Sources and influencing mechanisms of organic carbon in the western Bohai Sea over the past century
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摘要:
渤海西部海域沉积物中有机碳百年以来演化的控制因素和来源尚不明确。本文选取该海域4个柱状样沉积样品（ZY009、ZY035、ZY045和ZY054），基于210Pb年代学测定，分析了样品的粒度、有机碳、总氮、碳氮同位素变化特征，探讨了有机碳的来源、埋藏通量以及影响有机碳分布的控制因素。结果表明，百年以来黄河入海口及近岸海域沉积物主要为陆源和海源有机质的混合。有机碳主要富集在细粒沉积物中，其中ZY009柱状样75 cm以下以陆源有机质为主，而75 cm以上则以海洋溶解碳占主导；ZY054样品中的有机碳主要以黄河C3陆生植物为主。此外，有机碳的分布对黄河入海口5次迁移极为敏感，其中入海口的北移导致研究区有机碳含量增加，而南移则有机碳含量降低。在有机碳埋藏通量方面，自1886年以来，ZY009样品显示逐年递减的趋势，这可能与气候事件、黄河径流量和输沙量的减少有关，同时由于其距离河口较远，受到流域以及人类干扰较小。相反，ZY054样品自1886年以来有机碳埋藏通量呈现增加趋势，但在1988年后，由于黄河断流等因素，通量开始下降。2002年以后，由于人为调水调沙措施以及海岸带人类活动的增强，海洋初级生产力得到提升，进而导致靠近黄河入海口区域的有机碳埋藏通量增加。百年以来渤海西部海域沉积物中有机碳来源复杂，粒度特征、黄河入海口迁移和人类活动对有机碳的分布和埋藏通量具有显著影响。
Abstract:The controlling factors and sources of organic carbon in sediments of the western Bohai Sea over the past 100-year remain unclear. Taking the sediment samples of four stations (ZY009, ZY035, ZY045 and ZY054) in the western Bohai Sea as example, the grain size, organic carbon (TOC), total nitrogen (TN), and carbon, and oxygen isotopes (δ13C and δ15N) in the samples were analyzed and dated based on 210Pb chronology. The source of organic carbon, burial flux, and controlling factors on the distribution of organic carbon were studied. Results show that the organic matter in the sediment cores of the Yellow River estuary and coastal zone of the Bohai Sea is essentially a mixture of terrestrial and marine organic matter. Specifically, in borehole ZY009 below 75 cm is mainly terrestrial organic matter, and above 75 cm is mainly marine dissolved carbon, while in borehole ZY054, organic carbon from C3 land plants of the Yellow River were dominant. The distribution of organic carbon is highly sensitive to the five migrations of the Yellow River estuary in the last 100 years. The northward migration of the Yellow River estuary led to the increase of organic carbon content in the study area, while the southward migration led to the decrease of organic carbon content. Since 1886, the organic carbon burial flux revealed in ZY009 core has been decreasing year by year due to the climatic change and reduction of the runoff and sediment transport in the Yellow River. As ZY009 is far from the estuary, the organic carbon burial flux is less disturbed by the river and human beings. Since 1886, the organic carbon burial flux in ZY054 core has been increasing, and began to decline since 1988 when the Yellow River was drying up. After 2002, due to artificial water and sediment control measures and increased human activities in the coastal zone, the primary productivity of the ocean has been increased, which in turn has led to an increase in the organic carbon burial flux in the area near the Yellow River estuary, resulting in the increase of organic carbon flux near the Yellow River estuary. In the past 100 years, the western Bohai Sea witnessed a complex interplay of factors on the sources of organic carbon in sediments. The characteristics of sediment grain size, the migration patterns of the Yellow River, and the effects of human activities each have exerted a notable impact on the distribution and burial flux of organic carbon in this region.
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晚更新世以来，由于海平面升降变化，近岸海域大范围出露成陆，之后又被海水淹没，陆地和海洋环境交替，形成复杂的侵蚀-沉积地貌和沉积层序。网格化的高分辨率浅地震剖面有着连续而又比较密集的地层记录，能够提供丰富的浅部地层层序和沉积环境信息，是研究晚更新世末以来海平面和沉积环境变化的重要手段。同时，高分辨率浅地震剖面调查也能为海洋工程提供基础地质信息。
台湾海峡连接东海和南海，属于东海的一部分，具有独特的构造和环境特征，既受东海、南海和大洋流系的影响，又有众多中小型山溪性河流入海，是研究我国晚更新世海平面升降、沉积环境分布变化和海陆相互作用的理想海域。海峡西部为福建省，海岸线曲折，岬湾相间，河口近海的沉积物和沉积层序研究[1-6]主要集中在闽江口外海域。闽江多年平均径流量574×108 m3，输沙量656×104 t，流域面积约6.1×104 km2 [2]，属于中型山溪性河流。泉州湾和湄洲湾位于海峡西部中段，两湾近海对于研究晚更新世末以来小型山溪性河流的泥沙去向和地貌发育特点，具有很好的代表性和对比性。
在泉州湾和湄洲湾附近海域，前人在地层层序等方面做过一些研究[7-11]，陈承惠等[7]在台湾海峡西部取得16个活塞柱状岩芯，进行了微古、孢粉、14C测年和古地磁等方面的分析研究，划分了晚第四纪地层层序。Liu 等[8]采用典型地震剖面结合柱状样，研究约7 ka（高海面）以来，长江泥沙扩散沉积物的地震地层结构和厚度分布等，向南包括了闽中南近海。许江等[9]对泉州湾及其以南的闽南海岸带进行了浅地层剖面调查，划分了地震层序。杜文波等[10]从油气勘探前景的角度，在湄洲湾外至闽江口外海域，进行了高分辨率二维地震勘探和钻井调查，建立了层序地层格架，识别特征地震相。其他人[11-12]的地震剖面进入研究区的部分海域或外海附近。因此，对于闽中南近海，浅部地震地层、古地貌以及沉积环境演变的研究和认识还相当缺乏。本文根据较密集的高分辨率浅地震网格剖面，研究该海域晚更新世末以来的地震层序和埋藏的特殊地貌，揭示古河道的分布演变和成因，首次发现埋藏的全新世线性潮流沙脊群等，探讨其发育过程和成因，为台湾海峡西部海域晚更新世末以来的沉积环境及其演变提供了新的认识和证据，揭示岬湾海岸小型山溪性河流的泥沙去向和地貌塑造过程等。
1. 研究区概况
研究区北到福建省莆田市（属于闽中）南日岛附近，南至泉州市（闽南）深沪湾外，包括湄洲湾和泉州湾外近海，处于台湾海峡西部中段，长约100 km，呈NE-SW走向，外侧水深约25（北部）～35 m（南部），向岸到5 m等深线；海底地形为NE-SW走向，向海倾斜，平均坡度约1‰。北部海域的近岸海底比较复杂，如湄洲湾内的潮流深槽紧贴湾口岬角延伸到湾外（图1）。研究区的近岸和湾口海域总体上属于水下侵蚀-堆积岸坡，主体海域（水深约40 m以浅）为陆架斜坡区，向外依次为狭窄的现代倾斜堆积平原和潮流水道[13-14]；近岸区表层沉积物为黏土质粉砂，外海区为粉砂质砂，南部与台湾浅滩细砂区毗邻，与较早的研究[15]基本一致。湄洲湾为半封闭狭长形海湾，深入陆地约35 km，总体约为SSE走向，面积约424 km2，缺少常年性河流（溪流）；泉州湾为开敞式海湾，面积约128 km2，晋江在湾顶附近注入，因此泉州湾也是晋江入海河口湾，湾内北侧还有洛阳江流入；两湾均为构造成因，周围主要为晚侏罗纪酸性火山岩和燕山晚期花岗岩形成的剥蚀低山丘陵[16]，处于浙闽隆起区的南部。
2. 资料和方法
海上调查采用GeoAcoustic Geopulse Boomer高分辨率单道浅地震勘探系统，主要包括Boomer震源（拖筏）、水听器电缆（20个水听器单元）、接收机、GeoPro4工作站、高压电源等，地层分辨率0.2～0.5 m，滤波器3～500 kHz，记录量程120 ms，发射能量350 J，DGPS导航定位，拖筏和水听器电缆拖于船后，间距约5～10 m。在南部海域测线网格为1 km×5 km，在北部海域为约5 km×8 km，测线总长度1355 km。资料处理采用仪器系统配套的 GeoPro4 工作站，在其显示器上回放，深度有距离和双程反射时间两种模式，由于本文研究的地层和地貌深度较浅，两种模式之间的误差很小，为了便捷，选择距离模式，地震波平均速度为1550 m/s。地震剖面记录的深度为实时值，也就是现场实时海面至目标的深度。人工勾绘目标物的位置，根据其时间展布在航迹图上，AutoCAD清绘出图。根据地震剖面的反射波结构特征，确定主要反射界面和沉积层序，分析埋藏地貌的特征和层位，结合前人成果研究地貌发育过程及其主要因素等。
3. 结果
3.1 地震地层学特征
3.1.1 反射界面和层序
研究区有两个区域性的强反射界面：海底面（T0）和陆相强侵蚀面（SB），以及局部性的较强反射界面：海侵面（TS）、最大海泛面（MFS）和基岩面（TR）（图2）。
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T0界面：反射波振幅强，连续性好，全区分布，为海底面。
SB界面：反射波振幅强—较强，连续性好—较好，全区可以追踪，埋深一般略大于10 m，深度约30～65 m；削截下伏地层，总体上向海倾斜，在南部海域比较平缓，在北部强烈起伏（图2），为晚更新世（MIS 2）低海面陆地环境下的强侵蚀面。在闽江口外[4]、珠江口[17]和南黄海[18]也有类似的标志性界面。
TS界面：反射波振幅强—较强，连续性好—较好，平缓地向海倾斜，成为古河道、洼槽等负地形充填相的顶界面，为冰后期海侵面，除了在古河道等负地形区外，TS与SB界面重合（图2b、c），削截或顶超下伏地层。海侵面在台湾海峡西部和东海近海都可观察到[8]。
MFS界面：反射波振幅较强，连续性较好，向海微倾，上、下地层呈整合接触，在北部海域特征明显（图2c），推测为最大海泛面，年代略早于7 kaBP[8]，约8.5～6.3 kaBP[12]或者约7.5 kaBP[19]。
TR界面：反射波振幅强—较强，多尖峰状，为基岩反射界面（图2a），在北部海域较发育，与海域比较狭窄、陆地较近和海岛较多有关系。
杜文波等[10]在浅部地震剖面中划分出R0、R1、R2和R3反射界面，确认R3是区内最显著的强剥蚀不整合面，R2上下反射波总体平行，R1上下反射波平行，结合钻井W4的孢粉、古地磁分析和有孔虫组合等，认为R3是晚更新统内部的一个界面，形成年代大致为18～45 kaBP，R2对应全新统底界面，R1为早全新统与中全新统的分界面，年代为6～8 kaBP。从反射波特征看，R3与SB界面相同，R2在研究区的地震剖面上并不明显，R1与MFS相当。W４井与本文相邻地震剖面的对比见图3，由于总体上TS界面在外海区较低，近岸区较高，所以不同海域的TS界面的年代是变化的，与W４井的对比深度是不确定的，故在图3中两者用虚线对比，在后面的讨论中可以看出，TS/SB界面的年代基本上都是晚于11 kaBP，也就是属于全新世，所以虚线位于R2界面之上。
3.1.2 地震层序特征和沉积相
在地震地层学上，不整合面以及与其可以对比的整合面构成沉积层序界面。SB界面将地震剖面分隔为上下两个沉积层序，即上层序（USQ）和下层序（LSQ），两者主要呈角度不整合接触（图2）。USQ层序被TS界面划分为U1层和U2层，U1层为主体，全区有分布，U2层为古河道等负地形充填相（图2c、4），局部有分布，当U2层缺失时，U1层与USQ层序相同，以下一般只标记为U1。
U1：是海底面T0与TS界面之间的地层（图2b—c、4），反射波频率高—中等，振幅强—较强，连续性好—较好，显著特征是近水平（亚）平行反射结构（图2）；厚度在南部海域相对稳定，约7～14 m，平均约11 m，在北部海域一般厚约3～16 m，平均约10 m，变幅较大，局部在海湾口门潮流冲刷槽内缺失；在北部海域局部被MFS界面分成上下两个亚层U1a和U1b（图2c、4c），反射波特征基本相同，为整合接触；一般分层不明显，统称为U1层，反映环境能量较低的浅海—滨海沉积相；层内发育埋藏潮流沙脊群、水下三角洲、河道等特殊地貌单元，这将在后面阐述和讨论。
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图 4 典型地震层序和MIS 2古河道a. 南部外海区，b. 南部近岸区，c. 北部外海区。Figure 4. Typical seismic sequences and paleo-river channels of MIS 2a. Southern outer sea; b. southern inshore sea; c. northern outer sea.U2：为TS与SB界面之间的地层单元，反射波连续性好—较好（图2b—c、4）；一般为侧向充填或上超充填结构，为古河道等负地形充填相，属于陆相沉积物。
LSQ：SB界面以下的地震层序，总体上反射波杂乱或者断续、不规则波状，振幅变化大（图2、4），有向海倾斜的趋势（图2a、c），局部可见（亚）水平平行结构（图4c）。岩性主要为含砾砂，属于冲积/洪积平原相[10]。
3.2 埋藏特殊地貌
3.2.1 埋藏河道
主要有晚更新世末次低海面时期（MIS 2）的古河道，分布比较广泛，保存较好，河道形态较完整、清晰，容易识别（图2c、4）。这与其形成时代距今较近，河道及其充填层埋藏于U1层之下且埋深较浅，未受到浅层气和扰动等因素的明显影响有关。埋藏的全新世(MIS 1)古河道（图5）仅发现于泉州湾口门外侧附近。年代更老地层（LSQ）内的古河道较难辨识（图2b），本文未予进一步关注。
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图 5 MIS 1古河道切入U1层后被其顶部地层覆盖Figure 5. Paleo-river channel of MIS 1 incised U1 and later buried by the top layers3.2.1.1 晚更新世古河道特征
（1）古河道断面特征。河道切入下伏地层，掩埋于U1层之下，一般宽约 1～2 km，深约5～10 m，横断面较多地为“U”型和“V”型（图2c、4），也有宽槽形的，最宽可达7～8 km，深约7～10 m，与河流弯道和分汊处有关，外海区河道底面在现海平面下约65 m，近岸河道约40～35 m。总体上，研究区南部的河道较宽，比较平缓，河道充填沉积物（U2层）的反射波连续性和平行性较好（图4a、b），反映流速较缓，沉积环境比较稳定；而北部的河道较窄，常较陡或呈锯齿状起伏，U2充填层的反射波变化较大，平行性和连续性相对较差（图2c、4c）。这与南部海域毗邻的泉州湾内有晋江等常年性河流注入有关，而且古地形开阔平坦，属于山脚平原，沉积物较厚，有利于在低海面时期形成宽缓、弯曲的河流。北部海域毗邻的湄洲湾是季节性很强的山溪，而且距离陆地较近，多岛礁，古地面硬实破碎，或为基岩低丘（图4c），沟壑发育（图2c），为山麓边坡地貌。不难想象，研究区北部的“古河道”，枯季干涸，洪季暴涨，在特征和成因上与南部古河道有较大的差别，可以称之为溪沟。为叙述简便，以下在未作特殊说明的时候，河道一词也包含了这些溪沟。
（2）古河道平面分布特征。在研究区南部，总体上河道比较弯曲，较宽，可以分为近S-N向的南河道和NWW-SEE向的北河道（图6a）。南河道从泉州湾口南部向海，蜿蜒曲折至研究区南边界，主河道长约37 km，而直线长约23 km，弯曲系数约为1.6；宽约1～5 km，最宽约7～8 km，在外海区多汊道，反映河口区辫状河流的特点；在最西部海区，即深沪湾近岸海区，有宽约 1～1.5 km的分支河道，偏离上述主河道流向西南，基本上平行海岸线。北河道从泉州湾口中部向SEE延伸，相当顺直，与泉州湾的走向基本一致，长度约27 km，宽约0.7～2 km，远端记录不清晰，规模相比南河道要小很多。
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图 6 埋藏特殊地貌分布图a. MIS 2古河道，b. MIS 1潮流沙脊、河道和三角洲。Figure 6. Distribution of buried special geomorphologic featuresa. Paleo-river channels of MIS 2; b. tidal sand ridges, river channels and delta of MIS 1.在研究区北部，古溪沟众多、密集，大体可以归并为约4条（群），除了古地面比较破碎的因素，主要可能与相邻海湾在低海面时期较大的汇水面积和季节性很强的溪流有关，如溪沟上游靠近湄洲湾（与湾口海底潮流冲刷槽有所重合）和平海湾等，最北面的溪沟可能与兴化湾的溪流有关；间距约3～12 km，一般约4～6 km，较顺直至略弯曲，宽约1 km，基本上都呈SW-S走向通往台湾海峡。由于测线间距为 5 km，溪沟走向有不确定性，所以不排除有其他连结（走向）的可能性。
3.2.1.2 全新世古河道特征
在泉州湾口外侧海区，U1层内发育埋藏古河道，长约7 km，一般宽约 1 km，最宽约2.5 km，呈向东横卧的“入”字形，总体走向为东偏南，由北汊和南汊组成，分别由湾口北部（大坠岛北侧）和南部（小坠岛南侧）延伸而来（图6b），与前述的北河道走向相近，平面上有部分重叠（图5—6）。河道横断面呈“U” 型，深约5～10 m，切入U1层的中下部（图5），最深可切入LSQ层序约3 m。南汊的中段（较宽）典型剖面表明，其发育可以分为先（南）后（北）两期，两者的底面和顶面均基本处于相同的深度，北汊部分叠覆在南汊之上，可以解释为前者是在后者被部分冲刷的基础上形成的。
3.2.2 埋藏沙脊群
埋藏沙脊成群分布于研究区最南部的U1层内，有长度超过1 km的沙脊19条（图6b），按照集中度可以分为3个小区，即西北小区2条（SR01和02），东北小区5条（SR03-SR07），南小区12条（SR08-SR19）；走向约为NE-SW，是比较典型的线性平行沙脊群，这种堆积地貌体一般以砂为主，可以称为潮流沙脊群。沙脊区总面积约190 km2，NNE-SSW走向，长约22 km，最宽约15 km，向南超出研究区。沙脊高度约1～7 m，一般约3～5 m，长约1.5～10 km，平均约4 km，底部宽（最宽）一般约200～1000 m，极端最宽约2100 m，平均约600 m；脊顶埋深约3～10 m，平均约6 m，一般外海的埋深较小，近岸的较大；沙脊之间相距约数百米至1 km，最大间距约5.5 km，最近约百米。沙脊的底面比较平直，可以分为两种，一种（主要的）是U1b亚层顶面（图7a、b），另一种是海侵面TS（图7c），前者主要分布于外海的南小区，后者在近岸的小区。根据潮流沙脊的顶部形态，主要可以分为单脊型和多脊型。单脊型沙脊只有单个脊顶（图7a、c），可以再分为孤立单脊型和多列单脊型；前者单独出现，距离其他沙脊较远，分布于西北小区，东南距离最近的沙脊约5.5 km（图6b）；后者沙脊相互平行，一般间距数百米（图7a、c）；单脊型沙脊顶部为窄弧形，底部最宽一般约500～700 m，但是位于西北区的孤立型潮流脊SR01则是例外，最宽约1200 m。多脊型沙脊较宽，顶宽1000 m以上，底宽可达2100 m，可以分为简单多脊型和超复多脊型。简单多脊型沙脊在剖面上有两个以上的脊顶，但是内部融为一体，推测是在潮流和波浪的作用下，顶部物质发生短距离搬迁堆积，形成波状起伏，当波状幅度过大时，可能分离出新的单脊型潮流沙脊。超复多脊型沙脊有多个脊顶，而且反映超复过程的内部界面比较明显。图7b的地震剖面显示超复多脊型沙脊至少有3个脊顶，内部相应地可以分为3—4期（阶段），由NW（陆）向SE（海）超复，也就是向海侧的阶段较早，向陆侧的较晚，沙脊向陆增宽。SR10潮流沙脊长约11 km，西南部约2 km为（窄顶）单脊型，中南部为超复多脊型，中北部为简单多脊型，局部有分叉，东北部1 km多则过渡为宽而平顶的单脊型沙脊。沙脊两翼基本对称的居多，局部明显不对称，如SR10沙脊的西南部，NW翼比较宽缓，SE翼窄陡，视坡度分别为约5‰、20‰，可见向SE倾斜的前积层理，倾向与陡翼一致；SR10-2和SR10-4为支脊，也显示出向SE倾斜的前积层理（图7b），指示由陆向海迁移堆积，与上述沙脊阶段性的发育方向相反。
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图 7 埋藏潮流沙脊的典型地震剖面a. 多列单脊型沙脊，形成于U1b之上，b. 超复多脊型沙脊，形成于U1b之上，c. 多列单脊型沙脊，基本上形成于TS之上。Figure 7. Typical seismic profiles showing buried tidal sand ridgesa. Single-crest ridges of multiple-lines atop U1b; b. an overlapped multi-crest sand ridge atop U1b; c. single-crest ridges of multiple-lines, largely atop TS surface.3.2.3 埋藏三角洲
在泉州湾口外南侧，有一小型埋藏水下三角洲（图6b），从湾口南部向SE扩展，长约7.5 km，最宽约6 km，面积约30 km2；最大厚度约 5 m， 其中前积层（三角洲前缘相）厚度约3 m，层理倾角约10‰，具有明显倾斜前积反射结构的宽度约1.3～1.7 km，顶积层（三角洲平原相）和底积层（前三角洲相）厚度各约1～2 m，不是很明显，边界较难准确认定；埋藏于U1层的上部，埋深约2～4 m（图8）。从平面形态判断，三角洲源于经泉州湾南口入海的晋江泥沙。其埋深和地理位置与前述的全新世古河道比较一致，可能两者的发育时代和成因有相似之处。
4. 讨论
4.1 SB反射界面地质年代
SB界面以上的地震地层是本文研究的重点，因此该界面的年代有特殊的意义。许江等[9]推测浅部的强侵蚀界面T2为全新统底面，杜文波等[10]则认为其是晚更新统内部的一个界面（R3），位于其上比较平直的R2为全新统底面，所以对全新统底面存在分歧，然而全新统底面在本文地震剖面中没有明显的对应界面。W4钻井在73.5 m处钻遇流纹岩，同位素测年为92.6±0.42 Ma，其他层位没有测年，根据孢粉、有孔虫和古地磁等资料分析，确定各界面的时代及在钻井中的深度（图3），但未将钻井与穿越的地震剖面作层序对比分析。
图2c的测线与W4井相邻（图1），其外海端的SB界面在现海面下约55 m。W4井将全新统底面的年代定为11 kaBP（图3）。根据海平面变化曲线，55 m深度相当于约11.3 kaBP[12]或11.15 kaBP[8]时的海平面高度，因此约11 kaBP时海侵已淹没图2c剖面东端的SB界面（古地面），该端点的东侧已是海洋环境，SB界面上接受了晚更新世（MIS 2）海相沉积物，而在西侧仍为陆地环境。随着海平面继续上升，西侧开始堆积全新世（MIS 1）海相沉积物，并且向岸推进，因此SB界面是穿时的。其在东部海域为晚更新统内部的界面，上下都为海相沉积物，整合接触，而在西部海域为全新统底面，界面上下地层为不整合接触，这种现象在黄海有报道[20]。因此，U1层下部在横向上也是穿时的。如果以12 kaBP作为全新统与晚更新统的分界[5,18,21-22]，SB界面都属于全新统底面，若以10 kaBP作为两者的分界，则SB几乎都是晚更新统内部界面。为了与W4井一致，本文以11 kaBP作为全新统底面年代。
4.2 埋藏河道发育和消亡
4.2.1 晚更新世古河道
晚更新世（MIS 2）海平面下降，约20 kaBP时达到最低，至现海平面下约110～130 m，研究区河流向东延伸，切割台湾海峡陆架形成古河道，而后海平面回升进入海侵期，出现两次与融冰有关的海平面跃升事件（melt-water pulses，MWP），即MWP-1A和MWP-1B[12]（以下海平面曲线均引自该文）。在这两次事件之间，在约13.2～12 kaBP期间海平面在约67～68 m的深度有过停顿。古晋江南河道外海区的深度为约65 m，开始处于河口环境，发育河道充填相U2层；MWP-1B事件结束后，在约10.8～9.6 kaBP海平面处于约37 m的深度，古晋江和海岸线退缩到近岸海域，研究区沦为浅海区，古河道基本消失于海水之下，推测U2层的发育和SB古河流的消失时间，由海向陆，约为12.0～9.6 kaBP。
小坠岛南侧为泉州湾口南部，宽约3.7 km，大、小坠岛之间为中部，宽约1.2 km，大坠岛北侧为湾口北部，宽约2.3 km。推测湾口南部古地形比较宽深，是径流的优先入海通道，而且湾口中部因大、小坠岛等原因，附近地势较高，受其阻挡，古晋江先从湾口南部经研究区流入台湾海峡，形成南河道；随着海平面不断上升，南河道退缩，坡降趋缓，湾口发生淤积堆高，当地势较高时，河流摒弃湾口南部，改道为顺晋江和泉州湾走向（东偏南），经湾口中部，主要顺着大、小坠岛之间的峡谷入海，形成北河道，因此晚于南河道，从河道顶面深度（图4b）和海平面变化曲线估计，时间约为11.4 kaBP。
4.2.2 全新世古河道
在泉州湾外侧附近，分布有埋藏于U1层内的古河道，上覆厚度约2～4 m的U1层顶部沉积物，河道内沉积物反射波以侧向前积充填为主，向海倾斜，视倾角约10‰（图5），局部为（亚）水平平行上超充填，反映单向水流的充填特征。泉州湾的潮差可达6.7 m[16]，推测在特大潮低潮期，海底（潮滩）大面积裸露，当遇到特大山洪暴发时，洪水从湾口南部和北部奔腾入海，海底受到冲刷，形成河道，而后被河流来沙充填，继而因海平面上升被覆盖。河道分为南、北两汊的特点与现今湾口有南、北水道，中部为向东伸展凸出的潮滩地貌是基本吻合的（图1）。在北侧相邻的兴化湾内，有柱状样长约2.6 m，近底部的14C年龄约为3.2 kaBP[7]，如果以上覆沉积物厚度类比的话，河道约发育于晚—中全新世之交，基本处于高海面环境。若从河道顶面与海平面高度估算，河道发育于中—早全新世，即在高海面之前。在现代河口环境下，河道水深20～30 m的现象并不罕见，如长江河口。
4.3 埋藏沙脊的发育和消亡
海底潮流沙脊是在陆架近海区常见的线性沉积地貌，由一系列基本平行的沙体组成，其发育主要与足够强的潮流和丰富的松散沉积物有关[23-24]。在欧洲北海南部发育众多线性潮流沙脊，长数千米至50 km，宽可达5 km，高约20～40 m，最高约65 m，较早就开始了关于这些沙脊的形态、结构构造、发育机理和流体力学模拟验证等方面的研究[24-28]。东海广泛发育海底沙脊，地震剖面揭示[29-30]外陆架典型海域的沙脊长10～50 km，高5～20 m，间距7～14 km。根据近年多波束全覆盖水深测量结果的统计分析[31]，东海外陆架（水深69～175 m）沙脊长70～160 km，高5～20 m，宽4～6 km，间距7～15 km；沉积物主要来源于晚更新世末次冰期的古长江河流输沙，冰后期，松散的沉积物在潮流作用下搬运堆积，形成沙脊[32]。南黄海江苏近岸发育海底辐射沙脊群[33]，形成于全新世，仍处于现代潮流的影响之下，属于现代沙脊，典型剖面显示沙脊高约20 m[18]。
与上述典型潮流沙脊相比较，研究区的沙脊显得矮小，高度只及前述的约1/4～1/10，究其原因主要与松散沉积物不足等因素有关，属于“饥饿”型沙脊。沙脊下面及其附近有一薄的亚层（U1b），反射波主要特征为（亚）水平平行、连续性好，频率较高，振幅强—较强，厚度约0～3 m，推断为河口—滨岸相，主要来源于古晋江南河道输沙，所以属于窄河口型潮流沙脊[24]。在沙脊南小区，也即沙脊的主要分布区，U1b亚层的厚度约1～3 m，属较厚区，沙脊较多且集中（包括多脊型沙脊SR10），相对较高，可达约4～7 m（图6，表1）。而在沙脊东北小区和西北小区，U1b亚层很薄或者基本缺失，沙脊发育在很薄的U1b亚层上或直接形成于TS界面之上，导致沙脊高度低，不超过4 m（表1），较多的仅约1～2 m（图7c）。从表1可以看出，沙脊高度与下伏U1b厚度一般呈正相关关系，位于西北小区的SR01沙脊看似例外，底部有约1.6 m的U1b亚层，但仅局限于沙脊之下，周边海底下面基本缺失U1b，导致沙脊高度较低，也是符合这一规律的。
表 1 沙脊典型（最大）高度和下伏U1b厚度Table 1. Typical (maximum) height of sand ridges and thickness of their underlain U1b沙脊编号 TS深度/m 海底深度/m 沙脊高度/m U1b厚度/m 沙脊分区 SR17 47.2 37.7 5.7 3.2 南小区 SR15 45.5 37.2 4.7 1.2 南小区 SR10-4 44.4 33.7 7.2 1.2 南小区 SR07 42.0 32.7 4.4 1.6 南小区 SR05 40.7 27.7 2.0 ~0* 东北小区 SR04 40.0 27.7 3.6 0.4 东北小区 SR01 36.0 25.9 3.6 1.6 西北小区 注：*：~0是指U1b的厚度在剖面中难以分辨出，估计约为0 m。 类似矮小的沙脊在西班牙地中海也有报道[34]］，在距岸约12（内）～20 km（外）的中外陆架，长约14 km、宽约7 km的海底上分布有11条大体平行的沙脊，高1.5～7 m，长1100～3100 m，间距600～1100 m，水深约55～75 m；地震剖面显示浅部有一强起伏界面，上覆薄层松散沉积物，厚度在沙脊内最大，达到约 7 m，局部在沙脊之间的槽沟区缺失，界面出露而与海底面重合；沙脊形成于海侵期的浅水环境，年代为10 kaBP，与海滨相连，随着海平面升高，海岸线后退而远离海岸，附近陆域只有小型河流输入细颗粒沙泥，因此属于缺乏沙源的饥饿型沙脊。该海域较薄的松散沉积物分布特征与研究区U1b亚层有相似之处，是两者潮流沙脊群均为矮小型的主要原因。
沙脊区的TS界面在现海面下约35～53 m，外海深，近岸浅。在约11.3 kaBP（约处于MWP-1B事件的后半期）海平面上升到约55 m的深度，影响到沙脊南小区，晋江河口位于附近。MWP-1B事件后，在约10.7～9.5 kaBP，海平面停顿于约37 m的深度，沙脊区几乎全部被海水淹没，而后海平面又进入快速上升阶段，在约9.2 kaBP时到达约30 m，9.0 kaBP又至10 m的深度，晋江退缩到泉州湾口，远离沙脊区，河流输沙终止，因此推测10.7～9.5 kaBP是晋江输沙形成U1b亚层的主要时期。晋江年入海泥沙量平均为约283×104 t[35]，海平面停顿造成泥沙在沙脊区的沉积时期约为1.2 ka，总输沙量约33.96×108 t，按一半扩散、一半沉积在沙脊区估算，计约16.98×108 t，合约6.29×108 m3，相当于整个沙脊区沉积约3.3 m的厚度。在潮流和波浪的作用下，U1b物质运移堆积形成沙脊群，细颗粒部分则漂移扩散出去，估算的泥沙厚度与U1b的剖面特征比较接近（图7a），所以U1b亚层的泥沙总量不大，导致沙脊个体矮小。沙脊的发育应该略晚于U1b的形成，由外海向近岸，主要的发育期可能在10 kaBP前后。全新世埋藏潮流沙脊在南黄海辐射沙脊区也有发现[18]，沙脊高度约11 m，脊顶深度约36 m，属于窄河口型沙脊，参考我国较早的东部海平面变化曲线[36]，推断发育时间约为10.2 kaBP，在年代上与本文的沙脊接近。该年代与前述西班牙地中海沙脊的发育时间也是基本一致的。
海底潮流沙脊与强潮流流向略斜交[24-28,37]，也有基本平行的[25,27]。Huthnance[28]应用流体力学计算验证潮流沙脊的发育演变理论[26]，设定沙脊和潮流略斜交（一般约7°～15°），取得了满意的结果。王鹏[37]等通过潮流数值模拟的方法，统计分析了潮流与渤海沙脊的动力关系，当M2分潮椭圆长轴在0.50～0.75 m/s，椭率绝对值小于0.4时，能够发育潮流沙脊，长轴与沙脊的走向基本一致，夹角一般在20°以内。台湾海峡的潮流流速为约0.5～1.0 m/s，在泉州湾以南海域，涨潮流为NE向，落潮流为SW向，为往复流[38]，数值模拟[39]显示，在泉州湾近海，M2分潮长轴为约0.7 m/s，NE-SW向，与埋藏沙脊的走向相近。沙脊发育时期海平面已较高，推测台湾海峡的动力环境与现在相似。流速约0.5～1.9 m/s的往复流是潮流沙脊发育的动力条件[23]，当时研究区具有潮流沙脊发育的动力条件，只是相对偏弱，在松散沉积物较贫乏的情况下，又难以淘蚀老地层补充泥沙，因此沙脊个体矮小。
5. 结论
（1）在晚更新世末次低海面时期（MIS 2），研究区南部发育了古晋江南河道和北河道，最宽各约7～8 km和2 km，北部则为密集的溪沟地貌，宽约1 km，可能主要与古地面的复杂性和湄洲湾地区季节性很强的溪流有关。随着海平面的升高，古晋江河道发生堆积退缩，直至消失，由海向陆，时间为约12.0～9.6 kaBP。
（2）在研究区最南部的U1层内，埋藏有19条平行潮流沙脊群，高约1～7 m，按照剖面形态和内部结构特征，分为单脊型和多脊型潮流沙脊，前者又分为单脊孤立型和单脊多列型，后者分为简单多脊型和超复多脊型；沙脊高度与下伏U1b亚层的厚度基本上呈正相关；沙脊可能主要形成于10 kaBP前后。在泉州湾口外发育河道和水下三角洲，主要浅埋于U1层内，形成于全新世。
（3）上述埋藏特殊地貌，除北部海域的溪沟外，其发育都与晋江水沙有关系。
本文研究的重点海域，即南部海域，缺少钻孔，而且MIS 2以来的海平面变化曲线，不同研究者之间差异较大，所以还需要进一步的工作。
致谢：上海东海海洋工程勘察设计研究院勘察室于2005年6—7月完成海上调查，左丽薇、宁楠和周勐佳协助本文图件的清绘编制，在此表示衷心的感谢。
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图 1 渤海地理位置和环流模式图
LCC：辽南沿岸流，BSCC：渤海沿岸流，YSWC：黄海暖流。环流模式根据文献[25-27]修改；M-1，M-3和M-7来自文献[28]。
Figure 1. Geography and water circulation patterns in the Bohai Sea
LCC: Liaonan coastal current, BSCC: Bohai Coastal Current, YSWC: Yellow Sea Warm Current. The circulation patterns are according to the references [25-27] with modifications; M-1, M-3, and M-7 cores are from reference [28].
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图 2 柱状样ZY035、ZY049和ZY054的210Pb、210Pbex测年曲线
Figure 2. 210Pb and 210Pbex dating curves of ZY035, ZY049, and ZY054 columnar samples
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图 3 ZY035柱状样三种方法的沉积速率和深度-年龄变化对比
Figure 3. Comparison of deposition rate and depth-age changes of ZY035 columnar sample by three methods
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图 4 柱状样CRS模式的沉积速率变化对比
Figure 4. Comparison of sedimentation rates in columnar samples by CRS modeling
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图 5 柱状样的粒径曲线（实线）和概率曲线（虚线）
Figure 5. Particle size curves (solid line) and probability curves (dashed line) of columnar samples
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图 6 研究区柱状样的C-M图和岩性三元图
Figure 6. C-M depositional dynamic and lithological ternary plot of four columnar samples
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图 7 柱状样的粒度和有机碳曲线图
年代根据ZY035柱状样的CRS模式求取。
Figure 7. Grain size and organic carbon curves of the columnar samples
The age was obtained from the ZY035 columnar sample in CRS model.
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图 10 1976—2022年渤海地区岸线侵蚀淤积变化图
a：渤海地区岸线侵蚀淤积图（红色为正，表示淤积速率，绿色为负，表示侵蚀速率，黑色虚线指示其位置；蓝色柱状样引自文献[49]）；b：变迁速率统计曲线；c：不同年代黄河入海通道（根据文献[28, 50]修改）。
Figure 10. Map of shoreline erosion and sedimentation changes in the Bohai Sea area from 1976 to 2022.
a: Coastal erosion and sedimentation of the Bohai Sea (Red bar is positive, indicating the rate of sedimentation, and green bar is negative, indicating the rate of erosion); b: Statistics of transition rate curve; c: Channels of the Yellow River entering the sea in different years (modified after reference [28, 50]).
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图 9 柱状样的有机碳和粒度相关性热图分析
Figure 9. The heatmap analysis of correlation between organic carbon and particle size of columnar samples
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图 11 ZY009和ZY054柱状样不同来源TOC与黄河年径流量和输沙量对比
黄河年径流量和输沙量收集来自利津水文站1950—2015年的数据[59-60]。
Figure 11. Comparison of TOC from different sources of ZY009 and ZY054 columnar samples with annual runoff and sediment transport of the Yellow River
Annual runoff and sediment transport of the Yellow River were collected from Lijin Hydrology Station from 1950 to 2015, according to references [59-60].
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