中海大海洋地质学课件第5章大陆架地质-2第十四讲

1海洋地质学(第十四讲）2第五章大陆架地质海洋地质学3第五章大陆架地质5.1大陆架地质概况5.2控制陆架沉积作用的因素5.3陆架碎屑沉积

5.4陆架碳酸盐沉积5.5东海陆架沉积模式45.3陆架碎屑沉积1、陆架碎屑沉积的分类2、潮流作用下的砂质沉积3、风暴作用下的砂质沉积4、洋流作用下的砂质沉积5、泥质沉积54、泥质沉积

陆架泥质沉积是陆架沉积的另一突出特征，通常发育在现代陆架的弱沉积动力环境，是悬浮细颗粒沉积物的堆积场所，也是相关物质如碳和氮等的“汇”。陆架泥可形成泥质海岸、近岸泥带、内陆架泥带、外陆架泥带及三角洲外陆架泥席等。5.3陆架碎屑沉积130m6

（1）泥质海岸——泥质海岸主要出现在有巨大陆源物质供应河口区周围，如密西西比河河口、亚马逊河河口西北、黄河河口等。这些河流向河口及邻近海区输入了巨量的悬浮沉积物。亚马逊河三角洲4、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积黄河三角洲7

（2）近岸泥带——近岸泥带出现在水深5—26m范围内，由海岸砂质沉积逐渐过渡为砂质泥和泥沉积，其分布特征符合沉积物分异作用原理。再向外海陆架则为典型的残留砂沉积。4、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积8

（2）近岸泥带——在中国黄海和东海都存在有近岸泥带沉积，主要分布在黄河口和长江口附近。如，长江口以南的闽浙泥质沉积带。闽浙泥质带4、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积94、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积长江口外表层沉积中粘土和粉沙粒级组分百分含量分布图粉沙粘土10

（3）内陆架泥带——当陆架区波浪能量较高时，近岸泥带向外海迁移，形成内陆架泥带，近岸带则为一宽广的以波浪作用为主的砂质沉积带。通常见于陆架狭窄或坡度较大的陆架区，如南非以西、澳大利亚东南及华盛顿陆架等。4、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积11

（4）外陆架泥带——外陆架区悬浮沉积物浓度一般都很低，多数外陆架区主要是粗—中粒的残留砂沉积，只有很少的外陆架区（陆架狭窄）被泥覆盖，如墨西哥湾西北陆架和俄勒冈陆架等。4、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积墨西哥湾俄勒冈陆架12

（5）三角洲外陆架泥带——在许多发育大三角洲的陆架，特别是热带的大河三角洲，整个陆架常被泥覆盖，甚至到达陆坡范围。如恒河、印度河、密西西比河和亚马逊河等大河的三角洲。恒河密西西比河印度河亚马逊河4、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积13

中国黄、东海陆架的泥质区呈斑块状分布，但各斑块泥质区的成因有所不同，其中有的甚至是多年来一直争论未决的科学问题。4、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积14

长江口外的泥质沉积区和闽浙泥质沉积带显然是长江入海悬浮细颗粒沉积物沉积的结果，其中的闽浙泥质沉积带应该是受到了沿岸流系的作用或搬运。4、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积154、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积P-N断面A-断面表层底层164、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积

关于其它泥质区的成因，目前仍有许多争议，首先是物源是哪里？来自河口陆源？还是来自外陆架沉积物的再悬浮、搬运和沉积？其次是动力机制是什么？174、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积

早在1984年，胡敦欣就提出黄、东海陆架区的泥质沉积是黑潮及其分支形成的上升流作用的结果。也有人认为是环流搬运、并在蜗旋区沉积的结果。18

总之，中国黄、东海陆架的泥质区呈斑块状分布，除了与物源及海底地形有关外，可能还与海流系统有着密切的关系。4、泥质沉积5.3陆架碎屑沉积195.3陆架碎屑沉积5、陆架碎屑沉积的一般模式

现代陆架是在末次冰期以来、海平面快速上升的背景下发展和形成的，尽管不同地区的陆架所处的大地构造环境、海洋动力特征、陆源物质输入等因素上存在差异，但是其基本沉积特征相似，可以分为现代沉积体、过渡沉积体和残留沉积体三个部分。再变粗20第五章大陆架地质5.1大陆架地质概况5.2控制陆架沉积作用的因素5.3陆架碎屑沉积5.4陆架碳酸盐沉积5.5东海陆架沉积模式215.4陆架碳酸盐沉积

世界大部分陆架的现代沉积以陆源碎屑为主，但现代碳酸盐沉积在世界陆架的某些地区仍占优势，如在陆源碎屑供给率很低而生物生产率高的陆架区，碳酸盐沉积占优势。现代陆架多数碳酸盐是生物成因的，它们或是生物的骸骨，或是生物活动的间接产物。225.4陆架碳酸盐沉积

海洋中生物生产力的高低由许多因素控制，一般从高纬度到低纬度随阳光照度的增加而增加。在某些海区，由于上升流给海水带来大量营养物质，从而促进生物的生产力。23

陆架碳酸盐矿物主要为方解石、高镁方解石、文石和白云石。方解石和高镁方解石——(Ca,Mg)CO3],属三方晶系。方解石中类质同象代替钙的镁含量达1%者，称之为高镁方解石。1、陆架碳酸盐矿物5.4陆架碳酸盐沉积24

许多生物骨骼的矿物成分为高镁方解石，Mg含量达1%的较常见，但红藻、底栖有孔虫、海绵、八射珊瑚、棘皮动物的某些种属克分子百分含量可达15%，甚至30%。1、陆架碳酸盐矿物5.4陆架碳酸盐沉积冲绳海槽的鲕粒状方解石25

文石——文石与方解石成分相近，晶体结构不同，属斜方晶系。在一些生物壳体中却是主要矿物，是现代钙质生物骨屑、鲕粒、灰泥的重要组成部分。现代文石质壳体中的Ca很容易被Sr及少量的Na和Mg所替换。1、陆架碳酸盐矿物5.4陆架碳酸盐沉积26

文石中微量元素的分配系数（主要是Sr/Ca比值）是生物生存物理化学条件的函数。某些文石骨骼中的Sr2+/Ca2+比值与水温呈负相关。因此文石骨屑中的Sr/Ca比值可做为古环境分析的重要指标。1、陆架碳酸盐矿物5.4陆架碳酸盐沉积27

文石不稳定，易转变为方解石。更新世的文石壳体已部分地发生这种转变，并产生了特征的组构：或者呈新生变形晶体（假亮晶）但保存了文石母体的残余固体或液态包裹体；或者因原有文石已完全溶解，呈充填空隙的亮晶。1、陆架碳酸盐矿物5.4陆架碳酸盐沉积28白云石[CaMg(CO3)2]

晶体结构中阳离子层为交互的镁离子层和钙离子层。白云石有三种：(1)近理想白云石，由较大单晶组成，质纯而均匀，多产于古代地层中；(2)普通白云石，即常见的沉积白云石;(3)现代白云石，富钙，由微晶组成的集合体。1、陆架碳酸盐矿物5.4陆架碳酸盐沉积29

Lees(1975)综合了全球砂粒级和较粗粒级碳酸盐沉积物在水深小于100m海底沉积中的分布，分为骸骨颗粒组合和非骸骨颗粒组合两大类。2、陆架碳酸盐沉积物的类型与分布5.4陆架碳酸盐沉积30(1)骸骨颗粒组合——“温水”碳酸盐组合中的生物主要有：(1)动物：软体动物，底栖有孔虫、棘皮动物、苔藓虫、藤壶、介形虫、钙质海绵骨针、蠕虫管和非造礁珊瑚；(2)植物：钙质红藻。各种组分出现的范围是不同的，软体动物和底栖有孔虫普遍存在，棘皮动物和苔藓虫也较常见，其他的组合则偶尔出现。这一组合又称为有孔虫—软体动物组合。2、陆架碳酸盐沉积物的类型与分布5.4陆架碳酸盐沉积31

(1)骸骨颗粒组合——“暖水”碳酸盐组合中包括“温水”碳酸盐组合中的几乎所有生物，其特点是含有大量造礁珊瑚组分和钙质绿藻，但缺少藤壶，苔藓虫也较少。这一组合又称绿藻—珊瑚组合。2、陆架碳酸盐沉积物的类型与分布5.4陆架碳酸盐沉积32(2)非骸骨颗粒组合——该组合按颗粒类型主要分为球粒和鲕粒—颗粒集合体两种。鲕粒—颗粒集合体组合基本上限于绿藻—珊瑚组合分布区，而球粒组合可一直扩展到有孔虫—软体动物组合分布区。2、陆架碳酸盐沉积物的类型与分布5.4陆架碳酸盐沉积33绿藻—珊瑚组合和非骸骨颗粒组合的分布主要受温度所控制，大都局限于赤道两侧纬度30º以内的海区。因为绿藻—珊瑚组合只分布于近表层最低水温超过14—15º的海区，而有孔虫—软体动物组合能忍耐的温度要低得多，但在一些最低温度超过15º的海区也有发现。3、控制碳酸盐分布的主要因素5.4陆架碳酸盐沉积34

非骸骨颗粒组合也与水温有关，只出现在最低温度超过15ºC和平均水温超过18ºC的海区。在海水盐度低于正常大洋盐度值的海区，有孔虫—软体动物组合的出现并不遵循温度变化的规律。因此，盐度也是一个非常重要的控制因素。3、控制碳酸盐分布的主要因素5.4陆架碳酸盐沉积35

对于非骸骨颗粒组合，盐度的控制作用较为重要，即使温度很高，鲕粒—颗粒集合体组合仅存在于盐度超过35.8‰的区域。球粒组合与缺乏非骸骨颗粒分布的界限，则显示了明显的温度和盐度互相补偿作用。但是如果盐度很低。即使最高温度和盐度都很高，也不会出现球粒组合。3、控制碳酸盐分布的主要因素5.4陆架碳酸盐沉积鲕粒—颗粒集合体鲕粒—颗粒集合体36

对于骸骨颗粒，当最低温度超过15ºC和最高温度超过26ºC时，在控制绿藻-珊瑚组合与有孔虫—软体动物组合的分界上，温度和盐度是互相补偿的，即高温补偿低盐或高盐补偿低温。因此，有孔虫—软体动物（温水)组合可以出现在盐度低的低纬海区（绿藻—珊瑚组合不能形成）。在超盐度的环境中，存在有绿藻组合。3、控制碳酸盐分布的主要因素5.4陆架碳酸盐沉积37

除了粗粒碳酸盐外，陆架上还存在细粒的碳酸盐泥(<60μm)。例如大巴哈马滩的文石泥以及南佛罗里达陆架的碳酸盐泥等。4、碳酸盐泥5.4陆架碳酸盐沉积38

关于陆架碳酸盐泥的成因至今仍存在着争议。但是，不可否认的事实是，碳酸盐泥主要来自生物组分、软体动物骸骨的破碎物。而在绿藻—珊瑚组合区中，则主要来自绿藻和珊瑚的破碎物质。说明碳酸盐泥应主要是生物沉积作用的产物，非生物的沉积作用很可能只发生在鲕粒—颗粒集合体形成的区域内。4、碳酸盐泥5.4陆架碳酸盐沉积39在中国邻海陆架海区，碳酸盐沉积主要分布在南海陆架区，主要是由生物壳体或碎屑组成的骸骨颗粒。在渤黄冬海陆架区，碳酸盐组分有：骸骨颗粒、陆源碳酸盐矿物颗粒、钙质结核、自生碳酸盐矿物等,其分布通常都与河口和泥质沉积有关。5、中国海陆架碳酸盐（矿物）的分布5.4陆架碳酸盐沉积40

在渤海，碎屑方解石的高含量分布区位于黄河口周围。在这里，也有少量陆源白云石矿物分布，说明碳酸盐矿颗粒主要是黄河搬运入海的陆源物质。5、中国海陆架碳酸盐（矿物）的分布5.4陆架碳酸盐沉积415、中国海陆架碳酸盐（矿物）的分布5.4陆架碳酸盐沉积

在黄海，碎屑方解石的高含量分布呈斑点状，但主要是位于老黄河口区周围。说明方解石矿物仍然主要是来自黄河搬运入海的陆源物质，只是经过了长期改造而已。425、中国海陆架碳酸盐（矿物）的分布5.4陆架碳酸盐沉积

在东海，碎屑方解石的高含量分布位于长江口附近的江、浙、闽沿岸地带，大体与长江口附近的泥质沉积带一致，说明物源是长江入海物质。在外陆架的残留沉积区广泛分布有贝壳碎屑和钙质结核等碳酸盐沉积物。43第五章大陆架地质5.1大陆架地质概况5.2控制陆架沉积作用的因素5.3陆架碎屑沉积5.4陆架碳酸盐沉积5.5东海陆架沉积模式441、沉积动力环境5.5东海陆架沉积模式

在东海陆架区，影响沉积物分布的主要水动力环境因素包括：波浪（风暴浪)、潮汐(流)和海流(包括海洋环流和沿岸流）。此外，注入渤黄东海的两大世界级河流——黄河与长江也影响到河口、乃至内陆架区沉积物的分布。451、沉积动力环境5.5东海陆架沉积模式

近岸和内陆架沉积物的分布主要受到波浪和潮汐作用的影响，潮流作用塑造了中陆架区潮流沙脊沉积地貌，海流在局部泥质沉积物的分布上可能起着主导作用，风暴浪几乎可以影响到整个陆架区沉积物的分布，黄河和长江冲淡水以及异重流主要影响河口区沉积物的搬运与沉积。462、沉积物的横向分布5.5东海陆架沉积模式

东海大陆架地势宽阔平缓，新生代盆地通常都已充填了近代沉积。除了现代沉积动力条件塑造的地形地貌（如水下三角洲、潮流沙脊和冲蚀沟槽等）外，没有大的起伏变化。诚如先前所述，中国东海陆架区表层沉积物主要包括两大类：现代沉积和残留（变余）沉积。472、沉积物的横向分布5.5东海陆架沉积模式

在近岸带、河口三角洲、以及部分内陆架海区，主要分布有现代沉积，这是在现行水动力环境条件下沉积物经过搬运和沉积作用所形成的沉积物分布格局。现代沉积物的粒度分布表现出自陆向海，粒度逐渐变细的沉积作用分异规律。482、沉积物的横向分布5.5东海陆架沉积模式

在中、外陆架海底，主要分布有残留沉积或变余沉积，这些沉积物粒度较粗，其分布不符合现行弱的水动力环境条件。尽管不排除现行水动力因素（风暴浪、潮流和海流等）的改造，但主要是在末次冰期低海面时近岸滨海环境条件下的产物。492、沉积物的横向分布5.5东海陆架沉积模式

在大的沉积物分布格架上，呈斑块状分布有泥质沉积，其中河口近岸带的泥质沉积区（浙闽近岸泥质沉积带）是现代入海河流和沿岸流共同作用的结果。分布在中、外陆架的泥质沉积区可能主要是海洋环流作用的结果，其物源除了来自陆地河流外，可能还有残留沉积区再悬浮、搬运沉积的细颗粒物质。505.5东海陆架沉积模式

选择具有代表性的岩芯剖面和重点岩芯，分析其沉积物组成及其在岩芯沉积层序中的分布，旨在分析陆架地区的沉积环境演变。3、近代沉积层序51525.5东海陆架沉积模式

(1)长江河口区现代沉积——长江口外的岩芯剖面：位于河口现代水下三角洲平原的1站、S23和S8站表层沉积物都是由细沙组成，向外到三角洲前缘和前三角洲的S9和S10站表层沉积物则逐渐变为由粘土质粉沙和粉沙质粘土，粒度逐渐变细，符合现代沉积物的分选规律。3、近代沉积层序535.5东海陆架沉积模式

（1）长江河口区现代沉积——在长江口现代沉积以外的D9和D10岩芯上部是由粉沙质沙和粉沙组成，该两站位已位于陆架残留沉积的改造砂沉积区。沉积物分选好，含有少量贝壳碎片。D8岩芯大体位于现代沉积和残留改造沉积之间的过渡带，是由沙-粉沙-粘土组成的混合沉积。3、近代沉积层序545.5东海陆架沉积模式

（1）长江河口区现代沉积——就S23岩芯讲，柱状样具3层结构。上部为细砂(MdΦ为3.15Φ)，分选很好；中部为粉砂(MdΦ为5.25Φ)，分选好；下部为黏土质粉砂(MdΦ为7.36Φ)，分选差。可以看出：由下往上，沉积物粒度由细变粗，3层结构组成一个反向沉积韵律，反映了推进型三角洲沉积的特点。3、近代沉积层序细砂粉砂粘土质粉砂S23岩芯555.5东海陆架沉积模式

（2）中陆架沉积——采自中陆架、缺乏现代沉积沙质区的3178岩芯（水深66.2m)。垂向层序表现为大的三层结构，其间夹有两个厚约8cm的泥炭层。3、近代沉积层序565.5东海陆架沉积模式

（2）中陆架沉积——顶部0～64cm

为褐灰、灰色粘土质砂和砂一粉砂一粘土，含破碎的生物贝壳，磨蚀强烈。为强水动力条件下形成的高能滨海相沉积，在现今水动力条件下被改造，形成不具层理的混合沉积，即所谓的变余沉积。3、近代沉积层序575.5东海陆架沉积模式

（2）中陆架沉积——64～72cm段为黑色泥炭层，未见植物残骸，14C测年结果为距今1.2万年左右。向下到96cm处为深灰色砂—粉砂—黏土。其中的泥炭层应该是全新世初海侵过程中的泻湖沼泽湿地沉积。3、近代沉积层序585.5东海陆架沉积模式

（2）中陆架沉积——96～300cm为深灰色粉砂质黏土，中间(197～205cm)夹有黑色泥炭层，见片状植物纤维，夹灰色粘土粉砂薄层。反映了近岸弱动力环境条件下的滨海相沉积，并表明海平面的波动变化。3、近代沉积层序595.5东海陆架沉积模式

（2）中陆架沉积——300～400cm为深灰色粉砂，分选好，代表了较强水动力条件下的滨海相沉积。3、近代沉积层序605.5东海陆架沉积模式

（2）中陆架沉积——在该岩芯中，自下而上，沉积物粒度总体上由粗变细，表现为正常沉积韵律，反映了海进（海平面上升）层序。在海平面上升过程中，曾有过波动。但在后期，海平面上升较快，上层的近岸滨海相沉积至今并没有被掩埋，而是遭受了现行水动力环境条件的改变。3、近代沉积层序615.5东海陆架沉积模式

（3）外陆架沉积——在穿过内、外陆架分界线(-60m)的岩芯剖面上，近代沉积较均一，基本上都是由沙、粉沙和细沙组成，只是在水深较大处的岩芯表层有部分泥质沉积。反映了在变余沉积的基础上，混合了现代深水条件下的细粒沉积。3、近代沉积层序624、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（1）纵向地层——在东海陆架区，目前所钻取到的岩芯自下向上主要包括：中更新统上部(未见底）、上更新统和全新统地层，即：自距今约13万年以来的沉积地层。634、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（1）纵向地层——采自长江水下三角洲的CJ-4岩芯长50m左右。底部是叉道河床与湖泊沼泽相沉积，年龄在2.05万年左右。向上基本上都是浅海环境下形成的粉沙或粉沙质粘土沉积。644、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（1）纵向地层——说明CJ-4岩芯处在距今约2.05万年的末次冰盛期时为陆地，后来由于海平面快速上升，其上覆盖了浅海环境下形成的粉沙或粉沙质粘土沉积。654、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（1）纵向地层——EA1岩芯采自东海外陆架,水深67.1.m。岩芯长60.11m。岩芯底部底层年龄为11.4万年，属于晚更新世早期。值得注意的是全新世沉积（距今1.15万年以来）只有0.35m。664、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（1）纵向地层——东海外陆架迄今主要保留了晚更新冰期低海面时的滨浅海沉积。全新世以来海面上升很快，早期的沉积物没有被后来的沉积所覆盖。在全新世以来的1万多年里，沉积速率十分缓慢，或者说基本上没有沉积。表层的含贝壳沙质沉积应是原来滨浅海沉积的改造产物。674、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（2）中深层地层结构——根据地震资料，在东海陆架海底以下约3000m深范围内的地层划分为4个地震层序，即第I、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ地震层序。IIIⅣIIITgT02T11684、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（3）中深层地层层序——

Tg为强相位的地震反射波界面，起伏大、连续性差，在盆地基底的隆起部位均清晰可辨，但往南在凹陷区域因其深度过大不能追踪。因此，Tg界面是黄海与东海北部的基底反射界面。IIIⅣIIITgT20T11694、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（3）中深层地层层序——T20反射层在东海陆架北部（29°N以北)近于水平、略有起伏，连续性较好。T20界面下伏地震层序常为褶皱形态，上覆地震相多为平行反射结构。T20界面与下伏地层呈明显不整合接触。经与钻孔资料对比，T20反射层为上新统与中新统之间的界面（5.3MaB.P)。704、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（3）深层地层层序——T11反射界面埋深浅，略有起伏，与下伏地层呈平行不整合关系。在东海陆架的中北部(28°-32°N)，该反射界面呈近水平状，略有起伏，与T20反射波基本一致，呈西北浅、西南较深的趋势，连续性较好，与下伏地层呈假整合关系。714、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（3）中深层地层层序——T11反射界面相当于更新统与上新统之分界面(1.8MaB.P)，是东海新生代地质史发展中最近一次构造运——冲绳海槽运动造成的不整合面。但由于此次构造运动发生在东部海槽地区，对东海盆地影响极小，故在包括本区在内的东海盆地内不存在地层不整合接触关系，多为假整合。724、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（3）中深层地层层序——SE120°T11T20NE30°T11T20T11和T20界面自中陆架向东南方向的陆架外缘上翘，向东北方向埋深加大。734、纵向地层与沉积环境演化——（3）中深层地层层序5.5东海陆架沉积模式东海陆架上新统底界(T20界面)深度图(m)744、纵向地层与沉积环境演化——（3）中深层地层层序5.5东海陆架沉积模式754、纵向地层与沉积环境演化——（3）中深层地层层序5.5东海陆架沉积模式

综合地震（包括前地层剖面）和钻孔资料，可以看出，自晚更新世以来，东海陆架（特别是内陆架）地层的沉积层序为（自下向上或由早到晚）海相沉积→河流斜交前积相→陆相→海相→河流湖泊相→海相→三角洲相（滨岸带）、潮流沙脊相（内、中陆架）和残留变余沉积（中、外陆架）。764、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（4）沉积环境演化——自上新世（5.3MaB.P）以来,虽然菲律宾板块的俯冲与挤压作用仍然影响着欧亚大陆边缘，但是东海陆架区整体结束了“削岭填盆”阶段，进入区域沉降阶段。上新世早期，东海陆架区以平原河流相沉积为主；中期主要为海陆交互相沉积；晚期则变为浅海相沉积。由于地形和物源供应的差异，在陆架各个局部区域之间存在有一定的差异。774、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（4）沉积环境演化——进入第四纪以来，海相与陆相的交替沉积成为东海乃至整个中国东部陆架区的沉积特征。海平面升降变化成为控制陆架沉积的主要因素。在这期间，东海陆架一直处于较快的区域性沉降中，造成沉积厚度明显大于黄海。陆相陆相陆相陆相陆相海相海相三角洲潮流沙脊海相784、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（4）沉积环境演化——在早更新世（1.8—0.78Ma)和中更新世（0.78—0.12Ma）期间，东海陆架都至少经历了两次海平面升降变化；晚更新世（126—11.5Ka)是中国近海陆架频繁变迁的重要时期，东海陆架至少经历了三次大的海平面变化。794、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（4）沉积环境演化——距今128ka，晚更新世早期开始，进入末次间冰期，气候转暖，气温回升，海面逐渐升高，发生了向陆方向的海侵。整个东海陆架被海水淹没，形成正常的浅海环境。804、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（4）沉积环境演化——在距今约75ka进入末次冰期早期，气候变冷，海水退出东海西部海区。海岸线在125°E（现-60m等深线）附近徘徊。在东海西部形成以河湖相为主陆相沉积。在海岸线附近形成海陆过渡相—浅海相沉积。814、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（4）沉积环境演化——距今35-23ka为末次冰期亚间冰期，相当于氧同位素3期。气候逐渐回暖，海面上升，东海陆架再次为海水淹没。形成滨海、内浅海—浅海沉积。824、纵向地层与沉积环境演化5.5东海陆架沉积模式

（4）沉积环境演化——距今23-10ka为末次冰期晚期，相当于氧同位素2期。