劉 采，秦 松，蘇文博，傅力浦

(1.中國地質(zhì)大學(xué)（北京）地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京100083;2.四川省地勘局區(qū)調(diào)隊，四川雙流610213;3.中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所,陜西西安710054)

自二十世紀(jì)八十年代以來，隨著層序地層學(xué)及油氣勘探研究的發(fā)展，碳酸鹽臺地淹沒事件受到了許多學(xué)者的關(guān)注[1-12]。所謂碳酸鹽臺地的淹沒是指當(dāng)淺海碳酸鹽臺地相對海平面上升速率（構(gòu)造+全球性海平面變化）超過碳酸鹽堆積速率時，使得臺地或礁沒入富產(chǎn)碳酸鹽的透光帶以下，從而停止發(fā)育或“死亡”的現(xiàn)象[1]。碳酸鹽臺地淹沒在沉積記錄上的表現(xiàn)通常為淺海臺地相沉積物向上快速過渡到深水的陸架或斜坡相沉積，有氧化物、磷酸鹽、海綠石殼的硬底將淺水和深水相沉積物分開，并可在其上發(fā)育潛穴不連續(xù)面等等[1,13]。由此可見，沉積相及沉積環(huán)境在垂向上的變化是判斷碳酸鹽臺地淹沒的最直接證據(jù)。而碳酸鹽巖微相分析內(nèi)容則主要包括微相類型的識別、微觀條件下沉積物組構(gòu)及生物類型及其組合特征，以及所分析剖面隨時間變化而產(chǎn)生的垂向上的變化等，因此可以成為識別淹沒界面，追溯碳酸鹽臺地淹沒過程，進(jìn)而探討臺地淹沒原因的有效方法之一。

鄂爾多斯盆地位于華北板塊的西南緣。在中奧陶世，華北板塊結(jié)束了自寒武紀(jì)以來的海相沉積，其主體隆升為陸[14-28]，但在鄂爾多斯南緣的陜西岐山-富平-蒲城一帶，卻由中奧陶統(tǒng)膏（泥）云坪和開闊海臺地沉積轉(zhuǎn)而發(fā)育一套深水相的上奧陶統(tǒng)碳酸鹽沉積，顯示出與華北主體并不協(xié)調(diào)的區(qū)域性差異[15,19,22,26,29～31]。對于這套特殊的沉積，前人已做很多工作，逐步建立了較完整的地層系統(tǒng)[32～36]，探討了其沉積古地理、古環(huán)境等多方面特征[29,30,31,37-41,]。一些研究者[23,37,42,43]認(rèn)為，鄂爾多斯南緣在中晚奧陶世受弧后盆地性質(zhì)的控制，發(fā)育坳陷、斷裂沉沒，形成這套深水相沉積，造成與華北其他區(qū)域的差異。自鄂爾多斯臺地西南緣平?jīng)?、隴縣起，向東至臺地南緣岐山、涇陽、銅川、富平、蒲城一線均保留著臺地南緣坳陷斷裂沉沒的記錄，以淺水碳酸鹽臺地相沉積向上突變?yōu)樯钏逼?盆地相沉積為特征，具有明顯的巖性突變界面，即三道溝組平?jīng)鼋M及涇河組金粟山組等巖性地層單位界面[29,31,37,41,44]。蔡忠賢等[43]曾揭示了這一過程的表現(xiàn)，但缺乏相應(yīng)的碳酸鹽微相分析。根據(jù)目前資料，本文選取了鄂爾多斯周緣中上奧陶統(tǒng)最為發(fā)育、研究程度最高的陜西省銅川市耀州區(qū)（即原耀縣）桃曲坡剖面為研究對象，從微相分析角度出發(fā)，探討碳酸鹽微相對于鄂爾多斯臺地南緣淹沒過程的沉積響應(yīng)，并結(jié)合區(qū)域資料，進(jìn)一步討論該階段鄂爾多斯南緣碳酸鹽臺地淹沒的宏觀背景和機(jī)制。

1 區(qū)域地層特征

根據(jù)現(xiàn)有研究，在早奧陶世，同處南半球低緯度地區(qū)的揚(yáng)子板塊與華北板塊結(jié)束了自晚寒武世始裂解和背向擴(kuò)展，逐漸開始了相互拼合的過程[21,45-51]。至中晚奧陶世，揚(yáng)子板塊通過南秦嶺地塊向華北板塊俯沖，導(dǎo)致北秦嶺洋盆封閉[52-56]。在此背景下，鄂爾多斯南緣在早奧陶世為被動大陸邊緣，發(fā)育碳酸鹽臺地相沉積，以淺水潮間帶-潮下帶沉積物為主[14,16,21,23,29～31,37,40,41,53]。至中奧陶世晚期，受南秦嶺地塊等向華北板塊俯沖的影響，鄂爾多斯主體及華北地區(qū)主體逐漸抬升為陸，接受剝蝕，而以商丹縫合帶為界的華北古板塊南緣轉(zhuǎn)換為溝、弧、盆體系的主動大陸邊緣[18,21,23,26,42,53,57～59]。同時，鄂爾多斯盆地南緣轉(zhuǎn)為深水斜坡-盆地相沉積，東西部地形和沉積物大致以涇河為界，開始分異。西部隴縣、岐山一帶下降幅度大,以平?jīng)鼋M灰黑色含筆石泥頁巖相為主要特征，夾有火山碎屑巖。東段銅川-富平趙老峪一帶下降幅度相對小，以金粟山組灰色薄層灰?guī)r深水碳酸鹽沉積為特征[19,29-31,37,41]。

研究剖面位于陜西省銅川市桃曲坡水庫南側(cè)。需要說明的是，早先傅力浦[29]等所實測剖面的主體位于當(dāng)前剖面南側(cè)的河谷當(dāng)中，涇河組與金粟山組界線附近有斷層通過，因此此次我們選擇了原實測剖面的桃曲坡水庫引水渠旁（即河谷北側(cè)）的一段露頭（圖1）開展研究。這段露頭因修建引水渠，其上奧陶統(tǒng)地層出露非常清晰、連續(xù)，總厚度約110 m。與傅力浦[29]在此地的實測剖面相對應(yīng)，本文仍沿用其地層劃分（表1），自下而上依次為涇河組、金粟山組、桃曲坡組，代表一套潮間-潮下帶到陸棚深水沉積序列。

根據(jù)相關(guān)資料[22,29,34,36,37]和我們的觀察，剖面中涇河組主要為淺海潮間帶-潮下帶沉積，以一套淺灰-灰色厚層-塊狀灰?guī)r為主，局部夾白云巖、生物灰?guī)r和角礫灰?guī)r等。生物屑和藻礁發(fā)育，并見有復(fù)體珊瑚為主的礁丘，富含腕足、珊瑚、頭足類等生物化石，具有牙形石Tasmanognathus shichuanheensis帶及之上Tasmanognathusmultidentatus-T.gracilis帶[29]，主體屬上奧陶統(tǒng)桑比階[29,60]。區(qū)域上，涇河組巖性變化不大，在隴縣-淳化-耀縣一帶有生物點礁發(fā)育，沿鄂爾多斯南緣碳酸鹽臺地邊緣呈線狀分布[29,30]。

金粟山組在剖面中以深水陸棚沉積為主，發(fā)育灰色中薄層灰?guī)r與泥頁巖，頂部可見燧石團(tuán)塊，主要含腕足、筆石、三葉蟲等化石，處于牙形石Tasmanognathus multidentatus-T.gracilis帶頂部和Ya-oxianognathus neimengguensis帶下部[29]，屬上奧陶統(tǒng)桑比階上部及凱迪階下部[29,60]。金粟山組在鄂爾多斯南緣東段富平趙老峪、金粟山等地（圖1）均發(fā)育薄層灰?guī)r，部分地區(qū)夾薄層碳酸鹽巖重力流沉積，產(chǎn)筆石Climacograptus bicornis[29]；向西在淳化鐵瓦殿剖面（圖1）平?jīng)鼋M為一套礫屑灰?guī)r及白云巖為主的巨厚碳酸鹽沉積，夾泥晶灰?guī)r、頁巖、硅質(zhì)巖和凝灰?guī)r，發(fā)育大規(guī)模重力流，呈深水斜坡相沉積[44]；在西段隴縣龍門洞剖面（圖1），其平?jīng)鼋M則以發(fā)育灰黑-黑色頁巖為特征，夾同生角礫灰?guī)r、鈣質(zhì)頁巖，含有豐富的筆石和放射蟲，為深水或半深水沉積，并伴有碳酸鹽重力流涌入[29]。

表1 鄂爾多斯盆地南緣上奧陶統(tǒng)地層劃分對比簡表Table 1 Stratigraphic subdivision of Upper Ordovician at the southern margin of the Ordos Basin

圖1 鄂爾多斯臺緣奧陶系露頭分布圖(實心三角形代表桃曲坡剖面位置（修改自傅力浦等[29]）Fig.1 Ordovician outcrops distribution and the Location of the Taoqupo Section in the southern margin of the Ordos basin(modified from Fu[29]).

桃曲坡組在研究剖面為較典型的斜坡相沉積，以一套深灰色中薄-中厚層的灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r為主，多處發(fā)育滑塌構(gòu)造、楔狀沉積體，主要含筆石、三葉蟲、腕足類等化石，發(fā)育牙形石Yaoxianognathus neimengguensis帶及其上Yaoxianognathus yaoxianensis帶[29]，屬上奧陶統(tǒng)凱迪階[29,60]。南緣東段蒲城堯山、富平趙老峪一線的趙老峪組以灰色中層灰?guī)r為主，夾有角礫灰?guī)r，碳酸鹽巖重力流沉積和火山凝灰?guī)r[29,64]。在隴縣一線，背鍋山組則以發(fā)育塊狀滑塌角礫灰?guī)r為特征，并含有腕足、珊瑚等化石，為搬運至斜坡帶產(chǎn)物。同時在岐山的背鍋山組發(fā)育泥石流沉積[29,31]。

2 淹沒界面

淹沒界面發(fā)生于當(dāng)淺海碳酸鹽臺相對海平面上升速率（構(gòu)造+全球性海平面變化）超過碳酸鹽堆積速率，使得臺地或礁沒入富產(chǎn)碳酸鹽的透光帶以下時，表現(xiàn)為從淺水碳酸鹽沉積作用到深水碎屑或碳酸鹽沉積作用的突然相變。這一過程一般會發(fā)育淹沒不整合面[1]，但現(xiàn)在越來越多的例子證明也可以不發(fā)育淹沒不整合面[6,12]。

在桃曲坡剖面上，淹沒界面位于涇河組與金粟山組之間，以臺地邊緣礁相向上突變?yōu)殛懪镞吘壪酁闃?biāo)志（圖2）。下伏涇河組呈厚層至塊狀灰?guī)r，生物屑和藻礁發(fā)育，并見有復(fù)體珊瑚為主的丘礁體[29]，總體屬臺地邊緣生物礁相。至上覆金粟山組巖性突變?yōu)榛疑?深灰色中薄層灰?guī)r與泥頁巖互層，并在金粟山組底部發(fā)育有代表凝縮沉積的薄層狀泥質(zhì)灰?guī)r段，其中可見大量分散狀的自生海綠石，并有BA4-5生物群落共生[29]，代表了深水陸棚-陸棚邊緣相沉積。伴隨著沉積相的突變，在垂向上微相主要類型也發(fā)生了較大變化，涇河組以高能的生屑亮晶灰?guī)r，球粒亮晶灰?guī)r、被包殼的生屑亮晶灰?guī)r、內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r等為主；金粟山組則以低能靜水環(huán)境的泥晶灰?guī)r，含生屑泥晶灰?guī)r為主，其顆粒組合及沉積結(jié)構(gòu)等均發(fā)生了改變。

圖2 陜西銅川桃曲坡剖面涇河組與金粟山組界線Fig.2 The boundary between Jinghe and Jinsushan Fromation at the Taoqupo section

3 相關(guān)微相類型及其分布

在野外觀察基礎(chǔ)上，本文通過對銅川桃曲坡奧陶系剖面相關(guān)層位樣品的顆粒成分、基質(zhì)類型、沉積組構(gòu)、生物化石等微相特征分析，依據(jù)Folk的巖石分類方案，在參考Wilson[65]的鑲邊碳酸鹽巖陸棚沉積體系的標(biāo)準(zhǔn)微相類型以及弗呂格爾[13]對Wilson[65]標(biāo)準(zhǔn)微相類型的修訂基礎(chǔ)上，識別劃分出了該剖面的相關(guān)微相。但為敘述方便，文中將這些微相類型按照水體的由淺到深的相對變化，依次劃分為球粒亮晶灰?guī)r(MF1)、被包殼的生屑亮晶灰?guī)r(MF2)、內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r(MF3)、密集的生屑泥晶灰?guī)r(MF4)、含生屑礫屑灰?guī)r(MF5)、稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)、含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)、含生屑球粒泥晶灰?guī)r(MF8)、骨針泥灰?guī)r(MF9)、泥晶灰?guī)r(MF10)10種微相類型，其中含生屑球粒泥晶灰?guī)r(MF8)包含兩個亞微相類型：含生屑球粒泥晶灰?guī)r-無紋層(MF8-無紋層)和含生屑球粒泥晶灰?guī)r-有紋層(MF8-有紋層)。上述各微相在威爾遜[65]碳酸鹽相模式中的分布及其與標(biāo)準(zhǔn)微相的對應(yīng)關(guān)系如圖3所示。

根據(jù)微相分析和野外露頭觀察，本文識別出了碳酸鹽臺地淹沒過程，并將其劃分為3個階段：淹沒前階段、淹沒階段和后淹沒階段（圖4）。

3.1 淹沒前階段

淹沒前階段建造以涇河組中上部灰色厚層-塊狀灰?guī)r、生屑灰?guī)r為主，厚約90 m，含有豐富的腕足、珊瑚、頭足類等生物化石，可形成藻礁、腕足灘及珊瑚層[29]，為臺地邊緣礁灘相沉積。

3.1.1 涇河組中部

涇河組中部（所測剖面向下約30 m），巖性呈灰色厚層-塊狀灰?guī)r，生物屑、礫屑發(fā)育，含不規(guī)則藻類，復(fù)體珊瑚（圖5A）等。微相類型以含生屑亮晶灰?guī)r（圖5B）為特征，生物豐富，鏡下可見鐐珊瑚、腕足、藍(lán)綠藻化石，為典型的潮間-潮下帶臺地邊緣礁相沉積。

3.1.2 涇河組上部

涇河組上部仍以灰色厚層至塊狀灰?guī)r為主，已測剖面可分為3個巖性單元。層0a為灰色中薄層灰?guī)r，微相類型以球粒亮晶灰?guī)r(MF1)為特征，大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF16-有紋層。基質(zhì)為亮晶方解石（60%～70%），顆粒主要為次圓形-次棱角形球粒，多來自再沉積的內(nèi)碎屑，含量25%～35%，粒度0.05～0.2 mm不等。此外還含有少量砂屑（5%），生物碎屑（腕足）極罕見（＜1%）且破碎。微相中的暗層由顏色深，密集的球粒組成，亮層則由顏色淺、稀疏的球粒組成。極少的生物碎屑說明沉積環(huán)境不適宜生物生長。

至層0b，巖石顏色加深至深灰色-灰黑色，發(fā)育厚層-塊狀礫屑、生屑灰?guī)r。宏觀上，生屑和礫屑堆積雜亂無序（圖5C），在深灰厚層礫屑灰?guī)r的底部，發(fā)育滑塌構(gòu)造。該礫屑層在微相上表現(xiàn)為被包殼的生屑亮晶灰?guī)r(MF2)、內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r(MF3)和含生屑礫屑灰?guī)r(MF5)。

被包殼的生屑亮晶灰?guī)r(MF2)（圖5D）大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF11?；|(zhì)為亮晶方解石，顆粒類型主要是生物碎屑（35%～50%）和內(nèi)碎屑（10%）。被包殼的生屑亮晶灰?guī)r中的泥晶套均較窄（圖5D），可見大量頭足類，同時含有腹足、腕足、棘皮類、藻類等化石，保存完整。泥晶套起源于喜光的鉆孔生物[13]，被包裹的顆粒多認(rèn)為是淺海溫暖環(huán)境的指示物，亮晶膠結(jié)的被包殼生屑灰?guī)r多形成于動蕩水域，指示了臺地邊緣砂和礁內(nèi)環(huán)境。

圖3 桃曲坡剖面各微相類型在威爾遜[65]碳酸鹽相模式中的分布Fig.3 The distribution of microfacies of the Taoqupo section in the Wilson[65]model facies belts

圖4 桃曲坡剖面碳酸鹽巖微相、顆粒組分、沉積相綜合柱狀圖Fig.4 Column diagram showing components,microfacies and facies at the Taoqupo section

圖5 桃曲坡剖面涇河組上部、金粟山組下部野外露頭和微相照片F(xiàn)ig.5 Outcrop and photomicrographs in the upper Jinghe Formation and the lower Jinsushan Formation at the Taoqupo section

內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r(MF3)（圖5D)大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF17。基質(zhì)為亮晶方解石，主要顆粒類型為砂屑、團(tuán)塊、生物碎屑，礫屑偶見。砂屑含量約35%～45%，棱角-次圓形，粒度大小不一0.1～2 mm。團(tuán)塊含量約10%，大小不等0.3～3 mm。生屑罕見（6%），部分生屑具有泥晶套，可見完整腹足類、頭足類和破碎的腕足類、棘皮類化石。與被包殼的生屑亮晶灰?guī)r(MF2)以鋸齒狀縫合線接觸。磨圓和分選較差的砂屑和團(tuán)塊，以及宏觀上雜亂堆積的角礫，說明沉積物未經(jīng)過遠(yuǎn)距離搬運且水動能較強(qiáng)，反映了臺地高能的原地沉積環(huán)境。

0c層為深灰-灰黑色塊狀生屑灰?guī)r，巖石顏色向上逐漸由深灰色變?yōu)榛液谏?，生屑含量由下至上逐漸增加，中部和上部可見大量完整的頭足類化石（圖5E），腹足、腕足類生物豐富。微相類型以稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)為主，下部發(fā)育含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)。于該層頂部發(fā)育多處液化泥晶脈（5F），寬5～8 mm，順層或大角度與層面斜交，是碳酸鹽軟沉積物的地震記錄。

含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF8?；|(zhì)為泥晶方解石，含有少量生物碎屑（2%～7%），偶見介形蟲、腹足類生物化石，保存完整?；夷嘀谓Y(jié)構(gòu)反映沉積時海水能量很低。同時，較低的生物分異度和豐富度表明此低能環(huán)境不適宜生物生長。

稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF8，9?；|(zhì)為泥晶方解石，含有少量泥晶重結(jié)晶或填充孔隙的亮晶方解石。顆粒類型主要是生物碎屑和少量砂屑（5%）。生屑含量12%～30%，可見大量完整的頭足、腹足和腕足類化石。薄片中生物化石的分異度和豐富度較MF7略多，說明沉積環(huán)境更適宜生物生長，而較低的粒泥比反映此時水動能較MF7大。

綜上所述，淹沒前階段，微相類型主要包括含生屑亮晶灰?guī)r、球粒亮晶灰?guī)r(MF1)、被包殼的生屑亮晶灰?guī)r(MF2)、內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r(MF3)、含生屑礫屑灰?guī)r(MF5)。該階段除層0c外均為亮晶方解石膠結(jié)（35%～70%），顆粒組分以淺海生物化石、球粒、巖屑和包殼顆粒為主，其中淺海生物以頭足-腕足-珊瑚組合為主，另可見腹足、棘皮類、藻類等，大部分保存完整，含量不一（2%～55%），不見開闊海生物群。涇河組主體為臺地邊緣礁相沉積，至0b層水體突然動蕩，大量礫屑、砂屑、生物快速沉積。動蕩過后的水體略有加深，生物雖在層0c底部含量稀少但向上逐漸恢復(fù)生長。

3.2 淹沒階段

淹沒階段沉積建造為金粟山組下部灰-灰黑色中薄層灰?guī)r，厚約17 m，主要為深水陸棚相沉積，以發(fā)生沉積相突變?yōu)闃?biāo)志，整合于涇河組之上（圖5G）。

3.2.1 金粟山組底部

淹沒階段的凝縮段位于金粟山組底部，由層1a和1b共同組成。底部層1a包括一層深灰色中層灰?guī)r和一層薄層瘤狀灰?guī)r，覆于涇河組之上（圖5G），微相類型是泥晶灰?guī)r(MF10)（圖5H、5Ⅰ），大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF23。泥晶基質(zhì)達(dá)90%～93%，無生屑或生屑含量極低（0%～1%），未見任何沉積構(gòu)造和化學(xué)沉積礦物，結(jié)合其上覆地層推測屬深水相沉積。位于下方的薄層瘤狀灰?guī)r層面彎曲，凹凸不平，而在上面的中層泥晶灰?guī)r頂部仍可看到與層面高角度斜交的泥晶脈（圖5H），說明此時水體仍很不穩(wěn)定。

層1b為1.3 m灰色薄層灰?guī)r，層理明顯平整，除廣泛發(fā)育的泥晶灰?guī)r(MF10)和含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)微相外，還發(fā)育球粒亮晶灰?guī)r(MF1)，可見少量海綠石。泥晶灰?guī)r（MF10)、含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)和球粒亮晶灰?guī)r(MF1)在前面已有介紹，以后便不再贅述。該層生屑含量低（1%～4%），偶見介形蟲、骨針開闊海生物。傅力浦等[29]在該層中曾發(fā)現(xiàn)筆石Climacograptus forticaudatus?？傮w相比層1a，此時水體已趨于穩(wěn)定，開始了深水相的穩(wěn)定沉積。

3.2.2 金粟山組下部

層1c～層4（圖5J）：巖石顏色加深至深灰色，為薄層與中層灰?guī)r互層，中間燧石條帶發(fā)育。微相類型只有含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)（圖5K），生屑含量略有增加（2%～6%），可見完整的介形蟲，三葉蟲、腹足類和海綿骨針，為深水陸棚相沉積。

綜上所述，與淹沒前階段截然不同的是淹沒階段的微相以含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)和泥晶灰?guī)r(MF10)為主，偶發(fā)育含生屑球粒亮晶灰?guī)r(MF1)。整個階段的泥晶基質(zhì)高達(dá)85%～95%，生屑含量稀少（＜5%），生物組合以開闊海生物群海綿骨針-介形蟲-腹足類為特征。稀少的生屑含量說明伴隨著淹沒事件，原沉積環(huán)境生物已大量消失。在淹沒過程中，相對海平面迅速上升，臺地已沒入透光帶以下，進(jìn)入深水陸棚相沉積。臺地?zé)o明顯硬底發(fā)育但沉積了凝縮段。

3.3 后淹沒階段

后淹沒階段為金粟山組中上部和桃曲坡組沉積建造，厚約90 m，以一套深灰-灰黑色中薄-中厚層的灰?guī)r、灰?guī)r與泥巖互層、泥質(zhì)灰?guī)r為主，多處發(fā)育滑塌構(gòu)造，總體呈深水陸棚-斜坡相沉積環(huán)境。

3.3.1 金粟山組中部

金粟山組中部層5～層6（圖6A）巖性以深灰-灰黑色中薄-中層灰?guī)r與泥頁巖或斑脫巖互層，局部夾有菱鐵礦結(jié)核。微相主要是含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)（圖6B），偶見含稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)。含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)泥晶基質(zhì)高達(dá)85%～95%，生物稀少（2%～10%），可見海綿骨針、腹足、鈣球，化石保存較完整，略定向排列。薄片中依稀可見由粘土組成的很細(xì)的“紋層”，為典型的深水陸棚沉積。

3.3.2 金粟山組上部

金粟山組上部層7～10以深灰-灰黑色中薄層-厚層灰?guī)r為主，夾礫狀灰?guī)r、砂屑灰?guī)r，局部與泥頁巖互層。微相類型除含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)外，同時出現(xiàn)骨針泥灰?guī)r(MF9)、稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)、內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r(MF3)、含生屑礫屑灰?guī)r(MF5)和含生屑球粒泥晶灰?guī)r-無紋層(MF8-無紋層)。

層7為一層深灰色礫屑灰?guī)r，微相類型為含生屑礫屑灰?guī)r(MF5)（圖6C)，大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF5?；|(zhì)為泥晶方解石和亮晶白云石，兩者呈層狀分布，為灰泥支撐結(jié)構(gòu)。主要顆粒類型包括礫屑和生物碎屑，礫屑磨圓次棱角，含量16%，粒度約5 mm。生物碎屑（10%）主要是海綿骨針和腕足類，偶見放射蟲、三葉蟲、介形蟲，宏觀上還可見層孔蟲和頭足類。結(jié)合野外產(chǎn)狀，其下伏地層為中薄層灰?guī)r與頁巖互層，往上覆過渡為中薄層灰?guī)r，偶夾頁巖，并有兩處滑塌構(gòu)造發(fā)育，推測應(yīng)是碎屑流的產(chǎn)物，形成于陸棚邊緣環(huán)境中。

在層9中發(fā)育灰黑色反粒序?qū)樱▓D6E），由板狀灰?guī)r和中層灰?guī)r組成。板狀灰?guī)r單層厚4～15 cm，微相類型為骨針泥灰?guī)r(MF9)（圖6D），大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF1。巖石呈灰褐色，富含粘土質(zhì)，顆粒主要為生物碎屑（15%），含有硅質(zhì)和鈣質(zhì)海綿骨針（12%）、腕足類（3%）等化石，化石完整程度不一，呈定向排列，平行于海綿骨針的方向可見由粘土組成的很細(xì)的“紋層”。另可見暗綠色海綠石（8%），粒度約0.05 mm?；拥幕?guī)r單層厚10～25 cm，微相類型以稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)和含生屑球粒泥晶灰?guī)r-無紋層(MF8-無紋層)為主。稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)已在淹沒前階段有所介紹，此處不再贅述。含生屑球粒泥晶灰?guī)r-無紋層(MF8-無紋層)（圖6F）大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF16-無紋層。巖石灰黑色，塊狀?；|(zhì)主要為泥晶方解石，含有少量泥晶重結(jié)晶或填充孔隙的亮晶方解石。顆粒主要為次圓形-次棱角球粒，含量25%～40%，粒度0.05～0.2 mm。次之為生物碎屑（10%）和砂屑（15%），生屑為保存完整的海綿骨針、鈣球和介形蟲。砂屑磨圓次棱角-次圓形，0.2～1 mm。泥晶球粒的出現(xiàn)說明水體能量較弱，不僅出現(xiàn)在淺海，也是斜坡和盆地內(nèi)濁流和碎屑流的主要組成部分。它與稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)和骨針泥灰?guī)r(MF9)共同組成的粒序?qū)永?，反映了深水陸棚的沉積環(huán)境。

3.3.3 桃曲坡組下部

本剖面的桃曲坡組可分為上、下兩部分。下部（層11～15）以灰-灰黑色中厚層灰?guī)r為主，夾生屑灰?guī)r、泥頁巖，局部含鐵質(zhì)結(jié)核，發(fā)育多處滑塌構(gòu)造（圖6G）。微相類型包括含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)、稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)，夾被包殼的生屑亮晶灰?guī)r(MF2)、含生屑礫屑灰?guī)r(MF5)，底部含生屑球粒泥晶灰?guī)r(MF8-有紋層)?？傮w上，桃曲坡組下部的生屑含量較金粟山組增多（5%～26%），生物組合以棘皮類-腕足-介形蟲為主，可見三葉蟲、鈣球、苔蘚蟲、雙殼、腹足等生物化石，其微相類型和化石種類都較豐富，深水與淺水的混合出現(xiàn)，具有斜坡環(huán)境特征。

除含生屑球粒泥晶灰?guī)r-有紋層(MF8-有紋層)外，其余微相在前面都已有介紹，該微相大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF16-有紋層?；|(zhì)主要為泥晶方解石，含有少量泥晶重結(jié)晶或填充孔隙的亮晶方解石。顆粒主要為次圓形-次棱角的灰泥球粒，含量20%～35%，粒度0.1～0.3 mm。同時含有少量生物碎屑（＜5%）和砂屑（10%），生屑可見海綿骨針、腕足、鈣球、介形蟲和類。

3.3.4 桃曲坡組上部

圖6 金粟山組和桃曲坡組野外露頭及微相照片F(xiàn)ig.6 Outcrop and photomicrographs in the Jinsushan and Taoqupo formations at the Taoqupo section

桃曲坡組上部（層16～21）巖性主要為中薄-中層泥質(zhì)灰?guī)r夾薄層泥頁巖，沉積環(huán)境較下部略深，仍為斜坡環(huán)境。微相類型只有含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)、稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)，局部見密集的生屑泥晶灰?guī)r(MF4)?？傮w上，生屑含量比下部明顯增多，達(dá)25%～65%，生物面貌以腕足-雙殼-介形蟲-棘皮類為主，可見珊瑚、三葉蟲、苔蘚蟲等化石。在含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)、稀少生屑泥晶灰?guī)r(MF6)中可見介殼類化石呈定向排列，均由泥質(zhì)支撐，此時水深較桃曲坡組下部變深，為斜坡下部環(huán)境。

密集的生屑灰?guī)r(MF4)（圖6H）大致相當(dāng)于Wilson標(biāo)準(zhǔn)微相中的SMF5。顆粒支撐結(jié)構(gòu)，泥晶方解石充填，顆粒類型主要是生物化石，含量高達(dá)65%，化石大小不等（0.5～7 mm），破損程度不一，排列雜亂無序。出現(xiàn)了大量腕足、棘皮類、苔蘚蟲、綠藻等礁源生物。苔蘚蟲、綠藻、紅藻類生物化石保存較完整，內(nèi)部結(jié)構(gòu)依稀可見。此外，腕足、棘皮動物、三葉蟲化石都較破碎，雜亂堆積，未見明顯磨蝕和分選。薄片中完整的綠藻和紅藻指示了沉積環(huán)境是位于透光帶內(nèi)的低能淺水環(huán)境。而未經(jīng)明顯磨蝕分選的腕足、棘皮動物、三葉蟲碎屑雜亂的排列，是快速搬運堆積的產(chǎn)物，說明沉積位置在生物礁附近，形成于礁翼、陡坡環(huán)境。

綜上所述，在后淹沒階段的沉積微相以含生屑泥晶灰?guī)r(MF7)、稀少的生屑泥晶灰?guī)r(MF6)、骨針泥灰?guī)r(MF9)為主，同時出現(xiàn)多種微相類型包括含生屑球粒泥晶灰?guī)r-有紋層(MF8-有紋層)，被包殼的生屑泥晶灰?guī)r(MF2)、密集的生屑泥晶灰?guī)r(MF4)、內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r(MF3)、含生屑球粒泥晶灰?guī)r-無紋層(MF8-無紋層)，并有臺地邊緣礁相的微相出現(xiàn)。微相主體仍為泥晶基質(zhì)，但顆粒含量（7%～35%）和生屑含量（5%～25%）逐步增加，出現(xiàn)腕足、棘皮類、腹足、介形蟲、三葉蟲、海綿骨針等淺海和開闊?；旌仙锘：笱蜎]階段的沉積以穩(wěn)定的深水陸棚環(huán)境為主，海平面趨于平穩(wěn)，并在金粟山組頂部開始逐漸下降，豐富的微相類型和生物化石標(biāo)志著臺地已開始恢復(fù)沉積。在桃曲坡組13層的位置，海平面下降到最大值，此后又開始緩慢加深至斜坡下部沉積環(huán)境。

圖7 桃曲坡剖面碳酸鹽臺地淹沒階段示意圖及各階段特征Fig.7 Schematic diagram of the carbonate platform and the main characteristics during the pre-drowning,the drowning and the post-drowning stage at the Taoqupo section

4 淹沒過程中的微相演替趨勢

通過野外露頭資料和室內(nèi)微相分析發(fā)現(xiàn)，伴隨著碳酸鹽臺地的淹沒，海水突然加深，原銅川-耀縣-富平一帶的淺海熱帶碳酸鹽“工廠”向北發(fā)生了遷移，這些地點被深水碳酸鹽沉積代替。伴隨著這一變化，沉積微相類型、沉積物組構(gòu)及生物類型等都隨著發(fā)生了改變（圖7）。主要表現(xiàn)在如下方面：

(1)沉積微相組合由淹沒前階段的含生屑亮晶灰?guī)r-球粒亮晶灰?guī)r-被包殼的生屑亮晶灰?guī)r-內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r淺水相組合向上突變?yōu)檠蜎]階段的深水泥晶灰?guī)r-含生屑泥晶灰?guī)r，并逐漸過渡到后淹沒階段的骨針泥灰?guī)r-含生屑泥晶灰?guī)r-稀少的生屑泥晶灰?guī)r-密集生屑泥晶灰?guī)r的深水陸棚-斜坡相組合，具體微相變化見圖4。

(2)沉積物組分方面，臺地邊緣礁相的淹沒前階段沉積物以亮晶方解石膠結(jié)為主（35%～70%），顆粒類型多樣，包括淺海生物化石、球粒、巖屑、包殼顆粒等。發(fā)生淹沒后，沉積物突變?yōu)槟嗑Щ|(zhì)，含量高達(dá)85%～95%，顆粒類型單調(diào)且含量稀少，僅見生屑（＜5%）和少量球粒。至后淹沒階段，沉積物雖仍為泥晶基質(zhì)，但顆粒類型和含量逐漸增加，顆粒類型可見生屑、球粒、巖屑、包殼顆粒。

(3)古生物也有較大的改變。淹沒前階段生物組合以淺海頭足-腕足-珊瑚組合為主，并可見腹足類、棘皮類、藻類等，其種類豐富，保存量大且比較完整。受淹沒事件的影響，整個淹沒階段的生屑含量突然變得稀少（＜5%），種類以開闊海生物群海綿骨針-介形蟲-腹足類為特征。至后淹沒階段，生物逐步恢復(fù)生長，含量和分異度逐漸增大，出現(xiàn)腕足、棘皮動物、腹足、介形蟲、三葉蟲、海綿骨針等淺海和開闊?；旌仙锘▓D8）。

宏觀上，沉積相也發(fā)生較大改變，剖面由涇河組的臺地邊緣礁相開始，向上至金粟山組底部海平面迅速上升發(fā)生臺地淹沒，沉積相突變?yōu)殛懪镞吘?深水陸棚相。其后，海平面趨于平穩(wěn)并在后期略有下降，為金粟山組深水陸棚相和桃曲坡組斜坡相沉積，大致經(jīng)歷了臺地邊緣礁相-深水陸棚相-臺地斜坡相的沉積過程。

圖8 桃曲坡剖面主要化石群分布圖Fig.8 Stratigraphic distribution of the main fauna at the Taoqupo Section

5 導(dǎo)致臺地淹沒的可能原因

研究表明，碳酸鹽巖臺地發(fā)生淹沒，可以由不同的機(jī)制造成[13]，它們包括：1）構(gòu)造運動及全球海平面升降事件造成的相對海平面快速上升[2]；2）重復(fù)的暴露和水侵造成臺地死亡[3]；3）環(huán)境惡化（如水質(zhì)惡化，水溫、營養(yǎng)、鹽度和水能量的降低和升高[6,7,66]；4）過陡峭作用和臺地邊緣自我侵蝕[6,9]和5）進(jìn)積硅質(zhì)碎屑掩蓋碳酸鹽巖臺地[2]。根據(jù)現(xiàn)有的生物-年代地層格架（表1），在鄂爾多斯盆地南緣桃曲坡一帶，發(fā)生于晚奧陶世桑比期中期的這次淹沒事件，其時限非常短暫。也就是說，該地區(qū)這次淹沒事件主要表現(xiàn)為相對海平面的快速上升所致的臺地邊緣礁相向深水陸棚相的快速轉(zhuǎn)換，其具體原因和機(jī)制可能主要包括如下兩個方面。

5.1 區(qū)域構(gòu)造運動

本文研究的桃曲坡剖面位于鄂爾多斯南緣中段。在中、晚奧陶世整個鄂爾多斯地區(qū)海水大規(guī)模退出的背景下[15,17,19,21,23,25～28]，鄂爾多斯南緣銅川-趙老峪一帶仍發(fā)生大規(guī)模相對海平面上升，造成臺地淹沒，其原因應(yīng)該主要與區(qū)域構(gòu)造運動有關(guān)。

由桃曲坡剖面所顯示縱向地質(zhì)現(xiàn)象的觀察分析可知，共發(fā)生過兩次沉積環(huán)境劇烈動蕩的情況（圖4～6）。第一次以涇河組上部礫屑層為標(biāo)志，發(fā)育被包殼的生屑亮晶灰?guī)r、內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r和含生屑礫屑灰?guī)r，大量內(nèi)碎屑和生屑的快速集中堆積及發(fā)育的滑塌構(gòu)造，直接體現(xiàn)了構(gòu)造運動時動蕩的水體環(huán)境。第二次水體動蕩是導(dǎo)致臺地發(fā)生淹沒的關(guān)鍵一次，發(fā)生于涇河組與金粟山組交界，即淹沒界面處。在沉積微相上表現(xiàn)為含生屑亮晶灰?guī)r-被包殼的生屑亮晶灰?guī)r-內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r淺水相組合向上突變?yōu)樯钏寄嗑Щ規(guī)r，指示臺地就此進(jìn)入淹沒階段。在臺地發(fā)生淹沒的短時間內(nèi)，水體環(huán)境仍不穩(wěn)定，由淹沒界面上的金粟山組層（圖5，1a）薄層瘤狀灰?guī)r及中層灰?guī)r頂部發(fā)育的泥晶脈可知，隨后臺地徹底進(jìn)入穩(wěn)定的深水陸棚相沉積。

橫向上，在鄂爾多斯盆地南緣岐山、扶風(fēng)、銅川、耀縣、禮泉、乾縣等地，普遍出露奧陶系地層[22,29,31,34,37,38,40,41]。中奧陶世時，岐山、蒲城堯山、富平金粟山、趙老峪及本剖面的涇河組均為厚層灰?guī)r、白云巖的淺海潮間-潮上帶沉積，有生物礁發(fā)育于銅川、耀縣、富平一帶，南緣整體為鑲邊碳酸鹽臺地環(huán)境。至晚奧陶世，南緣南側(cè)向秦嶺海槽方向的蒲城堯山、富平金粟山、趙老峪一帶轉(zhuǎn)變?yōu)樯钏逼?盆地相沉積，并發(fā)育大量滑塌堆積及火山物質(zhì)沉積；而北側(cè)銅川、耀縣一帶為半深水沉積，其兩者共同組成了遠(yuǎn)端變陡的緩坡沉積環(huán)境。具體可以富平梅家坪閻家山剖面[29]為例，在中奧陶世，與耀縣桃曲坡剖面同發(fā)育涇河組淺?；?guī)r沉積，主要巖性為灰色薄層灰?guī)r夾泥質(zhì)薄層，灰?guī)r中有垂直層面的潛穴蟲孔。至晚奧陶世桑比期中期，受階梯狀斷裂強(qiáng)烈活動的影響，在桃曲坡一帶臺地下沉發(fā)育深水陸棚相沉積，而閻家山仍為薄層灰?guī)r夾泥質(zhì)薄層的潮間帶沉積，兩者之間形成了明顯的相帶階梯（圖7）。而在中晚奧陶世之交的岐山-隴縣-平?jīng)鲆粠?，代表臺地相的峰峰組及三道溝組等淺水臺地相沉積，其上則被平?jīng)鼋M含筆石黑色頁巖等深水相沉積逐漸覆蓋，充分顯示了向上其水體大幅度加深的過程[29,37]。更大一些范圍來看，類似的垂向變化還可見于鄂爾多斯西南-西緣的同期許多地方[22,29,30,31,63]。這些均表明鄂爾多斯南緣-西南緣在中晚奧陶世之交確實發(fā)生過強(qiáng)烈的構(gòu)造運動。

蔡忠賢等[43]、錢峰和艾永峰[23]通過對鄂爾多斯南緣中晚奧陶世弧后盆地時期的沉積概貌和沉積模式分析認(rèn)為，鄂爾多斯南緣具有“北高南低”的構(gòu)造格架，并在南傾斜坡上發(fā)育南跌斷階，具有臺地邊緣坳陷性質(zhì)。需要指出的是，與前述桃曲坡剖面二次沉積環(huán)境的動蕩相伴生，前人[29,64]及筆者還在該剖面及附近其他地點發(fā)現(xiàn)有多層代表中酸性火山噴發(fā)的沉凝灰?guī)r及斑脫巖，這也間接表明在此期間該地區(qū)附近曾經(jīng)發(fā)生過規(guī)模較大的構(gòu)造運動。

前已述及，根據(jù)鄰近的秦嶺造山帶研究現(xiàn)已明確，至奧陶紀(jì)中晚期，揚(yáng)子板塊通過南秦嶺地塊等向華北板塊逐漸靠攏并發(fā)生俯沖，從而導(dǎo)致了北秦嶺洋盆的逐漸閉合，并最終形成了商丹縫合帶[52～59]。與此相對應(yīng)，鄂爾多斯主體及華北地區(qū)主體逐漸抬升為陸，而以商丹縫合帶為界的華北古板塊南緣轉(zhuǎn)換為溝、弧、盆體系的主動大陸邊緣[18,21,23,26,42,53,57-59]。

由上述可知，桃曲坡剖面所在的鄂爾多斯南緣奧陶紀(jì)碳酸鹽臺地發(fā)生淹沒的區(qū)域構(gòu)造背景應(yīng)與秦嶺造山帶構(gòu)造演化密切相關(guān)。在上述俯沖作用影響下，鄂爾多斯南緣（及整個華北南緣）于中奧陶世初期由被動大陸邊緣轉(zhuǎn)為主動大陸邊緣[18,21,23,57～59]。受其影響而產(chǎn)生的弧后擴(kuò)張盆地的控制，鄂爾多斯南緣碳酸鹽臺地向盆地（秦嶺海槽）一側(cè)發(fā)生了階梯狀斷裂，導(dǎo)致其局部基底迅速下降及海平面迅速上升，最終引發(fā)了臺地淹沒事件的發(fā)生。

圖9 桃曲坡剖面及鄂爾多斯南緣與全球奧陶紀(jì)海平面對比圖Fig.9 Correlation of Ordovician sea-level changes between the Taoqupo section,the Southern Ordos,and that of the world

5.2 全球海平面變化

除區(qū)域構(gòu)造因素外，全球海平面升降通常也是導(dǎo)致臺地淹沒的因素之一。桃曲坡剖面中的臺地淹沒事件發(fā)生于桑比期的中期，這與鄂爾多斯盆地南緣各處海平面變化趨勢大致相似[29,38]，均在晚奧陶世早期發(fā)生了海平面大幅度上升。賈振遠(yuǎn)等[38]認(rèn)為鄂爾多斯南緣海平面大幅度上升與Fortey[67]的奧陶紀(jì)海平面變化相似。在Fortey[67]、Ross and Ross[68]和Haq and Schutter[69]（圖9）識別出的全球海平面變化中，晚奧陶世早期確實發(fā)生過海平面上升事件，但其上升幅度小于導(dǎo)致當(dāng)前鄂爾多斯臺地南緣淹沒的相對海平面上升幅度。此外，在鄂爾多斯南緣各處海平面上升幅度也各不相同[29]，南緣西段隴縣、岐山一帶上升幅度較大，而東段銅川-趙老峪一帶上升幅度相對較小，這也從另一方面說明，此間鄂爾多斯南緣海平面上升事件主要還是受到了上述區(qū)域構(gòu)造運動的影響。

綜上所述，桃曲坡剖面所見的碳酸鹽臺地發(fā)生淹沒的主要原因，很可能是鄂爾多斯南緣受北秦嶺洋削減俯沖作用影響，臺地向盆地一側(cè)發(fā)生階梯狀斷裂所導(dǎo)致的基底快速沉降；同時，我們的分析及相關(guān)研究也表明，這次淹沒事件也部分疊加了全球海平面上升因素。

6 結(jié)論

(1)陜西銅川桃曲坡奧陶系剖面主要發(fā)育10種微相類型，分別是球粒亮晶灰?guī)r、被包殼的生屑亮晶灰?guī)r、內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r、密集的生屑泥晶灰?guī)r、含生屑礫屑灰?guī)r、稀少的生屑泥晶灰?guī)r、含生屑泥晶灰?guī)r、含生屑球粒泥晶灰?guī)r、骨針泥灰?guī)r、泥晶灰?guī)r；

(2)淹沒事件發(fā)生于晚奧陶世桑比期中期，淹沒界面位于涇河組和金粟山組交界處，以臺地邊緣礁相突然加深至陸棚邊緣相為特征。作為這一事件的沉積響應(yīng)，其微相組合由含生屑亮晶灰?guī)r-球粒亮晶灰?guī)r-被包殼的生屑亮晶灰?guī)r-內(nèi)碎屑亮晶砂屑灰?guī)r淺水相組合，向上突變?yōu)樯钏嗑Щ規(guī)r-含生屑泥晶灰?guī)r；

(3)鄂爾多斯南緣碳酸鹽臺地發(fā)生淹沒，主要是因為受揚(yáng)子板塊通過南秦嶺微板塊向華北板塊俯沖消減作用的影響所致；而同時期的全球海平面上升對該事件可能也疊加了一定的影響。位于臺地南緣的桃曲坡剖面，其碳酸鹽微相記錄完好地展現(xiàn)了這一重要的淹沒過程。

致謝：評審專家及編輯部對文章初稿所提出的一系列中肯的意見和建議，極大提高了文章的質(zhì)量，在此表示衷心感謝！同時感謝陳傳威、范文博在野外和室內(nèi)工作中的大力幫助。

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