北京周口店霧迷山組碳酸鹽巖風(fēng)暴沉積序列研究*

冉宗媛 肖 倩 佘振兵，2 王國慶

1中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地球科學(xué)學(xué)院，湖北武漢 430074 2中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室，湖北武漢 430070

研究表明，一次強大的風(fēng)暴潮能夠影響到的海底沉積物深度遠遠超過一般波基面(15～20 m)，風(fēng)暴浪基面最深可達200 m(Robert and Dott，1983)。這類短暫的風(fēng)暴作用，常?？梢悦黠@地改造甚至侵蝕掉正常氣候下由波浪、潮汐、沿岸流等作用形成的沉積物，形成風(fēng)暴沉積，并在地質(zhì)記錄中被較好地保存下來。早在20世紀60年代，赤道碳酸鹽沉積區(qū)由大旋風(fēng)、颶風(fēng)等引起的風(fēng)暴沉積就開始受到關(guān)注，開啟了風(fēng)暴沉積的研究潮流(Mckee，1959；Ball and Shinn，1967)。Kelling和Mullin(1975)最早提出“風(fēng)暴巖(Tempestite)”和“風(fēng)暴單元(Storm-units)”這2個概念，其指先期沉積物被風(fēng)暴侵蝕、擾動后的再沉積，粒序?qū)永硎瞧渲匾墓餐卣鳎籑yrow和Southard(1996)認為風(fēng)暴巖(Tempestite)是指由風(fēng)暴活動過程中產(chǎn)生的所有沉積物，包括與由波浪產(chǎn)生的振蕩流和由地球自轉(zhuǎn)、密度差異引起的單向洋流相關(guān)的沉積。近年來，對風(fēng)暴巖巖性特征(杜遠生和韓欣，2000；Callahanetal.， 2021)、典型風(fēng)暴巖沉積序列(白萬備等，2011)和風(fēng)暴巖沉積環(huán)境(Wangetal.， 2016；Jelbyetal.， 2020)等都進行了系統(tǒng)的研究。

國內(nèi)風(fēng)暴沉積分布范圍廣，在南北向上從松遼盆地至滇中地區(qū)(杜遠生和韓欣，2000；Liuetal.， 2012；鄒光均等，2018；蔡全升等，2020；劉自亮等，2020)、東西向上由塔里木盆地至山東青島(宋金民等，2014；Wangetal.， 2016，2019；鐘建華等，2016；孫龍飛等，2020)等廣大地區(qū)均有發(fā)現(xiàn)，地層時代亦涵蓋元古界至新生界。風(fēng)暴沉積特征研究對探討現(xiàn)代島嶼的發(fā)育和礁體的演化與生長過程有重要意義(李浩，1991)，同時風(fēng)暴巖也是古水深、沉積盆地和沉積成礦研究、古氣候及古地理恢復(fù)、距海岸線相對位置判斷的重要證據(jù)，尤其是對古大陸邊緣構(gòu)造性質(zhì)的判別和古陸內(nèi)盆地構(gòu)造背景分析具有重要作用(Pratt，2001；Sarkaretal.， 2002；Santosetal.， 2015；Medigetal.， 2016；Ferronattoetal.， 2021)。Aigner(1982)認為，風(fēng)暴巖是等時性事件產(chǎn)物，它符合作為等時性標志層的地質(zhì)體必備條件: (1)縱向上堆積速度很快;(2)橫向上分布廣而穩(wěn)定；(3)沉積特征明顯。因此，風(fēng)暴巖可在一定范圍的地區(qū)內(nèi)用于地層對比。

中元古代霧迷山組沉積時期，燕山地區(qū)由裂陷槽向陸表海轉(zhuǎn)化，燕遼海槽海水大規(guī)模侵入，使得華北地區(qū)霧迷山組沉積了一套厚達3300 m的碳酸鹽巖地層序列(Huangetal.， 2001；賈雨東等，2020)。這套地層含有多種淺水標志(疊層石、藻紋層、硅質(zhì)條帶或團塊等)，缺乏陸源物質(zhì)，反映潮坪沉積環(huán)境。此外，該套地層因廣泛發(fā)育風(fēng)暴沉積、地震─海嘯序列與臼齒(Molar-tooth)構(gòu)造而備受關(guān)注。霧迷山組風(fēng)暴沉積早期曾發(fā)現(xiàn)于北京西山和十三陵地區(qū)，以突變侵蝕面和礫屑體發(fā)育為特征(周麗清和邵德艷，1994；謝慶賓等，1997)；之后，羅軍梅等(2015)在遼寧凌源地區(qū)霧迷山組中識別出標準的風(fēng)暴沉積序列。近年來，在燕山地區(qū)霧迷山組中發(fā)現(xiàn)更多指向地震成因的軟沉積物變形構(gòu)造，包括液化變形、擠壓變形、拉伸變形和脆性變形構(gòu)造，這些含有地震沉積序列的霧迷山組廣布于河北淶源和北京昌平、野三坡、永定河、十渡、房山等地(張傳恒等，2007；曠紅偉等，2009；梁定益等，2009；Ettensohnetal.， 2011；van Loon and Su，2013)，但含有風(fēng)暴沉積記錄的霧迷山組卻未有新的發(fā)現(xiàn)。

北京周口店地區(qū)是國內(nèi)著名的野外地質(zhì)實踐教學(xué)基地，黃山店村恒順廠一帶出露有巨厚層的霧迷山組，巖性以含硅質(zhì)條帶的白云巖為主。霧迷山組白云巖中的變形構(gòu)造歷來存在爭議，曾被解釋為泄水構(gòu)造、沖刷構(gòu)造、地震沉積、風(fēng)暴沉積等(梁定益等，2009；Ettensohnetal.， 2011；蘇德辰和孫愛萍，2011)。地震沉積形態(tài)上直觀反映地震應(yīng)力對沉積物的改造，如地震應(yīng)力導(dǎo)致上下巖層液化流動和相互穿插，薄層沉積巖層受到兩側(cè)水平擠壓或張性拉力而形成緊密褶皺、板刺狀角礫或環(huán)形層(蘇德辰和孫愛萍，2011)等。恒順廠霧迷山組剖面巖層總體呈水平層理，局部發(fā)育交錯層理，具典型的風(fēng)暴沉積標志，與地震引發(fā)的軟沉積變形構(gòu)造不同。本研究通過精細的沉積學(xué)方法在恒順廠剖面中識別出典型的風(fēng)暴沉積標志，建立了完整的風(fēng)暴沉積序列，補充了燕山地區(qū)霧迷山組風(fēng)暴沉積記錄；在此基礎(chǔ)上，與區(qū)域上的風(fēng)暴沉積對比分析，探討了該風(fēng)暴沉積的成因及形成過程，可為該時期華北板塊的古地理、古緯度和古氣候研究提供重要的沉積學(xué)證據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

北京周口店地區(qū)處于北北東向太行山山脈、近東西向燕山山脈與華北平原的接壤地帶，隸屬于華北陸塊燕山板內(nèi)構(gòu)造帶(圖 1-a)。區(qū)域上中元古界薊縣群霧迷山組普遍發(fā)育水平薄紋層和波狀藻紋層，總體上形成于潮坪環(huán)境(圖 1-b)。霧迷山組自下而上可分為4段：第一段下部為泥質(zhì)白云巖和硅質(zhì)條帶白云巖，上部為疊層石白云巖、硅質(zhì)條帶白云巖，發(fā)育于潮間帶下部至潮下帶上部；第二段為泥質(zhì)白云巖和硅質(zhì)條帶白云巖，沉積環(huán)境為潮下帶；第三段以泥質(zhì)白云巖、含屑白云巖及硅質(zhì)條帶白云巖為主，疊層石、鮞粒及藻紋層發(fā)育，反映了潮間帶─潮下帶上部較淺水的環(huán)境；第四段以藻團白云巖、硅質(zhì)礫屑白云巖及硅質(zhì)條帶白云巖為主，硅質(zhì)條帶和水平紋層表明水體相對加深到淺海外陸棚環(huán)境(圖 1-c)(童金南等，2013)。周口店地區(qū)僅見霧迷山組第三段和第四段出露，主要分布在周口店西南的孤山口─黃山店村一帶，總厚度達1616 m，局部地區(qū)因構(gòu)造作用導(dǎo)致地層厚度大大減小(趙溫霞，2003)。

圖 2 北京周口店恒順廠剖面霧迷山組特征(a)及對應(yīng)巖性劃分(b)Fig.2 Outcrop and lithological features of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

2 沉積學(xué)特征

研究剖面位于北京周口店地區(qū)黃山店村恒順廠，風(fēng)暴沉積位于霧迷山組第四段的泥晶白云巖與硅質(zhì)條帶白云巖之間。本研究以野外沉積學(xué)和巖相學(xué)觀察為基礎(chǔ)，結(jié)合室內(nèi)薄片分析，對研究層段進行系統(tǒng)的沉積學(xué)分析，其中野外共拍攝照片113張，采集樣品12塊。根據(jù)恒順廠剖面霧迷山組的巖性組合及沉積構(gòu)造特征，識別出5個巖性段和3種不同層位的風(fēng)暴沉積，并對其中典型的風(fēng)暴沉積標志進行精細描述和分析，繪制出完整的風(fēng)暴沉積剖面。

a—樣品HSC-01，不規(guī)則硅質(zhì)礫屑；b—樣品HSC-02，硅質(zhì)條帶；c—樣品HSC-03，硅質(zhì)條帶圖 3 北京周口店恒順廠剖面霧迷山組硅質(zhì)礫屑和硅質(zhì)條帶白云巖鏡下特征(正交鏡)Fig.3 Photomicrographs of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing(crossed nicols)

恒順廠剖面長約15 m，高約6 m，發(fā)育2條主斷裂，斜切近水平的霧迷山組第四段巖層(圖 2-a)。該剖面主體巖性為碳酸鹽巖夾硅質(zhì)巖，其中硅質(zhì)巖以條帶和團塊形式出現(xiàn)，層理發(fā)育，貧陸源碎屑。剖面底部出露中厚層狀泥晶白云巖，單層厚度大于25 cm；后期發(fā)育溶蝕凹坑，具定向性；硅質(zhì)條帶少，無明顯沉積構(gòu)造，泥晶白云巖頂部被侵蝕。剖面下部為硅質(zhì)礫屑白云巖，單層厚度大于30 cm，其中底部發(fā)育硅質(zhì)條帶，硅質(zhì)礫屑層向兩端變薄，層內(nèi)發(fā)育形態(tài)各異的硅質(zhì)礫屑，這些礫屑分選磨圓差，呈撕裂狀、菊花狀、放射狀、倒“小”字型和“V”字型等形態(tài)，雜亂凸出巖石表面，粒徑3～10 cm。剖面中部為厚層狀硅質(zhì)條帶白云巖，單層厚度超過1 m，紋層清晰，發(fā)育平行層理、波狀交錯層理、丘狀和洼狀交錯層理，硅質(zhì)條帶大量發(fā)育、連續(xù)性好，寬度大多為1 cm以下，其中該段中部的硅質(zhì)條帶寬達10 cm，長度幾十厘米至幾米不等，受差異風(fēng)化后明顯凸出巖層表面。剖面上部發(fā)育厚約1 cm的灰白色薄層狀泥晶白云巖。剖面頂部巖性為硅質(zhì)礫屑白云巖，與下伏巖層之間無侵蝕沖刷(圖 2-b)。侵蝕沖刷面以及豐富的礫屑表明水體能量強，沉積物以泥晶為主反映沉積水體較深，因此推測剖面整體沉積于潮下帶上部水動力相對較強的環(huán)境。

在恒順廠剖面不同巖性部位分別采樣(圖 2-a)并進行室內(nèi)薄片鑒定。顯微鏡下， 樣品HSC-01可見不規(guī)則硅質(zhì)礫屑，主要成分為石英，具有Ⅰ級灰白干涉色，邊部石英粒徑較核部小，大顆粒石英應(yīng)為后期重結(jié)晶作用形成；白云石為泥晶，高級白干涉色(圖 3-a)。HSC-02采于硅質(zhì)條帶處，鏡下可見硅質(zhì)條帶寬0.5～1.5 mm，石英顆粒粒徑相近(圖 3-b)。HSC-03采于硅質(zhì)條帶處，鏡下可見毫米級的泥晶白云石條帶與硅質(zhì)條帶互層產(chǎn)出，后期碳酸鹽脈切過巖層層理(圖 3-c)。硅質(zhì)條帶與白云巖沉積互層表明二者為同沉積產(chǎn)物，而不規(guī)則形態(tài)的硅質(zhì)礫屑可能為風(fēng)暴破碎作用的產(chǎn)物。

3 風(fēng)暴沉積

3.1 風(fēng)暴沉積構(gòu)造類型

恒順廠剖面中所見到的風(fēng)暴沉積構(gòu)造包括侵蝕沖刷基底、口袋構(gòu)造、風(fēng)暴礫屑層、丘狀和洼狀交錯層理等。

a—泥晶白云巖與硅質(zhì)條帶白云巖間的低角度侵蝕面，平緩口袋構(gòu)造；b—泥晶白云巖與硅質(zhì)條帶白云巖間的平緩侵蝕面； c—礫屑層與泥晶白云巖間的平緩侵蝕面；d—礫屑層與泥晶白云巖間的高角度侵蝕面，典型口袋構(gòu)造圖 4 北京周口店恒順廠剖面霧迷山組風(fēng)暴沖刷侵蝕面(箭頭所示)Fig.4 Storm-induced erosion surfaces(arrowed)of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

3.1.1 風(fēng)暴沖刷─充填構(gòu)造

恒順廠剖面侵蝕沖刷面位于風(fēng)暴沉積下部，分開了風(fēng)暴層與正常沉積層，底部形態(tài)呈弧形端向下、孤立槽狀，故稱口袋構(gòu)造或渠模構(gòu)造(圖 4)，是風(fēng)暴沉積的典型指相標志。研究剖面上的侵蝕沖刷面按發(fā)育部位大致可分為2類： 一類侵蝕面發(fā)育在泥晶白云巖與硅質(zhì)條帶白云巖之間(圖 4-a，4-b)，另一類侵蝕面則直接發(fā)育在風(fēng)暴礫屑層底部與泥晶白云巖接觸部位(圖 4-c，4-d)。侵蝕沖刷面根據(jù)形態(tài)及規(guī)模可分為高強度侵蝕面、低強度侵蝕面和平緩侵蝕面(王翰等，2019)，這3種類型在恒順廠剖面上均有發(fā)育。低強度侵蝕面下切深度4～5 cm，寬度28～44 cm，侵蝕面的上、下巖層特征突變，硅質(zhì)條帶在靠近侵蝕面的地方逐漸彎曲，往上條帶趨于平直(圖 4-a)；平緩侵蝕面未見明顯的差異性下切，較為平直的硅質(zhì)條帶大致反映侵蝕面形態(tài)(圖 4-b，4-c)；高強度侵蝕面下切深度5～6 cm，寬度10～16 cm，其口袋構(gòu)造最為典型，彎曲的硅質(zhì)條帶填充在口袋底部，往上逐漸變?yōu)楣栀|(zhì)礫屑(圖 4-d)。通?？诖鼧?gòu)造規(guī)模越大，風(fēng)暴強度越大，沉積水深越淺，圖 4-d中明顯可見口袋構(gòu)造沿某方向規(guī)模減小、構(gòu)造特征趨于模糊，說明在該方向上風(fēng)暴強度減小，沉積水深加大。侵蝕沖刷面發(fā)育表明處于風(fēng)暴潮高峰期，風(fēng)暴渦流、潮流、回流以及風(fēng)暴重力流對海底沉積物強烈淘蝕、沖刷、撕裂，截切下伏地層，形成明顯的突變底界，后期可能被渦流卷起的生物殼體、細砂或粉砂質(zhì)充填。侵蝕沖刷面的存在，指示了其上的風(fēng)暴沉積序列為準原地堆積形成。

a—風(fēng)暴礫屑層宏觀特征；b—風(fēng)暴礫屑層素描圖；c—底部硅質(zhì)條帶往上漸變?yōu)楣栀|(zhì)團塊； d—放射狀礫屑，整體形似菊花狀；e—“V”字型及放射狀礫屑；f-撕裂狀礫屑圖 5 北京周口店恒順廠剖面霧迷山組風(fēng)暴礫屑層特征Fig.5 Storm-induced intraclast layers of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

3.1.2 風(fēng)暴礫屑層

風(fēng)暴礫屑層是風(fēng)暴沉積的重要識別標志，發(fā)育在侵蝕沖刷面之上，霧迷山組礫屑層與侵蝕沖刷面之間有時發(fā)育1段硅質(zhì)條帶白云巖(圖 5-a，5-b)，有時直接與礫屑層呈突變接觸(圖 5-d)。礫屑層厚20～30 cm，以硅質(zhì)礫屑發(fā)育為特征，礫屑粒徑3～10 cm，突出巖石表面，分選磨圓差，形態(tài)呈撕裂狀、放射狀、菊花狀、倒“小”字型和“V”字型等，排列雜亂，在礫屑發(fā)育豐富的部位含量高達40%(圖 5-a，5-b)，表明是一種近原地或短距離搬運和快速堆積的結(jié)果。有的礫屑層底部還保留原始硅質(zhì)條帶特征，向上在風(fēng)暴作用下逐漸變形成不規(guī)則團塊(圖 5-c)。單個礫屑之間常相互粘連，總體上形成似菊花狀或局部放射狀(圖 5-d)，而長條狀或“V”字型礫屑通常為風(fēng)暴回流使得礫屑定向而成(圖 5-e)。風(fēng)暴渦流具有旋轉(zhuǎn)和向上推舉的特點，撕裂半固結(jié)巖層并形成風(fēng)暴撕裂構(gòu)造(圖 5-f)。

3.1.3 風(fēng)暴層理構(gòu)造

a—丘狀、洼狀交錯層理垂向上伴生，上部平行層理；b—丘狀、洼狀交錯層理垂向上伴生，上部平行層理；c—丘狀、洼狀交錯層理橫向上伴生，上部波狀交錯層理；d—單個丘狀交錯層理，下部平行層理，上部波狀交錯層理。紅色箭頭： 丘狀交錯層理；紅色三角： 洼狀交錯 層理；黃色三角： 平行層理；藍色三角： 波狀交錯層理圖 6 北京周口店恒順廠剖面霧迷山組丘狀、洼狀交錯層理Fig.6 Hummocky and swaley cross stratification of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

厚層狀硅質(zhì)條帶白云巖內(nèi)發(fā)育平行層理、波狀交錯層理和丘狀、洼狀交錯層理，其中丘狀、洼狀交錯層理被認為是典型的風(fēng)暴層理構(gòu)造(Dott and Bourgeois，1982)。在恒順廠剖面風(fēng)暴沉積中，平行層理在硅質(zhì)條帶白云巖內(nèi)普遍發(fā)育，紋層清晰可見，厚度5～10 mm，硅質(zhì)條帶平直延伸較遠，寬度1 cm左右，長度達幾十至幾百厘米(圖 6-a，6-b)；波狀交錯層理是由連續(xù)的硅質(zhì)條帶在整個剖面上的起伏顯示出來的(圖 6-c，6-d)；丘狀、洼狀交錯層理出現(xiàn)在多層風(fēng)暴沉積中，其中形態(tài)向上凸為丘狀交錯層理，向下凹為洼狀交錯層理，二者規(guī)模大小相近，波高8～10 cm， 波長40～50 cm，紋層傾角小于20 °，厚度2～5 mm，常被斷層切斷，表現(xiàn)為不對稱型。丘狀與洼狀交錯層理在垂向上伴生出現(xiàn)時，二者間出現(xiàn)削切面，紋層在削切面附近收斂，往兩端發(fā)散，且紋層近平行于層系頂界面(圖 6-a，6-b)，對下伏沉積物有一定侵蝕能力；在橫向上伴生出現(xiàn)時，不形成削切面，形態(tài)上丘狀與洼狀體相鄰發(fā)育，紋層連續(xù)，平行于層系頂界面，在兩端處收斂(圖 6-c)，對下伏沉積物有一定侵蝕能力。單個丘狀交錯層理出現(xiàn)時為孤立緩丘狀，丘部紋層較平直，平行于層系底界面，兩端處收斂(圖 6-d)，對下伏沉積物侵蝕作用不明顯。

丘狀交錯層理是由風(fēng)暴浪形成的、發(fā)育于正常浪基面和最大風(fēng)暴浪基面之間陸棚區(qū)的一種原生沉積構(gòu)造，風(fēng)暴高潮期沉積速率較高、單向水流的流速比較低，形成低角度交錯層理(Dumas and Arnott，2006)。丘狀交錯層理的發(fā)育程度與風(fēng)暴流強度、水深、沉積物粒度大小、地形等有關(guān)，通常，風(fēng)暴強度越大、沉積水體越接近正常浪基面、沉積物粒度越接近粉砂或細砂，則丘狀交錯層理發(fā)育規(guī)模就越大(Aigner，1982；許安濤等，2018)。丘狀交錯層理的形成普遍與多向底流和強烈的水體振蕩作用有關(guān)： 風(fēng)暴潮峰期后，風(fēng)暴強度趨于減弱，先前被風(fēng)暴流卷起的細粒沉積物迅速沉降，同時受到多向底流影響，導(dǎo)致沉積物被侵蝕沖刷成無定向排列的丘形和洼形(Harmsetal.， 1975)。劉寶珺等(1987)認為風(fēng)暴作用下形成的表面重力波在底部產(chǎn)生強烈擺動底流，其塑造正常沉積物并形成丘狀交錯層理。師慶民等(2013)將丘狀交錯層理看作是風(fēng)暴潮能量降低到可形成駐波的條件下發(fā)育的層理構(gòu)造。從水動力機制來看，丘狀交錯層理是斜壓波動形成的立軸漩渦引起沉積體不穩(wěn)定所形成的，沉積機制主要是風(fēng)暴高峰期剝蝕底床形成的密度流和漩渦本身的剝蝕作用，而當懸浮物濃度較低時漩渦中心則形成洼狀，因為這樣最有利于能量衰減并形成伴生的洼狀交錯層理(Quin，2011；李向東，2020)。

3.2 風(fēng)暴沉積序列

風(fēng)暴沉積序列是沉積過程各個階段所受風(fēng)暴作用的方式、強度和持續(xù)時間等條件不同而形成的一系列沉積單元在垂向上的規(guī)律組合。理想的碳酸鹽巖風(fēng)暴沉積序列從底到頂由5個單元組成： (1)具侵蝕沖刷基底和渠模構(gòu)造的礫屑沉積物；(2)具遞變層理的砂屑沉積物；(3)具平行層理的粉砂屑沉積物；(4)具丘狀交錯層理至波狀層理的砂屑—粉砂屑沉積物；(5)具水平層理的泥晶碳酸鹽巖(Aigner，1982；白萬備等，2011；Pérez-López and Pérez-Valera，2012；Wangetal.， 2019)。恒順廠剖面霧迷山組風(fēng)暴沉積發(fā)育在3個層位(圖 7)，垂向上沉積序列相似。

風(fēng)暴沉積序列Ⅰ以發(fā)育侵蝕沖刷面、硅質(zhì)礫屑和各類交錯層理為特征，包含4個沉積單元： (1)底部為A段中厚層狀泥晶白云巖，不含硅質(zhì)條帶。(2)中部為B段硅質(zhì)礫屑層，夾于硅質(zhì)條帶白云巖中，發(fā)育較平緩的侵蝕沖刷面，切過下伏泥晶白云巖略微形成口袋構(gòu)造，口袋底部保留了硅質(zhì)條帶的原始特征，具有準原地特點；條帶間可見丘狀和洼狀交錯層理，向上由于風(fēng)暴高潮期的到來而形成雜亂的硅質(zhì)礫屑，隨后因風(fēng)暴作用減弱而形成平直的硅質(zhì)條帶，硅質(zhì)礫屑層橫向延伸5 m以上，兩端尖滅；該段上部的硅質(zhì)條帶白云巖發(fā)育平行層理、波狀交錯層理和丘狀、洼狀交錯層理。(3)上部為D段泥晶白云巖，紋層清晰，發(fā)育波狀交錯層理，不含硅質(zhì)，屬正常天氣沉積。(4)頂部發(fā)育C段含硅質(zhì)條帶白云巖，硅質(zhì)條帶數(shù)目變少、長度變短(圖 7-c；圖 8-a)。

風(fēng)暴沉積序列Ⅱ發(fā)育層位靠下，以硅質(zhì)礫屑和各類交錯層理為特征，由3個沉積單元組成：(1)底部B段侵蝕沖刷面不明顯，硅質(zhì)礫屑形態(tài)較為規(guī)則，多為“V”字型或放射狀。(2)硅質(zhì)礫屑層上部發(fā)育A段中厚層狀泥晶白云巖，為短暫的風(fēng)暴間歇期形成。(3)頂部為C段硅質(zhì)條帶白云巖，發(fā)育平行層理和丘狀交錯層理(圖 7-d；圖 8-b)。

風(fēng)暴沉積序列Ⅲ為恒順廠霧迷山組完整的風(fēng)暴沉積旋回，可分為5個沉積單元：(1)旋回下部A段為中厚層狀泥晶白云巖，塊狀構(gòu)造，屬風(fēng)暴前正常沉積。(2)B段為侵蝕沖刷面與硅質(zhì)礫屑層，侵蝕沖刷面發(fā)育在A段頂部，是風(fēng)暴流對底部正常沉積物強烈擾動形成的，沖刷面底部保留了硅質(zhì)條帶原始特征，向上過渡為呈撕裂狀、放射狀、“V”字型等形態(tài)的礫屑，是風(fēng)暴高潮期產(chǎn)物。(3)中部C段為灰色硅質(zhì)條帶白云巖，硅質(zhì)條帶連續(xù)性好，近平行排列或略有起伏，普遍發(fā)育平行層理、波狀交錯層理和丘狀、洼狀交錯層理，是風(fēng)暴衰減期產(chǎn)物，與風(fēng)暴礫屑層界線明顯。(4)旋回上部D段是厚約1 cm的灰白色薄層狀泥晶白云巖，代表風(fēng)暴間歇期的正常沉積。(5)E段為含硅質(zhì)團塊白云巖，與下伏D段無沖刷面，且上覆巖層再次變?yōu)锳段的中厚層狀泥晶白云巖，故將E段作為旋回的頂部，硅質(zhì)團塊應(yīng)為局部的海水擾動形成，而非風(fēng)暴作用。風(fēng)暴沉積序列Ⅲ整體沉積厚度不大，顯示出周期性，屬于較完整的碳酸鹽巖風(fēng)暴沉積序列(圖 7-e；圖 8-c)。恒順廠剖面上遞變層理幾乎不發(fā)育，這是由于遞變層理是由風(fēng)暴濁流引起的，沉積環(huán)境位于遠端的風(fēng)暴浪基面以下，水體深度大于研究剖面風(fēng)暴沉積所處的正常浪基面與風(fēng)暴浪基面之間而造成的。

a—風(fēng)暴沉積發(fā)育層位和采樣點示意；b—恒順廠剖面簡要素描圖；c—序列 Ⅰ 風(fēng)暴沉積，以硅質(zhì)礫屑、侵蝕沖刷面和丘狀、洼狀交錯層理為特征；d—序列 Ⅱ 風(fēng)暴沉積，以硅質(zhì)礫屑和丘狀、洼狀交錯層理發(fā)育為特征；e—序列 Ⅲ 風(fēng)暴沉積，以侵蝕沖刷面、 硅質(zhì)礫屑、丘狀交錯層理為特征圖 7 北京周口店恒順廠剖面霧迷山組風(fēng)暴沉積序列空間分布示意圖Fig.7 Spatial distribution of tempestite of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

圖 8 北京周口店恒順廠剖面霧迷山組風(fēng)暴序列Fig.8 Tempestite sequence of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

圖 9 北京周口店恒順廠剖面霧迷山組風(fēng)暴沉積模式Fig.9 Depositional model for the Wumishan tempestites at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

3.3 風(fēng)暴沉積模式與形成過程

3.3.1 風(fēng)暴沉積模式

根據(jù)經(jīng)典淺水碳酸鹽巖風(fēng)暴沉積的發(fā)育模式，結(jié)合各個層位風(fēng)暴沉積序列特點，總結(jié)了恒順廠霧迷山組剖面的風(fēng)暴沉積模式(圖 9)。底部的A段泥晶白云巖主要受風(fēng)暴濁流控制；B段風(fēng)暴礫屑層發(fā)育口袋構(gòu)造，為緩斜坡上部沉積，侵蝕和沉積作用兼具，風(fēng)暴中心位于晴天浪基面附近，風(fēng)暴渦流侵蝕基底半固結(jié)的泥晶白云巖形成口袋構(gòu)造，風(fēng)暴卷揚懸浮顆粒形成風(fēng)暴碎屑回流，風(fēng)暴碎屑回流可到達風(fēng)暴浪基面之下形成濁流沉積中的粒序?qū)永?；風(fēng)暴振動流與風(fēng)暴回流共同作用形成C段的波狀和丘狀、洼狀交錯層理；風(fēng)暴作用結(jié)束，正常天氣下沉積D段薄層狀泥晶白云巖，發(fā)育毫米級紋層；海水的局部擾動形成E段的不規(guī)則硅質(zhì)團塊。

3.3.2 風(fēng)暴沉積過程

高、低壓氣流的交匯易形成空氣旋轉(zhuǎn)的渦流，同時形成風(fēng)，這種風(fēng)發(fā)生在不同大洋時名稱不同，統(tǒng)稱為熱帶氣旋，它們產(chǎn)生快、消失快、風(fēng)力大、能量強。風(fēng)暴就是產(chǎn)生于熱帶和亞熱帶洋面上的中尺度或天氣尺度的熱帶氣旋，是風(fēng)暴沉積的動力(杜遠生和韓欣，2000；Dunkertonetal.， 2009)。由于風(fēng)暴作用能量巨大，它直接影響風(fēng)暴經(jīng)過海域的海水運動進而影響海洋沉積物，使海底沉積物被撕裂、刨蝕，形成突變的侵蝕沖刷面。根據(jù)風(fēng)暴能量的強弱，侵蝕面上伴隨有下凹程度不同的口袋構(gòu)造，風(fēng)暴越強，則口袋構(gòu)造規(guī)模越大，同時口袋構(gòu)造在方向上的變化還可以指示水深變化，恒順廠剖面上可以觀察到3種下凹程度的口袋構(gòu)造(圖 4)，反映了風(fēng)暴能量的變化。熱帶氣旋移動速度快，能量會快速降低，所以對海底沉積物的搬運距離不會很遠，沉積物很快就會重新堆積下來，甚至原地破壞堆積，導(dǎo)致沉積物大小混雜、分選、磨圓差，研究剖面上表現(xiàn)為風(fēng)暴礫屑層雜亂分布、形態(tài)不規(guī)則(圖 5)。由于風(fēng)暴作用于風(fēng)暴浪基面與正常浪基面之間，風(fēng)暴高潮期之后進入衰減期，沉積流體中立軸漩渦剝蝕懸砂形成風(fēng)暴浪成因的丘狀和洼狀交錯層理(李向東，2020)，因此研究剖面中的丘狀、洼狀交錯層理發(fā)育在礫屑層之上的硅質(zhì)條帶白云巖中，指示了風(fēng)暴由高潮期到衰減期的階段變化。風(fēng)暴作用短暫出現(xiàn)后迎來正常天氣，海水能量變?nèi)蹩墒购Ｋ袘腋∥镔|(zhì)沉積下來形成蓋層，覆蓋在風(fēng)暴沉積之上，形成恒順廠剖面頂部的灰白色薄層狀泥晶白云巖。

4 霧迷山組風(fēng)暴沉積的古地理意義

1： 北京，華北；2: 加拿大Yukon地區(qū)，北美(Medig et al.， 2016)；3: 加拿大北部，北美(Sherman et al.， 2001)；4: 北美西部(Pratt，2001)；5: 滇中地區(qū)，揚子(杜遠生和韓欣，2000)；6: 澳大利亞西北部，大洋洲(Lan and Chen，2012)；7: 巴西Espinha?o盆地， 南美(Santos et al.， 2015；Ferronatto et al.， 2021)；8: 印度中部，南亞(Sarkar et al.， 2002；Chaudhuri，2005；Chakraborty et al.， 2009)圖 10 中元古代風(fēng)暴巖在古地理圖上的分布(據(jù)Pisarevsky et al.， 2014；Cawood et al.， 2018；Xiao et al.， 2020，有修改)Fig.10 Palaeogeographic distribution of the Mesoproterozoic tempestites(modified from Pisarevsky et al.， 2014; Cawood et al.， 2018;Xiao et al.， 2020)

霧迷山組沉積時期，除了華北板塊燕山一帶普遍出現(xiàn)的風(fēng)暴沉積之外(周麗清和邵德艷，1994；謝慶賓等，1997)，揚子陸塊、澳大利亞陸塊、舊金山陸塊和勞倫古陸等也都出現(xiàn)了風(fēng)暴沉積(圖 10)，均對應(yīng)當時的低緯度板塊分布。具體包括： 揚子板塊滇中地區(qū)因民組發(fā)育碎屑風(fēng)暴巖(杜遠生和韓欣，2000)；巴西S?o Francisco克拉通Espinha?o凹陷盆地中Stenian Caboclo組與Rio Pardo Grande組中均發(fā)現(xiàn)有混合硅質(zhì)碎屑碳酸鹽風(fēng)暴主導(dǎo)的斜坡沉積(Santosetal.，2015；Ferronattoetal.， 2021)；澳大利亞西北部Kimberley地區(qū)中元古界Hilfordy組中出現(xiàn)由風(fēng)暴浪產(chǎn)生的大型波紋(Lan and Chen，2012)；加拿大北部Bylot超群和西部Pinguicula群記錄了碳酸鹽巖臺地上的風(fēng)暴沉積，伴隨有微亮晶─內(nèi)碎屑滯留沉積(Shermanetal.， 2001；Medigetal.， 2016)；北美西部中元古界Helena組低能風(fēng)暴巖中含豐富的臼齒構(gòu)造，為了解前寒武紀克拉通內(nèi)盆地的古海洋、古水深、古氣候和構(gòu)造體系提供了研究資料(Pratt，2001)； 印度板塊中部Singhora群中發(fā)育沖積扇到風(fēng)暴沉積主導(dǎo)的陸棚過渡沉積(Chakrabortyetal.， 2009)；中部Kudri克拉通內(nèi)Rampur頁巖中各類風(fēng)暴作用標志在與海岸線平行和垂直2個方向上顯示出雙極性，反映了風(fēng)暴作用期間水動力特點及變化趨勢(Sarkaretal.， 2002)；南部Pandikunta灰?guī)r中發(fā)育有良好的爬升波紋層理和風(fēng)暴沉積構(gòu)造(Chaudhuri，2005)。這些風(fēng)暴巖的發(fā)現(xiàn)， 為古氣候、古地理對比和古大陸重建提供了重要的參考依據(jù)，并有待進一步深入研究。

5 結(jié)論

1)北京周口店黃山店村恒順廠中元古界霧迷山組中發(fā)現(xiàn)了保存完好、特征明顯的經(jīng)典風(fēng)暴沉積序列，風(fēng)暴沉積標志包括侵蝕沖刷面、口袋構(gòu)造、風(fēng)暴礫屑巖及丘狀和洼狀交錯層理等。

2)恒順廠剖面霧迷山組可見3個風(fēng)暴沉積序列，其中完整的序列由5個沉積單元組成，從下至上分別發(fā)育風(fēng)暴前正常天氣沉積的中厚層狀泥晶白云巖、風(fēng)暴高潮期形成的侵蝕沖刷面及硅質(zhì)礫屑層、風(fēng)暴衰減期沉積的具有交錯層理的硅質(zhì)條帶白云巖、風(fēng)暴間歇期正常天氣下沉積形成的薄層狀泥晶白云巖以及正常天氣下局部海水擾動形成的含硅質(zhì)團塊白云巖。恒順廠剖面上風(fēng)暴沉積厚度較小，呈周期性，屬于較典型的近原地型碳酸鹽巖風(fēng)暴沉積序列。

3)恒順廠剖面霧迷山組的巖性和沉積構(gòu)造特點指示其沉積環(huán)境為碳酸鹽巖臺地相，具有潮下帶高能環(huán)境特征。該剖面中元古代可能位于低緯度風(fēng)暴作用帶，高溫海洋環(huán)境易發(fā)生熱帶氣旋，進而引發(fā)風(fēng)暴沉積。

致謝感謝杜遠生教授提供的野外數(shù)據(jù)資料和孟浩宇同學(xué)在薄片鏡下鑒定方面提供的幫助。