内碎屑是碳酸盐岩结构组分中非常重要的一类。其中，粒径大于2 mm的颗粒被定义为砾屑。中国华北地区寒武纪—奥陶纪为规模巨大的克拉通盆地，东西长约1 500 km，南北宽约1 000 km，浅水沉积地层厚达2 000 m^[1]。在我国华北板块寒武系及奥陶系广泛分布的一类砾屑灰岩，多呈扁平状^[2]。这类砾屑灰岩外形似竹叶而被称之为竹叶状灰岩。竹叶状灰岩是从其形态特征出发而定的岩石名称，并非严格的岩石学名称，但因为其特征明显，因此其名称得以保留至今，但竹叶状灰岩的界定并不是特别明确。研究表明，华北地台寒武系—奥陶系外形似竹叶状的砾屑通常与其他形态的砾屑伴生。而有人将其笼统地称之为竹叶状灰岩，有悖竹叶状灰岩定名的初衷：砾屑的外形呈竹叶状。

对竹叶状灰岩的成因解释，前人表述为：一类浅水沉积成因的岩石类型，指形成于浅水海洋环境中，半固结或已固结的薄层碳酸盐岩，经过强大的水流、潮汐或者风暴作用，发生破碎、磨蚀、搬运并堆积而成^[3]。但更多的研究表明竹叶状灰岩是多种地质作用的结果，有沉积成因、也有成岩成因^{[4, 5, 6]}。目前，对形成于古代陆表海背景下的砾屑灰岩成因有代表性的解释见表 1。

我国竹叶状灰岩研究的起步较早，比如李学清^[7]对河北、山西等地的下古生界竹叶状灰岩进行研究后做出专题报道。随后，刘宝珺^[8]、王祥珍^[9]、冯增昭等^[10]、孟祥化等^[11]、段吉业等^[12]、陈吉涛等^[6]、赵小明等^[13]都对竹叶状灰岩的特征及成因进行了探讨。对于华北地台广泛发育的竹叶状灰岩的成因有多种解释，比如：刘宝珺^[8]认为竹叶状灰岩的形成过程，可能是先期暴露成因的干裂经过潮汐、波浪的搬运、改造而成。王祥珍^[9]提出在陆表海环境下，薄层状的条带灰岩经过地震或者海啸的改造形成。冯增昭等^[10]、赵小明等^[13]认为板条状砾屑灰岩为早期成岩阶段尚未固结的薄层灰泥，在风暴或重力流下被撕裂，而后以微晶砾屑的形式重新沉积成岩。Chough等^[4]、Kwon等^[5]、陈吉涛等^[6]考虑到竹叶状灰岩的多样性，将竹叶状灰岩分为沉积成因和成岩成因两种类型。

随着研究的深入，越来越多的证据表明，竹叶状灰岩的定义具有一定的局限性。不仅砾屑的形态特征及产出状态多样，而且其成因也具有多样性。另外，还有其他环境可以形成类似于竹叶状的“假竹叶状灰岩”与之伴生，如碳酸盐岩斜坡，属于深水碳酸盐岩沉积。本文在前人认识的基础上，基于野外资料，对华北地台寒武系—奥陶系浅水环境砾屑灰岩的研究进展进行梳理，以山东省新泰地区封山剖面为例进行分类探讨。

封山剖面位于山东省新泰市刘杜镇 (图 1)。剖面出露较好，从下至上依次可观察馒头组、张夏组、崮山组、炒米店组和三山子组(图 2)，其中，砾屑灰岩主要发育在崮山组和炒米店组。崮山组岩性主要包括黄绿色页岩、链条状(疙瘩状)灰岩、及泥质条带灰岩和中、薄层砾屑灰岩、鲕粒石灰岩等，厚约80 m^[18]。炒米店组主要为中厚层泥晶灰岩、黄灰色泥晶灰岩、砂砾屑灰岩、鲕粒灰岩等^[19]。崮山组的砾屑灰岩主要发育在该组上部，发育氧化圈。炒米店组则发育大量的板条状砾屑灰岩^[20]。另外，在炒米店组还能见到砾屑灰岩常常成层产出，与一套条带状的泥晶灰岩、泥岩(或者)泥质灰岩互层，地层侧向延伸广。

图 1 封山剖面的地理位置图Fig. 1 Location of Fengshan Section

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图 2 封山地层剖面图(据陈世悦手绘)Fig. 2 Stratigraphy chart(after Chen Shiyue)

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对于华北地台寒武系—奥陶系这套砾屑灰岩的描述主要集中在两方面：是否具有反映暴露环境的氧化色圈层(红色、紫色、黄灰色、灰色)；砾屑的排列状态(定向排列、半定向排列以及杂乱排列)。不同的砾屑，从形状、颜色、分布及组合特征都代表了不同的成因。对于其成因解释，比较统一的认识是风暴浪的影响，比较有分歧的地方主要在形成环境的分析方面：比如有认为是潮坪环境的、有认为是碳酸盐岩缓坡环境的。对于华北地台来说，应该考虑到各个地区成因差别并不是太大，而且应该考虑到古代海洋的环境特征；陆表海与现今陆缘海的差异；古代板块所处的经纬度以及古气候等方面的特征。不论解释为何种成因，认为条带状灰岩是竹叶状灰岩形成的物质基础，这一点基本达成了共识^[21]。

封山剖面寒武系砾屑的类型较多，其区别主要表现在以下几个方面：

(1) 砾屑的形态：砾屑的形态可以有圆状、次圆状，球度较好和球度较差的；颗粒呈两端磨圆的竹叶状；颗粒呈磨圆很差，两端有折断特征的板条状等形态特征；

(2) 砾屑的颜色：不同砾屑的颜色可以有反映强烈氧化的紫褐色、红色以及土黄色；有反映氧化条件较弱的浅黄色以及反映还原环境的灰色、灰白色；注意颜色主要参考砾屑本身的颜色，而砾屑之间杂基的颜色可能由后期氧化形成；

(3) 颗粒的内部特征：颗粒大部分为内部无明显结构的泥晶灰岩；也有颗粒内部有反映原始形成环境的沉积构造，比如波状层理及浪成沙纹交错层理等；

(4) 砾屑灰岩的支撑结构：整体的岩石结构特征可以为砾屑和砾屑直接接触的颗粒支撑，也可以呈杂基支撑；杂基又可以分为：泥质、灰质、以及其他细小的颗粒；

(5) 砾屑的排列特征：有的砾屑排列比较规则，有反映流水定向流动形成的定向排列的特征；有反映没有经过太多搬运的定向排列；反映强大水流的砾屑支撑帐篷构造以及其他一些比较杂乱的结构。

这一类砾屑灰岩的总体特征为砾屑具有氧化色边缘或者整体呈氧化色，反映暴露环境。从封山剖面氧化色的砾屑灰岩来看，又具有多种类型，主要表现在砾屑的形态特征、砾屑的颜色以及支撑类型方面。

(1) 氧化色杂基支撑的竹叶状灰岩(图 3a,b,d,e)：这一类灰岩的总体特征就是颗粒呈红色至土黄色，颗粒边缘比颗粒内部氧化程度要高，颜色从外至内渐变。颗粒磨圆较好，呈两端被削尖的梭子形(竹叶状)，颗粒局部定向排列。颗粒之间由其他颗粒支撑。颗粒的磨圆以及颗粒之间的支撑结构可以反映这一类竹叶状灰岩所经历的水动力非常强。

图 3 山东省封山剖面寒武系氧化色砾屑灰岩特征Fig. 3 Characteristics of Cambrian oxidation limestone conglomerates in Fengshan Section, Shandong

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(2) 氧化色颗粒支撑的竹叶状灰岩(图 3f)：这一类灰岩的砾屑基本上都呈两端磨圆的竹叶状，定向排列特征明显。砾屑呈点线接触，颗粒之间的充填物氧化色特征明显，泥质含量高，吸附铁质氧化而表现为整体氧化特征。

(3) 氧化色杂基支撑砾屑灰岩(图 3c)：这一类灰岩的颗粒氧化更强烈，呈紫褐色，另外颗粒不具有竹叶状的特征。砾屑之间的充填物为颗粒质的杂基，反映强烈的水动力特征。这一类灰岩的球度相对较高，反映最强的水动力特征。

以上砾屑灰岩的形成与潮坪相关。潮坪环境的潮上带可以发育薄层灰泥，又可以称为潮上灰坪^[22]。潮上灰坪和泥质潮坪一样，在水分蒸发的条件下容易干裂，形成“地花瓣”沉积构造。这种“地花瓣”构造就构成了氧化色砾屑灰岩的物质基础。另外，潮坪环境由于长期暴露，还经常接受风搬运来的泥质(陆缘碎屑)的沉积，黏土质含量高，黏土吸附铁质，更容易氧化而呈紫褐色、红色以及土黄色。另外，潮间带也容易发育薄层灰泥石灰岩。因此，潮坪环境具备发育砾屑灰岩的物质基础。

以上氧化特征明显的砾屑灰岩反映其形成于强氧化环境，这种环境更多的与潮坪相关，需要经过长期的暴露，而不是间歇性的暴露。另外潮坪的潮汐水道水动力强烈，具备将砾屑打碎、磨蚀、搬运的动力条件。以往的文献中在讨论潮坪环境的水动力时，倾向于分为潮上带、潮间带和潮下带，从剖面上对水动力进行认识。但更重要的是要从平面上来了解潮坪的水动力特征。潮汐水道是潮坪环境水动力最强的单元，甚至于可以形成潮汐三角洲，因此潮坪环境具备强烈的水动力，另外，潮汐水道之外的区域，特别是潮上带广阔的区域水动力弱，易于形成薄层状的泥晶石灰岩。

另外，对于潮坪的认识还应该从发育规模方面进行认识。潮坪环境是一种地形平缓宽阔、以潮汐作用为主的沉积环境。这种环境不仅沿岸发育，而且在台地内部的隆起、台地边缘都可以发育^[22]。古代海洋主要为陆表海，面积大，水体浅，各个地区沉积速率的差异以及沉降速率的差异足以在台地内部形成大量的台内潮坪，为华北地台下古生界广泛发育的砾屑灰岩的成因解释提供环境基础。

另外在封山剖面还可见一种板条状砾屑灰岩，砾屑氧化程度不如图 3中的砾屑，但基质氧化明显，岩石宏观呈土黄色(图 3g，h)。砾屑内部的沉积构造比较明显，发育典型的浪成沙纹交错层理。浪成沙纹交错层理是由浪成沙波迁移形成，其主要的形成环境为滨岸、陆棚、澙湖等环境。整体的水动力较潮坪沉积环境要强(潮汐水道除外)，但整体水动力在波浪水动力环境中算比较弱的。

这一类板条状砾屑灰岩的形成主要受到波浪的控制。砾屑的磨圆程度也较潮坪环境的砾屑差，显然不会像潮汐水道环境那样经过反复冲刷磨蚀而形成两端削尖的竹叶状砾屑或者球度比较高的砾屑。这一类灰岩形成的环境受到比较弱的波浪作用，在地面形成波状层面构造，在剖面形成浪成沙纹交错层理。另外，层状的泥晶灰岩在破碎的过程中没有经过多次的搬运磨蚀和再沉积。因此，条状状砾屑两端呈尖棱角状。砾屑之间主要为线状接触，颗粒之间的充填物黏土含量高，吸附铁质而氧化成氧化色。颗粒支撑结构，杂基主要为细粒沉积物，反映水动力弱。砾屑的定向排列是因为没有经过太多的改造，与经过强烈定向水流形成的砾屑定向排列具有本质的区别。

另外，颗粒有略微氧化的特征，颗粒之间的充填物氧化明显，说明这一类砾屑灰岩经过短期的暴露，或者间歇性的暴露，主要是由于海平面的下降或者局部的抬升引起。

与前两类砾屑灰岩不同，这类砾屑灰岩的特征不具有氧化色，说明形成环境相对还原。砾屑以泥晶灰岩为主，无内部结构，磨圆较好，呈比较典型的竹叶状，定向排列。比较特别的是颗粒之间主要为灰泥充填，颗粒线接触，颗粒支撑(图 4a，b)。

图 4 封山剖面浅水竹叶状灰岩及任河剖面深水斜坡板条状砾屑灰岩特征 a.封山剖面浅水成因灰质充填的竹叶状砾屑灰岩；b.封山剖面浅水竹叶状灰岩砾屑磨圆好，排列不规则，反映沉积时期水动力强；c.封山剖面竹叶状灰岩特征，砾屑外形呈梭子状，两端磨圆好，排列呈由中心向外围放射状排列，反映旋涡状水动力环境；d．扬子地台北缘陕西省紫阳县任河剖面寒武系碳酸盐岩斜坡环境板条状砾屑灰岩岩石特征，砾屑呈板条状，磨圆差，排列定向，具有流动成因的特征；e、f．紫阳县任河剖面寒武系板条状砾屑灰岩，砾屑边缘呈火焰状，砾屑之间有流动撕裂扯断的特征；g.泥质充填还原色砾屑灰岩；h.压实作用形成的微裂缝。Fig. 4 Characteristics of flat-pebble conglomerates formed in shallow marine in Fengshan Section and deep-water slope in Renhe Section

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这一类砾屑灰岩还有颗粒呈漩涡状排列的特征(图 4c)，细长的板条状砾屑两端磨圆好，反映了在较强的水动力作用下经过反复磨蚀而成。这类砾屑灰岩主要是因为风暴浪的作用形成。风暴作用具有一定的周期性和相当大的范围，作用面积广且持续时间短，沉积物特征具有明显的识别标志^[23]。风暴浪的主要动力是易于产生漩涡，在沉积物中形成上旋流水构造，是风暴沉积特有的沉积构造。如菊花状、倒“小”字构造反映沉积水体具有旋转、向上的力，一般认为它们是风暴作用的唯一的、典型的识别标志^{[24, 25]}。因此，可以确定的是这类长条状砾屑形成的环境水动力比较强，有学者认为是形成于大型的潮汐沟道^[26]，至少形成环境是相对还原的。

在海洋斜坡碳酸盐沉积环境也能形成类似的砾屑灰岩，属于深水碳酸盐岩研究的范畴。浅水成因的还原色砾屑灰岩与深水成因的砾屑灰岩的主要区别表现在两个方面：①砾屑本身的形态特征：浅水成因的砾屑磨圆较好，砾屑边界圆滑，说明经过反复的磨蚀所致，是水动力较强的表现；深水斜坡环境条状砾屑磨圆差，并且常常表现出流动滑移的特征，如长条状的砾屑被扯断、砾屑的边界呈火焰状等。以扬子地台北缘陕西省紫阳县任河剖面寒武系为例，剖面代表典型的深水碳酸盐斜坡沉积，发育深水环境板条状砾屑，呈还原色，颜色与前文描述的浅水还原色砾屑灰岩特征相似，但砾屑本身的形态具有较大差异(图 4d，e，f)。②砾屑的组合排列特征具有较大差异。浅水砾屑常常无定向排列，反映风暴作用搅动形成的漩涡状特征，而深水板条状砾屑排列定向、且反映流动特征。

另外，应该注意到，形成于浅水环境和深水斜坡环的砾屑灰岩在形成的物质基础方面应该是具有共性的。层状灰泥石灰岩与贫灰质的岩层频繁互层是两者共同的物质基础。

这类板条状砾屑灰岩之间的充填物主要为黏土质，吸附铁质，暴露面呈氧化色，以此与前几类砾屑灰岩相区别。黏土质杂基的氧化是由于后期暴露形成，不作为氧化还原环境的判断依据。

这类砾屑的磨圆较好，定向排列特征明显，无内部结构，原岩以泥晶灰岩为主，颜色以灰色为主(图 4g，h)，表明形成于还原环境。另外，砾屑以线接触、锯齿状接触为主，压实作用强烈，并且在压实作用下，大部分砾屑出现压裂缝或者被压断。还可见到除了大部分定向排列的砾屑外，还有局部的砾屑搭建成格架，反映强烈的风暴作用(图 4g)。

这一类的砾屑灰岩主要形成于浅海陆棚环境，在风暴浪的作用下，条带状灰岩被打碎、搬运、磨蚀、再沉积、压实等一系列作用形成现在的形态特征。并且，其形成过程一直处于水下，还原色特征明显，颗粒之间的氧化色也是后期暴露在地表形成。颗粒之间的充填物较少，也反映风暴强大的水动力对于砾屑的淘洗。

以上砾屑都具有较好的磨圆，砾屑的形态及磨圆度与水动力的作用方式和水动力的强弱有很大的关系。另外，炒米店组还能见到广泛发育的一类板条状砾屑灰岩。这类砾屑灰岩呈长条状，不像风暴作用形成的砾屑那样呈长条形的梭子状，其断面较为整齐(图 5a，b)。空间排列呈一簇一簇的相对集中，每一簇比较平行(图 5a)。

图 5 封山剖面成岩断裂成因的板条状砾屑灰岩特征 a.弱搅动成岩断裂板条状砾屑灰岩宏观特征，砾屑呈一簇一簇的分布，具有整体性，反映后期搅动磨蚀作用很弱；b，c.板条状砾屑发育清晰的压实作用形成的错断缝。Fig. 5 Characteristics of flat-pebble conglomerates formed by diagenesis in Fengshan Section

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关于这一类砾屑灰岩的成因，陈吉涛等^[6]通过对山东济南唐王寨剖面的研究将其解释为成岩成因，认为这一类砾屑主要是条带状灰岩在压实成岩作用过程中断裂，后期经过轻微的转动或者风暴搅动后再沉积。砾屑的特征更支持这一成因解释，条带状的泥晶灰岩在压实作用下形成的错断缝就是压实的重要证据(图 5c)。另外，这一类板条状砾屑未经过多期的风暴改造，因为根据砾屑的排列可以分成一组一组的，说明后期的风暴改造作用具有整体性，如图 5a中的板条状砾屑可以分为两个方向的两组。另外，板条状砾屑的两端断开得比较整齐，未经过磨圆，说明这一类灰岩是形成于一种事件性的破坏作用。在强烈的风暴作用下，条状状灰泥石灰岩与泥质含量高的沉积层沿着压实破裂面断裂形成团块状。氧化色主要表现在板条状砾屑之间黏土的氧化，不反映暴露沉积环境。

另外，华北地台寒武系—奥陶系地层特征与韩国相应地层层位对应，且在韩国中部寒武系—奥陶系发育同样背景下的一套砾屑灰岩^[27]。韩国首尔大学的研究团队也对这一类板条状砾屑灰岩进行了研究，在其成岩成因方面取得了很多重要的研究成果。Chough等^[4]认为这种板条状灰岩更多的应该是成岩成因，主要是在条带状灰泥层在固结成岩的过程中压实、灰质和黏土质的不混溶作用及在脱水的过程中形成。另外，砾屑的圆化过程与灰泥的表面张力有关系。Kwon等^[5]通过韩国中东部寒武系—奥陶系浅水环境板条状砾屑灰岩的研究认为，在所研究的145层砾屑灰岩中，沉积成因的只占到了7%，而93%的砾屑灰岩是属于成岩成因，可见板条状砾屑灰岩成岩成因的广泛性。

“竹叶状灰岩”这一名称已经被用了很多年，但仍存在一些问题：比如，华北地台下古生界广泛发育砾屑灰岩形态是多样性的，既有外形似竹叶的，也有外形和竹叶相去甚远的，在我们研究过程中都笼统地称之为竹叶状灰岩合不合适？在华北地台，竹叶状灰岩、球度较好的砾屑灰岩与板条状砾屑灰岩伴生，并且在封山剖面崮山组及炒米店组的分布各有侧重。

以上不同环境、不同类型的砾屑灰岩，其形成的物质基础都是先要有薄层状灰岩与泥岩、灰岩与泥质灰岩的互层。在此基础上才有可能形成不同特征的砾屑灰岩。另外，互层状的泥质层中泥质含量的高低控制了形成板条状砾屑灰岩的难易程度。这种条带状灰岩是竹叶状灰岩及板条状砾屑灰岩形成的物质基础已为各学者认可。另外在封山剖面野外也可见到条带状互层灰岩段与砾屑灰岩发育的层段相伴生(图 6a，d)，这也是解释其物质基础的重要证据。在扬子地台北缘寒武系，也能见到与华北地台寒武系—奥陶系类似的情况，在斜坡环境发育类似的板条状砾屑灰岩，另外，这类深水板条状砾屑灰岩也是与条带状灰岩相伴生的(图 6b)。可见，条带状灰岩与泥质夹层或者贫灰质的夹层呈互层状产出是板条状灰岩形成的物质基础。这一点不论是浅水环境还是深水环境都应该是这类砾屑灰岩形成条件的共性。

图 6 条带状灰岩与泥质岩、泥质灰岩互层特征及封山剖面寒武系浅水沉积构造 a.封山剖面浅水薄层状灰岩宏观特征及其与竹叶状灰岩岩相组合关系；b.陕西省紫阳县任河剖面寒武系深水斜坡环境条带状灰岩宏观特征(深水还原色板条状砾屑灰岩发育的物质基础)；c.薄层灰岩层面构造，发育波痕，且层面黏土质含量高，反映周期性的物源供给变化；d.封山剖面条带状灰岩宏观特征，具有起伏的波痕沉积构造；e.沉积过程中存在动力突变的界面，反映风暴作用，将凹凸不平的薄层灰泥层削掉；f.爬升交错层理发育，反映弱水动力浅水环境，且灰泥与黏土质沉积物存在横向连续性，反映灰泥的物理沉积过程。Fig. 6 Carbonate-rich layers and carbonate-poor layers alternated both in shallow marine and deep-water slope and sedimentary tectonics of Cambrian shallow marine in Fengshan Section

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华北地台寒武系—奥陶系条带状灰岩形成的水体总体较浅，并且厚薄不一，可见较多的浅水沉积构造，如波痕、爬升交错层理(图 6c，f)。波痕是浅水沉积构造，在封山剖面条带状薄层灰岩层面可以见到。并且，层面上还有较多的泥质沉积物，氧化后呈黄色(图 6c)。爬升交错层理是指在非黏性的细粒沉积物中，当沉积物的供给较为充足时，底部的沉积物在水流的作用下向前迁移的同时，在垂向上处于悬浮状态的沉积物又能够及时的沉积叠覆在其上而形成的一种沉积构造。爬升层理以及泥晶灰岩中常见的浪成沙纹交错层理是潮间带水体动荡的标志之一，水动力较弱，不属于潮汐水道沉积构造。

条带状灰岩层段主要的沉积物为灰泥和陆源碎屑的泥质，并无蒸发盐类的沉积，说明崮山组及炒米店组沉积时期古海域为水流通畅的开阔海，但基本上都为潮下低能环境，非常局限的水体，如澙湖之类的沉积单元不发育^[28]。灰泥具有多种成因：化学成因、机械成因和生物成因^[29]，灰泥一旦形成，在浅水台地区主要处于机械搬运的状态。图 6f可见爬升交错层理的纹层灰泥与黏土质具有很好的连续性，说明在灰泥形成之后，其沉积和改造作用与黏土质一样，主要处于机械搬运和沉积的状态。

灰岩层沉积的厚度与水体的清澈程度相关，陆缘碎屑物质的供给对碳酸盐沉积是一种稀释作用。清水环境沉积灰泥较厚，而混水环境沉积灰泥较薄^[30]，崮山组及炒米店组的薄层灰岩的沉积与灰泥的沉积量和陆源泥质的沉积量有关。

灰泥与泥质的互层状产出，同时也反映了陆源沉积物供给的周期性波动，这种陆源碎屑物质的注入主要与河流、风和冰川的作用有关，也即与大陆环境侵蚀作用及径流作用的气候周期性变化相关。陆缘泥注入的多少还反映大陆气候是干旱还是潮湿。碎屑物质的注入稀释了碳酸盐的产量，而周期性的变化导致了灰泥与泥质的互层产出^[31]。也有学者认为，控制灰岩—泥质灰岩韵律层发育的因素分为原始沉积因素，即灰泥的供给量和陆源碎屑物质的稀释作用，另一方面是差异成岩作用。差异成岩作用使得在压实的过程中，泥质灰岩中的方解石压实溶解，进入相邻的灰泥层中充当胶结物，因此韵律层更加明显。大型的陆表海能为灰泥—泥质灰岩韵律层的发育提供良好的条件，另外台地内部构造稳定的环境比大陆边缘更有利于韵律层的发育^[32]。

薄层灰泥石灰岩及泥质夹层的频繁互层还反映了大地构造背景的周期性。是周期性地壳运动的结果。碎屑物质的泥对于碳酸盐沉积来说是一种干扰作用。陆源泥质的供给量反映的整体大的构造背景的周期性。构造运动相对活跃的时期，陆地风化作用也相对强烈，陆源供给的泥质沉积物也相对较多。整体的构造背景处于相对静止期，风化作用产生的泥质也相对少，向海洋补充的泥质沉积物相对少，此时主要沉积灰泥。

除了物质供给特征、成岩特征外，要形成华北地台广泛分布的这种条带状泥晶灰岩，还需要一定的地形基础。水下地形具有高低起伏是进一步发育成潮坪的地形基础，但水体的深度都不大，华北地区寒武纪—奥陶纪陆表海一般都具备这些特征^[33]。另外板条状砾屑灰岩之间的充填物是灰泥还是泥质，还取决于原始物质形成的地方距离陆地的远近。对于古代分布面积极广的陆表海来说，风的携带作用也是重要的陆源泥质来源之一。

另外，古代的海洋整体较浅，适合于大量的生物生长，大量藻类生长、死亡、解体后形成灰泥，和其他成因的灰泥共同沉积，提供灰泥沉积的物质基础。

陆表海是指分布于大陆内部、范围极其广阔的浅海。陆表海分布面积广阔，海水极浅、海底十分平缓，深度很少超过200 m，一般只有30 m，因此其坡度平缓，我国华北地区早古生代浅海海洋就是陆表海的典型代表。古代碳酸盐岩大都是在陆表海中形成^[34]。古带浅海碳酸盐岩沉积物形成于海水极浅的陆表海内，造成另外一个重要特点：在地壳活动中，即便是微弱的地壳升降运动，就会使海平面发生下降或者上升，这样就易于形成宽广的潮坪从而产生大量的潮坪沉积。因此在古代碳酸盐岩沉积环境分析时，要充分估计到古代潮坪沉积的大量存在^[35]。潮上带经常会发育干裂构造，经常会显紫红色，表明蚀源区沉积物中富含铁质^[36]。这种干裂构造就是上文所说的氧化色砾屑灰岩重要的来源。

这种类型的海洋环境潮坪特别发育，分布面积广，特别是潮汐水道特别发育，构成陆表海台地区的高能环境^[37]。陆表海潮坪环境在台地内部广泛的发育，主要是由于差异沉积及差异沉降形成。如果沉积较快或者沉降较慢的地区将会出露海面形成潮坪。另外，目前对于碳酸盐岩沉积模式越来越趋向于动态地认识^[35]，在清水海洋环境，随着构造运动以及碳酸盐沉积的速率差异，台地内部的地形地貌在不停地发生变化和更迭，比如潮坪环境和潮下局限台地环境也是在不断发生更迭。

古代陆表海的这种环境即谭秀成等^[39]称之为“台坪”的沉积环境，这种潮坪相对于与岸相连的潮坪来说潮汐流成因的颗粒岩类相对缺乏，但发育如干裂等明显的暴露沉积构造^[39]。另外，陆表海潮坪之间发育局限台地，水动力也相对较弱，靠古陆一侧受到陆源碎屑物质供给较多，向广海逐渐过渡为碎屑物质与碳酸盐混合沉积以及碳酸盐岩台地缓坡型^[40]。条带状灰泥石灰岩之间的黏土质夹层含量除了与陆源黏土碎屑物质供应的量有关，还与陆表海不同区域距离物源区远近相关。砾屑灰岩之间的杂基充填物是灰泥还是黏土质反映了陆缘碎屑物质的供应量，也反映了这一类砾屑灰岩形成环境距离陆地的远近。

当然，也有学者对竹叶状灰岩形成于陆表海的大背景持怀疑态度，如谭秀成^[41]通过燕山地区下奥陶统竹叶状灰岩的研究，认为这一类的砾屑灰岩也可以属于深水碳酸盐岩沉积。对于封山剖面寒武系崮山组及炒米店组这套竹叶状灰岩，浅水沉积构造常见，还是解释为陆表海大环境合适。

前人关于竹叶状灰岩形成所需要的动力来源都存在，包括潮汐、波浪、风暴等以及成岩阶段的压实及脱水等成岩作用，都是砾屑灰岩形成的动力来源。其中风暴潮、风暴浪是最主要的动力来源。在前期潮坪环境的干裂形成地花瓣构造以及滨浅海压实裂缝是形成这一类灰岩的前奏，风暴作用是最主要的成型动力来源。

上文提到，在古代陆表海更应该重视潮坪发育的规模以及潮汐的动力地质作用。潮汐沉积是在潮汐起主导作用的地理环境中形成的沉积物和沉积岩。潮汐沉积作用方式也具有多样性，包括：潮汐牵引流沉积和潮汐悬浮沉积，潮汐滞水悬浮沉积。潮汐成因的环境主要为潮间带和浅海潮下带以潮汐为主导因素的环境中^[42]。这种潮汐牵引流沉积以及潮汐滞水悬浮沉积可能是解释这种泥晶灰岩与泥质互层的理由之一。潮汐是一种重要的地质营力，潮汐的沉积作用更是一种重要的沉积作用，特别是在陆表海，这种地质营力更应该被重视^[43]。

风暴作用是热带海洋风暴气旋对原有沉积岩及沉积构造的改造作用^[44]。晚寒武世，中国的扬子板块及华北板块都处于低纬度地区(图 7)。风暴作用的频发也可推断当时的古纬度较低，属于热带风暴频发区^[45]，形成的纬度多在赤道附近的5°~20°之间的热带洋面上，影响范围多在纬度5°~30°之间，少数达到40°^[46]，具有密度流和牵引流的双重性质，同时又具有涡流的性质，当风暴略过海水表面，吹向陆地时，驱动海水以波浪的形式前进而形成风暴浪，如果遇到水下高地，就会引起回流，扰动海底沉积物并形成密度流^[47]。这种古纬度的推断也是解释华北地台沉积厚层碳酸盐岩地层的依据，古代碳酸盐岩的大量沉积也主要是因为古板块运动位置处于低纬度地区^[48]。

图 7 晚寒武世板块图(据Scotese, www.scotese.com)Fig. 7 Late Cambrian Plate tectonics(after Scotese, www.scotese.com)

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上文讲到的砾屑的放射状排列就是风暴沉积的典型证据。风暴初期，风暴浪对海底沉积物进行冲击、掀起、破碎，而后迅速原地不动地堆积^[49]。风暴作用的表现除了上文提到的竹叶状砾屑呈菊花状散开，还有其他的风暴侵蚀构造。比如，风暴浪作用的另外一个典型特征就是大的砾屑之间被细小颗粒的砾屑与灰泥充填^[50]，在封山剖面可以见到较多这种岩石特征，板条状砾屑被风暴潮掀起，细小颗粒的砾屑和灰泥还可以充填大的板条状砾屑之间的空隙(图 8a)，也可以和底部质地比较纯的灰泥呈突变的冲刷面接触(图 6e)。

图 8 封山剖面板条状砾屑形成的动力来源证据 a.风暴作用形成的帐篷状沉积构造，长的板条状砾屑被风暴掀起后，内部充填风暴后期细砾充填物，为典型的风暴作用证据；b.层状灰泥石灰岩层宏观特征，可以反映灰泥在沉积成岩过程中都受到很大的改造作用；c.层状灰泥石灰岩与夹层特征，黏土质含量高的夹层挤入到灰泥层中，为灰泥层还未固结并具有可塑性时期形成的火焰状沉积构造，形成这种沉积构造的动力大部分来自于风暴作用，也有古地震的可能性；灰泥石灰岩层发育很多垂直于岩层面的裂缝，为灰泥层固结之后，在压实作用下形成；d.灰泥层在未固结时，在风暴等作用下形成的变形构造；e.灰泥层固结前在风暴或者古地震作用下形成的球枕构造，另外，灰泥纹层与黏土纹层具有很好的连续性也反映了灰泥的沉积过程为机械沉积。Fig. 8 Evidence for flat-pebble conglomerates genesis in Fengshan Section

图选项

潮坪环境的风暴沉积物容易被潮汐、波浪作用改造，从而潮坪上的风暴产物不易被保存，而潮下带风暴产物容易堆积^[51]。正是由于这种风暴沉积保存条件的差异，在潮坪环境的风暴产物易于受到潮流的改造，而浅海陆棚的风暴沉积产物易于保存，浅海陆棚的风暴沉积构造才保留了下来^[52]。上文描述的具有氧化特征的砾屑灰岩形成于高能的潮汐通道内，由于后期的潮汐通道反复改造，风暴的痕迹已经不复存在，而潮下浅海陆棚低能水动力环境保存较好。风暴作用是华北地台砾屑灰岩形成的主要动力的认识目前较为统一^[11]。

另外，负载构造、球—枕构造、火焰构造是沉积物还未固结成岩，呈可塑性状态时在风暴作用下或者古地震作用下形成的构造(图 8b~e)。这些沉积构造的形成多是由风暴作用形成，并以注入的方式沉积^[53]。不排除古地震对未固结的灰泥层的改造以及固结之后层状灰泥石灰岩层垂向裂缝的形成，但其规模应该比较小，不是最主要的动力因素。

成岩过程中的压实作用、脱水固化等作用对于条带状灰岩断裂形成板条状砾屑灰岩的贡献非常大，类似的研究以韩国首尔大学学者的论述为代表^{[4, 5]}，国内陈吉涛等^[6]也对板条状砾屑灰岩的成岩成因进行了深入的研究。成岩成因研究的深入对于传统竹叶状灰岩是风暴成因是重要的理论补充。特别是华北地台寒武系—奥陶系这套砾屑灰岩常年作为各大高校地质专业实习教学的经典内容，更应该将“竹叶状灰岩”成岩成因方面的机理进行完善。

华北地台寒武系、奥陶系广泛发育的砾屑灰岩是具有多成因的，并不能笼统地归结为风暴成因的竹叶状灰岩，对于其成因可以总结如下：

(1) 古代的陆表海是砾屑灰岩广泛发育的大背景。陆表海整体的水深浅，内部沉积速率的差异以及沉降差异导致潮坪环境的广泛分布。只要台地内部沉积较快或者抬升的地区露出海面就形成了潮坪，这种格局与现代陆缘潮坪发育的规模及地理位置有本质的区别，古代陆表海潮坪的发育具有广泛性。另外，潮下开阔台地也较发育，整体水浅，风暴浪能够触及。

(2) 在这种陆表海背景下，周期性的构造运动形成陆源泥质的周期性供给，在周期性陆源碎屑物质稀释碳酸盐沉积的作用下、以及差异成岩作用下形成了条带状的薄层灰泥石灰岩与泥质灰岩或者泥岩的互层。这种条带状的薄层灰岩是形成砾屑灰岩的物质基础。

(3) 板块构造运动的历史表明，在晚寒武时期，华北地区处于低纬度，热带风暴作用成为了主要的破坏作用力。在叠加有潮汐水道的流水作用以及古地震、压实作用等力的作用，条带状的薄层灰岩开始破裂并演化形成各种类型的砾屑灰岩。

(4) 各类砾屑灰岩的形成过程：

① 内部无结构的氧化色砾屑灰岩：古代陆表海潮坪环境广泛发育，特别是台地内部的潮坪环境分布十分广泛。潮上带在长期的暴露过程中形成“地花瓣”构造，这是物质基础。这种地花瓣在长期的暴露过程中，氧化的颜色比较深，从土黄色至紫褐色都有。在风暴潮时期，这些翘起的地花瓣构造被带入到潮间带，特别是潮汐水道，经过反复的冲刷、磨蚀作用，形成磨圆非常好的氧化色砾屑灰岩。球度较高的砾屑磨圆的程度高于竹叶状灰岩。潮汐水道将这些砾屑带入潮间带后可能与高能环境下的其他颗粒(比如鲕粒)沉积在一起，其他相对较小的颗粒作为砾屑之间的充填物。

② 内部具有结构的氧化色竹叶状灰岩：在潮坪的潮间带(非潮汐水道)环境形成的碳酸盐灰泥坪在正常的沉积时期形成浪成沙纹交错层理以及爬升交错层理。潮间带具有间歇性的暴露，暴露时期形成氧化色。风暴潮时期，潮间带的这种间歇暴露的灰泥坪被打碎后再沉积，未经过远距离的搬运及磨蚀作用。因此，砾屑呈棱角状，磨圆差。

③ 还原色灰质充填的砾屑灰岩：在潮下带的开阔海环境，水体相对比较安静，沉积的条带状灰岩之间的夹层受到陆源供给以及距离陆地较远的影响，泥质含量较少。在风暴的及古地震等作用力的作用下破裂形成灰岩砾屑，经过风暴作用的搬运磨蚀再沉积形成。砾屑之间的充填物主要为灰质。另外，由于是风暴作用的异地搬运，砾屑的磨圆较好，可以称之为竹叶状灰岩。

④ 还原色泥质充填的竹叶状灰岩：形成于潮下带的开阔海环境。当周期性构造运动比较规律时，条带状灰岩和条带状泥质沉积物形成互层，在风暴作用下破碎、搬运、磨蚀、再沉积形成砾屑灰岩。整个的沉积过程都在水下，因此表现为还原色。砾屑形成地区距离古陆地较近且陆缘碎屑物质供应充足，砾屑之间的充填物主要为泥质。

⑤ 成岩断裂成因的板条状砾屑灰岩：另外，当条带状灰岩固结后，在地震或者压实作用下形成垂直于层面的裂缝，再在风暴作用下，发生小的位移、扰动作用。这一类砾屑灰岩经过后期的风暴改造作用比较小，保留了压实裂缝而没有进行再磨蚀。因此这类板条状砾屑的边缘比较整齐。

通过前人对华北地台砾屑灰岩研究的整理及封山剖面的研究，共取得以下认识：

(1) 华北地台寒武系、奥陶系发育多种形态的砾屑灰岩，在认识砾屑灰岩时应该将其区分开，因为不同特征的砾屑灰岩代表不同的成因；

(2) 陆表海是文中所列砾屑灰岩形成的大背景，潮坪及开阔海是主要的形成环境，条带状灰岩是物质基础，风暴作用及潮汐流是主要的水动力，古板块构造位置支持沉积时处于热带风暴频发地带的解释，另外成岩作用也是其动力来源；

(3) 华北地台寒武系、奥陶系砾屑灰岩可以从氧化还原颜色、砾屑形态及磨圆、支撑结构等各方面出发进行分析其成因，在分类的基础上根据岩石学特征解释其成因。