钻孔地层中均未见泥炭沉积, 故选取重要层位岩心中植物碎屑进行测年; 另外选取ZK203-2孔5.00 m处近江重牡蛎Crassostrea rivularis(Gould)(按现代分类, 近江牡蛎Ostrea rivularis归为重(牡)蛎Crassostrea属(蓝琇和王春梅, 1977))壳体最致密的铰合部分进行测年, 以避免壳体埋藏后可能受到地下水中老碳或新碳的影响; 在ZK201-2孔选用8.30 m所见潮下带常见的海相双壳类猫爪牡蛎Ostrea pestigris Hanley壳体、14.15 m取光滑河蓝蛤 Potamocorbula laevis(Hinds)壳体测年。ZK102-2孔棕灰色沉积地层底部为砂层, 为避免海洋动力搬运作用的影响, 未采集测年样品。2个钻孔所测9个样品的数据(表 1)没有发现在深度上倒转的现象。ZK203-2孔中, 相邻的2个样品由2个实验室测得大于43 500 a BP和大于 43 000 a BP的数据, 系因仪器极限年龄限制只能达到这一精度, 用于地层对比时则依据区域岩石地层单元对比和已有资料。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 研究钻孔AMS14C测年数据 Table1 AMS14C dating data from studied boreholes 采样钻孔 采样深度/m 测试材料 实验室编号 惯用年龄 /a BP 日历校正年龄/cal a BP 中值 1σ 年龄区间 ZK201-2 8.30 海相双壳类猫爪牡蛎Ostrea pestigris壳体 BA-130366 1510± 20 1063 1022~1113 ZK201-2 14.15 海相双壳类光滑河蓝蛤Potamocorbula laevis壳体 Beta-366008 7730± 40 8203 8155~8265 ZK201-2 22.02~22.04 植物叶、屑 BA-130367 7855± 35 8632 8591~8696 ZK201-2 22.08~22.10 植物叶、屑 BA-130368 7890± 35 8690 8605~8747 ZK201-2 34.77 植物碎屑 Beta-366009 8170± 40 9108 9023~9197 ZK203-2 5.00 海相双壳类近江重牡蛎Crassostrea rivularis铰窝 BA-130369 3040± 25 2802 2762~2833 ZK203-2 9.90~9.95 植物叶、屑 BA-130370 7120± 30 7953 7933~7975 ZK203-2 19.90 植物碎屑 Beta-366010 > 43500 ZK203-2 20.05~20.10 植物叶、屑 BA-130371 > 43000 注:BA为北京大学14C年代实验室编号; Beta为美国Beta实验室编号, 半衰期为5568 a; 使用全球平均碳库年龄以及Calib Rev 7.0.2软件进行日历年龄校正, 由1950年起算。

表1 研究钻孔AMS14C测年数据 Table1 AMS14C dating data from studied boreholes

研究区位于亚热带, 气候变化与海面变化对沉积物颜色影响明显, 颜色亦成为岩石地层单元划分以及判断大段地层氧化— 还原沉积环境的主要依据。按照《中国地层指南》规定, 10 ka以内形成的地层即为全新世沉积(全国地层委员会, 2002), 近年国际上提议的以11 700 a作为全新统和更新统分界的意见(Walker et al., 2008)与这一规定并不矛盾, 毕竟水热状况的好转因各地条件不同而出现略早或略晚的差异。ZK201-2孔34.77 m 处植物碎屑测年9108 cal a BP, 其上地层即为此前总结的全新世横栏组— 灯笼沙组(黄镇国等, 1982)。与上海浦东钻孔62.00 m深泥炭测年14 500± 450 a BP(王强等, 2009)相比, 长江三角洲地区古河谷区进入末次冰消期即受到海平面上升影响, 而研究区地理位置更为闭塞, 稍晚受到海平面上升的影响, 且未出现明显的砂质沉积, 而是黏土质粉砂。

ZK203-2孔9.90~9.95 m 处植物叶、屑测年7953 cal a BP, 与ZK201-2孔横栏组底板测年数据相比, 显示缺少历时2 ka的沉积物, 棕灰色含海相微体生物样品的地层底板与ZK201-2孔相比埋深差异较大。就现有区域全新世海侵层对比, 可确定ZK201-2孔与两侧钻孔分别位于LGM低海面时期的下切河谷和河间地两类古地貌区, 下伏为区域第1个风化层三角组。以W2孔编号报道GZ2孔后续研究, 认为补充的6.70 m的763± 40 a BP和9.44 m 处1935± 25 a BP数据“ 与相邻数据明显不符” , 未用于构建钻孔年代— 深度模式(图 2; Yang et al., 2013)。

由于珠江三角洲少见泥炭堆积, 且滨海平原存在着强潮影响和强降雨导致的地表径流加大, 研究区用于¹⁴C测年的材料主要是植物碎屑, 更有可能发生再搬运; 倒置测年数据的舍弃, 实质是欲建立理想化的自下而上逐渐堆积的地层序列, 摈弃掉了的是可能反映非正常事件沉积的年代数据。

3个钻孔采集263个岩心样品、各40 g干样分析有孔虫和介形类, 砂砾石层和风化地层没有采样; 在ZK201-2孔采集86个样品、各1 g干样进行硅藻分析。样品分析处理和鉴定由广州海洋地质调查局实验室完成; 有孔虫和介形类样品清水浸泡开、以280目分析筛淘洗后, 筛上残留物即为粒径大于0.063 mm砂, 据此可编绘粗略的全孔砂含量曲线, 大致反映粒序变化。由于大多样品生物标本数量过少, 不宜进行复合分异度计算, 以免夸大小样本的意义。

由于滨— 浅海地区多受再沉积作用和年际降水、地表径流影响, 沿海第四纪微体生物壳体碳、氧同位素测试一直未予开展, 亦未进行现生种壳体同位素研究。作者尝试在ZK201-2孔选择15个样品的有孔虫和32个样品的海相介形类标本, 挑选平均粒径0.25~0.30 mm的新鲜未污染、无重结晶的壳体5 mg以上, 进行此项工作; 样品预处理及测试均在广州海洋地质调查局国土资源部海底矿产资源重点实验室进行, 测试仪器为MAT253型稳定同位素比质谱仪。

该孔孔深30 m, 0~2.00 m 为填土, 沉积地层依据颜色、岩性划分为4个单元(第5单元为基岩与风化残积层), 12.85 m深度以上地层取样品30块进行有孔虫和介形类分析:

1单元:2.00~12.85 m棕灰色层段, 可进一步分为3个亚单元:

1-1亚单元(2.00~10.00 m)为棕灰色黏土, 下部0.70 m 略含粉砂质, 其上为质地均一、颜色均匀的泥质沉积, 仅有6、7处见小于1 cm厚的灰褐色水平纹层, 视为受短暂陆源沉积物输入增多影响; 22个样品中, 顶部9个样品出现一些浮游种, 类型较多, 如拟抱球虫诸种Globigerinoides spp.、敏纳圆幅虫Globorotalia menardii(d' Orbigny)、粘连近抱球虫Globigerinita glutinata(Egger)、杜氏新方球虫Neogloboquadrina dutertrei(d' Orbigny)、普通圆球虫Orbulina universa d' Orbigny等, 其他样品中所见有孔虫数量不多; 9.60~10.00 m有机质丰富, 9.50 m和9.80 m样品则分别见160个和230个有孔虫, 但仅以广盐广温的毕克卷转虫变种Ammonia beccarii vars.(Lineé )为优势, 次为异地希望虫Elphidium advenum(Cushman)为主的希望虫诸种E. spp.; 海相介形类见于7个样品, 数量为1~30瓣不等, 所见属种为典型中华美花介Sinocytheridea impressa(Brady)、美山双角花介Bicornucythere bisanensis(Okubo)、中国中华花介Sinocythere sinensis Chen、陈氏新单角介Neomonoceratina chenae Zhao et Whatley、半月弯贝介Loxoconcha hemicrenulata Guan等(图 3)。

图3

Fig.3

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	图3 ZK102-2孔第1地层单元微体生物数量统计与潮坪沉积分带(图例同图2)Fig.3 Quantity statistics of microbiota and zonation of tidal sediments at No.1 stratal unit in Borehole ZK102-2(Legends shown in Fig.2)

1-2亚单元(10.00~12.30 m)为棕灰色黏土质粉砂, 颜色均匀、质地不均、不规则泥质或水平泥质纹层穿插粉砂层中, 为强烈水动力扰动造成的砂— 泥混合层, 7个样品中见有孔虫数量不等, 介形类极少, 仅见于2个样品, 依然是前述低分异度组合。

1-3亚单元(12.30~12.85 m)为棕灰色粉砂沉积, 分析的1个样品中极少见海相微体生物, 与下伏棕黄色黏土间呈侵蚀接触并有氧化痕迹, 为全新世海侵层序底界面, 与上覆1-2和1-1亚单元整体显示海侵上超; 1-1亚单元与1-2亚单元之间为最大海泛面。

上述3个亚单元自下而上符合Klein(1971)砂质潮下带、砂泥混合潮间带、泥质潮上带的分类, 组成一完整的全新世潮坪沉积序列, 相当于区域全新世横栏组— 灯笼沙组。

2单元:12.85~16.20 m 为浅灰— 浅棕— 浅黄褐色粉砂质黏土夹黏土, 底部棕红色夹潜育化斑的LGM花斑状黏土层, 相当于区域三角组。

3单元:16.20~17.50 m为浅灰— 灰白色黏土质粉细砂, 相当于区域西南镇组。

4单元:17.50~18.00 m为浅灰— 灰白色含砾粗砂, 相当于区域石排组。

5单元:18.00~23.00 m为基岩风化残积土, 岩性主要为黏土质砂, 18.40 m~18.75 m 出现中度锈染。

简单分异度(种数)低、优势度高的有孔虫组合出现在较闭塞的环境, 只有在极端水动力条件下(如强风暴潮发生时)才可能与海洋联系短暂增强。该孔浅部地层中浮游有孔虫出现即可能因此原因。类似现象已经见于海侵影响边缘区, 如江苏镇江地区钻孔仅见1枚小个体的双列壳底栖有孔虫强壮箭头虫Bolivina robusta Cushman(杨献忠等, 2010), 河北黄骅钻孔河口砂坝层位仅见50枚余缝裂希望虫Elphidium magellanicum Heron-Allen et Earland(王强等, 2008); ZK102-2孔3.40 m见小个体具缘小泡虫Bulimina marginata d' Orbigny、全新世海侵后期见浮游有孔虫亦属于此列。鉴于有孔虫向河口内的搬运现象(汪品先等, 1988), 甚至将远离河口出现的小个体海相微体生物称为“ 易漂种” (李从先等, 1998)。仅就微体生物组合面貌看, 可判断该孔10.00 m以上地层为潟湖环境沉积; 至于潟湖前端开口处的具体砂坝位置, 尚有待进一步钻探工作确定。

该孔孔深51.00 m, 浅部1.70 m为杂填土, 其下沉积地层分作6个单元(第7单元为基岩), 同时在2.05~49.80 m之间取104个微体古生物样品配合分析。

1单元:1.70~2.00 m, 灰褐色黏土, 为现代水上三角洲平原。

2单元:2.00~9.95 m, 棕灰色层段。顶部0.50 m为浅棕灰色黏土, 多见碳质碎屑, 判断为潟湖沉积; 2.50~4.00 m为快速掩埋的软塑状黏土质粉砂; 4.00~6.45 m 为近江牡蛎富集层, 牡蛎个体最大长12 cm, 属于河口(耿秀山等, 1991; 王强等, 1991)或岸滩环境沉积(徐君亮等, 1985), 5.00 m处牡蛎¹⁴C测年为2802 cal a BP(表 1); 6.45~9.95 m 相当砂泥混合带的棕灰色粉砂质黏土层并非均质, 系底部多见近水平粉砂质薄层(最厚小于0.4 cm), 中上部多见粉砂质眉状层理(最厚小于1 cm), 以及4~5 cm长斜贯岩心、由粉砂充填的生物潜穴, 造成整体岩性略显粗些, 总体定名为黏土质粉砂。6.70~9.65 m间共13个样品中发现一些底栖有孔虫, 同样以毕克卷转虫变种和异地希望虫为优势种, 海相介形类系滨海相的美山双角花介居多, 另有典型中华美花介、陈氏新单角介、布氏纯艳花介Pistocythereis bradyi(Ishizaki)、肯登沟眼花介Alocopocythere kendengensis(Kingma)等(图 4)。此单元下部缺失了ZK102-2孔1-3亚单元(12.30~12.85 m)的砂质带; 由于与下伏层段呈侵蚀接触, 可以9.95 m 处侵蚀界面为海侵层序底界面, 亦显示海侵超覆, 加之9.90~9.95 m植物叶屑测年为7953 cal a BP(表 1), 显示为近8 cal ka以来潮间带浅海沉积, 相当于区域横栏组— 灯笼沙组。

图4

Fig.4

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	图4 ZK203-2孔微体生物数量统计(图例同图2)Fig.4 Quantity statistics of microbiota in Borehole ZK203-2(Legends shown in Fig.2)

3单元:9.95~14.50 m, 黄褐色— 杂色— 浅灰色粉砂质黏土— 粉砂层段, 相当于区域三角组; 上部2.25 m厚为颜色均匀的黄褐色河流相砂层沉积, 中部为浅灰色夹浅褐色、局部棕红色等杂色粉砂, 下部为浅灰色粉砂, 总体显示LGM低海面时期陆地氧化状态下沉积特点, 即早期积水、中期水位波动、晚期接受了突发的洪泛沉积, 为泛滥平原沉积层段, 该单元内2个样品皆未见微体生物, 与下伏单元为连续沉积, 相当于区域三角组。

4单元:14.5~29.45 m, 顶部0.50 m 为暗灰色半流塑状软泥, 15.00~20.30 m为棕灰色粉砂质黏土, 顶、底各0.40 m 和0.20 m 厚沉积物呈暗棕灰色, 17.40 m处见2块植物碎块; 19.90 m植物碎屑和20.05~20.10 m植物叶屑AMS¹⁴C测年分别为大于43, 500和大于43, 000 a BP(表 1); 20.30~22.90 m 之间见7段褐灰色、褐色、棕褐色砂层, 厚度3.00~20.00 cm, 显示发生过频繁的水位下降, 导致砂层暴露水面之上遭到氧化; 22.90~29.45 m 整体呈棕灰色, 上部粉砂质黏土显水平纹层, 其中25.00~29.45 m 以粉砂质沉积为主, 夹有薄层黏土或黏土质粉砂, 多见棱角状、磨圆中等的钙质结核(最大3× 6 cm), 系河床滞留沉积。判断该单元系早于LGM的地层, 符合区域晚更新世海侵层的岩性特征; 虽然该单元34个微体古生物样品分析未见任何标本, 但按照岩性与粒序特征, 以及与下伏褐灰色— 灰色粉砂层之间见冲刷侵蚀界面, 可判断系河流旋回, 底部为河床相、上部为河口湾相, 其中有机质含量较高层位, 应与当时河流受海面上升顶托、形成利于有机质积累的滞水环境有关; 依据区域地层划分方案与埋深对比, 判断该单元相当于区域西南镇组。

5单元:29.45~38.95 m, 顶部0.60 m为褐灰色、棕灰色、淡灰色粉砂, 显示滞水环境, 发生潜育化, 出现有机质积累, 自下而上由灰色逐渐变为褐灰色; 其下为棕色、浅棕色、黄灰色块状粉砂, 底部1.00 m厚浅棕色— 黄灰色— 浊黄色黏土质粉砂, 显水平层理, 系一期河流沉积, 早期与晚期皆暴露水面之上遭氧化。

6单元:38.95~50.75 m, 浅棕灰色黏土质粉砂, 其中43.45~43.70 m 为粉砂; 除顶部1.00 m 为暗棕灰色、46.40~46.80 m为浅灰色外, 颜色基本均一, 水平层理发育, 粉砂或粉砂质沉积层一般厚度不足1 cm, 出现频度较高, 接近沙— 泥互层状, 49.60 m见小型交错层理; 42.00~45.00 m层段砂含量曲线显示下粗上细的河口坝形态。50个样品分析未见有孔虫和海相介形类, 仅在44.80~44.85 m灰色沉积物中见1个破损的海相腹足类、1块牡蛎碎块、3块光滑河篮蛤破损个体、4块豆斧蛤Donix sp.碎片, 以及1块植物碎屑, 视为风暴潮影响所致。46.50~46.80 m 有机质减少呈淡灰白色, 可能含有气候变化意义。该单元整体属于高有机质含量沉积层段, 由于在河口部位, 有可能也是受到海水顶托所致, 同样属于暖期沉积, 总结为暂短受到海水影响河流— 河口环境。

7单元:50.75~51.00 m 为微风化基岩。

该孔孔深57.80 m, 表层1.20 m 为填土, 其下沉积地层分为7个单元(第8单元为基岩), 且在3.80~45.85 m取有孔虫、介形类分析样品129个, 硅藻样品86个:

1单元:1.20~4.00 m, 黄褐色黏土, 底部为浅灰色, 显示开始出现有机质积累, 1个样品中少见有孔虫, 为现代三角洲平原沉积。

2单元:4.00~35.10 m, 棕灰色黏土夹黏土质粉砂, 依据微体生物分析冲样筛上余留粉砂含量曲线确定的沉积旋回, 以及颜色深浅、沉积构造, 可分为4个亚单元:

2-1亚单元(4.00~5.00 m)为有机质较高的暗棕灰色— 粉砂质黏土, 3个样品中皆见有孔虫(77~146枚不等), 其中有3个浮游有孔虫以及广盐海相介形类1~20瓣, 2个样品中硅藻较丰富, 以半咸水种为主, 相当海退后期滨海积水、有机质较高的环境, 确定为下三角洲平原。

2-2亚单元(5.00~11.40 m), 除5.00~6.00 m和8.00~9.00 m为浅棕灰色黏土质粉砂、10.60~11.40 m为粉砂层, 其余为均质黏土沉积, 5.10~5.90 m 和8.40~9.00 m生物扰动明显, 两段6个样品所见有孔虫数量皆高出290枚, 但其间略显水平纹层的黏土沉积中7个样品有孔虫数量不足百枚, 8.90 m样中有孔虫最多近千枚; 虽然标本数量变化大, 但5.20~8.90 m 间13个样品中几乎皆为毕克卷转虫变种和异地希望虫2种, 低分异度显示是稳定的低盐环境; 介形类在这一段数量亦不多, 8.25 m以上几乎仅见广盐— 低盐种典型中华美花介, 向下逐渐以美山双角花介和陈氏新单角介为主, 稍深水的布氏纯艳花介少见, 8.30 m 处猫爪牡蛎壳体测年1063 cal a BP(表 1); 8.40~10.65 m开放海属种柳条花篮虫Cellanthus craticulatum(Fichtell and Moll)较连续出现; 9.20~10.65 m的8个样品中转为玻璃质壳毕克卷转虫变种和瓷质壳半缺五玦虫Quinqueloculina seminula(Lineé )为优势种的组合, 又以拉马克五玦虫Q. lamarkeriana d' Orbigny居次, 五玦虫诸种Q. spp.是第3优势种, 与阿卡尼圆形五玦虫Q. akneriana rotunda(Gerke)、双肋五玦虫Q. bicostata d' Orbigny合计制图表达, 瓷质壳类中尚见普通抱环虫Spiroloculina communis Cushman等, 显示与海洋联系稍增强; 底部10.60~11.40 m为粉砂层, 未见微体生物, 仅见软体动物掘足纲角贝科属种未定Dentaliidae gen. et sp., 构成第1旋回底部沉积; 7个硅藻分析样品中, 其数量变化较大, 但除7.80 m外, 其他皆以半咸水种居优, 海相种所占比例皆低于20%, 淡水种极少。由于下伏地层获8.2 cal ka 测年数据, 判断该旋回大致相当7 ka 前后形成的三角洲沉积(图 5~7)。

图5

Fig.5

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	图5 ZK201-2钻孔有孔虫数量统计(图例同图2)Fig.5 Quantity statistics of foraminifera in Borehole ZK201-2(Legends shown in Fig.2)

图6

Fig.6

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	图6 ZK201-2钻孔海相介形类数量统计(图例同图2)Fig.6 Quantity statistics of marine ostracoda in Borehole ZK201-2(Legends shown in Fig.2)

图7

Fig.7

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	图7 ZK201-2钻孔硅藻数量统计(图例同图2)Fig.7 Quantity statistics of diatom in Borehole ZK201-2(Legends shown in Fig.2)

2-3亚单元(11.40~22.00 m)为棕灰色粉砂质黏土层, 仅底部20.40~22.00 m粉砂含量高, 为又一正旋回; 该亚单元内5处见有磨圆良好的钙质结核, 最大2× 7 cm, 源自水体浓缩形成后再搬运而来; 20几处见最厚不超过2 cm 厚的浅灰色泥质薄层或斑块, 显示水位频繁波动或陆源物质增多; 14.15 m处光滑河蓝蛤壳体测年8203 cal a BP(表 1), 19.00~19.35 m 有机质较高呈暗棕灰色。该亚单元29个样品中, 除中部和底部各4个样品有孔虫数量减少、组合简单分异度减低外, 其他样品始终是毕克卷转虫变种、五玦虫诸种为优势种的组合; 20.20 m样品392枚有孔虫中, 半缺五玦虫见320枚, 余者为48枚毕克卷转虫变种和10枚布氏玫瑰虫Rosalia bradyi Cushman, 整体看来符合河口组合特征(Huang and Yim, 1998), 该样品砂含量较高, 为水下砂体沉积。地层中有孔虫峰值突增, 当为风暴潮作用的表现(黄光庆和严维枢, 1997; 李平日等, 2002)。介形类集中出现在18.25 m以上, 以美山双角花介为主, 典型中华美花介和陈氏新单角介少量近连续出现, 布氏纯艳花介少见; 17个硅藻样品中, 除20.80 m样中海相种占41.9%外, 半咸水种所占比例介于70.0%~98.0%, 淡水种最高占2.14%。

2-4亚单元(22.00~35.10 m)为棕灰色粉砂质黏土, 自约32.00 m向上为第3旋回, 层内黄灰色、浅灰色泥质薄层出现频率增高, 形成薄层与纹层组成的近互层状沉积构造, 两处见钙质结核, 22.02~22.04 m植物叶屑测年8632 cal a BP, 22.08~22.10 m植物叶屑测年8690 cal a BP, 34.77 m植物碎屑测年9108 cal a BP(表 1)。该亚单元22个硅藻样品中, 仅在25.20~28.90 m间4个样中海相种占到10.0%~21.54%, 中上部其他样品中半咸水种居优, 29.80 m以下淡水种一般占1/3, 32.50 m以下则占2/3; 38个有孔虫、介形类分析样品中, 在23.50~30.80 m 有孔虫标本数量较高, 30.50 m以下骤减直至消失; 介形类一直数量不多。

参照青海湖底质介形类壳体同位素测试研究成果(Li et al., 2012; Li and Liu, 2014), 可见该孔自30.00 m 向上地层受海水影响增强, 有孔虫毕克卷转虫变种大量出现, 且稳定维持到25.00 m处; 25.00 m以上介形类典型中华美花介壳体碳、氧同位素数值为正相关, 显示处于相对封闭环境, 且由于氧同位素数值偏正, 显示区域环境逐渐趋于变干; 8.00~3.80 m层段由于氧同位素数值负偏, 显示环境开始转湿(图 8)。

图8

Fig.8

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	图8 ZK201-2孔海相介形类和有孔虫壳体 δ 13C和 δ 18O 变化与环境意义(图例同图2)Fig.8 δ 13C and δ 18O variations of marine ostracod and foraminiferas shells in Borehole ZK201-2 as well as their environmental significance (Legends shown in Fig.2)

3单元:35.10~37.20 m, 浅灰色粉砂质黏土— 粉砂沉积, 多见黑色锰质斑点, 其中36.80~37.20 m见铁锈色潴育化斑, 与下伏氧化环境背景沉积地层相比, 显示出现积水弱还原环境, 少见硅藻, 未见钙质有孔虫和介形类, 判断为受海面上升影响形成的滞水河湾或积水洼地。

按照沉积物特征和年代, 1至3单元相当区域横栏组— 灯笼沙组。

4单元:37.20~40.00 m, 棕红色— 灰棕色粉砂质黏土沉积, 上部夹不规则的潜育化斑纹, 向下颜色逐渐变浅, 其中38.90~39.30 m 为浅灰色黏土, 其下见铁锈色潴育化斑, 该单元相当于LGM风化层的三角组。

5单元:40.00~45.10 m, 灰色— 浅灰色黏土, 质均色匀, 其中42.80~43.00 m 有砂质沉积混入黏土层中, 15个样品中未见有孔虫和介形类, 硅藻稍有出现, 但仅在1个样品达到统计数量, 又以半咸水种为主, 海相种与淡水种居次, 该单元相当于区域西南镇组。

6单元:45.10~46.40 m , 浅黄棕色黏土— 灰绿色粉砂。

7单元:46.40~55.0 m, 棕灰色— 黄灰色粗砂夹砾石层。6、7单元相当于区域石排组。

8单元:55.00~57.80 m , 为基岩, 其中55.00~57.50 m岩心未取上, 仅为推测。

该孔海相介形类中所见出现频率最高、数量最多的4个优势种为典型中华美花介、美山双角花介、陈氏新单角介和布氏纯艳花介, 已经确认这些种各自以第1优势种出现时, 依次代表了水深的加大(Wang et al., 1988), 其本质是海流、沿岸水团决定的水域温度、盐度格局控制了生物群的分布(赵泉鸿和汪品先, 1990); 其中典型中华美花介是目前已知深入内陆最远的海相世系种, 除见于陕西渭河盆地井下地层(林和茂等, 1982)外, 最多见于山西运城盐湖地区(王强和王景哲, 1982; 王强, 1997; 王强等, 2000), 为典型的“ 海源陆生” 生物(汪品先, 1995)。ZK201-2孔在8.20 m以上沉积物颜色明显变浅, 自该深度向上, 这4个优势种几乎仅余典型中华美花介1种, 显示盐度十分低。河口环境常见有孔虫/海相介形类个体高比值现象(汪品先等, 1988; Huang and Yim, 1998), 广盐种居优时显示较封闭的河口湾、有大量淡水注入的特点。

依据海相微体生物出现判断海侵成为普遍接受的方法。研究钻孔中有孔虫和海相介形类仅有一定数量出现, 伶仃洋(陈木宏, 1994)和番禺东涌镇钻孔(董艺辛等, 2007)见同样情况。与香港海域钻孔地层所见(Wang and Zhang, 1987; Yim and He, 1988)相比, 研究钻孔所见微体生物组合分异度和丰度皆低, 且多为广盐— 低盐属种; 在钻孔沉积构造稳定层段中, 有孔虫组合分异度与开放海属种类型、数量皆低于珠江口底质样品所见(李涛等, 2011), 与更闭塞的珠江口黄茅海河口湾表层沉积物中所见优势种(吴洁等, 2013)相近, 显示沉积过程中水深无大变化。河口湾各部位水动力、河流径流与海水影响强弱有关(Wang and Murry, 1983), 海侵区、海侵波及区与海侵影响区(黄镇国等, 1995)中微体生物的分布与组合特征都会不同, 而且并非所有的海侵层都会出现海相微体生物(汪品先, 1992), 海侵层内部微体生物数量分布也不均, 甚至因沉积动力或其他环境因素没有出现。

在北方沿海钻孔地层, 以瓷质壳有孔虫增多判断海洋影响增强或水深加大(Wang et al., 1988); 但是河北黄骅钻孔晚全新世地层沉积构造、颜色显示为潟湖沉积, 由于其中所见瓷质壳类以小个体的阿卡尼圆形五玦虫为第1优势种、且与较多湿地种共生, 故而判断该种为广盐— 低盐种(Wang et al., 2009)。显然生物组合性质的分辨是重要的。

ZK201-2孔经密集采样以及有孔虫、介形类和硅藻数量统计显示, 3个门类标本富集、组合状况并不完全吻合, 显示多门类古生态综合研究尚有很多细节有待深入。

另一方面, 河口由于海平面上升、基面抬高, 普遍引起回水、溯源堆积及河谷充填(Schumm, 1993)。溯源堆积溯河而上的距离远远超过涨潮流, 而涨潮流是搬运海相微体生物壳体和形成潮汐沉积构造的主要动力, 因而海侵序列下部海相微体生物极为罕见, 特别是河床相沉积地层中往往不含海相生物(李从先等, 1998; 李从先等, 2013)。ZK201-2孔2-4亚单元(22.00~35.10 m)大致自30.00 m向下层段相当这一状况, ZK203-2孔6单元(38.95~50.75 m)近底部仅见数个海相贝壳可能是强风暴搬运。故而一方面不能仅凭海相微体生物出现作为判断海侵的唯一标准(汪品先, 1992), 但又不可忽视短暂海水影响的海相生物证据。

文中报道钻孔地层微体生物研究证实了上述见解。在全新世海侵发生、粉砂质潮下带向陆地推进的小榄镇ZK102-2孔, 微体生物在水动力较强的下部地层较多, 及至上部由于沉积环境逐渐闭塞而减少。在发生下切河谷充填的ZK201-2钻孔, 河床充填沉积早期有较多淡水混合, 随着海洋作用增强, 中、晚期才开始出现较多海相微体生物; 在该孔海侵最盛时硅藻也多以半咸水种居多, 海相种居次(图 7), 证实了依据钙质微体生物组合得出的该地全新世为较闭塞河口湾的结论。在最大海侵发生后淡水注入增多, 水深变浅、盐度降低, 微体生物群逐渐衰落, 最后以广盐种居优、乃至绝迹; 也正是由于海水深度变浅, 所以5 ka 以来在海岸上的海洋风暴堆积得以保存(王为和吴正, 2009)。

中国沿海平原晚第四纪海侵是重大的古地理变迁事件, 关系到海岸线变迁、海平面变化、古气候演变、差异构造沉降等重要内容, 同时也是岩石地层单位划分的基础。当大范围海侵发生时, 随着海域向陆地的扩张, 夏季风增强、降水增多(安芷生等, 1991); 华北海侵边缘区在相应时段内出现富有机质积水洼地沉积, 甚至见含有大量淡水丽蚌Lamprotula sp.的河湾或湖泊沉积, 应该视为古季风环境效应的体现, 而且还原环境的地层中才出现孢粉富集(王强等, 2008)。在珠江三角洲后缘, 全新世大暖期则是出现大片古树林(李平日等, 2001; 丁平等, 2012; 李从先等, 2013)。

薄层沉积物也会因为季风气候变化留下相应的记录。如ZK201-2孔下切河谷充填初期35.10~37.20 m浅灰色黏土质粉砂, 系因进入末次冰消期后, 因气候转暖发生滞水与潜育化作用显示浅灰色, 其中淡水、半咸水、海相咸水硅藻都有出现, 与下伏棕红色黏土和上覆暗棕灰色粉砂质黏土为连续沉积, 相当于北方晚更新世以来3期海侵层皆可见的下伏贫营养湖沉积, 其中有极少小个体淡水介形类、腹足类幼体、甚至1、2枚有孔虫出现(王强等, 2008, 2009)。该孔2单元显示了下切河谷充填过程中, 分别在9.10 ka和8.60 ka 出现砂含量增高, 应该与当时陆源河流输砂增大、加速充填有关。

渤海海域钻孔地层研究中, 在确定古地磁时限后, 以沉积物色度变化周期作为古气候分期的代用指标, 是对岩心氧化— 还原状况半定量研究的有益尝试(Yao et al., 2014), 符合用海洋氧同位素分期划分地层的原则(刘东生等, 2000)。

文中研究钻孔地层沉积物宏观上已经显示出有机质高低的大变化, 与目前依据海侵划分的地层格架、大气候变化旋回相符, 按照岩石地层标准, 完全可以完成地层单位对比。

中国东部沿海平原自上而下第3海侵层一般视作100~128 ka以来形成, 是基于古地磁极性柱中的布莱克(Blake)亚时层位与海侵层底板接近(赵松龄等, 1978; 汪品先等, 1981)。广为使用的Cande 和 Kent(1995)建立的极性年表中, 布容极性时只有49~50 ka的 C1n-r负极性亚时, 但是业内依然维持基于海洋研究确定的MIS5海侵与晚更新世开始年代是128 ka。近期报道布莱克亚时系发生在120 ka的极性漂移(Singer, 2014), 而且中国沿海平原钻孔已经有该漂移的显示, 显然此项工作尚需进一步深入。

OSL测年技术以往认为较好的结果是取自风成地层, 近年在内蒙托克托湖泊沉积地层也取得成功(蒋复初等, 2013), 可能与该湖相地层物源比较稳定有关。对长江三角洲地区南部2个钻孔, 分别在其中100.00 m和112.00 m 深度的蓝灰色硬黏土层中, 获得129950± 4880 a和116400± 11250 a的OSL测年数据(王张华等, 2004), 在长江口外钻孔使用OSL测年亦取得成功(Wang et al., 2013); 在美国北卡罗尼亚和弗吉尼亚地区, 则以¹⁴C和OSL、铀系测年相结合, 建立了岩相类型和层序时间格架(Parham et al., 2013), 在西地中海地区进行了同样的工作(Andreucci et al., 2014)。在可能无法测试到古地磁布莱克亚时的珠江三角洲地区, 如果地层视为连续沉积— 堆积, 则在进一步确定LGM下切河谷后, 有可能依据对层序的分析, 将现有研究区自40 ka 开始第四纪沉积的认识发展一步。

“ 杂色” 在中国东部晚新生代地层岩性记述中广泛使用。

珠江三角洲井下地层中第1个杂色黏土沉积, 由上下层位测年确定是LGM的风化层(赵焕庭, 1981; 黄镇国等, 1982; 徐起浩和冯炎基, 1997; 余素华等, 2003; 何志刚等, 2007; 杨小强等, 2007; 兰彬斌等, 2008; 韦惺和吴超羽, 2011; 刘春莲等, 2012), 而且在海域物探剖面中表现为强削蚀面, 成为划分晚更新世与全新世的标志(龙云作等, 1997)。在日本仙台近海与滨海平原研究中, 同样确定为最末更新世的风化界面(Saito, 1991)。

与长江三角洲LGM古河间地区域红棕色黏土(李从先等, 1996)、北方浊棕色、浊黄棕色硬土(王强等, 2008)相比, 该风化层宜限于棕红色黏土质沉积, 称为富铝型红壤风化壳(朱照宇等, 1991)是贴切的; 其中所夹灰白色、淡灰色、蓝灰或青灰色斑块、条纹系因积水发生潜育化, 高价铁锰转化为亚铁锰形成; 因地下水位大幅度升降、干湿交替, 铁锰化合物发生移动或局部淀积, 形成具锈斑、锈纹的土层, 在土壤学中称为潴育化(李天杰等, 1983), 有时其中尚见菱铁矿假晶(龙云作等, 1997); 故而, 滨海平原该风化层以及再早地层中的厚层杂色黏土皆为低海面时期的产物, 甚至有下伏海侵层因水位下降遭暴露形成(龙云作等, 1997)。

万顷沙GZ2孔15.37~16.65 m “ 三角洲平原河流相的浅灰色粉砂质细砂层相当风化层” , “ 风化程度较低” (王建华等, 2009), 该层内16.45~16.57 m出现潴育化锈斑, 则显示了砂层顶部短暂的暴露过程, 应该是同样指示短暂遭到风化。显然, “ 杂色” 不仅限于黏土质沉积; 同样积水的砂层因冲刷搬运来附近的棕红色黏土物质混入, 在ZK203-2孔12.30~12.60 m 亦出现(图 9)。越南红河三角洲钻孔地层所见古土壤(reddish orange-flamed gray clay; Hanebuth et al., 2006), 与本地区所见潴育化和潜育化作用共生, 进而形成的浅灰色与棕红色互相穿插的黏土是相同的(图 9)。

图9

Fig.9

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	图9 研究钻孔岩心中的氧化还原现象Fig.9 Redoxomorphism features in cores from studied boreholes

由于研究区所处气候带化学风化严重, 沉积物容易被氧化, 另一方面降雨量大, 局部洼地即可形成还原环境; 故而对局部薄层灰色、黑色、花斑状沉积不宜作过激的推理, 甚至做短暂海面变动的推论, 而可能仅是局部短暂的水文条件改变所致。但是ZK203-2孔5单元(29.45~38.95 m)厚层杂色黏土, 可以称为第2厚层杂色黏土, 是区域岩石地层学和气候地层学上不可忽视的地质单元。

由于滨海平原多同期异相沉积(Holland and Elmore, 2008), 故而地层学工作更为复杂。按照现有的区域地层单位在区调工作中表达河口地层序列的规定, 如下问题需要明确:(1)不可能在所有钻孔皆进行密集微体古生物分析判断海侵层, 依然要沿用岩石地层对比方法, 由于“ 同期异相” 即可解释各剖面岩性的差异, 年代格架确定后主要显示的是沉积地层的氧化— 还原状况不同, 研究区钻孔地层明显的岩性— 颜色变化, 在整个中国东部沿海平原最为突出。(2)海相微体生物在地层中的出现尚有多解性, 同一岩性层内微体生物出现与否也有差异; 没有海相微体生物出现、但是岩性特征符合区域总结的地层单位, 依然要执行岩石单元划分方案。(3)在年代学无法突破的条件下, 应该继续使用地层叠置关系、沉积旋回的判断, 确定地层上下关系。上述问题的本质是延续岩石地层组的基本概念。尽管第四纪地层强调年代, 但客观存在的岩石组层位关系对比依然是地层学的最根本内容。前述5~2.5 ka期间“ 局部海退形成的河流相中粗砂或浅风化黏土组成的万顷沙组” , 由于在研究的3个钻孔中没有与之相符的岩石学特征, 因此无法使用。

河口地层学概念和以及多重标准划分地层原则的提出(李从先等, 1998, 2008, 2013), 明确了解决上述问题途径, 即在确定沉积体系的基础上, 以沿海晚第四纪地层划分代表海侵旋回不同阶段, 使用氧同位素分期的时间标尺, 为3级以上层序地层模式提供来源, 又不完全搬用层序地层学的一套术语, 比套用岩石学地层“ 组” 、“ 段” 单位好得多, 河口地区稳定的大河流沉积旋回就是层序。为此, 采用古土壤及可与之对比的暴露面、河流冲刷面为边界划分亚层序(陈忠大等, 2002), 依据沉积构造、岩性特征判别海侵旋回(王强和李从先, 2009), 识别低水位域黏土层受后期海侵作用侵蚀的现象(杨献忠等, 2010), 在上、下2套河流旋回之间, 以细粒滨海相沉积层作为二者的分界(李保华等, 2010)等工作, 皆符合地层指南的层序地层工作方法(全国地层委员会, 2002), 海侵— 海退旋回的确定即是层序地层的简化(梅冥相, 2010)。珠江三角洲前缘海区浅层地震层序的反射界面, 与陆地钻孔地层比对显示了较好的对应关系, 晚更新世地层在具有海侵标志层时剖面可以三分, 但多数呈现多期韵律叠置(龙云作等, 1997)。

参照上述分析方法, 作者判断ZK201-2孔35.10 m 以上地层为LGM下切河谷充填沉积。MIS3海侵已经在中国东部沿海和国际已经得到确认(黄镇国等, 2003; 施雅风和于革, 2003; Hanebuth et al., 2006; 王强等, 2008; Siddall et al., 2008; 夏非等, 2012; 尚帅等, 2013; Wang et al., 2013)。由于常规¹⁴C测年方法极限年龄即为40 ka 余, 目前只能笼统说是40 ka 余以来海侵和气候变化(施雅风和于革, 2003), 相当于MIS3的中晚期。

¹⁴C测年往往由于测试材料不封闭, 易受老碳、新碳污染(徐启浩和冯炎基, 1992), 故而对测试材料做出说明是必要的(Newman et al., 1987)。在渤海湾西岸, 严格使用海侵层序的基底泥炭测年讨论海面变化, 以海侵层序顶部“ 海退型泥炭” 作为陆和最高海面标志(王强和吕金福, 1995; 王强等, 2008); 对海岸稳定后形成的贝壳堤堆积中, 依据年代测试判别出老贝壳覆于年轻贝壳之上(王强等, 2007); 对牡蛎壳体的再搬运进行了讨论(王强等, 1991); 在苏北近海钻孔中, 对易于再搬运的贝壳测年数据进行了取舍(夏非等, 2012); 在浙江温黄平原钻孔中, 分析了物源区老测年材料搬运到新层位的可能性(尚帅等, 2013); 对东海陆架冰后期海面阶梯状上升研究, 也提出测年材料宜选择泥碳质层位中的材料(Xue, 2014)。

图2中舍弃了GZ2孔3个测年数据, 接受原报道采用的39 544± 170 a BP数据, 以及MIS3以来研究区接受松散沉积物的认识(王建华等, 2009; Yang et al., 2013); 推广到与其西侧ZK201-2孔和ZK203-2孔第1风化层下伏富有机质沉积层段的对比, 将ZK203-2钻孔中2个大于43 000 a BP的 AMS¹⁴C数据视为略早于这一年代即可, 因为40 ka 也是该测年方法的极限。

自1970年代末编写中国全国地层表以来, 对珠江三角洲是否存在埋藏阶地、是否可能有晚更新世早期地层等问题, 一直在探索中, 且至今依然存疑, 30余年来对此段地层测年技术亦无突破, 但是区域自上而下第2风化层在珠江河口区多个钻孔已有发现(黄镇国和蔡福祥, 2007)。在中山市区2个相距约百米的钻孔中, 第2层花斑状黏土层顶板埋深分别为24.00 m和26.00 m, 底板埋深分别为32.40 m和32.80 m, 24.00~38.70 m层段9个测年数据介于 34 830± 100 a BP 和 45 120± 900 a BP 之间(徐起浩和冯炎基, 1997)。如果这些数据是采用5 mL合成苯加1 mL闪烁液的方法测量, 所得出的常规¹⁴C年龄误差应该大于1000 a; 如果在更多钻孔证实第2厚层风化层的客观存在, 则有必要建立一个新的地层单位, 继而以可靠材料测年确定其时限。

按照河流层序原则可见, ZK203-2孔29.50 m 之下轻度潴育化界面、或者 30.00~30.35 m 含小砾石的粗砂层、抑或是31.00 m灰色砂层底板(该砂层可以解释为因海面上升发生滞水, 以及因发生潜育化而成为淡灰色), 皆可以视为河流旋回的底部、即层序界面。该孔4单元(14.50~29.50 m)富有机质沉积层段, 即使是河流与河口湾相, 也是因滞水形成的相当暖期的沉积, 其间几处出现的黄棕色砂层可能属于河流摆动造成, 或是突发洪水泛滥、砂层快速堆积于浅水湖盆之上, 暴露大气下遭氧化所致; 对于区域稳定的这一沉积单元, 无论有无海相微体生物出现, 依据现有的区域总体认识, 以及富有机质沉积地层特征和上下层位关系, 即使年代学尚无法突破、MIS3细分工作亦无可靠的进展, 基于将海侵期或有机质富集期对应暖期的原则, 依然可以大致推断这一旋回相当MIS3时期沉积。继而作者暂尝试将31.00 m以下的第5单元潴育化的棕红色砂层、即区域自上而下第2厚层风化层, 归入为可能属于冷气候期下的MIS4地层; 下伏偶见牡蛎和极少河口相贝壳、还原环境下沉积的6单元可能宜归于MIS5晚期地层, 以维持岩石地层特征居优和层序地层学的原则。