风成砂沉积和古气候研究

王凤之，陈留勤

(1.东华理工大学放射性地质与勘探技术国防重点学科实验室，江西 南昌 330013；2.东华理工大学地球科学学院，江西 南昌 330013)

引言

中国沙漠总面积约为71.29万km2[1]，占陆地总面积的1/12。沙漠化是一种地质过程，地质历史中的沙漠虽然大部分已经消亡，却在岩石地层中保留了相应的物质记录，风成砂就是其最重要的识别标志[2]。沉积地层中的风成砂最早可以追溯到太古代[2]。风成砂岩是一类特殊的沉积岩石，是干旱-半干旱气候条件下的典型代表。风成砂沉积作为沙漠沉积的一种类型，很多情况下并不是孤立分布的，而是与冲积扇、河流、湖泊等沉积物在空间上形成交互堆积。在早期的研究中，部分风成砂沉积被误认为是河流相、湖泊相沉积。从20世纪80年代开始，随着国内对风成砂研究的开展，不同时期的风成砂岩被识别出[4，16]，逐渐得到沉积学家的重视。风成砂岩大多具有厚层块状构造及较高的结构成熟度，良好的孔隙度和渗透率使之成为极佳的油气储集层和含水层[8，17]。由于其均质性好、抗风化能力强、颗粒细易于雕刻等特点，又是古代文化传承和丹霞地貌集中发育的位置[11，19]。本文通过综述国内外风成砂沉积研究进展，回顾了前人对风成砂的研究成果，讨论了风成砂沉积宏观、微观特征，风成沙丘沉积、丘间沉积和古气候、古地理的关系；以风成砂的成因机理为切入点，探讨了国内风成砂的下一步研究方向，以期在风成砂宏观露头研究的基础上，开辟风成砂研究的新领域，为国内风成砂沉积的研究注入新活力。

1 风成砂沉积识别标志

风成砂沉积识别标志包括宏观露头的沉积构造特征，微观的结构和粒度分析，以及通过扫描电镜对石英颗粒表面特征的观察分析。风成砂沉积一般以厚层状砂岩、大型板状和楔状交错层理作为野外识别标志(表1，图1A、B)，砂岩呈紫红色或者砖红色，极易破碎，以细砂岩为主(表1、2)，扫描电镜下观察石英颗粒表面可见机械和化学成因的各种微观特征(图1 E、F)。

石英颗粒具有分布广泛、硬度大和化学性质稳定的特点，其颗粒外形受外界影响较小，可以持久的保持，因此其表面特征可以提供沉积物源区的资料以及反映搬运沉积过程。Alekseeva(2005)[23]认为，石英颗粒从母岩剥蚀后在搬运和沉积过程中受到的外界影响，必然在石英表面留下痕迹。石英颗粒的形态特征和表面微结构特征真实地记录着它在剥蚀、搬运和沉积过程中所经历的物理化学过程、搬运动力介质和沉积环境的信息，这些信息对推测沉积环境和沉积动力学过程有很大帮助。通过扫描电镜观察石英颗粒的表面特征，可以有效地确定当时的沉积过程，是鉴定风成环境准确、可靠、方便的手段[25-26]

机械成因的特征是颗粒在搬运过程中受到机械作用而产生的痕迹。在风成沉积环境中，常见的是碟形撞击坑和新月形撞击坑，为风成沉积环境特有的标志(图1 E)。化学成因的特征是石英颗粒受沉积环境化学作用而产生的特征，主要分为SiO2的溶蚀作用、沉淀作用和晶体生长。常见的有鳞片状剥落、溶蚀坑(图1 F)、溶蚀沟、硅质球和硅质薄膜等(表3)。

表1 风成砂沉积构造特征和矿物组成

表2 国内典型盆地风成砂粒度参数

图1 信江盆地风成砂宏观特征和石英颗粒表面特征

A、B. 风成砂岩楔状交错层理素描图，素描对象是南岩寺、观音洞；C、D.风成砂岩镜下特征，颗粒一般为圆状、次圆状，颗粒支撑，不含杂基；E.风成砂岩石英颗粒表面碟形撞击坑；F. 风成砂岩石英颗粒表面溶蚀坑

Fig 1 Macroscopic features of aeolian sandstones in Nanyansi (A) and Guanyindong (B) and surface features of quartz grains (C, D, E, F) in the Xinjiang Basin

2 风成砂沉积环境与古气候

2.1 国内风成砂沉积环境与古气候研究

风成砂沉积是干旱-半干旱气候的产物，是沙漠沉积环境的典型标志[28，33],其前积层倾向记录了古风向的详细信息，为重建大气环流样式提供了直接证据[28，36]。塔里木盆地、鄂尔多斯盆地、四川盆地、江汉盆地、苏北盆地和信江盆地的风成砂沉积与信风控制下形成的贯穿中国西北—东南的中低纬度热带-亚热带地带性沙漠带有关[33，37]。白垩纪是全球气候中极暖的时期，我国广大陆地大部分被副热带环流控制，为亚热带干旱至半干旱地区，在河湖沿岸、山麓盆地及海岸地区，气候干燥，沙源丰富，动力高压下信风强劲，发育了相当规模的风成砂沉积[33，37]。各个盆地的风成砂沉积发育时代不同，但有规律可循：从北到南表现为北部的塔里木盆地和鄂尔多斯盆地的风成砂沉积形成于早白垩世，江汉盆地发育了早白垩世晚期—晚白垩世早期的风成砂沉积，信江盆地和苏北盆地的风成砂沉积形成时代为晚白垩世。由西及东表现为西部的塔里木盆地和鄂尔多斯盆地发育了早白垩世的风成砂沉积，在信江盆地和苏北盆地沉积了晚白垩世的风成砂[28]。

西部新生代的风成砂沉积，包括盐源盆地、四川盆地、剑川盆地、走廊盆地和兰州盆地的风成砂沉积与青藏高原隆升有关[38-39]，为地域性沙漠带的产物[33,37，40]。青藏高原大规模隆起前，东亚大区被行星环流控制，为干旱的气候环境；青藏高原隆升之后改变了原有大气环流样式，建立了东亚季风环流[41]。青藏高原隆起对中国大陆气候环境有两方面的影响：一是热带印度洋和孟加拉湾的暖湿气流(即西南季风)不断加强北上，越过横断山、云贵高原进入我国东部地区，提供了大量降水，使长江中下游及华南地区的气候由干热变为温暖湿润，结束了白垩纪以来有利于风成砂沉积的干旱炎热气候；二是是高原以北的塔里木盆地，河西走廊至河套地区，受影响后中高空出现高压脊，它既阻碍夏季风逾越，也抑制低空浅层热低压难以形成对流降水，使得我国西北地区和中亚地区的夏季特别干旱炎热，环境逐渐干旱化[33]。东亚季风环流冬季风强劲，为塔里木盆地、走廊盆地、兰州盆地等地的风成砂沉积发育提供了风动力。梅冥相和苏德辰(2013)[9]通过研究甘肃酒泉盆地中3个不同时期的风成砂岩发现，第四系玉门组中的风成砂岩为干旱寒冷气候背景下的沉积，与冰水消融沉积共生在一起，为得到加强的冬季季风(西风体系)背景下的沉积记录。青藏高原在晚第四纪进一步隆升，对季风环流影响极大，促进了玉门组风成砂的沉积。

2.2 国外风成砂沉积环境与古气候研究

国外对风成砂沉积和古气候研究的报道主要见于三叠纪和白垩纪。英国柴郡盆地赫尔斯比组三叠纪风成砂岩[42]、捷克苏台德山脉三叠系Bohdasin组的风成砂沉积[44]和印度奥兰加冈瓦纳盆地三叠系摩诃提婆组风成砂岩[45]是三叠纪季风气候的产物。三叠纪时期，全球大陆聚合成泛大陆，巨型季风气候控制着泛大陆的气候环境[46]，广泛分布全年和季节性干旱，季风风力强劲，为风成砂的形成提供极为有利的条件。早—中三叠世泛大陆以沙漠扩展和变暖占主导，以强烈的季节性干旱为特征[47]，在当时泛大陆的欧洲、非洲等地区形成了风成相、冲积扇相和辫状河相的混合沉积。西班牙伊比利亚盆地中白垩统埃斯库查组和乌特里利亚斯组[48]风成砂岩，蒙古米格特盆地上白垩统巴鲁恩戈约特组和亚道黑达组风成砂岩[49-50]，中国鄂尔多斯盆地下白垩统宜君组、洛河组及罗汉洞组[51-52]风成砂岩，库车盆地下白垩统舒善河组、巴西盖组和巴什基奇克组风成砂岩[8]，信江盆地塘边组晚白垩世风成沙丘[11]形成环境基本相似，均受北半球亚热带高压带控制。这些风成砂沉积分布区连接起来，和当时环北半球的中低纬度热带-亚热带地带性沙漠带重合。这条沙漠带所处位置在北半球信风带上，沙质物源丰富，风力强劲，形成了很多保存到现在的风成砂沉积。巴西巴拉那河盆地下白垩统博图卡图组[52-54]和上白垩统若巴拉那组[55]，阿根廷内乌肯盆地下白垩统阿格里奥组[56]风成砂岩则是在南半球亚热带高压带控制下形成的，和北半球风成砂的成因相似。

上述中新生代风成砂研究实例说明，地层记录中的风成沉积代表了特殊的古地理格局和古气候背景，是对古气候变化和构造事件的沉积响应。

3 风成砂沉积过程

风成砂沉积形成需要具备3个条件：沙源、风力和堆积床面[57-58]。沙源一般来自多方面，比如早期堆积的未固结沙丘、岩石和土壤的风化剥蚀以及河流、湖泊沉积物等，沙源的复杂性导致风成砂的平均粒径和分选系数变化很大[60]。风力的大小关系到沙粒运输的远近和沉积，其负载能力和风速成正比。经过风力搬运的沙粒在堆积床面沉积，床面形态对风成沙丘的堆积极为重要，堆积床面通过影响风速来影响风力的负载能力，使其携带的沙粒发生沉降，在堆积床面上堆积。有植被的堆积床面或早期的风成沙丘有利于降低风速，促进堆积。

国外对风成砂的研究较早，甚至可以追溯至20世纪初。对风成砂成因机理和风成相模式的研究始于20世纪70年代[61]，Kocurek等[60，63]、Mountney等[64-68]通过研究美国、英格兰、冰岛、巴西、南非等地的风成砂沉积记录，极大地推动了风成砂成因机理和风成相的研究，并在风成沉积模型方面取得了突破性进展。笔者通过总结前人对风成沉积和风成相模式的研究成果，结合在野外对信江盆地、苏北盆地和丽江地区风成砂沉积的观察分析，对比现代风成沙丘反演地质历史中的风成沙丘的特征，借鉴古河流、古湖泊的研究方法和经验，对风成砂沉积的成因机理进行讨论。

地层中保存下来的风成沉积地层一般经历了3个阶段(图2)：(1)沙海和风成沙丘的形成；(2)风成沙丘的迁移堆积；(3)风成砂岩的沉积保存。现在看到的风成砂沉积，是经历了形成过程中的搬运—沉积—成岩，后期随地壳运动变形，抬升剥蚀后保留下来的一部分，而在露头所能观察到的，又只是保存下来的风成砂岩中的部分特征。

3.1 风成沙丘形成过程

沙粒被风力从沙源搬运，在堆积床面堆积，形成零星分布的沙丘。零星分布的沙丘是一种良好的堆积床面，很适合接受沉积。同时这些早期的沙丘不断迁移，形成沙丘群，最后形成风成沙丘堆积区[69]，固结成岩(图2)。随着堆积过程的进行，堆积床面不断变化。风力是堆积床面形态的主要影响因素，风力通过风蚀堆积床面和控制沙粒的沉积地点来改变床面形态，甚至可以将堆积床面改造为不适合风成沉积。

沙源、地形条件、风力状况、植被覆盖情况和潜水面共同控制着沙丘形态的发展改造[70-72]。如果堆积床面处于干旱的气候环境下，潜水面和毛细管边缘远低于沉积表面，则对沙丘迁移、沉积物运移和沉积几乎没有影响，导致风成沙丘在风蚀作用下慢慢消失，或在风的作用下发生迁移并在合适地区堆积、沉积成岩[2，73]。在地下水参与的潮湿环境中，地下水和毛细管边缘与风成沙丘相互作用，水分对沙丘的堆积起着积极作用[67-68]。风成沙丘堆积后，水分使沙粒之间的凝聚力提高，沙粒不容易受风蚀作用被带走，沙丘和丘间同时沉积，形成沙丘和丘间夹层的风成地层。这种情况下潜水面有两种影响效果：一是堆积床面并没有随着堆积而沉降，而潜水面不断上升，堆积越来越厚[74](图3A)，最终的堆积厚度和潜水面密切相关；二是堆积床面随着堆积的进行发生沉降，潜水面上下波动而没有发生绝对上升，潜水面保持静止(图3B)。除了以上两种风成沉积环境，还存在第三种情况——稳定风成沉积环境，植被一般是这种沉积环境最常见的稳固沙丘的因素。因为植被具备这两种作用：(1)降低风速使风的负载能力降低，促使沙粒发生沉降堆积[75-76]；(2)覆盖沙丘表面固定沙丘，抵抗风蚀作用[77]。

图2 风成沙丘堆积—成岩过程

Fig.2 Schematic diagram illustrating a general accumulational-diagenetic processes of aeolian dunes to aeolian sandstones

图3 风成沙丘堆积与地下水位变化(据Rodríguez-Lópezetal., 2014[3]修改)

Fig.3 Schematic illustration showing the changes in water-table levels and aeolian dune accumulation (modified from Rodriguez-Lopezl et al., 2014)

沙丘表面覆盖的植被以低等草本植物为主，可以有效地抵抗风蚀作用，降低风速，使风中携带的沙粒在沙丘表面发生沉降。另外，植物根系发育，具有固定沙丘的作用。丘间发育高等木本植物，根系发达可达地下水层，增强了丘间沉积的稳定性。但是，深入地下的发达根系也可以破坏早期形成的沉积构造，不利于风成砂沉积特征的保存[68]。在稳定的风成沉积环境中，如果有外部径流注入或沉积作用使潜水面上升，那么就可能在丘间出现积水洼地甚至沙漠湖[67]。如果在这种稳定的风成沉积环境中出现降水，降水在下渗的过程中，淋滤浅部地层中的碳酸钙，在下部析出沉淀，形成钙积层。水汽下渗蒸发后，所含盐分在沙丘表面形成盐沉积固结层，对沙丘起到稳固保护作用[2,65]。国外学者对冰岛南部风成沙丘演化过程的分析[67]和纳米比亚白垩纪Tsondab风成砂岩的研究成果[62]均支持这一观点。

3.2 风成沙丘的保存成岩

沙源枯竭、风力变化、堆积床面不再接受沉积等因素都可造成风成沉积的停止。沉积结束后，其保存环境有如下3种类型[2]。

(1)风成沉积遭到洪水和风蚀作用的影响而短暂侵蚀，泛滥洪水和风蚀作用会侵蚀沙丘亚相和丘间亚相，破坏风成沉积构造。洪水侵蚀和风蚀作用结束后，风成沙丘重新接受沉积或者随着地壳运动掩埋，这时的侵蚀面会保存为一个明显的沉积界面[79](图4A)。

(2)风成沉积仅遭到风蚀作用影响，侵蚀后的沙丘和丘间沉积一起保存(图4B)。风成沉积形成后，最容易受到风蚀作用的影响。风蚀作用将沙丘亚相和丘间亚相侵蚀到地下水位线(静止水位线或上升水位线)位置时，出露的潜水面和沉积物发生反应，形成胶结物覆盖在表面以抵御风蚀作用或者促进潮湿表面的植被发育，抵抗风蚀作用。这种情况和第一种情况相似，在最后会形成一个地层界面[79]。上面两种情况还可能存在一种极端情况，即沙丘在形成后，沉积区遭到强烈的洪水冲蚀或风蚀作用直接消失[80]。

(3)风成沉积没有遭到任何破坏，沙丘亚相、丘间亚相完整保存下来[81]，植物大面积拓殖而稳固沙丘(图4C)。这种保存状态对解释古气候条件和沉积环境具有重要意义[60,74,79,81]。

此外，风成沉积也可以保存在特殊的沉积环境中。如果海岸风成沙丘在风成沉积形成后遭到海侵[82]，泛滥海水淹没风成沙丘，海洋沉积物覆盖在风成沉积表面，就会保护风成沉积不被破坏[83-84]。

图4 风成砂沉积保存模型(据Bristow & Mountney, 2013[73]修改)

Fig.4 Simplified model showing the preservation of aeolian deposits (modified from Bristow et al., 2013)

4 展望

当前国内对风成砂沉积的研究资料主要集中在野外露头剖面资料的收集和延伸方面，但是由于露头本身的局限性，其能提供的信息极其有限。风成砂从形成到保存的过程中，经历了风蚀及河流湖泊的侵蚀，后期随着地壳运动，又经历了沉降—压实—成岩及地壳的抬升剥蚀，我们当前看到的露头大都经历了一系列的运动，其能够提供的沉积时的信息大大减少，已经无法给下一步更加深入的研究提供信息。国外当前对风成砂的研究已经从风成砂露头剖面的研究转到了风成沙丘模型的研究，当前已经在风成沙丘随时间和空间变化的四维动态模型方面取得了重大进展。在借助遥感图像的情况下，对沙丘和丘间形态变化进入了深入研究。

国内在风成砂下一步的研究中，应该借助钻探岩心分析技术、地球物理勘探的高精度地震、重磁、测井曲线等方法以及实验室现代分析技术，在露头的基础上进一步对风成相模式、沉积环境和风成地层-构造格架等方面深入研究，更加深刻地了解风成沉积过程，达到详细了解不同沉积微相的目的，更好地用于古地理和油气、水资源勘探研究。

5 结论

(1)风成砂沉积是一种干旱-半干旱气候环境下的沉积物，宏观上以大型板状交错层理为识别标志，前积层倾向一般指示古风向，对古气候和古环境重建具有重要意义。具有细粒、磨圆度高和分选良好的微观特征。扫描电镜下，石英颗粒表面发育碟形撞击坑和新月形撞击坑，SiO2溶蚀作用形成的鳞片状剥落和溶蚀坑以及SiO2沉淀形成的硅质球和硅质薄膜。

(2)风成砂的形成过程和古气候、古地理关系密切。三叠纪、白垩纪和中国新生代的风成砂都和当时的气候环境有关，是对古气候变化的沉积响应。气候因素控制着物源(沙源)和搬运介质条件(风力)，进而控制风成砂沉积过程，潜水面在风成砂沉积过程具有极大意义，后期的风蚀作用对风成砂的保存影响巨大。

(3)国际研究体现在风成沙丘形成过程到风成砂岩保存的时空复杂四维模型方面。国内主要在中新生代风成砂宏观和微观组构等方面积累了丰富的实际资料，由此对相关古气候和古地理环境进行了合理分析。国内需要从对风成砂沉积现象、特征描述上转到对风成砂成因机理方向的研究，以期更深刻地认识风成砂形成过程，达到详细了解不同沉积微相的目的，更好地用于古地理和油气、水资源勘探研究。另外，需要重视基础理论研究，比如风成沙丘模型和古沙漠沉积环境之间的融合，堆积床面形成和消失的控制因素，风成砂沉积的保存等，以期在风成砂沉积模式的建立、学科概念和新知识的发展等方面有所建树。