0 引言

自Kelling et al. ^[1]正式提出风暴岩（tempestite）概念以来，与风暴沉积(storm deposits)有关的事件沉积学研究受到了地质学家的广泛关注^[2-7]，关注的焦点包括风暴岩的岩石学特征、沉积序列、成因环境、形成机理及地质意义等等^{[5-6, 8-15]}。人们通过大量研究发现，风暴作用下的沉积产物作为一种特殊的岩石类型不仅具有古地理学和地层学意义^[16-20]，同时还是探究古代极端气候变化的一个重要地质窗口^[21-26]，因此风暴岩研究也被广泛应用于古环境、古气候、古地理的恢复重建和地层对比中^[27-29]。鉴于风暴岩研究的重要价值，国内学者自上个世纪80年代开始对风暴沉积做了大量的研究工作，先后在四川盆地、塔里木盆地、松辽盆地、柴达木盆地以及鄂尔多斯盆地等诸多地区发现了风暴沉积，并取得了一系列成果认识，如风暴岩沉积构造、湖泊与海洋风暴岩的经典沉积序列、风暴岩发育环境及沉积模式等^[30-36]，并普遍认为作为极端气候变化下的事件性沉积产物，深化风暴沉积研究对于分析古环境乃至地质历史过程中的气候灾变过程及特征至关重要^{[4-5, 21, 24, 26]}。

震旦纪作为全球地质环境和生物演化的重要变革期，特别是其早期对应的南沱组冰期之后的气候变暖和海平面上升期，在全球范围内都留下了特征显著的沉积记录以及地球化学响应^[37-41]。然而，在国内诸多文献中却鲜见有关震旦纪最早期（陡山沱组沉积初期）气候巨变阶段的风暴沉积记录，这显然不符合气候巨变阶段风暴沉积发育的一般性规律认识^{[21, 23]}。近期通过对鄂西三峡东部震旦系陡山沱组全井段岩芯进行精细观察描述时，首次发现了陡山沱组一段盖帽白云岩中的风暴沉积记录，并在陡二段底部发现了深水风暴泥砾岩沉积。这一发现不仅对恢复地层沉积期的古构造、古气候及古地理有重要意义，同时还有助于深化人们对于风暴沉积的认识，进一步丰富和完善风暴沉积理论体系。

1 地质背景

峡东地区主要指鄂西长江三峡东部宜昌地区，构造位置处于中扬子板块西缘及黄陵背斜东南缘（图 1）。该区古老地层出露齐全，自下而上发育南华系、震旦系以及早古生代全部地层^[42-44]，是中国前寒武和早古生代地层出露最完整、最连续的地区之一，其中我国震旦系（与埃迪卡拉系层位相当）的界线层型剖面就建立于此^[45]。因此，该地区也是中外地质学家开展前寒武地质研究的热点区域。

震旦系在峡东地区主要发育两套地层，分别是以陆棚—台地过渡相泥页岩与碳酸盐岩互层为主的下统陡山沱组和以台地碳酸盐岩沉积为主的上统灯影组，其中陡山沱组底部与南华系冰碛岩假整合接触，顶部与灯影组整合接触^[42]。根据岩性特征，陡山沱组内部可划分为四个岩性段：陡一段以盖帽白云岩为特征，局部可见泥岩和少量灰岩，代表着“雪球事件”的终结和海平面的逐步上升；陡二段主要为黑色泥页岩夹薄层碳酸盐岩，是海平面快速上升后的产物；陡三段则以碳酸盐岩为主，代表台地沉积环境；陡四段主要为黑色页岩，属于海平面上升后的局限台盆沉积^[46-48]（图 1b）。本研究发现的风暴沉积位于震旦系底部的陡一段盖帽白云岩与陡二段底部的黑色泥页岩内，该段地层沉积期正对应于南沱组冰碛岩沉积之后的全球海平面上升阶段，且此次海平面变化具有全球可对比性^{[39, 48-49]}。

2 风暴沉积构造

正常沉积的海洋或湖泊的水动力条件在风暴的作用下往往会发生急剧变化，易产生能量极高的湍流和风暴潮，从而将早期沉积物掀起再搬运，并在水体能量减弱后再沉积下来^{[3, 6]}。由于水动力条件的突然变化，这类沉积物往往具有与上下围岩明显不同的岩性特征与沉积构造，它们也成为识别风暴沉积的典型标志。通过对研究区岩芯进行详细观察发现，该区存在两套水体环境明显不同的风暴沉积，分别是陡一段以白云岩为代表的潮坪浅水风暴沉积和陡二段底部以黑色泥砾岩为代表的陆棚深水风暴岩沉积（图 2），二者在沉积构造上也存在显著差异。

2.1 陡一段浅水风暴沉积构造

岩芯观察发现，Yd5井陡一段岩性主要为浅灰色—灰色泥晶白云岩与灰色、深灰色或灰黄色泥岩互层，局部可见灰绿色泥岩。向上泥岩颜色整体逐渐加深，内部可见正常天气状况下形成的对称浪成波痕、波状层理以及水平层理等（图 2），同时也发育典型的事件沉积构造，如冲刷面构造、粗粒滞留沉积、洼状交错层理等（图 3），显示该段风暴沉积主要形成于浅水潮坪环境。

2.1.1 底面侵蚀构造

风暴引起的巨浪或裹挟的砾石运移至浅水地带往往会对下覆松散沉积物进行侵蚀和冲刷，并在水体能量减弱的条件下堆积新的沉积物，从而在底部形成岩性突变且凹凸不平的侵蚀底面，如冲刷侵蚀面、渠模、袋模及呈“V”字型或“U”字型冲刷沟槽等，它们均是风暴岩的重要识别标志^{[20, 32-33]}。研究区陡一段的风暴侵蚀底面构造主要为冲刷面以及渠模构造（图 3a~d），其中冲刷面最为常见，多表现为风暴流对下伏灰白色白云岩的侵蚀截切。具“V”字型或“U”字型沟槽的侵蚀面代表着较强风暴流的冲刷，研究区冲刷沟槽深度在0.5~1.5 cm之间，具有上部宽而缓，下部陡且窄的特征（图 3b），其上常被暗色泥岩充填形成槽模或渠模（图 3c），为风暴停歇期或减弱期泥质沉积物堆积的结果。波状侵蚀面较为平缓，上下起伏变化小（图 3d），一般小于0.5 cm，并且其上泥岩沉积厚度薄，多发育于受风暴影响较弱的区域。不同的侵蚀底面类型及其上覆沉积物直接反映出了风暴流的性质和强弱。

2.1.2 粗粒滞留沉积

粗粒滞留沉积是浅水区风暴沉积的典型识别标志。当风暴流移动至可触及沉积层的浅水区时，往往会将刚沉积或半固结状态下的岩石搅动、击碎、卷起和再次搬运，并随着风暴水体能量的减弱沉积下来，从而形成与上下岩性明显不同的粗粒滞留沉积。研究区的风暴粗粒滞留沉积较为发育，但厚度整体较薄，一般在2~5 cm，其底界可见冲刷面构造，下伏和上覆岩石多为具发育水平层理的泥岩或泥质白云岩。砾石成分主要为浅灰色泥质白云岩，与下伏泥质白云岩极为相似，可能为未固结白云岩在风暴流的冲击下破碎并经过搬运再沉积而成，其个体大小不一，一般在0.4 cm×1.5 cm，部分可达0.8 cm×3 cm，外形常呈扁平状。砾石在冲刷面上多呈平行排列或叠瓦状排列（图 3e），部分漂浮在泥质沉积物上呈放射状杂乱排列，这一沉积构造被认为是风暴涡流作用的典型证据（图 3f），局部可见两期排列方向明显相反的砾石层（图 3e），属于风暴流及其回流作用下的产物。

2.1.3 洼状交错层理

洼状交错层理是指以低角度交切的浅洼坑，其内部充填平行于洼坑底界的细层，并且向上层理面变为平缓的波状，甚至彼此平行，它被认为是风暴岩中相对特殊的沉积构造之一，同时也是判别风暴沉积的典型标志^[50-52]。前人认为洼状交错层理常与丘状交错层理相伴生并且规模较大^[19]，但在研究区岩芯剖面中发现的洼状交错层理规模较小，浅坑深度小于1 cm，宽度小于3 cm（图 3g），并未见到典型的丘状交错层理，这很可能是由于钻孔较小而没有钻遇到，或者那些具有微波状的层理本身就是大型丘状交错层理的一部分。尽管如此，所见洼状交错层理同样具有相应的典型特征，其内部细层平行于洼坑底面且细层在洼坑中部最厚，并向两侧减薄和截切，向上细层逐渐过渡为波状和平行层状（图 3g），显示风暴作用逐渐减弱的沉积特征。

2.1.4 其他沉积构造

除了上述与风暴沉积有关的典型沉积构造外，陡一段还发育正常天气下形成的波痕、波状层理、水平层理以及韵律层理等。研究剖面中的波痕多为曲脊，可见浪成干涉波纹，波长0.4~0.6 cm，波高0.2~0.3 cm，层面为灰色泥岩，之上为白云岩，表明较浅水的沉积环境（图 3h）。波状层理和水平层理多集中在泥质白云岩或暗色泥质纹层中，其中波状层理起伏小，属于风暴消减后正常天气下的波浪沉积（图 3i）。韵律层理在陡一段最为常见，主要表现为浅水灰色、灰绿色或灰黄色泥岩与灰色或灰白色泥质白云岩互层（图 3i），指示风暴间歇期正常的潮坪沉积环境。

2.2 陡二段底深水风暴沉积构造

随着震旦纪初期气候持续转暖，冰川进一步融化，海平面持续上升。峡东地区陡一段末期沉积的泥岩与白云岩颜色均为灰黑色或黑色，并在陡二段底部沉积了一套厚约0.8 m页理极为发育的碳质页岩，表明研究区陡二段已经开始进入深水环境（图 2）。与通常陆棚环境下所形成的相对均一黑色碳质泥页岩不同，该时期陡二段底部则主要为由硅磷质砾石和碳质泥岩组成的风暴沉积物，发育典型的侵蚀搅动构造和粒序层理，而且砾屑结构及排列方式也具有明显特征。

2.2.1 侵蚀搅动构造

由于风暴底流的冲刷，风暴浪基面之上的深水环境同样可以出现侵蚀构造，但相对于浅水环境，深水环境下的侵蚀构造更多的以冲刷侵蚀面为主，较少出现大型的V型深槽。研究区陡二段冲刷面构造主要表现为砾石大小的突变面以及对黑色泥岩的冲刷面，岩性界面之处可见明显的差异侵蚀不整合面（图 4a，b）。除此之外，在风暴浪基面附近还可见到搅动变形沉积构造，表现为原始沉积泥岩在风暴流的震荡击打下多呈厚薄不一的脉状条带，泥质条带周边不平整，具有撕裂的痕迹，向上过渡为泥砾岩和泥岩，且其下部多与暗色泥岩直接接触（图 4c），为靠近风暴浪基面附近，风暴高峰期底流将下覆松散或半固结沉积物搅动、掀起再沉积的产物。

2.2.2 粒序层理

风暴粒序层理是风暴密度流在水体能量逐渐减弱或增强的条件下差异沉降而形成的沉积构造，沉积物粒度在垂向上呈递变趋势且多发育于冲刷面之上。通过陡二段底部黑色碳质泥页岩段的岩芯观察发现，研究区富含磷块岩砾石的泥砾岩中不仅可以见到正粒序层理，还可以见到逆粒序层理，粒序层中砾石大小与含量在垂向上可见到明显变化。但陡二段并非浅水环境，风暴砾屑粒序层也并不是都发育在冲刷面之上（图 4d），而是存在两种不同的类型：分别是无侵蚀扰动底面粒序层和具侵蚀扰动底面粒序层。无侵蚀扰动底面粒序层受风暴作用强度及变化趋势的影响，可形成正粒序或逆粒序两种层理（图 4e，f），但其底部均以不发育明显的冲刷面构造为特征。具体表现为底部砾石层尽管与黑色泥岩层呈突变接触，但是并未见到接触面的波状起伏特征，而是一个相对平整的岩性界面，局部可见到砾石陷入暗色泥岩层中，表明泥岩上覆砾石属于风暴浪基面以下近乎垂向降落沉积形成的产物。具侵蚀面粒序层底部可见到明显凹凸不平的冲刷面，粗粒砾石直接覆盖之上，为风暴流侵蚀松软沉积物后滞留砾石堆积结果，主要发育正粒序层理（图 4b，c）。

2.2.3 砾屑结构

陡二段风暴沉积砾石成分主要为磷块岩砾石，粒径具有两个差异明显的粒径段，分别是直径小于0.5 cm的细砾石和粒径在1~3.5 cm的中砾石，细小砾石无定形态，中砾石多呈扁平状。砾石排列方式上，中砾岩中可见到三种不同的砾石赋存状态，分别是平行层面叠置砾石、斜交层面砾石或被下伏地层包裹砾石（图 4g，h），其中具粒序层理的砾石主体以平行层面排列为特征。平行层面叠置砾石作为最常见的砾石排列方式，它是风暴减弱后扁平状砾石在重力作用下漂浮沉降而成，而斜交层面的砾石和被下伏地层包裹砾石均为风暴流卷入沉积的结果，二者指示的水动力条件差异明显。与陡一段受风暴影响沉积的滞留砾石层相比，陡二段砾石层厚度明显增大，多在20~50 cm，表明水体上升后研究区受风暴作用的影响更为明显。

3 风暴沉积序列

由于风暴在不同阶段以及不同区域所产生的能量及其作用方式存在差异，其形成的风暴沉积产物也往往具有特殊的响应，这些不同条件下的沉积单元在垂向上的组合便构成了特征鲜明的风暴沉积序列。根据前人的研究，风暴沉积序列具有类似鲍马层序的特征，由底到顶多反映水动力条件由强—弱的过程，可分别对应于风暴的高峰期、衰减期和停歇期^[33]。通过岩芯观察，研究区存在多期风暴沉积，共可归纳为5种沉积单元，分别是A搅动层段、B滞留砾屑层段、C递变粒序层段、D交错层理层段和E1水平或波状层理泥岩层段或E2白云岩段。其中，A段为风暴底流搅动沉积单元，为近风暴浪基面附近的沉积物；B段为高峰期的风暴流沉积；C段为风暴流搬运降落沉积；D段为风暴减弱条件下的水流与波浪共同作用下的沉积；E段则为风暴后期或间歇期泥质沉积。根据上述五种沉积单元的沉积特征及发育环境，陡一段—陡二段底部的风暴沉积共可划分出5种序列类型（图 5）。

3.1 序列Ⅰ

该风暴序列主要包括滞留砾屑层段（B段）、粒序层段（C段）和水平层理泥页岩段（E1段），不发育搅动层段（A段），且滞留砾屑层段（B段）底部可见明显冲刷面构造，背景沉积物为黑色泥页岩（图 5a）。滞留砾屑层段（B段）为黑色块状砾岩或含砾泥岩，砾石大小在1~3.5 cm，个别可达4 cm。砾石排列方式多样，与层面斜交、垂直或平行。粒序层段（C段）为黑色含砾泥岩，砾石以长扁平状顺层排列为主，向上砾石含量减少，砾径减小，该段之上为不发育波状层理泥页岩（E1段）。该序列沉积特征表明其沉积水体相对较深，应处于风暴浪基面之上，正常浪基面之下的区域。

3.2 序列Ⅱ

该序列沉积单元较为丰富，包括搅动层段（A段）、滞留砾屑层段（B段）、粒序层段（C段）和水平层理泥页岩段（E1段）（图 5b）。该序列下伏正常悬浮沉积的黑色泥页岩，其与搅动层段（A段）呈渐变接触。搅动层段（A段）表现为似脉状的黑色泥岩夹灰色泥岩，厚度在8~12 cm，暗色泥岩无明显光滑边界，具有搅动撕裂原始暗色泥岩再沉积的特征。滞留砾屑层段（B段）主要为黑色块状砾岩或含砾泥岩，厚度一般小于20 cm，砾石有一定程度的磨圆，杂乱排列，局部可见砾石的倒小字排列，为风暴涡流沉积结果。粒序层段（C段）为黑色含砾泥岩，砾石以长扁平状为主，砾径向上变小且以顺层排列为主，受风暴影响明显减弱。C段之上逐渐过渡为黑色泥页岩层段（E1段），不发育波状层理。该风暴沉积序列形成于风暴浪基面附近的深水区域，原始沉积物在风暴流的作用下，尚不足以形成冲刷面构造，而是将未固结的泥岩卷起搅动并再次沉积。与此同时，风暴流搬运的砾屑开始堆积其上，随着风暴影响的减弱呈现粒序性，并在风暴停歇期覆盖上悬浮沉积黑色泥页岩。

3.3 序列Ⅲ

该序列主要包括向上递变的砾岩层段（C）和发育水平层理的泥页岩层段（E1），为深水风暴沉积组合。砾岩层段以黑色砾岩或含砾泥岩沉积为主，砾石多为长扁平状且顺层排列，上部砾石向上直径明显减小，含量减少，具有正粒序特征，总厚度不超过40 cm（图 5c）。C段之上随着砾石的减少逐渐过渡为黑色泥页岩层（E1）。本序列底部尽管与下伏黑色泥岩呈突变接触，但接触面平整未见明显冲刷现象，偶见个别砾石斜插入黑色泥岩之中，这表明这些砾石并不是冲刷滞留沉积，而是风暴流将砾石卷入深水区（风暴浪基面附近或以下），并随着风暴影响的减弱在重力作用下降落沉积的结果。

3.4 序列Ⅳ

本序列主要由风暴滞留砾屑层段或冲刷充填构造（B段）、递变层段（C段）以及水平层理或波状层理泥岩段（E1段）或白云岩层段（E2段）组成（图 5d）。该段底部可见明显凹凸不平的冲刷面构造，部分可见到“V”型沟槽，沟槽深度小于2 cm，多为对下部灰色白云岩的冲刷。不整合面之上可见滞留砾石沉积和泥岩充填构造，风暴滞留砾石主要为白云质砾石且砾径普遍小于1 cm，局部可见2~3 cm的中砾，砾石多呈椭圆状顺层排列，局部插入下部泥岩层中，磨圆相对较好。该段与深水沉积序列的砾岩层相比，厚度明显减小，一般小于5 cm。另外还可见到风暴流及其回流形成的排列方式差异明显的砾石层（图 3e）。冲刷面之上的泥岩充填则以块状沉积为主，未见到明显的沉积构造，局部可见到少量砾石。递变层段（C段）主要为泥岩递变层段，表现为泥岩颜色由风暴期水体上升时沉积的黑色或灰黑色向土黄色过渡。该序列上部为风暴停歇期正常潮坪环境下沉积的具有水平或波状层理的泥岩（E1段）或灰白色白云岩（E2段），其中白云岩与下伏地层常呈渐变过渡。

3.5 序列Ⅴ

该序列由交错层理层段（D段）与水平层理或波状层理泥岩段（E1段）或白云岩层段（E2段）组成。该段底部以可见小型缓坡状冲刷面为特征，之上为具洼状交错层理的灰色泥质白云岩沉积，洼状层理发育规模较小，多不足3 cm，属于受风暴影响较弱的潮上坪沉积。本序列上部为灰白色或灰色水平层理白云岩，或波状层理泥岩（E段），与下伏地层呈渐变过渡。该序列主要出现在陡一段底部海平面开始缓慢上升期，属于浅水区沉积序列。

4 风暴沉积模式

风暴岩作为突发性事件沉积产物，具有类似典型鲍马层序的沉积特征^{[3, 6]}。然而，不同于鲍马序列，风暴沉积可分布在广大浅海陆棚至潮坪环境中，并且在风暴期的不同阶段以及不同构造位置，会形成各具特色的沉积序列组合，这一点已经被许多科研工作者所证实^{[2, 8-9, 13, 16-18]}。震旦系陡山沱组沉积初期，受全球气候转暖和雪球崩解事件的影响，海平面呈现逐渐上升的趋势，整个中扬子地区处于潮坪—陆棚沉积环境，而峡东地区又属于区域构造较高的位置^{[43, 46, 48]}，因此研究区随着海平面的变化也就形成了两种具有明显不同环境背景的风暴沉积，分别是浅水潮坪风暴沉积和深水陆棚风暴沉积。

陡一段沉积期，处于上升状态的海平面仍然相对较浅，整体上以灰色—灰白色白云岩与深灰色或灰黄色泥岩互层为特征，主要发育风暴沉积序列Ⅳ和序列Ⅴ。风暴岩在该段较为频繁，但厚度普遍较小，一般不超过5 cm，且砾石主要为白云质砾石，呈长椭圆状，砾屑层局部砾石排列方向明显相反，表明风暴流淘洗砾石时间较长，并且其沉积过程受到了风暴流及其回流的影响。冲刷面构造较为发育，可见“V”型和“U”型沟槽和缓坡状不整合面，但规模较小，说明风暴在研究区的影响力较弱。在风暴沉积序列之间沉积的泥岩和白云岩层理欠发育，主要为一些表征弱水动力条件的波状层理或水平层理。从上述沉积背景和风暴序列特征及规模来看，说明陡一段风暴岩形成于平均高潮面以上及特大风暴面附近的潮上环境。非风暴中心的风暴流将浪基面之上的白云岩击碎，部分裹挟着砾石运移至潮上，并由于能量的差异在松软的白云岩上形成冲刷程度不同的侵蚀面，进而随着风暴能量的减弱形成风暴堆积序列（图 6a）。

随着海平面在陡一段末期的迅速上升，陡二段底部整体以黑色泥页岩沉积为主，内部发育多期风暴沉积序列，主要为序列Ⅰ、序列Ⅱ与序列Ⅲ三种类型（图 6b，c）。与我们前人研究的风暴沉积不同，本段风暴沉积序列主要由含砾石泥岩层段组成，其内部夹风暴停歇期沉积的碳质泥页岩，显示为水体较深的陆棚沉积环境。与此同时，三种风暴沉积序列类型所代表的环境也存在差异，其中序列Ⅲ水体环境最深，尽管砾石层与碳质泥岩直接接触，但没有明显的冲刷面构造，且砾石主要为长扁平状顺层排列，内部未见到其他波浪作用层理，显示该风暴序列形成于风暴浪基面以下，是风暴回流或涡流将粗粒磷块岩砾石带入深水区降落沉积的结果。这表明在风暴浪基面以下，除了可以形成前人研究中发现的细粒风暴浊积岩外，还可以沉积粗粒的具粒序层理砾石层。序列Ⅱ底部发育具风暴搅动的撕裂泥岩沉积，之上为滞留砾石沉积且砾石直径明显增大，含量增多，这些砾石大多扁平状顺层排列，但局部可见倒小字型等散乱排列砾石，表明序列Ⅱ受风暴影响程度强于序列Ⅲ，应属于风暴浪基面附近的沉积产物。序列Ⅰ与序列Ⅱ相比，风暴浪对底部的冲刷作用更为明显，砾石层直接覆盖在泥岩冲刷面之上，杂乱排列砾石明显增多，但其顶部风暴间歇期沉积泥岩中并未见到大量波状层理，应属于风暴浪基面以上、正常浪基面以下的水体环境产物。总体上，震旦纪早期随着气候变暖、海平面的上升，研究区受到的风暴作用明显增强，风暴沉积序列也逐渐由潮坪浅水风暴沉积向陆棚深水风暴沉积过渡。

5 地质意义 5.1 古地理、古气候与古地貌指示

研究表明，风暴主要形成于中低纬度的赤道附近，其影响范围纬度多在5°~45°之间，因而风暴沉积记录也常被用来判别古代板块所处的地理位置^{[17, 22]}。研究区陡一段—陡二段底部发育风暴岩沉积，表明峡东地区在震旦纪早期也位于赤道中低纬度区的风暴作用带，这一推断也与前人所测得的古地磁资料（普遍低于30°）相吻合^[53-54]。沉积学与地球化学证据显示^{[40-41, 48, 55-56]}，震旦纪初期的全球气候与南华纪明显不同，开始由寒转暖，随着气温上升和雪球崩解，全球海平面处于不断上升的状态且在陡一段末期快速上升并达到最大，来自中低纬度的峡东地区沉积序列也印证了这一特征（图 2）。与此同时，岩芯记录显示这一气候剧变期内形成的风暴沉积规模、强度与频次似乎也在不断扩大和增加，并在陡二段底部形成了深水风暴砾石沉积（图 2），暗示气候变暖与风暴发育强度之间可能存在某种对应关系。根据这一对应关系，也许可以利用风暴沉积在纵向上的变化推断古气候演变趋势，从而实现解读过去、预知未来。

需要指出的是，陡二段深水风暴砾岩的形成不仅仅是气候变暖导致风暴增强增多的结果，因为在强烈风暴的作用下，即使是长扁平状砾石，其搬运的距离也通常有限，无法在缓坡背景下将浅水区的磷块岩砾石搬运至较远的陆棚深水区（风暴浪基面以下）。结合陡二段风暴岩沉积序列特征，可以推断在陡山沱二段沉积期，研究区周围应存在构造位置相对较高的磷块岩沉积区（也被认为是震旦纪晚期研究区丘滩复合体普遍发育的构造基础雏形），这些深水风暴砾石属于强烈风暴与古沉积构造叠加的结果。与此同时，有了这些构造高部位的阻挡以及较浅的沉积水体，也就能解释研究区陡一段沉积期为什么风暴沉积规模偏小。因此，风暴沉积的构成及发育特征对于古沉积环境也有重要指示意义。

5.2 地层学意义

作为气候变暖背景下的沉积响应，风暴沉积往往不是孤立存在的，而是在广大中低纬度区广泛分布，就如同现代北纬45°以下的太平洋区域，每年都会遭受数十起迁移路径各不相同的风暴袭击，这些风暴都必然会在相应的区域留下沉积记录^{[24, 28, 57]}。因此，在漫长的地质历史中，由于气候和海平面突然变化导致的风暴作用的加强或者减弱也会在当时的风暴影响区形成各种各样的事件沉积响应，因而它们也就具备了区域地层对比和层序等时界面的作用，这对于开展缺乏生物化石的地层的横向对比和层序划分研究都有重要意义^{[8, 19, 27]}。到目前为止，除了本次报道的峡东上洋地区外，我们在峡东车溪以及宜都等地的钻井岩芯中均见到了陡山沱早期的风暴沉积，并且风暴沉积最发育层段均为陡山沱早期水体最深时期，与本次报道的海平面变化特征一致，从而进一步证实了风暴沉积序列在区域地层对比上的可行性，这对于利用风暴岩开展层序地层学研究具有重要价值。

6 结论

（1）峡东地区记录了震旦纪最早期的风暴沉积。风暴层内可见五种不同的沉积序列，分别是代表陆棚深水环境的序列Ⅰ、序列Ⅱ与序列Ⅲ和代表潮坪浅水环境的序列Ⅳ和序列Ⅴ，其中深水环境风暴岩以发育具粒序层理、风暴搅动层、冲刷面构造的黑色泥质砾岩为特征，浅水潮坪风暴岩以发育冲刷侵蚀面、沟槽与洼状交错层理，并伴有波痕、波状和水平层理的泥岩或白云岩为特征。

（2）在峡东地区陡山沱组首次发现了风暴浪基面以下粗粒风暴沉积。陡二段深水环境下的序列Ⅲ具有典型风暴浪基面以下的沉积特征，砾石层底部未见冲刷充填构造，界面平整。具粒序层理的长扁平状砾石顺层排列，其上未见波浪成因的其他沉积构造，属于风暴裹挟砾石通过回流或者风暴流击碎未固结沉积物直接沿着风暴路径搬运至深水区沉积的结果。

（3）峡东地区震旦纪最早期的风暴沉积具有重要的地质意义。陡一段—陡二段底部的风暴沉积表明震旦纪早期的峡东地区位于中低纬度的风暴作用带；风暴沉积作用由下至上的加强也为早期雪球崩解、气候变暖提供了间接证据；陡二段深水风暴砾岩层的发育表明峡东地区并不是大面积的均一缓坡陆棚，暗示研究区局部存在构造高部位，可能为震旦纪鄂西碳酸盐台地的构造雏形。此外，作为事件性沉积，陡山沱组早期风暴岩还可用于辅助开展区域地层对比和层序地层格架研究。