地质环境与地层沉积

2.1.1　地质环境与地层沉积^［1］

1．渤海湾西岸晚更新世以来的环境变迁

渤海是中国的内海，为西太平洋边缘的一部分。晚更新世以来，渤海西岸地质环境演化受到全球性气候变化的影响，又受到区域构造运动、河流摆动以及输沙量变化等诸多因素的影响;特别是渤海西岸基本是泥质海岸，黄河、滦河等多沙河流的作用更是不可回避的问题。渤海西岸晚更新世以来环境演化的最大特点是，在全球性海水体积变化过程中表现出规律性的海进－海退，以及随之而来的对海岸生态环境的影响。然而，在一定程度上河流的输沙量又对海陆态势起了制约作用，故而渤海西岸环境演化机制、模式化的研究，便成为海陆对比研究中的重要环节，渤海西岸也成为研究海陆对比的衔接地带。

晚更新世以来环境演化时间格架的建立，前期(早于40 ka BP)依据的是古地磁测试结果，后期(晚于约40 ka BP)依据的是14C测年。由于前期时段中古地磁极性漂移较少，故而许多解释又有赖于大区域对比。

1)古地磁测试结果及其应用

近20年来，在渤海西岸磁性地层学的研究中，对晚更新世以来地层应用意义最大的是Blake亚时的确定。根据国际经典性研究，Blake亚时之底粗略地作为晚更新世开始的时限，也是末次间冰期开始的时限。这一结论在渤海西岸的总结中已早使用，而早期的Burunhes极性时中的Biwa亚时则逐渐不再使用。在其他滨海平原和海区的工作中，如长江三角洲以及苏北沿海、南黄海海域，Blake亚时也广为应用，而在中国第四纪海侵总结中，Blake亚时则作为晚更新世开始的时间。

20世纪80年代，当将Blake亚时理解为发生在114～108 ka时，在渤海海域BC1钻孔中，根据古地磁与沉积速率确定了163～150 ka、131～118 ka、108～90 ka、85～70 ka和65～53.5 ka等5个年代的海进层。

中国黄土地层中的S₁古土壤对应于深海氧同位素阶5，其顶部的热释光年龄确定为72 ka BP，可见海域和滨海平原中的海侵记录与黄土地区由于气候变暖湿形成的古土壤，基本是同步的。尽管近年对Blake亚时亦有人认为其发生在约120 ka BP前后的意见，但对我国第四纪海侵年代的古地磁学格架无大影响。为不打乱文献，这里依然使用BC1钻孔的年代数据作为讨论的基础。

在迟于40 ka BP形成的地层中，唯一得以使用的是Gothenburg亚时。在北黄海站位研究中，这一极性漂移与基底泥炭的测年有很好的对应关系。

2)¹⁴ C测试结果及其应用¹⁴ C测年技术的应用使建立高分辨率地层格架、环境演变模式得以实施。然而从¹⁴ C测年精度看，接近40 ka可能已达到极限。即使是同一地区、同一层位的同样沉积物，在30～40 ka年代中亦有相差数ka的结果。尽管¹⁴ C年代校准问题对于其精度有很大影响，但由于区域贮存库效应值尚未获取，且大部分¹⁴ C年龄值未进行δ¹³ C校准，故依然使用¹⁴ C表观年代(apparent age)值进行讨论。

现有工作表明，¹⁴ C测年样品须有目的地采取，且只有基底泥炭才能测年，并可用作海平面变化研究的基础。这意味着，并非每个¹⁴ C测年都是可用的;因为滨海平原低海面时的河流下切，其后海面上升时形成层序地层学上的新增加空间，海水应提前影响到下切河谷。但是代表海水整体抬升高度的仅是滨海平原的基底泥炭，当区域上稳定的基底泥炭为原生时，方可用于海面变化和环境变迁的研究。即便如此，由于¹⁴ C作为一项人工操作技术，必定有许多造成误差的因素，故而地质学家对测年资料应作出清醒的判断和取舍。

从晚更新世末期海侵层年代研究看，这一问题尤为突出。最早的报道是河北黄骅南排河钻孔40.5～41.5 m深处的泥炭测年大于35 ka BP;其后，由于海域一些基底泥炭获大于39 ka BP的测年，于是笼统地称为始自39 ka。然而，作为此期海侵层的基底泥炭，在河北海兴高湾钻孔38.0 m深处获(22.9±1.1)ka BP，在山东东营钻孔38.3～39.2 m深处灰黑色粉沙质黏土中获(24.4±1.1)ka BP。而25 ka已进入末次冰期最盛时，为此，前两个测年数据从地层深度对比看是不适用的，故而应停止使用。

从海侵层序看，大区域海面上升会使滨海沼泽化，形成大区域可对比的泥炭沉积;海退发生时，也会因海平面相对下降，形成海侵地层单元顶部泥炭或有机质黏土，但快速进积的三角洲平原的冲刷，往往使之不易保存下来。故而，海侵地层单元可以其顶底部泥炭测年确定海侵持续的时间。

据此原则，在天津塘沽—上古林沿海选择此期海侵层顶底部泥炭测年，从而得知此次海侵发生在(33.46±0.97)ka BP，终结于(30.64±0.77)ka BP。河北黄骅Hg6孔中的沉积物，因被怀疑属残留海相沉积物的顶部(即灰色调沉积物顶部)而取样测年，获(23.48±0.98)ka BP，同步的微体古生物分析证实野外宏观判断的这一界限是正确的;其上覆呈明显黄色的沉积物中出现了陆相介形虫，有孔虫及海相介形虫则不再出现。

海域柱状样中的泥炭，既可作为前一期海平面下降的标志，又可称为上覆后一期海侵地层的基底泥炭。北黄海77—8站位泥炭测年为(12.4±0.2)ka BP，与Gothenburg亚时近同时，表明海域中海侵发生比陆地要早。

2．2 ka以来滨海平原的环境变化

2 ka以来滨海平原的环境变化，虽然总的趋势是河流三角洲最终造陆的过程，但从特殊沉积物看，其中尚有不少细节的变化。

首先是西汉末年的“海侵问题”。最早是考古工作者发现天津附近地区的古文化遗址一般皆由战国(475～221 AC)延续到西汉(206 a AC～24 a AD)，很少见东汉(25～220 a AD)时期遗址，据此推测西汉末年—东汉曾发生过海侵。其后发现这一地区几个东汉遗址仅属于东汉早期，而且许多西汉遗址之上常发育有一厚5～40 cm的黑土层，低海拔地区此黑土层中则常有广盐海相半咸水双壳类。在上海沿海也见这一考古历史的间断。天津附近这一“间断”大体在魏(220～265 a AD)之前结束。尽管考古界目前对文物鉴定还有些分歧，但从近期工作看，已有的以及最近发现的东汉早期一直仅分布在海拔相对高些的地点，看来此期“海侵”大约发生在东汉中—晚期之间，即可能历时不超过200 a。

从地质概念看，主张使用“突然变化”(sudden change)一词。在公元前47年的历史文献中已记载了风暴潮的发生。嗣后至东汉初期，历史文献中对此风暴潮的补充记录是:连雨天，东北风强盛，海水淹没陆地达数百里。考古学家所称黑土层为黑色草甸土，低洼地带该土层中常有海相、陆相微体生物单独或共生出现，从其生物组合看，应属滨海湿地或潟湖后湿地。在天津宁河县大海北，曾于该层获(4 810±110) a BP的数据。由于文化层即在此黑土层中，很难设想先民在一个泥泞的湿地上建筑居所，故该数据可能因受“老炭”影响而偏大，故不能使用。黑土层普遍覆于文化遗址之上，表明该地区大面积积水——沼泽化。这种情况既可能与古地形有关，又可能与降水、海面的轻微抬升顶托河水有关;极端的海面变化——风暴潮的频率加快、强度加大也可造成海水登陆，既使低洼地区易于积水，又使海相微体生物在其中存活。在离海岸约100 km的河北南皮附近，黄河洪积物组成的剖面中唯一一层黑土层产西汉陶片，也仅此层见广盐海相介形虫Propontocypris eruyhalina Zhao，根据其海拔高度可知，当时该地风暴潮影响高度已达4 m。

“突然变化”时间是指历时100～200 a间，天气很少有或没有变暖的迹象，而海面却可上升15～30 m后又下落同样幅度。本章中的叙述表明了，约2 ka BP前可能在我国沿海发生过类似的突然变化，就是说既可能有沿海地下水位的抬升，也可能有风暴潮作用的增强。显然，尚不能把极端海面变化——风暴潮的潮位作为当时的海平面的数值。这一突然变化的细节仍在研究中。

2 ka BP以来气候环境的另一地质证据是两期发育不完全的古土壤，武清双庙在2 ka黑土层的两层古土壤即是。由提纯后进行的14 C测年自上而下分别为(2 200±80)a BP和(3 530±70)a BP，这一时间差看来是合适的，但比区域上已进行很好对比的黑土层要早是不能解释的。如同在前述贝壳堤测年资料中可见到的那样，¹⁴ C测年精度是一个十分复杂的问题，它涉及仪器、操作、采样，甚至理论等诸多方面。因而，贝壳堤的测年运用考古资料校正比使用贝壳测年要更精确。Kg12附近曾有L₁孔进行过测年，与WD孔标高相同的基底泥炭为(10 024±160) a BP，而滨海钻孔基底泥炭仅8 ka余，且埋藏更深。如果使用该数据，则只能解释为该孔和Kg12孔所在的军粮城地区自10 ka以来又抬升了，显然这一推测没有证据，从海面上升过程看也不符合逻辑，故只能放弃;而L₁孔(5 879±105) a BP黑土层测年与塘沽沿海6^#孔所见年代、埋藏都接近。从而表明，仪器操作中可能存在的问题及其对测年资料的影响，均是不可回避的。武清双庙两个古土壤14 C测年都是经过提纯处理的，其下伏黑土层在区域上已对比为西汉文化层，在双庙附近此黑土层也见西汉文物，故其下一层古土壤的测年数据为(3 530±70)a BP也是不可能的。这意味着，诸多因素决定了并非任一14 C测年资料都是可用的，即使是不同试验室对同一件样品的测年也可能有出入。如对双庙地区进行的钻探，7.20 m厚的淤泥质黏土在钻孔中已成为黑色泥炭，同一件样品劈开由两个试验室测试，分别得到(9 358±280)a BP和(7 100±80) a BP两个数值，只好均废弃不用，仅适用另一试验室对淤泥质黏土及其他3个层位的测年结果。

3．滨海地区的区域地下水环境预测

塘沽地区位于天津市以东45 km，处于海河蓟运河下游;东临渤海，南与大港区、津南区接壤，西和东丽区交界，北同宁河县汉沽区毗邻;南北长50 km，东西宽25 km，总面积802.8 km²;区内地势平坦，一般地面标高1～3 m。

塘沽在天津市的经济发展中起着重要的作用，近20年来地下水的开发利用也得到了迅猛发展。至1991年，塘沽工农业合计开采地下水2 105万m³/a，而塘沽地下水的可采量为1 565万m³/a，农用中小型水库可供水量7 325万m³，三个城市小型水库调蓄库容100万m³，海水(工业用)365万m³，合计可用水量11 460万m³。这个数字不及发展总体规划中至2000年年需水量的1/2，塘沽缺水情况是严峻的。

地下水的赋存与循环条件为:本区第四系孔隙水共划分为4个含水组，其中第Ⅰ含水组又分为浅水含水组和咸水含水组(咸水体)。现将4个含水组分述如下。

第一含水组:浅水含水组由潜水和微承压水两部分组成，其底板埋深为4～25 m，一般包含第一海相层。潜水主要接受降水和地表水的补给，含水岩性以粉沙为主，2～4层，水位埋深1.52～4.62 m，水位变化主要受气候影响，变幅小于1 m。咸水含水组，底板埋深由北部40 m向南递增至180余米，其中包含第二、第三、第四海相层，含水层由细沙、粉沙组成，其厚度变化较大，单层厚2～5 m，个别达18～20 m，一般1～4层。动态分两种类型，上部属于缓变型，下部受其下第二含水组开采的影响，变幅增大，其水位随深度的增加而逐渐降低。

第二含水组:其底板埋深为170～191 m，地下水赋存在第四系中更新统上段和上更新统下段中，以侧向补给为主，地下水径流方向由西北向东南，其水位高于上覆的咸水体水位。由于逐年扩大开采，破坏了原始流场，其地下水的开采量由侧向补给、压密释水以及上覆含水层的越流补给3部分组成。动态受开采强度的影响，一般水位埋深38～65 m。

第三含水组:底板埋深290～315 m，含水层岩性以粉细沙为主，沙层累计厚度小于60 m，地下水动态受开采强度的影响，该组水位埋深60～70 m。

第四含水组:底板埋深370～429 m，含水层岩性为细沙、粉细沙，沙层累计厚度小于30～60 m。

第二、第三含水组是该区地下水的主要开采层。在引滦入塘以前，开采量逐年增大，使地下水位持续下降，形成了区域性地下水位漏斗。漏斗中心水位埋深达80余米，年平均下降1.5 m;引滦入塘之后，由于在漏斗中心区压缩开采地下水，水位开始逐渐回升，升幅平均每年1.4 m，至1993年漏斗中心水位(第二含水组)埋深小于60 m。地下水位年内变化的一般规律是:漏斗中心区的工业开采以常年集中开采地下水为主，水位年变化幅度较小，年变幅3～5 m，动态曲线呈舒缓型;漏斗边缘的农业区以季节性开采地下水为主，水位年内变化较大。就水位而言:①年内低水位期水质稍劣于高水位期水质，主要反映在矿化度(波动值0.3 g/L以下)、总硬度与氯离子(波动值100 mg/L以下)等指标的含量上;②部分地区(如邓善沽)水质逐渐恶化，分析其原因是第二含水组与上覆的咸水体之间存在着20～40 m高的水位差，上覆咸水沿止水效果不佳的机井与报废(未回填)机井串入第二含水组所致。