南黄海位于中国大陆和朝鲜半岛之间，为一半封闭的陆架浅海，水深大多小于100 m，末次盛冰期时完全出露成陆地。前人通过对沉积物粒度、黏土矿物、元素地球化学、微体古生物和地震特征的大量研究，在南黄海陆架沉积特征、地层划分、物质来源、古环境演化以及海平面变化等诸多方面取得了瞩目成果(Liu J. Paul et al.,2002,2004;Yang Shouye et al.,2003,2004;Yang Shouye and Youn, 2007; Yang Zuosheng and Liu J. Paul,2007; Liu Jian et al.,2009,2010; Xu Zhaokai et al.,2009)。

前人对南黄海南部长达108 m的QC2孔进行系统研究，建立黄海第四纪地层序列的典型柱状剖面(郑光膺,1988; 杨子赓,1993)。在南黄海西部，Liu Jian等(2010)通过南黄海西部4100 km地震剖面的对比和3口60～71 m深度不等的浅钻(SYS-0701, 0702, 0803)，结合AMS14C和OSL(光释光)测年工作，获得了MIS6～MIS1期以来的沉积记录。韩国能源研究所和青岛海洋地质研究所于1995年联合在南黄海东部获得6口浅钻(YSDP102，103，104，105，106和107)并进行了详细的沉积学分析，其中最长的YSDP104孔记录了MIS3期以来的沉积演化历史(Chough et al., 2004)。在南黄海中部，葛淑兰等(2005)根据泥质区EY02-2孔岩石磁学和磁性地层学研究结果，建立了880 ka以来的地层剖面；蓝先洪等(2009)对NT1孔晚更新世以来地层进行划分和对比，并进行了物源分析。而在南黄海北部还缺少长时间尺度钻孔的深入研究，仅有零星报导,如YA1孔的陆源物质来源(李双林和李绍全,2001)。在近海海域底栖有孔虫对海洋环境的改变极其敏感，因为不同有孔虫属种有不同的生态要求，所以，研究长柱状样底栖有孔虫分布可以提取丰富的古环境信息。本文系统分析南黄海北部深水区DLC70-3孔沉积物特征和底栖有孔虫群落特征，结合AMS14C和OSL测年结果，探讨南黄海北部晚更新世以来的沉积环境演变历史。

1 材料与方法

DLC70-3孔由上海海洋石油局第一海洋地质调查大队“勘407”轮海洋工程地质综合调查船施工，于2009年9月钻取。钻孔坐标位置为36°38′15″ N，123°32′56″ E，水深72.00 m(见图1)。该孔岩芯长71.20 m，，平均采取率为93.0%，沉积物主要包括粉砂、砂质粉砂和粉砂质砂。

底栖有孔虫分析按照20 cm间隔取样，共选取样品349个。样品先在60 ℃的恒温下烘干，称取25 g干样放入烧杯中加清水浸泡24 h，使样品充分分散，然后利用孔径为0.063 mm的铜筛反复冲洗，筛上部分在60 ℃下烘干并称重后进行鉴定统计，按样品含化石的具体情况对样品缩分后取其中一份进行鉴定统计，有孔虫的种属鉴定和统计在实体显微镜下进行，一般统计的个体数在200粒以上，不足200粒的样品则全样统计。

样品粒度测试在国土资源部海洋油气与环境地质重点实验室使用英国Malvern 公司生产的Master size2000型激光粒度仪完成。粒度样品间隔为20 cm，共测试样品349个，仪器的测量范围为0.02～2000 μm，粒级分辨率为0.01 Ф，重复测量的相对误差<3%。测试前先将样品用浓度为10%的H2O2浸泡24 h，再用浓度为3 mol/L的HCl浸泡24 h，然后洗盐，再用超声波震荡30 s后立刻测量。每份样品连续测量2次，若2次所得粒度频率分布曲线不重合，则将该份样品重新测试。

另外，挑选14个层位的混合底栖有孔虫样品在美国伍兹霍尔海洋研究所做绝对年代测定。将所得AMS14C年龄数据应用Calib 6.0.1软件转换为日历年龄。年龄转换时采用Marine09曲线(Reimer et al.,2009)，本海域对全球海洋碳储库偏离量(ΔR)设为ΔR=-100±36 a(Southon et al., 2002)。同时，挑选10个样品在国土资源部海洋油气与环境地质重点实验室进行光释光测年(OSL)，测试方法参见文献(Wintle,1997)。

2 结果

2.1 测年结果

DLC70-3孔AMS14C和OSL测年结果分别见表1和表2。从表1可见，860～864 cm有孔虫14C年龄明显偏老，应舍去。1230～1234 cm和1440～1444 cm处贝壳+有孔虫14C年龄明显要比上下层位的都年轻，而1860～1864 cm和1990～1994 cm处年龄则比上下层位的都老很多，此4处均主要采取贝壳测年，可能不是代表原位堆积。同样，2130～2134 cm的有孔虫14C年龄也明显要比上下层位的都年轻，2380～2384 cm的有孔虫14C年龄比上层位2270～2274 cm的有孔虫14C年龄略微年轻，据线性沉积速率推算2270～2274 cm处测试年龄更为可靠。因此，在建立年代框架时，上述7个测年结果均未予考虑(如表1“*”者)。

OSL测年数据(表2)看来，4460～4470 cm和4670～4680 cm处年龄明显偏老，而7090～7100 cm处年龄却比上面4个层位都年轻，故此3个数据年龄点应舍去。OSL测年数据的误差较大(10%)，依据其建立的年代地层也会有很大误差，所以数据只能说明 DLC70-3孔42～71 m的地层年龄应该在80～130 ka BP之间，为MIS5期的沉积。

根据测年结果，DLC70-3孔晚更新世以来的初步地层框架自下而上简述如下。

(1)孔深42.0～71.0 m：根据光释光测年数据，推测为MIS5期的沉积。

(2)孔深23.0～42.0 m：该层尚缺乏可靠的测年数据，推测属MIS3至MIS5区间的沉积。

(3)孔深5.0～23.0 m：对应本层位共有4个有效的AMS14C测年数据(550～554 cm：42259 cal. a BP；1620～1624 cm：44587 cal. a BP；2270～2274 cm：47557 cal. a BP；2470～2474 cm：>55000 cal. a BP)，虽然AMS14C测年对于这种年代较老的样品会存在较大的误差，但我们仍可以推测本层位为MIS 3早中期的沉积。

(4)孔深0～5.0 m：对应本层位共有3个有效的AMS14C测年数据(0～4 cm：10962 cal. a BP；220～224 cm：11286 cal. a BP；380～384 cm：11470 cal. a BP)，本层位为末次冰消期时的沉积，代表沉积速率较高。本钻孔全新世大部分缺失，与前人对黄海全新世厚度分布(Yang Zuosheng and Liu J. Paul，2007)的研究结果较为一致(如图1)。

2.2 岩性与沉积物粒度分布特征

DLC70-3孔岩性和粒度特征如图2所示，根据岩性和粒度变化将钻孔自上而下分为4个沉积单元(DU1～DU4)。

DU1(0～420 cm)：主要由深灰色砂质粉砂组成，岩性较为均一，整体含水量较高，局部见贝壳碎屑，平均粒径在20 μm左右，黏土、粉砂和砂含量分别在15%、65%和10%左右，变化幅度都很小。沉积物平均粒径、标准偏差较大，沉积物分选较差，反映了相对强的水动力条件和相对不稳定的沉积环境。

DU2(420～2780 cm)：500～1580 cm为灰、深灰色粉砂，夹砂质粉砂及黑色有机质条带和贝壳碎屑，整体含水量较低，质地紧密；1580～2780 cm为深灰、黄褐色粉砂，局部含砂质粉砂及有机质条带和贝壳碎屑，含水量较低。本段沉积物平均粒径在5～20 μm之间波动，黏土、粉砂和砂的百分含量分别在10%～40%、50%～80%和0%～20%之间波动，变化幅度较大。黏土含量较上段增加，反映沉积物整体变细，分选系数也较小，整体上反映了较弱的水动力条件和相对稳定的沉积环境。

DU3(2780～3750 cm)：岩性为黄褐、灰褐色粉砂质砂，局部含黏土条带及贝壳碎屑；岩性较为均一，含水量较高。平均粒径在15～140 μm之间波动，明显较其他层位粗很多，黏土、粉砂和砂的百分含量分别在0～20%、10%～80%和0%～90%之间波动，变化幅度很大，由下而上，粒度变细，砂含量减少，黏土含量增加；各粒度参数在本沉积单元均达到了最大，说明水动力条件达到了最强而且也最不稳定，指示了最不稳定的沉积环境。值得注意的是，3400～3750 cm平均粒径达到了最粗，且分选良好，呈现出极高的正偏度和峰度，说明水动力条件达到了最强，沉积物受到多次的搬运或是分选所致。

DU4(3750～7120 cm)：岩性为深灰、灰褐、青灰、黄褐色粉砂，多处见细小贝壳碎屑，在4335～4350 cm发育泥炭层，本沉积单元整体岩性均一，含水量较低。平均粒径在5～20 μm之间波动，黏土、粉砂和砂的百分含量分别在15%～30%、60%～80%和0%～20%之间波动，总体而言，粒度各个参数变化幅度较小。较低的标准偏差反映了较好的分选，呈现出的正偏态分布反映出沉积物中仍然具有较多粗颗粒物质，此阶段水动力条件减弱，沉积环境较为稳定。

2.3 有孔虫结果

DLC70-3孔样品所鉴定底栖有孔虫个数最多为360枚/g，最少为0枚/g，平均为63枚/g。共鉴定出底栖有孔虫41属79种，其中占全群平均2%以上的优势种共9个(图3)，分别是Protelphidium turberculatum (d’Orbigny)，24.43%；Buccella frigida (Cushman)，24.06%；Ammonia beccarii (Linné) var.，11.53%；Nonion akitaense (Asano)，9.64%；Cribrononion subincertum (Asano)，5.06%；Elphidium advenum (Cushman)，4.81%；Ammonia dominicana (Bermudez)，4.76%；Ammonia koeboeensis (LeRoy)，3.58%；Cribrononion frigidum (Cushman)，2.35%，这9个优势种共占全群的90.21%。底栖有孔虫简单分异度和复合分异度变化相似且非常动荡，变化范围分别为0～19和0～2.33(图4)。

底栖有孔虫是钻孔分层分段的主要依据之一，本钻孔中底栖有孔虫化石群的一个显著特点是各样品中的高含量优势种多数为近岸浅水属种。上列主要属种在不同时间段中常以优势种或特征种出现，据此可以划分出9个有孔虫组合(图3)，同时参考东、黄海表层沉积中有孔虫分布资料(中国科学院海洋研究所海洋地质研究室,1982; Wang Pinxian, 1985; 汪品先等,1988)，推测相应的区域沉积环境。

3 讨论

3.1 晚第四纪古沉积环境演变

依据测年数据建立起初步的年代框架，显示本钻孔为晚更新世以来的沉积物。残留沉积指晚更新世低海面时堆积下来的、并且尚未被现代沉积物覆盖的沉积物，一般粒度较粗，有孔虫含量甚低，且外壳大多破碎(王张华等，2002)。本钻孔底栖有孔虫分布较为连续，且比较完整，无残留沉积物特征。基于岩性分层与底栖有孔虫分层结果对应性较差(图2和3)，推测底栖有孔虫的变化主要受控于水深的变化，而粒度控制则更为复杂，受到河流搬运距离、源区的化学风化作用和沿岸流强弱等多因素控制，在南黄海西部SYS803孔中就发现粒度和底栖有孔虫丰度变化并不对应，有层位呈正相关，也有层位呈负相关关系(Liu Jian et al.,2010)。

根据有孔虫丰度、分异度、优势属种和环境指示种的百分含量，结合岩性分析，可将DLC70-3孔地层自下而上划分为9层(图3)，代表9个沉积环境演化阶段，分析如表3所示。

将本钻孔与研究比较深入的南黄海南部QC2孔(122°16′E，34°18′N)以及南黄海西部SYS0702(122°05.75′E，34°18.09′N)、SYS0803(121°45.00′E，34°18.09′N)(位置见图1)记录的地层(Liu Jian et al., 2010)进行对比分析(图5)，认为：①本钻孔0～420 cm分别对应的是QC2孔的1800～2140 cm、SYS702孔的2700～3500 cm、SYS803孔的1450～2450 cm，为冰消期的沉积；②本钻孔420～2780 cm沉积单元应为MIS3期的沉积，与QC2孔的2140～2900 cm和SYS0702孔的3500～4400 cm相对应，SYS0803孔相对应地层缺失；③本钻孔2780～3340 cm沉积单元缺失测年数据，但依据层序关系及岩性特征，推测该段为晚更新世中期(MIS4)滨海带邻近的河流或陆相沉积，QC2孔、SYS0702孔和SYS0803孔水深较浅，此沉积阶段出露陆地，处于剥蚀环境，未保存对应的沉积；④本钻孔3340～5500 cm为晚更新世MIS5中晚期(MIS5a～5d)浅海环境下的海相沉积，本沉积单元对应QC2孔的2900～3300 cm、SYS0702孔的4400～5200 cm、SYS0803孔的2450～3080 cm；⑤本钻孔5500～7120 cm沉积单元对应QC2孔的3300～5500 cm、SYS0702孔的5200～6400 cm以及SYS0803孔的3080～3400 cm，为MIS5e时期的高海平面沉积。综合以上分析，DLC70-3孔为末次间冰期以来的沉积，主要为MIS5、MIS4、MIS3期以及MIS2/1(末次冰消期)的沉积地层，沉积序列与南黄海其他钻孔对应关系如图5所示。

3.2 底栖有孔虫对古冷水团的指示

黄海冷水团是中国近海浅海非常典型的水文现象，其形成机制引起了广泛的关注。现代黄海冷水团是由于黄海暖流与黄海沿岸流之间形成大型气旋型涡流，在涡流中心底层水保留了黄海本地冬季冷水所形成低温高盐的冷水团，且与黄海暖流的入侵密不可分(于非等,2006)。

杨子庚和林和茂(1998)对QC2孔海侵层3745～5436 cm末次间冰期沉积层进行分析，得出此时黄海冷水团已经存在，并对其沉积环境进行了讨论。QC2孔海侵层的介形类组合中环极种占优势，底栖有孔虫组合以凉水种和喜凉种为主，但孢粉及氧同位素分析证明这个时期是末次间冰期温暖期。因此，微体古生物显示的低温环境不是古气候的反映，而是受古冷水团的控制。Liu Jian等(2010)对南黄海西部SYS0701、0702和0803这3个钻孔沉积物中介形虫冷水种所占百分含量的研究显示，其均在MIS5期早期高海平面的沉积中出现峰值，而其他层位基本未能检出，指示了古冷水团在MIS5期早期高海平面时已经出现。它们的形成同现代南黄海存在的冷涡一样，都是在高海平面时期由黄海暖流和黄海环流形成的气旋型旋涡。由此可见，底栖有孔虫和介形虫的分布规律是示踪与黄海暖流伴生的冷涡沉积的重要依据。

本研究选取冷水面颊虫(Buccella frigida)、具瘤先希望虫(Protelphidium tuberculatum)作为典型的冷水种指标来指示古黄海冷水团的形成。其中B. frigida广布于鄂霍次克海、白令海、阿拉斯加及格陵兰外的陆架海和哈得逊湾。汪品先等编绘了B. frigida在黄海的分布图，其分布范围受黄海冷水团的控制，>5%的分布界限在北黄海中西部和现代南黄海冷水团东侧中心部位，而>10%的分布界限仅限于37°N以北的北黄海(汪品先等,1980)。P. tuberculatum生活在水深20～50 m的浅海环境，主要见于黄海沿岸流冷水分布区，代表水体较冷的浅海环境(汪品先等,1988)。如图3所示，这两冷水种主要出现在DLC70-3孔中的3个层位。

(1)5500～7120 cm：P. tuberculatum丰度在0～120枚/g波动，整体丰度达到最高值，绝大部分样品中B. frigida丰度大于30枚/g。P. tuberculatum种丰度随深度的变化与B. frigida变化较为一致，不同的是在5500～7120 cm层位中，P. tuberculatum丰度在5500～6100 cm虽然连续出现，但丰度值较低，基本都低于20枚/g。根据上文分析，此层位为MIS5e的高平面时期，而此阶段海平面高度被广泛认为是与现今海平面相当甚至高于现今海平面(Lambeck and Chappell, 2001;Lambeck et al.,2002;Siddall et al.,2003)，在中国东部陆架平原也广泛记录了这次大规模的海侵(王靖泰和汪品先,1980;吴标云和李从先,1987; Lin Jingxing et al.,1989；彭子成等，1992；施林峰等，2009)，并对其命名为星轮虫海侵(王靖泰和汪品先,1980)，同时此阶段也被一致认为是暖期，如南黄海QC2孔中孢粉及氧同位素分析证明这个时期是末次间冰期的温暖期(杨子赓和林和茂,1998)。因此，本层位冷水种峰值的出现就应该是受古黄海冷水团的控制，与南黄海QC2孔(杨子赓和林和茂,1998)以及SYS0701、0702和0803钻孔(Liu Jian et al.,2010)研究结果相一致，表明了古冷水团在MIS5e高海平面时期存在。其中SYS0701、0702和0801钻孔(Liu Jian et al.,2010)位置均在现代黄海冷水团以外(图1)，也说明MIS5e时古黄海冷水团的分布范围比现在要更大。

(2)2040～2780 cm：P. tuberculatum丰度在0～90 枚/g之间波动，明显较上一层位增高，绝大部分样品中B. frigida丰度大于30枚/g；冷水种在2040～2780 cm也出现高值，在上文讨论中，已经说明此层位为MIS3期的早期。研究表明，MIS3晚期(40～30 ka BP)青藏高原处于特殊的暖湿气候阶段：年平均温度高出现代2～4 °C，降雨量增加40%～100%，大量湖泊扩张，湖平面比现在高出30～200 m(施雅风和刘晓东,1999; 施雅风和于革,2003)。渭南剖面通过植硅石反映的温度、降水量(Lu Houyuan et al.,2007)以及<2 μm/>10 μm值(聂高众等,1996)都在MIS3早期50～60 ka BP出现峰值，反映此阶段黄土高原地区存在非常强的夏季风。中国亚热带地区的石笋记录则显示，夏季降雨在整个MIS3期都很强盛，虽然被许多千年尺度的事件所打断，但MIS3早期的季风降雨强度要超过MIS3晚期(Wang Yongjin et al.,2008)。总之，虽然各类记录在时间和振幅上不尽相同，但都指示了东亚地区MIS3时期应该是一个比较温暖潮湿的暖期，将本层位对应为暖期证据可靠。而此阶段冷水种丰度出现峰值，说明其受到冷水团控制。此外，海平面变化对黄海暖流以及黄海冷水团起着非常重要的控制作用，海平面必须达到一定高度时黄海环流系统以及冷水团才能够形成(李铁刚等,2007)。一般认为MIS3阶段海平面呈现高频率、低幅度的波动，整体在现今海平面以下40～80 m之间变化(Lambeck and Chappell,2001; Siddall et al.,2003)。但是，在全球众多地区也发现了MIS3期的高海平面证据，如在北美(Rodriguez et al.,2000)、欧洲(Mauz and Hassler,2000)、澳洲(Cann et al.,1988,2000)和东南亚地区(Hanebuth et al.,2006)都发现MIS3期高海平面仅仅比现今海平面低15～20 m，而对中国东部陆架海海平面在MIS3期的高海平面变化研究也有着很大的争议，如Liu Jian等(2010)对渤海研究认为其MIS3期海平面变化在-35～-60 m(bpsl)波动，对南黄海西部的研究认为其海平面在-20～-50 m(bpsl)波动。而有学者对东营海相沉积层以及长三角地区的研究表明MIS3期时最高海平面可能高达-5～-10 m(bpsl)(王靖泰和汪品先,1980;杨达源, 2004;Zhao Baocheng et al.,2008)。现代环境中主要出现在陆架外缘的Uvigerina schwageri Brady在本钻孔这一层位超过5%(图6)，说明这一阶段的水深可能与目前相当，所以在MIS3期的高海平面已经具备了黄海环流和古黄海冷水团形成的条件。综上分析，本层位冷水种丰度的峰值指示其受南黄海古冷水团控制。前人在QC2孔中并未发现古黄海冷水团在MIS3期存在的证据，推测主要原因是QC2孔水深不到50 m，而当时古黄海冷水团的分布范围要较现在小。

(3)0～450 cm：P. tuberculatum丰度在0～50 枚/g之间波动，丰度较低，B. frigida在0～40 枚/g波动，可以看出相对于前面两个层位，冷水种丰度明显降低。据AMS14C测年数据(表1)，本层位应该属于11.0～12.0 ka BP时间段的沉积，此时东部陆架海地区海平面应该在-50 m(bpsl)(Liu J. Paul et al.,2004)，较低的海平面使得黄海环流以及黄海暖流难以形成，自然冷水团也不会出现，推断冷水种的出现应该不是受到古冷水团所控制。而本时间段处于新仙女木(YD)事件范围内(11473～12 823a BP)(Wang Yongjin et al.,2001)，YD事件在全球范围内都有详细记录，是指在末次冰期向全新世转暖过程中气温在几十年内迅速下降到冰期水平(Dansgaard et al.,1989)。Kim和Kucera(2000)对南黄海中部CC02孔的底栖有孔虫相对丰度研究结果也有类似现象，如B. frigida在CC02孔0～50 cm和150～250 cm出现，对应的年龄层约为0～5 ka BP和11～12.6 ka BP，推测其分别对应黄海暖流及冷水团完全形成和YD事件的低温时期，而在中间层位未发现B. frigida。据此认为，本层位冷水种的峰值主要受YD事件降温背景所控制，而非古冷水团。

4 结论

(1)南黄海北部DLC70-3孔揭示了MIS5期以来的海侵海退序列，通过底栖有孔虫分析，在约130 ka以来的沉积中识别出2个海陆交互层、2个陆相层和5个海相层，期间海平面上下波动频繁造就了陆相、潮间相、滨岸相、滨海相、近岸浅海相、浅海相等各种成因类型地层之间的演替。

(2)底栖有孔虫冷水种Buccella frigida和Protelphidium tuberculatum丰度在2040～2780 cm(MIS3早期)和5500～7120 cm(MIS5e)层位出现高值，而这两个时期是温暖期。因此，底栖有孔虫显示的低温环境不是古气候的反映，而是受古冷水团控制，指示了古冷水团在MIS5e和MIS3期早期高海平面时期已经存在，且古黄海冷水团在MIS5e期间分布范围较现今更大，在MIS3c早期的范围则比现在要小。

参考文献/ References

葛淑兰,石学法,朱日祥,刘焱光,印萍,刘乐军.2005.南黄海EY02-2孔磁性地层及古环境意义.科学通报,50(022):2531～2540.

郭炳火,许建平.2005.中国近海环流.见：苏纪兰，袁业立. 主编.中国近海水文.北京:海洋出版社,174～181.

蓝先洪,张宪军,赵广涛,张志珣.2009.南黄海NT1孔沉积物稀土元素组成与物源判别.地球化学, 38(2):123～132.

李双林,李绍全.2001.黄海YA01孔沉积物稀土元素组成与源区示踪.海洋地质与第四纪地质,21(3): 51～56.

李铁刚,江波,孙荣涛,张德玉,刘振夏,李青.2007.末次冰消期以来东黄海暖流系统的演化.第四纪研究,27(6):945～954.

聂高众,刘嘉麒,郭正堂.1996.渭南黄土剖面十五万年以来的主要地层界线和气候事件—年代学方面的证据.第四纪研究,3:221～231.

彭子成,韩岳,张巽,黄培华,韩有松,孟广兰,王少青.1992.莱州湾地区10万年以来沉积环境变化.地质论评,38(4):360～367.

施雅风,刘晓东.1999.距今40～30ka青藏高原特强夏季风事件及其与岁差周期关系.科学通报,44(14):1475～1480.

施雅风,于革.2003.40～30 ka BP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.

施林峰,翟子梅,王强,张学斌,杨振宇.2009.从天津CQJ4孔探讨中国东部海侵层的年代问题.地质论评,55(3):375～384.

王靖泰,汪品先.1980.中国东部晚更新世以来海面升降与气候变化的关系.地理学报,35(4):299～312.

王张华，过仲阳，陈中原.2002.东海陆架平北地区残留沉积特征及古环境意义.华东师范大学学报(自然科学版),1:81～86.

汪品先,阎秋宝,卞云华.1980.南黄海西北部底质中有孔虫,介形虫分布规律及其地质意义.见: 汪品先. 主编.微体古生物论文集. 北京:海洋出版社,61～83.

汪品先,章纪军,赵泉鸿.1988.东海底质中的有孔虫和介形虫.北京:海洋出版社,1～438.

吴标云,李从先.1987.长江三角洲第四纪地质.北京: 海洋出版社,1～166.

杨子赓.1993.Olduvai亚时以来南黄海沉积层序及古地理变迁.地质学报, 67(4):357～366.

杨子赓,林和茂.1998.对末次间冰期南黄海古冷水团沉积的探讨.海洋地质与第四纪地质,18(1):47～58.

杨达源,陈可锋,舒肖明.2004.深海氧同位素第3阶段晚期长江三角洲古环境初步研究.第四纪研究,24(5):525～530.

于非,张志欣,刁新源,郭景松,汤毓祥.2006.黄海冷水团演变过程及其与邻近水团关系的分析.海洋学报,28(5):26～34.

赵一阳,陈毓蔚.1991.试论南黄海中部泥的物源及成因.地球化学,2:112～117.

郑光膺.1988.南黄海QC2孔第四纪地层划分.海洋地质与第四纪地质,8(4):1～9.

中国科学院海洋研究所海洋地质研究室.1982.黄东海地质.北京:科学出版社,1～219.

Cann J H,Belperio A P,Gostin V A,Murray-Wallace C V.1998.Sea-level history,45,000 to 30,000 yr BP,inferred from benthic foraminifera, Gulf St. Vincent,South Australia.Quaternary Research,29(2):153～175.

Cann J H,Belperio A P,Murray-Wallace C V.2000.Late Quaternary paleosealevels and paleoenvironments inferred from foraminifera, northern Spencer Gulf,South Australia.The Journal of Foraminiferal Research, 30(1):29～53.

Chough S, Lee H, Chun S, Shinn Y. 2004. Depositional processes of late Quaternary sediments in the Yellow Sea: a review. Geosciences Journal, 8(2): 211～264.

Dansgaard W,White J,Johnsen S.1989.The abrupt termination of the Younger Dryas climate event. Nature,339:532～533.

Hanebuth T J J,Saito Y,Tanabe S,Vu Q L, Ngo Q T.2006. Sea levels during late marine isotope stage 3(or older?) reported from the Red River delta (northern Vietnam) and adjacent regions. Quaternary international,145:119～134.

Kim J M, Kucera M.2000. Benthic foraminifer record of environmental changes in the Yellow Sea (Hwanghae) during the last 15,000 years.Quaternary Science Reviews,19(11):1067～1085.

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

Lambeck K, Esat T M, Potter E K.2002.Links between climate and sea levels for the past three million years.Nature, 419(6903):199～206.

Lin Jingxing, Zhang Shanlin, Qiu Jinbo, Wu Biaoyun, Huang Huanzhong, Xi Jianguo, Tang Baogen, Cai Zuren, He Yubao. Quaternary marine transgressions and paleoclimate in the Yangtze River delta region.Quaternary Research,1989,32(3):296～306.

Liu J. Paul,Milliman J,Gao Shu.2002.The Shandong mud wedge and post-glacial sediment accumulation in the Yellow Sea.Geo-Marine Letters,21(4):212～218.

Liu J. Paul,Milliman J,Gao Shu,Cheng Peng. 2004.Holocene development of the Yellow River’s subaqueous delta,North Yellow Sea.Marine Geology,209(1～4):45～67.

Liu Jian, Saito Y,Kong Xianghuai,Wang Hong,Zhao Ling.2009.Geochemical characteristics of sediment as indicators of post-glacial environmental changes off the Shandong Peninsula in the Yellow Sea.Continental Shelf Research,29(7):846～855.

Liu Jian,Saito Y,Kong Xianghuai,Wang Hong,Wen Chun,Yang Zigeng,Nakashima R.2010.Delta development and channel incision during marine isotope stages 3 and 2 in the western South Yellow Sea.Marine Geology,2010,278(1):54～76.

Lu Houyuan,Wu Naiqin,Liu Kambiu,Jiang Hui,Liu Tungsheng.2007.Phytoliths as quantitative indicators for the reconstruction of past environmental conditions in China II: palaeoenvironmental reconstruction in the Loess Plateau.Quaternary Science Reviews,26(5):759～772.

Mauz B,Hassler U.2000.Luminescence chronology of Late Pleistocene raised beaches in southern Italy: new data of relative sea-level changes.Marine Geology,170(1):187～203.

Reimer P J,Baillie M G L,Bard E,Bayliss A,Beck J W,Blackwell P G,Ramsey C B,Buck C E,Burr G S,Edwards R L.2009.IntCal09 and Marine09 radiocarbon age calibration curves,0～50,000 years cal BP.Radiocarbon,51(4):1111～1150.

Rodriguez A B,Anderson J B,Banfield L A,Taviani M,Abdulah K,Snow J N.2000.Identification of a -15m Wisconsin shoreline on the Texas inner continental shelf.Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology,158(1):25～43.

Siddall M,Rohling E J,Almogi-Labin A,Hemleben C,Meischner D,Schmelzer I,Smeed D.2003. Sea-level fluctuations during the last glacial cycle.Nature,423(6942):853～858.

Southon J,Kashgarian M,Fontugne M,Metivier B,Yim W W S.2002.Marine reservoir corrections for the Indian Ocean and Southeast Asia.Radiocarbon,44(1):167～180.

Wang Pinxian.1985.Marine micropaleontology of China.Beijing:China Ocean Press,1～370.

Wang Yongjin,Cheng Hai,Edwards R L,An Zhisheng,Wu Jiangying,Shen Chuan Chou,Dorale J A. 2001.A high-resolution absolute-dated late Pleistocene monsoon record from Hulu Cave, China.Science,294(5550):2345～2348.

Wang Yongjin,Cheng Hai,Edwards R L,Kong Xinggong,Shao Xiaohua,Chen Shitao,Wu Jiangying, Jiang Xiuyang,Wang Xianfeng,An Zhisheng.2008.Millennial and orbital-scale changes in the East Asian monsoon over the past 224,000 years.Nature,451(7182):1090～1093.

Wintle A G.1997. Luminescence dating:laboratory procedures and protocols.Radiation Measurements,27(5～6):769～817.

Xu Zhaikai,Lim D,Choi J,Yang Shouye,Jung H.2009.Rare earth elements in bottom sediments of major rivers around the Yellow Sea: implications for sediment provenance.Geo-Marine Letters, 29(5):291～300.

Yang Shouye Y,Jung H S,Lim D I,Li Congxian.2003.A review on the provenance discrimination of sediments in the Yellow Sea.Earth Science Reviews, 63(1～2):93～120.

Yang Shouye,Lim D I,Jung H S,Oh B C.2004.Geochemical composition and provenance discrimination of coastal sediments around Cheju Island in the southeastern Yellow Sea.Marine Geology,206(1～4):41～53.

Yang Shouye,Youn J S.2007.Geochemical compositions and provenance discrimination of the central south Yellow Sea sediments.Marine Geology,243(1～4):229～241.

Yang Zuosheng,Liu J. Paul.2007.A unique Yellow River-derived distal subaqueous delta in the Yellow Sea.Marine Geology,240(1～4):169～176.

Zhao Baocheng,Wang Zhanghua,Chen Jing,Chen Zhongyuan.2008.Marine sediment records and relative sea level change during late Pleistocene in the Changjiang delta area and adjacent continental shelf.Quaternary international,186(1):164～172.