2022, Vol. 46
文章信息
- 郝义, 种衍飞, 冯英明, 张昊, 臧浩, 杨帆, 李广雪. 2022.
- HAO Yi, CHONG Yan-fei, FENG Ying-ming, ZHANG Hao, ZANG Hao, YANG Fan, LI Guang-xue. 2022.
- 日照近岸海域晚更新世以来地层结构及沉积环境演化
- Analysis of stratigraphic configuration characteristics and sediment evolution since the Late Pleistocene in the offshore area of Rizhao
- 海洋科学, 46(8): 15-31
- Marine Sciences, 46(8): 15-31.
- http://dx.doi.org/10.11759/hykx20220401001
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文章历史
- 收稿日期：2022-04-01
- 修回日期：2022-04-16
2. 日照海洋地质院士工作站, 山东 日照 276800;
3. 中国海洋大学 海底科学与探测技术教育部重点实验室, 山东 青岛 266100;
4. 中国海洋大学 海洋地球科学学院, 山东 青岛 266100
2. Rizhao Marine Geology Academician Workstation, Rizhao 276800, China;
3. Key Lab of Submarine Geosciences and Prospecting Techniques, Ministry of Education, and College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China;
4. College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China
日照市海岸线北起白马河口, 南至绣针河口, 全长(不含岛屿岸线)168.5 km。优质海滩绵延分布, 长约43 km。近海海底地势平缓, 主要划分为日照近海现代沉积区和海侵沉积区[1]。近年来陆域河流输沙减少, 陆源碎屑供应匮乏, 导致海底沉积物主要表现为海侵特征, 而全新世沉积盖层较为缺乏。
前人对日照海岸带地质环境特征进行过广泛研究。王松涛等[2]通过开展日照海岸带综合调查工作, 发现日照近岸海域主要为晚更新世以来形成的冲积-海积平原的自然延伸, 后期被全新世的海相沉积层不同程度的覆盖; 宋红瑛等[3]对日照近海表层沉积物进行粒度分析, 划分了不同的沉积环境区; 秦亚超等[4]通过对南黄海西部日照海域柱状样岩芯的剖面观察和古生物分析, 探讨了深海氧同位素第3阶段(MIS3)的沉积历史和古环境特征, 估算了末次海侵过程中水下平原的剥蚀厚度; 郝义等[5]通过浅地层剖面资料, 分析了日照海岸带的古河道分布特征, 推测古河道的形成年代为MIS2-MIS4的较长地质时期。汪品先等[6]通过对中国沿海地区钻孔样品进行微体古生物分析, 认为中国东部沿海的第四纪地层中普遍发育4个海侵层。另有学者根据日照东部陆架区海域施工的大陆架科学钻探孔和其他地质钻孔资料, 对其地层结构特征和沉积演化历史进行了分析研究[7-10]。以往研究中少见针对日照近岸海域海底地层结构及沉积演化的分析, 缺少与穿透沉积地层的钻探岩芯资料相结合的精细化分析和研究, 没有将近岸海域地层与东部陆架区海域地层建立联系并分析其演化特征。本文基于以往研究成果, 结合在日照海域开展的地质钻探、浅地层剖面测量及样品测试资料, 通过分析日照近海海底地层结构特征, 探讨沉积演化历史, 推测沉积演化对海平面变化的响应, 丰富日照近岸海域层序地层学理论, 为日照临近海域地层结构和沉积演化特征研究提供借鉴和对比。
1 研究区概况日照海岸带大地构造位置为苏鲁造山带胶南—威海隆起区中的岚山凸起区, 地理位置位于南黄海中部, 岬湾相连, 发育平直的基岩砂砾质海岸。日照海域潮汐特征为正规半日潮, 潮流顺时针旋转, 涨潮流主方向为南西向, 落潮流主方向为北东向, 以南西向涨潮流占优势, 涨落潮流均与海岸方向平行[11]。日照近岸海域表层沉积物类型主要包括含结核砾砂、砾砂、砂、粉砂质砂、砂质粉砂、砂-粉砂-黏土、黏土质粉砂[12], 南北两侧的港口附近沉积物粒径细, 分选较差, 其它区域粒径粗, 分选差[3]。受黄海沿岸流影响, 海底近岸沉积物由北向南运移[13-14], 沉积物主要来源为潮白河、两城河、傅疃河、绣针河等河流携带的陆源碎屑和沿岸冲刷物。
日照近海海底地貌特征主要有水下浅滩、现代水下三角洲、海底冲蚀平原3种类型[2]。水下浅滩主要分布在水深15 m以内的近岸浅水区, 水下地形自岸边向海缓慢倾斜, 该地貌特征中表层沉积物以砂-粉砂-黏土和黏土质粉砂为主, 在近岸5 m水深内有中、细砂分布[2]。现代水下三角洲主要分布在傅疃河口5 m等深线处, 水下地形逐渐平缓, 三角洲呈扇状分布, 中部为粗砂, 两侧为细砂, 向外过渡为黏土质粉砂[2]。海底冲蚀平原区主要分布在水深15 m以外坡度平缓区域, 在表层砂质沉积物中含有大量钙质结核, 为更新世残留沉积层, 全新世海侵时被海水淹没, 发育成海底冲蚀平原[2]。
2 材料与方法为查明研究区海底浅部地层结构特征, 2019年10月山东省煤田地质局第一勘探队在日照近海开展了约130 km的浅地层剖面测量, 采用的仪器为法国SIG公司生产的SIG 2 Mille电火花震源浅地层剖面测量系统, 激发间隔2.2 s, 激发能量1 300 J, 带通滤波200~2 000 Hz。震源和水听器电缆拖于船后, 释放长度20~30 m。浅地层剖面的穿透深度大于30 m, 垂直分辨率小于0.5 m。在进行时深转换时, 参考以往经验[2], 结合本次实际情况, 海底以下各地震单元采用的声波平均速率为1 600 m/s, 测线主要位于水深6~20 m的区域(图 1)。由于两条浅地层地震剖面线间距较近, 差异变化不大, 本次只选取其中一条WZC05进行对比分析。
根据浅地层剖面分析资料, 2019年12月在研究区施工了两口全取芯地质钻探孔WZK01和WZK02 (表 1), 均穿透沉积层到达强风化基岩。钻孔位于浅地层剖面线上, 所处海域水深14~17 m。
在实验室, 将岩芯对半剖开, 一半用于拍照和保存, 一半用于描述和取样。粒度分析样品的取样间隔约20 cm, 兼顾沉积层的垂向变化。有孔虫鉴定和AMS14C测年样品采集于有机质含量较多的层位。根据化验分析结果绘制了钻孔岩芯柱状图。岩芯样品处理及分析由山东省物化探勘查院岩矿测试中心完成。
粒度分析取原始样品10~20 g, 经双氧水和稀盐酸浸泡处理, 除掉有机质和碳酸盐, 然后洗盐, 用六偏磷酸钠溶液分散后, 根据规范要求分别选用不同的方法进行测试。细颗粒样品使用激光粒度仪法测定, 所用仪器为BT-9300ST激光粒度分析仪。该仪器粒径测量范围0.05~1 500 μm, 分辨率为0.01Φ, 重复测量的相对误差≤1%。粗颗粒样品使用筛析法测定。将4~0.063 mm之间的粒度按1/2Φ间隔, 分离成14个粒级分别称重, 求得以质量分数表示的粒度分布。平均粒径、分选系数、偏态和峰态等粒度参数的计算和等级划分, 采用Folk等[16]提出的方法。
古生物鉴定样品先经冲洗, 再置于烘箱在90 ℃下烘干, 过标准检验筛保留粒径≥0.063 mm的颗粒物, 然后在奥林巴斯SZ61双目体视显微镜下进行鉴定。根据个体数量进行缩分, 一般缩分至样品中有孔虫个体数不少于100枚, 对于丰度较低的样品则全样统计。有孔虫属种鉴定主要依照何炎等[17]和汪品先等[18-19]相关文献资料。
AMS14C测年以5 568 a为半衰期, 同时测量样品的δ13C值, 并根据分馏效应进行校正, 获得惯用年龄。测年材料为沉积物中的有机质, 测试所用的仪器为美国NEC公司的加速器质谱分析计, 型号为XCAMS, 测量精度为0.3%。在惯用年龄的基础上, 根据Marine 13海洋曲线进行包括海洋碳贮库效应在内的系统校正, 海洋贮存库校正值(Delta R)为–81± 60 a。采用BetaCal 3.21校正软件对原始测年数据进行日历年龄校正, 测试结果见表 2。
| 样品号 | 孔深/m | 测年材料 | δ13C/10–6 | 常规年龄/a B.P. | 日历年龄/cal a B.P. | |
| 均值 | 范围 | |||||
| HZK01-C1 | 16.45~16.50 | 有机质 | –21.0 | 30 310±170 | 34 321±350 | 34 670~33 971 |
| WZK01-C1 | 11.79~11.84 | 有机质 | –23.6 | > 43 500 | – | > 43 500 |
| WZK02-C1 | 10.27~10.32 | 有机质 | –23.2 | 36 920±330 | 41 446±592 | 42 038~40 854 |
根据浅地层地震剖面中的反射结构、地震相单元外形和平面组合、反射振幅、同相轴连续性等地震参数特征差异, 划分SU(seismic unit)地震单元, 代表产生其反射的沉积物的岩性组合和沉积特征[2]; 根据不同沉积物的沉积环境、物质组成和层理特征, 将地层划分为不同的DU(deposition unit)沉积单元。
3.1.1 SU1地震反射特征及其地质属性T1(time)反射界面是接近海底的地震反射界面, 界面平直、清晰, 反射强度高, 可连续追踪。由于海面反射信号产生的“鬼波”效应[2], 海底面至T1反射界面间的SU1地震地层受到很大影响, 且该层很薄, 在剖面中显示不清楚, 表现不连续, 在海底侵蚀区表现为局部缺失。与该地震单元对应的DU1沉积层主要为一套含水量高、能量低、易侵蚀和易流动交换的浅海相表层沉积, 主要岩性为细砂混杂泥质沉积。
3.1.2 SU2地震反射特征及其地质属性在浅地层剖面中(图 2), T2反射界面为一高振幅的侵蚀面, 可连续追踪, 推测为强水动力环境下形成的河流相沉积底界面, 与下伏地层呈假整合或角度不整合接触(图 2)。此界面与T1反射界面延伸趋势类似, 坡度较小, 呈近水平状态, 同相轴整体较平滑, 由岸向海埋深缓慢增大。
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| 图 2 WZC05浅地层剖面解译图 Fig. 2 Interpretation diagram for typiccal seismic profile of line WZC05 |
DU2沉积单元是T1和T2反射界面所包含的地层, 以顶超方式超覆在其他地层之上, 遍布全区, 该层厚度整体较小, 一般不超过9 m, 总体呈近岸薄、向海厚的特征。由于长期受陆相河流作用的高能环境影响, 沉积层物质混杂, 地震反射信号较乱(图 2)。
3.1.3 SU3地震反射特征及其地质属性SU3地震单元的T3反射界面在研究区内皆有显示, 同相轴表现为振幅中等、连续性中等, 埋深介于7~20 m, 由岸向海埋深呈崎岖状逐渐增大, 推测为晚更新世末期、全新世初期高海平面发育的不整合面。
DU3沉积单元位于T2和T3反射界面之间, 整体显示为弱振幅反射的地震剖面特征, 层内反射以波状或近平行层理为主, 因位置不同而呈现较大差异。该沉积单元呈现出近岸薄、远岸厚的特征(图 2), 厚度介于2~10 m。最薄处位于傅疃河口外侧, 形态上由河口处向海逐渐加厚。
3.1.4 SU4地震反射特征及其地质属性SU4地震单元底部的T4反射界面同相轴具有振幅强、连续性差、起伏不平的特点, 代表了沉积层物质混杂、地震反射信号乱的特征。反射界面埋深介于10~40 m, 由岸向海埋深逐渐增大, 等值线与海岸线走向整体一致。
DU4沉积单元位于T3和T4之间, 层内无明显层间反射结构, 以杂乱层理为主。层厚介于2~25 m, 近岸厚度薄, 一般小于10 m, 远岸厚度较大, 介于10~25 m。
3.2 钻孔岩芯地层特征结合浅剖资料对研究区地层的揭示, 并综合距离较近的WZK01和WZK02两个钻孔岩芯的岩性特征, 将研究区的海底地层划分为4个主要沉积单元, 根据沉积物物质组成和粒度参数特征, 将主要沉积单元又细分为亚单元(图 3、表 3), 具体岩性描述如下:
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| 图 3 钻孔WZK01-WZK02联合剖面图 Fig. 3 Composite profile for cores WZK01 and WZK02 |
| 沉积单元 | WZK01 深度范围/m |
WZK02 深度范围/m |
沉积特征 |
| DU1 | 0~0.8 | 0~1.2 | 深灰色, 松散, 饱和, 以石英、长石为主, 级配较好, 磨圆较好, 具腥臭味, 含少量泥质、贝壳和钙质结核, 推测为滨海相沉积。 |
| DU2a | 0.8~2.0 | 1.2~2.9 | 黄褐色, 可塑, 切面光滑, 干强度高, 韧性高, 含少量钙质结核和铁锰氧化物结核, 推测为河流相沉积。 |
| DU2b | 2.0~3.1 | 黄褐色, 松散, 饱和, 砂较纯, 含少量黏性土, 分选差, 级配好, 砂颗粒呈次棱角状。 | |
| DU2c | 3.1~9.6 | 2.9~9.6 | 黄灰色, 含少量铁质氧化物及云母碎屑, 夹粉砂质黏土薄层, 底部含少量粉砂。该段岩性变化较大, 局部夹陆源碎屑。 |
| DU3a | 9.6~12.1 | 深灰色, 稠度中等, 土质较均匀, 含少量浅灰绿色黏土团块, 灰黑色有机质含量较高。局部见棕色锈斑、贝壳碎屑和交错层理, 推测为浅海相沉积。 | |
| DU3b | 9.6~11.2 | 12.1~13.6 | 灰色, 饱和, 砂较纯, 含粒径大于20 mm砾石少许, 局部见少量贝壳碎片, 分选差, 砂颗粒呈次棱角状。 |
| DU3c | 11.2~16.7 | 13.6~15.2 | 深灰色, 可塑, 稠度中等, 土质较均匀, 局部见棕色锈斑、贝壳碎屑, 灰黑色有机质含量较高。WZK02钻孔14~15 m处, 为砂含量较高的粗砂夹黏土, 见粒径大于20 mm砾石。经古生物分析, 在该沉积单元中见浅海环境的浮游有孔虫化石(Globigerinoides sp.和Globigerinita sp.), 底栖有孔虫化石(嗜温转轮虫和半缺五玦虫), 说明该沉积单元为浅水沉积环境的海相地层。 |
| DU4a | 16.7~24.5 | 15.2~20.0 | 黄褐色, 中密, 饱和, 含少量黏性土及较多粒径大于20 mm砾石、碎石, 分选差。砂颗粒呈次棱角状, 推测为河流相沉积。 |
| DU4b | 24.5~25.5 | 20.0~21.0 | 浅黄夹灰绿色, 硬塑, 稠度高, 土质均匀, 含较多浅灰绿色黏土团块及铁质氧化物, 推测为湖泊相沉积。 |
| DU4c | 25.5~33.0 | 21.0~22.60 | 黄褐色, 硬塑, 较多粒径大于20 mm砾石、碎石, 局部见少量铁锰氧化物和炭质斑点, 偶见砾石。WZK01钻孔29.0~29.1 m处, 夹浅灰绿色黏土团块。 |
| DU4d | 33.0~34.0 | 22.6~23.8 | 浅黄夹灰绿色, 硬塑, 稠度高, 土质均匀, 含灰绿色黏土团块及铁质氧化物。23.5~ 23.8 m处, 复合层理。 |
| DU4e | 34.0~35.9 | 23.8~37.0 | 黄褐色, 中密, 砂不纯, 含少量粘性土, 局部见较多粒径大于20 mm砾石、碎石, 分选差。局部夹灰绿色黏土团块。 |
| DU4f | 35.9~37.3 | 黄褐色, 硬塑, 土质不均匀, 含较多砂粒, 含少量铁锰氧化物斑块, 偶见砾石。 | |
| DU4g | 37.3~37.8 | 37.0~37.8 | 推测为强风化地层, 颜色为灰褐色, 主要为岩屑砾石, 砾石呈次棱角状, 矿物成分以石英、长石及暗色矿物为主。 |
| 37.8~38.0 | 属于基岩层, 主要为浅灰色块状岩芯, 岩性为花岗质片麻岩, 变晶结构, 片麻状构造, 矿物成分以石英、长石及暗色矿物为主。 |
DU1沉积单元: 上部沉积物主要为深灰色松散的细砂混杂泥质沉积, 成分以石英和长石为主, 具有腥臭味, 局部可见贝壳碎屑和砾石, 下部沉积物主要为黏土质粉砂, 颜色为黄灰-灰色, 局部见黄棕色锈斑(图 4)。粒度测试结果显示, 上部砂平均含量为71.94%, 下部粉砂平均含量为66.62%, 平均粒径(mean grain size, Mz)平均值为4.66Φ; 分选系数(δi)平均值为2.66, 分选差; 偏态(Ski)平均值为1.56, 显示出正偏态; 峰态(Kg)平均值为3.13, 形状非常尖锐, 说明物质来源较为均一。
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| 图 4 WZK02钻孔部分岩芯照片 Fig. 4 Part of core photos of borehole WZK02 注: a、b: Ammonia tepida (Cushman); c、d: Quinqueloculina seminula (Linnaeus); 岩芯长度单位为m |
DU2沉积单元: 在两处钻孔中呈现的性质略有不同。上部沉积物主要为黄褐色粉砂质黏土, 含少量钙质结核和铁锰氧化物结核, 见生物潜穴; 中部为黄褐色粗砂, 含少量黏性土, 砂颗粒呈次棱角状, 但该层仅见于WZK01钻孔中, 而在WZK02钻孔中未有揭示(图 3); 下部为黄灰色细粉砂夹粉砂质黏土, 含少量铁质氧化物及云母碎屑, 夹粉砂质黏土薄层, 底部含少量粉砂, 该段岩性变化较大, 夹陆源碎屑。总体反映河流-河口相沉积特点。该沉积单元主要成分为粉砂(图 5、图 6), 约占56%~80%, Mz平均值为6.18Φ; δi平均值为1.63, 分选较差; Ski平均值为0.81, 表现为极正偏态; Kg平均值为2.08, 形状很尖锐, 粒度垂向变化较小, 显示沉积环境较为稳定。
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| 图 5 WZK01钻孔综合柱状图 Fig. 5 Lithologic column and its sedimentary facies of borehole WZK01 |
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| 图 6 WZK02钻孔综合柱状图 Fig. 6 Lithologic column and its sedimentary facies of borehole WZK02 |
DU3沉积单元: 上部为深灰色粉砂质黏土, 灰黑色有机质含量较高, 局部见棕色锈斑、贝壳碎屑和交错层理, 反映了海相沉积的特点, 该层在WZK01钻孔缺失(图 3)。中部为灰色粗砂, 含粒径大于20 mm的砾石少许, 底部含少量贝壳碎屑, 砂颗粒呈次棱角状, 反映了海陆交互相沉积的特点。下部为深灰色粉砂质黏土, 灰黑色有机质含量较高, 局部见棕色锈斑。该沉积单元主要成分为粉砂和黏土, 局部夹薄层粗砂, Mz平均值为6.76Φ; δi平均值为1.72, 表现为分选较差, 分选系数在该层中表现为由上到下逐渐增大的趋势; Ski平均值为0.33, 表现为极负偏态; Kg平均值为2.08, 表现为很尖锐, 粒度垂向变化较大, 反映强弱水动力条件交替出现的特征。
DU4沉积单元: 该沉积层主要由分选差的厚层粗砂-砂砾组成, 中间夹黏土层, 表现为粗砂与黏土互层的特点。上部为黄褐色粗砂, 含少量黏性土及较多粒径大于20 mm的砾石, 砂颗粒呈次棱角状, 显示河流相沉积特点; 中部为两层薄层黏土夹厚层粗砂, 黏土为浅黄夹灰绿色, 含较多浅灰绿色黏土团块及铁质氧化物, 反映湖泊相沉积特点, 粗砂为黄褐色, 砂不纯, 含少量黏性土, 见较多粒径大于20 mm的砾石、碎石, 砂颗粒呈次棱角状。下部为黄褐色粉砂质黏土和粗砂, 粉砂质黏土中见少量铁锰氧化物和炭质斑点, 偶见砾石, 粗砂中含少量黏性土, 砂颗粒呈次棱角状, WZK02钻孔27.5~ 27.9 m处, 见灰绿色黏土团块和炭质斑点。该沉积单元主要成分为砂, 局部夹薄层黏土和粉砂(图 5、图 6), Mz平均值为4.73Φ; δi平均值为2.54, 表现为分选差; Ski平均值为0.79, 表现为正偏态; Kg平均值为3.06, 表现为非常尖锐。岩芯中砂级组分在深度上的分布并不均匀, 主要集中在DU4沉积单元的顶部和底部, 分选系数在两处的数值较大, 说明该沉积单元中沉积物分选较差、粒度垂向变化较大、砂与粉砂互层发育, 显示沉积环境变化较大。根据该沉积单元的粒度特征、发育厚度及埋藏深度等特征, 推测其主要为末次冰期早冰阶, 发育在古陆架上的河流-湖泊相沉积层及风化层。
在DU4沉积单元的底部发育灰褐色强风化层, 主要为砂砾石, 砾石呈次棱角状, 矿物成分以石英、长石及暗色矿物为主(表 2)。由于该层沉积物粒径较大, 未对粒度样品进行取样分析。
选取不同沉积单元的代表性样品通过概率累积曲线图、频率分布图(图 7、图 8)进行对比, 进一步分析其沉积环境差异。概率累积曲线图中, DU1、DU3沉积单元沉积物的搬运方式主要表现为跳跃和悬浮, 跳跃组分含量在70%~90%, 斜率较大, 该组分粒径集中在2~9Φ粒级区间, 曲线倾角主要呈近45°左右; 悬浮组分含量在10%~15%, 该组分粒径集中在9~10Φ粒级区间。沉积物以跳跃组分为主, 较粗组分和较细组分含量很少, 沉积环境相对稳定, 反映离河口较远且水动力条件较弱的滨浅海相沉积环境特点[20]。DU2、DU4沉积单元沉积物的搬运方式除了跳跃和悬浮之外, 出现滚动搬运, 滚动组分含量在10%~25%, 组分含量粒径集中在–2~–1Φ粒级区间; 跳跃组分含量在75%~ 95%, 斜率相对平缓, 组分含量粒径集中在–1~9Φ粒级区间; 悬浮组分含量在5%~15%, 组分含量粒径集中在9~10Φ粒级区间, 可知既有水动力条件较强的河床相粗颗粒物质, 也有水动力减弱的河口相细颗粒物质[21], 沉积环境不稳定, 表现为河流相沉积环境特点。
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| 图 7 WZK01(a)和WZK02(b)钻孔岩芯沉积物概率累积曲线图 Fig. 7 Cumulative probability curve for cores WZK01 (a) and WZK02 (b) |
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| 图 8 WZK01(a)和WZK02(b)钻孔岩芯沉积物频率分布曲线图 Fig. 8 Frequency curve for cores WZK01 (a) and WZK02 (b) |
沉积物的频率曲线特征是判断沉积作用形式的重要手段之一, 频率曲线的峰态变化反映了沉积作用形式的变化[20]。WZK01和WZK02钻孔岩芯沉积物的频率分布曲线主要表现为不对称的双峰或多峰类型(图 8)。WZK01、WZK02钻孔岩芯中DU3沉积单元的样品主要为双峰, 峰值区间相对较窄, 主峰范围位于5~7Φ之间, 主要成分为细颗粒的粉砂, 主峰在左侧, 次峰在右侧, 表现为弱水动力条件的滨浅海相沉积环境[21]。
WZK01、WZK02钻孔岩芯中DU2、DU4沉积单元的样品主要表现为不对称的多峰, 主峰位于–1Φ处, 对应沉积物成分为细砾, 主峰在左侧, 次峰在右侧。粒径区间在–2~10Φ之间, 变化范围较大。该类沉积物以峰态窄尖, 极正偏、细尾较长为主要特征, 反映了较强水动力条件的河流相沉积环境[21]。
为分析研究区内沉积物沉积过程中的性质变化, 将钻孔岩芯中的部分样品在C-M(C: 累积曲线上颗粒含量1%处对应的粒径, 单位为μm; M: 累积曲线上颗粒含量50%处对应的粒径, 单位为μm)图中进行沉积环境判别(图 9)。图 9中Cr代表最易作滚动悬浮搬运的颗粒粒径; Cs代表递变悬浮中最粗颗粒的粒径; Cμ代表均匀悬浮中最粗颗粒的粒径[22]。本次研究中, DU2和DU4部分样品数据, C-M图的应用结果不太理想, 其原因可能是采样时出现了不同岩性的样品混合情况, 在后续分析中进行了排除。如C-M所示, DU2、DU4沉积单元样品主要位于滚动悬浮和均匀悬浮的区域, 少量位于递变悬浮区域, 而位于C-M图上部、C值较大的样品主要对应于DU2、DU4沉积单元中平均粒径介于1~3Φ的粗颗粒物质细砂至粗砂, 为较强水动力条件下的产物, 总体反映了DU2、DU4沉积单元样品所处的河流沉积环境。DU1、DU3沉积单元样品主要位于均匀悬浮的区域, 长轴方向平行于C=M曲线, 反映弱水动力条件的浅海沉积环境[23]。从DU2、DU4沉积单元样品到DU1、DU3沉积单元样品, 反映了沉积环境由河床、河口坝为代表的强水动力条件向三角洲、浅海为代表的弱水动力条件的转变。各沉积单元所处的C-M图位置与累计概率曲线图、频率分布曲线图所显示的结果一致, 说明研究区海底沉积物所处的沉积环境有河床、河口坝为代表的强水动力条件和三角洲、浅海为代表的弱水动力条件两种不同类型。
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| 图 9 钻孔岩芯沉积物C-M曲线图 Fig. 9 C-M plot of the sediments for cores WZK01 (a) and WZK02 (b) |
经古生物样品分析, 在研究区WZK01钻孔孔深11.79~11.84 m处的深灰色粉砂质黏土中发现了生活环境为浅海的浮游有孔虫化石(Globigerinoides sp.和Globigerinita sp.)[24-25]。在WZK02钻孔孔深10.27~ 10.32 m处的深灰色粉砂质黏土中也发现了生活在海湾浅水沉积环境中的底栖有孔虫化石[26-27], 分别为Ammonia tepida (Cushman) (图 4a、b)嗜温转轮虫和Quinqueloculina seminula (Linnaeus)(图 4c、d)半缺五玦虫。由于所取样品在两个钻孔中所处的层位基本一致, 推测该层位对应的DU3沉积单元为浅水沉积环境的海相地层。
在日照北部黄家塘湾海域HZK01钻孔(图 1)孔深16.45~16.50 m处, 与DU3沉积单元对应的深灰色粉砂质黏土中采集AMS14C测年样, 测得年龄为34.3 cal.ka B.P.(表 2), 对应于晚更新世MIS 3阶段的中晚期; 在WZK01钻孔孔深11.79~11.84 m处的深灰色粉砂质黏土中采集AMS14C测年样, 测得年龄大于43.5 cal.ka B.P.(表 2); 在WZK02钻孔孔深10.27~ 10.32 m处的深灰色粉砂质黏土中采集AMS14C测年样(图 4), 测得年龄为41.4 cal.ka B.P.(表 2), 对应于晚更新世MIS 3阶段的中期。测年年龄总体对应晚更新世末次冰期MIS3中的暖湿阶段[28], 该时期发生了海侵事件, 形成了滨海-浅海相的沉积地层[29-30]。
4 沉积环境演化前人研究表明, 晚更新世以来, 黄海经历了3次显著的海侵和3次大规模的海退, 海平面发生数百米的波动, 导致了我国东部海陆环境的变迁[6, 31-34], 形成了较为复杂的海陆相交互沉积。气候变化引起的海平面升降变化和物源变化是晚第四纪沉积环境的主要控制因素, 但不同时期的其他因素, 如地势高低、河流入海、潮汐、海洋环流等也对局部沉积环境产生影响。
对比全球海平面变化和日照近岸及黄海海域施工的SYS0804和CSDP-2两个钻孔资料(图 10、图 11), 推断日照东部海域晚更新世以来经历的主要沉积演化如下:
MIS6期(128~189 cal.ka B.P.), 为强海退的全球冰期低海平面时期[35], SYS0804钻孔处表现为河流沉积(河漫滩)环境[8]。CSDP-2钻孔处在该时期形成的陆相沉积被后期的海侵或河流侵蚀而消失[10], 被后期叠加的海相层覆盖。而WZK01和WZK02钻孔所在的日照近岸区域, 可能由于地势较高而处于侵蚀状态, 导致MIS6沉积地层的缺失。
MIS5期(74~128 cal.ka B.P.), 海平面逐渐上升, 最高海平面时期要高于现今海平面, 发生了汪品先等提出的“星轮虫海侵”[6], 最大海侵范围比现代海岸线向西南推进约125 km[37], SYS0804钻孔附近发育近岸浅海沉积[8], CSDP-2钻孔附近表现为浅水陆架区的冷水团沉积[10], 两者为同期的第三海相层。日照近岸的WZK02钻孔附近也应形成近岸浅海沉积, 而岩芯中未显示该地层, 可能与该区所处地势较高, 海相层被后期发育的河流侵蚀有关。
MIS4期(60~74 cal.ka B.P.), 海平面出现波动性下降, 海水逐渐退出南黄海大部分区域, 直至低于现今海平面80 m左右[34, 38], 研究区沉积环境从早期的近岸浅海-滨海沉积向河流-湖泊沉积过渡, 形成陆相沉积地层。WZK02钻孔处在这一时期对应形成了DU4沉积单元, 厚度约20 m, 主要为黄褐色、浅黄夹灰绿色的粗砂、粉砂质黏土、黏土, 含少量铁质氧化物和炭质斑点, 反映了由浅海-滨海沉积向河流-湖泊沉积的过渡沉积特征。SYS0804钻孔处形成深灰色黏土质粉砂夹细砂、粉砂质细砂层, 见少量钙质结核, 为河流沉积环境的产物, 其厚度不超过10 m[8]; CSDP-2钻孔处形成深黄灰色-深绿灰色以细砂为主的河流沉积, 厚度约5 m[10], 均远低于近岸区域。可能由于日照近岸区域地势较高, 陆源物质供应充足且持续时间较长, 导致该沉积地层在WZK01、WZK02钻孔的近岸区域要厚于SYS0804、CSDP-2钻孔处的远岸区域(图 11)。
MIS3期(24~60 cal.ka B.P.), 对应全球性的高海平面时期, 南黄海发生了大规模的海侵, 汪品先等称之为“假轮虫海侵”[6], 这次海侵使得南黄海陆架全部被海水淹没, 形成了广泛发育的大面积的浅海-三角洲体系[36], 对应研究区内的第二海相层。WZK01、WZK02钻孔处形成深灰色粉砂质黏土夹灰色粗砂, 局部见棕色锈斑、贝壳碎屑和交错层理, 为浅海相沉积, 并发生了海陆交互作用, 黏土夹杂粗砂层位可能与古三角洲有关, 对应DU3沉积单元。HZK04钻孔附近区域, 可能未沉积海相层或者后期遭受侵蚀和再沉积等过程, 在沉积层底部未见明显的海相层[40]。SYS0804钻孔处早期形成深灰-灰色黏土质粉砂、潮汐层理发育的滨海-近岸浅海沉积, 中期形成由深绿灰-深灰色中砂、黏土质粉砂夹粉砂-细砂组成的潮道充填沉积[8]; CSDP-2钻孔处形成以深灰色-棕褐色粉砂和黏土质粉砂为主的三角洲沉积[10]。在日照东部海域整体上总体呈现海相层由离岸深水区向近岸浅水区逐渐减薄至尖灭, 海侵强度逐渐减弱的趋势(图 11)。
MIS2期(12~24 cal.ka B.P.), 海平面大幅度下降, 全球海面平均下降约130 m[41-42], 在此期间, 东海陆架外缘中北部发育3条古海岸沙堤, 分布在目前水下122~155 m[41]。日照东部大部分陆架海域暴露于地表, 河道广泛发育[9], 形成河流相-河口相沉积层[34], 即DU2沉积单元, 同时河道下切老地层形成古河道[5]。而CSDP-2和SYS0804钻孔附近区域缺失MIS2沉积, 推测该处位于河间高地, 可能由于地势较高或沉积物较薄, 在后期的海侵过程中被侵蚀掉[10]。
MIS1期(现在~12 cal.ka B.P.), 全球气候回暖, 海平面逐步上升, 潮流也逐渐成为南黄海陆架沉积动力的主控因素[9]。全新世初期, 随着海平面的上升, 陆架区的坡积物掺杂了其他陆源物质被海水动力再造, 形成了物理性质复杂的滨海相沉积体[8, 10]。WZK01、WZK02钻孔处形成以深灰色泥质沉积或细砂混杂泥质沉积为主的滨海相沉积, 对应于研究区内的第一海相层。该层在整个研究区沉积不稳定, 近岸浅水区沉积较薄, 部分海底侵蚀区厚度很小, 甚至缺失, 离岸深水区沉积增厚。SYS0804钻孔处是以灰黄、灰色细-中砂为主的滨海“残留”沉积[8], CSDP-2钻孔处形成以深灰-灰色粉砂层为主的滨岸-内陆架沉积[10]。
5 结论分析WZK01和WZK02钻孔地质岩芯资料, 将日照近岸海域晚更新世以来的地层划分为4个主要的沉积单元, 从上往下分别为: 全新世滨海相深灰色细砂混杂泥质沉积层DU1沉积单元; 晚更新世河流-河口相黄灰色粉砂质黏土夹粗砂、粉砂层DU2沉积单元; 晚更新世浅海相深灰色粉砂质黏土夹粗砂层DU3沉积单元; 晚更新世河流-湖泊相黄褐色粗砂夹黏土层DU4沉积单元。其中DU4沉积地层具有靠岸一侧地层薄, 向海一侧地层厚的趋势。
日照近海海底地层中见含有有孔虫化石的第二海相层, 形成年代主要介于34.3~41.4 cal.ka B.P., 对应末次冰期MIS3的暖湿阶段, 日照近海在该时期发生了海陆交互作用, 形成的黏土夹杂粗砂层位可能与古三角洲有关。
晚更新世以来日照东部南黄海海域主要经历了2~3次显著的海侵和海退, 各区域因条件不同表现有所差异: 日照近岸浅水区主要表现为两次海侵和海退, 发育两个海相地层与两个陆相地层, 分别对应MIS1、MIS3和MIS2、MIS4时期; 日照东部深水区主要表现为三次海侵和海退, 发育三个海相地层与三个陆相地层。由于地势较高和地层出露导致的侵蚀破坏等原因, 结合CSDP-2、SYS0804等钻孔研究成果, 可以看出日照东部南黄海海域的海相层厚度总体表现为从离岸深水区域向近岸浅水区域逐渐减少的趋势, 部分地层出现尖灭消失。
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