黔南罗甸沫阳中二叠世茅口组风暴岩沉积特征及地质意义①

薛武强 李 波 颜佳新 申欢欢

(1.中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室 武汉 430074;2.中国地质大学地球科学学院 武汉 430074;3.中国地质大学经济管理学院 武汉 430074;4.中国地震局地质研究所 北京 100081)

风暴岩是一种常见的沉积地质记录，承载着许多地质历史时期的重要信息。因此，自20世纪70年代Kelling和 Mullin［1］提出“tempestite”一词以来，风暴岩的研究得以迅速发展，并涌现出大量研究成果，主要涉及风暴岩的定义［2］、沉积特征与沉积构造［3～16］、沉积序列［17～24］、沉积模式［21，25～30］及研究意义［17～19，31～36］等方面。这些研究成果极大地深化了对风暴沉积的认识，为古环境分析、古气候与古地理环境重建、地层对比提供了重要的依据。华南地区二叠纪位于低纬度地区，在该区浅水海相地层中也有相应的风暴沉积报道［15，37］。本次研究发现，在贵州南部罗甸沫阳地区中二叠世地层内发育一套以生物介壳灰岩为主的风暴沉积，以往并没有给予重视和深入研究。而且与本区寒武纪、三叠纪碳酸盐风暴岩和已经报道的二叠纪碳酸盐岩风暴岩特征相比，沫阳地区二叠纪的风暴岩砾屑较少，生物介壳破碎严重，粒序性不明显。通过对其沉积特征、沉积类型及沉积序列进行详细研究，结果表明，风暴岩沉积序列的保存特征与其沉积环境背景密切相关，可为深入认识扬子碳酸盐台地南部边缘沉积演化提供参考依据。

1 地质背景

黔南地区在构造古地理上位于扬子板块西南部滇黔桂盆地。二叠纪期间大部分地区位于陆架坡折以上的陆棚区，以碳酸盐台地沉积环境为主［38］。该区在二叠纪明显存在着一条大致沿兴义—册亨—紫云—罗甸北—河池一线延伸的条带状生物礁分布带［38～42］，构成陆架碳酸盐台地的边缘。该带北侧是广布的浅水碳酸盐台地，南侧依次是碳酸盐台地前斜坡带、深水盆地区［39～42］(图1)。研究区位于贵州南部罗甸县沫阳镇与老沫阳之间的柏油公路旁，距沫阳镇约1 km处。二叠系地层沿沫阳河两岸出露，露头清晰连续。二叠纪期间，该区整体属于扬子碳酸盐台地南缘斜坡带，经历了斜坡—陆棚—碳酸盐台地前斜坡—碳酸盐台地边缘的相序演化［43～48］。沫阳剖面正好处于碳酸盐台地与盆地之间的过渡地带［37］，而此带中的台前斜坡和陆棚环境正是风暴沉积保存的理想场所。

图1 贵州南部中二叠世岩相古地理概图及剖面位置图(据焦大庆等，2003修改)Fig.1 The outline map of paleogeography of Middle Permian in Southern Guizhou and position of stratigraphical section(modified from Jiao，et al.，2003)

沫阳剖面中二叠世栖霞组厚103.5 m。下部由灰黑色中薄层灰泥岩和薄层硅质岩组成，以薄层硅质岩为主，硅质岩层面平整，水平纹层发育，生屑含量少，为海绵骨针和放射虫。这些特征表明此段沉积环境是深水盆地。上部灰岩增多，为灰黑色中—厚层灰泥岩—粒泥岩，夹薄层硅质岩，生屑为有孔虫、介形虫、海百合茎和薄壳双壳类，顶部发育重力流沉积［49］。本段沉积环境应为斜坡环境。由此可见，栖霞组的沉积环境为一向上变浅层序。

茅口组厚410 m，自下而上可以分为四段:第一段(H20—H60)厚232.9 m，为灰黑色中薄—中厚层灰泥岩—粒泥岩，夹有薄层硅质岩、硅质条带或硅质结核，中部与薄层硅质岩互层。生物碎屑丰富，含量以5%～30%为主，最高达45%，主要为钙藻、钙球、棘皮、有孔虫、、介形虫、苔藓虫、海绵骨针，还有少量的腕足碎片、腹足、双壳类、三叶虫等。本段沉积环境为陆棚上部。第二段(H61—H78)厚99.6 m，为深灰色—黑色中厚层灰泥岩与薄层硅质岩互层或夹薄层硅质岩、硅质条带或硅质结核。本段薄层硅质岩发育。下部生物碎屑含量高，以10%～20%为主，上部含量低，＜5%，主要为有孔虫、介形虫、海绵骨针，还有少量棘皮、钙球、腕足碎片等。本段沉积环境为陆棚下部。第三段(H79)厚8 m，为灰黑色厚层块状灰泥岩—泥粒岩。生物碎屑丰富，由底部向顶部增多，含量达30%。下部主要为钙球、有孔虫、、介形虫、海绵骨针、棘皮、苔藓虫、腕足碎片等，上部主要以藻类为主，底部含有礁角砾。本段沉积环境为礁前斜坡;第四段(H80—H84)厚69.5 m，主要由礁灰岩、含藻类的颗粒岩、泥粒岩等组成。造礁生物主要为海绵，与其共生的棘皮类、腕足类。其它生屑灰岩中的生屑主要为管壳藻、非有孔虫、棘皮类、腕足类、红藻、绿藻、介形虫等。本段沉积环境为台地边缘礁。

沫阳剖面中二叠世自下而上沉积环境经历了深水盆地—斜坡—陆棚上部—陆棚下部—礁前斜坡—台地边缘礁的变化，为一向上变浅层序。其中茅口组整体以陆棚沉积为主，风暴岩主要出露于茅口组第一段，具体发育在 30、31、37、39 等层(图2)。

2 风暴岩沉积特征

由风暴引起的风暴流是一种高能量的流体，其作用于海底会重新改造海底的沉积物，从而形成一些特殊的沉积构造。本区的风暴沉积构造比较丰富，主要有渠铸型构造、截切构造、波痕层理、递变层理、块状层理等。

2.1 底面侵蚀构造

底面侵蚀构造是由强劲的风暴流及其触发的重力流对海底沉积物进行掏蚀、冲刷而形成的各种侵蚀充填构造，是识别风暴流沉积最特征和最重要的标志之一［50］，可揭示风暴作用的强度。研究区风暴岩的侵蚀构造主要包括冲刷面、渠铸型构造、袋状构造及截切构造。侵蚀面上覆地层与下伏岩石在颗粒粒度、岩性、生物特征等方面截然不同，呈现出突变接触现象(图3A，B，C，D，E)。冲刷面清晰可见，呈近平直或波状形态，一般波状起伏幅度不大，最大幅度为1.6 cm。其中在30层中可见上覆地层切割下伏硅质结核，形成截切构造(图3E)，并可见一袋状构造(图3E)。冲刷渠是风暴涡流或风暴流在介壳层底部形成的具较陡壁的沟渠，通常在上覆岩层底面形成渠铸型构造(图3A)。

2.2 放射状组构

放射状组构是风暴涡流形成的特有的沉积物构造，表现为竹叶状砾屑呈菊花状、倒小字型排列。在研究区主要表现为介壳或生物碎屑呈直立状(图3A)、放射状(图3B，圆圈处)或倒小字状排列(图3E)，这些构造反映了水流具有旋转和向上推举力的特点。

2.3 粒序层理和块状层理

粒序层理是风暴作用衰减时，密度流开始分异，悬浮颗粒按重力与剪切力的大小不同而形成正粒序或逆粒序。另外，风暴也可触发海底沉积物形成密度流，当密度流流速减小时，密度流中的颗粒迅速下沉，产生粗尾的递变层理。块状层理是风暴衰减期，细粒悬浮物快速堆积而形成的。粒序层主要发育沫阳剖面的37层，块状层理主要发育在30、31层。

2.4 波痕层理

波痕是波浪活动最常见的鉴别标志，也是区分风暴岩与浊积岩的重要标志［36，51，52］。在风暴作用衰减的最后阶段，当风暴流的能量与波浪的能量相当时，会形成波痕层理。研究区的波痕纹层位于风暴岩的顶部，规模小且不规则，波状层系厚度变化较大，为1.3～4 cm，波长为 6.6 cm 左右，波高为0.22～0.45 cm(图3A)。

3 风暴沉积序列及沉积环境

风暴沉积序列是在一次风暴事件引发的风暴沉积作用过程中，由于各阶段的水动力条件不同而塑造的不同沉积单元的规律组合［17］。它能较好的反映风暴强度、持续时间、作用过程与水深。本区的风暴沉积序列主要由侵蚀底面A和B、C、D、E等四种沉积单元构成:A.侵蚀底面，代表风暴流及其触发的重力流对海底沉积物的作用;B.介壳灰岩层，代表风暴浪、风暴涡流沉积;C.粒序层，代表风暴衰减期重力分异沉积或风暴浊流沉积;D.块状层，代表风暴快速悬浮沉积;E.波痕层理段，代表风暴衰减后期沉积。它们在地层剖面中组合成以下4种沉积序列(图4)。

(1)序列1 由侵蚀底面、介壳灰岩层和波痕层理段组成，包括侵蚀底面A和B、E等两个沉积单元，分布在30、31 层，厚度7.4～13 cm，其中介壳层厚6.5～9.3 cm。该序列具体有以下主要特征:①在露头上厚度较稳定，只是在两侧逐渐尖灭，整体上呈透镜状;②底部为不规则的波状侵蚀面，可见渠筑型构造、袋状构造，特别见一下伏硅质结核截切构造(图3E)。顶面不规则，具有明显波浪作用的痕迹;③介壳灰岩中可见介壳或生物碎屑呈高角度倾斜状、直立状、放射状或倒小字状排列;④介壳灰岩中壳体无定向性，凸面向上、向下、倾斜、直立的均有，但凸面向上的所占比重最大，其次为凸面向下者;⑤介壳灰岩底部有不规则的内碎屑，镜下鉴定为灰泥岩(图5C)，与下伏岩石相似，推测其为风暴撕裂、破碎后的再沉积物;⑥生物主要为双壳类、类、藻类，可见少量腕足类、腹足类和海百合，无深水生物。生物碎屑破碎严重，双壳类几乎无铰合构造，整个薄片只见两个铰合构造(图5E);⑦波痕层理段覆于介壳灰岩上，顶面呈波形与上覆岩层(背景沉积)过渡。该序列代表风暴涡流和风暴浪作用形成的沉积序列。

风暴沉积序列1由侵蚀底面、介壳层和波痕层理段组成，缺失了一个完整风暴沉积序列的其它沉积单元，但其典型的底面侵蚀构造、截切构造、放射状构造、袋状构造，以及介壳层的沉积特征，均反映了当时水体能量高，风暴涡流和风暴浪的作用均很强，使底部沉积物被掀起、冲刷与掏洗，细粒物质被带走，生物介壳被富集。推测其沉积环境应为风暴浪基面与正常浪基面之间，靠近正常浪基面一侧的沉积环境。

(2)序列2 由侵蚀底面、介壳灰岩层、块状层和波痕层理段组成，包括侵蚀底面A和B、D、E等3个沉积单元，分布在30、31层，厚度为30 cm左右，其中介壳灰岩层厚为7～9 cm。该序列具体有以下主要特征:①介壳灰岩在露头上厚度不稳定，且向两侧变薄;②底部为不规则的波状侵蚀面，波长8～15 cm，波高0.5～1 cm，底部见生物碎屑呈放射状排列;③介壳层中可见介壳呈高角度倾斜状、壳体凸面向上者居多，且壳体破碎较严重，双壳类部分可见铰合构造(图5B);④介壳层中有极不规则的内碎屑，棱角十分明显，有的可见撕裂状，大小比较悬殊，底部可见一个0.8 cm×7 cm内碎屑(图3C)，近平行底面沉积，推测应为风暴撕裂、破碎后的再沉积物;⑤生物主要为双壳类、类和藻类为主，可见少量腕足类、腹足类和海百合，无深水生物;⑥介壳层与下伏岩体呈突变接触(图5A)，与上覆块状层呈自然过渡，逐渐消失在上覆岩体(图5F);⑦块状层单元上覆波痕层理段，波长约10 cm，波高0.2～0.5 cm。该序列代表风暴涡流、风暴衰减后的快速沉积和风暴衰减后期余浪形成的沉积序列。

风暴沉积序列2相对保存较好。介壳层下部有被风暴撕裂、破碎后的砾级再沉积物，反映当时风暴作用很强。介壳层中具粒序性(图5D)，与块状层一起应为风暴高峰期过后的快速堆积物。推测其沉积环境应为风暴浪基面与正常浪基面之间，但深度比序列1深些。

(3)序列3 由侵蚀底面A和介壳灰岩层B组成，分布在31、39层，厚度一般为几个厘米。本序列可进一步分为2个亚序列。序列3-1分布在39层，厚度1 cm左右。虽然厚度薄，但向两侧延伸比较长且较稳定。底部有微波状冲刷面。介壳主要为双壳和腕足，壳体具定向性，平行底面，凸面向上向下的均有，壳体破碎程度中等，粒序性不强。序列3-2分布在31、39层，厚度4.5～4.6 cm。介壳灰岩中壳体少，保存较完好，可见较完整的介壳，壳体基本具定向性，绝大多数平行底面，凸面向上向下的均有，个别具有小角度倾斜状。底部具波状冲刷面。该序列代表风暴衰减后的弱悬浮沉积序列。

风暴沉积序列3根据介壳灰岩中介壳含量的多少，分为两种亚序列。该序列厚度均很薄，均具有底部侵蚀构造，壳体具有定向性，弱粒序性，具有风暴悬浮沉积的特征，推测其沉积环境应位于靠近风暴浪基面附近的沉积环境。序列3-1应比3-2的水深更浅些。

(4)序列4 由侵蚀底面A和粒序层段C组成，主要分布在37层，厚度一般为几个厘米，露头上可见3.5～6.7 cm。本序列风暴岩的厚度不均，在空间的展布上同一层厚度略有变化，但总体来说比较稳定，且向两侧延伸也长。风暴岩下伏冲刷面，多为微波状或近直线形，表现为岩性的突变接触，这表明当时水体能量较弱，对底部的沉积物侵蚀作用较小。生物碎屑破碎，不见成形的介壳，但呈明显的正粒序。该序列代表风暴浊流形成的沉积序列。其应为风暴引起的浊流沉积，反映其沉积环境应位于风暴浪基面以下的陆棚沉积环境。

图6 贵州罗甸沫阳剖面中二叠世茅口组风暴岩沉积序列的分布Fig.6 The distribution of tempestite succession of Maokou Formation of the Middle Permian in Moyang Section of Luodian，Guizhou

总之，沫阳剖面茅口组中的风暴沉积序列均不完整，共识别出4种，分别代表不同深度的风暴沉积(图6)，反映了不同的风暴沉积作用和风暴流的类型。其中序列1、序列2和序列3均发育于正常浪基面之下，风暴浪基面之上的内陆棚沉积环境，风暴强度大，为近源风暴岩，这也与Miller等［53］认为的风暴介壳岩最易保存的部位相符合。序列4发育于风暴浪基面之下的外陆棚沉积环境，为远源风暴岩。

与它区风暴沉积相比，本区近源风暴岩沉积序列中缺乏丘状交错层理，说明当时的沉积环境不利于丘状交错层理的发育或保存。影响因素可能是多方面的，不仅与风暴浪强度、作用时间等密切相关，而且可能与沉积物的粒度大小、海底地形的坡度也相关。从综合分析来看，本区丘状交错层理应该是保存问题，而不是发育问题，主要与风暴浪形成的水动力条件密切相关，应是在风暴衰退期受到风暴作用的改造而遭到破坏;二是风暴沉积序列中，介壳灰岩层发育，但破碎严重，壳体全部为生物碎屑，无完整介壳，明显没有黔北志留纪早期枝线贝类介壳层［54］中的介壳保存完整。但与四川龙门山区泥盆统正常浪基面之下，风暴浪基面附近向海一侧形成的介壳层［55］、三峡地区志留纪纱帽组中形成于正常浪基面—平均风暴波基面之间的砂质风暴岩(含介壳层单元)和形成于风暴浪基面向陆一侧的灰质风暴岩(含介壳层单元)［51］等特征相似，这从另一个侧面佐证了本区近源风暴岩的沉积环境。

4 结论及地质意义

风暴沉积是地质历史时期一种重要的事件沉积，其所形成的风暴岩可为古环境分析、古气候与古地理环境重建、地层对比提供重要的证据。

(1)在沫阳二叠纪茅口组剖面上，共识别出四种不同的风暴沉积序列，每种序列的底部侵蚀面A不尽相同，而且在同一层中同时存在几种不同的风暴沉积序列，如30层中同时发育第1、2沉积序列，31层中同时发育第1、2和4沉积序列，39层中同时发育第3、4沉积序列。根据背景沉积环境的特征分析，发育在同一层段中的不同沉积序列应发育于相似的沉积环境。造成上述差别的原因，是风暴登陆路径的不同，还是风暴流强度的不同［56］，仍值得进一步研究解决。

(2)本区风暴岩的识别与研究可以为扬子地台南缘二叠纪茅口组的演化提供依据。扬子地台南缘二叠纪茅口期频繁的风暴活动，支持前人的论断该区当时处于低纬度热带地区［57～59］。值得注意的是，华南地区浅水碳酸盐沉积分布广泛，但是风暴沉积的报道相对较少。从本剖面研究结果看，有可能是保存问题。比较台地内部一些陆棚环境，本区台地边缘外侧的浅海陆棚背景，可能也是风暴沉积频发的地区。这些都值得今后研究注意。

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