李向東

昆明理工大學(xué)國土資源工程學(xué)院，云南昆明 650093

丘狀交錯層理(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)低角度會聚紋層推測丘狀交錯層理的存在(Hunter and Clifton，1982)。在地層記錄中，丘狀交錯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)為形成丘狀交錯層理的沉積流體中含有波動引起的強(qiáng)振蕩流(Southardetal.，1990；Dumasetal.，2005；Dumas and Arnott，2006)，爭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)。

似丘狀交錯層理(HCS-like)形態(tài)與丘狀交錯層理類似，最初在深水環(huán)境中發(fā)現(xiàn)，估計最大水深可在1000im以上，且和濁流沉積有關(guān)，故稱為似丘狀交錯層理(Prave and Duke，1990；Monaco，1992，1994；Mulderetal.，2009)。由于對似丘狀交錯層理的成因機(jī)制缺乏認(rèn)識，過去多認(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)者對似丘狀交錯層理的成因進(jìn)行新的探索(Quin，2011；Pomaretal.，2019)；同時也造成了以似丘狀交錯層理、丘狀交錯層理和復(fù)合流層理為主的針對深水沉積環(huán)境和淺水沉積環(huán)境的激烈爭議(Morsilli and Pomar，2012；Legleretal.，2014；Mathesonetal.，2016)。作者以現(xiàn)有文獻(xiàn)資料為基礎(chǔ)，將丘狀交錯層理與似丘狀交錯層理聯(lián)系起來比較二者的異同點(diǎn)，進(jìn)而探討二者在形成機(jī)制方面的差異，這對于從沉積流體的演化和沉積機(jī)制方面有效地識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丘狀交錯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，丘狀交錯層理主要表現(xiàn)為對稱型，只有在較強(qiáng)的單向流疊加時(如風(fēng)暴與地轉(zhuǎn)流)才可形成不對稱的形態(tài)(McKie，1994)；似丘狀交錯層理雖然研究實(shí)例并不多，但是卻出現(xiàn)了大量的對稱和不對稱形態(tài)。(2)在層理內(nèi)部結(jié)構(gòu)上，丘狀交錯層理更多地表現(xiàn)為層理內(nèi)部各層系之間的削切關(guān)系；而似丘狀交錯層理內(nèi)部幾乎沒有出現(xiàn)削切關(guān)系，只在層理之間有時會存在有剝蝕面(Dott and Bourgeois，1982；Mulderetal.，2009；Pomaretal.，2019)。

1.1 丘狀交錯層理內(nèi)部削切關(guān)系

丘狀交錯層理規(guī)模一般相對較大，波長為1～5im，為米級規(guī)模，高度一般為0.1～0.5im，波高與波長比值一般小于0.1(Mulderetal.，2009)，但是純振蕩流也可產(chǎn)生小型丘狀交錯層理，波長可小至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)。丘狀交錯層理較少與同沉積變形構(gòu)造伴生，形成的水動力和高流態(tài)的平行層理對應(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)上的丘狀交錯層理研究實(shí)例，單個丘狀交錯層理內(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)的丘狀交錯層理的主要特征之一，在Swift等(1983)的丘狀交錯層理模型中，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層理中常見的削切面類型。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層理中并不多見，圖 1-D是Campbell(1966)首次報道丘狀交錯層理(作者稱為切割浪成波紋層理)時給出圖片的素描圖，在丘狀交錯層理內(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層理特征，作者解釋為剝蝕坑邊緣充填沉積。

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

丘狀交錯層理內(nèi)部削切面發(fā)育則說明沉積時流體能量在剝蝕流體和沉積流體之間擺動；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，說明沉積時水流與底床發(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丘狀交錯層理(圖 1-A至1-C)，從而最大可達(dá)到米級規(guī)模。

A—Basque盆地(法國境內(nèi))上白堊統(tǒng)細(xì)砂巖中似丘狀交錯層理(HCS)形態(tài)變化(Mulder et al.，2009)：A-1—對稱低振幅(2.5～3.0icm)似丘狀交錯層理(HCS)，紋層向上變厚，繼而變??；A-2—對稱高振幅(5.0～10.0icm)似丘狀交錯層理；A-3—具有洼狀充填(Sf)的對稱高振幅似丘狀交錯層理，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)粉砂巖中的不對稱型似丘狀交錯層理(HCS)，下部似丘狀交錯層理頂部有削切面(長箭頭)，內(nèi)部有低角度削切(短箭頭)，上部似丘狀交錯層理呈不對稱寬緩型，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)砂巖中對稱型似丘狀交錯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 似丘狀交錯層理形態(tài)特征

似丘狀交錯層理一般發(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)。似丘狀交錯層理一般規(guī)模相對較小，從幾厘米至幾十厘米，為分米級規(guī)模，少數(shù)可達(dá)米級規(guī)模，波高、波長比為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)水動力條件)，且保存完好(Mulderetal.，2009；Pomaretal.，2019)；形成似丘狀交錯層理的波動成分可由波浪、風(fēng)暴和內(nèi)波產(chǎn)生(Lambetal.，2008；李向東等，2010，2019；Morsilli and Pomar，2012)。與丘狀交錯層理相比，似丘狀交錯層理規(guī)模小、振幅較高、不對稱形態(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，對稱到不對稱的變化，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層理和高振幅似丘狀交錯層理(圖 2-A-1，2-A-2)；按照外形，可分為對稱似丘狀交錯層理和不對稱似丘狀交錯層理；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，可表現(xiàn)為單向或雙向交錯層理假象(圖 2-A-5，2-A-6)，在不對稱似丘狀交錯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)由單向交錯紋層到對稱洼狀紋層的充填序列(圖 2-A-5，2-A-6)。

在單個似丘狀交錯層理內(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)，對稱充填紋層(圖 2-A-6)由振蕩流形成，介于對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個具有復(fù)雜疊置關(guān)系的似丘狀交錯層理，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，說明形成似丘狀交錯層理的水動力條件也可能很復(fù)雜。此外，似丘狀交錯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層理，由砂巖—泥巖對形成明顯的韻律層(泥巖紋層)，砂巖—泥巖對厚度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稱似丘狀交錯層理，兩者之間具有明顯的侵蝕界面，而在似丘狀交錯層理內(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)砂巖中對稱型的似丘狀交錯層理，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，但其特征與前人對似丘狀交錯層理形態(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。丘狀交錯層理在垂向上的變化主要有3個特征： (1)如圖 3-A所示，當(dāng)丘狀交錯層理與洼狀交錯層理在地層中同時出現(xiàn)時，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)盡管在不對稱丘狀交錯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)，但是在對稱型丘狀交錯層理(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)丘狀交錯層理和洼狀交錯層理形成的水動力條件相同、懸浮顆粒在高沉積速率時形成丘狀交錯層理、在低沉積速率時形成洼狀交錯層理的實(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稱型丘狀交錯層理；(2)強(qiáng)的回流疊加，形成不對稱型丘狀交錯層理；(3)沉積物懸浮濃度的降低，形成洼狀交錯層理；(4)形成大型高角度交錯層理和平行層理(圖 3-C)。這樣的橫向變化序列，則可以很好地解釋對稱型丘狀交錯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，由于橫向上發(fā)育位置的差異，兩者很難在垂向上疊加。

A—美國阿巴拉契亞盆地石炭系細(xì)砂巖(Medina砂巖)中丘狀交錯層理(HCS)與洼狀交錯層理(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；簡化)，PL為平行層理，LHS為大型高角度交錯層理，SWRS為小型浪成波紋層理，SCS為洼狀交錯層理，AHCS為不對稱型丘狀交錯層理，IHCS為對稱型丘狀交錯層理，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)的似丘狀交錯層理(Prave and Duke，1990)；E—Basque盆地(法國境內(nèi))上白堊統(tǒng)細(xì)砂巖中側(cè)向與鮑馬序列Tc段連續(xù)過渡的似丘狀交錯層理(HCS)(Mulder et al.，2009)，短簡頭指示似丘狀交錯層理遷移方向向左，長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)

似丘狀交錯層理無論在縱向變化和橫向變化上均和丘狀交錯層理有所不同。在縱向上，似丘狀交錯層理幾乎不出現(xiàn)剝蝕面，多為連續(xù)的過渡沉積，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)的過渡(圖 3-D)。盡管丘狀交錯層理在縱向和橫向上有時也可漸變?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層理則要普遍得多(Mulderetal.，2009；Basilicietal.，2012)。

2 垂向序列

丘狀交錯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)礫巖中則會發(fā)育粗粒波痕，一般不形成丘狀交錯層理(Leckie，1988)；在復(fù)合流水槽實(shí)驗(yàn)中，丘狀交錯層理雖然在底床中的位置不固定，但發(fā)育在細(xì)砂級顆粒中(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、丘狀交錯層理(H)、平直層理(F)、交錯層理(X)和泥巖層(M)共4個層段組成(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，以及沉積后寧靜環(huán)境下的生物活動。其中平直層理(flat lamination)按其在衰減流沉積序列中的垂向位置，處于丘狀交錯層理之上，浪成交錯層理之下，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層理垂向序列中的P段(parallel lamination)區(qū)別開來，至于兩者有無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—頂部生物擾動發(fā)育；A-3—缺失交錯層理段；A-4—交錯層理段厚度大且缺失平直層段；A-5—泥巖剝蝕型；A-6—生物擾動型；A-7—削切面滯留型；A-8—變形削截型(不常見)。B—理想似丘狀交錯層理序列，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)樱籔為平行層；H為丘狀層；F為平直層；X為交錯層理；M為泥巖；Fs為細(xì)砂巖；Ss為粉砂巖

丘狀交錯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)、交錯層理帶(X)缺失型(圖 4-A-3)和交錯層理帶(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的變化類型。(2)疊覆型(amalgamation or welding together)丘狀交錯層理，即多個丘狀交錯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、交錯層理段及生物擾動，使得單個的沉積事件難以識別，總厚度則可達(dá)40im(Dott and Bourgeois，1982)。按剝蝕殘留下的單個沉積事件標(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)。

似丘狀交錯層理的研究在近年來逐步引起重視(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)，目前見于報道的最大厚度為80icm(Prave and Duke，1990)。

似丘狀交錯層理垂向沉積序列目前還沒有較為完整的總結(jié)。Walker 等(1983)試圖對Dott和Bourgeois(1982)提出的丘狀交錯層理標(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—丘狀交錯層理的端元模式，而另一個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序列即為丘狀交錯層理在垂向上的完整序列，通過在同一風(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)上是似丘狀交錯層理的標(biāo)準(zhǔn)垂向序列。

關(guān)于似丘狀交錯層理垂向序列的變化，將為數(shù)不多的散見于文獻(xiàn)中的序列歸納起來，主要表現(xiàn)在交錯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稱型似丘狀交錯層理，兩者之間無剝蝕面，似丘狀交錯層理向上又漸變?yōu)槠叫袑永?圖 4-B-1)；(2)不對稱小型似丘狀交錯層理，上覆爬升型復(fù)合流層理(圖 4-B-2)；(3)似丘狀交錯層理、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，則缺失交錯層理段(X)；(4)在高流態(tài)沉積構(gòu)造似丘狀交錯層理、平行層理之下出現(xiàn)低流態(tài)的大型浪成交錯層理(圖 4-B-4)。

3 沉積特征分析

表 1對丘狀交錯層理和似丘狀交錯層理的沉積特征進(jìn)行了統(tǒng)計，同時對形成該沉積特征的水動力條件進(jìn)行了簡要的分析(詳見后文形成機(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)對稱型和不對稱型；(2)丘狀中心底部紋層變厚，由中心向兩側(cè)紋層逐漸變薄；(3)在垂向序列中，交錯層理段多為浪成波紋層理。

表 1 丘狀交錯層理與似丘狀交錯層理沉積特征對比Table 1 Sedimentary characteristics of hummock cross-stratification and hummock cross-stratification-like structures

丘狀交錯層理不同于似丘狀交錯層理的沉積特征主要有： (1)丘狀交錯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外，其他3類均較常見，特別是低角度削切面；(3)與洼狀交錯層理關(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層理疊置；(5)生物擾動發(fā)育。

似丘狀交錯層理不同于丘狀交錯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(垂向上過渡為平行層理時變厚)；(3)似丘狀交錯層理在垂向上可鑲嵌于平行層理之中，在側(cè)向上既可過渡為平行層理，也可過渡為小型交錯層理；(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剝蝕面的情況。

此外，丘狀交錯層理不同于似丘狀交錯層理的5個沉積特征，特別是低角度削切面、與洼狀交錯層理的關(guān)系及垂向上的層段缺失，在似丘狀交錯層理中偶爾均會出現(xiàn)；而似丘狀交錯層理不同于丘狀交錯層理的5個沉積特征，多數(shù)在丘狀交錯層理中不會出現(xiàn)，如側(cè)向上過渡為小型交錯層理，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。這說明只要條件合適，形成似丘狀交錯層理的水動力條件可轉(zhuǎn)化為形成任何一種丘狀交錯層理的水動力條件；而形成丘狀交錯層理的水動力條件則有無法達(dá)到形成某些似丘狀交錯層理水動力條件的因素存在。結(jié)合沉積環(huán)境和流體特征，這個無法達(dá)到的因素最有可能就是懸浮沉積物的濃度，也就是說，風(fēng)暴剝蝕形成的懸浮沉積物的最大濃度可能永遠(yuǎn)無法達(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

丘狀交錯層理在發(fā)現(xiàn)時并未給出成因機(jī)制的解釋(Campbell，1966)，直到10年后才和風(fēng)暴沉積聯(lián)系起來(Harmsetal.，1975)。此后隨著沖洗帶丘狀交錯層理(Greenwood，1986)、深水環(huán)境下與濁流有關(guān)的似丘狀交錯層理(Prave and Duke，1990)和河流沉積中丘狀交錯層理(Rust and Gibling，1990)的發(fā)現(xiàn)，以及流體沉積機(jī)制研究的深入，丘狀交錯層理的成因又出現(xiàn)了很大的爭議(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)，同時在長周期波動產(chǎn)生的雙向流中也有發(fā)現(xiàn)(Greenwood，1986；喬秀夫等，1994)。近年來關(guān)于潮汐與風(fēng)暴作用形成丘狀交錯層理研究較多(Legleretal.，2014；Bdenasetal.，2018)，另外也涉及長程傳遞的膨脹波(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)境和沉積過程，單從流體力學(xué)的角度探討形成丘狀形態(tài)的水動力機(jī)制，之后再結(jié)合具體的沉積環(huán)境和沉積過程探討丘狀交錯層理和似丘狀交錯層理的沉積機(jī)制。

4.1 水動力機(jī)制

盡管大多數(shù)丘狀或似丘狀交錯層理和復(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)了丘狀交錯層理(Rust and Gibling，1990)。以上現(xiàn)象說明單一的波動或單向流均可獨(dú)立提供形成丘狀交錯層理的水動力條件，只不過由波動和單向流疊加形成的復(fù)合流更有利于提供這樣的水動力條件。因此，在探求丘狀或似丘狀交錯層理形成的水動力機(jī)制時，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)中將水動力條件簡化到極限，在靜止的水盆中攪起類似于由點(diǎn)匯和勢渦(自由漩渦)形成的簡單漩渦，最終形成丘狀交錯層理，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層理形成的水動力機(jī)制。

渦運(yùn)動是自然界中可以普遍觀察到的流體運(yùn)動形態(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個區(qū)(圖 5-A-1): 外圍為勢流旋轉(zhuǎn)區(qū)，流體做無旋的曲線運(yùn)動，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，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)律在勢流旋轉(zhuǎn)區(qū)和似固體旋轉(zhuǎn)區(qū)內(nèi)不同，總趨勢隨半徑的減小而增大，存在1個加速度突然增大的區(qū)域，其對應(yīng)的半徑，在簡單的匯源漩渦中稱為匯球面半徑，在該區(qū)域內(nèi)流體動壓(速度水頭)會突然增大(圖 5-B-2)。徑向速度引起的動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門限時，漩渦會剝蝕底床，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、擴(kuò)散，形成沉積物懸浮。其沉積機(jī)制可能有2種： (1)當(dāng)流體的動壓和靜壓平衡時，流體處于穩(wěn)定狀態(tài)，只有在整體衰弱或衰減時形成沉積；(2)當(dāng)流體的動壓和靜壓不平衡時，流體處于不穩(wěn)定狀態(tài)，會在漩渦中形成小的渦動，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)對比了大型波痕與丘狀交錯層理的特征之后，認(rèn)為丘狀交錯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，超過一定的強(qiáng)度，即可引起流體的不穩(wěn)定(開爾文—赫姆霍茲不穩(wěn)定)；當(dāng)斜壓波單獨(dú)存在時，若懸浮顆粒的離心力大于其受到的摩擦阻力時，也可產(chǎn)生流體的不穩(wěn)定。故丘狀(似丘狀)交錯層理可由波動單獨(dú)產(chǎn)生，也可由波動與單向流疊加形成的復(fù)合流產(chǎn)生。

當(dāng)漩渦減弱時，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)。若無單向流疊加則形成對稱形態(tài)，若有單向流疊加，則形成不對稱形態(tài)。對于有單向流疊加的對稱型似丘狀和丘狀交錯層理，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)制來解釋丘狀交錯層理的形成機(jī)制。第1階段為剝蝕階段，強(qiáng)烈的剝蝕性水流剝蝕底床(對應(yīng)于風(fēng)暴高峰期)，形成剝蝕面(對應(yīng)丘狀交錯層理底界的剝蝕面)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(對應(yīng)于丘狀交錯層理內(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，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層理，故丘狀交錯層理中很少出現(xiàn)高角度削切面。

前期剝蝕形成的密度流懸浮物及新產(chǎn)生的剝蝕顆粒會在漩渦的切向速度和徑向速度作用下向漩渦中心會聚，然后在縱向速度的作用下向上抽吸，同時將漩渦具有的機(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，懸浮的沉積物開始降落沉積。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)形成丘狀交錯層理，如水盆漩渦實(shí)驗(yàn)(賴志云和賴慶偉，2010)。在勢流旋轉(zhuǎn)區(qū)越遠(yuǎn)離漩渦中心速度越小，當(dāng)懸浮物較少時發(fā)育平緩沉積或無沉積，在底床上表現(xiàn)為一個個孤立的丘狀隆起(Craft and Bridge，1987)；當(dāng)懸浮物較多時可在勢流旋轉(zhuǎn)區(qū)形成伴生型的洼狀交錯層理，而在似固體旋轉(zhuǎn)區(qū)和勢流旋轉(zhuǎn)區(qū)的分界處可形成剝蝕面，故洼狀交錯層理與丘狀交錯層理之間往往伴有剝蝕面(圖 3-A)。當(dāng)懸浮物濃度較小時，可在漩渦中心形成洼狀交錯層理(Dumas and Arnott，2006)，此時會形成側(cè)變型的洼狀交錯層理，如發(fā)生海進(jìn)或海退，則丘狀交錯層理和洼狀交錯層理可形成垂向的疊置。

丘狀交錯層理垂向序列常出現(xiàn)層段缺失和丘狀交錯層理疊置則更說明了其沉積過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)暴中心處則會出現(xiàn)單一的丘狀交錯層理與平靜期泥質(zhì)的交替沉積。當(dāng)不同的風(fēng)暴事件疊加時，便有可能在遠(yuǎn)離風(fēng)暴中心處形成丘狀交錯層理的相互疊置(Eoff，2014)。至于生物擾動發(fā)育則和丘狀交錯層理形成的水體不深有關(guān)。

似丘狀交錯層理的形成多和濁流及異重流有關(guān)，其沉積物主要來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)制來解釋似丘狀交錯層理的形成機(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。故似丘狀交錯層理側(cè)向上可過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層理的長周期(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時，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空變化，便有可能出現(xiàn)平行層理與似丘狀交錯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)載降落速率很高時形成丘狀底床；中等降落速率時寬紋層覆蓋；低降落速率時形成窄紋層覆蓋(DeCelles and Cavazza，1992)，故在似丘狀交錯層理中易于出現(xiàn)紋層韻律(圖 3-B)。

濁流懸浮物濃度變化較大，且其沉積過程又有脈動性(速度隨時間的變化而變化)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)濁流速度隨時間的變化而減小時，可先在高懸浮物濃度和高的底床遷移速率時形成平行層理，隨后形成似丘狀交錯層理，最后又在低懸浮物濃度和低的底床遷移速率時形成平行層理，出現(xiàn)平行層理—似丘狀交錯層理—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，便可在側(cè)向上形成平行層理—似丘狀交錯層理—平行層理的連續(xù)變化(圖 3-D)；故似丘狀交錯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，似丘狀交錯層理可出現(xiàn)丘狀交錯層理的所有特征；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，故似丘狀交錯層理的某些特征(如側(cè)向過渡為浪成波紋層理及鑲嵌于平行層理之中)很難在丘狀交錯層理中出現(xiàn)。

5 結(jié)論

1)丘狀交錯層理不同于似丘狀交錯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層理疊置；生物擾動發(fā)育。

2)似丘狀交錯層理不同于丘狀交錯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；似丘狀交錯層理可鑲嵌于平行層理或小型交錯層理之中，兩者之間為連續(xù)沉積，無剝蝕面發(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剝蝕面的情況。

3)丘狀、似丘狀交錯層理形成的水動力機(jī)制相同，均可能為斜壓波動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，否則會形成洼狀交錯層理。二者沉積機(jī)制的不同在于：丘狀交錯層理沉積物主要來源于風(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，對流體能量要求較高；似丘狀交錯層理沉積物主要來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，對流體能量要求較低。