長江三角洲江都-鎮(zhèn)江冰后期古河谷沉積特征及其沉積中心的變遷*

楊獻(xiàn)忠,魏乃頤,馬雪,蔣仁,于俊杰,張宗言,趙玲,勞金秀

(南京地質(zhì)礦產(chǎn)研究所,南京210016)

長江三角洲江都-鎮(zhèn)江冰后期古河谷沉積特征及其沉積中心的變遷*

楊獻(xiàn)忠,魏乃頤,馬雪,蔣仁,于俊杰,張宗言,趙玲,勞金秀

(南京地質(zhì)礦產(chǎn)研究所,南京210016)

長江三角洲江都-鎮(zhèn)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(jìn)式河床充填層序,在垂向上具有該河段獨有的三層結(jié)構(gòu)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(jié)構(gòu)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(fā)生多次較大調(diào)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(jié)束;最大海侵后,隨著三角洲不斷進(jìn)積,其中心位置也開始節(jié)節(jié)南移直至現(xiàn)今位置;從最大海侵到現(xiàn)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(zhèn)江市

關(guān)于長江三角洲晚第四紀(jì)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(zhèn)(江)-揚(yáng)(州)河段末次盛冰期以來的沉積特征,報道較少。本文依據(jù)中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)大調(diào)查項目前期已經(jīng)完成的鉆孔(圖1)巖芯材料,結(jié)合14C測年數(shù)據(jù)(14C半衰期:5 568 a BP)及微體生物特征,對江都-鎮(zhèn)江(大港)河段冰后期古河谷地層的沉積特征進(jìn)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(zhèn)江(大港)河段在鉆孔控制的深度范圍內(nèi),自下而上可以明顯地區(qū)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(dāng)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(xì)的二元沉積結(jié)構(gòu)特征并構(gòu)成多個沉積韻律。中部硬粘土層主要為還原環(huán)境下的灰綠色、暗綠色向下漸變?yōu)辄S褐色硬粘土層,其為低海面時期長江三角洲地區(qū)形成的暴露大氣下的河漫灘相粘土經(jīng)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(zhèn)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(xué)角度分析,末次盛冰期以來,海平面變化經(jīng)歷了半個周期,中國沿海三角洲地區(qū)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(xiàn)今三角洲的頂面構(gòu)成了該層序的上、下界面。因此,長江三角洲江都-鎮(zhèn)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(qū)處于紅橋期河口砂壩內(nèi)。

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(diào)(青灰色、深灰色),冰消期沉積物主要為黃色調(diào)(灰黃色、褐黃色)(參見文獻(xiàn)[13]中的圖3),后者為冰后期早期氣候轉(zhuǎn)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(diào)(含礫)砂層在該河段均有分布(除C24孔外),可以作為標(biāo)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(xì)礫中粗砂層,上層主要為灰色粉細(xì)砂、細(xì)砂,局部含少量碳化植物碎屑,未見海相微體生物。南側(cè)C24孔缺失該河床相沉積物,與之相對應(yīng)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(zhì)粘土夾粉細(xì)砂構(gòu)成,局部夾少量植物碎屑;發(fā)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(huán)境為主的漫灘相沉積。南側(cè)C24孔繼承早期湖沼相,繼續(xù)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(zhèn)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(xì)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(qū)冰后期(全新世)早期海侵層序,在垂向上具有三層結(jié)構(gòu)特點,從下到上沉積物具有粒度下粗上細(xì)、礫石含量下高上低、礫徑下大上小、顏色由黃色逐步變?yōu)榛疑⒎诌x性由差到好、沉積構(gòu)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(jìn)式河床充填層序,相當(dāng)于正常河流沉積的正旋回。南側(cè)系海侵自東向西發(fā)生、自古河谷向兩側(cè)逐漸擴(kuò)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(qū),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(huán)境特征[7～8]。與下游河段對比表明,也許上述三層結(jié)構(gòu)是該河段獨有的特征。

圖2 泰州市口岸鎮(zhèn)9號鉆孔柱狀圖及電測井曲線(據(jù)文獻(xiàn)[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(zhì)粘土沉積為主,北側(cè)近岸處以粉砂質(zhì)粘土為主,水平紋層較發(fā)育,其厚度多為1～2mm,海相淤泥并不發(fā)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(dá)這里時河流仍具有較強(qiáng)的作用力。從沉積物特征分析,研究區(qū)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(huán)境差異和復(fù)雜的水動力條件,三角洲前緣相沉積構(gòu)造類型呈現(xiàn)多樣性,波狀層理發(fā)育局部見交錯層理,出現(xiàn)較復(fù)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(cè)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(xì)砂,顆粒均勻,分選較好,結(jié)構(gòu)松散,粒級向上略有變粗;發(fā)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(yùn)作用。圖1東部(紅橋鎮(zhèn)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(zhuǎn)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(qū)見豐富的海相微體生物[16],反映下游地區(qū)海相性程度較高,而研究區(qū)海相性程度較低。

沿岸砂壩主要發(fā)育于C23孔以北,上部以粉砂為主,下部為粉細(xì)砂,走向垂直于圖1鉆孔剖面線。近岸邊灘沉積主要發(fā)育河谷兩側(cè)的側(cè)翼,主要為灰色、青灰色粉砂與棕紅色、棕灰色粉砂質(zhì)粘土互層沉積,局部為粉砂質(zhì)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(xì)砂構(gòu)成的透鏡體以及多期次一級砂質(zhì)透鏡體,其中C24孔厚度達(dá)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(xì),電測曲線(圖3)自下而上由高阻變?yōu)榈妥?沉積構(gòu)造下部以交錯層理為主,向上漸變?yōu)樾睂永砗退綄永?反映水動力條件逐漸減弱[17]。另外,在研究區(qū)的三角洲前緣相內(nèi),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(jù)文獻(xiàn)[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(zhì)粘土、粉砂、含粉砂淤泥質(zhì)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(fù)雜。研究區(qū)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?？傮w上,該套沉積物屬于潮汐通道的產(chǎn)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(zhì)粘土夾粉砂,含少量植物碎屑,多碳化-半碳化狀,水平紋層發(fā)育,含少量河口相雙殼類光滑藍(lán)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(zhì)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(qiáng)壯箭頭蟲B olivina robustaBrady殼體,可能為強(qiáng)潮汐搬運(yùn)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(zhì)粉砂、粉細(xì)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(xì)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(guān)系,從海到陸相繼出現(xiàn),而在垂向?qū)有蛏暇哂惺置黠@的三層結(jié)構(gòu)[18]。從下到上具有較明顯的規(guī)律性,依次表現(xiàn)為:沉積物顆粒度呈現(xiàn)細(xì)、粗、細(xì)的變化;沉積構(gòu)造上先后呈現(xiàn)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(zhèn)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(qū)快速沉積了一套具有河流二元結(jié)構(gòu)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(jié)構(gòu)構(gòu)造和空間展布形態(tài),并結(jié)合古地形、地貌推斷,當(dāng)時研究區(qū)長江的沉積環(huán)境為山前與港灣間的季節(jié)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(zhì)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(qū)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(jìn)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(xì)礫中粗砂)上細(xì)(中細(xì)砂層)多個韻律為主的沉積物充填并在北側(cè)曾溢出下切河谷區(qū)。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(fā)現(xiàn),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(xù)沉積的特點。隨著氣候相對溫暖,海平面上升,河谷區(qū)繼續(xù)發(fā)育河流相;在古河間地的低洼處或古沖溝地區(qū)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(kuò)大,寬度可達(dá)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(zhì)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(nèi)(可能指示了后期大西洋海侵的通道所在),沉積物以粉細(xì)砂～細(xì)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(nèi)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(rèn)為,水量減少、粉、細(xì)砂沉積特征并非構(gòu)造沉降,應(yīng)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(guān),尚值得進(jìn)一步研究,因為這涉及到近海內(nèi)陸區(qū)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(dá)到該地區(qū)[2],最大海侵發(fā)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(qū)長江最大水域?qū)挾戎鸩綌U(kuò)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(cè)的B08孔附近逐漸向北側(cè)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(qū)晚更新世粉砂質(zhì)粘土產(chǎn)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(zhì)向河谷中心附近遷移,并在近岸區(qū)適宜位置沉積,表明三角洲在此時已開始發(fā)生早期的進(jìn)積作用。研究區(qū)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(fā)生三角洲進(jìn)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(zhì)粘土及其下伏的粘土質(zhì)粉砂,可能為三角洲早期進(jìn)積作用的產(chǎn)物。海侵最盛時期,長江古河谷轉(zhuǎn)變?yōu)橐枣?zhèn)江、揚(yáng)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(qiáng)潮河口灣[23]?？紤]潮差的影響,推斷9 ka BP左右鎮(zhèn)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(zhuǎn)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(jīng)歷了六個主要發(fā)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(yùn)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(kuò)散并沉積,使得三角洲相不斷進(jìn)積前展,因此長江水域?qū)挾戎饾u減少,沉積中心不斷向南側(cè)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(xì)礫中細(xì)砂層;北側(cè)相鄰的B08孔也有類似沉積但厚度略小。因此河谷水域?qū)挾仍欢葟?0 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(dá)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(qū)造成了大面積土地的裸露并形成相應(yīng)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(rèn)為,C24孔2m厚的灰黃色含細(xì)礫中細(xì)砂層,可能為該事件在本區(qū)的局部響應(yīng)。4 ka BP以后,海面又回復(fù)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(qiáng)烈的水動力環(huán)境也不復(fù)存在,但局部的新構(gòu)造升降運(yùn)動及微地形地貌的改變還在影響著河谷的均衡調(diào)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(qiáng)大的沖刷力作用下,不斷受到?jīng)_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(qū)河網(wǎng)、湖沼十分發(fā)育,早期這些湖盆可能范圍較大且為半開放環(huán)境;隨著流域內(nèi)人類活動的逐漸增強(qiáng),灘地日愈拓寬,湖盆也逐漸萎縮。據(jù)史料記載,從隋唐時期到宋朝時期的300多年時間內(nèi),江面水域?qū)挾葟?0余千米迅速銳減到僅為9 km,沉積中心位置也繼續(xù)南偏,而且宋朝時期研究區(qū)長江走向呈N EE向,直沖點向江北,現(xiàn)今的地貌上,北岸區(qū)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?qū)挾戎饾u變窄,沉積中心位置不斷南移直到現(xiàn)今位置。現(xiàn)今,鎮(zhèn)江大港上游的長江走向呈NWW-SEE,在大港轉(zhuǎn)呈N EE向,長江江面寬度僅為2～3 km左右。

3 結(jié) 論

(1)末次盛冰期,由于基面大幅度下降,江都-鎮(zhèn)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(zhèn)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(jié)構(gòu)特點,為一套海進(jìn)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(gòu)造等方面,表現(xiàn)出明顯的規(guī)律性。

(3)江都-鎮(zhèn)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(jié)構(gòu)特點。從下到上沉積物在粒度、沉積構(gòu)造、顏色、海相程度等方面也呈現(xiàn)較明顯的規(guī)律。

(4)冰后期以來,江都-鎮(zhèn)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(fā)生多次較大調(diào)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(jié)束;最大海侵后,隨著三角洲不斷進(jìn)積,其中心位置也開始節(jié)節(jié)后退南移直至現(xiàn)今位置。從最大海侵到現(xiàn)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(zhèn)江(大港)河段江面寬度變化及其沉積中心位置的調(diào)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(zhì)礦產(chǎn)研究所王強(qiáng)先生多次交流;南京地質(zhì)礦產(chǎn)研究所岳文浙研究員提出寶貴意見;文內(nèi)14C測年由中國科學(xué)院南京地理與湖泊研究所湖泊沉積與環(huán)境重點實驗室完成。在此一并致謝。

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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

中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)大調(diào)查項目(1212010781020)資助。

楊獻(xiàn)忠(1962～),男,博士,教授級高級工程師。現(xiàn)主要從事長江三角洲區(qū)域地質(zhì)調(diào)查與研究。