莫文淵, 韋惺, 吳超羽

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全新世以來珠江三角洲海鷗沙形成過程的地貌動力學分析

莫文淵1, 3, 韋惺2, 吳超羽3

1. 海南大學土木建筑工程學院, 海南 海口 570228; 2. 熱海海洋環(huán)境國家重點實驗室(中國科學院南海海洋研究所), 廣東 廣州 510301; 3. 中山大學近岸海洋科學與技術研究中心, 廣東 廣州 510275

海鷗沙是珠江三角洲一個極富特色的沉積砂體。本文基于鉆孔資料并結合長周期“動力-沉積-形態(tài)”模型, 從沉積學和地貌動力學角度對全新世以來海鷗沙的形成演變過程進行了探討。海歐沙在全新世的沉積層序自下而上分別為河流相、河口灣淺海相和三角洲相。全新世海侵盛期以來, 虎門漲潮射流和東北—西南向漲落潮流是影響海鷗沙形成演變的主要動力。6000—2500a BP, 受東北—西南向漲落潮流的影響, 海鷗沙中北部地區(qū)一直處于沖刷無沉積狀態(tài), 由虎門漲潮射流帶來的泥沙主要在海鷗沙南部沉積, 沉積速率約為0.67mm·a–1; 2500—1700a BP, 隨著番禺平原的發(fā)育, 東北—西南向漲落潮流逐漸消弱, 海鷗沙進入一個快速沉積期, 平均沉積速率約為15mm·a–1, 沉積由兩端向中間發(fā)展; 1700—600a BP, 隨著沙灣水道的形成, 海鷗沙中部迅速發(fā)展, 至600a BP左右, 海鷗沙基本形成并出露水面。

珠江三角洲; 海鷗沙; 全新世; 演變; 長周期模型

珠江三角洲是我國一個極其復雜的大尺度河口系統(tǒng), 具有獨特的河網體系和河口灣。早在20世紀初期, 已有中外學者對珠江三角洲的地質地貌作了研究探討(Heim, 1929; Hubbard, 1929; 吳尚時等, 1947)。后來, 許多學者從沉積學、地貌學、河口學等不同的角度, 對珠江三角洲的海平面變化、沉積速率、地層層序、發(fā)育演變等方面進行了大量的研究工作(黃鎮(zhèn)國等, 1982; 曾昭璇等, 1987; 趙煥庭, 1990; 龍云作, 1997; 吳超羽等, 2006; Zong et al, 2009; 韋惺等, 2011; Wei et al, 2011, 2016), 增加了人們對珠江河口過程的認識。近來, 學者結合多學科(沉積學、河口動力學、長周期數(shù)值模擬、地貌動力學等)的研究指出, 全新世海侵盛期以來珠江三角洲的發(fā)育模式可概況為: “門”控多核心“三角洲-子三角洲-沉積體”分級結構充填(吳超羽等, 2006, 2007; Wu et al, 2010; Wei et al, 2014; 韋惺等, 2018)。珠江三角洲在形成過程中可以根據演變過程和機理之間的差異將其劃分為若干個子三角洲平原, 各子三角洲又由若干個更基本的動力沉積單元——沉積體——組成。沉積體為珠江三角洲最基本的建構單元。只有對沉積體及伴隨其形成的動力結構進行深入研究和積累大量資料, 才可以為珠江三角洲沉積相的研究奠定堅實的基礎, 更真實地認識珠江三角洲形成演變的歷史。然而目前對珠江河口沉積體的研究仍有待進一步深入開展。

海鷗沙是珠江三角洲一個極富特色的沉積砂體, 位于獅子洋中部, 南北長約12.9km, 東西最寬處約3.7km, 總面積約34.4km2, 平面形態(tài)上呈梭狀(圖1)。獅子洋在全新世海侵盛期曾是一片擁有廣闊水域的淺海, 水動力過程受周邊地貌動力的影響結構和強度隨時空高度變化, 之后受番禺平原和東江三角洲平原的發(fā)育影響, 獅子洋水域不斷束窄, 直至變成現(xiàn)今狹長的水道(Wei et al, 2014)。海鷗沙在形成發(fā)育過程中不僅受到獅子洋演變的影響, 而且受到鄰近虎門雙向射流系統(tǒng)的深刻影響。然而, 目前關于海鷗沙形成演變的研究卻未見報道。作為一個受射流系統(tǒng)影響的沉積體, 海鷗沙在珠江三角洲的沉積體類型中具有一定的典型性和代表性, 因此對其沉積過程進行研究將會對珠江三角洲發(fā)育演變的認識具有積極意義。

本文將根據鉆孔資料, 并結合長周期“動力-沉積-形態(tài)”模型PRD-LTMM(Pearl River Delta Long Term Morphodynamic Model)的模擬結果, 從沉積學和地貌動力學角度對海鷗沙的形成發(fā)育過程進行探討。

圖1 珠江三角洲海鷗沙及研究鉆孔分布

1 材料與方法

1.1 鉆孔資料

在海鷗沙的關鍵部位鉆孔3個(圖1), 其中PRD14位于海鷗沙沙頭北路附近, PRD15海鷗沙同樂路附近, PRD16海鷗沙沙南新村的江沙路附近, 各孔的具體經緯度、孔深、孔口高程見表1。分別對各鉆孔進行了顏色反射率、沉積物粒度和14C測年等測定。其中顏色反射率的測定儀器為CR-400/410手持色差計, 測點間距為2cm。沉積物粒度分析采樣間距為10cm, 對于有粒徑大于2000μm的樣品采用傳統(tǒng)篩分法, 粒徑小于2000μm的樣品分別利用H2O2去除沉積物中的有機質之后反復沖洗、烘干并制成干樣后利用LS 13320激光粒度分析儀進行測量。鉆孔的14C測年大致按1.0m的間距取樣, 并由中國科學院廣州地球化學研究所同位素實驗室測定。其中PRD14孔共獲得5個測年數(shù)據, PRD15孔共獲得17個測年數(shù)據, PRD16孔共獲得12個測年數(shù)據。各鉆孔測年數(shù)據見表2。為方便與歷史文獻資料分析對比, 本文并未對測年數(shù)據進行日歷年矯正, 而是直接采用了14C測年的數(shù)值。

1.2 PRD-LTMM模型

PRD-LTMM是建立在水流運動方程和沉積物輸運方程的基礎上, 應用約簡技術對模型輸入和計算進行了處理的千年尺度長周期“動力-沉積-形態(tài)”模型(吳超羽等, 2006; Wei et al, 2014)。模型包括潮流、沉積物輸運、底床形變和長周期變量控制等模塊。模型計算中考慮海平面變化、外海邊界的代表輸入、河流邊界代表輸入、泥沙壓實、構造沉降等長周期變量過程。具體的模型建模、輸入邊界條件和結果驗證思想參見吳超羽等(2006)和Wei 等(2014)。對海鷗沙的形成變化過程分析時, 本文主要采用文獻(Wei et al, 2014)的模擬結果。其模型模擬的沉積厚度與40個鉆孔相比, 平均誤差為1.53m, 平均相對誤差為25.5%。模型計算輸出了珠江古河口灣海侵盛期以來每10年的水深、流場和懸沙濃度等。圖2為PRD-LTMM輸出的珠江河口動力場及泥沙場隨三角洲淤積演變的分布特征。

表1 鉆孔位置列表

表2 海鷗沙鉆孔14C測年數(shù)據

圖2 PRD-LTMM模型輸出的珠江河口速度場和泥沙場隨三角洲淤積演變的分布b中虛線箭頭表示泥沙輸運方向

2 結果

2.1 沉積特征

2.1.1 PRD14孔

該孔位于海鷗沙北部, 地理位置為113o31′33"E, 223o31′33N(圖1)?？卓诟叱虨?.55m (85高程, 下同), 總進尺11.69m, 取芯率為69%。該孔存在一個明顯的雜色風化黏土層, 風化黏土層之下為黑色塊狀均質黏土層(9.09~9.49m), 其中埋深9.24m的粉沙質黏土塊常規(guī)14C測年為25680±450a BP屬于晚更新世沉積物, 往下又變?yōu)榘住ⅫS、淡紅色黏土弱風化層。距今7000年以來的沉積主要為粉砂, 沉積物顏色反射率*平均值為5.99%, 31個樣品的粒度平均值為3.14Φ。其沉積特征概括為表3。沉積相自下而上依次為低潮坪→中潮坪→高潮坪→沼澤。

表3 PRD14鉆孔分層和特性描述

2.1.2 PRD15孔

該孔位于海鷗沙中部偏西, 地理位置為東經113o31′02"N, 北緯22o54′49"N(圖1)?？卓诟叱?.43m, 總進尺26.03m, 取芯率為81%。該孔的最下端(23.93~25.34m)為中粗沙, 含較多磨圓度好的礫石和卵石, 為河床相沉積物; 向上(20.04~23.86m)為灰色和灰黑色粉沙質硬黏土, 埋深20.24、21.31、22.09m處的深灰色黏土,14C測年分別是34520±500a BP、29220±640a BP、27060±550a BP, 屬于晚更新世的沉積物。

該孔全新世沉積物厚約20.04m。根據巖性和14C測年數(shù)據可將其分為以下5段(圖3)。

1) 20.04~15.87m, 由分選性好和中等的中粗沙組成, 沙的含量大于85%。本段巖芯沉積物10個粒度分析樣品的Z(平均粒徑)值為0.98~1.84Φ, 平均值為1.37Φ;(標準偏差)值為1.07~1.99Φ, 平均值為1.65Φ; 沉積物顏色反射率*值為2.97%~24.86%, 平均值為10.60%。該沉積為沙質河床相沉積。

圖3 PRD15孔綜合柱狀圖箭頭所指處為不同年代(單位: a BP)剖面

2) 15.87~14.91m, 由分選性差—中等的粉沙質沙和沙組成, 沙的含量大于75%。含有較多的斑狀黏土和粉沙、較多的腐木碎屑、少量的貝殼碎片, 有生物擾動的痕跡。本段巖芯沉積物9個粒度分析樣品的MZ(平均粒徑)值為1.51~3.52Φ, 平均值為2.32Φ;值為1.87~2.72Φ, 平均值為2.27Φ; 沉積物顏色反射率*值為3.06%~6.91%, 平均值為4.97%, 顏色反射率低, 水深加深, 其中埋深15.55m處的14C測年為8010±135a BP。該沉積為水動力較強的低潮坪沉積。

3) 14.91~10.69m, 由分選性差的沙、粉沙和粉沙質沙組成, 含有少量貝殼碎屑和較多的腐木, 大多為塊狀均質, 層理不明顯, 有微小的生物擾動痕跡。本段巖芯沉積物31個粒度分析樣品的Z值為3.24~4.75Φ, 平均值為4.23Φ;值為2.31~2.79Φ, 平均值為2.57Φ; 沉積物顏色反射率*值為3.14%~ 6.12%, 平均值為4.20%, 顏色反射率比下伏層(15.87~14.91m)沉積物變小, 水深繼續(xù)變大, 海平面持續(xù)上升。埋深11.07、12.14、13.11、14.18m的淤泥塊常規(guī)14C測年分別為7110±105、7780±115、8410±115、7910±110a BP; 13.11m處的測年數(shù)據偏老, 為沉積物再搬運所致, 本段巖芯判斷為潮下淺灘沉積。

4) 10.69~1.43m, 由深灰色沙、粉沙和粉沙質沙組成, 發(fā)育槽狀交錯層理, 偶爾可見腐木碎屑, 含較多的中細沙透鏡體。本段巖芯沉積物73個粒度分析樣品的MZ值為1.19~6.10Φ, 平均值為4.60Φ; 沉積物粒徑變化幅度較大, 以沙、粉沙和粉沙質沙為主, 反映了水動力環(huán)境較強且復雜多變;值為0.26~2.95Φ, 平均值為2.49Φ; 沉積物顏色反射率*值為0.18%~10.67%, 平均值為4.90%; 埋深1.45、2.73、3.97、4.67、5.64、6.89、7.87、9.10、10.00m處的常規(guī)14C測年分別是1030±160、1140±140、1125±120、1215±175、1230±180、1200±150、1140±150、1190±160、1315±95a BP。此段沉積物的9個常規(guī)14C測年數(shù)據雖然存在小部分倒置現(xiàn)象, 但都非常接近, 在誤差允許的范圍內, 因而是同一時期的沉積物, 即大約在300a時間內堆積了9.26m厚的沉積物, 這反映了河口區(qū)快速的沉積作用。本段巖芯判斷為河口沙壩沉積。

5) 1.43~1.0m, 灰色沙質粉沙和沙、黏土黏土、粉沙, 分選性差, 含灰黃色粉細沙沙包。4個沉積物粒度分析樣品的Z(平均粒徑)值為5.01~5.69Φ, 平均值為5.04Φ;值為2.30~2.64Φ, 平均值為2.47Φ; 沉積物顏色反射率*值為7.37%~14.94%, 平均值為11.06%。本段為洪泛沉積。

2.1.3 PRD16孔

該孔位于海鷗沙南部, 地理位置為113°32′45"E, 22°52′28"N(圖1)?？卓诟叱虨?.73m, 總進尺27.81m, 取芯率為79%。此孔巖芯最下端(27.74~26.11m)為致密的淺風化紅色沙巖, 向上(26.11~22.90m)變?yōu)橹写稚? 含磨圓度較好、直徑3~5mm的礫石,再向上(22.90~12.77m)細化為粉沙質沙。埋深13.41、14.88、16.05、17.02和18.18m處黏土和腐木的常規(guī)14C測年分別為24800±750、26840±450、30230±600、31745±700和33340±1000a BP, 本段為晚更新世末期的沉積物。更新統(tǒng)沉積物和全新統(tǒng)沉積物之間存在厚約2.32m(12.77~10.45m)的黃色風化黏土層, 且存在不整合面, 風化黏土層之上為全新統(tǒng)的沉積物, 厚度為10.45m。根據巖性和14C測年數(shù)據可將全新世沉積分為以下3段(圖4)。

1) 10.45~10.11m, 深灰色粉沙質沙。含較多的貝殼碎屑和大塊牡蠣殼, 非原生狀態(tài), 且含有長1.5cm左右的腐木塊。其中10.28m處的貝殼常規(guī)14C測年為6570±140a BP。這層巖芯可能為海平面上升的過程中的風暴潮沉積。

2) 10.11~3.77m, 深灰色粉沙質沙、沙, 向上細化為沙質粉沙。整層巖芯含較多腐木碎屑, 下端(10.11~8.99m)含較多的貝殼碎屑。這層巖芯判斷為潮道沙體。本段巖芯55個沉積物粒度分析樣品的Z值為1.13~5.40Φ, 平均值為3.83Φ;(標準偏差)值為1.31~2.91Φ, 平均值為2.53Φ; 沉積物顏色反射率*值為0.74%~14.58%, 平均值為6.11%。無論是沉積粒徑還是標準偏差以及沉積物顏色反射率都變幅較大, 反映了動力環(huán)境的多變。其中4.72~5.24m和7.92~8.88m是粉細沙與淤泥互層, 大多呈槽狀層理, 向上和向下大多數(shù)為細顆粒的黏土, 沙的含量向上減少。埋深3.88、5.35、6.02、7.29、8.46、9.53m處的腐木和淤泥塊常規(guī)14C測年分別為1795±70、1900±100、2050±100、2090±100、2410±10、4040±150a BP。本段巖芯為潮道沙體。

3) 0~3.77m, 灰黃色粉沙質沙, 含小顆粒鈣質結核。與下覆層之間為不整合接觸關系, 存在不整合面。本段為洪泛沉積。

2.2 沉積速率

圖4 PRD16孔綜合柱狀圖箭頭所指處為不同年代(單位: a BP)剖面

圖5為PRD14、PRD15和PRD16三個鉆孔在全新世的沉積速率對比。PRD14孔在7000—2000a BP該段時期基本處于無沉積狀態(tài), 但在2000a BP之后進入了快速沉積階段。根據測年數(shù)據計算, 在1900—1680a BP, PRD14孔沉積了2.51m, 沉積速率達16.42mm·a–1。而珠江三角洲在全新世海侵盛期以來的平均沉積速率也只是約為2.56mm·a–1(韋惺等, 2011)。PRD15孔在8010—7910、7910—7780和7780—7110a BP三個時間段內的沉積速率分別是8.66、9.72和1.61mm·a–1, 這應該是海侵期溯源堆積的過程, 該段時期(8010~7110 a BP)的平均沉積速率為4.83mm·a–1。之后PRD15孔在7110—1315a BP段時間里進入了緩慢沉積或無沉積、沖刷階段(圖3)。距今1315年之后又進入了一個高速沉積階段。在1315—1030a BP的近300年間沉積厚度達8.6m, 平均沉積速率高達44.9mm·a–1。對于PRD16孔, 自6570 a BP以來基本都在接受沉積, 但在2410a BP以前沉積速率不大, 之后也進入了一個高速的沉積階段, 2410—1790 a BP的平均沉積速率為8.23mm·a–1。

圖5 PRD14、PRD15和PRD16孔沉積速率對比

沉積物是沉積環(huán)境的產物, 雖然基于測年數(shù)據計算的沉積速率是概化的結果, 但是對于百年至千年尺度的宏觀沉積年代以及環(huán)境演變還是具有特定的意義。由三個鉆孔的沉積速率和沉積特征分析顯示, 7000—2400a BP年間, 海鷗沙區(qū)域沉積物來源少, 水動力活躍, 泥沙較少發(fā)生沉積(如圖2所示, PRD-LTMM模型也很好地反映了這一情況), 而2000a BP則進入了一個高速沉積的階段, 此時的海鷗沙發(fā)育方式是由南北兩端向中間發(fā)展。

3 海鷗沙的形成演變

3.1 全新世早期海鷗沙的形成發(fā)育

據李平日等(1991)的研究, 冰期海退末期約距今15000年, 珠江河口地區(qū)的海平面位置最低, 約低于現(xiàn)今海平面約115m。此時由更新世海侵形成的古三角洲暴露出來形成陸地, 并遭受侵蝕、切割和風化。PRD14和PRD16孔的全新世沉積之下分別存在2.1和2.3m厚的花斑黏土層(圖6), 應是在該時期形成。此時古珠江三角洲及其水下部分發(fā)育延伸至距今岸線以南100～200km的南海海域。PRD15孔處的基底較PRD14和PRD15孔深, 其下為一層厚約4.1m的粗砂和礫石層, 說明此處應處于化龍—黃閣斷裂(張虎男, 1980)形成的古河谷區(qū)域。

自距今12000年以來海平面開始上升, 在8000—6000a BP海平面以11~12mm·a–1的速率上升(李平日等, 1991)。大約在7000—8000a BP海平面上升至現(xiàn)代河口三角洲地區(qū), 淹沒河谷并在古河谷和河漫灘上發(fā)生溯源堆積, 形成一個向上的細化沉積序列(黃鎮(zhèn)國等, 1982; 龍云作, 1997; Wei et al, 2011)。PRD15孔基底深度約為18.7m, 在12000—6000a BP海平面上升期間沉積了厚約10.0m、向上細化的溯源沉積物, 溯源沉積物底部是粗沙和磨圓度好的礫石, 屬于河床相沉積物; 中部為中細沙和黏土互層沉積物, 屬于受潮流作用控制的潮流相沉積物; 沙的含量向上逐漸減少, 上部變成夾有少量薄細沙層的深灰色塊狀沙質粉沙, 表明隨著海平面上升, 在6000a BP左右, 此處的沉積環(huán)境已經變成淺海(圖3)。PRD14和PRD16由于基底地形較淺, 在末次冰期結束后海平面上升的過程中缺失了溯源堆積物。在6000a BP左右, 由于往復潮流的夷平作用使得PRD15孔所在的古河谷被填平。此時PRD15孔與PRD16孔的沉積基底深度都在8.5m左右(圖6)。

3.2 海侵盛期以來海歐沙的形成發(fā)育

在大約6000 a BP珠江三角洲地區(qū)的海侵達到盛期, 海平面與現(xiàn)今海平面接近, 此時的珠江三角洲大部分地區(qū)已淪為淺海灣, 而古珠江河口灣的灣頭處于肇慶、三水縣蘆苞和花縣炭步區(qū)鴨湖以北、花縣向西莊、惠陽縣潼湖一帶(趙煥庭, 1990)。位于現(xiàn)今廣州市海珠區(qū)的七星崗海蝕洞和海蝕平臺即為該時期海洋自然作用形成(吳超羽等, 2006)。星羅棋布于現(xiàn)代三角洲平原上的陸嶼島丘即為河口灣中大大小小的沉積環(huán)境?，F(xiàn)代珠江三角洲基本上從此時開始連續(xù)發(fā)育(Wei et al, 2011)。14C測年數(shù)據和沉積物結構特征顯示, PRD14、PRD15、PRD16孔在6000a BP以來的沉積厚度分別為4.3、8.6、8.5m, 其沉積發(fā)育可分為以下三個不同階段(圖7)。

1) 6000—2500a BP, 該時期海鷗沙的發(fā)育的主要特點為南面以大約0.67mm·a–1的速度緩慢沉積, 而北面則是處于沖刷或者無沉積狀態(tài)。表現(xiàn)為PRD14和PRD15在此時期沒有沉積, 而PRD16孔在該時期形成了厚約4.8m的沉積。根據PRD-LTMM的模擬結果分析, 這一時期的沉積動力環(huán)境主要北東—西南向漲落潮潮流和虎門射流系統(tǒng)的控制。

圖6 海鷗沙聯(lián)孔地層剖面(鉆孔位置見圖1) 箭頭所指處為不同年代(單位: a BP)剖面

首先, 該時期的獅子洋是一片聯(lián)接古東江河口灣的廣闊淺海, 由伶仃洋進入古珠江河口灣的潮汐受地形的影響, 形成一股強大的東北—西南向的漲落潮流(圖2a、c和圖7a)。海鷗沙中北部地區(qū)恰好處于這股水流的流路上, 加之基底地形較淺(圖6), 所以長期處于沖刷或無沉積階段。

其次, 如圖2所示, 在古珠江河口灣, 西北江的來沙受到動力結構的影響, 主要經過古磨刀門和古橫門輸運到外海, 而較少向西輸運并進入獅子洋一帶; 而西面的東江來沙又主要在東江口門區(qū)沉積, 未能輸運到海鷗沙區(qū)域。因此海鷗沙一帶泥沙來源少, 泥沙濃度相對較小。

最后, 在海鷗沙的南端, 一方面由于山體(如黃角山和南沙山等)的阻隔作用, 因此受東北—西南向潮流的作用較小。另一方面, 海鷗沙的南端正好處于虎門漲潮射流(莫文淵, 2010)的動力尾閭, 射流強度降低, 流速變小, 從而導致泥沙在此落淤。在該段時期末期, 海鷗沙區(qū)域形成了一道平均水深約為4.5m的水中暗灘(圖6、圖7a)。

2) 2500—1700a BP, 前期由南至北的中心淺灘逐漸形成之后, 海鷗沙隨之進入一個較為快速的沉積階段。PRD14孔處1900±75至 1680±100a BP之間的沉積速率達到16.8mm·a–1, 而PRD16孔處2410±100至1795±70a BP之間的沉積速率為13.3mm·a–1。而在海鷗沙中部依然處于沖刷、無沉積階段(圖6)。根據PRD-LTMM模型分析顯示, 這一沉積特征依然主要是受東北—西南向的漲落潮流和虎門漲潮射流所控制(圖2e和圖7b)。對于東北—西南向潮流來說, 由于一方面雖然東江三角洲尚未成陸, 但是水深已逐漸變淺, 從而納潮量大大減小; 另一方面隨著番禺臺地以南淺海逐漸自北向南和東南淤積成陸, 以及黃角山以及南沙山附近島嶼周邊沉積發(fā)育, 沙灣水道的雛形逐漸顯現(xiàn), 所以原本強大的北東—西南向漲落潮潮流逐漸削弱。西北江泥沙由于古河灣的充填束窄和河道的逐漸形成, 開始進入海鷗沙海區(qū)(圖2f)。而此時的虎門漲潮射流依然強勁, 所以在其動力尾閭泥沙能快速堆積。此階段PRD14孔和PRD16孔分別接受了3.9和3.5m左右的沉積物, 大約在1700a BP左右就進入灣中淺灘階段, 水深不足1m。

圖7 海鷗沙發(fā)育演變的不同階段及其對應的漲潮時刻地貌動力過程

3) 1700—600a BP, 在河口灣淺灘形態(tài)的形成發(fā)育過程中, 海鷗沙中西部依然是依然受沖刷并保持約8.6m左右的水深(圖6), 然而在1315±95至1030±160a BP期間沉積速率突然加快, 在大約300年的時間里面堆積了8.3m左右厚的沉積物, 沉積速率高達61mm·a–1。根據PRD-LTMM模擬結果和地貌動力分析發(fā)現(xiàn), 這主要是由于一方面隨著番禺平原的進一步擴展, 沙灣水道隨之逐漸形成, 并漸漸阻斷了東北—西南向的潮流; 另一方面海鷗沙中部區(qū)域正對沙灣水道口, 口門攔門沙壩沉積發(fā)育, 而此時虎門射流也由于上游納潮容積的減小而逐漸減弱, 因此該地區(qū)對應有較高的沉積速率(圖7c)。根據歷史地貌學研究, 曾昭璇等(1987)發(fā)現(xiàn)海鷗沙于元代(約700年前)出水成坦, 大沙于明代初期(約600年前)出露水面, 而到了清代人們開始拋石筑堤, 沙洲進一步擴大。

4 結論

1) 鉆孔資料顯示, 全新世海鷗沙的沉積物覆蓋于末次冰期形成的風化侵蝕面與底礫層之上; 全新世沉積層序自下向上大體可以分為河流相、河口灣淺海相和三角洲相。全新世沉積層垂向堆積序列可分為兩段: 8000—6000a BP為下細上粗的逆向序列, 之后主要表現(xiàn)為下粗上細的正向序列。

2) 全新世海侵盛期以來, 虎門漲潮射流和東北-西南向漲落潮流是影響海鷗沙形成演變的主要動力。在6000—2500a BP, 受東北—西南向漲落潮流的影響, 海鷗沙中北部地區(qū)一直處于沖刷無沉積狀態(tài), 由虎門漲潮射流帶來的泥沙主要在海鷗沙南部沉積, 沉積速率約為0.67mm·a–1; 2500—1700a BP, 隨著番禺平原的發(fā)育, 東北—西南向漲落潮流逐漸消弱, 海鷗沙進入一個快速沉積期, 平均沉積速率約為15mm·a–1, 沉積由兩端向中間發(fā)展; 1700—600a BP, 隨著沙灣水道的形成, 海鷗沙中部正處沙灣水道入?？? 沉積迅速發(fā)展, 沉積速率高達61mm·a–1; 至600a BP左右, 海鷗沙基本形成并出露水面。

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Morphodynamic analysis of Haiou sandbody evolution in Pearl River delta since Holocene

MO Wenyuan1, 3, WEI Xing2, WU Chaoyu3

1. College of civil Engineering and Architecture of Hainan University, Haikou 570228, China;2. State Key Laboratory of Tropical Oceanography (South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences), Guangzhou 510301, China; 3. Center for Coastal Ocean Science and Technology Research, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, China

Haiou Sandbody (HS) is a characteristic deposition body in the Pearl River delta. Based on the borehole data and the long-term morphodynamic model, the formation and evolution of the HS were studied. The bottom-up sedimentary sequence of the HI during Holocene is river facies, estuary shallow sea facies and delta facies. Since the maximum of the Holocene transgression, Humen tidal current and northeast-southwest tidal current have been the main forces influencing the formation and evolution of HS. From 6000 to 2500 a BP, due to the influence of the northeast to southwest fluctuating tide, the middle and northern parts of HS have been in a scour and non-sedimentary state. From 2500 to 1700 a BP, with the development of Panyu Plain, the northeast-southwest fluctuating trend gradually weakened, and the HS entered a rapid sedimentary period, with the mean deposition rate of about 15 mm·a–1. Between 1700 and 600 a BP, with the formation of the Shawan channel, the middle part of HS developed rapidly. To about 600 a BP, HS basically formed a dew surface.

Pearl River delta; Haiou sandbody; Holocene; evolution; long-term model

P736.2; P737.1

A

1009-5470(2019)03-0068-11

10.11978/2018088

2018-08-27;

2018-10-09。林強編輯

國家自然科學基金(41206071); 廣州市科技計劃項目(201607020042)

莫文淵(1980—), 男, 漢族, 湖南省邵陽市人, 副教授, 主要從事河口海岸研究。E-mail: redondomo@163.com

韋惺。E-mail: wes@scsio.ac.cn

2018-08-27;

2018-10-09. Editor: LIN Qiang

Natural Science Foundation of China (41206071); Science and Technology Foundation of Guangzhou (201607020042)

WEI Xing. E-mail: wes@scsio.ac.cn