2016, Vol.35
1 引言
沙坝- 潟湖海岸是世界沉积性海岸的重要组成部分，其分布约占全球岸线的11％-13％[1, 2] 。沙坝和潟湖是成因上互相联系、 互相依存的沉积单元。沙坝- 潟湖海岸主要由沙坝、 潟湖、 潮汐通道、 涨落潮三角洲和潮滩等地貌单元构成。常发育在坡度平缓、 砂质沉积物丰富和波浪作用较强的海岸地带。沙坝- 潟湖是在海岸波浪动力和沿岸泥沙相互作用下发育形成的，与海平面的升降变化存在十分密切的关系[2, 3, 4] 。全新世的海平面升降变化大体可以分为快速上升阶段和相对稳定阶段，全球海平面上升速度从大约7000 a B.P. 开始放慢，此后，沙坝- 潟湖体系逐渐开始在世界各地发育起来，这是对全新世海平面上升响应的一种形式[4] 。
中国海岸潟湖的数量和规模虽不及北美，但却具有自己的特色[3] 。我国沙坝- 潟湖海岸主要分布在华南沿岸以及海南岛。华南和海南岛沿岸的沙坝- 潟湖与美国东海岸的沙坝-潟湖在成因和规模上都不大相同。后者有规模巨大的沙坝及其内侧延伸很长的潟湖； 而前者多错落在岬角之间的海湾内部[3, 5] 。迄今，国内外对沙坝- 潟湖海岸的沉积模式、 发育成因、 潮汐汊道及其动力、 泥沙特征等方面进行了理论探讨和应用研究[1, 2, 3, 4, 5] 。 目前对海南岛沙坝- 潟湖体系发育演化的研究主要集中在博鳌、 鹿回头等[6, 7] 地区，对东南陵水地区的研究相对较少。钻孔和探地雷达（GPR）反射剖面，揭示了海南岛东部博鳌地区晚更新世以来沙坝- 潟湖体系沉积序列[6] ，该区沙坝- 潟湖体系是在冰后期海平面上升、 海南岛东部广泛接受海侵背景下形成的，其层序自下而上为基岩侵蚀面、 河流、 河漫滩、 沙坝- 潟湖和河口湾沉积。根据鹿回头椰庄连岛坝上一穿透第四纪松散沉积物的L1孔的研究，该区珊瑚礁繁盛于 6300～4800 a B.P. 的全新世最高海面时期，近5000年来，随着海面波动和下降，珊瑚礁发生衰退，连岛坝随之形成[7] 。
海南岛属于热带海岛，海岸线总长1470km，其中约四分之三为砂质海岸，其余主要为基岩海岸，泥质海岸甚少。受地质构造和热带气候等因素的影响，东、 南部海岸发育有沙坝- 潟湖海岸以及比较典型的珊瑚礁和红树林海岸[8] 。新村港位于海南岛东南部海岸，面向南海，港区水域宽阔，周围被岛屿和山丘环抱，是海南岛不可多得的天然避风良港。张乔民等[5] 通过收集1939-1981年间的地形资料，分析了新村港落潮主水道周期性演变的规律； 龚文平等[9] 对海南新村港潮汐汊道的波浪- 潮流联合作用进行了数值模拟，分析了其潮汐汊道地形变化的动力机制。学者们对新村湾潮汐汊道的动力机制和稳定性研究较多，对该湾长周期的演化过程研究较少。晚更新世以来，海南岛东部经历了复杂的海陆相互作用，包括海平面升降旋回、 沉积环境演变和现代海洋作用。沙坝- 潟湖沉积记录了古环境和古地貌演化信息，通过钻孔地层和沉积相分析可以重建沉积环境，恢复古地貌，探究沙坝- 潟湖海岸的成因和发育过程，为预测沙坝- 潟湖体系未来的演化提供科学依据。
2 区域背景 2.1 自然地理陵水双湖由新村、 黎安潟湖组成，新村港位于海南省陵水县东南部，其东面与黎安港腹背相依，口门北起新村角（18°24′42″N ，109°57′58″E） ，南至石头村沙嘴（18°24′34″N ，109°57′42″E） ，是一个半封闭天然潟湖湾（图1）。新村湾周围主要为侵蚀残丘、 海积阶地和沙堤所环绕，仅海湾西部有一窄口与陵水湾相通。南京大学通过2013年8-9月野外现场调查，再结合2013年Landsat8遥感影像及实测地形数据模型资料，测得新村潟湖面积为19.43km2，海岸线总长26.41km[10] 。湾口朝向西南，口门宽约250m，涨潮三角洲、 落潮三角洲都比较发育，北岸为新村码头堤岸，南部有南湾半岛作天然屏障[11] 。
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图1 研究区地形及钻孔位置图（底图据文献[10]） Fig.1 Topographical map and core locations of the study area，the original map from reference[10] |
新村湾海底地貌类型单一，为一较平坦的浅海潟湖盆地。水域面积较大，水深条件良好，水深分布状况大致具有南深北浅的特点。西南有一通道与外海连接，湖内底质以砂为主，深水处多为泥砂[8, 11] 。湾内水域珊瑚礁零星分布，5-10m水深的水域占一半左右，大于10m水深水域占4％左右。潟湖口门附近的港区水深条件优越，湾内自然环境优美，可供养殖石斑鱼、 海参、 海胆等海珍品[11] 。新村港是疍家人的主要聚集地之一。 黎安潟湖是一个不规则的典型的口小腹大的潟湖，研究考察测得该潟湖面积为7.92km2[10] ，其周围被低山丘陵、海岸阶地、潟湖平原以及海岸沙坝所环绕[12] 。
2.2 气象和水文海南岛属热带海洋性岛屿季风气候，全年气温较高，热量充足，多年最低气温大于5℃，1月份平均气温19℃以上。全年无霜、 无寒露，雨量丰富，雨季长，旱季短，属湿润地区[11] 。据海南省水资源公报（2013年）公布海南省多年平均降水量为1749mm。根据陵水新村港气象观测站资料，冬季盛行东北风，夏季盛行西南风[13] 。海南属于台风多发地带，平均每年受到8-9个台风影响，素有“台风走廊”之称，该湾是海南岛台风登陆及影响最多的地区之一[11] 。
新村港属不规则全日潮，潮汐系数为2.53-3.10[13] ，据新村港1978年7月至1979年6月一年潮位资料统计，该湾的潮差比较小，平均潮差为0.68m，最大潮差1.55m（榆林56基面），属弱潮海区。注入本湾主要有两条小河，曲港河和三才河，两河流域面积都很小，所以向海湾输沙非常有限[11] 。新村港动力条件为波潮混合能型，波浪和潮流能量基本均衡。在潮汐汊道中以潮流作用为主，其中落潮流又略占优势，落潮流是维持汊道的主要动力因素[9] 。
3 实验和方法2013年8月在海南岛东南部陵水沙坝- 潟湖海岸采用国产300型水文钻机钻获4 根沉积物钻孔样，进尺深度在6.8-34.6m之间，钻孔直径90mm。LDB01孔（18°26.07′N ，110°02.184′E）、 LDB02孔（18°25.018′N ，110°02.338′E） 孔位于海南陵水新村港与黎安港的连岛沙坝上，GC01孔（18°26.215′N ，109°58.943′E） 位于新村港西侧的港圮村，LAZ01（18°25.420′N ，110°03.912′E） 位于黎安镇。本文重点分析了LDB01和GC01两个钻孔，其中LDB01钻孔进尺34.6m，钻获沉积物样23.72m，取芯率68.6％； GC01钻孔进尺6.8m，钻获沉积物样4.77m，取芯率70.1％。钻芯运回实验室后纵向剖开，一半留档保存，一半用于岩芯编录和采样。对沉积物的物质成分、 颗粒大小、 沉积构造、 上下层接触关系、 生物遗迹等逐一进行描述记录，并拍照存档以备查验。同时进行初步的沉积相判断，根据需要采集包括粒度、 测年、 有孔虫鉴定等所需的样品。 粒度采样间隔为5cm，LDB01钻孔共采集样品438个。粒度测量在南京大学海岸与海岛开发教育部重点实验室进行，采用Mastersizer 2000型激光粒度仪测量。仪器测量范围为0.02-2000μm，粒径间距为0.25。首先向装有约1g样品的烧杯中加入30 g/L 的六偏磷酸钠溶液，浸泡24小时待样品充分分散，然后全样上机测量。电脑输出粒度数据后，采用Folk和Ward[14] 公式计算平均粒径（Mz）、 分选系数（σ）、 偏态系数（Sk1）、 峰态系数（Kg）4个粒度参数。
本次研究对LDB01钻孔进行了1个 14 C 测年，深度在31.9m，GC01钻孔进行了2个 14 C 测年；另外，对在港圮河口、 桐栖港和朝美村采集的地表珊瑚、 贝壳样品进行了5个4C测年。沉积物定年采用加速器 14 C 测年方法，结果如表1 所示。14 C 测年材料选取薄而完整、 表面清洁的生物壳体，剔除经过风化和搬运的破碎壳体，增加测年数据的可靠性。加速器 14 C 定年由美国Beta实验室完成。根据Beta实验室官网提供的说明，海洋碳酸盐样品需要Delta-R 值来进行当地海洋碳库校正，本项研究所用数据均来自该官网海洋碳库校正数据库的资料。
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表1 LDB01孔、 GC01孔及地表样品的加速器 14 C 测年数据* Table 1 Results of AMS 14 C dating for the core LDB01，core GC01 and surface samples |
根据对LDB01钻孔沉积物岩性、 粒度、 沉积结构和构造，以及所含生物化石进行的沉积相分析（图2），LDB01钻孔从下到上共识别了5个沉积单元，分别为U5、 U4、 U3、 U2和U1（图3）。
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图2 研究区LDB01孔典型沉积相 A:31.64-31.90m，灰黑粘土，产牡蛎，浅海相； B:23.22-23.50m，混入粘土、 中砂和少量细砾的浅蓝灰色细砂，潟湖相； C:13.7-14.0m，中红桔色、 局部浅灰色含细砂团块的粘土层，为冲积平原相堆积； D:5.4-6.0m，粉色、 中桔粉色细砂层，下部未显层理，上部隐显水平层理，为沙坝相； E:1.1-1.4m，受湿热化作用的海岸沙丘相沉积 Fig.2 Typical sedimentary facies of core LDB01 |
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图3 LDB01孔沉积物柱状图 图中c=粘土； si=粉砂； vfs=极细砂； fs=细砂； ms=中砂 Fig.3 The geological column and sequence characteristics of core LDB01 |
（1）U5: 浅海相（28.90-34.06m）。该沉积单元位于LDB01钻孔底部，厚5.16m（图2A）。由灰黑、 中蓝灰色粘土及含砂粘土组成，粘土质纯，粘手，易搓成团，均质未见层理。见完整牡蛎壳体，壳体大小约有4×6cm，牡蛎壳的AMS 14 C 测年大于43 ka B.P. 。牡蛎是滨海咸水动物，外壳大而坚硬，死亡后容易保存在沉积层中，是海相层的重要标志。同时该单元还出现有孔虫壳体，个体均偏小，分异度低，优势种为毕克卷转虫变种（Ammonia becarri vars），占83.9％，还包括少量的粗糙希望虫（Elphiduim hispidium）和施罗特假轮虫（Pseudorotatia schroteriana）。施罗德假轮虫（Pseudorotatia schroteriana）为晚更新世典型的浅海暖水型属种[15] ，另外，海南三亚鹿回头半岛L1孔层序2（孔深18.4-26.2m）有一层厚7.8m的青灰色粘土夹砂砾层，同样含有施罗德假轮虫，被解释为浅海相沉积[7] ，与U5单元非常相似，完全可以对比。据此推测该单元也为浅海相沉积。
（2）U4: 潟湖相（17.2-28.9m）。该沉积单元出现在浅海相沉积之上，厚11.7m。上部为浅蓝灰色含少量极粗砂和细砾的细砂层，颗粒最大直径可达2mm，多数为棱角状- 次棱角状。中部是由中黄棕色中砂、 细砂、 粉砂和粘土组成的混合层，以细砂为主，颗粒直径最大可达4mm，以次棱角状为主； 下部为浅蓝灰色混入粗砂、 细砾以及少量粘土的细砂层，最大颗粒直径达细卵石级（4-5mm），略显平行层理（图2B）。本单元未见有孔虫壳体，但其沉积特征可以和鹿回头半岛L1孔层序3（孔深13.72-15.7m）对比[7] 。L1层序3由灰黄色粘土质砂组成，夹薄层粘土，含砾石及贝壳碎屑； 有孔虫较少，以A.tepida、 A.beccarii及P.inflata属种为主，以及典型的海陆过渡相- 陆相的标志生物变形虫，被解释为潟湖相沉积[7] 。根据和L1的对比，推测U4单元属于潟湖相。 （3）U3: 冲积平原相（12.8-17.2m）。该单元由浅灰色、 灰黄色、 中黄色、 中红桔色、 淡紫色、 浅橄榄棕色粘土组成，混有细砂和中砂组成的团块，砂质颗粒呈次棱- 次圆状。未见有孔虫壳体。与上下地层为侵蚀接触关系（图2C）。根据广泛的氧化色调，未见有孔虫壳体，以及粘土为主、 并混入砂质团块的特点，推测可能为处于陆地暴露环境中的冲积平原相。
（4）U2: 沙坝相（2.8-12.8m）。该沉积单元由黄灰色、 灰黄色、 浅黄橙色和粉色等偏黄色调的细砂组成，漂洗后为白色的石英砂。砂的含量明显高于其他单元，占84.5％。发育平行或低角度交错层理（图2D）。下部出现黑色重砂矿物，以及少量的中砂颗粒（估计占15％），磨圆度次棱- 次圆，分选系数为在0.447-3.315 之间变化，均值为1.639，分选性较差，沙坝形成于岛屿后的波影区未经波浪的充分波选致使分选性不佳。根据所发育的层理构造，分选性和磨度好的特点，应为波浪作用的产物，推测为沙坝相沉积。
（5）U1: 海岸沙丘相（0-2.8m）。该沉积单元出现在LDB01钻孔的顶部。由中黄棕色、 中黄色、 灰黄色和浅黄橙色细砂、 粉砂质细砂组成，以石英颗粒为主，表面包裹了一层棕色粉尘（图2E），可能为后期湿热化作用所致。石英颗粒呈次圆状，颗粒分布均一。平均粒径在1.945-5.762，分选系数为1.29，分选性在5个沉积单元中最好，未见层理。根据砂质颗粒的分选性，以及该单元与沙坝沉积的关系，推测为海岸沙丘相。
4.1.2 GC01钻孔沉积单元和沉积相根据沉积特征，在GC01钻孔中识别出两个沉积单元U2和U3，U3单元没有钻穿，缺失U1单元的海岸沙丘沉积（图4）。
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图4 研究区钻孔对比图（水平方向未按比例，LDB02钻孔据文献[12]） U2在两个潟湖间为沙坝相，潟湖中为浅海相，至潟湖边缘相变为滨岸相和浅潮下相，横向上发生明显相变 Fig.4 The core correlation in study area，no horizontal scale，the core LDB02 from reference[12] |
U2单元（0-6.74m）: 该单元可以分成两个亚单元，U21位于GC01钻孔0-3.06m，厚3.06m，由浅橄榄灰色、 橄榄黑色含中、 细砂的粗砂组成，粒径范围0.5-1.5，次棱角状，有小砾石，直径达5mm。分选系数为2.215，分选性差。内含大量珊瑚碎屑、 螺与贝壳，这是典型的海相生物层。珊瑚一般生长在低潮面以下水深十几米的范围内，可见当时研究区为浅潮下环境适宜珊瑚的生长。U22单元位于钻孔3.06-6.74m，厚3.68m。由灰黑色细砂、 中砂组成，粒径范围1.5-2.5，次棱角状，内含许多细小贝壳及螺碎片，未见珊瑚碎屑。根据沉积物较粗、 含大量生物碎屑的特征，推测U22单元为新村湾边缘的滨岸相沉积。 U3单元（6.74m以下）: 该单元在U2单元之下，由厚层砂砾组成，砂砾由细砾-卵石级的石英和长石组成，磁铁矿等黑色矿物众多，由于磁铁矿是不稳定矿物，易风化[16, 17] ，含量多说明搬运距离短，未及风化，可能为近源河流带来。因为砂砾过粗，该单元未被打穿。根据沉积物颗粒粗大，不稳定矿物含量高等特点，推测该单元为河流相堆积。
4.2 粒度分布特征粒度分析表明LDB01孔沉积物包括细砂、 粉砂质细砂、 粉砂、 粘土质粉砂、 粉砂质粘土和粘土，以砂和粉砂为主，平均含量为51.1％和42.3％，粘土平均含量为6.4％（图5）。LDB01孔平均粒径在-0.503 -9.218之间波动，平均值为4.358。分选系数在0.447-3.715之间波动，平均值为2.178，分选较差。偏态指数在-0.392 -0.848 之间波动，平均值为0.24，属于正偏。峰态指数在0.558-6.962之间波动，平均值为1.395，属于窄峰态（表2）。
U1单元海岸沙丘相（0-2.8m）: 平均粒径在1.945-5.762之间波动，均值为4.490。沉积物主要以中、 细砂为主，分别约占34.8％和41.5％。分选系数在0.449-3.099 之间变化，均值为1.29，分选性较差； 偏态为-0.367 -0.723，平均值0.265，属正偏； 峰态在0.626-3.385 之间波动，分布范围大，均值为1.869，属窄峰态类型（表2 和图5）。频率曲线为单峰（图6a）。
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图5 研究区LDB01孔粒度参数随深度变化曲线 Fig.5 Down core variations of grain size parameters for the core LDB01 |
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表2 研究区LDB01钻孔粒度参数* Table 2 Grain size parameters of the core LDB01 |
U2单元沙坝相（2.8-12.8m）: 平均粒径在-0.503 -4.098之间波动，均值为2.608。沉积物主要以砂为主，约占84.5％。分选系数在0.447-3.315 之间变化，均值为1.639，分选性较差； 偏态为0.044 -0.766，平均值0.503，属正偏； 峰态在0.758-5.470 之间波动，分布范围大，均值为2.560，属窄峰态类型（表2 和图5）。其粒度频率曲线为单峰（图6b）。
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图6 研究区LDB01孔不同深度沉积物粒度频率曲线 Fig.6 The grain size frequency curves of core LDB01 |
U3单元冲积平原相（12.8-17.2m）: 平均粒径在-0.503 -7.632之间波动，均值为4.964。沉积物主要以粉砂为主，约占49.9％。分选系数在1.349-3.641 之间变化，均值为2.846，分选性差； 偏态为-0.392 -0.808，平均值0.069，属正偏； 峰态在0.558-6.962 之间波动，分布范围大，均值为0.911，属中等峰态类型（表2 和图5）。其粒度频率曲线呈双峰、 多峰之态（图6c）。
U4单元潟湖相（17.2-28.9m）: 平均粒径在0.693-6.999之间波动，均值为4.254。沉积物主要以砂和粉砂为主，分别约占51.6％和43.5％。分选系数在0.519-3.600 之间变化，均值为2.502，分选性差； 偏态为-0.337 -0.848，平均值0.312，属正偏； 峰态在0.576-3.577 之间波动，分布范围大，均值为1.058，属中等峰态类型（表2 和图5）。其粒度频率曲线呈双峰（图6d）。
U5单元浅海相（28.9-34.06m）: 平均粒径在2.387-7.058之间波动，均值为5.844。沉积物主要以粉砂为主，约占74.8％。分选系数在1.273-3.715 之间变化，均值为2.059，分选性差； 偏态为-0.355 -0.848，平均值-0.017 ，属负偏； 峰态在0.681-4.088 之间波动，分布范围大，均值为1.458，属中等峰态类型（表2 和图5）。其粒度频率曲线为单峰（图6e）。
沉积物粒度是物源和沉积环境的反映，复杂的沿岸过程在沉积物粒度上会留下一定的特征[18] ，通过对粒度参数的分析可以帮助获得环境和动力信息。LDB01钻孔沉积物的粒径整体呈上粗下细的分布规律。从频率曲线可以看出，沙坝相和海岸沙丘相沉积物的分选性均要好于其他沉积相，虽然沙坝沉积物要略粗于海岸沙丘，但两者的粒度频率曲线均较窄，峰值较高，表示分选良好（图6a 和6b）。另外，无论是海岸沙丘还是沙坝相沉积物均存在一个5-15之间的细尾，前者可能与湿热化过程中粉尘包裹于颗粒周围有关，后者的原因需要进一步研究。冲积平原相洪积物粒径有粗有细，分选性差，频率曲线呈双峰，甚至多峰形态，说明物源不止一种（图6c）。潟湖相沉积物粒度频率曲线均为双峰，推测其物源一方面来自海洋，另一方面来自陆地（图6d），而浅海相沉积显示单峰形态，可能以单一物源为主（图6e）。
5 讨论 5.1 沉积环境演化由于缺乏足够的测年数据，对沉积单元的年代确定带来了一定的困难，但通过钻孔和区域地层对比可以确定LDB01钻孔的地层框架。LDB01钻孔在U5单元获取的 14 C 年龄超过43 ka B.P. （图3 和表1），应为晚更新世沉积。进一步对比发现，U5单元与海南鹿回头岛L1孔层序2浅海相沉积可以对比，层序2的底部的光释光测年为 78318± 3919 a B.P.，可能属于氧同位素5阶段沉积[7] 。因此，推测U5单元可能沉积于MIS5 阶段。 LDB01钻孔U4单元并未获得 14 C 年龄，但在距LDB01钻孔东南约1.7km的LDB02孔相对应的层位获得 14 C 年龄为 44790± 520 a B.P. [12] 。另外，U4单元还可以和三亚鹿回头半岛L1孔层序3潟湖相沉积对比，层序3底部的光释光年龄为 53424± 2791 a B.P.，顶部年龄为 24470± 702 a B.P. [7] 。因此，U4单元可以确定为MIS3阶段时期的产物。进一步对比发现，U4单元可以和珠江三角洲南部ZK1钻孔32.4-38.7m和ZK2钻孔32.80-33.35m段沉积对比，后者为青灰色海相淤泥层，含咸水硅藻和牡蛎壳，14 C 年龄为 45120± 910-41230± 810 a B.P. [19] 。进一步确定U4单元形成于MIS3 阶段。
珠江三角洲地区礼乐组上部- 桂州组下部为晚更新世末期、 全新世早期（ 24～8 ka B.P.）连续受侵蚀、 风化和河流作用的产物，以礼乐组海侵层顶部形成杂斑状粘土层为特征，杂色粘土和铁质斑纹亚粘土，同期异相为河流相冲积堆积物[20, 21] 。代表晚玉木冰期低海面至全新世海侵到达之前，华南沿海发生了第四纪以来的最大一次海退[22] ，多处裸露为陆地，发育河流相沉积。LDB01钻孔U3单元的杂斑状粘土层，包裹砂质团块，为河流冲积相沉积，完全可以和礼乐组上部- 桂洲组下部地层进行对比。
海南岛沙坝- 潟湖沉积体系是末次冰消期的海侵过程中形成的，是对全新世海平面上升的物质响应的一种形式，在时代上都很年轻，一般不到5000a[4] ，因此U2单元应该在全新世高海面时期及之后形成的。根据吴正等[23] 的研究，华南沿海现代海岸沙丘一般都是中全新世以来的，尤其是在近3000年的晚全新世发育而成的。因此有理由推测U1单元形成于晚全新世阶段。
根据沉积相分析，划分5个演化阶段，根据LDB01孔加速器 14 C 测年数据（表1）以及区域地层对比（图4），推断E1阶段（>75 ka B.P.），属于氧同位素5阶段； E2阶段（ 60～25 ka B.P.），属于氧同位素3阶段； E3 阶段（ 25～15 ka B.P.），属于末次冰盛期的低海面和陆地暴露阶段； E4 阶段（ 15～3 ka B.P.），冰后期冰川融化及全新世海侵阶段； E5阶段（3 ka B.P. -至今），晚全新世海平面波动下降阶段。
E1阶段（>75 ka B.P.）:MIS5阶段进入末次间冰期，南海北部冬季水温平均约比现今高1℃[24] ，海平面上升，南部的南湾岭、 六量山和平头山等山丘被淹，成为岛屿。研究区与外海相连通，成为浅海环境，沉积大量粘土物质，并发育牡蛎。
E2阶段（约 60～25 ka B.P.）:MIS3阶段进入末次冰期间冰阶，海平面再次上升，本区又一次被海水淹没。MIS3时南海北部海平面比MIS2和MIS4高，而明显低于MIS5[25] ，研究区发育海陆过渡环境，即潟湖环境，但分割新村和黎安之间的连岛沙坝并未形成。同一时期海南岛东部和东南部的海岸带均发育了潟湖及河口一类的海陆交互环境[5, 6, 7] 。 E3阶段（约 25～15 ka B.P.）: 随着MIS3阶段的结束，进入末次冰期晚冰期（MIS2），全球气候再度变冷，在末次冰期极盛期（LGM）南海海平面大幅度下降约100-120m[26, 27] ，海水逐渐退出本区，研究区暴露成为陆地。由于侵蚀基准面的下降，研究区发育下切河谷，形成河流相堆积（见GC01孔U3单元），洪水期悬浮泥沙从河谷中漫溢形成洪泛沉积（LDB01钻孔U3所见）。同时洪水期间还有大量的砂质碎屑从山丘上滚落下来，被洪水裹挟进入研究区，呈团块状包裹在洪泛沉积中，形成山前冲积平原相。后期这些含砂质团块的粘土遭受压实和风化作用，形成红桔色的类似风化层的粘土沉积。
E4阶段（约 15～3 ka B.P.）: 冰后期气候转暖，冰川消融，发生世界性的海面上升。全新世中早期，约7000年以前，海平面快速上升，海水逐渐侵入研究区。南湾岭、 六量山和平头山大部分被海水淹没，研究区再次成为与外海之间沟通的海湾，在波浪作用下于湾口小岛背后的波影区堆积形成水下沙坝，并逐渐向北延伸与北部湾顶岬角处形成的小沙嘴相接[11] 。另外，在新村潟湖西侧（港圮）形成滨岸相的砂砾堆积，高海面阶段形成的珊瑚被波浪破碎后推到海岸带堆积，形成带珊瑚碎屑的沉积物。
E5（约3 ka B.P. -至今）: 晚全新世，海平面波动下降至现今高度。研究区与外海进行海水自由交换的条件不复存在，海水只能通过西侧的口门与外海通过涨落潮进行海水交换，研究区由海湾变成潟湖环境。由于海平面的下降，原没于水下的沙坝逐渐露出水面，接受海岸风成沉积，形成海岸沙丘，逐步演化为现今连接南北的连岛沙坝，从而分隔了原本连在一起的潟湖: 形成东侧的黎安潟湖和西侧的新村潟湖。
5.2 全新世高海面进入全新世后夏季风迅速加强，气候逐渐向暖湿转变，南海海平面开始上升并逐渐形成现代海洋环境。对于全新世的海平面变化，尤其是高海平面问题，引起了很多学者的关注[7, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35] 。杨怀仁和谢志仁[31] 认为近一万年来我国海面最主要的上升时期在距今8.3ka之前、 距今8.0-7.0ka、 距今6.0-5.5ka。距今5.5ka之前（尤其是7.0ka之前）海面在波动中呈现快速上升，而距今5.5ka以来海面在小幅度的波动中趋于稳定。赵希涛等[7] 研究发现鹿回头及邻近地区全新世珊瑚礁的发育繁盛期在 6300～4800 a B.P. 间，并认为该区全新世中期出现比现今高2-3m或更高的海面。张仲英和刘瑞华[32] 根据38个古海平面标志物的位置和 14 C 年龄数据，确定了海南岛全新世海平面变化，认为全新世出现过3个高海面时期，最高的海平面时期为距今6000-5500年，海平面曾比现今高5.95-7.50m。
珊瑚礁是热带亚热带海洋与沿岸特有的一种主要由生物作用形成的地质体和地貌类型。由于珊瑚有着其独特的生活环境，除了对水深、 水温、 透明度等有一定的要求之外，珊瑚的生长高度大抵以最高海面时期（要稳定一段时间）的低潮面为上限，是恢复古海面位置，重建海面变化历史的重要标志[33, 34, 36, 37] 。 珊瑚样品的现代位置是地质历史进程中海面变化与地壳升降运动共同作用的结果[38] 。造礁珊瑚生长高度大致以低潮面为上限，在水下l-5m范围内发育最佳[34] ，本文将珊瑚沉积相对于古海面的平均深度按3m（取中间值）计。根据赵希涛和许寿椿[38] 总结出的我国全新世珊瑚礁分布区构造运动的速率，海南岛南岸全新世以来上升速率约为0.5mm/a。珊瑚样品所表征的古海平面高度（E），按张仲英和刘瑞华[32] 公式计算如下:
E＝A＋M＋D
式中，A为样品的高程/m（忽略沉积物压实作用）； M为地壳升降幅度的消除值/m； D为样品相对于古海平面的高度或深度/m（高于当时海面为负； 低于为正）； 以现在海平面高程为0m。
由表3 可以看出，研究区6个珊瑚样品的AMS 14 C 年龄分布在 6280～4830 a B.P. 之间，所表征的古海平面比现在高约1.34-6.28m。在 5940～5730 a B.P. 期间达到最高，比现在高6.28m。海侵范围向北可达桐栖港，向西可达朝美村，朝美村距离现今的海岸线大约有6km，也就是说高海面阶段海水向内陆地区侵入至少有6km。这与赵希涛等[7, 34] 研究得出的海南岛地区珊瑚礁发育时期及高海面相吻合。根据赵希涛等[34] 的研究，距今6300-4800年间，海南岛地区全新世海侵达到最大范围，在三亚湾，海侵向陆地方向可达角岭- 桶井- 羊栏- 金鸡岭- 虎豹岭- 大会岭一带。
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表3 研究区珊瑚样品的 14 C 年龄及古海平面高度计算表* Table 3 14 C data of corals and sea level value in study area |
本文通过LDB01和GC01钻孔的沉积相分析和区域钻孔地层对比，并辅以粒度参数和AMS 14 C 测年数据，重建了研究区晚更新世以来的沉积环境演化，得到如下结论:
（1）粒度分析表明LDB01钻孔沉积物主要由细砂、 粉砂质细砂、 粉砂、 粘土质粉砂、 粉砂质粘土和粘土构成，以砂和粉砂为主，沙坝和海岸沙丘沉积物的分选性好于其他沉积相。冲积平原及潟湖沉积出现明显的双峰特征，显示物源的复杂性。
（2）研究区在晚更新世经历了浅海和潟湖沉积环境，末次冰期极盛期，全球海平面下降，研究区呈陆地暴露环境，发育冲积平原沉积。全新世中早期海侵阶段，在波浪作用下，岛屿后的沙坝和湾顶岬角处的沙嘴相接，发育连岛沙坝； 在晚全新世海面波动下降的背景下，连岛沙坝逐渐露出水面，被海岸沙丘覆盖。
（3）本区珊瑚礁沉积相和 14 C 年代研究表明在全新世 6280～4830 a B.P. 期间，出现过比现今高的海平面，当时的海平面高于现在约1.34-6.28m，海水侵进到内陆地区6km远。
致谢 海南地质勘测队实施了钻孔作业，李清、 季云、 戴晨参加了野外调查和室内沉积物分析，达飞、 朱宇驰参与了室内采样，董婷婷、 宗娴在粒度测试实验中提供了帮助，Beta实验室进行了测年分析，审稿专家和编辑部老师提供了建设性的修改意见，谨此致谢。
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Abstract
Lingshui County is situated in the southeastern Hainan Island.The borehole of LDB01 is 34.6m deep, with a recovery rate of 68.6 %.Core LDB01 is mainly composed of fine sand, intercalated with mud and silty mud, with minor medium-grained sand and granule.The sediments associated with sand bars and coastal dunes have better sorting than that of other facies.The grain size frequency distribution curves from the alluvial plain and lagoon facies have double peaks, implying a complex source provenance pattern.The drilling depth of core GC01 is 6.8m, with a recovery rate of 70.1 %.Core GC01 is mainly composed of medium and coarse sand, with coral debris on upper part of the core.Cores LDB01and GC01 in the study area reveal the long-term environmental evolution since the Late Pleistocene based on the sedimentary facies, core correlation and AMS 14 C datings.The results indicate that there are five types of sedimentary facies in the core LDB01 from bottom to top, i.e., shallow marine, lagoon, alluvial plain, sand bar and coastal dune facies.Likewise, there are two types of sedimentary facies in the core GC01 from bottom to top, i.e., fluvial, littoral and shallow subtidal facies.
438 grain size samples were collected every 5cm from core LDB01.Eight samples collected from core LDB01, core GC01 and surface were dated in Beta Analytic by AMS dating method.The core LDB01 shows an age>43500a B.P.on the bottom and the core GC01 shows ages between 7840~6100a B.P.The surface coral samples show ages between 6190~4830a B.P.
According the analysis, there are 5 stages of evolution.During period of MIS 5, the average SST in winter of northern South China Sea was about 1℃ higher than present.A shallow marine environment dominated the area.During the interstadial epoch of the last glacial period, the study area experienced lagoon environment, but the tombolo had not developed at that time.During the LGM, sea level fell about 100~120m.As a result, the study area was exposed.Alluvial plain with incised valleys were developed.In the period of Early to Mid-Holocene, the study area experienced a neritic embayment environment and underwater sandy bars were developed behind the baymouth islands.They prolonged northward and connected with the southward prolonged sand spits in bayhead and the primitive tombolo was formed in the end.In the Late Holocene, the study area was evolved into a lagoon environment due to sea level fall.The tombolo was finally emerged above sea level to separate the lagoon into two parts.The tombolo was covered by coastal dunes on the top.
Based upon the 14 C datings of coral debris and equation of E=A+M+D(where E represents old sea level; A represents the elevation of collected samples; M represents value of tectonic movement and D represents elevation where the samples deposited relative to old sea level), there existed a high stand of sea level 1.34~6.28m above present during 6280~4830a B.P.This is consistent with the coral reef record at Luhuitou, southern Hainan Island.The evidence further shows that the shoreline at that time reached at least 6km landward beyond present shoreline.
The barrier-lagoon system in Lingshui was built up in response to Holocene transgression.The sea-level change and near shore sediment transportation have played an important role.