2020, Vol.40
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, 山东 青岛 266237;
3 自然资源部第一海洋地质研究所, 山东 青岛 266061)
南黄海是西太平洋典型的半封闭陆架海, 在晚第四纪的冰期-间冰期旋回中多次发生海侵-海退过程, 形成了海陆相交互沉积, 沉积环境十分复杂[1~5]。先前对南黄海的地层结构和沉积环境演化已有较多研究[6~9], 但比较集中于浅海区, 对近岸的沉积环境演化研究相对较少[10~12], 况且已有研究对沉积序列的分析主要依赖于与全球海平面变化的对比[13], 缺少高精度的测年证据。此外, 在近岸区受浅地层剖面分辨率限制和二次波的影响, 以往的浅剖资料主要揭示了末次冰盛期以来的沉积地层[14~15]。本研究区位于南黄海西北部, 山东半岛南部滨浅海区, 由于区内没有大的河流入海, 沉积速率相对较低, 二次波以上、高分辨率的浅地层剖面资料可以揭示更长时间尺度的沉积地层, 结合3口地质浅钻高精度高密度的测年数据, 本文精细刻画了研究区晚更新世以来的沉积环境演化。本文的研究对于深入了解南黄海西北部陆海相互作用过程、地质环境演化以及揭示全球变化的区域响应具有重要的科学意义。
1 研究区概况研究区位于南黄海西北陆架, 山东半岛南部滨浅海区。南黄海是位于中国大陆和朝鲜半岛之间的半封闭陆架浅表海, 大部分水深小于80 m[16]。南黄海盆地形成于中生代晚期至新生代早期, 是印度洋板块与亚欧板块碰撞或太平洋板块俯冲于欧亚板块东缘的结果[17]。新近纪以来, 南黄海持续沉降[18]。
山东半岛南部海岸线曲折, 港湾众多, 从北到南依次分布有靖海湾、乳山湾、丁字湾、鳌山湾、小岛湾和胶州湾(图 1)。研究区没有大的河流入海, 主要是中小河流或季节性河流注入各个湾内。青龙河注入靖海湾, 向海湾年输沙量为7.07×104~11.79×104 t；乳山河和锯河注入乳山湾, 年输沙量为30×104~50×104 t；五龙河是丁字湾内较大河流, 长124 km, 多年(1958~1980年)平均输沙量为84×104 t；鳌山湾和小岛湾内都是季节性短源河流, 总的年输沙量为2.31×104~3.90×104 t；大沽河是胶东半岛最大河流, 注入胶州湾, 干流全长179.9 km, 年输沙量95.9×104 t, 该河20世纪70年代后期除汛期外, 中、下游已断流[19]。
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图 1 研究区范围、浅地层剖面测线、地质钻孔和典型剖面位置图 Fig. 1 The study area and the locations of shallow seismic profiles, drill-cores and typical-profiles |
为查明研究区海底浅部地层结构和空间变化规律, 2009年5~7月自然资源部青岛海洋地质研究所在乳山湾至胶州湾近岸海域开展了约3000 km高分辨率浅地层剖面测量, 测网密度2.5 km×5 km。浅地层剖面设备为AAE公司生产的SBP/AAE型高分辨率浅地层剖面测量系统, 震源为强震板(Boomer), 激发能量300 J, 激发间隔480 ms, 带通滤波320~2000 Hz。2013年10月在靖海湾近岸海域开展了约500 km浅地层剖面测量, 仪器设备为SBP/AAE型浅地层剖面测量系统, 震源为电火花, 激发能量400 J, 激发间隔800 ms, 带通滤波500~5000 Hz。
浅地层剖面解释采用从已知到未知、从点到线、由线及面的方法, 并依据层序划分原则和反射界面的识别标志(上超、下超、削截和顶超等), 对研究区内浅地层剖面进行划分、对比和全区闭合。根据以往的经验和钻孔岩芯与浅地层剖面的对比, 对海底以下浅地层剖面采用声波通过地层的平均速率为1550 m/s。
根据浅地层剖面资料, 2011年5月在研究区开展了2口全取芯地质浅钻钻探QDZ03孔和QDZ01孔, QDZ03孔为36°16.06′N, 120°56.98′E；QDZ01孔为36°06.01′N, 121°29.74′E。钻探由上海第一海洋地质调查大队承担完成, 施工船为“勘407”。其中QDZ03孔穿过近岸泥质沉积体, 水深15.5 m, 孔深40.2 m, 获取岩芯长度35.98 m；QDZ01孔穿过研究区内主要的地层单元, 水深36 m, 孔深85.1 m, 获取岩芯长度77.77 m, 本文主要针对QDZ01孔上部50 m开展研究。WHZK01孔(36°42′N, 122°00′E)位于靖海湾外, 由山东省第四地质矿产勘察院于2014年钻取, 水深15.8 m, 孔深25.1 m, 获取岩芯长度22.84 m。
在室内, 将钻孔岩芯对半剖开, 一半用于照相、封存保留, 一半用于描述和取样。从岩芯中挑选底栖有孔虫和较完整的贝壳等测年材料, 送往美国Beta实验室进行AMS 14C测年, 其中QDZ03孔和QDZ01孔分别得到有效年代数据8个和3个, WHZK 01孔得到有效年代数据5个(表 1)。直接测定年龄是以5568 a为半衰期, 同时测量样品的δ13C值, 并根据分馏效应进行校正, 即获得惯用年龄。日历年龄是惯用年龄经过CALIB7.1校正程序(http://calib.qub.ac.uk/calib)校正所得, 校正所使用的海洋碳储库年龄为南黄海西部(Map no.416)和东部(Map no.417)两个点平均值ΔR=-100±36 a。
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表 1 研究区内3个钻孔AMS 14C测年数据 Table 1 List of radiocarbon age determinations from three cores in this study |
光释光测年数据主要在自然资源部海洋地质实验测试中心完成, 仪器为Daybreak 2200释光测量仪, 采用单片再生剂量法与标准生长曲线法相结合测试样品的等效剂。其中QDZ03孔和QDZ01孔分别获得OSL有效年代数据13个和15个[20], WHZK01孔获得OSL有效年代数据7个[21]。
根据钻孔岩芯沉积物AMS 14C和OSL测年数据综合分析, 推测QDZ03孔40.2 m深度范围内沉积物年龄为0到大于140 ka, QDZ01孔上部50 m深度范围内沉积物年龄大约介于30~170 ka之间, WHZK 01孔25.1 m深度范围内沉积物年龄大约介于0~42 ka之间。
样品的粒度分析在自然资源部青岛海洋地质研究所实验测试中心完成。选取沉积物样品10~20 g, 加6 %的双氧水和10 %的稀盐酸浸泡处理, 除掉有机质和碳酸盐, 然后洗盐, 用六偏磷酸钠((NaPO3)6)溶液经超声波分散后, 用英国马尔文(MALVERN)公司生产的Mastersizer-2000型激光粒度分析仪进行粒度测试。仪器的测量范围为0.02~2000 μm, 粒级的分辨率为0.01 ϕ, 重复测量相对误差 < 2 %。
3 结果 3.1 声学地震单元划分浅地层剖面特征显示, 研究区海底(T0)与基岩面之间的松散沉积物被5个主要的地震反射界面(从下至上定名为T5~T1)划分为6个主要地震单元(从下至上定名为SU6~SU1), 其中SU5、SU3和SU1被次一级的反射界面T51、T31和全新世最大海泛面(MFS)细分为SU5-2、SU5-1、SU3-2、SU3-1、SU1-2和SU1-1这6个亚地震单元(图 2~9)。
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图 2 研究区东西向SU5和SU3地震单元典型剖面(剖面位置见图 1) T0, 海底面；T1~T5, 反射界面；SU1~SU5, 地震单元；W, 西；E, 东；纵坐标代表时间, ms为毫秒, 海底以下每20 ms地层约15.5 m厚；横坐标代表距离, 两个标志线之间距离1.5 km Fig. 2 Typical profile of units SU5 and SU3 in the east-west lines(see the location in Fig. 1). T0, Seafloor; T1~T5, Reflection surface; SU1~SU5, Seismic units; W, West; E, East; The Y-ordinate is the time, millisecond, every 20 ms below seafloor is about 15.5 m thick; The X-ordinate is the distance, it's 1.5 km between two marks |
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图 3 研究区南北向SU5和SU3地震单元典型剖面(剖面位置见图 1)(N, 北；S, 南) Fig. 3 Typical profile of units SU5 and SU3 in the north-south line(see the location in Fig. 1)(N, North; S, South) |
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图 4 研究区南北向SU4和SU1地震单元典型剖面(剖面位置见图 1) Fig. 4 Typical profile of units SU4 and SU1 in the north-south line(see the location in Fig. 1) |
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图 5 研究区东西向SU5地震单元典型剖面(剖面位置见图 1) Fig. 5 Typical profile of unit SU5 in the east-west line(see the location in Fig. 1) |
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图 6 研究区南北向SU2地震单元典型剖面(剖面位置见图 1) Fig. 6 Typical profile of unit SU2 in the north-south line(see the location in Fig. 1) |
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图 7 研究区东西向SU2地震单元典型剖面(剖面位置见图 1) Fig. 7 Typical profile of unit SU2 in the east-west line(see the location in Fig. 1) |
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图 8 研究区东西向SU1地震单元典型剖面(剖面位置见图 1) Fig. 8 Typical profile of unit SU1 in the east-west line(see the location in Fig. 1) |
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图 9 研究区南北向SU1地震单元典型剖面(剖面位置见图 1) Fig. 9 Typical profile of unit SU1 in the north-south line(see the location in Fig. 1) |
SU6地震单元位于反射界面T5之下, 基岩面之上。T5是一个区域性的侵蚀面, 强振幅, 强反射, 连续性较好, 全区可连续追踪(图 2和3), 向陆方向该界面快速抬升, 约从浅海的90 ms到近岸的40 ms, 30 km的距离抬升了约40 m。SU6主要位于二次波之下, 反射结构不清晰, 表现为杂乱、波状混杂的反射层。
3.1.2 SU5地震单元因T4界面仅在研究区近岸局部存在(图 4), SU5地震单元主要位于反射界面T5和T3/2之间(图 2和3)。根据地层内部反射特征, 识别出全区可连续追踪的不整合面T51, 将SU5单元分为SU5-1和SU5-2上下两个亚地震单元。
SU5-2亚单元主要表现为平行、亚平行的反射层。根据反射层内部特征, 可识别出一个或两个内部反射界面(图 2和5), 弱反射, 无法区域内连续追踪, 部分测线上可看出内部地层下超于T5界面或内部界面(图 2), 不同测线上也会出现地层上超于T5界面的现象(图 5)。亚单元层厚度从浅海的小于1 m, 向陆逐渐变厚, 最厚超过13 m。在近岸, 由于T2界面的下切和T5界面的抬升, SU5-2单元层厚度又会变薄, 在T2下切较深的地方, 该单元层完全被侵蚀(图 6)。
SU5-1亚单元层主要呈现为低角度前积反射特征, 在东西向测线上, 沉积物向东进积(图 2), 在南北向测线上, 沉积物向北进积(图 3)。内部地层下超于T51界面, 顶部被T3界面削截或被T2界面侵蚀。T3界面对SU5-1单元来讲为顶超面。亚单元层厚度从浅海向陆逐渐变薄直至尖灭。在浅海, 亚单元层最大厚度超过16 m, 在近岸, 主要被T2界面侵蚀, 厚度变薄或缺失, 故其分布范围明显小于SU5-2, 单元层厚度两者刚好相反, 在浅海, SU5-1亚单元层较厚, SU5-2较薄, 在近岸, SU5-1较薄或缺失, SU5-2反而较厚。
3.1.3 SU4地震单元SU4地震单元主要在研究区近岸保留, 零星分布。在近岸, 由于SU3单元层的缺失, SU4主要位于T4和T2反射界面之间, T4是一个侵蚀面, 强反射, 连续性很差, 呈U或Ⅴ型, 局部存在, 单元层主要呈杂乱或杂乱-波状反射(图 4)。
3.1.4 SU3地震单元由于T2界面的下切和单元层向陆尖灭, SU3地震单元主要分布于研究区的浅海区, 分布范围明显小于SU5单元层(图 2和3)。研究区浅海表层主要为残留沉积, MIS 1和MIS 2地层缺失[16], 因此SU3主要位于反射界面T3和海底面T0之间, T3是一个区域性不整合面, 强振幅, 强反射, 连续性较好, 削截下部地层。根据单元层内部地层反射特征, 被次级界面T31划分为SU3-1和SU3-2两个亚地震单元。T31是区域不整合面, 中强振幅, 中强反射, 连续性较好。
SU3-2亚单元位于T3和T31界面之间, 在东西向剖面上, 呈低角度前积反射结构, 向东进积, 进积层角度小于下部的SU5-1亚单元层, 内部地层下超于T3界面, 顶部被T31界面削截(图 2)。在南北向剖面上, 主要呈平行-亚平行、透明-半透明的反射结构(图 3)。单元层厚度从浅海向陆变薄, 直至尖灭, 在近岸主要被T2界面侵蚀而缺失。
SU3-1亚单元层主要位于T31和T0反射界面之间, 在东西向剖面上, 沉积物以微小的角度向东进积(图 2), 角度小于SU3-2和SU5-1亚单元层, 但进积方向一致, 沉积物都向东进积。在南北向剖面上, 沉积物以微小的角度向南进积(图 3), 下超于T31界面, 角度小于SU5-1亚单元层, 但进积方向相反, SU5-1亚单元层向北进积。单元层厚度从浅海向陆变薄并尖灭, 近岸大部分被T2侵蚀。
3.1.5 SU2地震单元SU2地震单元位于T2和T1/0反射界面之间, T2是区域性强侵蚀面, 强振幅, 强反射, 连续性较差, 在研究区内主要呈U或Ⅴ型, 同时存在箱型、W型以及UV型。在滨浅海区, SU2地震单元局部存在, 可识别出多个内部反射界面(图 6和7), 根据内部反射特征, 可分为上下两部分, 下部主要为平行-亚平行、波状、凹型、丘状、发散、侧向加积反射, 上部主要为杂乱或杂乱-波状反射[20]。在近岸, SU2地震单元广泛分布, 主要呈杂乱或杂乱-波状反射, 局部平行-亚平行反射(图 2和3)。单元层厚度变化较大, 在T2下切作用较强的地方, T2界面可侵蚀至T5界面以下(图 6), SU2单元层的厚度超过35 m, 在SU3单元层保留完好的区域, SU2单元层厚度为0。
3.1.6 SU1地震单元SU1地震单元位于反射界面T1和海底面T0之间, T1界面是冰后期随着海平面上升, 临滨带向陆后退形成的区域性海侵面, 也是冰后期初始海泛面, 中强振幅, 连续性较好, 在浅海区与T0界面合并。根据地层内部反射特征, SU1被全新世最大海泛面(MFS)划分为SU1-1和SU1-2两个亚地震单元(图 4、8和9)。两个亚单元层在青岛崂山头至乳山湾近岸海域和靖海湾外海域表现出不同的地层反射特征。在青岛崂山头至乳山湾近岸海域, SU1-2主要为近似水平反射, 局部可见反射层上超于T1界面, 厚度一般小于2 m。SU1-1表现为向南、向东进积的反射结构, 内部反射层下超于MFS界面, 厚度从近岸向海逐渐变薄, 直至尖灭(图 4), 最大厚度超过22 m, 分布在现今水深25 m等深线以浅的近岸海域[22~23]。
在靖海湾外海域, SU1-2地震单元从近岸的近似水平反射至浅海的平行、亚平行反射, 沉积厚度也从小于2 m至超过12 m, 局部可见反射层上超于T1界面(图 8)。SU1-1单元层厚度近岸和浅海较厚, 中部为过渡区, 厚度较薄。近岸侧, 表现为向海加积, 反射层下超于MFS界面, 厚度向海逐渐变薄。浅海侧, 最大厚度超过24 m, 向陆逐渐变薄, 表现为向陆加积, 反射层局部变形, 下超于MFS界面, 两侧地层在中部过渡区汇聚(图 8和9)[24]。
3.2 沉积地层单元划分根据钻孔的岩性相、沉积物颜色、粒度特征, 结合AMS 14C和光释光(OSL)测年数据, 并将钻孔同其穿过的浅地层剖面进行对比, 3个地质浅钻相应的被划分为DU6~DU1沉积单元, 与SU6~SU1地震单元一一对应, 对应关系良好, 同样地, DU5、DU3和DU1又被相应的划分为DU5-2、DU5-1、DU3-2、DU3-1、DU1-2和DU1-1亚沉积单元(图 10~12)。
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图 10 QDZ03孔岩性柱状图及AMS 14C和光释光(OSL)测年数据 Fig. 10 Lithological column of core QDZ03 with AMS 14C and OSL dates |
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图 11 QDZ01孔岩性柱状图及AMS 14C和光释光(OSL)测年数据 Fig. 11 Lithological column of core QDZ01 with AMS 14C and OSL dates |
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图 12 WHZK01孔岩性柱状图和沉积物平均粒径(Mz) Fig. 12 Lithological column of core WHZK01 and mean grain size(Mz)of the core sediments |
DU6沉积单元对应于地震单元SU6。在QDZ03孔中, 对应钻孔28.89~40.2 m之间的沉积层, 沉积物岩性主要为深灰、褐灰粘土质粉砂-粉细砂和灰黄、黄灰色粘土质粉砂, 较多棕色锈斑, 偶见钙质结核, 岩芯沉积物OSL测年从126.2±13 ka至大于140 ka(图 10)。在QDZ01孔中, DU6沉积单元对应钻孔40.78~50.0 m之间沉积层, 沉积物岩性主要为黄灰、棕黄色粘土质粉砂, 致密, 较多棕色锈斑, 少量碳质斑点, 两个OSL测年年龄为142±12 ka和166±14 ka(图 11)。
3.2.2 DU5沉积单元DU5沉积单元对应于地震单元SU5。通过与浅地层剖面对比, 在QDZ03孔中, 仅可识别出DU5-2沉积单元, 从17.40 m至28.89 m, 上部岩芯沉积物岩性主要为深灰、暗绿粘土质粉砂夹粉细砂质条带、透镜体, 下部主要为深灰粘土质粉砂-粉砂与粘土质条带密集互层, 零星贝壳碎片, 底部为贝壳碎片砾石层, 与DU6沉积单元为侵蚀接触关系, 岩芯沉积物OSL年龄介于72.9±7 ka和80.7±8 ka之间(图 10)。在QDZ01孔中, 可识别出DU5-1和DU5-2沉积单元, 对应深度分别为17.70~33.70 m和33.70~40.78 m。DU5-1单元层沉积物岩性主要为深灰、暗灰粘土质粉砂-粉砂与粘土质条带密集互层或混杂, 夹粉砂质线理、透镜体, 两个OSL测年年龄分别为70.1±7 ka和82.5±8 ka。DU5-2单元层沉积物岩性主要为暗绿、绿灰色粘土质粉砂, 夹少量粉细砂质透镜体, 零星贝壳碎片, OSL测年年龄介于77.2±8 ka和93.5±9 ka之间(图 11), DU5-1和DU5-2沉积单元为突变接触关系。
3.2.3 DU4沉积单元DU4沉积单元对应于地震单元SU4, 仅在QDZ03孔中发现该层沉积, 对应深度12.2~17.4 m, 沉积物岩性为暗灰色粘土质粉砂-粉砂与粘土质条带密集互层, 碳质斑点和棕色锈斑零星分布。本单元3个OSL测年数据介于61.8±6 ka和69.3±6 ka之间。DU4与DU5沉积单元为突变接触关系。
3.2.4 DU3沉积单元DU3沉积单元对应于地震单元SU3。通过与浅地层剖面对比, QDZ03孔缺失本单元沉积, WHZK01孔发育了DU3-1沉积层, QDZ01孔发育了DU3-1和DU3-2沉积层。WHZK01孔中, DU3-1对应深度为17.82~25.10 m, 沉积物岩性主要为灰色、灰黄色砂、粉砂质砂、砂质粉砂和粘土质粉砂混杂, OSL年龄介于29.4±2.9 ka和42.3±4.2 ka之间(图 12)。QDZ01孔中, DU3-1对应深度为0~11.5 m, 沉积物岩性主要为深灰、褐灰色粘土质粉砂, 夹粉砂质线理、条带, 中部较多贝壳碎片, 偶见棕色锈斑和碳质斑点, OSL测年年龄介于28.5±3 ka和48.5±5 ka之间, 两个AMS 14C年龄分别为39980 cal.a B.P.和＞43500 cal.a B.P.。DU3-2对应深度为11.5~17.7 m, 沉积物岩性主要为深灰、深绿灰粘土质粉砂, 夹粉砂质透镜体和不规则粉砂质线理、条带, 偶见贝壳碎片, OSL测年年龄为50.4±5 ka, AMS 14C年龄为42030 cal.a B.P.。DU3-1和DU3-2为突变接触关系。
3.2.5 DU2沉积单元QDZ03孔和WHZK01孔中识别了DU2沉积单元, QDZ03孔中对应深度8.63~12.20 m, 沉积物岩性为棕黄、深灰色粘土质粉砂-粉砂-细砂, 局部粉砂与粘土质条带密集互层, 大量的黑色碳质斑点、斑块, 可见棕色锈斑, 偶见贝壳碎片。WHZK01孔中对应深度14.91~17.82 m, 沉积物岩性主要为灰黄色、褐黄色粉砂质砂和粘土质粉砂(图 12)。本单元内无测年数据。
3.2.6 DU1沉积单元QDZ01孔中缺失DU2和DU1沉积单元, QDZ03孔和WHZK01孔中都识别了DU1-1和DU1-2沉积单元。QDZ03孔中DU1-1对应深度为0~7.7 m, 沉积物岩性主要为深灰、绿灰色粘土质粉砂, 岩性均一, 含零星贝壳碎片, AMS 14C测年从上至下为590 cal.a B.P.至4796 cal.a B.P., 测年序列较好, DU1-2对应深度为7.70~8.63 m, 沉积物岩性主要为绿灰、黄灰色粘土质粉砂夹粉砂-细砂质线理、透镜体, 底部为贝壳碎片砾石层, 与DU2沉积单元呈侵蚀接触关系, AMS 14C测年年龄为9336 cal.a B.P.至10638 cal.a B.P.(图 10)。WHZK01孔中DU1-1对应深度为0~14.0 m, 沉积物岩性主要由下部的浅灰、黄灰色粘土质粉砂向上逐渐过渡为深灰色粘土质粉砂与粉砂互层, 夹粉砂质透镜体, 偶见贝壳碎片, AMS 14C测年年龄介于2735 cal.a B.P.和5750 cal.a B.P.之间, 沉积序列较好, DU1-2对应深度为14.00~14.91 m, 沉积物岩性主要为灰色粘土质粉砂, 夹少量粉砂质透镜体, 底部发育厚约7.0 cm的黑色泥炭层, 有机质含量高, 与下部DU2沉积层为侵蚀接触, 两个AMS 14C测年年龄为7685 cal.a B.P.和10280 cal.a B.P.(图 12)。
根据研究区3个钻孔综合地层对比图(图 13)可以看出, 晚更新世以来, QDZ03孔揭示了MIS 5、MIS 4、MIS 2和MIS 1的沉积, 缺失MIS 3沉积, 而QDZ01孔只保留了MIS 5和MIS 3沉积, 缺失MIS 4沉积和末次盛冰期以来的沉积。QDZ03孔和QDZ01孔中氧同位素5期下伏沉积物年龄超过126.2±13 ka, 属于MIS 6沉积。根据氧同位素曲线, MIS 6和MIS 5分界年龄为128 ka, 因此浅地层剖面和两个钻孔资料主要揭示了大约128 ka以来的地层结构和沉积环境演化。WHZK01孔则揭示了研究区氧同位素3期晚期以来的沉积序列。
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图 13 研究区3个钻孔岩芯综合地层对比图 Fig. 13 Stratigraphic correlations amongst borehole cores in this study area |
晚更新世以来, 南黄海经历了3次显著的海侵和两次大规模的海退, 海平面发生了上百米的波动, 导致中国东部海域海陆环境沧桑巨变[25~27], 形成复杂的海陆交互沉积。研究区位于南黄海西北部, 新近纪以来, 持续沉降, 晚更新世之后, 构造基本稳定, 影响沉积环境演化的主要因素是海平面变化和沉积物物质来源。
晚更新世早期, 即末次间冰期(相当于MIS 5)是全球高海平面时期, 海平面高出现今海平面2~3 m[28~29], 南黄海发生了大规模海侵, 整个陆架区被海水淹没, 形成广泛的海相沉积, 研究区内发育了DU5-2和DU5-1沉积(图 14a和14b)。根据浅地层剖面资料和钻孔沉积相及测年数据, 推测DU5-2为MIS 5e和MIS 5c期间形成的滨浅海相沉积。SU5-2内部不整合面可能反应了海平面的变化, 从氧同位素曲线也可看出, 从MIS 5e到MIS 5b存在两次海平面波动。DU5-2沉积层厚度浅海薄, 山东半岛近岸较厚, 推测其物源应来自于山东半岛近源物质, 但需钻孔资料的进一步证实。随后海平面开始下降, 大约在80 ka B.P.海平面达到末次间冰期的最后一次高海面时期并趋于稳定, 海平面略低于现代海平面, 在研究区发育了DU5-1沉积, 为三角洲相沉积, 钻孔沉积物OSL测年证实该三角洲形成于80~70 ka B.P., 即MIS 5a。浅地层剖面资料显示三角洲前积方向为NEE, 因而其物源方向应为SWW向, 该方向远离山东半岛大陆, 最近的陆域为江苏沿岸, 因而推测其可能的物源是当时从南黄海入海的古黄河, 并且SU5-1单元浅海厚, 向陆逐渐变薄并尖灭, 而SU5-2为浅海薄, 向陆变厚, 因而两者的物源应该有所不同。
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图 14 晚更新世以来南黄海西北部地层发育模式 MIS:氧同位素, DU:沉积单元 Fig. 14 A conceptual model of the evolution of stratigraphic development in the northwestern South Yellow Sea since the Late Pleistocene(MIS:Marine isotope stage, DU:Depositional unit) |
进入MIS 4, 海平面出现波动性下降, 海水逐渐退出南黄海大部分区域, 直至低于现今海平面80 m左右[30~31]。研究区全部裸露, 形成DU4沉积单元(图 14c), 但因区内没有大的河流入海, 并且MIS 4持续时间较短以及后期遭受侵蚀, SU4仅在研究区近岸局部保留, 为河流湖泊相沉积, 大部分地方缺失该期沉积物。
随后海平面开始回升, 进入MIS 3, 海水再次淹没研究区[32~33], 发育了DU3沉积(图 14d), 钻孔AMS 14C和OSL测年年龄证实DU3形成于MIS 3。因MIS 3期间海平面仍有波动, 浅地层剖面显示形成了SU3-1和SU3-2两个地震单元, 为三角洲相沉积。因MIS 3的海平面高度低于MIS 5, 所以SU3的分布范围明显小于SU5, 并且MIS 3的三角洲前积方向不同于MIS 5。根据三角洲的前积方向, 推测MIS 3三角洲的物质来源应为山东半岛近源物质, 该结论也得到了WHZK01孔重矿物的证实[34]。
进入MIS 2, 海平面下降120 m左右, 研究区完全暴露, 发育了由中小河流(五龙河、乳山河)形成的下切河谷体系。下切河谷呈西北-东南向和东北-西南向分布于丁字湾和乳山湾外。因研究区位于河流的上游, 下切河谷底部基本无滞留沉积, 河流沉积物被输运到研究区外的陆架区。冰后期随着海平面逐步回升, 发育河流充填相沉积, SU2单元下部表现为水平或近似水平、侧向加积、波状、凹型、发散和杂乱反射6种充填结构, 向上逐渐过渡为河口相沉积, 为杂乱或杂乱-波状反射(图 14e)。DU2单元层没有直接的测年数据。根据QDZ03孔和QDZ01孔测年数据及地层切割关系, 推测下切河谷形成于MIS 3晚期至MIS 1, 大约30~11 ka B.P.之间, 本研究区下切河谷模型不同于以往经典模式[20, 35], 主要表现为沉积相序有所差别。
进入MIS 1, 海水再次侵入研究区, 形成了DU1沉积单元(图 14f)。冰后期西太平洋海平面上升呈阶梯式或递变式(图 15-A和15-B), 与由气候波动引起的全球冰融水事件有关。研究区内T1界面的埋深主要位于现今海平面以下40~15 m[22], 根据海平面变化曲线和AMS 14C测年数据, 推测T1的形成时间约为11~9 cal. ka B.P., 说明研究区楔形沉积体的发育始于全新世早期。QDZ03孔和WHZK01孔中DU1-2就是对应于T1侵蚀面之上形成的近岸滨浅海沉积, 沉积厚度较薄, 其显示的正粒序反映了研究区海水深度逐渐加深, 沉积动力条件逐渐减弱的沉积过程。地震界面MFS之上的沉积单元DU1-1, 代表了全新世中期高海平面之后的沉积记录, 发育在黄海环流[36]形成之后, 为近岸水下楔形沉积。WHZK01孔DU1-2底部形成了厚约7 cm的黑色泥炭层, AMS 14C年龄为10.3 cal. ka B.P., 而且该层下部出现了厚约1.5 m的硬粘土层, 与新仙女木时间非常吻合[37~38], 推测当时的海平面位置在-30 m处(图 15)。
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图 15 QDZ03孔和WHZK01孔上部沉积物年龄-深度图 (A)14 cal. ka B.P.以来黄海及其邻区海平面变化曲线[39]；(B)巽他陆架海平面变化曲线[40] Fig. 15 Age-depth plots and sediment accumulations curves for the upper sediments of cores QDZ03 and WHZK01. (A)sea-level curve for the Yellow Sea and adjacent seas since 14 cal. ka B.P.[39]; (B)Sea-level curve for the Sunda shelf[40] |
WHZK01孔的矿物特征显示, 近岸DU1-2的物源为山东半岛陆源物质[34]。QDZ03孔岩芯沉积物的粘土矿物和稀土元素特征[22]以及WHZK01孔岩芯沉积物的矿物特征[34]证实DU1-1来自于黄河沉积物和山东半岛近源沉积物的联合贡献。
浅地层剖面显示(图 8), 浅海区SU1-2地震单元(即DU1-2沉积单元)厚度向海逐渐递增, 明显不同于近岸, 并且地层内部反射特征与上覆的SU1-1反射特征明显不同, 但因无钻孔穿过该沉积体, 其沉积物岩性、物质来源尚无法确定。
SU1单元层的厚度如图 16所示, 虚线为先前研究的山东半岛东部Ω沉积体的等厚线[41]。通过对比发现, SU1的厚度不是从海向陆递减, 而是中部存在一个过渡区, 在过渡区内SU1厚度较薄, 两侧厚度相对较大。过渡区的存在是由于物源的影响还是沉积动力的影响或者两者共同作用下形成, 目前尚不清楚。
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图 16 近岸全新世水下楔形沉积体(SU1单元层)厚度及与山东半岛东部Ω沉积体对比(图中虚线)[24, 41] Fig. 16 Isopach map of the Holocene subaqueous clinoform(unit SU1)in the near-shore area and comparison with Ω sedimentary bodies of the eastern Shandong Peninsula(dashed lines)[24, 41] |
AMS 14C测年数据显示, QDZ03孔DU1-1和DU1-2之间存在约4000 a的沉积间断, 我们认为应该是在楔形沉积体发育期间, 近岸地区较强的沉积动力条件(包括风暴作用)造成沉积物的再悬浮而形成, 是局部性的, 如山东半岛东北部全新世楔形沉积体的地层缺失仅在局部出现而在区域上没有统一性一样[42], 在海岸带不同区域因为水深等沉积动力因素的差异导致地层的缺失出现在不同层位。如在WHZK01孔也出现3000 a的沉积间断, 但在全新世早期, 大约10~7 ka之间[21]。
5 结论(1) 通过对浅地层剖面地震相特征的分析, 识别出了5个主要的地震反射界面(T5~T1), 相应的划分出6个主要地震单元(SU6~SU1)。3个地质钻孔穿过浅地层剖面测线, 岩芯沉积地层与地震单元有很好的对应关系, 较完整的揭示了研究区晚更新世(氧同位素5期)以来的地层特征和沉积序列。
(2) 钻孔沉积物的岩性相特征、测年数据和粒度特征, 揭示了研究区氧同位素5期(MIS 5)以来的沉积环境演化, 其中MIS 5发育了滨浅海相和三角洲相沉积, MIS 4发育了河流湖泊相沉积, MIS 3发育了三角洲相沉积, MIS 2发育了河流和河口相沉积, MIS 1发育了近岸水下楔形沉积。
(3) 受研究区浅地层剖面和钻孔资料的限制, 仍有一些问题尚未得到合理解释, 需要更广范围的浅地层剖面资料和更多的钻孔来证实, 如SU5-1和SU3三角洲的分布范围和物源, 浅海区SU1-2的厚度分布特征及其物源等。
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2 Laboratory for Marine Geology, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology(Qingdao), Qingdao 266237, Shandong;
3 First Institute of Oceanography, Ministry of Natural Resource, Qingdao 266061, Shandong)
Abstract
Based on the 3500 km high-resolution shallow seismic profiles acquired in the northwestern South Yellow Sea and lithological data of three boreholes, the stratigraphic framework of the study area was established with ages since the Late Pleistocene. The shallow seismic profile data fit well with the stratigraphic pattern disclosed by drilling cores, upon which 5 major reflective interfaces(T5~T1)were identified and 6 major seismic units(SU6~SU1), 6 depositional units(DU6~DU1)were divided for seismic and core data, which mainly revealed the stratigraphic structure and sedimentary environment evolution since about 128 ka. The lithologic characteristics, dating data of core sediments and strata reflection characteristics indicated that it formed marina neritic facies and deltaic facies deposits in MIS 5, lacustrine facies deposit in MIS 4, deltaic facies deposit in MIS 3, fluvial-estuary facies deposit in MIS 2 and nearshore subaqueous clinoform deposit in MIS 1. Due to the stable tectonics of South Yellow Sea since Late Pleistocene, the main factors influencing the sedimentary environment evolution are sea level change and sediment sources. Our results will scientifically significance to better understanding land-sea interaction process, sedimentary environment evolution in the northwestern South Yellow Sea and to probe into the regional response of the global changes.