20世纪70年代,Kelling et al.^[1]首先提出风暴岩（tempestite）这一概念,并对风暴沉积过程进行了讨论。随后,Kumar et al.^[2]以及Aigner^[3]提出风暴沉积这一概念,用于描述风暴天气下的沉积过程。我国学者在将风暴沉积这一概念引入国内之后,针对华北板块及华南板块不同风暴沉积类型进行了大量研究,并建立了相应的沉积模式图^[4⁃6]。

近年来,国内学者针对四川盆地^[7⁃9]、塔里木盆地^[10]、鄂尔多斯盆地^[11⁃12]等地区的风暴沉积特征均进行了详细研究。但是对于鄂尔多斯盆地风暴沉积的研究,多集中于三叠系与侏罗系湖相风暴沉积的研究,而对深部寒武系地层海相风暴沉积的系统性研究相对较少并且尚未建立徐庄组的风暴沉积模式^[13⁃14]。

在野外实地调研以及镜下薄片观察的过程中,发现在鄂尔多斯盆地寒武系分布多层砾屑灰岩以及大量风暴沉积构造。因此,本文旨在通过野外实测资料以及镜下薄片观察,对鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积特征以及不同类型风暴岩所指示的沉积环境进行探讨,建立鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积模式并分析其中蕴含的地质意义。这对于鄂尔多斯盆地寒武系沉积环境,古板块位置以及岩相古地理研究具有重要意义,并对华北板块寒武系风暴沉积研究提供了参考。

鄂尔多斯盆地位于华北克拉通西部,属于典型的克拉通边缘叠合盆地^[15],盆地内部被划分为6个构造单元,分别为伊盟隆起、伊陕斜坡、晋西挠褶带、渭北隆起、天环凹陷以及西缘冲断带（图1）。中寒武世徐庄期海平面迅速上升,鄂尔多斯盆地内部基本全部被海水覆盖,仅存伊盟古陆、固原古陆和吕梁古陆,呈现显著的浅水陆表海沉积特征,为风暴沉积的广泛发育提供了条件。盆地内部为碳酸盐台地沉积环境,周缘为缓坡沉积,伴有风暴沉积,具有高能动荡的水体环境^[17⁃19]。

图  1  鄂尔多斯盆地地质简图及寒武系地层柱状图（据文献[16]修改）

Figure 1.  Geological map and cambrian strata column chart of the Ordos Basin (modified from reference [16])

本次研究主要针对鄂尔多斯盆地西缘中寒武统徐庄组展开,徐庄组整体以灰色薄层泥晶灰岩为主,夹砾屑灰岩、颗粒灰岩,下部以灰绿色页岩、紫红色页岩和薄层灰岩互层为主,并发育薄层石英砂岩。野外观察发现徐庄组具有以页岩、薄板状灰岩夹砾屑灰岩、生物碎屑灰岩为沉积旋回的特点（图2）,青龙山剖面徐庄组共发育六套这种典型的沉积旋回。本次研究涉及的剖面均位于鄂尔多斯盆地西缘（图1）,沉积环境大体为开阔台地以及台地前缘缓坡,并且均发育大量竹叶状灰岩,具有显著的风暴沉积特征。

图  2  青龙山剖面徐庄组沉积特征

Figure 2.  Macroscopic sedimentary characteristics of the Xuzhuang Formation in the Qinglongshan section

通过剖面实测观察发现,研究区普遍发育砾屑灰岩,是最主要的风暴岩类型。此外,在研究区识别出风暴沉积发育的典型沉积构造,包括丘状或洼状交错层理、冲刷面、风暴砾屑层、波状层理以及平行层理等沉积构造。

研究区主要发育渠模与冲刷面两种底面侵蚀构造。渠模是由风暴气流摩擦海水,形成强大的定向水流或涡流在海底旋切早期沉积物形成,截面形态呈现沟渠状,是辨别风暴沉积的主要标志之一^[20⁃21]。在研究区表现为上覆岩层呈下凹状侵入下伏岩层之中（图3a,b）,野外观察到渠模构造规模较小,宽4~6 cm,深2~4 cm,常发育在砾屑灰岩底部,部分渠模中充填砾屑与生物碎屑,砾屑形态破碎,体现了其发育在高能水体环境中以及受到风暴浪涡流的搅动作用,由此可见研究区渠模构造发育在台前缓坡至开阔台地环境。

图  3  鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积构造

Figure 3.  Storm depositional structures of the Xuzhuang Formation, western margin of the Ordos Basin

冲刷面常发育在岩层底部,呈不规则波状起伏,这反映了风暴浪或风暴回流形成的波状扰动对沉积底面侵蚀、冲刷,在下伏岩层上形成了凹凸不平的波状层面（图3c~e）,与正常天气下形成的地层分开,并截切下伏地层的沉积构造,是风暴沉积的重要识别标志^[22⁃23]。冲刷面的起伏程度在一定程度上可以反映风暴浪的大小,研究区发育大量冲刷面构造,呈不规则起伏,幅度较为平缓,幅度介于1~4 cm,宽10~30 cm,多分布在砾屑灰岩层底部。冲刷面上部砾屑排列无明显特征,部分冲刷面下凹处见直立状砾屑,反映了风暴涡流的特点。

丘状交错层理指由一些缓波状纹层组成,外形上像隆起的圆丘状、向四周倾斜的沉积构造（图3f,g）,发育在正常浪基面之下,是识别风暴沉积最典型的标志^[21]。丘状交错层理表现为顶面呈圆丘状,内部纹层向上凸起,呈现宽缓的波状,常与洼状交错层理伴生。其成因是受风暴摆动波和漩涡扰动浅海底床形成的风暴层理构造,或者是风暴浪与沉积底流干涉效应的结果。研究区丘状交错层理多发育在砂屑灰岩中,丘高1~3 cm,波长15~20 cm。

波状层理是在风暴能量减弱时振荡水动力作用下形成的沉积构造。研究区波状层理发育在砾屑灰岩上覆的薄层泥晶灰岩中（图3h）,由波状起伏的细纹层叠置形成,反映了水动力由强变弱的过程。平行层理反映的是风暴进入衰减期,风暴流向低密度浊流转变后较强的水动力条件下形成的沉积构造,主要发育在泥晶灰岩中,纹层平直、连续性较好（图3i）。

此外,在野外观察中发现徐庄组还发育大量的灰绿色与紫红色页岩,这体现了正常天气下的沉积特征,其中颜色的变换也侧面反映了海平面的变换,氧化还原条件也随之变化,研究区大量薄层泥晶灰岩的发育也体现了正常天气下的沉积作用,并为砾屑灰岩的形成提供了物质基础。

研究发现砾屑灰岩在研究区广泛发育,而不同剖面中所观察到的砾屑灰岩有所不同。其中砾屑的颜色共有深灰色、灰色和黄褐色三种类型（图4）。深灰色砾屑反映还原环境,来源于台地前缘缓坡带,该部位沉积的薄层灰岩和泥岩的互层组合在风暴浪的搅动下发生破碎；灰色砾屑反映还原环境,成分为白云质灰岩,来源于开阔台地；黄褐色砾屑主要分布在老石旦剖面,反映此地水体相对较浅,并且风暴浪活动剧烈将氧气带入水下所致。

图  4  鄂尔多斯盆地西缘徐庄组不同类型砾屑灰岩野外特征

Figure 4.  Field characteristics of different types of gravelly limestone in the Xuzhuang Formation, western margin of the Ordos Basin

砾屑形态：在研究中所观察到的各砾屑灰岩中砾屑形态多有不同,其中有圆状、次圆状以及次棱角状砾屑。在部分砾屑中还观察到受风暴作用以及压实作用影响所形成的裂缝以及折断现象。这反映了砾屑受到风暴侵蚀的程度不同以及在砾屑形成前遭受压实作用所致,圆状、次圆状砾屑体现了正常波浪与潮汐的改造作用并伴随着一定距离的搬运作用,多为台缘沉积环境。而大尺度扁平状砾屑及棱角状砾屑反映了薄层灰岩遭受风暴活动形成砾屑后原地堆积,多为台缘缓坡—斜坡沉积环境。

砾屑排列方式：研究区砾屑灰岩砾屑排列方式可分为杂乱状、叠瓦状以及放射状三种。（1）杂乱状排列的砾屑分散发育,砾屑大小混杂,砾屑呈圆状或次圆状；（2）叠瓦状排列,砾屑长轴倾斜角度小或平行于层面,通常顺层面方向排列,砾屑颗粒较大,长轴长度可达5~6 cm,体现了砾屑形成后未经过长距离搬运或原地堆积的风暴活动较弱的沉积环境；（3）放射状排列表现为砾屑扁平面倾角较大甚至直立,局部呈现菊花状,反应风暴作用强烈,标志了风暴涡流的中心位置。在野外观察中发现在部分砾屑灰岩发育层段砾屑排列方式自下而上具有一定的变化规律（图4b）,底部砾屑顺层面方向排列呈低角度叠瓦状上部出现直立高角度砾屑呈放射状排列,反映了风暴流态从风暴衰减期的风暴回流向风暴高峰期的风暴涡流演变的过程^[21]。

基质和支撑结构：基质包括红褐色灰泥质和灰色灰泥质,分别代表了暴露氧化环境和水下还原环境。支撑结构可分为基质支撑、砂屑支撑和砾屑支撑。基质支撑和砂屑支撑的砾屑灰岩中砾屑呈漂浮状,分别指示碎屑流和高密度浊流沉积,砾屑支撑体现了风暴能量较弱或停息后的风暴回流作用。

在以上认识的基础上,结合前人研究成果^[24⁃25],将研究区不同砾屑灰岩进行识别并划分出以下四种砾屑灰岩岩相。

砾屑多平行于层面或呈叠瓦状排列,以砾屑支撑为主,夹杂少量泥灰质充填砾屑间隙,砾屑呈次棱角—次圆状,分选较好,砾屑粒度较大,长轴可达5~10 cm,砾屑间接触方式为线接触—凹凸接触,堆积较为紧密,为风暴浪在台地边缘形成的砾滩堆积^[4]（图5a）。其中大尺度扁平状砾屑为灰岩遭受风暴浪搅动后原地或经短距离搬运形成,部分近似球状颗粒是受到风暴涡流搅动破碎形成,上覆岩层为灰色生物碎屑灰岩夹泥质,下伏地层为灰色薄板状灰岩与薄层泥岩互层,底部灰岩常见因风暴活动引起的差异压实作用所形成的纵向裂缝^[26],裂缝间被泥质侵入,该砾屑灰岩相形成于台地边缘的缓坡带,在正常天气沉积下的灰岩经过风暴浪搅动破碎,原地或经过短距离搬运后沉积形成,砾屑来源极有可能为下伏薄板灰岩(图4a,b)。

图  5  砾屑灰岩岩相类型示意图

Figure 5.  Schematic diagram of lithofacies types of calcirudite limestone

砾屑磨圆较好,部分砾屑定向排列明显,部分砾屑排列杂乱,反映了较强的风暴活动,受扰动程度大,砾屑之间接触方式呈线接触,砾屑排列紧密基质充填部分较少,此地受风化程度较大,泥质受剥蚀程度大,部分砾屑直接暴露在外（图4c、图5b）。此外,在部分砾屑上可以观察到裂缝以及部分砾屑出现断裂,这是由于其受到强烈的压实作用所致。此类砾屑灰岩主要形成于水深较浅的台地环境,受风暴扰动频繁,在风暴浪的作用下,薄板状灰岩被破碎、搬运、磨蚀、再沉积、压实等一系列作用而形成现在的特征。并且由于此类砾屑灰岩形成过程中一直处于水下,所以多呈灰色、深灰色等还原色,有部分泥质充填物呈现氧化色,这是由于后期暴露在地表氧化环境所致。颗粒间的充填物较少以及砾屑的磨圆度也反映了风暴作用的强度,强大的水动力作用对砾屑进行淘洗、磨圆,使其保留了现在我们所观察到的形态(图4c,d)。

砾屑呈放射状、不规则排列（图5c）,是风暴涡流的标志,反映了涡流的中心应位于正常浪基面附近,不同剖面该岩相所呈现的特点不同。老石旦剖面放射状砾屑灰岩砾屑颜色较浅,这是由于该剖面为开阔台地相水体较浅,并且风暴浪活动剧烈将氧气带入水下所致。而摩尔沟剖面为斜坡相带,水体较深,砾屑颜色较深,砾岩源自台前缓坡,围岩为泥灰岩夹薄层页岩,为台前缓坡带风暴涡流成因(图4e,f)。

砾屑为灰色,磨圆较好,砾屑大小混杂,反映了风暴碎屑流的特征,排列杂乱,灰色、土黄色基质支撑,基质的颜色反映了其形成于水体相对较浅的沉积环境（图5d）。砾屑边界较为光滑,反映砾屑是由异地搬运而来,经过反复磨蚀,是水动力较强的表现,具有浅水成因的特点^[25],由风暴回流搬运至台缘缓坡的风暴碎屑流沉积形成(图4g,h)。

风暴天气具有周期性活动特征,可分为风暴高峰期、风暴衰减期和风暴停息期,不同风暴活动时期具有不同的流态特征^[27]。风暴高峰期时风暴涡流发育,风暴低气层气流与水体发生摩擦引起水体呈旋涡状流动,对底部岩层造成侵蚀,将剥离的底部岩层碎片进行搬运、磨蚀,受风暴涡流影响其产出沉积物特征以放射状或直立状砾屑灰岩为主；风暴衰减期与风暴停息期时风暴碎屑流与风暴浊流发育,风暴碎屑流是由于风暴涡流剥离并携带的悬浮颗粒在重力作用与风暴退潮时向下拖拽的作用力的影响下形成,产出砾屑灰岩、砂屑灰岩和生物碎屑灰岩,在纵向上具有一定的正粒序特征；风暴浊流是由风暴碎屑流中粒度较细组分与海水充分混合的低密度流体,产出平行层理的砂屑灰岩或泥晶灰岩,在纵向上具有正粒序特征^[10]。

前人通过对碳酸盐风暴沉积层序的深入研究,总结出了理想的碳酸盐风暴沉积序列,自下而上分别为冲刷底面、砾屑段（A段）、粒序段（B段）、平行纹层段（C段）、丘状纹层段（D段）、泥岩及泥晶灰岩段（E段）^[27]。但是,在野外实地考察时,发现青龙山剖面在砾屑段上部沉积了一层生物碎屑灰岩（图4a）,前人在研究风暴沉积的过程中也对生物碎屑灰岩的存在进行了记录但是并未将其作为一个风暴序列层段进行单独讨论。本文在典型风暴沉积序列的基础上建立研究区理想模式下的风暴沉积序列（图6）,实测剖面中的生物碎屑灰岩段的形成可能是在风暴活动停息后生物大量聚集在此形成。砾屑段由砾屑灰岩组成,砾屑排列方式各异,体现了风暴涡流作用；粒序段由砾屑灰岩和颗粒灰岩组成,自下而上颗粒大小逐渐变小呈现正粒序特点,体现了风暴浊流沉积；平行纹层段由发育平行层理的灰岩组成,体现了风暴浊流沉积；丘状纹层段由发育丘状交错层理的灰岩组成,体现了风暴浪的振荡作用；泥岩及泥晶灰岩段,体现了风暴停息后正常天气下沉积的现象。通过对鄂尔多斯盆地野外剖面的实地观察与镜下薄片鉴定,分析鄂尔多斯盆地徐庄组典型风暴沉积特征,发现徐庄组风暴沉积序列发育特征存在差异,主要发育以下五种风暴沉积序列。

图  6  理想的碳酸盐风暴沉积序列（据文献[8,27]修改）

Figure 6.  Idealized carbonate storm sedimentary sequence (modified from references [8,27])

该序列由冲刷底面+砾屑层（A段）+生屑段（B₂段）+泥岩及泥晶灰岩段（E段）组成（图7a、图8）,在青龙山剖面较为发育。底冲刷及砾屑段（A）主要岩性为砾屑灰岩,砾屑层厚10~15 cm,磨圆度较好,砾屑长轴长度约为3 cm,可见大小5~6 cm的砾屑,底部砾屑多顺层排列,反映水流方向,部分砾屑呈直立状,体现了风暴涡流发育；生屑段（B₂段）岩性为生物碎屑灰岩,层厚5~6 cm（图7b,c）；泥岩与泥晶灰岩段（E）厚30~40 cm,表现为泥岩与薄板状灰岩互层（图7d）。该序列底冲刷面较为平缓表明风暴强度较弱,砾屑段部分直立的砾屑反映了风暴涡流作用的侵蚀,因此该序列距离风暴中心较近,位于风暴浪基面和正常浪基面之间,靠近正常浪基面。

图  7  鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积序列Ⅰ和序列Ⅱ特征

Figure 7.  Characteristics of types I and II tempestites of the Xuzhuang Formation, western margin of the Ordos Basin

图  8  鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积序列类型

Figure 8.  Types of storm sedimentary sequences in the Xuzhuang Formation, western margin of Ordos Basin

该序列由砾屑层（A段）+粒序层（B₁段）+平行纹层段（C段）组成（图8）。砾屑段（A）主要岩性为砾屑含白云质灰岩,砾屑层厚3~5 cm,磨圆度较好,砾屑大小不一,可见大小5~6 cm的砾屑（图7h,i）,粒序层（B）厚2~3 cm,正粒序结构（图7g,h）,平行纹层段（C）厚5~8 cm,岩性为泥晶灰岩（图7f）。平行纹层的发育在一定程度上反映了风暴下部回流的演变过程,具有风暴浊流沉积特征,为风暴衰减期至停息期的产物,并且该序列砾屑段砾屑颗粒较小并且磨圆度、分选性较好,因此推测该序列发育环境水体较深,该序列位于风暴浪基面之下的台缘斜坡相带。

该序列由砾屑层（A段）+泥岩及泥晶灰岩段（E段）组成（图8）。砾屑段（A）主要岩性为砾屑灰岩（图9a~c）,砾屑层厚较厚,砾屑大小混杂,泥岩及泥晶灰岩段岩性为泥晶灰岩（图9d,e）,该序列未发育丘状交错层段与平行纹层段,说明风暴侵蚀过后,仅接受正常天气沉积,未受到风暴回流影响,并且砾屑段颗粒较小,说明其发育环境水体较深,应该位于风暴浪基面之下的台缘斜坡带。

图  9  鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积序列Ⅲ、序列Ⅳ和序列Ⅴ特征

Figure 9.  Characteristics of types I, II and III tempestites in the Xuzhuang Formation, western margin of the Ordos Basin

该序列由冲刷面加砾屑层（A段）+粒序层（B₁段）+生屑段（B₂段）+丘状纹层段（D段）+泥岩及泥晶灰岩段（E段）组成（图8）。砾屑段（A）主要岩性为砾屑灰岩,砾屑层厚15~20 cm,砾屑较大,多平行于层面（图9f）；粒序层（B₁段）岩性为颗粒灰岩,厚度较薄,层厚3~4 cm（图9f,g）；生屑段（B₂段）岩性为生物碎屑灰岩（图9h,i）,生物碎屑主要为介形虫与三叶虫碎片；丘状纹层段（D段）厚约5 cm,岩性为砂屑灰岩,可见丘状交错层理（图9j）；泥岩与泥晶灰岩互层段（E段）层厚为15~20 cm。该沉积序列发育较为完整,此序列发育在距离风暴中心较远地带,临近风暴浪基面。

该序列由平缓冲刷面以及砾屑层（A段）组成（图8）。砾屑段（A）主要岩性为砾屑灰岩（图9k,l）,砾屑层厚较厚,层厚约10~15 cm,砾屑颗粒较大,分选较好,磨圆度中等,多为次棱角状。该粒屑灰岩中粒屑为原地堆积并且颗粒较大,反映了最浅的风暴沉积环境,该序列应位于正常浪基面附近。

综合剖面资料、镜下薄片资料与风暴岩段统计分析,绘制了鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积横向展布特征图（图10）。青龙山剖面共发育四期风暴沉积,风暴序列主要为序列Ⅰ、序列Ⅳ,风暴序列发育较为完整,出现大量生物碎屑,纵向上自下而上风暴序列由序列Ⅰ向序列Ⅳ演化,反映了水体变深的过程,主体沉积环境为台缘斜坡相带,受风暴扰动,位于正常浪基面与风暴浪基面之间；老石旦剖面、摩尔沟剖面均发育三期风暴沉积,主要发育风暴序列Ⅴ、序列Ⅰ、序列Ⅱ,在砾屑层段观察受到风暴涡流影响形成的放射状砾屑,受风暴扰动强烈,位于正常浪基面附近,主体沉积环境为开阔台地边缘及台缘斜坡相带；阴石峡剖面仅发育一期风暴沉积,风暴层较薄,主要发育序列Ⅱ、序列Ⅲ,此外该剖面发育大量灰绿色泥岩,反映水体较深,沉积环境为台前缓斜坡,位于风暴浪基面之下。

图  10  鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积横向展布特征图

Figure 10.  Horizontal distributions of storm deposits in the Xuzhuang Formation, western margin of the Ordos Basin

通过对鄂尔多斯盆地西缘四条剖面沉积特征分析,结合研究区徐庄组开阔台地与台地边缘沉积模式,建立了鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积模式（图11）。

图  11  鄂尔多斯盆地西缘徐庄组风暴沉积模式

Figure 11.  Storm sedimentary model of the Xuzhuang Formation, western margin of the Ordos Basin

序列Ⅰ底部发育冲刷面构造,冲刷面相对平缓起伏较小,说明此时风暴能量较弱,砾屑段多为定向排列,长轴方向体现了水流的方向,部分砾屑呈高角度直立状反映了风暴涡流的发育,表明该序列应距离风暴中心较近,因此序列Ⅰ应位于风暴浪基面与正常浪基面之间的台缘斜坡沉积。

序列Ⅱ底部发育冲刷面构造,下部发育砾屑灰岩具有粒序层,砾屑由下至上逐渐变小,上部发育具有平行层理的灰岩,说明此时水体能量与风暴高峰期相比较弱,在一定程度上反映了风暴下部回流的演变过程,具有风暴浊流沉积特征,为风暴衰减期至停息期的产物。该序列位于风暴浪基面之下的台缘斜坡相带。

序列Ⅲ底部冲刷面平缓,仅由砾屑灰岩和泥岩及泥晶灰岩段构成,表明风暴已经进入平息期,风暴活动停息,风暴作用力被重力与海水作用力取代,水动力逐渐减弱,重力分异作用使得沉积物粒度变细,上段发育泥晶灰岩与泥岩互层,说明该序列距离风暴中心较远,水体较深,应该位于风暴浪基面之下的台缘斜坡带,但因其粒屑段粒屑颗粒直径普遍大于序列Ⅱ底部粒屑段,故序列Ⅲ应发育在风暴浪基面之下序列Ⅱ之上。

序列Ⅳ底部冲刷面幅度较小,风暴侵蚀能力较弱,并且沉积序列发育较为完整,粒序层反映了风暴浊流所形成的风暴浊积岩特征,丘状层理的发育反映了风暴回流作用占据主导,并且在上部发育泥岩与薄层泥晶灰岩互层,说明此序列发育在距离风暴中心较远地带,临近风暴浪基面。

序列Ⅴ仅由粒屑段构成并且粒屑颗粒较大,与下伏围岩岩性一致,并在下伏围岩中观察到明显的断裂与撕裂结构,下伏灰岩部分区域已经呈现出粒屑特征,这说明该粒屑灰岩中粒屑为原地堆积并且颗粒较大,反映了最浅的风暴沉积环境,该序列应位于正常浪基面附近。

研究区风暴沉积序列自下而上的沉积环境由台前缓坡→台缘斜坡→开阔台地过渡,具有纵向上水深逐渐变浅的沉积特征。序列Ⅱ、Ⅲ处于风暴浪基面之下,为风暴远源沉积,风暴浪对未固结或半固结的岩石具有破坏性,被打碎的砾石被搬运至台前缓坡接受沉积,因此序列Ⅱ、Ⅲ砾屑层颗粒较小,磨圆较好,冲刷面较为平缓。序列Ⅰ、Ⅳ发育在风暴浪基面之上的台缘斜坡环境,风暴序列发育较为完整,砾屑段下部多呈水平状,平行于层面分布,上部砾屑部分呈现直立状排列,反应风暴涡流对其进行改造的过程。序列Ⅴ仅由砾屑段构成,发育在正常浪基面附近,砾屑颗粒较大,磨圆较差,以原地堆积为主,反映了水深最浅的风暴沉积环境。

对于砾屑灰岩的成因解释,前人做了大量研究,刘宝珺等^[5]认为砾屑灰岩因暴露形成干裂,随后经过机械改造作用而成。王祥珍^[28]认为砾屑灰岩是由薄层状灰岩在陆表海环境中受到构造地震作用以及由地震作用引起的海啸等作用的影响下发生破碎后固结成岩。孟祥化等^[4]通过对华北丁家滩剖面砾屑灰岩研究,提出风暴成因的结论并将砾屑灰岩按其砾屑的来源分为原地型和异地型两类。陈吉涛等^[26]、Kwon et al.^[29]将砾屑灰岩按成因划分为沉积型和成岩型两类。总体来说,国内外学者普遍认为砾屑灰岩的形成与灰岩的改造—再沉积过程和成岩作用早期的胶结作用、压实作用有关。

研究区内观察到大量砾屑呈放射状排列的砾屑灰岩以及风暴侵蚀构造,这是风暴沉积的典型证据^[25],此外,在镜下观察到大的砾屑间充填了颗粒较小的砂屑、生物碎屑和灰泥（图12）,也指示研究区风暴事件的发育^[30]。寒武纪时期华北板块整体处于陆表海沉积环境,海水相对较浅,风暴浪可以触及台地底部,气候温暖,大气呈现高CO₂含量低O₂含量的特征,海水的pH值因大量CO₂的逸出而升高^[30⁃33],因此沉淀了大量的碳酸盐灰泥。随着沉积过程的不断推移,压实作用使得先前沉淀的灰泥固结形成石灰岩,较晚沉积的灰泥质覆盖在石灰岩上,呈半固结状态,新沉积的泥质覆盖其上,呈松散堆积状态。由于鄂尔多斯盆地西缘处于贺兰山地震带,构造活动频繁,加之陆源沉积物的输入,使得海底的沉积环境不断变化,所形成的岩石大多为薄层的条带状灰岩与薄层泥岩互层（图13a）。

图  12  鄂尔多斯盆地西缘徐庄组砾屑灰岩镜下特征

Figure 12.  Microscopic characteristics of gravel limestone in the Xuzhuang Formation, western margin of the Ordos Basin

图  13  砾屑灰岩形成过程示意图

Figure 13.  Schematic diagram of formation process of gravelly limestone

研究区沉积相类型为开阔台地边缘及缓坡相带,海水受水下隆起的阻隔,海水运动与循环受阻,因此不同部位受水动力影响程度不同。华北板块在寒武纪时期位于低纬度的风暴区^[34⁃36]并且受到贺兰山地震带的影响^[28],风暴作用频发,风暴浪与地震作用使正常天气下沉积的半固结与固结状态的条带状灰岩发生破碎（图13b）,这些破碎的灰岩碎片在海水与涡流的持续作用下被搬运与磨蚀成次棱角状—次圆状的砾屑再次沉积下来。而未固结的灰泥及部分灰岩碎片在搬运、磨蚀过程中脱离的碎屑在风暴浪的作用下会呈悬浮状态被海水携带,在风暴停息之后也会逐渐下沉,这部分杂基与经由化学作用沉淀的灰泥以及部分在风暴浪搅动过程中携带的生物碎屑一同组成基质,并在自身重力作用与压实作用下充填砾屑间的缝隙形成我们所观察到的砾屑灰岩（图13c）。对于砾屑呈高角度特征的砾屑灰岩来说,这种砾屑灰岩的形成是由于风暴涡流的影响,风暴涡流持续作用后砾屑快速堆积并形成颗粒支撑结构。由于是在涡流作用影响下快速堆积而成,所以砾屑按照涡流漩涡形状排列,导致其呈高角度、放射状产出。

此外,风暴高峰期能量极为强大,将原本生活在开阔台地以及台地边缘的生物及生物遗迹一同卷起并在风暴衰减期、停息期沉积下来。

风暴岩具有重要的古气候指示意义。风暴事件主要发生于中低纬度地区,多形成于赤道附近5°~20°的洋面上,因此风暴岩的发现可以作为古板块恢复研究的证据之一^[26]。同时,风暴浪具有密度流和牵引流的双重性质,且具有涡流的性质。当风暴掠过海水表面,吹向陆地时,驱动海水以波浪的形式前进而形成风暴浪,如果遇到水下高地,就会引起回流,扰动海底沉积物并形成密度流,从而沉积厚层碳酸盐岩地层。这也是对华北地台在寒武纪时期沉积厚层碳酸盐岩地层的一种解释。鄂尔多斯盆地位于华北板块中部,前人通过古地磁研究对寒武纪古板块位置重建^[36⁃39],认为在寒武纪华北板块位于赤道附近（图14）,属于低纬度地区,受到赤道风暴带的影响,风暴作用影响强烈,与风暴事件主要发生在中低纬度地区这一认识可以相互佐证,提供更可靠的依据。因此,风暴岩具有重要的古纬度指示意义,对重建古板块位置可以提供沉积学佐证。

图  14  寒武纪时期全球古板块分布图（据文献[36⁃39]修改）

Figure 14.  Distribution of global paleoplates during the Cambrian (modified from references [36⁃39])

风暴沉积具有良好的指相意义。前人将鄂尔多斯盆地西缘徐庄组划分为碳酸盐岩开阔台地与台缘斜坡相,但不同学者所划分的开阔台地与台缘斜坡的具体界限有所不同。风暴沉积因其周期性、瞬时性、区域性特点而具有等时意义,可作为盆地等时对比标志之一^[27]。具体体现在两方面：（1）风暴浊积岩中含有的标志性化石；（2）风暴沉积本身具有周期性特征。因此可利用这一特点对鄂尔多斯盆地西缘徐庄组进行高精度岩相古地理图编制,通过不同风暴沉积序列对应不同沉积环境来区分不同沉积相类型的界限。

（1） 研究区主要发育渠模构造、底冲刷面构造、丘状交错层理、波状层理、水平层理和风暴砾屑层等沉积构造；共发育颗粒支撑砾屑灰岩相,泥质充填砾屑灰岩相,放射状砾屑灰岩相,基质支撑砾屑灰岩相四种砾屑灰岩类型。

（2） 野外实测发现研究区典型风暴沉积序列包括冲刷底面、砾屑段（A段）、粒序段（B₁段）、生物碎屑段（B₂段）、平行纹层段（C段）、丘状纹层段（D段）、泥岩及泥晶灰岩段（E段）。在此基础上将研究区风暴岩划分为五种沉积序列：序列Ⅰ由冲刷底面+砾屑层（A段）+生屑段（B₂段）+泥岩及泥晶灰岩段（E段）组成,沉积环境位于风暴浪基面与正常浪基面之间；序列Ⅱ由砾屑层（A段）+粒序层（B₁段）+平行纹层段（C段）组成,沉积环境位于风暴浪基面之下的台缘斜坡相带；序列Ⅲ由砾屑层（A段）+泥岩及泥晶灰岩段（E段）组成,发育在风暴浪基面之下；序列Ⅳ由冲刷面加砾屑层（A段）+粒序层（B₁段）+生屑段（B₂段）+丘状纹层段（D段）+泥岩及泥晶灰岩段（E段）组成,该序列发育较为完整,发育在距离风暴中心较远地带,临近风暴浪基面；序列Ⅴ由平缓冲刷面以及砾屑层（A段）组成,反映了最浅的风暴沉积环境,该序列应位于正常浪基面附近。

（3） 寒武纪时期研究区处于陆表海环境,沉积环境主要为开阔台地边缘及缓坡相带。风暴浪与地震作用使条带状灰岩发生破碎,为砾屑灰岩形成的动力条件,古板块位置处于低纬度的风暴带,是风暴作用频发的原因。