鄂爾多斯盆地西緣徐莊組風暴沉積特征及沉積模式

關鍵詞 礫屑灰巖；風暴沉積；鄂爾多斯盆地；徐莊組

0 引言

20世紀70年代，Kelling et al.[1]首先提出風暴巖（tempestite）這一概念，并對風暴沉積過程進行了討論。隨后，Kumar et al.[2]以及Aigner[3]提出風暴沉積這一概念，用于描述風暴天氣下的沉積過程。我國學者在將風暴沉積這一概念引入國內之后，針對華北板塊及華南板塊不同風暴沉積類型進行了大量研究，并建立了相應的沉積模式圖[4?6]。

近年來，國內學者針對四川盆地[7?9]、塔里木盆地[10]、鄂爾多斯盆地[11?12]等地區的風暴沉積特征均進行了詳細研究。但是對于鄂爾多斯盆地風暴沉積的研究，多集中于三疊系與侏羅系湖相風暴沉積的研究，而對深部寒武系地層海相風暴沉積的系統性研究相對較少并且尚未建立徐莊組的風暴沉積模式[13?14]。

在野外實地調研以及鏡下薄片觀察的過程中，發現在鄂爾多斯盆地寒武系分布多層礫屑灰巖以及大量風暴沉積構造。因此，本文旨在通過野外實測資料以及鏡下薄片觀察，對鄂爾多斯盆地西緣徐莊組風暴沉積特征以及不同類型風暴巖所指示的沉積環境進行探討，建立鄂爾多斯盆地西緣徐莊組風暴沉積模式并分析其中蘊含的地質意義。這對于鄂爾多斯盆地寒武系沉積環境，古板塊位置以及巖相古地理研究具有重要意義，并對華北板塊寒武系風暴沉積研究提供了參考。

1 區域地質背景

鄂爾多斯盆地位于華北克拉通西部，屬于典型的克拉通邊緣疊合盆地[15]，盆地內部被劃分為6個構造單元，分別為伊盟隆起、伊陜斜坡、晉西撓褶帶、渭北隆起、天環凹陷以及西緣沖斷帶（圖1）。中寒武世徐莊期海平面迅速上升，鄂爾多斯盆地內部基本全部被海水覆蓋，僅存伊盟古陸、固原古陸和呂梁古陸，呈現顯著的淺水陸表海沉積特征，為風暴沉積的廣泛發育提供了條件。盆地內部為碳酸鹽臺地沉積環境，周緣為緩坡沉積，伴有風暴沉積，具有高能動蕩的水體環境[17?19]。

本次研究主要針對鄂爾多斯盆地西緣中寒武統徐莊組展開，徐莊組整體以灰色薄層泥晶灰巖為主，夾礫屑灰巖、顆粒灰巖，下部以灰綠色頁巖、紫紅色頁巖和薄層灰巖互層為主，并發育薄層石英砂巖。野外觀察發現徐莊組具有以頁巖、薄板狀灰巖夾礫屑灰巖、生物碎屑灰巖為沉積旋回的特點（圖2），青龍山剖面徐莊組共發育六套這種典型的沉積旋回。本次研究涉及的剖面均位于鄂爾多斯盆地西緣（圖1），沉積環境大體為開闊臺地以及臺地前緣緩坡，并且均發育大量竹葉狀灰巖，具有顯著的風暴沉積特征。

2 風暴沉積構造

通過剖面實測觀察發現，研究區普遍發育礫屑灰巖，是最主要的風暴巖類型。此外，在研究區識別出風暴沉積發育的典型沉積構造，包括丘狀或洼狀交錯層理、沖刷面、風暴礫屑層、波狀層理以及平行層理等沉積構造。

2.1 底面侵蝕構造

研究區主要發育渠模與沖刷面兩種底面侵蝕構造。渠模是由風暴氣流摩擦海水，形成強大的定向水流或渦流在海底旋切早期沉積物形成，截面形態呈現溝渠狀，是辨別風暴沉積的主要標志之一[20?21]。在研究區表現為上覆巖層呈下凹狀侵入下伏巖層之中（圖3a，b），野外觀察到渠模構造規模較小，寬4～6 cm，深2～4 cm，常發育在礫屑灰巖底部，部分渠模中充填礫屑與生物碎屑，礫屑形態破碎，體現了其發育在高能水體環境中以及受到風暴浪渦流的攪動作用，由此可見研究區渠模構造發育在臺前緩坡至開闊臺地環境。

沖刷面常發育在巖層底部，呈不規則波狀起伏，這反映了風暴浪或風暴回流形成的波狀擾動對沉積底面侵蝕、沖刷，在下伏巖層上形成了凹凸不平的波狀層面（圖3c～e），與正常天氣下形成的地層分開，并截切下伏地層的沉積構造，是風暴沉積的重要識別標志[22?23]。沖刷面的起伏程度在一定程度上可以反映風暴浪的大小，研究區發育大量沖刷面構造，呈不規則起伏，幅度較為平緩，幅度介于1～4 cm，寬10～30 cm，多分布在礫屑灰巖層底部。沖刷面上部礫屑排列無明顯特征，部分沖刷面下凹處見直立狀礫屑，反映了風暴渦流的特點。

2.2 丘狀交錯層理

丘狀交錯層理指由一些緩波狀紋層組成，外形上像隆起的圓丘狀、向四周傾斜的沉積構造（圖3f，g），發育在正常浪基面之下，是識別風暴沉積最典型的標志[21]。丘狀交錯層理表現為頂面呈圓丘狀，內部紋層向上凸起，呈現寬緩的波狀，常與洼狀交錯層理伴生。其成因是受風暴擺動波和漩渦擾動淺海底床形成的風暴層理構造，或者是風暴浪與沉積底流干涉效應的結果。研究區丘狀交錯層理多發育在砂屑灰巖中，丘高1～3 cm，波長15～20 cm。

2.3 波狀層理與平行層理

波狀層理是在風暴能量減弱時振蕩水動力作用下形成的沉積構造。研究區波狀層理發育在礫屑灰巖上覆的薄層泥晶灰巖中（圖3h），由波狀起伏的細紋層疊置形成，反映了水動力由強變弱的過程。平行層理反映的是風暴進入衰減期，風暴流向低密度濁流轉變后較強的水動力條件下形成的沉積構造，主要發育在泥晶灰巖中，紋層平直、連續性較好（圖3i）。

此外，在野外觀察中發現徐莊組還發育大量的灰綠色與紫紅色頁巖，這體現了正常天氣下的沉積特征，其中顏色的變換也側面反映了海平面的變換，氧化還原條件也隨之變化，研究區大量薄層泥晶灰巖的發育也體現了正常天氣下的沉積作用，并為礫屑灰巖的形成提供了物質基礎。

3 礫屑灰巖巖相類型

研究發現礫屑灰巖在研究區廣泛發育，而不同剖面中所觀察到的礫屑灰巖有所不同。其中礫屑的顏色共有深灰色、灰色和黃褐色三種類型（圖4）。深灰色礫屑反映還原環境，來源于臺地前緣緩坡帶，該部位沉積的薄層灰巖和泥巖的互層組合在風暴浪的攪動下發生破碎；灰色礫屑反映還原環境，成分為白云質灰巖，來源于開闊臺地；黃褐色礫屑主要分布在老石旦剖面，反映此地水體相對較淺，并且風暴浪活動劇烈將氧氣帶入水下所致。

礫屑形態：在研究中所觀察到的各礫屑灰巖中礫屑形態多有不同，其中有圓狀、次圓狀以及次棱角狀礫屑。在部分礫屑中還觀察到受風暴作用以及壓實作用影響所形成的裂縫以及折斷現象。這反映了礫屑受到風暴侵蝕的程度不同以及在礫屑形成前遭受壓實作用所致，圓狀、次圓狀礫屑體現了正常波浪與潮汐的改造作用并伴隨著一定距離的搬運作用，多為臺緣沉積環境。而大尺度扁平狀礫屑及棱角狀礫屑反映了薄層灰巖遭受風暴活動形成礫屑后原地堆積，多為臺緣緩坡—斜坡沉積環境。

礫屑排列方式：研究區礫屑灰巖礫屑排列方式可分為雜亂狀、疊瓦狀以及放射狀三種。（1）雜亂狀排列的礫屑分散發育，礫屑大小混雜，礫屑呈圓狀或次圓狀；（2）疊瓦狀排列，礫屑長軸傾斜角度小或平行于層面，通常順層面方向排列，礫屑顆粒較大，長軸長度可達5～6 cm，體現了礫屑形成后未經過長距離搬運或原地堆積的風暴活動較弱的沉積環境；（3）放射狀排列表現為礫屑扁平面傾角較大甚至直立，局部呈現菊花狀，反應風暴作用強烈，標志了風暴渦流的中心位置。在野外觀察中發現在部分礫屑灰巖發育層段礫屑排列方式自下而上具有一定的變化規律（圖4b），底部礫屑順層面方向排列呈低角度疊瓦狀上部出現直立高角度礫屑呈放射狀排列，反映了風暴流態從風暴衰減期的風暴回流向風暴高峰期的風暴渦流演變的過程[21]。

基質和支撐結構：基質包括紅褐色灰泥質和灰色灰泥質，分別代表了暴露氧化環境和水下還原環境。支撐結構可分為基質支撐、砂屑支撐和礫屑支撐。基質支撐和砂屑支撐的礫屑灰巖中礫屑呈漂浮狀，分別指示碎屑流和高密度濁流沉積，礫屑支撐體現了風暴能量較弱或停息后的風暴回流作用。

在以上認識的基礎上，結合前人研究成果[24?25]，將研究區不同礫屑灰巖進行識別并劃分出以下四種礫屑灰巖巖相。

3.1 顆粒支撐礫屑灰巖相

礫屑多平行于層面或呈疊瓦狀排列，以礫屑支撐為主，夾雜少量泥灰質充填礫屑間隙，礫屑呈次棱角—次圓狀，分選較好，礫屑粒度較大，長軸可達5～10 cm，礫屑間接觸方式為線接觸—凹凸接觸，堆積較為緊密，為風暴浪在臺地邊緣形成的礫灘堆積[4]（圖5a）。其中大尺度扁平狀礫屑為灰巖遭受風暴浪攪動后原地或經短距離搬運形成，部分近似球狀顆粒是受到風暴渦流攪動破碎形成，上覆巖層為灰色生物碎屑灰巖夾泥質，下伏地層為灰色薄板狀灰巖與薄層泥巖互層，底部灰巖常見因風暴活動引起的差異壓實作用所形成的縱向裂縫[26]，裂縫間被泥質侵入，該礫屑灰巖相形成于臺地邊緣的緩坡帶，在正常天氣沉積下的灰巖經過風暴浪攪動破碎，原地或經過短距離搬運后沉積形成，礫屑來源極有可能為下伏薄板灰巖（圖4a，b）。

3.2 泥質充填礫屑灰巖相

礫屑磨圓較好，部分礫屑定向排列明顯，部分礫屑排列雜亂，反映了較強的風暴活動，受擾動程度大，礫屑之間接觸方式呈線接觸，礫屑排列緊密基質充填部分較少，此地受風化程度較大，泥質受剝蝕程度大，部分礫屑直接暴露在外（圖4c、圖5b）。此外，在部分礫屑上可以觀察到裂縫以及部分礫屑出現斷裂，這是由于其受到強烈的壓實作用所致。此類礫屑灰巖主要形成于水深較淺的臺地環境，受風暴擾動頻繁，在風暴浪的作用下，薄板狀灰巖被破碎、搬運、磨蝕、再沉積、壓實等一系列作用而形成現在的特征。并且由于此類礫屑灰巖形成過程中一直處于水下，所以多呈灰色、深灰色等還原色，有部分泥質充填物呈現氧化色，這是由于后期暴露在地表氧化環境所致。顆粒間的充填物較少以及礫屑的磨圓度也反映了風暴作用的強度，強大的水動力作用對礫屑進行淘洗、磨圓，使其保留了現在我們所觀察到的形態（圖4c，d）。

3.3 放射狀礫屑灰巖相

礫屑呈放射狀、不規則排列（圖5c），是風暴渦流的標志，反映了渦流的中心應位于正常浪基面附近，不同剖面該巖相所呈現的特點不同。老石旦剖面放射狀礫屑灰巖礫屑顏色較淺，這是由于該剖面為開闊臺地相水體較淺，并且風暴浪活動劇烈將氧氣帶入水下所致。而摩爾溝剖面為斜坡相帶，水體較深，礫屑顏色較深，礫巖源自臺前緩坡，圍巖為泥灰巖夾薄層頁巖，為臺前緩坡帶風暴渦流成因（圖4e，f）。

3.4 基質支撐礫屑灰巖相

礫屑為灰色，磨圓較好，礫屑大小混雜，反映了風暴碎屑流的特征，排列雜亂，灰色、土黃色基質支撐，基質的顏色反映了其形成于水體相對較淺的沉積環境（圖5d）。礫屑邊界較為光滑，反映礫屑是由異地搬運而來，經過反復磨蝕，是水動力較強的表現，具有淺水成因的特點[25]，由風暴回流搬運至臺緣緩坡的風暴碎屑流沉積形成（圖4g，h）。

4 風暴沉積序列

風暴天氣具有周期性活動特征，可分為風暴高峰期、風暴衰減期和風暴停息期，不同風暴活動時期具有不同的流態特征[27]。風暴高峰期時風暴渦流發育，風暴低氣層氣流與水體發生摩擦引起水體呈旋渦狀流動，對底部巖層造成侵蝕，將剝離的底部巖層碎片進行搬運、磨蝕，受風暴渦流影響其產出沉積物特征以放射狀或直立狀礫屑灰巖為主；風暴衰減期與風暴停息期時風暴碎屑流與風暴濁流發育，風暴碎屑流是由于風暴渦流剝離并攜帶的懸浮顆粒在重力作用與風暴退潮時向下拖拽的作用力的影響下形成，產出礫屑灰巖、砂屑灰巖和生物碎屑灰巖，在縱向上具有一定的正粒序特征；風暴濁流是由風暴碎屑流中粒度較細組分與海水充分混合的低密度流體，產出平行層理的砂屑灰巖或泥晶灰巖，在縱向上具有正粒序特征[10]。

前人通過對碳酸鹽風暴沉積層序的深入研究，總結出了理想的碳酸鹽風暴沉積序列，自下而上分別為沖刷底面、礫屑段（A段）、粒序段（B段）、平行紋層段（C段）、丘狀紋層段（D段）、泥巖及泥晶灰巖段（E段）[27]。但是，在野外實地考察時，發現青龍山剖面在礫屑段上部沉積了一層生物碎屑灰巖（圖4a），前人在研究風暴沉積的過程中也對生物碎屑灰巖的存在進行了記錄但是并未將其作為一個風暴序列層段進行單獨討論。本文在典型風暴沉積序列的基礎上建立研究區理想模式下的風暴沉積序列（圖6），實測剖面中的生物碎屑灰巖段的形成可能是在風暴活動停息后生物大量聚集在此形成。礫屑段由礫屑灰巖組成，礫屑排列方式各異，體現了風暴渦流作用；粒序段由礫屑灰巖和顆粒灰巖組成，自下而上顆粒大小逐漸變小呈現正粒序特點，體現了風暴濁流沉積；平行紋層段由發育平行層理的灰巖組成，體現了風暴濁流沉積；丘狀紋層段由發育丘狀交錯層理的灰巖組成，體現了風暴浪的振蕩作用；泥巖及泥晶灰巖段，體現了風暴停息后正常天氣下沉積的現象。通過對鄂爾多斯盆地野外剖面的實地觀察與鏡下薄片鑒定，分析鄂爾多斯盆地徐莊組典型風暴沉積特征，發現徐莊組風暴沉積序列發育特征存在差異，主要發育以下五種風暴沉積序列。

4.1 序列Ⅰ

該序列由沖刷底面+礫屑層（A段）+生屑段（B2段）+泥巖及泥晶灰巖段（E段）組成（圖7a、圖8），在青龍山剖面較為發育。底沖刷及礫屑段（A）主要巖性為礫屑灰巖，礫屑層厚10～15 cm，磨圓度較好，礫屑長軸長度約為3 cm，可見大小5～6 cm的礫屑，底部礫屑多順層排列，反映水流方向，部分礫屑呈直立狀，體現了風暴渦流發育；生屑段（B2段）巖性為生物碎屑灰巖，層厚5～6 cm（圖7b，c）；泥巖與泥晶灰巖段（E）厚30～40 cm，表現為泥巖與薄板狀灰巖互層（圖7d）。該序列底沖刷面較為平緩表明風暴強度較弱，礫屑段部分直立的礫屑反映了風暴渦流作用的侵蝕，因此該序列距離風暴中心較近，位于風暴浪基面和正常浪基面之間，靠近正常浪基面。

4.2 序列Ⅱ

該序列由礫屑層（A段）+粒序層（B1段）+平行紋層段（C段）組成（圖8）。礫屑段（A）主要巖性為礫屑含白云質灰巖，礫屑層厚3～5 cm，磨圓度較好，礫屑大小不一，可見大小5～6 cm的礫屑（圖7h，i），粒序層（B）厚2～3 cm，正粒序結構（圖7g，h），平行紋層段（C）厚5～8 cm，巖性為泥晶灰巖（圖7f）。平行紋層的發育在一定程度上反映了風暴下部回流的演變過程，具有風暴濁流沉積特征，為風暴衰減期至停息期的產物，并且該序列礫屑段礫屑顆粒較小并且磨圓度、分選性較好，因此推測該序列發育環境水體較深，該序列位于風暴浪基面之下的臺緣斜坡相帶。

4.3 序列Ⅲ

該序列由礫屑層（A段）+泥巖及泥晶灰巖段（E段）組成（圖8）。礫屑段（A）主要巖性為礫屑灰巖（圖9a～c），礫屑層厚較厚，礫屑大小混雜，泥巖及泥晶灰巖段巖性為泥晶灰巖（圖9d，e），該序列未發育丘狀交錯層段與平行紋層段，說明風暴侵蝕過后，僅接受正常天氣沉積，未受到風暴回流影響，并且礫屑段顆粒較小，說明其發育環境水體較深，應該位于風暴浪基面之下的臺緣斜坡帶。

4.4 序列Ⅳ

該序列由沖刷面加礫屑層（A 段）+粒序層（B1段）+生屑段（B2段）+丘狀紋層段（D段）+泥巖及泥晶灰巖段（E段）組成（圖8）。礫屑段（A）主要巖性為礫屑灰巖，礫屑層厚15～20 cm，礫屑較大，多平行于層面（圖9f）；粒序層（B1段）巖性為顆粒灰巖，厚度較薄，層厚3～4 cm（圖9f，g）；生屑段（B2段）巖性為生物碎屑灰巖（圖9h，i），生物碎屑主要為介形蟲與三葉蟲碎片；丘狀紋層段（D段）厚約5 cm，巖性為砂屑灰巖，可見丘狀交錯層理（圖9j）；泥巖與泥晶灰巖互層段（E段）層厚為15～20 cm。該沉積序列發育較為完整，此序列發育在距離風暴中心較遠地帶，臨近風暴浪基面。

4.5 序列Ⅴ

該序列由平緩沖刷面以及礫屑層（A段）組成（圖8）。礫屑段（A）主要巖性為礫屑灰巖（圖9k，l），礫屑層厚較厚，層厚約10～15 cm，礫屑顆粒較大，分選較好，磨圓度中等，多為次棱角狀。該粒屑灰巖中粒屑為原地堆積并且顆粒較大，反映了最淺的風暴沉積環境，該序列應位于正常浪基面附近。

綜合剖面資料、鏡下薄片資料與風暴巖段統計分析，繪制了鄂爾多斯盆地西緣徐莊組風暴沉積橫向展布特征圖（圖10）。青龍山剖面共發育四期風暴沉積，風暴序列主要為序列Ⅰ、序列Ⅳ，風暴序列發育較為完整，出現大量生物碎屑，縱向上自下而上風暴序列由序列Ⅰ向序列Ⅳ演化，反映了水體變深的過程，主體沉積環境為臺緣斜坡相帶，受風暴擾動，位于正常浪基面與風暴浪基面之間；老石旦剖面、摩爾溝剖面均發育三期風暴沉積，主要發育風暴序列Ⅴ、序列Ⅰ、序列Ⅱ，在礫屑層段觀察受到風暴渦流影響形成的放射狀礫屑，受風暴擾動強烈，位于正常浪基面附近，主體沉積環境為開闊臺地邊緣及臺緣斜坡相帶；陰石峽剖面僅發育一期風暴沉積，風暴層較薄，主要發育序列Ⅱ、序列Ⅲ，此外該剖面發育大量灰綠色泥巖，反映水體較深，沉積環境為臺前緩斜坡，位于風暴浪基面之下。

5 風暴沉積模式

通過對鄂爾多斯盆地西緣四條剖面沉積特征分析，結合研究區徐莊組開闊臺地與臺地邊緣沉積模式，建立了鄂爾多斯盆地西緣徐莊組風暴沉積模式（圖11）。

序列Ⅰ底部發育沖刷面構造，沖刷面相對平緩起伏較小，說明此時風暴能量較弱，礫屑段多為定向排列，長軸方向體現了水流的方向，部分礫屑呈高角度直立狀反映了風暴渦流的發育，表明該序列應距離風暴中心較近，因此序列Ⅰ應位于風暴浪基面與正常浪基面之間的臺緣斜坡沉積。

序列Ⅱ底部發育沖刷面構造，下部發育礫屑灰巖具有粒序層，礫屑由下至上逐漸變小，上部發育具有平行層理的灰巖，說明此時水體能量與風暴高峰期相比較弱，在一定程度上反映了風暴下部回流的演變過程，具有風暴濁流沉積特征，為風暴衰減期至停息期的產物。該序列位于風暴浪基面之下的臺緣斜坡相帶。

序列Ⅲ底部沖刷面平緩，僅由礫屑灰巖和泥巖及泥晶灰巖段構成，表明風暴已經進入平息期，風暴活動停息，風暴作用力被重力與海水作用力取代，水動力逐漸減弱，重力分異作用使得沉積物粒度變細，上段發育泥晶灰巖與泥巖互層，說明該序列距離風暴中心較遠，水體較深，應該位于風暴浪基面之下的臺緣斜坡帶，但因其粒屑段粒屑顆粒直徑普遍大于序列Ⅱ底部粒屑段，故序列Ⅲ應發育在風暴浪基面之下序列Ⅱ之上。

序列Ⅳ底部沖刷面幅度較小，風暴侵蝕能力較弱，并且沉積序列發育較為完整，粒序層反映了風暴濁流所形成的風暴濁積巖特征，丘狀層理的發育反映了風暴回流作用占據主導，并且在上部發育泥巖與薄層泥晶灰巖互層，說明此序列發育在距離風暴中心較遠地帶，臨近風暴浪基面。

序列Ⅴ僅由粒屑段構成并且粒屑顆粒較大，與下伏圍巖巖性一致，并在下伏圍巖中觀察到明顯的斷裂與撕裂結構，下伏灰巖部分區域已經呈現出粒屑特征，這說明該粒屑灰巖中粒屑為原地堆積并且顆粒較大，反映了最淺的風暴沉積環境，該序列應位于正常浪基面附近。

研究區風暴沉積序列自下而上的沉積環境由臺前緩坡→臺緣斜坡→開闊臺地過渡，具有縱向上水深逐漸變淺的沉積特征。序列Ⅱ、Ⅲ處于風暴浪基面之下，為風暴遠源沉積，風暴浪對未固結或半固結的巖石具有破壞性，被打碎的礫石被搬運至臺前緩坡接受沉積，因此序列Ⅱ、Ⅲ礫屑層顆粒較小，磨圓較好，沖刷面較為平緩。序列Ⅰ、Ⅳ發育在風暴浪基面之上的臺緣斜坡環境，風暴序列發育較為完整，礫屑段下部多呈水平狀，平行于層面分布，上部礫屑部分呈現直立狀排列，反應風暴渦流對其進行改造的過程。序列Ⅴ僅由礫屑段構成，發育在正常浪基面附近，礫屑顆粒較大，磨圓較差，以原地堆積為主，反映了水深最淺的風暴沉積環境。

6 討論

6.1 礫屑灰巖成因

對于礫屑灰巖的成因解釋，前人做了大量研究，劉寶珺等[5]認為礫屑灰巖因暴露形成干裂，隨后經過機械改造作用而成。王祥珍[28]認為礫屑灰巖是由薄層狀灰巖在陸表海環境中受到構造地震作用以及由地震作用引起的海嘯等作用的影響下發生破碎后固結成巖。孟祥化等[4]通過對華北丁家灘剖面礫屑灰巖研究，提出風暴成因的結論并將礫屑灰巖按其礫屑的來源分為原地型和異地型兩類。陳吉濤等[26]、Kwon et al.[29]將礫屑灰巖按成因劃分為沉積型和成巖型兩類。總體來說，國內外學者普遍認為礫屑灰巖的形成與灰巖的改造—再沉積過程和成巖作用早期的膠結作用、壓實作用有關。

研究區內觀察到大量礫屑呈放射狀排列的礫屑灰巖以及風暴侵蝕構造，這是風暴沉積的典型證據[25]，此外，在鏡下觀察到大的礫屑間充填了顆粒較小的砂屑、生物碎屑和灰泥（圖12），也指示研究區風暴事件的發育[30]。寒武紀時期華北板塊整體處于陸表海沉積環境，海水相對較淺，風暴浪可以觸及臺地底部，氣候溫暖，大氣呈現高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鹽灰泥。隨著沉積過程的不斷推移，壓實作用使得先前沉淀的灰泥固結形成石灰巖，較晚沉積的灰泥質覆蓋在石灰巖上，呈半固結狀態，新沉積的泥質覆蓋其上，呈松散堆積狀態。由于鄂爾多斯盆地西緣處于賀蘭山地震帶，構造活動頻繁，加之陸源沉積物的輸入，使得海底的沉積環境不斷變化，所形成的巖石大多為薄層的條帶狀灰巖與薄層泥巖互層（圖13a）。

研究區沉積相類型為開闊臺地邊緣及緩坡相帶，海水受水下隆起的阻隔，海水運動與循環受阻，因此不同部位受水動力影響程度不同。華北板塊在寒武紀時期位于低緯度的風暴區[34?36]并且受到賀蘭山地震帶的影響[28]，風暴作用頻發，風暴浪與地震作用使正常天氣下沉積的半固結與固結狀態的條帶狀灰巖發生破碎（圖13b），這些破碎的灰巖碎片在海水與渦流的持續作用下被搬運與磨蝕成次棱角狀—次圓狀的礫屑再次沉積下來。而未固結的灰泥及部分灰巖碎片在搬運、磨蝕過程中脫離的碎屑在風暴浪的作用下會呈懸浮狀態被海水攜帶，在風暴停息之后也會逐漸下沉，這部分雜基與經由化學作用沉淀的灰泥以及部分在風暴浪攪動過程中攜帶的生物碎屑一同組成基質，并在自身重力作用與壓實作用下充填礫屑間的縫隙形成我們所觀察到的礫屑灰巖（圖13c）。對于礫屑呈高角度特征的礫屑灰巖來說，這種礫屑灰巖的形成是由于風暴渦流的影響，風暴渦流持續作用后礫屑快速堆積并形成顆粒支撐結構。由于是在渦流作用影響下快速堆積而成，所以礫屑按照渦流漩渦形狀排列，導致其呈高角度、放射狀產出。

此外，風暴高峰期能量極為強大，將原本生活在開闊臺地以及臺地邊緣的生物及生物遺跡一同卷起并在風暴衰減期、停息期沉積下來。

6.2 古緯度與古板塊演化意義

風暴巖具有重要的古氣候指示意義。風暴事件主要發生于中低緯度地區，多形成于赤道附近5°～20°的洋面上，因此風暴巖的發現可以作為古板塊恢復研究的證據之一[26]。同時，風暴浪具有密度流和牽引流的雙重性質，且具有渦流的性質。當風暴掠過海水表面，吹向陸地時，驅動海水以波浪的形式前進而形成風暴浪，如果遇到水下高地，就會引起回流，擾動海底沉積物并形成密度流，從而沉積厚層碳酸鹽巖地層。這也是對華北地臺在寒武紀時期沉積厚層碳酸鹽巖地層的一種解釋。鄂爾多斯盆地位于華北板塊中部，前人通過古地磁研究對寒武紀古板塊位置重建[36?39]，認為在寒武紀華北板塊位于赤道附近（圖14），屬于低緯度地區，受到赤道風暴帶的影響，風暴作用影響強烈，與風暴事件主要發生在中低緯度地區這一認識可以相互佐證，提供更可靠的依據。因此，風暴巖具有重要的古緯度指示意義，對重建古板塊位置可以提供沉積學佐證。

6.3 古地理意義

風暴沉積具有良好的指相意義。前人將鄂爾多斯盆地西緣徐莊組劃分為碳酸鹽巖開闊臺地與臺緣斜坡相，但不同學者所劃分的開闊臺地與臺緣斜坡的具體界限有所不同。風暴沉積因其周期性、瞬時性、區域性特點而具有等時意義，可作為盆地等時對比標志之一[27]。具體體現在兩方面：（1）風暴濁積巖中含有的標志性化石；（2）風暴沉積本身具有周期性特征。因此可利用這一特點對鄂爾多斯盆地西緣徐莊組進行高精度巖相古地理圖編制，通過不同風暴沉積序列對應不同沉積環境來區分不同沉積相類型的界限。

7 結論

（1） 研究區主要發育渠模構造、底沖刷面構造、丘狀交錯層理、波狀層理、水平層理和風暴礫屑層等沉積構造；共發育顆粒支撐礫屑灰巖相，泥質充填礫屑灰巖相，放射狀礫屑灰巖相，基質支撐礫屑灰巖相四種礫屑灰巖類型。

（2） 野外實測發現研究區典型風暴沉積序列包括沖刷底面、礫屑段（A段）、粒序段（B1段）、生物碎屑段（B2段）、平行紋層段（C段）、丘狀紋層段（D段）、泥巖及泥晶灰巖段（E段）。在此基礎上將研究區風暴巖劃分為五種沉積序列：序列Ⅰ由沖刷底面+礫屑層（A段）+生屑段（B2段）+泥巖及泥晶灰巖段（E段）組成，沉積環境位于風暴浪基面與正常浪基面之間；序列Ⅱ由礫屑層（A段）+粒序層（B1段）+平行紋層段（C段）組成，沉積環境位于風暴浪基面之下的臺緣斜坡相帶；序列Ⅲ由礫屑層（A段）+泥巖及泥晶灰巖段（E段）組成，發育在風暴浪基面之下；序列Ⅳ由沖刷面加礫屑層（A段）+粒序層（B1段）+生屑段（B2段）+丘狀紋層段（D段）+泥巖及泥晶灰巖段（E段）組成，該序列發育較為完整，發育在距離風暴中心較遠地帶，臨近風暴浪基面；序列Ⅴ由平緩沖刷面以及礫屑層（A段）組成，反映了最淺的風暴沉積環境，該序列應位于正常浪基面附近。

（3） 寒武紀時期研究區處于陸表海環境，沉積環境主要為開闊臺地邊緣及緩坡相帶。風暴浪與地震作用使條帶狀灰巖發生破碎，為礫屑灰巖形成的動力條件，古板塊位置處于低緯度的風暴帶，是風暴作用頻發的原因。