近年来，国内外相继在古河口湾环境中发现了大规模的商业油气聚集，证实了河口湾具有良好的油气生成及聚集条件，潮汐水道及潮汐砂坝是最有利的储集体^[1-4]。河口湾沉积特征及岩相受到波浪、潮汐及河流三种水动力的控制，主要发育在特定的海侵时期，特殊的沉积条件导致古河口湾相的野外露头极为有限^[5-8]。目前对古河口湾的识别主要依据其岩相配置关系、不同盐度生物化石遗迹、沉积构造及古水流方向等标志，但受复杂水动力的影响及缺乏精细露头剖面的解剖，地质时期古河口湾的识别依然困难^[5,7-9]。

“将今论古”是研究不同沉积环境沉积特征的重要手段。前人通过现代沉积考察，在三角洲、河流及冲积扇等方面不断取得新的发现，这些研究成果对油气勘探具有重要的指导意义^[10-12]。钱塘江是世界上著名的强潮型河口湾，以钱塘江河口湾为例，前人对河口湾的砂坝发育特征^[8,13]、涌潮沉积作用与特征^[14-15]、河口湾演变^[16]、河口湾下切谷沉积序列^[17]等方面做了大量的研究，但目前还没有河口湾潮坪环境中潮汐水道发育特征的相关研究。笔者通过野外调查发现，潮坪环境中的潮道特有的发育模式及伴生的沉积构造是识别河口湾的一种重要的标志。本文以钱塘江现代河口湾为例，通过野外实地观察、卫星地图影像，对钱塘江潮坪环境潮汐水道的发育特征及特殊构造进行研究。并结合卫星历史地图影相，对潮道的演化及控制因素进行了分析，为进一步完善古河口湾沉积相识别标志提供参考。

钱塘江河口湾是世界上著名的强潮型河口湾，平面上呈典型的喇叭状^[18]，基本呈东西走向，海湾水域面积为4 800 km^2[18]（图1）。记录表明^[8]，钱塘江为典型的半日潮，平均潮差4.29 m。从湾口至乍浦，湾底平坦，略有上凸。从乍浦至七堡一带，湾底坡度向上游不断抬升，此后坡度又向上游降低，至闸口附近与落水槽相接，形成一个巨大的沙坎^[18]。钱塘江河口的动力条件基本特征是流域水清沙少，而海域水浊沙丰，因此河口湾内的沉积物主要来源于东南方向潮流携带的长江入海的泥沙^[19]，潮汐影响的水位变化可达到芦茨埠。根据钱塘江河口湾的水动力和沉积物特征，可将该河口湾分为三段：1）正常河流段：河口湾上段，从芦茨阜到闸口，河流起主导作用，沉积物主要为砂砾层；2）河口湾漏斗段：闸口与乍浦之间，河流与潮交互作用，冲淤和再沉积现象强烈，形成巨大的以粉砂为主的砂坎；3）河口湾口门段：由乍浦向外，江阔水深，属口外沉积，习称杭州湾，潮流占主导作用，河流作用微弱，泥质粉砂为主。杭州湾湾口宽度约100 km，向湾内逐渐缩窄，至澉浦宽度不足20 km，受河口湾宽度缩小的影响，潮差由湾口向湾内迅速增加，至澉浦达到最大值5.5 m^[15]。澉浦附近涨潮平均流速4 m/s，在尖山至盐官河段达到最大，达5 m/s以上；往上游流速逐渐减小，七堡最大流速降至2.5 m/s^[20]。钱塘江河口湾演化的总特征是北冲南淤，即北岸以侵蚀作用为主，南岸以淤积作用为主，这主要与湾内涨潮流偏北，落潮流偏南密切相关^[21]。退潮流相比涨潮流弱的多，涨潮流携带的粗粒沉积物普遍在北岸沉积，而退潮流携带的细粒沉积物普遍在南岸沉积，因此在河口湾的南翼由于退潮而形成了广泛的潮间带泥滩^[13]。本次主要观察点为四个，其中南岸的P1和北岸的P2观察点主要为砂坪，北岸的P3和南岸的P4观察点主要为泥坪（图1）。

图  1  现代钱塘江河口湾沉积模式图（据文献[13,17]修改）

Figure 1.  Sedimentary facies model of present⁃day estuary of Qiangtang River (modified from references[13,17])

受涨潮流和落潮流方向的影响，钱塘江河口湾两岸表现为北冲南淤的地质特征（图1）。北岸的金山卫至澉浦一带以侵蚀作用为主，在澉浦之后的尖山受河口湾地形的影响沉积了中粗粒的砂质沉积物，潮间带砂坪极为发育。南岸主要受控于退潮流的影响，潮间带主体以泥质沉积物为主，潮间带泥坪极为发育。实地考察结合卫星观测发现潮间泥坪和砂坪潮道的发育特征及规模存在较大差异。

本文的泥坪指的是平均低潮面与平均高潮面之间广泛受到潮汐作用影响的低能潮间带环境。受潮汐作用的影响，南岸的潮间泥坪潮汐水道广泛发育，主要以粉砂质泥沉积为主。

泥坪潮道的横截面主要有两种：1）陡深的“V”字型（图2a~e）；2）缓浅的透镜状（图2f，g）。不同横截面泥坪潮道的形成主要受控于沉积物粒度的控制。“V”字型的潮道发育的泥坪沉积物主要为粉砂质泥（图2c，e），潮道以深切作用为主（图2a，b，d）；透镜状潮道发育的泥坪主要沉积物为泥，潮道虽然以深切作用为主，但由于未固结泥质沉积物相比粉砂质泥软，流动性强，虽然侵蚀初期以“V”字型潮道为主，后期潮道两岸的软泥向潮道流动填充，形成了宽缓浅的透镜状潮道（图2f，g）。在“V”字型的潮道两侧，由于泥坪上面的水向潮道汇聚，在潮道两侧形成了大小不一的冲刷痕（图2a，b）。

图  2  钱塘江河口湾泥坪潮道的特征

Figure 2.  Characteristics of tidal channel in mudflat, Qiantang Estuary

泥坪相对较软，容易下陷，平面上只能在潮间带的上部进行观测。因此，本次主要借助卫星地图对泥坪潮道的平面形态进行观察。观察显示，一个完整的泥坪潮汐水道可以分为A、B、C三段（图3）：1）A段为下部曲折段，也是泥坪潮道的开始，以高弯曲度的蛇形潮道为主；2）B段为中部平直段，泥坪潮道相对比较平直，没有大的弯曲，主河道的两侧发育近对称分布的小型潮道，使得中部B段泥坪潮道呈现羽状形态；3）C段为顶部分叉段，该段泥坪潮道由一条主潮道开始分叉为多个分支潮道，呈现树枝状形态，越往上潮道的分支越多，规模也越来越小，在潮间带的顶部逐渐消失。

图  3  钱塘江河口湾泥坪潮道平面组合形态（2019年7月卫星历史影像照片）

Figure 3.  Combination pattern of mudflat tidal channel, Qiantang Estuary (photographs of satellite historical images, July 2019)

因此，在平面上，潮间泥坪下部主要以A型蛇曲状潮道为主，中部主要发育B型羽状潮道，顶部主要发育C型树枝分叉状潮道（图3）。

本文的砂坪主要指平均低潮面至平均高潮面之间的以粉细砂岩沉积为主的砂质潮坪。钱塘江河口湾北岸尖山附近的砂坪P2规模最大（图1），砂坪中的潮道发育最为典型。砂坪沉积物较粗，不易下陷，利于野外观察。

砂坪潮道的横截面主要有两种形态：1）窄陡的“U”型潮道（图4a，b）；2）宽缓的阶梯状潮道（图4c，d）。“U”型潮道有两种类型，一种是潮道开始发育，延伸较短的初期，形成了两侧断崖式、底面平坦的窄深的潮道；一种是潮道发育末期形成了两侧断崖式分布窄浅的潮道。观察发现“U”潮道发育的规模相比阶梯状的潮道较小，造成这种现象的原因主要与阶梯状潮道的成因密切相关。潮间带的潮汐水道以侵蚀下切作用为主，阶梯状宽缓的砂坪潮道是初期形成的浅窄的“U”型潮道不断侵蚀下切扩大的结果，后期的差异冲刷形成了阶梯式的潮道形态（图4d）。

图  4  钱塘江河口湾砂坪潮道特征

Figure 4.  Characteristics of tidal channel in sand flat, Qiantang Estuary

通过卫星地图结合实地砂坪考察，一个完整的砂坪潮道可分为A'和B'两段（图5）：1）A'主要发育一条主潮道，受发育规模的控制有两种形态，规模较大的潮道相对比较宽直（图5a），规模较小的潮道相对比较窄弯，呈蛇形分布，类似于泥坪潮道的A段（图5b）；2）B'砂坪潮道主要呈现树枝状形态，类似于泥坪潮道的C段，由A'宽直的潮道分叉为多个小型的分支潮道，向潮间带的上部逐渐尖灭。

图  5  钱塘江河口湾砂坪潮道平面组合特征

Figure 5.  Combination pattern of sand flat tidal channel, Qiantang Estuary

对典型泥坪潮道的解剖结果显示，低海平面泥坪潮道A、B、C序列发育完整（图6a），随着海平面相对升高，泥坪潮道A段最先受到侵蚀，泥坪陡坎向陆地方向迁移（图6b），海平面进一步升高，B段开始被侵蚀，只剩下了C段（图6c）。因此相对海平面升高潮流侵蚀夷平作用增强，对潮道的发育和保存不利。对典型砂坪潮道而言，低海平面有利于潮道的发育，高海平面不利于潮道的发育，砂坪潮道继承性侵蚀比泥坪潮道差，因此随海平面变化规律不明显（图6d，e）。

图  6  钱塘江典型潮道演化特征

Figure 6.  Evolution characteristics of typical tidal channel in Qiantang Estuary

与潮道相伴生的特殊构造极为典型，主要有炭屑层、包卷层理、液化流痕、垮塌构造、波痕等构造。

炭屑层在发育潮道的砂坪中广泛发育，厚度在0.1~2 cm之间，与泥质粉砂岩互层出现，由砂坪的底部向顶部炭屑层的厚度逐渐增加（图7a）。差异压实导致粉砂质泥岩和炭屑夹层呈现火焰状的形态（图7b）。观察发现，炭屑层主要发育在有潮汐水道发育的砂坪顶部，而在砂坪的底部，不发育潮汐水道的地形平坦的潮间带下部的细粉砂岩中，炭屑层不发育。

图  7  钱塘江潮坪潮道伴生的特殊沉积构造

Figure 7.  Special sedimentary structure associated with the tidal channel in tidal flat, Qiantang Estuary

包卷层理在潮汐水道发育的砂坪陡坎中极为常见。主要发育在砂坪陡坎的顶部，平均高度在10 cm左右，包卷层理的内部常见1 mm左右的植物碎屑层（图7c）。本区的包卷层理成因主要受控于陡坎顶部边缘差异侵蚀形成的波状地形，地形下凹的部位为包卷层理的形成奠定了基础（图7d）。

液化流痕在砂坪潮道的两侧及砂坪陡坎处普遍发育，是在潮水大面积退出砂坪后，液化的高密度的水和砂悬液混合体沿着砂坪陡坎和潮道两侧高陡的侵蚀面流动，密集的近平行的液化流痕披覆在岩石断面上（图7e）。

垮塌构造主要发育在砂坪陡坎及砂坪潮道两侧，主要受控于地形的影响及潮汐水流的冲击，也是潮道宽度不断增加的主要因素（图7f）。

波痕在砂坪中发育明显，受不同方向潮流的影响各种干涉波痕也十分发育。在较宽的砂坪潮道相对平坦的阶梯面上波痕发育明显，而在潮道的底面没有波痕（图4）。

除了以上5种特殊的沉积构造，在潮道发育的泥坪表面还可以见到水平虫迹及植物根系，本文不做详细论述。

沉积物粒度主要影响潮道的形态，以泥质为主的泥坪潮道主要发育“V”型及透镜状的潮道；以砂质为主的砂坪潮道主要发育“U”型潮道，阶梯状砂质潮道是原始“U”型潮道不断深切及横向侵蚀加宽导致的。受沉积物粒度的影响，砂坪主潮道两侧也不发育对称的羽状侵蚀槽。包卷层理、炭屑层、液化流痕及垮塌等特殊构造也主要发育在砂坪潮道中。

潮坪的坡度主要影响了潮道的深度及规模，高的地形坡度有利于深宽潮道的形成。实地考察显示高陡坡度形成的陡坎比低缓坡度形成的陡坎要高很多，潮道的深度和规模也更大。

河口湾和河流一样，也是凹岸侵蚀，凸岸堆积。凹岸受到的潮流冲击较大，以整体的向陆侵蚀夷平作用为主，不发育潮道；潮流及河水携带的沉积物普遍在凸岸堆积，因此凸岸拥有更加宽阔的潮间坪，也是潮汐水道普遍发育的地方。

卫星历史影像地图显示，低海平面有利于潮汐水道的发育，高海平面不利于潮汐水道的发育。无论是砂坪潮道还是泥坪潮道，平均低潮面相对较低时期潮道延伸更长，潮道组合类型发育也更加齐全。随着海平面逐渐的升高，泥坪潮道下部的A和砂坪潮道的A'段最先受到潮流的侵蚀，发育潮道的潮间坪陡坎不断向后迁移，导致潮道逐渐保留了顶部分叉段。因此，河口湾海平面的高低对潮道的演化及形态起到了至关重要的作用，低海平面时期宽阔的潮间坪是大规模潮道发育的基础。

河口湾沉积环境有利于油气的聚集，但河口湾复杂的水动力条件导致识别地质时期的河口湾沉积环境相对比较困难。通过对现代钱塘江河口湾潮间坪潮汐水道的考察，明确了潮间坪的潮汐水道可以成为识别河口湾的重要辅助标志。河口湾潮间坪潮汐水道形态及其伴生构造有利于地质历史时期古河口湾的识别，也是进一步分析古河口湾演化的重要标志。河口湾两侧凸岸潮间坪是潮汐水道广泛发育的主要地质场所，在精细的地层地震资料的解剖下，刻画潮间坪潮汐水道的形态及其延伸方向有利于恢复古河口湾的形态。河口湾潮汐水道组合类型有利于恢复古河口湾海平面的变化，低海平面发育完整的泥坪潮道A、B、C组合和砂坪潮道A'、B'组合，高海平面往往不利于潮间坪潮道的保存发育，强烈的侵蚀夷平作用导致潮道中下部缺失。与陆相河流相比，无论是泥坪潮道还是砂坪潮道均以侵蚀下切作用为主，因此河口湾潮间坪潮道缺乏底部的滞留沉积，后期可能直接被沉积物填充覆盖，形成顶平底凸的形态。河口湾潮间坪潮道往往发育炭屑层、包卷层理、液化流痕及复杂多变的波痕等沉积构造，是判段潮汐作用的重要标志。

（1） 钱塘江河口湾潮坪潮道主要发育在河口湾以沉积为主的凸岸上，受潮流影响，凹岸普遍以整体向陆侵蚀夷平作用为主。

（2） 泥坪中潮道的横截面形态主要有“V”型及透镜状两种，平面上由海向陆可分为曲折A段、平直羽状B段、树状分叉C段；砂坪潮道的横截面主要有“U”型及阶梯状，平面上由海向陆可分为曲折或者平直的A'段、树状分叉的B'段；河口湾潮坪河道的形态主要受到沉积物粒度的影响，相对较陡、相对较宽、相对较低的海平面有利于大规模潮道的发育。

（3） 钱塘江河口湾与潮道伴生的主要构造有炭屑层、包卷层理、液化流痕、垮塌构造及形态多样的波痕等，结合不同类型潮道的形态可以为确定地质历史时期的河口湾环境及其演化提供证据。