關(guān)鍵詞 川西地區(qū)；雷口坡組；風(fēng)暴沉積；古海岸線；古海灣

0 引言

20世紀(jì)60年代，國(guó)外對(duì)風(fēng)暴沉積和風(fēng)暴巖開始初步研究，對(duì)低緯度地區(qū)碳酸鹽沉積區(qū)的風(fēng)暴、颶風(fēng)引起的沉積展開了研究[1?3]。到70年代，一些學(xué)者提出“風(fēng)暴巖”（Tempestite），即在風(fēng)暴流作用后再沉積的沉積物組合[4?5]。1980年左右，以劉寶珺為代表的多位國(guó)內(nèi)學(xué)者對(duì)風(fēng)暴沉積進(jìn)行了深入研究[6?7]。近年來(lái)風(fēng)暴沉積在重建古地理、還原沉積環(huán)境等方面有著舉足輕重的指導(dǎo)意義。

風(fēng)暴沉積的研究最開始以海相風(fēng)暴沉積為主[8?18]，近年來(lái)，陸相風(fēng)暴沉積也得到了充足的進(jìn)展，對(duì)湖相風(fēng)暴沉積界面以及淺水湖泊三角洲與風(fēng)暴沉積的關(guān)系有了強(qiáng)烈的認(rèn)識(shí)[19?20]。并且學(xué)術(shù)界在原有的認(rèn)知基礎(chǔ)上，加強(qiáng)了對(duì)風(fēng)暴沉積的構(gòu)造特征及形成條件的分析，尤其是丘狀交錯(cuò)層理、侵蝕沖刷面等[20?22]。

中國(guó)風(fēng)暴沉積發(fā)育廣泛，在四川盆地[8?16]、塔里木盆地[17]、西昌盆地[18]、鄂爾多斯盆地[19]等均有發(fā)育。四川盆地風(fēng)暴沉積的研究主要集中在震旦系燈影組[9?10]、寒武系[11?12]、三疊系[13?14]等層位。川西地區(qū)中三疊統(tǒng)的風(fēng)暴沉積研究始于天井山組，后續(xù)對(duì)漢旺剖面雷口坡組四段的風(fēng)暴沉積也有研究，建立了風(fēng)暴沉積序列，得出水下古隆起發(fā)育的認(rèn)識(shí)[15?16]。川西地區(qū)雷口坡期風(fēng)暴沉積具有多點(diǎn)頻發(fā)的特征，但目前對(duì)此還缺乏區(qū)域性探討，制約了古地理格局的認(rèn)知。本文通過野外剖面和鏡下鑒定，對(duì)川西地區(qū)漢旺剖面、江油馬角壩剖面、旺蒼立溪巖剖面、江油馬鞍塘剖面、閬中2井等的風(fēng)暴沉積進(jìn)行研究，探討其對(duì)川西地區(qū)中三疊世古緯度和古板塊演化、沉積環(huán)境及巖相古地理等的指示意義。

1 地質(zhì)概況

四川盆地是我國(guó)南方最大的含油氣盆地，是典型的疊合盆地。印支運(yùn)動(dòng)早幕，受構(gòu)造影響，盆地內(nèi)出現(xiàn)大隆大坳格局，將四川盆地現(xiàn)今構(gòu)造單元?jiǎng)澐譃?個(gè)（圖1），川東南抬升形成了瀘州—開江古隆起，川西地區(qū)形成了川西坳陷[23?24]。

川西雷口坡組主要發(fā)育局限臺(tái)地，亞相有潟湖、潮坪、臺(tái)內(nèi)灘和臺(tái)緣灘等[25]。雷口坡組與下伏飛仙關(guān)組整合接觸，上部為天井山組，部分地區(qū)天井山組因天井山古隆起剝蝕強(qiáng)烈，與上三疊統(tǒng)須家河組等不整合接觸[26]。川西雷口坡組主要是一套灰色—淺灰白云巖、膏鹽巖和灰?guī)r互層，發(fā)育大量的凝塊白云巖、疊層白云巖等微生物白云巖。根據(jù)巖性和結(jié)構(gòu)特征，雷口坡可劃分為4段（圖1），從下至上依次為雷一段（雷一1、雷一2）、雷二段、雷三段（雷三1、雷三2、雷三3）、雷四段（雷四1、雷四2、雷四3）[27]。

2 風(fēng)暴沉積構(gòu)造

風(fēng)暴沉積構(gòu)造通常是指在風(fēng)暴作用下產(chǎn)生的風(fēng)暴流對(duì)已沉積的異地或原地沉積物進(jìn)行改造而產(chǎn)生的沉積構(gòu)造[28]。通過對(duì)川西地區(qū)綿陽(yáng)漢旺剖面、旺蒼立溪巖剖面、江油馬角壩剖面和馬鞍塘剖面的詳測(cè)和鏡下薄片觀察，以及對(duì)閬中2井的巖心觀察，在川西雷口坡組沉積中發(fā)現(xiàn)了大量具有代表性的風(fēng)暴沉積構(gòu)造。

2.1 底沖刷面

風(fēng)暴高峰期，在高能風(fēng)暴流的影響下，下部沉積物受到強(qiáng)烈的侵蝕和沖刷，形成了高低起伏的底沖刷面[28]。漢旺剖面和立溪巖剖面都發(fā)育底沖刷構(gòu)造。在風(fēng)暴回流的作用下，高密度流體對(duì)下伏沉積巖層進(jìn)行了強(qiáng)力的沖刷，凹凸不平的沖刷面上下巖性發(fā)生突變，不同于其他牽引流形成的沖刷面。并且由于受到風(fēng)暴波動(dòng)性質(zhì)的影響，風(fēng)暴沖刷面可見不規(guī)則的正弦或者余弦特征[20]（圖2a～c）。漢旺剖面可見底沖刷構(gòu)造和渠模，沖刷面呈波狀起伏，幅度1～10 cm（圖2a），上覆薄層礫屑泥晶白云巖，下伏厚層角礫泥晶白云巖，表明風(fēng)暴回流強(qiáng)有力的沖刷侵蝕。渠模寬3～5 cm，泥質(zhì)充填，它的排列對(duì)古風(fēng)暴流動(dòng)方向具有指向性[29]。立溪巖剖面發(fā)育良好的底沖刷面（圖2b，c），沖刷面不規(guī)則起伏，幅度中等，介于2～4cm，寬50～60 cm，上覆為礫屑灰質(zhì)白云巖，下伏薄層泥晶白云巖。

2.2 風(fēng)暴礫屑層

礫屑層多與底沖刷面同時(shí)出現(xiàn)，位于底沖刷面上部，是風(fēng)暴沉積的主要特征之一。礫屑成分主要為灰色、灰白色泥晶白云巖，分選差，以棱角—次棱角狀為主，其原巖主要為泥晶白云巖和凝塊泥晶白云巖。不同序列的風(fēng)暴礫屑的大小、形狀、排列方式和支撐方式都存在差異性。漢旺剖面發(fā)育三期礫屑層，礫屑成分為泥晶白云巖和凝塊泥晶白云巖，每期厚度40～60 cm，主要呈條狀，分選中等，部分定向排列。向上發(fā)育粒序?qū)樱▓D2g），表現(xiàn)為下粗上細(xì)的正旋回，可見菊花狀構(gòu)造（圖2d），由于強(qiáng)有力的風(fēng)暴渦流的影響，受到回旋向上的力。立溪巖剖面發(fā)育兩段風(fēng)暴沉積，第一段發(fā)育7期礫屑層，礫屑成分為灰白色泥晶白云巖，厚度為25～50 cm，以次棱角狀礫屑為主（圖2f），呈片狀，粒徑大的有1～2 cm，小的僅約0.1 cm，向上粒序?qū)影l(fā)育，表現(xiàn)為正旋回（圖2i）。第二段發(fā)育4期礫屑，礫屑成分為灰白色泥晶白云巖，厚度為15～20 cm，主要為長(zhǎng)條狀礫屑，長(zhǎng)度為1～4 cm。馬角壩剖面發(fā)育的礫屑層中可見撕扯構(gòu)造（圖2k），半固結(jié)的層理構(gòu)造被風(fēng)暴渦流打碎后形成撕扯狀。馬鞍塘剖面中風(fēng)暴沉積未發(fā)育明顯礫屑，見三套生屑粒序?qū)?，厚?～15 cm，為正粒序（圖2h）。閬中2井發(fā)育風(fēng)暴礫屑（圖2e），可見7期風(fēng)暴沉積旋回，為下粗上細(xì)的正韻律結(jié)構(gòu)，每一期旋回厚度不一，4～40 cm不等，礫屑棱角分明，分選差，雜亂堆積，大小為2～10 mm，發(fā)育撕扯構(gòu)造，鏡下可見明顯遞變和放射狀礫屑（圖2j，l）。

2.3 風(fēng)暴層理構(gòu)造

川西地區(qū)雷口坡組4個(gè)剖面發(fā)育兩種層理構(gòu)造。其中丘狀交錯(cuò)層理是在高能的風(fēng)暴渦流對(duì)底床剝蝕后的密度流沉積形成[22]。漢旺剖面發(fā)育較小丘狀交錯(cuò)層理（圖2n），高約1 cm，波長(zhǎng)8 cm。而平行層理是進(jìn)入衰減期后，風(fēng)暴流隨能量衰減為濁流后形成的，平行層理在漢旺剖面和立溪巖剖面發(fā)育。漢旺剖面的平行層理在多期均有發(fā)育，平行層理紋層密集（圖2m），單層厚1～3 mm；立溪巖剖面的平行層理主要為極薄層泥粉晶白云巖（圖2o），單層厚度小于1 mm。

3 風(fēng)暴沉積序列

風(fēng)暴隨能量的變化可分為高峰、衰減和停息三個(gè)時(shí)段[30]。風(fēng)暴沉積根據(jù)風(fēng)暴的發(fā)展階段，發(fā)育不同的沉積構(gòu)造，一個(gè)理想風(fēng)暴巖序列由5個(gè)沉積單元組成，由下至上分別為：A底沖刷面及礫屑段、B粒序段、C平行層理段、D丘狀交錯(cuò)層理段、E泥巖段[8]。風(fēng)暴沉積序列會(huì)受到不同能量的風(fēng)暴流改造，還會(huì)受到海平面變化及剖面位置的影響，故此川西地區(qū)可以劃分出7種沉積序列。

序列Ⅰ主要由底沖刷面及礫屑段（A）+粒序?qū)樱˙）+平行層理段（C）構(gòu)成（圖3），主要發(fā)育在立溪巖剖面雷三段，底沖刷及礫屑段（A）主要巖性為礫屑含灰白云巖，沖刷面起伏1～4 cm，上覆礫屑層厚15～30 cm，分選、磨圓差，一般為5～10 mm，可見2～3 cm的礫屑，粒序?qū)樱˙）厚20～30 cm，正粒序結(jié)構(gòu)，為礫屑、砂屑灰質(zhì)白云巖，平行層理段（C）厚40～50 cm。

序列Ⅱ主要由底沖刷面及礫屑段（A）+粒序?qū)樱˙）+平行層理段（C）+風(fēng)暴濁積段（E1）構(gòu)成（圖3），主要發(fā)育在立溪巖剖面雷三段，發(fā)育兩期序列Ⅱ。一期底沖刷及礫屑段（A）主要為礫屑含灰白云巖，沖刷面起伏1～4 cm，厚30～40 cm，粒序?qū)樱˙）厚30 cm，正韻律結(jié)構(gòu)，為礫屑、砂屑灰質(zhì)白云巖，平行層理段（C）厚7 cm，主要是粉晶灰質(zhì)白云巖，泥巖段（E）厚4 cm，為白云質(zhì)泥巖。另一期底沖刷及礫屑段（A）+粒序?qū)樱˙）厚50 cm，主要為深灰色極薄層粉屑砂屑云質(zhì)灰?guī)r，上覆50 cm的平行層理段和風(fēng)暴濁積層。

序列Ⅲ主要由底沖刷面及礫屑段（A）+粒序段（B）構(gòu)成（圖3），主要發(fā)育在立溪巖剖面雷三段、漢旺剖面雷四段。立溪巖剖面底沖刷面及礫屑段（A）主要為礫屑含灰白云巖，沖刷面起伏2～4 cm，上部礫屑層厚度15～20 cm，粒序段（B）發(fā)育在礫屑層之上，正韻律結(jié)構(gòu)，粒度向上變細(xì)，厚度為10～20 cm。漢旺剖面共發(fā)育三期序列Ⅲ，沖刷面起伏2～3 cm，下部為深灰色粉晶白云巖，礫屑層厚度為42～62 cm，礫屑分選、磨圓中等，大小為1～4 mm。粒序段（B）發(fā)育在礫屑層之上，為正粒序。

序列Ⅳ主要由底沖刷面及礫屑段（A）+粒序段（B）+平行層理段（C）+丘狀交錯(cuò)層理段（D）構(gòu)成（圖4），在漢旺剖面雷四段可見，底沖刷面幅度2～10 cm，上部發(fā)育風(fēng)暴礫屑層，約60 cm，礫屑成分為凝塊白云巖、泥晶白云巖。礫屑層可見角礫，主要是紋層凝塊石，大小以5～7 cm為主，礫屑層上發(fā)育粒序段（B），厚度1.6 m，為向上變細(xì)的正旋回; 平行層理段（C）發(fā)育平行層理的泥晶白云巖;其上發(fā)育小段丘狀層理（D）。

序列Ⅴ主要由粒序段（B）+平行層理段（C）構(gòu)成（圖4），主要發(fā)育在漢旺剖面雷四段，無(wú)底沖刷，該風(fēng)暴巖厚度為1.0 m，與凝塊白云巖相伴生。粒序段（B）厚80 cm，由多個(gè)厚度為10～15 cm 的正旋回組成，其上平行層理段（C）厚約20 cm，為薄層狀粉晶白云巖。

序列Ⅵ主要由礫屑段（A）構(gòu)成（圖4），主要發(fā)育在閬中2井，無(wú)明顯底沖刷面，發(fā)育7個(gè)風(fēng)暴沉積旋回，礫屑段（A）厚4～40 cm，砂礫屑大小主要為2～10 mm，最大可達(dá)18 mm，分選、磨圓較差，向上砂礫屑成分由泥晶白云巖到含云灰?guī)r、泥晶灰?guī)r變化。

序列Ⅶ主要由粒序段（B）+泥晶灰?guī)r段（E2）構(gòu)成，發(fā)育在馬鞍塘剖面，發(fā)育三個(gè)風(fēng)暴旋回。粒序段由生物碎屑和介殼構(gòu)成，含部分陸源碎屑顆粒，巖性為生屑泥晶粉砂質(zhì)灰?guī)r（圖4），生屑粒度向上由粗變細(xì)，厚度為3～10 cm，介殼大小為1～5 mm，向上發(fā)育薄層泥晶灰?guī)r段。

基于剖面詳測(cè)、鏡下鑒定及風(fēng)暴巖段的統(tǒng)計(jì)分析，繪制研究區(qū)雷口坡組風(fēng)暴沉積對(duì)比圖（圖5），直觀顯示了風(fēng)暴沉積序列的橫向、縱向展布特征。

雷一期，風(fēng)暴巖不發(fā)育；雷二期，風(fēng)暴巖主要發(fā)育在川西地區(qū)北段，如馬角壩剖面；雷三期，風(fēng)暴巖主要發(fā)育在川西地區(qū)中段，如立溪巖剖面風(fēng)暴沉積，序列主要為序列Ⅰ，序列Ⅱ，序列Ⅲ，自下而上呈現(xiàn)為序列Ⅲ→序列Ⅱ、序列Ⅰ→序列Ⅲ的演化特征，反映川西中段地區(qū)雷三段時(shí)期水體變深；雷四期，風(fēng)暴巖則發(fā)育在川西地區(qū)北段，如漢旺剖面風(fēng)暴沉積序列主要為序列Ⅲ，序列Ⅳ，序列Ⅴ，自下而上呈序列Ⅲ→序列Ⅳ→序列Ⅴ，反映川西北段地區(qū)雷四段水體變淺，閬中2井風(fēng)暴沉積也發(fā)育在雷四段，沉積序列為序列Ⅵ，反映靠近川中地區(qū)水體較淺；天井山期，風(fēng)暴巖主要發(fā)育在川西地區(qū)北段，馬鞍塘剖面風(fēng)暴沉積發(fā)育，沉積序列為序列Ⅶ，為粒序段（B）+泥晶灰?guī)r段（E2），是風(fēng)暴濁流沉積，反映川西北段水體較深。

橫向上，體現(xiàn)出風(fēng)暴隨著沉積時(shí)間的推移也在逐步移動(dòng)，可以推斷風(fēng)暴中心主要在川西北段地區(qū)，在雷三時(shí)期風(fēng)暴中心向川西中部地區(qū)局部偏移?？v向上，揭示了川西地區(qū)雷口坡組海平面變化的過程。馬角壩剖面—立溪巖剖面風(fēng)暴沉積的變化，體現(xiàn)了海平面逐漸上升，水體加深，發(fā)育于海侵時(shí)期；立溪巖剖面—漢旺剖面、閬中2井的風(fēng)暴沉積的變化，表明海平面緩慢下降，水位變淺，逐漸過渡為海退期；漢旺剖面、閬中2井—馬鞍塘剖面，體現(xiàn)了水體再次加深的過程，表明天井山期再次發(fā)生一定規(guī)模的海侵（圖5）。

4 風(fēng)暴沉積模式

序列Ⅰ風(fēng)暴巖下部為極薄層狀含灰泥晶白云巖，礫屑分選、磨圓較差，未經(jīng)歷一定距離搬運(yùn)過程，水體動(dòng)力一般。礫屑是略微高能風(fēng)暴渦流作用導(dǎo)致的風(fēng)暴原地堆積，上部有細(xì)粒沉積，為風(fēng)暴衰減時(shí)形成，應(yīng)該是形成于風(fēng)暴浪基面與正常浪基面間，水體相對(duì)較淺的原地臺(tái)緣斜坡上部沉積。

序列Ⅱ風(fēng)暴巖下部為砂屑灰質(zhì)白云巖，礫屑分選、磨圓一般，是經(jīng)歷短距離搬運(yùn)后的異地沉積，可能與風(fēng)暴回流的搬運(yùn)有關(guān)。并且風(fēng)暴流帶來(lái)了大量的細(xì)粒沉積物，沉積了較厚的水平層理及薄層白云質(zhì)泥巖，沉積水體深度較深，沉積環(huán)境應(yīng)該處于風(fēng)暴浪基面以上，比系列Ⅰ更靠近深水陸棚，為接近風(fēng)暴浪基面的臺(tái)緣斜坡下部沉積。

序列Ⅲ風(fēng)暴巖下部為深灰色泥晶白云巖，底沖刷面有較大起伏，砂屑、礫屑磨圓度較高，分選一般，風(fēng)暴回流攜帶下進(jìn)行了長(zhǎng)距離搬運(yùn)，與凝塊白云巖伴生。說(shuō)明該期風(fēng)暴沉積處于風(fēng)暴浪基面與正常浪基面之間，為異地臺(tái)緣斜坡下部沉積。

序列Ⅳ風(fēng)暴序列下部為紋層疊層白云巖，發(fā)育角礫，底沖刷程度較強(qiáng)，礫屑、砂屑分選、磨圓較差，無(wú)明顯搬運(yùn)痕跡，發(fā)育平行層理和丘狀交錯(cuò)層理，與紋層疊層、凝塊微生物巖伴生?？赡苁鞘芨吣茱L(fēng)暴渦流沖擊，形成微生物礁前垮塌，靠近臺(tái)緣礁灘帶，發(fā)育于風(fēng)暴浪基面與正常浪基面之間的較淺水區(qū)的原地臺(tái)緣斜坡上部。

序列Ⅴ風(fēng)暴巖下部為凝塊石白云巖、核形石，底沖刷面不發(fā)育，砂礫屑磨圓、分選中等，風(fēng)暴渦流作用下可見撕扯構(gòu)造，后發(fā)育平行層理。核形石發(fā)育，表明水體較動(dòng)蕩，水體深度較淺。該期風(fēng)暴巖處于正常浪基面之上的臺(tái)緣帶。

序列Ⅵ只發(fā)育礫屑層，礫屑分選差，雜亂堆積，礫屑由受到上部地層強(qiáng)大的風(fēng)暴流拍打侵蝕形成經(jīng)歷短暫的搬運(yùn)后，具有一定磨圓度，局部礫屑呈現(xiàn)撕扯狀、角礫狀，礫屑成分為紋層狀白云巖和泥晶白云巖，可能是由衰減較快的風(fēng)暴潮流搬運(yùn)的近源風(fēng)暴沉積，該序列的沉積環(huán)境應(yīng)處于正常浪基面之上。

序列Ⅶ發(fā)育粒序?qū)雍湍嗑Щ規(guī)r，粒序段主要為生物介殼泥晶含砂灰?guī)r，為從下到上由粗變細(xì)的正旋回，下伏生屑泥晶灰?guī)r，上覆砂巖和泥巖互層和瘤狀灰?guī)r。介殼呈層狀，厚度為2～7 cm，發(fā)育三層，夾在泥晶灰?guī)r之間，與劉家塘地區(qū)的緩斜坡末梢型風(fēng)暴巖類似[31]，遠(yuǎn)離生物丘灘體。上部含有陸源物質(zhì)的灰?guī)r與瘤狀灰?guī)r均指示深水環(huán)境，該序列可能是風(fēng)暴濁流影響下的較深水沉積，應(yīng)位于臺(tái)緣斜坡下部。

根據(jù)經(jīng)典淺水碳酸鹽巖風(fēng)暴沉積的發(fā)育模式[32]，結(jié)合各個(gè)剖面風(fēng)暴沉積特點(diǎn)，總結(jié)了川西地區(qū)雷口坡組的風(fēng)暴沉積模式（圖6）。在此基礎(chǔ)上建立了雷口坡組風(fēng)暴沉積的理想序列。風(fēng)暴沉積自下而上可以劃分出底沖刷面及礫屑段（A段）、粒序段（B段）、平行層理段（C段）、丘狀交錯(cuò)層理段（D段）及風(fēng)暴濁積段（E1段）、泥晶灰?guī)r段（E2段），該序列總體上反映了風(fēng)暴能量由高到低的過程。

5 討論

5.1 古板塊意義

古板塊的演化一直是個(gè)研究難題，一般只能采用古地磁的方法進(jìn)行古板塊的恢復(fù)。根據(jù)現(xiàn)代風(fēng)暴研究，風(fēng)暴多發(fā)生在緯度為5°～45°的區(qū)域之內(nèi)，推斷古代風(fēng)暴也可能發(fā)育在相似緯度[33]。因此，風(fēng)暴沉積可以用來(lái)指示古緯度。前人根據(jù)各種資料推斷三疊紀(jì)上揚(yáng)子地區(qū)位于中低緯度地區(qū)。川西地區(qū)雷口坡組風(fēng)暴巖的發(fā)現(xiàn)，證實(shí)上揚(yáng)子地區(qū)位于中低緯度地區(qū)，且可能在向北漂移，為古板塊演化和古緯度恢復(fù)提供了沉積上的佐證。并且該時(shí)期，泛大陸（Pangaea）以及對(duì)稱格局對(duì)全球氣候有著巨大的影響[34]。泛大陸條件下形成了從早二疊開始，晚三疊達(dá)到高峰期的巨型季風(fēng)[35?36]，導(dǎo)致中三疊世風(fēng)暴沉積普遍發(fā)育。風(fēng)暴的頻率和發(fā)生緯度范圍與氣候突變的頻率及溫室效應(yīng)呈正相關(guān)[37]，川西雷口坡組風(fēng)暴沉積的多期次發(fā)育，證實(shí)了該區(qū)中三疊世氣候的反復(fù)變遷。

5.2 沉積和古地理意義

風(fēng)暴巖與巖相有著十分緊密的聯(lián)系。雷口坡組沉積時(shí)期，受早期印支運(yùn)動(dòng)影響，形成東高西低的地質(zhì)格局，導(dǎo)致雷口坡組時(shí)期形成海陸過渡相沉積，川西地區(qū)為海相雷口坡組沉積。風(fēng)暴作用常發(fā)生在相對(duì)開闊的斜坡附近，使靠近正常浪基面附近的斜坡沉積物被搬運(yùn)到正常浪基面之下的開闊海[11]。結(jié)合前人對(duì)四川盆地雷口坡組巖相古地理的研究和川西地區(qū)雷口坡組的風(fēng)暴沉積序列進(jìn)行分析：馬角壩剖面風(fēng)暴巖為序列Ⅴ，主要為臺(tái)地邊緣沉積；立溪巖剖面風(fēng)暴巖發(fā)育兩期風(fēng)暴沉積，包含序列Ⅰ、序列Ⅱ、序列Ⅲ，都處于臺(tái)緣斜坡上部和下部，水體深度變化較大，為臺(tái)緣斜坡沉積；漢旺剖面發(fā)育三期風(fēng)暴沉積，自下而上呈序列Ⅲ、序列Ⅳ、序列Ⅴ，處于臺(tái)緣斜坡和臺(tái)地邊緣沉積區(qū)，其水體深度變化較大，為臺(tái)緣斜坡—臺(tái)緣沉積；閬中2井發(fā)育風(fēng)暴沉積序列Ⅵ，水體較淺，位于臺(tái)地邊緣，為臺(tái)緣沉積；馬鞍塘剖面發(fā)育風(fēng)暴沉積序列Ⅶ，其水體深度較大，位于臺(tái)緣斜坡下部，為臺(tái)緣斜坡沉積。因此，川西地區(qū)雷口坡時(shí)期沉積環(huán)境應(yīng)為臺(tái)緣—斜坡相帶。川西地區(qū)雷口坡組的沉積相可以向陸依次劃分為深水陸棚—臺(tái)緣斜坡—臺(tái)地邊緣，為巖相古地理提供約束。

川西地區(qū)廣泛發(fā)育的風(fēng)暴沉積，對(duì)古海灣的演化過程的還原也有著重大意義。古地理背景下，華南板塊持續(xù)向北推移與華北板塊逐漸靠攏并以東部為支點(diǎn)，呈剪刀式拼接開始順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，使得海水逐漸退出四川盆地[38]。龍門山水下古隆起與川西臺(tái)緣斜坡之間形成一個(gè)斜V字型的海灣，在張性環(huán)境背景下，從雷二段時(shí)期到雷三段時(shí)期隨著局部拉張作用逐步擴(kuò)大，在雷三段時(shí)期達(dá)到最大范圍；從雷四段時(shí)期開始逐步減??；天井山時(shí)期，發(fā)生較微弱海侵，水體變深，但是由于華北板塊和華南板塊碰撞擠壓，逐漸靠攏，龍門山水下古隆起和川西臺(tái)地邊緣之間的海灣進(jìn)一步萎縮，形成較深水狹長(zhǎng)的海灣；到晚三疊世海灣徹底閉合，開始逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)殛懴喑练e（圖7）。海灣地區(qū)具有獨(dú)特半局限—半開放的沉積環(huán)境，適合微生物巖發(fā)育。在地質(zhì)歷史時(shí)期，古海岸線會(huì)隨著海平面和古海灣的演變而擺動(dòng)，在確定了膏鹽巖沉積中心展布的基礎(chǔ)上，對(duì)古海岸線的位置形成約束。根據(jù)現(xiàn)有微生物巖展布，再結(jié)合古海岸線推斷潛在微生物巖發(fā)育區(qū)塊，為雷口坡組油氣勘探提供了新的思路。

6 結(jié)論

（1） 川西地區(qū)雷口坡組漢旺剖面、立溪巖剖面、馬鞍塘剖面和馬角壩剖面均發(fā)育風(fēng)暴沉積，閬中2井也發(fā)育風(fēng)暴沉積，可見底沖刷構(gòu)造、礫屑層理、風(fēng)暴撕扯構(gòu)造、粒序?qū)永砗颓馉罱诲e(cuò)層理等風(fēng)暴沉積構(gòu)造。

（2） 川西地區(qū)的風(fēng)暴序列可以分為7個(gè)序列：序列Ⅰ主要由底沖刷面及礫屑段（A）、粒序段（B）、平行層理段（C）構(gòu)成，受風(fēng)暴渦流影響，沉積環(huán)境在風(fēng)暴浪基面以上；序列Ⅱ主要由底沖刷面及礫屑段（A）、粒序段（B）、平行層理段（C）、風(fēng)暴濁積段（E1）構(gòu)成，主要受風(fēng)暴回流控制，沉積環(huán)境應(yīng)該處于風(fēng)暴浪基面以上；序列Ⅲ主要由底沖刷面及礫屑段（A）、粒序段（B）構(gòu)成，主要受風(fēng)暴回流控制，沉積環(huán)境應(yīng)該處于正常浪基面之下；序列Ⅳ主要由底沖刷面及礫屑段（A）、粒序段（B）、平行層理段（C）、丘狀交錯(cuò)層理段（D）構(gòu)成，主要受風(fēng)暴渦流控制，沉積環(huán)境處于正常浪基面之下；序列Ⅴ主要由粒序段（B）、平行層理段（C）構(gòu)成，主要受風(fēng)暴渦流控制，沉積環(huán)境為正常浪基面之上；序列Ⅵ只發(fā)育礫屑層，主要受風(fēng)暴潮流控制，沉積環(huán)境應(yīng)處于正常浪基面之上；序列Ⅶ主要由粒序段（B）和泥晶灰?guī)r段（E2）構(gòu)成，主要受風(fēng)暴濁流控制，沉積環(huán)境為風(fēng)暴浪基面之上，且接近風(fēng)暴浪基面。

（3） 研究證實(shí)上揚(yáng)子地區(qū)雷口坡時(shí)期處于低緯度地區(qū)，川西地區(qū)雷口坡期沉積環(huán)境應(yīng)為向開闊海的臺(tái)緣—斜坡地帶，約束了當(dāng)時(shí)的古緯度及古地理格局；依據(jù)龍門山古隆起與川西斜坡形成古海灣的存在，推斷古海灣隨華南板塊與華北板塊的“剪刀式”碰撞先張開后閉合的演化過程；古海灣已探明微生物巖及膏鹽沉積中心走向，對(duì)北東—南西向的古海岸線的位置形成了約束，指示潛在微生物巖的展布情況。