川西北汉旺观音崖剖面位于四川省绵竹市汉旺镇西北2 km的地区(31°27′12.45″N；104° 9′6.42″E)(图 1)。区域构造位置处于龙门山大断裂前缘褶皱带上，观音崖剖面位于地区性向斜北翼，野外描述始于中三叠统拉丁阶天井山组顶部，止于上三叠统诺利阶小塘子组底部，整条剖面沿河道分布，地层出露良好，地层界限清晰，受龙门山推覆构造的影响，上三叠统地层倒转。

中三叠世末的印支运动早幕改变了川西碳酸盐台地的沉积环境，古特提斯洋海水逐步退去，天井山组遭受剥蚀，现仅残存于川西、黔西南地区(冯增昭，1997；赵玉峰，2009；梅冥相，2010)。在晚三叠世早期，古特提斯洋海水越过龙门山岛链进入上扬子西北缘，研究区再度发生海侵(梅冥相，2010；黄东等，2011)，在广元—江油—绵竹一带发育一套海陆相碎屑岩系及鲕滩和硅质海绵点礁相灰岩(杨荣军等， 2008，2009a，2009b；吴熙纯，2009)。盛行于泛大陆的超级季风在晚三叠世时也达到峰值(Parrish，1993；Mutti and Weissert， 1995； Prochnow et al., 2006)，强烈的季风性气候使得整个古特提斯洋地区降雨增多(Simms and Ruffell， 1989，1990)，加之在印支运动中古秦岭等山脉的隆升，陆地风化速率显著增强，大量淡水和陆源碎屑输入川西古海湾，海相碳酸盐岩沉积中断，随之沉积一套富含植物叶片和茎杆、海相生物化石及陆源硅质碎屑的沉积物，在川西北观音崖剖面马鞍塘组中，能够清晰的观察到这一岩性的转换(时志强等， 2009，2010a)，在西北特提斯洋被动大陆边缘台地相碳酸盐岩沉积物中也能被等时识别，因此被称之为卡尼期洪积事件(Carnian Pluvial Event)(Simms and Ruffell， 1989)、卡尼期黑色页岩事件(Carnian black shale event)(Hornung and Br and ner， 2005)，或者卡尼期湿润事件(Carnian humid event)(Roghi et al., 2010)等。

汉旺观音崖剖面是研究东特提斯洋地区卡尼期事件的典型剖面之一，前人对汉旺观音崖剖面已做了一定的研究，但还没有从沉积微相的角度来分析该剖面在卡尼期气候事件发生前后的沉积环境演化特征。经过显微镜下鉴定识别该剖面岩石样品的生物群组合特征、颗粒组分及结构即各种相标志，来分析形成时的古环境，同时对区域性和局部性影响因素进行等时性判断，从而最终达到恢复川西北地区晚三叠世古地理的目的。分析和厘定该剖面的沉积微相，为研究全球性卡尼期气候事件研究在东特提斯洋被动大陆边缘的演化过程可提供一定的参考和借鉴意义。

1 观音崖剖面野外实测描述

川西北绵竹汉旺观音崖剖面位于汉旺镇西北的向斜北翼，本次野外描述始于中三叠统天井山组顶部，止于上三叠统小塘子组底部，地层真厚度约90 m，自上至下，岩性特征如下(图 2):

上三叠统诺利阶小塘子组： (32-30)灰色薄至中层状钙质岩屑粉砂岩及细粒岩屑石英砂岩互层。

厚度2.68 m

--------------平行不整合---------------

上三叠统卡尼阶-下诺利阶马鞍塘组： (29)灰色残余鲕粒灰岩及砾屑鲕粒灰岩，砾屑磨圆度、分选性较差，顶界面凹凸不平，填充有灰黄色透镜状黏土层，含铁质、炭质，为平行不整合面界线。

厚度0.42 m

(28)深灰色薄至中层状含钙质泥质粉砂岩及钙质岩屑粉砂质互层，可见生物遗迹以及结晶形态良好黄铁矿结核。

厚度3.61 m

(27-26)灰色中层状含钙质粉砂质泥岩及含钙质泥质粉砂岩不等厚互层，构成3～4个反粒序旋回，上部黄铁矿结核丰富。

厚度3.09 m

(25-23)以深灰色中厚层状钙质泥质粉砂岩为主，夹薄层状钙质粉砂质泥岩，黄铁矿结核较为丰富。

厚度6.17 m

(22)深灰色薄至中层状钙质粉砂质泥岩，含大量沿层分布的植物叶片。

厚度2.01 m

(21)深灰色中层状钙质泥质粉砂岩，见黄铁矿结核及植物化石碎片。

厚度2.22 m

(20)灰至深灰色薄至中层状钙质粉砂质泥岩，黄铁矿结核较为丰富，含植物化石碎片和植茎杆化石。

厚度9.71 m

(19)灰色钙质泥质粉砂岩，植物化石碎片和生物碎屑较多，黄铁矿颗粒富集。

厚度2.16 m

(18)上部以灰色钙质泥质粉砂岩主，下部为深黑色薄层状钙质泥页岩，黄铁矿颗粒顺层分布在岩层中，有机质含量较高，多顺层分布，另见丰富的植物茎杆、海相生物等化石。

厚度3.02 m

(17)厚为2～3 cm的褐色铁质黏土层，为卡尼期湿润事件发生的界线。

厚度0.03 m

(15-16)深灰色透镜状深水硅质海绵礁灰岩，是硅质海绵礁的主体部分，生物种类繁多，见菊石、双壳、腕足、珊瑚等大量化石碎片，局部含凝块石，在侧向礁不发育的部位为深灰色薄-中层状钙质粉砂质页岩。

厚度8.39 m

(14)深灰色厚层状含凝块石海绵礁灰岩，为海绵礁发育初级阶段沉积。

厚度5.91 m

(13)深灰色薄层状含生屑的凝块石灰岩与深灰色薄层状页岩互层，可见5套含大量生物化石的页岩层，厚度5～15 cm为主的含生屑的凝块石灰岩呈透镜状，生物含量丰富。

厚度2.76 m

(12)上部为深灰色薄层状生屑凝块石灰岩，下部为深灰色薄-中层状鲕粒生屑灰岩，生屑含量高。

厚度1.91 m

(11)深灰色中层状鲕粒生屑灰岩，海相生物化石含量较高，上部未见原始露头。

厚度4.20 m

(10-8)以灰色中至厚层状灰-深灰色鲕粒灰岩为主，生物含量较少。

厚度7.91 m

(6-7)灰至深灰色厚层状鲕粒生屑灰岩，野外露头可见大量海百合茎孔、菊石、双壳、珊瑚等化石碎屑。

厚度5.3 m

(5)上部为深灰色厚层状生屑鲕粒灰岩，下部为灰色含生屑的颗粒灰岩，生屑含量较少。

厚度8.09 m

(4)灰色-深灰色中层状含生屑的颗粒灰岩，生屑含量较少。

厚度2.40 m

(3)灰色-深灰色中层状含生屑的砂屑颗粒灰岩，砂屑颗粒大小均匀，磨圆度较好，可见缝合线构造。

厚度2.6 m

(2)灰色含生屑鲕粒灰岩，与下伏中三叠统天井山组呈整合接触。

厚度2.15 m

～～～～～～～～～整合～～～～～～～～～

中三叠统拉丁阶天井山组：
(1)浅灰色中-厚层状含藻纹层灰质云岩，藻纹层构造发育。

厚度1.40 m

(0)浅灰色厚层状砾屑灰质云岩，个别砾屑直径可达2.5 mm，粒级表现出双峰态，磨圆度、分选性较差，正粒序旋回明显，与风暴作用有关。

厚度2.61 m

2 观音崖剖面沉积微相特征 2.1 卡尼期湿润事件前碳酸盐岩沉积微相特征

在西古特提斯洋地区，卡尼阶地层沉积相为被动大陆边缘镶边台地相(Hornung et al., 2007a，2007b；Hornung，2007)，而在东特提斯洋的川西地区，卡尼阶马鞍塘组的沉积环境划分一直存在较大争议，有陆棚浅海环境(邓康龄等，1982)、台地边缘浅滩环境(叶军，2003)、斜缓坡环境(吴熙纯，2009；李勇等，2011；米色子哈等，2012)，台缘型混积陆棚(陈洪德等，2014)等不同认识。笔者通过实地勘测和镜下样品鉴定，认为吴熙纯等(2009)将川西地区卡尼阶碳酸盐岩沉积环境归为同斜缓坡模式更为合理。

参考镶边台地模式(Wilson，1975)和缓坡模式(Flügel，2006)，对观音崖剖面第0层至第16层碳酸盐岩部分沉积微相进行划分和对比。把颗粒组分和结构特征作为划分碳酸盐岩微相的一级标准，结合顿哈姆的沉积结构分类特点，归纳出6种主要的微相类型(MF)，同时按照次要颗粒成分可参与岩石命名的原则，每个主要的微相又可按照次要颗粒组分特征划分出若干次级微相。

2.1.1 以内碎屑为主的微相(MF-Ⅰ)

(1)含藻屑的砾屑泥粒云质灰岩(MF-Ⅰ-1)： 发育在中三叠统拉丁阶天井山组第0层，相当于Flügel，2006修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中划出的标准微相SMF24。以砾屑和砂屑为主，碎屑大小不一，个别砾屑粒径可达2.5 mm(图 3a)，粒级表现出双峰态，磨圆度、分选性较差，其成分可能为富藻成因的有机质，后期被泥晶化，疑与风暴作用有关；局部还可见到圆-椭圆状藻团块，有机质含量较高，整体颜色较暗，其边缘被后世代微晶白云石晶体包裹；生物化石含量较少，岩石孔隙和裂缝发育，多被后期微晶方解石充填；岩石中菱形状白云石晶体发育，粒径在0.1～0.5 mm，多分布在粒屑颗粒边缘或孔洞之中(图 3b)。

(2)含生屑及藻屑的砂屑泥粒灰岩(MF-Ⅰ-2)： 发育在2层上部至3层，对应于缓坡模式(Flügel，2006)中划出的标准微相RMF24。颗粒以砂屑为主，大小均匀，磨圆度较好，多呈球状、椭球状(图 3c)；局部含砾级藻团块，形状极为不规侧，部分呈撕裂状，团块核心多以内碎屑或生物化石碎片为主，见介形类、有孔虫、双壳类、苔藓虫(图 3d)等。可见缝合线构造以及裂隙中充填的方解石脉切穿团块；上部岩层孔洞中充填多期次的粗晶-巨晶亮晶方解石，上部岩性后期泥晶化严重，颗粒模糊。

2.1.2 以鲕粒为主的微相(MF-Ⅱ)

(1)含生屑的复鲕泥粒灰岩及颗粒灰岩(MF-Ⅱ-1)： 发育在2层下部，相当于Flügel，2006修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中划出的标准微相SMF15-C，对应缓坡模式中划出的标准微相RMF29。主要颗粒为鲕粒，次要颗粒为生物碎屑、内碎屑。鲕粒多为复鲕(图 3e)，另含同心鲕，分选性较差，圈层模糊，多以生物碎屑、内碎屑为核心；生物碎屑见小型有孔虫、双壳类、海胆刺、腹足类、苔藓虫等，部分生物碎屑有包壳；内碎屑为砂级，多充填在基质中，泥晶或微晶方解石杂基含量较高。

(2)放射鲕粒泥灰岩及颗粒灰岩(MF-Ⅱ-2)： 发育在5层上部，相当于Flügel，2006修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中划出的标准微相SMF15-R。由相对较大的放射鲕和较小的同心鲕组成，粒径0.15～0.7 mm，放射状排列的晶体构成鲕粒纹层，长晶轴与纹层垂直，部分鲕粒核心为生物碎屑和内碎屑，亮晶方解石胶结，放射鲕普遍见于浅海低能环境(Flügel，2006)，鲕粒双峰态特征明显，可能受风暴作用(图 3f)。

(3)泥晶鲕颗粒灰岩(MF-Ⅱ-3)： 发育在8层下部，相当于Flügel，2006修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中划出的标准微相SMF15-M，对应缓坡模式中的标准微相RMF29。鲕粒类型以泥晶鲕为主(图 3g)，另含放射鲕、复鲕。受后期泥晶化影响，鲕粒圈层模糊，粒径0.2～1.3 mm，生屑含量较低，有包壳，亮晶方解石胶结。

(4)含生屑的同心鲕泥粒灰岩(MF-Ⅱ-4)： 发育在第8层上部，相当于Flügel，2006修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中划出的标准微相SMF15-C，对应缓坡模式中的标准微相RMF29。鲕粒以同心鲕为主，该剖面主要鲕粒类型，另见少量的复鲕和放射鲕，鲕粒圈层清晰，鲕粒大小呈明显的双峰态特征(图 3h)；见孔虫类、双壳类、海绵骨针等，受后期构造运动影响，部分鲕粒沿裂缝错开成两部分，泥晶或微晶方解石杂基含量较高，鲕滩可能受到暴露，鲕粒间隙出现新月胶结物的边界。

(5)同心鲕颗粒灰岩(MF-Ⅱ-5)： 发育在第10层和第29层，相当于Flügel，2006修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中的标准微相SMF15-C，对应缓坡模式中的标准微相RMF29。为鲕滩顶部沉积，以同心鲕为主，另可见复鲕、脑状鲕、变形鲕等，圈层清楚，双峰特征明显，鲕粒核心多样，包括生物碎屑、内碎屑、石英颗粒等；生物化石含量较少，亮晶方解石胶结，代表了鲕滩中能量达到最高(图 3i)。

(6)含生屑的脑状鲕泥粒灰岩及颗粒灰岩(MF-Ⅱ-6)： 发育在9层，相当于Flügel，2006修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中划出的标准微相SMF15-C，对应缓坡模式中的标准微相RMF29。以脑状鲕为主，另见复鲕、变形鲕等(图 3j)。脑状鲕外层包壳形成小扇形褶皱，褶皱之间有凹槽，部分有鲕粒外缘有瘤状突起，生屑含量较少，多为鲕粒核心，泥晶-亮方解石基质含量较高。

2.1.3 以生屑为主的微相(MF-Ⅲ)

(1)鲕粒生屑泥粒灰岩(MF-Ⅲ-1)： 发育在6层，对应缓坡模式(Flügel，2006)中的标准微相RMF26。颗粒成分主要为生物化石，含量约80%(图 3k)，次要颗粒类型为鲕粒。生物化石类型繁多，基本上造礁生物均可见，有孔虫类、棘皮类、双壳类、介形类、腕足类、海胆刺、钙质海绵碎屑等，砂级到砾级大小，鲕粒颗粒较小，粒径0.05～0.4 mm，以同心鲕、放射鲕、表鲕为主，后期泥晶化严重，圈层模糊，泥晶和微晶方解石基质充填，为典型的碳酸盐生屑滩相沉积，属于内缓坡浅水生屑滩。

(2)含钙藻屑的海绵屑泥粒灰岩(MF-Ⅲ-2)： 发育在7层，对应缓坡模式(Flügel，2006)中的标准微相RMF26。疑为浅水海绵点礁或斑礁礁核部分。主要颗粒有海绵碎屑和钙质藻屑，次要颗粒为生物碎屑、鲕粒等，钙质海绵碎屑在该层段大量出现，体壁被亮晶方解石充填，水道大部分被泥晶充填(图 3l)；另见簇球状附枝藻(图 3m)，空隙被后期亮晶方解石充填，局部包绕海绵骨架；生物碎屑有双壳类、腕足类、有孔虫、介形类等，砂级到砾级大小，局部有孔虫富集；鲕粒含量较少，粒径0.1～0.5 mm。

(3)含鲕粒的海百合屑泥粒灰岩(MF-Ⅲ-3)： 发育在11层下部，相当于Flügel(2006)修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中划出的标准微相SMF12-CRIN，对应缓坡模式中的标准微相RMF27。颗粒主要为生物碎屑，次为鲕粒、内碎屑。生物碎屑类型丰富，海百合茎碎屑含量可达50%以上(图 3n)，另见有孔虫、腕足类、双壳类、海胆、介形类、海绵骨针等；上部岩性鲕粒含量较高，主要的鲕粒类型包括同心鲕、复鲕；内碎屑多为砂级，分布在基质中，泥晶和微晶方解石基质充填，可归为中缓坡相生屑滩。

(4)含凝块石的海绵屑粒泥灰岩(MF-Ⅲ-4)： 发育在14～16层，对应缓坡模式(Flügel，2006)中的标准微相RMF26。为硅质海绵礁的主体部分(吴熙纯，1990)，透镜状的钙质泥质粉砂岩沿礁翼分布。颗粒含量较少，可见凝块石、内碎屑，化石含量一般，主要类型包括苔藓虫、腕足类、棘皮类、有孔虫类、介形类、海绵碎屑等，局部可见硅质六射海绵碎屑(图 3o)以及硅质海绵骨针富集(图 3p)，灰泥含量非常高，可达60%以上，为比较平静的水环境下沉积(吴熙纯和张亮鉴，1983；吴熙纯，2009)。

(5)含似球粒及内碎屑的鲕粒生屑泥粒灰岩(MF-Ⅲ-5)： 发育在11层上部，相当于应缓坡模式(Flügel，2006)中的标准微相RMF8。生物碎屑类型丰富，见介形类、腕足类、腹足类、有孔虫类、双壳类及海绵骨针；鲕粒大小不一，多为同心鲕，少量复鲕和脑状鲕，核心多为亮晶方解石、生物碎屑以及内碎屑；内碎屑含量约为26%，粉砂-细砂级，磨圆度一般；局部含有似球粒，约占6%。整体来说，这是一种粒屑类型众多、成熟度低的泥粒岩。

2.1.4 以凝块石为主的微相(MF-Ⅳ)

(1)含生屑的内碎屑凝块石泥粒灰岩(MF-Ⅳ-1)： 发育在12层上部至13层，相当于Flügel(2006)修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中的标准微相SMF6。颗粒沉积序列杂乱，分选性较差，含大量凝块石颗粒，在生屑滩顶部广布，粒径0.2～1.8 mm，呈血凝块状(图 3q)，多数具有港湾状边界，有深色泥晶套，为生物聚积或扰动作用形成；生屑有棘皮类、腹足类、介形类、双壳类、海绵等，生物化石破碎严重，仅少数保存完好；内碎屑以砂屑为主，分布在基质中。颗粒中选择性硅化现象明显(图 3r)，其中海绵水道和部分海绵骨针硅化后形成燧石，胶结物为泥-亮晶方解石，构成深水硅质海绵礁的礁基。

(2)无序组构生屑泥粒及颗粒灰岩(MF-Ⅳ-2)： 发育在12层下部，相当于应缓坡模式(Flügel，2006)中的标准微相RMF28。具有强烈紊乱组构的生屑泥粒岩和砾屑碳酸盐岩，颗粒分选性较差，主要颗粒类型为凝块石和生屑，次为内碎屑，凝块石大小一，粒径0.3～3.8 mm，棱角-棱角状，多有深黑色泥晶套，基质由细小的生物碎屑、有机质以及灰泥组成，可能与藻粘结作用有关；见棘皮类、腕足类、双壳类、介形类，海胆刺，角砾棘皮和砂级生物碎屑、凝块石混杂(图 3s)；内碎屑粒径在0.2～1.2 mm，磨圆度较好，局部富集；局部层位还可见及裂缝中充填的黄铁矿，为深水硅质海绵礁的礁基。

2.1.5 以层纹石为主的微相(MF-V)

层纹石泥粒云质灰岩发育在1层，相当于Flügel(2006)修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中划出的标准微相SMF19，对应缓坡模式中的标准微相RMF22。暗色富藻纹层与浅色泥微晶灰岩组成一个共轭对偶纹层(图 3t)，毫米级的富藻纹层，多呈低丘状、微波状，其成分为泥晶化云岩，有机质含量较高，其成因可能与季节变化或潮汐作用有关(Anderson and Dean， 1988)，另含少量的生物碎屑。富藻屑纹层厚度大小不一，可能与季节交替有关(夏季藻纹层生长条件好以及碳酸盐沉积速率快，纹层对相对较厚，冬季则相反(郭旭升，2010)，浅色泥微晶灰岩含泥质较少、灰岩重结晶作用强。该岩性特征代表了局限台地潮间带环境。

2.1.6 以似球粒为主的微相(MF-Ⅵ)

含生屑的似球粒颗粒灰岩发育在4层至5层下部，相当于Flügel(2006)修改镶边陆架模式(Wilson，1975)中的标准微相SMF16。以似球粒为主，含少量生物碎屑，局部可见陆源碎屑石英颗粒，球粒大小均匀，粒径约0.1 mm，形态包括球形、椭球形、长柱形等，可能与生物聚积作用或机械作用有关(图 3u)。生物碎屑可见棘皮类、双壳类等，大型化石壳体上有生物钻孔。后期方解石脉较发育。

2.2 卡尼期湿润事件后碎屑岩沉积微相特征

在绵竹汉旺剖面卡尼阶中部，硅质海绵礁突然死亡，黑色钙质泥页岩沉积，这套沉积物的形成环境及成因，一直存在不少争议，有学者认为是海平面进一步加深所导致(李勇等， 2011，刘树根，2009)，或认为是区域性海退所形成的潟湖相沉积物(吴熙纯，2009)。野外露头见大量植物叶片和茎杆、黄铁矿结核、海相生物化石以及水平成理发育等特征，表明这一时期相对海平面应该是持续加深，且伴随着淡水的输入所造成的，这一时期区域微板块继续隆升，缓坡的格局可能结束，笔者认为这套沉积物形成于近岸的深水环境，同时考虑到卡尼期湿润气候事件的影响，这套沉积物也反映出潮湿气候背景下(湿润期)大量淡水输入海洋的影响(在季节性气候影响下，研究区在北半球夏季时期为湿润期，陆源物质及淡水输入增强；而在北半球相对干旱的冬季时期该地区古海洋恢复正常盐度，生长着正常海相后生动物)陆源硅质碎屑输入突然增强，这可能也是硅质海绵礁生长受到抑制的重要影响因素之一。

2.2.1 浅海泥页岩亚相

钙质泥页岩微相发育在上三叠统上卡尼阶，即18层下部，黏土质含量约占85%，钙质胶结，有机质含量较高，整体颜色较深，裂隙中充填硅质，见海相生物化石(图 3v)、植物茎杆和叶片(图 3w)，黄铁矿颗粒顺层分布(图 3x)，水平层理发育(图 3w)。

2.2.2 滨海陆源泥砂潮坪亚相

(1)粉-细粒钙质泥质粉砂岩微相： 发育在18层上部至19层、21层、23-25层，粉砂质、泥质结构，主要颗粒成分为石英颗粒，约占55%，次要颗粒成分为长石、岩屑等为主，约占8%，粒径0.05～0.01 mm，黏土杂基约占25%，钙质含量约占10%。磨圆度、分选性均较差，泥质胶结，局部另见菱形白云石晶体，多呈定向性排列，见海相生物化石、植物化石碎片，黄铁矿颗粒富集，水平层理构造发育。

(2)钙质粉砂质泥岩微相： 发育在20层、22层、26-27层，主要颗粒成分以粉砂级石英颗粒为主，约占20%，磨圆度较差，分选性一般，次要颗粒成分为岩屑，约占4%，黏土杂基含量较高，约占55%；钙质胶结，钙质含量约占18%，另见植物化石碎片、生物碎屑以及菱形黄铁矿颗粒。

(3)钙质岩屑粉砂岩微相： 发育在28层，粉砂质、泥质结构，主要成分为石英颗粒，约占60%，粒径0.01～0.06 mm，磨圆度、分选性均较差，次要颗粒成分为长石、岩屑等为主，约占22%，黏土杂基约占3%，钙质含量约13%，钙质胶结，颗粒支撑，黄铁矿结核较大，颗粒呈定向排列。

2.2.3 三角洲前缘亚相

细粒钙质岩屑石英砂岩微相发育上三叠统诺利阶小塘子组，即第31至33层，主要成分为石英颗粒，约占55%，粒径0.08～0.25 mm，磨圆度、分选性均较差，次要颗粒成分为长石、岩屑等为主，约占20%，黏土杂基约占5%，钙质含量约15%，钙质胶结，颗粒支撑，另见黄铁矿结核。

3 川西北地区卡尼期沉积环境分析 3.1 卡尼期碳酸盐岩沉积模式的探讨

晚三叠世卡尼期，西特提斯洋Dolomite地区沉积模式为台地或陆架边缘相(Preto et al., 2010)，而东特提斯洋川西北地区在印支运动初期，沉积序列为具有缓坡特征(有争议)的鲕滩、生屑滩以及深水硅质海绵礁沉积(吴熙纯，2009)。从上述微相分析可以看出，观音崖剖面沉积模式既适合Flügel(2006)修改镶边陆架模式(Wilson，1975)，也能与缓坡模式相对应，但细致分析其中个别微相，用缓坡模式来解释该剖面沉积环境更合理一些，理由如下：

(1)个别微相在缓坡模式中存在，但在镶边陆架模式中却不能对应，如含生屑及藻屑的砂屑泥粒灰岩微相(MF-Ⅰ-2)、鲕粒生屑泥粒灰岩(MF-Ⅲ-1)、含钙藻屑的海绵屑泥粒灰岩(MF-Ⅲ-2)、含内碎屑的鲕粒生屑泥粒灰岩(MF-Ⅲ-5)、无序组构生屑泥粒及颗粒灰岩(MF-Ⅳ-2)、含凝块石的海棉屑粒泥灰岩(MF-Ⅲ-4)等微相。在镶边陆架模式中找到对应的9个相带，涉及的范围从台地蒸发区，一直延伸到深水陆架区，跨度之大、范围之广，这与晚三叠世川西北地区古地理格局并不相符，而在缓坡模式中找到的对应8个相带，涉及范围从台内潮缘区到外缓坡，沉积相带相对较窄，能够很好匹配晚三叠世川西北地区呈半封闭的海湾的沉积环境特征(黄东等，2011)，这说明了该剖面沉积模式存在对应缓坡模式的可能。

(2)整个剖面中与风暴作用有关的混合颗粒组分较多，以鲕粒双峰态为代表，几乎涉及了该剖面大部分地层。Flügel(2006)认为由风暴成因的混合颗粒组分在缓坡中很常见，全球季风在晚三叠世的特提斯洋地区达到高峰(Parrish，1993；Mutti and Weissert， 1995； Prochnow et al., 2006)，由季风触发的区域性风暴，在遇到没有台缘障壁阻隔的缓坡地区，更加频繁和剧烈(吴熙纯，2009)，从而沉积了一套与风暴相关的沉积物，在镜下也发现了大量与风暴作用相关的沉积特征。

(3)从马鞍塘组海绵礁的形态组合特征来看，观音崖剖面可能发育两种类型海绵礁，即浅水海绵点礁或斑礁和深水硅质海绵礁(吴熙纯，2009)，点礁所涉及的地层从6层至7层，主要生长在相对高能、浅水的地区，内缓坡能够提供这种生长环境。而硅质海绵礁，生长需要一定的水深，有人认为其生长区间在水深30～150 m左右(李勇等，2011；Leinfelder，2001)，因此可将其对应到中缓坡外侧或外缓坡，因为离浅水碳酸盐加工厂远，并能在此接收生长所需外来灰泥。因此同斜缓坡的模式能够很好的解释川西北地区硅质海绵礁的发育。

将卡尼期川西北地区的沉积模式归为缓坡模式也存在一定的问题，如观音崖剖面中几个很重要的微相(MF-Ⅵ、MF-Ⅱ-2、MF-Ⅳ-1)在缓坡模式中并不存在，却存在于镶边陆架模式中，可能是川西北地区在晚三叠世发育的缓坡是不成熟的缓坡，且与区域性的构造运动有关，具有地区特色。

3.2 卡尼期沉积环境演化

结合上述岩石微相分析，笔者认为川西北地区从中三叠世天井山组到晚三叠世诺利期小塘子组的沉积环境演化可归纳如下：

中三叠世拉丁期末期，上扬子地区发生大规模海退，龙门山岛链和周缘古陆持续隆升，研究区呈封闭-半封闭的残余海湾状(黄东等，2011；施振生等，2012)，中三叠世拉丁期主要为干旱气候，几乎涉及整个特提斯洋边缘海地区，如在南阿尔卑斯山台地相顶部沉积序列中，大量帐篷构造发育，记录了早期碳酸盐岩的快速沉积，可能与蒸发机制有关(Assereto and Kendall， 1977)。意大利北部地层中蒸发矿物开始出现，薄的钙质黏土反复出现在早期沉积物的表面，也反映了干旱的气候条件(Goldhammer et al., 1987；Egenhoff et al., 1999)，在东特提斯洋川西北地区亦是如此，白云岩化及膏岩化现象普遍，广泛发育以白云岩为主的局限台地潮坪相沉积(赵玉峰，2009)。

晚三叠世卡尼期早期，由早期的局限台地逐渐发育为龙门山前缘缓(斜)坡。在川西北地区以大量的内缓坡鲕粒滩为特征，见典型的放射鲕粒和双峰态特征极为明显的同心鲕粒，间断分布在卡尼期早期沉积序列中，显示了早卡尼期延续了拉丁期以来的干旱气候特征(时志强等，2010b；颜佳新，1999)，以及受到间歇性风暴作用的影响，而在西北特提斯洋边缘Transdanubian地区白云化作用明显(Haas et al., 2012)以及在南阿尔卑斯地区沉积序列中缺乏陆生植被和煤的沉积，同时大量存在蒸发岩，也反映出干旱气候特征(Mutti and Weissert， 1995；Stefani et al., 2006)。

卡尼期中晚期，受季节性交替循环季风气候影响，干旱气候扩展到高纬度地区，而在泛大陆边缘低纬度地区(包括古特提斯洋地区)，季节性风向带来潮湿的大气，形成季节性强降雨(Simms and Ruffell， 1989，1990)，古气候由干旱变得湿润。川西北地区周缘古陆在这一时期继续隆升，和季风性气候的共同作用，使得陆地风化速率进一步增强，加之季节性降雨频繁，导致新鲜淡水注入增多和陆源硅质碎屑的大量输入，随着生存环境持续恶化，外缓坡深水硅质海绵礁逐渐死亡，取而代之的是上覆浅海相黑色钙质泥页岩和滨海陆源泥沙潮坪碎屑物沉积。这一极端气候事件的影响范围几乎涉及整个古特提斯洋，在西特提斯洋地区也能被等时识别(Rigo et al., 2007；Breda et al., 2009；Kozur and Bachmann， 2010)，跨地区的触发了Reingraben岩性转折事件(Hornung et al., 2007a)。

在卡尼阶马鞍塘组顶部和诺利阶小塘子组底部出现含炭质、铁质成分黏土层的平行不整合面，说明川西北地区在晚三叠世诺利期早期沉积环境受印支运动和气候变化的双重控制，随之进入了海陆相转换的过程，即上三叠统小塘子组海相碎屑岩系被上覆海陆过渡相须家河组所取代。卡尼期极端气候持续了近100万年(0.8 Ma)，是最长的极端气候事件之一，事件持续时间长，影响范围广，对全球古生态环境造成了深远的影响。

4 结论

(1)通过对川西北绵竹汉旺观音崖剖面沉积微相的厘定和分析，认为川西北地区在晚三叠世经历了由早卡尼期缓坡模式下的鲕粒滩-生屑滩-深水硅质海绵礁相至晚卡尼期浅海钙质泥页岩相-陆源泥砂潮坪钙质粉砂质泥岩-钙质泥质粉砂岩相的变化过程，这一岩相突变原因、过程与卡尼期气候事件有密切的关系。

(2)晚三叠世古特提斯洋地区板块活动频繁，季风性气候盛行，在马鞍塘组底部到顶部的沉积序列中发现双峰态特征明显、亮晶方解石胶结的同心鲕和放射鲕间断性出现，马鞍塘组中部深水硅质海绵礁之上覆盖一层极薄的含铁质黏土层，在其顶部存在含铁质、碳质黏土层不整合面，这些沉积特征进一步佐证了川西北地区的沉积环境在整个晚三叠世都极为动荡，干湿交替的气候显著、风暴活动频繁、海平面升降交替明显等一系列变化。

(3)受卡尼期气候事件的影响，川西北地区在卡尼期沉积环境的变化到达峰值，大量淡水和陆源物质输入半封闭的海湾，使得整个川西北地区海水含盐度、矿物质丰度都发生了重大变化，碳酸盐岩沉积环境恶化，致使深水硅质海绵礁死亡，上覆含大量植物叶片和茎杆以及生物化石浅海相泥页岩沉积，故认为卡尼期气候事件对川西北地区沉积环境的演化起了主导因素，它甚至影响了整个古特提斯样地区晚三叠世的古气候环境，与此同时，该地区沉积环境的演化又具有区域性的特征，如具有缓坡特征的鲕粒滩和深水硅质海绵礁的沉积。

致谢：感谢Nereo Preto教授和Piero Gianolla教授提供意大利CPE研究团队详细的研究成果以及二者在川西北野外考察中给予的建设性意见。