2.1.1 风暴侵蚀构造

风暴侵蚀构造是由风暴形成的涡流及其所派生出的潮流、回流、风暴重力流对海底沉积物进行冲刷、侵蚀、掏蚀而留下的各种侵蚀充填构造。甘溪石沟里养马坝组中的风暴侵蚀构造包括冲刷面和渠模构造。渠模构造主要发育于风暴沉积序列的底部, 规模相对较小, 宽5~10cm、深 4~6cm, 俗称为口袋构造, 口袋壁直立或陡倾(70° ~80° )(图 3-a), 为风暴回流侵蚀所形成。冲刷面构造也见于风暴沉积底部, 冲刷面波状起伏并截切下伏岩层(图 3-b), 其规模大小不一, 但是相对渠模要大的多。在养马坝组风暴侵蚀构造中, 冲刷面构造较渠模构造更为常见。

图 3

Fig.3

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图 3 龙门山区石沟里养马坝组风暴沉积构造野外照片 a— 渠模构造, 黄色箭头所指的位置, 风暴侵蚀构造, 生物碎屑灰岩, 第11层; b— 冲刷面构造, 风暴侵蚀构造, 丘状交错层理、平行层理, 波状层理, 风暴浪构造, 生物碎屑灰岩, 第12层; c— 冲刷面构造, 正粒序层理, 由腕足类化石组成粒序层(黄色箭头处), 风暴浪构造, 生物碎屑灰岩, 第12层; d— 大型丘状交错层理和洼状交错层理, 风暴浪构造, 生物屑中砂岩, 第10层; e— 中型丘状交错层理和洼状交错层理, 风暴浪构造, 生物碎屑灰岩, 第7层; f— 小型丘状交错层理和洼状交错层理, 风暴浪构造, 生物碎屑灰岩, 第7层Fig.3 Field photographs of sedimentary structure from the Yangmaba Formation tempestite sediments in Shigouli section of Longmenshan area, Sichuan Basin

2.1.2 风暴浪构造

在甘溪石沟里养马坝组中, 常见的风暴浪形成的构造类型包括粒序层理、丘状交错层理、洼状交错层理以及平行层理等。(1)粒序层理, 其主要表现形式为生物碎屑的正粒序变化, 粒序层理中生物碎屑自下而上含量逐渐减少、粒度逐渐减小。组成正粒序的生物类型可以是单一生物类型如腕足类化石, 大部分保存完整(图 3-c); 也可是多种生物类型如海百合茎和腕足类的混合, 生物化石多为碎片, 部分腕足类化石较完整。(2)平行层理, 在洼状和丘状交错层理之下, 常见平行层理发育(图 3-b), 由生物碎屑灰岩、砂质生物屑微晶组成, 在顶部可见波纹。(3)丘状交错层理与洼状交错层理, 风暴浪波的作用可以在海底沉积物中形成纹层平缓、丘状起伏或洼状下凹的交错层理, 这2种交错层理常常成对出现(图 3-d至3-f)。丘状交错层理按照波长和波高的大小, 可以将其规模大小分为3类型: ①米级丘状交错层理, 其波长100~200cm、波高30~60cm, 其规模最大(图 3-d), 主要分布于养马坝组上部的第9、10和12层; ②分米级丘状交错层理, 其波长30~80cm、波高10~30cm, 其规模相对较小(图 3-e), 主要分布于养马坝组的中上部的第7层和第11层中; ③厘米级丘状交错层理, 其波长10~30cm、波高5~150cm, 其规模较小(图 3-f), 主要分布于养马坝组中部的第7层中。3种类型的丘状交错层理的规模自养马坝组中部向上部呈现逐渐增大的规律性变化趋势。(4)波状层理, 在洼状和丘状交错层理之上, 常见波状层理发育(图 3-b), 是风暴波浪逐渐趋于平静期时形成的层理类型。

2.2.1 典型风暴序列

通过对上述龙门山区石沟里养马坝组中风暴沉积序列类型分析, 结合前人对风暴序列的研究(Aigner, 1982; Kreise and Banbach, 1982; 刘宝珺等, 1986; Sé guret et al., 2001; Li et al., 2014), 归纳总结龙门山区石沟里养马坝组完整的风暴序列包括5个组成部分, 分别定名为Sa— Se(图 4-a), 各组成部分特征如下:

图 4

Fig.4

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	图 4 四川盆地龙门山区石沟里养马坝组风暴沉积综合序列及其形成过程 a— 风暴综合序列; b— 风暴序列形成过程(据 Duke et al., 1991, 修编)Fig.4 Synthetic sequence and forming procedure of the Yangmaba Formation storm sediment in Shigouli section of Longmenshan area, Sichuan Basin

Sa: 粒序层理段, 由粒序状或厚层生物碎屑灰岩组成, 底部发育不规则冲刷面和渠模构造, 与下部地层呈突变接触关系, 生物碎屑可以是单一类型的, 如腕足类化石, 也可以是多种类型的, 如腕足类、海百合茎和双壳类等的碎片组成。

Sb: 平行层理段, 由生物碎屑灰岩、砂质生物屑微晶组成, 在顶部可见波纹层理。

Sc: 丘状交错层理段, 在风暴浪振荡作用为主导的复合流和纯振荡水流的环境里形成。包含各向异性和各向同性的丘状和洼状地层。

Sd: 波状层理段, 含生物屑微晶灰岩和含砂质生物屑微晶灰岩为主, 间歇出现薄层、透镜体以及水平层理。

Se: 泥岩段, 由深灰色泥灰岩或具水平层理的泥岩组成, 形成于风暴结束之后。

2.2.2 风暴序列的形成

针对完整的风暴序列形成过程, Duke等(1991)详细描述了风暴作用随时间变化而形成完整的风暴序列的关系(图 4-b)。(1)最初, 强烈风暴形成的风暴流不但侵蚀下伏的泥岩, 形成冲刷面和渠模构造等, 同时, 风暴流所携带的贝壳等对泥岩进行切割; (2)在风暴流减弱时, 风暴密度流因重力分异作用快速堆积形成粒序层理; (3)随着风暴流的减弱, 水流向动荡控制的联合水流转换, 沉积形成扁平纹层, 构成平行层理; (4)在动荡为主的联合水流下, 丘型米级的沙纹层开始形成, 开始时缓慢增长和迁移, 可能形成非对称丘状交错层理; (5)当底流减弱时, 更多的沉积物被风暴和汹涌的波浪叠置和重构, 在强联合水流和动荡流的联合控制作用下, 形成了对称丘状交错层理; (6)当风暴相关的波浪运动减弱迅速, 上覆浪成波状纹层; (7)风暴过后, 海水风平浪静, 被搅起的泥质沉积物逐渐沉淀, 形成泥岩覆盖。

但是, 无论是古代还是现代都很难见到保存完好的风暴沉积序列。事实上, 这些风暴沉积物可以被后来的风暴事件、后沉积和成岩阶段改造。

风暴沉积事件的演化可划分为5个阶段: 风暴前期、风暴加强期、风暴高峰期、风暴衰退期和风暴后期(Allen, 1982; 刘宝珺等, 1986), 由此可形成对应的风暴沉积序列: 侵蚀接触底界面、粒序层理段、块状层理段、丘状交错层理段、平行层理段、弱沙纹交错层理段和泥岩段。根据详细的野外剖面实测, 可将龙门山区石沟里养马坝组中风暴沉积单元组成序列划分为6种类型(图 5)。

图 5

Fig.5

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	图 5 四川盆地龙门山区石沟里养马坝组风暴沉积序列类型 a— Ⅰ 型; b— Ⅱ 型; c— Ⅲ a型; d— Ⅲ b型; e— Ⅳ 型; f— V型; g— Ⅵ 型Fig.5 Types of storm deposit sequences of the Yangmaba Formation in Shigouli section of Longmenshan area, Sichuan Basin

1)序列类型Ⅰ : 最底部具侵蚀冲刷面和渠模, 向上依次发育由生物介壳组成的粒序层理段(Sa)、平行层理段(Sb)、丘状交错层理段(Sc), 上覆后一期风暴侵蚀形成的冲刷面和粒序层理段(图 5-a), 其剖面见图 3-a中的C序列段, 主要发育于养马坝组上部, 风暴侵蚀构造如冲刷面和渠模构造常见。多期风暴沉积序列叠加, 反映风暴频发; 缺少上部序列(波状层理段和泥岩段), 反映风暴强度大, 后一期风暴对前一期风暴沉积造成较强的侵蚀冲刷, 其形成于浪基面附近的浅水内陆棚环境。

2)序列类型Ⅱ : 最底部也具有冲刷面, 下部是由腕足类化石碎片组成的粒序层理段(Sa), 向上依次发育丘状交错层理段(Sc)、波状层理段(Sd)和泥灰岩段(Se)(图 5-b), 其剖面见图 3-c中的A序列段和图 3-d中的A序列段, 主要发育于养马坝组上部, 风暴侵蚀构造发育, 而平行层理段不发育, 序列规模较大, 属米级的规模, 而且沉积物中生物碎屑的粒度较粗, 这些特征均表明其形成于风暴较强的浅水陆棚环境中。

3)序列类型Ⅲ : 最底部同样也具有冲刷面, 向上依次发育平行层理段(Sb)、丘状交错层理段(Sc)、波状层理段(Sd)和泥灰岩段(Se), 该序列类型主要发育于养马坝组上部, 序列规模较大, 属于米级别的, 形成于风暴较强的浅水陆棚环境中。根据岩性的差异, 该序列类型可以分为碳酸盐岩和碎屑岩2种: 碳酸盐岩序列剖面如图 3-b中的A序列段, 由生物碎屑灰岩和微晶灰岩和泥灰岩组成(Ⅲ a型)(图 5-c); 碎屑岩序列剖面如图 3-e中的A序列段, 由中粒石英砂岩、细粒石英砂岩和泥岩组成(Ⅲ b型)(图 5-d), 剖面上部的波状层理段和泥岩段生物扰动构造发育(图 3-f)。

4)序列类型Ⅳ : 最底部具有冲刷面和渠模构造, 由平行层理段(Sb)、丘状交错层理段(Sc)和泥灰岩段(Se)组成(图 5-e)。常见于养马坝组中部和上部, 属于分米级中等规模, 形成于风暴中等的内陆棚环境如图 3-a中的B序列段、水体较深的中陆棚如图 3-f中的A序列段。

5)序列类型Ⅴ : 底部冲刷面不明显, 由丘状交错层理段(Sc)和泥灰岩段(Se)组成(图 5-f)。剖面序列如图 3-e中的A序列段, 风暴沉积单元组成序列规模中等, 也属于分米级别的, 形成于水体较深的中陆棚, 常见于养马坝组中部。

6)序列类型Ⅵ : 风暴侵蚀构造可发育、也可较弱, 由平行层理段(Sb)、丘状交错层理段(Sc)和泥灰岩段(Se)组成(图 5-g)。该类型风暴沉积单元组成序列规模较小, 属于厘米级别的, 形成于水体较深的中陆棚如图 3-f中的A序列段中, 常见于养马坝组中部。

近源风暴沉积位于正常浪基面和风暴浪基面之间浅水陆棚区域(余素玉, 1985; 刘宝珺等, 1986; 孟祥化等, 1986), 以较大规模的沉积构造、较厚的沉积序列以及较粗的沉积物粒度为特征。该区水体较浅, 风暴浪和风暴流作用强度较大, 受风暴作用的影响, 风暴序列通常保存不完整, 但是风暴侵蚀构造、粒序层理、丘状交错层理发育, 风暴序列为米级规模, 岩性为生物介壳灰岩、生物碎屑灰岩为主的碳酸盐岩, 也可为中砂岩和细砂岩为主的碎屑岩, 主要分布于养马坝组的上部。近源风暴沉积序列类型包括类型Ⅰ 、Ⅱ 、Ⅲ 和Ⅳ 。

远源风暴沉积形成于风暴浪基面与最大风暴浪基面之间的陆棚区(余素玉, 1985; 刘宝珺等, 1986; 孟祥化等, 1986), 但更接近于风暴浪基面的较深的水体中。该区水体较深, 风暴浪和风暴流作用强度较弱, 通常由水平层理段、丘状交错层理和水平泥岩段组成, 但是相对远源风暴沉积粒度变细、风暴序列规模变小, 常为厘米级规模。底界可具冲刷面, 但通常不明显, 反映风暴流较弱、活动时间短和低能的性质, 主要分布于养马坝组的中部。远源风暴沉积的风暴序列包括类型Ⅴ 和Ⅵ , 发育规模较小的冲刷面或渠模构造、厘米级的丘状交错层理, 顶部泥岩段发育, 岩性较细, 这些特征均反映了其沉积于距岸较远、风暴强度较弱的风暴浪基面附近的中陆棚的沉积环境。

风暴岩的频繁出现往往是低纬度热带气候条件的标志(杜远生等, 2001; 魏钦廉等, 2011)。龙门山区甘溪石沟里养马坝组中风暴沉积发育频繁, 反映研究区泥盆系养马坝组沉积于热带、亚热带风暴作用强烈的低纬度地区, 发育于下泥盆统谢家湾组的风暴沉积也同样证实了这一特征(魏钦廉等, 2011)。另外, 珊瑚礁是热带、亚热带地区重要的标志之一, 石沟里剖面中第4层的珊瑚礁发育(图 2), 同样指示该区泥盆系养马坝组沉积于热带亚热带低纬度地区, 二者相辅相成, 相互印证。现今龙门山区甘溪石沟里养马坝组位于纬度较高的地区, 表明龙门山区甘溪石沟里养马坝组发生了古纬度上的变化。由此可见, 该区风暴沉积的发现为泥盆纪上扬子地区古地理的重建和盆地的演化提供重要的信息。

风暴沉积是在水动力非常强的环境下形成的(Aigner, 1985)。水动力强的风暴浪对古生态的影响表现在2个方面: (1)风暴浪不仅将先期沉积的生物礁破坏、打碎并形成角砾, 如图 2中的第4层生物礁和第5层的生物礁角砾, 第5层是由深灰、黑色钙质页岩背景下混有碳酸盐建隆上的灰岩砾块(侯鸿飞等, 1988; 李祥辉等, 1997)组成, 包括微晶灰岩、粒泥灰岩、层孔虫和珊瑚砾块, 灰岩往往有较高的圆度, 含量60%, 以“ 枕状” 悬浮于页岩之中, 为礁前塌积角砾沉积, 相应的生物礁的厚度在2~3m之间, 厚度相对均匀。风暴对生物礁不但有强烈的摧毁作用, 而且抑制了生物礁的向上生长, 不利于该区生物建隆的发育。现代海洋中, 最典型的风暴对生物礁破坏实例, 是1988年9月Gilbert飓风对墨西哥Cozumel 岛陆架生物礁的破坏。风暴过后, 几乎所有的生物礁建造生物被破坏(Nummedal, 1991)。(2)风暴浪及其回流可以将原有沉积搅起、带来大量砂、泥, 使海水变得浑浊, 抑制了生物群落的生长。从石沟里养马坝组剖面来看, 生物的发育与风暴沉积、砂质碎屑的含量之间呈负相关。养马坝组下部生物碎屑灰岩和生物礁发育, 对应的风暴沉积不发育, 岩性以较纯灰岩为主, 缺少砂质碎屑成分, 如图 2中的第3-5层。养马坝组中、上部, 风暴沉积频繁、规模变大, 砂质碎屑成分也随之增加, 与之对应的是生物礁缺乏, 如图 2中的第7-13层。由此来看, 风暴沉积是龙门山石沟里养马坝组发育碳酸盐岩和碎屑岩组成的混积沉积的重要因素之一。而强烈的风暴作用和陆源砂质的混入, 影响了生物的正常生活, 对生物建隆起到抑制作用。虽然生物建隆的发育, 受海平面变化、物源供给和沉积速率等多种因素共同作用的影响, 但是早— 中泥盆世, 风暴可能是导致龙门山区未能形成大型生礁的主要原因之一(李祥辉等, 1997)。