碳酸盐台地淹没过程的微相响应─以陕西铜川桃曲坡奥陶系剖面为例

刘 采，秦 松，苏文博，傅力浦

(1.中国地质大学（北京）地球科学与资源学院，北京100083;2.四川省地勘局区调队，四川双流610213;3.中国地质调查局西安地质矿产研究所,陕西西安710054)

自二十世纪八十年代以来，随着层序地层学及油气勘探研究的发展，碳酸盐台地淹没事件受到了许多学者的关注[1-12]。所谓碳酸盐台地的淹没是指当浅海碳酸盐台地相对海平面上升速率（构造+全球性海平面变化）超过碳酸盐堆积速率时，使得台地或礁没入富产碳酸盐的透光带以下，从而停止发育或“死亡”的现象[1]。碳酸盐台地淹没在沉积记录上的表现通常为浅海台地相沉积物向上快速过渡到深水的陆架或斜坡相沉积，有氧化物、磷酸盐、海绿石壳的硬底将浅水和深水相沉积物分开，并可在其上发育潜穴不连续面等等[1,13]。由此可见，沉积相及沉积环境在垂向上的变化是判断碳酸盐台地淹没的最直接证据。而碳酸盐岩微相分析内容则主要包括微相类型的识别、微观条件下沉积物组构及生物类型及其组合特征，以及所分析剖面随时间变化而产生的垂向上的变化等，因此可以成为识别淹没界面，追溯碳酸盐台地淹没过程，进而探讨台地淹没原因的有效方法之一。

鄂尔多斯盆地位于华北板块的西南缘。在中奥陶世，华北板块结束了自寒武纪以来的海相沉积，其主体隆升为陆[14-28]，但在鄂尔多斯南缘的陕西岐山-富平-蒲城一带，却由中奥陶统膏（泥）云坪和开阔海台地沉积转而发育一套深水相的上奥陶统碳酸盐沉积，显示出与华北主体并不协调的区域性差异[15,19,22,26,29～31]。对于这套特殊的沉积，前人已做很多工作，逐步建立了较完整的地层系统[32～36]，探讨了其沉积古地理、古环境等多方面特征[29,30,31,37-41,]。一些研究者[23,37,42,43]认为，鄂尔多斯南缘在中晚奥陶世受弧后盆地性质的控制，发育坳陷、断裂沉没，形成这套深水相沉积，造成与华北其他区域的差异。自鄂尔多斯台地西南缘平凉、陇县起，向东至台地南缘岐山、泾阳、铜川、富平、蒲城一线均保留着台地南缘坳陷断裂沉没的记录，以浅水碳酸盐台地相沉积向上突变为深水斜坡-盆地相沉积为特征，具有明显的岩性突变界面，即三道沟组平凉组及泾河组金粟山组等岩性地层单位界面[29,31,37,41,44]。蔡忠贤等[43]曾揭示了这一过程的表现，但缺乏相应的碳酸盐微相分析。根据目前资料，本文选取了鄂尔多斯周缘中上奥陶统最为发育、研究程度最高的陕西省铜川市耀州区（即原耀县）桃曲坡剖面为研究对象，从微相分析角度出发，探讨碳酸盐微相对于鄂尔多斯台地南缘淹没过程的沉积响应，并结合区域资料，进一步讨论该阶段鄂尔多斯南缘碳酸盐台地淹没的宏观背景和机制。

1 区域地层特征

根据现有研究，在早奥陶世，同处南半球低纬度地区的扬子板块与华北板块结束了自晚寒武世始裂解和背向扩展，逐渐开始了相互拼合的过程[21,45-51]。至中晚奥陶世，扬子板块通过南秦岭地块向华北板块俯冲，导致北秦岭洋盆封闭[52-56]。在此背景下，鄂尔多斯南缘在早奥陶世为被动大陆边缘，发育碳酸盐台地相沉积，以浅水潮间带-潮下带沉积物为主[14,16,21,23,29～31,37,40,41,53]。至中奥陶世晚期，受南秦岭地块等向华北板块俯冲的影响，鄂尔多斯主体及华北地区主体逐渐抬升为陆，接受剥蚀，而以商丹缝合带为界的华北古板块南缘转换为沟、弧、盆体系的主动大陆边缘[18,21,23,26,42,53,57～59]。同时，鄂尔多斯盆地南缘转为深水斜坡-盆地相沉积，东西部地形和沉积物大致以泾河为界，开始分异。西部陇县、岐山一带下降幅度大,以平凉组灰黑色含笔石泥页岩相为主要特征，夹有火山碎屑岩。东段铜川-富平赵老峪一带下降幅度相对小，以金粟山组灰色薄层灰岩深水碳酸盐沉积为特征[19,29-31,37,41]。

研究剖面位于陕西省铜川市桃曲坡水库南侧。需要说明的是，早先傅力浦[29]等所实测剖面的主体位于当前剖面南侧的河谷当中，泾河组与金粟山组界线附近有断层通过，因此此次我们选择了原实测剖面的桃曲坡水库引水渠旁（即河谷北侧）的一段露头（图1）开展研究。这段露头因修建引水渠，其上奥陶统地层出露非常清晰、连续，总厚度约110 m。与傅力浦[29]在此地的实测剖面相对应，本文仍沿用其地层划分（表1），自下而上依次为泾河组、金粟山组、桃曲坡组，代表一套潮间-潮下带到陆棚深水沉积序列。

根据相关资料[22,29,34,36,37]和我们的观察，剖面中泾河组主要为浅海潮间带-潮下带沉积，以一套浅灰-灰色厚层-块状灰岩为主，局部夹白云岩、生物灰岩和角砾灰岩等。生物屑和藻礁发育，并见有复体珊瑚为主的礁丘，富含腕足、珊瑚、头足类等生物化石，具有牙形石Tasmanognathus shichuanheensis带及之上Tasmanognathusmultidentatus-T.gracilis带[29]，主体属上奥陶统桑比阶[29,60]。区域上，泾河组岩性变化不大，在陇县-淳化-耀县一带有生物点礁发育，沿鄂尔多斯南缘碳酸盐台地边缘呈线状分布[29,30]。

金粟山组在剖面中以深水陆棚沉积为主，发育灰色中薄层灰岩与泥页岩，顶部可见燧石团块，主要含腕足、笔石、三叶虫等化石，处于牙形石Tasmanognathus multidentatus-T.gracilis带顶部和Ya-oxianognathus neimengguensis带下部[29]，属上奥陶统桑比阶上部及凯迪阶下部[29,60]。金粟山组在鄂尔多斯南缘东段富平赵老峪、金粟山等地（图1）均发育薄层灰岩，部分地区夹薄层碳酸盐岩重力流沉积，产笔石Climacograptus bicornis[29]；向西在淳化铁瓦殿剖面（图1）平凉组为一套砾屑灰岩及白云岩为主的巨厚碳酸盐沉积，夹泥晶灰岩、页岩、硅质岩和凝灰岩，发育大规模重力流，呈深水斜坡相沉积[44]；在西段陇县龙门洞剖面（图1），其平凉组则以发育灰黑-黑色页岩为特征，夹同生角砾灰岩、钙质页岩，含有丰富的笔石和放射虫，为深水或半深水沉积，并伴有碳酸盐重力流涌入[29]。

表1 鄂尔多斯盆地南缘上奥陶统地层划分对比简表Table 1 Stratigraphic subdivision of Upper Ordovician at the southern margin of the Ordos Basin

图1 鄂尔多斯台缘奥陶系露头分布图(实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]).

桃曲坡组在研究剖面为较典型的斜坡相沉积，以一套深灰色中薄-中厚层的灰岩、泥质灰岩为主，多处发育滑塌构造、楔状沉积体，主要含笔石、三叶虫、腕足类等化石，发育牙形石Yaoxianognathus neimengguensis带及其上Yaoxianognathus yaoxianensis带[29]，属上奥陶统凯迪阶[29,60]。南缘东段蒲城尧山、富平赵老峪一线的赵老峪组以灰色中层灰岩为主，夹有角砾灰岩，碳酸盐岩重力流沉积和火山凝灰岩[29,64]。在陇县一线，背锅山组则以发育块状滑塌角砾灰岩为特征，并含有腕足、珊瑚等化石，为搬运至斜坡带产物。同时在岐山的背锅山组发育泥石流沉积[29,31]。

2 淹没界面

淹没界面发生于当浅海碳酸盐台相对海平面上升速率（构造+全球性海平面变化）超过碳酸盐堆积速率，使得台地或礁没入富产碳酸盐的透光带以下时，表现为从浅水碳酸盐沉积作用到深水碎屑或碳酸盐沉积作用的突然相变。这一过程一般会发育淹没不整合面[1]，但现在越来越多的例子证明也可以不发育淹没不整合面[6,12]。

在桃曲坡剖面上，淹没界面位于泾河组与金粟山组之间，以台地边缘礁相向上突变为陆棚边缘相为标志（图2）。下伏泾河组呈厚层至块状灰岩，生物屑和藻礁发育，并见有复体珊瑚为主的丘礁体[29]，总体属台地边缘生物礁相。至上覆金粟山组岩性突变为灰色-深灰色中薄层灰岩与泥页岩互层，并在金粟山组底部发育有代表凝缩沉积的薄层状泥质灰岩段，其中可见大量分散状的自生海绿石，并有BA4-5生物群落共生[29]，代表了深水陆棚-陆棚边缘相沉积。伴随着沉积相的突变，在垂向上微相主要类型也发生了较大变化，泾河组以高能的生屑亮晶灰岩，球粒亮晶灰岩、被包壳的生屑亮晶灰岩、内碎屑亮晶砂屑灰岩等为主；金粟山组则以低能静水环境的泥晶灰岩，含生屑泥晶灰岩为主，其颗粒组合及沉积结构等均发生了改变。

图2 陕西铜川桃曲坡剖面泾河组与金粟山组界线Fig.2 The boundary between Jinghe and Jinsushan Fromation at the Taoqupo section

3 相关微相类型及其分布

在野外观察基础上，本文通过对铜川桃曲坡奥陶系剖面相关层位样品的颗粒成分、基质类型、沉积组构、生物化石等微相特征分析，依据Folk的岩石分类方案，在参考Wilson[65]的镶边碳酸盐岩陆棚沉积体系的标准微相类型以及弗吕格尔[13]对Wilson[65]标准微相类型的修订基础上，识别划分出了该剖面的相关微相。但为叙述方便，文中将这些微相类型按照水体的由浅到深的相对变化，依次划分为球粒亮晶灰岩(MF1)、被包壳的生屑亮晶灰岩(MF2)、内碎屑亮晶砂屑灰岩(MF3)、密集的生屑泥晶灰岩(MF4)、含生屑砾屑灰岩(MF5)、稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)、含生屑泥晶灰岩(MF7)、含生屑球粒泥晶灰岩(MF8)、骨针泥灰岩(MF9)、泥晶灰岩(MF10)10种微相类型，其中含生屑球粒泥晶灰岩(MF8)包含两个亚微相类型：含生屑球粒泥晶灰岩-无纹层(MF8-无纹层)和含生屑球粒泥晶灰岩-有纹层(MF8-有纹层)。上述各微相在威尔逊[65]碳酸盐相模式中的分布及其与标准微相的对应关系如图3所示。

根据微相分析和野外露头观察，本文识别出了碳酸盐台地淹没过程，并将其划分为3个阶段：淹没前阶段、淹没阶段和后淹没阶段（图4）。

3.1 淹没前阶段

淹没前阶段建造以泾河组中上部灰色厚层-块状灰岩、生屑灰岩为主，厚约90 m，含有丰富的腕足、珊瑚、头足类等生物化石，可形成藻礁、腕足滩及珊瑚层[29]，为台地边缘礁滩相沉积。

3.1.1 泾河组中部

泾河组中部（所测剖面向下约30 m），岩性呈灰色厚层-块状灰岩，生物屑、砾屑发育，含不规则藻类，复体珊瑚（图5A）等。微相类型以含生屑亮晶灰岩（图5B）为特征，生物丰富，镜下可见镣珊瑚、腕足、蓝绿藻化石，为典型的潮间-潮下带台地边缘礁相沉积。

3.1.2 泾河组上部

泾河组上部仍以灰色厚层至块状灰岩为主，已测剖面可分为3个岩性单元。层0a为灰色中薄层灰岩，微相类型以球粒亮晶灰岩(MF1)为特征，大致相当于Wilson标准微相中的SMF16-有纹层。基质为亮晶方解石（60%～70%），颗粒主要为次圆形-次棱角形球粒，多来自再沉积的内碎屑，含量25%～35%，粒度0.05～0.2 mm不等。此外还含有少量砂屑（5%），生物碎屑（腕足）极罕见（＜1%）且破碎。微相中的暗层由颜色深，密集的球粒组成，亮层则由颜色浅、稀疏的球粒组成。极少的生物碎屑说明沉积环境不适宜生物生长。

至层0b，岩石颜色加深至深灰色-灰黑色，发育厚层-块状砾屑、生屑灰岩。宏观上，生屑和砾屑堆积杂乱无序（图5C），在深灰厚层砾屑灰岩的底部，发育滑塌构造。该砾屑层在微相上表现为被包壳的生屑亮晶灰岩(MF2)、内碎屑亮晶砂屑灰岩(MF3)和含生屑砾屑灰岩(MF5)。

被包壳的生屑亮晶灰岩(MF2)（图5D）大致相当于Wilson标准微相中的SMF11。基质为亮晶方解石，颗粒类型主要是生物碎屑（35%～50%）和内碎屑（10%）。被包壳的生屑亮晶灰岩中的泥晶套均较窄（图5D），可见大量头足类，同时含有腹足、腕足、棘皮类、藻类等化石，保存完整。泥晶套起源于喜光的钻孔生物[13]，被包裹的颗粒多认为是浅海温暖环境的指示物，亮晶胶结的被包壳生屑灰岩多形成于动荡水域，指示了台地边缘砂和礁内环境。

图3 桃曲坡剖面各微相类型在威尔逊[65]碳酸盐相模式中的分布Fig.3 The distribution of microfacies of the Taoqupo section in the Wilson[65]model facies belts

图4 桃曲坡剖面碳酸盐岩微相、颗粒组分、沉积相综合柱状图Fig.4 Column diagram showing components,microfacies and facies at the Taoqupo section

图5 桃曲坡剖面泾河组上部、金粟山组下部野外露头和微相照片Fig.5 Outcrop and photomicrographs in the upper Jinghe Formation and the lower Jinsushan Formation at the Taoqupo section

内碎屑亮晶砂屑灰岩(MF3)（图5D)大致相当于Wilson标准微相中的SMF17。基质为亮晶方解石，主要颗粒类型为砂屑、团块、生物碎屑，砾屑偶见。砂屑含量约35%～45%，棱角-次圆形，粒度大小不一0.1～2 mm。团块含量约10%，大小不等0.3～3 mm。生屑罕见（6%），部分生屑具有泥晶套，可见完整腹足类、头足类和破碎的腕足类、棘皮类化石。与被包壳的生屑亮晶灰岩(MF2)以锯齿状缝合线接触。磨圆和分选较差的砂屑和团块，以及宏观上杂乱堆积的角砾，说明沉积物未经过远距离搬运且水动能较强，反映了台地高能的原地沉积环境。

0c层为深灰-灰黑色块状生屑灰岩，岩石颜色向上逐渐由深灰色变为灰黑色，生屑含量由下至上逐渐增加，中部和上部可见大量完整的头足类化石（图5E），腹足、腕足类生物丰富。微相类型以稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)为主，下部发育含生屑泥晶灰岩(MF7)。于该层顶部发育多处液化泥晶脉（5F），宽5～8 mm，顺层或大角度与层面斜交，是碳酸盐软沉积物的地震记录。

含生屑泥晶灰岩(MF7)大致相当于Wilson标准微相中的SMF8。基质为泥晶方解石，含有少量生物碎屑（2%～7%），偶见介形虫、腹足类生物化石，保存完整。灰泥支撑结构反映沉积时海水能量很低。同时，较低的生物分异度和丰富度表明此低能环境不适宜生物生长。

稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)大致相当于Wilson标准微相中的SMF8，9。基质为泥晶方解石，含有少量泥晶重结晶或填充孔隙的亮晶方解石。颗粒类型主要是生物碎屑和少量砂屑（5%）。生屑含量12%～30%，可见大量完整的头足、腹足和腕足类化石。薄片中生物化石的分异度和丰富度较MF7略多，说明沉积环境更适宜生物生长，而较低的粒泥比反映此时水动能较MF7大。

综上所述，淹没前阶段，微相类型主要包括含生屑亮晶灰岩、球粒亮晶灰岩(MF1)、被包壳的生屑亮晶灰岩(MF2)、内碎屑亮晶砂屑灰岩(MF3)、含生屑砾屑灰岩(MF5)。该阶段除层0c外均为亮晶方解石胶结（35%～70%），颗粒组分以浅海生物化石、球粒、岩屑和包壳颗粒为主，其中浅海生物以头足-腕足-珊瑚组合为主，另可见腹足、棘皮类、藻类等，大部分保存完整，含量不一（2%～55%），不见开阔海生物群。泾河组主体为台地边缘礁相沉积，至0b层水体突然动荡，大量砾屑、砂屑、生物快速沉积。动荡过后的水体略有加深，生物虽在层0c底部含量稀少但向上逐渐恢复生长。

3.2 淹没阶段

淹没阶段沉积建造为金粟山组下部灰-灰黑色中薄层灰岩，厚约17 m，主要为深水陆棚相沉积，以发生沉积相突变为标志，整合于泾河组之上（图5G）。

3.2.1 金粟山组底部

淹没阶段的凝缩段位于金粟山组底部，由层1a和1b共同组成。底部层1a包括一层深灰色中层灰岩和一层薄层瘤状灰岩，覆于泾河组之上（图5G），微相类型是泥晶灰岩(MF10)（图5H、5Ⅰ），大致相当于Wilson标准微相中的SMF23。泥晶基质达90%～93%，无生屑或生屑含量极低（0%～1%），未见任何沉积构造和化学沉积矿物，结合其上覆地层推测属深水相沉积。位于下方的薄层瘤状灰岩层面弯曲，凹凸不平，而在上面的中层泥晶灰岩顶部仍可看到与层面高角度斜交的泥晶脉（图5H），说明此时水体仍很不稳定。

层1b为1.3 m灰色薄层灰岩，层理明显平整，除广泛发育的泥晶灰岩(MF10)和含生屑泥晶灰岩(MF7)微相外，还发育球粒亮晶灰岩(MF1)，可见少量海绿石。泥晶灰岩（MF10)、含生屑泥晶灰岩(MF7)和球粒亮晶灰岩(MF1)在前面已有介绍，以后便不再赘述。该层生屑含量低（1%～4%），偶见介形虫、骨针开阔海生物。傅力浦等[29]在该层中曾发现笔石Climacograptus forticaudatus。总体相比层1a，此时水体已趋于稳定，开始了深水相的稳定沉积。

3.2.2 金粟山组下部

层1c～层4（图5J）：岩石颜色加深至深灰色，为薄层与中层灰岩互层，中间燧石条带发育。微相类型只有含生屑泥晶灰岩(MF7)（图5K），生屑含量略有增加（2%～6%），可见完整的介形虫，三叶虫、腹足类和海绵骨针，为深水陆棚相沉积。

综上所述，与淹没前阶段截然不同的是淹没阶段的微相以含生屑泥晶灰岩(MF7)和泥晶灰岩(MF10)为主，偶发育含生屑球粒亮晶灰岩(MF1)。整个阶段的泥晶基质高达85%～95%，生屑含量稀少（＜5%），生物组合以开阔海生物群海绵骨针-介形虫-腹足类为特征。稀少的生屑含量说明伴随着淹没事件，原沉积环境生物已大量消失。在淹没过程中，相对海平面迅速上升，台地已没入透光带以下，进入深水陆棚相沉积。台地无明显硬底发育但沉积了凝缩段。

3.3 后淹没阶段

后淹没阶段为金粟山组中上部和桃曲坡组沉积建造，厚约90 m，以一套深灰-灰黑色中薄-中厚层的灰岩、灰岩与泥岩互层、泥质灰岩为主，多处发育滑塌构造，总体呈深水陆棚-斜坡相沉积环境。

3.3.1 金粟山组中部

金粟山组中部层5～层6（图6A）岩性以深灰-灰黑色中薄-中层灰岩与泥页岩或斑脱岩互层，局部夹有菱铁矿结核。微相主要是含生屑泥晶灰岩(MF7)（图6B），偶见含稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)。含生屑泥晶灰岩(MF7)泥晶基质高达85%～95%，生物稀少（2%～10%），可见海绵骨针、腹足、钙球，化石保存较完整，略定向排列。薄片中依稀可见由粘土组成的很细的“纹层”，为典型的深水陆棚沉积。

3.3.2 金粟山组上部

金粟山组上部层7～10以深灰-灰黑色中薄层-厚层灰岩为主，夹砾状灰岩、砂屑灰岩，局部与泥页岩互层。微相类型除含生屑泥晶灰岩(MF7)外，同时出现骨针泥灰岩(MF9)、稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)、内碎屑亮晶砂屑灰岩(MF3)、含生屑砾屑灰岩(MF5)和含生屑球粒泥晶灰岩-无纹层(MF8-无纹层)。

层7为一层深灰色砾屑灰岩，微相类型为含生屑砾屑灰岩(MF5)（图6C)，大致相当于Wilson标准微相中的SMF5。基质为泥晶方解石和亮晶白云石，两者呈层状分布，为灰泥支撑结构。主要颗粒类型包括砾屑和生物碎屑，砾屑磨圆次棱角，含量16%，粒度约5 mm。生物碎屑（10%）主要是海绵骨针和腕足类，偶见放射虫、三叶虫、介形虫，宏观上还可见层孔虫和头足类。结合野外产状，其下伏地层为中薄层灰岩与页岩互层，往上覆过渡为中薄层灰岩，偶夹页岩，并有两处滑塌构造发育，推测应是碎屑流的产物，形成于陆棚边缘环境中。

在层9中发育灰黑色反粒序层（图6E），由板状灰岩和中层灰岩组成。板状灰岩单层厚4～15 cm，微相类型为骨针泥灰岩(MF9)（图6D），大致相当于Wilson标准微相中的SMF1。岩石呈灰褐色，富含粘土质，颗粒主要为生物碎屑（15%），含有硅质和钙质海绵骨针（12%）、腕足类（3%）等化石，化石完整程度不一，呈定向排列，平行于海绵骨针的方向可见由粘土组成的很细的“纹层”。另可见暗绿色海绿石（8%），粒度约0.05 mm。互层的灰岩单层厚10～25 cm，微相类型以稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)和含生屑球粒泥晶灰岩-无纹层(MF8-无纹层)为主。稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)已在淹没前阶段有所介绍，此处不再赘述。含生屑球粒泥晶灰岩-无纹层(MF8-无纹层)（图6F）大致相当于Wilson标准微相中的SMF16-无纹层。岩石灰黑色，块状。基质主要为泥晶方解石，含有少量泥晶重结晶或填充孔隙的亮晶方解石。颗粒主要为次圆形-次棱角球粒，含量25%～40%，粒度0.05～0.2 mm。次之为生物碎屑（10%）和砂屑（15%），生屑为保存完整的海绵骨针、钙球和介形虫。砂屑磨圆次棱角-次圆形，0.2～1 mm。泥晶球粒的出现说明水体能量较弱，不仅出现在浅海，也是斜坡和盆地内浊流和碎屑流的主要组成部分。它与稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)和骨针泥灰岩(MF9)共同组成的粒序层理，反映了深水陆棚的沉积环境。

3.3.3 桃曲坡组下部

本剖面的桃曲坡组可分为上、下两部分。下部（层11～15）以灰-灰黑色中厚层灰岩为主，夹生屑灰岩、泥页岩，局部含铁质结核，发育多处滑塌构造（图6G）。微相类型包括含生屑泥晶灰岩(MF7)、稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)，夹被包壳的生屑亮晶灰岩(MF2)、含生屑砾屑灰岩(MF5)，底部含生屑球粒泥晶灰岩(MF8-有纹层)。总体上，桃曲坡组下部的生屑含量较金粟山组增多（5%～26%），生物组合以棘皮类-腕足-介形虫为主，可见三叶虫、钙球、苔藓虫、双壳、腹足等生物化石，其微相类型和化石种类都较丰富，深水与浅水的混合出现，具有斜坡环境特征。

除含生屑球粒泥晶灰岩-有纹层(MF8-有纹层)外，其余微相在前面都已有介绍，该微相大致相当于Wilson标准微相中的SMF16-有纹层。基质主要为泥晶方解石，含有少量泥晶重结晶或填充孔隙的亮晶方解石。颗粒主要为次圆形-次棱角的灰泥球粒，含量20%～35%，粒度0.1～0.3 mm。同时含有少量生物碎屑（＜5%）和砂屑（10%），生屑可见海绵骨针、腕足、钙球、介形虫和类。

3.3.4 桃曲坡组上部

图6 金粟山组和桃曲坡组野外露头及微相照片Fig.6 Outcrop and photomicrographs in the Jinsushan and Taoqupo formations at the Taoqupo section

桃曲坡组上部（层16～21）岩性主要为中薄-中层泥质灰岩夹薄层泥页岩，沉积环境较下部略深，仍为斜坡环境。微相类型只有含生屑泥晶灰岩(MF7)、稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)，局部见密集的生屑泥晶灰岩(MF4)。总体上，生屑含量比下部明显增多，达25%～65%，生物面貌以腕足-双壳-介形虫-棘皮类为主，可见珊瑚、三叶虫、苔藓虫等化石。在含生屑泥晶灰岩(MF7)、稀少生屑泥晶灰岩(MF6)中可见介壳类化石呈定向排列，均由泥质支撑，此时水深较桃曲坡组下部变深，为斜坡下部环境。

密集的生屑灰岩(MF4)（图6H）大致相当于Wilson标准微相中的SMF5。颗粒支撑结构，泥晶方解石充填，颗粒类型主要是生物化石，含量高达65%，化石大小不等（0.5～7 mm），破损程度不一，排列杂乱无序。出现了大量腕足、棘皮类、苔藓虫、绿藻等礁源生物。苔藓虫、绿藻、红藻类生物化石保存较完整，内部结构依稀可见。此外，腕足、棘皮动物、三叶虫化石都较破碎，杂乱堆积，未见明显磨蚀和分选。薄片中完整的绿藻和红藻指示了沉积环境是位于透光带内的低能浅水环境。而未经明显磨蚀分选的腕足、棘皮动物、三叶虫碎屑杂乱的排列，是快速搬运堆积的产物，说明沉积位置在生物礁附近，形成于礁翼、陡坡环境。

综上所述，在后淹没阶段的沉积微相以含生屑泥晶灰岩(MF7)、稀少的生屑泥晶灰岩(MF6)、骨针泥灰岩(MF9)为主，同时出现多种微相类型包括含生屑球粒泥晶灰岩-有纹层(MF8-有纹层)，被包壳的生屑泥晶灰岩(MF2)、密集的生屑泥晶灰岩(MF4)、内碎屑亮晶砂屑灰岩(MF3)、含生屑球粒泥晶灰岩-无纹层(MF8-无纹层)，并有台地边缘礁相的微相出现。微相主体仍为泥晶基质，但颗粒含量（7%～35%）和生屑含量（5%～25%）逐步增加，出现腕足、棘皮类、腹足、介形虫、三叶虫、海绵骨针等浅海和开阔海混合生物化石。后淹没阶段的沉积以稳定的深水陆棚环境为主，海平面趋于平稳，并在金粟山组顶部开始逐渐下降，丰富的微相类型和生物化石标志着台地已开始恢复沉积。在桃曲坡组13层的位置，海平面下降到最大值，此后又开始缓慢加深至斜坡下部沉积环境。

图7 桃曲坡剖面碳酸盐台地淹没阶段示意图及各阶段特征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 淹没过程中的微相演替趋势

通过野外露头资料和室内微相分析发现，伴随着碳酸盐台地的淹没，海水突然加深，原铜川-耀县-富平一带的浅海热带碳酸盐“工厂”向北发生了迁移，这些地点被深水碳酸盐沉积代替。伴随着这一变化，沉积微相类型、沉积物组构及生物类型等都随着发生了改变（图7）。主要表现在如下方面：

(1)沉积微相组合由淹没前阶段的含生屑亮晶灰岩-球粒亮晶灰岩-被包壳的生屑亮晶灰岩-内碎屑亮晶砂屑灰岩浅水相组合向上突变为淹没阶段的深水泥晶灰岩-含生屑泥晶灰岩，并逐渐过渡到后淹没阶段的骨针泥灰岩-含生屑泥晶灰岩-稀少的生屑泥晶灰岩-密集生屑泥晶灰岩的深水陆棚-斜坡相组合，具体微相变化见图4。

(2)沉积物组分方面，台地边缘礁相的淹没前阶段沉积物以亮晶方解石胶结为主（35%～70%），颗粒类型多样，包括浅海生物化石、球粒、岩屑、包壳颗粒等。发生淹没后，沉积物突变为泥晶基质，含量高达85%～95%，颗粒类型单调且含量稀少，仅见生屑（＜5%）和少量球粒。至后淹没阶段，沉积物虽仍为泥晶基质，但颗粒类型和含量逐渐增加，颗粒类型可见生屑、球粒、岩屑、包壳颗粒。

(3)古生物也有较大的改变。淹没前阶段生物组合以浅海头足-腕足-珊瑚组合为主，并可见腹足类、棘皮类、藻类等，其种类丰富，保存量大且比较完整。受淹没事件的影响，整个淹没阶段的生屑含量突然变得稀少（＜5%），种类以开阔海生物群海绵骨针-介形虫-腹足类为特征。至后淹没阶段，生物逐步恢复生长，含量和分异度逐渐增大，出现腕足、棘皮动物、腹足、介形虫、三叶虫、海绵骨针等浅海和开阔海混合生物化石（图8）。

宏观上，沉积相也发生较大改变，剖面由泾河组的台地边缘礁相开始，向上至金粟山组底部海平面迅速上升发生台地淹没，沉积相突变为陆棚边缘-深水陆棚相。其后，海平面趋于平稳并在后期略有下降，为金粟山组深水陆棚相和桃曲坡组斜坡相沉积，大致经历了台地边缘礁相-深水陆棚相-台地斜坡相的沉积过程。

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

5 导致台地淹没的可能原因

研究表明，碳酸盐岩台地发生淹没，可以由不同的机制造成[13]，它们包括：1）构造运动及全球海平面升降事件造成的相对海平面快速上升[2]；2）重复的暴露和水侵造成台地死亡[3]；3）环境恶化（如水质恶化，水温、营养、盐度和水能量的降低和升高[6,7,66]；4）过陡峭作用和台地边缘自我侵蚀[6,9]和5）进积硅质碎屑掩盖碳酸盐岩台地[2]。根据现有的生物-年代地层格架（表1），在鄂尔多斯盆地南缘桃曲坡一带，发生于晚奥陶世桑比期中期的这次淹没事件，其时限非常短暂。也就是说，该地区这次淹没事件主要表现为相对海平面的快速上升所致的台地边缘礁相向深水陆棚相的快速转换，其具体原因和机制可能主要包括如下两个方面。

5.1 区域构造运动

本文研究的桃曲坡剖面位于鄂尔多斯南缘中段。在中、晚奥陶世整个鄂尔多斯地区海水大规模退出的背景下[15,17,19,21,23,25～28]，鄂尔多斯南缘铜川-赵老峪一带仍发生大规模相对海平面上升，造成台地淹没，其原因应该主要与区域构造运动有关。

由桃曲坡剖面所显示纵向地质现象的观察分析可知，共发生过两次沉积环境剧烈动荡的情况（图4～6）。第一次以泾河组上部砾屑层为标志，发育被包壳的生屑亮晶灰岩、内碎屑亮晶砂屑灰岩和含生屑砾屑灰岩，大量内碎屑和生屑的快速集中堆积及发育的滑塌构造，直接体现了构造运动时动荡的水体环境。第二次水体动荡是导致台地发生淹没的关键一次，发生于泾河组与金粟山组交界，即淹没界面处。在沉积微相上表现为含生屑亮晶灰岩-被包壳的生屑亮晶灰岩-内碎屑亮晶砂屑灰岩浅水相组合向上突变为深水含生屑泥晶灰岩，指示台地就此进入淹没阶段。在台地发生淹没的短时间内，水体环境仍不稳定，由淹没界面上的金粟山组层（图5，1a）薄层瘤状灰岩及中层灰岩顶部发育的泥晶脉可知，随后台地彻底进入稳定的深水陆棚相沉积。

横向上，在鄂尔多斯盆地南缘岐山、扶风、铜川、耀县、礼泉、乾县等地，普遍出露奥陶系地层[22,29,31,34,37,38,40,41]。中奥陶世时，岐山、蒲城尧山、富平金粟山、赵老峪及本剖面的泾河组均为厚层灰岩、白云岩的浅海潮间-潮上带沉积，有生物礁发育于铜川、耀县、富平一带，南缘整体为镶边碳酸盐台地环境。至晚奥陶世，南缘南侧向秦岭海槽方向的蒲城尧山、富平金粟山、赵老峪一带转变为深水斜坡-盆地相沉积，并发育大量滑塌堆积及火山物质沉积；而北侧铜川、耀县一带为半深水沉积，其两者共同组成了远端变陡的缓坡沉积环境。具体可以富平梅家坪阎家山剖面[29]为例，在中奥陶世，与耀县桃曲坡剖面同发育泾河组浅海灰岩沉积，主要岩性为灰色薄层灰岩夹泥质薄层，灰岩中有垂直层面的潜穴虫孔。至晚奥陶世桑比期中期，受阶梯状断裂强烈活动的影响，在桃曲坡一带台地下沉发育深水陆棚相沉积，而阎家山仍为薄层灰岩夹泥质薄层的潮间带沉积，两者之间形成了明显的相带阶梯（图7）。而在中晚奥陶世之交的岐山-陇县-平凉一带，代表台地相的峰峰组及三道沟组等浅水台地相沉积，其上则被平凉组含笔石黑色页岩等深水相沉积逐渐覆盖，充分显示了向上其水体大幅度加深的过程[29,37]。更大一些范围来看，类似的垂向变化还可见于鄂尔多斯西南-西缘的同期许多地方[22,29,30,31,63]。这些均表明鄂尔多斯南缘-西南缘在中晚奥陶世之交确实发生过强烈的构造运动。

蔡忠贤等[43]、钱峰和艾永峰[23]通过对鄂尔多斯南缘中晚奥陶世弧后盆地时期的沉积概貌和沉积模式分析认为，鄂尔多斯南缘具有“北高南低”的构造格架，并在南倾斜坡上发育南跌断阶，具有台地边缘坳陷性质。需要指出的是，与前述桃曲坡剖面二次沉积环境的动荡相伴生，前人[29,64]及笔者还在该剖面及附近其他地点发现有多层代表中酸性火山喷发的沉凝灰岩及斑脱岩，这也间接表明在此期间该地区附近曾经发生过规模较大的构造运动。

前已述及，根据邻近的秦岭造山带研究现已明确，至奥陶纪中晚期，扬子板块通过南秦岭地块等向华北板块逐渐靠拢并发生俯冲，从而导致了北秦岭洋盆的逐渐闭合，并最终形成了商丹缝合带[52～59]。与此相对应，鄂尔多斯主体及华北地区主体逐渐抬升为陆，而以商丹缝合带为界的华北古板块南缘转换为沟、弧、盆体系的主动大陆边缘[18,21,23,26,42,53,57-59]。

由上述可知，桃曲坡剖面所在的鄂尔多斯南缘奥陶纪碳酸盐台地发生淹没的区域构造背景应与秦岭造山带构造演化密切相关。在上述俯冲作用影响下，鄂尔多斯南缘（及整个华北南缘）于中奥陶世初期由被动大陆边缘转为主动大陆边缘[18,21,23,57～59]。受其影响而产生的弧后扩张盆地的控制，鄂尔多斯南缘碳酸盐台地向盆地（秦岭海槽）一侧发生了阶梯状断裂，导致其局部基底迅速下降及海平面迅速上升，最终引发了台地淹没事件的发生。

图9 桃曲坡剖面及鄂尔多斯南缘与全球奥陶纪海平面对比图Fig.9 Correlation of Ordovician sea-level changes between the Taoqupo section,the Southern Ordos,and that of the world

5.2 全球海平面变化

除区域构造因素外，全球海平面升降通常也是导致台地淹没的因素之一。桃曲坡剖面中的台地淹没事件发生于桑比期的中期，这与鄂尔多斯盆地南缘各处海平面变化趋势大致相似[29,38]，均在晚奥陶世早期发生了海平面大幅度上升。贾振远等[38]认为鄂尔多斯南缘海平面大幅度上升与Fortey[67]的奥陶纪海平面变化相似。在Fortey[67]、Ross and Ross[68]和Haq and Schutter[69]（图9）识别出的全球海平面变化中，晚奥陶世早期确实发生过海平面上升事件，但其上升幅度小于导致当前鄂尔多斯台地南缘淹没的相对海平面上升幅度。此外，在鄂尔多斯南缘各处海平面上升幅度也各不相同[29]，南缘西段陇县、岐山一带上升幅度较大，而东段铜川-赵老峪一带上升幅度相对较小，这也从另一方面说明，此间鄂尔多斯南缘海平面上升事件主要还是受到了上述区域构造运动的影响。

综上所述，桃曲坡剖面所见的碳酸盐台地发生淹没的主要原因，很可能是鄂尔多斯南缘受北秦岭洋削减俯冲作用影响，台地向盆地一侧发生阶梯状断裂所导致的基底快速沉降；同时，我们的分析及相关研究也表明，这次淹没事件也部分叠加了全球海平面上升因素。

6 结论

(1)陕西铜川桃曲坡奥陶系剖面主要发育10种微相类型，分别是球粒亮晶灰岩、被包壳的生屑亮晶灰岩、内碎屑亮晶砂屑灰岩、密集的生屑泥晶灰岩、含生屑砾屑灰岩、稀少的生屑泥晶灰岩、含生屑泥晶灰岩、含生屑球粒泥晶灰岩、骨针泥灰岩、泥晶灰岩；

(2)淹没事件发生于晚奥陶世桑比期中期，淹没界面位于泾河组和金粟山组交界处，以台地边缘礁相突然加深至陆棚边缘相为特征。作为这一事件的沉积响应，其微相组合由含生屑亮晶灰岩-球粒亮晶灰岩-被包壳的生屑亮晶灰岩-内碎屑亮晶砂屑灰岩浅水相组合，向上突变为深水泥晶灰岩-含生屑泥晶灰岩；

(3)鄂尔多斯南缘碳酸盐台地发生淹没，主要是因为受扬子板块通过南秦岭微板块向华北板块俯冲消减作用的影响所致；而同时期的全球海平面上升对该事件可能也叠加了一定的影响。位于台地南缘的桃曲坡剖面，其碳酸盐微相记录完好地展现了这一重要的淹没过程。

致谢：评审专家及编辑部对文章初稿所提出的一系列中肯的意见和建议，极大提高了文章的质量，在此表示衷心感谢！同时感谢陈传威、范文博在野外和室内工作中的大力帮助。

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