中国晚新生代构造

进入新时期，生态文明建设与生态环境保护成为国家目标，国家对区域地质工作提出新的要求. 根据国内外区域地质调查本身发展状况与水平[1-4]，我国区域地质调查工作的重点转向大面积覆盖区为主的平原、盆地、草原、荒漠等地区[4-6]以及高山峡谷区[7]、岩溶区[8]，向深部三维调查拓展[4, 9-11]. 改变以往区域地质调查工作中涉及到第四纪沉积物覆盖区时简单处理的填图方式，在超浅层覆盖区重点查明覆盖层之下基岩地质结构的同时，浅覆盖区及深覆盖区更多地关注第四纪沉积物所记录的构造、沉积、古气候与古环境信息[6, 12-18]. 不久前发布的《覆盖区区域地质调查规范（1 ∶ 50 000）》（DD2021－01）提出，覆盖区区域地质填图必须以地球系统科学理论为指导思想，以目标地质体调查部署工作，在地表地质调查基础上，充分利用现代地球探测技术，包括高分辨率遥感影像解译、DEM数据处理，各种地球物理、地球化学探测技术方法以及钻探技术等等[6, 19-22]，适应大数据时代数字信息管理与应用，建立地质调查信息系统和数据库，全方位提升地质调查成果的服务能力[23-24]. 尤其要充分融合不同学科理论和技术方法，由原来单一的基础地质调查向综合的、多目标调查转化，推进并实现地质调查成果由原来单一的为地质矿产专业和部门服务转向为整个社会多元目标服务.

因此，第四纪松散沉积层覆盖区区域地质调查的核心是揭示晚新生代地表过程、圈层相互关系，探讨人与自然的关系，服务于国家生态文明建设与生态环境保护. 然而，覆盖区进行地质填图一个很大的难处是第四纪松散沉积层的侧向延伸往往很不稳定[25]，特别是冲洪积层、山前粗碎屑岩层以及一些陆相沉积盆地等，在填图过程中依靠有限的沟堑、路堑以及钻孔剖面图等，很难正确地把同一套地层或者地层单元连接. 于是，在《覆盖区区域地质调查规范》中明确提出，要特别重视重要构造－沉积－古气候和古环境事件，如重要的不整合面、侵蚀面、火山岩层、湖相沉积，重要的海侵层、古气候沉积（如黄土、红土、黑土），古文化层等. 它们可以作为第四纪松散沉积层侧向对比的重要标志，并且往往具有等时性.

东亚大陆构造演化及现代地貌特征主要受两大地球动力系统所控制，西部印度－欧亚板块碰撞、高原快速隆升并向北东方向扩展，东部太平洋板块向欧亚大陆俯冲消减并在东亚大陆东缘形成复杂的沟－弧－盆系统[26]. 两大构造系统作用奠定了晚新生代以来中国地质演化背景，导致地球深部过程和地表环境发生重大变革. 总体表现为青藏高原隆升、东部岩石圈伸展减薄，最终塑造了现今的宏观地貌形态和水系格局. 本文针对第四纪松散沉积物覆盖层的这些特点，对中国晚新生代以来重要构造－沉积－古气候－古环境事件研究成果进行梳理，总结晚新生代这些重要事件的地质记录，特别是重要的沉积层、侵蚀面、不整合面、海侵层等，以便在覆盖区区域地质调查时对第四纪松散沉积层进行区域性对比.

晚新生代构造事件与高原快速隆升、构造地貌形成和气候变化紧密相连，青藏运动和昆黄运动导致青藏高原快速隆升，由此塑造了现今的构造地貌格局. 青藏高原隆升及重要的构造运动划分存在不同的方案[27-29].

喜马拉雅运动可分为青藏运动、昆黄运动和共和运动，其中青藏运动可划分为A幕（3.5 Ma）、B幕（2.6 Ma）和C幕（1.7 Ma）. A幕以高原内外于3.6 Ma前后开始一个旺盛的砾石层堆积为标志；B幕以大邑砾岩开始堆积为标志（2.6~2.2 Ma）[29]；C幕以河流开始强劲侵蚀为标志，恒河、印度河、长江、黄河中上游过渡带最高阶地砾石层年龄约为1.9~1.7 Ma. 昆黄运动（1~0.7 Ma）则完成了青藏高原在更新世绝大部分的上升量，奠定了高原地貌的基本格局，并对周围大范围内的环境产生了深刻影响. 共和运动（0.12 Ma）为最新一期喜马拉雅运动，使黄河切穿龙羊峡进入共和盆地[30]，鄂尔多斯高原快速隆起[31]，“吉兰泰－河套”古大湖形成[32]，亦有研究者认为黄河于该次运动期间贯通三门峡[33].

中国东部太行山、燕山等山体和黄淮海平原的地貌差异，是新生代以来构造演化的结果[34]. 晚新生代以来，以渤海湾盆地为核心的东部诸多盆地进入热沉降阶段之后，受河湖相沉积物充填披覆，中国东部逐渐由盆－岭地貌转变为平原地貌，黄淮海平原逐步形成；与盆地沉降相对应的，则是以太行山、燕山、泰山、秦岭－大别山为主的构造山地的隆升以及层状地貌的形成[35].

热年代学的证据表明太行山自晚白垩世以来的幕式隆升，3个快速隆升阶段分别发生在晚白垩世、古新世—始新世和渐新世—中新世以来. 活动断层、夷平面、河流阶地以及盆地沉积特征的综合对比也展现了太行山新生代的阶段性隆升[36-41]. 除太行山外，黄淮海平原周边其他山脉如燕山[35, 42-44]、房山[45-48]、泰山[49]、沂蒙山[50-51]、秦岭－大别山[52-55]，在新生代均表现出了与太行山相似的阶段性隆升.

太行山层状构造地貌代表的新生代幕式隆升，与渤海湾新生代阶段性沉降彼此对应，古近纪的隆升对应了渤海湾盆地的裂陷过程，导致太行山开始出现盆－山地貌差异，中新世隆升则对应了盆地的热沉降过程[56-59]，奠定了现今太行山与东部平原之间地形差异的基础. 盆地中裂陷和拗陷阶段形成的古近系和新近系，属于响应太行山当时的抬升、剥蚀—稳定、夷平过程的相关沉积；渤海湾盆地基底、古近系与新近系不整合面、新近系与第四系不整合面，分别对应太行山层状构造地貌中的北台面、甸子梁面和唐县面；现今的平原是新近纪以来在古近纪形成的盆－岭地貌上整体沉降而形成的[36].

中国东部陆架分布有渤海、黄海及东海一系列边缘海，这些边缘海的形成、演化与发育过程决定了中国东部海陆格局[60]. 东部陆架地区闽浙隆起带及庙岛隆起的沉降，控制了黄－渤海的形成，为中国东部大规模的海侵提供了条件，从而奠定了中国东部海陆格局[61]. 同时还影响了大陆沉积物通过长江、黄河等河流向海域的输送，控制了其沉积范围，对中国东部的源－汇过程影响深远[60, 62-63].

近年来在黄海和东海海域大量的钻探工作，对闽浙隆起带ESC－DZ1孔[62]、南黄海西部CSDP－1孔[64]、冲绳海槽U1428站位钻孔[65]以及长江口PD钻孔[66-67]的研究，揭示了闽浙隆起带第四纪的沉降过程[68]. 与闽浙隆起带类似，位于山东半岛和辽东半岛之间的庙岛隆起，是分隔渤海和古黄海的天然屏障，其在第四纪的构造演化控制了渤海从湖泊向海洋的转变[69-70].

通过对各个地层分区的残留盆地类型、形成构造背景、各分区内的岩石地层序列及其沉积特征、地层接触关系、时代确定依据与沉积演化过程的描述，张克信等将青藏高原新生代的隆升及其沉积响应划分为3个阶段，8个亚阶段（图 1）[71-72].

俯冲碰撞隆升阶段（65~34 Ma）：1）初始碰撞（65~56 Ma），恒河前陆盆地和成都、塔里木压陷盆地形成；2）碰撞高峰期（56~45 Ma），高原北部柴达木－可可西里－羌塘压陷盆地和东北缘的兰州－西宁压陷盆地形成；3）全面完成碰撞（45~34 Ma），约40 Ma藏南新特提斯残留海消亡，高原东缘走滑拉分盆地初始发育；约40 Ma以来喜马拉雅沉积缺失，标志喜马拉雅初始隆升；约36 Ma以来冈底斯初始隆升，区域不整合面发育.

陆内汇聚挤压隆升阶段（34~13 Ma）：1）34~25 Ma，冈底斯持续隆升，沿冈底斯分布日贡拉砾岩，高原东北缘出现临夏－循化新的压陷盆地；2）25~20 Ma，可可西里－沱沱河发生较大幅度隆升，沿冈底斯带南缘广布大竹卡组砾岩，可可西里－沱沱河地区角度不整合面发育和盆内古近纪地层抬升变形，约23 Ma时高原整体隆升，塔里木海相沉积结束，高原及周边不整合面广布；3）20~13 Ma，高原内及周边大型盆地全面发展.

盆内发育持续湖侵充填序衡调整隆升阶段（13 Ma以来）：1）13~5 Ma，喜马拉雅－冈底斯隆升到相当高度，该带因东西向伸展而导致南北向断陷盆地形成，约8 Ma出现强构造抬升剥露，8 Ma之后高原及邻区大型湖泊进入湖退期；2）5 Ma以来，高原整体隆升，高原内和周缘盆地沉积萎缩，约3.5 Ma高原周缘堆积巨砾岩.

尽管中国大陆新构造－活动构造强烈而复杂，但由于青藏高原的快速隆升，第四纪以来其西高东低中间过渡的三级地貌格局已经形成[73]，东亚季风环流也早在中新世晚期形成[74]. 受此构造地貌及气候大环境影响，华北地区第四系地层主要发育两个沉积体系，一是主要受到构造及地貌格局控制的河湖相沉积地层，二是主要受到东亚季风控制的风成沉积体系. 同时，由于第四纪以来的各个时期，华北不同区域由于构造作用和季风强弱的变化，河湖相地层和风成沉积常相互交替、覆盖，不同区域或以河湖相地层为主，或以风成黄土沉积为主.

参考前人划分方案❶，以构造背景为基础将华北地区新生代地层分别按鄂尔多斯地块周缘盆地区、鄂尔多斯地块内部黄土高原区和华北平原区3部分进行介绍（表 1）.

❶汪啸风. 中国古大陆环境变化及其年代、生物、层序、事件、化学和构造地层响应援宜昌地质矿产研究所，2005。

鄂尔多斯地块周缘发育了一系列新生代盆地，第四纪地层也较为发育，分别为西部的六盘山－银川盆地区、北部的河套盆地区、东部的山西地堑系和南部的渭河盆地区. 华北平原区主体为华北大平原，太行山山前断裂以东地区. 其大部位于河北，称河北平原小区，由黄河、海河、滦河等冲积而成，海拔在50 m以下，地形坦荡，自西向东缓缓倾斜，西部边缘区域由冲洪积组成，靠近东部海洋区域在不同时期受到海侵影响.

黄河通过切穿沿线各盆地之间的峡谷将上下游连接，尤其是三门峡的贯通，形成黄土高原侵蚀与黄淮海平原堆积相对应的统一的环境动力系统，黄土高原、黄淮海平原以及边缘海环境发生巨变[75]，从此青藏高原、黄土高原、黄淮海平原以及黄－渤海等边缘海被纳入了统一的“源－汇”体系中. 但对于黄河贯通三门峡的时代，目前研究仍存在分歧（表 2）.

黄河贯通三门峡之后，携带大量黄土物质堆积于黄淮海平原，深刻影响了黄淮海平原的地形地貌、沉积过程以及地表过程[90]，也将沉积物输送到海洋，在河口建造黄河三角洲，形成中国东部海岸地貌，奠定了今日中国东部海陆分布格局[61, 91-95]. 三角洲的形成发展促使黄淮海平原不断扩展，岸线不断外延；而在黄河改道进入废弃过程后，岸线则遭受侵蚀[96].

与黄河贯通类似，长江贯通之后，上游的沉积物被径流携带堆积形成中下游平原，其沉积环境发生了明显的改变. 长江中游江汉盆地在古近纪时期为内陆咸化盆地，未堆积大范围河流沉积物，表明长江在古近纪时期未贯通. 中游江汉盆地和下游苏北盆地在新近纪时期发育厚层河流砂砾沉积物，表明长江贯通发生在新近纪时期. 但学者利用沉积物的不同指标，得出的长江贯通时限存在较大差异，主要有中新世[97]、晚上新世[98]、第四纪初期[99-100]等多种观点（表 3）.

新生代以来，全球气候从白垩纪时的稳定温暖阶段演变为总体趋势变冷、波动较大的气候环境，其间发生了多次气候事件. 图 2为构造尺度上新生代以来全球气候事件及其对应的碳氧同位素记录[106]. 新生代全球主要的气候事件有古新世/始新世高温事件（PETM）、始新世/渐新世（E/O）转折与早渐新世冰盖扩张、晚渐新世增温与早中新世变冷、中中新世暖期（Mid-Miocene Climate Optimum）、中新世南极冰盖的扩张、亚洲季风的加强、晚中新世北极冰盖的形成、上新世暖期、上新世/更新世过渡期与北极冰盖的扩张. 与这些气候事件相对应，新生代以来全球发生了多次重大的构造事件，如55 Ma北大西洋的打开及火山喷发、34~30 Ma德雷克海峡和塔斯马尼亚－南极海道开通、青藏高原碰撞及隆升、8 Ma印尼海道关闭、7~8 Ma白令海峡开通、3.6 Ma巴拿马地峡的关闭.

第四纪极度不稳定的气候代替了之前缓慢、不规则的变冷过程，呈现明显的气候旋回和气候带迁移，这在深海氧同位素以及我国的黄土记录中均有非常好的体现. 第四纪存在多次气候事件，如中更新世的气候转型事件、晚更新世的Henrich事件及D－O事件、晚更新世与全新世之交的YD事件、全新世的8.2 ka与4.2 ka事件以及人类进入文明以来的中世纪暖期和小冰河期.

晚新生代以来中国的气候变化与全球具有相似性，又有其独特之处. 相似性在于上述全球主要的气候事件在中国黄土、红土、石笋、湖相沉积物中均能发现响应的记录，独特之处则在于第四纪青藏高原的隆升，形成西高东低的地理格局，由此导致的海陆热力差异使得古季风形成，季风环流逐渐加强，东亚地区大气环流模式逐渐从古近纪的行星风系逐步发展为与第四纪非常相似的现代季风环流，同时西北内陆干旱化加剧. 也就是说，中国新生代以来气候格局发生了明显的变化.

郭正堂等系统编制了新生代不同时期的古环境格局，对早—中渐新世、晚渐新世、早中新世、中中新世和晚中新世均分别制图[107]. 这些图件表明，与现今类似的季风－干旱格局在中新世早期就已经建立，而古近纪时期贯穿我国东西，包括现今江南地区的干旱带是行星季风副热带高压的影响所致，最南部的湿润区是热带季风影响的结果.

黄土主要分布在中国西北黄土高原[108]. 晚新生代以来，中亚内陆的干旱化与季风共同作用使得风成物质在中国西北内陆堆积，黄土高原开始形成. 黄土高原堆积的黄土－古土壤沉积物是西北地区的典型风成沉积物，沉积物分布范围广、厚度大，沉积连续、层序完整，精确记录了晚新生代以来的古气候环境信息，与深海氧同位素所解释的全球变化十分吻合. 黄土与深海沉积物、极地冰芯并列称为研究全球第四纪变化的三大支柱.

晚新生代以来黄土高原的风尘堆积可以分为3个部分（图 3），其中第四纪黄土（0~2.6 Ma）在整个黄土高原均有分布，晚中新世—上新世的三趾马红土（2.6~8 Ma）主要分布于六盘山以东的东部黄土高原，中新世—上新世风成红土（3.5~22 Ma）主要分布于六盘山以西的西部黄土高原. 三者共同构成了从22 Ma至今的连续序列.

晚中新世以来三趾马红土和第四纪黄土沉积记录了亚洲季风的3个演化阶段（图 3）：9~8 Ma，亚洲内陆干旱化加剧，印度及东亚季风开始；3.6~2.6 Ma，东亚夏季风及冬季风的加强，向北太平洋的风尘输送加剧；2.6 Ma开始，印度及东亚夏季风变异性增强，强度减弱，东亚冬季风加强[109].

中国南方长江、珠江流域早—中更新世以来广泛发育的第四纪红土沉积物，是我国中、低纬度地区在第四纪季风气候影响下形成的特征沉积物. 其底界年龄约在0.7~1.2 Ma间，网纹层主要形成于0.4~1.2 Ma，均质红土层形成于0.4~0.1 Ma，顶部下蜀土年龄总体小于0.1 Ma [108]. 红土分布、成因、来源及物理化学特征与新构造运动的发展、东亚季风系统的建立及第四纪全球变化的纬度效应有着潜在的耦合关系，是我国南方第四纪特别是更新世以来地球环境信息记录的重要载体，其记录的古气候、古环境信息可以与黄土进行横向对比[109].

长江上游成都平原中更新世网纹红土矿物学和地球化学特征变化指示了该平原自1.2 Ma以来经历了逐步变冷和变干的过程，转变的时间点发生在1.0 Ma左右、0.45 Ma和0.1 Ma，这些时间点与青藏高原的隆升事件（共和运动和昆黄运动）以及东亚季风的变化是一致的[110]. 下游宣城红土中黏土矿物组合及含量变化所指示的气候旋回与深海氧同位素MIS3－15以及黄土高原黄土S1—S7层位十分吻合（图 4），反映了中更新世以来该地区气候环境演化与全球变化的一致性[111].

晚新生代以来，我国形成了以黄河、长江为代表的巨型水系. 其中长江是中国第一、世界第三大河，从喀拉丹东雪山南麓冰川出发，干流先后流经青藏高原、横断山脉、云贵高原、四川盆地、长江中下游平原，在东海与黄海的交界处入海；黄河是中国第二、世界第六大河，源于青藏高原，流经黄土高原、华北平原，在东营入渤海. 这些水系横跨中国东西三大地势台阶，受构造、地貌、气候和水文等自然因素控制，是联系青藏高原、黄土高原、东部平原和西太平洋边缘海的纽带，其形成是青藏高原隆升、西太平洋边缘海张裂、中国东部持续沉降以及晚新生代气候变化综合作用的结果. 流域的演化过程展示了新生代中国地形宏观格局发生巨大变化的过程.

黄河是世界上年输沙量最高的河流（每年约1 Gt）[112-113]. 其发源于西藏巴颜喀拉山北麓，流经黄土高原和华北平原，穿越我国第一、第二和第三级地貌阶梯，最终东流汇入渤海. 黄河是在新生代时期，中国西部岩石圈增厚，青藏高原不断隆升[114-118]，东部岩石圈持续伸展减薄[119-120]，中国西高东低的宏观地形格局逐渐形成这一宏观构造地貌背景下形成的. 黄河的形成和演变不仅具有重要的科学意义，也具有重要的实际意义，关乎人类的缘起、发展和未来，长期以来其形成演化一直受到地质学家的广泛关注.

关于黄河的形成时代[76, 121-132]、水系格局演化及流域内环境变迁，前人已开展大量研究[82, 136-137]，但目前关于黄河的形成演化历史依然存在明显分歧（表 2）. 此处我们对黄河演化的模式进行整理.

黄河演化的认识存在3种截然不同的模式：1）认为黄河形成于始新世，但其河道与现今黄河“几”字形河道非常不同，而是从源头直接向东穿过一个大的方形弯道之后，沿着渭河的河道向东流动[123]. 直到晚中新世—上新世早期，兰州地区局部构造变形和隆起形成分水岭，迫使始新世河道终止，转而向北流经银川盆地，形成了现今河道的雏形[123]. 部分学者对黄河中游晋陕峡谷段的古黄河砾石层上覆三趾马红土的古地磁研究表明，其年龄为5~8 Ma，因此该段黄河至少自中新世晚期—上新世就已形成[121, 126, 131, 138]. 2）基于河流阶地的年代学研究，认为黄河形成于早中更新世[31, 76, 139-143]. 3）通过来自黄河上游沉积盆地的地层、年代学和地貌证据，认为现今黄河最初形成于晚更新世（0.15 Ma左右），是黄河流域诸多盆地（古湖），如共和－贵德盆地、兰州盆地、河套盆地（托克托古湖、吉兰泰古湖、银川古湖等）、古三门湖，在构造运动的作用下各盆地联通而形成. 0.15 Ma左右发生的共和运动使青藏高原再次大规模隆升，黄河发生溯源侵蚀，切穿龙羊峡联通共和盆地[30]；同时，黄河切穿三门峡导致三门古湖消失[30, 80-81]，黄河下游向上游串通形成外泄水系，现代黄河水系最初形成.

黄河贯通三门峡进入华北平原，是华北平原发育历史上具有划时代意义的事件. 黄河将巨量的泥沙从中上游黄土高原搬运至华北平原，剧烈改变了华北平原过去的沉积环境、沉积条件、沉积物来源以及沉积物特征（图 5）.

中更新世以来黄河在华北平原上堆积了50~140 m厚的堆积物，在平原上形成了一个巨大的扇体，并由西向东逐步推移. 这一方面大大挤压了华北平原水系的存在空间，使之并入黄河水系或者掩埋消失，另一方面深刻改变了华北平原的地表过程和源汇体系，对华北平原以及边缘海沉积环境有着巨大的影响.

资料显示更新世已经发生过黄河入淮事件[144]，黄河入淮后改变了江淮平原的地形地貌及沉积过程，彻底改变了原有的淮河体系，导致河道淤塞，水网不畅，形成了苏北湖泊群. 公元1128年，由于人工改道，黄河拉开了长期南泛的序幕[145]，在1128—1855年期间，古黄河在古淮河三角洲的基础上形成了北达灌河、南达射阳河的大型三角洲，江苏北部海岸线持续向海推进，并在苏北沿岸流和河流径流的作用下形成了广阔的滨海平原和沿海滩涂. 在黄淮地区形成的泛滥相沉积物统称为黄泛层，岩性主要为粉砂质，颜色呈黄褐色，常见水平层理，在江淮地区的地质调查发现，大部分地区表层沉积物为黄泛层（灰黄色粉砂质黏土层），西南部略厚（0.6~0.8 m），往北、东方向减薄（0.2~0.4 m）.

长江发源于青藏高原，源远流长，全长超过6 300 km，横穿青海、西藏、江苏、上海等9个省（自治区、直辖市）. 其流域面积为196×104 km2，径流量和输沙量分别为9 210×108 m3/a和9 214.8×108 t/a [112]长江贯通以后，在长江中下游的苏北盆地和长江三角洲沉积了一套松散的碎屑沉积建造. 受新构造运动、古地形和海平面升降的影响，沉积厚度变化较大，自西向东逐渐递增，厚20 m至上千米[146].

沉积记录表明长江上游物质在晚上新世、第四纪初期到达长江三角洲[99-100, 147]（图 6），形成了巨厚砂砾层的河床相沉积和局部夹黏土的漫滩相沉积. 但南京地区的记录显示长江上游物质在渐新世或者最晚在渐新世/中新世之交到达南京地区[97]. 长江三角洲的新近纪地层厚20~600 m，而苏北盆地在新近纪时期沉积了厚1000~1700 m的厚层砂砾层及黏土层堆积. 有学者指出，长江在贯通之初，携带的沉积物可能保存在苏北盆地而不是长江三角洲地区[98]. 通过东海沉积物的锆石年龄谱发现，现代长江锆石谱首次出现在中新世晚期地层中[105]. 由于苏北盆地目前未有上千米钻孔的报道，长江在贯通之初是否沉积在苏北盆地仍未可知.

本研究选取渤海湾盆地NH孔，江淮平原HNH01孔、南黄海盆地CSDP－1孔以及长三角平原TZK9孔进行对比（图 7），以了解中国东部不同地区的水系重大调整在时空上的分布与发展.

NHH01孔位于渤海湾中部，主要由粉砂和黏土组成，偶尔还夹杂着细中砂层，顶部105 m发育底栖有孔虫. 在0~105 m区间内识别出海相或滨海沉积，其中沉积物呈灰色至深灰色. 此外，在6.10~7.10 m、82.10~85.75 m和105~125.64 m的间隔内，识别出3层可能的河流或海岸沉积物，其中褐黄色沉积物区间为82.10~85.75 m，105~125.64 m. Yao等对钻孔进行了黏土矿物分析，认为该孔880 ka之前主要受到本地区域性河流的控制，而880 ka至今以黄河物源为主[87].

江淮平原HN孔位于淮河北岸约30 km，大致可以分为两部分，上半部分（2 m以上）由黄土状沉积物组成，下半部分（2~8 m）由棕黄色的粉砂和泥组成. 通过对钻孔中所取样品进行粒度、主量元素、微量元素分析发现，上下两部分的沉积物分别来自不同的源区，上半部分的源区与黄河中游黄土高原更为接近，表明它们很有可能是黄河改造搬运的黄土再次沉积而形成，与1128年黄河改道形成的所谓“黄泛层”类似. 这意味着江淮平原在气候由干冷的末次冰期向暖湿的全新世过渡的气候转型阶段（末次冰消期，13.2 ka）发生过黄河入淮事件[88].

南黄海CSDP－1孔位于南黄海盆地西侧，钻孔岩性主要由海相粉－细砂和河流相粗砂－细砂组成，海相和河流相地层中均含有大量的生物碎屑. Zhang et al.对钻孔样品进行了高精度的黏土矿物分析以及Sr－Nd同位素分析，结果表明0.8 Ma之前沉积物主要来源于长江流域，而0.8 Ma之后长江向南迁移至目前的长江口位置，钻孔沉积物主要来源于黄河流域. 这表明黄河很有可能在这一时期贯通三门峡入海[88].

TZK9孔位于长江三角洲北翼，磁性地层及重矿物结果显示3.0~2.6 Ma的沉积物主要来自淮河流域，而相比晚上新世，第四纪地层中的磷灰石、锆石、金红石、电气石含量的增加，表明该地区开始受到了长江流域的影响[149].

根据政府间气候变化专门委员会（IPCC）第四次评估报告预测，到本世纪末全球平均气温将升高1.8~4.0 ℃，中国区域增幅可达3.9~6.0 ℃. 在地质历史时期，末次间冰期是距现今最近的典型温暖期之一. 研究表明，末次间冰期全球温度比现在高2~3 ℃，中国末次间冰期温度比现在高2~5 ℃. 晚更新世气候变化较好地涵盖了未来我国沿海地区可能的气候变化范围，对晚更新世海侵特征的认识能够为预测未来不同气候变化幅度下海陆作用提供参照. 因此，晚更新世时期的海侵特征研究逐渐受到越来越多的关注. 目前为止，人们对晚更新世阶段中国东部沿海地区海侵发生期次、相对强度及发生机制等方面的认识仍不统一.

晚新生代以来，渤海湾沿岸历经多次随气候冷暖变化发生的海侵海退事件，尤其是晚更新世以来海岸带地区受海陆交互作用的影响，海相和陆相地层交替发育，记录了丰富的海陆环境变化信息. 前人通过大量研究，发现渤海湾西岸晚更新世以来共记录了3次海陆变化旋回，发育有3套海相层，在时间上限定于102~70 ka、39~23 ka和8.5 ka，分别对应于MIS5、MIS3和MIS1（图 8）. 在渤海湾西岸分别命名为沧州海侵、献县海侵和黄骅海侵. 然而，渤海湾西岸黄骅拗陷BZ1孔的第二海侵层和第三海侵层要更老一些[151]，是否受到了年龄测试影响需要进一步工作.

第Ⅰ海相层：埋深2.8~19.71 m，海河附近底界埋深在16 m左右. 灰色或深灰色淤泥质粉质黏土或黏土，含大量有孔虫和海相介形虫，发育浅海潮间带沉积，反映海平面上升、海水大范围入侵的沉积环境，年代在3~6 ka，海河附近最早可达8 ka左右. 其底界大多有一层约10 cm厚的黑色泥炭层，14C年代为7~9 ka.

第Ⅱ海相层：埋深21.91~32.85 m，以灰色淤泥质黏土、粉质黏土为主，局部夹亚砂土薄层，饱和、软塑，含有机质及螺类化石碎片，见有孔虫、海相介形虫及软体动物，时代为更新世晚期（65~79 ka）.

第Ⅲ海相层：埋深43~61 m，以灰色淤泥质黏土、粉质黏土为主，含褐灰色粉砂，可塑，局部贝壳碎片富集，见有孔虫、海相介形虫及软体动物. 时代大致为更新世中期（130~200 ka）.

通过对江苏灌云地区多个钻孔的年代测试及微体古生物分析，表明灌云地区晚更新世以来发生了4次海侵（图 9）. 根据历次海侵的范围、埋深、沉积物的颜色、岩性、沉积结构和沉积构造以及所含海相微体化石丰度等特征，每期海侵的强度和规模存在较大差异.

❶江苏省地质调查研究院. 江苏1∶5万灌云县(I50E011022)、同兴街(I50E010022)区域地质调查报告. 2019.

第Ⅰ海侵层：埋深5.90~18.95 m，全区均有分布，形成时代为全新世早期—中期，岩性为深灰色淤泥质粉砂质黏土，为高潮坪、潟湖相、潮上带沉积，沉积底部发育淤泥质粉细砂贝壳层.

第Ⅱ海侵层：底部埋深16.12~32.60 m，厚1.90~13.40 m，全区均有分布. 岩性为浅灰色粉砂质黏土高潮坪相沉积、黏土与粉砂互层，水平层理发育的中潮坪相沉积，灰绿色粉砂、粉细砂的低潮坪相沉积. 地层中含有大量有孔虫及海相介形虫，14C年龄对应MIS3阶段.

第Ⅲ海侵层：底部埋深28~41.36 m，厚2.9~18.25 m，全区均有分布. 该海侵层主要为灰、深灰色淤泥质粉砂质黏土的潮坪相沉积，局部有河口相沉积. 其中GZK01孔OSL年龄为127.3±6.1 ka，GZK05孔OSL年龄为129.0±6.2 ka. 对应MIS5阶段的太湖海侵，时代为晚更新世早期.

第Ⅳ海侵层：底部埋深34.66~50.90 m，厚5.0~11.25 m，大部分地区有分布. 该次海侵有潮坪相沉积、河口相沉积以及风暴潮组成的砂坝沉积. GZK01孔上部OSL年龄为133.2±5.7 ka，下部年龄为159.8±7.1 ka，GZK05孔OSL年龄为152.2±7.4 ka. 时代为中更新世晚期，相当于MIS7阶段的双桥海侵.

长三角地区第四系记录了4次大规模海侵，由下至上分别为中更新世晚期海侵、太湖海侵、滆湖海侵和镇江海侵，形成时代分别为中更新世晚期、MIS5、MIS3和MIS1. 海侵层以灰色黏土为主，局部为灰黄色粉砂、粉砂夹黏土、粉砂与黏土互层，水平层理发育，呈“千层饼”状，含螺、贝壳碎屑. 全新世形成的镇江海侵在区内广泛分布，埋藏深度3~50 m，由北向南逐渐变深；MIS3阶段的滆湖海侵和MIS5阶段的太湖海侵在里下河地区分布广泛，在长江三角洲未见有孔虫，仅在零星钻孔中发现贝壳碎片，可能是与长江三角洲在此阶段沉积物较粗，有孔虫不易保存有关；中更新世晚期海侵主要分布在泰县中东部，为高潮坪沉积.

TZK9钻孔沉积物很好地记录了第四纪以来的海侵[152]. 年代框架、沉积特征和有孔虫及介形虫结果显示，90.20~91.90 m、70.50~71.10 m、64.80 m、60.30~61.20 m、57.05~58.50 m和51.80~53.70 m区间内发育黏土夹粉砂的水平层理. 沉积物受到潮汐作用的影响，含有异地沉积的有孔虫、虫管贝壳碎片、贝壳砂等，沉积环境是潮上带，为规模较小的海侵. 在45.5~48.2 m、29~40.4 m、7~16.9 m和0~3.33 m层位中鉴定出大量有孔虫和介形虫（图 10），对应了MIS7、MIS5、MIS3和MIS1四个阶段的大规模海侵事件.

受中国东部陆架持续沉降以及全球海平面变化影响，中国东部沿海第四纪发生了多起海侵海退事件. 至今，已发现海侵层数最多的为黄海陆架区，存在8个海侵层，其中研究较多的集中于晚更新世以来的3期. 一方面，晚更新世海侵是距离现今较近的海侵过程，其地质记录相对完整；另一方面，海侵的发生与气候变化尤其是全球温度变化息息相关.

针对沿海第四纪海侵期次和海进海退过程，人们依据渤海湾西岸研究提出了多种海侵期次划分方案（表 4）[153-161].

然而，目前对于中国东部沿海地区的晚更新世海侵发生的次数、分别对应的时间以及各期海侵的强度等认识仍不统一. 全球第四纪气候－海平面波动曲线显示全球海平面在MIS5阶段与现今海平面持平或略高，而至MIS3阶段则较现今低30~70 m [162]. 然而，在长江三角洲沿海地区和渤海湾地区，晚更新世以来海平面变化与全球海平面变化出现明显差异，具体表现为MIS3阶段海侵高于MIS5阶段[161]. 而根据中国东部沿海地区第四纪厚度、沉降速率和海侵层埋藏深度计算中国东部MIS3海平面[149, 163-167]，深度在－5~－20 m [156, 168-169]，低于该时期全球海平面[170-172]. 部分研究者认为这是测年误差所导致的，基于14C、古地磁和光释光建立的海侵地层序列，由于样品性质和年代学方法限制，使得测年误差较大. 14C测年结果可能明显年轻，因此其显示的MIS3海侵事件应属MIS5期，MIS4—MIS2期应为长时间沉积间断，表现为陆相地层[173]. 而事实上，测年结果引发的海侵时间的不确定性在渤海湾地区同样存在. 近年来通过外释光方法测得的渤海湾沿岸第三海侵层年龄在201±20 ka，第二海侵层上部光释光年龄为45~50 ka，第一海侵层时代则位于全新世. 3次海侵事件分别对应于MIS7、MIS5和MIS1阶段[174]. 因此部分研究者更倾向于认为MIS3期海侵可能并不存在[174]. 也有研究者认为是构造运动的结果，中国东部第四纪以来持续沉降，构造运动对中国东部晚第四纪的海侵进程产生了重大的影响，使得MIS3的海侵范围远大于MIS5的海侵.

而对东部陆架海域，南黄海及东海陆架区的研究目前已较多，对于晚更新世两次主要海侵的相对强度认识较为统一：MIS5时期海侵最强，MIS3时期海侵较弱，与全球海平面变化一致. MIS5时期的海侵影响范围可能深入苏北平原，并进入海岸带内上百米. 而MIS3时期海侵强度目前认识有所差异. 有研究者认为认为当时海平面较低，在－30~－40 m [175-176]，南黄海沉积物偶尔会受到海洋影响；东海海侵范围也较小，东海中陆架北部表现为河口湾沉积环境，更多地受到了周边河流的影响. 另外的研究认为MIS3时期海侵在南黄海发育较强，在区域上形成海相地层，海平面深度可能与现在接近.

在苏北平原，海侵事件的发育表现有所差异. 灌云地区GZK01孔揭露了中更新世以来共发育了4次海侵，时代分别为MIS7、MIS5、MIS3、MIS1，强度为MIS5＞MIS1＞MIS3＞MIS7，这些海侵事件的时代和强度与全球海平面的变化较为一致，表明了其沉积作用主要受海平面变化控制[147]. 而苏北平原西部的4次海侵，其强度由强到弱表现为MIS3≈MIS5＞MIS7＞MIS1，与全球海平面高度明显不同，存在较大的差异，这可能由于区域海平面变化不仅受全球海平面变化的影响，也受多重海陆升降复杂效应的影响. 例如，全新世时期中国东部地区的大规模海侵，已影响至扬州－镇江一带[177]，但在苏北平原贝壳堤和沙坝的形成，导致了该时期苏北平原西部的海侵强度较弱，表现为潟湖相沉积[147].

本研究选取华北平原中北部叁9钻孔、渤海湾西岸平原BZ1孔、江淮平原灌云地区GZK01孔、长三角平原TZK9孔进行对比，以了解中国东部沿海不同地区海侵层的发育情况、不同期次的海侵事件发育强度以及同构造运动、海平面变化之间的关系（图 11、12）.

新近纪是新生代中国东部火山活动的高潮期，华北西部张家口、围场、赤峰、集宁一带广义汉诺坝玄武岩形成分布面积达20 000 km2以上的熔岩台地，以碱性玄武岩与拉斑玄武岩复合产出；东部沿郯庐断裂带（鲁苏皖）及其北延的依兰－伊通断裂分布. 相比而言，中国第四纪火山活动主要集中分布于东北部，其规模和频率远不如古近纪—新近纪.

新生代以来中国西部三大岩区的火山活动划分为3个时期：古新世—始新世（60~40 Ma）仅限于西羌塘地区，以产出钠质基性火山岩为代表；渐新世—晚中新世（30~10 Ma）喷发强度大，范围广，在西藏和甘肃、云南三地以钾质熔岩喷发为主[179]；中新世末至第四纪（＜10 Ma），集中产出在西藏东、北部和云南的部分地区.

东南沿海雷琼及环北部湾地区分布着中国南方最大的一片第四纪火山岩，仅琼北火山区形体可辨的各种类型火山锥就有100余座，北部湾内还有一座中国大陆最大的火山岛——涠洲岛，是研究岩浆喷发活动的理想场所.

中国晚新生代以来地貌格局发生重大变化，以至于经历了非常复杂的构造剥蚀、沉积过程及古环境与古气候演化. 本文只是简略地总结了主要区域的相关地质记录，以期在区域地质调查过程中有所启发和应用.

1）晚新生代重大构造事件，主要表现为青藏运动、昆黄运动和共和运动. 这些构造事件不仅奠定了高原基本地貌格局，而且在中国东部山脉的隆升和地貌格局的形成、东部陆架的沉降与海陆格局的形成，以及长江黄河为代表的东部水系的调整等重大地质事件中都扮演了关键角色，同时也控制了自青藏高原到中国东部边缘海这一重要源汇体系的形成演化.

2）晚新生代以来我国三级地貌格局已经形成，东亚季风环流也早在中新世晚期形成. 华北地区发育两个沉积体系：主要受构造及地貌格局控制的河湖相沉积地层和主要受到东亚季风控制的风成沉积体系. 同时，华北不同区域由于构造作用和季风强弱的变化，河湖相地层和风成沉积常相互交替、覆盖，不同区域或以河湖相地层为主，或以风成黄土沉积为主.

3）新生代青藏高原隆升导致中国地形宏观格局发生巨大变化，黄河、长江为代表的中国东部水系发生重大调整. 黄河贯通三门峡进入华北平原，巨量的泥沙从中上游黄土高原搬运至华北平原，在华北平原上形成了一个巨大的扇体，并由西向东逐步推移，这一过程深刻改变了华北平原的地表过程和源汇体系，对华北平原以及边缘海沉积环境有着巨大的影响；而长江的贯通也导致了中游江汉盆地和下游苏北盆地沉积环境的巨大变化，古近纪时期江汉盆地为内陆咸化盆地，未堆积大范围河流沉积物，新近纪则开始发育厚层河流砂砾沉积物.

4）北方黄土和南方红土壤是晚新生代重要气候事件的沉积记录. 黄土高原风成堆积由中新世—上新世风成红土（22~3.5 Ma）、晚中新世—上新世的三趾马红土（8~2.6 Ma）和第四纪黄土（2.6~0 Ma）组成；南方红土壤是我国中、低纬度地区在第四纪季风气候影响下形成的特征沉积物，底界年龄一般在0.7~1.2 Ma. 北方黄土和南方红土壤记录的气候变化，与全球具有相似性，22 Ma至今黄土高原连续的风尘堆积精确记录了晚新生代以来的气候演变，与深海氧同位素所解释的全球变化十分吻合. 南方红土壤记录的古气候、古环境信息能够与黄土进行较好的对横向比. 第四纪青藏高原的隆升导致亚洲季风的演变，晚中新世以来三趾马红土和第四纪黄土沉积记录了亚洲季风的演化历史，南方红土壤的矿物学和地球化学特征也经历了与青藏高原隆升相一致的变化.

5）晚新生代中国东部发生多次海侵事件，在华北平原、苏北盆地、长江三角洲地区发育了典型的海相层. 但晚更新世以来海侵发生的次数、时间以及海侵的强度目前仍有争议. 渤海湾地区和长江口地区海侵层所表现的模式与全球海平面曲线存在明显差异，其原因则主要归因于年代学方法的误差和区域构造运动的影响. 渤海湾沿岸MIS3期海侵事件强度明显高于MIS5期；东部大陆架和南黄海地区MIS5时期海侵最强，MIS3时期海侵较弱；苏北平原灌云地区海侵强度为MIS5＞MIS1＞MIS3＞MIS7，而苏北平原西部4次海侵强度表现为为MIS3≈MIS5＞MIS7＞MIS1.

6）新生代以来中国西部三大岩区的火山活动划分为3个时期：古新世—始新世（60~40 Ma）仅限于西羌塘地区，以产出钠质基性火山岩为代表；渐新世—晚中新世（30~10 Ma）在西藏和甘肃、云南三地钾质熔岩喷发为主；中新世末至第四纪（＜10 Ma）集中产出在西藏东、北部和云南的部分地区. 东南沿海雷琼及环北部湾地区分布着中国南方最大的一片第四纪火山岩.