李向東

昆明理工大學(xué)國(guó)土資源工程學(xué)院，云南昆明 650093

丘狀交錯(cuò)層理(HCS)是一種原生沉積構(gòu)造，首先在地層記錄中發(fā)現(xiàn)(Campbell，1966)，后來(lái)才被正式命名(Harmsetal.，1975)，是指由一些大的寬緩波狀層系組成、外形上像隆起的圓丘狀、向四周緩慢傾斜的沉積構(gòu)造(何幼斌和王文廣，2007)。雖然至今尚未在現(xiàn)代沉積環(huán)境中直接觀察到丘狀交錯(cuò)層理，但是往往存在于淺海風(fēng)暴沉積層中，在巖心中可根據(jù)低角度會(huì)聚紋層推測(cè)丘狀交錯(cuò)層理的存在(Hunter and Clifton，1982)。在地層記錄中，丘狀交錯(cuò)層理廣泛存在于淺海陸棚相，且多數(shù)和風(fēng)暴沉積相關(guān)，成為風(fēng)暴沉積的重要鑒別標(biāo)志(Dott and Bourgeois，1982；Myrow，1992；Itoetal.，2001；Eoff，2014；鐘建華等，2016；Bdenasetal.，2018；鄭斌嵩等，2018；張昊等，2019)。盡管目前在丘狀交錯(cuò)層理的成因上仍存在有許多不同的觀點(diǎn)，但是普遍認(rèn)為形成丘狀交錯(cuò)層理的沉積流體中含有波動(dòng)引起的強(qiáng)振蕩流(Southardetal.，1990；Dumasetal.，2005；Dumas and Arnott，2006)，爭(zhēng)論僅在于是否有單向流存在(Allen，1985；Southardetal.，1990；賴志云和賴慶偉，2010)，單向流的參與方式是沉積過(guò)程自生的單向流(McKie，1994；Morsilli and Pomar，2012；Pengetal.，2017)，還是外部單向流的疊加(Midtgaard，1996)，以及單向流的強(qiáng)度(Arnott and Southard，1990；Dumasetal.，2005)和懸浮沉積物的多少(DeCelles and Cavazza，1992；Dumas and Arnott，2006)。

似丘狀交錯(cuò)層理(HCS-like)形態(tài)與丘狀交錯(cuò)層理類似，最初在深水環(huán)境中發(fā)現(xiàn)，估計(jì)最大水深可在1000im以上，且和濁流沉積有關(guān)，故稱為似丘狀交錯(cuò)層理(Prave and Duke，1990；Monaco，1992，1994；Mulderetal.，2009)。由于對(duì)似丘狀交錯(cuò)層理的成因機(jī)制缺乏認(rèn)識(shí)，過(guò)去多認(rèn)為是深水濁流沉積的地層被重新解釋為前三角洲淺水濁流沉積(Lambetal.，2008；Garrisonetal.，2013；Pengetal.，2017)或風(fēng)暴沉積(Basilicietal.，2012)。這些現(xiàn)象引起了一些學(xué)者對(duì)似丘狀交錯(cuò)層理的成因進(jìn)行新的探索(Quin，2011；Pomaretal.，2019)；同時(shí)也造成了以似丘狀交錯(cuò)層理、丘狀交錯(cuò)層理和復(fù)合流層理為主的針對(duì)深水沉積環(huán)境和淺水沉積環(huán)境的激烈爭(zhēng)議(Morsilli and Pomar，2012；Legleretal.，2014；Mathesonetal.，2016)。作者以現(xiàn)有文獻(xiàn)資料為基礎(chǔ)，將丘狀交錯(cuò)層理與似丘狀交錯(cuò)層理聯(lián)系起來(lái)比較二者的異同點(diǎn)，進(jìn)而探討二者在形成機(jī)制方面的差異，這對(duì)于從沉積流體的演化和沉積機(jī)制方面有效地識(shí)別深水和淺水沉積環(huán)境具有非常重要的意義。

1 結(jié)構(gòu)與形態(tài)特征

丘狀和似丘狀交錯(cuò)層理在結(jié)構(gòu)方面有很多相似之處，基本上都符合目前對(duì)丘狀交錯(cuò)層理一般特征的總結(jié)(Harmsetal.，1975；Swiftetal.，1983)，主要有： (1)在丘狀中心處底部紋層變厚，紋層傾向呈輻射狀；(2)上部紋層在橫向上由中心向兩側(cè)可以變薄，也可以變厚；(3)垂向上紋層向上逐漸變得寬緩。但兩者也有明顯的差別，主要表現(xiàn)在層理內(nèi)部的削切關(guān)系和外部的形態(tài)特征： (1)在形態(tài)上，丘狀交錯(cuò)層理主要表現(xiàn)為對(duì)稱型，只有在較強(qiáng)的單向流疊加時(shí)(如風(fēng)暴與地轉(zhuǎn)流)才可形成不對(duì)稱的形態(tài)(McKie，1994)；似丘狀交錯(cuò)層理雖然研究實(shí)例并不多，但是卻出現(xiàn)了大量的對(duì)稱和不對(duì)稱形態(tài)。(2)在層理內(nèi)部結(jié)構(gòu)上，丘狀交錯(cuò)層理更多地表現(xiàn)為層理內(nèi)部各層系之間的削切關(guān)系；而似丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部幾乎沒(méi)有出現(xiàn)削切關(guān)系，只在層理之間有時(shí)會(huì)存在有剝蝕面(Dott and Bourgeois，1982；Mulderetal.，2009；Pomaretal.，2019)。

1.1 丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部削切關(guān)系

丘狀交錯(cuò)層理規(guī)模一般相對(duì)較大，波長(zhǎng)為1～5im，為米級(jí)規(guī)模，高度一般為0.1～0.5im，波高與波長(zhǎng)比值一般小于0.1(Mulderetal.，2009)，但是純振蕩流也可產(chǎn)生小型丘狀交錯(cuò)層理，波長(zhǎng)可小至10～20icm(Southardetal.，1990；Itoetal.，2001)。寄主巖石一般為粗粉砂巖至細(xì)砂巖(Harmsetal.，1975；Dott and Bourgeois，1982)，極少數(shù)可為中砂巖，巖石中最粗可含有串珠狀的細(xì)礫(Cheel and Leckie，1992；DeCelles and Cavazza，1992)，碳酸鹽巖中可達(dá)到礫屑(Aguirreetal.，2015)。丘狀交錯(cuò)層理較少與同沉積變形構(gòu)造伴生，形成的水動(dòng)力和高流態(tài)的平行層理對(duì)應(yīng)(Quin，2011)，其顯著特征則是底部(第1削切面)和內(nèi)部層系之間(第2削切面)普遍存在削切關(guān)系(Swiftetal.，1983；Eyles and Clark，1986；Midtgaard，1996；Seguretetal.，2001)。

綜合已有文獻(xiàn)上的丘狀交錯(cuò)層理研究實(shí)例，單個(gè)丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部層系之間的削切關(guān)系可分為低角度削切、洼狀削切、碟狀削切和高角度削切等4類(圖 1)。其中低角度削切是Harms 等(1975)總結(jié)的丘狀交錯(cuò)層理的主要特征之一，在Swift等(1983)的丘狀交錯(cuò)層理模型中，更是強(qiáng)調(diào)了層系間的這種低角度削切關(guān)系，目前低角度削切面已成為在巖心中鑒別丘狀交錯(cuò)層理的主要標(biāo)志之一。這種削切面的傾角一般小于10°，有時(shí)可達(dá)15°，最大為23°(Smith and Ainsworth，1989)，均小于休止角(33°～42°)。圖 1-A為現(xiàn)代陸棚箱式巖心，實(shí)測(cè)的紋層和界面傾角均為低角度。此外，在純振蕩流水槽實(shí)驗(yàn)中從平直底床開(kāi)始，也出現(xiàn)了丘狀形態(tài)底床上的低角度削切面(Southardetal.，1990)。

洼狀削切和碟狀削切也是丘狀交錯(cuò)層理中常見(jiàn)的削切面類型。洼狀削切其削切面呈下凹狀(圖 1-B，LE面)，其上充填紋層低傾角傾向洼狀中心，并向中心變厚，其紋層面與削切面近于平行，垂向上呈發(fā)散扇形，紋層傾角向上變緩(圖 1-B中SCS紋層)，丘狀交錯(cuò)紋層內(nèi)部也可出現(xiàn)較小的削切面(圖 1-B，SE面)。碟狀削切與洼狀削切類似，由多個(gè)洼狀削切面相互疊置，由剝蝕面凸起處至下凹處，其上紋層呈曲線型發(fā)散狀(圖 1-C)。高角度削切在丘狀交錯(cuò)層理中并不多見(jiàn)，圖 1-D是Campbell(1966)首次報(bào)道丘狀交錯(cuò)層理(作者稱為切割浪成波紋層理)時(shí)給出圖片的素描圖，在丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部出現(xiàn)高角度削切(箭頭所示)，紋層在終止處變厚(側(cè)向或底部)，其上則是典型的丘狀交錯(cuò)層理特征，作者解釋為剝蝕坑邊緣充填沉積。

A—美國(guó)維吉尼亞海灘細(xì)砂沉積物中丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部的低角度削切界面(粗線)，箱式巖心，兩邊數(shù)字為實(shí)測(cè)的紋層傾角(Swift et al.，1983；Duke，1985)；B—英國(guó)諾森伯蘭石炭系風(fēng)暴砂巖中的洼狀削切界面，SCS為洼狀交錯(cuò)層理，HCS為丘狀交錯(cuò)層理，LE為層理間較大剝蝕面，SE為層理內(nèi)較小剝蝕面(Brenchley，1989)；C—美國(guó)俄勒岡州上白堊統(tǒng)中砂巖中丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部的碟狀削切界面(粗線)，砂巖底部含有細(xì)礫(Bourgeois，1980)；D—美國(guó)阿巴拉契亞盆地石炭系細(xì)砂巖中丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部的高角度削切界面(箭頭；Campbell，1966)。B～D均為野外露頭素描

丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部削切面發(fā)育則說(shuō)明沉積時(shí)流體能量在剝蝕流體和沉積流體之間擺動(dòng)；低角度削切面是因?yàn)榱黧w中懸浮物顆粒較大的緣故(Southardetal.，1990；Prave and Duke，1990)；洼狀削切和碟狀削切則說(shuō)明流體具有環(huán)渦的性質(zhì)；高角度削切因?yàn)槠浼y層底部變厚，說(shuō)明沉積時(shí)水流與底床發(fā)生了分離(水力學(xué)上稱為水躍)，應(yīng)為單向流作用為主的充填沉積。削切面往往可切穿整個(gè)丘狀交錯(cuò)層理(圖 1-A至1-C)，從而最大可達(dá)到米級(jí)規(guī)模。

A—Basque盆地(法國(guó)境內(nèi))上白堊統(tǒng)細(xì)砂巖中似丘狀交錯(cuò)層理(HCS)形態(tài)變化(Mulder et al.，2009)：A-1—對(duì)稱低振幅(2.5～3.0icm)似丘狀交錯(cuò)層理(HCS)，紋層向上變厚，繼而變??；A-2—對(duì)稱高振幅(5.0～10.0icm)似丘狀交錯(cuò)層理；A-3—具有洼狀充填(Sf)的對(duì)稱高振幅似丘狀交錯(cuò)層理，紋層在丘狀層中向上變薄，在洼狀層中向上變厚；A-4—具有遷移特征的洼狀充填似丘狀交錯(cuò)層理，紋層在丘狀層中向上變薄，在洼狀層中向上變厚；A-5—頂部削截的似丘狀交錯(cuò)層理，具有單向遷移沉積的洼狀充填(M.sf)；A-6—頂部削截的似丘狀交錯(cuò)層理，具有雙向遷移沉積的洼狀充填(B.M.sf)；A-7—復(fù)雜型似丘狀交錯(cuò)層理和洼狀充填，Tr-1為丘狀層與洼狀層之間的削切面，Tr-2為平行層底界的削切面，Tr-3為丘狀層內(nèi)部削切面(偶爾出現(xiàn))，SD為同沉積變形。B—美國(guó)俄勒岡州始新統(tǒng)粉砂巖(Elkton粉砂巖)中的寬緩型似丘狀交錯(cuò)層理，且紋層具有向上變薄再變厚(三角形)的韻律(Dott and Bourgeois，1982)。C—寧夏香山群徐家圈組鈣質(zhì)粉砂巖中的不對(duì)稱型似丘狀交錯(cuò)層理(HCS)，下部似丘狀交錯(cuò)層理頂部有削切面(長(zhǎng)箭頭)，內(nèi)部有低角度削切(短箭頭)，上部似丘狀交錯(cuò)層理呈不對(duì)稱寬緩型，兩者之間為準(zhǔn)平行層理(Q)，屬于深水濁流沉積(李向東等，2010)。D—Basque盆地(西班牙境內(nèi))上白堊統(tǒng)細(xì)砂巖中對(duì)稱型似丘狀交錯(cuò)層理具有極低角度削切(箭頭)，屬于深水濁流沉積(Prave and Duke，1990)。B～D均為野外露頭

1.2 似丘狀交錯(cuò)層理形態(tài)特征

似丘狀交錯(cuò)層理一般發(fā)育在深水環(huán)境或較深水環(huán)境下，通常和濁流沉積及河流洪水期入海(湖)形成的異重流密切相關(guān)(Prave and Duke，1990；Basilicietal.，2012；Legleretal.，2014)。似丘狀交錯(cuò)層理一般規(guī)模相對(duì)較小，從幾厘米至幾十厘米，為分米級(jí)規(guī)模，少數(shù)可達(dá)米級(jí)規(guī)模，波高、波長(zhǎng)比為0.12～0.25，多與爬升層理和同沉積變形構(gòu)造伴生，其上往往疊置有洼狀交錯(cuò)層理(Mulderetal.，2009；Pengetal.，2017)；寄主巖石較嚴(yán)格地限制于粉砂巖至細(xì)砂巖，在碳酸鹽巖中可達(dá)到粗砂屑(或鮞粒)，在濁流沉積中多發(fā)育在鮑馬序列Tc段(低流態(tài)水動(dòng)力條件)，且保存完好(Mulderetal.，2009；Pomaretal.，2019)；形成似丘狀交錯(cuò)層理的波動(dòng)成分可由波浪、風(fēng)暴和內(nèi)波產(chǎn)生(Lambetal.，2008；李向東等，2010，2019；Morsilli and Pomar，2012)。與丘狀交錯(cuò)層理相比，似丘狀交錯(cuò)層理規(guī)模小、振幅較高、不對(duì)稱形態(tài)更加普遍，底部和內(nèi)部明顯缺少削切面(Prave and Duke，1990；Mulderetal.，2009；李向東等，2019；Pomaretal.，2019)。

關(guān)于似丘狀交錯(cuò)層理的形態(tài)特征，Mulder 等(2009)從低振幅(丘高)到高振幅的變化，對(duì)稱到不對(duì)稱的變化，內(nèi)部紋層的形態(tài)、韻律以及丘狀、洼狀的疊置關(guān)系等方面進(jìn)行了總結(jié)(圖 2-A)。依據(jù)振幅大小可分為低振幅似丘狀交錯(cuò)層理和高振幅似丘狀交錯(cuò)層理(圖 2-A-1，2-A-2)；按照外形，可分為對(duì)稱似丘狀交錯(cuò)層理和不對(duì)稱似丘狀交錯(cuò)層理；內(nèi)部的紋層變化主要有： (1)在垂向上，紋層厚度表現(xiàn)為從下到上由小變大再變小(圖 2-A-1至2-A-3中的丘狀層)或由大變小(圖 2-A-3，2-A-4中的洼狀層)的韻律；(2)在橫向上，紋層厚度無(wú)論是在丘狀層中(圖 2-A-1至2-A-6)，還是在洼狀層中(圖 2-A-3至2-A-5)，均由中心到兩邊逐漸減??；(3)在丘狀層內(nèi)部，紋層的形態(tài)和丘狀層(層系)形態(tài)相似(圖 2-A-1至2-A-3)，當(dāng)頂部被削截時(shí)，可表現(xiàn)為單向或雙向交錯(cuò)層理假象(圖 2-A-5，2-A-6)，在不對(duì)稱似丘狀交錯(cuò)層理中可形成曲線形的紋層(圖 2-A-4)；(4) 在洼狀層內(nèi)部，除近于平行的洼形外(圖 2-A-3，2-A-4)，還可出現(xiàn)由單向交錯(cuò)紋層到對(duì)稱洼狀紋層的充填序列(圖 2-A-5，2-A-6)。

在單個(gè)似丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部，紋層之間基本上表現(xiàn)為漸變關(guān)系，很少出現(xiàn)削切面(圖 2-A-1至2-A-6)，只是偶爾出現(xiàn)極低角度的削切面(圖 2-A-7)。削切面多出現(xiàn)在以下2類界面處： (1)發(fā)育在丘狀層和洼狀層之間，在丘狀層頂部往往形成洼狀層充填面(圖 2-A-3，2-A-4)，當(dāng)充填面在同沉積期遭受剝蝕時(shí)則形成削切面(圖 2-A-5至2-A-7)；(2)發(fā)育在平行層底界，其下為洼狀層或丘狀層，依據(jù)洼狀層中充填紋層的形態(tài)，對(duì)稱充填紋層(圖 2-A-6)由振蕩流形成，介于對(duì)稱充填和槽狀充填之間的紋層(圖 2-A-5)由復(fù)合流形成(Dattaetal.，1999)，故這種削切面可分別由單向流、復(fù)合流和振蕩流形成。圖 2-A-7表示了1個(gè)具有復(fù)雜疊置關(guān)系的似丘狀交錯(cuò)層理，包括了丘狀層的相互疊置、丘狀層與洼狀層以及丘狀層與平行層的相互疊置，說(shuō)明形成似丘狀交錯(cuò)層理的水動(dòng)力條件也可能很復(fù)雜。此外，似丘狀交錯(cuò)層理中也可以形成同生沉積變形(圖 2-A-5，2-A-7)。

圖 2-B為一發(fā)育在粉砂巖中的平緩的似丘狀交錯(cuò)層理，由砂巖—泥巖對(duì)形成明顯的韻律層(泥巖紋層)，砂巖—泥巖對(duì)厚度0.4～3icm，垂向上組成由厚變薄再變厚的韻律。依據(jù)作者的解釋，Elkton粉砂巖形成于水深幾十米的進(jìn)積三角洲前緣，受波浪、潮汐作用明顯，普遍發(fā)育的正粒序?qū)訛楹恿骱樗诘某练e(Dott and Bourgeois，1982)，故其成因可能與異重流和風(fēng)暴的相互作用有關(guān)，在這里歸入似丘狀交錯(cuò)層理。圖 2-C為發(fā)育在極細(xì)鈣質(zhì)粉砂巖中的準(zhǔn)平行層理和小型不對(duì)稱似丘狀交錯(cuò)層理，兩者之間具有明顯的侵蝕界面，而在似丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部只有少數(shù)不明顯的極低角度的削切面，該構(gòu)造為低密度濁流與短周期內(nèi)波相互作用而形成(李向東等，2010)。準(zhǔn)平行層理則是指介于平行層理和波狀層理之間的一種層理，紋層呈微波狀起伏，波高與波長(zhǎng)比值較大，代表了高流態(tài)的復(fù)合流沉積(Perilloetal.，2014b；李向東等，2019)。圖 2-D為發(fā)育在細(xì)砂巖中對(duì)稱型的似丘狀交錯(cuò)層理，紋層由丘狀中心向兩邊變薄，底部有不明顯的極低角度削切面，該構(gòu)造的成因作者解釋為濁流與駐波相互作用(Prave and Duke，1990)。上述的沉積構(gòu)造盡管在沉積環(huán)境和成因上均有差異，但其特征與前人對(duì)似丘狀交錯(cuò)層理形態(tài)特征的總結(jié)一致(Prave and Duke，1990；Mulderetal.，2009；Basilicietal.，2012)，故均歸為似丘狀交錯(cuò)層理，其成因多與流體之間的交互作用(復(fù)合流)有關(guān)。

1.3 形態(tài)的空間變化

層理形態(tài)的空間變化包括縱向(垂向)上的變化和橫向上的變化。丘狀交錯(cuò)層理在垂向上的變化主要有3個(gè)特征： (1)如圖 3-A所示，當(dāng)丘狀交錯(cuò)層理與洼狀交錯(cuò)層理在地層中同時(shí)出現(xiàn)時(shí)，兩者之間總存在有剝蝕面或削切面(Hunter and Clifton，1982；Eyles and Clark，1986；Brenchley，1989)，二者之間是垂向上的疊置關(guān)系，而不是像波痕中波峰與波谷之間存在橫向上的變化關(guān)系(Craft and Bridge，1987；Dattaetal.，1999)；(2)丘狀交錯(cuò)層理上、下邊界一般為侵蝕性邊界(圖 3-B)，即第1削切面，代表著事件沉積層(Myrow，1992；Seguretetal.，2001)；(3)盡管在不對(duì)稱丘狀交錯(cuò)層理下部和上部可存在復(fù)合流層理或浪成波紋層理(Midtgaard，1996；Myrowetal.，2002)，但是在對(duì)稱型丘狀交錯(cuò)層理(主要形態(tài))頂部至今尚未發(fā)現(xiàn)浪成波紋層理(Leckie，1988；Quin，2011)。

在橫向變化上，Dumas和Arnott(2006)依據(jù)丘狀交錯(cuò)層理和洼狀交錯(cuò)層理形成的水動(dòng)力條件相同、懸浮顆粒在高沉積速率時(shí)形成丘狀交錯(cuò)層理、在低沉積速率時(shí)形成洼狀交錯(cuò)層理的實(shí)驗(yàn)結(jié)果，給出了在淺海環(huán)境中(振蕩流主控，單向流作用忽略)，丘狀交錯(cuò)層理在橫向上的變化示意圖(圖 3-C)。在正常期，風(fēng)浪作用不形成丘狀交錯(cuò)層理，從正常浪基面向陸方向依次為小型浪成波紋層理、大型高角度交錯(cuò)層理和平行層理。在風(fēng)暴期從風(fēng)暴浪基面向陸方向依次為： (1)強(qiáng)的風(fēng)暴作用，在風(fēng)暴浪基面附近形成對(duì)稱型丘狀交錯(cuò)層理；(2)強(qiáng)的回流疊加，形成不對(duì)稱型丘狀交錯(cuò)層理；(3)沉積物懸浮濃度的降低，形成洼狀交錯(cuò)層理；(4)形成大型高角度交錯(cuò)層理和平行層理(圖 3-C)。這樣的橫向變化序列，則可以很好地解釋對(duì)稱型丘狀交錯(cuò)層理不與浪成波紋層理共生的現(xiàn)象，因?yàn)樵陲L(fēng)暴期與正常期沉積交替作用時(shí)，由于橫向上發(fā)育位置的差異，兩者很難在垂向上疊加。

A—美國(guó)阿巴拉契亞盆地石炭系細(xì)砂巖(Medina砂巖)中丘狀交錯(cuò)層理(HCS)與洼狀交錯(cuò)層理(SCS)的垂向疊置關(guān)系(Campbell，1966)，TR為削切面；B—加拿大紐芬蘭島底寒武統(tǒng)Chapel Island組第2段細(xì)砂巖中具有侵蝕底面的丘狀交錯(cuò)層理(Myrow，1992)；C—據(jù)水槽實(shí)驗(yàn)結(jié)果繪制的淺海沉積剖面橫向變化示意圖(據(jù)Dumas and Arnott，2006；簡(jiǎn)化)，PL為平行層理，LHS為大型高角度交錯(cuò)層理，SWRS為小型浪成波紋層理，SCS為洼狀交錯(cuò)層理，AHCS為不對(duì)稱型丘狀交錯(cuò)層理，IHCS為對(duì)稱型丘狀交錯(cuò)層理，M為泥巖；D—Basque盆地(西班牙境內(nèi))上白堊統(tǒng)細(xì)砂巖中垂向和側(cè)向均轉(zhuǎn)換為平行層理(P)的似丘狀交錯(cuò)層理(Prave and Duke，1990)；E—Basque盆地(法國(guó)境內(nèi))上白堊統(tǒng)細(xì)砂巖中側(cè)向與鮑馬序列Tc段連續(xù)過(guò)渡的似丘狀交錯(cuò)層理(HCS)(Mulder et al.，2009)，短簡(jiǎn)頭指示似丘狀交錯(cuò)層理遷移方向向左，長(zhǎng)箭頭指示同沉積變形構(gòu)造，Sf為洼狀充填，T為鮑馬序列(角標(biāo)指鮑馬序列各段)

似丘狀交錯(cuò)層理無(wú)論在縱向變化和橫向變化上均和丘狀交錯(cuò)層理有所不同。在縱向上，似丘狀交錯(cuò)層理幾乎不出現(xiàn)剝蝕面，多為連續(xù)的過(guò)渡沉積，其下部和上部均可發(fā)育準(zhǔn)平行層理(Prave and Duke，1990；Lambetal.，2008)及平行層理(Quin，2011；Pomaretal.，2019)等高流態(tài)沉積構(gòu)造，圖 3-D即為鑲嵌于平行層理之中的似丘狀交錯(cuò)層理，其位置與鮑馬序列Tb段相當(dāng)(Monaco，1994；李向東等，2010；Morsilli and Pomar，2012)；也可發(fā)育浪成波紋層理(Quin，2011)、流水波紋層理(Pomaretal.，2019)、雙向交錯(cuò)層理、爬升層理(李向東等，2019)及復(fù)合流層理(Myrowetal.，2002)等低流態(tài)沉積構(gòu)造，其位置與鮑馬序列Tc段相當(dāng)(Pomaretal.，2019)。在橫向上，可漸變?yōu)楦吡鲬B(tài)的平行層理，即與鮑馬序列Tb段在側(cè)向上呈連續(xù)的過(guò)渡(圖 3-D)；也可漸變?yōu)榈土鲬B(tài)的沙紋層理，即與鮑馬序列Tc段在側(cè)向上呈連續(xù)的過(guò)渡(圖 3-D)。盡管丘狀交錯(cuò)層理在縱向和橫向上有時(shí)也可漸變?yōu)槠叫袑永?Dott and Bourgeois，1982；Craft and Bridge，1987)，但是從發(fā)育程度上講，鑲嵌在平行層理中的似丘狀交錯(cuò)層理則要普遍得多(Mulderetal.，2009；Basilicietal.，2012)。

2 垂向序列

丘狀交錯(cuò)層理一般為正常浪基面之下的風(fēng)暴沉積，往往表現(xiàn)為重復(fù)性的事件沉積。在陸源碎屑巖中，丘狀交錯(cuò)層理通常發(fā)育在粗粉砂巖至細(xì)砂巖中，分選中等至好，頂部常含云母及植物碎片，粒序不明顯(Dott and Bourgeois，1982)，少數(shù)中砂巖中也可發(fā)育(Cheel and Leckie，1992；DeCelles and Cavazza，1992)；在粗砂巖和細(xì)礫巖中則會(huì)發(fā)育粗粒波痕，一般不形成丘狀交錯(cuò)層理(Leckie，1988)；在復(fù)合流水槽實(shí)驗(yàn)中，丘狀交錯(cuò)層理雖然在底床中的位置不固定，但發(fā)育在細(xì)砂級(jí)顆粒中(Dumasetal.，2005；Perilloetal.，2014a)。在碳酸鹽巖中，通常發(fā)育在砂屑(泥粒巖和顆粒巖)石灰?guī)r中，可含有粉砂至細(xì)砂級(jí)陸源碎屑顆粒(Seguretetal.，2001；Aguirreetal.，2015)，少數(shù)可發(fā)育在礫屑石灰?guī)r中(Aguirreetal.，2015)。

含丘狀交錯(cuò)層理的單巖層厚度范圍一般為10～150icm，通常為20～80icm(Dott and Bourgeois，1982；Craft and Bridge，1987；DeCelles and Cavazza，1992)，最薄可為2icm(Midtgaard，1996)；就風(fēng)暴事件層而言，丘狀交錯(cuò)層理多發(fā)育在近源(向岸方向)較厚的風(fēng)暴層中，而在遠(yuǎn)源(向海方向)較薄的風(fēng)暴層中則多發(fā)育平行層理(Quin，2011)。關(guān)于丘狀交錯(cuò)層理的垂向沉積序列，已有較完整的總結(jié)(Dott and Bourgeois，1982，1983)。其標(biāo)準(zhǔn)序列包括： 具有滯留礫石的突變底界、丘狀交錯(cuò)層理(H)、平直層理(F)、交錯(cuò)層理(X)和泥巖層(M)共4個(gè)層段組成(圖 4-A)，代表 1次風(fēng)暴事件沉積，由強(qiáng)風(fēng)暴浪的衰減到風(fēng)暴停息后的懸浮泥質(zhì)沉積，以及沉積后寧?kù)o環(huán)境下的生物活動(dòng)。其中平直層理(flat lamination)按其在衰減流沉積序列中的垂向位置，處于丘狀交錯(cuò)層理之上，浪成交錯(cuò)層理之下，應(yīng)為高流態(tài)下的沉積構(gòu)造，即相當(dāng)于平行層理，這和鮑馬序列中低流態(tài)下形成的上平行層理不同。作者稱其為平直層理是為了和似丘狀交錯(cuò)層理垂向序列中的P段(parallel lamination)區(qū)別開(kāi)來(lái)，至于兩者有無(wú)沉積特征上的差異則需要進(jìn)一步的研究。

A—理想丘狀交錯(cuò)層理序列，H和F段均為粗粉砂巖或細(xì)砂巖，兩者粒度相同，X段為粉砂巖或細(xì)砂巖，粒度與H、F段相同或略細(xì)，無(wú)明顯垂向粒序變化(Dott and Bourgeois，1982):A-1—缺失頂部泥巖；A-2—頂部生物擾動(dòng)發(fā)育；A-3—缺失交錯(cuò)層理段；A-4—交錯(cuò)層理段厚度大且缺失平直層段；A-5—泥巖剝蝕型；A-6—生物擾動(dòng)型；A-7—削切面滯留型；A-8—變形削截型(不常見(jiàn))。B—理想似丘狀交錯(cuò)層理序列，一般存在于鮑馬序列中(Walker et al.，1983):B-1—丘狀層垂向上漸變?yōu)槠街睂?Craft and Bridge，1987)；B-2—不對(duì)稱小型丘狀層上覆爬升型復(fù)合流層理(Myrow et al.，2002)；B-3—丘狀層、復(fù)合流層理和準(zhǔn)平行層理序列(Myrow et al.，2008)；B-4—大型浪成波紋層理、平行層理和丘狀層序列(據(jù)陳銳明等，2009；修改)。垂向序列中，B為突變底層之上的塊狀層和(或)粒序?qū)?；P為平行層；H為丘狀層；F為平直層；X為交錯(cuò)層理；M為泥巖；Fs為細(xì)砂巖；Ss為粉砂巖

丘狀交錯(cuò)層理的垂向序列的變化主要包括2類(Dott and Bourgeois，1982，1983): (1)組成標(biāo)準(zhǔn)垂向沉積序列的各層段不同程度的缺失或變化(圖 4-A-1至4-A-4)。主要包括4類： 泥巖帶(M)缺失型(圖 4-A-1)、頂部有深的潛穴類型(圖 4-A-2)、交錯(cuò)層理帶(X)缺失型(圖 4-A-3)和交錯(cuò)層理帶(X)加厚并且平直層段(F)缺失型(圖 4-A-4)。其中泥巖帶缺失型和頂部有深的潛穴類型為最常見(jiàn)的變化類型。(2)疊覆型(amalgamation or welding together)丘狀交錯(cuò)層理，即多個(gè)丘狀交錯(cuò)層理在垂向上的直接疊置(圖 4-A-5至4-A-8)，往往缺失泥巖層段、交錯(cuò)層理段及生物擾動(dòng)，使得單個(gè)的沉積事件難以識(shí)別，總厚度則可達(dá)40im(Dott and Bourgeois，1982)。按剝蝕殘留下的單個(gè)沉積事件標(biāo)志層，主要也可分為4類： 泥巖剝蝕型(圖 4-A-5)、生物擾動(dòng)型(圖 4-A-6)、削切面滯留型(圖 4-A-7)和變形削截型(圖 4-A-8)。

似丘狀交錯(cuò)層理的研究在近年來(lái)逐步引起重視(Legleretal.，2014；Pomaretal.，2019)，在陸源碎屑巖中多發(fā)育在鈣質(zhì)粉砂巖、細(xì)砂巖(Mulderetal.，2009；李向東等，2010)、泥質(zhì)粉砂巖、粉砂巖、細(xì)粒雜砂巖及細(xì)砂巖(Basilicietal.，2012)中，粒度與丘狀交錯(cuò)層理類似(Mulderetal.，2009)，但泥質(zhì)或雜基含量往往較大(李向東等，2010，2019)。在碳酸鹽巖中目前已發(fā)現(xiàn)的實(shí)例較少，巖性為砂屑石灰?guī)r且與內(nèi)波沉積相關(guān)(Pomaretal.，2019)。似丘狀交錯(cuò)層理厚度一般為5～30icm(Mulderetal.，2009；Morsilli and Pomar，2012)，30～50icm的巖層中明顯減少(Mulderetal.，2009)，目前見(jiàn)于報(bào)道的最大厚度為80icm(Prave and Duke，1990)。

似丘狀交錯(cuò)層理垂向沉積序列目前還沒(méi)有較為完整的總結(jié)。Walker 等(1983)試圖對(duì)Dott和Bourgeois(1982)提出的丘狀交錯(cuò)層理標(biāo)準(zhǔn)垂向序列HFXM(圖 4-A)進(jìn)行補(bǔ)充，提出了BPHFXM序列(圖 4-B)，并將其作為濁流—丘狀交錯(cuò)層理的端元模式，而另一個(gè)端元模式則是由鮑馬序列“A”段直接在垂向上相互疊置組成的“AAA”型垂向序列。Dott和Bourgeois(1983)則反駁了這種觀點(diǎn)，認(rèn)為HFXM序列即為丘狀交錯(cuò)層理在垂向上的完整序列，通過(guò)在同一風(fēng)暴事件中的沉積和剝蝕作用及不同風(fēng)暴事件沉積的疊置可以產(chǎn)生各種變化。作者以似丘狀交錯(cuò)層理的研究實(shí)例(Prave and Duke，1990；Monaco，1992，1994；Mulderetal.，2009；李向東等，2010，2019；Pomaretal.，2019)為基礎(chǔ)，結(jié)合似丘狀交錯(cuò)層理可鑲嵌于平行層理之中(Prave and Duke，1990)及側(cè)向上可與鮑馬序列Tb或Tc段連續(xù)過(guò)渡的現(xiàn)象(Mulderetal.，2009；Morsilli and Pomar，2012)，并參照Walker 等(1983)的描述和實(shí)例，認(rèn)為BPHFXM序列事實(shí)上是似丘狀交錯(cuò)層理的標(biāo)準(zhǔn)垂向序列。

關(guān)于似丘狀交錯(cuò)層理垂向序列的變化，將為數(shù)不多的散見(jiàn)于文獻(xiàn)中的序列歸納起來(lái)，主要表現(xiàn)在交錯(cuò)層理與紋層的變化上(圖 4-B-1至4-B-4): (1)在平行層理之上沉積對(duì)稱型似丘狀交錯(cuò)層理，兩者之間無(wú)剝蝕面，似丘狀交錯(cuò)層理向上又漸變?yōu)槠叫袑永?圖 4-B-1)；(2)不對(duì)稱小型似丘狀交錯(cuò)層理，上覆爬升型復(fù)合流層理(圖 4-B-2)；(3)似丘狀交錯(cuò)層理、復(fù)合流層理和準(zhǔn)平行層理序列，即低流態(tài)的復(fù)合流層理夾在2個(gè)高流態(tài)沉積構(gòu)造之間(圖 4-B-3)，在該序列中常缺失復(fù)合流層理段，而直接由似丘狀交錯(cuò)層理和準(zhǔn)平行層理組成，與標(biāo)準(zhǔn)垂向序列相比，則缺失交錯(cuò)層理段(X)；(4)在高流態(tài)沉積構(gòu)造似丘狀交錯(cuò)層理、平行層理之下出現(xiàn)低流態(tài)的大型浪成交錯(cuò)層理(圖 4-B-4)。

3 沉積特征分析

表 1對(duì)丘狀交錯(cuò)層理和似丘狀交錯(cuò)層理的沉積特征進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)，同時(shí)對(duì)形成該沉積特征的水動(dòng)力條件進(jìn)行了簡(jiǎn)要的分析(詳見(jiàn)后文形成機(jī)制分析)，從表中可以看出兩者的共同特征主要有： (1)層理外形或紋層形狀均可出現(xiàn)對(duì)稱型和不對(duì)稱型；(2)丘狀中心底部紋層變厚，由中心向兩側(cè)紋層逐漸變?。?3)在垂向序列中，交錯(cuò)層理段多為浪成波紋層理。

表 1 丘狀交錯(cuò)層理與似丘狀交錯(cuò)層理沉積特征對(duì)比Table 1 Sedimentary characteristics of hummock cross-stratification and hummock cross-stratification-like structures

丘狀交錯(cuò)層理不同于似丘狀交錯(cuò)層理的沉積特征主要有： (1)丘狀交錯(cuò)層理底界常為剝蝕面；(2)丘狀層內(nèi)部削切關(guān)系發(fā)育，削切面類型主要有低角度削切界面、洼狀削切界面、碟狀削切界面和高角度削切界面，除高角度削切界面不常見(jiàn)外，其他3類均較常見(jiàn)，特別是低角度削切面；(3)與洼狀交錯(cuò)層理關(guān)系密切，可分為2種類型，一是伴生型，兩者在側(cè)向上伴生(圖 3-A)，洼狀交錯(cuò)層理在上，其底部存在削切面，二是側(cè)變型，兩者的發(fā)育區(qū)在側(cè)向上相鄰(圖 3-C)，在垂向上可相互疊置；(4)垂向序列常出現(xiàn)層段缺失和丘狀交錯(cuò)層理疊置；(5)生物擾動(dòng)發(fā)育。

似丘狀交錯(cuò)層理不同于丘狀交錯(cuò)層理的沉積特征主要有： (1)紋層在垂向上可以逐漸變得寬緩，過(guò)渡為平行層理，并可出現(xiàn)紋層厚度向上變厚或變薄的韻律(圖 2-A，2-B)；(2)紋層由丘狀中心向兩側(cè)可變薄，也可變厚(垂向上過(guò)渡為平行層理時(shí)變厚)；(3)似丘狀交錯(cuò)層理在垂向上可鑲嵌于平行層理之中，在側(cè)向上既可過(guò)渡為平行層理，也可過(guò)渡為小型交錯(cuò)層理；(4)丘狀層之下往往發(fā)育有平行層理，兩者之間為連續(xù)沉積，無(wú)剝蝕面發(fā)育；(5)往往出現(xiàn)高流態(tài)沉積構(gòu)造(如似丘狀交錯(cuò)層理、平行層理等)與低流態(tài)沉積構(gòu)造(小型或大型浪成波紋層理、復(fù)合流層理等)在垂向上交替疊置且無(wú)剝蝕面的情況。

此外，丘狀交錯(cuò)層理不同于似丘狀交錯(cuò)層理的5個(gè)沉積特征，特別是低角度削切面、與洼狀交錯(cuò)層理的關(guān)系及垂向上的層段缺失，在似丘狀交錯(cuò)層理中偶爾均會(huì)出現(xiàn)；而似丘狀交錯(cuò)層理不同于丘狀交錯(cuò)層理的5個(gè)沉積特征，多數(shù)在丘狀交錯(cuò)層理中不會(huì)出現(xiàn)，如側(cè)向上過(guò)渡為小型交錯(cuò)層理，垂向上出現(xiàn)高流態(tài)與低流態(tài)沉積構(gòu)造交替疊置等。這說(shuō)明只要條件合適，形成似丘狀交錯(cuò)層理的水動(dòng)力條件可轉(zhuǎn)化為形成任何一種丘狀交錯(cuò)層理的水動(dòng)力條件；而形成丘狀交錯(cuò)層理的水動(dòng)力條件則有無(wú)法達(dá)到形成某些似丘狀交錯(cuò)層理水動(dòng)力條件的因素存在。結(jié)合沉積環(huán)境和流體特征，這個(gè)無(wú)法達(dá)到的因素最有可能就是懸浮沉積物的濃度，也就是說(shuō)，風(fēng)暴剝蝕形成的懸浮沉積物的最大濃度可能永遠(yuǎn)無(wú)法達(dá)到某些濁流和異重流的懸浮沉積物濃度。

4 形成機(jī)制分析

丘狀交錯(cuò)層理在發(fā)現(xiàn)時(shí)并未給出成因機(jī)制的解釋(Campbell，1966)，直到10年后才和風(fēng)暴沉積聯(lián)系起來(lái)(Harmsetal.，1975)。此后隨著沖洗帶丘狀交錯(cuò)層理(Greenwood，1986)、深水環(huán)境下與濁流有關(guān)的似丘狀交錯(cuò)層理(Prave and Duke，1990)和河流沉積中丘狀交錯(cuò)層理(Rust and Gibling，1990)的發(fā)現(xiàn)，以及流體沉積機(jī)制研究的深入，丘狀交錯(cuò)層理的成因又出現(xiàn)了很大的爭(zhēng)議(項(xiàng)立輝等，2007；Quin，2011；Basilicietal.，2012)。就目前已有的成因觀點(diǎn)而言，從宏觀上講，丘狀交錯(cuò)層理的形成多和風(fēng)暴有關(guān)，其次為內(nèi)波、濁流和異重流等(Mulderetal.，2009；Morsilli and Pomar，2012；Pomaretal.，2019)，同時(shí)在長(zhǎng)周期波動(dòng)產(chǎn)生的雙向流中也有發(fā)現(xiàn)(Greenwood，1986；喬秀夫等，1994)。近年來(lái)關(guān)于潮汐與風(fēng)暴作用形成丘狀交錯(cuò)層理研究較多(Legleretal.，2014；Bdenasetal.，2018)，另外也涉及長(zhǎng)程傳遞的膨脹波(Mathesonetal.，2016)；從微觀上講則多和復(fù)合流相關(guān)(Dumasetal.，2005)，其次為純振蕩流(Southardetal.，1990；賴志云和賴慶偉，2010)。本研究先不考慮具體的沉積環(huán)境和沉積過(guò)程，單從流體力學(xué)的角度探討形成丘狀形態(tài)的水動(dòng)力機(jī)制，之后再結(jié)合具體的沉積環(huán)境和沉積過(guò)程探討丘狀交錯(cuò)層理和似丘狀交錯(cuò)層理的沉積機(jī)制。

4.1 水動(dòng)力機(jī)制

盡管大多數(shù)丘狀或似丘狀交錯(cuò)層理和復(fù)合流沉積有關(guān)，但在實(shí)驗(yàn)室中純振蕩流亦可在平坦的底床上產(chǎn)生丘狀交錯(cuò)層理(Southardetal.，1990)，地層記錄中又在河流沉積中發(fā)現(xiàn)了丘狀交錯(cuò)層理(Rust and Gibling，1990)。以上現(xiàn)象說(shuō)明單一的波動(dòng)或單向流均可獨(dú)立提供形成丘狀交錯(cuò)層理的水動(dòng)力條件，只不過(guò)由波動(dòng)和單向流疊加形成的復(fù)合流更有利于提供這樣的水動(dòng)力條件。因此，在探求丘狀或似丘狀交錯(cuò)層理形成的水動(dòng)力機(jī)制時(shí)，則需要先找出振蕩流和單向流共同擁有的水力學(xué)現(xiàn)象。在水盆漩渦實(shí)驗(yàn)(賴志云和賴慶偉，2010)中將水動(dòng)力條件簡(jiǎn)化到極限，在靜止的水盆中攪起類似于由點(diǎn)匯和勢(shì)渦(自由漩渦)形成的簡(jiǎn)單漩渦，最終形成丘狀交錯(cuò)層理，而漩渦則是單向流和振蕩流均可獨(dú)立產(chǎn)生的一種普遍的水力學(xué)現(xiàn)象。因此，本研究從立軸漩渦入手分析丘狀和似丘狀交錯(cuò)層理形成的水動(dòng)力機(jī)制。

渦運(yùn)動(dòng)是自然界中可以普遍觀察到的流體運(yùn)動(dòng)形態(tài)，如果不考慮薄渦層，漩渦可定義為一群繞公共中心旋轉(zhuǎn)的流體微團(tuán)。以首尾相接的渦環(huán)為例，其流動(dòng)速度可分為切向速度(與半徑垂直)、徑向速度(與半徑方向一致)和軸向速度(與旋轉(zhuǎn)面垂直)(以旋轉(zhuǎn)軸豎直的立軸漩渦為例，圖 5 )。在這3個(gè)速度中，除旋轉(zhuǎn)軸中心區(qū)域外，切向速度一般比徑向速度和軸向速度都大得多，沉積物的剝蝕和沉積將主要取決于切向速度(鄭洽馀和魯鐘琪，1980)。

A-1—切向速度平面分布；A-2—徑向速度平面分布；A-3—軸向速度和徑向速度引起的橫向環(huán)流；B-1—切向速度沿半徑變化規(guī)律；B-2—徑向速度沿半徑變化規(guī)律；B-3—軸向速度沿半徑變化規(guī)律。A為似固體旋轉(zhuǎn)區(qū)，B為勢(shì)流旋轉(zhuǎn)區(qū)；R1為渦核半徑，R2為匯球面半徑

依據(jù)切向速度的分布規(guī)律，可將漩渦分為2個(gè)區(qū)(圖 5-A-1): 外圍為勢(shì)流旋轉(zhuǎn)區(qū)，流體做無(wú)旋的曲線運(yùn)動(dòng)，切向速度隨半徑的增大而減小，越靠近旋轉(zhuǎn)軸中心，切向速度越大(圖 5-B-1)；內(nèi)部則稱為似固體旋轉(zhuǎn)區(qū)，黏性將起到很大作用，流體做有旋的曲線運(yùn)動(dòng)，切向速度隨半徑的增大而增大，越靠近旋轉(zhuǎn)軸中心(黏性增大)，切向速度越小(圖 5-B-1)。勢(shì)流旋轉(zhuǎn)區(qū)和似固體旋轉(zhuǎn)區(qū)分界處的半徑稱為渦核半徑，在渦核半徑以外，流體壓力隨半徑的增大而增大，在渦核半徑以內(nèi)，流體壓力隨半徑的減小而減小，這樣在漩渦中心會(huì)形成低壓區(qū)，即漩渦具有抽吸能力，其壓降大小則隨渦核半徑處切向速度(最大切向速度)的增大而增大。

徑向速度的方向在漩渦底部指向旋轉(zhuǎn)中心(圖 5-A-2，5-A-3)，在漩渦頂部則由中心指向外緣(圖 5-A-3)。在漩渦底部，徑向速度的大小分布規(guī)律在勢(shì)流旋轉(zhuǎn)區(qū)和似固體旋轉(zhuǎn)區(qū)內(nèi)不同，總趨勢(shì)隨半徑的減小而增大，存在1個(gè)加速度突然增大的區(qū)域，其對(duì)應(yīng)的半徑，在簡(jiǎn)單的匯源漩渦中稱為匯球面半徑，在該區(qū)域內(nèi)流體動(dòng)壓(速度水頭)會(huì)突然增大(圖 5-B-2)。徑向速度引起的動(dòng)壓變化和切向速度引起的靜壓變化將共同作用形成軸向速度，軸向速度在旋轉(zhuǎn)中心處由下向上，在邊緣處由上向下，與徑向速度引起的徑向流一起形成橫向環(huán)流(圖 5-A-3)。軸向速度沿半徑的分布則如圖 5-B-3所示： 中心處速度最大，方向向上，速度值隨半徑的增大而減小，進(jìn)而發(fā)生方向的改變，其值沿半徑由小變大再由大變小。

漩渦具有抽吸能力，當(dāng)其切向速度大于沉積物移動(dòng)門限時(shí)，漩渦會(huì)剝蝕底床，被剝蝕的沉積顆?；蛄黧w中本身懸浮的沉積物顆粒會(huì)在徑向速度的作用下向漩渦中心聚集，然后在軸向速度的作用下向上運(yùn)動(dòng)、擴(kuò)散，形成沉積物懸浮。其沉積機(jī)制可能有2種： (1)當(dāng)流體的動(dòng)壓和靜壓平衡時(shí)，流體處于穩(wěn)定狀態(tài)，只有在整體衰弱或衰減時(shí)形成沉積；(2)當(dāng)流體的動(dòng)壓和靜壓不平衡時(shí)，流體處于不穩(wěn)定狀態(tài)，會(huì)在漩渦中形成小的渦動(dòng)，從而消耗流體能量，使懸浮物發(fā)生沉積。但一般情況下，由流體不穩(wěn)定而引起的沉積占主導(dǎo)。

Quin(2011)在詳細(xì)對(duì)比了大型波痕與丘狀交錯(cuò)層理的特征之后，認(rèn)為丘狀交錯(cuò)層理是由密度流與重力波形成的流體不穩(wěn)定性而產(chǎn)生的。而漩渦的形成正是流體不穩(wěn)定性的一種表現(xiàn)，類似于流體力學(xué)中的泰勒不穩(wěn)定(離心分層流)。在海洋中，無(wú)論是淺水和深水，斜壓波則易于引起漩渦，當(dāng)漩渦與單向流疊加時(shí)，超過(guò)一定的強(qiáng)度，即可引起流體的不穩(wěn)定(開(kāi)爾文—赫姆霍茲不穩(wěn)定)；當(dāng)斜壓波單獨(dú)存在時(shí)，若懸浮顆粒的離心力大于其受到的摩擦阻力時(shí)，也可產(chǎn)生流體的不穩(wěn)定。故丘狀(似丘狀)交錯(cuò)層理可由波動(dòng)單獨(dú)產(chǎn)生，也可由波動(dòng)與單向流疊加形成的復(fù)合流產(chǎn)生。

當(dāng)漩渦減弱時(shí)，懸浮的沉積物降落沉積，由于漩渦中心沉積物懸浮濃度大，故沉積速率較大，形成丘狀形態(tài)，也易于解釋丘狀、似丘狀交錯(cuò)層理丘狀中心底部紋層變厚。至于由中心向兩側(cè)紋層逐漸變薄或變厚以及垂向上紋層變得寬緩的現(xiàn)象，則與沉積時(shí)懸浮物的濃度大小、在空間上分布和軸向速度的分布有關(guān)。若無(wú)單向流疊加則形成對(duì)稱形態(tài)，若有單向流疊加，則形成不對(duì)稱形態(tài)。對(duì)于有單向流疊加的對(duì)稱型似丘狀和丘狀交錯(cuò)層理，多解釋為駐波造成的流體不穩(wěn)定所致(Yagishita，1994；師慶民等，2013)，當(dāng)漩渦減弱也可形成浪成波紋層理。關(guān)于漩渦沉積，除水盆漩渦實(shí)驗(yàn)外(賴志云和賴慶偉，2010)，在舟山群島的現(xiàn)代海灘曾發(fā)現(xiàn)過(guò)呈放射狀排列且水流方向與半徑相垂直的渦流波痕(沈錫昌，1987)，豫北地區(qū)寒武系風(fēng)暴巖中也發(fā)現(xiàn)由渦流形成的環(huán)狀構(gòu)造(馬瑞申等，2011)，山東上寒武統(tǒng)炒米店組發(fā)育有由風(fēng)暴渦流形成的放射狀排列礫屑灰?guī)r(王家豪等，2017)。

4.2 沉積機(jī)制

丘狀交錯(cuò)層理的形成多數(shù)與風(fēng)暴衰減沉積有關(guān)(Dumas and Arnott，2006；魏小潔等，2014)，其沉積物主要來(lái)源于風(fēng)暴高峰期剝蝕底床形成的密度流和漩渦本身的剝蝕作用(Seguretetal.，2001；Eoff，2014；Legleretal.，2014)，因此可用剝蝕懸砂機(jī)制來(lái)解釋丘狀交錯(cuò)層理的形成機(jī)制。第1階段為剝蝕階段，強(qiáng)烈的剝蝕性水流剝蝕底床(對(duì)應(yīng)于風(fēng)暴高峰期)，形成剝蝕面(對(duì)應(yīng)丘狀交錯(cuò)層理底界的剝蝕面)和底部滯留沉積(Dott and Bourgeois，1982；許安濤等，2018)，同時(shí)使沉積物懸浮形成密度流。第2階段為沉積階段，由于流體的不穩(wěn)定(Quin，2011)，沉積流體表現(xiàn)為剝蝕與沉積頻繁交替的高流態(tài)水流(對(duì)應(yīng)于風(fēng)暴晚期)，故常出現(xiàn)剝蝕(流體不穩(wěn)定)與沉積作用的交替(對(duì)應(yīng)于丘狀交錯(cuò)層理內(nèi)部削切面)，又由于流體中懸浮物濃度較高的原因，故最易于形成低角度的剝蝕面(Southardetal.，1990；Dumas and Arnott，2006)。在懸浮物濃度較低時(shí)，若以漩渦作用為主則易形成洼狀削切界面和碟狀削切界面，因?yàn)檫@種形態(tài)最有利于漩渦能量的衰減；若以單向流作用為主，則會(huì)形成高角度削切界面，而在風(fēng)暴作用中，這種水流條件常出現(xiàn)在遠(yuǎn)離風(fēng)暴中心的低能區(qū)，而這樣的環(huán)境已很難形成丘狀交錯(cuò)層理，故丘狀交錯(cuò)層理中很少出現(xiàn)高角度削切面。

前期剝蝕形成的密度流懸浮物及新產(chǎn)生的剝蝕顆粒會(huì)在漩渦的切向速度和徑向速度作用下向漩渦中心會(huì)聚，然后在縱向速度的作用下向上抽吸，同時(shí)將漩渦具有的機(jī)械能轉(zhuǎn)化為內(nèi)能，消耗漩渦的能量，當(dāng)漩渦的能量足夠低時(shí)，懸浮的沉積物開(kāi)始降落沉積。漩渦的切向速度一般占主導(dǎo)，其分布在似固體旋轉(zhuǎn)區(qū)越靠近中心速度越小，故在似固體旋轉(zhuǎn)區(qū)形成丘狀交錯(cuò)層理，如水盆漩渦實(shí)驗(yàn)(賴志云和賴慶偉，2010)。在勢(shì)流旋轉(zhuǎn)區(qū)越遠(yuǎn)離漩渦中心速度越小，當(dāng)懸浮物較少時(shí)發(fā)育平緩沉積或無(wú)沉積，在底床上表現(xiàn)為一個(gè)個(gè)孤立的丘狀隆起(Craft and Bridge，1987)；當(dāng)懸浮物較多時(shí)可在勢(shì)流旋轉(zhuǎn)區(qū)形成伴生型的洼狀交錯(cuò)層理，而在似固體旋轉(zhuǎn)區(qū)和勢(shì)流旋轉(zhuǎn)區(qū)的分界處可形成剝蝕面，故洼狀交錯(cuò)層理與丘狀交錯(cuò)層理之間往往伴有剝蝕面(圖 3-A)。當(dāng)懸浮物濃度較小時(shí)，可在漩渦中心形成洼狀交錯(cuò)層理(Dumas and Arnott，2006)，此時(shí)會(huì)形成側(cè)變型的洼狀交錯(cuò)層理，如發(fā)生海進(jìn)或海退，則丘狀交錯(cuò)層理和洼狀交錯(cuò)層理可形成垂向的疊置。

丘狀交錯(cuò)層理垂向序列常出現(xiàn)層段缺失和丘狀交錯(cuò)層理疊置則更說(shuō)明了其沉積過(guò)程與水流的剝蝕作用密切相關(guān)。在同一次風(fēng)暴事件中，從近風(fēng)暴中心到遠(yuǎn)離風(fēng)暴中心則會(huì)出現(xiàn)保留不同層段的不完整序列，在遠(yuǎn)離風(fēng)暴中心處則會(huì)出現(xiàn)單一的丘狀交錯(cuò)層理與平靜期泥質(zhì)的交替沉積。當(dāng)不同的風(fēng)暴事件疊加時(shí)，便有可能在遠(yuǎn)離風(fēng)暴中心處形成丘狀交錯(cuò)層理的相互疊置(Eoff，2014)。至于生物擾動(dòng)發(fā)育則和丘狀交錯(cuò)層理形成的水體不深有關(guān)。

似丘狀交錯(cuò)層理的形成多和濁流及異重流有關(guān)，其沉積物主要來(lái)源于濁流或異重流固有的懸浮物，因此可用懸砂降落沉積機(jī)制來(lái)解釋似丘狀交錯(cuò)層理的形成機(jī)制。與剝蝕懸砂機(jī)制相比，懸砂降落機(jī)制也可在流體能量較小的情況下形成，即似丘狀交錯(cuò)層理可以形成于產(chǎn)生平行層理的高流態(tài)水流，也可形成于產(chǎn)生浪成波紋層理的低流態(tài)水流(Lambetal.，2008；李向東等，2010)；可以形成于剝蝕與沉積交替的水流中，也可形成于純沉積的水流中。故似丘狀交錯(cuò)層理側(cè)向上可過(guò)渡為平行層理或浪成波紋層理(圖 3-E)；其與下伏的平行層理之間可存在剝蝕面，也可不存在剝蝕面；在垂向上可出現(xiàn)高流態(tài)沉積構(gòu)造與低流態(tài)沉積構(gòu)造的交替疊置且無(wú)剝蝕面。

以濁流為例，平行層理的形成受顆粒垂直降落速率和底床遷移速率等多個(gè)因素影響，可形成于低懸浮物濃度和低的底床遷移速率(Arnott and Hand，1989)條件下，也可形成于高懸浮物濃度和高的底床遷移速率(Leclair and Arnott，2005)條件下。即使在易于形成丘狀交錯(cuò)層理的長(zhǎng)周期(大于9 s)波浪作用下，如果底部懸浮沉積濃度高到足以抑制渦動(dòng)時(shí)，也可形成平行層理(Bridge and Best，1988；Dumasetal.，2005)。因此，在高流態(tài)條件下，隨著懸浮物濃度和底床遷移速率的時(shí)空變化，便有可能出現(xiàn)平行層理與似丘狀交錯(cuò)層理在垂向上的疊置及橫向上的轉(zhuǎn)化。此外，紋層在垂向上變寬或變窄也和流體中懸浮物及其沉降速率有關(guān)： 當(dāng)懸浮負(fù)載降落速率很高時(shí)形成丘狀底床；中等降落速率時(shí)寬紋層覆蓋；低降落速率時(shí)形成窄紋層覆蓋(DeCelles and Cavazza，1992)，故在似丘狀交錯(cuò)層理中易于出現(xiàn)紋層韻律(圖 3-B)。

濁流懸浮物濃度變化較大，且其沉積過(guò)程又有脈動(dòng)性(速度隨時(shí)間的變化而變化)和穩(wěn)定性(速度隨空間的變化而變化)之分(Kneller and Branney，1995)，故與漩渦相互作用時(shí)其懸浮物濃度和底床遷移速率的變化范圍均較大。當(dāng)濁流速度隨時(shí)間的變化而減小時(shí)，可先在高懸浮物濃度和高的底床遷移速率時(shí)形成平行層理，隨后形成似丘狀交錯(cuò)層理，最后又在低懸浮物濃度和低的底床遷移速率時(shí)形成平行層理，出現(xiàn)平行層理—似丘狀交錯(cuò)層理—平行層理的垂向疊置(圖 4-B)；當(dāng)濁流速度隨空間的變化而減小時(shí)，便可在側(cè)向上形成平行層理—似丘狀交錯(cuò)層理—平行層理的連續(xù)變化(圖 3-D)；故似丘狀交錯(cuò)層理可鑲嵌于平行層理之中。但當(dāng)懸浮物濃度和沉積流體能量均在一特定范圍內(nèi)變化時(shí)，似丘狀交錯(cuò)層理可出現(xiàn)丘狀交錯(cuò)層理的所有特征；因剝蝕懸砂所形成的懸浮沉積物濃度有限，且需要較高的流體能量，故似丘狀交錯(cuò)層理的某些特征(如側(cè)向過(guò)渡為浪成波紋層理及鑲嵌于平行層理之中)很難在丘狀交錯(cuò)層理中出現(xiàn)。

5 結(jié)論

1)丘狀交錯(cuò)層理不同于似丘狀交錯(cuò)層理的沉積特征主要有： 底界常為剝蝕面，內(nèi)部削切關(guān)系發(fā)育；與洼狀交錯(cuò)層理關(guān)系密切，按其相互關(guān)系可分為在同一沉積構(gòu)造發(fā)育區(qū)形成的伴生型和在不同沉積構(gòu)造發(fā)育區(qū)形成的側(cè)變型2類；垂向序列常出現(xiàn)層段缺失和丘狀交錯(cuò)層理疊置；生物擾動(dòng)發(fā)育。

2)似丘狀交錯(cuò)層理不同于丘狀交錯(cuò)層理的沉積特征主要有： 紋層由丘狀中心向兩側(cè)可變薄，也可變厚，在垂向上可形成向上變厚或變薄的韻律；似丘狀交錯(cuò)層理可鑲嵌于平行層理或小型交錯(cuò)層理之中，兩者之間為連續(xù)沉積，無(wú)剝蝕面發(fā)育；往往出現(xiàn)高流態(tài)沉積構(gòu)造與低流態(tài)沉積構(gòu)造在垂向上交替疊置且無(wú)剝蝕面的情況。

3)丘狀、似丘狀交錯(cuò)層理形成的水動(dòng)力機(jī)制相同，均可能為斜壓波動(dòng)形成的立軸漩渦引起的沉積流體不穩(wěn)定所致，具體方式可能有2種： 一是漩渦本身當(dāng)離心力大于摩擦阻力時(shí)產(chǎn)生的泰勒不穩(wěn)定，二是漩渦與單向流疊加產(chǎn)生的開(kāi)爾文—赫姆霍茲不穩(wěn)定。在沉積機(jī)制方面，兩者均需要較大的懸浮物濃度，否則會(huì)形成洼狀交錯(cuò)層理。二者沉積機(jī)制的不同在于：丘狀交錯(cuò)層理沉積物主要來(lái)源于風(fēng)暴高峰期剝蝕底床形成的密度流和漩渦本身的剝蝕作用，可稱為剝蝕懸砂沉積機(jī)制，對(duì)流體能量要求較高；似丘狀交錯(cuò)層理沉積物主要來(lái)源于濁流或異重流固有的懸浮物，可稱為懸砂降落沉積機(jī)制，對(duì)流體能量要求較低。