谭秀成，廖继佳，刘魏，李洋，唐浩，肖劲东

机理·模式

燕山地区下奥陶统竹叶状灰岩与中尺度涡沉积模式

谭秀成1，2，廖继佳1，刘魏3，李洋3，唐浩2，肖劲东3

（1油气藏地质及开发工程国家重点实验室；2西南石油大学资源与环境学院）（3中国地质大学（武汉）地球科学学院）

20世纪中叶以来，海洋中尺度涡的发现与中大洋动力学实验（MOED）改变了此前对海洋深处海水相对平静的传统认识。由于发生中尺度涡的区域海水较深，难于观察，因此有关中尺度涡的讨论目前仅限于海洋物理及海洋生物学领域。根据燕山地区下奥陶统下部竹叶状灰岩地层单元向上变粗的沉积序列、序列内发育的变形层理、倒“V”字形裂口、岩层向下方折弯乃至断裂成藕节状等明显的重力变形和环形波痕等沉积构造，以及竹叶状砾石表面及胶结物中富含原生海绿石等特征，结合沉积动力学分析与水盆实验模拟，提出燕山地区广泛发育的竹叶状灰岩是由古海洋的中尺度涡所形成的深水碳酸盐岩沉积，并建立了竹叶状灰岩中尺度涡沉积模式。

竹叶状灰岩；中尺度涡；沉积模式；燕山地区；下奥陶统

1 引言

燕山地区位于中国华北平原北侧，是中国奥陶系研究最早的地区之一。

1919年叶良辅和刘季辰［1］开始研究出露于河北省抚宁县柳江盆地的竹叶状灰岩地层（图1），并命名为“亮家（甲）山灰岩”。

图1 研究区地理位置图

此后，Gaubau［2］、孙云铸［3］、黄汲清［4］、李学清［5］、张文堂［6-7］等，根据竹叶状灰岩中扁平砾石具红色氧化晕等特征，认为它们曾短暂出露海面，受风暴搅动而破碎，因往复滚动而变圆滑，故而属动荡的滨浅海沉积。

刘宝珺［8］认为竹叶状灰岩可能是产于潮上带的灰泥沉积，由于暴露，形成干裂泥片，并经潮水和淡水的冲刷、磨蚀改造而成。

Sepkoski Jr［9］研究了北美扁平状卵石，提出它们是潟湖中周期性沉积的薄层灰岩，并经由风暴侵蚀再沉积而成。

王祥珍［10］认为竹叶状灰岩系由薄层灰岩在陆表海浅水中因地震引起的海啸、风暴等巨浪破碎而成；孟祥化等［11］研究北京西山丁家滩剖面的竹叶状灰岩后也得出了风暴成因的结论。

章雨旭等［12］据丁家滩竹叶状灰岩的氧化圏以及竹叶状灰岩分布的时代和空间局限性，认为在寒武纪—奥陶纪，大气中富含CO2气体，海水中CO2浓度也高，CaCO3溶解和沉淀亦快，从而条带状灰岩能快速固结，砾石能快速溶解，具备了发育竹叶状灰岩的条件。

Kullberg等［13］研究葡萄牙Lusitanian盆地的早侏罗世地层时，根据砾石的破碎特征，认为砾石是由不同固结程度、无生物扰动的薄层灰岩覆于泥岩之上，然后遭地震引起的重力滑塌破碎而成，并由此产生泥岩－砾石结构序列。

Multer［14］通过对美国佛罗里达群岛和巴哈马西部的现代碳酸盐岩进行研究，发现砾石来自高于平均高潮线且背向海洋的潟湖区，平时由于地势较高，干燥、高温的蒸发环境极易形成灰质泥裂，偶尔高于平均高潮线的特大潮来临，才对该地区泥裂进行破坏，将其磨圆成扁平砾石状，并搬运至下部地区沉积成岩，且在成岩过程中有选择性地白云岩化。

马学平等［15］则认为北京西山、河北唐山的开滦煤矿（以下简称开滦）长山至抚宁亮甲山之竹叶状灰岩属开阔浅潮下带沉积环境或高水位体系域的沉积。

本文根据发育于燕山地区竹叶状灰岩胶结物中含有微型片状海绿石以及灰岩的沉积序列、沉积构造等特征，认为该灰岩是由古海洋的中尺度涡在外陆架至上陆坡区所形成的深水碳酸盐岩沉积。

2 地层单元与序列

燕山地区下奥陶统竹叶状灰岩主要分布于河北抚宁、开滦长山、北京西山、河北保定一带［16-17］，它们呈团块状分布，横向延伸极不稳定，多呈薄或中薄层状或透镜状，偶见厚层状，其岩性为黄绿色或深灰色钙质页岩、藕节状灰岩和竹叶状灰岩。其中竹叶状灰岩多呈灰白色，砾石为扁平椭球状，扁平面为次圆状或次棱角状,粒径0.1cm×0.8cm×1cm～0.2cm×（0.3～3cm）×5cm之间。地表所见砾石表面具暗红色氧化圈（图2a），砾石成分为微晶灰岩、生物碎屑灰岩，胶结物为灰色、灰绿色、土黄色的钙泥质和灰白色的钙质粒屑，常见白云岩化。在抚宁石门寨和开滦长山新开掌子面可见胶结物因含大量海绿石而呈灰绿色（图2b）。薄层状微晶灰岩多为条带状、脉状、藕节状，具水平层理(图2c)，条带状微晶灰岩中常夹有页岩或泥灰岩薄层(图3a)以及钙质页岩或泥灰岩。

图2 燕山地区竹叶状灰岩沉积构造特征

区内竹叶状灰岩地层单元(以北京西山苇子坪最为典型）具有明显的反粒序结构（图3b），自上而下依次为：

顶部：竹叶状砾石被上覆钙质页岩截切，并与上覆沉积序列以冲刷面分隔，界面分明（图3a），显示了竹叶状灰岩地层序列曾遭遇剥蚀与冲刷。

上部：竹叶状灰岩，薄至中厚层状，极少数为厚层状；基质支撑或颗粒支撑；抚宁石门寨亮甲山、开滦长山采石场见新鲜基质为灰色或灰绿色；成分主要为亮晶方解石、介壳类生物碎屑和少量的黏土组分，部分层段见环绕砾石表面附着生长的海绿石；纵断面见砾石具定向排列（图3a），岩层面见砾石长轴方向排列呈近圆形（图2b）。竹叶状灰岩层面干涉波痕发育，在亮甲山偶见有近圆形波脊线（图2d）。

中部：钙质页岩或泥灰岩渐变为条带状,并开始出现微晶灰岩夹层，随着泥岩的减薄，灰岩的层数增加与增厚，渐变为薄层泥质条带灰岩与钙质泥岩互层；序列中可见微晶灰岩薄层被向下折弯或断开成藕节状，断口呈倒V字形，断口下伏灰岩薄层有钙质沉积物被挤出的流动变形构造（图2c），显示薄层微晶灰岩在成岩前曾因来自上部的压力而变形。

下部：钙质页岩或泥灰岩，页岩中偶见含竹叶状灰岩的透镜体（图3a）。

图3 燕山地区竹叶状灰岩地层典型沉积序列

3 沉积环境与沉积作用过程分析

燕山地区下奥陶统竹叶状灰岩地层以河北省抚宁县石门寨亮甲山出露最为清晰。实测地层总厚度88.75m，岩石地层单元共计54个。其中：38个单元具反粒序结构，占全部实测地层单元的70.4%，累计地层厚度54.67m，占剖面总厚度的61.6%；具正粒序结构的地层单元仅3个，占5.6%，累计地层厚度2.88m，占剖面总厚度的3.2%。数据显示反粒序是燕山地区早奥陶世早期古海洋沉积的主体结构，说明竹叶状灰岩的沉积过程中存在着海水加速运动，经过加速运动的磨损和淘洗，大量的泥和泥晶方解石被带出，才能在序列顶部残留竹叶状扁平砾石。竹叶状灰岩与下伏泥质条带状微晶灰岩为连续沉积过程。扁平砾石的定向排列，显示了古海洋中存在一种具备从最初的基本静止状态开始、逐渐加速、至最后快速消失之特征的海流，流体动力学研究表明这种加速流只能是海洋中的涡流［18-19］。

区内海绿石见于竹叶状灰岩的砾石表面和基质中。由于海绿石暴露于地表易于被氧化，故近地表处竹叶状灰岩中的砾石呈现出红色氧化晕圈（图2a），新鲜的竹叶状灰岩为深灰色—灰绿色，中薄至中厚层状。其中的竹叶状砾石为灰绿色（图2b），扁平椭球状、次圆状，分选差，部分砾石表面因轻度氧化见褐铁矿薄膜；颗粒支撑，砾石成分为微晶灰岩，粒径0.1cm×0.8cm× 2cm～0.2cm×（3～8cm）×10cm，水平层理，海绿石附着生长于砾石边缘，构成绿色海绿石包边。胶结物为绿色，主要由亮晶方解石及生物碎屑组成，含海绿石微晶（图2b）。低倍镜下海绿石环边呈深灰色，高倍镜下海绿石为绿色、鳞片状微晶。由于砾石边缘的方解石被海绿石交代故呈港湾状。胶结物主要为亮晶方解石、生物碎屑及微晶灰岩的岩屑（图4a），有黄铁矿与之共生。扫描电镜显示海绿石呈弯曲片状集合体，晶片生长宽松，片与片之间空隙发育，单个晶片大小为3～10μm（图4b）。

图4 燕山地区竹叶状灰岩中的海绿石

海绿石中钾含量是海绿石成熟度的指标［20-21］。表1是河北开滦长山采石场下奥陶统竹叶状灰岩中海绿石样品的电子探针显微分析结果。数据显示，燕山东段下奥陶统竹叶状灰岩中海绿石的K2O质量分数为2.759%～6.596%，平均为5.27%，高于我国南海产的海绿石，介于太平洋与大西洋产海绿石的K2O质量分数之间［22］，属低成熟海绿石。

已知现代海洋中海绿石主要分布于温带、亚热带的外陆架和上陆坡海区，形成于海底沉积物与水的接触界面附近［23-24］、水深范围为50～500m（200m左右为其形成的最适宜深度［25］）、水温一般为15～20℃、正常盐度、pH值为7.5～8.5且沉积缓慢的区域［26-30］。中国南海海绿石多富集于水深100～600m的海域，并以水深150～400m处最富集［22］。

燕山地区下奥陶统竹叶状灰岩胶结物中存在大量的亮晶方解石和生物碎屑，表明初始的竹叶状砾石堆积中含有大量空隙，为海绿石的生长提供了丰富的底层海水与海底扁平砾石的接触界面，形成有利于海绿石生长的局部环境，导致大量微米级鳞片状海绿石环绕竹叶状砾石表面生长，并环绕砾石凸起边缘平行排列，这说明该海绿石为原地自生的海绿石［31］。

表1 河北开滦长山下奥陶统竹叶状灰岩中海绿石的电子探针显微分析数据表ω%（B，）

Iselin［32］于1948年首先发现了海洋的温度异常水团中存在着海水的旋转运动。1974年美国航天员利用NOAA气象卫星的红外谱段图像，首次从太空看到海洋涡旋的全貌；并发现这些涡旋在全球海洋中广泛存在，且在涡流中心存在较强的上升流［33］。这些涡流直径一般在50～500km，存续的时间从十几天至百日不等，海洋科学家们称这种涡流为“中尺度涡”。同时，伴随着20世纪70年代英美科学家开展的“中大洋动力学实验（MODE）”［34］的实施，人们逐渐改变了之前对海洋深处海水相对平静的传统认识。

中尺度涡是一种相对稳定的海水涡流系统,旋转速度一般为10～100cm/s，它一面旋转，一面向前移动。在南海，据1993—2000年间统计，有86个中尺度涡生成,它们一般在5月—6月产生,8月—9月最强,于10月消失。据对海南岛以东一个中心为19°N、113°E的较强暖涡的观察,表层旋转速度最大可达98 cm/s,水深100 m处仍可达64cm/s,影响深度可达200m以至更深［35］。

观察水盆中旋转水流的状态有助于理解竹叶状灰岩地层的反粒序和扁平砾石的形成机制。在一个直径为35cm、高20cm的水盆内加水至水深17cm，沿水盆边沿，驱动盆内的水体顺时针方向转动，当盆内水体外沿的旋转速度达到100cm/s时停止驱动，受盆壁摩擦，水流旋转速度逐渐变慢，当外沿水流旋转速度小于50cm/s后，涡旋水表面呈微凹的镜面，成为一个小型涡旋。当外沿旋转速度接近35cm/s时，把一滴墨汁注入盆底，观察墨汁在水中运动的轨迹，显示涡旋属层耗散结构。当表层水旋转速度接近30cm/s时，水中墨汁显示涡旋自外沿向中心为下降流，在中心产生的高速涡旋，因受盆底阻挡而形成上升流。墨汁中的碳微粒被水柱卷起，随着水柱上升到水表面呈喇叭状散开，并随表面流带出漩涡（图5a）。墨汁中的黑色胶团被涡流改造成为类似于扁平砾石的细小扁平椭球状，当它们随涡流旋转时，可见扁平椭球状的侧面为细小的竹叶状，最终随涡流沉积于盆底的漩涡中心。将图5a中心部分放大，从水面俯视这些黑色胶团呈次圆状或次棱角状，长轴方向排列呈近圆形（图5b）。

图5 水盆实验获得的涡流流动状态水盆直径35cm、高20cm

在开滦长山和抚宁亮甲山均发现竹叶状灰岩的扁平砾石在层面上亦表现为次圆状或次棱角状，砾石的长轴方向排列成彼此相连或独立的次圆形圆圈，直径为15～20cm（图2b），这与水盆实验中细小扁平椭球状胶团的排列方式具极高的自相似性，由此显示竹叶状灰岩的形成与海洋中的涡流存在着正相关。

据弗劳德数（Froude number），中尺度涡中心的上升流对直径小于0.1mm的钙质、泥质微粒具有极大的搬运能力［36］。以中尺度涡水深为200m计，涡流将大部分能量作用到海底，使之产生向上反作用力，并导致盆地基底承受巨大压力，使未成岩的薄层状微晶灰泥层承压变形，产生流动构造或下凹形成倒“V”字形裂口乃至断裂成藕节状,这也有利于扁平状砾石的形成。

另外，华北早奥陶世古地磁数据显示，当时燕山地区的古纬度正处于南纬24.2°～26.0°之间［37］,属南半球低纬度区，其古地理位置恰与现代海洋的中尺度涡高发区域重合。据此推测，研究区也应当属古海洋的中尺度涡发育区，区内发育的竹叶状灰岩当属外陆架开阔海棚内中尺度涡沉积作用的产物。

4 中尺度涡碳酸盐岩沉积模式

从大洋环流中衍生出的中尺度涡是一个独立的流水系统［33］，其巨大的能量必然会在中尺度涡流经区域留下剥蚀、搬运和沉积作用的地质记录。图6是根据研究区竹叶状灰岩而建立的中尺度涡沉积模式图。该模式自下而上分三个沉积层，分别代表在弱洋流期、涡流期和后涡流期形成的三种不同类型的沉积。

图6 竹叶状灰岩的中尺度涡沉积模式

弱洋流期一般发生在每年秋末至春初。此时海水流动缓慢，表层海水流速低，洋流能量也相对较低，不足以导致中尺度涡形成。沉积物以泥质或钙泥质沉积为主，水平层理，水深在150～400m之间，海水的温度与光照条件都不利于生命物质的活动，因此泥质物中生物量低，产笔石、三叶虫及小型介壳类化石碎片［4，38-39］。弱洋流期沉积广布于整个外陆架至上陆坡区，是中尺度涡沉积序列的本底沉积。

涡流期常出现在春末至秋初、或全球气温相对比较高的时期。由于极地与赤道之间温差大、洋流活动强，导致在中低纬度地区形成中尺度涡。涡流开始出现时，表层海水流速较低，在10cm/s以上，此时，涡流对小于0.1mm的颗粒，搬运作用十分活跃；沉积物以钙质颗粒为主，其钙源为大洋环流带入的大量蓝绿藻及钙藻类生物遗骸；涡流中心的上升流从海底带上来的营养物质促进了表层海水中蓝绿藻与钙藻类生物的繁殖，可导致海底沉积物中钙质微粒的增加。另外，由于上升流的搬运作用，可以把涡流中心的钙质微粒运到中尺度涡以外的海域，形成再沉积，构成钙质薄层或钙泥质薄互层，具水平层理、波纹层理、脉状层理，局部可见交错层理，属中尺度涡的下沉积层。中尺度涡下沉积层覆盖在弱洋流期沉积层之上。

在中尺度涡的中心，海水流速加快，大于20cm/s，是剥蚀、搬运和沉积作用最活跃的区域。由于水流向涡流中心汇聚和抬升，涡流在中心向海底形成异常重压，致使基底沉积物脱水、压实，并产生收缩纹、断口、流动变形与折弯构造等（图2c）。据水盆实验观察，水体在涡流中心演变成高速紊流（图5），具有极强的剥蚀能力,它可以把断开和折弯的基底沉积物搅起，并在紊流的旋转中反复被搬运、磨损、再沉积，其中相对较大的块体被磨蚀成扁平的竹叶状砾石，再沿海底随着涡流中心被拖曳搬运。由于上升流垂直上升方向的分速度小，不足以提升中砂级别以上的颗粒，大量2～20mm砾级的圆形或次圆形砾石被涡流汇集于涡流中心，形成中尺度涡中心的竹叶状砾石层，这些砾石具有磨圆度好、分选差的粒度结构特征，砾石的长轴方向呈圆形或次圆形排列（图2b，图5b）。另外，由于小于0.1mm的颗粒被上升流带到涡流表面，并随表面流运出涡流，因此原生的竹叶状灰岩沉积保有大量砾间空隙。

后涡流期指涡流消失或移出后、至再一轮弱洋流期沉积完全覆盖竹叶状砾石层之前的一段时间。此时竹叶状砾石直接与底层海水接触，砾石间大量的空隙为海绿石的生长提供了丰富的底层海水与海底的接触界面，形成了有利于海绿石生长的局部空间。大量微米级片状海绿石环绕竹叶状砾石的表面生长，或充填于砾间空隙中。直到上覆泥质沉积把砾石层与底层海水完全隔离开，海绿石的生长才会停止，至此后涡流期结束。

现代大洋的中尺度涡研究表明，中尺度涡不仅空间分布相对稳定，而且不同涡旋彼此相对独立。在中国南海，已经描述的86个中尺度涡的生成与消失都有其相对固定的地理区位［40］。

燕山地区的竹叶状灰岩分布零星，彼此并不相连。河北抚宁亮甲山一带，竹叶状灰岩地层累计厚度可达54.67m，但至与其相邻10余千米的石门寨，竹叶状灰岩地层的厚度还不足20m，这说明竹叶状灰岩地层的横向延伸极不稳定。在北京，早奥陶世竹叶状灰岩地层仅见于西山丁家滩、苇子坪、黄庄、军庄等一带，而南至周口店、北至昌平、东至河北蓟县一带均未见有报道，但越过周口店、向南至河北保定则又可见竹叶状灰岩出现。据古海洋的中尺度涡沉积研究，燕山地区竹叶状灰岩的空间分布状况亦符合中尺度涡分散、独立出现的空间展布特征。

燕山地区下奥陶统竹叶状灰岩的中尺度涡碳酸盐岩沉积模式，以其反粒序沉积结构、沉积物组成中富含海绿石、序列内沉积物层具流动变形和倒“V”字形裂口、岩层向下方折弯乃至断裂成藕节状等明显的重力变形构造和环形层面构造为特征。在海洋环境已经建立的沉积序列中，虽然三角洲、滨岸碎屑及碳酸盐岩沉积环境均存在形成反粒序沉积结构的条件，但在它们的沉积物组成中，都缺乏中尺度涡沉积时特有的深水沉积物标志矿物与古生物证据。

5 结论

燕山地区的下奥陶统竹叶状灰岩应是由早奥陶世古海洋内中尺度涡沉积作用所形成的深水碳酸盐岩沉积。竹叶状灰岩的分布揭示，从河北抚宁、开滦，经北京西山，再至河北保定、曲阳一线，在早奥陶世古海洋中存在一个北东—南西向的深海区，据此，向华北地区早奥陶世古地理格局为陆表海［41］的传统认识提出质疑。

在现代海洋中，中尺度涡主要发生于外陆架和上陆坡海域，并几乎占据了这些海域的绝大部分面积而成为大陆架海流的主体［33］,中尺度涡与风暴浪可能是改造大陆架广大海域最主要的两种海水运动方式。古海洋的中尺度涡沉积研究及实验模拟对揭示大陆架沉积及其空间分布规律乃至大陆架的成因具重要意义。

［1］叶良辅，刘季辰.直隶临榆县柳江煤田报告［J］.地质汇报，1919，第一号.

［2］葛利普.中国华北奥陶纪动物化石［J］.古生物志：乙种古脊椎动物化石，1922，第一号.

［3］孙云铸.中国北部上寒武纪之三叶虫化石［J］.中国地质学会志，1923，2(1/2)：93-99.

［4］黄汲清.北京西山之寒武纪及奥陶纪地层［J］.中国地质学会志，1927，6(2)：3.

［5］李学清.竹叶状灰岩之岩石研究［J］.中国地质学会志，1927，6 (2)：121-126.

［6］张文堂.河北开平盆地之奥陶纪三叶虫［J］.中国地质学会志，1949，29（1/4）：111-125.

［7］张文堂.中国的奥陶系［M］//全国地层会议学术报告汇编.北京：科学出版社，1962.

［8］刘宝珺.沉积岩石学［M］.北京：地质出版社，1980.

［9］Sepkoski J J Jr.Flat-pebble conglomerates，storm deposits and the Cambrian bottom，Fauna［M］//Einsele G，Seilacher A.Cyclic and event stratification.Berlin.New York：Springer-Verlag，1982：371-385.

［10］王祥珍.关于“竹叶状灰岩”的命名、分类、分布和形成机理的探讨［J］.矿物岩石，1981，1（5）：31－40.

［11］孟祥化，乔秀夫，葛铭.华北古浅海碳酸盐风暴沉积和丁家滩相序模式［J］.沉积学报，1986，4（2）：1－18.

［12］章雨旭，万渝生.北京西山竹叶状灰岩的成因［J］.中国地质科学院地质研究所所刊，1990，22：56－64.

［13］Kullberg J C，Olóriz F，Marques B，et al.Flat-pebble conglomerates：A local marker for Early Jurassic seismicity related to syn-rift tectonics in the Sesimbra area(Lusitanian Basin，Portugal)［J］.Sedimentary Geology，2001，139，(1)：49-70.

［14］Multer H G.Field guide to some carbonate rock environments-Florida Keys and Western Bahamas［M］.California：Kendall/Hunt Publishing Company，1977：45-52.

［15］马学平，韩作振，王英华，等.华北地区冶里—亮甲山期层序地层及其岩相古地理［J］.地质科学，1998，33（2）：166－179.

［16］河北省地质局第二区域地质调查大队.K-50-XXXVI幅、J-50-VI幅区域地质调查报告［R］.1974.

［17］河北省地质矿产局.河北省岩石地层［M］.武汉：中国地质大学出版社，1996.

［18］The Ring Group.Gulf stream cold core rings：Their physics，chemistry，and biology［J］.Science，1981，212(4499)：1091-1100.

［19］郑全安，袁业立.海洋中尺度涡在陆架上衰变的解析模式研究［J］.中国科学：B辑，1989，(2)：207-215.

［20］Amorosi A.Glaucony and sequence stratigraphy：A conceptual framework of distribution in siliciclastic sequences［J］.Journal of Sedimentary Research，1995，65B(4)：419-425.

［21］Amorosi A，Centineo M C.Glaucony from the Eocene of the Isle of Wight(southern UK)：Implications for basin analysis and sequence-stratigraphic interpretation［J］.Journal of the Geological Society，1997，154(5)：887-896.

［22］陈丽蓉.中国海洋矿物学［M］.北京：科学出版社，2008：365-368.

［23］Huggett J M，Cuadros J.Glauconite formation in lacustrine/ palaeosol sediments，Isle of Wight(Hampshire Basin)，UK［J］.Clay Minerals，2010，45(1)：35-49.

［24］Chafetz H S，Reid A.Syndepositional shallow-water precipitation of glauconitic minerals［J］.Sedimentary Geology，2000，136(1/2)：29-42.

［25］Ordin G S，Matter A.De glauconiarum origine［J］.Sedimentology，1981，28(5)：611-641.

［26］Bremner J M，Willis J P.Mineralogy and geochemistry of the clay fraction of sediments from the Namibian continental margin and the adjacent hinterland［J］.Marine Geology，1993，111(1/2)：85-116.

［27］Rao V P，Lamboy M，Dueuble P A.Verdine and other associated authigenic(glaucony，phosphate)facies from the surficial sediments of the southwestern continental margin of India［J］. Marine Geology，1993，111(1/2)：133-158.

［28］Kitamura A.Glaucony and carbonate grains as indicators of the condensed section：Omma Formation，Japan［J］.Sedimentary Geology，1998，122(1)：151-163.

［29］Harris L C，Whiting B M.Sequence-stratigraphic significance of Miocene to Pliocene glauconite-rich layers，on-and offshore of the US Mid-Atlantic margin［J］.Sedimentary Geology，2000，134(1/2)：129-147.

［30］Rousset D，Leclerc S，Clauer N，et al.Age and origin of Albian glauconites and associated clay minerals inferred from a detailed geochemical analysis［J］.Journal of Sedimentary Research，2004，74(5)：631-642.

［31］周锡强，李楠，梁光胜，等.天津蓟县中元古界铁岭组叠层石灰岩中原地海绿石的沉积学意义［J］.地质通报，2009，28 (7)：985-990.

［32］Iselin C O D，Fuglister F C.Some recent developments in the study of the Gulf Stream［J］.Journal of Marine Research，1948，7(3)：317-329.

［33］NASA Goddard Space Center.Sci.Vis.Studio，Perpetual Ocean［OL］.http：//www.nasa.gov.2012.

［34］示岸.IGOSS，POLYMODE合作试验简报［J］.海洋科学，1980，(2)：55.

［35］Li L，Su J L，Xu J P.Detached Kuroshio Rings in the South China Sea［J］Tropical Oceanology.1997，16(2)：42-57.

［36］Chafetz H S，Reid A.Syndepositional shallow-water precipitation of glauconitic minerals［J］.Sedimentary Geology，2000，136 (1/2)：29-42.

［37］林金录.中国古地磁数据表（2）［J］.地质科学，1989，(4)：400-404.

［38］周志毅，张进林.唐山地区寒武系与奥陶系的分界及有关三叶虫的记述［J］.古生物学报，1978，17(1)：1-26.

［39］周志毅，陈均远，林尧坤，等.唐山地区奥陶系的新观察［J］.地层学杂志，1983，7(1)：19-31.

［40］管秉贤，袁耀初.中国近海及其附近海域若干涡旋研究综述Ⅰ：南海和台湾以东海域［J］.海洋学报，2006，28(3)：1-16.

［41］中国地质科学院地质研究所.中国古地理图集说明书［M］.北京：地图出版社，1985：28-29.

编辑：张跃平

Lower Ordovician Edgewise Limestone and Its Mesoscale Eddy Deposition Model in Yanshan Region,Northern China

Tan Xiucheng,Liao Jijia,Liu Wei,Li Yang,Tang Hao,Xiao Jindong

Since the discovery of mesoscale eddy deposition in the 1970s,the traditional view of ocean currents on the continental shelf and adjacent areas has changed.At water depths over 200 m,it is difficult to observe directly the processes of denudation,transportation,and deposition generated by mesoscale eddies.Till present,the discussions about the mesoscale eddy are only in the domains of oceanphysics and marine biology.It is known that an edgewise structure, characterized by flat-pebble conglomerate exists within limestone beds,which is called edgewise limestone,that are widely exposed in the lower part of the Lower Ordovician Strata in Yanshan region.It is shown that the edgewise limestone beds are characterized by coarsening-upward sequences,deformed bedding,inverted V-shaped cracks,microcrystalline glauconite-rich surfaces of flat-pebbles with suborbicular arrangement along long axes,glauconite-rich cements,folded and flowing structures,and ring-shaped wavemarks.It is suggested that the edgewise limestone sequence is formed by marine mesoscale eddies soon after deep-water carbonate deposition in an area from the outer shelf to the upper slope during early Ordovician.A mesoscale eddy deposition model of edgewise limestone is proposed.

Early Ordovician;Edgewise limestone;Eddying,Sedimentary model;Yanshan;Northern China

P512.2

A

10.3969/j.issn.1672-9854.2013.04.005

1672-9854(2013)-04-0033-08

2013-07-01；改回日期：2013-09-05

谭秀成：1970年生，副教授。2007年毕业于成都理工大学，获博士学位。主要从事沉积地质学的教学与科研工作。通讯地址：610500四川省成都市新都区新都大道8号；电话：（028）83037107

Tan Xiucheng：male,D Sc,Associate Professor.Add:Resources and Environment Institute of Southwest Petroleum University,Xindu,Chengdu,Sichuan,610500,China