南黃海中部隆起晚新近紀—第四紀沉積序列的地層劃分與沉積演化

劉健，段宗奇，梅西，劉青松，張訓華，郭興偉，吳志強，王紅，王飛飛，陳彬，張欣，安郁輝

1. 中國地質調查局青島海洋地質研究所，青島 266237

2. 青島海洋科學與技術試點國家實驗室海洋地質過程與環境功能實驗室，青島 266237

3. 中國科學院地理科學與資源研究所 資源與環境信息系統國家重點實驗室，北京 100101

4. 中國地理學會，北京 100101

5. 南方科技大學海洋科學與工程系海洋磁學中心，深圳 518055

6. 中國海洋大學海洋地球科學學院，青島 266100

黃海盆地是在古生界殘留盆地基礎上發育的中、新生代盆地，其主體位于下揚子塊體東部南黃海海域，自北而南包括南黃海北部坳陷、中部隆起、南黃海南部坳陷和勿南沙隆起等4個構造單元[1]（圖1）。以往大量研究表明，在中三疊世末開始的印支運動、侏羅紀—白堊紀期間的燕山運動以及古新世—漸新世的喜山運動期間，伴隨著古特提斯洋的逐步消亡、揚子塊體與華北板塊碰撞拼合并最終形成秦嶺-大別-蘇魯褶皺造山帶，南黃海的4個構造單元在形成演化過程中經歷了多期構造疊加及改造，其中的中部隆起區域抬升并遭受強烈的剝蝕作用；直到漸新世末—中新世早期，南黃海盆地開始統一為坳陷沉積環境，在中部隆起區沉積了數百米厚的地層[2-6]。2011年由青島海洋地質研究所在南黃海中部隆起施工了全取心CSDP-1孔，獲取了孔深300.10 m以上的松散沉積地層；隨后對該孔巖心的綜合研究，確定第四系底界位于227.16 m，也揭示了約3.5 Ma以來的沉積環境演化歷史及其主要物源的變化[7-9]。 2015—2016年青島海洋地質研究所在南黃海中部隆起施工的另外一個全取心鉆孔CSDP-2孔，穿透了海底以下2809.88 m的地層，其中最上部592.00 m巖心為松散沉積物，往下則是已經固結成巖的下三疊統灰巖直至奧陶系泥巖—粉砂巖[10-12]。過去幾年對CSDP-2孔的研究側重于中—古生代已經固結的地層[13-15]，對其上部松散沉積物的研究尚未見報道。

圖 1 南黃海及其鄰近地區地質構造簡圖以及本文涉及到的鉆孔位置[8,18]Fig.1 Schematic map showing the tectonic division of the South Yellow Sea and the neighboring regions, as well as the locations of the sediment cores discussed in this study[8,18]

本文將報道我們對CSDP-2孔最上部592.00 m松散沉積物的古地磁、沉積相以及第四紀地質的初步研究結果，旨在探討南黃海中部隆起地區基巖面以上未固結沉積物的地層劃分和沉積相序，為全面理解南黃海新近紀以來的沉積歷史提供地質證據，也為這部分巖心的后續深入研究提供基礎地質框架和約束。

1 區域地質背景

南黃海盆地歸屬于揚子克拉通的下揚子地塊[16]，北以蘇魯造山帶為界與華北塊體相接，南至江山-紹興斷裂并與華南塊體相鄰；其基底為前震旦紀變質褶皺，基底之上發育中、古生代和中、新生代多旋回疊合盆地[17]。南黃海盆地經歷了震旦紀—早古生代陸緣海演化階段和晚古生代—中三疊世陸表海演化階段，形成了海相中—古生界盆地，沉積了一套以碳酸鹽為主的地臺沉積建造。發生于中三疊世末的印支運動，導致古秦嶺洋關閉、揚子塊體與華北塊體拼貼碰撞逐步形成秦嶺-大別-蘇魯造山帶，南黃海盆地整體抬升導致其海相沉積歷史的結束，海相中、古生界褶皺隆起遭受剝蝕改造，并形成了后來的中、新生代盆地的沉積基底[1]。晚白堊世以來，南黃海表現為拉張斷陷活動，形成陸相斷陷

盆地。白堊紀末—古近紀南黃海進入斷陷演化階段，北部坳陷和南部坳陷相繼發育，中部隆起處于隆升剝蝕階段；至漸新世開始，南黃海盆地統一為坳陷盆地沉積，至今形成了一套新近系—第四系海陸交互相地層[19]。

浙閩隆起帶是分隔南黃海盆地和東海陸架盆地的呈北東向展布的構造帶，其主體在我國的浙、閩東部陸地上，向東北延伸進入黃海和東海海底，經蘇巖礁、濟州島與朝鮮半島南部的嶺南地塊連接，長達2100 km，寬200～300 km[20]。這條構造帶是中生代的火山巖隆起帶，是華南褶皺帶的組成部分，志留紀晚期的加里東運動使南黃海盆地的南側與閩浙隆起區沿江山-紹興斷裂帶發生剪切拼貼[3]，并直至侏羅紀一直是隆起區，除了火山巖，沒有碎屑沉積物堆積[21]；白堊紀燕山運動導致浙閩隆起產生一系列北北東向斷裂和斷陷盆地，有紅色砂巖、沙礫巖、凝灰質砂礫巖夾中酸性火山巖堆積。新近紀以來浙閩隆起遭受分列、沉降，至約1.66 Ma海水從東海越過浙閩隆起進入黃海；隨著浙閩隆起的進一步沉降至約0.83 Ma，南黃海在之后的間冰期高海平面時期其海洋環境與現今基本類似[8]，浙閩隆起對海水入侵南黃海的阻隔作用基本消失。

現今的南黃海是位于中國大陸和朝鮮半島之間、大部分地區水深小于 80 m的半封閉陸架淺表海，其現代海洋流系主要包括黃海暖流、沿岸流及黃海冷水團等。南黃海中部的黃海冷水團是一個低能環境，為泥質沉積分布區；在南黃海的東部、西南部海區則發育強潮流，形成了潮流沙脊。南黃海的物源主要來自黃河和長江，而來自朝鮮半島入海河流的貢獻則要小1—2個數量級。

2 材料與方法

2016年4月至2017年11月，青島海洋地質研究所在南黃海中部隆起完成一口全取心鉆孔CSDP-2的 施 工，鉆 孔 坐 標34°33′18.9″ N、121°15′41″ E，水深22.00 m，總進尺2809.88 m。該孔最上部592.00 m巖心為未固結的松散沉積物，其中泥質沉積物的取芯率大于85%，砂質沉積物的取芯率大于60%；其下則為固結成巖的碳酸鹽巖和碎屑巖。位于CSDP-2孔東南方向約100 km的CSDP-1孔（圖1和表1），可用來開展地層的對比研究。

表 1 本文涉及的南黃海海岸帶-陸架區鉆孔信息Table 1 Details of the sediment cores in the coastal to shelf areas of the South Yellow sea as described in this paper

本文的研究對象是CSDP-2孔巖心0～592.00 m的松散沉積物。在室內首先對巖心對半分開，然后進行沉積特征描述、拍照以及采集古地磁、光釋光（OSL）等實驗樣品。古地磁樣品是在一半巖心上利用2 cm×2 cm×2 cm的無磁塑料方盒獲取的離散定向樣品，采樣間距為10～30 cm，在全部松散巖心沉積物中共獲取定向樣品2387個；在0～50 m巖心沉積物中共采取有效的光釋光（OSL）測年樣品20個；在0～250 m巖 心 沉積 物 中按 照 約10～30 cm采取底棲有孔蟲鑒定樣品1145個。

古地磁樣品的測試工作在中國科學院地質與地球物理研究所古地磁與年代學實驗室完成。首先，使用捷克Agico公司生產的MFK1-FA多頻磁化率儀對所有樣品進行磁化率和磁組構測量。測試前使用儀器配備的標樣進行標定，并對holder的背景值進行測量，達到測量標準后進行實驗；隨后樣品放在磁屏蔽空間（＜300 nT）靜置24 h，目的是對粘滯剩磁進行消磁；接著利用2G-760超導磁力儀測量樣品的天然剩磁（NRM），再利用該儀器配備的2G-600 Automatic Sample Degaussing System 儀 器 對NRM 進行交變退磁，以獲得樣品的傾角方向，退磁步驟為5、10、15、20、25、30 、35、40、45、50、60、70、80 mT。對獲得的數據利用Pmag31b1軟件進行處理，得到傾角方向。

樣品的OSL測年是在中國科學院青海鹽湖研究所光釋光實驗室完成（表2）。樣品的前處理工作在實驗室的紅光暗室里進行。首先將樣品中可能曝光的部分取出，用于分析樣品的劑量率：通過對烘干前后的樣品稱重得出含水量，并選用電感耦合等離子體質譜（ICP-MS）方法測定樣品的U、Th和K含量。然后將樣品中未曝光的部分置于燒杯中，先后加入10%的稀鹽酸和30%的雙氧水并適當攪拌以分別去除樣品中的碳酸鹽和有機質；隨后濕篩分選出38～63 μm的顆粒，用35%的氟硅酸浸泡約兩周以去除殘留長石，再用10%的稀鹽酸去除殘留的氟化物；最后將樣品用清水洗凈，低溫烘干并裝袋。經紅外檢測后，對未發現有明顯長石信號的樣品進行上機測試，測試儀器為Ris? TL/OSL DA-20，等效劑量測試采用單片再生劑量法與標準生長曲線法相結合的方法[26-28]。每個樣品共獲得18個等效劑量值，通過中值年代模型得出最終的等效劑量，并在部分曬退情況較差的樣品中采用最小年代模型計算樣品的最終等效劑量。

表 2 CSDP-2孔沉積物樣品OSL測年結果Table 2 Optically stimulated luminescence (OSL) dating results for sediment samples of core CSDP-2

底棲有孔蟲樣品的鑒定按照《海洋調查規范——海洋地質地球物理調查（GB/ T12763.8 -007）》[29]規定進行：稱50 g干樣加入清水與雙氧水（H2O2）浸泡分散，經用250目（φ=0.063 mm）分析篩淘洗，篩上顆粒烘干后，視樣品量及有孔蟲豐度將其縮分至1/2、1/4、1/8后，在雙目實體顯微鏡下挑選標本，進行鑒定與數量統計。一般統計個體數在200枚以上，不足200枚的做全部樣本統計。

3 結果分析

3.1 地層序列和沉積相特征

根據沉積特征和底棲有孔蟲組合分布特征，CSDP-2孔0～592 m的巖心沉積物可以劃分為3個大的沉積單元，從上至下依次為DU 1—DU 3：DU 3為陸相沉積；DU 2為陸相和海相沉積互層； DU 1以海相沉積為主，夾薄層陸相沉積（圖2）。

3.1.1 DU 3（592.00～125.70 m）

DU 3是由多個正粒序的沉積旋回構成的，每個旋回包括下部的砂質沉積物和上部的泥質沉積物（圖2）。砂質沉積物一般厚度為0.5～5.5 m，以黃灰或灰黃色細砂—中砂為主，分選性中等—較差；某些砂層顯示板狀或槽狀交錯層理和明顯的正粒序，底部與下伏泥質沉積物之間為侵蝕面；夾少量或較多的毫米—厘米級黏土質粉砂或粉砂—極細砂線理、條帶，有零星分布的泥礫、貝殼碎片、碳質斑點和褐紅—棕色銹斑，偶見次圓狀礫石（長＜2 cm）。每個旋回上部的泥質沉積物與下伏砂質沉積物之間呈漸變或突變式接觸，以灰黃—深棕灰黏土質粉砂和粉砂為主，夾少量砂質薄層。黏土質粉砂中可見粉砂質透鏡體，偶見粉砂—細砂條帶，常見鈣質結核、紅色和棕黃色銹斑以及中等程度的生物擾動。極細砂—細砂層（一般厚20～50 cm）偶見于泥質層中，與下伏泥質沉積為突變接觸且顯示向上變細的粒序。本單元未見底棲有孔蟲。

DU 3被解釋為河流沉積。其砂質沉積物的特征，包括其底部侵蝕面、板狀交錯層理、正粒序和缺失有孔蟲，表明其屬于河道沉積。砂質層與上覆泥質沉積之間突變或漸變接觸反映了河道的突然或漸變式的廢棄[30]。泥質層中豐富的褐紅-棕色銹斑和鈣質結核則表明泥質沉積物經常出露水面遭到氧化以及成巖改造。根據巖性特征以及位于砂質沉積物之上的地層位置，泥質沉積物被解釋為洪泛平原沉積，并夾有砂質漫灘沉積[31]。泥質沉積物中的砂質層被解釋為決口扇沉積，這與其突變式的底界面和正粒序是吻合的[30-31]。本沉積單元中多個旋回的疊加被解釋為河道遷移與構造沉降相互作用的結果。

3.1.2 DU 2（125.70～47.34 m）

DU 2呈深灰、黃灰或深棕色，可細分為7個層段（從上之下為DU 2a—DU 2g），包括4個相對細粒層段（DU 2a、DU2c、DU 2e和DU 2g）和3個相對粗粒層段（DU 2b、DU 2d和DU 2f）的互層組成，它們之間為侵蝕或明顯接觸（圖2）。4個細粒層段分別 出 現 于 孔 深125.70～116.84 m（DU 2g）、107.94～95.71 m（DU 2e）、85.85～83.90 m（DU 2c）和71.45～47.34 m（DU 2a），它們以粉砂—黏土質粉砂為主，常見粉砂質透鏡體、毫米—厘米級黏土質粉砂或局部為黏土質粉砂與粉砂—細砂密集互層（毫米—厘米級），顯示潮汐層理（波狀和透鏡層理），發育中等或局部的強烈的生物擾動；最下部的3個細粒層段（DU 2c、DU 2e和DU 2g）中常見棕紅、棕黃色銹斑和鈣質結核；最上部的細粒層段（DU 2a）夾較多細砂質粉砂—細砂薄層（一般＜40 cm，最大厚度1.8 m），它們與下伏細粒沉積層為侵蝕接觸，較厚的細砂層顯示正粒序并夾粉砂質條帶。

圖 2 CSDP-2孔巖心柱狀圖a. 0～192 m, b.192～384 m, c. 384～592 m。Fig.2 Lithologic logs of core CSDP-2, for depths of (a) 0～192 m, (b) 192～384 m, and (c) 384～592 m

在下部3個細粒層段（DU 2c、DU 2e和DU 2g）中，底棲有孔蟲零星、斷續地出現，豐度（平均值1枚/g）和簡單分異度（平均值2）都比較低，以Ammonia beccarii (Linné) vars. 和 Epistominella naraensis (Kuwano)等濱岸淺水種為主要優勢種（圖3）。在最上部的細粒層段（DU 2a）中，底棲有孔蟲比較連續地出現，豐度（平均值17枚/g）和簡單分異度（平均值5）都比下伏3個細粒層段中的高，以A. beccarii vars.、內 陸 架 涼 水 種Protelphidium tuberculatum (d'Orbigny)以及半咸水種（Elphidiella kiangsuensis (Ho, Hu et Wang)，Haynesina germanica(Ehrenberg)和Hyalinea balthica (Schroeter)）為 主 要優勢種。

3個粗粒層段（DU 2b、DU 2d和DU 2f）以細砂—中砂層為主，與下伏泥質沉積之間為侵蝕接觸，并顯示板狀或槽狀交錯層理和正粒序，分選性中等—較差，其上常見薄層粉砂—黏土質粉砂層（一般＜1 m），其中常見鈣質結核和棕紅、棕黃色銹斑。這些砂層中局部偶見破碎、磨蝕的褐色底棲有孔蟲殼，表明其被再改造和異地搬運的成因。

DU 2單元最上部2 m的兩個OSL測年數據是105.0±7 ka和122.0±10 ka，測年結果超出了石英顆粒OSL測年的上限，只能供參考。

DU 2被解釋為潮坪—濱岸沉積或濱岸—內陸架沉積與河流沉積的交替。該單元下部3個細粒層段（DU 2c、DU 2e和DU 2g）被解釋為潮坪—濱岸沉積，以廣泛出現的潮汐層理為特征，其中的褐紅—棕色銹斑表明該沉積單元曾岀露過地表，其中的底棲有孔蟲組合分布特征也證明了其近岸淺水環境。該單元最上部的細粒層段（DU 2a）則被解釋為受潮汐影響的濱岸—內陸架沉積，其沉積特征和底棲有孔蟲組合分布特征都表明它形成于比下部3個細粒層段較深水的環境，所夾的細砂質粉砂—細砂薄層被解釋為潮道沉積。DU 2中的3個粗粒層段（DU 2b、DU 2d和DU 2f）被解釋為河流沉積：細砂—中砂砂層被解釋為河道點壩沉積；覆蓋其上但不含底棲有孔蟲的薄層粉砂—黏土質粉砂層被解釋為洪泛平原沉積，這與其中出現鈣質結核和棕色銹斑是一致的。

3.1.3 DU 1（47.34～0 m）

根據沉積特征和底棲有孔蟲組合分布特征，DU 1又可細分為4個層段，從上至下編號為：DU 1a，DU 1b，DU 1c和DU 1d（圖2）。

圖 3 CSDP-2孔0～130 m巖芯中底棲有孔蟲的豐度（a）、簡單分異度（b）和主要屬種含量（c—i）的垂向分布特征半咸水種：E. kiangsuensis，H. germanica和Hy. Balthica；較深水種：A. compressiuscula和A. ketienziensis。Fig.3 Down-core changes in (a) benthic foraminiferal abundance, (b) simple diversity, and (c—i) relative abundance of the main foraminiferal species in the uppermost 130 m of core CSDP-2

（1）DU 1d（47.34～35.20 m）

DU 1d與下伏的DU 2頂部沉積層為明顯接觸，以深灰色黏土質粉砂為主，其中夾較多粉砂質透鏡體或不規則條帶，常見深灰—暗灰色黏土質粉砂與粉砂密集互層（1～3 mm），生物擾動強烈。偶夾細砂質粉砂—粉砂質細砂薄層（一般＜40 cm）。本段底棲有孔蟲的豐度（平均70枚/g）和簡單分異度（平均值7）都比下伏單元有顯著增加，以A. beccariivars.、內陸架涼水種P. tuberculatum、內陸架常見種Florilus decorus(Cushman et McCulloch)和Elphidium magellanicumHeron-Allen et Earland為主要優勢種（圖3），其中近岸淺水種A. beccariivars.的含量比下伏海相層段明顯下降。

本段最上部4.5 m有3個OSL測年數據，變化于（92.0±7 ）～（102.0±9） ka。

根據沉積特征和底棲有孔蟲組合分布特征，并與以往的QC2孔[7]、SYS-0702孔[22]和CSDP-1孔[8]等鉆孔地層序列對比，本段沉積物被解釋為淺水陸架區的冷水團沉積，其中砂質粉砂—粉砂質細砂薄層被解釋為風暴沉積。

（2）DU 1c（35.20～30.55 m）

DU 1c以深黃灰色—深綠灰色細砂為主，顯示板狀或槽狀交錯層理，分選一般至較差，與下伏細粒沉積之間為侵蝕接觸，生物擾動中等。本段未見底棲有孔蟲。

本段最上部2 m，從上至下的2個OSL測年數據是72.6±6.1 ka和77.9±9.5 ka。

根據上述沉積特征，本段被解釋為河流（點壩）沉積。

（3）DU 1b（30.55～10.52 m）

DU 1b以深灰色粉砂—黏土質粉砂密集互層（厚1～3 mm），或棕色—褐灰色黏土質粉砂夾粉砂質透鏡體，常見炭質斑點和棕色銹斑，生物擾動中等。本段底部夾深灰色細砂—粉砂質細砂層，分選一般，顯示正粒序和板狀或槽狀交錯層理，與下伏DU 1c之間為明顯接觸。底棲有孔蟲的豐度（平均10枚/g ）較低，簡單分異度的平均值為8，以A. beccariivars.為主要優勢種，次要種包括P. tuberculatum、E.magellanicum和 半 咸 水 種（E. kiangsuensis，H.germanica和H. balthica）（圖3）。

本段的中、下部有6個OSL測年數據，除了兩個在80～81 ka外，其余的為（65.4±5.3 ）～（68.5±7.1） ka。

根據本段的沉積特征與底棲有孔蟲組合分布特征，并與以往施工的SYS-0701孔[22]和CSDP-1孔[8]的地層對比，本段被解釋為三角洲沉積（三角洲平原—分流間灣沉積）。

（4）DU 1a（10.52～0 m）

DU 1a以深灰—灰色粉砂層為主，夾深灰色黏土質粉砂薄層（一般＜1 m），粉砂層中常夾較多或大量黏土質條帶（＜1 mm），生物擾動中等—強烈；底部以一貝殼碎片薄層（含礫石）（厚度約20 cm）與下伏DU 1b分隔開，即為侵蝕接觸。底棲有孔蟲的豐度（平均365枚/g）和簡單分異度（平均30）是所有層 段 中 最高的，主 要 優 勢種A. beccariivars.比 下 伏DU 1b有所降低，次要種主要包括P. tuberculatum、E. naraensis和較 深 水 種（Ammonia compressiuscula(Brady) 和Ammonia ketienziensis(Ishizaki)）（圖3）。

本段從上至下的6個OSL測年數據變化于（1.0±0.1）～（4.2±0.2） ka。

根據本段的沉積特征與底棲有孔蟲組合分布特征，本段被解釋為受潮汐影響的濱岸—內陸架沉積。

3.2 古地磁測試結果

樣品的磁化率各向異性特征：絕大部分樣品的磁化率各向異性度小于1.15（圖4a），且其磁性顆粒的形狀多為壓扁狀（圖4b）。磁化率各向異性橢球中，大多數樣品的最小主軸（K3）近似于垂直最大軸（K1）和中間軸（K2）位于的層面（圖4c），顯示了正常的沉積方向。部分樣品的K3傾角在整個投影面上隨機分布，指示原始沉積狀態遭到擾動或者是非正常的沉積過程[32]。

樣品的交變退磁曲線呈現出4種不同的變化特征：①樣品具有穩定的退磁行為，在交變場達20 mT后得到穩定的磁傾角，并逐步趨向于原點（圖5a、5d、5e）；②樣品在交變場達～50 mT后，剩余強度隨交變退磁場增大而增大，獲得旋轉剩磁（圖5b），指示膠黃鐵礦的存在[33]；③樣品退磁過程“雜亂無章”（圖5c）；④樣品的天然剩磁在30 mT后強度變化較小，至80 mT時仍剩余60%以上（圖5f），指示了載磁礦物含有大量的赤鐵礦。本研究僅對①類樣品采用Kirschvink主向量分析法[34]獲得其特征剩磁；同時，參考文獻[32]的方法，將K3傾角小于60°的樣品進行剔除，最終獲得鉆孔的磁傾角變化曲線（圖5g）。其中，0～400 m的磁傾角記錄分辨率平均為約1 m，400 ～592 m的磁傾角記錄分辨率為約3 m。

在建立磁性地層框架時，上部的400 m對“孤點”記錄的極性變化不予考慮，我們把極性變化連續2個點以上的層段視為穩定的記錄；而400～ 592 m的可信磁傾角數據較少，我們暫時將538.3 m左右的“孤點”記錄視為極性變化，得到整根巖芯的正負極性圖（圖5h）：

圖 4 樣品的磁化率各向異性特征a. 磁化率各向異性度(P)—體磁化率(K)關系圖，b. 磁面理(F)— 磁線理(L)關系圖，c. 磁化率各向異性主軸方向的等面積投影圖。Fig.4 Anisotropy of magnetic susceptibility for all samples of core CSDP-2, with (a) degree of magnetic anisotropy (P) versus volume susceptibility (K), (b) magnetic lineation (L) versus magnetic foliation (F), and (c) Stereonet projection of axes of maximum (K1),intermediate (K2) and minimum (K3) susceptibility axes.

（1） 0～65.23 m以正極性為主，其中有4個負極性層（1.87～5.29、9.57～10.23、32.65～32.86和40.76～43.96 m）；

（2） 65.23～227.91 m以負極性為主，在93.63～102.63、135.02～159.20和184.81～216.68 m分別各有一層正極性層；

（3） 227.91～441.88 m以正極性為主：227.91～367.23 m為 連 續 的 正 極 性 層，367.23～381.22、392.51～407.30和420.66～434.90 m分別夾有一層負極性層；

（4） 441.88～566.50 m以負極性為主，夾有兩層正極性層（474.79～525.04和536.72～555.26 m）；（5）566.50～592.00 m為正極性。

將CSDP-2孔巖心的正負極性圖與標準地磁極性年代表[35]進行比對，該孔主要的古地磁極性界線確定如下（圖6）： Matuyama負極性時/ Brunhes正極性時的界線（M/B）深度為約65.23 m，Gauss正極性時/ Matuyama負極性時的界線（G/M）深度為約227.91 m，Gilbert負極性時/Gauss正極性時的界線（G/G）在約441.88 m，推測Gilbert負極性時的底界深度在592.00 m之下。

圖 5 CSDP-2孔特征樣品的交變退磁結果正交投影圖（a—f），（g）特征剩磁的磁傾角變化和（h）地磁極性變化Fig.5 Orthogonal diagrams of stepwise alternating-field demagnetization of representative samples (a)～(f), variations of ChRM inclinaton(g), and variations of the geomagnetic polarity (h) in core CSDP-2.

CSDP-2孔和CSDP-1孔位置相近，同屬一個沉積區域，兩者的巖心磁化率曲線變化具有高度的相似性，這表明可以用磁化率對兩孔進行年代對比。這兩個鉆孔巖心的M/B界線和G/M界線的深度基本一致，均出現在磁化率的高值，且與附近濱海平原的XH1孔[36]和GKZ01孔[23]（圖1，表1）的相應界線深度可以進行對比（圖6），這說明了CSDP-2孔G/M界線以上的磁性地層結果的可靠性。利用CSDP-2孔的磁化率與CSDP-1孔進行對比，確定其Matuyama期 內 的93.63 ～102.63 m和135.02 ～159.20 m正極性層分別對應著Jaramillo正極性亞時（約0.99～1.07 Ma）和Olduvai正極性亞時（約1.77～1.95 Ma）事件，184.81～216.68 m正極性層可能對應著Réunion正極性亞時事件（約2.14～2.15 Ma）。與標準地磁極性年代表不同，CSDP-2孔記錄的Gilbert反向期內僅記錄3層正極性層， 這可能與底

圖 6 CSDP-2鉆孔的綜合磁性地層年齡框架及其與鄰近鉆孔磁性地層的對比a. XH1孔磁性地層[36]， b. GZK01孔磁性地層[23]， c. CSDP-1磁性地層[21]，d. CSDP-1孔的磁化率變化[21]，e. CSDP-2孔的磁化率變化， f. CSDP-2孔特征剩磁磁傾角變化，g. CSDP-2孔的磁性地層結果（來自本文），h. 標準地磁極性年代表（GPTS）[35]。Fig.6 Magnetostratigraphic framework of core CSDP-2 and its correlation with those of other cores in the neighboring areas, showing (a)magnetostatigraphy of core XH1[36], (b) magnetostatigraphy of core GZK01[23], (c) magnetostatigraphy of core CSDP-1[21], (d) magnetic susceptibility variations of CSDP-1[21], (e) magnetic susceptibility variations of CSDP-2, (f) ChRM inclinaton of core CSDP-2, (g) Magnetostatigraphy of core CSDP-2 of this study, and (h) GPTS[35]

部沉積存在的侵蝕現象有關；我們推測， 474.79～525.04 m和566.50～592.00 m正極性層可能對應于Cochiti正極性亞時事件（4.187～4.3 Ma）和Thvera正極性亞時事件（4.997～5.235 Ma）。

根據鉆孔的年齡-深度相關圖（圖7）推算，CSDP-2孔第四紀以來的平均沉積速率為8.79 cm/ka，這與CSDP-1孔同一時期的平均沉積速率（8.78 cm/ka）[21]基本相當，也佐證了CSDP-2孔G/M界線之上的磁性地層的可靠性。由于CSDP-2孔底部樣品的可靠特征剩磁磁傾角記錄較少，我們根據G/M界面（深度約227.91 m）和Thvera正極性亞時事件的頂界面（566.50 m）之間的平均沉積速率進行外推，鉆孔底界592.00 m處的年齡為約5.2 Ma。

4 討論

4.1 CSDP-2孔0～592.00 m沉積序列的地層劃分

根據上述CSDP-2孔0～592.00 m松散沉積物的磁性地層研究結果，可以初步得到如下幾條重要地層界線（圖8a），并根據磁性地層年表[35]初步確定其年齡：

圖 7 CSDP-2孔的年齡-深度曲線0～592.00 m各主要年齡控制點之間的沉積速率（黑線）、0～592.00 m平均沉積速率（紫色線）和第四紀地層的平均沉積速率（綠線）。橫軸顯示的標準地磁極性年代表（GPTS）引自文獻[35]，縱軸顯示的CSDP-2孔磁性地層詳見圖6。Fig.7 Age-depth curve of core CSDP-2With the black line showing the sedimentation rates between the various time control points, the purple line showing the average sedimentation rate in the entire core of 592.00 m, and the green line showing the average sedimentation rate in the Quaternary.

（1）第四系底界（即G/M界線）位于孔深約227.91 m，年齡為2.59 Ma。

（2）下/中更新統界線（即M/B界線）位于孔深約65.23 m，年齡為0.78 Ma。

（3）下更新統內部的兩個重要古地磁極性事件，即Jaramillo正極性亞時（約0.99～1.07 Ma）和Olduvai正極性亞時（約1.77～1.95 Ma）事件，分別出現在孔深93.63～102.63 m和135.02～159.20 m。

（4）Gilbert負極性時/Gauss正極性時的界線（G/G）位于孔深約441.88 m，年齡為3.60 Ma；根據鉆孔底部沉積速率推測沉積物底界592.00 m的年齡為約5.2 Ma。

根據OSL測年結果，結合沉積序列的沉積相分析和南黃海地區以往多個鉆孔的晚第四紀沉積地層研究成果，可將CSDP-2孔上部自晚更新世以來形成的地層做如下進一步的劃分，并與CSDP-1孔對應的地層進行對比（圖8b）：

圖 8 CSDP-2 孔 0～592.00 m 與 CSDP-1 孔沉積序列主要磁性地層界面的對比（藍線）和 3 個主要海侵界面的對比（紅線）（a） 以及 CSDP-2 和 CSDP-1 孔 MIS 5 以來沉積相序、地層劃分及其對比（b）CSDP-2的資料來自本文，CSDP-1的資料來自文獻[8]，標準地磁極性年代表（GPTS）來自文獻[35]，MIS 6晚期以來全球海平面高程的資料來自文獻[37]。Fig.8 (a) correlation of main magnetostratigraphic boundaries (blue lines) and three major marine transgressive boundaries (red lines)between the uppermost 592.00 m of core CSDP-2 and core CSDP-1, and (b) the post-MIS 5 sedimentary facies sequences, stratigraphic divisions of core CSDP-2 and core CSDP-1 and their correlation between the two coresData sources: CSDP-2 from this study, CSDP-1 from Reference [8], GPTS from Reference[35], and the data of global sea level since the late MIS 6from Reference [37].

（1）DU 1d層段（47.34～35.20 m）為淺水陸架冷水團沉積，其上部的OSL測年數據指示其為MIS 5晚期的沉積。我們認為這一淺水陸架冷水團沉積形成于MIS 5時期，可以與以往南黃海陸架多個鉆孔揭示的冷水團沉積[8,38]進行對比。DU 1d的底界（47.34 m）自然就是中/上更新統的界面，年齡為0.128 Ma。

（2）DU 1c層段（35.20～30.55 m）為河流沉積，其中的2個OSL測年數據大致位于72～78 ka。我們認為它形成于MIS 4，當時全球海平面比現今海平面要低80～90 m[39], 南黃海陸架出露海底而廣泛發育了河流沉積[8,22]。

（3）DU 1b層段（30.55～10.52 m）為三角洲平原—分流間灣沉積，根據OSL測年數據和與下伏DU 1c層段的地層關系，我們認為它屬于MIS 3早—中期在南黃海西部海岸帶—陸架區發育的三角洲沉積[22]的一部分。

（4）DU 1a層段（10.52～0 m）為濱岸—內陸架沉積，根據OSL測年數據推測，這一層段形成于冰后期海侵直至當今的海相沉積。DU 1a層段底界面上約20 cm的貝殼碎片薄層（含礫石），代表了冰后期開始后的海侵滯留沉積層。這一侵蝕界面是一個穿時面，在東海內陸架至濱岸其形成時間約為14～12 ka[40]。因此，DU 1a被確定形成于MIS 1。

DU 1a和DU 1b之間缺失MIS 2時期的沉積地層，這與CSDP-1孔所揭示的地層特征是一致的。MIS 2時期南黃海西部陸架出露成陸而發育下切河谷[22]，CSDP-1孔的位置處在當時的河谷間高地[8]。我們推測MIS 2時期CSDP-2孔的位置可能與CSDP-1孔一樣都位于河間高地，當時或者因地勢較高而處于侵蝕狀態，或者當時的河流沉積物（洪泛平原沉積）較薄而在冰后期海侵過程中被完全侵蝕掉，導致MIS 2沉積的缺失。

事實上地質歷史時期地層的不連續性是一個普遍現象，并且年輕地層的完整性一般要大于相對年老地層，類似于美國Eel陸架的地層記錄[41]。如圖7所示，CSDP-2孔晚更新世以來地層平均沉積速率為37.00 cm/ka，遠超之前的沉積速率（2.74～21.26 cm/ka）；最年輕的DU 1a形成于MIS 1，經估算其沉積速率高達75.14 cm/ka。雖然地層序列各時段沉積速率的變化由多種因素所控制，包括物源供給、沉積空間、沉積動力條件等，但地層的完整性是一個非常重要的因素。南黃海陸架區在晚新近紀和第四紀早期處于陸相環境，當時發育的河道的頻繁遷移必然會在一定程度上對先前的沉積物造成侵蝕；而在第四紀早期海水進入南黃海之后，隨著第四紀冰期與間冰期的交替而使得海平面大幅度升降，南黃海陸架出現海洋與陸地環境的交替更迭，每次海侵過程和陸相環境期間都會形成局部或大范圍的地層缺失。如果在地球軌道尺度上地層的連續性遭到損害，那么地層序列的磁性地層學將會面臨挑戰。因此，主要依據古地磁方法對CSDP-2孔進行的地層劃分還有待于今后絕對測年方法的訂正，尤其是對于前第四紀陸相地層。

4.2 南黃海陸架晚新近紀以來的沉積演化

根據上述CSDP-2孔0～592.00 m地層的幾條重要的年齡界面，可以推算第四紀早期以來主要環境變化事件的年代。

首先，根據該孔第四紀界面（227.91 m，約2.59 Ma）和Olduvai正極性亞時（約1.77～1.95 Ma）頂界面（135.02 m）之間的沉積速率，外推CSDP-2孔最早發生海侵的時間（對應于DU 2g的底界面125.70 m）為約1.69 Ma，基本等同于CSDP-1孔所揭示的第四紀最早發生海侵的時間（1.66 Ma）[8]。

其次，根據鉆孔地層中Jaramillo正極性亞時（約0.99～1.07 Ma）出現的深度（93.63 m）和M/B界線出現的深度（65.23 m）所得到的平均沉積速率進行內插，估算DU 2最上部一個海相層段（DU 2a）底界面（71.45 m）對應于約0.83 Ma。從前面的分析可知，DU 2a為受潮汐影響的濱岸—內陸架沉積，比其下伏3個海相層段（DU 2g、DU 2e和DU 2c）所經歷的潮坪—濱岸環境都更接近于CSDP-2孔位現今的環境，表明DU 2a形成時南黃海現代環境條件基本建立，這與根據CSDP-1孔所得到的研究結論[8]是一致的。

值得注意的是，DU 2a海相層下部包含了M/B界線，其頂部則與MIS 5海相沉積層相接，參考其上部的OSL測年數據，推測其經歷了超長的形成時間（＞65萬年）。很明顯，DU 2a不是在第四紀中的一個間冰期的海洋環境時期形成的，它應該是多個間冰期形成的海相層的疊加，而冰期低海平面時期形成的陸相沉積則被與之交替的多個海侵過程和/或冰期發育的河流所侵蝕殆盡。

現代黃海冷水團基本上盤踞在50 m等深線附近的黃海低洼地區[42]，以往揭示MIS 5時期發育陸架冷水團沉積的QC2孔[7]、SYS-0702孔[22]和CSDP-1孔[8]等都位于現今冷水團范圍之內或其外界附近。CSDP-2孔（水深22.00 m）與現今南黃海50 m等深線相距近100 km，明顯處在現代冷水團范圍之外的近岸淺水區。但該孔DU 1d層段屬于MIS 5時期形成的冷水團沉積，不過其粒度比現今典型的黃海冷水團分布區堆積的泥質沉積物要粗，夾有風暴沉積層。我們推測，這一方面表明MIS 5時期海平面比現今略高而使當時的南黃海冷水團范圍比之現今有所擴大，另一方面也說明CSDP-2孔可能位于當時的冷水團外圍邊界附近，其所在的相對較淺的海域發生風暴沉積作用的概率加大。

過去的研究表明，南黃海中部隆起經歷了印支—燕山期強烈的構造隆升及剝蝕作用，剝蝕過程大致發生于晚白堊世至漸新世末期，并于中新世開始盆地統一沉降而形成現今的地質結構[2,43]。我們對CSDP-2孔的研究表明，南黃海中部隆起在上新世之初（約5.2 Ma）剝蝕作用才停止，并開始堆積河流沉積物；此后直至第四紀早期約1.7 Ma，隨著浙閩隆起的逐漸沉降，海水從東海越過浙閩隆起進入南黃海，這是自漸新世開始南黃海盆地統一為坳陷盆地接受沉積以來發生的首次海侵。但從首次海侵直至0.83 Ma，南黃海中部隆起區發育潮坪—濱岸沉積與河流沉積的互層。這表明隨著冰期與間冰期的交替，海平面大幅度升降（超過120 m），南黃海中部隆起區出現海相與陸相環境的更迭，但南黃海在間冰期高海平面時期海水深度較淺，東海和南黃海通過浙閩隆起的溝通仍然受限。自0.83 Ma以DU 2a的開始形成作為標志，南黃海中部隆起區在間冰期高海平面時期的海洋環境基本接近現今環境，說明浙閩隆起發生了進一步的沉降并使其不再成為東海和南黃海海水互通的障礙。至MIS 5，南黃海陸架發育范圍超過現今的冷水團，推測其外圍邊界在CSDP-2鉆孔位置附近。往后，南黃海西部陸架在MIS 4時期發育河流沉積，在MIS 3早期發育三角洲沉積，在MIS 3晚期至MIS 2發育河流沉積，在MIS 1發育濱岸—內陸架沉積。

5 結論

（1）南黃海中部隆起CSDP-2孔0～592.00 m的沉積序列最初形成于約5.2 Ma，其第四系底界（即G/M界線）位于孔深約227.91 m（年齡為2.59 Ma），下/中更新統界線（即M/B界線）位于孔深約65.23 m（年齡為0.78 Ma），中/上更新統界線位于孔深47.34 m（年齡約128 ka）。下更新統內部的Jaramillo正極性亞時（約0.99～1.07 Ma）和Olduvai正極性亞時（約1.77～1.95 Ma）分 別 出 現 在 孔 深93.63～102.63 m和135.02～159.20 m。另外，Gilbert負極性時/Gauss正極性時的界線（G/G）位于孔深約441.88 m（年齡為3.60 Ma）。該孔自晚更新世以來形成的地層又可劃分出MIS 5、MIS 4、MIS 3和MIS 1的沉積層段，缺失MIS 2沉積。

（2）南黃海中部隆起區在新近紀的剝蝕止于約5.2 Ma，從約5.2 Ma至約1.7 Ma發育河流沉積；由于浙閩隆起的逐漸沉降，約1.7 Ma發生自新生代開始以來的首次海侵，直至約0.83 Ma，發育潮坪—濱岸沉積與河流沉積的互層；從約0.83 Ma開始至今，浙閩隆起的進一步沉降使得南黃海中部隆起區在間冰期高海平面時期的海洋環境基本接近現今環境。南黃海西部陸架在MIS 5發育范圍比現今更廣的冷水團沉積，在MIS 4、MIS 3早期、MIS 3晚期至MIS 2和MIS1分別發育河流沉積、三角洲沉積、河流沉積和濱岸—內陸架沉積。

（3）CSDP-2孔0～592.00 m沉積序列主要受控于區域構造沉降和海平面變化，其全新統、更新統和整個地層序列的沉積速率呈現依次明顯下降的趨勢，主要歸因于地層時代越老其連續性越差，特別是晚更新世之前的地層有顯著侵蝕的現象。

致謝：青島海洋地質研究所、中國科學院海洋研究所、中國海洋大學和同濟大學的多位科研人員和研究生參加了CSDP-2孔的海上鉆探施工和室內分樣的工作，何起祥教授審閱了全文，在此一并致謝！