TD1孔(39° 32'26″N, 118° 09'53″E)位于河北省唐山市丰南区稻地镇(图1)杨庄村, 地貌上属于冀东泛滥平原小区, 孔深238 m, 220 m以下因钻孔孔内坍塌仅获得一些残留岩心, 亦无法测井; 底部坍塌18 m层段不计, 220 m孔深岩心采收率为90.7%, 除去砾石、粗砂层不能采样测试古地磁外, 取心率和岩心状况基本满足了磁性地层学研究的要求。

TD1孔岩性有黏土、粉砂质黏土、黏土质粉砂、粉砂、细砂及中粗砂、砂砾石等, 总体看来砂层居多, 且大多呈现偏氧化的黄棕色调, 局部夹有钙质结核、炭屑等, 含有机质层位不多, 判断为极浅水环境的河间洼地— 湖沼相沉积, 接近泥炭的沉积仅见于2.3 m处; 砾石直径5~9 cm, 分选、磨圆中等到较差, 成分为燕山山脉所见各类基岩。全孔见3个厚层砂砾石层段, 分别出现在深度为35.4~42.2 m、180.7~183.6 m和210.4~238.0 m(底部18 m未采获岩心)。

根据钻孔地层岩性及沉积特征可见, 全孔主要为冲洪积、冲积沉积, 极少见灰色、灰绿色浅湖沼相沉积, 当与靠近山区、多接受快速进积的辫状河前端的相关沉积物所致。较厚的湖泊沉积物见于钻孔底部灰色沉积层段183.6~186.4 m, 其顶部虽然出现水平潴育化锈染, 显示有整体水位波动, 但依然出现全孔孢粉最多达599粒的样品, 且以藜科(Chenopodiaceae)、蒿(Artemisia)和香蒲(Typha)花粉为主, 同时旱生麻黄(Ephedra)也有出现, 显示为草原环境下的湖泊。其他几个薄层浅灰色、蓝灰色沉积层段亦归入短暂的浅湖泊— 湖沼沉积。全孔自下而上可划分为6个沉积旋回:

第1旋回:孔深238.0~197.5 m。岩性较为复杂, 颜色以棕黄色、棕色为主, 岩性主要为砂砾石、含砾中粗砂、黏土质粉砂、粉砂质黏土。砂砾石层中个别砾石直径达到9 cm, 局部夹棕黄色含砾细砂; 含砾中粗砂层显微斜层理、斜层理和水平层理; 黏土质粉砂层发育水平层理并常见轻度钙质胶结; 粉砂质黏土层普遍见潜育化蓝灰色还原条带, 全层见有钙质胶结雏形。总体上显示由粗到细的2个小沉积旋回, 属冲洪积相沉积。

第2旋回:孔深197.5~183.6 m。 下部(197.5~193.3 m)为浅黄灰色含砾中粗砂; 见直径小于3 cm 的砾石, 局部可见平行层理。中部(193.3~187.0 m)为浅棕红色黏土质粉砂夹细砂, 细砂夹层中发育平行层理、小角度斜层理。上部(187.0~183.6 m)以黄灰色粉砂质黏土为主, 普遍含钙质结核, 显示经历过水体浓缩, 层顶发育潜育化呈蓝灰色, 略含有机质。

第3旋回: 孔深183.6~142.2 m。 下部(183.6~175.3 m)以棕黄色砂砾石、中粗砂为主; 砂砾石层中见磨圆中等、最大长轴约9 cm的砾石; 中粗砂层夹薄层炭屑, 见中度锈染, 发育平行层理、交错斜层理。中部(175.3~150.0 m)以棕黄色黏土质粉砂、粉砂质黏土为主, 普遍含钙质结核, 多发育锈染, 局部富含有机质。上部(150.0~142.2 m)以浅黄灰色粉砂质黏土为主, 多含钙质结核, 底部少见副豆螺Parabythenia sp.破损标本, 局部富含有机质呈灰黑色。

第4旋回:孔深142.2~103.5 m。 下部(142.2~133.7 m)以棕黄色中粗砂为主, 发育平行层理。中部(133.7~118.3 m)为棕灰色黏土夹棕黄色细砂; 黏土层致密、较硬, 含钙质胶结较多, 少见锈染, 局部富含有机质; 砂层中发育斜层理, 饱水。上部(118.3~103.5 m)为棕色粉砂质黏土、黏土质粉砂互层, 显水平层理, 黏土质粉砂呈硬塑状, 轻度钙质胶结。

第5旋回:孔深 103.5~41.5 m。 岩性较为复杂, 颜色主要以棕红色、棕色、棕黄色和黄灰色为主, 主要有含砾中粗砂、细砂、黏土质粉砂及黏土层。砂层显微斜层理、平行层理和斜层理, 饱水, 振动即呈液化态; 黏土质粉砂发育水平层理, 多见锈染, 局部见钙质胶结; 黏土层致密、较硬。总体上显示由粗到细的4个小沉积旋回, 属冲洪积相沉积。

第6旋回:孔深 41.5~0 m。 下部(41.5~35.4 m)为棕黄色、杂色砾石层夹含砾粗砂, 砾石最大长轴约9 cm, 一般直径5~6 cm, 呈鹅卵状; 含砾粗砂中砾石含量近50%, 分选、磨圆中等— 差。中部(35.4~14.0 m)以黄灰色— 黄棕色粉砂质黏土、黏土质粉砂为主, 其间夹有黄灰色含泥粉砂、粉细砂; 粉砂质黏土层中多见钙质结核, 锈染发育, 局部富含有机质; 黏土质粉砂层发育水平锈染, 显示发生过潴育化作用, 系水位波动、三价铁进入沉积地层所致, 判断为河流边滩、天然堤沉积。上部(14.0~0 m)以黄橙色— 棕黄色粉砂、黏土质粉砂为主; 其中, 4.35~4.20 m黄橙色沉积物显示较强氧化状态, 是渤海湾西岸末次盛冰期(LGM)典型沉积特征(王强等, 2008), 系低海面时期河间地暴露大气下的氧化沉积; 2.4~1.8 m 为灰黑色有机质粉砂质黏土, 2.3 m处样品AMS¹⁴C 测年为6400± 40 a BP(美国Beta实验室编号:Beta-346557), 为高亢地形较晚进入中全新世大暖期的表现; 近地表回填土厚1.3 m。

全孔典型岩心照片示于图2。

图2

Fig.2

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	图2 TD1钻孔典型岩心照片Fig.2 Selected core photographs in Borehole TD1

结合钻孔地层岩性、岩心沉积构造, 可使用测井曲线判断沉积相(马正, 1982; 洪有密, 1993; 欧阳健等, 1999), 露头与钻孔测井相已经得到很好的验证(Donselaar and Schmidt, 2005), 在大湖泊油气盆地也是钻孔间对比的一项重要内容(Tä navsuu-Milkeviciene and Sarg, 2012)。

将自然电位、视电阻率和自然γ 测井曲线分别配以各自的镜像曲线, 可以规避一些外界条件干扰, 以3种或2种曲线的共同变化趋势可确定粒序和沉积旋回(王强和李从先, 2009)。曲线高幅值变化与钻孔地层砂含量变化反映的粒序(尚帅等, 2013)相当, 甚至与平均粒径有极高的吻合^①。TD1孔3种原始测井曲线吻合度亦较高, 咸水层段视电阻率曲线平直无反应, 以及当孔内泥浆盐度大于地层水盐度时, 自然电位曲线随视电阻率曲线同方向变化的现象(宋子齐等, 2009), 在该孔亦未发生; 唯孔底208~220 m层段自然γ 曲线与另2条曲线变化不同步尚无法得以解释, 其后叙述的丰润钻孔2个测井曲线局部也有类似不吻合状况, 文内暂忽略其中的理论或仪器技术问题, 依据钻探采取的部分残留岩心解释此层段为砂砾石沉积。

测井曲线中砂体显示的钟型、倒钟型、箱型曲线, 反映了河流退积、进积、加积3个基本类型, 参考露头剖面研究, 依据岩心沉积特征, 可判断其间细粒沉积多为泛滥平原与河间洼地亚相。以砂层作为旋回底, 向上粒度变细直至出现浅灰色泥质沉积的过程, 构成一个完整的分流河道→ 天然堤→ 沼泽— 浅水湖沼的沉积旋回, 与TD1孔所在冲积扇中部相符。

该孔所见泛滥平原亚相包括众多类型沉积物, 致密块状、短暂暴露大气下形成的潴育化氧化薄层、黏土质粉砂与黏土纹层组成的互层沉积、地下水活跃造成的三价铁沿根系或裂隙进入发生的潴育化锈斑、二价铁进入形成的浅灰色规则及不规则潜育化斑等, 后期暴露亦可以形成块状浅棕红色黏土。

河间洼地沉积以具不同程度的浅灰色判别, 其中可见受水体浓缩影响形成的钙质结核或小钙核雏形。边滩沉积多见规模不等的黏性土— (粉)砂互层, 且往往有水位波动形成的顺层潴育化锈染, 或是水生莎草科、芦苇根系遗迹, 以及二价铁或三价铁由此进入发生不同程度的浅灰— 蓝灰色潜育化, 或浅黄棕色— 红棕色潴育化现象。类似蓝灰色沉积在山西运城盐湖钻孔地层多见, 系少见微体生物的贫营养湖沉积; 同时在河北黄骅钻孔海侵层亦可见, 由于其中多见海相微体生物, 判断为潟湖沉积(Wang et al., 2008)。

砂层绝大多数为黄褐色沉积, 为浅水偏氧化环境, 后期暴露则成为浊黄橙色; 浅灰色砂层为滞水环境, 依据上下层位关系判断为积水湖沼— 湖相, 甚至可以是牛轭湖沉积(图 2)。

TD1孔6个大沉积旋回皆以砂砾石或含砾粗砂层为底板, 上部为粉砂质黏土或黏土层, 当然其中尚包括更小的沉积旋回。这些砂砾石层或含砾粗砂层、砂层的沉积环境主要是冲积扇辫状河体系中的水道, 正粒序序列显示突发的河流泛滥形成的分支河道、向上沉积水动力减弱的退积特征, 旋回上部细粒沉积为天然堤、河间洼地、边滩或浅水湖沼相, 顶部可见厚薄不等的浅灰色、蓝灰色沉积物; 183~175 m、118~107 m和56~50 m 3个反粒序层段显示进积速度加快; 104~67 m层段3厚层近箱型曲线显示加积的稳定河床, 其间薄层细粒沉积显示了河道的快速摆动。

采取古地磁样品时先将岩心从中间对半剖开, 在新鲜层面上取立方体块状样品, 封装在2× 2× 2 cm的无磁塑料盒内备测试用。采样点的位置视岩心状况而定, 采集钻探过程中无扰动的岩心, 间距多控制在0.5~1.0 m之间, 个别层位因扰动或岩心缺失采样间距超过了1 m, 且未在中粗砂、砂砾石等快速堆积层位采取样品, 总计获得古地磁样品250块; 用同样的方法采集450块样品做体积磁化率测试。另外, 依据岩性与层位分别采取了87块孢粉样品与87块微体生物样品。

全部样品的古地磁、磁化率测试在中国地质科学院地质力学研究所古地磁实验室完成。鉴于粒度较粗的样品稍多, 古地磁测试遂采用热退磁和交变场退磁方法相结合, 以避免热退过程中粗粒度样品的破碎。

对关键层位的46块样品, 按25~50 ℃的间隔, 从室温加热至580 ℃或630 ℃, 在美制 TD-48 高容量热退磁仪中进行系统热退磁。其余204块粒度较粗的样品采用交变退磁法, 使用美国GSD-2型交变退磁仪按3~10 mT步长自5 mT到60 mT进行。剩磁测量在美制立式2G-755R超导磁力仪上进行, 所有退磁过程和剩磁测量均在零磁空间(< 300 nT)中完成。磁化率测试使用捷克产KLY-4卡帕桥磁化率仪完成。

剩磁分析主要采用主向量分析法, 数据分析主要采用Enkin古地磁数据分析软件包, 计算得到样品的特征剩磁方向。由代表性样品的剩磁矢量正交投影图(图 3)可见, 大部分样品的剩磁显示出2个分量, 其中, 交变退磁样品大部分从第2步开始就稳定趋向原点; 而热退磁样品在200~300 ℃下就可洗去次生粘滞剩磁分量, 第2个分量在退磁达到300 ℃以后即保持稳定, 并逐步趋向原点, 代表了原生特征剩磁的方向。

图3

Fig.3

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	图3 TD1孔代表性样品的退磁正交矢量投影图Fig.3 Orthogonal(Zijderveld)vector plots of representative specimens from Borehole TD1

退磁结果显示, 交变退磁的样品一般在20~50 mT之间即可获得稳定的特征剩磁, 热退磁样品可在300~580 ℃获得稳定的特征剩磁。部分样品在退磁过程中方向不稳定, 未能分离出其特征剩磁方向, 此类样品28块, 占总数的11.2%。选择经3步以上拟合合理的标本222块, 舍弃28块样品, 编绘全孔磁倾角曲线; 222个样品中3、4、5、6和7步拟合样品各为21、111、57、20和13个。

TD1钻孔地层岩性柱、磁化率曲线、磁倾角随深度的变化曲线、获得的磁极性柱及与标准极性柱(Cande and Kent, 1995)对比曲线、自然电位(SP)测井曲线、侧向视电阻率(LR_t)测井曲线、自然伽马(γ )测井曲线如图4所示。该孔岩心样品的古地磁极性事件与标准极性柱有明显的可比性, 自上而下分为3个极性带:

图4

Fig.4

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	图4 TD1孔磁化率、磁倾角曲线、古地磁极性柱与测井曲线Fig.4 Curves of magnetic susceptibility and magnetic dip angle, palaeomagnetic column and logging curves in Borehole TD1

布容极性带(Brunhes):见于钻孔孔深0~49.2 m层段, 以正极性为主。顶部孔深2.3 m处¹⁴C测年为6 ka BP余, 显示滦河晚更新世早期冲积扇局部依然可以保存有全新世沉积, 同时判断下伏偏氧化层段为末次盛冰期氧化砂层。渤海湾西岸前期工作经验表明, 局部的水热状况决定了是否可以出现10 ka前后泥炭, 在天津武清地区距离海岸约50 km的局部低洼地点湖沼沉积曾获得13 ka数据; 在远离现代岸线略高的古地貌部位, 可能较迟出现6~7 ka泥炭积累或有机质黏土沉积。而整个天津— 黄骅沿海目前所见全新世基底泥炭最早为10 ka前后, 除下切河谷区之外, 一般出现在20 m深度。TD1孔44.0~45.5 m局部见锈染棕黄色— 棕红色粉砂质黏土, 45.5~47.5 m棕黄色— 棕红色中粗砂、含砾中粗砂, 恰好出现在B/M界线49.2 m之上(图 5), 从岩性看既相当沉积旋回的开始, 又显示当时可能发生了水位下降。

图5

Fig.5

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	图5 TD1孔B/M界线之上岩心照片Fig.5 Core photographs above boundary of palaeomagnetic Brunhes/Matuyama polarity zones in Borehole TD1

松山极性带(Matuyama):见于钻孔孔深49.2~165.8 m层段, 以负极性为主, 其中69.0~74.7 m和113.8~141.7 m两段显示正极性, 可分别与哈拉米洛(Jaramillo)和奥尔都维(Olduvai)极性亚时对应。

高斯极性带(Gauss):见于钻孔孔深165.8~210.4 m层段, 以正极性为主, 其中186.3~189.2 m和197.8~203.3 m显示负极性, 分别判断为凯纳(Kaena)亚带和马莫斯(Mammoth)亚带。

根据钻孔2.3 m处的¹⁴C测年数据判断, 本孔全新统底界在2.4 m, 与下伏末次盛冰期地层间可能存在着间断, 中更新统底界为49.2 m, 第四系底界在165.8 m。依据钻孔底部马莫斯亚带顶、底板埋深计算的沉积速率外推至210.4 m, 大致得出钻孔底部年龄为3.45 Ma BP。210.4~238.0 m为巨厚层砂砾石层, 视为快速堆积。

由于岩心样品岩性复杂、粒径出入甚大, 所获磁化率数值曲线显示与大沉积相旋回接近, 可能表明靠近源区的泛滥平原沉积物磁化率更容易受到强磁矿物的影响。

TD1孔共取87块孢粉样, 平均间距2.5 m左右, 砂层未取样; 各样品孢粉一般不多, 鉴定数量绝大多数在百余粒, 共统计孢粉64个科、属, 基本可据百分比讨论。整体看来孢粉组合中以草本植物为主, 木本植物花粉次之, 蕨类植物孢子很少, 主要在前第四纪出现比例稍高, 显示当时古环境偏湿润, 利于水生蕨类植物存活。木本植物花粉见31个属种, 主要为松(Pinus)、桦(Betula)、鹅耳枥(Carpinus)、栎(Quercus)等, 其次还有榆(Ulmus)、槭树(Acer)、沙棘科(Hippophae)、旱生的麻黄等; 草本植物花粉有46个属种, 主要为藜科、禾本科(Gramineae)、蒿, 其次有菊(Chrysanthemum)、蒲公英(Taraxacum)、毛茛科(Ranunculaceae)、十字花科(Cruciferae)、唇形科(Labiatae)、中华卷柏(Selagerina sinensis)、水龙骨科(Polypodiaceae)、盘星藻(Pediastrum)等, 另有水生的香蒲及湿生植物莎草科(Cyperaceae)等类型。蕨类植物孢子有12个类型, 主要为铁线蕨(Adiantum)等。

依据孢粉类型在剖面上的波动, 自上而下划分7个孢粉组合带(图 6), 各带特征简述如下。

图6

Fig.6

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	图6 TD1孔孢粉图式与孢粉组合带Fig.6 Sporo-pollen diagram and zonation in Borehole TD1

孢粉带Ⅰ (1~3.3 m, 中全新世):由2个样品组成, 顶部孢粉丰富, 以草本植物为主, 藜、蒿、禾本科、水生的中华卷柏居多, 木本植物松、栎、榆树花粉亦有出现, 指示该地中全新世为稀树草原但偏潮湿的环境, 与偏灰色沉积反映弱还原状况一致。

孢粉带Ⅱ (3.3~17.0 m, 末次盛冰期, 约16~25 ka期间地层):由6个样品组成, 孢粉总量低, 大致以藜、蒿、禾本科等草本植物为主, 水生香蒲仅见于1个样品, 指示干旱草原植被。

孢粉带Ⅲ (18.1~42.9 m, 末次盛冰期之前— B/M界线、0.025~0.78 Ma期间地层):由13个样品组成, 从沉积物氧化— 还原状况和粒序看, 此层段包括了3个小旋回, 除顶部3个样品草本花粉居优外, 其余样品木本花粉占30%以上, 且以松属花粉居绝对优势; 同时栎、桦、鹅耳枥少见出现, 禾本科波动且持续出现, 藜科在下部稍多, 蒿属、香蒲在上部较多出现, 莎草科、毛茛科、十字花科、唇形科以及水生藻类中华卷柏、水龙骨科、盘星藻在上部也有出现, 整体反映依然是稀树草原植被, 但是上部偏湿润。28.5 m样品在此层段孢粉最多, 达263粒, 恰好是一个沉积旋回顶部的湖沼沉积。

孢粉带Ⅳ (50.50~100.05 m, 大体相当0.8~1.0 Ma期间地层):由22个样品组成, 除3个样品木本花粉不足30%外, 其他样品所见皆高于30%, 中部2个样品甚至占50%, 且依然以松为主, 桦在下部略有出现, 上部略见栎、鹅耳枥、榆、柳等木本植物花粉; 草本植物花粉依然以禾本科、藜科、蒿为主, 藜科与蒿含量呈同步变化, 禾本科明显与藜科— 蒿变化趋势呈负相关关系, 上部湿生的香蒲出现略频繁; 显示下部偏干旱, 上部略湿润的稀树草原植被。

孢粉带Ⅴ (104.5~136.5 m):由15个样品组成。孢粉最丰富的是119.5 m样品, 共见251粒; 木本花粉除在3个样品含量低于30%外, 其余皆大于30%, 最高达58%, 依然以松为绝对优势, 中下部鹅耳枥出现频率较高, 栎、桦、柏科在上部略有出现, 但所占比例较低, 总体显示偏温暖; 禾本科、藜科在草本植物中所占比重较高, 蒿含量比孢粉带Ⅳ 所占比例稍低; 香蒲、莎草科、毛茛科较连续出现, 显示比孢粉带Ⅳ 稍暖湿状况。119.5 m样品亦位于一个沉积旋回顶部层位。

孢粉带Ⅵ (142.5~175.5 m):由19个样品组成, 按岩性向下延续至183 m砂层底板起算, 自下而上包括了2个沉积旋回, 大体相当2.0~3.0 Ma时期; 顶部浅水湖泊沉积样品孢粉最丰富, 见276粒, 其余样品孢粉不多; 除顶部3个样品木本花粉占30%以上, 其余样品木本花粉含量低于30%, 皆低于其上几个孢粉带所见, 鹅耳枥、栎断续出现, 上部少见榆树花粉, 中下部旱生麻黄有一定比例出现, 更多的是盘星藻以较高比例出现; 总体看来该带虽然草本花粉以明显高于木本为特征, 但干、湿交替明显, 且整体偏湿。

孢粉带Ⅶ (183.5~209.5 m):由10个样品组成, 唯顶部湖相沉积层孢粉最多, 但草本植物花粉占近85%, 藜科花粉又占了将近50%; 除顶部1样品外, 该组合带禾本科含量比例高于藜科、蒿, 鹅耳枥和栎亦有出现; 底部盘星藻较多出现, 整体反映湿润条件下的草原环境。

河流沉积环境孢粉不易保存(许清海等, 2001), 以及孢粉的再搬运(陈静等, 2009)皆有报道。近年河北省衡水、黄骅与天津平原北部3个深孔孢粉地层学研究(范淑贤等, 2009a, 2009b, 2010)显示, 各钻孔地层中所建立的孢粉谱并不能完好地对比, 衡水地区可能古地貌部位稍高, 保存的孢粉记录偏少; 天津北部平原钻孔处于较低洼部位, 多还原环境沉积, 孢粉记录保存多些; 黄骅深钻由于有末次盛冰期下切河谷存在, 浅部地层未能确定末次盛冰期植被贫乏层段。

TD1孔采样回避了一些可能的孢粉贫乏层位, 而且山前冲积扇部位一般花粉亦不易保存, 作者以为宜结合沉积地层分析, 依据¹⁴C测年和岩性特征判断中全新世与末次盛冰期沉积层段, 再依据沉积旋回进行总结。在3.0~2.0 Ma期间, 研究区域总体显示干旱化加重。该孔2.0 Ma以来孢粉组合带中松花粉的普遍增多, 其他木本树种比例并不高的现象, 应该与第四纪北半球大冰盖开始形成、导致气候变干变冷相关。全孔禾本科与藜科含量基本显示出负相关的关系。

全孔采取微体生物分析样品87块, 仅14.3 m样品中见纯净小玻璃介Candoniella albicans(Brady)、美星介未定种Cyprinotus sp.和双折土星介Ilyocypris biplicata(Koch)各1瓣, 由于产出层位岩性为黏土质粉砂层, 这些少见的介形类只能反映短暂的、近静水的积水环境。其他样品未见标本, 表明冲积扇沉积环境大多不宜微体生物生存, 与全孔多偏黄棕色沉积、少有机质积累的营养状况相吻合。

从TD1孔的沉积速率— 年龄图(图 7)看, 自大约3.45 Ma BP以来, 主要极性带界线之间的平均沉积速率变化不大, 且相对较低; 2.58~3.45 Ma期间、深度165.8~210.3 m层段平均沉积速率约为50 m/Ma; 0.78~2.58 Ma期间、深度49.2~165.8 m层段平均沉积速率约为64.81 m/Ma; 0~0.78 Ma期间深度0~49.2 m层段平均沉积速率约为63 m/Ma。鉴于2.4 m以上明确属于全新世, 计算0.01~0.78 Ma期间2.4~49.2 m深度层段, 沉积速率则为61.17 m/Ma。3 Ma 以来长时期内平均沉积速率没有显著变化, 也反映了该孔所在的古滦河冲积扇区较为稳定单一的沉积模式; 但是作为河流沉积体系, 依然可能存在着过路作用(bypass)和地层间断(Yao et al., 2014)。唐山市区内由于基岩埋深深浅不同, 第四系厚度亦有很大差异。

图7

Fig.7

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	图7 TD1钻孔沉积速率— 年龄图Fig.7 Sedimentation rates as a function of magneto-stratigraphic ages in Borehole TD1

按照已经获得古地磁极性柱大致年代, 可见全孔4个大沉积旋回大致出现在3.2、3.0、2.0、1.6 Ma, 其中几个旋回似乎与古地磁极性时/亚时的出现接近, 而且进入布容极性时又有低水位事件出现, 造成砂层呈氧化状态, 可能大河流洪泛事件与地球磁场倒转有一定的关系, 对此尚有待更多的钻孔工作; 而次一级沉积旋回则视为河流摆动影响。

燕山东部唐县期夷平面形成在7~3 Ma, 之后进入第四纪隆升时期(易明初和李晓, 1991; 吴忱等, 1999; 徐杰等, 2001)。由TD1孔沉积特征分析可见, 第四纪之前约3.45 Ma即发生1次冲洪积作用, 其后转为低沉积速率的洼地— 湖相沉积; 在3.2和3.0 Ma又发生2次。进入第四纪后, 随着青藏高原隆升的辐射效应(王强和田国强, 1999), 处在燕山隆起区南缘的TD1孔虽然持续处于沉降状态接受滦河的物质供给, 但至少表现出与山区隆升有关的大沉积旋回。

此前研究认为, 河北平原奥尔都维亚时前后棕红色黏土沉积的结束, 是一期岩石地层学特征(陈望和和倪明云, 1987), 但是在TD1孔未能得到证实。除进入布容极性时早期该孔遭受过低水位强氧化作用外, 在末次盛冰期又受到低海面气候变化影响, 经历了全孔又一次强氧化阶段; 进入中全新世, 在大暖期气候影响下形成湖沼。本孔沉积速率较低, 极可能是因为所处部位较高, 发生过路作用所致, 由此发生的地层间断尚无法确定时限。

在近于垂直河流走向横剖面钻孔间测井曲线对比中发现, 可能的主河道地点的1期厚层砂层, 在偏离主河道的边缘地区因河流的侧向摆动显示为几层砂层, 而且其视电阻率变化幅度数值也比主河床所见低许多(王强和李从先, 2009)。这一现象为沉积体系内依照能量重新分布而形成的自旋回, 在河流横剖面方向自旋回对比范围有限, 相变频繁且与水流方向有关(袁新涛和沈平平, 2007)。

丰润七树庄镇中心小学ZK1孔相当丰润冲积扇近端点部位, 按照前述依据测井曲线判断钻孔沉积旋回的方法, 可见该孔几乎近同样深度有类似的4个大沉积旋回(图 8), 主要砂体同样是分支河道沉积, 显示2个钻孔可能是沿河流纵向的对比关系; 基于TD1孔沉积旋回的分期, ZK1孔地层大致相当约3 Ma以来沉积。作为河流沉积物的卸载区, 沿河流走向的纵剖面既可以存在堆积— 沉积, 也可以发生侵蚀、过路作用, 详细的测井曲线对比关系尚需要密集钻孔资料验证。ZK1孔与其南西方向燕子河ZK2孔测井曲线对比关系亦有待进一步工作确定。从丰润地区这2个钻孔视电阻率、自然电位曲线看, 下部地层曲线幅度明显高于上部, 与前述天津市域宁河Ha-3孔测井曲线高幅值自第四纪开始即稳定出现到晚更新世之前又有所不同, 显示不同地点河流沉积的水动力变化历史不同, 对此同样有待更多的钻孔资料完善。

图8

Fig.8

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	图8 唐山丰润地区ZK1和ZK2孔测井曲线Fig.8 Logging curves in Boreholes ZK1 and ZK2, Fengrun area of Tangshan

与天津市区南部沧县隆起上的BZ2孔相比, 后一钻孔晚更新世3期海侵层见于55.24 m深度以上, 56.2 m 即为0.78 Ma 的B/M界线, 2.58 Ma 的M/G界线仅在164 m(姚政权等, 2006)。该孔海侵地层底板与B/M界线之间, 极可能发生过路作用, 以致缺失了0.13~0.78 Ma 期间的地层。

除局部下切河谷和构造沉降较大地点外, 渤海湾西岸大区域3期海侵层底板埋深大致接近, 甚至可以向南对比到苏北沿海接近深度(王强和田国强, 1999; 王强和李从先, 2009), 这3期海侵地层是受全球性海面变化控制、且在同一幅度海面变化下形成的, 符合氧同位素分期。TD1孔布容极性时地层与沿海平原这些区域显然存在着同期异相, 仅分辨出相当末次盛冰期和全新世的地层, 与沿海平原区的详细对比还有待深入研究。