在濒临东黄海的我国东部沿海平原，近20多年来从大量沉积钻孔研究中^[1～14]，发现了在全新世海侵层以下的一套海侵层，被称为“第四纪倒数第二”的晚更新世晚期海侵层。这些海侵层具有相似的沉积和年代特征，例如在江苏的如东SMK和海安JCK孔^[1]、 宝应BY1孔^[2]以及本文研究的东台Y2孔、 福建的九龙江口ZK5孔^[3]、 福建泉州多钻孔^[4]中，大致埋深在-18～-32m 以下，均具有河口或近岸或浅海沉积相，保存了大量海相微体化石群，¹⁴C 年代测定集中在28～43ka B.P. 。

该时期相当于海洋氧同位素第3阶段（MIS 3，即58～23ka B.P. ）的晚期，北半球处于第四纪末次冰期中的间冰阶^[15～17]。我国的一些海洋、 湖泊钻孔以及高原冰芯研究反映了MIS 3 晚期具有海侵和暖湿气候特征^{[2, 17～21]}。以 ¹⁴C 测定这些地层时代大都在30～40ka B.P.^[17]，中值在35ka B.P.^[22]，本文简称 35ka B.P. 。然而从35ka B.P. 的暖湿气候发展到21ka B.P. 的末次盛冰期（LGM）约万余年的时间，35ka B.P. 气候是否已经隐伏了由暖转冷直到末次盛冰期（LGM）的契机？东亚地区间冰期向冰期转变有无可寻的气候征兆？35ka B.P. 气候的实例研究可能提供未来全球气候变暖的极限和向冰期转化的临界依据。

正是由于35ka B.P. 时期位于这样一个重要气候阶段，国际上对MIS 3 的气候海面研究集中了一批重要成果。地质证据反映35ka B.P. 冰盖面积大于现代冰盖（占陆地1/10）但小于LGM 冰盖（占陆地1/3）^[23]。根据冰川遗迹分布的地质和沉积证据，35ka B.P. 北美冰盖（Laurentide）和北欧冰盖（Fennoscandia）的规模相当于LGM 的50％～70％^[24～26]。从冰川型海面的高度变化来看，在低纬赤道地区的印度尼西亚太平洋群岛，35ka B.P. 海面在-65～-80m a.s.l.^[27]，估计当时全球冰盖规模相当于LGM的50％～70％^[28]。在南北30～40纬度区域的智利海岸、 法国和土耳其地中海沿岸、 澳大利亚南海岸等地，35ka B.P.时期海面在-30～-40m a.s.l.^[29～32]，推断当时全球冰盖规模相当于LGM 的20％～30％^[33]。根据海洋氧同位素证据并经过温盐场校正后，北半球35ka B.P.冰盖相当于LGM 的40％～60％^{[32, 33]}。综合上述3 种地质方法的研究结果，北半球35ka B.P. 大陆冰盖分布规模相当于LGM平均冰盖规模的40％～70％左右^[22]。这些研究表明MIS 3晚期海面变化主要是冰川型控制的海面变化。

自1980s以来，对江苏和福建沿海第四纪倒数第二次海侵层的研究已有较多的究成果发表，例如，在苏南海侵达到太湖西岸被称为“滆湖海侵”以及在苏北海侵达到大运河以西称为“泗阳海侵”^[6]，在华北发现的这期被称为“献县海侵”^[7]。依据经典的大西洋钻孔年代框架和巴巴多斯岛古珊瑚海面标志，在约30ka B.P. 全球海面下降了约80m^[34]； 东太平洋在该时期海面下降了75～70m，显示30～40ka B.P. 海面比末次冰期要高^[35]。太平洋西岸沿海的地质记录表明，在30～40ka B.P. 从日本至新几内亚都曾存在高海面和海侵事件； 当时海面比冰盛期最低海面要高出80～130m，但低于现代海面10～50m^{[27, 36]}。在我国东海黄海沿岸，该时期的海面低于现代海面8～10m 左右^[37～39]，在3万年以前的海面高度在-8～-50m^[40]。

由于这套地层大多数的样品由放射性碳断代，而受到 ¹⁴C 的半衰期的局限，4万年基本是 ¹⁴C 测年范围的上界。因此，即使地层年代大于4万年，由 ¹⁴C 测定的年代仍然徘徊在这个时期。即使忽略这套海侵层的年代，从地层层序上定为第四纪倒数第二海侵层，对MIS 3晚期的海面和海侵层的认识，目前尚存歧义。聚焦在以下几点：1）海侵的性质。由于陆上海侵层难以保存，目前证据多来自钻孔记录，重建的海面位于-18～-32m海拔高度。由于位于现代海面以下，人们会问这个海相层代表的是一次高海面吗？2）研究表明海侵层主要是冰川海面作用下的沉积产物，但沉积后期受到了海陆构造沉降、 后期沉积物压实以及陆源河流泥沙充填等多重海陆升降效应的改造^[41]。然而，后期的沉积改造对冰川海面产生多大的效应？3）海侵的机制。需要明了它是区域性高海面（如构造升降）、 还是全球性的气候冰川型海面？认识MIS 3处于末次冰期中，受到冰川型海面主控，为什么冰期中产生海侵？

江苏沿海在地质构造上处于沉降带，长期接受第四纪松散沉积物^{[42, 43]}，晚第四纪沉降速度在-0.5～-1.5mm/a量级^[43]； 福建沿海主体以构造抬升为主，但在沿海交错断裂带以差异性沉降为主^{[44, 45]}。沿海的宁德湾、 兴化湾、 东山湾以及闽江、 晋江、 九龙江等河口均为断陷下沉^[37]，晚第四纪沉降速度为-0.8mm/a量级^[45]。本研究的MIS 3晚期海侵层的记录点位于福建和江苏沿海地区，除了1个钻孔打在水深2m的岸外潮滩上，7个钻孔点位于南黄海和东海西岸沿海平原上（图 1和表 1）。模拟海面变化的区域范围包括了东海和黄海，总面积54.2×10⁴km²，占东中国海46.8％（东黄渤海115.73×10⁴km²）^[46]。模拟的区域在 20°～35°N，以大陆海岸带为西界，水域以水深-250m为东界。因此，本文针对MIS 晚期海面变化和气候驱动等理论问题，根据多钻孔重建的晚更新世海侵层证据，采用气候驱动冰川型海面变化-东黄海地海系统响应多层次模式，模拟MIS 3晚期海面和福建-江苏海侵层高度，以认识冰川型海面、 后期构造沉降、 沉积物压实、 陆源河流泥沙充填等复杂效应下的海侵层特征，揭示南黄海与东海MIS 3海面变化的性质和意义。

图 1(Fig. 1)

图 1 研究区域和8个钻孔点位置示意图 Fig. 1 Map indicating study area and sediment cores

表 1(Table 1)

表 1 用于本研究的福建和江苏海岸钻孔信息 Table 1 Summary of the later MIS 3 transgression data from Fujian and Jiangsu coasts used in the present 编号 钻孔地点 纬度/°N 经度/°E 地面高程/m a.s.l. 海侵层指标 海侵层年代/14Ca B.P. 海侵层位/m a.s.l. 上覆沉积物 参考文献 东海-福建沿海 1 九龙江口ZK5孔 24.65 117.85 3.7 海相硅藻群落（小眼圆筛藻、 线性圆筛藻、 卵形菱形藻）占67％ 29290±489 -27.7～-28.6 砂质粘土 [3] 2 漳州龙海LHZK1孔 24.37 117.86 12 海相刺甲藻、 多刺藻、 有孔虫内膜 >39000 -18.9～-20.3 粉砂、 中粗砂 [14]， 本文 3 漳州东山DSZK2孔 23.59 117.37 6 刺甲藻、 多刺藻、海相硅藻 25980±100，>43500 -18.0～-19.8 含中粗砂 砂质粘土 [14]， 本文 4 宁德霞浦XPZK3孔 26.88 120.04 5 浮游有孔虫， 咸水种贝壳 32460±190，>43500 -18.6～-19.0 粘土 [14]， 本文 南黄海-江苏沿海 5 如东SMK孔 32.45 121.14 2 咸水Tanelaopima介形虫、 Ammonia浮游有孔虫群落 >35000 -28.2～-32.0 粉砂、 粘土 [1] 6 海安JCK孔 32.54 120.8 3 Ammonia浮游有孔虫群落 >35000 -25.0～-31.0 粗粉砂、 粘土 [1] 7 东台县斗龙港Y2孔 33.03 121.62 5 海相贝壳生物碎屑 35913±927， 38539±1285， 40795±1702 -22.5～-23.5 砂质粘土 [13]， 本文 8 宝应BY1孔 33.23 119.37 3 浮游有孔虫Sinocytheridea和Spinleber群落 26470±60， 32910±170， 39385±170 -19～-26 粉砂、 粘土 [2]

表 1 用于本研究的福建和江苏海岸钻孔信息 Table 1 Summary of the later MIS 3 transgression data from Fujian and Jiangsu coasts used in the present

本地区晚第四纪地层具有沉积压实特征^{[41, 47]}。压实作用是沉积物沉积后，由于上覆沉积物不断加厚，在重荷压力下沉积物孔隙体积缩小。碎屑沉积物在300m深处，受压实作用影响，其所含75％以上的水已被排出，石英砂岩由40％左右的原始孔隙降低至30％～10％^[48]。对第四纪松散沉积物的试验^[47]表明了在埋深2～30m 时压实作用较强，孔隙度变化较大； 在埋深40～200m 时压实作用减慢，孔隙度变化相对较小； 在0～400m埋深范围内，平均孔隙度砂层为31. 67％，粘土为30. 42％，砂质粘土为22. 63％。这些数据是本区海侵层沉积后进行压实量计算的依据。

在众多的福建和江苏沿海钻孔中，本文采用福建和江苏沿海8个典型钻孔记录，包括了根据文献的4个钻孔资料^[1～3]和笔者研究工作综合^{[13, 14]}。选择这些钻孔考虑到沿海岸线的南北分布，具有一定沿岸地理位置的代表性； 其次，钻孔层序清晰、 地质时代明了，含有MIS 3的层位； 此外，MIS 3层位中的岩性、 微体生物能够比较明确地指示海相沉积。本文分析了8个钻孔的MIS 3海侵层层位、 海侵层指标以及地层时代（表 1）。海侵层主要根据在陆相沉积中出现的咸水种微体化石（贝壳、 有孔虫、 介形虫、 甲藻、 多刺藻等）和组合，指示了有别于冲洪积、 淡水湖相沉积； 沉积年代依据放射性碳测年，并根据钻孔的地层层序分析（8个钻孔相关年代的文献见表 1）。上覆沉积物作为测算后期沉积压实量的依据，沉积层位作为模拟结果的基本参照系，进行对比和验证。

江苏Y2钻孔（33.03°N，121.62°E）位于南黄海辐射沙洲群北翼，处于大丰市东台县斗龙港岸外潮滩。钻孔深度60m，岩芯长度38.93m。Y2钻孔在深度0～21.5m 以一套粉砂粘土潮滩沉积为主，沉积时代属于全新世，该层以下存在一层80～100cm厚的硬粘土层和侵蚀面； 22.5～23.5m是一套砂质粘土层，顶部含海相贝壳生物碎屑以及咸水种硅藻，测定时代 35913±927a B.P. 和 38539±1285a B.P.，沉积时代属MIS 3晚期。

在福建沿海从南到北钻取漳州东山DSZK2孔（23.59°N，117.37°E）、 龙海LHZK1孔（24.37°N，117.86°E）和宁德霞浦XPZK3孔（26.88°N，120.04°E），它们的钻孔深度分别为68.67m、 65.19m和88.81m^[14]。3个钻孔中发现几个显著沉积间断，龙海LHZK1孔、 东山DSZK2孔和霞浦XPZK3孔间断时代分别为 >30～8ka B.P.、 25～4ka B.P. 和30～7ka B.P.^[14]，反映出末次盛冰期和早全新世沉积地层的缺失。从南到北的3个钻孔的全新统底部深度分别为17.53m、 25.53m和21.46m。全新统下部为一套全新统陆相冲洪积沉积，为灰黄、 棕黄色粘土层； 中部见1～3层以青灰色、 灰黑色淤泥与粘土为主的海侵层； 上部系灰褐色粘土或砂质粘土风积-冲洪积沉积。3个钻孔的上更新统以灰黄-褐黄色砂砾卵石陆相冲洪积层为主，其中含薄层滨海-海湾相沉积。龙海LHZK1孔在18.9～27.5m是一套粉砂、 中粗砂沉积，底部 ¹⁴C 年代测定>39000a B.P.； 在18.9～20.3m含有大量海相刺甲藻、 多刺藻、 有孔虫内膜。东山DSZK2孔在18.0～25.0m是一套含中粗砂砂质粘土沉积，¹⁴C 年代测定 25980±100a B.P. 和>43500a B.P.； 该层顶部18.0～19.8m见到刺甲藻、 咸水种硅藻。霞浦XPZK3孔在18.6～29.0m 为灰黑色粘土粉砂为主沉积，¹⁴C 年代测定 32460±190a B.P. 和>43500a B.P.； 在该层顶部18.6～19.0m含浮游有孔虫和咸水种贝壳。这3个孔中的海相层层位均属于MIS 3 晚期沉积。

本文基于物理学和沉积学的基本原理，以辐射-气候驱动热量与冰量热力平衡、 全球冰川型海面水量平衡、 东黄海海面响应等不同层次，构建3个动力模式。

根据全球太阳辐射温度的能量平衡（Planck辐射定律）计算温度变化^{[49, 50]}

(1)

其中T是理论计算地表温度，α是地表反射率，δ是Stefan-Boltzmann 常数（5.67×10^-8W/（m²·K⁴）^[49]，A是表面积（计算全球理论温度采用5.1×1014 m²），S是太阳辐射总量（1.74×10¹⁷ W）^[50]。对35ka B.P.，根据陆面和海面面积变化，海陆采用不同的反射率计算，模拟处于冰期中间冰阶地表温度变化。

根据气候状况（温度变化）和冰量（第四纪冰盖变化），采用冰融化能量平衡模式（能量=比热×质量×温度变化），计算温度升高时吸收的热量：

(2)

其中，c是比热，包括： 水体比热 C_w=4100J/（kg·℃）； 冰体比热 C_i=2100J/（kg·℃）^[51]。m 是冰质量（kg），ΔT是冰体融化过程中的温度变化： ΔT=Ti-Tm，其中Ti冰温度，Tm 冰融化温度（0℃）。根据温度升高或降低时冰体吸收或释放的热量变化，针对35ka B.P. 相对现代的变化，模拟从状态1（35ka B.P.）到状态2（0ka B.P. ）在热量恒定下冰体积的变化：

(3)

全球水体总量可表示为固态水与液态水体积总和：V=V_i＋V_w，其中 V 是全球水体总量，V_i 为固态水体积（冰量），V_w为液态水体积（96.5％为海水）52。本文拟模拟当入海冰量变化时海面高度的变化量，由于冰的密度（ρ_i）比水的密度（ρ_w）小，根据质量守恒定律，同质量的冰融化成等质量水体积变大，据此获得海面高度变化量（h）对冰量（V_i）微分方程，即深度变化的微分变量（dh／dV）：

(4)

其中 h是海面高度变化量（m），V_i 是受温度控制的冰量，A（h）为模拟的海域面积，它取决于不同深度处的海盆平面大小和形状。 初始值设置根据现代值： 地球上总水量13.86×108km3，其中液态水96.5％在海洋中（13.38×108km3），1.74％ 在地下水、 湖泊、 江河、 生物和大气里； 在冰川、 冻土、 雪盖中的固态水占1.76％（0.2436×108km3）53。设置状态变量A（h）： 在模拟的东黄海区域内，根据现代海面面积115.73×104km²设定初始值46，并计算在不同深度的海底面积A（h）函数。本文依据经纬度为5×5分精度的海底地形图，并采用ArcGIS软件格点计算逐米等深线面积。在水深-250～＋10m范围内，计算格点25273个。根据对35ka B.P. 模拟的冰量Vi变化（％），对微分方程（4）求数值解，得到不同冰量体积变化下海面变化。

依据海面与地面系统变化模式41，分别对MIS 3海侵层后期的海、 陆升降效应进行模拟。地面系统（V_L）与海面（V_S）之间的相对海面变化（H_R），定义为古海面在沉积层中的位置。它以高程计量，例如35ka B.P. 海面保留在地层中的层位，它是冰川型海面（H_S）与后期海、 陆效应（H_M、 H_L）的平衡：

(5)

在公式（5）中，H_S 是冰量引起的海水体系变化，通过冰期-间冰期辐射与冰量能量转换-冰量与水量的物质平衡-地形响应多层模式的模拟获得。35ka B.P. 冰量模拟结果与现代相比为减少（负号）。

H_L是陆面系统变化，主要考虑构造沉降和沉积压实两个效应：H_L=H_G＋H_P。其中H_G 是构造沉降，其效应使海侵层降低，相对海面增高（正号）。江苏沿海平原与南黄海处于持续性构造沉降，晚第四纪沉降速度在0.5～1.5mm/a量级42，43； 福建海岸处于断裂沉降，晚第四纪沉降速度为0.8～1.0mm/a量级44，45，48。据此以现代百年级的沉降速率估计H_G值。H_P 为上覆沉积压实作用，其效应使海侵层降低，相对海面增高（正号）。根据沿海第四纪松散沉积物在埋深2～40m 时沉积物的孔隙度压实量47，砂层为31. 67％，粘土为30. 42％，砂质粘土为22. 63％。由此对不同质地沉积物的孔隙度在各孔海侵层的不同沉积物，进行压实量计算H_P值。其作用使相对海面增高（正号）。

H_M是海面系统变化，主要考虑海盆体积和陆源泥沙充填两个效应：H_M=H_F＋H_B。其中H_F 为陆源河流泥沙充填量，其效应使海洋容积减少、 海面相对增高（正号）。黄河口在20世纪50年代入海泥沙12×10⁸t/a； 在1950～2007年的年输沙量最大20.98×108t，最小0.16×108t（1/125）^[54]； 长江口入海泥沙在1950～1980年代平均4.68×108t/a^[55]； 东南沿海各河流含沙量约为0.30～0.11kg/m3，泥沙均68.6×10⁸m^3[46]。据此估计总量21600×108kg/a，假设MIS 3阶段晚期的间冰阶高海面持续时间在1000年左右，计算累积计算泥沙量为931～815km3。在东中国海地形面积1.15×1010 m²、 深度达-200m的陆坡地形上^[46]，这些泥沙若在厚度为1.5m情况下，可覆盖面积62060～54300km²。根据GIS对南黄海现代地形和水深的量算，在32°～33°N南北范围内，在-30m等深线以内的分布面积为65330km²，在-20m等深线以内的分布面积为51330km^{2 [56]}。由此笔者估计这些泥沙可覆盖到约-23～-24m等深线处（参见图 1中等深线分布）。

H_B 是海盆构造沉降，使海水体积增大，引起海面相对降低（负号）。东海处于构造沉降带 ^{[36, 44]}，第四系东海群沉积厚度约400m，估计沉降速度在0.18～0.22mm/a量级。

综合上述5个分量和变化方向，可计算35ka B.P. 海面在沉积层中的位置：

(6-1)

或者以各项分量的正负效应计算，有：

(6-2)

通过辐射-冰量热量平衡模式对不同下垫面（不同的纬度、 反射率和海陆面积）的模拟，表明高纬度地区年平均温度比现代降低1.5～2.5℃，中低纬地区的江苏沿岸和福建沿岸年温度比现在增加0.1～0.5℃，东海、 黄海海温接近现代水平。这个结果与三维GCM模型（General Circulation Model）对 35000±2500a B.P. 时期在地球轨道参数、 太阳辐射、 陆面海面和大气状况（温室气体等）驱动下的模拟^{[57, 58]}可以对比（图 2a）。这个气候效应有利于高纬度第四纪冰盖面积扩大。根据冰量热力模式，模拟全球冰量比现在增加41.5％。这个模拟与地质资料记录也可以对比： 根据现代冰盖占陆地1/7（0ka B.P. ），末次盛冰期（21ka B.P. ）冰盖占陆地1/3^[23]，认为35ka B.P. 冰盖占陆地1/5^[22]； 来自海洋氧同位素证据数据并经过温盐场校正后，表明北半球35ka B.P. 冰盖相当于LGM的40％～60％^{[32, 33]}。根据35ka B.P. 地质数据冰量分布见图 2b^[58]。

图 2(Fig. 2)

图 2 GCM 对 35±2.5ka B.P. 地面温度模拟（a）和当时地球表面冰盖分布（b） Fig. 2 The simulation of temperature at 35±2.5ka B.P. （a）and the simulated ice sheet changes（b） by GCM

根据经纬度5×5分精度的海底地形图，采用GIS格点量算逐米等深线对应的面积（图 3a）。采用三次方多项式拟合变量为深度的面积函数（图 3b），用于模式2中的深度变量计算。在-20～0m范围内，总面积变化54.2×104km²，占东中国海46.8％（根据东、 黄、 渤海总面积115.73×104km² 作为分母计算）^[46]。

图 3(Fig. 3)

图 3 东、 黄海5×5分格点海底地形（a）和深度与面积关系拟合（b） Fig. 3 Gridded-topography in 5×5 minute resolution （a） and simulated areas and depths （b） in the East-Yellow Sea

设置微分范围和步长：V变化[0，1，……，99，100％]，采用模式2对常微分方程（4）数值求解，获得深度数值解（图 4）。模拟结果表明，当海水体积变化40％～60％（35ka B.P. 模式），海面变化到-4.5～-19.8m a.s.l.； 当海水体积变化到75％以上，微分根据陆地地形变化出现了复杂状态，结果暂不考虑。

图 4(Fig. 4)

图 4 模拟海面高程下的冰量变化 Fig. 4 Simulation of sea water volume change（％） with the sea level（m）， where purple dot is the maximum value and blue dot is the mean value

采用模式3对江苏和福建海岸35ka B.P. 相对海面进行模拟，其中在福建沿海4个钻孔点（九龙江口ZK5孔、 龙海LHZK1孔、 东山DSZK2孔和霞浦XPZK3孔）和江苏沿海4个钻孔点（如东SMK孔、 海安JCK孔、 斗龙港Y2孔和宝应BY1孔）模拟的相对海面以及各个分量见图 5a。这个模拟结果表明，MIS 3阶段晚期东海和黄海海面高度在-19.2～-22.2m； 经2.8～4.0万年以来海陆构造沉降、 上覆地层压实、 河流泥沙充填后，相对海面高度在-26.3～29.9m，不同地点模拟误差在±（2.5～4.5）m。模拟结果与海侵层位对比，福建4孔误差在-3.1％（模拟偏低），江苏4孔误差在＋6.4％（模拟偏高）。从对比8个钻孔点地质钻孔的海侵层记录（表 1）来看，误差均小于10％，模拟结果可以接受（图 5b）。

图 5(Fig. 5)

图 5 福建和江苏沿岸8个钻孔MIS 3海侵层位对比相对海面模拟（a）以及不同作用的分量（b） Fig. 5 Comparisons between the simulated relative sea level and the observations based on transgression records from borehole cores（a）， and the effects of each component on the sea levels （b） at the 8 cores along Fujian and Jiangsu coasts

从相对海面（H_R）的不同作用分量的正负效应来看（公式6-2），全球冰川海面（H_S）、 陆地构造沉降（H_G）、 沉积物压实作用（H_P）以及河流泥沙充填（H_F）均造成了35ka B.P. 相对海面的下降。模拟8个钻孔点海侵层的下沉量，福建沿海（钻孔1～4）和江苏沿海（钻孔5～8）的全球冰川海面作用分别占55.8％ 和57.6％，陆地构造沉降分别占19.7％和17.1％，河流泥沙充填分别占23.8％ 和21.1％，沉积物压实作用分别占0.7％和4.1％； 使得陆地沉降平均为6.7m，东黄海第四纪以来持续沉降平均为9.0m以及海侵层相对下降0.93m； 另外，东海和黄海陆架的构造沉降（HB）造成了35ka B.P. 福建和江苏沿海相对海面的抬升，其抬升量分别占总量的26.8％ 和23.0％，平均增加了8.2m。

沉积地层中保留的海侵层是古海面到达该地点的记录，不一定是高海面； 后期各种海陆效应可能使海侵层高于现代海面^[59]，例如福建大量MIS 3阶段海蚀平台保留的海侵层，高于现代海面，主要系断块抬升所致^[8]。沉降带的海侵层更多深埋地下，如本文研究的宁德霞浦、 漳州龙海和东山钻孔，系构造沉降和陆源泥沙充填导致的海面抬升所致。海侵层与高海面的概念认识的角度不同，描述的对象也不尽对等。古气候模拟表明，MIS 3晚期处于末次冰期中的间冰阶，是一个在末次冰期来临之前的相对温暖、 湿润气候期^{[9, 39]}。通过35ka B.P. 太阳辐射、 地球表面温度对冰量的消融模拟，以及通过全球冰量与海水量平衡的模拟，表明MIS 3晚期海面变化主要由冰川型控制，这个结果与采用全球GCM模拟的降水和有效降水变化特征一致^[58]。这个时期冰川型海面东海和黄海海面在-19.2～-22.2m。经2.8～4.0万年以来海陆构造沉降、 上覆地层压实、 河流泥沙充填等后期作用，相对海面高度在-26.3～-29.9m，不同地点模拟误差在±（2.5～4.5）m。模拟相对海面与8个钻孔的海侵层位进行的对比，表明误差在-3.1％（模拟偏低）～＋6.4％（模拟偏高）。模拟结果可以接受。

本文研究表明，目前保留在福建和江苏沿海陆地钻孔中的海侵层深埋在18～32m是自MIS 3晚期以来海陆不同升降效应所致。江苏沿海平原长期沉降和福建沿海断裂带间断性沉降（模拟平均下沉6.7m），同时东黄海第四纪以来持续沉降（模拟平均沉降9.0m）。由于后期的上覆沉积物压实作用，30～40ka B.P. 海侵层以及下覆地层孔隙的压缩，使得沉积层减少22.63％～31.67％。这个作用使海侵层相对下降0.93m。此外，中国大陆河流泥沙向陆架充填造成海底底面的增高，使海洋容积减少、 海面相对升高，从而使得陆地海侵层的相对位置降低（模拟平均增加8.2m）。

认识海侵层的范围实质上是认识海岸线位置^{[60, 61]}。根据从海湾和河口深入到内陆的海侵层来看，达到宝应指示距离现代海岸120km^[2]； 从浦东PD1孔^[5]、 苏州澄湖SC孔^[10]、 扬中钻孔^[11]以及西到镇江钻孔^[12]等30～40ka B.P. 海侵记录，表明这次海侵从河口深入到内陆，最大可达到距离现代岸线210km以西。本文对冰川型海面、 构造沉降、 压实作用以及泥沙充填等效应进行了海面垂向的模拟研究，尚未采用三维模型去考虑海岸线的平面变化。用来对比的8个钻孔位置在沿岸地区（潮滩带和海湾平原），尽管考虑了各自地表高程、 在一定程度上指示了与海岸距离，但还是存在误差。全面认识MIS 3晚期的海岸线位置，将有待于今后更多的钻孔信息、 构建三维模式进行深入研究，这不仅为海面变化的理论研究提供重要途径，对沿海城市安全和防护也有着重要的实际意义^[62]。