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風暴岩是指在風暴影響下在海洋和水盆地中形成的沉積岩。風暴岩主要沉積在正常浪基面與風暴浪基面之間，特殊情況下也可形成於正常浪基面附近或其上。
目錄
簡介
風暴岩是一種密度流沉積，但常含很多風浪破壞下伏的正常天氣沉積物所產生的撕裂片或內碎屑，還有被破壞的生物碎屑等。海洋中颶風等風暴可掀起涌浪，造成大片海面升高，海水流速增大，波浪傳播加深；近岸的風暴潮常比正常高潮高出數米，潮差可比一般的大潮差大一倍多；波浪傳播的深度常達幾十米以上，遠遠超過好天氣的正常浪基面的深度,甚至還導致近200米深的外陸棚的底流。風暴潮退潮可產生向海密度流，攜有陸棚邊緣的沉積物質，至潮下或陸棚上形成粒級遞變層或在淺處形成發育丘狀窪狀等交錯層理等的沉積層。 [1]
風暴作用
風暴作用特點為不但有高速流動，還有強的往復運動，方向時常改變，或有旋卷，而能量則在不太長時間內很快衰減。所以，風暴作用常將底部細物質簸出，常使風暴流形成密度流，在風暴衰減期迅速沉積。早期風暴作用對下伏沉積有侵蝕作用，形成侵蝕基底面，有沖蝕和侵蝕坑，形成充填構造。同時還可挖掘出淺埋藏物質，尤其生物體，使用底部物質混合，並形成混雜的生物組合。底部的大和重的個體生物在風暴作用中還可聚集成滯留層。常見的風暴岩如風暴介殼岩，含大部分破碎和少量完整的介殼，形成介殼灰岩，介殼砂岩，介殼粉砂岩等。多腕足類，雙殼類，軟體動物和海百合莖等化石，常具混雜的特徵。組成的岩層厚幾毫米到幾厘米，或達十多米，常呈透鏡狀、口袋狀。多位於侵蝕硬底上。常有寒武系的層內鈣質礫岩，或稱礫屑灰岩，竹葉狀灰岩等。其剛性扁平內碎屑常呈雜亂狀或渦卷狀排列，無一定方位，表明受強烈振盪水流影響。
風暴岩特徵
(一)床砂底形與垂向沉積構造序列
風暴流時常沖蝕海底及在前濱區域底部居住的動物群的殼體，並在正常海灘或阻擋區域把它們聚集起來形成潮上或濱後風暴層，由於保存潛力很小就不再進一步論述。
1.不同環境下的床砂形體
濱海向海方向，由風暴產生的床砂形態從碎浪帶到深水區有一個明顯的趨勢，即不同的水深條件所形成的床砂底形不同。
1)碎浪帶和上濱面
由正常氣候波浪作用控制，它通常破壞前期風暴形成的印痕，在濱外壩頂部形成大型波浪，即平坦沖洗紋層。槽狀、板狀交錯層理和低角度的沖洗紋層是主要的構造。
2)中濱面
可能會保存一些在風暴期形成的構造，如平坦的近水平層理或低角度窪狀交錯層理。粗顆粒經常形成滯留沉積，泥質被分選出去並在深水環境沉積;底部生物僅限於食懸浮生物的動物。
3)下濱面
5~20m水深，兩個水流(振盪水流和因地球自轉產生的底流)傳遞的力可能會攪動砂和泥，它們會在相同的位置或附近再沉積形成遞變層理(近源的風暴岩)。在風暴作用的高峰期，在海底形成不對稱的沖痕和凹槽(穴和溝槽)，後來被極粗粒的硅質碎屑和生物碎屑充填。這些印模和蝕痕有時指示雙向或多向流動作用。由複合流產生的典型內部沉積構造是低角度丘狀交錯層理(HCS)，它通常出現在遞變層的頂部，底部為滯留沉積，隨後出現平行紋層和流水沙紋交錯層理。在理想的情況下，丘狀交錯層理被浪成沙紋交錯層理和振盪波痕所覆蓋，由此說明風暴衰退的最後階段。因此，頂部波痕可能也是由隨後的大波浪所形成的。
4)內陸架和部分外陸架
具有丘狀交錯層理的砂岩層或薄層粒序砂岩和粉砂質層(遠源風暴岩)，其典型特徵是交錯層理和頂部有時出現波痕。泥質互層的形成不僅可由風暴向內陸方向運動並侵蝕細粒物質而成，或者由河流懸浮負載緩慢地再次沉積而成。在北海水深達30m的海域，現代遠源風暴岩可追蹤上百千米(Aigner和Reineck, 1982)。
5)水深較大的外陸架
複合風暴流的水流分量占主導地位，形成了流水沙紋(波痕)細砂和粉砂層。很長的一段靜止期後，影響這個地帶的風暴事件十分罕見。在高能的陸架海域，在水深超過50m的深度才會出現不連續的遠源風暴岩。
2.垂向沉積構造序列
離海岸線距離適中、完整而理想化的風暴岩有以下沉積構造(從頂到底) ①再沉積陸棚泥(複合流的泥尾); ②浪成沙紋及其交錯層理; ③低角度丘狀交錯層理; ④平行紋層和流水沙紋交錯層理; ⑤具底部滯留沉積的粒序層; ⑥具底痕的侵蝕面(雙向或多向)和動物潛穴; ⑦正常的陸棚泥，強烈的生物擾動。
3.水體深度的差異
在較淺水域，粒序層通常減小或喪失。相反，大規模的丘狀交錯層理、窪狀層理和粗顆粒的沖刷充填構造是主要特徵。在較深水域，丘狀交錯層理變得不明顯，並且或多或少地被平行紋層，浪成沙紋交錯層理和具有浪成波痕的透鏡狀波狀層理所取代。這些構造在一定程度上由隨後的風暴所形成並改造以前沉積的粉細砂岩。 總之，許多學者對這些構造進行過詳細的描述，例如，Craft和Bridge C 1987和Krassay (1994)。他們不會混淆砂質和泥質潮坪中的透鏡狀和波狀層理。在西班牙南部侏羅紀遠海相頂部所發現的具浪成沙紋的鈣質風暴岩表明(Molina等，1997，該盆地的水深不可能大於浪基面，因此風暴岩很可能形成在相對海平面低位期。 滯留沉積通常由礫石、軟體動物及其他生物體的殼體破碎後形成的微小岩石碎屑組成。在元古宇和寒武系，風暴岩主要由再改造的泥質內碎屑或微生物席組成。 [3]
風暴岩的分類
近年來，國內外對風暴岩的報道越來越多，風暴岩系風暴事件的沉積物，按組成物質劃分主要有兩大類，一類是碎屑岩風暴沉積，另一類為碳酸鹽岩風暴沉積，但亦有二者混合型。按水深帶和環境劃分，又可細分為海灘濱後和濱前風暴沉積、臨濱和近濱風暴沉積、濱外陸棚淺海風暴沉積和海灣湖以及內陸湖泊風暴沉積。從其描述來看主要是從其垂向序列(正、反粒序)、粒度大小(沙質或泥質)、搬運距離(近源與遠源)與方式(離岸流型、攪動類型等)上進行分類。
(一)離岸流型風暴岩
離岸流型風暴岩是在具有一定坡度的淺海陸棚區域，由風暴離岸流與渦流作用形成。由於不同部位水深等環境條件的差異，風暴岩的垂向沉積序列也不盡相同，據此可以分出三種類型風暴岩，分別代表正常浪基面以下至風暴浪基面附近的沉積。
1.Ⅰ型(遠源型)風暴岩
(1)發育部位:多發育於陸坡風暴浪基面之下或附近。 (2)主要特徵:泥多砂少(故稱泥質型風暴岩)，灰泥基質支撐為主;底部侵蝕微弱或無侵蝕，厚度通常較小，可發育紋層沙席和遞變層理。 (3)垂向序列:從下向上，①底部一般具有緩坡形丘狀侵蝕面。②下部單元為生物碎屑石灰岩滯積層，常由較完整的腕足類、角錐狀珊瑚、曲率較大的及其他化石碎片組成，具明顯的正粒序性或複合正粒序。其頂部為均一的生物介殼「框架」層，長形碎片呈直立或傾斜交織在一起。灰泥基質支撐，厚約5 cm，系風暴高峰期沉積。③r部單元為含生物碎屑灰泥石灰岩，由較純的微晶方解石及少量生物碎片組成，發育大而規則的動藻跡(Zoophy-cos)，厚5~10cm，系風暴期後沉積。 [3]
2. Ⅱ(近源型)風暴岩
(1)發育部位:形成於風暴正常浪基面區域，即濱外(下濱面)。 (2)主要特徵:砂泥間互，混合支撐為主;底部侵蝕明顯見沖刷面，厚度通常較大並延伸範圍遠，可發育丘狀交錯層理、平行紋層，可見溝模。 (3)垂向序列:一般由三個層段組成，其垂向序列特徵為 ①底部為波形槽形丘狀侵蝕面。 ②下部單元為生物碎屑石灰岩滯積層，底部為粗大完整腕足類、軟體動物、珊瑚骨粒及化石碎片，向上生物碎屑含量和粒度均減少，具正粒序，其頂面多波狀起伏，反映形成後仍受到渦流作用。系風暴高峰期離岸流所攜物質沉積而成，一般厚10一15cm。 ③中部單元為發育小型中型丘狀交錯層理的灰泥質生物碎屑灰泥灰岩，有生物逃逸跡，系風暴衰減期渦流攪動海底而成，一般厚10cm。 ④上部單元為具水平紋理或薄層狀含生物碎屑或生物碎屑質灰泥灰岩。有時具小型變異動藻跡，水平潛穴，根珊瑚跡。系風暴期後沉積，厚度10一15cm。
3. Ⅲ型(近源淺水型)風暴岩
(1)發育部位:它一般是在風暴期形成於正常浪基面之上潮下地帶，這一地區遭受強烈的侵蝕沖刷，形成了較深的侵蝕面。系未分異的風暴離岸流所攜帶的礫屑近源地沉積而成，因此在湖盆中同樣可形成此類風暴岩。 (2)主要特徵:以砂為主(故稱砂質型風暴岩)，顆粒支撐為主;底部侵蝕明顯，見沖刷面，厚度通常較大並延伸範圍遠，發育小型流水沙紋和浪成沙紋、丘狀交錯層理，可見溝模。 (3)垂向序列:①底部為窪形丘狀侵蝕面。②下部單元為透鏡狀礫屑構成的滯積層，其中發育眾多的侵蝕面，一般厚30cm左右，系風暴期形成的沉積。③上部單元為薄層狀生物碎屑質灰泥石灰岩，生物潛穴傾斜及微傾斜狀，偶見垂直蟲孔。一般厚10cm左右，系風暴平靜期潮下動盪環境的沉積。 由下型W型水深減小，風暴作用增強，侵蝕面起伏加大，滯積層厚度增加。
(二)攪動型風暴岩
(1)形成條件與特徵:在陸表海的古地理環境中，海底地形平坦廣闊，風暴強烈作用期很難形成具有一定方向的風暴離岸流，而是以風暴渦流的反覆作用為主。風暴渦流侵蝕、改造、懸浮及近距離搬運沉積物，從而形成一種特殊的風暴岩，稱之為攪動型風暴岩。在陸表海的古環境條件下，不但存在離岸流型的風暴岩，而且攪動型風暴岩也具有重要意義。 (2)垂向序列:①底部一般為波狀窪形丘狀侵蝕面。②下部單元為丘狀起伏的生物碎屑石灰岩，發育多個丘狀層面，具粒序性，系風暴高峰期渦流攪動再沉積而成。③中部單元為丘狀層理段。④上部為風暴期後的灰泥石灰岩類，發育了反映平靜環境的遺蹟化石組合。有時下部和上部單元均發育丘狀層理，全層丘狀起伏。
(三)近源風暴砂岩
該類型是風暴沖蝕淺灘形成的離岸流在近源較淺水區的沉積，並遭受風暴衰減期的渦流作用。一般具起伏較大的侵蝕底界，滯積層砂岩具有明顯的含斑性，厚度較大。發育有中大型丘狀交錯層理，具明顯粗塊狀遞變層特徵。 此外，在堡島後的湖相泥岩中常發育薄層席狀細粒石英砂岩層，具波狀侵蝕底界和正粒序性，常發育水平狀覓食構造，系風暴漫流沉積產物。 綜上所述，風暴岩主要沉積在正常浪基面與風暴浪基面之間，特殊情況下也可形成於正常浪基面附近或其上。
風暴岩的變化
1.粒度與成分的變化 風暴岩的粒度分布和成分變化很大。它們的變化範圍從粗粒(砂和礫石)到粉砂質和泥質，幾乎沒有生物遺體的純硅質型，與鈣質生物碎屑砂岩、泥粒灰岩及粒泥灰岩形成鮮明的對比。後者的成分來自先前的淺海底或淺水生物群。 2.侵蝕與再作用 在近源區，融合和/或改造是常見的現象。這些術語表明先前存在的厚層風暴岩被削蝕，或者薄層風暴岩被後來的風暴完全再改造並且形成新的風暴岩。該過程可能重複發生，直到非常大的風暴最終產生一個岩層，該岩層的底部會被保存下來。 多次改造促進不穩定礦物的機械磨損與破裂，並且可能加速了碳酸鹽和其他礦物的溶解。因此，融合現象導致了滯留沉積物的成熟度增高，包括砂礦沉積。原地脊椎動物的骨骼殘骸特別是牙齒與糞化石在風暴層(骨屑層)的底部聚集，後者在再改造作用之前已經發生磷化作用。 3.遺蹟相特徵與生物群 在大風暴的長間歇期，中部至遠源風暴岩泥質沉積物的遺蹟相，通常是以生物擾動為標誌。砂質風暴層的底部標誌具有明顯的淺海環境遺蹟化石組合。 被風暴作用掘出並且部分沖蝕的潛穴隨後由沉澱的沉積物充填。風暴作用的侵蝕深度範圍可由風暴事件之前形成的動物潛穴形態來確定。然而，在沒有風暴沉積的情況下，也會出現充填潛穴的沉積物(Wanless等，1988)。 風暴前泥質沉積物中的生物擾動是由具高分異度的食泥和食草的動物(即針管跡克魯茲跡)所形成。風暴後砂質風暴岩中遺蹟相主要由具低分異度的垂直和U型潛穴組成，並且只在足夠厚的風暴岩頂部形成潛穴。風暴後表棲動物群在風暴岩的頂部或未被風暴層覆蓋的侵蝕面重新組合，例如在發生抬升的近源地區。 堅固而粗糙的基底吸引牡蝠類、腕足動物、疊層石等，伴隨有堅固基底的潛穴。遠源地區，風暴岩很薄且很少有後續風暴的再改造作用和風暴後海底生物的潛穴作用，風暴岩地層可以顯著地增加或完全模糊。 盆地不同演化時期的風暴岩特點編輯 在沉降盆地中，不管有沒有沉積物的分異搬運作用，大量持續的風暴事件可以建立或多或少的有韻律結構的風暴頁岩層序。這些層序可以反映盆地演化的三個不同趨勢。 (1)穩定狀態:在前濱陸架環境中，平均沉積速率或多或少的補償了沉降。在這種情況下，相對較厚的風暴岩層序與陸架泥岩交替發育，在盆內的某些部位古水深保持不變。 (2)深水盆地:其平均沉積速率小於沉降速率，垂向層序表現出從厚而相對較粗粒的近源風暴岩向薄而細粒的遠源風暴岩變化，最後以模糊的泥質風暴岩或純粹的原生陸架泥岩而告終。在垂直剖面上，從近源到遠源風暴岩的轉變帶其厚度可達20~50m。 (3)淺水盆地:其沉積速率大於沉降速率，結果導致風暴岩層序粒度向上變粗，厚度增大，從陸架泥到硅質碎屑或生物碎屑的前濱及濱岸環境的轉變區，厚度不大。這樣的海退作用有利於風暴層的融合作用。 風暴岩與濁積岩區別編輯 ①流態，濁流是單向的，風暴流是雙向或多向的，局部也可呈單向； ②層序組合，濁積岩屬深水沉積組合，而風暴岩為淺水組合； ③垂向層序及層內沉積構造，風暴岩與濁積岩具有相似的鮑馬層序，但風暴岩內具有典型的丘狀交錯層理，而濁積岩中絕對沒有； ④層面構造，風暴岩中常見特殊的渠槽和缽模，而濁積岩常見槽模和重荷模； ⑤生物標誌，風暴岩中化石組合標誌着淺水陸架環境，而濁積岩中既有淺水生物化石，也有深水生物化石，表現為原地和異地生物混雜。此外遺蹟化石也有不同，風暴岩中以葉跡、針跡為主，濁積岩中以彎曲及網狀覓食跡為特徵。