黔西北地区下奥陶统桐梓组风暴沉积特征及地质意义

苏小慧，姬国锋，2，孟臻

（1.成都理工大学地球科学学院，四川成都610059；2.成都理工大学沉积地质研究院，四川成都610059；3.成都理工大学外国语学院，四川成都610059）

油气地质

黔西北地区下奥陶统桐梓组风暴沉积特征及地质意义

苏小慧1，姬国锋1，2，孟臻3

（1.成都理工大学地球科学学院，四川成都610059；2.成都理工大学沉积地质研究院，四川成都610059；3.成都理工大学外国语学院，四川成都610059）

贵州桐梓红花园地区沉积有较为完整的奥陶统地层，在野外勘察时发现研究区在下奥陶统桐梓组时期发育有风暴岩。该套风暴沉积可见侵蚀底面构造、撕裂构造、菊花状、倒“小”字构造、平行层理构造等典型的风暴沉积构造，丘状层理不明显。通过对桐梓红花园地区风暴沉积的岩石特征、构造类型及沉积规模，并结合研究区的沉积背景进行综合分析得出该研究区风暴岩为潮坪风暴沉积，并进一步划分为2种沉积层序：层序Ⅰ位于风暴浪基面之上属于浅水近源沉积；层序Ⅱ位于风暴浪基面之下，为深水环境下风暴-浊流交替沉积。该套风暴岩具有重要的地质意义，指示出扬子板块在下奥陶统桐梓组时期位于古纬度为5°～20°的区域附近，为分析扬子板块的向北漂移提供了更为仔细、可靠的参考数据，并为该地区的古地理分析重建提供了参考，对于磷矿、煤、铝土、稀土等多金属矿床的发现具有重要指向作用。

风暴岩；下奥陶统；桐梓组；沉积序列；黔西北

风暴岩的概念是在20世纪70年代中后期由Kelling等[1]首次提出，随后Aigner[2]对风暴岩以及风暴沉积的定义加以补充概括，指出风暴沉积是风暴浪潮作用影响水底沉积物沉积的一种事件沉积作用。风暴岩的提出引起了众多国内外专家学者对风暴沉积的研究，也极大的深化了国内对风暴岩的认识和研究，推动了事件沉积学和地层学的研究进步。

在黔西北地区风暴岩的研究中，根据统计绝大部分学者仅对寒武统时期的多套风暴沉积形成的风暴岩进行深入研究，但是对该地区奥陶统时期风暴沉积的研究甚少，仅在邻区有着较少的文献涉及。尚未见对黔西北红花园地区早奥陶世时期的风暴岩的报道。

然而笔者有幸在野外考察时发现该套露头清晰，层序完整，具有典型风暴沉积构造，诸如侵蚀底面构造、撕裂构造、平行层理构造等风暴沉积标志。该套风暴岩的发现，不仅丰富了黔西北地区奥陶统时期风暴岩的研究状况，而且对该地区古气候恢复、古地理重建有着重要的指导意义。

1 地质背景

研究区位于上扬子版块的东南缘，位于贵州省桐梓县城南7 km左右的红花园剖面，该剖面发育有较为完整的奥陶系地层。奥陶系地层与上下地层整合接触，由浅海相碳酸盐岩和碎屑岩组成，生物化石丰富多彩。下奥陶统由浅海相白云岩、石灰岩、砂岩、页岩等组成，自下而上分为桐梓组、红花园组、湄潭组三个组，厚度为270 m～440 m。所含生物化石，早期以三叶虫为主，中期以头足类、海绵为主，晚期以笔石类为主。

在研究区桐梓组厚度约为105 m左右[3]，可以分为上、中、下三段：上段和下段主要为灰绿色页岩和粉砂之页岩，加薄层石灰岩及生物碎屑石灰岩，中部主要由浅灰色、灰黑色中厚层状夹薄层微至细晶白云石和生物碎屑石灰岩夹页岩组成，偶见砾屑、鲕粒、豆粒白云岩，常含燧石团块。生物化石主要有三叶虫、牙形石、腕足类、腹足类、笔石和双壳类等。并与下部上寒武统娄山关组发育的灰色中厚层状白云岩呈整合接触。

此次野外发现的风暴岩主要发育在下奥陶统桐梓组下部的4～6层（见图1），在桐梓组第6层中可见含有大量同生砾石的生物碎屑灰岩与灰色薄层状泥质砂质灰岩互层；在第5层主要发育中厚层状生物碎屑灰岩，在5层的上部发育有厚度在2 m左右的灰黑色泥质粉砂质灰岩，含有部分生物碎屑，5层的中部可见生物碎屑灰岩夹竹叶状灰岩透镜体，竹叶状灰岩为典型的风暴沉积产物，该部分生物碎屑含量丰富，可见介壳类、海百合化石碎片；在4层上部发育有约90 cm的生屑灰岩，生屑灰岩之下为同生砾石层，显示出生屑灰岩成因与风暴有一定关系。桐梓组下部发育的生物碎屑灰岩、同生砾石层、竹叶状灰岩等，代表着水体较浅的浅海沉积物。三者在纵向上交互出现，反映了研究区在桐梓时期海水受风暴作用影响，深浅频繁变化，沉积环境动荡的特点。

图1 黔西北红花园地区桐梓组下部沉积-层序综合柱状图Fig.1 Comprehensive column of lower part of Tongzi formation in Honghuayuan northwest Guizhou

2 风暴沉积特征

通过对红花园剖面野外露头的勘察和室内薄片的鉴定分析，风暴岩主要在桐梓组底部的4～6层发育。在该套风暴岩中可见：清晰的侵蚀底面构造、撕裂构造、竹叶状灰岩中的菊花状、倒“小”字构造以及平行层理等典型的风暴成因构造。

2.1 侵蚀底面构造

侵蚀底面构造指示风暴的起始和高峰阶段，是鉴定风暴的典型标志之一，侵蚀底面是高速流动的风暴浪潮对沉积底面进行侵蚀、改造而形成明显的冲刷面，并与下伏地层形成突变接触。侵蚀面的凹凸程度反映出风暴作用强度的大小，一般分为两种类型，一种是高强度的侵蚀作用形成的渠模构造，另一种是波状侵蚀面构造，是低能风暴较弱侵蚀而形成的。在该套风暴岩底部有明显的波状侵蚀面发育（见图2-A），并且起伏幅度较小，波长较长，波峰与波谷都比较平缓，反映了风暴起始时期风暴作用强度较小。

2.2 撕裂构造

该套风暴岩侵蚀底面构造之上发育有很清楚的风暴撕裂构造，撕裂构造是在风暴作用过程中，风暴涡流浪潮撕裂未完全固结的岩层而形成的一种构造[4]。撕裂构造主要在粗粒砾屑滞留堆积层出现，与下伏岩层没有明显的界线。岩层表现为被撕裂的条带状（见图2-A），条带局部呈弯曲状、折断或完全分离，并且局部出现角砾化，但是沿裂缝仍可拼凑成一个层面的连续体。该研究区的撕裂构造可能形成于偏离风暴中心，但是风暴的强度仍然较高的区域。

2.3 砾屑的放射状、菊花状、倒“小”字状构造

在5层中部生物碎屑灰岩中部夹有一套竹叶状灰岩透镜体（见图2-B），砾屑在这套灰岩中呈颗粒支撑或者部分基质支撑，呈现出倒“小”字状（见图2-B）、放射状、菊花状构造排列，这是风暴涡流沉积的指向标志。砾屑以扁平状为主，大小不一，但砾径主要在1 cm～ 5 cm范围内，个别长度大于10 cm，砾屑表面一般没有氧化圈层，磨圆度不等，中等-差均等出现，说明砾屑未经过长距离的搬运，表现出原地风暴或者近源型风暴的特点[5]。砾屑主要是浅滩底部原始半固结的岩层被风暴涡流多方向的水流撕裂，经过风暴涡流的扰动、冲刷、破碎形成的风暴砾质沉积物在风暴涡流过后迅速沉积堆积起来形成的。

2.4 平行层理

平行层理是典型的风暴沉积纹层构造（见图2-C），在风暴回流的环境下，随着风暴强度减弱水体能量的逐渐降低，风暴浪潮携带的泥沙发生大量沉积而形成的。在红花园剖面中风暴形成的平行层理是在生屑凝块石泥晶灰岩中形成的（见图3-A）。在微观显微镜下观察时发现岩石组成的长型凝块石在沉积时有一定的定向性，可能显示出风暴浪潮底部在回流状态下的水流的流向。

2.5 生物组合特征

该研究区的生屑灰岩是风暴岩的类型之一，经过野外勘察和室内薄片鉴定，发现在风暴成因的生屑灰岩中，生物化石类型比较丰富，主要以丰富的浅水环境生物为主，多为海百合、双壳、三叶虫化石。由于风暴浪潮的强烈扰动，大型生物化石都被破碎，种属辨别较为困难。在观察生屑灰岩薄片时发现有大量的介壳类（见图3-B）及海百合（见图3-C），介壳类较为完整，海百合茎秆都被风暴打碎，可以看到海百合茎的横截面和纵截面，排列比较混乱，大小不一。破碎的生物化石是风暴强烈扰动的又一鲜明证据。除了实体化石外还有一些特征的遗迹化石，遗迹化石在鉴别和解释风暴沉积时也起到了重要的作用。

图2 风暴沉积野外特征Fig.2 Field characteristics of storm deposits

图3 风暴显微现象照片Fig.3 Pictures of microphenomenon of storm deposits

3 风暴沉积序列

风暴的沉积序列与风暴作用过程有着密切的关系，前人AIlan（1982）把风暴从开始到结束划分为五个阶段：风暴前期、风暴增强期、风暴高峰期、风暴衰减期和风暴后期[7]。由于风暴事件的风暴强弱不同、发生的构造位置不同，发生的沉积作用迥异，所以风暴会形成不同的沉积序列结构。风暴的沉积序列是风暴各阶段沉积的重要记录标志，也是和其他沉积环境进行对比的重要特征。一次完整的风暴过程可以形成具有一次那个规律的垂向层序（见图4-A），一个理想的风暴层序自下而上分为：侵蚀底面、粗粒滞留层、粒序层、纹层段、泥岩段五部分，总体而言，风暴沉积层序表现为一个向上变细的正韵律[8]。

前人研究表明，风暴岩的剖面序列特征及横向展布是其主要的识别标志，而某些沉积构造只能作为辅助识别标志。通过对红花园剖面沉积构造类型、规模以及沉积背景的综合考虑，笔者将桐梓组下部的风暴岩划分为两个差别较为明显的风暴沉积序列类型。

3.1 层序Ⅰ

该类型的风暴在该剖面最为发育，沉积序列的厚度在4 m左右，以侵蚀底面构造开始，其上有粗粒滞留堆积层（A段）、生物介壳灰岩层（B段）、叠层藻灰岩层（C段）、平行层理纹层段（D段）、灰黑色泥质粉砂质灰岩段（E段）为特征（见图4-B）。该层序与前人确定的理想风暴序列较为相似。

其中，A段底砾滞留堆积层厚度在50 cm左右，砾屑分布没有规律，砾屑多数呈灰色，没有氧化圈层，并且可见到撕裂构造，砾屑间充填有大量的灰泥，总体属于原地或近源沉积范畴，并且底部的侵刷面呈缓波状。B段生物介壳层（见图3-D），介壳经过风暴作用筛选出来的遗留产物，并且介壳层常具有优选方位，多数呈凸面向上平行排列，沉积厚度累积约为1.2 m。C段叠层藻灰岩段，叠层藻多数呈现穹隆状、波状，都是经受风暴作用而形成的，并且叠层藻灰岩上部经常会被下一期风暴所侵蚀。D段平行层理段，为灰色泥质粉砂质灰岩（见图2-D），厚度在2 m～2.3 m，局部砂屑含量较高，最高可达10%～15%。

从上述风暴沉积序列可以看出，该套风暴岩发育在浅水的潮上带或者潮间低能带的白云质灰坪，原始沉积物经风暴强烈的扰动形成条带状灰岩砾屑，经过风暴近距离搬运之后，在重力作用之下，迅速沉积下来，形成了粗粒滞留沉积层。当风暴强度减弱或者停歇时，风暴浪潮所携带的大量的细粒沉积物形成了厚度较大并且发育有平行层理的灰黑色泥质粉砂质灰岩。因此该套风暴岩的沉积位置应该处于水体深度较浅的潮间-潮上低能环境附近。

3.2 层序Ⅱ

该类风暴沉积序列以粒序段、泥质砂质灰岩段互层沉积为特征（见图2-F），粒序段沉积厚度在20 cm～ 25 cm，呈现出砾屑灰岩（见图2-E），砾屑大小不一，并且磨圆度不同，有的磨圆较好，有的存在明显菱角，底面冲刷面构造清晰。呈现缓波状，是深水环境下风暴涡流扰动而形成的产物。泥质砂质灰岩，单套厚度为20 cm～40 cm，是该类风暴沉积的主体，存在有明显水平层理，属于正常晴天背景或者风暴后期至停歇阶段，风暴作用较弱，重力作用起到主控作用，浪潮所携带的泥沙迅速沉积而形成薄层状灰岩。该类风暴沉积属于深水环境下风暴扰动沉积与重力流沉积交替出现的一种沉积序列（见图4-C）。

图4 风暴沉积的理想序列A及红花园剖面风暴沉积序列B、CFig.4 Optimal storm sedimentary sequence A and storm sedimentary sequence B、C of Honghuayuan section

4 风暴沉积的地质意义

4.1 古纬度、古板块演化意义

风暴作为一种常见的热带海洋气旋，多在南北纬5°～20°的海洋面上发生，影响范围波及到南北纬35°～ 40°，风暴岩的频繁出现是低纬度热带气候的标志之一[10，11]。根据最新的古地磁资料，在早古生代期间扬子板块徘徊于赤道附近，从寒武纪开始扬子板块就向北低纬度漂移，在奥陶纪，扬子板块处于6.5°～7.3°S附近[12，13]，随后扬子板块继续向北漂移，继续处于热带飓风区。通过研究区风暴的规模，推测当时风暴强度强弱，可以佐证早奥陶世桐梓组沉积时期扬子板块位于低纬度赤道附近飓风带控制地区，这与古地磁的研究结论相一致。风暴岩的研究对古板块演化、古纬度恢复提供证据。

4.2 古地理、沉积学意义

基于前人对于风暴岩的研究认为风暴岩一般形成于正常浪击面到风暴浪基面的浅海环境。风暴沉积对于古地理环境的分析研究具有良好的指导意义，对于扬子板块的古地理环境划分研究时，扬子板块在震旦纪时开始发育碳酸盐台地，到中奥陶世早期消亡，有学者认为研究区域在下奥陶统时处于半开阔海台地相[14]。根据扬子板块漂移趋势及海平面变化趋势分析，在此时扬子板块正处于海侵时期，研究区域处于台地边缘浅水区域，正是风暴时常发生的浅海环境。风暴沉积还具有重要的沉积学意义，风暴作用带气候属于热带-亚热带气候，气候温暖，水体清洁，盐度正常，物产丰富。风暴浪潮的上升流对海水磷质进行筛选，使之富集成矿，扬子台地西缘磷矿的富集就是风暴作用的结果[15]。风暴对于铝土矿的形成具有一定的推进作用，风暴涡流对海底含铝的沉积物进行了搅动，使之与其他物质进行差异悬浮，在风暴强度衰减期时，物质按照一定顺序进行沉降形成条带状铝土矿床[16，17]。胡益成、苏华成等提出异地藏煤的概念，并详细论述了风暴流对原生泥炭物质的侵蚀、搬运、再沉积形成异地煤的过程[18，19]。有学者对风暴岩的孔隙度进行了测试，发现风暴岩原生孔隙发育是有利的油气储集层位[20]，对于风暴岩大范围发育层位可以作为下一步油气勘探的重点，对油气勘探提供了有利指示。

5 结论

（1）贵州桐梓红花园地区发育有一套风暴沉积，主要可见侵蚀底面构造、撕裂构造、菊花状、倒“小”字构造、平行层理构造等风暴沉积特征，该风暴沉积是在该地区的首次发现，完善了早奥陶世时期黔西北地区的沉积类型。

（2）研究区内发育有2种类型的风暴沉积序列，层序Ⅰ位于风暴浪基面之上属于浅水近源沉积；层序Ⅱ位于风暴浪基面之下，为深水环境下风暴-浊流交替沉积。

（3）该套风暴岩确定了扬子板块在下奥陶统桐梓组时期位于古纬度为5°～20°的区域附近，为分析扬子板块的向北漂移提供了更为仔细、可靠的参考数据，并为该地区的古地理分析重建提供了证据。研究区域风暴岩发育，海水物产丰富，对于磷矿、煤、铝土、稀土等多金属矿床富集具有重要作用。

［1］Kelling G，Mullin P.Graded limestones and limestone quartzite cou-plets，possible storm-sediments from the Pleistocene of Massachusetts［J］.Petrology，1975，38：971-984.

［2］Aigner T.Schill-temlpestite in Oberen Muschelkalk（Trias，SWDeutschland）［J］.NeuesJahrhuchfurGeologieand Palontolo-gie-Ahhandlungen，1979，156：285-304.

［3］赵莹莹，张园园，倪超，等.黔西北桐梓水坝塘下奥陶统桐梓组碳酸盐岩微相［J］.微体古生物学报，2014，30（4）：429－439.

［4］马瑞申，张良，杜远生，等.豫北地区寒武系风暴岩沉积特征及其地质意义［J］.地质科技情报，2011，30（4）：15－20.

［5］于玉帅，赵灿，戴平云，等.贵州万山汞矿田熬溪组风暴沉积作用特征及地质意义［J］.地质科技情报，2014，33（2）：45－60.

［6］袁静.山东惠民凹陷古近系风暴岩沉积特征及沉积模式［J］.沉积学报，2006，24（1）：43－49.

［7］宋金民，杨迪，李朋威，等.中国碳酸盐风暴岩发育特征及其地质意义［J］.现代地质，2012，26（3）：589-600.

［8］白万备，利建厚，孙长彦，等.碳酸盐风暴沉积研究现状及进展［J］.河南理工大学学报（自然科学版），2011，30（4）：426－431.

［9］马志鑫，张万平，刘伟，等.黔东镇远地区早寒武世清虚洞组潮坪风暴沉积特征及古地理意义［J］.沉积学报，2012，30（5）：787－794.

［10］杜远生，周道华，龚淑云，等.甘肃靖远-景泰泥盆系湖相风暴岩及其古地理意义［J］.矿物岩石，2001，21（3）：69-73.

［11］杨宝忠，杨坤光，夏文臣.鄂东黄石地区中上寒武统风暴岩的发现及意义［J］.地质科技情报，2007，26（6）：33-36.

［12］刘育燕，杨巍然，森永速男，等.华北、秦岭及扬子陆块的若干古地磁研究结果［J］.地球科学-中国地质大学学报，1993，18（5）：635-642.

［13］吴汉宁，朱日祥，白立新，等.扬子地块显生宙古地磁视极移曲线及地块运动特征［J］.中国科学（D辑），1998，28（增刊）：69－78.

［14］梅冥相.贵州及邻区奥陶纪桐梓期岩相古地理特征［J］.贵州地质，1989，20（3）：217－226.

［15］刘宝珺，许效松，罗安屏，等.中国扬子地台西缘寒武纪风暴事件与磷矿沉积［J］.沉积学报，1987，5（3）：28－39.

［16］孟祥化，葛明，肖增起，等.华北石炭纪含铝建造沉积学研究［J］.地质学报，1987，（2）：52-55.

［17］曹志安.湖北张家泉铝土矿的地质特征及风暴作用在铝土矿形成过程中的影响［J］.地质找矿丛论，1991，6（2）：59-70.

［18］胡益成，苏华成.河南晚石炭世含煤地层中的风暴异地煤［J］.煤田地质与勘探，1992，20（3）：1-5.

［19］苏华成，李书舜，胡益成.一个识别古代风暴作用的新标志［J］.岩相古地理，1992，1（2）：1-5.

［20］宋金民，罗平，刘树根，等.塔里木盆地苏盖特布拉克地区下寒武统风暴岩及其地质意义［J］.地学前缘（中国地质大学（北京）），2014，21（6）：346-355.

Sedimentary characteristics and geological significance of the tempestite of lower ordovician in Tongzi formation，northwest Guizhou province

SU Xiaohui1，JI Guofeng1，2，MENG Zhen3
（1.College of Sedimentary Gology，Chengdu University of Technology，Chengdu Sichuan 610059，China；2.College of Earth Sciences，Chengdu University of Technology，Chengdu Sichuan 610059，China；3.College of Foreigen Languages，Chengdu University of Technology，Chengdu Sichuan 610059，China）

The storm deposits developed in Tongzi formation,Honghuayuan section,Guizhou province,remains the relatively complete ordovician strata.According to the results of fieldobservation,it can be known that there were lots of tempestites here because of tempestite deposits in Tongzi period.The storm deposits are characterized by warmkalks with typical tempestite characteristics.The typical storm sedimentary structures mainly include bottom erosional surface,banded tear-pull structure caused by storm and radiated structure appeared in wormkalks and so on,however,hummockey cross bedding is less significant. Based on the lithological chracteristics,types of sedimentary structures,size and assemblage features of storm deposits,combined with analysis of geological sedimentary background,the paper divides the sedimentary sequences of storm deposits into 2 types,deep-water distal sequence and shallow-water proximal sequence.It can be seen that storm deposits in Tongzi formation,Honghuayuan section,Guizhou province is characterized by shallow-water proximal sequence after a comprehensive analysis.Findings on tempestite in Tongzi formation, Honghuayuan section,Guizhou province is not only indicates that the study area of lower ordovician in Tongzi formation is supposed to be a low-latitude area besides equtor,but also is of great significance for paleenvironmental analysis and paleogeographic reconstruction of the study area of lower ordovician in Tongzi formation.

tempestite；lower ordovician；Tongzi formation；sedimentary sequence；northwest Guizhou province

TE121.32

A

1673-5285（2016）12-0105-07

10.3969/j.issn.1673-5285.2016.12.026

2016－11-08

国家自然科学基金项目“中国西南部地区晚三叠世卡尼期气候事件：成因、过程及研究意义”资助，项目编号：41272131。

苏小慧，女（1989-），硕士研究生，研究方向为沉积学（含古地理），邮箱：2320136020@qq.com。