张霞, 林春明, 高抒, Robert W.Dalrymple, 曲长伟, 殷勇, 李艳丽, 周健. (2013)钱塘江下切河谷充填物沉积序列和分布模式* [J]. 古地理学报, 15(6): 839-852
Zhang Xia, Lin Chunming, Gao Shu, Robert W.Dalrymple, Qu Changwei, Yin Yong, Li Yanli, Zhou Jian. (2013)Sedimentary sequence and distribution pattern of filling in Qiantang River incised valley[J]. Journal Of Palaeogeography, 15(6): 839-852. DOI:10.7605/gdlxb.2013.06.069  
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钱塘江下切河谷充填物沉积序列和分布模式*
张霞1, 林春明1, 高抒2, Robert W.Dalrymple3, 曲长伟1, 殷勇2, 李艳丽1, 周健1
1 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室,南京大学地球科学与工程学院,江苏南京 210093
2 海岸与海岛开发教育部重点实验室,南京大学,江苏南京 210093
3 Department of Geological Sciences and Geological Engineering,Queen's University,Kingston,Ontario K7L3N6,Canada

通讯作者简介 林春明,男,1964年生,教授,博士生导师,从事沉积学研究。E-mail:cmlin@nju.edu.cn。

第一作者简介 张霞,女,1985年生,南京大学地球科学与工程学院助理研究员,主要从事沉积学研究。E-mail:zhangxiananjing@163.com。

收稿日期:2013-05-28
基金:*国家自然科学基金项目(编号:40872075,41272124)、教育部高等学校博士学科点专项科研基金项目(编号:20090091110023)、南京大学“内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室”自主研究基金项目(编号:2009-Ⅱ-11)和中国石油大学(北京)“油气资源与探测国家重点实验室”开放课题基金项目(编号:PRP/open-1306)共同资助
摘要

以最新钻取的 SE2孔沉积物为重点研究对象,对晚第四纪以来钱塘江下切河谷充填物的沉积特征和沉积相进行了精细研究,重建了研究区地层结构和层序地层格架,总结了强潮型钱塘江河口湾和下切河谷的沉积模式。钱塘江下切河谷充填物自下而上依次发育河床、河漫滩、古河口湾、近岸浅海和现代河口湾5种沉积相类型,表现为一个较完整的 Ⅰ型层序,其内部层序界面、初始海泛面、最大海泛面、海侵和海退潮流侵蚀面、体系域内海侵面发育。钱塘江下切河谷充填物自海向陆可划分为海向段、近海段、近陆段和陆向段4段,各段沉积序列和海陆相互作用程度不同。在钱塘江下切河谷充填物中海陆过渡部位首次明确划分出了古河口湾相,并对其沉积特征和分布模式进行了初步探讨;其形成时间在9000 a BP左右,具有与现代河口湾不同的沉积特征,表现为中部为潮道砂体沉积,向陆渐变为受潮流影响的河流沉积,两侧被潮坪或盐沼沉积包围,沉积物在平面上自陆向海呈现粗—细—粗的分布模式。现代河口湾平面上自陆向海依次发育受潮流影响的河流沉积、粉砂质砂坎、潮道—潮流砂脊复合体和湾口泥质沉积区,沉积物呈现粗—细—粗—细的分布模式,与大多数河口湾常见的粗—细—粗的分布格局明显不同。

关键词: 沉积特征; 沉积序列; 分布模式; 河口湾; 下切河谷; 钱塘江
中图分类号:TE121.3 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2013)06-0839-14
Sedimentary sequence and distribution pattern of filling in Qiantang River incised valley
Zhang Xia1, Lin Chunming1, Gao Shu2, Robert W.Dalrymple3, Qu Changwei1, Yin Yong2, Li Yanli1, Zhou Jian1
1 State Key Laboratory for Mineral Deposits Research,School of Earth Sciences and Engineering,Nanjing University,Nanjing 210093,Jiangsu
2 Key Laboratory for Coast and Island Developmentministry of Education,Nanjing University,Nanjing 210093,Jiangsu
3 Department of Geological Sciences and Geological Engineering,Queen's University,Kingston,Ontario K7L3N6,Canada

About the corresponding author Lin Chunming,born in 1964,is a professor in School of Earth Sciences and Engineering,Nanjing University,with main research interest in sedimentology.E-mail:cmlin@nju.edu.cn.

About the first author Zhang Xia,born in 1985,is a research assistant in School of Earth Sciences and Engineering,Nanjing University,with main research interest in sedimentology. E-mail:zhangxiananjing@163.com.

Abstract

The present-day Qiantang River(QR)estuary is a world-famous tide-dominated estuary,and is one of the most sensitive areas for postglacial global sea-level changes in China.Filling of the QR incised valley was initiated by marine inundation during the transgression after the Last Glacial Maximum and has continued during the Holocene sea-level stillstand.From bottom to top it could be grouped into five sedimentary facies: Fluvial channel,floodplain,paleo-estuary,offshore shallow marine,and present-day estuary.The QR incised valley deposits occur as a relatively complete type I sequence with the sequence boundary,initial flooding surfacemaximum flooding surface,tidal-ravinement surfaces and tidal-erosion surfaces well-developed.Filling of the QR incised valley consists of four longitudinal segments: Seaward segment,offshore segment,the third segment and innermost segment,each of which is characterized by a distinct stratigraphic succession,and different degrees of marine and fluvial influences.This is the first time the paleo-estuary facies has been recognized,formed about 9000 a BP. It has a distinct sedimentary succession from the present-day estuary,and is characterized by a large number of tidal-channel sand bodies flanked by mudflats and salt-marshes in the landward part of estuary,passing headward into the tidal-fluvial channel.The present-day estuary is mainly composed of bay-mouth sediments,as well as a complex of tidal sand ridges and channels at the mouth,followed headward by a silty bar,which passes landward to a single tidal-fluvial channel.The sediments of paleo-estuary present a coarse-fine-coarse seaward pattern.By comparison,the deposits of present-day estuary show a coarse-fine-coarse-fine pattern from land to the sea,which is in general similar to the grain-size distribution in tide-dominated estuaries,but a significant difference exists in that the bay-mouth sediments of the present-day estuary are mud-dominated.

Key words: sedimentary characteristics; sedimentary sequence; distribution pattern; estuary; incised valley; Qiantang River
1 概述

现代钱塘江河口湾是世界著名的强潮型河口湾, 末次盛冰期以来, 在海退— 海进旋回过程中, 形成了一套下切河谷体系(李从先等, 1993, 2008; Lin et al., 2005, 2010), 较完整地记录了该区晚第四纪以来的古环境变迁。因河口地层形成时间短、侵蚀和改造作用频繁, 沉积相变剧烈, 同时因缺少精细的沉积序列描述、系统测年样品分析, 使得对下切河谷结构的研究较为薄弱(Li et al., 2000; Hori et al., 2001; Lin et al., 2005)。晚第四纪以来钱塘江下切河谷充填物仅粗略划分为4种沉积相类型, 在河流相和近岸浅海相的过渡部位未明确划分出海陆过渡相(古河口湾相), 且对其沉积特征、模式及与现代钱塘江河口湾异同点未进行过详细论述(李从先等, 1993; Lin et al., 2005; 林春明等, 2005)。层序地层学的发展使现代沉积学面临着新的挑战, 即总结单一海侵海退层序的内部结构和预测模型(高抒和李安春, 2000), 以加深对大尺度沉积层序的结构和动力沉积过程的认识和理解, 提供层序地层学的预测功能(Li and Zhang, 1996)。层序地层学的关键问题之一是确定层序界面, 钱塘江下切河谷区是反映第四纪全球海平面变化最敏感的地区之一, 下切河谷充填物内部和底部各种沉积界面发育, 但对其特征、类型、成因机制、分布规律及其相互关系的认识尚不清。作者立足于研究区已有钻孔资料, 以最新钻取的SE2孔沉积物和A-A'横剖面为主要研究对象(图 1), 在精细的岩心观察描述基础上, 利用粒度、古生物、14C测年等分析数据, 对钱塘江下切河谷充填物, 特别是对古河口湾相沉积物的沉积特征、地层界面和微观环境变化规律进行了精细研究, 建立了晚第四纪以来钱塘江下切河谷的地层结构和层序地层格架, 重建了强潮型钱塘江下切河谷和河口湾的沉积模式。

图1 钱塘江下切河谷区SE2孔和A-A′剖面位置图Fig.1 Locations for Borehole SE2 and Profile A-A′ in the Qiantang River incised valley

2 钱塘江下切河谷沉积相

根据沉积物颜色、岩性、沉积结构和构造、沉积序列和古生物学等特征, 将晚第四纪以来钱塘江下切河谷充填物自下而上划分为相V(河床亚相)、相Ⅳ (河漫滩亚相)、相Ⅲ (古河口湾相)、相Ⅱ (近岸浅海亚相)和相Ⅰ (现代河口湾相)5种沉积相类型, 整体为一个先向上变细后变粗, 从陆相到海陆过渡相、近岸浅海相再到海陆过渡相的沉积序列。下面将以SE2孔为例对各沉积相的具体特征进行描述剖析。

相V(河床亚相):位于孔深51.50~48.28m(图 2)。其中孔深51.50~49.05m沉积物主要为块状灰色砂砾(图 3-A), 以砾石为主, 砂、泥混杂其中, 平均粒径在-1.83~0.85 Φ 之间(图 2)。砾石成分复杂, 有石英岩、凝灰岩、砂岩、燧石、酸性火山岩等; 磨圆中等, 多呈次圆— 次棱角状, 也见扁平和不规则状, 与短源河流的河床亚相砾石比较接近(李从先等, 1993); 砾石含量和粒径向上逐渐降低和变小, 下部砾石含量约60%, 粒径多在6~8, cm之间, 上部砾石含量降为53%, 粒径以1~2, cm为主。沉积物分选非常差, 大小混杂, 分选系数在3.06~3.99之间。孔深49.05~48.28m沉积物为灰黄色细砂(图 3-B), 平均粒径在3.30~4.41 Φ 之间(图 2)。砂、粉砂和黏土的含量分别在51.5%~73.29%、22.52%~41.49%和4.18%~6.99%之间。沉积物分选非常差, 分选系数为2.03~2.30(图 2)。可见相V沉积物粒度向上逐渐变细, 表明沉积环境水动力向上逐渐减弱。该层段缺乏潮汐作用所形成的诸如砂泥互层等典型沉积构造, 且不含任何植物碎屑、有孔虫和贝壳化石, 表明当时的沉积动力环境已超过了潮流作用范围, 为陆相沉积产物(Pemberton et al., 1992)。其具有与现代河流沉积相似的岩性和沉积序列, 因此可解释为河流体系中的河床沉积(Hori et al., 2001)。

图2 钱塘江下切河谷区SE2孔综合柱状图
TST— 水侵体系域; HST— 高位体系域; TTRS— 海侵潮流侵蚀面; WFS— 体系域内海侵面; MFS— 最大海泛面; TES— 海退潮流侵蚀面Fig.2 Comprehensive column of Borehole SE2 in Qiantang River incised valley

图3 钱塘江下切河谷区SE2孔沉积特征和地层界面照片
照片上部为顶; 比例尺长5 cm; 硬币直径为2 cm; A— 50.55~50.83m孔深, 相V, 灰色砂砾; B— 相V和Ⅳ 的分界面位于48.28m孔深(白色虚线所示), 其下部为相V块状细砂, 上部为相Ⅳ 块状砂质泥; C— 44.72m孔深, 相Ⅳ , 植物根茎; D— 相Ⅳ 和Ⅲ 的分界面, 位于39.98m孔深(白色虚线所示), 其下部为相Ⅳ 的泥, 上部为相Ⅲ 的灰色砂质泥, 钙质结核发育; E— 相Ⅲ 和Ⅱ 的接触界线, 位于25.49m孔深(白色虚线所示), 其下部为相Ⅲ 的灰黄色砂质泥, 顶部见8, cm厚的贝壳层, 上部为相Ⅱ 的青灰色泥, 富含水; F— 19.95m孔深, 相Ⅱ , 虫孔和粉砂团块; G— 相Ⅱ 和Ⅰ 的接触界线, 位于19.24m孔深(白色虚线所示), 其上部为相Ⅰ 的灰色细砂, 下部为相Ⅱ 的块状泥; H— 14.37~14.53m孔深, 相Ⅰ , 砂泥互层。照片中:G表示砾; FS表示细砂; SM表示砂质泥; M表示泥; R表示植物根茎; CC表示钙质结核; SB表示粉砂团块; B表示虫孔Fig.3 Photographs of sedimentary characteristics and surfaces from Borehole SE2 in Qiantang River incised valley

相Ⅳ (河漫滩亚相):位于孔深48.28~39.98m(图 2)。孔深48.28~46.01m和44.12~39.98m沉积物为灰黄色、灰色泥和砂质泥; 孔深46.01~44.12m沉积物为砂质泥和细砂互层。该段沉积物块状层理发育, 见透镜状和脉状层理。各粒级沉积物含量变化较大, 砂为0%~83.9%、粉砂为14.6%~88.44%、黏土为2.19%~21.64%; 粒度偏细, 平均粒径为2.16~6.98 Φ , 平均为5.63 Φ ; 分选差, 分选系数在1.05~2.39之间, 平均为1.62。与下伏层段相比, 沉积物粒度变小, 分选变好, 水动力条件进一步减弱, 但平均粒径变化范围较大, 指示沉积环境不太稳定。泥质沉积物中泥炭层(厚0.01~2cm)、植物根茎和碎屑丰富(图 3-C), 未见有孔虫, 为陆相淡水沉积(Pemberton et al., 1992)。此外, 泥质沉积物中还见许多菱铁矿和蓝铁矿结核, 表明其形成于一个相对还原的沉积环境(林春明等, 1999)。因此, 推断该段沉积物可能形成于水动力较弱的河漫滩沉积环境。14C测年显示该段沉积物形成于9000 a BP左右(图 2, 表1)。

表1 钱塘江下切河谷区SE2孔沉积物AMS14C测年数据 Table1 AMS14C data of sediments from Borehole SE2 in Qiantang River incised valley

相Ⅲ (古河口湾相):孔深位于39.98~35.49m(图 2)。孔深39.98~39.01m和36.92~35.49m沉积物主要为灰黄色、灰色泥和砂质泥(图 3-D); 孔深39.01~36.92m沉积物为灰色、灰黄色细砂(厚0.01~2.37cm)和泥(厚0.01~2.36cm)互层。波状、脉状和沙波交错层理发育。各粒级沉积物含量变化较大, 其中砂在0%~85.5%之间, 粉砂为13.3%~83.6%, 黏土为0%~47.5%; 平均粒径介于1.66~7.83 Φ 之间, 平均为5.8 Φ ; 分选较差, 分选系数在0.96~3.27之间, 平均为1.62。沉积物中常见植物碎屑和根茎, 钙质结核发育, 可作为环境暴露的标志。底栖有孔虫自孔深39.50m开始出现, 主要为胶结壳有孔虫, 即串珠虫(Textularia sp.)和串球虫(Reophax sp.), 玻璃壳有孔虫少见, 如Ammonia beccarii (李艳丽等, 2011; 潘峰等, 2011; 李保华等, 2012); 底栖有孔虫种数为2~3, 丰度为8~13枚/50 g干样, 复合分异度(H(s))在 0.64~0.95之间。顶部见厚约8, cm的贝壳富集层, 壳体虽受不同程度风化, 但保存完整, 常见两瓣绞合者(图 3-E), 反映原地埋藏的特点(李艳丽等, 2011; 李保华等, 2012)。这些特征表明该段沉积物主要形成于低盐、近陆的潮流作用环境中, 且经常暴露于地表, 与现代钱塘江河口湾近陆段的沉积环境较为一致。因此, 作者认为该段沉积物应形成于以潮流作用为主的古河口湾中。胶结壳有孔虫、砂泥层偶和钙质结核是该沉积相的识别标志。孔深36.90 m、36.60m和35.50m贝壳样品的AMS14C测年结果显示, 该段沉积物形成于8965± 45~9055± 45 a BP之间(图 2, 表1)。

相Ⅱ (近岸浅海亚相):位于孔深35.49~19.24m(图 2)。该段沉积物主要为青灰色泥, 富含水, 夹土黄色、灰色粉砂条带和团块, 孔深28.9~31.4m为粗砂质泥。粉砂层厚度在1~2mm之间, 泥质层厚度在几厘米到十几厘米之间。块状、透镜状和水平层理发育, 虫孔和生物扰动现象丰富(图 3-F)。该段沉积物粒度最细, 平均粒径在6.12~7.97 Φ 之间, 平均6.69 Φ ; 分选最好, 分选系数在1.16~2.97之间, 平均1.54, 指示水动力条件最弱, 环境最稳定。沉积物中有孔虫丰富, 以底栖有孔虫为主, 含量高达85.7%~100%(李艳丽等, 2011; 潘峰等, 2011; 李保华等, 2012); 底栖有孔虫丰度总体向上增加, 每50g干样中多为数十枚, 最多可达790枚, 平均60枚, 复合分异度平均为1.29; 底栖有孔虫为典型的广盐性浅海底栖有孔虫, 以玻璃壳为主, 主要有Ammonia beccarii vars.、Elphidium magellanicum、Quinqueloculina seminula、Cribrononion subincertum等40余个属种(李艳丽等, 2011; 潘峰等, 2011; 李保华等, 2012), 与现代东海、黄海、长江三角洲和渤海湾地区浅海相有孔虫群落相似(汪品先等, 1981; Li et al., 2002)。因此, 该段沉积物可能形成于一个水体相对较深的浅海环境, 为近岸浅海沉积。Quinqueloculina seminula和Triloculina rotunda等瓷质壳底栖有孔虫和浮游有孔虫的出现反映当时沉积环境相对温暖, 海水影响程度较强。

相Ⅰ (现代河口湾相):位于孔深19.24~2.30m(图 2)。沉积物主要由细砂和砂质泥组成, 下部多呈灰色, 向上渐变为灰黄色, 波状层理发育(图 3-G, 3-H)。细砂层厚度在0.02~2m之间, 平均粒径为2.71~4.27 Φ ; 砂质泥沉积物厚度在0.02~4m之间, 平均粒径为3.25~7.20 Φ 。与下伏层段相比, 沉积物平均粒径增大, 沉积水动力增强。底栖有孔虫种数、丰度和复合分异度在该沉积相底部突然增大, 并向上逐渐减小(李保华等, 2012)。沉积物中有孔虫含量高, 底栖有孔虫丰度最大可达2240枚/50 g, 平均225枚/50 g, 浮游有孔虫仅在底部可见, 数量极少(李艳丽等, 2011; 潘峰等, 2011; 李保华等, 2012; 张霞, 2013); 底栖有孔虫多为广盐性, 大概30余种, 以浅水种属(如Ammonia beccarii vars.、Elphidium advenum和Pararotalia nipponica)和深水种属(水体深度大于50m; 如Ammonia compressiuscula、Protelphidum tuberculatum和Ammonia koeboeensis等)共存为特点(张霞, 2013)。深水底栖有孔虫属种可能是由潮流作用从东海带入(Zhang and Li, 1996; Li et al., 2000; Hori et al., 2001)。这些特征与现代钱塘江河口湾非常相似, 因此, 可将该相解释为以潮流作用为主的现代河口湾相。同时Ammonia annectens、Asterorotalia subtrispinosa 和Gypsina的出现说明当时沉积环境较温暖。

图4 钱塘江下切河谷区A-A′剖面中岩性、沉积相分布特征(剖面位置见图1)
SB— 层序界面; MFS— 最大海泛面; IFS— 初始海泛面; TTRS— 海侵潮流侵蚀面; TES— 海退潮流侵蚀面; WFS— 体系域内海侵面; FSST— 强制性海退体系域; LST— 低位体系域; TST— 水侵体系域; HST— 高位体系域Fig.4 Distribution of lithology and sedimentary facies in transection Profile A-A′ of Qiantang River incised valley(See Fig.1 for location)

3 钱塘江下切河谷地层界面
3.1 层序界面

研究区晚第四纪沉积物层序界面在下切河谷内表现为一个凹凸不平的流水侵蚀面(Li and Zhang, 1996; 林春明, 1997; Li and Lin, 2010); 在古河间地则位于硬黏土层表面, 因后期海侵影响及潮流侵蚀冲刷作用, 常与初始海泛面和潮流侵蚀面重合; 在两者过渡区位于河流阶地河流相砂砾沉积或硬黏土层的顶部(图 4)。下切河谷内, 层序界面之下基岩有2类:(1)由灰绿色、黄绿色、褐黄、灰色等构成的杂色致密含砂砾黏土, 砾石磨圆较差, 多为棱角状, 可能为更新世的坡积、洪积物, 厚1.6~5.6m, 这些沉积层后期暴露地表, 经历了长期的风化或成壤作用, 可见于宁围、南阳、杭州等地; (2)白垩系紫红色含砾砂岩、火山岩或其风化层, 如萧3孔、萧17孔等, 这种类型基底主要分布于下切河谷中部靠近深泓线一带, 为河流切穿第四系达到白垩系基岩所致。层序界面之上的晚第四纪沉积物与其下部基岩形成强烈对比, 具有弱压实、高孔隙度(40.7%~62.6%)和高含水量(21.8%~57.1%)的特点(林春明等, 1999; Li and Lin, 2010)。该界面埋深在10~120m之间, 在下切河谷内部的埋深大于在古河间地的埋深, 深泓线位于现代钱塘江河口湾南岸, 并向东海方向埋深逐渐增大, 显然古水流流向为自西向东(图 4, 图5)。

图5 钱塘江下切河谷层序界面埋深等值线图Fig.5 Contour map of sequence boundary in Qiantang River incised valley

3.2 层序内部界面

3.2.1 初始海泛面

研究区初始海泛面在古河间地和古河流阶地区与层序界面重合(图 4)。但关于其在下切河谷内的位置尚有争论(Li and Zhang, 1996)。一般将河流与河口湾相之间的接触界面划为初始海泛面(Allen and Posamentier, 1993; Catuneanu, 2006)。也有学者认为初始海泛面应位于河流沉积内部的某个部位(Dalrymple and Zaitlin, 1994; Zaitlin et al., 1994; Zhang and Li, 1996; Sakai et al., 2006)。钱塘江下切河谷内沉积于层序界面之上的粗粒河床沉积物厚度在10~20m之间, 厚者可达30~40m, 该厚度远超现代河流沉积厚度, 现代河流相沉积一般为10 m(Allen and Posamentier, 1993)。目前获得的河床沉积物14C年龄均小于15 000 a BP(Zhang and Li, 1996; Lin et al., 2005; Li et al., 2006), 远远晚于海平面上升时期。这种巨厚砂砾层在密西西比河、长江等大河中也有报道(李从先等, 1993)。从现代河流河谷沉积特征来看, 滞留沉积不可能形成如此巨厚的砂砾层, 除滞留沉积作用外, 它必然受到了加积作用, 为基准面抬升时期的产物(Li et al., 2000, 2002)。钱塘江下切河谷内河床砂砾层的形成可分为2个阶段, 即海平面下降时的进积滞留沉积和海面上升时的退积或加积溯源堆积, 它们的分界即为初始海泛面。海侵时, 就下切河谷底部的某一点来说, 在涨潮流或海水直接影响未到达之前, 由于其下游基准面抬高, 河流流速减慢, 河流携带的大量沉积物得以沉积下来, 而沉积物的堆积又抬升了该点的基面, 从而使得回水作用向上游进一步发展, 因此这种回水和溯源堆积作用可以持续较长时间, 同时河流纵剖面依次向陆迁移和叠置, 从而形成厚层的河流相沉积(李从先等, 1993)。基准面抬升和随之而来的海侵为河流回水区沉积物的沉积提供了足够空间, 所形成的沉积物向海方向粒度逐渐变细, 粗粒沉积物沉积于河流上游(Parker, 1991; Li et al., 2006; Frings, 2008; Reynaud and Dalrymple, 2012)。可见, 初始海泛面应位于河床亚相粗粒沉积物内部, 但其精确位置很难确定, 今后研究需加强。Zaitlin等(1994)和Dalrymple等(1994)也表达了类似的观点, 但他们仅指出海侵时也可产生河床砂砾层, 对其沉积厚度远远估计不足。

3.2.2 最大海泛面

研究区最大海泛面位于近岸浅海泥质沉积物中, 界面之下水体逐渐加深, 沉积环境由河流经古河口湾渐变为近岸浅海, 而界面之上水体逐渐变浅, 沉积环境由近岸浅海变为现代河口湾。若近岸浅海沉积物部分或全部被侵蚀, 可将现代河口湾相底部的侵蚀界面作为最大海泛面。现代钱塘江河口湾正处于进积— 充填阶段(Dalrymple et al., 2012), 可将河口湾边缘潮坪沉积物开始进积的底界面作为最大海泛面。此外, 在钱塘江下切河谷上游部位, 因沉积物主要由河流沉积物组成, 可将最大海泛面置于向上粒度变细沉积序列(海侵序列)与向上粒度变粗沉积序列(海退序列)的交界处。前人研究推测最大海泛面可能形成于7000 a BP(Li and Zhang, 1996; Li et al., 2002), 但尚需进一步研究。

3.2.3 潮流侵蚀面

研究区潮流侵蚀面有海侵和海退潮流侵蚀面2种类型。

海侵潮流侵蚀面主要位于初始海泛面和最大海泛面之间。一般近岸侵蚀带向岸迁移或叠加, 以及潮道向陆或向岸侧向迁移和叠加均可形成潮流侵蚀面(TTRS; Boyd et al., 2006)。研究区古河口湾相与河流相之间的接触界面为一典型的海侵潮流侵蚀面, 同时也是一个海侵面。界面之下的沉积物主要由灰色、灰绿色泥组成, 含有大量的泥炭和植物碎屑, 有时可见下伏层沉积物呈撕裂块分布于上覆沉积层中; 而界面之上的沉积物主要由灰色砂质泥组成, 含有大量的钙质结核和底栖有孔虫(图 3-D)。粒度组成和参数在该界面也发生突变(图 2)。海侵潮流侵蚀面在古河口湾相中也非常发育, 主要分布于潮道砂体底部。

海退潮流侵蚀面主要分布在现代钱塘江河口湾沉积物中。现代河口湾相与近岸浅海亚相之间的接触界面为一个典型的海退潮流侵蚀面(TES; 图4)。界面之下的近岸浅海沉积物主要由富含水的泥质沉积物组成, 而界面之上现代河口湾沉积物主要由分选相对较好的细砂组成(图 2, 图3-G)。另外, 底栖有孔虫的种数、丰度和复合分异度在该界面处也发生变化, 种数和复合分异度向上突然增大, 深水有孔虫种数和丰度也突然增加(张霞, 2013)。这主要是由于潮流作用下水动力强度突然增强, 将东海内大量的深水底栖有孔虫带入河口湾内(图 2)。该侵蚀面在研究区的分布范围宽度可达5.5~47km, 长度可达177 km(Lin et al., 2005)。

3.2.4 体系域内海侵面

钱塘江下切河谷内古河口湾相顶部有一厚约6~8, cm的贝壳富集层, 该层特征明显, 分布连续, 为一标志层(张霞, 2013)。该贝壳层底界面应为一体系域内海侵面(WFS; 图4)。Reynaud 和 Dalrymple(2012)认为随着潮流作用强度的减弱, 其搬运砂质沉积物的能力也减弱, 从而导致沉积物中碳酸盐含量的增加。因此该贝壳富集层可能代表海侵滞留沉积。贝壳层14C测年表明该海侵层形成于8965± 45 a BP(图 2, 表1)。

4 钱塘江下切河谷充填物分布模式
4.1 古河口湾相沉积物分布模式

目前勘探成果证实, 具商业性的天然气均存储于钱塘江下切河谷内古河口湾相砂体中。这些砂体主要位于孔深36.0~61.0m范围内, 以粉砂、细砂和中砂沉积为主, 垂向上粒度向上一般变细, 个别砂体向上逐渐增粗; 砂体厚度在2~15m之间, 最厚达23m; 埋深在28~64m之间, 相邻钻井埋深可相差数米至十多米; 有时单个钻井可钻遇3~4个砂体, 但相邻钻井缺失这些砂层, 难以将它们看成统一的砂体, 实质上呈顶平底凸的透镜状、串珠状分布, 周围被泥质沉积物包裹; 砂体大小不一, 有的很小, 只在单口钻孔中可见, 有的规模较大, 单个砂体可延伸几千米、特别是多个砂体在平面上错叠连片, 可形成宽数千米、长十余千米的砂体群; 平面上自西向东, 即自陆向海砂体数量逐渐增多, 砂体埋藏深度逐渐增大。以往多认为这些砂体是发育于受潮流影响河漫滩亚相中的串沟砂(Li and Zhang, 1996), 也有人认为其为受潮流影响河漫滩亚相中的潮流砂脊沉积(林春明等, 2005; Lin et al., 2005)。作者认为这些砂体为古河口湾相内部的潮道砂体沉积, 周围被泥坪和盐沼沉积包围(图 6-A; Hughes, 2012)。

图6 钱塘江古河口湾(A)和现代河口湾相沉积物平面分布模式(B; 据王颖, 2012, 修改)
1~2— 全公亭潮流砂脊; 3— 海盐潮流砂脊; 4— 王盘山潮流砂脊; 5~7— 七姐八妹潮流砂脊Fig.6 Plane distribution pattern of sediments in paleo-estuary(A)and present-day estuary (B; modified from Wang, 2012)of Qiantang River

潮道砂体的形成应具备3个条件, 即强劲的潮流、充足的沉积物供给和沉积空间(Dalrymple et al., 1992)。研究区古河口湾相形成于7500~12 000 a BP, 该时期海平面由-50m上升到-5m(蔡祖仁和林洪泉, 1984; 严钦尚等, 1987), 提供了充足的沉积空间。前人数值模拟认为古河口湾相沉积时期有强潮流通过研究区, 且潮差与现今钱塘江河口湾相似(Hori et al., 2001; Uehara et al., 2002; Uehara and Saito, 2003)。末次冰盛期, 东海陆架大部分暴露成陆, 在随后海侵过程中沉积物被多次改造, 形成目前广泛分布的砂质和泥质沉积, 是特征的海侵和高位体系域地层(李广雪等, 2005)。泥质沉积主要分布在东海大陆架近陆一侧, 以粉砂和黏土为主, 该带自长江口起向SSW延展, 宽度自北而南逐渐趋窄, 其东界大致以50m等深线为限, 沉积物厚度约10~20m, 向海变薄, 该带沉积物为全新世高海面之后的近代或现代沉积物, 为长江口供砂、沿岸流长期作用的结果。该带外侧为粗粒沉积物带, 主要由细砂组成, 多数年龄在15 000~7000 a BP之间, 是晚更新世至全新世早期海侵阶段的产物, 经历了复杂的动力变化, 与现在动力环境不一致, 为残留潮流/滨岸砂体或改造砂体沉积, 为陆架源物质, 现代沉积速率很低, 很少接受现代长江物质。可见, 在海平面上升时期, 特别是古河口湾相沉积时期, 东海陆架区基本被粗粒沉积物覆盖, 这些粗粒沉积物由潮流带入钱塘江古河口湾内, 为砂体的形成提供充足的砂质物源, 古钱塘江上游也可能提供一些粗粒河流沉积物。古河口湾相口门部位与古长江类似, 可能也发育潮流砂脊沉积砂体, 需要进一步研究确定(图 6-A)。

砂质透镜体在近岸浅海亚相和现代河口湾相内很少发育, 主要原因有2个。一是海平面上升之后, 特别是最大海泛面之后, 东海大陆架靠陆部位主要接受来自长江的细粒沉积物, 砂质沉积物供给逐渐变得有限; 二是随着现代河口湾水体的增长, 可容空间减小, 潮流增强, 从而使潮流速度变得极高, 阻碍细粒物质在潮道中沉积, 泥质沉积物不得不在潮间坪聚集, 砂质沉积物在非常高的流速下变得极易移动, 就像今日河口坝这种状态, 这可解释现代河口湾相中地层结构和巨大粉砂砂坎出现的现象。另外, 古钱塘江河口湾靠陆部位, 因潮流影响较弱, 以钱塘江径流为主, 因此沉积物以受潮流影响的河漫滩和河床沉积为主。其与潮道砂体的过渡部位为潮流与径流的汇合部位, 水动力最弱, 沉积物粒度最细。总体来看, 古河口湾沉积物在平面上自陆向海呈现粗— 细— 粗的分布模式, 与大多数河口湾沉积物分布格局较为一致(Allen and Posamentier, 1993; Dalrymple and Zaitlin, 1994)。

4.2 现代河口湾相沉积物分布模式

现代钱塘江河口湾自潮区界芦茨埠向海依次发育受潮流影响的河床— 河漫滩复合体、粉砂质砂坎、潮道— 潮流砂脊复合体和湾口泥质沉积区(图 6-B)。闸口以上的河流段以河床亚相砂砾沉积为主(图 6-B), 在冰后期的海侵过程中, 因回水和溯源堆积作用以及沉积物进积作用的影响, 其总体呈现向上先变细后又变粗的沉积旋回。闸口至澉浦之间的河口湾漏斗内为巨大的粉砂质砂坎沉积(图 6-B)。闸口上游和下游的沉积物在粒径上有很大差别, 且界限明显; 在那里河床还有明显的落水槽, 反映了河床的突然加宽。澉浦至金山卫之间为潮道与潮流砂脊复合体沉积, 潮道与潮流砂脊相间线性分布, 沉积物以砂质粉砂和粉砂为主, 潮流砂脊主要由细砂组成(图 6-B; 王颖, 2012)。杭州湾北岸深切槽离岸距离3~5km, 全长65km, 宽度2km, 最大水深达53m, 为涨潮冲刷槽, 近百年来不断深刷, 侵蚀泥砂量达10× 108, t; 潮流砂脊出现在全公亭、海盐、王盘山及南岸七姐八妹海域, 长3~12km, 宽1~4km, 脊顶水深1.0~5.0m, 砂脊上均叠加沙波(图 6-B; 王颖, 2012)。现代钱塘江湾口则主要为泥质粉砂夹厚层粉砂沉积, 堆积面积2000 km2, 海域宽阔, 海底地形平坦, 起伏小, 水深在8~10m之间, 总体上处于微淤状态(王颖, 2012)。潮滩分布在杭州湾南岸潮间带以及北岸金山卫以东和尖山— 乍浦一带, 以庵东和尖山潮滩为代表, 沉积物以粉砂和黏土质粉砂为主, 处于缓慢淤涨状态; 海滩分布在北岸深切槽北部, 以细砂和粉砂质细砂沉积为主, 历史上岸线后退, 潮间带被侵蚀, 后因人工建筑海塘和海岸防岸工程, 目前处于稳定状态(王颖, 2012)。总体来看, 沉积物在平面上自陆向海呈现粗— 细— 粗— 细的分布模式, 与大多数河口湾常见的粗— 细— 粗的沉积物分布格局(Allen and Posamentier, 1993; Dalrymple and Zaitlin, 1994)明显不同, 这可能与现代钱塘江河口湾独特的动力条件和泥砂运动特征紧密相关。

4.3 钱塘江下切河谷充填物横向分布模式

以乍浦— 慈溪横剖面为例, 上述沉积相根据其在下切河谷体系的不同部位及其组合特点, 横向上可划分为3种相序类型(图 1, 图4)。该剖面钱塘江下切河谷埋深在50.5~124.6m之间, 宽度为47km; 北部发育2期河流阶地, 上覆砂砾沉积, 埋藏深度分别在60~70m和90~110m之间, 为强制性海退体系域产物, 其表面为层序界面; 河间地硬黏土层的埋藏深度为33~46m; 南部沉积厚度较大, 指示当时下切河谷的深泓线位于现代钱塘江河口湾的南岸平原, 即钱塘江在其演化过程中河流明显由南向北迁移, 且下切河谷的宽度比现代钱塘江河口湾大得多; 现代钱塘江河口湾形成后涨潮流占优势, 涨潮流偏北, 落潮流偏南, 使得现代河口湾北岸侵蚀严重, 沉积的砂体较薄; 古河口湾和河床— 河漫滩复合体沉积物, 特别是古河口湾相内透镜状砂体发育, 砂体厚度可达5~15m(图 4)。在该剖面中Ⅰ 类沉积相序主要位于下切河谷中部, 靠近主泓线的位置, 末次冰期河流下切作用强烈, 导致了硬黏土层的缺失, 河流甚至切穿了第四系直达白垩系基岩, 如图4中的A29~A66钻孔区间; 不整合面之上冰后期沉积相序完整, 自下而上依次发育河床亚相、河床— 河漫滩亚相复合体、古河口湾相、近岸浅海亚相和现代河口湾相(图 4, 类型1)。Ⅱ 类沉积相序位于下切河谷的边缘地带, 底部为不整合面, 下伏更新世杂色含砂砾黏土洪积物、河阶地沉积层或河间地硬黏土层, 与类型1的不同之处为底部河床亚相沉积缺失, 多数情况下也缺失硬黏土层, 因为河漫滩被间歇性地淹没, 抑制了硬黏土层的形成, 河床— 河漫滩复合体(图 4, 类型2-1)或古河口湾相(图 4, 类型2-2)直接覆盖于不整合面之上。Ⅲ 类沉积相序分布在古河间地, 未发生河流的下切作用, 地表长期暴露, 形成了致密的硬黏土层(古土壤层), 不整合面位于其顶部, 如图4中的A67~A68钻孔区间; 不整合面之上依次覆盖近岸浅海亚相和现代河口湾相, 或湖沼相(图 4, 类型3-1), 局部可见现代河口湾相或河床— 河漫滩复合体(图 4, 类型3-2)直接覆盖于硬黏土层之上。

图7 展示了由海进、海退导致的沉积相分布的钱塘江下切河谷体系理想化纵剖面图
SB— 层序界面; IFS— 初始海泛面; TTRS— 海侵潮流侵蚀面; WFS— 体系域内海侵面; MFS— 最大海泛面; TES— 海退潮流侵蚀面Fig.7 Schematic profile along axis of Qiantang River incised valley, showing distribution of sedimentary facies resulting from transgression and regression

4.4 钱塘江下切河谷充填物纵向分布模式

纵向上, 可将钱塘江下切河谷充填物划分为4段(图 7)。

第1段为海向段, 其从低海面时下切河谷的口门延伸至现代钱塘江河口湾的海向最远处(图 7)。低海面时下切河谷的口门位于现今海岸线外约550km的陆架上(朱永其等, 1979)。该段河谷开始于随基面下降的河流下切, 沉积物通过河谷至口部(除极少数滞留外)沉积形成低位三角洲/低位扇, 岸线前展。至最低海平面时, 岸线最远, 该时期产生底部层序界面。随着海平面的上升, 河谷的下游开始海侵, 下切河谷从沉积物输送带渐变为“ 沉积物汇” , 接受低位和海侵体系域的河流和古河口湾相沉积, 随后被海侵和高位体系域的近岸浅海泥质沉积物覆盖。该段沉积中古河口湾相随海侵的进行, 向陆迁移, 垂向上底部为受潮流影响的河床和河漫滩沉积, 之上为潮道和潮流砂脊沉积。

第2段为近海段, 其从第1段的陆向端延伸至最大海侵时近岸浅海相向陆分布的最远处, 在本区可延伸至闸口附近的山麓地区(图 7)。与第1段类似, 该段低位和海侵体系域的河流相沉积物直接覆盖在层序界面之上, 随后被海侵和高位体系域的河口湾和近岸浅海沉积物覆盖; 陆向端的现代河口湾沉积又被高位体系域的河流相沉积物覆盖。现代钱塘江河口湾在该层段不同部位沉积特征各异, 海向端主要由湾口泥质沉积物、潮流砂脊和潮道复合体组成, 中部表现为粉砂砂坎沉积, 陆向端则为受潮流影响的河床和河漫滩沉积。古河口湾相的沉积序列与第1段相似, 其下部为受潮流影响的河床和河漫滩沉积, 上覆潮道和潮流砂脊沉积。

第3段为近陆段, 其从第2段的陆向端延伸至最大海侵时河口湾相的陆向极限处(图 7), 它对应于海侵末河口湾的溺谷区。与第1、2段相类似, 该段内层序界面被低位至早期海侵的河流沉积物覆盖, 随后又被海侵和高位体系域的河口湾和河流相覆盖, 但缺失近岸浅海沉积物, 且古河口湾沉积序列在不同部位可发生变化, 在其海向端, 该序列为受潮流影响的河床和河漫滩沉积物被潮道和潮流砂脊沉积覆盖, 在其陆向端, 潮道和潮流砂脊砂体缺失, 受潮流影响的河床和河漫滩沉积物直接被高位体系域的河流相沉积物所覆盖。可见, 潮流影响的陆向端为第3段的内端, 对应于Dalrymple等(1992)定义的河口湾的内端, 也对应于Allen和Posamentier(1993)的“ 湾线” 。

第4段为陆向段, 其位于第3段的陆向端及下切作用的陆向极限之间(图 7)。该段可从第3段内端向上游延伸数十至数百千米。河流沉积作用贯穿于该段发育的整个历史, 但低位— 海侵— 高位旋回的相对海面及可容空间的变化, 影响沉积作用, 可产生一定的河流形式垂向变化。低位河流沉积比较薄, 因为当时该河流系统曾受到侵蚀, 或作为传输地带。充填底部的晚期低位和早期海侵沉积为相对较粗的混合河道沉积。随着海侵的发展, 河流坡度及河流能力下降, 形成总体向上变细的序列。基面抬升时形成的沉积物应包括较孤立的河道砂体和较多的河漫滩沉积。由于基面上升及可容空间增加速率减小而产生的进积作用, 上覆的高位沉积应向上变粗。

第1、2、3段沉积物的保存潜力主要受潮流侵蚀作用的强度和深度控制, 而第4段沉积物的保存潜力主要由河流侵蚀作用的强度和深度控制。第4段内端向陆部分为正常河流段, 河流比降明显增大, 海面变化不再控制河流的沉积作用, 主要受气候、构造和沉积物供应等因素控制, 海水或潮流的影响未到达该段(Boyd et al., 2006), 尽管也可能有河流下切所形成的负地形, 但已不属于下切河谷体系。沉积物主要由河床和河漫滩沉积组成, 低位和海侵体系域沉积物表现为向上变细的沉积序列, 而上部高水位沉积物则表现为向上变粗的沉积序列。

由于不同地点及时空尺度、河谷形态、沉积坡度、沉积物供应和海面变化幅度、速度的影响, 强潮型的钱塘江下切河谷与Zaitlin 等(1994)建立的波浪型下切河谷体系模式具有以下不同之处:(1)最大海侵时, 海水淹没下切河谷及大片的古河间地, 海水通常直达该区的山麓地带, 在其上沉积了分布广泛的近岸浅海沉积; (2)缺少波浪型下切河谷体系中的典型沉积单元, 如河口砂坝、中央盆地和湾顶三角洲; (3)钱塘江下切河谷波浪作用面缺失, 但潮流侵蚀面发育, 且分布范围更广, 并不局限于湾口进潮口; (4)虽然Zaitlin等(1994)建立的波浪型下切河谷体系模式涉及溯源堆积在下切河谷充填中的作用, 但对其强度估计不足, 钱塘江河口湾的实例表明, 溯源堆积可形成厚达数十米的河流相沉积, 且这一充填过程发生在下游河段, 时间上在河口湾形成之前。

5 结论

1)钱塘江下切河谷充填物自下而上主要发育河床、河漫滩、古河口湾、近岸浅海、现代河口湾5种类型沉积, 并发育层序界面、初始海泛面、最大海泛面、海侵潮流侵蚀面、海退潮流侵蚀面和体系域内海侵面6种地层界面, 整体是个较为完整的Ⅰ 型层序。首次明确划分出了钱塘江下切河谷底部陆相地层向上部海相地层过渡时期保存的古河口湾地层。

2)钱塘江下切河谷充填物横向上发育3种沉积相序; 纵向上又可分为海向段、近海段、近陆段和陆向段4段, 各段沉积相组合类型和海陆相互作用强度不同。钱塘江古河口湾和现代河口湾相为典型的强潮型河口湾, 具有不同的沉积物平面分布模式。古河口湾中部为潮道砂体沉积, 向陆渐变为受潮流影响的河床和河漫滩沉积, 两侧为潮坪或盐沼沉积, 沉积物在平面上自陆向海呈现粗— 细— 粗的分布模式。现代河口湾内部自潮区界芦茨埠向海依次发育受潮流影响的河床— 河漫滩复合体、粉砂质砂坎、潮道— 潮流砂脊复合体和湾口泥质沉积区, 沉积物在平面上自陆向海呈现粗— 细— 粗— 细的分布模式, 与大多数潮控河口湾常见的粗— 细— 粗的沉积物分布格局明显不同。

致谢 姚玉来和潘峰参加部分研究工作, 李保华、杨守业、朱筱敏和范代读教授给予建设性意见, 在此一并致谢!

作者声明没有竞争性利益冲突.

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