长江三角洲是东亚第一大河流——长江流入东海的海陆交汇产物(Li et al.，2000).研究其发育历史和沉积特征可以揭示长江三角洲地区构造运动(周积元和郑家欣，1987；Chen and Stanley，1995; Li et al.，2002; Ren et al.，2002)和中国东部海平面升降规律(朱玉荣，2000；沈明洁，2002)等重要科学问题.诸多学者对长江三角洲沉积特征和地层年代进行了长期研究，既得到了一些共识，也存在着重要的争议.比较一致的认识：(1)长江三角洲存在北厚南薄、东厚西薄的特征，其最早沉积中心是第三纪开始沉积的苏北地区，南部除太湖凹陷附近，其他区域均从第四纪开始以上海崇明岛地区为中心沉积(Chen and Stanley，1995; 陈中原，2001).(2)长江三角洲南北翼沉积特征存在巨大差异，原因之一可能是古长江在上新世以前是流经苏北盆地而向东注入黄海(贾军涛等，2010；Zheng et al.，2013).(3)河间地风化形成的土壤层，一般称为硬质黏土层(陈中原，2001)是很好的地层对比标志层，在划分中更新世与晚更新世界限、晚更新世与全新世界限方面都起到了重要作用(王张华等，2008；李保华等，2010)等等.

在长江三角洲沉积的研究中，主要的问题和争议之一是地层年代的不确定性.例如：缺乏足够的年龄数据来系统分析三角洲演化的历史(邢历生等，1986)；长江三角洲大规模沉积是始于中更新世还是晚更新世晚期(陈静等，2007；张丹等，2009)等存在不同的认识.另外一方面，作为地层对比标志层的“硬质黏土层”由于容易遭受侵蚀而在某些地区缺失，选择其作为地层划分标志层是否可靠等有待进一步研究(李保华等，2010；张平等，2013).

在长江三角洲沉积物研究的历史过程中，钻孔沉积物缺乏充足而精准的测年物质来建立地层年代框架，而根据岩性相对变化建立的空间对比方案则缺乏足够的说服力(李保华，2010).磁性地层学在长江三角洲地层年代框架建立及其对比方面发挥了重要的作用，大部分钻孔沉积物都记录了布容期、松山期和高斯期三个地磁极性区间，表明这些松散沉积物底部的年龄为2.5—3.6 Ma(邢历生等，1986；邹松梅等，2000；黄湘通等，2008；缪卫东等，2008；张平等，2013).然而分析不同钻孔岩性特征，不难发现所有钻孔中部至底部存在大量的古河流相沉积，且不同地区钻孔岩性随时间的变化并不具有一致性和统一性，这说明整个长江三角洲地区伴随着稳定构造下沉而发生大规模沉积的时间并非那么早.而且，对长江三角洲南部——钱塘江河口地区，特别是钱塘江南岸地带，比较系统的沉积学研究相对较少，不利于对整个长江三角洲沉积特征进行全面认识.因此，研究钱塘江河口地区，通过地磁漂移或事件建立比较完整而准确的沉积地层年代框架，并与北部以至整个长江三角洲地区进行对比，可以较深入了解长江三角洲南部地区的沉积历史特征，从而阐述整个长江三角洲沉积发育史，分析该地区受构造背景、海平面升降和区域构造下沉等因素控制而带来的沉积规律，为该地区进行进一步的构造演化和古气候、古环境变化等科学问题研究提供参考.

钱塘江河口位于中国东部长江三角洲南翼地区，通常分为三段，分别为近口段、河口段和杭州湾(张伯虎和曹颖，2013).本次研究钻孔位于后两段流经区域.该地区西部和南部为山丘，东部和北部为冲积平原，经历了多期次的构造运动和复杂的演化(姚琪等，2010)，属于中国东部新华夏构造体系(Lin et al.，2005).从第四纪开始，杭州湾地区处于浙北持续上升与三角洲稳定下降的过渡地带(Lin et al.，2005).浙江省内最大的北东向江山—绍兴断裂穿越该区，以此断层为界划分了东南的华夏地块和西北的扬子准地台(丁伯阳等，2003).钻孔所在区域最显著的断层如图 1所示，为北西向的长兴—奉化断裂带(自浙江湖州市长兴县至浙江奉化市)(姚琪等，2010)，而距杭州湾东北45 km的地区，有许多走向为西北向、倾角大于45°的中更新世断裂(火恩杰等，2003).该区自燕山晚期火山活动后，新构造运动比较微弱，山区地带缓慢上升，平原地带缓慢下降，构造运动引起的地壳升降速度远小于海平面升降速度(Lin et al.，2005).该地区气候属于亚热带 潮湿气候，年平均温度15 ℃，年降水量1000~1800 mm(王建华等，2006).

本次研究选择的五个钻孔岩心来源于2010年开始的浙江省第四系地质调查项目(由浙江省地质调查研究院实施).钻孔位于浙江省北部、钱塘江河口段—杭州湾的南北侧(见图 1)，均钻至基岩风化层.基岩为白垩纪灰色砂岩或紫红色火山凝灰岩(黄湘通等，2008).其中，CSB-4钻孔(120°23′32″E，30°45′20″N)位于湖州市，孔长150 m；CSB-6钻孔(120°38′00″E，30°31′39″N)位于嘉兴海宁市，孔长193 m；此两钻孔位于钱塘江河口北部地区.CSB-7钻孔(120°38′00″E，30°31′39″N)位于绍兴市，孔长63 m；CSB-8钻孔(120°50′18″E，30°08′50″N)位于绍兴上虞市，孔长105 m；CSB-9钻孔(121°04′18″E，30°13′15″N)位于宁波余姚市，孔长146 m.此三钻孔位于钱塘江河口南部地区.钻孔岩性以黏土、粉砂质黏土、砂质黏土和泥质粉砂、粉砂、砂、砾为主

将岩心垂直剖开，分别进行岩心描述和取样.用具有方向标记的2 cm×2 cm×2 cm的立方体古地磁专用塑料盒进行取样.CSB-6钻孔采样间隔为10 cm，CSB-4、CSB-7、CSB-8、CSB-9钻孔采样间隔为20 cm.个别层位因受扰动或者岩性为含砾中粗砂和砾石而无法进行采样，以及为减少重复测试，在不影响年代框架建立这一前提下，某些钻孔顶部至一定深度内未进行古地磁取样.获得的样品主要以黏土、粉砂质黏土、砂质黏土和泥质粉砂、粉细砂为主，最终共取得古地磁样品1931个.其中，CSB-4钻孔取样深度为22.5~125.8 m，共取样389个；CSB-6钻孔取样深度为2.1~182 m，共取样845个； CSB-7钻孔取样深度为23.1~55.9 m，共取样159个；CSB-8钻孔取样深度为1.1~69 m，共取样209个；CSB-9钻孔取样深度为35.1~132.9 m，共取样329个.样品取回后装箱密封，放至0 ℃的恒温冰柜进行冷藏直至测试.

图 1

Fig. 1

图 1 中文研究钻孔位置及穿越钻孔区域主要断裂带(丁伯阳等，2003；姚琪等，2010)示意图标题 ● 本次研究钻孔； ▲ 前人磁性地层学研究钻孔. Fig. 1 Locations of drill boreholes and major faults(Ding et al.，2003; Yao et al.，2010) ● Cores of this study; ▲ Cores of previous work.

古地磁测试于2013年在中国科学院地球环境研究所古地磁与环境磁学实验室进行.在2G-760 U-Channel岩石超导磁力仪测量样品的天然剩磁(NRM)和特征剩磁.根据样品天然剩磁强弱情况不同，选择两种交变(AF)退磁梯度步骤，分别 为(0 mT、5 mT、10 mT、15 mT、20 mT、25 mT、30 mT、 35 mT、40 mT、50 mT、60 mT、70 mT、80 mT)及(0 mT、5 mT、10 mT、15 mT、20 mT、25 mT、30 mT、 35 mT、40 mT、45 mT、50 mT).受限于仪器精度，对于磁性较弱的样品，均在其强度退至10^-10Am²数量级即停止退磁.

为了解磁性矿物的种类，选取典型样品进行岩石磁学测试.测试于2015年在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室进行，测试仪器为美国普林斯顿仪器公司生产的MicroMag 3900，样品分别进行磁滞回线、等温剩磁获得曲线(IRM)及剩磁矫顽力(B_cr)测量.并将所有样品在中山大学地球科学与地质工程学院进行低频(470 Hz)磁化率测量，测量仪 器为英国生产的Bartington MS-2型双频磁化率仪.

(1) AMS¹⁴C测年

在各钻孔选取有机质丰富的岩心段样品筛选测年物质.主要包括：贝壳、贝壳碎屑、木屑、植物碎屑等.对于没有筛选到有效测年物质的样品取全岩样品，送至西安交通大学西安加速器质谱中心和北京大学考古文博学院加速器质谱实验室进行测年.最后，测量数据用Calib701软件校正至日历年龄.

(2) 光释光(OSL)测年

在CSB-4和CSB-9钻孔分别选取2个含粉砂、细砂岩心段，用不锈钢管在避光条件下取样，并用黑色塑料袋密封，在中国科学院地质与地球物理研究所光释光(OSL)测年实验室进行OSL测年.实验过程中，首先在暗室内去掉表面2~3 cm可能曝光的样品，在超声波洗涤仪中去颗粒附着物.然后加入过量的10%浓度盐酸(HCl)去除碳酸盐，加入30%浓 度双氧水(H₂O₂)去除有机质，取粒径为90~125 μm 的样品用重液分别浮选出钾长石和石英.最后加入40%浓度的HF溶蚀杂质，得到较高纯度的钾长石和石英进行测量.

AMS¹⁴C数据基本上提供了约45 ka以来沉积物的年代(表 1).样品CSB6-C5、CSB8-C3的测年结果呈新老倒置现象，根据长江三角洲地区其他钻孔的地层年龄情况，以及地磁极性序列(下文将讨论)，确定这两个样品年龄应该都已大于50 ka，已超出AMS¹⁴C有效测量范围，其结果不作为钻孔年代框架建立的依据.光释光测年结果提供了约80 ka以来的沉积物年代约束(表 2).

表 1(Table 1)

表 1 AMS14C测年结果 Table 1 AMS14C dating results 样品编号 深度(m) 测年物质 测年结果(a BP) 误差(a) 校正年龄(cal a BP) CSB4-C1 3.95 木屑 6210 35 7005—7134 CSB4-C2 40.9 木屑 >45000 CSB4-C3 67.65 木屑 >45000 CSB6-C1 4.35 植物碎屑 4725 81 5303—5603 CSB6-C2 16.75 植物碎屑 7965 42 8693—8993 CSB6-C3 41.25 贝壳碎屑 37780 260 41697—42487 CSB6-C4 48.15 贝壳 >50000 CSB6-C5 63.55 贝壳碎屑 45394 420 CSB6-C6 67.5 木屑 >50000 CBS7-C1 3.65 植物碎屑 5047 41 5710—5906 CBS7-C2 5.65 植物碎屑 5583 30 6300—6412 CBS7-C3 14.35 贝壳碎屑 7842 34 8546—8723 CBS7-C4 21.7 植物碎屑 8335 39 9258—9467 CBS7-C5 27.85 植物碎屑 8339 50 9240—9479 CBS7-C6 36.8 植物碎屑 35800 240 39817—41062 CSB8-C1 19.95 贝壳碎屑 8231 35 9075—9307 CSB8-C2 28.65 植物碎屑 12304 43 14061—14560 CSB8-C3 55.6 植物碎屑 10026 43 11321—11724 CSB9-C1 13.25 植物碎屑 2965 25 3058—3214 CSB9-C2 14.15 植物碎屑 3130 25 3323—3402 CSB9-C3 19.15 植物碎屑 3715 25 3981—4100

表 1 AMS14C测年结果 Table 1 AMS14C dating results

表 2(Table 2)

表 2 CSB-4和CSB-9钻孔光释光(OSL)测年结果 Table 2 OSL dating results of cores CSB-4 and CSB-9 Samples K/(%) Th/(10-6) U/(10-6) Water/(%) Cosmicray(Gy/ka) Annual dose rate(Gy/ka) De/(Gy) Optical age/(ka) CSB4-O1 2.39 9.34 1.79 3.86 <0.01 3.33±0.19 207.7±10.6 62.4±4.8 CSB4-O2 2.65 9.38 2.09 7.87 <0.01 3.49±0.20 219.0±8.5 62.7±4.3 CSB9-O1 1.7 11.6 1.88 14.5 <0.01 2.54±0.13 199.6±11.1 78.6±5.9 CSB9-O2 1.66 9.21 1.78 15.5 <0.01 2.32±0.12 189.7±13.8 81.8±7.3

表 2 CSB-4和CSB-9钻孔光释光(OSL)测年结果 Table 2 OSL dating results of cores CSB-4 and CSB-9

IRM获得曲线表明(如图 2)，所有样品在约80 mT 处达到饱和等温剩磁(SIRM，即在1 T的场强下获 得的IRM)的80%；样品矫顽力在6~16 mT之间，剩磁矫顽力在22~40 mT之间，都在较低区间变化，反映软磁组分为样品剩磁的主要贡献者.

图 2

Fig. 2

图 2 典型样品岩石磁学参数 (a)IRM获得曲线;(b)磁滞回线(已进行顺磁校正).< Fig. 2 Rock magnetic properties of some typical samples (a)IRM acquisition curve;(b)Hysteresis loops(corrected for paramagnetism).

用Dave Heslop 的Irmunmix V2.2软件分析IRM获得曲线特征剩磁载体组分类别.中值矫顽力(Mean Coercivity，MC)表示某组分矿物获得SIRM一半时的场强.其结果表明，CSB4-100样品含有两种组分，MC为40.6 mT组分相对含量为69.4%，59.3 mT的组分为29.3%；CSB6-121样品基本由单一组分构成，MC为37.7 mT组分相对含量为 96.3%，CSB8-168样品含两种组分，MC为44.4 mT 组分相对含量为51.2%，60.2 mT的组分为47.7%，CSB8-199样品主要分为3种组分，14.1 mT组分相对含量为10.4%，33~42 mT组分为36.8%，51~65 mT组分相对含量为35.9%.组分分析表明剩磁载体基本由低矫顽力的亚铁磁性矿物组成.磁滞回线结果显示曲线在400 mT后完全闭合，并且无典型“细腰型”样品，也表明这些样品低矫顽力的亚铁磁性矿物占绝对比例，仅含很少量高矫顽力磁性矿物.磁化率结果表明，钻孔不同深度样品的磁化率在一定范围内变化，范围主要为1~50(单位10^-5SI).磁化率变化规律钻孔间横向对比分析对于CSB-7和CSB-8钻孔年代框架的建立具有重要的辅助意义，详见下文.

所有样品天然剩磁(NRM)均在10^-7~10^-10Am² 之间变化，次生组分在5~15 mT之前可以完全清洗.1931个古地磁样品中，594个样品退磁矢量数据散乱，无法进行数据分析，78个样品疑因受沉积扰动或者取样不规范造成数据明显异常而剔除，剩余1261个样品均获得4个以上(包括4个)退磁投影点(呈线性且基本趋向原点)，对其进行主成分分析获得样品的特征剩磁组分，最大角偏差均小于8°.图 3和图 4分别为典型样品交变(AF)退磁归一化剩磁强度变化图和正交矢量投影图，从图中可以看到NRM的中等退磁场(MDF)一般为30 mT左右，表明样品的矫顽力较低，经80 mT的交变(AF)磁场退磁后，绝大部分样品下降至天然剩磁(NRM)的10%左右.打钻过程中没有标定钻孔方位角，无法获得钻孔沉积物代表的磁偏角特征.统计每个钻孔不同倾角范围的频率，其频率分布直方图如图 5 所示，磁倾角期望值根据地心轴向偶极子(Geocentric Axial Dipole，GAD)经验公式：tanI=2tanλ(I为倾角，λ为纬度)(Tauxe，2003)求得，其结果表明，该地区正倾角基本以期望值为中心呈正态分布，极少部分样品偏离应是打钻压实作用和取样操作引起.各个钻孔倾角随深度变化如图 6—10的d部分.

图 3

Fig. 3

图 3 典型样品交变退磁归一化剩磁强度变化图 Fig. 3 Normalized intensity decay of AF demagnetization of some typical samples

图 4

Fig. 4

图 4 典型样品交变退磁正交矢量投影图 空心(实心)符号代表垂直(水平)分量投影. Fig. 4 Orthogonal projection of AF demagnetization of some typical samples The open(solid)circles represent vertical(horizontal).

图 5

Fig. 5

图 5 钻孔样品磁倾角值频率分布直方图(正负倾角分别统计) (a1)CSB-4正倾角；(a2)CSB-4负倾角；(b1)CSB-6正倾角；(b2)CSB-6负倾角；(c1)CSB-7正倾角；(c2)CSB-7负倾角；(d1)CSB-8正倾角；(d2)CSB-8负倾角；(e1)CSB-9正倾角；(e2)CSB-9负倾角. Fig. 5 Histogram of frequency distribution of magnetic inclinations for 5 cores (positive and negative dips counted separately)

(1) CSB-4钻孔

如图 6所示，CSB-4钻孔125.8 m的岩心含3个负磁倾角段，分别标记为R1(57~62.6 m)、R2(76.5~80.7 m)、R3(120.9~123.3 m)，其余磁倾角全部为正，所以该孔沉积物属于布容正向极性期 内的沉积.在40.9 m处AMS¹⁴C测年结果大于45 ka，在61.5~61.7 m和69.7~69.9 m处光释光(OSL)年龄分别为62.4±4.8 ka和62.7±4.3 ka，因此，对比地磁非稳定极性年表(Singer，2014)判断R1对应Norwegian-greenland sea(~62 ka)地磁漂移，不过该事件的确定性目前还存在一些争议(Nowaczyk et al.，1994).钻孔在78.7~83.5 m段为灰绿色硬质塑性黏土，其上岩性为灰、灰黄色细砂、中粗砂，这与长江三角洲地区普遍存在的中更新世与晚更新世地层分界线——第二硬质黏土层及其临近地层特征完全一致，该地层普遍记录了Blake地磁事件(王张华等，2008；黄湘通等，2008)，因此，R2应为Blake事件，地层年代距今约为120 ka(Broecker et al.，1968).根据地磁非稳定极性年表，R3(120.9~123.3 m)应为Iceland Basin(~188 ka)地磁漂移(Channell et al.，1997).该地层已经接近底部基岩(134.6 m处为全风化粉砂岩)，根据上部岩心与年龄进行沉积速率推算，本钻孔底部沉积年龄接近约210 ka.

图 6

Fig. 6

图 6 CSB-4钻孔磁性地层结果 Fig. 6 Magnetostratigraphy results of borehole CSB-4

(2) CSB-6钻孔

如图 7所示，CSB-6钻孔2.1~81.3 m段主要为正磁倾角，属于布容正极性期沉积，其下81.3 m至120.4 m为负倾角段，故认为81.3 m为布容正极性期(B)/松山反极性期(M)界限.分析岩性特征也可以发现，75.6~79 m为本钻孔第三个硬质黏土层，这与DY03钻孔相应的第三层硬质黏土层同为 B/M界限具一致性(黄湘通等，2008).负磁倾角段R1(5.1~9.9 m)对应的AMS¹⁴C测年结果约为6—7 ka BP，其退磁数据显示此段每个样品均能获得5~7个连续趋向原点的剩磁分量投影点，其古地磁结果应具有一定的可靠性，但是目前还没有发现与之对应的全球性古地磁极性事件，当然也不能排除因取样人为造成的误差.AMS¹⁴C测年数据表明，41.2 m处测年结果为42.095 cal ka BP，由此推断其上部负磁倾角段R2(33.6~34 m)为Laschamp(~41 ka)漂移(Bonhommet and Babkine，1969).岩心记录表明51.3~56.8 m处为灰黄、青灰色硬质塑性黏土，符合长江三角洲地区Blake事件对应 的标志层特征(张平等，2013；缪卫东等，2008)，故磁倾角反向段R3(56~58.2 m)可确定为Blake(~120 ka)事件(Broecker et al.，1968).其余负倾角段R4、R5、R6岩性变化非常大，磁倾角变化较混乱，沉积物存在大量的铁锰质结核和云母碎片界面，或者含反映水动力较强的贝壳碎片和有机质团块，表明存在多次沉积间断或沉积不稳定时段，又缺乏其他测年结果约束，因此无法判别其是否对应某些地磁事件或漂移.在120.9~145.3 m段为砾石或含粗砂，无法取得古地磁样品而无数据，但是从145.3 m开始绝大部分样品为正倾角，岩性特征表明，144~154.8 m为本钻孔第五个硬质粉砂质黏土层，而DY03孔第五个硬质黏土层即为松山反极性期(M)/高斯正极性期(G)界限，且J9、SZ04孔M/G界限都存在硬质黏土层(黄湘通等，2008；缪卫东等，2008；张平等，2013)这一标志层，因此，该钻孔144 m 处应为M/G界限.值得注意的是，张平等(2013)认为由于SZ04孔缺失第一硬质黏土层、J9孔缺失第二硬质黏土层，所以利用硬质黏土层作为地层对比标志需要谨慎.CSB-6钻孔磁性地层学分析表明，将地磁极性序列对比和硬质黏土层标志层对比进行综合分析，将使地层对比更具说服力.综上所述，CSB-6钻孔年代比较长，底部沉积物已至高斯正极性早期，钻孔年龄超过2.56 Ma.

图 7

Fig. 7

图 7 CSB-6钻孔磁性地层结果(阴影部分因为砾石层而无法获得数据) Fig. 7 Magnetostratigraphy results of borehole CSB-6(shaded area means no data due to gravel beds)

(3) CSB-7、CSB-8钻孔

如图 8和图 9所示，古地磁结果表明CSB-7和CSB-8钻孔岩心都属于布容正极性期内的沉积，虽然CSB-7钻孔仅56.6 m即到达基岩风化层，而 CSB-8钻孔沉积物厚度达到94 m.但其差别仅仅在于 CSB-8钻孔底部多了57~94 m段河流相砂砾沉 积.鉴于CSB-8钻孔在55.6 m处测年结果出现倒置异常，在28.6 m后便无AMS¹⁴C测年数据，但两钻孔地理距离较近，磁化率变化特征相似，因此可互相对比建立年代框架.CSB-7钻孔共存在两个负磁倾角段，分别为 R1(40.1~41.1 m)和R2(53.3~54.1 m).在36.8 m处AMS¹⁴C测年结果为40.429 cal ka BP，因此，R1应为Laschamp(~41 ka)事件(Bonhommet and Babkine，1969)，对比地磁非稳定极性年表，R2应该为 Norwegian-greenland sea(~62 ka)地磁漂移(Nowaczyk et al.，1994). CSB-8钻孔共存在5个负磁倾角段，分 别为：R1(1.1~1.9 m)、R2(3.1~4.6 m)、R3(22.1~22.9 m)、 R4(36.1~36.9 m)、R5(54.7~55.3 m).磁倾角反向段R1和R2距离地表较近，其地层年代应为全新世早期，或为人工扰动的原因而导致倾角为负.19.9 m处AMS¹⁴C测年结果为 9.199 cal ka BP，因此R3磁倾角反向段应为Gothemburg(~12 ka)地磁漂移，目前该地磁漂移事件的确定性也尚具有一定争议(Morner and Lanser，1974).CSB-7钻孔和CSB-8钻孔在深度30~56 m段，岩性、磁化率特征均有较好的一致性，表明两钻孔此段沉积环境相同，应为同一时期的沉积，因此推断 CSB-8钻孔负磁倾角段R4为Laschamp(~41 ka)事 件(Bonhommet and Babkine，1969)，R5为Norwegian-greenland sea(~62 ka)地磁漂移(Nowaczyk et al.，1994).综上所述，CSB-7钻孔沉积底部年龄约为62 ka，根据沉积速率推算，CSB-8钻孔沉积底部年龄不早于120 ka，两钻孔都是从晚更新世以后才开始接受沉积.

图 8

Fig. 8

图 8 CSB-7钻孔磁性地层结果 Fig. 8 Magnetostratigraphy results of borehole CSB-7

图 9

Fig. 9

图 9 CSB-8钻孔磁性地层结果 Fig. 9 Magnetostratigraphy results of borehole CSB-8

(4) CSB-9钻孔

如图 10所示，CSB-9钻孔古地磁取样深度为 35.1~132.9 m，磁倾角以正极性为主，处于布容正极 性期.共有R1(79.5~83.5 m)、R2(112.3~112.5 m)两个负磁倾角段.根据热释光测年数据，39.7~39.9 m 测年结果为78.6±5.9 ka，44.2~44.3 m测年结果为81.8±7.3 ka，且80~87.4 m岩心为青灰色硬质黏土层，因此磁倾角反向段R1(79.5~83.5 m)为 Blake地磁事件(Broecker et al.，1968).磁倾角反向段R2仅有2个连续负倾角样品，而紧邻其上部是6 m厚度的砾石层，无法取古地磁样品，但这2个负倾角样品磁偏角与临近上下地层一致，且紧邻其下部的岩心退磁结果也都较稳定，可排除取样过程 造成的误差，因此，根据地磁非稳定极性年表，推断R2可能为Iceland Basin地磁漂移(Channell et al.，1997).根据钻孔沉积速率推断，底部年龄约为230 ka BP.

图 10

Fig. 10

图 10 CSB-9钻孔磁性地层结果 Fig. 10 Magnetostratigraphy result of borehole CSB-9

我们将本次5个钻孔进行地磁漂移或事件横向对比，如图 11所示，CSB-6、CSB-7和CSB-8钻孔都记录Laschamp地磁事件；CSB-4、CSB-7和CSB-8钻孔都记录了Norwegian-greenland sea地磁漂移；CSB-4、CSB-6和CSB-9钻孔都记录了Blake地磁事件；CSB-4和CSB-9钻孔都在其临近底界处记录了Iceland Basin地磁漂移.最为突出的是CSB-4和CSB-9钻孔在5个研究钻孔中，地理位置上相距最远，但Blake事件和Iceland Basin漂移都在相近深度被共同记录.不同钻孔包含共同记录，反映该地区在40—180 ka BP期间沉积相对稳定，从晚更新世以来不存在长时间的沉积间断而造成地磁事件或漂移记录的缺失遗漏.这应该是杭州湾地区晚第四纪后位于华北活动断块区和华南活动断块区之间的过渡地带，构造活动较少的原因(邓起东等，2002；张培震等，2003).而地磁事件或漂移对应的深度十分相近，表明在这段时间内钱塘江南北两侧地区沉积速率相近，沉积作用相对统一.这可能是由于杭州湾形成于末次冰期(20—15 ka BP)低海平面时期(张桂甲和李从先，1995)，在这之前该地区除大的构造断裂带外，沉积物供给和沉积速率受统一构造沉降和海平面波动的影响为主(Li et al.，2000).海平面上升时，海水到达陆地形成灰、灰绿色含贝壳碎屑、波状层理和水平层理的粉砂质、粉砂质黏土等泻湖、滨海相沉积，海水上升幅度更大时形成灰绿色黏土为主，含较多的铁锰质结核和海相生物，呈水平层理的浅海相沉积.而海平面下降时，发育富含有机质和含水率较大的灰绿-灰黄色粉砂质黏土、黏土质湖沼相沉积，或者具韵律的灰色-灰黄色粉砂质、砂质三角洲平原相沉积，局部地区因为河流发育而形成分选和磨圆都较好的黄色-灰黄色砂、砾河流相沉积.

图 11

Fig. 11

图 11 钻孔古地磁极性柱和磁化率对比图(注：Norwegian-Greenland sea偏移的确定性存在争议) Fig. 11 Comparison of magnetic polarity columns and magnetic susceptibility (Norwegian-Greenland sea′s migration remains controversial)

总的来说，磁性地层年代框架表明，CSB-4、CSB-9钻孔沉积底部年龄都在约20 ka BP左右，它们的一致性说明长江三角洲南部沉积起始时间大约在此时.而CSB-7和CSB-8钻孔处于三角洲最南端，沉积起始时间更晚，CSB-7钻孔底部沉积对应Norwegian-greenland sea地磁漂移，仅有62 ka BP左右，CSB-8钻孔底部年龄按沉积速率推算约为120 ka BP(由于没有记录到Blake事件和出现硬质粉砂质黏土层，表明不早于120 ka BP).

本次研究的5个钻孔中CSB-6钻孔与其他钻孔沉积历史差别很大，底部沉积已至高斯正极性早期，年龄超过2.56 Ma.钻孔自103.5 m以下地层沉积了大量磨圆和分选都较好的河流相沉积物，沉积历史远远比其他钻孔长.构造分析表明，杭州湾地区在新生代生成了北西向的长兴—奉化断裂带(见图 1)，该断裂带西起长兴煤山，经桐乡、海宁、余姚、宁波，向东南延伸入海.长兴—奉化断裂参与控制了区域次级断裂和陆相盆地的形成，所以在这些地区形成了第三系的沉积地层(姚琪等，2010).CSB-6钻孔位于海宁市，所以可能正是由于位于断裂区域，其接受沉积历史远比其附近的CSB-4钻孔和钱塘江南岸的其他三个钻孔时间更长.由此表明，区域性的地质构造背景可能是控制长江三角洲地区沉积特征的主要因素，是造成沉积厚度和年龄在不同区域产生较大差异的重要原因，直至第四纪后期由于该地区变为稳定而缓慢下沉构造运动，才开始发生较稳定的大范围沉积.

在长江三角洲地区地质研究过程中，磁性地层学研究资料比较详尽的钻孔主要有：东部的DY03钻孔(缪卫东等，2008)、中部的SZ04钻孔(张平等，2013)、北部的J9钻孔(张丹等，2009)和西部的ZK04钻孔(邹松梅等，2000)，这些钻孔下部年龄都达到了M/G界限.将这些钻孔与CSB-6进行比较，如图 12.不难发现，北部J9钻孔不同极性期的沉积总厚度远远大于其他地区，而中部SZ04钻孔和东部DY03钻孔相类似，沉积厚度处于中等，南部CSB-6钻孔次之，西部ZK04钻孔沉积厚度最小.表明长江三角洲地层“北厚南薄、东厚西薄”这一特征确实相当明显，而且很多地区沉积年龄也达到数百万年，但是这些钻孔岩性特征表明，每个钻孔从底部开始，都具有较多的砂砾质粗颗粒且磨圆度较好的河流相沉积段，但不同钻孔这些沉积段在沉积年龄上并不具备一致性，表明它们并非长江三角洲大面积沉积产物.各个钻孔区细粒物质开始沉积的年代，应是最近一次河流相物质的沉积结束年代.分析表明，东部的DY03孔从顶部开始，在约50 m深度岩性变为中细砂的河床相沉积，其年代对应古地磁Blake事件(缪卫东等，2008).中部的SZ04孔从顶部开始，在50 m附近变为青灰色含砾粉砂，砾石磨圆度较好，而在53 m处光释光测年值约为100.7 ka BP(张平等，2013).北部的J9钻孔从顶部开始，140~150 m 段为最近一次灰色细中粗砂段，而紧邻其下部的沉积物为晚更新世底界的标志层——硬质黏土层(张丹等，2009).西部的ZK04孔从顶部开始，在68 m深度附近变为含砾中粗砂的河床相沉积，该深度段对应于古地磁Jamaica Pringle Falls反地磁事件，年龄约为205—215 ka BP(邹松梅等，2000).总的来说，这些代表性钻孔，最后一次河流相沉积大部分都在晚更新世初期.而本文南部地区的 钻孔中，CSB-4钻孔和CSB-8钻孔在约62.2 ka BP、 CSB-9钻孔在约81.8 ka BP还有分选性和磨圆度较好的砂、砾河床相沉积段，表明直到约60 ka BP以后才普遍开始进行细颗粒物质沉积.

图 12

Fig. 12

图 12 CSB-6与长江三角洲其他地区钻孔地磁漂移或事件深度对比 (邹松梅等，2000； 缪卫东等，2008； 张丹等，2009； 张平等，2013) Fig. 12 Depth comparison of paleomagnetism drifts between borehole CSB-6 and other boreholes at different locations in the Yangtze River Delta (Zou et al.，2000； Miao et al.，2008； Zhang D et al.，2009； Zhang P et al.，2013)

前人研究表明，控制长江三角洲沉积的另一关键因素是长江的变迁(Zheng et al.，2013；贾军涛等，2010).关于长江到达现在位置的时间，已取得很多地球化学分析的相关证据和结论，贾军涛等(2010)通过对DY03钻孔锆石U-Pb年龄分析，发现沉积物中锆石在3.2 Ma之后来自长江上游，表明长江从那时起开始影响长江三角洲地区的沉积.Yang等(2006)研究表明长江发育成一条大河的时间不晚于1.1 Ma.这些结果都说明，长江流经现今长江三角洲区域时间确实超过上百万年.但是，这些并不能表明长江三角洲在当时就发生较普遍沉积.可能由于长江三角洲流域地壳稳定下沉的时间并没有那么早，所以相当长一段时间内由早期构造背景控制沉积环境，只在局部分布有大小不一的河流分支系统和沉积坳陷的地区才较早发生沉积.例如，古长江最早流经苏北盆地使得北部J9钻孔沉积厚度 最大，CSB-6钻孔因位于长兴—奉化断裂带而成为 南部地区记录至高斯正极性期的唯一钻孔.直至晚更新世时期，沉积才主要受构造缓慢沉降和海平面升降共同控制，形成较大面积范围内的沉积，形成各 种湖沼相、三角洲平原相、河口湾相、滨海相等沉积，而南端开始沉积的时间更晚，约从60 ka BP左右才开始

(1) 结合AMS¹⁴C、光释光(OSL)测年结果和地磁事件和漂移，建立钱塘江河口区域五个钻孔比较可靠的年代地层学框架，表明除钱塘江河口湾北侧的CSB-6钻孔因位于长兴—奉化断裂坳陷区的原因而沉积了大量早期的河床相和河漫滩相、底部年代超过2.56 Ma B.P外，其他钻孔表明长江三角洲南部在约200 ka BP左右以后才开始接受沉积.也即说明长江三角洲地区大范围的沉积始于此时.而越往南端起始时间更晚，约60 ka BP才开始沉积.

(2) 通过与长江三角洲地区北部、中部、东部、西部前人研究钻孔进行对比，表明长江三角洲地区沉积物厚度呈现北厚南薄、西薄东厚的这一总体特征的原因，主要是受早期构造背景影响，特别是受局部早期特殊的盆地和构造断裂影响.而受构造缓慢沉降和海平面上升共同影响而形成的较大面积的湖沼相、三角洲平原相、河口湾相、滨海相等细颗粒沉积在晚更新世才开始，到达南端最晚，约从60 ka BP开始，从此形成长江三角洲的现代沉积特征和格局.

(3) 本次研究中CSB-6和CSB-8钻孔全新世早、中期的地磁磁倾角反向，是研究过程中的误差，还是具有区域以至全球普遍性意义? 有待我们继续关注和研究.另外，长江三角洲地区普遍沉积以及细颗粒物质沉积更详实的变化特征和影响因素，以及对于古气候环境的响应特征，有待进一步的工作进行揭示.

感谢中国科学院地球环境研究所郑厚田硕士、高新博博士、陈艇博士和中国科学院地质与地球物理研究所孙继敏研究员、李仕虎博士、吴百灵博士、龚志军博士、研究生袁杰在实验过程中给予的指导和帮助，感谢中山大学唐琦蓉、刘也博、宣飞鸿在对样品测试中的协助，以及吴洁博士和殷鉴博士提供样品微古生物方面的参考，感谢评审专家和编辑提出的宝贵意见.