西昌盆地新基姑地區大箐組風暴巖特征及其地質意義

金鑫，宋金民，劉樹根，2，孫瑋，丁一，鄧雙林，許智雄，徐宏遠，李立基，李章暢，郎悅竹，馮夢媛，謝國梁

1.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室（成都理工大學），成都 610059

2.西華大學，成都 610039

0 引言

風暴巖相關研究在上世紀50年代末期和60年代初期才開始興起，其主要理論在隨后的10年中逐漸完善。Ager[1]和Kellinget al.[2]最早將風暴巖定義為由風暴擾動后再沉積而形成的一套沉積組合。隨著對風暴巖研究進一步的深入，Kumaret al.[3]和Aigner[4?5]認為風暴巖是由于風暴作用對沉積物的進行擾動從而產生的一系列沉積物，并將其稱為“風暴沉積”。20世紀80年代，孟祥化等[6]和劉寶珺等[7]開始引進國外對碳酸鹽風暴巖的研究成果，并分別建立了華北地臺寒武系和四川盆地二疊系的風暴沉積模式。從此，碳酸鹽風暴巖的研究在國內興起，在20世紀90年代國內對風暴巖和風暴沉積的研究進入了高潮，并取得了諸多進展[8]。

近年來，關于揚子板塊的風暴巖研究較多，在震旦 紀[9?10]、寒 武 紀[11?12]、奧 陶 紀[13?15]、志 留 紀[16?17]、泥 盆紀[18?21]、石炭紀[22]和三疊紀[23?28]均發現有風暴沉積。揚子地臺在早奧陶世時為正常淺海環境，主要發育灰巖沉積；中、晚奧陶世，隨著臺地隆升海水退去，到晚奧陶世末，南部形成古陸，北部形成海灣[8]。目前，已報道的揚子地塊奧陶系風暴巖主要發現于早奧陶世，發育在黔西北、湘西北和鄂西南等地區，對上揚子地臺中上奧陶統的風暴巖的研究目前較為薄弱。

西昌盆地上奧陶統大箐組白云巖厚度大，分布面積廣，鏡下多見溶蝕孔洞，周邊野外露頭可見瀝青，井下取芯多段見氣泡冒出，表明大箐組具有一定油氣勘探潛力。前人通過對西昌盆地大箐組進行分析，認為緩坡高能相帶的顆粒灘亞相是優質的儲集相帶，顆粒灘縱向上厚度大，平面上呈帶狀連片分布，主要分布于西昌盆地西部[29]。但目前對西昌盆地大箐組的沉積特征、古地理特征、儲層特征及勘探前景等方面的研究工作較為薄弱。筆者通過對西昌盆地涼山州甘洛縣新基姑剖面的實測和鏡下薄片觀察，發現該剖面中上奧陶統大箐組發育風暴巖。這對西昌盆地在晚奧陶世的沉積環境、古海洋條件、古緯度和古地理等的研究具有重要意義。本文在剖面詳測和鏡下鑒定基礎上，闡明了西昌盆地新基姑地區中上奧陶統風暴巖特征，揭示風暴沉積構造和風暴沉積模式，分析了其地質意義。

1 地質概況

西昌盆地位于四川盆地西南，西昌盆地西界為安寧河斷裂，東界為峨邊斷裂，南界為則木河斷裂，北至大渡河，大地構造位置屬揚子板塊的西緣[30]，面積約為1.4×104km2。區內奧陶系為紅石崖組、巧家組、大箐組。西昌盆地在晚奧陶世時，由于康滇古陸的隆升和東側臺地的下降造成了西昌盆地在東部形成南北向階梯狀斷裂[31]。受此影響，在盆地中部的海水較淺，發育了碳酸鹽緩坡沉積。西昌盆地大箐組與四川盆地寶塔組為同期異相關系（表1），大箐組以白云巖為主，寶塔組則以發育龜裂紋灰巖為特征。

表1 四川盆地及其周緣中上奧陶統劃分及對比（據文獻[32]，有修改）Table 1 Subdivision and correlation of the Middle?Upper Ordovician in Sichuan Basin and peripheral regions(modified from reference[32])

大箐組總體沉積背景西高東低，自西向東依次發育潮坪—砂屑灘—外陸棚—盆地等沉積相類型[29]（圖1）。新基姑剖面位于四川省涼山州甘洛縣西南約32 km，剖面奧陶系發育較齊全，大箐組出露清楚。通過對該剖面的實測發現剖面厚449 m，為整體向上變淺的碳酸鹽巖緩坡沉積；頂底分別與下志留統龍馬溪組、中奧陶統巧家組呈不整合接觸，下部主要巖性為砂屑粉—細晶白云巖，發育有明顯的風暴沉積，含有珊瑚、介殼、腹足和層孔蟲等生物化石；中上部主要巖性為薄層狀粉—細砂屑泥晶白云巖，含有少量筆石和三葉蟲等生物化石；頂部主要巖性為砂質白云巖夾薄層狀含礫砂巖。在剖面上發育3套典型的風暴巖沉積（圖2），其厚度分別為7.0 m、4.7 m和8.6 m。

圖1 西昌盆地晚奧陶世大箐組沉積期構造—沉積環境和研究剖面位置圖（據文獻[33?34]，有修改）Fig.1 Tectonic?depositional environment of Upper Ordovician Daqing Formation in Xichang Basin(modified from references[33?34])

2 風暴沉積構造

風暴流通常發生在淺海陸棚區，是以風暴為驅動力的密度流。風暴流的運動方式為震蕩運動和水平運動，具有波浪和流動的雙重性質，運動方向向海。它能夠搬運、掏蝕、簸選和懸浮顆粒，并沖擊和改造異地和原地沉積物[35]。西昌盆地新基姑剖面發育典型的風暴沉積，如底沖刷、風暴礫屑段及丘狀交錯層理等沉積構造。

2.1 底沖刷構造

底沖刷構造主要是由于風暴在高峰期時能量較大，對風暴浪基面以上已有的未固結成巖的沉積物進行強烈的沖刷和淘洗，由此在風暴序列底部形成一個與下伏地層突變接觸的凹凸不平面[35]。研究區風暴巖底沖刷構造較為明顯，沖刷面構造呈不規則平緩波狀起伏（圖3a，b），起伏幅度2～6 cm，寬度20～30 cm，沖刷、侵蝕能力較弱，形成于風暴衰減期。

2.2 風暴礫屑層

風暴礫屑層是識別風暴巖的主要標志之一。新基姑剖面奧陶系大箐組每一期風暴作用產生的風暴礫屑層的厚度為30～50 cm。礫屑成分主要為竹葉狀或扁平狀白云巖（圖3c），分選中等，磨圓度較差，泥晶支撐為主。礫屑層下部主要為扁平狀和竹葉狀礫屑，長度在3～5 cm，以疊瓦狀排列為主；礫屑層中部較下部更為扁平，大小在1～2 cm，以雜亂狀或放射狀排列為主，呈現出典型的放射狀組構（圖3d），放射狀組構順層分布在粒序層中，雜亂排列。

扁平狀礫屑（圖3c）主要是由于已經沉積的半固結地層在風暴的作用下破碎、卷起、撕裂，雖然大部分礫屑被帶走，但是仍有少量礫屑在原地堆積。放射狀組構表現為竹葉狀礫屑呈放射狀、倒“小”字型排列（圖3d）。

2.3 風暴層理構造

風暴流在運動過程中觸及海底時會對海底已有沉積物進行擾動、再沉積，從而形成丘狀交錯層理、平行層理和水平層理等各種層理構造[35]。新基姑剖面主要發育丘狀交錯層理（圖3e）和平行層理（圖3f）。丘狀交錯層理的形態表現為上凸的圓丘狀，紋層傾角呈四周收斂，丘狀交錯層理丘高約10～15 cm，波長20～35 cm。平行層理，主要為粉屑白云巖沉積，主要表現為紋層呈平直狀。平行層理的形成是由于在風暴進入衰減期后，風暴流能量隨風暴減弱，逐漸演變為低密度濁流而形成的沉積構造。

3 風暴沉積序列

風暴沉積主要劃分為3個階段：高峰期、衰減期、停息期[36]。Aigner[5]建立了一個從下到上依次由侵蝕面、粒序段、平行層理段、交錯層理段、泥巖段組成的比較完整的風暴沉積序列。一個理想風暴巖序列由五個沉積單元組成的，由下至上分別為：A侵蝕底面及礫屑段、B粒序段、C平行層理段、D丘狀交錯層理段、E1遠源風暴濁流和E2水平層理泥巖和泥晶灰巖段[8]。

一般情況下，風暴巖序列不可能完整的出現在剖面上，會隨著風暴的能量以及沉積物沉積的位置發生不同的序列組合（圖4）。在新基姑剖面可以劃分為以下幾種組合。

3.1 序列Ⅰ

該序列主要由遠源風暴濁流沉積E1構成，厚度較薄，單層厚1～2 cm，總厚度約6～7 m。主要巖性為深灰色薄層瘤狀泥晶白云巖夾黃灰色極薄層狀泥巖（圖4），其特征主要為厘米級遞變層理（圖3g），其下部地層巖性主要為中深灰色密細紋層狀泥晶白云巖。

圖3 西昌盆地大箐組風暴沉積構造Fig.3 Storm sedimentary structures in the Daqing Formation,Xichang Basin

3.2 序列Ⅱ

該序列為典型的風暴遠源沉積，由底沖刷面A、平行層理段C、丘狀交錯層理段D組成（圖4），底沖刷不發育，僅局部可見，發育小型溝模（圖3b），底沖刷面起伏幅度約5～10 cm，主要巖性為中灰色薄到極薄層狀粉屑泥晶白云巖，發育紋層，紋層內整體為一個下粗上細的正粒序旋回（圖3h）。上部由平行層理段（圖3i）和丘狀交錯層理（圖3e）組成，主要巖性為薄層狀泥晶白云巖，總厚10～15 cm。

3.3 序列Ⅲ

序列Ⅲ主要由底沖刷和礫屑段（A段）、粒序段（B段）組成（圖4）。該段的背景沉積物主要為中深灰色薄層狀粉屑泥晶白云巖，發育有三套風暴礫屑，礫屑呈竹葉狀或扁平狀（圖3j），礫屑層厚30～50 cm，礫屑層之上發育正粒序層，由若干個厘米級次級小旋回組成，見同生變形構造和放射狀組構（圖3d）。

圖4 西昌盆地大箐組風暴序列Fig.4 Types of tempestite sequences in the Daqing Formation,Xichang Basin

Ⅰ、Ⅱ型層序結構發育在研究區剖面下部，以Ⅱ型層序結構為主，往上過渡為Ⅲ型層序結構，其中Ⅰ型層序結構的發育規模較小、層序厚度較薄，約80～120 cm；Ⅱ型層序結構普遍規模較大、厚度較厚，約300～400 cm；Ⅲ型層序結構發育三期風暴、厚度中等，約200～300 cm。剖面沉積結構上，序列Ⅰ底部為深灰色薄層瘤狀泥晶白云巖，向上逐漸轉變為黃灰色極薄層狀泥巖；序列Ⅰ與序列Ⅱ之間為含粉屑瘤狀灰巖，向上粉屑含量增加；序列Ⅱ主要為中灰色粉屑泥晶白云巖；序列Ⅱ與序列Ⅲ之間巖性變化為粉屑泥晶白云巖—砂屑白云巖—泥晶白云巖—含粉屑瘤狀泥晶白云巖，沉積水體環境為淺—深—淺變化；序列Ⅲ主要巖性為中深灰色薄層狀粉屑泥晶白云巖，序列由下到上粒度變細。沉積環境由外緩坡向中緩坡變化，粒度向上變粗，粉屑含量增加，風暴序列厚度逐漸增加，構成向上變淺的沉積環境（圖2），其中以外緩坡沉積為主體。從風暴巖的整體發育來看，該時期風暴強度逐漸增強，而海平面處于逐漸下降的過程。

4 風暴沉積模式

綜合西昌盆地奧陶系主要為碳酸鹽巖緩坡沉積模式、風暴巖序列段的類型差異以及背景沉積物特征，歸納出西昌盆地新基姑地區大箐組風暴沉積模式（圖5）。

圖5 西昌盆地大箐組風暴沉積模式Fig.5 Depositional model of carbonate tempestites in the Daqing Formation,Xichang Basin

序列Ⅰ粒度較細，表明該沉積處于受風暴回流的影響很小，風暴搬運作用很弱，水體能量較弱，重力分異較為明顯，為風暴浪基面以下的遠源風暴濁流沉積，為外緩坡下部沉積。

序列Ⅱ僅發育局部沖刷面，說明風暴在該段的能量較弱，搬運作用較弱，主要為重力差異沉積，因而發育粉屑顆粒為主的正粒序結構，表明距離風暴中心較遠，水體較深；平行層理段具有層理為小型，巖性較細，層厚較薄的特點；丘狀交錯層理段為風暴渦流、風暴浪和擺動水流相互作用的產物。所以該序列為風暴浪基面以下的遠源風暴濁流沉積，但其顆粒粒度較序列Ⅰ粗，所以水體環境較序列Ⅰ變淺，更加靠近風暴浪基面，為外緩坡上部沉積。

序列Ⅲ底沖刷構造明顯，且較平緩，說明風暴侵蝕能力較弱，以風暴回流的搬運沉積為主，重力分異沉積為輔，從而發育粒序段，有礫屑和大量粉屑沉積，表明該區域受到陸源碎屑影響，風暴渦流對陸源碎屑進行了較長距離的搬運，在鏡下可以觀察到礫屑、砂屑（圖3k，l）都具有一定的磨圓，分選一般；同時產生的同生變形構造、放射狀組構和正粒序，一定程度上反映了風暴沉積隨風暴回流的演變過程。該風暴序列形成于風暴浪基面之上，正常浪基面之下，可以判斷序列Ⅲ風暴巖主要沉積于中緩坡相帶。

從剖面縱向上來看，風暴層序自下而上的沉積環境演化為外緩坡下部→外緩坡上部→中緩坡，形成一個在縱向上變淺的沉積特征。序列Ⅰ、Ⅱ為風暴浪基面以下的風暴遠源沉積：序列Ⅰ粒度較細，以泥級顆粒為主，厚度較薄，無沖刷面；序列Ⅱ粒度以粉—泥級顆粒為主，發育有底沖刷面、平行層理段、丘狀交錯層理段，發育規模較小，整體厚度較薄。序列Ⅰ、Ⅱ類型遠源風暴巖的發現，完善了遠源型風暴巖在外緩坡的序列組合和沉積模式。序列Ⅲ為風暴浪基面以上的風暴近源沉積，發育有底沖刷面和礫屑段、粒序段，礫屑、砂屑具有一定的磨圓，分選一般，礫屑段較發育。序列Ⅲ類型近源風暴巖的發現，完善了近源型風暴巖在中緩坡的序列組合和沉積模式。

5 地質意義

5.1 古緯度與古板塊演化意義

在新元古代時期，揚子板塊和華夏板塊沿江紹斷裂帶拼合成華南板塊[37]。通過對現代颶風的研究，颶風多發生在中低緯度地區，一般為5°～45°范圍之內[38]，地質歷史時期內發生的風暴都應該在此范圍之內。西昌盆地新基姑地區大箐組剖面內風暴巖在剖面上多次出現，雖然規模較小，但出現次數和期次較為頻繁，反映出研究區晚奧陶世處于風暴發生較頻繁的熱帶或亞熱帶低緯度地區。通過與此前已經在貴陽烏當下奧陶統湄潭組和湖北松滋劉家場下奧陶統紅花園組發現的風暴巖綜合分析，進一步證實了西昌盆地（揚子板塊）在奧陶紀一直處于赤道以南1°～3°附近[39]（圖6）。

圖6 晚奧陶世全球古地理再造圖（據文獻[40]，有修改）Fig.6 Global Upper Ordovician paleogeographic reconstruction map(modified from reference[40])

5.2 沉積環境指示意義

西昌盆地在晚奧陶世時由于斷裂的影響造成差異沉降，在盆地中部為水體較淺的大箐組白云巖沉積，東部則為沉積水體較深的臨湘組灰巖。前人將西昌盆地大箐組沉積環境自西向東依次劃分為潮坪、砂屑灘、外陸棚[40]。風暴巖、滑塌沉積的出現說明當時的新基姑地區大箐組剖面處于向海一側的碳酸鹽巖緩坡環境。

大箐組沉積時期，揚子地塊由于早期加里東運動的影響，康滇古陸持續上隆，揚子地臺呈現為西高、東低的碳酸鹽巖緩坡沉積，且由西至東方向發生海退[41]（圖7），這就決定了風暴侵蝕作用主要發育于新基姑以西的內緩坡相，并向新基姑以東的中—外緩坡相搬運。結合區域地質背景，認為平面上大箐組在揚子地臺西緣新基姑以東地區為中—外緩坡沉積，而新基姑以西地區則主要為內緩坡沉積，這為揚子地臺北緣晚奧陶世巖相古地理的恢復提供了重要約束。

圖7 西昌盆地上奧陶統大箐組風暴沉積古地質條件（據文獻[41]，有修改）Fig.7 Paleogeological conditions of Upper Ordovician tempestites in the Daqing Formation,Xichang Basin(modified from reference[41])

5.3 對儲層發育的指示意義

西昌盆地大箐組有效儲集層優勢相帶在波浪、潮汐等水動力作用下發育大規模灘體，主要發育于西昌盆地西側的緩坡高能相帶[29]。而根據上述風暴沉積對巖相古地理的約束，新基姑以西的內緩坡相，處于正常浪基面之上，為顆粒灘發育的有利相帶[42]，具備發育優質儲層的基本地質條件。從而認為，西昌盆地大箐組在新基姑以西的方向具備發育大規模優質顆粒灘型儲層的古地理背景。

6 結論

（1）西昌盆地新基姑剖面大箐組發育了三個期次的風暴巖，可以具體劃分出三種風暴沉積序列：序列Ⅰ為遠源風暴濁流沉積（E1），發育于外緩坡相帶下部；序列Ⅱ也為典型的遠源風暴沉積，局部見底沖刷面（A段）、平行層理段（C段）、丘狀交錯層理段（D段），主要發育于外緩坡相帶上部，序列Ⅱ相較于序列Ⅰ更加靠近風暴浪基面；序列Ⅲ主要由底沖刷和礫屑段（A段）、粒序段（B段）組成，主要沉積于中緩坡相帶。

（2）風暴層序自下而上的沉積環境演化為外緩坡下部→外緩坡上部→中緩坡，形成一個在縱向上變淺的沉積特征。

（3）新基姑地區大箐組剖面風暴巖的發現說明了西昌盆地在晚奧陶世處于低緯度風暴發育地區。風暴巖、滑塌沉積的出現說明當時研究區處于向海一側的碳酸鹽巖緩坡環境。

（4）西昌盆地大箐組在新基姑以東地區處于中—外緩坡地帶，而在新基姑以西地區為內緩坡地帶。因此，推測大箐組在新基姑以西的方向具備發育大規模優質顆粒灘型儲層的古地理背景。

致謝 審稿專家及編輯對稿件認真審閱并提出了寶貴的修改意見，作者在此致以誠摯謝意!