Impact of Middle to Late Holocene Climate Changes on Human Activities at Tanjialing Site, Tianmen, Hubei Province
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摘要: 石家河文化是长江中游地区早期文明演化进程中的重要阶段，然而目前对于石家河文化的绝对年代尚存有分歧，对该时期环境特征与人类文明相互关系的研究也较少.选择石家河文化典型遗址——谭家岭遗址为研究对象，经美国NSF-Arizona AMS实验室对该遗址剖面AMS 14C年龄的测定，并结合石家河文化的相对年代，可知石家河文化的绝对年代定在4 800~4 100 cal. a BP比较合适；通过对该遗址剖面的地球化学元素分析，借助主成分分析、环境C值等统计分析方法，结果表明：本区在4 850~4 300 cal. a BP间，元素的第二主成分、环境C值和Mg/Ca比值处于高值段，反映气候相对温暖湿润，同时反映人类活动的指标F1和F3得分也处于高值段，表明人类活动较强；在4 300~4 124 cal. a BP间，元素的第二主成分、环境C值和Mg/Ca比值处于低值段，揭示气候进入相对寒冷干旱时期，同时F1和F3得分显著降低，指示人类活动减弱，石家河文化走向衰败.本文研究结果表明距今4300a暖湿转为干冷气候背景下的洪水事件可能促使石家河文化走向衰败.Abstract: The Shijiahe culture is a milestone in Chinese civilization development. However, there are still disputes as to the absolute age of the Shijiahe culture and the interaction between climate changes and human activities during this epoch. Sample profile from the Tanjialing site, i.e. a typical site of Shijiahe culture, was analyzed based on AMS 14C dating and geochemical elements, combined with the methods of principle component analysis (PCA) and ratio of elements (C value). The results show that the absolute age of the Shijiahe culture is around 4 800-4 100 cal. a BP based on three AMS 14C dating measured in the America NSF-Arizona AMS Laboratory, consistent with the relative age of Shijiahe culture. Between 4 850 and 4 300 cal. a BP, high value of the second principle component (F2), C value and Mg/Ca ratio indicate that the environment might be relatively warm and wet. Meanwhile, high values of the first and third principle components (F1 and F3) reflect strong human disturbances. For the period from 4 300 to 4 124 cal. a BP, low value of F2, C value and Mg/Ca ratio are indicative of cold and drought conditions. Meanwhile, low values of F1 and F3 might be related to weak human disturbances and the collapse of the Shijiahe culture. This study reveals that the flood events in the climate changes from warm and wet to cold and drought background could be one potential trigger of the collapse of the Shijiahe Culture.
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重力驱动(Gravity⁃driven)是深水斜坡背景沉积物搬运和迁移的重要机制，可产生不同尺度和层次的重力滑动构造(索书田，1983)和地质体，在塑造许多大陆边缘斜坡的构型中具有重要作用(Butler and Turner, 2010).陆缘塌陷、海底滑坡、深水峡谷/水道和海底扇等都是深水斜坡背景重力驱动物质搬运和迁移的重要产物(Shanmugam and Wang, 2015；Chen et al., 2020；任金锋等，2020)，与之相伴也产生了断层、揉皱或褶皱、塌陷和侵蚀等一系列的构造变形(Alsop et al., 2021).因而，海底重力滑动系统可理解为深水斜坡背景下重力驱动物质搬运和迁移所形成的地质体及一系列构造变形的总称.大型的海底重力驱动系统在深水环境普遍发育，尤其是在深水斜坡区，甚至可顺坡形成迁移数百千米的块体流沉积体(Huhn et al., 2020).大型海底重力滑动系统的研究不仅有助于认识陆缘海底斜坡稳定性、海底地形地貌演化和海底沉积物搬运机制(Moscardelli et al., 2006；Bull et al., 2009；王大伟等，2011)，同时也有助于对海域潜在地质灾害形成机制的理解，并为海底工程实施提供科学依据(Mosher et al., 2010；Alves，2015；Terry et al., 2017；Li et al., 2019；孙启良等，2020).甚至，对较老的重力滑动系统的研究还有助于油气圈闭的识别，从而指导油气勘探实践(de Vera et al., 2010；Scarselli et al., 2016；廖晶等，2020).
南海北部琼东南盆地华光凹陷上中新统及其以上地层中发育了一个大型的自南向北滑动的海底重力滑动系统.不同的学者对该套变形地质体进行了描述和成因分析，提出了底流沉积作用(王海荣，2007)、重力驱动(姚根顺等，2009)和红河断裂走滑反转触发(王大伟等，2016)等不同的成因观点.诚然，海底重力滑动系统是沉积物在自身重力作用下顺坡迁移的结果和产物，但其触发机制，可以是区域性的，如构造作用或海平面变化，也可以是局域性的，如水合物分解或流体释放等.底流作用可能形成或改造深水沉积体，但很难形成如此规模的沉积物滑动和变形.红河断裂走滑反转大致发生在5.5 Ma，但华光凹陷大型海底重力滑动系统发育和演化的持续时间很长，可能还存在其他因素使得海底滑动持续进行.本次研究将利用区域二维地震资料，通过地震相分析和构造解释，查明该套海底重力滑动系统的空间分布、发育特征和演化过程，并通过地形地貌、沉积充填和构造活动分析，为该套系统发育机制提出新的解释.
1. 区域地质背景
南海西北陆缘是南海“挤出-逃逸构造域”和“古南海俯冲-拖曳构造域”的结合部位(任建业和雷超，2011；解习农等，2015)，发育了NW向展布的莺歌海盆地和NE向展布的琼东南盆地(图 1).华光凹陷总体位于两个盆地南部交汇位置，其形成演化受NW向走滑和NW向伸展双重作用，地层序列以渐新世末T60面为界，分为“下断上拗”的双层结构，断陷期层序包括始新统岭头组、渐新统的崖城组和陵水组；拗陷期层序包括中新统的三亚组、梅山组和黄流组，以及上新统莺歌海组和第四系乐东组地层(图 1；魏魁生等，2001；李绪宣等，2006；杨涛涛等，2012).新近纪以来，盆地构造演化经历了裂后缓慢热沉降和加速沉降两个阶段(Xie et al., 2006；周杰等，2019)，相应地其沉积环境也发生了重大转变，总体在中中新世末由滨浅海相环境转变为半深海-深海相环境，伴随着莺-琼盆地区陆架-陆坡体系自东向西逐渐形成以及东部西沙隆起和西侧广乐隆起沉没于水下，开始广泛发育深水沉积体系(Xie et al., 2008；姚根顺等，2009；解习农等，2012).
图 1 研究区地理位置、构造单元及地层序列图及海底重力滑动系统展布Fig. 1. Geographical location, structural unit division and stratigraphic sequence of the study area and plane distribution of the SGDS2. 数据与方法
本文利用的基础数据主要为中国石油天然气集团公司采集的面积约25 000 km2、长近5 000 km的区域二维反射地震叠后资料，地震主频20~30 Hz，以及中国海洋石油总公司钻探的YC35⁃1⁃2井地质分层资料.
研究中采用了钻井分层约束的地震地层学和地震沉积学的分析方法，在Landmark2000地球物理解释系统中根据地震反射结构和地震相特征，识别和分析海底重力滑动系统的结构单元、发育特征、空间分布，乃至运动过程.最后，通过地形地貌、深-浅构造响应关系、沉积结构单元配置，以及地质演化背景等，探寻海底重力滑动系统发育的成因机制.
3. 重力滑动系统构成、特征及演化
3.1 重力滑动系统构成
图 2为平行于斜坡倾向的剖面，剖面位置、地震反射界面代号以及地层单元名称见图 1.如图所示，该斜坡向北倾斜，从坡顶至坡底的水平距离超过100 km.斜坡的顶部位于广乐隆起之上，向北逐渐倾斜，进入华光凹陷，是中新世以来在差异沉降背景下形成的地貌.斜坡带内，T60界面至T31界面之间地层变形较弱，T31界面之上地层变形明显，内部因块体滑动而形成的断层十分发育.这套地层尽管变形较强烈，但其内部原始地层界面特征仍较明显，因此可与滑动系统外正常序列进行较好对比.
图 2 海底重力滑动系统构成要素及其演化序列(剖面平行滑动方向，位置见图 1)pre-GDL.前重力滑动层；syn-GDL.同重力滑动层；post-GDL.后重力滑动层Fig. 2. Main elements and evolutionary sequence of the submarine gravity-driven system (SGDS)根据海底重力滑动系统内地层的变形特征及其边界和内部构造样式，可将其划分为伸展域、过渡域、收缩域、滑动面和软弱层等5个要素(图 2).伸展域总体位于斜坡中上部，以沉积物在重力驱动下沿斜坡迁移和滑动过程中产生的断层陡坎、海底坍塌和块体迁移等海底地貌现象，及沉积体变形、旋转及其内部的滑动断层等构造现象为特征.过渡域总体位于斜坡中部，以块体滑动-挤压、张性-压性变形的过渡为特征，总体不发育落差较大的断层陡坎和地形塌陷.收缩域总体位于斜坡中下部，以挤压弯曲、水平收缩、垂向增厚、逆冲叠覆等沉积体和构造变形现象为特征.滑动面可以是原始的地质界面，也可以是破裂面，其重要标志是界面上、下构造形态、变形强烈程度显著不协调，伸展域、过渡域和收缩域的所有块体迁移和构造变形均终止于该界面处.软弱层，也可称为润滑层，是降低滑动摩擦阻力，使得滑动块体长距离搬运和迁移的必要条件之一.深水环境下，未固结的富泥层段往往是较好的软弱层.同时，块体滑动过程中，海水沿破裂或断层下渗至滑动面，往往会提高滑动面上下的润滑效果.需要说明的是，海底重力滑动系统的规模和形态受地形坡度、坡底空间范围及沉积物成分等多种因素控制.
3.2 重力滑动系统特征
3.2.1 地震反射特征
地震剖面显示，海底重力滑动系统具有明显的地震相特征.该系统内部的大部分地层由于破碎、断裂、旋转甚至揉皱等破坏性作用，已经失去了原始形貌特征，表现为严重破碎的、杂乱的地震反射同向轴特征(图 2).因重力和地形的作用，海底重力滑动系统总体表现为自南向北由地势高部位向地势低部位迁移的特征(图 2).此外，由于该系统东、西两侧下伏西沙隆起和凹陷内局部隆起强硬基底的存在，导致上覆地层因差异压实沿着隆起边缘形成斜坡，结果造成沉积物在重力作用下首先向从东、西两侧斜坡向中央汇聚，再沿中央凹槽斜坡自南向北滑动，形成一个大型的海底重力滑动系统.因而，在伸展域，乃至过渡域内垂直于主滑动方向的地震剖面上，杂乱反射地层和原状地层之间的边界明显，以断层陡坎为特征，断层可能兼具张性和走滑性质(图 3a、3b)；在收缩域内垂直于主滑动方向的地震剖面上，地震相由杂乱反射到连续反射呈渐变过渡，反映了重力驱动减弱的特点(图 3c、3d).
图 3 海底重力滑动系统伸展域(BB’)和收缩域(CC’)地震反射特征剖面垂直滑动方向，位置见图 1; pre-GDL.前重力滑动层；syn-GDL.同重力滑动层；post-GDL.后重力滑动层Fig. 3. Characteristics of seismic facies in the extensional and contractional domains of the SGDS该系统底部的滑动面呈现强振幅、负极性的强反射界面，反映了重力流发育过程中与下伏地层的强烈剪切(图 4).该界面之下地震反射连续性好，顶部因剪切、侵蚀，可能存在削截反射终止现象，局部区域甚至形成“坡坪式”台阶.沿着物质迁移方向，底部滑动面的形态和产状往往也发生一定程度变化，南部伸展域内往往呈下倾的下凹特征，中部过渡域内呈略向上凸的宽缓背形形态，北部收缩域内呈上倾的下凹形态，反映了逆冲的趋势(图 2).软弱层往往为连续性较好、振幅相对较弱的地震相，反映了相对稳定的悬浮泥质沉积特征.
图 4 海底重力滑动系统滑动面及其局域构造层地震反射特征剖面垂直滑动方向，位置见图 1; pre-GDL.前重力滑动层；syn-GDL.同重力滑动层；post-GDL.后重力滑动层Fig. 4. Characteristics of seismic reflection of the sliding surface and local tectonic layers of the SGDS该系统内地层变形程度自下而上呈减弱趋势，底部强变形层(即pre⁃GDL)为重力滑动系统发育前的沉积物，在重力滑动中遭受的破坏最明显；中部弱变形层(即syn⁃GDL)为重力滑动系统发育过程中在强变形层顶部地貌背景下一边堆积、一边协同变形的沉积物；顶部未变形层(即post⁃GDL)为重力滑动系统萎缩后，在相对稳定的地貌背景下发育的深水沉积物，可能是底流沉积，也可能是正常悬浮物质的缓慢沉积(图 2、3).
3.2.2 空间分布特征
根据地震反射特征和区域地层界面解释，琼东南盆地华光凹陷大型海底重力滑动系统的底滑动界面总体位于T31附近，向上重力变形由强变弱，至T20之上地层基本不发育重力变形(图 2、3).由于区域二维地震资料分辨率所限，除通过区域对比解释的关键层序界面外，很难再进一步识别反映重力滑动幕次的次级界面，因而将其作为一次海底重力滑动过程进行分析.根据地震反射层速度大致推断，该系统最大厚度达1 000 m左右，沿重力滑动方向，伸展域厚度相对较薄，但在重力滑动阻力较大的过渡域和滑动终止的收缩域可出现厚度增大和地层叠覆的现象(图 2、3).平面上，该系统呈南北向延伸的长舌状，东西宽约80 km，南北长在120 km左右，面积约10 000 km2，体积近8 000 km3(图 1).
3.3 重力滑动系统演化
海底重力滑动系统是原始沉积物经过一定的触发机制在自身重力驱动下沿斜坡向下运动而形成的地质体及其相关构造变形的总和.海底重力滑动系统的发育演化应始于原始沉积物准备，以原始沉积物在重力驱动下的滑动、迁移和变形，以及新物质的同沉积和协同变形为动力过程，终止于滑动物质的最终定位和同期新沉积物协同变形的消失.因而，根据沉积物滑动特点和变形特征，可将重力滑动系统的发育演化划分为前重力滑动、同重力滑动和后重力滑动等3个阶段，与之对应可划分为前重力滑动、同重力滑动和后重力滑动等3个局域尺度的构造层(图 2、3).
根据地层界面解释及其时代标定，可初步建立琼东南盆地华光凹陷大型海底重力滑动系统演化的时间框架(图 5)：
(1) 晚中新世(8.2~5.5 Ma，T31—T30)处于前重力滑动阶段，即强烈变形层物质原始沉积期.该时期相对偏砂的碎屑物质沉积于半深海泥质斜坡之上，为重力滑动提供了物质基础.该套地层在后续重力滑动过程中遭受强烈破坏，变形最为明显，顺坡滑动距离最大.
(2) 上新世(5.5~2.6 Ma，T30—T20)处于同重力滑动阶段，即晚中新世堆积于斜坡上的原始沉积物在重力驱动下发生滑动、迁移和构造变形的时期.该阶段是重力滑动系统发育的主体阶段，早期原始沉积物滑动、迁移和在下斜坡部位堆积，产生了伸展域和收缩域的各种变形构造，如上斜坡的滑动断层和下斜坡的逆冲构造等.与此同时，新的碎屑物质又沉积于强烈变形产生的地貌之上，并随重力滑动过程协同滑动、变形，只是变形程度相对较弱，侧向滑动距离相对较小，地层侧向连续性较好.
(3) 第四纪(2.6~0 Ma，T20—T0)处于后重力滑动阶段，即重力滑动系统萎缩阶段.该阶段重力滑动停止，滑动块体基本定位，新的碎屑物质在底流或静水条件下沉积于同重力滑动阶段沉积的弱变形层之上，将重力滑动产生的凸凹地形逐渐填平，并继续沉积.
4. 重力滑动系统成因机制
海底重力滑动系统的形成是不同层次、不同尺度的各种因素综合作用的结果.南海陆缘海底斜坡区广泛发育重力滑动系统，如曾母盆地(Xu et al., 2019)、南海海槽(任金锋等，2020)和珠江口盆地(孙启良等，2020)等.Xu et al.(2019)认为，曾母盆地康西凹陷重力滑动系统的发育与泥底辟作用相伴，但底辟并非重力滑动系统发育的诱因，而是富泥层段在重力扩展作用下顺坡滑动的结果.任金锋等(2020)认为，南沙海槽不断隆升的背斜脊对高供给率沉积物的阻挡是海底滑坡形成的内在条件，而高通量流体渗漏和天然气水合物分解导致背斜脊抗剪强度下降是先决条件，最终在区域地震或海底火山活动等因素诱导下发生大型海底滑坡.尽管不同盆地或地区其地质特征和演化存在一定差别，但重力滑动系统的发育归根结底是重力作用的结果，只是不同盆地或地区导致沉积物重力失稳的诱因不尽相同.与上述两个盆地不同的是，首先，基底差异隆升/沉降、地层不均衡压实和沉积物堆积形成的斜坡地形可能是琼东南盆地华光凹陷重力滑动系统发育的必要条件；其次，高沉积物供给一方面为重力滑动系统发育提供物质基础，同时也加速了斜坡地形变陡，为沉积物重力失稳创造条件；再次，盆地基底断层的隐伏活化和底辟作用可能是研究区海底重力滑动系统发育的触发机制.
4.1 斜坡地形
沉降史模拟表明，新近纪以来，华光凹陷、广乐隆起和西沙隆起的沉降速率存在显著差异，特别是在晚中新世(10.5~5.5 Ma)这种差异进一步扩大(图 6)，结果导致沿广乐隆起北缘和西沙隆起西缘形成了明显的斜坡，为重力滑动系统发育创造了基础条件.
图 6 南海西北陆缘不同单元沉降/沉积速率差异Fig. 6. Difference of subsidence / depositional rate among few structural units in northwestern margin of the South China Sea4.2 高沉积物供给
晚中新世的基底差异沉降加剧以及盆缘中南半岛的隆升剥蚀加强(Carter et al., 2000；Fyhn et al., 2009)，必然导致盆地内沉积物供给速率的显著增加.Wang et al.(2013)通过模拟计算得出，琼东南盆地南部未受海底滑坡干扰地层在晚中新世的平均沉积速率高达355.5 mm/ka(图 6)，大于中中新世和上新世的平均沉积速率.高沉积物供给加速了斜坡变陡，同时也为重力滑动系统的发育提供了物质准备.
4.3 断层活化和底辟
前已述及，华光凹陷位于南海西北部NW向走滑构造域和NW向伸展构造域的结合部位，受其双重影响.研究表明，NW走向红河断裂在晚中新世末(5.5 Ma)发生了由左旋运动向右旋运动的反转(Clift and Sun, 2006；Zhu et al., 2009)，结果引起研究区的深部断层活化，隐伏活动，甚至部分控坳断层向上延伸至滑动系统内部(图 2)，触发了斜坡沉积物失稳，并在重力驱动下发生滑动、迁移，形成海底重力滑动系统.此外，研究区发育了一定数量的底辟体，导致地震反射界面断开，内部反射杂乱，多数刺穿了上中新统，说明其发育时间在晚中新世后(图 3).底辟作用及其伴随的流体活动事件使得沉积物剪切强度降低，同时易形成穹隆构造，引起斜坡沉积物重力失稳，进而触发海底重力滑动系统的发育.
综上所述，斜坡地形和高沉积物供给是海底重力滑动系统必要条件，深部断层活化和底辟作用是触发海底重力滑动系统发育的动力源.
5. 结论
(1) 琼东南盆地华光凹陷上中新统及其以上地层中发育的大型海底重力滑动系统总体呈自南向北延伸的长舌状，由伸展域、过渡域、收缩域、滑动面和软弱层等5个要素构成.
(2) 该海底重力滑动系统发育演化可划分为晚中新世前重力滑动、上新世同重力滑动和第四纪后重力滑动等3个阶段.其中，前重力滑动为物质准备阶段；同重力滑动为系统发育的主体阶段；后重力滑动为系统萎缩阶段.
(3) 斜坡地形和高沉积物供给是海底重力滑动系统发育的基础，基底断层活化和底辟作用可能是触发其发育的动力源.
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图 2 谭家岭遗址T0620剖面地层特征
Fig. 2. Stratigraphic characteristics of the profile T0620 on the Tanjialing site
图 3 谭家岭遗址T0620探方东壁剖面地球化学元素含量随深度变化曲线
Fig. 3. Geochemistry element contents of the profile T0620 in the Tanjialing site
图 4 谭家岭遗址剖面Mg/Ca、环境C值、PCA因子得分以及HS-4石笋的δ18O记录(Hu et al., 2008)
Fig. 4. The indexes of Mg/Ca, C value of the environment and the scores in PCA axes in the Tanjialing site and the record of δ18O for HS-4
表 1 谭家岭遗址文化层AMS 14C测年及日历年龄校正
Table 1. AMS 14C dating and calendar calibration of chronology in the Tanjialing cultural layers
样品 深度(m) 测定物质 14C年龄(a BP) 日历年龄(cal. a BP) TJL-2-14C-3 0.35 泥炭 3 769±39 4 124±38 TJL-2-14C-1 1.95 泥炭 3 977±40 4 432±16 TJL-1-14C-wood 2.80 古木 4 284±41 4 850±23 
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表 2 主要环境参数Pearson相关分析
Table 2. The Pearson correlation analyses between main environmental parameters
Ca K Na Al Mg Mg/Ca C值 F1 F2 F3 δ18O Ca 1 K -0.427* 1 Na -0.757** 0.578** 1 Al 0.728** -0.413** -0.529** 1 Mg 0.590** -0.512** -0.699** 0.346 1 Mg/Ca 0.172 -0.378 -0.451** 0.001 0.893** 1 C值 0.524** -0.526** -0.506** 0.899** 0.357** 0.138 1 F1 0.156 -0.430** -0.378 0.001 0.156 0.580** 0.449** 1 F2 -0.921** -0.499** -0.787** 0.803** 0.893** 0.200 0.586** 0.002 1 F3 0.501** -0.621** -0.776** 0.506** 0.645** 0.512** 0.658** 0.586** 0.521** 1 δ18O -0.306 -0.478** -0.461** -0.413** -0.578** -0.230 -0.454** -0.404** -0.282 -0.456** 1 注：**相关性显著水平P < 0.01(双尾检验)；*相关性显著水平P < 0.05(双尾检验).
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