地震活动是由于自然原因引起岩石圈某处发生机械快速颤动，是一种常见的突发性地质事件。板块之间相互挤压碰撞造成板块边缘及板块内部产生错动和破裂，是引起地震的主要原因。地震具有突发性、瞬时性、高能性的特点[1]。保存在地层中能够记录地震活动的岩石称为地震岩，是具有特殊构造和沉积序列有一定成因联系的一组岩石，由Seilacher[2]于1969年最早提出，原意指“具断层—粒序的岩层可定为地震岩”。由于引起软沉积物变形构造的因素较多，不是所有的软沉积变形都由地震引起，因此，现在地震岩是指真正由地震引起的具软沉积物变形构造的岩层[3]。现代地震主要发生在板块边界地区及板块内部的活动断裂带。地史时期的地震可以形成特征的地震事件沉积，为研究地震作用及其形成的沉积盆地构造背景提供了物质记录[4]。

几十年来关于地震岩的研究已取得重大进展，在海相和陆相地层中均有地震岩的发现，并建立了不同时代、不同构造环境、不同岩性的地震岩沉积序列与划分方案。

Seilacher[5]对比现代和古代震积成因的沉积物后，提出以递变断层、微褶皱纹理和均一层作为地震成因的标志性沉积构造，首次建立地震岩标准序列。与此同时Marine Geology杂志出版“地震与沉积作用”专辑，对地震事件沉积作用进行系统总结，从此地质学家对地震事件开展了系统研究，并取得丰硕的成果。国内对地震岩的研究与国外大致同步，海相地震岩的研究始于宋天锐对北京十三陵地区中元古界雾迷山组碳酸盐岩的地震—海啸序列建立[6]。其后，乔秀夫等[7-8]对华北中新元古代、古生代海相地震事件展开研究，建立了碳酸盐岩震动液化地震序列及萨布哈地震岩序列；杜远生等[1, 9]通过对滇西中元古界地震岩的研究，建立了以震积岩(地震岩)、海啸岩等4个单元为代表的垂向沉积序列。陆相地震岩的研究始于吴贤涛和尹国勋对四川峨眉山晚侏罗世湖相地震液化序列的研究[10]。其后，众多学者[11-16]通过对中国东部渤海湾盆地济阳凹陷古近系岩芯中地震岩的研究，建立了陆相断陷湖盆碎屑岩地震序列。2016年9月第14届全国古地理学及沉积学学术会议“多成因的软沉积物变形构造及地震岩”专题研讨会无疑是软沉积变形构造和地震岩研究的重要的阶段总结[3]。目前，国内对地震岩的研究主要集中于中—晚元古代、早寒武世的海相碳酸岩和古近纪—新近纪陆相湖盆碎屑岩[13, 17-21]，对大陆边缘陆源碎屑岩中的地震岩研究较少。笔者在贺兰山中段长城系黄旗口组中发现了大量与地震事件有关的陆缘海相(滨—浅海)软沉积变形构造，推测黄旗口组沉积时地壳活动较强烈。

贺兰山大地构造位置处于鄂尔多斯盆地西缘(图 1)，在构造古地理上属华北板块西侧的大陆边缘[22]，西邻阿拉善地块。贺兰山裂陷槽是自中元古代以来在东、西两大陆块之间形成的一个以裂陷沉积为主的北北东向槽状海盆，西界为巴彦乌拉山东麓断裂，东界为黄河断裂。贺兰山裂陷槽是在太古界—下元古界结晶基底之上形成了自中元古界至三叠系基本连续的沉积盖层。中生代末期该带大规模褶皱隆升，基底及上覆盖层全部卷入强烈的褶皱与断裂活动。

研究区位于贺兰山中段，地层区划属华北地层大区华北西缘地层分区。区内元古宙地层总体上以稳定的浅海相碳酸盐岩和陆源硅质碎屑岩为主，自下而上划分为古元古代赵池沟岩组、中元古代长城系黄旗口组和蓟县系王全口组、新元古代震旦系正目观组、兔儿坑组五个地层单位。黄旗口组分布于贺兰山中段的泉曲沟、冰沟、白寺口沟、小口子沟和呼吉台一带(图 1)，多呈南北向展布，主要为一套滨—浅海陆源碎屑岩，以小口子沟为沉积中心，向四周沉积厚度逐渐减薄。黄旗口组不整合于古元古代赵池沟岩组或古元古代花岗岩之上，与上覆的王全口组呈整合接触。

黄旗口组岩性以灰白色、暗紫红色浅变质石英砂岩夹紫红色板岩为主，中上部出现白云岩和白云质灰岩，根据岩性组合特征可分为二段(图 2，第二段省略)。本组发育脊状波痕、中小型交错层理、泥裂等沉积构造，具有滨—浅海环境特征。根据岩性组合、沉积构造特征和沉积物粒度分析，可以划分出潮间带、碳酸盐台地、半封闭的海湾等沉积环境。

黄旗口组第一段下部(PM406第1~10层)由灰白色、紫红色中细粒石英砂岩、中细粒含岩屑石英砂岩组成，夹灰绿色、暗紫色含绢云母中细粒褐铁矿化砂屑钙质泥岩和泥质绢云母板岩(图 2)。岩石碎屑颗粒以石英为主，大部分磨圆较好，但分选相对较差，除部分分选较好，达到石英砂岩外(图版Ⅰ-a)，大部分为不等粒砂状结构，甚至出现泥质砂岩或含砂质泥岩，砂岩呈脉状灌入泥岩(或泥岩呈脉状灌入砂岩)中(图版Ⅰ-b, c)。砂岩中发育大量的脊状波痕、中小型交错层理和水平层理，局部见泥裂构造。波痕多为不对称波痕，少量为对称波痕。波痕形态以脊状类型为主(图版Ⅰ-d)，波长一般3~6 cm，波高0.5~2 cm，对称指数1.3~1.5，波脊走向220°~310°，平均为268°。泥裂构造主要出现在粉砂质板岩和泥质板岩中(图版Ⅰ-e)，呈四边形或五边形，宽5 mm左右，边界较平直，泥裂中充填物为较细的粉砂质。交错层理以中小型比较常见(图版Ⅰ-f)，常出现在红色中细粒石英砂岩中，一般厚15~20 cm左右，细层与层面间夹角一般小于30°，细层上端发散下端收敛，指示地层为正常层序。平行层理一般发育在中粗粒砂岩中，细层厚度一般为厘米级，为水动力较高的条件下形成，往往与中小型交错层理共生，多数出现在中小型交错层理下部。水平层理常见于粉砂岩和泥岩中，细层厚度为1~3 mm，为静水或低流速条件下形成，指示沉积环境能量较低。中小型交错层理、水平层理、波痕和泥裂构造的出现，反映了沉积环境水能量总体不高。脊状波痕是滨海常见的沉积构造，泥裂也反应了环境有时暴露水面的特点。

粒度分析结果显示(图 3A)，样品粒度最低平均值ϕ值为2.17，最高平均值为ϕ值为1.46，粒度为极细砂至中砂。样品粒度平均值变化不大，有小幅波动，说明水流变化不大，水动力处于中等强度。粒度分选系数0.4~1.18，多数处于0.6~1.0之间。样品分选中等至较差。粒度的偏度从下向上表现以正偏为主，少量样品出现负偏，粒度峰度处于平坦到尖锐。浅海/河流判别中，显示为海滩沉积。概率累积曲线主要为三段式和四段式，个别出现为五段式。跳跃载荷占主体，约50%~65%，悬移载荷一般不到10%，个别样品悬移载荷总体可达30%。总体显示水体能量较弱至中等，个别样品显示较强的水动力条件，但所有样品的粒度分布概率累积曲线过于复杂，不是简单的三段式，往往为多段式，并且岩石具有明显的高成分成熟度和低结构成熟度，推测成分成熟度高与花岗岩物源区有关，而低结构成熟度可能与搬运距离相对较近有关，加之沉积时的地震活动使半固结的沉积物发生液化，导致不同粒度的碎屑再次混合，改变了原始的岩石结构。

综合岩石组合特征、沉积构造以及粒度分析结果，本段沉积具有潮间带的特点，环境能量总体不高。泥裂构造的存在，表明沉积过程中有时底床暴露出水面，加之发育大量的脊状波痕，推测沉积环境为上潮间带。

黄旗口组第一段上部(PM406第11~16层)岩性以灰白色、白色浅变质中细粒石英砂岩为主，局部夹少量粉砂岩、粉砂质板岩。沉积构造以交错层理、平行层理为主，波痕仅局部可见。沉积序列上看，粒度相对较粗，具有向上变细的正韵律。环境能量较下部明显增高，具潮间带中下部特点，局部具有向浅水局限碳酸盐浅滩过渡的特点(图 2)。

粒度分析结果显示(图 3B)，粒度概率曲线多为三段式或二段式，推移载荷没有或很少，悬移载荷较少或无。粗节点位于1.5~2ϕ附近，环境能量偏弱。细节点位于3.5~4ϕ之间，环境能量较弱至中等。跳跃载荷线段斜率较大，一般在60°以上，表明岩石分选较好。跳跃载荷线段一般可见两个跳跃次主体，并且在整个粒度分布中占主要部分，显示为海滩沉积，有海浪回流冲刷，水动力中等，水体总体比较稳定。

从岩石组合、沉积构造和粒度分析结果看，本段具有下潮间带沉积特点。上部白云岩夹层，可能预示着潟湖(或封闭的海湾)环境的出现。

黄旗口组第二段岩性以灰白色中—细粒石英砂岩为主，夹灰岩和白云岩。笔架山附近，主要夹灰色、浅灰黄色细晶灰岩，反映当时海平面震荡上升，水体加深，出现碳酸盐台地沉积，但规模不大。在冰沟一带则为半封闭的海湾环境，出现了白云岩沉积，其中夹有少量细粒石英砂岩和板岩。随着海平面的上升，在笔架山地区出现了浅水陆棚沉积，以粉砂岩、泥岩夹细砂岩为特点，环境水体能量相对较低；在冰沟地区则出现了具有海平面震荡上升的碳酸盐台地特征的沉积，沉积了细砂岩夹灰岩的一套岩石组合。

软沉积变形构造是指沉积物沉积之后、固结之前处于软沉积阶段时由于压实、滑移、滑塌、液化等物理作用而发生变形所形成的一系列构造，也称为同沉积构造或准同生变形构造等。黄旗口组中软沉积变形构造主要出现在第一段中、下部，包括液化砂岩脉、负荷—火焰状构造、砂岩球—枕构造、水压破碎构造和角砾岩构造、串珠状构造、卷曲变形构造、阶梯状断层等。主要见于小口子笔架山、冰沟、白寺沟等地，其中以小口子的笔架山发育最好，最具代表性。

(1) 液化砂岩脉

液化砂岩脉发育于砂、泥岩互层沉积物中，多呈不规则的脉状，一般切穿层面或层理，多为不规则砂质岩脉或岩墙，是黄旗口组中发育最为广泛的一种软沉积变形构造。根据砂岩脉在岩层中的产出形态，液化砂岩脉可分为4种类型：1)肠状砂岩脉(图版Ⅰ-g)，常见于中薄层的砂、泥岩互层的岩层中，形状似肠状，多扭曲或分叉，垂直层面方向上既可向上底劈也可向下刺穿，常常连接上下岩层，显示脉体源于液化层，水平方向顺层发育，向两端尖灭，是砂岩层由于挤压发生弯曲的变形；2)直立砂岩脉(图版Ⅰ-h)，发育于粒度大小不同的砂岩中，脉体往往近垂直方向刺穿上覆岩层，规模较小，长约4~6 cm，密度不大，一般不发生弯曲，与下伏液化层相连通，部分贯穿上部的砂岩层；3)无根砂岩脉(图版Ⅰ-i)，见于砂泥岩互层中，砂岩脉往往孤立出现，呈近于平行层面的扁长透镜状，中间膨大，两端尖灭，规模大小不一，被泥岩所分隔；4)不规则砂岩脉(图版Ⅰ-j)，见于砂泥岩互层中，侵位方向往往不定，向不同的方向延伸展布。由于砂岩液化层水压力较大，往往刺穿泥岩层，局部包裹泥岩团块。

(2) 负荷—火焰状构造

上覆砂岩层对下伏泥岩层不均匀负荷(差异压实作用)而陷入泥岩层中，负荷体未脱离上覆砂岩层而形成的向下突起的不规则圆丘状构造称为重荷模，泥质沉积物呈尖角状向上挤入重荷模之间称为火焰状构造。负荷—火焰状构造在黄旗口组中发育较少，规模也比较小。图版Ⅰ-k中负荷—火焰构造是灰白色中粗粒石英砂岩向下陷入或向上挤入暗紫红色细—粉砂岩中，图版Ⅰ-l是显微镜下所见泥质成分挤入含泥质中细粒石英砂岩层中形成的火焰状构造。

(3) 液化水压破裂构造和液化角砾岩

砂岩团块在液化作用形成的巨大孔隙压力下，使砂团破碎，向其围岩(泥岩)侵位，形成一组近平行的液化砂岩脉，其中往往包含围岩(泥岩)的碎块，称为液化水压破裂构造。黄旗口组中砾岩中泥岩砾石多呈次棱角—棱角状，具塑性变形，或呈撕裂状，无分选，大小约0.3~4 cm，排列方向与层面近于平行，顺层分布，具有液化角砾岩特点(图版Ⅰ-m, n)。

(4) 球—枕构造

砂岩球—枕构造是黄旗口组中比较发育的软沉积变形构造。砂岩球呈椭圆状，短轴约4~6 cm，长轴约8~10 cm，原始形成负荷构造的岩层已消失或大部消失(图版Ⅰ-o, p)。

(5) 串珠状构造

串珠状构造一般与液化水压破碎构造伴生出现(图版Ⅰ-q)。薄层中—粗粒石英砂岩中夹薄层粉砂岩或粉砂质泥岩，其中中—粗粒石英砂岩为强硬层，而粉砂岩或粉砂质泥岩为软弱层。串珠状构造层一般厚8 cm左右，其中软弱层厚1~2 cm，被拉断的串珠长度不等，一般3~15 cm之间。

(6) 液化卷曲变形构造

卷曲变形构造发育于薄层砂岩中，其上覆及下伏岩层几乎未受影响，表现为砂岩在岩层内发生卷曲变形，呈现包卷状、波状等形态，连续性较好，垂直层面方向液化卷曲变形以平缓褶皱为主，局部发育尖棱褶皱，褶皱层内发育微褶皱层理，可伴生粒序断层(图版Ⅰ-r)。

(7) 阶梯状微断层

阶梯状微断层是限制在同一岩层内部的一组断距很小的小型或微型正断层，又称粒序断层、韵律断层或微阶梯状断裂等。黄旗口组内的阶梯状微断层主要发育在薄层砂岩中，规模较小，倾角较陡，阶梯状出现，其上覆与下伏均为正常岩层(图版Ⅰ-s)。显微镜下发现切错粉砂和泥岩纹层的微逆断层(图版Ⅰ-t)，推测也为地震成因。

软沉积变形构造的几何学特征和体系的初始特征识别对确定其变形机制和触发因素非常重要。软沉积变形构造的形成一般需要三个条件：1)能改变沉积物原始特征的驱动力，2)促使沉积物变形的变形机制(使沉积物从固态转变为液态)，3)触发条件(地震，海啸等)[23]。软沉积变形的驱动力复杂，除了内作用力(含重力)外，外作用力对软沉积变形更为重要。引起软沉积变形的应力一般有：1)斜坡所产生的重力，2)不均一的负载，3)密度倒置所引起的重力，4)流体(水)所产生的剪切力，5)生物或化学作用所产生的应力[24]。

黄旗口组沉积时为滨—浅海环境，无明显的斜坡存在，无生物扰动现象，亦无明显的上覆水体负荷压力(脊状波痕和泥裂的存在表明水体极浅，底床时有暴露)，因此，地震诱发滨、浅海半固结砂、泥质沉积物液化几乎为本组软沉积变形构造的唯一成因解释，如液化砂岩脉一般发育于砂、泥岩互层沉积物中，多呈不规则的脉状，一般切穿层面或层理，是地震作用引发软沉积液化泄水的结果；负荷状构造是在弱地震作用下，上覆砂岩层对下伏泥岩层不均匀负荷(差异压实作用)而陷入泥岩层中，负荷体未脱离上覆砂岩层而形成的向下突起的不规则圆丘状构造，火焰状构造是在弱地震作用下，泥质沉积物呈尖角状向上挤入重荷模之间形成的构造；球—枕构造是在地震作用和重力作用下，密度大的负荷体脱离母体陷入到密度小的泥质岩或粉砂岩中形成的，球—枕构造与负荷构造有密切内在成因联系[25-26]；液化卷曲构造是软沉积物在地震作用下常见的液化变形构造，是薄层砂岩在层内发生的揉皱变形，限定在层内发育，卷曲变形层的上覆和下伏岩层均为正常岩层，未受变形构造的影响，液化卷曲变形是在地震波的作用下，原先作用于颗粒支撑沉积物上的有效压力被传递到了孔隙流体中，形成超高的孔隙压力，使流体压力与围岩压力失衡，颗粒间摩擦力减小，发生液化。液化卷曲构造形态多样，不遵循力学机制，无固定规律，褶曲规模较小，轴面及枢纽的方向不定，纹层连续弯曲很少错断，无角砾化现象，一般厚度较小[27]；阶梯状微断层是限制在同一岩层内部的一组断距很小的小型或微型正断层，是地层在地震震动和重力联合作用过程中形成的，以张性断裂为主，边缘断层可为逆断层，一般不具共轭性，断面倾角较陡，断层面在层内尖灭，上覆及下伏岩层未受到影响，沿断层面可充填砂(泥)岩脉，断层之间的岩层常发生褶曲和揉皱现象[26, 28-29]。阶梯状断层是原地沉积物受到地震波震动后在层内形成的、规模相对较小、一系列相互平行的阶梯状断层，也可以单独发育或者是交织的网状系统[28, 30]。

黄旗口组中可识别出4次地震事件(earthquake event)沉积(图 2)，但多数沉积序列发育不全，仅事件Ⅱ沉积序列保存较完整。

事件Ⅰ(EEⅠ)：发育于剖面PM406第3层，岩性为暗紫色粉砂质板岩，夹灰黄色石英砂岩。特点是震积序列不完整，主要包含液化砂岩脉层。地震岩发育层厚约1.4 m，其中液化砂岩脉层厚约0.8 m，显示该次地震事件发震快速，强震阶段持续时间不长，然后慢慢减弱，直至停止。

事件Ⅱ(EEⅡ)：发育于剖面PM406第6层，岩性为暗紫红色细粒石英砂岩与灰绿色细粒石英砂岩互层，底部夹少量板岩，向上粒度变粗，层厚增加。地震沉积序列发育较完整，包含地震前期、地震强烈期、地震减弱期、地震停止期，缺少地震初始期，发育液化砂岩脉层、自碎角砾岩层、卷曲构造层等(图 4)。地震岩构造层厚约2.1 m，主体为地震强烈期产生的自碎角砾岩层和液化构造层，厚约1.8 m。显示发震快速，强震阶段时间持续相对较长，然后慢慢减弱，直至停止。

事件Ⅲ(EEⅢ)：发育于剖面PM406第8层，岩性为紫红色、暗紫红色石英砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩，夹灰黄色不规则状或断续状细粒石英砂岩薄层。包含地震前后的几个时期，发育负荷构造层、微阶梯状断裂层、液化砂岩脉层、震裂缝层。地震岩构造层厚约3.4 m，其中地震初始期沉积约1 m，地震强烈期沉积约1.8 m，地震减弱期沉积约0.6 m。由于该事件期内沉积主要为石英细砂岩和石英粉砂岩，岩性差别不大，形成的砂岩脉主要为直立砂岩脉，反映地震强度要比事件1和事件2小。

事件Ⅳ(EEⅣ)：发育于剖面PM406第12层，岩性为暗紫红色砂岩，夹灰黄色石英砂岩，顶部渐变为暗紫红色粉砂质板岩。地震岩构造层只发育液化砂岩脉层，厚约1.4 m，显示该次地震事件持续时间短，地震强度比前三个地震事件小，发震快速，停止迅速。

地震岩概念被引入中国以来[31]，许多学者对地震岩进行了大量研究工作，对不同时代、不同构造环境和不同岩性的地震岩进行研究，建立了相应的识别标志和垂向序列[1, 7, 12, 31-33]。由于地震震级差别、震源深度不同和沉积环境差异，地震岩垂向序列发育和保存情况也存在差异。概括起来了地震岩垂向沉积序列一般可分为8层，分别为下伏未震层(A)、负荷构造层(B)、微阶梯状断裂层(C)、液化砂岩脉层(D)、自碎角砾岩层(E)、卷曲构造层(F)、震裂缝层(G)和上覆未震层(H)。一般保存完整的垂向沉积序列比较少见，本次工作在PM406剖面底部发现保存较完整的垂向地震序列(地震事件Ⅱ，即EEⅡ)，如图 4所示。

(1) 下伏未震层

下伏未震层为一套正常的碎屑岩沉积，处于地震作用的影响之外，层内没有受到地震震动干扰，保持良好的原生层理，显示地震前期沉积(图 4A)。

(2) 负荷构造层

负荷构造层主要发育在中细粒石英砂岩和板岩互层或中粗粒石英砂岩和粉砂岩互层的岩层中，规模较小，主要现象是局部见层理弯曲变形，是由微弱振动导致比重大的物质陷入比重小的物质中形成，指示地震初始期(图 4B)。

(3) 微阶梯状断裂层

微阶梯状断裂层以发育小型的阶梯状正断层为主，主要出现在厚层粉砂岩或粉砂质板岩夹薄层砂岩中，规模普遍较小，断距在0.2~2 cm之间，相邻两条小断层间距一般5~7 cm。指示地震初始期地震发生的频率增多，震级增大(图 4C)。

(4) 液化砂岩脉层

液化砂岩脉层是黄旗口组地震岩的主体部分，在4个地震事件层中均有出现，发育的厚度最大。液化砂岩脉层主要发育液化砂岩脉、砂岩墙、球—枕构造。液化脉大小不等，粉砂岩或粉砂质板岩中的液化脉发生强烈的弯曲变形，部分贯穿岩层连接上下两层石英砂岩，而石英细砂岩中的液化脉一般近直立。球枕构造中的砂岩球也是大小不等，以5 cm左右的居多。液化砂岩脉层表明当时地震处于活跃期，强震频繁发生(图 4D)。

(5) 自碎角砾岩层

自碎角砾岩层是地震强烈期的产物，主要发育水压破裂构造、角砾岩构造和布丁构造。弱液化层(薄层粉砂岩、粉砂质板岩)被震碎或者被强液化层(粗砂岩)贯穿，形成大小不等的液化角砾。大多数角砾因拉张作用破碎而呈撕裂状。串珠状构造主要发育于中层石英砂岩夹薄层粉砂质板岩中，与传统的石香肠很相似，但成因是由于地震作用引起的。自碎角砾岩层指示地震强烈期(图 4E)。

(6) 卷曲构造层

卷曲构造层发育于砂岩层中，表现为薄层砂岩出现弯曲，规模较小，5 cm左右，上、下层没有明显的扰动，反映了地震作用逐渐减弱，指示地震减弱期(图 4F)。

(7) 震裂缝层

震裂缝层以小断层和地裂缝为特征，和地震作用初期产生的微阶梯状断层相似，断距较小，层内发育。地裂缝顶部宽1~2 cm，延伸较长，被石英砂岩脉充填。震裂缝层指示地震减弱期(图 4G)。

(8) 上覆未震层

上覆未震层为地震活动结束或地震强度很弱时的产物。该层没有受到地震作用的影响，接受正常沉积，发育正常层理和沉积构造，不具备地震岩的特征，为地震作用停止后沉积(图 4H)。

研究表明，现代地震主要发生在活动的大地构造背景下，如板块边界和板块内部的伸展地带[34]。沉积物液化现象的出现至少需要5.0~5.5级的地震[35]。因此，贺兰山长城系黄旗口组地震岩的发现具有以下主要意义：

(1) 对贺兰山长城系黄旗口组中大量的软沉积变形构造做了较合理的成因解释，认为地震是这些软沉积变形构造的主要诱发机制，而且地震的级别较高，在滨—浅海环境中发育了较完整的震积沉积序列。

(2) 由于地震主要发生在活动的大地构造背景下，黄旗口组地震岩的发现反映长城纪早期，贺兰山地区处于活动构造背景下，进一步证明长城纪贺兰山裂陷槽(坳拉槽)[36]存在的可能。

(3) 华北地台中元古代地层中均发育有地震岩[7, 37-44]。长城纪贺兰山处于华北板块西侧的大陆边缘，地震岩的发现，可能暗示着长城纪贺兰山地区沉积演化过程与华北地台燕辽裂陷槽具有相似性。