Herbaceous vegetation expansion on the north equatorial Sundaland during the last glacial maximum
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摘要: 末次盛冰期（Last Glacial Maximum, LGM）全球低海平面时，巽他陆架大面积暴露，其上的植被类型对于生物多样性演化和全球陆地碳储库有重要影响。但目前植被重建结果仍存在很大争议：一种观点认为LGM时巽他陆架主要分布稀树草原植被，雨林只零星存在于少数区域；而一些数值模拟结果和沉积记录显示巽他陆架上不存在大面积跨赤道的稀树草原，雨林植被仍占主导。LGM时巽他大陆北部可靠的植被记录十分有限。本研究依据靠近巽他陆架北部古河流入海口的沉积物岩芯，利用叶蜡烷烃含量和正构烷烃平均链长指标重建LGM时北巽他大陆的植被信息，结果显示平均链长在22～14.5 kaBP期间出现最大值，推测相对于全新世，冰期时巽他大陆北部草本成分增加。海平面降低使得冰期太平洋沃克环流减弱，呈现类厄尔尼诺状态，导致巽他大陆地区干旱加重，特别是赤道外围区域（南北纬7°以外）降水季节性增强，这种气候状态可能是草本植被成分增多的主要因素。Abstract: Vegetation types on the exposed Sunda Shelf are important to understand the evolution of regional biodiversity and to assess the global terrestrial carbon storage during glacial periods. There are two conflicting opinions on glacial vegetation distribution over the exposed Sundaland, one considers that savannah occupied most of the exposed shelves while rainforest contracted into a ‘refugia’ condition; and the other believes that tropical rainforest prevailed over the most glacial Sundaland. So far well-dated paleo-vegetation reconstructions from the northern Sundaland are still lacking, which impedes the unveiling of this mystery. In this study, changes in the distribution of plant wax-derived n-alkanes of a marine sediment core from the southern South China Sea, close to the northern Sundaland paleo-river mouths, are used to reconstruct the vegetation changes over the northern Sundaland since LGM. The Average Chain Length（ACL）of n-alkanes is as high as 30.0 between 22 and 14.5 kaBP, indicating that herbaceous vegetation expanded on the northern Sundaland during the LGM compared to the Holocene. Previous modelling results suggest that a fell down of sea-level during the LGM can induce a weakened Walker circulation and the prevailing of El Niño-like conditions. This may further result in overall drought and increased dry-season water stress conditions on the glacial Sundaland, which may have contributed to the flourish of herbaceous vegetation.
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Keywords:
- herbaceous vegetation /
- long- chain alkane /
- Last Glacial Maximum /
- Sunda Shelf /
- South China Sea
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河流三角洲沉积体系在资源、环境、生态、气候变化研究中占有重要地位[1]。全球海岸线长度约为3×105 km，陆架宽度全球平均约为75 km，陆架外缘处平均水深约为132 m[2]，沿岸堆积的沉积物数量巨大，主要来源于河流搬运[3-4]。每年河流搬运入海的沉积物为2.4×1010 t[5]，大陆面积约为1.5×108 km2，陆地剥蚀率的量级为101～103 t·km−2·a−1 [6]，可与沉积物入海通量相对照。
河流入海物质的去向主要是深海盆地，如孟加拉湾深海扇[7]、西非大陆边缘的滑坡体堆积[8]。大陆坡沉积物重力流既有事件性的，也有常态性的，一些大的事件，每次可以形成101～102 km3的堆积体，最大者可达103 km3，相当于一条大河多年的入海物质总量[9]。海底扇体积与河流入海沉积物通量密切相关，在恒河入海处，海底重力流堆积体的规模超过107 km3之巨[10]；海底扇形成的起始时间相差也很大，印度河、恒河、亚马孙河的海底扇年龄超过20 Ma，而密西西比河的海底扇只有2.4 Ma[11]。
截留在陆架区域的沉积物所形成的单个全新世沉积体系，其规模为103 km3及以下，如恒河三角洲在全新世时期圈闭的沉积物为103 km3量级[12-14]，而长江河口三角洲陆地部分的全新世沉积约为400 km3[15]。陆架区域截留的沉积物，有相当大的部分是以河流三角洲的形式出现的。全球流域面积达到105～107 km2量级的入海河流有20多条，其流域面积加起来约为全球陆地面积的三分之一，入海沉积物通量占全球总量的40%[16]。所搬运的沉积物都要经过河口，但这并不意味着必然导致三角洲的形成，沉积物供给是一个必要条件，却非充分条件。在一些较小的河流，到达河口的物质被海洋水动力如波浪和陆架环流带离，扩散到外地，因此不能在河口附近堆积。即便是较大的河流，如果其沉积物通量远小于所在河口湾的可容空间，也不能形成三角洲，例如澳大利亚的墨累-达令河，其流域面积超过106 km2，但因沉积物输入过少，至今尚未发育明显的三角洲形态。
河流三角洲沉积速率通常为10−1～10−3 m/a量级，因此其沉积记录极具研究价值[17]。全新世、更新世河流三角洲记录被广泛应用于气候与海面变化、地理环境变化和生态系统演化研究[18-20]，而构造活跃区大陆边缘的沉积记录，可应用于造山运动区的热演化、构造演化、大陆变形机理分析[21]。
现代河流三角洲因其空间资源的重要性而备受关注，相关科学问题包括三角洲发育的起始时间[22-24]、沉积地貌特征[25-27]、形成演化过程[28-29]、沉积记录完整性[17,30]、对气候-海面变化响应[31-32]、岸线侵蚀[33-34]、人类活动影响[35-37]等。初期的研究试图建立三角洲的一般模式[38-39]，如密西西比河鸟足状三角洲[40]。但很快人们从三角洲对比研究中意识到，三角洲受到入海通量、河口湾形态、河流径流、波浪、潮汐、陆架环流、风暴事件等多个因素影响，任何一个三角洲都有其独特的控制机制和演化路径，因此，需要从系统分析入手，确定其在形态连续谱中的位置。
此外，地质历史上也有大量的三角洲地层记录，20世纪30年代开始，由于三角洲沉积的煤炭、油气资源开发而迅速得到深入研究，其方法从地层学分析转到沉积学分析[41]，研究的主要问题有三角洲地层的识别标志、三角洲沉积体形态、三角洲古环境恢复方法、古今三角洲对比、煤炭油气资源潜力[26,42-45]等。
本文的目的是：（1）回顾近年来河流三角洲概念的变化，重新阐述三角洲沉积时空分布的主控因素；（2）基于物质收支控制方程，阐述三角洲演化的生长极限假设，并进行古今三角洲规模的对比；（3）从三角洲形态谱系的视角，提出需进一步研究的有关过程-产物关系、物质循环、沉积记录形成演化、资源动态等方面的科学问题。
1. 河流三角洲概念的历史发展
在历史文献中，三角洲的概念曾有过一些变化。古希腊人之所以使用“Delta”这一术语来表示尼罗河三角洲，是因为其平面形态与大写希腊字母“△”相像。19世纪后期，美国工程师Gilbert提出了注入湖泊的河口三角洲沉积模式[38]，但这代表无潮、淡水的环境，与海洋不同。他发现入湖水流的流速控制了沉积物堆积格局，最细的颗粒随水流飘散到较深处堆积，砂质沉积物在河口停止运动，而洪水时的浑浊水体造成砂层之上的垂向加积。因此，三角洲沉积相由底积、前积和顶积三套物质组成，分别为泥质、砂质和泥质沉积。这一特征对于油气资源开发很重要，因为砂层可作为油气储层，而上下两边的泥层可将储层圈闭起来。Barrell [42]根据该理论寻找美国中西部沉积岩中的三角洲沉积相，不过他也提醒海洋环境的三角洲可能有其他的特征。
Bates [39]考虑入海河流的沉积物，试图根据河流入海径流及其携带的悬沙与海水之间的密度差异来刻画悬沙入海后的去向。河水可以轻于或重于周边海水，分别形成漂浮于表面的冲淡水羽状流和运动于底部的密度流。
对于地质学家而言，地层中的三角洲沉积如何识别是一个重要问题，必须要找到简明的判别标志，用以判断地层记录，否则就会失去可操作性[46]。此后的一段时间，人们对河口三角洲的地貌演化、沉积相和动力过程进行了深入研究[25,47-50]，其基本概念仍然是暗指“河口三角洲”。
较近的定义是，河流三角洲是来自流域的物质在河口附近的堆积体[27]，这一定义极为简练。然而，如果我们在更广的时空尺度上来看“同一河流的入海沉积物堆积体”，就会看到河流三角洲的范围并不局限于当前或某一地点的河流，“河流三角洲是同一河流入海物质所形成的集中堆积体”的表述似乎更为准确。首先，河口的位置可能发生迁移，有的是自然因素造成的，有的是人为活动的结果。黄河三角洲目前在渤海入海，但在1128—1855年间却是注入黄海，在江苏海岸带形成了巨大的三角洲体系，而且在历史上这样的迁移已多次发生。其次，河流沉积物的堆积地点不一定是在河口。在地中海的波河，人们发现其悬沙入海后可被陆架流系长距离搬运，沿着内陆架形成长条带状堆积，全新世沉积的厚度可超过40 m，且其沉积构造以斜坡沉积（或称为楔形体，Clinoform）为特征[51]。此后，远离河口的陆架泥质沉积被广泛发现，我国三大河流（长江、黄河和珠江）都有各自的远端泥沉积。因此，人们提出这是一种独特的“远端泥三角洲”[52-53]。最后，海面变化可使河流沉积的位置发生变化，第四纪气候变化引发的海面变化有20个周期，其幅度达到102 m量级，在105 a周期之下，还有次级的变化。因此，海面变化必然使河口位置发生迁移，河口三角洲和远端泥三角洲的位置也不会是固定的。陆架浅层地球物理探测资料表明，在陆架外缘往往有斜坡沉积，被认为是陆架边缘三角洲，即与过去海面较低时期的河流堆积相联系[54-56]。在陆架中部，也有过去留下的河流沉积，如黄海陆架上发现的历史时期的斜坡层理堆积体[57]。
综上所述，河流三角洲的范围并不局限于当前的河口区域。在陆架也有沉积物扩散形成的堆积体，其内部构造类似于河口三角洲，并且随着海面变化河流堆积体频繁发生位置变化。可以说，同一条河流的三角洲堆积体必然构成一个复杂的沉积体系。
2. 河流三角洲构成的重新思考
2.1 河口陆上与水下三角洲
与经典的尼罗河三角洲相比，河口三角洲的形态各异，每一个河口都有自己的独特性。为了刻画河口三角洲的特性，研究者们提出了一个分类方案[26,48,58]，即按照水动力条件划分出三种端元类型，即浪控、潮控、河控三角洲，其主要的动力过程分别与波浪、潮汐和河流径流相联系。河控三角洲受到淡水径流的明显影响，形成鸟足状瓣状体、天然堤、河漫滩等堆积体。潮控三角洲有潮汐特征的沉积，如潮滩和潮流脊。浪控三角洲以波浪作用下形成的地貌为特征，如河口沙嘴、砂砾质海滩、滩脊平原、水下沙坝、风成沙丘等。
在三端元三角洲分类图中，河控、潮控、浪控三角洲被置于三个端元位置，三角图的中部有各种过渡类型，即受到不同程度的波浪、潮流、径流影响的三角洲类型。当然，也可以用平面坐标法进行分类，例如以波能（波高）为横坐标，潮能（潮差）为纵坐标，可区分“潮汐为主”、“波浪为主”的类型，而潮差和波高均趋于很小的区域，属于“径流为主”类型。
在世界大河三角洲中，密西西比河、黄河、多瑙河三角洲是河控的，长江、恒河-布拉马普特拉河三角洲是潮控的，尼罗河、湄公河、红河、尼日尔河三角洲属于过渡类型。由于波浪作用通常只作用于较小范围，因此典型大河三角洲很少是浪控的，只有较小的三角洲，如非洲塞内加尔河三角洲[26]、巴西多西河三角洲[59]、海南岛昌化江三角洲[60]等，其岸线动态是波浪作用控制的。图1定性地显示我国部分三角洲在分类图中的位置。
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图 1 我国部分河流三角洲在分类三角图中的位置1-黄河，2-辽河，3-滦河，4-废黄河，5-长江，6-瓯江，7-闽江，8-南渡江，9-昌化江，10-珠江（珠江三角洲是海湾充填形成的，但就物质输运而言，潮流作用最为重要，因此暂归入潮控类型，详见下述）。Figure 1. The positions of some river deltas in China within the three end-member classification scheme1-the Yellow, 2-Liaohe, 3-Luanhe, 4-Old Yellow, 5-Yangtze, 6-Oujiang, 7-Minjiang, 8-Nandu, 9-Changhua, and 10-Pearl rivers (Note: the Pearl Delta is formed by sediment infilling in a large embayment, but in terms of material transport, tidal current plays the most important role, so it is temporarily classified here as tide control type, see text for explanation).上述三端元分类是一个简明的体系，但在具体应用时还需考虑其他因素的影响。首先是沉积物供给的影响，沉积物来自流域，因此流域自然条件决定了沉积物入海通量的大小和物质组成，而这两个因素深刻地影响着动力过程的宏观效应。例如，在源近流短、粗粒沉积物为主的河口，即便潮差较大也不能形成潮滩，潮间带地貌将以海滩为主，从而形成“浪控”特征。而如果入海物质粗、细颗粒都具备，则潮滩易于形成，从而表现为“潮控”特征，即便是波浪较大也不能改变。在无潮河口，丰富的细颗粒物质供给将导致“河控”，因为此时波浪能量被耗散，典型的波成地貌难以发育。
其次，沉积物供应还对应于一个临界值，小于该值时河口环境将长期存在，三角洲发育不良。从沉积物收支的角度看，河口沉积物输入量大于输出量时堆积体才能形成，否则所有的物质都向海扩散，就不会有三角洲堆积了[61-63]。沉积物的输出量决定于河口区域的潮流、波浪、陆架环流条件，也就是说，决定于水动力能量级别和陆架原始地形。一些较小的河流，由于入海通量过低，因此河口三角洲长期停留在初始阶段，如鸭绿江和钱塘江河口。有些山溪性的清水小河，则根本没有三角洲。临界值也可以用“沉积物滞留指数”来表达[28,62]：
$$ R = Q_{\rm R} / Q_{\rm S} $$ (1) 式中，QR为堆积于河口的部分，QS为入海物质总量。
值得指出，临界入海通量和滞留指数均非常数，而是时间的函数，例如随着三角洲前缘向海推进，面临的水深增大，波浪潮流作用也发生变化，滞留指数值就下降了。数值实验结果表明，在每年5×108 t/a的输沙条件下，长江三角洲还能继续向海推进，但最终受到水深、海面变化和地面沉降条件的制约，将进入不再继续生长的阶段，这时的河口三角洲达到其生长极限。
最后，时空尺度和三角洲演化的阶段性也很重要。在尺度方面，处于端元状态的河控三角洲通常仅限于中小规模的体系，而河控三角洲一般与大型河流相联系，如密西西比河三角洲。这里有各种机理的作用，大型河流输入的物质多，对地貌的影响大，大面积浅滩和低坡度区域的形成使波浪作用得到遏制。此外，文献中描述的三角洲瓣体往往是河控三角洲、多口门三角洲的产物，其中河控三角洲可能有多个瓣体，如密西西比河三角洲就已被识别出6个瓣体，它们与河道的迁移相关，每次迁移并在一处稳定一段时间就可形成一个瓣体[64]。通常将多瓣体的三角洲称为“三角洲复合体”，这一概念与本文所指的“三角洲体系”不同。
在演化阶段性方面，河口三角洲形成初期和后期的主控因素可能会发生很大变化。以湄公河三角洲为例[65]，其顶端是海面上升之后淹没的区域，那时陆架宽阔，水深较小，波浪作用相对微弱，因而表现为河控三角洲，沿岸有红树林分布，河道两侧形成天然堤和沼泽湿地。三角洲岸线向海推进近200 km之后，前缘水深加大，陆架宽度降至10～30 km，因而波浪作用增强，沙丘、砂质海滩、滩脊等地貌广为分布。
值得指出，即使考虑了这些因素，仍有一些三角洲难归入这个分类体系，珠江三角洲就是如此。其独特在于全新世高海面之后，东、西、北江三条河流注入了一个岛屿密布的大型海湾。在区域性潮汐、波浪作用下，沉积物倾向于在岛屿岸线附近堆积，并非只在口门附近堆积。经过数千年的演化，这些堆积体逐渐连成一体，而三条河流的河道则在堆积体上延伸，形成一个独特的水网[66-67]。这样的格局显然不符合“河口附近堆积、向海推进、三角洲平原逐渐扩大”的模式。
此外，三角洲除被关注的陆上部分外，还有水下三角洲部分。亚马孙河是世界著名大河，但其陆上三角洲规模较小，而水下三角洲规模很大，并且输入海洋的细颗粒物质被沿岸长距离搬运，形成沿岸延伸的泥质沉积带，最远处离开河口达1000 km[68]。输运的水动力，既非冲淡水流，也不是波浪和潮流，而是陆架环流[69-70]。亚马孙河的情形，应该是属于“陆架环流控”的三角洲。长江三角洲的水下部分覆盖面积约104 km2，其前缘水深达50 m [71]。由于细颗粒沉积速率的沿程差异，水下地形逐渐发生变化。在目前演化阶段，沉积速率最大的地点是口门外水深5～10 m处，这里也是水下三角洲坡度最大的地方，从沉积物收支的角度来看也是垂向通量最大的地方。Rich [72] 认为海洋环境中按照水深的不同，细颗粒沉积物堆积体应有不同的内部构造，其中斜坡层理被用来刻画水下三角洲前缘坡度较大处形成的层理，在浅地层剖面上表现为向海倾斜的一系列叠复沉积层，代表了三角洲前缘沉积中心的位置和向海迁移的趋势。
沉积中心所在的地方，水下三角洲的斜坡层理有两种可能的形式，第一种是细颗粒物质的沉积中心位置不变而形成的。河口水下三角洲斜坡的范围是坡折点到细颗粒沉积下限，坡折点处的床面高程受到水动力的限制，通常情况下是由于波浪作用的结果，这里水深变浅导致波浪底部切应力快速增大，再悬浮加强，从而阻碍沉积物向上加积。假定水下三角洲沉积中心始终位于斜坡中点，则随着堆积的进行，该点以上坡度逐渐减小，而该点以下坡度逐渐变陡，前缘形成向海尖灭的斜坡层理（图2）。此种堆积方式只能在一定时期发生，当沉积速率最大的地点淤长到顶部时终止。
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图 2 河口水下三角洲向海尖灭、向海聚合、平行推进斜坡层理的形成演化图示Figure 2. Diagram showing the occurrences of wedge shaped, seaward convergence and parallel beddings of the subaqueous delta, formed at different stages of morphological evolution第二种形式对应于沉积中心的动态变化。沉积中心位于斜坡上部，因此必然随着堆积的进行而向海迁移。由于斜坡上的沉积速率上高下低，因此上部的向海推进速率将高于下部，斜坡层理呈逐渐变陡的形态，可称之为“向海聚合型”或“准平行推进型”；如果整个坡面的沉积速率处处相等，此时将形成向海平行推进的斜坡层理，此时的坡度不随时间而变化（图2）。
从悬沙沉降的角度看，沉积速率处处相同的情形不太可能发生。前述的沉积中心是与最大沉降通量相对应的，沉降通量可表示为：
$$ F_{\rm s} = C w_{\rm s} (1- \tau/\tau_{\rm{cr}}) (\tau {\text{≤}} \tau_{\rm{cr}}) $$ (2) 式中，Fs为沉降通量，C为近底部悬沙浓度，ws为颗粒沉降速率，τ为近底部切应力，τcr为临界切应力。由此可见，沉降通量是悬沙浓度和切应力的空间分布格局所控制的。在输运方向上这些变量的综合效应恰好使得沉积速率成为一个定值，与空间位置无关，这种现象即使可能发生，也应该是属于小概率事件。
然而文献中确实报道了平行推进形式的斜坡层理，这不是水层中悬沙沉降的产物，而是沉积物重力流产物。三角洲前缘的剖面形态在最初重力流作用下是微弱的，但随着堆积的进行，坡度逐渐加大（图2），悬沙沉降的堆积模式难以持续，而重力流越来越频繁，从而改造水下三角洲的层理结构。床面蠕动、沉积物液化、水下滑坡作用可造成剖面变形[73-76]，高悬沙浓度的密度流可沿着底床运动[77]，甚至形成浊流[78]。因此，斜坡层理的形成有初期的悬沙沉降和后期的重力流两种机制。
2.2 远端泥
远端泥的研究始于地中海（亚得里亚海）沿岸的波河[79-81]，其陆上和水下三角洲规模均较小，宽度小于50 km，入海沉积物大多被沿岸向东输运，即沉积物滞留指数很低。其结果是在岸线之外的50～100 km范围内形成了一条细粒沉积物堆积带，其最大厚度超过40 m，沉积中心在近岸的20～30 km处，离开河口有300～500 km远。这些特征可从悬沙输运的动力过程得到解释，细颗粒物质的沉速为10−5～10−7m/s量级，而陆架环流的流速为10−1 m/s量级，因此在水深为101 m的环境中，颗粒沉降到底部所需的时间为10−1 a，水平方向可以运动102 km的距离。如果考虑波浪引发的再悬浮，输运到更远之处也是可能的。经过多年研究，人们认识到远端泥的发生具有相当大的普遍性[82]。
黄东海和南海以宽广陆架为特征，黄河、长江、珠江的入海通量巨大，因此具有形成远端泥的良好条件。浙闽沿岸泥质沉积是来自长江沉积物的输运[83]。长江物质入海之后被沿岸流（本区域陆架环流特征之一）向南输运，堆积于内陆架，最大厚度可达数十米[84-86]。此后，又对三大河流的泥质沉积进行了系统性研究，进一步了解了其远端泥三角洲的性质[57,87-90]。
黄河的细颗粒物质通过渤海海峡向东输运，在远离河口约600 km处的山东半岛东部近岸区发生堆积，其堆积形式有两种。第一种以山东半岛东北端的泥质沉积为代表，其最大厚度超过40 m，内部的斜坡沉积可分为两个阶段，早期形成向下方聚合的斜坡层理，而后期形成平行推进的斜坡层理[87-88]。第二种以山东半岛东南部的泥质沉积为代表，其形成年龄晚于第一种类型，最大厚度也达到了相近量级，而沉积形态却表现为中心部位的向上加积和边缘部位的斜坡沉积。
斜坡层理的两种不同形态被认为是与不同的堆积过程有关[29]。在泥质沉积形成的初期，悬沙沉降是泥质沉积生长的方式。在同样的流速条件下，悬沙浓度最大之处沉降通量也就最大；在沿岸流输运的主轴上悬沙浓度最高，其下方就对应于加积最快的区域，离开主轴位置，悬沙浓度降低，垂向通量也下降，因而形成向海聚合式的斜坡沉积。随着加积的进行，受到波浪基面的制约，近岸沉积物只有较粗的颗粒能够堆积，而细颗粒物质则被向海输运，堆积于波浪基面之外的地方。在大多数海岸区域，波浪基面的深度为20～30 m，这是陆架泥质沉积可能到达的高程。对于黄河远端泥而言，情况正是如此，近岸泥质沉积的顶面约在水深30 m处。向上的加积受到遏制，泥质沉积的进一步发展是向侧翼方向，这就是泥质沉积发展的后期阶段，以平行推进式的斜坡沉积为代表。这是陆架环境中的沉积物重力流的一种常见形式，其机制与水下三角洲前缘斜坡沉积相近。
在早期的沉积物重力流研究中，陆坡浊流事件受到特别的关注，而陆架的坡度较小，被认为不能形成事件式的沉积物重力流，但沉积物重力流也是存在的，只不过是以其他形式出现罢了。按照Bates[39]的理论，悬沙浓度高的河流是最可能产生密度流的地方，这在黄河口得到了证实[77]。然而高悬沙浓度的环境并不常见，在海岸和陆架环境，更为普遍的重力流是由海底再悬浮造成的[91]近底部悬沙浓度的提高，进而使深浊水体的密度高于周边海水，于是在斜压效应下这一浑浊水体便可作下坡运动。在陆架环境，浪流共同作用下的再悬浮可经常发生，而且台风等极端事件也常造成规模较大的近底浑浊层。
以黄河远端泥的模式来看待长江、珠江的远端泥，可以清晰地看到它们远端泥三角洲的基本特征。长江远端泥远离河口，最远可到达800 km以远，泥质沉积的厚度可达40 m。其垂向结构显示出与黄河远端泥略有不同的特征[84-86]，年龄为7～2 kaBP的一段厚度较大，斜坡沉积的形式局部也有聚合式和平行推式两种；最近2 kaBP内形成的一段厚度较小，且只有聚合式的斜坡层理。这种两段式的沉积应与物源和堆积过程不同有关。2 kaBP之前的沉积似乎应与陆架沉积的改造（即长江留在陆架上的早期沉积在海面上升过程中的改造）有关。数值模拟结果表明[92]，东海陆架在海面上升过程中出现了适应于潮流脊形成的流场环境。这表明早期泥质沉积受到改造，较粗沉积物形成潮流脊，而淘洗出来的物质可被长距离向岸搬运，并在杭州湾、浙闽沿岸等处发生堆积，浙闽沿岸泥的下段很可能就是这一过程的产物，其斜坡沉积的顶部水深较大，位于波浪基面之下，由此可以推论是由海向岸输运物质的渐次堆积体。
珠江泥质沉积分布于珠江口两侧的广大内陆架区域[89]，面积达8000 km2。物源分析结果显示该区的泥质物质更应与珠江有关，近岸陆架环流使得珠江悬沙入海后向西运动[93-94]。根据210Pb分析结果，泥区的沉积速率为5 mm/a量级，但泥质沉积的厚度普遍较薄，不足1 m，可见这一大面积泥质沉积的形成只是近102 a尺度上的过程[53,89]。靠近珠江河口处有局部泥质沉积较厚之处也有斜坡沉积，但远端泥三角洲的主体部分显然还尚未形成斜坡沉积。
依照地貌演化的阶段性原理，具有不同沉积特征的黄河、长江、珠江远端泥可解释为不同演化阶段的产物[53]（图3）。珠江远端泥处于幼年期，泥层薄，尚未形成斜坡层；长江泥处于壮年期，顶面高程接近于波浪基面，辐聚式斜坡层发育良好；黄河远端泥在渤海海峡东南侧的部分已进入老年期，顶面高程完全受波浪基面控制，斜坡层不仅有辐聚式的，也有平行推进式的。三大河流的远端泥演化为何处于不同阶段？这被认为是与河口湾填充过程有关[53,88]。珠江从全新世早期起注入现今河口三角洲所在的大海湾，此后持续充填这个海湾，直到近期珠江沉积物才较多地溢出河口湾，进入邻近陆架和远端泥沉积区。
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在高海面时期，长江口也曾是一个巨大的河口湾，且长江中、下游地区还有大量的湖泊。长江携带的沉积物数量较大，但也需较长时间才能充填这些湖泊和河口湾区域。长江河口的充填过程大致到2 kaBP才算完成[23]，此后长江悬沙能够大量地越过河口进入陆架区，直接供给远端泥区域；同时，浙闽沿岸河流输入物质也成为远端泥的物源[95]。
黄河的情况很不相同，它缺乏一个大型河口湾，沉积物从高海面时期起就开始补给至远端泥区域。在全新世早期，远端泥的物质供给与陆架物质改造有关，而到了6.5 kaBP，来自河口的物质经由渤海海峡搬运至此堆积，因此床面迅速淤高，形成完整的斜坡沉积序列。
2.3 陆架边缘三角洲
第四纪海面变化的幅度与全球陆地的边缘平均水深几乎相同，二者之间是否存在因果关系尚待进一步探讨，但可以肯定的是，海面变化对河流三角洲的时空分布变化产生极大的影响。若海面位于大陆架边缘以下，则沉积物将直接进入陆坡区，陆架上不会有三角洲沉积。东海大陆架边缘水深较浅，因此低海面时长江、黄河等区域性大河可能直接注入冲绳海槽，如此陆架边缘便不能形成三角洲沉积体。另一方面，若陆架边缘水深较大，则低海面时河流入海地点就会仅处于陆架范围，就有可能形成三角洲沉积。此类沉积被定义为“陆架边缘三角洲”。
根据浅地层探测和钻孔分析，陆架边缘三角洲在世界各地多有发现[22-24]。由于河流三角洲以斜坡沉积为特征，因此人们着重于陆架边缘沉积中的斜坡沉积探测，果然在水深较大的陆架边缘发现了许多此类沉积构造[96-98]。
在南海北部陆架，浅层地球物理探测揭示了多个斜坡沉积体，属于末次低海面时期的三角洲沉积，它们相互叠置或者分布于不同的空间位置。根据层序地层学原理可以确定不同斜坡层形成的时间序列，进而分析其形成时代和对应的海面高程（相对海面）。每个斜坡体系的规模与沉积物供给条件、垂向构造运动等信息相结合，可以重建区域海面变化的历史，识别每次海面相对稳定时期的产物[99-100]。从三角洲的演化看，形成一个三角洲至少需要103 a，因此海面稳定时段达到这一时间长度的情况就是寻找相应堆积体所需的信息。可以进一步推论的是，第四纪时期海面上升是快速的，然而海面下降却是缓慢的、波动式的，既然如此，在下降的波动过程中，也必然会有海面稳定一段时间的情形，那么陆架不同部位形成三角洲也是可能的。
与陆架边缘三角洲一样，陆架中部三角洲也含有大量环境变化信息。在以往对陆架上的斜坡沉积的解译中，暗含的一个前提是，这些斜坡沉积都是代表了河口三角洲或其水下三角洲部分，而忽视了远端泥三角洲的可能性。如前所述，远端泥三角洲的顶面高程代表波浪基面，因此其位于海面之下的20～30 m处；河口三角洲的顶面则更接近于海面。如果不能正确识别两种类型，则所给出的斜坡沉积时间序列可能是错误的，后续的分析也就因此而出错。
区别陆架斜坡沉积的类型不能仅仅依靠浅地层剖面上的形态特征，还应结合其他证据，如古河道的位置、斜坡沉积物质组成等。远端泥沉积通常远离河口，因此与古河道不应相联；古河道的口门位置信息也很重要。在北半球陆架远端泥沉积倾向于分布在河口的右侧，似乎与科氏力有关，但也有反例，如韩国汉江等注入黄海后所形成的远端泥位于河口左侧，说明是受陆架环流控制的。
海面变化给出了河流三角洲的时间维度，前述代表空间维度的5种类型的三角洲代表现状，而与海面变化历史相联系的一系列三角洲体系使得三角洲沉积更加复杂化了[99-100]。以珠江为例，现代的情况较为简单，只有一个河口三角洲和一个远端泥三角洲，然而在末次冰期-间冰期，南海北部陆架上可能有数次海面变化事件足以形成类似的沉积，其数量可能要以101量级来计；第四纪期间有过20次这样的周期，因而可能形成过200～300个三角洲堆积体。长江虽然可能缺失陆架边缘三角洲，但高海面和陆架中部三角洲沉积绝不会缺少。
3. 三角洲沉积体系演化
3.1 全新世三角洲的起始时间与演化周期
三角洲的起始时间可以从不同的时间尺度来考虑，甚至理解为其最初的历史[101]。但海面变化使得三角洲演化出现中断，这里所指的起始时间是与冰后期海面上升相联系的。从全球范围来看，根据36个三角洲底部沉积的年龄测定结果，末次冰期以来三角洲沉积的起始时间有约2 ka的差异[22]。密西西比河三角洲沉积始于8 kaBP[22]，湄公河[102]、红河[103]、勒拿河[104]和尼罗河三角洲也是如此，起始于7 kaBP的有长江[23]、恒河、湄公河[22]等，起始于6 kaBP左右的有多瑙河三角洲[105]、韩国洛东江[106]以及地中海沿岸一些较小的三角洲[22,107]。
什么是起始时间不一致的机制？最初，相对海面变化[22]是最早被提出的。由于不同地点地面升降的差异，以及海面变化固有的区域性差异（如大地水准面变化造成的水位变化差异），同一高程的淹没时间是不一致的。另一方面，沉积物供给因素也不可忽视[107]，而物源与海湾原始地形相结合，也可造成明显的差异，如前述黄河、长江和珠江三角洲的对比所示。此处起始指标的定义有待于进一步讨论，有些论文将海面上升后最早的沉积物的年龄为标志，而另一些研究者则提出了三角洲沉积的底界的定义。
推而广之，远端泥沉积也有起始时间问题[108]。远端泥沉积特征的分析表明，起始时间差异可以非常大，如前述黄河、长江和珠江三角洲的对比所示。此外，河口三角洲与远端泥起始时间的关系也有很大不同，两者之间具有相对独立性，但也可能有一定的关联性。
三角洲的生长导致其陆地部分面积逐渐扩大，但如前所述，其生长是有极限的[28]。由于沉积物供给和水动力条件的差异，达到生长极限的时间很不相同。在瓣体尺度上，密西西比河三角洲全新世时期有过多个，每个的生长周期为600 a。全球范围，伊洛瓦底江三角洲可能已接近于极限，而某些大型三角洲可能还处于初期阶段，如亚马孙河三角洲的水下和岸外部分规模大，但陆上部分多为沼泽和热带雨林，成陆面积较小；黑龙江注入鄂霍次克海，河口区为沼泽湿地，沉积物入海通量小，三角洲规模远未充分发育。在亚洲区域，达到极限状态时，较大河口三角洲的陆上部分面积为103～104 km2量级，体积为101～103 km3量级；在河流入海泥沙显著减少的情形下，有些三角洲目前已停止生长，甚至进入蚀退阶段[109]。
3.2 地层中的河流三角洲沉积
由于石油、天然气、煤炭开采的需求，20世纪中期的一段时期里人们深入研究了地质历史上的三角洲沉积[44]。文献记载的古老三角洲沉积以泥盆纪、古近纪—新近纪居多[110]，其他时期也有不少，如奥陶纪和石炭纪。可通过与现代三角洲的对比，建立地层中三角洲的基本样式[44]，例如用三角洲平原相、前缘相、废弃相（代表瓣体之间的转换）来判定古代三角洲的堆积体[26]。在美国中西部地层中大量发现的三角洲沉积，其分布面积规模大多是103 km2量级的，在相关文献[43,45,111-117]中超过30×103 km2的有5个，其中石炭纪3个、白垩纪1个、古近纪—新近纪1个，后者覆盖面积最大，达61×103 km2，超过现代三角洲中陆上部分的最大者。值得注意，由于沉积记录可能包括一些水下部分，同时，沉积体系形成之后有可能遭受剥蚀，因此三角洲规模的古今对比不确定性很大。
4. 讨论
根据以上分析，河流三角洲是由河口陆上三角洲、水下三角洲、远端泥三个部分所组成的，当海面位置固定时，三个堆积体依次发育，可见海面变化是三角洲沉积体系形成的首要控制因素。在任何海面位置下，波浪、潮汐、径流、陆架环流、海湾过程均可形成三角洲的端元形态，并有多种可能的过渡状态。水下三角洲、远端泥发展到一定阶段，沉积物重力流成为不可忽视的因素。三角洲体系何时开始发育、生长速率如何、演化的最终产物决定于陆架原始地形、水动力条件的河流沉积物供给。因此，可将三角洲体系的特征表述为以上因素的函数，每个因素对应于若干个变量，而每个变量都有各自的定义域。对应于一组变量及其定义域的每一种组合，都有一个特征性的沉积体系，这些沉积体系构成河流三角洲的形态谱系。这就是说，现实环境中观察到的任何三角洲，均为该形态谱系所包含。在人工智能时代，在不同的时空分辨率上刻画这个谱系，并非遥不可及。一旦构建完成，就可根据三角洲沉积体系的实测数据确定其在谱系中的位置，相关因素和演化过程的信息就可一并获取。三角洲过程-产物关系非常复杂，然而形态谱系方法具有化繁为简的潜力。
尽管如此，古老地层中的三角洲沉积的“实测数据”相对较少，如何将现代三角洲的信息用于古代三角洲的分析，例如，水下三角洲、远端泥的斜坡层理的区分问题，仍然需要发展新的方法，建立新的判别指标。现代沉积中，这两类斜坡层理发生的地点、水深条件、物质组成不同，较易识别，但对于古老沉积，需要寻找周边古河道充填沉积、顶面水深、物质来源等信息，建立相应的定量指标。这个问题对于陆架边缘三角洲研究具有重要性，海面位置较低时，河流入海地点与各种条件相配时，其沉积产物有多种可能性，既有河口三角洲向外生长直达陆架边缘的情形，也有远端泥三角洲形成的可能。斜坡层理只是陆架边缘三角洲的识别标志，它属于水下三角洲或远端泥，似乎尚无区分指标的报道。
河流三角洲沉积速率高，其产物是环境演化的重要信息来源。然而，由于三角洲所处环境的高度动态性，垂向上间断往往远大于堆积，沉积间断是其基本特征[18]，因此任何单个地点的沉积记录时间分辨率可能较好，但连续性、完整性欠佳。换一个角度来看，陆上三角洲、水下三角洲、远端泥，对于一定的时段，总有某个地点的堆积与其相关，除非后期受到剧烈的侵蚀，该时段的沉积记录很可能是存在的。因此，就三角洲沉积的整体而言，沉积记录可能是完备的。将事件性的片断按时间序列排列，可望恢复完整的演化历史[17]。同期的三角洲是陆上三角洲、水下三角洲、远端泥的复合体，不同期的三角洲沉积则包含一系列类似的复合体，构成一个更大、更复杂的高层次复合体。如果在年代-高程框架下确定该高层次复合体的分布（图4），将有助于提高沉积记录完整性。
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图 4 年代-高程框架下的陆上三角洲、水下三角洲和远端泥复合体分布示意图Figure 4. Schematic diagram showing the spatial and temporal distribution of river mouth delta, subaqueous delta and distal mud systems河流三角洲存在着生长极限，这是由沉积物收支所决定的。在晚第四纪到全新世，海面位置的变幅为102 m量级，决定可容空间大小的陆架宽度为100～102 量级，大型河流的沉积物入海通量为107～109 t/a量级，水动力条件以潮流、波浪、陆架环流、淡水径流为特征。在这些条件约束下，达到生长极限时的陆上三角洲面积为104 km2量级[28,109]。现有的信息似乎只能说明现代（全新世）三角洲的最大规模，在地球历史上，由于沉积物收支条件的不同[118]，三角洲可能有不同的生长极限，例如，前寒武纪的三角洲规模可能受制于较少的物质供给，古生代、中生代的海面变化和海陆分布格局与现在差异很大，会影响三角洲的生长，而古近纪—新近纪的三角洲规模可能更加受到沉积物供给量增大的影响。如前所述，目前关于地质历史上的三角洲沉积记录的信息比较贫乏，应更多地加以挖掘。同时，为了回答“最大的三角洲曾经有多大”的问题，还需要获取当时的收支条件信息，进行更为深入的沉积物收支模拟研究。
5. 结论
本文回顾了河流三角洲概念的变化，阐述了不同时空尺度下的三角洲沉积体特征，并提出需进一步研究的科学问题，兹总结如下：
（1）河流三角洲是同一河流的入海物质所形成的集中堆积体，根据这一定义，由径流、潮汐和波浪构建的三端元分类图似乎是不完备的，河口湾形态、陆架环流和海面变化也有同等的重要性，形成海湾充填三角洲、远端泥、陆架边缘三角洲等端元形态。沉积物重力流也很重要。按照较多的维度来建立河流三角洲的连续谱系，有助于推进过程-产物关系研究。
（2）远端泥是溢出河口的物质在陆架上的堆积体，陆架边缘三角洲是海面位置较低且相对稳定时期的产物。在斜坡沉积形态上，远端泥顶面接近于波浪基面，而河口水下三角洲顶面接近于海面，因此可以加以区分。但地层中陆架边缘三角洲的归属仅凭斜坡沉积形态难以确定，需要建立远端泥和水下三角洲的判别指标。
（3）三角洲复合体不仅是同一海面位置下不同瓣体的叠加，而且要包含不同的相对稳定海面时期的高海面、陆架中部和陆架边缘三角洲堆积体。按照第四纪全球海面变化曲线，潜在的三角洲形成时期对应着数以百计的稳定海面时期，而每个时期又可有多个瓣体，构成复杂的沉积记录的时空分布格局。因此，沉积记录的完整性应在此框架下重新考虑。
（4）河流三角洲存在着生长极限，在目前海面位置、陆架地形、沉积物供给和水动力条件下，达到生长极限的时间尺度为103～104 a，三角洲面积可达104 km2量级。但地质历史上上述条件有很大不同，现有地层记录中的最大面积为6×104 km2，但三角洲的最大可能规模仍是一个悬而未决的问题。
致谢：感谢青岛海洋地质研究所何起祥先生对海岸沉积体系研究给予的鼓励和支持，谨以本文纪念何起祥先生。期刊编辑部和审稿专家对本文提出修改建议并提供图件编辑帮助，谨此致谢。
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图 1 巽他大陆地形与本文涉及的研究站位
（地形数据来自：http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/relief/ETOPO1）。紫色虚线代表巽他陆架古河流[26-27]。黄色五角星为本次研究站位MD 05-2894，黑色实心点为前人研究站位。
Figure 1. Topography of the Sundaland and location of study sites
（topographic data is from the website: http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/relief/ETOPO1）.Purple dashed lines represent paleo-rivers on the Sundaland[26-27]. Yellow star denotes the coring site MD 05-2894. Black solid circles represent previous research sites.
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图 2 MD 05-2894烷烃含量，CPI、ACL和C31/(C29+C31)比值及其五点平滑结果
红色三角形为AMS 14C年龄控制点,垂直蓝色阴影代表末次盛冰期。
Figure 2. Alkane contents, CPI, ACL and the C31/（C29+C31）ratio at site MD 05-2894
Bold lines indicate the 5-point smoothing results. Red triangles represent AMS 14C age control points. The vertical blue shading indicates the Last Glacial Maximum.
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图 3 MD 05-2894站位烷烃含量（b）和ACL（c）指标与其他古环境重建记录的对比
对比的记录包括巽他陆架的海平面变化[24]（a），婆罗洲石笋δ18O[44]（d），中国石笋δ18O[45-46]（e），0°N地区10月太阳辐射[47]（d. 粉色线条）和65°N 地区7月太阳辐射[47]（e. 粉色线条）。垂直蓝色阴影代表末次盛冰期持续时间。
Figure 3. Comparison of n-alkane contents and the ACL results from site MD 05-2894 with other climate reconstructions
Sundaland sea level[24]（a）, Borneo stalagmites δ18O[44]（d）, Chinese stalagmites δ18O[45-46]（e）, 0°N area October insolation（d. Pink line）and 65°N area July insolation[47]（e. Pink line）. Vertical blue shading indicates the Last Glacial Maximum.
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图 4 LGM时期巽他大陆植被分布
甘谷巴洞、巴土洞和尼亚洞蝙蝠粪便、昆虫壳体δ13C，马康特洞蝙蝠粪便昆虫壳体C31烷烃δ13C[10]。MD 05-2894叶蜡烷烃ACL；17964木本花粉比例[11]。18323木本花粉比例[13]。BJ8-03-91GGC，GeoB10067-3和GeoB10065-7叶蜡脂肪酸δ13C[48]。苏门答腊岛北部Pea Sim-sim沼泽沉积物木本花粉比例[49]。苏拉威西岛Wanda沼泽沉积物禾本花粉比例[50]。
Figure 4. The vegetation distribution on Sundaland during the LGM
δ13C values of insect cuticles for Gangub, Batu and Niah guano deposits and δ13C values of C31 n-alkanes for Makangit deposit[10]. ACL results from site MD 05-2894 leaf wax n-alkanes. Woody plant pollen proportion of site 17964[11].Woody plant pollen proportion of site 18323[13].δ13C of vascular plant fatty acids from BJ8-03-91GGC, GeoB10067-3 and GeoB10065-7[48]. Woody plant pollen percentage of swamp Pea Sim-sim sediments in northern Sumatra[49]. Woody plant pollen proportion of swamp Wanda sediments in Sulawesi[50].
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图 5 LGM东南亚植被分布假说图
图a为早期植被分布假说图[8-9]，图b为本文提出的假说。浅灰色代表草本植被扩张，深灰色代表雨林。五角星为本研究站位MD 05-2894，圆点代表沉积物有机碳同位素研究结果，正方形代表孢粉研究结果；红色（绿色）代表植被类型为草本扩张的开放植被（封闭热带雨林）。黑色虚线代表50 m水深线，黑色实线代表海平面下降120 m时海岸线分布。蓝色实线代表现代热带低地雨林分布，蓝色虚线代表本文预测LGM时热带雨林分布。黄色虚线框代表无数据记录。
Figure 5. Map of Southeast Asia land-sea distribution during the LGM estimated from the 120 m bathymetric line
a represents earlier proposed hypothesis[8-9], our hypothesis is outlined in b. Open vegetation and rainforest are indicated by light gray and dark gray shading. Star represent our study site MD 05-2894, circles indicate organic carbon isotope research, squares indicate pollen result; red （green） indicates open vegetation （closed rainforest）. Black dashed line indicates the 50 m bathymetric line, while the black solid line indicates the land-sea distribution during LGM estimated from the 120 m bathymetric line. Blue solid line is temporary tropical lowland forest distribution while blue dashed line indicates rainforest distribution estimated from our research. Yellow dashed square represents no record studied yet.
表 1 MD 05-2894站AMS 14C年龄
Table 1 AMS 14C Age of site MD 05-2894
深度/cm AMS 14C年龄/aBP（±1σ） 日历年龄/aBP 备注 5.5 3 390±30 3 261±50 本研究 62.5 5 010±35 5 366±51 据文献[29] 104.5 6 765±40 7 295±47 据文献[29] 113.5 9 140±40 9 909±105 本研究 125.5 9 910±30 10 866±85 本研究 140.5 10 825±45 12 325±121 据文献[29] 159.5 12 020±40 13 457±60 本研究 188.5 13 195±50 15 237±78 据文献[29] 214.5 13 285±45 15 368±108 据文献[29] 284.5 13 785±50 16 102±94 据文献[29] 368.5 14 890±65 17 657±111 据文献[29] 418.5 16 150±50 18 983±70 本研究 519.5 17 550±60 20 678±100 本研究 619.5 17 040±70 20 072±110 本研究 
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[1] Myers N, Mittermeier R A, Mittermeier C G, et al. Biodiversity hotspots for conservation priorities [J]. Nature, 2000, 403(6772): 853-858. doi: 10.1038/35002501
[2] Woodruff D S. Biogeography and conservation in Southeast Asia: how 2.7 million years of repeated environmental fluctuations affect today’s patterns and the future of the remaining refugial-phase biodiversity [J]. Biodiversity and Conservation, 2010, 19(4): 919-941. doi: 10.1007/s10531-010-9783-3
[3] Petit J R, Jouzel J, Raynaud D, et al. Climate and atmospheric history of the past 420, 000 years from the Vostok ice core, Antarctica [J]. Nature, 1999, 399(6735): 429-436. doi: 10.1038/20859
[4] Sigman D M, Boyle E A. Glacial/interglacial variations in atmospheric carbon dioxide [J]. Nature, 2000, 407(6806): 859-869. doi: 10.1038/35038000
[5] Montenegro A, Eby M, Kaplan J O, et al. Carbon storage on exposed continental shelves during the glacial‐interglacial transition [J]. Geophysical Research Letters, 2006, 33(8): L08703.
[6] Otto D, Rasse D, Kaplan J, et al. Biospheric carbon stocks reconstructed at the Last Glacial Maximum: comparison between general circulation models using prescribed and computed sea surface temperatures [J]. Global and Planetary Change, 2002, 33(1-2): 117-138. doi: 10.1016/S0921-8181(02)00066-8
[7] Hoogakker B A A, Smith R S, Singarayer J S, et al. Terrestrial biosphere changes over the last 120 kyr [J]. Climate of the Past Discussions, 2015, 11(2): 1031-1091. doi: 10.5194/cpd-11-1031-2015
[8] Heaney L R. A synopsis of climatic and vegetational change in Southeast Asia [J]. Climatic Change, 1991, 19(1-2): 53-61. doi: 10.1007/BF00142213
[9] Gathorne-Hardy F J, Syaukani, Davies R G, et al. Quaternary rainforest refugia in South-East Asia: using termites (Isoptera) as indicators [J]. Biological Journal of the Linnean Society, 2002, 75(4): 453-466. doi: 10.1046/j.1095-8312.2002.00031.x
[10] Wurster C M, Bird M I, Bull I D, et al. Forest contraction in north equatorial Southeast Asia during the Last Glacial Period [J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2010, 107(35): 15508-15511. doi: 10.1073/pnas.1005507107
[11] Sun X J, Li X, Luo Y L, et al. The vegetation and climate at the last glaciation on the emerged continental shelf of the South China Sea [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2000, 160(3-4): 301-316. doi: 10.1016/S0031-0182(00)00078-X
[12] Hope G, Kershaw A P, van der Kaars S, et al. History of vegetation and habitat change in the Austral-Asian region [J]. Quaternary International, 2004, 118-119: 103-126. doi: 10.1016/S1040-6182(03)00133-2
[13] Wang X M, Sun X J, Wang P X, et al. Vegetation on the Sunda shelf, South China Sea, during the last glacial maximum [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2009, 278(1-4): 88-97. doi: 10.1016/j.palaeo.2009.04.008
[14] Cannon C H, Morley R J, Bush A B G. The current refugial rainforests of Sundaland are unrepresentative of their biogeographic past and highly vulnerable to disturbance [J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2009, 106(27): 11188-11193. doi: 10.1073/pnas.0809865106
[15] Raes N, Cannon C H, Hijmans R J, et al. Historical distribution of Sundaland's Dipterocarp rainforests at Quaternary glacial maxima [J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2014, 111(47): 16790-16795. doi: 10.1073/pnas.1403053111
[16] Eglinton G, Hamilton R J. Leaf epicuticular waxes [J]. Science, 1967, 156(3780): 1322-1335. doi: 10.1126/science.156.3780.1322
[17] Schwark L, Zink K, Lechterbeck J. Reconstruction of postglacial to early Holocene vegetation history in terrestrial Central Europe via cuticular lipid biomarkers and pollen records from lake sediments [J]. Geology, 2002, 30(5): 463-466. doi: 10.1130/0091-7613(2002)030<0463:ROPTEH>2.0.CO;2
[18] Schefuß E, Schouten S, Schneider R R. Climatic controls on central African hydrology during the past 20, 000?years [J]. Nature, 2005, 437(7061): 1003-1006. doi: 10.1038/nature03945
[19] Rommerskirchen F, Eglinton G, Dupont L, et al. A north to south transect of Holocene southeast Atlantic continental margin sediments: relationship between aerosol transport and compound-specific δ13C land plant biomarker and pollen records [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2013, 4(12): 1101.
[20] Cranwell P A. Diagenesis of free and bound lipids in terrestrial detritus deposited in a lacustrine sediment [J]. Organic Geochemistry, 1981, 3(3): 79-89. doi: 10.1016/0146-6380(81)90002-4
[21] Yan X H, Ho C R, Zheng Q A, et al. Temperature and size variabilities of the Western pacific warm pool [J]. Science, 1992, 258(5088): 1643-1645. doi: 10.1126/science.258.5088.1643
[22] Moerman J W, Cobb K M, Adkins J F, et al. Diurnal to interannual rainfall δ18O variations in northern Borneo driven by regional hydrology [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 369-370: 108-119. doi: 10.1016/j.jpgl.2013.03.014
[23] Lea D W, Pak D K, Spero H J. Climate impact of late quaternary equatorial pacific sea surface temperature variations [J]. Science, 2000, 289(5485): 1719-1724. doi: 10.1126/science.289.5485.1719
[24] Hanebuth T J J, Voris H K, Yokoyama Y, et al. Formation and fate of sedimentary depocentres on Southeast Asia’s Sunda Shelf over the past sea-level cycle and biogeographic implications [J]. Earth-Science Reviews, 2011, 104(1-3): 92-110. doi: 10.1016/j.earscirev.2010.09.006
[25] Molengraaff G A F. Modern deep-sea research in the East Indian archipelago [J]. The Geographical Journal, 1921, 57(2): 95-118. doi: 10.2307/1781559
[26] Solihuddin T. A drowning Sunda shelf model during Last Glacial Maximum (LGM) and Holocene: a review [J]. Indonesian Journal on Geoscience, 2014, 1(2): 99-107.
[27] Voris H K. Maps of Pleistocene sea levels in Southeast Asia: shorelines, river systems and time durations [J]. Journal of Biogeography, 2000, 27(5): 1153-1167. doi: 10.1046/j.1365-2699.2000.00489.x
[28] Laj C, Wang P, Balut Y. MD147-Marco Polo IMAGES XII Cruise Report[R]. France: Institut Paul-Emile Victor, 2005: 36-38.
[29] 安阳, 翦知湣. 末次冰消期南海南部的普林虫低值事件[J]. 科学通报, 2009, 54(17):2527-2532. [30] Reimer P J, Baillie M G L, Bard E, et al. IntCal09 and Marine09 radiocarbon age calibration curves, 0-50 000 Years cal BP [J]. Radiocarbon, 2009, 51(4): 1111-1150. doi: 10.1017/S0033822200034202
[31] Marzi R, Torkelson B E, Olson R K. A revised carbon preference index [J]. Organic Geochemistry, 1993, 20(8): 1303-1306. doi: 10.1016/0146-6380(93)90016-5
[32] Collister J W, Rieley G, Stern B, et al. Compound-specific δ 13C analyses of leaf lipids from plants with differing carbon dioxide metabolisms [J]. Organic Geochemistry, 1994, 21(6-7): 619-627. doi: 10.1016/0146-6380(94)90008-6
[33] Cranwell P A. Chain-length distribution of n-alkanes from lake sediments in relation to post-glacial environmental change [J]. Freshwater Biology, 1973, 3(3): 259-265. doi: 10.1111/j.1365-2427.1973.tb00921.x
[34] Zech M, Zech R, Morrás H, et al. Late Quaternary environmental changes in Misiones, subtropical NE Argentina, deduced from multi-proxy geochemical analyses in a palaeosol-sediment sequence [J]. Quaternary International, 2009, 196(1-2): 121-136. doi: 10.1016/j.quaint.2008.06.006
[35] Vogts A, Schefuß E, Badewien T, et al. n-Alkane parameters from a deep sea sediment transect off southwest Africa reflect continental vegetation and climate conditions [J]. Organic Geochemistry, 2012, 47: 109-119. doi: 10.1016/j.orggeochem.2012.03.011
[36] Vogts A, Moossen H, Rommerskirchen F, et al. Distribution patterns and stable carbon isotopic composition of alkanes and alkan-1-ols from plant waxes of African rain forest and savanna C3 species [J]. Organic Geochemistry, 2009, 40(10): 1037-1054. doi: 10.1016/j.orggeochem.2009.07.011
[37] Pelejero C. Terrigenous n-alkane input in the South China Sea: high-resolution records and surface sediments [J]. Chemical Geology, 2003, 200(1-2): 89-103. doi: 10.1016/S0009-2541(03)00164-5
[38] Hu J F, Peng P A, Fang D Y, et al. No aridity in Sunda Land during the last glaciation: evidence from molecular-isotopic stratigraphy of long-chain n-alkanes [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2003, 201(3-4): 269-281. doi: 10.1016/S0031-0182(03)00613-8
[39] Li L, Li Q Y, Tian J, et al. Low latitude hydro-climatic changes during the Plio-Pleistocene: evidence from high resolution alkane records in the southern South China Sea [J]. Quaternary Science Reviews, 2013, 78: 209-224. doi: 10.1016/j.quascirev.2013.08.007
[40] Hanebuth T, Stattegger K, Grootes P M. Rapid flooding of the Sunda shelf: a late-glacial sea-level record [J]. Science, 2000, 288(5468): 1033-1035. doi: 10.1126/science.288.5468.1033
[41] Pelejero C, Kienast M, Wang L J, et al. The flooding of Sundaland during the last deglaciation: imprints in hemipelagic sediments from the southern South China Sea [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1999, 171(4): 661-671. doi: 10.1016/S0012-821X(99)00178-8
[42] Liu Z F, Zhao Y L, Colin C, et al. Source-to-sink transport processes of fluvial sediments in the South China Sea [J]. Earth-Science Reviews, 2016, 153: 238-273. doi: 10.1016/j.earscirev.2015.08.005
[43] Jiwarungrueangkul T, Liu Z F, Zhao Y L. Terrigenous sediment input responding to sea level change and East Asian monsoon evolution since the last deglaciation in the southern South China Sea [J]. Global and Planetary Change, 2019, 174: 127-137. doi: 10.1016/j.gloplacha.2019.01.011
[44] Partin J W, Cobb K M, Adkins J F, et al. Millennial-scale trends in West Pacific warm pool hydrology since the last glacial maximum [J]. Nature, 2007, 449(7161): 452-455. doi: 10.1038/nature06164
[45] Wang Y J, Cheng H, Edwards R L, et al. A high-resolution absolute-dated Late Pleistocene monsoon record from Hulu Cave, China [J]. Science, 2001, 294(5550): 2345-2348. doi: 10.1126/science.1064618
[46] Yuan D X, Cheng H, Edwards R L, et al. Timing, duration, and transitions of the last interglacial Asian monsoon [J]. Science, 2004, 304(5670): 575-578. doi: 10.1126/science.1091220
[47] Laskar J, Robutel P, Joutel F, et al. A long-term numerical solution for the insolation quantities of the Earth [J]. Astronomy and Astrophysics, 2004, 428(1): 261-285. doi: 10.1051/0004-6361:20041335
[48] Dubois N, Oppo D W, Galy V V, et al. Indonesian vegetation response to changes in rainfall seasonality over the past 25 000 years [J]. Nature Geoscience, 2014, 7(7): 513-517. doi: 10.1038/ngeo2182
[49] Maloney B K. Pollen analytical evidence for early forest clearance in North Sumatra [J]. Nature, 1980, 287(5780): 324-326. doi: 10.1038/287324a0
[50] Hope G. Environmental change in the Late Pleistocene and later Holocene at Wanda site, Soroako, South Sulawesi, Indonesia [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2001, 171(3-4): 129-145. doi: 10.1016/S0031-0182(01)00243-7
[51] Kershaw A P, van der Kaars S, Flenle J R. The quaternary history of Far Eastern rainforests[M]//Bush M B, Flenley J R. Tropical Rainforest Responses to Climatic Change. Berlin, Heidelberg: Springer, 2007.
[52] Clement A C, Seager R, Cane M A. Orbital controls on the El Niño/Southern Oscillation and the tropical climate [J]. Paleoceanography, 1999, 14(4): 441-456. doi: 10.1029/1999PA900013
[53] DiNezio P N, Tierney J E. The effect of sea level on glacial Indo-Pacific climate [J]. Nature Geoscience, 2013, 6(6): 485-491. doi: 10.1038/ngeo1823
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1. 李云海，林云鹏，王亮，龙邹霞，郑斌鑫. 台风“莫拉克”（2009）对浙闽沿岸泥质中心沉积有机质组成与分布的影响. 海洋地质与第四纪地质. 2024(05): 27-37 . 
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