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风暴岩
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风暴岩是指在风暴影响下在海洋和水盆地中形成的沉积岩。风暴岩主要沉积在正常浪基面与风暴浪基面之间，特殊情况下也可形成于正常浪基面附近或其上。
== 简介 ==
风暴岩是一种密度流沉积，但常含很多风浪破坏下伏的正常天气沉积物所产生的撕裂片或内碎屑，还有被破坏的生物碎屑等。海洋中飓风等风暴可掀起涌浪，造成大片海面升高，海水流速增大，波浪传播加深；近岸的风暴潮常比正常高潮高出数米，潮差可比一般的大潮差大一倍多；波浪传播的深度常达几十米以上，远远超过好天气的正常浪基面的深度,甚至还导致近200米深的外陆棚的底流。风暴潮退潮可产生向海密度流，携有陆棚边缘的沉积物质，至潮下或陆棚上形成粒级递变层或在浅处形成发育丘状洼状等交错层理等的沉积层。 [1]
== 风暴作用 ==
风暴作用特点为不但有高速流动，还有强的往复运动，方向时常改变，或有旋卷，而能量则在不太长时间内很快衰减。所以，风暴作用常将底部细物质簸出，常使风暴流形成密度流，在风暴衰减期迅速沉积。早期风暴作用对下伏沉积有侵蚀作用，形成侵蚀基底面，有冲蚀和侵蚀坑，形成充填构造。同时还可挖掘出浅埋藏物质，尤其生物体，使用底部物质混合，并形成混杂的生物组合。底部的大和重的个体生物在风暴作用中还可聚集成滞留层。常见的风暴岩如风暴介壳岩，含大部分破碎和少量完整的介壳，形成介壳灰岩，介壳砂岩，介壳粉砂岩等。多腕足类，双壳类，软体动物和海百合茎等化石，常具混杂的特征。组成的岩层厚几毫米到几厘米，或达十多米，常呈透镜状、口袋状。多位于侵蚀硬底上。常有寒武系的层内钙质砾岩，或称砾屑灰岩，竹叶状灰岩等。其刚性扁平内碎屑常呈杂乱状或涡卷状排列，无一定方位，表明受强烈振荡水流影响。
== 风暴岩特征 ==
=== (一)床砂底形与垂向沉积构造序列 ===
风暴流时常冲蚀海底及在前滨区域底部居住的动物群的壳体，并在正常海滩或阻挡区域把它们聚集起来形成潮上或滨后风暴层，由于保存潜力很小就不再进一步论述。
==== 1.不同环境下的床砂形体 ====
滨海向海方向，由风暴产生的床砂形态从碎浪带到深水区有一个明显的趋势，即不同的水深条件所形成的床砂底形不同。
===== 1)碎浪带和上滨面 =====
由正常气候波浪作用控制，它通常破坏前期风暴形成的印痕，在滨外坝顶部形成大型波浪，即平坦冲洗纹层。槽状、板状交错层理和低角度的冲洗纹层是主要的构造。
===== 2)中滨面 =====
可能会保存一些在风暴期形成的构造，如平坦的近水平层理或低角度洼状交错层理。粗颗粒经常形成滞留沉积，泥质被分选出去并在深水环境沉积;底部生物仅限于食悬浮生物的动物。
===== 3)下滨面 =====
5~20m水深，两个水流(振荡水流和因地球自转产生的底流)传递的力可能会搅动砂和泥，它们会在相同的位置或附近再沉积形成递变层理(近源的风暴岩)。在风暴作用的高峰期，在海底形成不对称的冲痕和凹槽(穴和沟槽)，后来被极粗粒的硅质碎屑和生物碎屑充填。这些印模和蚀痕有时指示双向或多向流动作用。由复合流产生的典型内部沉积构造是低角度丘状交错层理(HCS)，它通常出现在递变层的顶部，底部为滞留沉积，随后出现平行纹层和流水沙纹交错层理。在理想的情况下，丘状交错层理被浪成沙纹交错层理和振荡波痕所覆盖，由此说明风暴衰退的最后阶段。因此，顶部波痕可能也是由随后的大波浪所形成的。
===== 4)内陆架和部分外陆架 =====
具有丘状交错层理的砂岩层或薄层粒序砂岩和粉砂质层(远源风暴岩)，其典型特征是交错层理和顶部有时出现波痕。泥质互层的形成不仅可由风暴向内陆方向运动并侵蚀细粒物质而成，或者由河流悬浮负载缓慢地再次沉积而成。在北海水深达30m的海域，现代远源风暴岩可追踪上百千米(Aigner和Reineck, 1982)。
===== 5)水深较大的外陆架 =====
复合风暴流的水流分量占主导地位，形成了流水沙纹(波痕)细砂和粉砂层。很长的一段静止期后，影响这个地带的风暴事件十分罕见。在高能的陆架海域，在水深超过50m的深度才会出现不连续的远源风暴岩。
=== 2.垂向沉积构造序列 ===
离海岸线距离适中、完整而理想化的风暴岩有以下沉积构造(从顶到底)
①再沉积陆棚泥(复合流的泥尾);
②浪成沙纹及其交错层理;
③低角度丘状交错层理;
④平行纹层和流水沙纹交错层理;
⑤具底部滞留沉积的粒序层;
⑥具底痕的侵蚀面(双向或多向)和动物潜穴;
⑦正常的陆棚泥，强烈的生物扰动。
=== 3.水体深度的差异 ===
在较浅水域，粒序层通常减小或丧失。相反，大规模的丘状交错层理、洼状层理和粗颗粒的冲刷充填构造是主要特征。在较深水域，丘状交错层理变得不明显，并且或多或少地被平行纹层，浪成沙纹交错层理和具有浪成波痕的透镜状波状层理所取代。这些构造在一定程度上由随后的风暴所形成并改造以前沉积的粉细砂岩。
总之，许多学者对这些构造进行过详细的描述，例如，Craft和Bridge C 1987和Krassay (1994)。他们不会混淆砂质和泥质潮坪中的透镜状和波状层理。在西班牙南部侏罗纪远海相顶部所发现的具浪成沙纹的钙质风暴岩表明(Molina等，1997，该盆地的水深不可能大于浪基面，因此风暴岩很可能形成在相对海平面低位期。
滞留沉积通常由砾石、软体动物及其他生物体的壳体破碎后形成的微小岩石碎屑组成。在元古宇和寒武系，风暴岩主要由再改造的泥质内碎屑或微生物席组成。 [3]
== 风暴岩的分类 ==
近年来，国内外对风暴岩的报道越来越多，风暴岩系风暴事件的沉积物，按组成物质划分主要有两大类，一类是碎屑岩风暴沉积，另一类为碳酸盐岩风暴沉积，但亦有二者混合型。按水深带和环境划分，又可细分为海滩滨后和滨前风暴沉积、临滨和近滨风暴沉积、滨外陆棚浅海风暴沉积和海湾湖以及内陆湖泊风暴沉积。从其描述来看主要是从其垂向序列(正、反粒序)、粒度大小(沙质或泥质)、搬运距离(近源与远源)与方式(离岸流型、搅动类型等)上进行分类。
=== (一)离岸流型风暴岩 ===
离岸流型风暴岩是在具有一定坡度的浅海陆棚区域，由风暴离岸流与涡流作用形成。由于不同部位水深等环境条件的差异，风暴岩的垂向沉积序列也不尽相同，据此可以分出三种类型风暴岩，分别代表正常浪基面以下至风暴浪基面附近的沉积。
==== 1.Ⅰ型(远源型)风暴岩 ====
(1)发育部位:多发育于陆坡风暴浪基面之下或附近。
(2)主要特征:泥多砂少(故称泥质型风暴岩)，灰泥基质支撑为主;底部侵蚀微弱或无侵蚀，厚度通常较小，可发育纹层沙席和递变层理。
(3)垂向序列:从下向上，①底部一般具有缓坡形丘状侵蚀面。②下部单元为生物碎屑石灰岩滞积层，常由较完整的腕足类、角锥状珊瑚、曲率较大的及其他化石碎片组成，具明显的正粒序性或复合正粒序。其顶部为均一的生物介壳“框架”层，长形碎片呈直立或倾斜交织在一起。灰泥基质支撑，厚约5 cm，系风暴高峰期沉积。③r部单元为含生物碎屑灰泥石灰岩，由较纯的微晶方解石及少量生物碎片组成，发育大而规则的动藻迹(Zoophy-cos)，厚5~10cm，系风暴期后沉积。 [3]
==== 2. Ⅱ(近源型)风暴岩 ====
(1)发育部位:形成于风暴正常浪基面区域，即滨外(下滨面)。
(2)主要特征:砂泥间互，混合支撑为主;底部侵蚀明显见冲刷面，厚度通常较大并延伸范围远，可发育丘状交错层理、平行纹层，可见沟模。
(3)垂向序列:一般由三个层段组成，其垂向序列特征为
①底部为波形槽形丘状侵蚀面。
②下部单元为生物碎屑石灰岩滞积层，底部为粗大完整腕足类、软体动物、珊瑚骨粒及化石碎片，向上生物碎屑含量和粒度均减少，具正粒序，其顶面多波状起伏，反映形成后仍受到涡流作用。系风暴高峰期离岸流所携物质沉积而成，一般厚10一15cm。
③中部单元为发育小型中型丘状交错层理的灰泥质生物碎屑灰泥灰岩，有生物逃逸迹，系风暴衰减期涡流搅动海底而成，一般厚10cm。
④上部单元为具水平纹理或薄层状含生物碎屑或生物碎屑质灰泥灰岩。有时具小型变异动藻迹，水平潜穴，根珊瑚迹。系风暴期后沉积，厚度10一15cm。
==== 3. Ⅲ型(近源浅水型)风暴岩 ====
(1)发育部位:它一般是在风暴期形成于正常浪基面之上潮下地带，这一地区遭受强烈的侵蚀冲刷，形成了较深的侵蚀面。系未分异的风暴离岸流所携带的砾屑近源地沉积而成，因此在湖盆中同样可形成此类风暴岩。
(2)主要特征:以砂为主(故称砂质型风暴岩)，颗粒支撑为主;底部侵蚀明显，见冲刷面，厚度通常较大并延伸范围远，发育小型流水沙纹和浪成沙纹、丘状交错层理，可见沟模。
(3)垂向序列:①底部为洼形丘状侵蚀面。②下部单元为透镜状砾屑构成的滞积层，其中发育众多的侵蚀面，一般厚30cm左右，系风暴期形成的沉积。③上部单元为薄层状生物碎屑质灰泥石灰岩，生物潜穴倾斜及微倾斜状，偶见垂直虫孔。一般厚10cm左右，系风暴平静期潮下动荡环境的沉积。
由下型W型水深减小，风暴作用增强，侵蚀面起伏加大，滞积层厚度增加。
=== (二)搅动型风暴岩 ===
(1)形成条件与特征:在陆表海的古地理环境中，海底地形平坦广阔，风暴强烈作用期很难形成具有一定方向的风暴离岸流，而是以风暴涡流的反复作用为主。风暴涡流侵蚀、改造、悬浮及近距离搬运沉积物，从而形成一种特殊的风暴岩，称之为搅动型风暴岩。在陆表海的古环境条件下，不但存在离岸流型的风暴岩，而且搅动型风暴岩也具有重要意义。
(2)垂向序列:①底部一般为波状洼形丘状侵蚀面。②下部单元为丘状起伏的生物碎屑石灰岩，发育多个丘状层面，具粒序性，系风暴高峰期涡流搅动再沉积而成。③中部单元为丘状层理段。④上部为风暴期后的灰泥石灰岩类，发育了反映平静环境的遗迹化石组合。有时下部和上部单元均发育丘状层理，全层丘状起伏。
=== (三)近源风暴砂岩 ===
该类型是风暴冲蚀浅滩形成的离岸流在近源较浅水区的沉积，并遭受风暴衰减期的涡流作用。一般具起伏较大的侵蚀底界，滞积层砂岩具有明显的含斑性，厚度较大。发育有中大型丘状交错层理，具明显粗块状递变层特征。
此外，在堡岛后的湖相泥岩中常发育薄层席状细粒石英砂岩层，具波状侵蚀底界和正粒序性，常发育水平状觅食构造，系风暴漫流沉积产物。
综上所述，风暴岩主要沉积在正常浪基面与风暴浪基面之间，特殊情况下也可形成于正常浪基面附近或其上。
== 风暴岩的变化 ==
1.粒度与成分的变化
风暴岩的粒度分布和成分变化很大。它们的变化范围从粗粒(砂和砾石)到粉砂质和泥质，几乎没有生物遗体的纯硅质型，与钙质生物碎屑砂岩、泥粒灰岩及粒泥灰岩形成鲜明的对比。后者的成分来自先前的浅海底或浅水生物群。
2.侵蚀与再作用
在近源区，融合和/或改造是常见的现象。这些术语表明先前存在的厚层风暴岩被削蚀，或者薄层风暴岩被后来的风暴完全再改造并且形成新的风暴岩。该过程可能重复发生，直到非常大的风暴最终产生一个岩层，该岩层的底部会被保存下来。
多次改造促进不稳定矿物的机械磨损与破裂，并且可能加速了碳酸盐和其他矿物的溶解。因此，融合现象导致了滞留沉积物的成熟度增高，包括砂矿沉积。原地脊椎动物的骨骼残骸特别是牙齿与粪化石在风暴层(骨屑层)的底部聚集，后者在再改造作用之前已经发生磷化作用。
3.遗迹相特征与生物群
在大风暴的长间歇期，中部至远源风暴岩泥质沉积物的遗迹相，通常是以生物扰动为标志。砂质风暴层的底部标志具有明显的浅海环境遗迹化石组合。
被风暴作用掘出并且部分冲蚀的潜穴随后由沉淀的沉积物充填。风暴作用的侵蚀深度范围可由风暴事件之前形成的动物潜穴形态来确定。然而，在没有风暴沉积的情况下，也会出现充填潜穴的沉积物(Wanless等，1988)。
风暴前泥质沉积物中的生物扰动是由具高分异度的食泥和食草的动物(即针管迹克鲁兹迹)所形成。风暴后砂质风暴岩中遗迹相主要由具低分异度的垂直和U型潜穴组成，并且只在足够厚的风暴岩顶部形成潜穴。风暴后表栖动物群在风暴岩的顶部或未被风暴层覆盖的侵蚀面重新组合，例如在发生抬升的近源地区。
坚固而粗糙的基底吸引牡蝠类、腕足动物、叠层石等，伴随有坚固基底的潜穴。远源地区，风暴岩很薄且很少有后续风暴的再改造作用和风暴后海底生物的潜穴作用，风暴岩地层可以显著地增加或完全模糊。
盆地不同演化时期的风暴岩特点编辑
在沉降盆地中，不管有没有沉积物的分异搬运作用，大量持续的风暴事件可以建立或多或少的有韵律结构的风暴页岩层序。这些层序可以反映盆地演化的三个不同趋势。
(1)稳定状态:在前滨陆架环境中，平均沉积速率或多或少的补偿了沉降。在这种情况下，相对较厚的风暴岩层序与陆架泥岩交替发育，在盆内的某些部位古水深保持不变。
(2)深水盆地:其平均沉积速率小于沉降速率，垂向层序表现出从厚而相对较粗粒的近源风暴岩向薄而细粒的远源风暴岩变化，最后以模糊的泥质风暴岩或纯粹的原生陆架泥岩而告终。在垂直剖面上，从近源到远源风暴岩的转变带其厚度可达20~50m。
(3)浅水盆地:其沉积速率大于沉降速率，结果导致风暴岩层序粒度向上变粗，厚度增大，从陆架泥到硅质碎屑或生物碎屑的前滨及滨岸环境的转变区，厚度不大。这样的海退作用有利于风暴层的融合作用。
风暴岩与浊积岩区别编辑
①流态，浊流是单向的，风暴流是双向或多向的，局部也可呈单向；
②层序组合，浊积岩属深水沉积组合，而风暴岩为浅水组合；
③垂向层序及层内沉积构造，风暴岩与浊积岩具有相似的鲍马层序，但风暴岩内具有典型的丘状交错层理，而浊积岩中绝对没有；
④层面构造，风暴岩中常见特殊的渠槽和钵模，而浊积岩常见槽模和重荷模；
⑤生物标志，风暴岩中化石组合标志着浅水陆架环境，而浊积岩中既有浅水生物化石，也有深水生物化石，表现为原地和异地生物混杂。此外遗迹化石也有不同，风暴岩中以叶迹、针迹为主，浊积岩中以弯曲及网状觅食迹为特征。
== 简介 ==
风暴岩是一种密度流沉积，但常含很多风浪破坏下伏的正常天气沉积物所产生的撕裂片或内碎屑，还有被破坏的生物碎屑等。海洋中飓风等风暴可掀起涌浪，造成大片海面升高，海水流速增大，波浪传播加深；近岸的风暴潮常比正常高潮高出数米，潮差可比一般的大潮差大一倍多；波浪传播的深度常达几十米以上，远远超过好天气的正常浪基面的深度,甚至还导致近200米深的外陆棚的底流。风暴潮退潮可产生向海密度流，携有陆棚边缘的沉积物质，至潮下或陆棚上形成粒级递变层或在浅处形成发育丘状洼状等交错层理等的沉积层。 [1]
== 风暴作用 ==
风暴作用特点为不但有高速流动，还有强的往复运动，方向时常改变，或有旋卷，而能量则在不太长时间内很快衰减。所以，风暴作用常将底部细物质簸出，常使风暴流形成密度流，在风暴衰减期迅速沉积。早期风暴作用对下伏沉积有侵蚀作用，形成侵蚀基底面，有冲蚀和侵蚀坑，形成充填构造。同时还可挖掘出浅埋藏物质，尤其生物体，使用底部物质混合，并形成混杂的生物组合。底部的大和重的个体生物在风暴作用中还可聚集成滞留层。常见的风暴岩如风暴介壳岩，含大部分破碎和少量完整的介壳，形成介壳灰岩，介壳砂岩，介壳粉砂岩等。多腕足类，双壳类，软体动物和海百合茎等化石，常具混杂的特征。组成的岩层厚几毫米到几厘米，或达十多米，常呈透镜状、口袋状。多位于侵蚀硬底上。常有寒武系的层内钙质砾岩，或称砾屑灰岩，竹叶状灰岩等。其刚性扁平内碎屑常呈杂乱状或涡卷状排列，无一定方位，表明受强烈振荡水流影响。
== 风暴岩特征 ==
=== (一)床砂底形与垂向沉积构造序列 ===
风暴流时常冲蚀海底及在前滨区域底部居住的动物群的壳体，并在正常海滩或阻挡区域把它们聚集起来形成潮上或滨后风暴层，由于保存潜力很小就不再进一步论述。
==== 1.不同环境下的床砂形体 ====
滨海向海方向，由风暴产生的床砂形态从碎浪带到深水区有一个明显的趋势，即不同的水深条件所形成的床砂底形不同。
===== 1)碎浪带和上滨面 =====
由正常气候波浪作用控制，它通常破坏前期风暴形成的印痕，在滨外坝顶部形成大型波浪，即平坦冲洗纹层。槽状、板状交错层理和低角度的冲洗纹层是主要的构造。
===== 2)中滨面 =====
可能会保存一些在风暴期形成的构造，如平坦的近水平层理或低角度洼状交错层理。粗颗粒经常形成滞留沉积，泥质被分选出去并在深水环境沉积;底部生物仅限于食悬浮生物的动物。
===== 3)下滨面 =====
5~20m水深，两个水流(振荡水流和因地球自转产生的底流)传递的力可能会搅动砂和泥，它们会在相同的位置或附近再沉积形成递变层理(近源的风暴岩)。在风暴作用的高峰期，在海底形成不对称的冲痕和凹槽(穴和沟槽)，后来被极粗粒的硅质碎屑和生物碎屑充填。这些印模和蚀痕有时指示双向或多向流动作用。由复合流产生的典型内部沉积构造是低角度丘状交错层理(HCS)，它通常出现在递变层的顶部，底部为滞留沉积，随后出现平行纹层和流水沙纹交错层理。在理想的情况下，丘状交错层理被浪成沙纹交错层理和振荡波痕所覆盖，由此说明风暴衰退的最后阶段。因此，顶部波痕可能也是由随后的大波浪所形成的。
===== 4)内陆架和部分外陆架 =====
具有丘状交错层理的砂岩层或薄层粒序砂岩和粉砂质层(远源风暴岩)，其典型特征是交错层理和顶部有时出现波痕。泥质互层的形成不仅可由风暴向内陆方向运动并侵蚀细粒物质而成，或者由河流悬浮负载缓慢地再次沉积而成。在北海水深达30m的海域，现代远源风暴岩可追踪上百千米(Aigner和Reineck, 1982)。
===== 5)水深较大的外陆架 =====
复合风暴流的水流分量占主导地位，形成了流水沙纹(波痕)细砂和粉砂层。很长的一段静止期后，影响这个地带的风暴事件十分罕见。在高能的陆架海域，在水深超过50m的深度才会出现不连续的远源风暴岩。
=== 2.垂向沉积构造序列 ===
离海岸线距离适中、完整而理想化的风暴岩有以下沉积构造(从顶到底)
①再沉积陆棚泥(复合流的泥尾);
②浪成沙纹及其交错层理;
③低角度丘状交错层理;
④平行纹层和流水沙纹交错层理;
⑤具底部滞留沉积的粒序层;
⑥具底痕的侵蚀面(双向或多向)和动物潜穴;
⑦正常的陆棚泥，强烈的生物扰动。
=== 3.水体深度的差异 ===
在较浅水域，粒序层通常减小或丧失。相反，大规模的丘状交错层理、洼状层理和粗颗粒的冲刷充填构造是主要特征。在较深水域，丘状交错层理变得不明显，并且或多或少地被平行纹层，浪成沙纹交错层理和具有浪成波痕的透镜状波状层理所取代。这些构造在一定程度上由随后的风暴所形成并改造以前沉积的粉细砂岩。
总之，许多学者对这些构造进行过详细的描述，例如，Craft和Bridge C 1987和Krassay (1994)。他们不会混淆砂质和泥质潮坪中的透镜状和波状层理。在西班牙南部侏罗纪远海相顶部所发现的具浪成沙纹的钙质风暴岩表明(Molina等，1997，该盆地的水深不可能大于浪基面，因此风暴岩很可能形成在相对海平面低位期。
滞留沉积通常由砾石、软体动物及其他生物体的壳体破碎后形成的微小岩石碎屑组成。在元古宇和寒武系，风暴岩主要由再改造的泥质内碎屑或微生物席组成。 [3]
== 风暴岩的分类 ==
近年来，国内外对风暴岩的报道越来越多，风暴岩系风暴事件的沉积物，按组成物质划分主要有两大类，一类是碎屑岩风暴沉积，另一类为碳酸盐岩风暴沉积，但亦有二者混合型。按水深带和环境划分，又可细分为海滩滨后和滨前风暴沉积、临滨和近滨风暴沉积、滨外陆棚浅海风暴沉积和海湾湖以及内陆湖泊风暴沉积。从其描述来看主要是从其垂向序列(正、反粒序)、粒度大小(沙质或泥质)、搬运距离(近源与远源)与方式(离岸流型、搅动类型等)上进行分类。
=== (一)离岸流型风暴岩 ===
离岸流型风暴岩是在具有一定坡度的浅海陆棚区域，由风暴离岸流与涡流作用形成。由于不同部位水深等环境条件的差异，风暴岩的垂向沉积序列也不尽相同，据此可以分出三种类型风暴岩，分别代表正常浪基面以下至风暴浪基面附近的沉积。
==== 1.Ⅰ型(远源型)风暴岩 ====
(1)发育部位:多发育于陆坡风暴浪基面之下或附近。
(2)主要特征:泥多砂少(故称泥质型风暴岩)，灰泥基质支撑为主;底部侵蚀微弱或无侵蚀，厚度通常较小，可发育纹层沙席和递变层理。
(3)垂向序列:从下向上，①底部一般具有缓坡形丘状侵蚀面。②下部单元为生物碎屑石灰岩滞积层，常由较完整的腕足类、角锥状珊瑚、曲率较大的及其他化石碎片组成，具明显的正粒序性或复合正粒序。其顶部为均一的生物介壳“框架”层，长形碎片呈直立或倾斜交织在一起。灰泥基质支撑，厚约5 cm，系风暴高峰期沉积。③r部单元为含生物碎屑灰泥石灰岩，由较纯的微晶方解石及少量生物碎片组成，发育大而规则的动藻迹(Zoophy-cos)，厚5~10cm，系风暴期后沉积。 [3]
==== 2. Ⅱ(近源型)风暴岩 ====
(1)发育部位:形成于风暴正常浪基面区域，即滨外(下滨面)。
(2)主要特征:砂泥间互，混合支撑为主;底部侵蚀明显见冲刷面，厚度通常较大并延伸范围远，可发育丘状交错层理、平行纹层，可见沟模。
(3)垂向序列:一般由三个层段组成，其垂向序列特征为
①底部为波形槽形丘状侵蚀面。
②下部单元为生物碎屑石灰岩滞积层，底部为粗大完整腕足类、软体动物、珊瑚骨粒及化石碎片，向上生物碎屑含量和粒度均减少，具正粒序，其顶面多波状起伏，反映形成后仍受到涡流作用。系风暴高峰期离岸流所携物质沉积而成，一般厚10一15cm。
③中部单元为发育小型中型丘状交错层理的灰泥质生物碎屑灰泥灰岩，有生物逃逸迹，系风暴衰减期涡流搅动海底而成，一般厚10cm。
④上部单元为具水平纹理或薄层状含生物碎屑或生物碎屑质灰泥灰岩。有时具小型变异动藻迹，水平潜穴，根珊瑚迹。系风暴期后沉积，厚度10一15cm。
==== 3. Ⅲ型(近源浅水型)风暴岩 ====
(1)发育部位:它一般是在风暴期形成于正常浪基面之上潮下地带，这一地区遭受强烈的侵蚀冲刷，形成了较深的侵蚀面。系未分异的风暴离岸流所携带的砾屑近源地沉积而成，因此在湖盆中同样可形成此类风暴岩。
(2)主要特征:以砂为主(故称砂质型风暴岩)，颗粒支撑为主;底部侵蚀明显，见冲刷面，厚度通常较大并延伸范围远，发育小型流水沙纹和浪成沙纹、丘状交错层理，可见沟模。
(3)垂向序列:①底部为洼形丘状侵蚀面。②下部单元为透镜状砾屑构成的滞积层，其中发育众多的侵蚀面，一般厚30cm左右，系风暴期形成的沉积。③上部单元为薄层状生物碎屑质灰泥石灰岩，生物潜穴倾斜及微倾斜状，偶见垂直虫孔。一般厚10cm左右，系风暴平静期潮下动荡环境的沉积。
由下型W型水深减小，风暴作用增强，侵蚀面起伏加大，滞积层厚度增加。
=== (二)搅动型风暴岩 ===
(1)形成条件与特征:在陆表海的古地理环境中，海底地形平坦广阔，风暴强烈作用期很难形成具有一定方向的风暴离岸流，而是以风暴涡流的反复作用为主。风暴涡流侵蚀、改造、悬浮及近距离搬运沉积物，从而形成一种特殊的风暴岩，称之为搅动型风暴岩。在陆表海的古环境条件下，不但存在离岸流型的风暴岩，而且搅动型风暴岩也具有重要意义。
(2)垂向序列:①底部一般为波状洼形丘状侵蚀面。②下部单元为丘状起伏的生物碎屑石灰岩，发育多个丘状层面，具粒序性，系风暴高峰期涡流搅动再沉积而成。③中部单元为丘状层理段。④上部为风暴期后的灰泥石灰岩类，发育了反映平静环境的遗迹化石组合。有时下部和上部单元均发育丘状层理，全层丘状起伏。
=== (三)近源风暴砂岩 ===
该类型是风暴冲蚀浅滩形成的离岸流在近源较浅水区的沉积，并遭受风暴衰减期的涡流作用。一般具起伏较大的侵蚀底界，滞积层砂岩具有明显的含斑性，厚度较大。发育有中大型丘状交错层理，具明显粗块状递变层特征。
此外，在堡岛后的湖相泥岩中常发育薄层席状细粒石英砂岩层，具波状侵蚀底界和正粒序性，常发育水平状觅食构造，系风暴漫流沉积产物。
综上所述，风暴岩主要沉积在正常浪基面与风暴浪基面之间，特殊情况下也可形成于正常浪基面附近或其上。
== 风暴岩的变化 ==
1.粒度与成分的变化
风暴岩的粒度分布和成分变化很大。它们的变化范围从粗粒(砂和砾石)到粉砂质和泥质，几乎没有生物遗体的纯硅质型，与钙质生物碎屑砂岩、泥粒灰岩及粒泥灰岩形成鲜明的对比。后者的成分来自先前的浅海底或浅水生物群。
2.侵蚀与再作用
在近源区，融合和/或改造是常见的现象。这些术语表明先前存在的厚层风暴岩被削蚀，或者薄层风暴岩被后来的风暴完全再改造并且形成新的风暴岩。该过程可能重复发生，直到非常大的风暴最终产生一个岩层，该岩层的底部会被保存下来。
多次改造促进不稳定矿物的机械磨损与破裂，并且可能加速了碳酸盐和其他矿物的溶解。因此，融合现象导致了滞留沉积物的成熟度增高，包括砂矿沉积。原地脊椎动物的骨骼残骸特别是牙齿与粪化石在风暴层(骨屑层)的底部聚集，后者在再改造作用之前已经发生磷化作用。
3.遗迹相特征与生物群
在大风暴的长间歇期，中部至远源风暴岩泥质沉积物的遗迹相，通常是以生物扰动为标志。砂质风暴层的底部标志具有明显的浅海环境遗迹化石组合。
被风暴作用掘出并且部分冲蚀的潜穴随后由沉淀的沉积物充填。风暴作用的侵蚀深度范围可由风暴事件之前形成的动物潜穴形态来确定。然而，在没有风暴沉积的情况下，也会出现充填潜穴的沉积物(Wanless等，1988)。
风暴前泥质沉积物中的生物扰动是由具高分异度的食泥和食草的动物(即针管迹克鲁兹迹)所形成。风暴后砂质风暴岩中遗迹相主要由具低分异度的垂直和U型潜穴组成，并且只在足够厚的风暴岩顶部形成潜穴。风暴后表栖动物群在风暴岩的顶部或未被风暴层覆盖的侵蚀面重新组合，例如在发生抬升的近源地区。
坚固而粗糙的基底吸引牡蝠类、腕足动物、叠层石等，伴随有坚固基底的潜穴。远源地区，风暴岩很薄且很少有后续风暴的再改造作用和风暴后海底生物的潜穴作用，风暴岩地层可以显著地增加或完全模糊。
盆地不同演化时期的风暴岩特点编辑
在沉降盆地中，不管有没有沉积物的分异搬运作用，大量持续的风暴事件可以建立或多或少的有韵律结构的风暴页岩层序。这些层序可以反映盆地演化的三个不同趋势。
(1)稳定状态:在前滨陆架环境中，平均沉积速率或多或少的补偿了沉降。在这种情况下，相对较厚的风暴岩层序与陆架泥岩交替发育，在盆内的某些部位古水深保持不变。
(2)深水盆地:其平均沉积速率小于沉降速率，垂向层序表现出从厚而相对较粗粒的近源风暴岩向薄而细粒的远源风暴岩变化，最后以模糊的泥质风暴岩或纯粹的原生陆架泥岩而告终。在垂直剖面上，从近源到远源风暴岩的转变带其厚度可达20~50m。
(3)浅水盆地:其沉积速率大于沉降速率，结果导致风暴岩层序粒度向上变粗，厚度增大，从陆架泥到硅质碎屑或生物碎屑的前滨及滨岸环境的转变区，厚度不大。这样的海退作用有利于风暴层的融合作用。
风暴岩与浊积岩区别编辑
①流态，浊流是单向的，风暴流是双向或多向的，局部也可呈单向；
②层序组合，浊积岩属深水沉积组合，而风暴岩为浅水组合；
③垂向层序及层内沉积构造，风暴岩与浊积岩具有相似的鲍马层序，但风暴岩内具有典型的丘状交错层理，而浊积岩中绝对没有；
④层面构造，风暴岩中常见特殊的渠槽和钵模，而浊积岩常见槽模和重荷模；
⑤生物标志，风暴岩中化石组合标志着浅水陆架环境，而浊积岩中既有浅水生物化石，也有深水生物化石，表现为原地和异地生物混杂。此外遗迹化石也有不同，风暴岩中以叶迹、针迹为主，浊积岩中以弯曲及网状觅食迹为特征。