辽东半岛全新世沉积物记录的古气候变化研究进展

张威，马瑞丰，2，刘亮，杨蝉玉，3，刘畅，柴乐

1.辽宁师范大学地理科学学院，辽宁大连 116029

2.鞍山师范学院管理学院，辽宁鞍山 114007

3.忻州师范学院地理系，山西忻州 034000

4.东华理工大学地球科学学院，南昌 330013

0引言

生物的演化、人类的迁徙、文明的发展和消亡都受气候变化的影响。在气候变化的过程中，物种的爆发和消亡，人类文明的扩张和衰落，很大程度上取决于物种或者人类对气候变化的应对。为了更加精细化地揭示气候变化的规律与驱动力，国际地圈生物圈计划（IGBP）应运而生，其中一个重要研究计划就是过去全球变化研究（Past Global Changes，PAGES），而PAGES 计划的核心研究内容之一是全新世气候变化的精细化研究。2012年6月的“里约＋20”峰会提出了10 年“未来地球计划”，该计划将回答全球环境如何以及为何会发生变化等重要科学问题，涉及的研究重点包括季风区气候变化与人类活动、全球气候变化及关键区的气候响应等[1]。

全新世，即第四纪最近一次间冰期，又被称为现代间冰期，与深海氧同位素MISⅠ阶段相对应。全新世最明显的特征是气候普遍转暖，中纬度和高纬度地区的冰川开始消融，植被的分布地带逐渐向高纬度和高海拔地区迁移，气候、土壤、植被、湖泊以及动物群都出现了明显的变化，并已经完全演化为现代面貌[2]。辽东半岛受东亚季风及海陆交互作用，在全新世期间沉积了大量陆相及海相沉积物，这些沉积物忠实地记录了该区的气候变化信息，具有很好的研究价值。同时，辽东半岛全新世气候变化也是我国最早开展相关研究的区域之一，具有丰富的成果积累，这些成果是很好的参考资料和研究基础。本文拟从辽东半岛的地质构造、现代地貌、已有沉积物样品及其揭示的气候变化信息等方面入手，对本区前期研究成果进行总结，并提出未来的研究展望。

1 辽东半岛地质构造背景及现代地貌

燕山运动是中生代（距今约2.5 亿年～6 500 万年）中国东部广泛发生的造山运动。此次运动造就了本区地貌的主要轮廓。华夏（NE）、新华夏（NNE）及NW 向两组断裂对辽东半岛轮廓起到了主要的控制作用。辽东半岛在构造上位于新华夏第二巨型隆起带，郯庐断裂带北部东侧。出露地层以太古宙—古元古代地层为主，广泛分布岩浆岩、寒武系变质岩、混合岩，缺失或零星分布寒武纪以后的地层。金州断裂带将半岛分成了东西两部分，东侧主要辽东山地，海拔多在200 m以上，最高峰可达1 000 m，而西侧主要是丘陵和平原[3]。辽东半岛海岸呷湾更迭，蜿蜒曲折，滨岸地区主要是由前震旦系的结晶片麻岩、片麻岩、石灰岩、震旦系的石英岩、黏土板岩和混合花岗岩等组成的低山丘陵[4]。中部海拔600～800 m的千山山脉构成了半岛的骨脊（图1）。

辽东半岛地貌上为山地丘陵，属东北东部山地三级区[5]。本区地貌主要由中低山，如千山、老秃顶子山及大黑山等组成，除此之外就是分布于沿海的多级海蚀阶地，如老虎滩和黑石滩（有40～50 m的海蚀阶地[6]）。千山山脉为本区分水岭，将水系分成辽东沿黄海诸河水系和辽东湾东部沿渤海诸河水系。注入黄海的河流主要有碧流河、大洋河、英那河、大沙河、庄河及登沙河等，注入渤海的主要有复州河、大清河等。境内大部分河流流程短，河谷狭窄，河床坡度大，集流时间短，因此大多在暴雨后洪水暴涨，无雨时河床干涸（图1）。

图1 辽东半岛地质简图（1/250 万）与DEM 图Fig.1 Geological (1/2.5 million) and DEM map of the Liaodong Peninsula

2 辽东半岛全新世沉积物分布特点及种类

2.1 全新世沉积物的整体分布特征

长期间歇性和差异性抬升[7]导致本区第四纪沉积地层非常不发育，且发育程度不均衡。本区较大面积被剥蚀丘陵所占据，低洼地区则普遍分布有第四纪沉积物，早、中更新世地层零星分布[8]，晚更新世及全新世普遍沉积厚度较薄，多分布在丘陵间沟谷、河流两侧、河流入海口、海湾等，多数丘陵间沟谷及海岸低地沉积物，普遍3～4 m左右即接近/到达基岩，如金州大莲花泡子[9-11]、西团瓢[12]、普兰店泡子[11,13]、大南岛前洼屯、长兴岛八岔沟[11,13-16]等地沉积物。河口海岸处沉积物普遍可达10 m以上，如清水河[17-23]、小宫屯[16-17,20,23]等，该区也有厚50 m以上的区域，如东沟ZK1[16]、鸭绿江入海口[8]等。相比于构造运动相同的山东半岛，第四纪沉积的厚度类似，且沿岸厚度基本为20～50 m。相比于第四纪沉积厚360 m左右的下辽河平原[24]，其厚度差异性较大。依据前期研究工作，对相关岩心/剖面分别从空间分布及成因进行汇总介绍。

2.2 全新世沉积物依据空间分布分类

本区主要研究点大多集中于辽南地区的金州区、普兰店市、瓦房店市、庄河市及丹东东港市，多集中于黄海海岸（图2）。作者依据研究点的区位分布，将其归纳为4区：1）长兴岛—东岗区；2）金州—普兰店区；3）大洋河区；4）鸭绿江—东沟区。长兴岛—东岗区位于辽东半岛渤海海岸，主要有2 个代表性剖面：莲花山苇甸子[11,19,22]及八岔沟古潟湖[11,13-16]，前人曾对两处绘制了地质剖面图，后者是本区代表性较强，研究较早且深入的经典剖面，除早期学者开展的工作外，前人同样在此进行了加密采样，将沉积相进一步划分，并识别了全新世早期的海退/海面停滞地质事件[11-13]。除此之外，北部东岗及大嘴子一带分布的古潟湖及贝壳堤，也做了相关年代的测定工作。

图2 辽东半岛第四纪主要钻孔/剖面分布图1.营城子145；2.星海公园；3.前盐村；4.大莲花泡子；5.大窑湾盐西；6.八岔沟系列；7.莲花山苇甸子；8.西团瓢；9.普兰店泡子；10.朱家屯/城山头；11.蔡家屯；12.清水河；13.长山岛大盐场；14.东岗；15.仙人岛；16.鲅鱼圈Ck系列；17.大南岛前洼屯；18.栗子房李家沟；19.范家屯；20.小宫屯；21.ZK1；22.220；23.东沟前阳石门；24.东沟罗锅桥；蓝色菱形代表贝壳堤及砾石堤位置Fig.2 Distribution of main Quaternary boreholes/profiles in the Liaodong Peninsula 1. 145 of Yingchengzi; 2. Xinghai park; 3. Qianyan village; 4. Dalianhua pool;5. saltern of Dayaowan; 6. Bachagou; 7. Weidianzi of Lianhua Mountain; 8. Xituanpiao; 9. pool of Pulandian; 10. Zhujia village/Chengshantou; 11. Caijia village;12. Qingshui River; 13. saltern of Changshan Island; 14. Donggang; 15. Xianren Island; 16. CKs of Bayuquan; 17. Qianwa village, Danan Island; 18. Lijiagou of Lizifang;19.Fanjia village;20.Xiaogong village;21.ZK1;22.220;23.Qianyangshimen of Donggou;24.Luoguo bridge of Donggou;The blue rhombus represents the position of the shells and gravel ridge

金州—普兰店区位于辽东半岛中部，集中了较多前期研究的岩心/剖面。代表性剖面有普兰店（新金县）泡子[11,13]、金州大莲花泡子[9-11]、西团瓢[12]、前盐[12]、朱家屯/城山头[11,22,25]、蔡家屯[19-20,22]、大窑湾盐场[19,22]、清水河[17-23]等。普兰店因古莲子的发现而驰名中外，泡子剖面中的泥炭层及孢粉组合信息为本区全新世气候变化框架奠定了重要的基础。本区是早期研究成果的重要产出地之一。

大洋河区相关的研究工作与前面两个区域同步开展，代表性钻孔为小宫屯[16-17,20,23]、范家屯[17,20-21]及李家沟[13]，方晶[15,26-27]对大洋河平原多个沟谷开展了较为细致地研究，对小区域不同位置泥炭的形成及海平面变化进行了解析。

鸭绿江—东沟区是辽东半岛第四纪沉积物，尤其是全新世沉积物最为发达的地区。发生于本区的东沟海侵，与华北平原的天津海侵、华南地区的长乐海侵及欧洲的弗兰德里海进相对应[24]。代表性钻孔有东沟前阳石门[12-13,22]、ZK1[16]及东沟罗锅桥[20,28]等。从东沟到大孤山之间遗存的几道贝壳堤[13,17,20,22-23]，一直被视为是辽东半岛全新世海平面变化的最具代表性的标志物。

2.3 全新世沉积物依据成因分类

本区全新世沉积物的成因类型主要有如下三种（图3）：1）湖沼相沉积物（潟湖、淡水湖沼、泥炭）；2）海洋沉积物；3）坡积/洪冲积物。其中湖沼相沉积物（潟湖/淡水湖沼）普遍位于岩心/剖面的中部，很少直接暴露于地表，一般为相对暖期的产物。海洋沉积物位于岩心/剖面的中/下部，一般上覆湖沼相沉积物或坡积/洪冲积物，为全新世海侵产物。坡积/洪冲积物普遍处在岩心/剖面的底部，也有整体出露的情况，为相对冷期的产物，沉积年代包含更新世和全新世两个时期[8]。以下选取研究较为深入的几个岩心/剖面，结合各自岩性和成因进行进一步划分和总结。

图3 辽东半岛主要沉积物岩性图Fig.3 Lithological map of major sediments in Liaodong Peninsula

2.3.1 湖沼相沉积物—古潟湖沉积

本区沉积物主体为古潟湖相的代表性岩心/剖面为：大窑湾盐西[17,21-22]、八岔沟[11,13-16]、清水河[17-23]及蔡家屯[19-20,22]（图2）。其中大窑湾盐西潟湖剖面深度为2.2 m，岩性为：0～1.1 m为灰白色粉砂并含有完整贝壳和植物根系及铁染锈斑，1.1～2.2 m为深灰色淤泥质粉砂，含大量贝壳和植物残骸（1.17 m的14C年代为2 850±130 a B.P.，日历年为2 747～3 270（2 997）cal. a B.P.）。八岔沟潟湖方面，前人曾对其进行地质剖面图的绘制，并发现其存在新、老潟湖。此后，方晶[15]垂直于现代海岸，沿不同离海距离进行了钻孔（B1-B5）分析，其岩性基本为上部褐色粉砂及黏土并在其中部/底部沉积有泥炭层，中部为灰色粉砂及黏土，底部为灰色细沙与黏土互层/基岩，厚度为3～9 m 不等。清水河钻孔（11.74 m）岩性为：0～3.0 m，黄色中粗砂和砾石；3.0～4.2 m为青灰色淤泥，含少量海生贝壳，夹粗砂透镜体；4.2～6.48 m，青灰色粗砂；6.48～10.22 m，深灰色淤泥，含盾形化石，为潟湖沉积物；10.22～11.74 m，黄灰色粗砂砾石，含花岗岩、石英岩碎块，其中9.16～9.36 m 处淤泥年代为6 515±160 a B.P.（7 155～7 678 cal. a B.P.，7 405 cal. a B.P.）。除此之外，蔡家屯钻孔（11.84 m）岩性为：0～3.0 m，灰色粉砂，含少量黄色沙砾和植物根系；3～3.75 m，黄灰色淤泥质粉砂，含大量云母和石英砾具有水平层理；3.75 m 以上粉砂和泥质为潟湖相，以下为冲洪积物。由此可见，潟湖相沉积物在本区多位于近海岸，厚度普遍较薄，基本上覆于冲洪积物/基岩之上，而后被陆相砂质沉积物所掩埋。

2.3.2 湖沼相沉积物—淡水湖沼沉积

沉积物主体为湖沼相的代表性岩心/剖面为：普兰店泡子[11,13]、大莲泡[9-11]及朱家屯[11,22,25]。普兰店泡子湖沼相泥炭剖面岩性为：1）灰黄、棕黄色亚砂土夹细粉砂，厚0.4～1.5 m；2）黑灰色淤泥质亚黏土，含古莲子；3）黑色淤泥厚0.3～0.5 m；4）棕黑色泥炭；5）细砂夹砾石厚4.1～5.8 m，最下部为基岩。李雪铭[9-10]，刘国海等[11]均对大莲泡剖面做过一定研究，其岩性为：0～0.65 m，黄棕色粉砂；0.65～0.85 m，黑色草炭层；0.85～1.1 m，淤泥质草炭层；1.1～1.3 m，黑色淤泥层；1.3～1.65 m，灰褐色黏土；1.65～2.2 m，黄棕色亚黏土。朱家屯剖面为砂砾堤沉积物，小砾石直径1～3 cm，磨圆度极好，含海生贝壳片。底面高出平均高海面2.2～2.55 m；黑色泥炭夹粉砂层透镜状，最大厚度2.0～2.5 m。层内含许多半炭化的树干段，微体生物鉴定未发现海相化石，属淡水湖沼相。顶部（海边）叠加的砂砾堤沉积与泥炭层为侵蚀不整合接触；棕色亚砂土、亚黏土夹碎砾石上层棕灰带绿色，有大量垂向植物根管，氧化后变成棕红色；砾石直径2～3 cm，大者l1～20 cm，个别最大砾石直径超过30 cm，局部集中处似有不显的成层性，但未经过分选，属丘前湿地沉积物；剖面海边及其下位置出露古生代灰岩，海水作用将其塑造成侵蚀地貌。本区淡水湖沼沉积一般位于山间谷地、古河道之上或海边洼地（全新世高海平面未抵达区域），厚度同样较薄，淡水湖沼沉积物基本上覆于砂质、亚黏土等洪冲积物或基岩，随后被细粉砂或砾石所掩埋。

2.3.3 湖沼相沉积物—泥炭沉积

辽东半岛拥有丰富的泥炭资源，泥炭在全新世的早期、中期及晚期都有发育（表1），但其发育并不连续，且发育种类、位置及背景各异，以沿海潟湖型泥炭最为丰富。本区全新世泥炭研究的重要性表现为其发育的开始与结束，均与气候变化紧密联系，且泥炭自身富含了大量有机质来源信息，对揭示该区全新世气候变化细节，具有一定意义。

辽东半岛南部的辽南地区，泥炭剖面研究较多。辽南地区泥炭依据成因分为3 种类型：潟湖型、河漫滩型和沟谷型。在泥炭层的分布上，绝大部分位于沿海冲积、三角洲平原的河漫滩洼地、沿海低山、丘陵台地（或阶地）上的沟谷洼地。本区泥炭厚度不超过100 cm，分布较为零散，且研究剖面较少，主要研究剖面分布见图4。早全新世泥炭基本沉积于剖面的底部，而中—晚全新世泥炭基本位于剖面表层（表1）。本区发育于沿海的泥炭层均与海平面变化紧密相关，随着海平面的进退变化，主要有3 个有利于泥炭发育的时期：首先为全新世早期，由于海侵造成地下水位抬升，河流排水不畅，如泡子泥炭及莲花山苇甸子泥炭[20,29]；其次为海侵最大时期，海平面停滞期形成，如八岔沟泥炭[13-15,30]、朱家屯泥炭及长海县大盐场泥炭[31]；最后为全新世中期后，海退过程中的几次停滞，表现为庄河大南岛泥炭[13]等。西团瓢泥炭[12]及大莲泡泥炭[11]均形成于近1 500 年前后，与以上经典成因有所差异，两处泥炭年代较晚且位于山间盆地，其主要为水热变化导致的湖泊消亡，利于泥炭发育。总体而言，本区泥炭层成因是气候与不同的小区域地貌共同作用的产物。

图4 辽南地区主要泥炭分布图红色圆点为早全新世泥炭；蓝色圆点为中全新世泥炭；紫色圆点为晚全新世泥炭Fig.4 Peat distribution in southern Liaoning red circles=Early Holocene peat;blue circles=Middle Holocene peat;purple circles=Late Holocene peat

表1 辽东半岛主要泥炭沉积信息Table 1 Information of the main peat sediment of Liaodong Peninsula

2.3.4 海相沉积

沉积物主体为海相沉积的代表性岩心/剖面为：ZK1[16]及小宫屯[16-17,20,23]。ZK1 孔深52.46 m，孔口标高5 m左右，剖面自上而下为：0～3.53 m灰色淤泥质黏土；3.53～6.87 m 灰绿色亚黏土；6.87～15.17 m 灰绿色淤泥质黏土，微体古生物鉴定表明，在5.33 m 和8.66 m处含有少量墨西哥竖口虫；在1.8～14.79 m区间有圆筛藻，15 m 以上的三层为全新世海相沉积。15.17～19.24 m为灰褐色黏土，为海陆过渡相或沼泽相沉积；19.24～27.23 m为灰、灰褐色中细砂，局部夹亚砂土，为晚更新世海相地层；27.23～28.13 m 为薄层淤泥质亚黏土；28.13～52.46 m主要组成为一些含砾冲积物质。除此之外，小宫屯钻孔同样沉积有一定厚度的海相层。其岩性为：0～19.3 m 青灰色粉砂质泥，含大量云母，具有水平层理；19.3～20.5 m深灰色淤泥，含植物根系和腐烂木屑。在20.2～20.5 m处取 淤 泥14C 样 年 代 为11 694±470 a B.P.（12 732～15 078（13 685）cal.a B.P.）。整个剖面中含有大量圆筛藻和三角硅藻化石，代表了浅海沉积环境，但是海相性愈往下愈弱。本区典型的全新世海相沉积物多位于辽东半岛东部鸭绿江及大洋河一带，沉积厚度较大，底部为冲积沙砾层或更新世地层，中部为海相沉积，上部为陆相泥质沉积物。

2.3.5 淡水湖沼—海相沉积

沉积物主体为淡水湖沼—海相沉积的代表性剖面为：莲花山苇甸子。莲花山苇甸子剖面为潟湖相淤泥下伏湖沼相泥炭层。沉积剖面由上而下岩性为：0～1.2 m，褐灰色亚黏土；1.2～3 m，青灰色及黑色淤泥；3～3.5 m，灰黑色泥炭；3.5～4 m，黑色淤泥；4～4.5 m，灰黑色泥炭；5 m以下为基岩。此套沉积物为距今7 000 a 以前由于发生全新世海侵，使得原来的淡水湖沼遭受海水影响，从而演变成潟湖。此过程在辽东半岛全新世期间应不在少数，需在今后的研究工作中进一步挖掘其沉积演变过程、气候变化事件及海平面变化信息。

2.3.6 坡积/洪冲积物

本区坡积/洪冲积物相对于其他类型的沉积物来讲，分布最为普遍，厚度同样差异性较大。其多存在于全新世沉积物之下，形成年代普遍为早更新世—全新世，岩性基本为棕红色/紫红色/棕黄色亚黏土砾石/卵石层及不含砾石的亚黏土/黏土层，其中以营城子的坡积物最厚。全新世坡/洪冲积物主要分布于山间/丘间谷地及河谷平原及支流河谷，岩性主要为褐黄色、灰黄色含碎石亚黏土/亚砂土，局部为黄白色中细砂夹层，底部多含黏土碎石[8]。

3 辽东半岛古气候变化研究进展

3.1 孢粉记录的气候变化过程

孢粉方面，将前人主要研究剖面的孢粉信息[9,11,29]列下表2。可见，辽东半岛全新世早期乔木较少，以桦、榆、桤木及少量松为主，陆生草本以蒿、芦苇，水生草本以狐尾藻等为主。中期乔木比重增加，阔叶树种以栎、榆为主，晚期则体现了环境恶化，耐旱耐贫瘠的种类，如藜科、卷柏等增加。相对应的气候信息，前人归纳为早全新世——干冷，中全新世——湿热，晚全新世——干冷。

表2 辽东半岛地区几个剖面孢粉资料对比Table 2 Comparison of pollen data from profiles in Liaodong Peninsula

相比较而言，同样处于北方季风区的巴丹吉林沙漠地区在11 ka 以前为干燥的风沙环境，在早全新世（11～7.2 ka）时期，旱生孢粉含量开始减少，并出现了较多的挺水植物，表明了水位的升高，环境湿润[32]。石羊河流域的红水河剖面孢粉在12.2～11.6 cal.ka B.P.期间，以云杉为代表的乔木孢粉含量下降，表明了干燥气候，可能对应YD事件，而全新世开始后的11.6～9.7 cal.ka B.P.期间，云杉属和松属划分增加显著，表明了气候的湿润，可能与亚洲季风增强有关[33]。

然而，全新世早期季风的增强，是否在辽东半岛古植被类型变化上产生较大的影响并无定论。早期研究工作得到的全新世早期乔木树种稀少及“荒芜”的植被，是否是全新世早期的景观，也有待于进一步补充年代数据进行验证。关于本区全新世的植被景观以及古气候变化，需在今后结合高分辨率的年代数据并采用新的全新世分期进行细致辨别。

3.2 辽东半岛全新世海平面变化进展

3.2.1 贝壳堤的分布及指示意义

贝壳堤是由海生贝壳如魁蛤、文蛤、蛏、螺、扇贝等及其碎片和细砂、粉砂、泥炭、淤泥质黏土薄层组成的堤状地貌堆积体，在与海岸大致平行或交角很小的潮间带的自然堆积，其形成于高潮线附近，前人将其作为古海岸在地貌上的可靠标志[34]。

贝丘遗址作为一种特殊的文化现象，其可能为史前文化人类居住过的地方，大量人类食余后所抛弃的贝壳和各种蚌类的堆积[35]。安志敏[36]在早期考察中，首次发现了磨盘山贝丘遗址。本区贝壳堤易与贝丘遗址混淆，在进行野外调查需结合贝壳堤所含物质（如是否大量含有陶器残片等）、所处位置（如是否为墓葬周围）、堆积年代等信息进行综合判别，明确其是否为古潮汐所致还是古人类生活堆砌所致，从而更有针对性地分析其环境意义。本文以下内容仅涉及由古潮汐自然形成的贝壳堤。

典型的贝壳堤在辽东半岛有多处。分布于半岛东西两侧，其中以大孤山附近的贝壳堤最具规模，以下做简要汇总描述：

（1）大孤山［20，23］

贝壳堤Ⅲ：分布于大孤山西北刘叉砣子、王家砣子一带，距海岸线约11～13 km，贝壳堤高出海面7～10 m，贝壳层厚约20～30 cm，主要由褶牡砺贝壳组成。经测定贝壳层的年龄为4 270±120 a B.P.（3 832～4 527（4 188）cal.a B.P.）。

贝壳堤Ⅱ：位于乱泥砣子与张家砣子之间，距海岸线1.5～2 km，高出海面4～5 m。贝壳堤近东西向分布，长约1 km，贝壳主要为纹蛤碎片。

贝壳堤I：张家砣子以东、近东西走向，长约200 m，高出海面2～3 m，贝壳为纹蛤。该贝壳堤的形成年代约为2.0～2.5 ka B.P.。

（2）大洋河黄土坎［21-22］

贝壳堤位于大孤山东南，黄土坎农场附近的高潮滩以上。贝壳堤Ⅰ：张家佗子以东残留长20余米，高出海面2～3 m。沉积物自上而下：l）灰黄色贝壳沙，含大量完整文蛤贝壳，厚45 cm，贝壳较硬（轻度风化）；2）棕黄色沙砾石，厚12 m，夹许多秦汉时代的红砖碎块及少量炉碴；3）贝壳堤下伏地层，灰黑色淤泥厚1.8 m，夹三层1～5 cm厚的木炭屑和灰烬透镜体，含文蛤碎片；4）灰绿色粉沙层，出露厚度10 m左右。

贝壳堤Ⅱ：乱泥砣子、张家砣子一线以南，距海1.5～2.0 km，东西走向，长约l.0 km，宽50～80 m，高出海面约4 m，组堤物质主要是文蛤贝壳和碎片，明显风化（一掰即碎）。堤外侧的老海滩，生长芦苇、碱蓬等（现已辟成虾池），内侧高4～5 m的海积平原（或阶地），种植水稻等作物。

由于不同学者对以上两处贝壳堤考察点描述及命名的差异性，结合两处贝壳堤的相邻位置关系，也可将其归为一处贝壳堤带，为“大孤山—大洋河贝壳堤带”。

（3）复县东岗乡大嘴子［20-21］

长度可达500～600 m。第Ⅰ、Ⅱ道堤顶高4 m，年代分别为1 640±70 a B.P.（1 377～1 639（1 519）cal.a B.P.），740±16 a B.P.（663～686（675）cal.a B.P.）；第Ⅲ道堤顶高5 m，贝壳堤之间距离大于10 m，贝壳主要为牡砺，保存完整，年代相对最老。14C 年龄为1 624±70 a B.P.（1 357～1 625（1 498）cal.a B.P.）。

（4）其他［21］

庄河县青堆子湾大吕屯、侯屯、大南岛等地也有高出海面3～5 m，长l～2 km的砾石贝壳堤。南尖子乡杨大屯的砂砾石贝壳堤高出海面4 m，宽8～10 m。瓦房店市东岗乡小孙屯、打狗嘴子、旅顺龙五塘都有小型含贝壳的砾石堤。大连市郊牧城异乡、莲花泡乡还有含贝壳的滨海砂堤。老虎滩以外的第Ⅰ道贝壳堤形成时代约为2.0～1.5 ka B.P.。大洋河东黄土坎农场附近张家沱子和青堆子湾“砂岭子”一带，均有2～3 m和3～5 m高的砂砾贝壳堤。

3.2.2 相对海平面高度变化及地质事件

在第四纪，尤其是1 Ma以来，全球气候变化表现为显著的冰期—间冰期旋回的特征，同时导致海平面升降幅度＞100 m[37]。全新世海平面相关研究前人工作认为冰后期，气候转暖，海平面随之上升。

相关研究表明，在9.0 ka B.P.前后海水侵入本区海岸带，在7.0 ka 以前，海侵达到最大范围。6.0～5.6 ka B.P.期间由于气候变化引起海面降低。近5.0 ka以来，海平面总体呈下降趋势。辽东半岛沿岸多处分布有3.4 ka B.P.、2.0～1.5 ka B.P.的贝壳堤[11]。符文侠等[20,29]进一步补充认为全新世中后期海平面开始下降过程中，出现过四次间歇性停顿（岸线相对稳定）阶段，其年代分别为4.5～4.0 ka B.P.、3.0 ka B.P.、2.0～1.5 ka B.P.和1.0 ka B.P.前后。渤海西岸天津地区的几道贝壳堤，同样体现出4 个变化期（6.0～5.0 ka B.P.、4.0～3.5 ka B.P.、3.0～2.5 ka B.P.和1.5～1.0 ka B.P.）和4 个岸线稳定期（5.0～4.0 ka B.P.、3.5～3.0 ka B.P.、2.5～1.5 ka B.P.和1.0 ka B.P.前后）[38]。史本恒[39]通过对辽东半岛新石器时代诸文化遗存的分布范围及出土贝壳等遗物总结得到，辽东半岛东港地区最大的海侵发生在6 500～5 000 a B.P.，其时间上限可追溯到8 000 a B.P.。钟以章等[23]收集整理辽东半岛近海地区的14C 样品，依据其年代与高程，得到了全新世以来的海平面曲线（图5）。

图5 辽东半岛全新世海平面变化曲线（据文献[23]修改）Fig.5 Typical curves showing variation in sea level along the Liaodong Peninsula since the Holocene(modified from reference [23])

随后，方晶等[15,27]将泥炭作为全新世最高海平面的标志，通过对辽东半岛东部的大孤山一带海岸平原沟谷埋藏泥炭的研究，认为海平面在6.0～5.0 ka B.P.达到最高并比现代高出1.7 m。八岔沟泥炭显示早于5.8 cal.ka B.P.，该区达到全新世最高海平面[14]。全新世最高海平面期的平均海拔高度3.4～3.6 m，两地均记录了9.3～8.0 cal.ka B.P.经历了一次海退地质事件[30]。在海水最早入侵时间方面，研究认为在12.0 ka B.P.前后就已经进入大洋河平原[28]。此外，从20.0 cal.ka B.P.开始，海水再次迅速上升并形成了环渤海地区的第一次海侵[40]。

受后期人类活动及自然风化的影响，海平面进退的痕迹可能遭受破坏，尤其是在基岩海岸部分。辽东半岛两岸不同区域的潮差差异较大，也会导致古海岸线识别困难，同时受构造运动及海岸地形影响[41]，海水入侵规模可能非常有限，同样导致海平面变化的痕迹模糊。

3.3 气候变化过程与短期快速气候变化事件

前人对辽南地区全新世沉积地层（6 个不连续剖面）、植被演替及海平面变化三方面做了初步的总结，认为本区全新世可划分为普兰店期（早全新世，10.0～8.0 ka B.P.）、大孤山期（中全新世，8.0～2.5 ka B.P.）和庄河期（晚全新世，2.5～0 ka B.P.）。植被演替则经历了桦木林到阔叶林至针阔叶混交林，同时植被演替和海岸变迁的历史表明，8.0～3.0 ka B.P.的大孤山期前期，是冰后期的最为温暖湿润的气候最适宜时期，也是一万年来的高海面时期[13]。在随后的一些工作中，尤其是孢粉分析，均证实了本区全新世气候演变过程为干冷—湿热—干冷的模式。在动物化石证据方面，王清[42]通过辽东半岛獐遗骸的数量及年代来反应气候的变化，以6.0～5.0 ka 的高峰值为界，之前属于增长阶段，之后则属于在波动中下降的阶段，其中3.7～3.4 ka 最明显的低谷期。经过3.4～3.0 ka的快速回升后至3.0 ka以后又趋于消亡。但是由于缺乏精准的年代学控制，早期的气候演变结论需进行更多的载体来验证、补充或校正。

短期快速气候变化事件，前人揭示较少。除方晶提出全新世早期的海退事件外，仅在朱家屯湖沼相泥炭剖面通过孢粉记录了约5.6 ka B.P.前后，气候曾出现过一次暂短的降温（变干）事件[11,29]。更多的全球性短期快速气候变化事件是否在辽东半岛有着较好的响应，以及是否被记录到，值得深入研究。

3.4 区域对比及驱动机制

石笋δ18O 记录具有绝对定年和较高分辨率的特点，其凭借可靠的年代控制及指代意义明确的指标，成为全球古气候重建的基准。石笋记录的δ18O 变化是最好的季风演化记录。图6 可见我国董哥洞[43]与三宝洞[40]石笋δ18O曲线，董哥洞石笋记录的季风降水演化己成为全球范围内季风强度的参考时标。其记录了在13.0～12.5 ka时期，δ18O开始增加。受YD事件的影响，直到11.5 ka，δ18O降低至-7.4‰，降低状态持续到9.0～8.0 ka，而此阶段持续降低的δ18O值在11.5～8 ka 期间发生了11 次打断，4 次最大的打断（振幅大于1‰）发生在11.2 ka、10.9 ka、9.2 ka、及7.1/7.2 ka，其中9.2 ka 的振幅可达1.4‰。在全新世晚期记录到最大的δ18O 大幅度正向偏移发生在3 550±59 a B.P.。以上δ18O 震荡变化在三宝洞石笋中同样有着很好的记录。

图6 石笋δ18O 记录的气候变化（a）董哥洞；（b）三宝洞；（c）北半球65°N太阳辐射曲线Fig.6 Climate changes recorded by stalagmite δ18O(a)Dongge cave;(b)Sanbao cave;(c)solar radiation curve for 65°N

从前期研究成果来看，辽东半岛全新世沉积物记录了在全新世中期丘陵山谷地带形成了较多的古湖，河口及沿海地带则出现了海进的现象。孢粉在本区全新世剖面中同样记录了植被景观从荒芜到繁盛再到荒芜的景象。全新世气候变化同样遵循全新世前期干冷，中期湿热水量充沛，晚期干冷的大趋势。太阳辐射强度变化引起的全新世东亚季风强度的改变，是本区气候变化的决定性因素。由于沉积物样品特点及前期研究的精度较低等原因，对于石笋所反映出来的全新世短期快速气候事件，已有的沉积物并没有很好的记录，对短期快速气候变化事件的发生时间与响应程度的挖掘，都是今后研究的重点。

4 前人工作不足及展望

4.1 不足之处

前人工作在沉积物的分布及类型上做了较为全面的研究，然而，受特定时期研究条件的限制，在细节上仍存在不足。

（1）剖面/钻孔代表性方面。前人对辽东半岛第四纪沉积物进行了详尽调查，然而研究的广度和深度依旧欠缺。对不同小区域、不同时期沉积物的类型及层序特征的归纳和总结也稍显不足，难以将区域剖面信息的连续性或是多样性反映出来，没有形成连点成线，连线成片的效果。

（2）年代的科学性方面。在沉积物年代数据上存在一定的缺陷。首先，剖面选取的年代数据较少，未能完整构建某一剖面的年代框架，测年材料的选取方面，同一层位缺少不同测年材料的交叉验证，数据往往具有一定的不确定性，同时部分数据并未进行日历年校正。全新世分期方面，需更新采用新的国际统一分期。

（3）岩性描述与沉积单元划分。对沉积剖面/钻孔的描述多采用感官进行颜色加质地的描述，可补充比色卡、色度计以及粒径等，对沉积物物理性质进行定量描述。前人已经依据丰富的野外经验对沉积环境进行早、中和晚全新世时段的初步辨别，而对于沉积中断或沉积速率差异较大的情况，需严格结合高分辨率年代数据进行划定。

（4）载体信息分析。古气候的恢复多采用较低分辨率的样品进行孢粉分析，同时也对有孔虫等微体古生物化石进行粗略的鉴定，对载体的古气候信息分析较为单一片面且缺乏定量性重建。在多气候代用指标的应用性上非常不足，使得载体中记录的古气候信息并未得到完整详尽地挖掘。

4.2 展望

随着科技的发展，新的成果与方法不断涌现，为我们提供了强大的理论与技术手段支撑。在未来辽东半岛全新世气候变化方面的研究方向，作者提出如下几点。

（1）基础沉积工作方面。继续加强剖面/钻孔的挖掘工作，包含单一剖面的高分辨率分析与气候重建，同时重点研究小区域沉积特征及地貌演化过程。进一步补充本地全新世沉积层序信息，全面突显本区全新世沉积层序的特征。

（2）气候变化研究方面。采用多种气候代用指标进行全新世气候重建，全新世气候变化过程模式的探索，尤其是短期快速气候变化事件的识别，需要加强。采用基础的沉积学、地球化学（有机、无机）以及高分辨率的微体古生物（孢粉、硅藻、介形类等）的应用，重点加强气候的定量重建工作。同时，区域对比与气候变化的驱动力，需进行深入探讨。

（3）理论验证方面。由于研究成果多集中在早期，一些结论必然需要经过新的方法来进行验证、补充及纠正。除此之外，相对于国内外的最新研究成果，如关于全新世大暖期的穿时性、短期快速气候变化事件如9.2 ka、8.2 ka、5.2 ka、4.2 ka及小冰期、气候变化驱动力，如早期冰筏事件、中期东亚季风强度变化以及晚期ENSO 的影响。均需要不断以全新世沉积物为载体，进行高分辨率的分析验证工作。

（4）多学科交叉。对古气候的研究，不应只谈气候变化，应跳出自然地理学、气候学及地貌学等学科的范畴，广泛进行学科交叉。如结合本区考古学成果，探讨不同时期人类发展与气候环境的关系；结合生物化学与分子生物学技术，进一步实现古植被的重建和古温度的定量重建；结合地理信息系统，实现古地貌演化的模拟等。