李华，何幼斌，黄伟，刘朱睿鸷，张锦

1.长江大学地球科学学院，武汉 430100

2.长江大学油气资源与勘探技术教育部重点实验室，武汉 430100

3.长江大学沉积盆地研究中心，武汉 430100

深水区由于水深较大、研究难度高而为人类了解甚少。近年来，随着科学技术的不断提高，深水区逐渐成为全球研究的重点和热点之一。深水区不仅蕴含大量的矿产资源(锰、钴、硫、天然气水合物及石油)，还富含丰富的地质信息，是地球系统科学研究的突破口[1]。深水区水动力性质复杂多样(如重力流、等深流、内波等)，其可形成原地沉积和异地沉积[2]。一般而言，深水区由于水深较大，能量较低，沉积物以垂直降落为主，多为泥质等细粒沉积。重力流为深水区常见的高密度流体，其受重力流作用顺斜坡向下运动[3]。等深流是由于地球旋转而形成的温盐循环底流，其大致沿等深线平行斜坡运动[4]，其在大西洋两岸、墨西哥湾及南海等地极为活跃[5]。其中，细粒沉积为深水区沉积主体，是近年非常规油气勘探的热点，而重力流和等深流沉积一直是沉积学领域及深水油气勘探的重点[3,6-9]。然而，深水区不同性质水动力的沉积响应(特别是等深流)，地层记录中的鉴别标志以及与构造和古环境耦合关系一直是研究重点和难点[5,10]。

鄂尔多斯盆地南缘奥陶系平凉组深水沉积发育，包括深水原地沉积、重力流和等深流沉积[11-17]。目前，前人对富平赵老峪[15]、耀县桃曲坡[18]、岐山曹家沟[16]及陇县石湾沟[14]等地重力流及等深流沉积的类型、特征及形成机制等进行了研究，但未对研究区重力流和等深流沉积的鉴别标志、主控因素及其与古地理的耦合关系进行对比研究。本文在前期等深流沉积宏观展布特征研究的基础上[17]，以陕西富平赵老峪奥陶系平凉组实测剖面为基础，通过岩相及较为系统的地球化学分析，对鄂尔多斯盆地南缘奥陶系平凉组深水沉积类型、特征及其与古环境关系进行分析。本研究可进一步认识研究区深水沉积、古地理及演化，还能为鄂尔多斯盆地深水沉积(包括异地粗粒沉积和原地细粒沉积)油气勘探潜力研究提供基础地质依据。

1 概况

1.1 地质背景

鄂尔多斯盆地位于华北克拉通，面积约2.5×105km2，覆盖了陕西、甘肃及宁夏等省[16,19]。其在构造位置上位于祁连山造山带、秦岭—大别山造山带与华北克拉通连接地区，北部为鄂尔多斯古陆，南部为秦岭—大别山造山带，东部富平地区为富平裂堑，西南部为祁连山—秦岭海槽，整体呈“L”形(图1)[16,20]。富平赵老峪位于鄂尔多斯盆地南缘渭北隆起带[20]。

图1 研究区位置图[11,13]Fig.1 Location of the study area[11,13]

1.2 地层

鄂尔多斯盆地面积较大，经历了多期大构造事件，部分地层缺失严重。盆地南缘奥陶系从下至上可分为麻川组、水泉岭组、三道沟组/峰峰组、平凉组及背锅山组，在富平赵老峪地区也将平凉组和背锅山组称为赵老峪组(图2)[19]。

早奥陶世，盆地西南缘为水体深度较浅的广海陆架沉积环境。中奥陶世，盆地西南缘呈“L”形的边缘海，南部为末端变陡的继承性碳酸盐缓坡[16,20]。从北向南大致为古陆、斜坡及深水盆地。晚奥陶世，加里东运动开始，构造活动强度增大，火山及地震等事件加剧，华北地块整体抬升，导致地层缺失[16,20]。

2 资料和方法

2.1 露头

对富平赵老峪剖面进行了详细测量、记录。以沉积旋回为单元进行分层，并进行了系统取样。室内进行了资料整理，进一步分析沉积环境及沉积相演化。

2.2 薄片分析

本次共采取薄片79块。其中，普通薄片78块，大薄片1块，另制作光面1个。通过镜下观察，对岩石的成分、结构、构造等进行深入分析，结合大薄片的典型沉积现象，综合研究深水沉积特征。

2.3 地球化学测试

为详细分析深水沉积演化及古地理，对富平赵老峪剖面进行了系统取样，并对57个样品做了δ13C、δ18O、微量元素及87Sr/86Sr测试。样品以沉积旋回为单位，对重点岩相进行密集取样，其中，泥晶灰岩(岩相1，岩相2共47个)，砾屑灰岩10个。室外选取岩性较纯，少有方解石脉及风化程度极低的样品。室内首先将样品无污染粉碎至200目并干燥，随后送至测试单位中国核工业地质研究院分析测试研究中心(CNNC-ALBRIUG)。测试结果见表1。

图2 鄂尔多斯盆地南缘地层划分[19]Fig.2 The stratigraphic division of the southern margin of the Ordos Basin[19]

表1 研究区地化测试结果Table 1 The geochemical test results

(1) δ13C及δ18O同位素分析

测试仪器型号为MAT253；测试方法和依据为DZ/T0184.17—1997。充分利用δ13C，δ18O指标，研究剖面垂向上相对海平面升降，进而研究沉积演化与古水深的耦合关系。

(2)87Sr/86Sr比值

测试仪器型号为Phoenix热表面电离质谱仪；温度30 ℃；相对湿度：30%；测试方法和依据为GB/T17672—1999；误差为2σ。87Sr/86Sr比值可较好反应古水深变化，其可辅助相对海平面升降研究。

(3) 微量元素分析

测试仪器型号为ELEMENT XR等离子体质谱仪；温度23.7 ℃；相对湿度：43.5%；测试方法和依据为GB/T14506.30—2010。元素种类分别为B、Li、Be、Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、Ga、Rb、Sr、Y、Mo、Cd、In、Sb、Cs、Ba、La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、W、Re、Tl、Pb、Bi、Th、U、Nb、Ta、Zr及Hf。在岩相及沉积相等分析的基础上，对有指示性的元素进行了分类对比分析，为深水沉积的识别和古地理研究提供依据。

3 结果

3.1 沉积特征及成因解释

富平赵老峪剖面岩性较为单一，主要为石灰岩，局部见薄层硅岩、泥岩、泥灰岩，另见少量的白云化及硅质交代现象；沉积构造较少，主要为水平层理、流水波痕及小型交错层理，生物扰动极为发育。其典型岩相有泥晶石灰岩、硅岩、泥岩及凝灰岩互层相、生物扰动泥晶灰岩相及块状层理砾屑灰岩相3种，主要特征及成因如下。

3.1.1 岩相1——泥晶石灰岩夹硅岩及泥岩相

(1) 岩相特征

深灰色薄层泥晶石灰岩夹极薄层泥质灰岩或泥岩。单层厚度小，一般几厘米，最薄0.5 cm，呈薄板状，局部见水平层理(图3a，b)。泥质纹层发育，多平行层面。笔石、海绵骨针、介壳等生屑发育，大致平行顺层分布(图3c)。遗迹化石丰富，常见Chondrites,Helminthorhaphe,Paleodictyon,Squamodictyon,Paleochcrda和Helminthoida等[21]。

薄层硅岩为灰黑色，单层厚度3～5 cm，水平纹层发育，富含放射虫(图3b，d)。黄褐色凝灰岩单层厚度较小，一般0.3～4 cm，在剖面中共有5层。泥岩厚度极薄，仅几毫米(图3b)。

(2) 地球化学特征

岩相1在剖面下部较为发育，其中，泥晶灰岩为主体，在57个地化分析样品中，1～14号为本岩相中的薄层泥晶灰岩。地化测试结果具有较好的规律性(表2)：δ13C最大值为1.9 ‰，最小为-6.7 ‰，平均为-0.955 ‰；δ18O最大值为-3.9 ‰，最小为-7.9 ‰，平均为-5.673 ‰；V及B含量最大值分别为33.5 μg/g，13.7 μg/g，最小值为10.9 μg/g，1.64 μg/g，平均值为16.336 μg/g和4.043 μg/g；87Sr/86Sr最大值为0.709，最小为0.708，平均值为0.708，比值差异较小；Sr/Ba、B/Ga、Sr/Cu、Rb/Sr、V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr最大值分别为204.176、17.895、1 444.697、0.022、0.463、10.7、1.983、23.951、6.646，最小值分别为5.353、3.448、36.725、0.001、0.273、1.118、1.393、11.638、3.077，平均值为80.309、7.930、541.398、0.007、0.339、5.572、1.705、18.871、5.437。其在δ13C-δ18O、Th-U、Ga-Cu、B-Cr、B-Ga、B-Sr、Ni/Co-U/Th、B/Ga-U/Th及87Sr/86Sr-Sr/Ba与岩相1及岩相2明显不同(图4)。上述分析结果中由于样品12、13和14含凝灰质而异常，在最大值、最小值及平均值时未考虑。在古环境研究(3.2～3.5节)也仅做参考。

图3 岩相1沉积特征Fig.3 Characteristics of the Lithofacies 1

表2 斜坡原地沉积、等深流沉积及碎屑流沉积地化特征Table 2 Geochemical characteristics of slope autochthonous deposits, contourites and debrites

图4 斜坡原地沉积、等深流沉积及碎屑流沉积地化特征Fig.4 Geochemical characteristics of slope autochthonous deposits, contourites and debrites

(3) 成因解释

深灰色薄层泥晶灰岩夹泥质薄层，特别是薄板状泥晶灰岩反应沉积环境能量较低，水体相对较深，缺氧—还原环境；而大量笔石多保存于滞留还原环境[14]。生物化石大致平行层面分布，反应其在沉积过程中，水体能量相对较低，较少受到影响。另外，遗迹化石Chondrites，Helminthorhaphe，Paleodictyon等多发育在深水沉积环境[3, 22-24]。因此，深灰色薄层泥晶灰岩为深水环境原地沉积。

薄层硅岩为硅质持续溶解和沉积的产物，硅质沉积物可能来源于放射虫和火山物质等。其中，放射虫在深水沉积环境中大量富集[24]。推测其可能为深水沉积产物。

薄层泥岩反应沉积时期水动力较弱，很少受高能水动力影响，多为安静水体环境产物。凝灰岩为火山喷发，火山灰通过风在空气中搬运，最终由于能量降低沉积下来，其可沉积在陆地、海洋等地。

综合岩性、沉积构造及古生物等特征，分析认为本岩相为深水原地沉积。同时，由于在剖面邻区还发育大量的滑塌沉积[25]，其沉积环境可能为深水斜坡，因此，岩相1为斜坡原地沉积。

3.1.2 岩相2——生物扰动泥晶灰岩相

(1) 岩相特征

剖面中上部生物扰动泥晶灰岩极为发育，常夹泥质条带，内部见少量的粉屑、砂屑和生屑。其单层厚度通常较小一般为几厘米至30 cm，呈薄—厚—薄旋回叠置。层面常见波状和平直，大致相互平行(图5a，b)。沉积构造较为丰富，发育流水波痕及小型交错层理(图5c)。其中，流水波痕波长1～5 cm，波高0.2 ～0.5 cm。波形不对称，迁移方向明显，迁移方向为北西向，大致平行于斜坡[17]。常见古网迹(Paleochcrda)、鳞网迹(Squamodictyon)等遗迹化石(图5c)。生物扰动极为发育(图5d)，镜下见与层面斜交的生物钻孔。生屑含量小于10 %，主要为介形虫、海绵骨针、海百合及腕足类等，多顺层分布，较破碎，分选较好。沉积序列为多级次的细—粗—细沉积序列(图5e，f，g)。镜下相邻两条泥质纹层及缝合线间仍见细—粗—细特征(图5h)。露头中(旋回)厚度为5～280 cm；层数最多为410层，最少为10层；厚度与层数比为0.1～5.5，主要分布在厚度—厚度/层数交汇图的左下部(图6)。

图6 碎屑流沉积和等深流沉积厚度与厚度/层数关系Fig.6 Characteristics of thickness-thickness/bed of debrites and contourites in cross-plot

(2) 地球化学特征

岩相2多分布在剖面中上部。其地化分析结果为(表2)：δ13C最大值为2‰，最小为-2.1‰，平均为0.541‰；δ18O最大值为-3.2‰，最小为-5.6‰，平均为-3.963‰；V及B含量最大值分别为23.2 μg/g，8.7 μg/g，最小值为11.3 μg/g，0.469 μg/g，平均值为15.103 μg/g和5.904 μg/g；87Sr/86Sr最大值为0.709，最小为0.706，平均值为0.708，比值差异较小；Sr/Ba、B/Ga、Sr/Cu、Rb/Sr、V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr最大值分别为51.345、14.353、333.88、0.04、0.568、16.406、2.201、22.26、8.995，最小值分别为2.886、3.706、77.652、0.001、0.269、0.48、1.579、10.919、2.409，平均值为21.269、9.341、174.024、0.012、0.328、3.232、1.931、19.044、5.087。其在δ13C-δ18O、Th-U、Ga-Cu、B-Cr、B-Ga、B-Sr、Ni/Co-U/Th、B/Ga-U/Th及87Sr/86Sr-Sr/Ba交会图上特征与岩相1明显不同(图4)。

(3) 成因解释

岩相2可能为等深流作用而成，其依据主要有7个方面：1)由岩相1可知研究区在奥陶纪平凉组沉积时期为深水斜坡环境，而等深流在深水区较为活跃；2)流水波痕、小型交错层理等牵引流沉积构造发育，其指示古水流方向大致为北西向，大致平行斜坡运动。等深流是由地球自转形成的温盐环流，大致平行等深线运动[26]；3)等深流沉积层面多为波状或平直，其侧向厚度变化明显，呈透镜状或豆状[27]；4)不同尺度的细—粗—细沉积序列为等深流沉积典型特征之一，反应在周期内等深流弱—强—弱变化趋势[27-28]；5)等深流沉积生物扰动较为发育，其沉积环境较为稳定，很少受事件沉积影响[28-30]；6)少见浊流沉积序列(鲍马序列)及块状层理；7)地化特征与岩相1明显不同，其可能为异地沉积，而非深水原地沉积。

3.1.3 岩相3——块状层理砾屑灰岩相

(1) 岩相特征

砾屑灰岩为浅灰—灰白色，单层厚度几厘米至1.5 m，呈块状、层状及透镜状(图7a～d)。砾石含量30%～50%，多为泥晶石灰岩，分选、磨圆极差，局部见粒序层理及叠瓦状构造(图7a，c)。其(旋回)厚度为5 ～280 cm；层数最多为210层，最少为2层；厚度与层数比为2～43，主要分布在厚度—厚度/层数交汇图的右上部，与等深流沉积(岩相2)明显不同(图6)。

(2) 地球化学特征

块状层理砾屑灰岩地化分析结果为(表2)：δ13C最大值为1.7‰，最小为0.2‰，平均为1.009‰；δ18O最大值为-3.7‰，最小为-4.9‰，平均为-4.118‰；V及B含量最大值分别为20.5 μg/g，19.3 μg/g，最小值为12.2 μg/g，4.2 μg/g，平均值为14.245 μg/g和6.479 μg/g；87Sr/86Sr最大值为0.708，最小为0.708，平均值为0.708，比值差异较小；Sr/Ba、B/Ga、Sr/Cu、Rb/Sr、V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr最大值分别为53.204、10.956、260.302、0.024、0.39、2.858、2.051、21.351、6.109，最小值分别为1.319、7.258、119.922、0.006、0.287、1.08、1.691、17.446、2.692，平均值为17.335、8.992、196.637、0.012、0.316、2.026、1.93、19.805、4.495。其在δ13C-δ18O、Th-U、Ga-Cu交会图上分布特征与岩相1和岩相2差异明显(图4a,b,c)；在B-Cr、B-Ga、B-Sr、Ni/Co-U/Th、B/Ga-U/Th及87Sr/86Sr-Sr/Ba等交汇图上与岩相1差异明显，但与岩相2相差不大(图4d～i)。

(3) 成因解释

砾屑灰岩中砾石大小各异，分选和磨圆极差，以块状层理为主，内部构造少见，反应沉积物为短距离搬运、快速堆积，其多为事件沉积。其与深水原地沉积和等深流沉积伴生，分析为碎屑流沉积[3, 31-32]。

图7 岩相3沉积特征Fig.7 Characteristics of the Lithofacies 3

3.1.4 沉积相演化

富平赵老峪剖面主要有3种岩相，分别为斜坡原地沉积、等深流沉积及碎屑流沉积，其沉积类型及演化大致如图8。

下部(1～13层)：发育深灰色泥晶灰岩夹泥灰岩，局部见白云化及硅质交代现象，以岩相1为主。在第7～10层发育白云岩，第12层发育薄层硅岩。沉积构造较少，以生物扰动为主，斜坡原地沉积发育。

中部(14～26层)：泥晶灰岩及砾屑灰岩最为发育，以岩相2及岩相3最为常见。部分泥晶灰岩呈细—粗—细旋回特征。砾屑灰岩多为层状，单层厚度3～1 m。见滑塌变形构造及块状层理，发育碎屑流及等深流沉积，前者相对发育。

上部(27～35层)：深灰色薄层泥晶灰岩及中—厚层砾屑灰岩为主，发育岩相2及岩相3。沉积构造丰富，以流水波痕、交错层理及块状层理为主，见少量叠瓦状构造。常见遗迹化石及生物扰动。泥晶灰岩常呈细—粗—细沉积特征，为等深流沉积。碎屑流沉积规模相对较小。

综上，富平赵老峪平凉组下部以斜坡原地沉积为主，中部及上部发育碎屑流及等深流沉积。从下至上，斜坡原地沉积及碎屑流沉积规模逐渐减小，等深流沉积逐渐增加(图8)。

3.2 相对海平面升降

δ13C、δ18O、Sr/Ba、87Sr/86Sr及V的含量可以较好反应相对海平面升降。其中，δ13C，Sr/Ba及V的含量与相对海平面升降具有明显的正相关性，87Sr/86Sr与相对海平面升降负相关[33-36]。δ13C从下至上总体呈向正偏，进一步可分为3个旋回；剖面下部Sr/Ba较大，上部特征与δ13C类似。δ18O从下至上逐渐增大，总体呈正偏趋势。87Sr/86Sr自下而上逐渐减小，可分为3个从大至小次级旋回(表2、图9)。其中，样品12、13和14含凝灰质导致地化测试值较高(异常)，研究过程中仅做参考。

基于δ13C、δ18O、V、Sr/Ba及87Sr/86Sr等地化指标变化特征，对相对海平面升降进行了分析。富平赵老峪平凉组剖面从下至上，相对海平面呈上升趋势，进一步可分为3个上升—下降旋回(图9)。

3.3 古盐度

Sr/Cu和B/Ga可以较好反应古盐度的变化，其与盐度正相关[37-38]。从图9可以看出，剖面Sr/Cu及B/Ga在垂向上变化特征明显，具有较好的规律性和相似性。下部比值先升高后降低，上部呈升高—降低—降低旋回特征，其可反应古盐度的变化。剖面自下而上，古盐度总体呈先升高再降低旋回特征，其可分为2个升高—降低旋回以及半个升高旋回(图9)。

3.4 古气候

Rb/Sr和Cr含量可以较好反应古气候[39-41]。Rb/Sr和Cr含量在剖面上具有较好的一致性变化趋势。从下至上成多个升高—降低旋回。根据其变化特征，可推出平凉组沉积时期古气候变化特征。古气候从平凉早期开始逐渐干燥，可细分为4个干燥—湿润旋回(图9)。

3.5 古氧相

V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr等指标可以较好的反应古氧相。其中，V/(V+Ni)与还原环境强度正相关，大于0.7为缺氧环境[42]。U/Th与还原环境强度负相关，0.75～1.25为缺氧环境，大于1.25为厌氧环境[43]。Ce/La大于2.0为厌氧环境，1.5～1.8为贫氧环境[44]。Ni/Co与环境还原性呈反比，小于2.5为氧化环境，2.5～5为缺氧环境[43]。V/Cr与还原环境强度正相关，大于4.25代表缺氧环境[43]。V/(V+Ni)变化较为明显，但小于0.7，垂向上具3个增大旋回，其对应还原强度增加。U/Th从下至上可分为多个高低变化旋回，总体呈减小趋势，沉积环境还原强度加强。下部斜坡原地沉积多大于1.25，反应厌氧环境；中上部等深流及重力流沉积多大于1.25，为厌氧环境，局部小于1.25大于0.75，为缺氧环境。Ce/La下部小于2.0，多为厌氧环境，而上部明显增大，部分大于2.0，沉积环境为厌氧—缺氧。Ni/Co大于10，下部明显减小，上部整体呈减小趋势，在第34层达到最小为10.919，对应2个还原强度增大旋回。V/Cr多大于4.25，反应缺氧环境为主，从下至上具有3个上升旋回特征，反应3期还原强度增强过程(图9)。因此，综合各项指标，认为沉积环境总体为厌氧—缺氧环境，从下至上还原强度增加，大致对应相对海平面上升。

图8 沉积相及演化特征Fig.8 The facies and evolution of the study area

3.6 深水沉积与古地理关系

富平赵老峪平凉组深水沉积类型与古地理密切相关(图9)。平凉组下部以斜坡原地沉积，相对海平面总体较低，盐度相对较高，气候较为湿润，以厌氧环境为主；而上部斜坡原地沉积减少，等深流和碎屑流沉积明显增加，相对海平面继续上升，盐度整体降低，气候逐渐干燥，还原强度进一步提高。

另外，等深流沉积和碎屑流沉积响应于不同的古地理特征。等深流沉积主要发育在相对海平面上升(较高)时期；盐度变化明显有助于等深流活动；相对潮湿的气候条件有利于等深流沉积的发育。而碎屑流沉积多发育在相对海平面下降(较低)时期。其盐度变化差异不大。气候相对干燥有利于碎屑流沉积发育(图9)。

最后，构造运动如地震、火山活动也是碎屑流活动的主要因素。富平地区发育富平裂堑，并且在邻区发育大规模的滑塌变形构造[16,20,25]，其说明该区构造活动极为活跃。而活跃的构造运动对碎屑流作用影响主要体现在三个方面：1)提供丰富的物源；2)增大地形高差，为碎屑流沉积提供物理条件；3)触发碎屑流的发生。同时，由于岩相1中灰岩含凝灰质，且研究区还稳定分布凝灰岩[16]。火山喷发可形成大量的火山灰，其可通过空气搬运至深海区，进而在安静环境缓慢下沉，形成较纯的薄层凝灰岩，其可伴随岩相1出现。而凝灰岩或凝灰质的发育，说明研究区火山活动也较为活跃，其也可为碎屑流发育提供物源供给和触发机制。

4 讨论

研究区深水沉积类型及演化与古地理密切相关，特别是等深流和碎屑流沉积与相对海平面、古盐度、古气候及古氧相联系较为紧密。

(1) 平凉组沉积时期相对海平面整体上升，可进一步分为3个次级升降旋回。下部海平面相对较低，发育斜坡原地沉积。向上相对海平面持续上升，等深流及碎屑流沉积逐渐发育。其中，等深流沉积多发育在相对海平面上升或较高时期，而碎屑流沉积大致相反，多在相对海平面下降或较低时期(图9)。相对海平面升降可影响深水沉积的物源供给。相对海平面较低或下降时期，沉积物供给相对充分，其在陆架上搬运距离相对较远，沉积物容易从浅水搬运至深水斜坡区，进而为重力流提供物质基础。同时，由于重力流爆发时能量远高于等深流，且侵蚀能力较强，使得重力流沉积具有规模较大，破坏作用较强的特征。一方面由于等深流能量相对重力流极弱，当二者同时存在时，等深流沉积相对不发育。另一方面，重力流的侵蚀作用可破坏早期等深流沉积。因此，相对海平面下降或较低时期，重力流沉积较为发育， 而等深流沉积较少。相反，相对海平面上升或较高时，陆源物质较难搬运至斜坡区，重力流相对不发育，而等深流活动逐渐显著，进而导致在重力流末期或间歇期，等深流沉积发育。

(2) 等深流是受地球自转的温盐环流，其活跃区域盐度变化明显[4]。随着物理海洋研究的不断深入，发现海洋水体随着水深的不断增加，温度和盐度不断变化，等深流也不例外。加迪斯海湾等深流沉积极为发育，其研究程度也较为深入。该海湾等深流极为活跃，水体类型多样，包括地中海外流(上部及下部)、北大西洋表层水、北大西洋中心水团及北大西洋深层水等[6]。早在2007年，Marchèsetal.[45]在研究Portimão海底峡谷与等深流沉积形成关系时，发现Portimão和Albufeira等深流沉积体发育水深600 m附近区域内，流体盐度变化极为显著(图10a)。而南海北部等深流也较为类似。南海北部环流复杂，在垂向上呈“三明治”结构，根据水深可分为表层水、中层水及深层水[46]。深层水研究相对较多，为北太平洋深层水经巴士海峡入侵形成，运动方向从东向西，其流速在0.15 ～0.3 m/s，可形成大规模的等深流沉积[47-48]。中层水运动方向与深层水相反，从西向东大致平行斜坡运动，等深流沉积、沉积物波及单向迁移水道发育。其中，中层水的水深范围大致为300～1 000 m*Wyrtki K. Scientific results of marine investigations of the South China Sea and the Gulf of Thailand 1959-1961[R]. NAGA Report, University of California at Sam Diego,1961, 2: 1-195.。在中层及深层等深流作用范围，流体盐度变化明显，特别是水深300 m及1 000 m处(中层水与表层水、深层水分界)盐度变化明显(图10b)[49]。富平赵老峪平凉组沉积时期，早期盐度相对较高，随后降低，最后再次升高。而等深流沉积时期盐度高低变化极为显著(图9)，其与现代等深流活跃时期盐度变化特征极为类似。

图10 等深流盐度变化特征Fig.10 Salinity characteristics of contour current

(3) 古气候可以影响深水沉积的成分和结构。赵老峪平凉组沉积时期，相对海平面升降与古气候变化大致对应。古气候相对干燥时期，相对海平面下降或降低过程中，沉积物容易抵达斜坡，碎屑流沉积较为发育；而气候相对湿润时期，相对海平面上升或较高，重力流规模较小，甚至不发育，等深流较为活跃，进而形成大规模的等深流沉积(图9)。理论上说，气候变化会导致沉积物的成分和结构变化，但是研究区岩性较为单一，主要为石灰岩，其成分差异不明显。

(4) 研究区平凉组沉积环境为深水。平凉组下部为斜坡原地沉积，沉积环境为贫氧—缺氧环境，向上相对海平面进一步升高，还原作用进一步增强。深水及还原环境有助于深水沉积的保存。

(5) 深水沉积及其与古地理的关系是沉积学研究的主要内容。但研究其关系的前提是有效识别出不同深水沉积类型，如碎屑流、浊流、等深流及内潮汐沉积。这是地层记录中深水沉积研究的主要内容。本文通过赵老峪剖面详细测量，结合室外宏观特征(厚度/层数等)、室内薄片、古水流、古生物及地球化学等研究成果，对原地沉积、碎屑流沉积和等深流沉积的沉积特征进行了初步的总结和对比，其可满足研究区原地沉积、碎屑流沉积和等深流沉积有效识别需求。然而，在通过地化分析成果反演古环境时，由于岩相3的砾屑灰岩多为浅水区滑塌运移至深水区沉积而成，其地化测试结果不能反映在深水区沉积时期的环境。因此，对其地化测试主要是尝试建立深水沉积的鉴别标志，在研究古环境时重点参考原地沉积和泥晶等深流沉积测试数据。

5 结论

通过露头、薄片及地球化学测试等资料，对富平赵老峪平凉组沉积环境、沉积类型、演化及古地理进行了分析，主要有以下几个方面的认识：

(1) 富平赵老峪平凉组沉积环境为深水斜坡，发育斜坡原地沉积和异地沉积，异地沉积包含等深流沉积和碎屑流沉积。斜坡沉积主要在下部发育，等深流及碎屑流沉积在中上部较为常见。从下至上，碎屑流作用不断减弱，等深流作用逐渐显著。

(2) 斜坡原地沉积、等深流沉积与碎屑流沉积在岩性、厚度、沉积构造及地化特征方面差异较为明显。斜坡原地沉积岩性以深灰色薄层泥晶石灰岩为主，夹泥灰岩，局部见白云岩、薄层硅岩、泥岩及凝灰岩。薄层硅岩中富含放射虫。见水平纹层。等深流沉积岩性以薄层泥晶灰岩为主，沉积构造和生物扰动极为发育，常见不同级次的细—粗—细旋回。旋回厚度/层数比0.1～5.5。碎屑流沉积以砾屑灰岩为主，块状层理发育，旋回厚度/层数比为2～43。其中，三种沉积的δ13C、V、B含量和Sr/Ba、B/Ga、Sr/Cu、V/(V+Ni)、U/Th、Ce/La及V/Cr明显不同；在δ13C-δ18O、V/Cr-U/Th差异明显。另外，V-Sr及B-Sr中斜坡原地沉积与异地沉积迥异；等深流沉积与碎屑流沉积在Ni/Cr、Co-Cr、Ni/Co-U/Th及Ni-Co中特征各异。

(3) 基于δ13C、V、Sr/Ba、87Sr/86Sr、Sr/Cu、B/Ga、V/(V+N)、U/Th、Ce/La、Ni/Co及V/Cr等地化指标，对研究区古地理进行了研究。从下至上，相对海平面整体上升，可分为3个次级升降旋回；古盐度先升高后降低再升高，由3个次级高低旋回组成；古气候早期较为湿润，晚期相对干燥，可分为4个次级干燥—湿润旋回；沉积环境以厌氧—贫氧为主，还原作用向上逐渐增强。

(4) 相对海平面上升或较高，古盐度变化明显，气候相对湿润及较强的还原作用有利于等深流沉积发育。而相对海平面下降或较低、干燥气候及构造活动活跃时期，碎屑流沉积较为明显，盐度及古氧相对其影响不明显。

致谢 审稿人和编辑提出了一系列意见和建议，在此一并感谢。

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