1)内碎屑。主要分布于混合沉积序列的中部与上部, 原岩类型包括含砂泥晶灰岩、 含砂鲕粒灰岩等。砾级内碎屑多呈竹叶状或椭球状, 粒径0.2~5 cm, 分选较差, 而砂级内碎屑以次圆状为主, 粒径0.3~1.8 mm, 分选中等。原岩为含砂灰岩的内碎屑, 多呈砾屑产出, 粒径0.5~3 cm, 次圆状为主, 分选较差, 内部含石英、 海绿石、 生物碎屑等(图 3-A)。

2)球粒。主要分布于混合沉积序列上部。粒径多为0.1~0.4 mm, 分选中等, 形状为椭球状、 球状或不规则状, 球粒内部成分主要为泥晶方解石, 经重结晶作用内部常充填亮晶或微晶方解石。球粒常与鲕粒伴生, 但粒径比鲕粒小且无圈层结构(图 3-B)。

3)鲕粒。主要分布于混合沉积序列上部。粒径多为0.4~1.5 mm, 部分达到巨鲕(> 2 mm)。鲕粒形状受核心控制多呈圆形, 少部分因核心为生屑或团块而呈椭球状、 长条状或不规则状, 核心类型包括方解石、 生物碎屑、 石英、 内碎屑、 微生物泥晶团块等。鲕粒的圈层结构类型多呈同心放射状, 部分呈放射状。受淡水淋滤影响, 鲕粒常发生溶蚀重结晶而使内部被亮晶方解石充填(图 3-B, 3-C)。

4)钙质微生物。主要为葛万菌(Girvanella)与附枝菌(Epiphyton), 分布于微生物凝块石与鲕粒灰岩中。葛万菌较为常见, 为丝状集合体, 既能以独立颗粒形式出现, 也可黏结或附着于其他颗粒产出, 长度可达1 mm, 直径15~20 μ m(图 3-E)。附枝菌呈泥晶斑点状聚合体, 粒径20~40 μ m, 中心部分较为密集, 向外逐渐发散(图 3-F)。

5)生物碎屑(生屑)。主要包括三叶虫、 棘皮类、 腕足类等, 其中三叶虫与棘皮类碎片产出较丰富。棘皮类碎片呈长条形或椭圆形, 长0.3~1.5 mm, 具单消光与内部均匀粗孔构造特征(图 3-G)。三叶虫碎片长0.4~1.5 cm, 具波状消光特征, 部分边缘呈弯钩状形态, 主要为三叶虫胸节碎片(图 3-H)。

主要为矿物颗粒与岩屑。矿物颗粒以石英、 长石、 云母为主, 粒径50~400 μ m, 粉砂级至细砂级。石英单偏光下呈无色透明, 干涉色一级灰白, 无解理, 次棱角至次圆状(图 3-J)。长石以钾长石为主, 薄片中无色, 负突起, 具解理, 干涉色一级灰至灰白, 正交偏光下见条纹结构或格子状双晶结构(图 3-J)。云母以白云母为主, 长条状, 低正突起, 具细而直的解理缝, 单偏光下无色透明, 干涉色较鲜艳(图 3-L)。岩屑类型主要为砂岩岩屑、 碳酸盐岩岩屑(图 3-L)等, 大小50~200 μ m, 粉砂至细砂级, 多呈椭圆形或不规则状, 具粒状变晶结构与砂状结构等。

1)含砂内碎屑灰岩。在混合沉积序列中多处发育。中厚层状, 内碎屑呈浅灰红色, 胶结物呈浅灰色, 风暴序列发育完整程度较差, 序列组合为“ 泥灰岩夹泥岩— 含砂内碎屑灰岩— 泥岩” , 见叠瓦状构造与放射状构造(图 2-A)。陆源碎屑组分含量5%~10%, 多为石英, 粒径20~150 μ m, 细砂级为主, 次棱角至次圆状, 分选良好。碳酸盐组分含量约80%, 主要为内碎屑和生物碎屑, 其中内碎屑多呈椭圆状或竹叶状, 长0.1~3.5 cm, 以砂屑和砾屑为主, 原岩类型主要为泥晶灰岩或含粉砂泥晶灰岩, 部分的内碎屑具多期次成因特征, 可见不同时期混入的石英颗粒(图 3-A); 而生物碎屑类型主要为三叶虫与棘皮类碎片, 含量约10%, 在颗粒内部与颗粒间均有产出。颗粒支撑, 亮晶胶结, 整体指示高能的受风暴影响的潮下滩环境。

2)含砂鲕粒灰岩。多产出于混合沉积序列的上部。浅灰白色至浅灰红色, 中厚层状, 发育冲刷充填构造(图 2-B)。陆源碎屑组分含量5%~10%, 以石英为主, 粒径50~120 μ m, 细砂级, 次圆状, 分选中等。碳酸盐组分含量约90%, 包括鲕粒、 球粒等, 其中鲕粒含量约60%, 粒径0.5~1.5 mm, 分选良好, 而球粒含量约10%, 粒径50~100 μ m, 多呈椭球状与圆状, 分选良好。 部分鲕粒核心为内碎屑, 其内部组分包括灰泥、 石英、 亮晶方解石、 海绿石、 云母等(图 3-B)。颗粒支撑, 胶结物为微晶— 亮晶方解石, 整体指示高能水动力条件的鲕粒滩环境。

3)含粉砂泥晶灰岩。主要分布于混合沉积序列下部。呈浅灰色至浅黄灰色, 极薄层至纹层状, 纹层泥质含量较高, 水平至微波状层理发育(图 2-C)。陆源碎屑组分含量约20%, 以泥与粉砂为主。毫米至亚毫米级纹层发育, 暗色纹层中泥和有机质的含量较高, 而陆源粉砂主要分布于较亮的纹层中, 不同纹层内陆源碎屑含量存在差异, 呈明显的富陆源碎屑(约20%)与贫陆源碎屑(约5%)纹层旋回(图 3-D)。颗粒主要为石英, 粒径20~60 μ m, 以细粉砂级为主, 次棱角至次圆状, 分选良好。碳酸盐组分以灰泥为主, 含量约65%, 几乎不含生物碎屑。基质支撑, 整体指示混积潮间坪环境。

4)含粉砂藻凝块灰岩。在研究区产出较少, 主要分布于混合沉积序列的下部。厚0.3~0.7 m, 横向上快速尖灭, 见微生物凝块构造(图 2-D)。陆源碎屑组分含量约5%, 以石英为主, 粒径20~50 μ m, 细粉砂级为主, 次棱角状, 分选良好。碳酸盐组分含量约90%, 主要为灰泥与钙质微生物, 见葛万菌(图 3-E)、 附枝菌(图 3-F)等。灰泥基质支撑, 整体指示中低能环境中原地生长的微生物丘。

1)含内碎屑砂质灰岩。分布于混合沉积序列中部与上部。浅灰色至灰红色, 薄至中层状, 冲刷面发育, 厚度横向上逐渐尖灭(图 2-E), 风暴序列发育完整程度较差, 序列组合为“ 泥岩夹灰质粉砂岩— 含内碎屑砂质灰岩— 泥岩” 。岩石光面可见鲕粒灰岩砾屑、 生屑等多类型颗粒混杂堆积(图 2-F)。陆源碎屑组分含量约35%, 以石英为主, 少量长石、 岩屑、 云母, 粒径80~400 μ m, 细砂级为主, 次棱角至次圆状, 分选良好。碳酸盐组分含量约60%, 包括内碎屑、 生物碎屑、 灰泥等, 以砾屑为主, 鲕粒内部发生不同程度的重结晶导致鲕粒圈层结构模糊或消失, 内碎屑原岩为不同类型的鲕粒灰岩(图 3-G), 生物碎屑包括三叶虫, 棘皮类等。胶结物为灰泥, 基质支撑, 指示受高能水动力条件搬运而快速沉积的受风暴影响的潮下滩环境。

2)含生屑泥质灰岩。常与鲕粒灰岩伴生, 以互层、 夹层形式产出。土黄色, 薄层为主, 水平层理或均质层理, 可见生物化石(图 2-G), 滴稀盐酸(5%)剧烈起泡。陆源碎屑组分含量25%~35%, 以泥与石英为主, 含少量云母, 其中石英粒径40~100 μ m, 粉砂级为主, 次棱角状, 分选良好, 云母粒径50~200 μ m, 具一定的水平定向性。碳酸盐组分含量约60%, 主要为灰泥和生物碎屑, 其中生屑含量约5%, 以三叶虫碎片为主(图 3-H), 粒径0.2~4 mm。基质支撑, 整体指示较低能的滩间环境。

3)粉砂质泥晶灰岩。主要分布在混合沉积序列的下部。灰红色, 薄层至中层状, 发育窗格构造, 水平至微波状层理(图 2-H)。陆源碎屑组分含量约25%, 以石英为主, 少量长石、 岩屑、 白云母等, 粒径30~90 μ m, 粉砂级, 以次棱角状为主, 分选中等。碳酸盐组分包括灰泥与微晶方解石, 灰泥含量约30%, 微晶方解石含量约30%。基质支撑, 生物碎屑几乎不可见, 可见典型暴露成因的窗格构造(鸟眼构造)(图 3-I), 内部被亮晶方解石充填, 指示相对暴露干旱的混积潮上坪环境。

1)灰质粉砂岩。主要分布于混合沉积序列下部。灰红色, 薄层至纹层状的灰质泥岩与粉砂岩互层, 具页状层理, 见双黏土层、 羽状交错层理等(图 2-I)。陆源碎屑组分含量约60%, 以泥和石英粉砂为主, 少量云母, 次圆状至次棱角状, 分选良好。碳酸盐组分含量约30%, 主要为微晶或泥晶方解石。颗粒支撑, 微晶— 泥晶胶结, 整体指示混积潮间坪环境。

2)灰质细砂岩。主要在混合沉积序列的中部至上部产出。浅灰色薄层状, 多与泥岩或含灰细砂岩伴生, 平行至微波状层理(图 2-J)。岩石光面整体较均一, 颗粒间白色灰质胶结物充填(图 2-K)。陆源碎屑组分含量约60%, 以石英为主, 少量长石、 岩屑、 云母等, 粒径100~350 μ m, 细砂级为主, 次棱角状, 分选良好。碳酸盐组分含量约35%, 主要为微晶或泥晶方解石, 少量鲕粒或球粒, 颗粒内部发生重结晶。颗粒支撑, 微晶— 泥晶胶结, 零星可见生物碎屑且主要为三叶虫碎片(图 3-J), 整体为靠陆的中高能水动力的混积潮下滩环境。

1)含灰细砂岩。分布于混合沉积序列中部和上部, 常与灰质细砂岩、 泥岩伴生。薄层状为主, 平行层理至微波状层理(图 2-J)。陆源碎屑组分含量约80%, 石英为主, 少量长石、 岩屑、 云母, 粒径70~200 μ m, 细砂级, 次棱角状, 分选中等。碳酸盐组分含量10%~15%, 主要为微晶或泥晶方解石胶结物, 充填于孔隙之间。颗粒支撑(图 3-K, 3-L), 整体指示较高能的混积潮下滩环境

2)含灰粉砂岩。该类型岩石多与泥岩、 泥质灰岩、 鲕粒灰岩伴生, 常以薄层状夹层形式产出于鲕粒灰岩间, 水平层理(图 2-L)。陆源碎屑组分含量约75%, 石英为主, 少量云母、 岩屑、 长石等, 粒径40~100 μ m, 粉砂级, 次棱角状, 分选良好。碳酸盐组分含量10%~20%, 主要为微晶或泥晶方解石, 以胶结物的形式产出。基质支撑(图 3-M), 整体指示低能水动力条件的滩间环境。

通过对比分析江苏徐州地区大北望剖面、 看山剖面、 大洞山剖面的寒武系馒头组上段发育特征(图 4), 发现3个剖面均具有典型的混合沉积发育证据, 且混合沉积组合类型及其岩性组合在区域上具有可对比性, 说明该时期这套独特的陆源碎屑与碳酸盐混合沉积序列在横向上广泛发育。其中大北望剖面与看山剖面的混合沉积序列发育特征较一致, 而大洞山剖面的沉积厚度较厚, 岩性变化频率较低, 这也侧面反映出大北望地区当时沉积环境多变, 岸线频繁迁移。

图 4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 江苏徐州地区寒武系馒头组上段混合沉积序列剖面对比Fig.4 Cross section correlation of mixed sedimentary sequences of the upper member of Cambrian Mantou Formation in Xuzhou area, Jiangsu Province

寒武纪第二世晚期, 华北板块整体发育海侵背景下的陆表海沉积, 具有水体浅、 地势平、 面积广阔等特征, 因此小幅度海平面变化都会引起大范围的沉积环境变迁(Irwin, 1965; 王龙等, 2018; 樊爱萍等, 2023)。大北望地区寒武系馒头组极具特色的混合沉积序列(图 5)是对这一时期沉积环境频繁变迁的关键记录。

图 5

Fig.5

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	图 5 江苏徐州地区寒武系馒头组上段典型混合沉积序列综合柱状图 混积岩类型中: Ⅰ — 含陆源碎屑碳酸盐岩; Ⅱ — 陆源碎屑质碳酸盐岩; Ⅲ — 碳酸盐质陆源碎屑岩; Ⅳ — 含碳酸盐陆源碎屑岩; 混积成因类型中: a— 相混合; b— 间断混合; c— 原地混合; d— 母源混合Fig.5 Comprehensive histogram of mixed siliciclastic-carbonate sedimentation sequences of the upper member of Cambrian Mantou Formation in Xuzhou area, Jiangsu Province

根据岩性及其组合、 沉积构造、 显微结构组分类型等特征, 馒头组混合沉积序列为海侵背景下次级海平面频繁波动且伴随着多期次风暴沉积作用的产物, 整体由混积潮坪相演化为混积局限台地相。根据海平面的波动、 水动力条件、 沉积地貌特征等, 混积潮坪可划分为混积潮上坪、 混积潮间坪以及混积潮下滩等亚相, 混积局限台地划分为潟湖、 鲕粒滩、 滩间、 受风暴影响的潮下滩等亚相。

混合沉积序列开始阶段为混积潮坪沉积, 受潮汐水流影响, 发育波状层理、 脉状层理、 羽状交错层理(图 2-I)、 双黏土层等构造。混积潮间坪主要发育灰质粉砂岩、 灰质泥岩等; 当海平面上升时演变为水体能量较高的混积潮下滩沉积, 主要发育含灰细砂岩、 灰质细砂岩等; 随着垂向不断加积以及海平面的波动, 当海平面逐渐下降时, 演变为混积潮上坪, 主要沉积含粉砂泥晶灰岩, 在潮上暴露环境中发育窗格构造(图 2-H; 图 3-I)。混积潮坪整体发育多个向上变浅的沉积序列(梅冥相等, 2000)。

随着海侵的持续, 沉积环境逐渐向海过渡, 海平面上升淹没混积潮坪相, 演化为混积局限台地相。研究区鲕粒滩的规模不大, 但受制于陆表海广而浅的特征, 正地貌的鲕粒滩所具的障壁作用仍十分显著, 能够较大程度地隔绝海水, 形成潟湖与滩间沉积。研究表明, 稳定的水下低能环境、 富营养物质以及充足的光照条件有利于微生物群落的繁盛, 微生物分泌的胞外聚合物EPS(Extracellular Polymeric Substances)可以通过黏结、 捕获碎屑颗粒物质与碳酸盐质点, 并经微生物作用形成微生物岩、 丘体等(张宝民等, 2009; Decho and Gutierrez, 2017; 吴亚生等, 2021)。研究区水浅且局限的环境给微生物的繁育带来了充足的光照和养分条件, 微生物群落可通过微生物的黏结、 障积等一系列作用在局部发育微生物丘(灰泥丘), 然而随着大量陆源物质的再次混入, 微生物丘的发育遭受抑制甚至破坏(Riding, 2002), 因此序列中发育的微生物丘具规模较小、 厚度较小且横向上快速尖灭等特点(图 2-D; 图 3-E, 3-F)。当沉积环境持续向海演化时碳酸盐沉积逐渐占据主导, 发育鲕粒滩与滩间沉积组合, 此时研究区广泛发育的微生物席(图 3-E, 3-F)可供给和鲕粒发育密切相关的EPS(Gerdes et al., 1994; 李飞等, 2022), 促进鲕粒的发育以及鲕粒滩的沉积。鲕粒滩主要沉积鲕粒灰岩与含砂鲕粒灰岩, 滩间沉积含生屑泥质灰岩、 含灰粉砂岩等。需要指出的是, 近岸的混积潮坪环境尽管已具备鲕粒生长发育的沉积水动力条件, 但较多的陆源碎屑物质输入会抑制微生物群落的生长, 难以持续稳定的提供EPS进而导致鲕粒的生长遭到抑制或破坏, 因此鲕粒产出丰度较低或不发育。

在研究区沉积演化的过程中, 广泛发育受风暴作用影响的沉积构造及岩性组合。研究区水体较浅, 海平面波动频繁, 完整的风暴沉积序列较难保存, 序列中主要发育“ 泥灰岩夹泥岩— 含砂内碎屑灰岩— 泥岩” 、 “ 泥岩夹灰质粉砂岩— 含内碎屑砂质灰岩— 泥岩” 、 “ 泥岩— 鲕粒灰岩夹泥灰岩— 含砂鲕粒灰岩— 泥岩” 等。主要岩性为含砂内碎屑灰岩(图 3-A)、 含内碎屑砂质灰岩(图 3-G)等, 发育冲刷充填构造、 渠模(图 5)、 叠瓦状构造、 放射状构造(图 2-A)等。

混合沉积的影响因素包括陆源输入、 气候、 海平面变化、 水动力条件、 生物活动、 碳酸盐产率、 构造作用等, 各因素之间相互制约, 综合影响(张锦泉和叶红专, 1989; 沙庆安, 2001; 董桂玉等, 2009; 徐伟等, 2019; 李泉泉等, 2021)。文中通过对徐州大北望地区寒武系典型的陆源碎屑与碳酸盐混合沉积序列(图 5)进行精细剖析, 结合看山剖面与大洞山剖面横向对比, 认为序列中发育的混合沉积成因类型主要为相混合和风暴作用主导的间断混合, 局部发育原地混合和母源混合。其中陆源输入、 气候、 海平面变化、 碳酸盐产率是形成相混合的主要控制因素, 风暴作用是形成间断混合的主要因素, 生物活动、 水动力条件等因素也共同参与影响混合沉积。结合前人(董桂玉等, 2009; 栾守亮等, 2010)关于寒武系陆源碎屑与碳酸盐混合沉积研究, 根据研究区典型混合沉积序列的岩石宏微观特征、 陆源碎屑组分与碳酸盐组分类型及含量差异、 不同剖面的混合沉积现象对比、沉积环境演化等, 建立陆表海近岸背景下陆源碎屑与碳酸盐混合沉积模式(图 6)。需要指出的是, 不同沉积环境的混合沉积过程及特征不同, 其控制因素也存在差异(图 7)。

图 6

Fig.6

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	图 6 陆表海近岸背景下陆源碎屑-碳酸盐混合沉积模式Fig.6 Sedimentary model of mixed siliciclastic-carbonate sedimentation at nearshore of epicontinental sea

图 7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 7 江苏徐州地区寒武系馒头组上段混合沉积组合类型及其混合沉积过程示意图及主控因素Fig.7 Mixing process schematic diagram and controlling factors of mixed siliciclastic-carbonate rocks of the upper member of Cambrian Mantou Formation in Xuzhou area, Jiangsu Province

从古地理格局来看(图 1-B), 研究区一方面受到西北部华北古陆的陆源碎屑输入, 另一方面以台地碳酸盐沉积为主。在陆表海浅水背景下, 海平面的快速上升不会使碳酸盐产率显著降低, 水深大体仍在透光带以内(王龙等, 2018), 因此研究区陆源碎屑主导沉积时应是海平面逐渐下降、 相带界线向海迁移、陆源输入增多的过程, 而碳酸盐主导沉积时为海平面相对上升、相带界线向陆迁移、陆源输入减少的过程, 最终形成向陆一侧为混积潮坪而向海一侧为混积局限台地的沉积格局(图 6)。此外, 受浅水条件下海平面频繁升降的影响, 各相带边界往返迁移, 总体形成相混合沉积。

气候也可通过影响物源输入程度的方式来影响研究区混合沉积发育(徐伟等, 2019; 李泉泉等, 2021)。气候湿润时, 大气降水与地表径流增加, 研究区陆源输入则增加, 碳酸盐沉积受抑制, 陆源碎屑主导混合沉积; 气候干旱时, 大气降水与地表径流减少, 陆源输入减少, 碳酸盐主导混合沉积。

在研究区混合沉积的发育过程中, 潮汐流、 波浪、 沿岸流是主要的水动力(Schwarz et al., 2018), 涨潮时混积局限台地内的碳酸盐组分被搬运至近岸的混积潮坪, 以少量碳酸盐组分与碳酸盐胶结物为特征, 退潮时陆源碎屑被潮汐、 波浪以及离岸流搬运至混积局限台地(图 7-A)。混积潮上坪的蒸发作用较强, 尽管有中等程度的陆源碎屑输入, 但在干旱气候下强蒸发作用导致的高盐度使得碳酸盐更易沉淀, 以胶结物形式发育原地混合, 最终形成具窗格构造的粉砂质泥晶灰岩(图 3-I); 混积潮间坪环境中, 较少的陆源碎屑输入使得碳酸盐主导混合沉积, 陆源碎屑组分主要通过潮汐作用和离岸流从浅水区域搬运而来, 海平面下降时搬运的陆源碎屑量较多, 反之较少, 在海平面频繁波动下不同纹层呈现陆源碎屑含量差异, 表现为相混合, 发育纹层状的含粉砂泥晶灰岩(图 3-D), 而在强陆源输入时混积潮间坪由陆源碎屑主导混合沉积, 碳酸盐组分主要以胶结物形式产出并发育原地混合, 最终形成灰质粉砂岩(图 2-I); 混积潮下滩环境在中等陆源输入条件下由陆源碎屑主导混合沉积, 浅水高能的环境特点使其沉积的陆源碎屑以细砂级为主, 碳酸盐组分主要以胶结物形式构成原地混合, 同时也可混入少量碳酸盐颗粒组分, 最终形成灰质细砂岩(图 3-J)。当陆源输入进一步增强时, 发育含灰细砂岩(图 3-L)。

正地貌的鲕粒滩将大部分波浪能量阻挡, 具有低能局限洼地特征的潟湖与滩间环境混合沉积发育程度相对较高, 这些陆源细碎屑组分主要由潮汐作用与离岸流搬运混入。因此, 在弱陆源输入背景下, 碳酸盐主导混合沉积, 潟湖与滩间仍保存较多的陆源碎屑, 例如滩间发育的含生屑泥质灰岩(图 3-H); 而在强陆源输入背景下, 潟湖与滩间则以陆源碎屑主导混合沉积, 例如滩间发育的含灰粉砂岩(图 3-M), 以胶结物形式发育原地混合, 整体发育相混合(图 7-B)。同样, 潟湖与滩间也是发育微生物丘的有利空间, 在弱陆源输入、 生物活动繁盛、 气候相对温暖的条件下微生物丘逐渐发育, 期间会粘结捕获部分陆源碎屑, 形成原地混合, 发育含砂藻凝块灰岩(图 2-D)。这也进一步表明, 浅水高能的鲕粒滩环境对陆源碎屑物质混入具有“ 淘洗” 作用(图 7-C), 可显著提升碳酸盐产率(Li et al., 2019; 曾楷等, 2020), 但仍可通过将陆源碎屑组分作为鲕粒成核位点或者利用鲕粒的微生物泥晶圈层黏结陆源碎屑等方式形成原地混合, 最终表现为亮晶鲕粒灰岩或仅有少量细砂混入的含砂鲕粒灰岩(图 3-B)。另外, 当鲕粒滩不断建隆以及海平面相对下降时, 滩体会出露水面从而使鲕粒受大气淡水淋滤作用发生溶蚀重结晶(图 3-C), 这也侧面印证了滩体的暴露区域会遭受风化剥蚀而成为碳酸盐组分的供给源之一(图 6), 在潮汐和波浪的作用下这些碳酸盐组分可被搬运至滩间、 潟湖以及混积潮坪中, 与陆源碎屑组分形成母源混合沉积。

风暴作用影响的纬度范围为5° ~30° , 可作为一种古环境、 古地理的判断依据(Kelling and Mullin, 1975)。寒武纪第二世晚期, 华北板块位于赤道附近的亚热带至热带地区(图 1-A), 海洋气旋频发导致研究区广泛发育风暴沉积。风暴浪的强水动力条件将原先沉积的鲕粒灰岩打碎, 并将灰泥、 内碎屑等碳酸盐组分搅动和搬运, 影响波及至岸上风暴高潮线处, 随后风暴离岸洪流将岸上的陆源碎屑搬运入海, 在较低能环境(如潟湖)中沉积, 形成间断混合(图 7-D), 发育含内碎屑砂质灰岩(图 3-G)。此外, 笔者发现含砂内碎屑灰岩中多期次石英混入现象(图 3-A), 也进一步表明风暴作用的极强水动力条件以及多期次破坏、 搬运、 再堆积的复杂沉积过程(图 7-E)。这一过程可分为3个阶段。第1阶段: 在水体较深的潟湖环境中, 以富有机质的暗色灰泥沉积为主, 受陆源输入量较少的影响, 期间仅混入少量陆源细粉砂与泥, 属正常的相混合沉积; 第2阶段: 风暴将先前成岩的含粉砂泥晶灰岩打碎、 搬运、 磨圆, 受风暴离岸洪流影响, 期间混入少量陆源细砂与粉砂, 同时也将三叶虫、棘皮类等生屑共同搬运至潟湖的浪基面下堆积, 形成间断混合, 发育灰泥胶结; 第3阶段: 风暴的再次侵袭将先前成岩的含砂内碎屑灰岩再次打碎、 搬运、 磨圆, 期间再次混入陆源细砂与粉砂, 同时也混入生屑、 内碎屑等其他颗粒, 最终在台地内正地貌处堆积形成滩, 浅水高能的环境促进清水碳酸盐沉积从而发育亮晶胶结。由此看来, 多期次的风暴作用在浅水条件下不仅可发育间断混合, 也一定程度上促进相混合以及母源混合, 因此, 在各种因素综合影响下, 研究区呈现多种混积成因类型组合发育的特征。另外, 过强的水动力条件对陆表海近岸浅水生物来说无疑是毁灭性的, 风暴浪破坏生物礁与造礁生物, 混入的陆源碎屑使海水变得浑浊, 抑制生物群落的生长, 也抑制碳酸盐沉积(Nummedal, 1991), 研究区生物碎屑类型相对单一、 微生物丘规模较小等特征也印证了这一点。