鄂爾多斯盆地東勝東三疊系—侏羅系湖泊風暴沉積的發現及其意義

鐘建華，倪良田，孫寧亮，郝兵，薛純琦

1.中國礦業大學（北京）煤炭資源與安全開采國家重點實驗室，北京 100083

2.中國石化集團勝利石油管理局博士后科研工作站，山東東營 257000

3.中國石油大學（華東）地球科學與技術學院，山東青島 266580

0 引言

在上個世紀70年代風暴沉積被發現并引起了學者的重視，并迅速成為沉積學的研究熱點，但至今風暴沉積仍有很多基本問題未得到解決。近期的研究發現鄂爾多斯市東勝區東部沿109國道從納林煤礦到德勝西岔口及昌漢布拉的40余公里的公路兩側發育了很好的風暴沉積或風暴巖（圖1）。通過詳細的野外工作取得了新的認識，對深化湖泊風暴沉積或風暴巖的研究具有重要的科學意義。

圖1 鄂爾多斯東部中生界風暴沉積的交通位置Fig.1 Location map of Mesozoic storm deposits in eastern Ordos

風暴沉積作為一種較特殊的沉積體，其形成風暴理論上要求60 m水深和水體溫度在26.5°（原生風暴）的環境。風暴沉積（臺風、咫風、風暴潮、或地震海嘯）是由（熱帶）風暴形成的，一般發育在正常浪基面與風暴浪基面之間[1-6]。風暴破壞了原來的正常水溫和水動力條件，一方面改造原地沉積，另一方面又把風暴從淺水處翻攪起來的較粗粒碎屑帶到“靜水環境”或沖上海岸（海嘯），形成這種低能條件下的高能沉積，并與低能的細粒沉積交互在一起。風暴的能量非常大，風暴浪可沖向50 m高的海岸懸崖頂并搬運直徑20 m的巨礫，形成一種特殊的沉積—懸崖頂部風暴沉積（Cliff Top Strom Deposits，CTSD）[7]。在斜坡帶，風暴翻攪起來的粗粒碎屑會繼續沿斜坡流動，如坡度足夠大，風暴翻攪起來的粗粒碎屑會突破風暴形成的浪基面而繼續前進，形成濁流沉積，這一點在山東青島靈山島洋礁洞出露明顯。小型風暴作用的深度只有數米，大型風暴作用的深度則可達百十米，可能甚至更深（約為200 m）。例如2004年由8.9級的海底地震引發的印尼海嘯，其海浪高度超過了10 m，按照波長與波高的關系推測，其海浪波長可達100 m以上。有資料表明，波浪作用的深度一般在波高的20倍，波長的2倍。由此可以推測2004年印尼海嘯引起的風暴作用面超過200 m。盡管風暴成因的證據不及人們的期待，但現代大陸架風暴沉積的研究較丘狀交錯層理更為深入[8]。風暴的這些動力參數是認識風暴沉積的基礎。

風暴沉積和風暴巖最初發現于海相地層，但近年來在湖相地層中也有發現。有意思的是，湖泊的風暴沉積和風暴巖是在巖芯中首先發現的[8]，后來有很多相關報道[9-15]。當然，最早發現湖泊風暴沉積的可能是Allen[16]，但他似乎不大確定是風暴沉積。我們認為，要在直徑約10 cm的巖芯上發現丘狀交錯層理（Hummocky Cross Stratification，HCS）和洼狀交錯層理（Swaley Cross Stratification，SCS）是比較困難的，要求觀察非常仔細。即便到目前為止，與海相風暴沉積和風暴巖相比，陸相風暴沉積和風暴巖的露頭研究還不充分。從風暴的嚴格定義來看，湖泊是不可能形成風暴的，所以也就沒有真正意義上的風暴沉積和風暴巖。但是，1986年Greenwoodet al.[8]就曾在加拿大大湖（Canada Great lakes）的湖泊中做過風暴沉積的觀察實驗，獲得了典型的HCS和SCS層系及其組合與風暴流參數之間的關系。2016年加拿大—美國的五大湖之一的伊利湖也出現了大風暴（圖2），而每年11月份，五大湖湖邊的風速也高達45～50 km/h。在這段時間里，水面溫度維持在11℃左右，湖浪最高時可以達到25 ft（約7.6 m）（圖2）。因此在伊利湖發現的風暴（過路風暴）否定了這個推論。從湖泊沉積物的特點看，發育風暴沉積構造和沉積體也是客觀的，所以必須肯定湖泊環境可發育風暴沉積和風暴巖是不爭的事實。此外，在露頭尺度研究風暴沉積和風暴巖的成果相對較少，所以開展這方面的研究有重要意義，尤其是研究區露頭出露極好，可以做三維觀察描述。本文旨在從內蒙鄂爾多斯市東勝區東部發現的典型風暴沉積和風暴巖，探討相關的科學問題。

圖2 伊利湖的風暴（據中國日報[17]）Fig.2 Storm in Yili Lake(modified from China Daily[17])

1 地質概況

研究區位于鄂爾多斯盆地東北部，自晚古生代結束地臺沉積后，研究區受東西向擠壓，發生隆升和褶皺，海水完全退出，進入陸內沉積演化階段，出現了大型湖泊，形成了三疊系—侏羅系的一套河流—三角洲—湖泊相礫巖—砂巖—泥巖—煤層組合。發育風暴沉積和風暴巖的地層為侏羅系—三疊系。其中研究區納林煤礦主要為侏羅系的煤系，向東層位逐漸變為三疊系的河流湖泊相砂泥巖，風暴沉積和風暴巖發育在這套地層中，這套中生界地層基本是水平的，風暴巖累積出露長度超過了1 000 m。本次研究的具體地點從鄂爾多斯以東納林煤礦經德勝西岔路口向東至昌漢布拉的109國道兩側（圖1），長度約40 km。該路段斷續出露了非常好的風暴沉積和風暴巖，其中最好的露頭在德勝西岔路口的薩拉齊，剖面長度548 m。我們對這此剖面進行詳測。

2 風暴巖與風暴沉積特征

本文涉及的丘洼構造（Hummocky Structures and Swaley Structures，HSSS）不是丘狀交錯層理（Hummocky Cross Stratification，HCS）和洼狀交錯層理（Swaley Cross Stratification，SCS），因為內部沒有發育層理，故不存在交錯層理。根據大量的野外觀察，風暴巖或風暴沉積、尤其是大型的風暴巖或風暴沉積都不發育或很少發育丘狀交錯層理和洼狀交錯層理，而是發育底形上凸的丘狀構造（Hummocky Structure，HS）和底形下凹的洼狀構造（Swaley Structure，SS），這兩種構造是風暴侵蝕形成的。它們在露頭上出現的頻率遠遠多于丘狀交錯層理和洼狀交錯層理，可作為風暴巖和風暴沉積發育的可靠證據。所以，很有必要同時使用丘洼狀構造（Hummocky Structures and Swaley Structures，HSSS）來描述風暴沉積。

同時需要說明的是，本文使用的丘洼構造的寬度指的是兩個最低的和最高點之間的寬度，而不是指半波寬度（圖3）[18]，因為這種測量方法在野外可更好用來確定丘洼構造的寬度，如果覺得不妥，可以除以2，這樣就能跟常規參數一致。因此文中的丘洼構造寬度比一般的丘洼構造寬一倍。另外，文中的丘洼構造的高寬比也比一般的大一倍，這一點一定要注意。

圖3 丘洼構造的結構和幾何參數[18]（a）風暴最大侵蝕沖洗面；（b）風暴高位穩定面和包絡面；（c）風暴結束時的浪基面；紅色字為本文使用的參數；黑色字為合理的理論寬Fig.3 Configuration relationships of hummocky structures and swaley structures[18](a)erosion surface formed by largest storm(b)envelope curve during the highest water level(c)wave base at the end of the strom,red words rare the parameter used in this paper.black words are reasonably wide in theory

2.1 風暴巖與風暴沉積的巖性巖相組合

概括起來，鄂爾多斯以東109國道剖面發育的典型的風暴巖和風暴沉積，共有七種巖性巖相及組合，分別包括：1）礫巖相。代表風暴早期的沖洗回流。2）含礫砂巖相。代表風暴早中期的沖洗流和震蕩流復合流，發育不對稱丘狀或洼狀交錯層理。3）砂巖+礫巖相。代表風暴中期的震蕩流。發育對稱丘狀或洼狀交錯層理；4）砂巖+泥巖。代表風暴中晚期的震蕩流。發育對稱丘狀或洼狀交錯層理。5）泥巖相；代表風暴晚期的震蕩流。發育對稱丘狀或洼狀交錯層理。6）含礫泥巖—粉砂巖相。7）煤、黏土巖相與泥炭沼澤相。分述如下：

（1）礫巖相

①描述。在德勝西薩拉齊548 m長的剖面上礫巖是常見的，一般有1～3層，其中中間一層最穩定，貫穿東西向剖面，似乎是風暴沉積的“標配”。但厚度不穩定，在0～2 m之間，以數十厘米為主，僅見于剖面下部（圖4～6）。由一系列黃褐色細砂巖巖塊組成，最大礫石直徑達30～40 cm（圖4）。礫石成分與頂底母巖相同，沒有外源礫石，均為底部半固結砂巖侵蝕破碎形成。礫石一般呈松散、未固結、無分選和無磨圓狀態，疊瓦構造比較發育，大部分具有明顯左傾排列（圖4），直徑多在十幾厘米，大者超過30 cm，可見水流速度極大。礫石具有明顯的左傾疊瓦構造（白色橢圓），指示水流自左流向右，野外實際指示水流自東向西。揭示了風暴作用的前期強烈的風暴沖洗流，侵蝕搬運了淺水區（三角洲區）的半固結砂層。在德勝西1 km長的剖面上這種礫巖常見，有3～5層，有時也能見到呈背靠背的雙傾向礫石，構成了一個丘形構造。礫石的長軸也經常順層面近水平排列，揭示了垂向加積。頂底均接觸面參差不齊，短距離內起伏度可達數十厘米。最大厚度在2.0 m左右。其他兩層礫石層穩定性相對較差，有時呈透鏡狀，揭示了風暴沖洗流在局部存在。在山東青島的靈山島白堊系湖泊—三角洲沉積中發育的風暴沉積和風暴巖也有礫巖[18]。

圖4 風暴沉積底部的礫石層Fig.4 Conglomerate layer at the base of storm sediments

圖5 丘狀交錯層理、洼狀交錯層理與沖刷充填面（a）復合流形成的丘狀構造或丘狀交錯層理；（b）近對稱的丘狀交錯層理Fig.5 HCS,SCS and swash-filling surface(a)HS or HCS formed by combined-flow;(b)almost symmetrical HCS

圖6 砂礫巖構成的大型丘洼構造（a）大型的丘狀構造和洼狀構造，沖刷面很發育；（b）大型洼狀交錯層理，殘留寬度12.70 m，殘留高度1.2 m；（c）大型丘洼構造和沖刷侵蝕面Fig.6 Large-scale hummocky and swaley structures formed by sandstone and conglomerate(a)large HS and SS,with well-developed erosion surface;(b)large SCS 12.70 m wide×1.2 m high;(c)large hummocky and swaley structures with erosion surfaces

（2）（含礫）砂巖相

②解釋。本巖相頂底皆為風暴相特點明顯的風暴沉積或風暴巖，所以認定這層礫石也是風暴成因。解釋為風暴高潮期對淺水砂質基底的侵蝕形成的，是風暴沖洗流沉積（storm-swashing sediments），是風暴沉積的基礎，但本身并不具備風暴沉積的要素。德勝西大剖面右傾的疊瓦構造指示了風暴沖洗流的流動方向自西流向東，但在剖面內部疊瓦傾斜有變化，表明風暴沖洗流不穩定，具有差異性。在德勝西岔路口大剖面中部，有的礫石呈右傾疊瓦構造，可能指示風暴啟動時的強烈向岸流。這種礫石相不是辮狀河相，依據為：1）發育在一套湖泊沉積中，沒有任何河流相標志；2）均勻穩定的層位，都產于一套風暴巖的底部，是風暴沉積的“底座”，上面發育了很好的不對稱HCS和SCS；3）礫石成分均為黃褐色砂巖，與HCS和SCS基底砂巖相同的內碎屑，而非古陸的外源礫石；4）沒有任何河流相的標志。礫石的疊瓦構造排列是較可靠的古流指示意義，指示水流流向濱外或盆地中心。所以，從德勝西大風暴沉積剖面可以初步判斷盆地中心在向西方向。

①描述。是主要的巖相，常見且廣泛分布。一般為黃褐色中厚層狀或豆莢狀、透鏡狀不同粒度的砂巖。砂巖中發育了對稱的丘狀及洼狀交錯層理、板狀交錯層理、平行層理及塊狀層理（圖5），也常含同生砂礫。丘狀交錯層理呈近對稱丘形，底部有一明顯的侵蝕面和一砂礫巖層。礫巖層呈黃褐色，均為同生礫石，粒度多在數厘米，直徑在3～5 cm，大者可以超過10 cm；厚度不穩定，在數厘米到數十厘米，主要為含礫中細砂巖，指示當時的單向流自左向右，與區域總體單向水流方向一致。礫石層之下多為灰色泥巖。丘狀交錯層理系也具有明顯的正粒序性或二元結構，底部為黃褐色中層狀塊狀礫巖，礫石呈左傾疊瓦構造，中上部為黃褐色薄層狀中粗砂巖，有時含細礫。頂部又有一層礫巖，但礫石為灰色的泥礫，粒度明顯偏小，多在數厘米（圖5a），白色虛線是丘洼構造的分界，白色虛線上面為洼狀交錯層理，洼狀交錯層理的巖性明顯偏小。白色虛線以下為丘狀交錯層理。最底部為黃褐色中層狀礫巖，礫石為同沉積砂巖，分選和磨圓均很差，部分礫石呈板片狀，多厚1～3 cm的板片狀，最大長度約20 cm，礫石成分為細砂。頂部為黃褐色塊狀礫巖，礫石為砂巖內碎屑，都具有微弱的左傾疊瓦構造（白色扁橢圓），在近頂部礫石呈微弱的“八”字形排列，揭示流形成丘狀構造的匯聚水流。圖5b中的丘狀交錯層理是一種復合流形成的丘形構造，發育在黃褐色的中粗砂巖中，局部含同生砂礫。紋層具有雙曲面形態（sigmoidal form），是典型的單向水流形成的不對稱波痕側向牽引形成的，丘狀層理的頂部發育了小型浪成波痕，波寬數厘米到10 cm，波高1～2 cm；揭示了波浪振蕩流的作用。類板狀交錯層理底部呈下凹弧形，頂面呈上凸弧形，整體呈眼球狀，由50個右傾細層組成（圖5a），揭示了單向流動形成的砂波向右單向遷移了50次左右，揭示了流水波痕的結構，是牽引流和震蕩流復合（composite current，復合流）形成的。

②解釋：本巖相是風暴在湖緣靠三角洲附近作用形成的，風暴的侵蝕物質充足，風暴早期強烈侵蝕形成的底部回流沉積了礫石層，風暴中后期沉積了砂層。單一震蕩流形成了對稱的丘形構造，頂部細層對下部細層形成了明顯的削截。由于水體較淺，風暴流具有震蕩和牽引的雙重屬性，形成了底部為板狀交錯層理和頂部為丘狀層理的復合丘狀構造。從最底部的灰色塊狀黏土巖可以看出，總體是一個淺湖環境。砂礫是從湖緣或三角洲被風暴侵蝕破碎搬運而來。

（3）砂巖+礫巖相

①描述。最為常見。多位于礫巖相之上，其上也多為泥巖，是一個風暴成因的礫石相+砂巖礫巖相+泥巖相完整序列的中下部。底部礫石成分與礫巖相相同，同樣沒有外源礫石，均為底部半固結砂巖侵蝕破碎形成；礫石為黃褐色細砂巖巖塊，最大可見直徑達30～40 cm（圖6）。礫石可也單獨成層，也可以與砂混合成砂礫巖；礫石還可以漂浮在砂巖中。礫石的長軸或扁平面多順層，沒有疊瓦現象。厚度極不穩定，多在數十厘米到2 m之間，部分地方也有尖滅現象，丘洼構造連續性較差，尤其是在下部，而沖刷面很發育，揭示了水較淺和風暴作用能量很大。僅見于薩拉齊大剖面下部（圖6a），底部礫石混雜堆積，無分選，無磨圓，礫石有時呈疊瓦構造排列，傾向多變；但礫石的長軸多順層面排列，有時側向連接構成模糊的洼狀或丘狀。接觸或基底式膠結。頂底也均極度參差不齊，短距離內起伏度可達數十厘米。洼狀構造如圖6b藍色箭頭所示，殘留寬度寬12.70 m，殘留高度1.2 m，發育在黃褐色薄層發育在中粗砂巖中，被灰色極薄層（數厘米厚）泥巖分隔，薄層彼此平行。丘洼構造連續性較差，而沖刷面很發育，揭示了水較淺和風暴作用能量很大。底部在兩側有明顯的沖刷面，頂部有一厚近1 m的黃褐色礫巖層，揭示了強烈的風暴底流侵蝕。礫石大部分具有左傾疊瓦排列，指示水流自左流向右，實際指示水流自西流向東，推測為向湖底流。丘形構造同相可疊加（紅色實線）（圖6c），疊加厚度可達4 m多。底部礫石呈雙傾向疊瓦排列，揭示存在雙向水流，可能是風暴早期的沖洗。頂部發育了一個大型的沖蝕面，左側的沖坑深2 m左右，其中又被砂礫層快速充填。存在兩個明顯的沖刷侵蝕面，侵蝕高度1～2 m。

②解釋。本巖相是底部礫巖相相變產物，與風暴減弱直接有關，礫石的長軸和扁平面順層分布是垂向加積的結果，是風暴流中的懸浮物質在重力作用下“墜落”產物。礫石與砂的混合就是快速“墜”積的結果，沒有經過水平運移分選。頂部多呈波浪狀，丘形和洼形明顯，顯然受到了風暴浪的影響和控制。其上的灰色塊狀泥巖是風暴結束后的正常湖湘沉積，是位于正常浪基面以下的標志。

（4）泥巖相

①描述。鄂爾多斯以東109國道兩側的風暴巖和風暴沉積大部分發育在淺灰色—深灰色泥巖中（圖7），丘狀構造與洼狀構造可垂直的異相疊合，形成豆莢狀構造（圖7a），泥巖呈塊狀，少見頁理，厚數十厘米到數米，有時夾少量薄層（3～5 cm厚）粉砂巖，構成很好的砂泥韻律層（圖7b），砂泥比小于1/3～1/5。泥巖有時形成底辟。

圖7 昌漢布拉下三疊統和尚溝組黏土巖中的丘洼構造（a）垂直異相疊合的大型丘洼構造；（b）同相疊合的大型丘洼構造Fig.7 Large-scale hummocky and swaley structures developed in Lower Triassic Heshanggou Formation claystone in Changhanbula:(a)vertically in-phase stacking;(b)out-of-phase stacking

②解釋。本巖相為較淺湖低能環境下的，所以巖層多呈塊狀，沒有任何層理。風暴巖或風暴沉積則為風暴振蕩流（oscillatory flow）形成的，系風暴高潮期產物。湖面開闊，湖底平坦，風暴可以在大范圍內自由振蕩，形成對稱的、連續性很好的、側向變化很小的大規模具典型風暴特點的HCS和SCS。沒有定義為深湖是由于：1）黏土巖呈灰色，而非黑色，有機質含量不高；2）經常有非濁流砂進入；3）這種黏土在現代青海湖鳥島附近大三角洲分流河道間灣發育很好，水深也多在1～2 m。但這里的水深可能會稍大，因為沒有任何砂巖，估計遠離分流河道。

（5）泥巖+（極薄）泥質粉砂巖或粉砂巖相

①描述。主要發育在鄂爾多斯以東109國道兩側的風暴巖和風暴沉積大部分發育在灰色黏土巖夾極薄含泥質粉砂巖中（圖8，9），黏土巖巖呈塊狀，無頁理，豆莢狀，厚10～80 cm；黏土巖夾黃褐色極薄層狀粉砂巖，后0～5 cm；平均3 cm厚（80個數據），構成很好的砂泥韻律層，砂泥比小于1/10～1/40。如圖8所示，發育在湖泊相灰色泥巖相中一個較完整的大型的丘狀構造和一個洼狀構造，左側的大形丘狀構造波長50 m，右側大型洼狀構造波長48 m，所以波長為98 m，波高為2 m。可以擬合成兩個正弦函數：Y=1/4sin1/3x和Y=0.95sin2πx/41。如圖9所示，底部為黃褐色中層狀塊狀細砂巖，頂部為波狀層理（白色虛線夾持的部分，注意不是交錯層理），為淺灰色紋層狀砂質黏土和泥質粉砂，構成明顯的二元結構。上部丘狀構造粒度明顯小于底部，似乎又有三個小旋回（圖9中紅色箭頭），丘狀構造的兩側有兩個洼狀構造。所以，洼狀構造與丘狀構造不是同時形成的，而是形成于丘狀構造之后。丘狀構造的底部為一明顯的沖刷侵蝕面（紅色虛線）。最底部為灰色黏土層，為湖泊相沉積。

圖8 昌漢布拉下三疊統二馬營組泥巖中的丘洼狀構造（a）同相疊加的大型丘洼構造；（b）剖面底部構成一個較完整的大型的丘狀構造和一個洼狀構造，黃色箭頭指示了測剖面的皮卷尺，白色前頭指示了兩位正在測量剖面的研究生Fig.8 (a)In-phase stacking of a series of large hummocky swaley structures;(b)relatively complete large hummocky and swaley structures at the bottom of the section.The yellow arrows indicate the measuring tape;the white arrows indicate the two graduate students who are measuring the section

圖9 昌漢布拉下三疊統典型的丘狀構造Fig.9 A typical hummocky structure of Lower Triassic in Changhanbula

②解釋。湖泊受風暴影響，一般氣候時浪基面以下的靜水區受風暴浪作用，浪基面下移，黏土沉積攪起，形成一種泥漿，并快速沉積下來，波浪形成丘狀和洼狀底形，并帶入少量的粉砂，在風暴作用面上形成極薄的粉砂層，記錄下風暴作用。粉砂是風暴從淺水搬運而而來。

（6）含礫泥巖—粉砂巖相

①描述。這是一種很特殊的巖性巖相，發育少。洼狀交錯層理也具有明顯的二元結構，下部為黃褐色薄層狀粉砂巖以低角度緩凹為特點，底部為凹凸不平的侵蝕面；上部為淺灰色泥巖，含大量扁平的粉砂巖礫石，長軸大部順層面分布（圖10）。灰色泥巖含礫石，礫石的成分與礫巖、砂礫巖或圍巖相同，是一種盆地內的同生礫石。灰色泥巖塊狀，厚數十厘米，但不穩定，多呈豆莢狀，有時側向尖滅。上層面多呈波狀或丘狀和洼狀，記錄了風暴作用。

圖10 粉砂巖和泥巖中的洼狀交錯層理洼狀交錯層理具有明顯的二元結構，寬5.9 m，高0.75 m，L/H=7.92，納林煤礦Fig.10 SCS developed in silt and mudstone,with obvious binary structure 5.9 m wide×0.75 m high,L/H=7.92,Nalin coal mine

②解釋。含礫泥巖是一種少見的巖性或巖相，多位于砂礫巖之上，被認為是風暴浪把泥砂攪起混合，形成一種泥石流狀的物質。所以，這種巖相是從一種類似于泥石流沉積形成的，而非正常湖泊靜水沉積的泥巖，所以沒有層理呈塊狀。從其中的礫石直徑（大約3～4 cm）可以看出，風暴浪的振蕩作用非常大，垂向速度分量可達100 cm/s（表1）。從泥巖的顏色看應該在正常浪基面以下的還原環境，水深應該在數米以下的濱淺湖相。這種灰色的泥巖在青海湖1～2 m深的間灣中有發育，因為湖水淺，波浪很難作用到淺水區，所以淺水區的浪基面也很高。礫石呈半懸浮狀夾在泥巖中，且長軸順水平分布，揭示了是一種快速的垂向沉積，可能與風暴流的驟然失速有關。

表1 鄂爾多斯中生界丘形構造特征及參數表Table 1 Features and parameters of Triassic-Jurassic hummocky structures in eastern Ordos

（7）煤、黏土巖相與泥炭沼澤相

①描述。這種巖相及其少見，在現代有過類似實例，但發育在海相中。特點是煤層或炭質泥巖被風暴作用形成波浪狀（丘狀和洼狀）頂形非常漂亮，波寬多在3～5 m，波高1 m左右（圖11）。煤層中的丘狀與洼狀交錯層理或丘狀與洼狀構造。呈非常標準的正弦曲線狀，寬度在12～15 m，高度在1～1.2 m。煤層等厚，以暗煤為主，沒有層理，比較破碎（圖11a）。表明煤層受到了風暴的作用，泥炭很可能從泥炭沼澤被搬運到濱淺湖中，形成了一種“異地”煤。在黏土巖中有微弱的根土巖現象，因為煤層等厚，所以認為是正常沉積在煤層底部的風暴沉積之上的，是一種繼承性的丘狀與洼狀構造。底部的丘狀和洼狀交錯層理比較復雜，具有寬度大和高度小的特點，發育在一套灰色—黃褐色泥質粉砂巖中。表明風暴作用到三角洲平原附近。主要發育在納林煤礦及其以西。洼狀交錯層理與丘狀交錯層理可垂向疊合（圖11b），形成透鏡狀（或眼球狀）構造，兩者之間有一非常平整的沖刷面（紅色虛線）。丘狀交錯層理主要為泥質粉砂或砂質黏土，證明受到了明顯的振蕩流的作用。丘狀構造之上為薄煤層夾薄黏土層，煤層總厚40 cm左右。煤層也具有層狀結構，薄層厚10 cm左右，其間夾的黏土層厚1～2 cm；主要為暗煤。底部洼狀交錯層理呈典型的洼狀，基本對稱，發育在泥質細粉砂巖中。洼狀構造寬8.5 m，厚1.25 m，L/H=6.8；細層在核部厚10～20 cm，具有韻律結構。中心為厚30 cm的透鏡狀核（SCS處），核之上變成較薄的近水平層，但在左側被切割，兩側變薄至數厘米。洼狀交錯層理之上為一厚3～10 cm的純黏土層（紅色虛線），為靜水期沉積。其上又發育了一個近于對稱的丘狀交錯層理，紋層均呈上凸丘形，厚度多在數厘米，中部厚，邊緣薄，發育在粉砂質黏土泥礫中，顯示了能量較高。丘狀交錯層理規模較小，僅寬2.73 m，高0.34 m，L/H=8.03，含菱鐵礦結核。該現象發育在納林煤礦附近109國道北側。

圖11 侏羅系統延安組丘狀與洼狀構造（a）正弦曲線狀丘洼構造；（b）洼狀交錯層理與丘狀交錯層理的垂向疊合Fig.11 Hummocky and swaley structures:(a)sinusoidal;(b)vertical superposition of b-depression cross-bedding and collicular-shaped cross-bedding

②解釋。本巖相位于三角洲水上平原與水下平原交界處，此處發育了泥炭沼澤。風暴從開闊的湖面長驅直入，進入泥炭沼澤，但從丘狀洼狀交錯層理的對稱性看風暴還是以振蕩流為主，并未出現復合流，表明這一帶并非風暴浪作用的前沿，前沿可能延伸到三角洲水上平原。從灰色根土巖推測當時的水深最多在2～3 m，在現代青海湖也有類似的灰色黏土層，其形成水深也在2～3 m以內。在這么淺的水體內要發育寬3～5 m，高1 m左右的波浪似乎難以理解。

值得注意的是，在德勝西粗粒丘狀構造或丘狀交錯層理的底部多會發育一層中厚層狀的塊狀砂礫巖，是風暴回流形成的風暴最初沉積，具有牽引流和密度流的雙重屬性，所以其中的扁平礫石多具有疊瓦構造排列（圖3，4）。這種沉積在形態上是平坦的，沒有任何風暴流震蕩沉積的丘洼構造特點。但一定是風暴沉積，是風暴最高潮時的的沉積，由風暴高潮時在盆地淺部侵蝕的碎屑被風暴底流帶到較深水沉積下來，如遇到較陡的坡度則可以由重力驅動，轉變為密度流，但在東勝風暴沉積中并未見到。

我們知道，風暴作用應該包括兩個方面：（先）侵蝕和（后）沉積，兩者等同重要，如果沒有風暴的侵蝕就不會有風暴的沉積。丘狀交錯層理和洼狀交錯層理只是風暴沉積作用的一個方面或一個產物，而很多時候在風暴作用剖面中觀察到的不僅僅是沉積的一面，侵蝕作用的一面也同樣重要。在德勝西大剖面這一點表現的淋漓盡致。在山東青島靈山島典型丘狀洼狀構造發育區也可以看到這一現象。此外，要注意的是，有時即使發育了這種沉積也多半會被后期的強烈風暴流侵蝕而蕩然無存。必須承認，在深水區細粒風暴沉積中風暴沖刷侵蝕面是不發育的，甚至根本就不存在。

2.2 HCS及SCS幾何學特點

前文已經展示了一些丘洼構造，對其特點已經有所了解。丘狀交錯層理最先是由Harmset al.[19]于1975發現，并將丘狀交錯層理定義為“發生在厚15～50 cm的層系中，具有波狀、侵蝕基底和在頂部發育波痕和蟲跡；紋層呈波狀、平行或以切線相交于基底，在任意傾向其傾角一般小于15°”。Hunteret al.[20]認為風暴作用形成的丘狀層一般由數個至數十個厘米級厚的薄層組成，其上被風暴過后的低能水平層理或小型紋理覆蓋，再往上為正常氣候下的靜水沉積。Gilbert[21]于1899發現和描述了這種層理，之后，Fairchild[22]進一步地研究了這種沉積構造，可見這種沉積構造具有一定的廣泛性。Campbell[23]深入地研究了這種沉積構造，得出的結論是“這種大型的波痕層理成因不明”。所以，至少在此之前這種沉積構造都不叫丘狀交錯層理（或洼狀交錯層理），更沒有發現它是風暴成因，但它已經引起了人們的關注。Harmset al.[19]可能是最早把這種沉積構造稱為丘狀交錯層理（或洼狀交錯層理）、并賦予它風暴成因意義的學者。Greenwoodet al.[8]基于巖芯詳細地探討了湖泊粉砂級風暴沉積的特點，由于尺度太小并沒有很好地獲得風暴沉積的真正特點，但總結出了風暴沉積的四個特點，很不明確和準確。丘狀交錯層理（Hummocky Cross Stratification）是一種重要的構造，由臨濱和大陸架波浪形成的，是一種波浪占優勢的沉積相。探討其變化能夠幫助我們解釋沉積歷史和古地理環境[24]。丘狀洼狀層的傾向沒有定向性，傾角一般小于15°，丘狀交錯層理一般發育于粉砂到細砂中。每個細層的頂部一般富集云母和植物殘屑，表明了在細層內存在分選性[24]。

很難有一種常見的沉積構造能像HCS和SCS那樣最具有單一的成因和環境意義。沉積學家認為HCS就是風暴沉積，風暴沉積就一定有HCS。所以，HCS是一種風暴沉積或風暴巖的指紋沉積構造[19]。有意思的是，與HCS一起發育的洼狀交錯層理（SCS）則在丘狀交錯層理發現七年后被報道[25]。這反映了一個問題：HCS和SCS是不是緊密共生的，如果是，為什么會相隔如此之久會由另外兩人發現？丘狀交錯層理與洼狀交錯層理在成因上有聯系，但洼狀交錯層理被描述成切割各向異性的丘狀交錯層理[26]。從這點上看，兩者既有成因聯系、又有明顯區別。以至于有人把這兩種沉積構造稱為“神秘的構造（two enigmatic sedimentary structures）”[26]，從一定程度上揭示了這兩種沉積構造還有許多未知的東西。雖然Dumaset al.[26]通過實驗來探討丘狀交錯層理與洼狀交錯層理的成因，但由于尺度太小和其他問題，并未真正解決這個問題。我們認為造成這種局面的一個關鍵問題是到目前為止我們對這兩種層理的精細描述還遠遠不夠，因此，準確地描述HCS和SCS是有必要的。研究區露頭條件非常好，尤其是德勝西剖面可以很好的觀察描述HCS和SCS。

丘狀或者洼狀交錯層理是風暴的振蕩流形成的沉積構造[15,25,27]。它們一般發育在風暴浪能作用到的相對較淺的水體中，這樣才能使波浪的軌跡能夠作用到沉積物上，但水體也要有一定深度，能夠確保波浪的對稱性和定向水流不發育[24,26]。發現丘狀交錯層理的風暴成因首先是在擺動（振蕩）水流（oscillatory flow）的動力學特點與丘狀交錯層理的成因聯系上取得突破的，而振蕩流的成因又與風暴密切聯系，三者構成了一個完整的認識和發現過程。無疑非定向水流對形成HCS和SCS有巨大影響，非定向水流以向岸流和離岸流為主，所以形成的交錯層理的非對稱性主要傾向濱岸和遠岸。反過來，根據HCS和SCS的非對稱性（傾角較大的細層的傾向）又可以判斷定向底流的流動方向。強烈的復合流有可能形成不對稱的HCS（圖4a）[27-28]。這種現象在鄰近或近源的露頭中常見[28]。

一般的丘狀洼狀構造規模較小，寬度多在數十厘米到1～2 m[16,24]。觀察到的現代風暴形成的丘狀交錯層理的波長多在0.3～0.6 m，遠遠小于古代丘狀交錯層理，但是波長與波高的比例（8～12）還是可以比較的[8]。Harmset al.[19,29]和 Walker[30]總結了丘狀構造，得出的結論是丘狀構造高度多在10～50 cm。

在鄂爾多斯東部三疊系—侏羅系中的風暴沉積和風暴巖最大的特點是HCS和SCS發育的非常完好，有如下特點：1）HCS和SCS具有連續的正弦曲線的完美形態，規模在中大型，長寬在數米到50 m，高數十厘米到2 m多。在德勝西發育丘洼構造的剖面連續長度達548 m，發育了大量中大型丘洼構造（圖6）。2）HCS和SCS細層的傾角小到中等，小者在10°以下，甚至3°～5°，非常平緩（圖8，11）；中等者在10°～20°（圖6）。大者可達20°以上（圖6a、圖9）。在逆流方向細層的傾角較陡，而在順流方向細層的傾角則較緩。3）巖性及其組合主要為一套黃褐色礫巖+砂巖+灰色泥巖；具有明顯的二元結構；在納林煤礦附近有煤層形成的風暴沉積和風暴巖。4）粒度跨度大，大者直徑超過50 cm，小者為黏土級。在德勝西岔路口的重要剖面的風暴沉積和風暴巖底部發育了1～3層巨大的礫石層，其中中間一層厚數十厘米到1～2 m，礫石直徑大者可達30～40 cm，普遍具有西傾的疊瓦構造，揭示了風暴沖洗流非常強勁。5）灰色含礫塊狀泥巖，礫石呈漂浮狀，揭示含礫泥巖是振蕩流形成的快速沉積，而非正常天氣形成的靜水沉積；厚數十厘米的含礫泥巖揭示了當時的沉積速率相當大，也揭示了風暴流極其渾濁，可能幾乎接近飽和。6）振蕩流占優勢，但在某些部位又具有明顯的復合流和振蕩流特點（圖5）。7）總體沉積背景是一種寬闊淺水湖泊環境，以原地振蕩垂向沉積為主。8）風暴沉積的主要特點是（先期）高速侵蝕和（后期）快速沉積[25]。沉積物幾乎完全來自于淺水帶的風暴流侵蝕，被侵蝕的物質又被風暴搬運到較深的地方快速沉積下來。部分丘狀和洼狀構造的相關參數見表1，關于波長與波高的另一些問題后文將詳細討論。

在鄂爾多斯東部中生界的風暴沉積或風暴巖中，由風暴震蕩形成的丘形構造應包括三種：一種是發育丘狀交錯層理（HSC）的丘形構造，這種丘形構造是由振蕩流沉積形成的（圖4b、圖6c）；第二種是丘形體[20]，表面隆起成丘，但內部均一，沒有任何層理，由風暴的振蕩流侵蝕形成“殘丘”；第三種是表面呈丘形，但內部具有層理，但這些層理與形成丘形構造的振蕩流無關，有的甚至是形成洼形構造的振蕩流。同樣，在鄂爾多斯東部中生界的風暴沉積或風暴巖中，由風暴震蕩形成的洼形構造應包括三種：1）發育洼狀交錯層理（SCS）的洼形體；2）洼形體（swales），表面凹陷成洼，但內部均一，沒有任何層理，或有以前由非振蕩流形成的層理，由風暴的振蕩流侵蝕形成；3）表面呈洼形，但內部具有層理，但這些層理與形成洼形構造的振蕩流無關，有的甚至是形成丘形構造的振蕩流。鄂爾多斯東部中生界風暴沉積和風暴巖最重要的一點是其中的丘狀和洼狀構造側向連續性很好，常常組合成很好的正弦曲線。以巖性和尺度作為主要參考依據，對四個丘洼構造進行了正弦曲線擬合，獲得了一個非常完美的結果（圖12），表明風暴侵蝕時是嚴格的正弦波動。用正弦曲線擬合了德勝西岔路口發育在泥巖中的最大丘狀構造，同樣獲得了很好的正弦曲線，并符合Y=1/4sin1/3x。這種高度的擬合可能反應了形成丘狀構造的條件非常均一，如底形平坦、沉積底質非常均一及風暴波動非常規則。但壓實作用會使丘狀和洼狀交錯層理的高度明顯減小，在實際觀察中可以見到有的泥巖中的丘狀或洼狀交錯層理變成頂平或底平的形態，所以用正弦曲線擬合時會出現振幅壓低現象，得到的擬合曲線振幅偏小，可以用泥巖壓實率做一個校正。過去采樣的泥巖壓實率一般多為20%，可能偏小，用30%或許更為合適。在后文中計算垂向速度時這個校正尤為重要。另外，后期風暴的侵蝕也會把丘狀構造削截變低，所以有時候丘狀構造出現平頂，而相鄰的洼狀構造還保持完好的符合正弦曲線的，所以在做正弦曲線擬合時只要盡量照顧洼狀構造即可，平頂的丘狀構造可以認為“拔尖”，比正弦曲線的波峰高出一些。需要指出的是，盡管得到了很完美的正弦曲線，用它們可以求解風暴的垂向懸浮速度，而且具有一定的合理性（見后文）。但是其周期性的物理意義還難以解析。在后文中求解風暴周期時獲得的值與這些正弦曲線的周期大相徑庭。那么，擬合出來的正弦曲線是否有物理意義？我們對研究區的一些丘狀洼狀構造的進行了實測，采集了一些結合參數（表1，2）部分結果總結見表1，2。

圖12 四個丘洼構造擬合正弦曲線圖Fig.12 The four fitted sine curves based on hummocky and swaley structures

表2 鄂爾多斯中生界洼形構造特征及參數表Table 2 Features and parameters of Triassic-Jurassic swaley structure in eastern Ordos

以上是對東勝西丘洼構造做的簡單總結，僅僅只是幾乎數不勝數的丘洼構造中的幾個樣本，是否具有代表性還有待于實踐檢驗。

項立輝等[31]指出，丘狀交錯層理的紋層傾角較小，一般小于10°，個別達12°～15°。波長（L）與波高（H）比值較大，一般L/H大于9，個別為4，反映以平緩丘體為多。在鄂爾多斯東部中生界狀的丘狀構造的波長與波高的比值多大10（表1，2），最大可達26.19，而洼狀構造的最大值也可達22.38，表明更加扁平。研究區L/H差異比較大，但有一定規律：1）一般規模大者L/H較大，反之相反，如昌漢布拉北側剖面的最大泥巖丘狀構造寬55 m，高2.1 m，L/H=26.19；而德勝西岔路口大剖面中的小型砂巖丘狀構造寬1.55 m，高0.22 m，L/H=7.09。2）泥巖中的丘狀構造L/H較大，砂巖中的較小。3）一的規律是水較深L/H就較大，反之相反；表明水越深風暴的影響也越弱。洼狀構造的情況與丘狀構造基本相同。

2.3 侵蝕沖刷面及充填構造

侵蝕沖刷是風暴作用的基本特點（圖3～6），可以這樣說沒有侵蝕沖刷面或充填構造就不是（典型）風暴巖和風暴沉積，要不在丘狀交錯層理獲得正式名稱和賦予風暴成因之前曾一直被稱為“truncated wave-ripple lamination”[23]。2014年2月在英國威爾士中部錫尓迪金郡遭受了一次強烈的風暴作用，風暴曾使海灘的第四系沉積物（主要為淤泥）遭受強烈侵蝕，侵蝕的最大深度可達1.0 m左右（根據樹樁高度推測），使得5 000年前的古森林重新裸露（圖13），可見風暴的侵蝕能力非常強烈。

圖13 2014年2月威爾士中部錫尓迪金郡某海灘遭受風暴侵蝕后裸露出5 000年前的森林（據互聯網英國媒體）（a）風暴強烈的侵蝕，使侵蝕面暴露了大量樹樁(黃色箭頭所指)和最大直徑達10 cm的礫石（紅色箭頭所指）；（b）風暴強烈的侵蝕，使侵蝕面暴露了大量樹樁（黃色箭頭所指）和最大直徑達30 cm的礫石（紅色箭頭所指）。礫石的磨圓喝分選非常好，表明以前這里曾是海灘Fig.13 In February 2014,an ancient beach in Ceredigion County,central Wales,was exposed after a storm,where there was once a 5000-year-old forest(source:Internet British media).Severe storm erosion exposed a large number of tree stumps(marked by yellow arrows)and gravels up to(a)20 cm and(b)30 cm diameter(red arrows).The gravels are well rounded and sorted,indicating that this place was once a beach(modified from Internet British medie)

沖刷充填構造非常普遍，尺度較大，高度多在數十厘米，寬度數米到數十米，或更寬。總的來說，風暴沉積和風暴巖的共生伴生構造特點與風暴的大能力和沉積速率和體量大有關，其總特點是橫向變化快、穩定性差、多層疊置。在風暴作用的早期到風暴作用的最高潮是以侵蝕沖刷為主的，因為浪基面下降，作用產物是侵蝕沖刷面。侵蝕沖刷面具有規則的正弦或余弦形態（圖4），揭示了風暴作用的動力學特點具有波動性和與一般的侵蝕面區別。有的侵蝕面則比較或很平整（圖11b、圖12d），可能與高速大流量的沖洗流有關。但在多數情況下往往由于底質、底形的非均質性和風暴流本身的紊流等導致侵蝕沖刷面不具有規則的正弦或余弦形態。所以多數情況下侵蝕沖刷面都不規則，在鄂爾多斯東部中生界這一點表現得很淋漓盡致（圖6）。圖6a中的很多侵蝕面規模較大，可見部分長10余米，上下起伏達1～2 m，揭示了當時的風暴浪非常之大。不同丘洼構造正弦曲線特點不明顯，對下部地層有明顯的削截，侵蝕面上下部地層的地層明顯不同，揭示了侵蝕面作為一個事件界面的重要性。侵蝕面傾角一般很小，多在10°～15°以下，有的傾角可達20°～30°，最大可達（圖6c），當時幾乎是一個侵蝕大坑。圖6a侵蝕面規模非常大，侵蝕削截非常強烈，兩側可延伸100余米。圖6中的侵蝕面與大型丘狀或洼狀交錯層理共生，巖層厚度也更大、粒度也更粗（出現中厚層礫巖）。非常值得一提的是，在鄂爾多斯盆地北部的納林河G109國道兩側就發育了很好的正弦曲線風暴侵蝕面。波寬可達數十米，波高近1 m。

正向侵蝕面可以形成丘形構造，負向侵蝕面可以形成洼形構造。在侵蝕洼陷之間的許多正向不規則性就是侵蝕丘[20]。侵蝕面上往往是粗粒沉積，可是陸源的，也可是盆內的；磨圓可以很好，也可以很差；分選性總體較差或很差。丘形構造和洼形構造內部可以有層理也可以無層理，但層理與侵蝕面不是同期形成的，更不是同一動力場形成的。丘形構造和洼形構造可被看作是一種特殊的軟沉積物變形構造，揭示了沉積體在形成后不久與環境的再度平衡。

2.4 伴生、共生構造

除了上述侵蝕沖刷面以外，還有其他伴生、共生構造，主要有：1）疊瓦構造（圖3、圖4b）。在風暴沉積的旋回底部礫石層中很發育，在底部或逐步的砂礫巖中也有發育，揭示了風暴流也具有牽引流的特點，正是符合復合流的動力特點。這種復合流主要石油向岸或向湖的底部沖洗流形成的；2）軟沉積物變形構造。主要有泥火山泥底辟及火焰構造，規模普遍較大，規模最大者寬高可以在數十厘米；也可以見到變形層理。與風暴流的高速沖洗流和快速沉積有關。

2.5 層序與疊置特點

馬寶林[32]把塔里木盆地風暴巖中丘狀交錯層理分為3種類型：1）簡單式。為單個的丘狀構造或丘狀交錯層理，中心上凸兩側收斂，丘徑約20～200 cm，丘高1～15 cm，層系從幾厘米到50 cm厚；2）疊加式。多個單一的丘狀交錯層理的重疊，無截切現象，表現出上攀波痕紋理構造的特點，厚10～20 cm不等，多出現在風暴砂層的中部或中下部；3）復合式。也是由多個丘狀交錯層理重疊而成，形態特征與疊加式相似，但每個層系之間有沖刷和截切象，多出現在風暴砂層的中上部位。實驗表明，沉積速率較小（1 mm/min）時丘狀交錯層理被侵蝕，而洼狀交錯層理被保存，當沉積速率較大時則可以形成和保存丘狀交錯層理（4.2 mm/min）[28]。所以，風暴沉積的層序特點與沉積速率還有關，從山東青島靈山島下白堊統的湖泊風暴沉積的實際情況看，丘狀交錯層理和洼狀交錯層理似乎是兩極的存在。但是，Dumaset al.[26]認為，丘狀交錯層理和洼狀交錯層理在成因上是有聯系的，洼狀交錯層理可以被描述為被截斷的各向異性丘狀交錯層理。從此又可以看出，洼狀交錯層理與丘狀交錯層理之間的關系是微妙的，似乎洼狀交錯層理是丘狀交錯層理的變種。Dumaset al.[26]的觀點認為形成丘狀交錯層理和洼狀交錯層理的控制因素是單向水流的速度和沉積速率，換一種表述就是：單向水流的速度和沉積速率控制了是形成丘狀交錯層理還是洼狀交錯層理，可以進一步理解為丘狀交錯層理還是洼狀交錯層理不是天使形成的，能形成丘狀交錯層理就不能形成洼狀交錯層理。從靈山島的實際情況看，洼狀交錯層理與丘狀交錯層理之間的關系也確實是微妙的，一方面它們緊密共生，另一方面它們在側向上又沒有連續性，難以從一個連續的沉積層（細層、紋層或巖層）追索到兩者是連續的，恰恰相反，兩者往往被一個非常明顯的間斷面（泥膜或侵蝕面）所分隔（我們將其稱為丘狀交錯層理與洼狀交錯層理的分隔“包絡面”）。從風暴形成的振動流特點看，波峰和波谷是同時存在的，如果在波峰處發生了沉積形成丘狀交錯層理，那么在波谷處也應該發生沉積形成洼狀交錯層理，事實并非如此。恰恰相反，在波峰處形成丘狀交錯層理的時候，波谷處則處在剝蝕時期。洼狀交錯層理的沉積環境可能是介于丘狀交錯層理與大型的高角度交錯層理之間[26]。從東勝的野外露頭看，丘形構造和洼形構造有三種疊合方式：同相疊合，異相疊合和側向疊合，其特點以下分述：

（1）同相疊合。指的是丘形構造、丘狀交錯層理或洼形構造、洼形交錯層理垂直上疊（圖6C、圖8），這種疊合方式表明風暴的相位自下向上沒有移動，也可能揭示了是一次風暴形成的，或者沉積底形有某種特殊的有利于形成這種疊合的條件。在研究區這種疊合方式很典型，但不多見。自下而上丘洼狀構造的厚度逐漸減薄和幅度減小。

（2）異相疊合。丘形構造與洼形構造垂向疊合，兩者構成一個大“眼球”（圖7，11）。這種疊合一般規模較小，高度在數厘米到數十厘米，寬度在十余厘米到數米，以細粒沉積巖為主，泥巖和粉砂巖是主體。

（3）側向疊合。丘形構造與洼形構造側向連接過渡（圖12c），這是最常見的疊合方式，表示了風暴浪的自然動力轉化。規模可大可小，巖性多樣。應該形成于水體開闊和水底平坦地帶。波浪沒有受到底形的約束，波峰與波谷可以連續發育。

必須注意的是，在研究區發育較好的丘洼構造組合中，洼狀和丘狀構造之間似乎存在一個明顯的分界線（面）（圖11b中的白色虛線），把丘洼構造完全分開了。所以，洼狀構造與丘狀構造不是同時形成的，而是形成于丘狀構造之后（圖3）。這種現象在山東青島的靈山島白堊系風暴巖中也有所見。

2.6 風暴浪的波長、波高、周期及水深

在研究風暴沉積時，當時的風暴規模有多大，是必須要明確的一個重要問題，尤其是對東勝這種巨型的丘洼構造，需要清楚地認識其形成條件，即它們形成時的風暴浪的規模（浪高和波寬）和水深。前人已經通過研究丘狀交錯層理來恢復風暴浪及其風暴浪的動力特點。Dumaset al.[26]通過實驗模擬了波浪作用形成底形（波痕），發現波寬在3.5 m以下，波寬略小于波浪作用在沉積物表面的底形寬度（波痕的寬度），建立了公式（1）。他們發現丘狀交錯層理（或丘形體）的波長λ0受控于波浪底部軌道半徑d0，它們之間的關系為[28]：

研究發現，此公式僅適應于小型丘洼構造，對于像研究區的這種大型丘洼構造顯然不適用，至少從補充項38.5 cm就可以看出這個公式不適應于本研究區。但目前還沒有更好的公式可以替代，本文暫用此公式進行粗略計算。把丘洼構造的波峰和波谷等于波浪底部軌道，用德來西—昌漢不拉剖面最大的丘狀和洼狀構造的參數進行簡單計算。那個最大的丘洼狀構造寬90 m（圖8）。公式（1）的補充項忽略不計，公式即為：

也就是形成區內最大的風暴波長為46.80 m。Immenhauser[33]提出了一個公式計算風暴浪周期的公式L0≈ 1.56T2，其中L0為波長，T為風暴浪周期，于是可得：

將昌漢布拉最大的丘洼構造的參數L0=46.80 m代入公式（3），即T=5.477 s。這是一個深水條件下根據波長計算周期的公式，而本研究的主要剖面——德勝西剖面卻為淺水環境（發育了丘洼構造，表明風暴的影響深度已經超過了丘洼構造的發育深度，故為淺水）。可從另外三個角度計算風暴周期。

（1）按照Dumaset al.[28]提出的底形穩定性圖解在HCS形成過程中波浪的波速一般不會超過1 m/s。因此，可以設定波浪流速Uw=1 m/s，則將d0=85.79 mm代入公式（4）：

從而得到，T=269.38 s。因此，T也會小于269.38 s，這是一個很大的周期值。

（2）還可從另一個角度計算風暴浪周期（T）。把風暴的搬運看作懸浮搬運，而非推移搬運，所以顆粒的搬運在很大程度上與懸浮有關，即顆粒要保持懸浮的狀態至少要確保流體的向上運動速度大于和等于顆粒的沉降速度，這一個概念就相當于最小流化速度（Vmf,minimum velocity）。

用三種方法的計算結果差別極大（表3）。其中前兩者方法的計算結果與理論數值差別巨大，到了16～19 cm的礫石，用前兩種方法計算的最小懸浮速度都達到了超音速。到了32 cm直徑的礫石，用第二種方法計算的結果竟達3～4倍音速，很明顯前兩種方法存在問題，有必要放棄，而本研究基于模擬實驗擬合的公式計算出的數據相對合理。因此可利用本研究擬合的公式進行計算，求不同粒度礫石的最小懸浮速度，進而獲得風暴浪的動力參數。

表3 實驗和不同方法計算得出的不同粒度顆粒的最小懸浮速度Table 3 Comparison of the minimum suspension velocities of different particle sizes calculated by experiment and different methods

以圖6c左下角的最大直徑22 cm的礫石為實例提取其參數進行計算，通過擬合的公式可知其懸浮速度為2.87 m/s（表3），就是說風暴浪要把湖邊直徑22 cm的礫石用懸浮的方式搬運到較深水的地方，其垂向的分速度必須大于2.87 m/c，否則這個粒徑的礫石就會沉在水底，無法以懸浮的方式被搬運到湖中較深水的地方。2.87 m/s的流速是非常快的，揭示了風暴非常強烈。眾所周知，風暴浪的振蕩流運動非常復雜，主要特點是紊流，它既有向上的分量，也有水平分量，而且還有向下的分量（圖14）。

圖14 風暴浪動力模式及丘洼構造和礫石的排列藍色橢圓是水質點的簡化運動軌跡；黑色的梯形是為了計算簡化的水質點運動軌跡；底部紅線為沉積面底形，也代表丘洼構造；頂部綠線代表波浪Fig.14 Model of storm-wave dynamics.Blue ellipses are simplified trajectories of water particles.The black trapezoids are simplified trajectories of water particles for calculation.The lower red line represents sedimentary surface,and also HCS and SCS.The upper green line represents storm waves

可以把波浪的水質點運動看出是一個橢圓形的閉合流（圖14綠色線），因此有閉合回路上的任何一點速度相同（圖14）。這里不考慮定向回流形成的水平疊加速度。但由于考慮計算的方便，把橢圓的運動軌跡簡化成梯形（圖14黑色線）。由于是閉合流線，垂直速度應該等于水平速度。

風暴浪的另一個重要參數是周期（T）。丘洼構造的一個完整的寬度可以看成一個波長（圖9）。研究區最可靠的丘洼構造寬度是圖6c中的丘洼狀構造的10.85 m寬。把這個參數當做研究區丘洼構造的最大波寬進行計算。由于波浪運動的質點實際可能是橢圓（圖9中的藍線），而且可以看做是閉合橢圓，所以在橢圓上的任何一點速度都是相同的，且把水質點從出發點回到原點稱為一個周期。由于無法確定實際水深，但知道近似的波寬（洼狀交錯層理的半個寬度），所以可以近似地計算波浪周期為一個洼狀交錯層理的寬度除以水質點的運動速度，求得最小的周期：

用丘洼構造寬10.47 m的一半（5.24 m）作為物理模型（圖14），可得T=1.83 s。因為僅考慮了波浪質點在水面或水底水平運動的時間，沒有考慮垂直運動耗費的時間，很容易計算得到總周期Tt=7.30 s。由于計算得到的是一個只考慮了最小懸浮速度，當礫石被懸浮到最高點開始向兩側運動時風暴的懸浮速度就會驟減，因此懸浮速度必須遠大于最小懸浮速（Umf），所以風暴的實際周期會遠小于7.30 s。這個周期是一個非常短的周期，一般海洋風暴浪的周期多在數百到數千秒，甚至更長[36]。觀察表明現代海洋風暴潮的周期約為103～105s，或者1～102h[36]。從表3可以看出，如果采用Richardson[34]和Lowe[35]的公式計算，風暴浪的周期就會大到不可思議的長度。具體的計算過程在此忽略。

（3）此外，可從本研究模擬實驗獲得的參數（表3）來計算風暴周期。從表3可知，22 cm的礫石的懸浮速度為2.87 m/s；值分別代入公式（4），可得德勝西大型砂礫丘洼構造的風暴周期T=11.45 s。該值與采用本研究采用的模型（圖14）和方法（T=W/Umf）計算的結果（7.30 s）非常吻合，說明其具有一定的可靠性。計算昌漢布拉大型丘洼構造（圖8），取中砂的最小懸浮速度為0.063 m/s，將該值分別代入公式（4），可得昌漢布拉的風暴周期（T）=4 275.88 s=1.19(h)。

這個值與用Immenhauser[33]法計算獲得的值（5.477 s）差別極大，后者是前者的782倍。從上可知，用不同方法和不同參數計算獲得的風暴周期差別很大。海洋風暴潮的周期約為103～105s，或者1～102h[36]。所以，我們的計算結果也有一定的合理性。從這個角度也揭示了研究區當時是一個很大的湖泊。但必須正視的是，離散的計算結果表明風暴浪的周期的恢復目前還存在很多困難，需要今后不斷探討。

海洋風暴是（臺）風沿海面運動形成的剪切力牽引海面海水發生同向運動形成的，從臺風中心向邊緣海運動一般需要較長的時間，所以風暴浪的周期也很長。研究表明，長周期的海浪比風暴和海嘯的海浪要高[37]。海嘯的優勢波長可達數百公里，優勢波的周期可達數十分鐘，到達海邊后也可達數分鐘。大風暴和海嘯之間的主要區別并不是海浪的高度，而是后者的長周期。因此，我們計算獲得的風暴周期較長是可以理解的。但風暴浪進入淺海、尤其是濱淺海后其周期和波寬會驟減，而頻率和波高會驟增，所以我們計算獲得的風暴周期可能應該明顯小于計算值。從此可以看出，無論是那一種計算和計算結果都只能用做參考。值得一提的是，前人研究發現在風暴浪波高5 m，周期為16 s時可以在50 m深可以產生0.7 m/s的振蕩流，可以搬運粉砂；而同樣的風暴浪在10 m深可以產生2.0 m/s的振蕩流，可以搬運礫石[20]。而風暴浪波高5 m，但周期為6 s時則只能影響10 m水深，總之，波浪周期越長影響的水深越大[20]。風暴周期對風暴動力、油氣是對風暴沉積的影響這個問題今后應該深入探討，以求獲得更加合理的值。

丘狀交錯層理形成的水深一直是風暴沉積和風暴巖研究的熱點[20,38]，同時也是難點。Bourgeois[38]認為發育風暴巖的水深最大在50 m。Hunteret al.[20]建立了一個風暴浪周期與浪高及影響水深的關系圖，揭示相對于同樣高度的風暴浪，其周期越長影響的深度越大。對于一個特定的波高來說，波浪的周期變長影響的水深就越大（圖14）[39]，由此可知，丘狀構造的高度與波浪的大小及水深均有一定關系。長周期的波浪可以在較深的水體中形成短周期的波浪在較淺的水體中形成同樣高度的丘狀構造。因此不能簡單地根據丘狀構造的高度判別水深。由公式（1）和（2）可以推定，在波高一定的情況下波長越大則水深越大。所以，在從丘形構造來研究水深需要考慮丘形構造的高度和寬度。當然，總體上來說丘形構造越大反應的水體深度就越大，而Itoet al.[40]認為這種層理的波長隨著風暴沉積層厚度的增加而增大，并且隨著古水深深度的增加而減小，它的波長被認為是由風暴潮引起的底層振蕩水流軌道直徑的函數。有效的風暴浪基面深度為風暴波長的1/3[41]，從這一觀點可以獲得，形成德勝西大剖面的最大丘狀構造或交錯層理（圖6）的水深為12.80 m，是半深水湖泊環境。在德勝西的548 m長的風暴沉積剖面上，丘洼構造的波長變化較大，從6.0～25 m均有分布。因此，從丘洼構造的波長可以推測當時風暴沉積發育的水深范圍2.0～8.33 m，為三角洲前緣—淺湖環境。而在納林煤礦侏羅系煤系中的丘洼構造波長在3.50～8.53 m，因此，由丘洼構造可以推測當時風暴沉積發育的水深為1.17～2.84 m，是三角洲水下平原環境。

再利用另一個方法來推算大型丘洼構造形成時的古水深。Greenwoodet al.[8]實際觀察到湖泊在深水2.0 m左右可形成波高數厘米、波長0.3～0.6 m的典型丘狀交錯層理，水深與HSC波高的比例約為1/15（本文推算）。Dumaset al.[28]對現代實例觀察表明，當波浪的周期在14 s和浪高3.5 m時可以在13～50 m深的海底形成丘狀交錯層理。因此風暴浪高與影響水深的比例可以在1:10以上，甚至可達1:14。如果以該值類比，那么形成昌漢布達2.1 m高的大型丘狀構造的形成時水深應該在30 m左右。而推測形成德勝西大型砂礫丘洼構造（高1.25 m，表2）形成時的水深在17.5 m左右。

3 古地理及古氣候討論

通過HSC恢復古湖泊水深對于湖泊古地理、古沉積及烴源巖發育具有重要意義。從上述可知，東勝東的風暴沉積和風暴巖經歷了一個長期的過程，從早三疊世到中侏羅世，大概從250～165 Ma，歷時約80 Ma。如此長時期內在同一個地點發育風暴沉積或風暴巖無疑是一個很罕見、但很有地質意義的事件，能夠反映氣候和古地理的重要信息。

早三疊世隨著潘加亞大陸向北移動，陸地更均勻地分布在赤道兩側，整個潘加亞泛大陸對稱于赤道分布（表1）[42]，因此在潘加亞泛大陸內部離海洋較遠，在赤道強烈的陽光照射下會形成高溫干旱氣候，并形成強烈的蒸發環境。在中國西北地區晚二疊紀氣候開始變得干旱，并沉積了紅色巖系和蒸發巖；二疊紀末潘加亞泛大陸在靠近赤道的地區季風盛行，直到三疊紀赤道地區和中緯度大陸內部的季節性變得更加分明，且更加干燥，季風最為強烈。三疊紀位于赤道到中緯度地區的大陸內部都比較干燥。研究區位于潘加亞大陸內部，必然會受到整體氣候的影響和控制。在早三疊世氣候開始變得四季分明，氣候干旱。研究區以東100 km的神木一帶，三疊系（和尚溝組、劉家溝組等）—侏羅系是一套紅色碎屑巖，此時亞洲區季風盛行，且強度最大[43-44]。強大的季風會在潘加亞泛大陸內部造成四季分明的氣候特征[43]。從三疊世開始，鄂爾多斯盆地轉變為內陸盆地，三面被高山包圍（東面呂梁山、西面賀蘭山、北面陰山），南面臨特提斯海，特提斯洋的暖濕氣流可以直達鄂爾多斯盆地，使得鄂爾多斯盆地也處于較濕潤氣候的湖水泛濫的地理環境。直到侏羅紀，由于秦嶺隆起高度不大，暖濕氣流翻越秦嶺使鄂爾多斯盆地維持溫暖濕潤的氣候，發育了廣泛分布的煤系地層。與此同時鄂爾多斯盆地一直受亞洲季風的影響，使得鄂爾多斯大湖在80 Ma時期發育風暴沉積和風暴巖。直到白堊紀，秦嶺的大幅隆起阻斷了特提斯洋氣流，使鄂爾多斯盆地全面轉向干旱氣候，并發育了巨厚的紅色風成碎屑巖。

另外需要明確的重要問題是，德勝西大風暴沉積剖面底部大礫石的優勢排列方向是傾向東（圖4），亦或是交錯層理的細層傾向西（圖5）？這種大礫石是由風暴沖洗流從岸邊被搬運到淺湖中的。沖洗流一般是逆風暴方向發育，因此可以推測當時的季風是由西向東方向。交錯層理的細層傾向西是由東向西的具牽引流性質的風暴底流形成的，也指示當時的季風方向是由西向東的。但其可靠性還有待于今后進一步的驗證。

4 結論

（1）鄂爾多斯東勝以東109國道自納林煤礦到昌漢布達拉40余公里的剖面兩側的三疊系砂礫巖、砂泥巖、泥巖和侏羅系的煤層及黏土巖中，發育了典型的大型湖泊風暴沉積或風暴巖，其中最好的剖面在德勝西109國道的兩側，發育風暴沉積的剖面連續長度可達548 m。

（2）風暴形成的HCS和SCS規模中等—大，波寬多在十余米，波高在數十厘米到1米多；最大的HCS和SCS波長為40～50 m，波高最大可達2.1 m，揭示了當時的湖泊范圍極大，可能與現在鄂爾多斯盆地的范圍接近或更大。

（3）通過模擬并擬合公式計算了攜帶不同粒度風暴的最小懸浮速度，分別得出了粉砂和直徑22 cm礫石的最小風暴浪的懸浮速度和相應周期，結果非常離散，從數秒到數百秒、甚至數千秒。

（4）發育風暴沉積的環境總體為較淺水區，可以分為3種：1）以納林煤礦為代表的侏羅紀三角洲（水下）平原相。發育泥炭沼澤。HCS和SCS規模較小，波寬多在數米，波高多在50 cm以下；2）以德勝西一帶三疊紀為代表的濱淺湖相。發育黃褐色砂巖，水深達十余米；3）以昌漢布達拉三疊紀為代表的半深湖相。發育灰色黏土巖，HCS和SCS規模較大，波寬多達數十米，波高多為1～2 m，水深約50 m以內。

東勝中生界風暴沉積和風暴巖提供了罕見的研究湖泊風暴的實例。目前的的研究仍然不夠深入。希望今后有更多學者關注該露頭的研究，進一步豐富和完善我國的風暴沉積研究。