天津市北部蓟州山区是著名的中上元古界蓟县群发育地区，其所在的燕山褶皱带是北方含油盆地——渤海湾盆地的北边缘(Zhang，2009；Liang et al.， 2016)，加之山前平原，共同构成渤海湾盆地北部的盆—山系统边缘部位。理论上说来，此类地区以山前断裂为界，保留了山区隆升、山前地区下降的记录，是冲积扇发育的地点。北京地区已经确定了西山断块和山前平原断块的差异构造沉降，且以基坑剖面所见冻融褶皱层段确定了末次盛冰期(LGM, Last Glacial Maximum)层位(李容全和谭利华，2012)。燕山地区尚缺乏同类研究。传统概念上的山前地带主要由冲积扇、冲积扇裙组成，其前缘笼统称为山前平原；但山体隆升必然出现山前洼地或盆地，且只能依据其中钻孔地层研究反演山体隆升产生的沉积空间及至层序的变化。近年来华北山前地区全取心钻探增多，研究精度得以提高，对冲积扇体系的认识进一步深化。如河北丰润山前钻孔揭示了第四纪数期砾石质辫状河道冲积扇层序(胡云壮等，2014)，石家庄地区是以砾石为主的冲积扇主体(张兆祎等，2017)；北京大兴钻孔底部1.80iMa之前为棕红色泥石流性质的泥砾(“泥包砾”)，上覆曲流河近周期性发生洪泛作用的泛滥平原(赵勇等，2018)。山前地区既是潜在的地下水水源地所在之处，也是追索中国东部大平原第四纪以来构造沉降的基准点。

为探索此类地质单元第四纪以来的古地理演化过程，及其与沿海地层对比的可能性，作者对蓟州区山前4个高岩心采取率钻孔的地层学、年代学、微体古生物学、孢粉学和古环境学进行了研究，希冀为更大规模沉降盆地相关工作提供可借鉴资料。

1 研究区概况

蓟州地区山前断裂已经确定；航片解译显示了该地丘陵地貌边界、山前坡积带、洪积扇、冲洪积扇和山前平原等；山前冲沟二级阶地剖面主要为冲洪积、泥石流沉积与风成堆积，个别地点亦见冲洪积物与风成堆积的互层层段。蓟州城区坐落于狭长的近东西向山前平原上；其东的于桥水库有州河向南西方向流出(图 1-A)，继而拐向南东流入蓟运河。蓟州区以南宝坻断裂南侧的广义的天津平原，主要坐落在西北端武清凹陷以及近北东向分布的冀中坳陷、沧县隆起和黄骅坳陷几个构造单元上(图 1-B)。

作者选取蓟州区山前地带4个全取心钻孔进行工作，揭露了山前基岩风化壳上覆以洪泛平原为主的第四系，未见上新统；相对天津市域其他地区数千米厚的晚新生代地层，研究区进入第四纪才发生山区、平原分异，山前断裂南侧开始沉降形成沉积空间，大大晚于天津市域其他地区，反映了燕山山区以南广大的平原区隐伏基岩基底的分异。

2 研究材料与方法

钻孔岩心获取以回转钻、110imm钻具钻探完成。选取蓟州主城区西南侧全取心钻孔Z2孔(40°02′00″N，117°22′32″E；孔深141.0im，岩心采取率93.6%)和邻近的Z2-1孔(40°02′00″N，117°22′30″E； 孔深40.0im，采取率93%)，与主城区南侧Z3孔(40°00′42″N，117°20′33″E；孔深155.6im，采取率95.1%)和Z4孔(40°00′41″N，117°21′48″E；孔深162.0im，采取率94%)开展工作。

钻孔岩石地层特征对比显示，自北向南钻孔地层中下部地层以偏氧化颜色沉积物为主，中上部地层中有机质沉积层逐渐增多，指示山前盆地不同阶段出现洼地沉积；而且可以据有机质沉积地层自下而上以砂层开始的正粒序，判断其中多为与河流环境有关的牛轭湖沉积，后期转为湿地、湖沼和湖泊；年代地层学研究，选择对研究区西南端弱氧化—弱还原沉积环境为主的Z3孔，采取510块岩心古地磁样品，在中国地质科学院地质力学研究所古地磁与古构造重建重点实验室完成测试；由北京大学文博学院年代学实验室和美国Beta实验室，对4个钻孔浅部有机质沉积层位进行28个样品的AMS14C测年；生物环境方面，完成Z2孔83块样品微体生物分析鉴定，以配合沉积相判断。

3 实验结果

3.1 岩石地层特征

Z2(129im以下)、Z3(147im以下)和Z4孔(161im以下)底部皆见暗红色、洋红色基岩风化壳，且南部Z3和Z4孔该层位上覆即为4～6im厚颜色不同的棕灰色积水洼地沉积，北部Z2孔则在风化壳之上6im出现积水的砂砾石沉积，视为后期冲积扇小型水道沉积，甚至见风化壳中灰白色黏土遭搬运。3孔该积水层段基本可对比。基岩风化壳顶板埋深在南侧深于北侧，且以Z4孔最深，其中风化壳上覆150～161im夹砂土砾石层，砾石磨圆中等—良好，直径3～7icm，以石英岩和其他变质岩为主，按构造沉积旋回可归为“底砾岩”。第四纪松散沉积物最粗只是极少见的中砾级，一般砂质沉积最粗仅到中砂级，显示研究区并非冲积扇主体；黏土层块状无层理，未见或少见砂—泥薄层互层沉积。钻孔岩心照片与柱状图中最明显的是，以Z3孔约70im水平线为基线，其下地层出现类似上新统红土的亮黄橙—黄橙色—亮红棕色黏土(王强等，2008)。

棕灰色沉积系有机增多所致，笼统解释为泛滥平原上的积水环境；在砂质沉积居多时解释为滞水的河湾，夹杂黄褐色砂质、泥质沉积则解释为河流边滩或因河流越岸沉积形成的河间洼地，包括有完整泥炭形成—消亡沉积序列的解释为湖泊—湿地，剖面图中成因色块垫衬解释皆归入洼地—湖沼—湖泊栏下。棕灰色沉积物夹杂砂砾石时以河流沉积色块垫衬。3个深孔中最早较连续出现多层棕灰色层的是Z4孔50～85im层段，其中61.8～85.0im内所见2层皆厚达10im左右，碎屑颗粒为中砂夹小砾石，系河道沉积特征，且后期皆为积水洼地沉积，故以下部蓝色、上部绿色色块渐变表述沉积相的变化(图2)；其埋深与基岩风化壳顶板埋深，以及底砾岩层的出现，共同证实该孔当时为区域沉降中心，山前洼地后期已经成为盆地。其后Z3和Z2孔也出现有机质含量不同的(浅)棕灰色层段，且顶板基本与约Z3孔55im深度水平。其中Z2孔63.9～65.0im为泥炭，其上下层位显示泥炭前期形成、后期消亡的演化过程；Z3孔有机质含量低，仅相当短暂的积水洼地。3孔该层段可能出现同样的水文状况，大体可以指示当时已经淤平，研究区成为大型湖泊湿地，可称之为早更新世广义的山前盆地。

随后在3个深孔中，Z2孔自50im向上到42im，首先出现大段有机质富集层夹薄层黄棕色黏土层，顶部2im厚中砂层潴育化锈染严重，反映了水位的频繁变化，归为河流决口扇。9.40～40.75im又大体有3个有机质富集层段。其中底部33.25～40.75im层段为块状黏土质湖相沉积；20.75～28.40im层段，下部见0.40im厚致密块状具轻度潴育化斑的黄褐色黏土，系河流摆动后形成的边滩沉积，上覆灰色、灰棕色和黄灰色含砾石(直径1～3icm)的河床相中粗砂；邻近的Z2-1孔22.5～26.1im灰色块状粉砂层似静水河湾沉积，与之可对比。其南侧Z4孔22.8～26.0im才出现浅部棕灰色黏土层。按照重力水道与河岸关系特征(张晶等，2015)，Z2孔即相当水道位置，Z2-1与Z4孔皆相当其边部。偏西南的Z3孔30～35im几度出现浅灰色沉积，具河间洼地性质，似与Z2孔河道影响无关。Z2孔9.4～18.1im棕灰色层段底部见0.9im厚中砂，上覆有机质黏土夹粉砂薄层沉积，结合微体生物分析，判断该层段是在河床基础上发育的河湾—湖泊—湖沼相；Z2-1孔11.45～18.60im棕灰色—黄灰色粉砂、黏土层段与之对应；Z4孔13.3～15.0im棕灰色粉砂质黏土夹黄褐色粉砂层与之对应。与早更新世晚期自Z4孔开始的古河道相比，中更新世以来的河道位置明显北移到了Z2孔。

注： Beta： 美国Beta实验室编号；BA： 北京大学文博学院年代学实验室编号；√： 可用； —： 含碳过少无数据； ×： 不合逻辑， 可能遭污染， 暂舍弃。 14C半衰期为5568 a， 自1950年起算。

滨海平原LGM时期地层明显呈浊黄橙色和浊红棕色硬土层，一般以坚硬及不同程度的潴育化锈斑显示了更强烈的氧化背景(王强等，2008；王强和李从先，2009)，是干涸的河流边滩为主的泥质沉积。在文中4个钻孔对比中，自上而下第一还原性沉积层段下伏即是LGM期地层，14C测年数据也证实了这一判断。

4个钻孔顶部冰后期沉积物与全新统由有机质黏土与泥炭层(Z3孔)，以及顶部夹河流相黄色中砂层(Z4孔)组成，抑或是中上部(Z2孔)和上部(Z2-1孔)皆为泛滥平原相黄褐色黏土和粉砂质黏土层。

3.2 AMS14C年代测试

依据以往经验，AMS14C测年样品采自钻孔埋深40im以浅有机质黏土或泥炭，最深Z2孔35.35im泥炭测年43i997 cal a BP，按照海洋氧同位素分期划分地层的时限(刘东生等，2000)，指示该孔40im深度以内地层为MIS(Marine Isotope Stage)3以来的沉积。全部测试数据示于表 1，并对各数据进行了评述。其中Beta-411688、Beta-411689和Beta-411690等3个样因含碳量过低，未能测出数值；Beta-412054和Beta-412055样，与Beta-411685和Beta-411686是重复样品①① 样品Beta-411685和Beta-12686经美国Beta实验室对样品做前处理后，实验室方面提出含碳量过低；待补送样品Beta-412054和Beta-412055后，实验室又测出了这2个数据。，继而显示同一样品由同一实验室2次测试所获年代数据也略有出入，视为计算误差，不必讨论。

影响14C测年的因素很多，对采样工作来说，主要在于样品是否处于闭合状态，否则容易受到年轻碳和老碳的污染，出现年代偏差，而且无法分辨测试材料的水下侵蚀、搬运和再沉积问题。长江三角洲钻孔14C测年数据，已经发现大多并没有显示向上递减年轻，判断有老碳污染和再搬运(Stanley and Chen，2000)。近年对该地钻孔贝壳、木屑、其他植物碎屑和全有机碳4类14C测年样品，进行了沉积学背景分析，探讨了其中可能的再搬运问题(Hori and Saito，2017)。在南黄海西洋水道钻孔仅使用了4个数据，其他13个倒转数据视为再搬运或老碳污染(夏非等，2012)。在黄海北部钻孔，也对不合科学逻辑的14C测年数据进行了取舍；即使认识到年代较老的数据会存在有较大误差，但依然基于其他学科研究与标准剖面对比，据这些资料判断了MIS3早中期的地层(梅西等，2013)。渤海湾西岸钻孔研究中，近年则明确MIS3海侵始于45ika(王福等，2014；商志文等，2016)，不再是笼统地称为40ika以来(施雅风和于革，2003)，也不是单纯使用OSL(光释光)测年数据对比。取钻孔深度接近的样品分别作14C与OSL测年，其数值相近或有较大出入，如东海钻孔(Wang et al.， 2014)和南黄海钻孔(Liu et al.， 2018)所见，但其中内在原因尚在探索中。作者初步认为，OSL测年测试使用的砂物质，比悬移泥质搬运的动力需要更强些，故而避免不了强水流将更老地层中的砂搬运堆积到新层位。

按照10余年来国内业内对14C测年数据处理方法，如实交代全部工作，按照建立由老至新沉积的理想意愿，舍弃一些逻辑上“不合理”的数据、解释合理尚可接受。或是依据几个数据可靠的“时间点”，用代用指标变化规律，与已有报道做逻辑上的匹配，也是一个解决途径，如石笋灰度研究取得的进展(张德忠等，2011)。

本项目先后由2个实验室测试的样品即产生分歧，造成在Z2孔与Z2-1孔使用相当MIS3时限内的14C有效测年数值时出现疑惑。前述Z2孔20.75～28.40im棕灰色层段的重力流沉积，为避免再搬运物质影响未采样测年。相邻Z2-1孔同期的22.5～26.1im层段顶(22.5im)、底(26.1im)有机质黏土样品，分获测年数据25i253 cal a BP(样品和30i464 cal a BP(样品12～18im棕灰色、褐色粉砂质黏土—黏土层段3个样品未能测出数据，仅14.7im样为29i539 cal a BP(样品BA-150651)。Z2孔中与该层段深度接近、岩性及沉积物颜色可以对比的9.4～13.1im层段中，则在13.90～13.95im获31i800 cal a BP(样品Beta-411682)和15.30～15.34im 的39i000 cal a BP(样品Beta-411683)数据。尽管该层段顶部已经出现淡水介形类，但依然是河流基础上形成的河湾—湖泊，即测年材料依然有发生再搬运的沉积背景，以致无法对上述这2孔数据做“取舍”。其中是否由于有滑塌及再沉积作用造成，尚无法判断，故暂存疑搁置。

相比之下，Z2孔33.3～36.0im层段中，自下而上35.5～36.0im为淡灰色贫营养湖沉积，35.4～35.5im为棕灰色富营养湖，34.75～35.40im为黑棕色泥炭，是一个随水深逐渐加大、挺水植物得以生长并被埋藏形成泥炭的过程；其后随水位下降，在33.80～34.75im深度内，自下而上先后形成棕灰色富营养湖到浅棕灰色中营养湖沉积，33.3～33.8im形成淡灰色贫营养湖，整体符合泥炭形成到消亡的层序(王强和吕金福，1995)；其中33.85im样32i596 cal a BP(样品BA-150656)、 34.40im样38i829 cal a BP(样品BA-150657)和35.35im样为43i997 cal a BP(样品BA-150658)，应该是原位(in situ)测年材料。

Z2-1孔34.3～40.0im层段中，34.5im样为44i242icaliaiBP(样品BA-150654)，36.2im为大于42i000 caliaiBP(样品BA-150655)。

南侧Z4孔22.85im样为40i790 cal a BP(样品BA-150648)，25.85im样大于42i000icaliaiBP(样品BA-150649)。

这些层位可能少受河流作用影响，数据无大冲突，且接近MIS3开始的时间。据此判断Z4与Z2孔之间在MIS3期间可能发生过构造错断。同时提醒日后的14C样品采集需尽量避免水动力较大的地点(图 2)，以避免河流侵蚀、再搬运及河岸滑塌等作用对样品测年数据的影响。

按照宏观岩性特征确定各孔LGM层段后，其上覆自上而下第一棕灰色有机质沉积层段测年几乎都在16ika以内。Z2-1孔9.00～9.05im为26i378 cal a BP(样品Beta-411687)，Z4孔5.65im为27i607 cal a BP(样品BA-150646)，视为受老碳污染所致(图 2)。

3.3 Z3孔古地磁测试结果及磁性地层划分方案

Z3孔采集古地磁测试样品510块；样品系统剩磁测试使用立式2G-755R超导磁力仪，系统热退磁使用美制TD-48热退磁炉，退磁温度间隔设置为40～10i℃。剩磁测试和热退磁处理均在磁屏蔽空间中进行。剩磁组分的分析采用主向量法，最终确定在现代地理坐标下样品的磁倾角与磁偏角(图 3)。

Z3孔古地磁样品经系统热退磁后，低温黏滞剩磁分量记录稳定。经用Enkin软件分析全部样品，剔除因磁性过弱等原因无法获得特征剩磁的样品，取420个退磁结果可靠的数据编绘了磁倾角曲线，建立该孔早更新世以来的磁极性序列(图 4)。

经与2.6iMa以来的古地磁极性柱(Singer，2014)对比，在Z3孔确定147.5im 为2.588iMa的M/G(Matuyama/Gauss，松山/高斯)极性时界线、即更新世/上新世界线，57.8im为0.781iMa的B/(Burunhes/Matuyama，布容/松山)极性时界线、即中更新世/早更新世界线。Z3孔30～34im层段为中营养湖—贫营养湖沉积，29.5im样为1个明显的负极性，因岩心剖开后迅速氧化，有机质损耗殆尽，未能采集14C测年样品；依据岩性特征谨慎地将该层段与相邻Z4孔22～28im层段对比，取Z4孔22.8im处对应MIS3的有机质黏土测年数据36i130±190 a BP，亦无法判断Z3孔29.5im处的负极性样品是32ika的莫诺湖(Mono Lake)、或41ika的拉尚(Laschamp)极性漂移(Singer，2014)，故暂存疑搁置。

Z3孔中54.5im(-30.5°)、54.7i.6°)、55.7im(-57.4°)和55.9i.9°)样品磁倾角均为负极性，显示了布容极性时底部界线的可能位置。其中，55.3im(51.4°)样品为正极性，55.5im样品测试不成功，故判断其上2个样(54.5im和54.7im)为Blake亚时，下伏浊黄橙色粉砂、黏土层为一氧化层位。同时，57.7im(37.9°)和57.9im(-55.6°)样品分别显示正极性和负极性。57.65im以上为砂层，底板具冲刷面，为规避再搬运砂的影响，未采集古地磁样品，而57.9im的负极性向下延续了5个样到59.1im，故判断B/M界线位于57.8im处；但该界线位于通常视为连续沉积的黏土层之中了，未能与相近的岩石地层界线一致。

尝试将Z3孔B/M界线近水平对比到Z4孔53.7im、Z2孔58.0im各自1个氧化层位的底部，大致确定了后2个孔的中更新统底界，同时维持了早更新世末期湖沼相沉积淤平了该山前盆地的解释。由于Z2孔40.75im以上棕灰色泥质沉积层段据14C测年可判断为MIS3地层，40.75～50.00im层段顶部41～43im夹杂3段强潴育化的砂层，似可对比MIS4冷期。基于相当MIS5的末次间冰期是晚第四纪重大气候转暖时期，以及自上而下假设为连续沉积的考虑，似可以43～50im层段相当MIS5，则Z2孔50～58im层段成为3个深孔中最厚的中更新统。

如此解释，确定Z3孔布容极性时绝大部分为120ika的布莱克(Blake)亚时以来晚更新世的沉积，中更新统甚薄。这一状况与天津市区南侧BZ2孔(姚政权等，2006)、北京市大兴县庞各庄PGZ1孔(赵勇等，2018)、天津以南静海县东尚码头CGZ5孔(鲁庆伟等，2018)已有的报道一致。由此在 图 4 钻孔对比中，则增加以空白表示的地层间断部分。

3.4 微体生物分析

对Z2孔71im以上地层，仅在非砂层采样83块进行微体生物分析，其下至孔底17块样品未见微体生物化石。3个深孔中部最早见棕灰色沉积的Z4孔60～85im层段，因系边滩或河流沉积不必分析微体生物。各样品皆取50ig干重，经清水浸泡、250目分析筛淘洗，挑选筛上物中微体生物标本进行鉴定。所见属种以非海相淡水介形类纯净小玻璃介Candoniella albicans(Brady)及其成年个体压缩(假玻璃)玻璃介Candona (Pseudocandona)compressa(Koch)为主，以及疏忽玻璃介Candona neglecta Sars、运城小玻璃介Candoniella yunchengensis Wang(MS)、苏北丽星介Cypria subeiensis Hou、肥胖斗星介Cypridopsis obesa Brady et Robertson、邱县美星介Cyprinotus chiuhsienensis Li、布氏土星介Ilyocypris bradyi Sars、柯氏土星介I.cornae Mandelstam、粗糙土星介I.salebrosa Stepanaitys等。即使出现有机质积累的沉积环境，微体生物有了低等藻类作为饵料，也不一定每个样品皆有出现(图 5)。这是因为介形类生态因素包括盐度、光照、温度、底质类型、水深、水流和水质等多种(王强，1982)；有机质含量过高或泥炭层中，由于缺氧偏酸性环境，也不利于钙质生物壳体保存。34.7～39.3im连续10个样品中出现白小旋螺Gyraulus albus(O.F. Müller)，其出现频率高于纯净小玻璃介。除可能的环境因素导致介形类多未及成年外，水流的搬运作用也可能导致成年、幼年个体比例不同。

植物根系、根管在晚全新世4.6im样略有出现，显示经历过成土过程；植物种子在全新世(MIS1)5.2～6.4im出现。7.0～9.4im(LGM)层段顶底2个样品见较多的纯净小玻璃介、极少的压缩(假玻璃)玻璃介、肥胖斗星介等，以及大量的白小旋螺，显示短暂的积水环境。7.6～18.5im(MIS3中晚期)16个样中，顶部3个样见小玻璃介诸种及土星介，中部2个样见土星介较多而小玻璃介和玻璃介较少的组合；腹足类见于9个样品，相对较连续，土蜗未定种Galba sp.、萝卜螺Radix sp.和中国弯螺未定种Sinoennea sp.皆有出现。在下更新统顶部层位57.8im、58.4im和58.8im 样，见纯净小玻璃介稍多个体连续出现。62.6im、63.4im和63.8im样中，疏忽玻璃介有较多出现，极少柯氏土星介和粗糙土星介共生，以及较多白小旋螺、土蜗、萝卜螺、中国弯螺和鱼骨标本，反映早更新世末期已经出现水成环境，结合岩性证实是湖泊沉积。

Z2孔所见玻璃介及其幼体小玻璃介为主的组合，反映的是湖沼、湖泊，乃至缓流水的河湾、牛轭湖等环境，与河北西部、乃至整个中国地貌二级阶梯桑干—汾渭断陷带断陷湖盆地层所见(王强和王景哲，1988)相比，缺少永久性湖相属种。

由于前述AMS14C测年数据的缺憾，以及孢粉分析(——另文发表)证实了有机质较高层位基本属于几个相对温暖的时期，故大致进行 图 5 右端的MIS期次粗略划分，遗留问题待该地后续工作资料丰富后统一处理。

4 认识与讨论

4.1 地形形变中物质流分配

山前洼地—盆地地层学与沉积学问题，往往视为山体隆升、相应的盆地下降等地形形变的记录。古地磁研究则为这些议题提供了较好的年代标尺(Jiang et al. 2007；Jiang and Ding，2008，Chang et al.， 2013)。山体隆升产生的物质流，最终成为沉降盆地以及海盆中的碎屑沉积物地层。

喜马拉雅或者是恒河前陆盆地，以源于喜马拉雅山脉剥蚀作用形成的厚层中新世—更新世磨拉石沉积为特征。该地现代河流研究所见砾石—砂层沉积物转换，是冲积扇轴部到边缘的地理位置变化，属于山前河流内部调整引起的沉积作用(Dubille and Lavé，2015)。这意味着，大冲积扇边部同期异相的偏细粒沉积物，其时空分布同样有重要意义。由于冲积扇主体多砂砾石无法进行古地磁学研究，故而蓟州区山体隆升的时间，只能以冲积扇侧翼基岩上覆地层开始沉积—堆积的时间推断。

本研究显示，天津地区燕山山前地带第四纪才开始发生山区与平原区的分异，底砾岩的出现是燕山隆升的另一证据，时间上很晚。古地磁布容极性时未见多少疑似负极性漂移的样品，可能的布莱克亚时也是仔细逐样分辨确定，随后又发现中更新统极薄。这一现象应该是“源到汇”过程中，源区隆升、汇区沉降，造成物质输送过程中经过的高亢地形处(如基底隆起)发生过路作用，以致隆起区极少留下沉积物。目前差异沉降有黄海海域0.80iMa以来沉积速率加大(Liu et al.， 2018)的报道，但是渤海相关报道并不多。海域中更新世以来断陷作用加快的研究尚在探索中。当然，这一过程中也可能有平原区隐伏构造的相对隆升。如新疆塔里木盆地1.77iMa沉积速率降低，就是因为当时盆地基底的隆升(Chang et al.， 2013)。

区域资料显示，由燕山山前蓟州区向西南方向运移的碎屑沉积物尚可进入天津市武清凹陷，武清区北部下伍旗一带为目前确定的构造沉降最深处，第四系厚达482im，中更新统厚180im①① 天津市地质调查院. 2012. 天津1︰5万武清城关镇、大口屯镇、黄花店乡、武清县幅区域地质调查报告。

在东加拿大巨大的圣劳伦斯河口盆地，第四纪充填是通过2个峡谷发生的，晚第四纪威斯康星期(MIS2—MIS4)地层厚达200im，甚至更厚(Mathieu et al.， 2010)，显示了第四纪晚期数万年前依然可能有较大的古地形—古地理背景差异。

类比可见，燕山山体隆升产生的物质流，理论上说来可进入武清凹陷这类大沉积空间。显然，对沿海地区中更新统过薄的问题提出以来(王强和田国强，1999)，已经有了一定的进展，即可能是因过路作用或总体沉降背景下的差异升降所致。虽然其中更深层次的地球动力学背景尚待深入，但起码看来，寻找连续第四纪沉积记录的工作需谨慎从事。

4.2 末次冰消期与全新世

尽管依据冰心、海洋和陆地研究，建议取11.7ika为全新统/全新世开始的时限(Walker et al.， 2012)。这一时间点前后的环境变化本质，是南极冰筏的衰退和气候—海平面变化(Törnqvist and Hijma，2012)的全球变化背景，各地各类地层记录气候转暖的载体可能有所差别。在长江三角洲已经获得许多14～16ika的数据(李从先和汪品先，等，1998)基础上，在下切河谷获得确切的基底泥炭14i500±500 a BP数据(王强和李从先，2009)，应该是指示下切河谷率先进入了末次冰消期气候转暖，故而该地总结是以冰后期术语取代了当时仅代表 10ika余的全新世之称(吴标云和李从先，1988)。其后在东海海域层序地层学研究中，以15.4ika为末次冰消期的开始(李广雪等，2005；Li et al. 2014)。在黄土高原溶洞研究中，由于年代数据“点”欠缺，则以灰度曲线内插确定了末次冰消期各阶段的时限(张德忠等，2011)。中国末次冰消期古气候时空演化特征的总结(毛雪等，2011)，显示其分期与国际对冰消期的内部分期一致。

燕山山前蓟州区钻孔地层新获14C测年数据，是继北京房山地区钻孔报道(孔昭宸和杜乃秋，1980；魏兰英等，1997)之后，在华北平原北部山前地带再次发现15～16ika末次冰消期以来的地层，年限上大大超过了目前定义10ika余的“全新世”。天津沿海平原虽然有早于9ika的环境变化报道，但皆因至今没有几个10ika余的泥炭测年数据而无法深入。由于现代低山也可以阻挡浮云漂移(如通讯作者在山西运城盐湖地区中条山前所见)，山前地带局地可能有较多降水；加之河流和湖泊的自身调节作用，造成山前比沿海在末次冰消期较早出现积水环境完全是可能的。

从岩石地层特征看，Z2孔年代上、逻辑上确定为LGM的偏氧化层段，与其他3个孔同层位相比尚有些有机质积累，非典型硬土也不厚，故而其顶、底尚有草本植物花粉富集，以及微体生物出现；与沿海地区所见此时段多泛滥平原、河口低地夹薄层硬土层(王强等，2008)不尽相同。沿海钻孔中此层段常见河口贝壳碎屑富集薄层，由于是再搬运材料不宜测年，故而LGM时期的细节各地会有差异。从年代学看，东部冲积平原—滨海平原末次冰消期以来的古气候研究，应自此类山前地区开始，而不是仅仅从滨海10ika余的全新世下推到一段无测年的地层(王强等，1992)开始。

从4个孔的对比(图 4)看，该地10ika以来基本是洪泛平原沉积，与全新世天津组的定义(王强等，1992)不同，无疑这是古地理背景差异下的山前地带与滨海平原的同期异相问题。限于山前洼地—盆地相关研究尚有缺欠，故而文内及图 2、图 4暂使用了“冰后期和全新世”的称谓。加之天津滨海平原已经发现末次盛冰期的下切河谷(王强和田国强，1999；王强和李从先，2009)，地层学工作可望得到新的发展。

4.3 山前盆地沉降中心的迁移

依据文中3个深孔基岩风化壳顶板埋深，可以确定基岩基底的起伏。由于早更新世地层系上新世棕红色地层再搬运充填沉积，故而沉积物颜色与上新统红土层很接近，只是依据古地磁测试肯定下部地层不属于正向极性时，才确定是松山负极性时。早更新世晚期Z4孔先行形成湖沼、河湾相沉积，且继而向北Z2孔扩展为湖泊—湿地，由此确定进入中更新世之前，研究区西南端Z4孔位于广义的山前洼地—盆地沉降中心，距离山前断裂直线距离不足4ikm。鉴于3个孔早更新世末皆形成有机质沉积层段，故解释为当时广义的山前盆地已经淤平。

然而在经历了没有留下多少沉积物的中更新世之后，Z2孔在该地率先自50im向上形成湖相黏土质沉积，上覆33.3～40.7im层段中完整的泥炭湿地形成—消亡反映了“原生”沉积过程，结合岩性及测年，可与Z2-1孔34.4～40.7im、Z4孔22.8～26.0im层段对比。Z2孔和Z4孔这2个层段底板深度差可以解释为地层错断，其中有效的14C测年数据有序，故而判断广义的山前盆地沉降中心向北移到距离山前断裂不足2ikm远处的Z2孔位置，成为一个新的盆地，钻孔所见为富有机质黏土、砂层与洪泛平原黏土交替沉积的地层，可称之为数万年前形成的狭义山前盆地，而Z4孔转而成为其南边缘。可能正是由于构造错断形成新的沉积空间，河流摆动得以进入Z2孔及其邻近区域，也可能因靠近断裂、靠近古河道处发生滑塌，造成由此形成的上覆棕灰色层段中的测年材料易受“污染”或再搬运，影响到对MIS3无法做进一步的年代地层划分。

末次冰消期约16ika以来，Z2和Z2-1孔大约在11 cal a BP以来形成泛滥平原沉积，而Z4孔则出现泛滥平原及分支河道砂体，Z3孔则由老到新依次出现湖沼、泥炭湿地到泛滥平原沉积，显示了严格时限内的全新世近距离的同期异相。

4.4 山前地带再划分

在美国西南部，结合地貌特征，1970年代开始的山前地带冲积斜坡概念讨论已经日趋明朗，冲积斜坡地带是以平行河道为特征而不是冲积扇形成的，是山前河流沉积(streamflow-dominated piedmont)为主的山前相(piedmont facies)(Smith，2000)。

中小河流、特别是山溪性小河流的贡献日益受到重视(杨守业和印萍，2018)，本研究显示了研究区小范围内有类似的小河流对山前地带发育形成的贡献。虽然依据钻孔资料进行河流宽深比的研究尚有困难，但是研究区几个钻孔有机质富集层段大多是与河流沉积有关。Z2孔已经显示50im以上、大约自晚更新世以来即属于古河道流经处，其中黄褐色黏土夹层多为泛滥平原或是河流边滩沉积；该孔58～85im早更新世晚期的灰色沉积层，总体属于冲积平原上的河间积水洼地沉积，基本视为早更新世晚期和晚更新世的2期河流，其形成发育与山体隆升的关系，尚有待更多的钻孔工作揭示。

现代地貌显示Z2孔向北到基岩界线总体呈斜坡状，故而似可使用冲积斜坡的术语。

如是看来，天津、唐山地区的燕山山前沉积演化与古地理问题尚有可细化之处，由钻孔地层第四纪演化历史可见，即使是地貌学所称山前洼地，尚可能有广义与狭义山前盆地之分。古地理研究的分区问题，需从钻孔记录的盆地演化历史与地层结构着手。

4.5 综合地层学研究中的问题

多重标准划分地层是对单纯年代地层学的突破(李从先和汪品先，等，1998)。对目前可以进行精度最高的年代学研究的第四系来说，古地磁学和14C测年是不可或缺的内容。但是古地磁测试质量是否因砂层再搬运和再沉积受到影响，是目前业内积累资料注意的问题(鲁庆伟等，2018)。在不能对各钻孔均进行古地磁研究的情况下，依据标准孔确定的界线上下层位对比，在逻辑上是可行的，故而文中报道的3个深孔有厚度不等的中更新统。

按照海洋氧同位素分期划分地层原则(刘东生等，2000)，在华北沿海晚更新世地层划分中，基本回避了30年来各省市各自建立的时间—岩石—岩相“地层单位”的争论(王强等，2008；王强和李从先，2009)。在当前测年技术方法不能取得突破的情况下，依据古季风影响的环境效应，对北京市永定河中下游平原钻孔浅部3层有机质富集层与天津平原所见对比(赵勇等，2018)，应该说是维持了岩石地层学对比的逻辑性。比晚更新世更长时段的地层划分，已经在渤海BH08孔依据岩心色度曲线进行了尝试，结合古地磁极性柱的建立，确定约1.0iMa以来存在着25次气候波动，继而依据海洋氧同位素分期划分了地层，同时也发现冰期最盛时低海面时期可能导致过路作用和侵蚀作用，以致少有沉积物保存下来(Yao et al.， 2014)。

作为山前盆地，研究区井下第四纪地层与沿海地区所见有很多相通之处。该地末次冰消期即开始有地层记录，早于沿海所见。晚更新世MIS3和MIS5期间，沿海可见自上而下第二、三海侵层(局部为湖泊)(王强等，1992)，该地则是湖泊—湖沼—河湾沉积，显示在古季风变化控制下温暖气候期内，山前与沿海同步发生水热状况好转。中更新统在天津市区与南侧沧县隆起上缺失(鲁庆伟等，2018)，研究区也有发现。早更新世该地为广义的山前盆地，来自上新世红棕色黏土再搬运形成黏土质为主的泛滥平原沉积，末期形成湖泊、湿地和河湾有机质沉积；沿海则是比例不等的黏性土与砂层组成，测井曲线可以更直观地反映河道带摆动或主河床层段，且由于河流摆动也出现大量同期异相；也正因此，更新统/上新统、中/下更新统的界线，主要是依据可靠的古地磁测试解决，毕竟岩石地层界线是穿时的。

依据Z3孔古地磁研究，Z4孔底部150～161im深砾石层出现在古地磁M/G界线之下，且有半风化岩石和风化黏土层伴生，上覆于新近系不整合面上，可以作为第四系开始的底砾岩。

冀东燕山山前地区以棕红色“冰水相”泥砾作为第四纪开始(陈望和和倪明云，1987)。研究区东南方向天津市宁河县岳龙庄一带井下400～500im亦见棕红色黏土泥砾层(王强等，1992)。山前地带因冲积扇摆动，钻孔地层不时出现砾石层是常见的。文中确定的第四系底砾岩较前两地区有较好的年代限定，但是仅见于Z4孔最深处，并未见于其他2个钻孔，这一现象可能与山体隆升强度不大有关。

5 讨论与结语

华北平原北侧燕山以及西侧太行山山前地区的相对构造沉降加快，是广义的渤海湾盆地边缘第四纪地表系统巨变的体现。尽管山体相对隆升的工作尚有很多不足，但山前平原到滨海平原的沉降加速，亦可能与海域断陷拉张作用加大有关(王强和田国强，1999)。

天津市蓟州区基岩山地南侧3～4ikm距离内的现代山前平原，在第四纪古地理演化过程中可以称为山前盆地，自第四纪才开始在广义的山前盆地最深处沉降中心出现底砾岩，随后被泥质沉积物充填，至早更新世末期淤平。中更新世山区或发生过更大的隆升，抑或由于海域断陷加快，造成物质流并没有在山前沉积下来，很可能输送堆积到蓟州西南方向的武清凹陷之中，以致区内中更新统大多缺失。晚更新世、可能在约40ika 余的MIS3的初期，山前断裂活动加剧，重力流水道出现在靠山体更近的地点，形成狭义的山前盆地。及到约25ika的LGM阶段，普遍形成河流边滩相为主的偏氧化的硬黏土，但个别地点尚有积水环境。进入末次冰消期，随着气候转暖，该地较南部大平原地区和海岸带更早地形成沼泽泥炭地，随后各地点受冲积扇影响强度不同，或早或晚形成泛滥平原。

中国东部大平原的形成与青藏高原隆升的关系(王强和田国强，1999)，涉及到高原隆升期次、时间、幅度等重大问题，继而尚有沉积空间的形成和物质流输送、分配的问题。燕山山前地区自第四纪才开始断陷、且沉降加快的现象，是华北平原的首次报道，同时也为追索“源到汇”过程的细节、渤海湾西岸构造沉降等提供了参考依据。

参考文献(References)

陈望和，倪明云. 1987. 河北第四纪地质. 北京： 地质出版社，84-103. [Chen W H， Ni M Y. 1987. Quaternary Geology of Hebei. Beijing: Geological Publishing House，84-103]

孔昭宸，杜乃秋. 1980. 北京地区30000—10000年的植物群发展和气候变迁. 植物学报， 22(4): 330-338. [Kong Z C，Du N Q. 1980. Vegetational and climatic changes in the past 30000—10000 years in Beijing. Chinese Bulletin of Botany， 22(4): 330-338]

李从先，汪品先，等. 1998. 长江晚第四纪河口地层学研究. 北京： 科学出版社，50-122. [Li C X，Wang P X， et al. 1998. Late Quaternary Estuary Stratigraphy of the Yangtze Delta. Beijing: Science Press，50-122]

李广雪，杨子赓，刘勇. 2005. 中国东部海域海底沉积环境成因研究. 北京: 科学出版社， 1244. [Li G X，Yang Z G，Liu Y. 2005. Formation Environment of the Seafloor Sediment in the Eastern China Seas. Beijing: Science Press， 1244]

李容全，谭利华. 2012. 北京西山东麓与平原地区新构造活动. 第四纪研究， 32(5): 949-956. [Li R Q， Tan L H. 2012. A study of neotectonics movement at the eastern piedmont of the West Mountain and the Beijing Plain. Quaternary Sciences， 32(5): 949-956]

胡云壮，张金起，白耀楠，夏雨波，王强. 2014.3.45￣￣Ma以来滦河冲积扇中部唐山TD1孔记录的区域构造和气候演化. 古地理学报， 16(2): 249-262. [Hu Y Z，Zhang J Q，Bai Y N，Xia Y B，Wang Q. 2014. Records of regional tectonic and climatic evolution since 3.45￣￣Ma at borehole TD1 of Tangshan in the middle part of Luanhe River fluvial fan. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition)， 16(2): 249-262]

刘东生，施雅风，王汝建，赵泉鸿，剪知湣，成鑫荣，汪品先，王苏民，袁宝印，吴新智，邱占祥，徐钦琦，黄万波，黄慰文，安芷生，鹿化煜. 2000. 以气候变化为标志的中国第四纪地层对比表. 第四纪研究， 20(2): 108-128. [Liu T S，Shi Y F，Wang R J，Zhao Q H，Jian Z M，Cheng X R，Wang P X，Wang S M，Yuan B Y，Wu X Z，Qiu Z X，Xu Q Q，Huang W B，Huang W W，An Z S，Lu H H. 2000. Table of Chinese Quaternary stratigtaphic correlation remarked with climate change. Quaternary Sciences， 20(2): 108-128]

鲁庆伟，王强，詹健，郭维，李稳，王西玉. 2018. 渤海湾西岸沧县隆起中更新世地层间断. 古地理学报， 20(4): 665-679. [Lu Q W，Wang Q，Zhan J，Guo W，Li W，Wang X Y. 2018. Middle Pleistocene stratigraphic hiatus on the Cangxian Upheaval on the west coast of Bohai Bay. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition)， 20(4): 665-679]

毛雪，蒋汉朝，杨桂芳，徐红艳. 2011. 中国末次冰消期古气候时空演化特征初探. 第四纪研究， 31(1): 57-65. [Mao X，Jiang H C，Yang G F，Xu H Y. 2011. Preliminary study on spatial and temporal characteristics of palaeoclimate evolution in China during the last deglaciation. Quaternary Sciences， 31(1): 57-65]

梅西，张训华，李日辉. 2013. 南黄海北部晚第四纪底栖有孔虫群落分布特征及对古冷水团的指示. 地质论评， 59(6): 1024-1034. [Mei X，Zhang X H，Li R H. 2013. Distribution of Late Quaternary benthic foraminifera in south Yellow Sea and it’s implication of paleowater mass. Geological Review， 59(6): 1024-1034]

商志文，王福，李建芬，姜兴钰，陈永胜，王宏. 2016. AMS14C测年揭示的渤海湾沿海低地第Ⅱ海相层年龄(Ⅱ).地质通报， 35(10): 1607-1613. [Shang Z W，Wang F，Li J F，Jiang X Y，Chen Y S，Wang H. 2016. The age of the second marine layer in coastal lowland of Bohai Bay revealed by AMS14C dating method(Ⅱ). Geol. Bull. China， 35(10): 1607-1613]

施雅风，于革. 2003. 40～30￣￣ka B.P.中国暖湿气候和海侵的特征与成因探讨. 第四纪研究， 23(1): 1-11. [Shi Y F，Yu G. 2003. Warm-humid climate and transgressions during 40～30￣￣ka B.P. and their potential mechnisms. Quaternary Sciences， 23(1): 1-11]

王福，陈永胜，李建芬，王宏，方晶，商志文，田立柱，姜兴钰，施佩歆. 2014. AMS14C测年揭示的渤海湾沿海低地第Ⅱ海相层年龄. 地质通报， 33(10): 1591-1595. [Wang F，Chen Y S，Li J F，Wang H，Fang J，Shang Z W，Tian L Z，Jiang X Y，Shi P X. 2014. The age of the second marine layer in coastal low land of Bohai Bay revealed by AMS14C dating method. Geol. Bull. China， 33(10): 1591-1595]

王强. 1982. 渤海湾西岸第四纪海相及海陆过渡相介形虫化石群及古地理. 海洋地质研究， 2(3): 36-46，86. [Wang Q. 1982. The ostracod fauna of marine and marine-terrestrial transitional facies in western coast of the Bohai Gulf(North China)and paleogeography during Quaternary. Marine Geological Research， 2(3): 36-46，86]

王强，王景哲. 1988. 中国第四纪介形虫动物群. 中国地层(14)，中国的第四系. 北京： 地质出版社，214-226. [Wang Q，Wang J Z. 1988. Quaternary ostracoda fauna in China. Stratigraphy in China(14)，The Quaternary System of China. Beijing: Geological Publishing House，214-226]

王强，吕金福. 1995. 第十章，海面变化与海岸变迁. 见： 李汉鼎，吕金福，王强，等. 中国北方沿海泥炭与环境. 北京： 海洋出版社，109-128. [Wang Q，Lü J F. 1995. Chapter 10，Eustacy and coastal movement. In: Li H D，Lü J F，Wang Q et al(eds). Peat and Environment on Coastal Area of the North China. Beijing: China Ocean Press，109-128]

王强，田国强. 1999. 中国东部晚第四纪海侵的新构造背景. 地质力学学报， 5(4): 41-48. [Wang Q，Tian G Q. 1999. The neotectonic settings of late Quaternary transgression on the eastern coastal plain of China. Journal of Geomechanics， 5(4): 41-48]

王强，李从先. 2009. 中国东部沿海平原第四系层序类型. 海洋地质与第四纪地质， 26(4): 39-51. [Wang Q，Li C X. 2009. The type of Quaternary sequence in the east China coastal plain. Mar. Geol. & Quarter. Geol.， 26(4): 39-51]

王强，宋大伟，王云生. 1992. 第七章，第四系. 见： 邓永高. 中华人民共和国地质矿产部地质专报，一，区域地质，第29号，天津市区域地质志. 北京： 地质出版社，116-156. [Wang Q，Song D W，Wang Y S. 1992.7th Chapter，Quaternary System. In: Deng Y G(ed). PR China，Ministry of Geol. & Min. Res.，Geol. Memoirs，ser.1，No.29，Regional Geology of Tianjin Municipality. Beijing: Geological Publishing House，116-156]

王强，张玉发，袁桂邦，张文卿. 2008. MIS3阶段以来河北黄骅北部地区海侵与气候期对比. 第四纪研究， 28(1): 79-95. [Wang Q，Zhang Y F，Yuan G B，Zhang W Q. 2008. Since MIS3 stage the correlation between transgression and climatic changes in the north Huanghua area，Hebei. Quaternary Sciences， 28(1): 79-95]

魏兰英，彭贵，严富华，尹金辉，卢演俦，刘荣谟. 1997. 北京地区末次冰消期气候环境变化记录的初步研究. 第四纪研究， 18(2): 183-191. [Wei L Y，Peng G，Yan F H，Yin J H，Lu Y C，Liu R M. 1997. Climatic change and their environmental effects during the last glaciation in Beijing area. Quaternary Sciences， 18(2): 183-191]

吴标云，李从先. 1988. 长江三角洲地区第四纪地质. 北京： 地质出版社，12-151. [Wu B Y，Li C X. 1988. Quaternary Geology of Changjiang Delta. Beijing: Geological Publishing House，12-151]

夏非，殷勇，王强，张永战，刘敬圃. 2012. MIS3晚期以来江苏中部海岸的层序地层. 地质学报， 86(10): 1696-1712. [Xia F，Yin Y，Wang Q，Zhang Y Z，Liu J P. 2012. Sequence stratigraphy of the Central part of North Jiangsu coasts since late MIS3，Eastern China. Acta Geological Sinica， 86(10): 1696-1712]

杨守业，印萍. 2018. 自然环境变化与人类活动影响下的中小河流沉积物源汇过程. 海洋地质与第四纪地质, 38(1): 1-10. [Yang S Y，Yin P. 2018. Sediment source-to-sink processes of small mountainous rivers under the impacts of natural environmental changes and human activities. Mar. Geol. & Quarter. Geol.， 38(1): 1-10]

姚政权，郭正堂，陈宇坤，肖国桥，邵永新，王旭龙，郝青振，卢演俦. 2006. 渤海湾海陆交互相沉积的磁性地层学. 海洋地质与第四纪地质， 26(1): 9-15. [Yao Z Q，Guo Z T，Chen Y K，Xiao G Q，Shao Y X，Wang X L，Hao Q Z，Lu Y C. 2006. Magnetostratigraphy of marine-terrigenous facies deposits in Bohai Bay. Mar. Geol. & Quarter. Geol, 26(1): 9-15]

张德忠，白益军，桑文翠，张平中，程海. 2011. 末次冰消期亚洲季风强度变化的黄土高原西部万象洞石笋灰度记录. 第四纪研究， 31(5): 791-799. [Zhang D Z，Bai Y J，Sang W C，Zang P Z，Cheng H. 2011. Asian monsoon intensity variation during the Last Deglaciation recorded by stalagmit gray scale from Wanxiang cave，western Loess Plateau. Quaternary Sciences， 31(5): 791-799]

张晶，李双文，袁淑琴，龙礼文，姚军，王菁. 2015. 地震沉积学在识别重力流沉积体系中的应用. 沉积学报, 33(3): 578-586. [Zhang J，Li S W，Yuan S Q，Long L W，Yao J，Wang J. 2015. Mapping gravity flow depositiongal system using seistmic sedimentology. Acta Sedimentological Sinica, 33(3): 578-586]

张兆祎，赵保强，徐永利，王克冰，李锋，殷红宾，樊延恩，王建武，孙阳，毕立. 2017. 石家庄市构造地质特征及滹沱河冲积扇的形成与演化研究. 石家庄： 河北科学技术出版社，168-193. [Zhang Z Y，Zhao B Q，Xu Y L，Wang K B，Li F，Yin H B，Fan Y E，Wang J W，Sun Y，Bi L. 2017. Tectonic Geology Characteristics and Study on the Formation and Evolution of Hutuohe River Alluvial Fan. Shijiazhuang: Hebei Sci. & Techn. Pub. House，168-193]

赵勇，王强，李瑞杰，魏波，徐吉祥，孙永华，张晓亮，王纯君，尤世娜，吕金波. 2018. 北京平原廊固凹陷西北缘PGZ01钻孔综合地层学研究. 古地理学报， 20(2): 338-348. [Zhao Y，Wang Q，Li R J，Wei B，Xu J X，Sun Y H，Zhang X L，Wang C J，You S N，Lü J B. 2018. Integrated stratigraphy of borehole PGZ01 in northwestern margin of Lang(fang)-Gu(an)depression，southern Beijing Plain. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition)， 20(2): 338-348]

Chang H，An Z S，Liu W G，Ao H，Qiang X K，Song Y G，Lai Z P. 2013. Quaternary structural partitioning within the rigid Tarim plate inferred from magnetostratigraphy and sedimentation rate in the eastern Tarim Basin in China. Quaternary Research， 81(3): 424-432.

Dubille M，Lavé J. 2015. Rapid grain size coarsening at sandstone/conglomerate transition: Similar expression in Himalayan modern rivers and Pliocene molasse deposits. Basin Research， 27(1): 26-42.

Hori K，Saito Y. 2017. Differences in radiocarbon ages among molluscan shells，plant materials，and total organic carbon: An example from the paleo-Changjiang incised-valley fill，China. Quaternary International， 455: 45-55.

Jiang H C，Ding Z L. 2008. A 20￣￣Ma pollen record of East-Asian summer monsoon evolution from Guyuan，Ningxia，China. Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology， 265(1): 30-38.

Jiang H C，Ding Z L，Xiong S F. 2007. Magnetostratigraphy of the Neogene Sikouzi section at Guyuan，Ningxia，China. Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology， 243(1): 223-234.

Li G X，Li P，Liu Y，Qiao L L，Ma Y Y，Xu J S，Yang Z G. 2014. Sedimentary system response to the global sea level change in the East China Seas since the last glacial maximum. Earth-Science Reviews， 139: 390-405.

Liang J T，Wang H L，Bai Y，Ji X Y，Duo X M. 2016. Cenozoic tectonic evolution of the Bohai Bay Basin and its coupling relationship with Pacific Plate subduction. Journal of Asian Earth Sciences， 127: 257-266.

Liu J，Zhang X H，Mei X，Zhao Q H，Guo X W，Zhao W N，Liu J X，Saito Y，Wu Z Q，Li J，Zhu X Q，Chu H X. 2018. The sedimentary succession of the last～3.50 Myr in the western SouthYellow Sea: Paleoenvironmental and tectonic implications. Marine Geology， 399: 47-65.

Mathieu J， Duchesne M J，Pinet N，Karine Bédard K，St-Onge G，Lajeunesse P，Campbell D C， Bolduc A. 2010. Role of the bedrock topography in the Quaternary filling of a giant estuarine basin: The Lower St. Lawrence Estuary，Eastern Canada. Basin Research， 22: 933-951.

Singer B S. 2014. A Quaternary geomagnetic instability time scale. Quaternary Geochronology, 21(1):29-52.

Smith G A. 2000. Recognition and significance of streamflow-dominated piedmont facies in extensional basins. Basin Research， 12: 399-411.

Stanley D J， Chen Z Y. 2000. Radiocarbon dates in China’s Holocene Yangtze Delta: Record of sediment storage and reworking，not timing of deposition. Journal of Coastal Research， 16(4): 1126-1132.

Törnqvist T E，Hijma M P. 2012. Links between early Holocene ice-sheet decay，sea-level rise and abrupt climate change. Nature Geoscience， 5(9): 601-606.

Walker M J C，Berkelhammer M，Björck S，Cwynar L C，Fisher D A，Long A J，Lowe J J，Newham R M，Rasmussen S O，Weiss H. 2012. Formal subdivision of the Holocene Series/Epoch: A Discussion Paper by a Working Group of INTIMATE(Integration of ice-core，marine and terrestrial records)and the Subcommission on Quaternary Stratigraphy(International Commission on Stratigraphy). Journal of Quaternary Science， 27(7): 649-659.

Wang Z B，Yang S Y，Wang Q，Zhang Z X，Zhang X H，Lan X H，Li R H，Huang L. 2014. Late Quaternary stratigraphic evolution on the outer shelf of the East China Sea. Continental Shelf Research， 90(1): 5-16.

Yao Z Q，Shi X F，Liu Q S，Liu Y G，Larrasoaa J C，Liu J X，Ge S L，Wang K S，Qiao S Q，Li X Y，Shi F D，Fang X S，Yu Y G，Yang G，Duan Z Q. 2014. Paleomagnetic and astronomical dating of sediment core BH08 from the Bohai Sea，China: Implications for glacial-interglacial sedimentation. Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology， 393: 90-101.

Zhang C H. 2009. Selected tectonic topics in the investigation of geodynamic process of destruction of North China craton. Earth Science Frontiers， 16(4): 203-214.