近2000年來福建南部海岸沙丘記錄的風沙活動序列

徐曉琳, 李志忠, 3 , 靳建輝, 3, 程 延, 于曉莉, 賴海成, 申健玲, 苑秀全

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近2000年來福建南部海岸沙丘記錄的風沙活動序列

徐曉琳1, 2, 李志忠1, 2, 3, 靳建輝1, 2, 3, 程 延1, 2, 于曉莉1, 2, 賴海成1, 2, 申健玲1, 2, 苑秀全1, 2

(1. 福建師范大學地理科學學院, 福建福州350007; 2. 濕潤亞熱帶生態地理過程省部共建教育部重點實驗室, 福建福州350007; 3. 福建師范大學地理研究所, 福建福州350007)

對福建南部漳浦地區赤湖海岸沙丘(CH)和大澳海岸沙丘(CDS)近2 000年以來海岸風沙活動歷史及其東亞冬季風(EAWM)的關系進行研究。在野外沙丘剖面沉積構造考察基礎上, 通過光釋光(OSL)測年技術重建研究區海岸風沙活動序列。結果表明: (1)漳浦海岸有近2 000年來發育的多期海岸風沙沉積, 其中, CH沙丘記錄的風沙活動期分別為BC100–AD300年、AD500–AD870年、AD1050–AD1380年; CDS沙丘記錄了AD200年左右、AD1040–AD1280年以及AD1410–AD1710年3個風沙活動期。(2)研究區海岸風沙活動期與我國東部海岸、東北亞及西北歐海岸風沙活動期大體一致。可能反映了近2 000年以來北半球氣候環境發生了大范圍的階段性變化, 各個區域海岸風沙活動起止時間的不同, 反映了各地所處大氣環流系統位置的分異或是地方性因素的差異。(3)東亞冬季風對福建南部沿海的風沙活動有明顯影響。一般來講, EAWM強盛時, 海岸風沙沉積比較活躍。雖然在最近2 000年的冷暖期都有海岸風沙沉積, 但在暖期僅限于EAWM相對強盛的時期。EAWM影響范圍廣闊, 是東亞海岸風沙活動周期具有準同時性的基本驅動因素。此外, 北大西洋濤動(NAO)通過影響EAWM的強度驅動海岸風沙活動的階段性發生, 因而對研究區海岸沙丘發育產生間接影響。本文討論近2 000年以來季風區海岸沙丘演變序列及驅動機制, 可提取百年尺度上的海岸沉積古環境信息, 探討東亞冬季風演化特征。

海岸沙丘; 光釋光(OSL)測年; 東亞冬季風; 福建漳浦

海岸沙丘的發育受控于沙源供應、風況特征、海平面變化、植被覆蓋狀況和人類活動等因素[1-3]。因此, 在精細的年代學研究基礎上, 通過海岸沙丘演化序列的綜合分析, 可以為重建過去的海岸風沙活動歷史, 反演海岸帶古環境古氣候變化以及人類活動等提供十分有價值的信息。20世紀80年代發展起來的光釋光(Optically-stimulated Luminescence, OSL)測年技術, 則為確定以石英砂為主的海岸沙丘年代提供了可靠的解決方案[4-5]。

近年來, 國外學者對世界各典型海岸帶的海岸沙丘發育歷史進行了廣泛研究, 并在區域海岸風沙活動序列、驅動機制及環境演變等方面取得了許多研究成果。Clemmensen等[6]研究了丹麥日德蘭半島西海岸的海岸沙丘發育的階段性特點及其成因機制, 發現BC2200年、BC800年、AD100年、AD1050– AD1200年以及AD1550–AD1650年前后均有海岸沙丘發育或再活化記錄, 特別是在小冰期(Little Ice Age, LIA), 丹麥海岸有多處海岸風沙活動的記錄[7-9]。在愛爾蘭西南部沙嘴上的海岸沙丘測得的光釋光年齡集中于最近600年以來[10]。加拿大紐賓士域省Buctouche沙嘴的海岸沙丘釋光年齡范圍為距今(765±45) a~(5±30) a[11]。

在東亞海岸帶, 近年也陸續發表了海岸風沙活動和海岸沙丘發育重建序列的研究成果。Tamura等[12-13]通過探地雷達(Ground-penetrating Radar, GPR)探測沙丘沉積序列、OSL測年及多期地形圖相結合的方法, 探討了日本鳥取海岸沙丘的發育模式和風沙活動特征, 研究發現在過去1 000年鳥取海岸均有風沙活動記錄, 但在12–15世紀存在沉積間斷, 海岸沙丘的發育過程主要是受東亞冬季風(East Asian Winter Monsoon, EAWM)強弱變化的影響。Yu 等[14]重建得到的韓國安眠島西海岸的沙丘活動序列表明, 在全新世中晚期以來, 研究區海岸沙丘也有多期發育特征。遼寧省遼河平原南部的盤錦海岸沙丘形成于近800年以來, 也表現出多期間斷發育的特點[15]。福建東部沿海是海岸沙丘測年工作較集中的區域。通過對福州長樂海岸帶東山沙丘進行系統分析, 并結合沙丘中保留的古人類活動文化層, 研究發現在近6 000年以來, 海岸沙丘主要存在5個沉積期和3個沉積間斷期[16]。在福建晉江海岸沙丘人類遺址進行的研究表明, 近1 000年以來有AD1050–AD1300年、AD1470–AD1600年及AD1720–AD1950年3期海岸沙丘發育階段[17]。

福建省地處我國東南沿海, 在臺灣海峽西岸各個入海河口附近海岸分布有較大面積的海岸風沙沉積和海岸沙丘。自北而南, 閩江長樂入海口海岸、晉江海岸、九龍江漳浦海岸等地, 都分布有全新世晚期以來發育的典型海岸風沙和海岸沙丘[18-20]。如前所述, 雖然前人已經在中國東部沿海開展了海岸沙丘測年研究工作, 但總體上OSL測年樣本數量不足, 且所作海岸沙丘測年研究, 主要集中在福建東部沿海。本文選擇臺灣海峽西岸南部漳浦六鰲半島上發育的典型海岸沙丘進行研究, 在野外剖面綜合考察的基礎上, 通過OSL測年手段對海岸風沙沉積進行定年, 并對比臺灣海峽和東北亞其他海岸風沙沉積年代序列, 確定研究區海岸沙丘發育的年代學框架, 基于2 000年來東亞冬季風演變序列探討東亞冬季風波動與海岸沙丘發育之間的關系, 以期從更寬廣的時空尺度上揭示海岸沙丘所記錄的海岸風沙活動規律以及海岸環境演變歷史。

1 研究區概況

臺灣海峽是東亞近海區冬季風風力較大的地區之一(圖1A)。海峽東側的臺灣島有高度在2 000 m以上的中央山脈, 對低層氣流起到了阻擋作用, 使得低層東北氣流堆積在山脈東部。這種“擠壓”作用導致氣壓梯度加大, 風速加大, 而在臺灣西南側則形成低壓地形槽[21]。另外, 海峽西側福建省的戴云山脈與臺灣中央山脈近乎平行, 均為NE-SW走向, 加之海峽呈北窄南寬的喇叭形態, 對南下氣流起著“狹管效應”, 進一步加大了偏北風的風速[22]。基于氣候模型模擬的分析表明, 臺灣島地形對海峽風場的影響主要體現在冬季, 而夏季時的大風主要來自熱帶氣旋的奉獻, 幾乎不受地形影響[23]。另外, 受“狹管效應”的影響, 由北向南臺灣海峽西側沿海冬季平均風速有增加的趨勢。而且, 冬季主導風向由北部NNE方向逐漸轉為南部的ENE方向[24]。

A. 研究區冬季風流場[25]; B. 研究區地理位置; C. 海岸沙丘類型及采樣沙丘剖面位置

A. the modern winter monsoon system in East Asian[25]; B. location of the study area; C. types of coastal dunes of the study area

六鰲半島地處福建省南部漳浦縣東部, 東臨臺灣海峽(圖1B)。研究區屬南亞熱帶海洋性季風氣候, 水熱充足。全年平均氣溫21.2℃, 基本無霜。年平均降水量1 728.9 mm, 但季節差異大, 夏半年平均降水量達1 401.7 mm, 占全年降水量的81%(圖2A)。漳浦年均風速為6.0 m/s, 1月和7月平均風速分別為7.1 m/s以及4.3 m/s(圖2A), 夏季平均風速比冬季小。夏季風向以SSE-SE向為主, 冬季風向以NW- NNW向和NNE-ENE向為主, 季節更替明顯(圖2B)[26]。全年最大風速的風向出現在N向, 其次SSE向、NNE向, 分別有21、20、18 m/s。冬季風速較大, 加之冬季降水少, 海岸砂物質含水量小, 易被吹揚搬運。強風和干旱期的耦合, 使得冬半年特別是冬季(11–1月)成為漳浦沿海風沙活動最為強烈的季節, 東北風為研究區風沙活動的主導風向。

研究區第四系地層主要屬全新統, 包括海積層和風積層兩大類。海積層由灰黑色淤泥、砂質淤泥、黏土及砂組成, 六鰲附近的海積層厚度可達12.1 m。風積層分布在赤湖、六鰲、古雷等地迎風海岸帶, 覆蓋在海積層之上[27]。在豐富的海灘沙源、強勁的偏北起沙風和海岸帶植物共同作用下, 在六鰲半島東部迎風海岸帶廣泛發育了典型的海岸風沙地貌, 主要沙丘類型包括橫向沙脊、風影沙丘、拋物線沙丘、新月形沙丘和沙席等(圖1C)。

2 材料與方法

2.1 剖面特征

本文選取漳浦3個典型海岸沙丘的人工采砂剖面進行研究, 自北向南分別是赤湖剖面(CH)、上大澳剖面(SDA)和大澳剖面(CDS)(圖1C)。

A. 各月降水量、最大風速和平均風速; B. 夏、冬半年風向頻率

A. monthly precipitation and wind speed; B. wind frequency in summer and winter

CH剖面位于赤湖鎮赤湖溪北岸(24°6′16.18′′N, 117°53′33.01′′E), 東面距海岸線1.7 km。剖面所在沙丘是赤湖溪北岸河口附近起伏和緩的灌草叢沙壟地和沙席。CH剖面(圖3A)出露厚度約有6 m, 未見底, 出露部分底部海拔10 m。剖面發育有水平層理和交錯層理(圖4A)。埋深1.5~2 m和5.5~5.8 m有明顯的紅化現象, 前者為紅棕色, 與下覆風成沙丘層段為明顯的角度不整合接觸, 后者以淡紅棕色為主。剖面其余層段顯灰黃色-灰棕色。

SDA剖面在六鰲半島六鰲鎮上大澳村(23°58′00.63′′N, 117°46′38.03′′E), 東、西面分別距海岸線0.5 km和2.9 km。采樣剖面位于拋物線沙丘的背風坡(圖3B), 出露厚度約5 m, 未見底, 出露部分底部海拔17 m。剖面發育風成水平層理, 含多層2~10 cm厚灰黑色弱碳化植物根系層或碎屑細砂層, 整體顯示為灰黃色-淡灰黃色。毗鄰剖面露頭, 可見傾向SW、SSW方向, 傾角25°~30°的前積層理(圖4B)。

A. 赤湖剖面(CH)上部; B. 上大澳剖面(SDA)上部; C. 大澳剖面(CDS)上部

A. the upper section of profile CH; B. SDA; C. CDS

A. 赤湖剖面(CH); B.上大澳剖面(SDA)

A. photos of CH profile; B. photos of SDA profile

CDS剖面位于六鰲半島六鰲鎮大澳村(23°56′51.11′′N, 117°45′28.51′′E), 東距海岸線1.5 km。大澳村附近分布有6~7條海岸沙丘, 由一系列橫向沙脊、風影沙丘、拋物線沙丘組合成東西兩列復合型海岸沙丘帶, 間有新月形沙丘分布, 整個沙丘帶呈NE-SW走向。CDS剖面位于第二列沙丘帶自東向西的第三列海岸沙丘(圖3C), 剖面出露厚度約8.5 m, 未見底, 出露部分底部海拔14.5 m。剖面上部整體呈現淡灰棕色-灰黃色, 發育典型風成水平層理和緩傾斜層理, 下部以灰黃色細砂為主, 由淡灰黃色厚層細砂和灰黑色薄層粗砂交替構成緩斜交錯層理。常見不均勻分布或呈不連續水平分布的薄層黑色植物碳屑層。

總體上看, CH、SDA以及CDS剖面沙丘沉積特征比較相似, 在垂直盛行風向的采樣剖面上多見典型風成水平層理和緩斜層理, 在毗鄰剖面的露頭可見順風向傾角較大的交錯層理和前積層理(圖4和5)。這些海岸沙丘砂的粒度組成以0.5 mm以下的中砂細砂為主, 少量粗砂, 未見礫石。其中, CH、SDA及CDS剖面的平均粒徑(Mz)分別為325, 366, 444 μm, 分選性呈中等水平, 粒度頻率曲線圖均顯示為單峰曲線, 負偏略多于正偏。因此, 可以判定三處沙丘均為風力作用而成的典型海岸風成沙丘。目前研究區海岸沙丘均被以木麻黃為主的人工植被所覆蓋。最近幾十年的文獻中, 記載了漳浦于20世紀60年代初建立以木麻黃為主、相思樹為次的海岸防風固沙植被帶, 沿赤湖、深土、六鰲至古雷形成一條“綠色長城”, 20世紀80年代以來通過植樹造林進一步重建。

2.2 實驗方法

2.2.1 野外采樣與樣品前處理

野外在沙丘剖面新鮮刻槽面上, 將30 cm長, 內徑6 cm的不銹鋼管垂直砸入槽面, 填滿砂樣后取出鋼管, 迅速用黑色塑料袋和膠帶進行密封包裹。按間隔0.5 m或1 m選擇樣品進行OSL測量, 其中, CH剖面12個樣品, CDS剖面8個樣品。

OSL樣品的預處理和測片制備過程均在暗室紅光條件(640±10)nm下進行。在暗室中打開樣品包裝, 去除鋼管兩端可能曝光部分, 保留中心部分供等效劑量(Equivalent Dose, De)測量。取20 g左右樣品烘干并充分研磨, 供測定樣品中的U、Th、K含量。

石英相對長石更容易曬退, 且不存在長石的異常衰減問題, 因此常規OSL測年均是利用樣品中的石英礦物顆粒進行[28]。本次實驗提取樣品中的細顆粒組分(4~11 μm)用于等效劑量測試。首先取采樣管中部砂樣過180目篩, 用H2O2和HCL對篩后樣品進行浸泡處理, 以去除樣品中的有機質和碳酸鹽類, 充分反應后加入H2SiF6以去除長石類礦物。終止反應后用蒸餾水清洗至中性。利用靜水沉降原理從中性懸濁液中分離出4~11 μm粒組。最后以每個測片1 mg的樣品量制好測片。

2.2.2 年劑量分析

OSL測年中, 年劑量(Dose Rate, Dr)的計算需要綜合各種影響因素, 如U、Th、K含量, 樣品含水量及宇宙射線等。U、Th、K含量用電感耦合等離子體質譜儀(Inductively-Coupled Plasma Mass Spectrometry, ICP-MS)測量。宇宙測線的奉獻根據Prescott和Hutton[29]給出的宇宙射線劑量率計算公式進行計算。樣品含水量對射線有一定的吸收作用, 但因為測試時樣品已經干燥, 所以根據采樣地點的水文特征和野外實際情況, 分別對樣品含水量采用經驗值5%±1%和8%±1%進行估算, 最后按有關參數對環境劑量率進行了修正。

2.2.3 等效劑量測試

樣品的天然釋光De測試采用細顆粒單片再生法(Single Aliquot Regenerative-dose, SAR), 用Daybreak 2200型光釋光儀測量。測試石英釋光信號的藍光激發光源波長為470 nm, 半寬5 nm, 最大功率為60 mW/cm2; 紅外光源波長880 nm, 半寬10 nm, 最大功率80 mW/cm2, 本次測量選擇最大功率。預熱溫度(preheat)為260℃, 10 s; 實驗劑量的預熱溫度(cut-heat)為220℃, 10 s。測片的輻照在801E輻照儀中進行, 輻照源90Sr-γβ的照射劑量率約為0.103 871 Gy/s。上述OSL測年實驗在國土資源部地下水礦泉水及環境檢測中心釋光測年實驗室完成。

OSL測年的年齡計算基本原理, 是礦物顆粒累積的De除以Dr, 即累積信號的速率, 從而得到礦物顆粒自最后一次曝光之后接受周圍環境輻射的時間長度, 也就是埋藏時長[30]。因此, 不管是De還是Dr的準確獲取, 都是保證釋光年齡可靠性的前提。

3 結果

研究區CH剖面和CDS剖面OSL測年樣品的釋光年齡及相關參數見表1。由測試結果可知, 本文選擇石英SAR-OSL測年方法獲取的De分布比較集中, 循環比率波動范圍小于5%。此外, 兩個剖面OSL年齡的總體分布趨勢是下老上新, 符合一般地層層序律的規律, 所以測試數據還是基本可信的。但兩個剖面均有個別樣品出現了年齡倒轉的現象。其中, 比較異常的數據有CH17和CDS03樣品。CDS03樣品(埋深6.5 m)的Th含量在整個CDS剖面中是最高的, U的含量也較高。因此, 可能因為U、Th的相對富集使得Dr的計算結果比實際埋藏期間的數值偏高, 從而導致得到的釋光年齡偏年輕。而CH剖面中, CH17樣品(埋深2.5 m)的年齡也出現異常, 其原因尚需做進一步分析。

表1 福建漳浦六鰲半島海岸CH、CDS剖面樣品光釋光測年結果

注:(U),(Th)表示U, Th質量比;(K)表示K質量分數

從測年結果分析, CH剖面最底部(埋深6.5 m)年齡為(1.8±0.1) ka BP, 最頂部(埋深1.25 m)年齡為(0.9±0.05) ka BP, 可見赤湖沙丘主要形成于倒數第二個千年期間。若剔除CH17樣品的這個異常數據, 總體能表現出由底部向上年齡逐漸變小的趨勢。根據數據相對集中情況, 可以將年齡分布區間分為2.0~1.8, 1.4~1.2, 0.9~0.7 ka BP三個時段。其中的淡紅棕色層位, 即埋深5.5~5.8 m附近, 其樣品(CH05)釋光年齡為(2.0±0.1) ka BP, 對應羅馬暖期(Roman Warm Period, Roman. W); 埋深1.5~2 m附近的紅棕色層, 其樣品(CH19, CH21)釋光年齡為(0.8±0.08) ka BP, 對應中世紀暖期(Medieval Warm Period, MWP)。CDS剖面OSL年齡也可以分為3期, 分別為1.8, 0.9~0.8, 0.5~0.3 ka BP, 分別對應Roman. W、MWP和LIA。

根據歷史文獻分析以及環境考古研究, 在漢朝時, 漳浦赤湖沙丘所在地接近當時的海岸線位置, 之后海岸線一直向海推進(圖6)。宋朝以前岸線前進速率較小, 僅有局部岸線前進, 之后研究區東北部岸線均發生大幅向東推進, 一直到現今岸線所在位置。赤湖沙丘開始發育的時間正是在漢朝時。而CH剖面沒有AD1380年后的釋光數據, 可能是由于在明朝之后沙丘距岸線較遠, 近岸風沙流難以到達CH剖面所在沙丘區, 因此赤湖沙丘AD1380年之后少有甚至沒有發生風成沉積。紅化層位及海岸線的變遷歷史也從側面印證了本研究OSL年齡在總體上是具有一定可信度的。

OSL測年結果表明, 大澳海岸沙丘主要是近1 000年以來發育的, 這與歷史考證所得到的漢唐以來六鰲半島南部海岸線總體上穩定相一致。最近500年以來六鰲半島南部迎風海岸帶廣泛發育風沙沉積, 可能與小冰期寒冷多風的海岸風沙環境有關。

4 討論

4.1 福建南部海岸沙丘的主要發育階段

福建南部漳浦海岸沙丘發育階段集中在近2 000年以來, 呈現出多期發育的特征。赤湖沙丘較為集中的發育階段為BC100–AD300年、AD500–AD870年、AD1050–AD1380年, 相當于歐洲的Roman. W、黑暗時期冷期(DA)以及MWP。大澳沙丘的發育階段可以分為3期, 分別為AD200年左右、AD1040– AD1280年以及AD1410–AD1710年, 并且以后兩期為主。與赤湖沙丘相比, 大澳沙丘的發育期集中在最近1 000年來, 且海岸沙丘發育的第三期發生在LIA。雖然SDA剖面暫未作OSL測年, 根據剖面灰白色、極為松散等沉積特征分析, 上大澳沙丘海岸沙丘年齡可能最為年輕, 很可能是在最近500年以來的小冰期發育的。已有研究表明, LIA期間氣候總體有冷、干、災害頻發等特征[32-34]。在風大沙多的冷干氣候背景下, 裸露的砂質海岸帶特別容易發生風沙侵蝕、搬運和沉積活動, 早期的固定半固定海岸沙丘也容易發生再活化。福建中部長樂海岸帶[16]就有光釋光年齡0.8 ka BP~0.2 ka BP的多期海岸風沙沉積。福建晉江庵山海岸沙丘[17]的OSL測年結果同樣顯示在這一時期有風沙沉積發育。

從中國近2 000年冷暖波動序列[35]以及中國東部冬半年溫度距平序列[36](圖7A)可見, Roman. W和MWP時的氣溫總體較高, CH剖面相應層位也表現出因氣候溫暖而發生不同程度的紅化作用現象。且從石筍記錄重建得到的古降水序列[37]中可以發現, BC100年左右我國南部降水偏少; 福建仙山泥炭記錄[38]顯示, AD1200–AD1300年左右閩北地區降水量偏少。由此可知, 我國東部各個暖期存在降水較少的時期, 即呈現暖干的氣候特征, 為海岸沙丘砂發生紅化作用提供了適宜的水熱條件。

4.2 福建南部海岸風沙沉積階段與東亞季風環流演化序列

如前所述, 福建漳浦地區氣候具有冬季冷干, 且風力強盛的特點。這樣的氣候環境為海岸帶風沙流的發生發展提供了有利的動力條件。福建東南海岸分布的岸前沙丘走向多與冬季東北風平行。例如, 六鰲半島大澳村附近分布的海岸沙丘帶走向為NE-SW, 其中新月形沙丘前積層傾向、拋物線沙丘背風坡斜層理傾向均為SW或SSW, 海岸沙丘走向和層理產狀明顯受到區域東亞冬季風(EAWM)的影響。

近2 000年以來我國華南東亞冬季風變化序列, 以廣東湖光巖瑪珥湖沉積物的鈦含量變化序列[39]為代表。研究表明, 廣東瑪珥湖巖性沉積物來自北方干旱區以及周邊地區, 并通過EAWM輸送到湖泊。因此, 當EAWM強盛時, 湖泊中沉積的富鈦和富鐵顆粒就會增加。從而, 湖泊沉積物中的鈦含量成為指示EAWM強度的有效代用指標(圖7B)。當湖泊沉積中的鈦含量增多時, 表明此時的EAWM增強, 反之, 則減弱。

從廣東瑪爾湖沉積鈦含量變化序列可見, 近2 000年來EAWM呈現明顯波動變化。在AD1400–AD1634年期間EAWM最為強盛, 但其間仍有多個次級波動變化, 其中AD1500年左右的谷值仍然高于近2 000年來的平均值。此外, 上述代用指標表征的EAWM變化序列與中國東部冬半年溫度距平序列(圖7A)之間有很好的對應關系, 即, 當冬半年溫度距平值為正時, EAWM為強盛期; 冬半年溫度距平值為負時, EAWM偏弱。因此, 在年代際尺度上, 東亞冬季氣溫高低與EAWM強弱之間有很好的反相關關系。向榮等[40]通過濟州島西南泥質區敏感粒度組分重建得到近2 300年來的冬季風序列, 可以劃分為4個階段: BC278–AD50年和AD500–AD1170年為冬季風減弱期; AD50–AD500年和AD1170–AD1731年為冬季風增強期, 且季風減弱期與氣候暖期相對應; 相反, 增強期則與冷期相對應。

A. 中國東部冬半年溫度距平序列[36]; B. 東亞冬季風序列[39]; C. 北大西洋濤動指數序列[47-48]; D. 福建漳浦赤湖海岸沙丘(CH)活動序列; E. 福建漳浦大澳海岸沙丘(CDS)活動序列; F. 福建長樂東山海岸沙丘活動序列[16]; G. 福建晉江庵山海岸沙丘活動序列[17]; H. 日本鳥取海岸沙丘活動序列[12-13]; I. 韓國安眠島西海岸沙丘活動序列[14]; J. 丹麥日德蘭半島西海岸沙丘發育開始時間序列[6]; 近2 000年冷暖期劃分參照葛全勝等[35]。

A. Winter-half-year temperature in eastern China[36]; B. the intensity of East Asian Winter Monsoon[39]; C. a tree-ring and speleothem-based reconstruction of the NAO[47-48]; D-J: phases of coastal aeolian sand activity from CH dune(D) and CDS dune(E) compared with coast along Dongshan in Fujian, China(F)[16], Jinjiang in Fujian, China(G)[17], Tottori in Japan(H)[12-13], Anmyeon Island in Korea(I)[14], also the onset time of sand accumulation along the west coast of Jutland in Denmark(J)[6]; the dividing of warm/cold periods in the last two millennia after Ge et al.[35]

對比以上冬季風序列和冬半年溫度矩平序列(圖7)可以發現, 研究區漳州CH沙丘和CDS沙丘風沙層OSL年齡比較集中的時期, 都位于EAWM的峰值時期, 即CH沙丘(圖7D)和CDS沙丘(圖7E)的活躍發育階段均落在EAWM較強盛時期。BC100–AD300年期間, 冬季氣溫呈現冷-暖-冷的波動, 冬季風在這一階段也呈強-弱-強的波動。赤湖沙丘和大澳沙丘發育的第一階段即為這一時期, 3個砂樣的OSL年齡均落在冬季氣溫低、冬季風強盛的時段。AD500–AD600年期間EAWM比較強盛, 在這個時間段同樣有3個砂樣的OSL年齡。赤湖沙丘發育的第三階段以及大澳沙丘發育的第二階段發生在MWP期間, 處于暖期冬季風較強的時段。EAWM強度在LIA冷期達到最高值, 也是大澳沙丘的第三發育階段, 同時上大澳一帶海岸風成砂廣泛沉積。由上述可知, 近兩千年來福建南部海岸沙丘發育的氣候條件, 包括冷期和暖期等不同溫度狀況, 但在暖期時僅限于在EAWM較強的時候發生海岸風沙沉積。

EAWM影響范圍遠不止亞熱帶福建東南沿海地區, 在我國北方溫帶遼寧盤錦海岸帶[15]、東北亞韓國安眠島海岸[14](圖7I)和日本鳥取海岸[12-13](圖7H)等地, 同時發生海岸風沙沉積。東亞海岸風沙沉積序列表現出的一定程度的同時性, 表明了東亞海岸沙丘的發育是在影響范圍廣大的EAWM的驅動下發生發展的。而各個地區海岸沙丘發育程度和風沙沉積序列起止時間的差異, 可能是地方性因素影響所致。

4.3 中國東部海岸沙丘發育階段與北大西洋濤動的遙相關分析

由于中國地域廣闊, 東西經向范圍跨度很大, 中國東部沿海發生的氣候變化或突變事件, 不僅與東部亞洲-北太平洋海氣系統相關, 同時受到中高緯度大氣環流異常波動的影響, 如北大西洋濤動(North Atlantic Oscillation, NAO)[41]。NAO是北大西洋地區大氣系統的顯著模態, 反映了十年際至數十年際尺度上, 北大西洋上兩個大氣活動中心(冰島低壓和亞速爾高壓)之間的氣壓變化反相位關系[42]。有研究表明, NAO不僅對北大西洋海區和歐洲冬季天氣狀況和氣候變化起主導作用, 甚至對北美東部地區以及北非區域的冬季氣候有明顯的影響[43]。

近年研究發現, 東亞地區的冬季氣溫也會受NAO影響[42, 44]。許多學者探討了NAO影響中國東部氣候的大氣動力學機制, 大體上可以總結為, NAO變化引起的北大西洋環流系統改變, 可能會導致西風帶槽脊系統發生變化, 進而對地處歐亞大陸西風帶下游的我國氣候產生影響[45]。有學者利用全球模式研究指出, 當太陽輻射值減少時, NAO為負相位, 導致冬季北半球陸地區域氣溫下降[46]。Trouet 等[47-48]基于樹輪和洞穴沉積物重建的NAO指數曲線(圖7C)顯示, 在MWP暖期時NAO為正相位; LIA冷期內NAO相對較弱, 且NAO指數呈正負波動。Ortega等[49]利用48個代用指標(包括冰芯、湖泊沉積物、洞穴沉積物和樹輪)重建得到最近1 000年的NAO指數序列, 這個序列也表現出MWP暖期NAO為正相位, LIA冷期NAO指數呈正負波動的情形。從圖7中可以發現, MWP暖期時, NAO指數呈正相位, EAWM減弱; LIA冷期時, NAO呈負相位, EAWM增強。即北大西洋濤動與東亞冬季風之間存在明顯的反相位關系。因此, 研究區的海岸風沙活動和沙丘發育可能間接受到NAO變動的影響。但這種反相位的關系可能僅存在于百年際尺度上。

通過對比可以發現(圖7), 近2 000年來福建漳州沿海地區的海岸沙丘發育階段與國外已發表的海岸沙丘發育序列, 如日本鳥取海岸沙丘(圖7H)、韓國安眠島西海岸沙丘(圖7I)以及丹麥日德蘭半島西海岸沙丘(圖7J)有相當程度的一致性, 僅在起止時間上有一定差異。這可能反映了近2 000年以來, 北半球的氣候環境發生了大陸尺度甚至半球尺度的大范圍波動變化。例如, NAO序列(圖7C)顯示, 在AD1450年左右, 也就是MWP/LIA轉換時期, NAO指數迅速由正轉負, 并進入小冰期。在這一轉換期冬半年氣溫距平值和冬季風分別表現出迅速降低和增強的趨勢。即, 在MWP末期向LIA過渡階段, 北半球大氣環流系統發生大范圍的變異, 且變異程度比較高。這種區域氣溫迅速降低、海岸風力迅速增強的氣候環境條件, 促使北半球多處海岸沙丘活化或發育新的海岸沙丘。

5 結論

1) 本項研究獲得的海岸風沙OSL測年結果, 在CH、CDS兩個剖面均整體上表現出下老上新的一般地層年代順序, 測年結果也得到了海岸線變遷歷史考古年代控制等的校驗。另外, 研究區海岸沙丘發育期和風沙活動期與國內外學者的研究結果之間也有較好的一致性, 表明本文獲得的海岸沙丘的OSL年代學框架是可信的。其中, 個別樣品的OSL年齡出現倒轉, 可能與海岸沙丘發育的地方性因素有關, 具體原因尚需進一步探討。

2) 福建南部海岸保留有近2 000年來發育的海岸風沙沉積。其中, 赤湖沙丘記錄了BC100–AD300年、AD500–AD870年、AD1050–AD1380年3個風沙活動期; 大澳沙丘記錄了AD200年左右、AD1040–AD1280年及AD1410–AD1710年3個風沙活動期。大澳沙丘發育的第三階段出現在LIA, 而赤湖沙丘缺少LIA發育的風沙層, 這可能是因為明朝之后赤湖地區的海岸線前進速度加快, 赤湖沙丘距海岸線太遠而無法獲取近岸砂物質所致。研究區海岸沙丘發育受到EAWM的影響。EAWM強盛時, 海岸風沙活動比較活躍。在最近兩千年間的冷暖期都有海岸發育海岸沙丘, 但在暖期時僅限于EAWM相對強盛的時段。

3) 研究區海岸沙丘發育階段與我國東部沿海其他地區、東北亞以及西北歐的海岸沙丘發育階段比較一致, 僅是在發育階段的起止時間上有一定差異。表明EAWM影響范圍廣大, 是東亞地區海岸沙丘發育階段具有近同時性的基本驅動力。此外, 在百年際尺度上, NAO與EAWM呈反相位變化, NAO對東亞冬季風氣候系統也有顯著影響。這可能反映了近千年來北半球的氣候環境、中高緯環流系統發生了大范圍變化, 促使北半球各個海岸帶沙丘活化或發育海岸風沙沉積。

4) 作者在本項研究中也注意到, 無論在現代還是歷史時期, 福建東南沿海的臺風活動都十分頻繁, 在每年夏秋季節常見因臺風過境引起的大風及風暴潮侵襲海岸帶。即, 除了在常態的東亞冬季風作用下發育海岸風沙地貌, 臺風引發的風暴作用是對海岸風沙地貌過程影響較大的突變驅動因子。臺風風暴潮對海岸風沙地貌過程的影響機制, 除了與風暴強度和持續時間有關外, 還受到海岸帶小地形、植被狀況等因素的影響, 風暴潮引發的風蝕-沉積過程較為復雜。因此, 夏秋季節突發的風暴活動對海岸帶常態風沙沉積序列的影響程度, 是未來深入探討華南海岸風沙活動規律、重建東亞季風區海岸環境演變歷史的重要內容。

[1] Pye K, Neal A. Late Holocene dune formation on the Sefton Coast, northwest England[J]. Geological Society of London, Special Publication, 1993, 72(1): 201-217.

[2] 吳正, 黃山, 胡守真. 華南海岸風沙地貌研究[M]. 北京: 科學出版社, 1995: 41-47. Wu Zheng, Huang Shan, Hu Shouzhen. Research on the landforms of the wind-drift sand in south China coast[M]. Beijing: Science Press, 1995: 41-47.

[3] 董玉祥. 國外海岸沙丘形成與演化的研究[J]. 海洋地質與第四紀地質, 2001, 21(2): 93-98. Dong Yuxiang. Research on the formation and evolution of coastal dunes in foreign countries[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2001, 21(2): 93-98.

[4] Yukihara E G, Mckeever S W S. Optically Stimulated Luminescence Fundamentals and Applications[M]. New York: John Wiley & Sons Ltd, 2011: 1-7.

[5] 謝麗, 張振克. 光釋光測年在海岸風沙地貌研究中的新進展[J]. 海洋地質與第四紀地質, 2011, 31(1): 93- 100. Xie Li, Zhang Zhenke. Progress in optical stimulated luminescence dating for coastal aeolian geomorphology research: a review[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2011, 31(1): 93-100.

[6] Clemmensen L B, Murray A M, Heinemeier J, et al. The evolution of Holocene Coastal Dunefields, Jutland, Denmark: A record of climate change over the past 5000 years[J]. Geomorphology, 2009, 105(3): 303-313.

[7] Clemmensen L B, Bj?rnsen M, Murray A, et al. Formation of aeolian dunes on Anholt, Denmark since AD1560: A record of deforestation and increased storminess[J]. Sedimentary Geology, 2007, 199(3-4): 171-187.

[8] Clemmensen L B, Glada C, Hansen K W T, et al. Episodes of aeolian sand movement on a large spit system (Skagen Odde, Denmark) and North Atlantic storminess during the Little Ice Age[J]. Bulletin of the Geological Society of Denmark, 2015, 63(1): 16-27.

[9] Aagaard T, Orford J, Murray A S. Environmental controls on coastal dune formation; Skallingen Spit, Denmark[J]. Geomorphology, 2007, 83(1): 29-47.

[10] Wintle A G, Clarke M L, Musson F M, et al. Luminescence dating of recent dunes on Inch Spit, Dingle Bay, southwest Ireland[J]. The Holocene, 1998, 8(1): 331- 339.

[11] Ollerhe A D J, Davidson-Arnott R G D. The evolution of Buctouche Spit, New Brunswick, Canada[J]. Marine Geology , 1995, 124(1-4): 215-236.

[12] Tamura T, Bateman M D, Kodama Y, et al. Building of shore-oblique transverse dune ridges revealed by ground- penetrating radar and optical dating over the last 500 years on Tottori coast, Japan Sea[J]. Geomorphology, 2011, 132(3-4): 153-166.

[13] Tamura T, Kodama Y, Bateman M D, et al. Late Holocene aeolian sedimentation in the Tottori coastal dune field, Japan Sea, affected by the East Asian Winter monsoon[J]. Quaternary International, 2016, 397(2): 147-158.

[14] Yu K B, Brook G A, Rhew H, et al. Episodic coastal dune development in the Taean Peninsula and Anmyeon Island, Korea, during the mid to late Holocene[J]. Journal of Quaternary Science, 2009, 24(8): 982-990.

[15] 王小樂. 盤錦海岸沙丘發育過程與環境指示意義[D]. 北京: 中國地質大學(北京), 2014. Wang Xiaole. Coastal dune in Panjin formation process and its environmental response[D]. Beijing: China University of Geosciences (Beijing), 2014.

[16] 靳建輝, 李志忠, 胡凡根, 等. 全新世中晚期福建海岸沙丘記錄的海岸環境與人類活動[J]. 地理學報, 2015, 70(5): 751-765. Jin Jianhui, Li Zhizhong, Hu Fangen, et al. Mid-Holocene coastal environment and human activities recorded by a coastal dune in Fujian Province, China[J]. Acta Geographica Sinica, 2015, 70(5): 751-765.

[17] 胡凡根, 李志忠, 靳建輝, 等. 基于釋光測年的福建晉江海岸沙丘粒度記錄的風沙活動[J]. 地理學報, 2013, 68(3): 343-356. Hu Fangen, Li Zhizhong, Jin Jianhui, et al. Coastal environment evolution record from Anshan coastal aeolian sand of Jinjiang, Fujian Province, based on the OSL Dating[J]. Acta Geographica Sinica, 2013, 68(3): 343-356.

[18] 陳方, 朱大奎. 閩江口海岸沙丘的形成與演化[J]. 中國沙漠, 1996, 16(3): 227-233. Chen Fang, Zhu Dakui. Dune formation and evolution along the south coast of Minjiang estuary[J]. Journal of Desert Research, 1996, 16(3): 227-233.

[19] 董玉祥. 中國海岸風沙地貌的類型及其分布規律[J]. 海洋地質與第四紀地質, 2006, 26(4): 99-104. Dong Yuxiang. The coastal aeolian geomorphic types and their distribution pattern in China[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2006, 26(4): 99-104.

[20] 劉建輝, 蔡鋒, 戚洪帥, 等. 福建沿岸海灘-沙丘系統地貌變化特征及關系模式[J]. 海洋地質與第四紀地質, 2014, 34(1): 45-56. Liu Jianhui, Cai Feng, Qi Hongshuai, et al. Geomorphologic features of the beach-dune system along Fujian coast[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2014, 34(1): 45-56.

[21] 郭婷婷, 高文洋, 高藝, 等. 臺灣海峽氣候特點分析[J]. 海洋預報, 2010, 27(1): 53-58. Guo Tingting, Gao Wenyang, Gao Yi, et al. The analysis of climate characteristics of the Taiwan Strait[J]. Marine Forecasts, 2010, 27(1): 53-58.

[22] 伍伯瑜. 臺灣海峽的氣候特征[J]. 臺灣海峽, 1982, 1(2): 14-18. Wu Boyu. Climatic characteristics of the Taiwan Strait[J]. Taiwan Strait, 1982, 1(2): 14-18.

[23] 徐蜜蜜, 徐海明. 我國近海大風分布特征及成因[J]. 熱帶氣象學報, 2010, 26(6): 716-723. Xu Mimi, Xu Haiming. The characteristic of strong wind distribution in the coastal area of China and its causes[J]. Journal of Tropical Meteorology, 2010, 26(6): 716-723.

[24] 鄭禮新, 張少麗, 陳德花, 等. 臺灣海峽西岸地面風氣候變化分析[J]. 臺灣海峽, 2009, 28(4): 570-576. Zheng Lixin, Zhang Shaoli, Chen Dehua, et al. Analysis on climate change of surface wind on the west coast of Taiwan Strait[J]. Journal of Oceanography In Taiwan Strait, 2009, 28(4): 570-576.

[25] Wang P, Clemens S, Beaufort L, et al. Evolution and variability of the Asian monsoon system: state of the art and outstanding issues[J]. Quaternary Science Reviews, 2005, 24(5-6): 595-629.

[26] 朱偉強. 福建省沿海風力資源特性分析[J]. 電力勘測設計, 2006, 1: 33-36.Zhu Weiqiang. The characteristic analysis of wind power resources in Fujian coast[J]. Electric Power Survey & Design, 2006, 1: 33-36.

[27] 方榮和. 漳浦縣志[M]. 北京: 方志出版社, 1998: 102- 103. Fang Ronghe. Zhangpu County Annals[M]. Beijing: China Local Records Publishing, 1998: 102-103.

[28] Aitken M J. An Introduction to Optical Dating[M]. London: Oxford University Press, 1998.

[29] Prescott J R, Hutton J T, et al. Cosmic ray contributions to dose rates for luminescence and ESR dating: Large depths and long-term time variations[J]. Radiation Measurements, 1994, 23(2-3): 497-500.

[30] 賴忠平, 歐先交. 光釋光測年基本流程[J]. 地理科學進展, 2013, 32(5): 683-693. Lai Zhongping, Ou Xianjiao. Basic procedures of optically stimulated luminescence (OSL) dating[J]. Progress in Geography, 2013, 32(5): 683-693.

[31] 福建省地方志編纂委員會. 福建省歷史地圖集[M]. 福州: 福建省地圖出版社, 2004: 204-205. Fujian Local Chronicles Compilation Committee. The Historical Atlas of Fujian Province[M]. Fuzhou: Fujian Provincial Map Publishing House, 2004: 204-205.

[32] 竺可禎. 中國近五千年氣候變遷的初步研究[J]. 考古學報, 1972, 2(1): 15-38. Zhu Kezhen. A preliminary study on the climatic fluctuations during the last 5 000 years in China[J]. Acta Archeologica Sinica, 1972, 2(1): 15-38.

[33] 王紹武, 葉瑾琳, 龔道溢. 中國小冰期的氣候[J]. 第四紀研究, 1998, 18(1): 54-64. Wang Shaowu, Ye Jinlin. Climate in China during the Little Ice Age[J]. Quaternary Sciences, 1998, 18(1): 54-64.

[34] 王紹武, 聞新宇, 羅勇, 等. 近千年中國溫度序列的建立[J].科學通報, 2007, 52(8): 958-964. Wang Shaowu, Wen Xinyu, Luoyong, et al. Construction of temperature series for the last thousand years in China[J]. Chinese Science Bulletin, 2007, 52(8): 958-964.

[35] 葛全勝, 劉健, 方修琦, 等. 過去2 000年冷暖變化的基本特征與主要暖期[J]. 地理學報, 2013, 68(5): 580-592. Ge Quansheng, Liu Jian, Fang Xiuqi, et al. General characteristics of temperature change and centennial warm periods during the past 2 000 years[J]. Acta Geographica Sinica, 2013, 68(5): 580-592.

[36] 葛全勝, 鄭景云, 方志敏, 等. 過去2 000 a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. Ge Quansheng, Zheng Jingyun, Fang Zhimin, et al. Reconstruction and analysis on the series of winter- half-year temperature changes over the past 2 000 years in eastern China[J]. Earth Science Frontiers, 2002, 9(1): 169-181.

[37] Hu C, Henderson G M, Huang J, et al. Quantification of Holocene Asian monsoon rainfall from spatially separated cave records[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 266(3-4): 221-232.

[38] 雷國良, 朱蕓, 姜修洋, 等. 福建仙山泥炭距今1 400 a以來的α-纖維素δ13C記錄及其氣候意義[J]. 地理科學, 2014, 34(8): 1018-1024. Lei Guoliang, Zhu Yun, Jiang Xiuyang, et al. Climate variations over the past 1 400 years inferred from an α-cellulose δ13C record from Xianshan peat in southeast China[J]. Scientia Geographica Sinica, 2014, 34(8): 1018-1024.

[39] Yancheva G, Nowaczyk N R, Mingram J, et al. Influence of the intertropical convergence zone on the East Asian monsoon[J]. Nature, 2007, 455(7123): 74-77.

[40] 向榮, 楊作升, Saito Y, 等. 濟州島西南泥質區近2300 a來環境敏感粒度組分記錄的東亞冬季風變化[J]. 中國科學D輯: 地球科學, 2006, 36(7): 654-662. Xiang Rong, Yang Zuosheng, Saito Y, et al. Recent 2300 a records of the East Winter Monsoon from the grain-size component in the mud area Southwest off Cheju Islan, ECS[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 2006, 36(7): 654-662.

[41] 譚本馗, 陳文. 中高緯度大氣遙相關動力學及其對東亞冬季氣候影響的研究進展[J]. 氣象學報, 2014, 72(5): 908-924. Tan Benkui, Chen Wen. Research progress of atmospheric teleconnection patterns in the middle and high latitude and its influence on the winter climate in East Asia[J]. Acta Meteorologica Sinica, 2014, 72(5): 908-924.

[42] 滿文敏, 周天軍. 外強迫驅動下氣候系統模式模擬的近千年大氣濤動[J]. 科學通報, 2011, 56 (25): 2096- 2106. Man Wenmin, Zhou Tianjun. Forced response of atmospheric oscillations during the last millennium simulated by a climate system model[J]. Chinese Science Bulletin, 2011, 56 (25): 2096-2106.

[43] Mehta V M, Suarez M J, Manganello J V, et al. Oceanic influence on the North Atlantic Oscillation and associated Northern Hemisphere climate variations: 1959-1993[J]. Geophysical Research Letters, 2000, 27(1): 121-124.

[44] 丁一匯, 柳艷菊, 梁蘇潔, 等. 東亞冬季風的年代際變化及其與全球氣候變化的可能聯系[J]. 氣象學報, 2014, 72(5): 835-852. Ding Yihui, Liu Yanju, Liang Sujie, et al. Interdecadal variability of the East Asian Winter Monsoon and its possible links to global climate change[J]. Acta Meteorologica Sinica, 2014, 72(5): 835-852.

[45] 符淙斌, 曾昭美. 最近530年冬季北大西洋濤動指數與中國東部夏季旱澇指數之聯系[J]. 科學通報, 2005, 50(14): 1512-1522. Fu Congbin, Zeng Zhaomei. The relationship between winter North Atlantic Osillation index and summer eastern China dryness/wetness index in recent 530 a[J]. Chinese Science Bulletin, 2005, 50(14): 1512-1522.

[46] Shindell D T, Schmidt G A, Mann M E, et al. Solar forcing of regional climate change during the Maunder Minimum[J]. Science, 2001, 294(5549): 2149-2153.

[47] Trouet V, Esper J, Graham N E, et al. Persistent positive North Atlantic Oscillation mode dominated the Medieval Climate Anomaly[J]. Science, 2009, 324(5923): 77-79.

[48] Trouet V, Scourse J D, Raible C C. North Atlantic storminess and Atlantic Meridional Overturning Circulation during the last Millennium: Reconciling contradictory proxy records of NAO variability[J]. Global and Planetary Change, 2012, 84-85(4): 48-55.

[49] Ortega P, Lehner F, Swingedouw D, et al. A model- tested North Atlantic Oscillation reconstruction for the past millennium[J]. Nature, 2015, 523(7558): 72-74.

Episodes of coastal dune development over the last 2000 years on the south coast of Fujian

XU Xiao-lin1, 2, LI Zhi-zhong1, 2, 3, JIN Jian-hui1, 2, 3, CHENG Yan1, 2, YU Xiao-li1, 2, LAI Hai-cheng1, 2, SHEN Jian-ling1, 2, YUAN Xiu-quan1, 2

(1. College of Geographical Sciences, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, China; 2. Key Laboratory of Humid Subtropical Eco-geographical Process (Fujian Normal University), Ministry of Education, Fuzhou 350007, China; 3. Institute of Geography, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, China)

Nov. 5, 2016

[National Natural Science Foundation of China, No. 41771020, No.41271031, No.41301012; Natural Science Foundation of Fujian province, No.2017J01460; the Graduate Innovation Project of the School of Geographical Sciences of Fujian Normal University]

Extensive dunefields characterize part of the coastal areas in Fujian Province, indicating a history of aeolian activity that goes back thousands of years. In this study, coastal dune profiles (CH and CDS) were investigated in Zhangpu coast, south of the Fujian Province in China. We use optically stimulated luminescence (OSL) dating to reconstruct the coastal aeolian activity sequence of the study area. The results show that: 1) there are multi periods of coastal aeolian sediments developed in the Zhangpu coast in the last two millennia. The CH dune recorded the aeolian sand movement in three phases: between BC100 and AD300, between AD500 and AD870, and between AD1050 and AD1380; whereas the CDS dune recorded the movement around AD200, between AD1040 and AD1280, and between AD1410 and AD1710. 2) The periods of the aeolian sand activity in the study area is roughly consistent with that of the coast of eastern China, northeast Asia, and northwest Europe. It may reflect that a wide range of changes occurred in the Northern Hemisphere in the last two millennia. The reasons their starting and finishing times are different may be the difference of local factors. 3) The East Asian Winter Monsoon (EAWM) plays a significant role for aeolian processes of the southern coastal region of Fujian. Generally, when the EAWM is strong, the coastal aeolian deposits will be more active. Coastal aeolian deposits occurred in both cold and warm periods in the last two thousand years. But in the warm period, it is limited to the time that the EAWM is relatively strong. The EAWM has a large circle of influence, and it is the basic driving factor that the aeolian deposits activity in East Asia exhibits quasi-simultaneity. In addition, the North Atlantic Oscillation (NAO) has an indirect effect on the coastal dune development in the study area by affecting the intensity of the EAWM.

coastal dune; optically stimulated luminescence (OSL) dating; East Asian Winter Monsoon; Zhangpu of Fujian Province

(本文編輯: 劉珊珊)

P736.22

A

1000-3096(2017)06-0079-13

10.11759/hykx20161105001

2016-11-05;

2017-01-06

國家自然科學基金項目(41771020, 41271031, 41301012); 福建省自然科學基金項目(2017J01460); 福建師范大學地理科學學院研究生創新基金項目

徐曉琳(1992-), 女, 廣東汕尾人, 碩士研究生, 主要從事風沙地貌與環境演變研究, 電話: 13215987561, E-mail: 986404918@ qq.com; 李志忠, 通信作者, 男, 教授, 博士, 主要從事風沙地貌與環境演變研究, 電話: 13799382329, E-mail: lizz@fjnu.edu.cn