灵山岛风暴岩及风暴沉积发育了丰富的沉积构造, 简述如下。

3.1.1 丘状和洼状交错层理

鉴别风暴岩和风暴沉积的最重要标志是丘状(hummocky)和洼状(swales)交错层理是否存在, 所以首先要简要讨论一下丘状和洼状交错层理。丘状交错层理也有人称“ 凹状交错层理” 。这种构造首先是被Gillbert(1899)发现、描述和解释的。20世纪70年代得到了从成因角度上的确认, 被认为是风暴作用形成的, 由于其外形呈丘状, 所以称之为“ 丘状交错层理” 。在此之前, 关于这种层理曾有多种不同的称谓“ 紊乱层理” (crazy-bedding)、“ 切割的(浪成)波状层理” (truncated wave ripple lamination)。丘状交错层理的认定也不是一件容易的事, 仅靠丘形是不够的, 必须结合内部的结构构造。有的国外学者把厘米级厚的极薄粉砂层表面不足1, cm的微弱的丘形也叫丘状交错层理(Osamu和Takanobu, 2007)。通过对许多实例的观察, 发现丘状交错层理这一术语和概念确实还存在一些不确定性和问题。风暴岩和风暴沉积具有2种丘形底形:第1种是由风暴沉积形成的建设性丘状底形, 特点是具有丘状底形和内部或具有丘状交错层理; 第2种是风暴侵蚀形成的破坏性丘状底形, 虽然具有丘状底形, 但内部结构上确实不具备典型层理的特点, 主要原因是它本身并不具有稳定的细层, 而是显示出一种丘状的底形和内部结构与风暴成因毫无关系, 很多时候内部没有任何层理构造; 在鄂尔多斯、北京门头沟和新疆乌鲁木齐东部青松水泥厂一带的风暴岩和风暴沉积中, 由风暴侵蚀形成的丘状底形常见。所以, 多数时候, 更愿意用“ 丘状构造” 表述由风暴侵蚀形成的、内部没有丘状交错层理的风暴形成沉积构造。这种丘状构造可以是丘状交错层理的载体, 也可以仅仅为丘形而已。丘状构造可以是由风暴沉积建设形成的, 也可以是风暴侵蚀基地形成的一种残留底形体。事实上, 很多风暴岩和风暴沉积中的丘状构造都没有丘状交错层理。

图3

Fig.3

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	图3 灵山岛背来石下白垩统大型丘状构造(高55, cm; 宽470, cm)Fig.3 Photography of large-scale hummocky structures of the Lower Cretaceous in Beilaishi profile of Lingshan Island(Height being 55, cm and width 470, cm)

此外, 即便是丘状交错层理也有2种类型:一种是细层与丘形界面呈交错状, 即经典的丘状交错层理(图 3, 图4, 图5, 图6); 另一种是细层与丘形界面呈平行状(图7)。事实上, 在灵山岛后者更加多见。在一个风暴岩或风暴沉积发育的区域, 洼状交错层理相对丘状交错层理更不大发育。理论上说, 洼状交错层理与丘状交错层理应该同等发育, 但事实上并非如此:丘状交错层理之间往往为平坦底形(图 7), 与洼状交错层理大相径庭。

丘状交错层理是风暴沉积的典型标志。在灵山岛的背来石剖面可以看到很好的丘状交错层理(图 3, 图4, 图7), 其主要特点是:(1)丘状或背形, 规模不一, 小者高度10~20, cm, 宽度多在1, m以下; 大者高度一般40~50, cm, 宽2~3, m; 最大的高度可近1, m, 宽度可达7~8, m(图 4及图7); (2)底部一般具有一侵蚀削截面。削截面较平整或呈缓波状; (3)细层厚度变化大, 多在数厘米, 最大的丘状交错层理细层厚度可达10~20, cm; (4)基本上等距成串出现, 间距与丘状交错层理的规模相关, 规模小者间距较小, 规模大者间距较大; (5)泥砾发育, 只有是有丘状交错层理, 其中的砂岩必含泥砾, 泥砾多在数厘米, 大者可达40~50, cm, 最大扁平面多平行或微斜交层面, 后文将详述; (6)侵蚀— 冲刷面发育, 多凹凸不平, 呈极不规则波状; 极少数较平整, 侧向延伸较远, 但有时可以突然中止; (7)砂岩粒度具有从粉砂、细砂、中砂到粗砂的连续性。图3中是灵山岛背来石的一个典型的大型丘状交错层理, 结构比较完整, 具有典型的二元结构:下部是中层状含泥砾具正粒序的块状中粒砂层; 上部为具丘状形态层理的薄层砂泥岩交互层。对上下部砂岩分别进行了薄片分析, 图8是其显微照片, 可以看出在粒度上上部薄层砂岩与下部中层状砂岩没有区别, 都是中砂岩。

丘状交错层理的组合或叠合是比较复杂的, 可以同相或同向叠合, 也可以是异相或异向叠合。图4的丘状交错层理是异相侧叠的, 如图4中的丘状交错层理先从左移向右(黄色虚线箭头轨迹), 然后又从右移向左(灰色虚线箭头轨迹), 规模逐次变小, 揭示了风暴由大到小的变化过程。这种叠合式的丘状构造看起来不完美对称, 但仔细切割还是可以看出它们是基本对称的丘状交错层理。

此外, 前人在讨论风暴沉积时仅提出了丘状交错层理, 并没有提出丘状构造这一概念。实际观察表明, 在灵山岛、鄂尔多斯、门头沟及乌东青松水泥厂的风暴岩和风暴沉积中, 除了观察到丘状交错层理外, 还能看到一种丘状凸起或丘状隆起, 其中并没有发育丘状交错层理, 呈块状或发育了与风暴作用毫无关系的层理(这些层理原来就发育在沉积物中)。丘状构造指丘状沉积体的整体, 丘状构造与丘状交错层理可以是一个叠合的统一体,

图4

Fig.4

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	图4 灵山岛背来石下白垩统丘状交错层理(中间大者高85, cm; 宽780, cm)Fig.4 Photography of large-scale hummocky cross-stratification of the Lower Cretaceous in Beilaishi profile of Lingshan Island(The largest one in the middle being 85, cm in height and 780, cm in width)

图5

Fig.5

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	图5 灵山岛背来石下白垩统洼状构造和洼状交错层理(高150, cm; 宽470, cm)Fig.5 Photography of swaley structures and swaley cross-stratification of the Lower Cretaceous in Beilaishi profile of Lingshan Island(Height being 150, cm and width 470, cm)

图6

Fig.6

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	图6 灵山岛背来石下白垩统丘状构造与丘状交错层理组合与转化Fig.6 Photography of combination and transition of hummocky structures and hummocky cross-stratification of the Lower Cretaceous in Beilaishi profile of Lingshan Island

图7

Fig.7

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	图7 灵山岛背来石下白垩统大型丘状交错层理Fig.7 Lager scale hummocky cross-stratification of the Lower Cretaceous in Beilaishi profile of Lingshan Island

图8

Fig.8

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	图8 图3中典型的大型丘状交错层理“ 二元结构” 显微照片Fig.8 Photomicrograph of hummocky cross-stratification“ dual structure” in Fig.3

图9

Fig.9

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	图9 灵山岛背来石下白垩统中层状砂岩中的丘状构造Fig.9 Hummocky structure developed in medium sandstone of the Lower Cretaceous in Beilaishi profile of Lingshan Island

也可以是毫无关系的2个独立体。丘状构造内部可以有风暴形成的丘状交错层理, 也可以呈块状或原先沉积形成的层理。与丘状交错层理具有相同或相似形态的是另一种风暴岩或风暴沉积中较常见的沉积构造— — 丘状突起或丘状隆起(图 9)。这是一种由风暴侵蚀形成的上凸底形, 而非由风暴沉积建设形成的底形(丘状交错层理)。在灵山岛或其他地方的风暴岩和风暴沉积中也常常可以见到这种沉积构造。这种构造的显著特点是:一是具有与丘状交错层理相同的上凸或上隆底形; 二是内部的沉积构造与底形无关, 不像丘状交错层理那样均具有上凸或上隆的形态, 是一些原来地层或岩层中的残留构造或没有构造的块状岩层。一句话, 这种构造很明显是一种经侵蚀残留形成的底形。有关问题将另文深入讨论。再者, 即便是丘状交错层理也难以有精确的成因含义, 问题在于什么是风暴, 是不是由台风、飓风、风暴潮、甚至地震海啸引起的海面剧烈波动都可以叫风暴?5~6级强风引起的海面剧烈波动能否叫风暴?在从青岛胶南积米崖去灵山岛的海轮上观察到由5~6级风引起的海面剧烈波动, 海浪呈丘形和洼形涌起和落下, 幅度达1, m以上; 如果以波浪作用的深度一般在波高的20倍, 粗略计算其浪基面的深度应该在20, m左右, 完全可以侵蚀湾底浅部(小于20, m; 灵山岛湾底平均水深20, m)底部的松软沉积物, 并把这些侵蚀物搬运到较深水(大于20, m)沉积下来, 形成丘状构造或丘状交错层理。这种波浪从形态上来说无疑是丘形, 与台风等引起的风暴在形态上应该没有差异, 只是规模偏小而已, 但它们肯定也会使浪基面下移, 影响正常的沉积, 同时肯定也会形成丘状交错层理。那么这种丘形交错层理是否可以看作风暴形成的真正的丘形交错层理?所以, 很难从一个风力级别和水面波动成因的角度来精确定义丘状交错层理。丘状交错层理是一种浅海区水较深的标志(Immenhauser, 2009), 而对于灵山岛早白垩世来说则应是滨浅湖区相对较深水的标志, 是在三角洲前缘环境下形成的。

洼状交错层理也是风暴沉积的特征沉积构造, 是丘状交错层理的另一极:向形或负形, 但与丘状交错层理不是严格的如正弦或余弦曲线那样一对一的对应关系。洼状交错层理是风暴在波谷中形成的沉积。在灵山岛背来石这种构造也可以见到, 但主要发育在层序的上部(图 2)。其主要特点是:(1)洼状或向形, 但往往一侧发育明显, 另一侧不明显, 过渡为正常的层理; 规模不一, 小者高度10~30, cm, 宽度2~3, m; 大者高度70~80, cm, 宽度可达20余米。(2)一侧具有削截面, 另一侧削截不明显; 但仅见一个两侧均有削截(图 10-b, 10-c); (3)有时具有二元结构, 但与丘状构造不同的是具有反粒序性:下部为细粒岩, 以深灰— 灰黑色泥页岩加极薄层的泥质细粉砂岩为主; 而上部是粗粒岩石, 以灰白色薄层状含细泥砾的中细砂岩为主, 砂岩的厚度多在数厘米到10~20, cm(图10-c); (4)往往顺某一层近等间距出现, 具有较稳定的层位; 但多数情况下洼状交错层理的形态和结构都不大清晰, 与正常层理或侵蚀冲刷面呈过渡关系。

丘状交错层理与洼状交错层理是一次风暴过程形成的2个产物, 因此两者具有紧密的共生组合关系, 此外在一个地区往往会在同一个地方有多期风暴叠加, 所以在一个露头上会出现复杂的丘状交错层理与洼状交错层理的组合关系。在背来石剖面的西南角发育了一个大型的丘状层理和洼状交错层理, 出现了波峰与波谷的异相叠加, 形成了丘与洼的叠合, 使得风暴沉积呈凸透镜状, 中间最厚部分可达1, m多, 两侧最薄处仅20~30, cm; 宽度可达7~8, m( 图 11-a)。再者, 即便是同一种构造也会在风暴作用的不同阶段出现垂向叠置的变化, 如 图4中的丘状交错层理就出现了2次异相叠置。

3.1.2 冲刷侵蚀面, 或叫“ 冲刷面” 或“ 再作用面”

这种构造应该是风暴作用的第1个重要标志, 甚至比丘状交错层理和洼状交错层理更加重要, 每一次或每一个风暴沉积都以冲刷侵蚀面开始, 并被很好地保存在单个风暴沉积序列的底部, 但由于这种侵蚀冲刷面可以发育在多种环境, 所以因它们具有多解性而不作为风暴沉积的首要标志。风暴作用分为2个阶段或2个部分:一是早期的侵蚀; 一是晚期的沉积。一次巨大的风暴对盆地周缘浅水地区(正常浪基面以上和正常浪基面以下附近)造成的冲刷侵蚀是触目惊心的。近期有报道说英国一次风暴把英国威尔士中部锡尓迪金郡的一个小村庄里, 因最近的风暴冲刷了泥土表层, 竟意外(冲蚀)出土了一片5000年前的森林, 包括橡树、松树等多种树木。因这里原来是泥沼, 这些古木大多保存完好。所以, 一次有效的风暴作用首先是要对正常天气形成的沉积物进行(深刻)侵蚀改造, 与之对应的是形成一个冲刷侵蚀面。这个冲刷侵蚀面往往具有波状形态, 一般都在正常浪基面以下。冲刷侵蚀面是风暴最先形成的现象, 理论上说每一次风暴都应该形成一个冲刷侵蚀面, 可以说没有冲刷清洗就不是一个真正意义上的风暴作用。

在灵山岛的风暴岩和沉积中冲刷侵蚀面是非常发育的, 具体特征是:

(1)广泛发育, 是研究区最常见的沉积构造(图 6, 图7-a)。(2)由于发育在三角洲前缘斜坡上, 冲刷侵蚀面依据不同的部位而表现不同, 总体上呈波状, 但在三角洲前缘斜坡上部则为凹凸不平的曲面, 起伏幅度在数十厘米, 可见部分宽度在数米到十几米; 在前缘斜坡的下部则为下凹的平整曲面。(3)冲刷侵蚀面上靠前缘斜坡上部多半是富含泥砾的砂质沉积, 泥砾的含量有别, 少者占整个体积的5%~10%, 所以泥砾多呈悬浮状; 多者超过50%, 泥砾呈接触状胶结; 靠前缘斜坡下部多半是均质的细粒沉积, 一般为暗色泥页岩夹少量厘米级厚的泥质粉砂岩。(4)冲刷侵蚀面上一般先沉积粒度较粗和厚度较大的砂岩, 砂岩的厚度在10~20, cm。(5)砂岩之上为厘米级厚的细砂岩、粉砂岩和泥岩互层, 向上粒度和厚度逐渐变小和变薄。(6)冲刷侵蚀面的倾角总体较低, 一般多在数度到20余度; 多斜截其他薄层或层理。

图10

Fig.10

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	图10 灵山岛背来石下白垩统丘状构造和丘状交错层理(Ⅰ )Fig.10 Photography of hummocky structures and hummocky cross-stratification of the Lower Cretaceous in Beilaishi profile of Lingshan Island(Ⅰ )

图11

Fig.11

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	图11 灵山岛背来石下白垩统丘状构造和丘状交错层理(Ⅱ )Fig.11 Photography of hummocky structures and hummocky cross-stratification of the Lower Cretaceous in Beilaishi profile of Lingshan Island(Ⅱ )

3.1.3 软变形沉积构造(SSDS)

风暴岩和风暴沉积中常发育软变形沉积构造(Molina1 et al., 1998)。灵山岛最为发育的沉积构造就是变形构造, 具有四多特点:类型多、尺度多、成因多和层位多。概括起来有以下几类:

1)软变形褶皱(图 12-a, 12-b)。非常发育, 几乎在灵山岛每个有沉积岩的露头中均有所见。具有尺度多、类型多、成因多及层位多的“ 四多” 特点。大者宽度在十余米, 高度在1~2, m; 中等尺度者宽度在米级, 高度在20~30, cm; 小尺度者宽度在数十厘米, 高度在10, cm; 微尺度者宽度在10, cm, 高度在数厘米。类型有完整平卧褶皱、不完整钩状褶皱、管状柱状或鞘状褶皱、环状褶皱等。成因以顺层牵引滑动褶皱为主, 中小尺度者严格受岩层控制, 几乎均顺层分布, 主要发育在暗色互层状砂泥岩中。大尺度者主要发育在夹少量泥页岩的薄中层状砂岩中。大部分为平卧无根软变形褶皱。关于软变形褶皱的有关信息可以进一步参考相关文献(王安东等, 2014; 葛毓柱等, 2015)。

2)变形层理(图 12-a, 12-b, 12-c, 12-d)。很难找到有一个剖面变形层理发育密度超过灵山岛的。在背来石剖面及其与之西北相距200, m左右的同一层剖面上均可以看到大量复杂的多尺度变形层理, 大者宽度超过1, m, 小者数毫米。变形层理多发育在粒度较细的岩层中, 多为泥页岩与薄层粉砂的交互层中, 且多有层控性, 即一层强烈的变形岩层经常被丝毫未变形的岩层包夹。

3)砂岩岩脉(图 12-e, 12-f)。砂岩岩脉的成因多与液化有关, 而液化又多与地震有关。这不是与风暴沉积密切相关的共生伴生构造, 但是在灵山岛背来石剖面岩脉则是比较常见的一种沉积构造。总体来说, 岩脉的规模一般较小, 宽度多为厘米级, 长度多在数厘米到十余厘米, 大者超过30~40, cm。图12-e中的岩脉呈弯曲肠状, 下宽上窄, 底部宽5, cm左右, 向上延伸到近30, cm, 但迅速变窄到不足1, cm, 甚至尖灭。该砂岩脉自下而上穿透了一层黑色泥岩。但在该泥岩中可以见到密集的厘米级的揉曲如肠的岩脉(图 12-e中的褐色部分)和极不规则的断断续续的砂团或砂囊, 与泥岩混合在一起, 揭示了当时砂层液化非常强烈。估计与强烈地震的液化有关。

3.1.4 沟模及工具痕

有时可见沟模和工具痕, 多为平直者, 规模均比较小:高宽多在1~2, cm以下, 长数厘米到数十厘米。估计大部分是植物刻画形成的工具痕, 尔后被砂岩充填形成沟模, 是与三角洲沉积有关环境的产物。

3.1.5 重荷模、槽模

比较常见的构造。规模一般较小, 由波浪占优势形成的风暴岩通常缺乏槽模, 在其底部往往具有壶穴或沟模一类的不规则侵蚀充填面(Aigner, 1985; Einsele and Seilacher, 1991; Myrow and Southard, 1996).

3.1.6 滑动滑塌构造

在灵山岛之外很少见到密度如此之大的滑动滑塌变形构造。在背来石剖面可以见到3种滑动滑塌构造。第1种是前端向下弯曲呈钩状的顺层滑动; 第2种是前端仰起呈钩状的滑动( 图 12-d), 与上部岩层的滑动迁引有关; 第3种是滑动软变形褶皱。

3.1.7 泥砾

这是一种很重要的风暴产物, 几乎可以与丘状和洼状交错层理并重, 很少能够在一个剖面上看到如此多的泥砾。泥砾的直径多在数厘米, 大者可以超过10, cm; 泥砾均为深灰色至黑色, 普遍呈棱角状或具有撕裂特点, 大者有时内部具有变形层理; 多呈漂砾状, 常位于砂砾层顶部, 长轴多顺层。由于泥砾抗风化能力弱, 所以岩层上常见大量由泥砾风化消失后留下的坑穴, 使岩层看上去千疮百孔(图 12-g, 12-h)。Eastern Rheic Strait意大利南Tuscany的古风暴岩中也有大量的泥砾, 但其长轴大部分顺层。

图12

Fig.12

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	图12 灵山岛背来石下白垩统其他沉积构造Fig.12 Other sedimentary structures of the Lower Cretaceous in Beilaishi profile of Lingshan Island

3.1.8 前积层、爬升波痕和平行层理

只有风暴岩才发育有前积层(foresets)、后积层(Backsets)和爬升波痕。无论是风暴岩或风暴沉积其底面都是侵蚀突变面, 有时侵蚀突变面上有残留的泥膜, 接着是含大量泥砾的块状砂岩, 在其上一般为大套的平行层理(图 7-a)。风暴引起的回流沿斜坡高速流动, 使砂质沉积中形成了水平层理。砂质风暴岩发育有大量的单独薄层, 这些纹层会分解成更细更多的发散薄纹层。

3.1.9 槽状交错层理

在顶部的中厚层状砂砾岩中可以见到大型槽状交错层理, 说明了上部的砂砾岩已是河流有关的环境中形成的, 应该是辫状河三角洲平原。在背来石剖面的风暴沉积之上的火山碎屑岩中发育了一套很好的槽状交错层理, 揭示了河流相的存在。

3.2.1 砂岩

这是风暴岩和风暴沉积的主要产物, 是风暴作用形成的主体和风暴作用形成的沉积构造发育的主要载体。以中厚层状中细砂岩为主(图 7-a), 岩层之间多发育了侵蚀冲刷面和平行层理, 多含泥砾, 偶见滑动变形。侵蚀冲刷面多不连续, “ 泥被” 也很薄或缺失。砂岩侧向极不稳定, 多呈团块状或楔状, 厚宽比在1︰2— 1︰5之间, 与薄层的砂泥岩互层多呈突变接触, 有的具有明显的滑动滑塌特点。由于发育在三角洲前缘斜坡, 部分风暴砂转变成砂质碎屑流, 使得风暴砂岩具有重力流的特点(图 12-c), 其中含大量泥砾和软沉积变形构造。这种经风暴簸选(storm winnowed sandstone)的砂岩物性明显变好, 作为油气储集层物性得到优化。研究区的砂岩可以分为3种类型:

1)含少量泥砾砂岩。深灰色、浅灰色— 黄褐色, 块状, 以中细砂为主, 含少量泥砾(一般小于10%), 且泥砾的粒径较小, 多在数厘米。厚度多较大, 多在30~60, cm, 或1~2, m; 以低角度平直的层理为主。少数在上部或顶部可以见到微弱不连续的小型波状或交错层理。底部常有一明显的侵蚀面。巨厚的砂岩说明了风暴作用的强度很大和近物源。

2)泥砾砂岩。深灰色— 灰黑色; 块状, 以中细砂为主。含大量泥砾, 有时泥砾可以超过50%。泥砾多棱角状或撕裂状, 规模多在数厘米, 大者超过10, cm。由于泥砾易于风化, 所以这种砂岩往往看上去千疮百孔, 所以更愿意将其称为“ 烂砂岩” (图 12-g, 12-h)。在有的泥砾砂岩中可以看到泥砾多集中在上部或顶部, 并且有上大下小的逆粒序性。可能是风暴搅起砂和泥砾后, 由于泥砾的密度偏小而浮在砂层上面形成的。

3)均质砂岩。土黄色或黄褐色、块状或层状(平行层理发育者); 以中细砂岩为主(图 3, 图7-a)。

3.2.2 砂泥互层

可以分为2种:一种是风暴沉积; 另一种是三角洲前缘的原位沉积。以黑色薄层状砂泥互层为特点, 有薄层砂岩夹薄层泥岩、厚砂夹厚泥的趋势。砂岩有两类:以灰色薄层粉砂细砂岩为主的薄层状粉砂岩; 以黄褐色或灰色中粗砂岩和含砾中粗砂岩为主的中层状砂岩。

3.2.3 泥砾

很少能够在一个剖面上看到如此多的泥砾。泥砾的直径多在数厘米, 大者可以超过10, cm; 多呈棱角状或撕裂状者。

3.2.4 炭屑

在千层崖、灯塔和背来石剖面炭屑较发育, 但粒度很小。多呈颗粒状或薄条带状, 少数呈小团块状。颗粒状者直径在数毫米; 薄条带状者厚2~4, mm, 长数厘米。小团块状者直径多在数厘米。呈钢灰色, 具半金属光泽, 估计其变质程度已达无烟煤阶段, 可能受到了岩浆热的影响。炭屑多产在变形层理和泥砾发育的砂泥混合层中。炭屑的存在表明风暴对泥炭沼泽的冲洗、侵蚀和搬运, 形成了这种异地沉积。

3.2.5 火山角砾岩或沉火山岩

在背来石剖面最为发育。主要为基性火山岩, 火山角砾直径在5~10, cm之间。

3.2.6 流纹岩

在灵山岛有一层很稳定的流纹岩, 厚度一般在2~3, m, 灰白色或黄褐色; 流纹较发育, 为厚1~2, mm的纹层; 底部多与泥页岩斜切, 表明流纹岩在流动过程中对底部泥页岩有侵蚀作用。在风暴岩之上10余米, 其上为基性火山角砾岩。

有3种沉积单元和沉积序列:一是下粗上细、下厚上薄的序列; 二是下细上粗、下薄上厚序列; 三是上下均一序列。

1)下粗上细、下厚上薄的序列(图 3, 图10-a)。这是风暴岩的典型序列, 一般发育在前缘斜坡的上部。底部为冲刷侵蚀面, 其上为薄中层状连续粒度的砂岩, 之上为暗色薄层状泥页岩、或夹薄层细砂岩, 砂岩中含泥砾。这个序列与风暴的动力特点相符, 早期为能量较大的粗粒沉积, 晚期为风暴衰减至消失的细粒沉积。

2)下细上粗、下薄上厚序列(图 10-c)。这是风暴岩的非典型序列, 但又是客观存在的。这种序列反映了风暴从发生到激烈、尔后快速消亡的过程, 在这个过程中只有早期和中期留下了沉积记录, 而晚期则没有留下(明显)沉积记录。一般发育在前缘下部。下部是暗色泥页岩, 夹极薄(厘米级)泥质粉砂岩, 上部则为薄层状含细泥砾的粉细砂岩。

3)上下均一的序列。自底到顶岩性、层厚、细层形态、细层结构和粒度等均表现得比较均一(图 1, 图9, 图7-a, 图11-c)。形成这种序列与波浪的较长期稳定和快速结束有关。