风暴岩(tempestite)的概念由Kelling和Mullin^[1]在20世纪70年代中后期首先提出。随后，Aigner^[2]对风暴岩的定义进行了扩充，提出风暴沉积(storm deposit)泛指所有受风暴作用影响的沉积。与50年代鲍马提出的浊流沉积理论一样，这一理论被认为是沉积学研究一个里程碑性的事件^[1-4]。20世纪80年代初期，随着刘宝珺院士等^[27]首次将“风暴岩”这一概念引入国内，早期众多的学者，如刘宝珺、叶连俊、余林青、孟祥化等^{[27-29, 32]}开辟了我国风暴岩研究的先河。后来的学者在风暴岩概念的深化^{[17, 23]}、岩性特征^{[5-16, 18]}、典型沉积序列^[5-15]、沉积模式^{[10-12, 18, 26]}及地质意义^{[4-6, 10-12, 15-16, 18, 20, 26, 41]}等方面都作了大量研究，涵盖了不同沉积环境(如浅海陆棚环境、潮坪环境及三角洲、湖泊环境)中风暴岩沉积特点。这些研究成果极大地深化了对风暴沉积的认识，推动了事件地层学和沉积学研究的进步。

然而，前人众多的研究主要集中在风暴相序完整的浅海陆棚区，对近岸的、易改造、难保存的潮坪环境中的风暴岩研究较少，这是由于序列完整的潮坪风暴岩较难发现，资料的欠缺使得潮坪风暴沉积具一定研究价值。同时，对扬子地台早古生代风暴沉积的研究主要集中于寒武纪地层^{[10-14, 18, 27]}，志留纪次之^{[15-16, 20]}，奥陶纪时期风暴沉积的报道也仅见邻区零星文献^[7-9]。尚未见有关于湘西北地区早奥陶世时期风暴岩沉积的相关报道。

笔者在对湘西北龙山地区奥陶系桐梓组地层的调查中有幸发现了多期潮坪风暴沉积，露头清晰、层序完整，具典型的风暴沉积构造，诸如侵蚀—撕裂构造、粒序层理、韵律层理、变形层理、沙纹—波状层理及不明显的丘状交错层理等风暴沉积标志。该套风暴岩的发现，不仅丰富了国内关于潮坪风暴沉积的研究材料、深化了湘西北地区早奥陶世两河口期的古地理、古气候、古构造的理论认识，而且对探讨该区风暴沉积模式的空间变化、明确风暴岩与成矿环境的联系等具有实际意义。

1 地质概况

研究区位于上扬子地块东南缘、武陵山弧北西之桑石小区，是湘西弧形构造带的一部分，先后经历了武陵期、雪峰期至加里东期、海西期、印支期至燕山期4个大的发展阶段^[21-22]。早奥陶世两河口时期，扬子地台基本上继承了晚寒武世的古地理格局，为典型的稳定型碳酸盐沉积建造序列(图 1)。随着该时期海侵作用的加强，岩石特征、古生物面貌、沉积层序均发生了显著改变，总体由一套含三叶虫、腕足、头足、双壳类等生物化石的开阔—局限台地相之石灰岩超覆在上寒武统含三叶虫的潮坪白云岩之上，海侵作用明显。其顶部以一套区域展布稳定的深灰色页岩与上覆红花园组分界(图 2)。区内无岩浆活动，未见岩浆岩体。此外，桐梓组亦是区内“江家垭式”层控型铅锌矿赋矿层位之一。

通过本次野外剖面测制工作，对龙山地区奥陶系桐梓组的岩石学特征、沉积构造及序列进行了详细研究，调查发现，研究区下奥陶统桐梓组为一套浅灰色中厚层—块状白云质粉晶灰岩、灰质云岩夹颗粒(鲕粒、砾屑)粉晶灰岩。局部夹滑塌、风暴成因的角砾岩，发育羽状交错层理，藻叠层构造普遍发育。以局限台地之潮坪相为优势相沉积(图 1)。风暴成因砾屑灰岩多集中在该组地层的中上部(图 2)。

2 风暴沉积特征

风暴作用作为一种阵发性高能事件，其独特的水动力学特点及沉积机理形成别具一格的沉积构造和沉积序列。如：丘状交错层理、侵蚀—撕裂构造、粒序层理及沙纹—波状层理等典型沉积标志。

2.1 冲刷—充填构造

冲刷—充填构造包括了底冲刷面和渠铸型构造，是风暴沉积作用的典型识别标志之一^[5-6]。侵蚀面在区内普遍可见。该面呈波状起伏(图 3c、图 4)，波幅度较大，一般3~5 cm，少数达6~10 cm，波峰圆缓，波谷陡峭，反映风暴涡流作用中等强度。冲刷面上、下岩性突变分界，其上常为浅色砂砾屑灰岩或藻砾屑灰岩，砾屑呈团块状、次棱角状、竹叶状等，集合体多以叠瓦状排列，反映出后期定向牵引流的进一步改造。沿冲涮面偶见有渠铸模构造，是风暴增长期和(或)高峰期的形成的强大涡流，旋切海底沉积物形成刨蚀坑，并经后期充填形成，又称之为口袋状构造。在研究区常见独特的口袋状构造(图 3c)，这些“口袋”宽约8~16 cm，下切深度约3~5 cm，呈上宽下窄的漏斗形，渠壁倾角介于35°~60°之间，渠模内充填发育波状纹层的砂屑灰岩。反映风暴涡流的强度中等偏大。

2.2 撕裂构造

风暴撕裂构造是风暴作用过程中风暴撕裂半固结的岩层而形成的构造^[18]。岩层中此类构造主要见于砾屑堆积层中。砾屑常为断开的条带状或角砾状(图 3g)，与下伏岩层无明显界线，呈有“根”连接。条带呈弯曲、折断或完全分离，沿裂缝可拼凑成一个完整体，撕裂特征明显。有时可见被风暴流带来的灰岩碎块与粉、砂屑混杂堆积(图 3g, o)。风暴撕裂构造可能形成于风暴作用仍较强的区域。与撕裂构造伴生的有蠕动变形构造，可能代表了风暴衰减期对沉积物的改造。

2.3 递变层理、韵律层理

该类型层理主要集中于风暴序列底部，自下而上由砾屑灰岩向砂屑灰岩过渡构成具二元结构的递变层理，垂向上多个粗尾递变层理叠置复合而形成韵律层理(图 3f)。单个递变层段厚约为8~14 cm，叠置面上风暴岩掏蚀现象普遍，呈波状，其波长不定，以2~4 cm为主，高约1~3 cm。砾屑灰岩层中砾屑长轴约2~18 mm，大者可达50 mm，呈针状、板条状或竹叶状，集合体呈菊花状、倒“小”字型、放射状(图 3e)，与潮道、浊流、震积等成因的砾屑相区分。

砾屑灰岩的韵律性显出该时期的风暴事件频繁。值得注意的是，砾屑灰岩孔渗性较好，在该套风暴砾屑灰岩层中常见有后期的灰白色方解石充填(图 3m)，为区内铅锌矿的沉淀提供了有利的场所。

2.4 沙纹交错层理和丘状交错层理

研究区内完整的丘状交错层理不甚发育，可能是在潮坪环境下，往复频繁的水流作用破坏所导致。交错层常以沙纹交错层理产出，前积纹层成对排列成束状层系，具定向性，上下层有截切关系；沉积界面呈波状起伏，波峰、波谷均较圆缓(图 3d)，波形宽约8~15 cm，波幅较小，高约0.5~2 cm，其岩性以砂屑灰岩为主，波谷常含一定量的粗屑，有时为透镜状灰岩块体。这种沉积构造反映出风暴浪衰减时定向水流的沉积特点，并迅速向正常沉积过渡。

2.5 其他沉积构造

此外，桐梓组岩层中见有其他丰富的沉积构造，如：块状层理、水平层理及滑塌构造、火焰状构造、蠕动构造等同沉积变形构造。其中，块状层理常与侵蚀砾屑层相伴生，叠置于砾屑层之上，岩性常以粉—砂屑灰岩为主，粒序特征不明显(图 4c)，为风暴回流期大量的颗粒质卸载、堆积而成，显重力流的性质；水平层理见于泥—粉晶灰岩中，为晴天正常海的背景沉积。滑塌构造以大量的塌积角砾出现为特征(图 3k)，角砾大小约2~50 mm，大者可达30 cm，成分以云质灰岩、泥晶灰岩为主，多“悬浮”于泥晶灰岩基质中，塌积角砾之下的纹层有“被压弯”的特点，可能是

在一定坡度下，受风暴触发或震动后产生短距离滑塌便固结所形成的。蠕动变形构造常与滑塌构造相伴生，从形态上看，该构造类似于“石香肠”构造，成紧闭的“S”形，局部因受力过度而角砾化(图 3l)。火焰状构造规模较小，“火焰”高约1~4 cm，呈尖舌状植入上覆灰岩层中(图 3g)。显然，这种同沉积构造反映了在风暴沉积期后，由下伏饱含水份的塑性灰泥在不均匀的负荷作用下，向上挤入而形成舌状体。另外，见有呈席状分布的生物介壳层，厚约10~22 cm，以双壳类为主，壳体优选方向明显，稍有破碎，与叠层石伴生(图 3i)，可能是被风暴浪搬运至潮坪上的堆积物。

3 风暴沉积序列

前人研究表明^{[9, 17]}，风暴岩的剖面序列特征及横向展布是其主要的识别标志，而某些沉积构造只能作为辅助识别标志。通过综合考虑各类风暴沉积标志的组合关系，笔者将桐梓组上部的风暴岩划分为3个差别明显的风暴沉积序列类型及1个风暴浊积序列。在测区内主要发育正常风暴序列Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ等3种类型，序列Ⅳ主要出露于测区北部(龙山县辽叶乡一带，剖面A)，常与滑塌角砾灰岩层伴生(图 2、图 3H，k)。

3.1 序列Ⅰ

该类型风暴在研究区最为发育，沉积序列厚约40~65 cm，以发育较厚的粗粒滞留沉积(A段)、递变层理的粗颗粒灰岩(B段)、沙纹交错层理(C段)及叠层藻灰岩(D段)为特征(图 4a)。该序列与理想的风暴序列相比^{[2, 48]}，较为接近。其中，A段的底砾滞留沉积厚度较大，可达12~26 cm，占序列厚度近半。砾屑分布无规律，横卧状、近直立状、倒八字排列等均可见到。砾屑呈灰色，无氧化圈，成分中多见云质组分，大多与下伏背景沉积相似，形状以长条形为主，大小混杂，磨圆度较差，亦见有撕裂状构造。砾屑间多充填有大量灰泥、灰砂，显杂基支撑特点。总体属近源沉积。B段为含陆源石英砂的粒屑灰岩，显粒序的特点。粒屑灰岩中常见为角砾组分，与陆源石英砂混杂一起，反映出近岸带物质的混入。C段厚约5~10 cm，岩性为粉—砂屑灰岩，发育有浪成沙纹层理及不完整的丘状层理，丘状层理常被浪成沙纹层理截切。D段位于沉积序列的顶部，叠层藻大多呈半球状、穹状或柱状，个别直立的柱状叠层藻因下一期的风暴作用而被改造至倾斜或斜卧。叠层藻灰岩的顶部常被下一期风暴作用所刨蚀。

从上述风暴沉积序列可以看出，该套风暴岩是潮上带或潮间低能带的含白云质灰坪、藻坪等沉积物遭受强大风暴袭击形成大量长条形砾屑及灰泥、灰砂，经风暴潮流短距离搬运后，由于重力作用，快速卸载，形成粗粒滞留沉积及粒序层。当风暴涡流开始作用时，形成了具缓波状丘状层理，并被风暴作用后期(衰退期)的回流所侵蚀，使得各前积纹层相互截切、叠置。因此，该套风暴岩的沉积位置在水体较浅的潮间—潮上低能带附近。

3.2 序列Ⅱ

该种类型的风暴岩主要以发育具刨蚀底面的风暴角砾灰岩、递变—韵律层理的砂—砾屑灰岩为特征，不发育风暴丘状层理(图 4b)。沉积单元由A、B、D等3部分组成，垂向上呈现为不同组构的砾屑粗颗粒有序叠置。A段(下部)为具刨蚀底面的风暴角砾岩段，厚度介于5~14 cm，岩性主要为原地铲蚀、撕裂的角砾灰岩，角砾灰岩与下伏岩层呈“有根”连接，各块体间可拼合成整体，原地撕裂特征明显。角砾成分与下伏层相同，主要有泥晶灰岩、含云质灰岩等，角砾大小约2~40 mm，大者长径可达20 cm，无磨圆，分选极差，排列方位无规律。B段(中部)据砾屑排列特点可分为2部分，B₁为具递变—韵律层理的砂砾屑灰岩段，厚度约5~10 cm，其底界与A段呈波状接触，侵蚀面之上为最具特色的针叶状砾屑，呈放射状，横卧或紊乱等多种方式排列(图 3e)，往上随风暴能量的减弱而沉积砂屑灰岩层，显示风暴递变层的形态。部分B₁层中的砂砾屑呈定向甚至叠瓦状排列，即为B₂段，该段岩性、厚度与B₁段相似，不同之处是岩层中的砾屑稍有磨圆，砾屑呈椭球状、竹叶状、条带状，反向叠瓦状组构特征明显，反映出潮道环境中的往复水流的改造作用。剖面上表现为多个Sb₁~Sb₂序列的沉积单元不等厚叠加，并构成该风暴沉积的主要部分。上述排列方式使岩石结构具明显的颗粒支撑、三角形或多边形格架结构，形成大小不等、形状不规整的原始孔隙，并随后被灰白色亮晶方解石充填(图 3m)。D段为泥晶灰岩段，岩性单一，厚度约8~20 cm，反映风暴间歇期(或停歇期)晴天的正常海水沉积。由于多期的风暴冲刷，该段常常保存不完整。

根据该套风暴岩中岩石颗粒成分单一、砾屑具反向叠瓦状组构特等显著特点分析，该序列沉积位置在水体较浅的潮间高能带附近。

3.3 序列Ⅲ

该种类型的风暴序列以发育渠模侵蚀面、“放射状”砾屑灰岩及块状层理的粒屑灰岩为特征(图 4c)。序列厚约40~60 cm，B段为覆于侵蚀面之上的放射状砾屑灰岩，厚6~14 cm，与下伏层纹石灰岩层截然接触，风暴截切岩层明显。砾屑层横向上厚度不稳定，呈透镜状展布。砾屑具典型风暴沉积特点的放射状、倒“小”字型、直立或横卧状等，砾屑个体较小，常为毫米至厘米级，岩石切面呈针叶形，局部见叠层石碎块，呈“悬浮”状保存于B段中(图 3n)。向上出现块状层理段，含砾屑砂屑结构，为C段，该段厚约15~26 cm，是风暴衰减后由于风暴回流的携带或风暴对海水剪切力的下降而使悬浮颗粒在重力作用下快速沉降形成。至顶部为D段，即正常藻纹层灰岩段，纹层呈水平或微波状，为风暴退去、正常潮坪环境的沉积体。相比序列Ⅰ而言，缺少底部粗粒滞留沉积(A段)，添增了块状层理的粒屑灰岩段，底部的放射状排列的砾屑灰岩段直接覆盖在下伏纹层灰岩之上，其异地砾屑特征明显，反映水体更深、风暴作用能量减弱的特点。该序列沉积位置在水体相对较深的潮间—潮下低能带附近。

3.4 序列Ⅳ

该类型风暴沉积序列仅在工作区北部发育(图 1、图 2中剖面A)，区域上呈线状展布。以B、D段的交互叠置呈现出韵律层理为特征沉积，单个韵律厚约4~7 cm，使灰岩层呈现大致平行的宽条带外貌(图 4d)。下部单元B段岩性为砂砾屑灰岩，风化后砂感特征明显，为该序列沉积的主体。具正粒序构造，底蚀冲刷面构造清晰，规模较小，呈尖谷或缓波状，为较深水处的风暴浊流沉积。D段为暗色微晶灰岩，不显层理，属正常晴天的背景沉积。上述特征表现为不完整的浊积序列，与风暴回流形成的密度流相关，进而在浪基面之下快速卸载形成的浊积序列。该浊积序列常与滑塌角砾灰岩相伴生(图 3k、图 5)，显然，该序列属于风暴触发而形成的深水重力流。

4 讨论

碳酸盐风暴岩作为一种突发性、瞬时性的事件沉积，不仅对古代海洋(或湖泊)的古气候、古地理分析等方面具有明显的指示作用，而且对区域上地层等时对比及探讨成矿地质环境之间也具有重要的参考价值。

4.1 对古气候与古地理的指示

统计表明，近几十年来，随着气候变暖，飓风活动有增频、加剧之趋势。据文献考证，历史上造成死亡人数达10万以上的台风灾难就有8次，经济损失无以数计^[47]。台风异常活动是全球气候变暖、还是台风年代际周期性变化的结果？现在依然是争论的焦点^[46]。由于台风器测资料年限太短，科学家们期许通过分析地质记录来重建古气候而指导现代气候的研究。寒武纪时期，扬子地台广布白云岩等蒸发型沉积物，碎屑岩区多见云母片^[42]，表明气候炎热干燥。如前文所述，该时期风暴活动频繁；至早奥陶世，沉积体由蒸发台地向局限潮坪—开阔台地过渡，岩性为云岩与灰岩的交互沉积，亦发育的风暴沉积体叠置，暗示着早奥陶世延续了自寒武纪以来地球温室效应下的气候特征。然而，前人基于沉积建造、生物类型、构造—古地理等方面的变化，将上扬子地台的奥陶系—志留系定义为一个不同于震旦系—寒武系的新的、完整的超层序^{[21, 24, 45]}。且相比之下，早奥陶世时期的风暴活动在其频率、强度方面均不及寒武纪时期。因此，该时期亦是气候转型的重要时期，从而在这个角度上论证了气候变暖进而使海水升温是飓风形成的关键因素之一。

同时，风暴作为热带—亚热带海洋的一种热带气旋，影响范围多在纬度5°~30°间，主要形成于赤道附近5°~20°的区域，因此，风暴岩的频繁出现往往是低纬度热带气候条件的标志^{[5, 11]}。关于华南奥陶纪的古纬度，刘育燕等^[43]、吴汉宁等^[44]对扬子陆块的古地磁研究结果表明，奥陶纪时，扬子板块在南纬6.2°~7.3°附近，并随后向北漂移。通过研究区风暴岩的规模和强度可以佐证早奥陶世桐梓组沉积时期扬子陆块位于低纬度赤道附近飓风带控制地区，这也与古地磁的研究结论相一致。

4.2 地质体划分与对比

多数学者认为，风暴沉积作为周期性的、瞬时的事件性沉积，作用面积广而持续时间短，沉积特征又非常明显，易于与其他沉积区分，因此风暴沉积可作为上扬子东南缘湘西北海盆范围内等时对比标志^{[4, 23]}，研究区桐梓组上部层段中的风暴岩及该组上覆页岩层，作为该时期区域上的地层等时对比的良好标志层。更具实际意义的是，区内多个铅锌矿化点产出层位主要集中在桐梓组的上部，与该套风暴岩具大致相同层位(图 2)，因此，风暴沉积不失为在矿床勘探中对矿段进行精细划分的一种实用辅助标志。

4.3 盆地构造意义

部分学者认为，奥陶纪是区别于寒武纪的另一个超层序的开始^{[21, 24, 45]}。刘宝珺等^[21]最早提出早奥陶世，扬子板块东南缘处在被动大陆边缘向前陆盆地的过渡阶段。周名魁等^[22]认为早奥陶世时期在被动大陆边缘持续较稳的沉降过程中伴有一定的构造活动，由板块碰撞受挤压引起板内局部挠曲作用，在大陆斜坡中形成相对深陷的北东向长条形凹地。王剑等^[24]依据早奥陶世区域上沉积的陆源碎屑、等深岩的变化特点等将早奥陶世划入闭合造山阶段应。雷卞军等^[45]通过对鄂西两河口期碳酸盐重力流沉积的研究，提出了“鄂西台洼”，并认为其向南延伸到研究区的邻区(桑植)一带。笔者在对湘西北龙山、桑植、保靖地区展开地质调查时，亦发现了大量与同沉积断裂活动有关的重力流沉积(图 3k)，反映出基地剧烈活动或盆地内部差异隆陷的特点。此外，从风暴序列Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ 3种类型，可以看出，各序列底部的侵蚀—冲刷面在区内均较为发育，反映风暴营力及风暴回流作用大。梁桂香等^[23]认为在缓斜坡带，是风暴重力流和远源浊流沉积的有利场所。综合上述特征，可以认为该时期在稳定的台内环境下，局部构造仍然较活跃，区域上北东向长条形台洼经过龙山地区，并在内存形成一定倾角的古斜坡(图 5)。区内风暴序列Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ底蚀构造的广布及序列Ⅳ的形成与海底坡度相关。因此，桐梓组发育的塌积角砾岩及风暴浊流序列，这无疑可以成为早奥陶世时期鄂西台洼存在、海底形态在构造活动下复杂多变的有力证据之一。

4.4 与成矿的关系

前人在风暴作用与成矿作用之间的内在联系方面积累了大量研究成果。叶连俊等^[28]率先首次注意到磷块岩是由于风暴浪冲击地台边缘磷浅滩，并使砾屑沉积于陆棚区而形成。刘宝珺等^[27]从动力学角度解释了扬子地台西缘磷质聚集机理的问题，提出由风暴作用驱动了上升洋流的循环与补给，对磷质进行簸选、使之富集成矿。孟祥化等^[32]、曹志安等^[33]在风暴作用在铝土矿形成过程中的影响方面进行了探讨，认为风暴作用过程中，涡流对底质含铝沉积物的搅动形成差异悬浮，在风暴减退期，由于物质的顺序分异而形成条带状铝土矿石。胡益成等^[34]、苏华成^[35]等提出异地藏煤的概念，并详细论述了风暴流对原生泥炭物质的侵蚀、搬运、再沉积形成异地煤的过程。归纳起来讲，即通过风暴浪对原始含矿沉积层产生机械破碎，并将破碎层经过浪流(或回流)搬运至合适环境中再沉积，从而次生富集成矿。那么，早奥陶世桐梓组地层中的铅锌成矿是否也存在这种规律呢？

在研究区的矿产调查工作中发现，桐梓组上部多为区内铅锌矿含矿层段之一，恰巧的是，该段岩层亦是风暴岩发育的层段(图 2)，这二者之间的耦合有无必然联系？前人通过分析寒武—奥陶系地层中矿石的流体包裹体及C、O、H、Pb同位素等手段对成矿物质来源进行了深入的探讨，结果也大相径庭，但归结起来，总体认为是在后生阶段，受构造作用的驱动，含矿热液沿断裂向上运移，由于物理化学条件的改变而成矿就位，并在多期次的构造活化、萃取、迁移机制下再次富集成矿^{[30-31, 36-37]}。此外，多数认为桐梓组/红花园组分层界线处的页岩层作为一种含矿热液运移的隔挡层，使矿体在页岩附近沉淀下来^[39-40]。然而，有一种观点值得引起重视：藻类及其他微生物在生命活动中能吸收大量Pb、Zn等元素，从而使生物体自身成为Pb、Zn的富集体^{[31, 38]}。风暴强大的冲击破坏力，造成沉积地层的撕裂、破碎，成矿物质释放出来^[41]，并被携带至近岸，成矿物质被大量的藻类、微生物等吸附(区内亦发现叠层藻灰岩与铅锌含量正相关的现象(图 2))。在后期的含矿热液活动中，对围岩产生矿质的萃取并迁移、沉淀，从而利于富集成矿。此外，该套风暴沉积中发育典型的针状、竹叶状灰岩，野外露头中也见有大量后期的方解石充填孔隙现象(图 3m)，其原生孔隙发育，反映出该砾屑灰岩层既是含矿热液运移的良好通道，亦为矿质的沉淀提供有利的场所。

4.5 潮坪风暴岩发育的控制因素初探

多数学者认为，在潮坪环境中，风暴沉积难以保存^{[26, 48]}，原因是后期的潮汐作用将会对风暴沉积产物再次改造、破坏，甚至完全消失。对于潮坪风暴沉积的保存条件却鲜见报道。研究区的潮坪风暴岩以高频重复叠置，其风暴岩发育的控制因素是多方面的，涉及到风速、风暴持续时间、水深、正常潮流方向、海平面变化及物源等。经分析，认为区内风暴沉积的主要控制因素如下：

一方面，区内的叠层石，多呈柱状、半球状，其独特的藻黏结结构具有一定的抗浪作用。多期风暴序列叠加在潮上—潮间带的叠层藻灰岩之上，充填在毗邻叠层石之间的风暴体由于叠层石能一定程度上阻挡潮汐流或风暴回流而得以保存。关于叠层石礁的障壁作用部分文献中也有提及^[49]。通过统计已见报道的潮坪风暴岩发现^{[4, 13, 49]}，多数保存完好的潮坪风暴沉积均见小型叠层礁(丘)，局部见叠层石被风暴流改造而倾斜，有时可见与波状层理叠加在一起的丘状交错层理，这都暗示了潮坪风暴岩的保存与叠层石的发育情况息息相关。

另一方面，相对海平面的上升，对潮坪风暴岩的保存较为有利。刘鹏举等^[7]指出风暴沉积在露头层序地层划分中，对于海进体系域和高水位体系域早期的识别具有重要的指示作用。随着桐梓组风暴岩段相对海平面的上升(图 2)，由于海水加深导致潮汐流对基底的沉积物改造减弱，从而使先期沉积的风暴序列得以完整的保存下来。

5 结论

(1) 湘西北龙山地区发育潮坪风暴沉积，主要见有侵蚀—撕裂构造、粒序层理、韵律层理、变形层理、沙纹—波状层理等风暴沉积标志，丘状交错层理不明显。该风暴沉积为区域上首次发现，完善了早奥陶世时期湘西北地区的沉积类型。

(2) 区内共发育4种类型的风暴沉积序列，分别为序列Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ及序列Ⅳ，其中，前三者均位于风暴浪基面之上，为潮坪风暴沉积；序列Ⅳ位于风暴浪基面之下，为风暴—浊流沉积。此外，对区内各风暴序列的古地理位置进行了分析，并由此构建了风暴沉积模式。

(3) 该套风暴岩具有特殊的地质意义。一是风暴沉积的变化蕴含了丰富的气候变化信息，是寒武—奥陶纪时期全球温室转型的一种气候响应。二是确定了扬子板块的古纬度位于赤道附近5°~20°的区域，为分析华南板块的向北漂移提供更仔细、更可靠的参考数据。三是风暴浊积岩及滑塌角砾岩的发现，为该时期“鄂西台洼”的存在提供了新的沉积学证据。四是风暴岩广布、等时的特点对区内相当层位中含矿岩段的划分和对比具有实际参考价值；同时，其与含矿层段在空间上的耦合，也暗示着风暴作用与成矿作用之间存在某种内在联系。

(4) 分析认为，区内潮坪风暴岩的发育与叠层藻灰岩及海平面变化相关联。

致谢: 感谢湖南省地质调查院召市区调项目组对本研究工作的支持和帮助。