潮汐沉积过程及沉积特征研究综述*

彭 旸 Ronald J.Steel 龚承林 魏小洁 盛莉娜

1 油气资源与工程全国重点实验室，中国石油大学（北京），北京102249

2 中国石油大学（北京）地球科学学院，北京102249

3 Jackson School of Geosciences，The University of Texas at Austin，Austin，Texas 78712，USA

4 中国地质科学院地质力学研究所，北京100081

潮汐沉积是沉积学领域的一个重要组成部分。在全球许多现代大型河流三角洲中普遍存在潮汐作用，例如亚马逊河三角洲、长江三角洲、恒河—雅鲁藏布江三角洲、弗莱河三角洲等。潮汐作用影响的沉积环境有很多，包括潮控三角洲（Willis and Gabel，2001；Horietal.，2002；Dalrympleetal.，2003；Lambiaseetal.，2003；Goodbred and Saito，2010；Legleretal.，2013；Chenetal.，2014；Gugliotta and Saito，2019）、潮控河口湾（Hassanetal.，2012；Tessier，2012；Yuetal.，2012；Lietal.，2018）、有障壁海岸体系中的潮汐三角洲（FitzGerald，1984；Berelson and Heron，1985；Longhitanoetal.，2010；FitzGeraldetal.，2012）、海峡（Longhitano and Steel，2017；单新等，2022；Dalrymple，2023）以及分布广泛的潮坪体系（Yangetal.，2008；Fanetal.，2013；Choi，2014）。在这些沉积环境中，有时潮流的能量超过了河流和波浪，从而在沉积物的搬运和沉积过程中发挥主导作用。

自20世纪50年代以来，学者们针对现代潮汐影响或者主控的沉积体系展开了广泛研究。这些研究包括加拿大的芬迪湾（Swift and McMullen，1968；Dalrymp leetal.，1990；Dalrymple and Zaitlin，1994；Shawetal.，2012），巴布亚新几内亚的弗莱河三角洲（Harrisetal.，1993；Dalrymp leetal.，2003；Walshetal.，2004），南亚的恒河—雅鲁藏布江三角洲（Allisonetal.，2003；Kuehletal.，2005）和湄公河三角洲（Taetal.，2002；Tamuraetal.，2012；Gugliottaetal.，2019），中国沿海潮坪和钱塘江河口湾（Fanetal.，2013，2014；Zhangetal.，2018，2021；郭芪恒等，2022）等。这些对现代潮汐沉积的研究不仅为学者们提供了对潮汐沉积特征和沉积模式等方面的新认识，还为古代潮汐沉积的识别提供了一定的对比基础。近年来，学者们认识到潮汐沉积的韵律性和周期性等特殊性质可以作为沿海潮汐环境对海平面上升和气候变化的记录（Kvaleetal.，1994；Archer and Johnson，1997；Hovikoskietal.，2005），因此，研究潮汐沉积具有重要的科学意义。

在现代沉积中，潮汐作用的影响可以通过一些地貌特征得以体现，例如，潮汐影响的三角洲或者河口湾通常会发育一系列与岸线垂直的潮汐水道和细长的潮汐沙坝。然而，在古代沉积中，由于缺乏明显的地貌特征，学者们需要依赖沉积特征来研究潮汐沉积体系，同时也需要对潮汐沉积过程有一定的了解。因此，作者首先介绍潮汐形成机制和影响因素，然后阐述潮汐的搬运和沉积过程，最后梳理与潮汐沉积作用相关的沉积构造和沉积特征。希望通过对这些内容的总结和探讨，提高对潮汐沉积的相关认识，并对相关油气勘探和开发产生积极的推动作用。

1 潮汐的形成机制

潮汐是指在月球和太阳的引力作用下，地球上的海平面周期性涨落的现象。尽管月球的质量小于太阳，但由于月球距离地球较近，月球对地球表面的潮汐引力起主导作用。在月球引力和离心力的共同作用下，地球上的海水在正对和背对月球的位置分别向外膨胀，形成高潮，而其他区域受力较小，形成低潮（图1）。通常情况下，随着地球的自转，地球表面某一位置1天会经历2次涨潮和退潮，一个涨潮—退潮的周期为 12.42 h（即半日潮）（Kvale，2012）（图1）。在一个潮汐周期内，相邻高潮位和低潮位之间的高差被称为潮差。平均低潮线和平均高潮线之间形成潮间带，平均高潮线以上为潮上带，平均低潮线以下为潮下带。由于地球的自传轴倾斜于月球轨道平面，地球表面的某一位置与两侧高潮（或低潮）位置的距离并不完全相等，导致当该位置经历2次高潮（或低潮）时，一侧的潮汐引力大于另一侧。因此，每天的2次高潮（或低潮）的水位不相等，即月球半日潮中存在日不等现象，这就导致半日潮中存在1个日潮组分（Dalrymple，2010）（图2）。

图1 每日潮汐周期（高潮和低潮）形成的示意图（据Brown et al.，1999；有修改）Fig.1 Schematic diagram showing generation of daily tidal cycles（high and low tides）（modified from Brown et al.，1999）

图2 美国康涅狄格州Bridgeport 30天的潮汐数据Fig.2 Tidal data of thirty days from Bridgeport，CT，USA

按照潮汐的不同周期，潮汐通常可分为半日潮、全日潮和混合潮。半日潮指1天之内发生2次涨潮和退潮；全日潮指1天内只发生1次涨潮和退潮；混合潮则介于半日潮和全日潮之间，属于两者之间的过渡类型。实际上，潮汐是一种复杂的周期性潮波振动，由与月球和太阳运动相关的多个不同周期和振幅的分潮叠加而成。目前已经确认的分潮超过100种（Defant，1961；Kvale，2012），其中最重要的分潮包括主太阴半日分潮（M2），主太阳半日分潮（S2），太阴—太阳赤纬全日分潮（K1），主太阴全日分潮（O1）。

除了每日的涨潮和退潮现象，海水还经历每个月周期性交替的大潮和小潮，这种潮汐现象主要是由月球和太阳共同对地球的引潮力共同引起（图2）。当月球、太阳和地球成一条直线时（即满月和新月时），月球和太阳的引潮力叠加到一起，潮汐隆起达到最大幅度，此时会出现特大高潮和低潮（潮差最大），形成大潮；当月球和太阳与地球成直角时，月球和太阳所产生的引力相互抵消一部分，此时潮汐隆起的幅度最小，出现最小的高潮与低潮（潮差最小），形成小潮（Kvale，2012）（图3）。随着月球绕地球转动，每个月会出现2次大潮和2次小潮（图3）。潮汐可以看作是海洋中最大的波浪，即 “潮汐波”，其中高潮位相当于波峰，低潮位相当于波谷，潮汐波的波长（即2个波峰之间的距离）则是某个位置上地球周长的一半（Bridge and Demicco，2008）（图1；图3）。

图3 月球和太阳对地球上海水共同作用形成月潮汐周期Fig.3 Generation ofmonthly tidal cycles by the combined influence of the Sun and Moon

2 潮汐搬运和沉积过程

海平面的周期性涨落引起海水在水平方向上周期性的往复运动，形成潮流，而潮流对于沉积物的搬运和沉积具有重要作用。潮流具有一个典型特征，即潮流的方向和流速会周期性地变化（图4）。潮流具有双向性，涨潮时潮流向岸流动，退潮时潮流向海流动。在高潮和低潮时，潮流流速接近为零（被称为平潮或停潮），此时细粒沉积物沉降下来，形成泥质披覆层；而在涨潮和退潮的中间过程中，潮流的流速达到最大值，此时潮流可搬运和沉积砂质沉积物（Dalrymple，2010）（图4）。

图4 一个潮汐周期内潮流速度的变化和相应的沉积产物（据Dalrymple，2010；有修改）Fig.4 Variation of tidal current velocity over a tidal cycle and the corresponding tidal deposits（modified from Dalrymple，2010）

在开阔的海洋中，潮汐波通常是对称的，涨潮和退潮具有相同的流速和持续时间，因此涨潮和退潮会形成2个厚度相等的沙层（图4－A）。然而，当潮汐波接近浅水区时，潮汐波具有明显的不对称性，这主要是受到底床摩擦作用的影响。由于退潮时水位较低且离底床更近，退潮流会受到更大的摩擦力作用，因此一般来说，涨潮流比退潮流的流速更快且持续时间更短。由于水流搬运泥沙的能力随着流速的增加呈指数增加，因此在大部分区域中，涨潮流起主导作用，并且在涨潮的方向上形成较厚的砂质沉积层，而在退潮时只会形成较薄的砂质沉积物（图4－B）。有时退潮流速度非常小，无法搬运砂质沉积物，这种情况下，在一个潮汐周期内只会沉积一层沙层（图4－C）。

潮流流速（尤其是最大流速）受控于纳潮量，即每半个潮汐周期内通过某一位置的水量（Dalrymp le，2010）。纳潮量与潮差和盆地表面积有直接关系，取决于区域地形和海岸线形态等因素。一般来说，发育在低坡度地形上、具有港湾形态的三角洲河口或者河口湾地区受潮汐影响较强烈，例如亚马逊河、长江、恒河—雅鲁藏布江、弗莱河等现代大型河流三角洲。当潮汐波从开阔海洋流向形态呈港湾或漏斗状的海湾或河口时，水体变浅以及海岸线的汇聚作用使得海水涌入逐渐减小的空间，导致潮差和潮流逐渐增大，随后由于底床摩擦作用而减弱（Dalrymp le and Choi，2007；彭旸等，2022）。此外，沉积体表面和海岸地形的不规则性也对潮流和相应的沉积物搬运产生一定影响。

3 潮汐沉积构造（特征）与沉积环境

3.1 潮汐韵律层

潮汐韵律层是一种沙层和泥层交替、厚度上具有周期性变化的连续沉积层，是一种指示潮汐沉积过程的沉积构造（Williams，1991；Kvale，2012）（图5）。每个沉积层的厚度与潮流强度、沉积速度、沉积时间以及后续侵蚀情况密切相关（Bridge and Dem icco，2008；Kvale，2012）。通常情况下，由于次潮汐的潮流强度较弱，无法沉积沙层，因此每对沙—泥沉积层代表一个完整的潮汐周期的沉积产物。沙层内部通常不具有层理结构，反映了高浓度悬浮沉积物快速沉积的过程。在一些潮流足够强的区域，较粗粒度的沉积层会有保存完好的流水沙纹。

图5 河口湾和潮控三角洲中的潮汐韵律层Fig.5 Tidal rhythmites in estuaries and tide-dominated deltas

潮汐韵律层经常表现出一定的周期性，这是识别潮流沉积的特殊沉积特征。理想情况下，一个大潮—小潮周期（14 d）内，半日潮和全日潮分别可以形成28个和14个沙—泥层。如果某些次潮汐具有足够的强度并可以沉积沙层时，则沙—泥层数量会多于28个或者14个。然而，当后期潮流的强度较大时，可能会侵蚀先前的沉积层，或者在小潮期间主潮流较弱且沉积物供给不足时（Mazumder and Arima，2005），形成的沉积层会叠加在一起，难以区分层数，这些情况导致沙—泥层数量减少（图5－B）。潮汐韵律层的沉积和保存需要在短期内快速沉降，波浪、风暴浪的侵蚀以及潮坪的淹没或者抬升等因素均可导致潮汐韵律层的不完整性（Kvaleetal.，1995；O’Connelletal.，2017）。

潮汐韵律层经常发育在潮间带的潮坪环境中，潮坪可以形成于多种沉积环境中，包括潮汐影响的三角洲、河口湾以及障壁海岸体系的潟湖周围（Fanetal.，2013）。潮坪在加积和进积情况下更容易保存潮汐韵律层，其中的沉积物主要来自相邻的潮下带沉积环境（Davis，2012），并且该区域通常不受较大波浪和河流作用的影响（Tessieretal.，1995）。此外，开阔海岸的潮坪也可以发育潮汐韵律层，但由于受到波浪和风暴浪的影响较大，潮汐韵律层通常是由潮汐与波浪—风暴浪相互作用（Yangetal.，2008；Basilicietal.，2012）所形成。

潮汐韵律层作为重要的地质记录，不仅可用于重建古地理沉积环境，还可以用来估计古潮差（Archer，1995；Archer and Johnson，1997）、推断沉积过程中的主要潮汐成分（Kvale，2006）、重建古气候和地月轨道参数等（Kvaleetal.，1994；Miller and Eriksson，1997；Hovikoskietal.，2005）。在重建古地理和沉积环境时，对于那些缺乏古地理因素限定的盆地，从地层中提取潮汐记录和信息有助于推断或确定海洋潮汐系统的规模和几何形态。

3.2 过渡性层理

过渡性层理是由沙层和泥层交替沉积形成的复合型层理（图6；图7），包括脉状层理（或压扁层理）、波状层理、透镜状层理（Reineck and Wunderlich，1968）。这些层理在厚度上可呈现周期性变化，但韵律性并不明显。在涨潮和退潮期间，强潮流会搬运和沉积较粗粒的砂质沉积物，形成沙层；而在平潮或停潮期间，潮流减弱，水体中的悬浮泥质沉积物沉降在沙层上形成泥层。透镜状层理通常形成于悬浮泥质沉积物浓度较高、砂质沉积物供应较少，水动力条件较弱的沉积环境中。脉状层理主要发育在潮流较强、砂质沉积物供应较充足的环境下，此时强潮流通常会侵蚀波脊上的泥层，因此通常仅有少量的泥层保存在波谷位置（图6；图7）。在泥沙供应和水动力条件方面，波状层理处于脉状层理和透镜状层理之间，通常会形成连续的泥层，形态上呈波状。过渡性层理中的沙层中，有时可以观察到流水沙纹，它们在形态上与由单向水流形成的沙纹基本相同，主要区别在于潮汐形成的流水沙纹具有双向性（图7）。在涨潮期间，潮流会沉积一层向陆迁移的流水沙纹；而在退潮期间，如果潮流足够强，水流方向会反转，侵蚀前期沉积的沙纹顶部，并沉积一层向海迁移的流水沙纹。

图6 过渡性层理类型（据Reineck and Singh，1980；Dalrymple，2010；有修改）Fig.6 Transitional bedding type（modified from Reineck and Singh，1980；Dalrymp le，2010）

图7 特立尼达古Orinoco三角洲Manzanilla组中的潮汐成因层理Fig.7 Tidal bedding from the Manzanilla Formation，paleo-Orinoco Delta，Trinidad

图8 大潮和小潮形成的潮汐束（据Tape et al.，2003；有修改）Fig.8 Tidal bundles generated by spring and neap tides（modified from Tape et al.，2003）

过渡性层理的发育需要泥沙沉积物的供给和变化的潮流，因此主要出现在潮下带和潮间带（Reineck and Wunderlich，1968），也可以发育在潮坪（Fanetal.，2013；Schwartz and Graham，2015）、潮汐影响的三角洲或者河口等环境（Chenetal.，2014；Rossi and Steel，2016；van Cappelleetal.，2016）。加拿大现代弗雷泽河的河流—潮汐过渡带中，潮下带上部和潮间带位置的河道沙坝内发育脉状、波状以及透镜状层理，其中脉状和波状层理主要发育在河口附近潮流较强的区域，而透镜状层理则发育在最大浑浊带（La Croix and Dashtgard，2015）。在全新世湄公河三角洲和上新世Orinoco三角洲中，潮汐影响的水下台地也发育了过渡性层理（Taetal.，2002；Pengetal.，2018a）。值得注意的是，脉状、波状和透镜状层理也可以在其他沉积环境中发育，比如透镜状层理在前三角洲或者河流堤岸也可发育，因此不能仅通过这3种沉积构造来识别潮汐沉积。

3.3 潮汐束与再作用面

潮汐束和再作用面是潮汐沉积的典型沉积构造。涨潮流或退潮流形成一系列沿主潮流方向迁移的沙丘，沙丘剖面上可见一系列向流水方向倾斜的交错层理砂岩，这些交错层理沙岩或前积层被称为潮汐束序列（Terwindt，1971；Nio and Yang，1991）。由薄层的泥质披覆层或者侵蚀再作用面作为边界的前积层被称为潮汐束（图 8）（Visser，1980）。潮汐束在厚度上呈周期性变化，反映了潮流强度随着大潮—小潮周期的变化。因此，在潮汐束序列中，大潮期间形成较厚的交错层理沙层，而小潮期间形成较薄且泥质含量较高的沉积层。理想情况下，半日潮和全日潮的1个完整大潮—小潮周期分别可形成28个和14个潮汐束。然而，如果小潮期间的潮流较弱，不足以搬运沉积物，导致小潮期间形成的沙层数量较少。

在1个涨潮—退潮周期内，单一沙丘内的潮汐束形成过程可分为4个阶段：主潮汐阶段、次潮汐阶段以及这2个阶段之后的平潮和停潮阶段（图10）（Nio and Yang，1991）。在主潮汐阶段，潮流速度超过泥沙搬运的阈值速度，从而导致砂质前积层和底积层的沉积。在随后的平潮／停潮期间，潮流速度逐渐减小，此时如果悬浮的泥质沉积物浓度足够高，将在前期形成的沙层之上沉积一层泥质披覆层。如果次潮流（即张潮流或退潮流中较弱的潮流）较弱时，只会沉积一层较薄的沙层，随后的平潮／停潮期再沉积一层泥质披覆层。在这种情况下，主潮汐和次潮汐形成的沙层距离较近，并由2个泥质披覆层分隔开，形成双黏土层（图9）。如果次潮流较强，它将会先侵蚀前期沉积的泥质披覆层和主潮汐形成的沙层，这个侵蚀面被称为再作用面（图10），并在其上沉积一层向反方向迁移的流水沙纹（图9；图10）。最常见的情况是，潮汐束主要由单向的主潮汐形成的沙层组成，仅在底积层发育由次潮汐形成的小型流水沙纹。当悬浮泥质含量较少时，形成的潮汐束和再作用面不发育泥质披覆层（图11）（Dalrymple and Choi，2007；Dalrymp le，2010）。

图9 荷兰西南部全新世形成于潮下带的潮汐束（据Nio and Yang，1991；有修改）Fig.9 Tidal bundles from Holocene subtidal deposits，southwest Netherlands（modified from Nio and Yang，1991）

图10 泥质含量较多的沉积体系内潮汐束的沉积过程示意图（据Longhitano et al.，2012；有修改）Fig.10 Depositional processes of tidal bundles formed in a muddy sedimentory system（modified from Longhitano et al.，2012）

图11 （A）加拿大Cobequid海湾－Salmon河口湾中形成的潮汐束和再作用面（据Dalrymple and Choi，2007；有修改）；（B）在泥质含量较低的沉积体系中，潮汐束和再作用面的形成过程示意图（据Klein，1970；有修改）Fig.11 （A）Tidal bundles and reactivation surfaces from the Cobequid Bay-Salmon River estuary，Canada（modified from Dalrymple and Choi，2007）；（B）Formation processes of tidal bundles and reactivation surfaces in environmentswith a low concentration of muddy sediment supply（modified from Klein，1970）

潮流比较强的区域通常能够形成大规模的底床形态，例如水下沙丘，这些沙丘的内部可发育潮汐束和再作用面。在潮汐水道内部，水道的侧向迁移会形成潮汐束（Davis，2012）。现代荷兰Westerschelde河口湾发育一系列沙坝，内部由大潮和小潮形成的潮汐束组成（Boersma and Terwindt，1981）。阿根廷侏罗系Lajas组中保存了一些典型的潮汐束，发育在潮汐影响的分流河道、潮汐改造的河口坝以及潮汐沙坝中（Rossi and Steel，2016）。此外，开阔海岸潮坪也可以发育潮汐束。例如，现代韩国Gyeonggi海湾的开阔海岸潮坪区域，潮道一侧的潮间带潮坪内发育一系列水下沙丘，这些沙丘的高度为20～60 cm，波长在5～10m之间，沙丘内部保存着一系列由再作用面分隔开的潮汐束（Choi and Kim，2016）。

除了重建古地理沉积环境，通过对连续的潮汐束序列进行时间序列分析，可以重建古水动力过程（Yang and Nio，1985；Hovikoskietal.，2005）。例如，美国明尼苏达州上寒武统Jordan砂岩中保存有较为连续的潮汐束，Tape等（2003）对26个潮汐束序列进行了傅里叶分析，发现每个序列包含了15～34个潮汐束，表明晚寒武世的这部分海岸线受到半日潮或者混合潮的影响。分析潮汐束序列中的不同潮汐组分，并评估每个组分的相对重要性，对于全面揭示古代潮汐沉积的形成机制和古水动力过程的演化具有重要意义。然而，目前这仍然是潮汐沉积中的一个难点问题。

3.4 潮汐复合交错层理

潮汐复合交错层理发育在复合沙丘（又称潮汐沙波或水下沙丘）内，这种复合沙丘由大型沙丘和其上面叠加的一系列小型单一沙丘组成（Dalrymple and Rhodes，1995）（图12；图13）。复合沙丘形成在较深的水体中（大于8～10m）（Dalrymple and Choi，2007），高度为小于1m 到大于20m，波长可达到10m 甚至几百米（Beldersonetal.，1982；Dalrymple，2010）。在潮汐主控的沉积环境中，潮流速度一般需要达到至少0.5m／s，沉积物粒度为细沙到中沙，才能形成这种沙丘（Dalrymple and Rhodes，1995；Masselinketal.，2009）。

图12 几种不同复合沙丘内的沉积构造示意图（据Dalrymple and Choi，2007）Fig.12 Schematic diagrams showing possible ranges of structures in compound dunes（after Dalrymple and Choi，2007）

图13 澳大利亚昆士兰Breaksea Spit近海陆架上的复合沙丘的多波束测深（A）和测深剖面（B）（据Suter，2006；Olariu et al.，2012；有修改）Fig.13 Digital multibeam bathymetry（A）and bathymetric profile（B）of compound dunes crossing the continental shelf offshore of Breaksea Spit，Queensland，Australia（modified from Suter，2006；Olariu et al.，2012）

复合沙丘通常是不对称的，沙丘的背水坡比较陡，并且地层倾向于沉积物搬运和底床迁移方向。复合沙丘的主要特征是小型沙丘在大型沙丘的顶部快速迁移，导致层理内部的不连续性（图12）。小型沙丘与大型沙丘的迁移方向大致相同，例如在澳大利亚昆士兰近海陆架上的复合沙丘中，小型沙丘与大型沙丘波脊的走向较为接近（夹角小于45°）（图13）（Suter，2006；Olariuetal.，2012）。如果上覆的沙丘比下伏大型沙丘小，当上覆沙丘迁移到大型沙丘的边缘时，形成的侵蚀深度最小。在这种情况下，大型沙丘形成一系列大型交错层理，再作用面仅分布在大型沙丘的上部（图12－A）（Dalrymple and Choi，2007）。在沙丘的底积面附近，可发育和保存次潮流形成的流水沙纹和平潮／停潮形成的泥质披覆层。然而，如果上覆沙丘较大，则产生平缓的复合交错层理，每层交错层理是由上覆沙丘迁移形成的（图12－B）（Dalrymp le and Choi，2007；Dalrymple，2010）。由于次潮流强度较弱，所以再作用面主要是由主潮流所形成（Dalrymple，2010），这种再作用面有时也称为主层理面（master bedding surface）（Allen，1980）。在次潮流较大的沉积环境中，次潮流形成的反向交错层理明显增多，因此可见一些双向交错层理（图12－C）。

现代韩国西海岸Gyeonggi海湾的Yeochari潮坪内发育单一沙丘和复合沙丘，分布在潮间带水道和支流水道的两侧（Choi and Jo，2015）。复合沙丘的迁移速度受水道中涨潮流和退潮流相对大小的影响。尽管水道两侧的潮流速度较大，但由于潮汐不对称性较小（即涨潮流和退潮流的差异不大），导致复合沙丘的迁移速度较慢（2～4m／月）（Choi and Jo，2015），迁移方向取决于主导潮流的方向。南美洲古Orinoco三角洲的Springvale组保存有大型的复合沙丘地层，沙丘内部由一系列复合交错层理砂岩堆叠，可见流水沙纹、浮泥沉积层和泥砾（图14）（Pengetal.，2018a；Huggins，2019），这种复合沙丘可在潮下带潮汐水道内部以及水道两侧发育。

图14 古Orinoco三角洲Manzanilla组地层中发育的潮汐复合沙丘Fig.14 Compound tidal dunes from the Manzanilla Formation，paleo-Orinoco Delta

对于古代沉积体系的研究，潮汐复合沙丘和潮汐沙坝比较难区分开来。这主要是由于二者沉积特征相似，都可形成复合交错层理，并且具有相似的厚度。然而，二者在内部结构和沙体发育的方向上存在一些差异。潮汐沙坝的形成主要与潮道的侧向迁移有关（Dalrympleetal.，2003；Dalrymple and Choi，2007），因此，沙坝的长轴通常与潮流方向和内部主层理面的走向平行。相比之下，潮汐复合沙丘的波峰大致与潮流的方向垂直，同时具有很强的向前迁移组分（Dalrymple and Rhodes，1995；Dalrymp le，2010），导致其内部结构是以向前加积为主，并且与复合沙丘同期的潮汐水道并不常见（Olariuetal.，2012）。

目前，学者们主要关注复合沙丘在不同水动力条件下的发育模式和沉积构型（Ernstsenetal.，2006；Svensonetal.，2009）。现代复合沙丘为这些研究提供了良好的条件，通过对现代沉积体系的研究，可以了解研究区的水动力条件、沉积物粒度在空间和时间的变化以及沙丘的几何形态和空间展布等因素之间的相互作用或响应。例如，Choi和Jo（2015）对韩国西部开阔海岸潮间带的复合沙丘进行了研究，通过分析一系列复合沙丘和河道剖面，明确了复合沙丘和河道在时间和空间上的形态变化，并揭示了相应的沉积过程。此外，由于现代潮汐影响的沉积环境通常同时受到河流和波浪的作用（彭旸等，2022），因此在复合沙丘中识别非潮汐沉积也是研究中的难点问题。现代研究表明，潮汐本身的不对称性、波浪作用下的潮汐周期、波浪强度和方向的季节性变化以及分支河道的迁移等因素，都对复合沙丘的沉积构型起到重要的控制作用（Jo and Choi，2016）。

3.5 双向交错层理

双向交错层理，又称为羽状交错层理，是指上下相邻的交错层理具有相反的倾向（图15），通常指示潮汐沉积过程。双向交错层理的形成表明次潮流达到一定强度，使得沙体以沙丘或沙坝的形式沿着与主潮流相反的方向迁移。一般在河口湾或者三角洲近海的部分，随着逆向水流（主要为涨潮流）强度逐渐增大，会逐渐出现这种由双向水流沉积形成的羽状交错层理。

图15 古Orinoco三角洲Manzanilla组中的双向交错层理砂岩Fig.15 Bi-directional cross-bedded sandstones in the Manzanilla Formation，paleo-Orinoco Delta

在潮汐影响的沉积环境中，河道弯曲度和潮汐沙坝形成的地形地貌等因素会影响潮流和相应的沉积物搬运，导致沙坝两侧的水道系统分别以涨潮流和退潮流为主，在任何一个位置通常主要存在由单向水流形成的地层（Harris and Collins，1991；Dalrymp le，2010；Kleinhansetal.，2014）。因 此，这种相互规避的潮汐水道系统意味着双向交错层理不可能广泛发育，只能够出现在特定的潮汐沉积环境中。Dalrymp le和Choi（2007）指出，双向交错层理最有可能发育在2个位置：（1）细长的潮汐沙坝顶部，因为该位置位于相互规避的水道之间，经历同等强度的涨潮流和退潮流；以及（2）复合沙丘沉积的内部，因为由次潮流形成的小型沙丘可以在大型沙丘的背水坡一侧发育和保存，因此局部存在倾向相反的交错层理（图12－B，12－C）。南美洲古Orinoco三角洲上新世Manzanilla组保存了完好的双向交错层理（Pengetal.，2018a）（图15），可能形成于潮控河口湾的潮下带水道的内部（Huggins，2019）。

3.6 双黏土层

双黏土层是指与薄层沙岩互层、成对出现的泥层（图16）。一般情况下，主潮流具有较大的流速，会沉积较厚的沙层，而次潮流的流速较小，会沉积较薄的沙层。2个潮流之间的平潮和停潮期间，随着流速降低，会沉积2个泥层。由于次潮流形成的沙层较薄，导致2个泥层彼此距离很近，从而形成双黏土层（图4－B；图16）。

图16 特立尼达古Orinoco三角洲地层（A）和北海Brent三角洲地层（B-C）中的双黏土层Fig.16 Double mud drapes from the paleo-Orinoco Delta，Trinidad（A）and the Brent Delta，North Sea（B-C）

双黏土层通常保存在一些不受波浪改造和河流影响的区域，例如潮间带的潮汐水道边缘或者河口湾内部的次级水道（Tessieretal.，1995）。南美洲上新世Orinoco三角洲Manzanilla组中可见典型的双黏土层（图16－A），这些双黏土层与沙层共同构成潮汐韵律层。北海Brent三角洲Rannoch组的三角洲前缘远端地层保存了潮汐与风暴浪相互作用的沉积产物，其中潮汐沉积地层发育典型的双黏土层（图16－B，16－C）和潮汐束。潮汐沉积在风暴浪地层之间的形成和保存通常需要特殊的沉积条件，例如，具有较大潮差的大型河口附近，或者具有较高的沉积速率和盆地沉降速率的沉积环境（Weietal.，2016）。

3.7 浮泥沉积

浮泥沉积是一种在水下悬浮、可流动的泥质沉积物（黏土和粉沙），在潮汐沉积环境中比较常见。潮汐影响的三角洲或者河口湾存在淡水和咸水之间的过渡带，在这个区域，河流带来的淡水由于密度较小在上层向外流动，而密度较高的海水则位于下层，随着潮汐向陆地方向流动，形成河口环流，同时，在河道底部形成盐水楔。河口环流和絮凝作用捕获悬浮的细粒沉积物，形成沉积物浓度很高的最大浑浊带。在平潮和停潮期间，这些悬浮的泥质沉积物快速沉降，沉积物浓度可达到大于10 g／L，形成浮泥沉积（Dalrymple，2010）。古代地层中浮泥沉积经过压实后厚度可大于0.5 cm（Dalrympleetal.，2003；Ichaso and Dalrymple，2009；Pengetal.，2018b），内部没有纹层，一般不受生物扰动的影响，有时受砂岩的挤压会发生软沉积变形。

南美洲圭亚那洋流从亚马逊河河口搬运大量泥质沉积物到现代Orinoco三角洲和古Orinoco三角洲，导致Orinoco三角洲前缘和一些河道的底部地层中含有大量的浮泥沉积（图 17）（Pengetal.，2018a）。现代弗莱河三角洲是典型的潮控三角洲，大潮时河床底部的潮流速度超过1m／s，分流河道底部常发育互层的砾石和浮泥沉积，泥层厚度有时超过1 cm（Dalrympleetal.，2003）。值得注意的是，浮泥沉积有时也会出现在波浪或者风暴浪为主的沉积环境中，地层中表现为互层的浪成波纹或者丘状交错层理砂岩和浮泥沉积（Ichaso and Dalrymple，2009；Pengetal.，2018a）。所以，分析地层的沉积过程时，需要结合其他沉积特征进行综合考虑。

4 潮控三角洲

潮汐沉积体系较为复杂多变，不同的沉积体系可由多种亚环境组成，上述的沉积过程和沉积特征通常以不同组合形式出现在潮汐影响的三角洲、河口湾、海侵陆架沙脊和海峡等沉积体系中。目前研究较多的是潮控三角洲，因此在以下部分将以潮控三角洲为例，来揭示其在沉积过程和沉积特征方面的复杂性。

潮控三角洲不仅受潮汐的影响，还同时受到河流和波浪的作用。在三角洲的向海一侧，潮汐沉积作用产生向陆和向海方向交替的潮流；同时，波浪作用从浅海陆架向三角洲岸线方向逐渐增强，因此，这部分三角洲通常受到潮汐和波浪的共同作用（图 18－A）（Dalrymple and Choi，2007；Legleretal.，2014；Weietal.，2016；彭旸等，2022）。随着潮水涌入到三角洲平原的中部到内部，并被压缩在逐渐减少的空间中，潮差和潮流逐渐增大，潮汐作用逐渐加强（Dalrymple and Choi，2007）。与此同时，三角洲内部持续受到河流的影响，而波浪作用由于受到摩擦力的影响逐渐减弱，因此，三角洲的中部受到潮汐和河流的相互作用（图18－A）（彭旸等，2022）。三角洲的向陆一侧主要受到河流作用，同时存在微弱的潮汐作用。

图18 （A）潮控三角洲沉积环境示意图（据Dalrymp le and Choi，2007；有修改）；（B）古Orinoco潮控三角洲地层存在河流、潮汐和波浪相互作用（据Peng et al.，2018b；有修改）Fig.18 （A）Schematic map of a tide-dominated delta（modified from Dalrymple and Choi，2007）；（B）A tide-dom inated stratigraphic succession from the paleo-Orinoco Delta showingmixed river，tide and wave processes（modified from Peng et al.，2018b）

上新世Orinoco三角洲的一段潮控三角洲地层中同时保存了潮汐、河流和波浪的沉积特征，Peng等（2018b）利用最新的量化方法（Rossietal.，2017）对河流、潮汐和波浪的相互作用过程进行了量化和重建，揭示了潮控三角洲中复合斜坡的存在以及空间上几种沉积过程的相互作用（图18－B）。波浪沉积作用从三角洲水下斜坡向水下台地外部增强，然后向水下台地内部减弱，而潮汐作用则呈相反的趋势变化，河流作用呈不规律变化（Pengetal.，2018b）。这种沉积过程的变化趋势主要表明风暴浪沉积作用主要改造河口坝和潮汐沙坝的远端，并将沉积物输送到水下台地外部和水下斜坡。三角洲水下台地主要受河流和潮汐作用的影响。水下台地存在的大量泥质沉积物可减弱风暴浪的影响，从而使得河流和潮汐沉积记录得以保存，同时对海岸起到一定的稳固作用，使得三角洲复合斜坡体系能够快速向前推进。值得注意的是，不同的地质背景下形成的潮控三角洲可能存在多种不同情况，因此，对于三角洲的沉积过程和沉积特征需要进行具体的分析，从而推测可能的沉积模式。

5 潮汐沉积的油气意义

全球有许多与潮汐沉积过程相关的大型油气田。厄瓜多尔Oriente盆地的Sacha油田中，白垩系Hollin组和Napo组是重要的油气储集层，地层内主要发育由潮汐水道、潮汐沙坝和潮坪组成的潮控河口湾体系（Shanmugametal.，2000；李阳等，2020）。委内瑞拉马拉开波盆地的潮汐沉积体系是油气开发的重点区域，其主力产层为始新世潮控三角洲和潮汐影响的三角洲砂体（Escalona and Mann，2006）。加拿大白垩系 Clearwater 组Wabiskaw段保存了典型的河口湾地层，是Athabasca油砂区域的重要储集层（Pengetal.，2022）。该沉积体系主要有潮道和潮汐沙坝组成，砂体的平均厚度为20～30m，有时可达到40m（图19），砂体内部发育双向交错层理、双向流水沙纹、浮泥沉积等（Pengetal.，2022）。潮道砂体整体粒度呈向上变细的趋势，由一系列交错层理砂岩组成，底部可见冲刷面，并伴有泥砾或生物碎屑。潮汐沙坝的粒度整体向上逐渐变粗，砂泥比例逐渐增加，内部存在大量的浮泥沉积。

图19 加拿大Athabasca油砂中Wabiskaw段河口湾沉积体系中的潮汐水道和潮汐沙坝（据Peng et al.，2022；有修改）Fig.19 Tidal－dominated channels and tidal bars in an estuary from the Athabasca Oil Sands，Canada（modified from Peng et al.，2022）

中国的海相盆地保存了大量潮汐作用形成的砂体，是油气勘探中的重要储集层。南海珠江口盆地阳江凹陷中新统地层发育的潮控河口湾和潮控三角洲沉积体系中的潮汐沙坝（吴静等，2021），以及惠州凹陷新近系珠江组形成的潮汐和波浪作用的陆架砂脊（丁琳等，2016），均为具有优良储集能力的岩性圈闭储集层。中国东海陆架的西湖凹陷是一个规模较大的含油气盆地，其主要储集层平湖组和花港组发育了潮汐影响的三角洲和河口湾沉积体系（黄胜兵等，2009；Lietal.，2018；李顺利等，2018）。鄂尔多斯盆地的本溪组保存着由潮汐改造的三角洲砂体，砂体的展布受控于潮汐和河流的相互作用（侯云东等，2018），太原组则保存了潮坪和潮汐水道，其中潮汐水道是优质的储集层（吴洛菲，2018）。在潮汐沉积的油气成藏体系中，海相页岩和碳酸盐岩为烃源岩（Canfieldetal.，1982；Dashwood and Abbotts，1990；Whiteetal.，1995），砂质潮道和潮汐沙坝为储集层，泥质潮坪和陆架上的海侵泥岩可作为有效的盖层，可组成良好的生储盖组合。这些潮汐作用形成的砂体通常可形成较好的岩性地层圈闭，是有利的勘探目标。

潮汐沉积体系通常具有复杂的沉积构型，因此在油气勘探和开发过程中预测储集层的局部连通性具有一定挑战性。潮汐沉积体系的砂质储集层通常被多种泥质沉积封隔，导致砂体在空间上呈不连续性分布。砂质储集层内普遍存在大量泥质披覆层和浮泥沉积，这些泥质地层会阻止流体在储集层中的垂向流动（Fenies and Tastet，1998），由此表明，潮汐沉积中砂体构型对于油气的运移起重要作用。此外，在潮汐沉积体系中，潮汐、河流和波浪的相对强度和空间变化影响沉积物的搬运和沉积过程，从而控制河口坝、三角洲前缘等沉积环境中的砂体平面形态和空间展布。潮汐作用影响下的河口沙坝一般地形较缓，例如，在阿根廷中侏罗系Lajas组中，河流作用形成的河口沙坝坡度为7°～10°，而潮汐影响的河口沙坝坡度为4°～7°（Kurcinkaetal.，2018）。研究表明，潮汐作用能够影响砂体的平面形态，由河流作用为主形成的沙坝长宽比约为2：1（Reynolds，1999），由潮汐作用为主形成的沙坝长宽比约为10：1，由河流—潮汐共同作用形成的沙坝长宽比则介于2：1和6：1之间（Kurcinkaetal.，2018）。潮汐作用会增加分流河道的深度和稳定性，砂质沉积物会被搬运更远的距离（Rossietal.，2016）。由此可见，潮汐沉积过程和沉积特征的研究对相关类型的油气勘探和开发具有重要的指导意义。

6 结语

潮汐沉积是油气勘探中重要储集层类型，其平面形态和空间结构、砂体规模和展布规律等主要受潮汐沉积过程的控制。随着油气勘探和生产实践的不断发展，对沉积微相进行精细刻画的要求日益提高。识别由潮汐作用形成的沉积构造和沉积特征，是进行相关沉积微相精细刻画的基础。

在潮汐沉积环境中，典型的潮汐沉积构造或特征包括潮汐韵律层、过渡性层理、潮汐束、再作用面、复合交错层理、双向交错层理、双黏土层、浮泥沉积等。潮汐韵律层由沙层和泥层交替沉积而成，在厚度上呈现周期性变化，其沉积特征直接与潮流强度以及后续侵蚀情况密切相关。过渡性层理包括脉状、波状以及透镜状层理，沙层中可见双向的流水沙纹。潮汐束是主导的涨潮流或退潮流在一个潮汐周期内形成的交错层理砂岩，其边界由薄层的泥质披覆层或者再作用面界定。潮汐束的厚度呈周期性变化，主要受控于大潮和小潮周期内潮流强度的变化。潮汐复合交错层理则形成于复合沙丘内，复合沙丘由大型沙丘和叠加其上的一系列小型单一沙丘构成，一般发育在潮流较强的沉积环境中，其迁移速度受控于涨潮流和退潮流的相对大小。双向交错层理或者羽状交错层理指上下相邻、倾向相反的交错层理，仅在特定的潮汐沉积环境中发育。双黏土层为成对出现的泥层与薄层砂岩互层，较厚和较薄的砂层分别为主潮流和次潮流沉积形成，而2个泥层则在平潮或停潮期间沉积而成。浮泥沉积通常发育在潮汐影响的三角洲或者河口湾的过渡带，在河口环流和絮凝作用的影响下，潮流流速降低，导致悬浮的泥质沉积物快速沉降形成。

潮汐沉积体系不仅受潮汐作用的控制，同时还受到河流和波浪作用的影响，导致沉积体系呈现复杂的构型。基于对潮汐沉积构造和沉积特征的分析，可以推测相应的沉积过程和沉积环境，这对预测沉积构型、砂体规模和展布具有关键作用。

致谢感谢李顺利博士和单新博士以及另一位审稿专家对文章提出的建设性修改意见。