风暴成因的浅海碳酸盐沉积 海洋碳酸盐沉积相模式

1.海洋风暴沉积物类型及其特征

（1）风暴砾屑灰岩

在受海洋风暴巨浪控制的滨岸，浅滩以及潮下带上的沉积物均可受到强劲风暴潮流的袭击、冲刷和破碎，形成各式各样的风暴砾屑灰岩，这些风暴成因的砾屑以扁平状为特征。根据风暴作用对这些砾石改造和迁移距离可以划分为两种类型：

原地型风暴砾屑灰岩 这是一种扇形排列的片状砾屑灰岩（图8-41）。砾石扁片状，成分比较单一，主要来源于下伏沉积层。如其下伏沉积层为鲕粒灰岩，则主要由鲕粒灰岩砾屑组成；如其下伏沉积层为条带状泥晶灰岩，则砾石主要由泥晶灰岩构成。砾屑表面一般无氧化圈，无明显磨蚀现象，但时而有溶蚀现象。大部分原地型风暴砾屑灰岩呈颗粒支撑或部分基质支撑，为风暴潮就地冲击滨海或远滨带海底已固结碳酸盐沉积物使之发生破碎，并为不同方向的风暴浪挤压就地掀起和就地堆积而成的。原地型风暴砾屑灰岩层常呈透镜状夹层产于条带状灰岩和鲕粒灰岩层间，与下伏层面连续过渡呈平整接触，而与上覆地层的接触层面凹凸不平，并常形成特殊的云朵状轮廓和外貌（图8-41）。

图8-41 风暴砾屑灰岩的产出特征

（孟祥化，1983年素描于北京西山中寒武统；转引自何镜宇和孟祥化，1987）

异地型风暴砾屑灰岩 这是一种具菊花状或辐射状以至杂乱排列的片状砾屑灰岩。砾屑形状亦多扁片状，但砾屑成分较为复杂，有各种成因和相带的灰岩成分，如泥晶灰岩屑、砾屑灰岩屑、鲕粒灰岩屑、叠层石灰岩屑、生物碎屑等。这些混杂的砾屑间又常常有泥晶、粉屑等细粒组分呈基质支撑。砾屑和基质可以呈褐、红、黄、灰、灰绿等多种颜色，表明它们的形成经历了由氧化到弱还原介质的多种环境状态。异地型风暴砾屑灰岩与下伏沉积层没有直接的来源和环境过渡关系。风暴砾屑灰岩的物质组成复杂，主要都是潮坪浅滩沉积物，但是上下岩层都是较深的浅海沉积物，常是形成于正常浪基面以下静水条件的纹层状泥晶灰岩、条带状泥灰岩、次颗粒灰岩、含笔石和其他浮游生物的页岩。异地型风暴砾屑灰岩与下伏岩层界面呈冲刷接触，而与上覆岩层呈平行连续过渡接触，很少见有云朵状特征。异地风暴砾屑灰岩层的横向变化中，常见大量灰泥丘状体，并且在这些灰泥丘体上保留有明显被重力流截切顶面或截切侧壁现象。

异地型风暴砾屑灰岩属风暴重力流成因。它产出于较深浅海环境，而物质来源于浅海盆地的滨岸带或远滨带。它们是由风暴流成因的重力流再搬运进入浅海盆地深部而堆积的产物。这种风暴砾屑灰岩主要与浅海缓斜坡带有关，浅海缓斜坡常常是原地生物灰泥丘或生物丘的发育带，重力流通过缓斜坡带可将灰泥丘截切、冲蚀和掏蚀。

风暴砾屑灰岩与正常风浪在滨岸浅滩形成的竹叶状灰岩明显不同（表8-3）。

表8-3 三种不同海相成因砾屑灰岩沉积特征比较

（据孟祥化，1984）

（2）风暴再沉积复鲕粒灰岩

这一再沉积发生于潮下水深约几米处的鲕粒灰岩浅滩或前缓斜坡上。在风暴作用破碎、再沉积。这是一种1～10m 厚的块状弱层理再沉积鲕粒颗粒灰岩，普遍发育硬底（hard bottom）。

（3）风暴成因的具丘状交错层理的颗粒泥晶灰岩

这是一种受风暴波能形成的漩涡流和后漩涡流在底质上形成波状、纹层状的碳酸盐沉积类型，产出于浅海盆地正常浪基面以下至风暴浪基面之间的海底部位。构成丘状交错层理的物质是经风暴流搬运所提供的砂屑和粉屑以及泥质沉积物。在地层剖面上常出现在风暴浊积灰岩层序的中上部。

（4）风暴浊积灰岩

形成于风暴波能不能到达的海底，那里常常是风暴浊流作用和停积的场所。与地震触发斜坡形成的重力流相比，风暴成因的浅海盆地深部碳酸盐重力流密度比较小，能量和速度也小得多，一次浊流所能携带的骨屑砂屑、粉屑和灰岩只能形成很薄的递变层（1～3cm厚）。

2.风暴流沉积的特点

（1）底面构造

这是风暴流沉积特征中最重要的标志之一，是在风暴高峰期，强劲的风暴浪对底部沉积掏蚀、冲刷所造成的侵蚀和充填构造。这些底模大小、规模、形态都与浊积岩的底模不同，常呈箱状和沟状，而且充填有粗粒和基质的沉积物，甚至还可以有纹理。因此，风暴岩与下伏地层呈突变接触。

（2）粒序层

如风暴开始衰退，则发生快速堆积，形成各种粒序层理。当颗粒从高密度悬浮液中沉淀时，同时受到重力和剪切力的作用。如果重力大于剪切力，颗粒按粒径和密度大小依次沉淀，形成正粒序层；如果剪切力大于重力，就形成反粒序层；如果剪切力等于重力，则形成无粒序层，即块状层。

在正粒序层中，如果含有贝壳，大部分贝壳平行于层面排列，一半以上的贝壳凸面朝上。由于快速沉淀，常在贝壳的下方形成孔隙。

（3）丘状和凹状层理

丘状和凹状层理是由风暴形成的特殊沉积构造，是由风暴浪形成的强有力的摆动水流或多向水流作用于海底床沙形成的。丘状层理的纹层在剖面上呈缓起伏的散开或收敛的形态，层序厚度和上凸幅度与风暴摆动力的强度成正比。

（4）沉积序列

风暴岩理想层序自下而上为粒序段、平行纹层段、沙纹交错层段。粒序段与下伏地层为侵蚀接触，由粗粒的陆源碎屑和碳酸盐岩组成，具有递变的特点，颗粒都是再沉积的，沉积速度高。平行纹层段是随着风暴强度的减弱和流体密度变小，风暴流的流体性质逐渐由密度流转换为牵引流时形成的。沙纹交错层段是由牵引流形成的，还可形成爬升纹理和丘状纹理，以丘状纹理最为典型，顶部常有蠕虫钻孔。风暴岩沉积序列的顶部，常为不具沉积构造的泥晶灰岩段，为风暴停息期所形成的沉积。理想完整的风暴岩层序在实际中少见，更多的是不完整的层序组合。

海洋碳酸盐沉积受生物、水文和自然地理等多种条件的控制，沉积作用因素复杂，给建立碳酸盐沉积相带模式带来困难。碳酸盐沉积相和沉积环境的理想序列，至今似乎还没有一个完整无缺的模式。目前关于海洋碳酸盐沉积相模式较多，择几种简述如下。
1.按能量带划分的沉积相模式
肖（Shaw，1964）把浅海碳酸盐岩沉积区划分为陆表海和陆缘海两种类型，首次论述了陆表海的水能量特征，提出陆表海碳酸盐沉积分异主要取决于海水的能量；陆表海内波浪、海流以及潮汐作用是控制碳酸盐分带的主要因素。
欧文（Irwin，1965）根据肖的理论，进一步提出了陆表海沉积模式和能量带的理想序列，按照能量把没有或仅有很少陆源物质输入的陆表海（清水盆地）从海岸到广海方向划分为X、Y、Z三个带。
X带 （低能带），位于广海浪基面以下地带，宽约数百公里。 该带很少受到扰动，只有海流才能作用于海底。沉积物主要是从高能带（Y）带来的细粒碎屑物质，形成粉屑灰泥沉积。该带氧的供应相对不足，使底栖生物和藻的生长受到限制。该带水体较深，水温较低，不利于灰泥形成，一般沉积速率较慢，沉积物厚度较小。沉积物一般呈暗色，发育典型的水平层理。
Y带 （高能带），大致位于浪基面以上至平均低潮线，宽约数十公里，波浪和潮汐作用都十分活跃，阳光充足，氧气充分，底栖生物及藻类大量繁盛，常形成生物礁或生物滩。向滨岸一侧，由于水动力较强形成各种较粗的碳酸盐异化颗粒，如鲕粒、生物碎屑和内碎屑等。粒屑主要由砂砾级粗碎屑组成，泥质很少。粗颗粒大都被磨蚀分选，原始孔隙度高，多为亮晶胶结物所充填。由于生物碎屑或鲕粒受到波浪和水流的牵引、簸选，往往形成具交错层理的、分选良好的颗粒灰岩。
Z带 （低能带），大致位于平均低潮线以上（潮间带和潮上带），宽度可达数百公里，该带海水较浅，不超过几米，海水循环不畅，主要受潮汐的影响，波浪的作用已经很小，只有风暴才能引起局部的波浪作用。Z带海底坡度很小，或近于平坦，水浅，因而分布广泛。在靠近滨岸地带，如气候干燥炎热，水流停滞，可使海水蒸发，盐度不断增高，形成白云岩、硬石膏、石膏以及各类盐类沉积物。此带的碳酸盐沉积物主要是低能的灰泥。其中一部分是从高能带中搬运而来的；另一部分是以物理化学方式从海水中直接沉淀下来的。所形成的岩石主要是泥晶灰岩或纹层状灰岩及白云岩。Z带内形成的沉积岩中普遍富含球状颗粒，常见干裂和鸟眼构造、扁平砾石、蠕虫钻孔及生物垂直潜穴等沉积构造，据此区别于X带的碳酸盐沉积。由于Z带海水较浅，循环又受局限，盐度和温度变化都比较大，因此生物极不发育，数量也极为稀少，仅见蓝绿藻、介形虫、腹足类等少量生物化石。
拉波特（L.F.Laport，1967，1969）继承并进一步修改了肖和欧文所建立的模式，认为潮汐作用在海水动力能量分带上起重要作用。他发现由于潮汐面频繁变动经常引起能量带的复杂迁移和变换，因而形成各相带的变替和穿插。因此把碳酸盐的能量相带与潮汐分带结合起来，划分出四个相带（图8-26）：①潮上及潮间带，相当于欧文的Z带；②浅的潮下带，位于浪基面以上，相当于欧文的Y带；③无陆源沉积的潮下带，位于浪基面以下，无细粒陆源碎屑物（主要指粘土），相当于欧文的X带的上部；④有陆源沉积的潮下带，位于浪基面之下，有陆源粘土沉积物，相当于欧文的X带的下部。拉波特对欧文能量相带，特别是潮下带进行了详细划分，将潮下带划分为三个相带：分别相当于Y带、X2、X1带。

图8-26 拉波特（1967，1969）碳酸盐沉积模式

（转引自曾允孚、夏文杰，1986）
2.威尔逊沉积相模式
威尔逊（J.L.Wilson，1975）综合了古代及现代碳酸盐的大量沉积模式，吸收了按能量划分碳酸盐相带的优点，根据海底地形、潮汐、波浪、氧化界面、盐度、水深、海水循环、气候条件等因素建立了综合的碳酸盐沉积的标准相带模式。把海洋碳酸盐岩划分为三大相区和九个标准相带，还提出九个标准相带的22种微相类型（图8-27，表8-2）。

图8-27 威尔逊（1975）碳酸盐沉积相模式

（转引自刘宝珺、曾允孚，1985）

表8-2 威尔逊（1975）碳酸盐沉积相模式几个标准相带的微相类型

（转引自刘宝珺、曾允孚，1985）
（1）盆地相
指远海深水盆地相，不利于底栖生物生长和碳酸盐岩的沉积，其沉积作用取决于粘土质和硅质的流入量以及浮游生物残骸的注入量。滞流缺氧和过咸化条件均可能存在。盆地相又可分为下列几种类型。
碳酸盐岩浊积岩相 由邻近陆棚及陆棚斜坡的钙质角砾、微角砾、灰砂等组成的异地来源的碳酸盐组成。其岩性及厚度变化都很大。
深水非补偿地槽相 主要是异地碳酸盐岩堆积。 常见的岩石类型有放射虫硅质岩、红色生物泥晶灰岩及红色结核灰岩、浅色远洋泥晶灰岩、暗色盆地泥晶灰岩、海绵骨针灰岩，以及含菊石、放射虫、有孔虫、远洋双壳类和棘皮类的微球粒泥晶灰岩等。
克拉通盆地（非补偿的和滞流缺氧的）碳酸盐岩相 这是一个位于氧化面以下的静水沉积环境。水深至少为30m，一般几百米。主要岩石类型为暗色薄层灰岩、暗色页岩或粉砂岩及薄石膏层。发育有毫米级的纹理，也有波状交错层。陆源碎屑岩为薄层石英粉砂岩及页岩，与石灰岩互层出现，常见有燧石。生物群主要为游泳及浮游生物，大型生物化石有笔石、菊石、海绵骨针等，微体化石有钙藻、放射虫和硅藻等。
（2）开阔陆棚相
这是典型的较深的浅海沉积环境，水深几十米到100m，一般为氧化环境，盐度正常，水循环良好。海底一般在浪基面以下，但是大的风暴也可以影响底部沉积物。陆棚较宽阔，沉积作用相当均匀。
（3）台地斜坡脚相
位于碳酸盐台地的斜坡末端，其沉积物由远洋浮游生物及来自相邻的碳酸盐台地的细碎屑物质组成，海底一般位于浪基面以下，但在氧化界面以上。
（4）台地前斜坡相
此相带位于深水陆棚与浅水碳酸盐台地的过渡地带，斜坡的角度可达30°，从浪基面之上一直延续到浪基面以下，但一般位于氧化面的下限以上。化石十分丰富，发育有广海生物。
（5）台地边缘生物礁相
其生态特征取决于海水的能量、斜坡坡度、生物的产生能力、造礁生物的数量、黏结作用、捕集作用、出露水面的频率以及后来的胶结作用。可分三种类型：下斜坡碳酸盐泥和生物碎屑堆积、有生物碎屑的圆丘礁缓坡及生物骨架建筑的礁环。
（6）台地边缘滩相
此相带碳酸盐颗粒主要呈沙洲、海滩、扇状或带状的滨外坝产出。沉积物经潮汐水流和岸流的簸选而比较洁净。此带盐度正常，海水循环良好，氧气充足。但由于底质常变动，因此不利于海洋生物生活。
（7）开阔台地相
此相带位于台地边缘内的海峡、潟湖以及海湾中，水较浅，几米到几十米。盐度近于正常或略偏高。海水循环中等。这种环境条件适合各种生物生长，但无窄盐度生物。沉积物中含有相当数量的灰泥，结构变化不大。
（8）局限台地相
这是一种潟湖相，还包括潮间带环境。海水循环受到限制，海水一般比较浅，盐度变化较大，淡水、盐水、超盐水均有。此带的天然堤、潮间坪、潟湖及池沼中，主要沉积灰泥。粗沉积物出现在潮汐水道中或局部的海滩上。有些地方可暴露于水面以上，氧化和还原环境均可产生。淡水植物和海洋植物均有发育。沉积物的成岩变化显著。主要岩石类型为灰泥沉积，也发育有白云岩，岩石颜色浅。发育纹理和鸟眼构造，为具藻叠层石、小型递变层理、白云石及钙质层壳等的潮汐水道的砂沉积，还出现交错层理。陆源碎屑少，但局部地区有风成碎屑物质堆积，常呈分选良好的砂层。动物及植物化石均很少。
（9）台地蒸发岩相
即潮上相带，干热地区的潮上盐沼地或萨布哈沉积是该相的典型代表。台地蒸发岩相经常位于海平面之上，仅在特大高潮或特大风暴时才被海水淹没。主要岩石类型为白云岩及石膏或硬石膏，它们很可能是交代成因的，常与红层共生。陆源碎屑极为普遍，主要为风成及红层沉积。纹理发育，常有泥裂、藻叠层等构造，还发育有同生及成岩期的变形构造，如结核、肠状构造、羽状构造等。原地生长的生物很少。
威尔逊模式九个相带的划分比较详细系统，是一个比较完善的综合性模式，已被普遍使用。它的基本格局仍是低能—高能—低能这三大相区。威尔逊盆地相区的1、2、3相带，其海底深度均位于浪基面之下，水体运动很弱或处于静海状态，属低能带，与欧文的X相带相当。威尔逊的台地边缘相区的4、5、6相带，其海底深度均位于浪基面之上，波浪作用强烈，均属高能带，并且这三个相带亦均较窄，与欧文的Y相带相当。威尔逊的台地相区的7、8、9相带，均位于台地边缘相区之后，这里波浪能量消失，水体运动均比较弱，属低能带，大约与欧文模式的Z相带相当。但是开阔台地相台（7相带）也可能有部分地区海底水动能较高。

浅海环境一般指正常浪基面以下至水深200 m之间的较平坦的广阔浅水海域，平均坡度一般只有几分，最大不超过4°。
浅海环境的水动力作用复杂而多样，包括洋流、波浪、潮汐流及密度流等。它们的综合作用使浅海环境的海流系统在性质、强度和流向上变化都很大。但是，在正常情况下浅海环境水流速度是比较缓慢的，对沉积物表面不会产生重大影响。强风暴时强波浪能影响到海底，可使沉积物呈悬浮状态向海中搬运几十公里。另外在狭窄海和海峡的陆棚中潮汐流、密度流和其他气象海流的流速可达150 cm/s以上，也可引起沉积物的侵蚀和搬运。
（一）过渡带沉积
过渡带是海岸临滨与浅海之间的过渡沉积区。临滨带与过渡带之间的界线通常以坡度的突变来划分，临滨带的陡坡向下坡度变缓时即进入过渡带。过渡带的平均坡度一般只有几分，水体的深度取决于海岸能量。海岸能量越低，过渡带的深度愈小。过渡带上界水深的变化在2～20 m之间，平均8～10 m。过渡带沉积物通常为粘土质粉砂和粉砂，在强风暴期，也可沉积砂质层。
过渡带生物的个体和种类极为繁多，生物扰动构造也极为发育，有时会严重破坏层理构造，形成均匀层理。
（二）浅海陆棚沉积
浅海陆棚又称大陆架，是正常浪基面以下向外海与大陆斜坡相接的广阔的浅海沉积地区，水深10～20 m以下至水深130～200 m左右，坡度较缓，平均坡度只有几分，一般不超过4°。
1.现代浅海沉积物类型及其来源
现代浅海沉积物按成因主要分为两种类型。
（1）残留沉积
残留沉积是海进以前，在海岸或陆上形成的沉积物，后来随着海进沉入现代浅海底，未被其他新的沉积物覆盖或改造，仍保持着原来沉积环境下的面貌。它们与目前所处的浅海环境不相适应。如滨外浅水地区出现风成沙丘的残留沉积。残留沉积物占浅海沉积的50%～70%。
（2）现代沉积
现代沉积是全新世海进期间形成的沉积物。这类沉积物的特征与其目前所处的沉积环境相一致，如热带浅海形成碳酸盐岩及生物礁沉积。浅海现代沉积可分为碎屑沉积、生物沉积、火山碎屑沉积及自生矿物沉积，其中以碎屑沉积为主。碎屑沉积物主要由粉砂质粘土组成。浅海陆棚的泥质沉积主要来源于河流的细粒悬浮物质。现代陆棚砂主要是残留成因的，有些砂层是由潮汐流、风暴流、密度流以及洪水流等作用直接造成的。在陆源碎屑物质补给缺乏的热带或亚热带地区，则发育有生物和生物碎屑成因的碳酸盐岩陆棚沉积。局部地区火山沉积和风成沉积物也是重要的物质来源。还有一些自生沉积，主要是海绿石和磷灰石等。
2.影响陆棚浅海沉积物性质的主要因素
沉积物补给的类型和速度 浅海陆棚上的沉积物是通过河流、冰川、风的作用来自毗邻的大陆，其中以河流作用为主。河流搬运到浅海的大部分是细粒悬浮物质。浅海陆棚上沉积的粗碎屑主要是潮汐流、风暴回流从临滨带搬运而来的。残留沉积物只发生在海进的开始阶段，以后将被完全改造并被细粒沉积物所覆盖。临近火山活动区还有火山物质混入。在局部地区，风成沉积物也可提供重要的物质来源。
水动力状况 浅海陆棚地区水动力状况复杂多变，对沉积物分布起主要作用的是潮汐流和风暴流。
海平面变化 海平面变化通过水深变化影响海底水动力能量。 海平面变化还决定了大陆侵蚀基准面的变动，从而决定了河流供给沉积物的数量和速度。海平面长期的波动决定着浅海沉积垂向层序的结构和沉积相带的空间布局。
气候 气候主要是通过对内陆的影响控制浅海陆棚沉积。 气候决定了风化、侵蚀的类型和速度，从而影响搬运到浅海中的沉积物类型。气候也决定向海搬运沉积物的方式——水、冰或风。
生物作用 生物的遗体可以直接参与沉积物的组成，还有生物扰动构造，生物遗迹的大量出现也可以影响沉积物特征。
化学作用 浅海水化学作用主要参与自生矿物，如海绿石、鲕绿泥石、磷块岩等的形成过程，在海底胶结和成岩过程中具有重要意义。
3.浅海陆棚的沉积特征
浅海陆棚的沉积特征包括：①沉积物主要是粉砂质泥，部分为粉砂，粉砂级沉积常是在强烈风暴期形成的，称为“风暴砂层”，呈块状或具粒序层构造；②沙体包括海岸沙体的再改造沉积物，矿物成熟度和结构成熟度高，化学胶结，分选性好，磨圆度高，颗粒/杂基比值高，常含海绿石、生物碎屑和胶磷矿等，发育交错层理、对称和不对称波痕，还有少量冲刷和沟槽充填构造；③生物丰富，常沉积于陆棚上的浅水盆地内；④海绿石、鲕绿泥石和磷灰岩是陆棚沉积中重要的自生矿物，海绿石是冷水矿物，主要形成于深度为10～1800 m的海水中，鲕绿泥石为暖水矿物，主要形成于热带地区水深为10～150 m的海水中，大量磷块岩形成的最有利的水深是30～300 m。
4.风暴流沉积
在海岸和开阔的浅海陆棚中，台风和飓风引起风暴潮可造成大片海面升高、海面流速增大，波浪传播的深度增加，破坏正常气候条件下形成的沉积物，并堆积形成风暴流沉积。
（1）形成机理
风暴流沉积是由季节性台风和飓风引起的风暴潮产生的。强大的风暴潮所能影响海底沉积物的深度可达几十米。在特大风暴期，波浪传播的深度最大可达200m，使海面升高5～6m。风暴潮的强大动力冲刷着沿岸和近岸沉积。当风力减退时，会产生一个向海流动的密度流携带着大量呈悬浮状态的沉积物向海搬运（图8-15）。这个高密度流冲刷海底，可以形成明显的侵蚀面和冲刷痕。在正常浪基面和风暴浪基面之间，由于风暴浪仍然影响到海底，并且从密度流中发生沉积作用，结果形成丘状交错层理砂岩。密度流流入风暴浪基面之下，则形成具有鲍马序列的正常浅海浊积岩。
（2）沉积相序列
风暴沉积特征与风暴作用的过程有密切的关系。一个风暴层的沉积层序代表从风暴高峰到风力减弱、流态从高能变为低能条件下的沉积。在风暴活动的不同阶段，发生着不同的沉积作用，形成不同的结果。一次完全的风暴过程可以形成具有一定规律的垂向层序。一个理想的风暴层序自下而上的特点如下（图8-16）：

图8-15 风暴流形成图解

（据Noward和Nelson等，1983，转引自王良忱、张金亮，1996）

图8-16 风暴流沉积的理想沉积序列模式

（据R.O.Kreisa和R.K.Bambach，1982，转引自王良忱、张金亮，1996）
侵蚀底面 在风暴作用的高峰期，波浪传播的深度增加，水体中携带的大量泥砂随风暴潮向海外搬运，并强烈冲刷海底，形成明显的冲刷面。侵蚀面与下伏正常天气时形成的细粒陆架沉积物呈突变接触。
粗粒滞留层 如果风暴区有粗粒物质，如砾石、泥砾、介壳等，则在冲刷面上形成风暴高峰期底部的粗粒滞流沉积，它们是被风暴簸选残留下来的滞留物。介壳层常具有优选方位，多数呈凸面向上平行层理排列的组构。
粒序层 在有些剖面中，介壳层不发育或没有，侵蚀面上直接出现的是粒序层块状砂岩，尤其是在风暴浪基面以下的剖面中非常普遍（图8-17）。粒序层是由风暴流形成的浊流沉积而成的，皆为向上变细的正向递变层理。
纹层段 风暴高峰期过后，随着海水能量的逐渐衰减，水体中携带的物质大量堆积下来，沉积物自下而上出现粒度变细的递变层理。纹层段与风暴高峰期的粗粒滞留沉积共同构成层偶，二者之间的界线是突变的。纹层段主要由细砂及粉砂组成，常出现小型板状、波状交错层理，以及丘状交错层理，向上逐渐过渡为爬升波纹层理。最后风暴停止，悬浮物质最终成雾状沉积下来，形成水平纹层。风暴流沉积最典型的层理是平行层理和丘状交错层理。

图8-17 具粒序层的风暴沉积层序

（据P.J.Brenchley，1985，转引自王良忱、张金亮，1996）
泥岩段 风暴完全停息后，陆架已恢复到正常天气时的状况，沉积物主要是风暴期悬浮最细粒的沉积物和非风暴期悬浮沉积物，常常为细粉砂和泥。这时底栖生物又重新定居在海底，对底质强烈扰动。
总的来说，风暴沉积层序表现为一个向上变细的旋回，与浊积岩类似。
（3）风暴流沉积的侧向变化
沉积物在不同部位有不同的特点。风暴在近岸浅水地带比在深水地带强。所以风暴岩有近源和远源之分（图8-18）。近源风暴沉积粒度较粗，厚度较大，滞留层较发育。粒序层段常以生物碎屑灰岩或砂屑灰岩为主，贝壳层主要是腕足和双壳类，底部侵蚀充填构造发育，并有浅水道沉积。远源风暴岩以细粒沉积物为主，层薄，底界明显，但底部侵蚀构造不发育。

图8-18 风暴岩特征的侧向变化

（据T.Aigner，1982，转引自余素玉、何镜宇，1989）
（4）风暴流沉积与浊积岩的区别
风暴流和浊流都是密度流，均形成向上变细的序列。风暴流是风暴浪和风暴的退潮流，而浊流只有密度流的流动作用。二者的区别如下：①风暴岩的粒序层厚度不均匀，粒序层与平行层段间的粒度是突变的，浊积岩的粒序层厚度均匀，侧向延伸远，变化有规律，粒序层与平行层段间的粒度是递变的；②风暴岩中有波浪作用形成的丘状交错层理，这是风暴岩区别于浊积岩的一个重要标志；③风暴岩中缺少槽模，而具有侵蚀充填构造，浊积岩的底面印模构造主要为各种槽模和工具模；④风暴岩的粗粒滞流沉积无粒级递变现象，而浊积岩鲍马序列的底部普遍见粒级递变现象；⑤风暴岩主要出现在浅海陆棚环境，而浊积岩主要出现在深水环境中。
5.陆棚浅海沉积的主要识别标志
①以暗色粉砂质泥岩和泥质粉砂岩为主；②含有正常海洋生物化石组合，如有孔虫、放射虫、棘皮动物、珊瑚等及其有关生物碎屑；③砂岩中具对称或不对称波痕、交错纹理、丘状交错层理；④砂岩的成分成熟度较高，其成分以石英和长石为主，很少含泥质碎屑及其他不稳定矿物。

17562118752：风暴沉积序列
辛海答：由于现代海水不能直接沉淀白云石,在常温常压条件下也不能人工合成出白云石来,所以人们普遍认为至少寒武纪以后的白云岩主要是碳酸盐沉积物或石灰岩的白云石化(dolomitization)产物。关于前寒武纪和某些显生宙形成的白云岩(或白云石)以及在某些高盐潟湖中沉积的白云石的成因一直存在着两种绝然不同的看法,一种认为是直接的...

17562118752：主要沉积相类型分析要点
辛海答：8.碳酸盐浅海相 从近岸到滨外大陆架和台地，浅海碳酸盐沉积于不同环境和亚环境，包括潮坪、潟湖、海滩、浅滩、生物礁及陆棚等。生物作用和生物化学作用对碳酸盐浅海沉积物的形成非常重要，而波浪、潮汐和风暴流等对内碎屑的形成与沉积起决定性作用。碳酸盐浅海相分析要点见表1-11，碳酸盐台地沉积相模式...

17562118752：台地边缘浅滩相碳酸盐沉积特征
辛海答：台地边缘浅滩碳酸盐沉积环境是台地边缘相区的一种高能环境，处于开阔浅海，没有障壁和广阔藻席，碳酸盐沉积作用直接受海洋波浪和潮汐等作用的控制。一般水深5～10m到高出水面。海水循环良好，盐度正常，氧气充分。由于底质处于移动状态，因此不适于海洋生物繁殖。由于波浪、潮汐和沿岸海流的经常簸选，常形成...

17562118752：潮坪沉积环境碳酸盐岩储集层
辛海答：3.2.1.2 正常海洋潮坪沉积环境 正常海洋潮坪主要发育于潮湿气候带，因地下水位太低或受淡水冲洗，无蒸发盐类矿物沉淀，但白云石化常见。（1）正常海洋潮坪沉积亚环境及沉积特征 1）潮上坪：岩相有微-粉晶白云岩、球粒灰泥（云泥）岩、白云质灰泥岩。在潮上藻沼泽中发育藻纹层石灰（白云）岩与风暴沉...

17562118752：学习任务沉积相的观察与分析
辛海答：风暴浪开始减弱时,细粒沉积物在风暴浪导致的底流影响下形成丘状和洼状层理,再逐渐变为波痕纹理。风暴停息后又沉积泥质悬浮物,构成无风暴浪影响的“背景沉积物”。 (三)碳酸盐型滨浅海沉积相类型 以碳酸盐沉积为主的滨浅海,一般具有由碳酸盐缓坡向台地演化的浅水碳酸盐沉积特征。 ◎碳酸盐缓坡:是指从岸线向盆内...

17562118752：浅述浅海沉积的组成特征?
辛海答：浅海沉积物主要来自大陆，但在一些低纬度海区和外陆架，也可见到自生的碳酸盐沉积和生物沉积。浅海指正常浪基面（附近）以下至水深200m的较平坦的广阔浅水海域（陆棚范围），平均坡度一般只有几分，不超过4度。浅海的水动力包括波浪、洋流（离岸流）、潮汐流及密度流（风暴碎屑流）等。 水深大致为20～...

17562118752：与浅水台地毗邻的深水碳酸盐沉积
辛海答：（1）异地的碳酸盐岩 异地的碳酸盐岩主要是指因地震海啸或风暴浪的作用，从台地边缘或斜坡上破碎的碳酸盐岩在重力的直接作用下，顺坡向下搬运到深水区的沉积物。1）岩崩角砾岩：主要是一套围绕浅水台地边缘斜坡分布的石灰岩角砾堆积，角砾的大小悬殊，分选很差，砾石主要为浅水石灰岩。2）截切构造、...

17562118752：沉积相类型及相序列
辛海答：崮山组、长山组、凤山组的岩性组合基本一致，主要为台地潮坪相沉积。在研究区南部以白云岩为主，北部以灰岩为主，局部发育鲕滩或风暴岩（图3-33d）。冶里组、亮甲山组主要为台地相和潮坪相白云岩沉积，局部见风暴岩。马家沟组—峰峰组岩性以灰岩、白云质灰岩为主，夹有白云岩，多为碳酸盐岩台地...

17562118752：风生流、风暴流及其沉积动力学
辛海答：风暴是现代和古代造成沉积作用的一个重要因素。对风暴沉积的认识及研究被看成是20世纪80年代以来沉积学领域的一个重要进展。虽然风暴沉积作用早在20世纪30年代就被人们提及，但一直到了20世纪70年代后期，国内外沉积学界才注意研究开阔陆架上的风暴成因沉积物。风暴岩“tempestite”在20世纪70年代由Kelling...