川南柏香田地区早志留世石牛栏组风暴沉积的发现及意义

谭志远，刘小龙

(1.核工业二八〇研究所，四川广汉 618300；2.四川志德岩土工程有限责任公司，四川成都 610081)

0 引言

风暴作为一种突发性气候事件，主要发生在正常浪基面和风暴浪基面之间，对原地或异地沉积物进行改造，并在地层中留下沉积学记录。20世纪70年代，Kelling and Mulling(1975)将风暴流扰动后再沉积形成的沉积物组合称之为风暴岩(tempestite)；随后，Kumar and Sanders(1978)宽泛地将风暴作用下形成的沉积物称之为风暴沉积(storm deposit)。20世纪80年代，我国开始对风暴沉积进行研究，刘宝珺等(1986)建立了相应的风暴沉积模式。20世纪90年代，进入了风暴研究的高潮，并取得了一系列重要的进展，促进了沉积学、事件地层学等相应学科的研究。

我国上扬子地区广泛发育早志留世海相沉积，风暴事件常有发生。总结前人研究，发现早志留世石牛栏组及同时期层位的风暴沉积研究较少，仅于川西北地区略有提及(张廷山等，1993；白志强等，2015)。泸州叙永柏香田剖面石牛栏组下部发现风暴沉积段，通过深入分析该风暴层段风暴沉积特征，为丰富风暴沉积认识和上扬子地区早志留世时期古纬度、古气候变化与古板块演化、区域上的地层对比、古地理的恢复以及油气的探寻提供资料。

1 地质背景

川南柏香田剖面位于四川省泸州市叙永县柏香田村附近。大地构造位置属于四川盆地南缘，即黔中隆起北斜坡。早志留世大范围海退，并受挤压应力的影响，上扬子周缘隆升形成古隆起，整体呈隆起围限的盆地格局(图1a)(牟传龙等，2016)。受黔中隆起影响，在川南等区域形成了碳酸盐缓坡沉积环境(图1b)(张廷山等，1996，1999；王正和等，2013；周恳恳等，2014；王海军等，2016)，该区志留世因区域沉积间断而发育不全，与上覆二叠系呈平行不整合接触。

图1 川南柏香田剖面位置示意图(a,据牟传龙等，2016)及川南早志留世石牛栏组岩相古地理图(b,据王正和等，2013修改)

研究区剖面石牛栏组厚约76.4 m，与松坎组和韩家店组均呈整合接触(图2)。自下而上分别发育：松坎组灰色瘤状灰岩、钙质泥岩；石牛栏组深灰色泥质灰岩、灰色生物碎屑灰岩；韩家店组灰褐色、黄绿色泥岩、石英砂岩。整体呈一向上变浅的演化序列，反映了碳酸盐岩缓坡内水体变浅的古地理背景。其中，上扬子地区与石牛栏组同期沉积的有小河坝组、罗惹坪组等。

2 风暴沉积特征

以野外露头观察为基础，结合室内分析，于柏香田地区石牛栏组识别出底面侵蚀构造、砾屑层、粒序层理、丘状层理、沙纹层理和风暴与平静天气形成的沉积物互层等风暴沉积特征。

2.1 底面侵蚀构造

底面侵蚀构造为风暴增长期和高峰期，高流态风暴涡流对沉积底面侵蚀、冲刷、淘蚀、撕裂和再沉积充填形成，主要发育在沉积层的底面或内部，与下伏岩层形成突变底界(刘宝珺等，1987；白万备等，2011)。在柏香田剖面石牛栏组风暴沉积段中，发育有渠模、波状侵蚀面等(图3A、4F)，侵蚀面起伏度介于0.5～3 cm。总体上，柏香田剖面风暴沉积段侵蚀底面的凹凸度向上逐渐变大，反映当时的风暴能量逐渐增强，距风暴中心更近的特征。

2.2 砾屑层

砾屑层为风暴浪冲蚀底层半固结沉积物，而后快速沉积堆积形成(郑斌嵩等，2016)。柏香田剖面中，砾屑层主要由生物碎屑组成，杂乱分布，下部的生屑相对少(图5a)，且内部砾屑、生屑磨圆度和分选性相对较好(图5b、c)，向上变得较为杂乱(图5d)，中上段见垂直或斜交于层面的生物壳体，局部见倒小状、菊花状、放射状堆积分布(图3A、B、C)(图5e)。砾屑层内生屑个体大小不一，主要介于0.1 cm×0.1 cm～4 cm×9 cm，多见双壳类、海百合茎和保存较为完整的珊瑚(图3D、E)。

2.3 粒序层理

风暴高峰期后，水动力减弱，重力分异作用使沉积层有规律的沉降，进而形成粒序层，当重力大于剪切力时形成正粒序，反之形成逆粒序(刘宝珺等，1986)。研究区剖面正粒序与逆粒序均有发现，二者多见于风暴段中上部，颗粒中可见保存相对完整的介壳，分选性和磨圆度相对差(图3A、F，图4A)。整体上，剖面风暴沉积层段总厚约3.6 m，由多段小级别风暴沉积旋回相互叠置而成，由下而上，生屑粒度逐渐变大，反映当时风暴能量逐渐增强的过程。

图2 柏香田剖面石牛栏组地层柱状图Fig.2 Stratigraphic column of the Shiniulan Formation of the Boxiangtian section

2.4 丘-洼状交错层理

丘-洼状交错层理形成机制一直存有争议，其存在不一定都与风暴事件相关，但常与风暴沉积共生，为风暴沉积的重要标志之一(刘宝珺等，1987；牟传龙，1989)。风暴衰减期，细粒沉积物伴随风暴强度的弱化进而沉降堆积，当风暴引起的巨浪触及海底，于海底铸造成缓波状起伏的表面，向上隆起形成圆丘状或向下并向四周缓倾斜，形成丘状交错层理(赖志云和赖伟庆，2010；林彤等，2015)，而洼状交错层理在风暴波谷中形成(钟建华等，2016)。伴随研究的深入，小型丘-洼状交错层理也常有发现(梁薇等，2012；周恳恳等，2012)。柏香田剖面中多见小型丘-洼状交错层理，位于砾屑层之上，其丘体一般长15～50 cm，高2～15 cm，单层厚度变化多在几厘米左右，层内见大量生物碎屑，顶面多受截切作用而缺失(图4B)，与侵蚀底面呈过渡关系。

图3 柏香田剖面石牛栏组宏观风暴沉积特征(Ⅰ)Fig.3 Macroscopic storm sedimentary characteristics in Shiniulan Formation，Boxiangtian section (Ⅰ)

2.5 沙纹层理

沙纹层理为水体能量降低时，在波浪作用下形成(刘宝珺等，1986)。研究区剖面沙纹层理于风暴层段中下部的砾屑层之上见有发育，其发育规模相对较小，保存不完整，单个层理厚约数几厘米，局部甚至缺失，层面呈不规则的起伏状，成组定向排列(图4C、D)，为风暴逐渐停息时悬浮物在低流态条件下沉降形成。

图4 柏香田剖面石牛栏组宏观风暴沉积特征(Ⅱ)Fig.4 Macroscopic storm sedimentary characteristics in Shiniulan Formation，Boxiangtian section (Ⅱ)

2.6 沉积物互层

风暴过后，风暴悬浮的最细粒沉积物与非风暴期悬浮沉积物缓慢沉积，形成了生物碎屑灰岩与泥灰质沉积物互层的现象(白万备等，2011；林彤等，2015)。其中沉积的泥质灰岩为风暴停息期的沉积产物，研究区剖面风暴沉积层多发育生物碎屑灰岩与泥质灰质沉积物互层(图4F)，泥质灰岩层段厚度多为数几厘米到十几厘米，且由下向上，泥质灰岩层段呈变厚趋势，指示该区风暴停息期逐渐变长。

图5 柏香田剖面石牛栏组微观风暴沉积特征Fig.5 Microscopic storm sedimentary characteristics in Shiniulan Formation，Boxiangtian section

3 风暴沉积序列

风暴作用由发生到强盛进而衰减的全过程，构成了完整的风暴沉积。不同学者对风暴沉积序列的划分有不同见解。如Kreisa and Bambach(1982)将风暴沉积过程划分为高峰期、衰减期和停息期；Aigner(1982)建立了由侵蚀底面、粒序层段、平行层理段、丘状层理段、泥岩段组成的经典风暴沉积序列。笔者以国内实际风暴沉积特征为依据，结合各风暴沉积单元成因机制，将理想的风暴沉积序列由低到顶划分为：a.侵蚀底面和砾屑段；b.粒序层段；c.平行纹层段；d.丘-洼状交错层理段；e.沙纹层理段；f.背景沉积段(图6a)(刘宝珺等，1986；白万备等，2011；宋金民等，2012；郑斌嵩等，2016)。受波浪、潮汐等因素的影响，完整的风暴岩沉积序列很难保存下来，同时，不同的沉积相带环境以及风暴作用能量的强弱，会生成不同的风暴岩沉积单元组合。柏香田剖面石牛栏组风暴沉积层段中大致可以识别出四种风暴沉积序列(图6b)：

沉积序列类型I：主要由a段侵蚀底面和砾屑层、b段粒序层段和f段背景沉积段构成(图3A)，最厚达1 m左右，于风暴早期产出。该风暴序列主要发育在研究区剖面风暴沉积段上部(图2)，其底部受强烈的风暴作用，形成明显的底面侵蚀构造，起伏面介于3～6 cm，砾屑段见大量海百合茎、个体珊瑚及底栖类生物，粒径介于0.1～9 cm，大小不一，磨圆差(图5d)，局部壳体呈菊花状、放射状杂乱分布(图3B、C)，珊瑚呈倒立状(图3D)，反映当时较强风暴作用下，高密度风暴碎屑流快速沉降堆积而成。砾屑层之上为粒序层理段，正、逆粒序均可见，内部生物碎屑含量较高，且较为破碎。顶部为风暴停息期形成的背景沉积段，沉积厚约数厘米到数十厘米的泥质灰岩。

沉积序列类型II：主要由a段侵蚀底面和砾屑层、d段丘-洼状交错层理构成，总厚度几十厘米不等，于风暴沉积早、中期产出。该风暴序列见于风暴沉积段中部(图2)，侵蚀底面发育程度较类型I弱，起伏面介于2～3 cm，其上砾屑段中多见双壳类生物碎屑，壳体0.5～2 cm左右，杂乱状堆积分布，较I型层序结构内的砾屑规模小。向上过渡为小型丘-洼状交错层理段，与砾屑层段呈不规则弯曲状接触(图4B)，主要为含生屑灰岩。因后期波浪改造等缘故，该沉积序列类型f段背景沉积段缺失。

沉积序列类型III：主要由a段侵蚀底面和砾屑层、e段沙纹层理段和f段背景沉积段构成(图4C、D)，总厚度约10～30 cm。该风暴序列主要发育在风暴沉积段的中下部(图2)，侵蚀底面起伏程度较类型I、II小，之上的砾屑杂乱分布，粒径多介于0.1～1 cm，砾屑规模较类型I、II小。向上，因风暴能量的快速衰减，直接过渡为厚约数几厘米的沙纹层理段，随着风暴的平息，最后形成顶部的泥质灰岩背景沉积段。

图6 风暴沉积理想序列及柏香田剖面风暴沉积序列Fig.6 Ideal storm sedimentary sequences and storm deposition sequence of Boxiangtian section

沉积序列类型IV：主要由a段侵蚀底面和砾屑层、f段背景沉积段构成(图4A、B)，总厚度约10～20 cm，较类型I、II、III薄。该风暴序列主要发育在风暴沉积段的中下部(图2)，侵蚀底面起伏小于1 cm，甚至无起伏，之上的砾屑层占据该层序厚度的主要部分，沉积特征与前三种类型相近，砾屑颗粒较类型I、II、III有相对高的分选性和磨圆度，且粒度相对小，多为毫米级(图5a)。受风暴早、中期的影响较小，向上直接过渡为泥质灰岩背景沉积段，厚度多为数几厘米，因后期风暴侵蚀影响，泥质灰岩局部厚度较薄。风暴沉积段中下部可见数套类型IV序列，且向上呈变厚趋势。

以风暴沉积的沉积背景、构造类型以及沉积相序结构等特征，分析风暴沉积物的形成环境、与物源区距离，可将风暴岩划分为近源型和远源型(白志强等，2015)：近源型风暴岩包括原地型风暴岩和异地近源型风暴岩，为原地半固结岩层受风暴流冲刷、掏蚀和短距离搅动搬运，部分砾屑原地或近原地快速沉降堆积而成(白万备等，2011)，受较强风暴流作用，其底部侵蚀面发育有渠模、冲刷充填等构造，上部砾屑层内的砾屑磨圆较差且分布较为杂乱，可见分选较差的扁豆状、长椭圆状砾屑或粗砂屑呈放射状、倒小状、菊花状分布(林彤等，2015)，向上伴随粒序层理、丘状交错层理等沉积组构，整体岩层厚度较大，形成于水体相对较浅的环境(张廷山等，2017)；远源型风暴岩受风暴浊流而成(白万备等，2011)，侵蚀底面因风暴能量减弱而起伏度较近源型小，砾屑层内砾屑有一定的磨圆，粒度较细并有一定的分选性，向上可见砾屑层、沙纹层理等沉积组构，整体岩层厚度小，形成于相对较深的沉积环境。研究区剖面上下沉积形态不同，表现为：下部的侵蚀底面起伏较小，砾屑层内砾屑颗粒以毫米级为主，且具有一定磨圆，并伴随发育沙纹层理等沉积组构，总体沉积厚度较小，多为几厘米到二三十厘米不等，反映了远源型风暴的沉积特征；较之下部，中上部的侵蚀底面起伏变大，砾屑层内砾屑分布较为杂乱，大小不一，可见放射状、倒小状、菊花状分布的生屑以及倒立展布的珊瑚，磨圆较差，多呈棱角状、次棱角状，伴随丘状交错层理等沉积组构，沉积厚度大，表现为近源风暴沉积特征。

综上所述，研究区剖面风暴沉积序列由下向上总体遵循类型IV-类型III-类型II-类型I的演化趋势(图2)，呈现远源型风暴向近源型风暴的转变，风暴强度逐渐增强的过程，具一定继承性。考虑到上述所有证据的情况下，早志留世石牛栏期研究区的沉积模式应当是碳酸盐缓坡(图7)。

图7 研究区早志留世石牛栏组沉积模式简图及风暴沉积序列的分布特征

4 意义

风暴沉积作为一种突发性、瞬时性的特殊事件沉积，因演化阶段不同而形成不同的沉积构造、沉积序列等，对古纬度、古气候与古板块演化、古地层等时对比、古地理的恢复以及油气矿产的探寻具有重要意义。

4.1 古纬度、古气候与古板块演化的指示意义

现代风暴研究表明，风暴作用主要形成于南北纬5°～20°的区域，主要影响范围介于5°～30°(杜远生和韩欣，2000；杨宝忠等，2007)，柏香田剖面石牛栏组中下部沉积厚3.6 m的风暴层，反映研究区在该时段曾受赤道飓风带影响。上扬子区内，同期层位证据有：川西北广元-陕西宁强一带风暴沉积发育(张廷山等，1993，1998)；旺苍地区鲕粒灰岩的古水温计算值主要介于25 ℃～31 ℃(秦松等，2011)等。各证据均指示上扬子地区早志留世中低纬度气候条件，与古地磁数据指示同时期上扬子板块位于赤道附近偏南位置结论一致(吴汉宁等，1999)，可为上扬子区古气候及古海盆演化提供支持资料。

4.2 古地层等时对比的指示意义

风暴沉积具有周期性、瞬时性、区域性等特征，可为某区域在一定范围内提供等时对比标志(宋金民等，2012)。该特征主要体现在岩石的地层划分与对比上，如皖北震旦系张渠组与峡东震旦系陡山沱组风暴岩中发现的三射钙质海绵骨针相对比，为华北与华南震旦系提供等时对比证据(乔秀夫等，1989)。

当前，部分学者对上扬子区早志留世石牛栏组同期异相地层存有争议，指出小河坝组与石牛栏组、罗惹坪组并非同期异相地层(周恳恳等，2014)。为此，笔者整合上扬子地区风暴沉积特征，浅析石牛栏组及同时期层位地层特征可知：川西北罗惹坪组生物灰岩透镜体为风暴作用形成(白志强等，2015)，同时在川西北米仓山周缘罗惹坪组(张廷山等，1993，1995)、川东-鄂西长阳乐园一带罗惹坪组(李旭兵等，2008)及川东南南川-石柱-彭水-秀山一带小河坝组(朱志军，2010)见生物灰岩透镜体发育，且发育层位与风暴段相近；软沉积物变形被视作风暴沉积遗留证据(张廷山等，2017)，统计发现，川西北米仓山周缘罗惹坪组(张廷山等，2017)、川东南小河坝组(朱志军，2010)、川南石牛栏组(何利等，2013)，均在风暴发育层位附近见同生变形构造；具风暴指示意义的丘状交错层理于川西北、川东南地区均见有发育(张廷山等，1993；朱志军，2010)。同时，结合上扬子区内石牛栏组及同时期地层，对比分析岩层垂向变化特征(张廷山等，1993，1995；白志强等，2015)，显示：上扬子区发育的风暴沉积段向上呈水体变浅特征，且风暴类型呈远源型风暴向近源型风暴转变。各证据均支持同期异相地层观点。综上所述，上扬子区早志留世石牛栏组及同期层位风暴沉积特征，如灰岩透镜体出露层位、变形构造、丘状交错层理、风暴类型变化等，可为石牛栏组、小河坝组和罗惹坪组同期异相地层提供等时性对比标尺。

4.3 古地理恢复的指示意义

风暴沉积序列垂向变化规律可反映当时沉积环境的演化，如体系域识别、海平面变化等，均可通过风暴沉积物进行反映(刘鹏举和林小谷，2004；孔庆莹等，2006)。

目前，关于川南早志留世石牛栏组沉积环境意见尚不统一，主要有碳酸盐岩台地(朱志军，2010；谭先锋等，2014)和碳酸盐岩缓坡(张廷山等，1995；王正和等，2013；周恳恳等，2014；王海军等，2016)两种观点。为此，借助风暴沉积浅析川南早志留世石牛栏组沉积环境：风暴作用沉降堆积形成区域性高凸的生屑滩，为生物礁和生物丘构成良好的基底(张廷山等，1993)。而川南地区的生物礁多呈点状分布(张廷山等，1995；王正和等，2013；王海军等，2016)，结合本文风暴沉积发现，为川南大部地区风暴事件发生提供可能，且点状礁因风暴等原因，发育规模小，呈缓坡特征。研究区剖面风暴沉积段垂向变化特征显示，下部具薄层状深灰色含泥瘤状灰岩等外缓坡相特征，中上部沉积厚层状生物灰岩，且灰岩中见较为完整的壳类和珊瑚化石，具中缓坡特征，由下向上，泥质含量逐渐减少、沉积厚度逐渐增大、生物种类逐渐丰富、砾屑颗粒的分选型和磨圆逐渐变差等特征，显示为外缓坡向中缓坡过渡。整体上，研究区风暴沉积的发现，可为川南早志留世石牛栏组碳酸盐岩缓坡环境提供证据资料。

4.4 探寻油气的指示意义

近年来，诸多学者将风暴与沉积储层结合，如潮坪环境下风暴作用形成沉积物的结构成熟度高于正常沉积物，可作为潜在的油气储层(胡明毅和贺萍，2002)。川西中三叠世天井山组风暴沉积段可作为有利储层，且主要分布于缓坡环境，为油气运移指向区带(彭靖淞等，2009)，甚至有学者指出风暴岩储层在具有优质烃源岩以及有利储盖组合的条件下，可以大规模成藏(宋金民等，2012)。针对性分析研究区石牛栏组，见大量生屑滩发育，野外剖面多见沥青，甚至发育古油气藏(李双建等，2009；马文辛等，2012)，风暴岩镜下孔隙较为发育(图4A、F)，具有较好的烃源岩和盖层条件(张荣强等，2009)。整合上扬子区石牛栏组及同时期沉积地层，发现川西北发育鲕粒滩(秦松等，2011)、川东南-黔北地区发育生屑滩(王正和等，2013)，各地区储盖组合条件良好，均可考虑作为潜在的油气储层。本次风暴沉积的发现为上扬子区早志留世石牛栏组及同时期层位的油气勘探提供新途径。

5 结论

(1)于川南柏香田剖面石牛栏组下部发现一套风暴沉积层，具有侵蚀底面、砾屑层、粒序层理、丘-洼状交错层理、沙纹层理以及风暴与平静天气形成的沉积物互层等风暴特征。结合理想风暴序列，将其划分为4种沉积序列，序列间存在一定继承性，呈现远源型风暴向近源型风暴的转变，风暴强度逐渐增强的过程。

(2)川南柏香田剖面风暴沉积的发现具重要意义：①验证了其中低纬度的古地理位置，为上扬子区古气候及古海盆演化提供支持资料；②上扬子区早志留世石牛栏组同期异相地层存有争议，诸如灰岩透镜体出露层位、变形构造、丘状交错层理、风暴类型变化等风暴沉积特征，可为上扬子区早志留世石牛栏组及同期异相地层提供等时性对比标尺；③川南早志留世石牛栏组沉积环境意见不一，风暴沉积为其碳酸盐岩缓坡环境提供证据资料；④总结前人对风暴沉积物性认识，结合上扬子区同期地层油气地质条件，提供油气勘探新途径。