自Ager(1973)和Kelling（1975）等人提出了“风暴”概念，Kumar和Sanders（1878）、Aigner（1982）将其范围扩大为风暴沉积^{[1, 2, 3, 4]}，刘宝珺等^[5]首先对四川兴文的下二叠统碳酸盐岩风暴进行了研究，接着在国内为引发了研究热潮。对于风暴流特征和风暴沉积特征国内外为都主要集中在海相^{[5, 6, 7, 8, 9]}，对于湖相的研究较为少；海相碎屑岩和碳酸盐岩的研究都相对较为成熟，湖相的研究主要集中在一些断陷盆地的碎屑岩^{[10, 11, 12, 13]}，本文以四川盆地下侏罗统大安寨段风暴沉积为对象对湖相碳酸盐岩风暴沉积的特征进行一些初探。

四川盆地从晚三叠世开始进入陆相沉积阶段^{[14, 15]}，早侏罗世盆地进入“环形凹陷”的前陆盆地阶段，大安寨段沉积于该阶段。在经历马鞍山段的红层沉积之后，进入大安寨时期后，湖盆开始向南东—北西向湖侵，同时物源供应减少，开始了以介壳灰岩沉积和暗色泥岩为特征的沉积，在大安寨段的末期，湖盆又进入紫红色的泥岩沉积时期（图 1）。

图 1 G2井大安寨段单井综合柱状图 Fig. 1 Composite depositional histogram of the Well G2 in central Sichuan Basin

图选项

大安寨段经历一个完整的湖进—湖退旋回^{[16, 17, 18]}，可以划分为三个体系域（图 1，2），在各个体系域中均发育有风暴沉积。低位体系域的以厚层的介壳灰岩夹薄层的滨浅湖泥上超于马鞍山段的红色泥岩之上，盆地除沉积中心（双河—营山一带）发育大量的暗色到黑色泥页岩外，大部分发育的是中到厚层的介壳灰岩，风暴沉积以介壳的杂乱堆积为特征；湖侵期的介壳灰岩不太发育，厚层的黑色泥页岩和含泥质介壳灰岩与暗色泥岩的互层，深水区域推进到双龙场—八角场一带，风暴沉积的特征较为丰富，见一些薄壳在暗色泥岩中呈漂浮状，灰岩和泥岩的波状互层；高位期的灰岩的比例增大，湖盆转移至营山一带，川中东北部的灰岩在这个阶段最为发育，龙岗地区发育较厚的含泥质介壳灰岩和泥质介壳灰岩，风暴沉积特征与低位体系域特征相似。

图 2 川中大安寨段沉积模式和沉积演化 Fig. 2 Sedimentary model and sedimentary evolution of Daanzhai Member in Central Sichuan Basin

图选项

大安寨段沉积时期盆地处于构造稳定的阶段，物源供应不足，气候温暖，生物以淡水双壳类、介形虫、腹足类为主，呈环状分布于水体清澈、能量较强的浅湖区域^{[19, 20, 21]}。波浪能量和生物的分布特征决定了大安寨段的沉积模式，在浅湖以介壳滩为主，向滨湖方向发育滨浅湖砂泥沉积，向深湖方向发育半深湖—深湖泥，介壳滩又可以为分为滩前、滩核和滩后三个微相（图 2），滩核以重结晶介壳灰岩、介壳灰岩和泥晶介壳灰岩为主，滩前和滩后以泥晶介壳灰岩、含泥质介壳灰岩和泥质介壳灰岩为主，滩前和滩后的泥质成分不一致，有机质的含量不同。风暴沉积在各个微相中均有发育，其发育的特征各部相同，本文尝试着对各微相的发布特征进行分析。

大安寨段中发现有风暴沉积发育的岩性主要有：砾屑灰岩、粉砂屑灰岩、含介壳泥岩、泥介壳灰岩、含泥质介壳灰岩等。岩石中的碎屑主要为介壳的碎片，或者风暴所破坏的半固结状态的沉积物的碎片，其粒径与距离风暴源的距离有很大的关系，具有随着远离风暴源而变小的趋势；风暴岩的颜色主要由岩石中所含的泥质成分的颜色决定，浅水环境中一般呈紫红色到灰色，或灰绿色；在深水环境中岩石一般为深灰色到黑色，只在少部分地区的灰色泥岩中发现有颜色非常浅的漂浮状介屑（图 3g）。

风暴所产生的涡流会以及风暴回流会对原始的沉积物形进行一定的改造，在一定的条件下能够得到保存，形成特殊的顶底面构造，也被称为冲刷—充填构造，是识别风暴沉积一个重要的标志^[22]。本区发育的层面构造主要有渠模、侵蚀面、截切和波痕。

风暴沉积层与上覆或下伏层的接触面不整合接触，强大的风暴涡流对下伏岩层进行侵蚀，造成不规则的侵蚀面，在侵蚀面之上沉积有杂乱排列的粒径不等的一些介壳或则介壳碎片，粒径的变化可以从砾石级到粉砂级，部分侵蚀面以上以泥质为主，泥质内充填一些介壳，呈现出密度流的特征（图 3b）。

图 3 川中大安寨段风暴沉积构造 a.渠模、截切，半深湖，LQ2井，2 114 m；b.冲刷面，薄壳杂乱堆积，半深湖，Y2井，3 186.2 m；c.粒序层理之上发育有一段泥质层，滩核，威远黄石板剖面，大安寨段；d.介壳杂乱堆积，含有一定量的泥质，半深湖，仪4井，3 224.06 m；e.波状层理，G4井，2 435.8 m；f.粉砂屑层及丘状顶界面，半深湖，G4井，2 376.04 m；g.黑色泥岩中的漂浮状介壳，半深湖，X29井，3 201.86 m；h.紫红色泥岩与灰绿色泥岩过渡，灰白色泥岩中可见小的介屑，滨浅湖，PL103井，1 693.30 m。 Fig. 3 Storm depositional structure of Daanzhai Member in Central Sichuan Basin

图选项

渠模：扁长沟槽状的侵蚀充填构造^[23]，有两个或两个以上的渠形成，渠的两壁一侧垂直切入下伏的泥岩层中，另一侧相平缓，底平或下凹，渠内充填有粒径不等的介屑，粒径一般较小。渠模的渠的延伸方向不同，似有相交的趋势。在风暴的初期，风暴涡流和风暴回流强烈地冲刷下伏沉积物，涡流的方向性不好，导致渠的发育不呈平形状排列。渠模是风暴沉积的重要标志和特征^[5]。

截切：由于风暴回流作用对风暴期沉积物的改造而形成一种顶面构造，回流产生的剪切力切去部分先期沉积的粉细砂屑沉积层，而呈现一侧高出，一侧扁平（图 3a）。截切一般发育在深湖，风暴结束后湖水恢复平静，正常的半深湖—深湖相泥岩沉积于其上，或者沉积有薄层的回流所携带的细粒沉积物。

波痕：另外一种由风暴回流改造而形成的顶面构造，回流的能量相对于截切要小得多，发育的水深也要深一些，回流的末端在先期沉淀的粉细砂屑顶面低俗流动，改造其下的细粒沉积物，形成脊状、圆状（图 3f）。具有牵引流的特征，是风暴沉积区别于浊流沉积的一个重要标志^[11]。

丘状交错层理在是海相风暴沉积中描述和研究得最多的一种沉积构造^{[24, 25, 26, 27]}，被认为海相风暴沉积一个最明显、最有力的证据^[28]，在湖相碎屑岩风暴沉积中丘状交错层理也有发育，但其规模较海相要小得多^{[10, 11, 12]}，但在大安寨段中却未见发育，一般认为丘状交错层理是强烈的震荡水流或者与混合水流而形成的^{[25, 29, 30]}（刘树臣，1989；Giorgio Basilici et al.，2011；Brian Greenwood et al.，1986），施庆民等^[31]认为丘状交错层理形成于物源丰富、驻波稳定且持续时间较长的阶段，丘状层理主要为细粉砂粒级的沉积物悬浮在水流中形成^[11]。大安寨段介壳灰岩的颗为不同破碎程度的介屑碎片，由于湖相波浪的能量较小，对介屑的破碎程度较低，导致砾石级别的介屑较多，而细粉砂屑不太发育，并且湖泊风暴的能量较低，震荡水流的能量相对海相小的很多，无法悬浮搬运大颗粒的碎屑，故在大安寨段的丘状交错层理不太发育。除了不发育丘状交错层理外，大安寨段的层段的沉积构造比较发育，发育有砾屑层、粒序层理、波状层理、漂浮介屑段和粉砂屑层，构成了大安寨段风暴沉积的独特特征。

砾屑层：较为完整的介壳与泥质呈杂乱地堆积，在岩芯上便可看到介壳的完整形态或介屑碎片。无明显的沉积构造（图 3d）。沉积于相对高能的环境中，介壳或者被风暴破碎的介屑经过短距离的搬运后沉积而形成，主要出现在能量强的浅湖区域，搬运的距离较短，以底部载荷或则密度流的形式搬运，具有一定的密度流的特征，分分选性不好，泥质含量也较为高。

粒序层理：主要由介壳的碎屑颗粒组成，多为厚壳经较为强烈的破碎作用而形成的碎屑颗粒，具有向上变细的正粒序结构。其发育可能是由于风暴水流的能量减弱，对其所搬运的沉积物的筛选作用增强，导致沉积物颗粒的粒度和成分发生变化^[32]，也有可能由于分散压力对颗粒的分选作用而形成的^[10]。粒序层理发育的能量胶粒屑层弱，沉积物被搬运的距离也相对较远，在能量较强的浅湖，波浪作用较强，风暴期所沉积的粒序层理段容易在后期遭到破坏，但尤其若发生胡平面的上升或下降而沉积一套泥质沉积层，粒序层理便可能得到较好的保存（图 3c）。

漂浮介屑段：薄而大的介壳在泥岩中呈现漂浮状杂乱排列，介壳颜色较为干净，与周围的泥岩形成鲜明的对照（图 3g）。薄而大的介壳易于在水中漂浮，能够被风暴流或风暴回流搬运到较深水区域而沉积，形成一种独特的富含介壳泥岩。

波状层理：泥岩与灰岩的薄互层，单个薄层呈波状，灰岩薄层具有颗粒结构，主要为一些细砂屑，主要见于滨浅湖和半深湖的泥岩中，波状纹层的波长相对于波高要大得多。主要由能量较低的风暴流和风暴回流对松软的滨浅湖紫红色泥质层和半深湖暗色的泥质层造成一定程度的改造，风暴流所携带的细粒沉积物同时发生沉积，由于水动力较弱，改造程度较小，仅形成一些波状层理构造，多期的风暴沉积的叠加而形成纵向上呈现出泥岩与灰岩的频繁互层。

粉砂屑层：一层薄的粉砂屑沉积层，下部与泥岩呈突变接触，向上逐渐过渡为正常沉积（图 3f）。沉积于风暴流作用的末端，能量极低，主要表现为牵引流的低流态的沉积特征，风暴流对底部正常沉积物基本无改造作用，只沉积而不发生侵蚀改造。沉积的区域在理论上可能为滨浅湖和深湖，由于滨浅湖的保存能力较差，易于受到后期改造而遭破坏；深湖区域，由于水体较为安静，易于保存。风暴流形成的粉砂屑层的顶部，可能被风暴回流的改造而形成波痕。

揉皱变形、包卷层理、重荷模和枕状构造在本区的泥岩层与灰岩层的互层中有发现，主要为薄卷层理，它是在一个层内的层理揉皱现象（图 3），一般细层向岩层的底部逐渐变正常，包卷层理向顶部扭曲细层被上覆层截切，同生变形构造已被认为是风暴沉积中一个较为典型的沉积构造^{[5, 10]}。同生变形构造在牵引流沉积中比较少见，同生变形构造的形成机制较多，风暴沉积中的同生变形构造可能是由于沉积物的液化和流化作用形成的，风暴中快速堆积于泥质之上的细砂、粉砂级介壳碎屑，来不及排水，形成高孔隙压力，由于沉积物的液化、硫化以及上覆粉砂屑层的不均匀负荷压力等作用，导致了一系列的沉积构造的形成。

图 4 揉皱变形，同生变形构造，PL103井，1 681.85 m Fig. 4 Crumpled deformation,contemporaneous deformation structure,a sample from well PL103 at 1 681.85 m

图选项

风暴浪的特征是前期以风暴涡流为主，后期以能量稍低的风暴回流为主，两个时期所对应的沉积构造一起组成了风暴沉积的完整相序结构风暴流涡流和风暴回流相当于风暴作用的两个半旋回，对沉积物的改造和沉积作用具有一定的相似性，但由于其能量大小和水流的特征存在着差异，在规模上具有一定的差异，沉积构造呈现一定的递变性。根据大安寨段风暴沉积的沉积构造特征，认为一次完整的风暴流所产生的沉积构造在未受到后期改造的情况下，其理想纵向相序（图 5）可以分为以下几段：S0正常沉积段，岩性变化较大，不同的沉积环境对应着不同的岩性，如在深湖区域可能为暗色到黑色泥岩，浅湖区域更多是具有不等泥质含量的介壳灰岩；S1砾屑层段，底部与下伏正常沉积岩层呈突变接触，具有渠模、侵蚀面等底面构造，为风暴初期的最强能量的沉积物，介壳碎片经过短距离或则为原地堆积的而形成；S2粒序层理段，与下伏砾屑层段呈突变或者渐变接触，比砾屑层的能量稍低，介壳或者介壳碎片经过了一定距离的搬运；S3漂浮介屑段，与下伏层理呈突变接触，易于漂浮的薄而大的介壳由于水流变缓而发生沉积，呈漂浮状嵌入深湖泥岩中；S4波状层理段，水体能量进一步减弱，与下伏的漂浮介屑段层渐变或突变接触，常与泥页岩呈互层状；S5粉砂屑层段，水体能量变得极低，为风暴流的末端沉积，与下伏的波状层理段呈渐变接触，顶部常被风暴回流所改造，形成截切、波痕等顶面构造；S0正常沉积段，下部与粉砂屑层段呈突变接触，岩性的变化很大，主要由其所处的沉积环境决定。

图 5 川中大安寨段风暴沉积相序特征 Fig. 5 Storm depositional faciessequence characteristics of Daanzhai Member

图选项

完整的风暴流相序很难在实际资料中发现，往往只能够发现一种相序或者几种相的组合（图 6），这是因为风暴回流会对风暴初期的沉积进行改造外，后期的波浪或者潮汐也会对风暴沉积进行改造，除此之外，由于风暴流在不同水深的能量不同，导致不同水深的也不能发育整个完整的相序。也正是因为这个原因，在风暴沉积研究的初期，风暴沉积仅被定义为平均浪基面到风暴浪基面之间的风暴成因的沉积组合，后来随着在潮坪环境中丘状交错层理的发现，才将风暴沉积延伸到浅湖区域。在对大安寨段的沉积微相研究的基础上，分析各个微相的发育的风暴沉积特征后，总结出各微相内典型的风暴沉积的相序结构（图 7）。

图 6 风暴沉积发育段露头和单井剖面示意图 Fig. 6 Sketches of parts of wells and outcrop which is rich of storm deposition

图选项

图 7 川中大安寨段风暴沉积的沉积模式 Fig. 7 The storm depositional model of Daanzhai Member in the central Sichuan Basin

图选项

滨浅湖：滨浅湖的水体很浅，风暴流在在此的能量已经变得很小了，其对底部原始沉积侵蚀的能力已经很弱，且水流携带的沉积物主要为一些粉砂级的介壳碎片或细粉砂级的碎屑颗粒，在滨浅湖由于水流变缓而发生沉积，主要形成的是粉砂屑层理，在中台山、蓬莱、潼南一带可能比较发育。粉砂屑层的顶底均与下伏的滨浅湖泥岩在突变接触（图 3h、图 6a），顶面可能由于风暴回流的改造作用而发育一些截切或波痕构造。

滩后：图 6b所示的黄色泥岩薄层之下的颗粒灰岩段，在上部介壳灰岩中发育条带状的薄的介壳密集段，均为滩后微相的风暴成因。滩后在平均湖平面以下，风暴浪的能量较大，但湖水较浅，湖水搬运能力较低，不发育漂浮介屑段，在风暴浪初始期沉积的主要有粒序层理、波状层理和粉砂屑层，但由于风暴回流的侵蚀作用和后期波浪的改造作用，使得波状层理和粉砂屑层常受到一定程度的改造，仅保存粒序层理，可能发育一些截切构造，蓬莱和磨溪的部分地区比较发育。

滩核：滩核处在能量最强的浅湖区域，是风暴发生的核心区域，由于水体也相对较深，风暴浪的破碎和搬运能力较强。在风暴的鼎盛时期，风暴中心处的介壳或者未固结或者半固结的沉积物被破碎，由于碎片较大不易于搬运，在近风暴源的地方发生沉积，形成砾屑层，随着风暴的减弱，发育粒序层理和平行层理等，由于后期风暴回流的改造，低流态的沉积地层容易遭到改造很难得到保存，仅在一些湖浪较弱的地方可能发育平行层理段和粒序层理段，大部分湖浪较强的地区只有砾屑段，八角场、金华一带比较发育。由于砾屑段与正常沉积一样主要为一些介壳碎片，并且砾屑段的具有密度流特征的泥质在后期遭受正常波浪的反复淘洗，而变得与正常的由介壳碎片组成的滩核沉积难以区分，故在滩核部分很难发现风暴沉积，如图 6c滩核微相介壳发育段岩性特征未发生明显的变化。

滩前：滩前的湖水能量相对滩核要弱，风暴沉积常上覆于泥岩或下伏于泥岩（图 6d），风暴的强度与滩后微相大致相当，但滩前的水体较深，其搬运能力和侵蚀能力较滩后稍大，在风暴发育期主要沉积有粒序层理和少许的漂浮介屑段，但是由于后期风暴回流在滩前微相的能量也相对较大，对风暴期发育期的沉积改造较为明显，导致漂浮介屑段不太发育，仅发育一些粒序层理，在公山庙、龙岗、营山一带的滩前微相比较发育比较发育。由于滩前微相主要发育泥晶介壳灰岩、含泥质介壳灰岩和泥质介壳灰岩，在岩性特征上与风暴沉积的岩性特征较为相似，但风暴沉积的泥质成分的颜色较浅，以及可能发育底面构造是识别风暴沉积的标志。

半深湖：半深湖是风暴保存最好的微相，其岩性特征为暗色泥岩中发育灰岩条带（图 6e），同生变形构造也较为发育。在晴天浪基面以下，发育低能风暴沉积，水体相对较为安静，风暴沉积在后期不容易遭到侵蚀，容易得到保存，发育三种相序类型：漂浮状介屑层、波状纹层互层、粉砂屑层，主要发育在公山庙、莲池、营山一带。① 漂浮状介屑段：主要发育在晴天浪基面附近，由于流速的降低，悬浮搬运的薄壳碎片或介壳在此沉淀，形成漂浮状，后期的风暴回流在半深湖的能量已经很小，可能无法对其进行改造，因而容易得到保存。② 波状纹层：此时的波浪能量已经较低了，携带的沉积物主要为细粒沉积物，由于泥岩易于遭到改造，而形成一些波状层理，多期的风暴使得半深湖区域内发育波状层理的互层。③ 粉砂屑层：为风暴流能量最低的沉积物，此时的风暴流已经难以对底部沉积物进行改造，与下部泥岩呈突变接触，向上逐渐过渡为正常的沉积。顶部构造主要有波痕和截切的，主要在粉砂屑层。

风暴沉积的研究对沉积机理的研究、盆地分析、地层对比等研究有较为重要的意义，已被很多沉积研究者所重视^{[11, 28, 29, 32, 33]}，对油气的作用也逐渐为人们所认识^{[10, 27]}，风暴沉积对于大安寨段的古环境分析和对大安寨段的致密油储层的研究具有较为重要的意义。风暴沉积可以加深对大安寨段沉积环境和沉积机制的认识，有助于进一步提高对大安寨段的沉积模式的认识。

波浪的能量对大安寨段的介壳灰岩沉积的重要作用很早就被认识，对大安寨段的沉积微相划分时就被划分为高能滩和低能滩；波浪的能量对大安寨段沉积的影响机理却未做过深入的讨论，通过分析风暴沉积在各微相的发育特征和保存特征进行分析，可以进一步认识波浪对介壳灰岩灰岩沉积的控制作用，对预测大安寨段各类介壳灰岩的分布具有较好的指导作用。风暴沉积的研究使滨浅湖紫红色泥岩中的粉砂级方解石颗粒的成因问题得到了解决，使得半深湖相介壳灰岩的沉积机制更加明确，为深湖相可能发育致密油储层的提供了理论依据。

风暴作用使得深水区也可能发育一定的介壳灰岩，风暴沉积在深水区域的保存相对较为容易，在晴天浪基面附近以及晴天浪基面到风暴浪基面之间的半深湖区域可能发育介壳灰岩和灰岩透镜体，并且能够得到较好的保存。这类深水区的灰岩的上覆和下伏地层均为泥质含量较高的岩石，泥质可以阻碍成岩流体的流动，在一定程度上可以阻碍重结晶作用的发生，在一定程度上增加了储层的储集性。风暴沉积具有快速沉积的特征，往往具有一定的密度流的特征，具有一定的泥质含量，通过对大安寨段的储层研究发现，泥质可以在一定程度上增加储层的孔隙度，具有一定规模的风暴沉积可以发育良好的储层。对大安寨段的风暴发育的体系域进行统计发现，主要发育在水位较高的湖侵中晚期和高位体系域内，湖侵中晚期和高位期的半深湖相泥页岩的有机质相对含量较高，生烃能力较强，发育于泥页岩中的风暴成因的介壳灰岩具有良好的烃源岩和致密油成藏条件；风暴成因的介壳灰岩或者粉砂屑灰岩与泥岩呈频繁的互层，也具有一定的致密油勘探价值。

（1）大安寨段风暴沉积丘状交错层理不发育，对风暴沉积的判识主要通过顶底面构造和沉积构造来进行判识。

（2）大安寨段的风暴沉积相序具有其特有特征，研究认为大安寨段理想的风暴沉积相序包括：砾屑层、粒序层理、波状层理、漂浮介屑段和粉砂屑层；发育的顶底面构造有：渠模、侵蚀面、截切和波痕，其中渠模和截切是识别风暴沉积的两种典型构造。

（3）由于风暴流的能量和保存条件差异使得大安寨段不同的沉积微相内风暴沉积的相序结构不同，在能量较高的滩前、滩核、滩后主要以粒序层为主，滨浅湖主要以粉砂屑层理为主，半深湖发育漂浮状介屑层、波状层理、粉砂屑层理，滩核的风暴沉积受后期的改造而变得与滩核不易区分，半深湖相的风暴沉积保存较好。

（4）风暴沉积有助于深化对大安寨段的沉积机理的认识，其中滩前到半深湖的风暴成因的灰岩的孔隙度相对较好，并且具有较好的烃源和保存条件，是致密油勘探的有利区域。