福州盆地鉆孔沉積物記錄的MIS3以來海侵 — 海退過程

何 梅，劉庚余，周國華，車柏林，馬明明 ，靳建輝 ，劉秀銘 , ，俞鳴同

1.福建師范大學(xué) 地理科學(xué)學(xué)院，福州 350007

2.福建省地質(zhì)調(diào)查研究院，福州 350013

3.福建師范大學(xué)濕潤亞熱帶山地生態(tài)國家重點實驗室培育基地，福州 350007

4.福建師范大學(xué)濕潤亞熱帶生態(tài)-地理過程教育部重點實驗室，福州 350007

現(xiàn)代器測資料表明在全球變暖的背景下，兩極冰川融化，引起世界各地海平面的快速上升（Church and White，2011；IPCC，2014），其導(dǎo)致的嚴重后果之一就是沿海低海拔地區(qū)可能發(fā)生海水入侵，給城市發(fā)展及人類生活帶來巨大威脅，因此，海侵事件的研究一直是學(xué)術(shù)界關(guān)注的熱點問題（Lambeck and Chappel，2001）。在地質(zhì)時期，中國沿海地區(qū)發(fā)生過多次海水入侵事件（王強和田國強，1999；王強等，2007；肖國橋等，2008；Yi et al，2013；Yao et al，2014），對其發(fā)生的原因進行詳細研究，能為未來可能發(fā)生的海侵提供借鑒和防范。

福州盆地位于我國福建省，是發(fā)育于第四紀中晚期的斷陷盆地，自形成以來，沉積了較厚的晚第四紀以來的海相、海陸過渡相及陸相沉積物（王雨灼，1990；陳園田，1991），保存較好，為研究福建沿海晚第四紀以來的海侵事件及海面變化提供了理想材料。從20世紀70 — 80年代至今已廣泛開展了對福州盆地沿海海侵歷史研究（林景星，1979；藍東兆等，1986；Rolett et al，2011；Yue et al，2015；馬明明等，2016）。經(jīng)過幾十年的研究積累，認為福州盆地整體上經(jīng)歷了兩次海侵，分別發(fā)生在深海氧同位素3階段（MIS3）和全新世時期。海侵事件的發(fā)生往往與古氣候變暖導(dǎo)致的海面上升及區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造活動有關(guān)（Yao et al，2012；姚政權(quán)和石學(xué)法，2015）。從全球重建的海面變化曲線來看，MIS3時期的平均海面比現(xiàn)今海面要低得多（?30 — ?70 m asl）（Lambeck and Chappel，2001；Waelbroeck et al，2002；Siddall et al，2003；Hanebuth et al，2011），在如此低的海面背景下，海侵是如何發(fā)生的？尤其在構(gòu)造活動比較劇烈的福州盆地，海侵的發(fā)生與海面的升降及構(gòu)造活動的關(guān)系如何，以及對于不同時期的海侵，海面的升降及構(gòu)造活動哪個是主要原因，哪個是次要原因，這都是值得探討的問題。

本文選取了福州市首山路ZKCS鉆孔，進行了AMS14C及OSL（光釋光）年代測定，結(jié)合巖性、黏土渾濁水電導(dǎo)率和地球化學(xué)元素測定、粒度分析及硅藻分析鑒定，并與盆地沉積中心的另一根鉆孔（古田路鉆孔ZK004）的初步年代學(xué)及黏土渾濁水電導(dǎo)率結(jié)果進行對比，對海侵期次進行重建，嘗試聯(lián)系全球古氣候和海面變化記錄，并結(jié)合區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造及盆地中25個地點的913個鉆孔資料，揭示海侵發(fā)生的主要原因。

1 研究區(qū)概況及實驗方法

1.1 研究區(qū)概況及鉆孔資料

福州盆地位于我國東南沿海閩江口（圖1），地處華南褶皺系東部，被閩江斷裂帶和長樂—詔安活動斷裂帶圍繞（福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1985；張路等，2009）。整個盆地以花崗巖和火山巖構(gòu)成的山地和丘陵地形為主，平原面積較少，地勢自西南向東傾斜，西部為中低山地，東部則丘陵平原相間。盆地現(xiàn)代氣候為典型的亞熱帶季風(fēng)氣候，年均溫約20℃，年降水量約1600 mm，氣候溫和濕潤。

圖1 鉆孔位置示意圖Fig. 1 Sketch map of locations of drill holes

ZKCS鉆孔位于福州市倉山區(qū)首山路旁一農(nóng)田內(nèi)，GPS坐標為119°18′48″E、26°01′32″N（圖1）；孔口高程6.77 m，深31 m，鉆取巖芯長29.67 m，取芯率達到95%，未見基巖，沉積物以灰色 — 青灰色 — 黃棕色黏土、青灰色粉砂及灰黑色淤泥為主。巖芯未剖開之前，用不銹鋼鋼管在13.00 — 16.00 m的砂層中采集OSL年代樣品7個，之后將巖芯一剖為二，一半作為保留巖芯，另一半用于采樣，在2.25 — 12.50 m的淤泥層中有豐富的植物殘體保存，在不同深度采集樣品6個，此外在深度15.75 m處也采集到植物殘體樣品一個，之后按5 cm的間距采集607包散樣用于實驗測試。作為對比的古田路ZK004鉆孔位于119°18′53″E、26°04′34″N（圖1），孔口高程4.09 m，深55 m，本文僅對其上段42 m進行年代及黏土渾濁水電導(dǎo)率測試，在7.50 m及15.93 m的淤泥層、20.30 m的黏土層、27.30 m的粉土層和30.52 m的淤泥質(zhì)土層里共采集了5個OSL年代樣品，按5 cm的間距采集788包散樣，間隔10 cm進行電導(dǎo)率測試。

在室內(nèi)將巖芯一剖為二后，對出露的新鮮面進行巖性描述。

（1）ZKCS鉆孔詳細的分段巖性描述如下：

0.00 — 0.60 m，人工擾動層，明顯可以見到瓦礫碎屑分布。

0.60 — 1.50 m，褐黃色黏土，全段上部含巖石碎屑，下段可見新鮮的植物碎屑。

1.50 — 2.25 m，青灰色黏土含少量粉砂，質(zhì)地均一，下段有植物碳屑分布。

2.25 — 12.50 m，灰黑色淤泥，含豐富的植物殘體碎屑，質(zhì)地均一。

12.50 — 13.00 m，灰褐色粉砂質(zhì)黏土，黏土含量高，有輕微的顆粒感。

13.00 — 14.50 m，青綠色細—中砂，長石和石英碎屑較多，固結(jié)較硬，含少量磨圓礫石，中段夾幾層厚0.5 — 2.0 cm的棕黃色黏土。

14.50 — 16.00 m，灰白色中—粗砂，石英碎屑為主，長石碎屑較少，夾極少量青灰色黏土。

16.00 — 20.00 m，暗灰色淤泥質(zhì)土，見碳化碎屑分布。

20.00 — 25.75 m，黃褐—青綠色硬質(zhì)黏土，除中間夾有兩層厚約5 cm的細砂層外，質(zhì)地較均一，底部約0.5 m含豐富的碳質(zhì)，呈顯著的灰黑色。

25.75 — 30.60 m，青灰—灰白色含中—粗砂黏土，見棱角狀石英粗砂。

30.60 — 31.00 m，褐黃色含細—中砂黏土，見棱角狀礫石分布。

（2）ZK004鉆孔的詳細分段巖性描述如下：

0.00 — 2.60 m，上部0.70 m為鋼筋混泥土，下部為碎石、磚塊等，人類干擾強。

2.60 — 20.25 m，灰黑色淤泥，碳質(zhì)碎屑分布不均勻，11.20 — 11.30 m夾1 — 2 mm薄層淺灰色中細砂。

20.25 — 22.30 m，青灰—灰黃色黏土，局部可見花斑狀鐵錳質(zhì)渲染。

22.30 — 26.80 m，黃褐色粉質(zhì)黏土，局部呈青灰色花斑狀，底部0.60 m逐漸過渡為青灰色黏土。

26.80 — 30.00 m，淺灰色粉土，質(zhì)較純，黏性較小，未見貝殼。

30.00 — 35.00 m，淺灰 — 灰黑色淤泥質(zhì)土，見碳化碎屑分布，局部呈白色花斑狀。

35.00 — 39.60 m，灰綠色黏土，局部呈3 — 5 mm淺黃色條帶狀，39.10 — 39.40 m呈灰褐色。

39.60 — 41.10 m，淺灰色卵石，卵石粒徑50 — 100 mm，次棱角，次磨圓。

41.10 — 42.00 m，灰綠色黏土，41.10 — 41.50 m呈5 — 8 mm淺黃色條帶狀。

此外，為了詳細了解不同期次海侵層在盆地內(nèi)部的分布特征，對盆地不同位置25個地點的913根鉆孔資料進行分析總結(jié)，這些鉆孔資料來源于福州市勘測院，為福州盆地建設(shè)工程鉆孔，如地鐵建設(shè)、橋梁及樓盤的前期勘探。巖性的劃分主要依據(jù)《巖土工程勘察規(guī)范》，由工程勘察人員按照巖石的物理性質(zhì)進行野外劃分記錄。每個地點按10 — 50 m不等間距鉆取幾根到上百根平行鉆孔，分別提取每根鉆孔的各海侵層的厚度及埋深等參數(shù)，為了最大程度地降低單根巖芯的誤差，分別對各個地點的鉆孔數(shù)據(jù)參數(shù)進行綜合求取平均值。

1.2 實驗方法

1.2.1 年代測試

ZKCS鉆孔的植物殘體由北京大學(xué)考古文博學(xué)院科技考古與文物保護實驗室進行AMS14C測年，在15.75 m處樣品的年代為＞43000 a BP（表1）。ZKCS鉆孔13.00 — 16.00 m砂層中7個OSL測年樣品以及ZK004的2個OSL測年樣品（20.30 m和30.52 m）在福建師范大學(xué)濕潤亞熱帶山地生態(tài)國家重點實驗室光釋光實驗室進行測試，測試儀器為丹麥國家實驗室生產(chǎn)的Ris? TL-DA 20；另外巖芯樣品U、Th和K含量測試由中國原子能科學(xué)研究院完成。ZK004鉆孔的另外3個OSL測年樣品在南京大學(xué)完成。

ZKCS鉆孔OSL測年樣品均為細砂及細砂以上粒徑，取90 — 125 μm粗顆粒組分進行OSL測年。樣品等效劑量測試在福建師范大學(xué)釋光年代學(xué)實驗室用單片再生劑量（SAR）法完成。等效劑量測試的預(yù)熱溫度設(shè)定為260℃。劑量恢復(fù)實驗結(jié)果顯示劑量恢復(fù)比率為0.9 — 1.1，進一步說明釋光感量校正有效，實驗流程設(shè)定的條件是可行的。樣品的光釋光信號較強，且光釋光信號在前2 s基本衰減到背景值，呈快速衰減特征，為典型的石英信號特征。大部分樣品分布的等效劑量值比較集中，因此計算等效劑量時采用了中值年齡模型（CAM）。

1.2.2 粒度、地球化學(xué)元素及黏土渾濁水電導(dǎo)率

取1 g左右的樣品，加入5 mL濃度10%的H2O2及濃度10%的HCl處理，以去除沉積物中的有機質(zhì)和鈣質(zhì)膠結(jié)，之后再加入5 mL濃度為0.05 mol ? L?1的(NaPO3)6分 散 劑，在 超 聲 波下震蕩3 min（胡凡根等，2013），利用Master Sizer — 2000激光粒度儀進行粒度測試，儀器測量范圍為0.02 — 2000 μm，相對誤差小于2%。

粒度測試顯示，除了含砂層粒度顯著變粗外，黏土層和淤泥層的粒度（以中值粒徑D(0.5)為例）基本一致。并且砂層，尤其是13.00 — 16.00 m層段主要以細砂、中砂及粗砂為主，含極少量的黏土，給特定粒級（如黏土粒級）的提取帶來一定的困難，因此本文采用全樣進行地球化學(xué)元素測試。將自然風(fēng)干后的樣品研磨成200目以下的粉末，稱取2 g加適量硼酸，壓為直徑4 cm的圓片，以帕納科Epsilon 3 XLE X熒光光譜儀測定常量元素含量，測量誤差小于5%。

黏土渾濁水電導(dǎo)率值受外界干擾小，能夠很好地區(qū)分海相、海陸過渡相和陸相沉積環(huán)境。將自然風(fēng)干的樣品研磨至小于30目，稱取10 g樣品加入到120 mL的蒸餾水中，攪拌3 min，分別將靜置1 h和5 d的溶液利用上海雷磁DDS-11A電導(dǎo)率儀各測3次，取其平均值；如果二者相差不大，則選取靜置5 d的測量值（靜置5 d，離子充分釋放）；如果相差較大，重復(fù)上面的步驟制樣重測（方晶等，2011；劉翀等，2015）。

ZKCS鉆孔全孔按間隔25 cm共采集89個樣品進行硅藻分析鑒定。硅藻鑒定僅限于區(qū)分海水、半咸水及淡水屬種類型，以輔助電導(dǎo)率和地球化學(xué)元素進行海相、海陸過渡相及陸相等沉積地層的劃分。所見海水硅藻主要包括：輻環(huán)藻屬（Actinocyclussp.），輻 間 藻 屬（Actinoptychussp.），具槽帕拉藻（Paralia sulcata），海鏈藻屬（Thalassiosirasp.）和海線藻屬（Thalassionemasp.）等；半咸水硅藻有小環(huán)藻屬（Cyclotellasp.），雙 眉 藻 屬（Amphorasp.），卵 形 藻 屬（Cocconeissp.），雙壁藻屬（Diploneissp.），雙菱藻屬（Surirellasp. ）等；淡水硅藻有異極藻屬（Gophonemasp.），為廣泛分布在福建地區(qū)的淡水硅藻屬（王開發(fā)等，1995；王開發(fā)等，2002）。

2 實驗結(jié)果

2.1 鉆孔年代框架

AMS14C年代數(shù)值經(jīng)OxCal v4.3.2程序（Ramsey，2017）、IntCal 13曲線（Reimer et al，2013）校正（表1），ZKCS鉆孔15.75 m樣品年代＞43000 a BP，超過了14C的測年技術(shù)上限，13.00 — 16.00 m層段的OSL年代結(jié)果示于表2，其中15.46 m及15.89 m的OSL年代分別為48.05 ka和50.02 ka，與15.75 m處14C年代＞43000 a BP邏輯上符合。14C測年除4.15 m樣品（BA160661）年代與附近年代相比偏老外，其余14C年代數(shù)值均表明2.25 — 12.50 m的淤泥層屬于全新世，與前期福州盆地大量研究（林景星，1979；韓書華和張靜，1992；鄭榮章等，2002）認識相符。OSL年代在13.75 — 14.91 m出現(xiàn)倒置，可能與河流重復(fù)搬運過程和快速堆積有關(guān)。該孔年代 — 深度模型（圖2）顯示末次冰期內(nèi)沉積速率極低。ZK004鉆孔的年代結(jié)果（表3）同樣表明2.60 — 20.25 m的淤泥層應(yīng)屬于全新世的產(chǎn)物。20.30 m的OSL年代為19.36 ka，說明在末次盛冰期內(nèi)存在一定的沉積間斷，該沉積間斷在福建沿海地區(qū)廣泛分布，有一定的區(qū)域意義（張路等，2007；張路等，2009；李永飛，2014），30.00 — 35.00 m的淤泥質(zhì)土應(yīng)屬于MIS3。

表3 ZK004鉆孔OSL年代結(jié)果Tab. 3 Optically stimulated luminescence dating results of the borehole ZK004

圖2 ZKCS鉆孔的深度 — 年代模型Fig. 2 Depth — age model of borehole ZKCS

表1 ZKCS鉆孔植物殘體AMS 14C年代結(jié)果Tab. 1 AMS 14C dates of plants residues results of the borehole ZKCS

表2 ZKCS鉆孔OSL年代結(jié)果Tab. 2 Optically stimulated luminescence dating results of the borehole ZKCS

2.2 ZKCS鉆孔沉積相及綜合指相結(jié)果

微體古生物是追溯沿海地區(qū)古環(huán)境、古氣候演變的重要指標。由于福建沿海較強的沉積動力，以及多降水、強蒸發(fā)導(dǎo)致水介質(zhì)偏酸性的背景，地層中鈣質(zhì)微體古生物極少，僅硅藻多見。硅藻在咸、淡水域中都能生存，其組合亦能反映水體鹽度、溫度等變化（李明慧和康世昌，2007）。依據(jù)硅藻中海水、半咸水和淡水種在地層中的共生或單獨出現(xiàn)狀況，即可大致分辨出海相、海陸過渡相和非海相淡水沉積環(huán)境。

海相及陸相沉積物中鎂和鋁含量變化研究發(fā)現(xiàn)Mg為親海元素，在海水中大量存在，指示海相沉積環(huán)境，而Al在海水中含量相對較少，在陸相沉積中含量相對較多，可作為一種親陸元素，指示陸相沉積環(huán)境；從淡水向海水過渡的沉積環(huán)境中，MgO含量和鎂/鋁含量比（m= 100×MgO/Al2O3）隨鹽度增加而增大（張士三，1984；張士三等，1993），故而這兩個數(shù)值的相對變化可用來判別沉積環(huán)境。圖3顯示，黏土層與淤泥層的中值粒徑D(0.5)相近，而地球化學(xué)元素MgO含量有明顯的差別，說明在黏土和淤泥層中可以排除地球化學(xué)元素受“?？匦?yīng)”的影響。

電導(dǎo)率值的大小是由溶液中的離子和各類鹽類的含量決定的，從淡水至半咸水再到海水，電導(dǎo)率逐漸增大；運用黏土渾濁水電導(dǎo)率來判別海陸沉積環(huán)境，發(fā)現(xiàn)海相沉積的電導(dǎo)率值遠大于陸相沉積（方晶等，2006；方晶等，2011）。

根據(jù)ZKCS鉆孔巖性、粒度和硅藻屬種鑒定劃分沉積相（圖3），并結(jié)合地球化學(xué)元素及電導(dǎo)率分析，可以把鉆孔從下至上分為5個層段，各層段詳細結(jié)果總結(jié)如下：

圖3 福州盆地ZKCS鉆孔綜合分析圖（Ⅰ—Ⅴ為劃分的5個階段，其中Ⅱ和Ⅳ為海侵層）Fig. 3 Comprehensive analysis of ZKCS borehole in Fuzhou Basin (Ⅰ—Ⅴ indicates five stages divided based on comprehensive analysis, Ⅱand Ⅳ are transgression processes)

Ⅰ層段（20.00 — 31.00 m）：巖性以褐黃色含細 — 中砂黏土、青灰 — 灰白色含中 — 粗砂黏土，以及黃灰 — 青綠色硬質(zhì)黏土為主，25.75 — 31.00 m段沉積物為砂質(zhì)黏土，中值粒徑D(0.5)介于5.17 — 82.72 μm，平均為16.01 μm，沉積物中值粒徑較大，未見硅藻分布，表明水動力較強，搬運能力較大，可能為受到閩江（或烏龍江）影響的河流相；20.00 — 25.75 m 段D(0.5)介于5.11 — 21.83 μm，平 均 為9.04 μm，表 明 水 動 力 較 下部沉積相對較弱，其中22.50 — 25.75 m海水、半咸水及淡水硅藻都有發(fā)現(xiàn)，但大多為碎片，主要分布黃灰色硬質(zhì)黏土，表明沉積物曾暴露于地表，受到風(fēng)化侵蝕，應(yīng)為湖相/湖濱相；MgO及m值在該層段呈很好的同步性變化，25.75 — 31.00 m為低值段，之后至20.00 m有所增加；而電導(dǎo)率值極低，平均值僅0.10 mS ? cm?1，并無明顯的變化，為低值段。綜合各類參數(shù)，確定該層段以陸相沉積為主，夾雜部分海陸過渡相。

Ⅱ?qū)佣危?6.00 — 20.00 m）：巖性為暗灰色淤泥質(zhì)土，中值粒徑D(0.5)為6.38 — 12.59 μm，平均為7.53 μm，此層段見較多海水硅藻，同時也有較少的半咸水和淡水硅藻，并較22.50 — 25.75 m的硅藻保存更完整，表明水動力較弱、沉積環(huán)境較穩(wěn)定，為濱岸海灣相沉積。MgO及m值在該段內(nèi)變化較為同步，為高值段；而電導(dǎo)率值較上一階段迅速升高，平均值為1.39 mS ? cm?1，為高值段。故該層段為海相沉積。

Ⅲ層段（12.50 — 16.00 m）：巖性以灰白色中 — 粗砂、青綠色細 — 中砂和灰褐色粉砂質(zhì)黏土為主，13.00 — 16.00 m段主要為細至粗砂沉積，中值粒徑D(0.5)為14.43 — 668.47 μm，平均為202.77 μm，相比Ⅰ層段25.75 — 31.00 m的砂質(zhì)黏土沉積，本段粒度為全孔最粗，D(0.5)波動更大，應(yīng)為極不穩(wěn)定的強水動力沉積環(huán)境，僅底部15.50 — 16.00 m見極少保存不完整的半咸水和淡水硅藻，表明其應(yīng)為受到閩江（或烏龍江）強烈影響的河流沉積相。12.50 — 13.00 m段沉積物為砂質(zhì)黏土，D(0.5)為8.34 — 21.10 μm，平均為12.49 μm，未見硅藻保存，為水動力較弱的湖濱相。MgO及m值呈同步變化，為一低值段；電導(dǎo)率值極低，與Ⅰ層段相當(dāng)，平均僅0.24 mS ? cm?1，為低值段。綜合上述參數(shù)，判斷該層段主要為陸相沉積，夾部分海陸過渡相。

Ⅳ層段（2.25 — 12.50 m）：巖性為暗灰黑色淤泥，中值粒徑D(0.5)為6.87 — 12.72 μm，平均為8.47 μm，見豐富的海水硅藻，也有少量保存較完整的半咸水和淡水硅藻，前人也在該淤泥層位見有孔蟲（林景星，1979；王紹鴻，1982），應(yīng)為穩(wěn)定的弱水動力沉積環(huán)境，為近岸淺海相。MgO及m值在該層段內(nèi)呈同步變化，且為高值段；電導(dǎo)率值迅速升高，平均為1.86 mS ? cm?1，并且波動較Ⅱ?qū)佣涡?，也為高值段。綜合上述參數(shù)，該層段應(yīng)為海相沉積。

Ⅴ層段（0 — 2.25 m）：0.60 — 2.25 m主要為青灰色黏土、褐黃色黏土，中值粒徑D(0.5)為4.93 —7.22 μm，平均為5.99 μm，未見硅藻，但發(fā)現(xiàn)陸生落葉喬木南紫薇（Lagerstoemia subcostata）花粉，應(yīng)為湖相沉積。頂部0 — 0.60 m見淡水硅藻，中值粒徑D(0.5)為6.35 — 13.60 μm，平均為7.39 μm，見瓦礫碎屑分布，為受人類活動影響較大的雜填土；MgO及m值在該層段內(nèi)表現(xiàn)出較為同步的變化，為低值段；電導(dǎo)率值較上一階段迅速下降，平均僅為0.19 mS ? cm?1，為低值段。綜合上述參數(shù)，應(yīng)為陸相沉積。

3 討論

從以上結(jié)果可以看出，ZKCS鉆孔記錄了兩次完整的海侵—海退過程，盡管第一次海侵開始時間沒有測年數(shù)據(jù)，但是其結(jié)束的時間約為50 ka（OSL），而第二次海侵發(fā)生于全新世期間，對應(yīng)于前人命名的“長樂海進”（林景星，1979）。圖3中，能反映海侵強度的代用指標如沉積厚度、電導(dǎo)率值、MgO含量及m值等，都顯示出第一次海侵強度要低于全新世長樂海進。全新世長樂海進是福州盆地目前發(fā)現(xiàn)的規(guī)模最大、影響范圍最廣、研究程度最深的海侵事件（林景星，1979；韓書華和張靜，1992），對其發(fā)生的主要原因沒有爭論，即冰后期全球氣候變暖，冰川融化，海面上升引起的海水入侵，其中也疊加了福州盆地緩慢的間歇性構(gòu)造下沉（王紹鴻，1984；張路，2008；張路等，2009）。

前人研究認為福州盆地存在兩次顯著的海侵事件，一次即“長樂海進”，另一次即發(fā)生在44 — 20 ka BP 的“福州海侵”（鄭榮章等，2005）。本文的AMS14C測年結(jié)果顯示ZKCS鉆孔記錄的第二次海侵結(jié)束時間＞43000 a BP（表1），其同層位上覆地層底部的OSL年代為48.05 ka及50.02 ka，接近該次海侵的結(jié)束年代，對比古田路ZK004鉆孔同一海侵層位頂部的OSL年代為36.78 ka（圖4），因此推測ZKCS鉆孔記錄的第一次海侵主體應(yīng)該是發(fā)生于MIS3早期，應(yīng)與福州海侵相對應(yīng)（藍東兆等，1986）。該海相沉積層下為厚度5 m多的（20.00 — 25.75 m）硬質(zhì)黏土層，硬質(zhì)黏土層在沿海地區(qū)的末次冰期尤其是MIS2和MIS4階段廣泛分布（王張華等，2008；Wang et al，2015），代表海退事件，甚至代表著風(fēng)化侵蝕，從本文已獲得的年代數(shù)據(jù)來看，該硬質(zhì)黏土層形成時代早于MIS2，應(yīng)屬于MIS4。因此，將ZKCS鉆孔記錄的福州海侵發(fā)生的主體時間限于MIS3早期，那么其發(fā)生的主要原因就值得探討。

圖4 ZKCS鉆孔與ZK004鉆孔綜合對比Fig. 4 Comprehensive comparison of borehole ZKCS and ZK004

一般來說，海侵發(fā)生的原因除了海面的絕對升高外，某一地區(qū)地殼的構(gòu)造下沉引起的海面相對升高同樣也會導(dǎo)致該地區(qū)發(fā)生海侵，比如我國渤海灣沿海地區(qū)在晚更新世以來才出現(xiàn)大規(guī)模的海侵，就與構(gòu)造沉降有關(guān)（Yao et al，2012；姚政權(quán)和石學(xué)法，2015）。大量研究發(fā)現(xiàn)，35 ka BP時期（MIS3最暖期），北半球大陸的冰蓋面積仍大于現(xiàn)代冰蓋面積，占末次盛冰期（LGM）冰蓋面 積 的40% — 70%（Peltier，1994；Winograd，2001），當(dāng)時的冰量比現(xiàn)在多41.5%（于革等，2003），另外根據(jù)重建的全球海面（Lambeck and Chappel，2001；Waelbroeck et al，2002；Siddall et al，2003）以及東南亞（Hanebuth et al，2011）海面變化曲線可以發(fā)現(xiàn)，120 ka BP重建的全球海面及東南亞海面均高于現(xiàn)今海面，但從此之后直至全新世開始，重建的海面高度均低于現(xiàn)今海面，即使在MIS3，也沒有出現(xiàn)高于現(xiàn)今海面的時期，由此看來MIS3早期發(fā)生海侵事件與當(dāng)時海面的絕對高度不符。

福建東南沿海盆地構(gòu)造演化研究認為，研究區(qū)內(nèi)各盆地（包括福州盆地）自晚更新世以來均有發(fā)生沉降，其過程分為兩個階段：晚更新世前斷陷沉降階段及其間、其后的拗陷沉積階段（張路，2008）。ZKCS鉆孔記錄的福州海侵埋藏深度為? 9.23 — ? 13.23 m（埋藏深度=鉆孔孔口高程? 鉆孔海侵層進尺深度），前人研究發(fā)現(xiàn)盆地的沉積中心在古田路—鼓山洋里之間（鄭榮章等，2005），古田路ZK004鉆孔該次海侵埋深可達? 25.91 — ? 30.91 m。盡管在MIS3期間，冰蓋消融造成海面上升，但全球海面遠低于現(xiàn)代海面，東南亞海面在此期間的最高海面也低于現(xiàn)今海面30多米，最近對于南黃海地區(qū)MIS3海侵研究重建的最高海面（即MIS3晚期，35 ka BP）高度在? 26.3 — ? 29.9 m asl（Ye et al，2016）。由此看來福州海侵層在ZKCS孔的埋深要高于當(dāng)時的海面高度，而ZK004鉆孔的埋深基本與重建的海面較一致，因此單純的海面升高，不足以解釋此次海侵在盆地內(nèi)部的分布特征。為了解決這一問題，對福州市勘測院提供的福州盆地25個地點的913個鉆孔巖芯資料集成，重建了長樂海進和福州海侵層的厚度及底層埋藏深度在盆地內(nèi)的分布情況（圖5），可以看出從福州海侵以來，閩江以北鉆孔的海侵層沉積厚度大于閩江以南鉆孔，且閩江以北鉆孔海侵層的埋深也比閩江以南鉆孔深，指示著盆地內(nèi)部大致以閩江為界，南北發(fā)生了不均勻的構(gòu)造活動：閩江以北一直作為沉積中心，而閩江以南很少作為沉積中心，甚至可能發(fā)生抬升。城市活動斷層勘察也發(fā)現(xiàn)，在盆地內(nèi)部主要的活動斷層多數(shù)位于閩江以北，且所有的斷層均為全新世之前活動（朱金芳等，2005），全新世海侵層和福州海侵層的最大厚度分別位于八一水庫—尚干斷裂和鼓山山前斷裂附近。因此，可以做出如下推測：在福州海侵發(fā)生之前，盆地整體發(fā)生快速沉降，為海侵的發(fā)生提供了充分的背景條件，之后隨著MIS3的到來，海面上升，海水得以入侵盆地，在此期間ZKCS鉆孔所在的閩江以南區(qū)域由于盆地內(nèi)部的不均勻構(gòu)造運動而發(fā)生相對抬升，造成海侵活動的提前結(jié)束，相應(yīng)的海侵層埋深也較淺，即ZKCS鉆孔的福州海侵層埋深僅? 9.23 — ? 13.23 m，而閩江以北的古田路鉆孔埋深達到? 25.91 — ? 30.91 m，且ZKCS記錄到的海侵結(jié)束年代（約50 ka）也遠早于古田路ZK004鉆孔（約36 ka）。因此，福州海侵發(fā)生的主要原因為盆地的構(gòu)造沉降，并且盆地內(nèi)部的不均勻構(gòu)造活動也造成了該海侵層在整個盆地分布的不均勻性。

圖5 福州盆地“長樂海進”層（a）及“福州海侵”層（b）厚度及底層埋藏深度等值線圖Fig. 5 Contour map of thickness and burial depth of bottom layer of “Changle” and “Fuzhou” transgression deposits in Fuzhou Basin

此外，在福州海侵發(fā)生前，即ZKCS鉆孔22.50 — 25.75 m處，見海水、半咸水和淡水硅藻碎片，MgO含量和m值顯示出比前期明顯的升高，但又低于海相沉積層，電導(dǎo)率值極低，并無明顯變化，可能暗示著在該階段，盆地下沉到一定程度，海水偶爾可以短時間進入該地，帶來海水硅藻，但由于后期的淡水注入，使得鹽度迅速降低，從而在電導(dǎo)率和地球化學(xué)元素中沒有表現(xiàn)出海侵特征，指示著該時期可能已經(jīng)存在快速的地質(zhì)下沉，此時，ZKCS鉆孔位置的海拔應(yīng)略高于當(dāng)時的海面，因此在漲潮或者發(fā)生風(fēng)暴潮時，海水可以輕易到達，帶來海水硅藻，由于水動力強，硅藻多以碎片的形式保存，同時造成MgO含量的增加，并且該層沉積物為低水位的硬質(zhì)黏土為主（時代可能為MIS4），并缺少福州盆地典型的海相沉積物 —— 淤泥，綜合巖性及各種環(huán)境代用指標，認為該層并不具備發(fā)生海侵的條件，僅指示了福州盆地發(fā)生了暫時性的海水進入，比如較強烈的風(fēng)暴潮活動。

4 結(jié)論

（1）通過對ZKCS鉆孔巖芯的AMS14C及OSL年代學(xué)研究，并與已有研究進行對比，確認ZKCS鉆孔記錄了兩次海侵事件，第一次海侵發(fā)生于MIS3階段早期，對應(yīng)前人命名的“福州海侵”，第二次海侵發(fā)生在全新世，對應(yīng)前人命名的“長樂海進”。

（2）福州海侵發(fā)生的主要原因與長樂海進不同，后者主要與冰后期的氣候變暖有關(guān)，而前者主要與盆地的構(gòu)造活動有關(guān)，受到盆地內(nèi)部地形及構(gòu)造活動差異性的影響，該海侵層在盆地內(nèi)不同位置結(jié)束的時間、沉積厚度、埋藏的深度等不一，因此造成其規(guī)模和影響范圍不及全新世的長樂海進。

致謝：感謝臺灣中正大學(xué)汪良奇博士協(xié)助硅藻鑒定。