Microscopic Features and Identification Method of Aeolian Sandstone：A case study from the Tianchihe Formation, Ningwu-Jingle Basin, Shanxi province

在漫长的地质历史时期，风成沉积的时空分布十分广泛。它们的形成演化与超大陆裂解/聚合引发的海陆格局、地貌组成、大气环流样式和可容纳空间等方面的变化密切相关，受气候、构造、地貌以及天文周期等多因素控制^[1⁃4]。此外，风成沉积中风成砂岩因具有良好的孔隙度和渗透率，被认为是石油、天然气和地下水的优质储层，现已成为石化能源和水资源理想的勘探对象^[3]。因此，开展风成砂岩研究具有重要的理论和现实意义。

风成沉积研究的首要任务就是风成成因的鉴别。长期以来，风成与水成沉积的鉴别一直都是沉积学研究中的难点，其主要原因在于二者在宏观露头中具有较多的相似特征，如大型交错层理、楔状颗粒流层、较好的结构与成分成熟度等^[3⁃5]。此外，风成与水成沉积体系多存在复杂的空间交互关系，这进一步增加了二者的鉴别难度^[6⁃7]。虽然目前已有的风成沉积理论表明，具逆粒序的厘米级颗粒流层（grainflow strata）、厘米—毫米级风成沙波层（wind-ripple strata），具强抗风化能力、因差异风化而外凸的毫米级条纹层（pinstripe lamination）以及特征性波峰粗、波谷细的风成波痕能够为风成沉积的鉴别提供有力支撑^[5,8⁃10]，但由于露头出露条件的差异，上述特征很难被完全识别出来。这在很大程度上阻碍了我们对风成沉积的鉴别及相关的古地理、古环境和古气候的研究。

风成砂岩除了发育鲜明的宏观特征之外，还具有典型的显微结构，包括偏光显微镜下相较于河流砂岩具有更高成分和结构成熟度、具逆粒序的风成沙波层、扫描电镜下以石英为代表的稳定单矿物特征性的表面结构、粒度分布曲线中单峰式结构、能谱分析中高MnO、Fe₂O₃含量等。特别是20世纪70年代一系列利用扫描电镜对沉积物开展成因分析的研究，为风成沉积的显微鉴定提供了新的有效途径^[11⁃12]。Vos et al.^[13]对不同沉积环境中石英颗粒的表面结构特征进行了详细对比研究，提出了6类特征性的风成沉积显微表面结构。与风成沉积宏观露头特征相比，其显微特征研究显然不受露头出露条件限制。目前，该方法体系已在北美、欧洲、亚洲风成沉积的研究中得到了广泛应用^[14⁃18]。

山西宁武—静乐盆地上侏罗统天池河组是华北地区代表性的晚侏罗世陆相红层沉积，其上部砂岩中发育大型槽状、楔状交错层理。长期以来，前人对该套交错层理砂岩成因存在不同认识。程守田等^[19]认为天池河组上部巨厚沉积形成于冲积扇—辫状河环境。赵祯祥等^[20]、程剑波等^[21]提出天池河组整体为一套河流相红色碎屑岩沉积建造。李振宏等^[22]将天池河组上部紫红色砂岩解释为三角洲环境中的产物。最近，Xu et al.^[7]主要从宏观露头和部分微观特征（薄片、扫描电镜）角度论证了其为风成成因。本文在前人研究基础上，对天池河组不同沉积体系的砂岩开展了系统采样，通过岩石薄片、扫描电镜、粒度和能谱分析，获得了大量风成砂岩的显微特征信息，并与水成砂岩进行了对比研究，进一步梳理了风成砂岩显微特征鉴别的有效指标，研究结果可为其他地区风成砂岩的鉴别提供参照和支撑。

宁武—静乐盆地位于华北克拉通中部，太行山西侧，整体呈NE—SW向展布（图1）。盆地内保存有较为连续的晚古生代—早中生代沉积记录，与鄂尔多斯盆地同期地层能够进行对比^[23⁃24]。前人研究表明，三叠纪—中侏罗世时期，华北发育统一的鄂尔多斯—华北盆地^[25⁃26]。中侏罗世晚期，由于燕山运动导致华北东部地区发生了大范围隆升，鄂尔多斯—华北盆地逐渐裂解并向西萎缩^[26]。宁武—静乐盆地自此分离出来，并于侏罗纪晚期整体抬升消亡。

Figure 1.  (a) Tectonic map showing the location of the Ningwu⁃Jingle Basin (modified from reference [7]); (b) simplified geological map of the Ningwu⁃Jingle Basin

宁武—静乐盆地侏罗系发育，呈向斜（轴向NW—SE）展布，从下到上依次分为下侏罗统永定庄组、中侏罗统大同组、云岗组和上侏罗统天池河组，均为整合接触关系（图2）。永定庄组角度不整合在铜川组之上，发育冲积扇—河流—三角洲相沉积，其上部产出的凝灰岩夹层同位素年龄为179.2±0.79 Ma^[29]。大同组是一套区域性分布的煤系地层，广泛发育三角洲、湖泊沉积。云岗组以湖泊沉积为主，其顶部凝灰岩层年龄为160.6±0.55 Ma^[29]，底部年龄为168±5.3 Ma^[30]。天池河组下部以典型曲流河相砂岩和粉砂岩、泥岩组成的二元结构为特征，上部发育大型交错层理砂岩夹泥岩。

Figure 2.  Comprehensive lithology of Jurassic strata in the Ningwu⁃Jingle Basin(sedimentary facies, fossils and geological age data from references [7,27⁃30])

对宁武—静乐盆地不同地区天池河组下部河流砂岩和上部风成砂岩进行系统采样（图3），共采集砂岩样品30件（表1）。并针对上述样品开展了薄片、粒度、扫描电镜及能谱测试与分析，旨在揭示风成与水成砂岩的显微特征差异，为风成砂岩的鉴别提供可靠依据。

Figure 3.  Photomicrographs of fluvial and aeolian sandstones from the Tianchihe Formation in the Ningwu⁃Jingle Basin

本次采集的砂岩样品的前处理和粒度测试工作均在云南省地球系统科学研究中心粒度实验室完成，具体流程如下：将采集的砂岩样品浸泡在10%的双氧水之中，并保持120 ℃恒温加热去除样品中的有机质。待样品与双氧水充分反应后加入超纯水浸泡24 h。随后将样品置于浓度为10%的稀盐酸中浸泡并进行120 ℃恒温加热，以去除样品中的碳酸盐和氧化物，反应完成加入超纯水静置24 h。最后加入10 mL浓度为0.05 mol/L的六偏磷酸钠，放入超声波震荡仪中震荡10 min，将黏结在一起的颗粒分散。利用马尔文3000激光粒度仪开展粒度实验测试，采用Folk-Ward公式对获得的数据进行各类参数计算^[31]，以比较风成砂岩与水成砂岩的粒度差异。本次粒度实验共选用样品14件，详情见表1、2。

砂岩样品中石英等稳定单矿物颗粒的扫描电镜和能谱分析在云南大学古生物研究院完成，仪器为FEI Quanta650型扫描电子显微镜和X射线能谱仪（EDAX）。单矿物的挑选在廊坊宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成，具体的处理流程与粒度实验的前处理较为一致。将挑选好的单矿物颗粒均匀地洒在粘有导电胶的置物台上对其进行喷金处理，以增强其导电性。后将粘有单矿物颗粒的置物台放入扫描电镜载物台，开展颗粒显微表面结构观察和拍照。在样品的前处理中，由于试剂可能改变矿物颗粒表面的元素组成，为保证能谱结果的准确性，所有开展能谱测试的颗粒则不经过试剂处理，其他步骤与扫描电镜实验一致。本次共有11件样品用于扫描电镜以及能谱测试，样品详情见表1。

利用偏光显微镜对风成砂岩薄片进行观察研究的方式由来已久。根据对宁武—静乐盆地风成砂岩薄片观察，发现以下几类特征（图4）。

Figure 4.  Photomicrographs of fluvial and aeolian sandstones from the upper part of the Tianchihe Formation in the Ningwu⁃Jingle Basin

风成砂岩的结构成熟度往往高于河流砂岩^[32⁃33]。宁武—静乐盆地天池河组风成砂岩矿物颗粒磨圆度整体介于好—中等（图4a），偶见磨圆度极好的矿物颗粒（图4b，c）。风成砂岩颗粒之间孔隙大多无填充或被细颗粒填充，杂基含量小于1%，颗粒之间以点接触为主（图4b）。河流沉积砂岩颗粒磨圆度整体处于中等—差的范围内（图4d），且分选性较差（图4e，f），颗粒之间孔隙则大多被杂基充填，杂基含量介于3%~5%（图4e，f），颗粒之间接触方式以线接触为主，部分区域为点接触（图4e）。

风力搬运过程中，颗粒之间的高频碰撞使得沉积物中不稳定组分减少，以石英为主的稳定组分比例增加，成分成熟度升高^[34]。对宁武—静乐盆地风成砂岩与河流砂岩的薄片观察中发现风成砂岩的颗粒主要由石英与长石组成，占比高达95%，其中石英颗粒的比例达75%，云母等不稳定组分几乎未发现（图4b，c）。相比之下，河流砂岩的颗粒虽然也以石英和长石为主，但其中石英含量只在50%左右，占比不及风成砂岩，并普遍存在云母等不稳定组分（图4e）。

前人研究表明，风成砂岩主要由铁质、钙质胶结^[35]，原因与其具有较高的孔渗性加之强蒸发环境有利于孔隙水中铁锰离子、碳酸盐在颗粒表面的沉淀和吸附有关。对宁武—静乐盆地薄片观察中发现河流砂岩主要为泥质胶结，而风成砂岩则是钙质、铁质胶结（图4b）。

风成地层是风成沉积的最基本单位，常见的类型有颗粒流层（grainflow strata）、颗粒飘落层（grainfall laminae）、风成沙波层（wind-ripple strata）、黏附层（adhesion strata）和条纹层（pin stripe lamination）（图4a）。宁武—静乐盆地风成砂岩的薄片特征显示，风成砂岩发育多种特征性的显微风成地层。例如与背风坡沙体垮塌下泄有关的颗粒流层、重力沉降形成的颗粒飘落层以及风成沙波迁移形成的风成沙波层^[3,36]。其中颗粒流层出现频率最高，构成了沙丘沉积的主体，而风成沙波层则是鉴别风成砂岩的标志性地层。上述风成地层构成了风成砂岩宏观上的大型交错层理。相较于风成砂岩，对宁武—静乐盆地河流砂岩的薄片观察中，并未发现颗粒流层以及颗粒飘落层，整体呈现出块状分布的特点。

宁武—静乐盆地多数风成砂岩在粒度累积频率曲线与粒度分布直方图上表现得更为陡峻和集中，相较于河流砂岩具有更好的分选性（图5）。而混合层（Nw-11）与颗粒飘落层（Hjg-3、Nw-17）展现出与河流砂岩相似的特点，原因在于颗粒飘落层形成方式为自然沉降，未受剪切应力等其他作用力，因此粗细颗粒混合在一起，分选较差^[3]。

Figure 5.  Granularity frequency accumulation plot and histogram

根据Folk-Ward粒度参数计算公式得出的粒度参数结果表明（表2），风成砂岩的平均粒径介于1.86~4.57 Φ，河流砂岩的平均粒径介于2.43~2.95 Φ。不同风成地层之间样品均值粒径也存在差异。例如颗粒飘落层（Hjg-3、Nw-17）的粒径小于风成沙波层（Nw-20、Nw-22）及颗粒流层（Nw-15、Dzg-2与Szt-2）。而混合层样品Hjg-1与Xmf-1则采自不同区域，造成了样品之间平均粒径的差异。

分选系数作为衡量样品分选性的指标^[37]，在使用粒度参数进行环境判别中有着重要的作用。宁武—静乐盆地风成砂岩分选系数值介于0.45~1.61，整体处于分选好—分选差的范围。河流砂岩分选系数值介于1.42~2.31，分选较差。风成砂岩的分选性整体好于河流砂岩的原因与风力搬运过程中颗粒较高的起跳角导致的更为频繁的碰撞作用有关^[3]。然而，需要指出的是，并非所有风成砂岩的分选性都好。例如，细粒物质含量较高的颗粒飘落层（Hjg-3、Nw-17）与掺杂颗粒飘落层（Nw-11）样品的分选较差。从分选系数上看，颗粒流层（Dzg-2、Szt-2、Nw-15）与风成沙波层（Nw-20、Nw-22）的分选性好于颗粒飘落层（Hjg-3、Nw-17）。

偏度反映的是粒度频率曲线的中位数、众数以及均值之间的相对位置，即不对称的程度^[38]。前人研究认为风成砂岩多表现为正偏或者近对称分布^[39]。宁武—静乐盆地中风成砂岩偏度值介于-0.02~0.52，处于对称—极正偏的范围；河流砂岩的偏度值介于0.50~0.56，处于极正偏的范围（表2）。造成二者偏度差异的原因在于水成环境下细粒物质较多，分选较差，使得中位数、众数以及均值之间的相对位置发生改变。而风成砂岩中颗粒飘落层（Hjg-3、Nw-17）与混合层（Nw-11）偏度处于极正偏范围内是由于颗粒飘落层中细粒物质含量较多造成；混合层（Hjg-1、Xmf-1）中偏度却展现出与颗粒流层与风成沙波层相似的特点，原因可能是在混合层中颗粒飘落层所占比例小，细粒物质含量较低，未对中位数、众数以及均值之间的相对位置产生明显影响。

峰态指示的是平均粒径两侧数据的集中程度，即频率曲线尾部展开度与中部展开度的比值^[37]。宁武—静乐盆地风成砂岩峰态值介于0.94~1.98，大多处于中等范围，而河流砂岩峰态值介于2.06~3.77，处于很窄的范围（表2）。单峰情况下，水成环境中细粒物质多，使得粒度分布范围宽，粒度峰态窄。相比之下，在风成砂岩中，颗粒飘落层（Hjg-3、Nw-17）细颗粒较多，造成地层本身以及样品Nw-11的峰态与河流沉积相似，具有窄峰态特征。而混合层（Hjg-1、Xmf-1）却与风成沙波层（Nw-20、Nw-22）以及颗粒流层（Dzg-2、Nw-15、Szt-2）展现出相似的峰态，原因在于颗粒飘落层所占比例较低，并未对峰态造成显著影响。

通过对宁武—静乐盆地风成砂岩与河流砂岩样品进行粒度分析，发现在粒度方面，不同风成地层之间以及河流沉积都展现出较大的差异。例如颗粒飘落层往往显示出与河流沉积相似的粒度特征，而颗粒流层与风成沙波层则具有分选好、正偏以及中等峰态的特点，并且不同风成地层相互混合也会具有不同的粒度特征。因此，在对风成砂岩开展粒度分析时，首先要区分不同的风成地层，在此基础上才能更加准确地判别风成砂岩与河流砂岩之间的粒度参数差异。

根据Vos et al.^[13]提出的颗粒表面形貌分类方案，本研究在天池河组砂岩颗粒中共识别出3大类显微结构，包括机械成因表面显微结构、化学成因表面显微结构和机械与化学混合作用表面显微结构。

机械成因显微结构指的是在机械作用下（例如颗粒之间的相互碰撞）形成的一系列显微结构。本文在前人研究基础上，针对宁武静乐盆地天池河组砂岩共识别出11种机械成因表面显微结构，具体特征如下。

1） 磨圆度

风成砂中矿物颗粒一般均具有较好的磨圆度（次圆状—滚圆状）^[40⁃44]。本研究中，天池河组上部风成砂中矿物颗粒磨圆度处于滚圆—次圆，偶见次棱角状颗粒（图6a，b，d，g，i，k），而下部河流砂岩中矿物颗粒则表现为棱角状—次圆状（图7a，c，e，g）。

Figure 6.  Surface features of aeolian sand grains in the Tianchihe Formation of the Ningwu⁃Jingle Basin

Figure 7.  Surface features of fluvial sandstone grains in the Tianchihe River Formation of the Ningwu⁃Jingle Basin

2） 碟形坑

指颗粒表面出现的大小不等的碟型或盘形凹陷^[17]。碟形坑形成于磨圆较好颗粒间的撞击，且只形成于风成环境。如果风成砂岩被水流改造，再循环形成河流沉积，那么此类河流砂岩中的碎屑颗粒（特别是石英和稳定重矿物）则会继承原始风成砂岩的显微结构特征（如蝶形坑），并叠加流水改造的痕迹。对宁武—静乐盆地天池河组风成砂岩样品观察中，发现碟形坑形似圆碗，边缘光滑，大小在30 μm左右（图6b，c）。相比之下，沙丘间河道砂岩样品则具有风成与水成显微结构共生的特点，如碟形坑与V形坑的共生（图7g）。

3） 新月形撞击坑

指圆度较高的颗粒经过频繁的相互碰撞在颗粒表面形成的月牙形、半圆状和圆锥形撞击坑。国外学者认为新月形撞击坑大小介于1~30 μm^[13]，而国内则认为介于1~130 μm。由于二者在尺寸上存在明显差异，因此国内有些学者将大小在1~30 μm的新月形撞击坑称为新月形凿痕^[45]。新月形撞击坑在非高能剧烈碰撞中形成，类似于贝壳状断口的初始阶段，主要出现在风力搬运颗粒以蠕动或跃移方式迁移过程中^[46⁃47]。在对宁武—静乐盆地天池河组上部风成砂岩单矿物颗粒的观察中，均发现了上述两种规模的新月形撞击坑，形似“月牙形”的新月形凿痕与半月形的新月形坑规模均在10 μm左右，而在天池河组下部河流砂岩中未发现（图6d~h）。

4） 上翻解理薄片

指颗粒表面出现的一系列平行薄片，且以一定角度与颗粒表面相交^[48]，薄片的长度介于0.5~10 μm^[49]。上翻解理薄片通常具有锯齿状的轮廓和不规则的边缘^[13]，形成于高能环境中颗粒碎片对颗粒表面的碰撞，在受到沉积期后化学作用的改造后边缘可能变得光滑。上翻解理薄片在风成环境中常见，常与其他类型风成显微表面形貌伴生出现。在宁武—静乐盆地天池河组风成砂岩颗粒中观察的上翻解理薄片形似花瓣，边缘呈锯齿状，大小约3 μm，与新月形坑伴生（图6g，h）。

5） 弯曲脊

指颗粒表面多个小型断口相互连接形成的一条弯曲脊线^[50]。弯曲脊一般出现在圆度较高的颗粒表面（图6i，j）。长期以来，弯曲脊被认为是指示风成环境（滨岸和内陆沙丘）的典型特征之一^[5]，主要形成于风力搬运的颗粒之间的高频碰撞。本研究中，弯曲脊只出现在天池河组上部的风成砂岩颗粒中，而在河流砂岩颗粒表面并未发现，与前人认识一致。

6） 球状边缘

指颗粒表面的抛物线形状的突起和圆形颗粒边缘^[14]。球状边缘形成于风力搬运过程中颗粒的高频碰撞，通常与直撞击沟伴生出现。它是风成环境中最为常见的标志性显微表面特征之一。本次研究中球状边缘表现为颗粒表面的抛物线形突起与颗粒边缘的圆滑，与直撞击沟伴生出现，且只存在于风成砂岩的颗粒中，与前人研究相符（图6k）。

7） 分级弧

指出现在颗粒表面的同心状、圆状或者半圆状凹陷，大小介于3~400 μm ^[50]。当分级弧聚集性出现时，则会构成一种同心扇状形态^[13]。分级弧的形成是由于高能的碰撞和压力所致，类似于贝壳状断口的形成机制^[50]，但分级弧在颗粒表面的分布往往较为局限（<5%），不同于贝壳状断口^[12]。分级弧通常作为风成环境的标志性特征之一。本研究样品中并未发现分级弧，具体形态可参考文献[13]中的图版2C。

8） 贝壳状断口

指颗粒在受到外在碰撞或负荷时，压力传导至晶格产生的贝壳状破裂形态^[48,51]。Vos et al.^[13]根据贝壳状断口的大小将其分为3类：小型贝壳状断口（<10 μm）、中型贝壳状断口（10~100 μm）和大型贝壳状断口（>100 μm）。大型贝壳状断口产生在高能的挤压碰撞环境中（如冰川等），而小型断口则在沙漠和滨岸环境中较为常见^[47]。本次对宁武—静乐盆地天池河组的矿物观察中发现河流砂岩的贝壳状断口往往大于风成砂岩（图7c，d）。

9） 直阶步和弓形阶步

这两种阶步多与贝壳状断口伴生，出现在贝壳状断口的断面之上^[52⁃53]，表现为贝壳状纹路。直阶步边缘呈棱角状，而弓形阶步边缘则为圆滑的弧形（图7c，d）。弓形阶步与直阶步深度通常很浅，最浅处不超过1 μm。阶步之间的距离通常在5 μm左右。阶步形成于高能碰撞或者挤压的环境中^[13]。有的学者将其称为平行阶^[54]。在对宁武—静乐盆地样品观察中发现河流砂岩颗粒中阶步规模普遍较大，而风成砂岩颗粒中阶步较小或不发育。

指颗粒表面形成的三角形凹陷，直径约5 μm，深度约0.1 μm^[40]。V形坑形成于颗粒之间的随机碰撞。国外研究认为V形坑直径小于5 μm，是水下高能环境中磨圆程度不高的颗粒相互碰撞的结果。相比之下，国内研究多注重V形坑的形态，没有大小限制。对宁武—静乐盆地的样品观察中发现国内外认知的两种大小V形坑都存在，一类在1 μm左右，另一类大于100 μm，并且只在天池河组下部的河流砂岩与上部沙丘间河道砂岩中发现，上部沙丘沉积砂岩中未见V形坑（图7f，g）。

11） 平行解理面

指颗粒破裂面上存在的一系列近于平行的解理面，且直径通常小于150 μm^[11]。在流体搬运过程中，高速运动的颗粒相互碰撞破裂，产生一系列平行或近平行的解理面。目前对于平行解理面的形成环境存在不同的认识，如Vos et al.^[13]认为平行解理面常出现在冰川和沙漠环境中，而白涛^[54]则提出平行解理形成于水下环境。在本研究中，平行节理面出现在天池河组下部的河流砂岩中（图7e），大小约100 μm，未见与其他显微结构伴生的现象，在天池河组上部的风成砂岩中并未发现。

12） 直/弯凹槽和擦痕

指棱角状颗粒以滚动的方式划过另一个颗粒表面时产生的直线形或弯曲状的擦痕或凹槽^[50]，一般产生在具有足够碰撞动能的粗颗粒上^[48]。由于风成砂中颗粒的磨圆较好，因此不会出现直/弯凹槽和擦痕。本研究在天池河组下部的河流砂岩颗粒表面发现直/弯凹槽和擦痕（图7f），无规则分布，深度小于1 μm，长度大于40 μm。此外，还发现一系列近平行的擦痕（图7h），深度约1 μm，长度约6 μm。在天池河组上部风成砂岩中未发现擦痕。

1） 再生石英

指沉积之后受沉积区化学环境影响，在矿物颗粒表面形成的自形—半自形次生石英矿物。沉积物的埋藏深度、矿物颗粒在硅质过饱和环境下的停留时间以及再生石英生长所需空间等几方面影响再生石英的成长与晶体大小^[55⁃56]。因此，再生石英可作为判别成岩作用的一项指标。与硅质薄膜的快速、突发形成过程相比，再生石英的生长周期需要更长的时间^[40]。对宁武—静乐盆地天池组的样品观察中可发现再生石英直径从1~20 μm不等，晶型完好，自形程度高（图8a，b）。

Figure 8.  Surface features of grains in the Tianchihe Formation of the Ningwu⁃Jingle Basin

2） 溶蚀坑

指矿物颗粒沉积之后，因化学溶蚀作用在颗粒表面形成的孔洞称为溶蚀坑^[40]。溶蚀坑以其具有的不定向性以及不规则的轮廓形态使其与定向溶蚀坑有明显区别。溶蚀坑的轮廓与大小取决于颗粒在溶蚀环境中停留的时间以及溶蚀环境的化学性质^[13]。在本次研究中，观察到溶蚀坑大小不一，介于1~20 μm，溶蚀坑边缘大多呈不规则形，深度与溶蚀孔洞大小呈正比，与定向溶蚀坑同时存在于一个颗粒表面之上（图8d，e）。

3） 定向溶蚀坑

指沿着晶格发生位错或者缺陷方向发生化学溶蚀，在颗粒表面形成的三角形、矩形或者菱形的溶蚀坑^[13]。由于其具有定向性特征可将其与V形坑区别开来。Margoils^[57]测量了三角形溶蚀坑的顶角和底角（38°~45°和65°~70°），发现与Frondel^[58]测量的晶格棱角具有相似性，因此认为化学溶蚀作用会沿着晶格走向进行。本次研究中定向溶蚀坑大小介于0.1~5.0 μm，大小不一，均呈三角形，展现出极为明显的规则性，边缘光滑，与溶蚀坑相伴生（图8d，f）。

在颗粒表面经过机械作用与化学作用共同作用之后形成的表面显微结构称为机械与化学混合成因结构，包括直撞击坑、颤动擦痕和黏附颗粒。

1） 直撞击坑

指出现在颗粒表面的盘形凹陷。直撞击坑大小不一，出现的概率随着颗粒粒径的减小而减少。直撞击坑形成于高能风力搬运的环境中，由跃移的颗粒与蠕动的颗粒垂直碰撞产生^[13]，经常与球状边缘伴生出现。本研究在天池河组上部风成砂岩的颗粒表面发现狭长的直撞击坑，长度约100 μm，深度约20 μm，与球状边缘共生（图6k）。

2） 颤动擦痕

指一系列线性排列，呈直线或略微弯曲状的擦痕。颤动擦痕出现在缺乏明显裂解面的颗粒表面，形态上与鱼骨类似^[12,59⁃60]。此类擦痕可单独出现，也可复合出现呈定向排列。颤动擦痕最早被认为形成于冰川环境^[61⁃62]。随后，Bull^[63]、Manker et al.^[64]提出了化学成因的认识，但却无法解释其形成的随机性。之后，学者们提出颤动擦痕受上述两种机制共同作用^[65⁃66]。颤动擦痕最初形成于颗粒的机械撞击，随后在化学作用下被改造为鱼骨状形态^[13]。对宁武—静乐盆地样品观察中发现颤动擦痕只出现在天池河组下部河流沉积砂岩中，颤动擦痕的大小介于5~50 μm，深度约1 μm，排列有序，形似同心扇（图7a，b）。

3） 黏附颗粒

指附着在颗粒表面的矿物碎片或更小的颗粒，由颗粒在碰撞过程中产生的碎屑黏附在颗粒表面形成^[13]。在天池河组下部河流沉积砂岩中，发现黏附颗粒与贝壳状断口共生的现象（图7d）。由于黏附颗粒可能代表原岩的碎屑，因此在一定程度上能够指示物源区岩石特征。然而，鉴于黏附颗粒太小，实际可操作性较低，目前未能在物源研究中获得应用。

在热带干旱地区，由于昼夜温差较大，夜间地下水会通过毛细管作用吸附到沙粒表面，白天发生热蒸发，水中残留的氧化物（如氧化锰、氧化铁）则会附着在沙粒表面。经过长时间的累积聚集，颗粒表面会被氧化物“镀”上一层黑色的薄膜，也被称为“沙漠漆”。沙漠漆在进一步氧化作用下会逐渐转变为紫红色，这也是大多古沙丘沉积均为红色/紫红色的原因。利用能谱对风成砂岩石英颗粒表面进行点元素分析，已成为判别沙漠漆的重要研究手段，可与薄片观察形成互补^[17]。本研究对4件宁武—静乐盆地风成砂岩样品开展了能谱测试，结果显示，磨圆度较高的风成砂岩石英颗粒表面大多含有Fe或Mn元素，其中Fe的最高含量为23.12%，平均含量为3.48%；Mn的最高含量为14.31%，平均含量为2.25%（图9、表3）。上述特征表明，石英颗粒表面富含氧化锰和氧化铁，结合薄片的镜下观察（图4b），确定薄片中石英颗粒周缘暗色物质为沙漠漆。

Figure 9.  Quartz particle surface point scanning energy spectrum

本研究对山西宁武—静乐盆地天池河组下部的河流沉积和上部的风成沉积砂岩开展了薄片、粒度、扫描电镜和能谱研究，目的在于从显微尺度上提供风成沉积的有效鉴别指标。

薄片观察发现，风成砂岩具有高结构成熟度、高成分成熟度，以铁/钙质胶结为主，且普遍发育明显的风成地层（颗粒流层、颗粒飘落层以及存在逆粒序的风成沙波层）等特征。与风成砂岩相比，河流砂岩的结构成熟度与成分成熟度较低，以泥质胶结为主，未发现存在明显逆粒序的特征性地层类型。

粒度分析表明，不同风成地层之间以及河流砂岩在粒度方面具有完全不同的特征。颗粒流层、风成沙波层以及部分混合层具有分选好、正偏以及中等峰态的特点，而颗粒飘落层与河流砂岩类似，表现为分选较差、极正偏以及窄峰态的特点。建议在对风成砂岩开展粒度研究时，首先需要区分不同的风成地层，如此才能对风成砂岩进行更有效的粒度分析。

扫描电镜研究显示，风成砂岩矿物颗粒具有较好的磨圆、碟形坑、新月形坑、上翻解理薄片、弯曲脊等特征性显微结构。相比之下，河流砂岩中则发育V形坑、平行擦痕、直/弯擦痕、颤动擦痕、大型贝壳状断口以及较低的磨圆度等特点。此外，沙丘间河道的石英颗粒则具有风成与水成共有的显微结构。

能谱分析发现，风成砂岩的石英颗粒表面具有高铁/锰元素含量的特点，结合薄片的镜下观察，确定石英颗粒周围的暗色部分为沙漠漆。

前人对风成砂岩的微观鉴定开展了大量研究，提出了一系列鉴别指标。然而，由于部分显微特征在风成与水成砂岩中均可出现，从而导致了风成砂岩鉴别的多解性。例如，在扫描电镜的应用中，矿物颗粒的沉积后再搬运以及沉积环境的复杂性，使得矿物颗粒可能同时具有不同沉积环境的显微特征。在薄片的观察中，风成砂岩独有的毫米级逆粒序风成沙波层不易被识别，而颗粒流层以及颗粒飘落层等地层类型在水成环境中亦有出现。粒度研究中，受风成地层以及沉积环境的影响，风成砂岩有时会展现出与水成砂岩相似的粒度特征。此外，颗粒表面的能谱元素分析也受采样点元素含量的影响。上述特征表明，微观结构特征在鉴别风成砂岩成因上仍具有一定的局限性。因此，在进行风成沉积的微观鉴定时，通常需要结合野外宏观露头和多种微观手段开展综合分析，从而实现风成沉积的有效鉴别，为后续风成沉积体系、古地理和古气候研究提供有力支撑。