0 引言

末次盛冰期（LGM）相当于深海氧同位素二阶段（MIS2）气候最冷、冰川规模最大的时段，是距今最近的一个与现代气候环境反差最大的时期，这一时期的地质与古气候资料反演表明，其平均温度较现代要低 5～10℃，中高纬度低 20℃以上，赤道地区低 2～3℃。该时期大范围大陆冰盖（曹剑和吴立广，2016），冰缘和植被带南移（邓韫等，2005），喜冷动物猛犸象化石群出现在 31° N 附近（刘敬圃， 1996），海平面下降 120～150 m（朱永其等，1978；王颖，1996），海岸线较现代位置外推约 1000 km，中国海面积减少约1/3（汪品先，1995），海面蒸发量降低，夏季风减弱冬季风强（姜大膀和梁潇云，2008；袁熹等，2014），陆地干旱化加强，湖泊面积萎缩（安成邦等，2008），沙漠面积和永久冻土范围等迅速扩张 （冯晗等，2013；曾琳等，2013；周亚利等，2013；陈涛等，2016）。河口湾和三角洲地区发育末次冰期低海面下切古河谷（李从先等，2008；王强，2019）以及陆架区埋藏的古河谷（孔祥淮等，2016）。下切河谷为冰消期提供新的沉积空间和海侵通道（鲁庆伟等，2021）。以有机质积累形成泥炭与下伏贫营养湖、上覆滨浅海潮坪相，重塑了全新世完整的海侵 —海退过程。

本次研究对象为天津南部 ZK1 孔（三呼庄）、 ZKQ3 孔（花园）、ZKQ4 孔（高家庄）、ZW4（中旺镇） 和 TPZ1孔（太平镇）等（图1），因研究区缺乏末次盛冰期以来下切河谷及沉积相序特征研究，故本文研究可为该区域末次盛冰期以来地层结构厘定、古环境恢复与演化以及水工环勘察、地下空间资源规划和开发利用等方面提供重要基础资料。

1 区域地质概况

研究区为新生代断陷盆地，位于华北平原东北部，东邻渤海湾，为河流和海洋共同作用沉积的滨海低地平原，总体地势较为平缓，自西向东略倾斜，地面坡降约为0.3‰，无基岩出露，属于厚层第四系覆盖区（天津市地质矿产局，1992）。该区主要受季风环流的支配，是东亚季风盛行的地区，属温带季风气候。大地构造位置属于华北断坳，自西向东依次有冀中坳陷、沧县隆起和黄骅坳陷 3 个Ⅲ级构造单元，研究区涉及沧县隆起和黄骅坳陷 2 个Ⅲ级构造单元（图1）。该区主干河流有近南北向的南运河、子牙河以及北东—北东东向的马厂减河、子牙新河等。

晚更新世以来发育 3 期海侵（赵松龄等，1978； 王强和李凤林，1983；鲁庆伟，2021；江胜国等， 2021），古河道亦发育（吴忱等，1986；刘景兰和李立伟，2020；鲁庆伟等，2021）；全新世海退后渤海湾西发育多条指示海岸线变迁意义的贝壳堤（王强等， 2007；岳军等，2012；李凤林，2016）。

2 ¹⁴C测年

采样对象为研究钻孔和剖面中新鲜无污染的泥炭，取 AMS¹⁴C样品 9件。及时密封并送至北京大学考古实验室完成测试，测年结果见表1。

3 研究区地层

3.1 钻孔地层

笔者在对天津南部平原区研究过程中，发现多地存在 LGM 下切河谷（静海（ZK1 孔、ZKQ3 孔、 ZKQ4 孔等）、中旺镇（ZW4）以及太平镇（TPZ1 孔） 等），沉积物以粉砂为主，局地钻孔底部见滞留沉积的泥砾或生物碎片，冲刷面明显，与下伏地层突变接触，底板多位于深度 23～26 m 处，低于全新统底板 20 m 的一般深度（图2）。而且随着钻孔密度的加大，可揭示出干河分支支流，说明该区曾是支流发育地区。以位于第 1 海侵层层位下，具锈黄色含钙质结核的（粉砂质）黏土层作为全新统的底板。

注：¹⁴C半衰期为5568 a，自1950年起算。

（1）ZW4钻孔地层

Du1层段（0～2. 05 m）：黄棕色（10YR，6/6）粉砂质黏土，斑点状锈染较发育。

Du2 层段（2. 05～7.40 m）：浅灰色（10YR，7/1） 黏土质粉砂—粉砂质黏土；水平层理；顶部可见斑点状锈染。

Du3层段（7.40～13.15 m）：灰色（10YR，6/1）粉砂质黏土；中部见生物扰动现象，局部可见生物潜穴以及生物碎片。8.60～8.90 m 层位局部发育团块状有机质。为中全新世以来海相沉积。

Du4 层段（13.15～14.88 m）：浅灰色（10YR，7/ 1）—深灰色（10YR，4/1）黏土质粉砂—粉砂质黏土，水平层理，顶部 20 cm 为基底泥炭，AMS¹⁴C 测年 （7550±35） a BP，为（冰消期）早全新世湖相沉积。

Du5 层段（14.88～23.86 m）：浊黄色（10YR，7/ 3）粉砂，松散，质均色较匀，富水无层理，中下部见河口相双壳类光滑河蓝蛤、毛蚶等碎片，底部可见冲刷面。判断为LGM下切河道靠近河口部位。

Du6 层段（23.86～30.30 m）：黄棕色（10YR，6/ 6）粉砂质黏土，含少量生物碎屑，23.86～25.35 m、 25.95～26.65 m、28.70～29. 05 m 黏土含量较高，斑杂状潴育化弱发育，含粉砂薄层透镜体以及潜穴砂团；其余层位粉砂质黏土与黏土质粉砂不等厚互层。在 35.60 m 处 AMS¹⁴C 测年（23100±130） a BP，故判断该层位为MIS3海侵高潮坪沉积。

（2）ZKQ3钻孔地层

Du1层段（0～8.10 m）：浅黄棕色（2.5Y，6/3）— 灰黑色（2.5Y，7/1—2.5Y，3/1）—黄棕色（2.5Y，6/4） 粉砂质黏土，下部砂质含量略高，浸染状潜育化发育，弱发育潴育化，中部（3.90～4.65 m）有机质较富集，AMS¹⁴C 测年（1640±25） a BP。中下部为滨海湖沼相，上部为泛滥平原沉积，属于晚全新世。

Du2 层段（8.10～9.95 m）：深灰色（2.5Y，4/1） —浅灰色（2.5Y，7/1）粉砂质黏土，块状层理，质较均色较匀，上部零星见斑点潴育化；局部可见薄层粉砂透镜体。为中全新世潮上带沉积。

Du3层段（9.95～11.95 m）：灰色（2.5Y，6/1）黏土质粉砂，顶部 25 cm 为灰黑色（2.5Y，3/1）粉砂质黏土（基底泥炭），AMS¹⁴C 测年（7025±35） a BP。反映出早全新世渐暖，地下水位升高，植物生长到后期腐质富集的湖相沉积环境。

Du4 层段（11.95～23.40 m）：上部（11.95～23.10 m）为浅灰色（2.5Y，7/1）粉砂，色较匀，松散，饱水，局部可见波状层理、水平层理和正粒序层理。底部（23.10～23.40 m处）含较多生物碎屑，见冲刷面，为LGM下切河道滞留沉积。

Du5 层段（23.40～26.20 m）：下部灰色（2.5Y， 6/1）—深灰色（2.5Y，4/1）粉砂质黏土；质较均色不匀，块状层理；斑点状潴育化较发育；25.65 m 处 AMS¹⁴C测年（37850±210） a BP，属于MIS3潮上带沉积。上部为浊黄色（2.5Y，7/6）黏土质粉砂，波状层理，与下部渐变接触，为泛滥平原沉积。

（3）ZKQ4钻孔地层

Du1层段（0～2. 00 m）：浅棕黄色（10YR，5/6）粉砂质黏土，含钙质结核，浸染状潴育化和潜育化发育；块状层理；为泛滥平原沉积。

Du 2层段（2. 00～6.30 m）：锈棕黄色（10YR，6/ 8）黏土质粉砂，含白小旋螺；水平层理；2.25 m 处 AMS¹⁴C 测年（5920±30） a BP；含零星毕克卷转虫变种和光滑九字虫等有孔虫以及小玻璃介未定种等非海相介形类，为滨海湖沼相沉积。

Du 3 层段（6.30～12. 00 m）：浅灰色（10YR，7/ 1）粉砂，波状层理，水平层理；底部见冲刷面，为河道沉积。

Du 4 层段（12. 00～13.70 m）：灰色（10YR，4/1） 粉砂质黏土；近垂直的生物浅穴发育，被灰色粉砂充填；透镜状层理；与下伏地层突变接触；为中全新世滨海潮上带沉积。

Du 5 层段（13.70～24.60 m）：以黄色（10YR，7/ 6）粉砂为主，中上局部夹黏土质粉砂，顶部为浅黄棕色粉砂质黏土；斜层理；底部可见冲刷侵蚀面，为河流相沉积；顶部可见LGM硬黏土（泛滥平原）—边滩相的黏土质粉砂沉积。

Du 6 层段（24.60～30. 00 m）：中上部为棕黄色 （10YR，6/8）夹浅灰色（10YR，6/2）含钙质结核雏形的粉砂质黏土，块状层理，局部波状层理；下部为浅黄色黏土质粉砂，斜层理。为MIS3时期边滩相—河漫滩相沉积。

（4）ZK1钻孔地层

Du1 层段（0～6. 00 m）：0～1.90 m 为浅棕黄色 （10YR，6/6）黏土质粉砂；1.90～6. 00 m 为黄棕色 （10YR，5/8）粉砂质黏土。

Du2 层段（6. 00～10. 05 m）：上部为灰色 （10YR，5/1）黏土质粉砂，波状层理；下部为浅灰色 （10YR，6/1）粉砂质黏土。

Du3 层段（10. 05～13.40 m）：底部灰色（10YR， 5/1）黏土，中部浅灰色（10YR，6/1）粉砂质黏土，上部浅灰色（10YR，6/1）黏土质粉砂；为中全新世滨海潮坪相沉积。

Du4 层段（13.40～14.45 m）：深灰色（10YR，4/ 1）粉砂质黏土，顶部发育 4 层不等厚泥炭层；13.50 m 处 AMS¹⁴C 测年（7125±35） a BP；为早全新世贫营养湖—富营养湖相沉积。

Du5 层段（14.45～25.50 m）：浅绿黄色（2.5Y， 6/6）—浊黄色（2.5Y，7/6）粉砂，水平层理、波状层理；22.40～22.50 m、23.45～23.52 m 处为生物碎屑层；底部含滞留沉积的泥砾，见冲刷面，与下伏地层突变接触；为LGM下切河道沉积。

Du6 层段（25.50～30. 00 m）：25.50～26.60 m 黄棕色（10YR，5/8）—棕灰色（10YR，6/2）粉砂质黏土，下部波状层理，上部块状层理；顶部可见斑点钙质结核，弱发育潴育化。26.60～30. 00 m浅灰色黏土质粉砂—粉砂质黏土，水平层理，局部黄棕色，含钙质结核和丽蚌，反映出湖水水位深浅变化和水动力较弱的湖相沉积。

3.2 陡坎剖面

河北省青县马厂炮台人工揭露出宽约 50 m 的浅埋古黄河河道剖面（图3a、图3b），底部见滞留沉积的泥砾（图3c）和冲刷面（图3d），与下伏地层突变接触，其底板有机质泥炭 AMS¹⁴C 测年（6670±25） aBP。下伏地层为灰色黏土质粉砂，含丽蚌、反扭蚌、缩缢蛏和青蛤等（图3e），为滨海湖沼相沉积。说明约7 kaBP古黄河流入该区，河海作用在静海区管铺头一带形成具有海岸线指示意义的第Ⅵ道贝壳堤（7000～7600 a BP）（李凤林，2016）。随后河流进积作用不断加强，海岸线逐渐东移，依次发育Ⅵ～Ⅰ道贝壳堤。《山海经》中最早有关于古黄河天津市域入海的记载，后来南宋（1128年）时古黄河最终移出天津地区。

a—宏观照片（镜头方向330°）；b—河道剖面，槽状层理（镜头方向160°）；c—河道底部滞留沉积的泥砾（镜头方向330°）；d—冲刷面，与下伏地层突变接触（镜头方向300°）；e—河道下伏生物碎屑层（镜头方向240°）

3.3 LGM硬黏土

位于北大港水库南侧的TPZ1钻孔（图2），15.7～20.6 m 为浊黄色（10YR，6/3）具轻度潴育化锈染黏土，上部略见钙质结核（φ=2 mm）；下部为块状或薄层粉砂质黏土，多见水平顺层锈染，指示频繁的水位波动；16.8 m、18.4 m 和 20.5 m 共 3 个样品中分别见1枚、28枚和1枚有孔虫；判断自下而上为河流边滩到泛滥平原沉积，因明显遭氧化而归入LGM时段，所见海相微体生物视为再搬运；该层位分别在 15.75 m、16.58 m、17.58 m、18.60 和 20.55 m 处分别取孢粉样，取样50 g，经过泡酸、煮碱、氢氟酸处理脱去矿物质，后用浓盐酸进行氧化，最后过筛集中孢粉装管，镜下鉴定测试结果该层位孢粉以木本植物云杉和栎属为主，草本主要为禾本科、蒿科藜属，反演出该时期为冷干气候环境，与区域上的认识一致。

3.4 浅埋古河道遥感解译

利用遥感解译该区域浅埋古河道，前人进行了一定的研究工作（高洪兴，1980^①；翟子梅等，2005^②； 秦磊等，2008），笔者在该区域利用钻探和微体古生物鉴定等手段对晚更新世以来 4期古河道与 3期海侵交互作用进行了研究（鲁庆伟等，2021），因此本文重点研究LGM以来下切河谷及沉积相序特征。

利用 2000 年的遥感 TM 数据，针对古河道解译选用7、4、1波段合成图像（图4）。在遥感影像上，居民点、边滩及决口扇砂体等空间展布总体呈现出蛇曲线状分布特征，解译出子牙河、南运河以及捷地减河等地3条干流古河道，现今南北向的子牙河、南运河以及北东东向的捷地减河应为古河道变迁而来。河北平原浅埋古河道分别从河北青县、沧州一带途经该区（图4a），一支从河北青县向北进入静海地区，子牙河、南运河等附近位置发育 3 支古河道 （图4b），在静海区北部地区与永定河、大清河等古河道流域汇合入海河水系入渤海湾；另一支从河北沧州北东向进入研究区，沿着翟庄子至新马棚口村一带入渤海湾（图4c）。前人研究（韩桂荣等，1998； 李凡等，1998）该期浅埋古河道自然重砂，结果表明其与现代黄河砂具有可对比性。

a—浅埋古河道分布图；b—天津静海区子牙河、南运河古河道；c—河北沧州北东向古河道

3.5 高密度电法解译古河道

地球物理方法在古河道探测中具有有效性（马健等，2023），利用高密度电法在子牙河、南运河和黑龙港河等地证实下切古河道的存在以及迁移情况（表2）。河道岩性颗粒较细，以细粉砂为主，电性显示为高阻，其上下岩性为黏性土，电性显示为低阻。下切古河道河床宽约百米至几百米、深<25 m，变迁的频率很高，迁移改道的距离约几十米。

4 讨论

LGM作为一个时期，该研究区缺乏可靠测年材料导致没有获得可靠年龄数据，上海浦东钻孔 62 m 所见的泥炭（测年 14500±450 a BP）， Clark et al. （2009）利用 4271 个¹⁴C 记录及 475 个地球宇宙核素记录，确定 LGM 为 26.5～19. 0 ka BP，暂无统一认识。中国河口三角洲地区（长江三角洲、珠江三角洲等）和天津—河北沿海平原普遍发育LGM下切河谷，该时期夏季风减弱，气候干冷，海水水位大规模下降，河水溯源侵蚀下切，形成不同期次古河道。本文TPZ1孔该层位孢粉为云杉、栎属、禾本科、蒿科藜属，反演出该时期为冷干气候环境，说明 LGM 下切河谷的形成与区域气候因素密不可分。本文研究钻孔 ZKQ3 孔 25.65 m 处获得 AMS¹⁴C 测年 （37850±210） a BP，下切河谷侵蚀至其顶板层位，层序地层上可对比于深海氧同位素MIS2，故该期下切河谷应属于MIS2冷期。

结合研究钻孔地层和海侵层标志层可知（图2），研究区 LGM 时期多地形成下切河谷，底部可见冲刷面，含泥砾或生物碎屑等滞留沉积物。盛冰期后期气温回暖，地下水位回升，植被生长腐质富集，自下而上形成浅灰色—灰色—灰黑色色调层位，含纯净小玻璃介、布氏土星介等非海相介形类和淡水腹足类白小旋螺等，反映出末次盛冰期后的贫营养湖—富营养湖演化的湖沼相沉积。之后发生全新世海侵，岩性为深灰色—浅灰色粉砂质黏土或深灰色黏土质粉砂，可见生物扰动构造和生物潜穴，含光滑九字虫、毕克卷转虫变种、清晰希望虫等有孔虫和海相介形类典型中华美花介、中华刺面介、中华洁面介等，见海相双壳类光滑河蓝蛤，为滨浅海潮坪相沉积（海侵层）。最大海泛面（mfs）形成后，各地随河海作用强弱不同而先后成陆，分别形成湖沼相、潟湖相和河流相等，静海高家庄（ZKQ4孔）见河道冲刷侵蚀至全新世海侵层位上部，其余孔位该层见淡水腹足类白小旋螺，含零星毕克卷转虫变种和光滑九字虫等有孔虫以及小玻璃介未定种等非海相介形类，为滨海湖沼相或潟湖相（TPZ1 孔）沉积。晚全新世随着河流不断进积，天津南部地区形成河泛冲积平原。

总之，不同部位沉积相以不同的方式叠置而构成沉积相序，研究区LGM以来沉积相序大致可以分为 3 种类型（图2）：类型Ⅰ（FS-Ⅰ）：由下切河道相 —湖相—滨海相—海陆交互相（滨海湖沼/潟湖相） —河漫滩相构成；类型Ⅱ（FS-Ⅱ）：由下切河道相— 湖相—滨海相—河道相—河漫滩相构成；成为下切河谷内不同时期河流序列的叠置；类型Ⅲ（FS-Ⅲ）：由LGM硬黏土—湖相—滨海相—海陆交互相（滨海湖沼/潟湖相）—河漫滩相构成。在这 3个沉积相序列中，海洋因素的影响逐渐减弱，河流作用逐渐增强，最后完全为河流因素所控制，形成 2 个河流相序，甚至多个河床相叠加的相序。下切河谷层序的底部皆有低海平面时形成的河流侵蚀面作为层序界面，各研究者在这点上的意见是一致的（Allen and Posamentier，1993；Dalrymple and Zaitlin，1994； Blum and Tornqvist，2000；Print and Wadsworth， 2003）。下切河谷层序可以进一步划分为海侵序列和海退序列，二者可以以等时面的最大海侵面为界线（李从先等，2008）。

5 结论

（1）该研究区 LGM 以来沉积相序存在 FS-Ⅰ、 FS-Ⅱ、FS-Ⅲ共3种类型，其中FS-Ⅰ、FS-Ⅱ型为多次下切河谷叠置发育区，FS-Ⅲ型为河间地 LGM 硬黏土。地层沉积相序既受控于全球海面变化，又受区域构造沉降的影响，河流进退和摆动是层序形成的直接原因。以下切河谷冲刷面和最大海泛面作为层序界面，分为海侵序列和海退系列，其中下部河床相沉积相当于低水位体系域，海退序列则为高水位体系域。

（2）与长江三角洲地区对比，该区下切河谷深度（宽约几百米、深 20～30 m）和规模远不及（宽数十 km、深 40～90 m），且不发育强潮河口湾相，原因在于没有开放海和统一的大河口，水动力相对弱。

注释

① 高洪兴．1980．天津市航空遥感静海地区古河道解释报告 [R]．天津：天津地质局遥感地质站．

② 翟子梅，周志勇，田树信．2005．天津市国土资源遥感综合调查成果报告[R]．天津：天津市地质调查研究院．

参考文献