西安凹陷f12 地裂縫發(fā)育區(qū)第四系及裂縫沉降特征

史元博，朱興國，盧全中，楊利榮，劉聰，龔方圓，岳樂平

（1.西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系，陜西 西安 710069；2.西北大學(xué)大陸動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西 西安 710069；3.西安市自然資源和規(guī)劃局，陜西 西安 710018；4.長安大學(xué)地質(zhì)工程與測繪學(xué)院，陜西 西安 710054；5.自然資源部地裂縫與地面沉降野外科學(xué)觀測研究站，陜西 西安 710054）

西安地區(qū)地裂縫發(fā)育，前期研究認(rèn)為地裂縫發(fā)育原因主要包括斷層活動(dòng)應(yīng)力釋放伴生裂縫、地震產(chǎn)生地裂縫、盆地伸展引發(fā)地裂縫、城市抽水產(chǎn)生地表下沉伴生地裂縫等（彭建兵等，1992，2007，2012；盧全中等，2005；朱立峰等，2005；張勤等，2007；董英等，2019；Lu et al.，2019，2020；馮旻譞等，2023）。這些地裂縫在西安地區(qū)多發(fā)生在黃土地層與河湖相沉積層中，對西安市城鎮(zhèn)建筑、道路、橋梁、管網(wǎng)產(chǎn)生重要影響，是西安地區(qū)重要的地質(zhì)災(zāi)害類型之一（盧全中等，2021）。

西安地區(qū)第四系分布廣泛，黃土-古土壤序列之下發(fā)育第四紀(jì)河湖相沉積或新近紀(jì)紅色黏土及河湖相沉積。通過地表露頭及各種鉆孔對揭示西安地區(qū)的第四系較為深入。西安凹陷沉積中心第四系達(dá)到700 m，黃土-古土壤序列大約為幾米至百余米，古三門湖沉積可達(dá)到千米之上（彭建兵等，2012）。對西安凹陷清涼山地區(qū)400 m 內(nèi)的第四紀(jì)沉積的觀測多是通過地表露頭、探槽或鉆井碎屑揭示，對地層的連續(xù)性及變化特征缺乏全面認(rèn)識。

長安大學(xué)承擔(dān)的《西安市地面沉降和地裂縫監(jiān)測分層標(biāo)建設(shè)項(xiàng)目》在西安凹陷南緣清涼山地裂縫f12兩側(cè)鉆取了兩口超過400 m 深的全取芯井，使筆者能夠第一次直觀的認(rèn)識該區(qū)域地表之下400 m 深度沉積特征。前期觀測到的清涼山地裂縫f12 總體走向約為北東向 40°，傾向東南，傾角為80°，發(fā)育帶寬約為20 m，長度約為2 000 m（彭建兵等，2012）。這次鉆探的兩口鉆井位于西安地裂縫f12 兩側(cè)，DZ1 孔位于f12 地裂縫東側(cè)169 m，DZ2 孔于f12 地裂縫西側(cè)32 m，用以揭示裂縫兩側(cè)沉積地層序列差異、地裂縫的特征和裂縫兩側(cè)相對沉降距離。

筆者對DZ1 井（420 m）和DZ2 井（400.5 m）開展沉積學(xué)分析，進(jìn)行古地磁測量、磁化率及粒度分析，研究地下400 m 深度沉積學(xué)特征及地層年代，進(jìn)行地裂縫兩側(cè)地層對比及計(jì)算地裂縫沉降幅度。該項(xiàng)研究對進(jìn)一步認(rèn)識西安凹陷沉積特征，地裂縫特征具有重要科學(xué)意義，同時(shí)對討論關(guān)中盆地形成演化及氣候響應(yīng)提供基礎(chǔ)資料，對西安地區(qū)防控地裂縫地質(zhì)災(zāi)害亦具有重要意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景和采樣

黃土高原的黃土沉積為黃土-古土壤序列，地層包括全新世黃土，馬蘭黃土、離石黃土及午城黃土。黃土-古土壤序列記錄了黃土高原第四紀(jì)氣候變化以及對青藏高原隆升的響應(yīng)（劉東生，1985；吳錫浩等，1996；安芷生等，1998）。渭河盆地（包括盆地南緣黃土臺塬）同樣堆積了黃土-古土壤沉積，沉積厚度最大達(dá)到135 m，地層包括馬蘭黃土、離石黃土及午城黃土（岳樂平，1989）。渭河盆地位于古三門湖和黃土高原接觸或交疊的區(qū)域，堆積了深厚的第四紀(jì)黃土和三門湖沉積（賈蘭坡，1966；劉護(hù)軍，2004；馮希杰等，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，受秦嶺隆升影響區(qū)域形成一系列凹陷和隆起，包括固市凹陷、咸陽-禮泉隆起、西安凹陷、臨潼-藍(lán)田隆起、灞河凹陷（喬建偉等，2020）。西安凹陷夾持在咸陽隆起與臨潼隆起之間，南深北淺呈簸萁狀，南側(cè)基底埋深約為5.6 km，北側(cè)深為3.7 km。沉積地層包括始新統(tǒng)、漸新統(tǒng)、中新統(tǒng)、上新統(tǒng)、更新統(tǒng)、全新統(tǒng)（彭建兵等，2012）。

渭河盆地黃土層之下通常有古三門湖沉積，三門湖沉積為一套交錯(cuò)層理發(fā)育的銹黃色細(xì)砂，夾粗砂及小礫石，以及灰綠色、灰白色細(xì)砂、砂質(zhì)黏土。這套沉積物最早在三門峽一帶發(fā)現(xiàn)，以后沿渭河盆地向西在潼關(guān)、渭南、西安甚至寶雞一帶都有發(fā)現(xiàn)。在中國地層典中（周慕林，2000），1923 年最早將這套地層稱為三門系，隨后將三門系分為含銹黃色砂層及礫石層的上三門系和以灰綠色黏土、砂質(zhì)黏土為主的下三門系，其后進(jìn)一步將三門湖沉積含銹黃色砂層及礫石層的地層定義為上三門組，地層中含麗蚌LamprotulaAntiguasp.化石，時(shí)代為早更新世，下部含綠色及灰綠色的黏土與砂質(zhì)黏土地層定義為下三門組（周慕林，2000）。其后人們根據(jù)黃色地層與綠色地層稱為“黃三門”與“綠三門”上下兩部分，不同學(xué)者對綠三門、黃三門的含義作出了不同解釋（孫建中，1986；王書兵等，2004）。薛祥煦（1981）在渭南游河附近綠三門組發(fā)現(xiàn)上新世游河象，因此將下三門組重新定義為游河組，時(shí)代為上新世。實(shí)際上所謂“黃三門”的銹黃色細(xì)砂沉積和“綠三門”的灰綠色沉積只不過是沉積物位于湖泊的不同位置而已，位于湖濱或淺湖沉積易接受粗顆粒沉積，并且受到氧化環(huán)境影響形成顆粒較粗的銹黃色細(xì)砂或礫石沉積，而位于湖泊中心水位較深的灰綠色、綠色砂質(zhì)黏土或黏土沉積形成于還原環(huán)境。在研究不要求作精細(xì)地層劃分的情況下統(tǒng)稱三門湖沉積，時(shí)代可以根據(jù)古地磁年齡或化石時(shí)代確定。岳樂平（1996）討論了黃土、紅黏土及三門古湖沉積的關(guān)系，認(rèn)為三門組可以和午城黃土、離石黃土同期異相，紅黏土與三門古湖沉積的下部新近紀(jì)湖相地層同期異相。

DZ1、DZ2 鉆孔位于西安凹陷西安市地裂縫f12兩側(cè)（圖1），兩孔鉆遇的黃土地層為黃土-古土壤序列，包括中更新世黃土及早更新世黃土上部地層（圖2a），鉆遇的古三門湖沉積為三門組沉積（圖2b）。黃土地層0.5 m 間距采集古地磁樣品，僅在S7、L8、S8 區(qū)間作了加密取樣。除去樣品實(shí)驗(yàn)室加工破損與測試過程中的破損，根據(jù)樣品磁性記錄的優(yōu)劣，最終DZ1 孔采用古地磁數(shù)據(jù)223 個(gè)，DZ2 孔采用古地磁數(shù)據(jù)189 個(gè)，滿足第四紀(jì)磁性地層學(xué)分析。DZ1 孔測試磁化率樣品1 302 份、粒度樣品761 份，DZ2 孔測試磁化率樣品1 412 份、粒度樣品736 份。

圖1 清涼山f12 地裂縫鉆孔位置圖（a）和西安地區(qū)地裂縫分布示意圖（b）（據(jù)王璐，2010）Fig.1 (a) Drilling locations of f12 fissure and (b) Distribution of ground fissures in Xi’an area

圖2 DZ1 孔巖心圖Fig.2 Photos of the Core from DZ1

2 樣品測試

2.1 古地磁測試

通過鉆井取樣，對第四紀(jì)黃土地層和古湖沉積開展磁性地層學(xué)研究已較為成熟。在湖相沉積古地磁樣品采集加工、實(shí)驗(yàn)室樣品退磁及剩磁測量方面都給出了成熟的方案（Fu et al.，2013，2015）。古地磁測試分析在中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所古地磁實(shí)驗(yàn)室完成，使用儀器為2G U-channel 755R 超導(dǎo)磁力儀。由于關(guān)中地區(qū)黃土以及三門組古地磁測試工作已經(jīng)非常成熟，剩磁載體比較清楚，因此筆者并未開展詳細(xì)的巖石磁學(xué)研究工作，而是直接采用前期比較成熟的測試方法和程序，采用熱退磁方法，NRM 測完后退磁溫分別為100 ℃、200 ℃、300 ℃、400 ℃、500 ℃、600 ℃。熱退磁后顯示出特征剩磁，經(jīng)過矢量分析獲得樣品原生剩磁方向。關(guān)中盆地黃土與三門湖沉積一般在這個(gè)溫度區(qū)間退磁后都能夠獲得特征剩磁（岳樂平，1989）。

2.2 磁化率測試

樣品在西北大學(xué)大陸動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，磁化率測量儀器為MS-ZB 型磁化率儀（英國Bartington 公司生產(chǎn)的），實(shí)驗(yàn)過程為：將自然風(fēng)干的樣品用研缽研磨至2 μm 以下，精確取10 g 樣品放入測試盒子中，然后放入磁化率儀中進(jìn)行低頻（0.47 Hz）磁化率測試。

2.3 粒度測試

粒度測量在西北大學(xué)大陸動(dòng)力學(xué)國家實(shí)驗(yàn)室完成，儀器為激光粒度儀，其測定范圍為0.02～2 000 μm。此實(shí)驗(yàn)的操作步驟為：用電子天平稱取大約為0.3 g，經(jīng)過烘干箱烘干后，將所取樣品放入的500 ml 燒杯中，放置在電熱板上，隨后加入10 ml 過氧化氫（濃度為10%）去除有機(jī)質(zhì)并開始一直加熱，期間添加少量蒸餾水以防蒸干，直至沒有氣泡冒出以后表明使其樣品已經(jīng)充分反應(yīng)；有機(jī)質(zhì)反應(yīng)完全后再加入10 ml 鹽酸（濃度為10%）去除碳酸鹽類并在加熱板繼續(xù)加熱，等待反應(yīng)完全氣泡不再冒出；將燒杯取下并注滿蒸餾水后靜置12 h，顆粒完全沉淀后倒掉上部清水；上機(jī)測試前，加入10 ml 1 mol/L 六偏磷酸鈉分散顆粒，將樣品放在超聲波儀器內(nèi)振蕩10 mins，使樣品顆粒保持分散，再用激光粒度儀對其進(jìn)行測試。

3 測試結(jié)果

DZ1 孔巖心磁性地層學(xué)研究結(jié)果顯示：該孔巖心記錄了布容正極性帶（B）、松山負(fù)極性帶（M）以及高斯正極性帶（G）。B/M 界線位于L8 中部，孔深59 m處，年齡為0.78 Ma。松山負(fù)極性帶中記錄了J 亞帶（年齡為0.98～1.06 Ma），位于三門組上部，孔深約100～120 m 位置。O 亞帶（1.75～1.98 Ma）位于三門組中部，孔深大約165～211 m 處。R 亞帶（2.14～2.15 Ma）位于三門組下部，孔深約279～303 m 處。M/G 界線（2.60 Ma）位于404 m 處（圖3）。

圖3 DZ1 孔沉積-年代-指標(biāo)綜合柱狀圖Fig.3 Sedimentation,chronology and proxies of DZ1

DZ2 孔巖心磁性地層學(xué)研究結(jié)果顯示：該孔巖心記錄了布容正極性帶（B）、松山負(fù)極性帶（M）以及高斯正極性帶（G）。B/M 界線位于孔深53 m 處，年齡為0.78 Ma。松山負(fù)極性帶中記錄了J 亞帶（年齡0.98～1.06 Ma），位于三門組地層上部，深約87～98 m位置。O 亞帶（1.75～1.98 Ma）位于三門組中部，深度大約129～184 m 處。R 亞帶（2.14～2.15 Ma）位于三門組下部，深度約218～251 m 處。M/G 界線（2.60 Ma）位于345 m 處（圖4）。

圖4 DZ2 孔沉積-年代-指標(biāo)綜合柱狀圖Fig.4 Sedimentation,chronology and proxies of DZ2

DZ1 孔巖心磁化率分析結(jié)果顯示古土壤磁化率數(shù)值較高，達(dá)到15～30（SI）。黃土磁化率大約為5～15（SI），三門組沉積的磁化率顯示含粗砂礫地層的磁化率數(shù)值較高可以達(dá)到30（SI），細(xì)黏土層磁化率數(shù)值為5～10（SI）（圖3）。

DZ2 孔巖心磁化率分析結(jié)果顯示古土壤磁化率數(shù)值較高，達(dá)到20～30（SI）。黃土磁化率大約為10～15（SI），磁化率數(shù)值可以很好的劃分黃土與古土壤地層。L9 砂質(zhì)黃土顯示了大段的低磁化率數(shù)值，和L9 的沉積特征相符。三門組沉積的磁化率顯示含粗砂礫地層的磁化率數(shù)值較高（圖4）。

DZ1 孔與DZ2 孔巖心粒度分析顯示黃土樣品中值粒徑為30～60 μm，黃土之下的三門組湖相沉積的中值粒徑達(dá)到200～400 μm，其間的粗砂層中值粒徑可以達(dá)到600 μm，而黏土夾層中值粒徑僅為5 μm。中值粒徑對于地層劃分起到了很好作用，DZ1 孔93 m之上的黃土-古土壤中值粒徑為30～60 μm，93 m 之下的三門組湖相沉積達(dá)到200 μm。DZ2 孔75 m 之上的中值粒徑為30～60 μm，75 m 之下的三門組湖相沉積粒徑達(dá)到600 μm。中值粒徑能夠清晰的劃分黃土沉積與三門組沉積界線（圖3、圖4）。

4 討論

4.1 西安凹陷清涼山一帶第四系特征

磁化率和粒度數(shù)值可以很好的劃分黃土與古土壤地層界線以及黃土與三門組砂層界線。根據(jù)DZ1孔井場的巖心巖性觀察及室內(nèi)磁化率、粒度測試數(shù)據(jù)綜合分析認(rèn)為：該孔地層包括0～93 m 的黃土-古土壤序列沉積，鉆遇地層包括L2、S2、L3、S3、L4、S4、L5、S5、L6、S6、L7、S7、L8、S8、L9、S9、L10、S10、L11 和S11。由于頂面為填土層，上部缺失馬蘭黃土及S1，全部黃土地層為離石黃土（圖2a）。黃土地層時(shí)代包括中更新世與早更新世晚期，底部未見午城黃土（與三門組同期異相）。該孔鉆遇黃土地層年齡大約為0.13～0.90 Ma（圖3）。93 m 以下全部為古三門湖沉積（圖2b），地層定位為三門組（時(shí)間為早更新世并穿時(shí)上新世末）。根據(jù)巖性特征可以分為上、中、下3 部分。上部巖性主要為黃色、銹黃色、土黃色細(xì)砂層、中粗砂層，局部含礫；中部主要為灰色、綠灰色粉砂層、中粗砂層，局部含礫。下部主要為灰色、綠灰色粉砂層、中粗砂層與暗紅色泥巖互層。373.6 m處見裂縫發(fā)育，裂縫高角度傾斜，傾角約為77°，裂縫斷面可見光滑擦痕（圖2d）。

關(guān)于三門湖沉積的地層劃分，《中國地層典》—第四系（周慕林，2000）將渭河流域下游的三門湖沉積下更新統(tǒng)地層歸為三門組。由于巖石地層單位具有穿時(shí)性，所以三門組底部界限大致為2.60 Ma（更新世底部年齡）。DZ1 孔M/G 界限位于404 m，距井底位置420 m 處僅有16 m 深度。404～420 m 巖性與上部地層約100 m 處的地層基本相似，并且鉆孔底部約420 m 處的貝殼化石與296 m 處的貝殼化石相同，因此將其下部16 m 上新統(tǒng)歸化為三門組穿時(shí)上新世頂部更合適一些?；谏鲜鲈?qū)?3 m 以下三門湖沉積統(tǒng)歸三門組（圖3）。

DZ1 孔鉆遇的三門湖沉積與渭河盆地其他區(qū)域的三門湖沉積特征基本一致，均為上部以銹黃色細(xì)砂為主，下部為灰綠色為主，但該孔的銹黃色細(xì)砂沉積厚度較薄，僅為60 余m，而灰綠色黏土質(zhì)沉積厚度較大達(dá)到數(shù)百米且未見底。296 m 與420 m 處發(fā)現(xiàn)貝殼化石麗蚌Lamprotula Antiguasp.（圖2c），該化石在三門峽東坡溝、平陸縣席坪、大荔縣甜水溝、渭南赤水河及游河流域三門組中均有發(fā)現(xiàn)。

DZ2 孔黃土地層主要依據(jù)井場巖心巖性觀測描述進(jìn)行劃分，并依據(jù)磁化率和中值粒徑進(jìn)行校正。該孔最下部黃土55～72 m 顆粒較粗，為L9 砂質(zhì)黃土，年齡大約為0.85 Ma。DZ2 孔標(biāo)志層L9 識別清楚，為劃分黃土-古土壤地層單元的重要依據(jù)。75 m 以下為三門湖沉積，地層定位為三門組（時(shí)間為早更新世及穿越上新世末）。DZ2 孔三門組巖性與DZ1 孔三門組巖性近似，也可以分為上、中、下3 部分。三門組上部巖性主要為黃色、銹黃色、土黃色細(xì)砂層、中粗砂層，局部含礫；中部主要為灰色、綠灰色粉砂層、中粗砂層，局部含礫；下部主要為灰色、綠灰色粉砂層、中粗砂層與暗紅色泥巖互層（圖4）。DZ2 鉆孔揭示的西安凹陷清涼山一帶黃土地層包括S1、L2、S2、L3、S3、L4、S4、L5、S5、L6、S6、L7、S7、L8、S8、L9 和S9。黃土-古土壤厚度約為72 m，包括中更新世離石黃土上部及早更新世離石黃土下部，未見午城黃土。上部地層缺失黑壚土S0 和馬蘭黃土L1。DZ1 孔巖心和DZ2 孔巖心的黃土地層層序基本一致。相比之下，DZ2 孔的三門組位置更高一些，這可能是DZ2 孔位置偏向湖泊深水一側(cè)，DZ1 孔位置偏向湖岸，DZ1 孔位置較早脫離湖泊接受黃土沉積；DZ2 孔巖心三門組特征與DZ1孔巖心基本相似。

4.2 西安凹陷f12 地裂縫兩側(cè)相對位移

西安凹陷清涼山地裂縫f12 總體走向約為NE 40°，傾向SE，傾角為80°。發(fā)育帶寬約為20 m，長度約為2 000 m。據(jù)彭建兵（2012）研究，地裂縫f12 于2001 年6 月初露地表，雨后在農(nóng)田出現(xiàn)10 cm 寬裂縫，裂縫的SE 盤相對NW 盤下降，兩者高差約為10 cm，其后不斷發(fā)展；2010 年前后觀測兩盤高差超過30 cm（彭建兵，2012）。地下幾十米甚至幾百米深度兩盤相對運(yùn)動(dòng)距離始終沒有測得。

為了解f12 地裂縫地下400 m 范圍內(nèi)地裂縫發(fā)育狀況及上下兩盤相對運(yùn)動(dòng)幅度，并為未來監(jiān)測安裝孔內(nèi)設(shè)備，長安大學(xué)在西安市自然資源和規(guī)劃局委托的《西安市地面沉降和地裂縫監(jiān)測分層標(biāo)建設(shè)項(xiàng)目》支持下，在f12 地裂縫兩側(cè)打了兩口鉆孔，用以揭示裂縫兩側(cè)地層序列差異，確定裂縫兩側(cè)地層相對落差。兩口鉆井位于西安地裂縫f12 兩側(cè)，DZ1 孔位于f12 地裂縫東側(cè)169 m，DZ2 孔于f12 地裂縫西側(cè)32 m。

兩口井上部出露B/M 界限，底部都打到M/G 界限位置，且J、O、R 亞極性事件清晰，為其地層對比提供重要依據(jù)。標(biāo)志層粉砂質(zhì)黃土L9 高程差為5 m，古地磁B/M 界線高程差為4 m，J 亞帶高程差為8～17 m，O 亞帶高程差為31～22 m，R 亞帶高程差為56～47 m，M/G 界線高程差為54 m?？傮w看來，DZ1 孔地層界線和古地磁界線都較DZ2 孔高程低，并且越靠下層差距越大（表1，圖5、圖6）。兩口井相距很近，僅為200 余米，鉆孔孔口高程現(xiàn)代地表高程相差約為5 m，井下地層高程的差異能夠大致反映出地裂縫兩側(cè)垂向相對運(yùn)動(dòng)幅度。DZ1 井373.6 m 深處揭露斷層面，斷面陡傾，傾角為77°，傾向SE。前人研究認(rèn)為f12 地裂縫為正斷型，SE 盤（上盤）相對NW 盤（下盤）下降，斷面傾角為80°（彭建兵，2012）。筆者根據(jù)巖性和古地磁界線對比均發(fā)現(xiàn)，地裂縫f12 的SE 盤相對NW 盤下降，產(chǎn)狀與前人研究成果較一致。

表1 地裂縫兩側(cè)古地磁界線高程對比表Tab.1 Correlations of boundary elevation at two sides of f12

圖5 DZ1 孔與DZ2 孔磁性地層對比Fig.5 Correlations of magnetic stratigraphy of DZ1 and DZ2

圖6 井DZ1-DZ2 鉆遇發(fā)f12 斷裂面示意圖Fig.6 Fracture plane of f12 at DZ1-DZ2

DZ1 井?dāng)嗝娉雎段恢肁 點(diǎn)（圖6）的下伏地層發(fā)育古地磁M/G 界限，即M/G 界限發(fā)育在正斷層的下盤。假設(shè)通過點(diǎn)A 的斷面是f12 地裂縫的主斷裂面，那么下盤的M/G 界限位置應(yīng)該接近等高，但事實(shí)是DZ2井M/G 界限比DZ1 井的高出近60 m，說明A 斷面下盤方向還發(fā)育一級斷面。根據(jù)南西距DZ2 井32 m 處B 點(diǎn)（圖6）地面出露地裂縫推測，其向地下延伸很可能為主斷裂面。按斷裂面傾角80°推算，該主斷裂面與DZ1 井位交點(diǎn)的深度遠(yuǎn)大于420 m，結(jié)合斷裂面發(fā)育規(guī)模，過A 可能為次斷裂面，過B 應(yīng)為主斷裂面。通過DZ1 和DZ2 井觀測到的f12 地裂縫上盤相對下降約為4～54 m，深度越大錯(cuò)距越大。

5 結(jié)論

（1）西安凹陷南緣發(fā)育的清涼山f12 地裂縫斷裂帶總體走向北東，呈正斷層。斷層上、下兩盤地層包括黃土-古土壤序列和三門組湖湘沉積，三門組底部穿時(shí)第四紀(jì)與上新世界限。上盤位于f12 地裂縫南東側(cè)，于DZ1 井373.6 m 處出露裂縫面次級斷面，傾向SE，傾角為77°。

（2）主斷裂面出露于地表兩井間。兩口井巖心上部都記錄了古地磁B/M 界限，底部都打到M/G 界限位置，且J、O、R 亞極性事件清晰，為其地層對比提供重要依據(jù)。兩口井標(biāo)志層粉砂質(zhì)黃土L9 位置高差為5 m，古地磁B/M 界線位置高差為4 m，J 亞帶位置高差為8～17 m，O 亞帶位置高差為31～22 m，R 亞帶位置高差為56～47 m，M/G 界線位置高差為54 m。上盤標(biāo)志地層界線和古地磁界線高程普遍較下盤低，并且越靠下層，差距越大。

（3）根據(jù)各層高程差及古地磁界線高程差判斷，地裂縫f12 斷裂帶上盤在第四系范圍內(nèi)相對下降幅度約為4～54 m。

致謝：“西安市地面沉降和地裂縫監(jiān)測分層標(biāo)建設(shè)項(xiàng)目”提供了DZ1 孔和DZ2 孔巖心樣品。古地磁測試得到了中科院西安地球環(huán)境研究所古地磁室強(qiáng)小科研究員、何占懷技師支持。西安地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)院有限公司毛濃博高級工程師及長安大學(xué)研究生柯昌艷、王躍飛、毛欣宇、陳曉、張薇學(xué)、王鵬榮、李澤權(quán)、李聰、孫月敏、孟恒羽、亢佳樂、史少斌協(xié)助采集了樣品，西北大學(xué)薛澤遠(yuǎn)同學(xué)協(xié)助測試粒度、磁化率。在此一并感謝。