葛 倩, 劉敬圃, 初鳳友, 薛 佐, 劉春秋

(1. 國家海洋局海底科學重點實驗室, 國家海洋局第二海洋研究所, 浙江 杭州 310012; 2. Department of Marine, Earth and Atmospheric Sciences, North Carolina State University, Raleigh, NC 27695, USA)

全新世高海平面以來東海陸架泥質(zhì)沉積的東亞季風記錄

The records of the East Asian monsoon from mud area on the East China Sea shelf since the Holocene sea-level highstand

葛 倩1, 劉敬圃2, 初鳳友1, 薛 佐2, 劉春秋1

(1. 國家海洋局海底科學重點實驗室, 國家海洋局第二海洋研究所, 浙江 杭州 310012; 2. Department of Marine, Earth and Atmospheric Sciences, North Carolina State University, Raleigh, NC 27695, USA)

東亞季風作為全球大氣環(huán)流的重要組成部分,不僅深刻地影響和控制著中國的氣候[1-2], 在全球氣候系統(tǒng)中也占有重要的分量, 所以對于東亞季風演化歷史的研究具有十分重要的意義。而全新世作為地質(zhì)時代的最新階段, 其氣候變化與人類社會、經(jīng)濟發(fā)展有著非常密切的聯(lián)系, 因此全新世以來東亞季風的演變歷史具有極為重要的研究意義。從大尺度上來看, 相對于末次冰期的大幅度氣候波動, 全新世的氣候通常被認為是穩(wěn)定的[3-5]。然而, 最近的十多年來, 學者通過研究不同的載體發(fā)現(xiàn), 全新世氣候波動幅度遠比想象中的要大[6-8]。冰芯[9-12]、泥炭[13-14]、石筍[15-17]、湖泊沉積物[18-21]等均被用于全新世古氣候的研究, 分辨率也越來越高, 有的已經(jīng)達到十年際或者年際尺度, 甚至更高。目前, 隨著取樣技術(shù)和測年手段的改進, 古海洋學研究取得了長足的進步,南海陸坡沉積物已達到了 20a等級的分辨率[22-23],但是與陸地載體相比仍有一定的差距。因而, 尋找更高分辨率的海洋載體就顯得尤為迫切。一些學者將目光轉(zhuǎn)向了東海的淺水陸架區(qū), 以期找到突破口。

東海陸架是世界上最為寬闊的陸架之一, 該陸架在砂質(zhì)沉積區(qū)的背景下分布著呈斑塊狀出現(xiàn)的近岸泥質(zhì)沉積區(qū)和遠端濟州島西南泥質(zhì)沉積區(qū), 這些泥質(zhì)區(qū)主要形成于全新世高海平面以來(～ 7.0 ka B.P.)[24],沉積環(huán)境相對穩(wěn)定。其中近岸泥質(zhì)區(qū)是長江入海沉積物的堆積區(qū), 具有很高的沉積速率(最高可達 5.4 cm/a[25], 一般站位也有1 ～ 3 cm/a[26-27]), 而濟州島西南泥質(zhì)區(qū)來源于蘇北老黃河口的水下三角洲再懸浮泥沙, 也有較高的沉積速率。東海受東亞季風影響亦十分明顯, 冬季偏北風盛行, 夏季西南季風盛行, 冬季風驅(qū)動?xùn)|海沿岸流形成重要的環(huán)流體系, 為高分辨率全新世東亞季風演變的研究提供了很好的載體。以往對海洋沉積物的研究認為, 泥質(zhì)沉積物主要來自河流輸入,河流輸入強度在某種程度上可以直接指示夏季風的強度。強盛的夏季風帶來的暖濕氣流有利于降雨的形成和土壤的發(fā)育, 致使河流攜帶大量陸源碎屑入海[28]。但是前人[29-31]對于東海陸架泥質(zhì)沉積區(qū)的研究卻發(fā)現(xiàn)這之間的關(guān)系并非如此。東海陸架的泥質(zhì)沉積物主要來自長江(黃河)的懸浮體, 由冬季沿岸流以懸移方式輸運而沉積[31]。夏季長江(黃河)攜帶的物質(zhì)主要沉積于長江(黃河)口門及其附近區(qū)域, 冬季在強烈的冬季風驅(qū)動下, 南下的沿岸流將夏季沉積的物質(zhì)再懸浮, 再搬運, 然后在河口的南部沉降[32]。由于東海懸浮體存在著“夏儲冬輸”的季節(jié)性輸運格局[30-33], 決定了到達泥質(zhì)區(qū)的沉積物主要由冬季沿岸流的強度控制。本文對近年來發(fā)表的東海陸架泥質(zhì)沉積區(qū)的全新世東亞季風演化研究進行綜述, 其中包括浙閩陸架泥質(zhì)區(qū)的PC-6[31-35]、DD2[36-37]、30[38]、EC2005[39-40]和MD06-3040孔[41-42]以及濟州島西南泥質(zhì)區(qū)的 B2[43]和FJ04孔[44](圖1), 以全新世大暖期、隋唐暖期、中世紀暖期和小冰期等幾個重要的氣候變化階段為軸,整理出全新世高海平面以來東海陸架泥質(zhì)沉積的東亞季風演化記錄。

圖1 東海陸架泥質(zhì)沉積區(qū)站位圖Fig. 1 Location of cores from mud area on the East China Sea shelf

1 全新世大暖期

從末次冰期進入全新世, 氣溫升高, 東亞季風增強, 降雨增多, 整體基調(diào)為溫暖濕潤, 但是在大約8.2 ka B.P., 出現(xiàn)了一次非常明顯的降溫事件[6]。而經(jīng)過8.2 ka B.P.冷事件的震蕩之后, 全新世進入一個總體較為溫暖的時期, Hafsten[45]將此定義為全新世大暖期(Holocene Megathermal), 并指出它主要發(fā)生在8.2 ～ 3.5 ka B.P.。吳錫浩等[46]和 An 等[47]將全新世濕度最大值出現(xiàn)的時期稱為全新世氣候適宜期(Holocene Optimum), 也就是全新世大暖期。而施雅風等[11]將中國全新世大暖期限定在8.5 ～ 3.0 ka B.P.,并將其分為4個階段： 8.5 ～ 7.3 ka B.P.為溫度不穩(wěn)定,由暖變冷階段; 7.2 ～ 6.0 ka B.P.為穩(wěn)定溫熱氣候, 即全新世大暖期的鼎盛階段; 6.0 ～ 5.0 ka B.P.為氣候波動激烈, 環(huán)境較差階段; 5.0 ～ 3.0 ka B.P.為溫度波動緩和氣候。

肖尚斌等[35]對位于東海內(nèi)陸架浙閩沿岸泥質(zhì)沉積區(qū)的PC-6孔(圖1)進行了AMS14C年齡測試和粒度分析, 提取出對沉積環(huán)境敏感的粒級, 并以此來反映東亞古季風的演化歷史(圖 2)。根據(jù)對 PC-6孔的研究, Xiao等[31]認為穩(wěn)定的泥質(zhì)沉積大約形成于7.6 ka B.P., 而對于粒徑分析發(fā)現(xiàn),7.6 ～ 5.1 ka B.P.處于一個夏季風相對較強, 而冬季風并不太強盛的時期, 體現(xiàn)的是全新世大暖期的鼎盛階段[35]。但在其中還是記錄了 6.0 ka B.P.前后三次較強的冬季風活動期, 即 6 050 a B.P., 5 880 a B.P.和 5 770 a B.P.(圖2)。這些冬季風增強的記錄在格陵蘭冰芯[48]、金川泥炭[14]以及紅原泥炭[49]中有相對應(yīng)的降溫指示。但是需要指出的是, 對于全球第 2次新冰期(約 5.6 ～5.3 ka B.P.), PC-6孔卻呈現(xiàn)出了完全相反的狀況, 冬季風強度幾乎減至最弱。與其類似, 該時期沖繩海槽北部不但沒有降溫, 反而為一段溫暖期[50]。而徐方建等[40]對于 EC2005孔進行高分辨率的粒度分析發(fā)現(xiàn) 5.9 ～ 5.2 ka B.P.的 700 a間存在東亞冬季風的10次增強記錄, 與GRIP氧同位素的揭示的冷期有著良好的對應(yīng)。而這些中全新世冬季風變化存在著62,11, 6和5 a的周期性, 分別對應(yīng)著太陽活動和ENSO周期[40]。

圖2 PC-6孔粒度序列(據(jù)肖尚斌等[35])Fig. 2 Grain-size time series of core PC-6 (after Xiao et al[35])

同時, 肖尚斌等[35]還發(fā)現(xiàn)從5.1 ka B.P.開始, 冬季風顯著增強, 且持續(xù)時間長而穩(wěn)定。在4610 a B.P.前后出現(xiàn)了近 7.6 ka以來最強的冬季風信號, 其后又在 3.5 ka B.P.發(fā)現(xiàn)了全球性的東亞冬季風增強記錄(圖2), 這與格陵蘭冰芯[48]、青海湖沉積物[51]、紅原泥炭[49]以及金川泥炭[13-14]有著很好的對應(yīng)關(guān)系?？傮w來看, 5.1 ka B.P.是全新世大暖期衰退的開始,氣候波動非常明顯, 沉積速率增大[31], 冬季風強度明顯增強, 反映在冬季風百年尺度的變化周期上以 78 a和70 a為主[31-34]。而趙泉鴻等[41-42]對MD06-3040孔的浮游有孔蟲豐度進行研究時發(fā)現(xiàn)Globigerina bulloides作為表層海水富氧和低溫的指示種在5.1 ka B.P.豐度明顯增加, 作為黑潮暖流體系的標志種Globigerinoides ruber豐度則明顯較低, 表明當時冬季風明顯增強, 從而導(dǎo)致了較強的沿岸流, 從長江口帶來了更多的營養(yǎng)物質(zhì), 尤其是在5.1 ～ 2.8 ka B.P.最為明顯。而東海陸架介形蟲內(nèi)生種Bolivina cochei和Bulimina marginata在當時也出現(xiàn)高值, 驗證了這一觀點[41]。

2 隋唐暖期和中世紀溫暖期

隋唐暖期和中世紀溫暖期這兩個階段是中國全新世研究爭論的焦點之一。竺可楨[52]將中國近五千年以來的氣候變遷劃分為4個溫暖期和4個寒冷期,隋唐暖期即其中第 3個溫暖時期。但是在敦德冰芯和古里雅冰芯中卻沒有發(fā)現(xiàn)隋唐暖期的記錄, 相反在敦德冰芯中顯示此時間段為冷期[12,53]。Yancheva等[21]對于湖光巖瑪珥湖的沉積物分析發(fā)現(xiàn)了隋唐暖期和中世紀溫暖期的記錄(圖3)。劉禹等[54]對于青藏高原的樹輪記錄進行了分析, 重建了青藏高原第一條具有年際分辨率的溫度記錄, 發(fā)現(xiàn)604 ～ 609 AD、864 ～ 882 AD和965 ～ 994 AD存在溫暖階段(圖3),對應(yīng)于東部發(fā)現(xiàn)的隋唐暖期和中世紀暖期。來自金川[13]和紅原泥炭[49]的記錄表明在1100 ～ 1300 AD期間氣候溫暖。葛全勝等[55]根據(jù)歷史文獻記載重建的中國東部地區(qū)過去2 000 a冬半年的溫度序列顯示,930 ～ 1310 AD為中國東部的中世紀暖期。而竺可楨[52]卻認為10 ～ 13世紀之間沒有明顯的暖期。那么,中國到底是否存在中世紀暖期呢？施雅風等[12]認為這些氣候差異是由于地理因素引起的, 中國中世紀溫暖期在東部表現(xiàn)明顯而西部表現(xiàn)不足。王紹武等[56]分析了800 a以來中國東、西部和全國平均溫度, 也發(fā)現(xiàn)中世紀溫暖期東部明顯而西部表現(xiàn)不足。

圖3 研究區(qū)各孔粒度序列[35-36,43-44]、湖光巖瑪珥湖沉積物Ti含量[21]以及青藏高原中東部溫度變化[54]的對比陰影部分為東海陸架泥質(zhì)區(qū)小冰期中的三次冷事件Fig. 3 Comparison among grain-size time series of cores from the study area [35-36,43-44], Ti content from a sediment core recovered in Lake Huguang Maar[21], and variation of the temperature in the mid-eastern Tibetan Plateau[54]

在東海陸架的泥質(zhì)沉積區(qū), 這兩次暖期都有很好的體現(xiàn)。Xiang等[43]對于濟州島西南泥質(zhì)區(qū)的 B2孔(圖 1)進行了粒度分析, 提取了對沉積環(huán)境變化敏感的粒度組分, 平均分辨率達到了 13 a, 并發(fā)現(xiàn)在500 ～ 825 AD為一個冬季風減弱的溫暖階段, 恰好對應(yīng)了隋唐暖期(圖 3)。值得注意的是, 這一溫暖時期并不是沒有氣候波動的, 在728 ～ 825 AD時段內(nèi)出現(xiàn)了明顯的降溫, 氣候寒冷程度堪比小冰期。而這一現(xiàn)象也不是僅在B2孔中被發(fā)現(xiàn), 在濟州島西南的FJ04孔[44]中也有反映(圖1, 3)。但是在浙閩陸架泥質(zhì)沉積區(qū)的 PC-6[31,35]和 DD2孔[36-37]中卻并未出現(xiàn)如此強烈的冬季風增加信號(圖1, 3)。這可能是由于此次冬季風增強事件在影響范圍上存在地理差異, 在北方尤其是黃河流域比較明顯, 而對于長江流域而言則表現(xiàn)得比較輕微, 故僅僅在以黃河源為主的濟州島西南泥質(zhì)沉積物中有所體現(xiàn)。張曉東等[38]應(yīng)用沉積物粒度端元分析模型對浙閩陸架區(qū) 30孔(圖 1)的高分辨率粒度數(shù)據(jù)序列進行反演, 發(fā)現(xiàn)600～780 AD為高溫期, 對應(yīng)于隋唐暖期。

根據(jù)B2孔的研究[43]還發(fā)現(xiàn), 825 ～ 1170 AD期間為此時的第二個溫暖期, 粒徑和敏感粒級含量指示了這一溫暖期內(nèi)冬季風有明顯的高頻波動, 由兩個溫暖階段和一個較為寒冷階段組成(圖 3)。其中825 ～ 1010 AD的溫暖程度與隋唐暖期相當, 1110 ～1170 AD為一相對較弱的溫暖階段, 兩個溫暖階段之間存在一個相對較為寒冷的階段, 這與中世紀溫暖期的氣候特征基本一致。王順華等[37]通過對DD2孔的 Rb/Sr變化進行了分析, 同樣發(fā)現(xiàn)了類似的氣候變化特征, 在1030 ～ 1180 AD為中世紀溫暖期,在這期間同樣存在一個相對寒冷的階段。而在 30孔的記錄中僅僅發(fā)現(xiàn)了920 ～ 1100 AD存在高溫記錄[38]。

3 小冰期

小冰期泛指16 ～ 19世紀廣泛發(fā)生的寒冷氣候現(xiàn)象, 是由Lamb[57]最先提出的。那時北半球中緯度地區(qū)年平均氣溫的30 a平均值約比20世紀中后期的暖期低 1.0℃左右, 北半球高緯度及南極地區(qū)可能低1.5 ～ 2.0℃[53]。中國進入小冰期的時間有所差異, 有的認為是13世紀, 有的認為是14世紀, 甚至15, 16世紀。竺可楨[52]指出中國小冰期有3個寒冷階段, 出現(xiàn)于 1470～1520 AD, 1620～1720 AD, 1840～1890 AD。施雅風等[12]研究得出的小冰期中也包含了 3個寒冷階段。

根據(jù)Xiang等[43]對B2孔的研究發(fā)現(xiàn), 東海陸架濟州島西南泥質(zhì)沉積區(qū)在此時記錄了 3次明顯的冬季風增強的事件, 分別出現(xiàn)在1350 AD, 1590 AD和1700 AD(圖 3)。但 Xiao等[36]和王順華等[37]分別對DD2孔進行粒度和Rb, Sr含量分析發(fā)現(xiàn), 在1510 ～1520 AD, 1670 AD和1840 ～ 1850 AD存在3次明顯的冬季風增強事件。這與B2孔的研究有所不同, 尤其是1350 AD的冷事件是否應(yīng)該歸于小冰期筆者認為值得商榷。但綜合小冰期東海陸架泥質(zhì)沉積的研究[35-36,43-44], 我們可以認為 1510 ～ 1590 AD, 1650 ～1710 AD和1830 ～ 1850 AD期間在東海陸架泥質(zhì)沉積區(qū)存在 3次較為明顯的冬季風增強的冷事件(圖 3陰影部分), 這與中國東部其他地區(qū)的小冰期記錄有比較好的對應(yīng)關(guān)系。

4 結(jié)語

東海陸架泥質(zhì)沉積物由于其特殊的地理位置以及較高的沉積速率, 已經(jīng)成為研究高分辨率全新世東亞季風的良好載體。學者通過對東海陸架泥質(zhì)沉積中的粒度、有孔蟲、介形蟲豐度以及Rb, Sr含量的分析, 整理出全新世高海平面以來的東亞季風演化記錄, 發(fā)現(xiàn)7.6 ～ 5.1 ka B.P.總體來看夏季風較強,是全新世大暖期的鼎盛階段。但對于全球第 2次新冰期的記錄PC-6與EC2005孔的記錄存在差異, 筆者認為主要是柱狀樣空間分布的原因, EC2005遠離長江河口, 對于冬季風的變化更為敏感; 5.1 ka B.P.之后冬季風開始強盛, 全新世大暖期進入衰退階段;到了500 ～ 825 AD, 冬季風出現(xiàn)一個明顯的減弱過程, 中國東部開始進入隋唐暖期, 期間在728～825 AD也出現(xiàn)了短暫的降溫, 幅度堪比小冰期。但此次降溫事件僅僅出現(xiàn)在北部的濟州島西南泥質(zhì)沉積記錄中,而在浙閩陸架泥質(zhì)區(qū)卻沒有發(fā)現(xiàn), 筆者認為主要是由于此次冬季風增強的影響范圍存在著地理位置上的差異, 在北方尤其是黃河流域表現(xiàn)的比較明顯,而在長江流域則較為輕微。825 ～ 1170 AD期間中國東部進入了中世紀暖期階段, 而1010 ～ 1110 AD是該溫暖期當中的寒冷階段。小冰期的記錄比較明顯,在泥質(zhì)區(qū)的大部分沉積物中都有很好的體現(xiàn)。1510 ～1590 AD, 1650 ～ 1710 AD 和 1830 ～ 1850 AD 為小冰期3個顯著的冬季風增強的階段。

以上這些記錄與中國東部地區(qū)歷史記錄及其他研究載體反映的氣候冷暖變化有著較好的對應(yīng)關(guān)系,但與西北部和青藏高原的冰芯、樹輪、泥炭等記錄相比卻存在一定的差異。比如說, 隋唐暖期在東海陸架泥質(zhì)區(qū)表現(xiàn)明顯, 但在西部的記錄中基本不存在,或者存在的時間較短(如青藏高原樹輪的記錄), 甚至反映出的是一個較為寒冷的階段。這種區(qū)域差異普遍存在, 其原因一方面可能是由于氣候系統(tǒng)內(nèi)部的響應(yīng)和傳輸機制有明顯的地域差異, 其次可能是用于氣候重建的代用指標存在明顯的指示差異。同時, 這些區(qū)域與東海陸架泥質(zhì)沉積區(qū)可能受不同的氣候系統(tǒng)影響, 反映了不同的古氣候信息, 學者需要從這些氣候變化的機制上去分析, 才能獲得相對準確的結(jié)論。但總體來說, 東海陸架的泥質(zhì)沉積物對于指示中國東部東亞季風的演化歷史是一個良好的指標。另外, 除了泥質(zhì)沉積物中陸源碎屑組分的粒度指標、有孔蟲、介形蟲豐度和Rb/Sr之外, 有機質(zhì)含量、黏土礦物以及沉積物其他的元素地球化學指標等都蘊含著豐富的古氣候信息, 這也將是下一步東海陸架泥質(zhì)沉積古氣候研究的發(fā)展方向。

[1]張家誠, 林之光. 中國氣候[M]. 上海： 上?？茖W技術(shù)出版社, 1985.

[2]陳隆勛, 朱乾根, 羅會邦, 等. 東亞季風[M]. 北京：氣象出版社, 1991.

[3]Dansgaard W, Johnsen S J, Clausen H B, et al.Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record [J]. Nature, 1993, 364： 218-220.

[4]Grootes P M, Stuiver M, White J W C, et al.Comparison of oxygen isotope records from the GISP2 and GRIP Greenland ice cores [J]. Nature, 1993, 366：552-554.

[5]Schulz H D, Vonrab U, Erlenkeuser H. Correlation between Arabian Sea and Greenland climate oscillation of the past 110,000 years [J]. Nature, 1998, 393： 54-57.

[6]Bond G, Showers W, Cheseby M, et al.A pervasive Millennial-scale cycle in North Atlantic Holocene and Glacial climate [J]. Science, 1997, 278： 1257-1266.

[7]Bond G, Kromer B, Beer J, et al.Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene[J]. Science, 2001, 294： 2130-2136.

[8]DeMenocal P, Ortiz J, Guilderson T, et al.Coherent high- and low-latitude climate variability during the Holocene warm period [J]. Science, 2000, 288：2198-2202.

[9]Yao Tandong, Thompson L G, Qin Dahe, et al.Variations in temperature and precipitation in the past 2000a on the Xizang (Tibet) Plateau-Guliya ice core record [J].Science in China, Series D, 1996, 4： 425-433.

[10]姚檀棟, 楊志紅, 焦克勤, 等. 近2000年來氣候環(huán)境變化的冰芯記錄研究[J]. 地學前緣, 1997, 4(1-2)：95-100.

[11]施雅風, 王昭宸, 王蘇民, 等. 中國全新世大暖期的氣候波動與重要事件[J]. 中國科學(B輯), 1992,22(12)： 1300-1307.

[12]施雅風, 姚檀棟, 楊保. 近2000 a古里雅冰芯10 a尺度的氣候變化及其與中國東部文獻記錄的比較[J].中國科學(D輯), 1999, 29(增刊 1)： 79-86.

[13]洪業(yè)湯, 姜洪波, 陶發(fā)祥, 等. 近5 ka溫度的金川泥炭δ18O 記錄[J]. 中國科學(D 輯), 1997, 27(6)：525-530.

[14]Hong Yetang, Jiang Hongbo, Liu Tungsheng, et al.Response of climate to solar forcing recorded in a 6000 yearδ18O time-series of Chinese peat cellulose [J]. The Holocene, 2000, 10(1)： 1-7.

[15]Tan Ming, Liu Tungsheng, Hou Juzhi, et al.Cyclic rapid warming on centennial-scale revealed by a 2650-year stalagmite record of warm season temperature [J]. Geophysical Research Letters, 2003, 30：617-620.

[16]Dykoski C A, Edwards R L, Cheng Hai, et al.A high-resolution, absolute-dated Holocene and deglacial Asian monsoon record from Dongge Cave, China [J].Earth and Planetary Science Letters, 2005, 233： 71-86.

[17]Hu Chaoyong, Henderson G M, Huang Junhua, et al.Quantification of Holocene Asian monsoon rainfall from spatially separated cave records [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 266： 221-232.

[18]王蘇民, 張振克. 中國湖泊沉積與環(huán)境演變研究的新進展[J]. 科學通報, 1999, 44(6)： 579-587.

[19]Chen Jing’an, Wan Guojia, Tang Degui.Recent climatic changes recorded by sediment grain sizes and isotopes in Erhai Lake [J]. Progress in Natural Science,2000, 10(1)： 54-61.

[20]鄭卓, 王建華, 王斌, 等. 海南島雙池瑪珥湖全新世高分辨率環(huán)境記錄[J]. 科學通報, 2003, 48(3)：282-286.

[21]Yancheva G, Nowaczyk N R, Mingram J, et al.Influence of the intertropical convergence zone on the East Asian monsoon [J]. Nature, 2007, 445： 74-77.

[22]Wang Luejiang, Sarnthein M, Erlenkeuser H, et al. Holocene variations in Asian monsoon moisture： A bidecadal sediment record from the South China Sea [J]. Geophysical Research Letters, 1999, 26(18)： 2889-2892.

[23]王律江, Sarnthein M. 南海北部陸坡近四萬年的高分辨率古海洋學記錄[J]. 第四紀研究, 1999, 1： 27-31.

[24]Liu Jingpu, Xu Kehui, Li Anchun, et al. Flux and fate of Yangtze River sediment delivered to the East China Sea[J]. Geomorphology, 2007, 85： 208-224.

[25]DeMaster D J, Mckee B A. Rates of sediment accumulation and particle reworking based on radiochemical measurements from continental shelf deposits in the East China Sea [J]. Continental Shelf Research, 1985, 4：143-158.

[26]金翔龍. 東海海洋地質(zhì)[M]. 北京： 海洋出版社, 1992：196-215.

[27]Huh C A, Su C C. Sedimentation dynamics in the East China Sea elucidated from210Pb,137Cs and239,240Pu [J].Marine Geology, 1999, 160： 183-196.

[28]Liu Zhifei, Trentesaux A, Clemens S C, et al. Clay mineral assemblages in the northern South China Sea：implications for East Asian monsoon evolution over the past 2 million years [J]. Marine Geology, 2003, 201：133-146.

[29]楊作升, 郭志剛, 王兆祥, 等. 黃東海陸架懸浮體向其東部深海區(qū)輸送的宏觀格局[J]. 海洋學報, 1992,14(2)： 81-90.

[30]孫效功, 方明, 黃偉. 黃東海陸架區(qū)懸浮體輸運的時空變化規(guī)律[J]. 海洋與湖沼, 2000, 31(6)： 581-587.

[31]Xiao Shangbin, Li Anchun, Liu Jingpu, et al.Coherence between solar activity and the East Asian winter monsoon variability in the past 8000 years from Yangtze River-deroived mud in the East China Sea [J]. Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2006, 237： 293-304.

[32]胡敦欣, 韓舞鷹, 章申, 等. 長江、珠江口及鄰近海域陸海相互作用[M]. 北京： 海洋出版社, 2001.

[33]胡敦欣, 楊作升. 東海海洋通量關(guān)鍵過程[M]. 北京：海洋出版社, 2001： 3-13.

[34]肖尚斌, 李安春, 陳木宏, 等. 全新世東亞季風變化的百年尺度周期[J]. 科技導(dǎo)報, 2006, 24(4)： 40-43.

[35]肖尚斌, 李安春, 陳木宏, 等. 近 8ka東亞冬季風變化的東海內(nèi)陸架泥質(zhì)沉積記錄[J]. 地球科學—中國地質(zhì)大學學報, 2005, 30(5)： 573-581.

[36]Xiao Shangbin, Li Anchun, Jiang Fuqing, et al.Recent 2000-year geological records of mud in the inner shelf of the East China Sea and their climatic implications [J].Chinese Science Bulletin, 2005, 50(5)： 466-471.

[37]王順華, 張國棟, 張紀雙, 等. 東海內(nèi)陸架泥質(zhì)沉積Rb和 Sr的地球化學及其古氣候意義[J]. 科技導(dǎo)報,2007, 25(3)： 22-27.

[38]張曉東, 許淑梅, 翟世奎, 等. 東海內(nèi)陸架沉積氣候信息的端元分析模型反演[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì), 2006, 26(2)： 25-32.

[39]徐方建, 李安春, 肖尚斌, 等. 末次冰消期以來東海內(nèi)陸架古環(huán)境演化[J]. 沉積學報, 2009, 27(1)：118-127.

[40]徐方建, 李安春, 萬世明, 等. 東海內(nèi)陸架泥質(zhì)區(qū)中全新世環(huán)境敏感粒度組分的地質(zhì)意義[J]. 海洋學報,2009, 31(3)： 95-102.

[41]趙泉鴻,湣翦知 , 張在秀, 等. 東海陸架泥質(zhì)沉積區(qū)全新世有孔蟲和介形蟲及其古環(huán)境應(yīng)用[J]. 微體古生物學報, 2009, 26(2)： 117-128.

[42]趙泉鴻,湣翦知 , 張在秀, 等. 東海內(nèi)陸架泥質(zhì)沉積區(qū)全新世古環(huán)境變遷： 有孔蟲證據(jù)[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì), 2009, 29(4)： 75-82.

[43]Xiang Rong, Yang Zuosheng, Saito Y, et al.East Asia winter monsoon changes inferred from environmentally sensitive grain-size componenet records during the last 2300 years in mud area southwest off Cheju Island, ESC[J]. Science in China, SeriesD, 2006, 49(6)： 604-614.

[44]孫曉燕, 李廣雪, 劉勇, 等. 東海北部泥質(zhì)區(qū)敏感粒度組分對東亞季風演變的響應(yīng)[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì), 2008, 28(4)： 11-17.

[45]Hafsten U. A sub-division of the Late Pleistocene period on a synchronous basis, intended for global and universal usage [J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1970, 7(4)： 279-296.

[46]吳錫浩, 安芷生, 王蘇民, 等. 中國全新世氣候適宜期東亞季風時空變遷[J]. 第四紀研究, 1994, 1： 24-37.

[47]An Zhisheng, Porter S C, Kutzbach J E, et al.Asynchronous Holocene optimum of the East Asian monsoon [J]. Quaternary Science Review, 2000, 19：743-762.

[48]Stuiver M, Grootes P M, Braziunas T F. The GISP2δ18O climate record of the past 16500 years and the role of the sun, ocean and volcanoes [J]. Quaternary Research, 1995, 44： 341-354.

[49]徐海, 洪業(yè)湯, 林慶華, 等. 紅原泥炭纖維素氧同位素指示的距今 6ka溫度變化[J]. 科學通報, 2002,47(15)： 1181-1186.

[50]Jian Zhimin, Wang Pinxian, Saito Y, et al.Holocene variability of the Kuroshio current trough, northwestern Pacific Ocean [J]. Earth and Planetary Science Letters,2000, 184(1)： 305-319.

[51]沈吉, 劉興起, Matsumoto R, 等. 晚冰期以來青海湖沉積物多指標高分辨率的古氣候演化[J]. 中國科學(D 輯), 2004, 34(6)： 582-589.

[52]竺可楨. 中國近五千年來氣候變遷的初步研究[J].中國科學, 1973, 2： 168-189.

[53]徐海. 中國全新世氣候變化研究進展[J]. 地質(zhì)地球化學, 2001, 29(2)： 9-16.

[54]劉禹, 安芷生, Linderholm H W, 等. 青藏高原中東部過去 2485年以來溫度變化的樹輪記錄[J]. 中國科學(D 輯), 2009, 39(2)： 166-176.

[55]葛全勝, 鄭景云, 滿志敏, 等. 過去 2000a中國東部冬半年溫度變化序列重建及初步分析[J]. 地學前緣,2002, 9(1)： 169-181.

[56]王紹武. 小冰期氣候的研究[J]. 第四紀研究, 1995, 3：202-212.

[57]Lamb H H. Climate： Present, Past and Future [M].London： Methuen, 1977, 1： 1-613.

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A

1000-3096(2011)07-0101-06

2009-11-11;

2011-04-18

國家海洋局第二海洋研究所基本科研業(yè)務(wù)費專項(JG0702,JT1102)

葛倩(1983-), 男, 浙江東陽人, 博士, 主要從事古海洋學研究, E-mail： gq980447@hotmail.com

劉珊珊)