李瑞杰, 王强, 赵勇, 魏波, 孙永华. (2021). 河北平原廊固凹陷ACX03孔晚上新世以来地层与沉积* [J]. 古地理学报, 23(3): 539-554.
Li Rui-Jie, Wang Qiang, Zhao Yong, Wei Bo, Sun Yong-Hua. (2021). Stratigraphy and sedimentary facies of Borehole ACX03 at Langgu sag in Hebei Plain since the Late Pliocene[J]. Journal Of Palaeogeography, 23(3): 539-554.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2021.03.038
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河北平原廊固凹陷ACX03孔晚上新世以来地层与沉积*
李瑞杰1, 王强2, 赵勇1, 魏波1, 孙永华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
通讯作者简介 王强,男,1945年生,中国地质调查局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。

第一作者简介 李瑞杰,男,1988年生,北京市地质调查研究院工程师,主要从事区域地质研究。E-mail: wylrj163@163.com。

收稿日期:2020-03-17 修回日期:2021-03-04
基金资助:*中国地质调查局区域地质调查项目(编号: 12120114007701)、北京市地质调查项目(编号: PXM2019-158203-000005)和国家自然科学基金项目(编号: 40872107)联合资助
摘要

基于河北平原廊固凹陷东北部ACX03孔(深300.0 m)浅部14C年龄和磁性地层,建立钻孔第四纪地层格架,依据ACX03孔岩心沉积物、测井曲线和微体古生物特征划分沉积层段并分析沉积环境。研究结果表明: ACX03孔B/M(布容/松山)、M/G(松山/高斯)极性界线分别位于83.8 m、220.2 m,孔底年龄约3.2 Ma,划分13个沉积层段。上新统(220.2~300.0 m)为河道、河漫滩夹湖泊沉积,下更新统(85.2~220.2 m)为河道、湖泊、河漫滩沉积,中更新统(61.5~85.2 m)为分支河道夹河漫滩及河间洼地—湖沼沉积,上更新统(23.2~61.5 m)为河漫滩、分支河道沉积,全新统(0~23.2 m)为泛滥平原、河曲—牛轭湖沉积。对比ACX03孔与邻近钻孔第四纪地层认为,河北平原廊坊—固安一带早更新世差异性沉降最强,之后一直到全新世越来越弱。

关键词: 廊固凹陷; ACX03孔; 沉积环境; 测井曲线; 磁性地层; 晚上新世
中图分类号:P534.63 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2021)03-0539-16
Stratigraphy and sedimentary facies of Borehole ACX03 at Langgu sag in Hebei Plain since the Late Pliocene
Li Rui-Jie1, Wang Qiang2, Zhao Yong1, Wei Bo1, Sun Yong-Hua1
1 Beijing Institute of Geological Survey,Beijing 100195,China
2 Tianjin Center of Geological Survey, China Geological Survey(CGS),Tianjin 300170,China
About the corresponding author Wang Qiang,born in 1945,is a professor of Tianjin Center of Geological Survey(CGS). He is mainly engaged in Quaternary geology and marine geology. E-mail: tjwq1945@163.com.

About the first author Li Rui-Jie,born in 1988,is an engineer of Beijing Institute of Geological Survey. He is mainly engaged in regional geology research. E-mail: wylrj163@163.com.

Fund:Regional Geological Survey Project of China Geological Survey(No.12120114007701),Beijing Geological Survey Project(No. PXM2019-158203-000005)and the National Natural Science Foundation of China(No.40872107)
Abstract

Base on the14C age and magnetic stratigraphy of Borehole ACX03 with the depth of 300.0 m,and is located in the northeast part of Langgu sag,Hebei Plain,the Quaternary stratigraphic framework of borehole was established. Based on the core sediment, logging curves and micropaleontological characteristics,the paper divided sedimentary intervals and analyzed sedimentary environment of Borehole ACX03. The results show that: the B/M and M/G polarity boundaries of Borehole ACX03 are located at 83.8 m and 220.2 m,the age of the hole bottom is about 3.2 Ma,13 sedimentary intervals was divided. The Pliocene(220.2~300.0 m)in Borehole ACX03 was river and floodplain deposit which mingle Lakes deposit,the Lower Pleistocene(85.2~220.2 m)was river,lake and floodplain deposit,the middle Pleistocene(61.5~85.2 m)was branched channel deposit which mingle floodplain and interfluvial-limnetic deposit,the Upper Pleistocene(23.2~61.5 m)was floodplain and branched channel deposit,and the Holocene(0~23.2 m)was flood plain and curved-oxbow lake deposits. Comparison of the Quaternary strata of Borehole ACX03 and adjacent boreholes shows that the differential subsidence of the early Pleistocene is strongest,and then it gets weaker and weaker until the Holocene in Langfang-Gu’an area of Hebei Plain.

Key words: Langgu sag; Borehole ACX03; sedimentary environment; well log; polarity stratigraphy; Late Pliocene

自北京山前平原向东南方向天津滨海平原的第四系剖面, 是“ 源到汇” 研究的重要内容。近20年前, 按照《中国地层指南》规定, 理顺了自1980年代华北平原各省市陆续建立的第四纪地层单位(王强等, 2003); 其后进行的新钻孔磁性地层学研究, 从采样密度到测试质量, 皆较之前工作有了很大提高; 随之利用第四纪地层单位以及古地磁“ 等时面” 对比, 较准确地追溯了第四纪以来差异构造沉降背景; 古季风理论与海洋氧同位素分期划分地层方法的应用, 更丰富了该地区第四纪以来古地理变迁的内容。

北京、天津之间的河北省廊坊地区, 主要坐落在河北平原北部廊固凹陷上。近年来开展的地质调查项目, 使该地及附近有了5个钻孔磁性地层研究报道(赵勇等, 2018, 2019; 代鹏等, 2019a, 2019b; 李瑞杰等, 2019)(图 1)。大兴凸起边缘的PGZ01孔, 揭示上新世至第四纪早更新世棕红色“ 泥砾” 层, 最高延续到了约1.80 Ma的层位, 显示来自北京西山方向的辫状河冲积扇在上新世与第四纪之交, 已经前突到了大兴一带; 棕红色黏土层或“ 泥砾” 层成为指示广义的渤海湾盆地西侧太行山隆升的沉积学标志, 而且确认了该层段是穿时的(赵勇等, 2018)。廊固凹陷廊坊市区NWW方向ACX02孔中, 325~347 m是半固结状棕红色黏土, 347 m以下为砂— 泥砾石层为辫状河道沉积地层(李瑞杰等, 2019)。

图 1 区域构造纲要及ACX03钻孔位置
PGZ01孔据赵勇等(2018), PGZ05孔据赵勇等(2019), G01孔据代鹏等(2019a), QHG01孔据代鹏等(2019b), ACX02孔据李瑞杰等(2019)Fig.1 Regional structural outline and location of Borehole ACX03

本研究依据安次县幅标准孔ACX03孔岩心材料, 以及钻孔磁性地层柱和14C测年等, 建立了该孔年代地层格架, 利用岩心沉积物颜色、成分、微体古生物、自然伽马和电位电阻率曲线配合解释, 对钻孔地层进行沉积单元的划分, 丰富了对该构造单元内部地层的认识。

1 区域地质背景

河北平原廊固凹陷位于河北省廊坊、固安、永清一带, 大地构造上属于北东向的二级构造单元冀中坳陷; 廊固凹陷北与大兴凸起、大厂凹陷相接, 东靠武清凹陷, 南临牛驼镇凸起, 西接北京凹陷、徐水凹陷(图 1)(刘国臣等, 1996; 杨明慧等, 2002; 田建章等, 2012; 张丹丹等, 2014)。

河北平原新生代地层除缺失古新统外, 从始新统至全新统发育齐全, 地层基本连续, 以河湖相碎屑堆积为主, 其次为洪积、风积、残积, 间夹煤、泥岩、泥炭层及数层玄武岩, 沉积厚度5000~10 000 m。晚新近纪后, 河北平原差异活动减弱且均衡下降, 山区上升, 新近纪末期平原区和山区格架趋于定型, 第四纪以来无强烈区域构造运动, 但新构造运动时有发生, 山区继续隆升, 平原区大幅沉降, 形成以冲积、洪积物为主的倾斜堆积平原, 第四系厚300~500 m(陈望和等, 1987)。1970年代古地磁技术被引入中国, 河北省固安县城关固2孔成为第1批古地磁测试钻孔。囿于当时的认识, 以及采样密度、仪器等原因, 把3.05 Ma作为第四纪开始的年代, 把0.69 Ma作为晚更新世开始的年代(陈望和等, 1987), 以致当时建立的河北省平原区井下第四纪地层单位与其后按照国内外地质年表建立的地层单位, 在时限上产生了冲突(王强等, 2003), 因此大区域第四纪地层单位对比相对困难。由此可见井下地层单位的局限性。目前看唯有晚更新世以来海侵地层跨省对比尚有较好的操作性(王强和李从先, 2009)。

近10余年以来, 廊固凹陷地区大量钻探工作, 丰富了对该构造单元第四纪以来的演化认识, 同时也与东部沿海钻孔研究有了很好的对比, 促进了从山前到沿海第四纪演化的研究。

2 材料与方法
2.1 钻孔概况

ACX03钻孔(116° 32'28.22″E, 39° 33'54.72″N)位于廊固凹陷东北部的廊坊市广阳区天村西, 孔口标高23 m, 使用回转钻机钻探, 钻具直径108 mm, 孔深300 m, 全孔岩心采取率大于90%。

2.2 古地磁取样与测试

野外钻探取心后, 在现场纵向剖开的岩心上, 垂直压入2 cm× 2 cm× 2 cm无磁塑料样品盒, 采取古地磁样品, 岩心坚硬时则无磁切割成立方体样品装盒; 其中细粒沉积物(黏土、砂质黏土、粉砂和黏土质粉细砂)取样间隔为3~4个/m, 粗粒沉积物(细砂、中砂和粗砂)取样间隔在1~2个/m, 且避免在扰动和混杂层位取样。全孔共取古地磁样品596块, 测试在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室进行, 使用GSD-2型交变退磁仪和2G-760 U-Channel 岩石超导磁力仪完成, 测试环境为零磁空间(< 300 nT), 交变退磁场60 mT以内步长间隔为2.5~5.0 mT, 60 mT以外步长间隔为10 mT, 最大退磁场为80 mT。

沉积物 14C测年由美国Beta实验室完成。全孔68个微体古生物样品50 g干样定量分析鉴定由通讯作者完成。

3 年代地层划分
3.1 古地磁极性柱的建立

古地磁数据经用PMag31b软件处理分析, 发现退磁过程中样品多显示0~15 mT和15~80 mT共2个剩磁分量, 一般0~15 mT的磁分量为次生粘滞剩磁, 15~80 mT之间为稳定剩磁(胡云壮等, 2014a, 2014b; 王忠蕾等, 2020)。退磁过程中剩磁强度稳定下降并逐步趋向原点, 由此即获得原生特征剩磁的方向(图 2)。部分样品可能受扰动或含杂质等原因数据质量不高, 予以删除。

图 2 河北平原廊固凹陷ACX03钻孔代表样品退磁强度衰减曲线及Z矢量图Fig.2 Orthogonal(Zijderveld)vector plots of representative specimens from Borehole ACX03 at Langgu sag in Hebei Plain

依据筛选出来的347件具有4个以上连续剩磁分量点、且最大角偏差小于15° 的数据点, 用于建立全孔磁倾角曲线。利用获得的古地磁磁倾角曲线划分出0~26 m、27~33 m、34.0~83.8 m、87~98 m、104.5~112.0 m、175~190 m、220.2~278.5 m和286~300 m共8个正极性段; 26~27 m、33~34 m、83.8~87.0 m、98.0~104.5 m、112~175 m、190.0~220.2 m和278.5~286.0 m共7个负极性段。

由此, 该孔磁性地层划分结果如下:

1)0~83.8 m层段以正极性为主, 判断为布容(Brunhes)正极性带; 其中在27 m和33.6 m有2个负极性漂移; 为避免样品异常、差错或测试误差, 且由于布容极性时内极性漂移与14C测年等“ 绝对年龄” 数据很难匹配(孙振营等, 2018), 故未予采纳, 暂存疑, 待日后资料积累后处理。

2)83.8~220.2 m层段以负极性为主, 判断为松山(Matuyama)负极性带, 从磁倾角曲线看, 89~98 m共12个样组成1个正极性亚时, 判断为哈拉米洛(Jaramillo)亚时; 175.5~190.0 m由11个样组成奥尔杜维(Olduvai)正极性亚时。

3)220.2~300.0 m层段以正极性为主, 判断为高斯(Gauss)正极性带(未到底), 其中276.00~289.78 m为Kaena负极性亚时。

3.2 磁性地层年龄

古地磁测试依据获得可靠的磁倾角曲线, 与业界较普遍接受的古地磁极性标尺作对比, 即可确定钻孔极性柱的较好解释, 继而获得磁性地层年代。Singer(2014)关于松山正极性时以来极性亚时和极性漂移研究的研究成果, 是建立第四纪极性柱的重要参考, 故将ACX03孔极性柱与之对比。虽然获得0.78 Ma的布容极性时底界在83.8 m, 但是结合岩性旋回确定的中更新统底界放在85.2 m更合适, 这样的处理顾及了岩性分层, 而不是机械地以古地磁B/M(Brunhes/Matuyama, 布容/松山)极性时界线确定中更新统底界; 2.58 Ma的下更新统底界(松山负极性时底界)在220.2 m; 钻孔底部进入了高斯正向极性时, 终孔深度钻入约3.2 Ma层位(图 3)。

图 3 河北平原廊固凹陷ACX03钻孔岩心照片与磁倾角曲线、古地磁极性柱Fig.3 Core photos, magnetic dip curve and palaeomagnetic polarity column of Borehole ACX03 at Langgu sag in Hebei Plain

晚更新世MIS5长期以来被认为始自相当布莱克(Blake)亚时的120 ka。天津蓟州山前盆地钻孔密集采样测试古地磁样品, 发现可能代表该亚时的负极性只出现在1个样品, 代表1个很薄的层位(孙振营等, 2018), 显示确定钻孔地层中该亚时的困难。

另一方面, 大量钻孔研究已经确定天津平原区MIS5下伏地层为杂色(棕黄色、灰绿色混杂)夹锈斑、甚至钙质结核的沉积, 一般此层位在60 m深度上下(王强等, 1992), 可以作为中更新统顶部层位的岩石地层标志。

ACX03孔61.5 m以上为灰褐色中细砂, 且侵蚀了下伏黏土。61.5~62.0 m为黄色— 灰绿色含轻度锈染及小钙质结核的黏土沉积, 与前述天津地区钻孔总结的中更新统顶部层位特征相同; 故将上更新统底界定于61.5 m; 62.0~63.4 m则为灰色致密块状黏土, 显示有一定水深的湖相沉积, 其中68.55 m样见极少的淡水介形类。沿袭以往文献中晚更新世的理论起始年代, 笼统称为始自120 ka。

这一做法突出了岩石地层对比的重要性和“ 优先性” , 符合多重标准划分地层的原则。在目前相关测年技术方法争议尚不明朗时, 准确地记录下岩石地层学特征尤显重要。

整个华北平原以厚层棕红色黏土作为上新统岩石地层标志(王强等, 2003)。在ACX03孔西侧18.5 km的大兴PGZ01孔, 古地磁 1.80 Ma棕红色黏土层作为山前冲洪积扇沉积, 最高出现在170.00~173.50 m和186.20~193.80 m共2段, 是山前冲积扇前突进入平原的表现(赵勇等, 2018)。ACXC03孔200 m、大体相当古地磁约2.10 Ma(?)以下, 即普遍见类似的红土沉积(图 3), 但红度尚低些。参照工程地质土体命名, 也许此处暂称之为“ 轻红土” 更恰当, 对此问题可留待日后进一步深化讨论。ACXC03孔红土最高出现层位在深度上稍低于PGZ01孔, 结束沉积的时间略早, 红度比PGZ01孔所见也略低, 显示2钻孔因地理位置差异, 受山前冲积扇影响早晚有区别, 即PGZ01孔受山前冲积扇影响延续得更晚, 在古地形上堆积得也更高。

同样, 在天津北部山前盆地钻孔, 自进入第四纪开始接受松散沉积物沉积, 且早期普遍见类似可以称为“ 轻红土” 的沉积, 判断系来自源区的松散沉积物被快速搬运到浅水环境沉积所致; 该区域所在的山前盆地, 只是到了早更新世晚期, 才因封闭、滞水形成湖沼沉积(孙振营等, 2018)。

显然, 在岩石地层学研究中, 颜色的记述和背景分析, 关系到松散沉积物的物源, 以及沉积前后的古水文状况, 乃至古气候背景。因为按照土壤地理学概念, 棕红色黏土反映了富铝化作用(李天杰等, 1983)。故而, 展示全孔岩心照片作对比(王强等, 2008), 成为近十几年来进行钻孔间、乃至大区域钻孔间地层对比不可或缺的内容。

3.3 14C测年

14C测年在滨海平原钻孔地层解决全新统以及自上而下第2海侵层、即MIS3海侵层的年代(王强和李从先, 2009)。ACX03孔采取2个14C样, 由美国Beta实验室完成测试(表 1)。

表 1 河北平原廊固凹陷ACX03孔含有机质黏土样品AMS14C测年数据 Table1 AMS14C dating data of organic clay samples at Borehele AXC03 at Langgu sag in Hebei Plain

17.55 m采自全孔有机质最高层位, 相当于渤海湾滨海平原钻孔全新世海侵层下伏“ 基底泥炭” 层(王强和吕金福, 1995), 所获7 ka余日历年龄数据也接近中全新世开始的时限, 与美国沿海此层位泥炭层穿时性(Parham et al., 2013)一致。此外, 在ACX03孔近东向约11.5 km的ACX02孔, 9.50~15.45 m灰色黏土、砂层中, 10.3 m灰色黏土测得8020± 30 a BP的14C表观年龄。据此确定ACX03孔0~23.2 m棕灰色、灰色黏土、砂为主的层段, 为全新世大暖期沉积, 相当气候地层中的MIS1期, 可类比渤海湾西岸这一时期的岩石地层学特征。

23.40~26.25 m为末次盛冰期LGM(=Last Glacial Maximum)棕褐色块状黏土, 其中23.45~23.80 m和24.10~24.35 m明显呈浊棕色, 显示钢丝锯扭动切割痕迹, 系典型的硬黏土, 与远至珠江三角洲钻孔所见同期地层(谢叶彩等, 2014), 都有很好的可比性。23.40~26.25 m上、下的褐色黏土中出现水平纹层, 应该是LGM之前与其后沉积时尚有些降水、积水的表现。

32.8~35.0 m为略具有机质的淡灰色黏土沉积, 低于天津市城市地质研究所海河中下游环境地质调查项目50个钻孔中大体在30 m深度所见棕灰色海侵潮间带沉积层, 而与海河以南塘沽盐场5个钻孔中所见潮间带相层段埋深接近。依据钻孔间精确对比, 确定了塘沽盐场小区域内自上而下第2棕灰色海侵层分布的稳定性, 且谨慎地在2个钻孔采取其顶、底板测年, 分获常规14C年龄30 570± 770 a BP和33 790± 1770 a BP数据, 似指示2 m厚MIS3海侵层是历时约3.2 ka的沉积, 在层序上相当MIS3海侵层(王强和郭盛乔, 1999)。

业内认为30 ka余的14C数据接近测年方法的最大极限, 往往视为精度不高, 甚至是因含碳量多少所致, 不主张据其数值讨论“ 沉积速率” (孙振营等, 2018)。故而塘沽盐场MIS3海侵层历时20 ka余年代数值也只是一个尝试。

意大利Po盆地全新世之前15 m厚地层中, 自上而下4个泥炭层中依次获11.2 ka、27.0 ka、32.74 ka和43.7 ka的14C年龄(Amorosi et al. 2021), 从而显示局部较封闭环境可能获得地质事件更齐全的记录, 这是目前中国华北地区尚未见到的情况。

在大兴凹陷PGZ01孔, 将京津钻孔近同等深度有机质沉积层视为同期对比, 是基于对气候地层划分原则的理解(赵勇等, 2018)。据此同样判断, 京津之间的廊坊市西侧ACX03孔32.8~35.0 m淡灰色黏土层段, 跟天津滨海塘沽盐场自上而下第2海侵层、即MIS3海侵层埋深(王强和李从先, 2009)接近, 二者可以对比, 也符合气候地层学和岩石地层学的原则。

ACX03孔49.85 m样的14C测年数据大于43 500 a BP, 已经超出测年范围, 无实质参考意义。

4 沉积演化
4.1 研究方法

4.1.1 测井曲线解释

精细的岩心编录、岩性柱状图编绘, 以及野外露头研究经验在岩心判断上的应用, 是沉积相研究的基础。同时, 钻孔测井曲线的形态、幅度、顶底接触状况、组合关系等, 亦可反映粒序和水动力条件, 作为沉积层序、旋回特性、砂层韵律性和沉积环境的判断依据。如钟形曲线反映水流能量向上减弱, 代表河道迁移或废弃; 漏斗形曲线反映砂体向上建造时水流能量增强, 代表砂体前积; 箱形曲线反映沉积能量一致, 物源充足, 代表河道沉积等(马正, 1982)。这些曲线特征的频率和幅度组合, 也是重塑沉积过程、进行地质分层的依据。

由于钻孔测井曲线低自然伽马值、高电阻率值皆对应粗颗粒沉积段, 故将这2类测井曲线各自做虚拟镜像配合表达, 二者“ 波峰” 、“ 波谷” 可以相互对应者视为基本同步准确, 再结合钻孔岩心验证深度, 可以更直观地显示垂向层序的粒序变化(王强和李从先, 2009; 胡云壮等, 2014a, 2014b; 鲁庆伟等, 2018; 赵勇等, 2018)。目前看到的该孔视电阻率曲线反映的垂向粒序变化, 在钻孔下部其与岩性对应关系似不如自然伽马曲线; 另一方面, 也可能伽马曲线更敏感地反映了松散沉积物对元素的吸附作用; 其中的细节尚有待进一步研究。

由于采用的是单管钻井液钻探, 会出现部分砂质岩心可能磨损后被钻井液冲走, 非硬土的黏土质沉积亦可能出现岩心被拉长、以致岩心分层与测井曲线在深度上并非完全吻合的情况。如ACX03孔47~51 m段下半部是泥质沉积, 甚至部分是见明显钢丝划痕的硬土层, 对应的测井曲线砂层厚度相差不大, 但深度上与照片所见并不严格吻合(图 4)。

图 4 河北平原廊固凹陷ACX03钻孔沉积单元划分与典型层段岩心、典型介形类共生照片Fig.4 Division of sedimentary units and photos of typical sedimentary members as well as typical ostracoda association in Borehole ACX03 at Langgu sag in Hebei Plain

4.1.2 微体古生物研究

洪泛平原钻孔地层除宏观可见的腹足类、双壳类生物壳体外, 对重要层位进行微体古生物追索也是必要的。依据经验, 样品采集需避开氧化层位、强水动力的细砂层以及没有营养物的坚硬纯黏土沉积, 因为控制微体生物分布的尚有营养物饵料、水深与光照等因素。即使如此, 该孔一些浅灰色泥质沉积样品依然没有发现微体生物标本, 其原因还有待研究。由此可见平原区钻孔微体生物采样的不确定性。大兴PGZ01孔所见极少的淡水介形类, 为沉积环境判断提供了佐证(赵勇等, 2018)。早年对固安固2孔做80块样品分析, 仅获不多的介形类, 难得的是发现暖水种单棘短背介Notodromas monacha(O. F. Mü ller)以及典型湖相种奇异白花介Leucocythere mirabilis(Kaufman)标本各1瓣①。白花介属从桑干-汾渭断陷带直至西北地区上新统— 第四系皆有广泛分布, 视为西部生物区系和断陷湖介形类组合的重要分子(王强和王景哲, 1988), 该种仅在东部天津大港中塘BZ1孔见过1瓣。

ACX03孔中更新统顶部棕灰色黏土湖相沉积层68.55 m样中, 除见淡水白小旋螺Gyraulus albus(O. F. Mü ller)外, 尚见极少的玻璃介Candona幼体以及极小的威调斗星介Cypridopsis vidua(O. F. Mü ller)(图 4)。

测井曲线反映155.7~180.0 m为全孔最细粒沉积层段, 其中155.8~163.1 m共5个样皆见淡水介形类, 160.1 m样见纯净小玻璃介Candoniella albicans(Brady)个体居绝对优势, 其成年体压缩(假玻璃)玻璃介Candona(Pseudocandona)compressa(Koch)仅见1瓣破损壳, 共生的尚有2个白小旋螺和1枚轮藻。174.4 m样2次各分析50 g, 皆见介形类和腹足类合计约200余瓣(枚), 其中皆以纯净小玻璃介及其成年个体压缩(假玻璃)玻璃介为主, 且纯净小玻璃介居优, 也可见疏忽玻璃介Candona neglecta Sars、布氏土星介Ilyocypris bradyi Sars和隆起土星介I. gibba(Ramdohr)成年壳; 2次分析所见属种组合接近, 只有意外湖花介Limnocythere inopinata(Bird)分别见1瓣和6瓣, 另有带星介未定种Prionocypris sp.、极少的金星介未定种Cypris sp.和美星介未定种Cyprinotus sp.。176.7 m则见40瓣疏忽玻璃介, 以及少量美星介未定种和粗糙土星介I. salebrosa(Stepanaitys), 符合玻璃介为主组合指示偏静水环境的总结(王强, 1982)。淡水介形类的出现证实此层段淡灰色、褐灰色黏土沉积为湖相, 而且所见属种成年幼年个体共生, 显示为原地埋藏(图 4)。

4.2 沉积层段划分

依据沉积物颜色、结构、构造、所含微体生物特征以及测井曲线反映的粒序变化, 可将全孔划分为13个层段(图 4), 自上而下依次为:

U1单元:

0~8.6 m: 黄褐色粉砂、粉砂质黏土, 褐色黏土, 上部粉砂为主, 下部粉砂质黏土为主, 粉砂质黏土和黏土中局部可见锈染; 3.0~6.5 m间3个样见少量小个体淡水介形类苏氏小玻璃介Candoniella suzini(Schneider)以及腹足类白小旋螺、豆螺未定种Bithynia sp.等碎块, 指示泛滥平原中的短暂洼地沉积。

8.6~23.2 m: 视电阻率曲线自下而上显示进积— 退积完整旋回, 17.4 m含有机质最高, 且见白小旋螺碎块, 向上和向下灰色调皆变浅, 为灰色— 浅灰色— 褐灰色(黏土质)中细砂、中砂, 局部略显纹层; 判断整体为河曲或牛轭湖沉积, 其中19.1 m和20.2 m灰色粉细砂中见淡水介形类玻璃介Candona sp.破损壳1瓣, 白小旋螺碎块10余块或几块; 底部0.20 m厚淡黄褐色黏土, 与上覆砂层间有冲刷面, 具轻度潴育化锈斑, 为极浅水的河漫滩沉积, 显示下伏硬土层由于气候转暖此时已经发生积水, 故归于冰后期全新统。

U2单元:

23.20~27.25 m:褐色黏土, 其中23.20~26.25 m层段(24.35~24.82 m因有钻井液混入除外)质地均一稍硬, 23.5~23.8 m和25.75~26.00 m共2段岩心很难剖开, 其上显示钢丝锯痕迹, 是典型的北方末次盛冰期LGM(Last Glacial Maximum)发生脱水作用形成的硬土层, 颜色偏红棕色, 为低水位域河流河漫滩沉积(王强和李从先, 2009)。此层段上下略显纹层, 系稍有积水所致, 故未归入LGM期。

27.25~31.00 m:浊棕色粉砂质黏土, 质均色匀, 略显纹层, 顶部0.30 m厚黏土质粉砂。

31.00~45.55 m:自下而上为灰黄棕色、浊黄橙色黏土, 少夹黏土质粉砂层, 其中32.8~36.0 m为淡灰色黏土质粉砂、粉砂夹黏土, 又以33.5~34.0 m灰度最高, 33.6 m棕色黏土中见白小旋螺数个。36~44 m伽马曲线显示粒度向上变粗, 与柱状图记述相同; 但视电阻率曲线略有不同, 下部40~42 m为退积类型, 向上到35 m为进积类型, 然后再向上又转为钟形, 显示河流搬运的物质沉积速率依次超过盆地沉降、低于盆地沉降, 与再次超过盆地沉降的过程。

U3单元:

45.55~74.00 m: 上部黄褐色中细砂见水平层理、下部灰褐色中砂— 中粗砂, 其间49.7~52.8 m为灰色、灰黑色黏土。2种测井曲线变幅较相似, 自然伽马曲线为齿化箱形— 扁钟形叠加, 电阻率曲线显示为4个各约5 m厚的指形曲线, 其间细粒沉积物2~5 m厚不等, 指示4期突发快速河道沉积, 与PGZ01孔第4层段(111.4~240.0 m)所见6个高阻段相仿。49.85 m获AMS14C年龄大于43 500 a BP数据, 没有多少实质意义了。49.90 m黑色黏土中仅见土蜗未定种和白小旋螺, 有机质过高的偏酸性环境也不利钙质微体生物保存。此层段指示了近等频次的河道摆动, 其中61.4 m处冲刷面解释为上更新统底板。中更新统顶部灰色、黄绿色湖沼相沉积明显。17个微古样基本皆取自黏土, 其中11个样见白小旋螺与土蜗未定种少量标本, 仅2个样见纯净小玻璃介数个以及罕见的威调斗星介等(图 4)。

U4单元:

74.0~107.8 m: 中上部74~98 m视电阻率显示2个钟形曲线相连, 伽马曲线显示近同步变化, 其中粗粒系粉砂, 细粒则为黏土质粉砂, 少见粉砂质黏土沉积, 88 m处岩心整体由灰色系变化为红棕色系, 表明湖退并转变为浅水, 时而遭氧化的河漫滩环境。104.3~107.8 m为视电阻率曲线显示的指状棕褐— 黄褐色粉砂层, 上覆98.0~104.2 m厚约6 m的灰色黏土洪泛湖沉积。从整单元深度范围看, 这一粗细2层与上覆幅度稍小的2个钟形曲线, 共同组成一个大型水下河道的钟形曲线, 其间有2次细粒湖沼沉积。此段的8个微古样中, 仅101.1 m和101.4 m样见疏忽玻璃介、纯净小玻璃介、奇异小玻璃介Candoniella mirabilis Hou、苏氏小玻璃介、布氏土星介、柯氏土星介Ilyocypris Conae(Mandelstam)、隆起土星介 I. gibba(Ramdohr)。

U5单元:

107.8~128.5 m: 棕色、红棕色、橙红色黏土、砂质黏土, 中部夹厚约3 m褐色细砂层, 上部夹2层褐黄色薄粉细砂层。伽马曲线与视电阻率曲线基本近同步变化, 总体显示该单元一个近于钟形(其间2次收缩指示变细)的曲线状态, 为决口扇、间夹边滩沉积。顶部107.8~112.0 m灰色黏土为主, 为视电阻率低值段, 进入洪泛湖阶段。分析的6块样, 仅见1瓣纯净小玻璃介, 2个样品各见白小旋螺个体。

U6单元:

128.5~143.0 m:灰色、棕色、棕红色、棕黄色黏土、粉砂质黏土, 局部夹薄层粉细砂层。

143.0~152.2 m:黄褐色— 黄色粉砂、细砂、中砂层, 局部夹黏土, 130~135 m见硬土层剖开时钢丝锯划痕。

152.2~155.7 m:棕色、棕红色黏土、粉砂质黏土, 局部发育零星钙质结核。自下而上整体为正粒序旋回, 视电阻率曲线呈两度收缩的钟形, 为河道夹河漫滩沉积。此单元分析微古样10块, 仅5块样见少量介形类, 且以小个体纯净小玻璃介出现频率最高, 但最多1个样见5、6瓣, 压缩(假玻璃)玻璃介、疏忽玻璃介各有1、2个体出现, 卵球星介Cyclocypris ovum(Schwerby)、布氏土星介、柯氏土星介、放射土星介Ilyocypris rediata Yang、粗糙土星介皆有1~3瓣个体出现。

U7单元:

155.7~180.6 m: 灰绿色、灰色、红棕色、棕红色、棕黄色黏土, 多见钢丝锯剖岩心的划痕, 3处见直径1~2 cm的钙质结核; 介形类连续见于上部155.8~161.1 m淡灰色黏土为主的共6个样, 仅2瓣极小个体的运城小玻璃介Candoniella yunchengensis Wang(MS)见于165.8 m棕黄色黏土样, 指示刚出现积水环境; 下部174.4 m和176.7 m棕灰— 灰色黏土2个样中, 最多见13种200多瓣标本, 指示湖相沉积为主。此单元仅3个样未见微体生物, 可能与所在层位水浅, 出现钙核的近干涸环境有关; 视电阻率曲线整体为全孔低值段, 仅在下部砂层附近为指形曲线, 代表1次河流决口, 对应171.70~173.95 m的褐色细砂层。即使介形类最多样品也未见河北阳原泥河湾断陷湖盆地层常见的永久性湖泊种(王强和王景哲, 1988), 故属于洪泛平原上的湖泊沉积, 可称之为洪泛湖, 以区别于山间盆地中的断陷湖; 结合上下高电阻率砂层, 判断为入湖水道与浅湖、湖滨湿地沉积。

U8单元:

180.6~194.9 m: 褐黄色粉细砂— 细砂、黄褐色中砂, 底部30 cm含少量小砾石, 中部夹薄黏土夹层(< 20 cm), 可见斜层理, 183~185 m见灰色黏土薄夹层, 其中183 m余2个样未见微体生物, 184.2 m样见压缩(假玻璃)玻璃介1瓣。视电阻率、自然伽马曲线整体显示该单元即为1个钟形形态, 系入湖泊洼地的河道沉积, 期间被细粒沉积隔断2次。

U9单元:

194.9~220.2 m: 自下而上整体为正粒序沉积, 下部褐色细砂、中砂, 局部含砾, 可见斜层理(交错层理), 视电阻率高阻段幅度不如自然伽马曲线, 在上部与岩性配合度不好, 大体显示3个扁钟形, 系3期河道— 天然堤— 决口扇沉积; 其间棕红色— 棕色— 灰色黏土, 系河漫滩沉积; 顶部约5 m余厚黄绿色、淡灰色、灰色黏土系洪泛湖沉积。3个微古样皆未见生物。整体反映为河道沉积。

U10单元:

220.2~236.1 m: 中上部“ 轻棕红色黏土” , 见零星白色钙质结核, 局部有黄色粉细砂薄夹层, 电阻率与伽马曲线在下部曲线幅度吻合较好, 显示扁钟形, 为小型决口扇, 中部低阻段为近岸河漫滩沉积, 下部再现稍高阻段4 m厚砂层, 再次出现河道沉积。

U11单元:

236.1~252.0 m: 灰绿色、灰色、棕色、棕红色黏土、砂质黏土, 局部含少量白色钙质结核, 棕红色黏土主要发育在该层顶部, 中下部黏土为灰色、灰绿色, 表明为还原环境沉积。视电阻率曲线变化不大且为低值, 说明泥质等细粒沉积物含量大, 弱水动力条件, 为泛滥平原(河漫滩、河漫洼地)沉积。伽马曲线显示扁钟形, 结合岩性看, 其与视电阻率曲线出入较大。238~242 m灰色黏土与棕色黏土段各取样3个与1个, 但皆未见生物。

U12单元:

252.0~287.1 m: 可以说该单元整体见4个下粗上细正粒序旋回, 细粒沉积层厚3~5 m, 粗粒层厚4.5~8.0 m。细粒沉积为棕红色黏土、棕黄色含砂质— 砂质黏土, 块状无层理, 偶见白色钙质结核; 粗粒沉积层为黄色— 褐黄色粉砂、细砂、黄褐色— 灰褐色中砂、含砾中粗砂, 局部发育水平层理、斜层理、交错层理, 含砾砂发育在下部2个旋回底部, 砾石砾径小于4 cm, 成分为火山岩、沉积岩及泥砾。每个沉积旋回与下伏地层皆为侵蚀接触。自然伽马曲线从下向上基本可以与岩性对应上, 但厚度似有所夸大, 且顶部与岩性尚未能对应上; 视电阻率曲线大体为4个钟形砂坝沉积, 其间细粒夹层为河漫滩或河间洼地, 该单元总体属河道沉积。

U13单元:

287.1~300.0 m: 红棕色-“ 轻棕红色黏土” , 块状, 288.0~289.2 m和295.4~298.1 m为钙质结核层; 局部见零星钙核及铁锰质结核。视电阻率曲线低值且近直线形, 反映水动力弱, 但伽马曲线在孔底反映粗粒沉积增多, 与岩心比对出入较大。由于多钙质结核, 甚至295.00~298.05 m多见地下水沿根系进入地层, 形成淡灰绿色— 灰白色潜育化斑, 故判断该单元系泛滥平原中稍深水和稍浅水的河漫滩沉积。

5 讨论
5.1 地层对比与年代标尺

渤海湾西岸滨海平原钻孔晚更新世以来3期海侵地层, 可以依据海洋氧同位素分期(MIS=Marine Isotope Stage)进行气候地层划分。3期海侵层自上而下分别归于海洋氧同位素MIS1、3、5阶段, 海侵层最明显的岩石地层学特征就是棕灰色沉积地层, 以及其中丰富的海相微体古生物、甚至风暴搬运的海相双壳类和腹足类。除在局部下切河谷其底板埋深有变化外(王强和李从先, 2009; 王强, 2019), 渤海湾西岸这3期海侵层底板埋深基本稳定。

北京大兴PGZ01孔60 m余棕灰色地层, 与天津地区钻孔总结的3期海侵层段深度相近, 结合微体古生物与孢粉分析, 已经对该孔地层进行海洋氧同位素分期, 这是依据暖气候期夏季风强度增大, 降水增多, 造成滨海海侵发生时, 山前平原也可以产生(富)有机质沉积(赵勇等, 2018)。

14C测试样品由于处于开放状态容易被污染, 如意大利南托斯卡纳区Ombrone河末次盛冰期下切河谷钻孔中, 36.77~59.72 m层段5个有机质黏土和1个植物碎屑的AMS14C测年, 数值都不小于50 ka, 最深61.55 m处有机质黏土样测年为36 100± 2670 cal. a BP, 解释为其上7个测年皆为老物质污染(Breda et al., 2016)。显然, 并非每个测年数据都是可用的(王强和吕金福, 1995)。

渤海湾西岸与天津北部蓟州山前平原MIS3年代以14C测年表述, 被笼统称为45 ka以来(Wang et al., 2014; 孙振营等, 2018)。

前述PGZ01钻孔(赵勇等, 2018)与本研究ACX03孔晚更新世地层, 大致以岩石地层特征与天津地区钻孔接近深度所见吻合为依据, 笼统称为120 ka开始层位(赵勇等, 2018; 鲁庆伟等, 2018), 符合地层学的逻辑推理和对比, 避免了用年代地层替代完整地层学工作的做法(李从先和汪品先, 1998), 毕竟岩石地层单元是客观存在、而且可以是穿时的。

U9单元中部约200 m以下, 开始较多出现质地坚硬的“ 轻棕红色黏土” , 加之松山负极性时底板在220 m, 可见该黏土层自下而上延续, 已经进入了早更新世早期。

5.2 区域第四纪地层对比

北京榆垡— 河北固安— 廊坊一带, 目前已报导5个钻穿第四系钻孔, 且均借助古地磁、14C测年等研究方法对第四纪地层进行划分(表 2), 北京榆垡— 河北固安— 廊坊一带第四系厚181.35~280.00 m不等, 下更新统厚度为78.20~201.65 m, 中更新统厚度为18.4~46.3 m, 上更新统厚28.40~44.25 m, 全新统厚15.45~24.90 m。由此可见, 该地区早更新世差异性沉降最明显, 下更新统最大厚度差可以达到约123 m, 中更新世、晚更新世、全新世差异沉积较弱, 相应地层最大厚度差分别约为28 m、16 m和9 m, 即6个钻孔第四纪地层划分对比显示该区域从早更新世至全新世差异沉降越来越弱。

表 2 河北平原廊固凹陷ACX03孔及邻近孔第四系划分对比 Table2 Quaternary division and comparison of Borehole ACX03 and adjacent boreholes at Langgu sag in Hebei Plain

除G01孔中更新统厚46.3 m外, 其他5个钻孔中更新统厚度均小于30 m, 埋深一般在70~80 m余。而渤海南部BH08孔1 Ma以来有190 m厚的连续沉积(Yao et al., 2014), 两地中更新统厚度差异大, 预示当时有发生地层间断的可能。华北平原多地均发现中更新世晚期地层间断在(王强和田国强, 1999; 赵勇等, 2018; 鲁庆伟等, 2018; 孙振营等, 2018), 说明该时期间断具有重要的意义, 有待进一步追索研究。

5.3 第四纪洪泛平原纵向序列研究

古地理图(张青松等, 1976)显示, 河北廊坊地区古河道走向大体为NW-SE向。而区域内对古河道露头剖面和钻孔地层河流沉积研究工作较少, 普遍认为北京平原形成主要为永定河的贡献(袁宝印等, 2002; 蔡向民等, 2010)。

本研究依据已有积累经验, 结合岩心沉积构造、宏观岩心氧化还原状况和微体古生物分析结果, 使用测井曲线反映的粒序, 分辨出河流的突然短暂泛滥, 抑或侧向摆动、稳定的等频次摆动等类型, 且基本按照岩性— 测井旋回划分钻孔沉积单元。总体看来, ACX03孔自上新世红土沉积结束后, 以向上变细的退积类型居多, 应该与钻孔所处古地理位置有关。

ACX03孔大致下部1/3为上新世至早更新世早期湿热气候条件下的红土沉积, 底部U13单元近13 m厚地层, 两度因水浅、水溶液中钙元素富集而形成钙核。从多细粒黏土和大区域地质演化看, 此段应为冲积扇前缘; 为与整个河流体系匹配, 也可笼统称为洪泛平原或河漫滩。

U9— U12单元(194.9~287.1 m), 下部2段各1 m厚岩心因地下水顺植物根系或裂隙进入, 形成淡灰绿色潜育化斑, 与下伏和上覆的中细砂层共同构成冲积扇上河流与近干涸的浅湖沉积。236~270 m段自然伽马曲线变化幅度明显高于视电阻率曲线, 但238~245 m是黄棕色— 棕色— 棕红色— 绿灰色为主的黏土沉积, 多处见小钙质结核或其雏形, 底部灰色调沉积中虽然未见微体古生物, 但是灰绿色已显示有机质积累, 判断为湖沼或浅湖; 其上、下棕色、棕红色则为偏氧化沉积背景, 加之小钙核的出现, 系近干涸的沉积环境, 同样属于冲积扇前缘浅水沉积, 包括在适当水文条件下形成的湖沼。

U8单元(180.6~194.9 m), 2条测井曲线几乎同步显示为河道的钟形, 指示内部有2次变浅的退积旋回。U7单元(155.7~180.6 m)2条测井曲线变化近同步, 但幅度差异较大, 见 4、5次有机质积累和底部钙质结核出现, 加之微体生物标本富集, 多为湖沼— 湖泊沉积, 其间夹浅水弱氧化沉积, 系水体收缩、水位降低, 水体变浅过程中, 短暂暴露大气下遭氧化的标志(图 4)。

U6和U5单元(107.8~155.7 m)2条测井曲线近同步但不同幅度的变化, 指示下部为水动力自下而上略有2次波动的河道夹河间洼地, 上部大致为决口扇夹边滩。

U4单元(74.0~107.8 m)几乎是全孔2类曲线对应最好的一段; 其中98~104 m的低阻段底部1 m是黄灰绿色粉砂质黏土, 上覆为块状暗灰棕色— 灰棕色黏土, 为河间洼地— 湖沼沉积。

U3单元(45.55~74.00 m), 视电阻率测井曲线包括了4个近等厚的高阻— 低阻曲线组合, 反映河流在该地几近稳定的摆动, 与大兴PGZ01孔大致在111.4~240.0 m所见近似特征曲线相比, 该单元虽然总厚度要小, 但曲线特征更典型; 伽马曲线则与之不完全吻合。

U2单元(23.20~45.55 m), 2类测井曲线仅局部同幅度反向变化, 其中物理性原因尚无法解释, 暂存疑, 且以与岩性有很好匹配的视电阻率曲线为基准, 显示自下而上依次出现河道和河漫滩沉积。

U1单元(0~23.2 m), 明显的上下部为黄褐色, 中部为棕灰色, 且20 m处近0.5 m厚黑色粉砂质黏土, 接近沿海地区钻孔早全新世基底泥炭颜色。也可能该地是通向东部滨海的河道沉积, 受早全新世海面上升影响发生滞水, 形成有机质的富集; 也可能就是全新世气候转暖形成的高有机质积累。

全孔自下而上的沉积演化, 标于图 4视电阻率曲线右侧:上新统(220.2~300.0 m)为河道、河漫滩夹湖泊沉积, 下更新统(85.2~220.2 m)为河道、湖泊、河漫滩沉积, 中更新统(61.5~85.2 m)为分支河道夹河漫滩及河间洼地— 湖沼沉积, 上更新统(23.2~61.5 m)为河漫滩、分支河道沉积, 全新统(0~23.2 m)为泛滥平原、河曲— 牛轭湖沉积。

ACX03孔微体古生物丰富层位可确定为湖相沉积, 但属于洪泛平原中的暂时性洼地— 湖泊, 甚至仅是扇间洼地、河间洼地转变成湖; 大量近单种纯净小玻璃介在160.1 m的出现, 显示埋藏前经历过水流分选, 而搬运来的比重小的这些幼年个体又被快速埋藏(图 4), 指示沉积时的缓流水或静水交替的环境; 上覆1.6 m(158.2~159.8 m)厚棕色硬土层, 应该相当低水位域沉积。174.4 m样品2次分析获得标本组合略有差异, 但标本数量十分接近, 介形类组合面貌接近, 整体指示缓流水与静水共存的环境(王强, 1982)。照片显示该深度样品采自淡黄褐色粉砂层中, 但在测井曲线上则是接近极细沉积处(图 4), 应属于浅湖相。该样品所在U7单元中160.1~174.1 m细粒沉积段, 即为浅湖相沉积。

岩心252.0~257.2 m段伽马曲线比视电阻率曲线显示更正确, 是否是因孔深加大, 使用的仪器视电阻率测井灵敏度下降?尚有待探讨。如果有足够的材料, 此项工作在孔间对比中会对追索河流摆动提供更多的内容。如阿根廷依据钻孔伽马测井曲线对比, 追索千米级或数百千米级沙坝的结构(Arnold et al., 2014)。沿越南沿湄公河走向河道摆动的研究, 则主要是根据经验性的宏观岩性总结, 而并非粒度分析(Gugliotta et al., 2019)。近年测井曲线研究, 亦进入到依据曲线齿化率确定河道具体位置、精细刻画河道的阶段(张广权等, 2018)。

显然, 区调项目全取心孔, 在更广泛地吸收测井曲线应用经验, 配合以适量的微体古生物鉴定后, 有可能提高大区域纵向序列河流演化研究, 同时为自华北山区到平原, 再到海岸带的“ 源到汇” 工作提供可靠的素材。

6 结论

1)对比标准古地磁极性柱, 判断河北平原廊固凹陷ACX03孔古地磁极性柱0~83.8 m为布容(Brunhes)正极性带; 83.8~220.2 m为松山(Matuyama)负极性带, 其中89~98 m为Jaramillo极性亚时, 175.5~190.0 m为Olduvai极性亚时; 220.2~300.0 m为高斯(Gauss)正极性带(未到底), 276.00~289.78 m为Kaena负极性亚时。

2)基于ACX03孔浅部14C年龄和磁性地层划分该孔年代地层, 并依据该孔岩心沉积物、测井曲线和微体古生物特征划分沉积层段以及分析其沉积环境: 上新统(220.2~300.0 m)为河道、河漫滩夹湖泊沉积, 下更新统(85.2~220.2 m)为河道、湖泊、河漫滩沉积, 中更新统(61.5~85.2 m)为分支河道夹河漫滩及河间洼地— 湖沼沉积, 上更新统(23.2~61.5 m)为河漫滩、分支河道沉积, 全新统(0~23.2 m)为泛滥平原、河曲— 牛轭湖沉积。

3)对比ACX03孔与邻近钻孔第四纪地层, 认为河北平原廊坊— 固安一带早更新世差异性沉降最强, 之后一直到全新世越来越弱。

致谢 感谢中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室给予的实验帮助; 感谢审稿专家和责编的修改。

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