第四纪研究  2016, Vol.36 Issue (5): 1075-1087   PDF    
渤海盆地演化的年代学研究
易亮①,② , 姜兴钰 , 田立柱 , 于洪军 , 徐兴永 , 石学法 , 秦华锋 , 邓成龙②,⑥     
(① 同济大学海洋与地球科学学院, 海洋地质国家重点实验室, 上海 200092;
② 中国科学院地质与地球物理研究所, 岩石圈演化国家重点实验室, 北京 100029;
③ 中国地质调查局天津地质调查中心, 泥质海岸带地质环境重点实验室, 天津 300170;
④ 国家深海基地管理中心, 青岛 266237;
⑤ 国家海洋局第一海洋研究所, 海洋沉积与环境地质重点实验室, 青岛 266061;
⑥ 中国科学院大学, 北京 100049)
摘要: 作为亚洲大陆边缘海最年轻的部分,渤海陆架是研究亚洲大陆边缘海早期演化、海陆相互作用、区域环境变化等问题的重要窗口。本文回顾了过去渤海陆架演化研究的重要成果,重点探讨了不同年代学方法(包括14C测年、光释光测年、磁性地层学以及天文调谐等)在限定重要地质、环境事件发生时代的优势与挑战。在此基础上,对于晚第四纪3次主要海侵事件发生的年龄,本文认为第二海侵层始于MIS 5期,在MIS 3期尚有残余沉积保留的可能,而第三海侵层始于MIS 7期,可能持续至MIS 6期。对于海侵发生之前的区域环境过程,依据环渤海岩石地层和年代地层对比,本文认为上新世以来的渤海陆架演化表现为三阶段模式:1)约3.7Ma之前的盆地快速沉降;2)3.7~0.3Ma的“渤海古湖”发育与庙岛古隆起相对地势较高;3)约0.3Ma以来“渤海古湖”消失与渤海陆架形成。
主题词渤海     第四纪     新近纪     年代学     盆地演化    
中图分类号     P722.4;P597+.3;P534.63                    文献标识码    A

1 前言

渤海是东海陆架的一部分,其三面为陆地所环绕,仅以狭窄的海峡与黄海相通[1]。渤海盆地新近纪-第四纪坳陷时期[24]所堆积的湖相、河流相、海相等厚达2000~3000m的沉积地层,为研究亚洲大陆边缘海早期演化、海陆相互作用、区域环境变化等重要问题提供了丰富的地质素材[1, 5, 6]

自20世纪60年代以来,渤海地区已布设的数千支研究和勘探钻孔较为全面地揭示了区域地质构造、水文过程、资源状况。这些成果又以晚第四纪以来的海侵研究最为瞩目。例如,赵松龄等[7]根据71个沿海平原钻孔的沉积学和海平面变化研究,确立了晚第四纪以来中国东部3次海侵的基本框架。《渤海地质》一书[1]系统研究了位于渤海中央海盆的BC-1孔,确定了过去15万年以来经历的6次海侵事件;Wang等[8]和Zhao[9]基于近百口钻井资料,划分了3次主要海侵事件的可能影响范围,并提出第二次海侵事件的影响范围是最大的。90年代以来,发表的成果显著增多,如BQ1孔[10]、寿光E孔[11, 12]、S3孔[13]、A1和A5孔[14]、G3和DY孔[15]、HB-1孔[16]、BZ1-BZ2-TN3三孔[1719]、Lz908孔[20, 21]、BH08孔[22]、TJC-1孔[23]、YRD-1101孔[24]等,这些研究均在沉积学上证实了晚第四纪3次主要海侵事件的广泛存在,并对渤海早期海侵的特征进行了初步的探讨,为系统研究渤海地区海侵发生以来的陆架演化提供了良好的基础。但是,不同研究中对于陆架演化研究的另一基础性问题——取自不同构造单元的钻孔、基于不同的年代学方法所获得的年代地层学结果有着明显的差异。本文尝试在总结过去渤海地区的年代学结果的基础上,重点关注渤海地区年代学研究中到的问题,为整合渤海区域地层的研究成果、厘定盆地演化的阶段与模式提供依据。

2 晚第四纪海侵事件

渤海地区晚第四纪3次主要海侵事件由赵松龄等[7]在研究渤海湾西岸海相地层的沉积特征与分布范围时提出,从老到新分别命名为沧州海侵(第三海侵层)、献县海侵(部分地区还包括次级的渤海海侵)(第二海侵层)和黄骅海侵(第一海侵层)。依据泥炭层的14C测年和磁性地层学(地磁漂移)的工作,并参考了当时欧美地区冰期-间冰期研究的相关成果,赵松龄等[7]将3次主要海侵事件发生的年龄限定为102~70ka、39~23ka和8.5ka以来。随后,赵松龄和秦蕴珊[25]在综合中国北方沿海地区海侵研究成果的基础上,将3次主要海侵事件的陆架演化模式推广至黄海和东海北部地区,而定年工作则延续了此前的方法。此后的工作,研究者关注点集中于厘清海侵的表征与范围[[8, 9]](图 1a),对于研究中的年代学问题,多沿用了14C测年和磁性地层学相结合的工作方法,同时参考了诸如释光年代学等新技术的结果[5]

图 1 渤海地区晚第四纪3次主要海侵事件的影响范围 (a) 及其与全球变化的对比示意 (b) 其中,(a)由Wang等[8]和Zhao[9]改绘;(b)全球海平面变化曲线引自Siddall等[32] Fig. 1 Transgression distribution of three major events around the Bohai Sea during the Late Quaternary (A) and its comparison to global sea-level changes. (a)was modified from Wang et al.[8]and Zhao[9]; (b)was from Siddall et al.[32]

然而,这一年代学的工作方法在标定珠江三角洲地区的海侵年龄时首先遇到了挑战[26]。根据原有的地层对比,两块贝壳化石产自第二海侵层,且14C测年结果也支持这一结论;但铀-钍同位素结果认为两块贝壳化石应与第三海侵层相当。年代学结果的显著矛盾使得Yim等[26]认为14C测年存在明显的低估。该研究发表后,虽然受到国内外相关学者的关注[2731],但由于铀-钍同位素在贝壳化石中的分馏过程存在的不确定性[26, 27]以及过去数十年中国沿海海侵研究中所积累的大量数据[[5, 5]],海侵事件发生时代的不确定性并未受到足够的重视。

虽然此后的众多研究者依然沿用了14C测年和磁性地层学相结合的工作方法以及3次主要海侵事件的年代学框架,但区域海平面变化与全球变化之间的矛盾还是突显出来。这一矛盾集中体现在发生于深海氧同位素3期(MIS 3,57~29ka)的第二海侵层拥有较MIS 5期(130~71ka)的第三海侵层更大的海侵范围[8, 9, 32](图 1b)。为调和区域过程与全球变化之间的矛盾,王强和田国强[33]在总结过去海侵研究成果的基础上,提出新构造运动可能对中国东部晚第四纪的海侵进程产生了重大影响。

近年来,随着光释光测年(optically stimulated luminescence,简称OSL)技术的成熟,新的测年结果不断涌现,研究者开始重新审视3次主要海侵事件研究中的年代学问题。陈宇坤等[19]应用OSL测年技术测定了渤海湾西岸BZ1、BZ2、TN3三孔上部的海侵沉积的年代,发现第二海侵层应归于MIS 5期,且沉积间断广泛、持续发育。这一结果随后得到了来自莱州湾南岸Lz908孔研究的支持[21, 34],不过由于莱州湾构造稳定且物源较近,莱州湾地区的沉积间断持续时间较短[21]。另一方面,长序列钻孔的大量获取和磁性地层学研究的广泛应用[17, 18, 20, 22, 24, 35, 36],研究者发现过去用于确定第二、三海侵层发生时限的地磁漂移可能存在很大的不确定性而需要重新标定[37, 38]

不过,关于第二海侵层年代归属的新数据主要来自于OSL测年技术的应用,而水成沉积物的OSL定年本身又存在一定的不确定性,具体包括晒退不完全、测片离散程度较高、环境剂量估计不准确等[39, 40]。因此,渤海地区乃至中国东部沿海地区在MIS 3期是否发生过显著的海侵仍未有定论。

归纳起来,14C测年、光释光测年和磁性地层学在标定渤海地区晚第四纪3次主要海侵事件的年代学工作中各自存在如下问题。

(1) 14C测年。14C测年可以测定距今50ka以来的沉积样品[41, 42]。其测试技术已由β计数法的常规测年发展到加速器质谱仪(AMS)碳测年。常规法具有样品用量大、测量周期长、运行成本低的特点;而AMS 14C测年与常规法相比具有明显的优势,它的样品用量是常规测年法的千分之一,测量周期短、精度高。此外,早期常规法获得14C年龄数据由于误差较大,所获得的年代学框架也较为粗略[43]

在渤海地区沉积物14C测年应用中,测年材料主要有泥炭层、海相贝壳和有孔虫化石。不同测年材料由于经历的搬运、堆积过程存在显著差异,其碳库效应的校正也有所不同。王宏等[44]、王宏和范昌福[45]对渤海地区的全新世地层中的14C测年数据进行了详细统计,给出了不同构造、地貌单元中海相贝壳、有孔虫化石的14C测年校正系数,并强调了系统校正的重要性。

然而,对于第二海侵层而言,已发表的数据表明,海相贝壳的14C年龄范围较大,多集中在50~30 ka,有孔虫化石的14C年龄范围则较为集中(45~35 ka),但两者给出的沉积物的年龄均已接近14C测年的上限(50 ka),其可靠性需要重新审视。从沉积过程来看,由于渤海地区的平均水深仅18 m,沿海地区的水深则多小于5m,过去全球变化背景下,渤海沿海地区的沉积环境之间的转化主要集中于三角洲-河口-潮坪[46],当海水大范围退去后,海陆交互相沉积有可能为河流冲积扇[22, 47]、洪积扇[48]、海岸沙丘[11, 48, 49]所替代。海相地层的解体[49]可造成原有海相地层中海相贝壳、有孔虫化石等的再搬运、再堆积,不同时代化石的混杂给14C测年工作带了很大的不确定性。另一方面,由于AMS 14C测年的样品用量仅为数十毫克,0.25 %~2.00 %的碳污染即可带来超过50 %的年龄低估[50],这一现象已在莱州湾钻孔研究中有所体现[51]。因此,如果第二海侵层的年龄归属于MIS 3期,14C测年给出的年龄已经十分接近其测年技术的上限(50ka);如果归于MIS 5期,则已远远超过了14C测年范围。无论何种情况,14C测年均不能作为唯一方法为第二海侵层提供年代学制约,其结果需要与其他测年技术进行相互验证。

(2) OSL测年。释光是指矿物晶体接受电离辐射作用积蓄起来的能量在受到热或光激发时,以光子的形式释放出来的一种物理现象。受热激发产生的释光现象叫“热释光”,以光激发产生的释光现象称为“光释光”(OSL)。沉积物OSL测年由Huntley等[52]在1985年首次提出,原理是沉积物在埋藏前由于暴露在阳光下时,其释光信号归零或者降低到一个可以忽略的水平;埋藏后,其中的石英、长石等矿物晶体便开始接受周围环境中放射性核素铀、钍和钾等提供的α、β粒子和γ射线以及宇宙射线的辐照而累积释光信号。由于释光信号强度与该矿物沉积埋藏后所接受的辐射剂量成正比,通过释光信号的测定即可得到该矿物自最后一次曝光以来所累积的总辐射剂量与释光年代[53]

在渤海地区沉积物OSL测年应用中,测定的矿物主要是石英。由于不同粒径的石英颗粒所经历的搬运、堆积过程存在显著差异,其释光信号的特征也有所不同。例如,莱州湾沉积物中细粉砂(4~12μm)和中-粗粉砂(23~67μm)两个粒级的颗粒物以多次搬运、沉积为主要特征[54],由于区域水深较浅、颗粒物在水体中接受曝光的时间足够长而使得初始释光信号归零程度好[51],克服了海相沉积物埋藏前不易晒退的缺陷[39]。因此,通过不同粒级的石英释光信号的对比[51, 55, 56]或石英与长石信号的对比[57],可以有效辨识出陆架沉积物不同粒级的颗粒物释光特性,从而有针对性的选择合适的粒级测试区间,获得可靠的光释光年龄。由此解决了14C测年物质容易受到后期改造、污染而导致年龄估计出现严重偏差的问题。

考虑到常规石英颗粒的光释光测年的上限通常可达100ka,对于第二海侵层而言,光释光测年所估计的年龄主要归属于MIS 5期,基本能够满足对第二海侵层的年龄限定。同时,14C测年结果与光释光年龄的对比可以看出以有孔虫为测年对象,有可能获得老于30ka的、且与光释光年龄匹配的14C测年结果[51, 57],表明有孔虫较海相贝壳可能更易于保存原始的年龄信息。

然而,如果接受第二海侵层的光释光测年结果,对于第三海侵层而言,现有常规测试手段在其年龄制约面前则显无力,这也是到目前为止尚未有关于第三海侵层年龄归属的可靠的绝对测年结果发表的主要原因。陈永胜等[58]曾利用长石红外释光方法对第三海侵层进行年龄标定,笔者也曾尝试石英回授释光方法测定第二海侵层的年龄(未发表资料)。虽然两种方法的理论上限都高于300ka,但从陈永胜等[58]的结果来看,老于150ka的样品所测得的年龄均呈“扎堆”现象,与14C测年测定第二海侵层的年龄“扎堆”于40ka左右类似,表明长石红外释光(和石英回授释光)测年技术在海相沉积物,尤其是海岸带沉积定年中的应用尚需更多的验证或改进。

(3) 磁性地层学。磁性地层学是根据岩石和沉积物的磁性特征来划分、对比地层的一门地层学分支学科[59]。狭义的磁性地层学指的是磁极性地层学,它是利用地磁场的非周期性倒转在岩石和沉积物中的记录来划分对比地层。据最新版的天文调谐年表[60](GPTS),第四纪有如下6个具有全球意义的古地磁年代控制点:松山-布容界线(M/B,781ka)、Jaramillo正极性亚时(1072~988ka)、Olduvai极性时(1945~1778ka)和高斯-松山界线(G/M,2581ka)。此外,已辨识的具有区域对比意义的地磁漂移17个,尚未证实具有区域意义的6个[61]

在渤海地区的海侵研究中,上部3次海侵地层均未能发现第四纪内部6个主要的古地磁年代控制点,因此,Gñthenburg(13~12ka)、Laschamp(30~20ka)、Mungo(40~35ka)、Blake(114~108ka)、Jamaica(215~198ka)和Levantine(311~293ka)等地磁漂移成为了常用的年代学指示层[7, 25]。这些事件的确定,一方面依据了当时已发表的地磁漂移进行顺序对比,另一方面则与14C测年结果相互印证。如今,随着测试技术的发展和全球性地磁漂移研究的不断深入,这些地磁漂移有些被重新标定,有些则被证明仅为局地事件,不具备较大区域的对比意义;此外,从沉积物的磁极性序列确定地磁漂移,要求沉积过程相对稳定、沉积速率较高(如高于10cm/ka)、且具有高精度的、独立的绝对年龄控制,同时还经常借助地磁场相对强度变化序列的对比[61]。这些要求,在海岸带沉积序列中大多不能满足,也由此表明,地磁漂移在渤海地区3次主要海侵事件的年代学研究中仅可作为参考,而不宜作为年代归属的判定依据。

由于不同年代学方法在各自应用中存在着这些不确定性,不同学者在研究过程中选择了不同的采信原则。例如,如果光释光年龄结果上下颠倒较多、随深度变化无明显规律时,研究者多认为沉积物中的释光信号表征不一,宜采用原有的14C测年结果。由此,不同学者对渤海地区晚第四纪3次主要海侵事件的年代学框架近年来产生了很大争论。光释光测年的结果多支持将第二海侵层归属于MIS 5期、第三海侵层至MIS 7期[19, 58];主要依托磁性地层学结果的有关研究,则多保守的将第二海侵层归于MIS 5期,而第三海侵层待定[35]。另外,近来有学者认为应该修改3次主要海侵事件的沉积学框架[24]:将原有的第二、三海侵层内部的4个次一级海侵升格为主要海侵事件,由此将渤海地区晚第四纪以来3次主要海侵事件更改为5次。

然而,不同学者争论的焦点依然来自缺乏绝对年龄控制的第三海侵层。由于现今尚缺乏可靠测年技术的支持,Yi等[20, 21]在光释光等测年结果的基础上,利用天文调谐方法对第三海侵层进行年龄外(下)推,然后利用下部古地磁年龄控制点进行回(上)推,通过独立初始方法获得外推结果的比对,从而标定了第三海侵层始于260ka。

天文调谐的理论假设是——地球轨道参数(偏心率、地轴斜度和岁差)的周期性变化控制着地球不同纬度和季节地面所接收的太阳辐射,而太阳辐射的周期性变化导致地球气候系统的周期性变化,进而影响地球表层系统[60]。因此,通过识别地球轨道参数的特征周期,可将沉积物中的周期信号调谐至天文参数模型,从而获得连续的地质年代。虽然天文调谐时常需要依赖于初始年龄的获得,同时受到沉积间断等的影响,年龄外推方法本身在海岸带沉积物的年龄信息获取方面也具有很大的不确定性,但是Yi等[20]认为虽然单一外推法具有不确定性,但多种独立外推的结果相互匹配恰好证明了最终结果的可靠性。

为验证这一结果,本文在Yi等[51]的基础上,对渤海南部BH1孔进行了类似于Lz908孔(目前莱州湾地区研究程度最高的一支钻孔)的天文调谐工作。本文以粒度综合变化曲线为调谐对象,以北半球65°N夏季太阳辐射(7月21日)[62]为目标,计算代码来自Grinsted等[63]对BH1孔所保存的3次海侵沉积序列进行轨道调谐。初步的结果表明(图 2),天文调谐给出的第三海侵层的年龄与Lz908孔天文调谐结果[21]和莱州湾其他钻孔的外推结果[36]是一致的。

图 2 渤海南部BH1孔天文调谐的初步结果 其中,(a)和(g)为北半球65°N夏季太阳辐射(7月21日)[62];(b)、 (c)、 (f)和(h)为BH1孔粒度综合曲线,处理方法和Lz908孔数据见Yi等[21];(d)和(i)为粒度平滑序列的连续小波谱(CWPS),(e)和(j)为粒度与太阳辐射小波凝聚谱(WTC),计算代码引自Grinsted等[63] Fig. 2 Astronomical tuning of Borehole BH1 from the southern Bohai Sea. (a) and (g), summer solar insolation(July 21st)at 65°N; (b), (c), (f) and (h), sediment grain size variation of Borehole BH1; (d) and (i), continuous wavelet power spectrum (CWPS) of grain-size variation; (e) and (j), squared wavelet coherence (WTC) between solar insolation and sediment grain-size variation

因此,结合区域海平面定量重建的结果[20, 64],本文认为第二海侵层始于MIS 5期,在MIS 3期尚有残余沉积保留的可能,反映了第二海侵层内部两个次一级的海侵事件;第三海侵层始于MIS 7期,可能持续至MIS 6期,同样对应了内部的两个次一级海侵事件。

3 渤海早期海侵与下伏陆相地层

相较于晚第四纪海侵的研究成果,渤海早期海侵事件的相关研究由于受到长序列钻孔不易获取的客观制约,关于早期海侵发生的次数、时代均未有明确定论。早期研究者受取样、实验和数据处理的多重影响,古地磁采样和测试的间距一般在2~5m甚至更大,使用仪器为旋转磁力仪,而实验环境受环境磁场干扰较大,后期数据处理则多直接采用某一步骤的退磁结果而不是系统退磁结果。由于海岸带沉积过程的不稳定性和多种载磁矿物并存的影响,容易遗漏磁极性变化的重要信息。在上部海侵年代学结果的影响下,早期研究者多认为渤海地区的M/B界线埋深超过150~200m,第四系底界埋深通常超过400m[1]。基于这一判断,早期研究者对于海侵发生时代估计为150ka(第四海侵层)、300ka(第五海侵层)和2.3Ma(第六海侵层)。具体的,第四海侵层与河北滦南南堡B5孔与渤海BC1孔的对比有关[65],第五海侵层是依据河北海兴县沧16孔的约150m处的海侵层位,与相邻的沧13孔古地磁资料对比所得[66],第六海侵层则由北京平原东部S32孔337~357m处的淡化泻湖层所定[65]

从海侵的沉积特征来看,简单地依据微体生物化石的出现判断海侵期次的做法近年来已不再流行[5],低峰度海相微体生物标本的突然出现可能与通道溯源、外力搬运或盐渍化有关[67]。从海侵的年代学研究来看,近年来不断涌现的精细磁性地层结果已将大多数地区的M/B界线埋深上移至100m内、第四系底界埋深上移至150~200m[2224, 35]。因此,在重新辨识、定义海侵层的基础上,3~5个海相层/类海相层被制约在1.0~0.4Ma期间,与深海氧同位素曲线所指示的间冰期可以对应[2022, 35, 60, 68](图 3)。Lz908孔(37°09′N,118°58′E;高程6m,孔深101.3m)是渤海南部地区研究程度较高的一支钻孔,其化石组合和沉积特征未能有效指示出早期海侵的具体层位[20]。考虑到溴元素(Br)为海水所独有,虽然后期地下水的运移可能造成上下层位中溴元素的侵染,但其在沉积物中的峰度变化对海侵层仍然具有一定的指示意义。因此,本文通过X射线荧光光谱(XRF)对研磨至200目以下的202份取自Lz908孔的沉积物样品测定了溴元素的含量,由中国科学院地球环境研究所配备的Epsilon 5 ED-XRF(PANalytical BV)完成测试。溴元素含量变化所指示的海侵层位与他人研究结果基本吻合(图 3)。不过,以溴元素指示海侵层尚未得到相关研究的严格检验,其应用仍需谨慎。此外,应当指出的是,虽然早期海侵在有孔虫峰度、沉积、地球化学等特征上均指示了“弱海侵”事件的存在,但由于海岸带沉积过程的不稳定性,很难期望在所有钻孔中均能找到系列海侵发生的证据,早期海侵的区域对比尚需更多证据。

图 3 渤海地区海侵发生时间与全球变化的对比 其中,地磁极性年表(GPTS)引自Hilgen等[60],M/B为松山-布容界线;全球深海氧同位素综合曲线(LR04)引自Lisiecki和Raymo[68],上方数字指示氧同位素各阶段(间冰期);CQJ4引自文献[35]、 BH08引自文献[22]、 Lz908孔溴元素(Br)含量为本文数据;Lz908孔上部海侵层年代框架取自基于粒度变化的天文调谐结果[21],下部河湖相地层取自磁性地层的线性内插结果[20] Fig. 3 Timing of the major transgressions around the Bohai Sea and its comparison to global sea level changes. GPTS was from Hilgen et al.[60]; LR04 was from Lisiecki and Raymo[68]; Borehole CQJ4 was from Shi et al.[35]; Borehole BH08 was from Yao et al.[22]; Geochronology of the upper part of Borehole Lz908 was from Yi et al.[21]and the lower part was from Yi et al.[20]. M/B, the boundary between Brunhes and Matuyama chrons

对于海侵层之下的陆相地层,由于保存完好且具有年代学指示意义的生物化石较少,磁性地层学一直是年代学研究的主要依托方法。然而,在渤海地区下伏陆相地层的应用中,磁性地层学面临着两个挑战。其一,由于可能存在较大的沉积间断[19],所获得的磁极性序列与地磁极性年表(GPTS)之间的对比可能存在不确定性。不过,就目前已发表的磁性地层结果来看[13, 17, 18, 20, 23, 24, 36, 69, 70],下伏地层的沉积间断并未如上部海侵层推测的那样显著。其二,在还原环境下,携带原生剩磁信号的磁铁矿可能因缺氧而转化为含硫矿物,进而改变磁性矿物的性状及其剩磁信号,由此产生了特征剩磁信号的可靠性问题,这一现象已在渤海中央海盆[22]、南黄海[38]和长江三角洲[37]钻孔沉积的磁性地层结果中有所反映。幸运的是,这一问题目前来看仅表现为部分地磁漂移,尚未涉及地磁极性倒转的确定,且非所有区域的钻孔研究均有存在,可能主要与局地的沉积环境特征相关。

由于缺乏标志性事件作为对比目标,已发表的成果多为地层的埋深对比。目前具有较好的磁性地层学结果的深孔多位于渤海湾西岸。如G2孔[69]孔深1226m,底部年龄可达8.5Ma。渤海地区次级构造单位构成复杂[1],更新统、上新统、上中新统等地层在各次级单元内的埋深存在很大差异[35],也反映了构造过程的区域性。然而,渤海地区具有精确年代学控制的深孔数量依然不足,重建各时期地层的埋深差异、分布特征等仍需大量深孔研究的积累。

4 环渤海地区地层对比

虽然不同的技术方法在渤海地区年代地层研究方面存在上述问题,伴随着年代学证据的不断积累,渤海区域环境过程,特别是晚第四纪以来3次主要海侵事件已形成了较为全面的认识[5, 6]。对于下伏陆相地层而言,由于不便以事件层(等深线)作为对比目标,本文尝试以盆地演化的不同阶段(等时线)作为目标,构建渤海地区晚新近纪以来的地层对比框架。

据推测,晚新近纪以来的由于构造活动的控制作用[33, 71],黄、渤海地区的区域沉积格局犹如一个多级水库系统[36, 72](图 4)。其中,渤海地区在陆架发育之前,庙岛群岛古隆起曾作为重要屏障阻挡了西北太平洋海水的入侵,同时保存了巨量的未能外逃的湖水。由于这一屏障的存在,这一时期也称为“渤海古湖”,随之发育了厚层的河湖相沉积[1, 73];此后,随着古隆起的下沉和巨量湖水的外泄,海水逐步漫过这些古隆起进入到渤海盆地[20, 36]。考虑到渤海地理分区与目前已有的发表数据,下伏地层对比将分为以下两个部分逐一讨论。

图 4 渤黄海陆架及邻近区域大地构造略图改绘自郭玉贵等[71] Fig. 4 Tectonic framework around the Bohai and Yellow-Sea continent shelves, modified from Guo et al.[71]

(1) 莱州湾。W5孔(36.7°N,119.0°E;海拔31 m)、GD02孔(36.8°N,119.1°E;海拔11 m)和W9孔(36.8°N,119.2°E,海拔10m)位于莱州湾南岸次级盆地的边缘、鲁中山区的前缘(图 4),3孔距岸线分布分别由陆向海,2012~2014年天津地质调查中心完成钻进取芯。古地磁实验采用交变退磁方法,最高交变场值为80 mT,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的低温超导磁力仪2G-760(2G Enterprises)完成测试。测量数据采用Enkin开发的PGMSC(V4.2)数据处理软件,利用主成分分析法进行特征剩磁方向的计算,连续数据点不少于4个,最大角偏差小于15°。成功率分别为45 % (75/166)、48 % (116/240)和55 % (134/245)。

根据多孔磁极性序列的结果,我们以松山-布容界线(M/B)为对比基准进行区域地层的对比(图 5)。位于山前的3支钻孔从沉积学特征来看,仅记录了全新世海侵事件,表明渤海盆地南部的构造沉降量在全新世之前十分有限,且由于地势较高,中-晚更新世海水无法到达该区域。另一方面,W9孔在约36m处存在明显的剥蚀特征,GD02孔58m处虽粒度较粗,分选较差,但与上下层的关系并无显著的突变特征,然而磁极性序列的变化仍无法直接对比,给中更新统下伏地层的对比带来了很大的不确定性。此外,基岩风化壳均见于3支钻孔的底部,表明盆地南部边缘的古隆起曾广泛发育,但晚上新世以来的沉降过程的时空分布存在较大差异。

图 5 莱州湾地区地层对比 其中,HLL02孔数据引自Yi等[36],其他3孔(W9、 GD02和W5)由本文提供;GPTS引自Hilgen等[60],M/B为松山-布容界线,Ga/M为高斯-松山界线,Gi/Ga为吉尔伯特-高斯界线,B:Brunhes,J:Jaramillo,O:Olduvai,K:Kaena,Ma:Mammoth,C:Cochiti,N:Nunivak,S:Sidufjall,T:Thvera Fig. 5 Chronostratigraphy framework of the Laizhou Bay. Borehole HLL02 was from Yi et al.[36] and boreholes W9, GD02 and W5 were from this study; GPTS was from Hilgen et al.[60]. M/B, the boundary between Brunhes and Matuyama chrons; Ga/M, the boundary between Guass and Matuyama chrons; Gi/Ga, the boundary between Guass and Gilbert chrons

(2) 环渤海地区。考虑到目前具有较好年代学控制的最早海侵开始的年龄接近或落入Jaramillo正极性亚时,我们以Jaramillo的底部为基准进行环渤海地区的地层对比[22, 23, 36, 70, 74](图 6)。对比结果显示,在渤海盆地内部,约1.0Ma以来的沉降量基本相当,而渤海湾北部和靠近庙岛古隆起区域的沉降量十分可观,指示了中更新世以来盆地东部和西北部边缘隆起快速沉降、盆地内部稳定沉降的格局;其次,虽然不同单元内的时限上和具体的沉积特征方面存在差异,总体说来,3.7~0.3Ma时期,渤海地区的湖相地层稳定发育,尤其是2.0Ma以来,湖相地层在堆积过程中较少受到来自河流冲洪积的影响,指示了此时庙岛古隆起的相对盆地内部的地势较高,可能阻隔了湖水与外界的交换过程,对应了“渤海古湖”发育期[36, 73];最后,从莱州湾南岸的结果来看,“渤海古湖”发育前,沉积过程表现为以冲洪积堆积为主,可能说明当时渤海盆地尚处于快速沉降的阶段。

图 6 环渤海地区地层对比 本图改绘自Yi等[36],其中,莱州湾南岸HLL02孔数据引自Yi等[36],渤海中西部TJC1孔引自李翔等[23],渤海湾西岸BZ2孔引自Yao等[70],渤海湾北岸MT04孔引自胥勤勉等[74],渤海中东部BH08孔引自Yao等[22];GPTS引自Hilgen等[60],字母含义同图 5;3.6~0.3Ma为“渤海古湖”发育期(阴影处) Fig. 6 Ghronostratigraphy framework of the Bohai Sea and the duration of the Bohai Paleolake, modified from Yi et al[36]. Borehole HLL02 was from Yi et al.[36]; TJC1 was from Li et al.[23]; BZ2 was from Yao et al.[69]; MT04 was from Xu et al.[74]; BH08 was from Yao et al.[22]; GPTS was from Hilgen et al.[60]; 3.6~0.3Ma was the period of Bohai Paleolake(shadow)

在这一对比框架之下,Yi等[36]推测渤海盆地自上新世以来经历了3个主要演化阶段:1) 约3.7Ma之前,盆地快速沉降,表现为河流、冲洪积相堆积为主;2) 3.7~0.3Ma,盆地沉降较为稳定,表现为“渤海古湖”发育,庙岛古隆起相对地势较高;3) 约0.3Ma以来,伴随着庙岛古隆起的解体,“渤海古湖”消失,渤海陆架开始形成。此后,渤海地区的区域环境过程和海平面变化与全球变化趋于一致[7579]

5 结语

亚洲大陆边缘海的形成是新生代亚洲地理-地貌格局重塑的重要组成部分,是了解太平洋板块向亚洲板块俯冲和青藏高原隆升过程与效应、海陆耦合过程等重大科学问题的关键窗口之一。作为亚洲大陆边缘海最年轻的部分,渤海陆架对高-低纬相互作用、海陆交互影响等全球、区域事件十分敏感。由于过去研究中年代学投入的不足,其研究潜力未能得到有效开发。

近年来随着各项技术应用的不断突破与完善,越来越多的年代学证据表明渤海陆架所经历的演化历程既有大区域环境过程的一致性,又具有自身区域的特殊性,是研究亚洲大陆边缘海早期进程不可或缺的重要材料。

本研究回顾了过去渤海陆架演化研究的重要成果,总结了不同年代学方法(包括14C测年、光释光测年、磁性地层学以及天文调谐等)在限定重要地质、环境事件发生时代的优势与挑战。在此基础上,结合区域海平面定量重建的结果,我们认为第二海侵层始于MIS 5期,在MIS 3期尚有残余沉积保留的可能,反映了第二海侵层内部两个次一级的海侵事件;第三海侵层始于MIS 7期,可能持续至MIS 6期,同样对应了内部的两个次一级海侵事件。

对于渤海地区早期海侵事件和下伏陆相地层的年代,由于缺乏标志性事件作为对比目标,已发表的成果多为地层的埋深对比,并且目前具有较好的磁性地层学结果的深孔多位于渤海湾西岸。为此,我们尝试以盆地演化的不同阶段作为目标,构建渤海地区晚新近纪以来的地层对比框架。在环渤海岩石地层和年代地层对比的基础上,提出了渤海陆架演化的三阶段模式:约3.7Ma之前的盆地快速沉降、3.7~0.3Ma的“渤海古湖”发育与庙岛古隆起相对地势较高以及约0.3Ma以来“渤海古湖”消失与渤海陆架形成。

致谢: 本文得益于许多老师和同事的帮助与讨论,包括中国科学院海洋研究所赵松龄研究员、天津地质调查中心王宏研究员、中国地质大学(武汉)赖忠平教授、中国科学院古脊椎动物与古人类研究所葛俊逸博士、中国科学院南京地理与湖泊研究所隆浩博士、中国科学院地球环境研究所强小科研究员、王旭龙研究员、吴枫博士、谭亮成博士、康树刚博士、中国科学院青海盐湖研究所韩文霞博士、华东师范大学陈中原教授,同济大学翦知湣教授等,在此深表谢意。

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Geochronological study on Plio-Pleistocene evolution of Bohai basin
Yi Liang①,②, Jiang Xingyu, Tian Lizhu, Yu Hongjun, Xu Xingyong, Shi Xuefa, Qin Huafeng, Deng Chenglong②,⑥     
(① State Key Laboratory of Marine Geology, School of Ocean and Earth Science, Tongji University, Shanghai 200092;
State Key Laboratory of Lithospheric Evolution, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029;
Key Laboratory of Muddy Coastal Geo-Environment, Tianjin Centre, China Geological Survey, Tianjin 300170;
National Deep Sea Center of China, Qingdao 266061;
Key Laboratory of Marine Sedimentology and Environmental Geology, First Institute of Oceanography, State Oceanic Administration, Qingdao 266061;
University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)

Abstract

The Bohai Sea in China was formed by subsidence during the Cenozoic.Some 2000~3000m of fluvial, lacustrine and marine sediments has been deposited in the basin.These sediments are widely employed for environmental and geological research, including the history of shelf evolution, monsoon climate, and the environmental impact on ancient human activities. Since the 1970s, hundreds of cores have been drilled around the Bohai Sea for geological, hydrological and natural resource research.Zhao et al.[7] reported in their classical study that there were three transgressions in the west Bohai Sea based on 71 coastal cores and they correlated these marine stratums to the Late Pleistocene.Wang et al.[8] and Zhao[9] identified the shorelines for these three transgressions based upon more than one hundred cores in the Bohai Bay.Since the 1990s, great efforts have been invested in understanding environmental and geological evolution, and the number of long boreholes increased dramatically around the Bohai Sea.These studies in sedimentology and regional environmental changes significantly improve our understanding of the evolution of continental shelf.However, since very few geochronological frameworks have been established for the pre-Bohai Sea interval, there are no reports examining the timing of the formation of the basin and its long-term evolution. This paper reviews the significant achievements in researching this continental shelf during the past decades, and discusses the advantages and challenges of various geochronological methods, including 14C dating, OSL dating, magnetostratigraphy and astronomical tuning, in constraining ages and durations of the critical events during the regional environment evolution.Based on these discussions, this paper suggests that the ages and durations of the three major transgressions around the Bohai Sea should be adjusted, namely the second transgression occurring during the marine isotope stages 5~3 and the third one occurring during the marine isotope stages 7~6.Prior to the period of transgressions, the Bohai basin experienced a three-stage evolution:(1) prior to about 3.7Ma, rapid subsidence and fluvial dominance of the Bohai basin; (2) 3.7~0.3Ma, initiation and development of the Bohai Paleolake and the Miaodao Islands forming the eastern "barrier" of the basin; (3) since ca.0.3Ma, termination of the Bohai Paleolake and maturation of Bohai continental shelf.
Key words: Bohai Sea     Quaternary     Neogene     geochronology     basin evolution