全新世以来珠江三角洲海鸥沙形成过程的地貌动力学分析

莫文渊, 韦惺, 吴超羽



全新世以来珠江三角洲海鸥沙形成过程的地貌动力学分析

莫文渊1, 3, 韦惺2, 吴超羽3

1. 海南大学土木建筑工程学院, 海南 海口 570228; 2. 热海海洋环境国家重点实验室(中国科学院南海海洋研究所), 广东 广州 510301; 3. 中山大学近岸海洋科学与技术研究中心, 广东 广州 510275

海鸥沙是珠江三角洲一个极富特色的沉积砂体。本文基于钻孔资料并结合长周期“动力-沉积-形态”模型, 从沉积学和地貌动力学角度对全新世以来海鸥沙的形成演变过程进行了探讨。海欧沙在全新世的沉积层序自下而上分别为河流相、河口湾浅海相和三角洲相。全新世海侵盛期以来, 虎门涨潮射流和东北—西南向涨落潮流是影响海鸥沙形成演变的主要动力。6000—2500a BP, 受东北—西南向涨落潮流的影响, 海鸥沙中北部地区一直处于冲刷无沉积状态, 由虎门涨潮射流带来的泥沙主要在海鸥沙南部沉积, 沉积速率约为0.67mm·a–1; 2500—1700a BP, 随着番禺平原的发育, 东北—西南向涨落潮流逐渐消弱, 海鸥沙进入一个快速沉积期, 平均沉积速率约为15mm·a–1, 沉积由两端向中间发展; 1700—600a BP, 随着沙湾水道的形成, 海鸥沙中部迅速发展, 至600a BP左右, 海鸥沙基本形成并出露水面。

珠江三角洲; 海鸥沙; 全新世; 演变; 长周期模型

珠江三角洲是我国一个极其复杂的大尺度河口系统, 具有独特的河网体系和河口湾。早在20世纪初期, 已有中外学者对珠江三角洲的地质地貌作了研究探讨(Heim, 1929; Hubbard, 1929; 吴尚时等, 1947)。后来, 许多学者从沉积学、地貌学、河口学等不同的角度, 对珠江三角洲的海平面变化、沉积速率、地层层序、发育演变等方面进行了大量的研究工作(黄镇国等, 1982; 曾昭璇等, 1987; 赵焕庭, 1990; 龙云作, 1997; 吴超羽等, 2006; Zong et al, 2009; 韦惺等, 2011; Wei et al, 2011, 2016), 增加了人们对珠江河口过程的认识。近来, 学者结合多学科(沉积学、河口动力学、长周期数值模拟、地貌动力学等)的研究指出, 全新世海侵盛期以来珠江三角洲的发育模式可概况为: “门”控多核心“三角洲-子三角洲-沉积体”分级结构充填(吴超羽等, 2006, 2007; Wu et al, 2010; Wei et al, 2014; 韦惺等, 2018)。珠江三角洲在形成过程中可以根据演变过程和机理之间的差异将其划分为若干个子三角洲平原, 各子三角洲又由若干个更基本的动力沉积单元——沉积体——组成。沉积体为珠江三角洲最基本的建构单元。只有对沉积体及伴随其形成的动力结构进行深入研究和积累大量资料, 才可以为珠江三角洲沉积相的研究奠定坚实的基础, 更真实地认识珠江三角洲形成演变的历史。然而目前对珠江河口沉积体的研究仍有待进一步深入开展。

海鸥沙是珠江三角洲一个极富特色的沉积砂体, 位于狮子洋中部, 南北长约12.9km, 东西最宽处约3.7km, 总面积约34.4km2, 平面形态上呈梭状(图1)。狮子洋在全新世海侵盛期曾是一片拥有广阔水域的浅海, 水动力过程受周边地貌动力的影响结构和强度随时空高度变化, 之后受番禺平原和东江三角洲平原的发育影响, 狮子洋水域不断束窄, 直至变成现今狭长的水道(Wei et al, 2014)。海鸥沙在形成发育过程中不仅受到狮子洋演变的影响, 而且受到邻近虎门双向射流系统的深刻影响。然而, 目前关于海鸥沙形成演变的研究却未见报道。作为一个受射流系统影响的沉积体, 海鸥沙在珠江三角洲的沉积体类型中具有一定的典型性和代表性, 因此对其沉积过程进行研究将会对珠江三角洲发育演变的认识具有积极意义。

本文将根据钻孔资料, 并结合长周期“动力-沉积-形态”模型PRD-LTMM(Pearl River Delta Long Term Morphodynamic Model)的模拟结果, 从沉积学和地貌动力学角度对海鸥沙的形成发育过程进行探讨。

图1 珠江三角洲海鸥沙及研究钻孔分布

1 材料与方法

1.1 钻孔资料

在海鸥沙的关键部位钻孔3个(图1), 其中PRD14位于海鸥沙沙头北路附近, PRD15海鸥沙同乐路附近, PRD16海鸥沙沙南新村的江沙路附近, 各孔的具体经纬度、孔深、孔口高程见表1。分别对各钻孔进行了颜色反射率、沉积物粒度和14C测年等测定。其中颜色反射率的测定仪器为CR-400/410手持色差计, 测点间距为2cm。沉积物粒度分析采样间距为10cm, 对于有粒径大于2000μm的样品采用传统筛分法, 粒径小于2000μm的样品分别利用H2O2去除沉积物中的有机质之后反复冲洗、烘干并制成干样后利用LS 13320激光粒度分析仪进行测量。钻孔的14C测年大致按1.0m的间距取样, 并由中国科学院广州地球化学研究所同位素实验室测定。其中PRD14孔共获得5个测年数据, PRD15孔共获得17个测年数据, PRD16孔共获得12个测年数据。各钻孔测年数据见表2。为方便与历史文献资料分析对比, 本文并未对测年数据进行日历年矫正, 而是直接采用了14C测年的数值。

1.2 PRD-LTMM模型

PRD-LTMM是建立在水流运动方程和沉积物输运方程的基础上, 应用约简技术对模型输入和计算进行了处理的千年尺度长周期“动力-沉积-形态”模型(吴超羽等, 2006; Wei et al, 2014)。模型包括潮流、沉积物输运、底床形变和长周期变量控制等模块。模型计算中考虑海平面变化、外海边界的代表输入、河流边界代表输入、泥沙压实、构造沉降等长周期变量过程。具体的模型建模、输入边界条件和结果验证思想参见吴超羽等(2006)和Wei 等(2014)。对海鸥沙的形成变化过程分析时, 本文主要采用文献(Wei et al, 2014)的模拟结果。其模型模拟的沉积厚度与40个钻孔相比, 平均误差为1.53m, 平均相对误差为25.5%。模型计算输出了珠江古河口湾海侵盛期以来每10年的水深、流场和悬沙浓度等。图2为PRD-LTMM输出的珠江河口动力场及泥沙场随三角洲淤积演变的分布特征。

表1 钻孔位置列表

表2 海鸥沙钻孔14C测年数据

图2 PRD-LTMM模型输出的珠江河口速度场和泥沙场随三角洲淤积演变的分布b中虚线箭头表示泥沙输运方向

2 结果

2.1 沉积特征

2.1.1 PRD14孔

该孔位于海鸥沙北部, 地理位置为113º31′33"E, 223º31′33N(图1)。孔口高程为1.55m (85高程, 下同), 总进尺11.69m, 取芯率为69%。该孔存在一个明显的杂色风化黏土层, 风化黏土层之下为黑色块状均质黏土层(9.09~9.49m), 其中埋深9.24m的粉沙质黏土块常规14C测年为25680±450a BP属于晚更新世沉积物, 往下又变为白、黄、淡红色黏土弱风化层。距今7000年以来的沉积主要为粉砂, 沉积物颜色反射率*平均值为5.99%, 31个样品的粒度平均值为3.14Φ。其沉积特征概括为表3。沉积相自下而上依次为低潮坪→中潮坪→高潮坪→沼泽。

表3 PRD14钻孔分层和特性描述

2.1.2 PRD15孔

该孔位于海鸥沙中部偏西, 地理位置为东经113º31′02"N, 北纬22º54′49"N(图1)。孔口高程1.43m, 总进尺26.03m, 取芯率为81%。该孔的最下端(23.93~25.34m)为中粗沙, 含较多磨圆度好的砾石和卵石, 为河床相沉积物; 向上(20.04~23.86m)为灰色和灰黑色粉沙质硬黏土, 埋深20.24、21.31、22.09m处的深灰色黏土,14C测年分别是34520±500a BP、29220±640a BP、27060±550a BP, 属于晚更新世的沉积物。

该孔全新世沉积物厚约20.04m。根据岩性和14C测年数据可将其分为以下5段(图3)。

1) 20.04~15.87m, 由分选性好和中等的中粗沙组成, 沙的含量大于85%。本段岩芯沉积物10个粒度分析样品的Z(平均粒径)值为0.98~1.84Φ, 平均值为1.37Φ;(标准偏差)值为1.07~1.99Φ, 平均值为1.65Φ; 沉积物颜色反射率*值为2.97%~24.86%, 平均值为10.60%。该沉积为沙质河床相沉积。

图3 PRD15孔综合柱状图箭头所指处为不同年代(单位: a BP)剖面

2) 15.87~14.91m, 由分选性差—中等的粉沙质沙和沙组成, 沙的含量大于75%。含有较多的斑状黏土和粉沙、较多的腐木碎屑、少量的贝壳碎片, 有生物扰动的痕迹。本段岩芯沉积物9个粒度分析样品的MZ(平均粒径)值为1.51~3.52Φ, 平均值为2.32Φ;值为1.87~2.72Φ, 平均值为2.27Φ; 沉积物颜色反射率*值为3.06%~6.91%, 平均值为4.97%, 颜色反射率低, 水深加深, 其中埋深15.55m处的14C测年为8010±135a BP。该沉积为水动力较强的低潮坪沉积。

3) 14.91~10.69m, 由分选性差的沙、粉沙和粉沙质沙组成, 含有少量贝壳碎屑和较多的腐木, 大多为块状均质, 层理不明显, 有微小的生物扰动痕迹。本段岩芯沉积物31个粒度分析样品的Z值为3.24~4.75Φ, 平均值为4.23Φ;值为2.31~2.79Φ, 平均值为2.57Φ; 沉积物颜色反射率*值为3.14%~ 6.12%, 平均值为4.20%, 颜色反射率比下伏层(15.87~14.91m)沉积物变小, 水深继续变大, 海平面持续上升。埋深11.07、12.14、13.11、14.18m的淤泥块常规14C测年分别为7110±105、7780±115、8410±115、7910±110a BP; 13.11m处的测年数据偏老, 为沉积物再搬运所致, 本段岩芯判断为潮下浅滩沉积。

4) 10.69~1.43m, 由深灰色沙、粉沙和粉沙质沙组成, 发育槽状交错层理, 偶尔可见腐木碎屑, 含较多的中细沙透镜体。本段岩芯沉积物73个粒度分析样品的MZ值为1.19~6.10Φ, 平均值为4.60Φ; 沉积物粒径变化幅度较大, 以沙、粉沙和粉沙质沙为主, 反映了水动力环境较强且复杂多变;值为0.26~2.95Φ, 平均值为2.49Φ; 沉积物颜色反射率*值为0.18%~10.67%, 平均值为4.90%; 埋深1.45、2.73、3.97、4.67、5.64、6.89、7.87、9.10、10.00m处的常规14C测年分别是1030±160、1140±140、1125±120、1215±175、1230±180、1200±150、1140±150、1190±160、1315±95a BP。此段沉积物的9个常规14C测年数据虽然存在小部分倒置现象, 但都非常接近, 在误差允许的范围内, 因而是同一时期的沉积物, 即大约在300a时间内堆积了9.26m厚的沉积物, 这反映了河口区快速的沉积作用。本段岩芯判断为河口沙坝沉积。

5) 1.43~1.0m, 灰色沙质粉沙和沙、黏土黏土、粉沙, 分选性差, 含灰黄色粉细沙沙包。4个沉积物粒度分析样品的Z(平均粒径)值为5.01~5.69Φ, 平均值为5.04Φ;值为2.30~2.64Φ, 平均值为2.47Φ; 沉积物颜色反射率*值为7.37%~14.94%, 平均值为11.06%。本段为洪泛沉积。

2.1.3 PRD16孔

该孔位于海鸥沙南部, 地理位置为113°32′45"E, 22°52′28"N(图1)。孔口高程为1.73m, 总进尺27.81m, 取芯率为79%。此孔岩芯最下端(27.74~26.11m)为致密的浅风化红色沙岩, 向上(26.11~22.90m)变为中粗沙, 含磨圆度较好、直径3~5mm的砾石,再向上(22.90~12.77m)细化为粉沙质沙。埋深13.41、14.88、16.05、17.02和18.18m处黏土和腐木的常规14C测年分别为24800±750、26840±450、30230±600、31745±700和33340±1000a BP, 本段为晚更新世末期的沉积物。更新统沉积物和全新统沉积物之间存在厚约2.32m(12.77~10.45m)的黄色风化黏土层, 且存在不整合面, 风化黏土层之上为全新统的沉积物, 厚度为10.45m。根据岩性和14C测年数据可将全新世沉积分为以下3段(图4)。

1) 10.45~10.11m, 深灰色粉沙质沙。含较多的贝壳碎屑和大块牡蛎壳, 非原生状态, 且含有长1.5cm左右的腐木块。其中10.28m处的贝壳常规14C测年为6570±140a BP。这层岩芯可能为海平面上升的过程中的风暴潮沉积。

2) 10.11~3.77m, 深灰色粉沙质沙、沙, 向上细化为沙质粉沙。整层岩芯含较多腐木碎屑, 下端(10.11~8.99m)含较多的贝壳碎屑。这层岩芯判断为潮道沙体。本段岩芯55个沉积物粒度分析样品的Z值为1.13~5.40Φ, 平均值为3.83Φ;(标准偏差)值为1.31~2.91Φ, 平均值为2.53Φ; 沉积物颜色反射率*值为0.74%~14.58%, 平均值为6.11%。无论是沉积粒径还是标准偏差以及沉积物颜色反射率都变幅较大, 反映了动力环境的多变。其中4.72~5.24m和7.92~8.88m是粉细沙与淤泥互层, 大多呈槽状层理, 向上和向下大多数为细颗粒的黏土, 沙的含量向上减少。埋深3.88、5.35、6.02、7.29、8.46、9.53m处的腐木和淤泥块常规14C测年分别为1795±70、1900±100、2050±100、2090±100、2410±10、4040±150a BP。本段岩芯为潮道沙体。

3) 0~3.77m, 灰黄色粉沙质沙, 含小颗粒钙质结核。与下覆层之间为不整合接触关系, 存在不整合面。本段为洪泛沉积。

2.2 沉积速率

图4 PRD16孔综合柱状图箭头所指处为不同年代(单位: a BP)剖面

图5为PRD14、PRD15和PRD16三个钻孔在全新世的沉积速率对比。PRD14孔在7000—2000a BP该段时期基本处于无沉积状态, 但在2000a BP之后进入了快速沉积阶段。根据测年数据计算, 在1900—1680a BP, PRD14孔沉积了2.51m, 沉积速率达16.42mm·a–1。而珠江三角洲在全新世海侵盛期以来的平均沉积速率也只是约为2.56mm·a–1(韦惺等, 2011)。PRD15孔在8010—7910、7910—7780和7780—7110a BP三个时间段内的沉积速率分别是8.66、9.72和1.61mm·a–1, 这应该是海侵期溯源堆积的过程, 该段时期(8010~7110 a BP)的平均沉积速率为4.83mm·a–1。之后PRD15孔在7110—1315a BP段时间里进入了缓慢沉积或无沉积、冲刷阶段(图3)。距今1315年之后又进入了一个高速沉积阶段。在1315—1030a BP的近300年间沉积厚度达8.6m, 平均沉积速率高达44.9mm·a–1。对于PRD16孔, 自6570 a BP以来基本都在接受沉积, 但在2410a BP以前沉积速率不大, 之后也进入了一个高速的沉积阶段, 2410—1790 a BP的平均沉积速率为8.23mm·a–1。

图5 PRD14、PRD15和PRD16孔沉积速率对比

沉积物是沉积环境的产物, 虽然基于测年数据计算的沉积速率是概化的结果, 但是对于百年至千年尺度的宏观沉积年代以及环境演变还是具有特定的意义。由三个钻孔的沉积速率和沉积特征分析显示, 7000—2400a BP年间, 海鸥沙区域沉积物来源少, 水动力活跃, 泥沙较少发生沉积(如图2所示, PRD-LTMM模型也很好地反映了这一情况), 而2000a BP则进入了一个高速沉积的阶段, 此时的海鸥沙发育方式是由南北两端向中间发展。

3 海鸥沙的形成演变

3.1 全新世早期海鸥沙的形成发育

据李平日等(1991)的研究, 冰期海退末期约距今15000年, 珠江河口地区的海平面位置最低, 约低于现今海平面约115m。此时由更新世海侵形成的古三角洲暴露出来形成陆地, 并遭受侵蚀、切割和风化。PRD14和PRD16孔的全新世沉积之下分别存在2.1和2.3m厚的花斑黏土层(图6), 应是在该时期形成。此时古珠江三角洲及其水下部分发育延伸至距今岸线以南100～200km的南海海域。PRD15孔处的基底较PRD14和PRD15孔深, 其下为一层厚约4.1m的粗砂和砾石层, 说明此处应处于化龙—黄阁断裂(张虎男, 1980)形成的古河谷区域。

自距今12000年以来海平面开始上升, 在8000—6000a BP海平面以11~12mm·a–1的速率上升(李平日等, 1991)。大约在7000—8000a BP海平面上升至现代河口三角洲地区, 淹没河谷并在古河谷和河漫滩上发生溯源堆积, 形成一个向上的细化沉积序列(黄镇国等, 1982; 龙云作, 1997; Wei et al, 2011)。PRD15孔基底深度约为18.7m, 在12000—6000a BP海平面上升期间沉积了厚约10.0m、向上细化的溯源沉积物, 溯源沉积物底部是粗沙和磨圆度好的砾石, 属于河床相沉积物; 中部为中细沙和黏土互层沉积物, 属于受潮流作用控制的潮流相沉积物; 沙的含量向上逐渐减少, 上部变成夹有少量薄细沙层的深灰色块状沙质粉沙, 表明随着海平面上升, 在6000a BP左右, 此处的沉积环境已经变成浅海(图3)。PRD14和PRD16由于基底地形较浅, 在末次冰期结束后海平面上升的过程中缺失了溯源堆积物。在6000a BP左右, 由于往复潮流的夷平作用使得PRD15孔所在的古河谷被填平。此时PRD15孔与PRD16孔的沉积基底深度都在8.5m左右(图6)。

3.2 海侵盛期以来海欧沙的形成发育

在大约6000 a BP珠江三角洲地区的海侵达到盛期, 海平面与现今海平面接近, 此时的珠江三角洲大部分地区已沦为浅海湾, 而古珠江河口湾的湾头处于肇庆、三水县芦苞和花县炭步区鸭湖以北、花县向西庄、惠阳县潼湖一带(赵焕庭, 1990)。位于现今广州市海珠区的七星岗海蚀洞和海蚀平台即为该时期海洋自然作用形成(吴超羽等, 2006)。星罗棋布于现代三角洲平原上的陆屿岛丘即为河口湾中大大小小的沉积环境。现代珠江三角洲基本上从此时开始连续发育(Wei et al, 2011)。14C测年数据和沉积物结构特征显示, PRD14、PRD15、PRD16孔在6000a BP以来的沉积厚度分别为4.3、8.6、8.5m, 其沉积发育可分为以下三个不同阶段(图7)。

1) 6000—2500a BP, 该时期海鸥沙的发育的主要特点为南面以大约0.67mm·a–1的速度缓慢沉积, 而北面则是处于冲刷或者无沉积状态。表现为PRD14和PRD15在此时期没有沉积, 而PRD16孔在该时期形成了厚约4.8m的沉积。根据PRD-LTMM的模拟结果分析, 这一时期的沉积动力环境主要北东—西南向涨落潮潮流和虎门射流系统的控制。

图6 海鸥沙联孔地层剖面(钻孔位置见图1) 箭头所指处为不同年代(单位: a BP)剖面

首先, 该时期的狮子洋是一片联接古东江河口湾的广阔浅海, 由伶仃洋进入古珠江河口湾的潮汐受地形的影响, 形成一股强大的东北—西南向的涨落潮流(图2a、c和图7a)。海鸥沙中北部地区恰好处于这股水流的流路上, 加之基底地形较浅(图6), 所以长期处于冲刷或无沉积阶段。

其次, 如图2所示, 在古珠江河口湾, 西北江的来沙受到动力结构的影响, 主要经过古磨刀门和古横门输运到外海, 而较少向西输运并进入狮子洋一带; 而西面的东江来沙又主要在东江口门区沉积, 未能输运到海鸥沙区域。因此海鸥沙一带泥沙来源少, 泥沙浓度相对较小。

最后, 在海鸥沙的南端, 一方面由于山体(如黄角山和南沙山等)的阻隔作用, 因此受东北—西南向潮流的作用较小。另一方面, 海鸥沙的南端正好处于虎门涨潮射流(莫文渊, 2010)的动力尾闾, 射流强度降低, 流速变小, 从而导致泥沙在此落淤。在该段时期末期, 海鸥沙区域形成了一道平均水深约为4.5m的水中暗滩(图6、图7a)。

2) 2500—1700a BP, 前期由南至北的中心浅滩逐渐形成之后, 海鸥沙随之进入一个较为快速的沉积阶段。PRD14孔处1900±75至 1680±100a BP之间的沉积速率达到16.8mm·a–1, 而PRD16孔处2410±100至1795±70a BP之间的沉积速率为13.3mm·a–1。而在海鸥沙中部依然处于冲刷、无沉积阶段(图6)。根据PRD-LTMM模型分析显示, 这一沉积特征依然主要是受东北—西南向的涨落潮流和虎门涨潮射流所控制(图2e和图7b)。对于东北—西南向潮流来说, 由于一方面虽然东江三角洲尚未成陆, 但是水深已逐渐变浅, 从而纳潮量大大减小; 另一方面随着番禺台地以南浅海逐渐自北向南和东南淤积成陆, 以及黄角山以及南沙山附近岛屿周边沉积发育, 沙湾水道的雏形逐渐显现, 所以原本强大的北东—西南向涨落潮潮流逐渐削弱。西北江泥沙由于古河湾的充填束窄和河道的逐渐形成, 开始进入海鸥沙海区(图2f)。而此时的虎门涨潮射流依然强劲, 所以在其动力尾闾泥沙能快速堆积。此阶段PRD14孔和PRD16孔分别接受了3.9和3.5m左右的沉积物, 大约在1700a BP左右就进入湾中浅滩阶段, 水深不足1m。

图7 海鸥沙发育演变的不同阶段及其对应的涨潮时刻地貌动力过程

3) 1700—600a BP, 在河口湾浅滩形态的形成发育过程中, 海鸥沙中西部依然是依然受冲刷并保持约8.6m左右的水深(图6), 然而在1315±95至1030±160a BP期间沉积速率突然加快, 在大约300年的时间里面堆积了8.3m左右厚的沉积物, 沉积速率高达61mm·a–1。根据PRD-LTMM模拟结果和地貌动力分析发现, 这主要是由于一方面随着番禺平原的进一步扩展, 沙湾水道随之逐渐形成, 并渐渐阻断了东北—西南向的潮流; 另一方面海鸥沙中部区域正对沙湾水道口, 口门拦门沙坝沉积发育, 而此时虎门射流也由于上游纳潮容积的减小而逐渐减弱, 因此该地区对应有较高的沉积速率(图7c)。根据历史地貌学研究, 曾昭璇等(1987)发现海鸥沙于元代(约700年前)出水成坦, 大沙于明代初期(约600年前)出露水面, 而到了清代人们开始抛石筑堤, 沙洲进一步扩大。

4 结论

1) 钻孔资料显示, 全新世海鸥沙的沉积物覆盖于末次冰期形成的风化侵蚀面与底砾层之上; 全新世沉积层序自下向上大体可以分为河流相、河口湾浅海相和三角洲相。全新世沉积层垂向堆积序列可分为两段: 8000—6000a BP为下细上粗的逆向序列, 之后主要表现为下粗上细的正向序列。

2) 全新世海侵盛期以来, 虎门涨潮射流和东北-西南向涨落潮流是影响海鸥沙形成演变的主要动力。在6000—2500a BP, 受东北—西南向涨落潮流的影响, 海鸥沙中北部地区一直处于冲刷无沉积状态, 由虎门涨潮射流带来的泥沙主要在海鸥沙南部沉积, 沉积速率约为0.67mm·a–1; 2500—1700a BP, 随着番禺平原的发育, 东北—西南向涨落潮流逐渐消弱, 海鸥沙进入一个快速沉积期, 平均沉积速率约为15mm·a–1, 沉积由两端向中间发展; 1700—600a BP, 随着沙湾水道的形成, 海鸥沙中部正处沙湾水道入海口, 沉积迅速发展, 沉积速率高达61mm·a–1; 至600a BP左右, 海鸥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。林强编辑

国家自然科学基金(41206071); 广州市科技计划项目(201607020042)

莫文渊(1980—), 男, 汉族, 湖南省邵阳市人, 副教授, 主要从事河口海岸研究。E-mail: redondomo@163.com

韦惺。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