鄂爾多斯盆地東緣太原組風暴沉積特征及環境模式

關鍵詞 太原組；風暴沉積；沉積環境；下二疊統；鄂爾多斯盆地

0 引言

風暴沉積作為季節性臺風或颶風所致的獨特事件性沉積，既可重塑地質歷史災變事件，亦在古環境、古地理恢復與重建及地層研究等方面具有重要意義，20世紀60年代就有專文發表[1]，后來70—80年代逐漸受到沉積學界諸多學者的關注[2?9]。

關于華北地區早二疊世太原組風暴沉積的研究，前人已取得許多成果。如劉光華[10?11]在豫西地區考察時，依據水深變化提出四種不同類型的風暴巖；又如吳賢濤等[9]在豫西北焦作地區結合遺跡化石，判識出至少四種風暴沉積類型。進入20世紀90年代，又有多位學者對華北多地太原組風暴巖進行科考并卓有建樹[12?16]。步入21世紀，伴隨對遺跡化石的深入研究，胡斌等[17]對豫西北及晉東南地區太原組碳酸鹽巖中的風暴沉積及所含遺跡化石的組成與分布特點進行精細研究后，劃分出7種風暴沉積類型，分別形成于海灣—潟湖，潮間—潮下淺灘，局限臺地和潮下開闊臺地沉積背景。然而，在鄂爾多斯盆地，迄今未見太原組風暴沉積研究成果的正式報道。本次工作詳細考察了位于鄂爾多斯盆地東緣山西鄉寧地區甘草山一帶太原組的露頭剖面，識別出5種風暴沉積類型，分析了各種類型的沉積背景，提出了本地區太原組風暴沉積的沉積環境模式。該成果不僅為鄂爾多斯盆地東緣太原組碳酸鹽巖及其沉積環境提出了新的認識，而且可為該地層油氣資源勘探與開發提供沉積環境分析和古地理重建方面的沉積佐證。

1 地質背景

鄂爾多斯盆地北起伊盟隆起，南至渭北隆起，東至陜晉交界的晉西撓褶帶，西至寧夏境內西緣逆沖帶[18]（圖1），構造隸屬于華北克拉通的一部分，為西部典型的克拉通邊緣疊合盆地，整體呈一個東翼緩而長、西翼陡而短、南北翹起的大向斜[19]。

作為華北地臺的次級構造單元，鄂爾多斯盆地構造演化與華北地臺相一致。晚古生代華北地臺處于南北向擠壓應力場中，演化受秦祁海槽和興蒙海槽的構造活動影響巨大。晚石炭世，區域古地理格局以中央古隆起為界分為東西兩個海域，古地形南隆北傾。晚石炭世末期受西伯利亞板塊向南俯沖擠壓作用，華北地臺北緣因洋殼消減而抬升，區域構造體制轉而北隆南傾。早二疊世，隨北隆南傾構造體制的建立，東部海水由東—東南方向侵入并越過中央古隆起與西部海域匯合，形成統一陸表海，沉積格局呈南北向相分異。早二疊世早期，隨著盆地區域性沉降持續，海侵遍及華北盆地[20]。因此，太原組沉積期，本盆地在東西部統一為陸表海碳酸鹽巖與碎屑巖混合沉積環境，盆地東緣主要發育潟湖和淺海陸棚沉積，障壁島零星分布[21]?？傮w上，太原組碳酸鹽巖形成于水體較淺、氣候溫暖且受較多風暴影響的陸表海環境[17]。

研究區下二疊統太原組露頭剖面位于山西省臨汾市鄉寧縣仁馬莊甘草山一帶（圖1），隸屬于鄂爾多斯盆地東緣，出露良好，厚約65.6 m（圖2），與下伏本溪組和上覆山西組呈整合接觸。本溪組平行整合于奧陶系馬家溝組灰巖之上，厚約14 m，以薄層狀灰白、灰黃色鐵鋁質泥巖與灰黃、灰白色砂巖互層為主，水平層理發育，頂部以L2 灰巖底與太原組分界。太原組在垂向上可劃分為3段（圖2），下部灰巖段自下而上依次發育混積潮坪相—淺海相—混積潮坪相—碎屑巖潮坪相—淺海相—碎屑巖潮坪相—淺海相沉積；中部碎屑巖段依次發育碎屑巖潮坪相—潟湖相—碎屑巖潮坪相—障壁島相—潟湖相—碎屑巖潮坪相沉積；上部灰巖段依次發育淺海相—混積潮坪相—淺海相—碎屑巖潮坪相—淺海相—碎屑巖潮坪相—潟湖相沉積。太原組頂部為一層灰黑色泥巖，其上為山西組底部厚層砂巖（俗稱北岔溝砂巖），即灰黃色厚—巨厚層狀中—細粒砂巖，發育楔狀、槽狀交錯層理，屬三角洲平原分流河道沉積。

2 風暴巖沉積特征

風暴巖通常是指在風暴影響下，在海洋盆地或湖盆中形成的沉積巖。在海洋沉積環境中，風暴沉積是由風暴作用于海底沉積物所誘發的一種紊流事件沉積[22]，主要發生在淺海正常浪基面和風暴浪基面之間，是一種向海運移的風暴營力帶動下的異動流，以震蕩與水平運動方式作用于沉積物顆粒，其沉積特征表現為不同海底部位形成的風暴沉積序列及沉積構造具有明顯差異。通過實地考察，在研究區太原組灰巖中發現了多層風暴巖，主要發育于太原組L2、L3、L4和L5的灰巖中，每層風暴巖都顯示出明顯的波狀侵蝕基底（圖3），并且往往多層疊加，有時上下層有截切現象。

一般來講，一次完整的風暴沉積通常會經歷高峰、衰減和停息三個階段，能量從高到低逐步減弱。在高峰期，得益于風暴流強力的沖刷掏蝕，通常形成了不規則的波狀侵蝕—沖刷基底，向上發育粗粒滯留沉積或粒序層，并可能會伴隨生物逃逸構造；當風暴進入衰減期，常出現包括丘狀或洼狀的各種規則或不規則交錯層理以及平行層理在內的各類紋層段；最終在風暴停息或間隙期，形成含泥質沉積。因而整體上看，風暴沉積序列呈現出向上變細的粒度變化。以往研究表明，風暴巖的典型序列特征自下而上依次為風暴侵蝕基底與生物碎屑滯積層、粒序層、紋理層、生物成因構造（遺跡化石或生物擾動構造）及泥灰巖或灰質泥巖層段[3，23?24]。各層段主要沉積特征簡述如下。

2.1 侵蝕基底構造與生物碎屑滯積層

侵蝕基底構造發育在風暴沉積層底面，是高峰階段高流態風暴渦流對沉積底面侵蝕、沖刷、掏蝕、撕裂和再沉積充填而形成的沉積構造，是風暴沉積十分典型的辨識標志[6]。由于風暴渦流強度與距離風暴中心遠近存在差異，導致風暴沉積的底面侵蝕構造具有不同的表現形式。可按沖刷差異程度將其分為兩種：其一為較低能風暴侵蝕作用形成的波狀侵蝕基底構造，常為不規則波狀侵蝕基底面。在露頭剖面上，常見多層風暴層疊加的現象（圖3），有時上層的波狀侵蝕基底截切到下層，在縱向剖面上常呈現為類似“串珠狀”的構造形態[17]，這是多次風暴水流作用的結果；其二為具強侵蝕作用的高能風暴作用形成的呈“Ｖ”或“Ｕ”型溝渠狀構造，通常被稱為渠模或口袋構造[25]。本剖面渠模構造呈錐狀（圖4），上部寬度介于12～23 cm，深度介于10～22 cm，是風暴流沖刷、掏蝕和短距離搬運、攪動的結果。

一般而言，渠模構造越發育代表侵蝕沖刷面起伏程度越大，其沉積時遭受的風暴強度越強或沉積水體越淺[26]。太原組L3，L4灰巖段風暴層中見有渠模構造，但發育數量和規模均不如L2，L5灰巖且未見渠模構造，說明這4層灰巖中風暴沉積所遭受的風暴強度或沉積水深有一定差別。整體而言，研究區太原組中風暴沉積層的侵蝕底面凹凸度，基本能夠反映太原期風暴能量的強弱程度及風暴離岸的遠近變化。

風暴滯積層，也叫生物碎屑滯積層，是風暴浪攪起的生物碎屑在重力作用下沉積而成。在本剖面中滯積層厚1～5 cm，侵蝕沖刷面之上發育的生物碎屑大小混雜、分布凌亂，直徑從0.2 mm到6.0 mm均有出現（生屑含量占比10%～40%，粒間由灰泥和粉晶級顆粒充填），一般解釋是快速密度流所致的沉積結果[9]。滯積層底部含雜亂分布的介殼碎片（圖5），通常代表風暴渦流（紊流）對底層沉積物進行了充分攪動后，較快速率沉積形成，其同樣為高峰期的沉積產物[26]。

2.2 粒序層

粒序層也稱遞變層理或正粒序層理，發育于風暴侵蝕面之上，是風暴高峰期時攪起的懸浮顆粒流，在風暴衰減時由于水體中渦流支撐作用能量逐步衰減，或重力大于剪切力時，有序沉降形成粒序堆積[6]。在碎屑巖風暴沉積的粒序層中，常見的變化序列為粗砂巖—中粒砂巖—細砂巖—粉砂巖，而在碳酸鹽巖風暴沉積的粒序層中，下粗上細的正粒序變化往往表現為生物碎屑顆粒巖或粒狀灰巖—泥?；規r—粒泥灰巖—泥晶灰巖，粒度逐步變小。在太原組風暴沉積中粒序層大多呈同樣的變化，但其厚度不等，可從幾厘米到十幾厘米。鏡下鑒定顯示，序列下部為較粗的生物碎屑顆粒灰巖，含生物碎屑滯積層（圖5a，e），向上變為泥?；規r（圖5a，d）和粒泥灰巖（圖5a，c）并逐漸過渡為泥晶灰巖（圖5a，b）。

2.3 紋理層段

紋理層段常見于風暴粒序層之上，巖性主要為粒泥灰巖和泥晶灰巖，紋理常見有丘狀交錯層理（圖6a）、洼狀丘狀交錯層理（圖6b）和緩波狀交錯層理（圖6c）。淺海環境中，丘狀交錯層理形成在風暴高峰期后，為典型的風暴沉積構造之一。

不同的紋理，形成機制是不同的。紋理層段中的丘狀交錯層理一般被解釋為受控于風暴誘導的強振蕩水流和多向底流作用，即隨著風暴強度的減小，先期被風暴流卷起的細粒沉積物迅速沉降，受多向底流影響，細粒沉積物被掏蝕沖刷成無定向排列的丘形和凹形，爾后在這種沖刷的丘形和凹形面上，被底流攜帶的細粒紋層沉積覆蓋所致[27]。在垂向剖面上，丘狀底形上發育較好的紋理形態，往往為多層寬緩的頂面向上凸的弧形紋層，紋層向四周傾斜（上凸的圓丘狀，紋層傾角呈四周收斂）；而在下凹底形上則發育向下凹的弧形紋層，即洼狀交錯層理。當水體較深、沉積物粒度變細（如泥灰巖或灰質泥巖）時，丘狀—洼狀交錯層理不發育[22，28]。緩波狀交錯層理（圖6c）的出現可能與不規則侵蝕底形相關，并且還與能量逐漸衰減條件下的沉積速率有關。

丘狀交錯層理多發育于風暴沉積序列的中上部，發育程度與風暴流強度、沉積時的水深、沉積物粒度、地形等要素有關[26]。陳林洲等[29]將丘狀交錯層理分為簡單式、復合式和疊加式。研究區太原組風暴巖中出現的丘狀交錯層理多為簡單式與復合式。

2.4 生物成因構造

在風暴沉積序列的中上部，常見生物成因構造，包括特征明顯的遺跡化石與斑狀生物擾動構造，它是風暴平息期或間隙期生物活動的記錄。因為風暴過后，沉積物中有機質含量較高，利于生物棲息、覓食和繁衍等生命活動。研究區太原組各層灰巖中發育豐富的遺跡化石，主要產自風暴間歇期沉積的泥晶灰巖層或泥灰巖層。

2.4.1 斑狀生物擾動構造

該構造是大量底棲生物在軟底沉積物中活動產生的，這種生物活動一方面破壞了原始沉積構造，另一方面因底質較軟并且生物強烈活動造成潛穴多次相互穿插，從而形成不具有確定形態的斑狀潛穴。太原組灰巖中的斑狀生物擾動構造常出現在風暴沉積序列中上部的泥灰巖或泥晶灰巖中，呈不均勻的斑點狀分布。這表明風暴間歇期，在營養供應依然充足的情況下，底棲濾食性生物活動十分活躍，從而產生斑點狀生物擾動構造[17]。

2.4.2 特征明顯的遺跡化石

淺海風暴沉積中的遺跡化石統稱為二葉石跡遺跡群落（Cruziana ichnocoenoses）。該遺跡群落的生態類型以進食跡、爬行跡和極少量的居住跡為特征。在砂質風暴沉積中，Cruziana 遺跡相中的分子多數見于風暴砂層底面、或砂層與粉砂質泥層層間面上，而Skolithos 遺跡相中的分子則保存在風暴砂層內[30]；在碳酸鹽巖風暴沉積中，遺跡化石大多產于序列的中—上部。研究區太原組灰巖中的遺跡化石最常見的是Zoophycos，多產于風暴沉積序列的中—上部，僅有少數穿插在紋理層中。

2.5 泥灰巖/灰質泥巖段

風暴過后海水處于相對平靜時期，被風暴水流攪起的泥質沉積物在重力作用下逐漸沉積下來，形成泥灰巖或灰質泥巖，一般認為這種泥質沉積物是風暴衰減末期或結束之后[31]，正常天氣或接近正常天氣條件下水中懸浮的細小顆粒沉積而成。研究區太原組中風暴沉積序列的上部或頂部常由灰—深灰色泥灰巖或灰質泥巖組成。這里應該指出的是，該層段在風暴巖中往往保存較少，因為它易被后來的風暴水流沖蝕掉，尤其在淺水地帶，只有在水體相對較深或風暴流能量較小時，才可能不被沖蝕掉而得以保存。

3 風暴沉積類型及其沉積環境

在風暴沉積作用過程中，由于風暴能量，作用位置（距離海岸的遠近）和水深等因素的差異，致使風暴沉積序列形成不同沉積單元的規律組合。完整的沉積單元是詳實記述風暴各階段作用強度、大小、方式、沉積特征的線索，但是風暴作用與后期沉積環境不同，導致后續沉積被不斷改造，難以見到完整的風暴沉積序列[6]。因此，各異的沉積序列反映不同規模和不同沉積背景的風暴事件。

基于對本區太原組露頭剖面上風暴巖沉積的序列特征（侵蝕基底構造、粒序層、紋理層段、生物成因構造和泥灰巖段或灰質泥巖）的精細描述和分析，已識別出以下5種風暴沉積序列類型，各類型的主要沉積特征及其沉積環境分述如下。

3.1 風暴沉積類型A

類型A的沉積序列由不規則波狀侵蝕基底和粒序層構成（圖7）。該類型的風暴沉積序列在L2和L3灰巖層中上部、L4灰巖層下部和上部（L4-1，L4-10）均有發育。風暴巖單層厚8～20 cm，局部厚度可達25 cm，主要巖性為深灰色薄—中厚層狀泥?；規r、粒泥灰巖和泥晶灰巖。侵蝕基底常見渠模構造，縱剖面上最大渠模寬4～18 cm，深15 cm，兩側與底層面的角度為50°～65°（圖4）；侵蝕面波谷波峰起伏幅度較大，表明由強大的渦流掘蝕、淘洗而成；橫向剖面上，可見相鄰的上層風暴層基底侵蝕截切到下層風暴層，形成“香腸”構造[32]。粒序層厚5～10 cm，自下而上由泥粒灰巖—粒泥灰巖漸變至泥晶灰巖，鏡下觀察可見?類、腹足類、棘皮類和有孔蟲等古生物化石，鏡下生物碎屑大多破碎，完整介殼很少。該類型缺乏紋理層，說明風暴活動區水體較淺或接近于風暴中心，風暴能量強度大，受多期次風暴作用影響，基底截切作用明顯。該類型與川北泥盆系風暴巖相似[33]，唯獨缺乏礫屑結構，綜合分析后，推測類型A的沉積背景為近岸潮間帶，處于水動力極強，水體較淺的正常天氣浪基面附近，屬于近源型風暴沉積。在這種水體能量較強的沉積背景下所產生的風暴沉積層，僅保存風暴沉積序列的a段和b段，而紋理層段（c段）和泥灰巖或灰質泥巖層段（d段）易被風暴水流侵蝕掉。

3.2 風暴沉積類型B

類型B的沉積序列由波狀侵蝕基底、粒序層和紋理層三個層段構成（圖8）。該類型的風暴沉積層在L2、L3、L4和L5灰巖層中都有出現，尤其在L4下部的露頭上十分明顯，風暴巖單層厚10～28 cm，最厚處達32 cm，主要巖性為深灰色薄—中厚層狀泥?；規r、粒泥灰巖和泥晶灰巖。風暴層底部侵蝕面上偶爾見有渠模、沖刷充填等構造，可見渠模寬5～6 cm，深4 cm。粒序層由粒泥灰巖向上漸變為泥晶灰巖。紋理層發育清晰的丘狀—洼狀交錯層理（圖8），丘狀交錯紋理的波長15～40 cm，波高0.5～1.0 cm，丘狀交錯與洼狀交錯層理相差一個相位，且互不切割，屬于復合式丘狀交錯層理[29]，層內見大量生物碎屑，頂面多受風暴流沖蝕而缺失泥灰巖層。由此推斷該類型處于較為動蕩的淺水區域，因風暴流沖刷侵蝕作用較強烈，導致風暴間隙期的沉積往往缺失。但與類型A相比，基底沖蝕面的波狀起伏較緩，部分紋理層又得以保存，說明其形成的水體相對較深。這種特征與川南志留系石牛欄組風暴沉積類型Ⅱ[34]比較相似。以往研究表明，丘狀交錯層理層易在風暴浪基面與正常天氣浪基面之間保存[35]。由此可見，該類型的沉積背景可解釋為潮下帶、正常天氣浪基面與風暴浪基面之間的上部沉積環境。在這種比類型A更深的沉積背景下所產生的風暴層，常保存a段、b段和c段（紋理層段）三種沉積單元，而d段的泥灰巖或灰質泥巖易被風暴水流侵蝕掉。

3.3 風暴沉積類型C

該類型由波狀侵蝕基底、粒序層、紋理層和頂部泥灰巖層等4個層段組成（圖9），風暴層厚度為25 cm左右，底部見薄層的生物滯留沉積（圖9a），厚度為1～2 cm，向上變為粒序層（圖9b），厚4～10 cm，巖性由生物碎屑顆粒巖、泥?；規r、粒泥灰巖和泥晶灰巖組成，再往上出現丘狀和洼狀交錯層理及緩波狀層理（圖9c），厚度8～10 cm，橫向上不穩定，斷續分布。類型C中的丘狀—洼狀交錯層理較明顯，二者并不截切或相割，屬于類型中的簡單型，紋層厚約0.2 mm，中上部波形紋理較平緩，說明風暴流的能量較低。頂部為風暴間隙期形成的泥灰巖沉積層（圖9d），屬風暴間歇期泥質懸浮組分沉積，厚約11 cm。經過區域比較分析，該類型與川南柏香田地區志留系石牛欄組風暴巖類型Ⅲ[34]和鄂爾多斯盆地寒武系徐莊組風暴巖序列Ⅳ[36]相似。類型C保存a段、b段、c段和d段這四種沉積單元，其沉積特征表明，該類型形成于正常天氣浪基面與風暴浪基面之間的下部環境。該類型與上述類型B相比，水體有所加深，風暴浪和風暴流作用的能量減弱，所以泥灰巖層段得以保存。

3.4 風暴沉積類型D

該類型沉積序列主要由侵蝕基底及生物滯積層、粒序層、生物擾動層和泥灰巖層段組成（圖10），層厚18 cm左右，發育于L3灰巖層上部。該類型基底侵蝕面較平緩，說明僅受到輕微風暴流的沖刷作用影響，基底低洼處見有滯積層且厚度較?。?～2 cm）。沉積序列的中—上部為斑點狀生物擾動潛穴，潛穴充填物顏色呈淺灰色或灰白色，明顯淺于宿主巖。通常，該層段解釋為風暴間隙期沉積，因大量底棲生物在軟底沉積物內進行攝食活動，從而形成斑點狀生物擾動構造。該序列的頂部沉積為薄層泥灰巖，同樣是風暴停歇期慢速沉積的產物。與類型C 相比，類型D缺失紋理層段，表明水體更深，與山西附城地區太原組風暴沉積類型Ⅰ比較相似[17]，除生物擾動層中缺少明顯遺跡化石這一特征外，其他特征基本一致。因此，類型D可解釋其形成于風暴浪基面附近，屬遠源型風暴沉積。在這種水體相對較深的沉積背景下所產生的風暴類型，其a段和b段厚度較薄，紋理層段往往不發育，而在中—上部c段出現較強烈的斑點狀生物擾動構造，頂部沉積為薄層泥灰巖（d段）。

3.5 風暴沉積類型E

該類型由微波狀侵蝕底面、粒序層、遺跡化石層和泥灰巖層構成（圖11，12），層厚25～50 cm。該風暴沉積序列的波狀侵蝕面起伏幅度小，較為平緩，反映風暴流到達沉積區域時能量很弱，對底層沒有產生大的侵蝕作用。粒序層同樣較薄，也說明此處風暴流對底層沉積物影響不大。中—上部泥晶灰巖出現大量生物潛穴Zoophycos（動藻跡）。潛穴充填物為灰色（圖11）和灰黑色（圖12）。據前人研究，具灰色—深灰色和灰黑色充填物的Zoophycos 潛穴常出現于風暴浪基面以下的沉積環境[37]。區域對比顯示，該類型與山西附城太原組L1和L7風暴沉積類型Ⅶ相似[17]。與上述類型D相比，二者生物擾動構造層相似，但是類型E中Zoophycos 潛穴特征明顯，并且充填物顏色有深灰或灰黑色，顯示氧氣含量要低于類型D。由此可見，類型E所產生時的水體更深，沉積物顆粒更細，可解釋為形成于風暴浪基面之下，氧化還原界面之上，處于一種弱還原—還原的底層環境，此處風暴流的影響相對較弱。

綜上所述，鄂爾多斯盆地東緣甘草山一帶太原組露頭剖面，發育多層碳酸鹽巖風暴沉積，可識別出5 種代表不同水深位置的風暴沉積序列類型（圖13）。類型A發育于正常天氣浪基面之上風暴能量較大的濱岸帶，屬于近源型風暴沉積，缺乏紋理層和風暴間隙期的泥灰巖沉積；類型B和類型C分別產生于正常浪基面與風暴浪基面之間的上部和下部沉積環境，屬于過渡型風暴沉積，常見丘狀和洼狀交錯層理；類型D和類型E出現于風暴浪基面附近和之下的沉積環境，屬于風暴能量較小的遠源型風暴沉積，以斑點狀生物擾動與Zoophycos 潛穴大量呈現為標志。

4 結論

鄂爾多斯盆地東緣鄉寧縣甘草山一帶下二疊統太原組剖面出露良好，為本次研究太原組碳酸鹽巖風暴沉積提供了良好的地層露頭條件。基于對各層灰巖的沉積學與遺跡學研究，取得以下兩個方面的新進展。

（1） 詳細分析了各灰巖層的巖性、沉積構造、遺跡化石和沉積序列，總結了碳酸鹽巖中風暴沉積序列的組成特征，包括侵蝕基底構造與生物碎屑滯積層、粒序層、紋理層、生物成因構造（遺跡化石及斑點狀生物擾動構造）和泥灰巖或灰質泥巖層的主要特征。

（2） 依據不同灰巖層中風暴沉積序列的垂向組成特點，厘清了5種風暴沉積序列類型（類型A～E）；并在精細描述和對比分析每種風暴沉積類型及其沉積特征的基礎上，提出了研究區太原組風暴沉積類型的沉積環境分布模式。