在浅海陆棚区, 由风暴作用引起的风暴潮以强大的动力将搅起的海底沉积物携带至不同环境, 形成一系列特殊的沉积构造, 如底面侵蚀构造、粗粒滞留沉积、风暴撕裂构造、风暴浪构造(如丘状交错层理、洼状交错层理、粒序层理、平行层理等)以及多向水流组构等(Aigner, 1982; Allen, 1982; Duke, 1985; 陈林洲等, 1991; 张哲等, 2008)。

5.1.1 丘状、洼状交错层理

丘状、洼状交错层理是识别风暴沉积最典型的标志。它们通常被认为是风暴摆动波和旋涡流触及浅海底床形成的风暴层理构造(孟祥化等, 1986), 或者是风暴浪与沉积底流干涉效应的结果(Duke et al., 1991)。丘状交错层理的底部为倾角很小的波状侵蚀面, 其上为与底面平行的宽缓波状层系, 层系曲面向上凸和向下凹, 顶面为微凸圆丘状, 向四周缓缓倾斜(图 5-e, 5-f)。根据丘状交错层理的层系组合特征, 可划分为简单式、复合式和叠加式(陈林洲等, 1991)。研究区仅发育简单式丘状交错层理, 即由单个层系组成1层丘状体, 厚约2~3cm, 单个丘体波长与波高比值在3︰ 1至5︰1之间(图 5-f)。单个层系由多个纹层组成, 纹层由生屑泥晶灰岩组成, 生屑颗粒顺层分布。纹层厚度约2mm, 纹层倾角较缓(6° ~8° )。单个丘体纹层厚度不均, 丘体上凸部纹层较平直、厚度较小, 朝凹槽方向纹层逐渐变厚。

图 5

Fig.5

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图 5 四川广元清风峡剖面观雾山组风暴沉积构造 a— 底面侵蚀构造, 渠模内充填砂屑灰岩, 侵蚀构造之上为砾屑层, 第16层底部; b— 底面侵蚀构造, 侵蚀面之上为倒“ 小” 字状排列的砾屑, 砾石磨圆度较好, 具正粒序, 第16层上部; c— 具花瓣状组构的2期风暴砾屑层, 砾屑为泥晶灰岩, 第2期砾屑层之上为粒序层理, 第17层中部; d— 放大的风暴砾屑花瓣状组构, 第17层中部; e— 具丘状和洼状交错层理(亮黄色虚线处为层理底部)的风暴层, 向上过渡为波状层理和水平层理, 向下为介壳粒序层和砾屑层, 砾石分选和磨圆均较好, 呈叠瓦状排列, 第16层; f— 照片e局部放大, 风暴丘内纹层在上凸部较薄, 向凹槽方向逐渐变厚Fig.5 Sedimentary structures of storm deposits in the Guanwushan Formation at Qingfengxia section, Guangyuan City, Sichuan Province

相对于研究程度较高的丘状交错层理而言, 洼状交错层理的概念还不十分明确, 目前大多数学者认为洼状交错层理是丘状交错层理的伴生部分, 即向上凸起丘之间的向下凹的部分(陈世悦等, 2010; 蔡全升等, 2020)。虽然洼状交错层理有孤立产出的实例, 但是通常都是与露头现象不完整有关(陈世悦等, 2010; 蔡全升等, 2020)。研究区内洼状交错层理与丘状交错层理伴生, 以低角度切割浅洼坑, 浅洼宽度一般为5~6cm, 其内部充填平行于洼坑底界的细层, 向上变为平缓波状或彼此平行的层理(图 5-f)。

5.1.2 底面侵蚀构造

风暴底面侵蚀构造是由风暴涡流、潮流、回流以及风暴重力流对海底沉积物冲刷、侵蚀、掏蚀而留下的各种侵蚀充填构造, 其中包括冲刷面、渠模、袋模和钵模等。清风峡剖面观雾山组风暴侵蚀构造主要为渠模、冲刷面(图 5-a, 5-b), 分别代表风暴的强、弱侵蚀作用。冲刷面构造见于风暴流沉积底部, 冲刷面呈波状起伏截切下伏岩层, 侵蚀面宽度为2~20cm, 深度为1~3cm(图 5-b)。冲刷面之上为钙质砾屑。渠模构造发育于风暴沉积底部, 渠模两壁近垂直切入下伏沉积物中, 渠模宽约3cm, 深约5cm, 充填物为砂屑灰岩(图 5-a)。

5.1.3 粗粒滞留沉积

风暴粗粒滞留沉积是由风暴涡流、风暴浪作用将原地半固结的沉积物击碎卷起, 将部分砾屑或介壳搬运至另一地区沉积下来, 另一部分砾屑或介壳由于风暴能量的衰减而迅速堆积于原地。清风峡地区粗粒滞留沉积主要为异地或近原地砾屑, 分布于侵蚀面之上。砾屑成分单一, 均为泥晶灰岩。砾屑长0.2~7cm(图 6), 形态多样, 如弯曲状、撕扯状、带状、扁片状和竹叶状等(图 5-a至5-e)。部分弯曲状、竹叶状砾屑呈花瓣状、放射状、倒“ 小” 字状排列于砂屑灰岩中(图 5-c, 5-d), 砾屑之间以颗粒支撑为主, 该组构横向分布不稳定。部分异地砾屑分选和磨圆度均较好, 呈叠瓦状排列, 与上部介壳层呈波状起伏接触(图 5-e), 显示单向水流特征。

图 6

Fig.6

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	图 6 四川广元清风峡剖面各期风暴岩粗粒滞留段粒径分布Fig.6 Particle size distribution of coarse lag deposits in different periods of tempestites at Qingfengxia section, Guangyuan City, Sichuan Province

5.1.4 粒序层理

粒序层理是风暴衰退期由于水体支撑力降低, 沉积物在重力分异作用下有规律地沉降而成。研究剖面粒序层理均为正粒序, 发育于冲刷面之上, 主要有2种类型: 一种底部为砾屑灰岩, 向上砾屑含量减少, 逐渐过渡为砂屑灰岩(图 5-c); 另一种为生物介壳层, 呈透镜状分布于砾屑层之上, 介壳主要为棘皮类、双壳、腕足类碎片, 壳体破碎程度高, 多直立或与层面斜交, 壳体含量自下而上逐渐减少(图 5-e), 砂屑含量增加, 逐渐过渡为泥晶灰岩。

5.1.5 波状层理和水平层理

波状层理是在风暴能量减弱时振荡水动力作用下形成的沉积构造。研究剖面波状层理发育于粒序层理之上的泥晶灰岩中, 由波状起伏的细纹层叠置而成, 纹层厚度小于2mm(图 5-f)。水平层理是风暴作用后正常天气条件下形成的沉积物。水平层理发育于波状层理上部的泥晶灰岩中, 纹层平直、连续性较好, 厚度为毫米级(图 5-e)。

一个完整的风暴沉积序列记录着风暴事件各个阶段的风暴作用强度、作用方式、沉积特征等综合信息。根据风暴能量的变化, Kreisa和Bambach(1982)将风暴事件分为高峰期、衰减期和停息期3个阶段。Allen(1982)把风暴事件更详细地划分为风暴前期、风暴增强期、风暴高峰期、风暴衰减期和风暴后期5个阶段, 并建立了理想的风暴沉积序列, 自下而上分别为: 砾屑段(A); 粒序段(B); 块状或平行层理段(C); 丘状交错层理段(D); 弱沙纹交错层理段(E)、泥岩段(F)。由于风暴沉积序列受风暴作用的强度、风暴沉积的离岸距离、风暴持续时间、海底地形和后期改造(机械作用、生物扰动等)等多种因素的影响(Allen, 1982; 刘宝珺等, 1986), 完整的风暴沉积序列很难在地层中保存下来。根据风暴沉积构造的组合特征, 在研究区的6期风暴岩中可识别出3种典型的风暴沉积序列: (1)潮坪风暴潮序列(序列Ⅰ ); (2)潮下风暴流序列(序列Ⅱ ); (3)浅水陆棚风暴流序列(序列Ⅲ )(图 7)。

图 7

Fig.7

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	图 7 四川广元清风峡剖面风暴沉积序列类型及其分布模式 风暴沉积柱状图中:A-F代表风暴序列中不同沉积单元(A— 砾屑灰岩段, B— 粒序层理段, D— 丘状交错层理段, E— 波状层理段, F— 水平层理段); M— 泥晶灰岩; W— 颗粒泥晶灰岩; P— 泥晶颗粒灰岩; G— 亮晶颗粒灰岩; C— 砾屑灰岩Fig.7 Distribution model of storm sedimentary sequences in Qingfengxia section, Guangyuan City, Sichuan Province

5.2.1 潮坪风暴潮沉积序列(序列Ⅰ )

该序列发育于剖面第16层底部(图 2-a), 厚约34cm, 下部为具底面侵蚀构造的砾屑灰岩段(A), 上部为含白云石泥晶灰岩段(F)。序列底面侵蚀构造明显, 常见波状冲刷面、渠模构造。侵蚀面宽度为2~10cm, 深度为1~2cm, 平均深宽比约为0.2。侵蚀面之下为泥晶灰岩层, 侵蚀面之上为砾屑层, 厚约28cm。砾屑长1~7cm, 平均砾径为5cm(图 6-a), 呈平行层面排列。砾屑形态多为透镜状、条带状, 砾屑分选差, 磨圆度一般, 砾径向上逐渐变小, 形成风暴砾屑递变层理。砾屑之间为细晶白云岩充填, 见鸟眼构造。

底部侵蚀面指示风暴潮流对底层的侵蚀过程。递变层理反映风暴事件能量衰减过程, 底部粒径较大的砾屑是在风暴能量最高时沉积, 随着风暴能量降低, 在同一位置沉降的砾屑粒径逐渐变小。虽然砾屑具有一定的磨圆度, 但是分选较差, 反映砾屑经历的搬运距离较短, 指示近源风暴沉积特征。砾屑段之上的含白云石泥晶灰岩层厚约6cm, 白云石微晶呈弥散状分布于方解石晶体之间, 见少量广盐度生物碎屑(如腹足类、介形类)(图 3-e), 代表风暴后期的潮坪沉积物。该序列与潮坪相带内风暴沉积特征十分相似(胡明毅和贺萍, 2002; 宋金民等, 2012), 反映风暴潮流将潮下灰泥沉积物搬运至潮坪的沉积过程(图 7)。

5.2.2 潮下风暴流沉积序列(序列Ⅱ )

该序列发育于剖面第16、17层中上部(图 2-b, 2-d), 厚6~15cm, 由含底面侵蚀构造的砾屑灰岩段(A)和粒序段(B)组成。序列底面侵蚀构造发育在泥晶灰岩之上, 主要为波状冲刷面, 侵蚀面宽度为3~20cm, 深度为1~3cm, 深宽比为0.1~0.5。侵蚀面之上的砾屑层厚3~6cm, 砾屑长0.2~1.2 cm, 平均砾径长0.4~0.5 cm(图 6-b, 6-c, 6-e, 6-f), 分选好, 磨圆度较好。

砾屑形态多为塑性变形的弯曲状、扁片状和竹叶状等(图 5-c, 5-d), 反映高能的底部水流对未完全固结沉积物的挤压、搅动过程(孟祥化等, 1986)。砾屑常呈放射状、花瓣状和倒“ 小” 字状排列, 反映以风暴涡流为主的沉积特征(陈林洲等, 1991)。砾屑分选和磨圆度均相对于序列Ⅰ 更好, 反映该期风暴砾屑经历了一定距离的搬运。横向上, 砾屑层分布不稳定, 呈透镜状产出。纵向上, 砾屑含量减少、砾径变小, 砂屑含量增加, 表现出正粒序特征, 反映风暴潮流在较高流态下的悬浮沉积过程(Kelling and Mullin, 1975; Allen, 1982; 刘宝珺等, 1986)。该序列之上常覆后一期砾屑灰岩段和粒序段, 局部可见2期砾屑混合沉积的现象, 反映多期风暴对沉积物的叠加改造作用。该序列以缺少丘状交错层理的颗粒沉积为主, 显示沉积位置处于正常浪基面以上的高能沉积环境。序列顶部为具水平层理的泥晶灰岩, 见少量广盐度生物, 如腹足类、双壳类, 代表风暴停息期后的沉积。该序列与典型的潮下风暴流沉积序列十分相似(宋金民等, 2012), 代表风暴涡流和风暴回流将浅水沉积物搬运至正常浪基面以上至平均低潮线以下的风暴沉积过程(图 7)。

5.2.3 浅水陆棚风暴流沉积序列(序列Ⅲ )

该序列发育于剖面17层底部(图 2-c), 厚约20cm, 由含底面侵蚀构造的砾屑灰岩段(A)、含生物介壳的粒序层理段(B)、丘状交错层理段(D)、波状层理段(E)、水平层理段(F)组成。序列底部的底面侵蚀构造主要为波状冲刷面, 侵蚀面宽度为2~10cm, 深度为1~2cm, 平均深宽比约为0.2。

侵蚀面之上为砾屑灰岩层, 厚约7cm。砾屑长1~4cm, 平均砾径为1.9 cm(图 6-d), 呈叠瓦状排列(图 5-e), 显示风暴回流的单向水流特征(Di Celma et al., 2020)。砾石多为椭球形或球形, 分选较好, 显示砾屑经历了较长距离的搬运。砾屑灰岩层之上为介壳灰岩层, 呈透镜状分布, 厚约6cm。介壳类型较单一, 主要为棘皮类、腹足类碎屑, 粒径在1~3mm之间, 生物壳体破碎, 多直立或与层面斜交保存, 显示风暴浪、风暴底流的强烈簸选作用。介壳之间为砂屑灰岩, 壳体含量向上逐渐减小, 灰泥含量逐渐增大, 显示正粒序特征, 反映风暴能量衰减期的风暴回流在高流态下的悬浮沉积过程(Kelling and Mullin, 1975; Allen, 1982; 刘宝珺等, 1986)。

粒序层之上为细粒沉积物组成的简单式丘状交错层理, 厚约2~3cm。丘状交错层理为风暴能量衰减时风暴浪、涡流以及沉积底流共同作用的产物(孟祥化等, 1986; Duke et al., 1991), 常见于风暴浪基面和正常浪基面之间(Dott and Bourgeois, 1982)。由于丘状交错层理的波长随风暴能量的增强而增大(Ito et al., 2001), 研究区丘状交错层理波长(5~6cm)明显小于开阔水体(波长15~20cm; 陈林洲等, 1991), 反映研究区风暴能量相对较小, 水体较局限。丘状交错层理之上为波状层理段, 厚约2cm, 由波状起伏的灰泥纹层叠置而成, 代表风暴停息期悬浮物在低流态下的沉积过程。序列顶部的水平层理泥晶灰岩段厚3~4cm, 代表风暴停息期后正常天气时的沉积物。该序列发育特征与风暴浪基面和正常浪基面之间的浅水陆棚风暴流沉积序列十分相似(陈林洲等, 1991; 张哲等, 2008; 宋金民等, 2012), 指示风暴浪、风暴回流将浅滩中碎屑、介壳搬运至滩间海的沉积过程(图 7)。

目前报道的绝大多数风暴岩主要分布于浅海陆棚— 缓坡、潮坪— 滨岸带(Marsaglia and Klein, 1983; 宋金民等, 2012), 具有良好的指相意义。一直以来, 川西北龙门山地区泥盆系观雾山组的沉积环境存在争议。前期学者研究认为吉维特期至弗拉期, 随着上扬子古陆的逐渐夷平, 陆源输入减少, 上扬子地台西缘开始形成礁滩缓坡台地(鲜思远等, 1995), 但也有学者根据观雾山组中发育厚层状角砾白云岩及滑塌变形层理等沉积构造, 认为川西北地区观雾山组为台地边缘— 前缘斜坡相沉积(熊连桥等, 2017)。郝毅等(2020)根据地化分析结果, 认为这些角砾白云岩为局限蒸发环境下准同生期岩溶崩塌的产物。本研究在观雾山组中发现的砾屑灰岩均为风暴成因, 可归为3种近源风暴岩序列: 潮坪序列(序列Ⅰ ); 潮下序列(序列Ⅱ ); 浅水陆棚序列(序列Ⅲ )。观雾山组中的生物(侯鸿飞等, 1988; 蒋武等, 1996; 本研究)都是以浅水生物组合为特征, 指示浅水沉积环境。从构造— 沉降研究结果来看, 龙门山地区泥盆系沉积受北川— 映秀断裂控制: 断裂以西为地槽建造的深水斜坡— 盆地相沉积; 断裂以东以稳定型的滨岸— 浅海陆棚沉积为主(龙学明, 1991)。清风峡剖面沉积相分析结果显示: 金宝石组与观雾山组之间为碳酸盐— 陆源碎屑混积沉积(图 2), 指示混积陆棚沉积过程; 观雾山组沉积于开阔台地向局限台地转变的过渡环境。因此, 本研究发现的近源风暴岩进一步证明观雾山组为浅水碳酸盐岩台地沉积物。

风暴气旋常形成于热带、亚热带海洋, 影响范围多在纬度5° ~35° 之间, 少数可达45° (Marsaglia and Klein, 1983)。Jin等(2013)统计了近160多年来大西洋和东太平洋地区的飓风记录, 发现赤道至南北纬10° 以内很少有风暴活动, 而10° ~30° 热带地区则为风暴频发区。风暴岩是由海洋风暴气旋对原始沉积物再造的特殊沉积记录(Allen, 1982; Marsaglia and Klein, 1983), 可以为恢复板块古纬度位置提供重要证据(张哲等, 2008; 陈世悦等, 2010; Jin et al., 2013)。研究区观雾山组顶部风暴岩的发现, 指示上扬子龙门山地区在晚泥盆世处于低纬度热带、亚热带地区。另一方面, 观雾山组中层孔虫— 珊瑚礁十分发育, 也指示龙门山地区在晚泥盆世位于热带低纬度区。古地磁研究结果表明, 泥盆纪龙门山地区位于南纬15.5° (蒋武等, 1996), 广西那艺位于古赤道附近(白志强, 1998)。基于岩性、古地磁重建的晚泥盆世全球古地理图(Boucot et al., 2013)显示, 龙门山地区相对于古赤道附近的广西而言, 更靠近南半球。综合风暴岩、古生物和古地磁等证据表明, 研究区在晚泥盆世时应位于南纬10° 以上的低纬度热带、亚热带地区。

除古纬度外, 表层海水温度也是控制风暴形成的重要因素之一。研究表明, 飓风通常形成于相对温暖的海洋环境(Wendland, 1977; Marsaglia and Klein, 1983)。近百余年风暴统计结果显示, 当表层海水温度超过26.8℃时, 飓风和热带风暴出现的频率较高(Wendland, 1977; Saunders and Lea, 2008)。各时代风暴岩数量统计结果(宋金民等, 2012)显示, 三叠纪风暴岩记录最丰富。这可能与当时的古气候变化有关: 一方面, 联合古陆的形成使早三叠世形成了特殊的泛大陆季风气候(Parrish and Peterson, 1988); 另一方面, 西伯利亚大火成岩省的喷发造成全球气候急剧升温, 形成了罕见的热室气候(Sun et al., 2012)。与早三叠世热室气候不同的是, 泥盆纪整体为温室气候(Joachimski et al., 2009)。从中— 晚泥盆世表层海水温度变化趋势来看: 中泥盆世海水温度相对较低(22~25℃); 吉维特期晚期至晚泥盆世弗拉期, 海水温度从25℃上升至32℃(Joachimski et al., 2004)。因此, 晚泥盆世弗拉期表层海水温度变化范围和变化趋势有利于风暴的形成。此外, 由于吉维特期晚期的全球升温事件重创了珊瑚— 层孔虫礁(Copper, 2002; 黄家园等, 2019), 减少了生物礁对风暴潮的阻挡, 有利于风暴沉积记录的保存。另一方面, 弗拉期初期全球海平面快速上升(Johnson et al., 1985; 杜远生等, 1996), 使更多陆地被海水覆盖, 从而增加了风暴岩沉积区的范围。这些有利的古气候和古地貌条件为晚泥盆世风暴岩的形成和保存奠定了基础。这与晚泥盆世弗拉期初期中— 下扬子区(张哲等, 2008)、欧美大陆(Kaź mierczak and Goldring, 1978)和冈瓦纳大陆(Favera, 1985)等地块发育的风暴岩均分布于低纬度地区的现象较为吻合。晚泥盆世弗拉期初期全球低纬度地区广泛发育的风暴沉积记录表明, 该时期风暴岩不仅可作为气候变化的标志, 而且可作为全球低纬度地区地层划分对比的标志层。