四川广元清风峡剖面上泥盆统风暴沉积特征及其古环境意义*

黄 程 沈宇葳 文 馨

1 西南石油大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川成都 610500 2 西南石油大学碳酸盐岩沉积-成岩地球化学实验室，四川成都 610500 3 中国石油西南油气田分公司勘探事业部，四川成都 610041

1 概述

风暴沉积是指受风暴作用影响而形成的一种特殊事件沉积，常见于正常浪基面与风暴浪基面之间的浅海陆棚区(Balletal.， 1967;严钦尚，1984;Aigner，1985;金振奎等，1995;李壮福和郭英海，2000)，亦见于正常浪基面之上的三角洲、陆架和潮坪(孟祥化等，1986;胡明毅和贺萍，2002;Myrowetal.， 2008)或滨浅湖环境(杜远生等，2001;李磊等，2013)。古代风暴事件沉积的直接物质记录为风暴岩，其形成通常与特殊的古地理、古气候密切相关(Duke，1985;Jinetal.， 2013)。因此，自风暴沉积和风暴岩的概念提出以来(Kelling and Mullin，1975;Aigner，1979)，风暴事件沉积一度成为国、内外沉积学界的研究热点(刘宝珺等，1986;陈林洲等，1991;龚一鸣，1993;白万备等，2018)，其研究时代从前寒武纪跨越至新生代(李壮福和郭英海，2000;宋金民等，2012;李磊等，2013)。不同学者对风暴沉积的研究主要集中于3方面： (1)风暴事件沉积标志的识别及其沉积过程分析(Allen，1982;Dott and Bourgeois，1982;Itoetal.， 2001;Yangetal.， 2006;Quin，2011;Di Celmaetal.， 2020)；(2)不同沉积环境风暴沉积序列的建立(Aigner，1982，1985;刘宝珺等，1986;孟祥化等，1986;陈林洲等，1991;胡明毅和贺萍，2002)；(3)基于风暴沉积过程的古环境、古气候、盆地演化历史的恢复(Brandt and Elias，1989;Myrowetal.， 2008;Jinetal.， 2013;景宇轩等，2015)。特别是通过对关键地史时期的风暴沉积过程分析，可以为该时期气候、环境变迁历程提供重要的沉积学证据。

中—晚泥盆世之交的环境变化和气候变迁对泥盆纪生态系统造成了重大影响，从而拉开了显生宙五大生物灭绝事件之一的晚泥盆世生物灭绝事件的序幕(Walliser，1996;House，2002)。然而，目前对于中—晚泥盆世之交环境和气候变化的认识仍存在争议。通过剖析中—晚泥盆世之交风暴事件的沉积过程，可以为中—晚泥盆世之交气候、环境变迁历程提供重要的沉积学证据。在泥盆系发育良好的龙门山地区，早泥盆世—中泥盆世风暴岩已有大量报道(如魏钦廉等，2011；许安涛等，2018；张昊等，2019)，然而，晚泥盆世初期风暴岩的系统研究几乎没有。这主要与两方面因素有关： 一方面，以大量层孔虫礁灰岩发育为特征的观雾山组一直以来被认为是中泥盆世吉维特期地层，其顶部地层的穿时特征(跨越中—上泥盆统界线)一直没有引起足够重视，缺少牙形石年代学证据；另一方面，龙门山地区晚泥盆世初期地层(土桥子组底部)形成于盆地边缘环境(鲜思远等，1995)，缺少风暴沉积学证据。本研究以野外露头和室内岩相分析为基础，结合古生物年代学分析，首次对四川广元清风峡剖面上泥盆统观雾山组碳酸盐风暴沉积特征、风暴沉积序列进行了详细解剖，系统论述了研究区风暴岩的古地理、古纬度、古气候意义，试图为上扬子地区中—晚泥盆世之交的生物—环境事件研究提供重要的古环境信息。

2 区域地质概况

龙门山地区位于上扬子地块西缘，四川盆地与松潘—甘孜造山带之间，北接西秦岭构造带，南临康滇构造带(图 1-a)。自扬子地台基底固结之后，龙门山地区经历了两大构造演化阶段。

第一阶段，震旦纪—中三叠世的裂陷活动使龙门山地区发育了一系列NE向同沉积正断层，形成了拉张背景下的断陷盆地沉积(罗志立等，1988;龙学明，1991;刘文均等，1999)。由于受志留纪末期加里东运动的影响，上扬子地块整体抬升为陆，仅在受断裂沉降控制的上扬子古陆周缘有巨厚的泥盆系沉积(侯鸿飞等，1988)。从早泥盆世开始，海水自西部松潘—甘孜海侵入龙门山坳陷区，形成滨岸碎屑沉积。中—晚泥盆世，海侵范围进一步扩大，开始向北东超覆，形成碎屑岩—碳酸盐岩混积陆棚相、碳酸盐岩台地相、台缘斜坡相和盆地边缘相沉积(龙学明，1991;鲜思远等，1995)。

龙门山沉积坳陷区内的泥盆系呈NE-SW向的带状分布于北川—广元地区，其中以唐王寨—仰天窝一带泥盆系发育最完整(甘溪剖面，厚约4700 m)，自下而上发育平驿铺组(D1p)、白柳坪组(D1b)、甘溪组(D1gx)、谢家湾组(D1xj)、二台子组(D1et)、养马坝组(D1-2y)、金宝石组(D2j)、观雾山组(D2-3gw)、土桥子组(D3tq)、小岭坡组(D3xl)、沙窝子组(D3sw)、茅坝组(D3m)和长滩子组(D3ct)。平驿铺组至白柳坪组为砂质海岸环境下的陆源碎屑沉积序列，由石英砂岩、泥岩及部分杂砂岩组成；甘溪组至金宝石组为陆源碎屑岩与海相碳酸盐岩混合型地层，代表混积陆棚沉积；观雾山组至长滩子组主要为碳酸盐岩夹生物礁层，代表碳酸盐岩台地沉积(侯鸿飞等，1988;鲜思远等，1995)。

第二阶段，由于晚三叠世以来中国南北大陆的拼合作用和印度—欧亚板块的碰撞作用，龙门山地区的早期正断层发生反转，形成具有“南北分段，东西分带”特征的褶皱—冲断构造(Chen and Wilson，1996;刘文均等，1999;刘树根等，2009)(图 1-b)，最后在龙门山冲断带及川西前陆盆地形成巨厚的陆相沉积。

3 研究材料与方法

本次研究实测的清风峡剖面位于四川省广元市朝天区北部约2 km附近的清风峡谷公路旁(图 1-c，1-d)， GPS位置为105°52′45.65″ E、 32°39′24.75″ N，大地构造位置处于扬子板块西北缘的龙门山冲断带北段(图 1-b)。剖面泥盆系自下而上发育金宝石组和观雾山组，厚约41.6 m。本研究以野外岩相学和沉积学特征观察为基础，对剖面观雾山组进行系统野外分层，并对剖面中部(第16-17层)各期次风暴岩(共6期)的沉积构造特征进行详细描述和分析。以野外分层为基础，对剖面观雾山组系统采集岩石薄片样品47件、牙形石样品15件。

a—龙门山造山带与邻区构造单元示意图；b—龙门山断裂带构造简图(据熊连桥等，2019；有修改)及清风峡剖面位置； c—研究区地质图；d—清风峡剖面露头，亮黄色虚线为风暴岩出露位置图 1 四川广元清风峡剖面位置及其邻区地质背景图Fig.1 Location of Qingfengxia section in Guangyuan City，Sichuan Province and adjacent areas’ geological maps

按照Huang和Gong(2016)所述微体化石处理方法，开展室内牙形石样品的碎样、酸解、分选、挑样和鉴定工作。通过对鉴定出的牙形石化石(共3属11种)进行生物年代学分析，从而卡定风暴岩的形成时间。通过偏光显微镜观察观雾山组薄片中岩性和古生物特征，详细分析风暴岩及其沉积背景。以沉积环境分析为基础，结合风暴沉积构造组合特征，建立不同风暴沉积序列，分析风暴沉积过程。牙形石前处理在西南石油大学地球科学与技术学院微体古生物实验室完成。牙形石和薄片拍照在西南石油大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室完成。

4 岩性地层与生物地层特征

由于受古地貌影响，虽然清风峡剖面泥盆系仅发育金宝石组和观雾山组(图 2)，但是其地层演化特征与甘溪剖面具有相似性，显示混积陆棚向碳酸盐岩台地演化过程。

金宝石组厚约11.46 m，由多个向上变浅的沉积旋回组成(第0-8层)。旋回底部为灰绿色薄层粉砂岩、泥岩，具水平层理，旋回上部为浅黄色中—厚层石英细砂岩，石英含量达80%以上，石英颗粒呈次棱角状，分选较好，砂岩层具逆粒序特征、可见楔状交错层理，显示滨岸沉积环境。在金宝石组顶部(第8层)，灰质组分逐渐增多，由钙质石英砂岩逐渐向含砂屑的生屑泥晶灰岩过渡，见双壳类、棘皮类生屑，显示陆源碎屑与碳酸盐岩混合沉积过程。

右侧野外照片中带圈的阿拉伯数字代表风暴岩期次(共6期)；风暴沉积柱状图中A-F代表风暴序列中不同沉积单元(A—砾屑段，B—粒序层理段，D—丘状交错层理段，F—水平层理段)；岩性柱一列中：M—泥晶灰岩，W—颗粒泥晶灰岩，P—泥晶颗粒灰岩，G—亮晶颗粒灰岩，C—砾屑灰岩图 2 四川广元清风峡剖面地层、岩性和风暴岩特征Fig.2 Stratigraphy, lithology and characteristics of tempestites in Qingfengxia section，Guangyuan City，Sichuan Province

a—泥晶灰岩，少量竹节石生屑因生物扰动呈环状分布(亮黄色箭头处)，单偏光，第10层底部；b—泥晶生屑灰岩，大量生屑因生物扰动呈环状分布(亮黄色箭头处)，单偏光，第9层底部；c—细晶白云岩，单偏光，第16层底部；d—泥晶生屑灰岩，见棘皮类、腕足类化石，单偏光，第16层中部；e—含白云石泥晶灰岩，含少量腹足类化石，染色片，单偏光，第16层上部；f—生屑似球粒灰岩，似球粒充填于腹足体腔内，颗粒灰岩与泥灰岩之间为风暴侵蚀面(虚线处)，染色片，单偏光，第17层下部；g—生屑泥晶灰岩，生屑主要为腕足类、腹足类，腹足壳体内发育示顶底构造，单偏光，第18层中部；h—生物灰岩，生物主要为保存完整的腕足类，单偏光，第18层上部；i—生屑泥晶灰岩，生屑主要为较破碎的介形类和腹足类，单偏光，第19层下部。T—竹节石；G—腹足类；E—棘皮类；O—介形类；B—腕足类图 3 四川广元清风峡剖面观雾山组岩性和古生物显微照片Fig.3 Photomicrographs of lithology and palaeontology in the Guanwushan Formation at Qingfengxia section， Guangyuan City，Sichuan Province

观雾山组厚30.14 m(图 2)。观雾山组下部(第9-14层)为具瘤状结构的灰色薄—中层生屑泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩夹泥岩，生物扰动构造较发育(生物扰动指数约为2～3)(图 3-a，3-b)(Tayloretal.， 2003)，生物丰度和分异度均较高，以窄盐度生物为主(图 3-a，3-b)，如腕足类、牙形石、竹节石、棘皮类等，部分层位(第14层)发育腕足类生物层，代表水体相对开阔的台地环境。观雾山组中部(第15-17层)为灰色中层生屑颗粒灰岩、似球粒颗粒灰岩夹砾屑灰岩、细晶白云岩(图 3-c至3-f)，生屑主要为棘皮类、腹足类、双壳类等，发育粒序层理、丘状交错层理等。根据砾屑灰岩分布特征，自下而上可识别出6期风暴岩，分布于第16层底部(第1期)、第16层顶部(第2-3期)和第17层底部(第4-6期)(图 2)。观雾山组上部(第18-20层)为灰色中层生屑泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩夹泥岩、泥晶灰岩，见水平层理，生物种类相对单一，以广盐度生物为主，如腹足类、双壳类、介形类等(图 3-f至3-i)，仅部分层位(第18层)可见窄盐度生物，如腕足类和牙形石。因此，观雾山组上部地层(第18-20层)总体代表水体相对局限的台地环境，即半局限—局限台地环境(图 2)。观雾山组与下伏金宝石组呈整合接触，与上覆中二叠统梁山组呈假整合接触。

a，e，f—Mesotaxis asymmetrica(Bischoff and Ziegler);b—Polygnathus decorosus Stauffer;c，d—Mesotaxis guanwushanensis(Tian);g，h—Icrio￣dus brevis Stauffer;i—Icriodus subterminus Youngquist;j—Icriodus symmetricus Branson and Mehl;k，l—Icriodus expansus Branson and Mehl;m—Polygnathus reitlingerae Ovnatanova and Kononova;n～p—Polygnathus webbi Stauffer;q—Polygnathus alatus Huddle;r—Polygnathus praepolitus Kononova。标本a～f、h～m、r采自观雾山组第9层；标本g、n～q采自观雾山组第18层。除标本b、m为侧视外，其余标本均为口视图 4 四川广元清风峡剖面观雾山组牙形石生物组合Fig.4 Conodont assemblage of the Guanwushan Formation at Qingfengxia section，Guangyuan City，Sichuan Province

龙门山地区泥盆系标准剖面(甘溪剖面)观雾山组厚约480 m，岩性具有三段式特征： 底部为生物礁灰岩夹泥晶灰岩；中部为强烈白云岩化的泥晶生屑灰岩、细晶白云岩；顶部为生屑泥晶灰岩、泥晶灰岩夹细晶白云岩(侯鸿飞等，1988)。前人牙形石生物地层研究结果显示观雾山组横跨中—上泥盆统界线，观雾山组顶部为晚泥盆世弗拉期早期沉积物(龚大明，1990;蒋武等，1996)。清风峡剖面观雾山组牙形石生物组合为:Mesotaxisguanwushanensis(=falsiovalis)，M.asymmetrica，Icriodusbrevis，I.expansus，I.subterminus，I.symmetricus，Polygnathusalatus，Pol.decorosus，Pol.reitlingerae，Pol.praepolitus，Pol.webbi(图4)。

该组合中的标准分子M.guanwushanensis常分布于弗拉期早期的下M.guanwushanensis带至Palmatolepistransitans带(江大勇等，2000;Lietal.，2009)，M.asymmetrica常见于弗拉期早期的上M.guanwushanensis带至下Pa.hassi带(Ziegler and Sandberg，1990;江大勇等，2000)，其余分子主要分布于中泥盆世吉维特期晚期至晚泥盆世弗拉期早—中期(龚大明，1990;Ziegler and Sandberg，1990)。因此，综合岩性、牙形石组合特征来看，清风峡地区观雾山组为晚泥盆世弗拉期早期地层，对应甘溪剖面观雾山组顶部地层。

5 风暴沉积特征

5.1 风暴沉积构造

在浅海陆棚区，由风暴作用引起的风暴潮以强大的动力将搅起的海底沉积物携带至不同环境，形成一系列特殊的沉积构造，如底面侵蚀构造、粗粒滞留沉积、风暴撕裂构造、风暴浪构造(如丘状交错层理、洼状交错层理、粒序层理、平行层理等)以及多向水流组构等(Aigner，1982;Allen，1982;Duke，1985;陈林洲等，1991;张哲等，2008)。

5.1.1 丘状、洼状交错层理

丘状、洼状交错层理是识别风暴沉积最典型的标志。它们通常被认为是风暴摆动波和旋涡流触及浅海底床形成的风暴层理构造(孟祥化等，1986)，或者是风暴浪与沉积底流干涉效应的结果(Dukeetal.， 1991)。丘状交错层理的底部为倾角很小的波状侵蚀面，其上为与底面平行的宽缓波状层系，层系曲面向上凸和向下凹，顶面为微凸圆丘状，向四周缓缓倾斜(图 5-e，5-f)。根据丘状交错层理的层系组合特征，可划分为简单式、复合式和叠加式(陈林洲等，1991)。研究区仅发育简单式丘状交错层理，即由单个层系组成1层丘状体，厚约2～3 cm，单个丘体波长与波高比值在3︰ 1至5︰1之间(图 5-f)。单个层系由多个纹层组成，纹层由生屑泥晶灰岩组成，生屑颗粒顺层分布。纹层厚度约2 mm，纹层倾角较缓(6°～8°)。单个丘体纹层厚度不均，丘体上凸部纹层较平直、厚度较小，朝凹槽方向纹层逐渐变厚。

相对于研究程度较高的丘状交错层理而言，洼状交错层理的概念还不十分明确，目前大多数学者认为洼状交错层理是丘状交错层理的伴生部分，即向上凸起丘之间的向下凹的部分(陈世悦等，2010;蔡全升等，2020)。虽然洼状交错层理有孤立产出的实例，但是通常都是与露头现象不完整有关(陈世悦等，2010;蔡全升等，2020)。研究区内洼状交错层理与丘状交错层理伴生，以低角度切割浅洼坑，浅洼宽度一般为5～6 cm，其内部充填平行于洼坑底界的细层，向上变为平缓波状或彼此平行的层理(图 5-f)。

5.1.2 底面侵蚀构造

风暴底面侵蚀构造是由风暴涡流、潮流、回流以及风暴重力流对海底沉积物冲刷、侵蚀、掏蚀而留下的各种侵蚀充填构造，其中包括冲刷面、渠模、袋模和钵模等。清风峡剖面观雾山组风暴侵蚀构造主要为渠模、冲刷面(图 5-a，5-b)，分别代表风暴的强、弱侵蚀作用。冲刷面构造见于风暴流沉积底部，冲刷面呈波状起伏截切下伏岩层，侵蚀面宽度为2～20 cm，深度为1～3 cm(图 5-b)。冲刷面之上为钙质砾屑。渠模构造发育于风暴沉积底部，渠模两壁近垂直切入下伏沉积物中，渠模宽约3 cm，深约5 cm，充填物为砂屑灰岩(图 5-a)。

5.1.3 粗粒滞留沉积

风暴粗粒滞留沉积是由风暴涡流、风暴浪作用将原地半固结的沉积物击碎卷起，将部分砾屑或介壳搬运至另一地区沉积下来，另一部分砾屑或介壳由于风暴能量的衰减而迅速堆积于原地。清风峡地区粗粒滞留沉积主要为异地或近原地砾屑，分布于侵蚀面之上。砾屑成分单一，均为泥晶灰岩。砾屑长0.2～7 cm(图 6)，形态多样，如弯曲状、撕扯状、带状、扁片状和竹叶状等(图 5-a至5-e)。部分弯曲状、竹叶状砾屑呈花瓣状、放射状、倒“小”字状排列于砂屑灰岩中(图 5-c，5-d)，砾屑之间以颗粒支撑为主，该组构横向分布不稳定。部分异地砾屑分选和磨圆度均较好，呈叠瓦状排列，与上部介壳层呈波状起伏接触(图 5-e)，显示单向水流特征。

a—底面侵蚀构造，渠模内充填砂屑灰岩，侵蚀构造之上为砾屑层，第16层底部；b—底面侵蚀构造，侵蚀面之上为倒“小”字状排列的砾屑，砾石磨圆度较好，具正粒序，第16层上部；c—具花瓣状组构的2期风暴砾屑层，砾屑为泥晶灰岩，第2期砾屑层之上为粒序层理，第17层中部；d—放大的风暴砾屑花瓣状组构，第17层中部；e—具丘状和洼状交错层理(亮黄色虚线处为层理底部)的风暴层，向上过渡为波状层理和水平层理，向下为介壳粒序层和砾屑层，砾石分选和磨圆均较好，呈叠瓦状排列，第16层；f—照片e局部放大，风暴丘内纹层在上凸部较薄，向凹槽方向逐渐变厚图 5 四川广元清风峡剖面观雾山组风暴沉积构造Fig.5 Sedimentary structures of storm deposits in the Guanwushan Formation at Qingfengxia section，Guangyuan City，Sichuan Province

5.1.4 粒序层理

粒序层理是风暴衰退期由于水体支撑力降低，沉积物在重力分异作用下有规律地沉降而成。研究剖面粒序层理均为正粒序，发育于冲刷面之上，主要有2种类型： 一种底部为砾屑灰岩，向上砾屑含量减少，逐渐过渡为砂屑灰岩(图 5-c)；另一种为生物介壳层，呈透镜状分布于砾屑层之上，介壳主要为棘皮类、双壳、腕足类碎片，壳体破碎程度高，多直立或与层面斜交，壳体含量自下而上逐渐减少(图 5-e)，砂屑含量增加，逐渐过渡为泥晶灰岩。

5.1.5 波状层理和水平层理

波状层理是在风暴能量减弱时振荡水动力作用下形成的沉积构造。研究剖面波状层理发育于粒序层理之上的泥晶灰岩中，由波状起伏的细纹层叠置而成，纹层厚度小于2 mm(图 5-f)。水平层理是风暴作用后正常天气条件下形成的沉积物。水平层理发育于波状层理上部的泥晶灰岩中，纹层平直、连续性较好，厚度为毫米级(图 5-e)。

图 6 四川广元清风峡剖面各期风暴岩粗粒滞留段粒径分布Fig.6 Particle size distribution of coarse lag deposits in different periods of tempestites at Qingfengxia section， Guangyuan City，Sichuan Province

5.2 风暴沉积序列

一个完整的风暴沉积序列记录着风暴事件各个阶段的风暴作用强度、作用方式、沉积特征等综合信息。根据风暴能量的变化，Kreisa和Bambach(1982)将风暴事件分为高峰期、衰减期和停息期3个阶段。Allen(1982)把风暴事件更详细地划分为风暴前期、风暴增强期、风暴高峰期、风暴衰减期和风暴后期5个阶段，并建立了理想的风暴沉积序列，自下而上分别为： 砾屑段(A)；粒序段(B)；块状或平行层理段(C)；丘状交错层理段(D)；弱沙纹交错层理段(E)、泥岩段(F)。由于风暴沉积序列受风暴作用的强度、风暴沉积的离岸距离、风暴持续时间、海底地形和后期改造(机械作用、生物扰动等)等多种因素的影响(Allen，1982;刘宝珺等，1986)，完整的风暴沉积序列很难在地层中保存下来。根据风暴沉积构造的组合特征，在研究区的6期风暴岩中可识别出3种典型的风暴沉积序列： (1)潮坪风暴潮序列(序列Ⅰ)；(2)潮下风暴流序列(序列Ⅱ)；(3)浅水陆棚风暴流序列(序列Ⅲ)(图 7)。

风暴沉积柱状图中：A-F代表风暴序列中不同沉积单元(A—砾屑灰岩段，B—粒序层理段，D—丘状交错层理段，E—波状层理段， F—水平层理段)；M—泥晶灰岩；W—颗粒泥晶灰岩；P—泥晶颗粒灰岩；G—亮晶颗粒灰岩；C—砾屑灰岩图 7 四川广元清风峡剖面风暴沉积序列类型及其分布模式Fig.7 Distribution model of storm sedimentary sequences in Qingfengxia section，Guangyuan City，Sichuan Province

5.2.1 潮坪风暴潮沉积序列(序列Ⅰ)

该序列发育于剖面第16层底部(图 2-a)，厚约34 cm，下部为具底面侵蚀构造的砾屑灰岩段(A)，上部为含白云石泥晶灰岩段(F)。序列底面侵蚀构造明显，常见波状冲刷面、渠模构造。侵蚀面宽度为2～10 cm，深度为1～2 cm，平均深宽比约为0.2。侵蚀面之下为泥晶灰岩层，侵蚀面之上为砾屑层，厚约28 cm。砾屑长1～7 cm，平均砾径为5 cm(图 6-a)，呈平行层面排列。砾屑形态多为透镜状、条带状，砾屑分选差，磨圆度一般，砾径向上逐渐变小，形成风暴砾屑递变层理。砾屑之间为细晶白云岩充填，见鸟眼构造。

底部侵蚀面指示风暴潮流对底层的侵蚀过程。递变层理反映风暴事件能量衰减过程，底部粒径较大的砾屑是在风暴能量最高时沉积，随着风暴能量降低，在同一位置沉降的砾屑粒径逐渐变小。虽然砾屑具有一定的磨圆度，但是分选较差，反映砾屑经历的搬运距离较短，指示近源风暴沉积特征。砾屑段之上的含白云石泥晶灰岩层厚约6 cm，白云石微晶呈弥散状分布于方解石晶体之间，见少量广盐度生物碎屑(如腹足类、介形类)(图 3-e)，代表风暴后期的潮坪沉积物。该序列与潮坪相带内风暴沉积特征十分相似(胡明毅和贺萍，2002;宋金民等，2012)，反映风暴潮流将潮下灰泥沉积物搬运至潮坪的沉积过程(图 7)。

5.2.2 潮下风暴流沉积序列(序列Ⅱ)

该序列发育于剖面第16、17层中上部(图 2-b，2-d)，厚6～15 cm，由含底面侵蚀构造的砾屑灰岩段(A)和粒序段(B)组成。序列底面侵蚀构造发育在泥晶灰岩之上，主要为波状冲刷面，侵蚀面宽度为3～20 cm，深度为1～3 cm，深宽比为0.1～0.5。侵蚀面之上的砾屑层厚3～6 cm，砾屑长0.2～1.2 cm，平均砾径长0.4～0.5 cm(图 6-b，6-c，6-e，6-f)，分选好，磨圆度较好。

砾屑形态多为塑性变形的弯曲状、扁片状和竹叶状等(图 5-c，5-d)，反映高能的底部水流对未完全固结沉积物的挤压、搅动过程(孟祥化等，1986)。砾屑常呈放射状、花瓣状和倒“小”字状排列，反映以风暴涡流为主的沉积特征(陈林洲等，1991)。砾屑分选和磨圆度均相对于序列Ⅰ更好，反映该期风暴砾屑经历了一定距离的搬运。横向上，砾屑层分布不稳定，呈透镜状产出。纵向上，砾屑含量减少、砾径变小，砂屑含量增加，表现出正粒序特征，反映风暴潮流在较高流态下的悬浮沉积过程(Kelling and Mullin，1975;Allen，1982;刘宝珺等，1986)。该序列之上常覆后一期砾屑灰岩段和粒序段，局部可见2期砾屑混合沉积的现象，反映多期风暴对沉积物的叠加改造作用。该序列以缺少丘状交错层理的颗粒沉积为主，显示沉积位置处于正常浪基面以上的高能沉积环境。序列顶部为具水平层理的泥晶灰岩，见少量广盐度生物，如腹足类、双壳类，代表风暴停息期后的沉积。该序列与典型的潮下风暴流沉积序列十分相似(宋金民等，2012)，代表风暴涡流和风暴回流将浅水沉积物搬运至正常浪基面以上至平均低潮线以下的风暴沉积过程(图 7)。

5.2.3 浅水陆棚风暴流沉积序列(序列Ⅲ)

该序列发育于剖面17层底部(图 2-c)，厚约20 cm，由含底面侵蚀构造的砾屑灰岩段(A)、含生物介壳的粒序层理段(B)、丘状交错层理段(D)、波状层理段(E)、水平层理段(F)组成。序列底部的底面侵蚀构造主要为波状冲刷面，侵蚀面宽度为2～10 cm，深度为1～2 cm，平均深宽比约为0.2。

侵蚀面之上为砾屑灰岩层，厚约7 cm。砾屑长1～4 cm，平均砾径为1.9 cm(图 6-d)，呈叠瓦状排列(图 5-e)，显示风暴回流的单向水流特征(Di Celmaetal.， 2020)。砾石多为椭球形或球形，分选较好，显示砾屑经历了较长距离的搬运。砾屑灰岩层之上为介壳灰岩层，呈透镜状分布，厚约6 cm。介壳类型较单一，主要为棘皮类、腹足类碎屑，粒径在1～3 mm之间，生物壳体破碎，多直立或与层面斜交保存，显示风暴浪、风暴底流的强烈簸选作用。介壳之间为砂屑灰岩，壳体含量向上逐渐减小，灰泥含量逐渐增大，显示正粒序特征，反映风暴能量衰减期的风暴回流在高流态下的悬浮沉积过程(Kelling and Mullin，1975;Allen，1982;刘宝珺等，1986)。

粒序层之上为细粒沉积物组成的简单式丘状交错层理，厚约2～3 cm。丘状交错层理为风暴能量衰减时风暴浪、涡流以及沉积底流共同作用的产物(孟祥化等，1986;Dukeetal.， 1991)，常见于风暴浪基面和正常浪基面之间(Dott and Bourgeois，1982)。由于丘状交错层理的波长随风暴能量的增强而增大(Itoetal.， 2001)，研究区丘状交错层理波长(5～6 cm)明显小于开阔水体(波长15～20 cm；陈林洲等，1991)，反映研究区风暴能量相对较小，水体较局限。丘状交错层理之上为波状层理段，厚约2 cm，由波状起伏的灰泥纹层叠置而成，代表风暴停息期悬浮物在低流态下的沉积过程。序列顶部的水平层理泥晶灰岩段厚3～4 cm，代表风暴停息期后正常天气时的沉积物。该序列发育特征与风暴浪基面和正常浪基面之间的浅水陆棚风暴流沉积序列十分相似(陈林洲等，1991;张哲等，2008;宋金民等，2012)，指示风暴浪、风暴回流将浅滩中碎屑、介壳搬运至滩间海的沉积过程(图 7)。

6 讨论

6.1 沉积环境意义

目前报道的绝大多数风暴岩主要分布于浅海陆棚—缓坡、潮坪—滨岸带(Marsaglia and Klein，1983;宋金民等，2012)，具有良好的指相意义。一直以来，川西北龙门山地区泥盆系观雾山组的沉积环境存在争议。前期学者研究认为吉维特期至弗拉期，随着上扬子古陆的逐渐夷平，陆源输入减少，上扬子地台西缘开始形成礁滩缓坡台地(鲜思远等，1995)，但也有学者根据观雾山组中发育厚层状角砾白云岩及滑塌变形层理等沉积构造，认为川西北地区观雾山组为台地边缘—前缘斜坡相沉积(熊连桥等，2017)。郝毅等(2020)根据地化分析结果，认为这些角砾白云岩为局限蒸发环境下准同生期岩溶崩塌的产物。本研究在观雾山组中发现的砾屑灰岩均为风暴成因，可归为3种近源风暴岩序列： 潮坪序列(序列Ⅰ)；潮下序列(序列Ⅱ)；浅水陆棚序列(序列Ⅲ)。观雾山组中的生物(侯鸿飞等，1988;蒋武等，1996;本研究)都是以浅水生物组合为特征，指示浅水沉积环境。从构造—沉降研究结果来看，龙门山地区泥盆系沉积受北川—映秀断裂控制： 断裂以西为地槽建造的深水斜坡—盆地相沉积；断裂以东以稳定型的滨岸—浅海陆棚沉积为主(龙学明，1991)。清风峡剖面沉积相分析结果显示： 金宝石组与观雾山组之间为碳酸盐—陆源碎屑混积沉积(图 2)，指示混积陆棚沉积过程；观雾山组沉积于开阔台地向局限台地转变的过渡环境。因此，本研究发现的近源风暴岩进一步证明观雾山组为浅水碳酸盐岩台地沉积物。

6.2 古地理意义

风暴气旋常形成于热带、亚热带海洋，影响范围多在纬度5°～35°之间，少数可达45°(Marsaglia and Klein，1983)。Jin等(2013)统计了近160多年来大西洋和东太平洋地区的飓风记录，发现赤道至南北纬10°以内很少有风暴活动，而10°～30°热带地区则为风暴频发区。风暴岩是由海洋风暴气旋对原始沉积物再造的特殊沉积记录(Allen，1982;Marsaglia and Klein，1983)，可以为恢复板块古纬度位置提供重要证据(张哲等，2008;陈世悦等，2010;Jinetal.， 2013)。研究区观雾山组顶部风暴岩的发现，指示上扬子龙门山地区在晚泥盆世处于低纬度热带、亚热带地区。另一方面，观雾山组中层孔虫—珊瑚礁十分发育，也指示龙门山地区在晚泥盆世位于热带低纬度区。古地磁研究结果表明，泥盆纪龙门山地区位于南纬15.5°(蒋武等，1996)，广西那艺位于古赤道附近(白志强，1998)。基于岩性、古地磁重建的晚泥盆世全球古地理图(Boucotetal.，2013)显示，龙门山地区相对于古赤道附近的广西而言，更靠近南半球。综合风暴岩、古生物和古地磁等证据表明，研究区在晚泥盆世时应位于南纬10°以上的低纬度热带、亚热带地区。

6.3 古气候意义

7 结论

本研究通过对四川广元清风峡地区晚泥盆世弗拉期初期观雾山组风暴岩的详细解剖，识别出潮坪风暴潮、潮下风暴流和浅水陆棚风暴流3种近源风暴沉积序列。近源风暴岩的沉积环境分析显示，川西北地区观雾山组沉积于浅水环境，而非台地边缘和斜坡环境。基于风暴岩古纬度分析，本研究认为上扬子龙门山地区在晚泥盆世位于南半球10°以上的低纬度地区，并逐渐向北漂移。由于晚泥盆世弗拉期初期全球广泛发育的风暴岩与该时期表层海水升温和快速海侵密切相关，因此，该时期风暴岩不仅可作为气候变化的标志，而且可作为低纬度地区全球地层划分对比的标志层。