古風成沉積理論體系與研究進展

許歡，柳永清，曠紅偉，彭楠，丁家翔，杜研，苑婷媛

1.云南省地球系統科學重點實驗室，昆明 650500

2.云南大學地球科學學院，昆明 650500

3.中國地質科學院地質研究所，北京 100037

0 引言

空氣和水是地球上兩類重要的流體，在維持地球系統的運行，特別是表層圈的相互作用中充當著重要的媒介。風作為空氣冷熱不均衡的產物，不僅在地球表面塑造出獨特的地貌形態（如雅丹地貌、沙漠、戈壁等），而且是沉積物剝蝕、搬運和堆積的一類重要地質營力。在植被出現之前，地球表層的風成過程比現今要強很多，這與當前太陽系中的部分星球比較相似，如火星、金星、土衛六等[1-3]。因此，風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研究的核心內容。

人類對風成作用的認識由來已久。兩千多年前，東漢史學家班固在《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，風沙正慘黷”。上述詩句樸素地表達了我國北方沙漠的廣袤、黃土與風塵的關系、風沙作用的季節和氣候特征等認識。相比之下，對風成作用和過程的真正研究始于19 世紀，如Ehrenberg[4]對從非洲輸送到歐洲的風塵進行了描述，Blake[5]首次鑒別了沙漠中的風蝕形態等。然而，這些早期的研究多為描述性的。直到20 世紀30 年代，這一研究現狀才被真正打破。英國地理學家Bagnold[6]對利比亞沙漠開展了大量關于風成搬運和沙丘形成機制的研究，并在1941 年發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、計算機模擬、同位素測年等技術的發展，風成沉積的研究取得了一系列重大進展。例如，Glennie[7]對現代沙漠沉積環境的總結；Wilson[8-9]對沙海動力學和內部控制作用響應的研究；McKeeet al.[10-12]對沙丘內部構造和全球沙海的綜合研究；Rubinet al.[13-14]運用計算機模擬技術恢復了風成床沙底形的3D 幾何形態；Kocurek[15-16]探討了風成沉積形成與保存的控制因素和沙漠風成系統；Bristowet al.[17-18]運用探地雷達技術精細解剖了現代沙丘的內部構造，完善了沙丘形成和遷移的機制；Mountney[19-20]對風成相模式和風成地層進行了系統總結；Rodríguez-Lópezet al.[21]綜述了全球太古代—現今的風成系統和沉積記錄的時空分布特征；Lancasteret al.[22]以及Livingstoneet al.[23]對風成過程和風成地貌進行了重新梳理和總結；Parrishet al.[24]首次運用碳酸鹽U-Pb 測年技術對美國西部Navajo Sandstone 風成沉積底部的灰巖進行了測年，獲得了200.5±1.5 Ma 的年齡，這為風成沉積的定年提供了新的方法。經過近一百年的研究，國際上逐漸形成了一套較為完善的風成沉積理論體系和研究方法。

與國外相比，我國風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滯后。根據年代發展，總體可將其分為四個階段。第一階段，20世紀50年代至80 年代中期，以劉東生為代表的學者對我國風成黃土的分布、地層劃分、物質組成與結構開展了系統研究，并在《黃土與環境》一書中進行了全面總結[25]，奠定了我國黃土研究在國際上的領先地位。第二階段，20 世紀80 年代晚期至90 年代，以董光榮等為代表的學者從更大的時空尺度全面研究了白堊紀以來我國沙漠的時空演化，提出晚白堊世和古近紀紅色沙漠的形成主要受當時所處的亞熱帶動力高壓帶的下沉氣流控制，而第四紀黃色沙漠的發育則與青藏高原大規模隆升產生的強大熱力、動力作用有關[26-27]。第三階段，20世紀90年代至21世紀初，以江新勝等為代表的學者對我國白堊紀—古近紀沙漠的時空分布、沉積特征、古風帶和大氣環流格局進行了深入研究，發現了干旱帶的漂變、哈德萊環流的變遷與全球氣候（大氣CO2濃度）的耦合關系[28-40]。第四階段，21 世紀初至今，這一時期的研究有別于第二、三階段，其主要特點為，在前人研究基礎上，發現了一系列新的中生代沙漠盆地，擴大了我國中生代風成沉積的時空分布；逐步引入國際風成沉積理論體系，開展了風成地層與界面、古沙漠體系結構、風成沉積形成與保存的控制因素、古風帶與大氣環流等方面的研究，將我國古風成沉積的研究推向了世界[41-57]。然而，由于國際風成沉積理論體系在我國風成沉積研究中的應用處于早期階段，仍有許多方面需要進一步深化，如風成沉積3D/4D 相模式、古沙丘的定量重建、風成沉積對全球重大氣候、構造事件的響應等。即便如此，我國豐富的風成沉積記錄具有得天獨厚的優勢，為拓展風成沉積理論體系提供了寶貴材料。

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

1 風與沉積物的搬運

1.1 大氣的流動特征

大氣圈是地球最外部的一個圈層，在垂向上具有明顯的分層結構，由下向上依次分為對流層、平流層、臭氧層、中間層、熱層和逸散層。其中，對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鍵區域，發生著物質與能量的強烈交換。由于太陽輻射的緯向差異，加之地球自轉的影響，在對流層形成大氣環流系統（圖1）。假定地表性質均一、太陽直射赤道，則會出現理想的大氣環流模式——三圈環流，包括低緯區的哈德萊環流、中緯區的費雷爾環流和高緯區的極地環流。三圈環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，熱空氣上升，而高壓區，冷空氣則下沉，代表了大氣的垂向運動。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、中緯和高緯區對應形成信風帶、西風帶和東風帶，指示了大氣的水平運動。因此，大氣環流是空氣垂向運動和水平運動的綜合。

圖1 大氣環流模式圖（據文獻[58]修改，底圖來源于NASA 網站）Fig.1 Atmospheric circulation model (modified from reference [58];the base map is derived from the NASA website)

近地表發生的風成過程，主要與大氣的水平運動有關，同時也與下墊面條件緊密相連。在高空（＞1 000 m），空氣的流動受科里奧利力和水平壓力梯度力聯合作用，二者的平衡導致風平行于等壓線流動。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，摩擦力也發揮著重要作用。摩擦力的大小直接受控于下墊面的物質組成、地貌形態等因素。在氣象學中，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 風的流體性質與風場

對于自然界中的流體而言，不論是空氣，還是水，根據其流動特征均可分為層流和湍流兩類。在層流中，流體質點做平行線狀運動。隨著流速的增加或黏度的降低，流體質點開始摻混，發生不規則運動。這兩種流動狀態可以用雷諾數（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。雷諾數本質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Re較小時，黏滯力占主導，流動狀態為層流。當Re 較大時，慣性力占主導，流動狀態為湍流。在大氣邊界層中，空氣運動的主體狀態為湍流，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，則該表面在空氣動力學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，地表對風的摩擦阻力就越小，風速也會增加，增加速率由快變慢（圖2c）。

圖2 地表氣流結構與風速剖面（a）光滑表面氣流結構（據文獻[60]修改）；（b）粗糙表面氣流結構（據文獻[60]修改）；（c）風速剖面（據文獻[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，風的運動狀態會隨著時間、地形、地貌的改變而發生巨大變化。特別是對于山間盆地沙漠，由于山谷風會形成局地環流系統，從而進一步加劇了風場的復雜化。僅就沙丘而言，它也會影響盛行風的風速和風向。這些改造后的主風向或盛行風被稱為二次風或二次流。根據形態特征，可將沙丘輪廓簡單地劃分為迎風坡、沙丘脊、坡折帶和背風坡（圖3）。迎風坡較緩，坡度介于10°～15°。背風坡較陡，坡度接近空氣休止角33°。風洞實驗研究表明，在沙丘背風坡表面存在一個極薄的內邊界層，風在該層內爬升的過程中會不斷加速，從而增加其侵蝕與搬運的能力[63-64]。這也導致了沙丘迎風坡上只能發生侵蝕與過路。當風吹過沙丘脊時，氣流開始擴散，并在背風坡形成回轉的渦流或分散流。至此，風的侵蝕與搬運能力大大降低，背風坡也成為了沉積物的堆積區。在經過近一個沙丘高度距離的遷移之后，分散的氣流又會重新聚合，然后再次加速，重新回到原始狀態（圖4a，b）。沙丘間正好處于氣流緩慢加速的區域，因此干旱型的沙丘間也是侵蝕過路區。

圖3 風成沙丘輪廓示意圖（據文獻[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（據文獻[65]修改）；（b）沙丘氣流流線二維結構模擬（據文獻[60]修改）；（c～f）沙丘迎風坡主風向與背風坡二次流關系，（c，d）橫向沙丘，（e）斜向沙丘，（f）線性沙丘（據文獻[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，不同的沙丘形態和主風向相對于坡折帶走向的夾角會形成不同的二次風。研究表明，背風坡的風速是主風向與坡折帶走向夾角的余弦函數，即當夾角為90°時（橫向沙丘），背風坡的風速將為0，風向不發生偏轉；隨著夾角的減?。ㄐ毕蛏城穑?，背風坡的風速也逐漸增加，風向發生偏轉，且沿著背風坡走向遷移。當夾角為0°時（線性沙丘），背風坡的風速和風向與主風向相同[62,66]（圖4c～e）。因此，主風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，這與沙丘的形態分類一致。

1.3 沉積物的搬運

受風力作用的沉積物的搬運過程可分為兩個階段，一個是沉積物的啟動，另一個是沉積物的搬運。

1.3.1 沉積物的啟動

在風場中，沉積物的啟動是多向應力共同作用的結果，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）以及風對顆粒施加的拖拽力（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（粒度、密度、固結程度、磨圓度等）以及環境（濕度、地面坡度、膠結物等）有關，而拖拽力和上舉力則是流體（風）施加的外力，受流速控制[60,67]。只有當外力大到足夠克服顆粒自身應力時，顆粒才能發生運動。對于不同粒徑的顆粒，所需的啟動風速并非線性關系。當粒徑在極細砂級以下時，由于顆粒間黏滯力較強，粒徑與啟動風速呈負相關關系。當粒徑在極細砂級以上時，粒徑與啟動風速呈正相關關系[6,19]（圖5b）。Bagnold[6]所做的風洞研究指出，風作用于顆粒的剪切應力（拖拽力）或風對沉積物的搬運能力是風速的三次函數，表明風速的小幅度增加能夠換來更大的沉積物搬運能力。此外，風的湍流流動狀態能夠產生有效的拖拽力和上舉力，從而使顆粒在相對低的風速條件下發生移動。

圖5 風中顆粒啟動的影響因素（據文獻[19]修改）（a）風中顆粒的受力分析；（b）風中顆粒運動的粒徑與風速關系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

流體搬運碎屑物質的方式主要有兩種，即底負載和懸浮負載。由于空氣和水在密度、黏度等方面存在較大差異，二者對沉積物的搬運過程也有著顯著不同。在風成環境中，風對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速密切相關。在空氣中，隨著風速的增加，顆粒的搬運形式從蠕動逐漸轉變為滾動、跳躍和懸?。▓D6a，b）。沙塵暴的觀測研究表明，粒徑介于0.1～0.5 mm的顆粒最容易發生跳躍，而0.5～2 mm 的顆粒主要運動方式為蠕動，小于0.1 mm的顆粒以懸浮負載的方式搬運，粒徑大于2 mm的顆粒僅在極端高速的風暴條件下才發生移動[68]。在陸地上，強風的風速為30 m/s，其對應的搬運顆粒粒徑的上限為0.5 mm，即中砂[69-70]。因此，風成環境中搬運的沉積物類型主要為黏土—中砂，這一特征也被部分學者作為判別風成沉積的指標之一[71]。

圖6 風成顆粒搬運方式（據文獻[19]修改）（a）顆粒在地表的蠕動和滾動；（b）跳躍的顆粒在空中產生多次撞擊（顆粒運動照片來自文獻[58]）；（c）跳躍的顆粒落地撞擊地表顆粒，并導致其發生滾動；（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）相差兩個數量級，對于相同粒徑的顆粒，其在空氣中沉降的速度是水中的60～80倍，在空氣中搬運所需的風速是水流的29倍[60]。當跳躍的顆粒從空氣中下落時，就會產生強大的撞擊力。如果落點處接觸的顆粒為粗砂或礫級，則降落的顆粒在撞擊后會發生彈跳，進行二次跳躍，而被撞擊的顆粒產生蠕動。如果落點處顆粒為中細砂或粗粉砂級，則會激發被撞擊顆粒的移動。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（reptation）為主[72]（圖6c）。從空氣動力學角度看，顆粒的整個跳躍過程存在著一個跳躍的彈道，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]；顆粒一次跳躍的時長為0.1～0.2 s[75]。多數顆粒的起跳角度介于34°～50°，落地角為6°～20°，遠大于水流中的彈道角度[6,76]。粒徑越大、起跳角越大，顆粒就會獲得更高的跳躍高度和更大的落地角度，進而產生更強的動力勢能，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，或者初始動能的20倍[75]。此外，顆粒在跳躍過程中的旋轉，也能產生額外的上舉力，從而提升顆粒的運動強度[77]。因此，跳躍構成了風成環境中顆粒的主要運動形式。

對于細粉砂和泥級的顆粒，一旦被搬運至空中，在湍流的作用下就很難沉降下來，可沿順風方向搬運數百至數千千米?，F代深海中就沉積有來自遙遠陸地經風搬運而來的風成沉積。

2 風成沉積的組成與結構

2.1 風成沉積的組成

本文所論述的風成沉積主要為風成砂。鑒于沙漠環境中碎屑物的搬運特征，顆粒均會經歷強烈的碰撞過程。對于硬度較小的礦物，如云母、方解石、葉蠟石、鹽巖等，在撞擊過程中容易發生破碎，最終以懸浮方式搬運至沙漠以外區域。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，風成沉積的主要碎屑組分為石英，含少量長石、穩定重礦物和巖屑（圖7）。大多數古代的風成砂也都是石英砂巖。上述特征表明，高成分成熟度是風成沉積的普遍特征。

圖7 風成沉積組分和顯微結構特征（山東蒙陰盆地三臺組風成砂）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，雖然多數風成碎屑是以石英為主的單礦物，但風成沉積的組分與源區沉積物或巖石組分也存在密切聯系。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成砂[79-80]、冰島阿斯恰火山口附近的火山巖風成沉積[81]、火星上的玄武質沙丘[82]等。與內陸沙漠相比，海岸帶風成沉積中生物碎屑、鮞粒、碳酸鹽顆粒的含量會高很多[78]。

此外，由于沙漠中強蒸發環境，導致顆粒間的孔隙水飽和或過飽和，從而沉淀出膠結物?？紫端奈镔|組分受大氣降水和地下水的供給控制。風成沉積中的膠結物類型主要有碳酸鹽膠結物（方解石）、硅質膠結物（蛋白石、玉髓、石英）、鐵質膠結物（赤鐵礦），部分地區還可出現鹽巖、石膏等膠結物。

2.2 風成沉積的結構

風成沉積的結構主要涉及四個方面的內容，包括碎屑顆粒的粒度、分選性、磨圓度和表面結構。它們是顯微尺度上鑒別風成沉積的主要研究對象。

2.2.1 粒度

根據風力強度及其與顆粒搬運能力之間的關系，風成沉積的粒徑一般不超過中砂級（＜0.5 mm）。不同類型的沙漠、不同的沙漠亞環境中風成沉積的粒徑存在較大的變化。例如，海岸沙丘砂多以細砂為主，而內陸沙丘砂則主要由細—中砂組成；沙丘砂以砂級顆粒為主，而沙丘間、沙席、礫漠等環境的沉積物中則含有更多的粉砂和黏土組分[83]。非沙丘環境中粗粒和細粒組分含量的增加主要與沙漠中的風蝕和風選作用有關，即砂級顆粒在風選作用下離開地表，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蝕面之上，有效地阻擋了下伏細粒物質免受風選作用而被吹走[19]。

2.2.2 分選性

風成沉積的分選性與源區物質組成與結構、風力大小、沉積物搬運機制密切相關。在源區物質組成與結構方面，寒帶沙漠多分布在冰川邊緣區域，其物質主要來源于結構成熟度極低的冰川沉積，而熱帶、亞熱帶和溫帶地區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，海洋表面的風速一般比陸地大，加之海風效應增強了向岸風的強度，致使海岸沙丘砂的分選達好—極好，而內陸沙丘砂的分選為中等—好[83]。在沉積物搬運機制方面，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（風成地層相關內容見下文），因為顆粒在跳躍過程中經歷了更頻繁的碰撞和分選。因此，在開展風成沉積分選性研究時要注意區分樣品的風成環境和風成地層類型，否則容易出現混合態的特征，如粒度概率分布圖中的雙峰態、粒度概率累積曲線中的陡緩曲線組合等（圖8）。

圖8 風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

由于空氣的密度遠小于水，當顆粒在空氣中發生碰撞時遇到的阻力比在水中小，產生的碰撞強度也比在水中大，可直接導致碰撞和被碰撞顆粒均發生磨損。此外，在跳躍搬運過程中，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。石英顆粒的風成磨蝕實驗研究表明，初始高度棱角狀的石英顆粒首先磨蝕的是凸出角和不規則的邊。經過48 h的磨蝕之后，就與沙丘砂結構特征一致，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，細粒物質的組分也相應增加[85]。風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性（圖7），但磨圓度和分選性并不是判斷風成沉積的絕對指標。

2.2.4 表面結構

風成沉積碎屑顆粒的表面結構包括霜面、沙漠漆和表面顯微結構，前二者為宏觀表面結構，后者為顯微表面結構。霜面也稱為毛玻璃表面，是顆粒頻繁撞擊導致顆粒表面出現的毛玻璃化。也有研究指出，干濕交替環境引發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的一層深色薄膜，與夜間毛細管作用下水分在顆粒表面的吸附、白天水分的蒸發和氧化物的沉淀作用有關，物質組分有氧化鐵、氧化錳等。熱帶、亞熱帶地區的沙漠都顯紅色、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。目前對石英顆粒表面進行能譜掃描可以判斷其表面沙漠漆的物質組成。霜面和沙漠漆是風成沉積碎屑顆粒特有的表面結構。

表面顯微結構主要是針對風成沉積中單礦物（如石英、穩定重礦物等）的表面結構特征的觀察，該方法得益于20 世紀60 年代掃描電鏡的出現。目前，可將表面顯微結構分為三大類：機械成因、化學成因和機械與化學混合成因。機械成因表面顯微結構主要與顆粒間的機械碰撞有關，可進一步細分為12 類，其中碟形撞擊坑、新月形撞擊坑、分級弧和上翻解理薄片為風成沉積的典型特征（圖9a～f）?；瘜W成因表面顯微結構與顆粒表面的化學溶蝕和礦物再生有關，如溶蝕坑、再生石英等（圖9g～i），該特征在其他沉積環境中也可出現。機械與化學混合表面顯微結構是機械和化學聯合作用的結果，其中直撞擊坑是風成沉積所特有，由強風搬運過程中，跳躍顆粒與蠕動顆粒的垂直碰撞產生，且撞擊坑中普遍存在次生的硅質沉淀物。更為詳細的風成沉積表面顯微結構的介紹可參考Voset al.[86]發表的綜述性文章。

圖9 風成砂穩定單礦物顆粒顯微表面形貌特征（據文獻[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 風成床沙形體

Wilson[87]根據撒哈拉沙漠的研究，按照規模大小將風成床沙形體分為三個等級：沙波（ripple，波長0.01～10 m）、沙丘（dune，波長～10～500 m）和巨型沙丘（draa，波長～0.7～5.5 km）（圖10）。目前對于draa 還沒有一個統一的定義。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 風成床沙形體分類（據文獻[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成床沙形體，且分布廣泛。從形態上看，風成沙波波脊線較為平直，其走向多與風向垂直。與水成沙波相比，風成沙波具有較高的波長/波高比值，即高波痕指數（20～40+），外形上更扁，這就導致風成波痕在古風成沉積中不易被發現[19]（圖11）。風成沙波的形成與遷移主要與風速和粒度有關，搬運方式包括跳躍、跳動和蠕動。一旦風況條件發生改變，碎屑顆粒開始運動，則指示沙波的初始形成。當風速一定時，顆粒的運動被限制在很窄的粒度區間內，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。顆粒的粒徑越粗，所需的搬運風速越大，跳躍的路徑也會越長，從而產生更大的沙波[88]。目前，地球上已報道的最大的沙波（礫波）出現在阿根廷的普納高原，波長43 m，波高超過2 m[89]。雖然沙波是最小型的風成床沙形體，但基本形態與沙丘、巨型沙丘相似，包括緩傾的迎風坡和陡傾的背風坡。迎風坡是碎屑顆粒搬運的主要場所，絕大多數跳落到迎風坡上的顆粒會再次跳躍至空中，然后降落到下一個沙波的迎風坡。迎風坡上較粗的顆粒無法跳躍，只能通過蠕動、跳動的方式向波峰處移動，而較細的顆粒由于跳躍距離不遠，則會降落到沙波的背風坡，即遮蔽沉降區，不發生跳躍[90]，這樣就形成了波峰粗、波谷細的風成沙波平面特征。當粗粒波峰遷移至細粒波谷之上時，則在垂向上構成了下細上粗的逆粒序特征（圖11d、圖12）。上述“二元結構”是風成波痕的獨有特征，可作為風成波痕的可靠判斷標志。

圖11 風成沙波與風成波痕（a，b）現代沙丘風成沙波（來源于網站https://unsplash.com/images/nature/desert）；（c，d）風成波痕，以高波痕指數、峰粗谷細為特征（山東蒙陰盆地三臺組風成砂）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 風成沙波形成過程示意圖（據文獻[19]修改）（a）風成沙波的遷移形成波峰粗、波谷細的結構，且紋層近于平行；（b）迎風坡高角度撞擊促使粗顆粒向波峰處移動，而背風坡（陰影區）則為細粒物質的沉降區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的風成床沙形體，但二者在規模上卻存在重疊[87]?；瑒用娴陌l育情況、粗粒物質的分布位置以及平均粒徑被認為是區分重疊區沙波與沙丘的有效特征[6,58,87]。在現今地球沙漠的分布區中，有20%的區域被風沙所覆蓋，其中60%的地區發育沙丘[23]。與沙波相比，沙丘同樣發育迎風坡和背風坡。絕大多數的迎風坡坡角為8°～16°，背風坡坡角為20°～34°[19]。氣流在迎風坡會產生加速和剝蝕，在背風坡則會發生分流、轉向和減速（圖4a，b）。隨著迎風坡的碎屑物質不斷向沙丘脊處搬運和累積，當累積的坡度超過空氣的休止角32°～34°時，這些堆積的物質則會順著背風坡發生垮塌和堆積，這也是沙丘遷移的動力學機制。

沙丘大小不一，形態多樣。根據活動性來劃分，可將沙丘分為活動型、半活動型和穩定型[91]。沙丘的活動性與干濕氣候條件、風況、相對地下水位以及植被發育程度密切相關。如果從形態特征來看，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向變化關系區分了上述四類沙丘（圖14a），其中風向變化被定義為合成輸沙勢（RDP）與輸沙勢（DP）之間的比率。輸沙勢（DP）是所有風向上輸沙的總量，而合成輸沙勢（RDP）是主風向上的輸沙量。新月形沙丘和橫向沙丘主要出現在單風向環境中，以高RDP/DP比值為特征。相比之下，線性沙丘和星形沙丘風向數量逐漸增多，RDP/DP比值也隨之降低（圖14）。在沙供給量較低、風向變化不大的區域，主要形成新月形沙丘。隨著沙的供給量增加，新月形沙丘轉變為橫向沙丘。當沙的供給量進一步增加且風向由單向風變為雙向風和多向風時，橫向沙丘逐漸演變為斜向沙丘、線性沙丘和星形沙丘。一般在海岸帶，沙的供給量較低，單向風盛行，主要發育新月形和橫向沙丘。在內陸區域，沙的供給量增加，風向更為多變，則發育線性和星形沙丘，如納米比亞沙漠自西向東顯示出此類變化[94]。此外，根據沙丘的疊加特征，還可將其劃分為復合型沙丘和復雜型沙丘。復合型沙丘是不同規模、相同類型沙丘的疊加，而復雜型沙丘則是不同規模、不同類型沙丘的疊加。復合和復雜型沙丘并不遵循Livingstoneet al.[23]提出的沙丘類型與等效砂層厚度和風向變化的對應關系[92]，它們體現了沙丘動態地貌時空演化的復雜性。

圖13 沙丘的分類（據文獻[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向特征（a）沙丘類型的主要控制因素（據文獻[23]修改）；（b）現代不同類型沙丘中的主風向特征（據文獻[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床沙形體，波長500～5 000 m，波高10～450 m，沙丘間距可達300～600 m[8,87]（圖10）。然而，也有學者認為只要發育疊加小型沙丘的風成床沙形體，如復合沙丘和復雜沙丘，就可以認為是巨型沙丘[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]最初對風成床沙形體的分類主要是基于床沙形體的波長和粒度的關系，且沙波、沙丘和巨型沙丘之間并不存在過渡類型（圖10）?；谶@一特征，本文采納Wilson對draa的原始定義。

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

巨型沙丘的分類與沙丘相似，包括簡單型、復合型和復雜型[11]。其中，復合型和復雜型較為常見，上疊的小型沙丘多出現在其側翼之上，它們是多向風況條件下的產物。復雜的床沙形體疊蓋樣式形成了復雜的風成交錯層理，這進一步加劇了古風成沉積記錄的解釋難度。目前已有學者根據風成界面特征，識別出了古巨型沙丘沉積[96-97]。

4 風成地層

風成地層主要記錄的是沙丘背風坡的沉積過程，包括牽引爬升、重力垮塌、懸浮沉降和潮濕黏附。它們分別對應四類風成地層，即風成沙波層（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成地層，即板狀層（planebed lamination），但目前對其形成機制仍不清楚，且在風成沉積中的分布較少[98-99]。此外，Bristowet al.[100]在上述分類的基礎上，還將風蝕滯留、物理變形層和化學變形層也歸入風成地層。顯然，物理變形層和化學變形層中存在部分沉積期后的改造作用。鑒于此，本文重點介紹前四類與背風坡沉積過程有關的風成地層特征。

4.1 風成沙波層

風成沙波層是由風成沙波的遷移形成，在風成沉積中廣泛發育，出現的環境以干旱型沙丘間、沙席為主，其次在沙丘和巨型沙丘中也有不同程度的分布。風成沙波層整體呈平行層狀，單層厚1～10 mm（1～2 個顆粒的粒徑），具有較弱或典型的逆粒序結構，這也是區別風成沙波層與水成沙波層的關鍵特征（圖12、圖15a，b）。目前對于風成沙波層逆粒序結構的形成機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粒波谷之上，從而形成了下細上粗的粒度序列[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構，當較細的顆粒落入粗顆粒之間時，則會滲入到底部，與上部的粗顆粒組合形成逆粒序[101]。這些出現在風成沙波層底部的細顆粒在分選、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程度和抗風化能力，在野外露頭中常表現為凸出層面的條紋狀細線，這一結構也被稱為條紋層（pin-stripe lamination）[101]。條紋層多出現在風成沙波層和顆粒流層中（圖15c）。

圖15 風成沙波層與條紋層沉積特征（a，b）沙丘間沉積中的風成砂波層（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]最早根據風成沙波的爬升角度（α）與迎風坡角度（β）之間的關系，將風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坡角度，導致迎風坡整體發生侵蝕，背風坡部分保存。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，并超過迎風坡角度，風成沙波的保存狀態也從背風坡整體保存轉變為迎風坡與背風坡共同保存。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成沙波的爬升狀態。沉積物供給越充足，沙波的爬升角度也就越大。在風成沉積記錄中，臨界爬升層和超臨界爬升層較為少見，加之風成沙波高的波痕指數、整體較好的分選性，因此無法在風成沙波層中見到水成沙波層中常見的前積紋層。

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

4.2 顆粒流層

顆粒流層僅出現在沙丘沉積中，是多數風成交錯層理前積紋層的核心組成部分。在風力作用下，碎屑顆粒會沿著沙丘的迎風坡不斷向沙丘脊處遷移和聚集。當沙丘脊處的沉積物累積到足夠多，以致于沙丘背風坡的坡角超過空氣休止角（32°～34°），在沙丘的背風坡則會發育一個活動的滑動面，沙體在重力作用下會順著滑動面向下滑塌，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]。在滑塌改造機制中，當沉積物中的含水量很低或缺失時，顆粒間的黏附力會逐漸減弱，沙丘背風坡上的沙體則會失穩，從而發生向下移動，形成顆粒流。在陡坡后退機制中，當沙丘背風坡上出現一個初始破損點且形成了一個小型陡坡時，這個陡坡會逐漸向沙丘坡上移動、后撤，同時也會向側面擴展。在后撤的同時，也會伴隨著單個顆?；蛐⌒蜕绑w的脫落、下滑。這種小型陡坡會逐漸后撤，直到到達滑動面頂端停止。如果滑動面的長度大于0.5 m 或1 m，則會在原始顆粒流側面伴生出現二次顆粒流[98]。

圖17 風成地層分布及特征（a，b）現代沙丘中顆粒流的分布和形態特征（來源于網站https://unsplash.com/images/nature/desert）；（c，d）沙丘沉積中風成地層的類型及分布（據文獻[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])

對于不同大小的沙丘，顆粒流發育的位置也存在較大差異。在大型沙丘中，顆粒流主要出現在沙丘背風坡的上部。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，其形態特征和內部結構總體較為一致。平面上看，顆粒流整體呈舌狀或椎狀向坡下尖滅，在截面上則表現為顆粒流層的厚度向下逐漸變?。▓D17c，d、圖18a，b）。一般顆粒流層的厚度介于2～5 cm，是風成地層中最厚的沉積單元。顆粒流層傾角為28°～34°，平均為31°。出現在沙丘背風坡的風成沙波、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來源。此種混源沉積物中，既包括粗粒物質，也包括細粒物質。當顆粒流向下移動時，在剪切分選的作用下，粗顆粒會逐漸聚集到表層，從而形成逆粒序結構（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%。該結構不僅與顆粒流形成所需的干旱環境有關，而且與顆粒流的快速堆積聯系緊密[103]。

圖18 典型風成地層野外露頭照片（山東蒙陰盆地三臺組）（a）顆粒流層與風成沙波層交互，顆粒流層呈楔狀向下剪滅；（b）小型楔狀顆粒流層夾于風成沙波層中；（c）厘米級顆粒流層與毫米級顆粒飄落層韻律，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坡上空的碎屑顆粒懸浮沉降形成的順著背風坡地形展布的薄紋層。這些碎屑顆粒以跳躍運動方式從迎風坡越過沙丘脊至背風坡。雖然氣流在經過沙丘脊之后會發生分流和減速，但在背風坡仍存在分支氣流（圖4a，b）。這些跳躍至背風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行更遠距離的搬運。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坡分流區域的沉降[98]。在背風坡上部區域，特別是轉折端附近，隨著風的攜帶能力的降低，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坡上部，其分布范圍可向坡下延伸數十米。風速越大、粒度越小，顆粒被搬運的距離也就越遠，保存顆粒飄落層的潛力也就越大[98,105]。對于小型沙丘，顆粒飄落層能夠覆蓋整個背風坡，也最易保存（圖17c，d）。

顆粒飄落層在沙丘轉折端處最厚，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，呈極薄層狀夾在顆粒流層中。相比之下，小型沙丘沉積中的顆粒飄落層厚度為厘米級，可與顆粒流層呈近等厚互層。顆粒飄落層平均粒度相對于顆粒流層小，組分包括砂、粉砂和黏土，整體固結程度中等，傾角為20°～28°，最高可達空氣休止角34°。實驗研究表明，隨著風速的增加，顆粒流層顯逆粒序，反之則顯正粒序；穩定風速條件下，不顯粒序[93]。在大型風成交錯層理中，顆粒飄落層粒度更細、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、橢球狀沙質結合體，在層面上呈無序的分散狀排列。黏附瘤的形成與多向風的作用有關。在不同方向風周期性的吹動下，其攜帶的顆粒就能夠黏到顆粒的不同部位，從而促進黏附瘤的生長[107-108]。相比之下，黏附波則具有典型的沙波形態特征。與正常風成沙波和水成沙波不同的是，黏附波的陡坡為迎風坡、緩坡為背風坡，也就是說黏附波是迎著風生長的，且此風為單向風[107]（圖19）。不同的風力、風向、底面傾角及其與風向的關系、相對地下水位均會影響黏附波的發育與累積[107]?？傮w上看，黏附層的形成需要濕潤的地表，與相對較高的地下水位（與地面平行）密切相關。濕潤的沙丘間區域以及沙丘底部是黏附層的主要分布區[109]。準確鑒別黏附層對恢復相對地下水位波動、風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（形成模式據文獻[107]修改，露頭照片來自山東蒙陰盆地三臺組）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 風成界面

風成界面是沙丘遷移過程中，在層系或層系組內形成的侵蝕面。Brookfield[110]最早提出了三級風成界面的劃分方案，以此來對應不同尺度和環境下沙丘的遷移行為。之后，Fryberger[111]對風成界面進行了全面總結和分析，重新將與沙丘有關的風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]提出的三級界面進行對比。風成界面是風成床沙形體自身遷移的產物。相比之下，還存在風成與水成相互作用而產生的界面，如斯托克斯面（Stokes surface）、風蝕面（sand-drift surface），洪泛面（flooding surface）、超界面（super surface）等[111]。本文重點對沙丘間界面、疊加面和再作用面這三類內因型界面進行介紹。

圖20 風成界面分類（據文獻[19]修改）（a）簡單交錯層系（內部無界面）；（b）復合交錯層系（內部有界面）；（c）復合交錯層系（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成床沙形體在遷移和爬升過程中形成的侵蝕面。侵蝕的對象既包括沙丘間區域，也可以是下風方向相鄰沙丘的迎風坡[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°）傾向上風方向，與上覆交錯層理的前積紋層傾向相反。沙丘間界面能夠向下風方向延伸數百甚至上千米。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]。沙丘間界面是風成界面中級別最高的一類界面，它能夠截切兩個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

疊加界面主要出現在復合型或復雜型沙丘中，是子沙丘在母沙丘之上遷移形成的界面[100,113]。一般情況下，復合型或復雜型沙丘的迎風坡和背風坡均會發育子沙丘。然而，由于迎風坡為剝蝕區，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]，僅部分背風坡下部區域的子沙丘和母沙丘能夠保存下來。在不同的風況條件下，子沙丘相對于母沙丘的遷移行為存在較大差異。當主風向與沙丘脊垂直時，子沙丘與母沙丘的遷移方向一致。當主風向與沙丘脊斜交或平行時，子沙丘則沿著母沙丘背風坡走向遷移。不論子沙丘與母沙丘的疊加及遷移關系如何，疊加面都會出現在交錯層系組之中（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，與上覆交錯層系紋層傾向一致，但傾角相對較小，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，這導致了在巖石記錄中往往很難將二者區分開來[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。當疊加面與再作用面同時出現在交錯層系組中時，疊加面截切再作用面（圖20c、圖21）。

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

5.3 再作用面

再作用面形成于風向、風速的變化對沙丘的侵蝕。對沙丘而言，其背風坡的氣流易于改造且不穩定。白天與夜晚的熱力差、季節性的熱力差都會造成風況的變化，特別是風向的變化。一旦風向發生轉向，原本是沉積區的背風坡則會發生侵蝕，形成再作用面。當風向恢復正常時，再作用面之上會再次發生沉積[113]。再作用面的形成及其之上沉積的出現可以是突發性的，也可以是周期性的。其中，最典型的周期性（季節性）變化實例來自美國猶他州早侏羅世Navajo sandstone，所記錄的顆粒流層與風成沙波層及其之間的再作用面反映了季節性風向的反轉[78]。

再作用面出現在交錯層系中，整體呈板狀或向下彎曲的扇形，與上覆交錯紋層傾向一致，傾角介于10°～20°[19]。在平行于沙丘遷移方向的剖面中，交錯紋層與再作用面呈平行或下超的關系（圖20，21）。再作用面的頂底可與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，再作用面與交錯紋層平行或近于平行，側向延伸可達10～100 m[19]。

6 風成沉積體系

風成沉積體系是指沙漠中具有成因聯系的沉積環境與沉積作用的綜合體。根據地下水位的高低、沉積物的活動性、植被的發育程度，可將風成沉積體系分為干旱型體系（dry eolian system）、濕潤型體系（wet eolian system）和穩定型體系（stabilized system）[116]。每一類風成沉積體系又可以進一步劃分為沙丘、沙丘間和沙席三類主要的沉積單元。在沙丘間和沙席中，還可以出現一系列非風成沉積單元，如季節性河流、薩布哈、鹽湖等[19]。

6.1 沙丘沉積

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

不同的沙丘類型具有不同的沉積構型。下面以新月形沙丘、橫向沙丘、線性沙丘和星形沙丘為例進行簡要介紹。

（1）新月形沙丘。McKee 對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構分析[117-118]。在平行于主風向的剖面中，交錯層理普遍傾向下風方向，且前積紋層傾角集中在26°～34°，層系內部被一系列再作用面所分隔。再作用面傾角變化較大，從近水平變為24°～28°。上述交錯層系的頂部被一套向上風方向傾斜、傾角在5°～8°的薄層所覆蓋。在垂直于主風向的剖面中，交錯層理和界面均向沙丘翼部傾斜、尖滅（圖22）。

圖22 新月形沙丘內部結構特征（據文獻[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層系更厚，但再作用面不太發育，這可能與更大型沙丘（高度大于12 m）抗風改造能力更強有關。此外，在垂直于主風向的剖面中，橫向沙丘的交錯層和界面傾角更小，層厚側向延伸更穩定[118]（圖23）。

（3）線性沙丘。Bagnold[6]最早提出線性沙丘受強度相同、方向相反的風況控制，沙丘主要發生垂向生長，沙丘沉積中的交錯層理呈反向傾斜。Rubinet al.[119]對此提出了質疑，認為線性沙丘應以側向遷移為主。Bristowet al.[18]利用探地雷達對線性沙丘內部結構進行了研究，證實了Rubinet al.[119]提出的線性沙丘側向遷移行為，該過程會導致線性沙丘形成與橫向沙丘相似的沉積構型特征，這可能是當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現的重要原因。Scottiet al.[120]基于對阿根廷內烏肯盆地早白堊世風成沉積記錄的研究，重建了線性沙丘的演化歷史和內部結構變化，符合Bristowet al.[18]的觀測結果（圖24）。

圖24 線性沙丘內部結構及演化過程（據文獻[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/發育滑動面的巨型沙丘；（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]對沙特阿拉伯一個25～30 m高的星形沙丘開展了1 m深探槽剖面研究，發現沙丘沉積中至少存在三個傾向的交錯紋層，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，而中—低傾角的風成沙波層則廣泛分布在沙丘的側翼[121-122]。由于絕對大多數沙丘的上部沉積都會被剝蝕殆盡，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，這也增加了其在沉積記錄中被識別的難度[121]。

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

圖25 風成交錯層系中的風成地層組合（據文獻[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）顆粒流層與風成沙波層指狀交互型；（e）顆粒流層夾楔狀風成沙波層型；（f）顆粒流層與風成沙波層韻律型；（g）風成沙波層為主型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）類組合中滑動面發育，單向風主導，指示了“橫向”沙丘形態（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構，表明顆粒飄落與顆?？逅练e物均可到達沙丘底部，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，暗示了大型沙丘上部背風坡垮塌、滑動過程的發育及其對顆粒飄落層的破壞。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，可能與突發式沙塵暴將顆粒飄落物沉積到滑動面底部有關。

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

此外，（g）類組合中交錯層理全由風成沙波層組成，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

沙丘間區域是沙丘與沙丘之間的谷地，可以是平坦區，也可以是洼陷區。不同的沙丘類型，對應的沙丘間的形態也會發生變化。例如，新月形沙丘之間的區域為橢圓形、線性沙丘之間的區域為平行于沙丘分布的長條形廊道。不論沙丘形態如何，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。根據地下水位的高低，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成沉積體系相對應，后二者可與濕潤型風成沉積體系相對應[99,126]（圖26）。

圖26 干旱型和濕潤型風成體系模型（據文獻[127]修改）（a）干旱型風成體系；（b）濕潤型風成體系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，地下水位遠低于沙丘間表面，其上覆的沉積物異常干燥，具有較強的活動性，易于被風吹蝕帶走。當細粒物質被吹走之后，往往留下較粗的滯留礫石[98]。上述特征也導致在干旱型風成沉積體系中，發育大型交錯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，且以風成沙波層為主，如納米比亞西北部白堊紀Etjo 組中的沙丘間沉積[102]。由于干旱型沙丘間區域極度缺水，所以很難支撐生命系統的活動。此外，即使有少數耐旱的植物或動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對遷移中的碎屑物質起到捕獲和固定作用，從而形成特征性的風成黏附沉積構造，如黏附瘤、黏附波痕等[107]。雖然沙丘間表面含水，但當沙丘間處于炎熱、強蒸發環境時，這些水分則會不斷地逸散到空氣中，導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的結晶析出，形成薩布哈，發育蒸發鹽。隨著埋深的增加，在上覆沙丘沉積的壓力下，這些含蒸發鹽的沙丘間沉積很容易發生變形，形成一系列不規則狀、波狀的紋層和界面，這一現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道[101]。此外，濕潤的沙丘間表面因為含水，從而有利于動植物的生存，在沙丘間沉積中也會出現大量植物根跡、生物鉆孔以及各類層面遺跡。

在濕潤型沙丘間中，地下水位時常高于沙丘間表面，導致沙丘間處于持續性或周期性覆水的環境中，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，也可以由間接區域性地下水位上升引起[116,128]。當沙丘核心區或邊緣區發生突發性降水時，沙丘間區域則會發生洪泛作用，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，沉降下來的泥質沉積物中還會出現泥裂、雨痕、生物遺跡等（圖27）。當沙丘外圍區因氣候、構造變化導致區域性地下水位上升時，沙丘間區域則會形成靜態的覆水環境。如果此水體存在時間較長，也可以形成碳酸鹽巖，如美國西部猶他州早侏羅世Navajo 風成沉積中就發育湖相灰巖[24]。濕潤型沙丘間這種廣泛的覆水環境非常有利于動植物的生存，也有利于相關的實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（據文獻[47]修改）（a）洪泛平原、季節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，不發育具有滑動面的沙丘，其范圍從不足1 km2到大于100 000 km2不等[19,81,129]。沙席中出現的床沙形體以風成沙波為主，其次還包括zibar和灌叢沙堆。與沙丘和沙丘間區域發育的風成沙波相比，沙席中風成沙波的粒度明顯要粗，時?？蛇_礫波級別，這與沙席環境中沉積物的欠補償有著密切聯系。zibar是一類粗粒、低起伏、無滑動面的風成床沙形體，多出現在沙席之中[129]。也有人將zibar 定義為不發育滑動面的小型原始沙丘[130]。此外，由于沙席中地下水位較高，植被較為發育。這些植被攔截和固定被風吹來的沙子，從而形成灌叢沙堆?，F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，主要取決于其中發育的風成床沙形體類型及其與水成沉積的交互作用。當沙席中僅發育風成沙波時，沙席沉積則主要由具逆粒序、毫米—厘米級的風成沙波層組成，各層之間呈平行板狀。當沙席中發育zibar 時，則會出現一系列低角度傾斜的交錯層理和粗粒板狀層，它們分別代表了zibar和interzibar沉積[137]。當沙席中植被較為發育時，由于根系的破壞作用，沙席沉積很可能就不顯沉積構造。由于沙席多位于沙丘域的外圍，其時常會與水成環境接觸。特別是在降雨之后，沖積區的河流就會進入沙席區域，在沙席沉積中出現一系列河道充填沉積，二者呈指狀交互關系[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育。該特征也構成了沙席沉積區別于沙丘間沉積的一方面內容。此外，在側向上，沙席沉積的厚度更為穩定，延伸的范圍也更遠，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。不過，Simplicioet al.[130]報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性。Kocureket al.[129]提出了五項有利于沙席發育的條件：（1）高地下水位；（2）表面固結或固定；（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育，但卻不利于沙丘的形成。當沉積物供給增加、沉積物的活動性增強時，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?？梢娚诚练e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成沉積中被識別出來[130,138-144]。

圖28 風成沙席沉積特征（據文獻[47]修改）（a）平行層狀風成沙席沉積夾在風成沙丘沉積交錯層理砂巖之間，側向延伸超過600 m；（b）沙席沉積疊蓋在沙丘沉積之上，二者被風蝕界面所分隔；（c）沙席沉積中薄層風層沙波層；（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 風成沉積的形成與保存

風成沉積記錄的形成包括三個階段，即風成建造（eolian construction）、風成累積（eolian accumulation）和風成保存（eolian preservation）[145]。它們與沉積物的供給、活動性、風的搬運能力、地下水位以及盆地沉降密切相關[15]。這些控制因素的相互作用塑造了復雜多樣的風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，被保存下來的風成序列很可能只是整個風成過程中的一個片段[100]。因此，在解釋風成沉積反映的古氣候演變過程時，需要重點關注風成序列及其中的風蝕界面。只有這樣，才能獲得較為可靠的風成沉積演化歷史。

7.1 風成建造

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

7.2 風成累積

雖然在一定的沉積物供給、沉積物的活動性和風力作用下，可以產生風成建造，即風成床沙形體，但并不一定能夠形成風成累積。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。累積界面之上，會發生沉積物的侵蝕和過路，之下則為累積。侵蝕、過路和累積由風成體系中的凈沉積物收支決定[152]。當上風方向輸入的沉積物量大于向下風方向輸出的沉積物量時，凈沉積物收支為正，產生沉積物累積。當上風方向輸入的沉積物量不大于向下風方向輸出的沉積物量時，凈沉積物收支處于平衡或為負，則發生沉積物過路或侵蝕（圖30）。

圖29 風成沉積體系及其累積與保存方式（據文獻[16]修改）（a）風成體系類型；（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空演化及控制因素（據文獻[20-21]修改）Fig.30 Spatiotemporal evolution and controlling factors of eolian dune and interdune deposits (modified from references [20-21])

風成環境中一種最為常見的累積機制就是床沙形體的爬升。爬升角度由床沙形體向下風方向的遷移速度與累積界面上升速度之間比率所決定。對于沙丘和巨型沙丘而言，在絕大多數情況下，其爬升角度都很?。ǖ陀趤喤R界角），這就導致只有床沙形體下部或底部能夠被保存下來。相比之下，沙波級別的床沙形體中則較容易出現臨界和超臨界爬升[98]。

在干旱型風成體系中，地下水位及其毛細邊緣處于累積界面之下，其上的沉積物具有較高的活動性。沙丘和沙丘間的流體動力學研究表明，氣流在流經沙丘背風坡—迎風坡—沙丘間時，會發生加速—減速—再加速的變化，這決定了沙丘迎風坡和沙丘間為剝蝕區、沙丘背風坡為沉積區的特性。隨著沙丘體型的不斷增大，沙丘間的分布范圍相應縮小，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。當上風方向沉積物的輸入量增大時，沙丘的爬升角度以及累積的厚度都會增大（圖30）。上述累積機制導致在干旱型風成沉積體系中，沉積主體為被沙丘間界面所分隔的以交錯層理為特征的沙丘沉積，而沙丘間沉積則較為少見，除非上風方向的沉積物輸送量非常大。

在濕潤型風成體系中，地下水位及其毛細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性受到了很大的制約，不易被風力搬運，其結果則是發生累積。顯然，地下水位、累積界面和累積厚度之間為正相關關系，即地下水位上升，累積界面相應升高，累積厚度也發生增長。需要指出的是，目前存在兩種地下水位的上升機制，一種是絕對上升，一種是相對上升。由氣候或水文條件變化導致的地下水位升高，屬于絕對上升。當構造作用導致盆地沉降，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，則屬于相對上升。不論地下水位是絕對升高還是相對升高，都有利于風成沉積的累積[109,153]。與干旱型風成體系相比，濕潤型風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成累積以沙丘和沙丘間沉積的韻律結構為特征，其沉積構型特征會隨著沙丘和沙丘間規模的變化而變化。在濕潤型風成體系中，沙丘的爬升角度是由地下水位上升的速度與沙丘向下風方向遷移速度的比例決定。

在穩定型風成體系中，地表的植被或沉積物粒間的膠結物能夠對風成床沙形體的遷移起到障積和固定作用。在植被發育的沙漠區域，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，從而降低風的搬運能力，促使沉積物發生累積。此外，沙漠中植被龐大的根系也能起到固沙的作用。在高地下水位和強蒸發環境下，碎屑顆粒之間的粒間水很容易發生沉淀結晶，在沉積物中或表面形成石膏等膠結物或結殼層，達到固定沉積物、形成累積的作用。在穩定型風成體系中，植被或膠結物的穩定效應可導致累積界面的逐漸上升。冰島東北部阿斯卡地區的現代沙漠以及納米比亞第三紀瓊達布砂巖中保存的風成沉積，就是通過上述穩定效應實現的累積[81,154]。

7.3 風成保存

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

此外，風成沉積還可以通過特殊的機制被保存下來，如海侵和熔巖流覆蓋。例如，歐洲北海地區早二疊世晚期Weissliegend 砂巖中原始的風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Entrada 砂巖中原始風成沙丘也是因同樣的成因機制被保存下來[115]。此外，熔巖流的快速覆蓋，相當于給沙丘裹上了一層樹脂，形成了一個巨型的時間膠囊——琥珀，將沙丘的原始形態定格在了一瞬間，如納米比亞白堊紀Etjo 組和巴西Paraná 盆地早白堊世Botucatu 組中的風成沙丘沉積[114,156]。

8 結論與展望

經過近百年的發展，風成沉積理論體系日趨完善，但仍存在一系列問題亟待解決。風成沉積的研究中主要涉及兩方面內容，一個是風成沉積的鑒別，另一個是風成沉積的解釋。長期以來，準確地鑒別風成沉積、有效地區分風成與水成成因一直都是一個難題，因為二者在宏觀與微觀層面都存在眾多相似之處。目前，具有逆粒序的風成波痕、風成沙波層、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、分級弧和上翻解理薄片，可作為風成沉積鑒別的絕對標志。由于地層出露、保存的差異性，上述特征并非能夠完全識別出來。因此，在開展風成沉積鑒別的時候，需要結合多類型指標進行綜合分析和判斷。

在風成沉積的解釋方面，風成沉積記錄了大量風成建造、風成累積和風成保存方面的信息，它們又與內（床沙形體的遷移）、外控制因素（氣候變化和盆地構造）密切相關。雖然當前已有大量風成床沙形體（特別是沙丘類型）的重建研究，但多以簡單的新月形和橫向沙丘為主。相比之下，現代沙漠環境中線性沙丘所占的比例卻很高。造成上述現狀的主要原因，就在于對沙丘內部結構的認識不清以及宏觀露頭條件的受限。此外，當前保存下來的交錯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沙丘形態的難度。利用探槽、探地雷達等手段，加強現代沙丘內部結構研究，同時結合三維露頭中風成地層類型和風蝕界面的精細解剖，對于準確重建風成床沙形體至關重要。風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，風成沉積之所以受到極大的關注，其核心就在于它與氣候的緊密關聯。風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流特征。近十年來，已有大量關于東亞和南美中生代大氣環流的研究發表，其主要研究對象就是風成沉積前積紋層反映的古風向。需要指出的是，風成沉積中的交錯層理是由風成地層組成，不同的風成地層組合樣式，代表了不同的風況特征。例如，顆粒流層組成的前積紋層產狀代表的是主風向（僅限于橫向沙丘），而風成沙波層則反映的是次風向。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，反映的風向特征也存在著較大區別。在判別了風成地層和風成界面類型的基礎上，有選擇性和針對性地開展交錯層理前積紋層產狀的測量才能夠得到真實的風向特征。另外值得注意的是，由于內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，形成山谷風和次級風，強烈地改造了原始的風況特征。因此，通過單個盆地或局部露頭上的古風向研究來重建古大氣環流格局需要慎重。

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

致謝 感謝審稿專家和編輯對本文初稿提出的寶貴修改意見和建議。值此《沉積學報》建刊40周年之際，謹以此文，表示祝賀！