風暴沉積

風暴沉積就是由颶風和季節性颱風所引起的風暴流或風暴潮所形成的產物，強大的風暴作用所能影響的海底沉積物深度可達幾十米。在特大風暴期，波浪傳播的深度最大可達200m，並可使海平面上升5~6m。 ^[1]  風暴作用的強大動力沖刷着沿岸和近岸沉積。當風力減退時，則形成一個向海流動的密度流，它攜帶着大量呈懸浮狀態的沉積物向海搬運。這個高密度流沖刷海底，可以形成明顯的侵蝕面和沖蝕痕。在正常浪基面和風暴浪基面之間，由於風暴浪仍然影響到海底，並且從密度流中發生沉積作用，結果形成丘狀交錯層理砂岩。密度流流入風暴浪基面之下，則形成具有鮑馬序列的正常淺海濁積岩。 ^[2] 

風暴流是一種罕見事件，主要由颶風或強颱風(9級以上中緯度的冬季風)等引起的迴流、振盪水流產生的一種向海流動的高密度重力流。與沉積物重力流所不同的是波浪作用較強。風暴流主要發生在水深小於200m的淺海，常見於30m水深處，即主要限於正常浪基面與風暴浪基面之間。風暴流具有能量大、持續時間短的特點。風暴流沉積過程可分三個階段。

(1)高峯期:水體受風暴流的強烈擾動，海底遭受強烈的侵蝕，所形成的高密度流(風暴流)向下移動。其所攜帶的物質主要來源於正常浪基面以下的沉積物，也可以有風暴潮迴流的加入。

(2)衰減期:風暴流攜帶的中粗粒碎屑(包括生物碎屑)首先堆積、填平沖刷凹坑，其上沉積紋層狀(餘波作用)的細粒物質(常發育丘狀交錯層理)。

(3)平靜期:恢復到正常天氣時的細粒沉積，此時生物活動再度加強。 ^[2] 

(1)物質來源:大部分是原地的和接近原地的。風暴來臨時，出現猛烈的風暴浪擊高能事件，它們對陸架沉積物表層(主要位於正常浪基面以下)進行切割沖刷，沖刷過程中一些海底沉積物表面和內部的生物、生物介殼以及泥沙等離開海底呈懸浮狀態。

(2)風暴事件:屬波控的紊流事件。波浪作用一般比較固定，並侷限在一定的區域內。因而風暴期間的側向搬運往往是次要的，無論在搬運距離和速度上都不如濁流。

(3)風暴沉積過程:是侵蝕到再沉積的改造過程。風暴沉積從高峯到衰退期，表現為高能到低能的變化以及進行侵蝕作用到再沉積作用的過程。

(4)風暴沉積物:粗屑局部集中，韻律性增強以及較粗屑分佈不連續。風暴高峯時粗粒、細粒物質呈懸浮狀，一旦風暴衰退就立即發生分異，首先粗屑(滯留沉積物)堆積在侵蝕凹坑中，以後逐漸沉積細粒物質，構成明顯的粒序層(餘素玉，1985)。 ^[2] 

(1)侵蝕構造:侵蝕構造多種多樣，有袋狀、不對稱的窪狀、對稱的溝狀、波狀、微波狀及平坦狀等，其中袋狀構造為風暴流沖刷所特有。在侵蝕面狀構造之上充填有與下伏物質成分接近的滯留物質，這是風暴沉積的基本特點。

(2)浪成構造:風暴衰減之後，餘波的振盪既可形成丘狀交錯層理，亦可形成浪成波痕。在有水流振盪的場所均可形成丘狀交錯層理，所以丘狀交錯層理不能作為判別風暴沉積的唯一標誌，儘管它在風暴沉積中是重要的。

(3)多向流標誌:壓刻痕的方向變化大或指示相反方向，生物骨骼(兩向延長)無優選的方向。

(4)特殊岩層:介殼縮聚層，其中生物有拖泥現象，泥的成分與下伏地層沉積一致。 ^[2] 

(一)牀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羣的殼體，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.不同環境下的牀砂形體

濱海向海方向，由風暴產生的牀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牀砂底形不同。

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(近源的風暴巖)。在風暴作用的高峯期，在海底形成不對稱的衝痕和凹槽(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，由此説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(遠源風暴巖)，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，現代遠源風暴巖可追蹤上百千米(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巖。

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巖有以下沉積構造(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巖表明(Molina等，1997，該盆地的水深不可能大於浪基面，因此風暴巖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，風暴巖主要由再改造的泥質內碎屑或微生物席組成。 ^[2] 

風暴沉積序列與風暴作用的過程有密切的關係。一個風暴層的沉積序列代表從風暴高峯到風力減弱、流態從高能變為低能條件的沉積過程。在風暴活動的不同階段，發生着不同的沉積作用，形成不同的結果。一次完整的風暴過程可以形成具有一定規律的垂向層序。一個理想的風暴層序自下而上的特點如下。

(1)侵蝕底面:在風暴作用的高峯期，波浪傳播的深度增加，水體中攜帶的大量泥砂隨風暴潮向海外搬運，並強烈沖刷海底，形成明顯的沖刷面。侵蝕面與下伏正常細粒的陸架沉積物呈突變接觸。

(2)粗粒滯留層:如果風暴區有粗粒物質，如礫石、泥礫、介殼等，則在沖刷面上形成風暴高峯期底部的粗粒滯留沉積。它們是被風暴簸選殘留下來的產物。介殼層常具有優選方位，多數呈凸面向上平行排列。

(3)粒序層:當介殼層不發育時，侵蝕面上直接出現的是具粒序層的塊狀砂岩，尤其是在風暴浪基面以下的剖面中非常普遍。它是由風暴流所形成的向上變細的正遞變層理。

(4)紋層段:風暴高峯期過後，隨着海水能量的逐漸衰減，水體中攜帶的物質發生大量堆積，沉積物自下而上出現粒度變細的遞變層理。紋層段與風暴高峯期的粗粒滯留沉積之間為突變接觸。紋層段主要由細砂及粉砂組成，常出現小型浪成交錯層理與丘狀交錯層理，向上逐漸過渡為爬升波紋層理。風暴流沉積最典型的層理是平行層理和丘狀交錯層理。

(5)泥岩段:風暴完全停息後，陸架已恢復正常狀況，沉積物主要是懸浮狀沉積下來的細粉砂和泥，這時底棲生物又重新定居在海底，對底質強烈擾動。

總體而言，風暴沉積層序表現為一個向上變細的正韻律，與濁積岩類似。 ^[2] 

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，而風暴巖為淺水組合；

③垂向層序及層內沉積構造，風暴巖與濁積岩具有相似的鮑馬層序，但風暴巖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，風暴巖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，風暴巖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，風暴巖中以葉跡、針跡為主，濁積岩中以彎曲及網狀覓食跡為特徵。 ^[3]