魯北平原晚第四紀地層結構及沉積演化

王海峰　楊劍萍　龐效林,3　陳　飛　梁　旭　賈軍濤

(1.中海油研究總院　北京　100028；2.中國石油大學(華東)地球科學與技術學院　山東青島　266580；

3.山東正元地球物理信息技術有限公司　濟南　250101)

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魯北平原晚第四紀地層結構及沉積演化

王海峰1楊劍萍2龐效林2,3陳飛1梁旭1賈軍濤2

(1.中海油研究總院北京100028；2.中國石油大學(華東)地球科學與技術學院山東青島266580；

3.山東正元地球物理信息技術有限公司濟南250101)

摘要以54個淺層新鉆孔和多個野外露頭為研究對象，綜合沉積物粒度、薄片、微體古生物、孢粉、14C測年及靜力觸探等資料，分析了魯北平原晚第四紀的地層結構和沉積類型，總結了晚更新世晚期以來的沉積演化。研究表明，末次冰期盛冰期到冰后期，受地勢、氣候條件控制的黃河河道遷移和海水進退是影響地層結構和沉積特征的主要因素，南北地層結構差異明顯，發(fā)育古河道、湖沼、黃土、三角洲、潮坪和濱淺海等沉積類型，其中古河道分布面積最廣，自下而上可劃分為三期。晚更新世晚期至早全新世早期，受干冷氣候影響，發(fā)育第Ⅰ期古河道，小清河以南沉積黃土層；早全新世晚期至中全新世，氣候轉暖導致海平面升高，沿海地區(qū)形成海侵層和三角洲，內陸地區(qū)繼承性發(fā)育第Ⅱ期古河道和湖沼沉積；中全新世末期或晚全新世以來，受黃河泛濫影響，沉積第Ⅲ期古河道和現(xiàn)代黃河三角洲。地層結構和沉積物分布的研究對于分析地下水位的變化規(guī)律，以及選擇合適的地震激發(fā)層等均有重要的指導意義。

關鍵詞魯北平原晚更新世地層結構沉積演化

0引言

晚第四紀以來，魯北平原地區(qū)構造活動較弱，整體處于沉降并接受沉積狀態(tài)[1]。受冰期與間冰期交替、冰期向冰后期轉化等影響，晚第四紀中國東部氣候出現(xiàn)多次冷暖變化，海平面隨之升降[2-3]，魯北平原成為河流、海洋、風和湖泊等地質外力共同作用的場所，經(jīng)歷了頻繁的河道遷移、海水進退、黃土沉積、湖泊消亡等過程[4-17]。在多種外動力地質作用下，該區(qū)沉積物類型豐富，地層結構及沉積特征復雜。

國內對魯北平原晚第四紀地質研究程度較高，有記錄的鉆孔達百余個，涉及黃河河道遷移、古河道分布、三角洲形成[4-8]，數(shù)次海水進退、海岸線變遷、海陸交替的地層格架[9-12]，濱海和魯中山前黃土分布、粒度特征、成因機理[13-16]，以及小清河流域湖泊的繁盛與消亡等[17]，而對整個魯北平原晚第四紀的地層特征和沉積演化的研究成果卻鮮有報道。本文以54個淺層新鉆孔和多個野外露頭為研究對象，綜合沉積物粒度、薄片、微體古生物、孢粉、14C測年及靜力觸探等資料的研究，全面揭示魯北平原晚第四紀的地層結構和沉積演化。

1魯北平原地質概況

魯北平原位于魯中山地以北，西鄰河南、北接河北，向東為渤海，大致呈北東向的長方形(圖1)，屬華北平原的一部分，行政區(qū)劃上覆蓋山東省濟南、淄博、東營、濱州、德州、聊城等地，超過全省面積的四分之一，構造位置含渤海灣盆地濟陽坳陷，地下油氣資源豐富。區(qū)內地勢自南西向北東逐漸降低，海拔由30 m下降到0 m，現(xiàn)今有黃河和小清河兩條大型河流穿過，北東流向。

晚更新世晚期以來，黃河在北到天津、南至蘇北的范圍內多次遷移，形成面積廣闊的黃河古三角洲和多期古河道，對魯北平原晚第四紀沉積貢獻巨大。魯北平原古河道自南西向北東呈帶狀分布，大致可分為北、中、南三支，單條河道帶寬度7～20 km，底面埋深30～60 m之間，自南西向北東，埋深逐漸變淺，厚度逐漸變薄，垂向上整體可見三個正韻律[5-6]。利用貝殼堤等恢復海侵時的古岸線，可準確恢復出7 ka B.P.以來的利津、黃驊、岐口、墾利、蘇北等9個黃河古三角洲[12]。

末次冰期是距今最近的一次冰期，先后經(jīng)歷三個亞冰期和兩個間冰期，在晚更新世晚期的25～15 ka B.P.進入盛冰期，大約10 ka B.P.冰期結束。魯北平原東臨渤海，受冰期氣候影響，晚第四紀沿海地區(qū)經(jīng)歷了頻繁的海水進退，影響較大的海侵有三次，分別是全新世8～3.5 ka B.P.的墾利海侵(也稱黃驊海侵)，以及晚更新世40～25 ka B.P.的廣饒海侵(也稱獻縣海侵)和125～70 ka B.P.的沾化海侵(也稱滄州海侵)，其中墾利海侵在黃河三角洲地區(qū)平均沉積厚度12 m，海岸線到達天津—黃驊—沾化—壽光一帶[7,11]。受海進海退影響，魯北平原沿海地區(qū)淺層呈現(xiàn)海陸交替的地層格局。

圖1　魯北平原地理位置Fig.1　Position of Lubei Plain

2魯北平原淺層地層結構及沉積類型

魯北平原地勢較低，晚第四紀河流、海洋、風等地質作用將大量沉積物搬運至此，沉積物類型多樣，沉積相類型豐富，沉積速率不一，致使魯北平原區(qū)地層結構復雜。本次研究布置深度24～50 m的鉆孔54個，深度24～30 m的靜力觸探點千余個，考察野外露頭多處(圖1)，獲取了詳盡的樣品資料(圖2)。鉆孔和野外露頭特征典型，具有良好的代表性，以此分析魯北平原淺層地層結構及沉積特征。

2.1臨邑—商河—惠民地區(qū)

該區(qū)位于魯北平原的內陸地區(qū)，分布30～36 m深的鉆孔18個，沉積物粒度普遍較粗，以黃褐色和灰色的粉砂和細砂為主(圖2A)，最粗達中砂，自下而上粒度整體呈現(xiàn)由粗變細的趨勢，泥質層集中在鉆孔中上部(圖2B)，沉積物中含有Ilyocyprissp.、Candonasp.、Candoniellasp.等介形類化石和雙殼類、腹足類化石，均為陸相淡水種屬。野外露頭出露較少，離地表5～10 m，沉積物以黃褐色粉砂層和泥質層交互出現(xiàn)為特征，粉砂中發(fā)育平行層理和槽狀交錯層理。

砂質沉積物粒度概率累積曲線多呈兩段式，懸浮次總體與跳躍次總體發(fā)育，跳躍次總體占50%～70%，斜率在65°～80°，懸浮次總體占30%～50%，傾斜度較低，兩者交截點在2.5～3.7 φ之間；沉積物C-M圖呈“S”形，其中QR段平行于C=M基線，且QR、RS段發(fā)育，而N-O-P段發(fā)育較差，與華北平原黃河、漳河及清河等典型古河道沉積物C-M圖有很好的一致性，是典型的曲流河沉積[18]。

總體上該區(qū)淺層沉積物以中細砂、粉砂和泥質的交替發(fā)育為特征，旋回性明顯，表現(xiàn)為三個下粗上細的河流沉積正韻律，單個韻律均具有曲流河的二元結構。以此為基礎，利用粒度、孢粉、14C測年等資料，并與禹城、沾化等地的鉆孔資料對比，可以將該區(qū)淺層的古河道自下而上劃分為三期(圖3)。下部第Ⅰ期古河道粒度最粗，以中細砂為主，平均粒徑Mz=2.41 φ，顆粒以推移質和躍移質為主，泥質含量較少，孢粉中草本植物以旱生蒿屬、藜科和麻黃屬為主，濕生的莎草科和香蒲屬較少，屬針葉林—草原植被，鉆孔未鉆穿該期古河道；中部第Ⅱ期古河道以細砂和粉砂為主，Mz=3.50 φ，顆粒中躍移質占優(yōu)，孢粉中有較多的香蒲、莎草科濕生草本植物，木本植物仍以松屬為主，但云杉、冷杉屬大大減少，屬針、闊葉林—草原植被，與下部第Ⅰ期古河道大致以18～25 m深度為界；上部第Ⅲ期古河道接近地表，以粉砂和泥質粉砂等為主，粒度最細，懸移質含量增多，孢粉中針葉樹多于闊葉樹，且以松屬為主，草本植物大大超過木本，大部分為旱生蒿屬，該期受地表植被和人類活動影響較大，與中部第Ⅱ期古河道大致以7～11 m深度為界。

圖2　魯北平原淺層沉積物類型(鉆孔直徑10 cm)A.褐色中細砂，LN1孔，17.9 m；B.棕紅色泥，LN3孔，10.6 m；C.灰黑色泥質粉砂，YD7孔，15.4 m；D.深灰色砂泥互層，YD12孔，14.7 m；E.貝殼層，YD6孔，18.0 m；F.泥炭層，YD13孔，21.2 m；G.黃色泥質粉砂(黃土)，C1孔，24.0 m；H.鈣質結核，C1孔，25.3 m。Fig.2　Sediment types of shallow layer in Lubei Plain(The borehole diameter is 10 cm)

圖3　臨邑—商河—惠民地區(qū)淺層綜合柱狀圖(測年資料據(jù)文獻[5])Fig.3　Comprehensive stratigraphic column of shallow layer in Linyi-Shanghe-Huimin area (dating from reference[5])

三期古河道的劃分與前人對魯北平原古河道的認識基本一致，第Ⅰ期和第Ⅱ期稱為淺埋古河道，第Ⅲ期稱為地面古河道[5]。根據(jù)商河和惠民地區(qū)鉆孔的14C測年資料判斷，第Ⅰ期古河道底界年代約25～24 ka B.P.，向上與第Ⅱ期古河道的年代界線約10～9 ka B.P.，第Ⅱ期與第Ⅲ期的界線約5～4 ka B.P.，即三期古河道分別形成于晚更新世晚期至早全新世早期、早全新世至中全新世、晚全新世[6]。

結合古氣候和粒度資料可以推斷，晚更新世晚期至早全新世早期，正值末次冰期盛冰期，氣候寒冷干燥，海平面大幅下降，海水退出黃渤海陸架，河流侵蝕基準面下降，河流侵蝕下切作用強烈，水動力條件較強，該時期河流沉積物以中細砂為主，沉積厚度大，河道相對較穩(wěn)定；早全新世至中全新世，冰期氣候結束并逐漸過渡為冰后期，氣候溫暖濕潤，海平面上升，形成全新世海侵，海岸線到達現(xiàn)今的天津—黃驊—沾化—壽光一帶，該期河道繼承性發(fā)育，由于海平面上升導致河流走水不暢，水動力條件較弱，河道沉積物粒度變細，受濕潤氣候下的豐富降水等影響，在河漫灘較低洼地帶，形成大規(guī)模的湖沼沉積，該特點在小清河流域尤為明顯[17]；中全新世末期或晚全新世以來，氣候和海平面逐漸過渡到現(xiàn)今水平，黃土高原為黃河下游提供大量的物源供應，黃河持續(xù)泛濫、頻繁改道，難以發(fā)育固定河道，該期古河道沉積物與現(xiàn)代黃河相似，整體粒度較細，以粉砂和泥質為主。三期古河道之間發(fā)育泥質層，為湖沼沉積，分布較廣泛。

古河道沉積是魯北平原淺層分布最廣的沉積類型，河道帶呈網(wǎng)狀遍布全區(qū)，整體呈南西—北東方向展布，是晚更新世晚期至今，黃河河道不斷遷移、沉積的結果。

2.2沾化—河口地區(qū)

沾化—河口地區(qū)處于魯北平原沿海地帶，地表發(fā)育現(xiàn)今的黃河三角洲，地勢較低，地質歷史時期受海侵影響較大。區(qū)內分布24～30m深的鉆孔17個，沉積物粒度較細，以黃褐色、灰黑色的粉砂、泥質粉砂和粉砂質泥為主，細砂主要分布在19 m以下深度，黃褐色，中砂只在沾化地區(qū)較深層位局部可見。灰黑色較細粒沉積物多集中在鉆孔中部(圖2C，D)，含有大量海相有孔蟲和介形蟲等微體古生物化石，如Ammoniasp.、Spiroloculinasp.、Elphidiumsp.、Quinqueloculinasp.、Sinocytherideasp.等，豐度高，分異度大。河口地區(qū)發(fā)育兩個貝殼層(圖2E)，深度約5～7 m和18～20 m，多為雙殼類和腹足類，貝殼層多形成于潮坪相或濱岸相，是海陸狀態(tài)穩(wěn)定時的產(chǎn)物，可指示海進和海退時期的岸線位置。

受全新世海侵和黃河河道遷移影響，該區(qū)淺層沉積物自下而上顏色呈現(xiàn)黃—灰(灰黑)—黃、粒度呈現(xiàn)粗—細—較粗的變化，反映晚更新世晚期以來沉積環(huán)境的陸—海—陸的交替過程。全新世海侵層在沾化地區(qū)厚5～8 m，河口地區(qū)平均厚12 m，從沾化到河口方向海侵層厚度變大，沉積物粒度變細，泥質含量明顯增加。

根據(jù)河口地區(qū)15個鉆孔中沉積物類型、微體古生物組合、生物擾動強度、貝殼層發(fā)育程度和沉積構造等因素，將淺部地層劃分為五個單元，基本對應黃河三角洲地區(qū)的上更新統(tǒng)+墾利組、五號樁組一段、二段、三段、釣口組。五號樁組地層厚度大、粒度細、顏色深，海相微體古生物豐度高、分異度大，是全新世的海侵層，構成黃河三角洲地區(qū)晚第四紀地層的主體；底部墾利組和上更新統(tǒng)地層粒度最粗，主要為細砂，見麗蚌等淡水種屬雙殼類化石，陸相特征明顯；頂部釣口組地層沉積物與現(xiàn)今黃河泥沙無異，是海退后黃河河道遷移至此形成。

結合14C測年、孢粉和古氣候等資料，分析認為，與五個地層單元相對應，河口地區(qū)晚更新世末期以來的沉積經(jīng)歷五個階段(圖4)。

晚更新世末期至早全新世早期，約12.0～9.0 ka B.P.，末次冰期基本結束，氣候溫涼偏干，海平面較低，發(fā)育河流，垂向上見明顯的正韻律特征，沉積物主要為黃褐色細砂和粉砂，粒度最粗，粒徑集中在3.0～4.0 φ。根據(jù)沉積物特征、沉積相類型和發(fā)育的地質歷史時期判斷，該沉積階段為魯北平原晚第四紀淺層第Ⅰ期古河道的上部在北東方向的延伸。

進入冰后期，氣候轉暖，海平面升高并越過河口地區(qū)，形成全新世海侵層。早全新世晚期，約9.0～8.0 ka B.P.，發(fā)育潮坪相，沉積物粒度細，貝殼層和泥炭層常見(圖2E，F(xiàn))，可見明顯的生物鉆孔和脈狀層理(圖2D)等沉積構造；中全新世，約8.0～3.0 ka B.P.，海平面較現(xiàn)今高約4～5 m，海岸線到達沾化一帶，河口地區(qū)發(fā)育淺海相，沉積物較復雜，顏色以灰黑色、黑色為主，粉砂、泥質粉砂、粉砂質泥和泥均有發(fā)育，粒度較細，海相微體古生物豐度高、分異度大，由于小規(guī)模海退影響，部分鉆孔的該期地層中可見海陸過渡相特征；晚全新世早期，約3.0～1.3 ka B.P.，海平面逐漸降低，又形成一期潮坪相，沉積物以灰黑色、黑色的粉砂、泥質粉砂為主，出現(xiàn)貝殼層，受黃河河道遷移至此的影響，粒度較早全新世晚期的潮坪相粗，集中在3.0～5.0 φ。

晚全新世后期，海水全部退出河口地區(qū)，退至現(xiàn)今的海岸線，1855年黃河自蘇北改道魯北至今，現(xiàn)代黃河三角洲逐漸發(fā)育形成，由于分流河道的不斷遷移擺動，至今已形成10個朵葉，整個三角洲以2～3 km/a的速度向渤海推進[8]。

圖4　河口地區(qū)淺層綜合柱狀圖(測年及古氣溫資料據(jù)文獻[9])Fig.4　Comprehensive stratigraphic column of shallow layer in Hekou area(dating and ancient temperature from reference[9])

圖5　魯北平原SW—NE方向淺層沉積相圖Fig.5　Shallow sedimentary facies diagram of SW-NE direction in Lubei Plain

臨邑—商河—惠民地區(qū)和沾化—河口地區(qū)的晚第四紀地層結構和沉積物分布主要受黃河河道遷移和全新世海侵影響，具有明顯的繼承性，發(fā)育古河道、海侵和三角洲等沉積類型，其沉積特征在魯北平原黃河以北地區(qū)具有代表性(圖5)。古河道是主要的沉積類型，自臨邑，經(jīng)商河和惠民，到沾化，地表地勢逐漸降低，古河道沉積厚度逐漸變薄，沉積物粒度逐漸變細，以底部第Ⅰ期古河道砂層為例，商河地區(qū)平均粒徑Mz=2.18 φ，沾化地區(qū)Mz=3.15 φ，自南西到北東方向，推移質含量降低，懸移質含量升高，體現(xiàn)單向水流特征。

2.3鄒平—高青地區(qū)

該地區(qū)位于魯北平原南部的小清河流域，地勢南高北低，南部是魯中山地北側山前的傾斜平原，北部與黃河流域相接。區(qū)內小清河兩岸分布深36～50 m的鉆孔15個，沉積物較復雜，泥、粉砂質泥、泥質粉砂、粉砂和細砂等均有發(fā)育，小清河以南和以北地區(qū)的沉積物巖石學特征差異明顯，自南向北粒度逐漸變粗，細砂只有最北部的S4和S6孔底部發(fā)育。

小清河以南的鄒平地區(qū)有鉆孔8個，沉積物主要為黃色的泥質粉砂、粉砂質泥和泥，鉆孔和剖面中可見明顯的沉積旋回，表現(xiàn)為深褐色的粉砂質泥和黃色的泥質粉砂交替出現(xiàn)(圖2G、圖6)，褐色泥質層可見明顯的古土壤結構，含豐富的鈣質結核(圖2H)，而黃色泥質粉砂層質地均一，無成層性，滲水性強，該旋回是黃土特有的黃土—古土壤沉積旋回，在黃土高原的洛川和山東青州等地的黃土剖面中都有發(fā)育[19-20]。鈣質結核呈淺黃色，多發(fā)育在古土壤層中，同時可見蝸?；瑑烧呔秋L成黃土中的標志物[21]。

前人對山東地區(qū)黃土的研究多集中在青州、張夏、平陰等魯中山前地帶以及萊州灣南岸、廟島群島等濱海和島嶼區(qū)[13,16]，而對鄒平地區(qū)黃土研究較少。以C1孔為例，其沉積物平均粒徑在16～23 μm，標準偏差1.6～1.9，偏度0.3～0.7；粒度頻率累計曲線平滑，呈兩段式，拐點均在10 μm附近，粒度大于拐點的為懸浮顆粒組，約70%，占絕對優(yōu)勢，小于拐點的是次要組分，為夾帶顆粒組，約30%；粒度頻率曲線呈雙峰形態(tài)，粒度分布在0～100 μm之間，主峰分布在30～50 μm，以此為眾數(shù)中心向粗粒和細粒方向減小，呈典型的負偏態(tài)非對稱分布，次峰在1 μm左右，大于100 μm的顆粒極少，具有中國黃土粒度的雙峰特征(圖6)。整體而言，該孔沉積物粒度特征與青州黃土非常相似，平均粒徑稍大，具有典型的風成黃土粒度特征[16]。

小清河以北的高青地區(qū)有鉆孔7個，其中A13、A20等5個鉆孔中沉積物特征與C1孔相似，粒度較之稍粗，鈣質結核數(shù)量減少，具備黃土的特征，同時也發(fā)育粉砂等河流相的較粗粒沉積物。最北部的S4和S6孔沉積物粒度最粗，發(fā)育大量粉砂和細砂，不含鈣質結核，自下而上發(fā)育三個下粗上細的正韻律，具有典型的河流相特征，即遍布于整個魯北平原的三期古河道沉積。

圖6　鄒平地區(qū)淺層綜合柱狀圖Fig.6　Comprehensive stratigraphic column of shallow layer in Zouping area

圖7　鄒平—高青地區(qū)淺層沉積相圖Fig.7　Shallow sedimentary facies of Zouping-Gaoqing area

據(jù)鉆孔沉積物特征判斷，鄒平地區(qū)發(fā)育風成黃土，向北到高青地區(qū)逐漸過渡為古河道沉積，小清河以北A13等5個鉆孔的位置，即黃土與古河道的過渡帶(圖7)。該區(qū)自南向北由黃土向古河道的演變，與其南高北低的地勢有密切關系。

山東地區(qū)黃土的物源具有多樣性，濱渤海黃土帶物源主要為末次冰期出露的渤海陸架物質，西北氣流攜帶的內陸遠源物質占次要地位；濰坊、青州等地黃土受末次冰期時冬季風影響，物源主要來自北部出露的渤海灣，向西過渡至淄博、濟南等地黃土則主要物源為西北內陸的風塵物質[13,22]。

晚更新世以來，渤海灣和萊州灣沿岸地區(qū)經(jīng)歷了數(shù)次大規(guī)模的海侵，沉積大量的海相細粒沉積物，冰期時海退后陸架發(fā)生風化并遭受剝蝕，為山東地區(qū)風成黃土的沉積提供了充足的物源。鄒平地區(qū)位于青州以北，地理位置介于青州黃土和其主要物源區(qū)之間，以中國北方常年盛行的西北風和東北風為搬運動力，物源區(qū)為青州等地提供沉積物的同時，也為距離物源區(qū)更近的鄒平地區(qū)提供物源，這一認識與鄒平地區(qū)黃土的粒度略粗于青州黃土、具有近物源性的事實相符合。風成沉積物在搬運過程中，遇到山脈等的阻擋時，風速減弱，搬運能力降低，大量的沉積物就會在山前堆積，鄒平地區(qū)矗立著一系列山脈，如玉皇山、龍山、孤山、印臺山、會仙山、貓頭山、原山、盤頂山、方山、黑山等，海拔均在500 m以上，季風攜帶的渤海陸架松散沉積物以及高空氣流攜帶的少量西北內陸細粒物質能夠在山前沉積下來，形成黃土堆積。

小清河流域鄒平地區(qū)黃土沉積之上普遍發(fā)育1～2 m的灰黑色泥質層，埋深約5～7 m，14C測年(4 518±110) a B.P.[17]，微體古生物資料顯示為湖沼沉積，該泥質層在小清河以南廣饒地區(qū)的野外剖面連續(xù)出現(xiàn)，并向西延伸至壽光、博興等地，在小清河以北即第Ⅱ期、第Ⅲ期古河道之間的河漫湖沼泥質層。結合第Ⅰ期、第Ⅱ期古河道之間河漫湖沼泥質層的測年約10～9 ka B.P.，認為小清河流域的湖泊大致開始形成于全新世早期，主要發(fā)育時期為中全新世[5,17]。

2.4廣饒地區(qū)

廣饒地區(qū)位于萊州灣南岸平原的西側，是魯中山前的丘陵沖積平原向濱岸海積平原過渡的地帶，地質歷史時期數(shù)次黃河改道均未波及此處，受黃河影響較小。該區(qū)分布30 m深的鉆孔4個。

沉積物粒度較細，以粉砂、泥質粉砂等為主，細砂較少，在底部零星發(fā)育。沉積物特征在該區(qū)南北差異較大，北部CQ1孔主要發(fā)育黃褐色粉砂、泥質粉砂和泥，見下粗上細的河流二元結構及黃土—古土壤旋回，6～7 m和17～24 m發(fā)育黃褐色、灰黑色粉砂等細粒沉積物，含大量雙殼類、腹足類貝殼碎片，海相微體古生物化石大量出現(xiàn)，即河流沉積和黃土沉積中夾兩個海相層(圖8)；南部CQ3和CQ4孔整體發(fā)育黃褐色粉砂、粉砂質泥等，泥質層含鈣質結核，發(fā)育古土壤結構，黃土特征明顯，不發(fā)育海相層，底部見棕黃色粉細砂，屬河道沉積；中部CQ2孔特征介于兩者之間，以黃土沉積為主，在19～20 m處發(fā)育一個海相層。

通過對鉆孔沉積物分析，廣饒地區(qū)淺層自北向南呈現(xiàn)由海向陸的地層特征(圖9)，北部為海陸交互作用帶，受海侵影響大，見兩個海侵層；中部為海向陸過渡區(qū)，黃土層變厚，上部海侵層尖滅，只發(fā)育下部海侵層；南部為陸相的黃土沉積區(qū)，海相層完全尖滅。

晚更新世以來的數(shù)次海侵對萊州灣南岸平原產(chǎn)生了較大影響，尤其是晚更新世晚期的獻縣海侵和全新世的黃驊海侵，最大海侵面時分別到達廣饒、博興地區(qū)，前人在萊州灣南岸平原的黃金寨9孔、喬家莊10孔等鉆孔以及牛莊、王家崗等處做了大量有益的工作，對兩次海侵的年代、埋深、地層特征等形成了較一致的認識[23-24]。廣饒地區(qū)北部淺層發(fā)育兩個海相層，上部海相層埋深6～7 m，CQ1孔鉆遇，沉積物為灰黑色粉砂、粉砂質泥，含大量貝殼碎片，微體古生物以AmmoniatepidaCushman、AmmoniaannectensParkerandJones、AmmoniaflevensisHofker、Quinqueloculinaaknerianarotunda、CribrononionincertumWilliamson等有孔蟲群為主，表明該期海侵的沉積環(huán)境是水深小于15 m的潮間帶—淺海；下部海相層埋深17～24 m，CQ1和CQ2孔均鉆遇，粒度較粗，沉積物主要是黃褐色、灰黑色粉砂，貝殼層極發(fā)育，微體古生物以AmmoniatepidaCushman、CribrononionincertumWilliamson、ElphidiummangellanisumHeron-AllenandEarland、QuinqueloculinabellatulaBandy、ElphidiumadvenumCushman等淺海有孔蟲群為主，表明該期海侵比上部海侵水體深，影響范圍大。通過14C測年分析，并與萊州灣南岸平原已有鉆孔中海相層的期次、埋深、厚度等對比，認為上部海侵層即10～4 ka B.P.的全新世黃驊海侵，下部海侵層即40～28 ka B.P.的晚更新世晚期獻縣海侵[25-26]。

山東地區(qū)黃土主要劃分為羊欄河組和大站組，其中羊欄河組年代較老，以多個黃土—古土壤旋回為特征，底部見礫石層，在青州地區(qū)厚24.3 m，熱釋光年齡顯示形成時間大致為793～227 ka B.P.，即中更新世，羊欄河組由魯中山前延伸到沿海蓬萊一帶；大站組以土黃色、灰黃色的粉砂、泥質粉砂為特征，古土壤層較少，厚度較小，形成時間大致為110～10 ka B.P.，即晚更新世。廣饒南部地區(qū)黃土屬于山東濱海及島嶼區(qū)黃土帶，將其與周邊青州、臨淄、蓬萊等地的黃土對比分析認為，該區(qū)17 m以下黃土粒度較粗，夾幾期河道沉積，發(fā)育棕紅色古土壤，測年資料顯示為中更新世，符合羊欄河組特征，故將廣饒南部黃土層以17 m為界劃分為兩部分：5～17 m為大站組，黃土層發(fā)育；17～30 m為羊欄河組，以黃土—古土壤旋回為特征，未見底。

圖8　廣饒地區(qū)CQ1孔綜合柱狀圖Fig.8　Comprehensive stratigraphic column of Borehole CQ1 in Guangrao area

圖9　魯北平原S—N方向淺層沉積相圖Fig.9　Shallow sedimentary facies of S-N direction in Lubei Plain

廣饒地區(qū)和沾化—河口地區(qū)的黃土層、海侵層和古河道砂層構成了魯北平原東部自南向北方向的地層格架(圖9)，地勢南高北低，主要的地質外力從南向北逐漸由風過渡為河流和海，沉積物搬運介質的不同導致沉積類型和沉積速率的差異，黃土層沉積速率遠小于海侵層和古河道。南部廣饒地區(qū)屬于萊州灣南岸平原，以黃土和海侵沉積為主，黃土層主要是中更新世以來數(shù)次冰期時裸露的渤海陸架沉積物經(jīng)冬季的東北和西北季風搬運至此形成，30 m深的鉆孔鉆遇全新世和晚更新世晚期兩個海侵層，海侵層超覆于南部黃土層中，與黃土層呈不等時接觸；沾化—河口地區(qū)屬于渤海灣西岸黃河三角洲地區(qū)，地勢相對較低，黃河攜帶大量沉積物在此處卸載，沉積速率較快，淺部地層形成于晚更新世末期和全新世，30 m深的地層發(fā)育全新世一個海侵層，自下而上發(fā)育陸相河流—海侵層—過渡相三角洲。

3魯北平原晚第四紀沉積演化

魯北平原南靠魯中山地，東臨渤海，黃河從中穿過，受地形和古氣候條件影響，晚更新世以來該區(qū)成為河流、海洋、湖泊、風等多種地質外力共同作用的場所，發(fā)育了古河道、湖沼、黃土、三角洲、潮坪和濱淺海等多種沉積類型。

末次冰期持續(xù)時間約為110～10 ka B.P.，在晚更新世晚期的25～15 ka B.P.進入盛冰期，最低溫度出現(xiàn)于18 ka B.P.，中國東部海平面約為-130 m，海水退出黃渤海陸架，海岸線到達黃海中部，渤海全部裸露；進入全新世冰期結束并向冰后期轉化，氣候轉暖，中全新世魯北平原平均氣溫14.83℃～15.03℃，較現(xiàn)今高2℃～3℃[9,27]，海平面在6.5 ka達到最高，高于現(xiàn)今海平面4～5 m，形成全新世海侵。黃河最晚在晚更新世貫通三門峽并東流入海，此后黃河攜帶大量泥沙在相當長的地質歷史時期內在魯北平原，乃至華北平原頻繁改道、遷移，該區(qū)也成為世界上河道遷移和三角洲活動、廢棄最為復雜的地區(qū)[12,28]。末次冰期盛冰期到冰后期，受地勢、氣候條件控制的黃河河道遷移和海平面升降是影響魯北平原地層結構和沉積演化的主要因素。

晚更新世晚期至早全新世早期，正值末次冰期盛冰期，氣候寒冷干燥，海平面降低，黃渤海陸架裸露，同時冬季風強盛，在整個魯北平原北部發(fā)育了大范圍的古河道沉積，即第Ⅰ期古河道，河道一直延伸至渤海陸架；同時大量的陸架沉積物風化，在強勁的冬季風的搬運下，沉積到地勢較高的小清河南岸山前傾斜平原以及黃河影響較小的萊州灣南岸平原，形成風成黃土沉積(圖10A)。

早全新世晚期至中全新世，氣候由末次冰期進入冰后期，逐漸轉暖，海岸線一度到達天津—無棣—墾利—利津—壽光一帶，跨過魯北平原的河口、沾化、廣饒等地區(qū)，形成了大面積的海侵地層；小清河以北的大片平原區(qū)由于地勢較低，古河道繼承性發(fā)育，形成第Ⅱ期古河道；小清河以南地區(qū)地勢較高，海平面升高導致內陸河流走水不暢，淤積形成湖沼沉積；在海陸交界處，黃河攜帶的泥沙堆積，形成一部分三角洲沉積(圖10B)。

中全新世末期或晚全新世以來，氣候又轉為溫涼偏干，逐漸過渡到現(xiàn)今水平，海岸線隨之退后到現(xiàn)今岸線水平，黃河在魯北平原頻繁改道、泛濫，形成遍布全區(qū)的河流以及三角洲沉積，即第Ⅲ期古河道和現(xiàn)代黃河三角洲(圖10C)。

4地質意義

魯北平原淺層沉積類型多樣，其沉積物的礦物成分、孔隙結構、分布規(guī)律等對地下水的賦存、地震波能量的傳播等有較大影響，研究地層結構和沉積特征對于分析地下水位的變化規(guī)律，以及選擇陸上油氣勘探的地震激發(fā)層等，均有重要意義。

圖10　魯北平原晚第四紀沉積演化(古河道據(jù)[5])A.晚更新世晚期至早全新世早期；B.早全新世晚期至中全新世；C.晚全新世Fig.10　Sedimentary evolution during Late Quaternary in Lubei Plain (paleochannels from reference[5])

魯北平原淺層地下水主要是賦存在沖積、海積層中的松散鹽類孔隙水，古河道砂層、海侵層是主要賦存介質。不同類型沉積物的地下水賦存能力差異明顯，小清河以北地區(qū)地勢較低且平坦，古河道大面積分布，河道砂的孔隙度大且滲透性好，對地下水的賦存能力強，大量地下水賦存于其中，自內陸向沿海地下水由淺到深呈現(xiàn)全淡、淡—咸—淡、咸—淡的遞變規(guī)律，淡水埋深逐漸增加[29]；小清河以南的黃土具有多孔性且垂直節(jié)理極發(fā)育，透水性強，對地下水的賦存能力差，地下水主要局限在黃土中的古河道砂層，水位較深，其中廣饒及沿海地區(qū)的黃土層中古河道相對發(fā)育，含水層較厚且淺層地下水豐富，而內陸鄒平等地的地勢較高，黃土層中古河道稀少，淺層地下水相對缺乏。整體而言，魯北平原的小清河以南和以北地區(qū)地下水存量和水位存在明顯差異。

地震勘探是目前最有效的陸上油氣資源勘探方法，長期實踐表明，在基底巖性、構造特征等相同的情況下，地震激發(fā)效果明顯受淺部激發(fā)層質量的影響，理想的激發(fā)層應具備在潛水面以下、沉積物分布穩(wěn)定、粒度較細、泥質含量高且膠結程度好等幾個條件[30-31]。魯北平原構造位置屬渤海灣盆地濟陽坳陷，油氣資源儲量豐富，但地下構造特征極其復雜，分析該區(qū)淺層的沉積物分布規(guī)律對于獲得高分辨率的地震資料具有重要的指導意義。小清河以北地下潛水面較高，在黃河三角洲地區(qū)據(jù)地表僅2 m，內陸地區(qū)埋深18～25 m的第Ⅰ、Ⅱ期古河道界限以及黃河三角洲地區(qū)埋深12～18 m的全新世海侵層均以泥質層為主，黏土礦物含量高，是良好的地震激發(fā)層；而小清河以南地區(qū)相同深度地層以黃土層為主，地下潛水面較低，黃土中的柱狀節(jié)理和鈣質結核都能導致地震波能量的快速散失，不具備作為激發(fā)層的條件，湖沼層沉積物粒度較細且含水量相對較高，但由于深度太淺，也不適合作為激發(fā)層。

5結論

(1) 受地勢、氣候條件控制的黃河河道遷移和海水進退是影響魯北平原晚第四紀地層結構和沉積特征的主要因素，以小清河為界，南北地層結構差異明顯，發(fā)育古河道、湖沼、黃土、三角洲、潮坪和濱淺海等沉積類型，其中古河道分布面積最廣，自下而上可劃分為三期。

(2) 晚更新世晚期至早全新世早期，魯北平原發(fā)育第Ⅰ期古河道，小清河以南沉積黃土層；早全新世晚期至中全新世，受海平面升高影響，沿海地區(qū)形成海侵層和三角洲，內陸地區(qū)繼承性發(fā)育第Ⅱ期古河道和湖沼沉積；中全新世末期或晚全新世以來，黃河頻繁改道、泛濫，沉積第Ⅲ期古河道和現(xiàn)代黃河三角洲。

(3) 研究魯北平原淺層的地層結構和沉積物分布對于分析地下水位的變化規(guī)律，以及選擇合適的地震激發(fā)層等均有重要意義。

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Stratigraphic Structure and Sedimentary Evolution during Late Quaternary in Lubei Plain

WANG HaiFeng1YANG JianPing2PANG XiaoLin2,3CHEN Fei1LIANG Xu1JIA JunTao2

(1. CNOOC Research Institute, Beijing 100028, China;2. School of Geosciences, China University of Petroleum, Qingdao, Shandong 266580, China;3. Shandong Zhengyuan Geophysical Information Technology Limited Company, Jinan 250101, China)

Abstract:Based on 54 new drilled holes in shallow layer and a plurality of outcrops, combined with grain size of sediments, thin sections, microfossils, plant pollen,14C dating, and static cone penetration test, stratigraphic structures and sedimentary types during late Quaternary in Lubei Plain was studied, and sedimentary evolution after terminal late Pleistocene was summarized. The results showed that, from pleniglacial of the last glacial period to the post glacial period, sea transgression and regression and channel migration of the Yellow River affected by topography and climate change were the main factors influencing shallow stratigraphic structures and sedimentary characters. Differences between the southern and northern stratum structure were obviously. Paleochannels, lakes and marshes, loess, deltas, tidal flats, and littoral-neritic sea developed. The distribution area of paleochannels was largest among them, which were divided into three layers. From terminal late Pleistocene to the early stage of early Holocene, influenced by the dry and cold climate, the first period paleochannels developed, and loess deposited to the south of Xiaoqing River. From the late stage of early Holocene to the middle Holocene, transgression layer and deltas developed in the coastal area, while lakes and marshes and the second period paleochannels developed successively in the inland area. After the last stage of middle Holocene or the late Holocene, influenced by flood of Yellow River, the third period paleochannels and the modern Yellow River delta deposited. The studies of stratigraphic structures and sediments distribution have important guide significance to the analysis on the changes of underground water level and selecting the appropriate seismic excitation layer.

Key words:Lubei plain; Late Pleistocene; stratigraphic structure; sedimentary evolution

中圖分類號P512.2

文獻標識碼A

作者簡介第一王海峰男1987年出生碩士沉積巖石學及巖相古地理E-mail: whfupc@sina.cn

基金項目：國家油氣重大專項(2011ZX05006-002)；國家自然科學基金項目(41202126)；山東省自然科學基金項目(ZR2012DQ014)；中央高?；究蒲袠I(yè)務費專項基金項目(12CX04013A，13CX02039A)[Foundation: National Oil and Gas Major Project, No.2011ZX05006-002; National Natural Science Foundation of China, No.41202126; Natural Science Foundation of Shandong Province, No.ZR2012DQ014; Fundamental Research Funds for the Central Universities,No.12CX04013A, 13CX02039A]

收稿日期：2015-03-16； 收修改稿日期： 2015-05-08

doi:10.14027/j.cnki.cjxb.2016.01.008

文章編號：1000-0550(2016)01-0090-12