丘状和似丘状交错层理成因机制研究进展*

李向东

昆明理工大学国土资源工程学院，云南昆明 650093

丘状交错层理(HCS)是一种原生沉积构造，首先在地层记录中发现(Campbell，1966)，后来才被正式命名(Harmsetal.，1975)，是指由一些大的宽缓波状层系组成、外形上像隆起的圆丘状、向四周缓慢倾斜的沉积构造(何幼斌和王文广，2007)。虽然至今尚未在现代沉积环境中直接观察到丘状交错层理，但是往往存在于浅海风暴沉积层中，在岩心中可根据低角度会聚纹层推测丘状交错层理的存在(Hunter and Clifton，1982)。在地层记录中，丘状交错层理广泛存在于浅海陆棚相，且多数和风暴沉积相关，成为风暴沉积的重要鉴别标志(Dott and Bourgeois，1982；Myrow，1992；Itoetal.，2001；Eoff，2014；钟建华等，2016；Bdenasetal.，2018；郑斌嵩等，2018；张昊等，2019)。尽管目前在丘状交错层理的成因上仍存在有许多不同的观点，但是普遍认为形成丘状交错层理的沉积流体中含有波动引起的强振荡流(Southardetal.，1990；Dumasetal.，2005；Dumas and Arnott，2006)，争论仅在于是否有单向流存在(Allen，1985；Southardetal.，1990；赖志云和赖庆伟，2010)，单向流的参与方式是沉积过程自生的单向流(McKie，1994；Morsilli and Pomar，2012；Pengetal.，2017)，还是外部单向流的叠加(Midtgaard，1996)，以及单向流的强度(Arnott and Southard，1990；Dumasetal.，2005)和悬浮沉积物的多少(DeCelles and Cavazza，1992；Dumas and Arnott，2006)。

似丘状交错层理(HCS-like)形态与丘状交错层理类似，最初在深水环境中发现，估计最大水深可在1000im以上，且和浊流沉积有关，故称为似丘状交错层理(Prave and Duke，1990；Monaco，1992，1994；Mulderetal.，2009)。由于对似丘状交错层理的成因机制缺乏认识，过去多认为是深水浊流沉积的地层被重新解释为前三角洲浅水浊流沉积(Lambetal.，2008；Garrisonetal.，2013；Pengetal.，2017)或风暴沉积(Basilicietal.，2012)。这些现象引起了一些学者对似丘状交错层理的成因进行新的探索(Quin，2011；Pomaretal.，2019)；同时也造成了以似丘状交错层理、丘状交错层理和复合流层理为主的针对深水沉积环境和浅水沉积环境的激烈争议(Morsilli and Pomar，2012；Legleretal.，2014；Mathesonetal.，2016)。作者以现有文献资料为基础，将丘状交错层理与似丘状交错层理联系起来比较二者的异同点，进而探讨二者在形成机制方面的差异，这对于从沉积流体的演化和沉积机制方面有效地识别深水和浅水沉积环境具有非常重要的意义。

1 结构与形态特征

丘状和似丘状交错层理在结构方面有很多相似之处，基本上都符合目前对丘状交错层理一般特征的总结(Harmsetal.，1975；Swiftetal.，1983)，主要有： (1)在丘状中心处底部纹层变厚，纹层倾向呈辐射状；(2)上部纹层在横向上由中心向两侧可以变薄，也可以变厚；(3)垂向上纹层向上逐渐变得宽缓。但两者也有明显的差别，主要表现在层理内部的削切关系和外部的形态特征： (1)在形态上，丘状交错层理主要表现为对称型，只有在较强的单向流叠加时(如风暴与地转流)才可形成不对称的形态(McKie，1994)；似丘状交错层理虽然研究实例并不多，但是却出现了大量的对称和不对称形态。(2)在层理内部结构上，丘状交错层理更多地表现为层理内部各层系之间的削切关系；而似丘状交错层理内部几乎没有出现削切关系，只在层理之间有时会存在有剥蚀面(Dott and Bourgeois，1982；Mulderetal.，2009；Pomaretal.，2019)。

1.1 丘状交错层理内部削切关系

丘状交错层理规模一般相对较大，波长为1～5im，为米级规模，高度一般为0.1～0.5im，波高与波长比值一般小于0.1(Mulderetal.，2009)，但是纯振荡流也可产生小型丘状交错层理，波长可小至10～20icm(Southardetal.，1990；Itoetal.，2001)。寄主岩石一般为粗粉砂岩至细砂岩(Harmsetal.，1975；Dott and Bourgeois，1982)，极少数可为中砂岩，岩石中最粗可含有串珠状的细砾(Cheel and Leckie，1992；DeCelles and Cavazza，1992)，碳酸盐岩中可达到砾屑(Aguirreetal.，2015)。丘状交错层理较少与同沉积变形构造伴生，形成的水动力和高流态的平行层理对应(Quin，2011)，其显著特征则是底部(第1削切面)和内部层系之间(第2削切面)普遍存在削切关系(Swiftetal.，1983；Eyles and Clark，1986；Midtgaard，1996；Seguretetal.，2001)。

综合已有文献上的丘状交错层理研究实例，单个丘状交错层理内部层系之间的削切关系可分为低角度削切、洼状削切、碟状削切和高角度削切等4类(图 1)。其中低角度削切是Harms 等(1975)总结的丘状交错层理的主要特征之一，在Swift等(1983)的丘状交错层理模型中，更是强调了层系间的这种低角度削切关系，目前低角度削切面已成为在岩心中鉴别丘状交错层理的主要标志之一。这种削切面的倾角一般小于10°，有时可达15°，最大为23°(Smith and Ainsworth，1989)，均小于休止角(33°～42°)。图 1-A为现代陆棚箱式岩心，实测的纹层和界面倾角均为低角度。此外，在纯振荡流水槽实验中从平直底床开始，也出现了丘状形态底床上的低角度削切面(Southardetal.，1990)。

洼状削切和碟状削切也是丘状交错层理中常见的削切面类型。洼状削切其削切面呈下凹状(图 1-B，LE面)，其上充填纹层低倾角倾向洼状中心，并向中心变厚，其纹层面与削切面近于平行，垂向上呈发散扇形，纹层倾角向上变缓(图 1-B中SCS纹层)，丘状交错纹层内部也可出现较小的削切面(图 1-B，SE面)。碟状削切与洼状削切类似，由多个洼状削切面相互叠置，由剥蚀面凸起处至下凹处，其上纹层呈曲线型发散状(图 1-C)。高角度削切在丘状交错层理中并不多见，图 1-D是Campbell(1966)首次报道丘状交错层理(作者称为切割浪成波纹层理)时给出图片的素描图，在丘状交错层理内部出现高角度削切(箭头所示)，纹层在终止处变厚(侧向或底部)，其上则是典型的丘状交错层理特征，作者解释为剥蚀坑边缘充填沉积。

A—美国维吉尼亚海滩细砂沉积物中丘状交错层理内部的低角度削切界面(粗线)，箱式岩心，两边数字为实测的纹层倾角(Swift et al.，1983；Duke，1985)；B—英国诺森伯兰石炭系风暴砂岩中的洼状削切界面，SCS为洼状交错层理，HCS为丘状交错层理，LE为层理间较大剥蚀面，SE为层理内较小剥蚀面(Brenchley，1989)；C—美国俄勒冈州上白垩统中砂岩中丘状交错层理内部的碟状削切界面(粗线)，砂岩底部含有细砾(Bourgeois，1980)；D—美国阿巴拉契亚盆地石炭系细砂岩中丘状交错层理内部的高角度削切界面(箭头；Campbell，1966)。B～D均为野外露头素描

丘状交错层理内部削切面发育则说明沉积时流体能量在剥蚀流体和沉积流体之间摆动；低角度削切面是因为流体中悬浮物颗粒较大的缘故(Southardetal.，1990；Prave and Duke，1990)；洼状削切和碟状削切则说明流体具有环涡的性质；高角度削切因为其纹层底部变厚，说明沉积时水流与底床发生了分离(水力学上称为水跃)，应为单向流作用为主的充填沉积。削切面往往可切穿整个丘状交错层理(图 1-A至1-C)，从而最大可达到米级规模。

A—Basque盆地(法国境内)上白垩统细砂岩中似丘状交错层理(HCS)形态变化(Mulder et al.，2009)：A-1—对称低振幅(2.5～3.0icm)似丘状交错层理(HCS)，纹层向上变厚，继而变薄；A-2—对称高振幅(5.0～10.0icm)似丘状交错层理；A-3—具有洼状充填(Sf)的对称高振幅似丘状交错层理，纹层在丘状层中向上变薄，在洼状层中向上变厚；A-4—具有迁移特征的洼状充填似丘状交错层理，纹层在丘状层中向上变薄，在洼状层中向上变厚；A-5—顶部削截的似丘状交错层理，具有单向迁移沉积的洼状充填(M.sf)；A-6—顶部削截的似丘状交错层理，具有双向迁移沉积的洼状充填(B.M.sf)；A-7—复杂型似丘状交错层理和洼状充填，Tr-1为丘状层与洼状层之间的削切面，Tr-2为平行层底界的削切面，Tr-3为丘状层内部削切面(偶尔出现)，SD为同沉积变形。B—美国俄勒冈州始新统粉砂岩(Elkton粉砂岩)中的宽缓型似丘状交错层理，且纹层具有向上变薄再变厚(三角形)的韵律(Dott and Bourgeois，1982)。C—宁夏香山群徐家圈组钙质粉砂岩中的不对称型似丘状交错层理(HCS)，下部似丘状交错层理顶部有削切面(长箭头)，内部有低角度削切(短箭头)，上部似丘状交错层理呈不对称宽缓型，两者之间为准平行层理(Q)，属于深水浊流沉积(李向东等，2010)。D—Basque盆地(西班牙境内)上白垩统细砂岩中对称型似丘状交错层理具有极低角度削切(箭头)，属于深水浊流沉积(Prave and Duke，1990)。B～D均为野外露头

1.2 似丘状交错层理形态特征

似丘状交错层理一般发育在深水环境或较深水环境下，通常和浊流沉积及河流洪水期入海(湖)形成的异重流密切相关(Prave and Duke，1990；Basilicietal.，2012；Legleretal.，2014)。似丘状交错层理一般规模相对较小，从几厘米至几十厘米，为分米级规模，少数可达米级规模，波高、波长比为0.12～0.25，多与爬升层理和同沉积变形构造伴生，其上往往叠置有洼状交错层理(Mulderetal.，2009；Pengetal.，2017)；寄主岩石较严格地限制于粉砂岩至细砂岩，在碳酸盐岩中可达到粗砂屑(或鲕粒)，在浊流沉积中多发育在鲍马序列Tc段(低流态水动力条件)，且保存完好(Mulderetal.，2009；Pomaretal.，2019)；形成似丘状交错层理的波动成分可由波浪、风暴和内波产生(Lambetal.，2008；李向东等，2010，2019；Morsilli and Pomar，2012)。与丘状交错层理相比，似丘状交错层理规模小、振幅较高、不对称形态更加普遍，底部和内部明显缺少削切面(Prave and Duke，1990；Mulderetal.，2009；李向东等，2019；Pomaretal.，2019)。

关于似丘状交错层理的形态特征，Mulder 等(2009)从低振幅(丘高)到高振幅的变化，对称到不对称的变化，内部纹层的形态、韵律以及丘状、洼状的叠置关系等方面进行了总结(图 2-A)。依据振幅大小可分为低振幅似丘状交错层理和高振幅似丘状交错层理(图 2-A-1，2-A-2)；按照外形，可分为对称似丘状交错层理和不对称似丘状交错层理；内部的纹层变化主要有： (1)在垂向上，纹层厚度表现为从下到上由小变大再变小(图 2-A-1至2-A-3中的丘状层)或由大变小(图 2-A-3，2-A-4中的洼状层)的韵律；(2)在横向上，纹层厚度无论是在丘状层中(图 2-A-1至2-A-6)，还是在洼状层中(图 2-A-3至2-A-5)，均由中心到两边逐渐减小；(3)在丘状层内部，纹层的形态和丘状层(层系)形态相似(图 2-A-1至2-A-3)，当顶部被削截时，可表现为单向或双向交错层理假象(图 2-A-5，2-A-6)，在不对称似丘状交错层理中可形成曲线形的纹层(图 2-A-4)；(4) 在洼状层内部，除近于平行的洼形外(图 2-A-3，2-A-4)，还可出现由单向交错纹层到对称洼状纹层的充填序列(图 2-A-5，2-A-6)。

在单个似丘状交错层理内部，纹层之间基本上表现为渐变关系，很少出现削切面(图 2-A-1至2-A-6)，只是偶尔出现极低角度的削切面(图 2-A-7)。削切面多出现在以下2类界面处： (1)发育在丘状层和洼状层之间，在丘状层顶部往往形成洼状层充填面(图 2-A-3，2-A-4)，当充填面在同沉积期遭受剥蚀时则形成削切面(图 2-A-5至2-A-7)；(2)发育在平行层底界，其下为洼状层或丘状层，依据洼状层中充填纹层的形态，对称充填纹层(图 2-A-6)由振荡流形成，介于对称充填和槽状充填之间的纹层(图 2-A-5)由复合流形成(Dattaetal.，1999)，故这种削切面可分别由单向流、复合流和振荡流形成。图 2-A-7表示了1个具有复杂叠置关系的似丘状交错层理，包括了丘状层的相互叠置、丘状层与洼状层以及丘状层与平行层的相互叠置，说明形成似丘状交错层理的水动力条件也可能很复杂。此外，似丘状交错层理中也可以形成同生沉积变形(图 2-A-5，2-A-7)。

图 2-B为一发育在粉砂岩中的平缓的似丘状交错层理，由砂岩—泥岩对形成明显的韵律层(泥岩纹层)，砂岩—泥岩对厚度0.4～3icm，垂向上组成由厚变薄再变厚的韵律。依据作者的解释，Elkton粉砂岩形成于水深几十米的进积三角洲前缘，受波浪、潮汐作用明显，普遍发育的正粒序层为河流洪水期的沉积(Dott and Bourgeois，1982)，故其成因可能与异重流和风暴的相互作用有关，在这里归入似丘状交错层理。图 2-C为发育在极细钙质粉砂岩中的准平行层理和小型不对称似丘状交错层理，两者之间具有明显的侵蚀界面，而在似丘状交错层理内部只有少数不明显的极低角度的削切面，该构造为低密度浊流与短周期内波相互作用而形成(李向东等，2010)。准平行层理则是指介于平行层理和波状层理之间的一种层理，纹层呈微波状起伏，波高与波长比值较大，代表了高流态的复合流沉积(Perilloetal.，2014b；李向东等，2019)。图 2-D为发育在细砂岩中对称型的似丘状交错层理，纹层由丘状中心向两边变薄，底部有不明显的极低角度削切面，该构造的成因作者解释为浊流与驻波相互作用(Prave and Duke，1990)。上述的沉积构造尽管在沉积环境和成因上均有差异，但其特征与前人对似丘状交错层理形态特征的总结一致(Prave and Duke，1990；Mulderetal.，2009；Basilicietal.，2012)，故均归为似丘状交错层理，其成因多与流体之间的交互作用(复合流)有关。

1.3 形态的空间变化

层理形态的空间变化包括纵向(垂向)上的变化和横向上的变化。丘状交错层理在垂向上的变化主要有3个特征： (1)如图 3-A所示，当丘状交错层理与洼状交错层理在地层中同时出现时，两者之间总存在有剥蚀面或削切面(Hunter and Clifton，1982；Eyles and Clark，1986；Brenchley，1989)，二者之间是垂向上的叠置关系，而不是像波痕中波峰与波谷之间存在横向上的变化关系(Craft and Bridge，1987；Dattaetal.，1999)；(2)丘状交错层理上、下边界一般为侵蚀性边界(图 3-B)，即第1削切面，代表着事件沉积层(Myrow，1992；Seguretetal.，2001)；(3)尽管在不对称丘状交错层理下部和上部可存在复合流层理或浪成波纹层理(Midtgaard，1996；Myrowetal.，2002)，但是在对称型丘状交错层理(主要形态)顶部至今尚未发现浪成波纹层理(Leckie，1988；Quin，2011)。

在横向变化上，Dumas和Arnott(2006)依据丘状交错层理和洼状交错层理形成的水动力条件相同、悬浮颗粒在高沉积速率时形成丘状交错层理、在低沉积速率时形成洼状交错层理的实验结果，给出了在浅海环境中(振荡流主控，单向流作用忽略)，丘状交错层理在横向上的变化示意图(图 3-C)。在正常期，风浪作用不形成丘状交错层理，从正常浪基面向陆方向依次为小型浪成波纹层理、大型高角度交错层理和平行层理。在风暴期从风暴浪基面向陆方向依次为： (1)强的风暴作用，在风暴浪基面附近形成对称型丘状交错层理；(2)强的回流叠加，形成不对称型丘状交错层理；(3)沉积物悬浮浓度的降低，形成洼状交错层理；(4)形成大型高角度交错层理和平行层理(图 3-C)。这样的横向变化序列，则可以很好地解释对称型丘状交错层理不与浪成波纹层理共生的现象，因为在风暴期与正常期沉积交替作用时，由于横向上发育位置的差异，两者很难在垂向上叠加。

A—美国阿巴拉契亚盆地石炭系细砂岩(Medina砂岩)中丘状交错层理(HCS)与洼状交错层理(SCS)的垂向叠置关系(Campbell，1966)，TR为削切面；B—加拿大纽芬兰岛底寒武统Chapel Island组第2段细砂岩中具有侵蚀底面的丘状交错层理(Myrow，1992)；C—据水槽实验结果绘制的浅海沉积剖面横向变化示意图(据Dumas and Arnott，2006；简化)，PL为平行层理，LHS为大型高角度交错层理，SWRS为小型浪成波纹层理，SCS为洼状交错层理，AHCS为不对称型丘状交错层理，IHCS为对称型丘状交错层理，M为泥岩；D—Basque盆地(西班牙境内)上白垩统细砂岩中垂向和侧向均转换为平行层理(P)的似丘状交错层理(Prave and Duke，1990)；E—Basque盆地(法国境内)上白垩统细砂岩中侧向与鲍马序列Tc段连续过渡的似丘状交错层理(HCS)(Mulder et al.，2009)，短简头指示似丘状交错层理迁移方向向左，长箭头指示同沉积变形构造，Sf为洼状充填，T为鲍马序列(角标指鲍马序列各段)

似丘状交错层理无论在纵向变化和横向变化上均和丘状交错层理有所不同。在纵向上，似丘状交错层理几乎不出现剥蚀面，多为连续的过渡沉积，其下部和上部均可发育准平行层理(Prave and Duke，1990；Lambetal.，2008)及平行层理(Quin，2011；Pomaretal.，2019)等高流态沉积构造，图 3-D即为镶嵌于平行层理之中的似丘状交错层理，其位置与鲍马序列Tb段相当(Monaco，1994；李向东等，2010；Morsilli and Pomar，2012)；也可发育浪成波纹层理(Quin，2011)、流水波纹层理(Pomaretal.，2019)、双向交错层理、爬升层理(李向东等，2019)及复合流层理(Myrowetal.，2002)等低流态沉积构造，其位置与鲍马序列Tc段相当(Pomaretal.，2019)。在横向上，可渐变为高流态的平行层理，即与鲍马序列Tb段在侧向上呈连续的过渡(图 3-D)；也可渐变为低流态的沙纹层理，即与鲍马序列Tc段在侧向上呈连续的过渡(图 3-D)。尽管丘状交错层理在纵向和横向上有时也可渐变为平行层理(Dott and Bourgeois，1982；Craft and Bridge，1987)，但是从发育程度上讲，镶嵌在平行层理中的似丘状交错层理则要普遍得多(Mulderetal.，2009；Basilicietal.，2012)。

2 垂向序列

丘状交错层理一般为正常浪基面之下的风暴沉积，往往表现为重复性的事件沉积。在陆源碎屑岩中，丘状交错层理通常发育在粗粉砂岩至细砂岩中，分选中等至好，顶部常含云母及植物碎片，粒序不明显(Dott and Bourgeois，1982)，少数中砂岩中也可发育(Cheel and Leckie，1992；DeCelles and Cavazza，1992)；在粗砂岩和细砾岩中则会发育粗粒波痕，一般不形成丘状交错层理(Leckie，1988)；在复合流水槽实验中，丘状交错层理虽然在底床中的位置不固定，但发育在细砂级颗粒中(Dumasetal.，2005；Perilloetal.，2014a)。在碳酸盐岩中，通常发育在砂屑(泥粒岩和颗粒岩)石灰岩中，可含有粉砂至细砂级陆源碎屑颗粒(Seguretetal.，2001；Aguirreetal.，2015)，少数可发育在砾屑石灰岩中(Aguirreetal.，2015)。

含丘状交错层理的单岩层厚度范围一般为10～150icm，通常为20～80icm(Dott and Bourgeois，1982；Craft and Bridge，1987；DeCelles and Cavazza，1992)，最薄可为2icm(Midtgaard，1996)；就风暴事件层而言，丘状交错层理多发育在近源(向岸方向)较厚的风暴层中，而在远源(向海方向)较薄的风暴层中则多发育平行层理(Quin，2011)。关于丘状交错层理的垂向沉积序列，已有较完整的总结(Dott and Bourgeois，1982，1983)。其标准序列包括： 具有滞留砾石的突变底界、丘状交错层理(H)、平直层理(F)、交错层理(X)和泥岩层(M)共4个层段组成(图 4-A)，代表 1次风暴事件沉积，由强风暴浪的衰减到风暴停息后的悬浮泥质沉积，以及沉积后宁静环境下的生物活动。其中平直层理(flat lamination)按其在衰减流沉积序列中的垂向位置，处于丘状交错层理之上，浪成交错层理之下，应为高流态下的沉积构造，即相当于平行层理，这和鲍马序列中低流态下形成的上平行层理不同。作者称其为平直层理是为了和似丘状交错层理垂向序列中的P段(parallel lamination)区别开来，至于两者有无沉积特征上的差异则需要进一步的研究。

A—理想丘状交错层理序列，H和F段均为粗粉砂岩或细砂岩，两者粒度相同，X段为粉砂岩或细砂岩，粒度与H、F段相同或略细，无明显垂向粒序变化(Dott and Bourgeois，1982):A-1—缺失顶部泥岩；A-2—顶部生物扰动发育；A-3—缺失交错层理段；A-4—交错层理段厚度大且缺失平直层段；A-5—泥岩剥蚀型；A-6—生物扰动型；A-7—削切面滞留型；A-8—变形削截型(不常见)。B—理想似丘状交错层理序列，一般存在于鲍马序列中(Walker et al.，1983):B-1—丘状层垂向上渐变为平直层(Craft and Bridge，1987)；B-2—不对称小型丘状层上覆爬升型复合流层理(Myrow et al.，2002)；B-3—丘状层、复合流层理和准平行层理序列(Myrow et al.，2008)；B-4—大型浪成波纹层理、平行层理和丘状层序列(据陈锐明等，2009；修改)。垂向序列中，B为突变底层之上的块状层和(或)粒序层；P为平行层；H为丘状层；F为平直层；X为交错层理；M为泥岩；Fs为细砂岩；Ss为粉砂岩

丘状交错层理的垂向序列的变化主要包括2类(Dott and Bourgeois，1982，1983): (1)组成标准垂向沉积序列的各层段不同程度的缺失或变化(图 4-A-1至4-A-4)。主要包括4类： 泥岩带(M)缺失型(图 4-A-1)、顶部有深的潜穴类型(图 4-A-2)、交错层理带(X)缺失型(图 4-A-3)和交错层理带(X)加厚并且平直层段(F)缺失型(图 4-A-4)。其中泥岩带缺失型和顶部有深的潜穴类型为最常见的变化类型。(2)叠覆型(amalgamation or welding together)丘状交错层理，即多个丘状交错层理在垂向上的直接叠置(图 4-A-5至4-A-8)，往往缺失泥岩层段、交错层理段及生物扰动，使得单个的沉积事件难以识别，总厚度则可达40im(Dott and Bourgeois，1982)。按剥蚀残留下的单个沉积事件标志层，主要也可分为4类： 泥岩剥蚀型(图 4-A-5)、生物扰动型(图 4-A-6)、削切面滞留型(图 4-A-7)和变形削截型(图 4-A-8)。

似丘状交错层理的研究在近年来逐步引起重视(Legleretal.，2014；Pomaretal.，2019)，在陆源碎屑岩中多发育在钙质粉砂岩、细砂岩(Mulderetal.，2009；李向东等，2010)、泥质粉砂岩、粉砂岩、细粒杂砂岩及细砂岩(Basilicietal.，2012)中，粒度与丘状交错层理类似(Mulderetal.，2009)，但泥质或杂基含量往往较大(李向东等，2010，2019)。在碳酸盐岩中目前已发现的实例较少，岩性为砂屑石灰岩且与内波沉积相关(Pomaretal.，2019)。似丘状交错层理厚度一般为5～30icm(Mulderetal.，2009；Morsilli and Pomar，2012)，30～50icm的岩层中明显减少(Mulderetal.，2009)，目前见于报道的最大厚度为80icm(Prave and Duke，1990)。

似丘状交错层理垂向沉积序列目前还没有较为完整的总结。Walker 等(1983)试图对Dott和Bourgeois(1982)提出的丘状交错层理标准垂向序列HFXM(图 4-A)进行补充，提出了BPHFXM序列(图 4-B)，并将其作为浊流—丘状交错层理的端元模式，而另一个端元模式则是由鲍马序列“A”段直接在垂向上相互叠置组成的“AAA”型垂向序列。Dott和Bourgeois(1983)则反驳了这种观点，认为HFXM序列即为丘状交错层理在垂向上的完整序列，通过在同一风暴事件中的沉积和剥蚀作用及不同风暴事件沉积的叠置可以产生各种变化。作者以似丘状交错层理的研究实例(Prave and Duke，1990；Monaco，1992，1994；Mulderetal.，2009；李向东等，2010，2019；Pomaretal.，2019)为基础，结合似丘状交错层理可镶嵌于平行层理之中(Prave and Duke，1990)及侧向上可与鲍马序列Tb或Tc段连续过渡的现象(Mulderetal.，2009；Morsilli and Pomar，2012)，并参照Walker 等(1983)的描述和实例，认为BPHFXM序列事实上是似丘状交错层理的标准垂向序列。

关于似丘状交错层理垂向序列的变化，将为数不多的散见于文献中的序列归纳起来，主要表现在交错层理与纹层的变化上(图 4-B-1至4-B-4): (1)在平行层理之上沉积对称型似丘状交错层理，两者之间无剥蚀面，似丘状交错层理向上又渐变为平行层理(图 4-B-1)；(2)不对称小型似丘状交错层理，上覆爬升型复合流层理(图 4-B-2)；(3)似丘状交错层理、复合流层理和准平行层理序列，即低流态的复合流层理夹在2个高流态沉积构造之间(图 4-B-3)，在该序列中常缺失复合流层理段，而直接由似丘状交错层理和准平行层理组成，与标准垂向序列相比，则缺失交错层理段(X)；(4)在高流态沉积构造似丘状交错层理、平行层理之下出现低流态的大型浪成交错层理(图 4-B-4)。

3 沉积特征分析

表 1对丘状交错层理和似丘状交错层理的沉积特征进行了统计，同时对形成该沉积特征的水动力条件进行了简要的分析(详见后文形成机制分析)，从表中可以看出两者的共同特征主要有： (1)层理外形或纹层形状均可出现对称型和不对称型；(2)丘状中心底部纹层变厚，由中心向两侧纹层逐渐变薄；(3)在垂向序列中，交错层理段多为浪成波纹层理。

表 1 丘状交错层理与似丘状交错层理沉积特征对比Table 1 Sedimentary characteristics of hummock cross-stratification and hummock cross-stratification-like structures

丘状交错层理不同于似丘状交错层理的沉积特征主要有： (1)丘状交错层理底界常为剥蚀面；(2)丘状层内部削切关系发育，削切面类型主要有低角度削切界面、洼状削切界面、碟状削切界面和高角度削切界面，除高角度削切界面不常见外，其他3类均较常见，特别是低角度削切面；(3)与洼状交错层理关系密切，可分为2种类型，一是伴生型，两者在侧向上伴生(图 3-A)，洼状交错层理在上，其底部存在削切面，二是侧变型，两者的发育区在侧向上相邻(图 3-C)，在垂向上可相互叠置；(4)垂向序列常出现层段缺失和丘状交错层理叠置；(5)生物扰动发育。

似丘状交错层理不同于丘状交错层理的沉积特征主要有： (1)纹层在垂向上可以逐渐变得宽缓，过渡为平行层理，并可出现纹层厚度向上变厚或变薄的韵律(图 2-A，2-B)；(2)纹层由丘状中心向两侧可变薄，也可变厚(垂向上过渡为平行层理时变厚)；(3)似丘状交错层理在垂向上可镶嵌于平行层理之中，在侧向上既可过渡为平行层理，也可过渡为小型交错层理；(4)丘状层之下往往发育有平行层理，两者之间为连续沉积，无剥蚀面发育；(5)往往出现高流态沉积构造(如似丘状交错层理、平行层理等)与低流态沉积构造(小型或大型浪成波纹层理、复合流层理等)在垂向上交替叠置且无剥蚀面的情况。

此外，丘状交错层理不同于似丘状交错层理的5个沉积特征，特别是低角度削切面、与洼状交错层理的关系及垂向上的层段缺失，在似丘状交错层理中偶尔均会出现；而似丘状交错层理不同于丘状交错层理的5个沉积特征，多数在丘状交错层理中不会出现，如侧向上过渡为小型交错层理，垂向上出现高流态与低流态沉积构造交替叠置等。这说明只要条件合适，形成似丘状交错层理的水动力条件可转化为形成任何一种丘状交错层理的水动力条件；而形成丘状交错层理的水动力条件则有无法达到形成某些似丘状交错层理水动力条件的因素存在。结合沉积环境和流体特征，这个无法达到的因素最有可能就是悬浮沉积物的浓度，也就是说，风暴剥蚀形成的悬浮沉积物的最大浓度可能永远无法达到某些浊流和异重流的悬浮沉积物浓度。

4 形成机制分析

丘状交错层理在发现时并未给出成因机制的解释(Campbell，1966)，直到10年后才和风暴沉积联系起来(Harmsetal.，1975)。此后随着冲洗带丘状交错层理(Greenwood，1986)、深水环境下与浊流有关的似丘状交错层理(Prave and Duke，1990)和河流沉积中丘状交错层理(Rust and Gibling，1990)的发现，以及流体沉积机制研究的深入，丘状交错层理的成因又出现了很大的争议(项立辉等，2007；Quin，2011；Basilicietal.，2012)。就目前已有的成因观点而言，从宏观上讲，丘状交错层理的形成多和风暴有关，其次为内波、浊流和异重流等(Mulderetal.，2009；Morsilli and Pomar，2012；Pomaretal.，2019)，同时在长周期波动产生的双向流中也有发现(Greenwood，1986；乔秀夫等，1994)。近年来关于潮汐与风暴作用形成丘状交错层理研究较多(Legleretal.，2014；Bdenasetal.，2018)，另外也涉及长程传递的膨胀波(Mathesonetal.，2016)；从微观上讲则多和复合流相关(Dumasetal.，2005)，其次为纯振荡流(Southardetal.，1990；赖志云和赖庆伟，2010)。本研究先不考虑具体的沉积环境和沉积过程，单从流体力学的角度探讨形成丘状形态的水动力机制，之后再结合具体的沉积环境和沉积过程探讨丘状交错层理和似丘状交错层理的沉积机制。

4.1 水动力机制

尽管大多数丘状或似丘状交错层理和复合流沉积有关，但在实验室中纯振荡流亦可在平坦的底床上产生丘状交错层理(Southardetal.，1990)，地层记录中又在河流沉积中发现了丘状交错层理(Rust and Gibling，1990)。以上现象说明单一的波动或单向流均可独立提供形成丘状交错层理的水动力条件，只不过由波动和单向流叠加形成的复合流更有利于提供这样的水动力条件。因此，在探求丘状或似丘状交错层理形成的水动力机制时，则需要先找出振荡流和单向流共同拥有的水力学现象。在水盆漩涡实验(赖志云和赖庆伟，2010)中将水动力条件简化到极限，在静止的水盆中搅起类似于由点汇和势涡(自由漩涡)形成的简单漩涡，最终形成丘状交错层理，而漩涡则是单向流和振荡流均可独立产生的一种普遍的水力学现象。因此，本研究从立轴漩涡入手分析丘状和似丘状交错层理形成的水动力机制。

涡运动是自然界中可以普遍观察到的流体运动形态，如果不考虑薄涡层，漩涡可定义为一群绕公共中心旋转的流体微团。以首尾相接的涡环为例，其流动速度可分为切向速度(与半径垂直)、径向速度(与半径方向一致)和轴向速度(与旋转面垂直)(以旋转轴竖直的立轴漩涡为例，图 5 )。在这3个速度中，除旋转轴中心区域外，切向速度一般比径向速度和轴向速度都大得多，沉积物的剥蚀和沉积将主要取决于切向速度(郑洽馀和鲁钟琪，1980)。

A-1—切向速度平面分布；A-2—径向速度平面分布；A-3—轴向速度和径向速度引起的横向环流；B-1—切向速度沿半径变化规律；B-2—径向速度沿半径变化规律；B-3—轴向速度沿半径变化规律。A为似固体旋转区，B为势流旋转区；R1为涡核半径，R2为汇球面半径

依据切向速度的分布规律，可将漩涡分为2个区(图 5-A-1): 外围为势流旋转区，流体做无旋的曲线运动，切向速度随半径的增大而减小，越靠近旋转轴中心，切向速度越大(图 5-B-1)；内部则称为似固体旋转区，黏性将起到很大作用，流体做有旋的曲线运动，切向速度随半径的增大而增大，越靠近旋转轴中心(黏性增大)，切向速度越小(图 5-B-1)。势流旋转区和似固体旋转区分界处的半径称为涡核半径，在涡核半径以外，流体压力随半径的增大而增大，在涡核半径以内，流体压力随半径的减小而减小，这样在漩涡中心会形成低压区，即漩涡具有抽吸能力，其压降大小则随涡核半径处切向速度(最大切向速度)的增大而增大。

径向速度的方向在漩涡底部指向旋转中心(图 5-A-2，5-A-3)，在漩涡顶部则由中心指向外缘(图 5-A-3)。在漩涡底部，径向速度的大小分布规律在势流旋转区和似固体旋转区内不同，总趋势随半径的减小而增大，存在1个加速度突然增大的区域，其对应的半径，在简单的汇源漩涡中称为汇球面半径，在该区域内流体动压(速度水头)会突然增大(图 5-B-2)。径向速度引起的动压变化和切向速度引起的静压变化将共同作用形成轴向速度，轴向速度在旋转中心处由下向上，在边缘处由上向下，与径向速度引起的径向流一起形成横向环流(图 5-A-3)。轴向速度沿半径的分布则如图 5-B-3所示： 中心处速度最大，方向向上，速度值随半径的增大而减小，进而发生方向的改变，其值沿半径由小变大再由大变小。

漩涡具有抽吸能力，当其切向速度大于沉积物移动门限时，漩涡会剥蚀底床，被剥蚀的沉积颗粒或流体中本身悬浮的沉积物颗粒会在径向速度的作用下向漩涡中心聚集，然后在轴向速度的作用下向上运动、扩散，形成沉积物悬浮。其沉积机制可能有2种： (1)当流体的动压和静压平衡时，流体处于稳定状态，只有在整体衰弱或衰减时形成沉积；(2)当流体的动压和静压不平衡时，流体处于不稳定状态，会在漩涡中形成小的涡动，从而消耗流体能量，使悬浮物发生沉积。但一般情况下，由流体不稳定而引起的沉积占主导。

Quin(2011)在详细对比了大型波痕与丘状交错层理的特征之后，认为丘状交错层理是由密度流与重力波形成的流体不稳定性而产生的。而漩涡的形成正是流体不稳定性的一种表现，类似于流体力学中的泰勒不稳定(离心分层流)。在海洋中，无论是浅水和深水，斜压波则易于引起漩涡，当漩涡与单向流叠加时，超过一定的强度，即可引起流体的不稳定(开尔文—赫姆霍兹不稳定)；当斜压波单独存在时，若悬浮颗粒的离心力大于其受到的摩擦阻力时，也可产生流体的不稳定。故丘状(似丘状)交错层理可由波动单独产生，也可由波动与单向流叠加形成的复合流产生。

当漩涡减弱时，悬浮的沉积物降落沉积，由于漩涡中心沉积物悬浮浓度大，故沉积速率较大，形成丘状形态，也易于解释丘状、似丘状交错层理丘状中心底部纹层变厚。至于由中心向两侧纹层逐渐变薄或变厚以及垂向上纹层变得宽缓的现象，则与沉积时悬浮物的浓度大小、在空间上分布和轴向速度的分布有关。若无单向流叠加则形成对称形态，若有单向流叠加，则形成不对称形态。对于有单向流叠加的对称型似丘状和丘状交错层理，多解释为驻波造成的流体不稳定所致(Yagishita，1994；师庆民等，2013)，当漩涡减弱也可形成浪成波纹层理。关于漩涡沉积，除水盆漩涡实验外(赖志云和赖庆伟，2010)，在舟山群岛的现代海滩曾发现过呈放射状排列且水流方向与半径相垂直的涡流波痕(沈锡昌，1987)，豫北地区寒武系风暴岩中也发现由涡流形成的环状构造(马瑞申等，2011)，山东上寒武统炒米店组发育有由风暴涡流形成的放射状排列砾屑灰岩(王家豪等，2017)。

4.2 沉积机制

丘状交错层理的形成多数与风暴衰减沉积有关(Dumas and Arnott，2006；魏小洁等，2014)，其沉积物主要来源于风暴高峰期剥蚀底床形成的密度流和漩涡本身的剥蚀作用(Seguretetal.，2001；Eoff，2014；Legleretal.，2014)，因此可用剥蚀悬砂机制来解释丘状交错层理的形成机制。第1阶段为剥蚀阶段，强烈的剥蚀性水流剥蚀底床(对应于风暴高峰期)，形成剥蚀面(对应丘状交错层理底界的剥蚀面)和底部滞留沉积(Dott and Bourgeois，1982；许安涛等，2018)，同时使沉积物悬浮形成密度流。第2阶段为沉积阶段，由于流体的不稳定(Quin，2011)，沉积流体表现为剥蚀与沉积频繁交替的高流态水流(对应于风暴晚期)，故常出现剥蚀(流体不稳定)与沉积作用的交替(对应于丘状交错层理内部削切面)，又由于流体中悬浮物浓度较高的原因，故最易于形成低角度的剥蚀面(Southardetal.，1990；Dumas and Arnott，2006)。在悬浮物浓度较低时，若以漩涡作用为主则易形成洼状削切界面和碟状削切界面，因为这种形态最有利于漩涡能量的衰减；若以单向流作用为主，则会形成高角度削切界面，而在风暴作用中，这种水流条件常出现在远离风暴中心的低能区，而这样的环境已很难形成丘状交错层理，故丘状交错层理中很少出现高角度削切面。

前期剥蚀形成的密度流悬浮物及新产生的剥蚀颗粒会在漩涡的切向速度和径向速度作用下向漩涡中心会聚，然后在纵向速度的作用下向上抽吸，同时将漩涡具有的机械能转化为内能，消耗漩涡的能量，当漩涡的能量足够低时，悬浮的沉积物开始降落沉积。漩涡的切向速度一般占主导，其分布在似固体旋转区越靠近中心速度越小，故在似固体旋转区形成丘状交错层理，如水盆漩涡实验(赖志云和赖庆伟，2010)。在势流旋转区越远离漩涡中心速度越小，当悬浮物较少时发育平缓沉积或无沉积，在底床上表现为一个个孤立的丘状隆起(Craft and Bridge，1987)；当悬浮物较多时可在势流旋转区形成伴生型的洼状交错层理，而在似固体旋转区和势流旋转区的分界处可形成剥蚀面，故洼状交错层理与丘状交错层理之间往往伴有剥蚀面(图 3-A)。当悬浮物浓度较小时，可在漩涡中心形成洼状交错层理(Dumas and Arnott，2006)，此时会形成侧变型的洼状交错层理，如发生海进或海退，则丘状交错层理和洼状交错层理可形成垂向的叠置。

丘状交错层理垂向序列常出现层段缺失和丘状交错层理叠置则更说明了其沉积过程与水流的剥蚀作用密切相关。在同一次风暴事件中，从近风暴中心到远离风暴中心则会出现保留不同层段的不完整序列，在远离风暴中心处则会出现单一的丘状交错层理与平静期泥质的交替沉积。当不同的风暴事件叠加时，便有可能在远离风暴中心处形成丘状交错层理的相互叠置(Eoff，2014)。至于生物扰动发育则和丘状交错层理形成的水体不深有关。

似丘状交错层理的形成多和浊流及异重流有关，其沉积物主要来源于浊流或异重流固有的悬浮物，因此可用悬砂降落沉积机制来解释似丘状交错层理的形成机制。与剥蚀悬砂机制相比，悬砂降落机制也可在流体能量较小的情况下形成，即似丘状交错层理可以形成于产生平行层理的高流态水流，也可形成于产生浪成波纹层理的低流态水流(Lambetal.，2008；李向东等，2010)；可以形成于剥蚀与沉积交替的水流中，也可形成于纯沉积的水流中。故似丘状交错层理侧向上可过渡为平行层理或浪成波纹层理(图 3-E)；其与下伏的平行层理之间可存在剥蚀面，也可不存在剥蚀面；在垂向上可出现高流态沉积构造与低流态沉积构造的交替叠置且无剥蚀面。

以浊流为例，平行层理的形成受颗粒垂直降落速率和底床迁移速率等多个因素影响，可形成于低悬浮物浓度和低的底床迁移速率(Arnott and Hand，1989)条件下，也可形成于高悬浮物浓度和高的底床迁移速率(Leclair and Arnott，2005)条件下。即使在易于形成丘状交错层理的长周期(大于9 s)波浪作用下，如果底部悬浮沉积浓度高到足以抑制涡动时，也可形成平行层理(Bridge and Best，1988；Dumasetal.，2005)。因此，在高流态条件下，随着悬浮物浓度和底床迁移速率的时空变化，便有可能出现平行层理与似丘状交错层理在垂向上的叠置及横向上的转化。此外，纹层在垂向上变宽或变窄也和流体中悬浮物及其沉降速率有关： 当悬浮负载降落速率很高时形成丘状底床；中等降落速率时宽纹层覆盖；低降落速率时形成窄纹层覆盖(DeCelles and Cavazza，1992)，故在似丘状交错层理中易于出现纹层韵律(图 3-B)。

浊流悬浮物浓度变化较大，且其沉积过程又有脉动性(速度随时间的变化而变化)和稳定性(速度随空间的变化而变化)之分(Kneller and Branney，1995)，故与漩涡相互作用时其悬浮物浓度和底床迁移速率的变化范围均较大。当浊流速度随时间的变化而减小时，可先在高悬浮物浓度和高的底床迁移速率时形成平行层理，随后形成似丘状交错层理，最后又在低悬浮物浓度和低的底床迁移速率时形成平行层理，出现平行层理—似丘状交错层理—平行层理的垂向叠置(图 4-B)；当浊流速度随空间的变化而减小时，便可在侧向上形成平行层理—似丘状交错层理—平行层理的连续变化(图 3-D)；故似丘状交错层理可镶嵌于平行层理之中。但当悬浮物浓度和沉积流体能量均在一特定范围内变化时，似丘状交错层理可出现丘状交错层理的所有特征；因剥蚀悬砂所形成的悬浮沉积物浓度有限，且需要较高的流体能量，故似丘状交错层理的某些特征(如侧向过渡为浪成波纹层理及镶嵌于平行层理之中)很难在丘状交错层理中出现。

5 结论

1)丘状交错层理不同于似丘状交错层理的沉积特征主要有： 底界常为剥蚀面，内部削切关系发育；与洼状交错层理关系密切，按其相互关系可分为在同一沉积构造发育区形成的伴生型和在不同沉积构造发育区形成的侧变型2类；垂向序列常出现层段缺失和丘状交错层理叠置；生物扰动发育。

2)似丘状交错层理不同于丘状交错层理的沉积特征主要有： 纹层由丘状中心向两侧可变薄，也可变厚，在垂向上可形成向上变厚或变薄的韵律；似丘状交错层理可镶嵌于平行层理或小型交错层理之中，两者之间为连续沉积，无剥蚀面发育；往往出现高流态沉积构造与低流态沉积构造在垂向上交替叠置且无剥蚀面的情况。

3)丘状、似丘状交错层理形成的水动力机制相同，均可能为斜压波动形成的立轴漩涡引起的沉积流体不稳定所致，具体方式可能有2种： 一是漩涡本身当离心力大于摩擦阻力时产生的泰勒不稳定，二是漩涡与单向流叠加产生的开尔文—赫姆霍兹不稳定。在沉积机制方面，两者均需要较大的悬浮物浓度，否则会形成洼状交错层理。二者沉积机制的不同在于：丘状交错层理沉积物主要来源于风暴高峰期剥蚀底床形成的密度流和漩涡本身的剥蚀作用，可称为剥蚀悬砂沉积机制，对流体能量要求较高；似丘状交错层理沉积物主要来源于浊流或异重流固有的悬浮物，可称为悬砂降落沉积机制，对流体能量要求较低。