Sedimentary stratigraphic framework and palaeoenvironmental evolution of the northern outer shelf of East China Sea since MIS 6
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摘要: 利用最新采集的高分辨率浅地层剖面资料，结合SHD-1钻孔岩心资料，对东海北部外陆架MIS 6以来的地层结构进行了分析，建立了MIS 6以来的沉积地层格架，并对地层的地质年代进行了厘定。根据Octavian Catuneanu（2005）的层序地层学理论，研究区地层划分出海侵和高位体系域、下降期体系域、海退和低位体系域。研究表明，过孔的浅地层剖面与钻孔岩心的沉积地层有很好的对应关系。东海北部外陆架MIS 6以来可划分出7个不整合界面（D7—D1）和7个地震单元（SU7—SU1）。东海外陆架的海进层序与海退层序有规律地交替发育，它们与海平面变化曲线也有很好的对应关系。其中，地震单元SU1、SU5分别为MIS 1、MIS 5形成的海侵沉积，主要发育浅海沉积层，100 m以浅的位置发育潮流沙脊；地震单元SU2、SU4、SU6分别对应 MIS 2、MIS 4和MIS 6低海平面时期形成的河流/河口—三角洲沉积；地震单元SU3、SU4为下降期体系域，这两个亚单元分别对应MIS 3和MIS 4晚期。MIS 4—MIS 3发育厚层且分布广泛的水下三角洲，但MIS 4发育的水下三角洲的规模不及MIS 3大。总之，对MIS 6以来沉积地层格架的建立和古环境研究可为东海外陆架晚第四纪地层的海平面变化、古环境演化等相关研究提供参考。Abstract: Based on the newly collected high-resolution shallow seismic and lithological data of the Borehole SHD-1, the stratigraphic framework of the outer shelf of the northern East China Sea since MIS 6 was established with ages. Using the method of sequence stratigraphy newly proposed by Octavian Catuneanu (2005), it is observed that the strata since MIS 6 in the study area may be subdivided into transgressive, highstand, falling, regressive and lowstand system tracts. The shallow seismic profile data fit well with the stratigraphic pattern disclosed by drilling cores, upon which 7 reflective interfaces (D7—D1) were recognized and 7 seismic units (SU7—SU1) subdivided for the strata since late Pleistocene. The transgression and regression system tracts are observed in a rather regular pattern, corresponding well to sea level fluctuation. Both the seismic units SU1 and SU5 were transgressive deposits corresponding to MIS 1, MIS5, when neritic facies prevailed, and the places less than 100 m in water depth were dominated by tidal ridge deposits. Seismic unit SU2, SU4 and SU6 correspond to MIS 2, MIS 4 and MIS 6 stage, respectively. They were deposited in regressive periods and dominated fluvial and deltaic facies sediments. The seismic unit SU3 and SU4 were the system tracts formed during the sea level falling periods, corresponding to late MIS 3 and MIS 4 respectively. MIS 4—MIS 3 are dominated by thick and widely distributed underwater deltaic deposits, but the size of the underwater deltas in MIS 4 was smaller than those in MIS 3. In conclusion, the study of sedimentary stratigraphy framework and sedimentary environment since MIS 6 may provide a good reference for sea level changes and palaeoenvironmental evolution of the East China Sea continental shelf in Late Quaternary.
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东海是世界上最宽广的陆架之一，是大陆边缘沉积物汇聚的主要场所，具有充足的沉积可容空间，长江、黄河入海带来的巨厚沉积物在这里堆积[1-2]。晚第四纪以来，全球气候冷暖变化造成冰期、间冰期的交替变化，冰期时由于液态水变为固态水，海平面下降，陆架大面积裸露，沉积间断，发育以泛滥平原为主的陆相沉积层；间冰期时，气候变暖，冰川融化，海平面上升，沉积的可容空间和沉积速率增大，陆源物质在陆架处堆积，发育海相沉积层。海平面的升降造成岸线在水平方向的进退移动，导致陆架沉积物的输运过程、供给速率和供给量也随之发生变化。陆架上尤其是外陆架上陆相（或滨岸/潮坪相）与海相地层频繁交替，最终在陆架处形成一系列不同规模、不同厚度和不同类型的沉积地层。因此，东海陆架沉积地层中记录了古气候、古环境和古海平面变化等丰富的地质信息[3-4]。在过去的二十多年中，东海陆架第四纪沉积地层研究主要以内陆架及长江水下三角洲地区为主，且晚第四纪地质的相关研究较多[5-15]。由于东海外陆架水深较深，且离海岸较远，受工作条件和技术方法的限制，以往对东海外陆架地区的沉积地层与古环境研究相对较薄弱。相关研究主要是根据一些有代表性的钻孔（如YQ1孔、DZQ4孔、EA01孔、EA05孔和DG11孔等）及区域内的地震剖面建立了层序地层格架，揭示了第四纪以来地层结构、沉积体系、海平面变化和灾害地质等多方面海洋地质信息[16-45]。但外陆架钻孔数量整体较少，且都较浅，穿透地层厚度较薄，而且地层划分争议较大[2]。
本文基于青岛海洋地质研究所海洋区域地质调查项目获取的SHD-1孔岩心资料（150.4 m），结合研究区内最新采集的高分辨率浅地层剖面，对MIS 6以来的地层进行研究，以期建立MIS 6以来高分辨地震地层格架，分析地层单元结构，进而探讨东海陆架MIS 6以来的沉积环境及沉积演化过程。
1. 区域地质概况
东海是西太平洋典型的开放型边缘海，面积约为75万km2，最宽处可达440 km。大陆架坡度平缓，自西向东缓慢倾斜，平均坡度为58″左右，大部分水深为20～140 m，平均水深72 m。东海外陆架是指水深60～200 m的区域，地形相对平坦，坡度近0.03°～0.04°[46]。研究区位于东海外陆架的北段（28°～31°N，126°～128°E外陆架处）（图1a），东海陆架盆地在第四纪的沉积速率约为300 m/Ma。作为一个典型的由河流主导的亚洲边缘海，东海沉积大量的陆源碎屑物质，主要来自长江[47]，黄河和小型河流，如钱塘江、瓯江、闽江等，来自台湾的河流对东海沉积物的供给贡献相对较小[47-48]。而东海外陆架作为沉积物经陆坡进入冲绳海槽的必经场所，也具有丰富的陆源物质来源，堆积有巨厚的新生代陆源碎屑沉积物。海平面变化是影响东海陆架地层层序及沉积体系发育的主要因素。研究表明，晚第四纪以来东海陆架经历了冰期—间冰期旋回。在末次冰期，海平面下降，发育多期前积三角洲复合体沉积，随着海平面的进一步下降，在末次冰期最盛期（LGM）发育河口沉积[2, 16-17]。在强潮流冲刷作用下，古长江口发育潮流沙脊。到了全新世高海平面时期，内陆架和中陆架发育海相沉积和前三角洲沉积。末次盛冰期时，东海海平面最低处为现陆架区120～140 m水深处；盛冰期之后，海平面开始回升，陆架区发生大规模海侵，在7 kaBP达到最大海平面[49]。
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图 1 研究区位置图（a）及浅地层剖面测线与钻孔位置示意图（b）Figure 1. The location of study area（a）, shallow seismic profile lines and the Hole SHD-1（b）2. 材料与方法
高分辨率浅地层剖面（图1b）是中国地质调查局青岛海洋地质研究所于2013—2014年采集的，使用的调查船为中国海洋大学“东方红2号”科学考察船，导航定位采用美国NAVCOM公司出品的SF-3050定位系统，震源使用法国SIG公司的SIG 2Mille，发射功率为160～2 000 J（多档可选）；数据采集控制系统使用英国Geoacoustics公司的GeoPro LC型采集系统，具体采集参数见表1。
表 1 浅地层剖面施工采集参数Table 1. Working parameters for shallow seismic data acquisition震源类型 电火花 震源沉放深度/m 1 ±0.5 震源总能量/J 750、1 000 震源频谱宽度/Hz 100～2 000 放炮间隔/s 1.22 采样率/ms 0.2 记录长度/s 0.8～2.0 SHD-1孔是2014年7月由青岛海洋地质研究所委托上海海洋石油局第一海洋地质调查大队“勘407轮”实施的地质钻孔。该钻孔位于东海陆架，取样位置为29°55′16″N、126°02′56″E，水深84.1 m，孔深150.4 m。
SHD-1孔的有孔虫、介形虫鉴定分析在山东理工大学进行，样品用250目（0.063 mm）标准铜筛冲洗，烘干后利用四氯化碳进行浮选分离，再过120目（0.125 mm）标准筛，在体式显微镜下对有孔虫和介形虫进行统计。孢粉鉴定在广州地理研究所开展，样品经氢氟酸溶矿处理过筛后，选样、称重、加指示性孢粉（染色的石松孢子）后分别用盐酸和氢氧化钾处理，用10微米孔径的筛子过筛，取得孢粉化石。另外，文中AMS 14C测年和光释光（OSL）测年数据均来自国土资源部海洋区域地质调查项目报告《上海东幅海洋区域地质调查成果报告》，AMS 14C测定由美国伍兹霍尔海洋研究所完成，本文报道其未经日历年龄校正的惯用年龄；OSL测年由中国科学院青海盐湖研究所完成。
3. 结果
3.1 地震单元的划分及地震相特征
MIS 6以来，气候与海平面的变化幅度变大，周期变长，陆架地区的海相、陆相地层交互发育特征非常明显。沉积环境的变化，造成地层岩性与结构等发生变化，从而形成不同的地震特征，如振幅、频率、连续性及接触关系的差异变化[3, 23, 30, 50]。根据对研究区浅地层剖面的反射结构、波组特征以及上超、下超、顶超、削蚀、缺失等地层不整合界面的分析，识别出了7个地震反射界面，自下而上依次为D7、D6、D5、D4、D3、D2、D1（图2）。根据识别的地层界面，划分了7个地震单元，从下到上依次是SU7、SU6、SU5、SU4、SU3、SU2、SU1（图2），并在此基础上建立MIS 6以来的地震地层格架。
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（1）地震单元SU7
SU7是以侵蚀间断面D7为底界面，D7界面为一振幅中等、起伏较大、连续性差的地层界面。该界面对局部下伏地层侵蚀削截作用十分明显，为一起伏的侵蚀不整合面，在靠近陆坡处，该界面之上发育低水位楔状体。D7界面的埋藏深度为80～220 m，整体埋藏深度变化很大，但在研究区西部陆架区的平均埋藏深度为100～140 m，靠近东南部陆坡处的埋藏深度变化剧烈，埋藏深度随着水深发生变化，埋深范围为140～230 m（图3a）。
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图 3 地层界面埋深图a. D7埋深图；b. D6埋深图；c. D5埋深图；d. D4埋深图；e.D2埋深图；f.D1埋深图Figure 3. The depth of stratigraphic boundariesa. The depth of D7；b. The depth of D6；c. The epth of D5；d. The depth of D4；e. The depth of D2；f. The depth of D1SU7主要特征是其内部结构与上覆或下伏的地震反射特征有明显不同，以剥蚀作用为主，侵蚀沟槽内部有多种类型的反射，如杂乱反射、波状反射、亚平行反射、高角度倾斜交错反射等（图2）。SU7为海平面下降期发育的河口/水下三角洲沉积，在靠近陆坡处发育低水位楔状体（图2）。研究区内该单元厚度变化较大，分布较广，厚度范围为10～110 m，在陆架区东南部靠近陆坡的厚度最大，研究区北部厚度较薄。由于该时期发育低水位楔状体，SU7沿着水深线，由陆架向东南陆坡逐渐增厚（图4a）。
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图 4 地层厚度图a. SU7厚度图；b. SU6厚度图；c. SU5厚度图；d. SU4+SU3厚度图；e. SU2厚度图；f. SU1厚度图Figure 4. The stratigraphic thickness mapa. The thickness of SU7；b. The thickness of SU6；c. The thickness of SU5；d. The thickness of SU4+SU3；e. The thickness of SU2；f. The thickness of SU1（2）地震单元SU6
SU6以D6声学反射界面为底界面，D6界面在陆架区由于受到多次波的干扰反射轴不明显，但在不受多次波干扰的位置比较清晰。D6界面在整个陆架区特征为高频、强振幅、平缓变化、较连续反射的不整合面（图2），D6界面的埋藏深度为40～230 m，整体埋藏深度变化很大，但在研究区西部陆架区平均埋藏深度为100 m左右，靠近东南部陆坡处的埋藏深度变化剧烈，埋藏深度跟水深密切相关，变化范围为120～230 m（图3b）。
SU6呈现振幅强、频率中等、连续性较好的平行、亚平行反射特征。在研究区的西部发育规模有限的潮流沙脊，呈斜层理反射结构，顶界面因沉积物堆积而有明显上拱的趋势，但由于多次波的干扰及上覆地层的侵蚀作用，沙脊的形态不太明显（图2，图5）。钻孔SHD-1孔处所揭示潮流沙脊的厚度为10 m左右（图5），其他区域发育薄层浅海相地层。该单元在陆架区有广泛的分布，为海平面上升形成的沉积环境较稳定的浅海相地层。地震单元发育较稳定，整体厚度较薄，大致为5～20 m厚，陆架大部分地区此单元地层的平均厚度约为10 m（图4b）。
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（3）地震单元SU5
SU5的底界面是D5，该界面之上发育平行、亚平行、杂乱及斜交等多种反射结构的地层，下部发育连续的平行、亚水平结构的浅海相地层（图2）。该界面在局部与下伏地层呈角度不整合，发育潮沟，对下伏地层有下切侵蚀作用。D5界面埋藏深度为20～200 m，整体埋藏深度变化很大，但在研究区西部陆架区的平均埋藏深度为50～80 m，在靠近东南部陆坡，由于坡度的增大，沉积物的沉积厚度增大，埋藏深度也随之变深，变化范围为80～160 m（图3c）。
SU5地震相特征为平行反射、亚平行反射、波状反射、杂乱反射、倾斜交错反射及前积反射等多种反射结构（图2），为海平面下降形成的滨岸浅海相沉积，局部侵蚀潮沟发育，该单元在陆架区有广泛的分布。该单元层序由于局部侵蚀下伏地层，层序厚度变化较大，为5～65 m，北部和南部地层厚度较厚，表明其下伏地层受到的侵蚀作用较强烈，地震单元厚度较薄处代表侵蚀作用较弱（图4c）。
（4）地震单元SU4与SU3
SU4、SU3分别以D4、D3为底界面，D4、D3界面都为下超面，在陆架区分布较广，为三角洲底界，界面之上为海平面下降时期形成的水下三角洲，呈斜交前积型反射特征。其中，D4的埋藏深度为10～150 m，整体埋藏深度变化很大，特别是在靠近东部陆坡处的埋藏深度变化剧烈，但在西部陆架区的平均埋藏深度为30～50 m，变化不大（图3d）。
SU4与SU3内部反射结构都为振幅强、频率高、连续性好、低角度的前积斜层理反射。代表了海平面达到最大洪泛面之后开始缓慢下降，岸进海退，沉积物向海的方向进积形成的三角洲。在每一个海平面升降旋回的下降期，侵蚀基准面随着海平面的下降而下降，河流向海洋方向推进，源于中国大陆的河流携带着大量沉积物向外陆架推进，形成大面积三角洲。现代三角洲的研究表明，三角洲沉积体系主要包括三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲[14-18,]。由于受到后期冲刷、改造和剥蚀作用，在浅地层剖面上最容易识别的就是三角洲前缘（图2）。
SU4单元广布全陆架区，而SU3在西部外陆架区较发育，靠近陆坡区则不发育。两期水下三角洲之间发育了约8 m厚的平行反射的浅海相地层，披覆在第一期三角洲（SU4）之上（图2），表明该时期在陆架区西部经历了海平面下降—上升—下降的过程。东部靠近陆坡的陆架区只发育了SU4期水下三角洲，表明第一次海退的规模较小，第二次海退的规模较大。SU3因遭受上覆地层后期侵蚀的程度差异较大，造成地震单元区域赋存厚度的变化也较大。两期三角洲总厚度约30 m（图4d），但在研究区陆架的西部和东北部由于上覆地层侵蚀严重，厚度较薄，而在东部靠近陆坡的位置受侵蚀作用较弱，加之靠近斜坡，三角洲更为发育，地层变厚。
（5）地震单元SU2
SU2是以侵蚀间断面D2为底界面，D2界面为一侵蚀面，中弱振幅，水道下切，侵蚀下伏地层（图2），它将反射特征不同的陆相与三角洲相地层分开，该界面在陆架区连续分布。D2的埋藏深度为10～40 m，除东部靠近陆坡处，总体埋藏深度变化不大，平均埋藏深度为10～20 m，靠近东部陆坡处的埋藏最深，深度接近40 m，研究区南部海区埋藏深度为15 m以浅（图3e）。
SU2主要特征是其内部结构与上覆或下伏的地震反射特征有明显不同，且有特定的赋存边界及外部形态。SU2声学反射层具有强烈侵蚀、快速迁移、侧向多变等特征，主要发育埋藏古河道，古河道内部充填的沉积物物性和动力条件的不同而表现出多种类型的反射，主要为波状反射、杂乱反射、亚平行反射、高角度倾斜交错反射等（图2）。研究区内该单元地层侵蚀作用较强烈，厚度变化较大，为0～35 m，分布较广，研究区西部的平均厚度约为10 m，在陆架区东部靠近陆坡的厚度最大，而在29°00′ N、126°30′ E附近小范围变薄，甚至不发育该地震单元，代表此区域剥蚀作用较弱（图4e）。
（6）地震单元SU1
SU1是以D1作为反射底界面，D1界面在浅地层剖面上十分明显，为一水平或亚水平的连续、强振幅反射界面（图2），在陆架区广泛分布。D1的埋藏深度为4.5～9.5 m，变化不大，平均埋藏深度为7～8 m，靠近研究区东北部陆坡最深处为9.5 m，而靠近西南部陆坡处较浅，为4.5 m（图3f）。
SU1地震相特征为强振幅、高频率、连续性好的平行结构（图2），该地震单元发育较稳定，厚度变化不大，约为4.5～9.5 m，分布较广，陆架大部分地区该单元地层平均厚度约为7 m，且北部大于南部，西北部厚于东南。其中东南处最薄，127° N以东最厚（图4f）。
3.2 浅钻SHD-1孔岩心特征
将SHD-1孔岩心界面（深度）与浅地层剖面划分的7个不整合界面（双程旅行时）进行对比，得出声波穿透该区地层的平均速度约为1580 m/s。通过时深转换，发现两者有很好的对应关系。浅地层剖面划分的7个地震单元对应的钻孔的岩性、微体古生物特征及测年数据自下而上阐述如下：
DU7（孔深110～75 m）：对应浅地层剖面的SU7（图5），岩性多为泥沙互层，底栖有孔虫和浮游有孔虫丰度都极低，而孢粉浓度较高，孢粉类型丰富，表明该阶段海平面沉积环境为河口—三角洲相沉积。
DU6（孔深75～63.9 m）：对应浅地层剖面的SU6（图5），岩性主要为粒度较粗的黑灰色中细砂，有完整的双瓣贝壳出现，底栖有孔虫和浮游有孔虫丰度明显升高，且浮游有孔虫含黑潮标志种，未见孢粉，表明该段沉积环境为中、外陆架浅海沉积，受强潮流作用，形成典型的潮流沙脊沉积。在DU6地层的底部有一个测年数据，为108.6±11.4 kaBP（图5）。
DU5（孔深63.9～47 m）：对应浅地层剖面的SU5（图5），岩性为粒度较细的黑色黏土夹黑色薄层细砂，水平层理，底栖有孔虫和浮游有孔虫明显降低，底栖有孔虫中陆架种向内陆架浅水种过渡，大洋性生物浮游有孔虫越来越少，表明该阶段为滨岸浅海沉积。该段地层有两个光释光测年数据，都为74.1 kaBP左右（图5）。
DU4（孔深47～26 m）：对应浅地层剖面的SU4（图5），岩性为块状灰色黏土夹薄层黑色细砂，底栖有孔虫丰度进一步降低，底栖有孔虫组合中的内陆架浅水种占绝对优势，浮游有孔虫零星出现，其壳体磨损明显，属于异地搬运。孢粉浓度达到峰值，且类别非常丰富。草本含量稍微高于木本花粉。结合SU4的地震相特征，认为这一时期为海平面下降期的滨岸浅水环境，由浅海相过渡到三角洲相。地震单元SU4的光释光测年数据约为74.8～63.1 kaBP（图5）。
DU3（孔深26～12.9 m）：对应浅地层剖面的SU3（图5），岩性为深灰色中细砂夹脉状黏土/粉砂薄层，底栖有孔虫和浮游有孔虫都有发现，底栖有孔虫以内陆架浅水种占绝对优势，典型冷水种和广温广盐种明显增多，显示这一阶段水深较浅，受沿岸流冷水团的影响较为明显。浮游有孔虫零星出现，孢粉浓度相对较高，且类别较丰富。该层序单元有孔虫和孢粉都有发现，结合该单元的地震相SU3特征表明这一时期海平面继续下降，在下伏地层之上又发育一期三角洲相沉积层。SU3的AMS14C测年数据约为43.5 kaBP（图5）。
DU2（孔深12.9～6.3 m）：对应浅地层剖面的SU2（图5），岩性主要为粒度较粗的灰色中细砂，零星出现极少量的微体化石，孢粉浓度较低，草本含量为主，该层序单元未发现有孔虫，存在一定数量的草本类孢粉，表明该时期海平面下降，气候寒冷干燥，沉积环境应为LGM时期形成的陆相沉积。该层光释光测年年龄约为22.5 kaBP（图5）。
DU1（孔深6.3～0 m）：对应浅地层剖面的SU1（图5），钻孔0～0.48 m的岩性为灰黑色中—细砂，有贝壳碎片，底栖有孔虫丰度较高，近岸浅水种组合含量低，中陆架种占绝对优势。该沉积层为全新世高海平面以来形成的中外陆架浅海沉积。钻孔0.5～6.3 m岩性为灰黑色粉砂夹薄层细砂，透镜状层理，有贝壳碎片分布，底栖有孔虫和浮游有孔虫丰度较高，近岸浅水种占据较为明显的优势，表明该阶段海平面上升，气候温暖湿润，沉积环境为冰后期海侵沉积。SU1的AMS14C年龄约为13.09 kaBP（图5）。
4. 讨论
4.1 地震单元的时间序列与沉积环境
地震单元SU7推测为MIS 6低海平面时期形成的河口—三角洲沉积层（图6），前人普遍认为MIS 6为强海退[3-4, 20, 23]，东海外陆架该地层普遍发育，是东海外陆架的标志层。浅地层剖面上该单元在靠近陆坡处发育低水位楔状体，其反射特征与陆架三角洲前缘相似，为良好的前积反射（图7）。海退时，水位下降，陆架边缘沉积物发生近源搬运和再沉积作用，陆架区大量的沉积物被搬运至陆坡，使得陆架边缘处发育低水位楔状体，由原来的低角度前积变成高角度前积。东部陆架坡折水深150～200 m，陆架边缘低水位楔状体在此形成，由于这里有充足的陆源碎屑物质供应和相对较弱的构造活动，当楔状体下超到底界面，向陆坡方向前积，一旦前积楔状体的远端到达陆架边缘就能产生大规模的滑塌和浊流沉积。
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图 6 东海外陆架地震单元综合对比分析与海平面变化曲线（Chappell，1996）Figure 6. Correlation of stratigraphic units to sea level fluctuation in the outer shelf of East China Sea（Chappell et al., 1996）![]()
地震单元SU6在SHD-1孔处为一套潮流沙脊，该段地层的测年数据为108.6±11.4 kaBP，推测该潮流沙脊为MIS 5海侵时期形成的（图6）。MIS 5海侵是东海晚更新世最大的一次海侵，相当于渤海的沧州海侵[3]。刘振夏等[4]通过DZQ4孔与地震地层的对比，也认为MIS 5（74～130 kaBP）为最大海侵，东海外陆架主要发育浅海相地层和潮流沙脊。李广雪等[41]则认为MIS 5期在约128 kaBP开始发育海侵沉积，期间存在多期海侵海退旋回。
地震单元SU5在SHD-1钻孔揭示的沉积环境为滨岸浅海相，该阶段2个测年数据都约为74.1 kaBP，推测该阶段为MIS 4海平面下降形成的滨岸浅海相沉积（图6）。刘振夏等[35]的研究表明MIS 4期历时较短，东海陆架成陆的时间较短，外陆架则更短。在SU5的地层中发现一些负地形的下切谷（图7），但其内部地震相特征与古河道有明显不同，完整的古河流相沉积下部是河道沉积，以砂为主，侧向加积，底部河床砂砾堆积，形成滞留沉积，地震相呈杂乱反射，上部为河道充填沉积，通常是泥沙互层，地震相为有规律的平行层理。但SU5的下切谷，下部表现为平行层理，上部为明显的斜层理，与三角洲前积楔状体类似，推测为潮流侵蚀下伏地层形成潮沟，再经海退时期三角洲沉积物充填而成。因此，推测图7中的潮沟是SU6期发育的，SU5期填充的三角洲相沉积物，而图8中的潮沟则是SU5阶段发育的，SU4期填充的三角洲相沉积物。
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地震单元SU4为高角度前积反射结构，该结构具有明显的三角洲相沉积特征（图7），其测年数据为63.1～74.8 kaB，推测是在MIS 4晚期形成的（图6）。MIS 4晚期仍为低海平面时期，此时SHD-1孔处的外陆架并未裸露成陆，为低海平面时期水下三角洲相沉积，该水下三角洲范围有限。而地震单元SU3也具有明显的三角洲前积反射特征，该单元AMS14C测年结果为43.5 kaBP左右，此年龄数据对应MIS 3。三角洲代表了海平面下降，与MIS 3期曲线变化有很好的对应关系（图6）。该水下三角洲范围十分广泛，沉积体最大厚度在60 m以上，自西北向东南发育。刘振夏[4]认为MIS 3历时较长（59～24 kaBP），气候相对较暖，是末次冰期中的亚间冰期，大部分时间有较多的降雨，河流比较发育。因此，根据这一观点，该阶段陆架上普遍发育河口—水下三角洲相沉积体，在研究区外陆架上主要发育水下三角洲沉积。研究区这两期大规模埋藏古三角洲的形成与该区接受大量的陆源碎屑沉积物有关，前人研究认为[1-2, 47]古长江、古黄河水系对此起了巨大的作用。
SHD-1孔揭示地震单元SU2的3个测年数据集中在22 kaBP左右，该测年结果对应海平面下降期的MIS 2（图6）。Wellner等[25]认为MIS 2早期，海岸线向海后退550 km，未退到陆坡以下。刘振夏等[4]则认为MIS 2期和MIS 4期历时较短，东海陆架成陆的时间短，外陆架则更短，故其对应的陆相地层很薄，地震剖面中少见该时期的较大河流。研究区SU2地层较薄，但分布较广，确实未见大型河流，反映当时气候寒冷，雨量锐减，河流的作用也减弱。因此SU2为末次冰期最盛期（LGM）形成的陆相沉积，此时陆架区海平面下降到最低点，推测整个东海陆架暴露出海底，之下形成的三角洲相地层遭受流水侵蚀。高分辨率浅地层剖面揭示（图7），在低海平面时期，研究区河流极其发育，在陆架平原上形成纵横交错的河道网[34-38]。河流沉积体系包括河道、河漫滩、决口扇、泛滥平原、天然堤和沙坝等沉积亚相[37]，其中河道填充沉积被浅地层剖面揭示的最为清晰，而其他亚相由于剖面分辨率不足，尚不能完全识别。河道的谷状负地形即是低海平面时期河流在陆架作用的结果。
根据SHD-1孔测年数据，并与Chappell（1996）曲线对比，认为地震单元SU1为MIS 1期（图6），发育海相地层，局部水深较浅的位置发育潮流沙脊（图8），近年来的研究认为，东海外陆架古潮流沙脊形成于冰消期的海侵过程中，由于海平面的升降或沙脊的侧向迁移，发生多次侵蚀和堆积。吴自银等[51-52]认为东海外陆架潮流沙脊受到LGM以来多次融冰事件的影响而形成，Bernés等[21]也认为LGM以来多次冰川的快速融化使海洋的沉积动力环境发生快速变化是导致沙脊形成的重要原因。东海的潮流沙脊是海侵体系域形成的重要标志[21-28, 51-58]。冰后期海平面逐渐上升，太平洋潮流自东南方向进入东海，向北西方向推进形成的往复流逐渐变强。潮流对海底的侵蚀、搬运和再堆积形成了东海陆架区的潮流沙脊地貌。在研究区水深小于100 m的外陆架上，分布着大量NW-SE向延伸的脊状沉积，脊线大致垂直岸线方向，与太平洋潮波前进方向基本相同。从浅地层剖面上（图8）可以看出，沙脊形态为不对称的丘状，具有高频强振幅的反射特征，内部层理较清晰，为斜交前积反射结构，层理向下终止于一强反射的近水平界面，沙脊的顶部界面呈下超接触。受潮流作用，沙脊后部不断被削蚀，前部不断生长，其长轴方向指示潮流的主流方向，斜层理的倾向指示沙脊迁移动力方向。刘振夏等[56]研究认为，东海沙脊所处环境的现代潮流流速较小，无法形成这种大型沙脊地貌，因此她认为研究区的沙脊已停止发育，成为残留沙脊或消亡沙脊。
4.2 东海外陆架MIS 6以来层序地层与沉积环境演化
晚第四纪海平面频繁波动，东海外陆架海退、海进层序交替发育，与海平面变化曲线存在着很好的对应关系，每个海退—海进沉积旋回在东海陆架都有着相似的演变规律。Octavian Catuneanu[50]2005年根据基准面变化和沉积作用的相互影响定义了5个体系域，包括了高位体系域、下降期体系域、低位体系域、海侵体系域和在滨线海退时期由所有沉积物堆积合并的海退体系域。以往Vail、Galloway、Posamentier[59-61]等提出的体系域的划分方法限制了在相对海平面下降时期对陆架上沉积物的识别，适用范围有限，而Octavian Catuneanu[50]2005年划分的5个体系域体现了由海相到非海相沉积体系域。根据其理论，东海外陆架的地震单元存在典型的低位—海侵—高位—下降期—海退体系域，以图9、图10的剖面为例，自下而上，SU7为MIS 6期的低水位体系域，研究区外陆架上主要发育河口—三角洲相，在靠陆坡处发育低水位楔状体。随后，气候变暖，海平面上升，MIS 5期发育海侵体系域SU6，潮流沙脊/浅海相地层发育。之后随着气候变冷，海平面开始下降，发育了下降期体系域SU5，即在MIS 4发育了滨岸浅海相，在SU6与SU5之间存在最大海泛面，此时形成高位体系域。其后海平面继续下降，继续发育下降期体系域SU4（MIS 4晚期）和SU3（MIS 3）两期古三角洲，水下三角洲逐渐向东南方向推进，并掩盖了之下的浅海相地层，SU3期古三角洲一直绵延到陆坡处，而SU4期水下三角洲发育范围有限，到陆坡附近只存在浅海相地层，表明MIS 4不及MIS 3海退的规模大。因此，SU5、SU4和SU3共同组成了下降期体系域。到了MIS 2阶段（SU2），海平面继续下降，进入海退体系域，研究区陆架完全裸露成陆，发育了河流、湖泊、泛滥平原等陆相地层。其后气候温暖湿润，海平面又开始上升，进入全新世MIS 1阶段海侵体系域，发育潮流沙脊/浅海相地层。
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5. 结论
（1）通过对浅地层剖面地震相特征的分析，识别出了7个地层反射界面（D7—D1），并划分出了7个地震单元（SU7—SU1），通过时深转换，研究区的SHD-1孔岩心与地震单元有很好的对应关系，岩心数据很好地揭示了各地震单元的岩性特征、生物地层特征及时间序列。
（2）钻孔SHD-1孔的测年数据及有孔虫、孢粉特征揭示，MIS 6以来，地震单元SU7推测为MIS 6低海平面时期形成的河口—三角洲相沉积；地震单元SU6可能对应MIS 5，其沉积环境为浅海相沉积；地震单元SU5对应MIS 4，为海平面下降期的滨岸浅海相沉积；地震单元SU4、SU3分别对应MIS 4晚期、MIS 3，沉积环境由浅海相过渡到三角洲相；地震单元SU2对应MIS 2，为LGM时期形成的河流相沉积；地震单元SU1为MIS 1冰后期海侵形成的浅海相沉积。
（3）MIS 6在东海陆架的海退规模较大，分布较广泛，在冰期低海平面时期，内陆架裸露，陆相地层发育，在外陆架则主要发育河口—水下三角洲相沉积；MIS 5时期，海平面上升，在水深100 m以浅的地方发育潮流沙脊，外陆架其他位置发育浅海相沉积；MIS 4时期海平面下降，外陆架区主要发育水下三角洲，且水下三角洲延伸很远；MIS 3气候波动较小，海平面短暂的上升之后仍处于海平面下降期，发育规模较MIS 4时期更大的水下三角洲；MIS 2发育规模广泛的陆相沉积，此时，外陆架处也裸露成陆；MIS 1在外陆架处普遍发育浅海相地层，在西北靠近内陆架处发育潮流沙脊。
致谢：本文在写作过程中得到了刘健研究员的悉心指导和帮助，并提出了建设性意见，特此致谢。感谢中国海洋大学“东方红2号”科考船和上海海洋石油局第一海洋地质调查大队“勘407轮”为相关数据和样品的获取付出的努力。
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图 1 研究区位置图（a）及浅地层剖面测线与钻孔位置示意图（b）
Figure 1. The location of study area（a）, shallow seismic profile lines and the Hole SHD-1（b）
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图 3 地层界面埋深图
a. D7埋深图；b. D6埋深图；c. D5埋深图；d. D4埋深图；e.D2埋深图；f.D1埋深图
Figure 3. The depth of stratigraphic boundaries
a. The depth of D7；b. The depth of D6；c. The epth of D5；d. The depth of D4；e. The depth of D2；f. The depth of D1
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图 4 地层厚度图
a. SU7厚度图；b. SU6厚度图；c. SU5厚度图；d. SU4+SU3厚度图；e. SU2厚度图；f. SU1厚度图
Figure 4. The stratigraphic thickness map
a. The thickness of SU7；b. The thickness of SU6；c. The thickness of SU5；d. The thickness of SU4+SU3；e. The thickness of SU2；f. The thickness of SU1
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图 6 东海外陆架地震单元综合对比分析与海平面变化曲线（Chappell，1996）
Figure 6. Correlation of stratigraphic units to sea level fluctuation in the outer shelf of East China Sea（Chappell et al., 1996）
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表 1 浅地层剖面施工采集参数
Table 1 Working parameters for shallow seismic data acquisition
震源类型 电火花 震源沉放深度/m 1 ±0.5 震源总能量/J 750、1 000 震源频谱宽度/Hz 100～2 000 放炮间隔/s 1.22 采样率/ms 0.2 记录长度/s 0.8～2.0 
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