九龙江河口区位于厦门西南部(图 1), 它由北溪、西溪、南溪组成, 汇集于厦门本岛之西, 形成东西走向的九龙江河口湾, 为一倒坛形沉溺河口, 地貌形态以河口三角洲为主, 河口南岸地势较高, 属基岩海岸, 海岸线曲折, 岬角海湾相间; 北岸海沧以西为堆积平原的泥质岸(孙子宇和吴今权, 1988)。九龙江年平均径流量为 1.17× 10¹⁰ m³, 河口潮汐属非正规半日潮, 平均潮差2 m左右, 年最大潮差超过4.1 m。九龙江河口区是河流径流和海洋潮流相互作用的地区, 它主要承接了九龙江两大支流(北溪、西溪)的来水和泥沙, 同时随着潮汐运动吞吐着台湾海峡的潮流, 由于受到其独特的海岸以及水下地形地貌和沿海诸岛的影响, 水文泥沙情况比较复杂(和转等, 2009)。区内第四系主要为晚更新世以来的沉积, 形成的九龙河口平原又称龙海平原, 地层厚度不等, 总体来说北岸及山前地带厚度小, 南岸、河口平原地带厚度大。

图1

Fig.1

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	图1 九龙江河口地理位置和钻孔位置Fig.1 Geographical map of Jiulongjiang Estuary and location of boreholes

本次研究采用套管式取心, 在九龙江河口砂洲中取得2个钻孔岩心。ZK1孔(117.885148° E, 24.476021° N)位于龙海市紫泥镇(图1)金定村金定砖厂附近, 地面标高约4 m, 孔深39.6 m, 其中, 1.3 m以上为人工填土, 32.7 m以下为残积层, 孔中17.9~29.6 m沉积层为砂砾石— 卵石(图2), 未能取完整岩心。ZK7孔(117.821973° E, 24.479423° N)位于龙海市紫泥镇(图1)玉江村, 地面标高5 m, 孔深39.7 m, 其中, 7.4 m以上为人工填土, 34.3 m以下为残积层, 见花岗岩风化产物, 孔中19.8 m以下沉积层为砂砾石(图2), 未能取完整岩心。

图2

Fig.2

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	图2 ZK1和ZK7钻孔岩性剖面和地层划分Fig.2 Lithologic section of Boreholes ZK1 and ZK7 and stratigraphic division

按钻孔地层描述方法对岩石地层特征进行逐层描述, 按保持岩性相同、沉积构造类似的原则对相邻差别较小的层予以合并。本次取样和分析主要在钻孔上部的砂质、泥质沉积层进行, 对钻孔下部的砂砾层仅进行岩性描述。粒度样品取样分析157个(ZK1孔93个, ZK7孔64个), 磁化率数据分析835个(ZK1孔485个, ZK7孔350个), ¹⁴C测年样品11个(ZK1孔6个, ZK7孔5个), Sr/Ba样品42个(ZK1孔22个, ZK7孔20个), 微体古生物样品37个(ZK1孔18个, ZK7孔19个), 连续古地磁样品23.55 m(ZK1孔14.90 m, ZK7孔8.65 m)。

粒度采用英国Malvern公司出产的Mastersizer 2000型激光粒度分析仪分析, 粒级标准采用伍登— 温德华氏粒级标准, 粒度参数采用福克— 沃德的计算方法。

磁化率使用英国Bartington公司生产的MS2型低频磁化率测量仪, 直接在新鲜剖面上连续测量。为了保证测量结果的准确性, 每个样点测量5次取平均值。

选取沉积物中贝壳、炭屑等样品进行AMS¹⁴C测年, 实验由中国科学院广州地球化学研究所完成。测年数据使用Calib 5.0软件进行校正。

微体古生物分析在中山大学微体古生物实验室完成, 使用0.04 mm孔径的筛子过水筛后在双目镜下对有孔虫和硅藻进行鉴定。

元素地球化学分析在广州澳实矿物实验室进行, 使用Perkin-Elmer公司的Plasma 2000型电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-AES)上测量全岩样品中的Sr、Ba元素。

古地磁实验在西安中国科学院地球环境研究所完成, 使用2G-760R型低温超导磁力仪系统, 用U型槽在11.0~19.8 m之间连续取样, 以5 cm为间距, 对样品进行了天然剩磁、非磁滞剩磁、等温剩磁的测量。经主向量分析获得较可靠的特征剩磁数据, 并用Fisher统计方法获得磁倾角数据。

ZK1孔共取6个样品进行¹⁴C测年(表 1), 6个测年值除样品CI-2外, 其余样品测年值随深度增加而依次增大; 该孔深8.9 m以上主要为深灰色中— 细砂夹灰黑色黏土, 下伏沉积物为“ 花斑黏土” (黏土质粉砂), 样品CI-1、CI-3、CI-4和CI-5的测年值均在千年以内, 但样品CI-6测年为4472± 36 a BP, 可以推断, 上部地层更偏向于近代沉积, 估计与挽近期水道的侧向迁移作用带来地层的剥蚀与重新沉积有关, 底部灰色中砂夹黏土属于全新世中期沉积。所测样品CI-2为木炭, 测年值为2637± 88 a BP, 与上下层位的测年值对比明显偏老, 其原因可能是木炭块由河流搬运二次沉积所引起的。综上, 参照前人对该区第四纪地层的划分(表 2), ZK1孔深8.9 m之上的地层属于全新统长乐组, 孔深8.9~17.9 m的地层属于上更新统东山组, 孔深17.9~32.7 m的砾石— 砂砾层为上更新统龙海组(图 2), 而东山组和长乐组之间的沉积间断据前人的资料得出为3~5 ka(张璞, 2005), 东山组与龙海组之间的沉积间断约为10 ka(骆美美, 2013)。

表1

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表1(Table1)

表1 九龙江河口平原ZK1和ZK7孔14C测年数据 Table1 14C dating data of Boreholes ZK1 and ZK7 in Jiulongjiang estuary 钻孔 样品编号 样品性质 采样深度/m 测试编号 测试结果/a BP 校正年龄/cal.a BP ZK1 CI-1 植物碎屑 3.60 GZ5328 160± 30 144± 0.114 CI-2 炭化木块 5.20 GZ5329 2535± 30 2637± 0.88 CI-3 炭化木屑 5.85 GZ5330 265± 25 357± 0.56 CI-4 植物碎屑 6.10 GZ5344 335± 25 394± 0.55 CI-5 腐木块 7.40 GZ5331 490± 30 528± 0.10 CI-6 腐木块 8.50 GZ5332 3990± 30 4472± 0.36 ZK7 CII-2 炭化木屑 9.60 GZ5333 890± 35 827± 0.61 CII-3 炭化木屑 11.50 GZ5334 7070± 40 7910± 0.40 CII-6 植物碎屑 13.00 GZ5345 7965± 40 8840± 0.100 CII-7 植物碎屑 14.20 GZ5346 8005± 40 8880± 0.90 CII-4 沉积物 16.70 GZ5335 12130± 45 14110± 0.130

表1 九龙江河口平原ZK1和ZK7孔14C测年数据 Table1 14C dating data of Boreholes ZK1 and ZK7 in Jiulongjiang estuary

表2

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表2(Table2)

表2 福建省第四纪地层划分沿革 Table2 Evolution table of Quaternary stratigraphic division of Fujian Province

表2 福建省第四纪地层划分沿革 Table2 Evolution table of Quaternary stratigraphic division of Fujian Province

ZK7孔共取5个样品进行¹⁴C测年。ZK7钻孔的16.7 m处AMS¹⁴C测年结果为14110± 130 cal.a BP(非校正年龄12130± 45 a BP), 这与陈文瑞等人(1998)在九龙江口海澄钻孔分析所得的全新统起始年代约为12 ka BP(非校正年龄)的结论接近。在该孔可以观察到在17.2 m处的岩性有很明显的变化, 其上为含水量较高的深灰色黏土质粉砂, 其下为较硬的灰褐色“ 花斑黏土” 。微体古生物方面, 17.2 m之上的沉积物中出现了大量硅藻(条纹小环藻Cycloyella striata(Kü tz.)Grunow, 圆筛藻Coscinodiscus, 具槽直链藻Melosira sulcata(Ehr.)Cleve等)和少量有孔虫(茸刺瓶虫 Lagena hispida Reuss, 太平洋角泡虫Ceratobulimina pacifica Cushman and Harris, 胖砂轮虫 Trochammina inflata Montagus), 该层位以下无此类微体化石出现。17.2 m以下层位缺乏有效测年结果, 但古地磁曲线在18.5 m之下有1段较稳定的连续负值段, 与标准古地磁极性年表对比, 结合¹⁴C测年结果, 应该对应于38 ka BP的Laschamp事件(赵松龄和张宏才, 1981)。据此ZK7孔的年代框架大体确定, 孔深17.2 m以上为全新统长乐组, 17.2~19.8 m的地层属于上更新统东山组, 孔深19.8~34.3 m的砾石— 砂砾层为上更新统龙海组。

第四纪早期, 太平洋板块对欧亚大陆板块的推挤作用逐渐松弛, 断裂再次被激活, 许多地块出现不同程度的沉降效应。福建沿海的一系列断陷盆地均在这一阶段相继出现, 九龙江河口所处的漳州盆地是其中比较典型的一个。根据本课题组在相邻的厦门湾第四系龙海组中的光释光测年数据(骆美美, 2013), 本区第四系所测最老的沉积物年龄为 80 ka BP, 九龙江河口地区的沉积也应从晚更新世开始。

晚更新世早期沉积的厚层黄褐— 杂色砾石层, 结构松散, 混杂砂质和泥质, 虽然缺乏粒度数据, 但是肉眼可辨砾石粒径最大为9 cm, 且有磨圆程度不一的现象, 显示快速流水改造过的痕迹。可以推测当时研究区内地形高差大, 沉积物搬运距离短, 物源多来源于就近山地的风化产物。这种无层理的厚层洪冲积砾石沉积说明钻孔所处的区域很可能属山区河流的河道, 在季节性降雨后, 有大量流水通过, 在古沟谷底部形成冲洪积层(战庆等, 2009)。全球海平面变化曲线表明在125 ka BP有一次高海平面, 比现在高出5~6 m(巫良锡, 1987), 但是在该次钻孔中未记录到此次海侵事件, 可见当时该区的地势仍较高。

晚更新世晚期形成的“ 花斑黏土” 层原始沉积物主要为河漫滩相, 河漫滩相一般出现在比较开阔的河谷底部, 反映了该区在地貌演化过程中, 坡度较大的地形经过长期的流水侵蚀、河谷充填作用而渐渐趋于平缓, 形成宽阔而平缓的谷底, 也可能有构造沉降出现。该段下部在ZK7孔测得的沉积年龄约在38 ka BP, 但风化形成“ 花斑黏土” 层的时间应该在玉木盛冰期, 此时全球海平面下降(Siddall and Rohling, 2003), 气候寒冷干燥造成该区河谷广泛的裸露, 接受风化侵蚀。而ZK1孔较 ZK7孔“ 花斑黏土” 层厚度大, 推测是因为当时ZK7孔更靠近或者处于全新世下切河谷, 受侵蚀的程度更强, 只保留了小段河漫滩相的地层, 而ZK1孔保留了河流相与河漫滩相交替的地层。这样大规模的风化剥蚀作用形成了华南沿海地区广泛存在的“ 花斑黏土” 层(黄镇国和蔡福祥, 2007), 也造成了与上覆全新世地层的不整合接触, 姚庆元等(1988)推测存在3~5 ka的沉积间断, 作者认为, 若考虑到18 ka BP时为全球最低海平面出现的年代, 该沉积间断可能出现在20~14 ka BP之间。

全新世早期出现了的深灰色粉砂黏土质海相沉积, 显示在14 ka BP左右, 冰后期全球范围的海侵已经影响到了本区(曾从盛, 1997; David, 1981)。经过玉木盛冰期的剥蚀作用以后, 九龙江河口区内出现下切河谷和河漫滩平原, 间夹零星的残丘。构造研究显示, 九龙江西溪谷地两侧的断裂活动导致漳州盆地中心持续下沉(谢志平和陈田园, 1994)。ZK7孔地处河谷, 海侵开始时, 海水侵入, 形成河口湾, 首先开始沉积海相地层。全新世中期, 海侵达到鼎盛, 海平面处于最高值, 高于现代海平面3~5 m(王绍鸿等, 1994; Zong, 2004)。随着海岸线向陆迁移, 前期受侵蚀下切程度较弱的ZK1孔周边地区此时才被海水淹没, 处于河口环境, 九龙江带来的砂在此卸载堆积成河口砂坝。全新世中期高海平面期过后, 海水作用渐渐减弱, 河口湾不断被河流搬运物质充填, 水体变浅, 三角洲前缘不断向海推进, 形成湾内三角洲, 河口砂坝、潮滩、潮道或水下分汊河道不断侧向迁移, 形成复杂的横向沉积相变。

1)九龙江河口ZK1孔和ZK7孔的沉积层由全新统和上更新统组成, 其中ZK1孔8.9 m以上为全新统沉积, 起始年龄约为4.5 ka BP; ZK7孔17.2 m以上为全新统沉积, 起始年龄约为14 ka BP。全新统的底界沉积年代和沉积厚度的不同由沉积时的地貌差异导致。

2)九龙江河口地区出现的上更新统由洪冲积相、河漫滩相— 河床相等沉积构成; 全新统由河口湾相(潮滩相)、河口砂坝相沉积构成。对应的由下至上岩性变化为3段式:上更新统龙海组黄褐色砂砾卵石和砂砾、上更新统东山组含砂— 粉砂的“ 花斑黏土” ; 全新统长乐组深灰色黏土质粉砂、灰黑色中— 细砂和灰色黏土。

3)晚更新世早期九龙江河口区内地貌高差大, 沉积物以山区洪水、河流沉积为主; 晚期发展为较开阔的谷地, 以河漫滩和河床沉积为主; 玉木盛冰期时遭受强烈风化侵蚀, 形成下切河谷和“ 花斑黏土” , 推测有过5~6 ka的沉积间断。及至全新世, 受全球范围的海侵影响, 该区成为为河口湾, 并逐渐演变形成湾内三角洲系统。