출처:

Liu, J. Paul, et al. “Holocene development of the Yellow River’s subaqueous delta, North Yellow Sea.” Marine geology 209.1-4 (2004): 45-67.

ISSUE

수심이 약 70 m보다 깊지 않은 반폐쇄성 북황해는 최종빙기최성기(LGM) 저해수위 시기에 완전히 육상으로 노출되었다. 기후와 더불어, 이는 퇴적물 유입에 영향을 주었고, LGM 이후 해수면 상승은 산동 클리노폼 발달에 중요한 역할을 했다. 방대한 해수면 자료를 활용한 Liu (2001)의 연구에 따르면, 동중국해(EC)·황해(YS) 및 남중국해에서 LGM 이후의 해수면 상승은 단계적으로 진행되었으며, 느린 해수면 상승기(2–8 mm/년)가 여러 차례의 짧고 급격한 범람 사건(~80 mm/년)으로 끊어졌다(그림 18). 약 15 ka(보정연대)까지 해수면은 약 –100 m(현재 기준)에 도달했고, 해수가 이미 남황해 중앙부에 유입되기 시작했다. 약 14.3–14.1 ka 사이에 용융수 펄스 1A(MWP-1A, Fairbanks, 1989; Bard et al., 1990; Hanebuth et al., 2000)에 의해 급격한 상승이 발생하여 해수면이 –95 m에서 –80 m로 급등했고, 이는 수평적으로 연간 수백 미터에 달하는 속도로 범람했다. 이 MWP-1A 범람 사건이 끝날 무렵, 해수면은 북황해 남단까지 도달했다. 이후 약 2500년 동안 해수면은 –80 m에서 –60 m까지 연 8 mm 속도로 완만히 상승했다. 약 11.6 ka부터 다시 해수면이 –58 m에서 –43 m로 급등(MWP-1B; Fairbanks)하여 북황해 서부로 급격히 범람했고, 발해로 최초 유입이 시작되었다. 이후 약 1.8천 년 동안 해수면 상승은 –42 ~ –38 m 사이에서 정체되었고, 이 시기에 산동 클리노폼 초기 단계의 상당 부분이 퇴적되었다.

그림 18. 서태평양(황해, 동중국해, 남중국해)의 후빙기 계단식 해수면 상승. 이 단속적(episodic) 해수면 곡선은 동중국해(Liu, 2001), 순다 대륙붕(Hanebuth et al., 2000), 보나파르트해(Yokoyama et al., 2000)의 연안 및 수몰 대륙붕에서 광범위하게 수집한 해수면 지시자(담수 이탄, 기수 및 천해 환경)를 기반으로 작성했다.

 

Holocene development of the Yellow River’s subaqueous delta, North Yellow Sea

북황해 황하 수중 삼각주의 홀로세 발달

J. Paul Liua, *, John D. Millimanb, Shu Gaoc, Peng Chengd

  • a Department of Marine, Earth and Atmospheric Sciences, North Carolina State University, Raleigh, NC 27695, USA
    미국 노스캐롤라이나 주립대학교(North Carolina State University), 해양, 지구 및 대기 과학부
  • b School of Marine Science, College of William & Mary, VA 23062, USA
    미국 윌리엄 앤 메리 대학교(College of William & Mary), 해양 과학 대학원
  • c Deptartment of Geo-Ocean Science, Nanjing University, Nanjing 210093, China
    중국 남경대학교(Nanjing University), 지구해양과학과
  • d Marine Sciences Research Center, Stony Brook University, NY 11794, USA
    미국 스토니브룩 대학교(Stony Brook University), 해양 과학 연구 센터

Keywords: epicontinental sea; Yellow Sea; Yellow River subaqueous delta; seismic; clinoform; sea level

키워드: 내해(內海); 황해(黃海); 황하(黃河) 수중 삼각주; 탄성파; 클라이노폼(clinoform); 해수면

 

논문 요약

개요: 황해에 숨겨진 거대 삼각주의 비밀

현재 황하(黃河)는 중국(中國) 발해만으로 흘러 들어간다. 그런데 과학자들은 그곳에서 동쪽으로 350km나 떨어진 산동반도 앞바다에서 거대한 수중 퇴적층을 발견했다. 두께가 최대 40m에 달하는 이 진흙 쐐기(mud wedge)는 ‘산동 클라이노폼(Shandong clinoform)‘이라 불리며, 어떻게 현재의 강 하구에서 이렇게 멀리 떨어진 곳에 형성될 수 있었는지가 이 논문의 핵심 질문이다.

연구팀은 이 거대 삼각주가 단순히 오늘날의 황하(黃河) 퇴적물이 쌓여 만들어진 것이 아니라고 주장한다. 대신, 마지막 빙하기가 끝난 후 해수면이 급격히 변하고 기후가 바뀌는 과정에서

두 번의 큰 단계를 거쳐 형성된 ‘복합 삼각주’라는 새로운 가설을 제시한다. 이 논문은 바다 밑에 숨겨진 지층을 분석해 수만 년에 걸친 황하(黃河)와 황해(黃海)의 역사를 재구성하는 과정을 담고 있다.

전문용어 풀이

  • 클라이노폼(Clinoform): 바다 밑에서 퇴적물이 쌓여 만들어진 경사진 지층 구조를 말한다. 보통 위는 평평하고(topset), 중간은 가파르며(foreset), 아래는 완만하게(bottomset) 퍼지는 S자 형태를 띤다.
  • 수중 삼각주(Subaqueous delta): 강물이 바다로 들어가면서 운반해 온 흙과 모래가 강 하구의 물속에 쌓여 만들어진 삼각주 지형이다.
  • 현세(Holocene): 마지막 빙하기가 끝나고 약 11,700년 전부터 현재까지 이어지는 지질시대를 말한다.

그림 1.발해(渤海), 북황해(北黃海), 남황해(南黃海), 동중국해(東中國海)의 위치 및 수심 지도. 황해난류(YSWC)와 황해연안한류(YSCCC)의 흐름. 음영 지역은 산동 이질체(mud wedge)와 황해 및 동중국해의 다른 이질 퇴적층의 위치를 나타낸다. 수심 단위는 미터다.

화살표는 황해난류(YSWC)와 황해연안한류(YSCCC)의 흐름을 나타낸다. 회색으로 칠해진 부분은 이 연구의 핵심인 ‘산동 이질체(mud wedge)’와 다른 퇴적층들의 위치다.

 

연구 방법: 바다 밑 지층을 탐사하는 법

연구팀은 바다 밑의 지질 구조를 파악하기 위해 여러 첨단 기술을 사용했다.

  1. 탄성파 탐사 (Seismic Profiling): 배에서 음파를 해저로 발사한 뒤, 지층에 맞고 되돌아오는 신호를 분석하는 기술이다. 마치 병원에서 초음파로 몸속을 보듯이, 이 방법으로 해저 지층의 단면도를 그려 클라이노폼의 형태와 두께, 내부 구조를 파악했다.
  2. 해저 시료 채취 (Coring): 긴 원통형 관을 해저에 박아 넣어 지층의 기둥 모양 샘플(코어)을 채취했다. 이 코어 샘플을 통해 퇴적물의 종류(진흙, 모래 등), 색깔, 성분 등을 직접 분석할 수 있었다.
  3. 연대 측정 (Dating):
  • 납 동위원소(²¹⁰Pb) 분석: 코어 상부의 퇴적물에 포함된 방사성 납(Pb)의 양을 측정해 최근 100~150년간의 퇴적 속도를 계산했다.
  • 방사성 탄소 연대측정(AMS ¹⁴C): 코어 깊은 곳에서 발견된 고대 식물 잔해(이탄, peat)의 탄소 연대를 측정하여 수천 년 전의 정확한 시기를 알아냈다.

 

그림 2 & 3: 연구 데이터 수집 위치

그림 2. 북황해(北黃海)의 탄성파 탐사 경로(선)와 표층 퇴적물 시료 채취 지점(점).

그림 3. 북황해(北黃海) 해저의 3차원 지형. 산동반도 주변으로 이어지는 미세한 계단식 지형을 보여준다. 또한 클라이노폼(clinoform)과 관련하여 탄성파 탐사 경로(검은 선) 및 코어 시료 채취 지점(붉은 사각형)의 위치를 나타낸다.

그림 4, 5, 6: 현재 황해의 해양 환경

그림 4. 해양 관측 경로. C-D(산동반도 동쪽 끝), A-B(산동에서 요동반도(遼東半島)까지 북황해(北黃海) 횡단), E-F(산동에서 요동(遼東)까지 발해(渤海) 해협 횡단) 경로를 보여준다.

그림 5. 북황해(北黃海) 전체를 가로지르는 A-B 경로의 수온 및 염분 수직 단면도(1989-1991). (a, b)는 물이 잘 섞이는 겨울철 상태를, (c, d)는 중앙부 바닥에 차고 염분이 높은 수괴가 형성되어 층이 나뉘는 여름철 상태를 보여준다

그림 6. C-D 및 E-F 경로의 총 부유 퇴적물(TSS) 분포 수직 단면도. (a) 겨울철 연안 바닥의 높은 부유물 농도와 (b-d) 여름철의 낮은 농도를 보여준다. 경로는 그림 4에 표시되어 있다.

겨울(a)에는 바람이 강해 해안가 바닥에 흙탕물이 많지만, 여름(b-d)에는 바다가 잔잔해져 물이 비교적 맑아지는 것을 보여준다.

 

연구 결과: 드러나는 황하 삼각주의 역사

1. 거대 삼각주의 구조와 모습

탄성파 탐사 결과, 산동 클라이노폼은 매우 복잡한 내부 구조를 가지고 있었다. 특히 음파 신호가 잘 투과되지 않는 ‘혼탁한(turbid)’ 하부층과, 비교적 깨끗하게 보이는 ‘투명한(transparent)’ 상부층으로 나뉘는 것이 확인되었다. 이는 두 층이 서로 다른 시기와 환경에서 형성되었음을 암시한다.

그림 7 ~ 13: 탄성파 탐사로 본 바다 밑 세상

그림 7. 산동반도 동쪽 끝에서 얻은 99-A와 83-a 경로의 탄성파 단면 기록. 서쪽에는 클라이노폼(clinoform)이, 동쪽에는 해수면 상승 시기에 형성된 침식면(ravinement surface)이 나타난다. 경로 위치는 그림 2와 3에 표시되어 있다.

그림 8. 99-A 탄성파 경로 서쪽 끝부분의 고해상도 기록. 서쪽에 사교형 특징을 보이는 클라이노폼(clinoform) 구조가 나타난다. 후기 이질 퇴적층 아래에는 최대 범람면(mfs)으로 끝나는 해침 체계역(TST)이 보인다. 초기 단계의 바텀셋(bottomset)은 후기 포어셋(foreset) 퇴적물에 의해 덮여 있는 것을 볼 수 있다. 경로 위치는 그림 2와 3에 표시되어 있다.

그림 9. 산동반도 북쪽 해안을 따라 동부 북황해(北黃海)에서 서부 북황해(北黃海)로 향하는 99-B 경로의 탄성파 기록. 이질체(mud wedge)가 바다 쪽과 동쪽으로 확장되는 모습을 보여준다. 아래 그림은 클라이노폼(clinoform)의 끝부분과 최동단을 확대한 것이다. 경로 위치는 그림 2와 3에 표시되어 있다.

그림 10. 99-E와 99-F 탄성파 단면도. NYS-5 코어에서 부드럽고 투명한 이질 퇴적층 아래에 놓인 이탄(peat) 시료가 채취되었다. 이 이탄층은 단면도에서 보이는 강한 반사면에 해당할 수 있다. 육지 쪽 기록에서는 생물기원 메탄가스가 뚜렷하며, 이로 인해 음파 신호의 투과가 제한된다. 경로 위치는 그림 2와 3에 표시되어 있다.

그림 9 & 10: 북황해(北黃海) 동쪽과 중앙부의 탄성파 단면도. 삼각주가 바다 쪽(동쪽)으로 확장된 모습을 보여준다. 특히 하부의 ‘근접 단계(Proximal phase)’ 층과 상부의 ‘원격 단계(Distal phase)’ 층으로 구분되는 구조가 뚜렷하다. 그림 10에서는 퇴적층 아래에서 발견된 이탄(peat) 샘플(NYS-5)의 위치를 보여주는데, 이는 과거 이곳이 육지 환경이었음을 증명한다.

그림 11. 서부 북황해(北黃海)의 99-C 경로와 중앙 북황해(北黃海)를 남북으로 가로지르는 99-D 경로의 탄성파 기록. 99-C는 다른 단면도에서 보이는 투명한 특성을 보이지 않는데, 이는 퇴적물 입자가 더 거칠다는 것을 나타낸다. 경로 위치는 그림 2와 3에 표시되어 있다.

그림 12. S45 코어는 ‘현대’ 이질층 아래에 놓인 바람에 의해 퇴적된 뢰스(loess, 황토) 퇴적층을 보여준다 (그림 15 참조). 이 뢰스는 마지막 최대 빙하기(LGM)의 저해수면기 퇴적 환경을 반영할 수 있다. 98b 단면도는 북황해(北黃海) 동부와 발해(渤海)에 현세 퇴적물이 10m 미만임을 나타낸다. 코어 위치는 그림 2에 표시되어 있다.

그림 11 & 12: 북황해(北黃海) 서쪽과 발해(渤海) 입구의 단면도. 발해만 쪽으로 갈수록 클라이노폼이 얇아지거나 사라지는 것을 보여준다. 이는 퇴적물의 주 공급원이 더 동쪽에 있었음을 시사한다.

그림 13. 산동반도 끝에서 남황해(南黃海) 중앙부로 남쪽으로 뻗어 나가는 84-4 탄성파 단면도. 가스를 포함하며 남쪽으로 향하는 클라이노폼(clinoform)을 보여준다. 경로 위치는 그림 2와 3에 표시되어 있다.

 

2. 퇴적물의 성분과 퇴적 속도

코어 분석 결과, 클라이노폼의 상부층은 주로 고운 진흙(점토-실트)으로 이루어져 있었다. 반면 하부층에서는 더 굵은 모래나 단단한 점토층이 발견되었고, 심지어 과거 육지에서 바람에 날려 쌓인 황토(뢰스, loess)층도 확인되었다. 이는 과거에 이곳이 바다가 아닌 육지였음을 증명하는 강력한 증거다.

납 동위원소(²¹⁰Pb) 분석 결과, 현재 퇴적 속도는 위치에 따라 크게 달랐다. 해안에 가까운 얕은 곳(topset)은 연간 6~12mm로 매우 빠르게 쌓이는 반면 , 깊은 바다 쪽(bottomset)은 연간 1mm 미만으로 매우 느리게 쌓이고 있었다.

그림 14 ~ 17: 퇴적물 분석 결과

그림 14. 표층 퇴적물 시료의 입자 크기 분포도. 입자 크기 경향 분석을 통해 순 퇴적물 이동 패턴을 파악할 수 있다. 시료 위치는 그림 2에 표시되어 있다.

산동반도 근처와 분지 중앙에 가장 고운 입자(숫자가 클수록 고움)가 쌓여있음을 보여준다. 화살표는 퇴적물의 예상 이동 경로를 나타낸다.

그림 15. 포어셋(foreset)에서 바텀셋(bottomset)에 이르는 지층 단면도. 중앙 북황해(北黃海) 외해에서는 얇은 이질(점토질 실트)이 발견되었고, 연안 쪽에는 두꺼운 이질층이 있다. S44와 S45 코어의 하부에는 모래질 실트층이 나타나는데, 이는 해수면 상승 이전 또는 상승 시기의 퇴적물로 음향 불일치면을 형성한다. 코어 위치는 그림 2에 표시되어 있다.

클라이노폼의 여러 위치에서 채취한 퇴적물의 구성을 보여준다. S45 코어 하단에서는 선명한 황토(Loess)층이 발견되어 과거 육지 환경이었음을 증명한다.

그림 16. S44, S45, S46, S54 코어의 비지지(과잉) ²¹⁰Pb 농도 프로파일과, 이를 통해 추정된 퇴적 속도를 보여주는 선형 회귀 그래프. 코어 위치는 그림 3에 표시되어 있다.

그림 17. 탑셋(topset)에 위치한 NYS-1, NYS-2, S49 코어의 총 ²¹⁰Pb 및 과잉 ²¹⁰Pb 농도 프로파일. 코어 위치는 그림 3에 표시되어 있다.

그림 16 & 17: 납(²¹⁰Pb) 동위원소 분석을 통한 퇴적 속도 계산 그래프. 수심이 얕은 연안 지역(NYS-1, NYS-2)일수록 퇴적 속도가 빠르고, 수심이 깊은 외해(S44, S54)로 갈수록 느려지는 경향을 뚜렷하게 보여준다.

 

3. 황하 대서사시: 삼각주 형성의 두 단계

연구팀은 위의 모든 증거를 종합하여, 산동 클라이노폼이 다음과 같은 두 단계를 거쳐 형성되었다고 결론 내렸다.

1단계: 근접 단계 (Proximal Phase, 약 11,000년 ~ 9,200년 전)

  • 배경: 마지막 빙하기 이후 해수면이 급격히 상승하다가 잠시 주춤하던 시기였다. 이때 아시아 여름 계절풍이 강력해지면서 황하(黃河)의 유량이 폭발적으로 증가했다.
  • 전개: 당시 황하(黃河)의 하구는 지금과 달리 산동반도 북쪽에 바로 위치해 있었다. 엄청난 양의 퇴적물이 하구 바로 앞에 쏟아져 나오면서 클라이노폼의 거대한 하부 구조(혼탁층)가 빠르게 형성되었다. 퇴적물과 함께 묻힌 유기물이 썩으면서 발생한 가스로 인해 이 지층은 탄성파 탐사에서 ‘혼탁하게’ 보인다.

2단계: 원격 단계 (Distal Phase, 약 9,200년 전 ~ 현재)

  • 배경: 약 9,200년 전, 다시 해수면이 급상승하고 대홍수가 발생하면서 황하(黃河)는 물길을 바꿔 산동반도 남쪽으로 흐르기 시작했다. 이로 인해 북쪽의 퇴적물 공급이 일시적으로 끊겼다.
  • 전개: 약 7,000년 전 황하(黃河)는 다시 북쪽으로 물길을 돌렸지만, 그 사이 해수면이 더 상승하여 하구는 서쪽 발해만 안쪽으로 멀리 후퇴했다. 이후에는 발해만을 빠져나온 일부 미세 퇴적물과 주변 해안 침식으로 운반된 퇴적물이 아주 천천히 기존 클라이노폼 위에 얇게 쌓였다. 이것이 바로 ‘투명한’ 상부층이다.

그림 18. 서태평양(황해, 동중국해, 남중국해)의 후빙기 계단식 해수면 상승. 이 단속적(episodic) 해수면 곡선은 동중국해(Liu, 2001), 순다 대륙붕(Hanebuth et al., 2000), 보나파르트해(Yokoyama et al., 2000)의 연안 및 수몰 대륙붕에서 광범위하게 수집한 해수면 지시자(담수 이탄, 기수 및 천해 환경)를 기반으로 작성했다.

서태평양 지역의 마지막 빙하기 이후 해수면 변화를 보여주는 그래프로 해수면이 일정하게 상승한 것이 아니라, 여러 차례의 급상승기(MWP-1A, 1B, 1C, 1d)와 정체기가 반복되는 ‘계단식’으로 상승했음을 보여준다. 이 계단식 변화가 삼각주 형성의 결정적인 단계를 만들었다.

그림 19 & 20: 삼각주 형성 모델

그림 19. 산동반도 주변의 근접(A) 및 원격(B) 단계 이질 퇴적층 등층후선도(두께가 같은 지점을 연결한 선). 위쪽 (A)의 점선은 융빙수 펄스 1B(MWP-1B) 해수면 상승 이후인 약 11,000년 전에 형성된 고해안선(-40m)을 나타낸다. 당시 황하(黃河)는 북황해(北黃海)로 흘러들었던 것으로 추정된다.

(A)는 약 11,000년 전 황하(黃河)가 바로 앞에 퇴적물을 쏟아내던 ‘근접 단계’의 두께 분포를 보여준다. (B)는 하구가 멀어진 후 소량의 퇴적물이 멀리서 운반되어 쌓인 ‘원격 단계’의 두께 분포를 보여준다.

그림 20. 북황해(北黃海) 황하(黃河) 수중 삼각주의 형태에 영향을 미치는 퇴적 과정들. 전진하는 클라이노폼(clinoform) 이질체(mud wedge)가 산동반도의 북쪽과 남쪽을 감싸고 있다.

황하(黃河)에서 나온 퇴적물, 주변 작은 강과 해안 침식 물질이 해류(YSWC, 연안류 등)와 용승(upwelling)에 의해 운반되고 섞여 현재의 삼각주 형태를 유지하고 있음을 보여준다.

시사점: 과거를 통해 현재를 이해하다

1. 산동 클라이노폼은 복합 삼각주다: 이 거대 지형은 단일한 과정이 아닌, 빙하기 이후 해수면 상승과 기후 변화라는 거대한 지구 시스템의 변화 속에서 ‘근접 단계’와 ‘원격 단계’라는 두 개의 뚜렷한 과정을 거쳐 형성된 복합적인 산물이다.

2. 해수면의 ‘계단식 상승’이 핵심 동력이었다: 해수면이 급상승 후 잠시 멈추는 ‘계단식’ 변화가 퇴적물이 쌓일 수 있는 공간과 시간을 제공했고, 이것이 거대 클라이노폼 형성의 결정적 계기가 되었다.

3. 황해(黃海) 같은 넓고 얕은 바다의 퇴적 모델을 제시했다: 이 연구는 황해(黃海)와 같이 넓고 얕은 대륙붕(내해, epicontinental sea)에서 기후와 해수면 변화에 따라 삼각주가 어떻게 형성되고 발달하는지에 대한 중요한 모델을 제시한다. 이는 전 세계 다른 유사한 환경을 이해하는 데도 적용될 수 있다.

결론적으로, 산동반도 앞바다에 잠들어 있는 거대한 삼각주는 수만 년에 걸친 황하(黃河)의 이동, 해수면의 상승과 하강, 그리고 기후 변화가 빚어낸 장대한 역사의 기록물이라고 할 수 있다.

그림 21: (c)와 같이 진폭이 큰 계단식 후빙기 해수면 상승 하에서, 대륙 주변부(pericontinental) (a)와 내륙해성 대륙붕(epicontinental) (b) (예: 동중국해 및 황해) 사이의 서로 다른 순차층서 모델을 보여주는 간략한 도표.

(a)는 일반적인 대륙 주변부(pericontinental)의 교과서적 모델이다. 반면 (b)는 황해(黃海)처럼 넓고 평평한 내해(epicontinental)에서 나타나는 모델로, 해수면이 급상승할 때 퇴적층이 중간중간 끊기고 여러 개의 분리된 형태로 쌓이는 특징을 보여준다. 이 논문의 연구 결과는 (b) 모델을 강력하게 지지한다.

 

Holocene development of the Yellow River’s subaqueous delta, North Yellow Sea

북황해 황하 수중 삼각주의 홀로세 발달

Abstract

High-resolution seismic profiles from the North Yellow Sea reveal a 20-40-m-thick subaqueous clinoform delta that wraps around the eastern end of the Shandong Peninsula, extending into the South Yellow Sea. This complex sigmoidal-oblique clinoform, containing an estimated 400 km³ of sediment, overlies prominent relict transgressive surfaces. The nearshore topset of the clinoform, <30-m water depth, has a ≪1:1000 gradient, with high sedimentation rates (²¹⁰Pb) ∼6–12 mm/year. Foreset beds (30-50 m) dip seaward at a steeper gradient (2:1000) and have sedimentation rates ∼3 mm/year. Bottomset strata, in water depths >50 m, contain less than 1 m of Holocene sediment, with low sedimentation rates, <1mm/year. In contrast to other clinoforms, the Shandong clinoform appears to be a compound subaqueous deltaic system, with what we interpret to be proximal and distal phases of clinoform development. The underlying proximal sequence formed proximally between 11 and 9.2 ka in response to a temporary pause in the rapid postglacial sea-level rise after the meltwater pulse IB (MWP-1B) and increased discharge from the Yellow River to the North Yellow Sea due to intensification of the summer monsoon. A flooding surface appears to separate the proximal and distal phases, corresponding to the next rapid sea-level rise 9.5-9.2 ka BP (MWP-1C). Since 9.2 ka BP, an overlying distal sedimentary sequence has accumulated, reflecting the back-stepping and shifting river mouth westward to the Gulf of Bohai. Some inputs from coastal erosion and nearby small streams may be locally important. Along-shore transport, cross-shelf advection, and upwelling in the North Yellow Sea have reworked post-LGM sediment and have helped maintain the morphology of the clinoform in the Shandong mud wedge.

북황해(北黃海)에서 확보한 고해상도 탄성파 단면 자료는 20-40m 두께의 수중 클라이노폼(clinoform) 삼각주를 보여준다. 이 삼각주는 산동반도 동쪽 끝을 감싸 남황해(南黃海)까지 뻗어있다. 약 400 km³의 퇴적물을 포함하는 이 복합적인 시그모이드-사교형 클라이노폼은 뚜렷한 잔류 해침면(relict transgressive surfaces) 위에 놓여있다. 수심 30m 미만의 연안에 위치한 클라이노폼의 탑셋(topset)은 경사도가 1:1000보다 훨씬 완만하며, 퇴적률은 연간 약 6-12mm로 높다. 수심 30-50m의 포어셋(foreset)은 바다 쪽으로 2:1000의 더 가파른 경사를 보이며 퇴적률은 연간 약 3mm이다. 수심 50m 이상의 바텀셋(bottomset)에는 현세 퇴적물이 1m 미만으로 쌓여있고, 퇴적률은 연간 1mm 미만으로 낮다. 다른 클라이노폼과 달리, 산동 클라이노폼은 복합적인 수중 삼각주 체계로 보인다. 우리는 이를 클라이노폼 발달의 근접 단계와 원격 단계로 해석한다. 아래에 놓인 근접 순차층(proximal sequence)은 11,000년 전에서 9,200년 전 사이에 형성됐다. 이는 융빙수 펄스 IB(MWP-1B) 이후의 급격한 후빙기 해수면 상승이 일시적으로 멈추고, 여름 계절풍이 강해지면서 황하(黃河)의 유량이 북황해(北黃海)로 증가한 것에 대한 반응이다. 범람면(flooding surface)이 근접 단계와 원격 단계를 구분하는 것으로 보이며, 이는 9,500년 전에서 9,200년 전 사이의 다음 급격한 해수면 상승(MWP-1C)에 해당한다. 9,200년 전 이후로는 그 위에 원격 퇴적 순차층(distal sedimentary sequence)이 쌓였다. 이는 하구가 발해만 쪽으로 후퇴하고 서쪽으로 이동했음을 반영한다. 해안 침식과 인근 작은 하천으로부터의 일부 유입도 국지적으로 중요할 수 있다. 북황해(北黃海)의 연안류(along-shore transport), 횡단류(cross-shelf advection), 그리고 용승(upwelling)은 마지막 최대 빙하기(LGM) 이후의 퇴적물을 재동(rework)하여 산동 이질체(mud wedge)에 있는 클라이노폼의 형태를 유지하는 데 기여했다.

1. Introduction

Rivers and their deltas serve as the primary pathway for the transport of fresh water and terrigenous sediment to the coastal ocean (Milliman and Meade, 1983). The morphology of deltas, which constitute an important component within stratigraphic sequences in both modern and ancient continental margins (Morgan, 1970), is largely controlled by the fluvial, tidal, and wave regime (Wright and Coleman, 1973). Equally prominent off many large river mouths are subaqueous clinoforms, meters in height and tens of kilometers in horizontal extent, characterized by relatively flat topset beds, steeper foresets, and gradual bottom sets. Modern examples include clinoforms off the Amazon (Nittrouer et al., 1986), the Yellow River (Huanghe) (Alexander et al., 1991), the Ganges–Brahmaputra (G–B) (Kuehl et al., 1997), and the Yangtze (Changjiang) (Chen et al., 2000) rivers.

강과 그 삼각주는 담수와 육상 기원의 퇴적물을 연안 해양으로 운반하는 주요 경로 역할을 한다(Milliman and Meade, 1983). 현대와 고대의 대륙 주변부 모두에서 층서학적 연속체의 중요한 요소를 이루는 삼각주의 형태는 주로 하천, 조석, 파랑 체계에 의해 좌우된다(Morgan, 1970; Wright and Coleman, 1973). 많은 대하천 하구 근처에는 수중 클리노폼이 뚜렷하게 발달해 있으며, 이들은 수 미터 높이와 수십 킬로미터 수평 범위를 가지며, 비교적 평평한 상부층(topset), 더 가파른 전사면(foreset), 그리고 완만한 저사면(bottomset)으로 특징지어진다. 현대 사례로는 아마존(Nittrouer et al., 1986), 황하(Alexander et al., 1991), 갠지스–브라마푸트라(Kuehl et al., 1997), 양쯔강(Chen et al., 2000) 등의 클리노폼이 있다.

As with other sedimentary features, clinoform development and resultant geometry are dictated by the complex interplay of sediment supply, depositional environment, and the extent and rate of the rise/fall of relative sea level. Kuehl et al. (1986) attributed the low accumulation rates (<1 mm/year) on the Amazon clinoform topset (<20-m water depth) to energetic physical conditions. Decreased wave and tidal energy on the thick foreset beds at 30–60-m water depth results in higher rates of sediment accumulation, as great as 100 mm/year. Accumulation in bottomset (>70-m water depth) strata decreases in response to reduced sediment supply. High-resolution seismic profiles on the Bengal shelf also show highest accumulation rates (~50 mm/year) in the foreset region of the G–B subaqueous delta (30–60-m water depth) and lowest (<3 mm/year) in the bottomset (60–80-m water depth) (Kuehl et al., 1997). A similar stratigraphy has been described for the Yangtze subaqueous delta (Chen et al., 2000).

다른 퇴적 구조와 마찬가지로, 클리노폼의 발달과 그 결과적 형태는 퇴적물 공급, 퇴적 환경, 그리고 상대 해수면 상승·하강의 정도와 속도의 복합적인 상호작용에 의해 결정된다. Kuehl et al. (1986)은 아마존 클리노폼 상부층(수심 <20 m)에서의 낮은 축적률(<1 mm/년)을 강력한 물리적 조건 때문이라고 보았다. 반면 수심 30–60 m의 두꺼운 전사면에서 파랑과 조석 에너지가 감소함에 따라 퇴적률은 최대 100 mm/년에 달한다. 수심 70 m 이상 저사면에서는 퇴적물 공급 감소로 인해 축적률이 낮아진다. 벵골 대륙붕의 고해상도 탄성파 단면 또한 갠지스–브라마푸트라 수중 삼각주의 전사면(30–60 m)에서 가장 높은 축적률(~50 mm/년), 저사면(60–80 m)에서 가장 낮은 축적률(<3 mm/년)을 보여준다(Kuehl et al., 1997). 양쯔강 수중 삼각주 역시 유사한 층서 구조가 보고되었다(Chen et al., 2000).

Many subaqueous clinoforms seem to overlie a transgressive layer 60 m or more below present-day sea level. Beyond seaward limit of the Yangtze subaqueous bottomset, at 60–70 m, for example, sediments are composed of grayish yellow, well-sorted fine to medium–fine sands containing shallow-water shells (Chen et al., 2000), representing relict sediments deposited during the last regression, lowstand and subsequent transgression of sea level (Saito et al., 1998). Thus, understanding of the geometry and formation of subaqueous clinoforms requires not only a knowledge of present-day environmental conditions, but also of sea-level history.

많은 수중 클리노폼은 현재 해수면 기준으로 약 –60 m 이하에 형성된 범람층(transgressive layer) 위에 놓여 있는 것으로 보인다. 예를 들어 양쯔강 수중 삼각주의 저사면 경계(수심 60–70 m) 너머에서는, 퇴적물이 회황색의 잘 분급된 세립~중세립 모래로 구성되어 있으며, 천해성 패류가 포함되어 있다(Chen et al., 2000). 이는 마지막 해수면 후퇴기와 저해수위기, 그리고 이후 범람기 동안 퇴적된 잔존 퇴적물임을 나타낸다(Saito et al., 1998). 따라서 수중 클리노폼의 형태와 형성을 이해하려면 현재의 환경 조건뿐 아니라 해수면 변동의 역사도 함께 고려해야 한다.

The modern Yellow River, which presently discharges into the western Bohai Sea (Fig. 1), is widely recognized as having (together with the Amazon and Ganges–Brahmaputra) the highest sediment load on Earth, about 10⁹ t/year (Qian and Dai, 1980; Milliman and Syvitski, 1992). Highly turbid gravity flows transport some sediment off the modern delta (Wright et al., 1988, 1990), but most of the fluvially derived sediment (>90%) appears to remain trapped within the modern deltaic system (Bornhold et al., 1986; Martin et al., 1993; Wright et al., 2001). In the 1980s, a prominent mud wedge was noted extending southward from the eastern tip of the Shandong Peninsula (Milliman et al., 1987), some 350 km east of the present-day river mouth. Alexander et al. (1991) suggested that this Shandong Subaqueous Delta represents a direct escape route of Yellow River sediment into the South Yellow Sea. More recent work has shown that this clinoform also extends along the northern side of the Shandong Peninsula in the North Yellow Sea (Liu et al., 2002). In contrast to Alexander et al. (1991), however, Liu et al. (2002) have suggested that much of this thick mud wedge was probably formed proximally to the paleo-Yellow River mouth in the early Holocene. In this paper, we discuss the high-resolution seismic structure and sedimentary facies in the North Yellow Sea as well as other sedimentological and oceanographic data, which collectively allow us to synthesize the history of this prominent clinoform.

현재 서부 발해로 유입되는 현대 황하는(그림 1), 아마존과 갠지스–브라마푸트라와 함께 지구상에서 가장 많은 퇴적물을 운반하는 하천으로 널리 알려져 있으며, 연간 약 10⁹ 톤에 달한다(Qian and Dai, 1980; Milliman and Syvitski, 1992). 탁도가 매우 높은 중력류가 일부 퇴적물을 현대 삼각주 밖으로 운반하기도 하지만(Wright et al., 1988, 1990), 대부분의 하천 기원 퇴적물(>90%)은 현대 삼각주 체계 내부에 가두어진 상태로 남아 있는 것으로 보인다(Bornhold et al., 1986; Martin et al., 1993; Wright et al., 2001). 1980년대에 산동반도 동단에서 남쪽으로 뻗은 두드러진 니설상체(mud wedge)가 관찰되었는데(Milliman et al., 1987), 이는 현재 황하 하구에서 약 350 km 동쪽에 위치한다. Alexander et al. (1991)은 이 산동 수중 삼각주가 황하 퇴적물이 남황해로 직접 유입되는 경로라고 제안했다. 그러나 이후 연구에서는 이 클리노폼이 산동반도 북쪽, 북황해까지도 확장되어 있음이 밝혀졌다(Liu et al., 2002). Alexander et al. (1991)과 달리, Liu et al. (2002)은 이 두꺼운 니설상체의 상당 부분이 초기 홀로세 시기 고(古)황하 하구 근처에서 형성된 것이라고 제안했다. 본 논문에서는 북황해의 고해상도 탄성파 구조와 퇴적상뿐 아니라 다른 퇴적학적·해양학적 자료를 함께 논의하여, 이 두드러진 클리노폼의 형성사를 종합한다.

그림 1.발해(渤海), 북황해(北黃海), 남황해(南黃海), 동중국해(東中國海)의 위치 및 수심 지도. 황해난류(YSWC)와 황해연안한류(YSCCC)의 흐름. 음영 지역은 산동 이질체(mud wedge)와 황해 및 동중국해의 다른 이질 퇴적층의 위치를 나타낸다. 수심 단위는 미터다.

2. Study area

2.1. Bathymetry

The Yellow Sea is a shallow, relatively flat, semi-closed epicontinental sea bordered by China and the Korean peninsula. To the northwest is the very shallow Bohai Sea, with water depths generally less than 40 m. To the south is the East China Sea (Fig. 1), which borders the Okinawa Trough to the south. A NW–SE trough, defined by the 80-m isobath (Fig. 1), transects the eastern part of the Yellow Sea; elsewhere, water depths are shallower. The Shandong Peninsula separates the South from the North Yellow Sea (NYS).

The NYS, the subject of this paper, is defined largely by the 40- and 60-m isobaths. Most of the central portion of the basin is deeper than 50 m and characterized by a relatively flat bottom (Figs. 2 and 3), although large symmetrical bed forms occur in the northeast adjacent to the Yalu River. The apparent symmetrical configuration of these sand ridges suggests that they are heavily influenced by tidal oscillations within the NYS (Qin et al., 1989). Greatest depths in the NYS occur between the Shandong Peninsula and Korea, where depths locally exceed 70 m (Qin et al., 1989).

황해는 중국과 한반도에 둘러싸인 얕고 비교적 평탄한 반폐쇄성의 내해이다. 북서쪽에는 수심이 일반적으로 40 m 미만인 매우 얕은 발해가 있으며, 남쪽에는 오키나와 해구와 접하는 동중국해가 있다(그림 1). 황해 동부에는 수심선 80 m로 정의되는 NW–SE 방향의 해구가 발달해 있으며, 그 외 지역은 더 얕다. 산동반도는 남황해와 북황해(NYS)를 구분한다.

본 논문에서 다루는 북황해는 주로 수심선 40 m와 60 m로 정의된다. 분지 중앙 대부분은 수심 50 m 이상으로 비교적 평탄한 저면이 특징적이다(그림 2, 3). 그러나 북동쪽 압록강 인근에는 대칭적인 대형 저형상(bed forms)이 나타난다. 이러한 대칭적 사구 배열은 북황해 내부의 조석 진동에 크게 영향을 받았음을 시사한다(Qin et al., 1989). 북황해에서 가장 깊은 곳은 산동반도와 한반도 사이이며, 일부 지역에서는 수심이 70 m를 초과한다(Qin et al., 1989).

그림 2. 북황해(北黃海)의 탄성파 탐사 경로(선)와 표층 퇴적물 시료 채취 지점(점).

그림 3. 북황해(北黃海) 해저의 3차원 지형. 산동반도 주변으로 이어지는 미세한 계단식 지형을 보여준다. 또한 클라이노폼(clinoform)과 관련하여 탄성파 탐사 경로(검은 선) 및 코어 시료 채취 지점(붉은 사각형)의 위치를 나타낸다.

 

The three-dimensional bathymetric morphology (Fig. 3) shows a prominent terrace that wraps around the eastern Shandong Peninsula; we call this feature the Shandong clinoform. Gradients in water depths shallower than about 20–25 m are <1:1000, whereas on the clinoform’s foresets gradients are 2:1000.

3차원 해저 지형(그림 3)은 산동반도 동부를 감싸는 뚜렷한 테라스를 보여주며, 이를 산동 클리노폼이라고 부른다. 수심 약 20–25 m보다 얕은 곳의 경사는 1:1000 미만인 반면, 클리노폼 전사면의 경사는 2:1000이다.

There are, however, several subtle breaks in clinoform topography (Fig. 3). A 5–10-m linear depression is seen in water depths shallower than about 25–40 m (see Profile 99-E in Fig. 10), landward of which the bottom shoals towards the peninsula. As will be discussed later, we suspect that this shallow trough may reflect erosion and eastward transport of clinoform sediment. The other morphologic break occurs at about 45 m in profiles 99-E and 99-F (Fig. 10) and represents what we term the toe of the clinoform (see below).

그러나 클리노폼 지형에는 몇 가지 미묘한 단절이 있다(그림 3). 수심 약 25–40 m보다 얕은 지역에서는 깊이 5–10 m의 선형 함몰부가 나타나며(그림 10의 단면 99-E 참조), 그 육쪽에서는 저면이 반도 쪽으로 점차 얕아진다. 이후에 논의하겠지만, 우리는 이 얕은 수로가 클리노폼 퇴적물이 침식되고 동쪽으로 이동한 흔적일 수 있다고 본다. 다른 형태적 단절은 수심 약 45 m 지점에서 나타나며(그림 10의 단면 99-E, 99-F), 이는 우리가 ‘클리노폼의 발끝(toe)’이라고 부르는 지점을 나타낸다.

그림 10. 99-E와 99-F 탄성파 단면도. NYS-5 코어에서 부드럽고 투명한 이질 퇴적층 아래에 놓인 이탄(peat) 시료가 채취되었다. 이 이탄층은 단면도에서 보이는 강한 반사면에 해당할 수 있다. 육지 쪽 기록에서는 생물기원 메탄가스가 뚜렷하며, 이로 인해 음파 신호의 투과가 제한된다. 경로 위치는 그림 2와 3에 표시되어 있다.

 

2.2. Regional oceanography

The general circulation in the North Yellow Sea is characterized by a counterclockwise gyre, with northwestward inflow of Yellow Sea Warm Current (YSWC) in the winter along the eastern and northern sides of the basin and the Yellow Sea Cold Coastal Current (YSCCC) flowing eastward from the Gulf of Bohai along the Shandong Peninsula into South Yellow Sea (Fig. 1). During the winter, strong northwesterly winds drive surface and nearshore transport southward, necessitating a northward return flow at depth. The YSWC, reaching at most about 5 cm/s (Yuan and Su, 1984), produces a warm tongue of water that follows a path along the deepest axis in the eastern SYS and northern NYS basins (Zheng and Klemas, 1982). The YSWC also penetrates into Bohai Sea and plays an important role in forming sand ridges in the east Bohai Sea and dispersing the fine sediments into the west side of the Gulf (Liu et al., 1998).

북황해의 일반적인 순환은 반시계 방향 와류로 특징지어진다. 겨울철에는 황해난류(YSWC)가 분지의 동쪽과 북쪽을 따라 북서쪽으로 유입되고, 황해한류 연안류(YSCCC)는 발해만에서 산동반도를 따라 동쪽으로 흘러 남황해로 들어간다(그림 1). 겨울 동안 강한 북서풍은 표층과 연안의 수송을 남쪽으로 몰아내며, 그 결과 심층에서 북향 환류가 필요해진다. 황해난류는 최대 약 5 cm/s(Yuan and Su, 1984)에 이르며, 동남황해와 북황해 분지의 가장 깊은 축을 따라 따뜻한 수괴 혀(warm tongue)를 형성한다(Zheng and Klemas, 1982). 황해난류는 또한 발해로 침투하여 발해 동부에서 사구 형성에 중요한 역할을 하며, 세립질 퇴적물을 만 서쪽으로 확산시키는 데 기여한다(Liu et al., 1998).

Temperature and salinity profiles (A–B) across the NYS (Figs. 4–6) based on published hydrographic data indicate that the entire NYS can be well mixed under the influence of strong northwesterly wintertime winds, November (Fig. 5a) and February (Fig. 5b). At the same time, a cold, fresh surface water flows eastward out of the Bohai Sea into the NYS and SYS along the north coast of Shandong Peninsula, and a relatively warmer, more saline subsurface counter-current flows westward (Guan, 2000). Suspended sediment concentrations in the wintertime are highest in nearshore regions (cross-section C–D), with values exceeding 50 mg/l (Fig. 6a).

기존 수문학 자료를 바탕으로 한 북황해 횡단 온도·염분 단면(A–B, 그림 4–6)은, 강한 겨울철 북서풍의 영향으로 11월(그림 5a)과 2월(그림 5b)에 북황해 전역이 잘 혼합될 수 있음을 보여준다. 동시에 발해에서 차갑고 담수 성격의 표층수가 산동반도 북안을 따라 동쪽으로 흘러 북황해와 남황해로 유입되고, 상대적으로 따뜻하고 염분이 높은 아층류(counter-current)가 서쪽으로 흐른다(Guan, 2000). 겨울철 부유퇴적물 농도는 연안 지역에서 가장 높으며(C–D 단면), 50 mg/l를 초과한다(그림 6a).

The summertime hydrography across the NYS (A–B) is characterized by a pronounced cold-pool in the deeper basin overlain by 20–25 m of highly stratified warmer water (Figs. 5c and d) (Martin et al., 1993). Stratification breaks down along the boundaries of the NYS, reflecting in part counterclockwise circulation in the NYS and landward upwelling (Zhao, 1996). A sustained cold surface water around eastern tip of the Shandong Peninsula also suggests possible upwelling (Xia and Guo, 1983). More stratified summertime conditions and calmer weather result in the much lower suspended matter concentrations in NYS coastal waters (i.e., C–D and E–F profiles), generally 5–10 mg/l (Fig. 6b and d) (Li and Ding, 1996; Martin et al., 1993).

여름철 북황해 횡단 수문학(A–B)은 깊은 분지의 냉수괴(cold pool)와 그 위에 놓인 20–25 m 두께의 고도로 성층화된 따뜻한 수괴로 특징지어진다(그림 5c, d; Martin et al., 1993). 성층은 북황해 경계에서 붕괴되며, 이는 부분적으로 북황해의 반시계 순환과 연안 용승을 반영한다(Zhao, 1996). 산동반도 동단 부근의 지속적인 차가운 표층수도 용승 가능성을 시사한다(Xia and Guo, 1983). 여름철 성층 심화와 잔잔한 기상은 북황해 연안 해역의 부유물 농도를 크게 낮추며(C–D, E–F 단면), 일반적으로 5–10 mg/l에 불과하다(그림 6b, d; Li and Ding, 1996; Martin et al., 1993).

2.3. The Yellow River

The most unique feature of the Yellow Sea is the presence of the Yellow River, which currently discharges into the Gulf of Bohai, but as recently as 1855 discharged south of the Shandong Peninsula along the Jiangsu coast (Fig. 1). Draining arid northern China, the river’s discharge historically has been low; its large sediment loads come from the easily erodible late Pleistocene loess along the middle reaches of the river, as well as impacts of historically poor farming techniques. Over the past 2000 years or so, the river has discharged about 10⁹ t/year of sediment, before which its load may have been as much as an order of magnitude lower (Milliman et al., 1987; Saito and Yang, 1995; Saito et al., 2001). Recently, the river’s annual load has dropped considerably in response to improved land conservation, dam construction, and increased water withdrawal due to decreased rainfall (Yang et al., 1998; Galler, 1999).

황해의 가장 독특한 특징은 황하의 존재이다. 현재 황하는 발해로 유입되지만, 불과 1855년까지는 산동반도 남쪽 강소 연안으로 흘렀다(그림 1). 건조한 중국 북부를 배수하는 이 강은 유량이 역사적으로 적었으며, 대량의 퇴적물은 쉽게 침식되는 후기 플라이스토세 황토와 열악한 농경 기술의 영향에서 기원했다. 지난 약 2000년 동안 황하는 연간 약 10⁹ 톤의 퇴적물을 방출했으며, 그 이전에는 그 양이 한 자릿수 낮았을 가능성이 크다(Milliman et al., 1987; Saito and Yang, 1995; Saito et al., 2001). 최근에는 토지 보존 향상, 댐 건설, 강수량 감소로 인한 취수량 증가 등으로 연간 퇴적물 부하가 크게 감소했다(Yang et al., 1998; Galler, 1999).

 

5. Development of the Shandong clinoform

Being nowhere deeper than about 70 m, the semi-enclosed North Yellow Sea was entirely subaerially exposed during the last glacial maximum (LGM) lowstand of sea level. Together with climate, which has influenced sediment input, the rise of post-LGM sea level has played a critical role in the development of the Shandong clinoform. Using an extensive sea-level database, Liu (2001) have demonstrated that the post-LGM transgression in the EC/YS and South China Sea was step-like: long periods of slow transgression (2–8 mm/year) punctuated by several short, rapid flooding events (~80 mm/year) (Fig. 18). By about 15 ka (calendar years), rising sea level had reached about 100 m (relative to present-day sea level), and seawater had begun to enter the central SYS. A rapid rise during melt water pulse 1A (MWP-1A, Fairbanks, 1989; Bard et al., 1990; Hanebuth et al., 2000) occurred between 14.3 and 14.1 ka, when sea level jumped from 95 to 80 m (80 mm/year) transgressing horizontally several to many hundred meters per year. At the end of this MWP-1A flooding event, sea level had reached the southern edge of the NYS. For the ensuing 2500 years, sea level rose slowly (8 mm/year) from 80 to 60 m. Beginning ~11.6 ka, sea level again jumped from 58 to 43 m (MWP-1B of Fairbanks), resulting in a rapid westward flooding of the NYS and initial entrance into the Bohai Sea. Sea-level rise again stagnated (between –42 to –38 m) for about 1.8 ky, during which much of the early phase of Shandong clinoform accumulated.

수심이 약 70 m보다 깊지 않은 반폐쇄성 북황해는 최종빙기최성기(LGM) 저해수위 시기에 완전히 육상으로 노출되었다. 기후와 더불어, 이는 퇴적물 유입에 영향을 주었고, LGM 이후 해수면 상승은 산동 클리노폼 발달에 중요한 역할을 했다. 방대한 해수면 자료를 활용한 Liu (2001)의 연구에 따르면, 동중국해(EC)·황해(YS) 및 남중국해에서 LGM 이후의 해수면 상승은 단계적으로 진행되었으며, 느린 해수면 상승기(2–8 mm/년)가 여러 차례의 짧고 급격한 범람 사건(~80 mm/년)으로 끊어졌다(그림 18). 약 15 ka(보정연대)까지 해수면은 약 –100 m(현재 기준)에 도달했고, 해수가 이미 남황해 중앙부에 유입되기 시작했다. 약 14.3–14.1 ka 사이에 용융수 펄스 1A(MWP-1A, Fairbanks, 1989; Bard et al., 1990; Hanebuth et al., 2000)에 의해 급격한 상승이 발생하여 해수면이 –95 m에서 –80 m로 급등했고, 이는 수평적으로 연간 수백 미터에 달하는 속도로 범람했다. 이 MWP-1A 범람 사건이 끝날 무렵, 해수면은 북황해 남단까지 도달했다. 이후 약 2500년 동안 해수면은 –80 m에서 –60 m까지 연 8 mm 속도로 완만히 상승했다. 약 11.6 ka부터 다시 해수면이 –58 m에서 –43 m로 급등(MWP-1B; Fairbanks)하여 북황해 서부로 급격히 범람했고, 발해로 최초 유입이 시작되었다. 이후 약 1.8천 년 동안 해수면 상승은 –42 ~ –38 m 사이에서 정체되었고, 이 시기에 산동 클리노폼 초기 단계의 상당 부분이 퇴적되었다.

 

그림 18. 서태평양(황해, 동중국해, 남중국해)의 후빙기 계단식 해수면 상승. 이 단속적(episodic) 해수면 곡선은 동중국해(Liu, 2001), 순다 대륙붕(Hanebuth et al., 2000), 보나파르트해(Yokoyama et al., 2000)의 연안 및 수몰 대륙붕에서 광범위하게 수집한 해수면 지시자(담수 이탄, 기수 및 천해 환경)를 기반으로 작성했다.

To supply enough sediment into the Shandong clinoform, however, we need a sediment source as well as a slow down in the rate of sea-level transgression. Recent paleoclimatic data suggest that before the intensification of the SW monsoon (about 11 ka; Wang et al., 1999), the Yellow River watershed may have been dry (Zhao, 1991). The presence of thick loess deposits along the northern Shandong Peninsula (Liu and Zhao, 1995) and evidence of relict loess in the shallow sub-bottom NYS sediments lend evidence of an arid glacial climate and therefore a dry Yellow River. Well-preserved peaty sediments and possible relict loess deposits indicate little fluvial input, and we find no evidence on our seismic profiles of buried or infilled river channels in this area. We thus conclude that before the intensification of the summer monsoon about 11 ka, the Yellow River was at best a minor sediment source.

그러나 산동 클리노폼에 충분한 퇴적물이 공급되기 위해서는, 해수면 상승 속도의 둔화와 함께 퇴적원도 필요했다. 최근의 고기후 자료에 따르면, 남서 몬순이 강화되기 전(약 11 ka; Wang et al., 1999) 황하 유역은 건조했을 가능성이 크다(Zhao, 1991). 산동반도 북부의 두꺼운 황토 퇴적(Liu and Zhao, 1995)과 북황해 천부 퇴적층에서 발견된 잔존 황토 증거는 건조한 빙기 기후를 보여주며, 따라서 황하는 건조했던 것으로 보인다. 잘 보존된 이탄층과 잔존 황토는 하천으로부터의 퇴적물 유입이 매우 적었음을 시사하며, 해당 지역의 탄성파 단면에서도 매몰되거나 메워진 하천 수로의 증거는 발견되지 않았다. 따라서 약 11 ka 무렵 여름 몬순이 강화되기 전까지 황하는 많아야 미미한 퇴적원에 불과했다고 결론지을 수 있다.

Evidence of a dramatic intensification of the southwestern (summer monsoon) about 11 ka has been noted throughout southern Asia (Wang et al., 1999), and the initiation of maximum runoff and sediment discharges also has been observed in other climate-controlled Asian river systems, such as the Indus (Prins and Postma, 2000) and Ganges–Brahmaputra (Goodbred and Kuehl, 2000). We suggest that it was during this 1.8-ky interval (11–9.2 ka BP: between MWP-1B and 1C) of slow-rising sea level and increased Yellow River discharge that the proximal Yellow River subaqueous delta accreted over the relict or transgressive facies along the northern shore of Shandong Peninsula (Fig. 19A). The acoustically turbid nature of the lower portion of the clinoform suggests that organic material was stored in this rapidly accreting proximal clinoform.

약 11 ka 무렵 남서(여름) 몬순의 급격한 강화는 아시아 전역에서 확인되었으며(Wang et al., 1999), 인더스 강(Prins and Postma, 2000)과 갠지스–브라마푸트라 강(Goodbred and Kuehl, 2000)과 같은 다른 아시아 하천 체계에서도 최대 유출 및 퇴적물 공급이 시작되었다. 우리는 바로 이 느린 해수면 상승기(11–9.2 ka BP; MWP-1B와 1C 사이) 동안 황하 유출이 증가하면서 황하 전기 수중 삼각주가 산동반도 북안의 잔존층 또는 범람층 위에 퇴적되었다고 제안한다(그림 19A). 클리노폼 하부가 음향학적으로 탁한 양상을 보이는 것은 이 빠르게 퇴적되는 근접 클리노폼에 유기물이 저장되었음을 시사한다.

Beginning ~9.8 ka, sea level again rose rapidly, from 36 to 16 m in ~800 years (~45 mm/year), a flooding event that we have termed MWP-1C. During this period of rapid transgression, extreme flooding of the Yellow River at 9.2 ka (Yang et al., 2000) appears to have diverted the river to the Jiangsu coast south of the Shandong Peninsula. This would explain the existence of the flooding surface (FS) in the seismic profiles as well as the prominent deltaic sequence noted off the Jiangsu coast. The combination of the diverted flow and rapid sea-level rise resulted in little or no Yellow River sediment input to the Shandong clinoform. After ~7 ka BP, the river apparently diverted back to the north, but by this time another pulse of rapidly transgressing sea level (MWP-1D) had pushed the shoreline 200 km westward. It was during this distal phase of the Yellow River that the acoustically transparent facies of the clinoform began to accumulate (Fig. 19B).

약 9.8 ka부터 해수면은 다시 급격히 상승하여, 약 800년 동안 –36 m에서 –16 m로 올라갔다(연 45 mm; MWP-1C). 이 시기 9.2 ka에 황하의 대규모 범람이 발생하여(Yang et al., 2000), 황하는 산동반도 남쪽 강소 연안으로 유로가 바뀐 것으로 보인다. 이는 탄성파 단면에서 확인된 범람면(FS)과 강소 연안에서 발견된 두드러진 삼각주 퇴적층을 설명한다. 이러한 유로 전환과 급격한 해수면 상승의 결합으로 황하 퇴적물은 산동 클리노폼에 거의 공급되지 못했다. 약 7 ka 이후 황하는 다시 북쪽으로 유로를 바꾼 것으로 보이나, 이미 또 한 차례 급격한 해수면 상승(MWP-1D)이 진행되어 해안선은 서쪽으로 200 km 밀려났다. 이 황하의 원거리 단계 동안 산동 클리노폼의 음향학적으로 투명한 층이 퇴적되기 시작했다(그림 19B).

By dividing the NYS subaqueous clinoform into a proximal phase between 11 and 9.2 ka and a distal phase after 9.2 ka, we can calculate a rough sediment budget. Based on the thickness of the mud distribution, total sediment volume of the proximal phase is about 150 km³ or ~180 × 10⁹ t. Assuming accumulation over 1.8 ky, this yields a mean deposition of ~0.1 × 10⁹ t/year. The overlying distal phase resulted in accumulation of ~250 km³ or 300 × 10⁹ t in about 9000 years, giving ~0.033 × 10⁹ t/year (33 × 10⁶ t/year), one-third of the proximal rate. Given the distance between the modern river mouth and the clinoform, as well as long intervals of diversion to the Jiangsu coast, the distal rate is surprisingly high, implying contributions from coastal erosion and small streams.

북황해 수중 클리노폼을 11–9.2 ka의 근접 단계와 9.2 ka 이후의 원거리 단계로 나누면, 대략적인 퇴적 예산을 계산할 수 있다. 니질 분포 두께를 기반으로 할 때 근접 단계의 총 퇴적량은 약 150 km³, 즉 약 1,800억 톤이다. 이를 1.8천 년 동안의 축적으로 가정하면, 연평균 약 1억 톤의 퇴적이 된다. 그 위에 쌓인 원거리 단계는 약 9천 년 동안 약 250 km³, 즉 3,000억 톤이 축적되어, 연평균 0.033×10⁹ t/년(3,300만 톤/년)으로 근접 단계의 1/3 수준이다. 현재 하구와 클리노폼 사이의 거리, 그리고 긴 기간 동안 황하가 강소 연안으로 유로를 바꾸었던 점을 고려하면, 원거리 단계의 축적률은 놀라울 정도로 높다. 이는 연안 침식과 소하천에서의 추가 공급이 있었음을 시사한다.

Seaward growth of the clinoform occurs primarily by overlap of along-shore and cross-shelf mud transport, creating a superimposed clinoform deposit. Along-shore and seaward surface flow in the upper layer transport suspended sediment, while upwelling and counter-currents in deeper layers may return fine sediment landward. Strong Yellow Sea Warm Current and tides help erode fine sediment in the northeastern NYS and transport it southwestward to the Shandong mud wedge. This basin-wide cyclonic gyre system is considered critical in trapping fine sediments in the central NYS and SYS basins. Collectively, these processes, together with Yellow River input from Bohai, have shaped the morphology and shallow stratigraphy of the Shandong clinoform.

클리노폼의 해양 쪽 성장은 연안을 따라 이동하는 퇴적물과 대륙붕을 가로지르는 퇴적물 수송이 중첩되면서 이루어져, 이중 구조의 클리노폼 퇴적체를 형성한다. 상층의 연안 및 외해 방향 흐름은 부유퇴적물을 운반하고, 심층의 용승과 역류는 세립질 퇴적물을 연안 쪽으로 되돌릴 수 있다. 강력한 황해 난류와 조류는 북황해 동북부의 세립질 퇴적물을 침식하여 남서쪽 산동 니질 설상체로 운반한다. 이러한 분지 전체의 순환성 와류 체계는 북황해와 남황해 중앙분지에서 세립질 퇴적물을 가두는 데 결정적 역할을 한다. 종합적으로, 이러한 지질학적·수리학적 과정과 발해를 통한 황하 기원의 퇴적물 유입이 결합되어 산동 클리노폼의 형태와 천부 층서를 형성했다.

6. Discussions and conclusions

Most subaqueous clinoforms’ development and resultant geometry are mainly controlled by the interplay of sediment supply, depositional environment, and history of relative sea level. Formation of the Shandong clinoform reflects an interesting combination of the stepwise postglacial sea-level rise, reintensification of the Asian summer monsoon, and the shifting of the river mouth between the Bohai Sea and the southern Yellow Sea. As a result, and in contrast to other clinoforms, the Shandong clinoform appears to be a compound subaqueous deltaic system with what we interpret to be proximal and distal phases of clinoform development.
Because of the asymmetry of the late Quaternary glacio-eustatic cycles, most preserved sedimentary records on the modern outer shelves (>100 m) correspond to forced regressive deposits and thick lowstand system tract (LST), for instance, the outer shelf of the East China Sea and the Sunda Shelf. With the subsequent rapid sea-level rise and landward coastline migration, transgressive system tract (TST) began to develop extensively on the shelves, which can be recognized through a gradual or irregular landward shift of transgressive facies culminating with a maximum flooding surface (mfs). On a broad, flat epicontinental shelf lacking ample fluvial input pre-Holocene, the sea-level rise during MWP-1A or 1B could have advanced landward very rapidly without the stacking of any thick TST. Instead, relict sand, thin transgressive sand deposits, and tidal-induced sand ridges can be formed and extensively distribute in the middle shelves. The TST underlying the Shandong clinoform presents the sediment stacking formed during the MWP-IB rapid sea-level rise between 11.6 and 11.2 ka BP.
After the rapid rise of sea level (MWP-1B) and reinitiation of the summer monsoon at 11 ka BP, a large amount of river-derived sediment was delivered to the ocean and deposited over the previous (TST). As discussed earlier, the Yellow River-derived deposits began to accumulate in the NYS after MWP-1B, ~ 11 ka BP, about the same time the Yangtze, G-B, Indus, Mekong, and other Asian rivers experienced increased discharge and sediment loads. The timing of European clinoforms and deltas follow a somewhat similar chronology, apparently in response to both changes in sea-level rise and sediment delivery. The Ebro River’s distal prodelta mud deposits, for example, overlie a relict transgressive sand at 60-80-m water depth, with ¹⁴C ages between 10,000-11,000 years. After Younger Dryas (12.8-11.6 ka) cold event and decelerated sea-level rise (11 ka), the Guadinna River began to deliver sediment to the mid-shelf of Gulf of Cadiz.

대부분의 수중 클라이노폼 발달과 그에 따른 기하학적 형태는 주로 퇴적물 공급, 퇴적 환경, 상대적 해수면 변화의 상호작용에 의해 결정된다. 산동 클라이노폼의 형성은 계단식 후빙기 해수면 상승, 아시아 여름 계절풍의 재강화, 그리고 발해(渤海)와 남황해(南黃海) 사이를 오가는 하구의 이동이라는 흥미로운 조합을 반영한다. 결과적으로, 다른 클라이노폼과 대조적으로 산동 클라이노폼은 우리가 근접 단계와 원격 단계로 해석하는 복합적인 수중 삼각주 체계로 나타난다.

제4기 후기 빙하성 해수면 변동 주기의 비대칭성 때문에, 현생 외측 대륙붕(수심 100m 이상)에 보존된 대부분의 퇴적 기록은 강제적 해퇴 퇴적물과 두꺼운 저해수면 체계역(LST)에 해당한다. 동중국해(東中國海) 외측 대륙붕과 순다 대륙붕(Sunda Shelf)이 그 예이다. 이후 급격한 해수면 상승과 해안선의 육지 쪽 이동으로, 해침 체계역(TST)이 대륙붕에 광범위하게 발달하기 시작했다. 이는 최대 범람면(mfs)에서 절정을 이루는 해침 퇴적상(transgressive facies)의 점진적이거나 불규칙적인 육지 방향 이동을 통해 인식될 수 있다. 현세 이전에 충분한 하천 유입이 없었던 넓고 평평한 내륙해 대륙붕에서는, 융빙수 펄스 1A(MWP-1A) 또는 1B(MWP-1B) 동안의 해수면 상승이 두꺼운 TST를 쌓지 않고도 매우 빠르게 내륙으로 전진했을 수 있다. 대신, 잔류 모래, 얇은 해침 모래 퇴적물, 그리고 조류에 의해 형성된 사퇴(sand ridges)가 형성되어 중앙 대륙붕에 광범위하게 분포할 수 있다. 산동 클라이노폼 아래에 있는 TST는 11,600년 전에서 11,200년 전 사이의 융빙수 펄스 IB(MWP-IB) 급격한 해수면 상승 동안 형성된 퇴적층을 보여준다.

급격한 해수면 상승(MWP-1B)과 11,000년 전 여름 계절풍의 재시작 이후, 다량의 하천 기원 퇴적물이 바다로 운반되어 이전의 TST 위에 퇴적되었다. 앞서 논의했듯이, 황하(黃河) 기원 퇴적물은 MWP-1B 이후인 약 11,000년 전에 북황해(北黃海)에 쌓이기 시작했다. 이는 양자강(揚子江), 갠지스-브라마푸트라강(Ganges-Brahmaputra), 인더스강(Indus), 메콩강(Mekong) 및 다른 아시아 강들이 유량과 퇴적물 부하량이 증가한 시기와 거의 같다. 유럽의 클라이노폼과 삼각주의 형성 시기도 해수면 상승과 퇴적물 공급의 변화에 대한 반응으로 다소 유사한 연대기를 따른다. 예를 들어, 에브로강(Ebro River)의 원격 전삼각주 이질 퇴적물은 수심 60-80m의 잔류 해침사 위에 놓여 있으며, 탄소연대측정 결과는 10,000년에서 11,000년 전 사이이다. 영거 드라이아스기(Younger Dryas)[12,800-11,600년 전] 한랭기와 해수면 상승 둔화(11,000년 전) 이후, 과디아나강(Guadinna River)은 카디스만(Gulf of Cadiz)의 중앙 대륙붕으로 퇴적물을 운반하기 시작했다.

Rapid sea-level rise during MWP-1B provided new accommodation space that could be quickly filled during the subsequent lull in sea-level rise, and it was during this period that the proximal portion of the Shandong clinoform was formed. The geometry of this portion of the clinoform was sigmoidal, as is common in clinoforms that form proximal to river mouths. After MWP-1C, 9 ka BP, however, the Huanghe’s mouth shifted southward into the south Yellow Sea. By the time the river again shifted northward, 7 ka BP, sea level had risen to +2-3 m, and the Huanghe’s mouth was now several hundred kilometers from the Shandong clinoform. The distal portion of the clinoform appears to have become monoclinal, similar to the way Driscoll and Karner’s (1999) three-dimensional numerical model would predict a clinoform to form away from the source. A similar pattern is seen in a number of clinoforms, such as the Amazon, Ebro, and Po.
For the most part, the Shandong clinoform does not follow this rule; instead, it has downlap deposits prograding over a relict transgressive layer in the toe region. In a similar way, seismic profiles from the center of the Canterbury Basin, New Zealand, demonstrate that downlap surfaces of highstand system tract (HST) overlie previously deposited toe-of-clinoform sediment.

MWP-1B 동안의 급격한 해수면 상승은 새로운 퇴적 공간(accommodation space)을 제공했다. 이 공간은 이어진 해수면 상승 정체기 동안 빠르게 채워질 수 있었다. 산동 클라이노폼의 근접 부분이 형성된 것이 바로 이 시기였다. 이 부분의 기하학적 형태는 하구 근처에서 형성되는 클라이노폼에서 흔히 볼 수 있는 시그모이드(sigmoidal) 형태였다. 그러나 MWP-1C 이후인 9,000년 전, 황하(黃河)의 하구는 남쪽으로 이동하여 남황해(南黃海)로 들어갔다. 7,000년 전에 강이 다시 북쪽으로 이동했을 때, 해수면은 현재보다 2-3m 더 높았고 황하(黃河) 하구는 산동 클라이노폼에서 수백 킬로미터 떨어져 있었다. 클라이노폼의 원격 부분은 단사형(monoclinal)이 된 것으로 보인다. 이는 Driscoll과 Karner(1999)의 3차원 수치 모델이 퇴적물 공급원에서 멀리 떨어진 곳에서 형성되는 클라이노폼을 예측하는 방식과 유사하다. 아마존강, 에브로강, 포강(Po)과 같은 여러 클라이노폼에서도 유사한 패턴이 관찰된다.

대부분의 경우, 산동 클라이노폼은 이 규칙을 따르지 않는다. 대신, 끝부분(toe region)의 잔류 해침층 위로 전진하여 쌓이는 다운랩(downlap) 퇴적층을 가지고 있다. 유사하게, 뉴질랜드 캔터베리 분지(Canterbury Basin) 중앙부의 탄성파 단면은 고해수면 체계역(HST)의 다운랩 표면이 이전에 퇴적된 클라이노폼 끝부분 퇴적물 위에 놓여 있음을 보여준다.

More interestingly, different from other river systems, the Yellow River deltaic deposits indicate a very unique way dispersing its sediment to the ocean, where they are influenced uniquely by formation of the negatively (hyperpycnal) buoyant sediment plumes, seasonal resuspension, and longshore current transportation. The dominant negatively hyperpycnal plumes travel very shorter distance near the modern Yellow River mouth; after that, the Yellow River-derived fine sediments are resuspended, mainly in winter seasons, and are continually transported long distance along margins in a semihyperpycnal flow. Together with the along-shelf transport, cross-shelf advection appears to play an important role in the development of a clinoform downstream from the sediment source-river mouth. We suggest that when a precipitous change of the coastal configuration occurs, along-shore sediment transport can shift to cross-shore transport. For instance, around the eastern end of the Shandong Peninsula, alongshore sediment transport appears to change from east to south. A similar situation is seen in the Adriatic Sea, where the Gargano promontory shifts along-shore transport and increases cross-shore transport. The change from along-shore to cross-shore transport may explain the sequence stratigraphic shift from aggradational onlap to progradational downlap.

더 흥미롭게도, 다른 하천 시스템과 달리 황하(黃河) 삼각주 퇴적물은 매우 독특한 방식으로 퇴적물을 바다로 분산시킨다. 이곳에서 퇴적물은 음의 부력(초고밀도류, hyperpycnal)을 가진 퇴적물 기둥(plume)의 형성, 계절적 재부유, 그리고 연안류 이동에 의해 독특하게 영향을 받는다. 지배적인 초고밀도류 기둥은 현 황하(黃河) 하구 근처에서 매우 짧은 거리를 이동한다. 그 후 황하(黃河)에서 유래한 미세 퇴적물은 주로 겨울철에 재부유하여, 준초고밀도류(semihyperpycnal flow) 형태로 연안을 따라 장거리로 계속 운반된다. 연안 방향의 이동과 함께, 대륙붕을 가로지르는 이류(advection)는 퇴적물 공급원인 하구의 하류에서 클라이노폼이 발달하는 데 중요한 역할을 하는 것으로 보인다. 우리는 해안선 형태에 급격한 변화가 발생할 때, 연안 방향의 퇴적물 이동이 대륙붕을 가로지르는 방향으로 바뀔 수 있다고 제안한다. 예를 들어, 산동반도 동쪽 끝 주변에서는 연안 퇴적물 이동이 동쪽에서 남쪽으로 바뀌는 것으로 보인다. 아드리아해(Adriatic Sea)에서도 유사한 상황이 관찰되는데, 가르가노(Gargano) 곶은 연안 이동 방향을 바꾸고 대륙붕 횡단 이동을 증가시킨다. 연안 방향에서 대륙붕 횡단 방향으로의 이동 변화는 순차 층서학적으로 퇴적층이 쌓이는 방식이 누적 상향 성장에서 전진 하향 성장으로 바뀌는 것을 설명할 수 있다.

 

참고문헌

Alexander, C.R., DeMaster, D.J., Nittrouer, C.A., 1991. Sediment accumulation in a modern epicontinental-shelf setting: the Yellow Sea. Marine Geology 98, 51-72.

Bard, E., Hamelin, B., Fairbanks, R.G., 1990. U-Th ages obtained by mass spectrometry in corals from Barbados: sea level during the past 130000 years. Nature 346 (6283), 456-458.

Beme, S., et al., 2002. Pleistocene forced regressions and tidal sand ridges in the East China Sea. Marine Geology 188 (3-4), 293-315.

Bornhold, B.D., Yang, Z.S., Keller, G.H., Prior, D.B., Wiseman, W.J., Wang, Q., Wright, L.D., Xu, W.D., Zhuang, Z.Y., 1986. Sedimentary framework of the modern Huanghe (Yellow River) Delta. Geo-Marine Letters 6, 77-83.

Carter, R.M., Fulthorpe, C.S., Naish, T.R., 1998. Sequence concepts at seismic and outcrop scale: the distinction between physical and conceptual stratigraphic surfaces. Sedimentary Geology 122 (1-4), 165-179.

Cattaneo, A., Steel, R.J., 2003. Transgressive deposits: a review of their variability. Earth-Science Reviews 62 (3-4), 187-228.

Cattaneo, A., Correggiari, A., Langone, L., Trincardi, F., 2003. The late-Holocene Gargano subaqueous delta, Adriatic shelf: sediment pathways and supply fluctuations. Marine Geology 193 (1-2), 61-91.

Chen, Z.Y., Song, B.P, Wang, Z.H, Cai, Y.L, 2000. Late Quaternary evolution of the sub-aqueous Yangtze Delta, China: sedimentation, stratigraphy, palynology, and deformation. Marine Geology 162, 243-441.

Cheng, P., Gao, S., 2000. Net sediment transport patterns over the northwestern Yellow Sea, based on grain-size tread analysis. Oceanologia et Limnologia Sinica 31 (6), 604-615.

Christie-Blick, N., Driscoll, N.W., 1995. Sequence stratigraphy. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 23, 451-478.

Cutshall, N.H., Larsen, I.L., Olsen, C.R., 1983. Direct analysis of 210Pb in sediment samples: shelf-absorption correction. Nuclear Instruments and Methods 206, 309-312.

Diaz, J.I., Palanques, A., Nelson, C.H., Guillen, J., 1996. Morphostructure and sedimentary of the Holocene Ebro prodelta mud belt (northwestern Mediterranean Sea). Continental Shelf Research 16 (4), 435-456.

Driscoll, N.W., Karner, G.D., 1999. Three-dimensional quantitative modeling of clinoform development. Marine Geology 154 (1-4), 383-398.

Emery, K.O., 1968. Relict sediments on continental shelves of world. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52 (3), 445-464.

Fairbanks, R.G., 1989. A 17,000-year glacio-eustatic sea level record: influence of glacial melting rates on the Younger Dryas event and deep ocean circulation. Nature 342, 637-642.

Galler, J.J., 1999. Medium and long-term changes in fluvial discharge to the sea: the Yellow River case study. Master of Science thesis, College of William & Mary, 78 pp.

Goodbred, S.L., Kuehl, S.A., 2000. The significance of large sediment supply, active tectonism, and eustasy on margin sequence development: Late Quaternary stratigraphy and evolution of the Ganges-Brahmaputra delta. Sedimentary Geology 133, 227-248.

Guan, B.X., 2000. Inversion thermocline in coastal region north and east of Shandong Peninsula in winter and its relation to deepbottom counter current. Journal of Oceanography of Huanghai & Bohai Seas 18 (3), 66-71.

Hanebuth, T., Stattegger, K., Grootes, P.M., 2000. Rapid flooding of the Sunda Shelf: a late-glacial sea-level record. Science 288, 1033-1035.

Hanebuth, T.J.J., Stattegger, K., Schimanski, A., Ludmann, T., Wong, H.K., 2003. Late Pleistocene forced-regressive deposits on the Sunda Shelf (Southeast Asia). Marine Geology 199 (1-2), 139-157.

Hu, D.X., 1984. Upwelling and sedimentation dynamics. Chinese Journal of Oceanology and Limnology 2 (1), 12-19.

Jiang, W.S., Pohlmann, T., Sundermann, J., Feng, S.Z, 2000. A modeling study of SPM transport in the Bohai Sea. Journal of Marine Systems 24, 175-200.

Kim, Y.H., Chough, S.K., Lee, H.J., Chun, S.S., Han, S.J., 1999. Holocene transgressive stratigraphy of a macrotidal flat in the southeastern Yellow Sea: Gomso Bay, Korea. Journal of Sedimentary Research. Section B, Stratigraphy and Global Studies 69 (2), 328-337.

Kuehl, S.A., DeMaster, D.J., Nittrouer, C.A., 1986. Nature of sediment accumulation on the Amazon continetal shelf. Continental Shelf Research 6, 209-225.

Kuehl, S.A., Levy, B.M., Moore, W.S., Allison, M.A, 1997. Subaqueous delta of the Ganges-Brahmaputra river system. Marine Geology 144, 81-96.

Li, F., Ding, Z.X., 1996. Vertical distribution patterns of suspended matter and near bottom turbid water layer in the South Yellow Sea. Studia Marina Sinica 37, 33-42.

Liu, J.P., 2001. Post-glacial sedimentation in a river-dominated epicontinental shelf: the Yellow Sea example. PhD Dissertation, College of William & Mary, VA, USA.

Liu, J.P., Zhao, S.L., 1995. Origin of the buried loess in the Bohai Sea bottom and the exposed loess along the coastal zone. Oceanologia et Limnologia Sinica 26, 363-368.

Liu, M.H., Wu, S.Y., Wang, Y.J., 1987. Late Quaternary Sediments of the Yellow Sea. China Ocean Press, Beijing, p. 433.

Liu, Z.X., Xia, D.X., Berne, S., Wang, K.Y., Marsset, T., Tang, Y.X., Bourillet, J.F., 1998. Todal deposition systems of China’s continental shelf, with special reference to the eastern Bohai Sea. Marine Geology 145, 225-253.

Liu, Z.-X., Berne, S., Saito, Y., Lericolais, G., Marsset, T., 2000. Quaternary seismic stratigraphy and paleoenvironments on the continental shelf of the East China Sea. Journal of Asian Earth Sciences 18 (4), 441-452.

Liu, J.P., Milliman, J.D., Gao, S., 2002. The Shandong mud wedge and post-glacial sediment accumulation in the Yellow Sea. Geo-Marine Letters 21, 212-218.

Lobo, F.J., Hernandez-Molina, F.J., Somoza, L., Diaz del Rio, V., 2001. The sedimentary record of the post-glacial transgression on the Gulf of Cadiz continental shelf (Southwest Spain). Marine Geology 178 (1-4), 171-195.

Martin, J.M., Zhang, J., Shi, M.C., Zhou, Q., 1993. Actual flux of the Huanghe (Yellow River) sediment to the western Pacific Ocean. Netherlands Journal of Sea Research 31, 243-254.

McManus, J., 1988. Grain-size determination and interpretation. In: Tucker, M. (Ed.), Techniques in Sedimentology. Blackwell, Oxford, pp. 63-85.

Milliman, J.D., Meade, R.H., 1983. World-wide delivery of river sediment to the oceans. Journal of Geology 91, 1-21.

Milliman, J.D., Syvitski, J.P.M., 1992. Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: the importance of small mountainous rivers. Journal of Geology 100, 525-544.

Milliman, J.D., Li, F., Zhao, Y.Y., Zheng, T.M., Limeburner, R., 1986. Suspended matter regime in the Yellow Sea. Progress in Oceanogography 17, 215-227.

Milliman, J.D., Qin, Y.S., Ren, M.E., Saito, Y., 1987. Man’s influence on the erosion and transport of sediment by Asian rivers: the Yellow River (Huanghe) example. Journal of Geology 95, 751-762.

Milliman, J.D., Qin, Y.S., Park, Y., 1989. Sediment and sedimentary processes in the Yellow and East China Seas. In: Taira, A., Masuda, F. (Eds.), Sedimentary Facies in the Active Plate Margin, Terra Scientific, Tokyo, pp. 233-249.

Morgan, J.P., 1970. Deltaic Sedimentation: Modern and Ancient. SEPM Special Publication 15, 312 pp.

Nittrouer, C.A., Kuehl, S.A., DeMaster, D.J., Kowsmann, R.O., 1986. The deltaic nature of Amazon shelf sedimentation. Geological Society of America Bulletin 97, 444-458.

Nittrouer, C.A., Kuehl, S.A., Figueiredo, A.G., Allison, M.Α., Sommerfield, C.K., Rine, J.M., Faria, L.E.C., Silveira, O.Μ., 1996. The geological record preserved by Amazon shelf sedimentation. Continental Shelf Research 16, 817-841.

Park, Y.A., Lim, D.I., Khim, B.K., Choi, J.Y., Doh, S.J., 1998. Stratigraphy and subaerial exposure of Late Quaternary tidal deposits in Haenam Bay, Korea (south-eastern Yellow Sea). Estuarine, Coastal and Shelf Science 47 (4), 523-533.

Prins, M.A., Postma, G., 2000. Effects of climate, sea level, and tectonics unraveled for last deglaciation turbidite records of the Arabian Sea. Geology 28, 375-378.

Qian, N., Dai, D.Z., 1980. The problems of river sedimentation and present status of its research in China. Chinese Hydraulic Engineering, Proceedings of the International Symposium of River Sedimentation 1, 1-39.

Qin, Y.S., Li, F., 1986. Study of the influence of sediment loads discharged from Huanghe river on sedimentation in the Bohai and Yellow Seas. Oceanologia et Limnologia Sinica 27, 125-135.

Qin, Y.S., Zhao, Y.Y., Chen, L.R., Zhao, S.L., 1989. Geology of the Yellow Sea. China Ocean Press, Beijing, p. 289.

Saito, Y., Yang, Z.S., 1995. Historical change of the Huanghe (Yellow River) and its impact on the sediment budget of the East China Sea. In: Tsunogai, S., Iseki, K., Koike, I., Oba, T. (Eds.), Global Fluxes of Carbon and Its Related Substances in the Coastal Sea-Ocean-Atmosphere System. M&J International, Yokohama, pp. 7-12.

Saito, Y., Katayama, H., Ikehara, K., Kato, Y., Matsumoto, E., Oguri, K., Oda, M., Yumoto, M., 1998. Transgressive and highstand systems tracts and post-glacial transgression, the East China Sea. Sedimentary Geology 122, 217-232.

Saito, Y., Yang, Z.S., Hori, K., 2001. The Huanghe (Yellow River) and Changjiang (Yangtze River) deltas: a review on their characteristics, evolution and sediment discharge during the Holocene. Geomorphology 41, 219-231.

Shen, S.X., Li, A.C., Yuan, W., 1996. Low energy environment of the central South Yellow Sea. Oceanologia et Limnologia Sinica 27 (5), 518-523.

Stuiver, M., Reimer, P.J., Bard, E., Beck, J.W., Burr, G.S., Hughen, K.A., Kromer, B., McCormac, F.G., v. d. Plicht, J., Spurk, M., 1998. INTCAL98 radiocarbon age calibration 24,000-0 cal BP. Radiocarbon 40, 1041-1083.

Sun, X.G., Fang, M., Huang, W., 2000. Spatial and temporal variations in suspended particulate matter transport on the Yellow and East China Sea shelf. Oceanologia et Limnologia Sinica 31 (6), 581-587.

Ta, T.K.O., Nguyen, V.L., Tateishi, M., Kobayashi, I., Tanabe, S., Saito, Y., 2002. Holocene delta evolution and sediment discharge of the Mekong River, southern Vietnam. Quaternary Science Reviews 21, 1807-1819.

Trincardi, F., Correggiari, A., Roveri, M., 1994. Late Quaternary transgressive erosion and deposition in a modern epicontinental shelf: the Ariatic Semienclosed Basin. Geo-Marine Letters 14, 41-51.

Wang, L., Sarnthein, M., Erlenkeuser, H., Grimalt, J., Grootes, P., Heilig, S., Ivanova, E., Kienast, M., Pelejero, C., Pflaumann, U., 1999. East Asian monsson climate during the Late Pleistocene: high-resolution sediment records from the South China Sea. Marine Geology 156, 245-248.

Wright, L.D., Coleman, J.M., 1973. Variation in morphology of major deltas as functions of ocean wave and river discharge regime. AAPG Bulletin 57, 370-398.

Wright, L.D., Wiseman, W.J., Bornhold, B.D., Prior, D.B., Suhayda, J.N., Keller, G.H., Yang, Z.S., Fan, Y.B., 1988. Marine disperal and deposition of Yellow River silts by gravity-driven underflows. Nature 332, 629-632.

Wright, L.D., Wiseman, W.J., Yang, Z.S., Bornhold, B.D., Keller, G.H., Prior, D.B., Suhayda, J.N., 1990. Processes of marine dispersal and deposition of suspended silts off the modern mouth of the Huanghe (Yellow River). Continental Shelf Research 10, 1-40.

Wright, L.D., Friedrichs, C.T., Kim, S.C., Scully, M.E., 2001. Effects of ambient currents and waves on gravity-driven sediment transport on continental shelves. Marine Geology 175 (1-4), 25-45.

Xia, Z.W., Guo, B.H., 1983. Cold water and upwelling around the tips of Shandong Peninsula and Liaodong Peninsula. Journal of Oceanography of Huanghai & Bohai Seas 1, 13-19.

Yanagi, T., Inoue, K., 1995. A numerical experiment on the sedimentation processes in the Yellow Sea and the East China Sea. Journal of Oceanography 51, 537-552.

Yang, Z.S., Milliman, J.D., Galler, J., Liu, J.P., Sun, X.G., 1998. Yellow river’s water and sediment discharge decreasing steadily. EOS 79 (48), 589-592.

Yang, D.Y., Yu, G., Xie, Y.B., Zhan, D.J., Li, Z.J., 2000. Sedimentary records of large Holocene floods from the middle reaches of the Yellow River, China, Geomorphology 33, 73-88.

Yokoyama, Y., Fifield, L.K., Lambeck, K., De Deckker, P., Johnston, P., 2000. Timing of the Last Glacial Maximum from observed sea-level minima. Nature 406 (6797), 713-716.

Yuan, Y., Su, J., 1984. Numerical modelling of the circulation in the East China Sea. In: Ichiiye, T. (Ed.), Ocean Hydrodynamics of Japan and East China Sea. Elsevier Oceanography Series, vol. 39. Elsevier, New York, pp. 167-186.

Zhao, S.L., 1991. China shelf sea desertization and its derived deposits during the last stage of Late Pleistocene. Oceanologia et Limnologia Sinica 22 (3), 285-293.

Zhao, B.R., 1996. A study of the circulations of the northern Yellow Sea cold water mass effects of tidal mixing on them. Oceanologia et Limnologia Sinica 27 (4), 429-435.

Zheng, Q.A., Klemas, V., 1982. Determination of winter temperature patterns, fronts, and surface currents in the Yellow Sea and East China Sea from satellite imagery. Remote Sensing of Environment 12, 201-218.