闽江是福建省最大的河流, 发源于福建省与江西省交界的武夷山脉, 干流长577km, 多年平均径流量574×10⁸m³, 输沙量656×10⁴t (蔡锋等, 2013)。闽江在福州以东被琅岐岛分隔为南支的梅花水道(浮岐水道)和北支的长门水道, 后者出长门后又被粗芦岛和川石岛等分隔为壶江、川石、熨斗和乌猪港四条水道, 其中川石水道为入海干道, 也是主航道, 从而形成五口向东注入东海(台湾海峡北口)的态势, 总体上呈向东张开的喇叭形。

我国主要大河多发育有晚第四纪低海面时期的埋藏古河道, 已有较多的研究文章发表(李广雪等, 2004; 刘阿成等, 2005, 2017; 刘奎等, 2009; Wang et al, 2012; 周勐佳等, 2016), 但是关于闽江口外的古河道还少有研究报导。林观得(1982)是最早关注闽江口外古河道的学者, 他推测古闽江向东延伸形成马祖峡谷(马祖岛与北竿塘岛之间)。王珏(1990)根据钻孔资料研究了闽江河口区晚更新世以来的沉积过程, 也认同林观得(1982)闽江古河道的想法。王海鹏等(2000)根据钻孔、柱状样和浅地层剖面等资料研究了闽江口水下三角洲的沉积过程以闽江口(内)古河道的沉积地貌特征。笔者2010年根据地震地层剖面发现了闽江口外南部晚更新世埋藏古道, 并粗略勾勒出古河道的平面形态, 长约22km, 宽约3km。蔡锋等(2013)在地貌图上标示了闽江口外的部分古河道, 但未有文字阐述。

本文根据高分辨率浅地震剖面资料, 划分了闽江口外海域的晚第四纪地震层序, 研究了埋藏古河道的特征、分布、演变和原因等。首次基于实测资料对海洋同位素阶段(marine isotope stage, MIS) 6末期以来闽江口外古河流的发育和演变提出了新的认识和证据, 也为沉积环境演变和海平面变化的研究提供了新的线索。

1 地质背景

研究区位于现代闽江口外海区, 西自约15m等深线(南部约5m等深线), 北至黄岐半岛, 东到马祖列岛以东约35m等深线, 南到海坛岛, 南北长约70—95km, 东西宽约25—37km, 分布有众多基岩岛礁, 马祖列岛和白犬列岛为主要岛礁区, 前者包括马祖岛、北竿塘岛和高登岛等, 后者分为西犬岛和东犬岛等, 两列岛周边一定范围为调查空白区(图 1); 属于闽江三角洲外侧的水下堆积岸坡区(蔡锋等, 2013)。海底地形基本上呈NNE走向, 由陆向海倾斜, 受主要岛屿和黄岐半岛的影响, 在马祖列岛的南北两侧不同程度发育潮流冲刷槽, 最大水深位于马祖海峡, 超过50m。

研究区在地理上位于闽东北的南部沿海, 台湾海峡西部北口附近。陆域群山连绵起伏, 海拔可达500—600m以上, 主要由燕山期花岗岩组成, 为浙闽隆起区的南部。台湾海峡西部发育NE-NEE向的深断裂, 沿岸有长乐-南澳断裂带, 为侏罗纪剪切断层, 第四纪活动较强烈, 向北接温州-镇海断裂带; 海上有滨海断裂带, 中生代挤压发育, 新生代有张性活动, 向北基本可接(略有错断)东海盆地西缘断裂带(高金耀等, 2014); 两断裂带之间在闽南宽约50km, 向北逐渐增宽, 经海坛岛东侧, 至闽江口附近宽近100km(杨肖琪等, 1996; 高金耀等, 2014), 东侧与台湾海峡新生代断陷盆地相邻, 后者向北通往东海盆地(杨肖琪等, 1996)。另有一组NW向的断裂, 发育于晚中生代, 切割错断NE-NEE向的断裂带, 形成断裂网格, 在黄岐半岛、闽江口和海坛岛以南的南日岛附近均有发育(马宗晋等, 2002; 高金耀等, 2014)。晚第三纪以来(陈峰等, 1998)或者晚更新世以来(杨肖琪等, 1996), 台湾海峡西部发生断块差异升降运动, 形成了福州盆地和闽江口断陷, 为相对下降区。研究区附近的第四系最大厚度约60—70m(王珏, 1990; 杨建明, 1993; 王海鹏等, 2000; 许江等, 2010), 主要由上更新统和全新统构成(王珏, 1990; 王雨灼, 1990)。

2 资料和方法

海上调查分别于2005年5—7月和2008年10月—2009年3月期间进行, 调查仪器采用英国Geo-Acoustic Geopulse高分辨率单道浅地震勘探系统, 地层分辨率0.2—0.5m, 滤波器500—3000Hz, 发射能量350J, 记录量程120ms; 地震波速度取1600m/s, 最大穿透深度96m; DGPS导航定位, 精度3m;闽江口以东和以北测线较密集, 间距1km, 以南较稀疏, 间距5km(图 1)。资料回放采用GeoPro4工作站, 解译时确定主要的地层不整合面, 划分出地震层序, 确定古河道与层序的切割和被覆盖关系等, 从而确定其发育年代, 在AutoCAD航迹图上标注不同时代古河道的位置, 连结平滑后勾画出古河道的平面分布图。

3 结果 3.1 地震层序划分

地震层序是在地震剖面上识别的沉积层序, 是指相对整合且在成因上有关联的一组地层单元, 其上下界面为不整合面或者相对整合面(Mitchum et al, 1977a, b)。

3.1.1 反射界面 3.1.1.1 主要反射界面

通过对地震剖面的反射结构、反射波组特征和上超、下超、削截及顶超等反射终止类型的分析(Mitchum et al, 1977a, b), 研究区主要的地震反射界面有T0、T1、T2、T3、T4、T5和TR。

T0界面:为海底面, 反射波振幅强, 连续性极好(图 2—图 5), 除礁石区外, 全区均可追踪。

T1界面:反射波振幅强, 局部较弱, 连续性好,向海平缓倾斜(图 2—图 4), 局部起伏(图 5)。该界面上下地层之间的接触关系变化较大, 在外海区可见轻微的角度不整合和平行(假)整合接触关系, 未见明显的沉积中断或侵蚀现象; 在近岸区该界面顶超下伏地层, 被上覆地层上超(图 2—5)或下超, 前者为典型的向岸海侵标志, 后者则与古闽江三角洲的向海前积有关。T1为全新统海侵层底面, 在全区广泛分布, 但是局部在马祖岛与白犬列岛之间出露海底而缺失, 与T0界面重合。该界面在台湾海峡地震剖面中也有识别(王利波等, 2014; 周勐佳等, 2016)。

T2界面:反射波振幅强, 连续性好, 呈“V”形或“U”形切入下伏地层(图 2和图 5), 局部在研究区西部的闽江口附近比较宽缓(图 4), 为晚更新世末次冰期(相当于MIS 2期)低海面时的古河道。

王靖泰等(1980)指出在我国东海大陆架-155m位置有一道海滨贝壳堤, ¹⁴C测年为14, 780±700a前。Chappell et al(1986)认为18ka BP末次冰盛期时, 新几内亚胡昻半岛(Huon Peninsula, New Guinea)的海平面下降到-150m可能太低, 比较多地不同方法数据后, 修正估计为–130 m。钱建兴(1994)的研究表明在末次冰盛期南海的海平面最低达到–130m。李广雪等(2009)在东海钓鱼岛水深139 m处采样调查发现古海岸贝壳堤或海岸阶地。

末次冰期形成的古河道年代较晚, 一般为全新世海相沉积覆盖, 埋深较浅或直接处于海底下面(无覆盖层), 研究成果较多(李广雪等, 2004; 刘阿成等, 2005, 2017; 刘奎等, 2009; Wang et al, 2012; 周勐佳等, 2016)。刘阿成等(2005)研究了南海北部练江古河曲, 分为主河道和汊道, 前者宽2—2.5km, 最大深度22m(河底-44m), 后者依宽度和深度又分为强烈不对称的主汊道和对称的小汊道等, 形成于14ka BP后。刘奎等(2009)将长江口外陆架区的长江古河道分为不对称型、对称型和复式古河道, 前者宽的达到13.3km, 深15—26m, 窄的不足1km, 深8m, 后两者比较窄、浅, 分别为支流和汊流以及平原辫状河流, 形成于20—15ka BP。Wang et al(2012)认为南黄海辐射沙脊区南部岸边宽约10km, 深28—32m(河底约-50m)的长江古河道形成于25—20cal ka BP。周勐佳等(2016)在台湾海峡西部的地震剖面上, 发现浅部V型古河道, 形成于末次盛冰期。

T3界面:反射波振幅强至较强, 连续性好。在外海区平缓向海倾斜, 顶超下伏地层, 被上伏地层上超(图 2和图 3), 在近岸区局部起伏较大, 侵蚀削截下伏地层(图 4)。分布较广泛, 局部在北部海区缺失, 与T1界面重合, 为较强的不整合界面。

T4界面:反射波振幅强, 连续性好, 发育古河道, 规模和深度均较大, 河道顶面可在-60— -50 m, 底面-96m(图 2和图 3), 分布在南部外海区, 形成于MIS 4期, 关于时代详见后文。

T5界面:反射波振幅强, 局部中等, 连续性好或断续。界面略有起伏, 或呈小型沟谷下切, 局部呈不规则阶梯型(图 4)。侵蚀削截下伏地层, 深度较大, 一般在-70— -65 m以深。在距离海岸线约15km的海区内揭示较好, 向外迅速加深至量程以下, 可能与发育阶地等古地貌有关, 在外海区局部有揭示。该界面在闽江口外局部与T3界面合二为一。

TR界面:反射波振幅强, 绕射波发育。界面多呈尖峰或峰谷起伏, 从出露海底到浅埋、深埋都有, 较多测线有揭示, 为基岩面(图 2), 其它的反射界面和层序上超或尖灭终止于该界面上。

3.1.1.2 次级反射界面

在上述主要界面之间发育较强的次一级反射界面, 对于更低的次二级界面一般不再细分, 特殊的亚层古河道则是例外(图 3)。

在T0与T1之间:可见两个较强的次一级界面, 自上至下为T₁¹和T₁²(图 4和图 5), 但在有些海区不明显(图 2和图 3)。T₁¹次级界面分布较广, T₁²次级界面局部发育于T2界面的低洼区, 与晚更新世晚期的古河道影响有关, 分布范围很有限。

在T1与T3之间:主要有两个次级界面T₃¹和T₃²(图 2—图 4), T₃¹界面反射波振幅强, 主要发育于南部外海区; T₃²反射波特征与T₃¹相似, 局部分布于T3界面的低洼处。

在T3与T5之间:总体上区域性次级反射界面不明显, 局部可见较强的次级反射界面T₅¹和T₅²(图 2和图 3)。

T5界面以下:地层厚度揭示较薄, 不再划分次级界面。

3.1.2 地震层序和结构特征

根据上述T0、T1、T2、T3、T4、T5和TR主要反射界面, 自上而下划分为U1、U2、U3、U4、U5和U6地震层序单元以及基岩(R)。

U1层:为海底面T0与T1界面之间的地层, 反射波振幅强(图 4和图 5), 在外海区相对较弱(图 2和图 3), 连续性好—较好, 其显著特征为水平至亚水平平行反射结构发育, 属于席状地震相单元。从反射波特征和层序判断, U1层为全新统海相沉积物, 相当于MIS 1期; 在研究区广泛分布, 厚度一般约10m, 最厚约15m, 岸边或薄至数米, 在马祖岛与白犬列岛之间海域缺失。U1层自上而下被T₁¹与T₁²两个次一级反射界面划分为U1a、U1b和U1_C三个亚层, 但在局部海区不明显(图 2和图 3)。U1a亚层在全区普遍发育, 为全新世晚期高海面环境下的沉积物。U1b亚层在较大范围内发育, 在海岸附近具有明显向海倾斜的前积反射结构, 下超T1界面, 与古闽江水下三角洲沉积有关; 在开阔海区向陆(西)上超T1界面, 反映海侵沉积的地震地层特征。U1_C局部发育在古河道底部。这样的分层结构在我国近岸海区是常见的(刘奎等, 2009; 周勐佳等, 2016)。

U2层:为T2河道充填相地震单元, 以倾斜前积充填居多(图 2, 图 4和图 5), 其次为上超充填(图 4), 前者水流较强劲, 后者较弱。

U3层:一般为T1与T3界面之间的地层, 局部为T2与T3界面之间。反射波振幅强, 连续性好至较好, 但不同海区的反射波变化较大, 可见水平至亚水平平行、倾斜前积、不规则波状或丘状等反射结构, 呈现席状、透镜状等地震相单元, 反映滨浅海和河口相沉积地层, 而北部岸边可能为陆相地层(图 5)。U3层在南部海区亚水平平行反射结构较发育(图 2和图 3), 东部外海区则以波状和亚水平平行结构为主, 在北部海区可见倾斜前积; 分布比较广泛, 厚度变化较大, 一般厚数米至约20m, 在闽江口南侧附近可达约30m, 可能发育过宽约15—20km的古海湾或河口湾, 而在北部海区局部缺失(图 5), 与黄岐半岛古丘陵山脚地势较高有关。U3层普遍埋藏于U1层之下, 但是在马祖岛与白犬列岛之间出露海底。U3层可以划分为U3a、U3b和U3c等亚层, 在南部外海区较明显, 顶部的U3a和底部的U3c亚层呈不规则微波反射结构, 薄透镜地震相单元, 与河口湖沼沉积环境有关, 中部的U3b亚层亚水平平行和波状反射结构较发育, 为席状地震相单元(图 2和图 3), 反映滨浅海沉积环境, 为U3层的主体。

U4层:为T4古河道充填相沉积, 以向南倾斜前积充填地震相为主, 呈透镜体状(图 2和图 3)。

U5层:一般为T3与T5界面之间的地层, 局部为T4与T5界面之间。总体上反射波结构比较复杂, 在近岸海区比较杂乱, 或呈不规则短波状, 振幅较弱(图 2—图 4), 但是在外海区可见缓波状、亚水平平行状和倾斜前积等反射结构。图 3处于南部外海区, 发育波状、亚水平平行状等反射结构的亚层(U5a、U5b和U5c), 为滨海相, 被河道切入充填, 反映垂向上滨海相与河道相交替变化的沉积环境。在白犬列岛北侧外海区, U5层下部为较杂乱的反射结构, 中部呈小型丘状堆积、波状和亚水平平行, 上部可见亚水平平行反射结构, 上超下伏地层, 反映陆地-滨海-浅海的海侵沉积过程, 其中海相地层的底面为约-75— -60m, 顶面约-62— -54m, 厚约10—15m。因此, 当时研究区近岸为陆相较强的环境, 而外海区处于滨浅海与河流交替变化的环境; 厚度变化较大, 局部在闽江口附近很薄或缺失。

U6层:为T5界面以下的地层。由于T5界面深度大, 揭示的U6层厚度较小, 而且较多测线未能探及。该层反射波较强, 断续, 波动状(图 3和图 4), 在闽江口附近局部可见类似于古河道的反射界面以及略显杂乱的充填堆积物, 为陆相地层, 判断沉积物较粗, 如砂砾或含泥砂砾等。

R:为TR界面以下的基岩, 被上覆地层上超或顶超等, 局部出露海底。

3.2 古河道的断面特征

古河道切割入下伏地层, 断面多呈不规则“V”形或“U”形等, 在地震剖面中容易识别(图 2—图 5)。研究区古河道断面特点有:南部古河道埋深大、规模大、多层位发育等(图 2和图 3), 最深的高程约-96m或以下, 部分河道具有继承性; 北部海区的古河道深度和规模都较小(图 4和图 5)。

图 2是南部外海区东西向的地震剖面。T4(MIS 4期)和T2(MIS 2期)古河道各切入U5层和U3层, 分别被U3层和U1层覆盖。T4河道顶宽约7.7km, 河道主体两侧岸坡基本对称, 顶宽约6.0km, 底宽约2.6km, 河底在约-96m或以下, 顶面(T3界面)约-60— -57m, 也就是说河道深度起码达到32—35m。河道从东向西前积充填, 西侧受到基岩阻挡, 前积至河道宽约3km时, 再淤积成为窄浅河道, 最终淤平, 被T3界面削截。T2河道位于T4河道的上方, 位置部分重合, 切穿U3层进入U4层的顶部。从主要的冲刷淤积界面可以分为早晚两期, 早期河道宽度约3.1km, 除去西侧的小汊道和河间小高地等, 河道主体宽约1.8km, 河底在约-63— -61m, 深约11—13m;晚期河道宽约4.0km, 东侧为较宽的河漫滩(图 2右侧), 河道主体宽约1.3km, 河底在约-56m, 深约11m。

图 3是南部外海区南北向的地震剖面, 自上而下可以划分T4河道(MIS 4期)和U5内的亚层河道T5b.1和T5c.1(MIS 5期), 分别切入U5层、U5b和U5c亚层(其中T5c.1与T5界面重合而未予标注), 各为U4层、U5b.1和U5c.1(次二级亚层)所充填, 分别被T3、T₅¹和T₅²界面顶超, 河道底高程各在约-86m、-86m和-96m, 河深各约26m、14m和14m。T4河道内呈现由北向南前积充填为主, 局部还可以见到向南叠瓦状的现象, 与古河流向南流动造成的冲刷淤积过程有关。U5c.1亚层所充填的河道断面较密集而窄, 多呈“V”形或锯齿状, 宽的约1km, 窄的仅100— 200m, 可能与底部地层受基岩起伏影响有关。

图 4的地震剖面位于闽江口东部偏北海区, U2层处于宽缓的河流湖沼环境。图中的T2埋藏古河道可见早晚两期。早期河道切入U3层顶部, 高程约-55m, 深约7m, 以向南前积充填为主。晚期河道略向南错位, 呈浅缓的弧形, 最深处在约-48m, 深约8m, 以上超充填为主, 显示河道逐渐淤积变浅, 水流趋弱, 但深泓的位置基本不变, 最终被U1层覆盖。

图 5是北部海区的地震剖面。U2层呈透镜状, 发育两支基本平行的T2(MIS 2期)古河道, 均被U1层覆盖。其中的东南支河道宽约2km, 河底在约-49m, 深约11m, 河道以向SE前积充填为主; 西北支的河道宽约1.5km, 河底在约-54m, 深约13m, 河道以上超充填为主。从地震层序关系可以判断, 西北支的河道时间较早, 东南支的较晚, 应与古河流的摆动有关。

3.3 古河道的分布特征

古河道的分布形态如图 6所示。U5亚层的古河道(T5c.1和T5b.1)仅在个别测线内发现, 没有绘制其分布图。

T4古河道分布特征: 图 6a是研究区T4河道分布图。由图可见MIS 4时期河道从闽江口外指向SE, 上游大体可以分为东、西两支河道, 两者相距约5—10km。东支河道经白犬列岛西侧向南流去, 中游分成东西两汊道; 东汊典型河道横断面呈宽缓“V”形, 宽约2km, 最深处在约-96m(有可能更深), 顶面在约-64m, 河道深约28m, 以上超充填为主, 逐渐淤积变浅, 直到淤平后被U2层覆盖, 其层序关系与图 2所示的T4河道有相似之处; 西汊河底在约-65m。西支河道上游顺海岸南下, 中游转向SE, 典型河道宽约2.5km, 底面比较平直, 局部有起伏, 高程约-59— -54m, 深约13—18m;河道淤平后发生过明显的冲刷侵蚀, 从而形成早晚两期河道, 晚期河道缩窄至约1.8km, 最深处约-50m, 河道呈宽缓弧形, 最终淤平消失。两支河道下游汇合, 向南在海坛岛东面入海, 图 2和图 3处于两支汇合以后的下游。

T2古河道分布特征: 图 6b是研究区T2河道分布图。值得注意的是河道向海呈辐射状, 但唯独没有向东直接入海的。

南部海区的T2河道向SE入海, 多少沿袭了T4河道的流向; 另外出现一支沿海岸南下, 经东洛列岛东侧和海坛岛北侧向东入海的河道。T2河道在闽江口南侧附近(上游)成雁行排列, 河道断面可以分成多期, 深的(早期的)河底高程在约-55— -50m, 宽约1—1.5km, 深约10m, 浅的(晚期的)约-39m, 顶面约-30m;外海区(中下游)的河道可以分为东、西两汊, 其中西汊规模较大, 宽约2—3km(图 2), 河底在约-70— -60m, 深约20m;东汊规模相对较小, 宽度不足2km。对于沿现在海岸南下的这支河道, 在东洛列岛附近及以南河宽约2—2.5km, 河底在约-60— -50m, 深约10—15m, 南部相对较宽较深。

在马祖岛与西犬岛的西侧, 发育有一条近南北向的T2河道(图 6b), 宽约1.5km, 北部约1km, 河底高程约-42— -40m, 河深5—8m, 北段经过埋藏古丘陵区; 河道坡降不甚明显, 应是由北向南。

北部海区的T2河道多呈NE向, 上游主要可以分成南、北两支, 为埋藏古丘陵所分隔, 最近相距约1km, 远的相距约3km。北支河道向海到达西引岛附近, 长度约47km, 但是高登岛以东(长约25km)的记录较多不甚清晰, 以下只对该岛以西的古河道(长约22km)进行研究, 河底高程在约-50— -40m, 上游宽约2.5—3.5km, 蜿蜒弯曲, 深约4—5m, 局部更浅, 为河网沼泽环境, 下游分成两汊, 各宽约1.5km, 较顺直, 深约10m, 后又汇合, 在北竿塘岛和高登岛的西面各有一个缺口, 河底各在约-50m和-65m。南支河道长约10km, 向NE至调查空白区, 上游分为南、北两汊, 下游合二为一, 平面上成倒“Y”形; 北汊为主要汊道, 上游典型特征见图 4, 向东穿行于埋藏古丘陵区约1.5—2.0km, 形成峡谷型河道, 高程约-56m, 初时宽仅约100m, 下游河道(两汊已合一)约为-60m, 深约16—20m;南汊发育于埋藏丘陵之上, 总宽约1—2km, 多亚汊, 亚汊断面为“V”形和“W”形, 宽各约100—200m和500—1000m, 河底高程约-50— -40m。

4 讨论 4.1 地震层序的地质年代

研究区缺少钻孔资料可供直接的地层对比, 但是地震层序的特征与沉积环境有关系, 而后者又与海平面升降变化等因素有关。早在20世纪70—90年代通过大量钻孔研究, 主要通过微体古生物化石群落结构综合分析的方法, 发现我国东部沿海平原在第四纪普遍有四个海侵层, 第Ⅰ海侵层属于全新世沉积, 第Ⅱ海侵层形成于39—24ka BP, 第Ⅲ海侵层推测为100—70ka BP, 与第Ⅱ海侵层都属于晚更新世, 第Ⅳ海侵层为中更新世(汪品先等, 1981)。总体上发育越晚的海侵层研究程度越高, 晚更新世以来的三个海侵层均有标志性的有孔虫(王靖泰等, 1980; 汪品先等, 1981), 认识比较一致(王靖泰等, 1980; 汪品先等, 1981; 王张华等, 2008; 姚政权等, 2015)。

Chappell等(1986)通过深海有孔虫氧同位素的研究建立了260ka BP以来的海平面变化曲线。深海氧同位素曲线可以分为多个阶段(期), 其中的奇数期, 如MIS 1、MIS 3和MIS 5期等对应高海面, 偶数期为低海面。钱建兴(1994)采用有孔虫氧同位素研究, 建立了南海186ka BP以来的海平面变化曲线, 与深海曲线吻合较好。刘振夏等(1999)将中法合作的东海地震地层调查资料与外陆架DZQ4孔和深海氧同位素曲线对比研究, 发现自MIS 6期(190ka BP)以来东海共有四次海退-海进的旋回变化, 在MIS 6期海水长时间退出东海大陆架, MIS 5e(即MIS 5.5)时海侵大于全新世, MIS 3期海侵范围小于现今; MIS 2和MIS 4期的冰期可能历时较短, 没有发现沉积地层。李双林等(2002)的HY126EA孔位于东海外大陆架, 水深67m, 岩芯长60.11m, 氧同位素曲线具有明显的阶段性(MIS 1—MIS 5期), 与深海可以对比, 并得出自晚更新世以来, 钻孔所在处主要为海相沉积, 未发现明显的陆相沉积, 与刘振夏等(1999)的结果相似。王张华等(2008)指出长江三角洲地区在MIS 3和MIS 5期均发生过海侵。姚政权等(2015)认为上述我国东部的三个海侵层对应于MIS 1、MIS 3和MIS 5期。

王利波等(2014)通过TWS1208钻孔在台湾浅滩西部划分出6个沉积地层单元, 与过钻孔的地震地层相对应, 其中的DU1、DU2、DU4和DU6构成三期海相地层(DU1和DU2组成上部的第一期海相地层), DU3和DU5为两期陆相, 海陆相地层的基本架构与上述我国东部海岸平原是相似的。钻孔点水深32.5m, 岩芯长度40m, 海底发育大型沙波, 岩性、测年(日历年龄)、沉积单元、沉积环境和时代见图 7, 位置见图 1左上角的“钻孔”。本文地震层序与该孔的对比见图 7, 两者吻合较好, 以下为两者的对比分析。

U1层时代:上已述及, U1层为全新世的海相层, 对应于MIS 1期, 相当于TWS1208孔的DU1和DU2单元。DU1上部为中粗砂, 中部和下部以砂砾为主, 为形成于全新世高海面下的现代潮流砂, 与本文的U1a亚层相当; 组成了台湾浅滩大型沙波的主体部分。DU2层上部为黏土质砂, 中部和下部以砂砾为主, 是末次冰消期以来海平面上升过程中受强烈潮流作用的海侵砂, 发育于MIS 1与MIS 2期的过渡期(9—15ka BP), 地震剖面具亚平行或发散反射结构, 与底界面呈上超接触关系, 构成沙波的基底。DU2层主要相当于本文的U1b亚层, 但其下部年代在15ka BP应当偏老, 因为当时海平面回升不久, 尚在约-100m高度(王利波等, 2014; 周勐佳等, 2016), 台湾海峡仍处于陆相环境。U1层的沉积环境能量较DU1和DU2的低得多。

U2层时代: U2层为晚更新世末次冰期T2古河道的充填相, 与DU3相当, 为MIS 2期。DU3厚度2.41m, 上部为含砾粗砂, 有铁锈色浸染, 显示暴露氧化的特征, 中部和下部以中砂为主, 具交错层和夹层, 为低海平面时小型沟谷充填沉积物; 地震剖面显示为沟谷充填沉积。U2层形成于晚更新末期最后一次融冰期, 海平面回升, 沉积基面上抬, 河道由冲刷转为淤积充填, 根据研究区的位置和U2层的高程, 充填发育应在MIS 2期的晚期, 即海平面回升到较高的时期。

U3层时代: U3层对应于DU4单元。该单元上部由灰色黏土质粉砂和砂质粉砂组成, 中上部由灰黑色含砾粉砂质砂和砂质粉砂等组成, 含层理、贝壳碎片、生物潜穴或植物根茎碎片等, 为潮坪沉积和滨岸盐沼沉积; 中下部和下部主要为砂质粉砂, 含钙质结核, 为滨岸沉积; 总体以潮间坪/潮下带沉积为主, 形成于MIS 3期; 位于该单元中部的¹⁴C测年为 > 43500a (日历年龄)。

U3层和DU4相当于第Ⅱ海侵层(汪品先等, 1981), 在闽东北分布比较普遍, 一般称为“福州海侵”, 不同作者的地层年龄有所不同, 主要有约44—22ka BP(杨建明, 1993), 44—20ka BP(郑荣章等, 2005), 42—20ka BP(蓝东兆等, 1993), 40—30ka BP(王珏, 1990; 王海鹏等, 2000), 王雨灼(1990)则分为40—35ka BP和30—20ka BP。我国东部其它沿海地区该期海侵层的年龄大都为40—30ka BP, 中值为35ka BP(于革等, 2016), 相当于MIS 3期的晚期, 当时北半球处于末次冰期中的间冰阶, 海面较高(姚政权等, 2015; 于革等, 2016)。在MIS 3期, 全球海平面在约-60— -40m之间波动(Chappell et al, 1986), 或-80— -35m之间, 早期较高, 逐渐波动下降(Waelbroeck et al, 2002; 王利波等, 2014)。在研究区南部东侧, U3层底面(T3)最低达到-70m以深, 一般可以低于-60m(双程反射时间75ms, 图 2), 因此, 在MIS 3期的很长时间海水是可以淹及研究区的, 而TWS1208孔DU4单元的底面高程也在约-60m, 当时海水也是可以抵达的。

王靖泰等(1980)认为我国东部晚更新世以来出现三个高海面, 中间一次的相对较低(相当于MIS 3期海侵)。蓝东兆等(1993)根据微体古生物的群落结构等特征认为当时台湾海峡的海平面在约-20m。杨建明(1993)认为该次海侵较弱, 闽江口部分区域海水并未达及。Sun et al(2015)根据南黄海近岸钻孔的研究, 估计MIS 3期的最高海平面在(-25±5)m。于革等(2016)建立了我国东部海面对全球冰川型海面的响应模式, 表明江苏和福建构造沉降区典型海岸钻孔点在35ka BP时海平面为-19— -22m, 考虑后期的构造沉降和压实等因素后, 相对海平面在约-26— -30m。这些结果与本文U3层的分布和反映的沉积环境是可以对比的。

也有研究者对第Ⅱ海侵层是否形成于MIS 3期持怀疑态度, 认为用贝壳测得的¹⁴C年龄偏新, 但不能够解释那些采用其他材料和测年方法而得出MIS 3期海侵沉积的现象(姚政权等, 2015)。

U4层时代:为T4古河道的充填相, 对应于DU5单元, 为MIS 4期。DU5单元厚度不足1m(30.16— 30.92m), 为含砾粗砂, 与下伏地层侵蚀接触关系, 曾经暴露氧化, 与U4层均属于陆相沉积。

U5层时代:对应于DU6单元。该单元形成于MIS 5.1, 而U5层几乎跨越了整个MIS 5期。DU6上部由灰色粉砂质砂和黏土质粉砂等组成, 中部灰色黏土质粉砂和粉砂质黏土等, 下部砂质粉砂; 普遍含层理、贝壳碎片和生物潜穴等, 以潮下带浅海环境为主; 层内反射波连续性较好, 平行或亚平行结构, 与本文U5a的地震反射波特征相似。

在MIS 5期海平面发生过较强的波动(Sherman et al, 2014), U5层发育了三个海相亚层和两个河流相亚层的交互层(图 3), 表明研究区距离河口不远, 使得地震相结构(沉积环境)对于海平面的波动比较敏感, 在滨海和河流之间“切换”, 推断在MIS 5.2(约90ka BP)和MIS 5.4(约110ka BP)海平面下降超过15m, 发育了河流沉积。MIS 5期最高海平面与现在相似(钱建兴, 1994; Sherman et al, 2014), 但是从U5层的分布可以看出, 当时研究区的海侵范围要小于现在, 也小于MIS 3(U3层), 其原因有两种, 一是当时研究区的相对海平面较低(陆地相对较高), 后来沉降幅度较大; 二是后期的侵蚀作用较强, 该层近岸的海相沉积物保留很少。从研究区的区域构造背景看, 前一种的可能较大, 或者两者兼而有之。

U6层年代:为陆相地层, 推断为MIS 6晚期的产物。

4.2 古河道的演变和原因

海平面变化的影响:晚第四纪全球性的海平面升降运动是影响我国沿岸古河流演变的主要因素; 冰期海平面下降, 河流向外延伸, 在陆架上形成河道; 海面上升, 河口退缩, 河道被淤积掩埋在海底下面。本文研究的古河道属于低海面时期古闽江向东海(台湾海峡北口)的伸延部分, 其发育和消亡与海平面的相对升降变化有关, 包括构造运动的影响等。

古地貌的影响:除了海平面升降运动的影响外, 研究区古河道的分布和演变主要与古地貌有关, 尤其埋藏古丘陵的影响。地震剖面显示海底下面掩埋有众多古丘陵(图 2), 图 8是高程在-80m以上的埋藏古丘陵分布图。

由图 8可见, 在闽江口外有一列近南北向的埋藏古丘陵, 长约18km, 分成三段, 间隔约1—2km; 南段长约2km, 棒锤状, 最宽处约800m, 最高峰约-35m;中段长约9km, 宽约2—2.5km, 最高峰位于其中部和南部, 约-30m, 埋深约2—4m;北段长约5km, 宽约1—2km, 最高峰位于中西部, 约-20m, 出露海底高度约5m。该丘陵与黄岐半岛埋藏古丘陵的最近距离约5km, 古地面的高程一般约-52— -48m, 形成山间“门槛”。南部的古河道(古地面)低于-90m(图 2和图 3), 河流出闽江口后水往低处, 自然折向南面经过白犬列岛和海坛岛之间的开阔低洼地入海(图 6a)。此外, 马祖列岛与白犬列岛南北最近相距约17km, 中间有刘泉礁岛等岛礁, 形成了长达约40km的古丘陵链, 成为古闽江东去的第二道屏障。

闽江古河道的分布演变:在MIS 6期的末期, 研究区处于陆相环境。在MIS 5期, 海平面发生波动, 引起古闽江前(东)后(西)伸缩, 至少两次流经三次退出研究区南部, 先后发育了亚层河道T5c.1(MIS 5.4)和T5b.1(MIS 5.2)。在MIS 4期, 海平面较低, 古闽江(T4)经研究区南部和海坛岛东面入海(图 6a), 其河道高程与相对海岸的距离有关, 远的低, 近的高, 这主要是古地面总体由西向东倾斜, 东侧地势较低, 先后发育了东支河道东汊和西汊, 在河道与地面整体不断淤积堆高的过程中, 加之海平面上升一定程度的顶托, 东支消失, 河流转为靠近海岸入海, 发育了西支河道。在MIS 3期, 海平面较高, 闽江退出了研究区。在MIS 2期, 海平面最低下降到约-155— -130m, 闽江又向海延伸, 流经研究区发育了T2古河道。至MIS 1期, 海平面上升到现今高度, 闽江最终退出研究区。

由于受浅层气等因素的影响, 难以从河口区去识别不同流向T2河道的层序和时代关系, 只能根据外侧河道和古地势高度等特征去推断。初时, 南部的古地势相对其它区域仍然较低, T2下游河道高程在约-63— -61m(图 2), 顶面-46— -42m, 而北部的河道为约-52— -46m, 顶面约-38m(图 5)。因此早期的T2河流继续经南部入海, 或多或少地继承了T4古河道的位置和流向(图 2和图 6b), 而且从上游雁行排列河道的断面可知, T2河道一直延续到顶面高程约-30m被全新世(MIS 1)海侵淹没为止。

随着闽江泥沙的持续输入沉积, 地势继续淤高, 当研究区上游河流达到一定的高程后, 开始发育了NE向从北部入海的河道。从上文古河道的分布特点可知, 在北部的T2河道(汊道)中, 南支北汊的古丘陵峡谷河道的高程为约-56m, 较其它相应河道低约10—15m, 因此有理由认为T2河道从北部入海是先由南支北汊峡谷开始的, 当上游河道达到约-55m的高程时候开始了这一进程, 至约-48— -45m时研究区西北部, 即闽江口外埋藏古丘陵的中北部至黄岐半岛一带, 已经成为开阔平缓的河口湖沼地带(仍有孤立山丘出露在水面上), 河流游荡摆动, 北支河道(高程约-43m)是其中较明显且年轻的一支, 先后发育了以倾斜前积和席状地震相为主的沉积层。参考台湾海峡海平面变化典线(周勐佳等, 2016), 并考虑宽阔河口区一定的水深(如5m), 北部上游区域成为古闽江河口湖沼区的时间为约11ka BP, 而开始流经北部入海的时间应在约11.5ka BP之后。前述古丘陵的中南部比较高大(高于-50m, 图 8), 且恰好位于闽江口东面, 古河流始终不能向东逾越, 这就是未发育向东直接入海的古河道的原因。

研究区的T2古河道有一个特点:在被U1地层覆盖之前, 河道已经淤平(图 2和图 4)。但是北部的北支下游并非如此, 仍有水深约4m, 河道顶面高程约-35m(图 5), 相当于约9.7ka BP时的海平面高度, 且刚刚经历了一段快速上升时期(周勐佳等, 2016)。也就是说, 当海平面淹及马祖列岛北面、黄岐半岛古丘陵山脚的时候, 北支下游仍为河流, 没有完全淤积填满可能与海平面的过快上升和距离上游较远有关; 约9.2ka BP时, 海平面上升到研究区上游河道顶面的高度(约-30m), 全部河流消失于海面之下, 闽江最后一次向西退出研究区。因此古闽江流经研究区北部的时间为约11.5—9.2ka BP, 即全新世初至中期初(MIS 1早期), 同时也经南部入海。也就是说, 从约11.5ka BP后, 古闽江是分为南、北两支河道入海的, 而在此前是经研究区南部的。

5 结论

(1) 闽江口外厚度约90m的浅部地层可以划分为6个地震层序: U1、U2、U3、U4、U5和U6。U1为全新世(MIS 1期)海相沉积单元, U3为MIS 3期的滨浅海-河口相, U5为MIS 5期滨浅海与河流交互相, 在MIS 5.2和MIS 5.4海平面下降超过15m, 发育了亚层古河道; U2和U4各为MIS 2和MIS 4期的河流充填相, U6为MIS 6期的陆相地层单元。

(2) 研究区发育有埋藏的闽江古河道体系, 在全新世(MIS 1)初期(11.5ka BP)之前, 古闽江呈SE向经研究区南部和海坛岛东面入海(南河道), 之后同时发育了NE向从北部入海的河道(北河道), 至全新世中期初(约9.2ka BP)当海平面上升到约-30m高度时, 全部河流消失于海面之下, 闽江最后一次退出研究区, 随后河道被全新世海相沉积物覆盖。

(3) 研究区古河道的发育受海平面升降变化的控制, 但其分布和演变受闽江口外埋藏丘陵等古地貌的影响。河流先是顺南部开阔的低地入海(南河道), 当上游河流达到北部古丘陵山沟和山间“门槛”的高度后, 开始发育了NE向经北部入海的河道(北河道)。由于埋藏古丘陵的中南部比较高大(高于-50m), 又位于口门东面, 阻挡了古闽江向东直接入海。

致谢 上海东海海洋工程勘察设计研究院勘察室承担了海上调查和资料处理, 唐宝根先生参加了早期部分资料的解释分析和报告编写, 宁楠和周勐佳协助本文图件的清绘编制, 李婷协助查找参考文献, 审稿专家提出了宝贵的意见, 提高了本文的质量, 在此表示衷心的感谢。