早白垩世，太平洋板块近东西向俯冲于华南板块之下^[1-6]，导致了中国东南沿海岩浆—火山活动剧烈，堆积了巨厚的以火山碎屑岩为主的下白垩统^[7-10]，在这些火山碎屑中仅有少数地方发现有灰岩的报道^[11]。发育于浙江象山石浦地区的灰岩可能是中国东南沿海迄今为止保存最好的早白垩世海相灰岩，成为近年来东南沿海白垩纪环境研究的焦点^[11-14]。

浙江象山石浦剖面的实测工作始于20世纪80年代^[15-16]。而后傅肃雷^[17]、徐北煤等^[18-19]、Hu et al.^[11]主要研究对象为石浦剖面的沉积相，认为总体以海陆过渡相为主。此外，王学寅等^[13]进一步对发育在该剖面中—上部灰岩段中的沉积微相做了详细的工作。同时，Hu et al.^[12]利用锆石U-Pb定年对石浦剖面中的火山灰夹层进行研究，确定其同位素年龄格架介于119±2 Ma到99±2 Ma，即晚阿普特阶至早阿尔必阶，并提出发育在石浦剖面多个层段内的黑色泥页岩与早白垩世大洋缺氧事件关系密切^[20]。综上可见，针对石浦剖面的研究主要集中在地质年代探讨和沉积环境初步识别方面，而没有进一步研究石浦群早白垩世的沉积环境演化，也没有建立起层序地层格架以及相对海平面变化，针对它们的研究对于进一步深刻认识中国东南沿海在白垩世岩相古地理的演化具有重要作用。

此外，对于早白垩世全球海平面变化研究方面，石浦剖面下白垩统所揭示的相对海平面变化还是一次重要资料补充。最先，Haq et al.^[21-22]依据特提斯洋碎屑岩沉积剖面编制了阿普特阶—阿尔必阶的全球海平面变化曲线，随后Röhl et al.^[23]对早白垩世太平洋海平面变化做出了补充，但他依据的材料是西太平洋海山碳酸盐岩，然而现今尚没有人在西太平洋海岸—浅海地区对他们的研究结果进行印证。近年来，中国东南部地区下白垩统为陆相沉积的传统观点随着中国东南沿海海相化石的发现受到了诸多挑战^[24]。并且最近，中国东南沿海早白垩世存在海侵也被证实^[12]。明确东南沿海地区相对海平面变化是正确理解东南沿海早白垩世的沉积环境及海侵特征最为关键的一步。因此，重建高精度区域相对海平面的科学意义是毋庸置疑的。

海陆过渡相沉积是可以高精度反映相对海平面的精细变化的良好材料，因此作为海陆过渡相为主的石浦剖面是一个良好载体，为重建区域相对海平面变化，并在此基础上进一步探讨全球海平面变化，以及深入理解中国东南沿海早白垩世古环境和古地理提供了有利条件。因此，本文首先详细研究了石浦剖面的沉积学和层序地层学特征，初步建立了该地区早白垩世相对海平面变化曲线，结合早白垩世全球海平面变化和石浦群火山碎屑岩分布特征，从而试图讨论影响石浦地区相对海平面变化的因素。

1 地质背景与剖面特征

研究区位于政和—大浦断裂以东(图 1)。中三叠世至早侏罗世，中国东南大部分地区经历了大规模的构造抬升，发育大量的褶皱变形，导致了东南沿海中三叠统的缺失^[4]。上三叠统至下侏罗统海相沉积受限，主要沉积角砾岩、粗砂岩和粉砂岩。燕山期，太平洋板块向亚欧板块俯冲^[1-6]，导致研究区内火山—岩浆活动剧烈。从早白垩世开始，该区域内经历了两次构造阶段，分别为早期的火山—岩浆活动(145~100 Ma)和晚期的伸展断陷作用(100~70 Ma)^[4]。

石浦剖面位于浙江象山石浦镇砂塘湾至平沿村一线(图 1)。该剖面石浦群厚度约130 m，整体硅化严重。依据岩性，可将石浦剖面总体可分为两段，下段主要为火山碎屑岩和凝灰质砂岩，上段主要为凝灰质砂岩和碳酸盐岩，夹少量的火山碎屑岩和沉凝灰岩，向上碳酸盐岩所占地层比例逐渐增高^{[12-13, 18]}。石浦剖面的灰岩中发育门类众多的海相和陆相生物化石，具有混生的特征.^[18]，其中介形类有Darwinula sp.；腹足纲有Amnicola sp., Bithynidea；龙介科有Sinoditrupa conia, Acerrotrupa aggregate, Spirorbis(Dexiospira) Jiangsuensis; 裸子植物有Abes sp., Cedorus sp., Isuga sp., Pocea sp., Larix sp.; 藻类包括Coccolithophyceae, Rhaphoneis cf surirella (Ehr) Gran，芦类植物为Pieris sp., Polypodinm sp.。此外，钱迈平还依据剖面上叠层石的形态识别出SH型，SS型和LLH型三类叠层石^[14]。

2 岩相、沉积相以及沉积环境演化 2.1 岩相特征及成因解释

本次研究对石浦剖面进行了详细的野外观察和镜下研究，发现根据岩石学特征可以识别出19个岩石微相，其中有14个碎屑岩岩石微相和5个碳酸盐岩岩石微相。表 1和表 2中详细分析了各岩石微相岩石学特征、沉积过程解释，以及对沉积相进行推测。除了岩性、沉积构造、化石等环境指示标志外，我们还结合沉积环境的叠置特征进行了综合判断。

2.2 岩相组合和沉积环境

通过对石浦剖面下白垩统石浦群中各岩石微相的特征、沉积过程解释及其在横纵向上的组合分析，划分出3个主要的沉积相：扇三角洲相、潮坪相和滨海—浅海相。各沉积相进一步可以划分出一系列沉积亚相和沉积微相^[25-29](表 3)。下面将简要阐述石浦剖面沉积相特征与沉积微相组合、沉积环境特征及其演化。

2.2.1 扇三角洲

(1) 扇三角洲平原

扇三角洲平原沉积是石浦剖面底—中下部的主体，进一步可以划分出河道沉积以及漫滩沼泽沉积。河道沉积分为两个部分，分别为主河道沉积(Gm、Grg)和河道间沉积(GS、Fl)，主河道沉积，单层厚度0.5~3 m，发育块状砾岩(Gm)(图 2a)和粒序层理的砾岩(Grg)(图 2b)，成分主要为火山角砾岩(图 3b)，分选度和成熟度差，底部可见冲刷面，物质搬运方式为碎屑流和块体流。河道间沉积常叠覆于河道沉积中的角砾岩(Gm、Grg)之上，岩性主要为灰黄色含砾砂岩(GS)，在厚度较大的情况下也可以见到大量粒度较小的粒序层理砾岩(Grg)。在扇三角洲平原序列顶部均发育几厘米至十几厘米不等的漫滩沼泽沉积，以灰黄色粉砂岩(Fl)为主，水平层理发育(图 2g)。

(2) 扇三角洲前缘

扇三角洲前缘主要分布在石浦剖面85~93 m处，主要由水下分流河道(GS、GF)沉积(图 2c)和水下分流河道间沉积组成，纵向上表现为水下分流河道(GS、GF)向水下分流河道间演变，水下分流河道以灰黄色、灰白色含砾粗砂岩(GS)(图 2c)为主，砂岩中夹杂中等磨圆的砾石。水下分流河道间则发育条带状细砂岩，夹多个粉砂岩层，砂岩矿物成分为火山碎屑。

2.2.2 潮坪

潮坪沉积发育广泛，分布于石浦剖面中下—顶部(除中上部夹3个扇三角洲前缘沉积外)，是剖面的主体组成部分。相关的沉积构造和岩相组合详见表 1和表 2。

(1) 潮上带

潮上坪在剖面上发育较少，常分布于潮间坪和近源扇三角洲之上，厚度较薄，最厚的潮上坪沉积发育在剖面82 m至90 m之间。其主要岩性为粉砂岩和不规则水平层理的细砂岩薄互层(Si/Fi)(图 2i)，同时发育多个层状叠层石灰岩(Bs)(图 2n)。零星发育的潮上坪浅水洼地内见藻席黏结灰岩(mBa)，灰岩横向迅速尖灭，藻席内可见由干裂导致的类帐篷构造(图 2r)。

(2) 潮间带

石浦剖面潮间坪沉积厚度较大，主要为泥坪、混合坪和砂坪。

泥坪是石浦剖面潮间带沉积的主体，发育土黄色粉砂岩、砂岩薄互层(Si/Fi)与灰黑色泥岩，沉积构造多为水平层理(图 2i)，和少量的泄水构造(图 3j)。微生物岩类型为LLH型叠层石灰岩(Bs)(图 2o、图 3p，o)和藻席灰岩(mBa)。位于石浦剖面上部的泥坪主要为泥灰岩(图 2a)，可能是由陆缘碎屑供应减少所导致。在长时间暴露的情况下，还可见干裂构造。

混合坪水动力强于泥坪，岩性以粉砂至细砂为主，以及由周期性涨落潮导致的压扁层理泥岩与粉砂岩频繁互层(Sl/Fl)(图 2k)，泄水构造(图 3q)少量发育。随着潮汐能量的增强，微生物岩类型也演变为球状叠层石(Bs)(图 2q)，当碎屑岩供应量减少时，沉积了波状层理泥灰岩(fWb)。

砂坪是潮汐能量进一步加大的产物，在低潮线附近，流速较大，出现含砾砂岩。以具有交错层理和平行层理的细砂岩(Sp)(图 3e)，以及小型交错层理的中砂岩(Sc)等粒度较粗的沉积物为主。叠层石逐渐演变为SS型和SH型叠层石灰岩(Bs)(图 2p，q)，底部可以发现核型石(图 3r)。此外随着水深和能量的增加，发育小型丘状藻黏结岩。

2.2.3 滨海—浅海

石浦剖面的潮道沉积不发育，难以见到典型的羽状交错层理，同时也没有发现障积沙坝，以及沙坝之上的风成沙丘沉积，推测是在白垩世石浦地区缺乏障壁，外海与潮间坪相接，滨海与潮下带高度重合。受到了潮汐作用和风浪作用的共同影响，是造成羽状交错层理难以形成的重要原因。根据岩性、结构、沉积构造及其岩相横纵向组合特征，在石浦剖面可以识别出临滨、过渡带和滨外带。

(1) 临滨

临滨在石浦剖面上发育较少，与过渡带相临，主要位于105~123 m之间，沉积了低角度交错层理细砂岩(Fc)和平行层理的粗砂岩(Ap)(图 2f、图 3d)。另外，在石浦剖面中—上部，临滨环境中发育大型穹隆状叠层石灰岩(Bs)，具有抗浪性的藻黏结丘，以及鲕粒灰岩(fPo)(图 3m)。鮞粒往往分布在藻丘和穹隆状叠层石底部及附近层位，表明该沉积环境内水动力较强。

(2) 过渡带

过渡带主要分布在石浦剖面110 m至120 m之间，沉积了平行层理砂岩(Sp)(图 2e，f)，以及灰黑色泥岩与灰白色砂岩(Sh/Fh)(图 2l)互层。过渡带位于风暴浪基面之上，在风浪较小的情况下，波浪难以扰动该区域，泥岩—粉砂岩得以悬浮的方式均匀沉积；在风暴天气，以风暴浪为主的情况下，临滨和潮坪内未固结或弱固结的粗粒沉积物被风暴浪带入到过渡带沉积，并与正常天气沉积的泥岩—粉砂岩形成互层(Sh/Fh)。另外，风暴浪的作用还将沉积在临滨的碳酸盐岩打碎并以床底载荷的方式搬运到过渡带。因此，过渡带还沉积了颗粒破碎，分选度较低的生屑泥晶灰岩(fWb)(图 2n、图 3l)和鲕粒灰岩(fPo)(图 3n)，填隙物主要为灰泥。

(3) 滨外带

滨外带在滨海—浅海中是水体最深，能力最弱的环境，该环境主要分布在石浦剖面的上-顶部，其他层段沉积较少，整体表现为由数个厚约几十厘米，横向稳定分布的水平层理黑色泥岩(Fl)共同组成的较厚的泥岩层段，在风化作用及后期硅化作用的影响下，页理特征较为明显(图 2h)。在水平层理泥岩中普遍发育大量均匀分布的黄铁矿，预示沉积该套岩层是水体能量较小，并且具有缺氧的特征。随着灰质含量的上升，局部层段以泥灰岩(M)(图 3k)为主。

2.2.4 沉积环境演化

(1) 扇三角洲演化过程

石浦剖面总共可以识别出8个扇三角洲序列，其中剖面底—中下部发育5个完整的扇三角洲序列，中上部分布3个仅发育扇三角洲前缘的序列，其最明显的特征为反粒序结构。物质供应量和地形是控制扇三角洲发育、保存程度的重要因素^[27]：坡度越大，物源区物质供应量越大，其沉积的厚度也越大，因此各扇三角洲厚度可以有效的反映沉积时期物源区物质供应量的大小，以及地形坡度和高差的变化。通过对剖面上各扇三角洲厚度对比，可以发现位于剖面中上部的单个扇三角洲的厚度远远小于剖面0~30 m的单个扇三角洲，表明在沉积物沉积阶段，剖面下部的物质供应量和地形坡度均大于剖面上部。推测是盆地断陷沉积期初期，强烈的火山活动带来了较多的物质注入沉积区，物质供应量较大，地形坡度陡、高差也相对较大，所以堆积了较厚的扇三角洲沉积物；至剖面中上部扇三角洲形成之时，随着火山活动区逐渐远离，或者经过先期喷发后火山活动强度降低，地表坡度也随着先期沉积物的充填相应减小，从而使得剖面中上部的扇三角洲的沉积厚度比剖面下部薄。因此，扇三角洲在剖面上的演化记录的是盆地断陷—火山活动—沉积充填的动态演变过程。此外，根据在剖面中上部扇三角洲沉积厚度远大于剖面下部的特征，初步揭示出早白垩世石浦地区火山活动强度总体具有减弱的趋势(图 4)。

(2) 潮坪—浅海相演化过程

潮坪和浅海沉积在剖面上广泛分布，与剖面中上部3个由火山喷发引起的扇三角洲前缘，共同构成了剖面的主体。根据垂向上沉积相演化的规律分析，其沉积旋回可以划分为两个等级。从剖面整体来看，一级旋回呈现明显的退积序列特征，从下往上沉积环境由潮坪沉积为逐渐转变为潮下带—浅海沉积，说明沉积区水体不断变深。

另外，碳酸盐岩层段的发育程度也良好的指示了一级旋回上水体逐渐上升的特征。鲕粒灰岩、叠层石灰岩、泥灰岩和藻灰岩等诸多碳酸盐岩主要发育在剖面中—上段。剖面上碳酸盐岩的分布既反映了石浦地区早白垩世的水体深度逐渐增大，另一方面也可能是随着相对海平面的逐渐升高，盆地中海岸碎屑物质的注入量逐渐降低，为碳酸盐岩的沉积提供了有力的条件(图 4)。此外，通过镜下对剖面中下—顶部各沉积体系中碎屑岩成分分析，发现其主要由火山碎屑组成，推断火山可能是一个主要的物源。因此，火山活动强度逐渐减弱，导致被带入水体的火山碎屑物减少也可能是剖面上部出现碳酸盐岩沉积的一个重要因素，这与前文对扇三角洲沉积环境演化分析的结果是一致的。

此外，通过进一步研究垂向上潮坪、浅海沉积环境的交替演化，石浦剖面还存在多个明显的次一级旋回，通过对潮汐体系内潮上坪—泥质坪—混合坪—砂坪微相反复有规律叠加的分析，表明虽然总体上水体呈现加深的特征，但是在次一级上，海平面还存在着多次小幅升降。

3 石浦剖面层序及相对海平面变化

除了对石浦剖面的沉积环境进行分析外，本文还根据Embry et al.^[30]的T-R层序模式对剖面进行层序地层学研究，以期建立该地区早白垩世的相对海平面变化，并在Hu et al.^[11]在石浦剖面测年资料基础上，探讨发全球海平面变化以及区域构造作用对石浦地区早白垩世相对海平面的控制，为东南沿海地区早白垩沉积环境的深入细化认识提供参考。

3.1 层序边界和沉积趋势

石浦地区早白垩世沉积环境包括扇三角洲和潮坪—浅海，其中潮坪—浅海主要分布于石浦剖面中—顶部，是剖面的主体。由于火山活动强烈，石浦剖面层序界面的形式有两类：一类发生在强制海退时期沉积厚度较大，而且潮汐或波浪等水流的侵蚀能力较弱的情况下，强制海退和正常海退阶段的沉积物难以被潮汐或波浪完全剥蚀掉，陆上不整合面和部分代表强制海退时期的沉积保存于最大海退面之下，此时层序界面仅仅为潮汐剥蚀形成的最大海退面，例如层序4的底界面(图 5c)；另一类发生在随着基准面下降而引起的强制海退阶段，出现暴露面或者沉积物进积堆积的厚度较小，之后由于基准面的快速上升，伴随着迅速的海侵，强制海退时期和正常海退时期发生的沉积，以及其下的陆上不整合面均被具有较强侵蚀能力的波浪或潮汐几乎完全剥蚀掉，从而使得陆上不整合面与最大海退面重合，如第2(图 5a)、3(图 5b)、6(图 5d)层序底界面。

在露头上层序界面出露情况较差的时候，除了利用不整合面，沉积趋势和堆积模式的转变也是层序界面的重要标志，因此本文还通过分析沉积趋势和堆积模式的变化，识别出了层序1的顶界面和层序5的底界面。石浦剖面的沉积趋势和地层堆积模式分析结果见图 6。

3.2 石浦剖面层序特征和基准面变化

石浦剖面可以划出5个完整的T-R层序和一个仅保留海退体系域的层序，结合Hu et al.^[11]对该剖面从底到顶测量所得出的年龄资料，表明各层序的持续时间约为3 Ma左右，均为三级层序。通过对各层序界面性质，层序内沉积趋势、堆积模式和体系域特征的分析，可以推断出中—长尺度的相对海平面变化；根据洪泛面附近沉积相所反映的水体深度，可以大致对比各相对海平面旋回间的变化幅度。

层序1  分布在剖面0~31.4 m，主体为5个扇三角洲沉积体，向上扇三角洲沉积体的厚度逐渐变大，粒度逐渐变粗(图 6)。该层序顶部的层序界面(31.4 m处)上下发生了沉积相的突变和沉积趋势的变化。从层序底部到顶部，沉积趋势具有水体逐渐变浅的特征，堆积模式表现为明显的进积，扇三角洲演变为以扇根为主，粗粒的扇三角洲平原沉积厚度与细粒的扇三角洲前缘的比率逐渐增大。而越过顶部层序界面(31.4 m处)，突变为压扁层理发育的混合坪相，以及水体向上变深的沉积趋势和退积的地层堆积模式。所以，顶部层序界面之间先期沉积的潮上坪和泥坪可能被海侵时期的潮汐作用完全剥蚀。

层序底部的紫红色凝灰质火山角砾岩与陆相火山碎屑岩不整合接触，底界面之下没有可以反映基准面变化的凝灰质砂岩，导致了底部不整合面的性质难以确定。但是越过该底界面，其沉积趋势为水体深度逐渐变浅，地层堆积模式为进积，表明该层序内仅发育一个海退体系域，相对海平面逐渐降低。同时，通过进一步分析层序1内沉积体之间的相互关系，发现扇三角洲之间不存在间断，均为整合接触，推测该海退层序形成于相对海平面缓慢上升期，相当于高位体系域，也可能包括一部分强制海退体系域。因此层序1代表着海平面越过最大海泛面之后继续缓慢上升到最高点这段时间内的沉积，越过相对海平面最高点之后可能还发生了小段沉积，相当于强制海退体系域上段。

层序2  分布在剖面31.4~49.3 m，以层序1不同，是相对海平面越过最大海退面之后的沉积产物，是一个由潮上坪、泥坪和混合坪组成的，包括了海侵体系域和海退体系域两个部分的T-R序列(图 6)。海平面越过以底部层序界面为代表的最大海退面开始，相对海平面上升速率增加，大于沉积物供应速率，发育海侵体系域，表现为沉积水体深度逐渐增大，岸线向陆地方向推移。之后，海平面在剖面40.5m处达到最高，最大洪泛面附近的混合坪沉积物代表了该层序内水体的最大深度。越过最大洪泛面后，相对海平面继续上升，然而沉积物供应速率已经开始大于海平面的上升速率，岸线呈现向海移动的特征，由此使得地层堆积模式发生了从先前的退积向此阶段进积的转变，由于海退体系域内没有发现陆上不整合界面，所以海退体系域可能相当于高水位体系域，因此层序2为最大海退面到最高相对海平面之间的沉积。

层序3  分布在剖面49.3~76.6 m，与层序2类似，是一个由潮坪相组成的完整T-R序列，代表了相对海平面下降之后上升速率再次超过沉积物供应速率的沉积。该层序底界陆上不整合面和最大海退面重叠，顶界则是一个与剥蚀面重叠的最大海退面。从层序底界面向上，沉积水体深度具有逐渐增大的特征，最大洪泛面处为以滨海—浅海为代表的沉积。与层序2相比，该层序内开始发育层状和穹窿状叠层石，碳酸盐岩的厚度也逐渐增加；通过最大洪泛面处由层序2的潮坪沉积转变为层序3的滨海沉积可知：层序3最大洪泛面处水体深度高于层序2。层序3上部以潮坪相为主，各潮坪之间为整合接触，表明沉积物的供给速率开始大于相对海平面上升速率，具有正常海退的特征，相当于高位体系域。

层序4  分布在剖面76.6~88.9 m，与层序2和层序3类似，是一个以潮坪沉积为主的完整T-R序列(图 6)，底界面之上沉积了一套滨海—浅海相碳酸盐岩，与其下伏地层的潮坪相相比，区域水体出现了一次明显的变深。同时层序4底部存在着部分缺失，这可能是在进行海侵的过程中，部分层段被波浪和潮汐作用剥蚀，缺失部分相当于低水位体系域部分，导致层序4下部仅保留海侵体系域。海平面越过最高点后，沉积相由滨海-浅海转变为潮坪相，沉积物供给速率高于相对海平面上升速率，等同于高位体系域。同时从碳酸盐岩的发育程度来看，层序4仅在最大洪泛面处出现碳酸盐岩，并且叠层石夹在双向交错层理砂岩层之间，其沉积环境为潮间带下部，因此其水体深度比层序3浅。

层序5  分布在剖面89~102 m，其主要由扇三角洲组成，与层序2、3、4均有较大差别，是一个完整的T-R序列(图 6)。通过前面对剖面上部扇三角洲的镜下分析，可以得出火山碎屑是该扇三角洲的主要物源，随着火山活动带来大量的沉积物注入水体内，使得岸线逐渐的向海洋方向推进。从沉积体厚度和沉积构造可以看出当时存在大量的沉积物供应，但是该层序的相对海平面最高处(98 m)仍然以混合坪沉积为主，并伴生着藻粘结灰岩，说明在最初的阶段内相对海平面快速上升。通过对该层序内沉积趋势和地层叠加模式的分析，层序5仅发育最大海退面之后相对海平面迅速上升的海侵体系域和缓慢上升的高水位体系域。因此层序5代表了最大海退面到最高基准面之间的沉积。

层序6  分布在剖面102~125 m，其沉积相以滨海—浅海沉积为主，与前面所有层序特征均有较大差别，代表了一个完整的T-R序列(图 6)。层序内碳酸盐岩的占比增加明显，叠层石成为碳酸盐岩的主要类型。层序的底界面为一个存在明显的剥蚀结构和沉积相缺失的侵蚀面，形成于相对海平面越过最大海退面之后海侵阶段。层序底界面向上至105 m，发育浅海环境的黑色水平层的泥岩，夹有多个大型柱状叠层石灰岩，为一个水体向上加深的海侵体系域。剖面105 m至115 m，沉积相由过渡带—滨海为主，夹有少量的潮坪沉积，地层堆积模式表现为向上变浅的进积，相当于一个高位体系域。石浦剖面的碳酸盐岩主要分布在这个高位体系域层段内，此后出现强制海退体系域上段，强制海退体系域和高水位体系域之间存在一个较为明显的剥蚀面—陆上不整合面。顶部被第四系沉积物覆盖，导致难以识别其顶界面。因此，层序6为最大海退面到强制海退之间的沉积。

3.3 相对海平面变化分析

通过前面对石浦剖面沉积环境演化的分析，以及每个层序中层序界面性质、体系域、沉积趋势和地层堆积模式的分析，可以看到高一级的相对海平面在总体具有持续上升的特征，但是同时次一级相对海平面还具有多次明显的升降，由此推断的相对海平面变化趋势见图 6。

由图 6可以看出，在层序1仅为一个海退体系域，没有识别出海侵体系域，地层堆积模式和沉积趋势均表明层序1内相对海平面持续下降。层序2和层序3均为一个既有海退体系域，又有海侵体系域的T-R层序，地层堆积模式和沉积趋势均表明在这两个层序内存在一次海平面升降波动，而通过对比这两个层序最大海泛面处沉积相所代表的水体深度，表明从层序2到层序3，石浦地区相对海平面具有上升的趋势。同时，层序4、层序5和层序6也各发育一套具有海侵体系域和海退体系域的T-R层序，表明这三个层序内均存在一次海平面先上升后下降的波动。但是对比层序4，层序5和层序6中的主要沉积相，发现层序3到层序5相对海平面总体呈现逐渐下降的特征，考虑到火山岩的发育特征推测可能是火山作用的影响。火山喷发前，岩浆持续注入，岩浆房内压力增大，导致石浦地区隆升，由此相对海平面下降。火山喷发阶段，火山物质被水流带入到水体中，沉积物补给量大大增加，沉积物补给速率大于由岩浆房压力释放导致的可容空间增加速率，因此，石浦地区相对海平面依然将逐渐下降。到了层序6时间段内，石浦地区相对海平面再次上升，同时该层序中碳酸盐岩发育规模和比率远远高于层序3，表明层序6内海平面和区域水体深度相对层序3都有一个明显的增加，这可能是随着岩浆进一步喷发，岩浆房内压力减小，区域沉降作用逐渐占据主导地位，沉积水体的深度也随之增大。

此外，根据Hu et al.^[31]对石浦剖面火山灰测年所得出的年龄数据上建立年代地层格架，将早白垩世石浦地区相对海平面变化与Gradstein et al.^[32]建立的阿普特阶—阿尔必阶全球海平面变化曲线进行对比(图 6)，从海平面总体的变化趋势上看，石浦剖面相对海平面变化和全球海平面变化是一致的，都保持了一个持续上升的趋势。然而在各层序内进一步分析发现受到火山物质影响较小的层序(层序3，层序4和层序6)与全球海平面具有较高的吻合度；受到火山物质影响较大，并且以火山碎屑物质为主要组分的层序(层序2和层序5)吻合程度较低。这说明全球海平面变化是控制石浦地区早白垩世相对海平面总体变化的重要因素，但是在次级相对海平面变化尺度上，区域构造作用和全球海平面变化共同控制了石浦地区的相对海平面。

4 结论

通过对石浦剖面的野外剖面实测、沉积学和层序地层学分析，获得以下几点结论：

(1) 石浦剖面的沉积相包括扇三角洲、潮坪、海岸—浅海相，以潮坪为主，发育多段生物灰岩。

(2) 石浦群可以划分出5个完整的三级层序和1个不完整的三级层序，并对每个层序内相序和体系域进行了仔细研究，重建了123~96 Ma相对海平面变化曲线。

(3) 通过对比新建的相对海平面变化与全球海平面升降曲线，并在前人在该剖面测得的同位素年龄数据的基础上，表明119±2 Ma到104±2 Ma以及100 Ma以后的时段里绝对海平面变化是石浦地区相对海平面变化的主要因素，而在104~100 Ma时间段，区域断陷沉降和火山活动是影响该时段基准面变化的主要因素。

致谢: 感谢西南石油大学游杰和曾楷等对本次野外工作提供了有力的帮助。