黄河三角洲GJ1孔晚第四纪地层层序及全新世沉积单元划分*

马瑞罡， 胥勤勉， 褚忠信

(1．中国海洋大学海洋地球科学学院海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东 青岛 266100； 2.同济大学海洋与地球科学学院海洋地质国家重点实验室，上海 200092；3.中国地质调查局天津调查中心，天津 300170)

黄河三角洲GJ1孔晚第四纪地层层序及全新世沉积单元划分*

马瑞罡1,2， 胥勤勉3， 褚忠信1**

(1．中国海洋大学海洋地球科学学院海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东 青岛 266100； 2.同济大学海洋与地球科学学院海洋地质国家重点实验室，上海 200092；3.中国地质调查局天津调查中心，天津 300170)

黄河三角洲作为自然河流体系形成的大型河控三角洲，研究其地层结构可更好地理解河控三角洲的层序框架、河流改道与海平面升降等。本文主要基于黄河三角洲上GJ1钻孔沉积物的粒度以及测年数据，结合前人成果，利用岩性地层学、年代地层学等方法，划分了GJ1钻孔的沉积相，重点是全新统。GJ1钻孔78 m长的岩心，形成年代为60 ka B.P.至今，沉积相自下而上依次为(1)三角洲-河流-三角洲沉积(49.2～78.0 m)；(2)河流沉积(45.9～49.2 m)；(3)滨海近岸-河流沉积(24.6～45.9 m)；(4)河流沉积(19.4～24.6 m)；(5)全新世河流-滨海-三角洲前缘-河流-分流间湾与河流沉积(19.4 m 以浅)，其中4.5 m以浅为1917—1926 年期间黄河行水的河床及废弃河道沉积。此外本文尝试将粒度数据与全新世古气候变化记录进行对比，发现全新世相对冷期GJ1孔平均粒径较粗，在相对暖期平均粒径较细的整体特征。且可以识别出6 500～6 000 cal yr B.P.,4 200～3 800 cal yr B.P.,3 500～2 500 cal yr B.P.三次明显的北半球冰盖扩张，两极变冷，赤道变干的气候事件。

黄河三角洲；全新世；地层层序；沉积相；古气候

地层的划分与对比是沉积学的重要研究内容，对位于平原海岸的河流三角洲而言，层序的划分除了沉积学本身的意义，还对海平面变化、河流演变、气温变化等研究有重要的 指示意义。黄河三角洲作为大型的天然河流三角洲，其演化受控于河流输沙量、河道演化、河流改道等因素[1-4]。早期的一些研究提出，在LGM全球干冷气候条件下，在现代渤海区域内形成了古沙漠环境，并认为黄河在此期间并未流入渤海，或对渤海地区环境影响较小。但 目前多数认为古黄河在MIS3期(～40cal kyr)至MIS2 期流入南黄海，形成下切河谷[5]，期间古黄河在南黄海(形成苏北黄河三角洲)和渤海之间多次更替，末次冰盛期(LGM)到早全新世流入渤海，黄河的频繁改道和摆动，在渤海西南岸以及黄海西岸形成了多期三角洲沉积[6-8]，并在对相关的历史文献、遥感资料和地貌特征等进行研究的基础上，提出黄河三角洲的演化与贝壳堤的形成相一致[6]。近年来对于苏北黄河三角洲和渤海西南岸的现代黄河三角洲的沉积环境和沉积相特征的研究表明，两者均属于河流起主导作用的河控型三角洲，且从陆向海依次为上三角洲平原、下三角洲平原、三角洲前缘、三角洲侧缘和前三角洲[7-12]。渤海湾西南岸的西汉古黄河三角洲分布于河北黄骅和海兴之间[13-17]。全新世时期，黄河在渤海湾西岸和南岸共形成了9个超级叶瓣[6,9]，其中与GJ1钻孔相关的为垦利(11AD～1048)与现代黄河三角洲(1855～至今)。利用粒度、微体鉴定、常规14C测年等数据，众多学者对本区域内的钻孔进行了沉积学研究，反映了高、低海面层序的多期旋回以及在晚第四纪与氧同位素(MIS)5、3、1期相对应的3次海侵[18-22]，系统地描述了各沉积相沉积物的粒度参数以及构造方面的特征。

本文利用取自黄河三角洲的GJ1深孔岩心，开展粒度测试与同位素测年，结合岩心的岩性结构与构造特征与前人成果，划分该岩心的沉积地层，重点是全新统的沉积单元。

1 地质概况

在沉积物来源上，黄河对渤海西南岸的影响最明显。黄河携带大量泥沙，在入海口处堆积，形成了大规模的三角洲平原。在构造上，渤海湾西南岸以羊二庄断裂为分界断裂，横跨黄骅坳陷以及埕宁隆起[18,24-26]。古近纪主要为断陷期，在坳陷和隆起区沉降差异较大；新近纪和第四纪主要为坳陷期，整体发生沉降[24-27]。渤海湾西南岸第四纪厚度在黄骅坳陷和呈宁隆起上有较大差异，位于黄骅坳陷区内钻孔确定厚度约400 m[21-23]，而位于埕宁隆起上钻孔发现仅有300 m[14]，其中包括5期火山活动[29-30]，最晚的火山活动即晚更新世晚期喷发形成了小山[29]。渤海湾西南岸在晚第四纪共发生过3次海侵事件，并和海洋氧同位素(MIS)5、3和1阶段相对应[31-33]。

图1 GJ1 钻孔位置Fig.1 Location of GJ1 core site and main landforms of the study area

2 材料与方法

2.1 岩芯概况

本次研究所用的GJ1钻孔位于渤海湾西南岸东营河口区六合村西北侧(见图1)，地理坐标为38°0′54.91″N，118°24′41.50″E，孔深78 m。该岩心采用旋转机械钻，岩芯管直径108 mm，成功采样深度3～78 m，岩芯采取率达90%。岩心上部3m以浅，因采样过程中沉积物液化，未能取样。对该岩心根据岩性的差异以2～5 cm进行分样，开展粒度测试。

2.2 粒度

粒度样品采用Malvern-2000激光粒度仪测试。对样品中的贝壳碎屑、有机质和钙质结核用H2O2进行前处理；测试仪器为英国Mastersizer2000粒度仪，测量范围为0.2～2 000 μm，重复测量的相对误差<3%。粒度测试在南京大学地理与海洋学院完成。

粒度测试的流程如下。在仪器测试之前，样品经过预处理。主要步骤有：(1)取样，加入蒸馏水并充分搅拌。(2)加入H2O2溶液，去除有机质，并静置24 h。(3)加蒸馏水至50 mL，静置8 h，去除上层清液。(4)加入六偏磷酸钠溶液约5 mL，震荡分散。最后采用激光粒度仪进行测定。粒径采用乌顿-温氏分类法，即底数为1/2的以mm为单位的粒径的对数值，用φ表示。再用McManus矩法计算平均粒径(MZ)、分选系数(或标准偏差δ)、偏态(SK)和峰态(KG)等粒度参数。沉积物的分类、定名，按照Shapard分类方案来进行。

2.3 测年

采集GJ1钻孔上部4.5～20 m深度的泥炭4件，在国土资源部青岛海洋地质研究所做常规14C测年。样品14C测试的半衰期为5 730年，再换算为半衰期5 568年，其余采用INTCAL04校准。另外引用相邻的ZK1(37°51′01″N,118°28′01″E)[22]和ZK4[35](38°02′24″N，118°25′32″E)钻孔测年结果(见表1)。

表1 测年结果Table 1 The 14C dating results

2.4 沉积单元划分方法

2.4.1 粒度参数判别 按照沉速理论，颗粒在水中的运动速度与粒度和流速有直接关系，因而沉积物的粒度分布是能量条件的反映。本文采用McManus提出的矩值法公式计算样品的粒度参数[28]，给出了不同沉积环境下沉积物的平均粒径Mz，标准偏差δ，偏态SK和峰态KG4个粒度参数的变化(见表2)。

表2 粒度参数判断标准Table 2 Qualitative description of the grain-size characteristics on the parameters

2.4.2 概率累积图判别 表示粒度φ值的累积含量(%)。横坐标为沉积物粒径，这里由粗粒(小φ值)向细粒径(大φ值)累加。沉积物具有不同属性，使得线段的数量，切点和斜率不同，比如：切点表示各粒径沉积物含量和所占比例；斜率可表示其分选性，如果斜率较大，则分选相对较好，反之则分选性差。这种方法容易在视觉上直观地比较沉积 物和沉积环境的差异。

3 结果

3.1 沉积物类型及粒度组成

根据Shapard沉积物分类方法，GJ1孔沉积物样品的类型主要有4种：粉砂、砂质粉砂、粉砂质砂、砂。从沉积物组成来看，粉砂含量最高，平均含量62%；砂次之，占28.3%；黏土含量最少，平均含量9.6%(见图2)。岩心4.5～7.8 m深度，粉砂含量为76.8%，砂仅占2.2%，远低于全孔砂含量平均值；8.4～11.8 m处，砂含量占优势，平均为60.5%，远高于全孔砂含量平均值，粉砂、黏土含量均较少；12.7～19.2 m处，粉砂含量最高，平均含量78.7%，高于粉砂含量平均值，多为砂质粉砂或粉砂；19.4～23.4 m处，砂含量最高，平均含量83.1%，远高于全孔砂含量平均值，粉砂含量较少，几乎不含黏土；24.4～28.8 m处，砂、粉砂含量相近，占35%～45%，以砂质粉砂和粉砂质砂为主；32.6～45.4 m处，粉砂含量最高，平均含量64.4%，多砂质粉砂或粉砂；45.4～48.8 m处，砂含量明显增加，平均含量70.0%，远高于全孔砂含量平均值，粉砂含量次之，黏土含量主要在5%左右；48.8～62.6 m，粉砂为主，沉积物类型多为砂质粉砂或粉砂；62.6～71.6 m，沉积物各组分含量以及平均粒径波动较明显；71.6～72.8 m处，粉砂含量最高，为59.7%～72.2%，略高于全孔粉砂含量平均值。整体来看，黏土和粉砂含量变化基本一致，两者与砂的含量变化相反。各组分含量最值及最值深度见表3。

表3 GJ1岩心沉积物组分极值含量及深度Table 3 Maximum/minimum of sediment components of the GJ1 core

3.2 粒度参数特征

GJ1孔沉积物粒度参数的垂向变化如图2所示。粒度参数包括平均粒径、标准差、偏度和峰态，通过对这些参数特征的分析可以推测沉积条件和环境的变化。

(1)平均粒径(MZ)：代表着粒度分布的集中趋势，它在一定程度上取决于物源区的粒度分布，即可以解释沉积物物质来源与沉积动力环境。GJ1孔的平均粒径范围为2.4～7.2φ，平均值为5.3φ。4.5～7.8 m处平均粒径细，表明沉积动力相对较弱，且变化幅度不大，说明沉积环境稳定单一；7.8～9.4 m平均粒径较粗，多为砂质沉积，表明沉积动力较强。9.4～12.4 m，平均粒径范围4.1～4.8φ，变化幅度小，粒径较大；12.7～17.8 m处，平均粒径范围6.3～5.6φ，粒径较细；17.8～25 m处平均粒径明显增粗，表明沉积动力较强；25～46.8 m处，平均粒径波动明显，表明沉积动力不稳定；46.8～67.7 m处，平均粒径较细，且波动不明显，表现较为稳定的弱动力环境；67.7～68.9 m处，平均粒径明显变大，沉积动力增强；向下再次变细。整体GJ1钻孔平均粒径的变化趋势，由下至上为细-粗-细-粗-细，相应的沉积动力由下至上依次为弱-强-弱-强-弱。

(2)分选系数(δ)：或标准差，表示粒径频率曲线的扩散程度，反映了沉积物分选性的好坏。GJ1孔的分选系数变化范围为1.2～2.2，平均值为1.6，分选程度差或较差。其中，5.4～7.6 m之间，分选系数明显较小，均值1.3，明显低于全孔分选系数平均值，说明此段钻孔沉积物主粒级较为突出；7.8～12.7 m处，分选系数较高，平均值为1.8，高于全孔分选系数平均值，分选较差；12.7～19.2 m处，分选系数较低，1.2～1.7，平均值为1.4，远低于全孔分选系数平均值，相对分选较好；19.4～28.4 m处，分选系数较高，平均值为1.8，说明该段物源供应，水动力条件等都较为复杂，导致沉积物分选性变差；28.4～46.8 m处，分选系数持续在较高位置上波动，最高可达2.2，高于全孔分选系数平均值；47.4～50.4 m处，分选系数明显突变，由1.9～2.0突变至1.3，说明此段沉积环境变化大，主粒级较突出，分选程度提高。

(3)偏态(SK)：表示沉积物粒度频率分布曲线的对称性。其数值反映了其数值为粒度平均值与粒度中位数的相对位置。对粒度分布而言，当以Φ为单位时，正偏即意味着细偏，平均值在中位数偏细的一边，粗粒物质不足，同时分选性也相对较差，反映在标准差数值相对较高；反之负偏意味着粗偏，在频率曲线上平均值位于中位数较粗方向的一边，细粒物质不足，分选性相对较好，反映在标准差数值相对较低。若偏度近似对称，数值为零，称为正态这时平均值与中位数往往重合。GJ1孔偏态值的范围3.0～-0.6，极正(细)偏明显，少数范围内出现正态或负(粗)偏态。

(4)峰态(KG)：峰态表现沉积物粒度频率分布曲线的尖锐程度，在频率曲线图上表现为曲线中峰值的凸的程度。正值时对应窄峰态；反之，负值对应宽峰态；正态曲线的峰值为1.0。GJ1孔沉积物峰态值的范围为12.4～2.0，平均值为3.7。在8.4～9.2 m、19.6～23.4 m和47.4～48.8 m处峰态值大，峰区尖锐。

GJ1孔沉积物相关粒度参数的变化具有以下规律：在海相层，随着平均粒径的增粗，分选性逐渐变差，偏态多正(细)偏，峰态逐渐变窄；反之，平均粒径变细，则分选性随之变好，偏态降低，可见正态-负(粗)偏态，峰态随之变宽。而在河流相沉积，平均粒径增粗，标准差变小，分选性更好，同时分选系数与偏态以及峰态的变化关系都与海相层相反。

4 讨论

4.1 地层的划分与对比

图 2 GJ1孔粒度组分含量与粒度参数(图中黑色粗虚线为参数平均值)Fig.2 Grain-size parameters of GJ1 core (the black bold lines denote data averages)

黄河三角洲位于渤海西南岸，本地区晚第四纪以来共发生过3次海侵[18-20]。第一次海侵范围覆盖至利津市和沧州市，时间较长，沉积了厚约25 m的海相沉积物，期间形成两个海相层(H4、H3)。这一时期的海陆交替推测是本区域内黄河形成的三角洲与海平面升降共同作用的结果，有待于更全面的资料进一步研究其沉积亚相和沉积微相来确定；第二次海侵发生在43～30 kaB.P.，形成第二海相层(H2)；第三次海侵影响范围至黄河三角洲地区时间约在8.8 kaB.P.，本区最高海平面出现的时间约在6 kaB.P.[31-32]。此次海侵形成的海相层，在黄河三角洲地区埋深20 m左右，称第一海相层(H1)。

主要利用粒度参数，各段沉积物类型等岩性特征与14C测年，结合前人研究成果[20,24-25]，划分了GJ1孔的沉积相。

(1)49.2～78.0 m为MIS5阶段的沉积，包括2个海相层，深度分别在50.7～52.4 m与67.7～72.0 m，其余主要为河流相。

(2)45.9～49.2 m:沉积物中含较多钙质淀积，依照沉积年代判断本段为MIS4(倒数第二冰期)的河流相，其粒度特征也与GJ1钻孔上部的19.4～24.4 m的河流相相似。

(3)24.6～45.9 m为相对较暖的MIS3期沉积，其中的30.0～45.9 m为第二海相层，包括多种微相；24.4～30.0为MIS3后期河流相沉积。

(4)19.4～24.6 m：为MIS2阶段沉积，沉积物从上至下分别为浅黄色粉细砂-黄灰色粉砂质砂和灰黄色粉细砂互层-灰黄色粉砂质泥夹粉砂薄层。本段河流相沉积物主要来自末次盛冰期黄河，具有代表性，反映了低海面时期的黄河泥沙性质。

(5)0～19.4 m为全新统沉积物。12.4～19.4 m为滨海相，为第一海相层；12.4～9.4 m为三角洲前缘-河口沙坝；9.4～7.6 m为河流相沉积；7.6～3 m可见分流间湾沉积特征。

GJ1钻孔地层与黄河陆上三角洲钻孔S3[21]，ZK1[22]及黄河水下三角洲钻孔HB-1[23]的地层对比见图3。

(图中显示黄河三角洲的沉积差异：GJ1孔沉积速率较小，S3钻孔缺失河流相沉积；不同地点的沉积速率相差很大：如在3～10 kaB.P.时期内，ZK1、GJ1、HB-1孔分别沉积了约5 m、15 m、7 m，反映黄河对本地区沉积速率的影响差异。Graph shows the sediment imparity of Yellow River delta:GJ1 has slow rate of sediment, S3 missed the river facies of sediment; The deposition rates at each sites are very different. For example,ZK1,GJ1,and HB-1 pores are deposited in the 3～10 ka B.P. period, which are about 5m, 15m, and 7m, which reflect the difference of the deposition rate of the Yellow River.)

图3 黄河三角洲GJ1孔与ZK1孔[22]、HB-1孔[23]、S3[21]孔的地层对比
Fig.3 Stratigraphic correlation in the Huanghe delta

4.2 GJ1孔全新世沉积单元划分

根据测年结果，GJ1 钻孔岩心24 m以浅为全新统。根据上述材料以及相应的划分方法，结合岩性特征(见图4)，可将GJ1孔全新统自上而下划分为5个沉积单元(Deposit Units)，对应编号为DU1～5(见图4)。GJ1 孔全新统的 5 个沉积单元对应第一海相层H1[17]，并且与S3孔[21]、HB-1[23]孔的地层结构较好对应。粒度概率累积曲线能有效地揭示沉积物的搬运方式，划定悬浮、跳跃和滚动组分，从而判别环境动力条件，识别不同沉积单元沉积物的运移过程和沉积作用[36]，通常以4φ作为判别悬移质(悬浮组分)和推移质(跳跃、滚动组分)的标准，悬移质粒径大于4φ，推移质粒径小于4φ[34,36]。

(沉积物类型中刻度数字0～5分别代表黏土、粉砂质黏土、黏土质粉砂、粉砂、粉砂质砂和砂；图中白色间断代表岩芯缺失。Number 0～5 represent clay, silty clay, clayish silt, silt, silty sand, sand; white blank represent stratum incompleteness.)

图4 GJ1 孔全新世地层年代、沉积物类型、平均粒径与沉积单元划分
Fig.4 Division of Holocenedepositeunitstogether with sediment types, mean grainsize and depositional age of GJ1 core

DU5：19.4～24.6 m，河流相沉积，灰黄色河流沉积粉砂与粉砂质砂。砂组分为主(80%～90%)，其次为粉砂(10%～20%)，黏土含量最少(<5%)。该段各粒度参数变化幅度较小，平均粒径2.7～3.1φ，分选系数介于1.5～1.8，偏态为1.7～2.5，峰态为5.3～9.6。指示极尖锐的极正(细)偏型分布曲线。从粒度概率累计曲线来看(见图5)，具有跃移组分含量较高的河道砂特征。

(纵坐标为百分含量(%)，DU1～5表示5个沉积单元。Y-axis is %, DU1～5 represent 5 deposit units.)图5 GJ1孔全新统典型沉积物粒度频率累积曲线(左)与频率分布曲线(右)Fig.5 Grain-sizecurves of cumulative frequency(left pannels) and frequency(right pannels) of GJ1 core during Holocene

DU4：12.4～19.4 m，滨海相，其中12.4～18 m段为前三角洲沉积。沉积物类型以灰黄色粉砂质泥夹粉砂质砂薄层为主，其中含明显的贝壳碎屑。沉积物组成以粉砂为主(70%～80%)，其次为砂(15%～20%)，黏土含量相对较少(一般<15%)，多为粉砂或砂质粉砂。该段各粒度参数变化幅度较小，平均粒径5.1～7.0φ，分选系数介于1.6～1.2，偏态为-0.6～2.7，峰态为2.5～9.6。该沉积单元的粒度概率累计曲线主要由三个直线段构成，说明含有滚动、跃移以及悬移三种组分，其中，代表跃移组分的线段最长，斜率最大(见图5)，说明跃移物质是该沉积单元的主要组分，且分选较好。这是海浪来回运动的结果，具有明显的波浪带滨海沙的特征。

DU3：9.4～12.4 m三角洲前缘-河口沙坝。从岩性上看，9.4～12.4 m为黄灰色粉砂质砂与灰黄色粉细砂互层；该段各粒度参数变化幅度较小，平均粒径5.9～6.3φ，分选系数介于1.2～1.6，偏态为0.1～0.6，峰态为2.8～4.3。该段沉积物的粒度频率分布曲线非常尖锐，正态或正(细)偏，具双峰，但高低峰差异明显(见图5)。从粒度概率累积曲线来看，该段依然具有较多的跃移组分，具有三角洲沉积特征，其特点局于河流沉积与滨海沉积之间，坡度较陡，说明分选较好。

DU2：7.6～9.4 m，河流沉积，具体来说是状河的河床-心滩沉积。浅黄色粉细砂，沉积物粒度较粗，砂为主(85%)，其次为粉砂(10%～15%)，黏土含量少(<5%)。该段各粒度参数变化幅度较小，平均粒径3.4φ，分选系数1.6，偏态为2.2～2.3，峰态为7.3～7.5。粒度频率分布曲线非常尖锐，极正(细)偏。从概率累积曲线来看，该段具有明显的河流沉积的特征，具体表现为跃移组分含量高，线段斜率较陡，分选中等。

DU1：0～7.6 m，分流间湾与河流沉积。从岩性上看，上层主要为黄棕色粉细砂，含明显的腐殖质，下层为黄棕色粉砂质泥。4.5～7.6 m粉砂为主(80%～90%)，其次为黏土(10%～20%)，砂含量少(<5%)，该段各粒度参数变化幅度较小，平均粒径5.1～7.0φ，分选系数介于1.6～1.2，偏态为-0.1～0.9，峰态为2.7～3.8，分布曲线正态-正(细)偏，表明该沉积单元沉积动力相对较弱，变化幅度不大，说明沉积环境稳定单一，为分流间湾沉积物，4.5～3 m处，取样时样品遭受泥浆污染，未进行粒度测试。在0～3 m深度，由于沉积物含水量很大导致液化未能成功采样，据现场观测，缺失的3 m以浅的岩性与3～4.5 m深度(含水量也较大)的岩性基本是一样的。该钻孔位于六合村北部黄河故道所形成的高地，是黄河在1917—1926年期间行水的河道(Google Earth卫星影像也可看出)，故4.5 m以浅为河床沉积以及废弃河道沉积。

4.3 全新世气候变化对古黄河三角洲的影响

古气候记录表明，全新世(11 500 cal yr B.P.)以来全球共发生过6次快速气候变化(图6，蓝色矩形)[37]。其中GJ1孔的粒度特征可在一定程度上反应古黄河以及古黄河三角洲对全新世气候变化的响应，尤其对几次以“两极变冷，赤道干旱”为特征的变冷事件十分明显，由于GJ1孔测试分辨率限制，本文就样品数量较多的6 000～5 000 cal yr B.P.，3 500～2 500 cal yr B.P.和4 200～3 800 cal yr B.P.时期的气候变化对古黄河三角洲的影响进行讨论。

图6 北半球全新世气候记录(a)格陵兰冰芯(GRIP2)氧同位素组成/‰[43]；(b-c)GISP2大气环 流地球化学指标(ppb)：Na+-冰岛低压，K+-西伯利亚高压[39]；(d)全球冰川扩张期[37]；(e)中国西北部古湖泊氧同位素温度/℃[41]；(f)海洋Δ14C滞留[40]；(g)GJ1孔沉积物平均粒径/φFig.6 Northern Hemisphere paleoclimate records (a) Gaussian smoothed (200 yr) GRIP d18O (x) proxy for temperature. (b) Gaussiansmoothed (200 yr) GISP2 sodium (Na+；parts per billion, ppb) ion proxy for the Icelandic Low. (c)Gaussian smoothed (200 yr) GISP2potassium(K+；ppb) ion proxy for the Siberian High (d)Episodes of distinct glacier advances (e) Isotopictemperature℃reconstructionbasedon δ18O of lacustrinecarbonates,lakesection from Hongshui River,northwest China (f)Δ14Cresiduals:rawdata(lightline)and with 200-yr Gaussian smoothing (bold line)(g)Average grain-size of GJ1 core

6 000～5 000 cal yr B.P.和3 500～2 500 cal yr B.P.是全新世两次最为强烈的全球变冷事件，北半球的冰盖快速扩张、增厚，东亚夏季风减弱[38]，伴随北半球高纬地区大气环流改变，冰芯的钠钾离子指示了瑞士低压和西伯利亚高压分别增强[39]；同时海水的Δ14C滞留(海洋14C年龄)也反映该时期日射量的显著变化[40]。其中，6 000～5 000 cal yr B.P.时期GJ1孔粒度变化不明显，而是在6 000～6 500 cal yr B.P.左右明显变粗，对应该时期研究区沉积环境为滨-浅海沉积，推测该变化与相对海平面的变化有关。且该区域内不同钻井沉积速率相差很大，测年结果的偏差可能是该段粒径变化不明显的主要原因。在5 070～3 230 cal yr B.P.腾格尔沙漠的地质记录指示了中国西北部地区气候逐渐由干冷变湿热，但在3 000 cal yr B.P.以来气候快速恶化，沙漠化进程加快，风化剥蚀加强[41]，同时造成黄河负载升高，沉积物堆积造成黄河下游抬高，研究区域内海岸线快速向海推进30 km，处沉积序列由高水面期向海退期转化阶段[4]。3 500～2 500 cal yr B.P.这一时期对应GJ1 孔全新世DU2沉积单元，为陆相河流沉积，且沉积速率较快，约为0.2 cm/a(～200 cm/1 000 a)，反映了该时期古黄河三角洲沉积物的快速填充。

在4 200～3 800 cal yr B.P.时期是一个相对较短的冷期，ITCZ带的南移造成北半球低纬气候干旱[42]，孢粉记录表明4 300～3 740 cal yr B.P.时期腾格尔沙漠气温明显降低，并与祁连-青藏高原冰川扩张期耦合[41]。伴随气候变化，GJ1粒度发生小幅度变化，对应该段DU3沉积单元，处于相对高水面期[4]，沉积物组分多为粉砂或粉砂质砂，属三角洲前缘相沉积。

考虑到本钻孔的年龄数据较为粗糙，在与气候变化事件的对比上可能存在一定偏差。但整体来看，在全新世气候显著波动的背景下，GJ1孔的平均粒径表现出在冰川扩张的冷期较粗，在相对暖期较细的特征，这些变化主要通过沉积环境的改变来实现。本文希望做出这样一种尝试，即虽然沉积物的粒度特征无法直接记录古气候变化，但在一定程度上可与古气候记录进行对比，尤其在海岸、河口三角洲等沉积环境对气候变化的响应较为敏感的地区，这种沉积学的方法研究古气候是具有一定潜力的。

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TheLateQuaternaryStratigraphicSequenceandHoloceneDepositUnitofGJ1BoreholeintheHuanghe(YellowRiver)Delta

MA Rui-Gang1,2, XU Qin-Mian3, CHU Zhong-Xin1

(1.Key Lab of Submarine Geosciencesand Prospecting Techniques, Ministry of Education, College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100,China; 2.State Key Laboratory of Marine Geology,Tongji University, Shanghai 200092, China; 3.TianjinInstitute of Geology and Mineral Resources, Tianjin 300170,China)

The study of the stratigraphic structureof a large river-dominated delta formed by a natural river system is beneficial to understanding the delta sequence stratigraphy, river avulsion and sea-level rise. Using the data of grain-sizeand C-14 dating of a 78 m long drilling core in the Huanghe (Yellow River)Delta,together with previous studies, we divided sedimentary facies of GJ1 borehole from the late Quaternary by methods of sequence stratigraphyand chronostratigraphy. The GJ1 core formed during about 60 ka B.P. to present. From below to top, the sedimentary faciesof GJ1 core are, (1)delta, fluvial and delta deposits at depth of 49.2～78.0 m. (2)fluvial sediment (45.9～49.2 m), formed during MIS4period. (3)coastal, nearshore and fluvial deposits (24.6～45.9 m). (4)fluvial sediment (19.4～24.6 m). (5)Holocene fluvial, coastal, delta front, interdistributary bayandfluvial deposits(above19.4 m), including the riverbed during 1917-1926 and abandoned channel deposits above 4.5 m. In addition, this paper attempts to compare the grain size parameter with the Holocene climate change records, and we found that the average grain size of the GJ1 core is relatively coarsein the cold period and wise versa. And three period of “cool poles, dry tropics”events can be identified at 6 500～6 000 cal yr B.P.,4 200～3 800 cal yr B.P. and 3 500～2 500 cal yrB.P.

the Huanghe (Yellow River) Delta；holocene；sequence stratigraphy；sedimentary facies； paleoclimate

P539

A

1672-5174(2017)12-097-13

责任编辑 徐 环

10.16441/j.cnki.hdxb.20160193

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国家自然科学基金项目-河流回水对黄河尾闾段决口的影响项目(41376052)资助

Supported by the National Natural Science Foundation of China(41376052)-Effect of Backwater on River Avulsions in the Yellow River Tail

2016-05-21；

2016-08-02

马瑞罡(1992-)，男，硕士生。E-mail：maruigang@tongji.edu.cn

** 通讯作者:E-mail：zhongxinchu@ouc.edu.cn