北京周口店雾迷山组碳酸盐岩风暴沉积序列研究*

冉宗媛 肖 倩 佘振兵，2 王国庆

1中国地质大学(武汉)地球科学学院，湖北武汉 430074 2中国地质大学(武汉)生物地质与环境地质国家重点实验室，湖北武汉 430070

研究表明，一次强大的风暴潮能够影响到的海底沉积物深度远远超过一般波基面(15～20 m)，风暴浪基面最深可达200 m(Robert and Dott，1983)。这类短暂的风暴作用，常常可以明显地改造甚至侵蚀掉正常气候下由波浪、潮汐、沿岸流等作用形成的沉积物，形成风暴沉积，并在地质记录中被较好地保存下来。早在20世纪60年代，赤道碳酸盐沉积区由大旋风、飓风等引起的风暴沉积就开始受到关注，开启了风暴沉积的研究潮流(Mckee，1959；Ball and Shinn，1967)。Kelling和Mullin(1975)最早提出“风暴岩(Tempestite)”和“风暴单元(Storm-units)”这2个概念，其指先期沉积物被风暴侵蚀、扰动后的再沉积，粒序层理是其重要的共同特征；Myrow和Southard(1996)认为风暴岩(Tempestite)是指由风暴活动过程中产生的所有沉积物，包括与由波浪产生的振荡流和由地球自转、密度差异引起的单向洋流相关的沉积。近年来，对风暴岩岩性特征(杜远生和韩欣，2000；Callahanetal.， 2021)、典型风暴岩沉积序列(白万备等，2011)和风暴岩沉积环境(Wangetal.， 2016；Jelbyetal.， 2020)等都进行了系统的研究。

国内风暴沉积分布范围广，在南北向上从松辽盆地至滇中地区(杜远生和韩欣，2000；Liuetal.， 2012；邹光均等，2018；蔡全升等，2020；刘自亮等，2020)、东西向上由塔里木盆地至山东青岛(宋金民等，2014；Wangetal.， 2016，2019；钟建华等，2016；孙龙飞等，2020)等广大地区均有发现，地层时代亦涵盖元古界至新生界。风暴沉积特征研究对探讨现代岛屿的发育和礁体的演化与生长过程有重要意义(李浩，1991)，同时风暴岩也是古水深、沉积盆地和沉积成矿研究、古气候及古地理恢复、距海岸线相对位置判断的重要证据，尤其是对古大陆边缘构造性质的判别和古陆内盆地构造背景分析具有重要作用(Pratt，2001；Sarkaretal.， 2002；Santosetal.， 2015；Medigetal.， 2016；Ferronattoetal.， 2021)。Aigner(1982)认为，风暴岩是等时性事件产物，它符合作为等时性标志层的地质体必备条件: (1)纵向上堆积速度很快;(2)横向上分布广而稳定；(3)沉积特征明显。因此，风暴岩可在一定范围的地区内用于地层对比。

中元古代雾迷山组沉积时期，燕山地区由裂陷槽向陆表海转化，燕辽海槽海水大规模侵入，使得华北地区雾迷山组沉积了一套厚达3300 m的碳酸盐岩地层序列(Huangetal.， 2001；贾雨东等，2020)。这套地层含有多种浅水标志(叠层石、藻纹层、硅质条带或团块等)，缺乏陆源物质，反映潮坪沉积环境。此外，该套地层因广泛发育风暴沉积、地震─海啸序列与臼齿(Molar-tooth)构造而备受关注。雾迷山组风暴沉积早期曾发现于北京西山和十三陵地区，以突变侵蚀面和砾屑体发育为特征(周丽清和邵德艳，1994；谢庆宾等，1997)；之后，罗军梅等(2015)在辽宁凌源地区雾迷山组中识别出标准的风暴沉积序列。近年来，在燕山地区雾迷山组中发现更多指向地震成因的软沉积物变形构造，包括液化变形、挤压变形、拉伸变形和脆性变形构造，这些含有地震沉积序列的雾迷山组广布于河北涞源和北京昌平、野三坡、永定河、十渡、房山等地(张传恒等，2007；旷红伟等，2009；梁定益等，2009；Ettensohnetal.， 2011；van Loon and Su，2013)，但含有风暴沉积记录的雾迷山组却未有新的发现。

北京周口店地区是国内著名的野外地质实践教学基地，黄山店村恒顺厂一带出露有巨厚层的雾迷山组，岩性以含硅质条带的白云岩为主。雾迷山组白云岩中的变形构造历来存在争议，曾被解释为泄水构造、冲刷构造、地震沉积、风暴沉积等(梁定益等，2009；Ettensohnetal.， 2011；苏德辰和孙爱萍，2011)。地震沉积形态上直观反映地震应力对沉积物的改造，如地震应力导致上下岩层液化流动和相互穿插，薄层沉积岩层受到两侧水平挤压或张性拉力而形成紧密褶皱、板刺状角砾或环形层(苏德辰和孙爱萍，2011)等。恒顺厂雾迷山组剖面岩层总体呈水平层理，局部发育交错层理，具典型的风暴沉积标志，与地震引发的软沉积变形构造不同。本研究通过精细的沉积学方法在恒顺厂剖面中识别出典型的风暴沉积标志，建立了完整的风暴沉积序列，补充了燕山地区雾迷山组风暴沉积记录；在此基础上，与区域上的风暴沉积对比分析，探讨了该风暴沉积的成因及形成过程，可为该时期华北板块的古地理、古纬度和古气候研究提供重要的沉积学证据。

1 区域地质背景

北京周口店地区处于北北东向太行山山脉、近东西向燕山山脉与华北平原的接壤地带，隶属于华北陆块燕山板内构造带(图 1-a)。区域上中元古界蓟县群雾迷山组普遍发育水平薄纹层和波状藻纹层，总体上形成于潮坪环境(图 1-b)。雾迷山组自下而上可分为4段：第一段下部为泥质白云岩和硅质条带白云岩，上部为叠层石白云岩、硅质条带白云岩，发育于潮间带下部至潮下带上部；第二段为泥质白云岩和硅质条带白云岩，沉积环境为潮下带；第三段以泥质白云岩、含屑白云岩及硅质条带白云岩为主，叠层石、鲕粒及藻纹层发育，反映了潮间带─潮下带上部较浅水的环境；第四段以藻团白云岩、硅质砾屑白云岩及硅质条带白云岩为主，硅质条带和水平纹层表明水体相对加深到浅海外陆棚环境(图 1-c)(童金南等，2013)。周口店地区仅见雾迷山组第三段和第四段出露，主要分布在周口店西南的孤山口─黄山店村一带，总厚度达1616 m，局部地区因构造作用导致地层厚度大大减小(赵温霞，2003)。

图 2 北京周口店恒顺厂剖面雾迷山组特征(a)及对应岩性划分(b)Fig.2 Outcrop and lithological features of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

2 沉积学特征

研究剖面位于北京周口店地区黄山店村恒顺厂，风暴沉积位于雾迷山组第四段的泥晶白云岩与硅质条带白云岩之间。本研究以野外沉积学和岩相学观察为基础，结合室内薄片分析，对研究层段进行系统的沉积学分析，其中野外共拍摄照片113张，采集样品12块。根据恒顺厂剖面雾迷山组的岩性组合及沉积构造特征，识别出5个岩性段和3种不同层位的风暴沉积，并对其中典型的风暴沉积标志进行精细描述和分析，绘制出完整的风暴沉积剖面。

a—样品HSC-01，不规则硅质砾屑；b—样品HSC-02，硅质条带；c—样品HSC-03，硅质条带图 3 北京周口店恒顺厂剖面雾迷山组硅质砾屑和硅质条带白云岩镜下特征(正交镜)Fig.3 Photomicrographs of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing(crossed nicols)

恒顺厂剖面长约15 m，高约6 m，发育2条主断裂，斜切近水平的雾迷山组第四段岩层(图 2-a)。该剖面主体岩性为碳酸盐岩夹硅质岩，其中硅质岩以条带和团块形式出现，层理发育，贫陆源碎屑。剖面底部出露中厚层状泥晶白云岩，单层厚度大于25 cm；后期发育溶蚀凹坑，具定向性；硅质条带少，无明显沉积构造，泥晶白云岩顶部被侵蚀。剖面下部为硅质砾屑白云岩，单层厚度大于30 cm，其中底部发育硅质条带，硅质砾屑层向两端变薄，层内发育形态各异的硅质砾屑，这些砾屑分选磨圆差，呈撕裂状、菊花状、放射状、倒“小”字型和“V”字型等形态，杂乱凸出岩石表面，粒径3～10 cm。剖面中部为厚层状硅质条带白云岩，单层厚度超过1 m，纹层清晰，发育平行层理、波状交错层理、丘状和洼状交错层理，硅质条带大量发育、连续性好，宽度大多为1 cm以下，其中该段中部的硅质条带宽达10 cm，长度几十厘米至几米不等，受差异风化后明显凸出岩层表面。剖面上部发育厚约1 cm的灰白色薄层状泥晶白云岩。剖面顶部岩性为硅质砾屑白云岩，与下伏岩层之间无侵蚀冲刷(图 2-b)。侵蚀冲刷面以及丰富的砾屑表明水体能量强，沉积物以泥晶为主反映沉积水体较深，因此推测剖面整体沉积于潮下带上部水动力相对较强的环境。

在恒顺厂剖面不同岩性部位分别采样(图 2-a)并进行室内薄片鉴定。显微镜下， 样品HSC-01可见不规则硅质砾屑，主要成分为石英，具有Ⅰ级灰白干涉色，边部石英粒径较核部小，大颗粒石英应为后期重结晶作用形成；白云石为泥晶，高级白干涉色(图 3-a)。HSC-02采于硅质条带处，镜下可见硅质条带宽0.5～1.5 mm，石英颗粒粒径相近(图 3-b)。HSC-03采于硅质条带处，镜下可见毫米级的泥晶白云石条带与硅质条带互层产出，后期碳酸盐脉切过岩层层理(图 3-c)。硅质条带与白云岩沉积互层表明二者为同沉积产物，而不规则形态的硅质砾屑可能为风暴破碎作用的产物。

3 风暴沉积

3.1 风暴沉积构造类型

恒顺厂剖面中所见到的风暴沉积构造包括侵蚀冲刷基底、口袋构造、风暴砾屑层、丘状和洼状交错层理等。

a—泥晶白云岩与硅质条带白云岩间的低角度侵蚀面，平缓口袋构造；b—泥晶白云岩与硅质条带白云岩间的平缓侵蚀面； c—砾屑层与泥晶白云岩间的平缓侵蚀面；d—砾屑层与泥晶白云岩间的高角度侵蚀面，典型口袋构造图 4 北京周口店恒顺厂剖面雾迷山组风暴冲刷侵蚀面(箭头所示)Fig.4 Storm-induced erosion surfaces(arrowed)of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

3.1.1 风暴冲刷─充填构造

恒顺厂剖面侵蚀冲刷面位于风暴沉积下部，分开了风暴层与正常沉积层，底部形态呈弧形端向下、孤立槽状，故称口袋构造或渠模构造(图 4)，是风暴沉积的典型指相标志。研究剖面上的侵蚀冲刷面按发育部位大致可分为2类： 一类侵蚀面发育在泥晶白云岩与硅质条带白云岩之间(图 4-a，4-b)，另一类侵蚀面则直接发育在风暴砾屑层底部与泥晶白云岩接触部位(图 4-c，4-d)。侵蚀冲刷面根据形态及规模可分为高强度侵蚀面、低强度侵蚀面和平缓侵蚀面(王翰等，2019)，这3种类型在恒顺厂剖面上均有发育。低强度侵蚀面下切深度4～5 cm，宽度28～44 cm，侵蚀面的上、下岩层特征突变，硅质条带在靠近侵蚀面的地方逐渐弯曲，往上条带趋于平直(图 4-a)；平缓侵蚀面未见明显的差异性下切，较为平直的硅质条带大致反映侵蚀面形态(图 4-b，4-c)；高强度侵蚀面下切深度5～6 cm，宽度10～16 cm，其口袋构造最为典型，弯曲的硅质条带填充在口袋底部，往上逐渐变为硅质砾屑(图 4-d)。通常口袋构造规模越大，风暴强度越大，沉积水深越浅，图 4-d中明显可见口袋构造沿某方向规模减小、构造特征趋于模糊，说明在该方向上风暴强度减小，沉积水深加大。侵蚀冲刷面发育表明处于风暴潮高峰期，风暴涡流、潮流、回流以及风暴重力流对海底沉积物强烈淘蚀、冲刷、撕裂，截切下伏地层，形成明显的突变底界，后期可能被涡流卷起的生物壳体、细砂或粉砂质充填。侵蚀冲刷面的存在，指示了其上的风暴沉积序列为准原地堆积形成。

a—风暴砾屑层宏观特征；b—风暴砾屑层素描图；c—底部硅质条带往上渐变为硅质团块； d—放射状砾屑，整体形似菊花状；e—“V”字型及放射状砾屑；f-撕裂状砾屑图 5 北京周口店恒顺厂剖面雾迷山组风暴砾屑层特征Fig.5 Storm-induced intraclast layers of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

3.1.2 风暴砾屑层

风暴砾屑层是风暴沉积的重要识别标志，发育在侵蚀冲刷面之上，雾迷山组砾屑层与侵蚀冲刷面之间有时发育1段硅质条带白云岩(图 5-a，5-b)，有时直接与砾屑层呈突变接触(图 5-d)。砾屑层厚20～30 cm，以硅质砾屑发育为特征，砾屑粒径3～10 cm，突出岩石表面，分选磨圆差，形态呈撕裂状、放射状、菊花状、倒“小”字型和“V”字型等，排列杂乱，在砾屑发育丰富的部位含量高达40%(图 5-a，5-b)，表明是一种近原地或短距离搬运和快速堆积的结果。有的砾屑层底部还保留原始硅质条带特征，向上在风暴作用下逐渐变形成不规则团块(图 5-c)。单个砾屑之间常相互粘连，总体上形成似菊花状或局部放射状(图 5-d)，而长条状或“V”字型砾屑通常为风暴回流使得砾屑定向而成(图 5-e)。风暴涡流具有旋转和向上推举的特点，撕裂半固结岩层并形成风暴撕裂构造(图 5-f)。

3.1.3 风暴层理构造

a—丘状、洼状交错层理垂向上伴生，上部平行层理；b—丘状、洼状交错层理垂向上伴生，上部平行层理；c—丘状、洼状交错层理横向上伴生，上部波状交错层理；d—单个丘状交错层理，下部平行层理，上部波状交错层理。红色箭头： 丘状交错层理；红色三角： 洼状交错 层理；黄色三角： 平行层理；蓝色三角： 波状交错层理图 6 北京周口店恒顺厂剖面雾迷山组丘状、洼状交错层理Fig.6 Hummocky and swaley cross stratification of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

厚层状硅质条带白云岩内发育平行层理、波状交错层理和丘状、洼状交错层理，其中丘状、洼状交错层理被认为是典型的风暴层理构造(Dott and Bourgeois，1982)。在恒顺厂剖面风暴沉积中，平行层理在硅质条带白云岩内普遍发育，纹层清晰可见，厚度5～10 mm，硅质条带平直延伸较远，宽度1 cm左右，长度达几十至几百厘米(图 6-a，6-b)；波状交错层理是由连续的硅质条带在整个剖面上的起伏显示出来的(图 6-c，6-d)；丘状、洼状交错层理出现在多层风暴沉积中，其中形态向上凸为丘状交错层理，向下凹为洼状交错层理，二者规模大小相近，波高8～10 cm， 波长40～50 cm，纹层倾角小于20 °，厚度2～5 mm，常被断层切断，表现为不对称型。丘状与洼状交错层理在垂向上伴生出现时，二者间出现削切面，纹层在削切面附近收敛，往两端发散，且纹层近平行于层系顶界面(图 6-a，6-b)，对下伏沉积物有一定侵蚀能力；在横向上伴生出现时，不形成削切面，形态上丘状与洼状体相邻发育，纹层连续，平行于层系顶界面，在两端处收敛(图 6-c)，对下伏沉积物有一定侵蚀能力。单个丘状交错层理出现时为孤立缓丘状，丘部纹层较平直，平行于层系底界面，两端处收敛(图 6-d)，对下伏沉积物侵蚀作用不明显。

丘状交错层理是由风暴浪形成的、发育于正常浪基面和最大风暴浪基面之间陆棚区的一种原生沉积构造，风暴高潮期沉积速率较高、单向水流的流速比较低，形成低角度交错层理(Dumas and Arnott，2006)。丘状交错层理的发育程度与风暴流强度、水深、沉积物粒度大小、地形等有关，通常，风暴强度越大、沉积水体越接近正常浪基面、沉积物粒度越接近粉砂或细砂，则丘状交错层理发育规模就越大(Aigner，1982；许安涛等，2018)。丘状交错层理的形成普遍与多向底流和强烈的水体振荡作用有关： 风暴潮峰期后，风暴强度趋于减弱，先前被风暴流卷起的细粒沉积物迅速沉降，同时受到多向底流影响，导致沉积物被侵蚀冲刷成无定向排列的丘形和洼形(Harmsetal.， 1975)。刘宝珺等(1987)认为风暴作用下形成的表面重力波在底部产生强烈摆动底流，其塑造正常沉积物并形成丘状交错层理。师庆民等(2013)将丘状交错层理看作是风暴潮能量降低到可形成驻波的条件下发育的层理构造。从水动力机制来看，丘状交错层理是斜压波动形成的立轴漩涡引起沉积体不稳定所形成的，沉积机制主要是风暴高峰期剥蚀底床形成的密度流和漩涡本身的剥蚀作用，而当悬浮物浓度较低时漩涡中心则形成洼状，因为这样最有利于能量衰减并形成伴生的洼状交错层理(Quin，2011；李向东，2020)。

3.2 风暴沉积序列

风暴沉积序列是沉积过程各个阶段所受风暴作用的方式、强度和持续时间等条件不同而形成的一系列沉积单元在垂向上的规律组合。理想的碳酸盐岩风暴沉积序列从底到顶由5个单元组成： (1)具侵蚀冲刷基底和渠模构造的砾屑沉积物；(2)具递变层理的砂屑沉积物；(3)具平行层理的粉砂屑沉积物；(4)具丘状交错层理至波状层理的砂屑—粉砂屑沉积物；(5)具水平层理的泥晶碳酸盐岩(Aigner，1982；白万备等，2011；Pérez-López and Pérez-Valera，2012；Wangetal.， 2019)。恒顺厂剖面雾迷山组风暴沉积发育在3个层位(图 7)，垂向上沉积序列相似。

风暴沉积序列Ⅰ以发育侵蚀冲刷面、硅质砾屑和各类交错层理为特征，包含4个沉积单元： (1)底部为A段中厚层状泥晶白云岩，不含硅质条带。(2)中部为B段硅质砾屑层，夹于硅质条带白云岩中，发育较平缓的侵蚀冲刷面，切过下伏泥晶白云岩略微形成口袋构造，口袋底部保留了硅质条带的原始特征，具有准原地特点；条带间可见丘状和洼状交错层理，向上由于风暴高潮期的到来而形成杂乱的硅质砾屑，随后因风暴作用减弱而形成平直的硅质条带，硅质砾屑层横向延伸5 m以上，两端尖灭；该段上部的硅质条带白云岩发育平行层理、波状交错层理和丘状、洼状交错层理。(3)上部为D段泥晶白云岩，纹层清晰，发育波状交错层理，不含硅质，属正常天气沉积。(4)顶部发育C段含硅质条带白云岩，硅质条带数目变少、长度变短(图 7-c；图 8-a)。

风暴沉积序列Ⅱ发育层位靠下，以硅质砾屑和各类交错层理为特征，由3个沉积单元组成：(1)底部B段侵蚀冲刷面不明显，硅质砾屑形态较为规则，多为“V”字型或放射状。(2)硅质砾屑层上部发育A段中厚层状泥晶白云岩，为短暂的风暴间歇期形成。(3)顶部为C段硅质条带白云岩，发育平行层理和丘状交错层理(图 7-d；图 8-b)。

风暴沉积序列Ⅲ为恒顺厂雾迷山组完整的风暴沉积旋回，可分为5个沉积单元：(1)旋回下部A段为中厚层状泥晶白云岩，块状构造，属风暴前正常沉积。(2)B段为侵蚀冲刷面与硅质砾屑层，侵蚀冲刷面发育在A段顶部，是风暴流对底部正常沉积物强烈扰动形成的，冲刷面底部保留了硅质条带原始特征，向上过渡为呈撕裂状、放射状、“V”字型等形态的砾屑，是风暴高潮期产物。(3)中部C段为灰色硅质条带白云岩，硅质条带连续性好，近平行排列或略有起伏，普遍发育平行层理、波状交错层理和丘状、洼状交错层理，是风暴衰减期产物，与风暴砾屑层界线明显。(4)旋回上部D段是厚约1 cm的灰白色薄层状泥晶白云岩，代表风暴间歇期的正常沉积。(5)E段为含硅质团块白云岩，与下伏D段无冲刷面，且上覆岩层再次变为A段的中厚层状泥晶白云岩，故将E段作为旋回的顶部，硅质团块应为局部的海水扰动形成，而非风暴作用。风暴沉积序列Ⅲ整体沉积厚度不大，显示出周期性，属于较完整的碳酸盐岩风暴沉积序列(图 7-e；图 8-c)。恒顺厂剖面上递变层理几乎不发育，这是由于递变层理是由风暴浊流引起的，沉积环境位于远端的风暴浪基面以下，水体深度大于研究剖面风暴沉积所处的正常浪基面与风暴浪基面之间而造成的。

a—风暴沉积发育层位和采样点示意；b—恒顺厂剖面简要素描图；c—序列 Ⅰ 风暴沉积，以硅质砾屑、侵蚀冲刷面和丘状、洼状交错层理为特征；d—序列 Ⅱ 风暴沉积，以硅质砾屑和丘状、洼状交错层理发育为特征；e—序列 Ⅲ 风暴沉积，以侵蚀冲刷面、 硅质砾屑、丘状交错层理为特征图 7 北京周口店恒顺厂剖面雾迷山组风暴沉积序列空间分布示意图Fig.7 Spatial distribution of tempestite of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

图 8 北京周口店恒顺厂剖面雾迷山组风暴序列Fig.8 Tempestite sequence of the Wumishan Formation at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

图 9 北京周口店恒顺厂剖面雾迷山组风暴沉积模式Fig.9 Depositional model for the Wumishan tempestites at Hengshunchang section in Zhoukoudian area，Beijing

3.3 风暴沉积模式与形成过程

3.3.1 风暴沉积模式

根据经典浅水碳酸盐岩风暴沉积的发育模式，结合各个层位风暴沉积序列特点，总结了恒顺厂雾迷山组剖面的风暴沉积模式(图 9)。底部的A段泥晶白云岩主要受风暴浊流控制；B段风暴砾屑层发育口袋构造，为缓斜坡上部沉积，侵蚀和沉积作用兼具，风暴中心位于晴天浪基面附近，风暴涡流侵蚀基底半固结的泥晶白云岩形成口袋构造，风暴卷扬悬浮颗粒形成风暴碎屑回流，风暴碎屑回流可到达风暴浪基面之下形成浊流沉积中的粒序层理；风暴振动流与风暴回流共同作用形成C段的波状和丘状、洼状交错层理；风暴作用结束，正常天气下沉积D段薄层状泥晶白云岩，发育毫米级纹层；海水的局部扰动形成E段的不规则硅质团块。

3.3.2 风暴沉积过程

高、低压气流的交汇易形成空气旋转的涡流，同时形成风，这种风发生在不同大洋时名称不同，统称为热带气旋，它们产生快、消失快、风力大、能量强。风暴就是产生于热带和亚热带洋面上的中尺度或天气尺度的热带气旋，是风暴沉积的动力(杜远生和韩欣，2000；Dunkertonetal.， 2009)。由于风暴作用能量巨大，它直接影响风暴经过海域的海水运动进而影响海洋沉积物，使海底沉积物被撕裂、刨蚀，形成突变的侵蚀冲刷面。根据风暴能量的强弱，侵蚀面上伴随有下凹程度不同的口袋构造，风暴越强，则口袋构造规模越大，同时口袋构造在方向上的变化还可以指示水深变化，恒顺厂剖面上可以观察到3种下凹程度的口袋构造(图 4)，反映了风暴能量的变化。热带气旋移动速度快，能量会快速降低，所以对海底沉积物的搬运距离不会很远，沉积物很快就会重新堆积下来，甚至原地破坏堆积，导致沉积物大小混杂、分选、磨圆差，研究剖面上表现为风暴砾屑层杂乱分布、形态不规则(图 5)。由于风暴作用于风暴浪基面与正常浪基面之间，风暴高潮期之后进入衰减期，沉积流体中立轴漩涡剥蚀悬砂形成风暴浪成因的丘状和洼状交错层理(李向东，2020)，因此研究剖面中的丘状、洼状交错层理发育在砾屑层之上的硅质条带白云岩中，指示了风暴由高潮期到衰减期的阶段变化。风暴作用短暂出现后迎来正常天气，海水能量变弱可使海水中悬浮物质沉积下来形成盖层，覆盖在风暴沉积之上，形成恒顺厂剖面顶部的灰白色薄层状泥晶白云岩。

4 雾迷山组风暴沉积的古地理意义

1： 北京，华北；2: 加拿大Yukon地区，北美(Medig et al.， 2016)；3: 加拿大北部，北美(Sherman et al.， 2001)；4: 北美西部(Pratt，2001)；5: 滇中地区，扬子(杜远生和韩欣，2000)；6: 澳大利亚西北部，大洋洲(Lan and Chen，2012)；7: 巴西Espinhaço盆地， 南美(Santos et al.， 2015；Ferronatto et al.， 2021)；8: 印度中部，南亚(Sarkar et al.， 2002；Chaudhuri，2005；Chakraborty et al.， 2009)图 10 中元古代风暴岩在古地理图上的分布(据Pisarevsky et al.， 2014；Cawood et al.， 2018；Xiao et al.， 2020，有修改)Fig.10 Palaeogeographic distribution of the Mesoproterozoic tempestites(modified from Pisarevsky et al.， 2014; Cawood et al.， 2018;Xiao et al.， 2020)

雾迷山组沉积时期，除了华北板块燕山一带普遍出现的风暴沉积之外(周丽清和邵德艳，1994；谢庆宾等，1997)，扬子陆块、澳大利亚陆块、旧金山陆块和劳伦古陆等也都出现了风暴沉积(图 10)，均对应当时的低纬度板块分布。具体包括： 扬子板块滇中地区因民组发育碎屑风暴岩(杜远生和韩欣，2000)；巴西São Francisco克拉通Espinhaço凹陷盆地中Stenian Caboclo组与Rio Pardo Grande组中均发现有混合硅质碎屑碳酸盐风暴主导的斜坡沉积(Santosetal.，2015；Ferronattoetal.， 2021)；澳大利亚西北部Kimberley地区中元古界Hilfordy组中出现由风暴浪产生的大型波纹(Lan and Chen，2012)；加拿大北部Bylot超群和西部Pinguicula群记录了碳酸盐岩台地上的风暴沉积，伴随有微亮晶─内碎屑滞留沉积(Shermanetal.， 2001；Medigetal.， 2016)；北美西部中元古界Helena组低能风暴岩中含丰富的臼齿构造，为了解前寒武纪克拉通内盆地的古海洋、古水深、古气候和构造体系提供了研究资料(Pratt，2001)； 印度板块中部Singhora群中发育冲积扇到风暴沉积主导的陆棚过渡沉积(Chakrabortyetal.， 2009)；中部Kudri克拉通内Rampur页岩中各类风暴作用标志在与海岸线平行和垂直2个方向上显示出双极性，反映了风暴作用期间水动力特点及变化趋势(Sarkaretal.， 2002)；南部Pandikunta灰岩中发育有良好的爬升波纹层理和风暴沉积构造(Chaudhuri，2005)。这些风暴岩的发现， 为古气候、古地理对比和古大陆重建提供了重要的参考依据，并有待进一步深入研究。

5 结论

1)北京周口店黄山店村恒顺厂中元古界雾迷山组中发现了保存完好、特征明显的经典风暴沉积序列，风暴沉积标志包括侵蚀冲刷面、口袋构造、风暴砾屑岩及丘状和洼状交错层理等。

2)恒顺厂剖面雾迷山组可见3个风暴沉积序列，其中完整的序列由5个沉积单元组成，从下至上分别发育风暴前正常天气沉积的中厚层状泥晶白云岩、风暴高潮期形成的侵蚀冲刷面及硅质砾屑层、风暴衰减期沉积的具有交错层理的硅质条带白云岩、风暴间歇期正常天气下沉积形成的薄层状泥晶白云岩以及正常天气下局部海水扰动形成的含硅质团块白云岩。恒顺厂剖面上风暴沉积厚度较小，呈周期性，属于较典型的近原地型碳酸盐岩风暴沉积序列。

3)恒顺厂剖面雾迷山组的岩性和沉积构造特点指示其沉积环境为碳酸盐岩台地相，具有潮下带高能环境特征。该剖面中元古代可能位于低纬度风暴作用带，高温海洋环境易发生热带气旋，进而引发风暴沉积。

致谢感谢杜远生教授提供的野外数据资料和孟浩宇同学在薄片镜下鉴定方面提供的帮助。