苏建锋, 范代读, 冷伟, 陈玲玲, 印萍. (2017)冰后期以来长江水下三角洲层序地层特征及沉积环境演化* [J]. 古地理学报, 19(3): 541-556
Su Jianfeng, Fan Daidu, Leng Wei, Chen Lingling, Yin Ping. (2017)Postglacial sequence stratigraphy and sedimentary environment evolution of the Yangtze River subaqueous delta[J]. Journal Of Palaeogeography, 19(3): 541-556. DOI:10.7605/gdlxb.2017.03.042  
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冰后期以来长江水下三角洲层序地层特征及沉积环境演化*
苏建锋1,2, 范代读1,3, 冷伟1, 陈玲玲1, 印萍4
1 同济大学海洋地质国家重点实验室,上海 200092
2 华东师范大学河口海岸国家重点实验室,上海 200062
3 长江大学地球科学学院,湖北武汉 430100
4 青岛海洋地质研究所,山东青岛 266071

第一作者简介 苏建锋,男,1989年生,硕士研究生,海洋地质学专业。E-mail: 385715061@qq.com。

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

收稿日期:2016-06-24
基金:*国家自然科学基金项目(编号:41476031)、教育部博士点基金项目(编号:20130072130003)、海洋地质保障专项项目(编号:GZH201100203)、国家海洋局国际合作项目(编号:GASI-GEOGE-02)和华东师范大学河口海岸国家重点实验室开放课题(编号:SKLEC-KF201506)联合资助
摘要

长江水下三角洲层序地层学研究有助于全面了解长江三角洲地层特征和沉积环境演化模式。通过对长江水下三角洲下切河谷区 YD0901和 YD0903孔岩心的详细沉积物粒度、特征元素比值( Cl/Ti和 Zr/Rb)、沉积相对比分析,恢复了冰后期以来长江水下三角洲层序地层格架。研究区冰后期以来自下而上依次出现河流相、潮汐河流相、河口湾相、浅海相和三角洲相的沉积相序。末次冰期海平面下降,古长江形成下切河谷,古河间地发育硬黏土层,构成五级 Ⅰ型层序界面。之后海平面回升,分别于 15 cal ka BP和 8.0 cal ka BP形成最大海退和最大海侵界面,水下三角洲区域最大海侵发生时间略滞后于平原区,约为 7.5 cal ka BP。据此 3个层序界面将冰后期地层划分为低位体系域、海侵体系域和高位体系域。钻孔岩心记录揭示了 14.8 cal ka BP海侵到达研究区; 14.8~13 cal ka BP期间,受 MWP-1A冰融水事件影响海平面快速上升,海岸线向陆推进速率可达 71.9, km/ka;海退期间各钻孔沉积速率较低,直至 2 cal ka BP开始,沉积速率明显增加。

关键词: 长江水下三角洲; 末次冰盛期; AMS14C测年; 沉积相; 层序地层
中图分类号:P736.21 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2017)03-0541-16
Postglacial sequence stratigraphy and sedimentary environment evolution of the Yangtze River subaqueous delta
Su Jianfeng1,2, Fan Daidu1,3, Leng Wei1, Chen Lingling1, Yin Ping4
1 State Key Laboratory of Marine Geology,Tongji University,Shanghai 200092
2 State Key Laboratory of Estuarine and Coastal Research,East China Normal University,Shanghai 200062
3 School of Geoscience,Yangtze University,Wuhan 430100,Hubei
4 Qingdao Institute of Marine Geology,Qingdao 266071,Shandong

About the first author Su Jianfeng,born in 1989,is a master candidate of marine geology at Tongji University. E-mail: 385715061@qq.com.

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

Fund:[Co-funded by the National Natural Science Foundation of China(No.41476031),Ph.D.Programs Foundation of Ministry of Education of China(No.20130072130003),Research Fund for Marine Geological Protection(No.GZH201100203),International Cooperation Project of the State Oceanic Administration(No.GASI-GEOGE-02)and State Key Laboratory of Estuarine and Coastal Research Opening Project,East China Normal University(No.SKLEC-KF201506)]
Abstract

Sequence stratigraphic research of the Yangtze River subaqueous delta is conducive to a comprehensive understanding of the Yangtze River delta stratigraphic characteristics and sedimentary environment evolution model. Detailed analyses of grain-size compositions,sedimentary facies and elemental ratios(Cl/Ti、Zr/Rb)of cores from Boreholes YD0901 and YD0903 located at the Yangtze paleo-incised valley establish the postglacial period high-resolution stratigraphic framework of the Yangtze River subaqueous delta.The postglacial facies associations in the Yangtze River delta(YRD)are vertically stacked from fluvial facies at the bottom,through tidal-river facies,estuarine facies,and shallow-marine facies,to deltaic facies at the top. Since the Last Glacial period sea-level began to decline,and the incised valley of ancient Yangtze River developed. Stiff clay on the interfluve of the incised valley constitutes the Ⅰ-type sequence boundary. After then the sea-level began to rise,the regression and transgression reached its maximum in 15 cal ka BP and 8.0 cal ka BP respectively,and the time of maximum transgression at subaqueous delta slightly lagged behind the plain area which is about 7.5 cal ka BP. According to these three sequence boundaries,the strata were divided into lowstand system tracts(LST),transgressive system tracts(TST)and highstand system tracts(HST). Based on AMS14C dating results,post-LGM (Last Glacial Maximum)transgression reached the coring area roughly in 14.8 cal ka BP. The rate of shoreline retreatment was up to 71.9,km/ka,resulting from rapid sea-level rise by the MWP(Meltwater Pulse)-1A event in 14.8~13cal ka BP. In the early regression period,the deposition rate of the boreholes was low. It increased significantly since 2 cal ka BP.

Key words: Yangtze River subaqueous delta; Last Glacial Maximum; AMS14C dating; sedimentary facies; sequence stratigraphy
1 概述

长江三角洲是现代长江入海物质的沉积中心之一, 沉积规模大、速率高, 记录了丰富的古气候和古环境信息, 保存了末次冰盛期(LGM)以来的完整地层层序, 是开展晚第四纪层序地层学研究的理想场所。1970年代, 同济大学海洋地质系三角洲科研组(1978)提出全新世以来长江三角洲发育是通过多期次河口沙坝依次向外堆叠、延展而形成的, 这一理论一直沿用至今。而后在大量钻孔的基础上, 长江三角洲平原区被划分为下切河谷和古河间地2类地貌单元(李从先和汪品先, 1998; Li et al., 2002)。此外, 竹淑贞等(1983)、唐宝根和昝一平(1986)分别对长江三角洲平原和水下三角洲地区全新统进行了划分, 吴标云和李从先(1987)进行了整个长江三角洲第四纪地质研究。自1990年代起, 随着层序地层学概念的引入, 长江三角洲的地层学研究进入了新时期(黄慧珍等, 1996; 李从先和张桂甲, 1996)。李从先和张桂甲(1996)基于大量钻孔和测年资料, 提出海平面变化引起溯源堆积的下切河谷充填模式, 并且赋予了下切河谷层序地层学意义, 初步建立了长江三角洲冰后期层序地层格架(李从先和汪品先, 1998)。Hori等(2001)通过钻孔辅以年龄数据, 对长江三角洲地层进行沉积相划分和进积速率估算; 随后又提出长江下切河谷“ 台阶式” 层序的充填模式(Hori et al., 2002)。由于受限于工程技术和科研经费限制, 上述研究工作主要集中在陆上三角洲, 而对于面积约占整个三角洲56%的长江水下三角洲(李从先等, 1979)的研究相对较弱。

随着加速质谱仪(Accelerate Mass Spectrometer, AMS)14C 测年技术的改进和工程技术的提高, 在短短的几年间, 长江水下三角洲区域已发表的包含测年数据的钻孔就多达20多个(Liu et al., 2010; 王敏杰等, 2010; Wang et al., 2010; 张瑞虎等, 2011; 赵宝成, 2013; Wang et al., 2015; 张志忠等, 2015; 邹亮等, 2015; Xu et al., 2016)。徐涛玉(2013)①(①徐涛玉．2013．全新世以来长江三角洲高分辨率层序地层学研究．山东青岛：中国科学院研究生院（海洋研究所）．)通过水下钻孔资料和浅地层剖面数据并结合陆上钻孔, 以可容空间/沉积速率为主要参考指标, 探讨全新世以来长江水下三角洲的层序演化过程。Wang等(2010)通过钻孔地层孢粉学研究, 认为水下三角洲全新世以来沉积环境分为河口湾环境和三角洲环境, 其转换时间约为5.9 cal ka BP, 且在8.4~5.9 cal ka BP期间为沉积间断期。Liu等(2010)将水下三角洲钻孔划分4个层段, 结合高分辨率年龄数据, 分析水下三角洲13, 000 a以来沉积环境的演变过程, 并指出540 a以来钻孔中沉积速率的明显上升系古黄河物质加入之故。

虽然, 近年来研究资料大大丰富, 但开展层序地层学研究少之又少(王昕, 2011②(②王昕．2011．冰后期以来长江水下三角洲地区沉积作用及沉积环境演化．山东青岛：中国科学院研究生院（海洋研究所）．); 徐涛玉, 2013①((①徐涛玉．2013．全新世以来长江三角洲高分辨率层序地层学研究．山东青岛：中国科学院研究生院（海洋研究所）．); Li et al., 2014; Xu et al., 2016), 一些关键性问题仍存在争议, 例如最大海侵发生的具体时间, 目前的观点主要集中在6.5~8.0 ka BP之间, 时间跨度达1500 a(Li et al., 2002; 魏乃颐等, 2010; Song et al., 2013; 于俊杰等, 2014)。作者通过对水下三角洲上钻取的2个长钻孔— — YD0901和YD0903孔详细的沉积相划分, 结合长兴岛上CX03孔研究成果(图1; 李保华等, 2010; 冷伟, 2014③(③冷伟．2014．冰后期以来长江水下三角洲高分辨率层序地层及环境演化．上海：同济大学．)), 辅以AMS14C年龄数据, 以揭示LGM以来长兴— 横沙期沙坝外侧水下三角洲的地层特征, 进一步完善长江三角洲冰后期层序地层格架, 恢复长江古河谷的充填过程, 继而进一步探讨长江三角洲最大海侵的发生时间。

2 研究资料及方法

YD0901和YD0903孔位于长江水下三角洲50, m水深线以内(图 1), 由浙江省地质勘察局于2009年5月施工钻取。YD0901孔(122° 30'0.655″E, 31° 11'1.768″N)所在海域水深21, m, 钻孔深度为65.23, m, 取心率为80.2%; YD0903孔(122° 54'33.004″ E, 30° 53'54.285″ N)水深36, m, 钻孔深度为60.20, m, 取心率为79.1%。

图1 现代长江三角洲及钻孔位置(灰色区域末次冰盛期为长江古河谷范围; 据Wellner等, 2003)Fig.1 Schematic map of modern Yangtze River delta and borehole locations (Gray area denoting the distribution of LGM incised valleys; adapted from Wellner et al., 2003)

表1 长江三角洲钻孔AMS14C年龄数据 Table1 AMS14C dating results of boreholes at the Yangtze River delta

钻孔岩心在实验室对半剖开, 一半冷藏保存, 另一半拍照后进行岩性和沉积构造描述, 而后进行高分辨率X-ray fluoroscopy(XRF)元素扫描, 以1, cm步长先后在10、30和50 kV电压下扫描(王敏杰等, 2010; 尚帅等, 2013), 最后进行分样。粒度分析按照20, cm间隔取样, 采用Beckman Coulter LS 230型激光粒度仪进行测试, 对于粒径超过2, mm样品采用筛析法进行粒度分析(冷伟和范代读, 2014)。粒度参数采用矩值法进行计算, 并定性描述(Fan et al., 2015)。挑选CX03孔、YD0901孔和YD0903孔贝壳、植物碎屑以及富含有机质沉积物进行AMS14C年代测试, 第1批在波兰Poznań Radiocarbon Laboratory测得, 第2批在美国University of Arizona AMS Laboratory测得, 对数据统一采用Calib 7.0.4(Stuiver and Reimer, 1993)程序进行日历年龄校正, 贝壳及有孔虫采用Marine13碳库, 碳库Δ R采用-96± 60校正(Southon et al., 2002); 沉积物、植物碎屑均采用IntCal13校正, 采用2σ 端值平均值来建立钻孔沉积地层的年龄框架(表 1)。

3 结果

综合岩心的岩性特征、粒度参数、特征XRF元素比值(Cl/Ti和Zr/Rb)、有孔虫(蔡庆芳, 2013①(①蔡庆芳．2013．长江口低氧区全新世以来古环境演化及古低氧事件研究．山东青岛：中国海洋大学．))等数据变化特征, 将2钻孔地层各划分为5个层段。

3.1 YD0901孔分层沉积特征

Ⅰ 层段(54.21~65.23, m):该层段多以流沙为主, 仅获得55.10~56.78, m、64.27~65.23, m共2段连续完整岩心, 岩心主要为灰色、灰黄色和黄褐色砂砾质沉积(图 2-a), 可见斜层理、递变层理和块状层理, 整体显示向上变细, 其中56.60~56.78, m含大量植物碎屑。该层段以砂为主体, 含量占63.31%~88.35%, 粉砂和黏土含量仅有9.14%~29.26%和2.51%~7.43%; 中值粒径介于2.53~3.96 Ф 之间, 分选差, 极正偏。

图2 长江水下三角洲YD0901和YD0903孔典型沉积相岩心照片Fig.2 Core photos showing typical sedimentary facies in Boreholes YD0901 and YD0903 at the Yangtze River subaqueous delta

Ⅱ 层段(40.00~54.21, m):该层段可细分为3段: 上段(40.00~44.21, m), 为棕黄色细砂— 粉砂质砂层, 夹黄灰色黏土质粉砂纹层; 中段(44.21~52.09, m), 为灰黄色中细砂夹褐灰色粉砂质薄层(图 2-c), 夹层厚0.1~3, cm不等, 发育波状层理、透镜状层理和韵律层理; 下段(53.19~54.21, m), 主要为厚约20~40, cm的砂、泥质单层交互沉积, 砂质单层多见泥质纹层, 泥质单层主要为砂、泥薄层互层(图 2-b)。砂和粉砂含量变化较大, 分别为6.09%~85.40%和11.02%~80.72%, 黏土仅占2.48%~22.94%; 中值粒径介于2.48~6.47, Ф , 均值为4.80, Ф ; 分选性较差— 差, 极正偏, 峰态中等— 尖锐。XRF扫描所获Cl/Ti和Zr/Rb值由于数据不连续、趋势不明显(图 3)。

图3 长江水下三角洲YD0901孔综合柱状图Fig.3 Comprehensive column of Borehole YD0901 at the Yangtze River subaqueous delta

Ⅲ 层段(33.14~40.00, m):黄灰色— 深灰色黏土质单层与灰黄色、灰绿色粉砂质单层交互沉积(图 2-d), 中段发育砂— 泥互层, 见3个向上变细旋回, 每个旋回长度约2, m, 波状层理、透镜状层理发育, 见生物扰动构造。该层段以粉砂为主, 约占10.27%~85.89%, 平均含量达66.79%; 砂含量波动较大, 介于0.08%~88.00%之间, 黏土含量为1.74%~32.58%; 中值粒径介于3.00~7.42, Ф , 平均为5.90, Ф ; 整体呈分选差, 正偏— 极正偏, 峰态中等, 各参数值均向上略微减小; Cl/Ti和Zr/Rb值波动幅度和频率极大, 其中Cl/Ti变化与沉积旋回性相对应, Zr/Rb峰值集中在中部砂泥互层段(图 3)。

Ⅳ 层段(16.18~33.14, m):深灰色— 黄灰色块状泥(图 2-e), 上部偶见粉砂质透镜体和少量贝壳碎屑, 24.18~26.50, m见大量的褐灰色— 黄褐色浸染或氧化斑块。该层段以粉砂沉积物为主, 含量达62.89%~80.61%, 其次黏土含量介于18.48%~36.72%之间, 砂含量0~7.23%; 中值粒径介于6.82~7.40, Ф , 为全钻孔最细层段; 分选较差, 极正偏, 粒度各参数整体波动幅度不大。Zr/Rb值在该层段变化不大, Cl/Ti值有类似特征, 仅在氧化斑块发育区段表现出明显的高值。

V层段(0~16.18, m):粉砂质黏土夹粉砂纹层, 水平层理和透镜状层理发育, 3.23~3.36, m处见小型泄水构造。该层段可细分为上下2段, 上段(0~6.58, m)为浅黄棕色— 黄褐色泥, 粉砂质纹层多连续、且疏密相间出现(图 2-g), 零星见贝壳碎屑。下段(6.58~16.18, m)为棕灰色— 褐灰色泥, 粉砂质纹层多呈透镜状, 周期性出现贝壳富集层(图 2-f)。全层段粉砂占主导, 含量为60.06%~87.17%, 砂和黏土含量各为0.01%~10.04%和12.61%~36.46%; 中值粒径介于6.44~7.54, Ф , 平均为7.10, Ф ; 分选较差, 极正偏, 4, m附近出现极负偏(图 3); 峰态中等。Cl/Ti值下段向上增大, 上段趋势不明显但存在大幅波动; Zr/Rb值向上增大, 与该层段整体向上变粗趋势相一致(图 3)。

3.2 YD0903孔分层沉积特征

该孔钻探时依据经验判断55.46~60.20, m为松散砂砾层, 但提钻时岩心掉落。

Ⅰ 层段(44.40~60.20, m): 岩性为暗灰色、蓝灰色、灰褐色砂质、砾砂质和砂砾质沉积物, 整体向上变细。未见底, 上段(44.40~49.46, m)为灰色、黄灰色含砾粉细砂层与黄褐色含砾中细砂层交互, 可见斜层理, 47.60, m处见一完整小个体腹足类壳体。中段(49.46~55.46, m)为厚层砂砾层, 粒径介于0.2~0.4, cm之间, 粗者粒径达1~2, cm(图 2-h), 发育正粒序层理。该层段砂含量占31.36%~87.00%, 平均为70.23%, 粉砂与黏土含量分别为9.84%~54.98%和3.15%~13.67%; 中值粒径介于1.10~5.19, Ф , 均值为3.12, Ф ; 分选中等, 极正偏, 峰态中等— 尖锐。该层段未进行XRF扫描, 故而无元素比值数据。

Ⅱ 层段(35.14~44.40, m): 为灰色、灰绿色中细砂质单层与褐灰色泥质单层交互层(图 2-i), 自下而上42.09~44.40, m 、38.16~39.82, m 、36.00~37.98, m 和35.14~36.00, m为4个向上变细的旋回, 每个旋回底部以厚的砂质层夹少量泥质纹层构成的砂质单层开始, 顶部结束于厚的泥质层夹少量砂质纹层组成泥质单层, 脉状层理和砂泥互层发育, 顶部见泥砾和植物碎屑; 砂和粉砂含量在4.55%~64.76%和28.07%~80.94%较大范围内变化, 但砂、泥质单层通常各自以砂、粉砂为主要成分, 黏土组分最少, 仅占6.52%~16.59%; 中值粒径介于3.89~6.17 Ф 之间, 总体变化不大, 略呈向上变粗的趋势(图 4), 分选较差, 极正偏, 峰态中等; Cl/Ti和Zr/Rb值呈高频、大幅波动。

图4 长江水下三角洲YD0903孔综合柱状图(有孔虫数据据蔡庆芳, 2013①)Fig.4 Comprehensive column of Borehole YD0903 at the Yangtze River subaqueous delta(Foraminifer data from Cai, 2013①)

Ⅲ 层段(22.00~35.14, m): 总体向上变细(图 4), 可细分为2段。上段(22.00~24.58, m)主要为深灰色块状泥, 夹黄白色砂质薄层或砂斑, 局部发育砂泥互层, 存在2个向上变粗的旋回, 旋回顶部结束于厚层砂。下段(24.58~35.14, m)发育砂泥互层, 褐灰色泥质层与黄灰色砂质层交互; 发育2个向上变细旋回(30.14~31.84, m 和24.58~24.96, m), 2个旋回顶部以生物扰动构造极其发育为特征(图 2-j), 几乎不显层理, 局部可见扰动前沉积层理; 中部为砂泥互层, 底部则为厚层砂。该层段以粉砂为主, 占16.36%~78.88%, 均值为58.31%; 砂和黏土含量则分别为0.04%~79.86%和1.78%~41.48%; 中值粒径介于3.17~7.81 Ф , 均值为6.11 Ф ; 分选较差— 差, 偏态值波动较大, 负偏— 极正偏, 底部较正偏, 顶部周期出现负偏, 变化趋势与沉积旋回性对应, 峰态平坦— 中等。Cl/Ti值总体向上增大, 而Zr/Rb值则表现为减小, 局部存在波动。有孔虫丰度波动性向上增加, 下部有孔虫度丰度较低, 为42~544枚/g; 中部丰度降为最低, 仅4~47枚/g; 上部丰度快速增加, 介于133~2082枚/g(图 4)。

Ⅳ 层段(9.17~22.00, m): 暗灰色、褐灰色块状泥质层, 夹少量粉砂质纹层, 多呈脉状或斑块状(图 2-k), 且向上变薄、稀疏, 总体向上变细, 常见贝壳碎屑; 沉积物以粉砂为主, 含量为62.21%~78.29%, 砂和黏土含量分别为0%~14.57%和20.87%~32.87%; 中值粒径波动范围较小, 介于6.57~7.45 Ф , 平均值为7.24 Ф ; 分选较差, 偏态正偏, 仅在底部区段出现负偏(图 4), 峰态中等。Cl/Ti值明显连续向上增大, Zr/Rb值变化不大, 仅在下段(16~22, m)出现高频、小幅波动。有孔虫丰度在21~1585枚/g的较大范围内波动(蔡庆芳, 2013①(① 蔡庆芳．2013．长江口低氧区全新世以来古环境演化及古低氧事件研究．山东青岛：中国海洋大学．)), 总体上呈顶、底两端高, 中间低的特征(图 4)。

Ⅴ 层段(0~9.17, m): 暗灰色、蓝灰色粉砂质黏土层, 块状, 层理不发育, 夹少量粉砂质纹层, 多不连续、呈线斑状(图 2-l), 个别层位相对富集出现; 生物扰动不显著, 可见少量细小贝壳碎片; 粉砂含量约为59.38%~82.76%, 砂和黏土含量分别为0.01%~20.01%和15.59%~37.92%; 中值粒径分布在6.21~7.20 Ф 范围内, 均值为7.26 Ф , 分选中等— 较差, 极正偏, 峰态中等, 波动不大(图 4)。Cl/Ti值为全钻孔最高值, 总体向上增大; Zr/Rb值较稳定, 存在小范围波动, 区段下部波动幅度较上部略大。有孔虫丰度变化范围介于4~2639枚/g(蔡庆芳, 2013①(① 蔡庆芳．2013．长江口低氧区全新世以来古环境演化及古低氧事件研究．山东青岛：中国海洋大学．)), 0~4.49, m段有孔虫丰度明显低于4.49~9.17, m段(图 4)。

3.3 沉积相解释

地球化学指标是沉积环境恢复的重要参考指标。其中Cl元素含量指示沉积物孔隙水中海水含量(Tjallingii et al., 2007), 可选取Cl/Ti值来指示海侵海退旋回(尚帅等, 2013); Zr主要赋存于粗粒矿物, Rb主要分散在细粒矿物中, Zr/Rb值可反映粗、细颗粒的相对含量, 从而提供高分辨率的粒径参数(王敏杰等, 2010)。基于钻孔岩心的沉积结构和构造特征, 结合有孔虫、Cl/Ti值等沉积相指示标志, 可将YD0901和YD0903孔自下而上划分为河流相、潮汐河流相、河口湾相、浅海相和河口湾相。

3.3.1 河流相 河流相沉积主要由中— 粗砂、含砾砂层和砂砾层组成, 即YD0901和YD0903孔的层段Ⅰ 。较粗的砂砾层、含砾砂层一般作为滞留沉积堆积于河床底部(李从先和汪品先, 1998), 通常呈块状, 不显层理, 或局部表现为向上变细的正粒序层理, 粒径多为2~4, mm, 零星可见大于1, cm的砾石(图 2-h)。滞留沉积之上一般为细砂或中砂, 发育块状层理、斜层理和递变层理, 不含或少见海相微体生物。从14C测年数据(YD0903孔47.6, m处年龄为15, 484 cal a BP), 河流相主要为LGM低海面至冰消期早期海侵到达研究区之前的沉积。

3.3.2 潮汐河流相 潮汐河流相是潮汐作用影响下的河流末端沉积(Hori et al., 2002), 潮汐作用为主要地质营力, 控制着沉积物堆积方式, 发育砂泥互层、韵律层理等典型潮汐沉积构造, 潮汐河流相巨大的河流输沙量是有别于河口湾相沉积的主要特征(Wells et al., 1995)。YD0901和YD0903孔的Ⅱ 层段即具有潮汐河流相的沉积特征: 以中— 细砂和粉砂沉积为主, 黏土质含量小于30%, 分选较差, 发育波状层理、脉状层理和砂泥互层等沉积构造(范代读等, 2001; 图2-c), 可见泥砾、植物碎屑和贝壳碎屑。Cl/Ti值总体上为全钻孔最低, 且存在大幅高频波动, 反映出海水周期性频繁作用的特征, 属潮汐作用明显的沉积环境。

3.3.3 河口湾相 河口湾相沉积主要为黏土质粉砂、粉砂、细砂质粉砂等, 以发育砂泥韵律层理、双向交错层理等潮汐沉积构造为标志, 同时以咸水与淡水生物混生、广盐生物出现为特征(Reineck and Singh, 1980)。YD0901和YD0903孔Ⅲ 层段以粉砂、黏土质沉积为主, 发育典型的潮汐作用形成的砂泥互层, 局部发育波状层理、脉状层理和双向交错层理等沉积构造, Cl/Ti值较潮汐河流相大, 海相性沉积特征更明显。YD0903孔该层生物扰动构造极其发育, 且在其中上部层位底栖有孔虫种属主要以浅水、广盐种为主, 如Ammonia beccarii vars.毕克卷转虫变种(蔡庆芳, 2013①)。综合指示其为潮汐作用为主导的河口湾相沉积。

3.3.4 浅海相 浅海相主要为块状、无层理的暗灰色泥质沉积, 反映水动力较弱; 指示大洪水或风暴沉积(Wang et al., 2005; 王敏杰等, 2010)的粉砂质薄层或透镜体仅局部出现, 明显区别于下伏河口湾相的砂— 泥互层沉积。浅海相出现在两钻孔的中、上段, 即YD0901孔16.18~33.14, m和YD0903孔39.17~22.00, m, 皆为两钻孔粒度最细层段。其Cl/Ti值在YD0901孔变化不大, 较河口湾相大, 而在YD0903孔表现为连续增大, 且顶部出现全钻孔最大值, 为海相性最强的层段。YD0903孔该层有孔虫组合反映陆架浅海沉积环境(蔡庆芳, 2013①)。

3.3.5 三角洲相 主要为粉砂质黏土夹粉砂质薄层, 局部见贝壳富集层, 发育于钻孔顶部; 整体基本呈块状结构, 偶见水平层理、透镜状层理, 层厚在YD0901孔为16.18, m, YD0903孔为9.17, m, 呈向海减薄趋势。粉砂质纹层及贝壳富集层为大洪水期或风暴沉积(Wang et al., 2005; 王敏杰等, 2010)。两钻孔Cl/Ti的平均值都表现为全孔最高, 主要是由于沉积物松软, 含水量极大的缘故。YD0903中该区段有孔虫丰度达到最大(图 4), 且向上有减小的趋势; 有孔虫种属多为现代东海陆架滨浅海环境常见属种(蔡庆芳, 2013①(① 蔡庆芳．2013．长江口低氧区全新世以来古环境演化及古低氧事件研究．山东青岛：中国海洋大学．)), 属三角洲前缘— 前三角洲相沉积。

4 讨论
4.1 钻孔沉积速率特征

基于钻孔的14C测年数据, 通过年代— 深度关系来估算沉积速率。搜集多个陆上钻孔进行对比(图 5), 结果显示几乎所有钻孔中LGM以来都存在2个高沉积速率阶段, 仅YD0903孔下段测年数据少, 趋势不明显。总体来看, 沉积中心的迁移表现出海侵过程中不断向陆迁移, 海退时又快速地向海推进的规律(图 5)。这是海岸线变迁引起的河口位置转移的结果, 长江河口区无论是在海侵河口湾环境(朱玉荣, 1999), 还是海退三角洲环境都是重要的沉积物的堆积中心。9~7 cal ka BP期间, 沉积中心已迁移至现代长江三角洲顶部区域, 向海侧钻孔沉积速率都相对较低, 甚至存在沉积间断, 而CX03孔附近却又呈现较高的沉积速率。这可能是受8.2 ka BP冷事件的影响(Bond et al., 1997; Walker et al., 2012), 当时长江三角洲地区孢粉数据显示为干冷期(Yi et al., 2003), 径流沉积物供应可能有所减少, 加之该时期海平面上升速率减小甚至停滞(Bird et al., 2010), 河流作用相对加强, 与潮汐共同作用之下使得湾内区域发生侵蚀并搬运堆积在CX03孔附近(朱玉荣, 1999; Uehara et al., 2002)。

图5 长江三角洲钻孔沉积速率演化(五角星代表沉积中心。钻孔XJ03据Song et al., 2013; 钻孔HQ98、JS98、CM97据Hori et al., 2001)Fig.5 Sedimentary rate evolution of boreholes at the Yangtze River delta(Pentacles represent depocenters. Reference Borehole XJ03 is from Song et al., 2013; reference Boreholes, HQ98, JS98 and CM97, are from Hori et al., 2001)

7~6 cal ka BP期间, YD0901孔沉积了厚层的浅海相物质, 该时期气候虽处于大暖期的暖湿环境中(施雅风等, 1992; Yi et al., 2003), 沉积物供应充足, 但大都堆积在河口区, YD0901孔当时为浅海环境, 其周围钻孔该时期大多处于沉积间断期(Liu et al., 2010; Wang et al., 2010; 赵宝成, 2013), 通过对YD0901孔所处沉积环境分析认为, YD0901孔7~6 cal ka BP期间古地貌属于潮流沙脊区的潮道微环境(Feng et al., 2016; Xu et al., 2016), 地势低洼, 沿岸流及周围区域侵蚀而来的沉积物快速堆积于此。

进入海退阶段, 沉积中心开始快速向海推进, 4~3 cal ka BP为沉积间断期, 除CX03孔和YD0903孔外, 其余钻孔在该阶段几乎未堆积沉积物(图 5)。该时期为全新世大暖期(8~4 ka BP; 施雅风等, 1992)之后的气候不稳定期, 有学者认为该时期为干冷期(Chen et al., 2005; Wang et al., 2010), 也有认为是暖湿期(施雅风等, 1992; Yi et al., 2003, 2006)。值得一提的是, 前人研究认为4.2 ka BP存在持续约200~300 a的冷事件(王绍武, 2011; Innes et al., 2014), 此外, Wu等(2014)研究长江三角洲史前文明发现, 4 ka BP气候条件的转变, 诱发史前文明的更替。王张华等(2007)研究长江沉积通量发现, 该时期长江沉积速率较高的区域集中于中下游湖泊盆地内, 如洞庭湖和鄱阳湖。总之, 该阶段由于古气候的波动可能使得长江沉积物通量发生显著变化, 且长江物质多沉积在中下游区域, 河口区缺乏沉积物供应, 而CX03孔和YD0903孔沉积物可能是潮汐作用的产物, 物质来源可能为周围区域物质再搬运或沿岸流输入。2 cal ka BP以来, 钻孔沉积速率明显升高, 甚至大大超过历史时期沉积速率高值, 推测认为人类活动加剧促使沉积物供应增加, 甚至可能有黄河物质输入到长江口外浅海海域(Liu et al., 2010)。

4.2 层序地层特征

LGM以来, 长江三角洲经历了由低海面到高海面半个海平面周期的沉积过程, 时间跨度上只有2万年, 据Vail(1991)层序等级划分标准, 该层序属六级层序, 然而, 作者更倾向于海平面旋回的上一期高海面时期应属于氧同位素阶段(MIS, Marine Isotope Stage)5期的高海面时期, 因而, 长江三角洲LGM以来沉积层序属五级Ⅰ 型层序(李从先和汪品先, 1998)。晚更新世以来长江三角洲地区构造沉降微弱, 沉降速率约1~2, mm/a(Chen et al., 2000), 海平面的演化控制着冰后期层序内部格局。为了重建研究区层序演化对海平面波动的响应过程, 基于搜集到的周边地区较可靠的海平面变化数据, 重建了LGM以来海平面变化曲线(图 6)。通过分析钻孔中沉积相的分布规律, 结合高分辨率的14C数据, 识别出了层序底界面、最大海退面和最大海泛面, 并据此将冰后期层序划分为低位体系域、海侵体系域和高位体系域。

图6 末次冰盛期以来海平面变化曲线及研究钻孔沉积基面高程变化曲线Fig.6 Change of regional sea level and sedimentation surface elevation of the study boreholes since the LGM

4.2.1 海平面变化 长江三角洲地区以及东海陆架区都不发育红树林或者珊瑚等较为理想的海平面变化指示物, 研究区缺乏精确的海平面变化曲线。Satio(1998)搜集数据总结了东海地区LGM以来大致海平面变化趋势。Liu等(2004)提出LGM以来阶梯式的海平面变化特征, 但由于测年材料和取样位置而受到质疑(Xue, 2014)。为了全面刻画与进一步研究LGM以来研究区的海平面变化, 作者搜集了东部沿海潮坪沉积(Xue, 2014), 巽他陆架红树林、珊瑚等(Hanebuth et al., 2000; Woodroffe, 2009), 新加坡红树林沉积(Bird et al., 2010)以及大溪地珊瑚沉积(Bard et al., 1996, 2010)等高质量的海平面变化数据, 重建了LGM以来研究区的海平面变化曲线(图 6)。总的来说, LGM以来海平面变化大致可划分为7个阶段: LGM低海面时期(23~18 ka BP)、3个缓慢上升期(Ⅰ : 18~15 ka BP; Ⅱ : 12.9~11.2 ka BP; Ⅲ : 8.2~7 ka BP)、2个快速上升期(Ⅰ : 15~12.9 ka BP; Ⅱ : 11.2~8.2, BP, ka)和高海面时期(7 ka BP至今)。

4.2.2 层序界面 LGM期间海平面下降至最低, 东海陆架大部分暴露, 河流下切形成侵蚀不整合面。基于层序地层学的概念(李从先和汪品先, 1998; Catuneanu et al., 2011), 将LGM时期(约20~18 cal ka BP)海平面最低时形成的不整合, 确定为长江水下三角洲LGM以来沉积层序的底界面(图 7)。该界面在河谷区位于河床滞留沉积之下, 而在河间地则位于古土壤层(第1硬黏土层)之上(李从先等, 1996, 1999; Li et al., 2002)。14C数据表明CX03孔底部硬黏土层对应三角洲平原区第2硬黏土层, 属晚更新世中期低海面暴露标志(李保华等, 2010; 图7), YD0901孔和YD0903孔则未钻穿层序底界。

图7 长江河口下切古河谷区AB剖面钻孔地层对比(CX03孔据李保华等, 2010; 冷伟和范代读, 2014。剖面位置见图1)Fig.7 Stratigraphic correlation along profile AB in the Yangtze palaeo-incised valley(Data of Borehole CX03 adapted from Li et al., 2010; and Leng and Fan, 2014. Profile location in Fig.1)

最大海退面是沉积物由低位体系域正常进积向海侵体系域退积转变的界面, 常被称为海侵面、低位体系域顶界面等(Catuneanu et al., 2011)。该界面位置仍存很大争议, 有学者主张将其置于河流相和河口湾相之间(van Wagoner et al., 1990; Allen and Posamentier, 1993; Xu et al., 2016), 亦有认为其应放在河床砂砾沉积层的内部, 以区分低水位体系域中进积的河流相沉积和海侵体系域退积的河流相沉积(Zaitlin et al., 1994; 李从先和汪品先等, 1998), 从层序界面的等时性来看, 后者更为合理。虽然不同时期河流相之间界面在地震剖面上可以根据同相轴的终止类型加以区分, 但是至今未有可靠的方法可以在钻孔或者露头上准确区分这2种沉积。文中研究钻孔有较多的14C测年数据, 当以沉积相划分最大海退面“ 受阻” 时, 则考虑层序界面的等时性, 因此试图从年龄数据上来划分最大海退面。Li等(2014)通过东海陆架沉积体系研究, 确定了15.4 ka BP为低位体系域向海侵体系域转化时间, 该时间与文中所用海平面快速上升阶段开始时间相吻合(图 6), 因此, 选取15 cal ka BP等时界面作为最大海退面(图 7)。

最大海泛面是层序退积向进积转变的分界面(Catuneanu et al., 2011), 由于层序堆叠样式是相对基准面与沉积物供应的共同结果, 总的来说沉积速率由陆向海是逐渐减小的, 因此所确定的界面一定程度上是穿时的。所以, 不同学者针对不同区域研究所得出的长江三角洲最大海侵时间存在差异是正常的(Hori et al., 2002; Li et al., 2002; Song et al., 2013; Li et al., 2014)。要确定最大海侵发生的准确时间, 还应从三角洲顶部区域找答案。李从先和汪品先(1998)由于当时缺乏高分辨率的测年数据, 将最大海泛面置于海相泥质层中, 对于中段泥质被侵蚀的区域则用侵蚀面代替。通过三角洲平原靠海区域钻孔年龄数据, 大致确定了长江三角洲地区最大海侵时间约为7.5 ka BP。Song等(2013)通过三角洲顶部区域HG01孔, 结合高分辨率定年数据和微生物指标确定了长江最大海侵时间发生在8.0 cal ka BP, 笔者赞同该结论。文中最大海泛面便是置于海相泥质层中粒径最小出现的层位(李保华等, 2010), 向海区延伸存在沉积滞后, 最大海侵时间至水下区域大致在7.5 cal ka BP左右(图 7)。

4.2.3 层序地层演化过程 整体上, 层序地层演化经历了完整的海侵— 海退过程, 海侵层序沉积厚度约35~50, m, 期间沉积中心逐渐向陆迁移; 而海退层序层厚仅有18~30, m, 表现为向海减薄的趋势(图 7)。末次冰期海平面下降到低于现今海面约135, m(Li et al., 2014), 长江三角洲地区以及东海陆架大部分区域暴露地表, 遭受侵蚀或成土作用。在古长江的侵蚀下, 研究区形成了宽约60~70, km、深度约60~90, m的下切河谷(Li et al., 2000)和多期次的河流阶地(Wang et al., 2012)。此时, 长江三角洲地区及东海陆架处于大范围侵蚀状态, 古长江将大量沉积物输送到冲绳海槽附近堆积(Li et al., 2014), 形成强制海退体系域。古河间地及河流阶地因暴露和长时间的风化作用, 使得这些区域普遍发育硬黏土层(陈报章等, 1991; Li et al., 2002)。对比来看, 古河谷主要为河流侵蚀形成的滞留砾石沉积, 如CX03孔底部的砾石层。

18~15 ka BP以来, 海平面开始以较小的速率上升(图 6), 诱发河流均衡剖面发生调整, 首先在下切河谷内形成可容空间, 河床开始由侵蚀转变为沉积, 在砾石层上堆积中— 粗砂质的河床相沉积(CX03孔河流相、河流— 河漫滩相和YD0901孔和YD0903孔Ⅰ 层段, 图7), 古长江下切河谷开始被逐渐充填。李从先和汪品先(1998)认为该古河谷充填机制是基准面变化引起的回水作用引起的充填。14.8~13.0 cal ka BP海侵到达并淹没研究区; 该阶段为快速海侵期, 对应于MWP-1A冰融水事件; 历时1.8, ka, 潮汐作用影响便从YD0903孔推及到CX03孔附近, 由此推算海岸线向陆推进速度可达71.9, km/ka。13~8 cal ka BP期间, 在早期河流相之上, 依次叠置了潮汐河流相(YD0901孔和YD0903孔)和潮坪相、潮道相(CX03孔)、河口湾相及浅海相沉积(图 7), 整体构成海侵体系域。

约8.0 cal ka BP海侵达到最大, 长江三角洲平原区形成了以镇江、扬州为顶端的巨大河口湾(Li et al., 2002)。海平面上升速率明显减小, 长江携带来的巨量沉积物堆积于此, 其堆积速率超过海平面上升所创造的可容空间速率, 从此长江三角洲开始逐渐形成。8~6 cal ka BP 处于沉积环境转换阶段, 且古下切河谷基本被填平, 沉积物开始在河间地堆积(王张华等, 2007), 使得该时期沉积速率较低。7~4 cal ka BP, 研究区处于浅海环境, 主要发育浅海或前三角洲相沉积, 沉积速率都较小, 由于地形和水动力条件不同, YD0901孔该时期快速堆积了厚层的浅海相沉积物。约4 cal ka BP, CX03孔开始发育河口砂坝沉积, 至3 cal ka BP三角洲沉积覆盖了整个研究区(图 7)。从2 cal ka BP以后, 三角洲快速向海进积, JS98孔在1 cal ka BP已演化成陆, 三角洲前缘快速推进的速率可达83, m/a(Hori et al., 2002)。公元700年前后, CX03孔河口沙坝初露水面, 形成长兴岛(同济大学海洋地质系三角洲科研组, 1987)。

5 结论

1)对比CX03孔、YD0901孔和YD0903孔的地层特征, 可见LGM以来长江水下三角洲古下切河谷区沉积层序, 自下而上依次发育河流相、潮汐河流相、河口湾相、浅海相和三角洲相。

2)长江三角洲末次冰盛期以来层序为五级Ⅰ 型层序。水下三角洲区域15.0 cal ka BP之前, 海平面缓慢上升, 古河谷开始被充填, 低位体系域发育。15.0~7.5 cal ka BP为海侵体系域形成阶段, 海侵层序厚度约35~50, m, 期间沉积中心逐渐向陆迁移。至8.0 cal ka BP海侵达到最大, 水下三角洲区域钻孔记录显示该时间约为7.5 cal ka BP, 略滞后于三角洲顶部区域。7.5 cal ka BP至今发育厚约18~30, m的海退层序, 厚度向海逐渐减小。约4 cal ka BP长兴期河口沙坝开始形成。

3)钻孔记录了14.8~13.0 cal ka BP期间, 受MWP-1A冰融水事件影响快速海侵, 层序退积速率可达71.9, km/ka。7.5~4.0 cal ka BP研究区为浅海— 前三角洲环境, 沉积缓慢。2 cal ka BP以来三角洲相快速向海推进, 推测是受人类活动加剧, 以及可能有黄河物质输入到长江口外的共同影响。

作者声明没有竞争性利益冲突.

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