Characteristics of organic carbon isotope and the paleoenvironmental significances of loess in Shengshan Island during the Last Glacial Period
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摘要: 黄土沉积中有机碳同位素组成与古气候关系密切，对研究区域环境演变具有重要意义。本文聚焦我国东海嵊山岛末次冰期黄土地层，在磁化率和元素地球化学指标特征分析基础上，开展有机碳同位素组成特征研究。研究结果表明：嵊山岛黄土沉积剖面有机碳同位素组成波动范围−21.63‰～−27.56‰，平均值为−24.88‰，剖面有机碳同位素组成波动偏正；利用端元法对嵊山岛黄土沉积环境中C3/C4植被相对丰度进行估算，揭示沉积地层记录的植被类型是以C3型植被为主导，C4型植被对沉积地层中有机碳同位素的贡献有限；与南京洞穴石笋、苏禄海海洋沉积以及南极Vostok冰芯氧同位素记录对比，显示末次冰期间冰阶时期嵊山岛黄土沉积中有机碳同位素波动是以C3型植被为主导的植被碳同位素对降水条件改变的响应，降水可能是这一时期黄土沉积中有机碳同位素变化的主要影响因素；在末次冰消期阶段，温度有利于C4植被的发育，导致区域C4型植被丰度有所上升，并对沉积地层中有机碳同位素变动的贡献增加。Abstract: The organic carbon isotope composition in loess deposits is closely related to paleoclimate, which is of great significance to the study of regional environmental evolution. The loess deposit of the Last Glacial Period in Shengshan Island in the East China Sea off the East China was studied. The magnetic susceptibility and element geochemistry were analyzed, based on which the organic carbon isotope composition was scrutinized. Results show that since the Last Glaciation, the organic carbon isotope composition in the loess fluctuated from −21.63‰ to −27.56‰ on average of −24.88‰. In general, the value of organic carbon isotope decreased with the increase in burial depth of the loess. In addition, the relative abundance of C3/C4 vegetation in Shengshan Island was estimated by using the end-member method. It was revealed that the C3 plants dominated in the island since the Last Glacial Period, and C4 plants were very limited in the contribution to the organic carbon isotope in the loess deposit. In comparison with the oxygen isotope data of the cave stalagmites in Nanjing, marine sediments from Sulu Sea, and Antarctic Vostok ice core, the loess was deposited during the interstage of the Last Glaciation, and the fluctuation in organic carbon isotope value was resulted mainly from the responses of local ancient C3 plant-dominated vegetation to the variation of precipitation condition. The precipitation was the main influential factor on the organic carbon isotope variation during the period. In the last deglaciation stage, the paleo-temperature favored C4 plants booming, thus the relative abundance of C4 plants increased, and so did their contribution to the fluctuation of organic carbon isotopes in the loess deposits in the island.
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从构造背景而言，台湾海峡属于典型具有挤压特征的弧后盆地，其基底构造单元异常复杂，第四纪以来这一区域大部分时期处于持续隆起状态，引起相应阶段沉积记录的缺失。从区域环境背景来看，台湾海峡处于东海、南海与开放洋区相互作用的关键地带，海气相互作用强烈，且陆源物质、近海自生物质以及黑潮流系搬运物质在此互相混杂，使得这一区域的沉积层明显有别于我国其他海域。因此在台湾海峡附近深入开展地层、沉积过程以及古环境演化过程研究，不仅可以揭示这一区域晚近地质时期构造演化和海平面升降规律，了解区域古环境演化机制，而且可以为预测未来区域环境演化趋势、制定防灾减灾策略等工作提供可靠的参考资料。
台湾浅滩作为台湾海峡的主要沉积亚区之一[1-2]，其沉积速率高、地层相对完整，是开展区域沉积学、地层学和古环境演化过程研究的理想场所。前人在这一区域针对沙脊和沙波发育的现代过程开展了深入研究[3-4]；关于浅滩潮流砂体的来源，蓝东兆等指出浅滩的中粗砂是在10～20 kaBP由单向水流搬运和沉积形成的，不属于河流相或滨岸相，而且台湾海峡在晚更新世低海面时期没有出露成陆[5]；刘振夏等则认为台湾浅滩兼具残留沉积和现代沉积的特征[6]；蔡爱智等则指出冰后期台湾浅滩经历了三角洲、海岸海滩以及现代浅滩的演化过程[7]。这些研究多是基于尺度较短的重力柱状样研究取得，而对于更深部地层层序以及沉积环境演化过程的工作罕有报道，近几年只有王利波等在浅滩西部的40 m浅钻TWS1208的粒度特征和地震数据的基础上识别出了三期海相层，分别形成于深海氧同位素5.1期、3期和1期，而陆相层则可能形成于4期和2期，其中的沙波基底来自于冰后期的海侵过程，而全新世高海平面后才形成了沙波的主体[8]，但截至目前未见关于该孔粒度和浅剖资料之外的其他数据发表。
显然，目前为止在台湾海峡尤其是台湾浅滩这一海域开展的沉积学和古环境演化研究仍然不够充分，因此，本文对取自台湾浅滩西北部长度40 m的浅钻样品进行低分辨率的综合指标分析，对浅滩西北部的地层结构、海侵期次、沉积特征等开展初步研究，为后期开展高分辨率的古环境研究打下基础。
1. 研究区地质和水文环境特征
台湾浅滩位于台湾海峡南部，从福建东山、诏安和澳东的南澳向东及东北扩展到澎湖群岛，面积约13000 km2，地理中心位置在23°N、118°30' E附近，基底是周边被陡坎围限的构造台地，平均水深仅20 m左右。浅滩上沉积了白垩系、渐新统—中新统及上新统—更新统，一般厚度不足l 000 m，最薄小于500 m，为一套浅海相、滨海相、海陆过渡相陆源碎屑沉积，局部夹有玄武岩层[9]。浅滩底质主要由粗砂和砂组成，其上密布着NNE-SSW、N-S向的潮流沙脊和近E-W向的沙波。浅滩西北近岸靠近福建沿岸，岸线曲折，岛屿港湾密布，附近主要的河流包括北部的九龙江和南部的韩江，这两条大河的年输沙量分别为2.23和7.3 Mt[10-11]，另有众多小型的山溪型河流的输沙量也不可忽视。
浅滩附近属于南亚热带海洋性季风气候，四季气候温和，日照充足，雨量丰沛。根据东山县气象站和海洋站资料，本区多年平均气温为21.2 ℃，7、8月平均气温为27.5 ℃；2月平均气温为13.3 ℃。多年平均降水量为1071.2 mm，全年降水主要集中在春、夏季（3—8月），占全年的61%以上。浅滩附近大风盛行，多年平均风速为7.1 m/s，强风向为NE，多年平均大风（≥8级）日数为122 d，台风影响频繁，平均每年5.1个，出现≥4 m高的巨浪天数超过160 d，风浪最高可达9.5 m，涌浪最高可达7 m。福建沿海是风暴潮多发区，东山海洋站记录1961—2013年共发生台风暴潮256次，年平均4.8次，台风暴潮发生时间多集中在7—9月，台风过程最大增水≥1.0 m的有15次，过程最大增水1.52 m。台湾海峡表层海流流向随季节和盛行风向而变化，但底层的海流流向基本不变，终年向北流动[12]。沿岸流系对海峡附近也有明显影响，夏季浙闽沿岸流的南下趋势很弱，一般进不了台湾海峡，而冬季在东北季风驱动下，低温、低盐且富含营养盐的浙闽沿岸流沿海峡西岸向南流动，最远可达汕头附近。台湾海峡附近属于非正规半日潮，以M2分潮占主导，多年平均潮位为0.46 m，平均潮差为2.33 m，多年平均潮流流速0.46 m/s，最大可达0.8 m/s[13]，而浅滩处的最大流速达1.2 m/s以上[14]。
2. 材料与方法
ZK2孔（23°30'38.44"N、117°30'55.94" E）是福建海洋研究所2015年6月在福建东山岛岸外获取的浅钻，其位置正处于台湾浅滩西北边缘向近岸水域的过渡带上（图1）。柱长40.2 m，取样水深37.35 m。钻探设备采用XY-2型岩芯钻机，采用套管跟进且泥浆护壁、回旋钻进或重锤击进全孔取芯的施工工艺。砂质沉积物取芯率平均70%以上，泥质沉积物取芯率平均85%以上，总平均取芯率79%。此次分析以1 m间隔在中间部位取样，根据每个回次的进尺和取芯率，将取样深度换算为实际深度，最终共取样40个。除黏土矿物只对下部28个样品进行分析以外，其他测试指标均分析了40个样品。
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在4个层位挑取不少于10 mg的底栖有孔虫混合种壳体送美国Beta实验室进行AMS14C测年，挑样中尽量挑取新鲜、完整的壳体，排除再沉积壳体的“老碳”造成的误差；另有1个下部层位挑取完整的木炭送样测年。
粒度分析在山东理工大学分析测试中心完成。样品先分别利用双氧水和稀盐酸彻底除去有机质和除钙质胶结物后，将大于2 mm的砾级组分筛出，间隔0.5Φ称重后换算为质量百分比；细粒沉积物使用英国Malvern公司生产的Mastersizer 3000型激光粒度仪进行分析，仪器量程为0.01～3200 μm，结果统计粒级范围为–1～12Φ；各项粒度参数均根据GB/T 12763.8-2007规定的Folk-Word法计算得出。
微体古生物分析在山东理工大学海洋地质研究所完成。各样品均取50 g左右的干样经过充分浸泡后利用孔径0.063 mm的标准筛冲洗并烘干。根据微体化石通用鉴定流程，鉴定时将干的粗碎屑再过0.15 mm标准筛后，对粗样中的微体化石进行鉴定统计。对于微体化石丰度较大的样品采用二分法鉴定分别统计1/2、1/4、1/8······的样品中的全部化石，对于丰度较高的样品，底栖有孔虫鉴定数量不少于200枚，介形虫鉴定数量不少于80瓣，对于丰度较低的样品则统计全部微体化石。
碎屑矿物分析在山东理工大学海洋地质研究所完成。各样取沉积物干样50 g，去离子水充分浸泡后，加入少量的偏磷酸钠溶液分散样品，然后利用双氧水和稀盐酸分别去除有机质和钙质胶结物，然后依次用0.063、0.125、0.25 mm孔径的标准筛对沉积物进行筛分。称取5 g粒级为0.063～0.125 mm的细砂组分，加三溴甲烷重液对轻、重矿物进行分离并分别称重，得到轻、重矿物相对含量。矿物的鉴定采用实体显微镜观察和偏光显微镜油浸法结合进行，各样品鉴定矿物颗粒数在400颗以上。
因为柱状样上部层位黏土粒级含量极低难以提取，所以仅对深度12 m以下层位进行了黏土矿物分析，测试在中国科学院海洋地质与环境重点实验室完成。各样取5 g左右的干样，分别利用浓度为10%的过氧化氢溶液和10%的稀盐酸去除有机质和碳酸盐，再以超声波振动充分分散后用斯托克斯沉降法提取样品并浓缩、涂片、风干后得到自然片。XRD分析利用德国产D8 Advance衍射仪，每个样品经乙二醇蒸气100 ℃饱和处理1 h后分别扫描，扫描角度3°～30°2θ，步长0.02°，取5个样品进行了自然片和加热片的XRD分析以准确识别黏土矿物组成。衍射曲线用TOPAS2.0软件进行分析，对黏土矿物（蒙脱石、伊利石、高岭石和绿泥石）相对含量主要用（001）晶面衍射峰的面积比，采用Biscay（1965）的方法，17 Å衍射峰面积×1为蒙脱石的权重强度；10 Å衍射峰面积×4为伊利石的权重强度；7 Å衍射峰面积×2为高岭石和绿泥石合计的权重强度，绿泥石和高岭石的含量比例从绿泥石的（004）（3.54 Å）和高岭石的（002）（3.58 Å）的衍射峰面积求出，四者强度最后校正为含量100%。另外，利用乙二醇曲线计算伊利石的化学指数，即5 Å / 10 Å峰面积比，比值小于0.5代表物理风化强，反之代表化学风化强；参考Petschick 等的方法使用乙二醇曲线伊利石10 Å的积分宽度IB来计算伊利石结晶度[16]，可反映沉积物物源变化。
3. 结果
3.1 柱状样年代框架与沉积单元划分
利用Calib 8.2软件将测得的14C年龄转换为日历年龄[17]。年龄转换时选用Marine20曲线，全球海洋碳储库偏离量（ΔR）参照Yoneda等在台湾西北近岸的数据，设置为113±37 a[18]。本文及附近参考站位测年结果如表1所示。
表 1 ZK2孔和邻近TWS1208孔AMS14C测年数据Table 1. AMS14C ages from Core ZK2 and adjacent TWS1208根据测年结果，结合ZK2孔的岩性、微体古生物、粒度参数等各项参数，我们将该孔划分为3个主要的沉积单元，12 m以上的U1单元大致代表了全新世高海平面以来的沉积，其底部与U2单元呈假整合接触；31～32 m处有较为明显的侵蚀间断面，其下的U3沉积单元可能代表了深海氧同位素4期（MIS4期）低海平面阶段的沉积；U2单元内部又可以以15 m为界作为划分陆相和海陆过渡相的界限，其上部的沉积层可能对应着末次盛冰期（MIS2期）的陆相沉积，下部为末次冰期中的间冰阶（MIS3期）的海陆过渡相沉积（图2）。
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图 2 ZK2孔粒度参数变化曲线和AMS14C年代控制点Figure 2. Downcore variations of grain-size parameters and AMS14C age control points of Core ZK23.2 ZK2孔岩性及粒度特征
ZK2孔垂向岩性变化较大，U1单元主要以灰色到灰黄色细砂为主，上部层位含砾石；U3单元主要为深灰色到灰黑色中砂，局部含有少量粉砂质黏土，下部层位含砾石；U2单元以灰黑色含粉砂黏土为主，部分层段含有较高的有机质，有腐臭味。U1和U3单元沉积颗粒粗，意味着沉积环境的水动力强；而U2单元以细粒沉积物为主，但该单元内平均粒径波动较大，说明沉积环境很不稳定（图2）。
ZK2孔沉积物分选程度较差，即使是上部的U1单元分选系数均值也达到2.43，说明即使是在潮流沙脊顶部沉积物也未能被水流彻底分选，但是这一阶段分选系数较为稳定；而同样以粗粒沉积物为主的U3沉积单元分选程度则很差，分选系数均值高达4.17，意味着其沉积环境跟U1单元明显不同，结合其他指标推测该单元应当属河流相，机械沉积分异作用极不充分，造成了沉积物的粗细混杂堆积。U2沉积单元分选系数均值仅有2.39，但波动频繁，且幅度较大，平均粒径波动趋势与分选系数呈反向变化，说明这一阶段沉积物越细，分选越好，总体而言U2沉积单元形成过程中动力较弱，但沉积环境很不稳定。U1单元和U3单元呈现较为稳定的正偏态，均值分别为0.19和0.20，而U2单元呈现以负偏态和正偏态交替出现的趋势，同样说明沉积环境复杂多变。
从ZK2孔各单元的沉积物频率分布和累积曲线上可以看出，U1单元粒度分布范围很大，频率曲线存在推移组分和跃移组分两个明显的峰，3Φ左右的跃移组分为主峰，峰态尖锐，说明跃移组分分选良好，其中5 m以上在粗粒推移组分范围存在明显的次峰，而在细粒悬移部分存在若干个弱峰，分选较差，累积曲线上也存在明显的三段式分布（图3）。U2单元基本不含推移组分，因此概率曲线呈现以跃移组分和悬移组分为主的两个主峰，其中悬移组分主峰形态尖锐，众数为9～10Φ，说明悬移组分分选良好，占总质量的30%～80%；相对而言跃移组分峰值并不集中，主峰宽缓，分选相对较差。U3单元粒度分布范围大，尤其其下部层位推移组分是柱内最高阶段，因此其多数层位概率曲线主峰出现在推移粒级，而在跃移和悬移部分弱峰很多，没有明显的优势粒级，表明其分选程度极差，弱峰形态都比较宽缓，因此这一阶段峰态值很低，从沉积特征来看这一阶段明显不同于U1单元，应属于未能充分淘洗的河流沉积。
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图 3 ZK2孔各沉积单元代表层位粒度概率累积曲线和频率分布曲线Figure 3. Grain-size probability cumulative curves and frequency distribution curves of representative samples from each sedimentary unit in Core ZK23.3 微体古生物组合变化
ZK2孔上部底栖有孔虫丰度相对较高，向下呈递减趋势（图4），40个样品中只有24个层位发现底栖有孔虫个体，共鉴定出底栖有孔虫29属共60种，其中占全群2%以上的优势种共12个，主要包括异地希望虫Elphidium advenum（Cushman）（占16.52%）、美丽星轮虫Asterorotalia pulchella（d'Orbigny）（占12.87%）、毕克卷转虫Ammonia becarii（Linné） var.（占9.29%）、日本半泽虫Hanzawaia nipponica Asano（占9.06%）、同现孔轮虫Cavarotalia annectens（Parker & Jones）（占8.41%）、拉马克五玦虫Quinqueloculina larmarckiana d'Orbigny（占5.23%）等。介形虫出现概率与底栖有孔虫类似，但只有18个层位发现介形虫个体，共鉴定出介形虫25属共32种，优势种共11个，主要包括舟耳形介Aurila cymba（Brady）（占20.78%）、美山双角花介Bicornucythere bisanensis（Okubo）（占20.29%），布氏棘艳花介Echinocythereis bradyformis Ishizaki（占8.22%）、凹陷中华丽花介Sinocytheridea impressa（Brady）（占8.02%）、台湾弯贝介Loxoconcha taiwanensis Zhao（占7.19%）、皱新单角介Neomonoceratina crispata Hu（占5.99%）、三浦翼花介Cytheropteron miurense Hannai（占4.85%）等。
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U3沉积单元中未发现任何微体生物化石，由于20.3 m处的年代控制点为39976 cal. aBP，而36.5 m处则超过43350 aBP，因此推测U3单元可能是MIS4期低海平面时期的沉积。
U2沉积单元内17.5 m处的年代控制点为39816 cal. aBP，因此U2单元主体应属于MIS3期的沉积。尽管从上文的沉积记录上U2单元内部变化不大，但是微体古生物记录却显示U2单元内部存在次一级变化：上部12～15 m不含微体化石；而15～24 m底栖有孔虫间隔出现，介形类只在个别层位出现，其中在15.5、17.5、20.3 m等层位微体化石丰度激增，且这几个层位中的微体化石组合特征有着高度一致性，底栖有孔虫分异度达到了15种，其主要的优势种包括Asterorotalia pulchella（42.31%）、Elphidium advenum（15.92%）、Hanzawaia nipponica （13.68%）、Ammonia becarii var.（6.34%）等；介形类分异度达到8种，主要优势种包括Neomonoceratina crispata（23.93%）、Sinocytheridea impressa（22.22%）、Cytheropteron miurense （16.24%）、Cytheropteron rhombiformis（8.97%）、Bicornucythere bisanensis（6.84%）、Parabosquetina sinucostata（5.13%）等（图5）。24 m以下底栖有孔虫丰度很低，但连续出现。
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图 5 ZK2孔底栖有孔虫、介形类优势种相对含量变化Figure 5. Downcore variations of the contents of dominant species of foraminifera and ostracoda in Core ZK23.4 沉积物矿物组合变化
ZK2孔重矿物含量为0.11%～6.17%，一共鉴定出31种重矿物，主要矿物有角闪石、绿帘石、绿泥石、褐铁矿；次要矿物包括透闪石、褐帘石、黑云母、磁铁矿、褐铁矿、白云母、蓝晶石、锆石；少量矿物包括电气石、透辉石、磷灰石、红柱石、石榴子石、榍石、金红石、钛铁矿、绿柱石、黝帘石、紫苏辉石、十字石、矽线石、白钛石、白云石、自生黄铁矿等。由于沉积物粒度的变化和沉积环境的差异，各沉积单元的优势重矿物变化明显。
U3沉积单元的粗碎屑沉积中下部以绿泥石为主的片状矿物含量极高，上部则是以闪石类、帘石类为主的不稳定矿物显著增加。U2沉积单元中比较突出的是以褐铁矿、磁铁矿等为主的金属矿物含量达到柱内最高水平，闪石类的不稳定矿物明显减少，片状矿物有所增加；24～25 m层段重矿物含量达到柱内最高。U1沉积单元中的重矿物总体含量很低，闪石类和帘石类不稳定矿物含量较高，变质矿物含量达到柱内最高阶段（图6）。
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图 6 ZK2孔主要重矿物相对含量变化Figure 6. Downcore variations of the relative contents of dominant heavy minerals in Core ZK2ZK2孔黏土矿物分析结果显示，伊利石、高岭石、蒙脱石和绿泥石的平均相对含量分别为44%、34%、17%和5%。其中U3沉积单元中高岭石占据明显优势，占到总质量的55%，伊利石含量仅有29%，蒙脱石为13%，绿泥石含量不到2%。U2沉积单元中高岭石含量显著降低，仅有23%，伊利石则增加到52%，绿泥石增加到7%，蒙脱石含量增加到了19%。U3单元的伊利石化学指数较高，均值达到0.64，U2单元则仅有0.50。除了个别层位以外，大部分层位伊利石结晶度较为稳定，均值都在0.26左右（图7）。
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图 7 ZK2孔主要黏土矿物相对含量及伊利石化学指数和结晶度变化Figure 7. Downcore variations of the relative contents of clay minerals, illite chemical index and illite crystallinity in Core ZK24. ZK2孔沉积记录与古环境演化
关于晚更新世以来台湾海峡附近的海侵期次，尤其是关于末次盛冰期台湾海峡是否成为陆相的问题，至今学术界仍然未有统一的观点。20世纪80年代的主流观点认为是随着末次盛冰期的到来台湾海峡区域裸露成陆，福建和台湾之间存在“台湾陆桥”[20-22]；90年代初陈承惠与蓝东兆等基于海峡西部16个柱状样的微体古生物、14C和古地磁数据识别出了晚更新世以来的三次海侵过程，分别是早玉木冰期末的金门海侵、玉木亚间冰期的福州海侵以及冰后期的长乐海侵，而在末次盛冰期台湾海峡为水深30～60 m的浅海环境，8 kaBP之前存在“东山陆桥”[23-24]，此后不乏文章反复引用并支持这一观点[25-26]。然而基于陆地古生物化石的证据则支持末次盛冰期海峡成陆的观点[27]，加之90年代初的研究都是最长不过数米的短柱，以其结论推测的沉积速率确实与台湾海峡区的现代沉积速率相差较大[28-29]，因此，周定成等认为仅凭柱状样浅表地层划分第四纪地层，依据未加校正处理的14C年龄数据，参考没有精确时代意义和时代跨度较长的微体古生物等资料，推断台湾海峡西部的晚更新世以来的地层划分，推论全区“海侵”事件及其“浅海”环境是不确切的，目前划分的“海侵”依据不足[30]。目前在台湾浅滩附近的长柱样只有王利波等基于粒度特征和地震数据的基础上识别的三期海相层[8]，该孔顶部潮流砂体属于全新世高海平面以来的沉积有确切的AMS14C数据支持，但下部两次海侵只是基于地震和粒度数据的推测，需要进一步的分析加以佐证。
ZK2孔上部U1沉积单元中部的两个AMS14C年代控制点校正后的日历年龄分别为3.41和4.39 cal. kaBP，与王利波等在台湾浅滩西部TWS1208孔上部DU1沉积单元中的两个年代控制点可以互相印证（表1），证明两孔顶部沉积单元具有时空上的一致性。粒度特征反映U1单元沉积颗粒较粗，但是其分选程度明显低于浅滩内部的TWS1208孔，这应该与ZK2孔位置处于浅滩边缘，受到沿岸流系的影响，混入更多细粒物质有关。关于构成台湾浅滩表层沙波主体的砂体来源，刘振夏等认为台湾浅滩沉积保留了部分残留沉积特征，也含有现代沉积特征[6]，ZK2孔U1单元的微体化石群组成反映出了这种残留沉积和现代沉积共存的特征：例如底栖有孔虫种群优势种中的Ammonia becarii var、Quinqueloculina larmarckiana、Ammonia aomoriensis （Asano）、Spiroloculina laevigata Cushman等，介形类中的Sinocytheridea impressa、Bicornucythere bisanensis、Aurila cymba、Echinocythereis bradyformis、Neomonoceratina crispata等属种在我国近海现代沉积中都属于广温广盐种，在内陆架半咸水海域为优势种[31-33]，这与该孔现代所在的37 m左右的水深环境并不相符，说明这部分微体生物化石来源于低海平面阶段的残留沉积；而相同层位出现的底栖有孔虫Elphidium advenum、Cavarotalia annectens、Hanzawaia nipponica、Cribrononion subincertum （Asano）、Ammonia compressiuscula （Brady）、Pararotalia nipponica （Asano）和介形类中的Loxoconcha taiwanensis Zhao、Munseyella japonica（Hanai）、Cytheropteron miurense、Cytheropteron rhombiformis Chen等种则是我国诸海内陆架水域正常盐度环境下的常见属种[31-33]，它们更可能来源于台湾浅滩附近的现代沉积环境。陈华胄曾指出台湾浅滩西部主要重矿物为钛铁矿、锆石、电气石等，其主要来源是闽粤海岸以及韩江的入海泥沙，钛铁矿是韩江三角洲的主要矿物，锆石是东山近岸及东山湾的主要矿物[34]。从ZK2孔U1单元的重矿物组成来看，角闪石、绿帘石、黑云母等为代表的不稳定矿物含量较高，说明该单元的重矿物具有近源特性；特征性矿物中锆石含量较高，而钛铁矿含量较低，说明ZK2孔的重矿物以附近的东山岛为最主要的物质来源。
根据现有证据，ZK2孔上部U1单元相当于浅滩中部TWS1208孔顶部的DU1和DU2单元[8]，尽管U1单元内部也可分为上部的含砾石层和下部的不含砾石层，但是其微体古生物面貌并无差别，因此我们认为作为一个沉积单元更为合理。蓝东兆等曾指出，台湾浅滩的中、粗砂系10～20 kaBP从异地搬运而来[5]，事实上这一阶段在中国东部海域普遍发生海平面的阶段性上升，U1单元超覆于下部U2单元顶部的侵蚀面上形成与滨岸浅水强水动力环境相符的粗粒沉积层。因此，即使大部分沉积碎屑来自于低海平面的残留沉积，但沉积物经过搬运、再沉积过程最终形成U1单元主体的时代应在全新世以内，但现有资料无法准确推定其底界是在冰后期还是末次冰消期。
U2单元顶部与U1单元之间是一假整合界面，说明U2单元顶部曾经遭受风化剥蚀，说明ZK2孔在末次盛冰期是出露于水面之上的。U2单元顶部12～15 m不含海相微体古生物化石，而从沉积特征上来看，这一阶段平均粒径仅有6.9Φ，与U1单元相比水动力要弱得多，但是沉积物中的跃移组分平均含量也达到50.8%，分选系数均值高达3.1，说明这一阶段沉积物分选很差，具有明显的近源沉积特点。段内黏土矿物的相对含量分别是伊利石46%、高岭石36%、蒙脱石12%、绿泥石7%，而福建沿岸现代沉积中黏土矿物以高岭石为主，平均含量为38%，伊利石为34%，绿泥石为22%，蒙脱石为5% [35]，可见U2沉积单元顶部伊利石相对含量高于现代，而绿泥石含量偏低，说明这一阶段的物理风化更强，但高岭石含量并未相应减少，这很可能是由于高岭石系次生矿物，含量随着与陆地物质来源地距离的增加有明显减少的趋势[36]，说明这一阶段ZK2孔离岸更近。这一阶段碎屑矿物中以绿帘石、角闪石为代表的不稳定矿物含量有所升高，也说明这一阶段沉积物搬运距离更近的特征。综上所述，无论是从不含微体化石还是沉积学特征都表明U2单元顶部具有较强的陆相沉积特征。因此，我们认为位于现代浅滩沙波沉积体之下的U2沉积单元顶部应属于陆相的侵蚀沟谷充填沉积，其形成时间介于MIS3低海平面到末次盛冰期出露之前。
U2沉积单元中部的两个AMS14C控制点确定了这一单元主体形成于MIS3期。尽管多数层位微体化石丰度不高，但可以确定系以海相沉积为主的过渡相。其中最主要的底栖优势种Asterorotalia pulchella在现代海洋沉积中主要分布于东南亚沿海，在我国海域主要局限在台湾海峡以南，在我国东部海域被作为MIS5期“星轮虫海侵”的标志种[19]。但这一阶段的海侵显然不属于发生在10万年前的星轮虫海侵，事实上，MIS3期在南海的河口和滨岸区Asterorotalia和Psedorotalia均有出现，只是Asterorotalia在此次海侵中主要集中在海州湾以南，因此渤海地区只能发现Pseudorotalia，才将此次海侵命名为“假轮虫海侵” [19]。这一阶段其他底栖有孔虫和介形类也以广温、广盐的内陆架浅水种为主。U2沉积单元下部的平均粒径均值为8.0Φ，分选系数为2.27，是ZK2孔内沉积物粒度最细、分选程度最高的阶段。段内黏土矿物组成为伊利石53%，高岭石21%，蒙脱石19%，绿泥石6%，伊利石结晶度和化学指数均值分别为0.25和0.47，显然，相对于顶部层位而言，伊利石含量更高，物理风化作用占主导，而高岭石含量则明显偏低，很可能意味着ZK2孔离岸距离增大，受到了海水的影响[36]。以绿帘石、角闪石为代表的不稳定矿物含量明显降低，而代表着更强的海水潮流分选作用的重矿物和白云母等片状矿物的含量有所升高，也说明这一阶段沉积的海相性强于上部层位。另外，这一阶段沉积物颜色较深并带有明显的腐臭气味，说明这一阶段为有机质含量较高、水动力很弱的还原沉积环境。因此，U2单元下部可能以水体流动较弱的滨岸盐沼环境为主，25 m以上频繁发生海进海退，海侵时为低能的潟湖环境，海退时则为盐沼或潮坪沉积。由于MIS3期中的全球海平面从早期的–60 m逐渐降低到后期的–80 m[37]，若忽略区域性的构造升降，U2沉积单元的标高应该从底部的−68 m逐渐过渡到顶部的–52 m，这样在顶部就比当时的海平面高出了近30 m，这显然与该孔所记录的海相沉积环境相悖，因此我们认为，在MIS3期中ZK2孔处于构造沉降的背景下，在约30 ka的时间内沉降20～30 m，这与90年代初的研究结论相符[23-25]。
根据U2单元的年代控制点向下推算，U3单元很可能属于MIS4期中低海平面阶段的沉积。U3单元中未见任何微体古生物化石，而从沉积特征上来看，这一阶段平均粒径为3.9Φ，砾石含量高达21.1%，说明沉积环境水动力很强，但同时黏土粒级含量达到22.4%，概率分布曲线没有突出的峰，分选系数均值高达4.1，其分选性极差，说明碎屑物质很可能没有经过长距离搬运，机械沉积分异作用很弱。段内黏土矿物的相对含量分别是伊利石29%、高岭石55%、蒙脱石14%、绿泥石2%，伊利石结晶度和化学指数均值分别为0.27和0.64，伊利石含量低而高岭石含量高，同时伊利石化学指数较高，一方面说明这一阶段物理风化较弱而化学风化较强，另一方面很可能也意味着这一阶段ZK2孔黏土矿物物源更近。在U3单元中以绿帘石、角闪石为代表的不稳定矿物含量明显高于U2沉积单元，也说明这一阶段重矿物同样表现出近源特性。值得一提的是U3沉积单元中35 m以下层位的重矿物中绿泥石含量骤增至80%以上，说明这一阶段沉积物中的重矿物来源极其特殊，可能受到附近流经变质岩区的山溪性河流的强烈影响，很可能这一阶段沉积物中的重矿物和黏土矿物来源不同。MIS4期全球平均海平面低至现代海平面−80 m以下[37]，而ZK2孔标高为−37 m，如忽略局部地壳升降运动的影响，ZK2孔31～40 m的沉积层在其形成时期高于MIS4期最低海平面12～3 m，因此在这一阶段ZK2孔附近很可能已经成为陆相沉积环境，微体古生物和各项沉积特征都印证了这一点，而且由于其极强的水动力状况，我们认为该阶段属于河床沉积。
5. 结论
根据ZK2孔AMS14C测年结果，基于垂向上的微体古生物组合、粒度参数特征以及黏土矿物和重矿物组合特征，参考前人在台湾浅滩附近的研究成果，台湾浅滩西北近岸的ZK2孔可以以12和31 m处的两个沉积间断面将地层分为3个大的演化阶段：
（1）12 m以上的U1沉积单元为全新世高海平面以来形成的低海平面阶段残留沉积和现代沉积的混合沉积体，其碎屑物质的来源可能主要来自于附近的东山岛。
（2）12～31 m之间的U2沉积单元为一个相对连续的以悬移质为主的沉积体，其间又以15 m为界划分为上下两个次一级单元，上部为陆上的沟谷充填沉积，形成于MIS3期末到LGM出露水面之前，LGM期间东山岛岸外区域出露成陆接受了较长时间的风化剥蚀；下部为MIS3期形成的以潟湖、潮坪和盐沼环境交替出现的海陆过渡相沉积，在这一阶段台湾浅滩附近沉积盆地基底持续沉降。
（3）31 m以下的U3沉积单元应为MIS4期低海平面阶段形成的河流相沉积。
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图 2 嵊山岛黄土剖面总有机碳含量（a）和有机碳同位素组成特征（b）
Figure 2. Characteristics of TOC (total organic carbon) content (a) and δ13C composition (b) in the Shengshan Island loess
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图 3 嵊山岛黄土沉积中C4植被相对丰度估算
a: 参考全球植物碳同位素组成[28]，b: 参考哈尔滨黄土所选端元[44-45]，c: 参考黄土高原黄土所选端元[26]，d: 嵊山岛黄土有机碳同位素分布，e: 中国东部C3/C4植被丰度变化[38]。
Figure 3. The calculated relative abundance of C4 plants in the Shengshan Island loess
a: The endmember value considering global plant carbon isotope composition[28], b: the endmember value considering Harbin loess deposit[44-45], c: the endmember value considering the Loess Plateau loess deposit[26], d: profile of organic carbon isotope in Shengshan Island, e: variations of C3 and C4 abundance in the eastern China[38].
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图 4 嵊山岛黄土沉积剖面有机碳同位素与磁化率（a）和总有机碳散点图（b）
Figure 4. Scatter plots of the relationships between δ13C and magnetic susceptibility (a), and between δ13C and TOC (b) of the Shengshan Island loess
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图 5 嵊山岛黄土沉积剖面有机碳同位素、铷锶比、磁化率、C4植被丰度变化
a: 嵊山岛黄土沉积有机碳同位素组成， b: 嵊山岛黄土沉积铷锶比， c: 嵊山岛黄土沉积磁化率， d: 嵊山岛黄土沉积C4植被丰度， e: 南京葫芦洞石笋中氧同位素记录[62]，f: Sulu Sea 氧同位素记录[63] ， g: Vostok冰芯记录相对温度变化[64]。
Figure 5. Profiles of δ13C, Rb/Sr, magnetic susceptibility (χ), and relative C4 vegetation abundance in the Shengshan Island loess
a: δ13C composition, b: Rb/Sr, c: magnetic susceptibility (χ) , d: the abundance of C4 vegetation, e: oxygen-isotope (δ18O) records of the stalagmites in Hulu Cave, Nanjing[62], f: oxygen-isotope (δ18O) records in Sulu Sea[63], g: relative temperature changes shown in the Antarctic Vostok ice cores [64].
表 1 嵊山岛黄土剖面光释光年代测定结果
Table 1 OSL (optically stimulated luminescence) dating results of the loess in Shengshan Island
深度/cm U/(μg/g) Th/(μg/g) K/% 实测含水量/% 环境剂量率/(Gy/ka) 等效剂量/Gy 年龄/ka 10 2.83 14.3 1.49 14.45 3.05 1.2±0.3 0.4±0.1 100 2.98 15.1 1.69 11.86 3.34 117±4 35.03±3 150 2.94 14.4 1.56 8.18 3.23 137±8 42.41±4 250 2.93 14.3 1.62 16.49 3.00 152±5 51.67±4 
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