福州盆地钻孔沉积物记录的MIS3以来海侵 — 海退过程

时间：2024-09-03

何梅，刘庚余，周国华，车柏林，马明明，靳建辉，刘秀铭 , ，俞鸣同

1.福建师范大学地理科学学院，福州 350007

2.福建省地质调查研究院，福州 350013

3.福建师范大学湿润亚热带山地生态国家重点实验室培育基地，福州 350007

4.福建师范大学湿润亚热带生态-地理过程教育部重点实验室，福州 350007

现代器测资料表明在全球变暖的背景下，两极冰川融化，引起世界各地海平面的快速上升（Church and White，2011；IPCC，2014），其导致的严重后果之一就是沿海低海拔地区可能发生海水入侵，给城市发展及人类生活带来巨大威胁，因此，海侵事件的研究一直是学术界关注的热点问题（Lambeck and Chappel，2001）。在地质时期，中国沿海地区发生过多次海水入侵事件（王强和田国强，1999；王强等，2007；肖国桥等，2008；Yi et al，2013；Yao et al，2014），对其发生的原因进行详细研究，能为未来可能发生的海侵提供借鉴和防范。

福州盆地位于我国福建省，是发育于第四纪中晚期的断陷盆地，自形成以来，沉积了较厚的晚第四纪以来的海相、海陆过渡相及陆相沉积物（王雨灼，1990；陈园田，1991），保存较好，为研究福建沿海晚第四纪以来的海侵事件及海面变化提供了理想材料。从20世纪70 — 80年代至今已广泛开展了对福州盆地沿海海侵历史研究（林景星，1979；蓝东兆等，1986；Rolett et al，2011；Yue et al，2015；马明明等，2016）。经过几十年的研究积累，认为福州盆地整体上经历了两次海侵，分别发生在深海氧同位素3阶段（MIS3）和全新世时期。海侵事件的发生往往与古气候变暖导致的海面上升及区域地质构造活动有关（Yao et al，2012；姚政权和石学法，2015）。从全球重建的海面变化曲线来看，MIS3时期的平均海面比现今海面要低得多（−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，海侵是如何发生的？尤其在构造活动比较剧烈的福州盆地，海侵的发生与海面的升降及构造活动的关系如何，以及对于不同时期的海侵，海面的升降及构造活动哪个是主要原因，哪个是次要原因，这都是值得探讨的问题。

本文选取了福州市首山路ZKCS钻孔，进行了AMS14C及OSL（光释光）年代测定，结合岩性、黏土浑浊水电导率和地球化学元素测定、粒度分析及硅藻分析鉴定，并与盆地沉积中心的另一根钻孔（古田路钻孔ZK004）的初步年代学及黏土浑浊水电导率结果进行对比，对海侵期次进行重建，尝试联系全球古气候和海面变化记录，并结合区域地质构造及盆地中25个地点的913个钻孔资料，揭示海侵发生的主要原因。

1 研究区概况及实验方法

1.1 研究区概况及钻孔资料

福州盆地位于我国东南沿海闽江口（图1），地处华南褶皱系东部，被闽江断裂带和长乐—诏安活动断裂带围绕（福建省地质矿产局，1985；张路等，2009）。整个盆地以花岗岩和火山岩构成的山地和丘陵地形为主，平原面积较少，地势自西南向东倾斜，西部为中低山地，东部则丘陵平原相间。盆地现代气候为典型的亚热带季风气候，年均温约20℃，年降水量约1600 mm，气候温和湿润。

图1 钻孔位置示意图Fig. 1 Sketch map of locations of drill holes

ZKCS钻孔位于福州市仓山区首山路旁一农田内，GPS坐标为119°18′48″E、26°01′32″N（图1）；孔口高程6.77 m，深31 m，钻取岩芯长29.67 m，取芯率达到95%，未见基岩，沉积物以灰色 — 青灰色 — 黄棕色黏土、青灰色粉砂及灰黑色淤泥为主。岩芯未剖开之前，用不锈钢钢管在13.00 — 16.00 m的砂层中采集OSL年代样品7个，之后将岩芯一剖为二，一半作为保留岩芯，另一半用于采样，在2.25 — 12.50 m的淤泥层中有丰富的植物残体保存，在不同深度采集样品6个，此外在深度15.75 m处也采集到植物残体样品一个，之后按5 cm的间距采集607包散样用于实验测试。作为对比的古田路ZK004钻孔位于119°18′53″E、26°04′34″N（图1），孔口高程4.09 m，深55 m，本文仅对其上段42 m进行年代及黏土浑浊水电导率测试，在7.50 m及15.93 m的淤泥层、20.30 m的黏土层、27.30 m的粉土层和30.52 m的淤泥质土层里共采集了5个OSL年代样品，按5 cm的间距采集788包散样，间隔10 cm进行电导率测试。

在室内将岩芯一剖为二后，对出露的新鲜面进行岩性描述。

（1）ZKCS钻孔详细的分段岩性描述如下：

0.00 — 0.60 m，人工扰动层，明显可以见到瓦砾碎屑分布。

0.60 — 1.50 m，褐黄色黏土，全段上部含岩石碎屑，下段可见新鲜的植物碎屑。

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

2.25 — 12.50 m，灰黑色淤泥，含丰富的植物残体碎屑，质地均一。

12.50 — 13.00 m，灰褐色粉砂质黏土，黏土含量高，有轻微的颗粒感。

13.00 — 14.50 m，青绿色细—中砂，长石和石英碎屑较多，固结较硬，含少量磨圆砾石，中段夹几层厚0.5 — 2.0 cm的棕黄色黏土。

14.50 — 16.00 m，灰白色中—粗砂，石英碎屑为主，长石碎屑较少，夹极少量青灰色黏土。

16.00 — 20.00 m，暗灰色淤泥质土，见碳化碎屑分布。

20.00 — 25.75 m，黄褐—青绿色硬质黏土，除中间夹有两层厚约5 cm的细砂层外，质地较均一，底部约0.5 m含丰富的碳质，呈显著的灰黑色。

25.75 — 30.60 m，青灰—灰白色含中—粗砂黏土，见棱角状石英粗砂。

30.60 — 31.00 m，褐黄色含细—中砂黏土，见棱角状砾石分布。

（2）ZK004钻孔的详细分段岩性描述如下：

0.00 — 2.60 m，上部0.70 m为钢筋混泥土，下部为碎石、砖块等，人类干扰强。

2.60 — 20.25 m，灰黑色淤泥，碳质碎屑分布不均匀，11.20 — 11.30 m夹1 — 2 mm薄层浅灰色中细砂。

20.25 — 22.30 m，青灰—灰黄色黏土，局部可见花斑状铁锰质渲染。

22.30 — 26.80 m，黄褐色粉质黏土，局部呈青灰色花斑状，底部0.60 m逐渐过渡为青灰色黏土。

26.80 — 30.00 m，浅灰色粉土，质较纯，黏性较小，未见贝壳。

30.00 — 35.00 m，浅灰 — 灰黑色淤泥质土，见碳化碎屑分布，局部呈白色花斑状。

35.00 — 39.60 m，灰绿色黏土，局部呈3 — 5 mm浅黄色条带状，39.10 — 39.40 m呈灰褐色。

39.60 — 41.10 m，浅灰色卵石，卵石粒径50 — 100 mm，次棱角，次磨圆。

41.10 — 42.00 m，灰绿色黏土，41.10 — 41.50 m呈5 — 8 mm浅黄色条带状。

此外，为了详细了解不同期次海侵层在盆地内部的分布特征，对盆地不同位置25个地点的913根钻孔资料进行分析总结，这些钻孔资料来源于福州市勘测院，为福州盆地建设工程钻孔，如地铁建设、桥梁及楼盘的前期勘探。岩性的划分主要依据《岩土工程勘察规范》，由工程勘察人员按照岩石的物理性质进行野外划分记录。每个地点按10 — 50 m不等间距钻取几根到上百根平行钻孔，分别提取每根钻孔的各海侵层的厚度及埋深等参数，为了最大程度地降低单根岩芯的误差，分别对各个地点的钻孔数据参数进行综合求取平均值。

1.2 实验方法

1.2.1 年代测试

ZKCS钻孔的植物残体由北京大学考古文博学院科技考古与文物保护实验室进行AMS14C测年，在15.75 m处样品的年代为＞43000 a BP（表1）。ZKCS钻孔13.00 — 16.00 m砂层中7个OSL测年样品以及ZK004的2个OSL测年样品（20.30 m和30.52 m）在福建师范大学湿润亚热带山地生态国家重点实验室光释光实验室进行测试，测试仪器为丹麦国家实验室生产的RisØ TL-DA 20；另外岩芯样品U、Th和K含量测试由中国原子能科学研究院完成。ZK004钻孔的另外3个OSL测年样品在南京大学完成。

ZKCS钻孔OSL测年样品均为细砂及细砂以上粒径，取90 — 125 μm粗颗粒组分进行OSL测年。样品等效剂量测试在福建师范大学释光年代学实验室用单片再生剂量（SAR）法完成。等效剂量测试的预热温度设定为260℃。剂量恢复实验结果显示剂量恢复比率为0.9 — 1.1，进一步说明释光感量校正有效，实验流程设定的条件是可行的。样品的光释光信号较强，且光释光信号在前2 s基本衰减到背景值，呈快速衰减特征，为典型的石英信号特征。大部分样品分布的等效剂量值比较集中，因此计算等效剂量时采用了中值年龄模型（CAM）。

1.2.2 粒度、地球化学元素及黏土浑浊水电导率

取1 g左右的样品，加入5 mL浓度10%的H2O2及浓度10%的HCl处理，以去除沉积物中的有机质和钙质胶结，之后再加入5 mL浓度为0.05 mol ∙ L−1的(NaPO3)6分散剂，在超声波下震荡3 min（胡凡根等，2013），利用Master Sizer — 2000激光粒度仪进行粒度测试，仪器测量范围为0.02 — 2000 μm，相对误差小于2%。

粒度测试显示，除了含砂层粒度显著变粗外，黏土层和淤泥层的粒度（以中值粒径D(0.5)为例）基本一致。并且砂层，尤其是13.00 — 16.00 m层段主要以细砂、中砂及粗砂为主，含极少量的黏土，给特定粒级（如黏土粒级）的提取带来一定的困难，因此本文采用全样进行地球化学元素测试。将自然风干后的样品研磨成200目以下的粉末，称取2 g加适量硼酸，压为直径4 cm的圆片，以帕纳科Epsilon 3 XLE X荧光光谱仪测定常量元素含量，测量误差小于5%。

黏土浑浊水电导率值受外界干扰小，能够很好地区分海相、海陆过渡相和陆相沉积环境。将自然风干的样品研磨至小于30目，称取10 g样品加入到120 mL的蒸馏水中，搅拌3 min，分别将静置1 h和5 d的溶液利用上海雷磁DDS-11A电导率仪各测3次，取其平均值；如果二者相差不大，则选取静置5 d的测量值（静置5 d，离子充分释放）；如果相差较大，重复上面的步骤制样重测（方晶等，2011；刘翀等，2015）。

ZKCS钻孔全孔按间隔25 cm共采集89个样品进行硅藻分析鉴定。硅藻鉴定仅限于区分海水、半咸水及淡水属种类型，以辅助电导率和地球化学元素进行海相、海陆过渡相及陆相等沉积地层的划分。所见海水硅藻主要包括：辐环藻属（Actinocyclussp.），辐间藻属（Actinoptychussp.），具槽帕拉藻（Paralia sulcata），海链藻属（Thalassiosirasp.）和海线藻属（Thalassionemasp.）等；半咸水硅藻有小环藻属（Cyclotellasp.），双眉藻属（Amphorasp.），卵形藻属（Cocconeissp.），双壁藻属（Diploneissp.），双菱藻属（Surirellasp. ）等；淡水硅藻有异极藻属（Gophonemasp.），为广泛分布在福建地区的淡水硅藻属（王开发等，1995；王开发等，2002）。

2 实验结果

2.1 钻孔年代框架

AMS14C年代数值经OxCal v4.3.2程序（Ramsey，2017）、IntCal 13曲线（Reimer et al，2013）校正（表1），ZKCS钻孔15.75 m样品年代＞43000 a BP，超过了14C的测年技术上限，13.00 — 16.00 m层段的OSL年代结果示于表2，其中15.46 m及15.89 m的OSL年代分别为48.05 ka和50.02 ka，与15.75 m处14C年代＞43000 a BP逻辑上符合。14C测年除4.15 m样品（BA160661）年代与附近年代相比偏老外，其余14C年代数值均表明2.25 — 12.50 m的淤泥层属于全新世，与前期福州盆地大量研究（林景星，1979；韩书华和张静，1992；郑荣章等，2002）认识相符。OSL年代在13.75 — 14.91 m出现倒置，可能与河流重复搬运过程和快速堆积有关。该孔年代 — 深度模型（图2）显示末次冰期内沉积速率极低。ZK004钻孔的年代结果（表3）同样表明2.60 — 20.25 m的淤泥层应属于全新世的产物。20.30 m的OSL年代为19.36 ka，说明在末次盛冰期内存在一定的沉积间断，该沉积间断在福建沿海地区广泛分布，有一定的区域意义（张路等，2007；张路等，2009；李永飞，2014），30.00 — 35.00 m的淤泥质土应属于MIS3。

表3 ZK004钻孔OSL年代结果Tab. 3 Optically stimulated luminescence dating results of the borehole ZK004

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

表1 ZKCS钻孔植物残体AMS 14C年代结果Tab. 1 AMS 14C dates of plants residues results of the borehole ZKCS

表2 ZKCS钻孔OSL年代结果Tab. 2 Optically stimulated luminescence dating results of the borehole ZKCS

2.2 ZKCS钻孔沉积相及综合指相结果

微体古生物是追溯沿海地区古环境、古气候演变的重要指标。由于福建沿海较强的沉积动力，以及多降水、强蒸发导致水介质偏酸性的背景，地层中钙质微体古生物极少，仅硅藻多见。硅藻在咸、淡水域中都能生存，其组合亦能反映水体盐度、温度等变化（李明慧和康世昌，2007）。依据硅藻中海水、半咸水和淡水种在地层中的共生或单独出现状况，即可大致分辨出海相、海陆过渡相和非海相淡水沉积环境。

海相及陆相沉积物中镁和铝含量变化研究发现Mg为亲海元素，在海水中大量存在，指示海相沉积环境，而Al在海水中含量相对较少，在陆相沉积中含量相对较多，可作为一种亲陆元素，指示陆相沉积环境；从淡水向海水过渡的沉积环境中，MgO含量和镁/铝含量比（m= 100×MgO/Al2O3）随盐度增加而增大（张士三，1984；张士三等，1993），故而这两个数值的相对变化可用来判别沉积环境。图3显示，黏土层与淤泥层的中值粒径D(0.5)相近，而地球化学元素MgO含量有明显的差别，说明在黏土和淤泥层中可以排除地球化学元素受“粒控效应”的影响。

电导率值的大小是由溶液中的离子和各类盐类的含量决定的，从淡水至半咸水再到海水，电导率逐渐增大；运用黏土浑浊水电导率来判别海陆沉积环境，发现海相沉积的电导率值远大于陆相沉积（方晶等，2006；方晶等，2011）。

根据ZKCS钻孔岩性、粒度和硅藻属种鉴定划分沉积相（图3），并结合地球化学元素及电导率分析，可以把钻孔从下至上分为5个层段，各层段详细结果总结如下：

图3 福州盆地ZKCS钻孔综合分析图（Ⅰ—Ⅴ为划分的5个阶段，其中Ⅱ和Ⅳ为海侵层）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层段（20.00 — 31.00 m）：岩性以褐黄色含细 — 中砂黏土、青灰 — 灰白色含中 — 粗砂黏土，以及黄灰 — 青绿色硬质黏土为主，25.75 — 31.00 m段沉积物为砂质黏土，中值粒径D(0.5)介于5.17 — 82.72 μm，平均为16.01 μm，沉积物中值粒径较大，未见硅藻分布，表明水动力较强，搬运能力较大，可能为受到闽江（或乌龙江）影响的河流相；20.00 — 25.75 m 段D(0.5)介于5.11 — 21.83 μm，平均为9.04 μm，表明水动力较下部沉积相对较弱，其中22.50 — 25.75 m海水、半咸水及淡水硅藻都有发现，但大多为碎片，主要分布黄灰色硬质黏土，表明沉积物曾暴露于地表，受到风化侵蚀，应为湖相/湖滨相；MgO及m值在该层段呈很好的同步性变化，25.75 — 31.00 m为低值段，之后至20.00 m有所增加；而电导率值极低，平均值仅0.10 mS ∙ cm−1，并无明显的变化，为低值段。综合各类参数，确定该层段以陆相沉积为主，夹杂部分海陆过渡相。

Ⅱ层段（16.00 — 20.00 m）：岩性为暗灰色淤泥质土，中值粒径D(0.5)为6.38 — 12.59 μm，平均为7.53 μm，此层段见较多海水硅藻，同时也有较少的半咸水和淡水硅藻，并较22.50 — 25.75 m的硅藻保存更完整，表明水动力较弱、沉积环境较稳定，为滨岸海湾相沉积。MgO及m值在该段内变化较为同步，为高值段；而电导率值较上一阶段迅速升高，平均值为1.39 mS ∙ cm−1，为高值段。故该层段为海相沉积。

Ⅲ层段（12.50 — 16.00 m）：岩性以灰白色中 — 粗砂、青绿色细 — 中砂和灰褐色粉砂质黏土为主，13.00 — 16.00 m段主要为细至粗砂沉积，中值粒径D(0.5)为14.43 — 668.47 μm，平均为202.77 μm，相比Ⅰ层段25.75 — 31.00 m的砂质黏土沉积，本段粒度为全孔最粗，D(0.5)波动更大，应为极不稳定的强水动力沉积环境，仅底部15.50 — 16.00 m见极少保存不完整的半咸水和淡水硅藻，表明其应为受到闽江（或乌龙江）强烈影响的河流沉积相。12.50 — 13.00 m段沉积物为砂质黏土，D(0.5)为8.34 — 21.10 μm，平均为12.49 μm，未见硅藻保存，为水动力较弱的湖滨相。MgO及m值呈同步变化，为一低值段；电导率值极低，与Ⅰ层段相当，平均仅0.24 mS ∙ cm−1，为低值段。综合上述参数，判断该层段主要为陆相沉积，夹部分海陆过渡相。

Ⅳ层段（2.25 — 12.50 m）：岩性为暗灰黑色淤泥，中值粒径D(0.5)为6.87 — 12.72 μm，平均为8.47 μm，见丰富的海水硅藻，也有少量保存较完整的半咸水和淡水硅藻，前人也在该淤泥层位见有孔虫（林景星，1979；王绍鸿，1982），应为稳定的弱水动力沉积环境，为近岸浅海相。MgO及m值在该层段内呈同步变化，且为高值段；电导率值迅速升高，平均为1.86 mS ∙ cm−1，并且波动较Ⅱ层段小，也为高值段。综合上述参数，该层段应为海相沉积。

Ⅴ层段（0 — 2.25 m）：0.60 — 2.25 m主要为青灰色黏土、褐黄色黏土，中值粒径D(0.5)为4.93 —7.22 μm，平均为5.99 μm，未见硅藻，但发现陆生落叶乔木南紫薇（Lagerstoemia subcostata）花粉，应为湖相沉积。顶部0 — 0.60 m见淡水硅藻，中值粒径D(0.5)为6.35 — 13.60 μm，平均为7.39 μm，见瓦砾碎屑分布，为受人类活动影响较大的杂填土；MgO及m值在该层段内表现出较为同步的变化，为低值段；电导率值较上一阶段迅速下降，平均仅为0.19 mS ∙ cm−1，为低值段。综合上述参数，应为陆相沉积。

3 讨论

从以上结果可以看出，ZKCS钻孔记录了两次完整的海侵—海退过程，尽管第一次海侵开始时间没有测年数据，但是其结束的时间约为50 ka（OSL），而第二次海侵发生于全新世期间，对应于前人命名的“长乐海进”（林景星，1979）。图3中，能反映海侵强度的代用指标如沉积厚度、电导率值、MgO含量及m值等，都显示出第一次海侵强度要低于全新世长乐海进。全新世长乐海进是福州盆地目前发现的规模最大、影响范围最广、研究程度最深的海侵事件（林景星，1979；韩书华和张静，1992），对其发生的主要原因没有争论，即冰后期全球气候变暖，冰川融化，海面上升引起的海水入侵，其中也叠加了福州盆地缓慢的间歇性构造下沉（王绍鸿，1984；张路，2008；张路等，2009）。

前人研究认为福州盆地存在两次显著的海侵事件，一次即“长乐海进”，另一次即发生在44 — 20 ka BP 的“福州海侵”（郑荣章等，2005）。本文的AMS14C测年结果显示ZKCS钻孔记录的第二次海侵结束时间＞43000 a BP（表1），其同层位上覆地层底部的OSL年代为48.05 ka及50.02 ka，接近该次海侵的结束年代，对比古田路ZK004钻孔同一海侵层位顶部的OSL年代为36.78 ka（图4），因此推测ZKCS钻孔记录的第一次海侵主体应该是发生于MIS3早期，应与福州海侵相对应（蓝东兆等，1986）。该海相沉积层下为厚度5 m多的（20.00 — 25.75 m）硬质黏土层，硬质黏土层在沿海地区的末次冰期尤其是MIS2和MIS4阶段广泛分布（王张华等，2008；Wang et al，2015），代表海退事件，甚至代表着风化侵蚀，从本文已获得的年代数据来看，该硬质黏土层形成时代早于MIS2，应属于MIS4。因此，将ZKCS钻孔记录的福州海侵发生的主体时间限于MIS3早期，那么其发生的主要原因就值得探讨。

图4 ZKCS钻孔与ZK004钻孔综合对比Fig. 4 Comprehensive comparison of borehole ZKCS and ZK004

一般来说，海侵发生的原因除了海面的绝对升高外，某一地区地壳的构造下沉引起的海面相对升高同样也会导致该地区发生海侵，比如我国渤海湾沿海地区在晚更新世以来才出现大规模的海侵，就与构造沉降有关（Yao et al，2012；姚政权和石学法，2015）。大量研究发现，35 ka BP时期（MIS3最暖期），北半球大陆的冰盖面积仍大于现代冰盖面积，占末次盛冰期（LGM）冰盖面积的40% — 70%（Peltier，1994；Winograd，2001），当时的冰量比现在多41.5%（于革等，2003），另外根据重建的全球海面（Lambeck and Chappel，2001；Waelbroeck et al，2002；Siddall et al，2003）以及东南亚（Hanebuth et al，2011）海面变化曲线可以发现，120 ka BP重建的全球海面及东南亚海面均高于现今海面，但从此之后直至全新世开始，重建的海面高度均低于现今海面，即使在MIS3，也没有出现高于现今海面的时期，由此看来MIS3早期发生海侵事件与当时海面的绝对高度不符。

福建东南沿海盆地构造演化研究认为，研究区内各盆地（包括福州盆地）自晚更新世以来均有发生沉降，其过程分为两个阶段：晚更新世前断陷沉降阶段及其间、其后的拗陷沉积阶段（张路，2008）。ZKCS钻孔记录的福州海侵埋藏深度为− 9.23 — − 13.23 m（埋藏深度=钻孔孔口高程− 钻孔海侵层进尺深度），前人研究发现盆地的沉积中心在古田路—鼓山洋里之间（郑荣章等，2005），古田路ZK004钻孔该次海侵埋深可达− 25.91 — − 30.91 m。尽管在MIS3期间，冰盖消融造成海面上升，但全球海面远低于现代海面，东南亚海面在此期间的最高海面也低于现今海面30多米，最近对于南黄海地区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）。由此看来福州海侵层在ZKCS孔的埋深要高于当时的海面高度，而ZK004钻孔的埋深基本与重建的海面较一致，因此单纯的海面升高，不足以解释此次海侵在盆地内部的分布特征。为了解决这一问题，对福州市勘测院提供的福州盆地25个地点的913个钻孔岩芯资料集成，重建了长乐海进和福州海侵层的厚度及底层埋藏深度在盆地内的分布情况（图5），可以看出从福州海侵以来，闽江以北钻孔的海侵层沉积厚度大于闽江以南钻孔，且闽江以北钻孔海侵层的埋深也比闽江以南钻孔深，指示着盆地内部大致以闽江为界，南北发生了不均匀的构造活动：闽江以北一直作为沉积中心，而闽江以南很少作为沉积中心，甚至可能发生抬升。城市活动断层勘察也发现，在盆地内部主要的活动断层多数位于闽江以北，且所有的断层均为全新世之前活动（朱金芳等，2005），全新世海侵层和福州海侵层的最大厚度分别位于八一水库—尚干断裂和鼓山山前断裂附近。因此，可以做出如下推测：在福州海侵发生之前，盆地整体发生快速沉降，为海侵的发生提供了充分的背景条件，之后随着MIS3的到来，海面上升，海水得以入侵盆地，在此期间ZKCS钻孔所在的闽江以南区域由于盆地内部的不均匀构造运动而发生相对抬升，造成海侵活动的提前结束，相应的海侵层埋深也较浅，即ZKCS钻孔的福州海侵层埋深仅− 9.23 — − 13.23 m，而闽江以北的古田路钻孔埋深达到− 25.91 — − 30.91 m，且ZKCS记录到的海侵结束年代（约50 ka）也远早于古田路ZK004钻孔（约36 ka）。因此，福州海侵发生的主要原因为盆地的构造沉降，并且盆地内部的不均匀构造活动也造成了该海侵层在整个盆地分布的不均匀性。

图5 福州盆地“长乐海进”层（a）及“福州海侵”层（b）厚度及底层埋藏深度等值线图Fig. 5 Contour map of thickness and burial depth of bottom layer of “Changle” and “Fuzhou” transgression deposits in Fuzhou Basin

此外，在福州海侵发生前，即ZKCS钻孔22.50 — 25.75 m处，见海水、半咸水和淡水硅藻碎片，MgO含量和m值显示出比前期明显的升高，但又低于海相沉积层，电导率值极低，并无明显变化，可能暗示着在该阶段，盆地下沉到一定程度，海水偶尔可以短时间进入该地，带来海水硅藻，但由于后期的淡水注入，使得盐度迅速降低，从而在电导率和地球化学元素中没有表现出海侵特征，指示着该时期可能已经存在快速的地质下沉，此时，ZKCS钻孔位置的海拔应略高于当时的海面，因此在涨潮或者发生风暴潮时，海水可以轻易到达，带来海水硅藻，由于水动力强，硅藻多以碎片的形式保存，同时造成MgO含量的增加，并且该层沉积物为低水位的硬质黏土为主（时代可能为MIS4），并缺少福州盆地典型的海相沉积物 —— 淤泥，综合岩性及各种环境代用指标，认为该层并不具备发生海侵的条件，仅指示了福州盆地发生了暂时性的海水进入，比如较强烈的风暴潮活动。