罗铃钞, 纪友亮, 王皓. (2017)北海盆地维京地堑新近纪下切谷发育主控因素及其内部充填特征* [J]. 古地理学报, 19(4): 635-647
Luo Lingchao, Ji Youliang, Wang Hao. (2017)Controlling factors of incised valley development in the Neogene and its characteristics of internal filling in Viking Graben,North Sea Basin[J]. Journal Of Palaeogeography, 19(4): 635-647. DOI:10.7605/gdlxb.2017.04.049  
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北海盆地维京地堑新近纪下切谷发育主控因素及其内部充填特征*
罗铃钞1,2, 纪友亮1,2, 王皓1,2
1 中国石油大学(北京)地球科学学院,北京 102249
2 中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室,北京 102249

第一作者简介 罗铃钞,男,1990年生,硕士研究生,主要从事沉积学和层序地层学研究。E-mail: lc_luo2016@sina.com。

通讯作者简介 纪友亮,男,1962年生,教授,博士生导师,现在中国石油大学(北京)主要从事石油地质学、沉积学和层序地层学教学与研究工作。E-mail: jiyouliang@cup.edu.cn。

收稿日期:2016-08-11
基金:*国家自然科学基金项目(编号: 41672098)资助
摘要

下切谷是陆地上一种常见的侵蚀地貌,古今均十分发育,但是不同盆地、不同时代发育的下切谷,无论是在沉积充填特征还是平面展布形态等多个方面都大相径庭。为此,作者依据曼宁公式进行理论推导,再结合分析北海盆地维京地堑发育的典型下切谷实例以及前人进行的相关水槽实验结果总结认为: 地形坡度、基准面下降速率及幅度与下切谷所侵蚀地层的岩性是影响下切谷发育模式的最主要因素。这些因素共同控制了: ( 1)下切谷的弯度指数及宽深比,( 2)下切谷平面上发育密度及其规模,( 3)与下切谷伴生的陆棚三角洲、陆棚边缘三角洲沉积厚度及展布范围。海侵过程中下切谷的沉积充填类型及岩性,受平均基准面上升速率及沉积物供应量的共同控制,根据沉积充填类型及岩性的不同可将其划分为富砂型陆棚三角洲充填及富泥型河口湾充填两类。

关键词: 北海盆地; 维京地堑; 下切谷; 主控因素; 陆棚坡度; 基准面变化; 充填特征
中图分类号:P512.31 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2017)04-0635-13
Controlling factors of incised valley development in the Neogene and its characteristics of internal filling in Viking Graben,North Sea Basin
Luo Lingchao1,2, Ji Youliang1,2, Wang Hao1,2
1 College of Geosciences,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249
2 State Key Laboratory of Petroleum Resources and Prospecting,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249;

About the first author Luo Lingchao,born in 1990,is a M.S. candidate of China University of Petroleum(Beijing). He is mainly engaged in sedimentology and sequence stratigraphy. E-mail: lc_luo@sina.com.

About the corresponding author Ji Youliang,born in 1962,is a professor of China University of Petroleum(Beijing). He is mainly engaged in petroleum geology,sedimentology and sequence stratigraphy. E-mail: jiyouliang@cup.edu.

Fund:Financially supported by the National Natural Science Foundation of China(No.41672098)
Abstract

Incised valley is a common erosional landform,which is well-developed in ancient rock records and modern depositional settings. However,various sedimentary filling characteristic and planar morphology of incised valley have been reported in different basins and of different ages. Based on theoretical derivation according to Manning formula,the typical incised valley examples of the Viking Graben in North Sea Basin and previous relevant flume experiment results,it is concluded that the slope gradient,rate and amplitude of base level descending and lithology of underlying formation are the main controls on the pattern of incised valley development. These factors control: (1)sinuosity index and width to depth ratio of the incised valley; (2)Planar developing density and scale of the incised valley;(3)thickness and spatial distribution of shelf delta and shelf margin delta associated with the incised valley. During transgression,sedimentary filling and lithology variation of incised valley are mainly controlled by the mean rate of sea-level rising and sediment supply. Based on differences in sedimentary filling and lithology,filling-type of the incised valley can be classified as sand-rich shelf delta and mud-rich estuary.

Key words: North Sea Basin; Viking Graben; incised valley; controlling factors; shelf slope; change of base level; characteristics of filling

下切谷通常被定义为由于基准面下降引起河流体系越过陆棚及其边缘并向盆地延伸, 逐渐侵蚀下伏地层形成的河谷(van Wagoner et al., 1990; 叶茂松和解习农, 2014)。在层序研究中, 下切谷对划分层序及确立地层格架有很强的实用意义。在油气勘探过程中下切谷也具有多方面的意义: 其一, 下切谷本身及与之伴生的陆棚三角洲和陆棚边缘三角洲均可以作为油气良好的储集层。Wood等(1992)将陆棚三角洲定义为基准面尚未越过陆棚坡折带时, 由下切谷供源并在陆棚地区沉积形成的三角洲或扇体的统称, 包括基准面下降但尚未越过陆棚坡折带时沉积形成的海退陆棚三角洲以及基准面上升并已越过陆棚坡折带时形成的海侵陆棚三角洲; 将陆棚边缘三角洲定义为基准面位于陆棚坡折带之下时, 即低位时期由下切谷供源在陆棚边缘或盆地中沉积形成的三角洲或扇体的统称。随着近年来勘探的进展, 在已钻遇下切谷的钻井中确实发现了很好的油气显示(叶茂松和解习农, 2014); 其二, 近年来国内一些学者探讨了下切谷作为油气输导体系对低位域岩性圈闭形成的控制作用(辛仁臣等, 2014)。这些都说明了识别及其研究下切谷对于建立等时地层格架、预测砂体展布和控制油气成藏等方面的重要意义。

针对下切谷, 前人多对其空间展布形态及其内部充填特征进行研究(Kadir et al., 2005)。Zhu等(2014)探讨过下切谷作为沉积物供应的主要运移通道之一对砂体展布的控制作用。对于下切谷发育的主控因素, Holland和Pickup(1976)通过实验研究认为基准面下降将导致整个河流体系回春形成下切谷并且侵蚀形成大量沉积物。但是Leopold和Bull(1979)认为基准面下降对河流下切侵蚀以及溯源侵蚀的影响局限于很小的范围。Thomas 等(1989)通过对科罗拉多河研究发现: 在海平面下降达120, m时, 而河道侵蚀下切的幅度仅有40多米, 远小于海平面下降的幅度。因此基准面下降对不同河流的影响范围是不同的(并不是传统认为的下切谷下切幅度与基准面下降幅度一致)。针对这种现象, Rubey(1952)认为除基准面下降之外, 河道形状、河道糙率以及河流模式也是影响河流下切的关键因素, 其在一定程度上能中和基准面下降的影响。因此, Wood等(1992)曾利用水槽实验对控制下切谷发育多种因素进行了初步探究。作者在前人研究基础上, 结合实例对下切谷发育主控因素进行探讨。

1 地质背景

北海盆地是世界上著名的含油气盆地, 它是一个典型的在克拉通内部发育的裂谷型盆地, 其四周为斯堪的纳维亚陆块和大不列颠陆块所限。盆地是由一系列中生代地堑以及隆起所组成, 在盆地中南部发育中央地堑, 而盆地北部则发育维京地堑(图 1-a)。维京地堑是以东边的挪威大陆以及西边的设得兰台地所夹持的负向地貌单元。盆地基地是由石英岩及片麻岩组成的变质岩基底。在中生代, 北海盆地总共发育3期大规模的伸展构造运动, 奠定了维京地堑及其周边构造单元的基本地貌形态。伸展机制下的构造运动在早白垩世进入尾声, 此后盆地进入裂后稳定沉降阶段, 沉积物主要来自周边地貌高地(Giltner, 1987)。受挪威— 格陵兰海洋壳扩张的影响, 在欧洲大陆西北部的被动大陆边缘形成挤压构造机制, 导致设得兰台地和挪威大陆造受挤压并抬升形成背斜, 成为北海盆地的重要物源区。而维京地堑(尤其是维京地堑中南部)及其周边地区受挤压形成向斜而快速沉降作为沉积中心(Pegrum and Spencer, 1990)。

图1 北海盆地维京地堑位置及构造单元划分(a)和地层综合柱状图(b)Fig.1 Location of Viking Graben in North Sea and division of tectonic units(a); Comprehensive stratigraphic column(b)

维京地堑在新生代沉积了Rogaland群、Hordaland群及Nordland群3套岩石地层单元(Isaken and Tonstad, 1989)。研究区所在北维京地区的新生界, 从始新世至早中新世, 维京地区主要沉积的是Hordaland群, 反映出自下而上水体逐渐变浅的过程, 为浅海陆棚— 半深海沉积体系。中— 晚中新世, 由于强烈的挤压抬升作用, 海水逐渐从陆棚退去并下降到陆棚坡折带之下, 形成区域性(包括研究区在内)的不整合界面。文中所研究的下切谷体系就发育在该不整合面上。在此期间, 维京地堑中南部及北部局部地区依然为水体覆盖, 地堑周边地区如挪威大陆抬升剥蚀形成的大量碎屑物质通过下切谷搬运到该区沉积。因此在维京地堑中发育Utsira组陆棚边缘三角洲砂岩(图 2-a), 其与下伏的Hordaland群整合接触(Rundberg and To Eidvin, 2005)。海侵期(海平面上升越过陆棚坡折带), 在陆棚上发育陆棚三角洲沉积, 其与下伏的Hordaland群呈不整合接触, 平面展布形态受下切谷控制(图 2-b)。在中上新世受挤压作用再次抬升遭受剥蚀, 晚上新世海侵发育浅海陆棚至半深海沉积体系(图 1-b)。

图2 维京地堑海平面升降导致水体覆盖范围及沉积模式变化示意图
a— 低位期发育低位陆棚边缘三角洲; b— 海侵期发育海侵陆棚三角洲Fig.2 Sketch showing sea-level eustasy leads to water coverage expanding and variation of depositional filling pattern in Viking Graben

图3 维京地堑不整合界面及下切谷在地震剖面上的反射特征Fig.3 Seismic reflection characteristics of unconformity surface and incised valley in Viking Graben

2 下切谷形态特征及古河流流向判定
2.1 下切谷在剖面上的特征

Hordaland群顶部的不整合界面是一个巨型层序界面, 是垂向上划分Hordaland群和Nordland群的依据。界面上下的地层存在明显的时间间断, 由于岩性的差异以及风化壳的存在, 导致该界面反射系数较大, 在整个研究区表现为强振幅、高连续的波谷反射特征(图 4)。

图4 维京地堑下切谷的平面展布特征(a)与残余地层厚度的等T0图(b)Fig.4 Distribution characteristics of incised valley in Viking Graben(a)and isochron map of residual stratum thickness(b)

北海盆地维京地堑的下切谷在地震剖面上多呈W型或V型(图 4)。具体表现为谷底与河床无明显的分界线, 几乎完全为河床占据; 谷坡陡峻且深度较大(垂向高差最大可达180, m)。下伏地层的反射同相轴依次终止在下切谷上, 而下切谷内部地层的反射同相轴向下切谷两侧依次双向上超。这种双向上超的充填方式反映了下切谷内部沉积物的沉积方式以垂向加积为主, 侧向加积不明显。以上现象表明, 在下切谷形成过程中水流流速快、搬运能力强, 河道下切过程中侵蚀形成的沉积物, 大部分被搬运到盆地内部。V型河谷是在河流快速下切且侧向迁移受阻的条件下形成的; W型河谷是小型下切谷逐渐汇入大型下切谷或小型下切谷逐渐被大型下切谷袭夺形成的。2种类型的下切谷在剖面上区别明显。

2.2 下切谷在平面上的展布形态

通过对不整合界面的追踪, 并用三维可视化进行显示, 可清晰看到下切谷在平面上的展布形态(图 4-a)。维京地堑内发育的下切谷总体上呈北西— 南东向延伸, 规模巨大, 横跨整个研究区。在东部, 发育一系列由枝状水系侵蚀形成的小型下切谷(图 4-b, 图5), 均系大型下切谷的支流河谷。由东向西, 这些若干小型分支下切谷逐渐汇聚成单条大型下切谷。

维京地堑发育的大型下切谷整体弯度指数较小(小于1.5), 宽深比也很小(介于2.0~4.0之间)。在图4-b西侧可以看到下切谷延伸方向发生曾明显的偏转(箭头所示), 从近北西— 南东向转为东— 西向。通过分析认为河谷延伸方向的突然转变可能与当时的古地貌形态有关。因为Hordaland群顶部泥岩在深部流体的作用下曾发生垂向流动形成泥火山或泥丘(图 4-b中用白色虚线所圈出的区域)。这些正向地貌如果位于河流前方, 就在一定程度上阻碍了河水流动, 使其向东— 西方向偏移。

除此之外, 平面上还可以观察到大型下切谷与周边中小型下切谷之间存在的裂点及河流袭夺现象(图 5)。这是由于2条河谷内的河流流速及流量等不同导致其侵蚀搬运能力也不相同。侵蚀能力较强的河流由于强烈的侵蚀河谷及其邻近地区并使其处于地势低点。此时, 分水岭上发育的水系在从地貌高点向地貌低点流动过程中不断侵蚀分水岭, 并最终切穿分水岭。当分水岭被切穿之后, 便会把分水岭另一侧处于相对地势高点的河流水流抢夺过来, 形成河流袭夺现象。当2条河流水流汇聚后, 导致袭夺河在河流汇聚处的水流量大增, 使得该点及其下游河流的下切能力明显加强, 形成新的次级侵蚀阶地。次级阶地的形成导致在2条下切谷水流汇聚处发育河流裂点, 裂点再逐渐从河流汇聚处沿着2个河谷分别向上游进行溯源迁移。

图5 河流袭夺过程及裂点的溯源迁移示意图Fig.5 Process of river capture and headward migration of knickpoints

2.3 古河流流向的判断

对于下切谷河流流向的判别可以基于水系特点以及下伏地层的残余厚度判断。上游地区主要受到片流侵蚀及沟谷侵蚀。片流作用时间短、水流分散且无固定路径, 沟谷流水有固定路径但是流量变化大。片流会逐渐汇聚形成沟谷流水, 沟谷流水不断侵蚀形成冲沟以及河谷雏形。因此上游地区的下切谷数量众多, 但是规模一般不大。而在下切谷的中下游地区, 由于众多支分支水系的汇聚, 使其能持续受到河道集流侵蚀。所以中下游地区的下切谷数量较少, 但是规模较大。同时, 由于上游地区相交与中下游地区, 其地层被抬升的幅度较大, 遭受风化剥蚀的时间较长。因此上游地区的地层残余厚度(不整合界面与下伏标志层之间的厚度差)比中下游地区小。由于缺乏地层速度资料, 通过剥蚀面与标志层之间的反射时差来代替真实残余地层厚度(图 4-b)。综上分析, 可以判定维京地堑下切谷内的古河流的流向为自东向西。

3 下切谷发育主控因素

首先基于理论分析以及水槽模拟实验探讨控制下切谷发育特征的主控因素。并在此基础上根据下切谷成因及特征差别划分出Ⅰ 型和Ⅱ 型2类下切谷(表 1)。最后依据下切谷发育的地质背景以及典型特征, 对基于理论及实验分析得出的结果进行验证和补充。

表1 Ⅰ 型、Ⅱ 型下切谷主控因素的差异 Table1 Difference of main controlling factors of type-Ⅰ and type-Ⅱ incised valleys
3.1 主控因素理论及实验分析

下切谷作为一种侵蚀性地貌, 河流对下伏地层的侵蚀能力是决定其形态特征及展布范围的根本因素。笔者首先分析影响河流侵蚀能力的关键因素, 然后在此基础上探讨控制下切谷发育的主控因素。对于表征河流侵蚀能力最好的参数就是河流流速。河流流速越快, 河流的侵蚀搬运能力越强; 流速越慢, 则河流的侵蚀搬运能力越弱。当流速较快时, 河流的侵蚀作用大于沉积作用, 所以河道整体表现为下切, 如长江上游的山区河段; 当流速较低时, 河流的侵蚀作用小于沉积作用, 所以河道整体表现为沉积, 如黄河在华北平原形成的地上悬河。分析影响河流流速的因素, 作者基于最基本的流体力学公式— — 曼宁方程(Powell, 1968)进行分析。具体公式如下:

V=(1/n)× R2/3× S1/2

式中V为河流流速(m/s); S为水力坡降(无量纲); R为水流半径(m); n为河道糙率(无量纲)。

首先, 分析河道糙率(n)亦即河床表面的粗糙程度对河流流速的影响。河道糙率的大小受河道类型以及河道弯曲程度控制。一般而言卵石质河道大于砂质河道, 而砂质河道糙率要大于泥质河道。因此在同等条件下由于泥质河道糙率最低, 其水流速度最高, 侵蚀能力也最强。而河道弯曲程度控制表现为河道弯度指数越小, 河道糙率越小。

水流半径(R)即河道过水断面积与其湿周的比值, 是控制水流流速及下切能力的主要因素之一。当河道宽深比大于100时, 水力半径可近似等于水流的平均水流深度, 因此水深越大则水流半径越大。Schumm等(1984)曾对美国南部的冲积型河谷进行研究发现: 初期水流在宽阔谷底表现为薄层片状分散性流水, 没有形成河道束缚性水流, 水流对河谷表现为非侵蚀性的; 当随后下切形成河道时, 平均水流深度明显加大, 表现为极强的下切及溯源侵蚀能力。而平均水流深度主要是由河道堤岸对河流的限制能力亦即堤岸的抗侵蚀能力决定的。若堤岸抵抗水流的侵蚀能力越强则堤岸越稳定, 河流很难拓宽河床, 从而使其被限制在狭窄的河床中流动。因此其平均水流深度大, 呈线形束缚流水, 这种流水具有很强的下切及溯源侵蚀能力。而对于抵抗水流侵蚀能力较差的堤岸, 这种情况下河谷很容易被水流拓宽, 使其平均水流深度减小, 成为薄层片状分散性流水, 缺乏侵蚀能力。

堤坝抵抗水流侵蚀能力取决于遭受侵蚀的地层岩性。主要有2种岩性类型: 其一是基岩出露的山区河流。由于基岩硬度大, 抗侵蚀能力强, 河流的横向迁移受限。河谷横剖面上其河谷谷坡较陡、谷底狭窄呈典型的V型, 如长江三峡地区的河谷。其二是泥质堤岸, 这是由于泥质沉积物颗粒很细, 沉积物之间的内聚力很大, 所以抵抗水流侵蚀的能力较强, 而且其常被植被覆盖, 使其更不容易被侵蚀。这样的堤岸可以将河流限制在其狭窄的河床中流动。抗侵蚀能力较弱的主要是砂质堤岸, 因为其构成物质主要是松散的砂质沉积物。沉积物之间黏性较弱, 且植被一般不发育, 所以堤岸很容易被侵蚀, 使河谷拓宽导致水流分散。河谷横剖面上表现为谷底宽阔、谷坡宽缓呈碟形或较为陡峻呈U型或屉形, 典型实例如干旱地区冲积扇前方的辫状河。所以, 在同等条件下, 泥质堤岸及基岩堤岸的平均水流深度及流速较大, 侵蚀搬运能力较强。

水力坡降(S)与流速呈正相关, 而水力坡降主要受地形陡缓程度的控制。Miall(1986)曾通过研究发现: 基准面下降所暴露的是水力坡降较大的陡坡地貌时, 其下切深度及溯源侵蚀范围远大于基准面下降相同幅度但水力坡降明显较小的缓坡地貌的下切深度及侵蚀范围。表明发育下切谷地区的地形坡度也是控制下切谷发育的主要因素之一。

此外, 基准面下降速率也是控制下切谷形态特征的关键因素。Wood等(1992a)通过水槽实验证明: 基准面下降速率较快时, 起始时会在陆棚地区发育多条顺直下切谷, 随着基准面的持续下降, 主下切谷将逐渐捕获其余小型下切谷形成单条大型下切谷; 与之对比, 基准面下降较慢时, 可在陆棚地区发育多条弯曲的下切谷, 下切谷之间的袭夺现象不常见。

3.2 下切谷类型划分及特征总结

3.2.1 Ⅰ 型下切谷

基于上述理论分析及前人所做的水槽实验。Ⅰ 型下切谷(河流流速较快、侵蚀搬运能力较强)形成条件有以下几点: (1)陆棚地区地形坡度较大(水力坡降大); (2)下切谷所侵蚀的下伏地层为黏性较强的泥质沉积物或坚硬的基岩地层(具有稳定堤坝, 水流深度较大); (3)基准面下降速率较快、幅度较大。这种条件下常形成具有高河道坡降、低弯度、低宽深比、下切深度大等特点的V型顺直河谷下切谷(图 6-a)。这种类型下切谷最重要的标志是其具有快速的溯源侵蚀能力以及很强的河流袭夺能力。导致在陆棚地区常形成单个下切很深、规模很大的大型下切谷。其凭借处于地势低点逐渐捕获陆棚地区其他小型下切谷内的河流, 使之成为它的分支。早期形成的多个下切谷中的河流逐渐被其袭夺形成断头河。大型下切谷凭借其强大的侵蚀能力常对海退过程中在陆棚地区形成的海退陆棚三角洲沉积物进行侵蚀。侵蚀形成的沉积物以及来自内陆的沉积物通过下切谷搬运到陆棚边缘地区进行沉积。所以常在大型下切谷前方发育沉积厚度大、分布范围广的大型低位陆棚边缘三角洲(图 2-a)。

图6 不同类型下切谷的实例、模型及其河道坡降Fig.6 Actual examples, models and channel slope of different types incised valley

Ⅰ 型下切谷内部由于侧向迁移受限, 即使在一定程度存在凹岸侵蚀, 但侵蚀形成的沉积物(尤其是细粒沉积物)常被强水流搬运走而很难在凸岸堆积形成边滩。因此Ⅰ 型下切谷内部主要充填的是河道下切过程中形成的河床滞留沉积以及后期海平面上升时充填的沉积物。所以在地震剖面上常表现为下切谷内部地震同相轴双向上超。

3.2.2 Ⅱ 型下切谷

Ⅱ 型下切谷(河流流速较低、侵蚀能力较弱)形成于: (1)陆棚地区地形坡度较小(水力坡降小); (2)下切谷所侵蚀的下伏地层为黏性较弱的砂质沉积物(河床糙率较大; 缺乏稳定堤岸, 水流深度较小); (3)基准面下降速率较慢、幅度较小。常形成具有低河道坡降、高弯度、高宽深比、下切深度小的U型弯曲河谷(图 6-c)。并且其对下伏地层的侵蚀能力有限, 海退陆棚三角洲沉积物能很好的保存下来。在陆棚上常发育规模不一的多个下切谷, 顺陆棚倾向方向延伸; 不发育单个大型下切谷。在众多的中小型下切谷前方形成的低位陆棚边缘三角洲, 常由于沉积物供应量不足导致其沉积厚度较薄、展布范围有限, 很难在横向上连片展布。

在Ⅱ 型下切谷宽阔平缓的谷底中, 河道由于堤岸稳定性差很容易被侵蚀使其不断侧向迁移。而且由于河流搬运能力较弱, 侵蚀形成的沉积物大部分能在凸岸沉积形成边滩。在地震剖面上表现为: 下切谷内部地震反射同相轴侧向前积。

Ⅰ 型与Ⅱ 型下切谷是下切谷各种类型中最为典型的, 具有代表意义。因此可将其作为下切谷划分的2个端元, 从而将其他如V型弯曲下切谷(图 6-b)以及U型顺直河谷等多种类型的下切谷囊括在最典型的2种下切谷之内。可将所要研究的下切谷与最典型的Ⅰ 型、Ⅱ 型下切谷进行对比, 判断其与两者的相似性。从而可以定性判断所研究下切谷的成因。

最后两者主控因素及典型特征归纳总结如下(表 1, 表2)。

表2 Ⅰ 型、Ⅱ 型下切谷的典型特征 Table2 Typical characteristics of the type-Ⅰ and type-Ⅱ incised valleys
3.3 下切谷主控因素及其发育特征

3.3.1 地形坡度

受北大西洋海底扩张的远程挤压作用使得海水在维京地堑地区内自东向西快速退去。该地区的古地貌属于东高西低, 东部地区最先被抬升遭受剥蚀。原本为海水覆盖的陆棚逐渐抬升暴露, 并以较大的坡度向西倾斜(水力坡降较大)。河流从坡度较缓的海滨平原流经水力坡降较大的陆棚地区时, 流速明显增加而下切侵蚀下伏的渐新统泥岩地层。

3.3.2 岩性

由于渐新统及早中新统泥岩粒度很细, 所以该地层侵蚀下切形成的河床糙率很小, 减小了河床与水流的摩擦阻力, 这更有助于将水流的重力势能转化为动能。同时, 由于泥岩地层具有较强的黏性, 其形成的堤岸稳定性较强(平均水流深度大)。这样的堤岸能一定程度上抵抗河道中单向环流对凹岸的侵蚀作用, 降低了河道侧向迁移的速率。使河谷谷底很难被拓宽, 因此河谷及河道的整体弯度系数较小, 河道坡降较大。在这种情况下河流侵蚀、搬运沉积的能力很强, 因此下切速率较快, 河流逐渐通过这种快速下切的方式达到其平衡剖面(基准面)。

3.3.3 基准面下降速率及幅度

研究区属于陆棚地区, 所以基准面即为海平面。受北大西洋海底扩张引发的远程挤压作用, 使得海水快速从霍达台地及设得兰台地上退却。整个陆棚地区均发生暴露, 海平面低于陆棚坡折带, 因而基准面的下降速率及幅度均较大。

基于上述认识, 就下切谷成因而言符合理论分析划分的Ⅰ 型下切谷, 而研究区下切谷具体特征为: (1)具有较低的宽深比, (2)下切谷横剖面呈典型的V型或W型, (3)在研究区范围仅见单条大型深切河谷, (4)河道与河谷的弯度近似且弯度指数较小, (5)可见明显的河流袭夺现象, (6)发育典型的河流裂点, (7)下切谷的充填特征是典型的加积式, 同相轴呈明显的双向上超。这些特点均与理论及实验得出的结果相符, 这就从实际例子验证了根据公式推导划分的下切谷类型具有很强的现实指导意义。因此, 地形坡度、岩性以及基准面下降速率与幅度是控制下切谷发育的最关键因素, 决定了下切谷的最基本特征。

4 下切谷沉积充填模式及其岩性识别

海侵过程下切谷被水体覆盖后将发生沉积充填, 但是不同下切谷的沉积充填模式及其岩性差异却很大。因此本小节旨在探讨陆棚地区发育的下切谷在经历低位期的强烈下切侵蚀之后, 控制其沉积充填模式及岩性的关键因素。结合下切谷不同充填模式及岩性后期埋藏中所具有不同的压实成岩作用, 从而基于地震反射特征对其进行识别。

4.1 下切谷充填模式

下切谷内充填的沉积物可按海平面相对位置分为低位期和海侵期2部分。低位期, 主要沉积的是河流下切过程形成的河床滞留沉积。海侵期, 由于海平面上升导致河流入海口快速后退。此时, 被海水淹没、尚未完全充填的下切谷形成新的可容空间接受沉积, 其沉积物将受到河流、波浪、潮汐多重作用改造。因此海侵期下切谷沉积充填类型多样, 笔者根据泥质及砂质沉积物的相对含量将其划分为富泥型及富砂型2种充填类型。其具体特征及形成环境论述如下。

4.1.1 富泥型充填— — 河口湾模式

当基准面(海平面)平均上升速率较大以及沉积物供应不足时, 形成典型的河口湾沉积。现代沉积中, 大部分被淹没的下切谷其沉积物供应速率小于海平面的上升速率, 属于典型的河口湾式沉积充填(Guilcher, 1967)。Dalrymple等(1992)将河口湾定义为河谷体系中被海水淹没的那部分, 其同时接受来自海洋及河流的沉积物, 内部包含由河流、潮汐和波浪等多种作用形成的沉积相。潮汐及波浪作用的强度向陆逐渐减弱, 而河流能量则表现为向海逐渐减弱。Rochford(1951)将河口湾在平面上按照能量强弱变化以及沉积相特征划分出3个带: (1)靠海侧潮汐— 波浪作用带, 水体能量较强, 沉积物粒度较粗; (2)中间为河口湾中部低能带(潮汐以及波浪受各种沙坝的阻滞能量明显降低, 河流的能量也因为受海水的阻滞而显著变弱), 沉积物粒度较细; (3)靠陆侧为河流作用带, 水体能量较强, 沉积物粒度较粗。由于水动力能量分带使得下切谷内河床滞留沉积之上覆盖的沉积物粒度及类型在不同的能量带明显不同。其在平面上由陆向海依次为河口湾三角洲沉积、河口湾中部沉积和潮汐— 波浪带沉积(图 7-a)。

图7 富泥型充填下切谷平面展布特征(a)及其横向剖面(b)与纵剖面(c)的充填结构Fig.7 Incised valley internal filling configuration of mud-rich type on its distribution characteristics(a), the longitudinal section(b) and transverse section (c)

其中河口湾三角洲沉积是河流携带的沉积物受到海水阻滞而卸载形成的, 平面上多呈朵叶状。河口湾中部沉积物主要是河流携带的细粒沉积物以及潮汐、波浪向陆搬运而来的细粒物质在此发生凝聚沉积。波浪— 潮汐强作用带则发育潮汐三角洲、障壁沙坝及砂质潮坪等多种类型的砂质沉积物堆积体。

当海平面从level 1上升到level 2时, 河口湾的3个沉积相带向陆迁移(图7-c)。在不同海平面位置形成的沉积物之间存在明显的分界面, 如先期河口湾中部沉积的泥页岩之上发育由潮汐水道侵蚀形成的侵蚀面。典型、完整的海侵富泥型下切谷充填层序中表现为: 潮汐及波浪粗粒沉积覆盖在河口湾中部细粒沉积之上; 河口湾中部细粒沉积物覆盖在河口湾三角洲粗粒沉积之上; 河口湾三角洲之下则为河床滞留沉积。因此在下切谷内部沉积物的垂向序列表现为粒度先逐渐变细, 此后又逐渐变粗。由于下切谷内部沉积了较厚细粒沉积物(河口湾中部沉积)(图7-b), 因此这种充填模式被定义为富泥型充填。

4.1.2 富砂型充填— — 陆棚三角洲模式

基准面平均上升速率较慢以及沉积物供应充足时, 发育陆棚三角洲(即前文定义的海侵陆棚三角洲)沉积(图 2-b)。这种充填模式与河口湾式沉积充填模式最大的区别在于其不发育河口湾中部低能带。因为充足的沉积物供给使得陆棚三角洲快速前积推进, 使得河口湾中部低能带内的可容空间在短时间内急剧缩小至完全填满。此时, 陆棚三角洲沉积因为失去了中部低能带的分隔, 将直接面对广海潮汐及波浪的冲刷及淘洗作用。使得细粒沉积物被潮汐、波浪携带到低能环境中(如前三角洲或广海陆棚)沉积, 因而下切谷内部以砂质沉积物为主, 或可见到厚度很薄泥质沉积。当下切谷被陆棚三角洲沉积物完全充填之后, 沉积物将溢出下切谷, 在其顶部及两侧陆棚地区沉积, 形成真正意义上的陆棚三角洲(图 8-a, 8-b), 在地震剖面上表现为双向下超(图 10)。当海平面再次上升, 前期的陆棚三角洲沉积体将被现在的前三角洲或广海陆棚的泥质沉积物覆盖(图 8-b, 8-c)。

图8 富砂型充填下切谷平面展布特征(a)及其横向剖面(b)与纵剖面(c)的充填结构Fig.8 Incised valley internal filling configuration of sand-rich type on its planar distribution characteristics(a), the longitudinal section(b) and transverse section(c)

图9 两种充填类型在压实作用下的变形及其地震反射特征Fig.9 Deformation of two types of filling configuration under compaction and their characteristics of seismic reflection

图10 北海盆地维京地堑内富砂型充填的实际地震剖面Fig.10 Seismic profile of sand-rich type filling configuration in Viking Graben, North Sea Basin

从而使得不同海平面位置(即不同期次)的陆棚三角洲在平面上呈退覆叠置模式, 但单个陆棚三角洲内部的沉积模式是前积式。因为该型下切谷内部充填的是以陆棚三角洲的砂质沉积物为主, 故称之为富砂型充填。

4.2 岩性识别标志

由于基准面平均上升速率及沉积物供应量不同, 在下切谷内充填的沉积砂泥比明显不同。平均基准面上升速率较快时下切谷充填的泥质含量, 明显高于平均基准面上升速率较慢的情况。而泥岩在沉积阶段孔隙度较高, 在后期埋藏过程中由于空隙流体大量排出, 孔隙度将急剧减小。导致泥岩的压实作用非常强, 体积缩小明显。而砂岩其抗压实作用较之于泥岩强, 因而相同厚度的泥岩与砂岩经过相同的压实作用之后, 泥岩的厚度变化更为明显。

基准面平均上升速率较快、沉积物供不足的富泥型充填, 在埋藏过程中, 下切谷内部发育厚层的河口湾中部泥质沉积物, 因此在后期压实下, 地层明显下凹。在相应的地震正演剖面上表现为反射同相轴明显下拉(图 9), 明显大于泥岩。对于平均基准面上升速率较慢、沉积物供应充足时的富砂型充填, 陆棚三角洲砂岩主要分布在紧靠下切谷的地区, 远离下切谷逐渐过渡为前三角洲及广海陆棚泥岩(图 8-b)。在埋藏过程中, 下切谷内部的砂质沉积物厚度变化不大, 而周边陆棚地区尤其远离下切谷的地区泥岩层受压实厚度明显变薄。在基于沉积— 压实模型进行的地震波动方程正演剖面上表现为反射同相轴明显上凸(图 9)。此结论可在实际地震资料上得到验证(图 10)。

5 讨论

文中所讨论的2类最典型的下切谷其本质上是对立统一的。它们只是由不同地质条件、不同气候环境以及海平面变化等多种因素控制形成的2个极端的类型。但是, 这些控制因素并不是一成不变的, 而是随着时间及空间不断变化。因此在一定条件下, 2种处于2个极端的下切谷类型会相互转换。如Ⅰ 型下切谷, 在快速下切达到河流平衡剖面(基准面)后, 其下切作用减弱, 而地球自转施加的科里奥利力将使河流不断侧向侵蚀。即使该型下切谷具有稳定的堤岸, 但若基准面在较长时间保持稳定则依然能将其侵蚀并拓宽河谷, 逐渐演变为Ⅱ 型下切谷。同样, 对于Ⅱ 型下切谷, 只要外部条件改变如基准面越过坡度较缓的陆棚, 位于坡度明显较陡的陆坡时。河流流速将明显加快, 侵蚀能力显著增强。宽缓的河谷内, 河流将快速下切形成V型河谷。此时, Ⅱ 型下切谷就逐渐过渡为Ⅰ 型下切谷。

通过下切谷内部沉积物地震反射结构识别岩性, 则一定要在对该区域地质资料有一定认识情况下进行。这是因为地震资料具有较强的多解性, 如果下切谷内部充填的砂质沉积物由于抗压实作用较强, 孔隙较为发育, 后期易被天然气等质量较轻的流体充注并驱替走内部的孔隙水。而周围陆棚地区的细粒沉积物经过压实后孔喉半径非常小, 阻止了气体的进入。此时, 当地震波经过该套地层时, 在下切谷内地震波速度会明显降低, 导致地震波双程旅行时将明显高于周围地层, 在地震剖面下切谷内的地震反射同相轴就会表现为下拉, 并可能形成亮点或暗点反射以及极性反转。此时依据反射结构异常识别岩性就可能出现偏差。

6 结论

1)地形坡度、基准面下降速率及其幅度与遭受侵蚀的地层岩性是控制下切谷发育特征的最关键因素, 其共同控制了下切谷: (1)弯度指数、宽深比、平面发育密度及其规模, (2)与其伴生的海退陆棚三角洲、低位陆棚边缘三角洲的沉积厚度及展布范围。

2)海侵过程中, 下切谷的充填特征受平均基准面上升速率以及沉积物供应量的共同控制。上升速率慢且沉积物供应充足的情况下, 发育富砂型陆棚三角洲充填; 上升速率快且沉积物供应不足的情况下, 发育富泥型河口湾式充填。

3)富泥型充填经过后期压实作用常形成小型凹陷, 在地震剖面上表现为同相轴下拉。富砂型与之相反, 经过压实作用后常形成小型凸起, 在地震剖面上表现为同相轴上提。

作者声明没有竞争性利益冲突.

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