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辽东湾是一个西、北、东三面被陆地包围的半封闭海湾，南面与渤海相通，水深普遍小于30 m，坡度较缓，地形自湾顶及东西两侧向中央倾斜。该地区构造上位于中朝准地台华北断坳下辽河断陷带，古新近纪以来一直沉降；每年接受大量辽河、大辽河等周边河流搬运入海的陆源碎屑物质，第四系厚度为300～500 m[1]。受海平面变化的影响，海陆交互沉积是这一地质时期的重要沉积特征。
近年来国内外学者采用沉积物粒度[2-5]、矿物学[6-7]、古生物学[8-10]或多指标结合[11-13]及浅地层剖面与岩芯相结合[14-16]等方法，对辽东湾及周边陆续开展了物源、沉积地层、晚第四纪沉积演化等方面的研究，取得了一系列的研究成果，然而这些研究多集中于表层沉积物，针对沉积地层或环境演化的研究多局限于晚第四纪晚期以来，如孙荣涛等[10]识别出了辽东湾南部钻孔MIS4期以来的沉积层序。针对辽东湾晚第四纪地层的研究仍然比较薄弱，仅吴建政等[14]识别出了辽东湾北部晚第四纪以来的3个海相层与陆相层，然而总体来讲对地层表现的不同特征尚缺乏系统的分析和研究，其根本原因是缺乏长尺度和取芯的良好钻孔及高分辨率过孔浅地层剖面的记录。
本文通过高分辨率浅地层剖面资料的分析解译，结合钻孔沉积物的岩性、微体古生物及测年数据，对辽东湾晚第四纪以来的地层格架进行了划分，揭示了辽东湾地层层序，该成果对渤海地区晚第四纪沉积环境的研究具有重要的指示意义。
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青岛海洋地质研究所于2014年6—8月在辽东湾海域采集了2 797 km浅地层剖面资料（图1）。海上作业采用美国Trimble公司制造的DSM132亚米级DGPS导航定位系统，定位精度的误差小于1 m。浅地层剖面测量使用英国AAE公司制造的SBP/AAE浅地层剖面系统，采用的震源激发能量为400～500 J，触发间隔为800 ms，滤波为500～5 000 Hz，作业期间，施工船速控制在5节以下。本文厚度计算时，声学平均速度统一采用1 600 cm/s。
图 1 辽东湾浅地层剖面测线与钻孔位置图
Figure 1. Locations of shallow seismic profiles and cores in the Liaodong Bay
本研究所分析的辽东湾YKC-2孔（40.5082°N、121.9074°E，岩芯长70.1 m，水深15.2 m）（图1）是由青岛海洋地质研究所于2016年8月利用“勘407”轮所采集。在室内对岩芯进行了详细描述和精细分样。
选取不同层位的岩芯样品173个（大致40 cm间隔取样）进行微体古生物鉴定。微体古生物鉴定在山东理工大学完成，样品充分浸泡后过250目（0.063 mm）的标准筛冲洗并烘干，鉴定时过120目（0.125 mm）标准筛，显微镜下对粗样（＞0.125 mm）中的有孔虫和介形虫进行统计，对于微体化石丰度较大的样品按二分法进行缩分，每样统计底栖有孔虫不少于100枚、介形类不少于50枚，丰度较低的样品则统计全样。由于两钻孔中介形虫含量较低，仅在个别层位出现，个数太少而不具有统计意义，本研究仅对底栖有孔虫的数据资料进行了分析。
此外，18个沉积物样品在中国科学院盐湖研究所完成光释光测年（表1）。样品首先过300 µm干筛去除粗颗粒；剩余部分依次浸泡10%稀盐酸和30%双氧水，以去除碳酸盐和有机质；然后再过湿筛提取38～63 µm组分，将该组分样品浸泡30%氟硅酸约3周，去除长石；最后滴入少量10%的稀盐酸去除样品与氟硅酸反应过程中产生的氟化物沉淀。在直径为0.97 cm的不锈钢圆片上均匀涂一层硅胶，将样品均匀黏附在直径约为0.67 cm的范围内。采用的仪器型号为Risø TL/OSL-DA-20光释光测年仪，主要通过测量样品中石英介质中放射性物质（U、Th、K等）等效剂量（De）和年剂量率（Dose rate）来获取[17]。
表 1 YKC-2孔光释光年龄
Table 1. OSL ages of borehole YKC-2
样品深度/m OSL年龄/kaBP 1.96 4.5±0.5* 2.90 14.1±1.4 4.01 15.3±1.5 5.27 12.7±1.3* 5.86 13.4±1.3* 7.00 30.3±3.0 18.47 59.4±5.9 37.15 54.4±5.4* 40.66 76.8±7.7 40.87 70.2±7.0* 44.70 70.6±7.1* 45.30 69.5±7.0* 49.89 ＞93.9* 55.27 93.7±9.4* 60.37 91.2±9.1* 61.21 94.4±9.4* 68.05 85.4±8.5* 69.20 ＞98.6* 注：*年龄为本文采用年龄。 -
研究区自下而上，浅地层剖面上识别出了可连续或不连续追踪的6个声学地层界面（R5、R4、R3、R2、R1、R0），划定了介于上述界面之间具有层序意义的6个声学地层单元（SU5、SU4、SU3、SU2、SU12、SU11）（图2—4）。其中R3及其以上的界面全区可连续追踪识别，R3以下的界面由于二次反射的影响，绝大多数剖面不能连续追踪。
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SU5声学地层单元是研究区识别出的最下部的地层单元，其内部反射特征表现为强振幅、连续性较好、产状近似平行的反射层，局部显示杂乱反射结构。该地层单元的顶界面R5为一层序界面，该界面横向呈“U”或“V”型结构，对下伏地层存在明显的侵蚀作用。SU5声学单元底界面及下地层单元由于多次波干扰未能识别，其顶界面R5在研究区西南部及中部海域埋深较大，普遍超过54 m，而在北部、西部及东部埋深明显变浅，大部分埋深小于48 m（图5）。
图 5 辽东湾SU4单元厚度（A）与SU5单元顶界面埋深（B）图
Figure 5. Thickness of unit SU4（A）and depth of unit SU5 top boundary（B）in Liaodong Bay
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侵蚀面R5与R3之间自下而上共识别出SU4与SU3两个声学地层单元，由于研究区水深普遍较浅，这两个地层单元不同程度地受到二次反射的影响。
SU4声学地层单元内部显示振幅弱的杂乱反射结构，局部似层状反射特征。其底界面为起伏较大的层序界面R5，顶界面为亚水平的海进侵蚀面R4。该地层单元厚度变化较大，大部分厚度为4～9 m，研究区中部厚度较大，最大厚度超过12 m，东部也存在该地层单元的一个沉积中心，厚度普遍超过6 m；研究区西南部该地层单元厚度较小，普遍小于4 m（图5）。
SU3声学地层单元表现为强振幅、连续性较好、近似水平或缓波状的反射层。其底界面为侵蚀面R4，对下伏地层表现为明显的侵蚀削截，顶界面R3为一起伏不平、局部“U”或“V”型结构的侵蚀间断面，对下伏的SU4及其下的地层单元产生明显的侵蚀作用。该地层单元的厚度南北差异明显，呈北厚南薄的分布特征，其中北部厚度大部分超过8 m，最厚处超过16 m，位于研究区西北部，南部厚度普遍小于4 m（图6）。
图 6 辽东湾SU2（A）与SU3（B）单元厚度图
Figure 6. Isopach maps of units SU2（A）and SU3（B）in Liaodong Bay
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SU2声学地层单元内部反射表现为弱振幅、杂乱，或较强振幅、弱水平成层等反射特征。其底界面为波状起伏的层序界面R3，顶界面R2对其存在明显的侵蚀削截。研究区SU2声学地层单元区域厚度变化大，下切深度和残存状态的纵、横向变化较大，大部分厚度为8～24 m，最大厚度可达30 m。该地层单元厚度自北向南逐渐增加，与SU3单元分布特征相反，北部厚度普遍小于10 m，至南部大部分厚度超过16 m（图6）。
SU12声学地层单元内部呈现强振幅、高频率、近水平的反射特征，对下伏地层产生明显的削蚀作用。该地层单元的顶底界面近似平行，其中底界面R2为一海进侵蚀面，顶界面R1为最大海泛面。SU12地层单元厚度变化较小，大部分地层厚度为4～6 m，自西向东地层厚度逐渐增加，其中西部地层厚度大部分小于4 m，东部地层厚度普遍超过5 m，最大厚度超过8 m，位于研究区东南角（图7）。
图 7 辽东湾SU11（A）与SU12（B）单元厚度图
Figure 7. Isopach maps of units SU11（A）and SU12（B）in Liaodong Bay
SU11声学地层单元内部反射振幅较弱，多呈现声学半透明或透明反射层，呈平缓垂向加积或低倾角向海进积，下超于底部侵蚀界面R1。该地层单元沉积厚度变化较大，自东北至西南厚度逐渐变薄，其中研究区西南部厚度普遍小于1 m，局部缺失；东北部该地层单元厚度大部分为2～7 m，自岸向海逐渐变薄，其中现行大辽河、辽河河口为两沉积中心，厚度普遍超过6 m，大辽河河口外地层最大厚度可达10 m（图7）。
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前人对辽东湾及周边海域的地层、沉积环境等做了大量的研究工作，涉及的钻孔以辽东湾海域的LD01孔[14]与LDD7孔[10]、渤海东部的BC-1孔[1]等比较典型。基于钻孔沉积特征、微体古生物变化及光释光年代数据，辽东湾采集的YKC-2孔的沉积地层自下而上可划分为6个地层单元或亚单元（DU5、DU4、DU3、DU2、DU12、DU11），而且，依据钻孔沉积地层的划分与浅地层剖面声学地层的划分存在良好的对应关系。需要特别说明的是，钻孔位置处晚第四纪以来的地层单元均存在不同程度的缺失，这主要由于低海面时期河流下切侵蚀与地层发育情况导致。以下对YKC-2孔沉积地层与过孔剖面进行对比。
（1）70.10～39.60 m（DU5）：对应声学地层单元SU5地层单元，依据岩性及微体古生物组合的变化可分为两段：70.10～48.10 m与48.10～39.60 m段（图8）。
70.10～48.10 m段：岩性主要为灰色中砂，局部夹黏土质条带，微体古生物鉴定未见底栖有孔虫与介形虫。55.27与61.21 m两处OSL年龄分别为93.7±9.4 kaBP与94.4±9.4 kaBP，显示这一时期对应MIS5期的沉积。YKC-2孔位于晚第四纪以来仍在活动的郯庐断裂的边缘地带[18]，推测这一地质时期构造作用为该钻孔位置沉积环境演化的主控因素，导致这一海平面较高时期的海相性沉积较弱。
48.10～39.60 m段：岩性主要为灰色粉砂质黏土，局部夹灰色中细砂薄层，见贝壳碎片。微体古生物主要为底栖有孔虫，丰度、简单分异度与复杂分异度均较低，优势种以广温广盐浅水种毕克卷转虫Ammonia becarii（Linné）var.与冷水种具瘤先希望虫Protelphidium turberculatum为主。毕克卷转虫Ammonia becarii（Linné）var.是我国东部陆架海区最为常见的滨岸浅水种，广见于潮上带、潮间带、瀉湖与河口湾等半咸水及正常盐度的滨岸浅海，具瘤先希望虫Protelphidium turberculatum是我国渤、黄、东海常见的低温低盐环境代表种，主要集中在沿岸流影响区以及冷水团控制的范围以内[19-20]。40.87、44.70与45.30 m 3处OSL年龄分别为70.2±7.0 kaBP、70.6±7.1 kaBP 与69.5±7.0 kaBP，总体显示该阶段对应MIS5期晚期滨海相沉积。
（2）39.60～30.40 m（DU4）：对应声学地层单元SU4，岩性下部39.60～30.84 m段为灰色、灰褐色中砂，局部夹粉砂质薄层或有机质条带，上部30.84～30.40 m段为深灰色黏土夹细砂薄层或透镜体。该层位微体古生物鉴定未见底栖有孔虫与介形虫。结合下伏地层DU5测年数据，推测该层段为MIS4期低海面时期的河流相沉积及之后海平面上升过程中的河道充填相沉积。
（3）30.40～5.40 m（DU2）：对应声学地层单元SU2，岩性主要为灰色、灰黄色细砂—中砂，局部夹粉砂薄层或有机质条带，见植物碎屑。微体古生物鉴定未见底栖有孔虫与介形虫。该段上部5.27与5.86 m两处OSL年龄分别为12.7±1.3 kaBP 与13.4±1.3 kaBP，总体显示该阶段对应末次冰盛期低海面时期的河流相沉积与之后海平面上升阶段中的河道充填相沉积。
（4）5.40～1.45 m（DU12）：对应声学地层单元SU11，岩性主要为灰色细砂，见贝壳碎片，局部夹黏土薄层。该段底栖有孔虫丰度、简单分异度与复合分异度较高，优势种以冷水种Buccella frigida与Protelphidium turberculatum、浅水种Elphidium advenum、Elphidium magellanicum为主。1.96 m处的OSL年龄为4.5±0.5 kaBP，总体显示该阶段对应全新世早中期的滨海相沉积。
（5）1.45～0 m（DU11）：对应声学地层单元SU11，岩性主要为灰色粉砂，含水量高。该段底栖有孔虫丰度、简单分异度与复合分异度达到整个钻孔最高，优势种以冷水种Buccella frigida与Protelphidium turberculatum为主。结合下覆地层测年数据，总体显示该阶段对应全新世高海面以来的浅海相沉积。
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通过调查区浅地层剖面声学地层与YKC-2孔沉积地层的综合对比分析，结合该钻孔年代学资料及前人有关辽东湾及周边海域的研究成果，揭示了MIS5期以来研究区6个地层单元（DU11、DU12、DU2、DU3、DU4、DU5）和介于其间的6个地层界面（R0、R1、R2、R3、R4、R5）。R3与R5两个层序界面将这些地层单元自上而下划分为3个层序（SQ1、SQ2、SQ3）（图9）。
R3层序界面介于层序SQ1与SQ2之间，为研究区晚第四纪以来年代最新的层序界面。由于缺乏直接的证据，R3层序界面的精准年龄很难识别，仅根据上下地层推测。辽东湾YKC-2孔与周边典型钻孔（Bc-1孔[1]与LDD7孔[10]）多项指标表明（图10），R3层序界面对应末次冰盛期低海面时期，与这一地质时期的陆架裸露及河流下切作用密切相关，发育明显的沉积间断。R5层序界面介于层序SQ2与SQ3之间，其界面特征与R3层序界面相似，与MIS4期低海面时间的陆架裸露及河流侵蚀相关（图10），下切下部地层，造成层序SQ2与SQ3之间明显的侵蚀间断。
强制海退体系域是海平面下降过程中形成的，在声学反射中通常表现为进积沉积[23]。辽东湾晚第四纪以来地层中的强制海退体系域的沉积，基本被随后的MIS4期与末次冰盛期低海面期间的古河流作用侵蚀殆尽，很难在研究区的地层中识别。因而，本文仅从低水位、海侵与高水位体系域的角度对辽东湾的地层层序进行了分析。
SQ3位于层序界面R5之下，是辽东湾晚第四纪以来可识别出的最下部的层序，主要涉及DU5一个地层单元，其下部的单元由于钻孔或浅地层剖面穿透深度的限制未能识别。该地层单元对应MIS5期海平面相对较高时期的滨浅海沉积，代表海侵体系域与高水位体系域，然而，区分两体系域之间的最大海泛面在研究区的浅地层剖面与钻孔地层中均未识别出，主要受限于浅地层剖面分辨率与钻孔缺乏精确定年数据，同时，可能由于MIS5期海平面波动过程中的再造与混合作用造成。
SQ2层组介于层序界面R5与R3之间，由DU4与 DU3上下两个地层单元组成。DU4地层单元上覆于层序界面R5之上，对应MIS4期海平面较低时期的河流与河道充填沉积，代表低水位体系域,该地层单元在LDD7孔50.10～26.80 m段也有显示[10]（图10）；DU3地层单元上覆于海进侵蚀面R4之上，对应MIS3期早中期滨海沉积，代表海侵体系域，YKC-2孔该期地层由于末次冰盛期低海面的河流下切侵蚀殆尽，LDD7孔对应层位埋深26.80～11.90 m，海侵持续时间为45.84～27.66 cal.kaBP[10]（图10）。该层序无高水位体系域，主要由于后期末次冰盛期低海面时期的研究区裸露于河流下切侵蚀殆尽导致。
SQ1上覆于层序界面R3之上，是研究区晚第四纪以来最上部的层序，包括DU2、DU12、DU11 3个地层单元。DU2位于层序界面R3之上，对应末次冰盛期低海面及之后海平面上升期间的河流与河道充填沉积，代表低水位体系域；DU12地层单元位于海进侵蚀面R2之上，对应全新世早中期滨海沉积，代表海侵体系域；DU11地层单元上覆于最大海泛面R1之上，对应全新世高海面以来的浅海沉积，代表高水位体系域。全新世海侵开始之后，渤海范围内不同钻孔记录中陆续出现代表海侵体系域与高水位体系域的海侵层，其中Bc-1孔对应8.60～0 m段[1]，LDD7孔对应1.55～0 m段（10.64 cal.kaBP以来）[10]（图10）。
研究区的海侵体系域，受辽东湾平缓地形的影响，主要表现为厚度较薄且变化较小、分布广泛的特征。然而，低水位体系域则表现为厚度与横向分布均变化较大，这主要归因于低海面时期纵横交错分布的高能河流的侵蚀作用，类似的分布模式在黄海[24-25]、东海 [26]均有过报道。
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（1）辽东湾晚第四纪以来的地层自下而上划定了6个声学地层界面和介于上述界面之间具有层序意义的6个声学地层单元（SU5、SU4、SU3、SU2、SU12、SU11），而且，研究区声学地层的划分与钻孔6个沉积地层单元（DU5、DU4、DU3、DU2、DU12、DU11）的划分具有良好的对应关系。
（2）辽东湾晚第四纪MIS5期以来的地层层序自下而上被层序界面R5与R3划分为3个层序（SQ3、SQ2、SQ1），其中SQ3 位于层序界面R5之上，仅识别出该层序上部的MIS5期海平面相对较高时期形成的DU5地层单元，代表海侵体系域与高水位体系域；SQ2介于层序界面R5与R3之间，自下而上由低水位体系域（DU4地层单元，对应MIS4期海平面较低时期的河流与河道充填沉积）与海侵体系域（DU3地层单元，对应MIS3期早中期滨海沉积）组成。SQ1上覆于层序界面R3，自下而上包括低水位体系域（DU2地层单元，对应末次冰盛期低海面及之后海平面上升期间的河流与河道充填沉积）、海侵体系域（DU12地层单元，全新世早中期滨海沉积）和高水位体系域（DU11地层单元，全新世高海面以来的浅海沉积）。
（3）研究区的海侵体系域，厚度较薄且变化较小，分布广泛，而低水位体系域的厚度与横向分布均变化较大。
Sequence stratigraphy of the Late Quaternary in Liaodong Bay
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摘要: 通过对辽东湾高分辨率浅地层剖面声学地层与典型钻孔沉积地层的对比分析，揭示了研究区晚第四纪MIS5以来的地层层序。辽东湾高分辨率浅地层剖面自下而上划定的6个声学地层单元（SU5、SU4、SU3、SU2、SU12、SU11）与钻孔岩芯划分的6个沉积地层单元（DU5、DU4、DU3、DU2、DU12、DU11）具有良好的对应关系。分别与MIS4期、MIS2期低海面时期的沉积间断密切相关的两个层序界面R5、R3，将辽东湾识别出的地层单元自下而上划分为3个层序（SQ3、SQ2、SQ1）。其中SQ3仅识别出上部的海侵体系域与高水位体系域，对应MIS5期海平面相对较高时期的滨浅海相沉积（DU5）；SQ2自下而上由低水位体系域（MIS4期的河流相与河道充填相沉积（DU4））与海侵体系域（MIS3期早中期滨海相沉积（DU3））组成；SQ1自下而上包括低水位体系域（MIS2期的河流相与河道充填相沉积（DU2））、海侵体系域（全新世早中期滨海相沉积（DU12））高水位体系域（全新世高海面以来的浅海相沉积（DU11））。研究区的海侵体系域厚度较薄且变化较小，分布广泛，而低水位体系域厚度与横向分布均变化较大。Abstract: High-resolution seismic reflection data are studied in details together with core data in order to determine the stratigraphic sequence of Liaodong Bay since the MIS5 of Late Quaternary. The high-resolution seismic profiles selected from the study area may be subdivided into six seismic units, i.e. SU5, SU4, SU3, SU2, SU12, SU11 in descending order, which could be clearly correlated with the six depositional units, DU5, DU4, DU3, DU2, DU12, DU11 respectively based on lithology, microfossil assemblages and geochronology of the cores. These units may be grouped into three distinctive sequences, SQ3, SQ2, SQ1 in descending order by two sequence boundaries of R5 and R3 with obvious hiatus, which correspond to the low sea-levels of MIS4 and MIS2, respectively. The SQ3 is the remained upper part of transgressive systems tract (TST) and highstand systems tract (HST), corresponding to DU5, the littoral and neritic facies of MIS5. SQ2 is composed of lowstand systems tract (LST), fluvial deposits and incised-channel filling facies (DU4) formed in MIS4 plus the TST littoral facies (DU 3) deposited during Early-Middle MIS3. And the SQ1 is comprised of the LST, DU2 fluvial deposits to incised-channel filling facies formed in MIS2, TST, DU12 deposits of littoral facies formed during Early-Middle Holocene, and the HST, DU11 deposits of neritic facies since the highstand sea-level of Holocene. The TSTs is relatively continuous and widely distributed, while LSTs vary considerably in thickness and lateral distribution since MIS5 in Liaodong Bay.
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Key words:
- seismic stratigraphy /
- stratigraphic sequence /
- Late Quaternary /
- Liaodong Bay
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图 1 辽东湾浅地层剖面测线与钻孔位置图
Figure 1. Locations of shallow seismic profiles and cores in the Liaodong Bay
图 5 辽东湾SU4单元厚度（A）与SU5单元顶界面埋深（B）图
Figure 5. Thickness of unit SU4（A）and depth of unit SU5 top boundary（B）in Liaodong Bay
图 6 辽东湾SU2（A）与SU3（B）单元厚度图
Figure 6. Isopach maps of units SU2（A）and SU3（B）in Liaodong Bay
图 7 辽东湾SU11（A）与SU12（B）单元厚度图
Figure 7. Isopach maps of units SU11（A）and SU12（B）in Liaodong Bay
表 1 YKC-2孔光释光年龄
Table 1. OSL ages of borehole YKC-2
样品深度/m OSL年龄/kaBP 1.96 4.5±0.5* 2.90 14.1±1.4 4.01 15.3±1.5 5.27 12.7±1.3* 5.86 13.4±1.3* 7.00 30.3±3.0 18.47 59.4±5.9 37.15 54.4±5.4* 40.66 76.8±7.7 40.87 70.2±7.0* 44.70 70.6±7.1* 45.30 69.5±7.0* 49.89 ＞93.9* 55.27 93.7±9.4* 60.37 91.2±9.1* 61.21 94.4±9.4* 68.05 85.4±8.5* 69.20 ＞98.6* 注：*年龄为本文采用年龄。 
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[1] 中国科学院海洋研究所海洋地质研究室. 渤海地质[M]. 北京: 科学出版社, 1985: 1-232. Office of Marine Geology, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences. Geology of the Bohai Sea[M]. Beijing: Science Press, 1985: 1-232. [2] 马志强, 周遵春, 杨爽. 辽东湾北部近海海域表层沉积物类型及分布特征[J]. 水产科学, 2008, 27(2):95-97. [MA Zhiqiang, ZHOU Zunchun, YANG Shuang. The characteristics of surface sediment types and distribution in the north inshore sea area of Liaodong Bay [J]. Fisheries Science, 2008, 27(2): 95-97. doi: 10.3969/j.issn.1003-1111.2008.02.012 [3] 徐东浩, 李军, 赵京涛, 等. 辽东湾表层沉积物粒度分布特征及其地质意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2012, 32(5):35-42. [XU Donghao, LI Jun, ZHAO Jingtao, et al. Grain-size distribution of surface sediments of the Liaodong Bay, Bohai and sedimentary environment restoration [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2012, 32(5): 35-42. [4] 窦衍光, 刘京鹏, 李军, 等. 辽东湾东部砂质区沉积物粒度特征及其物源指示意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2013, 33(5):27-34. [DOU Yanguang, LIU Jingpeng, LI Jun, et al. Grain size characteristics of the core sediments in the eastern Liaodong Bay and implications for depositional environment [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2013, 33(5): 27-34. [5] 王中波, 李日辉, 张志珣, 等. 渤海及邻近海区表层沉积物粒度组成及沉积分区[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2016, 36(6):101-109. [WANG Zhongbo, LI Rihui, ZHANG Zhixun, et al. Grain size composition and distribution pattrn of seafloor sediments in Bohai Bay and adjacent areas [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2016, 36(6): 101-109. [6] 王利波, 李军, 赵京涛, 等. 辽东湾表层沉积物碎屑矿物组合分布及其对物源和沉积物扩散的指示意义[J]. 海洋学报, 2014, 36(2):66-74. [WANG Libo, LI Jun, ZHAO Jingtao, et al. Detrital mineral assemblages and distributions as indicators of provenance and dispersal pattern in surface sediments from Liaodong Bay, Bohai Sea [J]. Acta Oceanologica Sinica, 2014, 36(2): 66-74. [7] 王利波, 李军, 赵京涛, 等. 辽东湾中部晚第四纪沉积物物源与沉积环境: 来自碎屑矿物和自生黄铁矿的证据[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2016, 36(2):39-48. [WANG Libo, LI Jun, ZHAO Jingtao, et al. Late Quaternary sediment provenance and palaeoenvironment in Liaodong Bay, Bohai Sea: evidence from detrital minerals and authigenic pyrite [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2016, 36(2): 39-48. [8] 李淑鸾. 辽东湾表层沉积中有孔虫介形虫研究[J]. 北京大学学报: 自然科学版, 1994, 30(2):181-193. [LI Shuluan. A preliminary study of foraminifera and ostracod assemblages in the Liaodong Bay [J]. Acta Scicentiarum Naturalum Universitis Pekinesis, 1994, 30(2): 181-193. [9] 王海霞, 赵全民, 李铁刚, 等. 辽东湾表层沉积物中底栖有孔虫分布及其与沉积环境的关系[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2011, 31(2):87-94. [WANG Haixia, ZHAO Quanmin, LI Tiegang, et al. Distribution of benthic foraminifera in surface sediments of the Liaodong Bay and its bearing on sedimentary environments [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2011, 31(2): 87-94. [10] 孙荣涛, 赵京涛, 李军, 等. 辽东湾LDD7孔晚更新世以来的沉积层序与古环境演化[J]. 吉林大学学报: 地球科学版, 2015, 45(5):1460-1469. [SUN Rongtao, ZHAO Jingtao, LI Jun, et al. Stratigraphic and Paleo-environmental evolution of Liaodong Bay since Late Pleistocene: evidence from core LDD7 [J]. Journal of Jilin University: Earth Science Edition, 2015, 45(5): 1460-1469. [11] 符文侠. 第四纪以来辽东湾滨岸沉积特征与沉积环境的演变[J]. 沉积学报, 1989, 7(1):127-134. [FU Wenxia. The sedimentary characteristics and environmental evolution in the coastal area of the Liaodong Bay in Quaternary [J]. Acta Sedimentologica Sinica, 1989, 7(1): 127-134. [12] 李萍, 徐元芹, 李培英. 辽东湾北部LH01孔晚更新世24 ka以来古环境演变[J]. 海洋科学进展, 2014, 32(1):59-67. [LI Ping, XU Yuanqin, LI Peiying. Evolution of paleoenvironment since late Pleistocene 24 ka of LH01 core in the northern Liaodong Bay [J]. Advances in Marine Science, 2014, 32(1): 59-67. doi: 10.3969/j.issn.1671-6647.2014.01.007 [13] 马宏伟, 车继英, 马诗敏, 等. 辽河三角洲LZK03孔全新世环境演变[J]. 地质通报, 2016, 35(10):1571-1577. [MA Hongwei, CHE Jiying, MA Shimin, et al. Holocene environmental changes revealed by core LZK03 in the Liaohe River delta [J]. Geological Bulletin of China, 2016, 35(10): 1571-1577. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2016.10.002 [14] 吴建政, 孙洪光, 亓发庆, 等. 辽东湾北部晚更新世中期以来的地层结构及环境演化[J]. 海洋科学进展, 2005, 23(4):452-459. [WU Jianzheng, SUN Hongguang, QI Faqing, et al. Stratigraphic structure and environmental evolution in the northern Liaodong Bay since the middle stage of late Pleistocene [J]. Advances in Marine Science, 2005, 23(4): 452-459. doi: 10.3969/j.issn.1671-6647.2005.04.009 [15] 孙洪光. 辽东湾北部晚更新世中期以来的沉积特征及环境演化[D]. 中国海洋大学硕士学位论文, 2005. SUN Hongguang. Sedimentary characteristics and environmental evolution in the north of Liaodong Bay since medium-tern of late Pleistocene[D]. Master Dissertation of Ocean University of China, 2005. [16] 刘京鹏. 辽东湾晚第四纪以来沉积环境演化[D]. 中国海洋大学硕士学位论文, 2015. LIU Jingpeng. Sedimentary environment evolution of Liaodong Bay during the late Quaternary[D]. Master Dissertation of Ocean University of China, 2015. [17] Wintle A G. Luminescence dating: laboratory procedures and protocols [J]. Radiation Measurement, 1997, 27(5-6): 769-817. doi: 10.1016/S1350-4487(97)00220-5 [18] 李西双, 刘保华, 赵月霞, 等. 渤海海域晚更新世-全新世的活动构造[J]. 海洋学报, 2010, 32(5):52-59. [LI Xishuang, LIU Baohua, ZHAO Yuexia, et al. Late Pleistocene-Holocene submarine active structures in the Bohai Sea [J]. Acta Oceanologica Sinica, 2010, 32(5): 52-59. [19] 汪品先, 闵秋宝, 卞云华. 黄海有孔虫、介形虫组合的初步研究[M]//汪品先. 海洋微体古生物论文集. 北京: 海洋出版社, 1981: 84-100. WANG Pinxian, MIN Qiubao, BIAN Yunhua. A preliminary study of foraminiferal and ostracoda assemblages of the Yellow Sea[M]//Papers on Marine Micropaleontology. Beijing: China Ocean Press, 1981: 84-100. [20] 汪品先, 章纪军, 赵泉鸿, 等. 东海底质中的有孔虫和介形虫[M]. 北京: 海洋出版社, 1988: 1-307. WANG Pinxian, ZHANG Jijun, ZHAO Quanhong, et al. Foraminifera and Ostracodes in Surface Sediments of the East China Sea[M]. Beijing: China Ocean Press, 1988: 1-307. [21] Chappell J, Omura A, Esat T, et al. Reconciliaion of late Quaternary sea levels derived from coral terraces at Huon Peninsula with deep sea oxygen isotope records [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1996, 141(1-4): 227-236. doi: 10.1016/0012-821X(96)00062-3 [22] Lea D W, Martin P A, Pak D K, et al. Reconstructing a 350 ky history of sea level using planktonic Mg/Ca and oxygen isotope records from a Cocos Ridge core [J]. Quaternary Science Reviews, 2002, 21(1-3): 283-293. doi: 10.1016/S0277-3791(01)00081-6 [23] Hunt D, Tucker M E. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base-level’fall [J]. Sedimentary Geology, 1992, 81(1-2): 1-9. doi: 10.1016/0037-0738(92)90052-S [24] Liu J, Saito Y, Wang H, et al. Sedimentary evolution of the Holocene subaqueous clinoform off the Shandong Peninsula in the Yellow Sea [J]. Marine Geology, 2007, 236(3-4): 165-187. doi: 10.1016/j.margeo.2006.10.031 [25] Chen X H, Li R H, Lan X H, et al. Stratigraphy of late Quaternary deposits in the mid-western North Yellow Sea [J]. Journal of Oceanology and Limnology, 2018, 36(6): 2130-2153. doi: 10.1007/s00343-019-7146-9 [26] Wang Z B, Yang S Y, Wang Q, et al. Late Quaternary stratigraphic evolution on the outer shelf of the East China Sea [J]. Continental Shelf Research, 2014, 90: 5-16. doi: 10.1016/j.csr.2014.04.015 -
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