深水等深流沉积中记录的米兰科维奇特性——以陕西富平地区上奥陶统赵老峪组为例

冯 斌，李 华,2,3，何幼斌,2,3*，苏帅亦

(1.长江大学 地球科学学院，湖北 武汉 430100； 2.长江大学 沉积盆地研究中心，湖北 武汉 430100；3.长江大学 油气资源与勘探技术教育部重点实验室，湖北 武汉 430100)

0 引 言

近半个多世纪以来，深水沉积的等深流及等深流沉积研究已从萌芽阶段日趋成熟[1-8]，现代等深流沉积在油气勘探领域逐渐展示出了巨大潜力，等深流沉积的研究有助于了解古海洋、古气候和古构造等多方面的信息。中国在对古代等深流沉积研究中的等深流沉积特征、沉积类型、沉积模式以及主控因素等方面取得了一系列重要成果[2-5]，但对于等深流是否受到地球轨道周期影响方面仍存在一定分歧。段太忠等研究湘北九溪白岩剖面盘家咀组时，发现该区约每0.1 Ma出现一次等深流强化期，接近地球轨道短偏心率周期(0.1 Ma)，进而首次提出二者是否具有因果关系的疑问[6]；丁海军在贺兰坳拉谷桌子山剖面借助Fischer图解识别出米兰科维奇特性，但未对二者是否存在因果关系进行解释[8]。如果等深流和地球轨道周期存在普遍的必然联系，则可以借助米兰科维奇天文标尺定量估算等深流沉积发育时限和沉积速率，也能以更高精度探讨等深流沉积发育演化规律及其轨道尺度的控制影响因素。

陕西富平地区上奥陶统赵老峪组发育多种类型深水沉积，包括斜坡原地沉积、碎屑流沉积和等深流沉积[4-5,9]。前人在该区做过大量相关工作：杨式溥基于赵老峪组笔石、放射虫等古生物化石资料探讨了赵老峪组所属地质时代[10]；吴素娟等利用SHRIMP锆石U-Pb定年资料确认赵老峪组凝灰岩时代应属晚奥陶世[11]；黄伟等在赵老峪组剖面识别并划分出等深流沉积、碎屑流沉积等多种沉积类型，并初步探讨了古气候对等深流沉积作用的影响[5]；李华等借助岩相特征、沉积构造及地球化学测试分析资料，对各类沉积作用与气候变化的响应关系做了一定探讨[3-4]。但目前仍然存在一些问题需要解决：①常规定年方法无法精确测定陕西富平地区上奥陶统赵老峪组发育年限及沉积速率；②研究区等深流活跃周期尚不明确；③对于等深流沉积中特殊的、不同级次的细→粗→细垂向沉积序列的影响因素尚待进一步探讨；④等深流强度多周期递变的控制影响因素不明。本文在前人研究基础上，结合旋回地层学及米兰科维奇理论，尝试建立深水沉积地层，尤其是等深流沉积与米兰科维奇理论的关系，推算研究区实测部分发育年限，分析不同沉积类型对海平面变化的响应，探讨等深流强度与地球轨道影响下古气候的关系以及等深流强度多周期变化的轨道尺度控制影响因素。

1 区域地质概况

研究区位于鄂尔多斯盆地南缘陕西富平地区上奥陶统赵老峪组，晚奥陶世处于铜川浅水碳酸盐岩台地东南侧的古斜坡环境，南部为深水盆地地区，实测赵老峪组剖面位于富平深水斜坡(图1)。

自早奥陶世到中奥陶世，鄂尔多斯盆地南缘由被动大陆边缘逐渐演化为主动大陆边缘，其古地理环境也由水体深度较浅的广海陆架演变为“L”形边缘海，沉积环境则演化为末端逐渐变陡的继承性碳酸盐岩缓坡[9,12]。晚奥陶世，鄂尔多斯盆地南缘继续变陡，发育的深水斜坡相沉积包括滑塌堆积、重力流沉积、等深流沉积以及内波内潮汐沉积；至晚奥陶世末期，加里东运动开始，构造活动明显增强，致使华北地块整体抬升，地层缺失严重[3]。

鄂尔多斯盆地南缘上奥陶统自下而上可分为麻川组、水泉岭组、三道沟组、平凉组及背锅山组[13]。20世纪80年代初，梅志超等在赵老峪地区将平凉组及背锅山组合并划为赵老峪组[14]。本次研究目的层段即为上奥陶统赵老峪组，实测剖面厚度114.58 m，岩性则以泥晶灰岩及砾屑灰岩为主。

图件引自文献[9]、[13]，有所修改

2 岩相特征

陕西富平地区上奥陶统赵老峪组剖面出露岩层成层性良好，旋回性较强，各类沉积构造发育，根据岩性、沉积构造垂向演化特征自下而上可划分为3段(图2)。

第一段厚63.35 m，岩性主要为灰黑色薄层含泥灰岩、深灰色薄层泥晶灰岩、黑色薄层放射虫硅质岩和少量深灰色笔石页岩。泥晶灰岩中夹黑色薄层放射虫硅质岩、深灰色薄层页岩和少量白云岩。泥晶灰岩和黑色薄层放射虫硅质岩中常发育水平层理。泥晶灰岩偶见腕足类、三叶虫、介壳类及海百合等生物化石碎片，硅质岩中含大量放射虫化石，页岩中见丰富笔石。

第二段厚31.25 m，岩性主要为深灰色薄层泥晶灰岩、中—厚层砾屑灰岩和少量纹层状含泥灰岩。泥晶灰岩和含泥灰岩层面波状起伏，常见缝合线构造。砾屑灰岩分选磨圆较差，发育滑塌变形构造。该段偶见少量介壳类生物化石。

第三段厚19.98 m，岩性主要为深灰色薄层泥晶灰岩、深灰色薄层含泥灰岩和深灰色中—厚层砾屑灰岩。下部泥晶灰岩夹黑色薄层放射虫硅质岩，泥晶灰岩中常见流水波痕及小型交错层理。上部泥晶灰岩层面波状起伏，以大量发育的生物扰动构造及流水波痕与第一、二段发育的泥晶灰岩相互区别。砾屑灰岩中发育滑塌变形构造。

结合岩性、沉积构造、古生物等特征，可将研究区划分为3种典型岩相，即泥晶灰岩夹硅质岩、页岩相，生物扰动泥晶灰岩相和块状层理砾屑灰岩相。

2.1 泥晶灰岩夹硅质岩、页岩相

泥晶灰岩为深灰色，多呈毫米级的纹层状或厘米级的薄板状，滑塌变形构造发育。泥晶灰岩层间常夹有泥质条带，部分与薄层粉屑灰岩伴生，构成毫米级韵律层。泥晶灰岩中发育水平层理，岩层面发育Nereites古网迹遗迹化石。泥晶灰岩岩层较薄，表明其为低能且水体相对较深环境的产物，且Nereits古网迹遗迹化石多发育在较深水盆地环境中[10]。

硅质岩新鲜面呈黑色，单层厚度一般为2～6 cm，层内发育毫米级水平纹层，层面多平直，有时随相邻层面有所起伏，或侧向尖灭形成长条状透镜体，层间具硅质页岩和泥质夹层[图3(a)]。硅质岩中含大量放射虫化石，多呈圆形或椭圆形[图3(b)]，直径0.1～0.2 mm，呈星点状分布于硅质岩中，另见少量介壳类生物化石。层状硅质岩中散布大量放射虫化石，表明其可能为距物源区较远的碳酸钙补偿深度(CCD)界面之下的产物[15]。

页岩呈深灰色，常呈薄夹层状产出，见丰富笔石，发育水平层理，为水动力较弱、滞留缺氧还原的较深水环境产物。

综合上述特征，泥晶灰岩夹硅质岩、页岩相沉积环境水动力相对较弱，但泥晶灰岩中发育滑塌变形构造[图3(h)]。结合研究区构造背景及古地理资料，认为该岩相形成于深水盆地边缘至深水斜坡环境，应为斜坡原地沉积。

地球化学资料引自文献[4]；颜色编号12为灰黑色,13为深灰色

图3 主要岩石类型、沉积构造及等深流沉积序列Fig.3 Main Rock Types, Sedimentary Structures and Contour Current Sedimentary Sequence

2.2 生物扰动泥晶灰岩相

生物扰动泥晶灰岩呈深灰色，单层厚度为毫米级至厘米级，发育于剖面中部及顶部，单层厚度较薄，层面大致平行，呈厚→薄→厚旋回垂向叠置发育[图3(e)]。该岩相中生物扰动构造极为发育，常见古网迹遗迹化石、流水波痕[图3(d)]及少量小型交错层理，且该岩相横向变化明显，外形多为透镜状或椭圆状。其波痕外形不对称，波峰、波谷圆滑，波长2～4 cm，波高0.2～0.4 cm，波痕及交错层理反映古水流方向为NNW—SEE，其方向大致平行于斜坡。

显微镜下观察，生物扰动泥晶灰岩又可分为含泥泥晶灰岩和含粉屑泥晶灰岩。二者垂向上呈交替发育，粒度上呈现细→粗→细旋回，而厚度上则体现为薄→厚→薄旋回。单层岩层内部亦呈现细→粗→细旋回特征。含泥泥晶灰岩中常见1、2条泥质条带，而含粉屑泥晶灰岩中多发育粉屑条带。间歇发育的泥质条带和粉屑条带在垂向上构成了多个最小尺度的细→粗→细变化特征[图3(f)]。

生物扰动泥晶灰岩相与泥晶灰岩夹硅质岩、页岩相的泥晶灰岩区别在于该岩相中发育流水波痕、小型交错层理、生物扰动构造，且流水波痕所指方向平行于斜坡走向，岩层横向变化明显，多呈透镜状产出并呈现出3种不同尺度(多层岩层组合、单层岩层、单层岩层内部)的细→粗→细旋回，这些特征表明该岩相可能为等深流沉积[3-5]。

2.3 块状层理砾屑灰岩相

块状层理砾屑灰岩相岩性主要为团块状灰白色砾屑灰岩，发育于剖面中部，规模自下而上逐渐减小。岩层横向厚度差异较大，内部不具层理，无定向排列，无生物扰动构造，滑塌变形构造较为发育。砾石主要为泥晶灰岩的薄板状角砾，大小混杂堆积，无粒序，分选、磨圆极差[图3(g)]。综合研究区构造背景、岩性、沉积构造等特征，该岩相为碎屑流沉积。

2.4 展布规律

陕西富平地区上奥陶统赵老峪组剖面第一段以斜坡原地沉积为主，第二段主要发育等深流沉积和碎屑流沉积，第三段则以等深流沉积为主，自下而上等深流沉积逐渐增多，碎屑流沉积逐渐减少。根据不同剖面平面岩相分布规律[4-5,16-17]，重力流沉积(包括碎屑流沉积、浊流沉积)自西向东规模逐渐增大。结合研究区古地貌、波痕迁移方向及交错层理倾向[4,16]，等深流大致由东向西流动，平行于斜坡走向。综合鄂尔多斯盆地南缘上奥陶统多条剖面[4-5,16-17]及郭彦如等研究成果[13,18]，分析并重建了该地区岩相古地理(图4)。

1为陕西富平地区赵老峪剖面；2为陕西铜川地区桃曲坡水库剖面(锦阳湖风景区)；3为陕西泾阳地区东陵沟剖面；4为陕西礼泉地区唐王陵剖面；5为陕西岐山地区曹家沟剖面；6为甘肃陇县地区石湾沟剖面；7为甘肃平凉地区太统山剖面；图件引自文献[4]、[5]、[13]、[16]～[18],有所修改

3 旋回分析

米兰科维奇旋回在地层中最基本的响应单元为米级旋回。米级旋回多指地层记录中在露头上能直接识别的、厚度在厘米级至米级的地层堆积作用单元[19-20]。在地层记录中，单个米级旋回常由4个或5个垂向有序叠加构成更大一级的旋回。这种1∶4或1∶5的叠加形式反映了米兰科维奇特性，前者可能为地球轨道长偏心率(周期为0.4 Ma)和短偏心率(周期为0.1 Ma)共同作用的结果，而后者则可能为短偏心率(周期为0.1 Ma)和岁差(周期为20 ka)共同作用的产物[21]。

陕西富平地区上奥陶统赵老峪组沉积环境为深水斜坡，整体水体较深，物源供给相对较匮乏，水动力作用相对较弱，各类岩层成层性良好，纵向岩性变化频繁，岩层面多为突变接触，旋回性较强。与浅海环境碳酸盐岩米级旋回相比[21]，研究区旋回单元厚度较薄，且旋回种类较少，较难识别各类沉积间断面(瞬时淹没间断面、瞬时暴露间断面)，为野外深水沉积地层旋回识别及划分带来了一定难度。

基于梅冥相等提出的碳酸盐岩米级旋回分类及划分方案[21]，根据研究区特殊的沉积环境、岩性组合以及沉积作用类型，针对斜坡原地沉积及碎屑流沉积共识别并划分出3种灰岩-泥岩型米级旋回：①含泥灰岩-泥晶灰岩型，于赵老峪组广泛分布，其下部单元为黑色薄层含泥灰岩，上部单元为深灰色薄层泥晶灰岩，上部单元碳酸盐岩组分含量较下部多，旋回顶部偶见中—厚层砾屑灰岩，旋回整体厚度一般为5～15 cm；②白云岩-泥晶灰岩型，于赵老峪组分布极少，其下部单元为深灰色薄层泥晶灰岩，上部单元为黄灰色薄—中层粉—细晶白云岩，旋回整体厚度为7～22 cm；③泥晶灰岩-硅质岩型，主要分布于赵老峪组剖面第一段顶部，旋回下部单元为黑色薄层放射虫硅质岩，上部为深灰色薄层泥晶灰岩，旋回整体厚度为10～20 cm。基于上述分析，硅质岩可能为大洋碳酸钙补偿深度界面之下的产物，其发育过程中可能不受海平面小幅度波动影响，对此类旋回的识别及分类有待进一步探讨。

考虑到等深流沉积特殊的沉积作用及其标志性的、不可分割的多级次特殊细→粗→细垂向沉积序列[1-7]，基于岩性组合的不同，将其划分为两种对称型碳酸盐岩米级旋回：①含泥泥晶灰岩-含粉屑泥晶灰岩-含泥泥晶灰岩型，自下而上由含泥泥晶灰岩、含粉屑泥晶灰岩和含泥泥晶灰岩垂向顺序叠置，构成一个对称的细→粗→细旋回，旋回厚度较薄，多为3～10 cm；②含粉屑泥晶灰岩-粉屑灰岩-含粉屑泥晶灰岩型，自下而上由含粉屑泥晶灰岩、粉屑灰岩和含粉屑泥晶灰岩垂向顺序叠置，构成一个对称的细→粗→细旋回，旋回厚度一般为5～15 cm。

为探讨研究区赵老峪组深水沉积地层与相对海平面变化的耦合关系，在旋回单元识别划分工作的基础上，实测并统计所有实测剖面中旋回单元厚度，采用Fischer图解，刻画相对海平面变化曲线并划分旋回级次，讨论相对海平面变化对深水沉积地层的影响，重点探讨等深流沉积与相对海平面变化的耦合关系及其垂向沉积序列主控因素。

4 Fischer图解曲线形态与沉积类型演化关系

4.1 绘制方法

Fischer图解最早由Fischer提出[22]，又经过多人对其适用性、使用条件、坐标轴表示方案以及旋回划分方案对图解曲线形态的影响进行多次讨论和改良，目前多被用来讨论相对海平面变化以及识别米兰科维奇旋回。本文采用经Sadler等改良的绘制方案[23]，横坐标表示旋回数，纵坐标表示旋回累积平均厚度偏移。首先，对陕西富平地区上奥陶统赵老峪组剖面进行详尽实测、描述，测量并记录了所有旋回单元厚度；然后，以此绘制Fischer图解，并展开进一步分析。本次野外实测共划分旋回单元1 413个，由于篇幅所限，仅列出剖面顶部地层旋回单元实测数据(表1)。

由于陕西富平地区上奥陶统赵老峪组水体深度相对较深，水体绝对深度复原难度较大，而且矫正岩层原始厚度的几个关键参数难以获取。相对于水体绝对深度，此次研究更侧重沉积时的相对海平面变化与沉积相垂向演化关系，故本文在绘制Fischer图解过程中略去了压实矫正环节，所得图解反映了非定量的相对海平面变化，对其客观性和实用性没有影响[8,21]。

Fischer图解(图2)曲线形态自下而上逐渐升高，曲线的一次上升和下降即为一次海平面升降旋回[24]，据此可以识别出4个完整旋回和1个上升半旋回。这与基于地球化学的海平面变化曲线对比[4]，二者形态较为匹配，所反映曲线变化特征较为吻合(图2)。上述特征表明Fischer图解在研究区深水沉积地层中可以客观、准确地刻画相对海平面升降。

为探讨等深流沉积与相对海平面变化的关系以及各类沉积作用对相对海平面变化的响应，选取等深流沉积最为发育、地层连续性好、植被覆盖少、出露性强、代表性高的剖面顶部地层(第28层至第36层)进行重点精细图解绘制分析(图5)。

表1 Fischer图解旋回单元参数Tab.1 Parameters of the Cycle Units of Fischer Diagram

根据曲线形态能够反映相对海平面变化趋势与剖面顶部地层沉积类型演化关系，高海平面时期主要发育斜坡原地沉积，海平面上升时期主要发育等深流沉积，而海平面下降至低海平面时期主要发育碎屑流沉积(图5)，与前人研究成果[2-5,7,25]较为吻合。

根据Fischer图解旋回划分方法[26-28]，遵循曲线原始形态，曲线的一次上升和下降即为一次海平面升降旋回。剖面顶部地层Fischer图解可划分为4个长期旋回或16个中期旋回(图5)。4个中期旋回垂向叠置构成1个长期旋回，长期旋回和中期旋回呈1∶4的数量关系，这与地球轨道长偏心率周期(0.4 Ma)和短偏心率周期(0.1 Ma)的比例关系十分吻合，表明该段地层中极有可能记录了米兰科维奇特性，其比例关系可能为长、短偏心率相互作用的结果。依据米兰科维奇天文标尺，上述长、中期旋回分别受长、短偏心率影响，单个长期旋回和中期旋回周期分别为0.4 Ma和0.1 Ma。剖面顶部地层可以划分为4个跨时0.4 Ma的长期旋回或16个跨时0.1 Ma的中期旋回，以此估算该段地层发育年限约为1.6 Ma。

根据梅冥相等提出的旋回级别划分法则(表2)[29-31]可以看出：四级旋回由长偏心率旋回造成，形成时限为0.4 Ma；五级旋回由短偏心率旋回造成，形成时限为0.1 Ma；六级旋回受岁差旋回影响，形成时限为0.02～0.04 Ma。因此，研究区剖面顶部地层中识别出的跨时0.4 Ma的长期旋回应为四级旋回，跨时0.1 Ma的中期旋回为五级旋回。

表2 旋回层序划分及相应的层序地层术语Tab.2 Cycle Sequence Division and Corresponding Sequence Stratigraphic Terminology

4.2 长期旋回分析

图5 剖面顶部地层柱状图、Fischer图解以及海平面变化曲线理想化模型Fig.5 Histogram of the Topside Section, Fischer Diagram and the Idealized Model of Sea Level Change Curves

为进一步探讨海平面变化对等深流沉积的影响，根据Fischer图解曲线原始形态，对曲线频率、振幅理想化处理，参考Tucker等提出的轨道旋回研究方法[32]，将其变换为多周期叠加的正弦曲线。为保证客观、准确地处理原始曲线，理想化曲线及叠加曲线形态均由公式计算得出，各级别曲线初始相位则结合层序地层学海平面变化理论，与现代海洋学研究结果保持一致[33-35]，以此建立理想化数学模型(图5)。

根据米兰科维奇旋回周期叠加原理，4个五级旋回垂向叠置构成1个更大一级的四级旋回，据此分别绘制了两种旋回对海平面作用的曲线及叠加曲线(图5)。在长偏心率及短偏心率的共同作用下，叠加曲线形态既保持了长偏心率周期的整体趋势，又呈现短偏心率周期的波动性。这种波动性在叠加曲线中体现为：在曲线整体上升趋势中出现的反相位“Z”字形下降波动；在曲线整体下降趋势中出现的反相位“Z”字形上升波动(图5)。

对比该段剖面沉积相及岩性发育特征，斜坡原地沉积多发育于高海平面时期，碎屑流沉积发育于海平面下降及低海平面时期，等深流沉积则发育于海平面上升时期，且海平面先上升后小幅度下降又再次上升(图5)。等深积岩粒度整体细→粗→细递变，可能受轨道旋回(长、短偏心率)影响，由海平面上升过程中出现的小幅度反相位下降波动造成。

4.3 中、短期旋回分析

在长期旋回分析的基础上，引入岁差对海平面的作用(六级旋回)，并对比等深流沉积特征，进一步研究等深流沉积特征与海平面变化的中、短期对应关系。

截取小级别中期旋回2(图5)，对应剖面第29层等深流沉积，保持其旋回曲线相位和频率，引入岁差对海平面的影响(六级旋回)，分析二者共同作用下的海平面变化，得到复合海平面变化曲线(图6)。

图6 剖面第29层等深流沉积特征及海平面变化曲线理想化模型Fig.6 Sedimentary Characteristics of the 29th Layer Section and the Idealized Model of Sea Level Change Curves

在短偏心率和岁差对海平面的共同作用下，复合海平面变化曲线既保持了五级旋回的形态，又记录了六级旋回的高频波动性，整体表现为1次中期旋回和5次短期旋回(波动)。复合海平面变化曲线中心部位同为五级和六级旋回下降部分，其下降趋势被短偏心率旋回和岁差旋回叠加效应放大，相对最为剧烈(图6)。

结合第29层等深流沉积岩石剖面特征，其整体可划分为两种类型(Ⅰ、Ⅱ型)5个沉积序列(图6)。鉴于等深积岩特殊的垂向对称细→粗→细沉积序列，将Ⅰ、Ⅱ型序列整体划分为两种对称型短期旋回。两种旋回分别由单层含泥泥晶灰岩、含粉屑泥晶灰岩和含泥泥晶灰岩、粉屑灰岩垂向叠置而成。岩石剖面分别在多个旋回垂向叠置，单个旋回单元及单层岩层内部呈现出3个不同级别的细→粗→细变化。

岩石剖面中5个短期旋回垂向叠置构成更大一级的中期旋回，这种数量关系接近地球轨道短偏心率周期(0.1 Ma)与岁差周期(0.02 Ma)比值，表明其可能受到了短偏心率和岁差对海平面的共同影响。而两种旋回单元中出现的细→粗→细递变可能是由短偏心率和岁差叠加效应影响下的海平面反相位波动造成。其中粒度相对最大的沉积序列Ⅱ，同处两级海平面下降相位内，受短偏心率和岁差对海平面的叠加效应影响，海平面下降程度相对最为剧烈(图6)，这表明等深积岩粒度的大小可能与海平面波动幅度有关，而粒度递变则可能由海平面周期性波动导致。

等深积岩中一个完整的细→粗→细沉积序列可以划分出5个小一级别的细→粗→细沉积序列，两种尺度垂向叠置比例关系为1∶5，与米兰科维奇旋回中短偏心率周期(0.1 Ma)和岁差周期(0.02 Ma)的比例关系十分吻合，且与米兰科维奇理论——“旋回包含旋回”的概念相同。Ⅰ、Ⅱ型沉积序列和其垂向叠加构成的完整沉积序列受到了米兰科维奇旋回影响，两种沉积序列可能是岁差旋回的产物，旋回整体则同时受到了岁差及短偏心率旋回的影响。据此推断，研究区等深流沉积中记录了米兰科维奇特性，其粒度垂向递变与海平面周期性波动有关，且海平面波动程度越大，等深积岩粒度越大。研究区Ⅰ型和Ⅱ型沉积序列应为六级旋回，发育时长为0.02 Ma；由5个两种沉积序列垂向叠置构成的完整等深积岩沉积序列应为五级旋回，发育时长为0.1 Ma。

5 讨 论

5.1 等深流沉积与米兰科维奇旋回的因果关系

等深流是一种深水牵引流，其沉积物垂向粒度变化由流体强度变化导致。流体强度增大时，其沉积物粒度垂向呈逆递变，反之则为正递变[6]。因此，陕西富平地区上奥陶统赵老峪组等深积岩粒度多级次递变则是由等深流强度多周期递变造成。

米兰科维奇核心理论认为，地球轨道三要素会周期性地改变太阳对地球辐射量，导致气候的周期性波动，进一步影响两极冰盖周期性消长，海平面周期性升降[36]。而等深流是深水环境中由温盐引起的自转型底层环流[37]。这种环流多是当气候变寒冷时，两极冰盖增长，海平面降低，而海水结冰的脱盐作用使得两极冰盖之下海水盐度增高，温度降低，形成部分海水密度变大的水团。等深流的强化不必依赖于冰量的高度发育，而更可能与成冰的速率及温盐水团与周围水体作用密切相关[38]。轨道驱动的高频气候波动会对两极冰盖成冰速率及冰盖之下水团的物理性质(温度、盐度、密度)造成影响；同时，等深流水团受地球自转影响，由水团和周围水体密度差产生的密度力驱动[39]。等深流水团温度越低，盐度越高，密度越大，则等深流强度越高[5]。因此，等深流强度受地球轨道三要素影响(米兰科维奇旋回)，呈现出大、中、小尺度的弱→强→弱周期性递变。

研究区Fischer图解中，海平面的小幅度波动反映了气候的小幅度变化，冰盖之下水团物理性质(温度、密度、盐度)相应随之波动。结合等深流强度强化机制[38-39]，这种气候波动导致了等深流强度弱→强→弱递变。综合长偏心率与短偏心率(图5)、短偏心率与岁差(图6)对海平面的影响，相对海平面变化中存在的中、短期旋回性波动，造成了等深流强度的大、中尺度弱→强→弱递变。

现代海洋研究结果表明[33-34]，海平面下降是一个复杂的过程。在单个轨道周期内，海平面变化曲线类似正弦曲线[29,40-41]，其变化速率与时间对应关系是非线性的。海平面下降初期变化速率较慢，中期较快，而后期较慢[41]。这导致等深流水团内部物理特性存在小尺度波动，而等深流强度也随之呈现出最小级别的弱→强→弱变化特征。

导致海平面变化的影响因素较为复杂，主要因素为构造运动及气候波动，沉积物供给、沉降速率等因素次之。现代冰川研究结果表明，气候对海平面的影响可能并不亚于全球构造运动[42]。而古气候研究一般可分为构造尺度、轨道尺度和亚轨道尺度3个尺度[40]，其中轨道尺度和亚轨道尺度气候变化是叠加在构造尺度上的一种高频小幅度气候波动，它们共同影响着全球气候变化。等深流沉积多见于海平面上升时期，但气候由暖转寒时等深流强度大，其主要原因有两点。第一个原因是观测尺度不同。沉积物、地球化学气候资料及Fischer图解中同时记录了构造运动和气候对海平面的影响，相对海平面变化宏观趋势受构造运动控制，其细节波动规律受轨道尺度气候影响，且现阶段尚无法将二者分离。海平面上升时期着眼于整体趋势(构造尺度)，由暖转寒侧重于高频波动(轨道尺度)，二者观测尺度不同。第二个原因是分析主体不同。虽然等深流可以稳定持久地活动、搬运并卸载沉积物，但低海平面时期重力流比较发育，此时形成的等深流沉积不易保存下来，而高海平面时期，沉积物供给减少，等深流沉积也不甚发育。因此，研究区等深流沉积多见于海平面上升时期，但气候变寒冷时等深流变强，其形成的沉积物粒度较粗。

综上所述，研究区等深流沉积中记录了米兰科维奇特性，等深流沉积旋回特征主要受短偏心率及岁差旋回影响，其细→粗→细递变则由米兰科维奇旋回影响下的海平面高频低幅波动造成。

5.2 等深流强度变化规律与米兰科维奇旋回的必然联系

目前对发育于深水斜坡至盆地边缘的半远洋相灰岩的研究较为成熟，且对半远洋相灰岩中韵律形式的成因已经基本达成了共识，即各种深水米级旋回是高频冰川型海平面旋回(米兰科维奇)导致[43-45]。而等深流沉积中的旋回单元、单元厚度及旋回叠置关系与半远洋相灰岩较为类似[45-46]。因此，地球轨道影响下的高频冰川型海平面旋回(米兰科维奇)可能是等深流沉积特殊垂向序列的成因之一。

对比前人研究成果，陕西富平地区上奥陶统赵老峪组总厚度约350 m，划分为3个三级层序，跨时10～15 Ma[13]。本次实测赵老峪组出露厚度114.5 m，推测出露地层发育年限为3～5 Ma，而剖面顶部岩层厚度约14 m，依据米兰科维奇天文标尺推算其发育年限约为1.6 Ma，其沉积速率相对较为缓慢；推测实测赵老峪组岩层粒度较细，岩层厚度自下而上逐渐变薄，水体深度逐渐增加，物源供给逐渐变少，沉积物堆积速率相应逐渐减慢，加之剖面顶部地层发育多种沉积类型，各种沉积作用的沉积方式、沉积速率不尽相同，不可简单地采取算数平均。根据现代等深流沉积研究成果，等深流沉积速率比较缓慢，为0.6～20.0 cm·ka-1，一般为2～12 cm·ka-1。因此，计算赵老峪组剖面顶部地层发育时间约为1.6 Ma可能较为合理。

结合研究区等深流沉积旋回性，5个小级别旋回垂向顺序叠置，构成大一级别旋回，依据米兰科维奇天文标尺进一步推算研究区单个等深流沉积序列发育时长约为0.1 Ma。据段太忠等研究成果，在1个经典等深流沉积层序中，垂向均可划分出5个次一级层序[6,39]。这种1∶5的数量关系，正是短偏心率周期(0.1 Ma)与岁差周期(0.02 Ma)的比例。这表明研究区等深流沉积中体现出的米兰科维奇特性可能并非偶然。段太忠等于湘北九溪下奥陶统等深岩丘中证实，在跨时约5 Ma的地层中连续发育了53个等深积岩层序，平均约0.1 Ma出现一次等深流强化期，接近地球轨道短偏心率周期(0.1 Ma)[6]；丁海军于贺兰拗拉谷北段桌子山地区奥陶系等深流沉积中借助Fischer图解识别到了米兰科维奇特性及长、短偏心率周期[8]；李向东等在桌子山地区中奥陶统克里摩里组下段等深流沉积中，基于岩层垂向厚度变化，结合稀土元素特征等资料揭示了米兰科维奇旋回是等深流沉积垂向沉积序列的主控因素之一，且等深流强度受米兰科维奇旋回影响[47-48]。

综上所述，陕西富平地区上奥陶统赵老峪组深水沉积地层中记录了米兰科维奇特性，该区等深流沉积中的旋回性由米兰科维奇旋回造成。研究区等深流强度多周期递变受米兰科维奇旋回影响，依据米兰科维奇天文标尺推算等深流强化周期约为0.1 Ma。

但目前阶段，在轨道尺度对古代等深流沉积开展的工作较少，而现代等深流强度与气候、海平面变化等因素关系的观测历史较短，不同尺度的气候周期波动对等深流水团温度、盐度和密度的影响有多大以及这些影响对等深流强度和等深流沉积的控制又有多少尚不得而知。因此，等深流的强化及等深流沉积垂向层序是否必然受米兰科维奇旋回影响及其是否存在普遍的必然联系，仍需研究人员进一步研究。

6 结 语

(1)对比地球化学特征及陕西富平地区上奥陶统赵老峪组Fischer图解曲线形态，表明Fischer图解可以客观、准确地刻画深水沉积地层相对海平面变化特征。

(2)通过分析Fischer图解曲线形态，发现陕西富平地区上奥陶统赵老峪组深水沉积地层受到地球轨道三要素影响，并记录了米兰科维奇特性。

(3)研究区等深流沉积垂向沉积序列受米兰科维奇旋回影响，其旋回性由米兰科维奇旋回造成。

(4)气候周期波动(轨道尺度)是等深流强度呈现中、长尺度弱→强→弱周期性递变的原因之一。海平面变化速率非线性，可能导致了等深流最小尺度的弱→强→弱周期性递变。

(5)据米兰科维奇天文标尺推算研究区等深流强化周期约为0.1 Ma，剖面第28层至第36层发育时长约为1.6 Ma。