川西地區雷口坡組風暴沉積特征及其地質意義

關鍵詞 川西地區；雷口坡組；風暴沉積；古海岸線；古海灣

0 引言

20世紀60年代，國外對風暴沉積和風暴巖開始初步研究，對低緯度地區碳酸鹽沉積區的風暴、颶風引起的沉積展開了研究[1?3]。到70年代，一些學者提出“風暴巖”（Tempestite），即在風暴流作用后再沉積的沉積物組合[4?5]。1980年左右，以劉寶珺為代表的多位國內學者對風暴沉積進行了深入研究[6?7]。近年來風暴沉積在重建古地理、還原沉積環境等方面有著舉足輕重的指導意義。

風暴沉積的研究最開始以海相風暴沉積為主[8?18]，近年來，陸相風暴沉積也得到了充足的進展，對湖相風暴沉積界面以及淺水湖泊三角洲與風暴沉積的關系有了強烈的認識[19?20]。并且學術界在原有的認知基礎上，加強了對風暴沉積的構造特征及形成條件的分析，尤其是丘狀交錯層理、侵蝕沖刷面等[20?22]。

中國風暴沉積發育廣泛，在四川盆地[8?16]、塔里木盆地[17]、西昌盆地[18]、鄂爾多斯盆地[19]等均有發育。四川盆地風暴沉積的研究主要集中在震旦系燈影組[9?10]、寒武系[11?12]、三疊系[13?14]等層位。川西地區中三疊統的風暴沉積研究始于天井山組，后續對漢旺剖面雷口坡組四段的風暴沉積也有研究，建立了風暴沉積序列，得出水下古隆起發育的認識[15?16]。川西地區雷口坡期風暴沉積具有多點頻發的特征，但目前對此還缺乏區域性探討，制約了古地理格局的認知。本文通過野外剖面和鏡下鑒定，對川西地區漢旺剖面、江油馬角壩剖面、旺蒼立溪巖剖面、江油馬鞍塘剖面、閬中2井等的風暴沉積進行研究，探討其對川西地區中三疊世古緯度和古板塊演化、沉積環境及巖相古地理等的指示意義。

1 地質概況

四川盆地是我國南方最大的含油氣盆地，是典型的疊合盆地。印支運動早幕，受構造影響，盆地內出現大隆大坳格局，將四川盆地現今構造單元劃分為6個（圖1），川東南抬升形成了瀘州—開江古隆起，川西地區形成了川西坳陷[23?24]。

川西雷口坡組主要發育局限臺地，亞相有潟湖、潮坪、臺內灘和臺緣灘等[25]。雷口坡組與下伏飛仙關組整合接觸，上部為天井山組，部分地區天井山組因天井山古隆起剝蝕強烈，與上三疊統須家河組等不整合接觸[26]。川西雷口坡組主要是一套灰色—淺灰白云巖、膏鹽巖和灰巖互層，發育大量的凝塊白云巖、疊層白云巖等微生物白云巖。根據巖性和結構特征，雷口坡可劃分為4段（圖1），從下至上依次為雷一段（雷一1、雷一2）、雷二段、雷三段（雷三1、雷三2、雷三3）、雷四段（雷四1、雷四2、雷四3）[27]。

2 風暴沉積構造

風暴沉積構造通常是指在風暴作用下產生的風暴流對已沉積的異地或原地沉積物進行改造而產生的沉積構造[28]。通過對川西地區綿陽漢旺剖面、旺蒼立溪巖剖面、江油馬角壩剖面和馬鞍塘剖面的詳測和鏡下薄片觀察，以及對閬中2井的巖心觀察，在川西雷口坡組沉積中發現了大量具有代表性的風暴沉積構造。

2.1 底沖刷面

風暴高峰期，在高能風暴流的影響下，下部沉積物受到強烈的侵蝕和沖刷，形成了高低起伏的底沖刷面[28]。漢旺剖面和立溪巖剖面都發育底沖刷構造。在風暴回流的作用下，高密度流體對下伏沉積巖層進行了強力的沖刷，凹凸不平的沖刷面上下巖性發生突變，不同于其他牽引流形成的沖刷面。并且由于受到風暴波動性質的影響，風暴沖刷面可見不規則的正弦或者余弦特征[20]（圖2a～c）。漢旺剖面可見底沖刷構造和渠模，沖刷面呈波狀起伏，幅度1～10 cm（圖2a），上覆薄層礫屑泥晶白云巖，下伏厚層角礫泥晶白云巖，表明風暴回流強有力的沖刷侵蝕。渠模寬3～5 cm，泥質充填，它的排列對古風暴流動方向具有指向性[29]。立溪巖剖面發育良好的底沖刷面（圖2b，c），沖刷面不規則起伏，幅度中等，介于2～4cm，寬50～60 cm，上覆為礫屑灰質白云巖，下伏薄層泥晶白云巖。

2.2 風暴礫屑層

礫屑層多與底沖刷面同時出現，位于底沖刷面上部，是風暴沉積的主要特征之一。礫屑成分主要為灰色、灰白色泥晶白云巖，分選差，以棱角—次棱角狀為主，其原巖主要為泥晶白云巖和凝塊泥晶白云巖。不同序列的風暴礫屑的大小、形狀、排列方式和支撐方式都存在差異性。漢旺剖面發育三期礫屑層，礫屑成分為泥晶白云巖和凝塊泥晶白云巖，每期厚度40～60 cm，主要呈條狀，分選中等，部分定向排列。向上發育粒序層（圖2g），表現為下粗上細的正旋回，可見菊花狀構造（圖2d），由于強有力的風暴渦流的影響，受到回旋向上的力。立溪巖剖面發育兩段風暴沉積，第一段發育7期礫屑層，礫屑成分為灰白色泥晶白云巖，厚度為25～50 cm，以次棱角狀礫屑為主（圖2f），呈片狀，粒徑大的有1～2 cm，小的僅約0.1 cm，向上粒序層發育，表現為正旋回（圖2i）。第二段發育4期礫屑，礫屑成分為灰白色泥晶白云巖，厚度為15～20 cm，主要為長條狀礫屑，長度為1～4 cm。馬角壩剖面發育的礫屑層中可見撕扯構造（圖2k），半固結的層理構造被風暴渦流打碎后形成撕扯狀。馬鞍塘剖面中風暴沉積未發育明顯礫屑，見三套生屑粒序層，厚度3～15 cm，為正粒序（圖2h）。閬中2井發育風暴礫屑（圖2e），可見7期風暴沉積旋回，為下粗上細的正韻律結構，每一期旋回厚度不一，4～40 cm不等，礫屑棱角分明，分選差，雜亂堆積，大小為2～10 mm，發育撕扯構造，鏡下可見明顯遞變和放射狀礫屑（圖2j，l）。

2.3 風暴層理構造

川西地區雷口坡組4個剖面發育兩種層理構造。其中丘狀交錯層理是在高能的風暴渦流對底床剝蝕后的密度流沉積形成[22]。漢旺剖面發育較小丘狀交錯層理（圖2n），高約1 cm，波長8 cm。而平行層理是進入衰減期后，風暴流隨能量衰減為濁流后形成的，平行層理在漢旺剖面和立溪巖剖面發育。漢旺剖面的平行層理在多期均有發育，平行層理紋層密集（圖2m），單層厚1～3 mm；立溪巖剖面的平行層理主要為極薄層泥粉晶白云巖（圖2o），單層厚度小于1 mm。

3 風暴沉積序列

風暴隨能量的變化可分為高峰、衰減和停息三個時段[30]。風暴沉積根據風暴的發展階段，發育不同的沉積構造，一個理想風暴巖序列由5個沉積單元組成，由下至上分別為：A底沖刷面及礫屑段、B粒序段、C平行層理段、D丘狀交錯層理段、E泥巖段[8]。風暴沉積序列會受到不同能量的風暴流改造，還會受到海平面變化及剖面位置的影響，故此川西地區可以劃分出7種沉積序列。

序列Ⅰ主要由底沖刷面及礫屑段（A）+粒序層（B）+平行層理段（C）構成（圖3），主要發育在立溪巖剖面雷三段，底沖刷及礫屑段（A）主要巖性為礫屑含灰白云巖，沖刷面起伏1～4 cm，上覆礫屑層厚15～30 cm，分選、磨圓差，一般為5～10 mm，可見2～3 cm的礫屑，粒序層（B）厚20～30 cm，正粒序結構，為礫屑、砂屑灰質白云巖，平行層理段（C）厚40～50 cm。

序列Ⅱ主要由底沖刷面及礫屑段（A）+粒序層（B）+平行層理段（C）+風暴濁積段（E1）構成（圖3），主要發育在立溪巖剖面雷三段，發育兩期序列Ⅱ。一期底沖刷及礫屑段（A）主要為礫屑含灰白云巖，沖刷面起伏1～4 cm，厚30～40 cm，粒序層（B）厚30 cm，正韻律結構，為礫屑、砂屑灰質白云巖，平行層理段（C）厚7 cm，主要是粉晶灰質白云巖，泥巖段（E）厚4 cm，為白云質泥巖。另一期底沖刷及礫屑段（A）+粒序層（B）厚50 cm，主要為深灰色極薄層粉屑砂屑云質灰巖，上覆50 cm的平行層理段和風暴濁積層。

序列Ⅲ主要由底沖刷面及礫屑段（A）+粒序段（B）構成（圖3），主要發育在立溪巖剖面雷三段、漢旺剖面雷四段。立溪巖剖面底沖刷面及礫屑段（A）主要為礫屑含灰白云巖，沖刷面起伏2～4 cm，上部礫屑層厚度15～20 cm，粒序段（B）發育在礫屑層之上，正韻律結構，粒度向上變細，厚度為10～20 cm。漢旺剖面共發育三期序列Ⅲ，沖刷面起伏2～3 cm，下部為深灰色粉晶白云巖，礫屑層厚度為42～62 cm，礫屑分選、磨圓中等，大小為1～4 mm。粒序段（B）發育在礫屑層之上，為正粒序。

序列Ⅳ主要由底沖刷面及礫屑段（A）+粒序段（B）+平行層理段（C）+丘狀交錯層理段（D）構成（圖4），在漢旺剖面雷四段可見，底沖刷面幅度2～10 cm，上部發育風暴礫屑層，約60 cm，礫屑成分為凝塊白云巖、泥晶白云巖。礫屑層可見角礫，主要是紋層凝塊石，大小以5～7 cm為主，礫屑層上發育粒序段（B），厚度1.6 m，為向上變細的正旋回; 平行層理段（C）發育平行層理的泥晶白云巖;其上發育小段丘狀層理（D）。

序列Ⅴ主要由粒序段（B）+平行層理段（C）構成（圖4），主要發育在漢旺剖面雷四段，無底沖刷，該風暴巖厚度為1.0 m，與凝塊白云巖相伴生。粒序段（B）厚80 cm，由多個厚度為10～15 cm 的正旋回組成，其上平行層理段（C）厚約20 cm，為薄層狀粉晶白云巖。

序列Ⅵ主要由礫屑段（A）構成（圖4），主要發育在閬中2井，無明顯底沖刷面，發育7個風暴沉積旋回，礫屑段（A）厚4～40 cm，砂礫屑大小主要為2～10 mm，最大可達18 mm，分選、磨圓較差，向上砂礫屑成分由泥晶白云巖到含云灰巖、泥晶灰巖變化。

序列Ⅶ主要由粒序段（B）+泥晶灰巖段（E2）構成，發育在馬鞍塘剖面，發育三個風暴旋回。粒序段由生物碎屑和介殼構成，含部分陸源碎屑顆粒，巖性為生屑泥晶粉砂質灰巖（圖4），生屑粒度向上由粗變細，厚度為3～10 cm，介殼大小為1～5 mm，向上發育薄層泥晶灰巖段。

基于剖面詳測、鏡下鑒定及風暴巖段的統計分析，繪制研究區雷口坡組風暴沉積對比圖（圖5），直觀顯示了風暴沉積序列的橫向、縱向展布特征。

雷一期，風暴巖不發育；雷二期，風暴巖主要發育在川西地區北段，如馬角壩剖面；雷三期，風暴巖主要發育在川西地區中段，如立溪巖剖面風暴沉積，序列主要為序列Ⅰ，序列Ⅱ，序列Ⅲ，自下而上呈現為序列Ⅲ→序列Ⅱ、序列Ⅰ→序列Ⅲ的演化特征，反映川西中段地區雷三段時期水體變深；雷四期，風暴巖則發育在川西地區北段，如漢旺剖面風暴沉積序列主要為序列Ⅲ，序列Ⅳ，序列Ⅴ，自下而上呈序列Ⅲ→序列Ⅳ→序列Ⅴ，反映川西北段地區雷四段水體變淺，閬中2井風暴沉積也發育在雷四段，沉積序列為序列Ⅵ，反映靠近川中地區水體較淺；天井山期，風暴巖主要發育在川西地區北段，馬鞍塘剖面風暴沉積發育，沉積序列為序列Ⅶ，為粒序段（B）+泥晶灰巖段（E2），是風暴濁流沉積，反映川西北段水體較深。

橫向上，體現出風暴隨著沉積時間的推移也在逐步移動，可以推斷風暴中心主要在川西北段地區，在雷三時期風暴中心向川西中部地區局部偏移。縱向上，揭示了川西地區雷口坡組海平面變化的過程。馬角壩剖面—立溪巖剖面風暴沉積的變化，體現了海平面逐漸上升，水體加深，發育于海侵時期；立溪巖剖面—漢旺剖面、閬中2井的風暴沉積的變化，表明海平面緩慢下降，水位變淺，逐漸過渡為海退期；漢旺剖面、閬中2井—馬鞍塘剖面，體現了水體再次加深的過程，表明天井山期再次發生一定規模的海侵（圖5）。

4 風暴沉積模式

序列Ⅰ風暴巖下部為極薄層狀含灰泥晶白云巖，礫屑分選、磨圓較差，未經歷一定距離搬運過程，水體動力一般。礫屑是略微高能風暴渦流作用導致的風暴原地堆積，上部有細粒沉積，為風暴衰減時形成，應該是形成于風暴浪基面與正常浪基面間，水體相對較淺的原地臺緣斜坡上部沉積。

序列Ⅱ風暴巖下部為砂屑灰質白云巖，礫屑分選、磨圓一般，是經歷短距離搬運后的異地沉積，可能與風暴回流的搬運有關。并且風暴流帶來了大量的細粒沉積物，沉積了較厚的水平層理及薄層白云質泥巖，沉積水體深度較深，沉積環境應該處于風暴浪基面以上，比系列Ⅰ更靠近深水陸棚，為接近風暴浪基面的臺緣斜坡下部沉積。

序列Ⅲ風暴巖下部為深灰色泥晶白云巖，底沖刷面有較大起伏，砂屑、礫屑磨圓度較高，分選一般，風暴回流攜帶下進行了長距離搬運，與凝塊白云巖伴生。說明該期風暴沉積處于風暴浪基面與正常浪基面之間，為異地臺緣斜坡下部沉積。

序列Ⅳ風暴序列下部為紋層疊層白云巖，發育角礫，底沖刷程度較強，礫屑、砂屑分選、磨圓較差，無明顯搬運痕跡，發育平行層理和丘狀交錯層理，與紋層疊層、凝塊微生物巖伴生。可能是受高能風暴渦流沖擊，形成微生物礁前垮塌，靠近臺緣礁灘帶，發育于風暴浪基面與正常浪基面之間的較淺水區的原地臺緣斜坡上部。

序列Ⅴ風暴巖下部為凝塊石白云巖、核形石，底沖刷面不發育，砂礫屑磨圓、分選中等，風暴渦流作用下可見撕扯構造，后發育平行層理。核形石發育，表明水體較動蕩，水體深度較淺。該期風暴巖處于正常浪基面之上的臺緣帶。

序列Ⅵ只發育礫屑層，礫屑分選差，雜亂堆積，礫屑由受到上部地層強大的風暴流拍打侵蝕形成經歷短暫的搬運后，具有一定磨圓度，局部礫屑呈現撕扯狀、角礫狀，礫屑成分為紋層狀白云巖和泥晶白云巖，可能是由衰減較快的風暴潮流搬運的近源風暴沉積，該序列的沉積環境應處于正常浪基面之上。

序列Ⅶ發育粒序層和泥晶灰巖，粒序段主要為生物介殼泥晶含砂灰巖，為從下到上由粗變細的正旋回，下伏生屑泥晶灰巖，上覆砂巖和泥巖互層和瘤狀灰巖。介殼呈層狀，厚度為2～7 cm，發育三層，夾在泥晶灰巖之間，與劉家塘地區的緩斜坡末梢型風暴巖類似[31]，遠離生物丘灘體。上部含有陸源物質的灰巖與瘤狀灰巖均指示深水環境，該序列可能是風暴濁流影響下的較深水沉積，應位于臺緣斜坡下部。

根據經典淺水碳酸鹽巖風暴沉積的發育模式[32]，結合各個剖面風暴沉積特點，總結了川西地區雷口坡組的風暴沉積模式（圖6）。在此基礎上建立了雷口坡組風暴沉積的理想序列。風暴沉積自下而上可以劃分出底沖刷面及礫屑段（A段）、粒序段（B段）、平行層理段（C段）、丘狀交錯層理段（D段）及風暴濁積段（E1段）、泥晶灰巖段（E2段），該序列總體上反映了風暴能量由高到低的過程。

5 討論

5.1 古板塊意義

古板塊的演化一直是個研究難題，一般只能采用古地磁的方法進行古板塊的恢復。根據現代風暴研究，風暴多發生在緯度為5°～45°的區域之內，推斷古代風暴也可能發育在相似緯度[33]。因此，風暴沉積可以用來指示古緯度。前人根據各種資料推斷三疊紀上揚子地區位于中低緯度地區。川西地區雷口坡組風暴巖的發現，證實上揚子地區位于中低緯度地區，且可能在向北漂移，為古板塊演化和古緯度恢復提供了沉積上的佐證。并且該時期，泛大陸（Pangaea）以及對稱格局對全球氣候有著巨大的影響[34]。泛大陸條件下形成了從早二疊開始，晚三疊達到高峰期的巨型季風[35?36]，導致中三疊世風暴沉積普遍發育。風暴的頻率和發生緯度范圍與氣候突變的頻率及溫室效應呈正相關[37]，川西雷口坡組風暴沉積的多期次發育，證實了該區中三疊世氣候的反復變遷。

5.2 沉積和古地理意義

風暴巖與巖相有著十分緊密的聯系。雷口坡組沉積時期，受早期印支運動影響，形成東高西低的地質格局，導致雷口坡組時期形成海陸過渡相沉積，川西地區為海相雷口坡組沉積。風暴作用常發生在相對開闊的斜坡附近，使靠近正常浪基面附近的斜坡沉積物被搬運到正常浪基面之下的開闊海[11]。結合前人對四川盆地雷口坡組巖相古地理的研究和川西地區雷口坡組的風暴沉積序列進行分析：馬角壩剖面風暴巖為序列Ⅴ，主要為臺地邊緣沉積；立溪巖剖面風暴巖發育兩期風暴沉積，包含序列Ⅰ、序列Ⅱ、序列Ⅲ，都處于臺緣斜坡上部和下部，水體深度變化較大，為臺緣斜坡沉積；漢旺剖面發育三期風暴沉積，自下而上呈序列Ⅲ、序列Ⅳ、序列Ⅴ，處于臺緣斜坡和臺地邊緣沉積區，其水體深度變化較大，為臺緣斜坡—臺緣沉積；閬中2井發育風暴沉積序列Ⅵ，水體較淺，位于臺地邊緣，為臺緣沉積；馬鞍塘剖面發育風暴沉積序列Ⅶ，其水體深度較大，位于臺緣斜坡下部，為臺緣斜坡沉積。因此，川西地區雷口坡時期沉積環境應為臺緣—斜坡相帶。川西地區雷口坡組的沉積相可以向陸依次劃分為深水陸棚—臺緣斜坡—臺地邊緣，為巖相古地理提供約束。

川西地區廣泛發育的風暴沉積，對古海灣的演化過程的還原也有著重大意義。古地理背景下，華南板塊持續向北推移與華北板塊逐漸靠攏并以東部為支點，呈剪刀式拼接開始順時針旋轉，使得海水逐漸退出四川盆地[38]。龍門山水下古隆起與川西臺緣斜坡之間形成一個斜V字型的海灣，在張性環境背景下，從雷二段時期到雷三段時期隨著局部拉張作用逐步擴大，在雷三段時期達到最大范圍；從雷四段時期開始逐步減小；天井山時期，發生較微弱海侵，水體變深，但是由于華北板塊和華南板塊碰撞擠壓，逐漸靠攏，龍門山水下古隆起和川西臺地邊緣之間的海灣進一步萎縮，形成較深水狹長的海灣；到晚三疊世海灣徹底閉合，開始逐漸轉變為陸相沉積（圖7）。海灣地區具有獨特半局限—半開放的沉積環境，適合微生物巖發育。在地質歷史時期，古海岸線會隨著海平面和古海灣的演變而擺動，在確定了膏鹽巖沉積中心展布的基礎上，對古海岸線的位置形成約束。根據現有微生物巖展布，再結合古海岸線推斷潛在微生物巖發育區塊，為雷口坡組油氣勘探提供了新的思路。

6 結論

（1） 川西地區雷口坡組漢旺剖面、立溪巖剖面、馬鞍塘剖面和馬角壩剖面均發育風暴沉積，閬中2井也發育風暴沉積，可見底沖刷構造、礫屑層理、風暴撕扯構造、粒序層理和丘狀交錯層理等風暴沉積構造。

（2） 川西地區的風暴序列可以分為7個序列：序列Ⅰ主要由底沖刷面及礫屑段（A）、粒序段（B）、平行層理段（C）構成，受風暴渦流影響，沉積環境在風暴浪基面以上；序列Ⅱ主要由底沖刷面及礫屑段（A）、粒序段（B）、平行層理段（C）、風暴濁積段（E1）構成，主要受風暴回流控制，沉積環境應該處于風暴浪基面以上；序列Ⅲ主要由底沖刷面及礫屑段（A）、粒序段（B）構成，主要受風暴回流控制，沉積環境應該處于正常浪基面之下；序列Ⅳ主要由底沖刷面及礫屑段（A）、粒序段（B）、平行層理段（C）、丘狀交錯層理段（D）構成，主要受風暴渦流控制，沉積環境處于正常浪基面之下；序列Ⅴ主要由粒序段（B）、平行層理段（C）構成，主要受風暴渦流控制，沉積環境為正常浪基面之上；序列Ⅵ只發育礫屑層，主要受風暴潮流控制，沉積環境應處于正常浪基面之上；序列Ⅶ主要由粒序段（B）和泥晶灰巖段（E2）構成，主要受風暴濁流控制，沉積環境為風暴浪基面之上，且接近風暴浪基面。

（3） 研究證實上揚子地區雷口坡時期處于低緯度地區，川西地區雷口坡期沉積環境應為向開闊海的臺緣—斜坡地帶，約束了當時的古緯度及古地理格局；依據龍門山古隆起與川西斜坡形成古海灣的存在，推斷古海灣隨華南板塊與華北板塊的“剪刀式”碰撞先張開后閉合的演化過程；古海灣已探明微生物巖及膏鹽沉積中心走向，對北東—南西向的古海岸線的位置形成了約束，指示潛在微生物巖的展布情況。