0 引言

风暴岩是风暴震荡波对原有沉积层改造形成的特殊沉积岩。国外学者分别针对风暴岩的特征、丘状层理的成因、风暴岩的垂向序列进行了系统研究^[1-4]。我国学者^[5-10]主要对扬子、塔里木和华北等地块的古生代—中生代海相碳酸盐岩风暴沉积作用和沉积模式进行了详细研究，并取得了丰富的研究成果，但对新生代海相碎屑岩中风暴岩和风暴沉积研究相对较少。笔者在中国近海新生代陆架盆地西湖凹陷天台斜坡始新世平湖组研究过程中发现了非正常沉积作用条件下形成的沉积构造，如丘状交错层理和洼状交错层理、冲刷-充填构造、撕裂的砾屑层等典型的风暴岩相标志沉积构造; 在详细岩心观察的基础上，阐明了研究区始新世平湖组风暴岩沉积特征，并分析了其蕴含的地质意义。

1 研究区地质概况

西湖凹陷位于东海盆地东部坳陷带中段，呈北北东向展布，西起海礁隆起、渔山东低隆起，东临钓鱼岛隆褶带，南北分别与钓北凹陷、金山凹陷毗邻，面积约5.18×10⁴ km²，是中国近海面积与沉积规模最大的中、新生代含油气凹陷之一。西湖凹陷自西向东可划分为西部斜坡带、中央反转构造带和东部断阶带，经历了3个构造演化阶段：早白垩世盆地开始形成，晚白垩世—始新世断陷期；渐新世—中中新世拗陷—反转期；晚中新世—更新世整体抬升期。自下而上分别充填了断陷期宝石组与平湖组，拗陷—反转期花港组、龙井组和玉泉组，抬升期柳浪组、三潭组和东海群^[11](图 1)。

始新统平湖组是西湖凹陷油气勘探的重要目的层段和烃源分布层段，由下至上可以分为平五段—平一段5段。前人^[12]研究表明平湖组是1个完整的二级层序，可进一步划分为3个三级层序，即平五段是一个三级层序(SQ1)、平四段和平三段是一个三级层序(SQ2)、平二段和平一段是一个三级层序(SQ3)。平湖组层序经历了一个海侵—海退的旋回，其中SQ2海侵范围最大，SQ3发生海退。本文研究的风暴岩主要发育在SQ2和SQ3，即平三段和平二段。

2 风暴岩沉积构造

风暴岩是在滨岸-浅海陆棚区以风暴为驱动力形成的，能够振荡运动和水平运动，具有波浪和流动双重性质并向海方向流动的密度流，可搬运、掏蚀、簸选和悬浮颗粒，并冲击和改造异地与原地沉积物^[13]。本区发育的典型风暴沉积构造有底面冲刷-充填构造、风暴撕扯构造、风暴砾屑层和丘状-洼状交错层理构造等。

2.1 冲刷-充填构造

冲刷-充填构造发生在风暴高峰期，发育在风暴序列的底部。由于风暴高峰期能量强，对底部沉积物进行强烈的侵蚀、冲刷和淘洗，可形成凹凸不平的面^[13]。本区岩心中可见明显的冲刷面和渠模构造(图 2a，b)，冲刷面构造呈不规则波状起伏，起伏幅度1~3 cm，冲刷面之上可见泥岩撕裂块。口袋构造深2 cm，口径宽4 cm，截面形态呈上宽下窄的渠状，呈V型或U型高角度倾斜切入暗灰色泥岩中，内充填浅灰—灰白色砂岩(图 2a)。

2.2 风暴砾屑层和撕扯构造

风暴砾屑层发生在风暴高潮期，是风暴沉积的重要标志之一。研究区砾屑层厚10~200 cm，主要发育在平二段潮坪环境中。砾屑层中可见大小不一的砂岩撕裂块和泥岩撕裂块混杂堆积(图 2b)。砾屑成分主要为下伏的灰色砂岩、深灰色泥岩或紫色泥岩，呈砂质或泥质条带(团块)，形状不规则，多为长条状、豆荚状，大小为1~3 cm，斜交或直立分布于岩石中(图 2c)。此外，在平三段砾屑层中见撕扯构造，表现为多块不规则角砾可完整拼接成一块(图 2d)，为强大的风暴流对底部沉积物进行撕扯造成破碎。风暴砾屑层中发育正粒序，下部砾屑多，向上变少，整体表现为一个下粗上细的正粒序旋回。

2.3 风暴岩层理构造

风暴的振荡流、波浪流触及海底时会形成各种层理构造，包括丘状-洼状交错层理、平行层理和波状层理等^[14]。本区典型风暴岩层理主要发育在平三段内浅海环境中，可见复合式丘状交错层理和洼状交错层理(图 2e)，下部为洼状，上部呈丘状凸起，位于口袋构造之上的砂岩中(图 2a)。洼状交错层理厚度小，层理高1~3 cm(图 2f)；丘状层理高3~6 cm。丘状和洼状复合交错层理往往出现在风暴层理的上部单元，其下部为砾屑层段与平行层理砂岩，上部为水平或块状层理泥岩，此外风暴岩中常见生物逃逸构造，垂直虫孔最为常见(图 2g，h)。

3 风暴岩沉积序列

风暴岩作为突发性事件沉积产物，分布在广大浅海陆棚至潮坪环境中。风暴沉积包括高峰期、衰减期和停息期3个阶段^[15]。经典的风暴岩沉积序列自下而上为^[16]：侵蚀底面及砾屑段(A段)、粒序段(B段)、平行层理段(C段)、丘状(洼状)交错层理段(D段)和泥岩段(E段)。根据风暴沉积物搬运距离、形成环境及结构特征将其分为近源风暴沉积和远源风暴沉积。西湖凹陷天台斜坡始新世平湖组中识别出了近源风暴沉积和远源风暴沉积，并各自发育不同的风暴沉积序列类型。

3.1 近源风暴岩序列

近源风暴岩沉积发育在平二段，沉积厚度约3.50 m，风暴沉积序列不完整，由A段+E段构成(图 3)。自下而上由相同的3期风暴序列叠加，其中：第一期规模最大，厚度可达250 cm左右，风暴砾屑层厚约220 cm，水平泥岩段厚30 cm；第二期规模最小，厚度25 cm，风暴砾屑层厚10 cm，水平泥岩段厚15 cm；第三期规模厚度75 cm，风暴砾屑层厚55 cm，水平泥岩段厚20 cm。风暴砾屑层是在高峰期，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，将沉积物就地扬起、撕裂后再短距离搬运沉积而形成的。

近源风暴沉积以风暴砾屑层段发育为典型特征：岩石杂基支撑，杂基成分为泥岩或粉砂质泥岩；砾屑杂乱地漂浮于基质中，可占岩石的40%~60%，砾屑为灰色砂质撕裂块和灰紫色泥质撕裂块(图 2b)。砂质砾屑分选差，磨圆中等，砾屑大小为1~3 cm，形态多为长条状和短柱状，顺层排列，局部直立(图 2c)；泥质砾屑呈细条型撕裂状，砾屑大小为0.2~6.0 cm，分选差，次圆—次棱角状，部分定向排列。岩石中见冲刷-充填构造，生物逃逸迹-近垂直虫孔，虫孔长度可达4 cm(图 2g)。近源风暴沉积序列上部为深灰色泥岩并夹有砂质条带，发育水平层理。在砂岩、泥岩频繁互层部位，可见小型波状交错层理，该层段为风暴衰减期沉积，生物遗迹十分丰富，可见近垂直—垂直虫孔。

3.2 远源风暴岩序列

远源风暴岩发育在平三段，沉积厚度约3.0 m，发育了经典的风暴岩沉积序列。自下而上由7期风暴沉积序列叠加，不同期的风暴岩序列存在差异(图 4)。

第一期风暴岩序列完整，厚度42 cm，由A段+B段+C段+D段+E段组成。A段沉积厚度21 cm，底面见冲刷，砾屑为多块不规则撕裂块分布于杂基中(图 2d)，向上撕裂块变少变小，并见渠模，内部充填灰黑色泥岩；粒序段5 cm，向上粒度变细；平行层理段厚度4 cm，均为灰白色砂岩；丘状交错层理段厚度4 cm，岩性细砂岩、粉砂岩；泥岩段8 cm。第二期风暴岩序列不完整，厚度40 cm，由B段+C段+ D段+ E段组成，平行层理和丘状交错层理(图 2e、f)、生物逃逸构造十分发育。平行层理段中发育长6 cm、宽1 cm的垂直虫孔，丘状交错层理中发育细小的Skolithos，原生层理局部有所破坏(图 2h)。第三期和第七期风暴岩序列不完整，为B段+C段+D段。第五期与第三期相比缺少D段。第四期和第六期由A段+ E段组成，泥岩质地不纯，含粉砂，可见小型波纹层理。整体来看，远源风暴岩形成于风暴高潮过后，风暴流作用相对减弱，对底面侵蚀能力不如近源风暴岩，局部缺失侵蚀面和砾屑层，以风暴浪构造为主，形成B段+C段+D段的沉积序列(图 2e、f)。

3.3 风暴岩沉积环境

风暴层序自下而上沉积环境为浅海陆棚→潮坪。远源风暴岩发育于平三段，为浅海陆棚沉积；近源风暴岩发育于平二段，为潮坪沉积。风暴岩的分布差异表明形成向上变浅的环境特征。远源风暴岩为风暴浪基面附近的浅海陆棚沉积。古生物揭示平三段海相沟鞭藻-远洋颗石藻十分常见^[17]，指示沉积环境为开阔型浅海。此外，风暴沉积层下伏正常气候下沉积的灰黑色泥岩，水平层理发育，可见水平虫孔，表明沉积环境为浅海还原环境。远源风暴岩距离陆地较远，分布于浅海陆棚，沉积水体较深，发育粒序层理、平行层理、丘状层理和洼状交错层理，沉积序列相对较完整且多样，记录了风暴高潮期—衰减期—停息期全过程。

近源风暴岩为正常浪基面附近的潮坪潮下带沉积。古生物揭示该时期既有淡水型沟鞭藻-盘星藻，又有咸水型沟鞭藻-刺甲藻和刺球藻等^[17]，表明沉积环境为近岸的海陆过渡相。其次砾屑层段的灰紫色泥砾与正常气候下沉积的深灰色泥岩存在显著差异，灰紫色泥砾来自潮上带泥坪，经过风暴涡流撕裂后再短距离搬运至潮下带快速沉积而形成。近源风暴岩分布于滨岸带，沉积水体较浅，以砾屑层为主，发育撕裂构造，丘状层理和洼状交错层理没有保存，沉积序列简单而不完整，是风暴高潮期风暴流对底部沉积物的改造-再沉积作用。

4 风暴岩的地质意义 4.1 古气候意义

风暴岩具有重要的古气候指示意义。风暴事件主要发生于中低纬度，多形成于南、北纬5°—20°的洋面上，其最大影响范围也只达南、北纬35°。孢粉相组合分析表明：西湖凹陷平湖组以喜热/喜温类型的植物化石为主，沉积时期西湖凹陷整体处于温暖—潮湿南亚热带型气候，来自于古太平洋的热带风暴可以长驱直入东海盆地形成风暴岩记录^[17-18]。此外，平湖组气候在纵向上具有“温—热—温”交替变化的趋势。平湖组早中期(SQ1—SQ2)，气候湿热，海平面上升，浅海广布，形成了远源风暴岩；平湖组晚期(SQ3)，气候温热，海平面下降，发育近源风暴岩。风暴层序自下而上沉积环境变浅，与气候变化形成了良好的对应关系。

4.2 古地理意义

风暴岩发育在相对开放的环境中，障壁遮挡使得风暴能量减弱甚至完全阻挡风暴的迁移。风暴岩对于古地理和古沉积环境具有良好的指示意义。

始新统平湖组沉积时期，西湖凹陷主要为三角洲—潮坪—浅海沉积。有关研究^[19]表明，钓鱼岛隆褶带在平湖组沉积之前就已经存在，可能长期处于隆褶剥蚀的状态，并向盆地提供物源。西湖凹陷南部天台斜坡平湖组三段和二段风暴岩的发现，表明当时西湖凹陷南部是相对开放的环境，钓鱼岛隆褶带南端可能是水下低隆且不连续，中间有通道，未能形成遮挡障壁，能够使从古太平洋来的风暴长驱直入西湖凹陷，在天台斜坡带附近形成风暴岩。同时，半开放的浅海环境也能对已经形成的风暴岩起到保护作用，有利于风暴岩的保存。

平湖组经历了一个海侵—海退的层序旋回，从平三段到平二段发生海退，水体变浅，浅海范围缩小，潮坪面积扩大(图 5)。在西湖凹陷南部，平三段沉积时期，水体深度大，发育浅海陆棚远源风暴岩，风暴沉积序列较完整。平二段水体变浅，发育风暴序列不完整的近源风暴岩，风暴岩类型的变化很好地对应了古沉积环境的变迁。

5 结论

1) 西湖凹陷天台斜坡平湖组三段和二段发育风暴岩，风暴沉积构造主要有冲刷-充填构造、风暴砾屑层和丘状及洼状交错层理等。

2) 根据风暴岩垂向上的组合特征及沉积构造差异，识别出了近源和远源两类风暴沉积类型。近源风暴岩垂向沉积序列为风暴砾屑层段(A)+泥岩段(E)；远源风暴岩为完整和不完整的风暴岩序列叠加，不完整序列中，粒序段(B)+平行层理段(C)+丘状(洼状)交错层理段(D)更为常见。

3) 西湖凹陷天台斜坡平湖组风暴岩的发现指示了西湖凹陷南部是相对开放的浅海环境。平三段到平二段时期发生了海退，风暴岩沉积环境由浅海陆棚演变为潮坪。