沉积地质学课程报告

1、中国地质大学（武汉)2016年沉积地质学基础课程读书报告 题目：风暴沉积作用和风暴相模式 学院：地球科学学院 班级： 016131 学号：20131004494 姓名: 冷 勇 辉2016年5月20号风暴沉积作用和风暴相模式冷勇辉（中国地质大学，湖北，武汉，016131）摘要:风暴沉积是20世纪70年代后期才指提出的一个重要概念,被认为是沉积学理论的一次重大突破。但是以往的研究多集中在对浅海陆棚区风暴沉积的研究,而对近岸地带潮坪风暴沉积的研究则比较薄弱。系统总结了不同类型的风暴沉积作用和风暴相模式,同时介绍了在现代的潮坪风暴岩沉积特征,而且风暴层的辨认,对重塑地质历史的灾变事件,对恢复古板块的

2、位置都是十分重要的。最后指出了风暴沉积的研究意义。关键词风暴沉积;风暴岩;风暴相模式0.引言:构造风暴沉积的研究最初从20世纪50年代开始,至目前已有60多年的研究史。在国外这项研究已取得了不少突破性成果,开始建立的风暴流理论,被公认为与50年代出现的浊流理论一样,视为沉积学乃至地质学上发展的里程碑。最早是麦基(Mckee,1959).鲍尔(Ball等,1967.1971),海伊(High,1969)等人先后研究了赤道碳酸盐沉积发育地区由大旋风、咫风及其它风暴流的风暴沉积。斯威夫(Swift.1969),(Walton,1970),顿内克和辛(Reineek,和Singh,1972),Kuma

3、r和Sanders(1976)着重研究现代陆源风暴沉积。70年代国外对古代的有关风暴沉积陆续鉴别出来。 其中包括:Brenlie:和Davies(1973)对北美奥尔美、蒙塔那地区的侏罗纪的风暴沉积研究。 Ager(1974)对北非摩洛哥的侏罗纪风暴碳酸盐沉积的研究,Dott(1974)对北美维思康辛洲的上寒武系风暴沉积的究,G.Kellingp.R.Mulin,(1975)对Moroeean的石炭系风暴沉积的研究,D.K.Hobday,和H.G.Reading(1972)对Finlimark地区晚前寒武世风暴沉积的研究等。我国从80年代起陆续开展风暴沉积的研究。孟祥化(1983)对华北地区晚

4、寒武世风暴碳酸盐沉积的研究。山西地质局科研所(1984)报道了山西奥陶系风暴沉积的研究。余素玉等(1987)编译了风暴沉积教材,在国内引起研究风暴沉积的热点。近年来对海洋盆地风暴沉积研究越来越多。90年代初,作者在松辽盆地研究沉积相时发现英台地区白坐系湖泊风暴沉积。到目前尚未见有国外有关湖泊风暴沉积的报道。从报道文章来看,多数着重研究风暴浪在浅海沉积作用中的重要地位,在近滨和陆棚由风暴浪造成的风暴流沉积属于浅水的。然而过去曾有人把它误定为浅水浊积岩或浪成浊积岩或部分定成浪成砾屑岩的,实际上是风暴流沉积。因而风暴流概念提出和风暴沉积的研究,是对过去误认的浊流沉积和浪成沉积的一种冲击或补充。风暴岩

5、成分可为碳酸盐岩,也有磷酸盐沉积,还可为陆源碎屑沉积。由于风暴流属密度流,也具重力流性质,故它的沉积物与浊流的沉积物很相似,又与复理石很相似,但也有不少较明显的区别。一个完整的风暴沉积剖面序列由以下 6 个层段构成: A 粒序层段，具有突变底界和冲刷充填构造; B 平行层理段; C 丘状交错层理; D 波状层理段; E. 水平层理段; F 泥质层段，可具有生物扰动风暴沉积特征研究,不但对古代海洋或湖泊中的水动力条件能作进一步了解.而且有利于做深入的微相分析。风暴沉积的许多特征可以指示古水深,还对恢复古气候、沉积盆地分析及古地理恢复有实际意义,尤其对判断古大陆边缘的构造性质及古陆内盆地构造背景等

6、方面有更重要的意义。T.Aigenr(1982)提出,风暴沉积作用是等时性事件。因此,风暴岩系在一个地区范围内的地层对比上可能具有应用价值。1. 风暴沉积的典型相序风暴沉积是以风暴事件演化和水动力条件作为判别原则，完整的碳酸盐风暴沉积相序由上至下发育如下 6段 ( 图 1) f 水平层理，正常天气 ( 风暴间歇期)沉积段的产物;e 粉、细屑沉积物， 具有纹层构造、浪成波痕交错层理、爬升波纹层理、丘状和凹状交错层理，顶部常见生物逃逸构造及准同生变形构造，如泄水构造等d 粉、细屑沉积物，平行层理段c 砂屑、粉屑或泥屑沉积物，具递变层理b 砾屑或贝壳层，具块状构造a 底面侵蚀构造，底面可见沟模、槽模

7、等构造如图 1所示， 图1 碳酸盐风暴沉积理想相序按照上述模式，从 a段到 f 段，是风暴流的强度由大到小变化过程的一系列产物在横向上，自风暴流沉积的近端到远端，随着风暴作用强度的逐渐减少，形成了 a f 段的一系列沉积在实际情况中，由于各种原因，风暴流的纵向沉积序列与横向沉积组合常常是不完整的，以各种组合形式出现，不同的组合代表着风暴对该地影响的强度与时间等风暴强度越大，水体深度越小，风暴作用对海底沉积物的影响越大，反之，则影响越小2.海洋风暴沉积海洋风暴沉积按盆地构造性质、物源和气候大致可归为两类:陆架陆源风暴沉积;中低纬度区被动边缘盆地内源风暴沉积。2.1陆架陆源风暴沉积 陆架风暴沉积环

8、境特点现代和古代许多陆架(包括多数陆缘海)中,潮流作用远远小于风暴作用,气象因素控制着具强烈的季节性变化特点的水动力状态。如Sharma等(1972)提供的资料,白令海南部布斯托尔湾是个现代处于由风暴控制的水动力状态引起结构上逐渐变化的陆架.盆地水动力能量的主要来源是强烈的冬季风暴期的风暴潮流和波浪作用,并伴有最大近表层速度为50一70m/s的平行海岸的剩余流。在陆架上,随着水深增加和波浪搅动强度减弱,在垂直陆架方向上能量逐渐降低。风暴的主要影响是,波浪对陆架底的影响深度远远超过好天气的浪击面,风暴潮流和风暴落潮流这种单向底流,增强了比较稳定的潮流和洋流。在风暴期间,影响沉积的主要因素是:(l

9、)水动力能级;(2)沉积物源;(3)风暴流方向;(4)离岸的距离及水深。风暴沉积层系保存的可能性取决于海区随后的水动力史,由于好夭气周期的水动力能级比风暴天气低,故保存的可能性一般是存在的。陆架陆源风暴沉积层序特征陆架陆源风暴沉积序列按沉积场所的水深、陆架斜坡的坡度、相对风暴行经的位置及风暴强度以及距海岸距离及岸线形状,可划分三种序列:近源风暴沉积序列、过渡序列、远源风暴沉积序列。近源风暴沉积序列:发育于具强烈风暴流和强风暴浪的内陆棚(架),在正常浪击面之上,沉积厚度大.好天气与风暴天气两种混合水动力作用下形成的序列,从下向上层序为(图2A.B):A一一冲刷面之上有砾、粗砂组成的滞留沉积物,砾

10、常有撕裂构造及揉曲特征,具递变粒序层理。B具平行层理的风暴砂层。C具丘状交错层理的和槽状交错层理的风暴粉细砂层。D具强烈混合作用的粉细砂层,具好天气下的小型浪成波痕与风暴天气的大型浪成波浪及其改造过的各种干涉波痕。E泥质层,为风暴期后悬浮泥质沉积。在内陆架上近源风暴沉积序列常发育较完全,在近滨带以ABCD、BCD、BC、和CD组合为常见。远源风暴沉积序列:发育在风暴浪击面之下的外陆棚区,缺少浪成构造,以粒序层理、小型单向交错层理及水平层理为特点。与浊积序层相似,但又可从以下特征注意区别:风暴远源层序中的泥岩含有特征性的底栖动物群(浅海的)化石;层序排列明显不完整和不连续性,尤其砂层内有许多泥质

11、夹层,都意味着沉积的不连续性,这与风暴的周期性变化有关。远源风暴沉积序列从下向上的层序为(图2b):B具平行层理、粒序层理砂层;C具流水单向交错层理细砂层;D具水平层理粉砂层;E一一具水平层理泥质层。序列中底冲刷和侵蚀不明显,缺少丘状层理及波痕,缺乏滞留粗碎屑,粉砂和泥质,沉积明显增加,尤其以厚层泥层发育为特点,常见层序组合为:CDCEBCE、BDE、DCE、及CE,其中以后者为主。 图2风暴沉积序列类型特征A一具强风暴流的风陆棚近源风暴沉积序列;B一具强风暴浪的内陆棚近源风暴沉积序列;C一中外陆棚过渡风暴沉积序列;D一风暴浪击面之下的外陆棚 远源风暴沉积序列过渡风暴沉积序列:发育在中一外陆棚

12、区,这里处在正常浪击面以下与风暴浪击面以上的过渡带。在这里风暴层出现的频率低,缺少水道截切.常发生泥质充填的水道沉积。风暴浪引起的侵蚀和冲刷作用仍然较明显。该序列常见层序从下向上为(图2C):B风暴浪冲刷面,其上为砂质沉积,见平行层理构造;C具丘状交错层理的细砂层;D一一具混合作用的砂层,具小型浪成波痕与大型浪成波痕的细砂层互层;E具水平层的泥质层夹粉砂质泥层;该序列缺乏风暴流的强烈底侵蚀和冲刷及滞留粗碎屑层(A)泥质沉积层比近源风暴沉积序列明显增多,常见层序组合为BCE、CE、及CDCE,其中以前者为主。在风暴沉积剖面上虽然很难保存一个完整的风暴层序,但是诸多剖面可以综合得到一个除了波痕构造

13、以外,在层序和粒度变化以及相对应的流动状态方面与浊积鲍马层序极为相似的理想的风暴沉积层序(图3).在大多数情况下,从平行层理逐渐变为波痕交错层理,属于典型的风暴沉积层序,并非是风暴后期的改造相。图3理想的风暴沉积层序及水动力解释陆架陆源风暴沉积的识别标志陆源风暴沉积以往曾被误认为浊积或洪积。区别出风暴、浊流、洪泛事件沉积的标志十分重要(表1)2.2被动边缘盆地内源风暴沉积特点 被动边缘盆地内源风慕沉积环境特点被动大陆边缘盆地处于洋壳与陆壳过渡的地区,包括陆棚、大陆斜坡和陆隆。陆棚宽而缓.通常在其边缘有小型陆壳块体构成的浅海台地,这种台地是大陆分裂和大洋扩张时期残留的大陆块体。大陆边缘盆地所处陆

14、架宽缓.又属于构造不活动地带,当处于中、低纬度区因陆源碎屑来源和输入很少,常常长期处于清水沉积盆地.十分有利浅水碳酸盐沉积.尤其在台地部位更有丰富的碳酸盆沉积。由于中、低纬度受赤道环流影响,是强风暴的重要发源地和内源风暴碳酸盐沉积的主要场所。在开阔浅海区域,强龙卷风形成的风暴旋涡流常以20m/S速度直接传向l的一200m深的海底。内源风暴沉积不仅要求上述构造盆地及所处气候带条件.还需要一定的海底坡度条件.即缓斜坡带是风暴重力流和浊流沉积的有利场所。一定的斜坡是促进风暴重力流形成和加速其作用强度的重要因素。在这里风暴流可以把近岸的滩坝沉积破碎,拖曳形成风暴密度流带入浅海盆地处沉积。海洋内源风基沉

15、积层序特征在被动边缘清水盆地内由于灾变天气形成的风暴内源沉积层序为风暴流沉积与正常浅海沉积交替互层构成。最先提出内源风暴沉积层序的是Kt,mar和Sallder(1976),划分三个组成单元:A 底部沉积单元:由风暴重力流递变层序组成。(a)底部有冲刷面,底面见沟模、槽模、坑等;(b)砾屑或贝壳层,具块状构造;(C)砂屑、粉屑及泥屑沉积物.具递变层理。B 中部沉积单元:由风暴旋涡流沉积组成。(d)粉细屑沉积物.具纹层构造、浪成波痕交错层理、爬升波纹层理、丘状交错层理。顶面常见生物逃逸迹及泄水构造(火焰构造)。C 顶部沉积单元:好天气的披盖层。(e)浅海浮游生物碳酸盐沉积及泥晶碳酸盐沉积或粘土沉

16、积。该层随风暴重力流停积的部位及深浅而异。(1)远源浅海盆地序列(向上变细的递变层序)是指风暴波基面以下的深海盆地的沉积层序,属于风暴重力流的远扇浊积递变层序。该层序主要为风暴浊积灰岩和盆地相泥晶灰岩或页岩组成,风暴浊积灰岩的粒度较细,最粗的粒度为0.3一0.2mm,主要由砂屑和骨屑(介壳、海百合茎、苔醉虫碎屑)组成,该序列进一步划分为如下层序(从下向上):a底部冲刷面(55)及粗屑层:冲刷面极不平整,底面有槽模、沟模及工具痕。粗屑层由暗色递变性不明显的粗生物骨屑和砂屑组成。骨屑有撕裂特征,粗细混杂,发育掩蔽孔构造.骨屑排列呈向上变凸状,略平行层面。代表风暴浅海深部盆地浊流头颈部沉积。b暗色细

17、屑层:主要为细粉屑和细骨屑组成,具明显的正递变层理。代表风暴浊流中部的较细沉积。c暗色泥晶一泥屑纹层:由泥屑灰岩和泥晶灰岩组成。具水平纹层构造.常见火焰构造。为风暴期后风暴浊流停止活动的广海盆地悬浮载荷的沉积与好天气下的沉积的混合层。d浅色泥晶层:为好天气下的广海盆地沉积,主要为纯净的泥晶浮游生物和微晶.无粘土和有机碳等杂质。具生物虫孔或白云石化现象及硬地构造(代表海底碳酸钙沉积停滞和溶解)。在我国东北和河北晚寒武世地层中风暴沉积的远源浅海盆地序列发育(图4)。图4浅海盆地相的远源风暴沉积层序(2)近源盆地风暴流沉积序列(粗粒屑重力流层序)该序列发生在风暴浪击面附近的近源浅海盆地部位.主要为异

18、地风暴砾屑灰岩一粉屑灰岩与盆地边缘粘土泥晶灰岩及细石英粉砂岩组成的向上变细序列。该序列从下向上进一步划分为三个层序:a、砾屑灰岩层:由不规则状、石氏柱状、菊花状或侧列状排列的扁片状碎屑灰岩组成。砾屑为条带状灰岩的破碎的扁片或含有少量海绿石质生物岩碎屑或是团粒、团块及鲡粒灰岩的碎屑。砾屑内常见底栖生物虫孔构造。b、细屑灰岩及细生物碎屑泥晶灰岩:常见丘状交错层理,有平行或波状层理构造。c、泥质一泥晶页状灰岩和页岩层:岩层呈灰绿色至暗灰色,主要由钙质粉屑、生物细屑及少量石英、长石砂纹层组成。偶见“水成岩脉”注入砾屑灰岩层内。在我国华北地区寒武系上统发育明显(图5),在国外也有报道(图6)。图5浅海盆

19、地相的近源风暴沉积层序(华北 图6浅海盆地相的近源风暴沉积层序寒武系上统)(3)缓斜坡风暴沉积序列(据北美寒武系上统)该序列发育在正常浪击面与风暴浪击面之间的台地斜坡带。可进一步划分为退积型序列和进积型序列:A缓斜坡退积型序列:自下而上细分五个单元:a、鲡粒灰岩、缅砾屑灰岩单元:代表边缘滩沉积。由鲡滩和风暴浪破碎形成的鲡砾屑灰岩、递变鲡粒灰岩组成。b、生物丘灰岩单元:是台地边缘缓斜坡非风暴时期生物障积作用形成的灰泥丘。在丘状外形构造上经常出现有各种侧壁、顶壁的被截切现象(图7)。c、异地粗风暴砾屑灰岩单元:一般厚层状和巨厚层状透镜体,伴生在生物丘中。d、夹泥质条带灰岩的风暴砾屑灰岩和砂屑灰岩单

20、元:具有由下向上单层变薄特点。底部一般为中厚层状、透镜状。e、盆地页岩单元:分布在序列的顶部从a到e风暴沉积物的粒度变细,沉积的相带依次变深.风暴流能量减退。 图7 风暴流刻蚀和截切生物丘的构造形态(据孟祥化,1985)B缓斜坡进积型序列:自下而_L细划分为四个单元:a泥质条带灰岩、粉屑灰岩;b夹在泥质条带灰岩中的风暴砾屑灰岩透镜体;C伴生于生物丘中的风暴砾屑灰岩;d鲡状灰岩:具递变层理,属边滩相。从a到d总体反映风暴沉积的相带变浅的进积特点3. 湖泊风暴沉积 湖泊风暴沉积与海洋风暴沉积在沉积盆地构造背景、气候和物源条件等方面有很多相似之处,然而由于盆地规模小、构造背景不同以及物源相差别.湖泊

21、风暴沉积环境与海洋风暴沉积环境又有明显差异:(l)湖泊盆地处陆内水浅又局限.缺乏潮汐.波浪规模能级也小,在原有水动力强度能级远比海洋小的背景上主要靠风暴及风暴旋涡流作用。(2)湖泊风暴作用的物源相也比海洋的窄小;提供的风暴沉积物量有限。3)湖泊盆地的构造斜坡带比起大陆架和被动边缘清水盆地的斜坡带规模上要小得多.风暴搬运的距离有限,影响风暴沉积序列厚度和规模,但由于规模小和厚度等很容易被忽视.更难以识别。3.1湖泊风暴沉积环境特点 湖泊风暴沉积的构造背景主要为陆内断陷盆地具有较大坡度的构造斜坡带。如吉林英台地区松辽盆地西部斜坡带向东与中央拗陷相接.处于龙虎泡一大安阶地的中部.占地形坡度较大.下白

22、恶纪青山口期顺盆地短轴从西向东伸入盆地中的扇三角洲夏合体发育。扇三角洲水上部分靠近物源区不在研究区,而扇三角洲水下部分在本区十分发育.笔者在岩心观察中发现不少风暴沉积的特征,风暴沉积序列仅几米厚。又如江汉盆地拖市地区新沟嘴组下段的湖泊风暴沉积发育在潜江凹陷南部拖曳构造带上.江汉盆地古地形是北高南低.在浅水区有许多发育很好的风暴沉积特征。3.2湖泊风暴沉积层序特征 湖泊风暴沉积在某个局部剖面中很难见到完整的风暴层序.因为常表现出前期风暴沉积被后期风暴截掉一部分层序,或被浊流侵蚀掉或被碎屑流侵蚀掉一部分。通过多井岩心综合归纳,可以掌握湖泊风暴沉积的完整层序特点:从风暴冲刷侵蚀面之上,依次划分五个段

23、.即A、B、C、D、E段。这五个段在沉积物和沉积构造及生物特征上.都同浊积的有明显区别。风暴A段:砾质沉积为主,有一时为含砾质粗砂质沉积。多为块状层,局部显示粒序层理,但与清水流粒序层理不同,有混积现象,碎屑充填结构和杂基支撑结构特征明显。这点与浊积A段类似,但杂基含量比浊积的低。与浊积更明显的区别是,砾屑有受风暴外力作用撕裂和揉曲特征。与浊积的相同点是,碎屑都是盆内先期沉积物被事件破坏的产物。风暴B段:中一细砂沉积为主,具平行层理。细层表面可见剥离线理及流痕。该段底部常见冲刷构造。风暴C段:粉细砂沉积为主.常见丘状交错层理、波状层理、变形层理及爬升波纹层理。底面常发育冲刷构造。顶面可见浪成波

24、痕及生物逃逸迹。风暴D段:粉砂沉积为主.有断续纹层、扁豆层理及水平层理,上下层面平整.有时见生物遗迹。该段是风暴后期风暴影响较弱时的沉积。有时该段全部或部分被另次风暴截切。风暴E段:暗色泥(页)岩为主。含叶肢介生物丰富,常见黄铁矿白生矿物,水平层理或页理发育.该段是风暴后的正常较深水沉积。受另一次风暴截切时,该段可缺失或残缺不全。 从A段至E段向上由粗变细的风暴层序.形成于风暴能量逐渐衰退的过程中。在吉林英台地区出现最多的湖泊风暴层序组合是AB、AE、ABC、BC、BE、CDE、cE及DE,还可能出现ABDE、ACE、ADE等。而一个完整的风暴层序是很难发育和保存的,常常表现出被另一次风暴所截

25、切,或者未等层序发育完全就受到下次风暴的干扰。3.3湖泊风暴沉积相模式 湖泊风暴沉积体系通常由物源相(滩或坝和扇三角洲水下部分)、风暴相和风暴浊积相三部分组成.如吉林英台地区白奎纪湖泊风暴沉积.该区的风暴相的物质来源于滨浅滩或坝及扇三角洲水下部分。滩或坝位于滨岸地带与岸线平行.以浅色粉细砂及中砂沉积物为主,生物介壳往往富集.碳屑也常见于层面,由于蒸发作用较强.多为钙质胶结。层内往往发育波状层理、变形层理、低角度交错层理、平行层理及槽状交错层理,生物扰动构造极发育,U形生物潜穴较多。处在盆地西部斜坡带中.下部的扇三角洲水下部分(包括水下分支河道、河间洼地及前缘朵状沙坝和席状砂坝等)陆源砂质沉积丰

26、富.由于所处地形坡度较大.又受风暴浪的影啊,所以这里是沉积作用极不稳定的地带.易发生滑塌和悬浮.成为风暴沉积的重要物源。英106井、英128井扇三角洲水下沉积为一套灰白色或灰色粉砂一含砾砂岩组成.发育有前积斜层理.水下分支河道砂岩层内有发育的槽状交错层理、块状层理及冲刷面.在粉细砂岩层内发育生物扰动构造及变形层理.为边滩和心滩沉积。河间洼地以泥和粉砂沉积为,有较多的碳屑和介形虫生物化石。 风暴岩相在风暴吹向的下游分布.即物源相以远的深水区。来自物源相的风暴流携带大量碎屑物质在正常浪击面以下风暴浪底之上卸载.形成风暴沉积。按离物源相距离可分两种亚相(图8.9):(1)近源风暴亚相(图8):分布在

27、正常浪击面下部,风暴浪底的上部.靠近正常浪底,在这里风暴作用均有较强的反映。吉林英台地区以英128井和英106井为代表,沉积物以粉砂、细砂和含砾粗砂沉积为主,底部有冲刷面,在底部粗沉积层内发育块状构造、递变层理.在细砂及粉砂岩层内发育平行层理及丘状交错层理,顶面有浪成波痕,底面偶见渠模。风暴层序为A、B、段发育.常见的风暴层序组合为“AB”、“AC”、“BDC”、“BC”和“DC”等。图8英128井风暴沉积层序及重力流沉积(2)远源风暴亚相(图9):分布在靠近风暴浪底.由于水流较深,这里只有强风暴浪才能影响到,沉积物较细,以粉砂和泥质粉砂沉积为主,风暴作用的影响表现在层内发育有波状层理、变形层

28、理和爬升波纹层理。岩层顶面发育浪成波痕,生物扰动构造明显.常见风暴层序为C、D、E段发育,风暴层序组合特点为DC、CDE、和DE等。在风暴浪底以下.即使大的波浪也难达到的深湖区.往往风暴底流在这里形成深水浊积。这种风暴成因的浊积具有以下特点(图8上):砂泥岩互层:泥质更发育.砂泥比例约为1:10。在浅色细砂岩层内常见平行层理,在粉砂岩层内出现波状层理、爬升波纹层理、包卷层理及变形层理.重荷模和泄水构造常见。暗色泥(页)岩层:含大量叶肢介等浮游生物。泥质沉积中含黄铁矿自生矿物丰富。在与界线处常见火焰构造。不完全的鲍马层序BCD、BC、CD及CDE等。A段缺少,E段不发育。图9英128井风暴沉积序

29、列及浊积序列4.讨论 风暴作为一种热带海洋气旋,多形成于南、北纬5 20°的热带洋面上,其影响范围可达南、北纬35°(如西北太平洋)到40°(如北大西洋)。风暴多形成于海温较暖期间,北半球多形成于7 11月,南半球多形成于1 3月。风暴为暖性低压,其地面流场为气旋式复合流场,在卫星照片上显示它是一条螺旋形云带9。风暴具有巨大的能量,其风速一般为40 60 m/s,最可达110 m/s。风暴引起的风暴潮流的流速可达2 m/s(1961年墨西哥湾)。在水下6m深处,风暴流流速仍可达1.6 m/s(1969年8月“卡米尔”飓风),而正常天气的海流速度仅为0.1m/s。由

30、于风暴为气旋式涡旋,其风暴中心附近引起的风暴流具有较大的侵蚀力和负荷力,可以搬运较多的沉积物。凡风暴经过的地区,都会受到风暴或多或少的干扰。但风暴对滨岸浅海及湖泊区影响更显著,风暴产物也最易于保存在地质记录中。对风暴结构的研究表明,对下伏水体影响最大的是风暴低层气流流入层,该层大气呈涡旋式流动,并有向内的气流作用。因此该层气流与水体表面摩擦就形成强大的涡流层,该涡流层除存在与气流涡流一致的大涡流外,内部还包含一系列不规则的、大小不等的小规模涡旋。风暴涡流是贯穿风暴作用始终的一种重要的动力作用,广泛作用于风暴浪基面以上的不同地带。除了风暴涡流外,风暴潮流是风暴作用于水体引起的另一种重要流体。风暴

31、潮面可比正常高潮面高6 m以上,因此风暴潮流、风暴回流、风暴浪、风暴触发的沉积物重力流可影响到潮上陆棚下部的不同地带。各风暴作用的流体在风暴的不同部位是不同的,在风暴浪基面之上,为风暴作用带,该带风暴流可触及海底沉积物;在风暴浪基面之下,风暴流不触及海底,为风暴浊流作用带。在正常高潮面之上主要为风暴潮作用,因此称风暴潮作用带。在正常浪基面以上虽然风暴作用强烈,但风暴浪形成的丘状交错层理由于受风暴后正常波浪的影响而保存不好;在正常浪基面与风暴浪基面之间由于在风暴过后不受正常波浪的影响而保存完好。 表3鄂东南地区早三叠世风暴沉积作用方式5.结语 风暴沉积作为自然界一种常见的突变事件,不仅对地球上的气象气候,而且对海岸带地貌的发育演化都有着重大的影响,而近岸地带特别是潮坪风暴沉积对海岸地貌的影响更加明显和强烈。因此现代潮坪风暴沉积的研究可以为气象预报、港口建设、海岸工程、环境保护、国土规划、资源开发等提供一定的科学依据。通过对古代潮坪风暴沉积产物潮坪风暴岩的研究,一方面可以正确解释地史时期地层层序的不连续现象,另一方面对发展沉积学理论、丰富沉积学研究内容都具有重要的意义。此外潮坪风暴岩沉积的结构成熟度较正常潮坪沉积物高