毛小平, 陈修蓉, 李振, 李书现, 朱启轩. (2024). 从水动力学角度看三角洲前缘的沉积特征* [J]. 古地理学报, 26(3): 509-524.
MAO Xiaoping, CHEN Xiurong, LI Zhen, LI Shuxian, ZHU Qixuan. (2024). Sedimentary characteristics of delta front from a hydrodynamic perspective[J]. Journal Of Palaeogeography, 26(3): 509-524.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2024.03.042
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从水动力学角度看三角洲前缘的沉积特征*
毛小平1, 陈修蓉2, 李振1, 李书现1, 朱启轩1
1 中国地质大学(北京)能源学院,北京 100083
2 北京华杰智和科技有限公司,北京 100083

第一作者简介 毛小平,男,1965年生,副教授,主要从事石油与天然气地质研究。E-mail: maoxp9@163.com。

收稿日期:2023-04-16 修回日期:2023-10-08
基金资助:*省级重大创新工程“贵州磷、锰、铝优势资源成矿规律与快速高效智慧化勘查技术研究及示范: 黔科合战略找矿”(编号: [2022]ZD003)资助
摘要

三角洲前缘发育过程的深入剖析对沉积环境判断具有重要意义,有必要从水动力学角度深入探讨其形成特点与产生的机制。为此,从水动力学、水槽实验及水下地貌观察等多个角度,研究了河道水体的流速垂向分布、三角洲前缘沉积体发育的特点。研究发现,河流流速随深度增加单调降低的现象未被足够重视; 中下游河床顺流向地形起伏增大,发育垂直于流向的水下沙波,而垂直于流向的河道断面地形起伏会越来越平缓; 河流入海过程中,在水下一般以一条主流河道入海,水下不会出现分叉河道,且原先起伏的河床也会逐步填平补齐,由尖锐的V形或W型转变为U形。得出: 三角洲前缘大多呈席状、扇状,而非顺流向带冲刷面的条带状; 三角洲前缘亚相不发育水下分流河道、水下分流间湾等微相,在现代三角洲前缘亚相中找不到这些微相,且无水槽实验支持; 提出了河道、三角洲沉积的水深—流速共同作用模式。

关键词: 三角洲前缘; 水下分流河道; 沉积过程; 水动力学; 水槽实验
中图分类号:P618.13 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2024)03-0509-16
Sedimentary characteristics of delta front from a hydrodynamic perspective
MAO Xiaoping1, CHEN Xiurong2, LI Zhen1, LI Shuxian1, ZHU Qixuan1
1 School of Energy and Resources,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083,China
2 Beijing Huajiezhihe Technology Co.,Ltd,Beijing 100083,China

About the first author MAO Xiaoping,born in 1965,is an associate professor at the School of Energy and Resources,China University of Geosciences(Beijing). He is mainly engaged in oil and gas geology research. E-mail: maoxp9@163.com.

Fund:Financially supported by the innovation project “Metallogenic regularity of phosphorus,manganese and aluminum superior resources in Guizhou and research and demonstration of fast and efficient intelligent exploration technology: Guizhou Science and Technology Strategic Prospecting”(No.[2022]ZD003)
Abstract

The in-depth analysis of the development process of the delta front is of great significance for the judgment of the sedimentary environment,and it is necessary to deeply explore the formation characteristics and mechanism of the delta front from the perspective of hydrodynamics. In this study,the vertical distribution of the flow velocity in river water bodies and the development characteristics of delta front sedimentary bodies are investigated,from multiple perspectives of hydrodynamics,flume experiments,and underwater geomorphological observations. The results show that the phenomenon of river flow velocity,exhibiting a monotonic decrease with depth,has not been given sufficient attention. The terrain undulation of the middle and lower reaches of the riverbed increases with the flow direction,resulting in the underwater sand waves perpendicular to the flow direction,while the terrain undulation of the river section perpendicular to the flow direction becomes more and more gentle. During the process of rivers entering the sea,there will be a mainstream channel without branching channels underwater. Additionally,the originally undulating riverbed will gradually be filled up,changing from a sharp V-shaped or W-shaped to a U-shaped. It can be concluded that most of the front edge of the delta are sheet-like or fan-shaped,rather than a strip of erosion surface along the flow direction. Microfacies such as underwater distributary channels and bays do not develop in the delta front subfacies,which cannot be found in the modern delta front subfacies and are not supported by flume experiments. Furthermore,a water depth velocity interaction model for river channel and delta sedimentation is proposed.

Key words: delta front; underwater distributary channels; sedimentation process; hydrodynamics; flume experiment

三角洲前缘和前三角洲亚相对于沉积学来说是最重要的内容之一, 大量沉积环境演化、层序旋回变化均涉及到这2个亚相。早期对三角洲前缘亚相的微地貌地质观察只能针对一些较浅的水体, 较深的如3~5 m以下的河流、湖泊和海洋的水底地形用肉眼无法观察到。因而只能用三角洲平原或较浅水体观察到的一些沉积现象推测较深水体的沉积环境, 认为水下也存在分流河道, 发育如三角洲平原一样的较多分叉河道。

三角洲主要发育顶积层、前积层和底积层, 其中前积层相当于三角洲前缘, 是三角洲的水下斜坡部分, 可划分为4种微相: 分流河道、水下天然堤、分流河口沙坝和远端沙坝(Frazier, 1967; Reineck和 Singh, 1975)。分流河道是陆上干流的一部分沉积物和水输入海中, 是河道入海的延伸部分, 河道变宽、变浅、分叉, 最后丧失河道特性。1982年之前, 中国学者和这些观点基本一致, 认为分流河道只在浅水条件下发育, 进入水体后, 则河道特征消失, 即使水下存在分流河道, 也不会延伸太远。然而, 自张家栋和关德范(1982)首次提出三角洲前缘存在“水下分流河道”后, 中国学者陆续接受了这一概念, 并将水下的分流河道作为一个重要的沉积微相(吴崇筠, 1983; 姜在兴等, 1989; 武富礼等, 2004; 陈全红等, 2007; 姜在兴等, 2007; 朱伟林等, 2008; 张晨晨等, 2014; 钱涛等, 2018), 认为水下分流河道为三角洲平原分流河道的水下延伸部分, 向海延伸过程中, 河道加宽, 深度减小, 分叉增多(林春明, 2019), 在Reineck和Singh(1975)提出的“分流河道”概念的基础上, 增加了“水下”2个字, 变成了“水下分流河道”, 并去掉了“最后丧失河道特性”。定义水下天然堤微相是水下分流河道两侧的砂脊, 因而水下分流河道为三角洲前缘的水下部分河道(朱筱敏, 2008), 水深低于水下天然堤, 为不发生水进情况下前缘部位的分流河道, 同时, 认为水下分流河道可以在水下延伸较远(姜在兴等, 2007; 朱筱敏等, 2013; 张晨晨等, 2014)。对于多种类型的三角洲亚相的水下分流河道, 还提出了明确的识别标志, 如扇三角洲前缘亚相的水下分流河道由含砾砂岩构成向上变细的层序, 认为水下分流河道微相砂体粒度粗、厚度大、分布面积广, 是陆相含油气盆地的最有利储集体(Galloway, 1976; Wescott and Ethridge, 1980; 厚刚福等, 2019; Cao et al., 2022); 在前缘辫状三角洲和前缘扇三角洲水下分流河道中发育较优质的中细砂岩储集层(Zhang et al., 2016)。

针对水下分流河道的发育, 多数沉积学教科书主要引用了Coleman和Gagliano(1964)密西西比河三角洲作为证据。除此直接观察证据之外, 水下分流河道并无实际的水槽实验证据支撑, 但实际上仅这个观察证据就被质疑, 认为此三角洲并无水下分流河道砂体沉积(罗启后, 2015), 可能仍是三角洲平原沉积。其他主要依据是沉积构造标志, 认为有冲刷面, 就基本上可被认定为水下分流河道环境, 如松辽盆地姚一段湖进三角洲水下分流河道亚相底部以泥砾为主, 具冲刷面, 偶见植物枝干(蔺毓秀, 1986); 考考乌素沟北岸湖泊三角洲水下分流河道的形成过程具有周期性, 每个周期最开始的记录就是冲刷面(焦养泉等, 1993); 三肇凹陷泉头组发育的水下分流河道微相底部常具有明显的冲刷面, 冲刷下伏泥岩(朱筱敏等, 2012)。厚刚福等(2019)针对准噶尔盆地夏盐地区三工河组二段提出了扇三角洲前缘水下分流河道的3个识别依据, 其中也包含冲刷面, 粒度标志为分选较好的极粗砾岩(1~5 cm)。

近年来, 随着水下探测技术的进步, 多波束地震(郑树伟等, 2018)、声呐、水下摄影等水下地貌观察技术的出现和水动力学的引入, 三角洲前缘所划分的多个微相如水下分流河道和水下分流间湾的存在遭到质疑, 如金振奎和何苗(2011)多年来一直质疑水下分流河道可能不存在。 有多位学者考察了内蒙古岱海现代辫状河三角洲的沉积特征, 认为三角洲前缘没有水下分流河道(石良等, 2014)。罗启后(2015)考察了长江三角洲、云南洱海、内蒙岱海等现代沉积, 均表明无水下分流河道发育; 通过钻孔岩性分布分析认为, 密西西比河三角洲从卫星图像看到的较复杂的树枝状的细窄分流河道, 应归于三角洲平原, 最后提出四川盆地须家河组的须二段、须四段巨厚砂岩为三角洲平原的分支河道等反复叠加。齐亚林等(2015)通过数值模拟和水槽实验模拟研究了河控三角洲生长的动力和沉积模式, 得出分流河道砂体构成三角洲平原的骨架砂体, 地貌控制下河流的频繁摆动是三角洲平原砂体生长的重要机制。河控三角洲沉积的主体为平原环境, 而非前缘环境, 三角洲前缘是挟沙河流床沙载荷沉积的终点。

这些问题影响着对沉积环境的判断, 实际上, 判断三角洲前缘发育水下分流河道的识别依据岩性和粒度、沉积构造及垂向相序标志并未参考水动力学特征。因此, 作者基于水动力学, 结合多波束水底成像、现代海洋表层沉积物分布等多学科知识, 深入探讨了三角洲前缘发育的特点以及在水下发育分流河道需具备的环境条件。

1 数据与方法

对于沉积环境的准确把握与分析, 离不开现代地貌演化的研究, 以便将今论古, 方法则一般采用水动力学。水动力学是研究水运动状态下的力学规律及其应用, 如管流、明渠流、堰流、孔口流、射流多孔介质渗流的流动规律, 以及流速、流量、水深、压力的计算。数据与方法主要涉及河道流速垂向分布、泥沙起动速度及三角洲前缘发育的水槽实验。

对于宽明渠中的紊流, 明渠两岸边壁对水流结构的影响可以忽略不计, 问题较为简单。人们根据Blasuis的大量试验资料, 得到了流速的指数经验公式:

v(y)=vMyhk=vMtk(1)

其中, v(y)为对应深度(h-y)处的流速, m/s; vM为水表面流速, m/s, 通常水面处流速最大; y为从河底算起的高度, m; h为水面到河底的距离(水深), m; k为相关指数; t为相对深度。根据多条河流的平均情况而言, 经过回归得到k取1/4合适。据此可以对弗罗德数Fr(Froude Number)进行重新推导, 该系数为水体的动能与重力势能之比, 而河道并非匀速, 其动能应为从河底至水面的一个积分, 得:

Fr=EP=∫0hmv(y)2dy/2mgh/2=∫01mvM2t1/2dtmgh=vM2∫01t1/2dtgh=vM21.5gh(2)

其中, E为流体的动能; P为重力势能; m为质量。得出修正后的以河流表面流速定义的弗罗德数公式:

Fr=vM21.5gh(3)

其中, g 为重力加速度9.8 m/s2, 其他符号同前。

由上述公式计算, 将水流分为缓流(Fr<1)、临界流(Fr=1)和急流(Fr>1), 和经典的弗罗德数相比, 相差1/1.5倍。据此公式计算可得不同深度的临界流速(表 1)。

表 1 不同水深的临界流速(Fr=1) Table 1 Critical flow velocity at different water depths(Fr=1)

沉积作用离不开泥沙的搬运, 对于河床底部泥沙是否能直接在水流作用下起动, 不但取决于粒度和黏性, 还与流速、水深等水动力条件有关。毛宁(2011)在泥沙起动的希尔兹曲线基础上, 分析了相似的各家试验曲线变化的共同点, 发现最容易被冲刷起动的泥沙为细沙, 粒径为0.1~0.2 mm; 再粗或再细, 其起动流速渐升, 即迁移的难度增大。

公式(4)为不同粒度、不同水深条件的起动流速vc:

vc=1.51ρsρ-1gdhd1/6(4)

其中, ρs为泥沙颗粒密度, g/cm3; ρ为水的密度, g/cm3; d为粒径, mm; h为水深, m。据此公式可以计算起动流速并与实测资料进行对比(表 2)(实测数据来自于毛宁, 2011), 与森德伯格(A. Sundborg)修正过的尤尔斯特隆(F. Hjulstrms)图解曲线基本一致(Sundborg, 1956)。

表 2 不同粒度不同水深的起动流速 Table 2 Starting velocity of different particle sizes and water depths

三角洲前缘的进积过程借助于水槽实验来完成。

河道及海洋水底地貌特征则采用多波束水下地貌探测以获取高精度水下地貌, 并用水下无人潜航器进行直接拍照, 资料主要来源来自于公开发表的水文地质、地理文献及本文作者的一些实测资料。

2 结果与分析
2.1 水槽实验结果分析

水槽实验是研究三角洲前缘沉积过程的重要手段。为验证河流入湖或入海后, 是否能产生类似于三角洲平原一样的多个分支河道, 作者设计了一个模型, 在已存在的一个三角洲前缘雏形的基础上, 顺流向设计一个负地形(较长的分支河道), 再慢慢注入水流, 使负地形形状不被初始水流破坏, 且被完全淹没在水下预设的深度后, 才开始进行新一轮注水、注沙实验, 观察三角洲前缘上的一个分支河道地形高差在后续三角洲进积过程中是增强了还是减弱了, 以此来推断水下分支河道存在的可能性。

物理实验借助于尹艳树教授团队在长江大学(武汉校区)所建的水槽实验室完成, 设备如图 1所示。从较窄的注水口注入携带泥沙的水, 代表河道, 进入水槽后流速降低, 为相对开阔的水体, 代表湖泊, 以此来模拟三角洲水下部分(三角洲前缘)的进积过程。模拟结果采用了高精度红外扫描获得三角洲地形。水槽长245 cm、宽227 cm; 为验证水下分流河道的形成, 设计了水深、出沙量、排水量、表面流速等参数, 其中水深用于验证不同水体深度对三角洲改造作用的差异、排水量与表面流速用于限制水流的强度、出沙量及坡度作用于三角洲的形成、水位变化指示砂体的最终形态的形成时间。出沙量与排水量的取值受实验条件限制, 无法更改, 其比值贴近于浊流; 所用砂皆为125~250 μm的细砂。详细模拟参数见表 3所示。

图 1 沉积过程模拟水槽实验及检测设备Fig.1 Flume experiment and detection equipment for sedimentation process simulation

表 3 三角洲前缘水槽实验的水动力模拟参数 Table 3 Hydrodynamic simulation parameters of the delta front flume experiment

物理模拟结果如图 2所示。其中图 2-a为带有一个分叉河道的三角洲前缘地形, 采用了不同水深5 cm、7 cm, 按不同的出沙量1~3 g/s进行多次实验, 每次实验经过了3~5 h, 得到新的三角洲地貌, 如图 2-b所示为其中一次实验的结果。可以看出, 三角洲在主流方向发育面积有所扩大, 同时, 旧的水下分流河道被完全淤平, 已看不到原河道的痕迹了, 多种实验条件下均未呈现水下分叉河道的发育。这个结果说明, 即使在沉积之初存在负地形, 也会很快被淤平, 因而在水下再次出现新的分叉河道的可能性较小。

图 2 三角洲前缘带分叉河道的进积过程平面图
a—三角洲初始状态; b—模拟3 h后的三角洲形态Fig.2 Stereoscopic and planar terrain of delta deposits

由于受条件所限, 实验时虽然使用了2个水泵, 使流速达到了最大, 但和实际河流流速还差得较远。故作者也调研了一些学者所做的类似的三角洲前缘沉积过程的物理实验。Van Dijk等(2009)、Wang等(2015)进行了三角洲模拟水槽实验, 发现三角洲前缘水下分流河道不发育或极短, 并被悬沙迅速填充, 三角洲前缘的主体是由片流入湖形成的大量砂砾质沉积, 呈席状分布, 而非河道入湖形成, 呈水道化特征。金振奎等(2014)通过多次实地入湖河流的考察、水槽实验均论证了水下分流河道不发育。刘飞等(2015)通过水槽模拟实验发现, 三角洲主流通过的路径上为垂直于流向的微型沙波, 而非主流位置则为自然淤积, 形成平床地貌, 当淤积到一定程度, 又会出现新的主流路径, 即使出现一个分叉水流, 也会因快速淤平而合二为一, 形成新的主流路径。尹艳树团队的水槽实验也得到类似的结果, 短暂的分叉会出现, 但会很快被废弃, 形成新的主流(尹力等, 2022), 这与作者的实验结果是一致的。

2.2 河道断面流速垂向特征与河道、三角洲地形的演化

前述实验结果可以从水动力学角度得以验证。其关键在于流速受河床(底部、两侧)的摩擦力影响, 在垂向上随深度会有较大变化。虽然速度的垂向变化众所周知, 几乎所有的沉积学教材均提到此规律(金振奎等, 2021), 但实际用它来进行冲淤分析则不多见。河流底床形态类型, 一般采用弗罗德数计算公式(3)将河流的流态分为缓流、临界流和急流3种。这种分法相对较局限, 因为在自然界的河流中, 能达到急流、临界流条件(Fr≥ 1)的河段极短, 如黄河上游兰州段最浅1.2 m, 平均2.5 m, 其临界流速按传统公式计算分别为3.43 m/s、4.95 m/s, 若按新公式计算分别为4.2 m/s和6 m/s, 但实际该段在丰水期最大流速也只有2.2 m/s, 即远达不到急流流态; 对于广大中下游河段, 其弗罗德数均小于1, 故本文对河流底床形态只考虑缓流一种流态, 那么, 河道流速的垂向分布特征将显得极其重要。

河道流速据公式(1)计算可以得到流速的垂向分布(图 3-a左侧), 为不同深度下的流速曲线。受河床摩擦力的影响, 流速随深度降低至河床底部, 速度降低至0 m/s。卢金友(1990)研究了长江上游重庆寸滩河道流速, 得出河道流速与河道中心距离、水深的关系, 越向河道中心、水深越浅, 则流速越大, 如图 4所示为长江上游寸滩河段宽谷河段流速等值线图。河道中心、河流表面流速最大为3.6 m/s, 而河底和河道两侧为0~1 m/s, 紧邻河床流速小于 0.5 m/s, 约为最大流速的1/7, 与计算结果趋势基本一致。河床两侧和河床底部一样, 同样存在摩擦力使其速度降低。当河道较宽时, 同一水深流速基本一致, 横向不存在太大差异, 即在同一河道不存在2股流速差异大的水流。从长江入海口的含沙量随水深的变化规律(图 4-b)可以说明河床底部的低速效应(陈肖慧等, 2021), 随深度增加含沙量减少, 河道底部是清水, 含沙量少, 而表面是浑水, 含沙量高, 为1.1 kg/m3; 5 m以下, 含沙量急剧下降, 低于0.1 kg/m3, 小于最大值的1/10。

图 3 河流不同水深的流速曲线及沙体演化示意图
a—河床流速曲线; b—河流顺向剖面; c—河流横向断面; d—暴露条件下的分叉河道; e—浅水条件下的河道Fig.3 Flow velocity curves and sediment evolution diagram of rivers with different water depths

图 4 河道流速断面图
a—重庆寸滩河道流速断面图(卢金友, 1990); b—平均含沙量与水深相关关系(黄宇航等, 2022)Fig.4 Cross section of river flow velocity

垂向流速规律结合表 2可以看出, 在水体较浅时, 如小于30 cm, 起动流速vc>0.3 m/s, 可使细砾、粗砂起动搬运; 对中砾, 水深大于9 m, 流速vc>1.8 m/s才可起动; 河流流速和水深决定了对河床的冲刷作用强度。据此可以形成顺流向的泥沙搬运模式图(图 3-b)。随着离河床高度逐渐增加, 流速会增大。存在3种情况: (1)水体较深时, 河床底部流速未到达到起动速度, 以落淤为主, 河床逐渐加高。(2)当淤积到达一定高度时, 水体变浅, 在相同表面流速vM下底床速度变高, 底床流速会超过对应粒度的起动速度vc, 逐渐形成起伏的地形。水流遇阻时, 上坡流体因有重力作用, 速度会下降; 水流下坡时因有重力促进, 流速会增加, 这时, 上坡就会低于vc, 形成落淤; 而下坡高于vc, 就会形成冲刷。这样, 迎水面逐渐淤积, 而背水面逐渐被冲刷, 沙波就会向上游方向迁移, 形成逆行沙丘。同时, 当前沙波的冲刷形成的悬沙, 将作为下一个沙波迎水面的落淤提供物源之一, 依此类推, 就会在垂直于水流的方向上形成多个沙波地貌。(3)水体很浅时, 表面流速较大, 河床底部流速均超过此起动流速vc, 则以冲刷为主。相对来说, 河流的流态并不是决定河流底床形态的关键因素, 因为即使在急流, 如果流速低于起动速度泥沙仍不能搬运; 而在缓流条件下, 如果河床底部流速较高, 超过起动速度, 仍可搬运泥沙。

如果河床中间的正地形完全暴露水面之上(图 3-d), 据图 4流速的分布特征, 河床底部和两侧流速相对低, 在图 3-d中②处两侧属于河床, 河流在此受阻变为低流速, 不会引起冲刷, 因而此正地形将会继续发育, 使这种水上分流河道(三角洲平原)可以长久保持, 并可发育很多分支河道。Edmonds和Slingerland(2009)、曾灿等(2017)、宋亚开等(2021)使用了水动力数值模拟软件Delft 3D, 模拟了三角洲平原的发展过程, 可以得到树枝状的分流河道。三角洲平原上每产生一次分流的原因是在流速较快时出现了一次决口。由于土质疏松, 在决口处开始发育新的次一级河道; 新河道形成后, 随着流量增加, 又有可能出现更新的决口和更新的子河道, 于是树枝状的分流河道就产生了。但水下这种“决口”是不存在的。

假设预设有2个分流河道地形(图 3-e), 由负地形①③和正地形②构成, 随着时间的推移, 如果这个地形能保持甚至扩大, 则说明水下存在分流河道, 即需要负地形①③更低, 和正地形②变得更高。但事实上, 当流速较快时, 正地形②是被优先冲刷的对象(俗语枪打出头鸟), 而负地形被冲刷的强度要弱些, 地形高差会逐渐被削弱而非加强。也可以运用前述速度垂向分布特征从高、中、低3种水位进行分析。对中等水位(图 3-c), 由于①和③为负地形, 比正地形②低, 流速会低, 低于vc时(在蓝色点划线之下)形成淤积, 而②处为河道中间先前堆积的正地形, 流速相对也高, 其速度超过vc时(在蓝色点划线之上), 会形成冲刷并慢慢被削平; 对河流整体水位较低时或洪水期(图 3-e), ①②③处河床的流速均超过vc, 则均会引起冲刷, 但相对来说正地形②比两侧负地形的流速高, 冲刷相对作用最强, 地形高差削弱; 对水体很深的情况, 3处河床底部的流速均小于vc, 则均为落淤状态。最后就可导致①②③这3处的地形逐渐接近, 由尖锐的V字型转为平缓的U字型, 形成只有1个主河道的入海通道, 和水槽实验结果一致。实际观察也能看到, 河床或前缘地形如果太陡, 常见垮塌现象, 地形变得更平缓, 而不是更陡。

总结其规律是, 河道或河口顺流向地形起伏会增大; 而垂直于流向的横断面地形起伏减小。此外, 环流作用以及河道的弯曲程度对河床影响也较大, 但作者重点在以流速的垂向分布特征来研究三角洲前缘的发育, 故在此对这些复杂的情况不做过多地阐述。

2.3 三角洲前缘的沉积特征

三角洲前缘亚相是一个重要相带, 经典沉积学理论认为它包含水下分流河道、分流间湾、水下天然堤、分流河口沙坝等4个微相。目前水下分流河道发育的主要依据有2个: 一是数值模拟, 二是来自于对古老地层的观察。但目前没有相关物理实验和现代三角洲地貌分析支持水下分流河道的说法。

数值模拟方法试图说明在浅水条件下可以发育多个水下分叉河道的三角洲前缘地貌。如王杨君等(2016)进行了三角洲前缘发育的模拟, 所设置的水面流速为1.2 m/s、底流速度为0.7~0.8 m/s; 杜威等(2021)也进行了湖泊缓坡带细粒河控三角洲沉积演化数值模拟, 也获得了标准的三角洲前缘形态, 在21个参数设定中, 只有1个入湖河流流量参数, 没有考虑到不同水深的流速设置。这些数值模拟分析方法一般是给一定流量代替流速, 然后简化成1层水体(多数是1层, 若设置多层水体可以给定不同水体的流速), 这时会出现一个普遍现象, 就是模拟结果会产生过度下切作用, 其根本原因是未考虑或忽视了因底床摩擦力使底流流速在垂向相对于表面流速低得多的特征, 推测其模拟时设置河床底部流速和水面流速一样高或较高, 都能起动泥沙产生冲刷作用。同时模拟时还需要考虑流速在平面上的衰减。河口宽度为2 m时, 河流射流入湖后在离河口50 m处表面流速将降低至河口处的一半、500 m处降至1/10, 河口宽度为20 m时在450 m处将降低一半(齐亚林等, 2015), 50 m宽度时在600 m处降低一半、在920 m处降低至1/4(Edmonds and Slingerland, 2009), 即河流入湖后流速呈指数衰减。因而, 数值模拟出的“水下分流河道”能以较高的流速流动1~5 km以上的现象在实际三角洲前缘是不可能发生的, 其成果不能代表实际情况。

地层观察认为有3个主要标志, 粗粒、具有冲刷面及具正韵律特征, 即扇三角洲水下分流河道由含砾砂岩和砂岩构成(粗粒)、砂岩底部发育冲刷构造、向上变细层序(朱筱敏, 2008; 林春明, 2019)。显然, 这几个标志只能说明粒度、沉积构造及垂向相序特征, 没有真正从水动力学角度考虑水下是否能产生分叉的河道。其中, 沉积构造现象——砂体底部发育冲刷面, 恰恰证明了这一构造是在极低水位时产生的冲刷。冲刷所发生的时间, 显然与被冲刷的地层有一定间隔, 为海平面降低后或其他原因在低水位时所发生的侵蚀现象。从现代沉积看, 长江河口湾全新世沉积中, 在发育较厚的河口沙坝内部并无冲刷面, 而在中低潮滩形成的涌潮沉积能看到较好的冲刷面(刘雨佳等, 2022); 长三角LZK1钻孔87 m深处有冲刷面发育(谢建磊等, 2017), 其32 ka的沉积间断的出现, 反映了冲刷时期发生在河口沙坝发育之后的海退期(95~63 ka, 冰期)。图 5所示分别为阿姆河、鄱阳湖在极低水位或暴露下, 产生的大量树枝状的分流河道, 和图 3-d所示的冲淤模式是一致的。因此, 冲刷面的发育不能作为会发育水下分流河道的证据。

图 5 河床与湖床地形
a—阿姆河; b—鄱阳湖Fig.5 River bed and lake bed topography

从水动力学角度, 要产生水下分叉河道, 至少存在以下4个问题:

1)在有一定深度的河道入湖或入海后, 其底床流速很低, 难以起动泥沙, 携沙能力很弱(图 3-a; 表 2), 水下较难发育粗粒沉积。中国大量入海、入湖三角洲前缘粒度较细, 为中细砂、极细砂、粉砂。中、粗砾的起动流速为2 m/s左右(底流), 其表面流速则需要达到4 m/s左右, 在整个长江河段只有间隙性的洪水期才有可能达到这个流速。李原等(1999)考查了洱海西岸的扇三角洲, 得出该湖泊表层沉积物主要以粉砂、含粉砂质泥和泥质为主, 是中国唯一比较著名的、被认可的发育水下分流河道的扇三角洲。朱秀等(2017)研究了洱海现代湖盆源-汇系统(图 6), 较粗的砾石、砂砾石主要为靠西南山区的洪—冲积扇, 堆积宽度只有4.7 km, 离今洱海湖面还有2.8 km距离时开始发育以细粒泥质粉砂岩为主的沉积, 只有少量粗砂随之搬运, 而进入洱海水下部分的表层沉积物则主要为黑色页岩, 有机碳含量达到4.3%。从图6剖面看出, 含砾粗砂岩在水下长距离搬运并形成三角洲前缘(厚刚福等, 2019)较难实现。相对于其他类型的三角洲, 扇三角洲前缘可能发育相对粗粒沉积, 只能反映其搬运距离的规律, 和水下是否出现分叉河道是2件完全不相干的研究内容。因此, 该指标不能证明水下分流河道的存在与否, 更不能说明含砾砂岩能否在水下长距离搬运。

图 6 洱海现代湖盆东、西两岸源-汇系统剖面(据朱秀等, 2017)Fig.6 Profile of the source sink system on the east and west sides of the modern Erhai Lake Basin(after Zhu et al., 2017)

2)河流入海时, 水域开阔, 表面流速降低(齐亚林等, 2015), 水深更大, 其底部流速更低, 且向外海有一个斜坡变深, 更不易形成水下河道分叉或河床底部的冲刷现象。

3)根据起动流速公式, 在极端枯水季节, 河口流速快且水体较浅时, 可以产生一定量的冲刷, 但这个冲刷是没差异地掀起和整体搬运; 对于河流上游在洪水期较浅的河道, 同样为整体冲刷和搬运, 而对下游水体较深时, 仍符合前述规律, 在河床底部若达不到起动速度, 则无法搬运, 河道仍不会出现分叉, 且具有填平补齐效果; 在正常水位/丰水期, 水下要产生分支河道, 至少存在2股不同流速或流向的水流, 这需要在同一水深的流速存在差异, 才会产生分支河道, 形成冲和淤。然而从实测河道流速断面上看(图 4), 这种横向相同深度的流速差异是不存在的。从长江口南槽和北槽水下地形上看, 水下各自只有1个主流通道, 没有多余的分支(杨正东等, 2021)。前述物理实验虽然尺度小、条件有限, 说明了图 3-c和图 3-e的填平补齐现象, 实际大尺度的河道演化观测数据也充分证明了这种现象, 如通过对长江下游安徽省望江县华阳河口多年的观测(2004—2021年), 其中还包括2000年的洪水冲刷, 发现河床形态主要由深V向U形转变(曾慧俊, 2023), 河道内或入海口水下不可能出现水下分叉河道。朱伟林等(2008)认为分流河道入水后, 河道会席状化形成席状砂。

4)入海口存在潮汐作用, 长江口、珠江口的水体悬沙流向完全受潮汐的控制。对长江口南槽3个站位枯水期(水深9~10 m)进行了连续13个潮周期的同步流速、流向和悬沙浓度的研究得出, 悬沙的平流输运符合图 3-b的模式, 水表面悬沙浓度最高, 底床低; 从小潮至大潮流速和悬沙浓度不断增加; 底部悬沙浓度在大潮阶段有一个明显的跃升过程, 最高浓度值达1.8 kg/m3, 说明潮汐作用完全控制了底床的侵蚀作用(施韩臻等, 2021)。因参与潮汐的水体量远大于河流水体量, 速度比河流略慢, 但影响深度较大(曾定勇等, 2012)。

入湖三角洲也同样观察不到水下的分叉河道(石良等, 2014), 如内蒙古岱海。于兴河等(1994)也考察了岱海的辫状河三角洲砂体特征, 没有发现水下出现的分流河道, 认为所发育的河道为三角洲平原环境。从卫星照片上看, 最似有“水下分流河道”发育的江西鄱阳湖, 邹才能等(2008)认为仍属三角洲平原, 并将其划归为三角洲下游平原, 称这些分支河道为“末端分支河道”, 由此再往湖泊方向则未见任何河流沉积的迹象。如阿姆河在低水位时将河床暴露在地表, 主要为平床地貌(图 5-a), 但局部会出现暴露后的管流冲刷; 而鄱阳湖有类似的树枝状的分流河道, 均为暴露后的冲刷(图 5-b)。只有在三角洲平原才能发育树枝状分流河道, Edmonds和Slingerland(2009)使用了Delft 3D软件进行了三角洲平原的数值模拟比较形象地再现了这些分流河道的产生过程。尹太举等(2012)对洞庭湖和鄱阳湖发育的现代浅水湖盆三角洲进行了研究, 识别出分流河道可分为水上和水下2段, 认为基本上能与三角洲平原和三角洲前缘相对应。但从鄱阳湖北星子水文站最近3年(2020—2023)的连续水位监测数据看, 这些目前在水下的分流河道, 可能是春、冬季低水位时(最低7 m, 平均10 m)在暴露环境下冲刷产生的, 和图 5类似, 在夏季、秋季湖泊水位提高后(最高22 m, 平均约16 m)将分流河道又淹入水中, 如果持续保持高水位, 这些河道又会被填平。该湖枯水季节湖面面积只有244 km2, 只有丰水季节的7.7%, 绝大多数地区被暴露在地表。从卫星图像上看, 鄱阳湖东部的西河三角洲有近半年时间暴露在水面之上。因此, 不能直接将某时期水下的河道直接称为水下分流河道, 需要具体分析确定。

根据这些分析, 结合前述实验及水动力学角度的剖析, 可以明确三角洲前缘由片流入海、入湖在水下形成的大量相对细粒沉积组成, 呈席状分布, 而非分叉较多的水道化的水下河道, 如长江口三角洲水下地貌立体图(图 7-a)。从图7-a上可以看出, 北槽(北港)最深, 为长江入海口主流, 向海变深, 北槽只有1个主河道, 河道内为垂直于水流的沙波地貌; 而南槽(南港)和北支在逐渐淤积状态, 向海变浅, 被陆地隔离的3条支流本身均无水下分叉。其中, 从南槽主河道近14年的连续且更精细地地貌测量得出, 河槽总体由W型向U型转化(据图 7-b; 张俊勇等, 2015), 变得更加平坦化, 和前述河道横截面地形的演化由尖锐的V型转变成平缓的U型是一致的。深圳湾公路大桥1986年实测最深处大于5 m, 在2003年建设之前的2001年淤平至小于3 m, 2016年再次淤平至2 m, 符合向平缓的U型转化的规律。

图 7 长江口三角洲水下地形立体图及微地貌
a—地形立体图(据数据来源: 杨振东等, 2021); b—南港河槽断面地形变化(张俊勇等, 2015); c—长江口微地貌(据郭兴杰等, 2015)Fig.7 Underwater topography and microtopography of the Yangtze River Delta

长江入海口正常水深在10~14 m左右, 由于出现了河流与洋流、潮流的叠加, 可形成多种类型的沙波地貌: 带状、蜂窝状、圆弧状等, B1、B2、H3、Q5、Q3等(图 7-c)。在入海的主流部位(从Q1-B2、G4-G1)均未出现顺流向的冲刷地形, 更不会出现多股有差异冲刷的分叉河道, 而是基本垂直于流向分布的沙波地貌, 每个由陆上分开的分支河道只有1个主河道通向外海。出了长三角进入开阔的海域, 则主要受洋流作用改造, 形成北西—南东走向的沙波(李磊等, 2013), 也有学者称为水进砂(张冠杰等, 2018), 南黄海辐射沙脊群的物源主要来自于长江三角洲。

表4对经典沉积学所述具有水下分流河道的证据和文中所主张的不存在水下分流河道的证据进行对比。

表 4 三角洲前缘发育特征观点对比 Table 4 Comparison of viewpoints on development characteristics of the delta front
2.4 水深与流速对粒度的共同控制

在进行沉积旋回分析时, 将沉积物粒度的垂向变化主要归结于水体的深浅, 这显然有所偏颇。根据表 2, 河流、三角洲的搬运与沉积, 不仅与水深h有关, 而且还与流速v有关, 即水深—流速共同作用, 将洪水期、平水期、枯水期纳入统一的框架内。经典沉积学理论按湖平面或海平面变化所得出的2种三角洲前缘粒度垂向特征(图 8-a), 右图为罗启后(2015)所提出的水进型三角洲的发育模式(试图代替水下分流河道)。因不同粒度的石英砂在不同水深其起动速度不同, 在相同流速下, 随着水体变浅, 就会形成反粒序(向上变粗)的反旋回(图 8-b中的线条A), 形成水退三角洲; 水体变深, 即水进时, 则会形成向上变细的正粒序(B), 形成水进型三角洲。这仅是一个变量水体深度h的影响。对于相同水深, 不同流速v, 如果流速由慢变快, 河床底部较粗的沙也能起动, 因而会形成向上变粗的旋回, 具有水退的效果(C), 实际上水深未变; 同样, 水深不变时, 流速由快变慢, 携沙能力弱, 粒度越来越细, 形成正粒序, 向上变细(D), 具有水进的效果(图 8-b)。显然, 向上变细层序并不能作为水下分流河道发育的标志, 换句话说, 向上变细的粒序和水下是否有分叉河道不存在必然联系, 不能放在一起寻找成因联系。图8-b中倒三角符号为中国不同水体流速与水深条件下底床所发育的沉积物粒度投点图, 大致符合左上角(浅水、高流速)沉积物粒度粗, 右侧(低流速)粒度细的规律。

图 8 流速与水深对粒度的共同控制示意图
a—2种类型的三角洲前缘发育特征; b—水体深度与流速二维图Fig.8 Joint control of particle size by flow velocity and water depth

3 结果与结论

综上水动力学分析得出以下结果:

1)在河道流动特征方面, 受河床摩擦力的影响, 河流流速在垂向上随深度递减, 河流表面流速最高, 河床流速小, 甚至为0 m/s; 受河道流速垂向分布的影响, 推导了对流态进行分类的校正后的弗罗德数公式; 原公式过高地估计了水体流动的动能(惯性能), 高估了约1.5倍; 大多数河段为缓流, 极少出现急流或临界流。综合河道发育的规律, 得出顺流向河床地形起伏增大; 河道横向断面(垂直于流向)地形起伏减小, 原起伏的地形会填平补齐, 一般只有1条主流, 不会出现多股流速不同的水下分叉水流, 这不符合流体力学。

2)目前主流学说具有一定缺陷, 数值模拟及对地层的沉积构造标志不足以直接证明水下分流河道和水下分流间湾等微相的存在, 也没有水槽实验及现代三角洲前缘地貌支持。作者认为, 在水下观察到的河道不一定是水下分流河道, 有可能是冬、春枯水季时湖泊暴露后地表径流产生的冲刷。三角洲平原与三角洲前缘在发育上的区别是, 三角洲平原形成树枝状河道主要原因是在流速较快时, 河堤决口形成新的多级分流河道; 而河流入湖/海后, 不会产生“水下决口”形成新的河道分叉, 河床或三角洲前缘地形只会越来越平缓, 而不是越来越陡。

据此得出结论是:

1)三角洲前缘主要发育由片流入海、入湖在水下形成的大量砂砾质沉积, 呈席状分布, 不发育水下分流河道、水下分流间湾等微相。

2)提出了水深和流速的变化共同决定了沉积旋回特征的水深—流速共同作用模式。沉积物的粒度旋回不仅与水深有关, 还与流速有关。

3)大多数被认定为水下分流河道微相的分叉河道不是在水下形成的, 而是在水退时在陆上形成的古地貌, 后被淹没在水下。

作者并非在挑战传统沉积学, 实际上, 国外学者及中国学者早期(1982年之前)的公开文献中认为三角洲前缘包括分流河道或分支河道微相(Reineck和Singh, 1975), 1982年之后才有学者在论文中更名为“水下分流河道”, 但未详细论证, 且沿用至今, 因此, 有必要正本清源。

致谢 非常感谢长江大学地球科学学院尹艳树、冯文杰团队提供水槽实验设备; 感谢金振奎教授, 此文是受他多年来对三角洲前缘的质疑的启发后所写。

(责任编辑 郑秀娟; 英文审校 龚承林)

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