尚帅, 范代读, 王强, 张梦莹. (2013)MIS3以来浙江温瑞平原YQ0902孔古环境与古气候变化记录* [J]. 古地理学报, 15(4): 551-564
Shang Shuai, Fan Daidu, Wang Qiang, Zhang Mengying. (2013)Records of palaeoenvironment and palaeoclimate changes since the MIS3 in Borehole YQ0902 at Wenrui Plain,Zhejiang Province[J]. Journal Of Palaeogeography, 15(4): 551-564. DOI:10.7605/gdlxb.2013.04.044  
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MIS3以来浙江温瑞平原YQ0902孔古环境与古气候变化记录*
尚帅1, 范代读1, 王强2, 张梦莹1
1 同济大学海洋地质国家重点实验室,上海 200092
2 中国地质调查局天津地质矿产研究所,天津 300170

通讯作者简介: 范代读,男,1972年生,同济大学教授,博士生导师,从事沉积学研究。E-mail:ddfan@tongji.edu.cn。

第一作者简介: 尚帅,男,1989年生,同济大学海洋地质系博士研究生,沉积学方向。E-mail:shangshuai777@163.com。

收稿日期:2013-02-28
基金:*国家自然科学基金项目(编号:41076016,41276045)、中国地质调查局海保工程专项(编号:GZH201100203)和中央高校基本科研业务费专项资金联合资助
摘要

YQ0902孔位于浙江南部瓯江三角洲南侧温瑞平原上。沉积相、粒度分析以及 AMS14C测年数据表明,硬土层之下为海洋氧同位素3阶段( MIS3)形成的潟湖相沉积,据此推测 MIS3高海平面至少达到现今海平面之下30, m左右(未经构造升降和沉积物压实作用等影响的校正,下同)。硬土层的成土过程发生于 MIS2,其母质部分为 MIS3的潟湖沉积,部分为河漫滩沉积。硬土层之上是一套形成于全新世的海侵—海退旋回,与长江三角洲南翼前缘的沉积相组合类似。研究钻孔初始海泛面约形成于 9 cal ka BP,推算当时的海平面约低于现今海平面25 m。中全新世最大海侵前后,东亚季风较强,通过径流或沿岸流输入本区的沉积物较充足,沉积速率较大。随着海平面相对稳定或略有下降,东亚季风减弱,可容空间减小,中晚全新世( 5~2 cal ka BP)沉积速率较低。高分辨率的 XRF岩心扫描获得的元素相对含量是古环境与古气候研究的重要指标,其中 Cl/Ti、 Fe/Ti值可分别作为海相性(与海洋联通程度)与东亚季风强弱的替代指标。

关键词: MIS 3; 瓯江三角洲; 东亚季风; 海平面变化; XRF岩心扫描
中图分类号:P532 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2013)04-0551-14
Records of palaeoenvironment and palaeoclimate changes since the MIS3 in Borehole YQ0902 at Wenrui Plain,Zhejiang Province
Shang Shuai1, Fan Daidu1, Wang Qiang2, Zhang Mengying1
1 State Key Laboratory of Marine Geology,Tongji University,Shanghai 200092
2 Tianjin Institute of Geology and Mineral Resources,China Geological Survey Bureau,Tianjin 300170

About the corresponding author Fan Daidu,born in 1972,is a professor of sedimentology at Tognji University.E-mail:ddfan@tongji.edu.cn.

About the first author: Shang Shuai,born in 1989,is a Ph.D.candidate of sedimentology at Tongji University.E-mail:shangshuai777@163.com.

Abstract

Borehole YQ0902 is located at the Wenrui Plain along the south flank of Oujiang delta in southern Zhejiang Province.Sedimentary facies,grain-size analysis and AMS14C dating results show that the palaeosol is underlain by the lagoon facies formed during MIS(Marine Isotope Stage)3.It was therefore indicated that the sea level in the early and middle MIS3 should reach a point at least 30 m below the present sea-level(not calibrated by tectonic movement and sediment compaction).The pedogenesis of the palaeosol should have taken place in the MIS2 and its original strata are lagoon deposits at the lower and floodplain deposits at the top.A transgression-regression sequence overlying the palaeosol was formed in the Holocene and it has similar sedimentary facies assemblages with those at the frontal part of the southern flank of Changjiang delta.The initial flooding surface was formed at about 9 cal ka BP in Borehole YQ0902,suggesting that the sea level at the time was approximately 25 m below the present sea-level.In the middle Holocene,the strengthening East Asia Monsoon (EAM)increased sediment input to the study area by the river or through the longshore currents,consequently resulting in high accumulation rate.The sedimentation rate was low in the Mid-Late Holocene(5~2 cal ka BP)with stable or a little fall in sea level and the weakened EAM.High resolution X-ray fluoroscopy(XRF) core scanning data of relative element ratios were considered as important proxy of palaeoenvironment and palaeoclimate research.For example,Cl/Ti and Fe/Ti are good indices of mariness (the degree connected to sea) and EAM strength,respectively.

Key words: MIS 3; Oujiang delta; East Asia Monsoon; sea level change; XRF core scanning

河口海岸地貌、沉积相和沉积模式与气候、海平面变化紧密相关(李从先等, 2008)。第四纪全球海平面经历过多次大幅的升降运动, 其中末次冰期以来的海平面变化最受关注, 一些热点问题包括MIS3的海侵强度与范围、末次冰消期以来的海平面变化速率与冰融水事件、全新世高海平面与最大海侵范围等(Fairbanks, 1989; Bard et al., 1990; Hanebuth et al., 2000; Lambeck and Chappell, 2001; Liu and Milliman, 2004; 王强等, 2008; Zhao et al., 2008; Liu et al., 2010)。事件性气候与海平面变化可造成灾难性灾害, 因此上述问题的研究对于理解和预测今后全球与区域性气候和海平面变化尤为重要。

现今河口海岸地区在末次盛冰期低海平面时大部分暴露地表, 河流下切形成古河间地和下切河谷两种地貌单元(Li et al., 2002)。冰后期海平面上升, 下切河谷和古河间地先后被沉积物充填和海平面淹没, 形成不同的地貌特征和沉积层序, 其记录的区域海平面与气候变化信息成为古气候与海平面研究的重要内容。中国学者从上个世纪70、80年代开始, 利用海岸地貌资料、珊瑚礁、牡蛎礁、贝壳堤以及钻孔对海平面变化做了大量的研究, 因材料和定年精确性等的限制, 研究结论的可靠性受到质疑(薛春汀, 2002)。另外, 钻孔大都集中在大河三角洲及邻近地区(李从先等, 2008; 王强等, 2008; Zhao et al., 2008; Liu et al., 2010), 较少涉及到山溪型中小河流的河口地区(汪品先等, 1982; 陈荣华, 1989), 后者更易受到气候事件和海平面变化的影响(Liu et al., 2008), 这些地区较连续的沉积层序可望成为古气候与海平面变化研究的重要对象。

作者在浙江南部温瑞平原YQ0902孔沉积相分析的基础上, 运用XRF岩心无损元素组成探测技术和精确的AMS14C测年等方法, 研究该地区MIS3以来的古环境与古气候变化历史。

1 区域概况

瓯江位于浙东南, 全长388 km, 流域面积约为1.80× 104 km2。流域内山峦起伏, 河口也为低山丘陵和海岛所环绕(图 1); 多年平均径流量和输沙量分别为1.67× 1010 m3和2.22× 106 t, 洪峰强劲, 每年径流量和输沙量的76.9%和91.3%集中于4~9月份的汛期, 属山溪性河流(谢钦春等, 1994; 张梦莹等, 2012)。瓯江口及其附近海域平均潮差为4~5 m, 最大潮差可达7.15 m, 其中温州港2011年的年平均潮差为4.26 m, 属于强潮河口(谢钦春等, 1994)。温瑞平原岸线较平直, 海域较开阔, 多年平均波高为0.5 m, 最大波高2.4 m, 可直接受风暴浪作用(李伯根等, 1994)。

图1 瓯江口全新世沉积环境与钻孔位置(据王宝灿和金庆祥, 1983; 祝永康, 1993; 张梦莹等, 2012修改重绘)Fig.1 Sketch of the Holocene depositional environment of Oujiang Estuary and location of study core (modified and redrawn after Wang and Jin, 1983; Zhu, 1993; Zhang et al., 2012)

瓯江口全新世最大海侵可达青田, 从而形成溺谷海湾, 之后河口湾逐渐被充填成陆, 岸线前展(张叶春, 1990; 祝永康, 1993; 图1)。瓯江口南岸温瑞平原全新世发育了一系列贝壳沙堤, 自陆向海依次称为寺前沙堤、宁村沙堤、五溪沙堤和江顶沙堤(王宝灿和金庆祥, 1983; 图1)。

2 实验材料与方法

研究钻孔YQ0902位于瓯江口南侧温瑞平原上(图 1), 地理坐标为北纬27° 55'27″和东经120° 50'35″, 孔口标高约4 m, 钻探深度为41.9 m, 经补孔后取心率可达100%。室内研究首先对岩心进行岩性描述、分层、拍照, 经简单预处理后开展X-ray fluoroscopy(XRF) 岩心扫描仪的岩心无损元素测定, 工作电压分别为10、30和50 kV, 测试间距 1 cm, 获得全孔(除0~0.8m因岩心坚硬表面难以刮平而未扫描外)沉积物中27种元素相对含量的数据。然后每隔20, cm取粒度分析样, 经一定流程进行预处理后(范代读等, 2012), 采用激光粒度分析仪Beckman Coulter LS230 上机测试, 测量范围为0.375~2000, μ m, 重复测量的相对误差小于1%, 粒度参数计算采用矩值法。分别以约0.5 m和1m间距取样, 进行孢粉和微体古生物(有孔虫、海相介形类)分析鉴定, 挑选18个层位的植物碎屑样, 送至Beta Analytic公司和亚利桑那大学AMS实验室进行AMS14C测年。除部分样品年龄超出AMS14C测年上限外, 其余均利用IntCal09数据库和Calib Rev 6.1.0程序校正为日历年龄(http://calib.qub.ac.uk/calib/calib.html), 置信区间为95%。校正后的日历年龄常存在多个年龄分布区间, 选取在2σ 置信区间下相对概率最大的年龄区间, 取其平均值作为测试层位的沉积年龄。根据测试材料特点, 结合沉积相理论, 对倒转年龄进行合理解释、取舍后, 再通过线性内插方法, 建立钻孔全新统的年龄框架(张梦莹等, 2012)。

图2 YQ0902孔典型岩心照片Fig.2 Typical core photographs of Borehole YQ0902

图3 YQ0902孔微体生物主要种数量统计与沉积环境Fig.3 Quantity statistics of main species of microbiotas and sedimentary environment in Borehole YQ0902

3 结果
3.1 钻孔分层特征

根据钻孔岩性、沉积构造等特征, 将YQ0902孔自下而上分成12层。

层Ⅰ :41.90~37.77 m, 灰色、棕灰色含细砂泥, 平均粒径为6.3~6.9 ϕ , 变化较小, 砂含量低于10%, 整体显示质地均一、颜色均匀, 粉细砂质呈透镜状、脉状、斑块状分布, 见少量斑点状分布的植物碎屑, 可见虫孔充填构造(图 2-R)。层内有孔虫含量不高且均不同程度氧化, 以毕克卷转虫变种(Ammonia beccarii vars.(Lineé ))、光滑筛九字虫(Cribrononion laevigatum Ho, Hu et Wang)、多变假小九字虫(Pseudononionella variabilis Zheng)、沼泽卷转虫(Ammonia limnetes Todd et Bronimman)等滨海— 沼泽相种为主(图 3), 仅在40.49m处见1个暖水的悦目星轮虫(Asterorotalia venusta Ho, Hu et Wang)。

层Ⅱ :37.77~32.16 m, 棕灰色、暗灰色细砂质泥, 平均粒径为5.5~6.6 ϕ , 砂含量变化在2%~25%的较大范围, 岩心表面粗糙(图 2-Q), 粉细砂质沉积呈脉状、团块状、线状、斑点状分布; 可见完整的海相腹足类中华蟹守螺(Cerithedea sinensis (Phillippi))及其他较多贝壳碎片(图 2-Q, 2-P), 在33.68~32.16m间见4个贝壳碎片富集层, 层厚6~10 cm, 见少量植物碎屑。层内3个样品中的微体生物标本极少遭受氧化, 有孔虫、海相介形类含量均较丰富, 但以小个体为主。有孔虫以星轮虫诸种(Asterorotalia spp.)为优势, 其中又以丽星轮虫(A.pulchella(d'Orbigny))居多, 次之为悦目星轮虫、滨海星轮虫(A.binhaiensis Ho, Hu et Wang); 海相介形类以近岸水团优势种典型中华美花介(Sinocytheridea impressa(Brady))为主(图 3); 在中间34.49m样品尚见2个浮游种抱球虫未定种(Globigerina sp.)幼体, 极少的双列壳科契箭头虫(Bolivina cochi Cushman)、条纹判草虫(Brizalina striatula Cushman)。

层Ⅲ :32.16~30.26 m, 棕灰色、暗灰色块状泥质层(图 2-O), 平均粒径为6.8~7.3 ϕ , 变化较小, 砂含量小于12%; 粉细砂质沉积呈斑条状分布, 局部见黄褐色浸染; 细小的植物碎屑呈斑点状、线状分布, 有的形成富集层。本层见丰富的有孔虫, 以施罗德假轮虫(Pseudorotalia schroeteriana(Parker et Jones))-丽星轮虫(Asterorotalia pulchella)组合为主, 且个体较大; 其中30.99 m处见全孔最多的有孔虫个体, 20 g干样见202个; 另见有压缩卷转虫(Ammonia compressiuscula (Brady))、具瘤先希望虫(Protelphidium tubuerculatum(d'Orbigny))等, 未发现介形类(图 3)。

层Ⅳ :30.26~29.15 m, 浅褐黄色、蓝灰色、杂色泥质层, 平均粒径为6.8~7.4 ϕ , 变化较小, 砂含量小于12%, 较密实, 层理不清晰, 粉细砂质沉积呈斑块分布, 见一定量的结核, 不含贝壳, 仅见极少量的植物碎屑(图 2-N), 顶部为侵蚀面(图 2-M)。层内有孔虫含量很少, 仅在29.49m处见20余个有孔虫, 以毕克卷转虫变种和覆盖面颊虫居多; 29.29m样未见任何微体生物(图 3)。

层Ⅴ :29.15~25.07 m, 褐灰色细砂质泥, 平均粒径为4.6~7.2 ϕ , 变化较大, 砂含量0.1%~49.6%, 总体向上变细。底部为一冲刷面, 见较多的黄褐色、浅棕黄色浸染, 向上颜色逐渐变暗; 粉细砂质沉积呈脉状、透镜状、斑囊状, 亦或形成砂泥质薄层互层(图 2-L), 生物扰动强烈, 贝壳碎片和植物碎屑较常见。层内4个样品所见微体生物数量总体向上增多, 26.49, m开始出现的阿卡尼圆形五玦虫(Quinqueloculina akneriana rotunda(Gerke)), 以及较多的光滑抱环虫(Spiroloculina laevigata Cushman et Todd)等瓷质壳有孔虫, 两种个体数量共占有孔虫数量一半以上; 海相介形类典型中华美花介(Sinocytheridea impressa (Brady))也是向上逐渐增多并稳定出现(图 3)。

层Ⅵ :25.07~21.22 m, 灰色、暗灰色厚层块状泥, 平均粒径为7.0~7.6 ϕ , 砂含量小于8%; 见少量植物碎屑及若干完整的海相腹足类(图 2-K), 少量贝壳碎片呈斑点状分布, 生物扰动较弱。有孔虫持续以阿卡尼圆形五玦虫为优势种, 少见毕克卷转虫变种和同现卷转虫(Ammonia annectens Parker et Jones)等; 海相介形类向上数量减少, 以典型中华美花介占优, 布氏纯艳花介(Pistocythereis bradyi(Ishizaki))居次; 顶部样品见浅水的眼点弯背介(Loxoconcha ocellata Ho), 以及稍深水的过度沟眼花介(Alocopocythere profuse Guan)各1瓣(图 3)。

层Ⅶ :21.22~16.93 m, 灰色、暗灰色厚层块状泥, 夹少量的粉细砂质纹层(图 2-Ⅰ ), 平均粒径为6.9~7.4 ϕ , 砂含量小于16%; 见少量植物碎屑和贝壳碎片, 个别贝壳保存较完整(图 2-J), 生物扰动较弱。本层2个样品中微体生物数量虽有降低, 但仍以阿卡尼圆形五玦虫、典型中华美花介居优(图 3)。

层Ⅷ :16.93~13.97 m, 灰色、褐灰色、黄灰色细砂质泥(图 2-G), 平均粒径为4.4~6.9 ϕ , 砂含量为0.8%~60%, 粒径变化较大且较下伏层明显变粗, 岩心表面粗糙。粉细砂质沉积呈脉状、透镜状、斑块状分布, 粉细砂质纹层富集与稀疏层段相间出现; 可见软沉积物变形构造(图 2-G), 垂直、倾斜的虫孔(图 2-H), 和少量的贝壳碎片与植物碎屑, 植物碎屑含量向上减少。本层2个样品所见微体生物数量、组合与下伏层段所见变化不大, 但是部分微体生物标本遭氧化(图 3)。

层Ⅸ :13.97~10.07 m, 灰色、暗灰色厚层块状泥质层(图 2-F), 平均粒径为7.2~7.6 ϕ , 砂含量小于2%, 粒径较下伏层细, 夹少量呈脉状、斑点状分布的粉细砂质沉积; 见少量贝壳碎片(图 2-F), 个别壳体较完好, 植物碎屑含量较少, 生物扰动较弱。12.49m和10.09 m的2个样品皆未见微体生物。

层X:10.07~5.78 m, 灰色、暗灰色细砂质泥, 平均粒径为2.6~7.1 ϕ , 砂含量为1%~67.2%, 粒径变化较大, 粉细砂质沉积呈脉状、透镜状、斑块状分布, 可见砂泥质薄互层(图 2-D, 2-E); 见一定量植物碎屑和少量贝壳碎片。本层4个样品所见微体生物数量中等, 与下伏层段相比, 瓷质壳有孔虫已极少出现, 稍深水种的日本半泽虫(Hanzawaia nipponica Asano)连续出现, 环绕面包虫(Cibicides praecinctus(Karrer))未成年个体较连续出现, 数量居优的同现卷转虫见于2个样品(图 3)。

层XI:5.78~0.80 m, 灰褐色、棕灰色细砂质泥、泥质中细砂, 平均粒径为3.0~6.7 ϕ , 砂含量为2.0%~85.6%, 粒径变化很大; 粉细砂质沉积呈脉状、斑块状分布, 且多见薄层的中细砂质层(图 2-C); 见棕黄色斑染、少量贝壳碎片和植物碎屑, 底部生物扰动强烈, 在1.35m处见一侵蚀面(图 2-B)。本层4个样品微体生物数量变化较大, 以4.49m最丰, 且以毕克卷转虫变种和环绕面包虫为优势种, 后者多幼体; 底部见极少的日本半泽虫, 向上延续2个样品后消失; 典型中华美花介在3个样品连续出现, 其中2个样尚见有广盐— 低盐种腹结细花介(Leptocythere ventriclivosa Chen); 2.49m样品中有孔虫数量剧增, 且以毕克卷转虫变种为绝对优势种, 波伊艾筛九字虫(Cribrononion poeyanum(d'Orbigny))、光滑九字虫(Nonion glabrum(Ho, Hu et Wang))为次要种, 反映为近岸湿地环境, 在1.49m处见到作为成土作用标志的植物根管(图 3)。

层XII:0.80~0 m, 黄灰色、棕黄色泥质层, 较致密, 平均粒径为6.1~6.4 ϕ , 砂含量为15%~19%, 见大量黄褐色、棕褐色铁锰质斑点(图 2-A); 见植物种子和3个轮藻黑色外膜(图 3)。

3.2 AMS14C测年结果分析

YQ0902孔AMS14C年龄数据见表1。以硬土层(层Ⅳ )为界, 硬土层及之下层位的4个年龄虽然存在倒转, 但均介于30~50 cal ka BP之间, 应该是MIS3形成的沉积层。硬土层之上靠近界面的2个层位(28.35, m和28.75 m)AMS14C年龄均大于43.5 ka BP, 可能是海侵初期强烈侵蚀作用和生物扰动作用下, 下伏层的老碳混入的结果。硬土层之上其余层位的日历年龄均小于9 cal ka BP, 为全新世以来的沉积层。根据全新统底部AMS14C年龄数据, 尤其是25.88, m处的年龄为~8.7 cal ka BP, 推算认为海侵到达本区的时间约为9 cal ka BP。在进一步建立全新世地层年龄模式时, 去掉了2.73 m(可能受到人类活动影响), 15.13, m和16.47 m(可能因洪水或风暴事件沉积, 侵蚀、搬运、再沉积过程中带进了一些老碳)3个层位的年龄值, 再以线性内插的方法建立钻孔全新统年龄模式(图 5)。

表1 YQ0902孔AMS14C年龄数据(测年材料均为植物碎屑) Table1 AMS14C dating results of Borehole YQ0902(dating materials are plant debris)
3.3 元素组成特征

10 kV电压下, 用XRF岩心扫描仪扫描获得元素Al、Si、P、S、Cl、K、Ca、Ti、Cr、Mn、Fe和Rh的元素强度(图 4-A)。理想情况下元素强度与元素含量呈正比关系, 但由于沉积物的物理性质(岩性均一程度、含水量、粒度、孔隙度和样品表面平整度)差异等原因, 通常会存在偏差(Bö ning et al., 2007; Weltje and Tjallingii., 2008)。由图4-B可以看出, YQ0902孔Ti元素强度的变化曲线与沉积物平均粒径曲线有较高的相似性, 仅在粒径偏细的层位(层Ⅵ 、层Ⅶ 和层Ⅸ )出现较大偏差, 说明沉积物粒径在一定程度上影响了XRF岩心扫描仪元素强度的测量。采用元素强度比值可以消除粒度和仪器系统误差对元素强度测量结果的影响。Al和Ti是常被用作标准化的元素(Sun et al., 2008)。Al元素由于原子序数小, XRF岩心扫描仪测出的Al元素强度存在较大误差(Tjallingii et al., 2007), 而Ti受氧化还原作用影响很小(Haug et al., 2001), 所以本次研究选用Ti元素来做标准化(图 4-B)。

图4 YQ0902孔10 kV下相对元素强度面积图(A)与Ti元素强度与粒度曲线图(B)Fig.4 Area chart of relative element content under 10 kV(A) and Ti element content and grain size curves(B) of Borehole YQ0902

在10 kV电压下探测得到的元素中, 代表陆源输入的元素Fe、Al、K、Si、Ti的元素强度占主要部分(图 4-A)。Fe元素相对强度最高, 可达20%~60%之间, 并在硬土层(层Ⅳ )达到极值, 明显受到了成土作用的影响。一般认为Fe可作为陆源输入的代表元素, 如用Fe元素强度代表陆源物质输入的变化来指示区域降雨量的变化(Bö ning et al., 2007; Spofforth et al., 2008; Peterson et al., 2009; Revel et al., 2010)。选取Fe/Ti值作为陆源物质输入指标可以有效消除粒度及系统误差的影响, 可见Fe/Ti值高值区出现在中全新统(图 7)。此外, Cl元素强度可以指示沉积物孔隙水中的海水含量(Tjallingii et al., 2007), 选取Cl/Ti消除粒径及系统误差影响后, 可见Cl/Ti曲线与冰后期的海侵— 海退旋回吻合度很好(图 5)。在全新统顶部和底部Cl/Ti值相对偏小, 可能指示受海水影响较低的陆缘或陆相环境, 中部Cl/Ti值较大, 指示海侵后的海相环境。MIS3沉积地层的Cl/Ti值总体向上变大, 依测年数据, 可能对应于MIS3中晚期的海侵。与全新统相比较, MIS3沉积地层的Cl/Ti值总体偏低, 可能表明当时与海洋的联通程度较弱, 抑或受到早期成岩作用、岩心含水量低(Cl含量与含水量密切相关)等的影响。

图5 YQ0902孔岩性、粒度、Cl/Ti、沉积相以及AMS 14C年龄综合图Fig.5 Comprehensive map of lithology, grain size and Cl/Ti in Borehole YQ0902 with AMS14C ages and interpreted sedimentary facies

4 讨论
4.1 沉积相与古环境解释

末次冰期以来东海海平面变化已有较详细的研究, 一般认为末次盛冰期海平面至少比现今海平面低120~130 m, 当时本区地表暴露, 长期接受淋滤、成土作用等, 形成晚更新世沉积地层的标志层— — 硬土层(层Ⅳ )。下伏的层Ⅰ 至层Ⅲ 的年龄在30~50 cal ka BP之间, 对应于MIS3中晚期沉积。该段元素Cl/Ti值较全新世的海侵海退旋回明显偏低, 但高于钻孔顶部的陆相地层(图 5); 张梦莹等(2012)研究显示该层藻类浓度整体不高, 淡水藻类比例相对较高, 但含一定量的海相沟鞭藻; 层内出现大量大个体的暖水种有孔虫, 与少量小个体有孔虫共生(图 3)。综合分析认为层Ⅰ ~Ⅲ 形成于可受到海水影响(尤其是风暴潮)的近岸湖沼沉积环境。层Ⅰ 生物扰动强烈, 粒度较细, 层Ⅱ 粒度较粗, 表面粗糙, 见多个贝壳碎片富集层; 推测层Ⅰ 和Ⅱ 为潟湖相沉积, 向上变粗表明受风暴潮影响增强。层Ⅲ 为块状泥质沉积, 与层Ⅰ 相类似, 层Ⅳ 下段同层Ⅱ , 粒度较粗且出现大量的暖水种有孔虫, 推测为类似于层Ⅰ 和层Ⅱ 的沉积旋回, 顶部受风暴潮影响较强, 但沉积厚度较薄, 随后因MIS3后期海平面下降而完全脱离海水影响, 沉积较薄的陆相层(层Ⅳ 上段, 厚度薄也可能是海侵早期侵蚀造成的)。层Ⅳ 经历了暴露与成土作用, 较致密, 称为硬土层。

硬土层之上是全新世地层, 为一套相对完整的海侵海退旋回, 其中Cl/Ti值较大, 且与海侵海退分界线对应很好(图 5)。14C测年结果显示, 在冰后期早期存在长时间的沉积间断, 这段时间海平面上升但尚未达到钻孔所在地。大约在9.0 cal ka BP海侵才波及本区, 之后伴随着海平面上升至高海面前后, 岸线因海侵而发生后退, 形成了一套海侵沉积层序。层V与硬土层之间存在明显的侵蚀面, 底部可见黄褐色沙层和团块, 后者岩性与硬土层同, 向上粒度变细, 发育透镜状层理和脉状层理, 因此推测层V为海侵早期的潮间带沉积。层Ⅵ 的粒径较下伏层明显变细, 应为海侵范围进一步扩大形成的潮下带沉积环境。层Ⅶ 为块状泥质层, 可见完整的海相腹足类, Cl/Ti值最大层段反映与海洋联通程度最强, 年龄约为6 cal ka BP, 应为中全新世高海平面时期的浅海相。研究区最大海侵发生于此, 与长江口等地区最大海侵发生时间基本一致(李从先等, 2008)。

最大海侵之后海平面保持稳定或略有下降, 岸线因沉积物堆积而前展, 形成了一套海退层序。层Ⅷ 粒径较下伏层明显变粗, 出现砂质层密集层段, 生物扰动作用较强烈, 推测为远端水下沙坝相, 可能与风暴成因的地转流等相关。层IX粒径较上覆和下伏层细, 推测为潮下低能环境沉积。层X粒径变化很大, 发育透镜状、脉状层理, 应为潮间带沉积。随着进一步海退, 层XI的Cl/Ti值已经明显偏小, 逐渐过渡为滨岸湖沼环境, 泥质层中夹中细砂质层应为风暴成因的越岸沉积。层XII较致密, 见大量黄褐色斑染, 为表土, 据14C测年认为该地区成陆时间已达1600余年。比较而言, 最细的沉积物不是发生在最大海侵时的浅海环境, 而是海退时的潮下带环境, 其次是海侵形成的潮下带沉积(图 5), 是否与该区域最大海侵时存在较多的海域来沙有关尚有待进一步研究。

MIS3以来, YQ0902钻孔地层自下而上依次为潟湖相、硬土层、潮间带、潮下带、浅海相、水下沙坝相、潮下低能带、潮间带— 潮下高能带、滨岸湖沼相和表土, 与长江三角洲南翼前缘的沉积相序组合非常类似(Li et al., 2002), 推断末次盛冰期两地均为古河间地古地貌。尽管最大海侵时总体水深并不大, 但是在冰后期海侵较晚阶段该地仍然被淹没; 海退过程受沿岸流影响较大, 在百年、千年尺度陆源物质供应和海洋气候、水动力影响下, 海岸带发生周期性蚀淤旋回变化, 但总体是淤涨的, 进而形成了几十千米宽的贝壳堤平原(图 1)。

4.2 沉积速率变化与海平面变化

YQ0902孔全新世以来平均沉积速率约为3.0 mm/a, 但不同时段受海平面变化与沉积物输入多寡等的影响, 沉积速率有较大差别(图 6)。早全新世海侵阶段由于海平面上升速度较快, 河口向陆退缩而远离研究区, 此时东海沿岸流尚未形成(Liu et al., 2007), 沉积物供应不足, 沉积速率相对较小, 约2.55 mm/a, 低于海平面上升速率, 因此可容空间增大, 水深增加, 沉积环境由潮间带向潮下带转变。中全新世海平面上升速率减小至基本停止时, 形成最大海侵, 研究区处于浅海相环境, 当时夏季风最强, 导致径流量和输沙量都可能增加, 而东海沿岸流也可能已形成(Liu et al., 2007), 丰富的物源和充足的可容空间, 使该阶段沉积速率较大, 达5.49 mm/a, 其中一些事件性的沉积作用可能导致沉积速率突然大幅增加, 如水下沙坝沉积速率可以高达14.5 mm/a(图 7)。

图6 YQ0902孔与区域海平面变化曲线图(A)及全新世各时间点之间沉积速率曲线图(B)Fig.6 Curves of sea level change in study area and Borehole YQ0902(A), curve of sedimentation rates between adjacent time-points of the Holocene in Borehole YQ0902(B)

之后海平面相对稳定或略有下降, 研究区不断堆积而发生海退, 随着可容空间不断减小, 水动力不断增强等的影响, 沉积速率不断下降。然而在成陆前的最后阶段, 即滨岸湖沼相环境中沉积速率再次增大, 可达6.11 mm/a, 可能与相对封闭的障壁岛后潟湖环境有关。本孔全新世沉积速率变化特征与东海内陆架泥质区PC6孔和EC2005孔(Xiao et al., 2006; 徐方建等, 2011)相类似, 反映海平面与气候变化是控制东海近岸和内陆架区沉积速率的重要因素。

MIS3研究区主要沉积了一套受风暴潮等影响的潟湖相地层(层Ⅰ ~Ⅲ ), 因此推断MIS3早中期海平面至少达到现今海平面之下30, m左右。冰后期至早全新世, 钻孔所在地区存在较长时间的沉积间断, 直到大约9 cal ka BP时, 海水开始影响本区, 当时海平面约在现今海平面之下25± 2 m(硬土层顶部侵蚀面高程, 取平均潮差值一半作为海平面数据的误差)。此后海平面继续上升, 大约在6 cal ka BP时接近高海面, 之后基本保持稳定或略有下降。在1.6 cal ka BP时, 海平面可能在-1~+3m之间(对应于滨岸湖沼相沉积)。近期邻近海域钻孔研究也较好地界定冰消期某些时间点的海平面高程, 如MD06-3042孔揭示14 cal ka BP时海平面比现今海平面低84m左右(郑妍等, 2010), EC 2005孔显示13.1 cal ka BP的海平面低于现今海平面约77 m(徐方建等, 2011)。与已有的东海海平面变化曲线(Saito, 1998)比较, 这些新的海平面高程值均偏低, 可相差10~30 m(图 6), 甚至比Liu和Milliman(2004)总结的东海和东南亚10~15 cal ka BP的海平面变化曲线还低一些。造成上述差异的原因是多方面, 其中与测年材料、测年方法和数据是否经过校正等有直接的关系, 另外还与正确的沉积相分析和原始高程的还原等密切相关(李从先等, 1998)。Saito(1998)的海平面变化曲线14C年龄未经δ 13C校正, 可能导致相同海平面数据的年龄存在偏差, 如植物碎屑样品未经校正的年龄数据通常偏老,

图7 YQ0902孔沉积速率(A), Fe/Ti曲线与常绿栎百分含量对比(B), 董哥洞石笋记录(据Wang et al., 2005)(C)以及阿曼石笋记录(据Fleitmann et al., 2003)(D)Fig.7 Sedimentation rate curve of Borehole YQ0902(A), comparison of Fe/Ti element ratio curve and evergreen oaks content of Borehole YQ0902(B), oxygen isotope curve recorded in Dongge Cave(after Wang et al., 2005)(C) and oxygen isotope curve recorded in Oman Cave(after Fleitmann et al., 2003)(D)

而贝壳样品未经校正的年龄数据往往偏年轻。河口地区确定海平面位置和建立海平面变化曲线是非常复杂和困难的, 区域海平面变化对于区域的古气候、古环境研究有着重要的参考意义, 未来仍需通过建立标准钻孔的方法来实现对东海海平面变化曲线的修订。

4.3 全新世东亚季风演变

YQ0902孔埋深5.08~25.88, m层段的Fe/Ti值变化具有明显的规律性(图 7-B)。早全新世Fe/Ti值明显上升, 中全新世早期该比值达到最大, 并在之后的近2 ka里(7.5~5.5 cal ka BP)维持在高位波动; 中全新世中后期Fe/Ti值明显下降, 但在2.5~2.0 cal ka BP期间又有小幅度升高。比较分析发现, Fe/Ti值与该孔常绿栎孢粉含量的变化特征非常相似(图 7-B), 除了在5.5 cal ka BP前后, Fe/Ti值出现另一个小高峰, 而常绿栎孢粉含量为一极低值区。这与它们各自所表征的古气候与古环境变化的差异性有关。二者总体变化趋势与董哥洞(图 7-C)、阿曼石笋氧同位素曲线 (图 7-D)的东亚夏季风在大约7 cal ka BP开始逐渐减弱相吻合(Fleitmann et al., 2003; Wang et al., 2005), 表明Fe/Ti值与常绿栎孢粉含量都可以作为东亚夏季风降雨量的重要替代指标。常绿栎孢粉含量变化除了反映季风降雨强度外, 对温度变化也十分敏感, 其中5.5~4.6 cal ka BP的含量低值区可能对应于中全新世一次全球性较强的降温事件(张梦莹等, 2012)。与此相反, Fe/Ti值在5~5.5 cal ka BP出现另一峰值区可能与期间东亚冬季风增强有关, 当时浙闽沿岸流已经形成(Liu et al., 2007)。沿岸流与冬季风强弱密切相关, 冬季风增强可以促使沿岸流携带更多的沉积物至研究区沉积, 这与该期间沉积速率仍维持高值的结果相一致(图 7-A)。综上所述认为, 该孔孢粉分析结果主要反映的是较小区域范围内的气候变化, 可能较直观地反映了瓯江流域在温度和降雨量方面对全球气候和东亚夏季风强弱变化的响应; 而岩心Fe/Ti值除了指示瓯江流域的气候变化外, 因研究区全新世沉积物源除瓯江流域直接供沙, 亦有来自浙闽沿岸流的长江源物质(祝永康, 1993; 肖尚斌等, 2009), 因此尚可能反映东亚冬季风强度变化。

中全新世中期(~5 cal ka BP)以来东亚季风也是减弱的趋势, 与东亚夏季风变化趋势一致, 对应于常绿栎含量较低, 较低的陆源物质输入导致沉积速率降低(图 7-A)。热带辐合带(ITCZ)季节性的迁移表现为季风(汪品先, 2009), 当ITCZ向南偏移时, 夏季风减弱(Haug et al., 2001)。作为亚洲季风2个分支, 全新世东亚夏季风和南亚夏季风均表现出减弱的趋势(图 7-C, 7-D), 表明全新世ITCZ(亚洲部分)向南迁移, 与Caricaco海盆研究的结果一致(Haug et al., 2001), 当东亚夏季风减弱, ITCZ的位置向南迁移的时间大致对应全新世高海面时期。此外, 本钻孔尚记录了两次主要的气候突变事件, 其中8.2 cal ka BP前后的气候突变事件与董哥洞东亚夏季风强度减弱事件、南亚季风减弱事件对应很好, 可以对应全球性的“ 8.2 ka冷事件” , 另一次变冷事件大约发生在2.7 cal ka BP, 与董哥洞石笋记录对应(图 7-C)。

5 结论

YQ0902孔自下而上依次可以分为潟湖相、硬土层、潮间带、潮下带、浅海相、水下沙坝相、潮下低能带、潮间带— 潮下高能带、滨岸湖沼相和表土, 其沉积层序组合特征与长江三角洲南翼前缘十分相似, 均为与三角洲相伴生的贝壳堤平原沉积环境。

MIS3中晚期沉积了一套受风暴潮影响的潟湖相地层, 推测当时海平面至少达到现今海平面之下约30m处。MIS2 本区地表长期暴露而发育古土壤层, 直到约9 cal ka BP海平面波及本区才结束, 当时海平面约低于现今海平面25 m。此后海侵范围不断扩大, 由于海平面上升速率高于早全新世时沉积速率, 水深不断增大, 最大海侵发生在7.2~6.2 cal ka BP之间。随后海平面稳定或略有下降, 沉积速率开始高于海面上升速率, 岸线向海推进, 渐次成陆。中全新世沉积速率最高, 可能与当时充足的可容空间和沉积物源输入有关。

高分辨率的XRF岩心扫描获得的元素相对含量是古环境与古气候研究的重要指标, 其中Cl/Ti、Fe/Ti值可分别指示海相性与东亚季风强弱变化。Fe/Ti值作为陆源物质输入的标志, 与孢粉记录的古气候变化有较好的一致性, 但Fe/Ti值除了指示流域内气候变化外, 还可能反映了受东亚冬季风影响的浙闽沿岸流强弱变化。

作者声明没有竞争性利益冲突.

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