南黄海中部隆起晚新近纪—第四纪沉积序列的地层划分与沉积演化

刘健，段宗奇，梅西，刘青松，张训华，郭兴伟，吴志强，王红，王飞飞，陈彬，张欣，安郁辉

1. 中国地质调查局青岛海洋地质研究所，青岛 266237

2. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室海洋地质过程与环境功能实验室，青岛 266237

3. 中国科学院地理科学与资源研究所 资源与环境信息系统国家重点实验室，北京 100101

4. 中国地理学会，北京 100101

5. 南方科技大学海洋科学与工程系海洋磁学中心，深圳 518055

6. 中国海洋大学海洋地球科学学院，青岛 266100

黄海盆地是在古生界残留盆地基础上发育的中、新生代盆地，其主体位于下扬子块体东部南黄海海域，自北而南包括南黄海北部坳陷、中部隆起、南黄海南部坳陷和勿南沙隆起等4个构造单元[1]（图1）。以往大量研究表明，在中三叠世末开始的印支运动、侏罗纪—白垩纪期间的燕山运动以及古新世—渐新世的喜山运动期间，伴随着古特提斯洋的逐步消亡、扬子块体与华北板块碰撞拼合并最终形成秦岭-大别-苏鲁褶皱造山带，南黄海的4个构造单元在形成演化过程中经历了多期构造叠加及改造，其中的中部隆起区域抬升并遭受强烈的剥蚀作用；直到渐新世末—中新世早期，南黄海盆地开始统一为坳陷沉积环境，在中部隆起区沉积了数百米厚的地层[2-6]。2011年由青岛海洋地质研究所在南黄海中部隆起施工了全取心CSDP-1孔，获取了孔深300.10 m以上的松散沉积地层；随后对该孔岩心的综合研究，确定第四系底界位于227.16 m，也揭示了约3.5 Ma以来的沉积环境演化历史及其主要物源的变化[7-9]。 2015—2016年青岛海洋地质研究所在南黄海中部隆起施工的另外一个全取心钻孔CSDP-2孔，穿透了海底以下2809.88 m的地层，其中最上部592.00 m岩心为松散沉积物，往下则是已经固结成岩的下三叠统灰岩直至奥陶系泥岩—粉砂岩[10-12]。过去几年对CSDP-2孔的研究侧重于中—古生代已经固结的地层[13-15]，对其上部松散沉积物的研究尚未见报道。

图 1 南黄海及其邻近地区地质构造简图以及本文涉及到的钻孔位置[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]

本文将报道我们对CSDP-2孔最上部592.00 m松散沉积物的古地磁、沉积相以及第四纪地质的初步研究结果，旨在探讨南黄海中部隆起地区基岩面以上未固结沉积物的地层划分和沉积相序，为全面理解南黄海新近纪以来的沉积历史提供地质证据，也为这部分岩心的后续深入研究提供基础地质框架和约束。

1 区域地质背景

南黄海盆地归属于扬子克拉通的下扬子地块[16]，北以苏鲁造山带为界与华北块体相接，南至江山-绍兴断裂并与华南块体相邻；其基底为前震旦纪变质褶皱，基底之上发育中、古生代和中、新生代多旋回叠合盆地[17]。南黄海盆地经历了震旦纪—早古生代陆缘海演化阶段和晚古生代—中三叠世陆表海演化阶段，形成了海相中—古生界盆地，沉积了一套以碳酸盐为主的地台沉积建造。发生于中三叠世末的印支运动，导致古秦岭洋关闭、扬子块体与华北块体拼贴碰撞逐步形成秦岭-大别-苏鲁造山带，南黄海盆地整体抬升导致其海相沉积历史的结束，海相中、古生界褶皱隆起遭受剥蚀改造，并形成了后来的中、新生代盆地的沉积基底[1]。晚白垩世以来，南黄海表现为拉张断陷活动，形成陆相断陷

盆地。白垩纪末—古近纪南黄海进入断陷演化阶段，北部坳陷和南部坳陷相继发育，中部隆起处于隆升剥蚀阶段；至渐新世开始，南黄海盆地统一为坳陷盆地沉积，至今形成了一套新近系—第四系海陆交互相地层[19]。

浙闽隆起带是分隔南黄海盆地和东海陆架盆地的呈北东向展布的构造带，其主体在我国的浙、闽东部陆地上，向东北延伸进入黄海和东海海底，经苏岩礁、济州岛与朝鲜半岛南部的岭南地块连接，长达2100 km，宽200～300 km[20]。这条构造带是中生代的火山岩隆起带，是华南褶皱带的组成部分，志留纪晚期的加里东运动使南黄海盆地的南侧与闽浙隆起区沿江山-绍兴断裂带发生剪切拼贴[3]，并直至侏罗纪一直是隆起区，除了火山岩，没有碎屑沉积物堆积[21]；白垩纪燕山运动导致浙闽隆起产生一系列北北东向断裂和断陷盆地，有红色砂岩、沙砾岩、凝灰质砂砾岩夹中酸性火山岩堆积。新近纪以来浙闽隆起遭受分列、沉降，至约1.66 Ma海水从东海越过浙闽隆起进入黄海；随着浙闽隆起的进一步沉降至约0.83 Ma，南黄海在之后的间冰期高海平面时期其海洋环境与现今基本类似[8]，浙闽隆起对海水入侵南黄海的阻隔作用基本消失。

现今的南黄海是位于中国大陆和朝鲜半岛之间、大部分地区水深小于 80 m的半封闭陆架浅表海，其现代海洋流系主要包括黄海暖流、沿岸流及黄海冷水团等。南黄海中部的黄海冷水团是一个低能环境，为泥质沉积分布区；在南黄海的东部、西南部海区则发育强潮流，形成了潮流沙脊。南黄海的物源主要来自黄河和长江，而来自朝鲜半岛入海河流的贡献则要小1—2个数量级。

2 材料与方法

2016年4月至2017年11月，青岛海洋地质研究所在南黄海中部隆起完成一口全取心钻孔CSDP-2的 施 工，钻 孔 坐 标34°33′18.9″ N、121°15′41″ E，水深22.00 m，总进尺2809.88 m。该孔最上部592.00 m岩心为未固结的松散沉积物，其中泥质沉积物的取芯率大于85%，砂质沉积物的取芯率大于60%；其下则为固结成岩的碳酸盐岩和碎屑岩。位于CSDP-2孔东南方向约100 km的CSDP-1孔（图1和表1），可用来开展地层的对比研究。

表 1 本文涉及的南黄海海岸带-陆架区钻孔信息Table 1 Details of the sediment cores in the coastal to shelf areas of the South Yellow sea as described in this paper

本文的研究对象是CSDP-2孔岩心0～592.00 m的松散沉积物。在室内首先对岩心对半分开，然后进行沉积特征描述、拍照以及采集古地磁、光释光（OSL）等实验样品。古地磁样品是在一半岩心上利用2 cm×2 cm×2 cm的无磁塑料方盒获取的离散定向样品，采样间距为10～30 cm，在全部松散岩心沉积物中共获取定向样品2387个；在0～50 m岩心沉积物中共采取有效的光释光（OSL）测年样品20个；在0～250 m岩 心 沉积 物 中按 照 约10～30 cm采取底栖有孔虫鉴定样品1145个。

古地磁样品的测试工作在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室完成。首先，使用捷克Agico公司生产的MFK1-FA多频磁化率仪对所有样品进行磁化率和磁组构测量。测试前使用仪器配备的标样进行标定，并对holder的背景值进行测量，达到测量标准后进行实验；随后样品放在磁屏蔽空间（＜300 nT）静置24 h，目的是对粘滞剩磁进行消磁；接着利用2G-760超导磁力仪测量样品的天然剩磁（NRM），再利用该仪器配备的2G-600 Automatic Sample Degaussing System 仪 器 对NRM 进行交变退磁，以获得样品的倾角方向，退磁步骤为5、10、15、20、25、30 、35、40、45、50、60、70、80 mT。对获得的数据利用Pmag31b1软件进行处理，得到倾角方向。

样品的OSL测年是在中国科学院青海盐湖研究所光释光实验室完成（表2）。样品的前处理工作在实验室的红光暗室里进行。首先将样品中可能曝光的部分取出，用于分析样品的剂量率：通过对烘干前后的样品称重得出含水量，并选用电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）方法测定样品的U、Th和K含量。然后将样品中未曝光的部分置于烧杯中，先后加入10%的稀盐酸和30%的双氧水并适当搅拌以分别去除样品中的碳酸盐和有机质；随后湿筛分选出38～63 μm的颗粒，用35%的氟硅酸浸泡约两周以去除残留长石，再用10%的稀盐酸去除残留的氟化物；最后将样品用清水洗净，低温烘干并装袋。经红外检测后，对未发现有明显长石信号的样品进行上机测试，测试仪器为Risø TL/OSL DA-20，等效剂量测试采用单片再生剂量法与标准生长曲线法相结合的方法[26-28]。每个样品共获得18个等效剂量值，通过中值年代模型得出最终的等效剂量，并在部分晒退情况较差的样品中采用最小年代模型计算样品的最终等效剂量。

表 2 CSDP-2孔沉积物样品OSL测年结果Table 2 Optically stimulated luminescence (OSL) dating results for sediment samples of core CSDP-2

底栖有孔虫样品的鉴定按照《海洋调查规范——海洋地质地球物理调查（GB/ T12763.8 -007）》[29]规定进行：称50 g干样加入清水与双氧水（H2O2）浸泡分散，经用250目（φ=0.063 mm）分析筛淘洗，筛上颗粒烘干后，视样品量及有孔虫丰度将其缩分至1/2、1/4、1/8后，在双目实体显微镜下挑选标本，进行鉴定与数量统计。一般统计个体数在200枚以上，不足200枚的做全部样本统计。

3 结果分析

3.1 地层序列和沉积相特征

根据沉积特征和底栖有孔虫组合分布特征，CSDP-2孔0～592 m的岩心沉积物可以划分为3个大的沉积单元，从上至下依次为DU 1—DU 3：DU 3为陆相沉积；DU 2为陆相和海相沉积互层； DU 1以海相沉积为主，夹薄层陆相沉积（图2）。

3.1.1 DU 3（592.00～125.70 m）

DU 3是由多个正粒序的沉积旋回构成的，每个旋回包括下部的砂质沉积物和上部的泥质沉积物（图2）。砂质沉积物一般厚度为0.5～5.5 m，以黄灰或灰黄色细砂—中砂为主，分选性中等—较差；某些砂层显示板状或槽状交错层理和明显的正粒序，底部与下伏泥质沉积物之间为侵蚀面；夹少量或较多的毫米—厘米级黏土质粉砂或粉砂—极细砂线理、条带，有零星分布的泥砾、贝壳碎片、碳质斑点和褐红—棕色锈斑，偶见次圆状砾石（长＜2 cm）。每个旋回上部的泥质沉积物与下伏砂质沉积物之间呈渐变或突变式接触，以灰黄—深棕灰黏土质粉砂和粉砂为主，夹少量砂质薄层。黏土质粉砂中可见粉砂质透镜体，偶见粉砂—细砂条带，常见钙质结核、红色和棕黄色锈斑以及中等程度的生物扰动。极细砂—细砂层（一般厚20～50 cm）偶见于泥质层中，与下伏泥质沉积为突变接触且显示向上变细的粒序。本单元未见底栖有孔虫。

DU 3被解释为河流沉积。其砂质沉积物的特征，包括其底部侵蚀面、板状交错层理、正粒序和缺失有孔虫，表明其属于河道沉积。砂质层与上覆泥质沉积之间突变或渐变接触反映了河道的突然或渐变式的废弃[30]。泥质层中丰富的褐红-棕色锈斑和钙质结核则表明泥质沉积物经常出露水面遭到氧化以及成岩改造。根据岩性特征以及位于砂质沉积物之上的地层位置，泥质沉积物被解释为洪泛平原沉积，并夹有砂质漫滩沉积[31]。泥质沉积物中的砂质层被解释为决口扇沉积，这与其突变式的底界面和正粒序是吻合的[30-31]。本沉积单元中多个旋回的叠加被解释为河道迁移与构造沉降相互作用的结果。

3.1.2 DU 2（125.70～47.34 m）

DU 2呈深灰、黄灰或深棕色，可细分为7个层段（从上之下为DU 2a—DU 2g），包括4个相对细粒层段（DU 2a、DU2c、DU 2e和DU 2g）和3个相对粗粒层段（DU 2b、DU 2d和DU 2f）的互层组成，它们之间为侵蚀或明显接触（图2）。4个细粒层段分别 出 现 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），它们以粉砂—黏土质粉砂为主，常见粉砂质透镜体、毫米—厘米级黏土质粉砂或局部为黏土质粉砂与粉砂—细砂密集互层（毫米—厘米级），显示潮汐层理（波状和透镜层理），发育中等或局部的强烈的生物扰动；最下部的3个细粒层段（DU 2c、DU 2e和DU 2g）中常见棕红、棕黄色锈斑和钙质结核；最上部的细粒层段（DU 2a）夹较多细砂质粉砂—细砂薄层（一般＜40 cm，最大厚度1.8 m），它们与下伏细粒沉积层为侵蚀接触，较厚的细砂层显示正粒序并夹粉砂质条带。

图 2 CSDP-2孔岩心柱状图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个细粒层段（DU 2c、DU 2e和DU 2g）中，底栖有孔虫零星、断续地出现，丰度（平均值1枚/g）和简单分异度（平均值2）都比较低，以Ammonia beccarii (Linné) vars. 和 Epistominella naraensis (Kuwano)等滨岸浅水种为主要优势种（图3）。在最上部的细粒层段（DU 2a）中，底栖有孔虫比较连续地出现，丰度（平均值17枚/g）和简单分异度（平均值5）都比下伏3个细粒层段中的高，以A. beccarii vars.、内 陆 架 凉 水 种Protelphidium tuberculatum (d'Orbigny)以及半咸水种（Elphidiella kiangsuensis (Ho, Hu et Wang)，Haynesina germanica(Ehrenberg)和Hyalinea balthica (Schroeter)）为 主 要优势种。

3个粗粒层段（DU 2b、DU 2d和DU 2f）以细砂—中砂层为主，与下伏泥质沉积之间为侵蚀接触，并显示板状或槽状交错层理和正粒序，分选性中等—较差，其上常见薄层粉砂—黏土质粉砂层（一般＜1 m），其中常见钙质结核和棕红、棕黄色锈斑。这些砂层中局部偶见破碎、磨蚀的褐色底栖有孔虫壳，表明其被再改造和异地搬运的成因。

DU 2单元最上部2 m的两个OSL测年数据是105.0±7 ka和122.0±10 ka，测年结果超出了石英颗粒OSL测年的上限，只能供参考。

DU 2被解释为潮坪—滨岸沉积或滨岸—内陆架沉积与河流沉积的交替。该单元下部3个细粒层段（DU 2c、DU 2e和DU 2g）被解释为潮坪—滨岸沉积，以广泛出现的潮汐层理为特征，其中的褐红—棕色锈斑表明该沉积单元曾岀露过地表，其中的底栖有孔虫组合分布特征也证明了其近岸浅水环境。该单元最上部的细粒层段（DU 2a）则被解释为受潮汐影响的滨岸—内陆架沉积，其沉积特征和底栖有孔虫组合分布特征都表明它形成于比下部3个细粒层段较深水的环境，所夹的细砂质粉砂—细砂薄层被解释为潮道沉积。DU 2中的3个粗粒层段（DU 2b、DU 2d和DU 2f）被解释为河流沉积：细砂—中砂砂层被解释为河道点坝沉积；覆盖其上但不含底栖有孔虫的薄层粉砂—黏土质粉砂层被解释为洪泛平原沉积，这与其中出现钙质结核和棕色锈斑是一致的。

3.1.3 DU 1（47.34～0 m）

根据沉积特征和底栖有孔虫组合分布特征，DU 1又可细分为4个层段，从上至下编号为：DU 1a，DU 1b，DU 1c和DU 1d（图2）。

图 3 CSDP-2孔0～130 m岩芯中底栖有孔虫的丰度（a）、简单分异度（b）和主要属种含量（c—i）的垂向分布特征半咸水种：E. kiangsuensis，H. germanica和Hy. Balthica；较深水种：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与下伏的DU 2顶部沉积层为明显接触，以深灰色黏土质粉砂为主，其中夹较多粉砂质透镜体或不规则条带，常见深灰—暗灰色黏土质粉砂与粉砂密集互层（1～3 mm），生物扰动强烈。偶夹细砂质粉砂—粉砂质细砂薄层（一般＜40 cm）。本段底栖有孔虫的丰度（平均70枚/g）和简单分异度（平均值7）都比下伏单元有显著增加，以A. beccariivars.、内陆架凉水种P. tuberculatum、内陆架常见种Florilus decorus(Cushman et McCulloch)和Elphidium magellanicumHeron-Allen et Earland为主要优势种（图3），其中近岸浅水种A. beccariivars.的含量比下伏海相层段明显下降。

本段最上部4.5 m有3个OSL测年数据，变化于（92.0±7 ）～（102.0±9） ka。

根据沉积特征和底栖有孔虫组合分布特征，并与以往的QC2孔[7]、SYS-0702孔[22]和CSDP-1孔[8]等钻孔地层序列对比，本段沉积物被解释为浅水陆架区的冷水团沉积，其中砂质粉砂—粉砂质细砂薄层被解释为风暴沉积。

（2）DU 1c（35.20～30.55 m）

DU 1c以深黄灰色—深绿灰色细砂为主，显示板状或槽状交错层理，分选一般至较差，与下伏细粒沉积之间为侵蚀接触，生物扰动中等。本段未见底栖有孔虫。

本段最上部2 m，从上至下的2个OSL测年数据是72.6±6.1 ka和77.9±9.5 ka。

根据上述沉积特征，本段被解释为河流（点坝）沉积。

（3）DU 1b（30.55～10.52 m）

DU 1b以深灰色粉砂—黏土质粉砂密集互层（厚1～3 mm），或棕色—褐灰色黏土质粉砂夹粉砂质透镜体，常见炭质斑点和棕色锈斑，生物扰动中等。本段底部夹深灰色细砂—粉砂质细砂层，分选一般，显示正粒序和板状或槽状交错层理，与下伏DU 1c之间为明显接触。底栖有孔虫的丰度（平均10枚/g ）较低，简单分异度的平均值为8，以A. beccariivars.为主要优势种，次要种包括P. tuberculatum、E.magellanicum和 半 咸 水 种（E. kiangsuensis，H.germanica和H. balthica）（图3）。

本段的中、下部有6个OSL测年数据，除了两个在80～81 ka外，其余的为（65.4±5.3 ）～（68.5±7.1） ka。

根据本段的沉积特征与底栖有孔虫组合分布特征，并与以往施工的SYS-0701孔[22]和CSDP-1孔[8]的地层对比，本段被解释为三角洲沉积（三角洲平原—分流间湾沉积）。

（4）DU 1a（10.52～0 m）

DU 1a以深灰—灰色粉砂层为主，夹深灰色黏土质粉砂薄层（一般＜1 m），粉砂层中常夹较多或大量黏土质条带（＜1 mm），生物扰动中等—强烈；底部以一贝壳碎片薄层（含砾石）（厚度约20 cm）与下伏DU 1b分隔开，即为侵蚀接触。底栖有孔虫的丰度（平均365枚/g）和简单分异度（平均30）是所有层 段 中 最高的，主 要 优 势种A. beccariivars.比 下 伏DU 1b有所降低，次要种主要包括P. tuberculatum、E. naraensis和较 深 水 种（Ammonia compressiuscula(Brady) 和Ammonia ketienziensis(Ishizaki)）（图3）。

本段从上至下的6个OSL测年数据变化于（1.0±0.1）～（4.2±0.2） ka。

根据本段的沉积特征与底栖有孔虫组合分布特征，本段被解释为受潮汐影响的滨岸—内陆架沉积。

3.2 古地磁测试结果

样品的磁化率各向异性特征：绝大部分样品的磁化率各向异性度小于1.15（图4a），且其磁性颗粒的形状多为压扁状（图4b）。磁化率各向异性椭球中，大多数样品的最小主轴（K3）近似于垂直最大轴（K1）和中间轴（K2）位于的层面（图4c），显示了正常的沉积方向。部分样品的K3倾角在整个投影面上随机分布，指示原始沉积状态遭到扰动或者是非正常的沉积过程[32]。

样品的交变退磁曲线呈现出4种不同的变化特征：①样品具有稳定的退磁行为，在交变场达20 mT后得到稳定的磁倾角，并逐步趋向于原点（图5a、5d、5e）；②样品在交变场达～50 mT后，剩余强度随交变退磁场增大而增大，获得旋转剩磁（图5b），指示胶黄铁矿的存在[33]；③样品退磁过程“杂乱无章”（图5c）；④样品的天然剩磁在30 mT后强度变化较小，至80 mT时仍剩余60%以上（图5f），指示了载磁矿物含有大量的赤铁矿。本研究仅对①类样品采用Kirschvink主向量分析法[34]获得其特征剩磁；同时，参考文献[32]的方法，将K3倾角小于60°的样品进行剔除，最终获得钻孔的磁倾角变化曲线（图5g）。其中，0～400 m的磁倾角记录分辨率平均为约1 m，400 ～592 m的磁倾角记录分辨率为约3 m。

在建立磁性地层框架时，上部的400 m对“孤点”记录的极性变化不予考虑，我们把极性变化连续2个点以上的层段视为稳定的记录；而400～ 592 m的可信磁倾角数据较少，我们暂时将538.3 m左右的“孤点”记录视为极性变化，得到整根岩芯的正负极性图（图5h）：

图 4 样品的磁化率各向异性特征a. 磁化率各向异性度(P)—体磁化率(K)关系图，b. 磁面理(F)— 磁线理(L)关系图，c. 磁化率各向异性主轴方向的等面积投影图。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以正极性为主，其中有4个负极性层（1.87～5.29、9.57～10.23、32.65～32.86和40.76～43.96 m）；

（2） 65.23～227.91 m以负极性为主，在93.63～102.63、135.02～159.20和184.81～216.68 m分别各有一层正极性层；

（3） 227.91～441.88 m以正极性为主：227.91～367.23 m为 连 续 的 正 极 性 层，367.23～381.22、392.51～407.30和420.66～434.90 m分别夹有一层负极性层；

（4） 441.88～566.50 m以负极性为主，夹有两层正极性层（474.79～525.04和536.72～555.26 m）；（5）566.50～592.00 m为正极性。

将CSDP-2孔岩心的正负极性图与标准地磁极性年代表[35]进行比对，该孔主要的古地磁极性界线确定如下（图6）： Matuyama负极性时/ Brunhes正极性时的界线（M/B）深度为约65.23 m，Gauss正极性时/ Matuyama负极性时的界线（G/M）深度为约227.91 m，Gilbert负极性时/Gauss正极性时的界线（G/G）在约441.88 m，推测Gilbert负极性时的底界深度在592.00 m之下。

图 5 CSDP-2孔特征样品的交变退磁结果正交投影图（a—f），（g）特征剩磁的磁倾角变化和（h）地磁极性变化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，同属一个沉积区域，两者的岩心磁化率曲线变化具有高度的相似性，这表明可以用磁化率对两孔进行年代对比。这两个钻孔岩心的M/B界线和G/M界线的深度基本一致，均出现在磁化率的高值，且与附近滨海平原的XH1孔[36]和GKZ01孔[23]（图1，表1）的相应界线深度可以进行对比（图6），这说明了CSDP-2孔G/M界线以上的磁性地层结果的可靠性。利用CSDP-2孔的磁化率与CSDP-1孔进行对比，确定其Matuyama期 内 的93.63 ～102.63 m和135.02 ～159.20 m正极性层分别对应着Jaramillo正极性亚时（约0.99～1.07 Ma）和Olduvai正极性亚时（约1.77～1.95 Ma）事件，184.81～216.68 m正极性层可能对应着Réunion正极性亚时事件（约2.14～2.15 Ma）。与标准地磁极性年代表不同，CSDP-2孔记录的Gilbert反向期內仅记录3层正极性层， 这可能与底

图 6 CSDP-2钻孔的综合磁性地层年龄框架及其与邻近钻孔磁性地层的对比a. XH1孔磁性地层[36]， b. GZK01孔磁性地层[23]， c. CSDP-1磁性地层[21]，d. CSDP-1孔的磁化率变化[21]，e. CSDP-2孔的磁化率变化， f. CSDP-2孔特征剩磁磁倾角变化，g. CSDP-2孔的磁性地层结果（来自本文），h. 标准地磁极性年代表（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]

部沉积存在的侵蚀现象有关；我们推测， 474.79～525.04 m和566.50～592.00 m正极性层可能对应于Cochiti正极性亚时事件（4.187～4.3 Ma）和Thvera正极性亚时事件（4.997～5.235 Ma）。

根据钻孔的年龄-深度相关图（图7）推算，CSDP-2孔第四纪以来的平均沉积速率为8.79 cm/ka，这与CSDP-1孔同一时期的平均沉积速率（8.78 cm/ka）[21]基本相当，也佐证了CSDP-2孔G/M界线之上的磁性地层的可靠性。由于CSDP-2孔底部样品的可靠特征剩磁磁倾角记录较少，我们根据G/M界面（深度约227.91 m）和Thvera正极性亚时事件的顶界面（566.50 m）之间的平均沉积速率进行外推，钻孔底界592.00 m处的年龄为约5.2 Ma。

4 讨论

4.1 CSDP-2孔0～592.00 m沉积序列的地层划分

根据上述CSDP-2孔0～592.00 m松散沉积物的磁性地层研究结果，可以初步得到如下几条重要地层界线（图8a），并根据磁性地层年表[35]初步确定其年龄：

图 7 CSDP-2孔的年龄-深度曲线0～592.00 m各主要年龄控制点之间的沉积速率（黑线）、0～592.00 m平均沉积速率（紫色线）和第四纪地层的平均沉积速率（绿线）。横轴显示的标准地磁极性年代表（GPTS）引自文献[35]，纵轴显示的CSDP-2孔磁性地层详见图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界线）位于孔深约227.91 m，年龄为2.59 Ma。

（2）下/中更新统界线（即M/B界线）位于孔深约65.23 m，年龄为0.78 Ma。

（3）下更新统内部的两个重要古地磁极性事件，即Jaramillo正极性亚时（约0.99～1.07 Ma）和Olduvai正极性亚时（约1.77～1.95 Ma）事件，分别出现在孔深93.63～102.63 m和135.02～159.20 m。

（4）Gilbert负极性时/Gauss正极性时的界线（G/G）位于孔深约441.88 m，年龄为3.60 Ma；根据钻孔底部沉积速率推测沉积物底界592.00 m的年龄为约5.2 Ma。

根据OSL测年结果，结合沉积序列的沉积相分析和南黄海地区以往多个钻孔的晚第四纪沉积地层研究成果，可将CSDP-2孔上部自晚更新世以来形成的地层做如下进一步的划分，并与CSDP-1孔对应的地层进行对比（图8b）：

图 8 CSDP-2 孔 0～592.00 m 与 CSDP-1 孔沉积序列主要磁性地层界面的对比（蓝线）和 3 个主要海侵界面的对比（红线）（a） 以及 CSDP-2 和 CSDP-1 孔 MIS 5 以来沉积相序、地层划分及其对比（b）CSDP-2的资料来自本文，CSDP-1的资料来自文献[8]，标准地磁极性年代表（GPTS）来自文献[35]，MIS 6晚期以来全球海平面高程的资料来自文献[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层段（47.34～35.20 m）为浅水陆架冷水团沉积，其上部的OSL测年数据指示其为MIS 5晚期的沉积。我们认为这一浅水陆架冷水团沉积形成于MIS 5时期，可以与以往南黄海陆架多个钻孔揭示的冷水团沉积[8,38]进行对比。DU 1d的底界（47.34 m）自然就是中/上更新统的界面，年龄为0.128 Ma。

（2）DU 1c层段（35.20～30.55 m）为河流沉积，其中的2个OSL测年数据大致位于72～78 ka。我们认为它形成于MIS 4，当时全球海平面比现今海平面要低80～90 m[39], 南黄海陆架出露海底而广泛发育了河流沉积[8,22]。

（3）DU 1b层段（30.55～10.52 m）为三角洲平原—分流间湾沉积，根据OSL测年数据和与下伏DU 1c层段的地层关系，我们认为它属于MIS 3早—中期在南黄海西部海岸带—陆架区发育的三角洲沉积[22]的一部分。

（4）DU 1a层段（10.52～0 m）为滨岸—内陆架沉积，根据OSL测年数据推测，这一层段形成于冰后期海侵直至当今的海相沉积。DU 1a层段底界面上约20 cm的贝壳碎片薄层（含砾石），代表了冰后期开始后的海侵滞留沉积层。这一侵蚀界面是一个穿时面，在东海内陆架至滨岸其形成时间约为14～12 ka[40]。因此，DU 1a被确定形成于MIS 1。

DU 1a和DU 1b之间缺失MIS 2时期的沉积地层，这与CSDP-1孔所揭示的地层特征是一致的。MIS 2时期南黄海西部陆架出露成陆而发育下切河谷[22]，CSDP-1孔的位置处在当时的河谷间高地[8]。我们推测MIS 2时期CSDP-2孔的位置可能与CSDP-1孔一样都位于河间高地，当时或者因地势较高而处于侵蚀状态，或者当时的河流沉积物（洪泛平原沉积）较薄而在冰后期海侵过程中被完全侵蚀掉，导致MIS 2沉积的缺失。

事实上地质历史时期地层的不连续性是一个普遍现象，并且年轻地层的完整性一般要大于相对年老地层，类似于美国Eel陆架的地层记录[41]。如图7所示，CSDP-2孔晚更新世以来地层平均沉积速率为37.00 cm/ka，远超之前的沉积速率（2.74～21.26 cm/ka）；最年轻的DU 1a形成于MIS 1，经估算其沉积速率高达75.14 cm/ka。虽然地层序列各时段沉积速率的变化由多种因素所控制，包括物源供给、沉积空间、沉积动力条件等，但地层的完整性是一个非常重要的因素。南黄海陆架区在晚新近纪和第四纪早期处于陆相环境，当时发育的河道的频繁迁移必然会在一定程度上对先前的沉积物造成侵蚀；而在第四纪早期海水进入南黄海之后，随着第四纪冰期与间冰期的交替而使得海平面大幅度升降，南黄海陆架出现海洋与陆地环境的交替更迭，每次海侵过程和陆相环境期间都会形成局部或大范围的地层缺失。如果在地球轨道尺度上地层的连续性遭到损害，那么地层序列的磁性地层学将会面临挑战。因此，主要依据古地磁方法对CSDP-2孔进行的地层划分还有待于今后绝对测年方法的订正，尤其是对于前第四纪陆相地层。

4.2 南黄海陆架晚新近纪以来的沉积演化

根据上述CSDP-2孔0～592.00 m地层的几条重要的年龄界面，可以推算第四纪早期以来主要环境变化事件的年代。

首先，根据该孔第四纪界面（227.91 m，约2.59 Ma）和Olduvai正极性亚时（约1.77～1.95 Ma）顶界面（135.02 m）之间的沉积速率，外推CSDP-2孔最早发生海侵的时间（对应于DU 2g的底界面125.70 m）为约1.69 Ma，基本等同于CSDP-1孔所揭示的第四纪最早发生海侵的时间（1.66 Ma）[8]。

其次，根据钻孔地层中Jaramillo正极性亚时（约0.99～1.07 Ma）出现的深度（93.63 m）和M/B界线出现的深度（65.23 m）所得到的平均沉积速率进行内插，估算DU 2最上部一个海相层段（DU 2a）底界面（71.45 m）对应于约0.83 Ma。从前面的分析可知，DU 2a为受潮汐影响的滨岸—内陆架沉积，比其下伏3个海相层段（DU 2g、DU 2e和DU 2c）所经历的潮坪—滨岸环境都更接近于CSDP-2孔位现今的环境，表明DU 2a形成时南黄海现代环境条件基本建立，这与根据CSDP-1孔所得到的研究结论[8]是一致的。

值得注意的是，DU 2a海相层下部包含了M/B界线，其顶部则与MIS 5海相沉积层相接，参考其上部的OSL测年数据，推测其经历了超长的形成时间（＞65万年）。很明显，DU 2a不是在第四纪中的一个间冰期的海洋环境时期形成的，它应该是多个间冰期形成的海相层的叠加，而冰期低海平面时期形成的陆相沉积则被与之交替的多个海侵过程和/或冰期发育的河流所侵蚀殆尽。

现代黄海冷水团基本上盘踞在50 m等深线附近的黄海低洼地区[42]，以往揭示MIS 5时期发育陆架冷水团沉积的QC2孔[7]、SYS-0702孔[22]和CSDP-1孔[8]等都位于现今冷水团范围之内或其外界附近。CSDP-2孔（水深22.00 m）与现今南黄海50 m等深线相距近100 km，明显处在现代冷水团范围之外的近岸浅水区。但该孔DU 1d层段属于MIS 5时期形成的冷水团沉积，不过其粒度比现今典型的黄海冷水团分布区堆积的泥质沉积物要粗，夹有风暴沉积层。我们推测，这一方面表明MIS 5时期海平面比现今略高而使当时的南黄海冷水团范围比之现今有所扩大，另一方面也说明CSDP-2孔可能位于当时的冷水团外围边界附近，其所在的相对较浅的海域发生风暴沉积作用的概率加大。

过去的研究表明，南黄海中部隆起经历了印支—燕山期强烈的构造隆升及剥蚀作用，剥蚀过程大致发生于晚白垩世至渐新世末期，并于中新世开始盆地统一沉降而形成现今的地质结构[2,43]。我们对CSDP-2孔的研究表明，南黄海中部隆起在上新世之初（约5.2 Ma）剥蚀作用才停止，并开始堆积河流沉积物；此后直至第四纪早期约1.7 Ma，随着浙闽隆起的逐渐沉降，海水从东海越过浙闽隆起进入南黄海，这是自渐新世开始南黄海盆地统一为坳陷盆地接受沉积以来发生的首次海侵。但从首次海侵直至0.83 Ma，南黄海中部隆起区发育潮坪—滨岸沉积与河流沉积的互层。这表明随着冰期与间冰期的交替，海平面大幅度升降（超过120 m），南黄海中部隆起区出现海相与陆相环境的更迭，但南黄海在间冰期高海平面时期海水深度较浅，东海和南黄海通过浙闽隆起的沟通仍然受限。自0.83 Ma以DU 2a的开始形成作为标志，南黄海中部隆起区在间冰期高海平面时期的海洋环境基本接近现今环境，说明浙闽隆起发生了进一步的沉降并使其不再成为东海和南黄海海水互通的障碍。至MIS 5，南黄海陆架发育范围超过现今的冷水团，推测其外围边界在CSDP-2钻孔位置附近。往后，南黄海西部陆架在MIS 4时期发育河流沉积，在MIS 3早期发育三角洲沉积，在MIS 3晚期至MIS 2发育河流沉积，在MIS 1发育滨岸—内陆架沉积。

5 结论

（1）南黄海中部隆起CSDP-2孔0～592.00 m的沉积序列最初形成于约5.2 Ma，其第四系底界（即G/M界线）位于孔深约227.91 m（年龄为2.59 Ma），下/中更新统界线（即M/B界线）位于孔深约65.23 m（年龄为0.78 Ma），中/上更新统界线位于孔深47.34 m（年龄约128 ka）。下更新统内部的Jaramillo正极性亚时（约0.99～1.07 Ma）和Olduvai正极性亚时（约1.77～1.95 Ma）分 别 出 现 在 孔 深93.63～102.63 m和135.02～159.20 m。另外，Gilbert负极性时/Gauss正极性时的界线（G/G）位于孔深约441.88 m（年龄为3.60 Ma）。该孔自晚更新世以来形成的地层又可划分出MIS 5、MIS 4、MIS 3和MIS 1的沉积层段，缺失MIS 2沉积。

（2）南黄海中部隆起区在新近纪的剥蚀止于约5.2 Ma，从约5.2 Ma至约1.7 Ma发育河流沉积；由于浙闽隆起的逐渐沉降，约1.7 Ma发生自新生代开始以来的首次海侵，直至约0.83 Ma，发育潮坪—滨岸沉积与河流沉积的互层；从约0.83 Ma开始至今，浙闽隆起的进一步沉降使得南黄海中部隆起区在间冰期高海平面时期的海洋环境基本接近现今环境。南黄海西部陆架在MIS 5发育范围比现今更广的冷水团沉积，在MIS 4、MIS 3早期、MIS 3晚期至MIS 2和MIS1分别发育河流沉积、三角洲沉积、河流沉积和滨岸—内陆架沉积。

（3）CSDP-2孔0～592.00 m沉积序列主要受控于区域构造沉降和海平面变化，其全新统、更新统和整个地层序列的沉积速率呈现依次明显下降的趋势，主要归因于地层时代越老其连续性越差，特别是晚更新世之前的地层有显著侵蚀的现象。

致谢：青岛海洋地质研究所、中国科学院海洋研究所、中国海洋大学和同济大学的多位科研人员和研究生参加了CSDP-2孔的海上钻探施工和室内分样的工作，何起祥教授审阅了全文，在此一并致谢！