中国南海北部陆架区更新世晚期沉积物年代学及古环境研究
——以DG钻孔为例

张志亮 刘金瑞 张浩博 张中保

哈广浩1） 闵 伟1） 聂军胜2） 任治坤1）

1）中国地震局地质研究所，地震与火山灾害重点实验室，北京 100029

2）兰州大学资源环境学院，兰州 730000

0 引言

大陆架是全球海陆相互作用最为活跃的地区之一，对全球性地质事件的响应也最为敏感，是进行海陆地质对比研究的桥梁和纽带。作为大陆和深海大洋间的过渡地带和陆源物质向深海大洋输送的主要通道，大陆架对海陆相互作用十分敏感，是研究“源－汇”和海陆相互作用的关键地区（Xuetal．，2012）。近海大陆架沉积不仅能够有效地记录大陆的构造演化历史，并且保存了海陆变迁、海平面升降以及气候变化等地质和环境方面的信息。同时，大陆架是人类重要的资源后备基地，查明其发展历史与演化趋势，对于探查陆架盆地的油气资源和进行海岸带的开发与保护、维系沿海地区经济和社会的可持续发展都至关重要（梅西等，2015）。因此，对陆架沉积物的研究受到越来越多的关注。近年来，不同学者对中国渤海（刘建国等，2007；Liuetal．，2008）、黄海（Yangetal．，2007）、东海（Jiangetal．，2020）以及南海陆架沉积物（陈泓君等，2005）进行了系统的研究工作，在沉积物空间展布、物质来源、地球化学特征、沉积演化历史以及古气候变化方面取得了较大进展（徐方建等，2010），为海洋学的研究奠定了坚实的基础。

南海是西太平洋最大的边缘海，北部和西部毗邻亚洲大陆，东部和南部被岛链包围，是一个半封闭的海盆（图1）。由于新生代以来构造活动强烈，亚洲东南部及其岛屿向南海提供了大量的陆源碎屑沉积物，使南海成为全球海洋沉积作用最为活跃的地区之一，也是海陆相互作用最为典型的区域（汪品先，1995）。作为东亚大陆物质的主要沉积区，南海已经受到了学术界越来越多的关注。目前研究工作主要集中于沉积连续、信号记录稳定但沉积速率较慢、总体分辨率较低的深海区沉积物（Tianetal．，2004；Weietal．，2006；Sunetal．，2008；Duanetal．，2017；Gaietal．，2020）。相对而言，沉积速率较快、分辨率较高的浅海大陆架沉积为高分辨率年代学和古环境的研究提供了重要的地质材料，但由于大陆架沉积环境动荡导致沉积信号记录不稳定甚至缺失。目前对于南海大陆架沉积的研究相对较少，尤其是对钻孔沉积物高分辨率年代学及古环境的研究少见报道。本文选取位于南海北部陆架区的DG钻孔，结合微体生物化石的鉴定结果，利用孢粉以及磁学指标对该孔更新世晚期沉积物年代学进行了系统的研究工作，在此基础上，初步探讨了该区沉积物中蕴含的古环境信息。

图1 DG钻孔位置图Fig．1 The location of the Core DG．

1 研究区概况

南海的经纬度范围约为（3°～23°N，99°～122°E），EW 宽约1 000km，SN长约2 000km，总面积＞350万km2，平均水深1 800m，最深处可达5 400m，是西太平洋最大的边缘海之一。其西部和北部紧靠亚欧大陆，东至菲律宾群岛，南至加里曼丹岛，东北为台湾岛，整体水域较为封闭（图1），主要通过一些海峡与外海相连通。南海北部大陆架基本轮廓呈NE向带状分布，长约1 400km，最大宽度约310km，南北两端坡度较大，中间较为宽缓。水深变化较为稳定，等深线走向与华南大陆的展布方向基本一致（Zhangetal．，2013）。

南海北部周边众多河流的汇入，使其汇集了来自周边陆地的巨量沉积物。南海表层海水的冬季风环流以及沿岸流可将珠江等河流物质向S输入。同时，台湾岛西岸的河流输入物可通过台湾海峡，与南下的沿岸流携带的长江物质一起被带入南海北部（Zhangetal．，2013）。此外，海南岛独特的地形和气候条件十分有利于地表径流的物质剥蚀和搬运入海，从而也可能为海南岛周边海域提供一定的沉积物质（Zhangetal．，2013）。

2 材料与方法

本文研究的DG钻孔位于南海北部大陆架（114.424°E，21.945°N），钻孔处水深45.2m，钻孔总深度为80m，可分为13层（图2），各层特征详细描述如下：

图2 DG钻孔沉积物特征Fig．2 Characteristics of the sediments in Core DG．

层1（0～5.1m）：灰色流泥，饱和流塑状态，含少量贝壳碎屑及腐殖质，有腥臭味。

层2（5.1～7.0m）：深灰色淤泥，饱和流塑状态，含少量贝壳碎屑及腐殖质，有腥臭味。

层3（7.0～9.2m）：浅灰色粗砂，饱和稍密状态，级配良好，次棱角状，上部含少量泥质，主要矿物成分为石英、长石，含少量贝壳碎屑。

层4（9.2～10.8m）：灰色粉砂，饱和松散状态，局部稍密，主要矿物成分为石英、长石，含少量贝壳碎屑。

层5（10.8～19.9m）：深灰色淤泥，饱和流塑状态，含少量贝壳碎屑及腐殖质，有腥臭味。

层6（19.9～28.5m）：灰色细砂，饱和稍密状态，矿物成分为石英、长石，含少量贝壳碎屑及腐殖质。

层7（28.5～31.8m）：深灰色粉砂，饱和松散状态，矿物成分为石英、长石，含较多黏粒，见少量贝壳碎屑及腐殖质。

层8（31.8～38.0m）：灰色细砂，饱和稍密状态，主要矿物成分为石英、长石，上部夹有薄层淤泥质土，含少量贝壳碎屑及腐木碎屑。

层9（38.0～46.0m）：灰色黏土，软塑状态，黏性好，夹有少量粉砂，含有腐殖质，其中38.5～38.8m为粗砂，夹有腐木碎屑。

层10（46.0～54.1m）：褐黄色粗砂，底部浅灰色，饱和中密状态，级配良好，次棱角状，主要矿物成分为石英、长石，底部夹中砂薄层。

层11（54.1～59.0m）：褐黄色中砂，饱和中密状态，级配良好，次棱角状，主要矿物成分为石英、长石，含有贝壳碎屑。

层12（59.0～60.0m）：灰色细砂，饱和稍密状态，矿物成分为石英、长石。

层13（60.0～80.0m）：深灰色黏土，软塑状态，含有贝壳碎屑及腐殖质，下部夹薄层粉质黏土。

为限定DG钻孔第四纪晚期沉积物的年代学框架并探讨其古环境意义，我们对钻孔沉积物进行了连续采样，共获得562块非定向样品，并进行系统的磁化率测试，同时利用平行散样进行色度等参数的测试工作。此外，选取了116个不同层位的样品开展孢粉鉴定工作，并选取16个代表性样品进行了微体古生物化石（包括底栖有孔虫、颗石藻和放射虫）鉴定。

样品磁化率及色度的测试工作在国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心完成。使用英国Bartington公司的MS2 B型磁化率仪测量磁化率。样品的色度采用CIE（国家发光照明委员会）1976Lab均匀颜色空间表示，其中L值代表亮度（L＝0表示黑色，L＝100表示白色），a值（正值偏向红色，负值偏向绿色）和b值（正值偏向黄色，负值偏向蓝色）代表色度。将样品研磨至45μm的粉末，放置于WR（威福竖直立式）系列色差仪白底参数色板上，压实压平后，利用国产YT－ACM色度仪获得色度指标的均值。全部微体古生物分析工作在中国科学院南海海洋研究所边缘海与大洋地质重点实验室完成，鉴定工作依照微体古生物分析和研究工作的常规要求进行。在50℃下恒温烘干样品，称取全部干样置于烧杯中，加约200m l清水浸泡，以使沉积物颗粒分散，静置24h后，用孔径0.154mm的标准铜筛冲洗，收集筛上的粗组分，再经50℃恒温烘干以备镜下鉴定。鉴定工作在双目实体显微镜（型号为Olympus SZX61）下进行。颗石藻样品的处理采用标准涂片法进行，具体方法为：取少许沉积物放在盖玻片上，滴数滴去离子水，用牙签将沉积物涂抹均匀，然后放在电热板上慢慢烘干，在载玻片上滴上1～2滴紫外光固化学胶（Norland Optical Adhesive 61），盖上盖玻片，放在紫外灯光下数分钟即固定成片。将玻片置于偏光显微镜（Olympus BX53）下放大1 000倍进行颗石藻化石观察、属种鉴定和统计。

3 主要结果

3.1 磁化率

DG钻孔磁化率随深度的变化曲线如图3所示。磁化率整体变化幅度较大，最小值为3.8×10－8m3／kg，最大值为47.8×10－8m3／kg。根据整个钻孔的磁化率随深度变化曲线的特征，共可将其划分为9段，包括5个高值段（深约5.1m以浅、9.2～19.9m、31.8～38.0m、60.0～68.0m以及75.0～80.0m）和4个低值段（深5.1～9.2m、19.9～31.8m、38.0～60.0m 以及68.0～75.0m）（图3）。

图3 DG钻孔沉积物磁化率随深度的变化曲线Fig．3 The curve ofmagnetic susceptibility versus depth of the sediments in Core DG．

3.2 色度

在DG钻孔色度随深度的变化曲线上（图4），亮度L，红度a和黄度b呈现出较为一致的变化趋势：在钻孔下段（深59.0～80.0m），3种指标数值虽略有波动，但均保持较低的数值，随后从深约59.0m开始出现较大幅度的增加，深59.0～43.0m段为高值段。亮度在约43.0m深处开始显著降低，而红度和黄度数值明显增大，在此之后呈现出下降趋势；至深度31.8m处，3个指标的数值再次出现明显下降；在DG钻孔深约19.8m处，亮度和黄度显著降低，红度表现出增大趋势。在钻孔最上部（深3.7～5.1m处），亮度数值均较低，而红度和黄度均出现另一高值段。因此，DG钻孔的色度整体上可以分为7段，即：80.0～59.0m段，气候相对较为湿热，水体较深，还原作用较强，整体可能对应于间冰期相对较为湿热的气候；59.0～43.0m段，气温显著降低，水体变浅，氧化作用强烈，对应于冰期干冷为主的气候条件；43.0～31.8m段，温度显著升高，水体加深，虽然氧化作用仍较明显，但逐渐变弱；31.8～19.9m段，温度明显升高，水体进一步变深，氧化作用减弱；19.9～9.2m段，当地气温进一步升高，水体较深；9.2～5.1m段，温度急剧降低，水体变浅，氧化作用显著增强，对应于冰期的寒冷气候条件；5.1～3.7m段，温度显著升高，水体深度明显增大，但红度和黄度出现另一高值，原因仍不明确。

图4 DG钻孔沉积物色度随深度的变化曲线Fig．4 The curves of color parameters versus depth of the sediments in Core DG．

3.3 微体古生物化石

对采自DG钻孔上的16个代表性样品分别进行了底栖有孔虫、颗石藻以及放射虫的鉴定工作。其中，共鉴定有孔虫1 238枚，发现有孔虫32属48种（含未定种），所鉴定的有孔虫皆为底栖类，仅在个别层位零星发现浮游有孔虫。DG钻孔底栖有孔虫化石的个体数量变化较大，总体上在深度10.0～15.0m和59.0～75.1m这2个段落中样品数值较高，最低的段落位于该钻孔中部深38.0～59.0m处。大量调查研究证明，有孔虫的个体数量与其生活的海洋沉积环境具有密切的关系，在陆架海区，有孔虫个体数在滨岸带较低，随着水深增加而增多，至陆架外缘达到最大值。因此，有孔虫个体数量显示钻孔深10.0～15.0m段和59.0～75.1m段沉积时海平面较高，而38.0～59.0m段沉积时海平面较低。此外，DG钻孔中鉴定出的有孔虫壳质类型以玻璃质壳为主，其次为似瓷质壳，表明沉积环境为浅海沉积。

在DG钻孔的13个样品中发现了颗石藻化石，3个样品未见颗石藻化石，特征颗石藻化石的照片见图5。在含有颗石藻化石的13个沉积物样品中，以G．oceanica为绝对优势属种，平均含量为83.1%，其次为E．huxleyi，平均含量为14.2%，两者占颗石藻群落化石数量的90%以上，其他属种化石总数不足10%。颗石藻作为钙质超微化石最主要的门类，是重要的生物地层指标，在石油勘探、大洋钻探和海洋地质科学研究中具有重要作用。钙质超微化石分布广、演化快，是世界大洋生物地层鉴定最可靠的指标之一。根据国际地质年表Geologic Time Scale 2012（Gradsteinetal．，2012）和Martini标准超微化石地层分带表（Martini，1971）可知，最年轻的钙质超微化石生物地层学事件为E．huxleyi初现面（First Occurrence of Emiliania huxleyi，0.29Ma）。在本次分析的DG孔最底部样品DG－537（75.1m）中仍发现颗石藻E．huxleyi，位于钙质超微化石分带NN21带的内部，表明该孔底部的年龄＜0.29Ma，属于第四纪晚期沉积。

图5 DG钻孔特征颗石藻化石照片Fig．5 Photos of the characteristic coccolithophores in Core DG．

3.4 孢粉

该钻孔样品含有丰富的孢粉颗粒和植物碎屑如气孔器、炭屑等，说明为近岸沉积，其中在46.0～59.0m为褐黄色中粗砂，应为陆相沉积，由于岩性较粗，未进行测试。

共鉴定出85个孢粉科／属。平均每个样品统计了415粒花粉，计算孢粉的百分比时以陆生植物花粉总和为基数，计算蕨类孢子的百分比时以所有孢粉总和为基数。孢粉以木本植物花粉为主，常见松属（Pinus）、云杉属（Picea）、铁杉属（Tsuga）、罗汉松科（Podocarpaceae），零星出现的裸子植物类型还有柏科（Cupressaceae）和雪松属（Cedrus）。阔叶类花粉类型常见栎属（Quercus）、水青冈属（Fagus）、枫香属（Liquidambar）、栗属（Castanea）、榆属（Ulmus）等，少量出现的类型还有枫杨属（Pterocarya）、胡桃属（Juglans）、阿丁枫属（Altinga）、桤木属（Alnus）、鹅耳枥属（Carpinus）、桦木属（Betula）、山核桃属（Carya）、榛属（Corylus）、冬青属（Ilex）、木樨科（Oleaceae）、芸香科（Rutaceae）、无患子科（Sapindaceae）等。草本植物花粉类型包括莎草科（Cyperaceae）、禾本科（Poaceae）、藜科（Chenopodiaceae）、蒿属（Artemisia）、蓼属（Polygonum）等，少量出现的类型还有紫菀型（Aster）、香蒲属（Typha）、毛茛科（Ranunculaceae）、草属（Humulus）、夹竹桃科（Apocynaceae）、大戟科（Euphorbiaceae）等。蕨类孢子以光滑单缝孢最为丰富，还常见里白属（Hicriopteris）、凤尾蕨属（Pteris）、水龙骨科（Polypodiaceae）、桫椤科（Cyatheaceae）、卷柏属（Selaginella）、紫萁科（Osmundaceae）等。根据百分比的变化可分为6个带，自下而上描述如下：

带A（深80.0～59.2m）：本带木本花粉含量占优势，其中含量较高的科属有Pinus（23.9%～49.1%，平均36.8%）、Picea（4.6%～21.0%，平均9.3%）、Abies（1.6%～3.8%）、Tsuga（0.7% ～6.5%）、Podocarpus（0.5% ～10.6%）、Dacrydium（0.2% ～2.6%）、Quercus（10.0%～15.7%，平均13.1%）、Liquidambar（0.2%～4.3%）、Fagus（0%～2.0%）、Castanea（0.2%～1.0%）、Ulmus（0%～2.9%）、Carpinus（0%～1.8%）等。草本花粉含量约占21.9%，变化于12.2%～34.3%之间，常见的类型有Artemisia（2.5%～14.2%，平均8.9%）、Cyperaceae（2.3%～13.4%，平均6.2%）、Poaceae（0.6%～3.2%，平均2.0%）、Chenopodiaceae（0.6%～8.7%，平均2.4%）等。蕨类孢子以光滑单缝孢最为丰富（8.4%～17.0%，平均12.7%），其他还有Polypodiaceae（1.1%～4.4%）、Hicriopteris（0.2%～4.0%）、Pteris（0.1%～3.3%）、Cya theaceae（0.8%～3.2%）等。

本带孢粉丰富，以木本植物花粉为主，喜热的孢粉类型丰富，出现了亚热带雨林的Dacrydium等，推测气候相对温暖湿润，植被为针阔混交林，存在垂直分带性。同时含有较多沟鞭藻。

带B（深59.2～43.0m）：本带只有1个样品，以Artemisia占绝对优势，含量为88.3%，其余花粉含量很低，蕨类孢子极少。前已述及，本带为褐黄色中粗砂，应该指示海平面下降，此时为陆相沉积，植被退化，裸露的地表退化为草原。可能对应冰期寒冷的气候。

带C（深43.0～31.9m）：本带显著的变化是木本中针叶类花粉的含量下降，平均为20.5%；阔叶类的含量升高至47.7%；草本花粉略有升高，含量为26.5%。显著增加的类型有Quercus（21.7%～30.2%，平均24.3%）、Fagus（3.1%～16.5%，平均9.5%）、Liquidambar（2.3%～6.4%，平均4.4%）、Carpinus、Carya、Sapindaceae、Corylus等。草本植物花粉中Poaceae的含量升高至8.3%，Chenopodiaceae与Artemisia的含量显著下降。蕨类孢子的含量略有升高。

这一阶段对应的气候应该比带A暖湿，因为Fagus要求的湿度条件较高。但本段沟鞭藻的含量很低，岩心中出现了腐木碎屑，未发现颗石藻等海相化石，有孔虫含量很低，推测可能对应间冰期暖湿的湖沉积。

带D（深31.9～19.9m）：本带阔叶类花粉的含量下降至36.0%，草本花粉的含量升高至37.2%。其中下降的类型有Quercus（20.4%）、Fagus（3.8%）、Liquidambar（2.9%），略有升高的有Castanea（3.8%）。草本花粉中Artemisia的含量升高至20.0%，Chenopodiaceae升高至1.3%，其他Asteraceae的含量增加至2.3%，而减少的类型有Cyperaceae（4.5%）和Poaceae（3.7%）。蕨类孢子的含量下降至17.8%。沟鞭藻少量出现。本阶段气候较带C暖湿程度下降。

带E（深19.9～9.1m）：本带的草本花粉含量升高至43.3%，Poaceae的含量为11.4%，Cyperaceae的含量为7.6%。蕨类孢子的含量升高至26.2%，Hicriopteris的含量为8.6%，Pter is的含量为6.1%。其余科属变化不大。禾本科花粉增加的原因尚不清楚。

带F（9.1～3.8m）：本带内共有2个样品，针叶类的含量增加至52.4%，Pinus的含量为45.9%；阔叶类的含量降低至18.9%，Quercus的含量降至13.4%；草本花粉的含量降低至27.8%，Cyperaceae的含量下降至2.6%，Artemisia的含量降至10.0%。蕨类孢子的含量最高，平均为38.8%，其中Hicriopteris的含量增加至22.8%，表明当时气候相对暖湿。

4 讨论

4.1 DG钻孔的年代学框架

中国南海一方面受青藏高原隆升及东亚季风的影响，其地理位置决定了南海对环境变迁的敏感性。另一方面，南海通过狭窄的水道与太平洋连通，受全球性演化规律的制约，对全球海平面波动、构造活动和气候变化等反映极为敏感。因此，寻找有效的古气候替代指标，通过与已知标准深海同位素曲线的对比来限定其年代学框架是行之有效的方法。

矿物的磁学性质与物源及沉积环境相关，故可根据沉积物的磁学差异反演沉积环境（刘青松等，2009）。由于磁化率的测量方法简单、快捷，该数据被越来越多地应用于地层对比以及古气候的研究。20世纪80年代，Heller等（1984）首次将洛川黄土－古土壤剖面磁化率和深海氧同位素曲线进行对比，发现黄土－古土壤旋回与冰期－间冰期旋回具有很好的对应，进而认为磁化率可以揭示黄土－古土壤的古气候演化历史。近年来，磁化率也被广泛应用于各地黄土－古土壤古气候（安芷生等，2006）以及海洋沉积物年代学限定等方面（Duanetal．，2017；Gaietal．，2020）的研究。

为系统限定DG钻孔第四纪晚期沉积物的年代学框架，我们在微体古生物化石、孢粉鉴定结果的基础上，将该钻孔的磁化率随深度的变化曲线与国际大洋钻探ODP 1146孔（Wanget al．，2016）和ODP 677孔（Shackletonetal．，1990）的深海氧同位素曲线进行了系统对比（图6）。如前文所述，颗石藻E．huxleyi在该钻孔最底部样品（约75.1m）中仍有发现，根据最年轻的钙质超微化石生物地层学事件为E．huxleyi的初现面（290ka）判断，该孔下部（约75.1m）的沉积物年龄不会超过290ka。

图6 DG钻孔沉积物磁化率与ODP 1146和ODP 677深海氧同位素的对比Fig．6 The comparison between magnetic susceptibility of the sediments in Core DG and the marine oxygen isotope of ODP 1146 and ODP 677．红色星形代表颗石藻E．huxleyi出现的位置

根据磁化率随深度变化曲线的特征，我们将磁化率高值段与深海氧同位素曲线上的高值段，即间冰期相对应，并将磁化率低值段与冰期相对应：段1（3.7～5.1m）对应于深海氧同位素阶段1（Marine Isotope Stage 1，miS 1），段3（9.2～19.2m）对应于miS 3，段5（31.8～38.0m）对应于miS5e，段7（59.0～68.0m）对应于miS7，最下部段9（75.0～80.0m）对应于miS9。因此，DG钻孔沉积物最底部年龄应约为300ka，位于深海氧同位素9阶，未见底。

在DG钻孔沉积物中未见明显的沉积间断，应为较连续的沉积。根据钻孔的年代学框架和沉积厚度计算出钻孔区300ka以来各阶段的沉积速率分别为：miS 1的平均沉积速率为11.7cm／ka，miS 2的平均沉积速率为31.5cm／ka，miS 3的平均沉积速率为23.8cm／ka，miS 4的平均沉积速率为43.0cm／ka，miS5的平均沉积速率为22.6cm／ka，miS6的平均沉积速率为36.7cm／ka，miS 7的平均沉积速率为14.8cm／ka，miS 8的平均沉积速率为20.0cm／ka，miS 9的平均沉积速率为26.1cm／ka（miS 9未见底）（图7）。可以看出，冰期内的沉积速率明显大于间冰期，这主要是由于冰期时海平面下降，陆架曝露，沉积区域离河口的距离缩短，更多的陆源碎屑物质被河流搬运到达沉积区，从而陆源沉积速率均呈现出冰期高而间冰期低的变化趋势（郑洪波等，2008）。同时，由于搬运距离相对缩短，陆源碎屑经过较短距离的搬运即沉积下来，导致冰期沉积物粒度相对较粗（图2）。

图7 DG钻孔300ka以来的沉积速率Fig．7 The sedimentary rate of sediments in Core DG since 300ka．

4.2 古环境意义

虽然大洋体系研究对于重建古气候以及海陆相互作用有着关键意义，但由于深海沉积的分辨率较低，故沉积速率较高的边缘海陆架沉积就成为了恢复第四纪以来古环境变化的有效工具（梅西等，2015）。目前南海地区第四纪沉积物年代学及古环境的研究主要集中于陆坡及海盆，相对而言针对陆架的研究非常少。因此，本研究在DG钻孔更新世晚期沉积物年代学框架的基础上，利用磁化率、色度，结合孢粉、微体古生物化石的鉴定结果，对其古环境意义进行了初步探讨，以期为南海陆架区第四纪沉积物定年和古环境研究提供补充和有益参考。

利用沉积物色度指标研究古气候变化是近年来古气候研究中的一种重要方法。沉积物色度可以反映沉积物的宏观颜色与气候条件以及氧化还原环境之间的关系，因此可以作为第四纪沉积物高分辨率的气候指标（Williams等，1997）。近年来，色度指标已被广泛应用于第四纪黄土（Yangetal．，2003；陈杰等，2018）、湖泊沉积（李明慧等，2007；吴健等，2009）以及新生代陆相沉积古气候的研究中（Sunetal．，2017；Zhangetal．，2020）。

色度最常用的3个指标是亮度L（L＝0表示黑色，L＝100表示白色）、红度a（正值偏向红色，负值偏向绿色）和黄度b（正值偏向黄色，负值偏向蓝色）。L值主要与沉积物中总有机碳的含量、碳酸钙含量以及Ca元素有关，L值高反映气温低，L值低则气温高；红度a主要取决于沉积物中赤铁矿含量的变化，两者之间显著的正相关可以反映气候变干的过程（Sunetal．，2017）；黄度b主要受不同价态铁的氢氧化物含量影响，可以反映水体深度和有效湿度的变化，b值高，表明水体较浅，氧化作用增强。

色度与孢粉鉴定结果表明两者较为吻合且与磁化率之间存在较好的对应关系（图8）。带A的气候相对较为暖湿，亮度、红度和黄度均较低，整体可与miS 7—miS 9段相对应；带B气候较为寒冷，色度指标显著增大，可与miS6b—c相对应；带C为间冰期较为暖湿的气候，可与miS 5e—miS 6a相对应；带D的暖湿程度较带C下降，可与miS 4—miS 5d段相对应；带E基本可与miS 3对应，而带F对应于miS1—miS2。同时，这也与有孔虫个体数量所指示的海洋沉积环境基本一致。有孔虫个体数量显示，钻孔10.0～15.0m段（miS 3）和59.0～75.1m段（miS7）沉积时海平面较高，而38.0～59.0m段（miS6）沉积时海平面较低。值得指出的是，孢粉、色度的分带与磁化率并非完全吻合，一方面可能与样品采集密度有关。另外，磁化率的最大值出现在43～59m段，数值之间的差距可能掩盖了其他段的变化趋势。

图8 DG钻孔孢粉、色度与磁化率的对比Fig．8 The comparison between pollen records，color parameters and magnetic susceptibility of the sediments in Core DG．浅色条带、深色条带和虚线分别表示孢粉、磁化率以及色度的分带结果

综上所述，DG钻孔更新世晚期沉积物在磁化率、色度以及孢粉方面表现出明显的冰期－间冰期旋回的特征。间冰期时，气候相对较为暖湿，海平面升高，水深增大，以还原作用为主，主要形成强磁性的磁性矿物（如磁铁矿等），导致沉积物磁化率的升高（Liuetal．，2012）。同时，暖湿的气候条件导致陆地植被类型丰富，河流搬运的陆源碎屑物质中的有机质含量增加，沉积物亮度、红度和黄度均降低；而在冰期时，气候较为寒冷，海平面显著降低，水深减小，以氧化作用为主，主要形成弱磁性的磁性矿物（如赤铁矿等）（Maher，1986；Liuetal．，2012；Gaoetal．，2018），导致沉积物磁化率的降低和红度的升高。冰期时陆地植被的减少以及水体的变浅致使河流搬运沉积物中有机质含量减少，引起亮度的降低和黄度的升高。因此，更新世晚期以来，南海北部陆架区的沉积物磁化率可以反映东亚地区更新世晚期以来的冰期－间冰期旋回。

5 结论

本文在微体古生物化石的基础上，利用磁化率对南海北部陆架区DG钻孔更新世晚期沉积物的年代学框架进行了限定，通过与深海氧同位素曲线的对比表明其底部年龄约为300ka，整体可对应于深海氧同位素阶段miS 1—miS 9（未见底）。磁化率表现出明显的冰期－间冰期旋回的特征：冰期时气候较为寒冷，水体变浅，以氧化作用为主，主要形成弱磁性的磁性矿物（如赤铁矿），导致磁化率较低；间冰期时，气候相对暖湿，水体变深，以还原作用为主，主要形成强磁性的磁性矿物（如磁铁矿等），导致沉积物磁化率的显著增强。

磁化率数据与深海氧同位素的对比作为一种相对定年技术，在南海北部陆架区更新世晚期沉积物定年中是适用且可靠的。在未来的工作中可以尝试利用磁化率对海洋沉积物进行定年以及对比研究。

致谢中国科学院南海海洋研究所苏翔、万随和中国地震局地质研究所徐红艳在微体古生物化石和孢粉鉴定方面提供了帮助；审稿专家对本研究提出了宝贵意见。在此一并表示感谢！