全 文 ：利用藤壶测定日本琉球群岛相对海平面的变化与变化时间
P
。
A
。
P ir a z zo l i等
〔摘要〕 潮间带藤壶化 石 (特别
在上升岩岸上 ) , 是近代海平面停滞
( 甚至短期停滞 ) 的 良好标志 。 本 文
论述 了有关在藤壶生存位置采到的化
石 样品是如何寻找 、 采集 、 清洁 与测
年 , 以及如何对其刚高意义作出解释
等等的 问题 , 描述 T O C t o “ e r i s s u l -
c a t a , T e t r a c l f才e l l a 与 C h t h a 娜 a l“ s
的分布和生态 ; 并为重建最 近 6 0 年
的突然抬升运动 ( 冲绳和德 之岛 ) 、
逐渐抬升运动 ( 久米岛 ) 和轻微相 时
上升所引起的各种海平 面相 对 变化 ,
提供 了首次发表的琉球群岛的若干实
例 。
前 言
在众多用以辨认古岸线并确定其年代的海
相生物中, 潮间带橡实形藤壶化石虽能提供有
关岩岸区古海平面位置的很有效的标志 , 但至
今仍很少加以利用 。 藤壶不同于文石组成的珊
瑚和其它多数贝壳 , 属隐晶方解石生物 。 这就
使它们能够避免由文石变为方解石的重结晶现
象所造成的大部分不利因素 , 而成为放射性碳
测年的好材料 。
事实上 , 藤壶死后在海水环境中很易受侵
蚀 , 故保存在生长位置而未被侵蚀的化石壳体
常见于抬升区而不常见于下沉区 , 常见于海蚀
岩穴或裂隙的掩蔽面而不常见于暴 露 的 海 蚀
崖 。 多数情况手’ , 藤壶甲壳的年龄都与末期古
海平面停滞期相当。 但一些常见种 ( 如 E lm卜
n葱。 。 m o d e : t。 : D a r 切 f n ) 只需数月即能 成热
而产生幼虫 , 研以连续分布的遗体出露带也可
能是海平面短期 ( 一甚至是季节性 ) 变 化 的 产
物。
然而 , 用藤壶作为 测年材料常有三点不利
因素 : 1) 因壳体微小 , 必需采集大量个体以凑
足样品量 ; 2) 常难以将壳体与岩石分开而又不
使壳体粉碎 ; 3) 附着于石灰岩海蚀洞壁和裂隙
壁上的藤壶化石常覆有很难除去的方解石膜 。
利用藤壶化石测定古岸线的年代在文献中
少有报道 。
在马赛 ( 法国 ) 用仍粘附在罗芒港码头上
的一条藤壶壳线于港内盆地仍在使用时测定过
古海面位置的精确高度 。
在罗得岛 ( 希腊 ) , 作者之一发现藤壶化
石带与全新世晚期因地震而抬升的滨线相当 。
在阿拉斯加 , P l a f k e r和 S a u a g e 利 用藤
壶线带测定过 1 9 6 0年地震时发生的滨线垂向位
移 。
利用上升贝壳层 ( 即非生存位置 ) 中的藤
壶还能在伊朗莫克兰海岸和 日本中部伊豆半岛
对古海滩年龄进行测定 。
最后 , 盯田等 ( 1 9 7 6 ) 还在琉球群岛首次
利用原位藤壶化石测定过德之岛和冲绳岛的突
然性地壳运动的时间 。
调 查 区 域
琉 球群岛长约 1 2 0 0公里 , 与中因大陆架相
平行 , 系九州 、 台湾之 间构造活动岛弧的海上
部分 。 群岛边缘大多为第四纪 _ L升礁灰岩 、 火
山岩和变质岩组成的石质海滨 , 间有一些砂质
海滩和佳地 。
该区受到属北赤道海流北延部分的黑潮的
轻微影响 , 而使岛弧的中部 、 西南部处于最北
可至 2 9 . 5 O N 左右的吐葛喇群岛的珊 瑚造 礁 边
缘带 。 在琉球 , 宽达数 百米的镶边礁坪相 当普
遍 , 使群岛的大部分海滨避免了强烈的波浪作
用 ; 海滨上常见全新世晚期的上升痕迹 ( 上升
浪蚀完 、 海滩岩和礁 ) 。 岛呱沿岸平均大潮的
变化范围为 1 . 3至 1 . 9米 。
藤壶化石的采样
在全新世抬升滨线 发育处 , 海蚀崖和上升
浪蚀完常缺乏橡实形藤壶化石 , 而在灰岩海蚀
洞或裂隙进 口附近的藤壶生存处却常能找到它
们 。 藤壶一般只分布在阳光直射不到的岩穴面
上 。 、因为从外边见不到它们 , 所 以必需进入裂
隙或洞穴用手电查看内壁 , 确定是否有化石壳
存在 。 在有藤壶甲壳之处 , 因其表面常部分覆
有方解石薄膜 。 乍看起来也不易识别 。 这些方
解石膜是动物死后的渗滤水沉淀而成的 。 因它
们的放射性碳年龄与藤壶的不同 , 故测年之前
必须仔细清洁 。别本。
为了鉴定 , 应尽可能把壳体完整地从岩石
上取下来。 但即使用小刀 、 小凿和锥子小合采
样 , 许多壳体仍常会破碎 。 放射性碳测年通常
需要约 30 克清洁的材料 。 对于小的个体 , 这意
味着要几打小甲壳或数百块小碎片 。 在昏暗狭
窄偶而还会进水的裂隙中采样不是一件迅速易
行的工作 。
以相信杂质已一百分之 `百地除去 。 但如果只剩有
少量杂质 , 则对样品的视年龄就没 有 多 大 影
响 。
因覆盖或充填贝壳的钙质薄膜清除不尽而
可能产生的视年龄误差 , 可以按溶于渗滤水中
的 C O : 有 50 一 10 0 %属现代 C O : 来估计 。 举 两
个例子 1 ) : 如渗滤水 中的溶 解 C O : 有50 %是现
代的 , 50 %是无放射性碳的 ( 从古老灰岩中溶
解出来的 ) , 则渗滤水留下的方解石沉积物的
视年龄应为 5 5 0 0年 , 这是最不利的情况 ; 2 )如
现代 C O Z为 8 0% , 无放射性 碳的 C O : 为 2D % ,
则视年龄为 2 0 0 0年 , 这可能更符合实际 。
因此在多数情况下 , 样品中残留有 5 %杂
质引起的误差将小于 2 0 年 , 即未明显超过放射
性碳测年正常标准差 。 事实上 , 经足够仔细地
琢磨清洁后 , 样品上留下的杂质将小于 5 % 。
在本研究中 , 为了把甲壳赖以生长的海水
的视年龄考虑在内 , 对 ’ 今 C平龄用了 40 0 年 的
校正城 。 在原子弹爆炸之前本研究 区采集的活
软体动物尚未测年时 , 这一平均值常用作表层
海水的年龄 。
膝赛的鉴定 、 分布和生态
样 品 . 的 清 洁
甲壳碎片的清洁重要而费时间石 稀盐酸冲
洗不仅溶解覆盖 贝壳 的方解石膜 , 而且也溶解
甲壳 。 X射线衍射矿物分析无法验证清洁的 程
度 , 因为藤壶 甲壳 、 方解石包膜及仍附着在壳
底的时代更老的灰岩都是方解石组成的 。 清洁
甲壳唯一有效的方法就是靠一块一块地琢磨 。
去除杂质时应非常注意 : l )钙质薄膜和灰
岩基底 。 前者可根据其颜色常不同于甲壳而加
以区别 , 而后者比藤壶的底部致密 , 2) 通过 口
部壳盖进入壳体在其中固结并充满 空 隙 的物
质 。 这种壳内固结物常在壳腔内形成米色硬粉
砂质锥体 , 可以其领色与 贝壳相 区分 。
某些情况下 , 即使非常仔细地琢磨 , 也难
这次调查分析了 27 个藤壶样品 。 琉球群岛
藤壶生存处出现的全新世蔓足类仅有很少几个
种 。 其中 , 以 日本和台湾海岸带的灰岩岩层上
大量出现 , 属小藤壶科`的 O e t o 优 e r `5 S o l c a t “
N i l s s o ” 一 C a n * e l l ( 1 93 2 ) 为 缓 常 见 。 平 生
( 1 93 9 ) 把小藤壶科描述为 : “ 有八片壳板 ;
吻突和侧吻板完全分开或被直缝合线相联 ; 外
壁肋状或褶皱明显 , 有径骨和翼 ; 侧吻板的鞘
很窄或发育不全 ; 推底膜状或钙质 ; 盾板无闭
壳肌痕 ; 粤更片有三齿 ; 尾部附属物 或有或无 ;
生长在海滨 ” 。 他在 1 9 6 6年还提 出 , 0 . : 司 C -
at a “ 群居于低潮线处的喜激浪岩礁上 ” 。 “ 在
兵库县大岛沿岸海蚀洞穴的内部也有存在 ” 。
我们观察了活的O 。 : lu ca at 在儿个地 方 的
分布 。 据盯 IU等 1 9 7 6年报道 , 在大草群岛的富
冈 , O 。 ; ul c at a 长在高潮线附近 。 但 在 1 9 83 年
春 , 其分布相当接近于低潮线 , 就 象九 州 西
岸 、 南岸其他地方一样。 在津岛的西岸 , 发现
0 时。 。 e ; i : 长在低潮线和平均海平面之间 ; 在
白缤 ( 和歌山县 ) , 长在平均海面与高潮线之
间 。 唯黑岛受到海浪冲刷的某些岩缝 中 , 才能
发现 0 . 翎 I ca at 长在高潮线附近或稍高处 。
1 9 8 1年 2 月我们在伊良部 岛 ( 2 4 0 4 8 , 10 ,
N
, 1 2 5
0
1 1产 43 “ E ) 南岸一个海蚀洞详细调查
了发育良好的这种藤壶群的垂向分带。 在两个
flJ 面中分别测得 , 活藤壶甲壳最常见于 + 45 至
一 2 0厘米 ( 相对于平均海 平 面 , 下 同 ) 间 和
十 30 至 一 15 厘米间 。在 + 5 5至 + 3 5厘米间 ,许多
发育正常的藤壶是空壳且无盖 。 这似乎表明 ,
最近平均海平面发生过一次轻微的下降 。 这一
下降可能与季节变化有关 : 琉球群岛区的月平
均海平面以八 、 九月份最高 , 而十二月至二月
份 ( 即我们在野外观察的时期 ) 则最低 。 海面
高度的季节差异约为35 厘米 。 在 第三 条 剖 面
( 更深入海蚀洞内部 ) 中 , 分散的活藤壶甲壳
只发育在 一 15 至 一 45 厘米间 。 在海蚀洞附近的
海蚀崖上 , 有一个浪蚀兔可证明滨线后退点位
置约在 + 20 厘米处 。
在 中潮差海岸 , 藤壶的多数属种通常具有
明确的垂直分带 。 因此 ,对于前人报迫的分带如
此不同可能会感到奇怪 。 事实 _七在琉球群岛 ,
日潮不等产生的潮位高度之差 , 即一天之内的
两个高潮位之差可达几十厘米 。 这一高差加上
3 5厘米的季节性海平面变化就会使本区很少发
现的潮间藤壶的分布带变宽。 此外 , 热带 气候
容易使直接暴露于阳光下的藤壶干燥 。 因此在
阳光直射的产地形成低位藤壶带 ( 低潮线附近
或潮间带的 F部 ) , 而在藤壶能避光生长的海蚀
洞和岩缝 甲则形成高位藤壶带 , 即典型的潮一闻
藤壶带 。 但波浪脉动会使裂隙两壁或岩穴颈缩
处的水面上升 , 从而使藤壶带的高度稍微上移 。
所有这些因素可用以解释观察到的不同分带。
精确的古海平面测定需要在各处将每一藤
壶化石种的垂直分布范围与现生种的垂直分布
范围联系起来 。 可惜在琉球群岛大多数地方 ,
潮间带藤壶的数量常常不足以进行这种对比 ,
上升岩穴和裂隙中亦罕有具类似生境可能性的
可供对比的潮间藤壶 。
所有测年样品均采于掩蔽的海蚀洞和岩缝
中 , 因此 可以假定大量发现的已抬升的 O 。 : 川 -
c at a 化石 , 大多生活在平均潮间 带 之 中 , 即
在古平均海平 面上下各约 O。 5米间的范 围 内。
但在岩缝壁或海蚀洞壁受到过规律 性 冲 刷 之
处 , 有些 O 。 : 川 cQ at 可长在较高的地方 ( 可能
达到平均大潮最 :高潮位 ) 。 在这种情况 下 , 古
平均海平面位置的测定精度为 士 1 。 O米可 能 较
符合实际 。
平生 ( 1 93 9 ) 曾将亚属 T e t r a e l f r e l l u描述
为生活在下部潮间带的岩石底面或岩缝中的藤
壶 。 他还认为 , T et : 。 cl f f el 抽的壳体 肋 纹 与
0
. s o e l a 才a和 B a l a n u ; t r i g o n ` u ;难 以区 别 ,
常常只有同时观察底部外壁结构才能将它们区
别开来 。 据 R o s S ( 1 9 7 1 ) , T e t r a e l f才e l l a 的
分布限于印度一西太平洋动物地理区 。
应该注意的是 , 在本研究调查的多数样品
中T e t r a c l i t e l l a 均少于 0 . : “ Ic a t a , 嵘iJ使 T e -
tr ac ilt
o l la 壳有时出现于藤壶壳底质层中 , 它
们也很少能在这种通常仅 由0 . 翎 Ica at 壳组成
的甲壳堆积的表层看到 。
平生 ( 1 9 3 7 ) 认为 C h t h a 沉 a l u : c h a l l e ” -
g 。 , ` H o e e k , 1 5 5 3产于潮间带或高潮线之 下。
在琉球群岛最南的产地看来是八重 I公列岛 , 在
台湾似乎没有 。
平 生 ( 1 9 5 9 ) 还认为 C h t h a ” , a l u : i n t e r -
t e 戈 t “ : D a : 功 i n , 1 5 5 4 沃于 下部潮间带 , 虽然
它通常在潮间带的 中上部更发育 , 汉少量个体
出 现在 下部潮闻带 。 在黑岛 , 我们 于一条岩缝
中看到一些 C . i 。掩时 , 对琳个体长在稍高于高
潮面的冲刷带 。 C 。 玄时 er fe 对哪常 发育于岩石
的底面和背光的地方 。
古海平面变迁的! 建
在调查的样品中 , 有 15 个样品经清洁后仍
具数量可足供放射性碳测年的藤壶壳 , 测得年
龄自约 3 5 0 0年至 6 0 年 。这些年龄通常比同一地
区其它海平面标志 ( 珊瑚礁 、 海滩岩等 ) 的年
龄轻 。 其原因是 , 藤壶化石通常是在末期古海
面停滞阶段留 一 F的 , 只要经过抬升就常能保存
在其生存处。 诚如盯田等 ( 19 76 ) 所 说 的那
样 , 有些抬升运动确实是突然性的 。 但这里有
新的证据表明 , 在某些情况 下, 即使抬升运动
缓慢 , 藤壶壳化石带也能保存下来 。
如在久米岛 , 四个测年藤壶样在时间一高
度图上组成一条连续的曲线 ( 图 1 ) 。 该曲线
清楚地表明 , 距今 3 0 0 0年至 1 2 0 0年之间在该岛
中部的西岸发生过一次逐渐抬升 , 使 滨 线 由
+ 3
。
85 土。 。 5米度为 + 2 . 1 5 士 0 . 5米。 但根据该
岛的全新世上升礁 (高度不超过 2米 )则不可能
得出这样的结果 。
象岩礁中的牡蜘一样 , 藤壶亦 可 彼 此叠
生 , 所以在同一处可能会有不 同年龄的藤壶 。
由于壳体小 , 这种可能性尤难确定 。 但一个由
数层叠生藤壶组成的样品未分离甲壳的侧年结
果 ( G I F一 5 6 3 4 ) ,却与单层组成的样品 ( G I F
一5 6 3 2 , 一 5 6 33 , 一 5 6 5 2 )所显示的趋势完全
一致 。 这可能说明 , G I F一 5 6 3 4样品的所有叠
生贝壳年代大致相同 。
在冲绳岛凯恩角附近于一个保存完好而明
显的浪蚀兔的顶板上采到的藤壶 , 明确证实了
盯田等 ( 1 9 7 6 ) 在凑川附近所获结果 , 即2 3 5 5
年前在该岛南部一些地方有超过 3米的突然抬
升 。 在此情况 F , 同样也不能由镶边礁获得这
样的结果 , 因为镶边礁上升幅度小于藤壶而年
龄通常较老 ( 相当于抬升前占海面停滞期间岩
礁发育的年代 ) 。
在冲绳岛中部西岸渡久地一阿加利巴鲁获
得的第三个测年数据表明 , 西海岸有些地方与
南部海岸同时或稍晚也发生过类似 的 地壳 运
动 。 另一方面 , 对于名代附近在略低于上升浪
蚀兔后退点的一条狭窄裂隙内采到 的 年龄 为
3 51 。士 8 0年的藤壶的解释则不太清楚。 这些壳
体显然在 2 3 5 5年发生突然抬升时 , 已在水 ’ 「生
长位置保存了一千多 年 。
此外 , 在舆论岛 ( 7 3 0 士 60 年和 8 0 0 士 6 0年 )
冲 绳中部 ( 1 0 1 0 士 6 0年 , 6 4 5 士 6 0年 5 6 0 0士 5 0
年 ) 和波照间岛 ( 78 0 士 60 年 ) 发育于 + 1。 O士
0
。
4米和 + 1 . 6士 。 。 3米间的化石带中采集 的 一
些麟壶样品年龄彼此相近 。 所有这 些 资料 说
明 , 最近曾在相当大的范围内发生
过比目前海面位置稍高的海平面停
滞。 多良间 岛 测年为 8 3。士 7 5年的
轻微上升海滩岩也许和同一期高位
海面停带有关 。
上述高位海面停滞的地质记录
可能是与琉球岛弧下的俯冲活动有
关的大规模构造现象造成的 , 或是
距今约 1 1 0 0年至 60 年的区域 性 海
面升降型高位海面停滞的产物 , 或
是与黑潮海流摆动有关的水的密度
变化的结果 , 或者是以上诸因素的
综合产物 。 但因宫古岛的野外观察
不能证实这种高位海面停滞 , 故其
中以构造起因的可能性最大。
结 论
在藤壶生存处采到的潮间带藤壶化石壳可
以提供有关近代高位海面停滞的高度和年代的
精确标志 。 甚至在藤壶 已被侵蚀的地方 , 其底
板与基岩接触处形成的痕迹仍可显示藤壶的生
长高度 。 不像珊瑚礁需要一定的时间才能在低
潮面发育为规则礁坪 , 藤壶化石带可以记录非
常短暂的 、 甚至季节性的高海面 。 由于藤壶死
后其壳体在水下易受侵蚀 , 因此 , 抬升藤壶壳
体的分布常与抬升前末次或最近几次中的一次
海面停滞有关 。 藤壶化石提供的另一有用指示
是高海面时藤壶深入海湾和河口的距离 。
这样良好的海面标志在琉球群岛等构造不
稳定区可非常有效地用于 : 1) 确定突发性局部
地壳运动的时间 ( 如在德之岛和冲绳列岛 ) ;
2) 重建地壳逐渐变形的方式和速度 ( 如在久米
岛 ) ; 3) 首次证实60 0平之前不久 , 琉球群岛几
个岛的相对平均海平面较现在为高 。
译自《 P a l a eo g e o g r a p断 , P a la e o e li皿 a ot lo盯 ,
P
a
l a oe e co lO 盯 》 Vo l . 4幼, 1阳` , P . 1 6 1一1 74
胡仲衡 边功 译
富士川群身延组古海底河床的沉积相和沉积模式
徐 场
〔摘要〕 本文 旨在通过沉积相及
其组合一沉积相组的沉积学和地层学
分析 , 阐明身延组扭屑沉积物与发育
在倾向南西西的陆坡上的古海底河床
有关的沉积环境和 沉积机制 。
地 质 概 况
在大地沟带南段西部的山梨县身延地区 ,
分布着中一晚中新统西八代群及整合于其上的
晚中新一上新统富士川群 ( 图 1 ) 。
广布于本区的富士川群 厚逾 4 。 50 0米 ( 顶
界不明 ) , 以砾岩、 砂岩和粉砂岩夹少量火山
(安 山一英安质 ) 碎屑岩构成 。 从下向上可分
为下部组 、 身延组及曙组三个组 。
身延组主要由砾岩 、 粗砂岩等粗屑岩 , 以
及粉砂岩为主的砂岩一粉砂岩互层构成 , 厚约
3 0 0。米 ( 图 2 ) 。 据浮游有孔虫研究 , 其时代
属中新世末至上新世初 。 由此推算的沉积速率
约为 1甸厘米 /千年 , 与阿留申海沟轴及中美海
沟轴等区所报道的迄今最高的沉积速率基本相
当 。
图 1 . 位址和构造图 。
3
. 身延组 4 . 曙组 民
7
. 脉岩
C一心 :
A e A
: 身延向斜
身延向斜 D一 D : 内船背斜
沉积相与沉积相组
人 。 沉积物总体特征
( 1 ) 砾岩和砂岩的单层均具明显底面和
a 9