晚第四纪下切河谷体系研究综述

林春明，张霞，黄舒雅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，南京，210023

内容提要: 下切河谷的研究不仅可以正确划分地层、确立年代地层格架、判定沉积环境演变、探讨海平面变化规律，对碳氢化合物勘探开发、地质工程等重大国民经济建设也有重要意义。本文介绍了下切河谷体系概念、特征、划分类型、研究历程和科学意义，着重论述了晚第四纪下切河谷的形成演化、层序地层格架和控制因素。晚第四纪下切河谷体系主要是海平面下降、河流向盆地扩展并侵蚀下伏地层的下切河流体系，在海平面上升时期被充填的长条状负向地形，以区域性的地层不整合面为底界。浪控型与潮控型下切河谷体系模式有许多不同之处：① 前者存在河口砂坝、中央盆地、湾顶三角洲，后者则没有这些沉积单元；② 前者浅海沉积较薄，后者较厚；③ 前者代表了贫砂的小河河口湾，由于泥砂量少，河口湾在最大海侵线附近，后者河流作用较强，泥砂量相对大，现代河口湾不断向海扩展，较下切河谷范围要大的多；④ 前者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。下切河谷体系的形成演化的影响因素众多，海平面变化、沉积物供应、沉积过程、下切河谷形态和气候变化等是主要控制因素。

下切河谷 (incised valley) 一词最早由Fisk和McFarlan(1955)提出，用于描述密西西比河三角洲第四纪晚期下切河谷的特征。在美国地质调查局编撰的地质词典中，下切河谷被定义为：① 由较高陆地围挡起来的低洼陆地，主要为地表上一狭长的、巨大的缓倾洼地，通常位于两座山或者两条山脉 (丘陵) 之间，并常发育泄水通道的河流，河谷常常由河流侵蚀形成，也可能由断层演变而成；② 由一条大河流及其支流 (一个流域) 供水或泄流的向内陆延伸相当距离的一个宽广平坦洼地 (Wescott, 1993, 1997)。

下切河谷体系包括下切河谷及其充填沉积物。Zaitlin等 (1994) 最先给出下切河谷体系的确切定义是“河流侵蚀成因的长条形负地形，通常比单个河道大，其底部为区域的层序界面、沉积相向海突然迁移为其特征，其充填物通常于下一次基准面抬升时开始沉积，也可以包括随后的高位以及海面变动旋回的沉积物”。一般形成于浅海坡地、陆架/陆坡的下切河谷体系常从下切河谷口部的低位三角洲延伸至相对海平面变化不再影响河流下切和沉积作用的地方。在此上游属于非下切河道系统，与下切河谷形成一种贯通河流网络。海平面下降至陆架/陆坡转折点以下时，下切河谷可横穿整个陆架/陆坡，将沉积物搬运至陆坡，下切河谷口部直达海底峡谷 (Van Wagoner et al., 1988; Posamentier and Erskin, 1991)。下切河谷体系有3个基本特征：① 下切河谷是一种负地形，其底部切割下伏地层，包括可能存在的任何区域标志层；② 下切河谷的底部和侧壁代表了层序界面，可与古河间地的沉积间断面相对应，该沉积间断面可能受到后期海侵改造，形成复合层序界面和海侵面 (Plint et al., 1992)，河谷内部充填的沉积标志层上超于河谷侧壁之上；③ 下切河谷充填的底部，因存在沉积相向盆地方向的迁移，可见较远端 (向陆方向) 沉积相在较近端 (向海方向) 沉积相上的侵蚀叠置 (Van Wagoner et al., 1990)。

下切河谷的宽度从数百米到数十千米，深度从几十米到上百米。根据所切割自然地理单元的不同，下切河谷体系可分为两种类型：① 山前下切河谷体系，发源于山间腹地，并穿过有明显坡降的“下降线”；② 海岸平原下切河谷体系，坡度较小，局限于海岸平原，未穿过“下降线”(Zaitlin et al., 1994)。前者通常河道寿命较长，沉积物较粗，成熟度较低；而后者常常充填细粒的、成熟度较高的沉积物，它们来自海岸平原沉积的再旋回。此外，根据下切河谷内有无多个层序界面的存在，可将其分为：① 简单下切河谷体系，下切河谷是在一个低位—海侵—高位体系域旋回中形成；② 复合下切河谷体系，伴随着基面的波动，有多次下切—沉积旋回产生 (Zaitlin et al., 1994)。通常，海岸平原下切河谷多为简单型，而山前下切河谷体系多为复合型，在海岸地区，两种下切河谷体系可相邻 (Hayes and Sexton, 1989)。

下切河谷的研究开始很早，但大部分早期工作者将沿不整合面分布的、孤立的下切河谷作为一个单独的连续沉积体划入更高一级地层单元，或解释为非下切河道和三角洲分流河道，从而忽略其存在 (林春明和张霞, 2018)。20世纪30～40年代，有人在北美发现下切河谷体系并加以描述，但大部分下切河谷是在区域地质填图过程中发现且仅出现在地质报告中。50～60年代，因在许多下切河谷中发现了油气，针对下切河谷的研究逐渐增多 (Dalrymple et al., 1994)。80年代以来，随着层序地层学概念的普遍应用，下切河谷的研究成为沉积地质学一个热点，人们开展了大量的下切河谷研究，涉及从前寒武到现在几乎所有年代的地层 (Dalrymple and Zaitlin, 1994)。晚第四纪下切河谷体系因形成时代晚、沉积地层压实较弱和保存良好，是大陆架和海岸平原常见的地层沉积现象 (林春明和张霞, 2018)，受到越来越多地质学家关注 (Wang Ru et al., 2019, 2020)。晚第四纪下切河谷的研究不仅可以正确划分地层、确立年代地层格架、判定沉积环境演变、探讨海平面变化规律，而且对碳氢化合物的勘探开发、地质工程等重大国民经济建设也有重要意义。因此，对下切河谷的进一步研究有着重要的理论和现实意义。

笔者重温有关下切河谷的文献，结合江浙沿海平原晚第四纪钱塘江和长江下切河谷的研究实例，对晚第四纪下切河谷的形成充填演化过程、层序地层格架、控制因素和沉积模式对比等方面进行了较为系统的论述。

1 晚第四纪下切河谷研究历程和科学意义

近年来，许多学者对晚第四纪下切河谷及其沉积充填过程进行了深入研究 (Allen and Posamentier, 1993; Rossi et al., 2017; Lobo et al., 2018)。最早报道晚第四纪下切河谷存在的是密西西比河地区，下切河谷的宽度最大达80 km，深逾120 m (Fisk and McFarlan, 1955)，后续报道的有法国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)，墨西哥湾Lavaca河 (Wilkinson and Byrne, 1977)，美国James河 (Nichols et al., 1991)，加拿大Cobequid Bay—Salmon河 (Dalrymple and Zaitlin, 1994)，澳大利亚Alligator河 (Woodroffe et al., 1993; Roy, 1994) 等，此外，非洲 (Cooper, 1993)、西班牙 (Dabrio et al., 2000)、法国 (Chaumillon et al., 2008, 2010)、意大利 (Amorosi et al., 2016)、丹麦 (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) 和韩国 (Hong et al., 2020) 等地也相继报道了晚第四纪下切河谷的存在。中国晚第四纪下切河谷的研究主要从20世纪80年代开始，相继在滦河 (李从先等, 1984)、南流江 (孙和平等, 1987)、长江及东海大陆架 (夏东兴和刘振夏, 2001; Wellner and Bartek, 2003; 李广雪等, 2004; Zhang Xia et al., 2018a)、钱塘江 (李从先等, 1993; 林春明, 1996)、珠江 (韦惺和吴超羽, 2011; 谢叶彩等, 2014) 及珠江大陆架 (Zhuo Haiteng et al., 2015)、天津—河北沿海平原 (王强, 2019; 樊航宇等, 2020) 等现今河口三角洲、海岸平原和大陆架发现了晚第四纪下切河谷。Wang Ru等 (2019, 2020) 收集了67个已发表的文献，利用151个晚第四纪下切河谷体系资料，绘制了晚第四纪下切河谷在全球的分布 (图1)，其中135个发育于末次冰期—间冰期旋回 (last glacial—interglacial cycle，LGC)，16个涉及末次冰期前的冰期—间冰期旋回 (pre-LGC)。晚第四纪下切河谷分布于北纬0～60°，南纬0～40°范围内，经度分布较广，自本初子午线 (0°) 至东经180° E和西经180° W范围内，下切河谷分布相对分散，主要发育在世界沿海平原和大陆架，集中在亚洲、北美和欧洲，其他地区也许由于研究程度较低尚未识别。由上可见，晚第四纪下切河谷的研究是当前第四纪地质学、层序地层学、沉积学、油气地质学和全球变化研究的热点。

图1 晚第四纪下切河谷全球 (a)、北美 (b) 和欧洲南部 (c) 分布图 (改自Wang Ru et al., 2019, 2020; 修订了中国海岸带及陆架下切河谷实例)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)

晚第四纪下切河谷研究具有如下科学意义：① 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)，下切河谷研究能加深对大尺度沉积层序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。下切河谷的发现对层序地层的一些概念也提出了挑战，加深了“从源到汇”沉积路径的理解 (Wang Ru et al., 2019)；② 下切河谷和河口湾在近海沉积物的层序地层学解释方面有重要作用 (Chaumillon et al., 2008)，下切河谷的关键界面和充填物沉积特征是建立年代地层格架的重要钥匙，也是层序地层学的焦点问题，它们一旦被认识，便可更好地理解浅海及非海相沉积环境下地层的成因和分布 (Lericolais et al., 2001)；③ 河谷的切割深度和沉积特征是研究海平面变化的最好素材，利用下切河谷充填物陆相和海相界限的变化，以及精确的测年分析可以确定古海平面位置，建立较为准确的海平面变化曲线；④ 下切河谷充填物记录了环境和气候变化 (Simms et al., 2010)，是揭示长期地表作用、沉积历史和从低水位到高水位的沉积过程、斜坡和陆架环境中陆地和海岸海洋过程相互作用的关键地层记录 (Boyd et al., 2006; Martin et al., 2011)，在高分辨率地层学基础上，对沉积物所含微体古生物化石组合与古环境进行研究，可获得该地区短期气候变化记录，为推测该地区未来气候与环境变化提供科学依据；⑤ 晚第四纪下切河谷中已发现资源量可观、并具有经济开采价值的浅层生物气 (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积相的认识提高到更为精细的高度，才能为更充分地勘探和预测浅层生物气分布和利用；⑥ 正确地认识下切河谷分布、充填演化模式，也是地质工程等重大国民经济建设的需要，如预防下切河谷内赋存的浅层生物气对桥梁、地铁和楼房建设及填海造田实施等造成的工程危害。

2 晚第四纪下切河谷的形成演化

2.1 晚第四纪下切河谷的形成演化

从前寒武纪到现代，各个地质时期都有下切河谷形成，下切机制多与海平面升降、构造沉降有关 (Dalrymple et al., 1992; Hou et al., 2003; Takashimizu et al., 2016; Liu Junlong et al., 2017; Seibel and James, 2017)。晚第四纪下切河谷形成和充填演化的研究同样始于密西西比河，这些研究所提供的下切河谷充填层序至今仍是多沙性河流下切河谷的重要实例。下切河谷主要由河流侵蚀作用形成，海平面下降时期是下切河谷的形成阶段，海平面上升期为充填阶段 (Wescott, 1993; Weber et al., 2004; Breda et al., 2007; Greene et al., 2007)。Wesccot (1997) 进一步描绘了海平面升降周期内下切河谷的形成和充填过程，认为当海平面下降且河流延伸至新出露的陆棚斜坡转折线以下时，河流将因裂点向源迁移而开始下切；当海平面在低水位时，河道发生侧向迁移形成较为宽阔的下切河谷。Wesccot 强调了河流自身的侵蚀能力，笔者认为是正确的，河流的溯源侵蚀应该是造成裂点向源迁移 (下切河谷向源张裂) 的主要作用力，而河流向下游的冲刷、侵蚀作用也起到直接作用，但没有前者作用力大。河流的溯源侵蚀导致下切河谷的形成是有理论和实际依据的 (李从先和张桂甲, 1996a; 王冠民和姜在兴, 2000)。不过也有人认为海侵期也可形成下切河谷 (Posamentier, 2001; Khadkikar and Rajshekhar, 2005)，可能是由于山体抬升和海岸后退原因，海平面变化的影响较小 (王冠民和姜在兴, 2000)。

近年来，国内外一些研究表明，不同下切河谷沉积物充填模式各异，具有复杂性，其沉积物自下而上可从非海相经由河口湾相，一直演变为开阔海相，其中河口湾相很常见且非常重要 (Allen and Posamentier, 1994; Dalrymple et al., 1994; Greene et al., 2007; Takashimizu et al., 2016)；有时下切河谷仅被河流相 (Simms et al., 2006) 或开阔海相沉积物 (Allen and Posamentier, 1993) 充填，或未被充填 (Posamentier et al., 1992)。河口湾相叠加在河流相之上，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)。部分学者强调下切河谷中较厚河流相沉积是由于溯源堆积造成的 (李从先和张桂甲, 1996a; Wescott, 1997; Zhang Xia et al., 2014)。对下切河谷充填相序和厚度的成因有不同解释，但都可以反映到沉积基准面的变化上，进一步反映到沉积物堆积速率/相对海平面上升速率(Vs/Vls)的变化上，由于地质历史期Vs/Vls是变化的，由此导致沉积物堆积方式、相序、厚度等的变化 (林春明等, 1999)。林春明等将晚第四纪下切河谷形成和充填演化概括为深切 (Deep-cutting)、快速充填 (Rapid-filling) 和埋藏 (Burial) 3个阶段 (Lin Chunming et al., 2004, 2005)，并根据下切河谷内沉积物特征、沉积序列、沉积年代等，将快速充填进一步细分为早期和晚期过程，埋藏细分为早期和晚期埋藏过程 (Zhang Xia et al., 2014; 林春明和张霞, 2018)。

下切河谷体系的形成和充填过程极为复杂，地层结构变化大，用现有的充填模式无法解释，至今仍没有令人满意的充填模式，这可能是由于地质背景不同，不可能用一个统一充填模式进行解释。国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，仅包含了简单的波浪作用为主的基本因素，且这些下切河谷都是由一些小型的山前河流所形成的 (张霞, 2013)。关于潮控型下切河谷模式的研究相对较少，基于这个原因，作者以江浙沿海平原晚第四纪钱塘江和长江下切河谷的形成充填演化研究为典型实例。

2.2 潮控型钱塘江和长江下切河谷的形成演化

中生代以来，由于亚洲大陆向南、太平洋板块相对向北扭动的结果，在我国东部产生了一系列NNE—NE及NNW—NW向的断裂系统，它们对中国东部沿海局部地形形态的控制作用尤为明显，杭州湾的形成、河口湾的走向都表明了这种控制作用(浙江省地质矿产局, 1989)。晚新生代以来的新构造运动以拱拗运动为主，但升降幅度小、强度弱，断裂活动和褶皱运动微弱 (虞永林, 1992)。江浙沿海平原处在构造沉降带，新构造运动在山区表现为局部上升，在沿海平原区主要表现为缓慢沉降，沉降速率一般为1～2 mm/a (胡惠民等, 1992)。持续的构造沉降使之接受大量的沉积物，形成厚200～300 m的第四纪松散沉积层，上部100～150 m为陆、海相交互沉积层，之下为河流相沉积层 (李从先和汪品先, 1998)。在15000～12000 a BP、12000～7500 a BP、7500～6000 a BP期间，东海海平面上升速率相应约为35.0 mm/a、10.0 mm/a和3.0 mm/a (林春明等, 1999)。河口-三角洲及浅海湾地区，沉积速率高，冰后期沉积速率由浅水向深海盆地下降，由河口区1.6 mm/a降至外陆架的0.4～0.8 mm/a，主要原因是陆源碎屑物供应的差异 (业治铮和汪品先, 1992)。杭州湾地区河流相平均沉积速率约为2.9 mm/a (林春明等, 1999)。

杭州湾地区晚第四纪钱塘江下切河谷充填物自下而上划分为河床、河漫滩、古河口湾、近岸浅海和现代河口湾5种沉积相类型 (图2和图3)，特别是在海陆过渡部位首次明确划分出了古河口湾相，认为其形成时代大约在 7700～10000 a BP期间 (Zhang Xia et al., 2014)，它是全新世海侵到达杭州湾地区的产物。晚第四纪钱塘江下切河谷内古河口湾沉积物平面上呈现粗—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 (林春明, 2019)。

图2 钱塘江和太湖下切河谷 、现代河口湾 、浅层生物气田及钻井位置图 (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)

图3 末次盛冰期以来钱塘江下切河谷充填物沉积相、地层结构和层序地层学特征 (剖面位置见图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—强制性海退体系域; LST—低位体系域; TST—海侵体系域; HST—高位体系域; SB—层序界面; IFS—初始海泛面; TRS—海侵潮流侵蚀面; OTRS—海岸潮流侵蚀面; MFS—最大海侵面; TES—海退潮流侵蚀面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′ 剖面穿过钱塘江下切河谷，由12口钻孔岩心组成 (图3a)。5口相对较深的岩心都清楚地揭示出下切河谷底部侵蚀面的存在，表明河流侵蚀曾在此发生过，侵蚀深度在34.9～64.4 m，宽度为34 km。侵蚀面之下为白垩纪紫红色含砾砂岩、火山岩，以及其风化产物 (李从先等, 1993; 林春明, 1996; 林春明和张霞, 2018)。侵蚀面之上河床相、河漫滩和古河口湾相充填于下切河谷的轴部，其上覆盖近岸浅海相和现代河口湾相沉积物 (图3a)。河床相、河漫滩和古河口湾相沉积物的厚度在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的多。而现代钱塘江河口湾形成之后涨潮流占优势，涨潮流偏北，落潮流偏南，使得整个现代河口湾也由南向北岸迁移，现代河口湾的粉砂沉积厚度北部大于南部。古河口湾和河漫滩沉积物，特别是古河口湾相内透镜状砂体发育，砂体厚度可达3～5 m，河漫滩沉积物中透镜状砂体的厚度可达8 m。在下切河谷的北部还发育一个河流阶地，埋藏深度为25～35 m，其上覆沉积物主要为硬黏土，厚度在4～8 m之间。

B—B′ 剖面横跨现代钱塘江河口湾中部，由68口钻孔组成 (图3b)。该剖面下切河谷埋深在50.5～124.6 m，宽度为43 km。下切河谷北部发育两期河流阶地，上覆砂砾沉积，埋藏厚度分别在60～70 m和90～110 m。与A—A′ 剖面类似，下切河谷底部存在明显的河流侵蚀面，但明显变深，河间地硬黏土层的埋藏深度也增加到33～46 m，揭示出当时地形西高东低、河流侵蚀强度由西向东增强，之后沉积的冰后期地层厚度呈现出自西向东逐渐变厚的特点。河床相、河漫滩和古河口湾相主要分布在下切河谷的轴部，其上被近岸浅海相和现代河口湾相覆盖。但河漫滩相和古河口湾相的厚度要大于A—A′ 剖面，平均厚度分别由10.0 m和6.2 m增加到20.9 m和24.1 m (图3b)。较A—A′ 剖面，厚层河漫滩相和古河口湾相沉积物内部，特别是后者，透镜状砂体更为发育。

钱塘江下切河谷内充填了多种类型的沉积物，它们在不同部位表现为不同的沉积相组合，反映了不同程度的海陆相互作用 (张霞等, 2013; Zhang Xia et al., 2014; 林春明, 2019)，可将其自海向陆划分为海向段、近海段、近陆段和陆向段4段 (图4)。第1段 (海向段) 的范围从低海面时下切河谷的口门延伸至目前近岸浅海相向陆分布的最远处 (也就是现代河口湾海向最远处)。第2段 (近海段) 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 (图4)。最大海侵时近岸浅海相层分布最远的陆向端在本区可延伸至闸口附近的山麓地区 (林春明等, 1999)。第3段 (近陆段) 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4)，因此它对应于海侵末河口湾的区域。第4段 (陆向段) 为下切河谷体系的最内段，位于第3段的陆向端及下切作用的陆向极限之间 (图4)。该段可从第3段内端向上游延伸数十至数百公里。河流沉积作用贯穿于该段的整个历史，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 (图4)。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。

图4 钱塘江下切河谷体系理想化纵剖面图 (Zhang Xia et al., 2014; 其他图例见图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

中国东部沿海地区经历了多次海侵 (汪品先等, 1981)，钻井岩心、测年等资料表明，长江三角洲晚第四纪形成了3个下切河谷层序 (图5)，自下而上3个层序的地质时代分别相当于晚第四纪早期、中期和晚期，晚第四纪早期地层主要是125～60 ka BP期间沉积的，中期地层是60～25 ka BP期间沉积的，晚期地层为25 ka BP以来形成的 (林春明等, 2016)，3个层序的层序界面分别为SB3、SB2、SB1 (图5)。三期向东南延展的下切河谷具有明显继承性，河谷主体位置逐渐南移，规模也渐次变小早期下切河谷十分宽广，宽度超过150 km，深度80～140 m；中期下切河谷宽55～80 km，深度70～120 m；晚期下切河谷宽20～70 km，深度30～100 m (张家强等, 1998; 李从先和汪品先, 1998)。早期形成的下切河谷层序往往被后期河谷的下切所破坏，仅残留下部的河床相粗粒沉积，造成河床相的叠置，每个侵蚀面的上、下则出现年龄的突变 (李从先等, 2008)，如图5中所示晚第四纪早期形成的下切河谷底部为层序界面SB3，之上为河床相 (VI3)，由于被晚第四纪中期形成的下切河谷所切割，中期河床相 (VI2) 直接叠置在早期河床相 (VI3) 上；相对而言，晚第四纪晚期 (末次冰期以来) 形成的下切河谷层序以不同的沉积相组合被保存下来 (图5)。3期下切河谷层序的套叠结构表明，晚第四纪以来，江浙沿海平原存在3次“低海面—海侵—高海面—海退”周期性海面变化。

图5 长江三角洲晚第四纪C—C’剖面地质图 (改自张家强等, 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测年: (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: 分别代表晚第四纪早期、中期和晚期河床相；IV1—V1: 晚第四纪晚期古三角洲—河漫滩相；III1: 晚第四纪晚期近岸浅海相；II1: 晚第四纪晚期三角洲相；I1: 晚第四纪晚期潮坪相。SB3、SB2和SB1分别代表晚第四纪早期、中期和晚期地层的层序界面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过长江下切河谷剖面 (图5)，地理位置是从苏北弶港至南通，再到福山最后至上海西部的青浦一线 (林春明和张霞, 2018)，由11口钻孔岩心组成。在前人研究基础上 (张家强等, 1998; 李从先和汪品先, 1998)，增加了位于上海青浦附近 (31°05′ N，120°58′ E) 的T1孔，该孔进尺23.91 m，自下而上分别为晚第四纪早期潮坪相，晚第四纪中期滨海、近岸浅海和潮坪相，以及顶部3.27 m厚的晚第四纪晚期湖沼相。03、04和05孔位于长江下切河谷内部，进尺均钻穿末次盛冰期以来下切河谷充填物，但3个钻孔揭露的沉积物特征有所不同。对末次盛冰期以来的地层，03孔自下而上发育河床、古三角洲—河漫滩、三角洲和潮坪相，04孔为河床、古三角洲—河漫滩、近岸浅海、三角洲和潮坪相，05孔和04孔沉积相类型相似，但各相沉积厚度不同。03孔较04、05孔差异较大，缺乏近岸浅海相沉积，与03孔相邻的02孔发育成因于5～6 ka BP的苏北潮成砂体 (张家强等, 1998; 李从先等, 1998, 1999)，可以推测03孔缺失近岸浅海沉积物可能是在三角洲发育期被冲刷剥蚀殆尽。此外，不仅末次盛冰期长江三角洲南翼河间地的滨海、近岸浅海相较好地保存下来，上覆潮坪和湖沼相沉积，晚第四纪中期和晚期的南翼古河间地也相当完整地保存了滨海、近岸浅海和潮坪相，以普遍发育泥质沉积有别于以砂质沉积为主的长江三角洲北翼 (李从先等, 1999)。

如前所述，根据所切割的自然地理单元的不同和下切河谷内有无多个层序界面的存在，晚第四纪长江下切河谷体系属于海岸平原类型、复合下切河谷体系，而晚第四纪钱塘江下切河谷体系属于海岸平原类型、简单下切河谷体系，是否存在复合下切河谷体系有待进一步的研究。另外，古河口湾相或古三角洲相叠加在河流相之上，河流相通常是盛冰期之后的海侵期下切河谷充填物 (图3和图5)。河口湾沉积是下切河谷系统的主要组成部分，是下切河谷体系被海淹没部分，接受来自陆地和海域的沉积物，含潮汐、波浪和河流影响的沉积相，湾顶是潮汐沉积物分布的上限，湾口是海岸沉积相分布的下限；河口湾仅形成于在相对海平面上升期，即海侵期，一般是海侵过程中，海水溢出下切河谷形成海湾，之后随着沉积物堆积、海湾收缩而成，因此，河口湾在地质上是短暂的，它是下切河谷充填的延续 (Dalrymple et al., 1992)。加积使得河口湾遭受充填和破坏，河口湾变成三角洲。一旦河口湾或三角洲沉积被保存下来，就提供了海岸线和环境变化的重要信息。海侵河口湾沉积，一般在垂向剖面底部为河道砂，中部为河—海泥混合物，顶部是潮汐砂，然而，河口湾中沉积相垂向序列取决于河口湾类型和河口湾部位 (Boggs, 2001)。

末次冰期低海面时期，中国东海陆架平原是否有河流发育，一直是学术界争论热点 (李广雪等, 2004)，目前主要有两种观点：一种认为，冰期干冷气候不利于河流形成，东部陆架在强劲的冬季季风作用下处于沙漠化状态 (赵松龄等, 1996)；另一种认为，末次冰期仍然有河流存在，钻井对比和浅地层剖面解释证明, 中国东部陆架低海面时期存在大量古河道系统 (Liu Zhenxia, 1997; Liu Zhenxia et al., 2000; 夏东兴和刘振夏, 2001; Berné et al., 2002; 李广雪等, 2004; Liu Jian et al., 2010)。从图1中我们可以看到，晚第四纪下切河谷主要发育于现今海岸平原、海岸线附近，还有一小部分分布在现今被海水淹没的内大陆架，个别抵达末次冰盛期低水位海岸线附近的外大陆架，这表明它们三者之间无论是在时间上还是在空间上是有一定联系的。时间上大多数形成于末次冰期—间冰期旋回 ( Wang Ru et al., 2019)，相当于晚第四纪晚期，25 ka BP以来形成的 (林春明等, 2016)，为简单下切河谷体系，空间上也相对彼此相连。海平面是河流侵蚀的基准面，随着海平面下降，河流基准面必然下降，河流侵蚀切割能力增强，当海面下降至陆架/陆坡转折点以下的情况下，下切河谷可横穿整个陆架/陆坡，将沉积物搬运至陆坡，下切河谷口部可以直达海底峡谷 (Van Wagoner et al., 1988; Posamentier and Erskin, 1991)，也有可能河流并不总是形成连续跨大陆架的下切河谷 (Lericolais et al., 2001)。总的来看，末次冰期低海面时期，中国东海陆架平原与渤海、黄海、南海陆架平原以及世界各地陆架平原一样应该有河流发育，有下切河谷的存在，只是河谷流路不一定是连续，也不易识别罢了。

3 晚第四纪下切河谷层序地层格架

下切河谷体系中可识别出低位、海侵和高位体系域沉积 (Allen and Posamentier, 1993; Weber et al., 2004)。晚第四纪下切河谷充填物最著名的层序地层解释是由Allen和Posamentier根据法国西南部Gironde河口晚第四纪地层记录提出的 (Allen and Posamentier, 1993, 1994)，他们运用层序地层学的方法划分出层序界面、海侵面、最大海泛面和不同体系域，并提出了层序地层学演化模式。在该类实例分析基础上，Zaitlin等 (1994) 提出了下切河谷的层序地层学模式和地层格架。之后，Lericolais等 (2001) 利用高分辨率地震剖面，证实了Gironde河口湾近海处存在的下切河谷在离河口湾口岸50 km处逐渐减弱，底部层序边界的深度向海逐渐减小，而且局部被波浪冲刷作用面截断至平均海平面以下70 m，由此认为在低水位期，河流不总是形成连续跨大陆架的下切河谷。Simms等认为下切河谷的相结构是体系域类型、沉积物供应速率和海平面变化相互作用的结果，可进一步划分出欠补偿和超补偿两种类型 (图6a、b)，前者的充填结构可以用Zaitlin等提出的模型解释，主要受河流、波浪和潮流作用的相对强度控制；而后者缺少中部的河口湾段，由外部河流—三角洲段和内部河流段组成，在整个海平面升降过程中都形成三角洲沉积 (Simms et al., 2006)。然而这些模式和层序地层学研究主要是以浪控型或波浪—潮汐混合控制型下切河谷为主要研究对象，仅包括简单的波浪作用为主的下切河谷体系的基本因素，关于潮控型下切河谷模式研究相对较少。

图6 晚第四纪晚期下切河谷充填横剖面示意图Fig. 6 Schematic diagrams showing the internal filling patterns for different incised valleys formed during the late Quaternary(a)和(b) 欠补偿和超补偿下切河谷内部充填模式 (Simms et al., 2006)；(c) 浪控型下切河谷内部体系域及其沉积建造单元 (Wang Ru et al., 2020)；(d)和(e) 分别为晚第四纪晚期钱塘江和长江下切河谷内部体系域、沉积建造单元的充填模式。 F—河流沉积；BHD—湾头三角洲；E—河口湾/泻湖沉积；BX—障壁海岸体系；NBD—无湾头三角洲；CL—河床滞留沉积；RA—河床溯源堆积；FP—河漫滩沉积；PE—古河口湾沉积；PD—古三角洲沉积；M—近岸浅海沉积；ME—现代河口湾；MD—现代三角洲沉积；TSB—潮成沙沉积；SM—湖沼沉积；TF—潮坪沉积(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

根据Dalrymple等 (1992) 的分类，末次冰期钱塘江和长江下切河谷均属世界著名的潮控型下切河谷，该地区人口密集，经济发展迅速，是中国冰后期全球海平面变化最敏感的地区之一。末次冰期以来，江浙沿海平原经历了海退—海进的海平面变动旋回，导致了下切河谷形成—低位楔充填—海侵充填—高位埋藏的沉积旋回，形成了一套较为完整的I型沉积层序，发育层序界面 (SB)、强制性海退体系域 (FSST)、低位体系域 (LST)、海侵体系域 (TST)、高位体系域 (HST) 及初始海侵面 (IFS)、最大海侵面 (MSF)、海侵潮流作用面 (TTRS)、海退潮流侵蚀面 (TES)、海岸潮流侵蚀面 (OTRS) 和河流侵蚀面 (FES) 等重要层序单元和界面 (图3、4和图5)。

层序界面是确定沉积层序的主要依据，下切河谷两侧壁和底部皆有河流基准面下降至最低点时形成的侵蚀面，该侵蚀面通常是识别下切河谷的主要依据，也是划分下切河谷沉积层序，研究其结构的参考依据。一般来说，江浙沿海平原暴露成陆始于冰期海平面下降之时，暴露自西向东依次推迟。冰消期海平面上升，发生海侵，海侵自东向西、自下切河谷向两侧漫溢，古地面自东向西逐渐淹没，并接受沉积，区域不整合面自海向陆表现为一个穿时界面 (林春明, 1997)。海平面上升，海侵首先波及河床，下切河谷内开始接受沉积，随后下切河谷内水体逐渐漫溢于河间地，河间地开始接受沉积，因此区域不整合面在平行海岸线方向上也是不等时面。下切河谷两侧为古河间地，曾经暴露地表，发生沉积间断，形成的古土壤层底界指示层序界面。虽然下切河谷侵蚀面和古土壤层高程相差很大，但它们同属一个地史期的产物，一起构成区域不整合面，即I类层序边界，具有年代地层学意义 (林春明, 1997; 林春明等, 2016)。

初始海泛面是海平面上升使某地开始沉积的界面，是将海进体系域和低水位体系域分开的地层界面 (图3)。冰后期海侵首先波及下切河谷底部层序边界之上的河床滞流沉积物, 这种滞流沉积是在末次冰期海平面下降期间形成的，海平面上升导致河流基面抬升，河口向陆移动，发生溯源堆积 (李从先等, 1988)，出现颗粒向上逐渐变细的河流相退积和加积层序，此时河间地大部分仍然暴露地表，出现沉积间断。因此, 江浙沿海平原古河间地和下切河谷内初始海泛面位置不相同, 其在下切河谷内是滞流沉积与溯源堆积的界面，这与Zaitlin等 (1994) 将初始海泛面确定在河谷底部河床滞留沉积与其上的以退积为主的河流沉积之间比较一致，在河间地则是古土壤层顶界面。海侵自海向陆是渐进的，初始海泛面也是穿时的不等时面 (林春明, 1997)。此界面在实际操作时较为困难，有人试图通过分析花粉浓度的变化，认为初始海泛面位于全新世海侵开始时形成的淡水沼泽沉积体内，仍难以划分出绝对界限 (徐刚等, 2009)。国外浪控型或波浪—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砾层之上 (Allen and Posamentier, 1993) 或河流相之上 (图6c)，主要是河流相沉积薄、易于识别。

当海平面相对上升速度变慢，逐渐达到其最大位置，海岸线向陆推移最远，此时海底的沉积界面便为最大海泛面。最大海泛面位于近岸浅海沉积层中，是沉积层序中唯一的等时面 (林春明, 1997)。最大海泛面之下地层自下而上为河床相、河漫滩、古河口湾或古三角洲和近岸浅海相，具有海水逐渐加深和海洋因素影响逐渐变强的特点，它们构成海侵沉积层序；最大海泛面之上地层为近岸浅海相、现代河口湾相或三角洲相，具有海水逐渐变浅和海洋因素影响逐渐变弱的特点，它们构成海退沉积层序 (图3、4、5和图6)。特别是以现代有孔虫属种变化为主线在全新世海相层下部识别出了最大海侵面 (Zhang Xia et al., 2014)，这解决了层序地层学最大海侵面在海相层具体位置难以确定的理论缺陷，并指出静力触探技术在对现代沉积微相精细识别方面具较大作用 (林春明, 1995; Zhang Xia et al., 2018b)。

按照Simms等 (2006) 对下切河谷分类，晚第四纪晚期钱塘江和长江下切河谷都属于超补偿下切河谷 (图6d、e)，钱塘江下切河谷低位体系域 (LST) 为河床滞留沉积，海侵体系域 (TST) 自下而上依次为河床溯源堆积、河漫滩沉积、古河口湾沉积和近岸浅海下部沉积，高位体系域 (HST) 依次为近岸浅海上部沉积和现代河口湾沙坝或湖沼沉积 (图3、图6D)。长江下切河谷低位体系域也是河床滞留沉积，海侵体系域自下而上依次为河床溯源堆积、河漫滩沉积、古三角洲沉积和近岸浅海下部沉积，高位体系域 (HST) 依次为近岸浅海上部沉积、现代三角洲或潮成砂、潮坪或湖沼沉积 (图5、图6E)。

对海侵潮流作用面 (TTRS)、海退潮流侵蚀面 (TES)、海岸潮流侵蚀面 (OTRS) 和河流侵蚀面 (FES) 等重要层序界面，已有详细论述 (李从先和张桂甲, 1996b; 林春明, 1997; 张霞等, 2013; Zhang Xia et al., 2014)，在此不赘述。

由于不同地点及不同时空尺度、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，潮控型钱塘江和长江下切河谷与Zaitlin 等 (1994) 建立的浪控型下切河谷体系模式具有许多不同之处：① 潮控型钱塘江和长江下切河谷的海侵体系域 (TST) 相对低位和高位体系域更发育，最大海侵时，海水淹没下切河谷及大片的古河间地，直达山麓地带，沉积了分布广泛、厚度更大的近岸浅海相沉积 (图6)；② 浪控型下切河谷体系通常发育贫砂的小河河口湾，由于泥沙量少，河口湾在最大海侵线附近，而钱塘江本身虽然泥沙量不大，但它靠近水浊沙丰的长江，长江三角洲南翼的前展，使现代河口湾不断向海扩展，同时也使得河口湾较下切河谷的范围要大的多；③ 浪控型下切河谷体系中存在障壁砂坝、中央盆地、湾顶三角洲，但在潮控型钱塘江和长江下切河谷体系中，则没有这些沉积单元；④ 虽然浪控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，钱塘江河口湾和长江三角洲的实例表明，溯源堆积可形成厚达数十米的河流相沉积，而且这一充填过程发生在下游河段，时间上在古河口湾或古三角洲形成之前，因此，只有正确认识和评价溯源堆积在下切河谷中的作用，才能建立反映真实情况的充填沉积模式。

4 下切河谷体系形成的控制因素及其沉积模式对比

下切河谷体系的形成、内部充填物结构和分布模式的影响因素众多，有海平面变化、沉积物供应、河流、潮流和波浪作用特点及强度、气候、构造、基岩性质和下切河谷形态等 (Harris and Collins, 1985; Harris et al., 2002, Lin Chunming et al., 2005; Chaumillon et al., 2010)。海平面变化包括方向、速度、幅度、周期等方面，它们控制着下切河谷的形态、大小、坡度及充填物的特征和沉积相组合。沉积物的来源、类型及数量影响下切河谷充填沉积物的特征和沉积相格局。气候控制和影响着沉积物的供应类型和数量，以及流域性质和水动力条件。构造升降幅度和频率控制下切河谷的形态、规模、展布等。基岩的岩性、结构、胶结程度不同产生抗侵蚀能力的差异，从而影响下切河谷的形态、坡度，以及溯源侵蚀及堆积的长度等。下切河谷的宽度、弯曲程度影响着河流对基面变化的适应能力，如流域宽阔，或流域位于海岸平原之上，则其侧向迁移能力较强，加积或退积作用减弱；反之，河流局限于一个狭窄的河道内，河流只能发生加积或退积来平衡基面的变化，类似地，弯曲河流可以改变其弯曲度来适应基面的变化，而辫状河流容易发生下切加积作用。上述因素综合控制了下切河谷体系的形成及充填过程，但许多关于它们的作用过程、相对影响力的大小及相互作用方面的问题，尚不明确。

Wang Ru等 (2020) 基于全球85个形成于末次冰期—间冰期旋回 (LGC) 时期的简单下切河谷体系，认为海岸平原和跨陆架下切河谷充填的相结构变化除了受海平面的影响外，还与陆缘类型、盆地地貌、流域面积、河流系统大小和海岸线水动力等因素有关。与被动边缘相比，形成于活跃陆架边缘海岸平原的下切河谷具有相对较高比例的河流和河口沉积，而中部沉积比例较低，这表明下切河谷地层结构的一个控制因素是构造环境，特别是受控于盆地地貌、沉积物供给速率和方式以及沉积物载荷性质。低水位系统域的厚度和比例与海岸平原下切河谷规模正相关，这可能反映了切割和充填河谷的河流系统规模等方面主要受制于流域盆地面积。河流沉积厚度、湾头三角洲沉积厚度和中部盆地河口沉积厚度与海岸平原下切河谷规模和河谷汇水面积呈正相关，这表明河流水系规模控制着沉积物供应速率和河谷的可容空间。海岸平原下切河谷体系的宽度与现今岸线平均潮差的相关性表明，潮汐动力可能是导致下切河谷变宽的原因之一。高水位体系域下切河谷沉积物受潮汐影响的比例与下切河谷宽度之间存在正相关关系，表明水动力条件和下切河谷的几何形状之间的相互作用可能会对充填物产生影响 (Wang Ru et al., 2020)。晚第四纪以来，江浙沿海平原下切河谷均位于浙西北持续上升和长江三角洲稳定下降的过渡地带，由于海平面升降速度远远大于构造运动 (胡惠民等, 1992; 林春明等, 1999)。因此，晚下切河谷体系的形成和演化主要受海平面变化、沉积物供应、沉积过程、下切河谷形态和气候变化等控制 (林春明和张霞, 2018)。

4.1 海平面变化

下切河谷体系受到影响因素最大的一定是海平面的变化 (Boyd et al., 2006)。一般下切河谷的长度是相对海平面下降幅度和历时，以及海岸坡度的函数。大幅度的海平面下降易使岸线到达陆架边缘之外，因而增加河流梯度、增强下切作用，而长时间的下降可使下切和坡折点后退过程持续时间变长，因此，长期而大幅度海平面下降时形成的下切河谷，比短期快速海面下降产生的下切河谷要长且深。类似地，梯度较大的海岸比梯度较小的海岸平原更易产生下切作用 (Schumn, 1993)，但前者的海岸带较窄，所形成的下切河谷可能也较短。海平面下降幅度和大陆边缘陆架坡折带的相对位置对下切作用的强度也有着显著的影响。当海平面下降至陆架坡折带以下时，陆架完全暴露，下切河谷切割整个陆架；与此相反，当海平面下降但并未暴露陆架坡折带时，下切河谷的发展局限于向海一侧以相对陡峭的滨面为界、顶部为基本水平的沿海平原的楔形沉积物中 (coastal prism; Posamentier et al., 1992; Talling, 1998; Wang Ru et al., 2019)。

相对海面上升速率与河流沉积速率的比值对下切河谷内海侵的发生及沉积相的变化也有着重要的控制作用。如果河流沉积物供应等于或超过相对海面上升的速率，整个下切河谷的充填可能都为河流进积或加积沉积，海侵不会发生，直至河间地被淹，下切河谷内的河口湾沉积也不会产生。相反，若河流沉积物的供应速率小于相对海面上升速率，下切河谷就会发生明显海侵，且随着河流沉积物输入量的减小，河口湾相和海相沉积在河谷充填中的比例将不断增加。钱塘江是水丰砂少的河流，其沉积速率相对较低，因此，钱塘江下切河谷地区海侵层序发育非常完整，自下而上分别为河流相、古河口湾相和近岸浅海相，后随着沉积物，特别是长江沉积物的供应，以及其三角洲南翼前展的影响，近岸浅海相演变为现代河口湾相。

4.2 沉积物供应

与Zaitlin等 (1994) 提出的下切河谷沉积模式相比，钱塘江下切河谷内河流沉积物非常厚，且初始海泛面位于河床相的内部，而不是河流相的顶部。目前世界比较典型的、河流供应沉积物很少的下切河谷中河流相沉积物均很薄，且初始海泛面均位于河口湾沉积相的底部，例如芬迪湾 (Dalrymple and Zaitlin, 1994), South Alligator estuary (Tessier, 2012)。Li 等 (2006)、Simms 等 (2006) 认为Zaitlin等 (1994) 提出的下切河谷沉积模式可能仅代表某一端元。同样，由Dalrymple等 (1992) 年提出的潮控型河口湾沉积模式也可能只代表河口湾的一个端元，因为该模式的建立是基于芬迪湾的沉积特点，该河口湾内部海向沉积物的影响要远大于陆向沉积物，且河口湾内部主要为砂质沉积物。Mont-Saint-Michel (Norman—Breton Gulf) 和Vilaine (Northern Bay of Biscay) (Tessier, 2012) 河口湾内部就不发育湾口砂坝沉积，这是因为它们的沉积物主要来海向细粒沉积物；一般位于大型三角洲下游的潮控型河口湾，其湾口为泥质湾口，而非砂质湾口，湾口砂坝沉积不发育，且泥质沉积物主要来自附近三角洲河流沉积物的沿岸流搬运，例如现代钱塘江河口湾 (张霞, 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)。

末次冰盛期以来，钱塘江下切河谷及古河间地上堆积了约47.7 ×1010m3沉积物 (林春明和张霞, 2018)，仅现代钱塘江河口湾内粉砂砂坎的沉积量估计就有4.25×1010m3(陈吉余等, 1989)。由于钱塘江是水清沙少的中等河流，河流携带的沉积物难以满足这一巨大沉积量。因此，这些庞大体积的沉积物质来源，一直受到研究者的关注。钱塘江下切河谷充填物质的示踪研究 (Zhang Xia et al., 2015; 张霞等, 2018)，认为长江—钱塘江—东海陆架组成一个世界典型的潮控型三角洲—河口湾—陆架源汇耦合系统，钱塘江下切河谷充填物的沉积演化与毗邻的长江下切河谷密切相关。在河床—古河口湾沉积时期，钱塘江和长江下切河谷相互分离，互不影响，沉积物主要由钱塘江供给；至近岸浅海相发育期，海平面上升并达到全盛，海水溢出河谷，来自长江的沉积物开始逐步注入钱塘江，显著地影响了近岸浅海相和现代河口湾相的沉积演化。最近，张霞等利用稀土—微量元素和锆石U-Pb测年分别对末次盛冰期以来钱塘江下切河谷中的泥和砂进行物源判别和定量研究，进而讨论长江沉积物对钱塘江沉积体系发育演化的控制作用 (Zhang Xia et al., 2021)。研究结果表明：① 8.0 ka BP以前钱塘江下切河谷充填物基本为钱塘江提供，长江泥质沉积物自8.0 ka BP开始大量进入钱塘江下切河谷，其既可通过沿岸流将长江沉积物直接运送到钱塘江下切河谷内，也可通过潮流/波浪将已沉积在口外的泥质沉积物再悬浮和再搬运带入到钱塘江沉积体系中, 而长江砂质沉积物进入钱塘江下切河谷的时间要相对晚一些，大约晚1.0 ka，主要由潮汐或波浪对口外先沉积的粗粒长江沉积物或杭州湾北岸沉积物的侵蚀、再悬浮和搬运带入到钱塘江下切河谷；② 在8.0～6.0 ka BP，50%的长江来源物质沉积于钱塘江下切河谷内，形成近岸浅海沉积，而6.0 ka BP以来，只有不到4%的长江源沉积物进入到钱塘江下切河谷内，形成现代河口湾沉积，大部分长江泥质沉积物在沿岸流的作用下向南搬运，形成长达800 km长的浙闽沿岸泥质条带。

4.3 沉积过程

潮流、波浪和河流在河口区相互作用强度的大小可以影响下切河谷和河口湾内部沉积物的分布模式。现代钱塘江河口湾为典型的潮控型河口湾，其内部沉积物的分布模式与典型的浪控型河口湾相差甚远。浪控型河口湾平面沉积相分布具典型的三元结构，即障壁砂坝和潮道复合体沉积、中央盆地以及湾顶三角洲 (Allen and Posamentier, 1993; Zaitlin et al., 1994; Boyd et al., 2006; Boyd, 2010)。因湾口波浪作用强烈，形成了障壁砂坝及狭窄的进潮口，相应地在河口湾中部形成了水动力较弱的中央盆地，发育较细的泥质和粉砂沉积，再向上游又受到河流输砂的影响，沉积物又逐渐变粗。钱塘江下切河谷内部古河口湾平面沉积相表现为一系列潮道砂体沉积，向陆逐渐汇聚成一单潮道，并与钱塘江主河道相接，在潮流和河流汇聚带，潮道弯曲，形成陆向和海向沉积物汇聚带 (BCZ: Bedload convergence zone)，沉积物粒度最细。现代钱塘江河口湾沉积相平面上陆向端为受潮流影响的河床和河漫滩沉积，中部为粉砂砂坎沉积，海向端为潮道和潮流砂脊复合体，以及湾口泥质浅滩沉积。粉砂砂坎区沉积水动力最强。陆向端潮流影响的河床形态变化并不明显，与典型河口湾内部“顺直—弯曲—顺直”的模式不太一致，这可能与现代钱塘江河口湾正处于进积充填阶段，曲流段截弯取直有关，推测BCZ带应位于七堡—仓前一带 (Zhang Xia et al., 2014)，这一现象已被澳大利亚Fitzroy河证实 (Dalrymple et al., 2012)。平面上钱塘江下切河谷内的古河口湾沉积物粒度自陆向海表现出粗—细—粗的沉积特点，BCZ带粒度最细，与世界典型潮控河口湾相似，如现代芬迪湾 (Dalrymple and Zaitlin, 1994; Dalrymple et al., 2012)，布里斯托尔海峡—塞汶河河口湾 (Harris and Collins, 1985; Mclaren et al., 1993) 和Mont Saint Michel 河口湾 (Tessier, 2012)。而平面上，现代钱塘江河口湾沉积物粒度向海方向表现出粗—细—粗—细的沉积特点，可能与钱塘江河口湾独特的动力条件和泥砂运动特征紧密相关，在BCZ带和湾口区沉积物粒度最细，且后者粒度比前者更细，这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。钱塘江河口因舟山群岛的阻碍，波浪作用微弱，再加钱塘江本身是水清沙少的河流，年径流量仅380×108m3，而口门澉浦断面的涨潮流量达27×1012m3/s，因此，现代钱塘江河口湾主要受潮流控制 (贺松林, 1991)。而口外物质以泥质和粉砂沉积物为主，无法在湾口形成潮成砂坝以阻隔河口与外海的联系，潮流可以从宽阔的湾口进出。涨潮流进入杭州湾后，受地形束狭 (喇叭状河口) 的影响，潮差增大，在澉浦附近达到最大，粗粒沉积物沉积于此形成巨大的粉砂砂坎；湾口处面积宽广、水深较大，潮流对底质作用甚微，易形成粉砂质泥沉积层；在湾口与砂坎沉积之间，由于岛屿的束狭作用，局部潮流增强，下切剥蚀下伏粗粒沉积物，并搬运至潮道周围形成粗粒潮流砂脊沉积体；再往上游，尽管潮流作用开始减弱，但河流的影响也开始逐步增加。因此沉积物分布总体呈现粗—细—粗—细的独特分布格局。

4.4 下切河谷形态

目前研究认为，下切河谷形态控制着潮流动力，从而间接地控制着下切河谷充填物的沉积特征。在河谷充填早期 (原几何形态遭受沉积改造之前)，这种作用尤为明显。下切河谷形态会放大或抑制潮流作用 (Nichols and Biggs, 1985)：不规则的河谷形态会抑制潮流作用，产生滞时效应，河口湾以波浪作用为主，在湾口形成障壁砂坝 (Boyd et al., 2006)；相对规则的漏斗型河谷，特别是长宽比较大的下切河谷非常利于潮流的超时效应，从而形成潮控型河口湾，例如芬迪湾、布里斯托尔海峡、Norman—Breton海湾和孟加拉海湾 (Lin Chunming et al., 2005; Tessier, 2012)。地形的快速改变可造成潮流作用和影响强度的快速变化，以及潮流和波浪控制作用之间的快速转换，如芬迪湾中的Maine-Bay因地形的改变，潮流从小潮到强潮的演化只用了几千年 (Dalrymple and Zaitlin, 1994; Shaw et al., 2010)。因此，下切河谷体系的性质 (主要是海向段，而陆向端为受基面变化影响的河流作用) 在一定程度上受下切河谷形态的控制，这种控制作用甚至可延续至今日河口湾。下切河谷体系性质的变化则影响着沉积相和地层层面的性质，也影响着充填物遭受波浪及潮流改造过程的程度。在强潮系统中，随着向内潮差的增大，强劲的潮流甚至可以改造下切河谷的形态，造成岸线的后退。在海侵期，这种河口湾加深、拓宽，并向上游迁移，伴随着河道内潮流对邻近或下伏沉积物的侵蚀。所以，海侵河口湾漏斗局限于其两侧及底部的潮汐改造面之上，与波浪为主的系统相比，该潮汐改造面几何形态变化大，分布范围广。全球151个晚第四纪下切河谷充填物的数据分析研究揭示了下切河谷充填物几何形态的控制因素。总的来说，下切河谷充填物的厚度是由陆架或海岸平原本身的下切程度决定的，而宽度由其内部的河道带的横向迁移速率决定，这一迁移速率又受水流量、沉积物供应以及河谷壁的可蚀性控制 (Wang Ru et al., 2020)。大陆边缘的构造背景一定程度上控制着下切河谷充填物的几何形态，通常情况下在活动大陆边缘发育的下切河谷充填物比在被动大陆边缘的更厚更宽，这可能是构造背景影响的相对海平面变化、盆地自然地理特征、气候、水流量和沉积物泥沙输送模式共同作用的结果 (Wang Ru et al., 2020)。流域盆地面积也是充填物形态控制的重要因素，盆地大小与充填物几何形态呈正相关关系，尤其对发育在被动大陆边缘的下切河谷。

另外，下切河谷的下切深度控制着河谷充填物的保存潜力，钱塘江和长江下切河谷下切深度在湾口最大可达125 m，充填物沉积序列保存相对完整 (Lin Chunming et al., 2005; 李从先和汪品先, 2008)，而Mont Saint Michel 河口湾下切深度较小，潮流侵蚀作用面可直接下切到基底，致使大部分河谷充填沉积物和沉积特征被侵蚀破坏，高水位体系域比水进体系域发育程度高 (Tessier, 2012)。因此，钱塘江和长江下切河谷沉积物序列保存极好，具有重要的研究价值。

4.5 气候变化

众所周知，最后一次海平面旋回对许多大陆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随后的海平面上升期间，气候变化 (反映了流水强度和泥沙输送量的变化) 对下切河谷和体系域结构演化的影响却知之甚少 (Wellner and Bartek, 2003)。前人在研究中国东海陆架下切河谷时，认为下切河谷的形成受到海平面变化的影响，但同时又受到气候和构造运动的影响。海平面下降，侵蚀基准面降低，河流下切，侵蚀下伏地层。气候制约着河流的水流量和沉积物的供应，干旱的气候，导致河流水流量减少，因而降低了河流的下切能力；反之则使河流的下切能力得到增强。构造运动控制了陆架地形，地形坡度越大，河流的纵比降就越大，河流的下切侵蚀能力就越强，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时，指出河流下切受到海平面变化和季风气候的影响。季风强度的变化影响到降水量的多少，而降水量的变化制约着河流的水流量，从而影响到河流的下切侵蚀能力。有人认为，气候的变化和极端气候事件在下切河谷和泻湖区出现时候，下切河谷的沉积状态往往会改变 (Chaumillon et al., 2010)。如在法国北部Seine河河口湾，障壁岛的破坏发生在距今3000 a，被认为是距今3500 ～ 2500 a气候恶化的记录；在Mont Saint Michel 河口湾，障壁岛的破坏和连续的潮汐切口被解释为以千年为周期的风暴增强的记录，来自世界其他海岸记录的结果证实了风暴潮的解释。在法国南部Thau泻湖地区，距今6500 a以来形成的7个沉积层序，很可能就是全新世晚期以来该地区极端气候振荡的证据 (Chaumillon et al., 2010)。

气候是控制下切河谷充填物尺寸大小的重要潜在因素，它主要调节了温度、峰值降水量以及水域盆地的植被类型和永久冻土，这些因素又反过来影响着水流量、沉积物供应速率和河谷边缘的稳定性。与温带地区相比，热带地区通常具有更强的降水量和更强的风化作用，这可能导致更大的径流量和更高的沉积物输送效率，提高了河流切割及迁移的速度。然而，热带地区和温带地区下切河谷的大小并不与上述假设完全一致，这可能是由于多种气候驱动因素的相互作用导致的，如植被类型，其影响着流域盆地水的排放和沉积物的供应。在极地地区，冰盖多发育，河流集水区的规模受到限制。由于定期融水和沉积物的供给，河流切割及横向迁移在一定时期内增强，并且永久冻土通过降低土壤渗透性而增加了地表径流作用，下切河谷规模扩大 (Wang Ru et al., 2019, 2020)。

5 结论

(1)晚第四纪下切河谷体系主要是海平面下降、河流向盆地扩展并侵蚀下伏地层的下切河流体系，在海平面上升时期被充填的长条状负向地形，经历了深切、快速充填和埋藏3个阶段。不同地理位置发育的下切河谷体系无论是在时间上还是在空间上有一定关联。晚第四纪长江下切河谷体系属于海岸平原类型、复合下切河谷体系，而钱塘江下切河谷体系属于海岸平原类型、简单下切河谷体系，是否存在复合下切河谷体系有待进一步的研究。

(2)下切河谷的形成和充填过程极为复杂，影响因素众多，海平面变化、沉积物供应、沉积过程、下切河谷形态和气候变化等是主要控制因素。

(3)末次冰期以来，江浙沿海平原下切河谷形成了一套较为完整的I型沉积层序，可高分辨的识别出层序界面、层序中的不同界面和单元，具有重要的研究价值。

致谢：本论文成文后，中国海洋大学博士生导师赵彦彦教授与作者做了有益探讨，审稿专家及编辑部同仁提出了建设性修改意见，在此一并向他们致以衷心的感谢！

(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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