【类型】期刊

【作者】赵希涛，胡道功，吴中海，杨晓东（中国地质科学院地质力学研究所；中国科学院地质与地球物理研究所；中国地质大学地球科学与资源学院）

【作者单位】中国地质科学院地质力学研究所；中国科学院地质与地球物理研究所；中国地质大学地球科学与资源学院

【刊名】地质力学学报

【关键词】 长江三角洲；晚新生代；地质；环境；述评

【资助项】中国地质调查局地质调查项目(dd20160268，dd20160269)；国家自然科学基金项目(41171009)

【ISSN号】1006-6616

【页码】P1-64

【年份】2019

【期号】第1期

【期刊卷】1;|7;|8;|5

【摘要】长江是我国最长的河流和世界最主要的大河之一,长江三角洲地区则是我国人口最为密集和经济最为发达的地区之一。因此,研究长江三角洲地区晚新生代地质与环境的特征与变化,特别是长江河口地区的河谷变迁与三角洲发育,对于该地区的国计民生,具有十分重要的意义。长江三角洲地区晚新生代地质与环境的科学调查研究,已经走过了整整的一个世纪。随着经济的发展和科技的进步,长江三角洲地区晚新生代地质与环境的研究也取得了重大的进展。本文从现代三角洲发育、末次盛冰期长江河谷的深切与充填作用及冰后期地层的沉积相变化,埋藏硬土层的分布、特征、成因及其古土壤学性质,三角洲地区晚第四纪时期的海侵地层层序与新近纪及早、中第四纪地层及其沉积环境,以及从三角洲钻孔的碎屑锆石、独居石年龄谱及沉积物成分和地球化学组成随时间的变化来推论长江贯通三峡的时间等方面所取得的进展和所存在的问题,按照研究时间的大体顺序和地层的新老次序进行了较详细的综述和简要评论。最后根据自己的认识和判断,概括了长江三角洲地区近一个世纪来研究工作所取得的进展和所存在的问题,并在此基础上提出了今后进一步工作的几点建议,希望能引起广大同仁及有关部门的注意,以期达到抛砖引玉的目的。

【全文】 文献传递



长江三角洲地区晚新生代地质与环境研究进展述评

赵希涛1,2，胡道功1，吴中海1，杨晓东1,3

(1.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081； 2.中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；3.中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083)

摘 要：长江是我国最长的河流和世界最主要的大河之一，长江三角洲地区则是我国人口最为密集和经济最为发达的地区之一。因此，研究长江三角洲地区晚新生代地质与环境的特征与变化，特别是长江河口地区的河谷变迁与三角洲发育，对于该地区的国计民生，具有十分重要的意义。长江三角洲地区晚新生代地质与环境的科学调查研究，已经走过了整整的一个世纪。随着经济的发展和科技的进步，长江三角洲地区晚新生代地质与环境的研究也取得了重大的进展。本文从现代三角洲发育、末次盛冰期长江河谷的深切与充填作用及冰后期地层的沉积相变化，埋藏硬土层的分布、特征、成因及其古土壤学性质，三角洲地区晚第四纪时期的海侵地层层序与新近纪及早、中第四纪地层及其沉积环境，以及从三角洲钻孔的碎屑锆石、独居石年龄谱及沉积物成分和地球化学组成随时间的变化来推论长江贯通三峡的时间等方面所取得的进展和所存在的问题，按照研究时间的大体顺序和地层的新老次序进行了较详细的综述和简要评论。最后根据自己的认识和判断，概括了长江三角洲地区近一个世纪来研究工作所取得的进展和所存在的问题，并在此基础上提出了今后进一步工作的几点建议，希望能引起广大同仁及有关部门的注意，以期达到抛砖引玉的目的。

关键词：长江三角洲；晚新生代；地质；环境；述评

0 引言

长江全长超过6300 km，横穿青海、西藏、云南、四川、重庆、湖北、湖南、江西、安徽、江苏、上海等省市自治区，是中国最大和世界第三大河。其流域面积超过180×104 km2，占中国领土面积的近五分之一，有近4×108人口生活在这里，这表明长江流域养育着我国近三分之一的人口。本文所讨论的长江三角洲地区为苏浙沪三省市所在地，其国土面积分别为10.26×104、10.20×104和0.63×104 km2，分别居住着7381×104、4647×104和1625×104人口。按照2011年的统计资料，它们所贡献的GDP总量分别为40088×108，27005×108和16845×108元人民币，分别居全国的第二、第四和第八位。2010年的人均值则高居全国的第五、第四和第一位，可见其在中国经济中所处的重要地位。

本文对近百年来长三角地区的文献从晚新生代地质、环境及三角洲发育与古长江演化等角度进行了较详细的综述和简评，以期对其中存在的问题能加以注意。需要说明的是，因时间较短或囿于见闻，对于文献可能有不知道、没有收集研究到或研究理解不深、理解不到位的地方，希望诸位同仁不吝赐教。

1 长江三角洲发育、末次冰盛期长江古河谷重建与冰后期地层研究

1.1 现代长江三角洲发育和全新世地层与沉积环境

长江三角洲的科学研究历史已经超过了一个世纪[1]。最早涉及长江三角洲形成问题的是海登斯坦(Von Heindenstam H)和丁文江[2～4]，他们分别依据长江的输沙量和海塘的兴建历史来推断三角洲向海的推进速度，这是长江三角洲现代科学研究的开端。当然，这种依靠单一因素推算三角洲推进速度的方法虽然开创了长江三角洲的研究历史，但现在看来是不够全面和不太确切的。

20世纪50—60年代，长江三角洲研究进入了新阶段。陈吉余等的《长江三角洲的地貌发育》[5]一文，是全面和系统研究长江三角洲的第一篇科学论文。该文勾绘出完整的长江三角洲地貌图(见图1)，表明长江三角洲是自镇江向东展开，北被从扬州向东延伸到泰州和海安的古代海积平原或埋藏的海积平原，南被常州西北向东侧延伸的古代海积平原或埋藏的海积平原，分别将其与北面的里下河平原和其南面的太湖—杭嘉湖平原这两大潟湖平原分隔开来，后二者则是在全新世高海面时期又被北岸从白沙到东台和南岸从圌山至江阴再至黄盘山的沙嘴、贝壳堤与黄海、东海分隔的潟湖，还在震泽发现了被掩埋的古代丛生牡蛎。

尽管该文因缺乏具体的地层古生物研究和同位素测年资料而无法恢复三角洲的完整结构和详细发育历史，但该文已认识到国际上关于冰后期海面上升研究的进展，从而揭示了6000 a前最大海侵的具体范围和其后三角洲形成的大体历史。

1970年代以来，随着长江三角洲地区经济的快速发展，该区的地质调查和研究工作取得了重大进展。地面调查和大量钻孔岩心的详细分析测试和考古、14C年龄测定方法的应用，使得长江三角洲的研究取得了空前的进展，发表了有关地层、古生物与14C年龄测定，沉积相、沉积环境及其工程地质性质，三角洲的形成、发育及其与海面变化、海侵海退的关系等方面数以百计的文章、报告和书籍。在这一时期，华东师范大学河口研究所与地理系以及稍后建立的同济大学海洋地质系的研究者贡献巨大，其中王靖泰等[6]、郭蓄民[7]和李从先等[8]系统地总结了现代长江三角洲的发育过程和全新世地层结构。

在《全新世长江三角洲的发育》[6]一文中，王靖泰等将长江三角洲地区广泛分布的一层暗绿色亚黏土层作为划分全新统与更新统界限的标志层，该层以上则是一套富含有孔虫、海相介形虫等生物埋葬群的滨浅海海相松散沉积层。他们认为长江三角洲地区全新世地层由3层组成的结构明显：下段厚5～15 m，主要由灰黄、灰褐色粉砂质黏土组成，夹细砂透镜体，具有薄层泥炭，并含钙质结核，有孔虫属种单调，分异度低，属滨海潟湖相，时代属全新世早期的前北方期和北方期；中段厚5～15 m，以青灰色、灰褐色淤泥质亚黏土为主，粒细质纯，有孔虫数量和属种皆较丰富，以正常浅海相分子居多，壳体大小正常，分异度高，浅海相的介形虫较为丰富，相当于全新世中期的大西洋期和亚北方期；上段厚3～13 m，沉积物粒度粗，长江以南以青灰色、灰褐色亚黏土为主夹砂质透镜体，江北则以粉细砂为主，夹黏土层，有孔虫数量向上减少，个体偏小，广盐性分子增加，本段属河口滨海沉积环境，海相性向上不断减弱，时代相当于全新世晚期的亚大西洋期。

全新世各阶段的分层特征见表1，其地层剖面的结构见图2。王靖泰等[6]也注意到大理冰期后所发生的海侵及7500 a前所形成的长江河口湾。他们通过500多个钻孔所揭示的全新世地层、沉积相和历史考古等资料，将距今7500 a来长江三角洲的主体(即河口沙坝)的发育划分为红桥期(距今7500～6000 a)、黄桥期(距今6500～4000 a)、金沙期(距今4500～2000 a)、海门期(距今2500～1200 a)、崇明期(距今1700～200 a)和长兴期(距今700 a以来)等6个时期(见表2)，其特点是沙洲并岸，长江河道不断舍弃其北面的叉道而在科氏力的作用下向东南阶段性迁移。长江以南的滨海平原亦不断向东扩展，可按9道贝壳沙堤的分布和年代，分出早期(距今7000～3000 a)、中期(距今3000～1500 a)和晚期(距今1500 a以来)3个阶段。他们还用图件恢复了各个时期亚三角洲的古地理情况。稍后，郭蓄民[7]将各亚期三角洲归并在一张图中(见图3)。

表1 上海面粉厂全新世地层剖面特征简表[6]

Table 1 A brief table for the Holocene stratigraphic profile in Shanghai flour mill

与此同时，严钦尚等[9～10]及赵希涛等[10～14]分别研究过长江三角洲以南和以北的2个潟湖平原，勾绘出太湖—杭嘉湖平原及里下河平原的全新世古地理图(见图4，图5)及若干重要的全新世地层剖面(见图6，图7)。需要说明的是，长江三角洲及其南北两翼的全新世地层与环境研究以及长江口外长江水下三角洲研究的文献很多，因本文篇幅过大而不得不从略。

1.2 末次盛冰期长江的深切作用和冰后期长江河谷的充填过程到20世纪末21世纪初，关于末次冰盛期的长江古河谷及其地层层序特征已有越来越多的研究。Li Congxian等[15]收集了长江三角洲地区当时的600多个钻孔资料，并对其中的30个钻孔进行了分析测试和地层学研究，据此勾绘出末次盛冰期长江的深切河谷系统的分布(见图8)，将充填河谷的晚第四纪沉积分为河床、河漫滩-河口、河口前三角洲、三角洲、陆源硬质淤泥、沼泽-滨岸、浅海、潮滩、湖泊、沙坝-澙湖和潮汐沙脊等11种沉积相，并将各种沉积相标绘在钻孔柱状图及其对比图中，从而归纳出深切河谷的充填过程，划分为海侵早期与河床砂沉积、海侵晚期河口形成、全新世海退与全新世三角洲发育及全新世海退期间两翼的演化等4个阶段。

参考前人资料和认识[15～17]，曹光杰等[18]在长江三角洲地区选择了4条垂直长江的横剖面和1条平行长江的纵剖面(见图9、图10)，对镇江以下约300 km的长江河口地区的古河谷的充填过程、充填模式和地层层序结构进行了系统的分析、归纳与总结，概括出长江河口地区的古河谷特征为：末次冰盛期最低海面时，长江在-150～-160 m处入海，尽管当时水量较小，但由于基面大幅度降低，水流动力作用强劲，导致长江下游河床发生强烈的溯源侵蚀，形成末次冰期的长江古河谷。

长江口段古河谷流经老三角洲平原和陆架平原区，相对高差较小，古河谷较宽浅，且有分汊，纵剖面比降变小，从切割基岩逐渐转为嵌在中更新世—晚更新世沉积层上。

镇江段古深槽大体位于仪征—施桥—江都大桥镇—口岸一线，切割深度-80～-90 m。在江都—红桥以西，古深槽切割到基岩，该线以东，古河槽切入较老沉积之上。古深槽在施桥埋深-92 m；古河谷在-60 m左右，存在着一级埋藏的侵蚀阶地。江阴河段古深槽分为南北2支，北支大体沿泰兴—黄桥—如皋磨头—白蒲一线，在黄桥埋深-62 m；南支为一向南凸出的弯道，贴南岸，较狭深，切割深度-80～-90 m。古谷中分布着两级埋藏阶地，高程分别为-18～-22 m和-40～-44 m，-18～-22 m阶地分布较广。南通河段古深槽位于如皋白蒲—南通西亭—油榨—海门一线，呈西北—东南方向然后向东流出。在西亭镇，切割深度为-70 m，至海门达-80 m左右，下伏晚更新世河床相砂砾层。

长江河口地区地层主要由陆源碎屑组成，在河流、潮流和波浪等动力因素的共同作用和相互影响下，河口地区的沉积环境极为复杂。持续的构造下沉、海平面升降以及多种水动力因素的时空变化造成了不同级别的沉积层序，出现复杂的水平相变和垂直层序。

长江河口段古河谷冰后期沉积旋回主要由河流相和河口三角洲相构成，缺失硬黏土层，底部具侵蚀面。沉积地层厚，含沙量高达60%～80%，砂层厚度大，其砂泥比为4∶1，含有砾石，海侵旋回明显，地层缺失和间断较常见。据岩性和古生物特征，自下而上由河床相、河漫滩相、河口湾-浅海相、三角洲相组成，厚度60～100 m。其中，河床相由灰黄色砂砾层和砂层组成，底部砾石直径4～10 mm，多为次圆状和次棱角状，发育斜层理、平行层理和交错层理，为向上变细的陆相层序，顶部出现少量海绿石，未发现海相微体化石；底板埋深60～90 m，为一起伏的侵蚀面，与上覆层呈渐变关系；厚度20～40 m，主泓线处厚度较大，两侧変薄甚至尖灭，向下游增厚。河漫滩相由灰色砂质黏土、黏土质粉砂组成，夹砂质透镜体和泥炭薄层，发育水平、波状、透镜状和小型交错层理；常见植物碎屑，含少量小个体有孔虫；厚8.5～27.0 m，14C测年结果为10～12 kaBP。河口湾-浅海相为灰色、灰黄色粉砂质淤泥或砂泥互层，含水量一般40%～50%，最大可达80%，质软，呈流塑性；夹粉砂纹层或贝壳碎屑构成的纹层，纹层厚1～2 mm；海相微体化石较丰(每50 g干样中数万至千余枚)，系水深较大的浅海-河口湾沉积物，与上覆、下伏层均呈渐变关系，反映海平面上升和海水逐渐入侵；其厚度由三角洲顶部向河口地区有增大的趋势，最厚超过20 m，14C测年为4～8 kaBP。三角洲相可分为河口沙坝亚相和汊道河床亚相。河口沙坝亚相与下伏的浅海相和上覆的潮坪相呈渐变接触，为一向上变粗的层序，由灰色黏土质粉砂、粉砂和粉细砂构成，厚度多在13～16 m，最大25 m；汊道河床亚相底部存在侵蚀面，与河口沙坝相相伴而生。下部沉积物为粉细砂，向上变为黏土质粉砂和粉砂质黏土，为一向上变细的层序，发育交错层理；厚10～30 m，一般越向上游越厚，现在河口地区厚度较小；含植物碎屑及小个体广盐性有孔虫。

河口段古河谷冰后期沉积物的垂直层序，据其在古河谷中的位置和采集层序特点，可分为2种类型：Ⅰ型位于古河谷中部，靠近主泓线的部位，强烈的河流下切作用使硬土层缺失，底部为侵蚀面，通常下伏基岩或含砂砾层，缺失硬土层；自下而上为河床相砂砾层、受海侵影响的河漫滩相、浅海相、河口湾相及三角洲相。Ⅱ型位于古河谷的边缘地带，对应于河漫滩的位置，底部为侵蚀面或古土壤层表面；与Ⅰ型的主要区别在于缺失底部的河床相砂砾层或砂层，河漫滩相往往直接覆盖于晚更新世末次冰期不整合面上。

河口段下切河谷的水平相变非常明显：其海侵旋回在长江三角洲顶部和前缘的差别主要表现在受海洋因素影响的程度上。前缘影响较大，溯河而上影响程度逐渐减弱。现今长江三角洲的范围内，古河谷的海侵层序以河流体系占优势，并且三角洲的顶部和前缘地带变化不甚明显。海退层序则以三角洲体系为主，仅在三角洲顶部和南侧发育河流沉积体系。

现代河口的观察表明，涨潮流是搬运海相自生矿物和海相微体化石溯河而上的主要动力。冰后期海平面上升，溯源堆积达到的河段涨潮流的影响尚不能及，因此，河床相粗粒层不含海相微体化石和自生矿物。随着海平面上升，河口后退，涨潮流的影响逐渐涉及该河段，河流相中开始出现海相微体化石，且数量向上增多。由河床相、河漫滩相、浅海-海湾相、三角洲相沉积层构成的冰后期海侵旋回出现在三角洲顶点到现今河口口门地区，中部泥质层段仅在三角洲顶部的红桥以上地区消失，致使上、下粗粒合并为一体。向下游该泥质层段有逐渐增厚的趋势，砂、泥层的厚度比逐渐减小。部分古河谷的北侧缺失海相层，南侧缺失泥质层，可能是长江古河道侵蚀所致。

由上所述，曹光杰等[18]概括长江古河谷充填的地质历史如下：晚更新世以来，长江河口地区经历了海退—海进的海平面变化旋回，形成了下切古河谷-古河谷充填-海泛沉积-河口湾充填的海退-海进沉积旋回。本区末次盛冰期以来，地层层序内部存在2个重要界面——海侵面和最大海侵面。层序中海侵面标志着海侵的开始。在河谷相序中，海侵面位于河床相滞留沉积和溯源堆积之间。海侵自海向陆是渐进的，海侵面也是穿时的。最大海侵面是海岸线向陆移动最远时海底的沉积界面，位于浅海相泥质沉积层中，最大海侵面是沉积层序中唯一的等时面。

末次冰盛期(距今20～15 ka)低海面时，剧烈的相对海平面下降，降低了河流的侵蚀基准面，河流动力作用增强，形成深切古河谷；河流携带的泥沙，绝大部分在古陆架上形成滨海、浅海沉积，而部分粗砂及砾石滞留在河床上形成滞留沉积；但古河间地因长期暴露于地表，则形成广泛分布的硬黏土层，古河谷及两侧的暴露表面即成为区域不整合面，也是海退—海进层序的底部边界——Ⅰ型层序界面。冰后期(距今15～7.5 ka)气候转暖，海平面上升，海水首先沿古河谷侵入，河流基准面抬高，引起溯源堆积；海平面继续上升，溯源堆积依次上移、叠置，构成下粗上细的退积或加积沉积层序，其沉积相包括河床相砂砾层及其上覆的河漫滩相沉积。这种古河谷中形成的海侵充填层序，与河流沉积相似，但最大特点是上部河漫滩相沉积中含有少量海相古生物化石和海相自生矿物。海平面进一步上升，在距今7.5～6 ka时达到最大海侵，海水溢出古河谷，侵入河间地，形成一个海湾，沉积一套分布较为广泛的浅海、滨海相沉积。距今6 ka以来，本区的海平面基本稳定，沉积速率超过相对海平面上升速率，河流进积，三角洲前展，沉积一套海退层序，目前这一过程仍在进行中。

稍后，曹光杰等[19～20]又将末次冰盛期长江的深切作用及古河谷研究推进到南京地区(见图11—13)，不仅恢复了古河谷中堆积地层的层序和河槽沉积的14C年代(距今13000～14000 a)，还讨论了当时的河槽特征，计算了当时的古流量。长江支流秦淮河谷底的年代也只有17 ka左右[21]。

受篇幅所限，有关末次冰期海面下降、冰盛期低海面及冰后期海面回升过程中长江在东海海域留下的沉积地层、环境与不同阶段的三角洲等问题亦在此从略。

简评：自海登斯坦和丁文江开始研究长江三角洲发育以来的一个世纪中，长江三角洲的研究取得了巨大的进展。经过几代科学家的努力，长江三角洲的研究已从平面走向立体，它已被作为一个完整的地质地貌体对待，而且人们已用各种地质、古生物、沉积、地球化学、考古及同位素测年等手段对长江三角洲的沉积地层及形成和演化历史进行追溯，建立了不同的三角洲发育模式，并且将其侵蚀与堆积的过程与全球海平面的升降变化进行联系，从而取得了巨大的进展。

然而，长江三角洲的形成和演化的历史，仅仅是冰后期海面上升到接近、到达或稍高于现今海面的最近7000多年来的全新世中晚期所发生的事，只能称之为现代史，即使在这之前所发生的末次冰盛期的海面下降和低海面以及相应发生的长江河谷的下切，在南京长江四桥及支流秦淮河等地河谷底部的河床沉积的14C测年结果，也只有区区的13000～14000 aBP及17000 aBP左右，末次冰盛期也不过18000 aBP或20000 aBP左右，是最后一次切割，完全当不得一个“古”字。我们还要在现代长江三角洲之前，找出更老的长江三角洲和古长江堆积来。

2 晚新生代地层、环境与地壳运动研究

2.1 长江三角洲地区晚新生代地层与环境

长江三角洲地区自新近纪以来，普遍沉积了厚达200～300 m的晚新生代地层。据尚益[22]编摘报道，早在1906年，英人高飞利为了探悉上海市岩层与地下水概况，联系了英商上水、英商上煤、业产地产公司等17个企业及18个外人共同投资，作为私人勘探工程开凿水文地质勘探孔，委托日本凿井商赏奴承办钻探工程，在南京西路静安寺庙约六百英尺东北部的高飞利私人住宅花园内，采用人工法开凿，孔径3吋(7.2 cm)，钻至77 m遇砂层，因卡钻不能起拔而报废。这是为取得地质资料而在上海打的第一个钻孔。在这次钻探过程中，已发现土层内含有天然气，并核实地质资料，证明同1860年在中山东一路美商旗昌洋行内所打的上海第一口深井(77 m)所得的地质资料相仿。数日后，又在第一个钻探孔附近数米打了第二个钻孔至102 m，又因卡钻而作罢。1928年，Cressey[23]根据上海自来水公司凿井所取得的资料，推论基岩以上的疏松地层是近百万年来海侵的产物。

1960年代，陈焕疆等[25]在上海地区进行石油天然气普查之后，根据岩性特征和一些微体古生物资料，认为埋深90～110 m以上部分属于海陆交互相沉积，可与苏北东台群对比，划归第四系；其下的弱胶结地层为陆相沉积，可与苏北盐城组对比，归属上第三系。嗣后，地质部石油地质中心实验室在编撰石油地质图集时，将该划分方案赋予地方性地层单位名称(如全新统上海组Q4s，中—晚更新统南汇组Q2-3n，早更新统川沙组Q1c及上新统宝山组N2b等)，部分名称一直沿用至今。1970年代以来开始对这套松散地层进行了较详细的微体古生物和孢粉分析，多数研究者倾向于将基岩以上的松散地层全部划归第四系，如同济大学海洋地质系将上海面粉厂J10号孔基岩以上厚约250 m的松散盖层划入第四系。1980年代，上海地质矿产局水文地质工程地质大队在前人基础上，根据区域水文地质与工程地质调查时所获得的资料，应用岩石地层、气候地层、生物地层和磁性地层等方法综合研究，重新划分了上海地区的晚新生代地层，即全新统青浦组Q4q、上海组Q4s和娄塘组Q4l，晚更新统南汇组Q3n和川沙组Q3c，中更新统嘉定组Q2j和宝山组Q2b及早更新统周浦组Q1zh、洙泾组Q1z和安亭组Q1a；其下界为距今约3 Ma的高斯(Gauss)正极性世中的凯纳事件(Kaena)或马莫斯事件(Mammoth)；再下则为上新统崇明组N2c和中新统N1(为白龙港玄武岩)。此一地层划分方案已被《中国地层典》[24]和以后的不少研究者所接受。表3为邱金波[25]综合的1980年代及之前上海地区的第四纪地层划分方案沿革。

上海地区第四纪海进最早的研究之一是闵秋宝等[26]对上海面粉厂孔岩芯进行的较详细的微体古生物分析和资料整理。他们将上海地区的第四纪地层划分为：

早—中更新世宝山群(Q1-2)，为暗绿色、灰色、杂色黏土、粉砂质泥及泥质粉砂与褐黄、棕褐、灰褐、灰色等中砂、细砂组成之韵律层，一般砂层中含有细砾，有时为砂砾层；胶结松散，局部呈水平层理结构；土层一般致密、可塑。根据微体化石特征将该群分为上下2段，下段(Q1-2)岩性较粗，为黄色、黄灰色粉砂、细砂、泥质粉砂，含铁锰条纹；下部为黄色粉砂、灰白色泥质粉砂。本段地层化石稀少，除含松、冷杉、云杉等花粉外几乎没有动物化石发现。川沙及面粉厂钻孔中虽偶见个别有孔虫，但其可靠性有待查证。粒度分析的结果，无论CM图或概率累积曲线图均显示为河流相沉积。上段(Q2)岩性为青灰色、灰褐色泥质粉砂和灰黄色的泥。上部含有浪游土星介Ilyocypris errabundes，纯净小玻璃介Candonniella albicans，近弯玻璃介Candona subsinuosa等，全系淡水至微咸水的介形类，纯属陆相沉积；下部含有少量的卷转虫Ammonia和土星介Ilyocypris共生，土星介为淡水介形类，它与海生的有孔虫伴生表明是一种海陆过渡相的沉积，目前看来是上海第四纪最早的一次海进(自上而下第Ⅳ海进层)。宝山群在上海地区分布甚广，其厚度一般为150 m左右，并向西南变薄，有的甚至缺失。

表3 上海地区第四纪地区划分方案沿革[25]

Table 3 Evolution of Quaternary division scheme of Shanghai area

上更新统川沙组)，主要为灰色、浅灰色粉砂质泥，泥夹粉砂、砾和贝壳碎屑互层，具层理。根据岩性和微体化石群的特征本组又分为上下2段。下段)岩性为灰色、灰黄色泥夹粉砂、中粗砂、细砾和贝壳屑互层，根据地层中化石组合的差异进一步细分为2部分。下部含海相化石，主要有毕克卷转虫(变种)Ammonia beccarii var.、奈良小上口虫Epistominella naraensis、优美花朵虫Florilus decorus以及先希望虫Protelphidium等有孔虫，但个体偏小，种类也不多，伴生的还有海相化石，介形类几乎未发现；有孔虫一般分布于长江口及口外海滨一带，所以本层应属河口-滨海相沉积，为第Ⅲ海进层。上部含有淡水的介形类，如浪游土星介、愚蠢小玻璃介Candonella ulacensis，舒宾小玻璃介Candoniella schubinac及轮藻受精卵膜、鱼牙等微体化石，为陆相沉积；但本层个别样品中除陆相介形虫外还见有少量有孔虫，属海陆过渡相，推断本层沉积环境为近海的河湖，有时受海水影响。上段(Q32)主要为青灰色、灰色粉砂、粗砂夹褐色泥互层，具规则和不规则的层理。有孔虫丰富，有孔虫分异度H(S)为2.7～3.0，以含大量优美花朵虫和喜暖种施罗特假轮虫Pseudorotalia schroeteriana、精巧圆幅虫loborotalia cultrata的出现为特征。此外，还有正常浅海相的曼顿半泽虫Hanzawaia mantaensis、冷水面颊虫Buccella frigida、耳状浓泡虫Cancris avriculus、塔斯曼管九字虫Pacinonion tasmanensis、瓶虫Lagena、坚实虫Robulus、五叶螺轮虫Tubrotalia quinqueloba等。介形类主要有浅海相日本穆赛介、三浦翼花介Cytheropteron miurense、宽卵中华丽花介Sinocytheridea latiovata、三角新单角介Neomonoceratina triangulate，与此伴生的还有蛇尾类、海胆刺、角贝Dentalium、三角藻Triceratium等海相生物。施罗特假轮虫、精巧圆幅虫现代分布于浙江以南较暖水域正常浅海中；曼顿半泽虫在黄海、东海现代沉积中大量分布于约50 m水深处；穆赛介、翼花介、三角新单角介在南黄海、东海见于30～50 m水域中。因此本段的沉积环境是一种常见的浅海沉积，水深在30～50 m间，属自上而下的第Ⅱ海进层。川沙组广布上海地区，其厚度一般在125 m左右。

南汇组(Q33)，由暗绿色亚黏土及灰黄—褐黄色粉砂质泥、粉砂所组成，其上部为暗绿色硬土层，质致密，下部为黄色及灰色砂层，地层厚度为0～16 m。本层常见有大量鲕状菱铁矿和铁锰结核，碳酸盐含量极低。沉积物中除轮藻受精卵膜、植物碎屑及孢子花粉外，一般不含其他化石，属于河漫滩或牛扼湖一类的陆相沉积。只在江口水下及杭州湾水下钻孔中本层发现有少量奈良上口虫、凸背卷转虫Ammonia convexidorsa等小个体有孔虫，可能局部属河口相。本层明显具有海退期古地面的特征，在上海东北部常因长江河道冲刷或全新世海进时的冲刷而缺失。

上海组(Q4)，岩性为黄褐色、灰色粉砂质泥，淤泥质亚黏土及粉砂，表层为耕作土或地表填上，地层厚度一般为5～50 m，并由西南向东北有加厚的趋势，局部地区有尖灭现象。上海组按微体化石组合及岩性特征分为3段。下段)主要是灰黄、灰褐色砂、粉砂质亚黏土，含钙质结核，夹有砂质透镜体，局部有薄层泥炭，常见垂直的芦苇茎。出现有孔虫化石群，但个数不多，属种单调，仅圆形卷转虫Ammonia dominicana一种便占全群个数的70%～80%，分异度H(S)值小于1，可称圆形卷转虫组合；介形虫只见少量的广盐海相的宽卵中华丽花介；伴生的还有常见于海陆过渡相地层中的盾形化石、圆盘形硅藻、鱼骨碎片等。个别种占压倒优势的有孔虫群只见于海陆过渡相环境，有趣的是与本层相似的化石群，曾见于杭州西湖全新世澙湖期的沉积物中，两者同样以圆形卷转虫占绝对优势，并含少量平旋壳的广盐性种。可见，本段属于盐度甚低的澙湖相沉积。中段)为灰色、灰褐色淤泥质黏土、粉砂质黏土，粒细质纯。含丰富的有孔虫化石，个体众多，属种多样，以毕克卷转虫(变种)、异地希望虫Elphidium advenum、五玦虫Quinqueloculina为主，并出现无刺仿轮虫Pararotalia inermis、曼顿半泽虫等正常浅海相分子，可称毕克卷转虫-异地希望虫组合。介形类有方地豆艳花介Leguminocythereis hodgii、筛棘艳花介Echinocythereis cribrifomis、宽卵中华丽花介、弯脊拟博斯凯介Parabosquetina sinucostata等；与此共生的还有苔藓虫、蛇尾类、三角藻等海相化石。与下段相比，本段海相介形虫与有孔虫的个数与种数骤然增高，海相性程度显著上升。有孔虫群分异度H(S)值高达3左右，已属正常浅海相范围。本段的有孔虫、介形虫群也常见于现代南黄海水深大约20 m左右的浅海沉积物中，据此推断，本层应代表水深20 m以内的浅海相。上段)为青灰色、灰色粉砂、粉砂质亚黏土层夹有砂质透镜体，表层2～3 m常含铁锰结核、植物碎屑，根系丰富，局部地区有薄层泥炭。有孔虫个体偏小，以奈良小上口虫、凸背卷转虫、毕克卷转虫(变种)为主，可称奈良小上口虫-凸背卷转虫组合。介形虫有东台新单角介Neomonoceratina dongtaiensis、宽卵中华丽花介等广盐海相种及陆相的土星介Ilyocypris等种，此外还有轮藻受精卵膜及大量植物碎屑。本层的微体化石群十分待殊，以有孔虫壳体细小(常在0.2 mm以下)为主要特征，除广盐性的毕克卷转虫(变种)、凸背卷转虫等外，也包括不少开放海的窄盐性属种，如奈良小上口虫、浮游类的抱球虫Globigerina和列式壳类的太平洋霍氏虫Hopkinsina pacifica、现生金伯尔虫Guembelitria vivans等，但一律为小个体种或幼体，壳体比较重的如胶结壳、瓷质壳有孔虫，一般均未见出现。本层微体化石群与现代长江口、杭州湾的有孔虫埋葬群相似，特别与杭州湾王盘山附近底质中所见最为接近。这是强潮河口特有的有孔虫群，有孔虫壳主要系随潮水携入河口，因此不分广盐和窄盐，分异度可以较高，H(S)值可达2.8，并随壳体大小而发生分选，沿河口向上，个体逐渐变小。根据海陆相化石混生以及它们的特征，本层应属河口-海湾相。

全新世三段地层反映了冰后期海进的历程，是钻孔中遇到的第Ⅰ海进层。因此，闵秋宝等[26]认为上海地区第四系中有4个海进层，分别相当于全新世(第Ⅰ海进层)、晚更新世中期(第Ⅱ海进层)、晚更新世早期(第Ⅲ海进层)和中更新世(第Ⅳ海进层)。这4个海进层和它们之间的4个陆相层组成4次海进旋回，构成了上海第四纪地质发展史的主体(见表4、表5、图14)。

随后，汪品先等利用本区的上海面粉厂孔及其它地区的另外6个钻孔的分析资料，总结出《我国第四纪海侵地层的初步研究》[27]一文。该文也划分出4次海侵地层，分别形成于中更新世、晚更新世早期、晚更新世晚期和全新世。

表4 上海东部地区第四纪地层综合表[26]

Table 4 Comprehensive table for Quaternary stratum in eastern Shanghai

赵松龄等[28]在探讨中国东部沿海0.3 Ma来的海侵和海面变动时，涉及到盐城、连云港及上海等长江三角洲地区的钻孔，认为南黄海沿岸平原区发生过5次海侵。

吴标云等主编的《长江三角洲第四纪地质》[29]一书中，系统地总结了长江三角洲地区当时所取得的大量钻孔岩芯(主要钻孔有梅埝D101，祝塘D87，吴江D100，常州食品厂D70，江都D39，常熟新庄D93等)，进行了14C年龄测定、磁性地层研究及沉积物、孢粉和微体古生物等分析，从而在前人资料和命名的基础上将该地区的第四纪地层划分为早更新统海门组、中更新统启东组、晚更新统昆山组和滆湖组及全新统如东组。该书总结出长江三角洲地区第四纪时期共发生过5期规模较大的海侵，即如皋海侵(Ⅰ期)、上海海侵(Ⅱ期)、太湖海侵(Ⅲ期)、滆湖海侵(Ⅳ期)和镇江海侵(Ⅴ期)，其分布范围如图15所示。这5次海侵分别发生于早更新世中期、中更新世早期、晚更新世早期和晚期及全新世，其中后4次海侵的形成年代分别为距今300±70 ka、150～70 ka、39～24 ka和10 ka。作者认为，自新第三纪开始整个长江三角洲地区的湖盆逐渐被填平，形成大面积的沉积。第四纪初期，长江三角洲周边的山体继续上升，经受剥蚀，而整个平原继承了新第三纪沉降又不断地扩大，河流沉积作用加强，长江水系开始形成。书中给出了早更新世早期、晚期，中更新世晚期，晚更新世晚期(分3期)及全新世崇明期等7个时期的古地理图。

与此同时，杨怀仁等[30]对位于苏州东山渡村附近深135 m的827孔的岩芯进行了当时分辨率最高的微体古生物分析(共分析样品444块)。研究表明，作为第四纪下界的高斯与松山极性时界线及早、中更新世分界的松山与布容时界线，分别位于孔深115 m和72 m处。

他们仅在松山时地层的几个层位中发现了少量豆螺未定种Parabithynia sp.、丽蚌未定种Lamprotala sp.碎片，少量淡水介形虫布氏土星介Ilyocypris bradyi Sars、疏忽玻璃介Candona neglecta(Sars)幼体及蜗牛未定种Vallonia sp.，未见任何海相微体古生物化石，说明在松山极性时期间除产化石层位可能为浅湖滨相外，该地基本皆为缺氧、生物贫乏的深水湖相沉积。而在布容时地层中却发现7个厚薄不等的含海相微体古生物的层段(见图16)。其中，64～65 m和54.5～55.0 m二层位为受海水轻微影响的湖泊，其所见海相世系种又是广盐性种。47.00～49.50 m、33.75～41.75 m、16.50～22.75 m和2.50～5.00 m层段为澙湖型，以生物组合分异度低、优势度高，且基本以广盐、半咸水种居多为特点，皆以厚壁卷转虫Ammonia confertitesta Zheng.、毕克卷转虫变种A. beccarii (Linne)var.为优势的有孔虫组合。在上述各层段中，即使个别样品中分异度稍高，也大多为广盐—半咸水种，其中见有：江苏小希望虫Elphidiella jiansuensis Ho, Hu et Wang、秋田九字虫Nonion akitaense Asano、小假九字虫Pseudononion minutum Zheng、中华假圆旋虫Pseudogyroidina sinensis Zheng、多变假小九字虫P. variabilis Zheng、缝裂希望虫Elphidium、暖水卷转虫A. tepida Cushman等，皆为低盐潮间带常见种。海相介形虫生物群成分更为简单，只有5个种，即宽卵中华美花介Sinocytheridea latiovata Hou et Chen、长中华美花介S. onga Hou et Chen、滨海弯背介Loxoconcha binhaiensis Hou、眼点弯背介L. ocellata Ho和网纹半美花介Hemicytheridea reticulata Kingma，这些也是东海、黄海潮上带的主要代表。5.0～16.5 m层段微体化石组合为以长江口外近海属种为主的河口-海湾相。14C测试结果表明，其中最新的海侵层形成于约30000 a前。作者还倾向于认为，苏州东山渡村一带没有全新世海侵沉积。

陈义华[31]则对位于太湖东岸的苏州渡村223孔深166 m的岩芯进行了磁性地层、孢粉及微古分析。古地磁研究结果表明，B/M界线行位于孔深125 m处，在布容时中，也出现了几次反向事件，如72～74 m处被定位布莱克事件，90～94 m、95～98 m和109～111 m处被分别定为BiwaⅠ、BiwaⅡ和BiwaⅢ事件，从而确定了该孔岩芯第四纪地层划分的主要界线。

该孔第四系被划分为下更新统(166～125 m)，中更新统(125～80 m)、上更新统(80～4 m)和全新统(4～0 m)。自下而上，下更新统沉积物岩性依次为灰白色含砾钙质黏土与砾石层互层，灰、黄斑杂色含钙黏土质粉砂，褐黄色含钙黏土质粉砂，黄色细砂，灰白色钙质粉砂，该岩性变化反映了洪积扇推进到碳酸盐湖的沉积特征。早更新世晚期，记录了碳酸盐湖退缩、裸露并遭受风化的过程。孢粉分析结果表明，气候变化为凉冷偏干—温暖潮湿—偏凉。中更新统沉积依次为褐黄、灰白斑杂色含钙粉砂质黏土与灰黄色含钙黏土质粉砂互层，褐灰色粉砂质黏土，灰黄色细砂，黄灰色粉砂质黏土。沉积特征表明下部为淡水湖相，上部显示河流作用形成的槽状层理，中更新世经历了从早期以湖相为主的河湖沉积体系到晚期以河相为主的湖河沉积体系。孢粉分析反映了气候从温暖变为凉冷。上更新统沉积依次为蓝灰色黏土、粉砂与蓝灰、褐灰色含砾细砂互层，灰色黏土、粉砂夹黄灰色细砂，褐黄色含钙粉砂，蓝灰色粉砂质黏土与深灰色黏土质粉砂互层，深灰色黏土质粉砂，灰黄色粉砂质黏土，褐红色黏土，灰绿色黏土，黄灰色黏土质粉砂，青灰色粉砂夹褐黄色黏土，灰黄色粉砂质黏土和黄色粉砂。沉积相特征显示出4个阶段的变化：第一阶段较细粒的沉积为半深湖至浅湖相，含砾细砂和细砂沉积则为入湖三角洲相。第二阶段为半深湖相。第三阶段(孔深36～18 m段)的深灰色黏土质粉砂层中含有丰富的有孔虫化石：毕克卷转虫、缝裂希望虫、波伊艾筛九字虫、山西九字虫等，反映了一次海进过程；其中在36～32 m段，见贝壳碎屑、虫孔及强烈的生物扰动构造，粉砂与黏土间为厚互水平层理和薄互水平层理，反映了类似于现今弶港潮坪的中高潮坪所表现的潮汐韵律沉积环境特征。第四阶段为浅湖沉积环境，在孔深14～9 m段的深灰色粉砂层中富含海相介形虫、有孔虫及半咸水的瓣鳃类化石，富含云母片，见虫孔及强烈的生物扰动构造，显粉砂与黏土薄互水平层理，为潮坪相的海侵产物；在褐黄色黏土与灰黄色粉砂质黏土层中均富含铁锰质结核，为湖沼-浅湖沉积环境；在埋深5.2～4.2 m的黄色粉砂层中富含云母片，无植物根屑，显粉砂与黏土的薄互水平层理，富含海相介形虫、有孔虫，也夹有陆相介形虫，反映了海陆过渡环境特征，仍为潮坪相的海侵沉积层。孢粉分析表明，气候变化为暖热潮湿—凉冷—温热潮湿—凉冷略湿。全新统沉积依次为灰黄色黏土，黄灰色黏土，褐灰色黏土，均富含铁锰质结核和植物根屑，不显层理，反映了今日太湖的湖相沉积环境。孢粉分析揭示气候变化为温暖偏凉—温暖潮湿—温凉偏湿。

最后，陈义华[31]将太湖第四纪的沉积环境归纳为：早更新世时期，太湖区域呈现山间洪积扇与碳酸盐湖沉积环境；中更新世时期，太湖平原为广布河流与淡水湖泊的沉积环境；晚更新世时期，太湖平原滨临海区，海水3次入侵，太湖东部三度沧海桑田，接受三度河湖相变为滨海潮坪相的沉积；全新世以来，太湖呈现今日景观，研究区为湖滩沼泽沉积环境。

钟石兰等[32]和周曙等[33]稍后对采自太湖北岸武进县境内靠近滆湖的4个钻孔(位于卜弋桥深39.8 m的ZK01孔，位于马坑深35.2 m的ZK02孔，位于卢家巷深52.2 m的ZK03孔和位于漕桥深101.8 m的ZK04孔)的岩芯样品分别进行了宏体、微体古生物化石和孢粉等分析。

钟石兰等[32]在ZK01孔深3.8 m处见有Ammonia beccarii var.、A. comfertitesta、Astrononion tasmanensia、Elphidiella kiangsuensia等有孔虫(以A. beccarii var. 为常见)，并偶见钙质超微化石Gephyrocapsa oceanica等，另在7.5 m和24 m处罕见介形类。在ZK02孔14.5 m和16.8 m处亦见有孔虫(以Elphidium simplex和A. beccarii var. 为常见)，偶见钙质超微化石(同ZK01孔)和介形类，还有淡水腹足类(仅14.5 m处)。在ZK03孔深9.0 m、18.3 m、22.8 m和26.0 m处均偶见有孔虫，有的层位还偶见介形类和钙质超微化石。只有ZK04孔海相层发育最好，在孔深51.3 m以上，除少数层段外，都可找到数量不等的有孔虫和丰富的介形类，以及钙质超微化石、双壳类和腹足类。

ZK04孔有孔虫主要为底栖类，计30余种，而浮游种类极少。根据丰度和分异度的变化，自下而上大致可以划分为2个有孔虫组合：

Ⅰ. Ammonia becarii var.-Astrononion tasmanensis组合，分布于孔深51.3～26.6 m间，以A. beccarii var.占绝对优势，A. tasmanensis 和Nonion sp.有时较常见，其余成分罕见。其中，35.8 m以下段化石含量稀少且分布断续，以上段因A. beccarii var.大量出现，使之丰度骤然上升，分布较连续。

Ⅱ. Ammonia becarii var.-Florilus decorus-Elphidiella jiangsuensis组合，分布于孔深21.5～4.8 m间，优势种除A. beccarii var.外，A. tasmanensis、E. jiangsuensis、Florilus decorus、Nonion subincertum、N. sp.、Pseudononion variabilis 及浮游种类Globigeninids等分别在一些层内比较常见。根据化石数量和种类分布的变化，本组合可以再划分为2个亚组合：①孔深21.5～11.7 m为A. beccarii var.-F. decorus亚组合，其显著特点是出现少量浮游有孔虫，这是其他组合/亚组合所没有的；浮游类和底栖类之比接近1/6；种类较多，简单分异度达到14。②孔深11.7～4.8 m为A. beccarii var.-E. jiangsuensis亚组合，其特点是组合丰度较高，但简单分异度较低，不含浮游种类。

ZK04孔在53.0～4.8 m层段也产丰富的介形类，除少数层位外化石基本连续分布。经初步鉴定，计有28属38种，亦可划分为2个组合：

Ⅰ. 孔深53.0～26.8 m的Sinocytheridea impressa-Ilyocyprisbradyi-Bicornuscythere bisanensis组合。该组合的丰度较高，分异度较低。根据组合成分的变化，进一步分出2个亚组合：S. impressa-I. bradyi亚组合，分布深度53.0～35.5 m，-I. bradyi的分布限于这一层段；S. impressa-B. bisanensis亚组合，分布深度35.5～26.8 m，B. bisanensis 仅在本层段出现。

Ⅱ. 孔深21.8～4.8 m为Sinocytheridea impressa-Loxoconcha ocellata组合。大致以孔深11.7 m为界，下部丰度较低，种类相对较多；上部化石含量较高，种数较少。

根据上述资料，钟石兰等[32]在本区划分出3次海侵，参考前述吴标云等[29]的命名，分别称为晚更新世早期的太湖海侵、晚期的滆湖海侵和全新世的镇江海侵。其中，滆湖海侵范围最大，在该区形成开放性海湾，而镇江海侵的范围最小。

周曙等[33]也对太滆地区的上述4孔所采的80块样品进行了孢粉分析，并参照海相地层、14C和古地磁资料，大致将该区的孢粉序列划分出10个孢粉带。其中，带Ⅹ(全新世)以ZK01孔为代表。带Ⅰ—Ⅸ以ZK04孔为代表。

带Ⅹ(3.2～5.4 m)，以木本花粉栎Quercus、青冈栎Cyclobalanopsis/栲Castanopsis、栗Castanea、枫香Liquidambar等亚热带常绿、落叶阔叶成分占优势，指示温暖湿润的亚热带气候。

带Ⅸ(0.4～5.0 m)，孢粉贫乏，以草本植物禾本科Graminae、蒿Artemisia为多，有栎、松Pinus、榆Ulmus、枫杨Pterocarya等，反映当时气候干冷。

带Ⅷ(5～21 m)，其上、下界线主要根据海相层确定，孢粉丰富，但上下界线附近孢粉却明显减少，可能与当时海进海退时海水波动频繁有关。该组合以木本阔叶树花粉为主，如栎、青冈栎、栗/栲、枫香、榆、鹅尓枥Carpinus等，并含少量松、铁杉Tsuga、水青冈Fugus、草本中莎草科Cyperraceae、黎科Chenopodiaceae、禾本科，显示凉湿环境。

带Ⅶ(21～26 m)，孢粉贫乏，草本和木本均很少，只出现少许栎、漆树科Anacardiaceae、禾本科和菊科(Compositae)等，反映干冷气候。

带Ⅵ(26～56 m)，其上限根据海相层确定，孢粉丰富；木本为主，其中又以青冈栎、栲/栗、栎、枫香等亚热带成分占优势。根据孢粉组合特征推测当时地带性植被可能为常绿阔叶林，山地生长有针阔混交林，气候温暖湿润。

带带Ⅴ(56～68 m)，孢粉贫乏，仅出现少量松和草本如禾本科和菊科，反映当时气候寒冷。

带Ⅳ(68～81 m)，孢粉丰富，草本很多，以蒿、禾本科、菊科为主，木本植物相对偏少，但出现一些亚热带成分，如青冈、栲、枫香等，同时栎、水青冈和胡桃(Juglans)也有一定量，还有少量铁杉，代表了一种可能稍干的温凉气候。

带Ⅲ(81～91 m)，花粉贫乏，只见有少量草本植物禾本科和菊科，反映冷干的气候环境。

带Ⅱ(91.0～100.6 m)，孢粉丰富，木本阔叶树花粉为主，并出现了栎、榆、桤木(Alnus)和枫香的峰值，草本以禾本科和蒿较多，总体为一种温和凉爽的气候。

带Ⅰ(100.6～101.8 m)，以木本和草本植物为主，木本以栎、榆、松占优势，草本则以十字花科为主。据此，推测当时植被可能为温带性质的落叶阔叶林、或针阔混交林，或森林草原。

蒋梦林等[34]根据其在太滆地区的研究结果，也得出了太湖海侵、滆湖海侵和镇江海侵的结论。他们还勾绘出前两次海侵的范围：太湖海侵可达到金坛东—宜兴一线，滆湖海侵甚至西过金坛，西南达溧阳县城。

王润华等[35]根据长江三角洲地区18个新老钻孔(其中10个新孔为盛泽孔、前州孔、漕桥孔、卜弋孔、庙镇孔、浦东机场孔、嘉兴孔、湖州孔、下昂孔、莫容孔)的古地磁、磁化率、天然剩余磁化强度等磁性特征的综合研究(见图17、图18)，认为布容、松山、高斯等正反极性时以及哥德堡、布莱克、加拉米洛、奥尔杜维等极性亚时在该区均存在，结合岩石地层、生物地层和测年数据等资料认为，第四纪时期长江三角洲地区继续接受碎屑沉积物以来，基本表现为一连续沉积区，并无长时间的大规模沉积间断。

韦桃源等[36]收集了浦东机场孔Pd(31°09′N，121°47′E，长357.5 m，穿透整个晚新生界直到玄武岩)和长江三角洲河口地区其他4个钻孔(浙江干窑长1-1孔、嘉定P5孔、崇明Ch4孔和上海Ch1孔)的岩芯及有关分析资料(古地磁、地层、微古分析等)进行了地层划分与对比(见图19)，并对Pd孔进行了335个样品的粒度分析和63个样品的B、Ga、Sr和Ba等地球化学元素分析(见图20)。分析结果表明，该区自中更新世以来才明显受到全球海平面波动的影响，发育了5次海侵地层，自老至新依次为上海海侵、嘉定海侵、太湖海侵、滆湖海侵和镇江海侵，东部地势低洼区在第四纪早期可以发现几次弱海侵迹象。研究发现，微量元素分布与各种沉积相有着十分密切的关系。通常，B和Sr及其比值B/Ga和Sr/Ba在河流相沉积中较低，在溺谷-浅海、三角洲相沉积中相对较高；而Ba与之相反，一般在陆相沉积环境中比较高。Ga元素在第四纪沉积物中的分布波动不明显，但极大值还是偏向陆相环境。微量元素B和Sr及其比值B/Ga和Sr/Ba的分布自下而上存在7个高值阶段。阶段1—3高值与海侵无关，反映了上新世—早更新世干旱气候的产物，阶段4—7高值则与早更新世以来的4次海侵事件密切相关。

黄湘通等[37]对位于上海市奉贤区发展村大叶公路旁的DY03孔(30°58.2′N，121°25.8′E，深249.15 m，钻穿了晚新生代松散沉积地层而至中生代基岩)的岩芯进行了磁性地层学研究。他们对所采集的556块细粒沉积物样品进行了磁化率和古地磁测量(见图21)及岩性分析，根据磁倾角的变化及其与泥河湾磁性地层剖面的对比，初步建立了该孔的年代地层框架(见图22)。研究结果表明，研究区第四系的年代分别为：南汇组0.01～0.05 Ma、川沙组0.05～0.126 Ma、嘉定组0.126～0.20 Ma、宝山组0.20～0.78 Ma、周浦组0.78～1.35 Ma、朱泾组1.35～2.00 Ma、安亭组2.00～2.56 Ma。该文指出，研究区晚新生代普遍发育的硬黏土层，不仅是晚第四纪地层对比的重要标志层，而且对整个晚新生代以来的沉积地层对比都会发挥重要作用。其中，作为晚更新统与全新统、中更新统分界线的第一和第二硬黏土层，分别位于孔深24.8～28.8 m和61.8～62.5 m之间，前者的顶界位置与哥德堡事件位置相同，后者顶界与泥河湾组末次冰期起始时期相对应且可能与布莱克事件相一致。另外，第三和第五硬黏土层顶界恰好分别与B/M、M/G一致。该文还认为，长江三角洲沉积演化基本呈现出早期(早更新世以前)受构造活动控制，后期(中更新世宝山组以后)受海面升降和气候变化的制约。

战庆等[38]对采自长江河口区的3个到达基岩的晚新生代钻孔(崇明岛深420 m的SG6孔、上钢五厂深308 m的J18A孔和青浦深218 m的SG13孔)的岩芯进行了岩芯描述、古地磁测量和粒度分析，并据此进行地层对比(见图23)和沉积地貌环境演变过程的讨论。该文认为SG6和J18A孔的上新世厚层含砾砂质沉积物的粒度特征反映了洪积扇和冲积扇相沉积环境，而SG13孔缺失上新世沉积反映了古地势较高、以剥蚀为主，上新世长江三角洲地区古地势高差较大，侵蚀和沉积区共存。早更新世继承了上新世的冲、洪积扇环境，但SG6孔泥质沉积加厚，J18A孔此时以厚层含砾砂质沉积为主，SG13孔也开始接受泥质沉积，反映了在构造沉降作用下冲洪积扇体向西南部迁移，沉积盆地范围扩大。中更新世，沉积物普遍变细且以悬浮沉积为主，显示了曲流河冲积平原的沉积环境。晚更新世初，本区又发育含砾砂层，特别是SG13孔出现厚层含砾砂，但是粒径显著小于上新世和早更新世沉积物，反映本区再次发生显著构造沉积，河流地貌广泛发育。晚更新世中晚期和全新世沉积物以黏土和粉砂质黏土为主，悬浮沉积占优，说明本区已演变为滨、浅海沉积环境。因此在构造沉降、剥蚀和沉积作用的共同作用下，本区的地貌演变经历了上新世—中更新世和晚更新世—全新世的2次准平原化过程。

周园军等[39]收集了长江三角洲南部平原5个钻遇基岩的晚新生代钻孔(深239.19 m的SK10孔，深347.2 m的P5孔，深438.01 m的SG6孔，深336.62 m的SG7孔和深201.22 m的SG10孔)中前2个钻孔的地层、岩性和孢粉资料及P5孔的热释光(TL)和U-Th年龄数据，并在现场对后3个钻孔进行了沉积物颜色、岩性、动植物化石及遗迹化石的描述，以及在室内进行古地磁测试和分析。根据湿生、水生植物花粉和外来植物桬椤孢子化石的分布特征(见图24、图25)，阐述了新近纪沉积地貌的演变过程。研究结果表明，新近纪沉积物为粗细混杂的洪积扇相，缺乏湿生、水生植物花粉，反映了此时研究区古地势东西高差显著，沉积物具近源、快速堆积的特征。早更新世古地势高差明显减小，沉降中心西移，但沉积物仍然粗细混杂，湿生、水生植物花粉少见，反映该区具山间盆地较封闭的区域性小流域特征。中更新世沉积物粒度普遍较细，蕨类孢子含量增多，湿生、水生植物普遍出现，并零星出现桬罗孢子，反映研究区具开发、平坦的冲积平原特征。晚更新世—全新世沉积物中湿生、水生植物花粉丰富，蕨类孢子含量显著增加，桬罗孢子普遍出现，表明研究区古海拔高度进一步下降，已演变为滨海-河口沉积环境。上述沉积地貌环境演变过程显示，研究区新近纪和早更新世古地势较高，沉积物以本地为主，直到中更新世以来才成为能够接受外来物源的低地，这是利用研究区晚新生代沉积物进行物源分析和长江演化研究时必须要注意的。

此外，祝晓彬等[40]在对长江三角洲长江以南地区的深层地下水进行三维数值模拟时，给出了一个切穿了整个松散沉积层而到达基岩的沉积剖面(见图26)，该区松散沉积物类型多且厚度变化大，岩性主要为粉细砂、中粗砂、含砾中粗砂，夹亚黏土、黏土，黏土层与砂层呈互层分布，垂向具有3～4个由细到粗的沉积韵律。自上而下分为孔隙潜水含水层和第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ孔隙承压含水层。虽然该文主要讨论深层地下水问题，但却较客观地反映了长江三角洲南部地区沉积物的时空变化情况。

近几年来，随着长江三角洲经济区三维第四纪地质填图工作的开展，在三角洲地区钻取了不少穿透整个晚新生代松散地层的钻孔，并对钻孔岩芯进行了磁性地层、年代测定、沉积环境分析等多方面的研究，如：张平[41]对位于苏州相州区北桥镇的SZ04钻孔岩芯进行了磁性地层学研究，该孔进深269.2 m，已达基岩白垩纪赤山组。该文所展示的深141.14～189.55 m段岩芯的彩色照片令人印象深刻，可从其岩性与颜色中判断其形成时代、沉积特征与沉积环境。陈艇等[42]对位于太湖东部吴江双桥的WJ孔进行了粒度与环境磁学参数的详细研究，在短短51.2 m的岩芯中，划分出中更新世Ⅰ、中更新世Ⅱ、晚更新世和全新世4个阶段，及中更新世晚期海侵、晚更新世MIS 5和MIS 3d等3次海侵，以MIS 5e海侵为最大。蒋仁等[43～44]对长江三角洲北翼兴化—通州地区(含ZK01，02，03，04和10等5个钻孔)第四纪地层划分及古环境分析和对位于南通市骑岸镇孔深302.7 m的ZKA4孔岩芯的磁性地层学研究，确定其第四纪地层下界为291.72 m，下伏上新统地层。值得指出的是，苗巧银等[45]对三维地质填图试点研究时所钻取的47个钻孔岩芯及之前所取得的100多个钻孔岩芯资料进行了认真细致的分析整理，从而提出并探讨了长江三角洲(江苏)地区第四纪沉积的分区及沉积特征，还尝试勾绘出太仓—宝应间的一个具有至少8期古长江河谷的横剖面(见图27)。这是长江三角洲地区迄今所能看到的最为详细的综合分析结果。可惜的是，由于受研究地区和项目内容的限制，该文未能给出不同时期长江三角洲较完整的空间分布情况，也未对前第四纪的松散地层与古长江的关系作出进一步分析研究。

于振江等[46]根据长江三角洲(江南)地区钻孔地层的古地磁、孢粉、微体生物化石和同位素年龄资料，并结合岩性特征和地层层序进行区域地层对比，认为区内基岩之上的松散沉积地层并非都是第四系，其新近纪地层比较齐全，将其重新厘定为中新统洞玄观组(N1d)/白龙港组(N1b)、六合组(N1l)，上新统新建的干窑镇组(N2g)，提出了新的区域地层对比表(见表6)。该文提供了2个重要的K-Ar法年龄数据：上海川沙白龙港ZK2孔为18.7 Ma，南汇中学地震观测孔为26.7 Ma，应为白龙港玄武岩样品所测。

王颖等[47]在讨论河海相互作用与苏北平原成因时，详细报道了宝应1孔(BY1)的研究结果。BY1孔位于距现代海岸180 km的宝应县望直港小学操场(33°14′21″N，119°22′41″E)，孔深146 m(取芯97 m)。通过沉积层粒度与沉积相、古地磁(见图28)、微体古生物及地球化学等的综合研究，将沉积柱划分为10个沉积相段，自下而上为：第1段(陆相)①位于孔深95.22 m(M/G界面)至97 m间，是距今2.588 Ma前受火山喷发影响的风化剥蚀面；②位于孔深95.6～81.0 m间，为15 m厚的具有干湿季节变化的河流与湖泊沉积。第2段(海侵相)，位于孔深81.00～78.66 m间，含有孔虫，系海水侵淹的堆积平原，为Olduvai正极性亚时形成。第3段(陆相沉积)包括①为79.66～76.39 m间，是受火山喷发影响的混杂沉积；②在76.39～75.42 m间，为受火山影响的流水沉积。第4段(陆相)为受火山影响及海潮浸淹的滨海平原沉积，包括①75.41～71.18 m间和②71.18～65.40 m间两层，并在后者中发现毕克卷转虫和轮藻化石。第5段(浅海相)，位于孔深65.4～58.0 m间，含有孔虫化石。第6段(陆相)为泛滥平原沉积，包括①58.0～45.63 m间(沉积于Jalamillo正极性亚时)和②45.63～39.16 m间(本文注：应改为33.50 m)，孔深39.16 m处为B/M界线。第7段(海侵-浅海相)位于33.50～19.16 m间，含毕克卷转虫、霜粒希望虫、光滑先希望虫等多种有孔虫，系浅海环境种与半咸水种，为晚更新世沉积。第8段(潮滩及潮下带浅海相)，位于孔深19.16～14.72 m，富含有孔虫及介形类等微体古生物达27种，它们一般生活在水深16～18 m及20～50 m，盐度15‰～18‰的半咸水或31‰～32‰的海水环境；亦有河口环境的篮蚬和篮蛤。孔深16.15～16.27 m处的14C年龄为26470±60 aBP。第9段(陆相)，位于孔深14.72～8.70 m，硬黏土出现在10～13 m处。第10段(浅海相与海陆过渡相)，包括底部(8.70～5.13 m)的潮滩相沉积，中部(5.13～1.00 m)被海水淹没的潮滩沉积和上部(1～0 m)沉积，可能受到人为影响。据此，王颖等[47]认为，苏北平原的低山丘陵在第三纪至第四纪早中期曾构成古海湾，曾受过多次火山与构造活动的影响。苏北平原是第四纪期间由江、河与浅海的交互作用堆积发育的。平原形成过程中经历了4次海水作用及多次海水短期、小范围的侵淹活动。4次海侵中，以距今39～26 ka前的浅海环境更为显著。但是，古长江及大河水系的泥沙补给与平原建造更为主要。此外，杨兢红等[48～49]和杨得志等[50]也分别对该孔岩芯的常量(见图29)与微量元素地球化学特征及粒度与含水层等方面进行过研究。

舒强等则对位于苏北盆地沉积中心部位兴化市南颜家庄的里下河平原兴化1(XH-1)孔(119°51′E，31°45′N)孔深达350 m的岩芯进行了密集的采样，共获得样品958个。经过岩性观察和磁性地层学等方面的研究，确定了该岩芯晚新生代地层的划分方案(见图30)。在此基础上，他们和其他研究者从磁化率(见图31)、沉积物粒度、彩度、孢粉与古气候及元素地球化学等方面进行了一系列研究，取得了丰硕的成果[51～55]。因该孔被用来探讨长江贯通问题，故放在下节予以重点讨论。

缪卫东等[56]则对位于苏北海安县的J9孔深达423 m的岩芯进行了密集采样，并进行了古地磁分析。测量结果表明，0～200 m为布容正极性世，200～334 m为松山负极性世，334 m以下为高斯正极性世(见图32)。其中，0～39 m为全新世地层，39～153 m为晚更新世地层，153～200 m为中更新世地层，200～334 m为早更新世地层，之下为上新世地层。该文也区分出5个海侵层，即自上而下的第Ⅰ海侵层(镇江海侵，孔深5～39 m)，第Ⅱ海侵层(滆湖海侵，孔深59.2～85.1 m)，第Ⅲ海侵层(昆山海侵，孔深121～153 m)，第Ⅳ海侵层(嘉定海侵，孔深 5～39 m)和第Ⅴ海侵层(如皋海侵，孔深246.3～277.2 m)。孔深39～41 m处存在晚更新世晚期特征的硬黏土标志层，指示钻孔所在地不是冰后期古河谷的发育地。

2.2 长江三角洲地区埋藏硬土层和海相层研究

2.2.1 长江三角洲第一埋藏硬土层及其古土壤成因

随着长江三角洲地区经济的发展，对地下水、地基基础与地下空间等的需求巨大，促进了水文地质、工程地质与第四纪地质的空前发展。在上海与长江三角洲地区，以至苏北、太湖与杭嘉湖地区的海相或海进地层的研究，取得了蓬勃的发展。同时，对作为较好地基与基础的陆相硬土层及其古土壤成因研究，也如雨后春笋般展开。如冯铭章[57]在讨论长江三角洲地区浅部硬土层时，给出了三角洲与上海地区硬土层的分布略图(见图33、图34)和若干地层结构的剖面图(见图35、图36)，参考有关研究结果，他认为该硬土层为大理冰期早期形成的各类陆相沉积，并在大理冰期盛期古土壤化。

郑祥云等[58～59]指出，长江三角洲南部(包括上海地区在内)的晚更新世晚期顶部地层普遍为一层暗绿色至黄褐色的硬质黏土层，根据沉积物的分析研究，认为是与下蜀土相当的风成黄土。随后研究发现，在长江三角洲北翼苏北平原和东延海区晚更新世晚期顶部地层，也普遍有一层暗绿色至黄褐色的硬质黏土层[60]。他们对苏北平原硬质黏土层与西部丘陵区下蜀黄土地层进行对比，并结合粒度、地球化学、矿物组合、微体古生物和孢粉、石英颗粒表面电子显微镜扫描、测年等实验分析进行综合研究，讨论了其成因和年代问题，指出该硬质黏土层为末次盛冰期风尘黄土堆积物经次生变化而演变形成，同期的风尘黄土在黄海、东海海底和陆架区也有堆积，为下蜀黄土在东部平原区和海区的延续。郑祥云等[61]还根据东海海底的地质调查资料和大量钻孔资料，认为硬质黏土在东海海底许多地方均有出现，厚度几十厘米至1～2 m不等，总的表现出零星分布，厚度差异较大，其沉积特征与长江三角洲地区分布的硬质黏土层的特征一致。

陈报章等[62]认为，硬质黏土层是晚更新世晚期河-湖相沉积物经暴露地表固结而形成的。李萍等[63]则从微观与土壤学角度出发，根据硬黏土曾有植物生长痕迹、存在粘化作用、存在淋溶与淀积作用、存在氧化与还原作用及缺乏层理构造等特点，认为长江三角洲两翼暗绿色硬黏土层具有古土壤性质。

刘宝柱等[64～65]不仅研究了长江三角洲地区晚第四纪古土壤层的磁组构，认为其母质层是河流沉积物，并且在晚第四纪古土壤层(以前被看作是“哑地层”)的“暗绿色硬黏土层”中，首次发现了丰富的植物硅酸体，且各种类型的硅酸体在地层中均有出现，并在剖面上有较大的变化。在定量统计分析的基础上，利用其组合特征和对应分析方法，认为该层形成于一种弱草甸环境，且在其形成过程中有4次气候冷-暖变化。此外，他们还研究了该第四纪古土壤的地球化学特征[66]。

陈中原等[67]还将尼罗河与长江三角洲晚更新世末期的硬土层特征及其成因进行了对比研究。

陈庆强等[68]认为，长江三角洲地区第一硬土层中有植物根、植屑、裂隙、黏土胶膜、土壤结构体、结核等古土壤特征，系古土壤；粒度、化学分析及磁组构分析指示它为多期成土作用形成的古土壤层。根据与南京下蜀土、黄土高原黄土-古土壤系列及上海亚近代潮坪沉积的磁性参数对比，推断该古土壤的母质系河流冲积物。长江三角洲地区晚第四纪硬黏土层实际为古土壤，约形成于距今25～12 ka的末次冰盛期。古土壤中反映暖湿气候的扇型、方型、长方型与反映冷干气候的棒型、帽型、尖型植物硅酸体含量比值A自下向上总体变小，表明气候由暖湿向冷干转变；A值并未指示气候转暖，推断末次冰盛期之后海侵速度较快。古土壤发育过程受海侵、海退的显著控制，呈明显阶段性：①沉积与成土交替作用时期，自末次冰盛期海退开始，至海面接近最低时止；②暴露成土期，至末次冰盛期过后古土壤被海水淹没时止；③淹埋期，古土壤被海相沉积物覆盖，经受早期成岩改造[69]。

李从先等[15～16]认为第一硬质黏土层在常州至金坛以东、溧宜地区、苏锡地区、太湖地区、上海地区及杭嘉湖地区、苏北东部平原均广泛分布，呈一块不连续的波伏面埋藏在全新世地层的下面，顶面总的埋深分布趋势是由西向东倾斜(见图8)。

邓兵等[70～71]研究了长江三角洲第一古土壤层的有机元素组成并讨论了古环境意义。研究结果表明，古土壤层中成土程度强弱是影响有机质组成的主要因素，随着成土程度的增强，土壤m(C)/m(N)的比值也相应增加；此外，古土壤有机质组分还是土壤暴露时间的反映，土壤暴露成土时间越长则越有利于有机组分的降解和转化；区域古地理条件差异也是影响古土壤有机元素组成的重要因素，干旱透气良好的环境更有利于土壤有机质的分解与转化和增强脱氮作用，从而形成m(C)/m(N)的高值。邓兵等[72]还认为，该古土壤的成土母质应为洪泛平原沉积物。母质沉积时泛滥平原淹没能力降低，河流水位不断下降。早期以母质堆积为主间或有成土作用，向上风化作用增强指示暴露成土作用增强，顶部风化程度又逐渐减弱可能是降雨量持续减少和气候变干变冷造成的。古土壤母质堆积过程中河流水位下降即化学风化程度的变化，是晚更新世海平面降低过程中古河谷下切、气候变冷的结果。

覃军干等[73]对长江三角洲地区8个钻孔进行了系统的孢粉、藻类分析，从第一硬质黏土层中提取出较丰富的孢粉和藻类化石。与其上覆地层相比，硬质黏土层中的孢粉、藻类的绝对浓度较低，出现的孢粉、藻类组合较单调，孢粉、藻类组合中淡水藻类含量异常高，并以环纹藻为主。高含量的淡水藻类指示硬质黏土的形成曾受到水流作用，硬质黏土的形成环境应为水域环境。与上覆、下伏地层的孢粉、藻类组合明显不同，淡水藻类含量高是第一硬质黏土层孢粉、藻类组合的重要特征，可以作为长江三角洲及其邻近海域地区晚第四纪地层对比的一个显著标志。

邱金波[74]研究了上海市陆域东部滨海平原区埋深三、五十米以上及西部湖沼平原区埋深二十多米以上的数层“硬土”后确定，它们均属于晚更新世晚期的陆相沉积。据14C与光释光测年结果，其上部的第一层“硬土”，形成于距今17～10 ka间；下部的第二层“硬土”，形成于距今45～30 ka间。

金秉福等[75]从微结核来讨论长江三角洲第一硬土层的矿物化学特征与成因，认为它们是古土壤层，是长江河漫滩型沉积物，其形成经历多次沉积和成土过程。硬土层中的铁锰结核以菱铁矿、菱锰矿和褐铁矿为主，通过铁锰元素离子和矿物Eh-pH稳定关系分析，最有利于菱锰矿和菱铁矿结核生成的条件是：Eh<0且pH>8。成土期处于末次冰期低海面、气候寒冷干燥期，土壤的化学过程以氧化作用为主，是褐铁矿等氧化性矿物形成时期；冰后期海相层的沉积覆盖使土壤层进入成岩阶段，土壤层的化学过程以还原作用为主，成岩过程是铁锰碳酸盐结核的主要生成期。

2.2.2 长江三角洲第二海相层与MIS 3高海面研究

施雅风[76]曾密切关注深海氧同位素分期研究的进展。他注意到，冰芯记录的距今40～30 ka间的δ18O值高达-10‰，折合温度高过现代4 ℃，在柴达木、扎布耶等盐湖也有类似高温大降水的证据。联想到中国沿海的海侵和相对高海面及其他证据，建议“传统观念中的间冰阶，在我国土地范围内应升格为间冰期”[76]。

受此启发，杨达源等[77]根据太湖渡村和上海面粉厂钻孔已知资料的分析和构造校正，认为长江三角洲地区MIS 3古海平面高程约为-10 m左右，一般比世界海平面(-20～-40 m)高得多。

王建等[78]和夏非等[79]通过对苏北岸外西洋西潮流通道内的钻孔和地震剖面的地层沉积学、年代地层学和层序地层学的研究和对比，确定了该海域自距今35 ka开始，经历了滨岸沙坝、淡水湖沼、河流泛滥平原、滨岸沼泽、潮流沙脊和潮流通道等一系列环境的演变，认为主要受控于MIS 3晚期以来的海平面旋回以及古河道入海沉积物的供给(见图37—40)。

张振克等[81]根据苏北平原宝应BY1孔(位于望直港镇小学内，33°14′21″N，119°22′41″E，海拔3 m，孔深145 m)的14C年代测定结果(4个在孔深20.79～32.08 m之间的含有机碳黏土粉砂样品，分别为26470±60 ka、32910±170ka、39385±170 ka和32530±180 ka)和沉积特征、微体生物组合特点，确认苏北平原MIS 3阶段存在明显的海侵事件，潮滩与澙湖相沉积的厚度约7 m，深度在19～26 m，海相层位于长江三角洲末次盛冰期的硬黏土层之下，14C年代在距今26～39 ka之间，属于MIS 3阶段的沉积。岩芯沉积物的沉积构造以水平薄层砂质粉砂沉积为主，沉积物中大量海相有孔虫壳体在研究的岩芯段中是最丰富的。此外，还发现了咸水环境下的Sinocytheridea impressa(Brady)，Spinileberis pulchra与S. furuyaensis，Neomonoceratina chenae Zhao，Keijella bisanensis(Okubo)等介形类壳体。该段岩芯中的植物残体、碳屑也很丰富，有机质含量丰富，显示比较封闭的弱动力环境，指示了潮滩、澙湖沉积环境。

王张华等[82]根据长江三角洲地区晚第四纪4个钻遇蓝灰色硬土层的钻孔(位于上海火车站附近深112 m的MFC孔，深102 m的青浦镇北FX孔，深133 m的浦东PA孔和深147 m的崇明岛MZ孔)岩芯的详细测年(计14C年龄8个，OSL年龄25个和ESR年龄5个，结果表示于图41中)和微体古生物分析结果，对该区距今11 ka以来的地层进行了年代学划分，并且重建了晚更新世海侵海退过程(见图42)。研究发现，形成于距今120～110 ka的蓝灰色硬土是本区晚更新世底界的标志，而晚更新世顶界的标志是形成于距今17～10 ka的暗绿色或棕黄色硬土。晚更新世早期距今110～60 ka间，该区主要发育河流相的含砾砂，但其中距今100～80 ka间发生一次较弱海侵，以溺谷相沉积为主。晚更新世中期距今60～22 ka，沉积物经历粗-细-粗3个阶段，分别是距今60～40 ka、40～34 ka和34～22 ka。其中第2阶段在西部地区出现硬土层，而东部地区距今60～22 ka期间海侵层连续，且在43～40和34～22 ka出现2次较高海面。

关于长江三角洲地区第三海相层及整个第四纪地层中的海侵地层研究，前面已有不少叙述而不再赘述。这里仅做一点补充：张家强等[17]对长江三角洲地区晚第四纪地层的层序特征所进行的讨论中，将三角洲地区的地层层序划分为深切河谷与河间地两种特征完全不同的类型。他们根据古河谷和古河间地的古土壤层所构成的区域不整合面及测年资料，将长江三角洲晚第四纪地层划分为3个层序(见图43)，其地质时代分别为冰后期、晚第四纪中期和晚第四纪早期。

2.2.3 前人对前全新世长江三角洲的构建

由于我国对MIS 3时期及之前的高海面位置尚无一致的看法，因而在现今的长江三角洲及其邻区迄今尚未见到有关前全新世长江三角洲研究的任何报道，但这并不妨碍研究者在岸外或黄海、东海海域探寻前全新世长江三角洲。

王颖等[83]认为，河海交互作用与堆积型大陆架发育是中国海浅海地貌的主要特色。发源于世界屋脊的几条大河所携运的巨量泥沙被阻积于岛弧背侧的边缘海中，经过漫长的新生代地质时期，尤其是中、晚更新世堆积为陆架，并经历着全新世海侵过程中的浪流改造，从而在南黄海—东海海域形成了一个巨型三角洲体系。基底的大三角洲是中、晚更新世由古长江、古黄河输水供沙、受季风波浪潮流作用形成的，其发育时代应在贯通下游汇入黄海、东海以后；其上叠置发育了规模逐次减小的古江河三角洲、南黄海辐射沙脊群、全新世—现代长江三角洲和历史时期的废黄河三角洲，组成巨型的三角洲体系，表层经全新世以来海侵改造发育了波浪和潮流共同作用的沙脊地貌(见图44)。

陶倩倩等[85]利用我国近海海洋综合调查中的“DW04区块单道地震调查与研究”课题所获得的近2500 km高分辨率浅地层剖面资料及已有的QC2钻孔资料[86]，将地层划分为晚更新世的2次海进-海退交互式层序以及全新世的海进层序，由下至上依次命名为U1、U2、U3、U4、U5(见图45)。其中，U1为氧同位素5期高海面时期形成的海相地层，对应QC2孔的33.22～54.66 m(可依据不同的地震相特点，进一步划分为U11、U12和U13等3个地震相单元，三者分别为浅海相或三角洲相沉积，北部的浅海相和南部的三角洲相沉积，以及大部为三角洲相向北部过渡为浅海相的沉积)；U2为氧同位素4期海退时形成的陆相沉积，对应QC2孔的29.07～33.22 m；U3为氧同位素3期高海面时期形成的海相地层，对应QC2孔的21.78～29.07 m(也可分为U31和U32两个地震相单元，前者为薄层的浅海相沉积，后者为三角洲相沉积，推测南部为古长江三角洲，北部为古黄河三角洲)；U4为氧同位素2.2期的陆相沉积，对应QC2孔的17.8～21.78 m，该时期的陆相沉积可分为古河道、古湖沼洼地及古侵蚀面分布，推测南部为古长江下切下伏地层形成，北部为古黄河下切形成；U5为全新世海相层，对应QC2孔的0～17.8 m。作者从浅地层剖面上识别出三角洲相的前缘亚相和前三角洲亚相与浅海相的过渡相，并划分出4期三角洲(见图46)，分别为第1期古三角洲(D1)、第2期古三角洲(D2)、第3期古三角洲(D3)和第4期古三角洲(D4)，其形成时代分别相当于SPECMAP曲线的5.5～5.4期、距今120～110 ka，5.3～5.2期、距今100～90 ka，5.1～4期、距今75～65 ka和3.1～2.0期、距今30～20 ka。

2.3 长江三角洲地区晚新生代地层厚度与地壳运动

本地区属于晚新生代以来地壳运动的长期下沉区。受地壳运动的区域差异性和长江变迁的影响，本区堆积了厚度较大但区域差异性也很大的晚新生代地层。

孙顺才[87]在讨论长江三角洲全新世发育历史时，却附了一张江北地区第四纪地层厚度的等值线图(见图47)。由图47可以看出，第四系厚度以海安西南的曲塘为最大，可达300 m左右，沉积中心呈北东—南西走向，并向西和西北(长江上游)及东南2个方向逐渐减少，在沿扬中以东到南通、海门的长江一带，已减少到只有125 m左右了。

虞志英[88]讨论了长江三角洲地区现代构造运动的强度(见图48)，认为西部低山丘陵为第四纪以来新构造运动上升区，包括江南古陆轴部—莫干山、五通—铜官山和茅山等3个较强烈的上升中心；东部长江三角洲前缘地区及苏北第四纪新构造运动下次、现代运动继续沉降区，也包括3个较强烈下沉地区，即苏北坳陷、上海附近和乍浦海盐地区。

顾澎涛等[89]报道了上海地区的断裂构造系统主要由北东、东西和北西向3组7条主干断裂构造所构成(见图49)，其中张堰—南汇断裂(北东向)、昆山—嘉定断裂(东西向)和沙溪—吕四断裂(北东向)等3条断裂为深断裂。这些断裂形成时代较早，晚近时期活动不明显，只有北西向断裂(如太仓—奉贤断裂)是晚第三纪以来形成的，对上海地区晚新生代以来的沉积建造、沉积中心迁移、岩浆活动、岸线变迁、基岩地形乃至现今地貌、地震活动都有密切的关系。

朱履熹等[90]和顾志文[91]先后报道了上海及邻区实为整个长江三角洲的断裂系统(见表7)。前者指出，该区晚新生代以来的活动断裂有近50条，其中第四纪以来有过活动的断裂有20条，并将这些断裂与历史地震资料表示在同一张图上(见图50)，认为主要活动断裂可分为北北东—北东、近东西和北西(北北西)3组，其中北西向生成时间较晚，尽管多数延伸不大，但近期活动较明显。后者则将断裂系统与晚新生代(新近系+第四系)等厚线合并在一起(见图51)，并重点讨论了断裂活动与沉积的关系。

顾志文[91]将研究区的运动特征分为上升区和下降区两类。上升区内绝大部分地区无晚新生代沉积，仅在几个构造相对低凹地区如自来桥—全椒盆地、句容盆地及郎溪盆地等出现，这些盆地的沉积中心或其两侧总有规模不等的北西或北北西向断裂通过。沉降区内苏北断块和苏南—上海断块的分界线在扬州—海安一线的东西向断裂带上，大致在新生界1000 m等厚线延伸部位。其两侧新生代沉积厚度有明显区别，向南厚度逐渐变小，在上海附近约300 m左右；向北则可增厚至1500 m左右，在苏北断块内形成了几个相对的沉降中心，如盐城、真武庙、临泽、梁垛附近的晚新生代沉积厚度都在1000 m以上，最厚可达1700 m左右。等厚线的延伸方向多为北东—南西向，其成因是受到苏北断块中一系列北东断裂的影响或控制。

盐城附近沉降中心晚新生界厚度在1400 m左右，等厚线呈北东—南西向延伸，主要是受苏北断块中北东向断裂组的影响。在梁垛为沉降中心的区域内，其北侧的等厚线也是受到苏北断块北东向断裂组的影响，等厚线也呈北东—南西向延伸，但其南侧等厚线几乎呈东西向延伸，实际是受到南侧东西向扬州—海安断裂带的影响。在苏家嘴沉降中心等厚线延伸方向同样受北东向断裂的影响，南侧受北东向断裂的影响，北侧受淮阴—响水口断裂的影响。值得指出的是，上述3个沉降中心中盐城和梁垛沉降中心都有北西向断裂通过，且断层线走向与等厚线的延伸方向几乎垂直，而苏家嘴沉降中心的两侧分别有北西向断裂通过。这一现象说明苏北断块可能不仅受北东向断裂的影响，还受到其他方向断裂的共同作用。同样在真武庙附近的沉降中心，南侧的等厚线走向受到东西向扬州—海安断裂的影响，等厚线走向几乎与该断裂平行；在其沉降中心同样有北西向断裂通过，与该沉降中心南侧的等厚线几乎直交，但在沉降中心两侧受到北西向自来桥—六合断裂带的影响等厚线延伸方向转为南北向或东西向。在个别地段因受北东向断裂的干扰，等厚线走向有所变化，但从中不难看出北西向断裂在苏北断块对控制晚新生代的沉积和等厚线走向所起的作用。

苏南—上海断块内晚新生代的沉降中心不如苏北断块那样显著，等厚线走向也不如苏北断块那样具有较强方向性，但其总体趋势还是呈北东—南西走向或近乎东西走向居多。根据沉降中心的相对集中程度及与断裂的关系可划分为以下几个沉降区[91]：

①海安断裂以南、常州—苏州断裂以东、太仓—宝山断裂以北的沉积区。区内受江阴—白浦断裂的影响，在其断层线上分布有几个沉降厚度不等的沉降中心，最大沉降厚度不超过300 m，等厚线呈北东—南西向延伸。在无锡、南通一线上，也同样有几个沉降中心，最大沉降厚度不超过120 m。上述两组沉降中心都呈北东—南西向排列且两者几乎平行，作者认为是受到同一方向断裂的影响。

②茅山—宣城—泾县断裂与南京—溧阳断裂以东、常州—苏州断裂以西、湖州—苏州断裂以北的沉积区。区内在金坛附近的沉降中心，两侧为北东向的茅山—宣城—泾县断裂带和卜弋桥—昌化断裂带夹持，其沉降中心有北西向常州—苏州断裂通过，沉积厚度达280 m左右，等厚线呈北东向延伸。除此之外，其他地区没有超过200 m的沉积厚度。在太湖西侧，由于受北西向断裂的影响，等厚线延伸方向明显呈北西方向。

③休宁—昌化—杭州湾断裂以北、太仓—宝山断裂以南沉积区。区内晚新生代沉积主要分布在东部即北西向长兴—海宁断裂以东，该断裂以西则少有晚新生代沉积，反映了北西—南东向地貌界线两侧的差异。在昆山附近，因受昆山—嘉定断裂和吴江—安亭断裂影响，晚新生代沉积等厚线几近东西向延伸，而在其以南地区受萧山—球川断裂影响等厚线呈北东向延伸。区内几个沉降中心的两侧都有北西向断裂存在且与等厚线直交，有些地方在北西向断裂附近等厚线发生转折，如浏河—团城断裂和长兴—海宁断裂附近等厚线就有明显转折现象。

稍后，陈中原[92]也注意到长江三角洲南北平原在基底构造和地层分布上存在明显的差异：前第四纪三角洲的北部是一个巨大的沉积盆地，新第三系地层可达一千多米；而此时南部却是古生代和中生代火成岩、碳酸盐和沉积岩所组成的台地，第三系沉积地层几乎缺失。然而第四系厚度在长江三角洲南北两地的分布已经持平，且地层最厚处已转移到长江口崇明岛一带，全新统更是继承此演化特征。因而作者认为，本区沉降中心从北部逐渐向南转移的趋势，反映了南部基底构造在第四纪以来有明显下沉的迹象，是长江古河道南迁的主要地质引力(见图52)。

2.4 简评

长江三角洲及邻近的滨海平原地区埋藏第四纪地层的研究取得了以下重大进展：

①已根据地层古生物(主要是有孔虫、介形类等微体古生物及孢粉)和松散沉积物的沉积特征建立起长江三角洲及邻区滨海平原的埋藏第四纪地层的多重地层划分的层序。自上至下在江苏地区为全新统如东组，晚更新统滆湖组和昆山组，中更新统启东组和早更新统海门组，上新统盐城组；上海地区为全新统青浦组Q4q、上海组Q4s和娄塘组Q4l，晚更新统南汇组Q3n和川沙组Q3c，中更新统嘉定组Q2j和宝山组Q2b及早更新统周浦组Q1zh、洙泾组Q1z和安亭组Q1a，上新统崇明组。

②对埋藏的若干标志性地层，如3～5个海侵层，自老至新被分别命名为如皋海侵(Ⅰ期)、上海海侵(Ⅱ期)、太湖海侵(Ⅲ期)、滆湖海侵(Ⅳ期)和镇江海侵(Ⅴ期)及若干陆相(包括河湖相和风成黄土)硬土层，已经进行了比较深入的研究。

③除14C方法外，光释光(OSL)和热释光(TL)、U系和电子自旋共振(ESR)等测年方法的应用使第四纪地层的研究已从近四五万年以来的晚更新世晚期和全新世，扩展到二、三十万年来的中更新世晚期以来。

④磁性地层学方法已广泛应用到长江三角洲及邻近地区的滨海平原和黄海、东海内陆架地区的埋藏第四纪地层，表明该区作为新近纪与第四纪界线的高斯正极性世与松山反向极性世的界线大体在150～350 m的范畴内，钻孔所揭露的上海和苏南及苏北南部地区中生代基岩的埋藏深度大致在250～350 m左右，表明这些地区的新近纪地层也不厚，有的认为是距今3.57 Ma才开始堆积。

⑤通过单个钻孔岩芯沉积物的粒度、矿物成分、元素地球化学及所含微体古生物的分析测试，已初步发现了新近纪以来不同时期长江三角洲不同地区沉积特征与沉积环境的变化，以及长江到达所研究钻孔的大体时代。有的研究则经过多孔对比，已觉察到了海洋和长江对三角洲不同地区的不同影响。

⑥已初步勾绘出长江三角洲及其南北两翼第四系和新近系厚度的空间变化，有了地壳运动、断裂活动与地层厚度变化关系的朦胧概念。

然而，我们不能不指出，在长江三角洲地区晚新生代地质与环境研究取得重大进展的同时，还存在若干明显的问题或不足：

①以古地磁极性确定地层时代的磁性地层学方法在缺少同位素年龄标定的情况下是值得商榷的。特别是由于作为终极侵蚀基准面的海面变化在第四纪曾数十次发生，幅度可达100～150 m数量级，必然会像现代长江三角洲那样，先随末次冰盛期海面的巨大下降而发生50～60 m的深切，而后随冰后期早期的海面快速上升，海水急剧沿长江河谷内侵并发生溺谷堆积，当在7000多年前的中全新世初达到最高海面附近时，海侵也达到最大范围，长江开始在当时的入海口镇江—扬州间发生堆积，从而开始了现代长江三角洲的向海推进过程。因此，在长江河谷中，冰后期的堆积厚可达50～60 m(深槽中应更多)，而同一位置在冰后期之前的沉积，则可能被侵蚀掉30～50 m或更多。这样厚的沉积地层，按照现今第四纪地层约150～300 m左右比较，至少占据了其1/3至1/6甚至更多。从现有的古地层剖面的极性柱看，至少会侵蚀掉一两对正反向的极性层段，这可是侵蚀了几十万甚至更长时段的地层了。如果考虑到第四纪时期海面曾发生数十次的明显升降变化，则被侵蚀掉的地层可能比现在保存下来的地层还要多。这样，现今所得到的极性柱，可能是失去了许多极性层段的残缺的极性柱，是不能作为连续的地层来看待的。那么，现今所划分的第四纪与新近纪的界线，必然要大大地往上提。也就是说，现在所划分的末次盛冰期前的地层，应相应地往前提。为了得到比较确切的第四纪地层柱或新生代地层柱，就必须在钻孔岩心的不同深度上，多进行同位素年龄的标定工作。否则，现有的地层划分和对比方案，都是有明显缺陷或值得商榷的。

②至今在长江三角洲经济区，所有钻孔岩心的同位素年龄测定，早期大部分集中在14C法，稍后加入了热释光法，近期则增加了光释光法，也有极个别钻孔使用了U系法和ESR法，这样使同位素测年范围达到了近十几至几十万年。但这对于整个第四纪2.588 Ma的年龄范围跨度来说，还是远远不够的[93]。还要将测年范围更大的方法应用到第四纪地层的年龄测定中去。

③目前的晚新生代地质与环境研究工作大多限于单孔研究或多孔的对比，尚未进行较大区域的对比。迄今人们只能较详细地对比第一海相层与第一硬土层，勾绘末次冰盛期长江及主要支流的侵蚀河谷及冰后期三角洲地层的空间分布与变化，而无法详细勾绘第二海侵层与硬土层的空间分布与变化，遑论更早时期的古长江及其三角洲了。

④至今尚无将扬州—镇江以东地壳相对下降区的长江三角洲埋藏晚新生代地层与以西地壳相对稳定或微微抬升区的长江阶地和古砾石层进行对比的研究，从而也无法探讨长江河口地区自新近纪以来的河谷变迁和三角洲发育的历史与规律了。

3 长江贯通问题的研究

21世纪初叶以来，一批年轻的第四纪地质研究者认为，青藏高原隆升、东西地形倒转、大河东流、长江贯通入海对东亚边缘海域沉积和古环境变化产生了巨大影响。在河口海岸及海域沉积物中找出源自青藏高原的成分是探索这些问题的关键。因此，从河口三角洲或海域沉积体中寻找青藏高原物质出现的初始层位，便可确定长江横贯东西的时间。杨守业等[94]以黄河三角洲上的石化2井元素地球化学的研究，开启了黄河贯通问题的探讨。同时，他们通过测试上海和苏北地区南部的晚新生代钻孔岩心沉积物中的碎屑独居石和锆石的同位素年龄分布，和某些元素的地球化学特征随深度的突然变化，探讨长江贯通的时限。

范代读等[95]首先利用位于上海通用汽车公司内的PD-99孔(孔深318.73 m，芯长258.6 m，在313.0 m处打到古近系紫红色石英砂岩)的岩芯，按间距1 m左右采集粒度分析样283块和古地磁样285块以及视岩性变化而不等距的微体古生物样334块和孢粉分析样103块。根据岩性特征和古地磁测试结果(见图53)，晚新生代地层划分如下：

上新统(313.0～240.0 m)：下段为浅灰色、灰绿色硬土层，与古近系不整合接触；上段由含砾中细砂、粉细砂和黏土互层构成3个向上变细的沉积旋回，各旋回底部都为侵蚀面，顶部的粉砂、黏土层潜育化明显，见钙质结核、褐色铁锈斑和黑色锰结核。上新统主要为沉积与成土相间的河湖相沉积，其顶界对应于松山负极性时-高斯正极性时转换界线，年龄为2.58 Ma。

下更新统(240.0～147.6 m)：下段由灰色、灰黄色含砾中粗砂、粉细砂和黏土质粉砂组成，与下伏层的接触面为一侵蚀面。240.0～228.4 m为一向上变粗层序；之上由多个向上变细层序构成，可能是河流改道或河流作用阶段性加强造成的。204.0～174.3 m见少量有孔虫化石，反映早更新世早期本区已受到海洋(主要是潮汐通道)的影响。上段为细砂、粉细砂层，顶部见潜育团块和褐色铁染斑块，未见海相微体化石。下更新统为偶受海洋影响的多旋回河湖相沉积，其顶界位于布容正极性时-松山负极性时转换界线上，年龄为0.78 Ma。

中更新统(147.6～112.6 m)：下段为棕色、褐黄色黏土层夹灰色黏土质粉砂细砂层，潜育现象发育，见钙质、铁锰质结核，黏土层潜育化程度高，部分已成壤，见腹足类、丽蚌碎片，孢粉组合中见环纹藻的淡水藻类，应为陆相沉积环境。上段为灰色、灰黄色含砾中粗砂，由多个向上变细层序组成。未见海相微体化石。中更新统应为分流河道-河漫滩相沉积，该孔未发现布莱克反极性亚带。

上更新统(112.6～34.0 m)：下段由黏土质粉砂与粉砂质黏土构成薄互层，见锰结核、钙质结核，局部含海相微体化石，推断为受海水影响较弱的河漫滩沉积环境，其形成时代相当于末次间冰期(氧同位素5期)。中段为褐黄色含砾粗砂，夹蓝灰色含砾、黏土质粉细砂，与下段侵蚀接触。上段由灰色粉细砂、黏土质粉砂、粉砂质黏土组成，构成多个向上变细层序，见小型潮汐通道构造，有孔虫含量较高，见海相介形虫，可能反映了氧同位素2～4期的气候和海平面变化。顶界位于哥德堡反极性亚带的底，年龄为13.75 ka。

全新统(34.0～0 m)：为灰色黏土质粉砂、黄色黏土层，在26.3～2.3 m层段有孔虫含量高，海相介形虫也相对较多，为冰后期的河口湾-三角洲平原相沉积。

范代读等[95]选择PD-99孔粉细砂层采集独居石测年样品31个及1个长江口表层样进行电子探针化学测年，获得了晚新生代以来独居石的年龄谱图(见图54)。由图54可以看出，独居石年龄明显呈带状分布。500～1000 Ma的年龄分布特征无太大差别；0～500 Ma的年龄谱明显分为2种类型；第四系的年龄谱与表层相类似，主峰出现在100～275 Ma，百分含量介于41%～62%，次峰出现在350～500 Ma，百分含量介于11%～27%。上新统的年龄图谱与此明显不同，主峰出现在350～500 Ma，百分含量为59.95%，次峰出现在100～275 Ma，所占百分比为28.06%。另外，<25 Ma的独居石颗粒在上新统未见，在下更新统下段开始出现，向上含量增多，到了上更新统，其百分含量与表层接近。根据上述数据，作者认为上新统和更新统独居石的母岩区发生了变化，晚于25 Ma的独居石颗粒初现层位于高斯正极性带与松山负极性带界线之上(约在2.58 Ma)，是青藏高原隆升对东中国海沉积产生直接影响的开端。长江河口晚于25 Ma的独居石含量变化分为两大阶段，分别对应于早、中更新世的快速隆升和晚更新世以来的最强烈隆升。

稍后，范代读等[96]进一步强调了应用EMP化学测年方法分析长江三角洲PD-99孔新近系独居石Th(U)-Pb年龄组合的时序变化特征，认为长江流域源区在高斯正极性时/松山负极性时界线(距今2.58 Ma)附近发生过重大调整。

随后，杨守业等[96]选择长江口地区另一个320 m深的PD钻孔(31°37′29″N，121°23′38″E，取芯率81%)，运用多通道等离子体质谱MCICP-MS方法，开展沉积物中的稀土元素(REE)和Nd同位素组成分析，并据此研究上新世以来三角洲地区沉积物物源的变化。取自PD钻孔不同层段的53个样品的REE和Nd同位素组成的分析结果(见图55)表明，沉积物中REE和Nd同位素组成具有明显的变化规律，Ce呈弱的负异常，介于0183～0199之间，而Eu呈现中等亏损，在0153～0173之间变化。上新统沉积物中Ce异常变化大，而Eu亏损相对第四系沉积物更显著。143Nd/144Nd比值在钻孔中变化较小，介于01511975～015122367之间，平均值01512062。相关分析揭示了粒度和化学风化对Nd同位素组成影响小。REE和Nd同位素判别图解揭示了河口地区上新统沉积物主要来自长江流域中、下游的近源物源区，而第四系沉积物的物源虽然存在一定的变化，但是总体上与上新统沉积物来源明显不同，主要来自更广泛的流域物源区，尤其是长江上游的风化物质被大量输运到河口三角洲地区。在第四纪构造和气候因素控制下，长江水系具有不同的演化阶段，流域源岩经历的风化作用强度也不同，因此河流沉积物的源汇过程也相应地发生变化。

然而，陈静等[98]在分析了位于上海浦东国际机场内、孔深354.5 m的PD孔118样品的重矿物分析资料(见图56)，并与所收集到的苏州Sk10孔的重矿物资料进行对比后则指出，东部近河口区接受长江中下游和上游物质的时间是中更新世后。

王张华等[99]和张丹等[100]分别对前已涉及的深约322 m的SG7孔(位于上海市南汇区新港镇桃源村)和浦东机场孔(PD孔)岩芯的沉积物进行了OSL与U系年龄测定及粒度、磁性特征和磁性矿物的分析测试，并与另5个钻孔岩芯进行了对比。

王张华等[99]在地质背景描述中给出了长江以南三角洲南部的基岩埋深等值线和盆地分布图(见图57)和上海市埋藏的基岩类型图(见图58)。SG7孔(见图59)的年代、地层研究结果表明，深81.5 m处的OSL年龄为118.2±11.1 ka，125.8 m处的OSL年龄为307.6±14.5 ka，B/M和M/G界线的深度分别为136.9 m和286.3 m附近。研究结果显示，上新世磁性强弱相间且达全剖面最强，磁性矿物为磁铁矿、磁赤铁矿、针铁矿和黄铁矿，反映本区气候暖湿，发育山间湖泊，沉积物主要来自周边白龙港玄武岩的风化产物；早更新世早期，磁性最弱，以磁铁矿为主，反映在构造沉降作用下，发生物源改变，即来自贫铁矿的中酸性浅成岩或喷出岩，同时沉积物主要为冰期的河道相沉积，反映山间河流/冲积扇环境；早更新世晚期到晚更新世末，磁性显著增强且和沉积物粗细变化一致，粗颗粒沉积物中磁性矿物以变质岩来源的粗粒磁铁矿为主，细粒沉积物中磁性矿物见针铁矿、赤铁矿和黄铁矿，反映古地理环境逐渐向冲积平原、滨海平原演变；自晚更新世晚期出现细粒磁赤铁矿和赤铁矿，反映长江上游物源的加入；全新世沉积物磁性较更新世泥质沉积物显著增强，反映长江河口、三角洲环境。

张丹等[100]则对PD孔进行了详细的岩石磁学测试，并与上述SG7孔及SG6，SG8，SG10，SG13和J18A等5孔沉积物的岩石地层进行了对比(见图60)。研究结果显示沉积物磁性发生4次显著变化：①各钻孔上新世磁性强弱差异明显；②早更新世早期本区普遍表示出弱磁性；③从早更新世中晚期至全新世，磁性强度一般随粒度粗细波动变化，即砂质沉积磁性强，泥质沉积磁性弱；④晚更新世以来，细颗粒沉积物的磁性明显增强。磁性参数分析显示上新世和早更新世早期磁性矿物晶体颗粒较细，早更新世晚期—晚更新世以粗粒磁性矿物为主，全新世细晶粒磁铁矿在此占主导。作者得出了上述磁性变化反映构造沉降控制下现代长江三角洲物源区不断扩大的结论[91]。

舒强等[101]继续对位于苏北盆地沉积中心部位兴化市南颜家庄的里下河平原兴化1(XH-1)孔岩芯进行了磁化率和粒度组分相关性研究，并与现代长江和淮河的样品进行对比，其目的是探讨区域水系变迁和长江三峡贯通时间等问题。该孔以0.15～0.25 m的间隔采样，共获得样品958个，淮河和长江现代河漫滩沉积样品分别为21个和18个。磁化率和粒度分析结果见图61，其地层柱在图30中已述及[51]。

由图61可以看出，整个XH-1钻孔沉积物磁化率与粒度组分的相关性出现了4次显著变化，其中的第Ⅰ深度段(350～247 m)和第Ⅲ深度段(234～57 m)的相关性变化分别与淮河下游和长江下游现代沉积物的记录相一致；第Ⅱ深度段(247～234 m)的相关性变化处于上下相邻2段的过渡变化之中；而第Ⅳ深度段(57～0 m)的相关性变化处于一种不定式的波动之中。从影响磁化率变化的主要因素和苏北盆地自身的地质背景来看，XH-1钻孔沉积物磁化率与粒度组分相关性的变化情况在很大程度上反映了沉积物物质来源的不同，而造成物源差异的主要原因为长江三峡的贯通，及其贯通后对钻孔所在区域水系调整、变迁的影响。古地磁测试结果表明，XH-1钻孔沉积物磁化率与粒度组分相关性变化特征所揭示出的长江三峡贯通时间约在距今2.32 Ma。

黄湘通等[102]和贾军涛等[103]分别利用前已述及的长江三角洲上的DY03孔进行了进一步研究。该孔的年代框架，即岩心底界为3.59 Ma；上新世与早更新世界线在孔深157.3 m处，与古地磁的M/G界线相对应；早更新世与中更新世界线在孔深103.7 m处，与古地磁的B/M界线相对应；中更新世与晚更新世界线在孔深61.8 m处，更新世与与全新世界线在24.8 m处(见图21、图22)[37]。

黄湘通等[102]在该孔共采集92个粉砂、细砂粒级样品用于地球化学分析，自下而上分别为基岩风化壳样品2个，上第三系样品20个，下更新统样品23个，中更新统样品16个，上更新统样品22个和全新统样品9个。元素测试采用XRF法在荷兰自由大学XRF实验室完成，共获得10种常量元素和16种微量元素含量的分析结果。表8展示的是DY03孔从基底到全新统主要地层单元中常量元素的平均含量。总体上看，除SiO2和K2O之外，其他常量元素的平均含量在上第三系地层中最低；从上第三系到更新统元素平均含量有显著的增加，其中Fe2O3、TiO2、CaO、MgO和Na2O的含量变化最为明显；从更新统到全新统，Fe2O3、MnO、TiO2、Al2O3、MgO和Na2O含量呈现出普遍递增的趋势，但递增幅度远不及上第三系到更新统的变化幅度。

图62展示了DY03孔部分主量和微量元素比值随深度变化的情况，总体呈现出2个明显特点。第一是所研究的元素都呈现一致的变化趋势，如图63显示的K2O/Al2O3，其比值随深度的变化趋势基本一致，两者的相关系数可达0.91。第二个明显特点是元素比值在上新统沉积物样品中变化幅度大，而在更新统和全新统沉积物中变化幅度很小，特别是在地层深度188.4 m处，所有元素比值都呈现了由高值到低值的突然变化，如微量元素Zr/Ti、Rb/Sr、Th/Sc、Th/Co比值等，说明在上新世时期长江三角洲物源可能发生了一次显著变化。由此，黄湘通等[102]认为，在上新统188.4 m处，古地磁年龄3.1 Ma左右时期，长江三角洲地区物源出现了一次显著的变化，物源由近源变为远源，沉积物质来源由中酸性变为偏基性；而古地磁年龄3.1 Ma之后，物源没有明显的变化，表明长江三角洲沉积物来源从3.1 Ma之后基本与现代情况一致。

贾军涛等[104]则按照地层单元划分结合元素比值的变化，共选择深度为22 m(～9 ka)、61.6 m(～125 ka)、102 m(～137 ka)、137 m(～1.6 Ma)、153 m(～2.3 Ma)、182.2 m(～3.1 Ma)、189.8 m(～3.2 Ma)、200.6 m(～3.3 Ma)和215.8 m(～3.5 Ma)等9个锆石样品(编号为Zr1—Zr9)用于锆石U-Pb年龄测定。测试结果表明，该孔不同深度锆石样品的U-Pb年龄谱系随深度有明显的变化(见图64)。锆石年龄大致可分为5组，即100～300，350～550，600～1000，1400～2000和2200～2800 Ma，而在189.8 m(～3.2 Ma)以下和以上，各组样品年龄的分布发生了重大的变化[103]。贾军涛等[104]还收集了长江流域太古宙—新生代火成岩的分布(见图65)，发现在距今3.2～3.5 Ma之间，碎屑锆石年龄以100～150 Ma(白垩纪)为主，沉积物来源主要局限于长江下游地区的白垩纪岩体；而之后，碎屑锆石年龄呈现前述多峰态分布的特点，沉积物源区明显扩大，长江三角洲开始接受来自上游的物质。这就意味着长江在距今3.2 Ma前后已经达到长江三角洲地区。考虑到中上新世以前的古长江可能会流向苏北盆地，古长江携带下来的沉积物可能保存在苏北盆地而不是长江三角洲地区，长江三角洲地区晚新生代沉积物记录的三峡贯通时间，可能只是代表了长江贯通的上限。

黎兵等[105]对位于长江口附近的上海临港新城北部新港镇桃源村(30°57′32″N，121°52′03″E)深322 m、揭穿第四系和上新统的SG7孔进行了粒度、磁化率、主量元素、孢粉、光释光、古地磁等项目的分析测试，其主要结果如图66所示。研究表明，长江三角洲第四系的物源区在距今1.2 Ma前后存在显著差异，距今2.6～1.2 Ma主要为现代长江口南西部的小流域，母岩以上侏罗统凝灰岩为主；距今1.2 Ma开始，古长江自北而南发生改道并于现代长江口贯通入海，使现代长江流域成为长江三角洲的主要源区。他们还给出了改道之前的古长江河道示意图(见图67)。

综上所述可以看出，长江贯通研究开启了长江三角洲及邻区利用晚新生代沉积的碎屑独居石和锆石的测年和稀土元素同位素及其他微量元素地球化学方法判断沉积环境发生重大变化的先河。

此外，为了论证利用长江三角洲地区钻孔资料讨论长江贯通(主要是三峡)问题，近年来也开展了长江流域沉积物成分和环境的研究[106～111]，因篇幅关系不再赘述。

简评：本世纪以来，一批年轻的科学家在前辈的支持下，利用钻孔岩芯样品中的碎屑独居石、锆石等的同位素测年的统计结果以及沉积物粒度、矿物、地球化学与所含孢粉、微古分析与测试等数据，探讨了长江中上游沉积出现在上海或长江三角洲其他地区即长江贯通的时间，为上新世晚期到晚更新世的不同时期(据磁性地层研究或同位素年龄测试结果)，以呼应长江中上游地区长江形成时间的讨论。虽然这种方法带有很大的假定性、推测性和不确定性，但的确是一种全新的研究长江贯通时间的思路，而且探索了可作为重大沉积环境变化研究的一些代用指标。

然而，不能不指出，上述研究存在以下的不足和问题：

①由于长三角地区埋藏晚新生代地层的划分目前仅依靠14C、TL、OSL、U系、ESR等方法，其较可靠的测年范围仅及中更新世晚期以来，建立于极性正反向而无年代标定的磁性地层学研究，其前提条件是地层的连续性。然而，作为终极侵蚀基准面的海平面在第四纪时期经历过至少数十次大小不同的升降变化(新近纪也同样波动)，则长江三角洲地区的第四纪地层绝不可能是连续的，会因为海面即基面的降低多次发生侵蚀剥蚀而造成地层的间断甚至缺失。末次冰盛期古长江因基面下降而形成50～60 m甚至80～90 m的侵蚀河谷与深槽，即是一个最有力的例证。因此，在各钻孔所在地的某些层位可能会受到某次海面下降的影响使某段地层因发生侵蚀而明显缺失，从而在磁性地层柱中失去一些正反向的时段，这将造成本来可能很老的地层而研究结果变得年轻，失去了地层划分的真实性。

②长江上游地区是否存在河流袭夺和什么时候贯通，本身就是一个重大的争论问题，试图以长江三角洲中的一个或几个钻孔岩心中沉积环境的可能变化来呼应上游的河流贯通问题的争论，更是值得考虑。首先，根据笔者的观察，青藏高原自中新世中期(请注意，不是距今3.4 Ma以来的上新世晚期！)开始隆升以来，长江(包括上游的金沙江、源头的沱沱河、通天河)一直是贯通的，而这些持上新世晚期或早更新世甚至更晚时间长江因袭夺而贯通观点的研究者们，要在形成时间仅仅是新近纪晚期或更晚的长江三角洲中找到长江贯通的时间又怎么可能？其次，即使长江是后期贯通的，难道它在贯通初期就一定流经研究钻孔所在的位置吗？长江自“贯通”以来就一直在现在的长江三角洲范围内流动吗？有的研究者本人就意识到，长江可能先在苏北地区流动，以后才迁移到现在的长江三角洲位置[95]。第三，由于磁性地层学本身的缺陷，长江三角洲地区的松散地层的时代可能如上面所说的原因而被低估甚至是严重低估，那么由长江三角洲地区所揭示的长江“贯通”的时间，也应提前甚至大大地提前！

4 进展、问题与建议

4.1 研究进展

综上所述，长江三角洲地区近百年来的晚新生代地质与环境研究取得了巨大的进展，概况如下：

①长江三角洲地质与环境的研究，已从平面走向立体，它已被作为一个完整地质地貌体对待。早在20世纪中晚期，人们就用各种地质、古生物、沉积、地球化学、同位素等手段，对末次冰盛期长江的切割、冰后期长江深切河谷的充填及现代长江三角洲的形成和演化历史进行追溯，并且将其侵蚀与堆积的过程与全球海平面的升降变化联系了起来。

②随着20世纪晚期和21世纪初年经济与科学技术的飞速发展，包括14C、热释光、光释光、U系、电子自旋共振等同位素测年法与磁性地层学手段已越来越广泛地得到应用，再结合传统的地质学方法(岩石地层、生物地层与气候地层等多重地层划分)，长江三角洲地区晚新生代地质与环境的研究也取得了很大进展，不仅详细地划分了全新世、更新世与上新世地层，初步建立了晚新生代的地层表，还发现了多层具有标志意义的海侵层与陆相(河湖相地层与风成黄土)硬土层，讨论了不同地区和不同时期的沉积环境及其随时间的变化。

③本世纪以来，年轻的第四纪地质工作者利用碎屑独居石、锆石及沉积物的粒度、矿物、古地磁学参数、孢粉与微古及元素地球化学组成等分析测试结果，在长江三角洲中开展了长江贯通问题的研究。尽管单一的钻孔或多孔的简单对比无法解决长江上游地区贯通的时间，但对长江在何时影响到本地区是有重要意义的。随着研究钻孔的增加和地区的扩大，也能逐步地推进长江在河口三角洲地区变迁问题的研究。

④从现有的研究资料看，长江以南的长江三角洲部分及其南翼平原(太湖与杭嘉湖平原)的研究要比长江以北部分及北翼平原(里下河平原)的研究稍细致。研究结果显示，长江是在更新世的不同时期才影响到现今三角洲南部地区的，而其南翼平原却始终没有受到长江的影响。因此，长江三角洲南翼可作为晚新生代以来的地壳中度下沉、地质作用明显受海面升降、海陆变迁影响而以海洋作用为主地区加以对待。而要研究更新世及之前长江的河谷变迁、河海的相互作用与三角洲发育，则必须在三角洲北部及其北翼去寻找。

4.2 现存问题

从上述各项研究所取得的进展可以看出，长江三角洲地区晚新生代地质与环境研究的发展，首先取决于经济发展的需求和经济基础对地质研究所能提供的支持。同时，地质科学理论和方法手段及相关基础科学技术的发展，以及从事该项工作的人员本身素质的提高，也是重要的条件。笔者认为，从目前的研究水平和长江三角洲地区晚新生代地质研究的需求看，尚存差距，尚有诸多需要解决的重大问题：

①以古地磁极性确定地层时代的磁性地层学方法在同位素年龄测定工作明显不足(特别缺少中更新世以前的年龄测定结果)因而难以对其可靠性进行标定的情况下，是值得商榷的。特别是由于作为终极侵蚀基准面的海面变化在第四纪曾数十次发生，尤其是中更新世以来周期加长(从数万年增加为十万年)、幅度加大(可达100～150 m的数量级)，必然会像现代长江三角洲那样，长江开始随末次冰盛期海面的巨大下降而发生50～60 m(深槽可达80～90 m)的深切(切割第一硬土层之下的地层也应达30～50 m或更多)，形成宽可达数千米至数十千米的深切河谷；而后，随着冰后期早期的海面快速上升，海水急剧沿长江河谷内侵并发生溺谷堆积，当在7000多年前的中全新世初达到最高海面附近时，海侵也达到最大范围，长江开始在当时的入海口镇江—扬州间发生堆积，从而开始了现代长江三角洲的向海推进过程。因此，在长江河谷中，冰后期的堆积厚可达50～60 m(深槽中应更多)，而在河谷之外的河间地(以保存第一硬土层为标志)之上，则只有15～20 m。因此，末次冰盛期长江及其主要支流的切割，有可能侵蚀掉此前的堆积地层30～50 m或更多。这样厚的被侵蚀地层，按照现今第四纪地层厚约150～300 m左右比较，至少占据了其1/10至1/4甚至更多(随当地第四系的厚度而变化)。从现有的古地磁剖面的极性柱看，至少会侵蚀掉一两对正反向的极性层段，这可是侵蚀了几十万甚至百余万年时段的地层了。如果考虑到第四纪时期海面曾发生数十次的明显升降变化，则被侵蚀掉的地层可能比现在保存下来的地层还要多。这样，现今所得到的古地磁极性柱就可能是失去了许多极性层段的残缺的极性柱，是不能作为连续的地层来看待的。那么，现今所划分的第四纪与新近纪的界线，必然要大大地往上提。也就是说，现在所划分的末次盛冰期以前的地层，应相应地往前提。为了得到比较确切的第四纪地层柱或新生代地层柱，就必须在钻孔岩心的不同深度上，多进行同位素年龄的标定工作。否则，现有的地层划分和对比方案，都是有明显缺陷或值得商榷的。换句话说，长江三角洲地区晚新生代地层的沉积间断或地层缺失问题并没有得到应有的重视。

②至今在长江三角洲经济区，所有钻孔岩心所做的同位素年龄测定工作，早期大部分集中在14C法，解决了近三四万年即晚更新世晚期以来的地层划分问题，使现代长江三角洲的研究从依靠历史考古资料大大地向前推进了一步。稍后加入了热释光法，近期则增加了光释光法，也有部分钻孔使用了U系法和ESR法，使同位素测年范围达到了二、三十万年的中更新世晚期以来。但这对于整个第四纪年龄范围达2.6 Ma的跨度，且三角洲地区地层中充满了间断或缺失的情况来说，是远远是不够的。还要将测年范围更大的方法应用到第四纪中期以前和新近纪地层的年龄测定中来。

③目前的工作主要集中于单钻孔研究，也有部分工作为多孔之间的简单对比，缺乏钻孔资料区域性和区域间的详细对比。因此，除全新世地层及更新世末期的第一硬土层外，即使是具有标志意义的晚更新世第二、三海侵层和硬土层，也无法做出可靠的区域性地层对比来，更遑论与深海氧同位素分期的MIS 3,4,5期的可靠对比及与长江下游的河流阶地的对比了。至于中更新世之前的地层则完全依靠磁性地层测试结果的正向反向情况的主观判断，不同作者可以有同样的资料却可得出不同的结论，其可靠性值得商榷。

④仅仅根据一孔之见来讨论长江贯通问题更值得商榷。因为长江上游地区，包括石鼓附近的“长江第一湾”和长江三峡，是早已存在的先成河，还是第四纪早期的袭夺河的争论由来已久，至今未决(文献太多，无法在此列举)，即使长江存在袭夺或贯通的情况，但贯通后的长江并不一定先由某些作者所研究钻孔的所在处流过。长江本身自扬州—镇江以东流出地壳稳定或微微上升区而达下沉平原区后，并非一直在现今的河道中流动。据笔者的调查研究，早在中新世早中期，古长江应从现今的南京六合区附近或稍东面向北、北北东至北东，即向高邮湖—邵伯湖方向流动，苏北平原巨厚的新近系加第四系远大于苏南上海地区就是明证。上新世以后长江才逐渐转向北东、北东东至现今的东方流动，但至今也未影响到三角洲南翼地区。可惜的是，在现有的文献中，我们却无法找到全新世以前古长江的具体信息。

4.3 工作建议

①追索全球深海岩芯与冰芯的最新研究所得出的全球气候变化特征与数值及所建立的海洋氧同位素分期，建立起中国沿海海侵地层、河口及三角洲地区河谷侵蚀堆积与三角洲发育关系的基本概念，建立河口为终极侵蚀基准面和它随海面升降而升降从而导致河谷深切和加积的基本概念，建立三角洲地区的晚新生代地层并非连续而存在间断或缺失的概念，建立河海的相互作用是三角洲形成的基础的基本概念，还包括氧同位素分期与黄土、冰川、湖泊发育的对比关系的概念，并在此基础上重新审视现今长江三角洲晚新生代地质与环境研究的现状，找出所存在的问题并寻找解决的途径与方案。

②重新审视现有以单个钻孔研究为基础的晚新生代地层划分系统，确定年龄比较可靠的、具有对比意义的标志层，如第一、二、三、四、五海侵层和相应的第一、二、三、四、五陆相硬土层，及中新世的白龙港组玄武岩等，以此为基础，与岩性地层、生物地层、气候地层、磁性地层及年代地层进行对比。

③在建立上述共同概念的基础上组合人员，根据现有的丰富资料，再对资料不足地区进行一些补充研究，特别是加强古长江最可能流经的三角洲北翼地区的晚更新世之前的同位素测年研究，以建立长江三角洲不同部位及其两翼比较可靠的晚新生代地层对比表和地质年表。为此，有必要建立涵盖整个长江三角洲及邻区的地质资料数据库，把分散于各地区、各部门、各单位的资料加以集中，以资方便使用。

④“伤其十指不如断其一指”。笔者建议，在建立长江三角洲及其邻区的晚新生代地层表和地质年表的同时，侧重晚更新世地质与环境研究。可先解决第二、三海侵层和第二、三硬土层的对比研究，希望能勾绘出这几个标志层的分布范围，了解其时代、特征及其空间变化，并与海洋氧同位素分期(特别是MIS 3—5)很好地对比，从而寻找出长江在晚更新世时期的具体变化过程，恢复这几个时期的古长江河谷的位置与古河间地的范围，最终能重建起倒数第二个和倒数第三个长江三角洲来。希望重点研究区可放在长江三角洲北部和北翼即苏北平原的南部地区。

⑤加强长江三角洲顶点上游地区地表晚新生代地层的研究。南京及邻区晚新生代砾石层中哺乳动物化石的发现、鉴定与地层时代的进一步划分及上覆玄武岩的全岩K-Ar法及Ar-Ar法年龄测定结果，对划分砂砾层的沉积时代和环境及其与古长江形成的关系等方面，取得了重大的进展。尽管对覆于玄武岩之下的广义“雨花台砾石层”或“洞玄观组”、“六合组”及“黄岗组”砂砾石层本身的成因及其与古长江关系的研究有所不足，但这些砂砾层的广泛存在，为该区的晚新生代地层及其与古长江关系的进一步研究提供了前提和有利条件。特别是由于新近纪玄武岩不但在南京及其以北的江宁、浦口、六合、明光、来安、天长、盱眙、仪征和扬州有分布，且大多覆盖在中新世广义的“雨花台组”或“洞玄观组”的砂砾石层之上，也构成或覆盖在“六合组”、“黄岗组”地层之上，从而为核定以哺乳动物化石作为划分地层主要依据的“洞玄观组”、“六合组”、“黄岗组”及其他新近纪地层创造了条件。加之玄武岩和其他火山岩能用全岩K-Ar法、Ar-Ar法测定其同位素年龄，因而是标定前述新近纪地层的良好标志层。更为可贵的是，在长三角经济区的埋藏晚新生代地层中，广泛地在钻孔地层中发现了所夹的玄武岩地层，如苏北平原(洪泽湖南及里下河地区第三系)、苏南和上海地区(上新统和/或中新统玄武岩或中新统白龙港组)，这为标定仅用古地磁法确定新近纪与第四纪地层的界线的埋藏晚新生代地层创造了条件。因此，仍然要加强地面第四纪甚至新近纪地层及其与古长江演变关系的研究，把地面研究与地下研究紧密地结合起来。

⑥加强长江三角洲及邻区地壳升降运动、断裂活动、地层厚度的空间变化与长江变迁关系的研究，以探讨该区长江河谷变迁、河海相互作用、海陆变迁、海面变化与长江三角洲发育的客观规律。

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REVIEWS ON THE RESSEARCH OF LATE CENOZOIC GEOLOGY AND ENVIRONMENT OF THE YANGTZE RIVER DELTA AREA

ZHAO Xi-tao1,2, HU Dao-gong1, WU Zhong-hai1, YANG Xiao-dong3

(1.Institute of Geomechanics，Chinese Academy of Geological Science，Beijing 100081，China; 2. Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Science，Beijing 100029，China; 3. College of Earth Science and Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China)

Abstract：The Yangtze River is the longest river in China and one of the most main rivers in the world. The Yangtze River delta area is one of the most densely populated and economically developed areas in China. Therefore, studying characteristics and changes of Late Cenozoic geology and environment of the area is of very important significance for national welfare and the people’s livelihood there. This kind of studies has had a whole century of history. With the development of economy and the progress of science and technology, some major progress has been made in this studies. In this paper we reviewed progress made on basis of data of such aspects as the modern development of the Yangtze River delta, incision and filling of the Yangtze River valleys during the latest pleniglacial age, changes of sedimentary facies during the post-glacial period, the distribution, characteristics and origin of buried hard earth layers, Late Quaternary transgressive sequences and Neogene and Early-Middle Quaternary stratigraphic units and sedimentary environments in the Yangtze River delta area, sedimentary compositions and geochemical analyses of delta sediments, and age spectrums of detrital zircon and monazite from borehole samples. Among the progress is the time of the Yangtze River breaking through the Three Gorges as an obstacle. At the same time some open questions were also pointed out in this paper. Then according to the reviews, we put forward several suggestions for the coming research to call researchers’ attention to produce the effect of throwing away a brick in order to get a gem.

Key words：the Yangtze River delta; Late Cenozoic; geology; environment; review

文章编号：1006-6616(2017)01-0001-64

收稿日期：2016-04-20

基金项目：中国地质调查局地质调查项目(DD20160268，DD20160269)；国家自然科学基金项目(41171009)

作者简介：赵希涛(1940-)，男，汉族，研究员，地貌与第四纪地质专业。E-mail：xitao_zhao@sina.com

中图分类号：P546 P66

文献标识码：A