地球磁場變化對珠江三角洲萬頃沙沉積鉆孔年代地層的約束*

王強強，楊小強，謝葉彩，張庭偉，王建華

1. 中山大學地球科學與工程學院，廣東 珠海 519082

2. 廣東省地球動力作用與地質災害重點實驗室，廣東 珠海 519082

3. 廣東省地質調查研究院，廣東 廣州 510080

晚新生代以來，東南沿海區域從東往南依次發生構造沉降而接收沉積。長江三角洲東部古河谷區域的沉積歷史可以追溯到3 Ma之前［1-3］。早期的河流、湖相沉積反映了構造作用對沉積的控制，大規模的海相沉積開始于晚更新世［4］。長江三角洲南部至太湖、錢塘江三角洲區域，盡管部分鉆孔揭示了存在早更新世的河流相地層，但是大規模的沉積始于晚更新世，海相沉積出現的時間晚于東部平原，開始于約60 ka［5］。寧波地區第四系沉積與錢塘江區域有類似的特征，存在十多萬年的河湖相沉積，但海相地層的年代也晚于40 ka［6］。福建沿海大規模的海侵沉積盡管早先認為存在大于70 ka的可能，但基本上屬于推測而缺乏可靠的年代數據， 具有確切測年數據的海相沉積物也開始于約4萬年［7］。

東南沿海南部珠江三角洲區域，晚更新世的沉積歷史則廣受爭議。從20 世紀70～80 年代開始一直至21 世紀初，大量的14C 測年結果表明珠江三角洲晚更新世的歷史不早于10 萬年，海相沉積開始于約4 萬年以來［8-10］。但是部分學者認為這一推理缺乏足夠的說服力，因為四、五萬年已經接近14C 測年的上限，測年結果不一定是真實的沉積物年齡［11-12］。也難以解釋為何在氧同位素三期（MIS3）全球海平面比現今下降40～50 m 的情況下，珠江三角洲會接受海侵沉積。從而部分學者提出，以前大家認為的MIS3 階段的海侵沉積，有可能是MIS5 高海平面時期作用的結果［12］。但是對這一認識，僅部分雙殼類的鈾系測量數據提供了十多萬年的年齡［11］，尚缺乏其他有足夠說服力的證據。到目前為止，很少有可靠的年代學工作對其進行佐證。

對珠江三角洲晚更新世沉積物年齡的確定，在有機質碎屑或炭屑可能混合有河流侵蝕而來的老物質、容易使年齡產生污染，同時找不到理想的貝殼、有孔蟲等測年對象的情況下，依據14C 測年方法很難獲取沉積物的真實年齡。光釋光技術盡管近些年獲得了極大進展，但在缺乏其他方法交叉驗證的事實下，尚不足以讓人徹底信服。迄今為止，珠江三角洲晚更新世的海相沉積物中也沒有出現大于5萬年的可靠的釋光年齡。近些年發展的地球磁場極性漂移和相對強度地層學，有可能為沉積物年代的確定，提供一種可以選擇的方法［13］，但至今在珠江三角洲晚更新世沉積物中的應用較少。本文選擇位于三角洲萬頃沙區域的一個沉積鉆孔，開展古地磁學方面的研究，嘗試根據地球磁場變化，對三角洲晚更新世的沉積物年齡進行確定，為討論東南沿海晚更新世的海侵沉積序列提供年代資料。

1 地質背景及鉆孔樣品特征

1.1 地質背景

珠江三角洲主要是由東江、西江和北江三條河流和南海相互作用構成的三角洲平原（圖1）。其三面環山，臨近三角洲區域主要為由花崗巖和花崗片麻巖構成的低山、丘陵。西江流域最長，流域分布有中生代碎屑和碳酸鹽巖沉積地層；東江流域較短，主要流經花崗巖區域，影響范圍限于三角洲的東部［14-15］。區域內斷層十分發育，主要由北西向、北東向和近東西向三組斷裂控制，北西向斷層最為發育［16-17］。目前公開報道的斷層，均切穿了基底巖體，但是是否存在切穿晚更新世地層的斷層，迄今尚無報道。

圖1 鉆孔GZ-2地理位置圖（紅圈表示）Fig.1 Location of core GZ-2(red solid circle)

三角洲區域內主要由兩套地層構成：晚更新世河流相—海相地層和全新世海相地層［18-19］。全新世地層廣泛分布，沉積厚度從數米到40 m 不等，沉積物性質比較均一，主要為灰黑色細粒沉積，包含豐富的生物化石。晚更新世地層分布不連續，部分區域厚度可達30 多m，但是另外一些區域不存在晚更新世地層。其一般存在一個從底部河流相向上變細的沉積過程，頂部部分區域存在一厚約1～2 m的風化殼［14］。

1.2 鉆孔樣品特征

本 研 究 鉆 孔GZ-2 （22° 42.339′N， 113°30.831′E）位于珠江三角洲腹地伶仃洋河口地區。鉆孔采用雙套管旋轉式分回次鉆取，沉積物巖心完整保存在PVC 內管之中。鉆孔總長40.93 m，40.35 m以下為花崗巖風化殼。鉆孔前15.6 m為全新世沉積，之下為晚更新世沉積［20］。在約15.6 m之下，存在一厚約3 cm 的灰白色黏土層，與下伏灰色黏土呈突變接觸，可以觀察到一明顯的侵蝕面，指示了全新世與晚更新世地層的分界線。鉆孔0～15.6 m 全新世地層的古地磁學和孢粉等資料，已有成果發表［13，20-21］。

本文主要討論15.6 m 以下地層的年代問題。鉆孔巖性隨深度變化的特征如下：

15.6～19.3 m 為灰黑色粉砂質黏土，包含直徑約2～4 cm的灰色泥礫（或黏土團塊）和粉細砂團塊；

19.3～20.4 m 為灰色黏土質粉砂，中間夾一薄層黃色細砂條帶；

20.4～22.5 m 為深灰色、灰色粉砂質黏土，含粉細砂小團塊和灰色泥礫；

22.5～24.6 m 為灰色黏土質粉砂，含大量粉砂、細砂團塊；

24.6～28.2 m 主要由灰色粉砂質黏土構成，局部夾薄層細砂、中砂條帶；

28.2～30.1 m 以黏土質粉砂為主，夾多層厚約2～5 cm的細砂、中粗砂條帶；

30.1～31.6 m 以灰色粉砂質黏土為主，夾粉砂紋層；

31.6～32.1 m 以灰色黏土質粉砂為主，夾一層粉細砂；

32.1～37.0 m為灰色含黏土粉砂質細砂；

37.0～40.2 m 為灰色含黏土粉細砂，底部夾含細礫粗砂層；

40.2～40.35 m為含礫粗砂層；

40.35～40.93 m為基巖風化殼。

根據對該鉆孔沉積物粒度、黏土礦物和Sr/Ba比值等特征的研究［13，20］，王建華等認為鉆孔15.37～16.65 m 為河流相，16.65～20.33 m 為泛濫平原和牛軛湖相，20.33～32.2 m 為三角洲相，海綠石含量較多，Sr/Ba比值較高，之下則為河床相，晚更新世高海平面出現在約22～33 m［20-21］。盡管前人報道了鉆孔16.04～16.05 m、16.65～17.5 m 和37.25 m 三處AMS14C 的測量年齡分別為（38.768±0.179）ka、（16.020±0.20）ka 和（39.544±0.17）ka，并展示了古地磁傾角的變化曲線［20］，但未深入分析，本文在巖石磁學和環境磁學分析的基礎上，根據古地磁相對強度和磁傾角的變化，進一步討論晚更新世地層年代問題。

2 樣品與實驗方法

將鉆孔GZ-2 巖心沿縱剖面從中間剖開后，以長約1 m，橫截面為2 cm×2 cm 的U-Channel 型塑料管，垂直壓入巖心縱截面，連續采取26 根長度在34～100 cm 變化的長條狀樣品（編號為W2-5～W2-40，每根樣品的長度與鉆探時獲取的巖心長度一致），采取樣品的深度到鉆孔巖心40.2 m。在采取U-Channel 長條形樣品的同時，在典型層位采取松散樣品50塊。樣品磁學實驗步驟如下：

1）在2G-760超導磁力儀系統，對每根長條形樣品，以2 cm 為間距，逐步施加峰值為0，15，25，35，45，55，65，80，85，90，95 mT 的交變磁場，進行天然剩磁（NRM）磁清洗。

2）在0.05 mT 的直流場和峰值為80 mT 的交變磁場下，測量樣品的非磁滯剩磁（ARM）。

3）再分別施加1 000 mT、-100 mT和-300 mT的脈沖場，測量樣品的等溫剩磁。

4）選取4 個代表性松散樣品，在約30 ℃烘干，用Micromag 2900 變梯度磁力儀測量樣品的磁滯回線參數，并用居里稱系統（VFTB）、在0～700 ℃溫度區間測量樣品磁化強度隨溫度變化曲線（J-T）（恒定磁場為367 mT）。

所有磁學實驗均在中國科學院地質與地球物理研究所古地磁實驗室完成。

在15.15～15.3 m 和15.3 m 處的沉積物中挑選2 個有機質碎屑樣品（W2-C13 和W2-C142），用純凈水反復清洗之后，送往北京大學加速器質譜儀實驗室測定AMS14C年齡。

3 實驗結果

3.1 沉積物中磁性礦物類型

代表性樣品的磁滯回線結果表明，在磁場達到300 mT 時，曲線已趨向閉合（圖2）；矯頑力Hc＜20 mT，剩磁矯頑力Hcr＜52 mT，指示沉積物中以軟磁組分為主［22-23］。Mrs/Msvs.Hcr/Hc的比值在假單疇顆粒（PSD）范圍之內。磁化強度隨溫度的變化顯示（圖2），其加熱曲線在～585 ℃附近磁化強度衰減掉約98%以上，僅余少量組分在大于650 ℃的溫度時趨近于0；在350～400 ℃溫度區間磁化強度有所上升，400～480 ℃區間達到峰值，但是升高的幅度相對較小，冷卻曲線在小于585 ℃的溫度之后快速上升，遠遠位于加熱曲線之上，顯示在加熱過程中新的磁鐵礦生成，此特征具有兩種可能性：一是樣品中可能含有少量的黃鐵礦，其在加熱過程中轉變為磁鐵礦；二是樣品中部分黏土礦物向磁鐵礦類礦物的轉變［24］。如果是黃鐵礦的轉變，一般在首次加熱過程中會形成磁黃鐵礦，其在冷卻曲線320～370 ℃溫度區間會出現磁化強度增加的拐點［25］，但是在GZ-2 鉆孔的樣品中這一現象并不明顯。故可以推測350～400 ℃溫度區間磁化強度的上升，更大的可能性來自黏土礦物的轉變。

圖2 GZ-2鉆孔代表性樣品巖石磁學實驗結果Fig.2 Rock magnetic experiment results for representative samples from core GZ-2

以上結果表明，沉積物中主要控磁礦物為細粒磁鐵礦，其次存在少量的赤鐵礦［22，24］，不排除可能有少量黃鐵礦類礦物的存在。

3.2 磁性礦物濃度與粒度變化

沉積物磁化率平均值約為5.83×10-6SI；約67.5%的樣品磁化率值為（0～10）×10-6SI，28%的樣品為（10～20）×10-6SI，僅有約2%的樣品磁化率值為（20～40）×10-6SI。在垂向特征方面，磁化率較高的沉積段位于27～35.8 m 之間，平均值約10×10-6SI，其他沉積段值均較低（平均值約5×10-6SI）。磁化率較窄范圍內的波動，表明磁性礦物的濃度變化較小。飽和等溫剩磁（SIRM）與非磁滯剩磁（ARM）的變化與磁化率具有類似的規律。SIRM平均值為0.017 A·m2，91%樣品的SIRM 值為0～0.04×10-3A·m2；ARM 平 均 值 為0.181×10-6A·m2，92%樣品的ARM 值為（0～0.4）×10-6A·m2；ARM 與SIRM之間呈現線性關系變化（圖3）。

ARM/SIRM、SIRM/κ及其ARM/κ表示磁性礦物粒度變化的參數總體上波動幅度較小（圖3），表明磁性礦物的粒度較為均一。ARM/SIRM 在從約32 m 開始向上從相對的高值轉變為低值，預示磁性礦物粒度相對稍微變粗，但是SIRM/κ 和ARM/κ的變化與ARM/SIRM呈現一定的反向特征。由于ARM 最敏感的粒度范圍是0.03～0.2 μm，SIRM 最敏感的范圍是0.1～10 μm，而礦物的磁化率值除超順磁顆粒外，對粒度的變化不敏感，因此ARM/SIRM 與SIRM/κ的反向關系說明磁性礦物粒度可能居于相對較粗的假單疇范圍之內。這與磁滯回線參數Mrs/Ms和Hcr/Hc的平均值分別為0.2和2.6表征的現象一致。

圖3 沉積物環境磁學參數隨深度變化Fig.3 Downcore variations of environmental proxies

表示樣品矯頑力變化的參數S100（IRM-100mT/SIRM）和S300（IRM-300mT/SIRM）在約17～20 m 之間為一低值（圖3），平均值分別約為0.45 和0.55，說明沉積物中存在高矯頑力的礦物；其他沉積段兩者的平均值在0.85以上，表明以軟磁組分為主。ARMAF80mT/ARM 比值整個鉆孔比較均一，平均值在0.2。這一結果表明沉積物中部分沉積段存在的高矯頑力組分，應該是粗顆粒物質，對細粒物質而言，都為軟磁組分。

3.3 樣品天然剩磁特征

絕大部分樣品或者沒有次生剩磁，或者具有少量的次生組分。其中大部分樣品的次生組分在25 mT時即可被清洗，只有少數樣品的次生組分在35 mT 時被清洗。在25 mT 或35 mT 之后，大部分樣品的剩磁組分穩定地趨向原點。對沒有次生組分或者在25 mT 可清洗掉次生組分的樣品，在85 mT時剩磁強度只有NRM 的～5%；對在35 mT才可清洗次生組分的樣品，85 mT 時剩磁強度是NRM的～20%（圖4）。部分樣品在60 mT的交變場之后，剩磁強度反而上升，退磁矢量在正交矢量投影圖越過原點。這反映了沉積物中鐵硫化物對剩磁的影響。所有樣品的中等破壞場（MDF） 小于35 mT。以25～65 mT 或者35～65 mT 之間的剩磁組分，進行最小二乘法分析，獲取樣品的特征剩磁（ChRM）［26］。部分樣品在退磁過程中，剩磁組分較亂，無法獲取穩定的成分，在分析時刪除該部分樣品的數據。在945 個測量樣品中，獲得可靠ChRM 的樣品共663 個（MAD<10°）。由于沒有標定鉆孔的方位角，鉆孔每回次的偏角不一致，因此只討論特征剩磁傾角的變化。沉積物天然剩磁（NRM）、特征剩磁傾角和最大角偏差隨鉆孔深度的變化如圖5所示。

圖4 GZ-2鉆孔代表性樣品交變退磁及其天然剩磁強度隨交變場衰減曲線Fig.4 NRM vector plots for representative samples from core GZ-2

在特征剩磁傾角隨深度的變化曲線上（圖5c），存在兩次明顯的負傾角異常（分別標記為R1，R2），分布在16～17 m 和33.5～34.5 m 之間。兩次傾角異常對應的沉積物分別為灰色黏土質粉砂和含黏土粉細砂，在沉積結構、構造等方面沒有發現明顯變化，沒有生物擾動的痕跡；環境磁學參數在粒度、濃度和矯頑力等方面沒有明顯的異常，剩磁方向穩定，特征剩磁傾角的異常應該代表了真實的地磁方向的變化。

3.4 相對強度變化

沉積物磁化率、飽和等溫剩磁及其非磁滯剩磁，除在16.43 m、29.82 m 和30.55 m 處存在3個較窄的峰值外，其他沉積段波動幅度均較小，大部分數值基本穩定在一個數量級范圍之內（圖3）。盡管S100和S300比值均在16.70～20.0 m 之間顯示一段較低值，表示沉積物中磁性礦物的矯頑力增加，但是ARMAF60mT/ARM 在整個沉積段呈現為相對均一的變化，磁性礦物矯頑力的變化對ARM 的影響有限。ARM/SIRM 指示的磁性礦物的粒度變化幅度也較小。從0～60 mT 不同交變退磁峰值場下，NRM與ARM之間的線性關系保持不變，退磁矯頑力譜呈現一致的變化規律（圖6）。基于以上條件，根據天然剩磁（NRM）與非磁滯剩磁（ARM）的比值獲得相對磁場強度的變化是可能的［27-29］。為消除矯頑力的變化對相對強度的影響，分別采用最穩定交變退磁段NRM（20～40）mT和ARM（20～40）mT的矢量差進行歸一化。即相對強度指標為PRI=NRM（20～40）mT/ARM（20～40）mT（圖5e）。在相對強度曲線上，刪除磁性礦物濃度遠大于ARM 平均值的數據和NRM 退磁散亂、無法獲得穩定特征剩磁的數據。在NRM與ARM 呈現線性相關的情況下，ARM 與PRI沒有任何固定關系存在。顯示PRI在一定程度上消除了磁性礦物濃度的影響。

圖5 沉積物特征及其剩磁參數隨深度的變化Fig.5 Sediment properties with grain size variations and NRM parameters as a function of core depth

圖6 沉積物NRM與ARM不同峰值交變退磁場條件下相關關系Fig.6 Correlation of NRM with ARM at the different AF fields

相對強度的總體特征是在16～25 m 之間為低值段，在25～31.5 m 之間為相對高值段。在16.5 m、19.0 m、21.2 m、23.8 m、28.5 m、33.8 m 存在6段比較明顯的低值，分別標記為a-f（圖5e）。其中a和f低值段分別對應兩次傾角的異常。

4 討 論

4.1 還原作用對特征剩磁及相對強度估算的影響

沉積物中有機質分解產生的H2S氣體對碎屑來源的磁鐵礦產生還原作用，對樣品的碎屑剩磁可能產生重要影響。如果沉積物中存在還原作用形成的磁黃鐵礦或膠黃鐵礦，細粒磁鐵礦與鐵硫化物的矯頑力在40～80 mT 是重疊的［30］，很難根據交變退磁特征將其區分。但是鐵硫化物攜帶的是化學剩磁，在剩磁特征上不同于磁鐵礦攜帶的碎屑剩磁，正交矢量投影趨向原點的特征應該有所不同。另外，當交變場峰值大于60 mT時，由于旋轉磁化作用（gyro-remnant magnetization），存在鐵硫化物的樣品隨交變場的增加剩磁強度反而呈一定程度增加的特征［31］。同時膠黃鐵礦具有較強的SIRM 和較低的磁化率，SIRM/κ比值會異常增大。一定程度上，可以用NRM（60～80）mT剩磁異常減小作為沉積物中存在膠黃鐵礦等鐵硫化物多少的替代指標，分析還原作用對沉積特征剩磁的影響。研究鉆孔NRM（60～80）mT異常減小的深度分別位于16.3～16.8 m，20.5～21.0 m，27.1～28.5 m，30.1～30.7 m， 31.2～31.4 m， ～32.3 m 和32.9～33.3 m，SIRM/κ均有不同程度的增加，證明鐵硫化物確實存在（圖7）。通常情況下，還原作用表現為對磁鐵礦的溶解，會導致相對強度記錄的降低。但是分析NRM/ARM（20～40）mT的變化，其值與NRM（60～80）mT沒有表現出任何固定的關系，特征剩磁傾角也沒有 固 定 的 增 加 或 減 小 的 特 征，NRM（20～40）mT和ARM（20～40）mT的值沒有受到影響。這一現象證明硫化作用沒有從本質上改變沉積物中碎屑剩磁的基本特征，根據樣品重建的相對強度記錄和磁傾角是可靠的。

圖7 NRM和ARM剩磁特征及其相對強度指標隨深度的變化Fig.7 Remanence intensity difference of NRM and ARM between the AF field 20-40 mT and 60-80 mT(a-c)with the relative intensity proxy(d)and inclinations(e)

4.2 鉆孔年代地層格架

GZ-2 鉆孔AMS14C 測量結果顯示，在15.15～15.3 m、15.3 m 和16.04～16.05 m 三處植物碎屑和 木 炭 的 年 齡 分 別 為（45 200±280）a，（43 350±330）a和（38 768±179）a（表1）。這一結果指示兩種可能性：一是沉積物年齡大于14C 測量范圍，測量的年齡為表觀年齡；二是測量對象系在海平面下降時期，河流侵蝕搬運而來的流域老物質。這一現象是中國東南沿海三角洲14C 測年普遍存在的問題。因此，部分學者認為珠江三角洲晚更新世地層實際上對應于氧同位素階段MIS5 的沉積。但是在16.65～17.5 m 和37.25 m 兩處14C 測年結果分別為（19.19±0.26）ka 和（42.81±0.33）ka（校正年齡，測年物質分別為碳炭和有機質黏土，用常規法測量）［20］。同時參考鉆孔細顆粒石英的光釋光測量結果（數據來源于“廣州城市地質調查”項目，未發表），約15.53 m 處沉積物釋光年齡為（33.3±1.0）ka，鉆孔底部40.3 m 處沉積物年齡為（33.8±0.3）ka，可以初步判斷沉積物年齡位于晚更新世期間。由于三角洲沉積物中陽光曬退效應的問題，釋光測量結果提供的結果可能存在一定的誤差，無法給出沉積物的真實年齡。但結合14C 年齡，可以初步假定沉積物的年齡主要集中在16～40 ka 之間。位于該鉆孔西北約30 km 的QZK4 鉆孔（22°43'13.98″N， 113° 23'44.63″E， 第 四 紀 巖 心 長55.18 m）晚更新世光釋光結果顯示，深度分別在25.10 m、31.10 m、40.1 m 和53.1 m 處的灰色細粒沉積物年齡分別為39.38 m、40.77 m、41.56 m和 43.41 ka； 30.72 m 處 淤 泥 的14C 年 齡 為33.315 ka，與釋光年齡相差不大［32］。距離該鉆孔南側約35 km 處的QZK13 鉆孔光釋光年齡顯示了大于60 ka 的沉積，但是根據缺乏海相生物化石和孢粉特征推斷，可能為陸相，海相沉積開始的年齡小于40 ka。值得注意的是，QZK13 鉆孔約同一深度的光釋光年齡和14C 年齡之間存在巨大偏差，釋光年齡為（30.05±1.84） ka，14C 年齡為9 023～9 372 a（炭屑），很難判斷釋光年齡是否準確［33］。

表1 沉積物樣品AMS14C測量結果1）Table 1 AMS14C results of sediments

根據GZ-2鉆孔14C及其光釋光測量結果，綜合相鄰區域鉆孔已有的年代資料，可以基本判斷珠江三角洲晚更新世存在近似海相的細粒沉積物，但是14C 和釋光均無法提供沉積物準確年齡信息。近些年來，晚更新世以來高分辨率相對磁場強度的建立，為根據相對強度對比精確確定年代地層提供了可借鑒的思路。我們以疊加全球多條曲線形成的綜合相對強度曲線GLOPIS-75［29］和來自北大西洋的兩條高分辨率的相對強度曲線JPC-14、CH88-10P［28］為參考曲線，對比鉆孔GZ-2 的相對強度變化，嘗試建立鉆孔的年代地層格架（圖8）。GLOPIS-75 曲線是疊加全球多條曲線、經過考古磁場強度校對、具有精確年代控制的高分辨率曲線，是晚更新世全球相對強度對比的標準曲線；而北大西洋兩個鉆孔的相對曲線，具有更高的分辨率，是基于地磁場全矢量特征而建立，年代框架依賴于氧同位素地層學，也是通常采用的標準曲線。鉆孔GZ-2 在約16.5 m 和34 m 兩處磁傾角的異常，可能代表了兩次極性漂移，根據14C 和釋光年齡判斷，比較可靠的極性漂移應該是～17 ka的Hilina Pali漂移和Laschamp 漂移（41 ka）［28，34］。以此為限定，以相對強度的低谷為特征點，進行曲線間互相對比，可以確定a～f 的6 個比較明確的可對比層位，從而通過線性內插的方法建立鉆孔15～35 m 之間年代地層框架。結果表明約35 m 以來，細粒海相的沉積年齡大約為43 ka，鉆孔底部砂質沉積開始的年齡推測可能為50.3 ka （表2）。

圖8 GZ-2鉆孔沉積物與標準GLOPIS-75、北大西洋鉆孔沉積物相對磁場強度曲線對比Fig.8 Correlation of the relative paleointensity of core GZ-2 with GLOPIS-75 and the curve of the North Atlantic sediments

表2 根據相對磁場強度對比確定的沉積物年齡Table 2 Determing age-depth model based on the correlation of relative paleointensity

4.3 珠江三角洲晚更新世沉積地層年代

該時期從地層中挑選的牡蠣、貝殼和全巖有機質等的常規法14C測量結果，顯示了從約45 ka一直到約20 ka 的沉積序列［14，19，32-33］。14C 測年結果盡管也有新、老年齡倒序現象發生，但是基本上能夠指示沉積物的大致年代［35］。假如細粒海相沉積物的年齡位于約40 ka 以來，那么最大的爭議便是在MIS3 階段，全球海平面較現在低約40～50 m 的情況下，珠江三角洲如何進行海相沉積？于是相當一部分學者認為，珠江三角洲的海相沉積實際上是MIS5階段的產物，14C測量年齡偏年輕是由于超出了其測年范圍［11-12，36-37］，表現為表觀年齡。無論如何，這一認識的直接測年證據有待更進一步完善。Yim等［36］對香港地區兩個鉆孔沉積物中晚更新世軟體動物（牡蠣和雙殼類）的鈾系測量年齡為（130 500±5 300）a 和（142 000±20 000）a，而相鄰層位同一物質的14C 年齡在約39～46 ka 之間。這是部分學者認為珠江三角洲地區晚更新世的海侵發生在MIS5階段、14C年齡是由于受到現代碳的污染而無法表達真實沉積物年齡的主要依據。但是我們應該注意到，此兩個鉆孔是在島嶼附近，距現在海平面之下約17～20 m，另外也無法排除軟體動物中U、Th 元素的污染。此后的10 多年，在珠江三角洲現今陸地區域鮮有比較可靠的大于50 ka 的直接測年數據。近年來，部分學者對晚更新世的沉積進行了光釋光測量，提供了截然不同的釋光年齡。部分數據顯示晚更新世的細粒沉積物年齡大于70 ka，甚至到約135.6 ka［38］，但是根據文章中對沉積物性質的描述，釋光測年的對象為中砂、粗砂沉積，似乎偏向陸相沉積的可能性更大，難以舉證晚更新世海侵開始于130 ka以來。而另外部分學者對珠江三角洲腹地的鉆孔沉積物光釋光工作顯示，比較細粒的粉砂質黏土、粉細砂的年齡在約39～44 ka之間，與相近層位的AMS14C年齡只有數千年的誤差［32］。

根據已有的光釋光及其14C 測年數據，結合本文的相對磁場強度和極性漂移對比，認為珠江三角洲一些現今陸地區域，晚更新世細粒沉積物的年齡可能不大于45 ka。部分鉆孔光釋光測量結果顯示大于70 ka 的數據，更多來自陸相河流沉積。由此而導致的問題是如何解釋在末次冰期期間，全球平均海平面下降大于40 m 的情況下，珠江三角洲發生海侵。對珠江口區域現今海水水深大于～45 m 的地球物理勘探及其鉆孔資料證明，在晚更新世確實存在下切河谷和河床相礫石沉積［39］，末次冰期期間海平面下降是真實的。那么，45 ka 以來在珠江三角洲發生海侵沉積就與這一事實相矛盾。實際上，我們分析珠江三角洲晚更新世的細粒沉積，只有少數鉆孔能夠發現指示沉積環境為河口灣和三角洲前緣的介形類、雙殼類和有孔蟲類生物組合［40-41］，含有海綠石，以及高Sr/Ba 比值［20］。其他鉆孔的沉積是否為海相沉積，在證據上存在不足。絕大部分文獻將其巖性描述為灰色或灰黑色粉砂質黏土、黏土質粉砂或黏土沉積，而缺少明顯的能夠指示沉積相的生物化石組合。部分學者認為缺失有孔蟲組合是因為在末次冰期低海面露出水面時，晚更新世地層受酸性地下水溶解破壞的結果，但是缺乏足夠的數據來佐證這一認識。此外，晚更新世的地層在三角洲的分布與地層厚度不均勻，有的區域缺失晚更新世沉積，僅存在全新世地層，有的區域晚更新世地層分布僅有數米。這一現象說明晚更新世期間三角洲古地貌格局起伏多變。基于以上事實，我們初步認為珠江三角洲部分地區晚更新世期間的細粒沉積，有可能是在四萬年左右，海平面相對上升時，海水沿原來的河谷入侵形成局部咸水-半咸水的沉積序列，生活有牡蠣等咸水生物［10，40］，在陸地個別區域為河漫灘湖泊相沉積。這一沉積特征表明珠江三角洲區域約四萬多年來的海平面升降特征，晚于黃河三角洲［42-44］和長江三角洲［4］晚更新世海侵，可能歸因于不同時期斷層活動導致的局部沉降，致使區域相對海平面上升的時間和幅度不同。在黃河三角洲和長江三角洲，存在MIS5 階段的海侵， 兩者MIS3 時期的海侵， 始于大約65 ka［4，42-44］，而珠江三角洲部分地區最早可能小于～40 ka。

5 結 論

對珠江三角洲東南部萬頃沙地區長度為40.93 m的GZ-2鉆孔晚更新世沉積（15.6～40.2 m）進行古地磁學研究，結合AMS14C 和光釋光年齡，討論沉積地層的可能年代，獲得如下認識：

1）沉積物的巖石磁學實驗表明盡管部分沉積物中存在少量赤鐵礦等高矯頑力礦物，同時由于沉積后還原作用，在個別層位生成少量鐵硫化物，但對沉積物剩磁起主要貢獻的礦物仍為細粒磁鐵礦，還原作用對天然剩磁的影響較小。

2）沉積物記錄了沉積時的地球磁場變化過程，在鉆孔約16.5 m 和34 m 兩處磁傾角的異常，揭示了兩次極性漂移，分別對應于～17 ka 的Hilina Pali漂移和Laschamp漂移（41 ka）。

3）以NRM（20～40）mT/ARM（20～40）mT為地球磁場相對強度變化的替代指標，建立三角洲沉積的相對強度變化曲線，其可以與已有的標準曲線進行良好的對比，從而建立晚更新世期間沉積地層的年代框架。結果表明鉆孔晚更新世細粒沉積的歷史開始于約43 ka，結束于約16 ka。MIS3 時期海侵沉積的存在，可能源于三角洲區域該時期的構造沉降和相對海平面上升，海水沿河谷入侵而形成的局部沉積。