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

波—流相互作用是非線性科學(xué)的前沿課題。在海洋物理學(xué)中，主要包括波浪在水流中的變形、波—流相互作用對(duì)流場(chǎng)的影響、波和流與結(jié)構(gòu)物的相互作用以及波流邊界層等問(wèn)題(王濤和李家春，1999；Singh and Debnath，2016)。在大氣科學(xué)中，常把一個(gè)物理量分解成基本態(tài)和被稱(chēng)為“波”的擾動(dòng)態(tài)，兩者之間的相互作用可以稱(chēng)為波—流相互作用(徐祥德和冉令坤，2007)。這2種研究方法的實(shí)質(zhì)是相同的，前者是從流體疊加的角度來(lái)研究，后者是對(duì)復(fù)雜流動(dòng)進(jìn)行波、流分離。文中結(jié)合沉積學(xué)的研究現(xiàn)狀，從流體疊加的角度對(duì)波—流作用在沉積學(xué)中的應(yīng)用進(jìn)行初步的探索。

從沉積學(xué)的角度講，波—流相互作用主要存在于復(fù)雜水動(dòng)力條件下，其中復(fù)雜水動(dòng)力條件是指由流動(dòng)(如河流、異重流、濁流、地轉(zhuǎn)流等)引起的單向流、由短周期波動(dòng)(如風(fēng)暴、海面波浪、隨機(jī)內(nèi)波、孤立內(nèi)波等)引起的振蕩流以及由長(zhǎng)周期波動(dòng)(如潮汐、內(nèi)潮汐、海嘯等)引起的雙向交替流動(dòng)等相互作用而形成的沉積水動(dòng)力條件(Hilletal.， 2003；李向東等，2010；Pataccietal.， 2014；Fellettietal.， 2016)。波—流相互作用的基本作用方式(李向東，2020a)主要有振蕩流與單向流相互作用(波—流作用)、振蕩流與振蕩流相互作用(波—波作用)和單向流與單向流相互作用(流—流作用)。目前在沉積學(xué)研究中，波—波作用和流—流作用研究相對(duì)較少，如對(duì)駐波沉積問(wèn)題(Prave and Duke，1990；師慶民等，2013)和濁流反射問(wèn)題(Pataccietal.， 2014；Tinterrietal.， 2016)的研究，而研究相對(duì)較多的則是由波—流相互作用形成的復(fù)合流(combined-flow)沉積。

復(fù)合流是指2種或多種不同類(lèi)型的流體在時(shí)間上和空間上的疊加，但一般情況下，將用于疊加的流體限定為單向流和振蕩流(Dumasetal.， 2005)。復(fù)合流的研究起源于對(duì)沉積物波痕形成水動(dòng)力條件的水槽實(shí)驗(yàn)研究(Harms 1969)，在復(fù)合流水動(dòng)力條件下，觀察到的波痕具有不對(duì)稱(chēng)且光滑的波峰及上凸或曲線型的紋層，其厚度呈在波峰處變薄、在波谷處變厚的特征，這既不同于流水波痕，也不同于浪成波痕。在地層記錄中，首先基于對(duì)現(xiàn)代沉積物的觀察，提出了丘狀交錯(cuò)層理的復(fù)合流成因機(jī)制(Greenwood，1986；N?ttvedt and Kreisa，1987)，其后對(duì)與風(fēng)暴沉積有關(guān)的丘狀交錯(cuò)層理和與濁流沉積相關(guān)的似丘狀交錯(cuò)層理成因進(jìn)行了較深入的研究，進(jìn)一步確認(rèn)了復(fù)合流參與的重要性(Dumasetal.， 2005；Dumas and Arnott，2006；Basilicietal.， 2012；李向東，2020a)，并在近年來(lái)成為了研究熱點(diǎn)(鐘建華等，2016；王家豪等，2017；許安濤等，2018；張昊等，2019)。目前，復(fù)合流已成為流體相互作用的一種重要類(lèi)型(李向東，2020a)，已發(fā)現(xiàn)的復(fù)合流沉積就流體類(lèi)型而言，主要有風(fēng)暴引起的波浪與地球自轉(zhuǎn)科氏力引起的地轉(zhuǎn)流及三角洲環(huán)境中的洪水、異重流等(Li and Amos，1999；Hilletal.， 2003；Bowmanetal.，2014；Collinsetal.， 2017；Pazetal.， 2019)，波浪與潮汐(Molgat and Arnott，2001；Wu and Parsons，2019)，波浪與濁流及富泥密度流等(Myrowetal.， 2002；Plintetal.， 2012；Harazim and Mcilroy，2015)，短周期內(nèi)波與低密度濁流(李向東等，2010；Pomaretal.， 2019)以及濁流反射形成的內(nèi)波等(Tinterrietal.， 2016；李向東等，2019)。

目前所研究的復(fù)合流沉積實(shí)質(zhì)是在波—流相互作用下形成的沉積，而不是對(duì)已有沉積物的改造。復(fù)合流發(fā)育的環(huán)境主要為具有復(fù)雜水動(dòng)力條件的潮坪、河口灣、三角洲前緣、海灘、陸棚及大洋(Dumasetal.， 2005；Perilloetal.， 2014；李向東等，2020a)。文中以振蕩流和復(fù)合流水槽實(shí)驗(yàn)研究資料為基礎(chǔ)，結(jié)合有關(guān)復(fù)合流的沉積學(xué)研究，著重探討波—流相互作用機(jī)制，并總結(jié)復(fù)合流的沉積構(gòu)造鑒別標(biāo)志，這對(duì)于復(fù)雜水動(dòng)力條件下的沉積學(xué)研究及對(duì)深水、淺水沉積環(huán)境的識(shí)別均具有重要的意義。

1 波—流相互作用的沉積學(xué)分類(lèi)

在波—流作用中可能會(huì)有2種情況： 一是先存在單向流，再疊加波動(dòng)，相當(dāng)于海洋物理學(xué)中剪切流背景下的波動(dòng)問(wèn)題；二是先有波動(dòng)存在，再疊加單向流。這2種情況可能會(huì)有所差別，但在沉積學(xué)里可暫不考慮。波—流相互作用形成的復(fù)合流按振蕩流和單向流的相對(duì)速度大小可分為反向復(fù)合流和脈動(dòng)復(fù)合流2大類(lèi)(圖 1-a)，反向復(fù)合流是指當(dāng)波浪的軌跡速度大于單向流速度時(shí)，在1個(gè)波動(dòng)周期內(nèi)，復(fù)合流的流動(dòng)方向會(huì)發(fā)生反轉(zhuǎn)；脈動(dòng)復(fù)合流是指當(dāng)波浪的軌跡速度小于單向流速度時(shí)，在1個(gè)波動(dòng)周期內(nèi)，復(fù)合流始終流向同一方向，只是速度大小發(fā)生周期性的變化(Lambetal.， 2008)。此外，在沉積學(xué)研究中，特別是在深水環(huán)境下內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的研究中，波動(dòng)的斜壓?jiǎn)栴}也引起了關(guān)注(Davieetal.， 1988；李向東，2013)，按照波動(dòng)界面(即海水密度或溫度界面)是否與海平面(在海洋學(xué)研究中可近似地將海平面看作等壓面)存在夾角(界面波)或波動(dòng)是否平行海平面?zhèn)鞑?體波)，可進(jìn)一步分為正壓反向復(fù)合流、斜壓反向復(fù)合流、正壓脈動(dòng)復(fù)合流和斜壓脈動(dòng)復(fù)合流4小類(lèi)(圖 1-a)。一般情況下表面波多為正壓波，內(nèi)波多為斜壓波，但是當(dāng)短周期內(nèi)波的頻率接近浮力頻率(指在密度層結(jié)穩(wěn)定的海洋中，海水微團(tuán)受到某種力的干擾后，在鉛直方向上自由振蕩的頻率)時(shí)，內(nèi)波的傳播方向接近水平方向(方欣華和杜濤，2004)，此種情況則可作為正壓波來(lái)處理。

對(duì)每一種復(fù)合流類(lèi)型，還可進(jìn)一步按單向流與振蕩流的疊加方式和波動(dòng)類(lèi)型進(jìn)行細(xì)分。在波—流相互作用中，單向流與振蕩流的疊加方式有4種，即與波動(dòng)的傳播方向相向疊加、異向疊加、垂直疊加和呈一定的角度疊加(Daviesetal.，1988)。在4種疊加方式中，取同向疊加、異向疊加、垂直疊加為3個(gè)端元組成三角形的3個(gè)頂點(diǎn)，則與垂直疊加相鄰的2條邊可代表呈一定的角度疊加(斜交疊加)，同向疊加與異向疊加之間的邊則可代表雙向交替流與波動(dòng)疊加的情形(圖 1-b)，最后以參與波—流疊加的波動(dòng)類(lèi)型分為與對(duì)稱(chēng)波疊加、與淺化波疊加和與強(qiáng)淺化波疊加3類(lèi)(圖 1-b)。

a—波—流疊加形成的復(fù)合流分類(lèi)；b—波—流相互作用方式圖 1 波—流相互作用框架圖Fig.1 Frame chart for interaction of wave and current

由于單向流對(duì)振蕩流邊界層的速度、剪切力和紊流能量的影響趨勢(shì)一致，只是在空間分布上有所差異，在垂直疊加和斜交疊加中會(huì)出現(xiàn)沿一定方向的“蝴蝶”狀分布(非原路徑的往返)。因此，4種疊加方式中顆粒的剝蝕、懸浮和沉積機(jī)制基本一致，差異只在疊加后的能量大小和運(yùn)動(dòng)方向上(Daviesetal.， 1988；Raushanetal.， 2018；Wu and Parsons，2019)。鑒于沉積學(xué)的研究現(xiàn)狀，文中只探討相向疊加和異向疊加2種。

2 細(xì)砂級(jí)顆粒運(yùn)動(dòng)機(jī)制

2.1 復(fù)合流中砂粒的微觀沉積機(jī)制

關(guān)于砂粒在振蕩流和復(fù)合流中的運(yùn)動(dòng)研究已有不少文獻(xiàn)，包括理論探討、實(shí)驗(yàn)和野外觀測(cè)，將這些文獻(xiàn)的成果綜合起來(lái)，主要有以下幾點(diǎn)： (1)在理想條件下(流體粘滯力足夠小)，只要有振蕩流存在(或含振蕩流分量)，就會(huì)形成渦流，并將侵蝕的砂粒卷入渦流，形成“砂云”(Sand cloud)(Davieetal.， 1988；Yokokawaetal.， 1995；林緬和袁志達(dá)，2005；Ribberinketal.， 2007)。(2)砂云在振蕩流衰弱階段(速度隨時(shí)間變小)發(fā)生噴射(burst)沉積，砂云發(fā)生噴射沉積時(shí)在垂向上的位置高低(是否高于崩落點(diǎn))及在橫向上的位置(底床的波峰、波谷、迎流面和背流面)則和振蕩流的強(qiáng)度、周期、對(duì)稱(chēng)性(波淺化程度)及單向流的強(qiáng)度、方向性等因素有關(guān)(Dumasetal.， 2005；林緬和袁志達(dá)，2005；Zedler and Street，2006；Yamaguchi and Sekiguchi，2010；Raushan and Singh，2018)。(3)復(fù)合流中單向流的存在，當(dāng)振蕩流強(qiáng)度足夠弱時(shí)(如振蕩流轉(zhuǎn)向時(shí)段)可在背流面形成崩落沉積，但單向流的崩落沉積能否保存下來(lái)，則和振蕩流的周期、強(qiáng)度等因素有關(guān)(Yokokawaetal.， 1995；Perilloetal.， 2014a，2014b；Singh and Debnath，2016；Wu and Parsons，2019)。(4)沉積時(shí)間的長(zhǎng)短，則影響著砂粒的降落沉積和殘余砂云沉積： 當(dāng)沉積時(shí)間較短時(shí)，殘余砂云會(huì)被轉(zhuǎn)向后的流體帶到相鄰波峰，在轉(zhuǎn)向后流體的迎流面沉積，形成殘余砂云沉積；當(dāng)沉積時(shí)間較長(zhǎng)時(shí)，渦動(dòng)將懸浮砂帶不到流體轉(zhuǎn)向，則會(huì)在波谷附近發(fā)生砂粒的降落沉積(Yamaguchi and Sekiguchi，2010；Perilloetal.， 2014a，2014b；Luetal.， 2017)。

根據(jù)上述文獻(xiàn)的研究成果，可將振蕩流和復(fù)合流中渦流的微觀沉積機(jī)制概括為以下5種類(lèi)型： 越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)、殘余渦動(dòng)沉積(S2)、未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)、背流面的崩落沉積(S4)和垂直降落沉積(S5)。其渦流的形成及相關(guān)的微觀沉積機(jī)制主要受底床上流體速度和作用時(shí)間(剝蝕或沉積)的影響，在一定范圍內(nèi)，作用時(shí)間的延長(zhǎng)可補(bǔ)償速度上的不足，因此，對(duì)復(fù)合流條件下渦流的形成及其微觀沉積機(jī)制可定性地總結(jié)如下(圖 2): (1) 當(dāng)流體速度較小時(shí)，由于實(shí)際流體的黏性及懸浮其中的沉積物顆粒的阻礙，可不形成渦流；此時(shí)的沉積以垂直降落沉積(S5)為主，在沉積作用時(shí)間較長(zhǎng)時(shí)可形成背流面崩落沉積(S4)。(2)隨著速度的增大，在迎流面形成渦流(A)，但上一周期的殘余渦流無(wú)法運(yùn)行到波谷，故隨著進(jìn)一步發(fā)展，由渦流A在波谷處形成渦流C，渦流C剝蝕底床，形成砂云；此時(shí)的沉積由越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)、殘余渦動(dòng)沉積(S2)和未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)組成。(3)隨著速度的進(jìn)一步增大，上一周期的殘余渦流在背流面沉積之后，仍可運(yùn)行至波谷，波谷渦流(C)由迎流面渦流(A)和波谷殘余渦流(B)合并而成；此時(shí)的沉積主要由越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)和殘余渦動(dòng)沉積(S2)組成。(4)當(dāng)速度相當(dāng)大時(shí)，可形成立軸旋渦；其沉積在懸浮物較多時(shí)為丘狀交錯(cuò)層理，在懸浮物較少時(shí)為洼狀交錯(cuò)層理(Dumas and Arnott，2006；李向東，2020b)。

a—底床上渦流的類(lèi)型與演化： A為迎流面渦流，B為波谷殘余渦流，C為波谷渦流；b—微觀沉積機(jī)制類(lèi)型與演化，HCS為丘狀交錯(cuò)層理，SCS為洼狀交錯(cuò)層理，S1為越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積，S2為殘余渦流沉積，S3為未到崩落點(diǎn)的噴射沉積，S4為背流面的崩落沉積，S5為垂直降落沉積圖 2 振蕩流存在條件下底床上渦流的形成與微觀沉積機(jī)制示意圖Fig.2 Formation and microscopic sedimentary mechanism of vortex above bed under combined-flow

由于單向流的疊加，使得復(fù)合流的邊界層厚度大于相應(yīng)的純振蕩流的邊界層厚度，而邊界層厚度的增大有利于對(duì)振蕩流所產(chǎn)生的渦動(dòng)的抑制。在疊加過(guò)程中，流體速度、剪切力和紊流能量變化如下(Daviesetal.， 1988；Wu and Parsons，2019): (1)單向流的疊加對(duì)振蕩流邊界層底部的速度分布影響不大，僅使速度的絕對(duì)值有所減小，對(duì)邊界層上部速度的不對(duì)稱(chēng)性影響明顯，明顯偏向單向流方向。(2)同流動(dòng)方向疊加，邊界層剪切力增大，相反則減小，邊界層下部受振蕩流控制，上部則受單向流控制。(3)同流動(dòng)方向疊加，邊界層紊流能量增大，相反則減小，單向流會(huì)使得紊流能量的最大值和最小值分別靠近速度的最大值和最小值(即單向流抑制渦流上升，從而使沉積時(shí)間變長(zhǎng))。

2.2 振蕩流中細(xì)砂級(jí)顆粒的運(yùn)動(dòng)機(jī)制

在探討復(fù)合流砂粒運(yùn)動(dòng)之前，先對(duì)砂粒在振蕩流中的運(yùn)動(dòng)分析一下。振蕩流是波浪與底床相互作用而產(chǎn)生的，是海底床面附近的典型流動(dòng)特征，它是非定常的、空間結(jié)構(gòu)復(fù)雜的流動(dòng)，包括流動(dòng)邊界層附近渦流的產(chǎn)生、脫落、合并及渦流強(qiáng)度的周期變化，并在1個(gè)周期內(nèi)出現(xiàn)渦流反向(林緬和袁志達(dá)，2005)，可導(dǎo)致剝蝕與沉積的交替，故可劃分出剝蝕區(qū)(圖 3中的Ⅰ)和沉積區(qū)(圖 3中的Ⅱ)。在剝蝕區(qū)，振蕩流最大速度越大、剝蝕作用時(shí)間越長(zhǎng)，其剝蝕強(qiáng)度越大，渦流的懸砂量越大；在沉積區(qū)，沉積作用強(qiáng)度主要受懸砂量和沉積作用時(shí)間的控制，渦流中的懸砂量越大、沉積作用時(shí)間越長(zhǎng)，沉積作用強(qiáng)度就越大。此外，剝蝕作用和沉積作用最強(qiáng)的時(shí)刻分別滯后于波峰時(shí)刻和波動(dòng)轉(zhuǎn)向時(shí)刻，圖 3中ta和tc為不同方向最大的剝蝕時(shí)刻，tb1和tb2分別為主要沉積時(shí)刻和剝蝕前沉積時(shí)刻(林緬和袁志達(dá)，2005；Yamaguchi and Sekiguchi，2010)。

由于波浪與海底相互作用可形成淺化波，淺化波為尖的波峰且被寬的波谷分開(kāi)，在近底床產(chǎn)生不對(duì)稱(chēng)振蕩流，向岸為強(qiáng)的短程流動(dòng)，向海方向?yàn)槿醯拈L(zhǎng)程流動(dòng)(Yamaguchi and Sekiguchi，2010)。因此，依據(jù)流速和流動(dòng)時(shí)間的不對(duì)稱(chēng)性，可將振蕩流分為3種(圖 3): 對(duì)稱(chēng)、弱淺化和強(qiáng)淺化(Zhangetal.， 2011)。以下以水流方向由右向左(左邊靠近海岸)為例，其過(guò)程可分為起動(dòng)階段、沉積階段和反向階段，反向之后的沉積階段與起始階段之后的沉積作用相似，對(duì)于弱淺化波和強(qiáng)淺化波來(lái)說(shuō)，其沉積作用更弱。

左邊為向海岸方向；右邊為向海方向；v—流體速度，向岸為正，向海為負(fù)；t—時(shí)間；Ⅰ—?jiǎng)兾g區(qū)域，Ⅱ—沉積區(qū)域；A—迎流面渦流，B—波谷殘余渦流，C—波谷渦流；ta—為起動(dòng)階段最大剝蝕時(shí)刻，tc—反向階段最大剝蝕時(shí)刻，tb1—沉積強(qiáng)度最大時(shí)刻，tb2—?jiǎng)兾g前沉積時(shí)刻。a—起動(dòng)階段；b—沉積階段；c—振蕩流反向階段(含剝蝕和沉積2個(gè)過(guò)程)；在沉積階段(圖 3-1b、3-2b和3-3b中)： 實(shí)線為tb1 時(shí)刻，虛線為tb2 時(shí)刻。圖例中： 1—振蕩流方向與強(qiáng)度；2—越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)；3—?dú)堄鄿u動(dòng)沉積(S2)；4—未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)；5—背流面的崩落沉積(S4)；6—垂直降落沉積(S5)；7—強(qiáng)渦流；8—弱渦流；9—無(wú)渦流圖 3 純振蕩流在波狀底床上1個(gè)波動(dòng)周期內(nèi)砂粒運(yùn)動(dòng)示意圖Fig.3 Schematics of sand movements on ripple surface during one wave period under pure oscillatory flow

在起動(dòng)階段，對(duì)稱(chēng)型振蕩流(圖 3-1a)的水流會(huì)沿著底床迎水面“搓”出一正渦A(逆時(shí)針?lè)较?，而后A順流遷移，并逐漸增強(qiáng)，到達(dá)下一波谷時(shí)，與上半周期在該波谷處脫落的殘余渦流B合并而形成波谷正渦C，正渦C在波谷處侵蝕底床并將沙粒卷入渦流，形成砂云(Zedler and Street，2006)；弱淺化和強(qiáng)淺化振蕩流與此類(lèi)似(Yamaguchi and Sekiguchi，2010)，只是在前1周期的反向階段，由于剝蝕速度較小，沒(méi)有形成強(qiáng)的渦流，此時(shí)在波谷無(wú)殘余渦流，由渦流A獨(dú)立發(fā)展成渦流C(圖 3-2a，3-3a)，渦流中的懸砂量也相對(duì)較少。隨著水流速度的減小，砂云隨渦流上升，并發(fā)生噴射沉積。

在波動(dòng)轉(zhuǎn)向前后的沉積階段三者有所不同(圖 3-1b，3-2b，3-3b)： 對(duì)稱(chēng)波產(chǎn)生對(duì)稱(chēng)振蕩流，砂云隨渦流上升，在背流面近底床流場(chǎng)開(kāi)始局部轉(zhuǎn)向時(shí)(Ribberinketal.， 2007)，下一波谷處(圖 3-1b中迎流面左側(cè)波谷)砂云越過(guò)崩落點(diǎn)(Yamaguchi and Sekiguchi，2010)，在波頂及迎流面發(fā)生噴射沉積(林緬和袁志達(dá)，2005；Zedler and Street，2006)，在整個(gè)流場(chǎng)開(kāi)始轉(zhuǎn)向時(shí)(圖 3-1中tb1時(shí)刻)，沉積作用最強(qiáng)(圖 3-1b中S1)；此后，隨著近底床由上升流變?yōu)橄陆盗?Zedler and Street，2006；Ribberinketal.， 2007)，上一波谷處(圖 3-1b中迎流面右側(cè)波谷)由原流形成的正渦開(kāi)始在迎流面靠近該波谷處脫落也形成沉積(圖 3-1b中S2)。對(duì)于弱淺化波(圖 3-2b)，由于起動(dòng)階段時(shí)間變短，反向后加速度變小，即沉積時(shí)間變長(zhǎng)(Yamaguchi and Sekiguchi，2010)，部分砂粒會(huì)在未達(dá)到崩落點(diǎn)時(shí)在背流面發(fā)生噴射沉積(S3)，但大多數(shù)砂粒仍越過(guò)崩落點(diǎn)在波頂及迎流面形成沉積(S1)，同時(shí)也有上一波谷形成的殘余渦流的脫落沉積(S2)。對(duì)于強(qiáng)淺化波(圖 3-3b)，由于渦動(dòng)剝蝕時(shí)間短，而流體轉(zhuǎn)向和加速需要的時(shí)間長(zhǎng)，渦動(dòng)無(wú)法將懸浮的砂保持到流體變向，多在背流面降落沉積(S5)，少數(shù)懸浮的砂也可在波頂沉積，很少在迎流面沉積(Yamaguchi and Sekiguchi，2010)。

在反向剝蝕階段(圖 3-1c，3-2c，3-3c)： 對(duì)稱(chēng)波與起動(dòng)階段相同，形成一個(gè)強(qiáng)的渦動(dòng)(負(fù)渦)，其后沉積過(guò)程與前一過(guò)程類(lèi)似(圖 3-1c)，因此形成對(duì)稱(chēng)的底床形態(tài)；又由于波峰附近為主要沉積場(chǎng)所(越過(guò)崩落點(diǎn)沉積S1)，而波谷附近以殘余渦動(dòng)沉積(S2)為主，故紋層在波峰處變厚，在波谷處變薄(Raafetal.， 1977；Dumasetal.， 2005)。弱淺化波形成一個(gè)弱的負(fù)渦，由于懸砂量的減少，沉積時(shí)間又短(圖 3-2c)，可能以未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)為主，兼以越過(guò)崩落點(diǎn)沉積(S1)，故形成弱不對(duì)稱(chēng)的底床形態(tài)(Yamaguchi and Sekiguchi，2010)，沉積物多沉積在波傳播的反方向(波動(dòng)未反轉(zhuǎn)時(shí)的越過(guò)崩落點(diǎn)沉積和反轉(zhuǎn)后的未到崩落點(diǎn)沉積)，即向海方向(圖 3-2中向右)，但紋層傾角較大側(cè)為波的傳播方向(圖 3-2中向左)。強(qiáng)淺化波由于轉(zhuǎn)向后流速較小(Zhangetal.， 2011)則不形成負(fù)渦(Yamaguchi and Sekiguchi，2010)，其沉積為單向流背流面(向海方向)崩落沉積(圖 3-3c)，但剝蝕量小，沉積微弱，其上一階段的懸浮沉積多發(fā)生在向岸一側(cè)，故形成不對(duì)稱(chēng)(不對(duì)稱(chēng)程度大于復(fù)合流)且波峰光滑的底床形態(tài)(Yamaguchi and Sekiguchi，2010)，紋層傾角大的一側(cè)仍為波動(dòng)傳播方向(圖 3-3中向左)。

2.3 復(fù)合流中細(xì)砂級(jí)顆粒運(yùn)動(dòng)機(jī)制

由于對(duì)稱(chēng)波與單向流疊加，無(wú)論同向、異向(傳播方向)，其過(guò)程相似(Lambetal.， 2008)，單向流在半個(gè)周期內(nèi)和振蕩流同向疊加，在另半個(gè)周期內(nèi)和振蕩流異向疊加(振蕩流流動(dòng)方向)，因此筆者只考慮與波傳播方向相向疊加的情況。對(duì)于淺化波，弱淺化波的疊加介于對(duì)稱(chēng)波和強(qiáng)淺化波之間，更接近于對(duì)稱(chēng)波(Christensenetal.， 2019)，往往在1個(gè)周期內(nèi)形成2次紊流和沉積物懸浮事件，其強(qiáng)弱則與波的淺化程度(波歪度或不對(duì)稱(chēng)性)相關(guān)(Villard and Osborne，2002)，強(qiáng)淺化波在1個(gè)周期內(nèi)則往往只形成1次紊流和沉積物懸浮事件(Ruessinketal.， 2011)。因此，僅對(duì)單向流與強(qiáng)淺化波疊加的情況進(jìn)行分析，對(duì)于每一種復(fù)合流也分為3種情形： 與對(duì)稱(chēng)波傳播方向同向疊加、與強(qiáng)淺化波傳播方向同向疊加及與強(qiáng)淺化波傳播方向異向疊加。

就微觀機(jī)制來(lái)說(shuō)，振蕩流與單向流的疊加是一個(gè)復(fù)雜的相互作用過(guò)程，但就其宏觀的作用效果來(lái)說(shuō)，依據(jù)現(xiàn)有的研究成果(Yokokawaetal.， 1995；Li and Amos，1999；Dumasetal.， 2005；Yamaguchi and Sekiguchi，2010；Perilloetal.， 2014a；Luetal.， 2017；Raushanetal.， 2018)，主要有以下3點(diǎn)： (1) 使邊界層增厚，抑制渦流發(fā)展，從而影響剝蝕強(qiáng)度和渦流中的懸砂量；(2) 在不改變流速分布的情況下，使疊加后的流速增大(同流動(dòng)方向)或減小(異流動(dòng)方向)，從而影響剝蝕強(qiáng)度和渦流的遷移速度(即沉積位置)；(3)拋開(kāi)復(fù)雜的流體質(zhì)點(diǎn)微觀作用機(jī)制，疊加后的速度可通過(guò)平移橫坐標(biāo)的方法進(jìn)行定性的分析(Daviesetal.， 1988；Lambetal.， 2008；Perilloetal.， 2014b；Christensenetal.， 2019)?；谏鲜?點(diǎn)，對(duì)復(fù)合流中細(xì)砂級(jí)顆粒的運(yùn)動(dòng)機(jī)制作出定性的分析，而在疊加過(guò)程中波長(zhǎng)變大、波高變小及波峰區(qū)域變寬等現(xiàn)象(Wu and Parsons，2019)暫不予考慮。

2.3.1 反向復(fù)合流

在起動(dòng)階段，對(duì)于和波動(dòng)傳播方向同向疊加(單向流從海向陸流動(dòng))而言(圖 4-1，4-2)，由于單向流與振蕩流流動(dòng)方向同向疊加會(huì)增加疊加后的速度(Daviesetal.， 1988)，但同時(shí)使邊界層厚，并造成懸浮顆粒的垂向濃度分層，從而抑制渦流的發(fā)展(王濤和李家春，1999)，因此在起始階段水流先沿著底床迎水面“搓”出一較強(qiáng)的正渦A(Yokokawaetal.， 1995；Li and O’Connor，2007)；但反向階段速度小、時(shí)間短，形成的負(fù)渦不能保持到波谷(Li and O’Connor，2007)，故波谷不存在殘余渦流，波谷渦流C由渦流A獨(dú)立發(fā)展而成(圖 4-1a，4-2a)；對(duì)稱(chēng)波剝蝕作用時(shí)間長(zhǎng)，渦流懸砂量較大(Lambetal.， 2008)，淺化波剝蝕作用時(shí)間短、速度小，從而導(dǎo)致懸砂量較少(林緬和袁志達(dá)，2005)。對(duì)于強(qiáng)淺化波異傳播方向疊加而言(圖 4-3)，在起始階段形成的正渦A，由于單向流與振蕩流流動(dòng)方向異向疊加，使疊加后速度減小，同時(shí)又抑制渦流的發(fā)展(Daviesetal.， 1988；王濤和李家春，1999)，故其強(qiáng)度較弱(圖 4-3a)；但上半周期(單向流與振蕩流流動(dòng)方向相同)形成的負(fù)渦，其形成時(shí)流體速度較大，同時(shí)剝蝕作用時(shí)間長(zhǎng)(圖 4-3)，使得負(fù)渦強(qiáng)度較大，再加之沉積時(shí)間較短，殘余渦流B會(huì)在波谷保存下來(lái)(Li and O’Connor，2007)，與正渦A合并，形成相對(duì)較強(qiáng)的正渦C(圖 4-3a)；渦流C在波谷處侵蝕底床并將沙粒卷入渦流，形成砂云，由于渦流的疊加，其懸砂量較大(Yokokawaetal.， 1995；Villard and Osborne，2002)。

在沉積階段(圖 4-1b，4-2b，4-3b)，復(fù)合流沉積的5種沉積類(lèi)型分布如下： (1)在對(duì)稱(chēng)波疊加中(圖 4-1b)，由于單向流對(duì)渦流上升的抑制(Yokokawaetal.， 1995)，主要由未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)、越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)和殘余渦動(dòng)沉積組成(S2)，在振蕩流轉(zhuǎn)向時(shí)，由于單向流的作用，會(huì)形成背流面的崩落沉積(S4)，但該沉積會(huì)被下一周期的渦流剝蝕而不能保存下來(lái)(Yokokawaetal.， 1995)；(2)在淺化波同向疊加中(圖 4-2b)，由于受單向流向岸流動(dòng)的影響，剝蝕階段同流向疊加，剝蝕速度大，轉(zhuǎn)向后異流向疊加，流體加速慢，故在此階段懸砂量較淺化波大，沉積時(shí)間較淺化波長(zhǎng)(圖 3-3)，渦動(dòng)無(wú)法將反向剝蝕階段(見(jiàn)下文)懸浮的砂保持到流體轉(zhuǎn)向，因此不形成殘余渦動(dòng)沉積，主要由未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)、越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)和波谷的垂直降落沉積(S5)組成，同樣，波動(dòng)轉(zhuǎn)向時(shí)會(huì)在背流面形成崩落沉積(S4)，且由于反向階段無(wú)渦流產(chǎn)生，故有可能保存下來(lái)(圖 4-2b)；(3)在淺化波異向疊加中(圖 4-3b)，由于受單向流向海流動(dòng)的影響，剝蝕階段異流向疊加，剝蝕速度小，轉(zhuǎn)向后同流向疊加，流體加速快，沉積時(shí)間較淺化波短(圖 3-3；圖 4-3)，再加上單向流對(duì)振蕩流在垂向上特別是邊界層上部的抑制(Daviesetal.， 1988；Wu and Parsons，2019)，主要在背流面形成未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)，并可在迎流面形成越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)，同時(shí)上半周期的殘余渦動(dòng)會(huì)部分保持到流體再次轉(zhuǎn)向，形成殘余渦動(dòng)沉積(S2)。

在反向剝蝕階段(圖 4-1c，4-2c，4-3c)，其渦動(dòng)強(qiáng)度和剝蝕時(shí)間均有所變化。在與對(duì)稱(chēng)波疊加的反向復(fù)合流中，此時(shí)單向流與振蕩流方向相反，形成一個(gè)弱的負(fù)渦(圖 4-1c)，由于懸砂量的減少，再沉積時(shí)將以未到崩落點(diǎn)沉積為主(Yokokawaetal.， 1995)，故形成與弱淺化波類(lèi)似的弱不對(duì)稱(chēng)的底床形態(tài)(Yokokawaetal.，1995；Li and O’Connor，2007)，紋層傾角較大側(cè)為波的傳播方向(圖 4-1中向左)。在細(xì)砂級(jí)顆粒水槽實(shí)驗(yàn)中，一般當(dāng)單向流速度小于10cm/s時(shí)才會(huì)形成對(duì)稱(chēng)底床(Arnott and Southard，1990；Dumasetal.， 2005；Perilloetal.， 2014b)。但是當(dāng)單向流速度超過(guò)顆粒的移動(dòng)門(mén)限可產(chǎn)生剝蝕時(shí)，也有可能形成對(duì)稱(chēng)底床(Perilloetal.，2014a)，故單向流的疊加對(duì)于反向剝蝕強(qiáng)度影響較大；對(duì)于異向疊加，即單向流從陸向海流動(dòng)，由于單向流的輸運(yùn)作用，底床的不對(duì)稱(chēng)程度變大(Li and O’Connor，2007)。此外，由于沉積時(shí)間短，當(dāng)振蕩流速度變化較快時(shí)(短周期)，渦動(dòng)懸起的砂未發(fā)生噴射沉積，即會(huì)被轉(zhuǎn)向后的流體“清掃”到原迎流面(離岸方向)沉積，形成大型反向交錯(cuò)層理(Dumas and Arnott，2006)。

左邊為向海岸方向；右邊為向海方向；v—流體速度，向岸為正，向海為負(fù)；t—時(shí)間；Ⅰ—?jiǎng)兾g區(qū)域，Ⅱ—沉積區(qū)域；A—迎流面渦流，B—波谷殘余渦流，C—波谷渦流；ta—為起動(dòng)階段最大剝蝕時(shí)刻，tc—反向階段最大剝蝕時(shí)刻，tb1—沉積強(qiáng)度最大時(shí)刻，tb2—?jiǎng)兾g前沉積時(shí)刻。a—起動(dòng)階段；b—沉積階段；c—振蕩流反向階段(含剝蝕和沉積2個(gè)過(guò)程)；在沉積階段(圖 3-1b、3-2b和3-3b中)： 實(shí)線為tb1 時(shí)刻，虛線為tb2 時(shí)刻。圖例中： 1—振蕩流方向與強(qiáng)度；2—越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)；3—?dú)堄鄿u動(dòng)沉積(S2)；4—未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)；5—背流面的崩落沉積(S4)；6—垂直降落沉積(S5)；7—強(qiáng)渦流；8—弱渦流；9—無(wú)渦流；10—單向流方向與強(qiáng)度圖 4 反向復(fù)合流在波狀底床上1個(gè)波動(dòng)周期內(nèi)砂粒運(yùn)動(dòng)示意圖Fig.4 Schematics of sand movements on ripple surface during one wave period under reversing combined-flow

在與淺化波同向疊加的反向復(fù)合流中，由于該階段中單向流與振蕩流方向相反，且振蕩流速度小，再加上單向流在垂向上的抑制作用，不形成渦流(圖 4-2c，也可參照?qǐng)D 3-3c)，又由于前一階段大量懸浮砂粒在波谷降落沉積，故可形成弱不對(duì)稱(chēng)的底床形態(tài)和厚度向波谷變厚的紋層(Dumasetal.， 2005)。在接下來(lái)的沉積階段，其沉積則為背流面崩落沉積(S4)，故可形成單向交錯(cuò)層理，當(dāng)上一階段的崩落沉積保存下來(lái)時(shí)，也可發(fā)育雙向交錯(cuò)層理，與上一沉積階段形成的浪成波紋層理一起可組成不能充分發(fā)育且頻繁交替的復(fù)雜沉積構(gòu)造(Meeneetal.， 1996)。在與對(duì)稱(chēng)波和淺化波同相疊加的情況下，由于單向流對(duì)振蕩流的抑制和在振蕩流反向時(shí)對(duì)波峰的“清掃”，一般均可形成波峰圓滑、弱顯不對(duì)稱(chēng)的形態(tài)(Dumasetal.， 2005；Perilloetal.，2014a)。在與淺化波異向疊加的反向復(fù)合流中，盡管底床上的速度(剪切力)不是很大，但其持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)(圖 4-3c)，因此形成較強(qiáng)的渦流(Villard and Osborne，2002；Christensenetal.， 2019)，懸砂量也相對(duì)較多。在隨后的沉積階段，會(huì)在背流面形成未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)，在迎流面形成越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)，又由于沉積時(shí)間也較短(圖 4-3)，故和上半周期的沉積類(lèi)似(圖 4-3b)，也有可能形成殘余渦動(dòng)沉積(S2)，參照近底床流動(dòng)特征與底床形態(tài)的關(guān)系(Yamaguchi and Sekiguchi，2010；Perilloetal.， 2014b)，最終有可能形成近于對(duì)稱(chēng)的底床形態(tài)。

2.3.2 脈動(dòng)復(fù)合流

脈動(dòng)復(fù)合流研究程度較低，在水槽實(shí)驗(yàn)中只有少數(shù)實(shí)驗(yàn)涉及脈動(dòng)復(fù)合流(Perilloetal.， 2014a，2014b)。由于單向流速度大于振蕩流速度，故在1個(gè)周期內(nèi)只發(fā)生1次沉積(圖 5-1，5-2，5-3)，但仍可分為3個(gè)階段，即1個(gè)剝蝕階段和2個(gè)沉積階段(Lambetal.，2008): 剝蝕階段相當(dāng)于前面的起動(dòng)階段；第1沉積階段為振蕩流轉(zhuǎn)向前后，此時(shí)振蕩流速度最小，相當(dāng)于前面的沉積階段；第2沉積階段為振蕩流反向速度達(dá)到最大值前后，此時(shí)疊加速度最小，相當(dāng)于前面的反向剝蝕階段，會(huì)發(fā)生單向流的剝蝕與沉積作用(Wu and Parsons，2019)。

在剝蝕階段(圖 5-1a，5-2a，5-3a)與振蕩流和反向復(fù)合流的起動(dòng)階段類(lèi)似，在背流面形成渦動(dòng)，產(chǎn)生砂云，隨后砂云上升發(fā)生沉積。其中與淺化波異向疊加的脈動(dòng)復(fù)合流，剝蝕階段在下半周期，故形成負(fù)渦(圖 5-3a)。

在第1沉積階段，與對(duì)稱(chēng)波疊加的脈動(dòng)復(fù)合流(圖 5-1b)，由于沉積時(shí)間短、振蕩流轉(zhuǎn)向快和單向流作用強(qiáng)，在垂向上流體會(huì)迅速地由上升變?yōu)橄陆?Yokokawaetal.， 1995)，故以未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)為主，并伴有越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)；與淺化波同向疊加的脈動(dòng)復(fù)合流(圖 5-2b)，由于沉積時(shí)間長(zhǎng)、振蕩流轉(zhuǎn)向慢和單向流作用強(qiáng)，故以未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)和垂直降落沉積(S5)為主，并伴有越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)；與淺化波異向疊加的脈動(dòng)復(fù)合流，由于沉積時(shí)間短、振蕩流轉(zhuǎn)向快和單向流沿砂粒噴射方向疊加，故以越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)為主，以未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)為輔(圖 5-3b)。

在第2沉積階段(圖 5-1c，5-2c，5-3c)，由于單向流的作用，會(huì)在其背流面形成崩落沉積(S5)，在與對(duì)稱(chēng)波和淺化波同向疊加的脈動(dòng)復(fù)合流中，由于沉積時(shí)間較長(zhǎng)(圖 5-1c，5-2c)，崩落沉積則有可能保存，只是不會(huì)充分發(fā)育(Meeneetal.，1996)；在與淺化波異向疊加的脈動(dòng)復(fù)合流中，由于沉積時(shí)間短，崩落沉積難以保存(圖 5-3c)。此外，在與對(duì)稱(chēng)波同向疊加的脈動(dòng)復(fù)合流中，由于懸砂量較大，振蕩流反向階段沉積時(shí)間較長(zhǎng)(圖 5-1)，則有可能形成垂直降落沉積(S5)。就底床形態(tài)而言，3種情形均易形成波峰圓滑且不對(duì)稱(chēng)的波痕(Perilloetal.， 2014a，2014b)；但就紋層厚度的變化，與對(duì)稱(chēng)波和淺化波同向疊加的脈動(dòng)復(fù)合流，易形成向波峰變薄、向波谷變厚的紋層。

左邊為向海岸方向；右邊為向海方向；v—流體速度，向岸為正，向海為負(fù)；t—時(shí)間；Ⅰ—?jiǎng)兾g區(qū)域，Ⅱ—沉積區(qū)域；A—迎流面渦流，B—波谷殘余渦流，C—波谷渦流；ta—為起動(dòng)階段最大剝蝕時(shí)刻，tc—第2階段沉積強(qiáng)度最大時(shí)刻，tb1—第1階段沉積強(qiáng)度最大時(shí)刻，tb2—2個(gè)階段沉積轉(zhuǎn)換時(shí)刻。a—?jiǎng)兾g階段；b—第1沉積階段；c—第2沉積階段；在沉積階段(圖 3-1b、3-2b和3-3b中)： 實(shí)線為tb1 時(shí)刻，虛線為tb2 時(shí)刻。圖例中： 1—振蕩流方向與強(qiáng)度；2—越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)；3—?dú)堄鄿u動(dòng)沉積(S2)；4—未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)；5—背流面的崩落沉積(S4)；6—垂直降落沉積(S5)；7—強(qiáng)渦流；8—弱渦流；9—無(wú)渦流；10—單向流方向與強(qiáng)度圖 5 脈動(dòng)復(fù)合流在波狀底床上一個(gè)波動(dòng)周期內(nèi)砂粒運(yùn)動(dòng)示意圖Fig.5 Schematics of sand movements on ripple surface during one wave period under pulsating types of flow

3 復(fù)合流沉積特征分析

根據(jù)已有的復(fù)合流研究成果和砂粒在復(fù)合流中的運(yùn)動(dòng)(Yokokawaetal.， 1995；Dumasetal.， 2005；Perilloetal.， 2014a，2014b)，并結(jié)合反向復(fù)合流在1個(gè)周期內(nèi)的2次沉積(Daviesetal.， 1988；Lambetal.， 2008)，可初步概括出復(fù)合流所形成的沉積構(gòu)造特征(表 1)。

表 1 復(fù)合流沉積特征分析Table 1 Analysis for sedimentary characteristics of combined flow

在與對(duì)稱(chēng)波疊加形成的反向復(fù)合流中，盡管在半周期的沉積過(guò)程中形成近于對(duì)稱(chēng)的底床形態(tài)，但在同振蕩流方向疊加和反振蕩流方向疊加的半周期中，其對(duì)底床的剝蝕程度、流體中的懸砂量差別較大，其沉積距崩落點(diǎn)的位置稍有差異，故形成圓頂、弱不對(duì)稱(chēng)及丘狀形態(tài)(Arnott and Southard，1990；Dumasetal.， 2005)。在與淺化波傳播方向同向疊加形成的反向復(fù)合流中，在同振蕩流方向疊加的半周期中，沉積時(shí)間變長(zhǎng)，剝蝕時(shí)間變短(圖 4-2)，在波谷形成垂直降落沉積(圖 4-2b)，在反振蕩流方向疊加的半周期中，懸砂量少，沉積時(shí)間短(圖 4-2)，故易形成具有弱不對(duì)稱(chēng)且光滑的波峰、上凸或曲線型的紋層，同時(shí)紋層在波峰處變薄、在波谷處變厚，這是目前總結(jié)的典型的復(fù)合流層理的特征。在與淺化波傳播方向異向疊加形成的反向復(fù)合流中，在同振蕩流方向疊加的半周期中，剝蝕強(qiáng)度大，但剝蝕時(shí)間短，在反振蕩流方向疊加的半周期中，剝蝕強(qiáng)度較小，但剝蝕時(shí)間長(zhǎng)，同時(shí)2個(gè)半周期中沉積時(shí)間差不多(圖 4-3)，故懸砂量、沉積類(lèi)型和沉積位置都相近，因而形成圓頂、近對(duì)稱(chēng)及丘狀形態(tài)。這種近于對(duì)稱(chēng)的波痕及丘狀交錯(cuò)層理在三角洲環(huán)境中洪水或風(fēng)暴回流與風(fēng)暴作用(與傳播方向異向疊加)形成的復(fù)合流沉積中已有發(fā)現(xiàn)(Collinsetal.， 2017)。

對(duì)于脈動(dòng)復(fù)合流，在反振蕩流方向疊加時(shí)，不再形成渦流剝蝕懸砂(圖 5-1c，5-2c)，因此在1個(gè)周期內(nèi)只出現(xiàn)1次剝蝕和沉積的轉(zhuǎn)換(圖 5-1，5-2，5-3)。當(dāng)其與對(duì)稱(chēng)波疊加時(shí)，在振蕩流反向前，由于單向流對(duì)渦流上升的抑制作用，形成具有弱不對(duì)稱(chēng)的未到崩落點(diǎn)的噴射沉積和越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(圖 5-1b)，在振蕩流反向后，則會(huì)形成垂直降落沉積和背流面崩落沉積(圖 5-1c)，故總體上形成典型的復(fù)合流層理，同時(shí)可能保存極少量單向流沉積(Lambetal.， 2008；Christensenetal.， 2019)；當(dāng)其與淺化波傳播方向同向疊加時(shí)，剝蝕時(shí)間短而沉積時(shí)間長(zhǎng)(圖 5-2)，懸浮的顆粒有充足的時(shí)間沉積，前期形成具有弱不對(duì)稱(chēng)的未到崩落點(diǎn)的噴射沉積和越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積，后期形成垂直降落沉積(圖 5-2b)，在沉積階段即形成典型的復(fù)合流層理(Lambetal.， 2008)；當(dāng)其與淺化波傳播方向異向疊加時(shí)，剝蝕時(shí)間長(zhǎng)而沉積時(shí)間短(圖 5-3)，懸浮的顆粒沒(méi)有充足的時(shí)間沉積，在下一剝蝕階段會(huì)繼續(xù)保持懸浮，流體中會(huì)保持大量的懸浮顆粒(圖 5-3c)，故易形成具有爬升特點(diǎn)的復(fù)合流層理(Myrowetal.， 2002；Lambetal.， 2008)。

當(dāng)復(fù)合流能量增強(qiáng)時(shí)，在細(xì)砂中，反向復(fù)合流先形成丘(洼)狀交錯(cuò)層理，脈動(dòng)復(fù)合流先形成大型低角度(小于15°)交錯(cuò)層理，此后能量進(jìn)一步增強(qiáng)，反向復(fù)合流和脈動(dòng)復(fù)合流均形成準(zhǔn)平行層理和平行層理(N?ttvedt and Kreisa，1987；Pazetal.， 2019)。這種差別可分析如下： 當(dāng)反向復(fù)合流能量增強(qiáng)時(shí)，其平衡底床形態(tài)由對(duì)稱(chēng)和不對(duì)稱(chēng)小型3D波痕(三維波痕)變?yōu)閷?duì)稱(chēng)和不對(duì)稱(chēng)大型波痕，其波高增加，在振蕩流主控下，小的復(fù)合流波痕通過(guò)合并形成較大的圓頂波痕(Doucette and O’Donoghue，2006)，當(dāng)垂向加積速率較高時(shí)保存為丘狀，否則為洼狀(Dumas and Arnott，2006；Pazetal.， 2019)；而脈動(dòng)復(fù)合流以單向流主控，其平衡底床形態(tài)可由不對(duì)稱(chēng)小型3D波痕、大型3D波痕和流水波痕等進(jìn)入平行層理區(qū)(Perilloetal.， 2014a，2014b)，其中在經(jīng)過(guò)大型3D波痕區(qū)時(shí)，對(duì)細(xì)砂、粉砂而言，由于振蕩流分量使進(jìn)入流體中的顆粒升高，從而抑制顆粒的崩落沉積，故形成低角度(N?ttvedt and Kreisa，1987)。

當(dāng)復(fù)合流中振蕩流的周期增大時(shí)，其剝蝕時(shí)間和沉積時(shí)間都會(huì)相應(yīng)增加，有利于未到崩落點(diǎn)的噴射沉積和背流面的崩落沉積(兩者為同一側(cè)沉積)，而不利于越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積、殘余渦動(dòng)沉積和垂直降落沉積，這和復(fù)合流水槽實(shí)驗(yàn)中當(dāng)振蕩流周期增大時(shí)(如從8 s到10.5 s)，對(duì)稱(chēng)波痕區(qū)域縮小而不對(duì)稱(chēng)波痕區(qū)域增大的結(jié)果一致(Dumasetal.， 2005；Perilloetal.， 2014a)。因此在較大周期振蕩流形成的復(fù)合流中，較難發(fā)育典型的復(fù)合流層理，而會(huì)出現(xiàn)明顯而頻繁的剝蝕面、復(fù)合流層理和單向流層理的交替，同時(shí)2種層理均不能充分發(fā)展(Wagoner de Meeneetal.， 1996)。此外，除與淺化波異向疊加外，當(dāng)流體本身為負(fù)載流體時(shí)，各種疊加方式形成的復(fù)合流均易出現(xiàn)爬升層理特征，如低密度濁流和洪水形成的復(fù)合流(Jobeetal.， 2012；Bowmanetal.，2014；Collinsetal.，2017；Pomaretal.， 2019)。

綜合反向復(fù)合流和脈動(dòng)復(fù)合流的沉積特征，主要有以下幾點(diǎn)和已有研究成果相符： (1)以 表 1 為基礎(chǔ)，典型復(fù)合流層理在反向復(fù)合流沉積中占1/3，在脈動(dòng)復(fù)合流沉積中占2/3，這和水槽實(shí)驗(yàn)的觀察結(jié)果一致，即復(fù)合流層理在以波動(dòng)主控的復(fù)合流中發(fā)育少，而在以單向流主控的復(fù)合流中發(fā)育得多(Yokokawa，1995；Yokokawaetal.， 1995)；(2)不對(duì)稱(chēng)小型丘狀交錯(cuò)層理和具有爬升特點(diǎn)的復(fù)合流層理已作為復(fù)合流的鑒別標(biāo)志得到廣泛的應(yīng)用(Lambetal.， 2008；Basilicietal.， 2012；Collinsetal.， 2017)，和上述反向復(fù)合流和脈動(dòng)復(fù)合流的基本特征一致；(3)在細(xì)砂中，丘狀交錯(cuò)層理出現(xiàn)在向平行層理轉(zhuǎn)化的過(guò)程中，和有些學(xué)者認(rèn)為丘狀交錯(cuò)層理為非穩(wěn)定狀態(tài)下的產(chǎn)物的結(jié)論一致(Quin，2011)，同時(shí)也和水槽實(shí)驗(yàn)結(jié)果一致，在實(shí)驗(yàn)中，丘狀交錯(cuò)層理發(fā)育區(qū)域不穩(wěn)定，但都在反向復(fù)合流區(qū)并沿平行層理區(qū)域下邊緣分布(Dumasetal.， 2005；Perilloetal.， 2014b)；(4)在以濁流為單向流分量的復(fù)合流中普遍發(fā)育具有爬升特點(diǎn)的復(fù)合流層理(Myrowetal.， 2002；Lambetal.， 2008)。

4 復(fù)合流沉積構(gòu)造鑒別標(biāo)志

復(fù)合流具有和單向流、振蕩流及雙向交替流不同的沉積機(jī)制(李向東，2020a)，故可在粉砂和細(xì)砂中由懸浮砂粒形成特征性的沉積構(gòu)造，并可作為地層記錄中復(fù)合流沉積的鑒別標(biāo)志(Arnott，1993；Myrowetal.， 2002；Hilletal.， 2003；Lambetal.， 2008；Harazim and Mcilroy，2015)。依據(jù)水槽實(shí)驗(yàn)和沉積實(shí)例研究的成果，目前總結(jié)出的復(fù)合流沉積構(gòu)造鑒別標(biāo)志主要有： 復(fù)合流波痕、復(fù)合流層理、爬升型復(fù)合流層理、不對(duì)稱(chēng)丘狀交錯(cuò)層理、準(zhǔn)平行層理和不能充分發(fā)育的浪成波紋層理與流水層理的頻繁交替(圖 6)。

復(fù)合流波痕是最早觀察到的復(fù)合流沉積特征(Harms，1969)，至今仍然是鑒別復(fù)合流沉積的最重要和最常用的標(biāo)志之一。在形態(tài)上，復(fù)合流波痕具有不對(duì)稱(chēng)且光滑的波峰(圖 6-a)，可出現(xiàn)2D波痕向3D波痕的轉(zhuǎn)化及波痕分叉現(xiàn)象(龔一鳴等，2003；李向東等，2010)。在統(tǒng)計(jì)特征上，主要有以下4點(diǎn)(Banerjee，1996): (1) 波痕指數(shù)和不對(duì)稱(chēng)指數(shù)介于流水波痕和浪成波痕之間，表現(xiàn)出過(guò)渡性質(zhì)，其不對(duì)稱(chēng)程度小于淺化波波痕(Yamaguchi and Sekiguchi，2010)；(2) 相同環(huán)境下形成的波痕，其波長(zhǎng)在統(tǒng)計(jì)上滿足對(duì)數(shù)正態(tài)分布規(guī)律；(3)不同環(huán)境下形成的波痕，其波長(zhǎng)會(huì)隨著波動(dòng)的淺化而變長(zhǎng)，或因波動(dòng)的周期性變化(如氣候驅(qū)動(dòng)的海平面升降或米蘭柯維奇旋回)而出現(xiàn)有規(guī)律的增減；(4)波長(zhǎng)、波高在對(duì)數(shù)圖解上，除波高小于1.3cm的2D波痕外，呈現(xiàn)線性變化趨勢(shì)。

a—復(fù)合流波痕(Basilici et al.， 2012)；b—復(fù)合流層理(李向東等，2010)；c—爬升型復(fù)合流層理(Lamb et al.， 2008)；d—不對(duì)稱(chēng)丘狀交錯(cuò)層理(McKie，1994)；e—準(zhǔn)平行層理(Arnott，1993)；f—近水平或不規(guī)則侵蝕面(紅線)和頻繁交替出現(xiàn)的浪成波紋層理和流水層理，且兩者發(fā)育均不充分，其中T為潮汐成因構(gòu)造，W為波浪成因構(gòu)造，f1至f7為沉積構(gòu)造自下而上可分為7組(Meene et al.， 1996)圖 6 典型的復(fù)合流沉積構(gòu)造Fig.6 Representative sedimentary structures of combined-flow

復(fù)合流層理是復(fù)合流波痕在層內(nèi)的表現(xiàn)，具有復(fù)合流波痕不對(duì)稱(chēng)且光滑的波峰(圖 6-b，6-c)。典型的復(fù)合流層理紋層呈上凸或曲線型，同時(shí)在波峰處變薄，在波谷處變厚(圖 6-b)。爬升層理為沉積物負(fù)載流體所形成，爬升沙丘交錯(cuò)層理已見(jiàn)報(bào)道(Ghienneetal.， 2010)，濁流沉積中的爬升層理則更為普遍(Jobeetal.， 2012)。爬升型復(fù)合流層理兼具有爬升層理和復(fù)合流層理的特點(diǎn)，但紋層上凸，紋層向下往往漸變?yōu)榻降男螒B(tài)(圖 6-c)，多出現(xiàn)在與低密度濁流有關(guān)的高懸浮復(fù)合流沉積中(Myrowetal.， 2002；Lambetal.， 2008；李向東等，2010)。復(fù)合流層理是目前應(yīng)用最為廣泛的復(fù)合流沉積鑒別標(biāo)志(Myrow and Southard，1991；Hilletal.， 2003；Harazim and Mcilroy，2015)。

丘狀交錯(cuò)層理的成因一直爭(zhēng)議很大(項(xiàng)立輝等，2007；李向東，2020b)，但隨著流體沉積機(jī)制研究的深入，丘狀交錯(cuò)層理除了純振蕩流形成機(jī)制外，即強(qiáng)的純振蕩衰減流可在平的底床上形成大型丘狀交錯(cuò)層理(Southardetal.， 1990；賴(lài)志云和賴(lài)慶偉，2010)，其主要的形成機(jī)制為復(fù)合流的參與沉積，具體可細(xì)分為3類(lèi)： (1)振蕩流本身會(huì)產(chǎn)生相應(yīng)的單向流與之疊加，主要包括衰減期風(fēng)暴產(chǎn)生的振蕩流與底摩擦主控回流形成的復(fù)合流產(chǎn)生丘狀交錯(cuò)層理(McKie，1994)和內(nèi)波形成的丘狀交錯(cuò)層理(Morsilli and Pomar，2012)；(2)疊加的振蕩流和單向流均為牽引流，主要包括風(fēng)暴產(chǎn)生的原生振蕩流和次生沿岸流形成的復(fù)合流產(chǎn)生丘狀交錯(cuò)層理(Greenwood，1986)及風(fēng)暴產(chǎn)生的振蕩流與地轉(zhuǎn)流形成的復(fù)合流產(chǎn)生丘狀交錯(cuò)層理(Midtgaard，1996)；(3)密度流與重力波產(chǎn)生的不穩(wěn)定流體形成丘狀交錯(cuò)層理(Quin，2011)，主要包括濁流與駐波形成的復(fù)合流產(chǎn)生丘狀交錯(cuò)層理(Prave and Duke，1990；Mulderetal.， 2009；師慶民等，2013)及低密度濁流與短周期內(nèi)波產(chǎn)生的復(fù)合流形成的丘狀交錯(cuò)層理(李向東等，2010、2019；Tinterrietal.， 2016)，此外與異重流相關(guān)的丘狀交錯(cuò)層理也可歸為此類(lèi)(Basilicietal.， 2012)。從宏觀上講，丘狀交錯(cuò)層理的形成多和風(fēng)暴有關(guān)(項(xiàng)立輝等，2007；鐘建華等，2016；Pazetal.， 2019)，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)；從微觀上講則多和復(fù)合流相關(guān)，其次才為純振蕩流。由于丘狀交錯(cuò)層理的不對(duì)稱(chēng)性對(duì)單向流分量的作用非常敏感(Arnott and Southard，1990；Dumas and Arnott，2006)，故不對(duì)稱(chēng)丘狀交錯(cuò)層理(圖 6-d)可作為復(fù)合流存在的證據(jù)(Lambetal.，2008；Morsilli and Pomar，2012)，但若用于疊加的振蕩流和單向流類(lèi)型，則需要根據(jù)沉積特征、沉積環(huán)境和古水流方向等做出具體分析。

準(zhǔn)平行層理是指紋層顯示出模糊但可辨的波狀起伏的一種層理，波長(zhǎng)與波高之比一般大于100(Arnott and Southard，1990；Arnott，1993)。復(fù)合流形成的準(zhǔn)平行層理序列可分為底部起伏的剝蝕面、中部準(zhǔn)平行層理、上部小型的復(fù)合流波痕3個(gè)部分(圖 6-e)，前人認(rèn)為這是在高流態(tài)復(fù)合流條件下(Arnott，1993；Lambetal.， 2008)，強(qiáng)振蕩流與由弱變強(qiáng)的單向流復(fù)合而成的衰弱流沉積而成的(Arnott，1993)。準(zhǔn)平行層理介于丘狀交錯(cuò)層理與平行層理之間，Arnott(1993)認(rèn)為在開(kāi)始階段，強(qiáng)振蕩流主控的復(fù)合流可形成丘狀交錯(cuò)層理，但隨著單向流分量的增強(qiáng)，丘狀交錯(cuò)層理被剝蝕，而最終保存了準(zhǔn)平行層理。李向東等(2010)在寧夏香山群徐家圈組深水鈣質(zhì)粉砂巖中發(fā)現(xiàn)準(zhǔn)平行層理與小型不對(duì)稱(chēng)丘狀交錯(cuò)層相互疊置，兩者之間存在明顯的剝蝕面，可作為此種觀點(diǎn)的一個(gè)證據(jù)。

復(fù)合流沉積源于水槽實(shí)驗(yàn)，此后才在地層記錄中識(shí)別出來(lái)。在水槽實(shí)驗(yàn)中，水動(dòng)力條件都比較簡(jiǎn)單，一般為正弦波與單向流的同向或異向疊加，因此均得到典型的復(fù)合流沉積構(gòu)造，而在地層記錄中主要是識(shí)別在水槽實(shí)驗(yàn)中得到的典型沉積構(gòu)造，用以鑒別復(fù)合流沉積的存在。但是在現(xiàn)代沉積物的研究中出現(xiàn)了復(fù)雜的沉積構(gòu)造，Meene等(1996)在研究現(xiàn)代淺海復(fù)雜單向流(潮汐流、風(fēng)驅(qū)沿岸流和風(fēng)暴回流)條件下的復(fù)合流沉積時(shí)認(rèn)為，不規(guī)則低角度侵蝕面、浪成波紋層理和單向流沉積構(gòu)造的頻繁交替出現(xiàn)，且均不能充分發(fā)育，可作為復(fù)合流沉積的鑒別特征(圖 6-f)。在圖 6-f中，沉積構(gòu)造從下到上可分為7組(f1至f7): 在f1中，從右向左為紋層傾角連續(xù)變化的浪成波紋層理轉(zhuǎn)變?yōu)槌毕梢蚓哂械徒嵌葘酉到缑娴慕诲e(cuò)層理(砂粒降落形成)；在f2中，從左向右依次為低角度交錯(cuò)層理(可能代表丘狀交錯(cuò)層理)、潮汐束(T)和紋層傾角連續(xù)變化的浪成波紋層理(W)；在f3中，從右向左，水平或低角度浪成波紋層理側(cè)向上變?yōu)椴灰?guī)則削截；在f4、f5中多發(fā)育浪成波紋層理(W)；在f6、f7中多發(fā)育潮汐成因構(gòu)造(T)，其中僅在f7中出現(xiàn)高起伏的波浪剝蝕面(W)。此外，在地層記錄中還發(fā)現(xiàn)了單向流交錯(cuò)層理頂部覆蓋有對(duì)稱(chēng)的紋層，作者解釋為復(fù)合流成因(Plintetal.， 2012)，也可作為復(fù)合流沉積中單向流沉積構(gòu)造與振蕩流沉積構(gòu)造交替出現(xiàn)的證據(jù)。

5 結(jié)論

1)波—流相互作用形成的復(fù)合流可分為正壓反向復(fù)合流、斜壓反向復(fù)合流、正壓脈動(dòng)復(fù)合流和斜壓脈動(dòng)復(fù)合流4類(lèi)，在每一類(lèi)中可再以波動(dòng)類(lèi)型和波、流疊加方式進(jìn)行細(xì)分。

2)復(fù)合流總體上屬于衰弱流懸浮沉積。其微觀的沉積機(jī)制可分為5種： 越過(guò)崩落點(diǎn)的噴射沉積(S1)，殘余渦動(dòng)沉積(S2)，未到崩落點(diǎn)的噴射沉積(S3)，背流面的崩落沉積(S4)，垂直降落沉積(S5)。其沉積過(guò)程總體上受懸砂量和沉積時(shí)間的控制，可進(jìn)一步細(xì)分為： 振蕩流分量的周期、強(qiáng)度、對(duì)稱(chēng)性和轉(zhuǎn)向快慢；單向流分量強(qiáng)度和疊加方向；顆粒剝蝕和沉積時(shí)間的長(zhǎng)短及其比例關(guān)系。

3)目前總結(jié)出的可靠的復(fù)合流沉積構(gòu)造(懸浮沉積機(jī)制)鑒別標(biāo)志主要有： 復(fù)合流波痕、復(fù)合流層理、爬升型復(fù)合流層理、不對(duì)稱(chēng)丘狀交錯(cuò)層理、準(zhǔn)平行層理和不能充分發(fā)育的浪成波紋層理與流水層理的頻繁交替等6類(lèi)。