四川盆地周缘灯影组风暴沉积特征及其地质意义

金 鑫 宋金民 刘树根,2 李智武 文 龙

孙 玮 1 罗 冰 4 张玺华 5 周 刚 5 彭瀚霖 5 丁 一 1

1.“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室·成都理工大学 2.西华大学 3.中国石油西南油气田公司川西北气矿4.中国石油西南油气田公司重庆气矿 5.中国石油西南油气田公司勘探开发研究院

0 引言

20世纪50年代末到60年代初，风暴沉积的研究开始兴起。在随后的10年中，其主要理论逐渐趋于完善。风暴沉积是由风暴流及其作用引发而形成的一系列沉积组合[1-4]，风暴沉积在沉积物的搬运和原生沉积构造的形成过程中发挥着重要的作用[5-6]。20世纪80年代，孟祥化等[7]和刘宝珺等[8]首先拉开了我国风暴沉积研究的序幕，并取得了诸多进展。我国先后在多个盆地发现风暴沉积，对其沉积构造与演化特征的研究取得了一系列成果[9]。风暴沉积作为事件性沉积，对古气候、古板块、岩相古地理等具有重要的指示作用[10-12]，并且可以作为区域地层对比的标志[13]。

随着四川盆地上震旦统灯影组油气勘探开发的深入，灯影组风暴沉积研究开始兴起。刘明博等[14]和赵灿等[15]分别对陕西宁强胡家坝地区和湖北宜昌峡东地区灯影组露头的风暴岩进行了研究，认为风暴岩指示了灯影期的气候转型，该时期构造相对活跃、海底地形复杂化是风暴沉积形成的原因之一。在经历南沱冰期之后，震旦纪的气候和环境发生剧烈变化，全球气候开始变暖，海水温度逐渐升高，同时罗迪尼亚超大陆开始裂解[16]。新元古代，全球处于构造和环境的重大转换期，晚震旦世灯影期，上扬子地区构造趋于稳定，为碳酸盐岩台地沉积，四川盆地大部分地区主要为局限台地沉积，发育台内丘滩、大陆边缘丘滩及裂陷边缘丘滩[17]。目前，从已发表的灯影组风暴岩文献来看[14-15]，国内对灯影组风暴沉积的研究还较少，对其关注程度不够，尚缺乏系统性认识。

为此，笔者基于对四川盆地周缘紫阳麻柳、宁强高家山、绵竹清平、峨边先锋等剖面的详测和镜下鉴定，研究了灯影组风暴沉积特征，揭示了风暴沉积序列和沉积模式，为扬子板块风暴沉积研究提供了补充。这对于四川盆地震旦纪沉积环境、古海洋条件、古纬度和岩相古地理等研究，具有重要的约束意义。

1 地质概况

四川盆地是我国南方最大的含油气盆地，是典型的叠合型盆地[18-20]。前人将四川盆地现今构造划分为6个单元，包括川南低陡褶皱带、川东高陡褶皱带、川西南低陡褶皱带、川中平缓褶皱带、川北低平褶皱带、川西坳陷带（图1）[21-24]。

图1 研究区位置图及地层柱状图

扬子板块在震旦纪—早寒武世期间长期位于冈瓦纳大陆北侧[26-27]，其构造—沉积演化受大陆裂解—聚合旋回的影响，表现为明显的升降活动，且具有克拉通内部相对稳定、边缘相对活动的特点。灯影组沉积期，全球气候开始转暖，主要发育灯影组碳酸盐岩台地沉积[28-29]，但台地内部水体较浅，为局限台地沉积，发育潟湖和台内微生物丘滩微相。根据灯影组的微生物丰度、岩性及结构特征，将其自下而上划分为4段[30-34]：灯一段以泥晶石灰岩、泥晶白云岩、含灰白云岩为主，见少量泥质白云岩；灯二段以纹层白云岩、凝块白云岩为主，见少量硅质白云岩，具有“葡萄花边构造”；灯三段以碎屑岩为主，见少量泥质白云岩；灯四段以硅质白云岩为主，见少量微生物白云岩，受火山活动携带而来的地壳深部物质影响，硅质较发育[35-36]，水体较灯二段时期深。

2 风暴沉积构造

风暴沉积构造通常是由在风暴作用下产生的风暴流对已沉积的异地或原地沉积物进行改造而产生的沉积构造[37]。通过对四川盆地紫阳麻柳剖面（灯三段）、宁强高家山剖面（灯三段、灯四段）、绵竹清平剖面（灯四段）和峨边先锋剖面（灯二段）的详测和镜下薄片观察，在四川盆地周缘灯影组沉积中识别出了典型的风暴沉积构造，主要类型包括底冲刷构造、砾屑层理、粒序层理、平行层理、丘状交错层理、水平层理、风暴撕扯构造及菊花状构造等沉积构造。

2.1 底冲刷构造

底冲刷构造发育于风暴沉积序列底部，是风暴流对已沉积的沉积物进行侵蚀而成的，是风暴沉积的重要识别标志[37]。四川盆地周缘的紫阳麻柳剖面、宁强高家山剖面、绵竹清平剖面和峨边先锋剖面灯影组都发育底冲刷构造。根据冲刷面构造的形态、规模及发育位置，将其分为3种基本类型：①低强度冲刷面：形态为平缓波状起伏，起伏幅度介于0.5～2.0 cm，宽度介于5～20 cm，发育于砾屑、砂屑硅化泥晶白云岩底部（图2-a），能量较弱，形成于风暴初期；②高强度冲刷面：下切程度较低强度冲刷面强，起伏幅度介于5.0～8.0 cm，宽度介于30～40 cm，发育砾屑黏结白云岩（图2-b、c），能量较强，形成于风暴高峰期；③平缓冲刷面：下切程度极小，主要表现为与下伏沉积呈平缓状岩性突变接触，形成于风暴远端，指示风暴平息期沉积（图2-d、e）。绵竹清平剖面和紫阳麻柳剖面主要发育低强度冲刷面、高强度冲刷面，宁强高家山剖面主要发育高强度冲刷面和平缓冲刷面，峨边先锋剖面主要发育平缓冲刷面。

图2 四川盆地周缘灯影组风暴沉积构造及微观特征图

2.2 砾屑层理

风暴砾屑层理一般发育于底冲刷构造面之上。砾屑成分主要有灰色、灰白色泥晶白云岩，分选较差，磨圆为棱角—次棱角状，镜下可见其原岩主要为泥晶白云岩（图2-f）和凝块泥晶白云岩（图2-g）。紫阳麻柳剖面砾屑成分为暗色泥晶白云岩，发育第三期砾屑层理，厚度介于0.3～0.4 m，砾屑大小约为3 cm，磨圆为棱角—次棱角状，长条状排列较杂乱，可见风暴撕扯构造（图2-h）。宁强高家山剖面砾屑成分主要为灰白色泥晶白云岩，砾屑层厚度介于1.0～1.5 m，砾屑大小不一，大者超过50 cm，小者小于2 mm，磨圆呈棱角状，长条板状排列，方向不同，发育菊花状构造（图2-c）。绵竹清平剖面砾屑成分为灰白色泥晶白云岩和暗色泥晶白云岩，砾屑层厚度介于0.5～0.6 m，砾屑大小介于1～5 cm，呈板条状，向上发育粒序层理，常见菊花状构造（图2-i）。峨边先锋剖面砾屑成分为暗色泥晶白云岩，砾屑层厚度约为3.0 m，砾屑大小介于1～3 cm，呈长条板状，发育菊花状构造（图2-e）。四川盆地周缘灯影组风暴砾屑层内发育菊花状构造和风暴撕扯构造，通常表现为长条状或不规则状砾屑沉积物呈放射状或倒“小”字形排列（图2-b、h）。

2.3 风暴层理构造

风暴流在运动过程中会对海底已有沉积物进行扰动、再沉积，从而形成各种层理构造[37]。四川盆地周缘灯影组剖面风暴层理构造主要有平行层理（图2-j、k）和丘状交错层理（图2-l）。平行层理是进入衰减期后，风暴流演变为低密度浊流后形成后的沉积构造，岩性为极薄层泥、粉晶白云岩，主要发育于紫阳麻柳剖面。水平层理是随着风暴进入平息期，细粒沉积物沉积，主要发育于紫阳麻柳剖面及宁强高家山剖面。丘状交错层理的形态主要表现为层内纹层向上凸起呈圆丘状，并向四周倾斜，主要发育于宁强高家山剖面。

3 风暴沉积序列

风暴主要划分为3个发展阶段：高峰期、衰减期、停息期[38]。风暴沉积根据风暴的发展阶段发育不同的沉积构造，一个理想风暴岩序列由5个沉积单元组成，由下至上分别为：侵蚀底面及砾屑段（A）、粒序段（B）、平行层理段（C）、丘状交错层理段（D）、远源风暴浊流沉积（E）[9]。

通过对四川盆地周缘灯影组典型剖面的描述与镜下薄片鉴定，分析风暴沉积构造特征，发现灯影组风暴沉积序列发育不完整，沉积序列的发育特征也存在差异，主要发育6种风暴沉积序列。

3.1 序列Ⅰ

该序列由侵蚀底面及砾屑段（A）和远源风暴浊流沉积（E）构成（表1）。主要发育在紫阳麻柳剖面灯三段，侵蚀底面及砾屑段（A）主要为泥晶砾屑白云岩，含少量砂屑，砾屑呈杂乱状，一般厚10 cm，局部可达20 cm，分选性较差，磨圆度以次棱角状为主，顶部发育远源风暴浊流沉积（E）泥岩。风暴砾屑底部发育侵蚀底面，为低—中强度冲刷面，远源风暴浊流沉积（E）厚度为5 cm，以泥岩为主。根据风暴演化规律及灯三段陆棚环境沉积背景，该风暴序列发育于风暴浪基面附近，水体较深。

3.2 序列Ⅱ

该序列由粒序段（B）和平行层理段（C）构成（表1）。主要发育在紫阳麻柳剖面灯三段，粒序段（B）厚度一般介于40～50 cm，颗粒主要为粉屑泥晶白云岩，分选性中等—较好，磨圆度以圆状—次圆状为主；上部平行层理段（C）厚度介于50～55 cm，岩性为白云岩。该序列发育能量相对较强的粒序段（B）和平行层理段（C），沉积水体较浅，处于正常浪基面与风暴浪基面之间，并且靠近正常浪基面。

3.3 序列Ⅲ

该序列由粒序段（B）和远源风暴浊流沉积（E）构成（表1）。主要发育在紫阳麻柳剖面灯三段和宁强高家山剖面灯三段。紫阳麻柳剖面灯三段粒序段（B）厚度介于40～50 cm，主要为粉屑泥晶白云岩，远源风暴浊流沉积（E）岩性主要为泥岩，厚度介于5～10 cm。宁强高家山剖面灯三段粒序段（B）厚度介于3～4 cm，主要为白云质泥质砂岩，巨砂石英的磨圆度中等，分选性较差，杂基较多，远源风暴浊流沉积（E）岩性主要为泥岩，厚度介于5～6 cm，水平层理较发育。该序列粒序段（B）石英磨圆度好，与上部远源风暴浊流沉积（E）泥岩组合，表明此时远离风暴中心，流速较低，以重力分异为主，沉积于风暴浪基面之下。

表1 四川盆地周缘灯影组风暴沉积序列表

3.4 序列Ⅳ

该序列由侵蚀底面及砾屑段（A）构成（表1）。紫阳麻柳剖面灯三段、宁强高家山剖面灯四段、绵竹清平剖面灯四段和峨边先锋剖面灯二段都有发育。紫阳麻柳剖面灯三段砾屑段砾屑大小约为3 cm，长条状，含有少量砂屑，底部夹1～10 cm雪花状白云岩。宁强高家山剖面灯四段砾屑段为砾屑黏结白云岩，砾石成分为泥晶白云岩和叠层石白云岩，大小不一，大者超过50 cm，小者2 mm，棱角状，长条板状，可见菊花状构造。绵竹清平剖面灯四段侵蚀底面及砾屑段下部为深灰色薄—中层含砾屑、砂屑硅化泥晶白云岩，可见菊花状构造，上部为深灰色纹层状硅化泥晶白云岩。峨边先锋剖面灯二段砾屑段砾屑大小介于1～3 cm，呈杂乱分布，砾屑层累计厚度2.85 m。该序列在各剖面都呈现出砾屑根部与下伏沉积相连，砾屑与下伏沉积物岩性一致，表明该序列为原地堆积，沉积水体最浅，位于晴天浪基面附近。

3.5 序列Ⅴ

该序列由侵蚀底面及砾屑段（A）和丘状交错层理段（D）构成（表1）。主要发育在宁强高家山剖面灯四段，下部为平缓状底冲刷面，向上可见丘状交错层理，丘高介于4～5 cm，波长介于15～20 cm。该序列平缓状底冲刷面代表风暴侵蚀能力相对较弱，丘状交错层理为风暴远端振荡流、摆动流作用下的产物，表明沉积水体较深，但还是受风暴扰动作用影响，处于风暴浪基面之上。

3.6 序列Ⅵ

该序列由侵蚀底面及砾屑段（A）和粒序段（B）构成（表1）。主要发育在绵竹清平剖面灯四段，下部为平缓状底冲刷。砾屑段（A）层厚介于50～60 cm，砾屑大小介于0.1～0.5 mm，向上发育粒序段（B）。该序列未发育平行层理段（C）及丘状交错层理段（D），在风暴中心逐渐远离后，直接接受正常沉积，表明水体较浅，处于正常浪基面与风暴浪基面之间，且靠近正常浪基面。

紫阳麻柳剖面风暴沉积发育在灯三段，主要发育序列Ⅰ，序列Ⅱ，序列Ⅲ和序列Ⅳ共4种序列，自下而上呈现出序列Ⅰ→序列Ⅱ→序列Ⅲ→序列Ⅳ的演化特征，反映水体先变浅再变深复变浅的旋回。宁强高家山剖面风暴沉积发育在灯三段和灯四段，主要发育序列Ⅲ、序列Ⅳ和序列Ⅴ，灯三段为序列Ⅲ→序列Ⅳ，反映灯三段水体变浅。绵竹清平剖面风暴沉积发育在灯四段，主要发育序列Ⅳ和序列Ⅵ，反映灯四段沉积期清平地区水体较浅。峨边先锋剖面风暴沉积发育在灯二段，主要发育序列Ⅵ（图3）。

图3 四川盆地周缘灯影组风暴沉积横向展布特征图

一般来说，风暴沉积具有一定范围内的等时对比性[39]。通过对四川盆地周缘灯影组风暴沉积的剖面详测和镜下鉴定，同时对剖面的风暴岩段进行统计分析，发现在灯影组的不同沉积期，风暴岩的发育位置不同。灯一段时期，风暴岩不发育；灯二段时期，风暴岩主要发育在四川盆地西南缘；灯三段时期，风暴岩主要发育在四川盆地北缘和东北缘；灯四段时期，风暴岩则发育在四川盆地北缘和西缘。

4 风暴沉积模式

通过对四川盆地周缘灯影组4条剖面风暴沉积特征识别和分析，结合灯影组局限台地沉积模式，归纳出四川盆地周缘灯影组风暴沉积模式（图4）。

图4 四川盆地周缘灯影组风暴沉积模式图

序列Ⅰ底部发育底冲刷构造，底冲刷面以低侵蚀平缓状为主，说明风暴侵蚀能力逐渐减弱，上部主要岩性为泥岩反映水体较深，表明序列Ⅰ沉积环境处于水体较深的风暴浪基面附近。

序列Ⅱ下伏岩性为砂屑泥晶云岩，底部无冲刷面，粉屑、砂屑分选性中等—较好，磨圆度以圆状—次圆状为主，向上发育平行层理，可见纹层，整体厚度不大。该序列的沉积环境应处于正常浪基面与风暴浪基面之间，且靠近正常浪基面，在向上的风暴流作用下沉积于台缘带。

序列Ⅲ粒序段的形成与风暴回流的搬运有关，重力分异使沉积物粒度变细，同时上部沉积远源风暴浊流沉积，表明距离风暴中心较远，沉积水体深度加深，沉积环境应处于风暴浪基面之下。

序列Ⅳ只发育砾屑段，砾屑的岩性与下伏沉积岩性一致，因此该风暴序列为风暴高峰期对正常浪基面之上或附近台地内的内碎屑滩进行冲刷、拍打、破碎而以原地堆积为主。由于风暴作用主要表现为离岸流，而此类砾屑并未经历搬运，因此代表了最浅的风暴沉积[40]，沉积环境应处于晴天浪基面附近。

序列Ⅴ发育平滑的底冲刷面和丘状交错层理，平滑的底冲刷面代表当时的风暴开始减弱，丘状交错层理指示在重力分异沉积作用下，随着风暴涡流能量的减弱，较细粒的内碎屑在风暴远端振荡流的作用下形成，表明沉积水体较深，受风暴扰动作用较弱。层内可见石英碎屑，磨圆度较好，表明北方汉南古陆受风暴影响，陆源碎屑经风暴搬运沉积，沉积环境应处于风暴浪基面之上。

序列Ⅵ底冲刷构造较平缓，表明风暴已进入衰减期，侵蚀能力较弱，风暴回流作用占据主导地位，大量砾屑、砂屑及粉屑进行沉积，由于重力分异沉积作用产生放射状组构和正粒序，一定程度上反映了风暴沉积随风暴回流的演变过程。该序列的沉积环境应处于正常浪基面与风暴浪基面之间，并且靠近正常浪基面。

通过分析四川盆地周缘灯影组风暴沉积特征，笔者建立了灯影组风暴沉积的理想序列（图5）。风暴沉积自下而上可以划分出侵蚀底面及砾屑段（A）、粒序段（B）、平行层理段（C）、丘状交错层理段（D）及远源风暴浊流沉积（E），该序列总体上反映了风暴能量由高到低的过程。侵蚀底面及砾屑段（A）在灯影组风暴岩中普遍发育，厚度差异较大，其发育强度与风暴涡流有关；粒序段（B）在灯影组风暴岩中厚度差异不大，其发育强度也与风暴涡流有关；平行层理段（C）仅在灯三段水体较深时发育，其发育与风暴涡流和风暴回流都有关，但主要受控于风暴回流；交错层理段（D）仅在灯四段时发育，规模较小，其发育时期风暴已进入衰应呈正相关[45]。从剖面的风暴沉积发育来看，灯影组的风暴沉积有着多期次叠加的特点，或许这也是反映震旦纪气候突变的一种形式。减期，水体还在震荡，但水体能量已减弱，受控于风暴回流；远源风暴浊流沉积（E）仅在灯三段发育，其发育时期风暴已基本平息，水体能量弱，恢复正常沉积。

图5 四川盆地周缘灯影组理想剖面图

结合前人[41]对四川盆地灯影组岩相古地理和灯影组风暴沉积序列的研究成果，紫阳麻柳剖面灯三段沉积时期处于台缘斜坡区，其水体深度变化较大，主要为缓斜坡沉积；宁强高家山剖面灯三段和灯四段沉积时期处于台缘斜坡靠近台缘的微生物丘滩区，其水体深度变化较大，也主要为台缘—台前斜坡沉积；绵竹清平剖面灯四段沉积时期亦处于台缘—台前斜坡沉积区，其水体深度变化较小，其坡度较麻柳和高家山剖面陡，表现为台缘微生物滩，与风暴岩共生；峨边先锋剖面灯二段沉积时期也曾处于台缘生物丘滩区向斜坡一侧，其水体深度变化最小，坡度最缓。

5 地质意义

5.1 古纬度与古板块演化意义

通过对现代风暴[42]的研究，发现现代风暴多发于纬度5 ～45°范围，灯影组风暴岩在四川盆地周缘的广泛发育，进一步证实了四川盆地在震旦纪一直处于北纬19°附近[43]，结合前人的研究成果，震旦纪全球从“雪球事件”突变为温室气候[44]。风暴的频率和发生纬度范围与气候突变的频率及温室效

5.2 岩相古地理指示意义

受区域拉张作用影响，中上扬子板块克拉通盆地内部因同沉积断裂活动而产生构造沉降分异现象，被近南北向展布的绵阳长宁拉张槽及城口—鄂西断陷所分割，形成了“三隆两凹”的构造格局[46]。该时期的构造分异控制了古地貌的发育进而控制了灯影组碳酸盐岩沉积分异，在台地内部拉张槽主要为深水沉积，发育薄层泥质白云岩、泥晶白云岩、泥晶石灰岩；拉张槽边缘的台缘带处于水体高能环境，发育大量具有格架状构造的高能微生物丘滩；台地内部处于陆表海环境，发育具有水平纹层的低能微生物丘滩体。

岩相古地理背景与风暴沉积具有密切联系[47]。风暴作用常发生在向开阔海方向的斜坡附近，使靠近正常浪基面附近的斜坡沉积物被搬运到正常浪基面之下的开阔海。序列Ⅰ、序列Ⅱ、序列Ⅲ和序列Ⅴ均与风暴回流有关，这种回流的产生要具有一定的坡度，这可以证明紫阳麻柳剖面、宁强高家山剖面、绵竹清平剖面和峨边先锋剖面都应位于台缘—斜坡地带，结合前人对灯影组风暴的研究[14-15]，为上扬子地区灯影组岩相古地理提供了约束。

灯影组沉积时期海平面相对上升，海侵进一步扩大。在灯一段和灯二段沉积期，麻柳、高家山、清平等地区水体较深或为处于台缘带，所以未发育风暴岩，而风暴岩通常发育在台缘地区向海一侧，峨边先锋剖面灯二段风暴岩的发现，可以证明至少在灯二段沉积期，该剖面处在台缘—台前斜坡过渡区，绵阳—长宁拉张槽南段可能已经打开。到了灯三段—灯四段沉积期，麻柳、高家山、清平等地区有风暴岩的发育，从侧面佐证了当时沉积期的台缘—台前斜坡的位置以及北部汉南古陆的隆升。

6 结论

1）四川盆地周缘灯影组风暴岩可划分出6种沉积序列：序列Ⅰ由侵蚀底面及砾屑段（A）和远源风暴浊流沉积（E）构成，沉积环境处于风暴浪基面附近；序列Ⅱ由粒序段（B）和平行层理段（C）构成，沉积环境应处于正常浪基面与风暴浪基面之间，在向上的风暴流作用下沉积于台缘带；序列Ⅲ由粒序段（B）和远源风暴浊流沉积（E）构成，沉积环境应处于风暴浪基面之下；序列Ⅳ由侵蚀底面及砾屑段（A）构成，沉积环境应处于晴天浪基面附近；序列Ⅴ由侵蚀底面及砾屑段（A）和丘状交错层理段（D）构成，沉积环境应处于风暴浪基面之上；序列Ⅵ由侵蚀底面及砾屑段（A）和粒序段（B）构成，沉积环境应处于正常浪基面与风暴浪基面之间，并且靠近正常浪基面。

2）四川盆地周缘灯影组风暴沉积的发现说明四川盆地在晚震旦世时期处于低纬度风暴发育地区，紫阳麻柳剖面、宁强高家山剖面、绵竹清平剖面和峨边先锋剖面均位于台缘地带。这不仅为灯影期的岩相古地理提供了约束，同时也为绵阳—长宁拉张槽在灯二段沉积期的活动提供了佐证。