南黄海西部日照外海、苏北废黄河水下三角洲以北，为水下平原剥蚀残留地貌（图1），底质绝大多数为海侵沉积^[1]，晚更新世海侵地层广泛出露，是我国东部近海尚未被现代沉积所覆盖的、范围较大的海区。

图  1  （a）南黄海西部日照海域柱状沉积物、表层钙质结核采样站位；（b）东西向浅地层剖面RLB9主要展示研究区水下平原剥蚀残留地貌特征

Figure 1.  (a) Map of the study area offshore Rizhao, western South Yellow Sea, showing sampling sites of sediment cores and surface calcrete nodules. (b) W⁃E⁃oriented shallow seismic profile RLB9 showing relict erosional geomorphology of the subaqueous plain

该区腹地为鲁东丘陵，离岸很近，入海河流主要有傅疃河、潮白河、白马河、吉利河、甜水河、横河等。傅疃河是鲁南最大的独流入海河流，全长58 km，干流长51.5 km，流域面积1 058 km²，年平均输沙量约20万吨^[2]。潮白河干流长47 km，流域面积517 km²。白马河发源于诸城市鲁山东麓，全长44 km，汇水面积373 km²；吉利河全长40 km，汇水面积300 km²；两者在青岛市黄岛区河崖村南汇流后，于马家疃村东入海。潮白河—白马河（吉利河）流域总面积1 190 km²，年平均输沙量约38万吨^[2]。这些河流均为独流入海的雨源型山溪小河，源短流急，但季节性差异大，陆源碎屑供应量很少，其所输入的泥沙仅沿海岸呈带状分布^[1]。南部的苏北废黄河水下三角洲前缘向北最远可进积至34°50' N附近，水深约25 m处（图1）^[3⁃4]；而现代黄河物质环绕山东半岛所发育的泥质沉积，在黄海沿岸流驱动下，最远延伸至山东海阳一带^[5⁃6]，距离本区尚远。陆源碎屑供应匮乏，是导致本区全新世沉积盖层缺失的直接原因。

钙质结核的存在和富集是本区表层沉积物的重要特征^[1,7⁃11]。钙质结核多呈褐色—黑灰色，向内颜色逐渐变浅。大小相差悬殊，小者仅1~4 mm，大者可达10 cm以上。形态各异，多呈豆状、姜结石状等，部分结核可黏结在一起呈扁平状。本区钙质结核丰度高，分布广泛，尤其以20 m等深线以深海域最为富集。

虽然本区的钙质结核广布于海底，但它们并不是海洋环境的产物，而是源于陆生环境^{[7⁃8,10⁃11]}，因而具有继承性特征。事实上，在世界各地的半干旱和干旱陆区，以碳酸钙为主的钙结岩（钙质结核是其形态之一）广泛分布。根据Wright et al. ^[12]的定义，钙结岩是近地表层内以碳酸钙为主的陆生积累，它可以粉末状、豆状、结核状到高度硬化状等多种形式出现，主要形成于土壤包气带和浅潜水碳酸钙饱和的地区，由于碳酸钙的胶结作用和置换、交代作用而进入土壤层、基岩和沉积物。多数情况下，碳酸钙的积累与钙质土壤有关，是土壤自生过程的结果，并因区域地质、地貌和生物条件的不同而有所差异^[13]。在我国北方地区的土壤剖面中经常见到次生碳酸盐的积累，其存在形式主要有薄膜、斑点、假菌丝、软结核、硬结核、结核层和钙板层^[14]。钙结岩在第四纪黄土堆积^[14⁃15]及其以前的老沉积地层^[16⁃17]中也广泛存在。钙质结核的出现具有明确的指相性，因而可以作为沉积环境的识别标志。

本文以日照海侵沉积区18个站位的柱状沉积物为研究对象，系统分析了海侵沉积地层的底栖有孔虫和介形虫群落分布和组合特征，结合岩芯观察以及粒度分析、腹足类纹沼螺和钙质结核的AMS ¹⁴C年龄等资料，识别沉积相，揭示地层沉积特征，探讨MIS 3阶段的海平面波动、古环境特征以及古地理分布。此外，基于钙质结核特征及其所赋存的原生层位等信息，大致估算末次海侵过程中水下平原的剥蚀厚度。这些结果有助于了解MIS 3阶段低海平面时期南黄海西部的古环境和沉积历史。

2015年夏季，用振动柱状取样器采集了18管柱状沉积物样品，长度介于1.65~2.67 m，站位分布如图1所示，基本覆盖了苏北废黄河水下三角洲以北、120° E以西的海侵沉积区。柱状岩芯以20 cm左右的间隔取样，兼顾岩性的垂向变化。对样品进行了粒度分析和微体古生物鉴定，在中国地质调查局海洋地质实验检测中心完成。

粒度分析共选取样品80个。对于不含砾沉积物样品，采用英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000型激光粒度仪进行测定，粒级间隔为0.25 ϕ。对于含砾沉积物样品，联合使用筛析法和激光粒度法（即综合法）进行粒度测定。筛析法适用于粒径大于63 µm的沉积物。当粒径大于63 µm的物质含量大于85%时，可单独采用筛析法。粒径在63 µm以下的沉积物采用Mastersizer 2000型激光粒度仪进行测定。综合法粒级间隔为0.5 ϕ。利用GRADISTAT粒度处理软件^[18]计算粒度参数。沉积物分类与命名采用Folk^[19]分类法。

微体古生物鉴定共选取样品90个。样品先在60 ℃恒温下烘干，称取50 g干样放入烧杯中，样品经过充分浸泡分散后，用250目即0.063 mm孔径的标准铜筛反复冲洗，并烘干，然后用四氯化碳进行浮选，以富集样品中的微体化石。鉴定时再过100目（0.15 mm孔径）标准筛，对筛上剩余粗样中的有孔虫和介形虫进行统计。鉴定工作在Zeiss Stemi DV4双目实体显微镜下进行，根据个体数量进行缩分，一般缩分至样品中有孔虫个体数不少于100枚，介形类个体数不少于50瓣，对于丰度较低的样品则全样统计。有孔虫属种鉴定主要依照何炎等^[20]和汪品先等^[21⁃22]相关文献资料。介形类属种鉴定主要参照汪品先等^[21⁃22]和侯祐堂等^[23]等文献。各样品均以50 g干样作为定量统计单位。

在RLH24站位孔深38 cm处采集到一枚腹足类纹沼螺，在RLH25站位孔深162.5 cm和166 cm处采集到两枚纹沼螺。在RLB147站位（水深21.0 m），用箱式取样器采集了许多海底表层的钙质结核砾石，从中挑选出一大块扁平状结核砾石（10 cm × 5 cm× 3 cm）。对上述纹沼螺和钙质结核进行了AMS ¹⁴C分析，在美国Beta实验室完成。¹⁴C半衰期采用5 568 yr，测年范围通常在4.35万年以内。所有样品的测试结果均据其δ ¹³C值进行分馏效应校正为惯用年龄。对于海洋样品，在惯用年龄的基础上，根据Marine13海洋曲线进行包括海洋碳贮库效应在内的系统校正，海洋贮存库校正值（Delta R）为-81±60 yr。校正软件为BetaCal 3.21。原始测年数据采用BetaCal 3.21程序进行日历年龄校正。

岩芯剖面观察显示，海侵沉积区的柱状岩芯，均可划分为表层的灰色海侵砂层与其下伏黄色沉积地层两部分，两者界面清晰，差异明显，易于区分。

海侵改造层呈席状，厚度较薄，通常在20 cm左右，最厚可达40 cm左右；沉积物为灰色粉砂质砂，以中细砂为主，砂含量通常在60%左右；夹杂有大小不等的钙质结核砾石以及或多或少的贝壳碎片；有时亦可见较大的黄色黏土质粉砂团块，该团块常具层理结构，可沿层理面剥开。各站位海侵层厚度及其沉积特征详见表1。

海侵改造层之下的黄色沉积地层主要由粉砂质砂、砂质粉砂、粉砂和泥组成（图2）。根据沉积物类型，可将海侵沉积区的柱状岩芯分为两组：

图  2  南黄海西部海侵沉积区柱状沉积物类型（按照Folk分类^[19]）

Figure 2.  Grain⁃size composition and types (Folk s classification^[19]) of sediment cores from the transgressive deposit area, western South Yellow Sea

（1） RLH4、RLH7、RLH8、RLH9、RLH12、RLH13、RLH14、RLH16、RLH19和RLH23孔为一组，以RLH4、RLH14、RLH16孔为例，沉积物为黄色砂质粉砂和粉砂质砂，粒度较粗，常见块状结构，在砂—粉砂—黏土三元图上呈线性分布（图2a），指示较强的水动力条件。

（2）RLH11、RLH17、RLH18、RLH24、RLH25、RLH26、RLH31和RLH32孔为一组，以RLH18、RLH25、RLH32孔为例，沉积物以黄色粉砂、砂质粉砂和泥为主，粒度较细，互层发育，在砂—粉砂—黏土三元图上呈弧形分布，向粉砂端集中（图2b），显示水动力偏弱。

粒度较粗的砂质岩芯主要分布在海侵沉积区北部和西部（图1），以RLH4、RLH14、RLH16孔为例，描述其垂向分布（图3）。RLH4孔210~120 cm段，为黄色粉砂质砂，砂含量平均为65.6%，垂向分布较为均匀。从120 cm向上至14 cm，砂含量逐渐降低至0.6%，指示水动力逐渐减弱的特征。RLH14孔砂含量偏低，平均为31.8%，垂向变化较小，显示沉积环境较为稳定。RLH16孔202~142 cm段，砂含量高达90%左右，垂向分布均匀。其上、下142~127 cm和267~202 cm，均为粉砂质砂与粉砂的互层，具水平层理。粒度垂向变化较大和互层的发育，反映强弱水动力条件交替出现的特征。这三个孔在粒度频率曲线上均为单峰态分布，以极正偏为主，呈尖锐分布；而RLH16孔互层较多，互层沉积物粒度曲线的单峰较宽，多呈中等/正态分布。

图  3  南黄海西部海侵沉积区RLH4（a）、RLH14（b）和RLH16（c）孔沉积物组成和粒度参数垂向分布

Figure 3.  Vertical distributions of sediment compositions and grain⁃size parameters of cores (a) RLH4, (b) RLH14, and (c) RLH16 from the transgressive deposit area, western South Yellow Sea

粒度较细的粉砂质岩芯主要分布在海侵沉积区东南部20 m等深线附近及以深海域（图1），以RLH18、RLH25和RLH32为例，描述其垂向分布（图4）。这三个岩芯沉积特征较为相似，均以黄色黏土质粉砂层为主，夹砂质粉砂层，具水平层理。RLH18和RLH25孔可能存在两个沉积旋回，向上粒度逐渐变细。比如，RLH25孔的下段195~115 cm，从下至上，由黄色粉砂逐渐过渡为黄色黏土质粉砂，质地较为均匀，水平层理。该段砂含量很低，平均仅为3.1%。上段115~9 cm，从下至上，由黄色粉砂质砂渐变为黄色黏土质粉砂，水平层理。该段砂含量平均为23.3%，向上呈逐渐降低的趋势。RLH32孔可能也存在两个沉积旋回，但变化不太明显。该孔砂含量很低，除了173~150 cm层位砂含量在31%左右之外，其他层位通常只有0~6%。234~173 cm段，灰色至灰黄色黏土质粉砂，夹薄层粉砂互层，水平层理。150~130 cm处，可见许多细小白色贝壳碎片。125~22 cm段，从下向上，粉砂含量由29.1%逐渐升高至73%左右，而黏土含量则由70.9%逐步降低至22%左右，该段具水平层理。上部26~22 cm，含钙质结核，未受到海洋动力的扰动，代表其所形成的原生层位。从粒度参数特征来看，这三个孔的沉积物均呈单峰态分布，但在不同层位其众数漂移较大；多数层位为正偏，峰宽较大，呈中等/正态分布；少数层位则为负偏，以尖锐分布为主，反映水动力条件或沉积相逐渐变化的特征。

图  4  南黄海西部海侵沉积区RLH18（a）、RLH25（b）和RLH32（c）孔沉积物组成和粒度参数垂向分布

Figure 4.  Vertical distributions of sediment compositions and grain⁃size parameters of cores (a) RLH18, (b) RLH25, and (c) RLH32 from the transgressive deposit area, western South Yellow Sea

海侵沉积区18管柱状岩芯大多含有较丰富的有孔虫，平均丰度为397枚/50g干样，几乎全部为底栖类，浮游类仅见于两个样品中，且含量极低。底栖有孔虫共鉴定出52属84种，其中平均含量占到全群2%以上的优势种共9个，分别为Ammonia beccarii（Linné）vars.（34.5%）、Elphidium magellanicum Heron⁃Allen et Earland（11.5%）、Textularia foliacea Heron⁃Allen & Earland（8.0%）、Cribrononion subincertum（Asano）（5.8%）、Elphidium advenum（Cushman）（4.6%）、Ca⁃ varotalia annectens（Parker et Jones）（4.4%）、Protelphi⁃dium tuberculatum（d'Orbigny）（4.0%）、Cribr ononion vitreum Wang（3.8%）和Pararotalia nipp on ica （Asano）（3.4%），这9个优势种共占全群的80.0%。简单分异度和复合分异度的变化较为相似，但范围波动较大，分别介于5~40种和1.23~2.81，其平均值分别为18种和2.04。从有孔虫三大类壳质的相对含量来看，玻璃质壳体占绝对优势，其含量介于63.6%~100%，平均为89.0%；胶结质壳体含量介于0~32.0%，平均为8.9%；瓷质壳含量介于0~15.4%，平均仅为2.0%。

介形类丰度低，平均为58瓣/50g干样，共鉴定出47属86种，其中平均含量占到全群2%以上的优势种共9个，分别为Ilyocypris sp.（12.7%）、Sino⁃ cytheridea impressa （Brady）（12.6%）、Candoniella spp.（11.5%）、Candoniella albicans (Brady)（8.9%）、Aurila cymba （Brady）（7.7%）、Cytheropteron miurense Hanai（3.9%）、Keijella bisanensis （Ocubo）（2.7%）、Neosin⁃ ocythere elongata （Hu）, Zhao et Whatley（2.4%）和Finmarchinella huanghaiensis Zhao（2.1%），这9个优势种共占全群的64.6%。简单分异度和复合分异度的变化较为相似，但范围波动较大，分别介于2~29种和0.69~2.89，其平均值分别为13种和2.02。陆相介形虫相对含量介于0~100%，其平均值为40.4%。本文所谓的陆相种，也能不同程度地忍耐低盐度的水体，应为淡水—半咸水类型，主要有Ilyocypris、Candoniella、Candona和Limnocythere等属。

由于海侵地层出露广泛，岩芯站位也较多，这里仅以RLH14、RLH16、RLH18和RLH32孔为例，对海侵沙席之下沉积地层的微体化石群特征进行详细描述；其他站位岩芯的微体古生物组合和沉积相详见表2。

RLH14孔共鉴定出底栖有孔虫28属43种，介形虫27属41种。根据底栖有孔虫和介形虫的丰度、分异度和组合的垂向变化，结合岩性特征，将岩芯划分为上、下两段（图5）。

图  5  南黄海西部海侵沉积区RLH14孔有孔虫（a）和介形虫（b）垂向分布

Figure 5.  Vertical distributions of (a) foraminifera and (b) ostracoda in core RLH14 from the transgressive deposit area, western South Yellow Sea

下段（2.09~0.80 m）：底栖有孔虫丰度较高，而且波幅较小，均值为242枚/50g干样；属种较丰富，简单分异度和复合分异度较为稳定，均值分别为21种和2.07。介形虫丰度低，平均为30瓣/50g干样，属种不多，简单分异度和复合分异度平均值分别为10种和1.97。陆相种平均含量为41.0%，垂向变化较小。底栖有孔虫组合为A.beccarii vars.(34.1%)⁃E.magellanicum(24.3%)⁃C.vitreum(7.4%)⁃C.subincertum (6.8%)⁃E.hispidulum(4.1%)⁃P. tuberculatum(3.9%)⁃H.germanica(3.2%)。介形虫组合为S.impressa(30.7%)⁃Ilyocypris sp.(14.1%)⁃Candoniella spp.(13.9%)⁃C.albicans(9.3%)⁃N.chenae(3.3%)⁃C.miurense(3.0%)。

上段（0.80~0.14 m）：底栖有孔虫丰度比下段有显著增加，均值可达1 933枚/50g干样；属种丰富，简单分异度和复合分异度比下段略有增加，均值分别为22种和2.30。介形虫丰度有所升高，平均为56.7瓣/50g干样；属种也有所增加，简单分异度和复合分异度的平均值分别升至14种和2.16，但陆相种占比仅为7.1%，与下段相比明显下降。底栖有孔虫组合为A.beccarii vars.（35.4%）⁃E.magellanicum（9.0%)⁃E.hispidulum（8.9%）⁃E.advenum（8.6%）⁃T.foliacea（6.6%）⁃A.convexidorsa（4.9%）⁃A.compressiuscula（3.7%）⁃C.subincertum（3.7%）。介形虫组合为A.cymba（24.3%）⁃N.elongata（9.1%)⁃Loxoconcha spp.（7.7%）⁃S.impressa（7.6%）⁃M.pupilla（6.6%）⁃L.hattorii（6.0%）⁃Munseyella sp.（5.9%）。

虽然RLH14孔上下两段的底栖有孔虫丰度差别很大，但是两者的简单分异度和复合分异度较为接近，有孔虫组合相似，均以A. beccarii vars.、E. magellanicum和E. hispidulum为主，指示滨岸浅水沉积环境。介形虫丰度低，属种较少，下段陆相种占比高，地层的陆相性明显，可能为滨岸潟湖环境；上段陆相种占比仅为7.1%，指示了地层的海相性。总体来看，可将这两段地层归为海陆过渡相沉积。

RLH16孔共鉴定出底栖有孔虫26属47种，介形虫36属48种。根据底栖有孔虫和介形虫的丰度、分异度和组合的垂向变化，结合岩性特征，将岩芯划分为上、中、下三段（图6）。

图  6  南黄海西部海侵沉积区RLH16孔有孔虫（a）和介形虫（b）垂向分布

Figure 6.  Vertical distributions of (a) foraminifera and (b) ostracoda in core RLH16 from the transgressive deposit area, western South Yellow Sea

下段（2.67~2.02 m）：底栖有孔虫平均丰度158枚/50g干样，上部2.19~2.02 m为粉砂与砂质粉砂的互层，有孔虫含量低。简单分异度和复合分异度偏低，均值分别为14种和1.67，呈向上递减的趋势。介形虫丰度很低，平均仅7瓣/50g干样，上部介形虫缺失；属种稀少，简单分异度和复合分异度也很低，陆相种占比为47.0%。底栖有孔虫组合为A.beccarii vars.（49.0%）E.magellanicum（16.7%）⁃C.vitreum（7.9%）⁃P.tuberculatum（7.4%）⁃C.subincertum（5.7%）。介形虫组合为Ilyocypris sp.（37.9%）⁃S.impressa（34.8%）⁃P.bradyformis（4.5%）⁃C.albicans（4.5%）⁃Limnocythere spp.（4.5%）。

中段（2.02~1.27 m）：底栖有孔虫丰度比下段有明显提高，均值为343枚/50g干样；简单分异度和复合分异度也有增加，均值分别为18种和1.77。介形虫丰度高，平均可达120瓣/50g干样，但属种依然偏少，简单分异度和复合分异度的平均值分别为11种和1.63，陆相种占比为63.3%。底栖有孔虫组合为A.beccarii vars.（51.1%）⁃C.subincertum（13.2%）⁃E.magellanicum（9.0%）⁃P.tuberculatum（3.9%）⁃E.crispum（3.6%）。介形虫组合为Ilyocypris sp.（49.8%)⁃S.imp⁃ressa（17.8%）⁃C.albicans（4.5%）⁃Candoniella spp.（4.3%）。

上段（1.27~0.24 m）：底栖有孔虫丰度高，均值为639枚/50g干样；属种丰富，简单分异度和复合分异度明显提高，均值分别为24种和2.20。介形虫平均丰度为68瓣/50g干样，属种丰富，简单分异度和复合分异度的平均值分别为20种和2.56，而陆相种占比降至32.7%。底栖有孔虫组合为A.beccarii vars. （38.5%）⁃E.magellanicum（13.2%）⁃C.subincertum（8.2%）⁃P.tuberculatum（6.2%）⁃T.foliacea（5.4%）⁃C.vitreum(3.9%）。介形虫组合为Ilyocypris sp.（23.1%）⁃S.impr⁃ essa（14.5%）⁃S.roesmani（6.0%）⁃M.pupilla（5.5%）⁃K.bisanensis（4.1%）⁃N.elongata（3.7%）。

总体来看，RLH16孔底栖有孔虫的丰度和属种从下向上有逐渐增加的趋势，虽然地层分为三段，但有孔虫组合均以A. beccarii vars.、E. magellanicum、C. subincertum和P. tuberculatum为主，指示滨岸浅水沉积环境。介形虫丰度垂向变化较大，下段稀少，中段丰富，上段有所降低。中下段陆相种占比高，地层的陆相性显著，可能为滨岸潟湖环境；上段陆相种占比降低至32.7%，反映了地层的海相性有所增强。综合以上分析，可将这三段地层归为海陆过渡相沉积。

RLH18孔共鉴定出底栖有孔虫25属40种，介形虫32属45种。根据底栖有孔虫和介形虫的丰度、分异度和组合的垂向变化，结合岩性特征，将岩芯划分为上、中、下三段（图7）。

图  7  南黄海西部海侵沉积区RLH18孔有孔虫（a）和介形虫（b）垂向分布

Figure 7.  Vertical distributions of (a) foraminifera and (b) ostracoda in core RLH18 from the transgressive deposit area, western South Yellow Sea

下段（2.25~1.69 m）：底栖有孔虫平均丰度66.7枚/50g干样；属种较少，简单分异度和复合分异度也较低，均值分别为9种和1.54。介形虫丰度低，平均19.5瓣/50g干样；属种少，简单分异度和复合分异度的平均值分别为7种和1.82，陆相种占比为62.2%。底栖有孔虫组合为E.magellanicum（41.7%）⁃C.vitreum（29.1%）⁃C.subincertum（8.7%）⁃A.beccarii vars.（7.9%）⁃Pseudononion spp.（5.5%）。介形虫组合为Ilyocypris sp.（26.1%）⁃S.impressa（22.6%）⁃Candona sp.（16.2%）⁃Limnocythere spp.（8.1%）⁃Candoniella spp.（7.1%）。

中段（1.69~1.12 m）：底栖有孔虫丰度低，波幅不大，均值仅为19.3枚/50g干样；属种较少，简单分异度和复合分异度的平均值分别为8种和1.64。介形虫丰度低，平均34.5瓣/50g干样；属种少，简单分异度和复合分异度的平均值分别仅为6种和0.92，陆相种占比升至88.0%。底栖有孔虫组合为A.beccarii vars. （42.2%）⁃C.annectens（16.9%）⁃T.foliacea（6.9%）⁃P.nipponica（6.4%）⁃E.advenum（5.6%）⁃R.bradyi（4.3%）。介形虫组合为Candoniella spp.（72.8%）⁃Ilyocypris sp. （10.9%）⁃D.mukaishimensis（4.3%）⁃A.cymba（4.3%）。

上段（1.12~0.16 m）：底栖有孔虫丰度高，均值为1542枚/50g干样；属种丰富，简单分异度和复合分异度与中下段相比有显著升高，均值分别为24种和2.30，并且呈向上增加的趋势。介形虫丰度比中下段有明显增加，平均为122瓣/50g干样；属种丰富，简单分异度和复合分异度的平均值分别升高至20种和2.55。陆相种平均占比减少至21.6%，在垂向分布上，向上逐渐降低。底栖有孔虫组合为A.beccarii vars.（25.0%）⁃T.foliacea（23.4%）⁃C.annectens（12.9%）⁃P.nipponica（9.1%）⁃E.advenum（3.7%）。介形虫组合为A.cymba（21.1%）⁃C.albicans（8.7%）⁃F.huanghaiensis（8.4%）⁃C.miurense（5.7%）⁃S.impressa（5.3%）⁃Cando⁃ niella spp.（4.9%）。

总体来看，RLH18孔中下段底栖有孔虫丰度低，属种少，有孔虫组合也有所不同，但都是常见的滨岸浅水种。介形虫丰度低，属种少，且均以陆相种为主，指示滨岸潟湖环境。上段底栖有孔虫丰度很高，属种丰富，有孔虫组合以A.beccarii vars.、T.foliacea、C.annectens和P.nipponica等滨岸浅水种为主。陆相介形虫在垂向分布上向上逐渐降低，平均占比减少至21.6%，指示海相性向上逐渐增强。综合以上分析，可将这三段地层归为海陆过渡相沉积。

RLH32孔共鉴定出底栖有孔虫36属55种，介形虫27属40种。根据底栖有孔虫和介形虫的丰度、分异度和组合的垂向变化，结合岩性特征，将岩芯划分为上、下两段（图8）。

图  8  南黄海西部海侵沉积区RLH32孔有孔虫（a）和介形虫（b）垂向分布

Figure 8.  Vertical distributions of (a) foraminifera and (b) ostracoda in core RLH32 from the transgressive deposit area, western South Yellow Sea

下段（2.34~1.18 m）：该段底栖有孔虫丰度平均值为43.5枚/50g干样。中部1.73~1.50 m为黄色砂质粉砂层，底栖有孔虫丰度较高；除此之外，均为黄色粉砂或黏土质粉砂，底栖有孔虫丰度低，且波幅也不大。简单分异度和复合分异度也偏低，均值分别为14种和2.14。介形虫丰度平均为186.7瓣/50g干样。只有1.73~1.50 m的黄色砂质粉砂层丰度较高，且均为陆相种；其他层位介形虫丰度较低。简单分异度和复合分异度较低，平均值分别为8种和1.41，介形虫属种较少，且以陆相种为主（占比为72.5%）。底栖有孔虫组合为A.beccarii vars.（34.3%）⁃E.magellanicum（11.4%）⁃T.foliacea（8.6%）⁃E.advenum（6.3%）⁃C.subincertum（5.6%）。介形虫组合为Cando⁃ niella spp.（28.0%）⁃C.albicans（27.4%）⁃Ilyocypris sp.（11.5%）⁃A.cymba（4.9%）⁃C.miurense（4.9%）⁃K.bisane⁃ nsis（4.9%）。

上段（1.18~0.22 m）：底栖有孔虫丰度高，均值为206枚/50g干样；属种丰富，简单分异度和复合分异度与下段相比有明显增加，均值分别为30种和2.67。介形虫丰度虽然仍较低，平均为40.8瓣/50g干样，但属种明显增加，简单分异度和复合分异度的平均值分别为17种和2.49，而陆相种占比则降至17.9%。底栖有孔虫组合为A.beccarii vars.（29.3%）⁃P.nipponica（9.7%）⁃T.foliacea（6.9%）⁃E.advenum（6.8%）⁃P.tuberculatum（6.2%）⁃E.magellanicum（5.3%）⁃R.bradyi（4.2%）。介形虫组合为A.cymba（17.3%）⁃C.miurense（9.9%）⁃Candoniella spp.（7.0%）⁃K.bisanensis（6.0%）⁃F.huanghaiensis（5.4%）⁃M.japonica（3.8%）⁃N.elongata（3.8%）。

总体来看，RLH32孔上下段底栖有孔虫丰度和属种数量差别较大，但有孔虫组合非常相似，两者均以A.beccarii vars.、T.foliacea、E.advenum和E.magellanicum等滨岸浅水种为主。介形虫丰度垂向变化较大，下段属种少，且以陆相种为主，指示滨岸潟湖环境；上段属种明显增加，而陆相种含量逐渐降低，反映了地层的海相性向上逐渐增强。综合以上分析，可将这两段地层归为海陆过渡相沉积。

RLH24孔岩芯海侵沙席之下、孔深38 cm处可见一枚腹足类纹沼螺（Parafossarulus striatulus (Benson)）（图9a）。RLH25孔岩芯166~162 cm处，可见两枚纹沼螺（图9b）。这三枚螺壳均为中等大小，尺寸非常接近；壳面呈灰黄色至淡褐色，壳质厚而坚固，外形呈宽卵圆形；壳顶尖，有磨损。RLH24孔的纹沼螺口孔保存完好，而RLH25孔的纹沼螺口孔处有明显破损。纹沼螺通常栖息在河流、湖泊、池塘及沼泽等水域内，因而指示淡水生长环境。从氧同位素组成来看，纹沼螺更富集¹⁶O，其δ ¹⁸O数值很低，介于-12.27‰至-8.16‰之间（表3），也指示淡水环境。

图  9  南黄海西部RLH24和RLH25孔含腹足类纹沼螺的岩芯剖面

Figure 9.  Photographs of Parafossarulus striatulus (Benson) (one grid division = 1 mm) and the relevant lithological profiles of cores RLH24 and RLH25 from the western South Yellow Sea. P. striatulus were retrieved at 38 cm depth in core RLH24 and 162.5 cm depth in core RLH25

AMS ¹⁴C分析显示，RLH24孔纹沼螺年龄均值为44.3 cal kyr B.P.（表3），对应于晚更新世MIS 3阶段的中期。RLH25孔162.5 cm处的纹沼螺年龄大于46.6 cal kyr B.P.（表3）。

在RLH24与RLH25站位之间的RLB147站位，海底表层的钙质结核AMS ¹⁴C年龄均值为25.61 cal kyr B.P.（表3），对应于晚更新世MIS 2阶段的早期。其δ ¹³C和δ ¹⁸O分别为-5.6‰和-6.00‰（表3），数值均明显偏低，指示陆相环境。

微体古生物群落，如有孔虫和介形类，以及腹足类淡水纹沼螺等，都是识别沉积相、指示沉积环境的重要标志。虽然这18个站位的柱状岩芯分布区域较广，其微体古生物群落的丰度和分异度等空间分布变化也比较大，但其底栖有孔虫组合具有相似性，它们几乎都以A.beccarii vars.为优势种，其他常见种还有E.magellanicum、C.subincertum、T.foliacea、E. advenum、P. tuberculatum、C. annectens和P. nipponica等（图5~8、表2）。这些属种均为广盐滨岸浅水种，指示滨岸浅水沉积环境。

微体化石群的垂向分布表明，柱状岩芯存在着沉积旋回。以RLH14、RLH16、RLH18、RLH32孔为例，下部均为滨岸潟湖相，有孔虫属种较少，陆相介形虫占优势，地层的陆相性明显；从下向上，陆相种逐渐减少，而海相种逐渐增多，同时伴随有孔虫分异度的升高，地层的海相性增强，逐渐过渡为滨岸沙坝或滨海沉积相（图5~8）。RLH24孔也具有上述特征，潟湖沉积层中还见到淡水纹沼螺，只不过滨岸潟湖相与滨海相之间存在着明显的侵蚀面（图9a），而非逐渐转变。

沉积环境从滨岸潟湖相向滨海相的转变，表明海水深度加大，实际上反映了海平面的升高，因此这套地层应为海进沉积序列。综合统计这18个站位岩芯的沉积相垂向变化，可将其细分为两类亚序列：一类是下伏滨岸潟湖相和上覆沙坝沉积或仅见较厚的沙坝沉积，另一类是下伏滨岸潟湖相和上覆滨海相沉积。

粒度分析显示，这18个站位的岩芯可归为砂质和粉砂质两类。将岩芯岩性与沉积相进行对比，可以发现，两者之间具有良好的对应关系。砂质岩芯沉积物为砂质粉砂和粉砂质砂，粒度较粗，对应于滨岸潟湖（下）—沙坝（上）或沙坝沉积序列；粉砂质岩芯沉积物以粉砂、砂质粉砂和泥为主，粒度较细，互层发育，对应于滨岸潟湖（下）—滨海相（上）沉积序列。

通过以上分析，可将这套地层全部归为海陆过渡相沉积，其中包括了滨岸潟湖相、沙坝相和滨海相等具体类型。除了微体古生物证据之外，这些柱状岩芯还具有以下几个特征：1）沉积物不论粉砂质砂、砂质粉砂还是黏土质粉砂，均以黄色调为主，仅少部分潟湖沉积呈灰色或黄灰色（如图9所示）；2）有机碳含量很低，通常介于0~0.2%，平均约为0.1%（未发表数据）；3）S元素含量低，通常介于（300~500）×10^-6，平均约为400 ×10^-6（未发表数据），该值不仅远低于通常的海相地层的S含量，也明显低于上陆壳（UCC）S元素621 ×10^-6的平均值^[24]。这些证据都表明，沉积物曾经历过反复暴露和氧化，也支持海陆过渡相沉积的判断。

本区海底表层钙质结核砾石分布广泛，常规¹⁴C测年显示，它们大多形成于25~18 kyr B.P.^[7]，大致对应于晚更新世末次冰盛期^[25]。本次调查测得的RLB147站位表层钙质结核砾石的AMS ¹⁴C年龄均值为25.61 cal kyr B.P.（表3），对应于末次冰盛期的初始阶段^[25]。由于钙质结核是海退之后地表土壤层的自生产物，显然，其年龄值必然晚于地层的沉积年代。本区末次海退的时间最晚大约发生在34 cal kyr B.P.，此后，海拔高程-39 m以上的陆架均处于暴露状态（内部资料），本文将该年龄值作为海侵沉积区地层形成的最晚年限。

海侵沉积区为水下剥蚀平原地貌，相对高差小（图1b）。这18管柱状岩芯的长度较短，介于1.65~2.67 m，其站位水深介于19.7~29.1 m，相对高差不超过10 m。RLH24孔上部38 cm处纹沼螺AMS ¹⁴C年龄均值为44.3 cal kyr B.P.，其相邻的RLH25孔下部162.5 cm处的纹沼螺年龄大于46.6 cal kyr B.P.（表3）。这些岩芯所处的海拔高程接近，微体古生物组合相似，且均为海陆过渡相，应该是同一时期沉积的产物，上述两个AMS ¹⁴C年龄值应该能代表这些岩芯的沉积年代。此外，这些岩芯在垂向上都具有连续的有孔虫和介形虫分布，未见下伏陆相地层。结合地层的沉积速率，我们推测这套地层应为晚更新世MIS 3阶段中期或者中早期的沉积。

MIS 3阶段的全球海平面较低，大致位于现今海平面以下60~85 m^[26⁃28]。MIS 3早期海平面波幅较大，最大可超过40 m；中后期海平面较为稳定，波幅明显减小，估计在10~20 m，以千年尺度的波动为主（图10）。总体上，海平面呈振荡降低的趋势。

图  10  71~22 kyr B.P.期间的全球海平面变化（据Siddall et al.^[27]）

Figure 10.  Global sea⁃level changes between 71 and 22 kyr B.P. (after Siddall et al.^[27])

对于本区的海陆过渡相沉积而言，其海拔高程即代表了MIS 3阶段中期或中早期的古海平面位置。比如，RLH24和RLH25孔的纹沼螺指示滨岸潟湖沉积，古海平面介于海拔-21.8 m至-25.3 m，所对应的沉积年代介于44.3 cal kyr B.P.左右至50+ cal kyr B.P.（推测值）。其他岩芯也可以得出类似的结果。综合考虑这些岩芯的高程数据（表1），MIS 3阶段中期或中早期的海平面波动区间为现今海平面以下21~31 m。考虑到末次海侵的剥蚀量，按照厚度1 m左右估计（详见下文），MIS 3阶段中期或中早期的海平面波动区间主要位于现今海平面以下20 m至31 m之间。据Sun et al.^[29]估计，在长江三角洲一带，MIS 3阶段的最高海平面位于现今海平面以下25 ± 5 m左右。苏北平原宝应By1孔所揭示的MIS 3阶段海相地层位于现今海平面以下27~15 m^[30]。本文结果与上述报道较为一致。

需要指出的是，柱状岩芯所揭示的古海平面为相对海平面，其海拔高程和变化情况取决于全球（绝对）海平面变化、地壳均衡调整或构造活动、局部海岸过程这三者相互叠加之后的结果，此外，沉积物的压实沉降也会对古海平面位置的判断产生一定的偏差。与同期的全球海平面相比，虽然日照海域的相对海平面要高50 m左右，但两者波动趋势应该是一致的（图10），MIS 3早期至中期海平面应以振荡降低的趋势为主。

在1128年黄河夺淮之前，鲁东南沿海至长江口为障壁海岸^[31]，现代日照海岸也依然是障壁海岸，沙坝、潟湖发育^[2]。比如，从黄家塘湾至海州湾，发育有万平口沙坝—潟湖系统、涛雒沙坝、岚山头的老虎沙咀，等等。从这18个站位岩芯岩性的地理分布来看，砂质岩芯主要分布在海侵沉积区西部20 m等深线以浅或者北部距离日照海岸较近的区域，比如，RLH14和RLH16孔，这类岩芯有孔虫丰度偏低，属种较少，砂层厚度较大，为滨岸沙坝沉积；粉砂质岩芯，比如，RLH18和RLH32孔，位于海侵沉积区东南部离岸较远的区域，上部为较薄的滨海相沉积。根据岩性特征判断，在MIS 3低海平面时期本区也应为障壁海岸。在地理分布上，研究区西部和北部的滨岸沙坝沉积与东南部滨海相沉积呈并置关系，这实际上反映了MIS 3阶段中期的海陆格局。当时的地势应该是西部和北部稍高一些，而东南部较低。与现在的等深线分布相比，北部海域差别较大，推测可能是受到区域构造运动的影响。

根据浅地层沉积相和岩性特征，可将海侵沉积区分为两部分（图11）：1）海侵沉积区西部和北部地势偏高，距离古海岸线近，为MIS 3阶段中期的滨岸环境，沉积物为砂质粉砂和粉砂质砂，可见下伏滨岸潟湖沉积，陆相性显著，上覆滨岸沙坝沉积，有些站位则仅见较厚的沙坝沉积；2）东南部地势偏低，距离古海岸线较远，为MIS 3阶段中期的滨海环境，沉积物以粉砂、砂质粉砂和泥为主，下伏滨岸潟湖沉积，上覆较薄的滨海相沉积。两个分区大致以20 m等深线作为分区的界限。MIS 3阶段海平面波动频繁，古海岸带坡度平缓，水下岸坡可能不太发育。现今水下平原20 m等深线蜿蜒曲折，可能暗示着古海平面在此高程附近停留时间很长。

图  11  南黄海西部日照海域MIS 3阶段中期海侵沉积相的地理分布

Figure 11.  Geographical distribution of facies in transgressive succession during the mid MIS 3 in the transgressive deposit area offshore Rizhao, western South Yellow Sea

上文已提及，MIS 3阶段海平面呈振荡降低的趋势。在MIS 3晚期向MIS 2阶段转变过程中，也出现了明显的海退。然而，在这18个站位的海进沉积序列之上并未观察到明显的海退沉积。我们估计，由于沉积时间所限，海退沉积厚度应该很薄，在末次海侵过程中已被剥蚀破坏掉了。

本区邻接鲁东丘陵，现代日照海岸水下岸坡坡度较大，鲁东丘陵所发育的山溪小河大多为西北至东南流向，因此，古滨岸沙坝的物源可能与这些河流输入的陆源碎屑物质密切相关。Alexander et al. ^[32]曾将日照海域及其周边划为全新世早期古黄河三角洲的一部分，活动期为8 500~7 500 yr B.P.。刘敏厚^[33]推测，可能有从海州湾向东北方向延伸过来的大型古河道经过本区。根据上述分析，我们认为，自34 cal kyr B.P.海退以来，没有证据显示本区有河流相沉积或古三角洲沉积，也就是说，古黄河或其他古淮河流域的大、中型河流未曾流经本区。

在土壤学上，钙质结核又称砂姜，砂姜土在我国北方分布广泛，常见于黄泛冲积平原如淮北平原、苏北平原以及山东半岛平原等地。通常，这类土壤剖面的中上部多发育细小的结核颗粒，即发育较差的雏形钙质结核^[34]，其形成与土壤层中上部的植物根系和孔隙、裂隙有关^[35]。而发育良好的完形钙质结核砾石^[34]，在土壤剖面中出现的位置较深，多见于土壤下部的淀积层，通常聚集成层，甚至是钙质硬磐层。

末次海侵过程中，地表的古土壤层及其下伏的海陆过渡相沉积，在波浪、潮流作用下被侵蚀改造，形成一套海相改造层。由于南黄海西部地形坡度小，海侵速度很快^[36]，海侵层的厚度往往很薄，通常在10~40 cm（表1），砂含量多在60%以上，且含一定量的中粗砂。岩芯剖面可见，海侵改造层常夹杂较大的黄色泥质团块，而改造层之下常见钙质结核被黄色泥土紧密包裹。比如，RLH32孔上部22~26 cm的黄色粉砂层含钙质结核。前者表明，海相改造层源于原地古沉积地层的侵蚀改造，黄色泥质团块为下伏地层的侵蚀残留物质，由于海平面迅速升高导致侵蚀作用停止；而后者则显示了钙质结核的原生状态。事实上，对海侵沉积区18个岩芯剖面的观察都显示，1）钙质结核绝大多数出现于海陆过渡相地层的上部；2）所有海陆过渡相地层顶部的钙质结核都是被黄色泥土所包裹的，而不是与砂质沉积物伴生。这表明，钙质结核产于古土壤层内，包裹钙质结核的沉积物实际上代表了古土壤淀积层，粒度细、黏粒含量偏高。由于古土壤层被部分或者全部侵蚀掉，细颗粒物质被搬运走，使得古土壤自生的钙质结核大量富集。包含钙质结核的黄色泥土层，未见有植物残骸等生物遗迹，除黏土含量偏高之外，与其下伏的MIS 3阶段海陆过渡相沉积难以区分，说明该层位土壤发育程度弱。

土壤钙质结核的形成，与半干旱至半湿润的气候条件密切相关。年均降雨量在500~600 mm以下，且降水量小于蒸发量，有利于中上部土层脱钙和下部钙积层的形成^[37]。末次冰盛期气候寒冷干燥，植被覆盖减少，大气降水量减少，风速增强，大气粉尘浓度高。这一时期的全球平均温度较19世纪要低5.5 ±1.5 °C^[38]，与2013—2017年的平均气温相比，要低6.7±1.5 °C。在东亚，永久冻土带的分布范围向南可到达北京一带。本区在末次冰盛期为半干旱疏林草原，季节变化显著，干湿交替明显，降水量少且集中于雨季，多风，旱季蒸发量大。这种气候条件对于钙质结核的形成非常重要^[37]。雨季降水集中，有利于微生物的活动，促进土壤的发育；富含CO₂的大气降水淋滤土壤层，碳酸钙逐渐转变为Ca(HCO₃)₂，以溶解态形式向下渗入土壤淀积层。旱季蒸发量大，土壤水分蒸发散失，Ca²⁺浓度升高，并发生CO₂脱气作用，碳酸钙析出沉淀，逐渐结晶生长，形成环带状钙质结核。

通常认为，大气粉尘、大气降水和土壤含钙矿物的化学风化是钙质的主要来源^[39]。晚更新世冰期，风成黄土和黄河泛滥所挟带的沉积物，在华北和黄淮一带分布广泛，是华北地区重要的成土母质。黄土中碳酸钙含量较高^[40]，为钙质结核的形成提供了主要物源。对于本区而言，末次冰期风尘黄土沉降^[41]和大气降水的影响可能更为显著。

此外，地形和排水条件也是影响钙质结核形成的重要因素。本区海底地形可分为水深0~20 m的水下岸坡和水深20~30 m的剥蚀平原（图1），在末次海侵之前，其地形应该与现在差别不大。前者与鲁东丘陵相邻接，坡度偏大，后者地势较为平坦。钙质结核主要富集于20 m以深的剥蚀平原，海上沉积物取样作业过程中多次发现，局部海底表面几乎全部被钙质结核所覆盖；而在水下岸坡区域，其分布明显减少，甚至缺失。通常，山坡地带排水良好，土壤发育程度较低；而平原的低洼地带，排水不畅，易出现土壤潜育化现象^[42]。钙质结核的淀积与土壤包气带水和上层滞水的蒸发密切相关，平坦的地形有利于维系上层滞水的稳定存在。

10 kyr B.P.时，黄海海平面大约位于45±5 m等深线附近^[43]。约7 kyr B.P.时，末次海侵形成最大海泛面^[44]。据此推算，本区的海侵过程大约发生在10~7 kyr B.P.之间。本区水下平原位于水深约20~30 m，地势平缓，末次海侵过程中海平面上升很快^[35]，海侵作用的持续时间估计为1 000~2 000年。

海侵作用对地表的剥蚀程度往往难以估算，文献中也鲜有报道，在钻孔研究中通常忽略不计。本区钙质结核分布广泛，大量富集，钙质结核的丰度与赋存层位以及浅地层中纹沼螺AMS ¹⁴C年龄数据等，为我们推测末次海侵剥蚀深度，提供了参照指标。

本区表层沉积物中不仅含有大量细小的钙质结核颗粒，也含有许多较大的钙质结核砾石。由于完形钙质结核产于土壤淀积层，且已大部分剥露，因此，海侵剥蚀厚度可大致认为等同于土壤钙积层的深度。在相邻的黄淮平原土壤剖面中，下部的完形钙质结核土层也发育于晚更新世晚期^[34]，其成土母质为黄土性古河流冲积物，且土壤发育程度较弱。完形钙质结核层深度大多在80~100 cm之间，其上部全新世中期发育的暗色土层厚度约为30 cm^[34]，表土层厚度如果按照10 cm估算，则完形钙质结核土层平均厚度约为40~60 cm。由于土壤钙积层深度与年均降水量具有一定的函数关系^[45]，从形成时代、纬度和区域气候特征来对比，本区水下平原钙质结核土层的发育情况应该与同一纬度的黄淮平原的情况较为类似。如果本区末次海侵前表土层厚度也按照10 cm估算，则末次海侵过程中，水下平原的平均剥蚀厚度大致在50~70 cm左右。

前文已经指出，本区末次海退的时间不晚于34 cal kyr B.P.。扣掉全新世1万年，土壤发育过程估计持续了2.4万年左右。由于冰期成壤作用弱，土壤层发育应该较薄。按照50~70 cm的平均剥蚀厚度推算，其沉积速率仅为2~3 cm/kyr。再以RLH24孔为例，孔深38 cm处纹沼螺的沉积年龄约44 cal kyr B.P.，表层海侵沙席厚度为13 cm，若按60 cm的平均剥蚀厚度估算，扣掉全新世1万年，则3.4万年间沉积厚度为0.85 m，平均沉积速率为2.5 cm/kyr。以上两种估算方法所给出的沉积速率一致。尽管本区陆源碎屑供应非常匮乏，这也是一个很低的沉积速率值。据此推测，其物源供给很可能以末次冰期的风尘沉降为主。当然，我们也应当注意到海侵强度在不同区域所表现出的差异性。总体上来看，50~70 cm的平均剥蚀厚度，应该是一个较为可靠的估计。

南黄海西部日照外海、苏北废黄河水下三角洲以北，海侵沉积地层广泛出露。表层海侵层呈席状，无层理，厚度薄，通常在10~40 cm左右；沉积物为灰色粉砂质砂，以中细砂为主，砂含量通常在60%左右，夹杂有大小不等的钙质结核砾石以及或多或少的贝壳碎片，有时可见较大的黄色泥质团块。该层是末次海侵过程中海洋动力对地表侵蚀改造的结果。

海侵沙席之下为海陆过渡相沉积，包括滨岸潟湖相、沙坝相和滨海相等细分类型。18个站位柱状岩芯的微体古生物鉴定显示，这些海陆过渡相沉积层均含有底栖有孔虫和介形虫，但两者的丰度和分异度空间分布变化较大。底栖有孔虫组合几乎都以A.beccarii vars.为优势种，其他常见种为E.magellanicum、C. subincertum、T. foliacea、E. advenum、P. tuberculatum、C. annectens和P. nipponica等。这些属种均为广盐滨岸浅水种，指示滨岸浅水沉积环境。从沉积相和介形虫组合垂向分布来看，地层下部多为滨岸潟湖相，陆相介形虫占优势，属种单调，地层的陆相性明显；从下向上，陆相种逐渐减少，而海相种逐渐增多，同时伴随有孔虫分异度的升高，地层的海相性增强，逐渐过渡为滨岸沙坝或滨海沉积。据此判断，这套地层为海进沉积，是MIS 3阶段海平面低位波动过程中所形成的沉积旋回，从下向上，其垂向层序可划分为两个序列：1）滨岸潟湖—沙坝沉积或仅见沙坝沉积，2）滨岸潟湖—滨海沉积。我们推测，海进沉积序列之上应该还有一套海退沉积，对应于MIS 2早期的末次海退过程，但由于其厚度较薄，在末次海侵过程中已被剥蚀掉了。

根据沉积物粒度特征，可将这18个站位的岩芯归为砂质和粉砂质两类。沉积物岩性与沉积相之间也具有良好的对应关系。砂质岩芯沉积物为砂质粉砂和粉砂质砂，粒度较粗，对应于滨岸潟湖（下）—沙坝（上）沉积或沙坝沉积；粉砂质岩芯沉积物以粉砂、砂质粉砂和泥为主，粒度较细，互层发育，对应于滨岸潟湖（下）—滨海相（上）沉积。

这些海陆过渡相沉积物以黄色为主，有机碳平均含量仅0.1%左右，S元素含量平均约400×10^-6，这些证据也表明，沉积物曾经历过反复暴露和氧化。潟湖相中的淡水纹沼螺AMS ¹⁴C年龄显示，这套地层沉积年代为MIS 3阶段的中期或中早期，当时的海平面波动区间主要位于现今海平面以下20~31 m。

根据沉积相和沉积物粒度分布，可将海侵沉积区分为两部分：1）海侵沉积区西部和北部地势偏高，距离古海岸线近，为MIS 3阶段的滨岸环境，沉积物为砂质粉砂和粉砂质砂，可见下伏滨岸潟湖沉积，陆相性显著，上覆滨岸沙坝沉积，有些站位则仅见较厚的沙坝沉积；2）东南部地势偏低，距离古海岸线较远，为MIS 3阶段中期的滨海环境，沉积物以粉砂、砂质粉砂和泥为主，下伏滨岸潟湖沉积，上覆较薄的滨海相沉积。两个分区大致以20 m等深线作为分区的界限。MIS 3阶段海平面波动频繁，古海岸带坡度平缓。现今水下平原20 m等深线蜿蜒曲折，可能暗示着古海平面在此高程附近停留时间很长。

本区表层沉积物中的钙质结核形成于末次冰盛期，其中一大块扁平状结核砾石的实测AMS ¹⁴C年龄为25.8~25.4 cal kyr B.P.。部分岩芯剖面依然保留着钙质结核的原生状态，其所赋存的原生层位应为土壤下部的淀积层，成土母质为晚更新世MIS 3阶段的黄色海陆过渡相沉积物，土壤发育程度弱。表层钙质结核的大量富集，可能意味着末次海侵过程中的海洋动力足以剥露至土壤剖面下部的钙积层。将本区钙质结核的层位与相邻的黄淮平原土壤剖面作横向对比，并以纹沼螺AMS ¹⁴C年龄做验证，粗略估算末次海侵过程中本区水下平原的平均剥蚀厚度约为50~70 cm。