赵勇, 王强, 李瑞杰, 魏波, 徐吉祥, 孙永华, 张晓亮, 王纯君, 周圆心, 尤世娜, 吕金波. (2018)北京平原区南部PGZ01孔第四纪地层划分及其环境意义* [J]. 古地理学报, 20(2): 337-348
Zhao Yong, Wang Qiang, Li Rui-Jie, Wei Bo, Xu Ji-Xiang, Sun Yong-Hua, Zhang Xiao-Liang, Wang Chun-Jun, Zhou Yuan-Xin, You Shi-Na, Lü Jin-Bo. (2018)Quaternary stratigraphic division and its environmental significance of Borehole PGZ01 in southern Beijing plain area[J]. Journal Of Palaeogeography, 20(2): 337-348.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2018.02.025
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北京平原区南部PGZ01孔第四纪地层划分及其环境意义*
赵勇1, 王强2, 李瑞杰1, 魏波1, 徐吉祥3, 孙永华1, 张晓亮1, 王纯君1, 周圆心1, 尤世娜1, 吕金波1
1 北京市地质调查研究院,北京 100195
2 中国地质调查局天津地质调查中心,天津 300170
3 北京市地质矿产勘查开发局,北京 100195

第一作者简介 赵勇,男,1983年生,毕业于中国地质大学(北京)构造地质学专业,现为北京市地质调查研究院高级工程师,研究方向为区域地质与第四纪地质。E-mail: zhaoyong3068@163.com。

通讯作者简介 王强,男,1945年生,天津地质调查中心研究员,研究方向为第四纪地质与海洋地质。E-mail: tjwq1945@163.com。

收稿日期:2016-04-05
基金资助:*中国地质调查局北京1:5万琉璃河、庞各庄、安次县幅区调项目(编号: 12120114007701)和国家自然科学基金项目(编号: 40872107)共同资助
摘要

对北京平原区南部大兴榆垡镇 420m 深的 PGZ01孔岩心进行了岩石地层、磁性地层、 14C测年、介形类组合和孢粉组合研究。结果表明:( 1) Matuyama(松山) /Gauss(高斯)和 Brunhes(布容) /Matuyama(松山)极性界线分别位于 280m和 78.35m处,钻孔底部已经进入 Gauss正极性带;取 280m处 Matuyama/Gauss极性界线作为第四系下限,显示可能的永定河泥石流—冲积扇在第四纪之前即到达了北京平原南部,但是华北平原上新统标志岩石地层单元——厚层棕红色黏土在 Olduvai(奥尔都维)极性亚带之上即已出现。( 2)结合 AMS14C测年,尝试将约 60m以上地层的氧化—还原状况,与对古季风影响反映灵敏的沿海平原钻孔同样深度地层进行对比,继而确定上更新统和全新统的底界深度分别位于 56.60m和 18.95m。( 3) MIS5(海洋同位素阶段)以来的特征沉积物,与沿海平原钻孔地层有很好的可比性,同时也有 8~4ka期间史前大洪水的影响。本研究为廊(坊)固(安)凹陷西北边缘区第四纪地层划分对比、古地理环境演化、活动断裂以及区域差异构造沉降研究,提供了重要的年代地层格架,对理解晚更新世以来古季风变化的环境效应有重要的启迪。

关键词: 磁性地层; 第四系; 古永定河; 廊固凹陷; 北京平原区
中图分类号:P534.63 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2018)02-0337-12
Quaternary stratigraphic division and its environmental significance of Borehole PGZ01 in southern Beijing plain area
Zhao Yong1, Wang Qiang2, Li Rui-Jie1, Wei Bo1, Xu Ji-Xiang3, Sun Yong-Hua1, Zhang Xiao-Liang1, Wang Chun-Jun1, Zhou Yuan-Xin1, You Shi-Na1, Lü Jin-Bo1
1 Beijing Geological Survey Institute,Beijing 100195
2 Tianjin Geological Survey Centre,China Geological Survey Bureau,Tianjin 300170
3 Beijing Geology and Mineral Resources Exploration and Development Bureau,Beijing 100195

About the first author Zhao Yong,born in 1983,is a senior engineer at Beijing Institute of Geological Survey. He is mainly engaged in regional and Quaternary geology. E-mail: zhaoyong3068@163.com.

About the corresponding author Wang Qiang,born in 1945,is a professor at Tianjin Geological Survey Centre. He is mainly engaged in Quaternary geology and marine geology. E-mail: tjwq1945@163.com.

Fund:[Co-funded by Beijing 1:50 000 Liulihe,Panggezhuang,Ancixian Regional Geological Survey Project of China Geological Survey(No. 12120114007701) and the National Natural Science Foundation of China(No. 40872107)]
Abstract

Based on the core materials collected from the Borehole PGZ01,which is located at Yufa Township of Daxing district in southern Beijing plain area and has a depth of 420m,the analyses of lithostrotigraphy,magnetostratigraphy,AMS14C dating,Ostracoda and sporopollen assemblages were carried out. The results show that: (1)The boundaries of Matuyama/Gauss polarity chron and Brunhes/Matuyama polarity chron appear at the depth of 280m and 78.35m, respectively. It suggests that the bottom strata of this borehole correspond to Gauss normal polarity zone at the bottom. Considering that the boundary of Matuyama/Gauss polarity chron at the depth of 280m is the lower boundary of Quaternary system. It suggests that the debris flow and alluvial fan or possible palaeo-Yongding River had arrived at the southern part of Beijing plain area before Quaternary. Moreover, thick-layer brownish red clay which is considered as the upper mark lithostratigraphic unit of the Pliocene occurred at the Olduvai subzone. (2)Integrated with the AMS14C dating,the present study tentatively correlate the stratal oxidation-reduction status above the depth of 60m to correlate to cores from palaeomonsoonal-sensitive coastal plain environment,the boundary of the Upper Pleistocene and Holocene was determined to be at 56.60m and 18.95m, respectively. (3)The characteristic sediments deposited since MIS5 have a good correlation with core sediments from coastal plain environment,and show evidence of the influence of Prehistoric Flood of 8-4ka. The present paper provided important age control for subdividion and correlation of Quaternary stratigraphy,construction of palaeogeography,fault activities and tectonic history of the westnorthern margin region of Lang(fang)-Gu(an) Depression,and understanding of the environmental effect of palaeomonsoon change since the Late Pleistocene.

Key words: magnetostratigraphy; Quaternary; palaeo-Yongding River; Beijing plain area

北京平原第四系主要是源自北京西山、北山的河流在冲洪积环境下沉积而成, 由于多条河流多期冲洪积作用的叠加, 成因类型与地层分期复杂; 加之基底构造/新构造运动影响, 造成不同构造单元第四系厚度存在较大差异。故而井下第四系年代地层学研究, 可以反映各构造单元的差异构造活动规模, 直接为区域地壳稳定性评价提供依据(张青松等, 1976; 蔡向民等, 2009a, 2009b; 赵勇等, 2015)。

随着1970年代末古地磁和14C技术的应用, 北京平原区井下第四纪地层的研究, 在年代学上取得了众多进展。早期有安芷生等(1979)、李龙吟和陈华慧(1994)分别报道的顺义(顺5)和怀柔(HR88-1)钻孔古地磁研究结果; 近年来栾英波等(2008a, 2008b, 2011)、蔡向民等(2010)、赵勇等(2013, 2015)相继报道了北京平原西北部数个钻孔古地磁研究。相比之下, 北京平原南部第四系研究程度较低。

作者依据“ 北京1:50000琉璃河、庞各庄、安次县幅区域地质调查” 项目标准孔大兴榆垡镇PGZ01孔地层岩性、测井相反映的沉积相序, 配合以AMS14C测年和磁性地层学等数据, 进行岩石地层及年代学研究, 加之对晚更新世地层的介形类组合、孢粉学分析, 以期为区域第四纪地质、古地理演化研究提供基础资料。

1 研究钻孔概况

PGZ01孔(39° 30'55″N, 116° 20'9″E), 位于北京市南部大兴区榆垡镇(图1)太子务村正北约500m, 孔口标高26m, 孔深420m, 钻探钻具直径为110mm, 全孔取心率达80%以上。在构造学上, 该钻孔位于廊(坊)固(安)凹陷西北缘(图1)控盆断裂(礼贤断裂)的上盘, 廊固凹陷西北边缘第四纪沉积物主要由永定河冲洪积扇堆积物组成。

图 1 北京平原区南部PGZ01孔位置Fig.1 Location of Borehole PGZ01 in southern Beijing plain area

2 地层特征和沉积环境

PGZ01孔所见沉积物有砂砾石、中粗砂、细砂、粉砂、粉砂质黏土、黏土质粉砂和黏土, 钻孔下部尚有“ 泥包砾” 的泥砾层出现; 岩心剖开后可见碳质斑点、潴育化锈斑等, 颜色多变, 局部夹有钙质结核与腹足类壳体残片, 反映沉积环境较为复杂。对该孔60m以上层段含有机质地层进行了少量介形类、腹足类和孢粉分析。

在用测井曲线判断钻孔地层沉积相的工作中, 多种曲线结合与粒度分析反映的层序基本吻合(胡云壮等, 2014)。经对PGZ01孔每米30个点和20个点设置获得的2条测井数据曲线对比, 其形态基本无区别, 天然伽马和梯度电阻率曲线各自分别作镜像曲线后对比, 可见上述曲线反映的砂泥含量变化基本同步; 测井曲线指示的岩性变化深度与岩性柱状图记述基本一致, 二者深度上的个别出入差异之处, 可能是仪器本身的误差造成。

基于全孔岩性特征, 结合上述研究手段, 钻孔自上而下可以划分为7个层段(图 2)。

图 2 北京平原区南部PGZ01孔古地磁极性柱、自然伽马、梯度电阻率测井曲线及沉积环境解释Fig.2 The palaeomagnetic column, natural gama and step resistivety logging curves as well as sedimentary environment interpretation of Borehole PGZ01 in southern Beijing plain area

第1层段(0~18.95m, 全新统): 地表耕植土厚1.30m。

上亚段(1.30~8.00m)为褐色、黄褐色黏土和黏土质粉砂, 可见锈斑、碳质斑点, 属泛滥平原沉积; 中亚段(8.00~14.53m)为一套灰色、深灰色粉砂质黏土、黏土、粉砂沉积, 属富营养湖、亦或是河湾— 牛轭湖沉积; 下亚段(14.53~16.74m)为黄褐色、浅棕色粉砂。底部(16.74~18.95m)为浅灰色、灰褐色粉砂质黏土。

连续4个样品(10.1m、10.6m、12.9m和13.4m)见少量非海相淡水介形类布氏土星介Ilyocypris bradyi Sars、柯氏土星介Ⅰ . cornae Mandelstam、苏氏小玻璃介Candoniella suzini Schneider, 布氏土星介在13.4m的60, g干样中最多见19瓣, 尚有小个体湖沼环境的疑湖花介Limnocythere dubiosa Daday、薄壳易破碎的美星介未定种Cyprinotus sp.各1瓣共生, 从而证实对这一层段湖沼— 河湾相的判别。

8个孢粉样品分析, 除9.1m仅见20粒孢粉外, 其余7个样品(7.9m、8.6m、9.1m、9.6m、10.1m、10.6m、12.9m和13.4m)皆见403~622粒不等的孢粉; 显示7.9~13.4m草本植物花粉占优势, 平均含量为84.7%, 且以适应旱生的蒿属Artemisia(39.16%)和藜科Chenopodiaceae(26.98%)花粉为主, 禾本科Graminae(6.59%)花粉次之, 湿生类型的莎草科Cyperaceae(2.69%)花粉和喜湿润环境的如荞麦属Fagopyrum(1.63%)、毛茛科Ranunculaceae(3.98%)花粉也有少量出现。木本植物花粉含量较低, 平均含量为12.66%, 松属Pinus花粉平均含量稍高为4.1%, 适应盐碱地生长的麻黄属 Ephedra含量为1.91%, 落叶阔叶树种花粉零星出现, 平均含量均不超过3%, 但类型较丰富, 平均含量总和为10.02%。蕨类植物孢子平均含量较低, 为2.33%, 卷柏Selaginella孢子稍多, 含量为1.81%。藻类平均含量为0.31%。大量出现的菊科Compositae和藜科花粉, 含量其次的禾本科和少量出现的麻黄属花粉组成的植被, 多为干湿交替环境; 湿生草本及喜湿的草本类型有一定含量出现, 木本植物中落叶阔叶成分较下部地层含量高、且类型丰富, 故而判断该带系相对温暖湿润环境。

第 2 层段(18.95~56.60m, 上更新统): 据沉积物成分、粒度、颜色变化可分为2个亚段。

上亚段(18.95~37.08m)主要为红褐色、黄褐色黏土, 夹有1.0~1.5m厚黄色— 褐黄色粉砂。下亚段(37.08~56.60m)主要以灰色、深灰色含砾中粗砂、粉砂、黏土为主, 灰黑色层之间夹有红褐色、黄褐色黏土和粉砂质黏土, 暗色与黄褐色调相间出现, 显示洪泛平原环境较多的积水过程, 且整体显示3个以中粗砂(局部含砾)开始、向上渐变到黏土级沉积的旋回。

上亚段3个样品(19.1m、28.5m和32.3m)中所见孢粉总数为27~43粒不等, 皆以蒿、藜居优。对下亚段6个样品进行介形类和孢粉分析, 其中37.9m未见介形类, 而多见藜科植物种子, 孢粉分析则见198粒, 系以蒿、藜科为绝对优势的组合, 指示偏旱的草原植被。41.3m多黑云母的底样中见布氏土星介1瓣, 以及淡水腹足类白小旋螺Gyraulus albus(O. F. Mü ller)碎片, 显示水流稍缓的河湾— 牛轭湖沉积。41.7m样见腹足类口盖1枚。41.3m和41.7m的2个样品分别见孢粉334和405粒, 蒿、藜合占84%和64%, 菊科、禾本科为次要成分, 木本植物松、栎(Quercus)、桦(Butula)、榆(Ulmus)花粉合计分别占1.1%和2.7%。43.2m、45.6m(未见孢粉)和 48.3m(仅见桦、蒿各1粒花粉)见淡水腹足类萝卜螺Radix sp.、白小旋螺破碎壳体数个; 49.3m(仅见2粒藜科花粉)和 49.7m(未见花粉)皆见淡水介形类20余瓣, 以偏好静水环境的小玻璃介Candoniella属为主, 即纯净小玻璃介C. albicans Brady和苏氏小玻璃介C. suzini Schneider为主, 同时见少量稍大个体的疏忽玻璃介Candona neglecta Sars碎块; 49.3m尚见见腹足类土蜗Galba sp.碎片; 50.3m见纯净小玻璃介和苏氏小玻璃介数个壳体; 56.3m见中国弯螺未定种 Sinoennea sp., 总体判断属分支河道夹泛滥平原沉积。

本段测井曲线由下至向上总体表现为河口坝旋回, 总体水动力逐渐减弱, 见较多的有机质富集层, 其中见介形类、腹足类数量不等, 60, g干样所见最多为20瓣(枚)左右, 其组合大多指示静水环境。

第3层段(56.6~111.4m):按颜色、岩性特征分为上下2个亚层段。

上亚层段: 上部56.60~71.65m以含砾粗砂— 中细砂— 黏土、中细砂、粉砂、黏土构成2个自下而上由粗变细的正粒序沉积旋回, 顶部见有厚2m左右的褐黄色粉砂质黏土, 含大量直径0.2~0.5cm钙质结核, 属于水体浓缩所致, 其中56.7m见孢粉299粒, 草本植物蒿、藜科、菊科为建群科属, 合占88.8%, 次之见菊科、禾本科, 木本植物仅见麻黄3粒, 但未见微体生物。61.6m见孢粉38粒, 木本植物榆、榛(Corylus)、栎、桦、栗(Castanea)、柳(Salix)、松有1— 3粒不等的出现, 其余为蒿、藜、禾本科, 水生植物双星藻和环纹藻各1粒, 皆指示总体干旱环境中水文条件略转好时期。66.6m见孢粉15粒。69.4~70.6m深褐色— 黄褐色细砂层水平层理发育。71.65~78.35m以黄褐色黏土为主, 局部夹薄层细砂, 其中在72m处夹有1层约1m厚的深灰色黏土夹层, 水平层理明显。78.35~88.60m以红棕色、棕色细粒黏土类为主。

下亚层段(88.6~111.4m)为中粗砂— 粉砂— 黏土构成的3个旋回; 从岩性看, 88.6~106.3m以深灰色、灰色为主, 较上亚层段多见均质块状湖沼相灰色黏土质沉积; 106.3~111.4m以黄褐色沉积物为主, 砂层一般呈块状, 仅局部略显水平层理, 黏土夹层呈轻度— 中度潴育化, 显示水深不大的偏氧化的沉积背景。

本段测井曲线表现为较强河流摆动期, 其间所夹泥质沉积物并不厚, 底部2个“ 下粗上细” 的小旋回反映了河口坝的特征, 向上水动力减弱。

第4层段(111.4~204.0m): 该层段总计见6个高电阻率段, 厚度4m上下, 基本对应中细砂沉积, 个别为含砾(< 5%)粗砂。低阻段则为黏土、粉砂质黏土层。

顶部黏土、粉砂质黏土稍变红。上部见2个明显韵律层序, 为浅灰色中细砂、含砾粗砂层向上变为暗灰色、灰褐色粉砂质黏土和黏土层; 下部为棕褐色黏土夹中粗砂、薄层含砾粗砂为主。砂层皆为块状无层理, 黏土层偶见有较小的灰白色钙质结核; 底部为暗灰色含砾粗砂、粉砂层, 夹1层棕褐色黏土层; 总体属分支河道与分支间湾交互沉积。

第5层段(204.0~226.6m): 主要为棕色、棕红色、黄褐色黏土、粉砂质黏土层夹中粗砂和粉砂。砂层中潴育化明显呈锈黄色。顶部黏土中多见直径约2× 3cm的钙质结核, 锰质斑点十分发育, 向下黏土层中潜育化明显。黏土致密块状, 近半固结, 为特征标志层段, 属泛滥平原沉积。

测井曲线在第5层段和第4层段, 砂层和其间的黏性土层几乎以等频次交替出现, 显示可能的古永定河主河道已经移出钻孔所在地; 但每当其泛滥时, 尚影响到钻孔所在地, 且其泛滥似显示近等时差, 由此反映的河流周期性摆动, 是河流与古气候变化关系的反映?抑或是河流自身的调节作用?尚有待更多的钻孔资料综合研究。

第6层段(226.6~365.0m): 为大套的含粗砂砾石层, 砾石成分主要为砂岩、辉绿岩、火山岩、砂岩、凝灰岩和石英岩等; 其中226.6~280.0m为含中粗砂砾石层, 砾石间充填物主要为中粗砂, 局部夹有厚1~2m的黏土或砂质黏土层, 为辫状河相沉积。280.0~365.0m砾石层与上部区别在于: 该套砾石层单层厚度较大, 且砾石被黏土包裹形成“ 泥包砾” , 表面有黄色氧化膜及氧化铁染等新鲜颜色, 判断属冲洪积相泥石流沉积。

本段测井曲线底部显示为粉砂质的分支间湾沉积, 上覆240~335m层段可见单层厚达54m的砂砾石层, 解释为3期快速泥石流沉积(图 2)。其中300~332m高电阻层段, 在伽马曲线中部则出现低值, 应该与砂砾石相对较多、具有吸附力的黏土物质较少有关。洪积扇— 泥石流沉积应该是代表钻孔所在的现代永定河中下游平原中古永定河的开始出现, 抑或是永定河源区可能的抬升作用加大。

第7层段(365.0~420.0m): 主要以半固结的灰白色石英砂岩、粉砂岩、红褐色泥岩和粉砂质泥岩为主, 测井曲线表现出孔底为1期分支河道砂层, 上覆为泛滥平原夹分支河道沉积。

3 PGZ01孔地层划分
3.1 全新统/上更新统界限确定

采集PGZ01孔9.80m和13.45m 2个样品, 由美国Beta实验室完成AMS14C测年(表 1), 显示了数据— 深度的倒转。

表 1 北京平原区南部PGZ01孔AMS 14C测年数据 Table1 AMS 14C dating data from Borehole PGZ01 in southern Beijing plain area

14C测年数据倒转的实例在天津地区20cm厚早全新世基底泥炭层分为3、4块测试时即有发现, 对此解释为系泥炭层内部的毛细作用, 导致其中地下水所含老碳、新碳物质的上下位移造成的“ 污染” (王强, 1999)。

理论上说来, 无论是泥炭做常规14C测年, 亦或是植物碎屑等做AMS14C测年, 皆因其在地层中并非是个封闭系统, 难免不受到地下水所含新碳或老碳的污染, 造成测年数据— 深度的倒转。故而PGZ01孔这2个数据无对错之分, 亦只能据此判断这一富有机质沉积层大致为3ka前后的富营养湖沉积。

基于北方沿海末次冰消期以来气候转暖, 随着海平面上升, 陆域地下水水位亦随之上升, 淡水湿地开始发育的特点, 对于没有泥炭发育、或是没有测年的地层剖面, 则选择偏氧化层段开始积水、出现贫营养湖沉积的层位作为全新世的开始(王强和吕金福, 1995)。

在PGZ01孔, 18.95~19.35m为黄褐色— 浊橙褐色氧化粉砂质黏土层, 含钙质结核, 仿照在天津地区和河北省黄骅地区钻孔的经验(王强等, 1992, 2008), 将其视为末次盛冰期硬黏土(王强和李从先, 2009); 之上18.20~18.95m开始含有机质, 向上颜色明显转暗色, 笼统地作为冰后期转暖、降水增多的标志, 故以18.95m为该孔全新统底界(图3), 17.9~18.2m粉细砂层应为全新世早期河流沉积。全新世暖期有机质富集的地层, 在整个华北平原基本皆可确认(王强等, 2003)。“ 北京古洪积扇” 前缘的小红门剖面研究显示, 河流泛滥决口的最多时期是在8~4ka期间(袁宝印等, 2002), 故而PGZ01孔在前期河流相沉积之后, 大约到3ka前后才出现富有机质的积水环境。

3.2 中更新统顶板岩石地层标志

据现有认识, 天津— 苏北滨海平原3次面状大海侵, 即相当MIS5(Marine Isostope Stage, 海洋同位素阶段)以来的沉积(王强和田国强, 1999; Toker et al., 2015), 其开始年代大致相当古地磁Blake亚时的128ka(赵松龄等, 1978), 即晚更新世的大致开始时限。海侵的发生与孢粉学确定的暖期气候基本相当(高秀林等, 1986; 王强等, 1986, 2008)。这一界线下伏地层即是潴育化夹杂潜育化的“ 杂色” 黏土, 且为垂向地层中自上而下首次出现含较大钙质结核的层位, 在天津市区一般出现在60m深度上下, 到沿海个别地带因下切河谷的存在、或断裂影响稍深些。30余年来, 除了构造沉降较大的唐山— 昌黎地区, 这一层位已经在渤海湾西岸千余个80m深钻孔得到证实, 视为海侵之前的低水位域沉积, 可以作为区域对比的标志层。

依据这一见解, 可见PGZ01孔56.55~62.00m层段岩性及沉积物颜色等特征基本与之相符。该层段底部1m岩性为浊棕色黏土少夹钙质结核, 向上依次出现棕褐色、褐色、黄褐色、浊橙色和黄褐色黏土, 且上部2.4m岩心中少夹风化的钙质结核(图 3)。由于钙质结核出现深度与天津地区钻孔地层所见相近(王强等, 1992), 按照岩石地层学原则, 将此层位作为中更新统顶板标志地层。

图 3 北京平原区南部PGZ01孔65m内地层岩心照片及14C测年Fig.3 Core photos above 65 m depth as well as14C dating data of Borehole PGZ01 in southern Beijing plain area

在渤海BH08孔, 对1Ma以来地层沉积物颜色红度a* 值进行频谱分析和天文调谐, 结合磁性地层学年龄数据, 建立了与深海氧同位素分期相对应的冰期/间冰期层序(Yao et al., 2014); 依据微体生物研究建立的该孔海侵— 海退地层序列, 与之亦有很好的对比关系(李小艳等, 2015; 王丽艳和李广雪, 2016)。PGZ01孔37.80~56.60m层段以灰色、深灰色中粗砂、粉砂、黏土为主, 灰黑色层之间夹有红褐色、黄褐色黏土、粉砂质黏土, 暗色与黄褐色调相间出现; 若粗略依据岩心颜色反映的氧化— 还原状况似可划分为5个亚段, 逻辑上大致是相当MIS5a— MIS5e共5个时期不同沉积, 其中富有机质沉积层可见淡水介形类和腹足类(图 3)。23.00~23.43m显示已经有积水的淡灰色沉积, 按照天津地区钻孔认识, 初步判断为MIS3沉积地层。19.00~19.33m浊橙红色(10R6/3, 《中国标准土壤色卡》①, 黏土视为相当LGM硬土层。

上述探索性认识显示, 古季风— 古气候变化已经影响到永定河中下游平原晚更新世以来的沉积, 使用海洋氧同位素分期划分地层的方法(刘东生等, 2000), 在上更新统是可行的。

3.3 第四系及中更新统底界的确定

3.3.1 古地磁取样与实验 在野外钻探施工现场将PGZ01孔岩心从中间对半劈开, 标明其顶底方向后, 及时对岩心进行古地磁样品采取, 采样间距对于黏土类细粒沉积物一般控制在4~6个/m, 粉砂层一般控制在2~3个/m, 中粗砂和砂砾石层不取样; 个别层位因岩心扰动或缺失时, 采样间距放宽超过1m, 全孔共采得古地磁样品479块, 在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室完成测试; 测试仪器均置于磁屏蔽屋内的零磁空间(< 300nT)中, 使用GSD-2型交变退磁仪, 对样品采用交变场退磁, 退磁间隔依次为5mT、7.5mT、10mT、12.5mT、15mT、20mT、25mT、30mT、35mT、40mT、45mT、50mT、55mT、60mT、70mT和80mT; 样品的剩磁在2G-760 U-Channel 岩石超导磁力仪上测量。

3.3.2 古地磁实验结果分析 数据处理和分析采用古地磁软件(PMag31d40等)进行, 大部分样品的剩磁在12~15mT下就可洗去次生黏滞剩磁分量, 以后保持稳定, 并逐步趋向原点, 代表了原生特征剩磁的方向。代表性样品的剩磁矢量正交投影如图 4所示。退磁结果显示, 交变退磁的样品一般在20~50mT磁场之间获得稳定的特征剩磁。测试过程中发现, 强氧化条件下形成多含钙质结核层位的样品, 测试数据质量一般不高; 淡灰绿色沉积物样品剩磁较弱, 故而最终筛选出266件高质量样品数据编绘磁倾角曲线(图 5)。

图 4 北京平原区南部PGZ01钻孔代表样品的退磁强度衰减曲线及Z矢量图Fig.4 Orthogonal(Zijderveld)vector plots of representative specimens from Borehole PGZ01 in southern Beijing plain area

图 5 北京平原区南部PGZ01孔电阻率测井曲线、M/G界线附近层段岩心照片和古地磁极性柱及其与国际极性柱(Singer, 2014)对比Fig.5 Resistivety logging curves, core photos of the bed near M/G boundary, palaeomagnetic polarity column and its correlation to that from Singer(2014)of Borehole PGZ01 in southern Beijing plain area

3.3.3 磁性地层柱及第四系、中更新统底界 由图 5可见, PGZ01孔古地磁极性时转换界线与标准极性柱(Singer, 2014)有很好的可比性, 自上而下确定为3个极性带, 即(1)0~78.35m以正极性为主的布容(Brunhes)极性带, 其间夹有几个较薄的负极性漂移; (2)78.35~280.00m以负极性为主的松山(Matuyama)极性带, 其中94.20~112.80m为哈拉米洛(Jaramillo)亚时, 204.00~226.60m为奥尔都维(Olduvai)亚带; (3)280.00~420.00m正极性为主的高斯(Gauss)极性带。取2.58Ma的M/G界面、即孔深280m处为第四系底界; 中更新统底界置于0.78Ma的B/M界线、即孔深78.35m处, 恰好也接近天然伽马曲线反映的一个旋回的底部。

4 讨论
4.1 多重标准地层划分

按照岩石地层学原则, 长期以来在华北平原钻孔地层中, 以棕红色黏土作为上新统顶部特征岩石地层单元(王强等, 2003)。但是在长期处于快速沉降构造背景下的天津塘沽G2孔, 这样的棕红色黏土仅在345m深度见0.20m厚, 其上、下几百米地层中皆未有出现, 该孔磁性地层的M/G界线、即第四系下限是在300m(肖国强等, 2014)。岩石地层的穿时性是已经普遍接受的认识。在沉降较快的地质单元中, 由于始终处于较快构造沉降背景下, 极可能造成显示浅水偏氧化状况的棕红色黏土未能形成。对于缺乏特征“ 岩石地层” 单元的钻孔, 只能依据古地磁极性柱解释, 以靠近这一极性时转换界线的适当层位确定第四系下限。

在PGZ01孔, 厚层棕红色黏土层位最高出现在170.00~173.50m和186.20~193.80m(图 5)。该孔170~215m层段电阻率测井曲线显示, 其中见有2段不大于40Ω · m的高电阻率段, 对应的是3.2m(183.0~186.2m)和6.5m(194.3~199.8m)厚的灰色均质块状细砂、局部夹中细砂层, 3.2m厚的砂层上部2, m岩心可见暗色矿物富集显示的(近)水平纹理, 底部甚至少见最大近30° 的前积纹层, 其余为无层理块状, 故解释砂层为分支河道沉积; 该层段其他块状泥质沉积层当为泛滥平原相。

按照土壤地质学概念, 棕红色黏土层应该是富铝化作用所致(李天杰等, 1983), 应该是暖湿气候下发生的。经验显示, 偏氧化地球化学背景下的沉积地层, 往往也是孢粉贫乏带。这样的偏氧化状况沉积环境是否可能是较高地形所致?是否存在着更早时期的埋藏河流阶地?抑或尚保留着更温暖的气候环境背景记录?尚待更多钻孔岩心材料与古地磁极性柱结合做进一步分析。按照多重标准划分地层的原则, 可见该孔在古地磁Olduvai亚带之上即出现泛滥平原棕红色黏土层。华北平原各地钻孔棕红色层段出现的早晚不同是可能的, 体现了岩石地层的穿时性, 故而第四纪钻孔研究应尽可能进行古地磁测试。然而古地磁测试也有因岩性、如该孔底部大段砂砾石层所限造成的困难。

近十余年来国内外第四纪地质界对晚更新世地层进行OSL测年, 力求做进一步划分, 在美国北卡罗来纳和弗吉尼亚, 则是使用14C、OSL和U系测年对晚更新世以来地层进行划分(Parham et al. 2013)。PGZ01孔中更新统厚度过薄现象与前期已有认识(王强和李金福, 1999)相符, 这里可能存在着过路作用(胡云壮等, 2014; Wunsch et al., 2017)造成的地层间断。

4.2 “ 泥包砾” 成因

PGZ01孔第6层段(226.6~365.0m)含粗砂砾石层, 特别是280.0~365.0m见砾石被黏土包裹的“ 泥包砾” , 即为20世纪50— 70年代争论的北京地区“ 冰川砾石” ①。但是研究发现, 北京地区上新世不存在发育冰川的气候条件, 这些泥砾层当属于洪水泥石流堆积(杨子赓等, 1983)。张青松等(1976)在PGZ01孔所在NE走向的廊固凹陷中, 曾勾画出最大240m的第四系等厚线, 从地貌学上确定卢沟桥附近的永定河冲积扇顶端位置, 并提出该地即永定河左岸历代决口的起源地。

4.3 永定河形成时代

在没有使用古地磁技术之前, 当年井下第四系底界的判断, 大多依据“ 泥包砾” 泥砾层沉积— 堆积物的出现(即使没有全取心钻孔, 依据野外钻探记述钻井液颜色开始变红、钻探手感判断为砾石层)作为确定钻孔第四系下限的依据。

北京平原区南部PGZ01孔钻遇的“ 泥砾层” , 在北京平原区北部新5孔340.84m处也有发现, 为厚达80m的泥砾层, 系黏土充填物质多于砾石所致, 其磁性地层年龄为3.33~3.58Ma, 其他多个钻孔古地磁磁性地层研究亦显示泥砾层形成在松山/高斯极性时转换界线之下, 即上新世中晚期, 且以该泥砾层作为永定河冲洪积扇下伏地层(蔡向民等, 2010)。PGZ01孔“ 泥砾层” 的磁性地层年代, 恰好亦终止在最末上新世。因此, 若将该泥砾层作为永定河形成之初的沉积物, 则其形成年代应该是上新世末期。

4.4 沉积演化环境

图 2、图 5测井曲线解释显示, PGZ01孔第5层段上部(松山极性带下部)砂砾石层属于辫状河体系(吴胜和等, 2016)。该层段顶部到第2层段, 几乎是近等频率出现的砂层和黏性土层交互沉积地层, 应该是曲流河为主、周期性发生河流泛滥的沉积背景下形成的, 其中细颗粒的分支间湾沉积亦可以形成洪泛湖, 进而显示该孔在第四纪大多时期没有受到大洪泛作用影响, 处于比较稳定构造沉降背景下, 同时近周期性地接受来水输砂沉积补给的状态。

袁宝印等(2002)提出, 泥河湾古湖、延庆— 怀来古湖在0.10Ma解体后, 借助桑干河与古永定河汇合, 形成以石景山为顶点, 东到通州、南到大兴的大洪积扇; 其文中大兴地区标注在洪积扇南缘之外。由此可见, PGZ01孔第5层段顶部到第2层段曲流河稳定发育期, 与北京西北方向的河北省阳原— 蔚县古泥河湾湖在第四纪稳定发育时期基本吻合。

也可能正是因为大兴地区并非是洪积扇主体, 以致PGZ01孔37.80~56.60m出现5期还原— 氧化状况的变化反映的湖沼— 泛滥平原交替沉积, 与天津中部地区所见MIS5期海侵层与泛滥平原交互沉积相仿; 56.60~62.00m杂色黏土夹钙质结核沉积, 又与天津中部地区大致在60m深度上下的中更新统顶板沉积特征相符, 从而突破了以往单纯以两地现有地层单位对比的盲目性, 进一步显示了古季风效应对沉积地层形成时氧化— 还原环境特征的影响。尽管陆相地层由于河流的摆动发生同期异相的现象非常普遍, 局部水文状况的改变, 也可以导致积水湖泊洼地的出现; 即使有机质丰富的盆地, 同样存在着气候、构造对地层记录的影响(Tä navsuu-Milkeviciene and Frederick, 2012); 但滨海平原海侵事件导致夏季风增强、降水增大的认识, 看来是可以在毗邻未发生海侵区域的沉积学、古地理状况的记录中得到验证, 包括沉积物颜色反映的还原性沉积环境以及水生生物的出现等。作者这一尝试可能推动对古季风气候环境效应的理解。

5 结论

1)首次对北京平原区南部PGZ01孔第四系进行综合地层学研究, 建立了第四纪地层的年代格架, 钻孔的古地磁极性变化界线与重要的岩性界面基本吻合。

2)钻孔揭示的结束于2.58Ma之前上新世泥砾层, 判断是古永定河进入北京平原区南部的标志, 进一步确定了永定河形成年代为上新世晚期。

3)晚更新世以来湖沼— 泛滥平原的交替出现, 与天津沿海及中部地区所见MIS5内分层、MIS5和MIS3在整体水热状况好转情况下所形成的岩石地层标志接近甚至相同, LGM硬土层也有相应的沉积, 从而反映古季风变化不仅在滨海天津平原存在, 也影响到北京平原区南部钻孔地层的沉积物, 为岩石地层对比提供了新资料, 为北京平原区第四纪地层划分和对比研究提供了新思路。

致谢 在古地磁测试与数据处理中, 承蒙中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与环境磁学实验室邓成龙研究员、吴百灵博士给予帮助, 两位匿名审稿专家对本稿最终成文提出诸多宝贵中肯的建议和意见, 谨致谢忱。

(责任编辑 李新坡; 英文审校 吴晨亮)

作者声明没有竞争性利益冲突.

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