长江三角洲江都-镇江冰后期古河谷沉积特征及其沉积中心的变迁*

杨献忠,魏乃颐,马雪,蒋仁,于俊杰,张宗言,赵玲,劳金秀

(南京地质矿产研究所,南京210016)

长江三角洲江都-镇江冰后期古河谷沉积特征及其沉积中心的变迁*

杨献忠,魏乃颐,马雪,蒋仁,于俊杰,张宗言,赵玲,劳金秀

(南京地质矿产研究所,南京210016)

长江三角洲江都-镇江(大港)河段冰后期地层层序可分为早期海侵层序和中、晚期海退层序。早期海侵层序主要包括下部冰消期近源辫状河流相、中部河流相、上部河漫滩相,为一套海进式河床充填层序,在垂向上具有该河段独有的三层结构特点。中、晚期海退层序主要包括前三角洲相、三角洲前缘相和三角洲平原相,在垂向上也具有三层结构特点。冰后期以来,古长江的江面宽度不断变化,沉积中心位置也随之发生多次较大调整:冰消期至全新世早期,中心位置曾不断向南偏移;从全新世中期开始,其中心位置开始北移直至最大海侵结束;最大海侵后,随着三角洲不断进积,其中心位置也开始节节南移直至现今位置;从最大海侵到现在,古长江中心位置可能向南移动大约15 km。

冰后期;长江三角洲;地层层序;江都市和镇江市

关于长江三角洲晚第四纪以来地层的沉积特征,已有较多的研究[1～12],但多限于长江南翼或江阴以下河段。对于长江三角洲镇(江)-扬(州)河段末次盛冰期以来的沉积特征,报道较少。本文依据中国地质调查局地质大调查项目前期已经完成的钻孔(图1)岩芯材料,结合14C测年数据(14C半衰期:5 568 a BP)及微体生物特征,对江都-镇江(大港)河段冰后期古河谷地层的沉积特征进行分析,以探讨该河段冰后期沉积中心的变迁及演化过程。

1 沉积层序及其沉积相组合

江都-镇江(大港)河段在钻孔控制的深度范围内,自下而上可以明显地区分出晚更新世晚期和冰后期(全新世)两类不同时代的地层。

1.1 晚更新世晚期地层层序

晚更新世晚期地层层序从下到上主要由相当海洋氧同位素(M IS)3阶段的下部河流相、末次盛冰期形成的硬粘土层和上部河流相组成[13]。下部河流相埋深多在65～70m以下,沉积物具有典型的下粗上细的二元沉积结构特征并构成多个沉积韵律。中部硬粘土层主要为还原环境下的灰绿色、暗绿色向下渐变为黄褐色硬粘土层,其为低海面时期长江三角洲地区形成的暴露大气下的河漫滩相粘土经后期改造而成[14],但由于其上覆盖了隶属晚更新世、可能属于末次盛冰期晚期滞留沉积的上部河流相沉积物(图1C23孔),因此该硬粘土层也可能为M IS3阶段之前海面下降时形成[13]。上部河流相沉积特征类似于下部河流相,只是在粒度、砾石的含量上比上部河流相明显要低。

图1 长江三角洲江都-镇江河段古河谷沉积特征Fig.1 Sedi mentary characteristics of the ancient valley in Jiangdu-Zhenjiang mouth of Yangtze R iver Delta

1.2 冰后期(全新世)地层层序

从层序地层学角度分析,末次盛冰期以来,海平面变化经历了半个周期,中国沿海三角洲地区却由海侵、海退形成了一个完整的沉积层序。末次盛冰期的不整合面和现今三角洲的顶面构成了该层序的上、下界面。因此,长江三角洲江都-镇江(大港)河段可以划分出全新世早期海侵序列和全新世中、晚期海退序列[5],不同时期的沉积特征已略有报道[13,15]。海退过程中,全新世中、晚期海退序列先后形成六期河口砂坝,本研究区处于红桥期河口砂坝内。

1.2.1 早期海侵层序沉积相

下部冰消期近源辫状河流相:末次盛冰期沉积物主要为灰色调(青灰色、深灰色),冰消期沉积物主要为黄色调(灰黄色、褐黄色)(参见文献[13]中的图3),后者为冰后期早期气候转暖、近源辫状河流快速覆盖堆积、未及充分还原所致。该黄色调(含砾)砂层在该河段均有分布(除C24孔外),可以作为标志层,其底板可作为划分末次盛冰期与冰后期的分界面[13](SB)。C24孔缺失该套沉积层。

中部河流相:以B10孔为沉积中心,沉积物由两层组成:下层主要为中粗砂或含细砾中粗砂层,上层主要为灰色粉细砂、细砂,局部含少量碳化植物碎屑,未见海相微体生物。南侧C24孔缺失该河床相沉积物,与之相对应的是一套近岸边滩的湖沼相沉积物,岩性为夹大量碳化植物碎屑层的灰色、深灰色含粘土粉砂。

上部河漫滩相:岩性主要由褐灰色、棕灰色粉砂质粘土夹粉细砂构成,局部夹少量植物碎屑;发育水平层理、微斜层理;未见海相微体生物有孔虫;较均匀分布少量腹足类、双壳类较完整个体残骸,并见非海相介形类小玻璃介未定种Candoniellasp.、隆起土星介Ilyocyp ris g ibba(Ramdohr)壳体,显示以静水环境为主的漫滩相沉积。南侧C24孔继承早期湖沼相,继续沉积夹碳化植物碎屑的灰色、深灰色含粘土粉砂。

上述海侵层序及其沉积特征在距离图1剖面下游约20 km的泰州市口岸镇仍然存在,其底部有一层厚度不大的含砾砂层(砾石直径约1 cm),中部为灰色细砂,可见斜层理和交错层理,上部为灰色亚粘土,夹较多的薄砂层;在电测曲线上(图2),下部视电阻率较高,向上逐渐减小且呈锯齿状,与岩性变化基本吻合;河床层序不整合超覆在黄褐色砂砾层上[5]。

显然,冰后期(全新世)早期的海侵层序,实际上是一套在海侵背景下的河流充填层序。研究区冰后期(全新世)早期海侵层序,在垂向上具有三层结构特点,从下到上沉积物具有粒度下粗上细、砾石含量下高上低、砾径下大上小、颜色由黄色逐步变为灰色、分选性由差到好、沉积构造由不明显到清晰的水平层理、微斜层理等特征,反映随着海侵,河面逐渐开阔,水动力条件逐步减弱,为一套海进式河床充填层序,相当于正常河流沉积的正旋回。南侧系海侵自东向西发生、自古河谷向两侧逐渐扩展过程中,古土壤被淹没并接受滨海沉积时,在古河间地的低洼处或古冲沟地区,由于排水不畅、积水而形成的淡水湖沼沉积,反映了陆相沉积环境特征[7～8]。与下游河段对比表明,也许上述三层结构是该河段独有的特征。

图2 泰州市口岸镇9号钻孔柱状图及电测井曲线(据文献[5]绘制,略有修改)Fig.2 Stratigraphic column and electric logging curve of the ninth drilling hole in Kouan town,Taizhou city

1.2.2 中、晚期海退层序沉积相

前三角洲相:以青灰色粉砂夹粉砂质粘土沉积为主,北侧近岸处以粉砂质粘土为主,水平纹层较发育,其厚度多为1～2mm,海相淤泥并不发育。B10孔37.30～37.35 m见奇异小玻璃介Candoniella m irabilisSchneider、布氏土星介Ilyocyp ris brady iSars和隆起土星介壳体。图1剖面线东部约15 km钻孔相近层位(42 m左右),见一、二海相介形类陈氏新单角介N eom onoceratina chenaeZhao幼体,显示极低海相性的同时,也表明海侵到达这里时河流仍具有较强的作用力。从沉积物特征分析,研究区前三角洲相称之为河口湾相可能更为合理。

三角洲前缘相:由于沉积环境差异和复杂的水动力条件,三角洲前缘相沉积构造类型呈现多样性,波状层理发育局部见交错层理,出现较复杂的亚相:以河口砂坝亚相为主体,夹沿岸砂坝、汊道河流、河口侧翼边滩等亚相,其上覆地层为三角洲平原相。

河口砂坝是三角洲前缘相的主要组成,主要为灰色、青灰色粉砂、粉细砂,颗粒均匀,分选较好,结构松散,粒级向上略有变粗;发育水平纹层、微斜层理、波状层理,局部见小型交错层理,微小或小型侵蚀界面常见,反映了海退期间海陆相互作用的水流周期性波动;见少量生物碎屑且局部较富集,显示浪基面附近的波浪搬运作用。图1东部(红桥镇东北)同时施工的钻孔相近层位(15.00～20.00 m段),见少量广盐性有孔虫毕克卷转虫A mm onia beccarii vars.(L ineé)以及低盐性有孔虫孔缝筛九字虫Cribrononion polisuturalisHo,Hu etW ang个体,而在下游地区见丰富的海相微体生物[16],反映下游地区海相性程度较高,而研究区海相性程度较低。

沿岸砂坝主要发育于C23孔以北,上部以粉砂为主,下部为粉细砂,走向垂直于图1钻孔剖面线。近岸边滩沉积主要发育河谷两侧的侧翼,主要为灰色、青灰色粉砂与棕红色、棕灰色粉砂质粘土互层沉积,局部为粉砂质粘土。B10孔及B08孔、C24孔明显可见由汊道河流沉积的灰黄色、黄灰色中细砂构成的透镜体以及多期次一级砂质透镜体,其中C24孔厚度达到2 m,与下层呈侵蚀接触,可见明显的冲刷面。在垂直层序上,红桥期汊道河流沉积物下粗上细,电测曲线(图3)自下而上由高阻变为低阻,沉积构造下部以交错层理为主,向上渐变为斜层理和水平层理,反映水动力条件逐渐减弱[17]。另外,在研究区的三角洲前缘相内,局部见含少量碳化植物碎屑的短暂性湖相沉积。

图3 长江三角洲红桥期汊道河床砂体电测井曲线(据文献[17]绘制)Fig.3 Electric logging curve of sand body formed in branch rivers of Yangtze R iver Delta in Hongqiao stage

三角洲平原相:主要由粉砂质粘土、粉砂、含粉砂淤泥质粘土组成。随着地形地貌的不断改变及其水动力条件的减弱,沉积亚相较为复杂。研究区三角洲平原相主要包括湖沼亚相、洪泛沉积亚相,局部还存在汊道河流亚相和边滩亚相等。总体上,该套沉积物属于潮汐通道的产物。

早期的湖沼亚相主要见于C23孔和B10孔,主要为灰色粉砂质粘土夹粉砂,含少量植物碎屑,多碳化-半碳化状,水平纹层发育,含少量河口相双壳类光滑蓝蛤A loides laevis(A A dam s)、腹足类贝壳完整个体或碎片;晚期的湖沼相几乎遍布整个古河谷,主要为深灰色、灰黑色淤泥质粘土夹粉砂,植物碎屑多呈半碳化-未碳化状。江都市南部岗地,地表沉积了厚约4～6 m的青灰色粉砂,偶见列式壳有孔虫强壮箭头虫B olivina robustaBrady壳体,可能为强潮汐搬运所致;岗地及近岗地周边范围,青灰色粉砂上覆褐黄色～黄褐色粘土质粉砂、粉细砂,系洪泛亚相沉积。B09孔可能为三角洲前缘相形成的河口砂坝直接出露地表形成的天然堤,使得C23孔和B10孔成为岸后湖沼。B08孔和C24孔为近岸边滩相砂泥互层沉积,底部的细砂可能为局部的汊道河流沉积。

上述前三角洲相、三角洲前缘相和三角洲平原相呈渐变关系,从海到陆相继出现,而在垂向层序上具有十分明显的三层结构[18]。从下到上具有较明显的规律性,依次表现为:沉积物颗粒度呈现细、粗、细的变化;沉积构造上先后呈现水平层理、波状层理和交错层理、水平层理;沉积物的颜色中间较浅、下部和上部较深;海相性逐渐增加。

2 冰后期沉积的形成过程及沉积中心的变化

晚更新世中晚期20～40 ka,江都-镇江(大港)河段气候温湿,雨水充沛,物源丰富,沉积速率较大,河谷区快速沉积了一套具有河流二元结构的砂砾层。从砾石含量高并见飘砾、夹碳化木块以及沉积物结构构造和空间展布形态,并结合古地形、地貌推断,当时研究区长江的沉积环境为山前与港湾间的季节性河流局部夹山前洪流沉积[9],推测长江的宽度不低于20 km,其沉积中心可能位于B10孔和B09孔一线之间。

晚更新世晚期末次盛冰期期间,气候寒冷,全球性海面下降,长江古河间地沉积了厚层漫滩相泥质沉积物并在后期改造成土成壤而变硬成为硬粘土层,其形成时间大约为20～15 ka BP[7,14],长江的宽度大约为14～15 km,其沉积中心变化不大,可能仍位于B10孔和B09孔之间。末次盛冰期期间,岗地区形成多层粘土层,这已由本研究其它钻孔证实。C23孔和C24孔所见灰绿色粘土层的顶板埋深分别为70.00m和64.70 m,与长江三角洲南部平原第一硬土层的埋深一般为15～30 m[19]可能不是同一层位,因此不具对比意义。

从15 ka BP开始进入冰消期,此期间全球海平面呈阶段性迅速上升[3～4,20]。随着海面上升,降水加大,原来沉积的硬粘土层遭到侵蚀破坏,宽约14～15 km长江下切河谷被以下粗(含细砾中粗砂)上细(中细砂层)多个韵律为主的沉积物充填并在北侧曾溢出下切河谷区。对比B10、B09和B08三个钻孔下切河谷与晚更新世晚期河流相沉积物的特征发现,两者沉积物的特征没有太大差异,只是前者在砾石大小、含量上略低于后者,且两者间具有连续沉积的特点。随着气候相对温暖,海平面上升,河谷区继续发育河流相;在古河间地的低洼处或古冲沟地区排水不畅,积水而成湖沼,以使得整个河谷更为开阔,水域面积扩大,宽度可达26～28 km左右。冰消期早期,沉积中心在B09孔附近,相对于末次盛冰期,其中心位置向南偏移约1 km左右;其后中心位置逐步向南部偏移。

大约从12 ka BP开始,水量突然减少,B09孔以北主要沉积了一套河口湾漫滩相粉砂质粘土,B8孔以南以湖沼沉积为主。此时段,河流在B09以南的狭窄范围内(可能指示了后期大西洋海侵的通道所在),沉积物以粉细砂～细砂为主,河流宽度可能仅有3～4 km,包括南部的湖沼水域在内也可能只有7～8 km,因此河道中心位置再次向南部偏移,相对于冰消期,偏移距离大约有5 km。笔者认为,水量减少、粉、细砂沉积特征并非构造沉降,应该是温度降低所致,是否与“新仙女木事件”(Younger D ryas Event)[21～22]冷期有关,尚值得进一步研究,因为这涉及到近海内陆区是否对该事件的耦合性以及该事件在东部陆架海周边的时空分布。

大约从10 ka BP开始了大西洋期海侵,海面上升,海水入侵,河水迅速上涨,河口退缩,约9 ka前后海水达到该地区[2],最大海侵发生于6.5～7.0 ka BP左右[10]。从大西洋期海侵开始到最大海侵期间,研究区长江最大水域宽度逐步扩大,从16～20 km到30余千米,沉积中心随着海侵的逐步增大而从南侧的B08孔附近逐渐向北侧的B09孔偏移。海侵过程中,海水(涨潮流潮汐或波浪)一方面对岗地区晚更新世粉砂质粘土产生侵蚀作用,另一方面回水(落潮流)作用又将被侵蚀下来的粘土物质向河谷中心附近迁移,并在近岸区适宜位置沉积,表明三角洲在此时已开始发生早期的进积作用。研究区下游黄桥期、金沙期和崇明期河口砂坝沉积相和沉积序列研究及AM S14C测年,清楚地显示于6～7 ka BP已发生三角洲进积作用[20],并形成前三角洲相～三角洲前缘相。C23孔中上部近岸边滩沉积粉砂质粘土及其下伏的粘土质粉砂,可能为三角洲早期进积作用的产物。海侵最盛时期,长江古河谷转变为以镇江、扬州为顶点的喇叭形河口湾,类似于今日之钱塘江河口湾,而且属于强潮河口湾[23]。考虑潮差的影响,推断9 ka BP左右镇江附近的水位约为-10～-12m,6 ka BP前后在-2～-3 m左右[24]。然而,河口湾存在的时间是短暂的,很快即转化为三角洲,地层中保留下来的多为三角洲相层序[25]。

大约从6.5 ka BP开始,海面上升速度逐渐减缓,长江三角洲沉积率超过海面上升速度,三角洲堆积前展,开始了河口湾向三角洲的沉积演变。长江三角洲经历了六个主要发育阶段,从而形成红桥期、黄桥期、金沙期、海门期、崇明期、长兴期等六期亚三角洲[1](河口砂坝)。海退过程中,由于科氏力作用,长江泥砂向北部运动,而北部为岗地,近岸的泥、砂只能向南部移动,两者相遇后随着海退水流不断向下游扩散并沉积,使得三角洲相不断进积前展,因此长江水域宽度逐渐减少,沉积中心不断向南侧摆动。大约在4～5 ka BP期间,海平面曾一度回落,C24孔埋深32.00～40.00m段沉积了一套边滩相砂泥互层并夹2m厚、由汊道河流沉积的灰黄色含细砾中细砂层;北侧相邻的B08孔也有类似沉积但厚度略小。因此河谷水域宽度曾一度从30 km余减少到20 km左右,沉积中心位置也略向北偏移。从5.5 ka到4.5 ka,中国海面从海拔0.2 m下降到-3.7 m,千年降幅达3.9 m[26],因此中全新世的5 ka左右为一次较为明显的海退:芜湖～江阴河段为一薄层陆相沉积并分布古文化遗迹[27],下游地区造成了大面积土地的裸露并形成相应的良渚时期的文化层[28],南黄海QC2孔中全新世(5 ka)沉积物也显示了该期气候衰退事件[29]。笔者认为,C24孔2m厚的灰黄色含细砾中细砂层,可能为该事件在本区的局部响应。4 ka BP以后,海面又回复到高海面位置,且自那以来的海面变化基本上保持在高海面位置作上下波动[30]。

三角洲平原形成以后,巨大的沉积空间已不具备,强烈的水动力环境也不复存在,但局部的新构造升降运动及微地形地貌的改变还在影响着河谷的均衡调整[9]。北岸三角洲平原地势平坦,入江水道密集,使得北岸淤积速度加快,三角洲不断淤积前展;南岸近邻大港低山,在落潮流强大的冲刷力作用下,不断受到冲蚀,加上人类活动不断向南推移,北岸江中心滩逐步与北岸并陆。从2 ka BP开始,北岸区河网、湖沼十分发育,早期这些湖盆可能范围较大且为半开放环境;随着流域内人类活动的逐渐增强,滩地日愈拓宽,湖盆也逐渐萎缩。据史料记载,从隋唐时期到宋朝时期的300多年时间内,江面水域宽度从20余千米迅速锐减到仅为9 km,沉积中心位置也继续南偏,而且宋朝时期研究区长江走向呈N EE向,直冲点向江北,现今的地貌上,北岸区残留牛轭湖的长轴延伸方向大致为N E75～80°,反映了全新世晚期长江的大致流向并与史料记载基本相符。随着人类活动的加剧,三角洲不断前展,长江水域宽度逐渐变窄,沉积中心位置不断南移直到现今位置。现今,镇江大港上游的长江走向呈NWW-SEE,在大港转呈N EE向,长江江面宽度仅为2～3 km左右。

3 结 论

(1)末次盛冰期,由于基面大幅度下降,江都-镇江(大港)河段形成了下切河谷。下切河谷的宽度在14～15 km。

(2)江都-镇江(大港)河段冰后期早期海侵层序主要为下部冰消期近源辫状河流相、中部河流相、上部河漫滩相,在垂向上具有三层结构特点,为一套海进式河床充填层序。从下到上沉积物在砾石含量、砾径及粒度变化、分选性、颜色、沉积构造等方面,表现出明显的规律性。

(3)江都-镇江(大港)河段冰后期中、晚期海退层序包括前三角洲相、三角洲前缘相和三角洲平原相,在垂向上也具有三层结构特点。从下到上沉积物在粒度、沉积构造、颜色、海相程度等方面也呈现较明显的规律。

(4)冰后期以来,江都-镇江(大港)河段古长江的江面宽度不断变化,沉积中心的位置也随之发生多次较大调整(表1):冰消期至全新世早期,中心位置曾不断向南偏移;从全新世中期开始,其中心位置开始北移直至最大海侵结束;最大海侵后,随着三角洲不断进积,其中心位置也开始节节后退南移直至现今位置。从最大海侵到现在,古长江中心位置可能向南移动大约15 km。

表1 末次盛冰期以来江都-镇江(大港)河段江面宽度变化及其沉积中心位置的调整Table 1 W idth changes and depocenter adjustments in Jiangdu-Zhenjiang mouth of Yangtze River since last glacial maxi mum

致谢:本文在撰写过程中,曾与天津地质矿产研究所王强先生多次交流;南京地质矿产研究所岳文浙研究员提出宝贵意见;文内14C测年由中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊沉积与环境重点实验室完成。在此一并致谢。

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Postglacial sedi mentary characteristics and depocenter changes in Jiangdu-Zhenjiang mouth of Yangtze River Delta

YAN G Xian-zhong,W EIN ai-yi,MA Xue,J I AN G Ren, YU Jun-jie,ZHAN G Zong-yan,ZHAO L ing,LAO Jin-xiu
(N anjing Institute of Geology and M ineral R esources,N anjing210016,China)

The postglacial strata in Jiangdu-Zhenjiang(Dagang town)mouth of Yangtze R iver Delta may be grouped into early transgressive sequence and m id-late regressive sequence. The early transgressive sequence,which is a transgressive channel-filling one,consists of near-fountain pigtailed river channel facies formed in deglacial stage in the bottom,river channel facies in the m iddle and floodplain facies in the upper.Therefore,the sequence has a feature of three beds structure that may be exclusive in the mouth in vertical distribution.The m id-late regressive sequence is composed respectively of prodeltaic,deltaicfront and deltaic plain facies in ascending order.Consequently,the sequence is also characterized by three beds structure.Since postglacial stage,thew idth of ancient Yangtze R iver was constantly changing,and the depocenter location also had several adjustments.From deglacial stage to the early Holocene,the depocenter had southward m igration continuously.From them id-Holocene,the depocenter started to move north until the end of themaximum transgression.A fter the maximum transgression,the depocenter also began to retreat southward steadily until the present location w ith the delta continued progradation. From the maximum transgression to now,the depocenter of ancient Yangtze R iver may be moved toward south about 15 km.

postglacial stage;Yangtze R iver Delta;strata sequence;Jiangdu city and Zhenjiang city

book=176,ebook=102

P534.63

A

1671-4814(2010)03-176-09

2010-03-08

中国地质调查局地质大调查项目(1212010781020)资助。

杨献忠(1962～),男,博士,教授级高级工程师。现主要从事长江三角洲区域地质调查与研究。