0 引言
早在20世纪60年代，风暴沉积在海相地层中就已经被发现，多年来国内外学者针对海相风暴沉积和风暴岩开展了大量的研究，取得了丰富的研究成果和众多新认识［6-8］。近年来随着湖相风暴岩的不断发现，湖相风暴沉积也引起了高度重视，相关报道层出不穷［9-16］。风暴沉积是由（热带）风暴驱动，其沉积作用时间一般持续数小时到数天，整个过程可以划分为高峰期、衰减期和停息期3个阶段。随着风暴作用的增强，海（湖）水波浪振荡幅度和速度不断加大，使得海（湖）平面升高，在迎风一侧的滨岸形成风暴浪（潮）。风暴浪的能量巨大，能搅翻起滨岸及正常浪基面以下的沉积物并发生强烈混合，形成一种特殊的密度流。当风暴进入衰减期，由海（湖）平面下降形成的离岸流即风暴流，可向远离滨岸的方向流动数十公里至上百公里。在此过程中，风暴流在波浪的振荡运动和水平单向流动的共同作用下，把浅水处的较粗粒碎屑沉积物搬运到滨外陆棚“静水环境”，形成低能条件下的高能沉积，并发育特殊的沉积构造和沉积序列。风暴停息后，天气恢复正常，这时在正常浪基面以下发育细粒沉积，称为“晴天泥”，是无风浪影响下的背景沉积物。从而形成了风暴沙和晴天泥组成的二元结构沉积序列，类似于浊积岩序列，有时两者之间较难区分。一般来说，小型风暴作用波及的水底深度只有数米到十多米，但大型或特大型风暴作用影响的深度可达数十米到百米，甚至更深（约200 m）［17］，因此其波及的海底范围更广。这种对海岸和浅海沉积物有重要改造作用的特大风暴，发生的周期相对较长，上百年或更长时间才发生一次，但在漫长的地质历史时期却并不少见。在许多古代地层里保存有风暴沉积的记录，是探究过去地球风暴作用的重要地质素材。
早志留世下扬子陆棚发育的高家边组下段地层是目前下扬子地区页岩气地质调查所关注的一套重要层位［18］。近年来通过页岩气地质调查井获取的岩心资料显示该时期风暴沉积较为发育。故详细分析下扬子地区的风暴沉积特征并探讨风暴作用对陆棚深水区沉积的影响尤为必要，对深入认识该地区早志留世的古地理环境及当前页岩气的勘探均具有极为重要的意义。
1 区域地质背景
下扬子地区构造位置处于扬子板块东北缘，北以郯庐断裂与华北板块、东秦岭褶皱带相邻，南以江绍断裂与华夏陆块相接，整体上呈南西较窄、北东开阔的喇叭形地带，面积约为23×104 km2（图1）。
图1 晚奥陶世—早志留世华南板块的位置（a）、晚奥陶世—早志留世扬子地区古地理（b）（据文献［22］，修改）；下志留统高家边组下段岩性柱状图（c）Fig.1 Location of South China Plate during the Late Ordovician to Early Silurian（a），paleogeographic map of the Yangtze Region during the Late Ordovician to Early Silurian （b） （modified from Ref.［22］）； lithology histogram of the lower Gaojiabian Formation（c） |
晚奥陶世，区域上受广西运动的影响，华南板块发生陆内造山，随着华夏古陆自南东向北西方向不断推进和 “江南古陆”不断抬升扩张，结束了华南晚奥陶世之前长期存在的“台—坡—盆”古地理格局，扬子地区开始进入前陆盆地的演化阶段［19-22］。晚奥陶世末期至早志留世，下扬子地区主体处于前陆盆地前渊至前隆带，总体上为浅海陆棚环境［23-24］，最大水深不超过70 m［25］。沉积的高家边组下段整体为一套细粒沉积，由底部的富有机质黑色页岩与中上部的黑灰色泥页岩夹粉砂岩组成（图1）。底部的富有机质黑色页岩（厚度小于20 m）与下伏五峰组黑色硅质页岩构成了下扬子地区的优质页岩段，为陆棚深水滞留沉积环境下的产物，期间伴随着冰期—生物灭绝和火山喷发等地质事件［26-28］。中上部的黑灰色泥页岩夹粉砂岩段，最大厚度超过600 m，其中黑灰色泥页岩总体泥质含量较底部的富有机质黑色页岩有所下降。所夹的粉砂岩单层厚度不均，侧向上累计厚度分布总体南厚北薄，且出现的频数在垂向上呈增多的趋势，其物源主要来自东南侧的古陆［21］。这些粉砂岩夹层发育有风暴沉积的特征，是本文研究的重点。
2 风暴沉积特征
2. 1 沉积物组成、结构及粒度特征
通过对研究区31块风暴岩岩心样品进行薄片鉴定，统计结果显示其碎屑成分主要有石英、长石和岩屑，其中石英含量较高，达40%~60%，长石含量较少且以钾长石居多，含少量斜长石，岩屑极少。镜下薄片显示碎屑颗粒之间以点接触为主，基本呈棱角或次棱角状且分选性较差（图2），因此其结构成熟度总体较差。
粒度分析显示具有2种粒度概率累积曲线（图3）：第一种曲线为三段式，由滚动、跳跃和悬浮3个总体构成，其中以悬浮总体为主，含量可达50%，斜率较低，反映了类似重力流的水动力特征；第二种曲线主要由2个跳跃次总体和一个悬浮总体组成，缺少滚动总体或含量较低，2个跳跃次总体在含量及斜率上均有一定差别，2个跳跃次总体含量合计可达70%以上，悬浮总体含量一般在20%~30%之间，反映了受风暴回流形成的单向牵引流和波浪震荡作用双重影响的沉积水动力特征。
2. 2 沉积构造
通过对多口钻井岩心进行详细观察和描述，其沉积构造类型包括冲刷面构造、块状层理、平行层理、丘状、洼状交错层理、波纹交错层理和准同生变形构造等。
2.2.1 冲刷面构造
2.2.2 层理构造
2.2.2.1 块状层理
块状构造主要发育在沉积构造不明显的粗粉砂岩中（图5）。块状粉砂岩厚度一般在2~10 cm之间，偶尔可达30 cm。底部通常可见明显的冲刷面构造，并与下部的细粒泥页岩沉积呈突变接触。局部可见杂乱分布的黑色泥岩内碎屑，大小形态不一，由高峰期风暴形成的涡流通过击碎、搅动底部未完全固结的原始泥质沉积物所致。块状构造与泥岩内碎屑的非均质分布表明高能量的风暴流在开始减速时发生沉积物快速堆积，也说明风暴流沉积初期兼具重力流的特点。
2.2.2.2 平行层理
平行层理在本研究区比较常见，主要发育于粗粉砂岩和中粉砂岩中（图5），厚度通常较薄（<5 cm）。其下有时发育块状层理粉砂岩，有时以冲刷面直接与下伏泥岩相切。平行层理反映了沉积过程中上部流体体制和较高的水流流速，一般在较强的单向水流条件下形成，但在风暴沉积作用过程中出现的以离岸单向水流为主导、波浪振荡参与的联合水流中也可以发育。此外其厚度较薄的特点表明这种水流状态存在的时间比较短，是一种中间过渡的流体类型。
2.2.2.3 丘状、洼状交错层理
丘状和洼状交错层理是风暴沉积作用形成的一种特定层理构造，也是风暴岩中最典型的沉积构造，具有沉积环境和沉积作用的指向意义［30-31］。丘状交错层理（HCS）表现为顶面外形呈圆丘状（Hummocks），内部纹层上凸并向四周倾斜，纹层倾角一般小于15°，层系常呈宽缓的波状（图6）。洼状交错层理（SCS）表现为彼此呈低角度交切的浅洼，内部纹层倾角较小。研究区丘状和洼状交错层理发育在中—细粉砂岩中，两者通常伴生在一起成对出现，厚度为4~10 cm，其下部通常为平行层理粉砂岩。岩心上观察到的丘状交错层理的波高一般为1~2 cm，波长为5~20 cm，其长高比（5~10）与现代浅海观察到的丘状交错层理相符。虽然丘状交错层理为风暴沉积成因已成共识，但其发育的确切水动力条件目前还存在一定争议。大多数学者［32-34］认为其形成于波浪震荡运动与离岸单向水流合成的混合流且以波浪震荡运动为主的水流条件，这一解释也得到了物理模拟实验的证实。
图6 风暴岩丘状交错层理、洼状交错层理和波纹交错层理（a）WDD1井，901.65 m；（b）WDD1井，737.50 m；（c）WHD1井，1 266.50 m；（d）WDD1井，732.40 m；（e）WDD1井，703.15 m；（f） WDD1井，713.78 mFp：平行层理粉砂岩；HCS：丘状交错层理； SCS：洼状交错层理；AWR：不对称的波痕；SWR：对称的波痕 Fig. 6 Hummocky cross-stratification， swaley cross- stratification， and wave-ripple bedding of storm rock |
2.2.2.4 波纹交错层理
波纹交错层理常发育于丘状和洼状交错层理之上的粉砂岩中（图6），其岩石中细粉砂和泥质的含量明显增多，表明风暴流能量进一步减弱。发育的波痕可以分为不对称型波痕和对称型波痕2种类型。前者不对称指数一般大于1.2，具有较缓的向流面（倾角10°~20°）和较陡的背流面（倾角15°~30°）。其层系界面呈缓波状，波长为5~15 cm，波高为0.5~3 cm，且内部的前积纹层一般呈单向倾斜，倾向背流面。后者不对称指数小于1.2，向流面和背流面倾角几乎相等（5°~20°）。其波痕规模一般比前者小，波长为2~8 cm，波高为0.2~1 cm，内部纹层常呈S型，并沿垂向迁移，反映沉积的水流能量较前者更弱。在风暴发生过程中，波纹交错层理一般出现在风暴沉积的晚期，这个阶段风暴流可以提供其形成需要的水动力条件，即较弱的单向水流提供沉积物的供给，而波浪震荡运动使其保持波痕形态。波纹交错层理粉砂岩之上常发育块状或水平层理的暗色泥岩，代表着风暴停息后的正常天气条件下的细粒沉积。
2.2.3 准同生变形构造
准同生变形构造又称为软沉积物变形构造，常见于事件沉积记录中［35-36］。与上述的层面构造和层理构造不同，它是在沉积作用的同时或沉积物埋藏后不久，处于塑性状态时发生变形所形成的构造。通过岩心观察，研究区准同生变形构造包括火焰状构造、球枕构造及包卷层理等，其中以包卷层理最常见（图7）。火焰状构造和球枕构造发育在粉砂岩与泥岩的界面附近，两者常伴生出现，球枕大小不一，直径为1~5 cm。包卷层理主要发育在泥岩或粉砂岩与泥岩薄互层地层中，表现为不规则的揉皱变形，且变形的幅度较大。通常准同生变形构造上下岩层很少发生变形。在风暴天气条件下，由于快速沉积作用和上覆水体循环负载造成的应力不均衡，沉积物易发生变形调整，形成多种变形构造。多数情况下这种沉积物的变形并不一定是由此次风暴作用导致，后期的风暴作用也能引发先前风暴沉积物的变形。
2.3 风暴沉积序列
风暴作用在不同阶段的能量存在强弱变化，因此风暴沉积在垂向上的发育特征会有一定差异。综合研究区多口取心井岩心垂向沉积构造特征，研究目的层段发育4种类型的风暴沉积序列（图8）。I型风暴沉积序列：由底到顶发育冲刷面构造—块状层理—平行层理—块状泥岩沉积构造；II型风暴沉积序列：由底到顶发育冲刷面构造—块状层理—平行层理—丘状交错层理—波纹交错层理—块状泥岩沉积构造；III型风暴沉积序列：由底到顶发育冲刷面构造—平行层理—丘状交错层理—块状泥岩沉积构造；IV型风暴沉积序列：由底到顶发育丘状交错层理—波纹交错层理—块状泥岩沉积构造。准同生变形构造层垂向上常见于上述风暴沉积序列层之间，或为上述风暴沉积序列沉积后发生变形所致。
这几种风暴沉积序列的沉积构造组合差异代表着风暴流能量的强弱，例如：I型风暴沉积序列底部冲刷面凹凸的幅度及块状层理段的厚度一般较大，表明此处风暴流的能量较强；II型和III型风暴沉积序列尽管也发育底部冲刷面，但有时侵蚀特征并不明显，风暴流的能量较I型弱；IV型风暴沉积序列通常不发育底部侵蚀构造，且沉积物的粒度偏细，风暴流能量较前3种类型更弱。
一个完整的风暴沉积序列反映了风暴作用从高峰期到衰减期再到停息期的沉积特征，并显示了风暴流状态的演变过程。综合岩心上观察到的4种风暴沉积序列，笔者认为研究区理想的风暴岩序列由以下几段组成：侵蚀接触底界面、块状层理段、平行层理段、丘状交错层理段、波纹交错层理段和泥岩段，整体构成一个粒度向上变细的沉积序列（图9）。其形成过程大致如下：最开始，随着风速和海流的不断增大，风暴也到达了高峰阶段，产生的多向性的涡流对先前海底沉积物进行冲刷和侵蚀，形成突变的侵蚀面、沟模等构造，这一阶段风暴流以强烈的侵蚀作用为主。随着风暴高峰过去，风暴开始减弱并进入逐渐衰减阶段，风暴流流速降低，前期经风暴流卷起的高浓度沉积物因流速下降，发生快速沉积作用或重力分异沉降，形成块状层理段或粒序层理段（A段），表现为类似重力流沉积的特征。随着风暴的减弱和粗碎屑沉积物的卸载，风暴流的流速和沉积物浓度均降低，风暴流转变为以单向牵引流为主的联合水流，携带的较粗的沉积物开始沉积形成平行层理段（B段）。之后，随着风暴强度的进一步减弱，单向牵引流向盆地流动的速度降低，风暴流逐渐转化为振荡运动控制的联合水流，较细粒沉积物从悬浮状态沉积下来，在此水流作用下形成圆丘状和浅洼状的床沙形态，从而发育丘状交错层理段（C段）。再过后，风暴越来越弱，风暴流流速持续降低，悬浮的细粒沉积物开始沉降，在减弱的振荡运动水流作用下形成波纹交错层理段（D段）。待风暴过去后，水体逐渐安静下来，在波纹交错层理段之上，水体中悬浮的最细粒沉积物逐渐沉降堆积，最后形成泥岩层段（E段）。实际上这种典型的风暴沉积序列并不常见，因为受诸多因素所制约，如离岸远近、水体深浅、风暴持续时间、波浪幅度、风暴强度和供砂条件等，更多发育的是不完整的风暴序列。
3 风暴成因
现代气象研究显示风暴主要形成于南北半球纬度5°~20°之间，该区间内生成的热带气旋（包括热带风暴到超强台风）占总数的80%以上［37］。这个纬度范围的海域具备形成热带气旋的有利条件，例如存在暖性洋面和湿润的空气。海水表面温度越高则低层大气的气温越高、湿度越大、气压越低，位势不稳定越明显，从而很可能进一步演变生成热带气旋。这些气旋威力巨大，最大风力可达16级或以上，底层中心附近最大平均风速可超过51 m/s， 能够对纬度5°~30°范围内的滨浅海水体和底部沉积产生较大影响。到目前为止，已发现的各地质历史时期（从元古代到第四纪）海洋风暴沉积记录的古地理位置几乎均处于地球中—低纬度地区。
了解区域古地理背景与古气候特征对探讨风暴的成因至关重要。前人研究表明早志留世华南板块位于东冈瓦纳板块边缘，总体位于赤道附近的低纬度地区［38-42］，其中下扬子地区基本处在北半球纬度10°~15°区间，且为浅海陆棚环境。其古地理位置和古地理环境使得该地区易受热带风暴的影响。不仅如此，该时期的古气候条件与奥陶纪末期存在较大差异，全球平均温度上升，地球低纬度地区与两极地区之间的温差增大。这种气候背景下热带风暴形成的频数和强度趋于增大，而且形成的速度变得更快，滞留的时间也更长，因此影响程度也更大。早志留世，不仅下扬子地区受到风暴的影响，上扬子川西北地区也发现有风暴沉积的记录［8］，而且下扬子巢湖、南京等地的中上志留统中也观察到风暴岩的存在［43］，表明海洋风暴不仅影响的范围广而且活跃的年代跨度大。
4 风暴作用对泥页岩品质的影响
热带地区的海洋风暴通常具有季节性的特征，即风暴盛行期，在此期间风暴比较频繁。对于某一特定地区，虽然并不是所有的风暴作用都能影响和改变原地的正常沉积，尤其是对陆架浅海远离海岸的陆棚深水区，但在百年时间尺度上，能够影响陆棚深水区的特大型的风暴发生的几率还是很大的。因此在更长的地质时间尺度上，风暴作用对热带地区陆棚深水区正常水体环境下发生的沉积作用会形成较为频繁的改造，从而影响陆棚深水区原地泥质沉积物的特征。
通过对下扬子地区下志留统高家边组下段风暴岩的研究，本文研究认为这种影响主要存在以下3个方面：
（1）特大风暴可以搅动水体，加快表层含氧海水与底层海水之间的交换，使得底层水体难以保持滞留和缺氧环境，不利于有机质的保存。另外，风暴流可以在相当短的时间内将大量陆源碎屑带到陆棚深水环境中，增加陆棚深水区的沉积速率，导致沉积物中有机质被稀释，降低有机质的丰度。因此，沿着风暴流前进的方向，越靠近滨岸一侧的陆棚深水区，所受到风暴作用影响越大，有机质丰度则越低。这一点通过对下扬子地区由南到北的3口钻井高家边组下段泥页岩的TOC统计和对比结果可以看出，南部的WDD1井的TOC值明显比中部位置的WDH1井和北部的SY1井整体要低［图10（a）］。
（2）风暴流具有较强的水动力条件，能对陆棚深水区静水条件下堆积的泥质沉积物产生强烈冲刷作用，使得先前正常天气条件下沉积的细粒沉积物部分被侵蚀，因而减小了泥质沉积物的单层厚度。除此之外，频繁的风暴作用会产生许多风暴岩夹层，如WDD1井风暴岩夹层发育频率最大可达6层/m，破坏了泥质沉积物的垂向连续性。钻井岩心显示下志留统高家边组下段中上部的黑灰色泥页岩段被频繁出现的风暴岩夹层所分割，垂向连续性差，单层厚度大多不超过2 m［图10（b）］。
（3）风暴作用可以使海底的泥质沉积物产生变形，改变原始沉积构造（水平层理）和侧向稳定性，进而影响泥页岩的压裂效果。研究区泥页岩中风暴作用形成的包卷层理较为常见，而且其单层厚度一般比一期风暴沉积的厚度还要大。
综上所述，风暴作用能够降低泥页岩有机质丰度、减小泥页岩厚度、破坏垂向连续性和原始沉积构造，从而影响泥页岩的品质，因此在研究区页岩气勘探和评价过程中，应重视风暴因素对陆棚深水区的影响。
5 结论
（1）基于下扬子地区多口页岩气地质调查井获取的地下岩心资料，发现下志留统高家边组下段中上部发育浅海陆棚相风暴沉积。这些风暴岩岩性偏细，结构成熟度较低，发育冲刷面构造、块状构造、平行层理、丘状交错层理、波纹交错层理和准同生变形等沉积构造。
（2）下扬子地区下志留统风暴岩沉积序列具有多样性的特点，根据风暴岩垂向沉积构造组合样式差异，主要识别出4种风暴沉积序列，代表着不同的风暴流能量。按照风暴发生过程能量的变化，研究区理想完整的风暴岩序列为侵蚀冲刷底界面、块状层理段、平行层理段、丘状交错层理段、波纹交错层理段和泥岩段构成的一个粒度向上变细的沉积序列。
（3）下扬子地区早志留世区域性的风暴活动相当频繁，风暴活动与研究区的古地理背景和古气候条件具有成因联系。特大型的风暴在引发风暴沉积的同时，也会对浅海陆棚深水区的细粒泥质沉积物特征产生重要影响，总体上降低了泥页岩的品质，因此在页岩气的勘探过程中，应重视风暴因素对陆棚深水区泥页岩的影响，尽量选择风暴沉积不发育的地区或层位进行部署。
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