 蒲城断裂为界, 向西越过哑柏断裂到达宝鸡、眉县地区, 南部厚度大, 向北减薄, 此时渭河盆地沉积范围达到最大, 西部隆起区也开始断陷接受沉积, 灞河组连续沉积在冷水沟组之上, 西部以河流相与三角洲相为主(图 7), 东部越过黄河, 山西芮城西侯渡地区也沉积该套地层, 受咸渭隆起、骊山隆起影响, 沿泾阳— 临潼断裂一线的地层厚度并不大, 为水下高地, 东西2个凹陷区开始分异, 骊山地区未接受沉积, 秦岭和渭北隆起依旧为盆地主要物源, 沉积中心偏南, 东西2大浅湖区开始出现雏形。

图7

Fig.7

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	图7 渭河盆地中新世灞河期沉积相Fig.7 Sedimentary facies of the Miocene Bahe Age in Weihe Basin

游河期沉积范围并未缩小, 区域上游河组不整合于灞河组之上, 随着西部隆起区和骊山凸起的影响, 西安凹陷、固市凹陷开始分异加剧, 形成2大湖相沉积区。西部以渭深10井为中心, 厚度超过1300 m, 呈楕圆型, 向两侧变薄, 厚度在靠近秦岭一侧达到最大, 受秦岭山前断裂影响巨大; 东部以固市地区为沉积中心, 厚度达1100 m, 湖相沉积范围明显大于西安凹陷的湖相沉积区, 并向东扩展, 西部以河流相为主, 中东部地区为湖相, 南北两侧以冲积扇、河流、三角洲相为沉积主(图 8)。盆地边部开始出现风成黏土沉积, 红黏土中见大量三趾马化石, 在宝鸡、合阳及蓝田等野外剖面中均可见到。后期随着断层发育和构造影响, 西部隆起区出现剥蚀区, 出现沉积间断。

图8

Fig.8

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	图8 渭河盆地上新世游河期沉积相Fig.8 Sedimentary facies of the Pliocene Youhe Age in Weihe Basin

三门期盆地沉积范围向东扩展, 达运城、灵宝及三门峡地区, 渭河地区三门组地层发育广泛, 区域上连续沉积在游河组之上, 随着西部隆起区逐渐抬升, 千阳凸起出现沉积间断, 西部主要以冲积扇、河流及风成沉积为主, 盆地东深西浅, 沉积中心东移, 南北两侧河流相沉积范围扩大, 白水、澄城、合阳以南地区冲积扇、河流沉积范围继续向南扩展, 骊山地区也提供相应物源, 湖相沉积范围急剧萎缩, 西安凹陷浅湖区缩小, 沉积厚度减小, 渭深10井厚度仅300余米, 固市凹陷也相应变浅厚度500余米, 其岩性下粗上细, 为灰白色含砾粗砂岩、灰白色长石中砂岩、棕黄色泥岩为主, 凹陷部位为灰白色、棕黄色砂岩与浅灰绿色粉砂层、砂质黏土互层, 盆地东部河流相发育。三门湖沉积中心位于山西、河南境内, 进入末期盆地相对稳定, 由盆地边部至中心整体开始沉积黄土(图 9)。

图9

Fig.9

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	图9 渭河盆地早更新世三门期沉积相Fig.9 Sedimentary facies of the Early Eocene Sanmen Age in Weihe Basin

秦川群, 包含泄湖组、乾县组及半坡组, 由于各地沉积厚度差异大, 出露不完整, 空间分布局限, 因此作为一个整体进行简单沉积相划分, 该期盆地以冲积扇、河流相和风成黄土沉积为主, 湖泊已严重萎缩成小型洼地, 最终为黄土覆盖, 以三门湖孑遗湖泊之一的卤阳湖区为典型代表(阎永定, 1988)。秦川群岩性主要为棕黄色、黄色砂砾岩、砾岩、黄土, 棕红色黏土和古土壤等, 水洼地区出现灰绿色、棕黄色粉砂岩、砂质黏土层, 沉积范围遍布整个渭河盆地, 河流相和冲积扇相的展布与现今黄河各支流、干流的河流走向、流域展布已几近相同(图 10)。

图10

Fig.10

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	图10 渭河盆地中更新世— 全新世秦川期沉积相Fig.10 Sedimentary facies of the Middle Pleistocene-Holocene Qinchuan Age in Weihe Basin