引言
大陆硅酸盐风化通过消耗大气中的CO2来调节长期碳循环（Berner et al., 1983; Walker et al., 1981）。研究者们历来高度关注快速侵蚀的山地构造带，在这些区域，抬升与侵蚀不断暴露新鲜矿物使之接受风化作用（Raymo and Ruddiman, 1992）。然而，矿物滞留时间较短可能限制反应程度，使得硅酸盐风化的通量并不一定与物理侵蚀速率直接成正比（Bufe et al., 2024; Gaillardet et al., 1999b; West et al., 2005）。因此，碎屑物可能仍处在未完全风化的状态下从山地流域被输出，并继续在下泄搬运和沉积储存过程中经历硅酸盐蚀变（Trapp-Müller et al., 2025）。
在低地势沉积环境中，较长的沉积物滞留时间和持续的水–矿物相互作用可促进硅酸盐风化作用的持续进行及相关CO2的消耗，该过程通常被称为低地风化（Bouchez et al., 2012; Lupker et al., 2012）。亚马逊河与恒河水系的研究表明，前陆盆地和洪泛平原对盆地尺度的风化通量有显著贡献，而非仅仅作为被动的沉积储库（Lupker et al., 2012; Moquet et al., 2011）。类似的蚀变也可能发生在冰期海平面低水位时期露出的大陆架上，其中先前沉积的河流沉积物在进积埋藏之前会经历进一步的硅酸盐蚀变（Ludwig et al., 1999; Wan et al., 2017; Xu et al., 2018; Yang et al., 2026）。然而，海洋沉积物的地球化学特征通常反映物源和沉积物输运路径的变化，并可能进一步受到早期成岩作用的改造，使得暴露相关风化信号难以分离（Chen et al., 2026; Wan et al., 2017）。
长江三角洲第一硬黏土层（以下简称硬黏土）分布广泛，与末次冰期海平面低水位密切相关。过去几十年中，其层序学、年代学和沉积特征已被广泛研究（Chen et al., 2008; Li et al., 2000; Qin et al., 2008; Wu et al., 2020; Zheng, 1999）。尽管其物源和沉积起源仍存在部分争议，但硬黏土通常被解释为记录了母质积累、地表出露及成土风化，随后在全新世进积过程中被埋藏（Li et al., 2000; Wang et al., 2021）。类似的低水位沉积物也存在于其他沿海和三角洲环境，包括中国的黄河三角洲和珠江三角洲（Lin et al., 2023; Xu et al., 2015），以及尼罗河、波河、湄公河和红河流域（Chen and Stanley, 1993; Morelli et al., 2017; Truong et al., 2011; Yen et al., 2021）。在这一更广泛的背景下，硬黏土及其相邻沉积层共同提供了一个具有层序约束的档案，可用于研究原地成土风化作用。
硬黏土的成土改造主要通过宏观和微观特征加以识别，包括铁–锰结核与硬块、黏土包裹体、根系痕迹、孔隙和裂隙（Chen et al., 2008）。尽管矿物学和地球化学证据仍然有限，但现有数据表明硬黏土中的蚀变程度强于相邻沉积层（Wu et al., 2021; Yi, 2024; Zhang et al., 2026）。这些观察共同支持了成土覆盖层的存在，但由于硬黏土内部及其与相邻沉积层之间的高分辨率对比研究匮乏，其幅度和内部变异性仍难以精确量化。传统风化指数对物源、水动力学分选和沉积物再循环敏感（Dinis et al., 2017; Garzanti et al., 2010; Guo et al., 2018），并且可能保留了从物源区和早期搬运–储存历史中继承的风化信号（Deng et al., 2022; Shao and Yang, 2012），使得解释更加复杂。因此，关键挑战在于从继承的沉积变异性中分离出原地成土信号，并评估其相对幅度，这是评价大型河流–三角洲系统低地风化作用的关键一步。
为弥补这一研究空白，我们研究了长江三角洲南部TY钻孔中的硬黏土及相邻沉积层。我们整合了年代学、沉积学、黏土矿物学、元素地球化学及锶–钕同位素数据，以约束沉积环境和物源，并刻画研究层段的风化模式。在此基础上，我们建立了经验沉积基线，以估算硬黏土内部成土蚀变的相对幅度。最后，我们将TY钻孔记录置于区域海平面和古气候变化的背景下，考察成土风化作用的总体演化及其环境控制因素。这一针对特定地点的研究为评估与冰期大陆架暴露相关的低地风化作用以及开展更广泛的沿海和三角洲环境对比提供了基础。
