0 引言

风暴岩的研究兴起于20世纪60—70年代，其沉积理论也于该时期逐渐形成和完善。风暴流是飓风作用下形成的特殊洋流，其特点是可对风暴浪基面(200 m)以上的沉积物进行冲击、淘洗、搬运或者改造，且作用时间短^[1]。中国风暴岩的分布十分广泛，主要集中在松辽盆地、四川盆地以及塔里木盆地，发育层位上从震旦系到三叠系均有出现，其中寒武系和三叠系最为发育^[2]。前人对于四川盆地风暴岩的研究较多，如寒武系风暴岩^[3]，雷口坡组上覆的天井山组、须家河组风暴岩，下伏飞仙关组风暴岩^[4-7]，但对于中三叠统雷口坡组的风暴岩至今未见报道。笔者通过对野外露头剖面实测和镜下薄片观察，在四川盆地西部汉旺、江油马角坝、北部旺苍立溪岩地区发现了风暴岩。该地区风暴岩的发现，对四川盆地中三叠世古纬度和古板块演化、古气候变化、地层等时对比、沉积环境等具有重要意义，尤其是对中三叠世雷口坡期松潘—甘孜广海中龙门山水下隆起的存在及其发育具有指示作用。

1 地质背景

汉旺剖面位于四川省德阳市绵竹市汉旺镇地震遗址附近。大地构造上属于龙门山前山带中部，川西拗陷边缘(图 1)。早三叠世之前，四川盆地继承了晚二叠世西高东低的沉积格局^[8]；中三叠世，随着江南古陆的剧烈隆升，盆地地势逐渐发生跷跷板式反转变为东高西低。川西雷口坡组一段至四段经历了由开阔台地—局限台地、澙湖环境的演变；中三叠世末期，受到印支运动早期的影响，盆地形成泸州—开江古隆起，古隆起东部雷口坡组大面积被剥蚀，而古隆起西部雷口坡组则保存较好^[9]。

汉旺地区雷口坡组出露完好，顶底分别与中三叠统天井山组、下三叠统嘉陵江组呈整合接触。剖面由底至顶发育下三叠统嘉陵江组紫红色角砾泥晶白云岩，中三叠统雷口坡组深灰—浅灰色泥晶白云岩、砂屑白云岩、微生物白云岩，中三叠统天井山组深灰色生屑、鲕粒灰岩，为台缘斜坡沉积环境。汉旺地区雷口坡组风暴岩主要发育在雷四段，由底到顶共发育三套风暴岩(图 2)，厚度分别为4.4 m、6.4 m、1.0 m。每套风暴岩旋回内部包含若干个厘米级的次级风暴旋回。同时，风暴岩发育层位也是微生物岩发育层位。

2 沉积特征

一个完整的风暴沉积包括风暴的发生、强盛再到衰减的过程。Kreisa et al.^[10]把风暴事件划分为高峰期、衰减期和停息期；Allen^[11]划分为前期、增强期、高峰期、衰减期和后期；Aigner^[12]则建立了一个经典的风暴沉积序列，即由侵蚀底面、粒序段、平行层理段、丘状交错层理段、泥岩段组成；宋金民等^[13]建立了一个理想的碳酸盐岩风暴沉积序列，由底至顶划分为：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)。结合汉旺剖面雷四段风暴沉积特征，本文引用宋金民的划分方式，将风暴沉积序列由底至顶分为侵蚀底面及砾屑段(A)、粒序段(B)、平行纹层段(C)、丘状纹层段(D)等四个部分。

2.1 风暴沉积构造

风暴作用属于事件性沉积，具有短暂性和等时性的特点^[14]，在一定区域内可以形成特殊的沉积构造。风暴流是以风暴为驱动力形成的具有波浪性和流动性的密度流，其冲击、淘洗、搬运和再沉积的特性使得形成特殊的沉积构造并保持下来。随着风暴作用的演化，其沉积构造也不同。川西中部汉旺地区、江油马角坝地区、川北旺苍立溪岩地区雷口坡组发育典型的风暴沉积构造，如底冲刷—充填构造、风暴砾屑层、菊花构造、平行层理和丘状交错层理等。

2.1.1 底冲刷—充填构造

底冲刷—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^[15]。研究区可见明显的底冲刷面和渠模，冲刷面呈不规则的波状，起伏幅度1~10 cm不等(图 3a，m)，很好地表明风暴高峰期的出现。渠模宽约3~5 cm，泥质充填(图 3b)，且平面上呈单向平行排列，指示了风暴古流向。

2.1.2 风暴砾屑层

砾屑层往往发育在底冲刷面之上，是风暴沉积的重要标志之一。研究区每期风暴作用砾屑层厚在40~60 cm，砾屑成份为泥晶白云石(图 3l)、凝块石，分选中等(图 3c)，见长条状砾屑，大小为5~15 cm，部分显定向性(图 3d)，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 3f)，为强大的风暴流对底部沉积物进行拉扯造成破碎，但几乎无搬运痕迹。风暴砾屑层之上，发育正粒序层，整体表现为一个下粗上细的正粒序旋回(图 3n)。内部可见若干个明显的下粗上细的更小级别的风暴沉积旋回(图 3g，j)，单个小旋回厚度在4.5~15 cm之间不等，旋回的下部颗粒粒度达到粗粒，少量达到砾级，向上为细—中粒，为随着涡流支撑力的减弱，具黏性的密度流体按重力分异沉积形成^[16-17]。单个粒序层之间无泥晶白云岩沉积，表明次级风暴频繁出现，短暂的停息时间不足以沉积灰泥等细粒沉积物。粒序层中可见明显的菊花构造，为风暴涡流下形成的沉积构造。菊花构造顺层分布在粒序层中(图 3e)，杂乱排列。

2.1.3 风暴层理构造

风暴的振荡流、波浪流触及海底时会形成各种层理构造，包括丘状交错层理、洼状交错层理、平行层理和水平层理等^[3]。丘状交错层理被认为是典型的风暴沉积特征构造，最早称为“截切浪成纹层”，外形上像隆起的圆丘状，向四周缓倾斜。按照层系的组合特征将其划分为简单式、复合式和叠加式丘状交错层理^[18]。研究区可见明显的简单式丘状交错层理以及平行层理(图 3h，i，k，o)，丘状交错层理丘高约1 cm，波长8~15 cm，平行层理纹层密集，单层厚1~3 mm。

2.2 风暴沉积序列

风暴沉积序列因不同的风暴强度(包括运动频率、持续时间)、不同的水深和不同的剖面位置而不同。本文研究区共识别出三种风暴沉积序列(图 4)。

2.2.1 序列Ⅰ

序列Ⅰ发育于第一期风暴岩内，由侵蚀底面及砾屑段(A)、粒序段(B)组成。第一期内共发育三期序列Ⅰ，既由A+B+A+B+A+B组成。底冲刷面起伏幅度约2 cm，下伏岩性为深灰色粉晶白云岩；冲刷面之上发育砾屑层，厚在40~60 cm，砾屑成份为泥晶白云石、凝块石，杂乱排列，磨圆好—中等，分选一般，大小以2~4 mm为主，局部见厘米级的砾屑(图 5a)。砾屑层之上发育正粒序层，由若干个厘米级次级小旋回组成(图 5b)，旋回下部为砾屑—粗砂屑凝块白云岩，砾屑大小比砾屑层要小，上部为细—中砂屑凝块白云岩(图 5c)。

2.2.2 序列Ⅱ

序列Ⅱ发育于第二期风暴岩内，单元类型较丰富，由侵蚀底面及砾屑段(A)、粒序段(B)、平行纹层段(C)、丘状纹层段(D)组成。底冲刷面起伏幅度约2~10 cm，比序列Ⅰ要大，下伏岩性为角砾泥晶白云岩、纹层叠层亮晶白云岩；冲刷面之上为砾屑层，厚60 cm，砾屑成份为凝块石、泥晶白云石，杂乱排列，磨圆差，分选差，从毫米级到厘米级不等，见大量7 cm以上的长条状砾屑(图 3d)。砾屑层中出现大量角砾，成份为纹层凝块石(图 5f)，大小以5~7 cm为主；砾屑层之上为1.6 m的正粒序层，与序列Ⅰ中的粒序层一样，整体为一个下粗上细的正粒序旋回(图 5d)，由若干个次级小旋回组成，但厚度比序列Ⅰ要薄，砂屑粒度大小要大；平行纹层段为具有平行层理的薄层状泥晶白云岩；在平行纹层段之上为简单式丘状交错层理(图 5e)。

2.2.3 序列Ⅲ

序列Ⅲ发育在第三期风暴岩内，由粒序段(B)、平行纹层段(C)组成。无明显底冲刷面，风暴岩之下为中深灰色厚层核形石、凝块白云岩。该期风暴岩厚度1.0 m，与凝块白云岩相伴生(图 5i)。粒序段厚80 cm，同样由若干个下粗上细的正粒序结构组成，每个粒序结构厚约15 cm，旋回下部为亮晶含砾屑砂屑凝块白云岩，砾屑、砂屑成份有凝块石、泥晶白云石，以凝块石为主，顺层排列。旋回上部为亮晶粗—中砂屑凝块白云岩(图 5g)，砂屑成份为凝块石、泥晶白云石；向上平行纹层段厚约20 cm，岩性为薄层状粉晶白云岩(图 5h)，层理较密集。

2.3 风暴沉积模式

中三叠统雷口坡组沉积时期，四川盆地西部为蒸发潮坪—台缘缓坡沉积环境^[19]，汉旺地区为台缘环境^[20]。研究区发育三期风暴作用，通过风暴序列类型、背景沉积特征可知每期的发育环境不同。序列Ⅰ风暴岩下伏岩性为深灰色泥晶白云岩(图 5j)，底冲刷—充填构造起伏明显，且风暴砾屑、砂屑都具有一定的磨圆，分选一般，表明具有短距离的异地搬运，与凝块白云岩伴生(图 5k)。从背景沉积以及风暴岩本身的特征来看，说明该期风暴岩位于风暴浪基面之上，正常浪基面之下，在风暴回流作用下形成的异地相对较深水的台前缓斜坡下部沉积；序列Ⅱ风暴序列单元最为丰富，下伏岩性为纹层叠层白云岩(图 5l)，且有大量角砾出现(图 5m)，底冲刷程度强于序列Ⅰ，砾屑、砂屑层磨圆差，分选差，颗粒大小大于序列Ⅰ，出现未经搬运的大型角砾，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，整体为被改造的微生物礁建造(图 5n)，说明该期风暴岩形成于更靠近台缘带，坡度更陡的环境中，即位于风暴浪基面之上，正常浪基面之下，在风暴回流作用下形成的原地相对水浅的台前缓斜坡上部沉积。序列Ⅲ风暴岩下伏岩性为凝块石白云岩、核形石(图 5o)，无底冲刷—充填构造，砂砾屑具有磨圆，分选中等，发育平行层理，与凝块白云岩伴生，整体厚度最薄。一般情况下，核形石发育在水体较动荡的环境^[21]，其背景沉积以及风暴岩自身的特征表明，该期风暴岩形成于正常浪基面之上，在向上的风暴流作用下沉积于台缘带。由此可知，整个三期风暴作用为一个向上变浅的沉积序列，其沉积模式如图 6。

3 地质意义 3.1 古纬度、古气候、地层等时对比意义

风暴是一种重要的古纬度指示性事件，可以把古纬度的范围限制起来，这是因为风暴作用主要发生在中低纬度的赤道飓风带，一般在赤道附近5°~45°的范围内^[22]，这进一步证实了三叠纪上扬子地区整体处于北纬15.7°附近^[23]。三叠纪时期，全球处于泛大陆(Pangaea)阶段^[24-25]，泛大陆的存在以及对称格局显著影响着全球气候变化。Robinson^[26]首次把当时的古气候称为泛大陆季风性气候。Kutzbach et al.^[27]把这种天气称为“巨型季风”。巨型季风在早二叠世开始，至晚三叠世早期强度达到最大，后随着泛大陆的裂解而逐渐衰退^[28]。汉旺地区雷口坡组四段多期风暴岩的出现，表明研究区中三叠世时期发生了频繁的气候骤变。风暴作用作为事件沉积，其短暂性和等时性，势必在一定范围内具有相同沉积特点，可作为地层等时对比的标志层，增加地层对比的精确性。目前为止，对于四川盆地雷口坡组风暴岩未见报道，除了汉旺地区，笔者在江油马角坝和旺苍立溪岩地区雷口坡组亦发现了风暴岩(图 3)。由此可知，川西中部、川西北部雷口坡期都经历了风暴作用，且当时的巨型季风正处于强盛时期，说明在相当大的范围内，该层位应可见风暴岩发育，这为地层对比提供了依据。四川盆地雷口坡组在川西地区保留较完整，以此推测，在川西南段，雷口坡组也可能存在风暴岩。

3.2 沉积环境指示意义

中三叠统雷口坡组沉积时期，四川盆地主要为海陆过渡相沉积。以梁平—涪陵一线为界，西侧为以碳酸盐岩沉积为主的雷口坡组，东侧为以碎屑岩沉积为主的同时异相沉积巴东组。前人^[29-31]将川西向松潘—甘孜海盆在雷口坡组沉积期的沉积环境依次划分为局限台地—蒸发台地—台地边缘—台缘缓坡。风暴岩、微生物岩、垮塌角砾三者的出现，说明当时研究区处于台地向海的台缘斜坡环境。微生物岩一般生长在盐度较高的局限环境中，并且在汉旺剖面雷口坡组发现有少量石膏，且距离研究区不远的龙深1井，雷口坡组有大量石膏和微生物岩发育。微生物岩、石膏的发育表明当时研究区处于相对局限的环境，即龙门山水下隆起与研究区之间形成了一个半开放的海湾环境。

有关研究^[32]表明，龙门山水下古隆起在晚二叠世晚期就存在，且在晚三叠世小塘子组沉积时已经隆升^[33]，为须家河组提供物源。风暴岩是发育在相对开放的环境中，障壁遮挡会使得风暴能量减弱甚至完全阻挡风暴的迁移。研究区风暴岩的发现，表明当时的龙门山水下隆起不是连续的，中间有通道，能够让从广海来的风暴通过龙门山水下古隆起这一屏障，最终在海湾的东岸形成风暴岩(图 7)。同时，半开放的海湾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。

4 结论

(1) 通过野外实测和镜下薄片观察，发现绵竹汉旺地区雷口坡组发育三期风暴岩，具有底冲刷—充填构造、风暴砾屑层、菊花构造、丘状交错层理等典型的风暴沉积构造。识别出三种风暴沉积序列：序列Ⅰ由侵蚀底面及砾屑段(A)和粒序段(B)组成，代表靠近风暴浪基面附近的台前缓斜坡下部环境；序列Ⅱ由侵蚀底面及砾屑段(A)、粒序段(B)、平行纹层段(C)和丘状纹层段(D)组成，代表靠近正常浪基面附近的台前缓斜坡上部环境；序列Ⅲ由粒序段(B)、平行纹层段(C)组成，代表台地边缘环境。整体为一个向上逐渐变浅的沉积序列。

(2) 四川盆地西部汉旺地区雷口坡组风暴岩的发现具有重要的沉积地质意义。在相对封闭的环境中发育风暴岩沉积，指示了研究区当时处于台地向海的台缘斜坡环境，且当时的龙门山水下古隆起并不连续存在开口。