鄂爾多斯盆地南緣奧陶系平涼組深水沉積特征及其與古環境關系
——以陜西富平趙老峪地區為例

李華，何幼斌，黃偉，劉朱睿鷙，張錦

1.長江大學地球科學學院，武漢 430100

2.長江大學油氣資源與勘探技術教育部重點實驗室，武漢 430100

3.長江大學沉積盆地研究中心，武漢 430100

深水區由于水深較大、研究難度高而為人類了解甚少。近年來，隨著科學技術的不斷提高，深水區逐漸成為全球研究的重點和熱點之一。深水區不僅蘊含大量的礦產資源(錳、鈷、硫、天然氣水合物及石油)，還富含豐富的地質信息，是地球系統科學研究的突破口[1]。深水區水動力性質復雜多樣(如重力流、等深流、內波等)，其可形成原地沉積和異地沉積[2]。一般而言，深水區由于水深較大，能量較低，沉積物以垂直降落為主，多為泥質等細粒沉積。重力流為深水區常見的高密度流體，其受重力流作用順斜坡向下運動[3]。等深流是由于地球旋轉而形成的溫鹽循環底流，其大致沿等深線平行斜坡運動[4]，其在大西洋兩岸、墨西哥灣及南海等地極為活躍[5]。其中，細粒沉積為深水區沉積主體，是近年非常規油氣勘探的熱點，而重力流和等深流沉積一直是沉積學領域及深水油氣勘探的重點[3,6-9]。然而，深水區不同性質水動力的沉積響應(特別是等深流)，地層記錄中的鑒別標志以及與構造和古環境耦合關系一直是研究重點和難點[5,10]。

鄂爾多斯盆地南緣奧陶系平涼組深水沉積發育，包括深水原地沉積、重力流和等深流沉積[11-17]。目前，前人對富平趙老峪[15]、耀縣桃曲坡[18]、岐山曹家溝[16]及隴縣石灣溝[14]等地重力流及等深流沉積的類型、特征及形成機制等進行了研究，但未對研究區重力流和等深流沉積的鑒別標志、主控因素及其與古地理的耦合關系進行對比研究。本文在前期等深流沉積宏觀展布特征研究的基礎上[17]，以陜西富平趙老峪奧陶系平涼組實測剖面為基礎，通過巖相及較為系統的地球化學分析，對鄂爾多斯盆地南緣奧陶系平涼組深水沉積類型、特征及其與古環境關系進行分析。本研究可進一步認識研究區深水沉積、古地理及演化，還能為鄂爾多斯盆地深水沉積(包括異地粗粒沉積和原地細粒沉積)油氣勘探潛力研究提供基礎地質依據。

1 概況

1.1 地質背景

鄂爾多斯盆地位于華北克拉通，面積約2.5×105km2，覆蓋了陜西、甘肅及寧夏等省[16,19]。其在構造位置上位于祁連山造山帶、秦嶺—大別山造山帶與華北克拉通連接地區，北部為鄂爾多斯古陸，南部為秦嶺—大別山造山帶，東部富平地區為富平裂塹，西南部為祁連山—秦嶺海槽，整體呈“L”形(圖1)[16,20]。富平趙老峪位于鄂爾多斯盆地南緣渭北隆起帶[20]。

圖1 研究區位置圖[11,13]Fig.1 Location of the study area[11,13]

1.2 地層

鄂爾多斯盆地面積較大，經歷了多期大構造事件，部分地層缺失嚴重。盆地南緣奧陶系從下至上可分為麻川組、水泉嶺組、三道溝組/峰峰組、平涼組及背鍋山組，在富平趙老峪地區也將平涼組和背鍋山組稱為趙老峪組(圖2)[19]。

早奧陶世，盆地西南緣為水體深度較淺的廣海陸架沉積環境。中奧陶世，盆地西南緣呈“L”形的邊緣海，南部為末端變陡的繼承性碳酸鹽緩坡[16,20]。從北向南大致為古陸、斜坡及深水盆地。晚奧陶世，加里東運動開始，構造活動強度增大，火山及地震等事件加劇，華北地塊整體抬升，導致地層缺失[16,20]。

2 資料和方法

2.1 露頭

對富平趙老峪剖面進行了詳細測量、記錄。以沉積旋回為單元進行分層，并進行了系統取樣。室內進行了資料整理，進一步分析沉積環境及沉積相演化。

2.2 薄片分析

本次共采取薄片79塊。其中，普通薄片78塊，大薄片1塊，另制作光面1個。通過鏡下觀察，對巖石的成分、結構、構造等進行深入分析，結合大薄片的典型沉積現象，綜合研究深水沉積特征。

2.3 地球化學測試

為詳細分析深水沉積演化及古地理，對富平趙老峪剖面進行了系統取樣，并對57個樣品做了δ13C、δ18O、微量元素及87Sr/86Sr測試。樣品以沉積旋回為單位，對重點巖相進行密集取樣，其中，泥晶灰巖(巖相1，巖相2共47個)，礫屑灰巖10個。室外選取巖性較純，少有方解石脈及風化程度極低的樣品。室內首先將樣品無污染粉碎至200目并干燥，隨后送至測試單位中國核工業地質研究院分析測試研究中心(CNNC-ALBRIUG)。測試結果見表1。

圖2 鄂爾多斯盆地南緣地層劃分[19]Fig.2 The stratigraphic division of the southern margin of the Ordos Basin[19]

表1 研究區地化測試結果Table 1 The geochemical test results

(1) δ13C及δ18O同位素分析

測試儀器型號為MAT253；測試方法和依據為DZ/T0184.17—1997。充分利用δ13C，δ18O指標，研究剖面垂向上相對海平面升降，進而研究沉積演化與古水深的耦合關系。

(2)87Sr/86Sr比值

測試儀器型號為Phoenix熱表面電離質譜儀；溫度30 ℃；相對濕度：30%；測試方法和依據為GB/T17672—1999；誤差為2σ。87Sr/86Sr比值可較好反應古水深變化，其可輔助相對海平面升降研究。

(3) 微量元素分析

測試儀器型號為ELEMENT XR等離子體質譜儀；溫度23.7 ℃；相對濕度：43.5%；測試方法和依據為GB/T14506.30—2010。元素種類分別為B、Li、Be、Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、Ga、Rb、Sr、Y、Mo、Cd、In、Sb、Cs、Ba、La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、W、Re、Tl、Pb、Bi、Th、U、Nb、Ta、Zr及Hf。在巖相及沉積相等分析的基礎上，對有指示性的元素進行了分類對比分析，為深水沉積的識別和古地理研究提供依據。

3 結果

3.1 沉積特征及成因解釋

富平趙老峪剖面巖性較為單一，主要為石灰巖，局部見薄層硅巖、泥巖、泥灰巖，另見少量的白云化及硅質交代現象；沉積構造較少，主要為水平層理、流水波痕及小型交錯層理，生物擾動極為發育。其典型巖相有泥晶石灰巖、硅巖、泥巖及凝灰巖互層相、生物擾動泥晶灰巖相及塊狀層理礫屑灰巖相3種，主要特征及成因如下。

3.1.1 巖相1——泥晶石灰巖夾硅巖及泥巖相

(1) 巖相特征

深灰色薄層泥晶石灰巖夾極薄層泥質灰巖或泥巖。單層厚度小，一般幾厘米，最薄0.5 cm，呈薄板狀，局部見水平層理(圖3a，b)。泥質紋層發育，多平行層面。筆石、海綿骨針、介殼等生屑發育，大致平行順層分布(圖3c)。遺跡化石豐富，常見Chondrites,Helminthorhaphe,Paleodictyon,Squamodictyon,Paleochcrda和Helminthoida等[21]。

薄層硅巖為灰黑色，單層厚度3～5 cm，水平紋層發育，富含放射蟲(圖3b，d)。黃褐色凝灰巖單層厚度較小，一般0.3～4 cm，在剖面中共有5層。泥巖厚度極薄，僅幾毫米(圖3b)。

(2) 地球化學特征

巖相1在剖面下部較為發育，其中，泥晶灰巖為主體，在57個地化分析樣品中，1～14號為本巖相中的薄層泥晶灰巖。地化測試結果具有較好的規律性(表2)：δ13C最大值為1.9 ‰，最小為-6.7 ‰，平均為-0.955 ‰；δ18O最大值為-3.9 ‰，最小為-7.9 ‰，平均為-5.673 ‰；V及B含量最大值分別為33.5 μg/g，13.7 μg/g，最小值為10.9 μg/g，1.64 μg/g，平均值為16.336 μg/g和4.043 μg/g；87Sr/86Sr最大值為0.709，最小為0.708，平均值為0.708，比值差異較小；Sr/Ba、B/Ga、Sr/Cu、Rb/Sr、V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr最大值分別為204.176、17.895、1 444.697、0.022、0.463、10.7、1.983、23.951、6.646，最小值分別為5.353、3.448、36.725、0.001、0.273、1.118、1.393、11.638、3.077，平均值為80.309、7.930、541.398、0.007、0.339、5.572、1.705、18.871、5.437。其在δ13C-δ18O、Th-U、Ga-Cu、B-Cr、B-Ga、B-Sr、Ni/Co-U/Th、B/Ga-U/Th及87Sr/86Sr-Sr/Ba與巖相1及巖相2明顯不同(圖4)。上述分析結果中由于樣品12、13和14含凝灰質而異常，在最大值、最小值及平均值時未考慮。在古環境研究(3.2～3.5節)也僅做參考。

圖3 巖相1沉積特征Fig.3 Characteristics of the Lithofacies 1

表2 斜坡原地沉積、等深流沉積及碎屑流沉積地化特征Table 2 Geochemical characteristics of slope autochthonous deposits, contourites and debrites

圖4 斜坡原地沉積、等深流沉積及碎屑流沉積地化特征Fig.4 Geochemical characteristics of slope autochthonous deposits, contourites and debrites

(3) 成因解釋

深灰色薄層泥晶灰巖夾泥質薄層，特別是薄板狀泥晶灰巖反應沉積環境能量較低，水體相對較深，缺氧—還原環境；而大量筆石多保存于滯留還原環境[14]。生物化石大致平行層面分布，反應其在沉積過程中，水體能量相對較低，較少受到影響。另外，遺跡化石Chondrites，Helminthorhaphe，Paleodictyon等多發育在深水沉積環境[3, 22-24]。因此，深灰色薄層泥晶灰巖為深水環境原地沉積。

薄層硅巖為硅質持續溶解和沉積的產物，硅質沉積物可能來源于放射蟲和火山物質等。其中，放射蟲在深水沉積環境中大量富集[24]。推測其可能為深水沉積產物。

薄層泥巖反應沉積時期水動力較弱，很少受高能水動力影響，多為安靜水體環境產物。凝灰巖為火山噴發，火山灰通過風在空氣中搬運，最終由于能量降低沉積下來，其可沉積在陸地、海洋等地。

綜合巖性、沉積構造及古生物等特征，分析認為本巖相為深水原地沉積。同時，由于在剖面鄰區還發育大量的滑塌沉積[25]，其沉積環境可能為深水斜坡，因此，巖相1為斜坡原地沉積。

3.1.2 巖相2——生物擾動泥晶灰巖相

(1) 巖相特征

剖面中上部生物擾動泥晶灰巖極為發育，常夾泥質條帶，內部見少量的粉屑、砂屑和生屑。其單層厚度通常較小一般為幾厘米至30 cm，呈薄—厚—薄旋回疊置。層面常見波狀和平直，大致相互平行(圖5a，b)。沉積構造較為豐富，發育流水波痕及小型交錯層理(圖5c)。其中，流水波痕波長1～5 cm，波高0.2 ～0.5 cm。波形不對稱，遷移方向明顯，遷移方向為北西向，大致平行于斜坡[17]。常見古網跡(Paleochcrda)、鱗網跡(Squamodictyon)等遺跡化石(圖5c)。生物擾動極為發育(圖5d)，鏡下見與層面斜交的生物鉆孔。生屑含量小于10 %，主要為介形蟲、海綿骨針、海百合及腕足類等，多順層分布，較破碎，分選較好。沉積序列為多級次的細—粗—細沉積序列(圖5e，f，g)。鏡下相鄰兩條泥質紋層及縫合線間仍見細—粗—細特征(圖5h)。露頭中(旋回)厚度為5～280 cm；層數最多為410層，最少為10層；厚度與層數比為0.1～5.5，主要分布在厚度—厚度/層數交匯圖的左下部(圖6)。

圖6 碎屑流沉積和等深流沉積厚度與厚度/層數關系Fig.6 Characteristics of thickness-thickness/bed of debrites and contourites in cross-plot

(2) 地球化學特征

巖相2多分布在剖面中上部。其地化分析結果為(表2)：δ13C最大值為2‰，最小為-2.1‰，平均為0.541‰；δ18O最大值為-3.2‰，最小為-5.6‰，平均為-3.963‰；V及B含量最大值分別為23.2 μg/g，8.7 μg/g，最小值為11.3 μg/g，0.469 μg/g，平均值為15.103 μg/g和5.904 μg/g；87Sr/86Sr最大值為0.709，最小為0.706，平均值為0.708，比值差異較小；Sr/Ba、B/Ga、Sr/Cu、Rb/Sr、V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr最大值分別為51.345、14.353、333.88、0.04、0.568、16.406、2.201、22.26、8.995，最小值分別為2.886、3.706、77.652、0.001、0.269、0.48、1.579、10.919、2.409，平均值為21.269、9.341、174.024、0.012、0.328、3.232、1.931、19.044、5.087。其在δ13C-δ18O、Th-U、Ga-Cu、B-Cr、B-Ga、B-Sr、Ni/Co-U/Th、B/Ga-U/Th及87Sr/86Sr-Sr/Ba交會圖上特征與巖相1明顯不同(圖4)。

(3) 成因解釋

巖相2可能為等深流作用而成，其依據主要有7個方面：1)由巖相1可知研究區在奧陶紀平涼組沉積時期為深水斜坡環境，而等深流在深水區較為活躍；2)流水波痕、小型交錯層理等牽引流沉積構造發育，其指示古水流方向大致為北西向，大致平行斜坡運動。等深流是由地球自轉形成的溫鹽環流，大致平行等深線運動[26]；3)等深流沉積層面多為波狀或平直，其側向厚度變化明顯，呈透鏡狀或豆狀[27]；4)不同尺度的細—粗—細沉積序列為等深流沉積典型特征之一，反應在周期內等深流弱—強—弱變化趨勢[27-28]；5)等深流沉積生物擾動較為發育，其沉積環境較為穩定，很少受事件沉積影響[28-30]；6)少見濁流沉積序列(鮑馬序列)及塊狀層理；7)地化特征與巖相1明顯不同，其可能為異地沉積，而非深水原地沉積。

3.1.3 巖相3——塊狀層理礫屑灰巖相

(1) 巖相特征

礫屑灰巖為淺灰—灰白色，單層厚度幾厘米至1.5 m，呈塊狀、層狀及透鏡狀(圖7a～d)。礫石含量30%～50%，多為泥晶石灰巖，分選、磨圓極差，局部見粒序層理及疊瓦狀構造(圖7a，c)。其(旋回)厚度為5 ～280 cm；層數最多為210層，最少為2層；厚度與層數比為2～43，主要分布在厚度—厚度/層數交匯圖的右上部，與等深流沉積(巖相2)明顯不同(圖6)。

(2) 地球化學特征

塊狀層理礫屑灰巖地化分析結果為(表2)：δ13C最大值為1.7‰，最小為0.2‰，平均為1.009‰；δ18O最大值為-3.7‰，最小為-4.9‰，平均為-4.118‰；V及B含量最大值分別為20.5 μg/g，19.3 μg/g，最小值為12.2 μg/g，4.2 μg/g，平均值為14.245 μg/g和6.479 μg/g；87Sr/86Sr最大值為0.708，最小為0.708，平均值為0.708，比值差異較小；Sr/Ba、B/Ga、Sr/Cu、Rb/Sr、V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr最大值分別為53.204、10.956、260.302、0.024、0.39、2.858、2.051、21.351、6.109，最小值分別為1.319、7.258、119.922、0.006、0.287、1.08、1.691、17.446、2.692，平均值為17.335、8.992、196.637、0.012、0.316、2.026、1.93、19.805、4.495。其在δ13C-δ18O、Th-U、Ga-Cu交會圖上分布特征與巖相1和巖相2差異明顯(圖4a,b,c)；在B-Cr、B-Ga、B-Sr、Ni/Co-U/Th、B/Ga-U/Th及87Sr/86Sr-Sr/Ba等交匯圖上與巖相1差異明顯，但與巖相2相差不大(圖4d～i)。

(3) 成因解釋

礫屑灰巖中礫石大小各異，分選和磨圓極差，以塊狀層理為主，內部構造少見，反應沉積物為短距離搬運、快速堆積，其多為事件沉積。其與深水原地沉積和等深流沉積伴生，分析為碎屑流沉積[3, 31-32]。

圖7 巖相3沉積特征Fig.7 Characteristics of the Lithofacies 3

3.1.4 沉積相演化

富平趙老峪剖面主要有3種巖相，分別為斜坡原地沉積、等深流沉積及碎屑流沉積，其沉積類型及演化大致如圖8。

下部(1～13層)：發育深灰色泥晶灰巖夾泥灰巖，局部見白云化及硅質交代現象，以巖相1為主。在第7～10層發育白云巖，第12層發育薄層硅巖。沉積構造較少，以生物擾動為主，斜坡原地沉積發育。

中部(14～26層)：泥晶灰巖及礫屑灰巖最為發育，以巖相2及巖相3最為常見。部分泥晶灰巖呈細—粗—細旋回特征。礫屑灰巖多為層狀，單層厚度3～1 m。見滑塌變形構造及塊狀層理，發育碎屑流及等深流沉積，前者相對發育。

上部(27～35層)：深灰色薄層泥晶灰巖及中—厚層礫屑灰巖為主，發育巖相2及巖相3。沉積構造豐富，以流水波痕、交錯層理及塊狀層理為主，見少量疊瓦狀構造。常見遺跡化石及生物擾動。泥晶灰巖常呈細—粗—細沉積特征，為等深流沉積。碎屑流沉積規模相對較小。

綜上，富平趙老峪平涼組下部以斜坡原地沉積為主，中部及上部發育碎屑流及等深流沉積。從下至上，斜坡原地沉積及碎屑流沉積規模逐漸減小，等深流沉積逐漸增加(圖8)。

3.2 相對海平面升降

δ13C、δ18O、Sr/Ba、87Sr/86Sr及V的含量可以較好反應相對海平面升降。其中，δ13C，Sr/Ba及V的含量與相對海平面升降具有明顯的正相關性，87Sr/86Sr與相對海平面升降負相關[33-36]。δ13C從下至上總體呈向正偏，進一步可分為3個旋回；剖面下部Sr/Ba較大，上部特征與δ13C類似。δ18O從下至上逐漸增大，總體呈正偏趨勢。87Sr/86Sr自下而上逐漸減小，可分為3個從大至小次級旋回(表2、圖9)。其中，樣品12、13和14含凝灰質導致地化測試值較高(異常)，研究過程中僅做參考。

基于δ13C、δ18O、V、Sr/Ba及87Sr/86Sr等地化指標變化特征，對相對海平面升降進行了分析。富平趙老峪平涼組剖面從下至上，相對海平面呈上升趨勢，進一步可分為3個上升—下降旋回(圖9)。

3.3 古鹽度

Sr/Cu和B/Ga可以較好反應古鹽度的變化，其與鹽度正相關[37-38]。從圖9可以看出，剖面Sr/Cu及B/Ga在垂向上變化特征明顯，具有較好的規律性和相似性。下部比值先升高后降低，上部呈升高—降低—降低旋回特征，其可反應古鹽度的變化。剖面自下而上，古鹽度總體呈先升高再降低旋回特征，其可分為2個升高—降低旋回以及半個升高旋回(圖9)。

3.4 古氣候

Rb/Sr和Cr含量可以較好反應古氣候[39-41]。Rb/Sr和Cr含量在剖面上具有較好的一致性變化趨勢。從下至上成多個升高—降低旋回。根據其變化特征，可推出平涼組沉積時期古氣候變化特征。古氣候從平涼早期開始逐漸干燥，可細分為4個干燥—濕潤旋回(圖9)。

3.5 古氧相

V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr等指標可以較好的反應古氧相。其中，V/(V+Ni)與還原環境強度正相關，大于0.7為缺氧環境[42]。U/Th與還原環境強度負相關，0.75～1.25為缺氧環境，大于1.25為厭氧環境[43]。Ce/La大于2.0為厭氧環境，1.5～1.8為貧氧環境[44]。Ni/Co與環境還原性呈反比，小于2.5為氧化環境，2.5～5為缺氧環境[43]。V/Cr與還原環境強度正相關，大于4.25代表缺氧環境[43]。V/(V+Ni)變化較為明顯，但小于0.7，垂向上具3個增大旋回，其對應還原強度增加。U/Th從下至上可分為多個高低變化旋回，總體呈減小趨勢，沉積環境還原強度加強。下部斜坡原地沉積多大于1.25，反應厭氧環境；中上部等深流及重力流沉積多大于1.25，為厭氧環境，局部小于1.25大于0.75，為缺氧環境。Ce/La下部小于2.0，多為厭氧環境，而上部明顯增大，部分大于2.0，沉積環境為厭氧—缺氧。Ni/Co大于10，下部明顯減小，上部整體呈減小趨勢，在第34層達到最小為10.919，對應2個還原強度增大旋回。V/Cr多大于4.25，反應缺氧環境為主，從下至上具有3個上升旋回特征，反應3期還原強度增強過程(圖9)。因此，綜合各項指標，認為沉積環境總體為厭氧—缺氧環境，從下至上還原強度增加，大致對應相對海平面上升。

圖8 沉積相及演化特征Fig.8 The facies and evolution of the study area

3.6 深水沉積與古地理關系

富平趙老峪平涼組深水沉積類型與古地理密切相關(圖9)。平涼組下部以斜坡原地沉積，相對海平面總體較低，鹽度相對較高，氣候較為濕潤，以厭氧環境為主；而上部斜坡原地沉積減少，等深流和碎屑流沉積明顯增加，相對海平面繼續上升，鹽度整體降低，氣候逐漸干燥，還原強度進一步提高。

另外，等深流沉積和碎屑流沉積響應于不同的古地理特征。等深流沉積主要發育在相對海平面上升(較高)時期；鹽度變化明顯有助于等深流活動；相對潮濕的氣候條件有利于等深流沉積的發育。而碎屑流沉積多發育在相對海平面下降(較低)時期。其鹽度變化差異不大。氣候相對干燥有利于碎屑流沉積發育(圖9)。

最后，構造運動如地震、火山活動也是碎屑流活動的主要因素。富平地區發育富平裂塹，并且在鄰區發育大規模的滑塌變形構造[16,20,25]，其說明該區構造活動極為活躍。而活躍的構造運動對碎屑流作用影響主要體現在三個方面：1)提供豐富的物源；2)增大地形高差，為碎屑流沉積提供物理條件；3)觸發碎屑流的發生。同時，由于巖相1中灰巖含凝灰質，且研究區還穩定分布凝灰巖[16]。火山噴發可形成大量的火山灰，其可通過空氣搬運至深海區，進而在安靜環境緩慢下沉，形成較純的薄層凝灰巖，其可伴隨巖相1出現。而凝灰巖或凝灰質的發育，說明研究區火山活動也較為活躍，其也可為碎屑流發育提供物源供給和觸發機制。

4 討論

研究區深水沉積類型及演化與古地理密切相關，特別是等深流和碎屑流沉積與相對海平面、古鹽度、古氣候及古氧相聯系較為緊密。

(1) 平涼組沉積時期相對海平面整體上升，可進一步分為3個次級升降旋回。下部海平面相對較低，發育斜坡原地沉積。向上相對海平面持續上升，等深流及碎屑流沉積逐漸發育。其中，等深流沉積多發育在相對海平面上升或較高時期，而碎屑流沉積大致相反，多在相對海平面下降或較低時期(圖9)。相對海平面升降可影響深水沉積的物源供給。相對海平面較低或下降時期，沉積物供給相對充分，其在陸架上搬運距離相對較遠，沉積物容易從淺水搬運至深水斜坡區，進而為重力流提供物質基礎。同時，由于重力流爆發時能量遠高于等深流，且侵蝕能力較強，使得重力流沉積具有規模較大，破壞作用較強的特征。一方面由于等深流能量相對重力流極弱，當二者同時存在時，等深流沉積相對不發育。另一方面，重力流的侵蝕作用可破壞早期等深流沉積。因此，相對海平面下降或較低時期，重力流沉積較為發育， 而等深流沉積較少。相反，相對海平面上升或較高時，陸源物質較難搬運至斜坡區，重力流相對不發育，而等深流活動逐漸顯著，進而導致在重力流末期或間歇期，等深流沉積發育。

(2) 等深流是受地球自轉的溫鹽環流，其活躍區域鹽度變化明顯[4]。隨著物理海洋研究的不斷深入，發現海洋水體隨著水深的不斷增加，溫度和鹽度不斷變化，等深流也不例外。加迪斯海灣等深流沉積極為發育，其研究程度也較為深入。該海灣等深流極為活躍，水體類型多樣，包括地中海外流(上部及下部)、北大西洋表層水、北大西洋中心水團及北大西洋深層水等[6]。早在2007年，Marchèsetal.[45]在研究Portim?o海底峽谷與等深流沉積形成關系時，發現Portim?o和Albufeira等深流沉積體發育水深600 m附近區域內，流體鹽度變化極為顯著(圖10a)。而南海北部等深流也較為類似。南海北部環流復雜，在垂向上呈“三明治”結構，根據水深可分為表層水、中層水及深層水[46]。深層水研究相對較多，為北太平洋深層水經巴士海峽入侵形成，運動方向從東向西，其流速在0.15 ～0.3 m/s，可形成大規模的等深流沉積[47-48]。中層水運動方向與深層水相反，從西向東大致平行斜坡運動，等深流沉積、沉積物波及單向遷移水道發育。其中，中層水的水深范圍大致為300～1 000 m*Wyrtki K. Scientific results of marine investigations of the South China Sea and the Gulf of Thailand 1959-1961[R]. NAGA Report, University of California at Sam Diego,1961, 2: 1-195.。在中層及深層等深流作用范圍，流體鹽度變化明顯，特別是水深300 m及1 000 m處(中層水與表層水、深層水分界)鹽度變化明顯(圖10b)[49]。富平趙老峪平涼組沉積時期，早期鹽度相對較高，隨后降低，最后再次升高。而等深流沉積時期鹽度高低變化極為顯著(圖9)，其與現代等深流活躍時期鹽度變化特征極為類似。

圖10 等深流鹽度變化特征Fig.10 Salinity characteristics of contour current

(3) 古氣候可以影響深水沉積的成分和結構。趙老峪平涼組沉積時期，相對海平面升降與古氣候變化大致對應。古氣候相對干燥時期，相對海平面下降或降低過程中，沉積物容易抵達斜坡，碎屑流沉積較為發育；而氣候相對濕潤時期，相對海平面上升或較高，重力流規模較小，甚至不發育，等深流較為活躍，進而形成大規模的等深流沉積(圖9)。理論上說，氣候變化會導致沉積物的成分和結構變化，但是研究區巖性較為單一，主要為石灰巖，其成分差異不明顯。

(4) 研究區平涼組沉積環境為深水。平涼組下部為斜坡原地沉積，沉積環境為貧氧—缺氧環境，向上相對海平面進一步升高，還原作用進一步增強。深水及還原環境有助于深水沉積的保存。

(5) 深水沉積及其與古地理的關系是沉積學研究的主要內容。但研究其關系的前提是有效識別出不同深水沉積類型，如碎屑流、濁流、等深流及內潮汐沉積。這是地層記錄中深水沉積研究的主要內容。本文通過趙老峪剖面詳細測量，結合室外宏觀特征(厚度/層數等)、室內薄片、古水流、古生物及地球化學等研究成果，對原地沉積、碎屑流沉積和等深流沉積的沉積特征進行了初步的總結和對比，其可滿足研究區原地沉積、碎屑流沉積和等深流沉積有效識別需求。然而，在通過地化分析成果反演古環境時，由于巖相3的礫屑灰巖多為淺水區滑塌運移至深水區沉積而成，其地化測試結果不能反映在深水區沉積時期的環境。因此，對其地化測試主要是嘗試建立深水沉積的鑒別標志，在研究古環境時重點參考原地沉積和泥晶等深流沉積測試數據。

5 結論

通過露頭、薄片及地球化學測試等資料，對富平趙老峪平涼組沉積環境、沉積類型、演化及古地理進行了分析，主要有以下幾個方面的認識：

(1) 富平趙老峪平涼組沉積環境為深水斜坡，發育斜坡原地沉積和異地沉積，異地沉積包含等深流沉積和碎屑流沉積。斜坡沉積主要在下部發育，等深流及碎屑流沉積在中上部較為常見。從下至上，碎屑流作用不斷減弱，等深流作用逐漸顯著。

(2) 斜坡原地沉積、等深流沉積與碎屑流沉積在巖性、厚度、沉積構造及地化特征方面差異較為明顯。斜坡原地沉積巖性以深灰色薄層泥晶石灰巖為主，夾泥灰巖，局部見白云巖、薄層硅巖、泥巖及凝灰巖。薄層硅巖中富含放射蟲。見水平紋層。等深流沉積巖性以薄層泥晶灰巖為主，沉積構造和生物擾動極為發育，常見不同級次的細—粗—細旋回。旋回厚度/層數比0.1～5.5。碎屑流沉積以礫屑灰巖為主，塊狀層理發育，旋回厚度/層數比為2～43。其中，三種沉積的δ13C、V、B含量和Sr/Ba、B/Ga、Sr/Cu、V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La及V/Cr明顯不同；在δ13C-δ18O、V/Cr-U/Th差異明顯。另外，V-Sr及B-Sr中斜坡原地沉積與異地沉積迥異；等深流沉積與碎屑流沉積在Ni/Cr、Co-Cr、Ni/Co-U/Th及Ni-Co中特征各異。

(3) 基于δ13C、V、Sr/Ba、87Sr/86Sr、Sr/Cu、B/Ga、V/(V+N)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr等地化指標，對研究區古地理進行了研究。從下至上，相對海平面整體上升，可分為3個次級升降旋回；古鹽度先升高后降低再升高，由3個次級高低旋回組成；古氣候早期較為濕潤，晚期相對干燥，可分為4個次級干燥—濕潤旋回；沉積環境以厭氧—貧氧為主，還原作用向上逐漸增強。

(4) 相對海平面上升或較高，古鹽度變化明顯，氣候相對濕潤及較強的還原作用有利于等深流沉積發育。而相對海平面下降或較低、干燥氣候及構造活動活躍時期，碎屑流沉積較為明顯，鹽度及古氧相對其影響不明顯。

致謝 審稿人和編輯提出了一系列意見和建議，在此一并感謝。

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