0 引言

长江三角洲第四纪研究是世界上最早引起学术界注意的三角洲之一，早在130多年前，Mosseman就专题研究过长江三角洲，丁文江则率先探讨过长江三角洲的成因。然而，长江三角洲第四纪地层的研究是随着城市建设发展起来的，并在20世纪20年代陆续有成果发表。

新中国成立后，为适应国家经济建设的需要，对长江三角洲的地貌、第四纪地质先后进行了大量的调查研究工作[1]。20世纪50年代末至60年代初期，上海市将埋深90～110 m(市区)及150 m(崇明)以上的海陆交替堆积地层与苏北东台群对比，归属为第四纪地层[2]。华东师范大学陈吉余教授等人在对长江三角洲的地貌、第四纪地质和新构造运动的广泛研究中，论证了长江三角洲的发育形成过程及地貌分区，对于基岩以上的松散沉积物，根据岩性分析统归为第四系，当时认为长江三角洲东部疏松地层的底部砾石与“雨花台砾石层”相当[3～5]。1987年由吴标云和李从先等主编完成的《长江三角洲第四纪地质》[6]，它系统地对长三角地区第四纪地层运用岩石地层、生物地层、磁性地层和年代地层等诸多方法进行研究，按多重地层划分原则，建立了长江三角洲地区的第四纪标准分层。随后，进入20世纪90年代，关于长江三角洲地区第四纪研究的专著大量出版，黄慧珍、唐保根和杨文达等的《长江三角洲沉积地质学》，李从先和汪品先等的《长江晚第四纪河口地层学》等[7～10]，建立了三角洲地区第四纪地层沉积演化的多种理论和模式，扭转了单一地层学研究重塑古环境的方法。

但是，对于长江三角洲顶端第四纪地层的研究，尤其是年代地层和沉积环境变迁的研究程度明显不如江苏省南通至上海一带的长三角东部平原区。经对扬州施桥YBK1孔(见图1)第四系年代地层、气候地层及沉积环境变迁的研究，进一步揭示了长江三角洲顶端在第四纪以来的沉积环境的变迁及物源多向性特征。

1 钻孔第四系剖面特征

YBK1孔位于长江三角洲顶端的江北岸，是开展长江三角洲三维地质调查过程中布设的第四系标准孔，位于扬州市施桥镇运河大桥东侧，坐标：N:32°18.493′，E:119°28.373′，地表高程6 m，钻孔孔深105 m。

通过分析钻孔揭示的第四系沉积物岩性、颜色、物质组成、沉积结构和接触界面形态等特征，可将其中的第四系沉积剖面划分为39层(见图2)，具体的分层结果如下：

第四系(Q)

95.5 m

全新世如东组(Qhr)

55.1 m

如东组上段(Qhr3)

9.95 m

(1)灰色粘土质粉砂，上部含较深的植物根系，下部见人工回填土的砾石块

1.3 m

(2)灰黄色粉砂质粘土—粘土质粉砂，偶见个别细小的钙泥质结核

0.7 m

(3)灰黄、土黄色粉砂，见铁锈侵染纹理

2.46 m

(4)青灰色粉砂，见细小的云母碎片

0.29 m

(5)灰黄、灰色粘土、粉砂互层，粉砂中见细小的云母碎片，千层饼结构

1.25 m

(6)灰色粉砂，含少量云母片

1.0 m

(7)灰色粘土夹粉砂薄层，水平层理发育，粘土单层厚2～4 mm，粉砂多以层面砂状态产出

0.8 m

(8)灰色粉砂，不清晰的水平纹层理或粒序层理

0.2 m

(9)灰色粘土夹粉砂，少量云母片，9.3～9.5 m，OSL测年：2.38±0.27ka

3.95 m

————————假整合—————————

如东组中段(Qhr2)

33.75 m

(10)灰色淤泥间夹粉砂团块

1.25 m

(11)灰色、灰黄色粘土与粉砂互层，水平层理发育。11.7～11.8 m，OSL测年：3.38±0.25ka

2.4 m

(12)青灰色粉细砂，偶见螺、贝壳碎片

4.2 m

(13)青灰色粉砂，少量云母片

0.9 m

(14)青灰色细砂，云母片局部稍有富集，含少量螺壳碎屑

0.7 m

(15)灰色粉砂夹灰黄色粘土，少量云母片，19.8 m，14C测年：3650±30 yrB.P.。20.2～20.3 m，OSL测年：3.25±0.24 ka。28.4～28.6 m，OSL测年：5.5±0.43ka

12.8 m

(16)灰色粉细砂间夹粘土薄层

3.0 m

(17)灰色含炭屑粉细砂，碳化的植物残体成粉末或碎屑状，含量一般小于5%，下部见螺壳。35.4 m，14C测年：5390±40 yrB.P.

0.25 m

(18)灰色粉砂，少量云母片

3.95 m

(19)灰黄色细砂，自上而下形成一套貌似细中-粗的二元结构

0.5 m

(20)灰、灰黄色粉细砂

3.8 m

——————假整合—————————

如东组下段(Qhr1)

11.4 m

(21)灰色粉砂，局部地方的水平纹层理以粒序层序产生,45.8～46 m，OSL测年：9.28±0.99ka

6.3 m

(22)灰色含砾中粗砂，砾石含量在5%以内，砾石磨圆度较好，成份以石英质为主

1.0 m

(23)灰色中细砂，含少量云母片

0.8 m

(24)灰黄色含砾中粗砂，自上而下逐渐变粗，砾石含量小于5%，砾石磨圆度较好

0.5 m

(25)灰色中细砂

0.4 m

(26)灰黄色砂砾层

2.4 m

————————假整合—————————

更新世(Qp)

40.4 m

更新世晚期滆湖组中段(Qpg2)

3.4 m

(27)灰色粘土质砂，58 m,14C测年：12720

±50 yrB.P.

3.4 m

————————假整合—————————

更新世晚期昆山组下段(Qpk1)

1.8 m

(28)灰色粘土质砂砾，砂、砾、泥具混杂堆积特征，细粒粒序部分见不清晰的水平色序层理。59.6～59.7 m，OSL测年：111.73±9.54ka

1.8 m

————————假整合—————————

更新世中期启东组(Qpq)

35.2 m

启东组上段(Qpq2)

35.2 m

(29)灰黄色含砾中粗砂，砾石成份以石英质砾为主，砾石大小混杂

3.2 m

(30)灰色中细砂

2.2 m

(31)灰黄色粗砂，粗砂成份以石英和岩屑为主

2.0 m

(32)灰黄色砾质中细砂，砾石含量10%左右，砾径一般2～6 mm，大小混杂

0.5 m

(33)灰黄色中细砂

1.3 m

(34)灰色含砾粉细砂，砾石含量在5%以内，次圆状，砾径一般小于1 cm

0.9 m

(35)灰色砂砾层，砾石含量小于30%，磨圆度一般，砾径1～6 mm不等，大小混杂

2.3 m

(36)灰黄色中细砂，74.2～74.6 m, OSL测年：132.86±10.59 ka

1.5 m

(37)灰色含砾中粗砂，砾石含量小于5%，砾石成份以石英质岩为主，大小混杂，上部见少量碳化的植物碎屑，74.8 m，14C测年43500 yrB.P.

0.8 m

(38)灰色砂砾层

19.5 m

(39)灰白色泥质粉砂，94.75～94.9 m，OSL测年：157.51±19.63 ka

1.0 m

～～～～～～～角度不整合～～～～～～～

下覆地层：白垩纪浦口组(K2p)：砖红色泥质砂岩

>9.5 m

2 第四纪沉积物的年代地层划分

钻孔岩芯中的沉积物测年分析是第四纪环境变迁研究的重要手段之一，建立钻孔岩芯的时间标尺是重建区域第四纪环境演变的关键。目前，多种第四纪测年方法，包括古地磁、电子自选共振(ESR)、光释光(OSL)以及14C测年手段，均可被应用于钻孔岩芯年代测定。YBK1钻孔揭露的第四纪地层中广泛存在含石英的沉积物，并且部分层位夹杂着植物碎屑，这为钻孔岩芯的OSL测年和14C测年研究提供了很好的物质。因此，为了建立该钻孔的第四纪地层的年代框架，这里主要采用14C和OSL两种测年方法来限定其形成时代。

2.1 年代学测试方法

2.1.1 14C测年方法

利用宇宙射线产生的放射性同位素14C来测定含碳物质的年龄。1949年3月，美国W．F．Libby和他的合作者在Science杂志上率先公布了他们的第一次14C测年结果，但普通质谱计受其灵敏度的限制并未能成功。至70年代末期，加速器质谱计(AMS)技术方法开始快速发展和应用。

14C 测年技术被广泛应用于近5万年以来黄土—古土壤、河湖相及海洋沉积物定年。14C 测年的可靠性在很大程度上取决于测年物质的可靠性，因此一些学者主要致力于选择并通过物理、化学方法提取可靠测年物质的研究。

2.1.2 光释光测年(OSL)

沉积物中的矿物颗粒(主要是石英、长石)在最后一次埋藏前充分曝光，被掩埋之后不再接受阳光照射，不断接受来自周围环境的辐射，主要是沉积物中的U、Th和K等放射性物质的衰变所产生的射线，以及宇宙射线等的辐射能，使石英、长石等矿物晶体电离，产生游离电子。一些游离电子被较高能态的晶格缺陷陷获后贮藏在陷阱中，成为陷获电子。

当石英、长石等矿物晶体再次受到热或光照时，陷获电子就可获得能量，逃出陷阱。在此过程中出现发光现象，被热激发的产生热释光(TL)，被光激发产生光释光(OSL)，释光测年建立在矿物的释光信号强度与矿物所吸收的电离辐射剂量的时间函数关系上。

光释光测年是对沉积物上一次曝光事件年代的测定，目前在第四纪研究中得到广泛的应用，其测年范围可从几十年到十几万年，甚至达到70多万年。测年精度主要取决于样品的质量及地质环境。

2.2 样品的采集

研究中主要按照以下标准进行年代学样品的采集。

(1)样品的采集以地层单元为单位系统采集，每层至少一个样品，具有明显地层界限上下应各采集一组样品，采集间隔应为0.1～2 m。

(2)从采样、编号、分样、实验处理、年代测试必须保持科学严谨原则，确保样品不污染，OSL样品不曝光。

根据以上标准，共在钻孔剖面上采集和测试分析了OSL样品10件和AMS14C样品4件(见表1,表2，表3)。

注：数据误差为百分相对误差，表内省略了%。

2.3 样品的测年结果

2.3.1 光释光测年结果

测试结果表明，所有样品中的石英OSL信号都具有极好的热稳定性，因此，石英OSL信号对辐照剂量的响应可以很好地测定地质样品的等效剂量。此次扬州钻孔中选取测试的10个样品全部提取出了中颗粒石英，并利用中颗粒石英OSL信号获得了年龄值。结果见表2。

2.3.2 14C测年结果

利用本孔第四纪沉积物中炭质含量较高的沉积物进行14C测年，获得的测年结果与光释光测年及岩石地层划分、气候地层划分基本一致。主要测年结果见表3。

2.4 第四纪年代地层划分

2.4.1 第四纪年代地层界限[11]

年代学地层划分主要采用依据如下：

①第四系底界

第四系底界主要采用2.6 Ma，因为我国从事黄土研究的学者一般将第四系下限置于古地磁M/G界线2.6 Ma左右，认为这时黄土开始在中国大面积分布,代表了气候转型,是最佳的第四纪气候地层分界。而此时在中国南海北部陆架也显示是生物演化的转折点。

②下更新统/中更新统界限

下更新统(Qp1)与中更新统(Qp2)的界线,按第12届国际第四纪地层学年会INQUA的建议,应在Brunhes/Matuyama的转换面上0.78Ma, 相当于深海氧同位素的19/20阶。此转换面在南黄海是CVI陆相地层的底界,ESR测年0.63 Ma的数值在界限以上。在南海是北卫组下段陆相层的底界,B/M界线位于其下,热释光测年0.72 Ma。黄土剖面的B/M界线位于L8层中或S7层底界,也恰好是周口店组的底界0.64～0.73 Ma和泥河湾剖面中小渡口组的底界。

③中更新统/上更新统界限

中更新统(Qp2)与上更新统(Qp3)的分界, 按INQUA的建议,定在氧同位素第5期的开始(128 ka),也是末次间冰期全球高海面时期的开始。在中国黄土地层中为S1/L2的界线。对于磁性地层来说,正对应于晚布容正向期中的布莱克事件，其年龄为距今0.128～0.104 Ma。

④更新统/全新统界限

更新统(Qp)与全新统(Qh)的界线, 按INQUA的建议,定在冰后期气候转暖的开始,约为0.011 Ma。相当于深海氧同位素的第1期的开始；中国黄土地层中为S0/L1的界线。对于磁性地层来说,正对应于晚布容正向期中的哥德堡事件。我国在黄海、东海、渤海、云南抚仙湖等海、湖泊沉积岩芯以及苏北平原、西北黄土等地区的岩芯剖面中，也都发现了哥德堡事件。因此，它对于该区全新世地层的划分具有区域性的年代地层学意义。

2.4.2 钻孔的年代地层划分结果

综合碳十四和光释光测年结果，可将YBK1中的第四纪地层及时代划分如下，

全新世如东组(Qhr)：厚43.7 m，由1～20层组成；从上到下可进一步区分为3段。如东组上段(Qhr3)由1～9层组成，钻孔埋深0～9.95 m。主要岩性为漫滩相土黄色粉砂质粘土—粘土夹粉砂—粉砂正韵律沉积为特征，地质年代距今2500 aBP．；如东组(Qhr2)由10～20层组成，钻孔埋深9.95～43.7 m。主要岩性以滨海相堆积为主的灰色粉砂、粘土互层、粉砂、细砂为特征，含较多云母片，地质年代为2500～7500 aBP.；如东组下段(Qhr1)由21～26层组成，钻孔埋深43.7～55.1 m。主要岩性以河口相的灰黄色粉细砂为特征。距今7500～10000 aBP.。

更新世(Qp)：厚39.4 m，由27～39层组成。包括滆湖组中段和昆山组下段两套地层。其中晚更新世滆湖组中段(Qpg2)由27层组成，钻孔埋深55.1～58.5 m，主要以晚更新世滆湖海侵沿长江下切古河道上溯形成的潮上带—潮间带堆积的灰色粉细砂、灰黄色砂砾层为主，地质年代为10000～45000 aBP．；晚更新世昆山组下段(Qpg1)由28层组成，钻孔埋深58.5～60.3 m。主要岩性为：以河口相堆积为主的灰、灰黄色粘土质砂、中细砂、砂砾为主，也是区域上“昆山海侵”的末次海侵沿古下切河谷上溯形成的河口堆积，形成时代为0.045～0.1 Ma。

中更新世启东组上段(Qpq2)由29～39层组成，钻孔埋深60.3～95.5 m，形成时代为0.1～0.3 Ma。主要岩性显示河床至河口相的中细砂—含砾中粗砂—砂砾层正韵律堆积物，含螺贝壳化石碎屑及云母片，为区域上“太湖海侵”的晚期海侵的河口地带。

白垩纪浦口组(K2p)由40层组成，钻孔埋深95.5～105 m。主要岩性以陆相的砖红色泥质砂岩。

3 气候(孢粉)地层与古环境

在建立了钻孔年代地层的基础上，进一步通过对厚度95.5 m的第四纪沉积进行系统的孢粉样品采集与分析，获得了其气候地层依据和古环境信息。因孔深89～95.5 m为砂砾层，孢粉样品主要采自0～89 m间，基本穿过了钻孔揭示的整个第四纪沉积层，共取孢粉样74件。

3.1 主要孢粉类型

孢粉类型(包括藻类)在单个样品中最多可以达到80多个科属，综合这两个钻孔，孢粉的类型超过100多个科属。主要包括木本植物壳斗科栎属(Quercus)、槲栎(Quercus aliena)、栲属/柯属(Castanopsis/Lithocarpus)、青冈属(Cyclobalanopsis)和栗属(Castanea)等；松科的松属(Pinus)、云杉属(Picea)、冷杉属(Abies)、铁杉属(Tsuga)、落叶松属(Larix)、雪松属(Cedrus)等，这些针叶林主要生长在山地，一般相对喜冷；胡桃科(Juglandaceae)的枫杨属(Pterocarya)、化香属(Platycarya)、黄杞属(Engelhardia)、胡桃属(Juglans)、山核桃属(Carya)等；榆科(Ulmaceae)的朴属(Celtis)、榆属(Ulmus)、榉属(Zelkova)等；桦木科(Betulaceae)的桦木属(Betula)、桤木属(Alnus)、鹅耳枥属(Carpinus)、榛属(Corylus)等；金缕梅科(Hamamelidaceae)的枫香属(Liquidambar)等；其他还有楝科(Meliaceae)，杨梅科(Myricaceae)，冬青科(Aquifoliaceae)，木樨科(Oleaceae)，紫树科(Nyssaceae)，漆树科(Anacardiaceae)，椴科(Tiliaceae)，杉科(Taxodiaceae)，大戟科(Euphorbiaceae)，蔷薇科(Rosaceae)，桑科(Moraceae)，豆科(Leguminosae)，芸香科(Rutaceae)，金栗兰科(Chloranthaceae)，银杏科(Ginkgoaceae)，木兰科(Magnoliaceae)，罗汉松科(Podocarpaceae)，柏科(Cupressaceae)以及麻黄科(Ephedraceae)等。(多年生)草本植物花粉主要有旱生的类型，如菊科(Asteraceae)的蒿属(Artemisia)、紫菀型(Aster type)、春黄菊型(Anthemis type)、苣菊型(Cichorium type)和管花菊型(Tubulifloridites type)；十字花科(Cruciferae)，藜科(Chenopodiaceae)；中生的类型荨麻属(Urtica)，伞形科(Umbelliferae)，旋花科(Convolvulaceae)，百合科(Liliaceae)，杜鹃花科(Ericaceae)；水生的类型如蓼科(Polygonaceae)，禾本科(Gramineae)，毛茛科(Ranunculaceae)，香蒲科(Typhaceae)，莎草科(Cyperaceae)，黑三棱(Sparganium)，眼子菜科(Potamogetonaceae)，泽泻科(Alismataceae)以及其他单子叶植物类型；蕨类植物有单缝类型的水龙骨科(Polypodiaceae)(主要有光面、粒面、疣面和瘤面等形态类型)，三缝孢子类型的卷柏科(Selaginellaceae)，凤尾蕨科(Pteridaceae)，里白属(Hicriopteris)，海金沙科(Lygodiaceae)，杪椤科(Cyatheaceae)，紫萁科(Osmundaceae)，石松科(Lycopodiaceae)等以及其它未分类的孢子；淡水藻类主要有环纹藻(Concentricystes)、盘星藻(Pediastrum)等；海水藻类主要有多刺藻(Sentusidinium)、刺甲藻(Spiniferites)以及零星见到的沟鞭藻(Dinoflagellate)等，还包括其他生态类型不明的藻类。

3.2 孢粉组合带划分

根据孢粉植物群的组合特征和各科属含量变化的特点，同时参考了该孔的碳屑绝对浓度变化和低等菌孢子、水生藻类的绝对浓度，将孢粉组合带划分为5大带(见图3)：

Zone1(52 m以下)：孢粉贫乏带

该组合带缺乏孢粉，以低含量的碳屑为特征。

Zone2(43～52 m)：壳斗科—松科—菊科组合带

该组合带主要特征为木本植物的含量基本稳定约60%左右，在该组合带中被子草本植物花粉含量在20%至60%之间；蕨类孢子含量较低(1%～9%)，主要为水龙骨科以及一些其他类型的孢子；在下部沉积物中壳斗科—菊科—松科亚带中，完全缺乏冬青属、杉科、香蒲科等为特征；而上部沉积物的壳斗科—松科—菊科亚带中，以冷杉属含量较高，枫香属含量较低以及高含量的孢粉总浓度为特征，同时在该组合亚带同时出现了海水藻类和淡水藻类。整体上，该时期陆地上生长着以落叶阔叶乔木为建群种的植物群落，里面长绿的种类并不多，更高处则生长着少量的松科植物，某些地方则生长着蒿，以及禾本科等草本植被，说明当时为一种相对冷干的气候特征。后期，在孔深42～45 m开始交汇出现海水和淡水。

Zone 3(37～43 m)：松科—榆科组合带。

该组合带主要特征为木本植物的含量依旧偏高，以松科和榆科为主；壳斗科、胡桃科和桦科含量整体偏低，其余的种类仍旧和Zone 2 基本相似。具体又可以划分为2个亚带：在下部沉积物的松科—榆科亚带中，榆科、胡桃科、芸香科、楝科、忍冬科、桑科、鼠李科、漆树科和桦科等含量都很低，而松科的松属、云杉属和雪松属的含量相对达到最高值，代表一种冷湿环境下的孢粉组合。而上部沉积物的松科—禾本科—榆科亚带中，上述情况基本相反，壳斗科的百分含量基本不变，代表一种相对冷干的环境。另外，在下部亚带的顶部出现了少量的低等菌孢子和淡水藻类，代表了淡水环境。综合这些结果，表明该时期的植被类型仍以陆地上乔木为主，喜热的类型出现强烈的波动，表明该时期气候具有温度相对较低和降水相对较少但又剧烈波动的特点。

Zone 4(33～37 m)：壳斗科—菊科组合带。

该组合带的主要特征为木本植物的含量基本稳定在50%左右，可详细划分为2个亚带。在下部亚带的壳斗科—菊科—蓼科亚带中，桦科、松科各属、眼子菜科、禾本科都降到低值，而蓼科和柳属均明显升高，代表一种相对暖湿的组合。在上部亚带的壳斗科—莎草科—菊科亚带中，主要表现为桦科和胡桃科的恢复，松科的含量仍然很低。草本植物中眼子菜科、菊科、禾本科等均有升高。另外，该时期的孢粉和菌孢子等绝对浓度都很高，淡水藻类的浓度也达到了最大值，此时不见咸水藻类。由此可以判定，在该时期植被类型转以陆地上落叶阔叶乔木为主，可以认为该时期气候环境相对略有好转，尤其到了后期，气候转好显著，水生藻类繁茂，但不存在海水侵入。

Zone 5(3～33 m)：壳斗科—禾本科组合带。

该时期的草本植物达到较高值，而壳斗科中的槲栎和栎属的含量增加明显。根据孢粉百分含量和组合特征，又可以划分为2个亚组合带。在33～17 m沉积物的壳斗科—禾本科—菊科亚组合带中，草本植物增加非常明显，代表一种冷干的环境。在17～3 m)禾本科—壳斗科—菊科亚组合带中，香蒲科增加明显。在该时期较集中出现了两次咸水藻类和淡水藻类共存的状态，表明该时期偶尔存在海侵事件，并以与淡水湖泊交互出现为特征。在孔深3～0 m中草本植物达到最高值(约35～65%，平均50%)。在该组合带的顶部中木本植物的含量明显下降，草本植物明显增加，主要为黑三棱科、禾本科、眼子菜科、莎草科和香蒲科的明显增加，可能代表一种相对冷湿的环境。

3.3 沉积环境演化

喜马拉雅运动，造成中国东西地势高差增大，改变了我国的大气环流和地形地貌格局，形成自西向东渐次下降的阶梯状地形，并奠定了现在的中国东部平原区的地貌格局[12]。

新近纪气候湿润多雨，水量充沛，河流与湖泊作用增强，形成了一套具有多个旋回构造的砂砾层和杂色粘土层所组成的河湖相沉积[13]。

第四纪时期周期性的气候变化，导致寒冷期与温暖期的交替出现[14]。气候决定了沉积物的发生、变化与沉积过程中的特征，并直接影响着生物的演化、海面升降以及古地理、古环境的变迁。因此，长期以来，通过赋存于沉积物中反映气候变化的标志、第四纪气候史的分析，结合生物特征，寻求古地理环境变迁过程及演化历史。

早更新世受全球气候影响，扬州西北部岗地的抬升，水系切割强烈，贯穿一系列盆地后东流入海，长江进入一个新的发展演化阶段[15]。

早更新世晚期，全球气候向寒冷方向发展，海面下降，加上区域性地壳抬升增强，海水退出扬州地区，使得长江三角洲顶端北岸早更新世处于剥蚀期，基本未见沉积物。

中更新世早期，在世界各地气温普遍回暖影响下，长三角地区气温逐渐回升，气温升高的结果是雨量的骤然增多和海平面的上升，河流径流发育，水量亦随之增大，导致河流侧向侵蚀增强。中更新世晚期，受区域性气候影响，气候再次转冷，长江三角洲地区的平均气温显著降低，海平面也随之下降，海水退出三角洲河口地带。长江流量减少，河流侧向侵蚀作用减弱，下切侵蚀能力增强，河道显著退缩，河面变窄，形成了第四纪以来最窄的侵蚀型河谷，在区域内堆积了以河床相为特征的砂砾层。

晚更新世早期，中国大陆冰川退缩，气候普遍回暖，大气降水增加，植被复苏植物茂盛。区内处于以海侵为主体的沉积环境，由于长江流域上游携带的大量泥砂不断向海域推进，三角洲伸长速率加快，海、河相互争夺，最后达到动力平衡，扬州施桥逐步形成以古长江为主体的河流、河口三角洲体系。

晚更新世晚期，气侯发生重大变化，该区气候较温暖，地壳下降，海平面上升，海水又一次入侵长江下游地区，形成了本区的又一次海侵。大约距今2.5～3.9万年之间，海水自东向西推进，最大影响范围可到达扬州一带，扬州南部地区被海水淹没，形成自西向东不断加宽的喇叭型宽阔的海侵河道。从沉积相分析，该区处于长江主河道位置，同时受古运河南北向洼地的影响，致使扬州施桥附近受2条水系的影响，堆积了较薄的晚更新世沉积物。

全新世早期，全球气候转暖，冰川开始消退，冰川消融导致海平面迅速回升。于距今12000年前后，海水位上升到现代海水深50～60 m处，此时扬州南部玉木晚冰期侵蚀下切达60 m的古河道，受到海侵河床回水影响，产生河床充填沉积，区内沉积了一套灰褐、灰黑色淤泥质亚粘土及底部含砾细砂。

全新世中期，气侯温暖略干，海面有所下降，长江河口东移。继后，气候变得温暖湿润，为全新世最佳气候期，海平面急剧上升，区内绝大多数地区被海水淹没，西部至仪征地区，沉积物孢粉分析出现咸水藻类植物，说明在该时期经历最大规模海侵，使得海洋藻类植物繁盛起来。该区由于河流作用增强，长江流域来砂量增加，使得堆积了较厚的滨海相灰色粉砂、灰褐色有机质粘土、灰黑色淤泥质粘土等。

全新世中期的后半期，气温回落，气候向温和略显干凉转化，故而发生了海退。进入全新世晚期，虽然气温回升，再次发生海进，但与全新世中期比较相关很远，因此，全新世晚期沉积相、古地理环境与中期完全不同。

全新世晚期，长江三角洲顶端北部堆积了河漫滩相的灰黄色粘土质粉细砂沉积物，地形平坦，向河道微显倾斜。随着长江主河道的南偏和三角洲的前展，同时受到长江较细物质的供给，加上海退速度的加快以及人类开垦等诸多人类活动的影响，长三角地区逐渐成陆，最终形成今日之地貌景观[16]。

4 主要结论

(1)通过对YBK1孔的第四纪沉积物的年龄测定、孢粉分析及古地磁测试等资料的分析研究，结合岩石地层结构、构造、标志层等的综合划分，YBK1孔第四纪沉积物下覆地层为白垩系浦口组红色粉砂岩，第四纪年代地层自上而下细分为：中更新世晚期(启东组上段)厚度30.2 m，以河床相砂砾层为主，成分较杂，形成时代为0.1～0.3Ma；晚更新世早期(昆山组下段)厚度仅1.8 m，以残留的河床相砂砾为主,形成时代为0.1～0.045Ma；晚更新世晚期(滆湖组)中段，厚度仅3.4 m，以滨海相灰色粘土质砂为特征，形成时代为45.0～10.0Ka，晚更新世晚期的上段及下段均未见残留；全新世沉积厚度较大，与全新世时期河床改道密切相关，堆积厚度达55.1 m，以滨海、河口、河漫滩沉积物为主，形成时代为10000年以来。

从该孔的岩性特征分析，区内缺失早更新世及中更新世早期沉积物，中更新世晚期至晚更新世时期受河流侵蚀作用影响，以残留保存的少量粗颗粒河床相沉积物为特征；全新世时期，地壳上升，河流改道，地表水动力条件减弱，沉积了较厚的全新世沉积物。结合YBK1孔附近钻孔资料分析，YBK1孔第四纪沉积物特征基本代表了长江三角洲顶端平原第四纪地层特点。

(2)YBK1孔孢粉揭示的气候特征显示，寒冷与温暖交替出现的周期性气候变化，决定了第四纪沉积物的发生、变化与沉积过程，并直接影响着生物的演化、海面升降以及古地理、古环境的变迁。因此，早更新世受全球气候影响，扬州西北部岗地抬升，水系切割较显著，并贯穿一系列盆地后东流入海，长江进入一个新的发展演化阶段。早更新世，全球气候向寒冷方向发展，海面下降，区域性地壳抬升，海水退出扬州地区；中更新世早期，气温逐渐回升，气温升高的结果是雨量的骤然增多和海平面的上升，河流径流发育；中更新世晚期，该区气候再次转冷，气温降低，海平面也随之下降，海水退出三角洲河口地带，长江流量减少，河道退缩，河面变窄，形成了第四纪以来最窄的侵蚀型河谷；晚更新世早期，气候回暖，植被复苏，区内显示以海侵为主体的滨海地带；晚更新世晚期，距今2.5～3.9万年之间，气候进一步回暖，海水又一次入侵，扬州南部被海水淹没，致使扬州施桥附近堆积了较薄的晚更新世沉积物；在全新世最佳气候期，海平面急剧上升，区内绝大多数地区被海水淹没，西部至仪征地区，堆积了较厚的滨海相灰色粉砂等；全新世晚期，长三角地区逐渐成陆，长江三角洲顶端北部堆积了河漫滩相的灰黄色粘土质粉细砂沉积物，并最终形成今日之地貌景观。

(3)通过钻孔第四系光释光及14C年代学地层研究，进一步细化了长江三角洲顶端沉积环境的变迁，该孔所处的扬州南部第四纪沉积物既受古长江水动力及物源的影响，又受扬州西北部岗地边缘(古运河)水系及物源影响，处于沉积—剥蚀—再沉积—再剥蚀的动态变化的沉积过程中。

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