大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)的沉積環(huán)境演化

何磊，薛春汀，葉思源，3，楊士雄 *，杜曉蕾

（1.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局濱海濕地生物地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東青島266071；2.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局青島海洋地質(zhì)研究所，山東青島266071；3.國(guó)土資源部海洋油氣資源與環(huán)境地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東青島266071；4.國(guó)土資源部海洋地質(zhì)實(shí)驗(yàn)檢測(cè)中心，山東青島266071）

?

大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)的沉積環(huán)境演化

何磊1，2，薛春汀2，葉思源1，2，3，楊士雄1，2 *，杜曉蕾4

（1.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局濱海濕地生物地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東青島266071；2.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局青島海洋地質(zhì)研究所，山東青島266071；3.國(guó)土資源部海洋油氣資源與環(huán)境地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東青島266071；4.國(guó)土資源部海洋地質(zhì)實(shí)驗(yàn)檢測(cè)中心，山東青島266071）

摘要：對(duì)大凌河河口地區(qū)Z K3鉆孔（孔深36.7 m）巖心開(kāi)展粒度分析、A M S14C年代測(cè)定、有孔蟲(chóng)鑒定分析等綜合研究，同時(shí)結(jié)合該地區(qū)5口工程鉆孔的巖心以及部分測(cè)年資料，初步建立了大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)典型的地層序列格架和時(shí)空對(duì)比框架，揭示該地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)河道-湖沼-濱海/河口灣-淺海-三角洲的沉積演化過(guò)程。研究結(jié)果表明：大凌河河口地區(qū)在8 500 cal a BP前后開(kāi)始接受海相沉積，并約在4 000 cal a BP之后進(jìn)入三角洲沉積階段；晚更新世晚期以來(lái)的海平面變化是大凌河河口沉積演化和沉積環(huán)境演變的主要控制因素；大凌河對(duì)現(xiàn)代遼河三角洲的形成和演化過(guò)程可能有較重要的影響。

關(guān)鍵詞：大凌河；全新世；河口灣；三角洲；沉積演化

1　引言

遼河三角洲是我國(guó)著名河口三角洲之一，其主要由遼河、大遼河以及大凌河等多條入海河流加積而成。相比遼河、大遼河對(duì)現(xiàn)代遼河三角洲沉積過(guò)程影響的研究［1—3］，大凌河相關(guān)的研究則非常薄弱［4］，其對(duì)遼河三角洲的貢獻(xiàn)往往也受到忽視。

大凌河作為遼寧省西部最大的入海河流，全長(zhǎng)397 k m，流域面積約23 549 k m2。據(jù)凌海站（控制面積約23 048 k m2）于1969-1993年（未建白石水庫(kù)前）實(shí)測(cè)的數(shù)據(jù)顯示：大凌河年平均徑流量為12.19億m3/a，年平均輸沙量為1 217萬(wàn)t/a，平均含沙量約為9.98 kg/m3［5］。單從入海泥沙來(lái)看，大凌河年平均泥沙量要超過(guò)遼河和大遼河1954-1979年的數(shù)據(jù)（分別為889萬(wàn)t/a和899萬(wàn)t/a）［6］。因此，大凌河可能對(duì)現(xiàn)代遼河三角洲的發(fā)育和沉積過(guò)程有較大影響，值得深入的研究。

然而，前人對(duì)大凌河研究多集中在河流水文水利［7—8］、河口附近海洋水文［6，9］以及表層沉積等方面［10］，而對(duì)大凌河河口區(qū)域晚更新世以來(lái)的地層研究相對(duì)薄弱。汪品先和顧尚勇［11］利用有孔蟲(chóng)資料，首次劃分出該區(qū)域晚更新世以來(lái)3次海侵的大致范圍；符文俠［12］則綜合多個(gè)鉆孔地層和微體古生物資料，對(duì)大凌河河口晚更新世3個(gè)海相層進(jìn)行地層劃分和海侵范圍的重新厘定；李東濤等［13］和邴智武等［14］對(duì)大凌河地區(qū)Z K4孔進(jìn)行了系統(tǒng)的全新世地層和沉積相劃分以及微體古生物鑒定分析，并將海相層與海平面變化進(jìn)行對(duì)比印證。雖然如此，前人對(duì)大凌河河口地區(qū)的地層研究依然存在許多問(wèn)題：沉積相劃分未能從三角洲-河口地層角度著手，依舊為簡(jiǎn)單的海-陸相分法；鉆孔單一且功能簡(jiǎn)單，有效測(cè)年數(shù)據(jù)匱乏，無(wú)法對(duì)該地區(qū)全新世地層進(jìn)行區(qū)域?qū)Ρ?；未能從遼河三角洲演化的整體角度來(lái)分析大凌河對(duì)遼河三角洲的貢獻(xiàn)。

為此，本文對(duì)2013-2014年在大凌河河口附近取得的取心鉆孔Z K3（孔深36.7 m）和5個(gè)工程鉆孔G CZ01、G CZ03、G CZ05、G CZ06、G CZ07（孔深約30 m）開(kāi)展綜合研究，旨在探討大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)的沉積演化過(guò)程及其與海平面變化的關(guān)系。研究對(duì)深入認(rèn)識(shí)河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)的沉積演化過(guò)程，探索海陸相互作用機(jī)制有較重要的科學(xué)意義。

2　材料和方法

大凌河河口地區(qū)2013-2014年所取得鉆孔位置如圖1所示，各個(gè)鉆孔位置、高程及孔深見(jiàn)表1。這些鉆孔的取心率均在85 %以上，滿足本項(xiàng)目的研究工作。

圖1　大凌河河口地區(qū)鉆孔位置示意圖（根據(jù)參考文獻(xiàn)［2，12］修改）Fig.1 Location map of cores in the Dalinghe Estuary area（modified from references［2，12］）

對(duì)鉆孔Z K3巖心按照平均每10 cm一個(gè)粒度樣品，共計(jì)370個(gè)。每個(gè)樣品約10 g，先加20 m L 6 %的H2O2去除有機(jī)質(zhì)，再加約10 m L 0.2 m ol/L的稀鹽酸去除鈣膠結(jié)物，最后加清水進(jìn)行洗鹽處理。經(jīng)過(guò)上述處理的樣品使用英國(guó)M A L V E R N公司生產(chǎn)的M astersizer2000型激光粒度分析儀進(jìn)行粒度測(cè)量（測(cè)量范圍為0.02～2 000μm，偏差小于1 %，重現(xiàn)性Φ50小于1 %）。粒度參數(shù)計(jì)算方法采用Folk和W ard［15］的方法。

對(duì)鉆孔Z K3的微體古生物樣品在孔深0～12.4 m采取平均20 cm一個(gè)樣品進(jìn)行取樣，局部層位加密10 cm一個(gè)樣品，孔深12.4 m以下采取平均約80 cm一個(gè)樣品，共計(jì)97個(gè)。每個(gè)樣品以50 g干樣為定量統(tǒng)計(jì)單位，用250目（63μm）孔徑的標(biāo)準(zhǔn)銅篩沖洗并烘干，然后用C Cl4重液浮選。對(duì)浮選樣和底樣中的有孔蟲(chóng)在光學(xué)體視鏡下挑出并進(jìn)行鑒定統(tǒng)計(jì)。有孔蟲(chóng)含量多的樣品，進(jìn)行縮分后再鑒定統(tǒng)計(jì)。

表1　大凌河河口地區(qū)鉆孔GPS位置、高程及孔深數(shù)據(jù)Tab.1 Data of GPS position，elevation，depth of cores in the Dalinghe Estuary area

測(cè)年樣品共選取10件，由美國(guó)Beta實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行A M S14C年代測(cè)定。A M S14C測(cè)年選取的樣品，包括貝殼、植物碎屑等，同層位優(yōu)先選擇直徑較大的植物碎屑或占優(yōu)勢(shì)種的貝殼，以此盡可能反應(yīng)原始的沉積信息。測(cè)試的結(jié)果利用Calib軟件（version 7.02）進(jìn)行校正［16］，遼東灣地區(qū)碳庫(kù)校正值△=（-178±50）a［17］，最終結(jié)果如表2所示。

表2　大凌河河口地區(qū)所有鉆孔的A M S14C測(cè)年數(shù)據(jù)Tab.2 A M S14C dating data of all cores in the Dalinghe Estuary area

3　結(jié)果

3.1大凌河河口Z K3孔的巖性特征

根據(jù)沉積物巖性特征，Z K3鉆孔自下而上可劃分為5段，分別描述如下：

U1段，孔深36.7～23.4 m，高程-33.97～-20.67 m。該段可以細(xì)分為兩層，其中下層（孔深36.7～31.3 m）以淺灰色黏土質(zhì)粉砂夾灰色粉砂或細(xì)砂為主，常見(jiàn)生物擾動(dòng)，水平紋層發(fā)育，局部可見(jiàn)泥礫和鈣質(zhì)結(jié)核（圖2-1）。上層（孔深31.3～23.4 m）以灰色中細(xì)砂為主，局部層位富含有機(jī)質(zhì)及植物碎屑（圖2-2）。

U2段，孔深23.4～12.4 m，高程-20.67～-9.67 m。該段沉積以灰色-淺灰色黏土質(zhì)粉砂為主，夾數(shù)層粉砂-粉細(xì)砂層，與上下地層均為突變接觸（圖2-3）。該段生物擾動(dòng)和水平紋層均較發(fā)育，局部可見(jiàn)豐富的小型淡水腹足類化石，如蘿卜螺屬Radix sp.和雙臍螺屬Biomphalaria sp.等。

圖2　大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)典型沉積相Fig.2 Typical sedimentary facies in the Dalinghe Estuary since the Late Pleistocene

U3段，孔深12.4～11.8 m，高程-9.67～-9.07m。該段以灰色粉細(xì)砂為主，可見(jiàn)小型牡蠣等貝殼，與下伏的湖沼相沉積為突變接觸，與上覆層位為漸變沉積（圖2-4）。

U4段，孔深11.8～11 m，高程-9.07～-8.27 m。該段以淺灰色含黏土細(xì)砂為主，向下為黏土質(zhì)粉砂夾細(xì)砂透鏡體，見(jiàn)透鏡狀層理，與上下地層均為漸變接觸（圖2-7）。該段富含貝殼化石，包括菲律賓蛤仔Ruditapesphilippinarum、四角蛤蜊Mactraveneriformis、貓爪牡蠣Talonostrea talonostrea、焦河藍(lán)蛤Potamocorbula ustulata以及中國(guó)不等蛤Anomia chinensis等。

U5段，孔深11～0 m，高程-8.27～2.73 m，依據(jù)巖性特征，自下而上可以將此段細(xì)分為3層，詳述如下：

U15層，孔深11～10.2 m，高程-8.27～-7.47 m。此層為灰色黏土質(zhì)粉砂夾淺灰色粉砂透鏡體或薄層，透鏡狀層理發(fā)育，與上下地層均為漸變接觸（圖2-8）。

U25層，孔深10.2～4.7 m，高程-7.47～-1.97 m。此層可以繼續(xù)分為兩個(gè)亞層。下部亞層（孔深7.3～10.2 m）為灰色黏土質(zhì)粉砂與淺灰色粉細(xì)砂薄層互層沉積，局部粉細(xì)砂層較厚，與上下地層均為漸變接觸（圖2-9）。上部亞層（孔深4.7～7.3 m）灰色-灰黑色極細(xì)砂-細(xì)砂，局部含貝殼碎屑四角蛤蜊Mactraveneriformis等，與上下地層均為漸變接觸（圖2-10）。

U35層，孔深4.7～0 m，高程-1.97～2.73 m。該段下部為淺灰色黏土質(zhì)粉砂夾灰色粉砂、粉細(xì)砂，向上逐漸漸變?yōu)榛尹S色粉砂與淺黃色粉砂質(zhì)黏土互層沉積，與上下地層均為漸變接觸（圖2-11）。此段潮汐層理發(fā)育，局部可見(jiàn)植物根莖碎屑和有機(jī)質(zhì)富集層。

3.2Z K3孔各段的粒度特征

3.2.1各段/層基本粒度參數(shù)特征

如表3所示，Z K3孔自下而上的沉積序列中，存在3段砂質(zhì)含量較高的層位，分別為U1上層（平均含量60.04 %，下同）、U3段（58.95 %）和U25上層（51.55 %），而黏土含量較高的段/層分別為U2段（20.48 %）、U15層（23.33 %）。平均粒徑大小與砂質(zhì)含量成反比（R =-0.98），而與黏土含量成正比（R = 0.95），因此平均粒徑平均值較高的層位分別為U1上層（4.14 Ф）、U3段（4.29 Ф）和U25上層（4.28Ф），而平均值較低的層位為U2段（6.09 Ф）、U15層（6.56 Ф）。

Z K3孔中各段/層標(biāo)準(zhǔn)偏差δ1（Ф）平均值均在1以上，屬于分選較差級(jí)別，部分層段，如U3段和U4段可達(dá)到2.32和2.25，分選屬于很差級(jí)別。偏態(tài)SK1除極少數(shù)外，均為正偏，并且通常砂質(zhì)含量較高的層位偏態(tài)值更高，如U1上層，砂質(zhì)平均含量60.04 %，偏態(tài)平均值達(dá)到0.45，為極正偏。峰度K G平均值均在0.9以上，屬于中等尖銳-尖銳級(jí)別。

表3　Z K3孔各層粒度參數(shù)統(tǒng)計(jì)表Tab.3 Grain size parameter statistics in each stratum of Z K3 Core

續(xù)表3

3.2.2各段/層粒度累積曲線特征

除少數(shù)段/層為多段式（U4，U25下）外，Z K3孔各段/層沉積物粒度概率累積曲線以3段式為主（圖3）。截點(diǎn)值的大小可以反映搬運(yùn)介質(zhì)的擾動(dòng)強(qiáng)度。在Z K3孔中，多數(shù)沉積物粒度累積曲線能分辨細(xì)截點(diǎn)，并且多數(shù)細(xì)截點(diǎn)Ф值在4左右，部分層段，如U1下層、U4段、U25下層、U35層細(xì)截點(diǎn)可達(dá)到5左右。細(xì)截點(diǎn)是跳躍組分和懸移組分的分界點(diǎn)，因此在細(xì)截點(diǎn)值大小相近的情況下，懸移組分的含量多少則能大致反映水動(dòng)力的強(qiáng)弱。

圖3　Z K3孔各層粒度概率累積代表曲線Fig.3 Representative probability cumulative curve in each stratum of Z K3 Core

事實(shí)上，該孔中多數(shù)段/層中粒度組分以跳躍組分為主，且躍移質(zhì)粒徑通常大于1 Ф，但不同段/層中跳躍組分的含量不同，其中U25上層（大于90 %）、U1上層（大于85 %）跳躍組分含量最高，U1下層（大于50 %）、U3段（大于60 %）、U25下層（大于50 %）、U35層（大于60 %）其次，而U2段、U4段以及U15層則以懸浮組分組分為主，跳躍組分則均在40 %以下。Z K3中躍移組分和推移組分的含量與平均粒徑值大小大致成負(fù)相關(guān)（R =-0.84），即躍移組分和推移組分含量越高，通常該樣品平均粒徑值越小，即所對(duì)應(yīng)的顆粒越粗，也揭示了水動(dòng)力相對(duì)較強(qiáng)。

3.2.3各段/層粒度頻率曲線特征

Z K3孔各層段的粒度頻率曲線如圖4所示：各層段粒度頻率曲線差別較大，其中U1下層（眾數(shù)值3.0 Ф～5.0 Ф之間，下同）、U1上層（2.0 Ф～4.0 Ф）、U3段（2.2 Ф～4.0 Ф）、U25上層（4.1 Ф～6.8 Ф）以及U35層（2.0 Ф～4.0 Ф）為粗組分占主導(dǎo)的單峰細(xì)尾分布，U4段（3.0 Ф～5.0 Ф）和U15層（4.0 Ф～7.0 Ф）為平坦的近似正態(tài)分布，而U2段（粗端3.4 Ф～5.0 Ф，細(xì)端6.0 Ф ～7.5 Ф）和U25下層（粗端3.0 Ф～4.5 Ф，細(xì)端5.5 Ф～7.3 Ф）為粗組分略占優(yōu)的雙峰分布。

單峰細(xì)尾分布類型通常反映了搬運(yùn)水動(dòng)力比較單一且穩(wěn)定的情況，比如河流作用為主的條件下；平坦近似正態(tài)分布類型可能反應(yīng)了搬運(yùn)水動(dòng)力不穩(wěn)定，也有可能與顆粒受多個(gè)搬運(yùn)介質(zhì)的影響相關(guān)聯(lián)；雙峰分布類型則說(shuō)明了沉積物在沉積后可能受到后期改造或其他物源的加入［18］。因此，Z K3孔自下而上的層序中粒度頻率曲線的變化，揭示了Z K3孔上下層位沉積條件為水動(dòng)力相對(duì)單一的條件，而中間層位為水動(dòng)力相對(duì)復(fù)雜混合的沉積條件，即可能為海陸交互的沉積環(huán)境。

圖4　Z K3孔各層粒度頻率代表曲線Fig.4 Representative grainsize frequency curve in each stratum of Z K3 Core

3.3Z K3孔各層段的有孔蟲(chóng)分布及特征

Z K3孔共鑒定底棲有孔蟲(chóng)24屬，44種（包括未定種），未發(fā)現(xiàn)浮游有孔蟲(chóng)，介形蟲(chóng)含量極低，僅在個(gè)別層位零星出現(xiàn)。玻璃質(zhì)殼在本鉆孔的有孔蟲(chóng)群落中占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，含量在85 %以上，另外可見(jiàn)少量的瓷質(zhì)殼和膠結(jié)殼以及少量的瓶蟲(chóng)殼。其中平均含量占全群5 %以上的優(yōu)勢(shì)種共3個(gè)，分別為廣鹽濱岸淺水種畢克卷轉(zhuǎn)蟲(chóng)變種Ammoniabeccarii vars.（平均含量40.92 %），涼水淺海環(huán)境種具瘤先希望蟲(chóng)Protelphidium turberculatum（平均含量20.75 %），低溫低鹽類型縫裂希望蟲(chóng)Elphidium magellanicum（平均含量12.36 %）。3個(gè)優(yōu)勢(shì)種平均含量共占全群的73.4 %。常見(jiàn)種（平均含量在1 %～5 %）包含E.subcrispum亞波紋希望蟲(chóng)（平均含量3.63 %），E.simplex簡(jiǎn)單希望蟲(chóng)（平均含量3.44 %），Cribrononionsubincertum亞易變篩九字蟲(chóng)（平均含量2.9 %），Buccella frigida冷水面頰蟲(chóng)（平均含量2.37 %），和膠結(jié)質(zhì)殼Eggerella advena異地伊格爾蟲(chóng)（平均含量3.23 %）。瓷質(zhì)殼有孔蟲(chóng)以五玦蟲(chóng)屬為主，多為濱岸淺海沉積環(huán)境較常出現(xiàn)的圓短五玦蟲(chóng)（Quinqueloculina akneriana）、整潔五玦蟲(chóng)（Quinqueloculinabellatula）和半缺五玦蟲(chóng)（Quinqueloculinaseminula）屬種，但豐度較?。▓D5）。

從Z K3孔各個(gè)層段來(lái)看，U1和U2段中未見(jiàn)有孔蟲(chóng)。U3段可見(jiàn)少量的有孔蟲(chóng)，每克干樣中有孔蟲(chóng)豐度在0～160枚，簡(jiǎn)單分異度在0～20種之間，并且由下至上有逐漸增加趨勢(shì)；本層中3大優(yōu)勢(shì)種均已出現(xiàn)，但以廣鹽濱岸種畢克卷轉(zhuǎn)蟲(chóng)變種Ammoniabeccarii vars.為主，平均含量約40 %。U4段有孔蟲(chóng)的豐度和分異度均達(dá)到了鉆孔中最大值，可分別高達(dá)240 枚/克和22種（不含未定種），以上的常見(jiàn)種屬在本層均出現(xiàn)，3大優(yōu)勢(shì)屬種畢克卷轉(zhuǎn)蟲(chóng)變種Ammoniabeccarii vars.，具瘤先希望蟲(chóng)Protelphidium turberculatum以及縫裂希望蟲(chóng)Elphidium magellanicum在本層中百分含量分別為26.85 %，21.85 %和24.97 %。

U5段各層中U15層有孔蟲(chóng)豐度僅次于淺海陸架段，平均豐度在110枚/g，3大優(yōu)勢(shì)種中代表低溫低鹽的縫裂希望蟲(chóng)Elphidium magellanicum在此層相對(duì)含量較高，說(shuō)明此層的沉積環(huán)境鹽度較正常淺海環(huán)境偏低；U25層有孔蟲(chóng)豐度較低，但3大優(yōu)勢(shì)種中廣鹽型分子畢克卷轉(zhuǎn)蟲(chóng)變種Ammonia beccarii vars.含量有向上加大趨勢(shì)，說(shuō)明層位自下而上距離河口越來(lái)越近；U35層有孔蟲(chóng)中廣鹽型畢克卷轉(zhuǎn)蟲(chóng)變種Ammonia beccarii vars.和低鹽分子縫裂希望蟲(chóng)Elphidium magellanicum占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，另外E.subcrispum，E.simplex，Cribrononion subincertum在本層相對(duì)豐富，而相對(duì)正常鹽度的具瘤先希望蟲(chóng)Protelphidium turberculatum含量很低，說(shuō)明本層海相性較弱。U5段有孔蟲(chóng)特征的總體趨勢(shì)是，有孔蟲(chóng)豐度向上逐漸減小，廣鹽型分子逐漸變多，而代表正常淺海分子的含量總體變少。

4　討論及分析

4.1Z K3孔晚更新世晚期以來(lái)的沉積環(huán)境演變和層序旋回

從上節(jié)結(jié)果中分析可知，U1下層（孔深36.7～ 31.3 m）巖性以粉砂和細(xì)砂混合沉積為主，含泥礫和鈣質(zhì)結(jié)核，可見(jiàn)生物擾動(dòng)，但未見(jiàn)明顯貝殼和有孔蟲(chóng)化石。本層以粗顆粒為主的單峰細(xì)尾分布頻率曲線顯示該層搬運(yùn)水動(dòng)力條件比較單一，另外本層沉積物中懸浮組分在30 %～40 %左右，推測(cè)此層為陸相河漫灘沉積。U1上層（孔深31.3～23.4 m）中細(xì)砂層厚度較大，組成成分均勻單一，分選相對(duì)較好，且懸浮含量較低（小于5 %），通常為沉積環(huán)境相對(duì)穩(wěn)定的河床沉積。因此，總體而言，U1段應(yīng)歸為河道沉積。少量A M S14C數(shù)據(jù)（孔深29.05 m，植物碎屑）結(jié)果為40 625 cal a BP，表明本層大致屬于MIS3期。

U2段（孔深23.4～12.4 m）總體以黏土質(zhì)粉砂為主，生物擾動(dòng)和水平紋層均較發(fā)育，局部層位富含小型淡水腹足類化石，未見(jiàn)有孔蟲(chóng)化石。本段顆粒較細(xì)，平均粒徑6.09 Ф，分選差-很差，懸浮組分含量在25 %～60 %左右，粒度頻率曲線為粗組分略占優(yōu)的平坦雙峰分布特征，推測(cè)此段為湖沼沉積，并且為經(jīng)常有外源沉積物注入的湖沼。本段總體巖性以粉砂為主的層位中夾有數(shù)層粉細(xì)砂層，這從側(cè)面證明了以上推斷。本段沉積厚度高達(dá)11 m，巖心組分變化不大，且沉積物粒度頻率曲線和累積曲線均較為相似，說(shuō)明本段總體沉積環(huán)境可能比較穩(wěn)定?？咨?2.83 m和16.05 m的A M S14C數(shù)據(jù)分別為11 425 cal a BP和15 320 cal a BP，利用內(nèi)插法的數(shù)據(jù)顯示本段沉積時(shí)間大致在11 000～24 000 cal a BP，屬于MIS2期玉木盛冰期。

U3段（孔深12.4～11.8 m）以粉細(xì)砂為主，含少量的牡蠣。本段以躍移組分為主，頻率曲線為粗組分為主的單峰細(xì)尾分布，另外有孔蟲(chóng)化石以廣鹽濱岸種畢克卷轉(zhuǎn)蟲(chóng)變種Ammoniabeccariivars.為主，并且有孔蟲(chóng)含量和豐度逐漸增加，說(shuō)明了本段為全新世海侵之初的濱海沉積，屬于MIS1期冰后期產(chǎn)物。

U4段（孔深11.8～11 m）以含黏土細(xì)砂為主，見(jiàn)透鏡狀層理。本段富含貝殼化石，同時(shí)有孔蟲(chóng)豐度和分異度在本鉆孔達(dá)到了最大值，沉積速率低（約0.03 cm/a，圖6），懸浮組分高達(dá)40 %～50 %，頻率曲線平坦近似正態(tài)分布，分選較差，推測(cè)為近淺海沉積。本段孔深11.95 m處A M S14C數(shù)據(jù)為4 775 cal a BP，顯示此段淺海沉積屬于全新世最大海泛面以來(lái)的沉積產(chǎn)物。

U5段（孔深11～0 m）自下而上巖性由黏土質(zhì)粉砂夾粉砂透鏡體，至粉砂與細(xì)砂互層，細(xì)砂層，最后變?yōu)轲ね临|(zhì)粉砂夾粉砂、粉細(xì)砂，平均粒徑（Ф值）由大變小再變大，顆粒由細(xì)變粗再變細(xì)，呈現(xiàn)典型的三角洲層序特點(diǎn)。累積曲線自下而上也由懸浮和躍移組分含量類似，演變成躍移組分為主，說(shuō)明了自下而上沉積環(huán)境離河口越來(lái)越近。另外，頻率曲線變化也由平坦近正態(tài)分布，變?yōu)殡p峰式，最后變?yōu)榇诸w粒占主導(dǎo)的單峰式，暗示了搬運(yùn)水動(dòng)力條件逐漸由海洋作用到混合最后變?yōu)楹恿飨嗟倪^(guò)程。有孔蟲(chóng)分析結(jié)果也顯示自下而上有孔蟲(chóng)豐度和分異度總體趨勢(shì)逐漸減小，廣鹽型分子百分含量逐漸增加，而淺海環(huán)境種含量總體趨勢(shì)逐漸變小，反映了海相性逐漸減弱過(guò)程。因此，綜合分析顯示，本段應(yīng)為典型的三角洲沉積，自下而上分別由前三角洲，三角洲前緣至三角洲平原演變。

圖6　大凌河河口Z K3孔晚更新世晚期以來(lái)沉積速率示意圖Fig.6 Sedimentary ratio diagram of Z K3 Core in the Dalinghe Estuary since the Late Pleistocene

因此，大凌河河口地區(qū)Z K3孔晚更新世晚期以來(lái)的沉積演化自下而上分別是河道、湖沼、濱海、淺海、三角洲，由此構(gòu)成了一個(gè)由海侵至海退的旋回地層。其中河道和湖沼段屬于低位體系域（LST），湖沼向?yàn)I海、淺海沉積環(huán)境的變遷標(biāo)志著全新世海侵體系域（TST）的形成，而三角洲相是高位體系域（H ST）的沉積產(chǎn)物。另外，已有的A M S14C數(shù)據(jù)顯示：河道沉積大致位于氧同位素3期（MIS3），即玉木冰期中的間冰期；湖沼沉積則大致屬于氧同位素2期（MIS2）末次盛冰期的產(chǎn)物；湖沼沉積與濱海相沉積之間為突變接觸關(guān)系，可能存在沉積間斷；而濱海、淺海至三角洲沉積環(huán)境則為冰后期沉積產(chǎn)物，屬于氧同位素1期（MIS1）。

4.2大凌河河口區(qū)域晚更新世晚期以來(lái)的地層對(duì)比和沉積環(huán)境演化

除了取心鉆孔Z K3孔，大凌河河口區(qū)域還取得5口工程鉆孔。根據(jù)以上鉆孔中巖性、生物化石以及測(cè)年結(jié)果，大凌河河口區(qū)鉆孔區(qū)域?qū)Ρ嚷?lián)孔圖見(jiàn)圖7。結(jié)果顯示：大凌河河口區(qū)晚更新世晚期以來(lái)的沉積序列與取心鉆孔類似，自下而上分別為河道、湖沼、河口灣/濱海、淺海、三角洲，可以分別對(duì)應(yīng)低位體系域、海侵體系域和高位體系域。下面將按照體系域自下而上進(jìn)行分述。

4.2.1低位體系域（LST）

大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)的低位體系域主要包括河道相和湖沼相。其中河道相在所有鉆孔中均有分布，這與下遼河平原整體地勢(shì)平坦，河網(wǎng)密布，在地質(zhì)歷史時(shí)期河道容易發(fā)生變遷有關(guān)。大凌河位于下遼河平原的西邊，該河流攜巨量泥沙自西部山丘沖積到下遼河平原，形成了巨大的沖洪積扇［19—20］。晚更新世晚期，大凌河保持有兩條主河道，西股起于金城，經(jīng)新莊子、平山，最后從北二溝入海；東股由勝利屯至金城、東花、右衛(wèi)和北三義屯附近。全新世以來(lái)，西股逐漸干涸，而東股成為主河道，并向西遷移至現(xiàn)今位置［19］。因此，在G CZ07孔（近大凌河?xùn)|股古河道），全新世地層厚度明顯增加，且河道相也明顯下移，這可能與東股古河道下切相關(guān)。

大凌河河口G CZ01、G CZ05、G CZ06以及Z K3孔均有湖沼相沉積。湖沼相沉積粒度較細(xì)，平均厚度在7 m左右。湖沼相范圍大致分布在大凌河晚更新世晚期沖洪積扇的邊緣［19］，這可能是該區(qū)域能較大面積發(fā)育湖沼沉積的原因之一。

取心鉆孔Z K3孔已有的測(cè)年數(shù)據(jù)顯示：該孔河道相-湖沼相為MIS3期-MIS2期的沉積產(chǎn)物。雖然其他工程鉆目前該段的測(cè)年數(shù)據(jù)很少，但這些孔距離相近，相應(yīng)層段（如湖沼相）孔深和高程類似，因此可以推測(cè)該區(qū)域內(nèi)河道相和湖沼相也應(yīng)沉積于MIS3 期-MIS2期，即為玉木冰期低海平面時(shí)期的沉積產(chǎn)物。

4.2.2海侵體系域（TST）

隨著全新世海侵侵入遼東灣，大凌河河口區(qū)域形成一套海侵體系域（TST）沉積，即從濱海/河口灣向淺海沉積環(huán)境演變。

濱海沉積見(jiàn)于遠(yuǎn)離古河道位置的Z K3、G CZ03、G CZ05、G CZ06孔中，以灰色-灰白色粉細(xì)砂為主，含少量貝殼（主要為小牡蠣）化石，另外可見(jiàn)少量有孔蟲(chóng)化石（如Z K3孔）。該層通常較薄，平均約1 m左右，與下伏地層中河道和湖沼沉積多為突變接觸，而與上覆地層中淺海沉積為漸變接觸關(guān)系。G CZ05孔該層最底層的沉積年齡為8 465 cal a BP，可能為全新世海侵達(dá)到大凌河河口地區(qū)的初始時(shí)間。

河口灣為下切河谷在海平面快速上升中的充填產(chǎn)物，它接受來(lái)自河流和海洋的沉積物，并且同時(shí)包含受潮汐、波浪和河流作用等影響的沉積相［21］。因此，河口灣為相對(duì)復(fù)雜的海陸過(guò)渡相沉積體系，其中在河口附近的濱海/潮坪沉積也屬于廣義河口灣的一部分。在大凌河河口地區(qū)，河口灣沉積主要見(jiàn)于G CZ01孔和G CZ07孔，厚度分別達(dá)到6 m和19 m。結(jié)合已有的鉆孔巖性和貝殼化石資料，河口灣沉積相可以粗略劃為多個(gè)巖性層，包括牡蠣/貝殼富集層（層Ⅰ），泥沙互層（層Ⅱ），細(xì)砂層（層Ⅲ）。

牡蠣富集層（層Ⅰ）分布在G CZ01和G CZ06孔，該層層厚在兩個(gè)鉆孔分別為0.6 m和1.4 m，巖性以灰色-灰黃色粉細(xì)砂為主，富含大量牡蠣碎屑，含量約在30 %～50 %左右。這些牡蠣初步推測(cè)為近江牡蠣（Crassostrea ariakensis）或長(zhǎng)牡蠣（Crassostrea gigas）。牡蠣大多破碎（大小在1～3 cm），分選性較好，但白化嚴(yán)重（圖8），揭示牡蠣經(jīng)過(guò)反復(fù)沖刷和曝光，推斷其埋藏環(huán)境為潮上帶附近，與貝殼灘沉積環(huán)境相類似。G CZ06孔A M S14C數(shù)據(jù)顯示該牡蠣層形成時(shí)間在7 925 cal a BP，時(shí)間大致與渤海灣西岸Pre-I-I期的牡蠣灘相對(duì)應(yīng)［22-23］，可能形成于最大海泛面之前短暫海平面穩(wěn)定期。

圖8　白化嚴(yán)重的牡蠣碎屑Fig.8 Severely bleached oyster fragments

類似牡蠣富集層的貝殼富集層可見(jiàn)于G CZ07孔（孔深27.7～28.8 m），該層沉積以灰色-灰黃色細(xì)砂為主，含較豐富的貝殼碎屑，如菲律賓蛤仔Ruditapes philippinarum，貓爪牡蠣Talonostrea talonostrea，焦河藍(lán)蛤Potamocorbula ustulata和河蜆Corbicula fluminea等。貝殼多破碎，但分選性較好，說(shuō)明經(jīng)歷了一定程度的搬運(yùn)和分選，應(yīng)為河口濱岸堆積埋藏。測(cè)年數(shù)據(jù)顯示該層沉積年齡為8 580 cal a BP，與牡蠣富集層時(shí)間接近，大致指示全新世海侵到達(dá)大凌河河口地區(qū)的時(shí)間。

泥沙互層段（層Ⅱ）位于牡蠣富集層上部，為灰黑色黏土質(zhì)粉砂與淺灰色粉砂-細(xì)砂互層沉積，局部含有牡蠣碎屑，可見(jiàn)小型交錯(cuò)層理和波狀層理（沙泥互層）等潮汐作用層理（圖2-5），揭示此段受潮汐和河流的共同作用，推測(cè)為河口灣內(nèi)潮間淺灘沉積。細(xì)砂層（層Ⅲ）以灰色細(xì)砂為主，含小型牡蠣等貝殼（圖2-6），可見(jiàn)較豐富的廣鹽和低鹽有孔蟲(chóng)分子，說(shuō)明此層依然受陸相和海相共同影響，推測(cè)可能為河口灣砂體沉積。

因此，總體而言，河口灣相自下而上從潮上帶牡蠣/貝殼富集層，至潮間淺灘，最后至河口灣砂體沉積，為水深逐漸加深的過(guò)程，是海平面上升時(shí)期下切河道充填的產(chǎn)物。

濱海/河口灣是大凌河河口地區(qū)全新世海侵之初的沉積環(huán)境，而隨著海侵的進(jìn)一步擴(kuò)大，該地區(qū)鉆孔逐漸演變成淺海相沉積。淺海相沉積以灰色-灰黑色含黏土細(xì)砂或粉細(xì)砂為主。在前文Z K3孔中已描述，此層沉積速率較低，但含非常豐富的海相貝殼化石，另外有孔蟲(chóng)的豐度在該層中達(dá)到最大值。值得一提的是，此層中顆粒粒徑相比典型的淺海相較粗，同時(shí)含有透鏡狀潮汐層理，這可能與該區(qū)域較強(qiáng)的潮流作用相關(guān)［1，24］。

淺海沉積一般為最大海泛面時(shí)期的產(chǎn)物，在中國(guó)東部海岸地區(qū)約在7 000 cal a BP［25—26］。在大凌河河口G CZ03孔淺海沉積層最上部的年齡為3 980 cal a BP，而Z K3孔該層中部年齡為4 775 cala BP，說(shuō)明了該區(qū)域淺海相沉積時(shí)間較長(zhǎng)，持續(xù)時(shí)間可達(dá)3 ka左右，這可能與該段時(shí)間缺乏足夠的泥沙注入，并且三角洲沉積未能達(dá)到本區(qū)域有關(guān)。

4.2.3高位體系域（H ST）

現(xiàn)代三角洲沉積是全新世海侵達(dá)到最大范圍后的沉積產(chǎn)物［25］。大凌河河口地區(qū)所有鉆孔均含有三角洲沉積，沉積厚度普遍在10～12 m左右。除了G CZ01孔和G CZ07孔三角洲沉積直接覆蓋在河口灣沉積上外，其他鉆孔三角洲沉積則發(fā)育在淺海沉積之后。這可能一方面G CZ01孔和G CZ07孔位置分布在古河道之上，另一方面可能與以上兩個(gè)鉆孔在接受三角洲沉積時(shí)水體可能很淺有關(guān)。

4.3海平面變化與大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)的沉積環(huán)境演化

前人對(duì)末次冰盛期以來(lái)的海平面變化進(jìn)行了系統(tǒng)的總結(jié)和歸納［26—30］。Liu等［26］總結(jié)了西太平洋地區(qū)冰后期海平面的變化，指出全新世以來(lái)，該地區(qū)海平面存在兩次比較快速躍升的時(shí)段，至7 000 cal a BP達(dá)到最大海泛面，之后海平面穩(wěn)定或緩慢下降。全新世海平面基本穩(wěn)定下來(lái)，而與之相伴的是三角洲體系的開(kāi)始發(fā)育［25］，這一點(diǎn)也已經(jīng)在國(guó)內(nèi)外眾多現(xiàn)代三角洲演化歷史研究中得到了證實(shí)［31—33］。另外，H ori 和Saito［34］通過(guò)亞洲3條河流三角洲全新世以來(lái)的沉積演化研究，指出海平面在9 000～8 500 cal a BP之間存在一次快速的海平面躍升，而這段時(shí)間也是河口灣環(huán)境海相性加強(qiáng)的時(shí)期。因此，海平面變化是晚更新世晚期以來(lái)河口地區(qū)沉積演化的主要驅(qū)動(dòng)力之一。

大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)沉積環(huán)境依次由河道、湖沼逐漸向?yàn)I海/河口灣、淺海最終向三角洲演化，形成了一套完整海侵-海退的沉積層序。河道和湖沼是大凌河河口地區(qū)低位體系域（LST）的沉積產(chǎn)物；濱海/河口灣至淺海沉積環(huán)境變化則與全新世海侵過(guò)程密切相關(guān)，屬于海侵體系域（TST）的產(chǎn)物；而海平面穩(wěn)定之后的三角洲沉積，則為高位體系域（H ST）的沉積產(chǎn)物。因此，層序地層的研究揭示了海平面變化是大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)的沉積環(huán)境變化主要控制因素。

大凌河河口區(qū)鉆孔測(cè)年數(shù)據(jù)顯示：在8 500 cal a BP之前，下遼河平原主要為河道和湖沼相沉積，海平面未到達(dá)現(xiàn)今海岸線附近。在8 500 cal a BP左右，全新世海侵到達(dá)現(xiàn)今下遼河平原的海岸線，大凌河下游河口灣環(huán)境開(kāi)始廣泛發(fā)育。隨著海平面快速上升直至最大海泛面（7 000 cal a BP），大凌河地區(qū)河口灣環(huán)境逐漸向淺海環(huán)境變遷。淺海環(huán)境在大凌河河口地區(qū)鉆孔中淺海相沉積時(shí)間較長(zhǎng)，持續(xù)時(shí)間可至4 000 cal a BP。4 000 cal a BP之后，河口地區(qū)的鉆孔進(jìn)入三角洲沉積階段。因此，大凌河河口區(qū)域從河道-河口灣-三角洲沉積演化過(guò)程與海平面變化密切相關(guān)。

4.4大凌河對(duì)遼河三角洲的貢獻(xiàn)

遼河三角洲是由一系列入海河流：遼河（原雙臺(tái)子河）、大遼河、大凌河、小凌河、大清河5條河流加積而成的復(fù)合三角洲，以上5條河流均擁有不同的流域盆地和水沙特征（表4）。從表4可知，遼河、大遼河、大凌河為區(qū)域內(nèi)主要的入海泥沙河流，其中大遼河為最大的入海徑流河流，而大凌河為區(qū)內(nèi)最大入海泥沙河流。

表4　遼河三角洲地區(qū)入海河流流域面積和水沙一覽表Tab.4 Drainage area and water-sediment discharges of rivers in the Liaohe Delta

圖9　7 000 cal a BP前后遼河三角洲地區(qū)古海岸線和古河道簡(jiǎn)圖（修改自參考文獻(xiàn)［4，12］）Fig.9 Paleocoastline and paleochannelin the Liaohe Delta area during 7 000 cal a BP（modified from references［4，12］）

雖然如此，相比遼河和大遼河［1—3］，大凌河對(duì)遼河三角洲的貢獻(xiàn)往往受到忽視［4］。本文的研究一方面揭示了大凌河河口附近三角洲沉積厚度普遍均在10 m以上，由此證實(shí)了大凌河河口地區(qū)的三角洲沉積部分應(yīng)為遼河三角洲整體中較重要的一部分；另一方面，大凌河晚更新世晚期以來(lái)的古主河道流向到遼河三角洲陸上部分的中心部分，與現(xiàn)今遼東灣東側(cè)水下的下切河谷遙遙相對(duì)［4］，因此可以推測(cè)大凌河攜帶的大量泥沙也能在遼河三角洲中部位置沉積下來(lái)（圖9）。所以，大凌河對(duì)整個(gè)遼河三角洲應(yīng)該有較大貢獻(xiàn)，值得研究現(xiàn)代遼河三角洲的學(xué)者們重視和進(jìn)一步的研究。

5　結(jié)論

作為遼河三角洲的一部分，大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)沉積環(huán)境依次由河道、湖沼、濱海/河口灣、淺海最終演變成三角洲環(huán)境。全新世海侵約在8 500 cal a BP前后到達(dá)該區(qū)域，之前該區(qū)域以河道和湖沼沉積為主；河口灣沉積時(shí)期約在7 000～8 500 cal a BP之間，而淺海沉積約在4 000～7 000 cal a BP左右；河口地區(qū)自4 000 cal a BP以來(lái)才有三角洲沉積。晚更新世晚期以來(lái)的海平面變化是大凌河河口地區(qū)沉積演化和沉積環(huán)境演變的主要控制因素。另外，本文的研究揭示了大凌河應(yīng)對(duì)遼河三角洲的形成以及沉積過(guò)程有較重要的影響。目前由于部分測(cè)年材料的限制，不同鉆孔三角洲沉積時(shí)間框架搭建的并不完整，這是下一步需要開(kāi)展的工作。

致謝：感謝袁紅明、丁喜桂、趙廣明、王錦、裴紹峰、李雪等在室內(nèi)取樣、制樣和選樣的過(guò)程中提供的幫助！

參考文獻(xiàn)：

［1］朱龍海，吳建政，亓發(fā)慶.現(xiàn)代遼河三角洲潮流沉積［J］.海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì)，2007，27（2）：17-22.Zhu Longhai，W u Jianzheng，Qi Faqing.Evolution of tidal deposition systems in Liaohe River Delta［J］.M arine Geology & Quaternary Geology，2007，27（2）：17-22.

［2］朱龍海，吳建政，胡日軍，等.近20年遼河三角洲地貌演化［J］.地理學(xué)報(bào)，2009，64（3）：357-367.Zhu Longhai，W u Jianzheng，H u Rijun，et al.Geomorphological evolution ofthe Liaohe River Deltain recent 20 years［J］.Acta Geographica Sinica，2009，64（3）：357-367.

［3］徐國(guó)強(qiáng)，亓發(fā)慶，闞長(zhǎng)賓，等.近期蓋州灘地貌演化［J］.海岸工程，2012，31（4）：43-51.Xu Guoqiang，Qi Faqing，Kan Changbin，et al.Geomorphological evolution of the Gaizhou beach［J］.Coastal Engineering，2012，31（4）：43-51.

［4］林美華.大凌河-遼河海底谷系的研究［J］.海洋科學(xué)，1983（2）：18-21.Lin M eihua.A preliminary study on sub marine valley system Dalinghe-Liaohe［J］.M arine Sciences，1983（2）：18-21.

［5］吳俊秀，張曉紅，車延路.綜合治理對(duì)大凌河流域泥沙影響分析［J］.東北水利水電，2005，23（247）：31-32.W u Junxiu，Zhang Xiaohong，Che Yanlu.Theimpact analysis of comprehensive treatment on the sediment dicharge ofthe Dalinghe basin［J］.W ater Resources & H ydropower of Northeast China，2005，23（247）：31-32.

［6］王玉廣，何寶林.遼東灣北部淺海區(qū)現(xiàn)代沖淤動(dòng)態(tài)分析［J］.海洋湖沼通報(bào)，1993（4）：13-19.W ang Yuguang，He Baolin.M odern erosion and accu mulation trends of the north shallow region of Liaodong Bay［J］.Transactions of Oceanology and Limnology，1993（4）：13-19.

［7］李文，李守吉，余煥全，等.大凌河流域產(chǎn)沙特性分析［J］.東北水利水電，2000，18（10）：6-7.Li W en，Li Shouji，Yu H uanquan，et al.Characteristic analysis of sediment yieldin the Dalinghe drainage basin［J］.W ater Resources & H ydropower of Northeast China，2000，18（10）：6-7.

［8］王煥松，李子成，雷坤，等.近20年大、小凌河入海徑流量和輸沙量變化及其驅(qū)動(dòng)力分析［J］.環(huán)境科學(xué)研究，2010，23（10）：1236-1242.W ang H uansong，Li Zicheng，Lei Kun，et al.Analysis of driving forces and variations of the runoff and suspended sediment discharge of the Dalingand Xiaoling rivers into the sea over the past twenty years［J］.Research of Environ mental Sciences，2010，23（10）：1236-1242.

［9］劉恒魁.遼東灣頂部海區(qū)潮流與懸沙分布規(guī)律研究［J］.海洋學(xué)報(bào)，1996，18（4）：72-78.Liu Hengkui.The study of regularities of distribution in the tidal current and suspended sand of the Liaodong Bay［J］.Haiyang Xuebao，1996，18 （4）：72-78.

［10］符文俠，李光天，何寶林，等.遼東灣潮灘及濱下動(dòng)力地貌特征［J］.海洋學(xué)報(bào)，1993，15（1）：71-83.Fu W enxia，Li Guangtian，He Baolin，et al.Tidal bank and dynamic geomorphologicalfeatures of the Liaodong Bay［J］.Haiyang Xuebao，1993，15 （1）：71-83.

［11］汪品先，顧尚勇.下遼河平原的第四紀(jì)海進(jìn)［C］//海洋微體古生物集.北京：海洋出版社，1980：130-139.W ang Pinxian，Gu Shangyong.Quarternary transgressions in the lowerliao river plain［C］//M arine Micropaleontology Papers.Beijing：China O-cean Press，1980：130-139.

［12］符文俠.下遼河平原和遼東半島海岸帶晚更新世以來(lái)的海侵［J］.地理研究，1988，7（2）：73-80.Fu W enxia.A study of the transgression process since late pleistocene on the coast zone of Lower Liaohe river plain and the Liaodong peninsula ［J］.Geographical Research，1988，7（2）：73-80.

［13］李東濤，孫鵬慧，王曉鷗，等.遼寧省海岸帶渤海灣北岸第四系沉積環(huán)境與海面波動(dòng)［J］.地質(zhì)與資源，2009，18（1）：4-10.Li Dongtao，Sun Penghui，W ang Xiaoou，et al.Quaternary sedimentary environ ment and sea-levelfluctuations on the northern coast of Bohai Bay，Liaoning Province［J］.Geology and Resources，2009，18（1）：4-10.

［14］邴智武，陳曦，趙旭，等.遼寧省海岸帶主要河口區(qū)一萬(wàn)年來(lái)沉積速率及海平面波動(dòng)情況［J］.地質(zhì)與資源，2013，22（5）：383-387.Bing Zhiwu，Chen Xi，Zhao Xu，et al.Deposition rate and sea-levelfluctuations of the major estuarine areas in the coastal zone of Liaoning during ten thousand years［J］.Geology and Resources，2013，22（5）：383-387.

［15］Folk R L，W ard W C.Brazos river bar：A study in the significance of grain size parameters［J］.Journal of Sedimentary Petrology，1957，31：514-519.

［16］Reimer P J，Bard E，Bayliss A，et al.Intcal13 and marine13 radiocarbon age calibration curve 0-50000 years calbp［J］.Radiocarbon，2013，55（4）：1869-1887.

［17］Southon J，Kashgarian M，F(xiàn)ontugne M，et al.M arine reservoir corrections for the indian ocean and southeast asia［J］.Radiocarbon，2002，44（1）：167-180.

［18］王亞?wèn)|，劉永江，常麗華，等.沉積物粒度分析在阿爾金山隆升研究中的應(yīng)用［J］.吉林大學(xué)學(xué)報(bào)（地球科學(xué)版），2005，35（2）：155-162.W ang Yadong，Liu Yongjiang，Chang Lihua，et al.Application of sediment grainsize analyse researched on the uplift of Altyn［J］.Journal of Jilin U niversity（Earth Science Edition），2005，35（2）：155-162.

［19］符文俠.第四紀(jì)以來(lái)遼東灣濱岸沉積特征與沉積環(huán)境的演變［J］.沉積學(xué)報(bào)，1989，7（1）：127-134.Fu W enxia.The sedimentary characteristics and environ mental evolution in the coastal area ofthe Liaodong Bay in Quaternary［J］.Acta Sedimentologica Sinica，1989，7（1）：127-134.

［20］楊文才.下遼河平原周邊沖積扇沉積模式的探討［J］.沉積學(xué)報(bào)，1989，7（3）：63-72.Yang W encai.Appoach to depostional model of alluvialfans on the periphery of Lower Liaohe Plain［J］.Acta Sedimentologica Sinica，1989，7（3）：63-72.

［21］Dalrymple R W，Zaitlin B A，Boyd R.Estuarine facies models：Conceptual basis and stratigraphic implications：Perspective［J］.Journal of Sedimentary Research，1992，62（6）：1130-1146.

［22］王海峰，裴艷東，劉會(huì)敏，等.渤海灣全新世牡蠣礁：時(shí)空分布和海面變化標(biāo)志點(diǎn)［J］.地質(zhì)通報(bào)，2011，30（9）：1396-1404.W ang Haigfeng，Pei Yandong，Liu H uimin，et al.H olocene oyster reefs：spatial and temporal distribution and sea levelindicatorsin Bohai Bay［J］.Geological Bulletin of China，2011，30（9）：1396-1404.

［23］王宏，陳永勝，田立柱，等.渤海灣全新世貝殼堤與牡蠣礁：古氣候與海平面變化［J］.地質(zhì)通報(bào)，2011，30（9）：1405-1411.W ang H ong，Chen Yongsheng，Tian Lizhu，et al.H olocene cheniers and oyster reefsin Bohai Bay：palaeoclimate and sealevelchanges［J］.Geological Bulletin of China，2011，30（9）：1405-1411.

［24］季有俊，楊作升，王厚杰，等.最大海侵時(shí)期古渤海潮流沉積動(dòng)力環(huán)境特征及其與現(xiàn)今對(duì)比［J］.海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì)，2011，31（3）：31-39.Ji Youjun，Yang Zuosheng，W ang H oujie，et al.Tidal dynamics of ancient bohai sea at the transgression maximu m and its comparison with the present［J］.M arine Geology & Quaternary Geology，2011，31（3）：31-39.

［25］Stanley D J，W arne A G.W orldwideinitiation of holocene marine deltas by deceleration of sea-levelrise［J］.Science，1994，265（5169）：228-231.

［26］Liu J P，Milliman J D，Gao S，et al.H olocene development ofthe yellow river's subaqueous delta，north Yellow Sea［J］.M arine Geology，2004，209 （1）：45-67.

［27］Xue C.Missing evidence for stepwise postglacialsealevelrise and an approach to more precise determination offormer sealevels on east China sea shelf［J］.M arine Geology，2014，348：52-62.

［28］Hanebuth T，Stattegger K，Grootes P M.Rapid flooding of the sunda shelf：A late-glacial sea-level record［J］.Science，2000，288（5468）：1033-1035.

［29］Lambeck K，Chappell J.Sea level change through the last glacial cycle［J］.Science，2001，292（5517）：679-686.

［30］Yokoyama Y，Lambeck K，De Deckker P，et al.Timing ofthelast glacial maximu m from observed sea-level minima［J］.Nature，2000，406（6797）：713-716.

［31］H ori K，Tanabe S，Saito Y，et al.Delta initiation and holocene sea-level change：Example from the song hong（red river）delta，vietnam［J］.Sedimentary Geology，2004，164（3）：237-249.

［32］Li Z，Saito Y，M ao L，et al.Mid-holocene mangrove succession and its response to sea-level change in the upper mekong river delta，cambodia［J］.Quaternary Research，2012，78（2）：386-399.

［33］Nguyen V L，Ta T K O，Saito Y.Early holoceneinitiation of the mekong river delta，vietnam，and the response to holocene sea-level changes detected from dt1 core analyses［J］.Sedimentary Geology，2010，230（3）：146-155.

［34］H ori K，Saito Y.An early holocene sea-levelju mp and delta initiation［J］.Geophysical Research Letters，2007，34（18）：1-5.

［35］張錦玉，李志新，田雨.小凌河流域水文特性分析［J］.東北水利水電，1995（3）：28-33.Zhang Jinyu，Li Zhixin，Tian Yu.Analysis of hydrological characteristics of the Xiaoling river basin［J］.W ater Resources & H ydropower of Northeast China，1995（3）：28-33.

［36］楊大卓.大清河流域水文特性分析［J］.水文，2003，23（2）：58-60.Yang Dazhuo.Analysis of hydrologic characteristics in the Daqing river basin［J］.H ydrology，2003，23（2）：58-60.

［37］潘桂娥.遼河口演變分析［J］.泥沙研究，2005（1）：57-62.Pan Guie.Preliminary study on evolution and management of the Liaohe estuary［J］.Journal of Sediment Research，2005（1）：57-62.

何磊，薛春汀，葉思源，等.大凌河河口地區(qū)晚更新世晚期以來(lái)的沉積環(huán)境演化［J］.海洋學(xué)報(bào)，2016，38（5）：108-123，doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2016.05.010

He Lei，Xue Chunting，Ye Siyuan，et al.Sedimentary environmental evolution of the Dalinghe Estuary area since the Late Pleistocene ［J］.Haiyang Xuebao，2016，38（5）：108-123，doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2016.05.010

Sedimentary environmental evolution of the Dalinghe Estuary area since the Late Pleistocene

He Lei1，2，Xue Chunting2，Ye Siyuan1，2，3，Yang Shixiong1，2，Du Xiaolei4
（1.Key Laboratory of Coastal Wetland Biogeosciences，China Geologic Survey，Qingdao 266071，China；2.Qingdao Institute of Marine Geology，China Geologic Survey，Qingdao 266071，China；3.Key Laboratory of Marine Hydrocarbon Resources and Environmental Geology，Ministryof Land and Resources，Qingdao 266071，China；4.Inspection & Test Centerof Marine Geology，Ministryof Land and Resources，Qingdao 266071，China）

Abstract：A shallow drilling（Z K3）of 36.7 m long was accomplished for the comprehensive studies on granulometric analysis，A M S14C dating，foraminifera analysis in the Dalinghe estuary area.Combining with the data from five other engineering drillings，a typical stratigraphical sequence and a time-space comparison framework are roughly established for the estuary since the Late Pleistocene，showing sedimentary evolutions from fluvialto limnetic to littoral/estuarine to shallow sea and then to deltaic environ mentsin this area.This study reveals that marine environments began to prevail in the Dalinghe Estuary area at about 8 500 cal a BP，and evolved into deltaic one after 4 000 cal a BP；the sea level changes since the Late Pleistocene was the main factor controlling the sedimentation and environ mental evolutions in the Dalinghe Estuary；Dalinghe may plays an important role for the develop ment and evolution of the modern Liaohe Delta.

Key words：Dalinghe；H olocene；estuary；delta；sedimentary evolution

*通信作者：楊士雄（1982—），男，貴州省六盤水市人，博士，主要從事第四紀(jì)地質(zhì)和孢粉古生態(tài)學(xué)研究。E-mail：ysx_666＠163.com

作者簡(jiǎn)介：何磊（1987—），男，湖北省仙桃市人，博士，主要研究方向?yàn)楹０稁С练e學(xué)、地層學(xué)與微體古生物學(xué)。E-mail：hel_qimg＠sina.com

基金項(xiàng)目：國(guó)家海洋地質(zhì)保障工程（GZ H201200503）；國(guó)家自然科學(xué)青年基金項(xiàng)目（41506062）；國(guó)土資源部海洋油氣資源與環(huán)境地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室基金（M R E201410）。

收稿日期：2015-07-14；

修訂日期：2015-11-11。

中圖分類號(hào)：P736.22

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

文章編號(hào)：0253-4193（2016）05-0108-16