2015, Vol.35
渤海湾西岸全新世海面变化,是近三十余年来一个引人关注但时断时续的课题。众多岩石地层和生物地层研究[1, 2, 3, 4, 5, 6],为该研究打下了基础。赵希涛等[7]、 谢志仁[8]、 徐家声[9]和夏东兴[10]等更是直接涉及海面变化。谢志仁等[11]的基础理论方面的探索则为该研究提供了理论支撑。
海面变化研究的前提是获得海面变化标志点,即指示海面高度和时间的点（海面时空位置）[12]。渤海湾西岸的海面变化标志点主要来自地层中反映海面时空位置的生物信息和机械沉积作用形成的特殊层位,包括泥炭质层、 软体和微体生物标志层,以及两类特殊的地质体——贝壳堤与牡蛎礁。
迄今为止,赵希涛等[7, 13]和谢志仁[8]建立了包括渤海湾西岸在内的海面变化曲线,徐家声[9]据贝壳堤底板高程推测了黄骅地区的海面变化。此外,近年来的零星研究[14, 15]也涉及该地区和相邻黄河三角洲的海面变化。
2 地质与构造背景研究区位于中朝地块（中朝准地台）的渤海湾盆地（华北坳陷、 华北- 渤海断陷带或冀渤断块坳陷）的次级单元黄骅凹陷和沧县隆起内,区内基底主要为古生代、 中生代的结晶变质岩系和海相碳酸盐岩、 陆相碎屑岩[16, 17, 18]（图1）。相对于四周的褶皱带,渤海湾盆地长期处于缓慢的构造下沉过程。古近纪孔店组、 沙河街组和东营组的泥岩、 砂岩和砂砾岩总厚达400-5000m； 新近纪馆陶组和明化镇组砂岩、 泥岩总厚度1000-2000m； 第四纪地层以河湖相沉积为主,夹有数层海相地层,最大厚度近500m[16, 17, 18]。现代水准测量显示,相对于属于燕山褶皱带的研究区北侧的宝坻水准点,天津市区深1080m的基岩标下沉速率约为1mm/a[19],该数值可近似视为研究区的构造下沉背景值。
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图1 究区基底构造图[16] 4级构造单元: 燕山褶皱带、 渤海湾盆地； 5级构造单元: 渤中坳陷、 黄骅坳陷、 沧县隆起、 埕宁隆起和冀中坳陷 黑色框内为本文研究区 Fig.1 Base tectonic map of the study area[16]. The study area belongs to a tectonic unit of the Bohai Bay Basin,which is linked with another unit to the north as the Yanshan Fold Belt. Depicted by a black frame,the study area mainly covers on the secondary units of Cangxian Uplift to the west and Huanghua Depression to the east |
研究区及北侧燕山褶皱带南缘自古生代以来的地层累计厚度超过20km。区内主要的NNE向沧东断裂和NWW向海河断裂等均属“壳断裂”[18],断裂深度一般仅数公里至10km左右,即便研究区以东的郯庐断裂带,也仅至莫霍面[17]。这些断裂的深度,远浅于岩石圈对全新世冰川均衡调整（Glaicial Isostatic Adjustment,简称GIA）的响应深度。该深度在红海是约65-80km[20]、 澳大利亚50-200km[21]、 东亚大陆边缘30-100km1）以及全球为120km[22]。因此,研究区基底构造不会阻碍GIA过程。换言之,作为全球因素的GIA,与作为局地因素的新构造活动和自重压实一起,共同控制着研究区全新世相对海面变化的趋势。
3 海面标志点的基本定义和研究对象凡是记录海面时空位置的载体,均可称为海面标志点(sea-level indicators,sea-level index points),包括地层沉积物及内含的动植物(孢粉、 软体动物、 有孔虫、 海相介形虫、 硅藻、 蛇螺类等)、 沉积学现象(如海相碳酸钙成岩现象、 珊瑚礁)、 地貌形态(海滩、 海蚀/海积阶地、 海蚀崖/龛),以及某些特殊的地域性载体(如渤海湾西岸的贝壳堤与牡蛎礁)等,范围广泛[12, 23, 24, 25]。本文涉及的地层(岩石地层与生物地层)海面标志点,是近数十年来研究最为深入的一类标志点[26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33]。
3.1 海面标志点空间定义海面标志点可以指示(某一时刻的)海面高度。但是,在实际研究时,最初并不总是直接对应当时的海平面(Mean Sea Level,简称MSL),例如泥炭层(无论底泥炭抑或顶泥炭层)可能受当时的高潮位控制、 贝壳堤底板的不同部位可能对应不同的潮位、 古生物因组合面貌不同既可以指示当时的高水位又可以指示潮下带,等等。因此,第一步要查明的是其具体指示(对应)的某一特定海面的位置,第二步才是“归化”到海平面。本文将分别论述这两个步骤。在此之前,还要先对海面标志点的现代高程、 古潮差等做出一些规定。
3.1.1 海面标志点的现代高程探究海面标志点的原始高程,依据的是它们在现代高程系中的位置,此即海面标志点的“相对高度”,指相对海面(Relative Sea Level,简称RSL)时间-深度图中的“深度/高度”。近年来,我们研究小组的数据已采用国家1985高程,但前人的数据多为1956高程,甚至如天津地区的数据可能仍为大沽高程值。本文一律采用国家1985高程,换算方法 2)2)是: 1)依1951年大沽高程系获得的高程值,减去1.543m,即为1985高程值； 2)依1972年大沽高程系获得的高程值,减去1.668m,即为1985高程值； 3)原有的黄海1956高程系数值,减去0.029m,即为1985高程值。
确定海面标志点的高程/深度时会产生误差,包括钻孔层位深度计算误差、 剖面或孔口高程误差(一些时候甚至缺少高程值,后来的研究者只能从地形图上大致推知)、 对所采用的高程系不清造成的误差、 不同高程系间换算造成的误差以及海上钻探因未作潮位校正而产生的误差等。
3.1.2 潮差刘爱菊等[34]以及一航院和海洋信息中心[35]分别研究了渤海湾西岸4个验潮站(涧河口、 塘沽、 歧口和大口河站)和天津港的现代潮位变化,归纳如下:
(1)实测平均潮差: 指所有大潮和小潮的高水位和低水位差的平均值,即MHW(mean high water)与MLW(mean low water)之间的平均值。塘沽站最大值2.67m(7月份)、 最小值2.35m(1月份)[34]； 文献[35]是2.28m； 本文取文献[34]的平均值,按2.5m计。
(2)实测大潮平均潮差: 所有大潮高水位与大潮低水位差的平均值,即MHHW(mean higher high water)与MLLW(mean lower low water)之间[12]。4站分别是3.10m、 3.02m、 3.11m和2.88m[34],平均值是3.03m； 文献[35]是2.82m； 本文据文献[34],按其平均值3m计。
(3)实测最大潮差: 朔望月时大潮高潮位与大潮低潮位的差(mean spring range),即MHWS(mean high water spring)与MLWS(mean low water spring)之间。塘沽站1960-1979年间20年平均值约4.10m、 实测最大值是4.35m[34]； 文献[35]另一实测最大值是2003年11月25日的4.31m。
(4)推算最大潮差: 最大天文大潮差,即HAT(highest astronomical tide)和LLWS(lowest low tide spring)之间,亦即通常的HHW(highest high water)与LLW(lowest low water)之间、 或HAT与LAT(lowest astronomical tide)之间。4站推算最大潮差分别是5.39m、 5.10m、 5.11m和5.05m； 文献[35]是4.77m。本文取渤海湾4站平均值5.16m(此处所列术语参考了文献[12, 36])。
从渤海湾总体情况出发,本文根据归纳的(3)和(4)的文献[34]数据,确定渤海湾西岸最大潮差(range between the MHWS and MLWS)约为4.6m[=(4.1＋5.16)÷2]。文献[35]与[34]的同类数据相比,一般仅有20-30cm的区别,按本文目前所达到的精度,此种差别可略去不计。
Shennan和Horton[37]在英格兰的研究表明,只有在狭长的河口小海湾地区,全新世古潮差和现代潮差之间才可能有数米的差别。 而渤海湾是相对大型的开放海湾,全新世以来古岸线格局是与现今大致相似的近同心圆弧状,至少数道贝壳堤和古岭地显示的是如此。目前,我们尚未对渤海湾古潮差开展研究,只能以现代潮差代替全新世古潮差。
3.1.3 海面重建海面标志点直接指示的空间位置,既可能是当时的高潮位,也可能是低潮位,更可能只是位于潮间带: 上部抑或下部、 或者恰好指示当时的海平面位置。除了恰好指示当时的海平面位置之外,凡指示某一特定海面高度的均需从该高度折算为当时的海平面高度。这一过程,可表述为从海面标志点到海平面标志点的转换。
本文海面标志点(附件,网址如下：http://www.dsjyj.com.cn/UserFiles/File/李建芬等论文附件.doc)与古海面的直接空间关系大致分为形成于当时的高水位处、 潮间带内和低水位处三大类( 图2)。
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图2 渤海湾西岸三类海面标志点的时空位置图(参见附件) Fig.2 Spatio- and temporal distribution of sea level indicators on the west coast of the Bohai Bay,listing in the Appendix. Such indicators,revealing direct spatio-relationship with ancient sea levels,can be subdivided into three categories as being formed (1) at the high waters (MHWS),symbolized by ┬；(2)at the low water (MLWS),symbolized as ┴ and (3) within the intertidal zone,symbolized as □ |
(1)高水位处。底泥炭层(和顶泥炭层)形成于稍高于高水位处,以“MHWS上限(┬)”表示,即该标志点指示的是当时MHWS的上限,而当时的海平面肯定在更低一些的位置。
(2)潮间带内。形成于潮间带内的,以“潮间带( □ )”表示。
(3)低水位处。形成于潮间带下部-潮下带上部、 或笼统地潮间带-潮下带的一律归入“形成于低水位(MLWS)”大类,以“MLWS下限(┴)”表示,当时的海平面肯定在更高一些的位置。
3.1.4 海平面重建(1)形成于高水位处的底(顶)泥炭层
接近海水的沿岸陆生植被,因海面上升导致的地下水位上升而繁盛[26, 28, 38]。因此,该植被死亡后形成的泥炭层,可近似地反映当时的高潮位上限。长江三角洲南部海岸带底泥炭层形成于当时的最高潮位(HHW)与平均高潮位(MHW)之间的垂直范围内[32, 33],据吴淞口等5站位的实测资料可知,这一垂直空间范围可使底泥炭平均沉积厚度最大达2.2m[32],此即为底泥炭层的生长空间,也可理解为一种“调适空间”(accommodation space)。
王宏等[39]和前人的研究[33]表明,底泥炭层向上若直接被海相层覆盖,则必定反映当时的MHWS将到达该地,即MHWS上限。另有一些底泥炭层完全是淡水泥炭,本身未受海水影响,向上又并不直接被海相层覆盖(而是数十厘米、 甚至逾米以上方可见到海相层),此类底泥炭层反映当时海水位置的能力就要差得多,属于“有限的”海面标志点(limiting)[37],但仍可以“MHWS上限”勉强表示随后一段时间海面总要到达的“趋势”。
渤海湾西岸顶泥炭层较之底泥炭层发育得更差。但是,仍有富含有机物的土壤层、 炭质泥层,或断续受“最后的”海水影响的潟湖-盐沼沉积,可视作顶泥炭层的替代物。这类具顶泥炭层性质的沉积层同样大致指示当时的高水位。因此,亦以“MHWS上限”表示它们所具有的海面指示意义。
前已述及,渤海湾西岸现代最大潮差4.6m、 平均潮差2.5m。若按照Wang等[32, 33]给定的泥炭层生长空间,则渤海湾西岸泥炭层最大生长空间是1.05m(±0.525m),发育的高度中点是海平面之上1.775m。这样,底泥炭层海面标志点的高度需减去1.775m,即获得当时的海平面高度。因此,凡泥炭层海面标志点,在重建当时的海平面时,需“减去 1.8±0.5m”(即1.775±0.525m简化)。
(2)贝壳堤
通常认为贝壳堤底板位于(大潮)高潮线处,贝壳及其碎屑由此向上堆积[1, 7, 9, 40, 41, 42, 43, 44, 45, 46]； 另一种观点认为渤海湾西岸的贝壳堤底板是向海倾斜的,坡度可达13 ‰ -19 ‰ ,其前端可进入潮间带并被后期的潮间带泥质沉积物覆盖[47, 48],底板前、 后缘高差>2m[10, 49]。我们研究小组在鱼岑子、 巨葛庄、 上古林、 板桥农场三分场和后唐堡等地,垂直于Ⅳ-2、 Ⅲ、 Ⅱ-1、 Ⅱ-2和Ⅰ贝壳堤走向布设平均长度105m的22条Eijkelkamp钻孔(或探槽)剖面,揭露各剖面贝壳堤的底板。结果表明[50, 51, 52, 53, 54, 55],水准测量证实堤底板向海倾伏,坡度多在5 ‰ -20 ‰ (后唐堡贝壳堤南端的底板坡度甚至高达22 ‰ -27 ‰ ),底板前、 后缘高差的平均值是1m。
堤的前缘基足多由细碎贝屑和泥的混杂堆积构成,与下伏泥层为相变[48]或突变[53]接触关系。前缘底板以上的堤底部(即基足)沉积常呈灰黑色的深色调(还原环境？)和准同生重力变形构造。后唐堡贝壳堤南端(此处堤底板坡度最大)堤前缘底板下伏泥层中含大量海相贝类的碎片,甚至数厘米厚的贝屑薄层,内含Solen sp.、 Scapharca sp. 和Glossaulax sp.[53]。根据这些沉积特征和底板向海倾斜的形态,推测堤前缘基足和堤中前段(堤横截面的向海侧)的底部-下部,可能形成于潮间带环境[52, 53, 54]。但是,后唐堡堤的后缘底板和巨葛庄堤横截面中段底板的下伏泥层顶部的有孔虫组合显示为潮间带中上部[50, 51, 55]。本文谨慎地认为,至少贝壳堤前缘的底部-下部(基足)是可能形成于潮间带深度范围内的,表示作“潮间带”。
考虑到潮间带的垂直范围,在利用贝壳堤前缘沉积物重建海平面时,还需增加“±1.5m”的误差值[51, 56]。文献[51]对底板高程数据的采用做了尽可能详细的规定。本文简化,强调须在经过厘定的、 形成于潮间带深度的堤底板高程值之后,再增加“±1.5m”的误差以保证贝壳堤前缘具有指示当时潮间带位置的空间意义。其他指示潮间带深度的海面标志点,亦作增加“±1.5m”的误差范围处理。
趴趴地II-1、 苹果园II-2、 鱼岑子、 巨葛庄、 东孙村和前苗庄诸堤的中部、 中上部和顶部沉积,是被高水头大浪裹挟搬运并堆积下来的(通常叠加在高潮位之上的)。按照本文采用的贝壳堤从潮间带向上堆积的观点[53],堤前缘底部-堤中下部可视作潮间带深度范围(已如前述),而中上部-顶部堆积物的海面指示意义应是比HAT还要高的大浪水头。此种极端大浪的水头高度是叠加在当时MHWS背景高度之上受局地异常气象因素影响的结果。堤中上部-顶部堆积物的位置并不等于当时的水头高度,后者还要高得多。如何将此类指示极高水头的海面变化标志点折算为当时的海平面,本研究暂不予考虑(见附件)。
(3)牡蛎礁
较早的研究[7, 57]认为,由长重蛎Crassosrtea gigas构成的礁体只能生活于低潮线以下,其顶板至多与当时的低潮面等高； 但我们发现C. gigas礁体顶板可达到海平面的高度,以此作为海面标志点,不必再做高度补偿[58]。但是,礁体顶板常有起伏。对大吴庄、 滨海湖和空港3处牡蛎礁礁顶19个点的高程实测发现,同一处礁体顶部起伏幅度在0.4-1.4m之间,最大1.4m[59, 60, 61]。苏北小庙洪现生活体牡蛎礁的研究也证实礁顶可达到海平面,起伏0.5-1.0m[62]。此外,渤海湾西岸6处礁体顶部之上仍发育的潮间带泥质沉积的平均厚度1.6m,这差不多是平均大潮潮差的一半,是大致位于海平面的礁顶与MHWS之间所能提供的最大调适空间[60],这一点,亦为礁顶可达海平面提供了佐证。因此,本文依文献[60]以礁顶的实测高度,再增加“±0.7m”礁顶起伏误差范围,重建当时的海平面。
(4)形成于高、 低水位处的地层标志点
与形成于高水位处的泥炭层重建海平面的思路相同,形成于高、 低水位处的其他标志点需分别减去或加上平均大潮差的一半,以重建当时的海平面。形成于高水位处泥炭层标志点指示海平面位置的误差范围可以泥炭层的厚度确定。但是,发育于高、 低水位处的其他地层标志点多为贝屑薄层、 微体生物富集层和单瓣贝壳(甚至贝壳碎片),它们的厚度多＜10cm、 甚至仅厘米级,不足以保证重建海平面时应有的误差范围。为此,本文人为规定以“±0.5m”作为其误差范围,包括高程测量、 采样厚度以及判断生态环境时的误差。需要说明的是,以上提及的各类标志点也存在同样的误差,但有的已经被考虑,例如泥炭层厚度误差、 礁顶起伏误差； 而高程或环境判断误差被认为已经涵盖在它们现有的误差范围之中。
实行以上步骤,即完成了从“海面变化标志点”到“海平面变化标志点”,以及从“海面变化带”到“海平面变化带”的转换。
3.2 海面标志点时间定义指示某一高度的海面存在的时间是海面标志点的另一重要内容。本文主要依靠 14 C 测年方法,获得海面标志点的形成时间,从而获得其所指示的海面存在的时间。
近20余年来,我们研究小组先后采用CALIB3、 4、 5和6版本的校正程序对渤海湾西岸不断增加的 14 C 数据进行系统校正[51, 55, 60, 63, 64, 65]。为统一起见,本文又依据CALI 7.0.0版本的IntCal13和Marine13程序对所有 14 C 数据重新进行了校正 (见附件和 表1、表2、表3),并采用2倍(2σ)标准偏差范围 作为本文在重建海面标志点时所用的校正值时间。
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表1 渤海湾西岸全新世海相贝壳类海平面标志点一览表 Table 1 Holocene relative mean sea level indicators derived from the marineinfluenced molluscan shells on the west coast of the Bohai Bay |
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表2 渤海湾西岸全新世陆相沉积物海平面标志点一览表(植物茎枝、 泥炭与淡水贝壳) Table 2 The Holocene relative mean sea level indicators derived from the terrestrial sediments including vegetation branches， peats and fresh water molluscs on the west coast of the Bohai Bay |
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表3 渤海湾西岸全新世其他类海平面标志点一览表(有孔虫与考古证据) Table 3 The Holocene relative mean sea level indicators derived from foraminifera tests and archaeological evidence on the west coast of the Bohai Bay |
1970年代以来,国内提供的 14 C 数据多仅为 14 C 直接测定值。这类数据若不进行同位素分馏效应校正,则无法使用CALIB4以后的更高版本进行后续的系统校正。为解决这一问题,Wang[63]测量了渤海湾西岸全新世10种常见海相和半咸水贝壳530余个样品的δ 13 C 值( 表4),并获得了该地区全新世海相贝壳的δ 13 C 经验值-2.68 ‰ (PDB)[63, 66]。
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表4 渤海湾西岸海岸带全新世常见贝类的稳定同位素组成和晶型 (据文献[63]和[66]修改) Table 4 Stable isotope compositions and crystal form of the Holocene common molluscan shells on the west coast of the Bohai Bay,modified from references [63] and [66] |
排除 表4中明显偏负的Glossaulax sp.(？),其余取自贝壳堤的6种文石质贝壳δ 13 C 的算数平均值是-0.48 ‰ (PDB)； 另外,取自俵口和北淮淀牡蛎礁的4个Crassstra gigas牡蛎个体的方解石质壳的δ 13 C 的算数平均值是-3.04 ‰ (PDB)[63]。总体上,整个渤海湾的沉积环境可视作一个有限地域内的、 统一的泥质沿海低地-潮间带-浅海区环境。同一环境条件下,文石质壳的δ 13 C 比方解石质壳的重1.4 ‰ -2.0 ‰ [67, 68]。因此,若将文石质的δ 13 C 归化到方解石质,即获得渤海湾西岸全新世贝类壳体统一的δ 13 C 经验值-2.61 ‰ (PDB)[63, 66],即-2.61=[-3.04＋(-0.48-1.7)]÷2(数年前的论文中曾采用-2.68 ‰ (PDB)[52, 54, 64, 65],但这-0.07 ‰ 的误差在进行同位素分馏效应校正时仅导致惯用年龄约1.1年的区别,完全可忽略不计。为保持与以往论文的连续性,仍维持-2.68 ‰ 不变)。 我们归化到方解石,而不是相反归化到文石的-0.91 ‰ (PDB)(即-0.91=[-0.48＋(-3.04＋1.7)]÷2),是考虑渤海湾西岸全新世海岸带经常受到淡水影响,并非真正的开放海环境,壳体的δ 13 C 值偏负一些,是合理的选择。这一点,也得到了近年来获得的更多的δ 13 C 数据的支持(如Beta实验室的数据,参见附件)。
下一步,将地区性δ 13 C 平均值-2.68 ‰ 代入CALIB3.0.3校正程序,即可获得那些未进行过δ 13 C 实测的 14 C 直接测定值的近似惯用年龄(在附件和 表1、表2、表3中,凡采用贝壳δ 13 C 经验值-2.68 ‰ 及由此获得的近似惯用年龄均以斜体表示)。
4 结果图3是 14 C 数据及海面标志点的地理位置图。仅测年但不具海面空间指示意义的为空心圈,海面标志点是实心圈。钻孔岩芯中和露头剖面上,通常有一组 14 C 数据有的具海面指示意义或有的不具,这种情况一律以半实心圈表示。实心圈和半实心圈在渤海湾西岸沿海低地和相邻潮间带、 浅海区分布较为广泛,可以反映研究区的海面时空变化信息。
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图3 渤海湾西岸 14 C 数据与海面标志点地理位置图 Fig.3 Geographical distribution of 14 C data and sea level indicators on the west coast of the Bohai Bay. Solid circle,site showing sea-level indicators； Open circle,site showing radiocarbon-dated samples but without sea level indicating meanings； Half solid circle,site having a set of radiocarbon- dated samples,of which a part shows indicative meanings |
附件是按纬度从高到低排列的渤海湾西岸及浅海区的533个 14 C 数据及1个考古数据,共计534个,其中367个由我们研究小组提供。这些数据,按测试物的产出类型划分为三类: 岩芯和露头剖面、 贝壳堤和牡蛎礁。经过系统研究后,发现136个具有海面指示意义(海面标志点),按类型划分为海相贝类78个、 陆生植物及淡水贝类55个和其他3个； 按空间位置划分,形成于高水位处的59个、 潮间带内的63个和低水位处的14个。最后,统一校正为以现代高程起算的相对海平面标志点,见附件、 表1、表2、表3和 图4。
所有 14 C 数据均经CALIB系统校正。此外,136个海面标志点还有99个做了驻留时间效应校正(32个通过选择年轻子样获得,67个则通过减去地区性驻留时间经验值获得)； 另有37个是未经再搬运,或虽可能经过再搬运但未做过专门的驻留时间效应研究的(例如有孔虫壳和植物大碎屑),这些不必(或受研究水平限制未)做驻留时间校正。这样,就赋予了绝大部分海面标志点可能更为准确的时间意义(temporal indicative meaning)( 表1、表2、表3和附件,图4和图5)。
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图4 渤海湾西岸全新世相对海平面标志点时空分布图及海平面变化带 海平面标志点的空间位置是由位于高水位处的、 潮间带内的和低水位处的三类海面标志点折算获得的； 时间位置是在CALIB7.0.0系统校正后、(对那些再搬运的)又经驻留时间效应校正后确定(附件)。删去两个异常范围(A和B)的点之后,以一条任意的相对海面变化带包含其余大部分标志点。未考虑对均衡作用、 新构造和自重压实的修正 Fig.4 Temporal and spatial distribution of the Holocene relative mean sea level indicators and a mean sea level band on the west coast of the Bohai Bay. Spatial distribution of the indicators are derived from three categories of the sea level indicators including those being mainly formed at high waters,inside intertidal zone and at low waters,respectively. Their temporal distribution is based on systematical calibration of CALIB 7.0.0 and further calibration for the local residence time effects (Appendix). A mean sea level band is drawn arbitrarily after eliminating two abnormal ranges A and B. Influences given by isostatic adjustment,neotectonics and self-compaction of sediments are not considered |
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图5 同一批99个由再搬运测试物定年的标志点在CALIB校正基础上是否再做驻留时间校正的区别 红色的是仅作CALIB校正的,绿色的是在CALIB校正后又进一步做驻留时间校正的,后者显示出偏年轻600-660 年的趋势 Fig.5 A general trend showing difference whether or not the residence-time calibration is given to the same 99 reworked shells after CALIB calibration. Red solid circle:CALIB calibration only； Green solid circle: further residence-time-effect corrected after CALIB calibration. Difference shows a younger tendency of 600-660a based on the residence-time effect calibration |
图4所有点的空间位置均未考虑对均衡补偿、 新构造和自重压实等的校正,当人为删去部分“异常点”后,获得了相对海平面变化带。排除在变化带之外的异常点包括A区的标志点nos.88、 30、 82、 25、 9、 8、 29、 81和61； B区的nos.31、 51、 13、 34、 22、 61、 60、 64、 89和12(点的顺序: 每一范围内均从左下向右上),共计19个点,这些点均来自钻孔岩芯。当与各自同一孔的其他标志点对比时,其中的7个点显示比变化带内的点低得多的海面上升速率。例如B区的海面标志点no.51(BT115孔)与同孔但在变化带内的no.52点对比,在约8.6-5.9cal.ka B.P. 时段内仅有1.2mm/a的上升速率,明显低于变化带内的约6mm/a的一般速率； 另有8个点分属4个孔,均在“异常区”内,同样表现为很低的上升速率。例如A区的标志点nos.81和82(渔供3孔),约12-9cal.ka B.P. 时段的海面上升速率仅0.5mm/a。此外,还有4个点无可资对比的数据,例如B区的no.89(7-17-1孔),在约5.5-4.6cal.ka B.P. 时位于明显偏低的约-8.5m处,恐为局地因素所致,尚无法给出更为具体的解释。
更为精准的渤海湾西岸全新世相对海平面曲线在很大程度上应位于该变化带之内(见 图4)。
5 讨论 5.1 空间误差研究表明[27, 29, 30, 37, 69, 70],空间误差达到米级的情况并不少见。欧洲西南的比斯开湾南部全新世海面标志点的平均误差是±1.6m、 最大值超过5m[31]。本文相当一部分标志点的空间分辨率误差大至±1.5m。但实际情况甚至可能更大,特别是那些早期获得的数据,当时或对高程的精度要求不严格,或本身虽有高精度的水准测量,但后来的研究未加重视,及至数十年后的今天已无从进一步考订或经考订发现存在较大的差错(例如岩芯类数据no.240,钻孔编录的孔口高程是＋5.435m,但后来引用时却是-1m左右[14])(见附件)。另外,本文未专门考虑自重固结压实的影响。
5.2 时间误差“驻留时间效应”是指再搬运物体的 14 C 年龄与该测试物所在层位的沉积年龄二者间存在明显不同的现象。国内研究者对贝壳和植物有机物 14 C 年龄的驻留时间效应已有察觉[52, 57],但在实际研究中却长期处于被忽略的状况。人们经常直接以再搬运贝壳的 14 C 年龄作为其所在层位的沉积年龄,始自1970年代末的渤海湾贝壳堤年代学就是这样建立起来的[7, 71]。再如,全新世底泥炭层中可能含有异地沉积的“老碳”,若以大样测年,其年龄会偏老[28, 38]。上述 14 C 年龄不是所在层沉积年龄的真实反映,以此为基础建立的地层年代学序列、 海面时间变化格局等的可信度亦受到影响。
我们在渤海湾西岸鱼岑子、 巨葛庄和贾家堡贝壳堤以及大港穿港路采土场剖面的17个单层(a single layer)中获得47个子样(subsamples),依据同一单层中最年轻者最接近所在层的沉积年龄以及其余年龄偏大者与最年轻者之间的时间间隔即为驻留时间的研究假设,初步确定了渤海湾西岸再搬运贝壳的平均驻留时间经验值600cal. a(对于原始年龄>1000cal.a B.P.)和100cal.a(对于原始年龄＜1000cal.a B.P.)[72] 1) 1)Shang Z W,Wang F,Li J F et al. New residence times of the Holocene reworked shells on the west coast of Bohai Bay,China. in review 。据此,本文对海相再搬运贝壳的 14 C 校正年龄进一步做了驻留时间效应校正。 表1和附件中以“cal.ka B.P.”表示此类校正结果。双壳闭合、 直立状态的原生贝壳,不存在驻留时间效应问题,不必做此校正。
渤海湾西岸再搬运植物有机物的驻留时间校正则是以20个全新世底泥炭层(或炭质泥层)大样(a bulk sample)的子样年龄对比为基础进行。所有20个大样在Beta实验室均过180μm湿筛,分为>180μm和＜180μm部分的2个子样。>180μm子样称作植物碎屑(泥炭)；＜180μm子样称作有机质泥(有机物)。40个子样均进行AMS 14 C 测年。结果表明,除DC01孔埋深8.40m大样的>180μm的植物碎屑子样7487(7565-7430)cal.a B.P.(Beta329636)比＜180μm有机质泥子样7466(7562-7422)cal.a B.P.(Beta331452)稍偏老(见附件岩芯与露头类nos.151和152)外,其余19组子样中,无一例外地均是＜180μm子样偏老: 偏老范围为170-8530cal.a,平均偏老1320cal.a。这一现象,完全符合同一大样中植物颗粒愈细则搬运距离愈长、 年龄愈偏老的一般规律[28, 38, 73, 74, 75, 76, 77]。
假定每一大样的2个子样( >180μm的和＜180μm的)对大样 14 C 年龄各贡献50 ％ (尚未如文献[38]那样研究同一大样不同子样的重量组成),则2个子样年龄的算术平均值即该大样的年龄,如此获得上述19个大样的推测年龄。这些推测年龄与各自>180μm子样年龄的差值,即该大样因＜180μm子样偏老年龄导致的驻留时间,如此获得的19组驻留时间的算术平均值660cal.a。鉴于以往数十年间获得的泥炭类样品年龄实际上几乎均为“大样”年龄,因此,该类样品的CALIB校正年龄再减去660cal.a,可能更接近真实的沉积年龄。这在 表2和附件的“说明”列中以与再搬运贝壳驻留时间校正相同的方式表达(即“cal.ka B.P.”)。 还有一个需说明的问题,个别大样仅测量了其＜180μm部分的年龄,这时,驻留时间的校正就要对此类子样年龄减去1320cal.a,而不是针对大样年龄给定的经验校正值660cal.a了。QX01孔Beta329643、 329644和QX02孔Beta332792这3个海面标志点即属于这一特例(见 表2和附件岩芯与露头类nos.201、 200和222)。
但是,对于年龄较轻的植物有机物 14 C 年龄(例如晚全新世晚期炭质泥或古土壤层)的驻留时间,若同样减去660cal.a,将可能成为负值。这一情况与对＜1000cal.a B.P. 的再搬运贝壳的驻留时间校正类似。本文参照对年轻再搬运贝壳年龄的处理办法,规定凡＜2000cal.a B.P. 的植物大样 14 C 年龄,按减去100cal.a进行近似的驻留时间效应校正,同样以“cal.ka B.P.”形式表示,这种情况包括宁河县潘庄农场顶泥炭层、 兴坨采土场埋藏古土壤和Q7孔有机质泥层等(见 表2和附件岩芯与露头类nos.2、 3和174)。
穿港路采土场的Beta363624是Potamocorbula laveis闭合双壳,比同层另一子样年轻约130cal.a,采用前者而舍弃后者,即相当于一定程度的进行了驻留时间校正,尽管这比减去600cal.a的校正强度弱很多(见附件岩芯与露头类nos.114与115)。植物类样品同样有此问题。QX03孔的Beta353802是>180μm子样,比同一大样的＜180μm子样(Beta355247)年轻290cal.a(见附件岩芯与露头类nos.195与196对比),当然与减去一般经验值660cal.a有明显不同(见 表1、表2、表3和附件)。这一类取舍按目前的研究水平仍然难有明确的界定。本文规定,凡有对比子样时,取年轻者； 无对比子样时,则依经验值。无论如何,当以目前的尽可能考虑驻留时间效应校正的结果与通常仅经CALIB系统校正的结果对比时,本文结果显示出总体偏年轻的、 可能更加接近客观实际的趋势( 图5)。上述校正过程在 表1-3中做了统一表述。
综合5.1和5.2节,可知本研究受制于数据精度相对偏低和研究区面积过大、 海面标志点分布过于分散,难以与在一个更小地区的研究相比,获得更高精度的结果[28, 32, 33, 78]。
5.3 全新世海面变化基本特征图4显示,在约10cal.ka B.P. 时相对海平面达到-25m的位置,以约6m/1000a(即约6mm/a)的平均速率上升,在6cal.ka B.P. 前后达到现代海面的高度(在0m上下,原本在7-6cal.ka B.P. 之间的东孙村、 毛毛匠、 闸口和青4孔4个标志点做驻留时间效应校正后年轻了600-660cal.a； 连同在6cal.ka B.P. 前后,不必进行驻留时间校正的翟庄、 姜庄-史庄、 孟庄等标志点,表现出向6cal.ka B.P. 集中的趋势,参见 图5、 表1、表2和附件)； 此后,海平面变化带介于现代高度＋1--2m之间。这一明显的“二段式”特征,与全球eustatic 1) 1)海面变化基本相同,即全球冰盖在约6ka B.P. 时结束大规模融化,eustatic海面在6ka B.P. 时上升至现代海面以下2-3m处； 其后,随着冰盖的小规模融化,海面从-3--2m稳步上升并于3-2ka B.P. 时达到现代高度[79, 80]。这说明全球eutatic海面变化的总格局,是渤海湾西岸全新世相对海面变化的主导因素。
根据Clark等[81]的研究,渤海湾西岸位于“远区”(far field)的大陆边缘(continental margin)(Ⅵ带)。 在从末次冰期向全新世转换这样的长尺度上,该类地区主要受冰融水海面上升(the ice-equivalent sea level rise)的控制。但是,自中全新世冰盖大规模融化结束以来,冰融水导致的仅为2-3m的海面上升[79, 80]被同样量级的两类“虹吸作用”[22]干扰,GIA影响开始凸显出来,造成远区大陆边缘掀升、 水体外流至陆架(offshore),以致出现“高海面(highstands)”现象[22, 82]。一般认为,中全新世约6cal.ka B.P. 时远区相对高海面应在现代海面之上2-3m处[82]。
图6是渤海湾西岸根据实际观察到的全新世相对海平面变化标志点绘制的海平面变化带与该地区据均衡模型获得的相对海面变化预测曲线的对比。3条RSL预测曲线分别是据原作者的RSL预测等值线图草绘(Lambeck 2007曲线 2) Lamback和Roby 2014曲线是通过与Lambeck的通信获得的； Okuno 2009曲线 3))。Lambeck预测曲线表明在6cal.ka B.P. 时渤海湾西岸因GIA造成的高海面约＋4m,现据最新模型(与Lamback和Roby通信获得的)给出的相对海面位置改为＋2.4m。 图6清楚地显示,由变化带包裹的6cal.ka B.P. 前后的绝大部分标志点均在Lambeck和Okuno的预测曲线的下方,表明渤海湾西岸不存在GIA预测的中全新世相对“高海面”,即“远区预测高海面”。
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图6 据实际观测的相对海平面标志点绘制的海平面变化带 与模型预测的渤海湾西岸全新世相对海面变化曲线的对比 Fig.6 Pattern comparison between a mean sea level band derived from the observed sea level indicators by this study and three predicted RSL curves,redrawn from the predicted RSL shoreline contour charts,respectively |
6cal.ka B.P. 以来实测的海平面标志点位置多在＋1--3m之间,而GIA预测的6ka时高海面约＋2.0-＋2.4m,二者间有约1-5m的垂直差距。若无其他因素的影响,渤海湾西岸的中全新世相对海面不应存在这个垂直差距。其原因推测可能是渤海湾盆地的整体性稳定下沉[19]和沉积物自重压实共同抵消了GIA导致的中全新世数米高的高海面。因此推测,6cal.ka B.P. 以来构造下沉与自重压实共同引起的下沉速率范围是0.2-0.8mm/a,平均值是0.5mm/a。
更进一步分析,新构造下沉与自重压实还表现出差异性。海河断裂是NWW-SEE向的张家口-渤海断裂带的一段,作为总长约700km的张-渤断裂带的南边界,海河断裂将研究区一分为二( 图1)。海河断裂以南,是以发育贝壳堤而定名的“贝壳堤平原”； 断裂以北,则是以发育牡蛎礁而得名的“牡蛎礁平原”。张-渤断裂带最宽处约100km,其北边界之一的蓟运河断裂(以及与宝坻断裂和工部断裂共同围成的近NWW-SEE向断裂线)[17, 18]大致是牡蛎礁平原的北界,即整个研究区北半部(“牡蛎礁平原”)几乎完全位于张-渤断裂带内。
牡蛎礁平原共有海面标志点53个,其中19个是牡蛎礁顶板指示的海平面标志点,另包括位于海河断裂带内的6个标志点(北宁公园孔、 大直沽孔、 陈塘庄孔(？)、 军粮城孔和CH110孔的6个点)( 图7a 和附件)。贝壳堤平原共有标志点83个,其中28个是贝壳堤底板指示的潮间带内或高水位处标志点( 图7b 和附件)。
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图7 以海河断裂为界的北部牡蛎礁平原(a)和南部贝壳堤平原(b)相对海平面变化时空分布图 Fig.7 Spatio- and temporal distribution diagrams of the relative mean sea level indicators divided by the Haihe River Fault for the Oyster Reef Plain (a) in the north and the Chenier Plain (b) in the south |
对比 图7a 和 图7b,发现从约7cal.ka B.P. 以来,牡蛎礁平原的相对海平面标志点比贝壳堤平原的低约3-4m。牡蛎礁平原的标志点多在-1--3m之间,而贝壳堤平原的标志点此时段多在＋1--1m之间。这一现象,在数年前的研究中即已注意到[56]。王若柏等[19]根据130个钻孔的全新世海相层底板埋深,发现了沿海河断裂的NWW-SEE向的沉降,以及向海区进一步延伸形成的溺谷。王一曼[83]曾将牡蛎礁平原喻为“湾中之湾”。自最老的东老口牡蛎礁以降,7cal.ka B.P. 以来的所有礁体均被厚层泥覆盖,其中还包括1-2m厚的潮间带泥层(见附件),暗示海河断裂可能造成其北侧比南侧有更多一些的下沉。总之,贝壳堤平原中全新世以来构造下沉与自重压实之和的速率是0.2-0.5mm/a,而牡蛎礁平原达到0.5-0.8mm/a,几乎是前者的2倍。
6 结论经过系统研究,从渤海湾西岸的534个原始数据中获得了136个海平面变化标志点。它们的时空分布特征表明:
(1)约10cal.ka B.P. 时,相对海平面达到-25m的位置,以约6m/1000a(即约6mm/a)的平均速率上升,在约6cal.ka B.P. 前后,相对海平面变化带达到现代海面的高度； 6cal.ka B.P. 至今,变化带的高度介于＋1m--2m之间。未发现中全新世相对高海面。
(2)渤海湾西岸再搬运海相贝类和陆相泥炭类大样的 14 C 年龄,分别存在约600年和660年的驻留时间经验值。经过驻留时间校正的新的年代学序列,表明约6cal.ka B.P. 时相对海平面达到现代高度。进行驻留时间效应校正,有助于更准确地揭示渤海湾西岸全新世相对海面变化年代学与未受该效应影响的全球eustatic海面变化年代学之间的内在联系,并为今后与GIA预测结果相互校验的研究打下基础。
(3)渤海湾盆地的稳定下沉背景和沉积物自重压实可能抵消了GIA引起的中全新世数米高的相对高海面。总体上,研究区自6cal.ka B.P. 以来(由新构造下沉和自重压实共同引起的)平均下沉速率约为0.5mm/a。海面标志点时空分布的差异,进一步揭示海河断裂以南贝壳堤平原的下沉速率是0.2-0.5mm/a,而断裂以北的牡蛎礁平原则达到0.5-0.8mm/a。
致谢 李凤林、 阎玉忠、 裴艳东、 范昌福、 刘志广、 苏盛伟、 王海峰、 刘会敏、 施佩歆和杨文瑜等参加前期研究； 在成文过程中,得到杨子赓、 赵希涛、 K. Lambeck、 赵松龄、 徐家声、 陈雍、 吴小红、 吴忱、 王若柏、 H. Rouby、 林防、 王张华和邢忠信等的帮助。
| 1 | 王 颖. 渤海湾西部贝壳堤与古海岸线问题. 南京大学学报, 1964, 8 (3):424～443 Wang Ying. The shell coast ridges and the old coastline of the west coast of the Bohai Bay. Journal of Nanjing University, 1964, 8 (3):424～443 |
| 2 | 林景星. 华北平原海进海退现象的初步认识. 地质学报, 1977,(2):109～116 Lin Jingxing. Preliminary notes on Quaternary transgressions and regressions in N. China Plain. Acta Geologica Sinica, 1977,(2):109～116 |
| 3 | 赵松龄, 杨光复, 苍树溪等. 关于渤海湾西岸海相地层与海岸线问题. 海洋与湖沼, 1978, 9 (1):15～25 Zhao Songling, Yang Guangfu, Cang Shuxi et al. On the marine stratigraphy and coastalines of the western coast of the Gulf of Bohai. Oceanologica et Limnologica Sinica, 1978, 9 (1):15～25 |
| 4 | 杨子赓, 李幼军, 丁秋玲等. 试论河北平原东部第四纪地质几个基本问题. 地质学报, 1979,(4):263～281 Yang Zigeng, Li Youjun, Ding Qiuling et al.Some fundamental problems of Quaternary geology of eastern Hebei Plain. Acta Geologica Sinica, 1979,(4):263～281 |
| 5 | 王 强, 高秀林, 李玉德等. 十五万年来渤海西、南岸平原海平面变化及古气候. 见: 国际地质对比计划第200号项目中国工作组编. 中国海平面变化. 北京: 海洋出版社, 1986. 53～60 Wang Qiang, Gao Xiulin, Li Yude et al. The sea-level changes and paleoclimate in west-southern plain of the Bohai Sea since 150000 years. In:IGCP 200 China Working Group ed. China Sea Level Changes. Beijing:China Ocean Press, 1986. 53～60 |
| 6 | 耿秀山, 傅命佐, 程振波等. 河北-天津沿海贝壳堤生物地层学及年代学. 见: 梁名胜, 张吉林编. 中国海陆第四纪对比研究. 北京: 科学出版社, 1991. 68～78 Geng Xiushan, Fu Mingzuo, Cheng Zhenbo et al. The biologic geology and chronology of the shelly cheniers in Hebei-Tianjin coastal plain. In:Liang Mingsheng, Zhang Jilin eds. Correlation of Onshore and Offshore Quaternary in China. Beijing:Scinece Press, 1991. 68～78 |
| 7 | 赵希涛, 耿秀山, 张景文. 中国东部20000年来的海平面变化. 海洋学报, 1979, 1 (2):269～281 Zhao Xitao, Geng Xiushan, Zhang Jingwen. Sea-level changes of the Eastern China during the past 20000 years. Acta Oceanologica Sinica, 1979, 1 (2):269～281 |
| 8 | 谢志仁. 两万年来环境变迁模拟—气候、海面与地壳运动的反馈机制. 南京: 南京大学博士学位论文, 1986. 1～398 Xie Zhiren. The Simulation for Environment Changes since the Last 20000 Years:Feedback Mechanism between Climate, Sea-level and Crust Movement. Nanjing:The Ph.D Dissertation of Nanjing Universtity, 1986. 1～398 |
| 9 | 徐家声. 渤海湾黄骅沿海贝壳堤与海平面变化. 海洋学报, 1994, 16 (1):68～77 Xu Jiasheng. Cheniers and sea level changes along the Huanghua coast of Bohai Bay. Acta Oceanologica Sinica, 1994, 16 (1):68～77 |
| 10 | 夏东兴. 全新世高海面何在. 海洋学报, 1981, 3 (4):601～609 Xia Dongxing. Where was the Mid-Holocene highstand. Acta Oceanologica Sinica, 1981, 3 (4):601～609 |
| 11 | 谢志仁, 袁林旺, 闾国年. 海面-地面系统变化: 重建、监测与预估. 北京: 科学出版社, 2012. 1～370 Xie Zhiren, Yuan Linwang, Lu Guonian. Systematic Change on Sea Surface and Land Surface:Reconstruction, Monitoring and Prediction. Beijing:Science Press, 2012. 1～370 |
| 12 | van de Plassche O ed. Sea-Level Research:A Manual for the Collection and Evaluation of Data. United Kingdom:Geo Books, 1986. 1～618 |
| 13 | 赵希涛, 张景文. 中国沿海全新世海面变化的基本特征. 中国第四纪研究, 1985,(2):104～109 Zhao Xitao, Zhang Jingwen. Essential characteristics of Holocene sea level changes on the coasts of China. Quaternary Sciences, 1985,(2):104～189 |
| 14 | 魏 灵, 贾玉连, 易朝路等. 近4万年渤海西岸海侵时古海面的现代标高对比研究. 第四纪研究, 2006, 26 (3):361～369 Wei Ling, Jia Yulian, Yi Chaolu et al. Comparison study of elevations of ancient sea level during transgressions of the west coast of Bohai Sea in the past 40ka. Quaternary Sciences, 2006, 26 (3):361～369 |
| 15 | Xue Chunting. Missing evidence for stepwise postglacial sea level rise and an approach to more precise determination of former sea lavels on East China Sea shelf. Marine Geology, 2014, 348:52～62 |
| 16 | 张洪涛, 张训华, 温珍河等. 中国东部海区及邻域地质地球物理系列图. 北京: 海洋出版社, 2010Zhang Hongtao, Zhang Xunhua, Wen Zhenhe et al. Geological and Geophysical Map Series of Eastern China Seas and Adjacent Regions. Beijing:China Ocean Press, 2010 |
| 17 | 陈宇坤, 赵国敏, 闫成国等. 天津市活动断层探测与地震危险性评价. 北京: 科学出版社, 2013. 1～292 Chen Yukun, Zhao Guomin, Yan Chengguo et al. Active Fault Surveying and Risk Evaluation on Earthquakes in Tianjin City. Beijing:Science Press, 2013. 1～292 |
| 18 | 李继军, 翟子梅, 沈 键等. 天津城市地质调查成果报告, 2009. 1～628 Li Jijun, Zhai Zimei, Shen Jian et al. The Report of Tianjin Urban Geological Survey, 2009. 1～628 |
| 19 | 王若柏, 周 伟, 李凤林等. 天津地区构造沉降及控沉远景问题. 水文地质工程地质, 2003,(5):12～17 Wang Ruobai, Zhou Wei, Li Fenglin et al. Tectonic subsidence and prospect of ground subsidence control in Tianjin area. Hydrogeology & Engineering Geology, 2003,(5):12～17 |
| 20 | Lambeck K, Purcell A, Flemming N C et al. Sea level and shoreline reconstructions for the Red Sea:Isostatic and tectonic constructions and implications for hominin migration out of Africa. Quaternary Science Reviews, 2011, 30 (25):3542～3574 |
| 21 | Lambeck K, Nakada M. Late Pleistocene and Holocene sea-level change along the Australian coast. In:Global and Planetary Change Section. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1990, 89 (1～2):143～176 |
| 22 | Mitrovica J X, Milne G A. On the origin of Late Holocene sea-level highstands within equatorial ocean basins. Quaternary Science Reviews, 2002, 21:2179～2190 |
| 23 | Devoy R J N. Sea Surface Atudies:A Global View. United Kingdom:Croom Helm Ltd., 1987. 1～649 |
| 24 | Tooley M J, Shennan I. Sea-Level Changes. United Kingdom:Basil Blackwell Ltd., 1987. 1～397 |
| 25 | Pirrazoli P A. World Atlas of Holocene Sea-Level Changes, Elsevier Oceanography Series, 58. Amsterdam:Elsevier Science Publishers B. V., 1991. 1～300 |
| 26 | Shennan I, Tooley M J, Davis M J et al. Analysis and interpretation of Holocene sea-level data. Nature, 1983, 302 (5907):404～406 |
| 27 | Zong Y Q. Mid-Holocene sea-level highstand along the southeast coast of China. Quaternary International, 2004, 117 (1):55～67 |
| 28 | González J L, Törnqvist T E. A new Late Holocene sea-level record from the Mississippi Delta:Evidence for a climate/level connection?Quaternary Science Reviews, 2009, 28 (17):1737～1749 |
| 29 | Horton B P, Peltier W R, Culver S J et al. Holocene sea-level changes along the North Carolina coastline and their implications for glacial adjustment models. Quaternary Science Reviews, 2009, 28 (17):1725～1736 |
| 30 | Woodroffe S A. Testing models of Mid to Late Holocene sea-level change, North Queensland, Australia. Quaternary Science Reviews, 2009, 28 (23):2472～2488 |
| 31 | Leorri E, Cearreta A, Milne G. Field observations and modeling of Holocene sea-level changes in the southern Bay of Biscay:Implication for understanding current rates of relative sea-level change and vertical land motion along the Atlantic coast of SW Europe. Quaternary Science Reviews, 2012, 42:59～73 |
| 32 | Wang Z H, Zhuang C C, Saito Y et al. Early Mid-Holocene sea-level change and coastal environmental response on the southern Yangtze Delta plain, China:Implications for the rise of the Neolithic culture. Quaternary Science Reviews, 2012, 35:51～62 |
| 33 | Wang Z H, Zhan Q, Long H Y et al. Early to Mid-Holocene rapid sea-level rise and coastal response on the southern Yangtze Delta plain China. Journal of Quaternary Science, 2013, 28 (7):659～672 |
| 34 | 刘爱菊, 张延廷, 黄易畅. 河北省海岸带潮汐特征. 黄渤海海洋, 1986, 4 (3):1～7 Liu Aiju, Zhang Yanting, Huang Yichang. The tide characteristics along the coast of Hebei Province. Journal of Oceanography of Huanghai & Bohai Seas, 1986, 4 (3):1～7 |
| 35 | 中交第一航务工程勘察设计院, 国家海洋信息中心. 天津港东疆港区波浪、潮汐及风暴潮增水分析报告. 2006. 1～70 China Communications First Design Institute of Navigation Engineering, National Ocearnographical Information Center. Analytical Report on the Waves, Tides and Storm Surges for the East Port Area of Tianjin Port. 2006. 1～70 |
| 36 | 林观得, 孙亨伦. 海平面. 北京: 地质出版社, 1986. 1～181 Lin Guande, Sun Henglun. Sea Level. Beijing:Geological Publishing House, 1986. 1～181 |
| 37 | Shennan I, Horton B. Holocene land-and sea-level changes in Great Britain. Journal of Quaternary Science, 2002, 17 (5～6):511～526 |
| 38 | Törnqvist T E, van Ree M H M. Improving methodology for high-resolution reconstruction of sea-level rise and neotectonics by palaeoecological analysis and AMS 14C dating of basal peats. Quaternary Research, 1998,(49):72～85 |
| 39 | 王 宏, 王云生, 阎玉忠等. 白水头幅(J50E008015)歧口镇幅(J50E009015)1 ︰ 5万区域地质调查报告. 2002. 1～117 Wang Hong, Wang Yunsheng, Yan Yuzhong et al. Geological Mapping Report of Baishuitou Sheet(J50E008015)and Qikouzhen Sheet(J50E009015). 2002. 1～117 |
| 40 | 赵希涛, 张景文, 焦文强等. 渤海湾西岸的贝壳堤. 科学通报, 1980, 25 (6):279～281 Zhao Xitao, Zhang Jingwen, Jiao Wenqiang et al. Cheniers on the western coast of Bohai Gulf. Chinese Science Bulletin, 1980, 25 (3):243～247 |
| 41 | 赵希涛, 张景文. 渤海湾西岸第四道贝壳堤存在和年代学的新证据. 地质科学, 1981,(1):29Zhao Xitao, Zhang Jingwen. A new evidence on the existence of the forth chenier ridge along the west coast of the Bohi Bay and its C14 dating. Scientia Geologica Sinica, 1981,(1):29 |
| 42 | 顾家裕, 严钦尚, 虞志英. 苏北沿海平原贝壳堤. 沉积学报, 1983, 1 (2):47～59 Gu Jiayu, Yan Qinshang, Yu Zhiying. The cheniers of the northern coastal plain of Jiangsu Province. Acta Sedimentologica Sinica, 1983, 1 (2):47～59 |
| 43 | 李绍全, 李广雪. 黄河三角洲上的贝壳堤. 海洋地质与第四纪地质, 1987, 7 (4):103～111 Li Shaoquan, Li Guangxue. Cheniers in Huanghe River delta. Marine Geology & Quaternary Geology, 1987, 7 (4):103～111 |
| 44 | Zhao Xitao. Cheniers in China:An overview. Marine Geology, 1989,(90):311～320 |
| 45 | Wang Y, Ke X K. Cheniers on the east coastal plain of China. Marine Geology, 1989,(90):321～335 |
| 46 | Liu C Z, Walker H J. Sedimentary characteristics of cheniers and the formation of the chenier plains of East China. Journal of Coastal Research, 1989, 5 (2):353～368 |
| 47 | 蔡爱智. 渤海湾贝壳堤成因初步研究. 海洋科学集刊, 1981,(18):117～132 Cai Aizhi. A preliminary study of the origin of the cheniers of Bohai Gulf. Studia Marina Sinica, 1981,(18):117～132 |
| 48 | 大港油田地质研究所, 海洋石油勘探局研究院, 同济大学海洋地质研究所. 滦河冲积扇-三角洲沉积体系. 北京: 地质出版社, 1985. 1～164 Institute of Geology of Danggang Oil Field, Academy of Marine Oil Prospection, Institute of Oceanography of Tongji University. Sedimentary Systems of the Alluvial Fan and Delta of the Luanhe River. Beijing:Geological Publishing House, 1985. 1～164 |
| 49 | 夏东兴. 海平面研究的若干问题. 海洋通报, 1986, 5 (4):60～63 Xia Dongxing. Several questions on the sea level research. Marine Bulletin, 1986, 5 (4):60～63 |
| 50 | 苏盛伟. 渤海湾西岸全新世贝壳堤古环境重建. 长春: 吉林大学硕士论文, 2012. 1～79 Su Shengwei. Palaeoenvironmental Reconstruction of the Holocene Cheniers in the West Coast of Bohai Bay. Changchun:The Master Degree Thesis of Jilin University, 2012. 1～79 |
| 51 | 苏盛伟, 商志文, 王 福等. 渤海湾全新世贝壳堤: 时空分布和海面变化标志点. 地质通报, 2011, 30 (9):1382～1395 Su Shengwei, Shang Zhiwen, Wang Fu et al. Holocene cheniers:Spatial and temporal distribution and sea level indicators in Bohai Bay. Geological Bulletin of China, 2011, 30 (9):1382～1395 |
| 52 | 王 宏, 张金起, 张玉发等. 渤海湾西岸的第一道贝壳堤的年代学研究及1千年来的岸线变化. 海洋地质与第四纪地质, 2000, 20 (2):7～14 Wang Hong, Zhang Jinqi, Zhang Yufa et al. Chronology of the Chenier I and shoreline changes since the last 1ka on western coast of Bohai Bay. Marine Geology & Quaternary Geology, 2000, 20 (2):7～14 |
| 53 | 王 宏, 李建芬, 张玉发等. 渤海湾西岸年轻贝壳堤: 形态、结构及多成因过程. 地质论评, 2000, 46 (3):276～287 Wang Hong, Li Jianfen, Zhang Yufa et al. The younger cheniers(shell banks)on the west coast of the Bohai Bay:Morphology, structure and polygenetic processes. Geological Review, 2000, 46 (3):276～287 |
| 54 | 王 宏, 张玉发, 张金起等. 渤海湾西岸第二道贝壳堤的细分及其年龄序列. 地球学报. 2000, 21 (3):320～327 Wang Hong, Zhang Yufa, Zhang Jinqi et al. The Chenier II on the western coast of Bohai Bay:Its subdivision and amended time-framework. Acta Geoscientia Sinica, 2000, 21 (3):320～327 |
| 55 | 商志文, 苏盛伟, 王海峰等. 天津古海岸与湿地国家级自然保护区贝壳堤、牡蛎礁新发现与新研究项目成果报告. 2013. 1～101 Shang Zhiwen, Su Shengwei, Wang Haifeng et al. Report of New Discoveries on the Cheniers and Oyster Reefs in Bohai Bay Coast. 2013. 1～101 |
| 56 | 王 宏, 陈永胜, 田立柱等. 渤海湾全新世贝壳堤与牡蛎礁: 古气候与海面变化. 地质通报, 2011, 30 (9):1405～1411 Wang Hong, Chen Yongsheng, Tian Lizhu et al. Holocene cheniers and oyster reefs in Bohai Bay:Palaeoclimate and sea level changes. Geological Bulletin of China, 2011, 30 (9):1405～1411 |
| 57 | 陈以健. 海洋贝壳 14C 年龄问题的讨论. 见: 第一次全国 14C 学术会议文集编辑小组. 第一次全国 14C 学术会议文集. 北京: 科学出版社, 1984. 167～174 Chen Yijian. Discussion on 14C dates of marine shells. In:Editing Group of the Collection of the First National 14C Dating Conference ed. Collection of the First National 14C Dating Conference. Beijing:Science Press, 1984. 167～174 |
| 58 | 王 宏, 范昌福, 李建芬等. 渤海湾西北岸全新世牡蛎礁研究概述. 地质通报, 2006, 25 (3):317～331 Wang Hong, Fan Changfu, Li Jianfen et al. Holocene oyster reefs on the northern coast of the Bohai Bay, China. Geological Bulletin of China, 2006, 25 (3):317～331 |
| 59 | 刘会敏. 渤海湾西北岸大吴庄牡蛎礁礁泥转换与地质环境变迁. 长春: 吉林大学硕士论文, 2010. 1～51 Liu Huimin. Dawuzhuang Oyster Reef:Its Reef-mud Transformation and the Geoenvironmental Changes on the Northwest Coast of Bohai Bay. Changchun:The Master Degree Thesis of Jilin University, 2010. 1～51 |
| 60 | 王海峰, 裴艳东, 刘会敏等. 渤海湾全新世牡蛎礁: 时空分布与海面变化标志点. 地质通报, 2011, 30 (9):1396～1404 Wang Haifeng, Pei Yandong, Liu Huimin et al. Holocene oyster reefs:Spatial and temporal distribution and sea level indicators in Bohai Bay. Geological Bulletin of China, 2011, 30 (9):1396～1404 |
| 61 | 范昌福, 李建芬, 王 宏等. 渤海湾西北岸大吴庄牡蛎礁测年与古环境变化. 地质调查与研究, 2005, 28 (2):124～129 Fan Changfu, Li Jianfen, Wang Hong et al. Age and paleoenviron￣mental change of Dawuzhuang oyster reef on the northwest coast of Bohai Bay. Geological Survey and Research, 2005, 28 (2): 124～129 |
| 62 | 张忍顺. 江苏小庙洪牡蛎礁的地貌-沉积特征. 海洋与湖沼, 2004, 35 (1):1～7 Zhang Renshun. The geomorphology-sedimentalogy character of oyster reef in Xiaomiaohong tidal channel, Jiangsu Province. Oceanologica et Limnologica Sinica, 2004, 35 (1):1～7 |
| 63 | Wang Hong. Palaeoenvironment of Holocene Chenier and Oyster Reefs in the Bohai Bay(China). Brussel:The Ph.D Dissertation of Vrije Universiteit Brussel, 1994. 1～249 |
| 64 | 王 宏, 李凤林, 范昌福等. 环渤海海岸带 14C 数据集(Ⅰ). 第四纪研究, 2004, 24 (6):601～613 Wang Hong, Li Fenglin, Fan Changfu et al. The 14C database (Ⅰ) on the circum-Bohai Sea-coast. Quaternary Sciences, 2004, 24 (6):601～613 |
| 65 | 王 宏, 范昌福. 环渤海海岸带 14C 数据集(Ⅱ). 第四纪研究, 2005, 25 (2):141～156 Wang Hong, Fan Changfu. The 14C database (Ⅱ) on the circum-Bohai Sea-coast. Quaternary Sciences, 2005, 25 (2):141～156 |
| 66 | Wang H, Van Strydonck M. Chronology of Holocene cheniers and oyster reefs on the coast of Bohai Bay, China. Quaternary Research, 1997, 47 (2):192～205 |
| 67 | Krantz D E, Williams D F, Jones D S. Ecological and paleoenvironmental information using stable isotope profiles from living and fossil mollusks. Palaeogeography, Palaleoclimatology, Palaeoecology, 1987, 58 (3):249～266 |
| 68 | Rye D M, Sommer M A. Reconstructing paleotemperature and paleosalinity regimes with oxygen isotopes. In:Rhodes D C, Lutz R A eds. Skeletal Growth of Aquatic Organisms. New York:Plenum Press, 1980. 169～201 |
| 69 | Vink A, Steffen H, Reinhardt L et al. Holocene relative sea-level change, isostatic subsidence and the radial viscosity structure of the mantle of northwest Europe(Belgium, the Netherlands, Germany, southern North Sea). Quaternary Science Reviews, 2007, 26 (25):3249～3275 |
| 70 | Engelhart S E, Horton B J, Douglas B C et al. Spatial variability of Late Holocene and 20th century sea-level rise along the Atlantic coast of the United States. Geology, 2009, 37 (12):1115～1118, doi:10.1130/G30360A.1 |
| 71 | 韩有松, 孟广兰. 渤海湾沿岸. 见: 赵希涛, 陈宗镛, 朱季文编. 中国海面变化. 济南: 山东科学技术出版社, 1996. 52～70 Han Yousong, Meng Guanglan. Coast along the Bohai Bay. In:Zhao Xitao, Chen Zongyong, Zhu Jiwen eds. Sea Level Changes in China. Jinan:Shangdong Science Press, 1996. 52～70 |
| 72 | 商志文, 王 福, 李建芬等. 渤海湾西岸全新世再搬运贝壳驻留时间效应初探. 地质通报, 2014, 33 (10):1596～1601 Shang Zhiwen, Wang Fu, Li Jianfen et al. Residence time of the Holocene reworked shells in the chenier plain, west coast of Bohai Bay, China. Geological Bulletin of China, 2014, 33 (10):1596～1601 |
| 73 | Argyilan E P, Forman S L, Johnston J W et al. Optically stimulated luminescence dating of Late Holocene raised strand plian sequences adjacent to lakes Michigan and Superior, Upper Peninsula, Michigan, USA. Quaternary Research, 2005, 63 (2):122～135 |
| 74 | Rothacker L, Dreves A, Sirocko F et al. Dating bulk sediments from limnic deposits using a grain-size approach. Radiocarbon, 2013, 55 (2～3):943～950 |
| 75 | Sirocko F, Duetrich S, Veres D et al. Multi-proxy dating of Holocene maar lakes and Pleistocene dry maar sediments in the Eifel, Germany. Quaternary Science Reviews, 2013, 62:56～76 |
| 76 | Howarth J D, Fitzsimons S J, Jacobsen G E et al. Identifying a reliable target fraction for radiocarbon dating sedimentary records from lakes. Quaternary Geochronology, 2013, 17:68～80 |
| 77 | Hatté C, Bréhéret J G, Jacob J et al. Refining the Sarliève Paleolake(France)Neolithic chronology by combining several radiocarbon approaches. Radiocarbon, 2013, 55 (2～3):979～992 |
| 78 | Kemp A C, Horton B P, Jonnelly J P et al. Climate related sea-level variations over the past two millennia. PANS Early Edition. www. pnas. org/cgi/10.1073/pnas. 1015619108 |
| 79 | Lambeck K, Woodroffe C D, Antonioli F et al. Paleoenvironmental records, geophysical modeling, and reconstruction of sea-level trends and variability on centennial and longer timescales. In:Church J A, Woodroffre P L, Aarup T et al.eds. Understanding Sea-Level Rise and Variability. United Kingdom:Wiley-Blackwell, 2010. 61～121 |
| 80 | Masson-Delmotte V, Schultz M, Abe-Ouchi A et al. Information from paleoclimate archives. In:Stocker T F, Qin D, Plattner G K et al.eds. Climate Change, The Physical Scienc Basis, Contribution of Working Group Ⅰ to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel of Climate Change. United Kingdom:Cambridge University Press, 2013. 383～464 |
| 81 | Clark J A, Farrell W E, Peltier W R. Global changes in postglacial sea level:A numerical calculation. Quaternary Research, 1978, 9 (3):265～287 |
| 82 | Clark J A, Lingle C S. Predicted relative sea-level changes(18000 years B.P. to present)caused by late-glacial retreat of the Antarctic Ice Sheet. Quaternary Research, 1979, 11 (3): 279～298 |
| 83 | 王一曼. 渤海湾西北岸全新世海侵问题的初步探讨. 地理研究, 1982, 1 (2):59～69 Wang Yiman. A preliminary study on the Holocene transgression on the coastal plain along the north-western Bohai Bay. Geographical Research, 1982, 1 (2):59～69 |
Abstract
The west coast of the Bohai Bay, as one of the pioneer areas, was selected for Holocene sea level change study in China since the mid-1970s. Not only common elements such as the basal peat layers but also both Holocene cheniers and oyster reefs, localizing particularly in the area, were continuously used as sea level indicators for local sea level reconstruction. Based on fundamental studies, given by the others during the last four decades, and the recent finds by the autors group of this paper, whose specific efforts were mainly focused on the development of cheniers and oyster reefs, and Holocene coastal sedimento-and chronostratigraphies, this paper thoroughly refined indicative meanings of the local sea level indicators. Consequently, 136 Holocene sea level indicators were obtained from 534 original data, including 533 radiocarbon-dated samples and an archaeological date, from depositional sediments, cheniers and oyster reefs. These indicators, consisting of three categories: being formed at high waters, within intertidal zone and at low waters, respectively, were then carefully converted to their mean sea level meanings.
Reconstruction of a relative mean sea level band, derived from the spatial and temporal distribution of such indicators, revealed that the local mean sea level reached to -25m at around 10cal.ka B.P. Following sea level rise with average rate of 6m/1000a(i.e., 6mm/a), this relative mean sea level band approximated to its present level at around 6cal.ka B.P., and then the band remained at +1~-2m till the present. Although GIA models preliminarily predicted existence of the Mid-Holocene highstands of +2.0~+2.4m, there are no any obvious evidence actually showing such highstands in the working area based on our observed sea level indicators. Coexistence of the long term subsiding background in the study area and surrounding region and possible self-consolidation of sediments is a plausible reason to offset the GIA-induced Mid-Holocene highstand.
Both reworked shells and peaty layers are common and indispensible dating elements for Holocene muddy coast chronology. However, dates given by such reworked materials are not able to reveal proper depositional ages because of the residenece time effect. Based on systemaic AMS 14C dating test at the subsample-level under a single layer or a bulk sample, we provided two sets of semi-empirical values of (1)600cal a, and (2)660cal a for the local residence time correction of both reworked marine shells and terrestrial peaty samples, respectively. Thus, a new residence-time-calibrated choronology after common CALIB procedures indicated that the local sea level indicators and the mean sea level band actually reached to their present altitude at around 6cal.ka B.P. This amended timing of sea level history provided a better understanding of intrinsic relationship to the non-residence-time affected global eustatic sea level trend, and will have potential benefit of better fit of GIA model predictions to the observed signals.