20世纪60年代,国外对风暴沉积和风暴岩开始初步研究,对低纬度地区碳酸盐沉积区的风暴、飓风引起的沉积展开了研究^[1⁃3]。到70年代,一些学者提出“风暴岩”（Tempestite）,即在风暴流作用后再沉积的沉积物组合^[4⁃5]。1980年左右,以刘宝珺为代表的多位国内学者对风暴沉积进行了深入研究^[6⁃7]。近年来风暴沉积在重建古地理、还原沉积环境等方面有着举足轻重的指导意义。

风暴沉积的研究最开始以海相风暴沉积为主^[8⁃18],近年来,陆相风暴沉积也得到了充足的进展,对湖相风暴沉积界面以及浅水湖泊三角洲与风暴沉积的关系有了强烈的认识^[19⁃20]。并且学术界在原有的认知基础上,加强了对风暴沉积的构造特征及形成条件的分析,尤其是丘状交错层理、侵蚀冲刷面等^[20⁃22]。

中国风暴沉积发育广泛,在四川盆地^[8⁃16]、塔里木盆地^[17]、西昌盆地^[18]、鄂尔多斯盆地^[19]等均有发育。四川盆地风暴沉积的研究主要集中在震旦系灯影组^[9⁃10]、寒武系^[11⁃12]、三叠系^[13⁃14]等层位。川西地区中三叠统的风暴沉积研究始于天井山组,后续对汉旺剖面雷口坡组四段的风暴沉积也有研究,建立了风暴沉积序列,得出水下古隆起发育的认识^[15⁃16]。川西地区雷口坡期风暴沉积具有多点频发的特征,但目前对此还缺乏区域性探讨,制约了古地理格局的认知。本文通过野外剖面和镜下鉴定,对川西地区汉旺剖面、江油马角坝剖面、旺苍立溪岩剖面、江油马鞍塘剖面、阆中2井等的风暴沉积进行研究,探讨其对川西地区中三叠世古纬度和古板块演化、沉积环境及岩相古地理等的指示意义。

四川盆地是我国南方最大的含油气盆地,是典型的叠合盆地。印支运动早幕,受构造影响,盆地内出现大隆大坳格局,将四川盆地现今构造单元划分为6个（图1）,川东南抬升形成了泸州—开江古隆起,川西地区形成了川西坳陷^[23⁃24]。

图  1  区域位置及川西雷口坡组剖面

Figure 1.  Regional location and section in the Leikoupo Formation, western Sichuan Basin

川西雷口坡组主要发育局限台地,亚相有潟湖、潮坪、台内滩和台缘滩等^[25]。雷口坡组与下伏飞仙关组整合接触,上部为天井山组,部分地区天井山组因天井山古隆起剥蚀强烈,与上三叠统须家河组等不整合接触^[26]。川西雷口坡组主要是一套灰色—浅灰白云岩、膏盐岩和灰岩互层,发育大量的凝块白云岩、叠层白云岩等微生物白云岩。根据岩性和结构特征,雷口坡可划分为4段（图1）,从下至上依次为雷一段（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]。

风暴沉积构造通常是指在风暴作用下产生的风暴流对已沉积的异地或原地沉积物进行改造而产生的沉积构造^[28]。通过对川西地区绵阳汉旺剖面、旺苍立溪岩剖面、江油马角坝剖面和马鞍塘剖面的详测和镜下薄片观察,以及对阆中2井的岩心观察,在川西雷口坡组沉积中发现了大量具有代表性的风暴沉积构造。

风暴高峰期,在高能风暴流的影响下,下部沉积物受到强烈的侵蚀和冲刷,形成了高低起伏的底冲刷面^[28]。汉旺剖面和立溪岩剖面都发育底冲刷构造。在风暴回流的作用下,高密度流体对下伏沉积岩层进行了强力的冲刷,凹凸不平的冲刷面上下岩性发生突变,不同于其他牵引流形成的冲刷面。并且由于受到风暴波动性质的影响,风暴冲刷面可见不规则的正弦或者余弦特征^[20]（图2a~c）。汉旺剖面可见底冲刷构造和渠模,冲刷面呈波状起伏,幅度1~10 cm（图2a）,上覆薄层砾屑泥晶白云岩,下伏厚层角砾泥晶白云岩,表明风暴回流强有力的冲刷侵蚀。渠模宽3~5 cm,泥质充填,它的排列对古风暴流动方向具有指向性^[29]。立溪岩剖面发育良好的底冲刷面（图2b,c）,冲刷面不规则起伏,幅度中等,介于2~4 cm,宽50~60 cm,上覆为砾屑灰质白云岩,下伏薄层泥晶白云岩。

图  2  典型风暴沉积构造

Figure 2.  Typical tempestite depositional structures

砾屑层多与底冲刷面同时出现,位于底冲刷面上部,是风暴沉积的主要特征之一。砾屑成分主要为灰色、灰白色泥晶白云岩,分选差,以棱角—次棱角状为主,其原岩主要为泥晶白云岩和凝块泥晶白云岩。不同序列的风暴砾屑的大小、形状、排列方式和支撑方式都存在差异性。汉旺剖面发育三期砾屑层,砾屑成分为泥晶白云岩和凝块泥晶白云岩,每期厚度40~60 cm,主要呈条状,分选中等,部分定向排列。向上发育粒序层（图2g）,表现为下粗上细的正旋回,可见菊花状构造（图2d）,由于强有力的风暴涡流的影响,受到回旋向上的力。立溪岩剖面发育两段风暴沉积,第一段发育7期砾屑层,砾屑成分为灰白色泥晶白云岩,厚度为25~50 cm,以次棱角状砾屑为主（图2f）,呈片状,粒径大的有1~2 cm,小的仅约0.1 cm,向上粒序层发育,表现为正旋回（图2i）。第二段发育4期砾屑,砾屑成分为灰白色泥晶白云岩,厚度为15~20 cm,主要为长条状砾屑,长度为1~4 cm。马角坝剖面发育的砾屑层中可见撕扯构造（图2k）,半固结的层理构造被风暴涡流打碎后形成撕扯状。马鞍塘剖面中风暴沉积未发育明显砾屑,见三套生屑粒序层,厚度3~15 cm,为正粒序（图2h）。阆中2井发育风暴砾屑（图2e）,可见7期风暴沉积旋回,为下粗上细的正韵律结构,每一期旋回厚度不一,4~40 cm不等,砾屑棱角分明,分选差,杂乱堆积,大小为2~10 mm,发育撕扯构造,镜下可见明显递变和放射状砾屑（图2j,l）。

川西地区雷口坡组4个剖面发育两种层理构造。其中丘状交错层理是在高能的风暴涡流对底床剥蚀后的密度流沉积形成^[22]。汉旺剖面发育较小丘状交错层理（图2n）,高约1 cm,波长8 cm。而平行层理是进入衰减期后,风暴流随能量衰减为浊流后形成的,平行层理在汉旺剖面和立溪岩剖面发育。汉旺剖面的平行层理在多期均有发育,平行层理纹层密集（图2m）,单层厚1~3 mm；立溪岩剖面的平行层理主要为极薄层泥粉晶白云岩（图2o）,单层厚度小于1 mm。

风暴随能量的变化可分为高峰、衰减和停息三个时段^[30]。风暴沉积根据风暴的发展阶段,发育不同的沉积构造,一个理想风暴岩序列由5个沉积单元组成,由下至上分别为：A底冲刷面及砾屑段、B粒序段、C平行层理段、D丘状交错层理段、E泥岩段^[8]。风暴沉积序列会受到不同能量的风暴流改造,还会受到海平面变化及剖面位置的影响,故此川西地区可以划分出7种沉积序列。

序列Ⅰ主要由底冲刷面及砾屑段（A）+粒序层（B）+平行层理段（C）构成（图3）,主要发育在立溪岩剖面雷三段,底冲刷及砾屑段（A）主要岩性为砾屑含灰白云岩,冲刷面起伏1~4 cm,上覆砾屑层厚15~30 cm,分选、磨圆差,一般为5~10 mm,可见2~3 cm的砾屑,粒序层（B）厚20~30 cm,正粒序结构,为砾屑、砂屑灰质白云岩,平行层理段（C）厚40~50 cm。

图  3  川西北地区雷口坡组风暴沉积序列特征

Figure 3.  Characteristics of tempestite sequence in the Leikoupo Formation, northwestern Sichuan Basin

序列Ⅱ主要由底冲刷面及砾屑段（A）+粒序层（B）+平行层理段（C）+风暴浊积段（E₁）构成（图3）,主要发育在立溪岩剖面雷三段,发育两期序列Ⅱ。一期底冲刷及砾屑段（A）主要为砾屑含灰白云岩,冲刷面起伏1~4 cm,厚30~40 cm,粒序层（B）厚30 cm,正韵律结构,为砾屑、砂屑灰质白云岩,平行层理段（C）厚7 cm,主要是粉晶灰质白云岩,泥岩段（E）厚4 cm,为白云质泥岩。另一期底冲刷及砾屑段（A）+粒序层（B）厚50 cm,主要为深灰色极薄层粉屑砂屑云质灰岩,上覆50 cm的平行层理段和风暴浊积层。

序列Ⅲ主要由底冲刷面及砾屑段（A）+粒序段（B）构成（图3）,主要发育在立溪岩剖面雷三段、汉旺剖面雷四段。立溪岩剖面底冲刷面及砾屑段（A）主要为砾屑含灰白云岩,冲刷面起伏2~4 cm,上部砾屑层厚度15~20 cm,粒序段（B）发育在砾屑层之上,正韵律结构,粒度向上变细,厚度为10~20 cm。汉旺剖面共发育三期序列Ⅲ,冲刷面起伏2~3 cm,下部为深灰色粉晶白云岩,砾屑层厚度为42~62 cm,砾屑分选、磨圆中等,大小为1~4 mm。粒序段（B）发育在砾屑层之上,为正粒序。

序列Ⅳ主要由底冲刷面及砾屑段（A）+粒序段（B）+平行层理段（C）+丘状交错层理段（D）构成（图4）,在汉旺剖面雷四段可见,底冲刷面幅度2~10 cm,上部发育风暴砾屑层,约60 cm,砾屑成分为凝块白云岩、泥晶白云岩。砾屑层可见角砾,主要是纹层凝块石,大小以5~7 cm为主,砾屑层上发育粒序段（B）,厚度1.6 m,为向上变细的正旋回; 平行层理段（C）发育平行层理的泥晶白云岩;其上发育小段丘状层理（D）。

图  4  川西地区雷口坡组风暴沉积序列特征

Figure 4.  Characteristics of tempestite sequence in the Leikoupo Formation, western Sichuan Basin

序列Ⅴ主要由粒序段（B）+平行层理段（C）构成（图4）,主要发育在汉旺剖面雷四段,无底冲刷,该风暴岩厚度为1.0 m,与凝块白云岩相伴生。粒序段（B）厚80 cm,由多个厚度为10~15 cm的正旋回组成,其上平行层理段（C）厚约20 cm,为薄层状粉晶白云岩。

序列Ⅵ主要由砾屑段（A）构成（图4）,主要发育在阆中2井,无明显底冲刷面,发育7个风暴沉积旋回,砾屑段（A）厚4~40 cm,砂砾屑大小主要为2~10 mm,最大可达18 mm,分选、磨圆较差,向上砂砾屑成分由泥晶白云岩到含云灰岩、泥晶灰岩变化。

序列Ⅶ主要由粒序段（B）+泥晶灰岩段（E₂）构成,发育在马鞍塘剖面,发育三个风暴旋回。粒序段由生物碎屑和介壳构成,含部分陆源碎屑颗粒,岩性为生屑泥晶粉砂质灰岩（图4）,生屑粒度向上由粗变细,厚度为3~10 cm,介壳大小为1~5 mm,向上发育薄层泥晶灰岩段。

基于剖面详测、镜下鉴定及风暴岩段的统计分析,绘制研究区雷口坡组风暴沉积对比图（图5）,直观显示了风暴沉积序列的横向、纵向展布特征。

图  5  川西地区雷口坡组风暴沉积纵横向展布

Figure 5.  Vertical and horizontal distribution of tempestite deposits in the Leikoupo Formation, western Sichuan Basin

雷一期,风暴岩不发育；雷二期,风暴岩主要发育在川西地区北段,如马角坝剖面；雷三期,风暴岩主要发育在川西地区中段,如立溪岩剖面风暴沉积,序列主要为序列Ⅰ,序列Ⅱ,序列Ⅲ,自下而上呈现为序列Ⅲ→序列Ⅱ、序列Ⅰ→序列Ⅲ的演化特征,反映川西中段地区雷三段时期水体变深；雷四期,风暴岩则发育在川西地区北段,如汉旺剖面风暴沉积序列主要为序列Ⅲ,序列Ⅳ,序列Ⅴ,自下而上呈序列Ⅲ→序列Ⅳ→序列Ⅴ,反映川西北段地区雷四段水体变浅,阆中2井风暴沉积也发育在雷四段,沉积序列为序列Ⅵ,反映靠近川中地区水体较浅；天井山期,风暴岩主要发育在川西地区北段,马鞍塘剖面风暴沉积发育,沉积序列为序列Ⅶ,为粒序段（B）+泥晶灰岩段（E₂）,是风暴浊流沉积,反映川西北段水体较深。

横向上,体现出风暴随着沉积时间的推移也在逐步移动,可以推断风暴中心主要在川西北段地区,在雷三时期风暴中心向川西中部地区局部偏移。纵向上,揭示了川西地区雷口坡组海平面变化的过程。马角坝剖面—立溪岩剖面风暴沉积的变化,体现了海平面逐渐上升,水体加深,发育于海侵时期；立溪岩剖面—汉旺剖面、阆中2井的风暴沉积的变化,表明海平面缓慢下降,水位变浅,逐渐过渡为海退期；汉旺剖面、阆中2井—马鞍塘剖面,体现了水体再次加深的过程,表明天井山期再次发生一定规模的海侵（图5）。

序列Ⅰ风暴岩下部为极薄层状含灰泥晶白云岩,砾屑分选、磨圆较差,未经历一定距离搬运过程,水体动力一般。砾屑是略微高能风暴涡流作用导致的风暴原地堆积,上部有细粒沉积,为风暴衰减时形成,应该是形成于风暴浪基面与正常浪基面间,水体相对较浅的原地台缘斜坡上部沉积。

序列Ⅱ风暴岩下部为砂屑灰质白云岩,砾屑分选、磨圆一般,是经历短距离搬运后的异地沉积,可能与风暴回流的搬运有关。并且风暴流带来了大量的细粒沉积物,沉积了较厚的水平层理及薄层白云质泥岩,沉积水体深度较深,沉积环境应该处于风暴浪基面以上,比系列Ⅰ更靠近深水陆棚,为接近风暴浪基面的台缘斜坡下部沉积。

序列Ⅲ风暴岩下部为深灰色泥晶白云岩,底冲刷面有较大起伏,砂屑、砾屑磨圆度较高,分选一般,风暴回流携带下进行了长距离搬运,与凝块白云岩伴生。说明该期风暴沉积处于风暴浪基面与正常浪基面之间,为异地台缘斜坡下部沉积。

序列Ⅳ风暴序列下部为纹层叠层白云岩,发育角砾,底冲刷程度较强,砾屑、砂屑分选、磨圆较差,无明显搬运痕迹,发育平行层理和丘状交错层理,与纹层叠层、凝块微生物岩伴生。可能是受高能风暴涡流冲击,形成微生物礁前垮塌,靠近台缘礁滩带,发育于风暴浪基面与正常浪基面之间的较浅水区的原地台缘斜坡上部。

序列Ⅴ风暴岩下部为凝块石白云岩、核形石,底冲刷面不发育,砂砾屑磨圆、分选中等,风暴涡流作用下可见撕扯构造,后发育平行层理。核形石发育,表明水体较动荡,水体深度较浅。该期风暴岩处于正常浪基面之上的台缘带。

序列Ⅵ只发育砾屑层,砾屑分选差,杂乱堆积,砾屑由受到上部地层强大的风暴流拍打侵蚀形成。经历短暂的搬运后,具有一定磨圆度,局部砾屑呈现撕扯状、角砾状,砾屑成分为纹层状白云岩和泥晶白云岩,可能是由衰减较快的风暴潮流搬运的近源风暴沉积,该序列的沉积环境应处于正常浪基面之上。

序列Ⅶ发育粒序层和泥晶灰岩,粒序段主要为生物介壳泥晶含砂灰岩,为从下到上由粗变细的正旋回,下伏生屑泥晶灰岩,上覆砂岩和泥岩互层和瘤状灰岩。介壳呈层状,厚度为2~7 cm,发育三层,夹在泥晶灰岩之间,与刘家塘地区的缓斜坡末梢型风暴岩类似^[31],远离生物丘滩体。上部含有陆源物质的灰岩与瘤状灰岩均指示深水环境,该序列可能是风暴浊流影响下的较深水沉积,应位于台缘斜坡下部。

根据经典浅水碳酸盐岩风暴沉积的发育模式^[32],结合各个剖面风暴沉积特点,总结了川西地区雷口坡组的风暴沉积模式（图6）。在此基础上建立了雷口坡组风暴沉积的理想序列。风暴沉积自下而上可以划分出底冲刷面及砾屑段（A段）、粒序段（B段）、平行层理段（C段）、丘状交错层理段（D段）及风暴浊积段（E₁段）、泥晶灰岩段（E₂段）,该序列总体上反映了风暴能量由高到低的过程。

图  6  川西地区雷口坡组风暴沉积模式

Figure 6.  Tempestite sedimentary model in the Leikoupo Formation, western Sichuan Basin

古板块的演化一直是个研究难题,一般只能采用古地磁的方法进行古板块的恢复。根据现代风暴研究,风暴多发生在纬度为5°~45°的区域之内,推断古代风暴也可能发育在相似纬度^[33]。因此,风暴沉积可以用来指示古纬度。前人根据各种资料推断三叠纪上扬子地区位于中低纬度地区。川西地区雷口坡组风暴岩的发现,证实上扬子地区位于中低纬度地区,且可能在向北漂移,为古板块演化和古纬度恢复提供了沉积上的佐证。并且该时期,泛大陆（Pangaea）以及对称格局对全球气候有着巨大的影响^[34]。泛大陆条件下形成了从早二叠开始,晚三叠达到高峰期的巨型季风^[35⁃36],导致中三叠世风暴沉积普遍发育。风暴的频率和发生纬度范围与气候突变的频率及温室效应呈正相关^[37],川西雷口坡组风暴沉积的多期次发育,证实了该区中三叠世气候的反复变迁。

风暴岩与岩相有着十分紧密的联系。雷口坡组沉积时期,受早期印支运动影响,形成东高西低的地质格局,导致雷口坡组时期形成海陆过渡相沉积,川西地区为海相雷口坡组沉积。风暴作用常发生在相对开阔的斜坡附近,使靠近正常浪基面附近的斜坡沉积物被搬运到正常浪基面之下的开阔海^[11]。结合前人对四川盆地雷口坡组岩相古地理的研究和川西地区雷口坡组的风暴沉积序列进行分析：马角坝剖面风暴岩为序列Ⅴ,主要为台地边缘沉积；立溪岩剖面风暴岩发育两期风暴沉积,包含序列Ⅰ、序列Ⅱ、序列Ⅲ,都处于台缘斜坡上部和下部,水体深度变化较大,为台缘斜坡沉积；汉旺剖面发育三期风暴沉积,自下而上呈序列Ⅲ、序列Ⅳ、序列Ⅴ,处于台缘斜坡和台地边缘沉积区,其水体深度变化较大,为台缘斜坡—台缘沉积；阆中2井发育风暴沉积序列Ⅵ,水体较浅,位于台地边缘,为台缘沉积；马鞍塘剖面发育风暴沉积序列Ⅶ,其水体深度较大,位于台缘斜坡下部,为台缘斜坡沉积。因此,川西地区雷口坡时期沉积环境应为台缘—斜坡相带。川西地区雷口坡组的沉积相可以向陆依次划分为深水陆棚—台缘斜坡—台地边缘,为岩相古地理提供约束。

川西地区广泛发育的风暴沉积,对古海湾的演化过程的还原也有着重大意义。古地理背景下,华南板块持续向北推移与华北板块逐渐靠拢并以东部为支点,呈剪刀式拼接开始顺时针旋转,使得海水逐渐退出四川盆地^[38]。龙门山水下古隆起与川西台缘斜坡之间形成一个斜V字型的海湾,在张性环境背景下,从雷二段时期到雷三段时期随着局部拉张作用逐步扩大,在雷三段时期达到最大范围；从雷四段时期开始逐步减小；天井山时期,发生较微弱海侵,水体变深,但是由于华北板块和华南板块碰撞挤压,逐渐靠拢,龙门山水下古隆起和川西台地边缘之间的海湾进一步萎缩,形成较深水狭长的海湾；到晚三叠世海湾彻底闭合,开始逐渐转变为陆相沉积（图7）。海湾地区具有独特半局限—半开放的沉积环境,适合微生物岩发育。在地质历史时期,古海岸线会随着海平面和古海湾的演变而摆动,在确定了膏盐岩沉积中心展布的基础上,对古海岸线的位置形成约束。根据现有微生物岩展布,再结合古海岸线推断潜在微生物岩发育区块,为雷口坡组油气勘探提供了新的思路。

图  7  川西地区雷口坡时期古海岸线及古海湾演化

Figure 7.  Evolution of paleocoastline and paleobay in the Leikoupo Formation, western Sichuan Basin

（1） 川西地区雷口坡组汉旺剖面、立溪岩剖面、马鞍塘剖面和马角坝剖面均发育风暴沉积,阆中2井也发育风暴沉积,可见底冲刷构造、砾屑层理、风暴撕扯构造、粒序层理和丘状交错层理等风暴沉积构造。

（2） 川西地区的风暴序列可以分为7个序列：序列Ⅰ主要由底冲刷面及砾屑段（A）、粒序段（B）、平行层理段（C）构成,受风暴涡流影响,沉积环境在风暴浪基面以上；序列Ⅱ主要由底冲刷面及砾屑段（A）、粒序段（B）、平行层理段（C）、风暴浊积段（E₁）构成,主要受风暴回流控制,沉积环境应该处于风暴浪基面以上；序列Ⅲ主要由底冲刷面及砾屑段（A）、粒序段（B）构成,主要受风暴回流控制,沉积环境应该处于正常浪基面之下；序列Ⅳ主要由底冲刷面及砾屑段（A）、粒序段（B）、平行层理段（C）、丘状交错层理段（D）构成,主要受风暴涡流控制,沉积环境处于正常浪基面之下；序列Ⅴ主要由粒序段（B）、平行层理段（C）构成,主要受风暴涡流控制,沉积环境为正常浪基面之上；序列Ⅵ只发育砾屑层,主要受风暴潮流控制,沉积环境应处于正常浪基面之上；序列Ⅶ主要由粒序段（B）和泥晶灰岩段（E₂）构成,主要受风暴浊流控制,沉积环境为风暴浪基面之上,且接近风暴浪基面。

（3） 研究证实上扬子地区雷口坡时期处于低纬度地区,川西地区雷口坡期沉积环境应为向开阔海的台缘—斜坡地带,约束了当时的古纬度及古地理格局；依据龙门山古隆起与川西斜坡形成古海湾的存在,推断古海湾随华南板块与华北板块的“剪刀式”碰撞先张开后闭合的演化过程；古海湾已探明微生物岩及膏盐沉积中心走向,对北东—南西向的古海岸线的位置形成了约束,指示潜在微生物岩的展布情况。