古风成沉积理论体系与研究进展

许欢，柳永清，旷红伟，彭楠，丁家翔，杜研，苑婷媛

1.云南省地球系统科学重点实验室，昆明 650500

2.云南大学地球科学学院，昆明 650500

3.中国地质科学院地质研究所，北京 100037

0 引言

空气和水是地球上两类重要的流体，在维持地球系统的运行，特别是表层圈的相互作用中充当着重要的媒介。风作为空气冷热不均衡的产物，不仅在地球表面塑造出独特的地貌形态（如雅丹地貌、沙漠、戈壁等），而且是沉积物剥蚀、搬运和堆积的一类重要地质营力。在植被出现之前，地球表层的风成过程比现今要强很多，这与当前太阳系中的部分星球比较相似，如火星、金星、土卫六等[1-3]。因此，风成作用在宇宙星系中具有一定的普遍性，是开展地球与行星科学研究的核心内容。

人类对风成作用的认识由来已久。两千多年前，东汉史学家班固在《汉书》中就写道“径万里兮沙漠，为君将兮奋匈奴”“大风从西北起，云气赤黄，四塞天下，终日夜下著地者黄土尘也“。又如北宋史学家司马光在《王书记以近诗三篇相示各摭其意以诗赓之·投》中也写有“九衢季冬月，风沙正惨黩”。上述诗句朴素地表达了我国北方沙漠的广袤、黄土与风尘的关系、风沙作用的季节和气候特征等认识。相比之下，对风成作用和过程的真正研究始于19 世纪，如Ehrenberg[4]对从非洲输送到欧洲的风尘进行了描述，Blake[5]首次鉴别了沙漠中的风蚀形态等。然而，这些早期的研究多为描述性的。直到20 世纪30 年代，这一研究现状才被真正打破。英国地理学家Bagnold[6]对利比亚沙漠开展了大量关于风成搬运和沙丘形成机制的研究，并在1941 年发表了具有里程碑意义的专著The physics of blown sand and desert dunes。之后，随着地球物理、遥感、计算机模拟、同位素测年等技术的发展，风成沉积的研究取得了一系列重大进展。例如，Glennie[7]对现代沙漠沉积环境的总结；Wilson[8-9]对沙海动力学和内部控制作用响应的研究；McKeeet al.[10-12]对沙丘内部构造和全球沙海的综合研究；Rubinet al.[13-14]运用计算机模拟技术恢复了风成床沙底形的3D 几何形态；Kocurek[15-16]探讨了风成沉积形成与保存的控制因素和沙漠风成系统；Bristowet al.[17-18]运用探地雷达技术精细解剖了现代沙丘的内部构造，完善了沙丘形成和迁移的机制；Mountney[19-20]对风成相模式和风成地层进行了系统总结；Rodríguez-Lópezet al.[21]综述了全球太古代—现今的风成系统和沉积记录的时空分布特征；Lancasteret al.[22]以及Livingstoneet al.[23]对风成过程和风成地貌进行了重新梳理和总结；Parrishet al.[24]首次运用碳酸盐U-Pb 测年技术对美国西部Navajo Sandstone 风成沉积底部的灰岩进行了测年，获得了200.5±1.5 Ma 的年龄，这为风成沉积的定年提供了新的方法。经过近一百年的研究，国际上逐渐形成了一套较为完善的风成沉积理论体系和研究方法。

与国外相比，我国风成沉积的研究起步较晚，其中沙漠沉积体系的研究程度相对滞后。根据年代发展，总体可将其分为四个阶段。第一阶段，20世纪50年代至80 年代中期，以刘东生为代表的学者对我国风成黄土的分布、地层划分、物质组成与结构开展了系统研究，并在《黄土与环境》一书中进行了全面总结[25]，奠定了我国黄土研究在国际上的领先地位。第二阶段，20 世纪80 年代晚期至90 年代，以董光荣等为代表的学者从更大的时空尺度全面研究了白垩纪以来我国沙漠的时空演化，提出晚白垩世和古近纪红色沙漠的形成主要受当时所处的亚热带动力高压带的下沉气流控制，而第四纪黄色沙漠的发育则与青藏高原大规模隆升产生的强大热力、动力作用有关[26-27]。第三阶段，20世纪90年代至21世纪初，以江新胜等为代表的学者对我国白垩纪—古近纪沙漠的时空分布、沉积特征、古风带和大气环流格局进行了深入研究，发现了干旱带的漂变、哈德莱环流的变迁与全球气候（大气CO2浓度）的耦合关系[28-40]。第四阶段，21 世纪初至今，这一时期的研究有别于第二、三阶段，其主要特点为，在前人研究基础上，发现了一系列新的中生代沙漠盆地，扩大了我国中生代风成沉积的时空分布；逐步引入国际风成沉积理论体系，开展了风成地层与界面、古沙漠体系结构、风成沉积形成与保存的控制因素、古风带与大气环流等方面的研究，将我国古风成沉积的研究推向了世界[41-57]。然而，由于国际风成沉积理论体系在我国风成沉积研究中的应用处于早期阶段，仍有许多方面需要进一步深化，如风成沉积3D/4D 相模式、古沙丘的定量重建、风成沉积对全球重大气候、构造事件的响应等。即便如此，我国丰富的风成沉积记录具有得天独厚的优势，为拓展风成沉积理论体系提供了宝贵材料。

随着国际风成沉积理论体系的引入，我国古风成沉积（第四纪之前）的研究得到越来越多的关注，逐渐成为地学研究的热点之一。鉴于目前国内还没有风成沉积理论体系的系统介绍，为使我国研究者更好地了解风成沉积的研究理论和方法，笔者通过解读前人研究成果，并结合自身研究经历和理解，拟从大气的流动特征、风的流体性质与风场、沉积物的搬运、风成沉积的组成与结构、风成床沙形体、风成地层、风成界面、风成沉积体系、风成沉积的形成与保存等方面对风成沉积理论体系进行介绍。需要指出的是，风成沉积理论体系并非仅限于上述内容，其他方面研究（如风成相模式）将作另文发表。此外，本文所介绍的风成沉积理论主要是针对古沙漠沉积（风成砂），不涉及黄土。

1 风与沉积物的搬运

1.1 大气的流动特征

大气圈是地球最外部的一个圈层，在垂向上具有明显的分层结构，由下向上依次分为对流层、平流层、臭氧层、中间层、热层和逸散层。其中，对流层是大气圈与地球表层岩石圈、水圈以及生物圈相互作用的关键区域，发生着物质与能量的强烈交换。由于太阳辐射的纬向差异，加之地球自转的影响，在对流层形成大气环流系统（图1）。假定地表性质均一、太阳直射赤道，则会出现理想的大气环流模式——三圈环流，包括低纬区的哈德莱环流、中纬区的费雷尔环流和高纬区的极地环流。三圈环流之间分别被赤道低压带、副热带高压带和副极地低压带所分隔。在低压区，热空气上升，而高压区，冷空气则下沉，代表了大气的垂向运动。此外，由于大气纬向受热不均、水平压力梯度以及科里奥利力的影响，在低纬、中纬和高纬区对应形成信风带、西风带和东风带，指示了大气的水平运动。因此，大气环流是空气垂向运动和水平运动的综合。

图1 大气环流模式图（据文献[58]修改，底图来源于NASA 网站）Fig.1 Atmospheric circulation model (modified from reference [58];the base map is derived from the NASA website)

近地表发生的风成过程，主要与大气的水平运动有关，同时也与下垫面条件紧密相连。在高空（＞1 000 m），空气的流动受科里奥利力和水平压力梯度力联合作用，二者的平衡导致风平行于等压线流动。相比之下，在近地表情况下，除了科里奥利力和水平压力梯度力影响，摩擦力也发挥着重要作用。摩擦力的大小直接受控于下垫面的物质组成、地貌形态等因素。在气象学中，将大气底部受地球表面直接影响的部分称为大气边界层，其厚度一般为1～1.5 km[59]。显然，大气边界层中的气流支配着沙尘在地表以及地表向大气的输送。

1.2 风的流体性质与风场

对于自然界中的流体而言，不论是空气，还是水，根据其流动特征均可分为层流和湍流两类。在层流中，流体质点做平行线状运动。随着流速的增加或黏度的降低，流体质点开始掺混，发生不规则运动。这两种流动状态可以用雷诺数（Re）来表征，即：，式中ν是流体速度，d是颗粒直径，ρ是流体密度，μ是黏度系数。雷诺数本质上是惯性力与黏滞力的比率。与水相比，空气的黏度更低，流速更快。当Re较小时，黏滞力占主导，流动状态为层流。当Re 较大时，惯性力占主导，流动状态为湍流。在大气边界层中，空气运动的主体状态为湍流，仅在地表非常有限的高度（＜1 mm）存在极薄的层流。如果颗粒（粒径＜80 µm）位于层流内，则该表面在空气动力学上被定义为光滑表面，反之则为粗糙表面，且层流被湍流破坏和取代（图2a，b）。在垂向上，随着高度的增加，地表对风的摩擦阻力就越小，风速也会增加，增加速率由快变慢（图2c）。

图2 地表气流结构与风速剖面（a）光滑表面气流结构（据文献[60]修改）；（b）粗糙表面气流结构（据文献[60]修改）；（c）风速剖面（据文献[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，风的运动状态会随着时间、地形、地貌的改变而发生巨大变化。特别是对于山间盆地沙漠，由于山谷风会形成局地环流系统，从而进一步加剧了风场的复杂化。仅就沙丘而言，它也会影响盛行风的风速和风向。这些改造后的主风向或盛行风被称为二次风或二次流。根据形态特征，可将沙丘轮廓简单地划分为迎风坡、沙丘脊、坡折带和背风坡（图3）。迎风坡较缓，坡度介于10°～15°。背风坡较陡，坡度接近空气休止角33°。风洞实验研究表明，在沙丘背风坡表面存在一个极薄的内边界层，风在该层内爬升的过程中会不断加速，从而增加其侵蚀与搬运的能力[63-64]。这也导致了沙丘迎风坡上只能发生侵蚀与过路。当风吹过沙丘脊时，气流开始扩散，并在背风坡形成回转的涡流或分散流。至此，风的侵蚀与搬运能力大大降低，背风坡也成为了沉积物的堆积区。在经过近一个沙丘高度距离的迁移之后，分散的气流又会重新聚合，然后再次加速，重新回到原始状态（图4a，b）。沙丘间正好处于气流缓慢加速的区域，因此干旱型的沙丘间也是侵蚀过路区。

图3 风成沙丘轮廓示意图（据文献[62]修改）Fig.3 Schematic of an eolian dune (modified from reference [62])

图4 沙丘表层气流特征（a）沙丘纵向剖面气流变化（据文献[65]修改）；（b）沙丘气流流线二维结构模拟（据文献[60]修改）；（c～f）沙丘迎风坡主风向与背风坡二次流关系，（c，d）横向沙丘，（e）斜向沙丘，（f）线性沙丘（据文献[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，不同的沙丘形态和主风向相对于坡折带走向的夹角会形成不同的二次风。研究表明，背风坡的风速是主风向与坡折带走向夹角的余弦函数，即当夹角为90°时（横向沙丘），背风坡的风速将为0，风向不发生偏转；随着夹角的减小（斜向沙丘），背风坡的风速也逐渐增加，风向发生偏转，且沿着背风坡走向迁移。当夹角为0°时（线性沙丘），背风坡的风速和风向与主风向相同[62,66]（图4c～e）。因此，主风向与坡折带的夹角就界定了沙丘中横向、线性和斜向气流的样式，这与沙丘的形态分类一致。

1.3 沉积物的搬运

受风力作用的沉积物的搬运过程可分为两个阶段，一个是沉积物的启动，另一个是沉积物的搬运。

1.3.1 沉积物的启动

在风场中，沉积物的启动是多向应力共同作用的结果，包括颗粒自身的重力（W）、颗粒与地面之间的摩擦力（F）、颗粒与颗粒之间的黏滞力（C）以及风对颗粒施加的拖拽力（D）和上举力（L）（图5a）。重力、摩擦力和黏滞力主要与颗粒的物理性质（粒度、密度、固结程度、磨圆度等）以及环境（湿度、地面坡度、胶结物等）有关，而拖拽力和上举力则是流体（风）施加的外力，受流速控制[60,67]。只有当外力大到足够克服颗粒自身应力时，颗粒才能发生运动。对于不同粒径的颗粒，所需的启动风速并非线性关系。当粒径在极细砂级以下时，由于颗粒间黏滞力较强，粒径与启动风速呈负相关关系。当粒径在极细砂级以上时，粒径与启动风速呈正相关关系[6,19]（图5b）。Bagnold[6]所做的风洞研究指出，风作用于颗粒的剪切应力（拖拽力）或风对沉积物的搬运能力是风速的三次函数，表明风速的小幅度增加能够换来更大的沉积物搬运能力。此外，风的湍流流动状态能够产生有效的拖拽力和上举力，从而使颗粒在相对低的风速条件下发生移动。

图5 风中颗粒启动的影响因素（据文献[19]修改）（a）风中颗粒的受力分析；（b）风中颗粒运动的粒径与风速关系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 沉积物的搬运

流体搬运碎屑物质的方式主要有两种，即底负载和悬浮负载。由于空气和水在密度、黏度等方面存在较大差异，二者对沉积物的搬运过程也有着显著不同。在风成环境中，风对颗粒施加的外力主要为拖拽力（牵引力）和上举力（抬升力）（图5a、图6a），它们与空气的密度和风速密切相关。在空气中，随着风速的增加，颗粒的搬运形式从蠕动逐渐转变为滚动、跳跃和悬浮（图6a，b）。沙尘暴的观测研究表明，粒径介于0.1～0.5 mm的颗粒最容易发生跳跃，而0.5～2 mm 的颗粒主要运动方式为蠕动，小于0.1 mm的颗粒以悬浮负载的方式搬运，粒径大于2 mm的颗粒仅在极端高速的风暴条件下才发生移动[68]。在陆地上，强风的风速为30 m/s，其对应的搬运颗粒粒径的上限为0.5 mm，即中砂[69-70]。因此，风成环境中搬运的沉积物类型主要为黏土—中砂，这一特征也被部分学者作为判别风成沉积的指标之一[71]。

图6 风成颗粒搬运方式（据文献[19]修改）（a）颗粒在地表的蠕动和滚动；（b）跳跃的颗粒在空中产生多次撞击（颗粒运动照片来自文献[58]）；（c）跳跃的颗粒落地撞击地表颗粒，并导致其发生滚动；（d）颗粒跳跃的弹道轨迹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

因空气的密度（1.3 kg/m3）与水的密度（1 000 kg/m3）相差两个数量级，对于相同粒径的颗粒，其在空气中沉降的速度是水中的60～80倍，在空气中搬运所需的风速是水流的29倍[60]。当跳跃的颗粒从空气中下落时，就会产生强大的撞击力。如果落点处接触的颗粒为粗砂或砾级，则降落的颗粒在撞击后会发生弹跳，进行二次跳跃，而被撞击的颗粒产生蠕动。如果落点处颗粒为中细砂或粗粉砂级，则会激发被撞击颗粒的移动。由于撞击过程中存在能量的衰减，被撞击颗粒无法完成跳跃，仅以非定向的小尺度跳动（reptation）为主[72]（图6c）。从空气动力学角度看，颗粒的整个跳跃过程存在着一个跳跃的弹道，可以用垂直跳高、水平跳距、起跳角和落地角来界定（图6d）。野外观测显示，颗粒的垂直跳高平均约5 cm，而水平跳距为垂直跳高的12倍[73-74]；颗粒一次跳跃的时长为0.1～0.2 s[75]。多数颗粒的起跳角度介于34°～50°，落地角为6°～20°，远大于水流中的弹道角度[6,76]。粒径越大、起跳角越大，颗粒就会获得更高的跳跃高度和更大的落地角度，进而产生更强的动力势能，这也增加了颗粒在空中的碰撞几率。研究表明，颗粒落地的速度是初始速度的3～5 倍，或者初始动能的20倍[75]。此外，颗粒在跳跃过程中的旋转，也能产生额外的上举力，从而提升颗粒的运动强度[77]。因此，跳跃构成了风成环境中颗粒的主要运动形式。

对于细粉砂和泥级的颗粒，一旦被搬运至空中，在湍流的作用下就很难沉降下来，可沿顺风方向搬运数百至数千千米。现代深海中就沉积有来自遥远陆地经风搬运而来的风成沉积。

2 风成沉积的组成与结构

2.1 风成沉积的组成

本文所论述的风成沉积主要为风成砂。鉴于沙漠环境中碎屑物的搬运特征，颗粒均会经历强烈的碰撞过程。对于硬度较小的矿物，如云母、方解石、叶蜡石、盐岩等，在撞击过程中容易发生破碎，最终以悬浮方式搬运至沙漠以外区域。相比之下，以石英、燧石、尖晶石等为代表的高硬度矿物则会留存下来。与其他高硬度矿物相比，石英的分布以及在地壳岩石中所占的比例最高。因此，风成沉积的主要碎屑组分为石英，含少量长石、稳定重矿物和岩屑（图7）。大多数古代的风成砂也都是石英砂岩。上述特征表明，高成分成熟度是风成沉积的普遍特征。

图7 风成沉积组分和显微结构特征（山东蒙阴盆地三台组风成砂）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，虽然多数风成碎屑是以石英为主的单矿物，但风成沉积的组分与源区沉积物或岩石组分也存在密切联系。例如，新墨西哥White Sands 石膏沙漠[78]、阿拉伯以及萨尔瓦多等地保存的碳酸盐风成砂[79-80]、冰岛阿斯恰火山口附近的火山岩风成沉积[81]、火星上的玄武质沙丘[82]等。与内陆沙漠相比，海岸带风成沉积中生物碎屑、鲕粒、碳酸盐颗粒的含量会高很多[78]。

此外，由于沙漠中强蒸发环境，导致颗粒间的孔隙水饱和或过饱和，从而沉淀出胶结物。孔隙水的物质组分受大气降水和地下水的供给控制。风成沉积中的胶结物类型主要有碳酸盐胶结物（方解石）、硅质胶结物（蛋白石、玉髓、石英）、铁质胶结物（赤铁矿），部分地区还可出现盐岩、石膏等胶结物。

2.2 风成沉积的结构

风成沉积的结构主要涉及四个方面的内容，包括碎屑颗粒的粒度、分选性、磨圆度和表面结构。它们是显微尺度上鉴别风成沉积的主要研究对象。

2.2.1 粒度

根据风力强度及其与颗粒搬运能力之间的关系，风成沉积的粒径一般不超过中砂级（＜0.5 mm）。不同类型的沙漠、不同的沙漠亚环境中风成沉积的粒径存在较大的变化。例如，海岸沙丘砂多以细砂为主，而内陆沙丘砂则主要由细—中砂组成；沙丘砂以砂级颗粒为主，而沙丘间、沙席、砾漠等环境的沉积物中则含有更多的粉砂和黏土组分[83]。非沙丘环境中粗粒和细粒组分含量的增加主要与沙漠中的风蚀和风选作用有关，即砂级颗粒在风选作用下离开地表，留下粗粒的滞留沉积物，即盔甲状滞留沉积（armored lag）。这些较大的颗粒聚集在风蚀面之上，有效地阻挡了下伏细粒物质免受风选作用而被吹走[19]。

2.2.2 分选性

风成沉积的分选性与源区物质组成与结构、风力大小、沉积物搬运机制密切相关。在源区物质组成与结构方面，寒带沙漠多分布在冰川边缘区域，其物质主要来源于结构成熟度极低的冰川沉积，而热带、亚热带和温带地区沙漠沉积物来源多样，如冲积扇、河流、湖泊、三角洲、滨浅海沉积等，其分选性明显比冰川好，这也就决定了寒带沙漠沉积物的分选性较热带—温带沙漠的差[84]。在风力大小方面，由于海洋表面的摩擦力比地表小，海洋表面的风速一般比陆地大，加之海风效应增强了向岸风的强度，致使海岸沙丘砂的分选达好—极好，而内陆沙丘砂的分选为中等—好[83]。在沉积物搬运机制方面，以跳跃迁移颗粒组成的沉积（颗粒飘落层grainflow strata）分选性比以悬浮沉降颗粒组成的沉积（颗粒飘落层grainfall laminae、条纹层pin-stripe laminae）要好（风成地层相关内容见下文），因为颗粒在跳跃过程中经历了更频繁的碰撞和分选。因此，在开展风成沉积分选性研究时要注意区分样品的风成环境和风成地层类型，否则容易出现混合态的特征，如粒度概率分布图中的双峰态、粒度概率累积曲线中的陡缓曲线组合等（图8）。

图8 风成与水成沉积概率累积（a）与分布图（b）（山西宁武—静乐盆地天池河组）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 磨圆度

由于空气的密度远小于水，当颗粒在空气中发生碰撞时遇到的阻力比在水中小，产生的碰撞强度也比在水中大，可直接导致碰撞和被碰撞颗粒均发生磨损。此外，在跳跃搬运过程中，较大的起跳角、较高的起跳高度，也能够增加颗粒在空中的碰撞几率，从而增大颗粒的磨损程度。石英颗粒的风成磨蚀实验研究表明，初始高度棱角状的石英颗粒首先磨蚀的是凸出角和不规则的边。经过48 h的磨蚀之后，就与沙丘砂结构特征一致，即多呈圆状—滚圆状。磨蚀初期的重量损耗最快，但随着磨圆程度的增加，损耗的速度逐渐减小，细粒物质的组分也相应增加[85]。风成沉积的磨圆度与分选性受控因素较为一致，二者具有非常高的相关性（图7），但磨圆度和分选性并不是判断风成沉积的绝对指标。

2.2.4 表面结构

风成沉积碎屑颗粒的表面结构包括霜面、沙漠漆和表面显微结构，前二者为宏观表面结构，后者为显微表面结构。霜面也称为毛玻璃表面，是颗粒频繁撞击导致颗粒表面出现的毛玻璃化。也有研究指出，干湿交替环境引发的溶蚀和沉淀作用也能在颗粒表面形成霜面。沙漠漆是颗粒表面出现的一层深色薄膜，与夜间毛细管作用下水分在颗粒表面的吸附、白天水分的蒸发和氧化物的沉淀作用有关，物质组分有氧化铁、氧化锰等。热带、亚热带地区的沙漠都显红色、如撒哈拉沙漠、阿拉伯半岛沙漠、卡拉哈里沙漠等，其主要原因就在于沙粒表面由氧化铁组成的沙漠漆。目前对石英颗粒表面进行能谱扫描可以判断其表面沙漠漆的物质组成。霜面和沙漠漆是风成沉积碎屑颗粒特有的表面结构。

表面显微结构主要是针对风成沉积中单矿物（如石英、稳定重矿物等）的表面结构特征的观察，该方法得益于20 世纪60 年代扫描电镜的出现。目前，可将表面显微结构分为三大类：机械成因、化学成因和机械与化学混合成因。机械成因表面显微结构主要与颗粒间的机械碰撞有关，可进一步细分为12 类，其中碟形撞击坑、新月形撞击坑、分级弧和上翻解理薄片为风成沉积的典型特征（图9a～f）。化学成因表面显微结构与颗粒表面的化学溶蚀和矿物再生有关，如溶蚀坑、再生石英等（图9g～i），该特征在其他沉积环境中也可出现。机械与化学混合表面显微结构是机械和化学联合作用的结果，其中直撞击坑是风成沉积所特有，由强风搬运过程中，跳跃颗粒与蠕动颗粒的垂直碰撞产生，且撞击坑中普遍存在次生的硅质沉淀物。更为详细的风成沉积表面显微结构的介绍可参考Voset al.[86]发表的综述性文章。

图9 风成砂稳定单矿物颗粒显微表面形貌特征（据文献[47]修改）（a～c）锆石颗粒表面蝶形撞击坑；（d～f）金红石颗粒表面蝶形撞击坑、上翻解理薄片；（g～i）石英颗粒表面蝶形撞击坑、上翻解理薄片、溶蚀坑/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 风成床沙形体

Wilson[87]根据撒哈拉沙漠的研究，按照规模大小将风成床沙形体分为三个等级：沙波（ripple，波长0.01～10 m）、沙丘（dune，波长～10～500 m）和巨型沙丘（draa，波长～0.7～5.5 km）（图10）。目前对于draa 还没有一个统一的定义。该词源自阿拉伯语，原意为手臂，本文暂将其解释为巨型沙丘（megadune）。

图10 风成床沙形体分类（据文献[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类风成床沙形体，且分布广泛。从形态上看，风成沙波波脊线较为平直，其走向多与风向垂直。与水成沙波相比，风成沙波具有较高的波长/波高比值，即高波痕指数（20～40+），外形上更扁，这就导致风成波痕在古风成沉积中不易被发现[19]（图11）。风成沙波的形成与迁移主要与风速和粒度有关，搬运方式包括跳跃、跳动和蠕动。一旦风况条件发生改变，碎屑颗粒开始运动，则指示沙波的初始形成。当风速一定时，颗粒的运动被限制在很窄的粒度区间内，几乎所有的颗粒在跳跃过程中的距离都非常相似[6]。碎屑颗粒单次跳跃的水平距离近似于沙波的波长。颗粒的粒径越粗，所需的搬运风速越大，跳跃的路径也会越长，从而产生更大的沙波[88]。目前，地球上已报道的最大的沙波（砾波）出现在阿根廷的普纳高原，波长43 m，波高超过2 m[89]。虽然沙波是最小型的风成床沙形体，但基本形态与沙丘、巨型沙丘相似，包括缓倾的迎风坡和陡倾的背风坡。迎风坡是碎屑颗粒搬运的主要场所，绝大多数跳落到迎风坡上的颗粒会再次跳跃至空中，然后降落到下一个沙波的迎风坡。迎风坡上较粗的颗粒无法跳跃，只能通过蠕动、跳动的方式向波峰处移动，而较细的颗粒由于跳跃距离不远，则会降落到沙波的背风坡，即遮蔽沉降区，不发生跳跃[90]，这样就形成了波峰粗、波谷细的风成沙波平面特征。当粗粒波峰迁移至细粒波谷之上时，则在垂向上构成了下细上粗的逆粒序特征（图11d、图12）。上述“二元结构”是风成波痕的独有特征，可作为风成波痕的可靠判断标志。

图11 风成沙波与风成波痕（a，b）现代沙丘风成沙波（来源于网站https://unsplash.com/images/nature/desert）；（c，d）风成波痕，以高波痕指数、峰粗谷细为特征（山东蒙阴盆地三台组风成砂）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)

图12 风成沙波形成过程示意图（据文献[19]修改）（a）风成沙波的迁移形成波峰粗、波谷细的结构，且纹层近于平行；（b）迎风坡高角度撞击促使粗颗粒向波峰处移动，而背风坡（阴影区）则为细粒物质的沉降区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

沙丘是比沙波大一级的风成床沙形体，但二者在规模上却存在重叠[87]。滑动面的发育情况、粗粒物质的分布位置以及平均粒径被认为是区分重叠区沙波与沙丘的有效特征[6,58,87]。在现今地球沙漠的分布区中，有20%的区域被风沙所覆盖，其中60%的地区发育沙丘[23]。与沙波相比，沙丘同样发育迎风坡和背风坡。绝大多数的迎风坡坡角为8°～16°，背风坡坡角为20°～34°[19]。气流在迎风坡会产生加速和剥蚀，在背风坡则会发生分流、转向和减速（图4a，b）。随着迎风坡的碎屑物质不断向沙丘脊处搬运和累积，当累积的坡度超过空气的休止角32°～34°时，这些堆积的物质则会顺着背风坡发生垮塌和堆积，这也是沙丘迁移的动力学机制。

沙丘大小不一，形态多样。根据活动性来划分，可将沙丘分为活动型、半活动型和稳定型[91]。沙丘的活动性与干湿气候条件、风况、相对地下水位以及植被发育程度密切相关。如果从形态特征来看，可将沙丘划分为新月形、新月链状、横向、斜向、线性、抛物线形、星形和圆顶状八类（图13），其中新月形、横向、线性和星形是最早分出的四种类型。Wassonet al.[92]使用等效砂层厚度和风向变化关系区分了上述四类沙丘（图14a），其中风向变化被定义为合成输沙势（RDP）与输沙势（DP）之间的比率。输沙势（DP）是所有风向上输沙的总量，而合成输沙势（RDP）是主风向上的输沙量。新月形沙丘和横向沙丘主要出现在单风向环境中，以高RDP/DP比值为特征。相比之下，线性沙丘和星形沙丘风向数量逐渐增多，RDP/DP比值也随之降低（图14）。在沙供给量较低、风向变化不大的区域，主要形成新月形沙丘。随着沙的供给量增加，新月形沙丘转变为横向沙丘。当沙的供给量进一步增加且风向由单向风变为双向风和多向风时，横向沙丘逐渐演变为斜向沙丘、线性沙丘和星形沙丘。一般在海岸带，沙的供给量较低，单向风盛行，主要发育新月形和横向沙丘。在内陆区域，沙的供给量增加，风向更为多变，则发育线性和星形沙丘，如纳米比亚沙漠自西向东显示出此类变化[94]。此外，根据沙丘的叠加特征，还可将其划分为复合型沙丘和复杂型沙丘。复合型沙丘是不同规模、相同类型沙丘的叠加，而复杂型沙丘则是不同规模、不同类型沙丘的叠加。复合和复杂型沙丘并不遵循Livingstoneet al.[23]提出的沙丘类型与等效砂层厚度和风向变化的对应关系[92]，它们体现了沙丘动态地貌时空演化的复杂性。

图13 沙丘的分类（据文献[19]修改）Fig.13 Classification of eolian dunes (modified from reference [19])

图14 沙丘类型的主要控制因素与风向特征（a）沙丘类型的主要控制因素（据文献[23]修改）；（b）现代不同类型沙丘中的主风向特征（据文献[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 是比沙丘更大的沙质床沙形体，波长500～5 000 m，波高10～450 m，沙丘间距可达300～600 m[8,87]（图10）。然而，也有学者认为只要发育叠加小型沙丘的风成床沙形体，如复合沙丘和复杂沙丘，就可以认为是巨型沙丘[95]。Lorenzet al.[58]提出由于缺乏被广泛接受的正式定义，不提倡使用draa一词。值得一提的是，Wilson[8]最初对风成床沙形体的分类主要是基于床沙形体的波长和粒度的关系，且沙波、沙丘和巨型沙丘之间并不存在过渡类型（图10）。基于这一特征，本文采纳Wilson对draa的原始定义。

由于巨型沙丘规模较大、含沙量大，其形成则需要非常高的风成沉积物供给量和输沙速率。大型沙海的核心区沉积物供给充足，有利于巨型沙丘的发育。与沙波和沙丘相比，沙海的生长速度较慢，一般需要5 000年到1 000万年的时间[8]。因此，时间是决定巨型沙丘规模的一项重要控制因素。此外，风况和沉积物粒度分布也能对沙海的规模和形成演化产生显著影响[9]。

巨型沙丘的分类与沙丘相似，包括简单型、复合型和复杂型[11]。其中，复合型和复杂型较为常见，上叠的小型沙丘多出现在其侧翼之上，它们是多向风况条件下的产物。复杂的床沙形体叠盖样式形成了复杂的风成交错层理，这进一步加剧了古风成沉积记录的解释难度。目前已有学者根据风成界面特征，识别出了古巨型沙丘沉积[96-97]。

4 风成地层

风成地层主要记录的是沙丘背风坡的沉积过程，包括牵引爬升、重力垮塌、悬浮沉降和潮湿黏附。它们分别对应四类风成地层，即风成沙波层（wind-ripple lamination）、颗粒流层（grainflow strata）、颗粒飘落层（grainfall lamination）和黏附层（pin-stripe lamination）[19,65,98]。虽然Hunter[98]在最早的分类中还提出了另一类风成地层，即板状层（planebed lamination），但目前对其形成机制仍不清楚，且在风成沉积中的分布较少[98-99]。此外，Bristowet al.[100]在上述分类的基础上，还将风蚀滞留、物理变形层和化学变形层也归入风成地层。显然，物理变形层和化学变形层中存在部分沉积期后的改造作用。鉴于此，本文重点介绍前四类与背风坡沉积过程有关的风成地层特征。

4.1 风成沙波层

风成沙波层是由风成沙波的迁移形成，在风成沉积中广泛发育，出现的环境以干旱型沙丘间、沙席为主，其次在沙丘和巨型沙丘中也有不同程度的分布。风成沙波层整体呈平行层状，单层厚1～10 mm（1～2 个颗粒的粒径），具有较弱或典型的逆粒序结构，这也是区别风成沙波层与水成沙波层的关键特征（图12、图15a，b）。目前对于风成沙波层逆粒序结构的形成机制主要存在两种解释，一种是在沙波的迁移过程中，由于粗粒波峰迁移到细粒波谷之上，从而形成了下细上粗的粒度序列[19]；另一种是沙波表层的粗颗粒之间普遍存在良好的孔隙结构，当较细的颗粒落入粗颗粒之间时，则会渗入到底部，与上部的粗颗粒组合形成逆粒序[101]。这些出现在风成沙波层底部的细颗粒在分选、磨圆以及孔渗性方面较上部的粗颗粒差很多，因此也就形成了更高的固结程度和抗风化能力，在野外露头中常表现为凸出层面的条纹状细线，这一结构也被称为条纹层（pin-stripe lamination）[101]。条纹层多出现在风成沙波层和颗粒流层中（图15c）。

图15 风成沙波层与条纹层沉积特征（a，b）沙丘间沉积中的风成砂波层（鄂尔多斯盆地早白垩世洛河组）；（c）颗粒流层底部出现的条纹层（滇西北剑川盆地始新世宝相寺组）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]最早根据风成沙波的爬升角度（α）与迎风坡角度（β）之间的关系，将风成沙波层分为亚临界爬升层（α＜β）、临界爬升层（α=β）和超临界爬升层（α＞β）（图16）。其中，亚临界爬升层在风成沙波层中分布最为广泛。由于亚临界爬升层的爬升角度小于迎风坡角度，导致迎风坡整体发生侵蚀，背风坡部分保存。相比之下，从临界爬升层到超临界爬升层，爬升角度逐渐增大，并超过迎风坡角度，风成沙波的保存状态也从背风坡整体保存转变为迎风坡与背风坡共同保存。沉积物的供给量，抑或是上游沉积物的输入与下游沉积物的输出之间的比率决定了风成沙波的爬升状态。沉积物供给越充足，沙波的爬升角度也就越大。在风成沉积记录中，临界爬升层和超临界爬升层较为少见，加之风成沙波高的波痕指数、整体较好的分选性，因此无法在风成沙波层中见到水成沙波层中常见的前积纹层。

图16 风成沙波层类型划分（据文献[98]修改）Fig.16 Classification of wind-ripple stratification types (modified from reference [98])

4.2 颗粒流层

颗粒流层仅出现在沙丘沉积中，是多数风成交错层理前积纹层的核心组成部分。在风力作用下，碎屑颗粒会沿着沙丘的迎风坡不断向沙丘脊处迁移和聚集。当沙丘脊处的沉积物累积到足够多，以致于沙丘背风坡的坡角超过空气休止角（32°～34°），在沙丘的背风坡则会发育一个活动的滑动面，沙体在重力作用下会顺着滑动面向下滑塌，形成颗粒流（图17a，b）。目前主要存在两种颗粒流的形成机制，一种是滑塌改造（slump degeneration），另一种是陡坡后退（scarp recession）[98]。在滑塌改造机制中，当沉积物中的含水量很低或缺失时，颗粒间的黏附力会逐渐减弱，沙丘背风坡上的沙体则会失稳，从而发生向下移动，形成颗粒流。在陡坡后退机制中，当沙丘背风坡上出现一个初始破损点且形成了一个小型陡坡时，这个陡坡会逐渐向沙丘坡上移动、后撤，同时也会向侧面扩展。在后撤的同时，也会伴随着单个颗粒或小型砂体的脱落、下滑。这种小型陡坡会逐渐后撤，直到到达滑动面顶端停止。如果滑动面的长度大于0.5 m 或1 m，则会在原始颗粒流侧面伴生出现二次颗粒流[98]。

图17 风成地层分布及特征（a，b）现代沙丘中颗粒流的分布和形态特征（来源于网站https://unsplash.com/images/nature/desert）；（c，d）沙丘沉积中风成地层的类型及分布（据文献[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])

对于不同大小的沙丘，颗粒流发育的位置也存在较大差异。在大型沙丘中，颗粒流主要出现在沙丘背风坡的上部。相比之下，在小型沙丘中，颗粒流则可以触及沙丘底部（图17a～c）。不论颗粒流如何分布，其形态特征和内部结构总体较为一致。平面上看，颗粒流整体呈舌状或椎状向坡下尖灭，在截面上则表现为颗粒流层的厚度向下逐渐变薄（图17c，d、图18a，b）。一般颗粒流层的厚度介于2～5 cm，是风成地层中最厚的沉积单元。颗粒流层倾角为28°～34°，平均为31°。出现在沙丘背风坡的风成沙波、悬浮沉降（颗粒飘落）以及前期形成的颗粒流沉积碎屑都可以作为新形成的颗粒流的物质来源。此种混源沉积物中，既包括粗粒物质，也包括细粒物质。当颗粒流向下移动时，在剪切分选的作用下，粗颗粒会逐渐聚集到表层，从而形成逆粒序结构（图18c）。如果混源沉积物中的碎屑颗粒分选很好，则颗粒流层中不显逆粒序[6,102]。与其他类型风成地层相比，颗粒流层中的碎屑颗粒最为松散，整体具有高孔隙度和高渗透率特征，平均为45%。该结构不仅与颗粒流形成所需的干旱环境有关，而且与颗粒流的快速堆积联系紧密[103]。

图18 典型风成地层野外露头照片（山东蒙阴盆地三台组）（a）颗粒流层与风成沙波层交互，颗粒流层呈楔状向下剪灭；（b）小型楔状颗粒流层夹于风成沙波层中；（c）厘米级颗粒流层与毫米级颗粒飘落层韵律，颗粒流层显逆粒序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 颗粒飘落层

颗粒飘落层是位于背风坡上空的碎屑颗粒悬浮沉降形成的顺着背风坡地形展布的薄纹层。这些碎屑颗粒以跳跃运动方式从迎风坡越过沙丘脊至背风坡。虽然气流在经过沙丘脊之后会发生分流和减速，但在背风坡仍存在分支气流（图4a，b）。这些跳跃至背风坡上空的颗粒在分支气流的托举下，能够以悬浮方式向下坡方向进行更远距离的搬运。Bristowet al.[100]将这种先跳跃后悬浮的方式称为改造型跳跃（modified saltation）。这与颗粒飘落层的最初定义有所不同，即颗粒飘落层形成于先前跳跃颗粒在背风坡分流区域的沉降[98]。在背风坡上部区域，特别是转折端附近，随着风的携带能力的降低，跳跃至此的颗粒最容易沉降下来[104]。如果此处坡脚较大，则容易发生垮塌形成颗粒流，从而破坏颗粒飘落层。一般颗粒飘落在背风坡上部，其分布范围可向坡下延伸数十米。风速越大、粒度越小，颗粒被搬运的距离也就越远，保存颗粒飘落层的潜力也就越大[98,105]。对于小型沙丘，颗粒飘落层能够覆盖整个背风坡，也最易保存（图17c，d）。

颗粒飘落层在沙丘转折端处最厚，向下逐渐尖灭。在大型沙丘沉积中，颗粒飘落层厚度为毫米级，呈极薄层状夹在颗粒流层中。相比之下，小型沙丘沉积中的颗粒飘落层厚度为厘米级，可与颗粒流层呈近等厚互层。颗粒飘落层平均粒度相对于颗粒流层小，组分包括砂、粉砂和黏土，整体固结程度中等，倾角为20°～28°，最高可达空气休止角34°。实验研究表明，随着风速的增加，颗粒流层显逆粒序，反之则显正粒序；稳定风速条件下，不显粒序[93]。在大型风成交错层理中，颗粒飘落层粒度更细、颜色偏深、厚度较小，能够与颗粒流层形成显著差别（图18c）。

4.4 黏附层

黏附层是风携带的干燥颗粒黏附在湿润地表形成的沉积层，包括黏附瘤和黏附波，最早由Reineck[106]提出。黏附瘤为小型球状、椭球状沙质结合体，在层面上呈无序的分散状排列。黏附瘤的形成与多向风的作用有关。在不同方向风周期性的吹动下，其携带的颗粒就能够黏到颗粒的不同部位，从而促进黏附瘤的生长[107-108]。相比之下，黏附波则具有典型的沙波形态特征。与正常风成沙波和水成沙波不同的是，黏附波的陡坡为迎风坡、缓坡为背风坡，也就是说黏附波是迎着风生长的，且此风为单向风[107]（图19）。不同的风力、风向、底面倾角及其与风向的关系、相对地下水位均会影响黏附波的发育与累积[107]。总体上看，黏附层的形成需要湿润的地表，与相对较高的地下水位（与地面平行）密切相关。湿润的沙丘间区域以及沙丘底部是黏附层的主要分布区[109]。准确鉴别黏附层对恢复相对地下水位波动、风成沉积体系以及干湿气候旋回具有重要作用。

图19 黏附波痕形成模式和典型露头照片（形成模式据文献[107]修改，露头照片来自山东蒙阴盆地三台组）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 风成界面

风成界面是沙丘迁移过程中，在层系或层系组内形成的侵蚀面。Brookfield[110]最早提出了三级风成界面的划分方案，以此来对应不同尺度和环境下沙丘的迁移行为。之后，Fryberger[111]对风成界面进行了全面总结和分析，重新将与沙丘有关的风成界面厘定为沙丘间界面（indertune surface）、叠加界面（superimposition surface）和再作用面（reactivation surface）（图20），可与Brookfield[110]提出的三级界面进行对比。风成界面是风成床沙形体自身迁移的产物。相比之下，还存在风成与水成相互作用而产生的界面，如斯托克斯面（Stokes surface）、风蚀面（sand-drift surface），洪泛面（flooding surface）、超界面（super surface）等[111]。本文重点对沙丘间界面、叠加面和再作用面这三类内因型界面进行介绍。

图20 风成界面分类（据文献[19]修改）（a）简单交错层系（内部无界面）；（b）复合交错层系（内部有界面）；（c）复合交错层系（组合层系组）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 沙丘间界面

沙丘间界面，也称为沙丘间迁移界面，是指被沙丘间分隔的大型风成床沙形体在迁移和爬升过程中形成的侵蚀面。侵蚀的对象既包括沙丘间区域，也可以是下风方向相邻沙丘的迎风坡[112]。在平行于沙丘迁移方向的剖面中，沙丘间界面整体平直或略微弯曲，以低角度（＜0.1°）倾向上风方向，与上覆交错层理的前积纹层倾向相反。沙丘间界面能够向下风方向延伸数百甚至上千米。在垂直于沙丘迁移方向的剖面中，沙丘间界面整体呈下凹弯曲状[99,102]。沙丘间界面是风成界面中级别最高的一类界面，它能够截切两个沙丘间界面之间的层系与层系组纹层、叠加界面和再作用面（图20，21）。沙丘间界面之上是否发生沉积以及存在什么类型的沉积，取决于沉积物的供给、相对地下水位等因素（详见6.2）。

5.2 叠加界面

叠加界面主要出现在复合型或复杂型沙丘中，是子沙丘在母沙丘之上迁移形成的界面[100,113]。一般情况下，复合型或复杂型沙丘的迎风坡和背风坡均会发育子沙丘。然而，由于迎风坡为剥蚀区，且沙丘爬升角度较小，除了极端特殊情况（如快速海侵、熔岩流）[114-115]，仅部分背风坡下部区域的子沙丘和母沙丘能够保存下来。在不同的风况条件下，子沙丘相对于母沙丘的迁移行为存在较大差异。当主风向与沙丘脊垂直时，子沙丘与母沙丘的迁移方向一致。当主风向与沙丘脊斜交或平行时，子沙丘则沿着母沙丘背风坡走向迁移。不论子沙丘与母沙丘的叠加及迁移关系如何，叠加面都会出现在交错层系组之中（图20c）。在平行于沙丘迁移方向的剖面中，叠加面呈板状或向下弯曲的扇形，与上覆交错层系纹层倾向一致，但倾角相对较小，向上或向下可被沙丘间界面截切。上述特征与再作用面非常相似，这导致了在岩石记录中往往很难将二者区分开来[65]。在垂直于沙丘迁移方向的剖面中，叠加面与再作用面之间存在差异，即叠加面多与纹层相交，而再作用面却与纹层平行。当叠加面与再作用面同时出现在交错层系组中时，叠加面截切再作用面（图20c、图21）。

图21 典型风成界面露头（据文献[49]修改）Fig.21 Photograph showing symbolic eolian bounding surfaces (modified from reference [49])

5.3 再作用面

再作用面形成于风向、风速的变化对沙丘的侵蚀。对沙丘而言，其背风坡的气流易于改造且不稳定。白天与夜晚的热力差、季节性的热力差都会造成风况的变化，特别是风向的变化。一旦风向发生转向，原本是沉积区的背风坡则会发生侵蚀，形成再作用面。当风向恢复正常时，再作用面之上会再次发生沉积[113]。再作用面的形成及其之上沉积的出现可以是突发性的，也可以是周期性的。其中，最典型的周期性（季节性）变化实例来自美国犹他州早侏罗世Navajo sandstone，所记录的颗粒流层与风成沙波层及其之间的再作用面反映了季节性风向的反转[78]。

再作用面出现在交错层系中，整体呈板状或向下弯曲的扇形，与上覆交错纹层倾向一致，倾角介于10°～20°[19]。在平行于沙丘迁移方向的剖面中，交错纹层与再作用面呈平行或下超的关系（图20，21）。再作用面的顶底可与沙丘间界面或叠加面相交，这主要取决于母沙丘之上是否发育子沙丘。在垂直于沙丘迁移方向的剖面中，再作用面与交错纹层平行或近于平行，侧向延伸可达10～100 m[19]。

6 风成沉积体系

风成沉积体系是指沙漠中具有成因联系的沉积环境与沉积作用的综合体。根据地下水位的高低、沉积物的活动性、植被的发育程度，可将风成沉积体系分为干旱型体系（dry eolian system）、湿润型体系（wet eolian system）和稳定型体系（stabilized system）[116]。每一类风成沉积体系又可以进一步划分为沙丘、沙丘间和沙席三类主要的沉积单元。在沙丘间和沙席中，还可以出现一系列非风成沉积单元，如季节性河流、萨布哈、盐湖等[19]。

6.1 沙丘沉积

沙丘既是现代沙漠中的主要地貌类型，同时也是古代沙漠沉积的核心组成部分、碎屑物质的重要聚集区。从交错层理层系、层系组尺度上看，沙丘沉积主要由发育不同类型交错层理的砂岩以及各类风成界面组成。对于简单新月形、横向沙丘，在平行于沙丘迁移方向上，主要出现楔状交错层理、板状交错层理；在垂直于沙丘迁移方向上，出现楔状、槽状交错层理。对于复合或复杂型沙丘或巨型沙丘，则会出现板状、楔状、槽状、Z 字形、扇形等多种交错层理的组合。

不同的沙丘类型具有不同的沉积构型。下面以新月形沙丘、横向沙丘、线性沙丘和星形沙丘为例进行简要介绍。

（1）新月形沙丘。McKee 对美国亚利桑那州和白沙国家公园中的新月形沙丘开展了剖面结构分析[117-118]。在平行于主风向的剖面中，交错层理普遍倾向下风方向，且前积纹层倾角集中在26°～34°，层系内部被一系列再作用面所分隔。再作用面倾角变化较大，从近水平变为24°～28°。上述交错层系的顶部被一套向上风方向倾斜、倾角在5°～8°的薄层所覆盖。在垂直于主风向的剖面中，交错层理和界面均向沙丘翼部倾斜、尖灭（图22）。

图22 新月形沙丘内部结构特征（据文献[118]修改）Fig.22 Internal architecture of barchan dune (modified from reference [118])

（2）横向沙丘。横向沙丘在沉积构型上与新月形沙丘较为相似。随着沉积物供给量的增加，新月形沙丘之间会连接组合形成横向沙丘。二者不同之处在于，横向沙丘沉积的交错层系更厚，但再作用面不太发育，这可能与更大型沙丘（高度大于12 m）抗风改造能力更强有关。此外，在垂直于主风向的剖面中，横向沙丘的交错层和界面倾角更小，层厚侧向延伸更稳定[118]（图23）。

（3）线性沙丘。Bagnold[6]最早提出线性沙丘受强度相同、方向相反的风况控制，沙丘主要发生垂向生长，沙丘沉积中的交错层理呈反向倾斜。Rubinet al.[119]对此提出了质疑，认为线性沙丘应以侧向迁移为主。Bristowet al.[18]利用探地雷达对线性沙丘内部结构进行了研究，证实了Rubinet al.[119]提出的线性沙丘侧向迁移行为，该过程会导致线性沙丘形成与横向沙丘相似的沉积构型特征，这可能是当前全球沙漠中分布最为广泛的沙丘类型在沉积记录中鲜有发现的重要原因。Scottiet al.[120]基于对阿根廷内乌肯盆地早白垩世风成沉积记录的研究，重建了线性沙丘的演化历史和内部结构变化，符合Bristowet al.[18]的观测结果（图24）。

图24 线性沙丘内部结构及演化过程（据文献[120]修改）（a）阶段1.线性沙丘初始床沙形体；（b）阶段2.大型线性沙丘/发育滑动面的巨型沙丘；（c）阶段3.无滑面巨型线性沙丘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。与上述三类沙丘相比，星形沙丘的研究程度最低。McKee[118]对沙特阿拉伯一个25～30 m高的星形沙丘开展了1 m深探槽剖面研究，发现沙丘沉积中至少存在三个倾向的交错纹层，且倾角介于26°～34°。在星形沙丘中，颗粒流沉积仅局限分布在沙丘脊附近的小范围内，而中—低倾角的风成沙波层则广泛分布在沙丘的侧翼[121-122]。由于绝对大多数沙丘的上部沉积都会被剥蚀殆尽，仅下部得以保存，因此星形沙丘沉积主体由中—低倾角的风成沙波层组成。该特征在新月形、横向、纵向等沙丘中都可以出现，这也增加了其在沉积记录中被识别的难度[121]。

从交错层理层系、前积纹层尺度上看，沙丘沉积主要由不同类型风成地层组成。通过解析交错层理中风成地层的组合样式，就能够重建沙丘的风成过程和沙丘类型。Kocurek[15]识别出了七类沙丘沉积中的风成地层组合，包括：（a）颗粒流层与颗粒飘落层韵律型、（b）颗粒流层为主型、（c）颗粒流层夹颗粒飘落层型、（d）颗粒流层与风成沙波层指状交互型、（e）颗粒流层夹楔状风成沙波层型、（f）颗粒流层与风成沙波层韵律型、（g）风成沙波层为主型（图25）。

图25 风成交错层系中的风成地层组合（据文献[15]修改）（a）颗粒流层与颗粒飘落层韵律型；（b）颗粒流层为主型；（c）颗粒流层夹楔状颗粒飘落层型；（d）颗粒流层与风成沙波层指状交互型；（e）颗粒流层夹楔状风成沙波层型；（f）颗粒流层与风成沙波层韵律型；（g）风成沙波层为主型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）类组合中滑动面发育，单向风主导，指示了“横向”沙丘形态（新月形、新月链状、横向）。在（a）中，颗粒飘落层所占比例较大，且与颗粒流层呈互层韵律式结构，表明颗粒飘落与颗粒垮塌沉积物均可到达沙丘底部，与小型沙丘沉积特征较为一致[98]。相比之下，（b）中缺失颗粒飘落层，以颗粒流层为主导，暗示了大型沙丘上部背风坡垮塌、滑动过程的发育及其对颗粒飘落层的破坏。在（c）中，颗粒飘落层仅以小型透镜体的形式夹在颗粒流层底部，可能与突发式沙尘暴将颗粒飘落物沉积到滑动面底部有关。

（d～f）类组合中，颗粒流层与风成沙波层在空间上形成了多样的组合，指示了沙丘背风坡多向风的存在。此风况特征多出现在斜向、线性以及星形沙丘发育区。（d）中沙丘上部的颗粒流层与下部的风成沙波层同期形成，颗粒流层来源于累积的颗粒飘落层的垮塌，而风成沙波层则由仅作用于背风坡下部的风所致，指示了斜向沙丘构型特征。在（e）和（f）中，颗粒流层与风成沙波层交互出现，表明周期性的风向变化，很可能是季节性变化[123-125]。不同的是，（e）中存在风成沙波层层厚的变化和底部发育的再作用面，暗示了背风坡风况的不稳定。

此外，（g）类组合中交错层理全由风成沙波层组成，它既可以是（d）中的斜向沙丘的下部沉积，也可以是线性沙丘中平行于斜坡迁移的产物，还可以是低起伏横向或斜向沙丘沉积[15]。

6.2 沙丘间沉积

沙丘间区域是沙丘与沙丘之间的谷地，可以是平坦区，也可以是洼陷区。不同的沙丘类型，对应的沙丘间的形态也会发生变化。例如，新月形沙丘之间的区域为椭圆形、线性沙丘之间的区域为平行于沙丘分布的长条形廊道。不论沙丘形态如何，从沙海边缘到中心，沙丘间的分布范围逐渐缩小。

沙丘间的沉积作用和过程与地下水位的高度密切相关。根据地下水位的高低，可将其分为干旱型沙丘间（dry interdune）、潮湿型沙丘间（damp interdune）和湿润型沙丘间（wet interdune），大体上前者可与干旱型风成沉积体系相对应，后二者可与湿润型风成沉积体系相对应[99,126]（图26）。

图26 干旱型和湿润型风成体系模型（据文献[127]修改）（a）干旱型风成体系；（b）湿润型风成体系Fig.26 Dry and wet eolian system models (modified from reference [127])(a) dry eolian system;(b) wet eolian system

在干旱型沙丘间中，地下水位远低于沙丘间表面，其上覆的沉积物异常干燥，具有较强的活动性，易于被风吹蚀带走。当细粒物质被吹走之后，往往留下较粗的滞留砾石[98]。上述特征也导致在干旱型风成沉积体系中，发育大型交错层理的沙丘沉积之间很少见到沙丘间的沉积，唯一能够追溯沙丘间踪迹的标志就是沙丘间界面。如果沉积物供给异常充足，沙丘和沙丘间的爬升角度较大，则可保存部分干旱型沙丘间沉积，且以风成沙波层为主，如纳米比亚西北部白垩纪Etjo 组中的沙丘间沉积[102]。由于干旱型沙丘间区域极度缺水，所以很难支撑生命系统的活动。此外，即使有少数耐旱的植物或动物能够在沙漠中生存，但其死亡后容易在干旱、高温条件下被分解殆尽，不易埋藏保存。

在潮湿型沙丘间中，地下水位接近沙丘间表面。在毛细管作用下，沙丘间附近的沉积物能够形成较高的含水量。潮湿的沙丘间表面能够对迁移中的碎屑物质起到捕获和固定作用，从而形成特征性的风成黏附沉积构造，如黏附瘤、黏附波痕等[107]。虽然沙丘间表面含水，但当沙丘间处于炎热、强蒸发环境时，这些水分则会不断地逸散到空气中，导致沙丘间湿润沉积物的脱水、收缩、干裂以及孔隙水中溶解物质的结晶析出，形成萨布哈，发育蒸发盐。随着埋深的增加，在上覆沙丘沉积的压力下，这些含蒸发盐的沙丘间沉积很容易发生变形，形成一系列不规则状、波状的纹层和界面，这一现象在阿拉伯半岛的贾富拉沙漠、美国新墨西哥州的白沙沙漠中均有报道[101]。此外，湿润的沙丘间表面因为含水，从而有利于动植物的生存，在沙丘间沉积中也会出现大量植物根迹、生物钻孔以及各类层面遗迹。

在湿润型沙丘间中，地下水位时常高于沙丘间表面，导致沙丘间处于持续性或周期性覆水的环境中，因此该类型沙丘间也称为洪泛型沙丘间[19]。沙丘间地下水位升高的原因多种多样，可以由直接降水引起，也可以由间接区域性地下水位上升引起[116,128]。当沙丘核心区或边缘区发生突发性降水时，沙丘间区域则会发生洪泛作用，形成一系列冲洪积沉积，如漫流、河道充填、河漫滩沉积等；待洪水退去之后，沉降下来的泥质沉积物中还会出现泥裂、雨痕、生物遗迹等（图27）。当沙丘外围区因气候、构造变化导致区域性地下水位上升时，沙丘间区域则会形成静态的覆水环境。如果此水体存在时间较长，也可以形成碳酸盐岩，如美国西部犹他州早侏罗世Navajo 风成沉积中就发育湖相灰岩[24]。湿润型沙丘间这种广泛的覆水环境非常有利于动植物的生存，也有利于相关的实体和遗迹化石的保存。

图27 湿润型沙丘间沉积中的水成沉积（据文献[47]修改）（a）洪泛平原、季节性河道和沙丘沉积的韵律；（b）透镜状河道砂岩下切入洪泛沉积泥岩之中，其上被沙丘交错层理砂岩覆盖；（c）透镜状河道砂岩夹在洪泛平原泥岩之中；（d）洪泛泥岩、粉砂岩；（e）洪泛泥岩中的虫迹构造；（f）洪泛泥岩中巨型泥裂中充填的楔状砂体平面多边形特征；（g）洪泛泥岩中的泥裂截面特征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 沙席沉积

沙席是沙漠中较为平坦或低起伏的地貌单元，主要出现在温暖或寒冷、干旱—半干旱气候条件下的沙丘域的外缘，不发育具有滑动面的沙丘，其范围从不足1 km2到大于100 000 km2不等[19,81,129]。沙席中出现的床沙形体以风成沙波为主，其次还包括zibar和灌丛沙堆。与沙丘和沙丘间区域发育的风成沙波相比，沙席中风成沙波的粒度明显要粗，时常可达砾波级别，这与沙席环境中沉积物的欠补偿有着密切联系。zibar是一类粗粒、低起伏、无滑动面的风成床沙形体，多出现在沙席之中[129]。也有人将zibar 定义为不发育滑动面的小型原始沙丘[130]。此外，由于沙席中地下水位较高，植被较为发育。这些植被拦截和固定被风吹来的沙子，从而形成灌丛沙堆。现在美国西部、北欧、非洲和中东的沙漠中就分布有大量沙席[15,60,81,131-136]。

沙席沉积的组成单元较为多样，主要取决于其中发育的风成床沙形体类型及其与水成沉积的交互作用。当沙席中仅发育风成沙波时，沙席沉积则主要由具逆粒序、毫米—厘米级的风成沙波层组成，各层之间呈平行板状。当沙席中发育zibar 时，则会出现一系列低角度倾斜的交错层理和粗粒板状层，它们分别代表了zibar和interzibar沉积[137]。当沙席中植被较为发育时，由于根系的破坏作用，沙席沉积很可能就不显沉积构造。由于沙席多位于沙丘域的外围，其时常会与水成环境接触。特别是在降雨之后，冲积区的河流就会进入沙席区域，在沙席沉积中出现一系列河道充填沉积，二者呈指状交互关系[138]。鉴于沙席的分布位置以及地下水位特征，沙席中的河流沉积普遍比沙丘间沉积发育。该特征也构成了沙席沉积区别于沙丘间沉积的一方面内容。此外，在侧向上，沙席沉积的厚度更为稳定，延伸的范围也更远，且多不与沙丘沉积交互。相比之下，沙丘间沉积的分布更为局限，且常与沙丘沉积接触[65]。

在一般情况下，沙席的沉积厚度不超过20 m，这主要与有限的沉积物供给有关。不过，Simplicioet al.[130]报道的巴西古元古代沙席厚度超过50 m，代表了极端异常的沙源供给和较低的沙的活动性。Kocureket al.[129]提出了五项有利于沙席发育的条件：（1）高地下水位；（2）表面固结或固定；（3）周期性的洪泛；（4）大量的粗粒沉积物；（5）植被。上述条件能够保障沙席的发育，但却不利于沙丘的形成。当沉积物供给增加、沉积物的活动性增强时，沙席则可逐渐向沙丘方向演化。在沉积记录中，由于沉积物供给和地下水位的变化，时常可见沙席沉积与沙丘、水成沉积的交互，如山西宁武—静乐盆地晚侏罗世天池河组中的风成沙席沉积[47]（图28）。目前，已有越来越多的沙席沉积在古老的风成沉积中被识别出来[130,138-144]。

图28 风成沙席沉积特征（据文献[47]修改）（a）平行层状风成沙席沉积夹在风成沙丘沉积交错层理砂岩之间，侧向延伸超过600 m；（b）沙席沉积叠盖在沙丘沉积之上，二者被风蚀界面所分隔；（c）沙席沉积中薄层风层沙波层；（d）沙丘沉积叠盖在沙席沉积之上；（e）平行层状沙席沉积夹于沙丘沉积和洪泛平原沉积之间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 风成沉积的形成与保存

风成沉积记录的形成包括三个阶段，即风成建造（eolian construction）、风成累积（eolian accumulation）和风成保存（eolian preservation）[145]。它们与沉积物的供给、活动性、风的搬运能力、地下水位以及盆地沉降密切相关[15]。这些控制因素的相互作用塑造了复杂多样的风成沉积记录样式和组合。然而，由于侵蚀和过路作用的普遍性，被保存下来的风成序列很可能只是整个风成过程中的一个片段[100]。因此，在解释风成沉积反映的古气候演变过程时，需要重点关注风成序列及其中的风蚀界面。只有这样，才能获得较为可靠的风成沉积演化历史。

7.1 风成建造

风成建造是沉积物供给、沉积物的活动性和风的搬运能力三者综合作用的产物[135]。沉积物供给是指单位时间内可用于风成搬运的沉积物的总量[145]。这些沉积物的来源分为外源和内源两大类，外源有沙漠周边的基岩、沙漠外围河流、湖泊、三角洲等环境中的沉积物，而内源则以沙丘、沙丘间、沙席中已有的沉积物为主。多数情况下，基岩风化提供的沉积物相对较少，无法支撑风成床沙形体的形成，而邻近水成环境中的沉积物以及沙漠自身已有的沉积物更为充足，也更容易成为风成建造的直接物源。沉积物的活动性是指地表颗粒在风力作用下能够发生启动的敏感度[135]。它与颗粒的大小、磨圆度、分选及其所处环境的湿度、表面的固结程度（粒间的早期胶结物，如石膏等）、植被的发育等联系紧密[146-149]。分选与磨圆程度越高、环境越干燥、表面固结程度越低，则沉积物的活动性就越高，反之则越低。此外，砾级颗粒和植被既能降低风速，也能阻碍碎屑颗粒的搬运，从而降低沉积物的活动性[150-151]。就外部控制因素而言，地下水位的高度起到了主导控制作用，因为它决定了地表的湿度、粒间的固结程度以及植被的发育程度。风的搬运能力是对风潜在的携带沉积物能力的衡量，随着风力的增大而增大，也可以用风中沉积物的饱和度来界定。饱和度越高，风的搬运能力就越低，侵蚀性也相对减弱，从而促进风成床沙形体的生长[116]。上述因素共同控制了风成体系中沉积物的状态，即风成床沙形体的形成与迁移。

7.2 风成累积

虽然在一定的沉积物供给、沉积物的活动性和风力作用下，可以产生风成建造，即风成床沙形体，但并不一定能够形成风成累积。Kocureket al.[116]提出了累积界面和累积空间的概念。累积界面越高，累积空间则越大（图29a）。累积界面的高度也决定了沉积物的状态。累积界面之上，会发生沉积物的侵蚀和过路，之下则为累积。侵蚀、过路和累积由风成体系中的净沉积物收支决定[152]。当上风方向输入的沉积物量大于向下风方向输出的沉积物量时，净沉积物收支为正，产生沉积物累积。当上风方向输入的沉积物量不大于向下风方向输出的沉积物量时，净沉积物收支处于平衡或为负，则发生沉积物过路或侵蚀（图30）。

图29 风成沉积体系及其累积与保存方式（据文献[16]修改）（a）风成体系类型；（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

图30 沙丘和沙丘间沉积的时空演化及控制因素（据文献[20-21]修改）Fig.30 Spatiotemporal evolution and controlling factors of eolian dune and interdune deposits (modified from references [20-21])

风成环境中一种最为常见的累积机制就是床沙形体的爬升。爬升角度由床沙形体向下风方向的迁移速度与累积界面上升速度之间比率所决定。对于沙丘和巨型沙丘而言，在绝大多数情况下，其爬升角度都很小（低于亚临界角），这就导致只有床沙形体下部或底部能够被保存下来。相比之下，沙波级别的床沙形体中则较容易出现临界和超临界爬升[98]。

在干旱型风成体系中，地下水位及其毛细边缘处于累积界面之下，其上的沉积物具有较高的活动性。沙丘和沙丘间的流体动力学研究表明，气流在流经沙丘背风坡—迎风坡—沙丘间时，会发生加速—减速—再加速的变化，这决定了沙丘迎风坡和沙丘间为剥蚀区、沙丘背风坡为沉积区的特性。随着沙丘体型的不断增大，沙丘间的分布范围相应缩小，分布在沙丘间的沉积物也被逐渐剥蚀殆尽，从而促使沙丘的初始爬升。当上风方向沉积物的输入量增大时，沙丘的爬升角度以及累积的厚度都会增大（图30）。上述累积机制导致在干旱型风成沉积体系中，沉积主体为被沙丘间界面所分隔的以交错层理为特征的沙丘沉积，而沙丘间沉积则较为少见，除非上风方向的沉积物输送量非常大。

在湿润型风成体系中，地下水位及其毛细边缘与累积界面重合。由于粒间水的黏附作用，累积界面之上沉积物的活动性受到了很大的制约，不易被风力搬运，其结果则是发生累积。显然，地下水位、累积界面和累积厚度之间为正相关关系，即地下水位上升，累积界面相应升高，累积厚度也发生增长。需要指出的是，目前存在两种地下水位的上升机制，一种是绝对上升，一种是相对上升。由气候或水文条件变化导致的地下水位升高，属于绝对上升。当构造作用导致盆地沉降，原先处于地下水位之上的沉积物逐渐下降到地下水位之下时，则属于相对上升。不论地下水位是绝对升高还是相对升高，都有利于风成沉积的累积[109,153]。与干旱型风成体系相比，湿润型风成体系中的累积不需要考虑累积界面之上沙丘的覆盖程度。通过地下水位或累积界面的升高而获得的风成累积以沙丘和沙丘间沉积的韵律结构为特征，其沉积构型特征会随着沙丘和沙丘间规模的变化而变化。在湿润型风成体系中，沙丘的爬升角度是由地下水位上升的速度与沙丘向下风方向迁移速度的比例决定。

在稳定型风成体系中，地表的植被或沉积物粒间的胶结物能够对风成床沙形体的迁移起到障积和固定作用。在植被发育的沙漠区域，植被不仅能够减缓气流的速度，而且还能拦截碎屑颗粒的移动，从而降低风的搬运能力，促使沉积物发生累积。此外，沙漠中植被庞大的根系也能起到固沙的作用。在高地下水位和强蒸发环境下，碎屑颗粒之间的粒间水很容易发生沉淀结晶，在沉积物中或表面形成石膏等胶结物或结壳层，达到固定沉积物、形成累积的作用。在稳定型风成体系中，植被或胶结物的稳定效应可导致累积界面的逐渐上升。冰岛东北部阿斯卡地区的现代沙漠以及纳米比亚第三纪琼达布砂岩中保存的风成沉积，就是通过上述稳定效应实现的累积[81,154]。

7.3 风成保存

风成累积形成之后，不一定会被保存下来。当沉积物的供给耗尽，或者地下水位下降，抑或是风速持续增强时，风成累积则会停止，已形成的风成沉积物也会遭受剥蚀，形成区域性分布的侵蚀面—风蚀超界面。只有将风成累积置于地下水位之下时，才会免遭剥蚀，并得以保存。如前所述，气候控制的地下水位的上升是绝对的，而构造沉降控制的地下水位的上升是相对的。这也造成了相对湿润的气候条件（湿润体系）或持续沉降的盆地环境有利于风成沉积的保存（图29b）。特别是在沉降的盆地中，持续的沉降不仅能够提升相对地下水位的位置，而且还可以创造更大的可容纳空间，保障风成沉积的累积和保存。

此外，风成沉积还可以通过特殊的机制被保存下来，如海侵和熔岩流覆盖。例如，欧洲北海地区早二叠世晚期Weissliegend 砂岩中原始的风成沙丘沉积被大部分保存下来，其原因就在于Zechstein 海侵[155]。新墨西哥侏罗纪Entrada 砂岩中原始风成沙丘也是因同样的成因机制被保存下来[115]。此外，熔岩流的快速覆盖，相当于给沙丘裹上了一层树脂，形成了一个巨型的时间胶囊——琥珀，将沙丘的原始形态定格在了一瞬间，如纳米比亚白垩纪Etjo 组和巴西Paraná 盆地早白垩世Botucatu 组中的风成沙丘沉积[114,156]。

8 结论与展望

经过近百年的发展，风成沉积理论体系日趋完善，但仍存在一系列问题亟待解决。风成沉积的研究中主要涉及两方面内容，一个是风成沉积的鉴别，另一个是风成沉积的解释。长期以来，准确地鉴别风成沉积、有效地区分风成与水成成因一直都是一个难题，因为二者在宏观与微观层面都存在众多相似之处。目前，具有逆粒序的风成波痕、风成沙波层、颗粒表面的沙漠漆、石英显微形貌中的碟形撞击坑、新月形撞击坑、分级弧和上翻解理薄片，可作为风成沉积鉴别的绝对标志。由于地层出露、保存的差异性，上述特征并非能够完全识别出来。因此，在开展风成沉积鉴别的时候，需要结合多类型指标进行综合分析和判断。

在风成沉积的解释方面，风成沉积记录了大量风成建造、风成累积和风成保存方面的信息，它们又与内（床沙形体的迁移）、外控制因素（气候变化和盆地构造）密切相关。虽然当前已有大量风成床沙形体（特别是沙丘类型）的重建研究，但多以简单的新月形和横向沙丘为主。相比之下，现代沙漠环境中线性沙丘所占的比例却很高。造成上述现状的主要原因，就在于对沙丘内部结构的认识不清以及宏观露头条件的受限。此外，当前保存下来的交错层理砂岩仅仅只是原始沙丘底部的残留，这也增加了全面恢复沙丘形态的难度。利用探槽、探地雷达等手段，加强现代沙丘内部结构研究，同时结合三维露头中风成地层类型和风蚀界面的精细解剖，对于准确重建风成床沙形体至关重要。风成沉积体系的三维定量重建，将是未来研究的重要方向。

在过去的研究中，风成沉积之所以受到极大的关注，其核心就在于它与气候的紧密关联。风层沉积记录不仅能够反映干—湿气候旋回、地下水位升降，而且还可以指示大气环流特征。近十年来，已有大量关于东亚和南美中生代大气环流的研究发表，其主要研究对象就是风成沉积前积纹层反映的古风向。需要指出的是，风成沉积中的交错层理是由风成地层组成，不同的风成地层组合样式，代表了不同的风况特征。例如，颗粒流层组成的前积纹层产状代表的是主风向（仅限于横向沙丘），而风成沙波层则反映的是次风向。此外，沙丘间界面之上的母沙丘沉积和叠加界面之上的子沙丘沉积，反映的风向特征也存在着较大区别。在判别了风成地层和风成界面类型的基础上，有选择性和针对性地开展交错层理前积纹层产状的测量才能够得到真实的风向特征。另外值得注意的是，由于内陆沙漠盆地大多属于山间盆地，大气边界层中的气流很容易受到山脉和地形（沙漠）的改造，形成山谷风和次级风，强烈地改造了原始的风况特征。因此，通过单个盆地或局部露头上的古风向研究来重建古大气环流格局需要慎重。

与古气候研究相比，风成沉积中记录的盆地尺度的古构造研究却相对薄弱。风成沉积的累积与保存都需要盆地的构造沉降来提供可容纳空间，提高相对地下水位和累积界面的位置。如果盆地发生了抬升，则会导致广泛的剥蚀和区域性分布的风蚀超界面的形成。将层序地层学理论体系应用到风成沉积的研究之中，对于恢复盆地的沉积—构造演化历史，探讨区域重大构造事件具有重要作用，这也是未来风成沉积研究中需要重视和加强的方向。

致谢 感谢审稿专家和编辑对本文初稿提出的宝贵修改意见和建议。值此《沉积学报》建刊40周年之际，谨以此文，表示祝贺！