风暴岩首先由Ager^[1]和Kelling^[2]等人提出，主要是指风暴流扰动过后再沉积形成的一套沉积组合；随后Kumar^[3],Sanders^[4]和Aigner^{[5, 6]}将其范围扩大为风暴沉积，主要是指非正常天气风暴作用所形成的一系列的沉积。国内外对于风暴沉积的研究相对成熟，并且已经取得了不少的成果。在地层剖面内的风暴沉积岩层岩往往与下伏岩石成突变接触，代表了一种灾变性的事件沉积，这种沉积对于指示沉积环境，研究古板块演化、古纬度、古地理和古气候、油气矿产以及区域性的地层等时对比具有重要的意义^[7]。张廷山等^[8]就川西北地早志留世风暴岩进行过研究，并未发现中志留统的风暴岩，马文辛等^[9]四川盆地东南缘中下志留统韩家店组曾发现过风暴介壳灰岩层，但未进行过详细的研究。南江剖面中志留统罗惹坪组上部风暴岩的发现，对于该区中上志留系古地理和古气候的研究、区域上的地层对比具有重要的意义，为扬子海盆的演化提供了资料，为研究区生物碎屑沉积的发现提供了指示性线索。

1 区域地质概况

南江地区位于四川省与陕西省交界处，米仓山南部，剖面罗惹坪组上部出露清楚，发现多套典型风暴岩沉积(图 1)，适于对风暴岩的研究。研究区在构造位置上位于米仓山前缘构造带南侧四川盆地北缘。中志留世，由于受到加里东运动的影响，扬子古陆开始抬升，地台内部的水下隆起和江南隆起也逐渐露出水面，沉积水体逐渐变浅；到了晚志留世，海水仅残存于钦防及滇东地区，使得盆地内中晚志留统地层遭受剥蚀，其后，受印支运动、燕山运动、喜山运动影响^{[10, 11]}，形成了现今的以北东东—南西西向为主的构造。研究剖面罗惹坪组主要以灰绿色泥页岩、粉砂岩为主，夹有薄层生屑微晶灰岩及透镜体，其下与下志留统龙马溪组地层整合接触，其上与下二叠统梁山组地层呈平行不整合接触，接触面为梁山组灰白色铝土质页岩，含有结核状黄铁矿，剖面罗惹坪组厚275.6 m，其上部地层发育9套风暴岩。

图 1 南江剖面位置及剖面综合柱状图 Fig. 1 The study area map and stratigraphic column of Nanjiang section

图选项

通过野外岩性的观察及室内镜下鉴定，研究区罗惹坪组上部与风暴沉积有关的岩石类型主要有灰绿色泥页岩、浅灰色或灰色微晶灰岩和生屑微晶灰岩。泥页岩成分主要为泥级石英、泥质及碳酸盐岩，并且含有少量有机质、生物碎屑；微晶灰岩内偶见生物碎屑；生屑灰岩内大量发育三叶虫、珊瑚、海百合、苔藓虫、有孔虫、双壳类等生物屑。

风暴沉积是一种突发的高能沉积事件^[7]。高能环境也就使得风暴沉积序列形成了一些独特的沉积构造，通过这些沉积构造也可以较好的识别风暴沉积。通过对研究剖面的野外观察，罗惹坪组上部9套3种不同类型的风暴岩(图 1)，具有以下几种典型的风暴沉积构造。

(1) 风暴侵蚀构造

风暴侵蚀构造主要发育风暴沉积序列的底部，与正常沉积的下伏地层形成一种突变接触，是识别风暴岩的重要标志^[12]。在剖面中主要发育在1、5、6、7、8套风暴沉积底面(图 2A)。此构造为风暴高峰期对原地沉积物的冲蚀、撕裂以及重新沉积形成的产物，代表一种高能的沉积环境。剖面中的侵蚀构造主要为冲刷面构造，且冲刷面呈波状起伏，起伏幅度1~5 cm，为风暴引起的水流或涡流产生对陆棚未固结的沉积物进行冲蚀或旋切所形成。冲蚀面上下岩性发生突变，其下部位灰绿色泥页岩或微晶灰岩，上部为深灰色生屑灰岩岩夹微晶灰砾屑。

图 2 南江剖面罗惹坪组风暴岩野外特征 A.第1套风暴岩内侵蚀面及砾屑结构；B.第7套风暴岩内的正粒序结构；C.第5套风暴岩内的叠瓦状分布的砾屑结构； D.第6套风暴岩内的砾屑结构；E.第2套风暴岩内的泥页岩与生屑微晶灰岩互层；F.第4套风暴岩内生屑微晶灰岩透镜体。 Fig. 2 The outcrop characteristics of Luoreping Formation in Nanjiang section

图选项

(2) 粒序层理

在研究剖面所有风暴岩层中均有正粒序层理发育，发育在风暴侵蚀面以上的生屑微晶灰岩内、砾屑岩层及透镜体内。风暴作用产生的风暴密度流在风暴高峰期过后，一方面由于重力的作用而发生分异沉降，另一方面由于沉积环境水动力条件能量的降低，形成了正粒序层理。正粒序层主要以粉屑、生物屑为主，其中为三叶虫、珊瑚、苔藓虫等生物颗粒，为具粒序层理的薄层—中层状生屑微晶灰岩，是一种微观上的正粒序结，而在砾屑层内砾石大小逐渐变小，呈现宏观上的正粒序结构(图 2B)。

(3) 砾屑结构

由于风暴流对沉积物的撕裂、破碎作用，使得海床的沉积物形成一些同生沉积产物，常常形成了一些特殊排列的扁平状砾屑灰岩，呈倒“小”字、放射状、叠瓦状或平行排列排列^{[13, 14]}。在研究剖面的1、5、6、7、8套风暴岩中，砾屑岩层主要以扁平状砾屑层及粒序砾屑层发育。砾屑层扁平状砾屑呈平行或叠瓦状排列(图 2C,D)，砾屑层厚10~20 cm，砾屑长5~15 cm，宽1~2 cm，由于风暴流的作用，砾石往往具有一定的方向性，指示了风暴流及其回流方向(图 2C)，具有粒序结构的砾屑记录了风暴密度流风暴高峰期的沉积，其撕裂构造发育，结构成熟度低，水动力强且紊乱，沉积速率快。

风暴成因的生屑灰岩以微晶灰岩灰岩，横向上与泥页岩之间呈现突变或渐变关系，在纵向上的堆积体的沉积序列有3种不同的成因类型(图 3)，且3种不同的序列之间存在一定的相似性和继承型。

图 3 南江剖面风暴岩沉积序列模式及特征 Fig. 3 The sedimentary sequence model and characteristics of the tempestites in Nanjiang section

图选项

(1) 风暴沉积序列I：主要分布于罗惹坪组上部风暴岩层的第1、5、6、7、8套，它由下至上分别由中层状砾屑、生屑灰岩—泥页岩与薄层状生屑灰岩互层—泥页岩生屑灰岩透镜体构成，生屑、砾屑灰岩底部侵蚀面清晰可见且起伏不大、顶面平缓，中层生屑、砾屑灰岩厚5~15 cm，生屑灰岩与泥页岩互层段厚10~20 cm，泥页岩夹生屑灰岩透镜体段厚度较大。

(2) 风暴沉积序列II：主要分布于罗惹坪组上部风暴岩层的第2套，其由数层泥页岩与薄层状生屑微晶灰岩及微晶灰岩组成，自下而上灰岩层逐渐变稀疏，灰岩层厚度为2~5 cm，最终灰岩层过渡为透镜状产出，透镜体厚度分布2~5 cm，宽度分布5~50 cm，灰岩层及透镜体底面可见较为小型的冲涮构造，顶面平缓(图 2E)。

(3) 风暴沉积序列III：主要分布于罗惹坪组上部风暴岩层的第3、4、9套，以灰绿色泥页岩为主，夹有微晶灰岩及生屑微晶灰岩透镜体，透镜体厚度分布在2~5 cm，宽度分布在3~20 cm，灰岩底面呈不明显的冲刷构造，顶面相对平缓(图 2F)。由此可见，III型沉积序列是II型沉积序列的继承，II型是I型的继承，反映了三种不同类型的风暴沉积序列在形成时，古水深存在的差异性，且由III型至I型沉积水体变浅，纵向上指示了研究剖面水体深度的变化。

前人根据风暴沉积物与物源区的距离、形成的环境以及结构特征，多将风暴划分为近源型和远源型2种：近源风暴岩和远源风暴岩^[14](图 4)。①近源风暴岩：近源风暴沉积序列主要发育在具有强烈风暴流作用的内陆棚、开阔台地、局限台地以及潮坪，风暴浪基面附近及其以上地区^[15]。由于处于较强的风暴流往复振荡作用，使其底部侵蚀面起伏较大，常发于大型口袋状、冲刷充填、渠模等构造，并伴有泪珠状生物潜逃构造等^[16]，风暴岩层上顶面呈上下起伏的云朵状等不平整状，风暴层沉积厚度大，层内发育砾屑层、粒序层、大型的丘状层理、楔板状交错层理等沉积组构，其中在砾屑层内，砾屑分布杂乱，呈放射状、菊花状、倒小状等形态，沉积物主要为细砂—粉砂—砂级颗粒，同时发育棘屑等生物化石^{[17, 18]}。②远源风暴岩：远源风暴沉积序列主要发育在内陆棚外侧至外陆棚区，风暴浪基面附近及其以下区域，由于风暴流作用的减弱，风暴岩底部侵蚀面起伏不大，顶面平缓，风暴岩沉积厚度薄，从几厘米至几十厘米，内部可发育砾屑层、平行层理及粒序层理等，沉积物主要为粉砂—泥级颗粒为主，含有腕足屑、介屑、三叶虫屑、棘屑，腹足屑、瓣鳃等化石^[19]。本次研究剖面发现的风暴岩生物化石含量多且杂，沉积厚度薄，沉积风暴岩粒度以粉砂—泥级颗粒为主，是典型的远源型风暴沉积，且此次研究剖面多类型远源风暴岩的发现，完善了远源型风暴岩的沉积模式。

图 4 南江剖面罗惹坪组风暴岩产出环境、水动力条件和沉积模式 Fig. 4 Sedimentary environments,hydrodynamic conditions and model of Luoreping Formation in Nanjiang section

图选项

南江剖面罗惹坪组风暴岩典型的远源型风暴沉积特征指示了其沉积环境。首先，其风暴岩底部风暴侵蚀不明显，顶面平缓，岩层沉积厚度薄，岩性为灰色生屑微晶灰岩、泥质微晶灰岩及灰绿色泥页岩为主，表明风暴岩沉积时风暴强度较小，且III型小于II型小于I型，风暴岩粒度为粉砂—泥级颗粒为主且泥页岩主要成分为石英泥级颗粒，表明其搬运时间长、距离物源区远特点。其次，研究剖面风暴岩沉积序列内不发育丘状交错层里，说明了当时的沉积环境不利于其发育或保存，影响丘状层理发育的因素是多方面的，如风暴强度及作用时间、沉积物的粒度大小、海底地形等，且主要发育在正常浪基面以下至风暴浪基面之上区域^[20]，综合分析研究剖面沉积序列认为，丘状层理在研究区应该是不发育，而不是被后期改造没有被保存。因此，通过分析可知，研究区中晚志留世罗惹坪组晚期处于风暴浪基面及其以下环境，风暴岩为浅水陆棚相沉积，其沉积环境如图 4。

风暴沉积作为一种事件性的沉积，本身形成的沉积组合对于风暴作用机制有着重要的意义^[21]，同时对于地层的解释和对比和古沉积环境、古地理、古气候恢复、古板块、海盆的演化以及生物碎屑层的发现具有重要意义。

前人在研究罗惹坪组地层时^[22]，对于生物灰岩透镜体的解释较少，其可能沉积成因未知，本次风暴岩研究透镜状生屑风暴岩的发现较好的解释了罗惹坪组泥页岩地层内发育的生物灰岩透镜体的成因；其发现也有助于对米仓山南部南江地区志留系罗惹坪组上部地层沉积时期浅海陆棚范围的界定，为研究扬子海盆的演化提供了资料。与此同时，风暴岩作用具有一定的区域性，风暴形成的砾屑、生屑灰岩的可作为该区地层等时对比的标志。

前人研究表明，风暴作用主要形成于南、北纬5°~20°地区，其影响范围多在5°~30°之间，风暴岩的多次重复出现往往指示了低纬度热带气候^{[23, 24]}。研究区风暴岩在短时间内出现了9次，虽然规模比较小，但其出现次数之频繁反映了研究区志留系罗惹坪组曾处于热带亚热带风暴作用强烈的低纬度地区，进一步表明中志留世扬子板块处于低纬度区域，为古板块的演化提供一定的参考。

研究区生屑风暴岩的发现，对于生物碎屑沉积层的发现提供了指示意义。生物碎屑层对于沉积环境、海平面的变化具有重要的意义^[25]。风暴岩内生屑灰岩发育说明在其上发育生物碎屑沉积，对于研究该区海平面的变化有一定的贡献，但海平面与风暴岩形成的机制之间存在怎样的耦合关系还不确定^[7]。

5 结论

(1) 罗惹坪组上部风暴岩沉积主要发育3种沉积序列，均为远源型风暴岩沉积，沉积环境为浅水陆棚，3种序列之间存在着一定的继承性。同时，通过风暴岩沉积序列的研究，建立了研究区远源风暴岩的沉积模式。

(2) 罗惹坪期风暴岩的研究，较好地解释了罗惹坪组生屑灰岩透镜体的成因，对于区域上的地层对比提供了新的标尺，对古扬子海盆的演化提供了资料。

(3) 研究区罗惹坪组上部风暴岩的发现说明了该区罗惹坪期处于低纬度风暴高发区域，对于古地理、古气候的恢复，古扬子板块的演化提供了参考。