長江三角洲江都-鎮江冰后期古河谷沉積特征及其沉積中心的變遷*

楊獻忠,魏乃頤,馬雪,蔣仁,于俊杰,張宗言,趙玲,勞金秀

(南京地質礦產研究所,南京210016)

長江三角洲江都-鎮江冰后期古河谷沉積特征及其沉積中心的變遷*

楊獻忠,魏乃頤,馬雪,蔣仁,于俊杰,張宗言,趙玲,勞金秀

(南京地質礦產研究所,南京210016)

長江三角洲江都-鎮江(大港)河段冰后期地層層序可分為早期海侵層序和中、晚期海退層序。早期海侵層序主要包括下部冰消期近源辮狀河流相、中部河流相、上部河漫灘相,為一套海進式河床充填層序,在垂向上具有該河段獨有的三層結構特點。中、晚期海退層序主要包括前三角洲相、三角洲前緣相和三角洲平原相,在垂向上也具有三層結構特點。冰后期以來,古長江的江面寬度不斷變化,沉積中心位置也隨之發生多次較大調整:冰消期至全新世早期,中心位置曾不斷向南偏移;從全新世中期開始,其中心位置開始北移直至最大海侵結束;最大海侵后,隨著三角洲不斷進積,其中心位置也開始節節南移直至現今位置;從最大海侵到現在,古長江中心位置可能向南移動大約15 km。

冰后期;長江三角洲;地層層序;江都市和鎮江市

關于長江三角洲晚第四紀以來地層的沉積特征,已有較多的研究[1～12],但多限于長江南翼或江陰以下河段。對于長江三角洲鎮(江)-揚(州)河段末次盛冰期以來的沉積特征,報道較少。本文依據中國地質調查局地質大調查項目前期已經完成的鉆孔(圖1)巖芯材料,結合14C測年數據(14C半衰期:5 568 a BP)及微體生物特征,對江都-鎮江(大港)河段冰后期古河谷地層的沉積特征進行分析,以探討該河段冰后期沉積中心的變遷及演化過程。

1 沉積層序及其沉積相組合

江都-鎮江(大港)河段在鉆孔控制的深度范圍內,自下而上可以明顯地區分出晚更新世晚期和冰后期(全新世)兩類不同時代的地層。

1.1 晚更新世晚期地層層序

晚更新世晚期地層層序從下到上主要由相當海洋氧同位素(M IS)3階段的下部河流相、末次盛冰期形成的硬粘土層和上部河流相組成[13]。下部河流相埋深多在65～70m以下,沉積物具有典型的下粗上細的二元沉積結構特征并構成多個沉積韻律。中部硬粘土層主要為還原環境下的灰綠色、暗綠色向下漸變為黃褐色硬粘土層,其為低海面時期長江三角洲地區形成的暴露大氣下的河漫灘相粘土經后期改造而成[14],但由于其上覆蓋了隸屬晚更新世、可能屬于末次盛冰期晚期滯留沉積的上部河流相沉積物(圖1C23孔),因此該硬粘土層也可能為M IS3階段之前海面下降時形成[13]。上部河流相沉積特征類似于下部河流相,只是在粒度、礫石的含量上比上部河流相明顯要低。

圖1 長江三角洲江都-鎮江河段古河谷沉積特征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)地層層序

從層序地層學角度分析,末次盛冰期以來,海平面變化經歷了半個周期,中國沿海三角洲地區卻由海侵、海退形成了一個完整的沉積層序。末次盛冰期的不整合面和現今三角洲的頂面構成了該層序的上、下界面。因此,長江三角洲江都-鎮江(大港)河段可以劃分出全新世早期海侵序列和全新世中、晚期海退序列[5],不同時期的沉積特征已略有報道[13,15]。海退過程中,全新世中、晚期海退序列先后形成六期河口砂壩,本研究區處于紅橋期河口砂壩內。

1.2.1 早期海侵層序沉積相

下部冰消期近源辮狀河流相:末次盛冰期沉積物主要為灰色調(青灰色、深灰色),冰消期沉積物主要為黃色調(灰黃色、褐黃色)(參見文獻[13]中的圖3),后者為冰后期早期氣候轉暖、近源辮狀河流快速覆蓋堆積、未及充分還原所致。該黃色調(含礫)砂層在該河段均有分布(除C24孔外),可以作為標志層,其底板可作為劃分末次盛冰期與冰后期的分界面[13](SB)。C24孔缺失該套沉積層。

中部河流相:以B10孔為沉積中心,沉積物由兩層組成:下層主要為中粗砂或含細礫中粗砂層,上層主要為灰色粉細砂、細砂,局部含少量碳化植物碎屑,未見海相微體生物。南側C24孔缺失該河床相沉積物,與之相對應的是一套近岸邊灘的湖沼相沉積物,巖性為夾大量碳化植物碎屑層的灰色、深灰色含粘土粉砂。

上部河漫灘相:巖性主要由褐灰色、棕灰色粉砂質粘土夾粉細砂構成,局部夾少量植物碎屑;發育水平層理、微斜層理;未見海相微體生物有孔蟲;較均勻分布少量腹足類、雙殼類較完整個體殘骸,并見非海相介形類小玻璃介未定種Candoniellasp.、隆起土星介Ilyocyp ris g ibba(Ramdohr)殼體,顯示以靜水環境為主的漫灘相沉積。南側C24孔繼承早期湖沼相,繼續沉積夾碳化植物碎屑的灰色、深灰色含粘土粉砂。

上述海侵層序及其沉積特征在距離圖1剖面下游約20 km的泰州市口岸鎮仍然存在,其底部有一層厚度不大的含礫砂層(礫石直徑約1 cm),中部為灰色細砂,可見斜層理和交錯層理,上部為灰色亞粘土,夾較多的薄砂層;在電測曲線上(圖2),下部視電阻率較高,向上逐漸減小且呈鋸齒狀,與巖性變化基本吻合;河床層序不整合超覆在黃褐色砂礫層上[5]。

顯然,冰后期(全新世)早期的海侵層序,實際上是一套在海侵背景下的河流充填層序。研究區冰后期(全新世)早期海侵層序,在垂向上具有三層結構特點,從下到上沉積物具有粒度下粗上細、礫石含量下高上低、礫徑下大上小、顏色由黃色逐步變為灰色、分選性由差到好、沉積構造由不明顯到清晰的水平層理、微斜層理等特征,反映隨著海侵,河面逐漸開闊,水動力條件逐步減弱,為一套海進式河床充填層序,相當于正常河流沉積的正旋回。南側系海侵自東向西發生、自古河谷向兩側逐漸擴展過程中,古土壤被淹沒并接受濱海沉積時,在古河間地的低洼處或古沖溝地區,由于排水不暢、積水而形成的淡水湖沼沉積,反映了陸相沉積環境特征[7～8]。與下游河段對比表明,也許上述三層結構是該河段獨有的特征。

圖2 泰州市口岸鎮9號鉆孔柱狀圖及電測井曲線(據文獻[5]繪制,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、晚期海退層序沉積相

前三角洲相:以青灰色粉砂夾粉砂質粘土沉積為主,北側近岸處以粉砂質粘土為主,水平紋層較發育,其厚度多為1～2mm,海相淤泥并不發育。B10孔37.30～37.35 m見奇異小玻璃介Candoniella m irabilisSchneider、布氏土星介Ilyocyp ris brady iSars和隆起土星介殼體。圖1剖面線東部約15 km鉆孔相近層位(42 m左右),見一、二海相介形類陳氏新單角介N eom onoceratina chenaeZhao幼體,顯示極低海相性的同時,也表明海侵到達這里時河流仍具有較強的作用力。從沉積物特征分析,研究區前三角洲相稱之為河口灣相可能更為合理。

三角洲前緣相:由于沉積環境差異和復雜的水動力條件,三角洲前緣相沉積構造類型呈現多樣性,波狀層理發育局部見交錯層理,出現較復雜的亞相:以河口砂壩亞相為主體,夾沿岸砂壩、汊道河流、河口側翼邊灘等亞相,其上覆地層為三角洲平原相。

河口砂壩是三角洲前緣相的主要組成,主要為灰色、青灰色粉砂、粉細砂,顆粒均勻,分選較好,結構松散,粒級向上略有變粗;發育水平紋層、微斜層理、波狀層理,局部見小型交錯層理,微小或小型侵蝕界面常見,反映了海退期間海陸相互作用的水流周期性波動;見少量生物碎屑且局部較富集,顯示浪基面附近的波浪搬運作用。圖1東部(紅橋鎮東北)同時施工的鉆孔相近層位(15.00～20.00 m段),見少量廣鹽性有孔蟲畢克卷轉蟲A mm onia beccarii vars.(L ineé)以及低鹽性有孔蟲孔縫篩九字蟲Cribrononion polisuturalisHo,Hu etW ang個體,而在下游地區見豐富的海相微體生物[16],反映下游地區海相性程度較高,而研究區海相性程度較低。

沿岸砂壩主要發育于C23孔以北,上部以粉砂為主,下部為粉細砂,走向垂直于圖1鉆孔剖面線。近岸邊灘沉積主要發育河谷兩側的側翼,主要為灰色、青灰色粉砂與棕紅色、棕灰色粉砂質粘土互層沉積,局部為粉砂質粘土。B10孔及B08孔、C24孔明顯可見由汊道河流沉積的灰黃色、黃灰色中細砂構成的透鏡體以及多期次一級砂質透鏡體,其中C24孔厚度達到2 m,與下層呈侵蝕接觸,可見明顯的沖刷面。在垂直層序上,紅橋期汊道河流沉積物下粗上細,電測曲線(圖3)自下而上由高阻變為低阻,沉積構造下部以交錯層理為主,向上漸變為斜層理和水平層理,反映水動力條件逐漸減弱[17]。另外,在研究區的三角洲前緣相內,局部見含少量碳化植物碎屑的短暫性湖相沉積。

圖3 長江三角洲紅橋期汊道河床砂體電測井曲線(據文獻[17]繪制)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:主要由粉砂質粘土、粉砂、含粉砂淤泥質粘土組成。隨著地形地貌的不斷改變及其水動力條件的減弱,沉積亞相較為復雜。研究區三角洲平原相主要包括湖沼亞相、洪泛沉積亞相,局部還存在汊道河流亞相和邊灘亞相等。總體上,該套沉積物屬于潮汐通道的產物。

早期的湖沼亞相主要見于C23孔和B10孔,主要為灰色粉砂質粘土夾粉砂,含少量植物碎屑,多碳化-半碳化狀,水平紋層發育,含少量河口相雙殼類光滑藍蛤A loides laevis(A A dam s)、腹足類貝殼完整個體或碎片;晚期的湖沼相幾乎遍布整個古河谷,主要為深灰色、灰黑色淤泥質粘土夾粉砂,植物碎屑多呈半碳化-未碳化狀。江都市南部崗地,地表沉積了厚約4～6 m的青灰色粉砂,偶見列式殼有孔蟲強壯箭頭蟲B olivina robustaBrady殼體,可能為強潮汐搬運所致;崗地及近崗地周邊范圍,青灰色粉砂上覆褐黃色～黃褐色粘土質粉砂、粉細砂,系洪泛亞相沉積。B09孔可能為三角洲前緣相形成的河口砂壩直接出露地表形成的天然堤,使得C23孔和B10孔成為岸后湖沼。B08孔和C24孔為近岸邊灘相砂泥互層沉積,底部的細砂可能為局部的汊道河流沉積。

上述前三角洲相、三角洲前緣相和三角洲平原相呈漸變關系,從海到陸相繼出現,而在垂向層序上具有十分明顯的三層結構[18]。從下到上具有較明顯的規律性,依次表現為:沉積物顆粒度呈現細、粗、細的變化;沉積構造上先后呈現水平層理、波狀層理和交錯層理、水平層理;沉積物的顏色中間較淺、下部和上部較深;海相性逐漸增加。

2 冰后期沉積的形成過程及沉積中心的變化

晚更新世中晚期20～40 ka,江都-鎮江(大港)河段氣候溫濕,雨水充沛,物源豐富,沉積速率較大,河谷區快速沉積了一套具有河流二元結構的砂礫層。從礫石含量高并見飄礫、夾碳化木塊以及沉積物結構構造和空間展布形態,并結合古地形、地貌推斷,當時研究區長江的沉積環境為山前與港灣間的季節性河流局部夾山前洪流沉積[9],推測長江的寬度不低于20 km,其沉積中心可能位于B10孔和B09孔一線之間。

晚更新世晚期末次盛冰期期間,氣候寒冷,全球性海面下降,長江古河間地沉積了厚層漫灘相泥質沉積物并在后期改造成土成壤而變硬成為硬粘土層,其形成時間大約為20～15 ka BP[7,14],長江的寬度大約為14～15 km,其沉積中心變化不大,可能仍位于B10孔和B09孔之間。末次盛冰期期間,崗地區形成多層粘土層,這已由本研究其它鉆孔證實。C23孔和C24孔所見灰綠色粘土層的頂板埋深分別為70.00m和64.70 m,與長江三角洲南部平原第一硬土層的埋深一般為15～30 m[19]可能不是同一層位,因此不具對比意義。

從15 ka BP開始進入冰消期,此期間全球海平面呈階段性迅速上升[3～4,20]。隨著海面上升,降水加大,原來沉積的硬粘土層遭到侵蝕破壞,寬約14～15 km長江下切河谷被以下粗(含細礫中粗砂)上細(中細砂層)多個韻律為主的沉積物充填并在北側曾溢出下切河谷區。對比B10、B09和B08三個鉆孔下切河谷與晚更新世晚期河流相沉積物的特征發現,兩者沉積物的特征沒有太大差異,只是前者在礫石大小、含量上略低于后者,且兩者間具有連續沉積的特點。隨著氣候相對溫暖,海平面上升,河谷區繼續發育河流相;在古河間地的低洼處或古沖溝地區排水不暢,積水而成湖沼,以使得整個河谷更為開闊,水域面積擴大,寬度可達26～28 km左右。冰消期早期,沉積中心在B09孔附近,相對于末次盛冰期,其中心位置向南偏移約1 km左右;其后中心位置逐步向南部偏移。

大約從12 ka BP開始,水量突然減少,B09孔以北主要沉積了一套河口灣漫灘相粉砂質粘土,B8孔以南以湖沼沉積為主。此時段,河流在B09以南的狹窄范圍內(可能指示了后期大西洋海侵的通道所在),沉積物以粉細砂～細砂為主,河流寬度可能僅有3～4 km,包括南部的湖沼水域在內也可能只有7～8 km,因此河道中心位置再次向南部偏移,相對于冰消期,偏移距離大約有5 km。筆者認為,水量減少、粉、細砂沉積特征并非構造沉降,應該是溫度降低所致,是否與“新仙女木事件”(Younger D ryas Event)[21～22]冷期有關,尚值得進一步研究,因為這涉及到近海內陸區是否對該事件的耦合性以及該事件在東部陸架海周邊的時空分布。

大約從10 ka BP開始了大西洋期海侵,海面上升,海水入侵,河水迅速上漲,河口退縮,約9 ka前后海水達到該地區[2],最大海侵發生于6.5～7.0 ka BP左右[10]。從大西洋期海侵開始到最大海侵期間,研究區長江最大水域寬度逐步擴大,從16～20 km到30余千米,沉積中心隨著海侵的逐步增大而從南側的B08孔附近逐漸向北側的B09孔偏移。海侵過程中,海水(漲潮流潮汐或波浪)一方面對崗地區晚更新世粉砂質粘土產生侵蝕作用,另一方面回水(落潮流)作用又將被侵蝕下來的粘土物質向河谷中心附近遷移,并在近岸區適宜位置沉積,表明三角洲在此時已開始發生早期的進積作用。研究區下游黃橋期、金沙期和崇明期河口砂壩沉積相和沉積序列研究及AM S14C測年,清楚地顯示于6～7 ka BP已發生三角洲進積作用[20],并形成前三角洲相～三角洲前緣相。C23孔中上部近岸邊灘沉積粉砂質粘土及其下伏的粘土質粉砂,可能為三角洲早期進積作用的產物。海侵最盛時期,長江古河谷轉變為以鎮江、揚州為頂點的喇叭形河口灣,類似于今日之錢塘江河口灣,而且屬于強潮河口灣[23]。考慮潮差的影響,推斷9 ka BP左右鎮江附近的水位約為-10～-12m,6 ka BP前后在-2～-3 m左右[24]。然而,河口灣存在的時間是短暫的,很快即轉化為三角洲,地層中保留下來的多為三角洲相層序[25]。

大約從6.5 ka BP開始,海面上升速度逐漸減緩,長江三角洲沉積率超過海面上升速度,三角洲堆積前展,開始了河口灣向三角洲的沉積演變。長江三角洲經歷了六個主要發育階段,從而形成紅橋期、黃橋期、金沙期、海門期、崇明期、長興期等六期亞三角洲[1](河口砂壩)。海退過程中,由于科氏力作用,長江泥砂向北部運動,而北部為崗地,近岸的泥、砂只能向南部移動,兩者相遇后隨著海退水流不斷向下游擴散并沉積,使得三角洲相不斷進積前展,因此長江水域寬度逐漸減少,沉積中心不斷向南側擺動。大約在4～5 ka BP期間,海平面曾一度回落,C24孔埋深32.00～40.00m段沉積了一套邊灘相砂泥互層并夾2m厚、由汊道河流沉積的灰黃色含細礫中細砂層;北側相鄰的B08孔也有類似沉積但厚度略小。因此河谷水域寬度曾一度從30 km余減少到20 km左右,沉積中心位置也略向北偏移。從5.5 ka到4.5 ka,中國海面從海拔0.2 m下降到-3.7 m,千年降幅達3.9 m[26],因此中全新世的5 ka左右為一次較為明顯的海退:蕪湖～江陰河段為一薄層陸相沉積并分布古文化遺跡[27],下游地區造成了大面積土地的裸露并形成相應的良渚時期的文化層[28],南黃海QC2孔中全新世(5 ka)沉積物也顯示了該期氣候衰退事件[29]。筆者認為,C24孔2m厚的灰黃色含細礫中細砂層,可能為該事件在本區的局部響應。4 ka BP以后,海面又回復到高海面位置,且自那以來的海面變化基本上保持在高海面位置作上下波動[30]。

三角洲平原形成以后,巨大的沉積空間已不具備,強烈的水動力環境也不復存在,但局部的新構造升降運動及微地形地貌的改變還在影響著河谷的均衡調整[9]。北岸三角洲平原地勢平坦,入江水道密集,使得北岸淤積速度加快,三角洲不斷淤積前展;南岸近鄰大港低山,在落潮流強大的沖刷力作用下,不斷受到沖蝕,加上人類活動不斷向南推移,北岸江中心灘逐步與北岸并陸。從2 ka BP開始,北岸區河網、湖沼十分發育,早期這些湖盆可能范圍較大且為半開放環境;隨著流域內人類活動的逐漸增強,灘地日愈拓寬,湖盆也逐漸萎縮。據史料記載,從隋唐時期到宋朝時期的300多年時間內,江面水域寬度從20余千米迅速銳減到僅為9 km,沉積中心位置也繼續南偏,而且宋朝時期研究區長江走向呈N EE向,直沖點向江北,現今的地貌上,北岸區殘留牛軛湖的長軸延伸方向大致為N E75～80°,反映了全新世晚期長江的大致流向并與史料記載基本相符。隨著人類活動的加劇,三角洲不斷前展,長江水域寬度逐漸變窄,沉積中心位置不斷南移直到現今位置。現今,鎮江大港上游的長江走向呈NWW-SEE,在大港轉呈N EE向,長江江面寬度僅為2～3 km左右。

3 結 論

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

(2)江都-鎮江(大港)河段冰后期早期海侵層序主要為下部冰消期近源辮狀河流相、中部河流相、上部河漫灘相,在垂向上具有三層結構特點,為一套海進式河床充填層序。從下到上沉積物在礫石含量、礫徑及粒度變化、分選性、顏色、沉積構造等方面,表現出明顯的規律性。

(3)江都-鎮江(大港)河段冰后期中、晚期海退層序包括前三角洲相、三角洲前緣相和三角洲平原相,在垂向上也具有三層結構特點。從下到上沉積物在粒度、沉積構造、顏色、海相程度等方面也呈現較明顯的規律。

(4)冰后期以來,江都-鎮江(大港)河段古長江的江面寬度不斷變化,沉積中心的位置也隨之發生多次較大調整(表1):冰消期至全新世早期,中心位置曾不斷向南偏移;從全新世中期開始,其中心位置開始北移直至最大海侵結束;最大海侵后,隨著三角洲不斷進積,其中心位置也開始節節后退南移直至現今位置。從最大海侵到現在,古長江中心位置可能向南移動大約15 km。

表1 末次盛冰期以來江都-鎮江(大港)河段江面寬度變化及其沉積中心位置的調整Table 1 W idth changes and depocenter adjustments in Jiangdu-Zhenjiang mouth of Yangtze River since last glacial maxi mum

致謝:本文在撰寫過程中,曾與天津地質礦產研究所王強先生多次交流;南京地質礦產研究所岳文浙研究員提出寶貴意見;文內14C測年由中國科學院南京地理與湖泊研究所湖泊沉積與環境重點實驗室完成。在此一并致謝。

[1] 同濟大學海洋地質系.全新世長江三角洲的形成和發育[J].科學通報,1978,23(6):310-313.

[2] 李從先,閔秋寶.全新世長江三角洲頂部的海進時間和海面位置[J].同濟大學學報,1981,(3):104-108.

[3] 王靖泰,郭蓄民,許世遠,等.全新世長江三角洲的發育[J].地質學報,1981,(1):67-80.

[4] 許世遠,王靖泰,李萍.論長江三角洲發育的階段性[C].嚴欽尚,許世遠.長江三角洲現代沉積研究[A].上海:華東師范大學出版社,1987.

[5] 李從先,王靖泰,許世遠,等.全新世長江三角洲地區的海進海退層序[J].地質科學,1980,(4):322-330.

[6] 吳標云,李從先.長江三角洲第四紀地質[M].北京:海洋出版社,1987.

[7] 李從先,張桂甲.晚第四紀長江三角洲高分辨率層序地層學的初步研究[J].海洋地質與第四紀地質, 1996,16(3):13-24.

[8] 李萍,陳剛.長江三角洲頂部冰后期地層的沉積特征與劃分[J].海洋通報,1983,2(4):66-71.

[9] 陳希祥.鎮江-揚州長江河谷第四系沉積演變特征[J].地層學雜志,2001,25(1):51-54.

[10]沈明潔,謝志仁,朱誠.中國東部全新世以來海面波動特征探討[J].地球科學進展,2002,17(6):886-894.

[11]王張華,丘金波,冉莉華,等.長江三角洲南部地區晚更新世年代地層和海水進退[J].海洋地質與第四紀地質,2004,24(4):1-8.

[12]王強,李從先.中國東部沿海平原第四系層序類型[J].海洋地質與第四紀地質,2009,29(4):39-51.

[13]楊獻忠,魏乃頤,王強.長江三角洲鎮江～江都河段古河谷沉積特征[J].海洋地質與第四紀地質, 2010,30(待刊).

[14]陳慶強,李從先.長江三角洲地區晚更新世硬粘土層成因研究[J].地理科學,1998,18(1):53-57.

[15]魏乃頤,楊獻忠,于俊杰,等.長江三角洲頂部冰后期地層的沉積特征[J].資源調查與環境,2010,31 (2):79-86.

[16]曹光杰,張學勤,熊萬英.冰后期長江河口段古河谷地層層序特征[J].地球科學與環境學報,2006,28 (3):1-5.

[17]李從先,郭蓄民,許世遠,等.全新世長江三角洲地區砂體的特征和分布[J].海洋學報,1979,1(2): 252-268.

[18]許世遠,李萍,王靖泰.長江三角洲沉積模式[J].中國第四紀研究,1985,6(2):55-62.

[19]趙寶成,王張華,李曉.長江三角洲南部平原古河谷充填沉積物特征及古地理意義[J].古地理學報, 2007,9(2):217-226.

[20]Horie K,Saito Y,Zhao Q uanghong,et al.Sedi ment facies and progradation rates of the Changjiang (Yangtze)Delta,China[J].Geomorphology,2001,41:233-248.

[21]Sarnthein M,Kennett J P,A llen J,et al.Decadal-to-m illennial scale cli mate variability-chronology and mechanism s:Summary and recommendations[J].Q uaternary Science Review s,2002,21:1 121-1 128.

[22]韓喜彬,李廣雪,楊子賡.中國東部陸架海對“新仙女木”事件的響應[J].海洋地質動態,2005,21(12): 1-5.

[23]李從先,范代讀,楊守業,等.中國河口三角洲地區晚第四紀下切河谷層序特征和形成[J].古地理學報,2008,10(1):87-97.

[24]王靖泰,汪品先.中國東部晚更新世以來海面升降與氣候變化的關系[J].地理學報,1980,35(4):299-312.

[25]Russell R J.O rigin of Estuaries[M].In:L auff G A(ed.),American A ssociation A dvance Science, W ashington,D.C.,1967.

[26]楊懷仁,謝志仁.氣候變化與海面升降的過程和趨勢[J].地理學報,1984,39(1):20-32.

[27]楊達源,嚴庠生.全新世海面變化與長江下游近河口段的沉積作用[J].海洋科學,1990,(1):9-13.

[28]朱誠,宋健,尤坤元.上海馬橋遺址文化斷層成因研究[J].科學通報,1996,41(2):148-152.

[29]楊子賡,王圣潔,張光威,等.冰消期海侵進程中南黃海潮流沙脊的演化模式[J].海洋地質與第四紀地質,2001,21(3):1-10.

[30]楊達源.論中全新世的一次海面下落[J].黃渤海海洋,1988,(1):24-30.

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

中國地質調查局地質大調查項目(1212010781020)資助。

楊獻忠(1962～),男,博士,教授級高級工程師。現主要從事長江三角洲區域地質調查與研究。