川北南江地区下三叠统飞一段风暴沉积特征及地质意义①

林 彤 刘树根，2 宋金民，2 李智武 白志强 彭瀚霖

(1．成都理工大学能源学院 成都 610059;2．成都理工大学“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室 成都 610059;3．成都理工大学沉积地质研究院 成都 610059;4．中国石油西南油气田公司勘探开发研究院 成都 610059)

风暴是在飓风作用下形成的特殊洋流，它是水体震荡运动与水平运动的组合，具有密度流和牵引流的二重性，同时又具有涡流的特征［1-3］。其作为一种高能的突发性气候事件，可以对滨岸、浅滩、潮下带的异地或原地沉积物进行冲击、掏蚀、簸选、搬运或改造［4］，并在地层中留下沉积学记录。风暴作用虽时间短促，作用次数不多，但往往比长时期的经常作用遗留更加深刻的影响［5-6］，因此引起了国内外学者的强烈兴趣。20世纪60～70年代，Kelling等［7］将风暴流扰动过后再沉积形成的沉积组合定义为“风暴岩”(Tempestite)，随后 Kumar等［8-9］将该概念范围扩大为风暴沉积，泛指风暴作用形成的沉积物。20世纪80年代开始我国才逐渐展开对风暴沉积的研究，以“风暴沉积”为关键词可搜索到国内至今公开发表相关文章600余篇，涉及碳酸盐岩风暴沉积与古气候、古纬度、古海平面变化、古地理特征等多方面内容。

我国上扬子地区广泛发育下三叠统海相沉积，著名的P-T显生宙生物大灭绝后，微生物岩、蠕虫状灰岩、扁平砾石砾岩、纹层灰岩等错时相沉积大量出现［10］，指示了当时紊乱、异常的大气条件和海洋环境。早三叠世飞仙关期上扬子地区气候处于极端异常的状态，强盛的巨型季风导致风暴流的加强，大规模的风暴沉积物在全球下三叠统地层中广泛出现［11］。然而国内对于四川盆地下三叠统地层已详细报道的风暴沉积仅有青川大沟里［10］、广元上寺［11-12］、重庆中梁山［2］以及重庆凉风垭［13］等少数几例。本文将详细研究位于四川盆地北部、开江—梁平海槽东部的南江剖面于下三叠统飞仙关组地层出露的多期风暴沉积，本套风暴沉积位于近P-T界线的飞一段地层中，这一发现将对早三叠世时期巨型季风条件影响下的开江—梁平海槽北段古气候、古地理环境恢复具有重要意义。

1 地质背景

川北南江三叠系剖面位于四川省巴中市南江县新坝村采石场附近。在大地构造位置上属四川盆地北缘，米仓山前缘构造带南侧。受晚二叠世的“地裂运动”［14］和南秦岭洋拉张作用［15］影响，晚二叠世长兴期—早三叠世飞仙关期，四川盆地北部及邻区发育一系列的深水海槽［16-17］，南江便处于开江—梁平海槽的北段东部［18］。受海槽的控制，通南巴地区飞仙关组一段整体表现为东陡西缓的台地相不对称模式［19-22］(图1)。从飞一至飞四时期经历了由潮湿向干旱气候环境的过渡，陆表海向台地的转换，台地边缘逐渐向海槽推进的过程［23-25］。

图1 四川盆地北部大巴山—米仓山前缘飞仙关早期岩相古地理图(据赵政璋［26］，2011)Fig．1 The tempestites distribution of the Early Triassic in Sichuan Basin(after Zhao，2011)

南江地区剖面整体露头良好，二叠系—三叠系出露完全，飞仙关组与底部长兴组整合接触。自下而上发育有:上二叠统长兴组深灰色含硅质微晶灰岩、中灰色—中深灰色泥晶灰岩，主要为深水海槽相沉积;下三叠统飞仙关组一段黄绿色灰质泥岩、生屑微晶灰岩、颗粒灰岩、极薄层泥晶灰岩、纹层状泥灰岩、泥岩、青灰—中灰色粉细砂屑微晶灰岩等，主要为陆棚斜坡沉积环境。早三叠世风暴沉积发育于近P-T界线处的飞仙关组一段地层，由底到顶共发育14套风暴沉积序列，每套风暴沉积厚度0．25～2．5 m不等，期间夹飞一段正常环境沉积。

2 沉积特征

完整的风暴沉积经历风暴作用由发生到强盛再到衰减的过程，Allen［27］详细地把风暴事件划分为前期、增强期、高峰期、衰减期和后期;Kreisa和 Bambach［28］将此过程简化为高峰期、衰减期和停息期;Aigner［29］结合风暴流沉积事件性的特点建立了经典的风暴沉积序列，由侵蚀底面、粒序段、平行层理段、丘状交错层理段、泥岩段组成。结合国内实际资料情况，宋金民［3］等将理想的碳酸盐岩风暴沉积序列从底到顶总结为:a．侵蚀底面及砾屑段;b．粒序段;c．平行纹层段;d．丘状纹层段;e．远源风暴浊流(e1)、水平层理泥岩和泥晶灰岩段(e2)。结合本文南江剖面飞仙关组一段风暴沉积特征，本文将采用Kreisa［28］的划分方式，将风暴沉积过程简要划分为高峰期(Sa)、衰减期(Sb)、停息期(Sc)三个阶段。

2．1 风暴沉积的识别

伴随着风暴活动由高峰期到衰退期，然后再进入停息期，不同阶段的风暴沉积由于风暴作用阶段与强度的不同表现出不同的沉积特征。

Sa段代表了风暴高峰期的沉积作用产物，由具有明显突变的底面侵蚀构造和块状风暴砾屑层组成，是识别风暴沉积的一种典型标志［30］。风暴高峰期时，高流态的风暴涡流对沉积底面进行强烈的侵蚀、冲刷和掏蚀形成槽状的凹陷或波状起伏的不平坦面(图2D，J，N)，起伏幅度为2～15 cm，其凹凸程度的变化可以反映风暴强度及与风暴中心的相对距离［31］。底面侵蚀构造上部为风暴撕裂作用等形成的风暴砾屑层，砾屑层层厚15～60 cm不等，发育典型的菊花状构造(图2B，E)，分选很差的扁豆状或长椭圆状砾屑或粗砂屑呈倒“小”字型(图2O)或放射状排列(图2L，N)，为风暴作用下砾屑快速杂乱堆积的结果。

Sb段代表了风暴衰减期的沉积作用产物，由平行层理(图2F，G)和丘状交错层理组成，发育在泥晶粉屑灰岩中。风暴衰减期时，随着风暴强度的减弱，细粒沉积物迅速从悬浮状态沉积下来，当风暴掀起的巨浪触及海底，巨浪的峰和谷在沉积物的表面经过时，铸造成大的缓波状起伏的表面，形成丘状交错层理，表现为向上隆起的圆丘状，向四周缓倾斜(图2A，C)，南江剖面中较缺少丘状交错层理，观测到的丘体一般长30～70 cm，高2～15 cm。

Sc段代表停息期的沉积作用产物，主要为泥微晶灰岩或泥灰岩(图2J)。为风暴过后，风暴悬浮的最细粒沉积物和非风暴期悬浮沉积物缓慢沉降堆积后形成，层厚10～30 cm，往往因剖面位置、后期风暴改造等原因缺失。

2．2 风暴层序结构类型

由于风暴层序结构类型不仅受风暴浪的相对大小、运动频率、持续时间的改造影响，更与剖面的相对水深及所处位置直接相关［12，27，32］，因此层序结构类型常具有多样性。风暴强度越大，运动频率越高，持续时间越久，水体深度越小，风暴作用对海底沉积物的影响越大，因此通过对风暴沉积组段进行细致研究，根据其沉积组合特征判断沉积层序结构类型，进而可以对该地区风暴强度、相对水深等进行预测。本文所研究的南江剖面中为以下4种类型(图3):

图2 川北南江剖面飞仙关组风暴沉积特征A．I型层序结构类型及其丘状交错层理;B．I型层序结构类型—菊花状构造(取景自图2A内Sa段);C．I型层序结构风暴沉积丘状层理与下部砾屑微观(取样自图2A内Sb段);D．II型层序结构类型;E．II型层序结构类型—放射状排列砾屑;F．II型层序结构类型—平行层理;G．III型层序结构类型;H．III型层序结构类型—砾屑;I．III型层序结构类型—扰乱的纹层(×20);J．IV型层序结构类型;K．IV型层序结构类型—连续沉积的小型风暴层;L．IV型层序结构类型—砾屑(×20);M．波痕;N．砾屑层与其侵蚀底面;O．风暴砾屑微观。Fig．2 Storm sedimentary characteristics in Feixianguan Formation，Nanjiang section

图3 南江地区风暴岩沉积模式与沉积序列图(本图纵向横向不成比例)I．发育在靠近晴天浪基面附近的内陆棚环境;II．发育在风暴浪基面与晴天浪基面之间的浅海陆棚环境;III．发育在风暴浪基面附近浅海陆棚环境;IV．发育在靠近浪基面的陆棚边缘或者风暴浪基面之下的斜坡环境。Fig．3 The depositional model and sequence of carbonate tempestites in Nanjiang section

层序结构类型I:主要由Sa段砾屑层和Sb段具平行层理/丘状层理(图2A，C)的泥晶粉屑灰岩层组成，为风暴沉积早、中期的产物。本序列主要发育在研究剖面的上部地层中，其中Sa段砾屑粒径0．2～2 cm，大小不一，磨圆较差，呈点接触甚至是凹凸接触。砾屑呈倒“小”字形、菊花状、杂乱状堆积，且部分砾屑撕裂构造发育(图2B)，反映了当时较强的风暴作用下强水动力形成的紊乱涡流的多向性。本类型缺乏Sc段泥微晶灰岩/泥岩层，因此时风暴浪作用较强，受后期波浪改造使顶部缺失造成，为靠近晴天浪基面附近的内陆棚环境沉积。

层序结构类型II:主要由Sa段砾屑层、Sb段具平行层理的泥晶粉屑灰岩层、Sc段微晶灰岩层组成(图2D)。本类型为风暴沉积较为典型的层序结构，底部为受强风暴作用形成的明显的底面侵蚀构造，砾屑呈长条状杂乱分布(图2E)，粒径大小0．2～1 cm，较I型层序结构内的砾屑规模小。向上主要发育平行层理(图2F)，层厚30 cm左右，丘状交错层理不发育。顶部受后期风暴改造小，为风暴停息期的泥微晶灰岩沉积。本类型主要发育在风暴浪基面与晴天浪基面之间的浅海陆棚环境。

层序结构类型III:主要由Sa段粗砂屑和Sb段具平行层理的泥晶粉屑灰岩层组成(图2G)。为风暴衰退期或受特大风暴影响形成的远源型风暴沉积，此时砾屑含量明显减少，主要为粗砂屑或扰乱的泥质纹层形成的假角砾，砾屑呈长条状，粒径0．1～1 cm，多呈漂浮状分散于基质中。反映风暴作用中、后期能量衰减时较细悬浮物的沉降。本类型缺少底模构造、丘状交错层理，Sa段发育不明显，粒屑粒径较小(图2H)，沉积速率一般较慢，沉积物厚度较小，为风暴浪基面附近的浅海陆棚环境沉积。

层序结构类型IV:主要由Sa段粗砂屑和Sc段泥岩层/微晶灰岩层组成(图2J)。受风暴早、中期影响较小，为较深水区受风暴回流作用的沉积，或由于风暴事件触发、诱导的远端风暴重力流沉积。普遍较薄，底部发育小型的冲刷面构造，高约1 cm。本类型主要发育在靠近浪基面的陆棚边缘或者风暴浪基面之下的斜坡环境。

2．3 风暴沉积序列

风暴流以牵引流为主，又具有某些重力流特征，对风暴沉积Sa段颗粒进行粒度分析是衡量沉积介质能量的度量尺度，现今常用数学方法计算一些粒度参数，并通过单个粒度参数及其组合特征为判别沉积时自然地理环境和水动力条件变化提供重要的参考依据［31］。常用平均粒径Mz表示粒度分布的集中趋势、用分选系数So说明分选性好坏［35］，通过粒度分布图特征反映其砾屑成因。

南江剖面下三叠统飞一段底部发育的多套风暴沉积，Circle2、Circle9内Sa段粒度曲线表现为“高斜一段式”，为典型的风暴流沉积特征;其余各套风暴沉积Sa段表现为“多段式”，反映小型风暴强盛期的重力流特点［33-34］。剖面整体表现为早期以III、IV型层序结构为主，随后逐渐过渡为I、II型(图4)。其中III、IV型层序结构普遍规模较小、厚度较薄，约30～60 cm;Sa段多以小砾屑或粗砂屑为主，颗粒含量较少，粒径多集中在0．5～4 mm，平均粒径 Mz为1．5 mm;分选系数为3，分选中等;常呈漂浮状或点接触，反映较低能量的风暴作用下的沉积产物。I、II型层序结构Sa段颗粒变大且颗粒含量增多，出现较多4～32 mm的细砾屑—粗砾屑，平均粒径Mz约4 mm;分选系数4～8，分选差;颗粒之间普遍呈线接触或凹凸接触;颗粒磨圆较差，反映较高能量的风暴作用下的沉积产物。纵观全段，表现为整体向上风暴强度渐增、海平面逐渐下降的过程。

3 讨论

3．1 风暴沉积对古气候变化的指示意义

图4 南江剖面飞一段风暴颗粒粒度特征综合图Fig．4 The analysis of tempestite particles at the Feixianguan Formation，Nanjiang section

Vail［36］等提到二叠纪—三叠纪间，泛大陆周缘海平面较低;暴露的陆块面积达到最大，除了现今的中国和东南亚地区，其他暴露单元都拼合到联合古陆上［12，37］，泛大陆的存在显著影响着全球古气候循环。Robinson［38］首次将当时的古气候描述为泛大陆的季风性气候，这种描述也得到了 Parrish［37］和 Russell等［39］的支持，欧美研究者通过泛大陆气候数字模拟实验证实了三叠纪时期泛大陆存在巨型季风。时志强［11，40］、曾德勇［12］等认为，早三叠世时期巨型季风与飞仙关风暴流关系密切，穿越特提斯洋的极强的季风在上扬子地区形成了强烈风暴，显著影响着四川盆地北部地区的沉积。南江剖面下三叠统飞一段底部突然出现的显著风暴沉积，指示了该地区早三叠世时期曾发生频繁的气候骤变，在P-T界线时强盛的巨型季风导致风暴流的加强，并受生物大灭绝的影响，大规模的风暴沉积物得以在全球下三叠统地层中广泛出现并完整保存［12］，为该地区古气候恢复可以提供重要的沉积学证据。

3．2 风暴沉积的地质等时性意义

2．5亿年前晚二叠世末期的生物大灭绝事件是显生宙以来地球上规模最大的一次，随之发生的(或成为生物灭绝事件成因之一的)是全球古环境、古气候的急剧变化［40-44］。对于如此大规模的一次生物灭绝、自然环境剧变，必然会在地质记录中留下蛛丝马迹。风暴作为具有周期性和瞬时性特征的事件性气候作用，波及范围广且持续时间短，因此可以作为地层横向追索和对比的标志［3］。早三叠世的巨型季风广泛影响着上扬子地区的沉积，文献中曾提到青川大沟里、广元上寺、重庆中梁山等地区静水环境沉积的薄层状灰岩、纹层状灰岩之上发现代表强水动力条件引起的扁平砾屑灰岩、角砾状灰岩［10-12，45-49］沉积。

广元上寺剖面是著名的P-T界线剖面，出露上二叠统大隆组深灰色硅质页岩、灰色微晶灰岩等，上覆飞一段地层以薄—中层浅灰色含泥质纹层微晶灰岩、含缝合线灰色角砾灰岩、泥质砾屑灰岩为主［12］。砾屑灰岩分布在近P-T界线处，其砾屑呈扁平砾石状，且具有风暴改造特点，呈放射状、菊花状分布。Sepkoski等［50］认为上寺剖面早三叠世突然出现的扁平状或板条状碳酸盐内碎屑曾遭受强烈的风暴侵蚀和改造。曾德勇等［12］亦认为这是早三叠世巨型季风体制下的极端性气候事件引发的风暴沉积。早三叠世时上寺剖面位于开江—梁平海槽西侧斜坡地带，风暴沉积厚约13．16 m，本文所研究南江剖面位于海槽东侧地区，发育三段风暴沉积，累积厚度达17．32 m。上寺与南江剖面对称分布在开江—梁平海槽两侧，风暴沉积厚度接近并均位于近P-T界线的下三叠统地层中(图5)，从两剖面风暴沉积发育位置及规模如此相似的基础上，推测应为同一巨型季风体制下的沉积，但仍需进一步探讨研究。若经证实，本套风暴岩将可作为寻找二叠—三叠分界线的标志层，为地层划分提供重要依据。

图5 上寺剖面与南江剖面飞一段底部风暴沉积对比(据曾德勇［12］，2011改)Fig．5 The comparison of the tempestite near the boundary of P-T between Shangsi and Nanjiang(modified from Zeng，2011)

3．3 风暴沉积对开江—梁平海槽演化的指示意义

晚二叠世长兴期—早三叠世飞仙关早期，四川盆地及邻区构造活动强烈。四川盆地北部开江—梁平—广元一带在区域拉张性背景作用下形成NW向的构造沉降带，称为开江—梁平海槽［17，26］。海槽发育时间较短，约4 Ma，长兴期为发育活跃期，飞仙关期为充填、衰亡期。早三叠世南江地区主要沉积薄层状灰岩，当高能的风暴骤然席卷海底，早期沉积物被掏蚀激荡起来脱离沉积体，并随着风暴能量的减弱，原本悬浮的砾屑逐渐沉积下来，在残留的风暴能量的影响下呈倒“小”字、菊花状等不规则形状的排列，随着一次风暴事件能量的继续衰减，水体逐渐趋于平静，泥质逐渐沉降下来，遂出现平行层理或丘状交错层理等。通过对研究区风暴沉积序列的研究发现，该地区下部为发育在风暴浪基面附近的III/IV型风暴沉积层序结构，向上逐渐以发育在近晴天浪基面的I型和晴天浪基面与风暴浪基面间的II型为主，且向上风暴沉积组合变厚，颗粒逐渐增多，颗粒粒度逐渐增大，反映海平面逐渐下降，开江—梁平海槽边缘向广海方向逐渐推进，海槽逐渐萎缩，风暴作用能量逐渐增加的过程。

4 结论

(1)通过对南江地区下三叠统飞一段发育的14套不完整风暴沉积野外及镜下特征进行分析，可归纳为四种风暴层序结构类型:由Sa段砾屑层和Sb段具平行层理/丘状层理的泥晶粉屑灰岩层组成，代表靠近晴天浪基面附近内陆棚环境的I型层序结构;由Sa段砾屑层、Sb段具平行层理的泥晶粉屑灰岩层、Sc段微晶灰岩层组成，代表风暴浪基面与晴天浪基面之间的浅海陆棚环境的II型层序结构;由Sa段粗砂屑和Sb段具平行层理的泥晶粉屑灰岩层组成，代表风暴浪基面附近浅海陆棚环境的III型层序结构;由Sa段粗砂屑和Sc段泥岩层/微晶灰岩层组成，受风暴回流作用、风暴重力流作用影响显著，受波浪影响微弱，代表靠近浪基面的陆棚边缘或者风暴浪基面之下斜坡环境的IV型层序结构。

(2)通过对南江剖面风暴沉积序列结构进行分析，发现下部以较深水陆棚—斜坡环境的III/IV型层序结构为主，上部以代表较浅水陆棚环境的I/II型层序结构为主，且向上风暴沉积规模逐渐变大，厚度渐增。另结合Sa段风暴颗粒的粒度特征分析并作纵向比较，发现早三叠世飞一段风暴沉积向上颗粒含量增多、粒径增大，磨圆及分选变差，反映开江—梁平海槽东侧海平面下降，海槽边缘逐渐向广海方向推进，风暴作用能量渐增的过程。

(3)南江剖面所处的上扬子地区飞仙关组底部突然出现的显著风暴沉积，指示了该地区早三叠世时期频繁的气候骤变。横向结合川北地区文献记载的早三叠世多处风暴沉积，发现南江与上寺剖面的风暴沉积均发育在靠近P-T界线的早三叠世地层且沉积规模接近，推测应为早三叠世时期同一巨型季风体制下的事件性沉积。

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