鄂爾多斯盆地西緣上奧陶統(tǒng)拉什仲組包卷層理成因機制探討*

李向東 陳洪達 陳海燕 魏澤昳

1昆明理工大學(xué)國土資源工程學(xué)院，云南 昆明 650093

2自然資源部深地動力學(xué)重點實驗室，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

3中海石油（中國）有限公司海南分公司，海南 ?？?570312

包卷層理屬于變形層理，是軟沉積物變形構(gòu)造的一種重要類型（鐘建華等，2019），一般是指在一個巖層內(nèi)所發(fā)生的紋層盤回和扭曲現(xiàn)象，常被限于一個巖層內(nèi)連續(xù)分布，并可以顯示為小型開闊向形和緊閉背形及相關(guān)的復(fù)雜現(xiàn)象（馮增昭，1994；Gladstone et al.，2018）。包卷層理在20世紀初出現(xiàn)零星的描述，20世紀50年代在濁積巖中形成了一個研究高潮，于1953年基于野外露頭的充分描述而正式命名，并于1985年對相關(guān)特征進行了補充（Gladstone et al.，2018）。與軟沉積物變形構(gòu)造類似，包卷層理的成因也可大致從觸發(fā)因素、驅(qū)動力和變形機制等3個方面展開研究（Oliveira et al.，2009；Owen et al.，2011；Rana et al.，2016；陳 吉濤，2020）。

觸發(fā)因素基本可分為地震和非地震兩大類（Moretti and Sabato，2007；杜遠生和余文超，2017；馮增昭等，2017），后者主要包括冰川作用、流體作用、沉積物快速堆積以及海平面變化等（Oliveira et al.，2009；Tinterri et al.，2016；杜遠生和余 文 超，2017；Liu et al.，2017；Al-Mufti and Arnott，2020；Nie et al.，2020）。驅(qū)動力除如地震和構(gòu)造應(yīng)力等（李勇等，2012；Korneva et al.，2016；Alsop et al.，2019）內(nèi)地質(zhì)作用力外，外地質(zhì)作用力也顯得較為重要，主要包括不平衡負載及密度倒置形成的重力不穩(wěn)定、重力滑塌作用和沉積物頂層流體剪切作用等（Owen et al.，2011；李勇等，2012；Ortner and Kilian，2016；陳 吉 濤，2020）。變形機制可大致分為彈性變形（脆性斷裂）、顆粒間剪切作用和粘塑性變形（韌性彎曲）等3類（Owen et al.，2011；李勇等，2012；陳吉濤，2020），一般需要持續(xù)增加的作用力（重力、周期性應(yīng)力和脈沖應(yīng)力）和沉積物強度的瞬時減?。≧ana et al.，2016），對于粘結(jié)性不強的砂和粉砂沉積物來說，液化和流化是引起沉積物強度瞬時降低的主要因素（Owen et al.，2011；Rana et al.，2016）。

雖然已有內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用形成包卷層理方面的研究（Tinterri et al.，2016），但是其研究還非常薄弱，相應(yīng)的包卷層理還不能像深水沉積環(huán)境中的雙向交錯層理那樣作為內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的鑒別標(biāo)志。因此，在鄂爾多斯盆地西緣北部內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)上奧陶統(tǒng)拉什仲組內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究的基礎(chǔ)上，對該組深水沉積中發(fā)育的包卷層理進行了詳細的野外觀察并進行成因分析，結(jié)果顯示可能與內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用密切相關(guān)，這對于豐富包卷層理形成機制和完善地層記錄中內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積鑒別標(biāo)志均具有重要意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

在鄂爾多斯盆地一級地質(zhì)構(gòu)造單元區(qū)劃中，研究區(qū)位于西緣沖斷帶北部，東臨天環(huán)坳陷，北接伊盟隆起（圖1-a），地層出露良好。在大地構(gòu)造區(qū)劃上位于柴達木—華北板塊內(nèi)部，屬于華北克拉通西部鄂爾多斯地塊的一部分（劉訓(xùn)和游國慶，2015；Sun and Dong，2020），總體上呈南北向帶狀展布，北西方向與阿拉善地塊以斷裂相接。在早古生代，研究區(qū)位于原特提斯洋北緣，其中阿拉善、敦煌、塔里木、柴達木地塊可能與華北陸塊拼接為一個帶狀微陸塊群，然后于中、晚奧陶世總體上向南俯沖（李三忠等，2016），但是在阿拉善地塊和祁連地塊之間，屬于原特提斯洋范疇的古祁連洋則存在分別向南和向北的俯沖，在祁連地塊北緣形成陸緣弧，在靠近阿拉善地塊的一側(cè)則形成完整溝—弧—盆體系（張建新等，2015）。此外，古地磁資料顯示早奧陶世和中奧陶世，華北地塊仍位于赤道以南亞熱帶地區(qū)，其中賀蘭山地區(qū)石灰?guī)r樣品古地磁資料顯示的古緯度為南緯19°～12°（黃寶春和朱日祥，1996），從奧陶紀至晚二疊世近20 Ma時間內(nèi)，華北地塊則漂過赤道，漂移量達30°（約3300 km，16.5 mm/a），同時伴隨17°左右的順時針旋轉(zhuǎn)，至晚二疊世仍處于赤道以北熱帶地區(qū)（Zhao et al.，1992）。

圖1 鄂爾多斯盆地西緣晚奧陶世古地理圖（a，據(jù)吳東旭等，2018）和桌子山地區(qū)深水沉積綜合巖性柱狀圖（b）Fig.1 Palaeogeography of the Late Ordovician，western Ordos Basin（fig.a，after Wu et al.，2018）and synthetical lithological histogram of deep-water deposits in Zhuozishan area（b）

鄂爾多斯盆地西緣中、晚奧陶世基本上處于弧后海洋環(huán)境（張建新等，2015），發(fā)育各種深水重力流沉積（高振中等，1995），并伴生有深水牽引流沉積（He et al.，2011；Wang et al.，2021）。在古地理上，晚奧陶世桑比期基本繼承了中奧陶世達瑞威爾期的古地理格局，只是隨著阿拉善地塊和華北地塊之間的拼接（張進等，2012），至拉什仲組沉積時水深較烏拉力克組略淺，公烏素組沉積時則發(fā)生了較明顯的海退，奧陶紀末期則受到赫南特冰期的影響。該時期北部仍然為阿拉善古陸和伊盟古陸；東部鄂爾多斯盆地主體則變?yōu)閯兾g區(qū)，發(fā)育斜坡至盆地相，斜坡呈向西南開口的環(huán)帶狀分布，正常沉積為泥晶石灰?guī)r和泥質(zhì)石灰?guī)r等（吳東旭等，2018）；中部為深水盆地，沉積細粒的陸源碎屑巖，以粉砂巖和黏土巖為主，兼有細砂巖（圖1-a）。據(jù)近年來相關(guān)研究，鄂爾多斯盆地西緣中、晚奧陶世可能不存在統(tǒng)一的弧后盆地，在現(xiàn)今銀川和吳忠一帶有可能存在次級古陸（郭彥如等，2012），將弧后盆地分割為2個或多個小型盆地，并發(fā)育有小型盆地中常見的濁流反射現(xiàn)象和阻塞濁流沉積（李向東和陳海燕，2020a）以及等深流在西南緣平?jīng)龅貐^(qū)（北西向）和西北緣桌子山地區(qū)（南東向）流動方向相反的現(xiàn)象（李華等，2016；李向東和陳海燕，2020b）。

桌子山地區(qū)中、晚奧陶世深水沉積包括克里摩里組、烏拉力克組、拉什仲組和公烏素組（圖1-b）?？死锬锝M底界與桌子山組（馬家溝組）淺灰色厚層石灰?guī)r以斷層接觸，主要巖性為深灰色薄層石灰?guī)r和灰黑色黏土巖，從下到上依次由石灰?guī)r和黏土巖的夾層到互層再到黏土巖，灰黑色黏土巖中發(fā)育筆石和條紋條帶構(gòu)造，為深水斜坡沉積。烏拉力克組底界與克里摩里組呈整合接觸，下部為深灰色礫屑石灰?guī)r，屬于深水塊體搬運沉積（Li et al.，2022），上部為灰黑色碳質(zhì)黏土巖，發(fā)育筆石、水平層理和細條紋構(gòu)造，可能為深水盆地沉積。拉什仲組底界與烏拉力克組可能為整合接觸（晉慧娟等，2004），主要由灰綠色中—厚層砂巖、粉砂巖夾薄層黏土巖構(gòu)成，下部和上部分別發(fā)育有少量礫巖和生物碎屑石灰?guī)r，為深水斜坡至盆地沉積（肖彬等，2014；李華等，2018）。公烏素組底界與拉什仲組呈整合接觸（傅力浦等，1993），下部以深灰色薄層瘤狀石灰?guī)r夾灰綠色黏土巖為主，上部以灰綠色薄層砂巖、粉砂巖夾黏土巖為主，和上覆蛇山組下部黃綠色含砂鈣質(zhì)黏土巖夾生物碎屑石灰?guī)r呈整合接觸，該組等深流沉積發(fā)育，為深水斜坡沉積（李日輝，1994）。

2 沉積特征

拉什仲組為桌子山地區(qū)中、上奧陶統(tǒng)唯一的深水陸源碎屑濁流沉積，巖性為砂巖、粉砂巖和黏土巖。在區(qū)域上，向南略偏東的余探1井變?yōu)楸幽噘|(zhì)石灰?guī)r夾泥巖，厚度約80 m，巖性與鄂爾多斯盆地西南緣平?jīng)鼋M有類似之處，余探1井向北至鄂19井（圖1-a）缺失拉什仲組，但鄂19井位于背斜頂部，不能排除構(gòu)造剝蝕因素（肖暉等，2017）。向南略偏西的羅山地區(qū)為灰綠色中—厚層細砂巖夾灰綠色粉砂巖和黏土巖，并伴生有礫屑石灰?guī)r，含有豐富的筆石，厚度可達1700多米。至甘肅環(huán)縣地區(qū)，開始出現(xiàn)火山物質(zhì)，且向南明顯增多：北部石板溝為灰綠色中—厚層細砂巖、粉砂巖、黏土巖夾深灰色薄層礫屑石灰?guī)r、石灰?guī)r及少量凝灰?guī)r，生物化石除筆石、牙形石外，多層出現(xiàn)放射蟲，厚度一般為200多米；南部賀家川（行政區(qū)劃屬甘肅省環(huán)縣）為灰黃色、黃綠色、灰綠色及紫紅色凝灰質(zhì)細砂巖、粉砂巖和黏土巖，厚度一般為500 m左右。

拉什仲組在內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)以深水濁流沉積為主（晉慧娟等，2004；肖彬等，2014；李華等，2018；李向東和陳海燕，2020a），總體上可分為水下水道型和非水道型2種沉積亞類（李華等，2018；李向東和陳海燕，2020a），從下到上依據(jù)巖性變化均可分為3段（傅力浦等，1993；肖彬等，2014）。水道型沉積以拉什仲北山剖面為代表，厚度約170 m，研究程度較高。第1段主要為灰綠色中至厚層及塊狀砂巖夾灰黑色薄層粉砂巖和黏土巖，具有明顯的單層砂巖向上變薄變細的沉積序列（圖2-A），已解釋為濁流近源水道沉積（肖彬等，2014；李華等，2018）。第2段為灰綠色黏土巖夾薄—中層細砂巖、粉砂巖，顯示出盆地邊緣至盆地濁流非水道沉積特征（肖彬等，2014；李向東和陳海燕，2020b）。第3段主要由灰綠色中—薄層黏土質(zhì)細砂巖、粉砂巖夾薄層—極薄層黏土巖構(gòu)成，具有規(guī)模較小的單層砂巖向上變薄變細的沉積序列（圖2-B），已解釋為濁流遠源水道沉積（肖彬等，2014；李向東和陳海燕，2020b）。

非水道型沉積主要發(fā)育在石峽谷（哈圖克溝）和煉化廠（青年農(nóng)場）附近，剖面總厚度一般不超過70 m，比起總厚度約為170 m的水道型沉積要小得多（傅力浦等，1993；李向東和陳海燕，2020b）。第1段為灰綠色含鈣黏土巖夾灰綠色（風(fēng)化成灰黃色）中—薄層鈣質(zhì)細砂巖、粉砂巖組成，細砂巖及粉砂巖層橫向延伸較穩(wěn)定，向上單層厚度變厚、粒度變粗，且各種沉積構(gòu)造發(fā)育，包括包卷層理（圖2-C），顯示出低密度濁流朵葉沉積特征（Marchès et al.，2010），底部以灰綠色含鈣黏土巖與下伏烏拉力克組的灰黑色黏土巖呈整合接觸。第2段主要由灰綠色含鈣黏土巖夾灰綠色鈣質(zhì)粉砂巖組成，在垂向上往往構(gòu)成由薄變厚再變薄序列（圖2-D），自下而上，粉砂巖層之間的距離增大，即單層黏土巖變厚，該段上部鈣質(zhì)增加，出現(xiàn)少量粉砂質(zhì)石灰?guī)r。第3段主要由灰綠色含鈣黏土巖構(gòu)成，底部以一套粉砂巖單層向上變薄變細的小型水道充填序列與第2段分界（石峽谷剖面），其上巖性依據(jù)煉化廠附近的出露特征，主要為灰綠色含鈣黏土巖夾少量灰黑色薄層泥灰?guī)r，與北山剖面上部為同時異相沉積（傅力浦等，1993）。

圖2 鄂爾多斯盆地西緣桌子山地區(qū)上奧陶統(tǒng)拉什仲組沉積特征Fig.2 Sedimentary characteristics of the Upper Ordovician Lashenzhong Formation in Zhuozishan area located at western margin of Ordos Basin

桌子山地區(qū)拉什仲組濁積砂巖中碎屑鋯石UPb年齡限定的鄂爾多斯盆地西緣大地構(gòu)造環(huán)境由被動大陸邊緣向前陸盆地轉(zhuǎn)換的時限大約是467 Ma（Sun and Dong，2020）。拉什仲組以其發(fā)育的筆石Climacograptus bicornis和第3段發(fā)育的筆石Aplexograptus gansuensis以及下伏烏拉力克組筆石Nemagraptus gracilis（傅力浦等，1993），可對應(yīng)于上奧陶統(tǒng)桑比階上部和凱迪階底部，在地史中正好對應(yīng)于一個高海平面時期（張元動等，2019）。牙形石所顯示的層位基本為桑比階下部（景秀春等，2020），要低于筆石所顯示的層位，這種現(xiàn)象在鄂爾多斯盆地西緣其他地區(qū)也存在，如南部羅山地區(qū)，筆石和牙形石所顯示的層位分別為廟坡階（桑比階）和牯牛潭階（達瑞威爾階），因此，尚須進一步研究。

拉什仲組沉積類型主要包括低密度濁流（含濁流反射現(xiàn)象）、等深流和內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積（晉慧娟等，2004；肖彬等，2014；李華等，2018；李向東等，2019；李向東和陳海燕，2020b），其中以濁流沉積為主，等深流和內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積雖然在全剖面中均有分布，但是分布并不均一，等深流總體上自下而上逐漸減弱，而內(nèi)波、內(nèi)潮汐則集中分布于第1段上部和第2段，第1段上部以內(nèi)潮汐沉積為主，第2段以短周期內(nèi)波沉積為主（李向東等，2019；李向東和陳海燕，2020b）。

3 沉積構(gòu)造

包卷層理是一種很常見的變形層理，但也是一種定義不明、名稱混亂的層理（鐘建華等，2019）。除了最初定義的層內(nèi)連續(xù)褶皺形態(tài)外（Tinterri et al.，2016；Gladstone et al.，2018；Al-Mufti and Arnott，2020），也有學(xué)者將“層內(nèi)扭曲”和可中斷但保留扭曲紋層的“假結(jié)核”（負載包卷）也歸為包卷層理（Lomas，1999；Al-Mufti and Arnott，2020）。在拉什仲組發(fā)育一種紋層回旋卷曲狀的變形層理，形態(tài)比一般的層內(nèi)扭曲變形要規(guī)則，筆者暫將這類層理也歸為包卷層理，稱為回旋狀包卷層理。因此，拉什仲組包卷層理可大致分為傾向型規(guī)則包卷層理（圖3）和回旋狀包卷層理（圖4）2類，在層位上集中于第1段上部和第2段，與內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積集中分布層位一致。主要發(fā)育在非水道沉積環(huán)境中，在水道沉積環(huán)境中，第1段近源水道中不發(fā)育，第3段遠源水道中有少量發(fā)育，且規(guī)模（變形幅度）較非水道環(huán)境中要小些。此外，還發(fā)育有其他伴生沉積構(gòu)造（圖5）。

圖5 鄂爾多斯盆地西緣石峽谷剖面上奧陶統(tǒng)拉什仲組第1段水道和非水道沉積中的相關(guān)沉積構(gòu)造及其組合Fig.5 Related sedimentary structures of channel and non-channel deposits in the first member of Upper Ordovician Lashenzhong Formation in Zhuozishan area located at western margin of Ordos Basin

3.1 傾向型規(guī)則包卷層理

傾向型規(guī)則包卷層理（圖3-A至3-F）主要發(fā)育在石峽谷剖面第1段最上部一組砂巖（或粉砂巖）單層厚度向上變厚、粒度向上變粗序列的頂部（圖2-C中綠色三角形所指）。寄主巖性為灰綠色中層鈣質(zhì)細砂巖，橫向上厚度變化小、延伸穩(wěn)定，但是整個巖層內(nèi)部卻并不均一，具有較明顯的正粒序，且向上黏土含量增加。該巖層之下的薄—中層鈣質(zhì)細砂巖、粉砂巖中普遍發(fā)育浪成波紋層理。此外，第3段遠源水道沉積中也發(fā)育有較小規(guī)模的傾向型規(guī)則包卷層理（圖3-G，3-H）。該類型包卷層理一般具有緊閉的背形和開闊的向形，兩者相間出現(xiàn)（圖3-A至3-C）。背形的幅度和緊閉程度均有所差別，一般情況下，幅度較小的緊閉程度也較差，如圖3-A中的TA3、圖3-B中的TA2和圖3-C中的TA1；有的保留了波狀層理的形態(tài)，但內(nèi)部紋層結(jié)構(gòu)完全不同，如圖3-A中TA3的紅色粗實線所示；有的具有波狀層理特征，介于波狀層理和包卷層理之間，如圖3-B中的TA2。

典型的緊閉背形一般具有明顯的不對稱形態(tài)，背形傾斜方向與濁流流動方向一致，為SSW向（圖3-A至3-C中紅色箭頭）。一般發(fā)育有較密集且形態(tài)一致的紋層，紋層之下多發(fā)育有較均一的砂核（圖3-A，3-B），砂核一般不具備圓形特征，多為條形，含尾跡，有的尾跡與背形的紋層相接（圖3-A中的SN1），尾跡拖曳方向一般與背形的傾斜方向相反（圖3-A中的SN2），但也有與背形傾斜方向相同的（圖3-B中SN3）。典型的開闊向形的開闊程度與相鄰背形的緊閉程度有關(guān)，一般情況下，背形越緊閉，向形越開闊（圖3-A至3-C）。向形底部一般也有密集的規(guī)則紋層，形態(tài)和向形的形態(tài)一致，與背形紋層呈連續(xù)過渡（圖3-A至3-C）。向形內(nèi)部紋層顯得紊亂（不規(guī)則），其中較規(guī)則的往往表現(xiàn)為回旋狀紋層（圖3-A至3-C中的TL），內(nèi)部一般不發(fā)育砂核，但也發(fā)現(xiàn)少數(shù)砂核漂浮于開闊向形之中，且周邊發(fā)育回旋狀紋層（圖3-C中SN）。

圖3 鄂爾多斯盆地西緣拉什仲組灰綠色中層鈣質(zhì)細砂巖中的傾向型規(guī)則包卷層理及其形成過程Fig.3 Vergent regular convolute laminations and related sedimentary process in grayish green medium-bedded fine-grained calcareous sandstone of the Upper Ordovician Lashenzhong Formation in Zhuozishan area located at western margin of Ordos Basin

具有過渡特征的背形，如圖3-A中的TA3和圖3-B中的TA2，其背形頂部相對圓滑，略呈不對稱，但傾斜方向與典型的背形相反，即沿區(qū)域斜坡向上傾斜。具有過渡性質(zhì)的背形，其相鄰的向形也較圓滑，同樣具有過渡性，其內(nèi)部也可發(fā)育回旋狀紋層（圖3-A中的FS3）或背形與波狀紋層過渡（圖3-B中的TA2）。不同的背形可以在垂向上疊置（圖3-A中的TA1和TA2），可分散分布（圖3-A中的TA2和TA3），也可包含在較大的背形和向形的組合之中（圖3-B中的TA2）；在橫向上可以和向形連續(xù)相間分布，沿區(qū)域斜坡方向（水平紅色箭頭，SSW方向）背形傾斜程度增加（圖3-B）或幅度和傾斜程度同時增加（圖3-C）。

具有緊閉背形和開闊向形雛形的包卷層理（圖3-D，3-E）與典型的緊閉背形和開闊向形包卷層理發(fā)育在同一層鈣質(zhì)細砂巖中。在圖3-D中，下部由2個小型似丘狀交錯層理組成（SHCS1和SHCS2）；上部由回旋狀紋層組成（TL1-TL5）。在回旋狀紋層中，TL5具有明顯的傾向性，內(nèi)部可能存在正在形成的砂核，顯示出緊閉背形的雛形（粗紅色虛線），如兩側(cè)相對擠壓（藍色箭頭）則有可能形成緊閉背形（TA）；與此同時，TL3可能會向右方和下方發(fā)展，與TL1一起構(gòu)成開闊向形的底部紋層，最終在左側(cè)形成開闊向形（FS1）；右側(cè)的TL4已具有開闊向形底部紋層的雛形，則可能會進一步發(fā)展成開闊向形（FS2）。此外，TL2位于巖層頂部，具有浪成波紋層理中的束狀體特征。在圖3-E中，底部為模糊的斷續(xù)平行層理（PL）和浪成波狀層理（UL），后者向右側(cè)發(fā)生形變，略具有低幅度平臥緊閉背形特征（TA2，下部的紅色粗虛線），背形紋層內(nèi)部有較為均一的部分，類似砂核（下部綠粗線所圈部分）。上部紋層總體上具有回旋特征（TL1），已具有開闊向形的形態(tài)（FS，上部的紅色粗虛線），但底部紋層具有砂核（上部綠粗線）和平臥背形（TA1）的特征。如果上部的開闊向形（FS）向下及兩側(cè)繼續(xù)擴展發(fā)育（藍色箭頭所示），其下的背形（TA1和TA2）則有可能繼續(xù)向平臥方向變形，最終導(dǎo)致背形及其內(nèi)部的砂核消亡，形成規(guī)則而密集的開闊向形紋層。

圖3-F則有可能顯示了傾向型規(guī)則包卷層理發(fā)育的伴生構(gòu)造和沉積構(gòu)造序列。藍色粗實線左側(cè)呈倒錐形的部分，平面上為同心圓狀模糊的回旋紋層（TL），中心則無紋層，呈均勻狀，側(cè)面紋層在垂向上錯斷和彎曲，可能為泄水構(gòu)造（WE）。藍色粗實線右側(cè)，從下到上依次為包卷層理、平行層理（PL）、浪成波紋層理中的束狀體（OS）和不對稱小型三維波痕（AS3D）。最底部的包卷層理呈模糊的低幅度背形，變形程度較大，傾向性明顯（SSW向），向右變?yōu)榍€型紋層；其上的包卷層理具有波狀層理特征，變形不顯著，略向右（SSW向）傾斜，頂部（波峰）較圓滑，但有向緊閉發(fā)展的趨勢（TA），其下具有砂核的雛形（SN），而波谷則有向?qū)捑彴l(fā)展的趨勢。包卷層理之上平行層理的底部紋層略有變形，上部紋層則受到水流侵蝕，其上束狀體特征明顯，尖端向右側(cè)（SSW向）收斂，與區(qū)域斜坡方向一致。最上面的不對稱小型三維波痕，正面的紋層具有向右遷移和充填的特征；上部紋層具有波峰厚度變薄，波谷厚度變厚的復(fù)合流波痕特征；側(cè)面紋層則具有束狀體特征，且向里（SEE向）收斂。

泄水構(gòu)造是拉什仲組包卷層理最常見的伴生沉積構(gòu)造之一。除圖3-E和3-F之外，在北山剖面第3段遠源水道沉積的粉砂巖中，由于粒度細、低砂泥比和泥質(zhì)含量較高，包卷層理和泄水構(gòu)造均有發(fā)育，且經(jīng)常伴生出現(xiàn)（圖3-G，3-H）。與石峽谷剖面第1段不同的是，其寄主巖性為黃綠色厚層黏土質(zhì)細砂巖和粉砂巖，一般由鮑馬序列Tbcde組成，缺少底部的粒序?qū)覶a段，包卷層理和泄水構(gòu)造發(fā)育于鮑馬序列Tc和Td段，并不貫穿整個巖層（圖3-G）。圖3-H中泄水構(gòu)造（WE1）位于鮑馬序列Tc段，其內(nèi)部發(fā)育明顯的回旋狀紋層（TL），兩側(cè)邊界外圍的平行紋層也發(fā)生了明顯的向上翻卷現(xiàn)象。巖層頂部小范圍內(nèi)（紅色粗實線以上部分）包卷層理呈現(xiàn)為明顯的波狀形態(tài)，發(fā)育有小型對稱背形（TA），并顯示出緊閉背形和開闊向形的雛形，部分背形可被小型泄水構(gòu)造中斷（WE2）。

3.2 回旋狀包卷層理

石峽谷剖面拉什仲組第2段非水道沉積以黏土巖為主，在這些黏土巖中不均一地分布有灰綠色鈣質(zhì)粉砂巖和粉砂質(zhì)石灰?guī)r夾層（圖2-D），夾層以薄層為主，少數(shù)可達中層，單層厚度一般不超過30 cm，主要由鮑馬序列Tbcde或Tcde組成，普遍缺少底部Ta段粒序?qū)樱▓D4）。由于沉積時濁流和內(nèi)波、內(nèi)潮汐的相互作用及未固結(jié)的沉積物受到擾動，鮑馬序列各段沉積構(gòu)造界線和相應(yīng)的水動力條件略有差別。在圖4中，紅色粗實線與鮑馬序列形成時各段濁流自身的水動力條件吻合，作為鮑馬序列各段的界線；黃色粗實線代表了濁流或軟沉積物受到擾動時產(chǎn)生的沉積構(gòu)造界線。例如，在圖4-A中，Tc段中黃色粗實線以下部分為模糊而斷續(xù)的平行層理，可能代表了濁流水動力已降低到了形成沙紋層理的階段，但是由于內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用而使流體中懸浮物濃度增加，高的懸浮物濃度抑制了沙紋層理的形成（Sumner et al.，2008）；Td段中黃色粗實線以下部分為微波狀層理和準(zhǔn)平行層理，可能代表了濁流水動力已降低到了形成上平行層理的階段，即濁流本身已無法使底床上的較粗顆粒發(fā)生移動（Walker，1967），但是由于短周期內(nèi)波的疊加形成了復(fù)合流沉積構(gòu)造（Arnott，1993）。此外，在圖4-B和圖4-D中黃色粗實線以下部分的上平行層理均發(fā)生了變形，形成了回旋狀紋層。

石峽谷剖面第2段鈣質(zhì)粉砂巖和粉砂質(zhì)石灰?guī)r夾層中發(fā)育的包卷層理，多表現(xiàn)為回旋狀紋層（圖4中的TL），且具有不同的卷曲方向，如圖4-A和4-B中的TL1和TL2。在圖4-A中，包卷層理發(fā)育在鮑馬序列Tc段，伴生構(gòu)造為雙向交錯層理（BL1和BL2），其中SE方向（向右）的紋層相對發(fā)育，傾角較陡，在長度和形態(tài)上變化較大，NW方向（向左）紋層相對不發(fā)育，傾角較緩，但是紋層長度普遍較長。在具有相反包卷方向的回旋狀紋層中，TL2與雙向交錯層理BL1的SE向紋層為連續(xù)過渡，TL1底界則處于BL1的NW向紋層的延長線上，其形成可能和雙向交錯層理BL1有關(guān)，TL1和TL2呈相對分散狀分布。在圖4-B中，包卷層理發(fā)育在鮑馬序列Td段，TL1和TL2紋層連續(xù)過渡，為成對分布；其下的Tc段由板狀單向交錯層理構(gòu)成。

在包卷層理部分發(fā)育的巖層中較好地保存了鮑馬序列Tc段中的沉積構(gòu)造組合（圖4-C，4-D）：下部為復(fù)合流沉積構(gòu)造；上部為浪成波紋層理。復(fù)合流沉積構(gòu)造在圖4-C中表現(xiàn)為小型似丘狀交錯層理（SHCS）和較薄的準(zhǔn)平行層理；在圖4-D中表現(xiàn)為復(fù)合流層理（CF）和較厚的準(zhǔn)平行層理（QP）。其中準(zhǔn)平行層理是指介于波狀層理與水平層理之間，紋層顯示出模糊但可辨的波狀起伏（Arnott，1993），為復(fù)合流沉積的鑒別標(biāo)志之一。浪成波紋層理在圖4-C中主要表現(xiàn)為波狀層理（UL）和“人”字形交錯層理（CH），此外，還發(fā)育有雙向（羽狀）交錯層理（BL）；在圖4-D中主要表現(xiàn)為束狀體（OF）。回旋狀包卷層理主要發(fā)育在上部的浪成波紋層理中，頂部可被其上部的紋層或界面削切：可與波狀層理、“人”字形交錯層理呈現(xiàn)出連續(xù)過渡（圖4-C）；也可部分地保留束狀體特征（圖4-D）；少數(shù)則發(fā)育在準(zhǔn)平行層理和鮑馬序列Td段的上平行層理中（圖4-D中TL6）。

在回旋狀包卷層理中泄水構(gòu)造更為普遍，常與回旋狀紋層和浪成波紋層理伴生（圖4-D至4-F）。依據(jù)泄水構(gòu)造是否貫穿巖層以及貫穿的方式可分為貫穿巖層型（圖4-D中的WE2，圖4-F中的WE2和WE3）、上部未貫穿型（圖4-D中的WE1）、下部未貫穿型（圖4-E）和剛開始發(fā)育的雛形（圖4-F中WE1）?；匦隣罴y層主要發(fā)育在泄水構(gòu)造兩側(cè)，在泄水構(gòu)造內(nèi)部則殘留了各種紋層：如圖4-E中向上翻卷的紋層（WE1）、平行紋層團塊（WE2）、小型回旋狀紋層（TL4）和小型緊閉背形雛形（TA）。在圖4-F中，2個泄水構(gòu)造將巖層從右向左分為3個部分。右側(cè)顯示出該巖層由鮑馬序列Tbcd構(gòu)成。中間部分則在Tb和Td之間保留了較完整的浪成波紋層理組合：下部束狀體1、2和4的收斂方向指向左側(cè)，其中束狀體4具有上凸的紋層，束狀體3收斂方向指向右側(cè)；中部由波狀層理及單向交錯層理構(gòu)成，上、下界面均具有削切現(xiàn)象；上部為小型似丘狀交錯層理。左側(cè)下部為平行層理，上部為回旋狀紋層，回旋狀紋層之中發(fā)育有紋層部分錯斷的泄水構(gòu)造雛形（WE1）。

圖4 鄂爾多斯盆地西緣石峽谷剖面上奧陶統(tǒng)拉什仲組第2段回旋狀包卷層理及其伴生沉積構(gòu)造Fig.4 Cyclotron-like convolute laminations and associated sedimentary structures in the second member of Upper Ordovician Lashenzhong Formation in Zhuozishan area located at western margin of Ordos Basin

3.3 其他伴生沉積構(gòu)造

拉什仲組第1段在北山剖面為水下水道沉積，在砂巖底面廣泛發(fā)育有槽模和重荷模，并且在形態(tài)、大小和密集程度等方面存在差異（圖5-A，5-B）；在石峽谷剖面為水下非水道沉積，以深水原地沉積、等深流沉積和內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積為主（圖2-C）。等深流沉積中發(fā)育有較典型的雙向遞變沉積構(gòu)造組合，即由平行層—均勻?qū)印叫袑咏M成，其粒度具有自下而上的細—粗—細變化特征（圖5-C）。內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積發(fā)育有浪成波紋層理，類型主要有紋層上凹的振蕩流成因束狀體、紋層上凸的復(fù)合流成因束狀體和“人”字形交錯層理（圖5-D），束狀體收斂方向相同或相反，其中束狀體4略具有不均一結(jié)構(gòu)，即紋層形態(tài)由上凹經(jīng)平直變?yōu)樯贤?。另外，在發(fā)育傾向型規(guī)則包卷層理的巖層（圖2-C中綠色三角形所示）中也發(fā)育有較模糊的浪成波紋層理和雙向交錯層理。圖5-E下部由平行層理和略具有羽狀特征的雙向交錯層理構(gòu)成，上部由振蕩流成因束狀體構(gòu)成，存在相反的束狀體收斂或發(fā)散方向，但主要發(fā)散方向與區(qū)域斜坡方向相反。圖5-F頂部波狀紋層（UL）上、下則發(fā)育有紋層傾向相反的小型單向交錯層理（UNI），共同組成類似的雙向交錯層理。

4 解釋與討論

4.1 形成背景

拉什仲組沉積時華北陸塊位于低緯度地區(qū)（Zhao et al.，1992；黃寶春和朱日祥，1996），且處于桑比晚期和凱迪早期的高海平面時期（張元動等，2019）。而低緯度地區(qū)和高海平面時期均為大洋中內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積廣泛發(fā)育的極為有利的條件（Gao et al.，1998；李向東，2021）。在深水沉積環(huán)境中：雙向交錯層理一般可作為內(nèi)潮汐沉積的較為可靠 的 鑒 別 標(biāo) 志（Gao et al.，1998；He et al.，2011；李向東，2021）；浪成波紋層理和復(fù)合流層理一般解釋為短周期內(nèi)波沉積和短周期內(nèi)波參與的復(fù)合流沉積（李向東，2013；李向東等，2019），而這種短周期內(nèi)波則包括隨機內(nèi)波和內(nèi)孤立波2類（李向東，2021）。結(jié)合拉什仲組包卷層理在垂向上的分布與該組內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積集中分布層位一致以及與深水環(huán)境中浪成波紋層理、雙向交錯層理、復(fù)合流沉積構(gòu)造等伴生的現(xiàn)象，可以推測其形成形成可能與深水環(huán)境中內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用密切相關(guān)。主要依據(jù)如下：

1）空間分布的局限性。在區(qū)域上，拉什仲組巖性和厚度變化均較大，其他地區(qū)尚未見有包卷層理的報道。在桌子山地區(qū)，包卷層理主要發(fā)育在非水道沉積環(huán)境中（圖3-A至3-F，圖4），近源水道中不發(fā)育，遠源水道中僅有少量發(fā)育（圖3-G，3-H），其中傾向型規(guī)則包卷層理（圖3-A至3-F）僅在石峽谷剖面第1段的一層灰綠色中層鈣質(zhì)細砂巖（圖2-C）中發(fā)現(xiàn)。這種對沉積環(huán)境有選擇的分布，說明受沉積作用控制，此外變形層系間普遍具有削切面（圖4），同時伴生有泄水構(gòu)造，而無砂球、砂枕及液化角礫等強振動變形構(gòu)造，也說明了由地震觸發(fā)的可能性不大（李勇等，2012；杜遠生和余文超，2017；鐘建華等，2019；陳吉濤，2020）。

2）形態(tài)的不對稱性。拉什仲組沉積于桑比晚期和凱迪早期，正好對應(yīng)于一個高海平面時期（張元動等，2019），并無海平面的快速升降。而相對海平面變化可能導(dǎo)致水巖界面之下含水層超壓，從而觸發(fā)液化作用和破碎作用（陳吉濤，2020）。拉什仲組規(guī)則型包卷層理不但發(fā)育緊閉背形和開闊向形，而且背形具有明顯的不對稱性（圖3），加之空間分布上的局限性和無礫屑伴生的特征，也說明了其形成可能與海平面變化的關(guān)系并不密切（Spence and Tucker，1997；陳吉濤，2020）。

3）存在沿區(qū)域斜坡上方的傾斜方向和雙向卷曲方向。在傾向型規(guī)則包卷層理中，盡管背形傾斜方向以和區(qū)域斜坡方向相同的SSW向為主，但也存在與區(qū)域斜坡傾向相反的方向（圖3-A至3-C）。在回旋狀包卷層理中，其卷曲方向也具有雙向性（圖4），且與區(qū)域斜坡方向垂直。在伴生的沉積構(gòu)造中，浪成波紋層理、復(fù)合流沉積構(gòu)造和雙向交錯層理發(fā)育，均指示了雙向流和波動特征。綜合以上分析，拉什仲組包卷層理的成因與斜坡上的重力滑塌及有關(guān)構(gòu)造應(yīng)力作用關(guān)系可能也不大（Korneva et al.，2016；Alsop et al.，2019），且在形成過程中包含有明顯的內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用。

4.2 成因解釋

拉什仲組包卷層理的特征及其伴生沉積構(gòu)造的主要特征如表1所示。傾向型規(guī)則包卷層理在形態(tài)上與包卷層理的最初定義類似（圖3；表1），其形成與波狀底床和后期波動的擾動（兩者波長相近）密切相關(guān)，并在浮力不穩(wěn)定（瑞利—泰勒不穩(wěn)定）作用下形成包卷層理，最后由流體動力不穩(wěn)定（開爾文—亥姆霍茲不穩(wěn)定）改造形成（Gladstone et al.，2018）。瑞利—泰勒不穩(wěn)定是指較稠流體向較稀流體方向加速流動而引起的不穩(wěn)定，即垂直界面的擾動引起的不穩(wěn)定，對于密度倒置的流體或未固結(jié)的沉積物而言，主要由約化重力（重力和浮力之差）引起；開爾文—亥姆霍茲不穩(wěn)定是指具有不同速度和密度的水平流動在其界面中的不穩(wěn)定，主要由相對速度引起，是疊加于分層穩(wěn)定效應(yīng)之上的摩擦不穩(wěn)定效應(yīng)造成的（歐特爾等，2002）。砂核可能由局部液化和流體剪切作用共同形成（Gladstone et al.，2018），而砂核的尾跡（圖3-A，3-B）則直接指示了流體的剪切作用。

表1 鄂爾多斯盆地西緣桌子山地區(qū)上奧陶統(tǒng)拉什仲組包卷層理特征和解釋Table 1 Characteristics and interpretation of convolute laminations in the Upper Ordovician Lashenzhong Formation in Zhuozishan area located at western margin of Ordos Basin

具有過渡性質(zhì)和背形或向形雛形的包卷層理（表1）可概括為以下3個方面：（1）背形的傾斜方向和砂核的拖曳方向具有多向性，既可與區(qū)域斜坡方向相同（濁流方向），也可相反（圖3-A至3-E），其中復(fù)合流還指示了與區(qū)域斜坡方向垂直的振蕩流疊加方向（圖3-F），說明了包卷層理是由多種流體共同作用形成的，與沉積時復(fù)雜的水動力條件相吻合（李向東和陳海燕，2020a）；（2）在深度（距上層面的位置）、變形幅度和傾斜方向上均和典型的規(guī)則包卷層理有差異（圖3-A，3-B），由于不同波長和波高的波動會因作用時間和超孔隙壓力之間的平衡而在不同深度引發(fā)未固結(jié)沉積物液化，且液化強度 不同（Sumer et al.，2006；Liu et al.，2017；陳吉濤，2020），同時水平剪切應(yīng)力也有所差別（Gladstone et al.，2018），再結(jié)合浪成波紋層理和復(fù)合流波痕等垂向沉積構(gòu)造組合，非典型包卷層理可能由同一種環(huán)境下多種不同波長和波高的波動共同引發(fā)形成，包括長周期波動；（3）依據(jù)規(guī)則包卷層理通常具有雙旋轉(zhuǎn)軸而易形成“蘑菇”狀形態(tài)的變形趨勢推測（Gladstone et al.，2018），具有背形和向形雛形的包卷層理（圖3-D，3-E）經(jīng)過持續(xù)變形，則有可能發(fā)展成為規(guī)則包卷層理（Al-Mufti and Arnott，2020），結(jié)合波動引起的液化可形成交替條帶的現(xiàn)象（Liu et al.，2017），拉什仲組包卷層理可能還包括有液化階段形成的紋層。

拉什仲組回旋狀包卷層理具有以下特征（圖4，表1）：（1）頂部常出現(xiàn)削截現(xiàn)象，在同一薄巖層中往往出現(xiàn)多個削截面；（2）與牽引流沉積構(gòu)造可呈連續(xù)過渡，可保留相應(yīng)沉積構(gòu)造的輪廓，如束狀體，“人”字形等；（3）具有雙向的卷曲方向，橫向上可呈孤立狀、分散狀及成對分布；（4）原生沉積構(gòu)造組合波動特征明顯。這些特征說明回旋狀包卷層理在形成時由波動引起的液化作用不徹底且影響深度有限，主要受控于同沉積期的波動水平剪切作用（Sumer et al.，2006；Liu et al.，2017），引起變形的波動可能主要為短周期波動，在深水環(huán)境下一般為短周期內(nèi)波。

拉什仲組和包卷層理伴生的沉積構(gòu)造可大致分為2類：一是與內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積相關(guān)的牽引流沉積構(gòu)造（表1，前面已論述）；二是泄水構(gòu)造。泄水構(gòu)造主要出現(xiàn)在迅速堆積的沉積物中，一般當(dāng)剩余孔隙壓力（孔隙水壓力與靜態(tài)孔隙水壓力差）接近或超過水動力破裂（臨界）壓力梯度時形成泄水構(gòu)造，小于水動力破裂壓力梯度時形成小型滲流管，遠小于水動力破裂壓力梯度時可形成均勻滲流，而水動力破裂壓力梯度和沉積物顆粒相對于孔隙水的相對 密 度 成 正 比（M?rz et al.，2007；Stegmann et al.，2011；Liu et al.，2017）。在波動作用下，剩余孔隙壓力可由波峰（向下）和波谷（向上）的靜力學(xué)壓力變化（梯度）產(chǎn)生，波動的振幅越大，產(chǎn)生的最大剩余孔隙壓力越大，垂向位置越深，波長越長，在側(cè)向上的影響范圍越大（Tsui and Helfrich，1983；Liu et al.，2017；陳吉濤，2020）。

在拉什仲組中，第3段遠源水道環(huán)境中與規(guī)則包卷層理伴生的泄水構(gòu)造底部具有較大的深度和側(cè)向影響范圍（圖3-H），顯示出波動具有較大的振幅和波長；第1段非水道環(huán)境中發(fā)育規(guī)則包卷層理的巖層則殘留有雙向交錯層理（圖5-E，5-F），這種由雙向交替流形成的沉積構(gòu)造也同樣指示了長周期波動（Gao et al.，1998）。第2段非水道環(huán)境中與回旋狀包卷層理伴生的泄水構(gòu)造具有較小的深度和側(cè)向影響范圍，多顯示為圓柱形或漏斗形（圖4-D至4-F），同時殘留有小型滲流管（圖4-D）和未被液化破壞的紋層（圖4-E，4-F），說明了波動引起的剩余孔隙壓力較小且影響范圍有限，可能為短周期波動。此外，圖3-F中的泄水構(gòu)造呈漏斗形，可能是沉積物顆粒較粗，致使水動力破裂壓力梯度較大，且隨深度逐漸增加（正粒序）所致（M?rz et al.，2007）。

4.3 形成機制討論

結(jié)合上述成因分析結(jié)果，在拉什仲組形成傾向型規(guī)則包卷層理的長周期波動可能為內(nèi)潮汐，具有大的振幅和波長；形成回旋狀包卷層理的短周期波動可能為隨機內(nèi)波和內(nèi)孤立波（圖6）。拉什仲組的濁流沉積中存在有低密度濁流反射現(xiàn)象，反映出和廣海阻隔（水下高地或古陸）的小型阻塞濁流盆地的古地理格局（李向東和陳海燕，2020a）。在沉積時水介質(zhì)的研究中，總體海水特征并不明顯，但下部水體輕稀土富集，Y/Ho值平均為26.28，與現(xiàn)代河水相當(dāng)（25～28），上部水體輕稀土虧損，Y/Ho值平均為28.89，明顯高于下部水體，顯示出鹽度倒置的海水結(jié)構(gòu)特征（李向東等，2022）。這種不穩(wěn)定的海水結(jié)構(gòu)不利于形成永久性溫鹽躍層，因此，拉什仲組中的內(nèi)波、內(nèi)潮汐可能形成于低密度濁流和海水的界面處，其中內(nèi)潮汐由海面潮汐誘發(fā)形成，短周期內(nèi)波中的隨機內(nèi)波由濁流反射形成的水體擾動激發(fā)，內(nèi)孤立波由內(nèi)潮汐非線性裂解形成（李向東等，2022）。由于潮汐作用的深度有限，故內(nèi)潮汐多發(fā)育在斜坡地帶，水體相對較淺，在第3段遠源水道和第1段非水道環(huán)境中可形成規(guī)則型包卷層理；而短周期內(nèi)波（含內(nèi)孤立波）可在水體更深的盆地環(huán)境中發(fā)育，在第2段非水道環(huán)境中形成回旋狀包卷層理（圖6-A1）。

小型阻塞盆地低密度濁流反射可形成隨機內(nèi)波和內(nèi)孤立波（Patacci et al.，2015），和內(nèi)潮汐相同，具有波動特征，作用于海底可在波峰處對海底沉積物形成向下的壓力，在波谷處形成向上的抽吸力（Tinterri et al.，2016；鐘建華等，2019），這種向上的壓力梯度可形成剩余孔隙壓力，從而引起沉積 物 液 化（Sumer et al.，2006；Stegmann et al.，2011）。依據(jù)拉什仲組包卷層理的寄主巖性，內(nèi)波、內(nèi)潮汐引起的液化作用可能主要發(fā)育在黏土質(zhì)細砂巖中（圖6-A2）?？紤]到巖層內(nèi)部尚未發(fā)現(xiàn)由上、下層密度差異較大時形成的負載構(gòu)造（Tinterri et al.，2016），故液化層中密度差異（或梯度）可能很小。但是在濁流沉積形成的鮑馬序列中，由于向上黏土含量的增加，可造成層密度變大；同時在液化過程中，由于孔隙水的排出，也可發(fā)生致密化；這2種現(xiàn)象均可造成沉積物中密度倒置（Gladstone et al.，2018；鐘建華等，2019）。因此，拉什仲組的變形機制仍包括由密度倒置引起的瑞利—泰勒不穩(wěn)定和由流體剪切引起的開爾文—亥姆霍茲不穩(wěn)定2類（圖6-A3）。在變形作用之后，由于流體的持續(xù)剪切作用，背形會進一步改造，表現(xiàn)為順流不對稱，局部液化及孔隙水中的水平剪切作用可形成砂核（Cowan et al.，2012；Gladstone et al.，2018），最終可形成緊閉背形和開闊向形（圖6-A4），對于回旋狀紋層則有可能加大其變形程度。

圖6 鄂爾多斯盆地西緣桌子山地區(qū)上奧陶統(tǒng)拉什仲組包卷層理形成機制示意圖Fig.6 Sketches showing formation mechanism of convolute laminations in the Upper Ordovician Lashenzhong Formation in Zhuozishan area located at western margin of Ordos Basin

傾向型規(guī)則包卷層理主要發(fā)育在第1段非水道沉積上部的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積層（圖2-C）及第3段遠源水道沉積（圖3-G）。依據(jù)巖層中伴生沉積構(gòu)造（圖5）和包卷層理上、下殘留的沉積構(gòu)造（圖3）可恢復(fù)其原始沉積構(gòu)造組合：上、下分別為上、下平行層理段，中部主要發(fā)育可指示內(nèi)潮汐沉積的雙向交錯層理，也可發(fā)育少量與短周期內(nèi)波相關(guān)的浪成波紋層理，為內(nèi)潮汐改造的濁流沉積序列（圖6-B1）。傾向型規(guī)則包卷層理中具有背形和向形的規(guī)則紋層（圖3-A至3-C）與原始沉積序列中的雙向交錯層理和浪成波紋層理均不一致，可能為沉積物在液化過程中對原生沉積構(gòu)造完全和部分改造而形成（圖6-B2）。具有“雛形”的規(guī)則型包卷層理（圖3-D，3-E）可能指示了這種液化紋層形成的中間狀態(tài)。應(yīng)注意的是圖6中將沉積物液化、變形和改造分為3個不同的階段進行示意，而在實際包卷層理的形成過程中，這3個過程可能同時進行。

依據(jù)波動條件下軟沉積物響應(yīng)的水槽實驗結(jié)果，在粉砂質(zhì)底床上（實驗中用黃河三角洲粉砂沉積物）通過液化可形成粉砂和黏土交替的平直或波狀條帶（Liu et al.，2017），經(jīng)過壓實則有可能形成平行層理或波狀層理（圖6-B2）。在波動引發(fā)的沉積物液化深度范圍內(nèi)，隨著深度的增加，作用時間減少而作用強度增加（Tsui and Helfrich，1983；Liu et al.，2017），平衡2種作用，會在某一深度液化最強，向上和向下液化程度均減弱。故在圖6-B2中劃分出液化紋層（液化最強）、液化均勻?qū)樱ㄝ^強）和液化殘余紋層（較弱），考慮到液化紋層之下，隨著沉積物粒度的增加，水動力破裂壓力梯度增加，可能不形成液化殘余紋層。內(nèi)潮汐波高較大、波長較長，故其液化影響范圍大，更易在液化中形成密度分層（Liu et al.，2017；鐘建華等，2019），再加上鮑馬序列Tc段本身可能存在的弱層密度倒置現(xiàn)象（Gladstone et al.，2018），因此，在內(nèi)潮汐作用下軟沉積物變形機制主要為重力引發(fā)的瑞利—泰勒不穩(wěn)定（圖6-B3）。在液化后具有密度梯度的沉積物中，較短周期的波動則有可能在較淺的部位形成較小的背形或向形雛形（圖6-B3上部）。隨后在不同波動（主要為內(nèi)潮汐）的持續(xù)水平剪切作用下（滾動波列形式），背形和向形在垂向上和橫向上均受到改造，其中橫向上表現(xiàn)為緊閉背形和開闊向形，當(dāng)單向流作用較弱時，在內(nèi)潮汐的作用下，背形向傳播方向傾斜（Tinterri et al.，2016；Gladstone et al.，2018），最終形成傾向型規(guī)則包卷層理（圖6-B4）。

回旋狀包卷層理發(fā)育在第2段非水道沉積環(huán)境中的鈣質(zhì)粉砂巖和粉砂質(zhì)石灰?guī)r中，由于液化和變形程度較弱，原始沉積序列較清晰，一般由鮑馬序列Tbcde構(gòu)成，自下而上依次為下平行層理、復(fù)合流沉積構(gòu)造、浪成波紋層理和上平行層理，代表了在總體能量減弱背景下（Patacci et al.，2015；李向東和陳海燕，2020a），短周期內(nèi)波能量相對增強的沉積過程（圖6-C1）。內(nèi)孤立波與內(nèi)潮汐相比具有較低的振幅和較高的水平流速，例如，中國南海內(nèi)孤立波速度一般為120～220 cm/s（方欣華和杜濤，2004），與內(nèi)潮汐15～40 cm/s為主的流速（Gao et al.，1998）相比要快很多。內(nèi)孤立波的這種特征正好可以解釋回旋狀包卷層理基本發(fā)育在層系內(nèi)部，且層系之間普遍存在削截現(xiàn)象（圖4），因此，短周期內(nèi)波對沉積物的液化作用可能主要表現(xiàn)為同沉積時的分層液化現(xiàn)象（圖6-C2）。較薄的沉積層和較淺的液化深度難以在沉積物中形成密度分層，較大的水平速度則容易使沉積物發(fā)生剪切不穩(wěn)定（Gladstone et al.，2018），其變形機制主要為復(fù)合流不對稱剪切導(dǎo)致的開爾文—亥姆霍茲不穩(wěn)定（圖6-C3），與此類似，對回旋狀紋層的剪切改造作用也主要為復(fù)合流不對稱剪切引起的分層剪切改造（圖6-C4）。伴生的泄水構(gòu)造較為普遍（圖4-D至4-F），在同一層系中形態(tài)較規(guī)則（圖4-E），穿過不同層系時形態(tài)不規(guī)則（圖4-D，4-F），并具有被上覆層系截斷的現(xiàn)象（圖4-D中WE1），這些現(xiàn)象也說明了短周期內(nèi)波的液化、變形和改造作用具有分層特征（圖6-C2至6-C4）。

5 結(jié)論

1）鄂爾多斯盆地西緣上奧陶統(tǒng)拉什仲組自下而上可分為3段，包卷層理主要發(fā)育在第1段上部和第2段的非水道沉積環(huán)境中，第3段遠源濁流水道中也有少量存在，在垂向上的分布基本與內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積集中分布層位一致。伴生沉積構(gòu)造主要有泄水構(gòu)造、浪成波紋層理、復(fù)合流沉積構(gòu)造和雙向交錯層理。

2）拉什仲組包卷層理可分為2類：傾向型規(guī)則包卷層理和回旋狀包卷層理。前者除了具有緊閉背形、開闊向形及背形之下發(fā)育砂核等典型的規(guī)則包卷層理之外，還包括有具有過渡性質(zhì)和背形（向形）雛形的包卷層理，其原始沉積構(gòu)造組合可能為下平行層理、雙向交錯層理和上平行層理。后者屬于層內(nèi)扭曲變形，但形態(tài)較規(guī)則，具有雙向的卷曲方向，頂部常出現(xiàn)削截現(xiàn)象，多限定在同一層系內(nèi)，其原始沉積構(gòu)造組合可能為下平行層理、復(fù)合流沉積構(gòu)造、浪成波紋層理和上平行層理。

3）傾向型規(guī)則包卷層理主要由內(nèi)潮汐形成，寄主巖層較厚（中層），沉積物液化作用較強，可形成液化紋層和較明顯的密度倒置，變形機制以瑞利—泰勒不穩(wěn)定為主，并在后續(xù)流體的持續(xù)剪切作用下形成緊閉背形、開闊向形及背形之下的砂核?；匦隣畎韺永碇饕啥讨芷趦?nèi)波形成，包括隨機內(nèi)波和內(nèi)孤立波，存在分層液化現(xiàn)象，寄主巖層較?。ū樱?，沉積物液化作用較弱，變形機制主要為開爾文—亥姆霍茲不穩(wěn)定，也包含有對回旋狀紋層的分層剪切改造。

4）在深水沉積環(huán)境中，背形沿區(qū)域斜坡上方傾斜的規(guī)則型包卷層理和具有雙向卷曲方向的回旋狀包卷層理可作為內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的鑒別標(biāo)志。