MOLECULAR FOSSIL AND NANNOFOSSIL RECORDS IN A Co-RICH CRUST OF WEST PACIFIC SEAMOUNTS: IMPLICATION FOR STRATIGRAPHIC DIVISION AND PALEOECOLOGY AND PALEOENVIRONMENT
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摘要: 分析了西太平洋海山CM1D03富钴结壳中超微化石生物地层学记录,结合钙质微浮游生物印痕,对结壳进行了地质年代的划分,其年代为晚古新世-早始新世(54~51 Ma)、中始新世(45~40 Ma)、中新世-上新世(22~2.4 Ma)、上新世-更新世(3.6~1.2 Ma)。利用气相色谱、气相色谱-质谱联用检测了结壳中的正构烷烃、类异戊二烯、甾烷等分子化石,探讨结壳生长过程中的生源构成、沉积环境以及古生态演替特征。结果表明,结壳中氯仿沥青"A"/有机碳(TOC)比值为10.51%~21.74%,具有明显的烃类运移特征。正构烷烃的轻/重烃比值(ΣC23-/ΣC+24)为0.74~1.47,碳优势指数(CPI)为0.80~1.45,碳稳定同位素(δ13C)为-24.00‰~-25.48‰,指示有机质主要来源于海洋表层水体的浮游植物。研究还表明,有机质物源,C27、C28、C29甾烷的丰度变化,TOC保存及δ13C等均与结壳生长所处海洋环境、全球气候和南极底流的结构变化有关。Abstract: Calcareous nannofossils in CM1D03 Co-rich crust of west Pacific Seamounts were analyzed to esimate the stratigraphic ages. The results showed that the lower layer was formed in the late Paleocene-early Eocene (54~51 Ma), whereas the porous middle layer was formed in the middle Eocene (45~40 Ma) and the upper layer was in the Miocene-Pliocene (22~2.4 Ma) and the Pliocene-Pleistocene (3.6~1.2 Ma). The molecular fossils, including chloroform bitumen "A", n-alkanes, isoprenoids, steranes, in the Co-rich crust were measured using gas chromatography and gas chromatography-mass spectrum. The source composition, depositional environment and palaeoecological community succession in the Co-rich crust during its growth have been discussed by analyzing the characteristics of these fine molecules (C27, C28, and C29 steranes) and their molecular indices (ΣC23-/ΣC24+, CPI and Pr/Ph) with consideration of the variation in organic carbon (TOC) content and its stable isotope compositions (δ13C) records. The results showed that chloroform bitumen "A"/TOC ("A"/C) ratio was 10.51%~21.74%, showing significant hydrocarbon transport pattern. The ratio of ΣC23-/ΣC+24 for n-alkanes was 0.74~1.47,the CPI was 0.80~1.45, and the value of δ13C was -24.00‰~-25.48‰, indicating that organic matter in the Co-rich crust mainly origined from phytoplankton. The results also indicated that the source of organic matter, C27, C28, and C29 steranes distribution variation, TOC preservation and δ13C were related to changes in marine environment, global climate and Antarctic Bottom Water during the formation of Co-rich crust.
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南黄海是位于东亚大陆边缘的半封闭陆架浅海，作为连接东亚大陆与西太平洋进行物质和能量交换的过渡区域，在区域和全球气候与环境变化中扮演着十分重要的角色[1-3]。第四纪以来，以冰期-间冰期交替为主要特征的全球气候变化造成海平面频繁波动[4]。南黄海地区自新近纪以来持续沉降，对气候与海平面变化的响应十分敏感，第四纪以来经历多次海平面升降变化，海陆交互作用强烈，发育的海陆交互相沉积序列蕴含着丰富的古气候和环境变化信息，成为研究东亚大陆边缘沉积物源-汇过程、海陆变迁、气候与海平面变化的热点区域[2,5-10]。
可靠的年代地层框架是开展南黄海地区第四纪环境演化和物源示踪等科学问题研究的基础。20世纪80年代以来，随着年轻地质体测年方法和技术手段的不断发展和成熟，不同学者陆续使用不同测年方法对南黄海及近岸地区的沉积物开展了年代学研究，为南黄海第四纪高精度年代地层框架的建立提供了可能[11-15]。其中，210Pb、137Cs、14C和光释光（OSL）等测年技术为南黄海晚第四纪沉积物提供了可靠的年龄框架[7,9,15-17]。然而，由于海洋沉积物的长序列钻孔样品不易获取、早期测年技术限制等多方面原因，南黄海地区仅有少量长序列钻孔钻至下第四系或前第四系（如QC2孔、EY02-2孔、NHH01孔、DLC70-3孔、CSDP-1孔、CSDP-2孔），且相关研究主要集中于南黄海中、西部地区[7,13,18-21]。此外，南黄海地区第四纪以来海陆交互作用强烈，频繁的水动力条件变化使得地层结构相变快、变化复杂[22-23]，而目前南黄海特别是南部地区长序列钻孔数量匮乏，缺少可靠的高分辨率年代地层框架约束，使得前人在南黄海南部地区沉积地层结构及形成时代、第四纪沉积环境演化等地质问题的认识上仍非常薄弱，严重制约了对南黄海第四纪以来沉积演化过程、海平面升降变化和物质来源等科学问题的认识。
磁性地层学是建立第四纪长时间尺度年代地层框架最主要的手段之一，是通过测量钻孔或地层剖面沉积物记录的剩磁信息来建立地磁场极性倒转序列，并与标准地磁极性年代表进行比对，利用极性反转事件获得年代控制点，从而建立沉积序列的地层年代框架[12, 24-26]。本论文利用南黄海南部地区新近获取的SYS90-1A孔沉积物样品开展详细的磁性地层学研究，并结合AMS14C测年结果，建立南黄海南部地区第四纪磁性地层年代框架，为南黄海南部地区第四纪地层划分与对比、沉积环境演化、海陆交互作用等研究提供可靠的年代标尺。
1. 区域地质背景
南黄海位于中国大陆与朝鲜半岛之间（图1），海底地形呈不对称分布，东陡西缓，地形由两侧向中央倾斜，水深呈由西北向东南加深的趋势，平均水深约46 m，靠近济州岛方向，最大水深可达140 m[2,27]。南黄海周边河流包括黄河、长江、淮河、朝鲜半岛沿岸河流、山东半岛和江苏沿岸河流等，这些河流携带陆源碎屑物质从中国大陆或朝鲜半岛直接或间接入海，为南黄海提供了丰富的陆源物质供给[2]。其中，尽管长江和黄河现今的入海口都不在南黄海，但两条河流在地质历史时期曾发生多次河道迁移，直接或通过沿岸流间接为南黄海输送碎屑物质，在南黄海地区沉积供应当中占据主导地位[2,28-30]。南黄海现代海洋环流体系主要由黄海暖流、沿岸流、长江冲淡水和黄海冷水团等组成。其中，南黄海中部受黄海冷水团和上升流的共同作用发育泥质沉积分布区；在东部、西南部海区则受强潮流作用发育潮流沙脊[21,31]。南黄海地区的沉积格局受陆源物质和海洋环流的共同影响，冬季风驱动沿岸流将黄河入海物质向南搬运，而长江冲淡水携带长江物质在夏季风和黄海暖流的影响下向北输运[32-33]。
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图 1 南黄海环流体系及钻孔位置图Figure 1. The current systems in the South Yellow Sea and the locations of borehole of this study (red star) and other boreholes (red dots)在大地构造上，南黄海地区位于华南古陆下扬子块体之上，构造单元主体部分为南黄海盆地[34-35]。南黄海盆地自新近纪以来持续沉降，受东亚季风和海洋环流等的共同影响，接受来自长江、黄河等周边河流携带的陆源碎屑物质汇入，新近纪—第四纪沉积序列厚达500～2 000 m[9,21,36-37]。浙闽隆起带是分隔南黄海盆地与东海盆地的火山岩构造带，中生代由于大规模火山活动发生隆升，成为黄、渤海与东海之间的屏障，不仅阻碍了东海海水侵入黄、渤海，而且阻碍了黄、渤海向东海陆架和冲绳海槽的沉积物运输[22,38-40 ]。新近纪以来，浙闽隆起带逐渐解体和沉降，海水在约1.7 Ma从东海越过浙闽隆起进入黄海，南黄海开始受到海侵[2,9,21,39]。早更新世海侵较弱，表现为通道式海侵，浙闽隆起带东部的济州海峡很可能是黄海第四纪早期的海侵通道[9,41]。随着浙闽隆起持续沉降，海平面变化在约0.83 Ma以来对南黄海地区沉积环境的控制作用越来越显著，第四纪以来的沉积特征表现为由河、湖相沉积转为受海平面变化控制的海陆交互相沉积[2,9,22]。现代黄海则形成于全新世海侵[2]。
2. 材料与方法
SYS90-1A孔位于南黄海南部（中部泥质区南缘），钻孔地理坐标为33°48′49″ N、123°43′58″ E，水深约69.3 m，由中国地质调查局青岛海洋地质研究所于2017年组织施工使用机械旋转法钻取岩芯。SYS90-1A孔进尺90.1 m，共获得样品86管，获取岩芯实际长度为83.8 m，平均回收率高达93%，是目前南黄海地区取芯率最高的钻孔之一。在青岛海洋地质研究所岩芯库将岩芯纵向剖开，平均分成两半，一半存档于青岛海洋地质研究所岩芯库，另一半依次排列，进行拍照、岩芯描述和样品分样。岩芯描述包括沉积物的颜色、岩性、结构、化石（软体动物化石、植物碎屑等）、地层接触关系等。
从SYS90-1A孔顶部4.6 m沉积物不同深度处选取有孔虫丰度较高的层位，挑选5件底栖有孔虫混合种壳体样品作为AMS14C测年材料，送往美国BETA实验室（Beta analysis Inc.）进行AMS14C测年。直接测定年龄是以5 568 a为半衰期，同时测量样品的δ13C值。测得的放射性年龄数据根据区域海洋碳库效应进行了校正（南黄海地区海洋碳库年龄差值为ΔR=−100±36 a）[42]，并使用Calib Rev.7.0.2软件进行日历年的校准[43]，本文所使用的日历年龄均是以1950年为基点向前推算的，以cal.aBP标识。
在SYS90-1A孔岩芯新鲜面上使用U-channel 无磁塑料管连续采集古地磁样品86件。磁化率与古地磁测试在中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室完成，样品测量间距为2 cm。其中，样品低频磁化率使用Bartington MS2磁化率仪与2G-755R U-channel 岩石超导磁力仪联机测量。古地磁测试使用2G-755R U-channel 岩石超导磁力仪以2～10 mT的步长从0 mT（NRM）到80 mT使用逐步交变退磁方法对沉积物样品进行系统的退磁和剩磁测量，具体退磁步骤分为0（NRM）、2、5、7.5、10、15、20、25、30、35、40、45、50、60、70、80 mT，共分16步。所有退磁过程及剩磁测量过程置于零磁空间（＜300 nT）完成。退磁数据使用PaleoMag软件采用主成分分析法进行特征剩磁（ChRM）分析和拟合，并选择最大角偏差（MAD）＜15°的样品建立磁极性序列。
3. 结果
3.1 钻孔岩性特征
根据沉积物的颜色、岩性、地层结构和生物碎屑等特征，对南黄海南部SYS90-1A孔岩芯自上而下的岩性特征描述如下。
0～4.64 m：灰色粉砂夹灰黑色黏土质粉砂和灰黄色细砂。在0.25 m和2.45 m处含有少量贝壳碎屑，底部含水率较高，在0.4 m和1.5 m处见冲刷面。
4.64～14.8 m：灰黑色、深灰—浅灰色粉砂质黏土夹灰黄色黏土质粉砂，包含4个颜色向上变浅的旋回，每个旋回底部颜色为深灰色至灰黑色泥炭层，含有黑色碳质斑点。5.0～5.14 m处为灰黄色细砂团块夹灰色砂质黏土条带。
14.8～23 m：深灰色黏土质粉砂与灰色粉砂质黏土互层，黏土质粉砂层较厚，粉砂质黏土为薄层。15.04～15.2、16.44～16.6、21.32～21.8 m处发育粉砂质条带和透镜体，20～20.6 m含有粉砂团块，下部黏土质粉砂变薄。
23～33.6 m：灰色粉砂质黏土与深灰色黏土质粉砂互层，粉砂质黏土层较厚，黏土质粉砂为薄层。整段均匀发育厚约0.5 cm的黏土质粉砂条带，条带间距4～16 cm不等；向下黏土质粉砂层逐渐增厚。
33.6～35.64 m：深灰色粉砂和细砂。34.60～34.66 m处含有大量贝壳碎屑和若干磨圆度较好的砾石，其中大块砾石的直径约2 cm。
35.64～47.6 m：灰色粉砂质黏土、深灰色黏土质粉砂和细砂。36～42 m处灰色粉砂质黏土与深灰色黏土质粉砂互层；43.6～44 m处含有大量灰黑色碳质斑点；44.9～45.1、45.22～45.3 m处含有大量贝壳碎屑，45.44 m处可见冲刷面。
47.6～74.4 m：深灰色细砂与灰色粉砂互层。其中，47.6～54.22 m为深灰色细砂含粉砂质黏土团块，含有数层粉砂条带，底部含有小砾石和大量云母颗粒；54.22～55.2 m为灰色粉砂质黏土夹深灰色粉砂团块；55.2～74.4 m为深灰色粉砂夹灰黄色细砂，发育粉砂条带呈平行层理分布；58 m处含有一个直径约5 cm的灰黄色粉砂结壳；60.6 m处疑似厚2 cm的灰黄色粉砂岩结壳；62.72～63.12 m处泥浆混染严重；65.86～65.90 m发育灰色黏土层；65.20～65.22 m、67.80～67.82 m处发育厚约2 cm的灰黑色砂层；69.48～69.74 m处含风化严重的贝壳碎屑；74.16～74.4 m为灰色粉砂质黏土。
74.4～90.1 m：灰色粉砂质黏土、深灰色粉砂，发育3个沉积物粒度向上变粗的旋回，粉砂质黏土中含有粉砂质条带，条带之间近乎等间距呈平行层理发育。75.5～76 m处含有若干颗粒较小的砾石；76.3、80.6、88.4 m处推断为冲刷面；85.45 m处含有小砾石；89.2～90.1 m处含有灰黑色的碳质斑点。
3.2 AMS14C测年结果
南黄海SYS90-1A孔顶部（孔深0～4.6 m）沉积物的AMS 14C测年结果如表1所示，包括取样深度、测年材料、常规年龄和日历年龄等。AMS14C年龄结果自下而上遵循下老上新的规律，表明钻孔顶部的沉积基本稳定，没有受到强水动力或风暴干扰导致较老沉积物被侵蚀搬运再沉积的现象，年龄结果可信。
表 1 南黄海SYS90-1A孔AMS14C测年结果Table 1. The AMS14C dating results for the SYS90-1A core in the southern Yellow Sea深度/m 测试材料 δ13C /‰ 常规年龄 日历年龄/cal.aBP 样品编号 (14C/ aBP) 中值 范围(1σ) 1.14～1.16 底栖有孔虫 −0.9 11050 ±30 BP 10702 10656～10748 520560 2.44～2.46 底栖有孔虫 −2 16110 ±40 BP 17097 17012～17182 520562 3.82～3.84 底栖有孔虫 −1.3 16830±40 BP 17996 17894～18099 520563 4.58～4.60 底栖有孔虫 −4 17820±60 BP 19206 19072～19341 520564 3.3 古地磁测试结果
南黄海SYS90-1A孔沉积物样品通过系统的交变退磁，大部分样品在去掉次生剩磁组分后，成功分离出了特征剩磁组分。退磁曲线结果显示（图2），大部分样品在退磁过程中，剩磁强度表现为0～15 mT和20～80 mT两个分量。其中，0～15 mT分量与现代地磁场方向一致，为次生粘滞剩磁；20～80 mT剩磁方向逐步趋向原点，指示原生特征剩磁方向（图2a、c、d、e、g）；少量的沉积物样品的剩磁强度在退磁过程中表现出稳定下降并趋向原点的单分量特征（图2b、f、h）。大部分样品在交变退磁场为70 mT时已经退去天然剩磁的80%，甚至更多，且退磁方向趋向原点。SYS90-1A孔沉积物样品的交变退磁特征说明，在20～70 mT之间即可分离出线性较好的特征剩磁分量。因此，本次研究选用20～60 mT的区间剩磁分量，利用PaleoMag软件对分离出的特征剩磁（ChRM）进行主成分分析[44-45]，选取至少4个连续的剩磁分量投影点进行拟合，并通过最小二乘法拟合计算得到样品的特征剩磁方向。同时，为了消除人为扰动对管状岩芯两端可能造成的影响，对每管U-channel样品两端的古地磁数据点进行舍弃，根据数据的可靠程度，一般上端舍弃不超过2～3个数据点，下端舍弃不超过3～5个数据点，此外，根据SYS90-1A孔岩芯内部的岩性变化、岩芯扰动以及泥浆混染等情况，对测量的数据点进行筛选。最终，SYS90-1A孔岩芯序列获得具有稳定特征剩磁的3737个数据点（约占样品总测量数的90.3%）。
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图 2 SYS90-1A孔典型沉积物样品退磁正交矢量投影图与归一化剩磁强度衰减图退磁正交矢量投影图中的实心圆和空心圆分别代表水平投影和垂直投影。Figure 2. Orthogonal vector plots and remanence decay curves of typical specimens from the SYS90-1A coreWhite and black dots denote horizontal and vertical components, respectively.SYS90-1A孔获取的3737个古地磁数据用于建立磁性地层序列，由于钻取过程中岩芯的水平方向已经转动，样品的磁偏角数据并不能反映沉积物沉积时的地磁场偏角[46]，本文仅利用磁倾角数据建立磁极性柱。由于样品测量间距达2 cm，且陆架地区沉积速率较高，为了避免取样或测试过程中可能导致样品方向颠倒等情况，本次研究对连续5个以上的样品出现反极性时，定义一次漂移或极性亚时；连续10个以上样品出现反极性时定义一次极性时，且地层厚度超过0.2 m。根据获得的稳定特征剩磁将南黄海SYS90-1A孔的磁极性序列划分为22个磁极性区间，其中，正极性段11个（N1—N11），分别为：N1（0～4.95 m）、N2（5.13～15.99 m）、N3（16.19～35.33 m）、N4（37.09～43.61 m）、N5（45.85～46.47 m）、N6（47.72～48.59 m）、N7（50.19～55.93 m）、N8（57.09～63.25 m）、N9（63.41～74.2 m）、N10（79.75～82.47 m）和N11（83.57～87.74 m）；负极性段11个（R1—R11），分别为： R1（4.95～5.13 m）、R2（15.99～16.19 m）、R3（35.33～37.09 m）、R4（43.61～45.85 m）、R5（46.47～47.72 m）、R6（48.59～50.19 m）、R7（55.93～57.09 m）、R8（63.25～63.41 m）、R9（74.2～79.75 m）、R10（82.47～83.57 m）和 R11（87.74～90.1 m）。其中，负极性段R8（62.47～63.25 m）连续7个样品出现反极性时，但该部分沉积物存在严重的泥浆混染，岩芯扰动较大，故不定义为一次地磁极性漂移或极性亚时。
4. 讨论
4.1 SYS90-1A孔磁性地层年代框架
南黄海陆架地区第四纪以来海陆交互作用频繁，发育海陆交互相沉积，受海侵-海退作用及区域构造沉降影响，尽管沉积物在暴露或海侵期间受到一定程度的冲刷、侵蚀，可能存在沉积间断，但持续时间较长的地磁极性事件仍可保留在沉积物中[2,9,19,30,47]。SYS90-1A孔沉积物样品剩磁测量的分辨率高达2 cm，因此，只要地层连续，就不会漏掉持续时间较长的地磁极性事件。
根据获得的稳定特征剩磁样品的磁倾角数据建立南黄海SYS90-1A孔磁性地层序列，结合AMS14C测年数据，将SYS90-1A孔地层岩性柱、磁化率和磁倾角随深度变化曲线以及获得的地磁极性柱与标准地磁极性年表（GPTS）进行对比[48-49]（图3）。结果表明，SYS90-1A孔岩芯序列的磁极性主要分布在布容正极性时，是否存在松山负极性时还需进一步讨论。
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第四纪以来，受海平面升降、区域构造活动等多种因素作用，SYS90-1A孔岩芯存在多个冲刷面/侵蚀面，指示南黄海地区第四纪以来沉积序列存在不同程度的沉积间断。SYS90-1A孔自上而下发现多个倾角变负的短期地磁极性事件，考虑到岩性变化、钻探取样的影响以及岩性内部可能的数据点筛选，将这些负极性磁倾角变化均定义为地磁漂移事件较为困难。AMS14C测年结果表明，SYS90-1A孔全新世沉积厚度约1.5 m，全新世平均沉积速率为12.8 cm/ka，低于南黄海其他4个长序列钻孔（QC2、EY02-2、NHH01、CSDP-1孔）记录的沉积速率。全新世古登堡（Gothenberg）地磁极性漂移事件没有被钻孔岩芯记录到，这可能是由于该事件持续时间较短（＜1 ka）和钻孔所在研究区沉积速率较低所致。钻孔记录的R1（4.95～5.13 m）负极性段对应Laschamp（40～45 ka）磁性漂移事件，此事件也在南黄海中部泥质区的NHH01孔、DLC70-3孔沉积序列中被发现[7,20]。
SYS90-1A孔布容期内的磁倾角自35 m以下存在较大幅度的波动，其中，在R4—R6（43.61～50.19 m）负极性段内夹杂两个不连续的短时正极性段。尽管前人发现布容期内存在10多个地磁漂移事件，持续时间均不超过20 ka，但SYS90-1A孔布容期内出现如此长时间的负极性段是不正常的，并且岩性记录显示该段沉积序列并非一套短时期内的快速沉积，因此，将R4—R6段内的负极性磁倾角变化是否定义为地磁极性漂移事件还需进一步探讨。由于本次研究未对SYS90-1A孔岩芯沉积物开展系统的岩石磁学研究，为我们判断R4—R6是否为真实的极性反转记录带来了困难。南黄海泥质区中部的NHH01孔也在相同深度（44.4～52.8m）处的负极性段内记录了3个不连续的短时正极性段[20,50]，由于两个钻孔相距不远，且沉积环境相似，可以认为两个钻孔记录的是同一事件，因此，可以根据NHH01孔该段内的岩石磁学结果来推断SYS90-1A孔R4—R6段磁性记录是否真实。根据岩石磁学结果[20,50]，NHH01孔该段沉积物的载磁矿物为胶黄铁矿，该胶黄铁矿层位所记录的负极性并非与对应地层沉积时的地磁场方向一致。出现这种情况的原因可能是由于胶黄铁矿在富含有机质还原条件下由硫酸盐和铁的氧化物溶解经过一定的化学反应或由生物作用而形成，在形成过程中获得了大量的化学剩磁，导致了重磁化，因此其记录的是自生胶黄铁矿形成时的极性，而非对应层位沉积时的地磁场极性。此外，位于南黄海中部泥质区北缘的DLC70-3孔在49.2～52.84 m深度处同样也发现由胶黄铁矿层形成的极性反转[7]。3个钻孔在相同深度区间均出现相似的极性反转，进一步推断SYS90-1A孔R4—R6（43.61～50.19 m）内的负极性磁倾角变化是由胶黄铁矿层引起的极性反转，并非真实的地磁场极性漂移事件。此外，刘建兴[50]通过与氧同位素曲线对比认为这段沉积物形成于MIS12—MIS13。
SYS90-1A孔岩芯的磁倾角在垂向上变化相对单一，在74.2 m和87.74 m处存在明显的极性转换特征。布容正极性时和松山负极性时的界线（B/M界线）是具有全球意义的古地磁年代控制点，对于二者是否是B/M界线还需结合区域地质背景和周边其他钻孔资料进一步论证。南黄海第四纪以来稳定沉降，地形起伏不大，根据目前南黄海已经钻获的长时间尺度钻孔的磁性地层学结果来看，B/M界线深度为59.08～79.95 m，整体表现为随水深增加而减小，中更新世（B/M界线）以来的沉积速率为7.67～9.43 cm/ka（表2）[7,18-21]。如果将SYS90-1A孔的B/M界线定在87.74 m处，则中更新世以来的沉积速率高达11.23 cm/ka，与前人的研究差别较大；如果将B/M界线定在74.2 m处，则MBB以来的沉积速率为9.45 cm/ka，与周边其他钻孔的沉积速率基本一致。此外，NHH01孔、EY02-2孔均位于南黄海中部泥质区中部地区，与位于泥质区南缘的SYS90-1A孔的沉积环境相似，结合水深、地形和沉积厚度等因素，将SYS90-1A孔B/M界线定在74.2 m处，3个钻孔的沉积速率高度吻合。因此，本文确定SYS90-1A孔B/M界线的深度位于74.2 m处。
表 2 南黄海地区主要钻孔M/B界线深度Table 2. Depth of the M/B boundary in major boreholes in the South Yellow Sea钻 孔 水深/m 进尺/m 取芯率/% B/M界线深度/m 地理坐标 文献来源 SYS90-1A 69.3 90.1 93 74.2 33°49′N、123°44′E 本文 DLC70-3 73 71.2 93 59.08 36°38′N 、23°33′E [7] NHH01 73 125.6 91 68.64 35°13′N、123°13′E [20] EY02-2 79 70 86.5 63.29 34°30′N、123°30′E [19] QC2 49 108.8 90.4 79.95 34°18′N、122°16′E [18] CSDP-1 52.5 300.1 80 73.68 34°18′N、122°22′E [13] CSDP-2 22 2809.88 91.7 65.23 34°33′N 、21°15′E [21] SYS90-1A孔74.2 m深度以下揭示松山负极性时存在两个正极性段N10（79.75～82.47 m）和N11（83.57～87.74 m）。Jaramillo极性亚时是早更新世晚期重要的地磁极性倒转事件，持续时间长、强度大，南黄海及邻区多个长时间尺度钻孔如CSDP-1、GZK01、QC2孔均有记录[18,20,51]，如将N11—N12对应Jaramillo极性亚时，则B/M界线与Jaramillo极性亚时顶界的沉积速率仅为2.9 cm/ka，这与南黄海其他已有钻孔（NHH01孔、EY02-2孔、CSDP-2孔）的认识存在较大差距，且该时期南黄海地区构造较为稳定，没有大规模的沉积间断，不会出现沉积速率突变的情况，因此，N11—N12正极性段不支持对应Jaramillo极性亚时。若N10和N11分别对应Kamikatsura和Santa Rosa地磁漂移事件，则B/M界线与Kamikatsura地磁漂移事件顶界的沉积速率为8.65 cm/ka，Kamikatsura地磁漂移期间的平均沉积速率约为7.77 cm/ka，这与南黄海中部NHH01孔（11.48 cm/ka）、EY02-2孔（7.26 cm/ka）记录的同时期沉积速率基本一致；而Santa Rosa地磁漂移事件区间的沉积速率则高达41.7 cm/ka，明显异于全孔和研究区的正常沉积速率，为我们解释地磁漂移事件带来了困难。岩性、岩相和微体古生物组合揭示N11（83.57～87.74 m）上部的83.7～85.25 m深度处的沉积环境为低能潮坪环境，发育深灰色的粉砂质黏土-黏土，有机质含量高，在弱水动力条件下不利于水体的氧交换，为厌氧细菌的发育提供了基础，有利于发育胶黄铁矿[52]，推断该段的极性反转形成原因与R4—R6相同，记录的是自生胶黄铁矿形成时的极性，并非真实的地磁场极性漂移事件。因此，N11（83.57～87.74 m）极性反转对应的实际深度应为85.25～87.74 m，则Santa Rosa地磁漂移期间的沉积速率为12.4 cm/ka，与研究区同时期的沉积速率基本一致。综上所述，南黄海SYS90-1A孔包含了布容正极性时和松山负极性时两个明显的正、负极性段，结束于松山负极性时上部。松山负极性时包含Kamikatsura和Santa Rosa两个地磁漂移事件，根据平均沉积速率推算SYS90-1A孔底界年龄约为0.96 Ma。
4.2 沉积速率变化
根据南黄海SYS90-1A孔AMS14C测年和磁性地层学结果建立的年代框架和各年代控制点之间的沉积厚度，推算出各段内沉积物的平均沉积速率，建立了钻孔的沉积年代-深度曲线及沉积速率模式图（图4）。结果表明，SYS9-01A孔的沉积速率相对稳定，平均沉积速率约9.4 cm/ka，但各段之间存在较小的差异。早更新世晚期的沉积速率为8.65～8.68 cm/ka，平均沉积速率约为8.66 cm/ka。中更新世以来的沉积速率约为9.45 cm/ka，全新世以来的沉积速率为12.8 cm/ka。沉积速率自早更新世晚期以来呈增加趋势，这可能与第四纪以来盆地持续沉降、陆源碎屑物质供应增加有关。SYS90-1A孔上部沉积物存在的冲刷面/侵蚀面，结合AMS14C测年结果，我们认为钻孔在晚更新世存在明显的沉积侵蚀间断，推断与南黄海地区晚第四纪以来的海平面下降有关，海平面下降使得沉积地层暴露在地表遭受侵蚀[30]。
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图 4 南黄海SYS90-1A孔沉积年代-深度曲线及沉积速率模式图Figure 4. The age-depth and sedimentation rate model of SYS90-1A core in the South Yellow Sea4.3 区域钻孔磁性地层对比
地层年代框架不仅为地层划分对比提供年代学上的依据，而且可以反映不同地质历史时期的沉积厚度和沉积速率的变化，是开展第四纪环境演化和气候变化的重要年代标尺[53]。SYS90-1A孔与南黄海其他长序列钻孔的磁性地层结果如图5所示，主要钻孔的B/M界线深度位于59.08～79.75 m，表明南黄海地区第四纪以来沉积环境较为稳定，没有出现大的构造变动，沉积速率整体差别不大。南黄海陆架西部的CSDP-1孔和QC2孔相距很近，沉积环境相似，二者的B/M界线深度分别为73.68和79.95 m，刘建兴等[12]认为缺乏对QC2孔沉积物岩石磁学的认识是造成B/M界线深度差异的原因之一。有机质的常规14C测年揭示QC2孔全新世的沉积厚度达17.84 m[54]，而贝壳的AMS14C测年结果显示CSDP-1孔全新世沉积厚度仅约3 m[13]，两孔全新世沉积厚度的巨大差异是由于测年方法和材料的不同还是沉积环境的差异仍需进一步厘定[12]。此外，刘建兴等[12]通过钻孔沉积速率和极性事件比对，认为将QC2孔的底界年龄定为约1 Ma才更为合理。DLC70-3 [7]、NHH01 [20]、EY02-2孔[19]和本论文研究的SYS90-1A孔均位于南黄海中部地区，自北向南分布，B/M界线深度依次为59.08、68.64、63.29和74.2 m，考虑钻孔所在位置的水深差异，则NHH01、EY02-2和SYS90-1A孔的B/M界线深度在高程上高度一致，而DLC70-3孔的B/M界线深度与其他3个钻孔在高程上相差10 m。出现这种差异的原因可能在于晚更新世以来DLC70-3孔沉积物遭受强烈侵蚀所致[7]。NHH01、EY02-2和SYS90-1A孔的全新世沉积厚度分别为4.5、2、1.5 m，这与南黄海中部地区全新统厚度基本一致[55]，而DLC70-3孔缺失全新统和部分晚更新统[30]。已有主要钻孔研究表明，南黄海西部地区全新世沉积厚度不仅比中部地区更厚，而且钻孔B/M界线比中部地区的钻孔要更深，即西部地区中更新世以来沉积了更多的碎屑物质，这可能与陆源碎屑物质的输入、海平面波动和季风气候变化以及局部地区的差异性沉降等因素有关[3,9,56]。
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图 5 南黄海SYS90-1A孔与南黄海地区其他主要钻孔磁性地层结果对比Figure 5. Comparison in magnetostratigraphy between the SYS90-1A core and other cores in the South Yellow Sea and adjacent areas5. 结论
（1）南黄海南部SYS90-1A孔AMS14C测年结果和磁性地层学研究表明，钻孔岩芯记录了从布容正极性时至松山负极性时上部，包括Kamikatsura和Santa Rosa地磁极性漂移事件。早、中更新世界线即布容正极性时/松山负极性时界线（B/M界线）深度位于74.2 m，Kamikatsura和Santa Rosa地磁极性漂移事件深度分别位于79.75～82.47、85.25～87.74 m。
（2）黄海南部SYS90-1A孔早更新世晚期以来的沉积速率相对稳定，平均沉积速率约为9.4 cm/ka，但各段之间存在较小的差异。早更新世晚期的沉积速率为8.65～8.68 cm/ka，平均沉积速率约为8.66 cm/ka。中更新世以来的沉积速率约为9.45 cm/ka，全新世以来的沉积速率为12.8 cm/ka。沉积速率自早更新世晚期以来呈增加趋势，这可能与第四纪以来盆地持续沉降、陆源碎屑物质供应增加有关。
致谢：感谢中国地质调查局青岛海洋地质研究所虞义勇高级工程师、秦亚超研究员、刘长春助理研究员在图件绘制和数据分析方面提供的帮助。感谢审稿专家提出的宝贵修改意见。
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