晚第四紀(jì)下切河谷體系研究綜述

林春明，張霞，黃舒雅內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京，210023

內(nèi)容提要: 下切河谷的研究不僅可以正確劃分地層、確立年代地層格架、判定沉積環(huán)境演變、探討海平面變化規(guī)律，對(duì)碳?xì)浠衔锟碧介_(kāi)發(fā)、地質(zhì)工程等重大國(guó)民經(jīng)濟(jì)建設(shè)也有重要意義。本文介紹了下切河谷體系概念、特征、劃分類型、研究歷程和科學(xué)意義，著重論述了晚第四紀(jì)下切河谷的形成演化、層序地層格架和控制因素。晚第四紀(jì)下切河谷體系主要是海平面下降、河流向盆地?cái)U(kuò)展并侵蝕下伏地層的下切河流體系，在海平面上升時(shí)期被充填的長(zhǎng)條狀負(fù)向地形，以區(qū)域性的地層不整合面為底界。浪控型與潮控型下切河谷體系模式有許多不同之處：① 前者存在河口砂壩、中央盆地、灣頂三角洲，后者則沒(méi)有這些沉積單元；② 前者淺海沉積較薄，后者較厚；③ 前者代表了貧砂的小河河口灣，由于泥砂量少，河口灣在最大海侵線附近，后者河流作用較強(qiáng)，泥砂量相對(duì)大，現(xiàn)代河口灣不斷向海擴(kuò)展，較下切河谷范圍要大的多；④ 前者涉及溯源堆積在下切河谷充填中的作用，但對(duì)其強(qiáng)度估計(jì)不足。下切河谷體系的形成演化的影響因素眾多，海平面變化、沉積物供應(yīng)、沉積過(guò)程、下切河谷形態(tài)和氣候變化等是主要控制因素。

下切河谷 (incised valley) 一詞最早由Fisk和McFarlan(1955)提出，用于描述密西西比河三角洲第四紀(jì)晚期下切河谷的特征。在美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局編撰的地質(zhì)詞典中，下切河谷被定義為：① 由較高陸地圍擋起來(lái)的低洼陸地，主要為地表上一狹長(zhǎng)的、巨大的緩傾洼地，通常位于兩座山或者兩條山脈 (丘陵) 之間，并常發(fā)育泄水通道的河流，河谷常常由河流侵蝕形成，也可能由斷層演變而成；② 由一條大河流及其支流 (一個(gè)流域) 供水或泄流的向內(nèi)陸延伸相當(dāng)距離的一個(gè)寬廣平坦洼地 (Wescott, 1993, 1997)。

下切河谷體系包括下切河谷及其充填沉積物。Zaitlin等 (1994) 最先給出下切河谷體系的確切定義是“河流侵蝕成因的長(zhǎng)條形負(fù)地形，通常比單個(gè)河道大，其底部為區(qū)域的層序界面、沉積相向海突然遷移為其特征，其充填物通常于下一次基準(zhǔn)面抬升時(shí)開(kāi)始沉積，也可以包括隨后的高位以及海面變動(dòng)旋回的沉積物”。一般形成于淺海坡地、陸架/陸坡的下切河谷體系常從下切河谷口部的低位三角洲延伸至相對(duì)海平面變化不再影響河流下切和沉積作用的地方。在此上游屬于非下切河道系統(tǒng)，與下切河谷形成一種貫通河流網(wǎng)絡(luò)。海平面下降至陸架/陸坡轉(zhuǎn)折點(diǎn)以下時(shí)，下切河谷可橫穿整個(gè)陸架/陸坡，將沉積物搬運(yùn)至陸坡，下切河谷口部直達(dá)海底峽谷 (Van Wagoner et al., 1988; Posamentier and Erskin, 1991)。下切河谷體系有3個(gè)基本特征：① 下切河谷是一種負(fù)地形，其底部切割下伏地層，包括可能存在的任何區(qū)域標(biāo)志層；② 下切河谷的底部和側(cè)壁代表了層序界面，可與古河間地的沉積間斷面相對(duì)應(yīng)，該沉積間斷面可能受到后期海侵改造，形成復(fù)合層序界面和海侵面 (Plint et al., 1992)，河谷內(nèi)部充填的沉積標(biāo)志層上超于河谷側(cè)壁之上；③ 下切河谷充填的底部，因存在沉積相向盆地方向的遷移，可見(jiàn)較遠(yuǎn)端 (向陸方向) 沉積相在較近端 (向海方向) 沉積相上的侵蝕疊置 (Van Wagoner et al., 1990)。

下切河谷的寬度從數(shù)百米到數(shù)十千米，深度從幾十米到上百米。根據(jù)所切割自然地理單元的不同，下切河谷體系可分為兩種類型：① 山前下切河谷體系，發(fā)源于山間腹地，并穿過(guò)有明顯坡降的“下降線”；② 海岸平原下切河谷體系，坡度較小，局限于海岸平原，未穿過(guò)“下降線”(Zaitlin et al., 1994)。前者通常河道壽命較長(zhǎng)，沉積物較粗，成熟度較低；而后者常常充填細(xì)粒的、成熟度較高的沉積物，它們來(lái)自海岸平原沉積的再旋回。此外，根據(jù)下切河谷內(nèi)有無(wú)多個(gè)層序界面的存在，可將其分為：① 簡(jiǎn)單下切河谷體系，下切河谷是在一個(gè)低位—海侵—高位體系域旋回中形成；② 復(fù)合下切河谷體系，伴隨著基面的波動(dòng)，有多次下切—沉積旋回產(chǎn)生 (Zaitlin et al., 1994)。通常，海岸平原下切河谷多為簡(jiǎn)單型，而山前下切河谷體系多為復(fù)合型，在海岸地區(qū)，兩種下切河谷體系可相鄰 (Hayes and Sexton, 1989)。

下切河谷的研究開(kāi)始很早，但大部分早期工作者將沿不整合面分布的、孤立的下切河谷作為一個(gè)單獨(dú)的連續(xù)沉積體劃入更高一級(jí)地層單元，或解釋為非下切河道和三角洲分流河道，從而忽略其存在 (林春明和張霞, 2018)。20世紀(jì)30～40年代，有人在北美發(fā)現(xiàn)下切河谷體系并加以描述，但大部分下切河谷是在區(qū)域地質(zhì)填圖過(guò)程中發(fā)現(xiàn)且僅出現(xiàn)在地質(zhì)報(bào)告中。50～60年代，因在許多下切河谷中發(fā)現(xiàn)了油氣，針對(duì)下切河谷的研究逐漸增多 (Dalrymple et al., 1994)。80年代以來(lái)，隨著層序地層學(xué)概念的普遍應(yīng)用，下切河谷的研究成為沉積地質(zhì)學(xué)一個(gè)熱點(diǎn)，人們開(kāi)展了大量的下切河谷研究，涉及從前寒武到現(xiàn)在幾乎所有年代的地層 (Dalrymple and Zaitlin, 1994)。晚第四紀(jì)下切河谷體系因形成時(shí)代晚、沉積地層壓實(shí)較弱和保存良好，是大陸架和海岸平原常見(jiàn)的地層沉積現(xiàn)象 (林春明和張霞, 2018)，受到越來(lái)越多地質(zhì)學(xué)家關(guān)注 (Wang Ru et al., 2019, 2020)。晚第四紀(jì)下切河谷的研究不僅可以正確劃分地層、確立年代地層格架、判定沉積環(huán)境演變、探討海平面變化規(guī)律，而且對(duì)碳?xì)浠衔锏目碧介_(kāi)發(fā)、地質(zhì)工程等重大國(guó)民經(jīng)濟(jì)建設(shè)也有重要意義。因此，對(duì)下切河谷的進(jìn)一步研究有著重要的理論和現(xiàn)實(shí)意義。

筆者重溫有關(guān)下切河谷的文獻(xiàn)，結(jié)合江浙沿海平原晚第四紀(jì)錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷的研究實(shí)例，對(duì)晚第四紀(jì)下切河谷的形成充填演化過(guò)程、層序地層格架、控制因素和沉積模式對(duì)比等方面進(jìn)行了較為系統(tǒng)的論述。

1 晚第四紀(jì)下切河谷研究歷程和科學(xué)意義

近年來(lái)，許多學(xué)者對(duì)晚第四紀(jì)下切河谷及其沉積充填過(guò)程進(jìn)行了深入研究 (Allen and Posamentier, 1993; Rossi et al., 2017; Lobo et al., 2018)。最早報(bào)道晚第四紀(jì)下切河谷存在的是密西西比河地區(qū)，下切河谷的寬度最大達(dá)80 km，深逾120 m (Fisk and McFarlan, 1955)，后續(xù)報(bào)道的有法國(guó)Rhone河 (Oomkens，1970)、Gironde河 (Allen and Posamentier, 1993; Féniès et al., 2010)、Charente河 (Weber et al., 2004)和Leyre河 (Féniès and Lericolais, 2005)，墨西哥灣Lavaca河 (Wilkinson and Byrne, 1977)，美國(guó)James河 (Nichols et al., 1991)，加拿大Cobequid Bay—Salmon河 (Dalrymple and Zaitlin, 1994)，澳大利亞Alligator河 (Woodroffe et al., 1993; Roy, 1994) 等，此外，非洲 (Cooper, 1993)、西班牙 (Dabrio et al., 2000)、法國(guó) (Chaumillon et al., 2008, 2010)、意大利 (Amorosi et al., 2016)、丹麥 (Huuse and Lykke-Andersen, 2000)、巴西 (Cooper et al., 2018) 、印度 (Bhandari et al., 2005)、越南 (Ta et al., 2001, 2021; Tjallingii et al., 2010)、日本 (Ishihara et al., 2012) 和韓國(guó) (Hong et al., 2020) 等地也相繼報(bào)道了晚第四紀(jì)下切河谷的存在。中國(guó)晚第四紀(jì)下切河谷的研究主要從20世紀(jì)80年代開(kāi)始，相繼在灤河 (李從先等, 1984)、南流江 (孫和平等, 1987)、長(zhǎng)江及東海大陸架 (夏東興和劉振夏, 2001; Wellner and Bartek, 2003; 李廣雪等, 2004; Zhang Xia et al., 2018a)、錢塘江 (李從先等, 1993; 林春明, 1996)、珠江 (韋惺和吳超羽, 2011; 謝葉彩等, 2014) 及珠江大陸架 (Zhuo Haiteng et al., 2015)、天津—河北沿海平原 (王強(qiáng), 2019; 樊航宇等, 2020) 等現(xiàn)今河口三角洲、海岸平原和大陸架發(fā)現(xiàn)了晚第四紀(jì)下切河谷。Wang Ru等 (2019, 2020) 收集了67個(gè)已發(fā)表的文獻(xiàn)，利用151個(gè)晚第四紀(jì)下切河谷體系資料，繪制了晚第四紀(jì)下切河谷在全球的分布 (圖1)，其中135個(gè)發(fā)育于末次冰期—間冰期旋回 (last glacial—interglacial cycle，LGC)，16個(gè)涉及末次冰期前的冰期—間冰期旋回 (pre-LGC)。晚第四紀(jì)下切河谷分布于北緯0～60°，南緯0～40°范圍內(nèi)，經(jīng)度分布較廣，自本初子午線 (0°) 至東經(jīng)180° E和西經(jīng)180° W范圍內(nèi)，下切河谷分布相對(duì)分散，主要發(fā)育在世界沿海平原和大陸架，集中在亞洲、北美和歐洲，其他地區(qū)也許由于研究程度較低尚未識(shí)別。由上可見(jiàn)，晚第四紀(jì)下切河谷的研究是當(dāng)前第四紀(jì)地質(zhì)學(xué)、層序地層學(xué)、沉積學(xué)、油氣地質(zhì)學(xué)和全球變化研究的熱點(diǎn)。

圖1 晚第四紀(jì)下切河谷全球 (a)、北美 (b) 和歐洲南部 (c) 分布圖 (改自Wang Ru et al., 2019, 2020; 修訂了中國(guó)海岸帶及陸架下切河谷實(shí)例)Fig. 1 Geographic locations of late Quaternary incised-valley fills (a) , with inset maps for North America (b) and southern Europe (c) (base map modified from Wang Ru et al., 2019, 2020)

晚第四紀(jì)下切河谷研究具有如下科學(xué)意義：① 層序地層學(xué)的發(fā)展使現(xiàn)代沉積學(xué)面臨著新的挑戰(zhàn)，即總結(jié)單一海侵海退層序的內(nèi)部結(jié)構(gòu)和預(yù)測(cè)模型 (高抒和李安春, 2000)，下切河谷研究能加深對(duì)大尺度沉積層序結(jié)構(gòu)和動(dòng)力沉積過(guò)程的認(rèn)識(shí)和理解，提供層序地層學(xué)的預(yù)測(cè)功能。下切河谷的發(fā)現(xiàn)對(duì)層序地層的一些概念也提出了挑戰(zhàn)，加深了“從源到匯”沉積路徑的理解 (Wang Ru et al., 2019)；② 下切河谷和河口灣在近海沉積物的層序地層學(xué)解釋方面有重要作用 (Chaumillon et al., 2008)，下切河谷的關(guān)鍵界面和充填物沉積特征是建立年代地層格架的重要鑰匙，也是層序地層學(xué)的焦點(diǎn)問(wèn)題，它們一旦被認(rèn)識(shí)，便可更好地理解淺海及非海相沉積環(huán)境下地層的成因和分布 (Lericolais et al., 2001)；③ 河谷的切割深度和沉積特征是研究海平面變化的最好素材，利用下切河谷充填物陸相和海相界限的變化，以及精確的測(cè)年分析可以確定古海平面位置，建立較為準(zhǔn)確的海平面變化曲線；④ 下切河谷充填物記錄了環(huán)境和氣候變化 (Simms et al., 2010)，是揭示長(zhǎng)期地表作用、沉積歷史和從低水位到高水位的沉積過(guò)程、斜坡和陸架環(huán)境中陸地和海岸海洋過(guò)程相互作用的關(guān)鍵地層記錄 (Boyd et al., 2006; Martin et al., 2011)，在高分辨率地層學(xué)基礎(chǔ)上，對(duì)沉積物所含微體古生物化石組合與古環(huán)境進(jìn)行研究，可獲得該地區(qū)短期氣候變化記錄，為推測(cè)該地區(qū)未來(lái)氣候與環(huán)境變化提供科學(xué)依據(jù)；⑤ 晚第四紀(jì)下切河谷中已發(fā)現(xiàn)資源量可觀、并具有經(jīng)濟(jì)開(kāi)采價(jià)值的淺層生物氣 (Wescott, 1997; 林春明等, 1997, 2005, 2015; Lin Chunming et al., 2004; Zhang Xia and Lin Chunming, 2017; Bravo et al., 2018; Chen et al., 2020)，只有把下切河谷充填物沉積相的認(rèn)識(shí)提高到更為精細(xì)的高度，才能為更充分地勘探和預(yù)測(cè)淺層生物氣分布和利用；⑥ 正確地認(rèn)識(shí)下切河谷分布、充填演化模式，也是地質(zhì)工程等重大國(guó)民經(jīng)濟(jì)建設(shè)的需要，如預(yù)防下切河谷內(nèi)賦存的淺層生物氣對(duì)橋梁、地鐵和樓房建設(shè)及填海造田實(shí)施等造成的工程危害。

2 晚第四紀(jì)下切河谷的形成演化

2.1 晚第四紀(jì)下切河谷的形成演化

從前寒武紀(jì)到現(xiàn)代，各個(gè)地質(zhì)時(shí)期都有下切河谷形成，下切機(jī)制多與海平面升降、構(gòu)造沉降有關(guān) (Dalrymple et al., 1992; Hou et al., 2003; Takashimizu et al., 2016; Liu Junlong et al., 2017; Seibel and James, 2017)。晚第四紀(jì)下切河谷形成和充填演化的研究同樣始于密西西比河，這些研究所提供的下切河谷充填層序至今仍是多沙性河流下切河谷的重要實(shí)例。下切河谷主要由河流侵蝕作用形成，海平面下降時(shí)期是下切河谷的形成階段，海平面上升期為充填階段 (Wescott, 1993; Weber et al., 2004; Breda et al., 2007; Greene et al., 2007)。Wesccot (1997) 進(jìn)一步描繪了海平面升降周期內(nèi)下切河谷的形成和充填過(guò)程，認(rèn)為當(dāng)海平面下降且河流延伸至新出露的陸棚斜坡轉(zhuǎn)折線以下時(shí)，河流將因裂點(diǎn)向源遷移而開(kāi)始下切；當(dāng)海平面在低水位時(shí)，河道發(fā)生側(cè)向遷移形成較為寬闊的下切河谷。Wesccot 強(qiáng)調(diào)了河流自身的侵蝕能力，筆者認(rèn)為是正確的，河流的溯源侵蝕應(yīng)該是造成裂點(diǎn)向源遷移 (下切河谷向源張裂) 的主要作用力，而河流向下游的沖刷、侵蝕作用也起到直接作用，但沒(méi)有前者作用力大。河流的溯源侵蝕導(dǎo)致下切河谷的形成是有理論和實(shí)際依據(jù)的 (李從先和張桂甲, 1996a; 王冠民和姜在興, 2000)。不過(guò)也有人認(rèn)為海侵期也可形成下切河谷 (Posamentier, 2001; Khadkikar and Rajshekhar, 2005)，可能是由于山體抬升和海岸后退原因，海平面變化的影響較小 (王冠民和姜在興, 2000)。

近年來(lái)，國(guó)內(nèi)外一些研究表明，不同下切河谷沉積物充填模式各異，具有復(fù)雜性，其沉積物自下而上可從非海相經(jīng)由河口灣相，一直演變?yōu)殚_(kāi)闊海相，其中河口灣相很常見(jiàn)且非常重要 (Allen and Posamentier, 1994; Dalrymple et al., 1994; Greene et al., 2007; Takashimizu et al., 2016)；有時(shí)下切河谷僅被河流相 (Simms et al., 2006) 或開(kāi)闊海相沉積物 (Allen and Posamentier, 1993) 充填，或未被充填 (Posamentier et al., 1992)。河口灣相疊加在河流相之上，河流相通常是末次盛冰期之后的海侵期下切河谷充填物 (Allen and Posamentier, 1993; Roy, 1994; Mattheus et al., 2007)。部分學(xué)者強(qiáng)調(diào)下切河谷中較厚河流相沉積是由于溯源堆積造成的 (李從先和張桂甲, 1996a; Wescott, 1997; Zhang Xia et al., 2014)。對(duì)下切河谷充填相序和厚度的成因有不同解釋，但都可以反映到沉積基準(zhǔn)面的變化上，進(jìn)一步反映到沉積物堆積速率/相對(duì)海平面上升速率(Vs/Vls)的變化上，由于地質(zhì)歷史期Vs/Vls是變化的，由此導(dǎo)致沉積物堆積方式、相序、厚度等的變化 (林春明等, 1999)。林春明等將晚第四紀(jì)下切河谷形成和充填演化概括為深切 (Deep-cutting)、快速充填 (Rapid-filling) 和埋藏 (Burial) 3個(gè)階段 (Lin Chunming et al., 2004, 2005)，并根據(jù)下切河谷內(nèi)沉積物特征、沉積序列、沉積年代等，將快速充填進(jìn)一步細(xì)分為早期和晚期過(guò)程，埋藏細(xì)分為早期和晚期埋藏過(guò)程 (Zhang Xia et al., 2014; 林春明和張霞, 2018)。

下切河谷體系的形成和充填過(guò)程極為復(fù)雜，地層結(jié)構(gòu)變化大，用現(xiàn)有的充填模式無(wú)法解釋，至今仍沒(méi)有令人滿意的充填模式，這可能是由于地質(zhì)背景不同，不可能用一個(gè)統(tǒng)一充填模式進(jìn)行解釋。國(guó)外一些模式主要建立在浪控型或波浪—潮汐混合控制型下切河谷上，僅包含了簡(jiǎn)單的波浪作用為主的基本因素，且這些下切河谷都是由一些小型的山前河流所形成的 (張霞, 2013)。關(guān)于潮控型下切河谷模式的研究相對(duì)較少，基于這個(gè)原因，作者以江浙沿海平原晚第四紀(jì)錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷的形成充填演化研究為典型實(shí)例。

2.2 潮控型錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷的形成演化

中生代以來(lái)，由于亞洲大陸向南、太平洋板塊相對(duì)向北扭動(dòng)的結(jié)果，在我國(guó)東部產(chǎn)生了一系列NNE—NE及NNW—NW向的斷裂系統(tǒng)，它們對(duì)中國(guó)東部沿海局部地形形態(tài)的控制作用尤為明顯，杭州灣的形成、河口灣的走向都表明了這種控制作用(浙江省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989)。晚新生代以來(lái)的新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)以拱拗運(yùn)動(dòng)為主，但升降幅度小、強(qiáng)度弱，斷裂活動(dòng)和褶皺運(yùn)動(dòng)微弱 (虞永林, 1992)。江浙沿海平原處在構(gòu)造沉降帶，新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)在山區(qū)表現(xiàn)為局部上升，在沿海平原區(qū)主要表現(xiàn)為緩慢沉降，沉降速率一般為1～2 mm/a (胡惠民等, 1992)。持續(xù)的構(gòu)造沉降使之接受大量的沉積物，形成厚200～300 m的第四紀(jì)松散沉積層，上部100～150 m為陸、海相交互沉積層，之下為河流相沉積層 (李從先和汪品先, 1998)。在15000～12000 a BP、12000～7500 a BP、7500～6000 a BP期間，東海海平面上升速率相應(yīng)約為35.0 mm/a、10.0 mm/a和3.0 mm/a (林春明等, 1999)。河口-三角洲及淺海灣地區(qū)，沉積速率高，冰后期沉積速率由淺水向深海盆地下降，由河口區(qū)1.6 mm/a降至外陸架的0.4～0.8 mm/a，主要原因是陸源碎屑物供應(yīng)的差異 (業(yè)治錚和汪品先, 1992)。杭州灣地區(qū)河流相平均沉積速率約為2.9 mm/a (林春明等, 1999)。

杭州灣地區(qū)晚第四紀(jì)錢塘江下切河谷充填物自下而上劃分為河床、河漫灘、古河口灣、近岸淺海和現(xiàn)代河口灣5種沉積相類型 (圖2和圖3)，特別是在海陸過(guò)渡部位首次明確劃分出了古河口灣相，認(rèn)為其形成時(shí)代大約在 7700～10000 a BP期間 (Zhang Xia et al., 2014)，它是全新世海侵到達(dá)杭州灣地區(qū)的產(chǎn)物。晚第四紀(jì)錢塘江下切河谷內(nèi)古河口灣沉積物平面上呈現(xiàn)粗—細(xì)—粗—細(xì)的分布模式，與大多數(shù)河口灣常見(jiàn)的粗—細(xì)—粗的分布格局明顯不同 (林春明, 2019)。

圖2 錢塘江和太湖下切河谷 、現(xiàn)代河口灣 、淺層生物氣田及鉆井位置圖 (改自Lin Chunming et al., 2005)Fig. 2 Geographic location of the present-day Qiantang River estuary on a Google Earth satellite map (a), to the west of the East China Sea and immediately south of the Yangtze delta. Locations of the cores, boreholes, shallow biogenic gas fields, and transects in the modern Qiantang River estuary region ( b; modified from Lin Chunming et al., 2005)

圖3 末次盛冰期以來(lái)錢塘江下切河谷充填物沉積相、地層結(jié)構(gòu)和層序地層學(xué)特征 (剖面位置見(jiàn)圖2b; Zhang Xia et al., 2014)Fig. 3 Stratigraphic transects (A—A′ and B—B′; See Fig. 2b for locations; modified from Zhang Xia et al., 2014) showing the major lithology and facies distribution in the late Quaternary Qiantang River incised valley. The fluvial (facies V and IV) and paleo-estuary (facies III) sediments occur mainly in the axis of the incised valley, and are overlain by the offshore shallow marine (facies II) and present-day estuarine (facies I) sedimentsFSST—強(qiáng)制性海退體系域; LST—低位體系域; TST—海侵體系域; HST—高位體系域; SB—層序界面; IFS—初始海泛面; TRS—海侵潮流侵蝕面; OTRS—海岸潮流侵蝕面; MFS—最大海侵面; TES—海退潮流侵蝕面FSST—falling-stage systems tract; LST—lowstand systems tract; TST—transgressive systems tract; HST—highstand systems tract; SB—sequence boundary; IFS—initial flooding surface; TRS—tidal ravinement surface; OTRS—offshore tidal ravinement surface; MFS—maximum flooding surface; TES—tidal erosion surface

A—A′ 剖面穿過(guò)錢塘江下切河谷，由12口鉆孔巖心組成 (圖3a)。5口相對(duì)較深的巖心都清楚地揭示出下切河谷底部侵蝕面的存在，表明河流侵蝕曾在此發(fā)生過(guò)，侵蝕深度在34.9～64.4 m，寬度為34 km。侵蝕面之下為白堊紀(jì)紫紅色含礫砂巖、火山巖，以及其風(fēng)化產(chǎn)物 (李從先等, 1993; 林春明, 1996; 林春明和張霞, 2018)。侵蝕面之上河床相、河漫灘和古河口灣相充填于下切河谷的軸部，其上覆蓋近岸淺海相和現(xiàn)代河口灣相沉積物 (圖3a)。河床相、河漫灘和古河口灣相沉積物的厚度在11.6～20.8 m、6.0～14.2 m和4.1～9.1 m，南部厚度較大，指示當(dāng)時(shí)下切河谷的深泓線位于現(xiàn)代錢塘江河口灣的南岸平原，即錢塘江在其演化過(guò)程中河流明顯由南向北遷移，且下切河谷的寬度比現(xiàn)代錢塘江河口灣大的多。而現(xiàn)代錢塘江河口灣形成之后漲潮流占優(yōu)勢(shì)，漲潮流偏北，落潮流偏南，使得整個(gè)現(xiàn)代河口灣也由南向北岸遷移，現(xiàn)代河口灣的粉砂沉積厚度北部大于南部。古河口灣和河漫灘沉積物，特別是古河口灣相內(nèi)透鏡狀砂體發(fā)育，砂體厚度可達(dá)3～5 m，河漫灘沉積物中透鏡狀砂體的厚度可達(dá)8 m。在下切河谷的北部還發(fā)育一個(gè)河流階地，埋藏深度為25～35 m，其上覆沉積物主要為硬黏土，厚度在4～8 m之間。

B—B′ 剖面橫跨現(xiàn)代錢塘江河口灣中部，由68口鉆孔組成 (圖3b)。該剖面下切河谷埋深在50.5～124.6 m，寬度為43 km。下切河谷北部發(fā)育兩期河流階地，上覆砂礫沉積，埋藏厚度分別在60～70 m和90～110 m。與A—A′ 剖面類似，下切河谷底部存在明顯的河流侵蝕面，但明顯變深，河間地硬黏土層的埋藏深度也增加到33～46 m，揭示出當(dāng)時(shí)地形西高東低、河流侵蝕強(qiáng)度由西向東增強(qiáng)，之后沉積的冰后期地層厚度呈現(xiàn)出自西向東逐漸變厚的特點(diǎn)。河床相、河漫灘和古河口灣相主要分布在下切河谷的軸部，其上被近岸淺海相和現(xiàn)代河口灣相覆蓋。但河漫灘相和古河口灣相的厚度要大于A—A′ 剖面，平均厚度分別由10.0 m和6.2 m增加到20.9 m和24.1 m (圖3b)。較A—A′ 剖面，厚層河漫灘相和古河口灣相沉積物內(nèi)部，特別是后者，透鏡狀砂體更為發(fā)育。

錢塘江下切河谷內(nèi)充填了多種類型的沉積物，它們?cè)诓煌课槐憩F(xiàn)為不同的沉積相組合，反映了不同程度的海陸相互作用 (張霞等, 2013; Zhang Xia et al., 2014; 林春明, 2019)，可將其自海向陸劃分為海向段、近海段、近陸段和陸向段4段 (圖4)。第1段 (海向段) 的范圍從低海面時(shí)下切河谷的口門延伸至目前近岸淺海相向陸分布的最遠(yuǎn)處 (也就是現(xiàn)代河口灣海向最遠(yuǎn)處)。第2段 (近海段) 從第1段的陸向端延伸至最大海侵時(shí)近岸淺海相向陸分布的最遠(yuǎn)處 (圖4)。最大海侵時(shí)近岸淺海相層分布最遠(yuǎn)的陸向端在本區(qū)可延伸至閘口附近的山麓地區(qū) (林春明等, 1999)。第3段 (近陸段) 從第2段的陸向端延伸至最大海侵時(shí)河口灣相的陸向極限處 (圖4)，因此它對(duì)應(yīng)于海侵末河口灣的區(qū)域。第4段 (陸向段) 為下切河谷體系的最內(nèi)段，位于第3段的陸向端及下切作用的陸向極限之間 (圖4)。該段可從第3段內(nèi)端向上游延伸數(shù)十至數(shù)百公里。河流沉積作用貫穿于該段的整個(gè)歷史，但低位—海侵—高位旋回的相對(duì)海面及可容空間的變化，影響沉積作用，可產(chǎn)生一定的河流形式垂向變化 (圖4)。第1、2、3段沉積物的保存潛力主要受潮流侵蝕作用的強(qiáng)度和深度控制，而第4段沉積物的保存潛力主要由河流侵蝕作用的強(qiáng)度和深度控制。第4段內(nèi)端向陸部分為正常河流段，河流比降明顯增大，海面變化不再控制河流的沉積作用，主要受氣候、構(gòu)造和沉積物供應(yīng)等因素控制，海水或潮流的影響未到達(dá)該段 (Boyd et al., 2006)，盡管也可能有河流下切所形成的負(fù)地形，但已不屬于下切河谷體系。

圖4 錢塘江下切河谷體系理想化縱剖面圖 (Zhang Xia et al., 2014; 其他圖例見(jiàn)圖3)Fig. 4 Schematic section along the axis of the Qiantang River incised valley showing the distribution of sedimentary facies resulting from transgression and regression modified after Zhang Xia et al., 2014. The Qiantang River incised-valley fill can be divided into four segments with the marine influence decreasing landwards. The vertical logs show schematically how the facies successions change along the length of the valley, from the lowstand coast to the landward limit of marine influence. FES—fluvial erosion surface. See Fig. 3 for the other abbreviations

中國(guó)東部沿海地區(qū)經(jīng)歷了多次海侵 (汪品先等, 1981)，鉆井巖心、測(cè)年等資料表明，長(zhǎng)江三角洲晚第四紀(jì)形成了3個(gè)下切河谷層序 (圖5)，自下而上3個(gè)層序的地質(zhì)時(shí)代分別相當(dāng)于晚第四紀(jì)早期、中期和晚期，晚第四紀(jì)早期地層主要是125～60 ka BP期間沉積的，中期地層是60～25 ka BP期間沉積的，晚期地層為25 ka BP以來(lái)形成的 (林春明等, 2016)，3個(gè)層序的層序界面分別為SB3、SB2、SB1 (圖5)。三期向東南延展的下切河谷具有明顯繼承性，河谷主體位置逐漸南移，規(guī)模也漸次變小早期下切河谷十分寬廣，寬度超過(guò)150 km，深度80～140 m；中期下切河谷寬55～80 km，深度70～120 m；晚期下切河谷寬20～70 km，深度30～100 m (張家強(qiáng)等, 1998; 李從先和汪品先, 1998)。早期形成的下切河谷層序往往被后期河谷的下切所破壞，僅殘留下部的河床相粗粒沉積，造成河床相的疊置，每個(gè)侵蝕面的上、下則出現(xiàn)年齡的突變 (李從先等, 2008)，如圖5中所示晚第四紀(jì)早期形成的下切河谷底部為層序界面SB3，之上為河床相 (VI3)，由于被晚第四紀(jì)中期形成的下切河谷所切割，中期河床相 (VI2) 直接疊置在早期河床相 (VI3) 上；相對(duì)而言，晚第四紀(jì)晚期 (末次冰期以來(lái)) 形成的下切河谷層序以不同的沉積相組合被保存下來(lái) (圖5)。3期下切河谷層序的套疊結(jié)構(gòu)表明，晚第四紀(jì)以來(lái)，江浙沿海平原存在3次“低海面—海侵—高海面—海退”周期性海面變化。

圖5 長(zhǎng)江三角洲晚第四紀(jì)C—C’剖面地質(zhì)圖 (改自張家強(qiáng)等, 1998; Li et al., 2002; 林春明等, 2015, 2016; Zhang Xia et al., 2018a)Fig. 5 Section C—C’showing the major lithology and facies distribution in the late Quaternary Yangtze incised valleys (modified from Zhang Jiaqiang et al., 1998&; Li et al., 2002; Lin Chunming et al., 2015&, 2016&; Zhang Xia et al., 2018a)14C測(cè)年: (a) 5750±150 a BP, 11.70 m；(b) 9900±300 a BP，35.50 m；(c) 11030±1230 a BP，38.80 m；(d) 34900±960 a BP, 94.50 m；(e) 7064±300 a BP, 3.27 mVI3、VI2 和 VI1: 分別代表晚第四紀(jì)早期、中期和晚期河床相；IV1—V1: 晚第四紀(jì)晚期古三角洲—河漫灘相；III1: 晚第四紀(jì)晚期近岸淺海相；II1: 晚第四紀(jì)晚期三角洲相；I1: 晚第四紀(jì)晚期潮坪相。SB3、SB2和SB1分別代表晚第四紀(jì)早期、中期和晚期地層的層序界面VI3,VI2 and VI1: Fluvial channel formed during the early, middle, and late periods of late Quaternary, respectively; IV1—V1: paleodelta—flood plain formed during the late period of late Quaternary；III1: Offshore shallow marine formed during the late period of late Quaternary；II1: Delta formed during the late period of late Quaternary；I1: Tidal flat formed during the late period of late Quaternary. SB3, SB2 and SB1 represent sequence boundaries formed during the early, middle and late periods of late Quaternary, respectively

C—C′ 剖面自北向南方向穿過(guò)長(zhǎng)江下切河谷剖面 (圖5)，地理位置是從蘇北弶港至南通，再到福山最后至上海西部的青浦一線 (林春明和張霞, 2018)，由11口鉆孔巖心組成。在前人研究基礎(chǔ)上 (張家強(qiáng)等, 1998; 李從先和汪品先, 1998)，增加了位于上海青浦附近 (31°05′ N，120°58′ E) 的T1孔，該孔進(jìn)尺23.91 m，自下而上分別為晚第四紀(jì)早期潮坪相，晚第四紀(jì)中期濱海、近岸淺海和潮坪相，以及頂部3.27 m厚的晚第四紀(jì)晚期湖沼相。03、04和05孔位于長(zhǎng)江下切河谷內(nèi)部，進(jìn)尺均鉆穿末次盛冰期以來(lái)下切河谷充填物，但3個(gè)鉆孔揭露的沉積物特征有所不同。對(duì)末次盛冰期以來(lái)的地層，03孔自下而上發(fā)育河床、古三角洲—河漫灘、三角洲和潮坪相，04孔為河床、古三角洲—河漫灘、近岸淺海、三角洲和潮坪相，05孔和04孔沉積相類型相似，但各相沉積厚度不同。03孔較04、05孔差異較大，缺乏近岸淺海相沉積，與03孔相鄰的02孔發(fā)育成因于5～6 ka BP的蘇北潮成砂體 (張家強(qiáng)等, 1998; 李從先等, 1998, 1999)，可以推測(cè)03孔缺失近岸淺海沉積物可能是在三角洲發(fā)育期被沖刷剝蝕殆盡。此外，不僅末次盛冰期長(zhǎng)江三角洲南翼河間地的濱海、近岸淺海相較好地保存下來(lái)，上覆潮坪和湖沼相沉積，晚第四紀(jì)中期和晚期的南翼古河間地也相當(dāng)完整地保存了濱海、近岸淺海和潮坪相，以普遍發(fā)育泥質(zhì)沉積有別于以砂質(zhì)沉積為主的長(zhǎng)江三角洲北翼 (李從先等, 1999)。

如前所述，根據(jù)所切割的自然地理單元的不同和下切河谷內(nèi)有無(wú)多個(gè)層序界面的存在，晚第四紀(jì)長(zhǎng)江下切河谷體系屬于海岸平原類型、復(fù)合下切河谷體系，而晚第四紀(jì)錢塘江下切河谷體系屬于海岸平原類型、簡(jiǎn)單下切河谷體系，是否存在復(fù)合下切河谷體系有待進(jìn)一步的研究。另外，古河口灣相或古三角洲相疊加在河流相之上，河流相通常是盛冰期之后的海侵期下切河谷充填物 (圖3和圖5)。河口灣沉積是下切河谷系統(tǒng)的主要組成部分，是下切河谷體系被海淹沒(méi)部分，接受來(lái)自陸地和海域的沉積物，含潮汐、波浪和河流影響的沉積相，灣頂是潮汐沉積物分布的上限，灣口是海岸沉積相分布的下限；河口灣僅形成于在相對(duì)海平面上升期，即海侵期，一般是海侵過(guò)程中，海水溢出下切河谷形成海灣，之后隨著沉積物堆積、海灣收縮而成，因此，河口灣在地質(zhì)上是短暫的，它是下切河谷充填的延續(xù) (Dalrymple et al., 1992)。加積使得河口灣遭受充填和破壞，河口灣變成三角洲。一旦河口灣或三角洲沉積被保存下來(lái)，就提供了海岸線和環(huán)境變化的重要信息。海侵河口灣沉積，一般在垂向剖面底部為河道砂，中部為河—海泥混合物，頂部是潮汐砂，然而，河口灣中沉積相垂向序列取決于河口灣類型和河口灣部位 (Boggs, 2001)。

末次冰期低海面時(shí)期，中國(guó)東海陸架平原是否有河流發(fā)育，一直是學(xué)術(shù)界爭(zhēng)論熱點(diǎn) (李廣雪等, 2004)，目前主要有兩種觀點(diǎn)：一種認(rèn)為，冰期干冷氣候不利于河流形成，東部陸架在強(qiáng)勁的冬季季風(fēng)作用下處于沙漠化狀態(tài) (趙松齡等, 1996)；另一種認(rèn)為，末次冰期仍然有河流存在，鉆井對(duì)比和淺地層剖面解釋證明, 中國(guó)東部陸架低海面時(shí)期存在大量古河道系統(tǒng) (Liu Zhenxia, 1997; Liu Zhenxia et al., 2000; 夏東興和劉振夏, 2001; Berné et al., 2002; 李廣雪等, 2004; Liu Jian et al., 2010)。從圖1中我們可以看到，晚第四紀(jì)下切河谷主要發(fā)育于現(xiàn)今海岸平原、海岸線附近，還有一小部分分布在現(xiàn)今被海水淹沒(méi)的內(nèi)大陸架，個(gè)別抵達(dá)末次冰盛期低水位海岸線附近的外大陸架，這表明它們?nèi)咧g無(wú)論是在時(shí)間上還是在空間上是有一定聯(lián)系的。時(shí)間上大多數(shù)形成于末次冰期—間冰期旋回 ( Wang Ru et al., 2019)，相當(dāng)于晚第四紀(jì)晚期，25 ka BP以來(lái)形成的 (林春明等, 2016)，為簡(jiǎn)單下切河谷體系，空間上也相對(duì)彼此相連。海平面是河流侵蝕的基準(zhǔn)面，隨著海平面下降，河流基準(zhǔn)面必然下降，河流侵蝕切割能力增強(qiáng)，當(dāng)海面下降至陸架/陸坡轉(zhuǎn)折點(diǎn)以下的情況下，下切河谷可橫穿整個(gè)陸架/陸坡，將沉積物搬運(yùn)至陸坡，下切河谷口部可以直達(dá)海底峽谷 (Van Wagoner et al., 1988; Posamentier and Erskin, 1991)，也有可能河流并不總是形成連續(xù)跨大陸架的下切河谷 (Lericolais et al., 2001)。總的來(lái)看，末次冰期低海面時(shí)期，中國(guó)東海陸架平原與渤海、黃海、南海陸架平原以及世界各地陸架平原一樣應(yīng)該有河流發(fā)育，有下切河谷的存在，只是河谷流路不一定是連續(xù)，也不易識(shí)別罷了。

3 晚第四紀(jì)下切河谷層序地層格架

下切河谷體系中可識(shí)別出低位、海侵和高位體系域沉積 (Allen and Posamentier, 1993; Weber et al., 2004)。晚第四紀(jì)下切河谷充填物最著名的層序地層解釋是由Allen和Posamentier根據(jù)法國(guó)西南部Gironde河口晚第四紀(jì)地層記錄提出的 (Allen and Posamentier, 1993, 1994)，他們運(yùn)用層序地層學(xué)的方法劃分出層序界面、海侵面、最大海泛面和不同體系域，并提出了層序地層學(xué)演化模式。在該類實(shí)例分析基礎(chǔ)上，Zaitlin等 (1994) 提出了下切河谷的層序地層學(xué)模式和地層格架。之后，Lericolais等 (2001) 利用高分辨率地震剖面，證實(shí)了Gironde河口灣近海處存在的下切河谷在離河口灣口岸50 km處逐漸減弱，底部層序邊界的深度向海逐漸減小，而且局部被波浪沖刷作用面截?cái)嘀疗骄Ｆ矫嬉韵?0 m，由此認(rèn)為在低水位期，河流不總是形成連續(xù)跨大陸架的下切河谷。Simms等認(rèn)為下切河谷的相結(jié)構(gòu)是體系域類型、沉積物供應(yīng)速率和海平面變化相互作用的結(jié)果，可進(jìn)一步劃分出欠補(bǔ)償和超補(bǔ)償兩種類型 (圖6a、b)，前者的充填結(jié)構(gòu)可以用Zaitlin等提出的模型解釋，主要受河流、波浪和潮流作用的相對(duì)強(qiáng)度控制；而后者缺少中部的河口灣段，由外部河流—三角洲段和內(nèi)部河流段組成，在整個(gè)海平面升降過(guò)程中都形成三角洲沉積 (Simms et al., 2006)。然而這些模式和層序地層學(xué)研究主要是以浪控型或波浪—潮汐混合控制型下切河谷為主要研究對(duì)象，僅包括簡(jiǎn)單的波浪作用為主的下切河谷體系的基本因素，關(guān)于潮控型下切河谷模式研究相對(duì)較少。

圖6 晚第四紀(jì)晚期下切河谷充填橫剖面示意圖Fig. 6 Schematic diagrams showing the internal filling patterns for different incised valleys formed during the late Quaternary(a)和(b) 欠補(bǔ)償和超補(bǔ)償下切河谷內(nèi)部充填模式 (Simms et al., 2006)；(c) 浪控型下切河谷內(nèi)部體系域及其沉積建造單元 (Wang Ru et al., 2020)；(d)和(e) 分別為晚第四紀(jì)晚期錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷內(nèi)部體系域、沉積建造單元的充填模式。 F—河流沉積；BHD—灣頭三角洲；E—河口灣/瀉湖沉積；BX—障壁海岸體系；NBD—無(wú)灣頭三角洲；CL—河床滯留沉積；RA—河床溯源堆積；FP—河漫灘沉積；PE—古河口灣沉積；PD—古三角洲沉積；M—近岸淺海沉積；ME—現(xiàn)代河口灣；MD—現(xiàn)代三角洲沉積；TSB—潮成沙沉積；SM—湖沼沉積；TF—潮坪沉積(a) and (b) Internal fills for underfilled and overfilled incised valleys (Simms et al., 2006); (c) the containment of systems tracts and the architectural elements in different systems tracts in wave-dominated valleys (Wang Ru et al., 2020); (d) and (e) the filling models for the macrotidal Qiantang River and Yangtze incised-valley systems formed during the late stage of late Quaternary. F—fluvial deposits; BHD—bayhead delta; E—estuarine bay/lagoon deposits; BX—barrier complex; NBD—non-bay delta; CL—channel-lag deposit; RA—retrogressive accumulation; FP—flood plain deposit; PE—paleo-estuary deposit; PD—paleo-delta deposit; M—offshore shallow marine deposit; ME—modern estuary; MD—modern delta deposit; TSB—tidal sand deposits; SM—salt-marsh deposit; TF—tidal flat deposit

根據(jù)Dalrymple等 (1992) 的分類，末次冰期錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷均屬世界著名的潮控型下切河谷，該地區(qū)人口密集，經(jīng)濟(jì)發(fā)展迅速，是中國(guó)冰后期全球海平面變化最敏感的地區(qū)之一。末次冰期以來(lái)，江浙沿海平原經(jīng)歷了海退—海進(jìn)的海平面變動(dòng)旋回，導(dǎo)致了下切河谷形成—低位楔充填—海侵充填—高位埋藏的沉積旋回，形成了一套較為完整的I型沉積層序，發(fā)育層序界面 (SB)、強(qiáng)制性海退體系域 (FSST)、低位體系域 (LST)、海侵體系域 (TST)、高位體系域 (HST) 及初始海侵面 (IFS)、最大海侵面 (MSF)、海侵潮流作用面 (TTRS)、海退潮流侵蝕面 (TES)、海岸潮流侵蝕面 (OTRS) 和河流侵蝕面 (FES) 等重要層序單元和界面 (圖3、4和圖5)。

層序界面是確定沉積層序的主要依據(jù)，下切河谷兩側(cè)壁和底部皆有河流基準(zhǔn)面下降至最低點(diǎn)時(shí)形成的侵蝕面，該侵蝕面通常是識(shí)別下切河谷的主要依據(jù)，也是劃分下切河谷沉積層序，研究其結(jié)構(gòu)的參考依據(jù)。一般來(lái)說(shuō)，江浙沿海平原暴露成陸始于冰期海平面下降之時(shí)，暴露自西向東依次推遲。冰消期海平面上升，發(fā)生海侵，海侵自東向西、自下切河谷向兩側(cè)漫溢，古地面自東向西逐漸淹沒(méi)，并接受沉積，區(qū)域不整合面自海向陸表現(xiàn)為一個(gè)穿時(shí)界面 (林春明, 1997)。海平面上升，海侵首先波及河床，下切河谷內(nèi)開(kāi)始接受沉積，隨后下切河谷內(nèi)水體逐漸漫溢于河間地，河間地開(kāi)始接受沉積，因此區(qū)域不整合面在平行海岸線方向上也是不等時(shí)面。下切河谷兩側(cè)為古河間地，曾經(jīng)暴露地表，發(fā)生沉積間斷，形成的古土壤層底界指示層序界面。雖然下切河谷侵蝕面和古土壤層高程相差很大，但它們同屬一個(gè)地史期的產(chǎn)物，一起構(gòu)成區(qū)域不整合面，即I類層序邊界，具有年代地層學(xué)意義 (林春明, 1997; 林春明等, 2016)。

初始海泛面是海平面上升使某地開(kāi)始沉積的界面，是將海進(jìn)體系域和低水位體系域分開(kāi)的地層界面 (圖3)。冰后期海侵首先波及下切河谷底部層序邊界之上的河床滯流沉積物, 這種滯流沉積是在末次冰期海平面下降期間形成的，海平面上升導(dǎo)致河流基面抬升，河口向陸移動(dòng)，發(fā)生溯源堆積 (李從先等, 1988)，出現(xiàn)顆粒向上逐漸變細(xì)的河流相退積和加積層序，此時(shí)河間地大部分仍然暴露地表，出現(xiàn)沉積間斷。因此, 江浙沿海平原古河間地和下切河谷內(nèi)初始海泛面位置不相同, 其在下切河谷內(nèi)是滯流沉積與溯源堆積的界面，這與Zaitlin等 (1994) 將初始海泛面確定在河谷底部河床滯留沉積與其上的以退積為主的河流沉積之間比較一致，在河間地則是古土壤層頂界面。海侵自海向陸是漸進(jìn)的，初始海泛面也是穿時(shí)的不等時(shí)面 (林春明, 1997)。此界面在實(shí)際操作時(shí)較為困難，有人試圖通過(guò)分析花粉濃度的變化，認(rèn)為初始海泛面位于全新世海侵開(kāi)始時(shí)形成的淡水沼澤沉積體內(nèi)，仍難以劃分出絕對(duì)界限 (徐剛等, 2009)。國(guó)外浪控型或波浪—潮汐混合控制型下切河谷初始海泛面很多人放在河床相砂礫層之上 (Allen and Posamentier, 1993) 或河流相之上 (圖6c)，主要是河流相沉積薄、易于識(shí)別。

當(dāng)海平面相對(duì)上升速度變慢，逐漸達(dá)到其最大位置，海岸線向陸推移最遠(yuǎn)，此時(shí)海底的沉積界面便為最大海泛面。最大海泛面位于近岸淺海沉積層中，是沉積層序中唯一的等時(shí)面 (林春明, 1997)。最大海泛面之下地層自下而上為河床相、河漫灘、古河口灣或古三角洲和近岸淺海相，具有海水逐漸加深和海洋因素影響逐漸變強(qiáng)的特點(diǎn)，它們構(gòu)成海侵沉積層序；最大海泛面之上地層為近岸淺海相、現(xiàn)代河口灣相或三角洲相，具有海水逐漸變淺和海洋因素影響逐漸變?nèi)醯奶攸c(diǎn)，它們構(gòu)成海退沉積層序 (圖3、4、5和圖6)。特別是以現(xiàn)代有孔蟲屬種變化為主線在全新世海相層下部識(shí)別出了最大海侵面 (Zhang Xia et al., 2014)，這解決了層序地層學(xué)最大海侵面在海相層具體位置難以確定的理論缺陷，并指出靜力觸探技術(shù)在對(duì)現(xiàn)代沉積微相精細(xì)識(shí)別方面具較大作用 (林春明, 1995; Zhang Xia et al., 2018b)。

按照Simms等 (2006) 對(duì)下切河谷分類，晚第四紀(jì)晚期錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷都屬于超補(bǔ)償下切河谷 (圖6d、e)，錢塘江下切河谷低位體系域 (LST) 為河床滯留沉積，海侵體系域 (TST) 自下而上依次為河床溯源堆積、河漫灘沉積、古河口灣沉積和近岸淺海下部沉積，高位體系域 (HST) 依次為近岸淺海上部沉積和現(xiàn)代河口灣沙壩或湖沼沉積 (圖3、圖6D)。長(zhǎng)江下切河谷低位體系域也是河床滯留沉積，海侵體系域自下而上依次為河床溯源堆積、河漫灘沉積、古三角洲沉積和近岸淺海下部沉積，高位體系域 (HST) 依次為近岸淺海上部沉積、現(xiàn)代三角洲或潮成砂、潮坪或湖沼沉積 (圖5、圖6E)。

對(duì)海侵潮流作用面 (TTRS)、海退潮流侵蝕面 (TES)、海岸潮流侵蝕面 (OTRS) 和河流侵蝕面 (FES) 等重要層序界面，已有詳細(xì)論述 (李從先和張桂甲, 1996b; 林春明, 1997; 張霞等, 2013; Zhang Xia et al., 2014)，在此不贅述。

由于不同地點(diǎn)及不同時(shí)空尺度、河谷形態(tài)、沉積坡度、沉積物供應(yīng)和海面變化幅度、速度的影響，潮控型錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷與Zaitlin 等 (1994) 建立的浪控型下切河谷體系模式具有許多不同之處：① 潮控型錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷的海侵體系域 (TST) 相對(duì)低位和高位體系域更發(fā)育，最大海侵時(shí)，海水淹沒(méi)下切河谷及大片的古河間地，直達(dá)山麓地帶，沉積了分布廣泛、厚度更大的近岸淺海相沉積 (圖6)；② 浪控型下切河谷體系通常發(fā)育貧砂的小河河口灣，由于泥沙量少，河口灣在最大海侵線附近，而錢塘江本身雖然泥沙量不大，但它靠近水濁沙豐的長(zhǎng)江，長(zhǎng)江三角洲南翼的前展，使現(xiàn)代河口灣不斷向海擴(kuò)展，同時(shí)也使得河口灣較下切河谷的范圍要大的多；③ 浪控型下切河谷體系中存在障壁砂壩、中央盆地、灣頂三角洲，但在潮控型錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷體系中，則沒(méi)有這些沉積單元；④ 雖然浪控型下切河谷體系模式涉及溯源堆積在下切河谷充填中的作用，但對(duì)其強(qiáng)度估計(jì)不足，錢塘江河口灣和長(zhǎng)江三角洲的實(shí)例表明，溯源堆積可形成厚達(dá)數(shù)十米的河流相沉積，而且這一充填過(guò)程發(fā)生在下游河段，時(shí)間上在古河口灣或古三角洲形成之前，因此，只有正確認(rèn)識(shí)和評(píng)價(jià)溯源堆積在下切河谷中的作用，才能建立反映真實(shí)情況的充填沉積模式。

4 下切河谷體系形成的控制因素及其沉積模式對(duì)比

下切河谷體系的形成、內(nèi)部充填物結(jié)構(gòu)和分布模式的影響因素眾多，有海平面變化、沉積物供應(yīng)、河流、潮流和波浪作用特點(diǎn)及強(qiáng)度、氣候、構(gòu)造、基巖性質(zhì)和下切河谷形態(tài)等 (Harris and Collins, 1985; Harris et al., 2002, Lin Chunming et al., 2005; Chaumillon et al., 2010)。海平面變化包括方向、速度、幅度、周期等方面，它們控制著下切河谷的形態(tài)、大小、坡度及充填物的特征和沉積相組合。沉積物的來(lái)源、類型及數(shù)量影響下切河谷充填沉積物的特征和沉積相格局。氣候控制和影響著沉積物的供應(yīng)類型和數(shù)量，以及流域性質(zhì)和水動(dòng)力條件。構(gòu)造升降幅度和頻率控制下切河谷的形態(tài)、規(guī)模、展布等?；鶐r的巖性、結(jié)構(gòu)、膠結(jié)程度不同產(chǎn)生抗侵蝕能力的差異，從而影響下切河谷的形態(tài)、坡度，以及溯源侵蝕及堆積的長(zhǎng)度等。下切河谷的寬度、彎曲程度影響著河流對(duì)基面變化的適應(yīng)能力，如流域?qū)掗煟蛄饔蛭挥诤０镀皆?，則其側(cè)向遷移能力較強(qiáng)，加積或退積作用減弱；反之，河流局限于一個(gè)狹窄的河道內(nèi)，河流只能發(fā)生加積或退積來(lái)平衡基面的變化，類似地，彎曲河流可以改變其彎曲度來(lái)適應(yīng)基面的變化，而辮狀河流容易發(fā)生下切加積作用。上述因素綜合控制了下切河谷體系的形成及充填過(guò)程，但許多關(guān)于它們的作用過(guò)程、相對(duì)影響力的大小及相互作用方面的問(wèn)題，尚不明確。

Wang Ru等 (2020) 基于全球85個(gè)形成于末次冰期—間冰期旋回 (LGC) 時(shí)期的簡(jiǎn)單下切河谷體系，認(rèn)為海岸平原和跨陸架下切河谷充填的相結(jié)構(gòu)變化除了受海平面的影響外，還與陸緣類型、盆地地貌、流域面積、河流系統(tǒng)大小和海岸線水動(dòng)力等因素有關(guān)。與被動(dòng)邊緣相比，形成于活躍陸架邊緣海岸平原的下切河谷具有相對(duì)較高比例的河流和河口沉積，而中部沉積比例較低，這表明下切河谷地層結(jié)構(gòu)的一個(gè)控制因素是構(gòu)造環(huán)境，特別是受控于盆地地貌、沉積物供給速率和方式以及沉積物載荷性質(zhì)。低水位系統(tǒng)域的厚度和比例與海岸平原下切河谷規(guī)模正相關(guān)，這可能反映了切割和充填河谷的河流系統(tǒng)規(guī)模等方面主要受制于流域盆地面積。河流沉積厚度、灣頭三角洲沉積厚度和中部盆地河口沉積厚度與海岸平原下切河谷規(guī)模和河谷匯水面積呈正相關(guān)，這表明河流水系規(guī)?？刂浦练e物供應(yīng)速率和河谷的可容空間。海岸平原下切河谷體系的寬度與現(xiàn)今岸線平均潮差的相關(guān)性表明，潮汐動(dòng)力可能是導(dǎo)致下切河谷變寬的原因之一。高水位體系域下切河谷沉積物受潮汐影響的比例與下切河谷寬度之間存在正相關(guān)關(guān)系，表明水動(dòng)力條件和下切河谷的幾何形狀之間的相互作用可能會(huì)對(duì)充填物產(chǎn)生影響 (Wang Ru et al., 2020)。晚第四紀(jì)以來(lái)，江浙沿海平原下切河谷均位于浙西北持續(xù)上升和長(zhǎng)江三角洲穩(wěn)定下降的過(guò)渡地帶，由于海平面升降速度遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于構(gòu)造運(yùn)動(dòng) (胡惠民等, 1992; 林春明等, 1999)。因此，晚下切河谷體系的形成和演化主要受海平面變化、沉積物供應(yīng)、沉積過(guò)程、下切河谷形態(tài)和氣候變化等控制 (林春明和張霞, 2018)。

4.1 海平面變化

下切河谷體系受到影響因素最大的一定是海平面的變化 (Boyd et al., 2006)。一般下切河谷的長(zhǎng)度是相對(duì)海平面下降幅度和歷時(shí)，以及海岸坡度的函數(shù)。大幅度的海平面下降易使岸線到達(dá)陸架邊緣之外，因而增加河流梯度、增強(qiáng)下切作用，而長(zhǎng)時(shí)間的下降可使下切和坡折點(diǎn)后退過(guò)程持續(xù)時(shí)間變長(zhǎng)，因此，長(zhǎng)期而大幅度海平面下降時(shí)形成的下切河谷，比短期快速海面下降產(chǎn)生的下切河谷要長(zhǎng)且深。類似地，梯度較大的海岸比梯度較小的海岸平原更易產(chǎn)生下切作用 (Schumn, 1993)，但前者的海岸帶較窄，所形成的下切河谷可能也較短。海平面下降幅度和大陸邊緣陸架坡折帶的相對(duì)位置對(duì)下切作用的強(qiáng)度也有著顯著的影響。當(dāng)海平面下降至陸架坡折帶以下時(shí)，陸架完全暴露，下切河谷切割整個(gè)陸架；與此相反，當(dāng)海平面下降但并未暴露陸架坡折帶時(shí)，下切河谷的發(fā)展局限于向海一側(cè)以相對(duì)陡峭的濱面為界、頂部為基本水平的沿海平原的楔形沉積物中 (coastal prism; Posamentier et al., 1992; Talling, 1998; Wang Ru et al., 2019)。

相對(duì)海面上升速率與河流沉積速率的比值對(duì)下切河谷內(nèi)海侵的發(fā)生及沉積相的變化也有著重要的控制作用。如果河流沉積物供應(yīng)等于或超過(guò)相對(duì)海面上升的速率，整個(gè)下切河谷的充填可能都為河流進(jìn)積或加積沉積，海侵不會(huì)發(fā)生，直至河間地被淹，下切河谷內(nèi)的河口灣沉積也不會(huì)產(chǎn)生。相反，若河流沉積物的供應(yīng)速率小于相對(duì)海面上升速率，下切河谷就會(huì)發(fā)生明顯海侵，且隨著河流沉積物輸入量的減小，河口灣相和海相沉積在河谷充填中的比例將不斷增加。錢塘江是水豐砂少的河流，其沉積速率相對(duì)較低，因此，錢塘江下切河谷地區(qū)海侵層序發(fā)育非常完整，自下而上分別為河流相、古河口灣相和近岸淺海相，后隨著沉積物，特別是長(zhǎng)江沉積物的供應(yīng)，以及其三角洲南翼前展的影響，近岸淺海相演變?yōu)楝F(xiàn)代河口灣相。

4.2 沉積物供應(yīng)

與Zaitlin等 (1994) 提出的下切河谷沉積模式相比，錢塘江下切河谷內(nèi)河流沉積物非常厚，且初始海泛面位于河床相的內(nèi)部，而不是河流相的頂部。目前世界比較典型的、河流供應(yīng)沉積物很少的下切河谷中河流相沉積物均很薄，且初始海泛面均位于河口灣沉積相的底部，例如芬迪灣 (Dalrymple and Zaitlin, 1994), South Alligator estuary (Tessier, 2012)。Li 等 (2006)、Simms 等 (2006) 認(rèn)為Zaitlin等 (1994) 提出的下切河谷沉積模式可能僅代表某一端元。同樣，由Dalrymple等 (1992) 年提出的潮控型河口灣沉積模式也可能只代表河口灣的一個(gè)端元，因?yàn)樵撃Ｊ降慕⑹腔诜业蠟车某练e特點(diǎn)，該河口灣內(nèi)部海向沉積物的影響要遠(yuǎn)大于陸向沉積物，且河口灣內(nèi)部主要為砂質(zhì)沉積物。Mont-Saint-Michel (Norman—Breton Gulf) 和Vilaine (Northern Bay of Biscay) (Tessier, 2012) 河口灣內(nèi)部就不發(fā)育灣口砂壩沉積，這是因?yàn)樗鼈兊某练e物主要來(lái)海向細(xì)粒沉積物；一般位于大型三角洲下游的潮控型河口灣，其灣口為泥質(zhì)灣口，而非砂質(zhì)灣口，灣口砂壩沉積不發(fā)育，且泥質(zhì)沉積物主要來(lái)自附近三角洲河流沉積物的沿岸流搬運(yùn)，例如現(xiàn)代錢塘江河口灣 (張霞, 2013; Dalrymple et al., 2012)、Gironde北部的Charente estuary (Chaumillon and Weber, 2006)，以及Loire River 北部的Vilaine estuary (Tessier, 2012)。

末次冰盛期以來(lái)，錢塘江下切河谷及古河間地上堆積了約47.7 ×1010m3沉積物 (林春明和張霞, 2018)，僅現(xiàn)代錢塘江河口灣內(nèi)粉砂砂坎的沉積量估計(jì)就有4.25×1010m3(陳吉余等, 1989)。由于錢塘江是水清沙少的中等河流，河流攜帶的沉積物難以滿足這一巨大沉積量。因此，這些龐大體積的沉積物質(zhì)來(lái)源，一直受到研究者的關(guān)注。錢塘江下切河谷充填物質(zhì)的示蹤研究 (Zhang Xia et al., 2015; 張霞等, 2018)，認(rèn)為長(zhǎng)江—錢塘江—東海陸架組成一個(gè)世界典型的潮控型三角洲—河口灣—陸架源匯耦合系統(tǒng)，錢塘江下切河谷充填物的沉積演化與毗鄰的長(zhǎng)江下切河谷密切相關(guān)。在河床—古河口灣沉積時(shí)期，錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷相互分離，互不影響，沉積物主要由錢塘江供給；至近岸淺海相發(fā)育期，海平面上升并達(dá)到全盛，海水溢出河谷，來(lái)自長(zhǎng)江的沉積物開(kāi)始逐步注入錢塘江，顯著地影響了近岸淺海相和現(xiàn)代河口灣相的沉積演化。最近，張霞等利用稀土—微量元素和鋯石U-Pb測(cè)年分別對(duì)末次盛冰期以來(lái)錢塘江下切河谷中的泥和砂進(jìn)行物源判別和定量研究，進(jìn)而討論長(zhǎng)江沉積物對(duì)錢塘江沉積體系發(fā)育演化的控制作用 (Zhang Xia et al., 2021)。研究結(jié)果表明：① 8.0 ka BP以前錢塘江下切河谷充填物基本為錢塘江提供，長(zhǎng)江泥質(zhì)沉積物自8.0 ka BP開(kāi)始大量進(jìn)入錢塘江下切河谷，其既可通過(guò)沿岸流將長(zhǎng)江沉積物直接運(yùn)送到錢塘江下切河谷內(nèi)，也可通過(guò)潮流/波浪將已沉積在口外的泥質(zhì)沉積物再懸浮和再搬運(yùn)帶入到錢塘江沉積體系中, 而長(zhǎng)江砂質(zhì)沉積物進(jìn)入錢塘江下切河谷的時(shí)間要相對(duì)晚一些，大約晚1.0 ka，主要由潮汐或波浪對(duì)口外先沉積的粗粒長(zhǎng)江沉積物或杭州灣北岸沉積物的侵蝕、再懸浮和搬運(yùn)帶入到錢塘江下切河谷；② 在8.0～6.0 ka BP，50%的長(zhǎng)江來(lái)源物質(zhì)沉積于錢塘江下切河谷內(nèi)，形成近岸淺海沉積，而6.0 ka BP以來(lái)，只有不到4%的長(zhǎng)江源沉積物進(jìn)入到錢塘江下切河谷內(nèi)，形成現(xiàn)代河口灣沉積，大部分長(zhǎng)江泥質(zhì)沉積物在沿岸流的作用下向南搬運(yùn)，形成長(zhǎng)達(dá)800 km長(zhǎng)的浙閩沿岸泥質(zhì)條帶。

4.3 沉積過(guò)程

潮流、波浪和河流在河口區(qū)相互作用強(qiáng)度的大小可以影響下切河谷和河口灣內(nèi)部沉積物的分布模式?，F(xiàn)代錢塘江河口灣為典型的潮控型河口灣，其內(nèi)部沉積物的分布模式與典型的浪控型河口灣相差甚遠(yuǎn)。浪控型河口灣平面沉積相分布具典型的三元結(jié)構(gòu)，即障壁砂壩和潮道復(fù)合體沉積、中央盆地以及灣頂三角洲 (Allen and Posamentier, 1993; Zaitlin et al., 1994; Boyd et al., 2006; Boyd, 2010)。因?yàn)晨诓ɡ俗饔脧?qiáng)烈，形成了障壁砂壩及狹窄的進(jìn)潮口，相應(yīng)地在河口灣中部形成了水動(dòng)力較弱的中央盆地，發(fā)育較細(xì)的泥質(zhì)和粉砂沉積，再向上游又受到河流輸砂的影響，沉積物又逐漸變粗。錢塘江下切河谷內(nèi)部古河口灣平面沉積相表現(xiàn)為一系列潮道砂體沉積，向陸逐漸匯聚成一單潮道，并與錢塘江主河道相接，在潮流和河流匯聚帶，潮道彎曲，形成陸向和海向沉積物匯聚帶 (BCZ: Bedload convergence zone)，沉積物粒度最細(xì)?，F(xiàn)代錢塘江河口灣沉積相平面上陸向端為受潮流影響的河床和河漫灘沉積，中部為粉砂砂坎沉積，海向端為潮道和潮流砂脊復(fù)合體，以及灣口泥質(zhì)淺灘沉積。粉砂砂坎區(qū)沉積水動(dòng)力最強(qiáng)。陸向端潮流影響的河床形態(tài)變化并不明顯，與典型河口灣內(nèi)部“順直—彎曲—順直”的模式不太一致，這可能與現(xiàn)代錢塘江河口灣正處于進(jìn)積充填階段，曲流段截彎取直有關(guān)，推測(cè)BCZ帶應(yīng)位于七堡—倉(cāng)前一帶 (Zhang Xia et al., 2014)，這一現(xiàn)象已被澳大利亞Fitzroy河證實(shí) (Dalrymple et al., 2012)。平面上錢塘江下切河谷內(nèi)的古河口灣沉積物粒度自陸向海表現(xiàn)出粗—細(xì)—粗的沉積特點(diǎn)，BCZ帶粒度最細(xì)，與世界典型潮控河口灣相似，如現(xiàn)代芬迪灣 (Dalrymple and Zaitlin, 1994; Dalrymple et al., 2012)，布里斯托爾海峽—塞汶河河口灣 (Harris and Collins, 1985; Mclaren et al., 1993) 和Mont Saint Michel 河口灣 (Tessier, 2012)。而平面上，現(xiàn)代錢塘江河口灣沉積物粒度向海方向表現(xiàn)出粗—細(xì)—粗—細(xì)的沉積特點(diǎn)，可能與錢塘江河口灣獨(dú)特的動(dòng)力條件和泥砂運(yùn)動(dòng)特征緊密相關(guān)，在BCZ帶和灣口區(qū)沉積物粒度最細(xì)，且后者粒度比前者更細(xì)，這與大多數(shù)河口灣常見(jiàn)的粗—細(xì)—粗的沉積物分布格局 (Allen and Posamentier, 1993; Dalrymple and Zaitlin, 1994) 明顯不同。錢塘江河口因舟山群島的阻礙，波浪作用微弱，再加錢塘江本身是水清沙少的河流，年徑流量?jī)H380×108m3，而口門澉浦?jǐn)嗝娴臐q潮流量達(dá)27×1012m3/s，因此，現(xiàn)代錢塘江河口灣主要受潮流控制 (賀松林, 1991)。而口外物質(zhì)以泥質(zhì)和粉砂沉積物為主，無(wú)法在灣口形成潮成砂壩以阻隔河口與外海的聯(lián)系，潮流可以從寬闊的灣口進(jìn)出。漲潮流進(jìn)入杭州灣后，受地形束狹 (喇叭狀河口) 的影響，潮差增大，在澉浦附近達(dá)到最大，粗粒沉積物沉積于此形成巨大的粉砂砂坎；灣口處面積寬廣、水深較大，潮流對(duì)底質(zhì)作用甚微，易形成粉砂質(zhì)泥沉積層；在灣口與砂坎沉積之間，由于島嶼的束狹作用，局部潮流增強(qiáng)，下切剝蝕下伏粗粒沉積物，并搬運(yùn)至潮道周圍形成粗粒潮流砂脊沉積體；再往上游，盡管潮流作用開(kāi)始減弱，但河流的影響也開(kāi)始逐步增加。因此沉積物分布總體呈現(xiàn)粗—細(xì)—粗—細(xì)的獨(dú)特分布格局。

4.4 下切河谷形態(tài)

目前研究認(rèn)為，下切河谷形態(tài)控制著潮流動(dòng)力，從而間接地控制著下切河谷充填物的沉積特征。在河谷充填早期 (原幾何形態(tài)遭受沉積改造之前)，這種作用尤為明顯。下切河谷形態(tài)會(huì)放大或抑制潮流作用 (Nichols and Biggs, 1985)：不規(guī)則的河谷形態(tài)會(huì)抑制潮流作用，產(chǎn)生滯時(shí)效應(yīng)，河口灣以波浪作用為主，在灣口形成障壁砂壩 (Boyd et al., 2006)；相對(duì)規(guī)則的漏斗型河谷，特別是長(zhǎng)寬比較大的下切河谷非常利于潮流的超時(shí)效應(yīng)，從而形成潮控型河口灣，例如芬迪灣、布里斯托爾海峽、Norman—Breton海灣和孟加拉海灣 (Lin Chunming et al., 2005; Tessier, 2012)。地形的快速改變可造成潮流作用和影響強(qiáng)度的快速變化，以及潮流和波浪控制作用之間的快速轉(zhuǎn)換，如芬迪灣中的Maine-Bay因地形的改變，潮流從小潮到強(qiáng)潮的演化只用了幾千年 (Dalrymple and Zaitlin, 1994; Shaw et al., 2010)。因此，下切河谷體系的性質(zhì) (主要是海向段，而陸向端為受基面變化影響的河流作用) 在一定程度上受下切河谷形態(tài)的控制，這種控制作用甚至可延續(xù)至今日河口灣。下切河谷體系性質(zhì)的變化則影響著沉積相和地層層面的性質(zhì)，也影響著充填物遭受波浪及潮流改造過(guò)程的程度。在強(qiáng)潮系統(tǒng)中，隨著向內(nèi)潮差的增大，強(qiáng)勁的潮流甚至可以改造下切河谷的形態(tài)，造成岸線的后退。在海侵期，這種河口灣加深、拓寬，并向上游遷移，伴隨著河道內(nèi)潮流對(duì)鄰近或下伏沉積物的侵蝕。所以，海侵河口灣漏斗局限于其兩側(cè)及底部的潮汐改造面之上，與波浪為主的系統(tǒng)相比，該潮汐改造面幾何形態(tài)變化大，分布范圍廣。全球151個(gè)晚第四紀(jì)下切河谷充填物的數(shù)據(jù)分析研究揭示了下切河谷充填物幾何形態(tài)的控制因素?？偟膩?lái)說(shuō)，下切河谷充填物的厚度是由陸架或海岸平原本身的下切程度決定的，而寬度由其內(nèi)部的河道帶的橫向遷移速率決定，這一遷移速率又受水流量、沉積物供應(yīng)以及河谷壁的可蝕性控制 (Wang Ru et al., 2020)。大陸邊緣的構(gòu)造背景一定程度上控制著下切河谷充填物的幾何形態(tài)，通常情況下在活動(dòng)大陸邊緣發(fā)育的下切河谷充填物比在被動(dòng)大陸邊緣的更厚更寬，這可能是構(gòu)造背景影響的相對(duì)海平面變化、盆地自然地理特征、氣候、水流量和沉積物泥沙輸送模式共同作用的結(jié)果 (Wang Ru et al., 2020)。流域盆地面積也是充填物形態(tài)控制的重要因素，盆地大小與充填物幾何形態(tài)呈正相關(guān)關(guān)系，尤其對(duì)發(fā)育在被動(dòng)大陸邊緣的下切河谷。

另外，下切河谷的下切深度控制著河谷充填物的保存潛力，錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷下切深度在灣口最大可達(dá)125 m，充填物沉積序列保存相對(duì)完整 (Lin Chunming et al., 2005; 李從先和汪品先, 2008)，而Mont Saint Michel 河口灣下切深度較小，潮流侵蝕作用面可直接下切到基底，致使大部分河谷充填沉積物和沉積特征被侵蝕破壞，高水位體系域比水進(jìn)體系域發(fā)育程度高 (Tessier, 2012)。因此，錢塘江和長(zhǎng)江下切河谷沉積物序列保存極好，具有重要的研究?jī)r(jià)值。

4.5 氣候變化

眾所周知，最后一次海平面旋回對(duì)許多大陸架上的下切河谷演化起了重要作用。然而，在海平面最后一次下降和隨后的海平面上升期間，氣候變化 (反映了流水強(qiáng)度和泥沙輸送量的變化) 對(duì)下切河谷和體系域結(jié)構(gòu)演化的影響卻知之甚少 (Wellner and Bartek, 2003)。前人在研究中國(guó)東海陸架下切河谷時(shí)，認(rèn)為下切河谷的形成受到海平面變化的影響，但同時(shí)又受到氣候和構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響。海平面下降，侵蝕基準(zhǔn)面降低，河流下切，侵蝕下伏地層。氣候制約著河流的水流量和沉積物的供應(yīng)，干旱的氣候，導(dǎo)致河流水流量減少，因而降低了河流的下切能力；反之則使河流的下切能力得到增強(qiáng)。構(gòu)造運(yùn)動(dòng)控制了陸架地形，地形坡度越大，河流的縱比降就越大，河流的下切侵蝕能力就越強(qiáng)，易形成下切河谷 (Wellner and Bartek, 2003)。Sinha (2007) 等研究印度恒河平原下切河谷時(shí)，指出河流下切受到海平面變化和季風(fēng)氣候的影響。季風(fēng)強(qiáng)度的變化影響到降水量的多少，而降水量的變化制約著河流的水流量，從而影響到河流的下切侵蝕能力。有人認(rèn)為，氣候的變化和極端氣候事件在下切河谷和瀉湖區(qū)出現(xiàn)時(shí)候，下切河谷的沉積狀態(tài)往往會(huì)改變 (Chaumillon et al., 2010)。如在法國(guó)北部Seine河河口灣，障壁島的破壞發(fā)生在距今3000 a，被認(rèn)為是距今3500 ～ 2500 a氣候惡化的記錄；在Mont Saint Michel 河口灣，障壁島的破壞和連續(xù)的潮汐切口被解釋為以千年為周期的風(fēng)暴增強(qiáng)的記錄，來(lái)自世界其他海岸記錄的結(jié)果證實(shí)了風(fēng)暴潮的解釋。在法國(guó)南部Thau瀉湖地區(qū)，距今6500 a以來(lái)形成的7個(gè)沉積層序，很可能就是全新世晚期以來(lái)該地區(qū)極端氣候振蕩的證據(jù) (Chaumillon et al., 2010)。

氣候是控制下切河谷充填物尺寸大小的重要潛在因素，它主要調(diào)節(jié)了溫度、峰值降水量以及水域盆地的植被類型和永久凍土，這些因素又反過(guò)來(lái)影響著水流量、沉積物供應(yīng)速率和河谷邊緣的穩(wěn)定性。與溫帶地區(qū)相比，熱帶地區(qū)通常具有更強(qiáng)的降水量和更強(qiáng)的風(fēng)化作用，這可能導(dǎo)致更大的徑流量和更高的沉積物輸送效率，提高了河流切割及遷移的速度。然而，熱帶地區(qū)和溫帶地區(qū)下切河谷的大小并不與上述假設(shè)完全一致，這可能是由于多種氣候驅(qū)動(dòng)因素的相互作用導(dǎo)致的，如植被類型，其影響著流域盆地水的排放和沉積物的供應(yīng)。在極地地區(qū)，冰蓋多發(fā)育，河流集水區(qū)的規(guī)模受到限制。由于定期融水和沉積物的供給，河流切割及橫向遷移在一定時(shí)期內(nèi)增強(qiáng)，并且永久凍土通過(guò)降低土壤滲透性而增加了地表徑流作用，下切河谷規(guī)模擴(kuò)大 (Wang Ru et al., 2019, 2020)。

5 結(jié)論

(1)晚第四紀(jì)下切河谷體系主要是海平面下降、河流向盆地?cái)U(kuò)展并侵蝕下伏地層的下切河流體系，在海平面上升時(shí)期被充填的長(zhǎng)條狀負(fù)向地形，經(jīng)歷了深切、快速充填和埋藏3個(gè)階段。不同地理位置發(fā)育的下切河谷體系無(wú)論是在時(shí)間上還是在空間上有一定關(guān)聯(lián)。晚第四紀(jì)長(zhǎng)江下切河谷體系屬于海岸平原類型、復(fù)合下切河谷體系，而錢塘江下切河谷體系屬于海岸平原類型、簡(jiǎn)單下切河谷體系，是否存在復(fù)合下切河谷體系有待進(jìn)一步的研究。

(2)下切河谷的形成和充填過(guò)程極為復(fù)雜，影響因素眾多，海平面變化、沉積物供應(yīng)、沉積過(guò)程、下切河谷形態(tài)和氣候變化等是主要控制因素。

(3)末次冰期以來(lái)，江浙沿海平原下切河谷形成了一套較為完整的I型沉積層序，可高分辨的識(shí)別出層序界面、層序中的不同界面和單元，具有重要的研究?jī)r(jià)值。

致謝：本論文成文后，中國(guó)海洋大學(xué)博士生導(dǎo)師趙彥彥教授與作者做了有益探討，審稿專家及編輯部同仁提出了建設(shè)性修改意見(jiàn)，在此一并向他們致以衷心的感謝！

(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

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