渤海湾西岸作为现代沉降海岸堆积区，第四系厚度一般达300～400 m(李应培，1965)。上世纪70年代中后期，古地磁技术开始应用于钻孔地层研究，得以确定地层年代。除去北京山前平原凹陷区，总结上世纪末华北平原已有的古地磁资料(王强等，2003)，结合近10年来天津、冀东地区钻孔磁性地层学研究进展 (赵长荣等，2003;姚政权等，2006;肖国桥等，2008;施林峰等，2009;胡云壮等，2014)，可以确认冀东平原滨海的南堡凹陷地区 (李华梅和王俊达，1983;袁桂邦等，2014)，是目前中国北方沿海平原沉降最大的地点。

与此同时，渤海湾也是新构造运动相对活跃的地区，除差异构造沉降外，在部分地区第四系松散沉积物中亦发现火山岩类堆积。渤海湾盆地在新生代拉伸应力场成盆过程中，可能有来自深层的动力过程 (李三忠等，2010)。由此，河北海兴小山火山活动受到了关注。

本次研究在小山凝灰岩丘西南翼施工的500 m深CK3孔，系1︰25万黄骅幅区调项目标准孔，揭露了4期火山堆积物，其中一层为玄武岩;60 m以上见3期海侵沉积地层，构成了沉降海岸区有玄武岩层位的洪泛—湖泊—火山—海侵—海退层序，为磁性地层研究和区域古地理演化研究提供了理想材料。

1 区域地质背景

1.1 研究区概况

渤海湾西岸在大地构造位置上属华北坳陷区，其中包括冀中坳陷、沧县隆起、黄骅坳陷、埕宁隆起和济阳坳陷等三级构造单元 (图1)(武汉地质学院北京研究生院石油地质岩相组和大港油田石油勘探开发研究院勘探室岩相组，1987;河北省地质矿产局，1989;大港油田地质志编辑委员会，1991);黄骅坳陷、埕宁隆起、济阳坳陷与渤中坳陷、下辽河坳陷又构成中新生代裂谷型的渤海湾盆地 (翟光明，1990);进入第四纪后，该地区仍保持差异沉降的特征。

小山位于海兴县城东北3 km远处滨海平原上，东距渤海湾约23.5 km，火山残丘高出地表约30 m，山顶高程35.1 m(冯金良，1997)，呈向南开口的椅状隆丘，东翼、北翼高于西翼，且出露较好，西翼大部伏于地表之下;东翼、北翼地表所见火山堆积主要为岩屑凝灰岩、沉凝灰岩、凝灰质砂层与黏土层等，仅局部略见玄武岩体。结合区域钻孔地层所见，邵时雄等 (1983，1984)对河北平原东部火山活动期次和火山岩类型、特征以及相关的新构造运动进行了总结;但是由于没有专门钻孔的磁性地层学和其他更详细的内容，故而小山火山未纳入《中国火山》(刘嘉麒，1999)专著。20年前小山椅状隆丘西南翼钻孔7.3～7.4 m凝灰岩上覆泥炭沉积获14C测年6300±80 a BP数据①王强，宋大伟，王建芬，等.1993.天津平原地区第四系沉积结构与地下水赋存条件.天津地质矿产研究所，内部资料.，近期在该火山口东翼露头与钻孔剖面岩屑凝灰岩中获得37±6.7 ka至46±16 ka的6个 ESR测年数据(尹功明等，2013)，从而显示火山隆丘西南翼地表下是正常沉积地层，其东北方向1 km余的东翼隆丘是MIS 3时期火山喷发形成的。

1.2 第四纪磁性地层学研究

华北平原区东部钻孔磁性地层研究始于1970年代末河北省境内衡水钻孔工作 (李华梅等，1977)。随后发表有河北省和天津市等地钻孔研究成果 (陈望和和倪明云，1987;张志良，1988;王淑芳和王云生，1991;王强等，1992);其中海兴地区古地磁学研究，包括小山近正南方向约10 km的辛集沧13孔 (张宏才等，1978)以及再向西南约12 km的高湾7-17孔 (陈望和和倪明云，1987)，但这2个钻孔样品采样密度过低，很难使用其结论。

与海兴地区所在埕宁隆起相邻的黄骅坳陷钻孔古地磁工作较多，冀东柏各庄农场Ba3(柏3)孔研究 (李华梅和王俊达，1983)，显示南堡凹陷地区构造沉降较大;随后天津汉沽沿海大神堂HG1孔测试，确定B/M界线在200 m，M/G界线在410 m，显示黄骅坳陷内部第四纪期间向北东方向倾斜 (王强等，1992);近期南堡凹陷曹妃甸生态城Bg10孔研究，确定B/M界线在162.3 m，M/G界线在477.7 m(袁桂邦等，2014)，证实了此前认识。

近10年来沿海地区又有多个钻孔古磁性地层学研究的报道，无论是样品采样密度还是测试质量都有了很大进展。

天津市区以南BZ2孔位于沧县隆起上，孔深203.60 m，56.2 m即为0.78 Ma的 B/M界线，第四系底界M/G界线仅在164 m深度 (姚政权等，2006);沧东断裂以东、黄骅坳陷西斜坡上、大港区北部中塘BZ1孔，孔深204.41 m，B/M界线为102.43 m(肖国桥等，2008)。依据这2个钻孔构成的北西—南东向剖面线对比，判断其B/M界线埋深差异，是2个构造单元之间的沧东断裂第四纪以来活动所致 (陈宇坤等，2008)。同样位于黄骅坳陷西斜坡的大港区南部小王庄CQJ4孔，孔深500 m，B/M界线位于74.0 m，M/G界线位于340.0 m(施林峰等，2009)。大港区东南端歧口凹陷马棚口村西BQ1孔，孔深95.16 m，未钻遇B/M界线 (赵长荣等，2003)。在渤海海域渤中凹陷-25 m水深处施工的BH08钻孔中，B/M界线位于125.66 m(Yao et al.，2014)，成为与渤海湾西岸对比的新基点。

1.3 海侵层序列研究

渤海湾西岸在新近纪晚期以来就是河湖相为主的沉积环境，第四纪晚期发生3期海侵 (李应培，1965)。20世纪70年代，借助河北省沧州地区与天津市大规模农田供水钻探的几十个钻孔第四纪研究，证实了前述华北新近纪以来河湖相沉积为主的认识，确定大规模海侵发生在间冰期，由此提出海侵期次的划分;嗣后，随着工作的深入、认识的提升以及与沉积学的密切配合，将海相微体生物标本丰富、沉积特征确切的3期海侵地层划归入晚更新世以来 (王强等，1986)，结合局部下切河谷地区综合总结，可见其底板埋深大致在60 m上下或60～70 m深度内 (王强和李从先，2009)，仅冀东曹妃甸地区区域构造沉降较大、晚更新世以来海侵层埋深较大 (汪品先等，1981;李元芳等，1982;胥勤勉等，2011)。

2 CK3孔基本情况及沉积特征

河北海兴县小山区域构造位置处于埕宁隆起之上，CK3孔位于火山丘西翼南端，孔深500.25 m，岩心采取率为95.7%;砂层累计厚度仅有83.9 m，以致全孔测井曲线少有起伏，其余多为黄棕色、棕褐色泛滥平原相黏土质粉砂、粉砂质黏土或黏土沉积，少见棕灰色—灰绿色湖相细粒沉积，连续且最厚的浅灰色沉积物仅出现在108.9～110.0 m，由此判断该孔在地质时期长期处于较高地貌部位。孔深约60 m以内自上而下见有相当区域MIS(海洋氧同位素)1、3、5的3期海侵层，深度分别为3.21～13.14 m、21.20～30.89 m和56.12～59.10 m，以及其间的泛滥平原沉积。全孔见有4期火山活动堆积，深度分别为13.14～16.18 m，33.37～48.02 m，145.80～154.05 m及222.16～233.80 m。依据岩性特征，结合自然电位 (SP)、侧向视电阻率 (LRt)和自然伽马(γ)测井曲线、平均粒度曲线反映的粒序、沉积旋回，可将该孔从上到下大致划分为22大层:

1)0～3.21 m:以浊黄橙色、亮黄棕色粉砂为主;上部见有大量现生芦苇根系、洞穴及氧化斑点，系近代洼地沉积;中、下部夹薄层状浊黄棕色黏土，黏土中含少量铁锰质结核，为泛滥平原沉积。

2)3.21～13.14 m:自上向下依次为浊黄棕色—黄灰色—灰色有机质黏土，多见生物扰动构造，中部 (图2-a)多见海相贝壳碎片 (中华青蛤Cyclina sinensis(Gmelin)、中国不等蛤Anomia chinensisPhilippi、光滑河篮蛤 Potamocorbula laevis(Hinds)等)，为淤泥质潮坪沉积;下部9.05～13.14 m以灰色有机质黏土为主，其中9.2～9.3 m和11.90～11.97 m为基底泥炭层 (图2-b)，下伏滨海湖沼沉积。

3)13.14～16.18 m:灰橄榄色玄武质沉凝灰岩 (图3-a)，半固结，发育水平层理。

4)16.18～31.89 m:上部16.18～21.20 m以黄棕色—黄灰色黏土、黏土质粉砂、粉砂为主，粉砂层发育水平层理，为河流泛滥沉积，相当末次盛冰期地层;中部21.20～30.89 m灰色黏土中发育潜穴，见少量海相贝壳碎片，系高潮坪沉积 (图2-c);下部29.80～30.89 m见夹海相贝壳碎片的砂质潮下带沉积 (图2-d)，下伏滨海湖沼沉积。

5)31.89～33.37 m:浊棕色黏土夹浊黄橙色粉砂，发育少量铁锰质结核和钙质结核，砂层发育小型交错层理，为极浅水、略有坡度、地下水活动频繁的泛滥平原越岸沉积。

6)33.37～48.02 m:暗灰色玄武质角砾岩、玄武质沉凝灰岩、玄武质火山碎屑岩 (图3-b，3-c)，其中47.78～48.02 m褐色玄武质角砾岩夹褐色黏土，为下伏松散沉积地层的烘烤层。

7)48.02～59.74 m:上部48.02～56.12 m以浊棕色粉砂质黏土、黏土为主，含极少量钙质结核、铁质结核;局部夹薄层粉砂 (图2-e)，为河间洼地或边滩沉积;中部56.12～59.10 m为灰黄棕色黏土与粉砂互层，富含有机质，多见生物扰动构造，58.80～59.10 m见灰色含大量海相贝壳碎片粉砂，为砂质潮下带沉积;59.10～59.74 m见冲刷界面，下伏灰棕色中营养湖泥质沉积，见有生物潜穴 (图2-f)。

8)59.74～72.83 m:顶部为杂色黏土，发育潜育化和钙质淀积;上部为暗灰黄色粉砂质黏土，较硬，含较多钙质结核;下部65.03～72.83 m为浊橙色钙质粗粉砂，含大量钙质结核;为一期快速洪泛沉积及其上覆泛滥平原沉积。

9)72.83～104.20 m:上部72.83～80.60 m为浊棕色—棕色黏土，含较多钙质结核，且较硬(硬黏土);下部80.6～104.2 m以棕色黏土、黏土质粉砂为主，发育钙质结核 (图 2-g，2-h)，偶见贝壳碎片，局部有机质富集，黏土质粉砂普遍发育水平层理;系泛滥平原夹河间洼地沉积。

10)104.20～118.29 m:以棕色—棕灰色黏土、粉砂质黏土、粉砂为主;黏土层发育少量钙核，局部有机质富集呈灰色;粉砂层发育水平层理、交错层理，偶见碳质纹层;114.8～115.2 m见黑棕色含贝壳粉砂，所含淡水双壳类丽蚌未定种Lamprotula sp.碎片占剖开岩心表面积的20%，钙质结核占5% ～10%(图2-i，2-j);为泛滥平原夹湖沼—湖泊沉积。

11)118.29～145.80 m:上部以浊棕色黏土、粉砂质黏土为主，局部呈浊红棕色，普遍含钙质结核，局部富含有机质;下部以黄棕色黏土质粉砂为主，局部见水平层理;为泛滥平原夹湖沼沉积。

12)145.80～154.05 m:灰绿色玄武质沉凝灰岩、玄武质凝灰角砾岩 (图3-d)。

13)154.05～222.16 m:上部154.05～172.50 m以浊棕色—棕色黏土、粉砂质黏土为主，较硬，普遍含钙质结核，部分为钙质胶结，局部轻微潜育化 (图2-k);中部172.5～176.30 m为浊棕色—棕色粉砂，含少量碳质纹层，构成水平层理，局部发育槽状交错层理;下部176.30～222.16 m以浊黄棕色黏土、粉砂质黏土为主，含较多小钙质结核，普遍沿裂隙发育网纹状潜育化 (图2-l)，见少量铁锰质斑点。该层为多期分支河道夹分支间湾沉积。

14)222.16～233.80 m:为灰黑色—黑色玄武岩夹玄武质凝灰岩 (图3-e);玄武岩呈块状构造，致密，细—微细粒构造，见气孔和杏仁构造，地球化学结果显示拉斑玄武岩特征 (另文发表)。

15)233.80～261.85 m:顶部为黏土质烘烤层，与上覆玄武岩界面呈不规则接触;中上部为浊黄棕色黏土，致密块状，含钙质结核 (图2-m);底部为接近5 m厚的棕色粉砂，发育平行层理及小型槽状交错层理，为一期水动力较强的分支河道沉积，上覆泛滥平原沉积。

16)261.85～278.90 m:上部以浊红棕色黏土、粉砂质黏土为主，轻度钙质胶结，质地较硬脆，局部发生较强潜育化，呈灰橄榄色;下部为4.2 m厚棕色粉砂，发育水平层理，氧化作用较强。此层为一期分支河道与间湾沉积。

17)278.90～331.55 m:上部278.9～290.2 m以棕色黏土质粉砂、粉砂为主，局部见含淡水贝壳碎屑的薄砂层 (图2-n)，发育小型交错层理、槽状层理、斜层理;中部 290.20～310.95 m为棕色黏土，中上部皆发生不均匀潜育化而呈现灰橄榄色色斑，含钙质结核;下部310.95～327.95 m棕色黏土夹粉砂层，局部为钙质胶结砂岩 (图 2-o);底部327.95～331.55 m为黄棕色—棕色粉砂，发育板状交错层理，其余偶见小型交错层理 (图2-p)。此层为一期大分支河道转为进积河流与间湾沉积。

18)331.55～386.70 m:上部331.55～377.80 m以棕色—灰橄榄色黏土为主，裂隙较发育，裂隙面光滑，偶见钙核，含少量易碎的锰质结核，局部发生潜育化呈灰橄榄色 (图 2-q);下部377.8～386.7 m以浊黄棕色粉砂、钙质粉砂为主，发育小—中型槽状交错层理。此层为分支间湾及浅湖沉积。

19)386.7～407.1 m:上部386.70～399.45 m为浊红棕色黏土夹粉砂，黏土硬、脆，多见裂隙面及不均匀潜育化，粉砂层发育水平层理;下部399.45～407.10 m为亮红棕色 (褐红色)粉砂 (图2-r)，发育板状交错层理和斜层理，强烈氧化成褐色—褐红色。此层为一期大分支河道沉积发育期。

20)407.10～445.80 m:上部407.10～419.55 m为暗红、红棕色黏土，质地较硬、脆，局部见较大裂隙面，并沿裂隙面发生潜育化、钙化 (图2-s);下部419.55～445.80 m棕色—暗红棕色粗粉砂，见水平层理和低角度斜层理，偶见碳质条纹;其中434.2 m少量钙质胶结，因轻度潜育化而呈黄绿色。此层同样为一期大分支河道转为分支间湾沉积。

21)445.8～481.1 m:上部 445.8～458.6 m为浊棕色粉砂质黏土;普遍含钙质结核，轻度不均匀潜育化致局部呈淡黄绿色;下部458.6～481.1 m以红棕—棕色黏土、黏土质粉砂为主，钙质胶结半固结，质地较硬，易碎，局部沿裂隙发生潜育化。此层为极浅水的泛滥平原沉积。

22)481.10～500.25 m:上部481.1～494.4 m为灰色钙质黏土与暗红棕色黏土互层，局部发育较强不规则潜育化 (图2-t);下部494.40～500.25 m为暗红棕色粉砂质黏土，系遭强烈潴育化所致，含少量钙质结核。此层为泛滥平原与河间洼地交互沉积。

3 实验与结果分析

3.1 14C测年

对CK3孔与其北1187 m处X1孔关键层位进行了14C测年 (表1)。依据CK3孔9 m余和11 m余2个液闪仪测试泥炭样品年龄，确定其上覆地层为中全新世海侵层。X1孔34.0～34.3 m为相当基底泥炭层位的绿灰色黏土，据其2个样品AMS14 C测年，判断上覆地层为MIS 3海侵层;在X1孔33.6 m贝屑层中，以单瓣无破损的滨海相双壳类缩缢蛏Sinonovacula constricta(Lamarck)壳体测年，为早于43 500 a BP，当属于再搬运材料。依据层位对比，判断CK3孔28.70～32.51 m含海相贝壳碎片的灰棕色黏土夹薄层灰黄棕色粉砂层，同样为MIS 3海侵层。

3.2 古地磁取样与实验

采取古地磁样品时将岩心从中间对半切开，以2 cm×2 cm×2 cm的无磁塑料盒内装置样品，间距在0.2～1.0 m之间;个别层位因岩心扰动或缺失，采样间距放宽超过1 m，砂层未采取样品。全孔共采得古地磁样品500块;其中包括14块火山岩柱状样及其间湖泊夹层样品3块。此外，采取了粒度分析样品738块。

全部样品的古地磁测试在中国地质科学院地质力学研究所古地磁实验室完成，所有的退磁及剩磁测试仪器均置于磁屏蔽屋内，采用热退磁和交变场退磁相结合，以避免热退过程中造成粗粒度样品的破碎散落。对关键层位的122块样品 (包括火山样品)测量天然剩磁后，按25～50 ℃ 的间隔从室温至580 ℃ 或680 ℃、在美制TD-48高容量热退磁仪中进行系统热退磁;对378块粒度相对稍粗的样品采用交变退磁法，使用美国GSD-2型交变退磁仪，按3～10 mT步长自5 mT到60 mT进行。剩磁测量在美制立式2G-755R超导磁力仪上进行，所有退磁过程和剩磁测量均在零磁空间 (＜300 nT)中进行。

粒度样品测试在南京大学地理与海洋学院地表过程实验室完成。测试仪器为英国产Mastersizer 2000粒度仪。粒度仪测量范围为0.2～2000 μm，重复测量的相对误差小于3%，每个样品测试时间为3 min左右。

3.3 古地磁结果分析

样品的剩磁组分均利用国际上通用的Enkin古地磁软件包进行主向量分析。代表性样品的剩磁矢量正交投影图如图4所示 (由于钻探过程岩心已转动，图中所示的磁偏角无实际意义，只作分析数据参考)。测试的部分样品剩磁方向从第2步开始就稳定趋向原点;而大部分样品的剩磁显示出2个分量，在200～300 ℃ 或12～15 mT下就可洗去，系次生粘滞剩磁分量;第2分量在 300 ℃ 或15 mT以后保持稳定，并逐步趋向原点，代表了原生特征剩磁的方向。退磁结果显示，交变退磁的样品，一般在20～50 mT磁场之间获得稳定的特征剩磁。也有占样品总数6.4%的32块样品在退磁过程中方向不稳定，未能分离出其特征剩磁方向;绝大部分热退磁样品可在300～580 ℃ 获得稳定的特征剩磁，有部分样品 (约占热退磁样品数的1/4)直到680 ℃ 剩磁才衰减到零，并获得稳定的特征剩磁，表明沉积物中特征剩磁的载体有磁铁矿和赤铁矿。测试过程中发现，强氧化条件下形成的强潴育化沉积物、多含钙质结核层位的样品，测试数据质量一般不高;淡灰色、灰绿色沉积物样品剩磁较弱，且难以退净，故而最终选择468块样品编绘磁倾角曲线。

CK3钻孔地层岩性柱、磁倾角随深度的变化曲线、测井曲线和获得的磁极性柱及与标准极性柱(Cande and Kent，1995)的对比如图5所示，所见古地磁极性亚时、极性带转换界线与标准极性柱有很好的可比性，自上而下确定为4个极性带:

1)0～89.15 m:为以正极性为主的布容极性带，其间夹有1个较薄的负极性漂移。

2)89.15～275.90 m:为以负极性为主的松山极性带，其中2段显示正极性，122.6～140.5 m判断为哈拉米洛 (Jaramillo)亚带，177.4～218.4 m为奥尔都维 (Olduvai)亚带。

3)275.9～355.1 m:正向极性时判断为高斯极性带。298.0～324.7 m存在1段负极性带，判断为凯纳 (Kaena)亚时，而在凯纳亚时下部存在连续2个样品呈现负极性，样品数量过少，考虑是遭受河流侵蚀、地层缺失所致，暂定为马莫斯极性(Mammoth)亚时。

4)355.1 m以下:为吉尔伯特 (Gilbert)负极性带，其中456.7～480.4 m为科奇蒂 (Cochiti)亚带。

3.4 测井曲线与平均粒径曲线的匹配

用测井曲线判断沉积相需要岩心研究配合(马正，1982;欧阳健等，1999;Donselaar and Schmidt，2005;Tänavsuu-Milkevicieneand Sarg，2012)。以自然电位、视电阻率和自然伽马 (γ)测井曲线分别配以各自的镜像曲线，可以3类或2类曲线的共同变化趋势确定粒序和沉积旋回 (王强和李从先，2009)，继而以沉积物的粒度特征用于沉积环境类型的辨识和物质运动方式的判定(Russell，1939;Doeglas，1968;Visher，1969)。在同一沉积环境中，底质沉积物粒度分布的空间变化，反映了多种动力搬运作用的综合 (McLaren，1981;Pedreros et al.，1996;孙有斌等，2001)。

据CK3孔的野外描述与岩心照片及详细粒度分析统计，全孔厚度大于1 m以上的砂层为19层，与视电阻率、自然电位反映的砂层吻合率分别高达90%与85%左右，产生的误差基本是由于岩心缺失或钻探磨损2种因素产生的深度误差所致。火山岩层由于成分、结构、构造不同，具有不同类型的测井响应特征 (石强，1996)。影响测井伽马值唯一的因素是放射性核素 (U、Th和40K)的含量，已经发现酸性凝灰岩的自然伽马曲线有高异常响应，但并非是泥岩，故而依据伽马值计算泥质含量会产生较大误差;各类火山事件黏土岩的伽马值相差悬殊，但其中泥质含量几乎相等 (冯宝华，2008)。上述现象在CK3孔尚未出现。该孔222.16～233.80 m所见玄武岩岩性致密，裂隙较少，测井曲线上具有低自然伽马、高电阻率的特征;145.80～154.05 m对应低伽马曲线层段，自然电位、视电阻率曲线几乎没有反应;40 m余与10余米2段火山岩层段的3类测井曲线匹配关系更是复杂，对此留待进一步探讨。

平均粒径是累积曲线上与累积百分含量分别为16%、50%、84%相对应的3个粒径的平均值(Folk and Word，1957)，包括了样品全部粒径的2/3以上的成分。图5所示CK3孔剖面中记述的相对粗颗粒层位，平均粒径曲线与之基本完全对应，较好地反映了第四纪松散沉积物的岩性;同时，平均粒径曲线变化亦较好地展示了钻孔地层沉积物粒序变化的趋势。

利用岩心与自然电位、视电阻率及自然伽马测井曲线3条测井曲线相结合，深度标定，加之平均粒径曲线的印证，使钻孔沉积旋回划分更加准确。CK3孔反映出的沉积环境主要为分支河道、浅水湖沼及泛滥平原等。

4 讨论

4.1 海侵地层与火山堆积层年代

海侵层的基底泥炭及其测年是确定海侵发生年代的重要依据。渤海湾西岸第2海侵层底部基底泥炭的14C年龄大多为30～36 ka，稍高地貌部位年龄更年轻些，对应MIS 3中、晚期 (施雅风和于革，2003;王强等，2008)。前述3.1小节已经总结CK3孔11.97 m以上为中全新世海侵层，28.70～32.51 m为近40 ka以来的MIS 3海侵层。晚更新世末次间冰期 (赵松龄等，1978)相当MIS 5时期 (王强和金权，1989;王强和李从先，2009)，晚更新世早期海侵层是以100～128 ka的古地磁布莱克 (Blake)亚时为底界 (赵松龄等，1978)，但是多年来并未得到更多的证实，这一现象可能与滨海平原海侵发生时易遭受侵蚀有关。按照沉积特征，判断56.12～59.74 m为MIS 5海侵层。目前看，除河北南堡地区以外的海侵层埋深较大外，CK3孔3期海侵层埋深与渤海湾西岸的规律 (王强等，1986)相符。

根据钻孔顶部的14C测年、沉积特征，判断CK3孔全新统底界在13.0 m;B/M界线、即中更新统底界为89.15 m，M/G界线、即第四系底界为275.9 m。根据近钻孔底部科奇蒂亚时的沉积速率外推，大致得出底部年龄约为4.38 Ma。

根据磁性地层研究结果，CK3孔所见4期火山堆积中，第1期火山层位 (222.16～233.80 m)对应奥尔都维极性亚时下界，据沉积速率推算，其发生年代约为2.12 Ma;第2期火山堆积层(145.80～154.05 m)位于哈拉米洛亚时下界，其发生年代约为1.34 Ma。根据钻孔沉积特征可知，第3期火山沉积 (33.37～48.02 m)处于区域第2与第 3海侵层之间，第4期火山 (13.14～16.18 m)处于第1与第2海侵层之间，下伏泛滥平原沉积相当末次盛冰期地层，依据前述X1孔相关层位14C测年，以及火山隆丘东侧钻孔样品ESR测年数据37±6.7 ka(尹功明等，2013)，其发生年代分别对应于35～70 ka和10～15 ka之间。取230 m处玄武岩样品进行氩—氩绝对年龄测试，获得14 Ma数据。鉴于该孔与区域钻孔磁性地层学研究有较高的可信度，而被动大陆边缘多来自软流层的玄武岩，有可能由于老物质的再熔融混入，会使得绝对年龄数据出入较大，故未采纳该测年数据。

4.2 CK3孔沉积速率变化

依据与Cande和Kent(1995)提出的标准古地磁极性柱对比确定的地层年代，编绘了CK3孔沉积速率—年龄图 (图6)，可见3.58～4.38 Ma对应深度355.10～500.23 m，此层段平均沉积速率约为186 m/Ma。从岩心沉积特征及测井曲线 (图5)配合分析可知，此层段为全孔分支河道最发育处，砂层沉积颗粒相对较粗，为快速堆积期，其间的细粒沉积物为分支间湾及浅水湖沼沉积。2.58～3.58 Ma对应275.9～355.1 m，平均沉积速率约79.2 m/Ma，沉积环境以分支间湾、浅水湖沼为主，沉积颗粒相对较细。2.58 Ma以来，沉积速率约为106.9 m/Ma，主要为泛滥平原的分支河道与间湾亚相，局部最多为浅水湖沼，仅在晚期出现海侵沉积;全孔所见4期火山喷发为快速堆积。

研究结果显示，本孔在4.38～3.58 Ma期间沉积速率相对较大;3.58～2.58 Ma沉积速率相对较小;2.58 Ma以来沉积速率介于前2个时段速率之间，只在1.95 Ma和1.07 Ma前后相对较大;与滨海地带周边钻孔对比 (图7)，可见埕宁隆起在高斯极性时处于相对较高位置;此前的3.58～4.18 Ma期间，该地处于快速沉降期。

在CK3孔所在埕宁隆起以南的济阳坳陷中，古地磁样品密度最高是山东省东营辛2-4孔(文中将其编号为DX2-4)，曾解释哥德堡(Göthenburg)和布莱克亚时的界线分别位于井深28.0 m和161.0 m，242.5 m为 B/M界线，274.5 m为M/G界线，452 m为Ga/Gi(Gauss/Gilbert)界线，下伏吉尔伯特极性带 (周墨清等，1992)。

在古地磁研究早期，互相参考各地钻孔地层极性柱划分是必然的，可以对比的特征地层是上新世棕红色黏土层以及晚更新世以来的海侵层。依据胜利油田地质研究院古生物实验室分析的该孔微体生物标本，确定61 m以内地层见3期海侵层，符合整个渤海湾西岸海侵层的总结 (王强等，1986)。按照这样的海侵层序对比，DX2-4孔60 m处由4个样品组成负极性漂移应解释为布莱克亚时，即晚更新世开始的层位;由此，该孔B/M界线相应亦需上移，解释为在118 m(图7)，M/G和Ga/Gi界线仍维持274.5 m和452 m的原研究意见。

依据天津市塘沽市区北部G2孔磁性地层研究结果 (肖国强等，2014)，修订天津汉沽大神堂HG1孔的极性柱解释，B/M界线上提到141 m，M/G和Ga/Gi界线修订为300 m和479 m(图7)。

CK3孔科奇蒂亚时结束到高斯极性时开始这一时段为快速堆积期，厚层棕红色粉砂沉积系暴露于大气下的氧化背景中 (Yao et al.，2012，2014)，在测井曲线上对应视电阻率高幅曲线，与钻探现场编录记载的砂层深度几乎完全吻合。

4.3 特征颜色层段对比

在不可能逐孔进行古地磁测试研究的情况下，井下地层对比必然寻求更直观的地质特征做时代判断，沉积物颜色段或区域稳定的岩石地层段特征即是标志。

最早判断华北平原进入第四系是以黄褐色沉积地层为主 (李应培，1965)。在取得一些钻孔古地磁测试研究结论后，提出奥尔都维亚带以下为棕红色沉积，再向下甚至出现紫红色、猪肝色沉积(杨子赓等，1979;邵时雄等，1983;陈望和和倪明云，1987)，石油系统也提出过这样的总结 (大港油田地质志编辑委员会，1991;单怀广和张慧娟，1990;郝治国等，1998)。对此现象往往考虑对比的是华北山区“三趾马红土”、即上新世到中新世的保德—静乐红土的特征颜色 (王强和金权，1989)。其后，提出河北平原宏观“岩石”界线年代，即棕色泥岩段顶板为1.8 Ma，下伏紫色泥岩段顶板为3.15 Ma，且以前者为第四系下限 (邵时雄等，1984)。

CK3孔下部地层已经发现棕红色甚至紫红色的沉积物 (图8)，本质上应该说是强风化背景下沉积，反映了前第四纪的湿热气候状况。但是磁性地层学研究的开展，使得简单依据颜色对比地层时代的方法受到挑战。首先是冀中、冀南钻孔地层分别在165 m和125 m即出现这样的棕红色沉积①河北省地质调查院.2014.1/25邯郸市幅、邢台市幅区域地质调查报告.内部资料.;其次，保德阶已经确定终结在吉尔伯特极性时之前约5.35 Ma(岳乐平等，2004);再次之，天津塘沽地区深1223 m全取心深钻研究显示，300 m以下地层几乎没有多厚的棕红色黏土出现，而是多见厚层灰色砂层 (肖国强等，2014);显然，沉降较快的低洼部位易出现积水环境，即会出现厚层灰色砂层，而古地貌稍高部位即会多氧化状态下沉积。

4.4 对古地磁极性柱解释的讨论

在确认样品密度已经足够的情况下，对CK3孔极性柱的解释亦有过其他考虑。如80 m上下6个样品显示的负极性漂移，是否是个负极性亚时?类似现象已经在山西运城盐湖钻孔发现，曾笼统地对应Cande和Kent(1995)建立的极性柱中0.493～0.504 Ma的C1n-1亚时 (王强等，2000)，对CK3孔所见则未作进一步分辨;同样的情况见于曹妃甸Bg10孔113～115 m，标注为e2。哈拉米洛和奥尔都维亚时之间报道过有5次极性漂移和亚时(Valet et al.，2008)，中国黄土地区 (岳乐平和薛祥煦，1996)及山西运城盐湖湖区P3钻孔 (王强等，2000)亦报道过有后哈拉米洛 (Post-Jaramillo)—蓝田(Lantian)亚时。CK3孔111～114 m之间5个样品构成的正极性漂移，作者存疑，故暂以阴影标注，未作确定。237～244 m的正极性漂移，是否相当留尼旺 (Réunion)亚时?鉴于该亚时历时仅10 ka(Cande and Kent，1995)，同样以阴影标注，以示存疑。CK3孔中马莫斯亚时是依据2个样品确定，系考虑采自薄层分支间湾沉积层，可能受到分支河道冲刷、发生剥蚀、侵蚀而致。

显然，早期没有热退磁仪时期的工作并非皆不可取，如图7中HG1和Ba3孔，虽然已经发表了二、三十年，但由近年附近钻孔的工作成果看，依然得到肯定。实际早期很多钻孔古地磁样品采集密度已经达到每米3～4个样，与文中交代舍弃测试效果不好的样品数量不同的是，当年的报道并未叙及该问题，也造成现在使用其研究成果的疑惑。国内外很多极性亚时的报道需要更多的交流，如Cande和Kent(1995)提出的极性年表布容极性时里就没有哥德堡、布莱克亚时，而是仅有一个0.493～0.504 Ma的C1n-1亚时，但是珠江口万顷沙钻孔地层研究中确认有哥德堡和拉尚亚时(王建华等，2009)。

Singer(2014)依据2.6 Ma以来全球10个负极性倒转和27个极性漂移的火山熔岩流40Ar/39Ar测年数据，以及海洋沉积中极性漂移的天文年代计算，建立了不稳定极性年表 (GITS，Geomagnetic Instability Time Scale)，依然肯定了Cande和Kent(1995)没有提及的诸如 Cobb Mountain、Blake、Laschamp等中国学者使用过的极性亚时。但中国北方沿海平原钻孔地层少见玄武岩，难以获得充分的绝对测年材料。显然松散沉积物磁性地层学工作尚有待进一步深入。同时，亦应该看到，陆相地层比海洋沉积存在着更多的地层间断 (王强和金权，1989)，在测试质量得到保证的情况下，并非所有报道的极性漂移或亚时皆可能在一个钻孔完全得到证实，而尚需更多的工作验证。

5 结论

河北海兴小山500.25 m深CK3孔的磁性地层研究发现，该孔钻遇了布容正极性时、松山负极性时和高斯正极性时，以及吉尔伯特负极性时的科奇蒂极性亚时，钻孔底部地层年龄约为4.38 Ma。

根据钻孔顶部的14C测年、钻孔地层沉积特征及区域对比判断，全新统底界在13.0 m;B/M界线、即中更新统底界为89.15 m，M/G界线、即第四系底界为275.9 m。第四纪时期，黄骅坳陷呈现向北东方向倾斜。

CK3孔揭露了4期火山堆积，根据磁性地层年龄结果换算，第1期发生年代为2.12 Ma前后;第2期发生在1.34 Ma前后;依据14C和ESR测年、地层关系，第3期与第4期发生年代大致在35～70 ka和10～15 ka，与此前认识相比在第四纪火山活动年代上获得了较好的时限。

华北平原包括滨海平原地层，皆需要更多高质量的古地磁研究，方可提高第四纪古地理研究精度和水平。

致谢 古地磁测试得到了中国地质科学院地质力学研究所古地磁实验室的大力支持和帮助，两位评审专家提出了中肯的批评、修改意见，谨致谢忱!

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