古風(fēng)成沉積理論體系與研究進(jìn)展

許歡，柳永清，曠紅偉，彭楠，丁家翔，杜研，苑婷媛

1.云南省地球系統(tǒng)科學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，昆明 650500

2.云南大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，昆明 650500

3.中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

0 引言

空氣和水是地球上兩類重要的流體，在維持地球系統(tǒng)的運(yùn)行，特別是表層圈的相互作用中充當(dāng)著重要的媒介。風(fēng)作為空氣冷熱不均衡的產(chǎn)物，不僅在地球表面塑造出獨(dú)特的地貌形態(tài)（如雅丹地貌、沙漠、戈壁等），而且是沉積物剝蝕、搬運(yùn)和堆積的一類重要地質(zhì)營力。在植被出現(xiàn)之前，地球表層的風(fēng)成過程比現(xiàn)今要強(qiáng)很多，這與當(dāng)前太陽系中的部分星球比較相似，如火星、金星、土衛(wèi)六等[1-3]。因此，風(fēng)成作用在宇宙星系中具有一定的普遍性，是開展地球與行星科學(xué)研究的核心內(nèi)容。

人類對(duì)風(fēng)成作用的認(rèn)識(shí)由來已久。兩千多年前，東漢史學(xué)家班固在《漢書》中就寫道“徑萬里兮沙漠，為君將兮奮匈奴”“大風(fēng)從西北起，云氣赤黃，四塞天下，終日夜下著地者黃土塵也“。又如北宋史學(xué)家司馬光在《王書記以近詩三篇相示各摭其意以詩賡之·投》中也寫有“九衢季冬月，風(fēng)沙正慘黷”。上述詩句樸素地表達(dá)了我國北方沙漠的廣袤、黃土與風(fēng)塵的關(guān)系、風(fēng)沙作用的季節(jié)和氣候特征等認(rèn)識(shí)。相比之下，對(duì)風(fēng)成作用和過程的真正研究始于19 世紀(jì)，如Ehrenberg[4]對(duì)從非洲輸送到歐洲的風(fēng)塵進(jìn)行了描述，Blake[5]首次鑒別了沙漠中的風(fēng)蝕形態(tài)等。然而，這些早期的研究多為描述性的。直到20 世紀(jì)30 年代，這一研究現(xiàn)狀才被真正打破。英國地理學(xué)家Bagnold[6]對(duì)利比亞沙漠開展了大量關(guān)于風(fēng)成搬運(yùn)和沙丘形成機(jī)制的研究，并在1941 年發(fā)表了具有里程碑意義的專著The physics of blown sand and desert dunes。之后，隨著地球物理、遙感、計(jì)算機(jī)模擬、同位素測(cè)年等技術(shù)的發(fā)展，風(fēng)成沉積的研究取得了一系列重大進(jìn)展。例如，Glennie[7]對(duì)現(xiàn)代沙漠沉積環(huán)境的總結(jié)；Wilson[8-9]對(duì)沙海動(dòng)力學(xué)和內(nèi)部控制作用響應(yīng)的研究；McKeeet al.[10-12]對(duì)沙丘內(nèi)部構(gòu)造和全球沙海的綜合研究；Rubinet al.[13-14]運(yùn)用計(jì)算機(jī)模擬技術(shù)恢復(fù)了風(fēng)成床沙底形的3D 幾何形態(tài)；Kocurek[15-16]探討了風(fēng)成沉積形成與保存的控制因素和沙漠風(fēng)成系統(tǒng)；Bristowet al.[17-18]運(yùn)用探地雷達(dá)技術(shù)精細(xì)解剖了現(xiàn)代沙丘的內(nèi)部構(gòu)造，完善了沙丘形成和遷移的機(jī)制；Mountney[19-20]對(duì)風(fēng)成相模式和風(fēng)成地層進(jìn)行了系統(tǒng)總結(jié)；Rodríguez-Lópezet al.[21]綜述了全球太古代—現(xiàn)今的風(fēng)成系統(tǒng)和沉積記錄的時(shí)空分布特征；Lancasteret al.[22]以及Livingstoneet al.[23]對(duì)風(fēng)成過程和風(fēng)成地貌進(jìn)行了重新梳理和總結(jié)；Parrishet al.[24]首次運(yùn)用碳酸鹽U-Pb 測(cè)年技術(shù)對(duì)美國西部Navajo Sandstone 風(fēng)成沉積底部的灰?guī)r進(jìn)行了測(cè)年，獲得了200.5±1.5 Ma 的年齡，這為風(fēng)成沉積的定年提供了新的方法。經(jīng)過近一百年的研究，國際上逐漸形成了一套較為完善的風(fēng)成沉積理論體系和研究方法。

與國外相比，我國風(fēng)成沉積的研究起步較晚，其中沙漠沉積體系的研究程度相對(duì)滯后。根據(jù)年代發(fā)展，總體可將其分為四個(gè)階段。第一階段，20世紀(jì)50年代至80 年代中期，以劉東生為代表的學(xué)者對(duì)我國風(fēng)成黃土的分布、地層劃分、物質(zhì)組成與結(jié)構(gòu)開展了系統(tǒng)研究，并在《黃土與環(huán)境》一書中進(jìn)行了全面總結(jié)[25]，奠定了我國黃土研究在國際上的領(lǐng)先地位。第二階段，20 世紀(jì)80 年代晚期至90 年代，以董光榮等為代表的學(xué)者從更大的時(shí)空尺度全面研究了白堊紀(jì)以來我國沙漠的時(shí)空演化，提出晚白堊世和古近紀(jì)紅色沙漠的形成主要受當(dāng)時(shí)所處的亞熱帶動(dòng)力高壓帶的下沉氣流控制，而第四紀(jì)黃色沙漠的發(fā)育則與青藏高原大規(guī)模隆升產(chǎn)生的強(qiáng)大熱力、動(dòng)力作用有關(guān)[26-27]。第三階段，20世紀(jì)90年代至21世紀(jì)初，以江新勝等為代表的學(xué)者對(duì)我國白堊紀(jì)—古近紀(jì)沙漠的時(shí)空分布、沉積特征、古風(fēng)帶和大氣環(huán)流格局進(jìn)行了深入研究，發(fā)現(xiàn)了干旱帶的漂變、哈德萊環(huán)流的變遷與全球氣候（大氣CO2濃度）的耦合關(guān)系[28-40]。第四階段，21 世紀(jì)初至今，這一時(shí)期的研究有別于第二、三階段，其主要特點(diǎn)為，在前人研究基礎(chǔ)上，發(fā)現(xiàn)了一系列新的中生代沙漠盆地，擴(kuò)大了我國中生代風(fēng)成沉積的時(shí)空分布；逐步引入國際風(fēng)成沉積理論體系，開展了風(fēng)成地層與界面、古沙漠體系結(jié)構(gòu)、風(fēng)成沉積形成與保存的控制因素、古風(fēng)帶與大氣環(huán)流等方面的研究，將我國古風(fēng)成沉積的研究推向了世界[41-57]。然而，由于國際風(fēng)成沉積理論體系在我國風(fēng)成沉積研究中的應(yīng)用處于早期階段，仍有許多方面需要進(jìn)一步深化，如風(fēng)成沉積3D/4D 相模式、古沙丘的定量重建、風(fēng)成沉積對(duì)全球重大氣候、構(gòu)造事件的響應(yīng)等。即便如此，我國豐富的風(fēng)成沉積記錄具有得天獨(dú)厚的優(yōu)勢(shì)，為拓展風(fēng)成沉積理論體系提供了寶貴材料。

隨著國際風(fēng)成沉積理論體系的引入，我國古風(fēng)成沉積（第四紀(jì)之前）的研究得到越來越多的關(guān)注，逐漸成為地學(xué)研究的熱點(diǎn)之一。鑒于目前國內(nèi)還沒有風(fēng)成沉積理論體系的系統(tǒng)介紹，為使我國研究者更好地了解風(fēng)成沉積的研究理論和方法，筆者通過解讀前人研究成果，并結(jié)合自身研究經(jīng)歷和理解，擬從大氣的流動(dòng)特征、風(fēng)的流體性質(zhì)與風(fēng)場(chǎng)、沉積物的搬運(yùn)、風(fēng)成沉積的組成與結(jié)構(gòu)、風(fēng)成床沙形體、風(fēng)成地層、風(fēng)成界面、風(fēng)成沉積體系、風(fēng)成沉積的形成與保存等方面對(duì)風(fēng)成沉積理論體系進(jìn)行介紹。需要指出的是，風(fēng)成沉積理論體系并非僅限于上述內(nèi)容，其他方面研究（如風(fēng)成相模式）將作另文發(fā)表。此外，本文所介紹的風(fēng)成沉積理論主要是針對(duì)古沙漠沉積（風(fēng)成砂），不涉及黃土。

1 風(fēng)與沉積物的搬運(yùn)

1.1 大氣的流動(dòng)特征

大氣圈是地球最外部的一個(gè)圈層，在垂向上具有明顯的分層結(jié)構(gòu)，由下向上依次分為對(duì)流層、平流層、臭氧層、中間層、熱層和逸散層。其中，對(duì)流層是大氣圈與地球表層巖石圈、水圈以及生物圈相互作用的關(guān)鍵區(qū)域，發(fā)生著物質(zhì)與能量的強(qiáng)烈交換。由于太陽輻射的緯向差異，加之地球自轉(zhuǎn)的影響，在對(duì)流層形成大氣環(huán)流系統(tǒng)（圖1）。假定地表性質(zhì)均一、太陽直射赤道，則會(huì)出現(xiàn)理想的大氣環(huán)流模式——三圈環(huán)流，包括低緯區(qū)的哈德萊環(huán)流、中緯區(qū)的費(fèi)雷爾環(huán)流和高緯區(qū)的極地環(huán)流。三圈環(huán)流之間分別被赤道低壓帶、副熱帶高壓帶和副極地低壓帶所分隔。在低壓區(qū)，熱空氣上升，而高壓區(qū)，冷空氣則下沉，代表了大氣的垂向運(yùn)動(dòng)。此外，由于大氣緯向受熱不均、水平壓力梯度以及科里奧利力的影響，在低緯、中緯和高緯區(qū)對(duì)應(yīng)形成信風(fēng)帶、西風(fēng)帶和東風(fēng)帶，指示了大氣的水平運(yùn)動(dòng)。因此，大氣環(huán)流是空氣垂向運(yùn)動(dòng)和水平運(yùn)動(dòng)的綜合。

圖1 大氣環(huán)流模式圖（據(jù)文獻(xiàn)[58]修改，底圖來源于NASA 網(wǎng)站）Fig.1 Atmospheric circulation model (modified from reference [58];the base map is derived from the NASA website)

近地表發(fā)生的風(fēng)成過程，主要與大氣的水平運(yùn)動(dòng)有關(guān)，同時(shí)也與下墊面條件緊密相連。在高空（＞1 000 m），空氣的流動(dòng)受科里奧利力和水平壓力梯度力聯(lián)合作用，二者的平衡導(dǎo)致風(fēng)平行于等壓線流動(dòng)。相比之下，在近地表情況下，除了科里奧利力和水平壓力梯度力影響，摩擦力也發(fā)揮著重要作用。摩擦力的大小直接受控于下墊面的物質(zhì)組成、地貌形態(tài)等因素。在氣象學(xué)中，將大氣底部受地球表面直接影響的部分稱為大氣邊界層，其厚度一般為1～1.5 km[59]。顯然，大氣邊界層中的氣流支配著沙塵在地表以及地表向大氣的輸送。

1.2 風(fēng)的流體性質(zhì)與風(fēng)場(chǎng)

對(duì)于自然界中的流體而言，不論是空氣，還是水，根據(jù)其流動(dòng)特征均可分為層流和湍流兩類。在層流中，流體質(zhì)點(diǎn)做平行線狀運(yùn)動(dòng)。隨著流速的增加或黏度的降低，流體質(zhì)點(diǎn)開始摻混，發(fā)生不規(guī)則運(yùn)動(dòng)。這兩種流動(dòng)狀態(tài)可以用雷諾數(shù)（Re）來表征，即：，式中ν是流體速度，d是顆粒直徑，ρ是流體密度，μ是黏度系數(shù)。雷諾數(shù)本質(zhì)上是慣性力與黏滯力的比率。與水相比，空氣的黏度更低，流速更快。當(dāng)Re較小時(shí)，黏滯力占主導(dǎo)，流動(dòng)狀態(tài)為層流。當(dāng)Re 較大時(shí)，慣性力占主導(dǎo)，流動(dòng)狀態(tài)為湍流。在大氣邊界層中，空氣運(yùn)動(dòng)的主體狀態(tài)為湍流，僅在地表非常有限的高度（＜1 mm）存在極薄的層流。如果顆粒（粒徑＜80 μm）位于層流內(nèi)，則該表面在空氣動(dòng)力學(xué)上被定義為光滑表面，反之則為粗糙表面，且層流被湍流破壞和取代（圖2a，b）。在垂向上，隨著高度的增加，地表對(duì)風(fēng)的摩擦阻力就越小，風(fēng)速也會(huì)增加，增加速率由快變慢（圖2c）。

圖2 地表氣流結(jié)構(gòu)與風(fēng)速剖面（a）光滑表面氣流結(jié)構(gòu)（據(jù)文獻(xiàn)[60]修改）；（b）粗糙表面氣流結(jié)構(gòu)（據(jù)文獻(xiàn)[60]修改）；（c）風(fēng)速剖面（據(jù)文獻(xiàn)[61]修改）Fig.2 Structure of wind at the ground surface and the wind speed profile(a) smooth surface airflow structure (modified from reference [60]);(b) rough surface airflow structure (modified from reference [60]);(c) wind speed profile (modified from reference [61])

在沙漠中，風(fēng)的運(yùn)動(dòng)狀態(tài)會(huì)隨著時(shí)間、地形、地貌的改變而發(fā)生巨大變化。特別是對(duì)于山間盆地沙漠，由于山谷風(fēng)會(huì)形成局地環(huán)流系統(tǒng)，從而進(jìn)一步加劇了風(fēng)場(chǎng)的復(fù)雜化。僅就沙丘而言，它也會(huì)影響盛行風(fēng)的風(fēng)速和風(fēng)向。這些改造后的主風(fēng)向或盛行風(fēng)被稱為二次風(fēng)或二次流。根據(jù)形態(tài)特征，可將沙丘輪廓簡(jiǎn)單地劃分為迎風(fēng)坡、沙丘脊、坡折帶和背風(fēng)坡（圖3）。迎風(fēng)坡較緩，坡度介于10°～15°。背風(fēng)坡較陡，坡度接近空氣休止角33°。風(fēng)洞實(shí)驗(yàn)研究表明，在沙丘背風(fēng)坡表面存在一個(gè)極薄的內(nèi)邊界層，風(fēng)在該層內(nèi)爬升的過程中會(huì)不斷加速，從而增加其侵蝕與搬運(yùn)的能力[63-64]。這也導(dǎo)致了沙丘迎風(fēng)坡上只能發(fā)生侵蝕與過路。當(dāng)風(fēng)吹過沙丘脊時(shí)，氣流開始擴(kuò)散，并在背風(fēng)坡形成回轉(zhuǎn)的渦流或分散流。至此，風(fēng)的侵蝕與搬運(yùn)能力大大降低，背風(fēng)坡也成為了沉積物的堆積區(qū)。在經(jīng)過近一個(gè)沙丘高度距離的遷移之后，分散的氣流又會(huì)重新聚合，然后再次加速，重新回到原始狀態(tài)（圖4a，b）。沙丘間正好處于氣流緩慢加速的區(qū)域，因此干旱型的沙丘間也是侵蝕過路區(qū)。

圖3 風(fēng)成沙丘輪廓示意圖（據(jù)文獻(xiàn)[62]修改）Fig.3 Schematic of an eolian dune (modified from reference [62])

圖4 沙丘表層氣流特征（a）沙丘縱向剖面氣流變化（據(jù)文獻(xiàn)[65]修改）；（b）沙丘氣流流線二維結(jié)構(gòu)模擬（據(jù)文獻(xiàn)[60]修改）；（c～f）沙丘迎風(fēng)坡主風(fēng)向與背風(fēng)坡二次流關(guān)系，（c，d）橫向沙丘，（e）斜向沙丘，（f）線性沙丘（據(jù)文獻(xiàn)[65]修改）Fig.4 Airflow over dunes(a) vertical profile of airflow in sand dunes (modified from reference [65]);(b) two-dimensional structural simulation of airflow in sand dunes (modified from reference [60]);(c-f) relationship between the primary wind direction on the windward slope and the secondary flow on the leeward slope of sand dunes,(c,d) represent transverse dunes,(e) represents oblique dunes,(f) represents linear dunes (modified from reference [65])

需要指出的是，不同的沙丘形態(tài)和主風(fēng)向相對(duì)于坡折帶走向的夾角會(huì)形成不同的二次風(fēng)。研究表明，背風(fēng)坡的風(fēng)速是主風(fēng)向與坡折帶走向夾角的余弦函數(shù)，即當(dāng)夾角為90°時(shí)（橫向沙丘），背風(fēng)坡的風(fēng)速將為0，風(fēng)向不發(fā)生偏轉(zhuǎn)；隨著夾角的減小（斜向沙丘），背風(fēng)坡的風(fēng)速也逐漸增加，風(fēng)向發(fā)生偏轉(zhuǎn)，且沿著背風(fēng)坡走向遷移。當(dāng)夾角為0°時(shí)（線性沙丘），背風(fēng)坡的風(fēng)速和風(fēng)向與主風(fēng)向相同[62,66]（圖4c～e）。因此，主風(fēng)向與坡折帶的夾角就界定了沙丘中橫向、線性和斜向氣流的樣式，這與沙丘的形態(tài)分類一致。

1.3 沉積物的搬運(yùn)

受風(fēng)力作用的沉積物的搬運(yùn)過程可分為兩個(gè)階段，一個(gè)是沉積物的啟動(dòng)，另一個(gè)是沉積物的搬運(yùn)。

1.3.1 沉積物的啟動(dòng)

在風(fēng)場(chǎng)中，沉積物的啟動(dòng)是多向應(yīng)力共同作用的結(jié)果，包括顆粒自身的重力（W）、顆粒與地面之間的摩擦力（F）、顆粒與顆粒之間的黏滯力（C）以及風(fēng)對(duì)顆粒施加的拖拽力（D）和上舉力（L）（圖5a）。重力、摩擦力和黏滯力主要與顆粒的物理性質(zhì)（粒度、密度、固結(jié)程度、磨圓度等）以及環(huán)境（濕度、地面坡度、膠結(jié)物等）有關(guān)，而拖拽力和上舉力則是流體（風(fēng)）施加的外力，受流速控制[60,67]。只有當(dāng)外力大到足夠克服顆粒自身應(yīng)力時(shí)，顆粒才能發(fā)生運(yùn)動(dòng)。對(duì)于不同粒徑的顆粒，所需的啟動(dòng)風(fēng)速并非線性關(guān)系。當(dāng)粒徑在極細(xì)砂級(jí)以下時(shí)，由于顆粒間黏滯力較強(qiáng)，粒徑與啟動(dòng)風(fēng)速呈負(fù)相關(guān)關(guān)系。當(dāng)粒徑在極細(xì)砂級(jí)以上時(shí)，粒徑與啟動(dòng)風(fēng)速呈正相關(guān)關(guān)系[6,19]（圖5b）。Bagnold[6]所做的風(fēng)洞研究指出，風(fēng)作用于顆粒的剪切應(yīng)力（拖拽力）或風(fēng)對(duì)沉積物的搬運(yùn)能力是風(fēng)速的三次函數(shù)，表明風(fēng)速的小幅度增加能夠換來更大的沉積物搬運(yùn)能力。此外，風(fēng)的湍流流動(dòng)狀態(tài)能夠產(chǎn)生有效的拖拽力和上舉力，從而使顆粒在相對(duì)低的風(fēng)速條件下發(fā)生移動(dòng)。

圖5 風(fēng)中顆粒啟動(dòng)的影響因素（據(jù)文獻(xiàn)[19]修改）（a）風(fēng)中顆粒的受力分析；（b）風(fēng)中顆粒運(yùn)動(dòng)的粒徑與風(fēng)速關(guān)系Fig.5 Factors governing particle entrainment by wind (modified from reference [19])(a) analysis of the forces acting on particles in the wind;(b) relationship between particle size and wind speed in particle motion

1.3.2 沉積物的搬運(yùn)

流體搬運(yùn)碎屑物質(zhì)的方式主要有兩種，即底負(fù)載和懸浮負(fù)載。由于空氣和水在密度、黏度等方面存在較大差異，二者對(duì)沉積物的搬運(yùn)過程也有著顯著不同。在風(fēng)成環(huán)境中，風(fēng)對(duì)顆粒施加的外力主要為拖拽力（牽引力）和上舉力（抬升力）（圖5a、圖6a），它們與空氣的密度和風(fēng)速密切相關(guān)。在空氣中，隨著風(fēng)速的增加，顆粒的搬運(yùn)形式從蠕動(dòng)逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)闈L動(dòng)、跳躍和懸浮（圖6a，b）。沙塵暴的觀測(cè)研究表明，粒徑介于0.1～0.5 mm的顆粒最容易發(fā)生跳躍，而0.5～2 mm 的顆粒主要運(yùn)動(dòng)方式為蠕動(dòng)，小于0.1 mm的顆粒以懸浮負(fù)載的方式搬運(yùn)，粒徑大于2 mm的顆粒僅在極端高速的風(fēng)暴條件下才發(fā)生移動(dòng)[68]。在陸地上，強(qiáng)風(fēng)的風(fēng)速為30 m/s，其對(duì)應(yīng)的搬運(yùn)顆粒粒徑的上限為0.5 mm，即中砂[69-70]。因此，風(fēng)成環(huán)境中搬運(yùn)的沉積物類型主要為黏土—中砂，這一特征也被部分學(xué)者作為判別風(fēng)成沉積的指標(biāo)之一[71]。

圖6 風(fēng)成顆粒搬運(yùn)方式（據(jù)文獻(xiàn)[19]修改）（a）顆粒在地表的蠕動(dòng)和滾動(dòng)；（b）跳躍的顆粒在空中產(chǎn)生多次撞擊（顆粒運(yùn)動(dòng)照片來自文獻(xiàn)[58]）；（c）跳躍的顆粒落地撞擊地表顆粒，并導(dǎo)致其發(fā)生滾動(dòng)；（d）顆粒跳躍的彈道軌跡Fig.6 Methods of eolian grain transport (modified from reference [19])(a) creep and rolling of particles on the ground;(b) multiple impacts in the air caused by jumping particles (photograph in b is derived from reference [58]);(c) jumping particles hitting the ground and causing surface particles to roll;(d) trajectory of particle jumping

因空氣的密度（1.3 kg/m3）與水的密度（1 000 kg/m3）相差兩個(gè)數(shù)量級(jí)，對(duì)于相同粒徑的顆粒，其在空氣中沉降的速度是水中的60～80倍，在空氣中搬運(yùn)所需的風(fēng)速是水流的29倍[60]。當(dāng)跳躍的顆粒從空氣中下落時(shí)，就會(huì)產(chǎn)生強(qiáng)大的撞擊力。如果落點(diǎn)處接觸的顆粒為粗砂或礫級(jí)，則降落的顆粒在撞擊后會(huì)發(fā)生彈跳，進(jìn)行二次跳躍，而被撞擊的顆粒產(chǎn)生蠕動(dòng)。如果落點(diǎn)處顆粒為中細(xì)砂或粗粉砂級(jí)，則會(huì)激發(fā)被撞擊顆粒的移動(dòng)。由于撞擊過程中存在能量的衰減，被撞擊顆粒無法完成跳躍，僅以非定向的小尺度跳動(dòng)（reptation）為主[72]（圖6c）。從空氣動(dòng)力學(xué)角度看，顆粒的整個(gè)跳躍過程存在著一個(gè)跳躍的彈道，可以用垂直跳高、水平跳距、起跳角和落地角來界定（圖6d）。野外觀測(cè)顯示，顆粒的垂直跳高平均約5 cm，而水平跳距為垂直跳高的12倍[73-74]；顆粒一次跳躍的時(shí)長(zhǎng)為0.1～0.2 s[75]。多數(shù)顆粒的起跳角度介于34°～50°，落地角為6°～20°，遠(yuǎn)大于水流中的彈道角度[6,76]。粒徑越大、起跳角越大，顆粒就會(huì)獲得更高的跳躍高度和更大的落地角度，進(jìn)而產(chǎn)生更強(qiáng)的動(dòng)力勢(shì)能，這也增加了顆粒在空中的碰撞幾率。研究表明，顆粒落地的速度是初始速度的3～5 倍，或者初始動(dòng)能的20倍[75]。此外，顆粒在跳躍過程中的旋轉(zhuǎn)，也能產(chǎn)生額外的上舉力，從而提升顆粒的運(yùn)動(dòng)強(qiáng)度[77]。因此，跳躍構(gòu)成了風(fēng)成環(huán)境中顆粒的主要運(yùn)動(dòng)形式。

對(duì)于細(xì)粉砂和泥級(jí)的顆粒，一旦被搬運(yùn)至空中，在湍流的作用下就很難沉降下來，可沿順風(fēng)方向搬運(yùn)數(shù)百至數(shù)千千米。現(xiàn)代深海中就沉積有來自遙遠(yuǎn)陸地經(jīng)風(fēng)搬運(yùn)而來的風(fēng)成沉積。

2 風(fēng)成沉積的組成與結(jié)構(gòu)

2.1 風(fēng)成沉積的組成

本文所論述的風(fēng)成沉積主要為風(fēng)成砂。鑒于沙漠環(huán)境中碎屑物的搬運(yùn)特征，顆粒均會(huì)經(jīng)歷強(qiáng)烈的碰撞過程。對(duì)于硬度較小的礦物，如云母、方解石、葉蠟石、鹽巖等，在撞擊過程中容易發(fā)生破碎，最終以懸浮方式搬運(yùn)至沙漠以外區(qū)域。相比之下，以石英、燧石、尖晶石等為代表的高硬度礦物則會(huì)留存下來。與其他高硬度礦物相比，石英的分布以及在地殼巖石中所占的比例最高。因此，風(fēng)成沉積的主要碎屑組分為石英，含少量長(zhǎng)石、穩(wěn)定重礦物和巖屑（圖7）。大多數(shù)古代的風(fēng)成砂也都是石英砂巖。上述特征表明，高成分成熟度是風(fēng)成沉積的普遍特征。

圖7 風(fēng)成沉積組分和顯微結(jié)構(gòu)特征（山東蒙陰盆地三臺(tái)組風(fēng)成砂）Fig.7 Composition and microscopic texture of eolian deposits (eolian sandstone of the Santai Formation in the Mengyin Basin,Shandong province)

需要指出的是，雖然多數(shù)風(fēng)成碎屑是以石英為主的單礦物，但風(fēng)成沉積的組分與源區(qū)沉積物或巖石組分也存在密切聯(lián)系。例如，新墨西哥White Sands 石膏沙漠[78]、阿拉伯以及薩爾瓦多等地保存的碳酸鹽風(fēng)成砂[79-80]、冰島阿斯恰火山口附近的火山巖風(fēng)成沉積[81]、火星上的玄武質(zhì)沙丘[82]等。與內(nèi)陸沙漠相比，海岸帶風(fēng)成沉積中生物碎屑、鮞粒、碳酸鹽顆粒的含量會(huì)高很多[78]。

此外，由于沙漠中強(qiáng)蒸發(fā)環(huán)境，導(dǎo)致顆粒間的孔隙水飽和或過飽和，從而沉淀出膠結(jié)物。孔隙水的物質(zhì)組分受大氣降水和地下水的供給控制。風(fēng)成沉積中的膠結(jié)物類型主要有碳酸鹽膠結(jié)物（方解石）、硅質(zhì)膠結(jié)物（蛋白石、玉髓、石英）、鐵質(zhì)膠結(jié)物（赤鐵礦），部分地區(qū)還可出現(xiàn)鹽巖、石膏等膠結(jié)物。

2.2 風(fēng)成沉積的結(jié)構(gòu)

風(fēng)成沉積的結(jié)構(gòu)主要涉及四個(gè)方面的內(nèi)容，包括碎屑顆粒的粒度、分選性、磨圓度和表面結(jié)構(gòu)。它們是顯微尺度上鑒別風(fēng)成沉積的主要研究對(duì)象。

2.2.1 粒度

根據(jù)風(fēng)力強(qiáng)度及其與顆粒搬運(yùn)能力之間的關(guān)系，風(fēng)成沉積的粒徑一般不超過中砂級(jí)（＜0.5 mm）。不同類型的沙漠、不同的沙漠亞環(huán)境中風(fēng)成沉積的粒徑存在較大的變化。例如，海岸沙丘砂多以細(xì)砂為主，而內(nèi)陸沙丘砂則主要由細(xì)—中砂組成；沙丘砂以砂級(jí)顆粒為主，而沙丘間、沙席、礫漠等環(huán)境的沉積物中則含有更多的粉砂和黏土組分[83]。非沙丘環(huán)境中粗粒和細(xì)粒組分含量的增加主要與沙漠中的風(fēng)蝕和風(fēng)選作用有關(guān)，即砂級(jí)顆粒在風(fēng)選作用下離開地表，留下粗粒的滯留沉積物，即盔甲狀滯留沉積（armored lag）。這些較大的顆粒聚集在風(fēng)蝕面之上，有效地阻擋了下伏細(xì)粒物質(zhì)免受風(fēng)選作用而被吹走[19]。

2.2.2 分選性

風(fēng)成沉積的分選性與源區(qū)物質(zhì)組成與結(jié)構(gòu)、風(fēng)力大小、沉積物搬運(yùn)機(jī)制密切相關(guān)。在源區(qū)物質(zhì)組成與結(jié)構(gòu)方面，寒帶沙漠多分布在冰川邊緣區(qū)域，其物質(zhì)主要來源于結(jié)構(gòu)成熟度極低的冰川沉積，而熱帶、亞熱帶和溫帶地區(qū)沙漠沉積物來源多樣，如沖積扇、河流、湖泊、三角洲、濱淺海沉積等，其分選性明顯比冰川好，這也就決定了寒帶沙漠沉積物的分選性較熱帶—溫帶沙漠的差[84]。在風(fēng)力大小方面，由于海洋表面的摩擦力比地表小，海洋表面的風(fēng)速一般比陸地大，加之海風(fēng)效應(yīng)增強(qiáng)了向岸風(fēng)的強(qiáng)度，致使海岸沙丘砂的分選達(dá)好—極好，而內(nèi)陸沙丘砂的分選為中等—好[83]。在沉積物搬運(yùn)機(jī)制方面，以跳躍遷移顆粒組成的沉積（顆粒飄落層grainflow strata）分選性比以懸浮沉降顆粒組成的沉積（顆粒飄落層grainfall laminae、條紋層pin-stripe laminae）要好（風(fēng)成地層相關(guān)內(nèi)容見下文），因?yàn)轭w粒在跳躍過程中經(jīng)歷了更頻繁的碰撞和分選。因此，在開展風(fēng)成沉積分選性研究時(shí)要注意區(qū)分樣品的風(fēng)成環(huán)境和風(fēng)成地層類型，否則容易出現(xiàn)混合態(tài)的特征，如粒度概率分布圖中的雙峰態(tài)、粒度概率累積曲線中的陡緩曲線組合等（圖8）。

圖8 風(fēng)成與水成沉積概率累積（a）與分布圖（b）（山西寧武—靜樂盆地天池河組）Fig.8 Probability accumulation (a) and distribution (b) of eolian and water-laid deposits (Tianchihe Formation in the Ningwu-Jingle Basin,Shanxi province)

2.2.3 磨圓度

由于空氣的密度遠(yuǎn)小于水，當(dāng)顆粒在空氣中發(fā)生碰撞時(shí)遇到的阻力比在水中小，產(chǎn)生的碰撞強(qiáng)度也比在水中大，可直接導(dǎo)致碰撞和被碰撞顆粒均發(fā)生磨損。此外，在跳躍搬運(yùn)過程中，較大的起跳角、較高的起跳高度，也能夠增加顆粒在空中的碰撞幾率，從而增大顆粒的磨損程度。石英顆粒的風(fēng)成磨蝕實(shí)驗(yàn)研究表明，初始高度棱角狀的石英顆粒首先磨蝕的是凸出角和不規(guī)則的邊。經(jīng)過48 h的磨蝕之后，就與沙丘砂結(jié)構(gòu)特征一致，即多呈圓狀—滾圓狀。磨蝕初期的重量損耗最快，但隨著磨圓程度的增加，損耗的速度逐漸減小，細(xì)粒物質(zhì)的組分也相應(yīng)增加[85]。風(fēng)成沉積的磨圓度與分選性受控因素較為一致，二者具有非常高的相關(guān)性（圖7），但磨圓度和分選性并不是判斷風(fēng)成沉積的絕對(duì)指標(biāo)。

2.2.4 表面結(jié)構(gòu)

風(fēng)成沉積碎屑顆粒的表面結(jié)構(gòu)包括霜面、沙漠漆和表面顯微結(jié)構(gòu)，前二者為宏觀表面結(jié)構(gòu)，后者為顯微表面結(jié)構(gòu)。霜面也稱為毛玻璃表面，是顆粒頻繁撞擊導(dǎo)致顆粒表面出現(xiàn)的毛玻璃化。也有研究指出，干濕交替環(huán)境引發(fā)的溶蝕和沉淀作用也能在顆粒表面形成霜面。沙漠漆是顆粒表面出現(xiàn)的一層深色薄膜，與夜間毛細(xì)管作用下水分在顆粒表面的吸附、白天水分的蒸發(fā)和氧化物的沉淀作用有關(guān)，物質(zhì)組分有氧化鐵、氧化錳等。熱帶、亞熱帶地區(qū)的沙漠都顯紅色、如撒哈拉沙漠、阿拉伯半島沙漠、卡拉哈里沙漠等，其主要原因就在于沙粒表面由氧化鐵組成的沙漠漆。目前對(duì)石英顆粒表面進(jìn)行能譜掃描可以判斷其表面沙漠漆的物質(zhì)組成。霜面和沙漠漆是風(fēng)成沉積碎屑顆粒特有的表面結(jié)構(gòu)。

表面顯微結(jié)構(gòu)主要是針對(duì)風(fēng)成沉積中單礦物（如石英、穩(wěn)定重礦物等）的表面結(jié)構(gòu)特征的觀察，該方法得益于20 世紀(jì)60 年代掃描電鏡的出現(xiàn)。目前，可將表面顯微結(jié)構(gòu)分為三大類：機(jī)械成因、化學(xué)成因和機(jī)械與化學(xué)混合成因。機(jī)械成因表面顯微結(jié)構(gòu)主要與顆粒間的機(jī)械碰撞有關(guān)，可進(jìn)一步細(xì)分為12 類，其中碟形撞擊坑、新月形撞擊坑、分級(jí)弧和上翻解理薄片為風(fēng)成沉積的典型特征（圖9a～f）。化學(xué)成因表面顯微結(jié)構(gòu)與顆粒表面的化學(xué)溶蝕和礦物再生有關(guān)，如溶蝕坑、再生石英等（圖9g～i），該特征在其他沉積環(huán)境中也可出現(xiàn)。機(jī)械與化學(xué)混合表面顯微結(jié)構(gòu)是機(jī)械和化學(xué)聯(lián)合作用的結(jié)果，其中直撞擊坑是風(fēng)成沉積所特有，由強(qiáng)風(fēng)搬運(yùn)過程中，跳躍顆粒與蠕動(dòng)顆粒的垂直碰撞產(chǎn)生，且撞擊坑中普遍存在次生的硅質(zhì)沉淀物。更為詳細(xì)的風(fēng)成沉積表面顯微結(jié)構(gòu)的介紹可參考Voset al.[86]發(fā)表的綜述性文章。

圖9 風(fēng)成砂穩(wěn)定單礦物顆粒顯微表面形貌特征（據(jù)文獻(xiàn)[47]修改）（a～c）鋯石顆粒表面蝶形撞擊坑；（d～f）金紅石顆粒表面蝶形撞擊坑、上翻解理薄片；（g～i）石英顆粒表面蝶形撞擊坑、上翻解理薄片、溶蝕坑/孔洞和再生石英Fig.9 Microscopic surface characteristics of stable monominerals from eolian sandstone (modified from reference [47])(a-c) zircon surfaces with dish-shaped impact features;(d-f) rutile surfaces with dish-shaped impact features and up-bent cleavage flake;(g-i) quartz surfaces with dish-shaped impact features,up-bent cleavage flake and dissolution pits/hollows and recrystallized quartz

3 風(fēng)成床沙形體

Wilson[87]根據(jù)撒哈拉沙漠的研究，按照規(guī)模大小將風(fēng)成床沙形體分為三個(gè)等級(jí)：沙波（ripple，波長(zhǎng)0.01～10 m）、沙丘（dune，波長(zhǎng)～10～500 m）和巨型沙丘（draa，波長(zhǎng)～0.7～5.5 km）（圖10）。目前對(duì)于draa 還沒有一個(gè)統(tǒng)一的定義。該詞源自阿拉伯語，原意為手臂，本文暫將其解釋為巨型沙丘（megadune）。

圖10 風(fēng)成床沙形體分類（據(jù)文獻(xiàn)[87]修改）Fig.10 Classification of eolian bedforms (modified from reference [87])

3.1 沙波

沙波是沙漠中最小的一類風(fēng)成床沙形體，且分布廣泛。從形態(tài)上看，風(fēng)成沙波波脊線較為平直，其走向多與風(fēng)向垂直。與水成沙波相比，風(fēng)成沙波具有較高的波長(zhǎng)/波高比值，即高波痕指數(shù)（20～40+），外形上更扁，這就導(dǎo)致風(fēng)成波痕在古風(fēng)成沉積中不易被發(fā)現(xiàn)[19]（圖11）。風(fēng)成沙波的形成與遷移主要與風(fēng)速和粒度有關(guān)，搬運(yùn)方式包括跳躍、跳動(dòng)和蠕動(dòng)。一旦風(fēng)況條件發(fā)生改變，碎屑顆粒開始運(yùn)動(dòng)，則指示沙波的初始形成。當(dāng)風(fēng)速一定時(shí)，顆粒的運(yùn)動(dòng)被限制在很窄的粒度區(qū)間內(nèi)，幾乎所有的顆粒在跳躍過程中的距離都非常相似[6]。碎屑顆粒單次跳躍的水平距離近似于沙波的波長(zhǎng)。顆粒的粒徑越粗，所需的搬運(yùn)風(fēng)速越大，跳躍的路徑也會(huì)越長(zhǎng)，從而產(chǎn)生更大的沙波[88]。目前，地球上已報(bào)道的最大的沙波（礫波）出現(xiàn)在阿根廷的普納高原，波長(zhǎng)43 m，波高超過2 m[89]。雖然沙波是最小型的風(fēng)成床沙形體，但基本形態(tài)與沙丘、巨型沙丘相似，包括緩傾的迎風(fēng)坡和陡傾的背風(fēng)坡。迎風(fēng)坡是碎屑顆粒搬運(yùn)的主要場(chǎng)所，絕大多數(shù)跳落到迎風(fēng)坡上的顆粒會(huì)再次跳躍至空中，然后降落到下一個(gè)沙波的迎風(fēng)坡。迎風(fēng)坡上較粗的顆粒無法跳躍，只能通過蠕動(dòng)、跳動(dòng)的方式向波峰處移動(dòng)，而較細(xì)的顆粒由于跳躍距離不遠(yuǎn)，則會(huì)降落到沙波的背風(fēng)坡，即遮蔽沉降區(qū)，不發(fā)生跳躍[90]，這樣就形成了波峰粗、波谷細(xì)的風(fēng)成沙波平面特征。當(dāng)粗粒波峰遷移至細(xì)粒波谷之上時(shí)，則在垂向上構(gòu)成了下細(xì)上粗的逆粒序特征（圖11d、圖12）。上述“二元結(jié)構(gòu)”是風(fēng)成波痕的獨(dú)有特征，可作為風(fēng)成波痕的可靠判斷標(biāo)志。

圖11 風(fēng)成沙波與風(fēng)成波痕（a，b）現(xiàn)代沙丘風(fēng)成沙波（來源于網(wǎng)站https://unsplash.com/images/nature/desert）；（c，d）風(fēng)成波痕，以高波痕指數(shù)、峰粗谷細(xì)為特征（山東蒙陰盆地三臺(tái)組風(fēng)成砂）Fig.11 Eolian ripples and ripple marks(a,b) modern dune eolian sand ripples (derived from website https://unsplash.com/images/nature/desert);(c,d) wind ripple marks characterized by high ripple index and coarse-grained crest to fine-grained trough (eolian sand of the Santai Formation in the Mengyin Basin,Shandong province)

圖12 風(fēng)成沙波形成過程示意圖（據(jù)文獻(xiàn)[19]修改）（a）風(fēng)成沙波的遷移形成波峰粗、波谷細(xì)的結(jié)構(gòu)，且紋層近于平行；（b）迎風(fēng)坡高角度撞擊促使粗顆粒向波峰處移動(dòng)，而背風(fēng)坡（陰影區(qū)）則為細(xì)粒物質(zhì)的沉降區(qū)Fig.12 Formation processes of eolian ripples (modified from reference [19])(a) migration of eolian sand ripples leads to the formation of coarse-grained peaks and fine-grained troughs,with nearly parallel laminae;(b) high-angle impacts on the windward slope cause coarse-grained particles to move towards the ripple crests,while the leeward slope (shadow zone) serves as a deposition area for fine-grained material

3.2 沙丘

沙丘是比沙波大一級(jí)的風(fēng)成床沙形體，但二者在規(guī)模上卻存在重疊[87]。滑動(dòng)面的發(fā)育情況、粗粒物質(zhì)的分布位置以及平均粒徑被認(rèn)為是區(qū)分重疊區(qū)沙波與沙丘的有效特征[6,58,87]。在現(xiàn)今地球沙漠的分布區(qū)中，有20%的區(qū)域被風(fēng)沙所覆蓋，其中60%的地區(qū)發(fā)育沙丘[23]。與沙波相比，沙丘同樣發(fā)育迎風(fēng)坡和背風(fēng)坡。絕大多數(shù)的迎風(fēng)坡坡角為8°～16°，背風(fēng)坡坡角為20°～34°[19]。氣流在迎風(fēng)坡會(huì)產(chǎn)生加速和剝蝕，在背風(fēng)坡則會(huì)發(fā)生分流、轉(zhuǎn)向和減速（圖4a，b）。隨著迎風(fēng)坡的碎屑物質(zhì)不斷向沙丘脊處搬運(yùn)和累積，當(dāng)累積的坡度超過空氣的休止角32°～34°時(shí)，這些堆積的物質(zhì)則會(huì)順著背風(fēng)坡發(fā)生垮塌和堆積，這也是沙丘遷移的動(dòng)力學(xué)機(jī)制。

沙丘大小不一，形態(tài)多樣。根據(jù)活動(dòng)性來劃分，可將沙丘分為活動(dòng)型、半活動(dòng)型和穩(wěn)定型[91]。沙丘的活動(dòng)性與干濕氣候條件、風(fēng)況、相對(duì)地下水位以及植被發(fā)育程度密切相關(guān)。如果從形態(tài)特征來看，可將沙丘劃分為新月形、新月鏈狀、橫向、斜向、線性、拋物線形、星形和圓頂狀八類（圖13），其中新月形、橫向、線性和星形是最早分出的四種類型。Wassonet al.[92]使用等效砂層厚度和風(fēng)向變化關(guān)系區(qū)分了上述四類沙丘（圖14a），其中風(fēng)向變化被定義為合成輸沙勢(shì)（RDP）與輸沙勢(shì)（DP）之間的比率。輸沙勢(shì)（DP）是所有風(fēng)向上輸沙的總量，而合成輸沙勢(shì)（RDP）是主風(fēng)向上的輸沙量。新月形沙丘和橫向沙丘主要出現(xiàn)在單風(fēng)向環(huán)境中，以高RDP/DP比值為特征。相比之下，線性沙丘和星形沙丘風(fēng)向數(shù)量逐漸增多，RDP/DP比值也隨之降低（圖14）。在沙供給量較低、風(fēng)向變化不大的區(qū)域，主要形成新月形沙丘。隨著沙的供給量增加，新月形沙丘轉(zhuǎn)變?yōu)闄M向沙丘。當(dāng)沙的供給量進(jìn)一步增加且風(fēng)向由單向風(fēng)變?yōu)殡p向風(fēng)和多向風(fēng)時(shí)，橫向沙丘逐漸演變?yōu)樾毕蛏城稹⒕€性沙丘和星形沙丘。一般在海岸帶，沙的供給量較低，單向風(fēng)盛行，主要發(fā)育新月形和橫向沙丘。在內(nèi)陸區(qū)域，沙的供給量增加，風(fēng)向更為多變，則發(fā)育線性和星形沙丘，如納米比亞沙漠自西向東顯示出此類變化[94]。此外，根據(jù)沙丘的疊加特征，還可將其劃分為復(fù)合型沙丘和復(fù)雜型沙丘。復(fù)合型沙丘是不同規(guī)模、相同類型沙丘的疊加，而復(fù)雜型沙丘則是不同規(guī)模、不同類型沙丘的疊加。復(fù)合和復(fù)雜型沙丘并不遵循Livingstoneet al.[23]提出的沙丘類型與等效砂層厚度和風(fēng)向變化的對(duì)應(yīng)關(guān)系[92]，它們體現(xiàn)了沙丘動(dòng)態(tài)地貌時(shí)空演化的復(fù)雜性。

圖13 沙丘的分類（據(jù)文獻(xiàn)[19]修改）Fig.13 Classification of eolian dunes (modified from reference [19])

圖14 沙丘類型的主要控制因素與風(fēng)向特征（a）沙丘類型的主要控制因素（據(jù)文獻(xiàn)[23]修改）；（b）現(xiàn)代不同類型沙丘中的主風(fēng)向特征（據(jù)文獻(xiàn)[93]修改）Fig.14 Major controlling factors and wind directions of different dune types(a) major controlling factors of dune types (modified from reference [23]);(b) primary winds of different modern dune types (modified from reference [93])

3.3 巨型沙丘

巨型沙丘draa 是比沙丘更大的沙質(zhì)床沙形體，波長(zhǎng)500～5 000 m，波高10～450 m，沙丘間距可達(dá)300～600 m[8,87]（圖10）。然而，也有學(xué)者認(rèn)為只要發(fā)育疊加小型沙丘的風(fēng)成床沙形體，如復(fù)合沙丘和復(fù)雜沙丘，就可以認(rèn)為是巨型沙丘[95]。Lorenzet al.[58]提出由于缺乏被廣泛接受的正式定義，不提倡使用draa一詞。值得一提的是，Wilson[8]最初對(duì)風(fēng)成床沙形體的分類主要是基于床沙形體的波長(zhǎng)和粒度的關(guān)系，且沙波、沙丘和巨型沙丘之間并不存在過渡類型（圖10）。基于這一特征，本文采納Wilson對(duì)draa的原始定義。

由于巨型沙丘規(guī)模較大、含沙量大，其形成則需要非常高的風(fēng)成沉積物供給量和輸沙速率。大型沙海的核心區(qū)沉積物供給充足，有利于巨型沙丘的發(fā)育。與沙波和沙丘相比，沙海的生長(zhǎng)速度較慢，一般需要5 000年到1 000萬年的時(shí)間[8]。因此，時(shí)間是決定巨型沙丘規(guī)模的一項(xiàng)重要控制因素。此外，風(fēng)況和沉積物粒度分布也能對(duì)沙海的規(guī)模和形成演化產(chǎn)生顯著影響[9]。

巨型沙丘的分類與沙丘相似，包括簡(jiǎn)單型、復(fù)合型和復(fù)雜型[11]。其中，復(fù)合型和復(fù)雜型較為常見，上疊的小型沙丘多出現(xiàn)在其側(cè)翼之上，它們是多向風(fēng)況條件下的產(chǎn)物。復(fù)雜的床沙形體疊蓋樣式形成了復(fù)雜的風(fēng)成交錯(cuò)層理，這進(jìn)一步加劇了古風(fēng)成沉積記錄的解釋難度。目前已有學(xué)者根據(jù)風(fēng)成界面特征，識(shí)別出了古巨型沙丘沉積[96-97]。

4 風(fēng)成地層

風(fēng)成地層主要記錄的是沙丘背風(fēng)坡的沉積過程，包括牽引爬升、重力垮塌、懸浮沉降和潮濕黏附。它們分別對(duì)應(yīng)四類風(fēng)成地層，即風(fēng)成沙波層（wind-ripple lamination）、顆粒流層（grainflow strata）、顆粒飄落層（grainfall lamination）和黏附層（pin-stripe lamination）[19,65,98]。雖然Hunter[98]在最早的分類中還提出了另一類風(fēng)成地層，即板狀層（planebed lamination），但目前對(duì)其形成機(jī)制仍不清楚，且在風(fēng)成沉積中的分布較少[98-99]。此外，Bristowet al.[100]在上述分類的基礎(chǔ)上，還將風(fēng)蝕滯留、物理變形層和化學(xué)變形層也歸入風(fēng)成地層。顯然，物理變形層和化學(xué)變形層中存在部分沉積期后的改造作用。鑒于此，本文重點(diǎn)介紹前四類與背風(fēng)坡沉積過程有關(guān)的風(fēng)成地層特征。

4.1 風(fēng)成沙波層

風(fēng)成沙波層是由風(fēng)成沙波的遷移形成，在風(fēng)成沉積中廣泛發(fā)育，出現(xiàn)的環(huán)境以干旱型沙丘間、沙席為主，其次在沙丘和巨型沙丘中也有不同程度的分布。風(fēng)成沙波層整體呈平行層狀，單層厚1～10 mm（1～2 個(gè)顆粒的粒徑），具有較弱或典型的逆粒序結(jié)構(gòu)，這也是區(qū)別風(fēng)成沙波層與水成沙波層的關(guān)鍵特征（圖12、圖15a，b）。目前對(duì)于風(fēng)成沙波層逆粒序結(jié)構(gòu)的形成機(jī)制主要存在兩種解釋，一種是在沙波的遷移過程中，由于粗粒波峰遷移到細(xì)粒波谷之上，從而形成了下細(xì)上粗的粒度序列[19]；另一種是沙波表層的粗顆粒之間普遍存在良好的孔隙結(jié)構(gòu)，當(dāng)較細(xì)的顆粒落入粗顆粒之間時(shí)，則會(huì)滲入到底部，與上部的粗顆粒組合形成逆粒序[101]。這些出現(xiàn)在風(fēng)成沙波層底部的細(xì)顆粒在分選、磨圓以及孔滲性方面較上部的粗顆粒差很多，因此也就形成了更高的固結(jié)程度和抗風(fēng)化能力，在野外露頭中常表現(xiàn)為凸出層面的條紋狀細(xì)線，這一結(jié)構(gòu)也被稱為條紋層（pin-stripe lamination）[101]。條紋層多出現(xiàn)在風(fēng)成沙波層和顆粒流層中（圖15c）。

圖15 風(fēng)成沙波層與條紋層沉積特征（a，b）沙丘間沉積中的風(fēng)成砂波層（鄂爾多斯盆地早白堊世洛河組）；（c）顆粒流層底部出現(xiàn)的條紋層（滇西北劍川盆地始新世寶相寺組）Fig.15 Wind-ripple strata and pin-stripe laminations(a,b) wind-ripple strata in interdune deposits (Early Cretaceous Luohe Formation in the Ordos Basin);(c) pin-stripe laminations in the base of grainflow strata (Eocene Baoxiangsi Formation in the Jianchuan Basin,northwestern Yunnan province)

Hunter[98]最早根據(jù)風(fēng)成沙波的爬升角度（α）與迎風(fēng)坡角度（β）之間的關(guān)系，將風(fēng)成沙波層分為亞臨界爬升層（α＜β）、臨界爬升層（α=β）和超臨界爬升層（α＞β）（圖16）。其中，亞臨界爬升層在風(fēng)成沙波層中分布最為廣泛。由于亞臨界爬升層的爬升角度小于迎風(fēng)坡角度，導(dǎo)致迎風(fēng)坡整體發(fā)生侵蝕，背風(fēng)坡部分保存。相比之下，從臨界爬升層到超臨界爬升層，爬升角度逐漸增大，并超過迎風(fēng)坡角度，風(fēng)成沙波的保存狀態(tài)也從背風(fēng)坡整體保存轉(zhuǎn)變?yōu)橛L(fēng)坡與背風(fēng)坡共同保存。沉積物的供給量，抑或是上游沉積物的輸入與下游沉積物的輸出之間的比率決定了風(fēng)成沙波的爬升狀態(tài)。沉積物供給越充足，沙波的爬升角度也就越大。在風(fēng)成沉積記錄中，臨界爬升層和超臨界爬升層較為少見，加之風(fēng)成沙波高的波痕指數(shù)、整體較好的分選性，因此無法在風(fēng)成沙波層中見到水成沙波層中常見的前積紋層。

圖16 風(fēng)成沙波層類型劃分（據(jù)文獻(xiàn)[98]修改）Fig.16 Classification of wind-ripple stratification types (modified from reference [98])

4.2 顆粒流層

顆粒流層僅出現(xiàn)在沙丘沉積中，是多數(shù)風(fēng)成交錯(cuò)層理前積紋層的核心組成部分。在風(fēng)力作用下，碎屑顆粒會(huì)沿著沙丘的迎風(fēng)坡不斷向沙丘脊處遷移和聚集。當(dāng)沙丘脊處的沉積物累積到足夠多，以致于沙丘背風(fēng)坡的坡角超過空氣休止角（32°～34°），在沙丘的背風(fēng)坡則會(huì)發(fā)育一個(gè)活動(dòng)的滑動(dòng)面，沙體在重力作用下會(huì)順著滑動(dòng)面向下滑塌，形成顆粒流（圖17a，b）。目前主要存在兩種顆粒流的形成機(jī)制，一種是滑塌改造（slump degeneration），另一種是陡坡后退（scarp recession）[98]。在滑塌改造機(jī)制中，當(dāng)沉積物中的含水量很低或缺失時(shí)，顆粒間的黏附力會(huì)逐漸減弱，沙丘背風(fēng)坡上的沙體則會(huì)失穩(wěn)，從而發(fā)生向下移動(dòng)，形成顆粒流。在陡坡后退機(jī)制中，當(dāng)沙丘背風(fēng)坡上出現(xiàn)一個(gè)初始破損點(diǎn)且形成了一個(gè)小型陡坡時(shí)，這個(gè)陡坡會(huì)逐漸向沙丘坡上移動(dòng)、后撤，同時(shí)也會(huì)向側(cè)面擴(kuò)展。在后撤的同時(shí)，也會(huì)伴隨著單個(gè)顆粒或小型砂體的脫落、下滑。這種小型陡坡會(huì)逐漸后撤，直到到達(dá)滑動(dòng)面頂端停止。如果滑動(dòng)面的長(zhǎng)度大于0.5 m 或1 m，則會(huì)在原始顆粒流側(cè)面伴生出現(xiàn)二次顆粒流[98]。

圖17 風(fēng)成地層分布及特征（a，b）現(xiàn)代沙丘中顆粒流的分布和形態(tài)特征（來源于網(wǎng)站https://unsplash.com/images/nature/desert）；（c，d）沙丘沉積中風(fēng)成地層的類型及分布（據(jù)文獻(xiàn)[98-99]修改）Fig.17 Distribution and characteristics of eolian stratigraphy(a,b) distribution and morphological characteristics of grainflow in modern dunes (derived from website https://unsplash.com/images/nature/desert);(c,d) olian stratigraphy types and distribution in dune deposits (derived from references [98-99])

對(duì)于不同大小的沙丘，顆粒流發(fā)育的位置也存在較大差異。在大型沙丘中，顆粒流主要出現(xiàn)在沙丘背風(fēng)坡的上部。相比之下，在小型沙丘中，顆粒流則可以觸及沙丘底部（圖17a～c）。不論顆粒流如何分布，其形態(tài)特征和內(nèi)部結(jié)構(gòu)總體較為一致。平面上看，顆粒流整體呈舌狀或椎狀向坡下尖滅，在截面上則表現(xiàn)為顆粒流層的厚度向下逐漸變薄（圖17c，d、圖18a，b）。一般顆粒流層的厚度介于2～5 cm，是風(fēng)成地層中最厚的沉積單元。顆粒流層傾角為28°～34°，平均為31°。出現(xiàn)在沙丘背風(fēng)坡的風(fēng)成沙波、懸浮沉降（顆粒飄落）以及前期形成的顆粒流沉積碎屑都可以作為新形成的顆粒流的物質(zhì)來源。此種混源沉積物中，既包括粗粒物質(zhì)，也包括細(xì)粒物質(zhì)。當(dāng)顆粒流向下移動(dòng)時(shí)，在剪切分選的作用下，粗顆粒會(huì)逐漸聚集到表層，從而形成逆粒序結(jié)構(gòu)（圖18c）。如果混源沉積物中的碎屑顆粒分選很好，則顆粒流層中不顯逆粒序[6,102]。與其他類型風(fēng)成地層相比，顆粒流層中的碎屑顆粒最為松散，整體具有高孔隙度和高滲透率特征，平均為45%。該結(jié)構(gòu)不僅與顆粒流形成所需的干旱環(huán)境有關(guān)，而且與顆粒流的快速堆積聯(lián)系緊密[103]。

圖18 典型風(fēng)成地層野外露頭照片（山東蒙陰盆地三臺(tái)組）（a）顆粒流層與風(fēng)成沙波層交互，顆粒流層呈楔狀向下剪滅；（b）小型楔狀顆粒流層夾于風(fēng)成沙波層中；（c）厘米級(jí)顆粒流層與毫米級(jí)顆粒飄落層韻律，顆粒流層顯逆粒序Fig.18 Photographs showing symbolic eolian stratigraphy in the field (Santai Formation in the Mengyin Basin,Shandong province)(a) grainflow strata interbedded with wind-ripple strata,with grainflow strata wedges downward;(b) small-scale wedge-shaped grainflow strata interbedded within wind-ripple strata;(c) centimeter-scale grainflow strata characterized by inverse-grading interbedded with grainfall laminae

4.3 顆粒飄落層

顆粒飄落層是位于背風(fēng)坡上空的碎屑顆粒懸浮沉降形成的順著背風(fēng)坡地形展布的薄紋層。這些碎屑顆粒以跳躍運(yùn)動(dòng)方式從迎風(fēng)坡越過沙丘脊至背風(fēng)坡。雖然氣流在經(jīng)過沙丘脊之后會(huì)發(fā)生分流和減速，但在背風(fēng)坡仍存在分支氣流（圖4a，b）。這些跳躍至背風(fēng)坡上空的顆粒在分支氣流的托舉下，能夠以懸浮方式向下坡方向進(jìn)行更遠(yuǎn)距離的搬運(yùn)。Bristowet al.[100]將這種先跳躍后懸浮的方式稱為改造型跳躍（modified saltation）。這與顆粒飄落層的最初定義有所不同，即顆粒飄落層形成于先前跳躍顆粒在背風(fēng)坡分流區(qū)域的沉降[98]。在背風(fēng)坡上部區(qū)域，特別是轉(zhuǎn)折端附近，隨著風(fēng)的攜帶能力的降低，跳躍至此的顆粒最容易沉降下來[104]。如果此處坡腳較大，則容易發(fā)生垮塌形成顆粒流，從而破壞顆粒飄落層。一般顆粒飄落在背風(fēng)坡上部，其分布范圍可向坡下延伸數(shù)十米。風(fēng)速越大、粒度越小，顆粒被搬運(yùn)的距離也就越遠(yuǎn)，保存顆粒飄落層的潛力也就越大[98,105]。對(duì)于小型沙丘，顆粒飄落層能夠覆蓋整個(gè)背風(fēng)坡，也最易保存（圖17c，d）。

顆粒飄落層在沙丘轉(zhuǎn)折端處最厚，向下逐漸尖滅。在大型沙丘沉積中，顆粒飄落層厚度為毫米級(jí)，呈極薄層狀?yuàn)A在顆粒流層中。相比之下，小型沙丘沉積中的顆粒飄落層厚度為厘米級(jí)，可與顆粒流層呈近等厚互層。顆粒飄落層平均粒度相對(duì)于顆粒流層小，組分包括砂、粉砂和黏土，整體固結(jié)程度中等，傾角為20°～28°，最高可達(dá)空氣休止角34°。實(shí)驗(yàn)研究表明，隨著風(fēng)速的增加，顆粒流層顯逆粒序，反之則顯正粒序；穩(wěn)定風(fēng)速條件下，不顯粒序[93]。在大型風(fēng)成交錯(cuò)層理中，顆粒飄落層粒度更細(xì)、顏色偏深、厚度較小，能夠與顆粒流層形成顯著差別（圖18c）。

4.4 黏附層

黏附層是風(fēng)攜帶的干燥顆粒黏附在濕潤地表形成的沉積層，包括黏附瘤和黏附波，最早由Reineck[106]提出。黏附瘤為小型球狀、橢球狀沙質(zhì)結(jié)合體，在層面上呈無序的分散狀排列。黏附瘤的形成與多向風(fēng)的作用有關(guān)。在不同方向風(fēng)周期性的吹動(dòng)下，其攜帶的顆粒就能夠黏到顆粒的不同部位，從而促進(jìn)黏附瘤的生長(zhǎng)[107-108]。相比之下，黏附波則具有典型的沙波形態(tài)特征。與正常風(fēng)成沙波和水成沙波不同的是，黏附波的陡坡為迎風(fēng)坡、緩坡為背風(fēng)坡，也就是說黏附波是迎著風(fēng)生長(zhǎng)的，且此風(fēng)為單向風(fēng)[107]（圖19）。不同的風(fēng)力、風(fēng)向、底面傾角及其與風(fēng)向的關(guān)系、相對(duì)地下水位均會(huì)影響?zhàn)じ讲ǖ陌l(fā)育與累積[107]。總體上看，黏附層的形成需要濕潤的地表，與相對(duì)較高的地下水位（與地面平行）密切相關(guān)。濕潤的沙丘間區(qū)域以及沙丘底部是黏附層的主要分布區(qū)[109]。準(zhǔn)確鑒別黏附層對(duì)恢復(fù)相對(duì)地下水位波動(dòng)、風(fēng)成沉積體系以及干濕氣候旋回具有重要作用。

圖19 黏附波痕形成模式和典型露頭照片（形成模式據(jù)文獻(xiàn)[107]修改，露頭照片來自山東蒙陰盆地三臺(tái)組）Fig.19 Formation model of adhesion ripples and photograph showing symbolic features (formation model is modified from reference [107];photograph is from Santai Formation in the Mengyin Basin,Shandong province)

5 風(fēng)成界面

風(fēng)成界面是沙丘遷移過程中，在層系或?qū)酉到M內(nèi)形成的侵蝕面。Brookfield[110]最早提出了三級(jí)風(fēng)成界面的劃分方案，以此來對(duì)應(yīng)不同尺度和環(huán)境下沙丘的遷移行為。之后，F(xiàn)ryberger[111]對(duì)風(fēng)成界面進(jìn)行了全面總結(jié)和分析，重新將與沙丘有關(guān)的風(fēng)成界面厘定為沙丘間界面（indertune surface）、疊加界面（superimposition surface）和再作用面（reactivation surface）（圖20），可與Brookfield[110]提出的三級(jí)界面進(jìn)行對(duì)比。風(fēng)成界面是風(fēng)成床沙形體自身遷移的產(chǎn)物。相比之下，還存在風(fēng)成與水成相互作用而產(chǎn)生的界面，如斯托克斯面（Stokes surface）、風(fēng)蝕面（sand-drift surface），洪泛面（flooding surface）、超界面（super surface）等[111]。本文重點(diǎn)對(duì)沙丘間界面、疊加面和再作用面這三類內(nèi)因型界面進(jìn)行介紹。

圖20 風(fēng)成界面分類（據(jù)文獻(xiàn)[19]修改）（a）簡(jiǎn)單交錯(cuò)層系（內(nèi)部無界面）；（b）復(fù)合交錯(cuò)層系（內(nèi)部有界面）；（c）復(fù)合交錯(cuò)層系（組合層系組）Fig.20 Classification of eolian bounding surfaces (modified from reference [19])(a) simple set of cross strata (no internal bounding surfaces);(b) compound set of cross strata (internal bounding surfaces);(c) compound set of cross strata which together form a coset

5.1 沙丘間界面

沙丘間界面，也稱為沙丘間遷移界面，是指被沙丘間分隔的大型風(fēng)成床沙形體在遷移和爬升過程中形成的侵蝕面。侵蝕的對(duì)象既包括沙丘間區(qū)域，也可以是下風(fēng)方向相鄰沙丘的迎風(fēng)坡[112]。在平行于沙丘遷移方向的剖面中，沙丘間界面整體平直或略微彎曲，以低角度（＜0.1°）傾向上風(fēng)方向，與上覆交錯(cuò)層理的前積紋層傾向相反。沙丘間界面能夠向下風(fēng)方向延伸數(shù)百甚至上千米。在垂直于沙丘遷移方向的剖面中，沙丘間界面整體呈下凹彎曲狀[99,102]。沙丘間界面是風(fēng)成界面中級(jí)別最高的一類界面，它能夠截切兩個(gè)沙丘間界面之間的層系與層系組紋層、疊加界面和再作用面（圖20，21）。沙丘間界面之上是否發(fā)生沉積以及存在什么類型的沉積，取決于沉積物的供給、相對(duì)地下水位等因素（詳見6.2）。

5.2 疊加界面

疊加界面主要出現(xiàn)在復(fù)合型或復(fù)雜型沙丘中，是子沙丘在母沙丘之上遷移形成的界面[100,113]。一般情況下，復(fù)合型或復(fù)雜型沙丘的迎風(fēng)坡和背風(fēng)坡均會(huì)發(fā)育子沙丘。然而，由于迎風(fēng)坡為剝蝕區(qū)，且沙丘爬升角度較小，除了極端特殊情況（如快速海侵、熔巖流）[114-115]，僅部分背風(fēng)坡下部區(qū)域的子沙丘和母沙丘能夠保存下來。在不同的風(fēng)況條件下，子沙丘相對(duì)于母沙丘的遷移行為存在較大差異。當(dāng)主風(fēng)向與沙丘脊垂直時(shí)，子沙丘與母沙丘的遷移方向一致。當(dāng)主風(fēng)向與沙丘脊斜交或平行時(shí)，子沙丘則沿著母沙丘背風(fēng)坡走向遷移。不論子沙丘與母沙丘的疊加及遷移關(guān)系如何，疊加面都會(huì)出現(xiàn)在交錯(cuò)層系組之中（圖20c）。在平行于沙丘遷移方向的剖面中，疊加面呈板狀或向下彎曲的扇形，與上覆交錯(cuò)層系紋層傾向一致，但傾角相對(duì)較小，向上或向下可被沙丘間界面截切。上述特征與再作用面非常相似，這導(dǎo)致了在巖石記錄中往往很難將二者區(qū)分開來[65]。在垂直于沙丘遷移方向的剖面中，疊加面與再作用面之間存在差異，即疊加面多與紋層相交，而再作用面卻與紋層平行。當(dāng)疊加面與再作用面同時(shí)出現(xiàn)在交錯(cuò)層系組中時(shí)，疊加面截切再作用面（圖20c、圖21）。

圖21 典型風(fēng)成界面露頭（據(jù)文獻(xiàn)[49]修改）Fig.21 Photograph showing symbolic eolian bounding surfaces (modified from reference [49])

5.3 再作用面

再作用面形成于風(fēng)向、風(fēng)速的變化對(duì)沙丘的侵蝕。對(duì)沙丘而言，其背風(fēng)坡的氣流易于改造且不穩(wěn)定。白天與夜晚的熱力差、季節(jié)性的熱力差都會(huì)造成風(fēng)況的變化，特別是風(fēng)向的變化。一旦風(fēng)向發(fā)生轉(zhuǎn)向，原本是沉積區(qū)的背風(fēng)坡則會(huì)發(fā)生侵蝕，形成再作用面。當(dāng)風(fēng)向恢復(fù)正常時(shí)，再作用面之上會(huì)再次發(fā)生沉積[113]。再作用面的形成及其之上沉積的出現(xiàn)可以是突發(fā)性的，也可以是周期性的。其中，最典型的周期性（季節(jié)性）變化實(shí)例來自美國猶他州早侏羅世Navajo sandstone，所記錄的顆粒流層與風(fēng)成沙波層及其之間的再作用面反映了季節(jié)性風(fēng)向的反轉(zhuǎn)[78]。

再作用面出現(xiàn)在交錯(cuò)層系中，整體呈板狀或向下彎曲的扇形，與上覆交錯(cuò)紋層傾向一致，傾角介于10°～20°[19]。在平行于沙丘遷移方向的剖面中，交錯(cuò)紋層與再作用面呈平行或下超的關(guān)系（圖20，21）。再作用面的頂?shù)卓膳c沙丘間界面或疊加面相交，這主要取決于母沙丘之上是否發(fā)育子沙丘。在垂直于沙丘遷移方向的剖面中，再作用面與交錯(cuò)紋層平行或近于平行，側(cè)向延伸可達(dá)10～100 m[19]。

6 風(fēng)成沉積體系

風(fēng)成沉積體系是指沙漠中具有成因聯(lián)系的沉積環(huán)境與沉積作用的綜合體。根據(jù)地下水位的高低、沉積物的活動(dòng)性、植被的發(fā)育程度，可將風(fēng)成沉積體系分為干旱型體系（dry eolian system）、濕潤型體系（wet eolian system）和穩(wěn)定型體系（stabilized system）[116]。每一類風(fēng)成沉積體系又可以進(jìn)一步劃分為沙丘、沙丘間和沙席三類主要的沉積單元。在沙丘間和沙席中，還可以出現(xiàn)一系列非風(fēng)成沉積單元，如季節(jié)性河流、薩布哈、鹽湖等[19]。

6.1 沙丘沉積

沙丘既是現(xiàn)代沙漠中的主要地貌類型，同時(shí)也是古代沙漠沉積的核心組成部分、碎屑物質(zhì)的重要聚集區(qū)。從交錯(cuò)層理層系、層系組尺度上看，沙丘沉積主要由發(fā)育不同類型交錯(cuò)層理的砂巖以及各類風(fēng)成界面組成。對(duì)于簡(jiǎn)單新月形、橫向沙丘，在平行于沙丘遷移方向上，主要出現(xiàn)楔狀交錯(cuò)層理、板狀交錯(cuò)層理；在垂直于沙丘遷移方向上，出現(xiàn)楔狀、槽狀交錯(cuò)層理。對(duì)于復(fù)合或復(fù)雜型沙丘或巨型沙丘，則會(huì)出現(xiàn)板狀、楔狀、槽狀、Z 字形、扇形等多種交錯(cuò)層理的組合。

不同的沙丘類型具有不同的沉積構(gòu)型。下面以新月形沙丘、橫向沙丘、線性沙丘和星形沙丘為例進(jìn)行簡(jiǎn)要介紹。

（1）新月形沙丘。McKee 對(duì)美國亞利桑那州和白沙國家公園中的新月形沙丘開展了剖面結(jié)構(gòu)分析[117-118]。在平行于主風(fēng)向的剖面中，交錯(cuò)層理普遍傾向下風(fēng)方向，且前積紋層傾角集中在26°～34°，層系內(nèi)部被一系列再作用面所分隔。再作用面傾角變化較大，從近水平變?yōu)?4°～28°。上述交錯(cuò)層系的頂部被一套向上風(fēng)方向傾斜、傾角在5°～8°的薄層所覆蓋。在垂直于主風(fēng)向的剖面中，交錯(cuò)層理和界面均向沙丘翼部?jī)A斜、尖滅（圖22）。

圖22 新月形沙丘內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征（據(jù)文獻(xiàn)[118]修改）Fig.22 Internal architecture of barchan dune (modified from reference [118])

（2）橫向沙丘。橫向沙丘在沉積構(gòu)型上與新月形沙丘較為相似。隨著沉積物供給量的增加，新月形沙丘之間會(huì)連接組合形成橫向沙丘。二者不同之處在于，橫向沙丘沉積的交錯(cuò)層系更厚，但再作用面不太發(fā)育，這可能與更大型沙丘（高度大于12 m）抗風(fēng)改造能力更強(qiáng)有關(guān)。此外，在垂直于主風(fēng)向的剖面中，橫向沙丘的交錯(cuò)層和界面傾角更小，層厚側(cè)向延伸更穩(wěn)定[118]（圖23）。

（3）線性沙丘。Bagnold[6]最早提出線性沙丘受強(qiáng)度相同、方向相反的風(fēng)況控制，沙丘主要發(fā)生垂向生長(zhǎng)，沙丘沉積中的交錯(cuò)層理呈反向傾斜。Rubinet al.[119]對(duì)此提出了質(zhì)疑，認(rèn)為線性沙丘應(yīng)以側(cè)向遷移為主。Bristowet al.[18]利用探地雷達(dá)對(duì)線性沙丘內(nèi)部結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究，證實(shí)了Rubinet al.[119]提出的線性沙丘側(cè)向遷移行為，該過程會(huì)導(dǎo)致線性沙丘形成與橫向沙丘相似的沉積構(gòu)型特征，這可能是當(dāng)前全球沙漠中分布最為廣泛的沙丘類型在沉積記錄中鮮有發(fā)現(xiàn)的重要原因。Scottiet al.[120]基于對(duì)阿根廷內(nèi)烏肯盆地早白堊世風(fēng)成沉積記錄的研究，重建了線性沙丘的演化歷史和內(nèi)部結(jié)構(gòu)變化，符合Bristowet al.[18]的觀測(cè)結(jié)果（圖24）。

圖24 線性沙丘內(nèi)部結(jié)構(gòu)及演化過程（據(jù)文獻(xiàn)[120]修改）（a）階段1.線性沙丘初始床沙形體；（b）階段2.大型線性沙丘/發(fā)育滑動(dòng)面的巨型沙丘；（c）階段3.無滑面巨型線性沙丘Fig.24 Internal architecture and evolution process of linear dune (modified from reference [120])(a) Phase 1,incipient bedform/seif;(b) Phase 2,large linear dune/slipfaced megadune;(c) Phase 3,slipfaceless linear megadune

（4）星形沙丘。與上述三類沙丘相比，星形沙丘的研究程度最低。McKee[118]對(duì)沙特阿拉伯一個(gè)25～30 m高的星形沙丘開展了1 m深探槽剖面研究，發(fā)現(xiàn)沙丘沉積中至少存在三個(gè)傾向的交錯(cuò)紋層，且傾角介于26°～34°。在星形沙丘中，顆粒流沉積僅局限分布在沙丘脊附近的小范圍內(nèi)，而中—低傾角的風(fēng)成沙波層則廣泛分布在沙丘的側(cè)翼[121-122]。由于絕對(duì)大多數(shù)沙丘的上部沉積都會(huì)被剝蝕殆盡，僅下部得以保存，因此星形沙丘沉積主體由中—低傾角的風(fēng)成沙波層組成。該特征在新月形、橫向、縱向等沙丘中都可以出現(xiàn)，這也增加了其在沉積記錄中被識(shí)別的難度[121]。

從交錯(cuò)層理層系、前積紋層尺度上看，沙丘沉積主要由不同類型風(fēng)成地層組成。通過解析交錯(cuò)層理中風(fēng)成地層的組合樣式，就能夠重建沙丘的風(fēng)成過程和沙丘類型。Kocurek[15]識(shí)別出了七類沙丘沉積中的風(fēng)成地層組合，包括：（a）顆粒流層與顆粒飄落層韻律型、（b）顆粒流層為主型、（c）顆粒流層夾顆粒飄落層型、（d）顆粒流層與風(fēng)成沙波層指狀交互型、（e）顆粒流層夾楔狀風(fēng)成沙波層型、（f）顆粒流層與風(fēng)成沙波層韻律型、（g）風(fēng)成沙波層為主型（圖25）。

圖25 風(fēng)成交錯(cuò)層系中的風(fēng)成地層組合（據(jù)文獻(xiàn)[15]修改）（a）顆粒流層與顆粒飄落層韻律型；（b）顆粒流層為主型；（c）顆粒流層夾楔狀顆粒飄落層型；（d）顆粒流層與風(fēng)成沙波層指狀交互型；（e）顆粒流層夾楔狀風(fēng)成沙波層型；（f）顆粒流層與風(fēng)成沙波層韻律型；（g）風(fēng)成沙波層為主型Fig.25 Stratification configurations for eolian sets (modified from reference [15])(a) alternations of grainflow strata and grainfall laminae;(b) grainflow strata;(c) grainflow strata interbedded with wedge-shaped grainfall laminae;(d) interfingering of grainflow strata and wind-ripple strata;(e) grainflow strata interbedded with wedge-shaped wind-ripple strata;(f) alternations of grainflow strata and wind-ripple strata;(g) wind-ripple strata

（a～c）類組合中滑動(dòng)面發(fā)育，單向風(fēng)主導(dǎo)，指示了“橫向”沙丘形態(tài)（新月形、新月鏈狀、橫向）。在（a）中，顆粒飄落層所占比例較大，且與顆粒流層呈互層韻律式結(jié)構(gòu)，表明顆粒飄落與顆粒垮塌沉積物均可到達(dá)沙丘底部，與小型沙丘沉積特征較為一致[98]。相比之下，（b）中缺失顆粒飄落層，以顆粒流層為主導(dǎo)，暗示了大型沙丘上部背風(fēng)坡垮塌、滑動(dòng)過程的發(fā)育及其對(duì)顆粒飄落層的破壞。在（c）中，顆粒飄落層僅以小型透鏡體的形式夾在顆粒流層底部，可能與突發(fā)式沙塵暴將顆粒飄落物沉積到滑動(dòng)面底部有關(guān)。

（d～f）類組合中，顆粒流層與風(fēng)成沙波層在空間上形成了多樣的組合，指示了沙丘背風(fēng)坡多向風(fēng)的存在。此風(fēng)況特征多出現(xiàn)在斜向、線性以及星形沙丘發(fā)育區(qū)。（d）中沙丘上部的顆粒流層與下部的風(fēng)成沙波層同期形成，顆粒流層來源于累積的顆粒飄落層的垮塌，而風(fēng)成沙波層則由僅作用于背風(fēng)坡下部的風(fēng)所致，指示了斜向沙丘構(gòu)型特征。在（e）和（f）中，顆粒流層與風(fēng)成沙波層交互出現(xiàn)，表明周期性的風(fēng)向變化，很可能是季節(jié)性變化[123-125]。不同的是，（e）中存在風(fēng)成沙波層層厚的變化和底部發(fā)育的再作用面，暗示了背風(fēng)坡風(fēng)況的不穩(wěn)定。

此外，（g）類組合中交錯(cuò)層理全由風(fēng)成沙波層組成，它既可以是（d）中的斜向沙丘的下部沉積，也可以是線性沙丘中平行于斜坡遷移的產(chǎn)物，還可以是低起伏橫向或斜向沙丘沉積[15]。

6.2 沙丘間沉積

沙丘間區(qū)域是沙丘與沙丘之間的谷地，可以是平坦區(qū)，也可以是洼陷區(qū)。不同的沙丘類型，對(duì)應(yīng)的沙丘間的形態(tài)也會(huì)發(fā)生變化。例如，新月形沙丘之間的區(qū)域?yàn)闄E圓形、線性沙丘之間的區(qū)域?yàn)槠叫杏谏城鸱植嫉拈L(zhǎng)條形廊道。不論沙丘形態(tài)如何，從沙海邊緣到中心，沙丘間的分布范圍逐漸縮小。

沙丘間的沉積作用和過程與地下水位的高度密切相關(guān)。根據(jù)地下水位的高低，可將其分為干旱型沙丘間（dry interdune）、潮濕型沙丘間（damp interdune）和濕潤型沙丘間（wet interdune），大體上前者可與干旱型風(fēng)成沉積體系相對(duì)應(yīng)，后二者可與濕潤型風(fēng)成沉積體系相對(duì)應(yīng)[99,126]（圖26）。

圖26 干旱型和濕潤型風(fēng)成體系模型（據(jù)文獻(xiàn)[127]修改）（a）干旱型風(fēng)成體系；（b）濕潤型風(fēng)成體系Fig.26 Dry and wet eolian system models (modified from reference [127])(a) dry eolian system;(b) wet eolian system

在干旱型沙丘間中，地下水位遠(yuǎn)低于沙丘間表面，其上覆的沉積物異常干燥，具有較強(qiáng)的活動(dòng)性，易于被風(fēng)吹蝕帶走。當(dāng)細(xì)粒物質(zhì)被吹走之后，往往留下較粗的滯留礫石[98]。上述特征也導(dǎo)致在干旱型風(fēng)成沉積體系中，發(fā)育大型交錯(cuò)層理的沙丘沉積之間很少見到沙丘間的沉積，唯一能夠追溯沙丘間蹤跡的標(biāo)志就是沙丘間界面。如果沉積物供給異常充足，沙丘和沙丘間的爬升角度較大，則可保存部分干旱型沙丘間沉積，且以風(fēng)成沙波層為主，如納米比亞西北部白堊紀(jì)Etjo 組中的沙丘間沉積[102]。由于干旱型沙丘間區(qū)域極度缺水，所以很難支撐生命系統(tǒng)的活動(dòng)。此外，即使有少數(shù)耐旱的植物或動(dòng)物能夠在沙漠中生存，但其死亡后容易在干旱、高溫條件下被分解殆盡，不易埋藏保存。

在潮濕型沙丘間中，地下水位接近沙丘間表面。在毛細(xì)管作用下，沙丘間附近的沉積物能夠形成較高的含水量。潮濕的沙丘間表面能夠?qū)w移中的碎屑物質(zhì)起到捕獲和固定作用，從而形成特征性的風(fēng)成黏附沉積構(gòu)造，如黏附瘤、黏附波痕等[107]。雖然沙丘間表面含水，但當(dāng)沙丘間處于炎熱、強(qiáng)蒸發(fā)環(huán)境時(shí)，這些水分則會(huì)不斷地逸散到空氣中，導(dǎo)致沙丘間濕潤沉積物的脫水、收縮、干裂以及孔隙水中溶解物質(zhì)的結(jié)晶析出，形成薩布哈，發(fā)育蒸發(fā)鹽。隨著埋深的增加，在上覆沙丘沉積的壓力下，這些含蒸發(fā)鹽的沙丘間沉積很容易發(fā)生變形，形成一系列不規(guī)則狀、波狀的紋層和界面，這一現(xiàn)象在阿拉伯半島的賈富拉沙漠、美國新墨西哥州的白沙沙漠中均有報(bào)道[101]。此外，濕潤的沙丘間表面因?yàn)楹瑥亩欣趧?dòng)植物的生存，在沙丘間沉積中也會(huì)出現(xiàn)大量植物根跡、生物鉆孔以及各類層面遺跡。

在濕潤型沙丘間中，地下水位時(shí)常高于沙丘間表面，導(dǎo)致沙丘間處于持續(xù)性或周期性覆水的環(huán)境中，因此該類型沙丘間也稱為洪泛型沙丘間[19]。沙丘間地下水位升高的原因多種多樣，可以由直接降水引起，也可以由間接區(qū)域性地下水位上升引起[116,128]。當(dāng)沙丘核心區(qū)或邊緣區(qū)發(fā)生突發(fā)性降水時(shí)，沙丘間區(qū)域則會(huì)發(fā)生洪泛作用，形成一系列沖洪積沉積，如漫流、河道充填、河漫灘沉積等；待洪水退去之后，沉降下來的泥質(zhì)沉積物中還會(huì)出現(xiàn)泥裂、雨痕、生物遺跡等（圖27）。當(dāng)沙丘外圍區(qū)因氣候、構(gòu)造變化導(dǎo)致區(qū)域性地下水位上升時(shí)，沙丘間區(qū)域則會(huì)形成靜態(tài)的覆水環(huán)境。如果此水體存在時(shí)間較長(zhǎng)，也可以形成碳酸鹽巖，如美國西部猶他州早侏羅世Navajo 風(fēng)成沉積中就發(fā)育湖相灰?guī)r[24]。濕潤型沙丘間這種廣泛的覆水環(huán)境非常有利于動(dòng)植物的生存，也有利于相關(guān)的實(shí)體和遺跡化石的保存。

圖27 濕潤型沙丘間沉積中的水成沉積（據(jù)文獻(xiàn)[47]修改）（a）洪泛平原、季節(jié)性河道和沙丘沉積的韻律；（b）透鏡狀河道砂巖下切入洪泛沉積泥巖之中，其上被沙丘交錯(cuò)層理砂巖覆蓋；（c）透鏡狀河道砂巖夾在洪泛平原泥巖之中；（d）洪泛泥巖、粉砂巖；（e）洪泛泥巖中的蟲跡構(gòu)造；（f）洪泛泥巖中巨型泥裂中充填的楔狀砂體平面多邊形特征；（g）洪泛泥巖中的泥裂截面特征Fig 27 Photographs showing water-laid deposits interbedded within wet eolian interdune deposits (modified from reference [47])(a) alternation of floodplain,ephemeral fluvial channel and eolian dune deposits;(b) lenticular fluvial channel sandstone cutting into underlying floodplain mudstone and overlain by eolian dune cross-bedded sandstone;(c) lenticular fluvial channelized sandstone interbedded within floodplain mudstone;(d) mudstone and siltstone from the floodplain;(e) burrows in the mudstone of the floodplain;(f) planar polygon features of large scale desiccation cracks with sandstone fillings present in the mudstone of the floodplain;(g) vertical features of desiccation cracks in the mudstone of floodplain

6.3 沙席沉積

沙席是沙漠中較為平坦或低起伏的地貌單元，主要出現(xiàn)在溫暖或寒冷、干旱—半干旱氣候條件下的沙丘域的外緣，不發(fā)育具有滑動(dòng)面的沙丘，其范圍從不足1 km2到大于100 000 km2不等[19,81,129]。沙席中出現(xiàn)的床沙形體以風(fēng)成沙波為主，其次還包括zibar和灌叢沙堆。與沙丘和沙丘間區(qū)域發(fā)育的風(fēng)成沙波相比，沙席中風(fēng)成沙波的粒度明顯要粗，時(shí)常可達(dá)礫波級(jí)別，這與沙席環(huán)境中沉積物的欠補(bǔ)償有著密切聯(lián)系。zibar是一類粗粒、低起伏、無滑動(dòng)面的風(fēng)成床沙形體，多出現(xiàn)在沙席之中[129]。也有人將zibar 定義為不發(fā)育滑動(dòng)面的小型原始沙丘[130]。此外，由于沙席中地下水位較高，植被較為發(fā)育。這些植被攔截和固定被風(fēng)吹來的沙子，從而形成灌叢沙堆。現(xiàn)在美國西部、北歐、非洲和中東的沙漠中就分布有大量沙席[15,60,81,131-136]。

沙席沉積的組成單元較為多樣，主要取決于其中發(fā)育的風(fēng)成床沙形體類型及其與水成沉積的交互作用。當(dāng)沙席中僅發(fā)育風(fēng)成沙波時(shí)，沙席沉積則主要由具逆粒序、毫米—厘米級(jí)的風(fēng)成沙波層組成，各層之間呈平行板狀。當(dāng)沙席中發(fā)育zibar 時(shí)，則會(huì)出現(xiàn)一系列低角度傾斜的交錯(cuò)層理和粗粒板狀層，它們分別代表了zibar和interzibar沉積[137]。當(dāng)沙席中植被較為發(fā)育時(shí)，由于根系的破壞作用，沙席沉積很可能就不顯沉積構(gòu)造。由于沙席多位于沙丘域的外圍，其時(shí)常會(huì)與水成環(huán)境接觸。特別是在降雨之后，沖積區(qū)的河流就會(huì)進(jìn)入沙席區(qū)域，在沙席沉積中出現(xiàn)一系列河道充填沉積，二者呈指狀交互關(guān)系[138]。鑒于沙席的分布位置以及地下水位特征，沙席中的河流沉積普遍比沙丘間沉積發(fā)育。該特征也構(gòu)成了沙席沉積區(qū)別于沙丘間沉積的一方面內(nèi)容。此外，在側(cè)向上，沙席沉積的厚度更為穩(wěn)定，延伸的范圍也更遠(yuǎn)，且多不與沙丘沉積交互。相比之下，沙丘間沉積的分布更為局限，且常與沙丘沉積接觸[65]。

在一般情況下，沙席的沉積厚度不超過20 m，這主要與有限的沉積物供給有關(guān)。不過，Simplicioet al.[130]報(bào)道的巴西古元古代沙席厚度超過50 m，代表了極端異常的沙源供給和較低的沙的活動(dòng)性。Kocureket al.[129]提出了五項(xiàng)有利于沙席發(fā)育的條件：（1）高地下水位；（2）表面固結(jié)或固定；（3）周期性的洪泛；（4）大量的粗粒沉積物；（5）植被。上述條件能夠保障沙席的發(fā)育，但卻不利于沙丘的形成。當(dāng)沉積物供給增加、沉積物的活動(dòng)性增強(qiáng)時(shí)，沙席則可逐漸向沙丘方向演化。在沉積記錄中，由于沉積物供給和地下水位的變化，時(shí)常可見沙席沉積與沙丘、水成沉積的交互，如山西寧武—靜樂盆地晚侏羅世天池河組中的風(fēng)成沙席沉積[47]（圖28）。目前，已有越來越多的沙席沉積在古老的風(fēng)成沉積中被識(shí)別出來[130,138-144]。

圖28 風(fēng)成沙席沉積特征（據(jù)文獻(xiàn)[47]修改）（a）平行層狀風(fēng)成沙席沉積夾在風(fēng)成沙丘沉積交錯(cuò)層理砂巖之間，側(cè)向延伸超過600 m；（b）沙席沉積疊蓋在沙丘沉積之上，二者被風(fēng)蝕界面所分隔；（c）沙席沉積中薄層風(fēng)層沙波層；（d）沙丘沉積疊蓋在沙席沉積之上；（e）平行層狀沙席沉積夾于沙丘沉積和洪泛平原沉積之間Fig.28 Photographs showing characteristics of eolian sandsheet deposits (modified from reference [47])(a) parallel laminated eolian sandsheet deposits interbedded within eolian dune cross-bedded sandstone,with the lateral extension exceeding 600 m;(b) eolian sandsheet deposits overlying eolian dune deposits with eolian deflation surfaces;(c) thin-bedded wind-ripple strata in eolian sandsheet deposits;(d) eolian dune deposits overlying on eolian sandsheet deposits;(e) parallel laminated eolian sandsheet deposits interbedded within eolian dune and floodplain deposits

7 風(fēng)成沉積的形成與保存

風(fēng)成沉積記錄的形成包括三個(gè)階段，即風(fēng)成建造（eolian construction）、風(fēng)成累積（eolian accumulation）和風(fēng)成保存（eolian preservation）[145]。它們與沉積物的供給、活動(dòng)性、風(fēng)的搬運(yùn)能力、地下水位以及盆地沉降密切相關(guān)[15]。這些控制因素的相互作用塑造了復(fù)雜多樣的風(fēng)成沉積記錄樣式和組合。然而，由于侵蝕和過路作用的普遍性，被保存下來的風(fēng)成序列很可能只是整個(gè)風(fēng)成過程中的一個(gè)片段[100]。因此，在解釋風(fēng)成沉積反映的古氣候演變過程時(shí)，需要重點(diǎn)關(guān)注風(fēng)成序列及其中的風(fēng)蝕界面。只有這樣，才能獲得較為可靠的風(fēng)成沉積演化歷史。

7.1 風(fēng)成建造

風(fēng)成建造是沉積物供給、沉積物的活動(dòng)性和風(fēng)的搬運(yùn)能力三者綜合作用的產(chǎn)物[135]。沉積物供給是指單位時(shí)間內(nèi)可用于風(fēng)成搬運(yùn)的沉積物的總量[145]。這些沉積物的來源分為外源和內(nèi)源兩大類，外源有沙漠周邊的基巖、沙漠外圍河流、湖泊、三角洲等環(huán)境中的沉積物，而內(nèi)源則以沙丘、沙丘間、沙席中已有的沉積物為主。多數(shù)情況下，基巖風(fēng)化提供的沉積物相對(duì)較少，無法支撐風(fēng)成床沙形體的形成，而鄰近水成環(huán)境中的沉積物以及沙漠自身已有的沉積物更為充足，也更容易成為風(fēng)成建造的直接物源。沉積物的活動(dòng)性是指地表顆粒在風(fēng)力作用下能夠發(fā)生啟動(dòng)的敏感度[135]。它與顆粒的大小、磨圓度、分選及其所處環(huán)境的濕度、表面的固結(jié)程度（粒間的早期膠結(jié)物，如石膏等）、植被的發(fā)育等聯(lián)系緊密[146-149]。分選與磨圓程度越高、環(huán)境越干燥、表面固結(jié)程度越低，則沉積物的活動(dòng)性就越高，反之則越低。此外，礫級(jí)顆粒和植被既能降低風(fēng)速，也能阻礙碎屑顆粒的搬運(yùn)，從而降低沉積物的活動(dòng)性[150-151]。就外部控制因素而言，地下水位的高度起到了主導(dǎo)控制作用，因?yàn)樗鼪Q定了地表的濕度、粒間的固結(jié)程度以及植被的發(fā)育程度。風(fēng)的搬運(yùn)能力是對(duì)風(fēng)潛在的攜帶沉積物能力的衡量，隨著風(fēng)力的增大而增大，也可以用風(fēng)中沉積物的飽和度來界定。飽和度越高，風(fēng)的搬運(yùn)能力就越低，侵蝕性也相對(duì)減弱，從而促進(jìn)風(fēng)成床沙形體的生長(zhǎng)[116]。上述因素共同控制了風(fēng)成體系中沉積物的狀態(tài)，即風(fēng)成床沙形體的形成與遷移。

7.2 風(fēng)成累積

雖然在一定的沉積物供給、沉積物的活動(dòng)性和風(fēng)力作用下，可以產(chǎn)生風(fēng)成建造，即風(fēng)成床沙形體，但并不一定能夠形成風(fēng)成累積。Kocureket al.[116]提出了累積界面和累積空間的概念。累積界面越高，累積空間則越大（圖29a）。累積界面的高度也決定了沉積物的狀態(tài)。累積界面之上，會(huì)發(fā)生沉積物的侵蝕和過路，之下則為累積。侵蝕、過路和累積由風(fēng)成體系中的凈沉積物收支決定[152]。當(dāng)上風(fēng)方向輸入的沉積物量大于向下風(fēng)方向輸出的沉積物量時(shí)，凈沉積物收支為正，產(chǎn)生沉積物累積。當(dāng)上風(fēng)方向輸入的沉積物量不大于向下風(fēng)方向輸出的沉積物量時(shí)，凈沉積物收支處于平衡或?yàn)樨?fù)，則發(fā)生沉積物過路或侵蝕（圖30）。

圖29 風(fēng)成沉積體系及其累積與保存方式（據(jù)文獻(xiàn)[16]修改）（a）風(fēng)成體系類型；（b）保存方式Fig.29 Eolian depositional systems and their accumulation and preservation styles (modified from reference [16])(a) eolian system types;(b) preservation method

圖30 沙丘和沙丘間沉積的時(shí)空演化及控制因素（據(jù)文獻(xiàn)[20-21]修改）Fig.30 Spatiotemporal evolution and controlling factors of eolian dune and interdune deposits (modified from references [20-21])

風(fēng)成環(huán)境中一種最為常見的累積機(jī)制就是床沙形體的爬升。爬升角度由床沙形體向下風(fēng)方向的遷移速度與累積界面上升速度之間比率所決定。對(duì)于沙丘和巨型沙丘而言，在絕大多數(shù)情況下，其爬升角度都很小（低于亞臨界角），這就導(dǎo)致只有床沙形體下部或底部能夠被保存下來。相比之下，沙波級(jí)別的床沙形體中則較容易出現(xiàn)臨界和超臨界爬升[98]。

在干旱型風(fēng)成體系中，地下水位及其毛細(xì)邊緣處于累積界面之下，其上的沉積物具有較高的活動(dòng)性。沙丘和沙丘間的流體動(dòng)力學(xué)研究表明，氣流在流經(jīng)沙丘背風(fēng)坡—迎風(fēng)坡—沙丘間時(shí)，會(huì)發(fā)生加速—減速—再加速的變化，這決定了沙丘迎風(fēng)坡和沙丘間為剝蝕區(qū)、沙丘背風(fēng)坡為沉積區(qū)的特性。隨著沙丘體型的不斷增大，沙丘間的分布范圍相應(yīng)縮小，分布在沙丘間的沉積物也被逐漸剝蝕殆盡，從而促使沙丘的初始爬升。當(dāng)上風(fēng)方向沉積物的輸入量增大時(shí)，沙丘的爬升角度以及累積的厚度都會(huì)增大（圖30）。上述累積機(jī)制導(dǎo)致在干旱型風(fēng)成沉積體系中，沉積主體為被沙丘間界面所分隔的以交錯(cuò)層理為特征的沙丘沉積，而沙丘間沉積則較為少見，除非上風(fēng)方向的沉積物輸送量非常大。

在濕潤型風(fēng)成體系中，地下水位及其毛細(xì)邊緣與累積界面重合。由于粒間水的黏附作用，累積界面之上沉積物的活動(dòng)性受到了很大的制約，不易被風(fēng)力搬運(yùn)，其結(jié)果則是發(fā)生累積。顯然，地下水位、累積界面和累積厚度之間為正相關(guān)關(guān)系，即地下水位上升，累積界面相應(yīng)升高，累積厚度也發(fā)生增長(zhǎng)。需要指出的是，目前存在兩種地下水位的上升機(jī)制，一種是絕對(duì)上升，一種是相對(duì)上升。由氣候或水文條件變化導(dǎo)致的地下水位升高，屬于絕對(duì)上升。當(dāng)構(gòu)造作用導(dǎo)致盆地沉降，原先處于地下水位之上的沉積物逐漸下降到地下水位之下時(shí)，則屬于相對(duì)上升。不論地下水位是絕對(duì)升高還是相對(duì)升高，都有利于風(fēng)成沉積的累積[109,153]。與干旱型風(fēng)成體系相比，濕潤型風(fēng)成體系中的累積不需要考慮累積界面之上沙丘的覆蓋程度。通過地下水位或累積界面的升高而獲得的風(fēng)成累積以沙丘和沙丘間沉積的韻律結(jié)構(gòu)為特征，其沉積構(gòu)型特征會(huì)隨著沙丘和沙丘間規(guī)模的變化而變化。在濕潤型風(fēng)成體系中，沙丘的爬升角度是由地下水位上升的速度與沙丘向下風(fēng)方向遷移速度的比例決定。

在穩(wěn)定型風(fēng)成體系中，地表的植被或沉積物粒間的膠結(jié)物能夠?qū)︼L(fēng)成床沙形體的遷移起到障積和固定作用。在植被發(fā)育的沙漠區(qū)域，植被不僅能夠減緩氣流的速度，而且還能攔截碎屑顆粒的移動(dòng)，從而降低風(fēng)的搬運(yùn)能力，促使沉積物發(fā)生累積。此外，沙漠中植被龐大的根系也能起到固沙的作用。在高地下水位和強(qiáng)蒸發(fā)環(huán)境下，碎屑顆粒之間的粒間水很容易發(fā)生沉淀結(jié)晶，在沉積物中或表面形成石膏等膠結(jié)物或結(jié)殼層，達(dá)到固定沉積物、形成累積的作用。在穩(wěn)定型風(fēng)成體系中，植被或膠結(jié)物的穩(wěn)定效應(yīng)可導(dǎo)致累積界面的逐漸上升。冰島東北部阿斯卡地區(qū)的現(xiàn)代沙漠以及納米比亞第三紀(jì)瓊達(dá)布砂巖中保存的風(fēng)成沉積，就是通過上述穩(wěn)定效應(yīng)實(shí)現(xiàn)的累積[81,154]。

7.3 風(fēng)成保存

風(fēng)成累積形成之后，不一定會(huì)被保存下來。當(dāng)沉積物的供給耗盡，或者地下水位下降，抑或是風(fēng)速持續(xù)增強(qiáng)時(shí)，風(fēng)成累積則會(huì)停止，已形成的風(fēng)成沉積物也會(huì)遭受剝蝕，形成區(qū)域性分布的侵蝕面—風(fēng)蝕超界面。只有將風(fēng)成累積置于地下水位之下時(shí)，才會(huì)免遭剝蝕，并得以保存。如前所述，氣候控制的地下水位的上升是絕對(duì)的，而構(gòu)造沉降控制的地下水位的上升是相對(duì)的。這也造成了相對(duì)濕潤的氣候條件（濕潤體系）或持續(xù)沉降的盆地環(huán)境有利于風(fēng)成沉積的保存（圖29b）。特別是在沉降的盆地中，持續(xù)的沉降不僅能夠提升相對(duì)地下水位的位置，而且還可以創(chuàng)造更大的可容納空間，保障風(fēng)成沉積的累積和保存。

此外，風(fēng)成沉積還可以通過特殊的機(jī)制被保存下來，如海侵和熔巖流覆蓋。例如，歐洲北海地區(qū)早二疊世晚期Weissliegend 砂巖中原始的風(fēng)成沙丘沉積被大部分保存下來，其原因就在于Zechstein 海侵[155]。新墨西哥侏羅紀(jì)Entrada 砂巖中原始風(fēng)成沙丘也是因同樣的成因機(jī)制被保存下來[115]。此外，熔巖流的快速覆蓋，相當(dāng)于給沙丘裹上了一層樹脂，形成了一個(gè)巨型的時(shí)間膠囊——琥珀，將沙丘的原始形態(tài)定格在了一瞬間，如納米比亞白堊紀(jì)Etjo 組和巴西Paraná 盆地早白堊世Botucatu 組中的風(fēng)成沙丘沉積[114,156]。

8 結(jié)論與展望

經(jīng)過近百年的發(fā)展，風(fēng)成沉積理論體系日趨完善，但仍存在一系列問題亟待解決。風(fēng)成沉積的研究中主要涉及兩方面內(nèi)容，一個(gè)是風(fēng)成沉積的鑒別，另一個(gè)是風(fēng)成沉積的解釋。長(zhǎng)期以來，準(zhǔn)確地鑒別風(fēng)成沉積、有效地區(qū)分風(fēng)成與水成成因一直都是一個(gè)難題，因?yàn)槎咴诤暧^與微觀層面都存在眾多相似之處。目前，具有逆粒序的風(fēng)成波痕、風(fēng)成沙波層、顆粒表面的沙漠漆、石英顯微形貌中的碟形撞擊坑、新月形撞擊坑、分級(jí)弧和上翻解理薄片，可作為風(fēng)成沉積鑒別的絕對(duì)標(biāo)志。由于地層出露、保存的差異性，上述特征并非能夠完全識(shí)別出來。因此，在開展風(fēng)成沉積鑒別的時(shí)候，需要結(jié)合多類型指標(biāo)進(jìn)行綜合分析和判斷。

在風(fēng)成沉積的解釋方面，風(fēng)成沉積記錄了大量風(fēng)成建造、風(fēng)成累積和風(fēng)成保存方面的信息，它們又與內(nèi)（床沙形體的遷移）、外控制因素（氣候變化和盆地構(gòu)造）密切相關(guān)。雖然當(dāng)前已有大量風(fēng)成床沙形體（特別是沙丘類型）的重建研究，但多以簡(jiǎn)單的新月形和橫向沙丘為主。相比之下，現(xiàn)代沙漠環(huán)境中線性沙丘所占的比例卻很高。造成上述現(xiàn)狀的主要原因，就在于對(duì)沙丘內(nèi)部結(jié)構(gòu)的認(rèn)識(shí)不清以及宏觀露頭條件的受限。此外，當(dāng)前保存下來的交錯(cuò)層理砂巖僅僅只是原始沙丘底部的殘留，這也增加了全面恢復(fù)沙丘形態(tài)的難度。利用探槽、探地雷達(dá)等手段，加強(qiáng)現(xiàn)代沙丘內(nèi)部結(jié)構(gòu)研究，同時(shí)結(jié)合三維露頭中風(fēng)成地層類型和風(fēng)蝕界面的精細(xì)解剖，對(duì)于準(zhǔn)確重建風(fēng)成床沙形體至關(guān)重要。風(fēng)成沉積體系的三維定量重建，將是未來研究的重要方向。

在過去的研究中，風(fēng)成沉積之所以受到極大的關(guān)注，其核心就在于它與氣候的緊密關(guān)聯(lián)。風(fēng)層沉積記錄不僅能夠反映干—濕氣候旋回、地下水位升降，而且還可以指示大氣環(huán)流特征。近十年來，已有大量關(guān)于東亞和南美中生代大氣環(huán)流的研究發(fā)表，其主要研究對(duì)象就是風(fēng)成沉積前積紋層反映的古風(fēng)向。需要指出的是，風(fēng)成沉積中的交錯(cuò)層理是由風(fēng)成地層組成，不同的風(fēng)成地層組合樣式，代表了不同的風(fēng)況特征。例如，顆粒流層組成的前積紋層產(chǎn)狀代表的是主風(fēng)向（僅限于橫向沙丘），而風(fēng)成沙波層則反映的是次風(fēng)向。此外，沙丘間界面之上的母沙丘沉積和疊加界面之上的子沙丘沉積，反映的風(fēng)向特征也存在著較大區(qū)別。在判別了風(fēng)成地層和風(fēng)成界面類型的基礎(chǔ)上，有選擇性和針對(duì)性地開展交錯(cuò)層理前積紋層產(chǎn)狀的測(cè)量才能夠得到真實(shí)的風(fēng)向特征。另外值得注意的是，由于內(nèi)陸沙漠盆地大多屬于山間盆地，大氣邊界層中的氣流很容易受到山脈和地形（沙漠）的改造，形成山谷風(fēng)和次級(jí)風(fēng)，強(qiáng)烈地改造了原始的風(fēng)況特征。因此，通過單個(gè)盆地或局部露頭上的古風(fēng)向研究來重建古大氣環(huán)流格局需要慎重。

與古氣候研究相比，風(fēng)成沉積中記錄的盆地尺度的古構(gòu)造研究卻相對(duì)薄弱。風(fēng)成沉積的累積與保存都需要盆地的構(gòu)造沉降來提供可容納空間，提高相對(duì)地下水位和累積界面的位置。如果盆地發(fā)生了抬升，則會(huì)導(dǎo)致廣泛的剝蝕和區(qū)域性分布的風(fēng)蝕超界面的形成。將層序地層學(xué)理論體系應(yīng)用到風(fēng)成沉積的研究之中，對(duì)于恢復(fù)盆地的沉積—構(gòu)造演化歷史，探討區(qū)域重大構(gòu)造事件具有重要作用，這也是未來風(fēng)成沉積研究中需要重視和加強(qiáng)的方向。

致謝 感謝審稿專家和編輯對(duì)本文初稿提出的寶貴修改意見和建議。值此《沉積學(xué)報(bào)》建刊40周年之際，謹(jǐn)以此文，表示祝賀！