Sedimentary environment evolution of the paleochannel in the middle reaches of Hutuo River since 150, 000 years and its response of climate change
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摘要:
古河道记载了地质历史时期区域水系结构和沉积环境的演变信息，对复原古环境、水系变迁规律等具有重要理论意义。依托滹沱河冲洪积扇扇中古河道带上的一个第四纪钻孔(L2)，基于详细的岩性特征、粒度参数和光释光年龄数据，文章深入分析了古河道发育的期次和时段，探讨了滹沱河中游古河道带150 ka以来的沉积环境演变过程及其对气候变化的响应。结果表明：研究区150 ka以来的沉积环境演化主要表现为三期古河道发育期与两期河流稳定期的交替，与深海氧同位素阶段及其指示的气候冷暖变化有很好的对应关系。其中三期古河道发育期分别对应于深海氧同位素第2、4、6阶段及其指示的气候冷期，两期河流稳定期对应于深海氧同位素第3、5阶段及其指示的气候暖期。第三期古河道(118~151 ka)是由距今150 ka的共和运动引起的构造抬升与倒数第二次冰期冷干气候的共同作用形成；第二期古河道(36~76 ka)是区域间歇性构造抬升与气候变化共同作用的结果；而第一期古河道(5~26 ka)则是末次盛冰期气候变化的产物。
Abstract:Palaeochannel records the evolution information of regional drainage system structure and sedimentary environment in geological history, which is of great theoretical significance to the restoration of palaeoenvironment and the evolution law of drainage system. Based on a Quaternary borehole (L2) in the paleochannel of the alluvial and diluvial fan of Hutuo River, detailed lithological characteristics, grain size parameters and optical ages, the development periods and sedimentary environment evolution of the paleochannel in the middle of Hutuo River since 150, 000 years and its response of climate change was discussed. The results show that the sedimentary environment evolution of the study area is mainly composed of three paleochannel development periods and two river stabilization periods since 150, 000 years. It has a good correspondence with the deep-sea oxygen isotope stage and the climate change indicated. The three periods of paleochannel development correspond to the second, fourth and sixth stages of the deep-sea oxygen isotopes, and the cold climate respectively. Two river stabilization periods corresponds to the third and fifth stages of the deep-sea oxygen isotopes, and the warm climate respectively. The third paleochannel (about 151~118 ka) was formed by the combination of tectonic uplift caused by the republican movement 150 thousand years ago and the cold-dry climate during the penultimate glaciation. The second palaeochannel (about 76~36 ka) is the result of intermittent regional tectonic uplift and climate change. And the first palaeochannel (about 26~5 ka) was the result of climate change during the last glacial maximum.
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1. 引言
古河道记载了地质历史时期区域水系结构和沉积环境的演变信息，对复原古环境、水系变迁规律等具有重要理论意义(吴忱等, 1991)。而且古河道中储藏着丰富的地下水资源，是大气降水、地表水、地下水的调蓄库容，研究古河道沉积环境演变是研究地下水的形成、循环和演化的重要基础，也是地下水回灌、地下水位降落漏斗修复(杨会峰，2021)等的研究基础。滹沱河冲洪积扇是华北平原重要的地下水补给区，该区域不同地质时期形成的古河道是不同深度含水层的重要组成部分。前人在该区进行了大量古河道的研究工作(陈中原等, 1982；吴邦毓等, 1983；朱宣清等, 1985；何乃华等, 1989；朱宣清等, 1990；吴忱等, 1991；黄惠玉, 1992)，但多以野外露头剖面的测量为重点，采集的环境和测年样品有限，研究分辨率不高，缺乏系统的年代框架，从而影响了对河道变迁历史复原及沉积环境重建的可靠性。本文依托滹沱河冲洪积扇扇中古河道带上的1个第四纪钻孔(L2)，基于详细的岩性特征、粒度参数和光释光年龄数据，深入分析了古河道发育的期次和时段，探讨了滹沱河中游古河道带150 ka以来的沉积环境演变过程，并与区域古气候环境演变进行对比，为该区古环境重建、水系变迁、地下水形成演化等提供基础资料。
2. 研究区概况
研究区位于华北平原中东部石家庄地区，为滹沱河山前平原正定到藁城段。地貌上属于滹沱河冲洪积扇扇中部位。滹沱河平原属温带半湿润半干旱大陆季风气候，四季分明，夏季炎热多雨，冬季寒冷干燥。多年平均气温约13 ℃，年降水量450~750 mm，主要集中在6—9月。滹沱河是区内主要河流，发源于山西省繁峙县境内，经岗南、黄壁庄水库后流入平原区。在滹沱河的冲洪积作用下，本区第四系冲积层广泛分布，地形坦荡，微地貌略有起伏。区内滹沱河古河道密布，在晚第四纪有过频繁变迁(吴忱等, 1991；吴忱, 2001)，主要岩性为含砾粗砂、粗砂、中砂、细砂、粉细砂，是研究区浅部含水层的主要组成部分。
3. 方法与结果
3.1 钻孔概况
第四纪钻孔(L2)位于河北省石家庄市藁城区梨园庄村烈士陵园西墙外(图 1)，地理坐标为：114°49′11.7′′ E，38°02′02.5′′ N，H 52.8 m。钻孔深61.5 m，进行了全孔取芯和岩芯编录，采集光释光测年样品17个，粒度样品584个，粒度样品采样间距平均10 cm/个，光释光测年样品则根据岩性的变化来确定。所采集样品由中国地质调查局第四纪年代学与水文环境演变重点实验室进行测试分析。
3.2 光释光测年
L2孔的地层年龄用光释光测年方法来确定。光释光测年是国际上广泛应用的测量晚第四纪特别是晚更新世以来沉积物年龄的方法。其测年的材料是石英、长石等第四纪沉积物中最常见的矿物，普遍易得，尤其适合于含碳质材料稀少的河流相沉积物。本孔共采集光释光样品17个，测试仪器为Daybreak 2200光释光测年系统，测量矿物为细颗粒石英(4~11 μm)，部分样品测量矿物为粗颗粒石英(90~125 μm)。大部分样品采用细颗粒简单多片再生法获得等效剂量值，用饱和指数方法进行拟合，生长曲线图显示再生剂量点不太分散，生长曲线没有明显饱和，年龄数据可信(表 1)。
表 1 L2孔沉积物光释光年龄Table 1. Luminescence age of the sediments in the borehole L2
3.3 粒度分析
粒度参数是表征沉积物粒度分布的重要指标，它们从不同侧面反映了沉积过程的水动力条件及沉积环境的变化，进而帮助分析地层的沉积(亚)相及沉积环境。藁城市梨园庄L2孔共采集了584个粒度样品，采用激光粒度分析法进行测试分析。实验设备为英国Malvern公司出产的Mastersizer-2000型激光粒度仪，仪器测量范围为0.02~2000 μm，分辨率为0.01ϕ，重复测量的相对误差 < 1 %。L2孔的粒度参数变化曲线(包括平均粒径(MZ)、标准偏差(σ1)、偏度(SK1)、峰度(KG))及不同粒度组分的百分含量变化(包括黏土(8~12ϕ)、粉砂(4~8ϕ)和砂(-1~4ϕ))如图 2所示。
4. 分析与讨论
根据钻孔的地层年龄可知，该孔揭露了150 ka以来的沉积地层，涵盖了全新统、上更新统和中更新统顶部。地层岩性主要为不同粒级的砂, 分选总体较差，为典型河流相沉积，部分层位粉砂、粉土或粉质黏土含量较高，反映了河道变迁、气候变化等沉积环境的变化。该孔剖面的地层层序及沉积特征(赵红梅等, 2019)已在另一篇文章中详细讨论，这里不再赘述。根据钻孔沉积物的颜色、岩性、结构构造、沉积旋回等特征以及沉积物粒度参数变化(图 2)，将该孔地层剖面自下而上划分为5个组段。由光释光测年数据估算出各地层组段的界线年龄，在此年龄框架下分析不同组段所代表的沉积环境，并进行区域气候环境对比，探讨其可能的驱动机制。
第一组段(41.2~59.5 m，118~151 ka)：该组地层岩性为棕黄色含砾粗砂、粗砂和粉细砂，分选磨圆一般，钙质胶结明显，偶见淤泥质透镜体。沉积物粒度自下而上呈现明显的由粗变细的正韵律旋回，为典型河道相沉积。粒径均值平均为2.66ϕ，以中砂(28.46 %)和粗砂(27.53 %)为主。频率分布曲线显示以双峰为主，表明沉积物来源多样。概率累积曲线以三段式为主，包含滚动总体、跳跃总体和悬浮总体。多数样品滚动总体含量达到40 %左右，粗截点在-1~0ϕ，斜率大，分选好。跳跃总体含量与滚动总体相当，但斜率小，分选差。悬浮总体占不到20 %，斜率小，分选差，细截点较大，在4~5ϕ。表明总体水动力条件很强，反映了古河道的沉积环境(图 3)。
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图 3 L2孔不同组段典型沉积物样品粒度频率分布曲线和概率累积曲线Figure 3. Frequency distribution and probability accumulation curves of samples from the different layers in borehole L2 section这一时段对应于深海氧同位素第6阶段，倒数第2次冰期，L2黄土发育期(刘嘉麒等, 1994)。距今150 ka左右发生的共和运动致使青藏高原再次强烈隆升，达到现代高度；黄河溯源侵蚀切穿龙羊峡进入青海共和盆地，其低阶地T3形成(刘志杰等, 2007)；同时，冬季风变得更为强大，中国西北部整体变得更为干旱(李吉均等，1996)。受共和运动的影响，华北山地在此时期也发生了强烈的构造运动，表现为河流强烈切割形成“V”形峡谷，导致河流溯源侵蚀强度加大，湖水外泄，内陆水系变成外流水系，华北山地现代水系格局基本形成(吴忱等, 1996)；太行山山前断裂带的保定—石家庄断裂在此时期有活动发生(高战武等, 2014)；滹沱河太行山山峡段形成了第三级阶地(程绍平等, 1981)；华北平原区气候干旱(范淑贤等, 2009)，河流作用增强，山体的抬升同时提供了大量的物质供给，河流的阶段性输沙塑造了整个平原地貌(王强等, 2004)。本文钻孔所在滹沱河中游河道带发生快速加积，沉积速率约为0.55 mm/a。总的来说，在此时段，构造抬升和海平面降低造成了地面坡度加大，河流侵蚀基准面下降，干旱的气候条件导致风化剥蚀作用加剧，物源更加充足，河流的进积作用增强，平原区河道被快速充填，形成了厚层叠置的河道相沉积，在堆积过程中河流又不断决口改道，形成了众多的砂质古河道，组成了华北平原的第I含水层组(张兆吉等, 2009)。这一时期是本区第三期古河道发育期(图 4)，也可以称之为河流活跃期(吴忱等, 1991)。
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图 4 L2孔沉积环境演变综合图（岩性图例同图 2）Figure 4. Sedimentary environment evolution of borehole L2 section第二组段(25.0~41.2 m，76~118 ka)：该组地层岩性以棕黄色粉砂、黏土质粉砂、粉质黏土为主，结构密实，见多处锈染，局部含砂质透镜体；埋深36.6~34.6 m有一层2 m厚的砂层，为灰黄色粗砂、中砂和粉细砂，粗砂中含少量砾石，砾径1~3 cm。该段沉积物粒度与上一组段相比明显变细，粒径均值平均为5.64ϕ。粉砂(71.62 %)占绝对优势。总体分选较差，以正偏态为主，峰态较宽缓。频率分布曲线显示以单峰为主，表明沉积物来源单一。概率累积曲线表现为两段或三段式，含极少量滚动总体，跳跃总体与悬浮总体含量差不多，且斜率相近，显示河流表面流速较大，使得二者几乎合二为一。总体反映了泛滥平原的沉积环境，中间的薄砂层则反映了一段短暂的河道沉积环境(图 3)。
这一时段正值末次间冰期，对应于深海氧同位素第5阶段，S1古土壤发育期。末次间冰期总体气候温暖，亚洲夏季风强烈，在西藏纳木错地区发育了古大湖(赵希涛等, 2003)。渤海湾沿岸普遍发生海侵(汪品先等, 1981；王中波等, 2020)，这是在第四纪以来持续构造沉降的背景下，间冰期气候变暖造成海平面上升的结果。华北平原在此时段气候温暖湿润，年平均气温为15~16 ℃，植被景观以落叶阔叶林为主，相当于今日江南一带的景色(赵英时, 1987)。河北唐山地区、邯郸地区整体气候温暖湿润，且有逐渐增温趋势，末期水热条件优于初期(肖景义等, 2008, 2010；李玉嵩等, 2011)。滹沱河中游河道带这一时段的沉积环境主要受气候条件的控制，广泛发育细粒的泛滥平原沉积，沉积速率减缓，为0.38 mm/a。末次间冰期的气候包括5e、5c、5a三个明显暖时段和5b、5d两个冷时段(姚檀栋等, 1997)。这在本孔的粒度曲线上也有所反映。末次间冰期初期(5e)是近150 ka以来全球最暖的时期，全球平均升温2~3 ℃，整体的气候状况与全新世间冰期相似(刘嘉麒等, 2001)。青藏高原在此时段出现最高湖面(132~112 ka)(郑绵平等, 2006)。滹沱河中游河道带开始由河流活跃期转为河流稳定期，发育一层稳定的泛滥平原亚相沉积(图 4)。随后在埋深33.26~34.78 m(105~106 ka)，发育短暂的河道相沉积，在时段上应是对应于氧同位素5d亚阶段。5b亚阶段在粒度曲线里也表现为一层较薄的粗砂沉积。如此看来，河流相沉积的粒度参数不仅对于恢复古水文、古地理环境具有重要作用，而且在取样密度大的情况下也可以作为古气候变化的有效记录。然而由于河流相沉积经常存在沉积间断，因此年龄估算往往不够准确，只能作为参考。
第三组段(11.5~25.0 m，36~76 ka)：该组地层为由灰黄色粗砂、中砂和细砂组成的两个沉积旋回，结构松散，局部含较多砾石，砾径0.3~1 cm，磨圆较差，钙质含量高，弱胶结。沉积物粒度总体较粗，局部层段较细。粒径均值平均为2.82ϕ，以中砂(31.51%)和细砂(25.96%)为主。分选性差，多为正偏态，峰度变化范围大。频率分布曲线显示以双峰和多峰为主，表明沉积物源复杂。概率累积曲线为三段或多段式，滚动总体占10%~20%，分选好，粗截点在0ϕ附近，底流速度大。跳跃总体占60 %左右，分选较好。悬浮总体含量20 %左右，分选性差，部分样品存在次总体。总体反映了水动力条件较强的河道沉积环境(图 3)。
这一时段对应于深海氧同位素第4阶段，是末次冰期早期(刘嘉麒等, 1994)。该时段的下限年龄刚好是晚更新世末次间冰期与末次冰期的界限年龄。从末次间冰期到末次冰期(对应MIS 4阶段)的转换是突然发生的，青藏高原古里雅冰心记录显示了从MIS 5a暖峰到MIS 4的3 ka时间里温度骤降12 ℃(姚檀栋等, 2001)，全球冰量也显著增加(崔之久等, 2011)。从本孔的粒度曲线上也体现了这一点。研究认为该冷期的出现与21 ka和41 ka的轨道周期均有关，是由太阳辐射驱动的温度变化(姚檀栋等, 2001)。在此时段，中国东部平原及浅海陆架地区广泛发育埋藏古河道，是冰期海平面下降速度超过地壳运动下降速度的结果(吴忱等, 1992)。华北平原在此时段气候温寒，年平均气温约8~9 ℃，植被景观为以云杉、松为主的针阔叶混交林-草原，大致相当于今日沈阳以南的气候植被条件(赵英时, 1987)。河北唐山地区经历晚更新世以来气候最为干旱的一个时期(李玉嵩等, 2011)，邯郸地区的孢粉资料也显示此时植被类型单调，气候寒冷干旱(肖景义等, 2008, 2010)。太行山南缘武家湾河流下游的平甸河发育了一期河流阶地，揭示了一次间歇性构造抬升(张蕾等, 2013)，可与本孔发育的厚层叠置河道相沉积对比。这一时期是本区第二期古河道发育期(图 4)，从以上分析来看，应是区域间歇性构造抬升与气候变化共同作用的结果。
第四组段(8.9~11.5 m，26~36 ka)：该组地层岩性为灰黄色粉砂、黏土质粉砂和粉质粘土，局部见水平层理，含泥质较高。沉积物粒度变细，粒径均值平均为5.14ϕ。以粉砂含量为主(55.65%)，分选性较差，多为正偏态，峰度变化范围大。频率分布曲线显示以单峰为主，表明沉积物源单一。概率累积曲线包含跳跃和悬浮两个总体，其中跳跃总体分选一般，含量约为70%；悬浮总体分选较差，细截点在4~5 Φ。总体反映了水动力条件较弱的泛滥平原沉积环境(图 3)。
这一时段对应于末次冰期间冰阶，即深海氧同位素第3阶段(22~40 ka BP)，是一个相对暖湿的阶段(刘东生等, 1996)。青藏高原在此时段出现高湖面，整个高原为巨大的相互连通的泛湖系所覆盖，总面积较现代湖泊大38倍(郑绵平等, 2006)。华北平原在这一时期气候温和，孢粉组合以阔叶树种的桦、栎、榆为主，并有亚热带的枫香、漆等出现，植被景观为以阔叶树种为主的针阔叶混交林-草原景观(赵英时, 1987；李玉嵩等, 2011)。华北地区泥河湾盆地这一时期气候条件暖湿(Liu et al., 2014)，渤海湾西岸在此时段发生大规模海侵(王强等, 2008)。研究区这一时期由于气候温和湿润，降水量大，发育一层稳定的泛滥平原亚相沉积，部分地段发育浅湖沼相沉积(赵红梅等, 2016)。与第二组段相似，这是一个河流稳定期，古河道不发育。
第五组段(0.7~8.9 m，5~26 ka)：该组地层为由灰黄色粗砂、中砂和细砂组成的一个沉积旋回，粗砂中见较多砂砾，砾径0.2~0.7 cm，磨圆较好，局部见团块状粉土和粘土透镜体，局部含钙质胶结。沉积物粒度总体较粗，局部层段较细。粒径均值平均为2.72ϕ。以细砂(30.43%)和中砂(31.14%)含量为主；分选性差且变化大，正偏态，峰态高窄。频率分布曲线显示以单峰为主。概率累积曲线多为两段式，跳跃总体含量一般约为70 %，分选较好。悬浮总体含量30 %左右，分选一般，细截点在2ϕ附近，河流表面流速较大。总体反映了水动力条件一般的河道沉积环境，三期河道沉积的水动力条件是逐渐变弱的(图 3)。
这一时段正值末次盛冰期和全新世早期，对应于深海氧同位素第2阶段和第1阶段初期。末次盛冰期和全新世早期是个古河道发育期，中国各外流大河均有末次盛冰期的埋藏古河道，该时期的河流切入末次冰期间冰阶地层中，形成切割谷及谷底局部地区的深槽；中、晚期切割谷中填充了河床滞留物质和河床亚相的砂砾石、粗砂、中细砂；早全新世又有河流相砂体——粗砂、中细砂、细粉砂覆盖其上，共同构成了河道砂带(赵艳霞等, 2013)。华北平原此时气候冷干，地层中出现披毛犀、纳玛象等表征寒冷气候条件的动物群(许清海等, 1988)，沉积物孢粉组合以含大量的旱生草本植物花粉或孢粉贫乏为特征(童国榜等, 1991)。研究区这一时期降水量减少，原有的一些浅湖洼面积缩小直至消失，转变为以河流沉积为主的古地理环境。本孔6.2 m处发育有河流冲刷面，并存在约6 ka的沉积间断(赵红梅等, 2019)，表明在此阶段后期滹沱河中游河道带以河流冲刷侵蚀作用为主。全新世之后，冰消期开始，降水逐渐增多，河道重新在此处发育，河床也趋于稳定。之后一直到距今约5 ka，河流补给充分，水动力条件较强，随之沉积了以中砂和细砂为主的河床相沉积。末次盛冰期与早全新世的河床相沉积共同组成了本区的第一期古河道。
5. 结论
滹沱河中游古河道带(L2)钻孔剖面记录了由河道亚相和泛滥平原亚相构成的沉积旋回。通过对该孔地层、沉积相、粒度参数特征的分析，结合获取的光释光年龄，取得如下主要认识：
(1) 滹沱河中游古河道带150 ka以来的沉积环境主要表现为三期古河道发育期与两期河流稳定期的交替，且与深海氧同位素阶段有很好的对应关系。其中三期古河道发育期分别对应于深海氧同位素第2、4、6阶段，两期河流稳定期对应于深海氧同位素第3、5阶段。第三期古河道(118~151 ka)是由距今150 ka的共和运动引起的构造抬升与倒数第二次冰期冷干气候的共同作用形成；第二期古河道(36~76 ka)是区域间歇性构造抬升与气候变化共同作用的结果；而第一期古河道(5~26 ka)则是末次盛冰期气候变化的产物。
(2) 河流相沉积的粒度均值也能够反映滹沱河中游地区150 ka以来的气候环境变化情况，基本可与深海氧同位素阶段进行对比，甚至在氧同位素第5阶段还可以进一步识别出3个暖期亚段与2个冷期亚段。说明河流相沉积的粒度参数不仅对于恢复古水文、古地理环境具有重要作用，而且在取样密度大的情况下也可以作为古气候变化的有效记录。由于河流相沉积经常存在沉积间断，因此年龄估算往往不够准确，只能作为参考。
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图 3 L2孔不同组段典型沉积物样品粒度频率分布曲线和概率累积曲线
Figure 3. Frequency distribution and probability accumulation curves of samples from the different layers in borehole L2 section
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图 4 L2孔沉积环境演变综合图（岩性图例同图 2）
Figure 4. Sedimentary environment evolution of borehole L2 section
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