北部湾全新世海侵演进及其与气候、冰川关系分析

黄向青, 梁 开, 习 龙, 夏 真, 张顺枝

自然资源部海底矿产资源重点实验室, 广州海洋地质调查局, 广东广州 510075

北部湾为南海西北部一个大型半封闭海湾, 沿岸大小径流发育, 与印度洋东北部以中南半岛相隔,以北广大腹地为高原向丘陵过渡地带, 东被雷州半岛和海南岛所阻, 整体呈扇形向南部海洋开张, 海盆沉积环境稳定, 最大水深为 100 m, 海底地形自岸向中部、自北向南逐步加深, 由于地处东亚低纬度季风区, 亦为夏季风和北方冷空气交汇地带。前人分析了全新世北部湾沉积环境等(李珍等, 2005;Li et al., 2010; 崔振昂等, 2017), 但总体来看, 对其形成及其与气候、冰川等内在关系研究未有开展。北部湾为全新世海侵而成, 把握该湾的形成和演进特征是进一步保护、开发和预测北部湾环境资源等的重要基础, 其形成与海平面变化相互联系。Sr/Ba

比值可应用于沉积环境、海平面变化等对比划分研究之中, 且与海平面具有相关性, 可表示海陆相互作用(韦桃源等, 2006; 岳军等, 2011; 张辉等,2019)。该湾地处南海西北一隅, 南海海盆向西南快速扩张而导致对巽他陆架向北延伸有所收窄和阻隔,从而扩大了北部湾作为南海北部陆架的范畴, 其主要受南海海盆体系海水上溯影响, 该湾远离台湾海峡和粤东海域、吕宋海峡、中南半岛以南的巽他陆架等而具有一定独立性, 上述 Sr/Ba可用以表示以南热带海洋温暖高盐海水及其向陆进侵, 而微体古生物有孔虫和硅藻同样广泛应用于海洋古环境和重建。本文围绕北部湾南部海盆STAT22岩芯地球化学元素测试以及有孔虫、硅藻微体古生物鉴定结果以及年代测定, 对比分析了它们的分布、变化、气候关系以及指示意义等。

1 区域地质构造

北部湾于全新世接受海侵之前为风化剥蚀陆相沉积环境, 区域广布硅酸盐岩类及其碎屑岩类以及石灰岩类, 有华力西期、印支期火成岩并出露玄武质岩类。第四系地层广布, 湛江组和北海组等岩性较为松散, 沿海分布有第四系海积、洪积、坡洪沉积物等。从地质构造运动来看, 属于印支板块东缘、华南板块西缘交汇地带, 第四纪玄武岩浆喷发隆起的火山运动规模范围小, 主要以北部的涠洲岛为代表, 该岛最晚在全新世约7.0 ka再次火山爆发,属于南海盆地地幔热柱延伸分支点能量释放而使得北部湾其它喷发和隆起并不活跃。古地层发育有北西和南北走向深大断裂红河断裂(组)、北东走向涠西南断裂(组), 发育有莺歌海、河内和北部湾盆地,受到裂陷作用和河流输入巨量物质的超压效应, 下凹负海拔与周边西、北、东的中南半岛、十万大山、海南岛等隆起形成强烈垂直反差, 周缘有受盆地下陷应力影响的第四系沉降带。莺歌海盆地、北部湾盆地还多发育浅断层, 埋藏古河道交错叠置, 主要走向与盆地、断裂走向基本一致, 末次冰盛期(LGM)以来的倒三角沉积锥体位置与盆地中心可对应, 表明浅层仍然存在深层裂陷等下沉应力和板块错动潜在影响, 在地表面貌上形成河盆(湖盆)、谷地、河道等各级广阔低地体系, 并且莺歌海盆地与琼东南盆地相连通, 加强了低地体系敞开向南海海盆西北陆坡倾斜, 红河为同属西藏高原造山带的横断山脉所发育断裂并经河流下切流至北部湾入海。

2 资料与方法

2009年 10月在北部湾南部海盆水域进行了STAT22岩芯重力取样, 该岩芯长度 310 cm, 底部310—305 cm 属晚更新统, 以上为全新统且岩性和沉积物连续, 自下往上相间出现砂质黏土、黏土、粉砂质黏土, 为灰色和深灰色, 质软呈较强黏性,下部多见贝壳碎片等, 对上述位置岩芯进行了现场描述(图1a, 表1)。按照不同深度甄选了7个浮游有孔虫Globigerinoides ruber样品, 对其钙质壳体进行碳同位素 AMS14C测年, 由北京大学核物理与核技术国家重点实验室以及 Beta实验室完成, 使用Calib 7.0.1软件进行年龄校正, 海洋碳库效应选取西沙群岛 3个已知点平均值进行校正, 得出全新世年龄的 2σ年龄为 0.72～11.2 ka, 年龄分布为830～11 110 a, 并采用线性插值方法得到年龄框架(表1, 图1b)。对上述位置所取岩芯主要按照5 cm距离原则分样, 共取得沉积物样品62个, 由广州海洋地质调查局实验测试所进行了微量元素Sr和Ba、微体古生物测试鉴定工作。考虑到沉积物碎屑物质对游离态化学元素的影响, 对经低温烘干处理的样品剔拣出生物残壳, 并对样品加入盐酸浸泡之后过滤以去除残渣, 滤液蒸发至干再以盐酸调整酸度之后待用。测试过程采用BSA224S高精度电子天平称取0.05 g试样, 加硝酸和氢氟酸式样进行160～180℃加热分解, 冷却之后再加2 mL盐酸加热消解盐类,再冷却之后加0.5 mL铑内标溶液80℃保温之后再冷却至室温, 采用硝酸移至50 mL容量瓶并备制工作曲线标准溶液备测, 测试依据为 GB/T20260—2006, 设备为ICP-OES 4300DV型电感耦合等离子体发射光谱仪; 有孔虫鉴定: 取干样6.0～10.0 g, 经清水充分浸泡分散后, 用0.063 mm标准铜筛筛洗, 取筛上样品烘干, 鉴定、统计和挑选大于0.15 mm的个体, 丰度换算为个/(10 g)。硅藻鉴定: 每个样品取干样1.0 g, 放入100 mL烧杯, 加入过氧化氢约20 mL充分反应, 纯净水冲洗至中性, 再倒入 50 mL的离心管,晾干后采用比重为 2.4的重液进行浮选, 把浮选液收集到10 mL离心管并进行稀释, 用滴管取1/n滴, 用中性树胶制成固定片, 在 Zeiss Axio.Imager.A1相差显微镜下进行鉴定, 其丰度换算为个/g。

图1 STAT22岩芯位置以及岩芯年龄-深度关系Fig. 1 Location map and age-depth frame of sediments core STAT22

表1 现场岩芯沉积物描述和有孔虫G.ruber的AMS14C测年结果Table 1 Sediments description and G.ruber aging data at different depth of sediments core STAT22

3 研究成果

3.1 海侵及演变阶段划分

岩芯微体古生物化石丰富, 浮游有孔虫共有7属13种, 底栖有孔虫为35属54种, 前者主要为表层和近表层暖水种, 混入少量冷水种, 后者主要为近岸浅海种。硅藻有19属29种, 主要为浅海广温种, 混入一些外海种。在把握上述岩性的基础上,现依据岩芯 Sr/Ba阶段性变化转折特征, 并结合浮游、底栖有孔虫和硅藻丰度和含量等变化特征, 再对比前人9.5 ka以来的δ18O数据(崔振昂等, 2017),现将北部湾海侵及演变分为以下几个主要阶段。

3.1.1 古河口湾阶段(11.1—9.0 ka)

该岩芯全新统以黏土质粉砂为主, 底部年龄为11.1 ka, 下伏沉积物属晚更新统末期, 年龄为18.0 ka, 两者风化界面明显且不整合, 年龄差距亦较大, 显示了陆相风化剥蚀之后海侵及海相环境的稳步建立。海侵首先是快速侵入低地古河盆或者古湖盆而形成古河口湾, 地貌形态为开口向南的袋状水域, 自前述岩性可见接近底部含有大量蚌、螺、蚬等生物壳体碎片。前人认为北部湾海侵始于11.7 ka(Li et al., 2010), 与本岩芯的11.1 ka基本一致。北部湾以南的巽他陆架约自11.0～10.0 ka开始侵没(Xu et al., 2017), 显示当时南海海洋同步向西和向北快速推进。该阶段北部湾 Sr/Ba快速升高,范围介于0.88～1.11, 平均为1.00, 总体处于高值阶段(图2a)。上升趋势斜率为0.11/ka, 以相对标准差衡量的变化幅度为 17.04%; 该阶段有孔虫含量较高, 浮游和底栖有孔虫平均丰度依次为368个/(10 g)、2674个/(10 g)(图 2b–c)。浮游有孔虫表层暖水种Globigerinoides quadrilobatus、G.ruber为优势种, 含量共计 75.49%, 又以前者含量略高,少量见有近表层暖水种 G.sacculifer, 冷水种Globigerina bulloides尚未出现, 故含量为零(图2d–g), 但另外混入少量其它冷水种或深水种Neogloboquadrina pachyderma、N.dutertrei, 平均共计为15.60%, 零星见有暖水种G.conglobatus。底栖有孔虫优势种有近岸浅海种 Textularia foliace、Pseudorotalia schroeteriana以及南海暖流指示种Bigenerina nodosaris(图 2h–j), 另外还有 Heterolepa praecineta, 共计 49.30%, 次优势种有近岸浅海种Elphidium advenum、Pseudorotalia indopacifica、Quinqueloculina seminula(图 2k–m), 共计 22.50%,以上优势种和次优势种共为 71.80%。散见有T.stricta、Siphonaperta agglutinans、Hanzawaia mantaensis、Triloculina tricarinata、Florilus decorus等。可能由于岩芯所处环境变化原因, 该阶段未见保存有硅藻化石, 其丰度和含量为零(图2n–t)。以上表明由于升温冰消和气候改善而使得海水向陆快速侵进。

3.1.2 古海湾阶段(9.0—4.0 ka)

气温继续上升并进入大暖期, 随后大暖期结束出现新冰期, 全球气候、冰川变化背景因素导引了北部湾海平面波动变化, 再可划分为以下两个亚阶段。

(1)古河口湾扩张形成古海湾(9.0—6.0 ka)

海侵继续扩张并与琼州海峡完成了贯通。早期认为 10.6—7.1 ka是琼州海峡形成主要时期, 近来得出其最终形成约为8.0 ka之前(陈亮等, 2014; 倪玉根等, 2014), 综合可知琼州海峡于8.0—7.0 ka形成并与北部湾连通。该阶段Sr/Ba介于0.93—1.11,平均为 0.99, 于高峰有所波动, 但总体仍然保持高值(图 2a), 对比可见 δ18O 为最高, 达到–2.40‰(V-PDB, 下同), 表明海侵最强。Sr/Ba先升后跌, 下降趋势斜率为0.07/ka, 变化幅度为10.72%;该阶段浮游、底栖有孔虫丰度进一步升高并出现峰值, 平均依次为 575个/(10 g)、4098个/(10 g)(图2b–c), 优势种进一步加强, G.quadrilobatus、G.ruber含量相近, 共计93.50%占绝对优势, G.sacculifer降低, G.bulloides仍然未见(图 2d–g), N.pachyderma 等减少, 零星见有黑潮种 Pulleniatina obliquiloculata为 0.50%。此间底栖有孔虫优势种 T.foliace、P.schroeteriana、B.nodosaris波动变化(图 2h–j), 再加上Asterorotalia subtrispinosa、H.praecineta共计50.23%, 次优势种 E.advenum、P.indopacifica、Q.seminula围绕平均值10%左右波动变化(图2k–m),再加上 H.mantaensis、T.stricta共计 27.77%, 以上合计 78.00%, 散见有近岸浅海种 Elphidium hispidulum、Quinqueloculina reticulate、Brizalina spp.、Textularia spp.等; 本阶段出现了硅藻, 最高丰度为80个/g, 为广温种广盐种 Cyclotella striata和C.stylorum, 前者最高含量达到 100%, 而其它硅藻尚未出现(图 2n–t)。以上可见海侵进一步发展并走向鼎盛。

(2)古大海湾(6.0—4.0 ka)

Sr/Ba于 6.0—5.0 ka剧烈波动, 并于约 6.0 ka首现大幅度下跌, Sr/Ba平均为0.78, 下降趋势斜率为 0.14/ka, 相对变化幅度 14.45%高于上述两个阶段。经过剧烈震荡之后, 5.0—4.0 ka再次明显下降,Sr/Ba平均为0.77, 下降趋势斜率为0.14/ka, 相对变化幅度为10.09%, 两者下降斜率均达到全新世最高(图2a), 而δ18O同样有所降低更为趋负, 为–2.62‰,同样具有海平面转折变化的指示意义。上述阶段亦为我国全新世古气温大幅波动阶段的气候恶化阶段,北大西洋染赤铁矿粒出现全新世最大极差, 即出现最高峰值和最低谷值, 也是4号至3号冷事件阶段(候光良和方修琦, 2011), 这是由于西风带推进, 南北气候系统争持进退; 浮游、底栖有孔虫丰度依次为211个/(10 g)、1427个/(10 g), 呈现总体降低趋势(图 2b–c), 浮游优势种 G.quadrilobatus、G.ruber 含量相近, 共为 80.12%, 较上个阶段有所下降,G.sacculifer在低值区间波动, 主要冷水种或生产力种 Globigerina bulloides出现(图 2d–g), 还有N.dutertrei, 两者共计 12.34%, 表明降温和陆地向海输入加强。底栖优势种T.foliace、P.schroeteriana、B.nodosaris波动变化, 既为南海暖流种亦是陆架浅海种的后者增加明显, E.advenum为下降趋势而退为次优势种, 浅海种 P.indopacifica亦增加明显(图2h–l), 优势种再加上 H.praecineta共计 57.31%, 次优势种 Q.seminula波动变化但总体为下降(图 2m),其它次优势种还有 Textularia atrata、A.subtrispinosa、T.stricta等, 合为 29.57%, 以上共计 86.88%, 散见有近岸浅海种 Quinqueloculina lamarckiana、Triloculina trigonula、F.decorus、Quinqueloculina reticulate、Textularia spp.、Spiroloculina communis等; 硅藻丰度缓慢上升, 优势种和广温种 C.striata波动明显, 平均为 39.39%,C.stylorum却未有出现, 而Melosira sulcata首次出现并维持波动变化, 还散见有广温种 Coscinodiscus nodulifer(图 2n–r), M.sulcata、Thalassiosira pri-malabiata、Thalassionema nitzschioides三者为次优势种合为30.99%, 与以上优势种共计70.38%, 外海热性种 Campylodiscus brightwellii、Pyxidiscula weyprechtii少量出现, 但均呈现下降趋势(图 2s–t),还有散见有 Coscinodiscus blandus、Rhizosolenia bergonii、Tryblioptychus cocconeiformis 等, 共为0.77%～4.90%, 另外还见有 Surirella fluminensis、Diploneis weissflogii等。以上表明陆地向海输入开始加强, 海侵陆续达到鼎盛之后而酝酿转折,但冷暖系统仍然进退争持, 由于陆源养分输入增加使得冷水种和上升流种(生产力种)增加, 近岸浅海种和广温种进一步适应浅海环境并变得更为丰富。

3.1.3 近现代和现代海湾阶段(4.0—0 ka)

(1)近现代北部湾(4.0—1.0 ka)

继上述海平面转折下降势能释放之后, 经历了4.0—3.0 ka自阶段性最低点有所恢复、3.0—2.0 ka有所海退、2.0—1.0 ka再有所恢复的阶段性波动调整, 再于 1.0 ka出现趋势明显的海退, 总体属于维持并酝酿转折阶段。尽管存在阶段性小幅波动, 但4.0—1.0 ka总体来说较为稳定, Sr/Ba为0.64～0.74,平均为 0.68, 斜率接近于 0.00, 总体呈现横向波动态势, 变化幅度为 3.26%而达到全新世最低(图 2a),该阶段 δ18O亦达到最低值–3.01‰。浮游和底栖有孔虫丰度依次为 169个/(10 g)、500个/(10 g)(图2b–c), 浮游有孔虫 G.quadrilobatus和 G.ruber为前者低后者略高, 共计 74.87%而再次进一步降低,G.sacculifer有所升高, 冷水种G.bulloides波动显著,但总体有所提高(图 2d–g), 其加上冷水种N.dutertrei共为 15.15%。底栖有孔虫优势种T.foliace、P.schroeteriana、B.nodosaris三者波动上升或波动维持(图 2h–j), 加上 H.praecineta为58.81%。次优势种 E.advenum、P.indopacifica、Q.seminula波动变化, 但后者呈现降低趋势(图2k–m), 次优势种还包括近岸浅海种 Textularia atrata、T.stricta、F.decorus等共为24.48%, 以上共计 83.29%, 零散见有 Ammonia beccarii、Brizalina spp.、Spiroloculina orbis等; 硅藻丰度总体上大幅上升并出现全新世峰值, 但总体上来说先高后低。C.striata进一步巩固优势地位, 平均达到 68.30%,M.sulcata则转为零星分布, 次优势种 M.sulcata、C.nodulifer、C.brightwellii波动变化, 而前期的次优势种 P.weyprechtii则为零星出现(图 2n–t)。次优势种还有广温种 C.blandus、T.primalabiata共为24.41%, 以上共计90.83%, 余下混杂有广温种、潮间带种以及热性种 S.fluminensis、C.stylorum、Triceratium favus、 Rhizosolenia bergonii、D.weissflogii、Hyalodiscus radiatus等。该阶段近岸浅海特征进一步确立巩固, 水温较低的近岸水团向海扩张, 海陆相互作用达到基本平衡。

(2)现代北部湾(1.0 ka以来)

自维持上述波动之后, Sr/Ba约自1.0 ka之后转为明显下降, Sr/Ba平均为 0.68, 下降趋势斜率为0.06/ka, 相对变化幅度为 3.60%, 呈现缓慢小幅波动下降趋势(图2a), δ18O在1.0—0.9 ka短暂维持高值, 自 0.9 ka快速转折下降, 至 0.8 ka达到1.0—0.0 ka阶段最低值–3.41‰, 之后有所恢复但仍在低值区波动; 浮游和底栖有孔虫丰度依次为377 个/(10 g)、808 个/(10 g)(图 2b–c), 浮游有孔虫G.quadrilobatus、G.ruber含量相近, 共计 69.62%显示又再次降低, 尤其是后者, G.sacculifer波动变化, G.bulloides从低值快速升高又再快速下降(图2d–g), 但与 N.dutertrei两者含量提高到 17.50%,其它暖水种和冷水种零星分布, 显示出现缓慢海退并近岸水体再次向海推进。底栖有孔虫种近岸属性更强的 T.foliace上升, 而 P.schroeteriana、Bigenerina nodosaris波动下降, 三者共为52.54%(图 h–j), E.advenum、P.indopacifica 两者均已不到 10%, 次优势种 Q.seminula同样波动变化(图2k–m), 加上其它次优势种Siphonaperta agglutinans、Textularia atrata共为21.76%, 以上优势种和次优势种共计 74.30%, 散见有 H.mantaensis、T.stricta、Textularia spp.、A.beccarii、T.lateralis等; 硅藻丰度再次明显上升, C.striata波动下降,但仍然维持其优势地位, 平均 68.60%与上阶段相近, C.stylorum、C.nodulifer呈现零星分布, 次优势种 M. sulcata大幅上升并波动变化(图 2n–r),M.sulcata与其它次优势种 T. favus、C.stylorum、C.brightwellii等为 20.68%, 与以上优势种共计89.30%。还可见外海热性种C.brightwellii在后阶段快速上升, 而 P.weyprechtii则消失(图 2s–t)。以上还综合可见, 北部湾海盆作为海陆过渡水域, 在海侵过程中的暖水种浮游有孔虫 G.quadrilobatus、G.ruber, 底栖近岸浅海种有孔虫 T.foliace、P.schroeteriana、P.indopacifica等, 以及硅藻广温种C.striata既为优势种亦为重要指示种, 指示着海侵进退和沉积环境变化特征, 其它含量偏低或者较为分散, 但围绕上述优势种随气候变化而有所增减,相机出现并不断适应环境和海陆相互作用过程。以上分析还可见Sr/Ba与δ18O两者具有可比性, 相关系数为 0.92, 两者总体上均为下降, 相对趋势斜率依次为0.01/ka、0.03/ka。

3.2 海侵演进的重要特征

3.2.1 构造性低地体系导引

红河三角洲于 10.0 ka 之前为河口湾前缘,10.0—6.0 ka 变为开阔海湾(Tanaka et al., 2011;Nguyen et al., 2020)。本岩芯处于古河盆(湖盆), 均为一级低地体系并最早接受海侵, 即构造成因的地表低地体系导引了自南往北先由一级低地, 再向次级低地和台地扩张的海侵进程。就位于东北部的低地体系来说, 则在导引海侵向北推进和贯通琼州海峡亦起到了重要作用。对比现代等深线(崔振昂等,2017), 其等深线簇最大曲率连线走向亦为东南转东北走向, 与深层构造的莺歌海盆地—北部湾盆地走向基本一致, 实际上是海侵主体行进路径之指示,当然还存在向河内盆地进侵红河三角洲分支, 均构成了北部湾主体, 并与琼州海峡低地实现于中全新世早期的连通。

3.2.2 海侵垂向效应

上述低地体系还有利于形成长宽比例适宜的近似于长方形海盆, 潮波传播能形成有利的反射共振, 而现代无潮点分布于湾口外越南沿岸(顺安),指示湾内潮流流速较强, POM模拟得出主要分潮为0.3～0.8 m/s, 余流为 0.05～0.10 m/s(崔振昂等,2017)。根据底栖有孔虫水深控制律, 水深(d)和有孔虫含量存在经验对数线性关系即ln(d)=a+b·P, 式中常数a=3.2,b=0.024,P为底栖有孔虫含量(崔振昂等,2017)。结果可见古水深在全新世呈上升趋势, 先期为缓慢上升, 后期自 6.0 ka开始快速波动上升, 根据前述年龄-深度框架得出的沉积速率亦是如此,但截距和斜率前者远高于后者, 两者速率(斜率)依次是 3.091 m/ka、0.046 m/ka, 依次高出 95.07、66.20倍(图3a, b)。可见由于南海海盆海水不仅通过周期性古潮波进行水平传播侵蚀岸线扩张和稳固水域, 底层流速和水质点周期运动在宏观上同步进行淘蚀、夷平、搬运等动力地貌作用, 冲刷效应维持着海水主体和纳潮量的动态平衡过程, 形成了当今较为陡峭岸坡、宽阔平缓海底平原和中央浅槽的海底地貌组合。前述亦可见Sr/Ba和有孔虫、硅藻优势种含量虽然波动变化, 但其围绕其平均值轴线又具备稳定性和连续性, 是北部湾海水主体得以维护巩固之指示。

图3 STAT22岩芯古水深(a)和沉积速率(b)分布Fig. 3 Distribution of palaeo-depths (a) and sedimentation rate (b) along sediments core STAT22

3.2.3 中全新世海盆主体高海面

根据全新世冰川综合研究(Solomina et al.,2015), 围绕 6.0 ka约±0.3 — ±0.4 ka是全新世无冰进记录且前后间距最宽时期, 期间融冰量维持或者增加。该时期亦处于大暖期鼎盛期, 劳伦冰席(LIS)亦达到最小面积, 还有模拟结果显示南极冰席(AIS)于6.0 ka停止融化而融冰量达到峰值。利用冰量静力模型(GIA)进行印度—太平洋海平面模拟(Mann et al., 2019), 可见北部湾和其它部分海域于6.0 ka之后自最高海平面下降。6.0 ka亦是全球海平面变化的重要节点, 当然实际上各水域会受到岸线、地形等局地影响, 其响应还有所前后之分。依据以上Sr/Ba变化曲线, 北部湾海盆似乎早期出现高海面,但Sr/Ba比值仍于5.9 ka、5.6 ka出现短暂阶段性次峰值, 相对低谷的增幅分别为39.89%、16.11%, 浮游有孔虫、底栖有孔虫丰度增幅达到峰值, 分别为344.7%、140.12%, 亦具有海水持续推进和累积之指示意义(表2)。这类高海面具有一定的短暂性, 处于前述全新世6.0—5.0 ka气候格局重要转折阶段, 海平面在冷暖天气系统剧烈交互中受到挤压推举, 加之还存在岸线约束和浅水摩擦拖曳效应。该期亦属气候大暖期鼎盛期后期, 其气温同样具有明显波动之内在特征。

表2 STAT22岩芯6.0—5.0 ka阶段Sr/Ba比值等的峰值特征Table 2 Growth percentage of Sr/Ba and foraminifera abundance during 6.0–5.0 ka of sediments core STAT22

3.2.4 中全新世近岸海侵

早期海水快速侵没一级低地之后, 在强盛热带天气系统偏南季风推动下, 加之受到口袋状岸线约束和浅水效应, 高海面势能逐步堆积且维持。全新世夏季风于早中全新世达到强盛, 但于6.5—6.0 ka前后开始酝酿转折, 南海北部陆架亦以6.3 ka为水力传输和风力(冬季风)传输的分界线(Li et al., 2017;张肖剑和靳立亚, 2018)。可见中全新世后期热带天气系统开始减弱南撤, 维持北部湾高海面的动力学和热力学因子衰减, 海平面高位势转换为重力自由波, 开始向岸次级低地传播动能而形成近岸海侵。与北部湾以中南半岛相隔的孟加拉湾亦存在对海岸低地侵没的中全新世海侵(mid-Holocene transgression) (Ranasinghe et al., 2013)。

约7.0 ka之前的海平面上升是全球融冰驱动型(Smith et al., 2011), 而7.0—5.0 ka全球逐渐降温之后, 北部湾中全新世近岸海侵应属高海面能量释放传播型。北部湾东北部珊瑚礁于6.7—6.2 ka开始明显生长和海平面上升, 北部沿岸海积沙堤序列显示明显海侵发生于 5.3 ka, 防城港湾外接受快速海侵稍晚于5.8 ka。根据同期在北部近岸自西向东的三角洲河口湾、近岸浅海环境的多个岩芯全新统岩性分析(夏真等, 2019), 下部即早中期均为沼泽沉积相。以上述多个岩芯之中位于廉州湾口冠头岭近岸ZK5钻孔为例, 其全新统深度为 6.5 m以上, 由于岩性差异可进行多个分层, 由于其地处古河谷, 全新世初期由于气候恢复改善使得河流发育和海平面上涨导致有海水混入, 出现广温广盐种硅藻C.striata等, 但水动力偏弱, 为黏土质粉砂, 为河流-沼泽环境, 全新统地层与下伏更新统地层存在强风化不整合界面(图 4)。其明显海侵发生于约3.60 m 深度之后, 有孔虫 Cavarotalia annectens、E.hispidulum等出现并较为富集, 由于浪、流动力使得颗粒变粗, 砂组分增加, 形成了浅海湾相沉积环境(图 4)。其 Sr/Ba比值的分布呈现两个高值区间阶段,前者高值对应上述早期海水溯入, 后者继低值区间之后于1.4—1.3 m深度开始较为快速的增加, 有孔虫丰度出现全新世峰值和次峰值的 2337个/(20 g)、2176个/(20 g), 结合1.7—1.5 m年龄7.9 ka可见应为中全新世海侵所致(图4); ZK7钻孔位于广西中部顺直岸线营盘近岸水域, 以东分布有铁山港溺谷海湾, 作为相对隆起的台地受到海侵而形成的近岸浅海相沉积环境, 周边全新世地层厚度均较薄。该岩芯自5.90 m以上为全新统, 早期海水虽然能溯进河谷, 但相对高程的台地则难以达到, 下部沉积物显示河流下切流经并沉积有土黄色冲积沉积物砂等,质地有稍密、偏软, 未见有有孔虫和半咸水种硅藻。但自 1.7 m以来, 沉积环境明显发生变化, 水深加深和水动力减弱, 出现青灰色黏土质砂, 有孔虫快速增加, 为 C.annectens、B.nodosaris、Cellanthus craticulata等广西近岸常见者, 亦出现近岸种硅藻C.striata、Hyalodiscus radiatus等, 为近岸浅海湾相环境(图5), Sr/Ba亦呈快速升高态势。该岩芯下部的第一个强风化界面成因如同ZK5钻孔, 但往上第二个强风化界面是河漫滩等受到快速强烈海侵而致,这种双风化界面具有代表性(图5)。

图4 北部湾北部近岸ZK5钻孔岩性特征Fig. 4 ZK5 sediments core at near-shore of northern Beibu Gulf

图5 北部湾北部近岸ZK7钻孔岩性特征Fig. 5 ZK7 sediments core at near-shore of northern Beibu Gulf

3.2.5 古大北部湾

除了包括红河三角洲等的一级低地、河谷等在早期已有海水溯入, 次级低地则于中全新世不同程度地接受快速海侵和出现海岸高海面, 北部湾水域范围再次扩张。海盆充分释放能量、Sr/Ba逐渐达到全新世低值至4.0 ka, 因此推测有古大北部湾出现于6.0—4.0 ka, 属于中全新世的中期至末期, 亦对应格陵兰冰席(GIS)面积最为缩小并停滞的维持阶段。模型结果亦显示全新世海面的早中期海面上升与极区融冰有关, 而南极冰席(AIS)于6.0 ka停止融化, 约7.0 ka劳伦冰席(LIS)融化止步(Mauz et al.,2015), 对印—太陆架海水的输出堆积已经达到极限, 该阶段亦对应大暖期鼎盛期至大暖期结束, 也是中国古积温达到峰值阶段。勘查显示北部湾北部海岸遗迹多属中全新世, 南流江三角洲于6.0—4.0 ka维持高海面, 近岸全新统浅海相岩芯Sr/Ba曲线多有突出峰值, 而东北部雷州半岛沿岸珊瑚礁高海平面序列陆续出现于中晚全新世, 但最高者为中全新世7.2—4.2 ka, 海南岛西北部珊瑚礁高海面集中于6.0—3.0 ka期间(姚衍桃等, 2009; 夏真等, 2019), 红河三角洲于6.0—4.0 ka处于高海面阶段, 向陆沿河道遗留有巨大的古沙堤, 为海退所营造并高出现今海平面10 m(Funabiki, 2012)。红河三角洲考古和红树林湿地孢粉分析得出, 沿岸5.5—4.0 ka高海面相对稳定, 尔后出现下降并维持(O’Donnell et al., 2020)。综合以上认为, 与上述海岸高海平面以及中全新世海侵相联系的古大北部湾存在于6.0—3.0 ka或者6.0—4.0 ka, 本文取两者结束点中间值即6.0—3.5 ka, 即中全新世结束和晚全新世肇始。古大北部湾的出现可能有时间的同一性, 也可为不同时段不同岸段的先后扩张的总体叠加。

3.2.6 晚全新世海退

前述海湾小幅波动调整阶段(4.0—1.0 ka)属于晚全新世, 期间亦出现了全球和区域晚全新世冰期(Neoglacial), 冰川运动和冰进活跃, 前人对北部湾以北区域石笋的研究亦认为4.0—3.5 ka出现显著降温为新冰期之建立。前述Sr/Ba值随海平面上升-下降-上升的亚阶段小幅波动, 总体来说变化不大, 但为酝酿调整之兆示。红河三角洲于4.0 ka海平面下降和海退, 3.7 ka已经出露大面积陆相环境, 结合上述Sr/Ba值显示海盆于4.0 ka开始小幅调整, 4.0—3.0 ka可能为北部湾陆续海退之起点, 还可见红河三角洲高海面再于2.0 ka出现快速下降(Nguyen et al., 2020; O’Donnell et al., 2020)。结合前述北部湾北部近岸多个岩芯全新统岩性, 其沉积序列连续,Sr/Ba呈现升降波动的连续变化, 为接受中全新世海侵之延续, 但 Sr/Ba在岩芯顶部段同样呈现下降趋势, 其深度由于所处地区沉积环境不同而存在差异, 根据已有14C测年插值均为晚全新世后期, 线性趋势拟合下降斜率为0.48/m ～ 2.34/m, 下降幅度为22.30%～46.20%, 显示海退较为明显(表3), 海退同时陆地淤进, 颗粒总体趋细, 分选普遍较差等。前人分析亦表明, 南海北部沿岸海平面同样约于1.2 ka开始下降, 岸线推进并营造出海退地貌沙堤,北部湾北部涠洲岛晚全新世出露滩岩平均年龄为1.3 ka, 红树林孢粉化石分析显示1.1 ka钦州湾快速海退(夏真等, 2019; Xia et al., 2019)。可见, 近现代北部湾与晚全新世海退有关, 亦是进入现代北部湾的酝酿阶段。

表3 北部湾北部近岸钻孔全新统地层晚全新世后期Sr/Ba变化Table 3 Sr/Ba changes in sediments cores along near-shore of northern Beibu Gulf in Late Holocene

3.3 北部湾海平面变化和气候关系

3.3.1 Sr/Ba指示的海平面和气候变化关系

本岩芯Sr/Ba线性趋势斜率在全新世为总体下降, 不仅与前人采用其它方法得出的海平面变化趋势一致, 亦相同于全新世古气温自快速恢复以来的下降趋势, 非线性多项式模拟为上升-(高海面之后)下降-略有上升-再次下降的多阶段变化特征, 与中国全新世古气温上升(气候恢复和进入大暖期)-(鼎盛期后)下降-(中晚全新世)有所恢复-(进入前小冰期和小冰期)下降亦基本对应(图6a)。同为南海北部的珠江口低海面亦与降温、冰进等气候因素有关,模型(GIA)显示海平面经过早期快速上升之后于中全新世达到最高, 并总体呈现线性下降趋势(彭杰等, 2014)(图 6b); 可代表印—太海域的东北澳大利亚大堡礁全新世相对海平面变化亦是如此, 依据其94个珊瑚礁高精度测年数据回归模型结果同样是总体下降(Leonard et al., 2018), 约于6.0—5.0 ka的Sr/Ba剧烈波动并下降与同期中国古气温明显震荡并呈下降趋势亦相对应, 相对海平面同样是波动极差达到全新世最大。全球冰进个数(Solomina et al.,2015)线性趋势斜率为上升, 与上述海平面下降呈反相变化(图 6c–d)。

图6 岩芯Sr/Ba比值等序列趋势模拟以及与珠江口等比较Fig. 6 Sr/Ba regression fit of sediments core STAT22 and comparison with Pearl River Delta and other areas

3.3.2 北部湾形成过程及其驱动机制

以上均表明北部湾海平面变化与气候关系密切。自全新世初期气候恢复和相继出现大暖期之后,降温、冰进和海水收缩、热带天气系统南撤, 使得维持海平面物质和能量减少和衰减, 海平面总体呈下降趋势。前述北部湾演进的古河口湾和古海湾、古大北部湾、近现代北部湾、现代北部湾阶段分别对应冰进活动零星的冰消期、冰进恢复、加强、达到最强, 岸线塑造随着海平面变化扩张和收缩而变化, 演进阶段及其气候、冰川特征进一步总结如下(表 4)。

表 4 北部湾全新世海Table 4 Summary of sea level change and driving factors

3.4 北部湾与印—太海域海平面变化模式关系

尽管印—太地区海域广袤, 但具有中全新世达到高海面和晚全新世海退的情况, 对全新世印—太近岸和陆架水域代表性站点古海平面序列进行拟合, 显示 5.5—4.5 ka海面达到最高值区间之后波动下降(Woodroffe and Horton, 2005)。Malay-Thai半岛(马来半岛)全新世海平面于6.0—4.5 ka出现最高海面, 孟加拉沿海最高海面出现于中全新世6.0 ka, 高于现代4.5～5.0 m之后呈现下降趋势, 约自 1.5 ka以来构建现代海岸(Rashid et al., 2013)。印度西部Saurashtra海岸中晚全新世以来 4.7—2.8 ka海平面较高, 尔后逐渐降低而于1.5 ka进入现代岸线配置时期(Banerji et al.,2015)。越南东南部海岸在中全新世 6.7—5.0 ka达到最高海面, 随后下降并于 0.60 ka趋于稳定(Stattegger et al., 2013)。泰国湾沿岸海蚀洞的中全新世最高海面高于现代(2.5±0.5) m (Oliver and Terry, 2019)。可见北部湾海平面变化特征与以上相近。这是由于印—太海域陆架宽阔和岸线曲折,并与印度洋、南太平洋和南极大陆依次相连, 直接受到南北极融冰排泄影响, 热带天气系统偏南季风与岸线形成迎风交角又利于壅水形成高海面,而热带气候系统减弱之后, 难以为继的高海面向岸波动释放能量而降低, 而海岸作为岩石圈刚性界面而堆积的高海面, 在达到峰值但又处于降温期和冰期无持续补充状况下, 随后亦进入了下降调整阶段。海水作为连续介质, 在浅海陆架受到海底和岸线的约束, 在驱动海平面波动的天气系统、重力场作用下形成了陆架(海盆)-海岸传播反馈的质量平衡、能量守恒的内在机械力学联系机制。

3.5 现代北部湾形成之气候背景因素

2.0 ka为晚全新世以来全球气候变化重要时间点, 而随后1.0—0.0 ka又为其新的一个重要变化阶段, 总体来说, 北部湾进入现代模式应不早于2.0 ka。前述近现代北部湾为冰进开始走向兴盛时期,而现代北部湾起点约为1.0 ka以来则是全球冰进达到全新世最盛, 亦是北部湾岸线完成全面修整和巩固、奠定当今北部湾面貌的关键所在, 有必要进一步讨论其气候背景驱动因素。

3.5.1 全球性降温

根据南半球高纬度60°S的6.0 ka以来的洋面水温(SOT)(Crosta et al., 2018), 夏季、冬季以及过渡季节在 1.0 ka之前的变化曲线分离变化, 但约自1.0 ka开始共同转折快速下降。根据全球平均气温距平(Solomina et al., 2015), 其在2.0 ka下降并形成谷底, 然后回升至 1.0 ka达到阶段性峰值, 旋即再次快速转折下降并波动维持。2.0 ka以来全球气温集成结果显示, 2.0 ka的第二个千年较第一个更为低温, 延续了后者的降温趋势(郑景云等, 2021)。1.0 ka气候阶段性转折变化在北大西洋格陵兰GISP2冰芯氧同位素、IRD(北大西洋冰漂砾)、NAO(北大西洋涛动)等重要气候指标亦有显示, 在区域海洋和陆区也是如此, 均表示降温变化和夏季风减弱(表5, 表 6)。

表5 1.0 ka以来的全球重要气候指标变化特征Table 5 Global climatic indicators’ variation characteristics from 1.0 ka

表6 1.0 ka以来区域海洋重要气候指标变化特征Table 6 Regional climatic indicators’ variation characteristics from 1.0 ka

3.5.2 冰川活动

(1)前小冰期和小冰期

如前所述, 海平面变化与冰川活动存在密切关系, 尤其是近2.0 ka冰川活动又与气候基本同步。中全新世以来除了一些典型的冰进事件, 还存在着与1.0 ka时间相近的前小冰期冰进, 亦有称为中世纪冰进。格陵兰于1.3—1.2 ka出现冰进, 可能存在前小冰期冰盛期, 晚全新世冰进与GISP2冰芯降温纪录也对应较好(Winsor et al., 2014; Schweinsberg et al., 2018)。冰岛北部存在晚全新世最为旺盛的前小冰期冰进(Fernandez-Fernandez et al., 2019)。法国阿尔卑斯山脉分布于 Etages冰碛测年为(0.92±0.02) ka (AD 1085 ± 20), 同样属于前小冰期的中世纪冰进(High Medieval Advance, HMA),该类冰进在部分阿尔卑斯湖区冰川也存在(AD 1093±65), 冰进范围接近小冰期盛期。南美洲低纬度高海拔 Patagonian的冰原等于 1.0 ka之前出现活跃冰进(Kaplan et al., 2016)。小冰期(LIA)是约自0.6 ka出现于全球的冰进活动, 在部分地区达到全新世最盛, 在我国亦广泛出现(张娴等, 2013),我国祁连山、念青唐古拉山则普冰川、贡嘎山等同样于1.0 ka前后出现冰进和后续小冰期。

(2)喜马拉雅山—西藏高原造山带冰进

古里雅冰芯δ18O自 3.0 ka波动上升以来于1.0 ka出现阶段性大幅突降, 形成深窄“U”形, 有所恢复随即又下跌, 后者属小冰期降温, 普若岗日冰芯δ18O滑动平均则自 1.0 ka以来维持于低值区(何元庆等, 2003; 段克勤等, 2012)。不仅南美洲低纬度、高海拔地区自1.0 ka以来冰进活跃(Solomina et al., 2015), 喜马拉雅造山带同样如此, 1.0 ka喜马拉雅山脉中部 Bangni山谷冰川活跃, 相对于ELA(平衡线海拔)明显扩张, 继末次冰盛期和早全新世、中全新世冰阶再次确立第三次冰阶 BGS-III,后续出现的小冰期同样活动强盛(Sati et al., 2014;Prakash et al., 2014), 对喜马拉雅山脉西部研究认为(Kumar et al., 2021), 不仅在晚第四纪, 在晚全新世西风带仍然控制了冰川进退波动。东南西藏高原和横断山脉、中部喜马拉雅山脉亦发生1.0 ka冰进(Saha et al., 2019), 不丹地区在AD 1 230±80出现显著冰进和小冰期(Peng et al., 2020)。全球冰川综合分析亦指出, 地处喜马拉雅山脉以东横断山脉的中国西南地区, 自 1.0 ka以来冰进时间分布最为密集(Owen, 2009)。

(3)冰川活动效应

不仅以上分析显示的全球性降温趋势, “世界屋脊”喜马拉雅造山带、横断山脉处于中低纬度气候敏感地带, 其冰川活动指示了高空西风环流南扩和极涡加强之环流背景, 迫使推进和维持海水堆积扩张的热带天气系统减弱南退, 中心位置位于西藏高原的南亚高压南北移动指数(张肖剑和靳立亚,2018)同样明显趋负即向南移动。综合可见1.0 ka以来为晚全新世气候和环流变化的一个重要阶段性转折点, 前述亦可知冰进达全新世最盛致使排泄量收缩。冰进亦可指示出高原冷气团聚集并在高度落差效应作用下, 对次级过渡阶地的北部湾区域形成西路入侵, 偏北风分量对海水亦具离岸推动作用。前述硅藻丰度自晚全新世长期处于低值区以来骤升,为初期的 14.00倍, 是由于冷空气活跃南侵并与暖湿气流交绥造成降水, 增大了径流量和向海输入,这同为北部湾进入新发展阶段之体现。

3.5.3 现代北部湾海平面亚阶段

自1.0 ka以来Sr/Ba有所波动变化, 但总体上线性下降趋势明显, 结合前述本岩芯Sr/Ba、δ18O以及前人气候、冰川研究结果(Owen, 2009; Prakash et al., 2014), 再可将现代北部湾划分为三个亚阶段(表7), 可见其变化趋向明显和对应性较好, 并自0.2 ka工业革命温室效应以来, Sr/Ba明显转变为上升折线,属现代海平面上升范畴。

表7 现代北部湾海平面和气候、冰进旋回亚阶段划分Table 7 Sub-phases of modern Beibu Gulf from 1.0 ka

4 结论

(1)全新世北部湾演进经历了早中期古河口湾和古海湾、中晚期古大海湾直至近现代和现代海湾,海侵主体在一级低地导引之下快速扩张, 有孔虫表层暖水种G.quadrilobatus、G.ruber以及T.foliace、H.praecineta、P.schroeteriana等以及广温广盐种硅藻C.striata等为优势种, 其含量高低变化与海侵和陆进/海退进程有关。海侵有两大基本阶段, 早中期快速升温的热带天气系统推进并堆积能量的主动式海侵, 中晚期该系统缩退的势能释放转化并侵没海岸次级低地的被动式海侵。

(2)中全新世北部湾应存在积累性高海面, 以及与高海面和次级低地接受中全新世海侵相联系的古大北部湾。而晚全新世以来北部湾普遍发生海退而岸线有所收缩整固, Sr/Ba变化特征属于印—太模式。古水深呈现的上升趋势, 显示南海不仅通过古潮流水平运动延续扩张, 亦通过垂向断面过水冲刷以维护海盆。

(3)北部湾对气候变化响应敏感, 海面变化与冰川旋回有关, 海盆约 1.0 ka以来再次海退, 该阶段亦为全球性降温和冰进阶段, 为形成现代北部湾之起始, 与以喜马拉雅—西藏高原造山带为代表的低纬度、高海拔地区活跃冰进等存在遥关联, 其指示了极涡加强和西风带扩张。地质构造背景条件和气候驱动是北部湾形成的关键因素。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos. DD20190308 and 1212010914027).