风暴沉积是一种突变事件的记录，造成地质史上地层层序不连续现象。在滨岸和浅海地带，由台风、冬季风暴、地震和海啸等作用引起的风暴潮是一种自然灾害（许世远，1997）。风暴沉积（岩）stormdeposits（tempestite）——是一个较新的沉积学术语，G.Kelling首先提出用tempestite来描述受风暴作用扰动后，在浅海盆地再沉积，形成的递变浊积岩。后来，被扩大为泛指非正常天气风暴作用而形成的一系列沉积。按风暴沉积特征，它的确不同于正常天气下的常态沉积物，它是将常态沉积重新启动、悬浮、搬运之再沉积，造成独特的沉积构造和二元结构。即下部为贝壳或砾石之类的粗粒滞留沉积，底面常见坑状或沟状铸型（potcastorguttercast）且指示方向混乱，沉积层厚度侧向变化大，甚至尖灭，呈透镜状，据此可与浊流沉积相区别。而风暴沉积中，上部层序尽管有多种交错层理，但已无混杂现象。故作者认为风暴沉积的底面和下部含砾层应可归为滞留沉积或蚀余混杂沉积。正如许世远（1997）所指出“一般而言，当海水变深时，单个风暴层的厚度和沉积物粒径沿剖面向上减小；当海水变浅时，风暴岩形成向上变浅的层序，并渐变为成熟的蚀余沉积”。此处，他所强调的是“成熟的蚀余沉积”，而从一开始，风暴沉积就是潜藏着滞留沉积或蚀余沉积的本质，而其底部的一系列沉积物和沉积构造亦显示混杂沉积的特征（图413—图415）。如埃及货币虫层沉积构造特征所显示的，有侵蚀突变的固底层、侵蚀坑和盆穴。“反映该层具有复合和混合的特征”是风暴时强烈漩涡流所造成，有冲刷—填充构造，远大于溶蚀构造（许世远，1997），特别是化石混合现象体现了混杂沉积另一侧面。法国东南部卡拉斯的下白垩统阿尔布阶等地发现的底层缩聚或底层聚集层，即新老不同动物群分子缩聚在一起出现化石混合带，并与残余砾石沉积在一起。这种地层的缩聚或凝缩现象反映了蚀余沉积的本质。气下各类岩石的风化壳及其所构成的夷平面，也都是地层凝缩现象。即大量的原始沉积物已被搬走，只留下少许蚀余沉积，但都代表了一个很长的地质过程（图413，图414）。
据刘宝臖等（1986）、许世远（1997）认为，风暴沉积的地貌部位包括滨岸和浅海地带。这就与前述海滩岩、湖滩岩的物质构成及成岩环境关系密切，因为在同一时段，同一空间，两者有可能发生重合或混合。因此把湖和海的风暴沉积与湖滩岩、海滩岩视为有相似沉积环境和特征的混杂沉积是有部分理由进行讨论的。
（第三节）溶蚀蚀余堆积（风化壳与古岩溶建造）
一、岩溶蚀余堆积根据多年的野外观测，发现岩溶蚀余堆积即溶蚀残积层的剖面结构十分杂乱，这也是风化壳的组成部分，K、Na、Ca、Mg等被溶蚀而去已无从表现，而残留下来的蚀余物质的剖面形态也无从寻觅其原始基岩结构。各种粒径的物质完全没有分选的可能（照片43）。以韦启等（1983），李景阳等（1991），涂水源（1988），刘巽峰等（1990），郭景唐等（1991）的研究成果为例（图416，图417）展示了石灰岩红色风化壳、残积层、溶蚀蚀余堆积之剖面结构构造特征。可以看出，不论何种不同基岩岩性，残留岩块的多少、大小都会有区别，只要风化壳发育到一定程度，如富硅或富铝阶段，剖面结构均可显示混杂堆积的特点；如果是泥质灰岩则会在剖面基部看到泥灰岩块，甚至有部分仍与基岩相连，并保持原岩结构，而在剖面上部则大多显示网纹层和结核层，参见照片43。有CaCO3重新集结而形成真正的结核，也有未被完全溶蚀的含杂质的基岩碎块。有时，虽已风化成黏土，但仍局部保留原岩层理之外形或燧石团块，或有由植物根系导致经充填或变形而形成的垂直或斜交的袋状构造等。总之，这些原生或后生的构造使得剖面非常杂乱，需要仔细的观察才能有正确的认识。还有一些结构，颜色类似的剖面还会出现在古老的地层不整合或假整合面上，即古老的夷平面上的风化壳中。其特点是前述剖面的上部大多已消失，而剖面下部或根部则被较多保留。如邓巴（1974）在“地层学原理”中所提到的“残留角砾灰岩”。
碳酸盐红色风化壳厚度，一般较火成岩薄，以现代中国广西、福建、云南为例，厚度多在1—10m，而贵州尚处于现代侵蚀的近源区部分，故厚度可达20m。
韦启等（1983）划分碳酸盐岩风化壳形成为三个阶段：
初期：灰岩裸露后，水沿裂隙下蚀、开拓，地表像裂开一样。可见众多灰岩碎屑，但岩层产状仍保留，最大厚度可达20m。
中期：基岩不断碎化、软化（粒化阶段）经进一步溶蚀、风化，多呈粒状。基岩中也出现大量孔隙，岩层总体变软，钙质被大量淋溶。
后期：红土化阶段，即残留的红色黏土、钙质等已基本淋尽。他特别指出，此类溶蚀蚀余堆积，若与坡积层混杂堆积时，其厚度可达数十米。据此可把整个剖面划分为：
自下而上为裂隙层（实为基岩残留层——作者注）、粒化层和红土层（后二者中均掺杂少量碎屑）。
关于青藏高原岩溶蚀余堆积——红色风化壳的研究也可作为比较详细的一例（图418）。借此，作者也可对风化壳——溶蚀混杂堆积有一个比较系统而深入的介绍。
1.分布与特征
青藏高原的蚀余红色风化壳在大的地貌部位上与夷平面一致，在部分的缓丘或山顶上连续分布，如定日、昂仁、安多、比如等地都可见到，厚度一般＜1m，在东部边缘可达1.5m。云贵高原红色风化壳较连续，厚度一般3—5m。在滇西一带大多位于宽阔平整的山顶面上；滇中和贵州一带所研究剖面大致位于高原面上，如石林风景区、贵阳附近长江与珠江的分水岭等，风化壳厚度甚至7—8m，局部超过10m（如昭通大龙洞、大理—丽江—石鼓沿线）。湘桂丘陵红色风化壳主要位于岩溶平原上。
研究和采样剖面位于青藏高原东部（定日和安多）、滇西、滇中、贵州、桂北和湘南一线（图418）。
上述各剖面均大致可分三层。上部层位在青藏高原腹地大多为岩石碎屑；从中甸向东主要为深色的表土层，腐殖质含量高，有植物根系穿插。中部层位为红色黏土层，质地黏重。在青藏高原腹地该层常含砾石碎屑，在中部地区该层底部有时可见CaCO3淀积。下部层位为未风化的可溶性岩，与上覆黏土层间界线起伏较大。研究样品主要采自中部红色黏土层（风化壳土样162个，含39个其他岩性风化壳样品），分析项目包括黏粒部分矿物含量、粒度分析、土壤理化分析（可溶盐、CaCO3、pH、有机质、CEC测定）、XRD分析。大部分剖面还采集了基岩样（26个）做矿物含量分析，以便于对比风化壳的相对淋溶程度、碳酸盐风化壳的结构特征和发育阶段。
2.岩溶蚀余堆积——红色风化壳特征作者在区内采集了29个剖面178个样（其中土样152个，母岩样26个）。对土样做粒度、化学全量（黏粒部分）、可溶盐等分析（表44列出了部分结果）。测试结果表明，pH、CaCO3含量等易受近现代环境影响的指标表现出明显的区域性分异。相反，其他理化性质如黏粒含量、硅铝比等却未表现出与现代环境相对应的分异，而是全研究区皆表现出一致的特征。尽管各点相距遥远（1000km），高差颇大（近5000m），但都具有红色石灰土性质。即使在5200m安多北山，残余风化壳底部的红色石灰土胶体性黏粒含量也高达58%。研究区红色岩溶风化壳剖面粒度分析的结果表明，其黏化层也图419研究区红色岩溶风化壳主要化学成分（黏粒部分）（a）和质地组成三角图（b）（李德文，1999）达到重黏土，大多较红色石灰土（30%—50%）为高（图419a），表明其成土环境水热条件较好，成土时间较长。黏土矿物XRD分析和阳离子交换量（CEC）测试结果表明，其黏土矿物组成均以2∶1型为主，尤其是青藏高原和云贵高原最为明显。因此我们有理由认为它们有着共同的发育历史（图419b）。
pH测试结果表明，除部分剖面中部呈中性（6.5—7.5）或酸性外，大多剖面均呈碱性（7.5—8.5）或强碱性（＞8.5）（下部尤为明显）。Trudgill（1985）曾指出，pH值7—9、CaCO3含量超过10%的土层不会对下伏灰岩进行有效的溶蚀，而只能使其免遭侵蚀。结合剖面下部CaCO3的淀积作用来看，现代土下溶蚀作用已经十分微弱（尤其是西部）。安多北山红色风化壳底部pH达9.03，CaCO3含量为23.69%，因此这种风化壳只能对下伏的灰岩起保护作用。这些事实表明研究区红色风化壳及与其共生的覆盖型岩溶不应该是现代环境的产物。
综上所述，青藏高原及其东邻地区覆盖型岩溶不仅具有典型的土下溶蚀形态，而且其上覆的红色风化壳也具有基本性质一致的特点。可见，红土风化壳既在形态上表现了混杂的特点，也在性质上反映了堆积环境特征。所以尽管上述研究区现代环境千差万别，但其形成过程却基本一致（崔之久等，1998）。
（1）土壤化学性质。
主要化学成分：图419a是样品黏粒部分主要化学成分SiO2、Fe2O3、Al2O3的三角表。从图上可以看出两点：（1）来自不同地区的风化壳细粒部分化学组成在三角图上的投影集中在一个狭小区域，显示其化学组成变化不大；（2）投影区域同时还具有明显的方向性，大致沿Al2O3/Fe2O3＝2（图中直线）的方向延伸，表明存在脱硅富铝作用（箭头方向表示脱硅富铝作用加强），且Fe2O3、Al2O3的积累是同步的。尽管各个样品相距千里，高差千米。
硅铝率（Sa值）和硅铝铁率（saf）：黏粒的Sa值和saf值则可作为风化壳风化程度的指标之一（郭景唐等，1991）。高岭石被认为是风化序列最高而又最抗风化的硅酸盐矿物，其Sa值恰好为2，因此常把Sa＝2作为富铝化的界限（即Sa值低于2为明显富铝化）。测试样品Sa值大多界于2—3，平均2.63。saf值介于1.12—3.03，平均2.00。Sa、saf值的大小反映研究区岩溶红色风化壳多属硅铝型，其所经历的脱硅富铝作用并不强，仅个别剖面表现出弱富铝化特征（表44）。
（2）粒度特征。
黏粒含量与质地组成：研究区各剖面绝大多数样品黏粒含量都很高。如昭通大龙洞剖面黏粒最高达98%，细黏粒达96%，中甸益仁冈相应为96.2%和92.5%。全部剖面黏粒含量最高值以安多北山最低，为64%（细黏粒58.6%）。对比南方同地带的其他土壤，可以看出研究区红色岩溶风化壳的黏粒含量较之其他高出2—3倍。因此黏粒含量极高是本区岩溶红色风化壳的其同特点。
b反映全部样品的质地组成（砂粒1—0.02mm，粉粒0.02—0.002mm，黏粒＜0.002mm），可以看出样品点有向黏粒端集中的趋势。另外，大部分样品集中成一条直线，反映了风化壳剖面中黏粒的机械淋溶现象（黏化作用沿斜线向左下方逐渐加强），砂粒/粉粒比大致稳定（1∶2左右）。
3.风化壳形成环境讨论
（1）风化壳的区域变化。
鉴于青藏高原东部到滇、桂大致位于相近纬度带上，作者将各种风化壳指标投影在经度坐标上，以对比它们在区域上的变化规律。结果表明Sa、saf、盐基淋溶程度及相对淋溶率、风化度（盐值）、MgO含量、黏粒含量、粉黏比、黏土矿物组成（高岭石和蒙脱石含量）及CEC等指标在东西方向上均有相当的一致性。这与黏粒主要化学成分和质地三角图所反映的信息是一致的（图419），而CaCO3和pH值在高度上和东西向上均存在明显的分异。从线形拟合结果来看，CaCO3含量经向上从西向东逐渐降低，其降低的速率为1%（°E）—1。风化壳pH变化的主要控制因子是CaCO3含量，因此pH值的区域变化趋势类似于前者在东西向上以大于0.1（°E）—1的速率递减。CaCO3含量随高程增加的速率大致为5%km—1；pH与高程呈正相关，以0.4km—1的速度递增（李德文等，1999）。
（2）红色岩溶风化壳的形成环境。
从气候上看，研究区纬度较低，在夷平面抬升以前的低海拔条件下当为高温多雨的湿热气候。但是研究区风化壳黏粒部分主要化学组成、矿物组合以及Sa、saf值等并未反映出湿热带土壤所具有的典型的强烈富铝化特征。作者认为这正反映了夷平面上特殊的地貌、水文条件。由于夷平面接近侵蚀基准，地貌起伏小、地下水埋深很浅，导致地表排水不畅，地下水滞留，不利于淋溶作用进行（甚至完全限制整个土层的有效淋溶）。因此土层中表征淋溶作用的指标如黏粒Sa、saf值等较高。Jenny（1941）也曾指出，在过湿地带，由于永久性膨胀引起的内排水不良，在富含黏粒的土壤中不仅分解受到抑制而且三水铝石可能重新硅化为高岭石导致硅酸盐黏粒重新大量出现。此外表生地球化学的研究结果表明风化壳黏土矿物组合主要取决于壳内水流速度。矿物学研究则指示表生环境黏土矿物的种类主要取决于反应体系内水/岩比（water/rockratio）的大小。
两者本质上是一致的。高的水流速度或水岩比意味着体系内硅的活度较低，脱硅富铝作用得以进行，有利于高岭石—水铝石类黏土矿物的形成；低的水流速度或水岩比意味着体系内硅不能及时地迁移，结果只能形成以蒙脱石为主的黏土矿物组合。Sherman和Ikawa（1968）的资料也表明，尽管在低纬低海拔和高降水条件下一般以形成高岭石为主，但是如果排水不畅的话，高岭石在年降水量900mm时含量最高，而在1000—1100mm时消失。这表明黏土矿物组合并不能时时处处以简单方式指示其形成时期的气候条件。作者认为研究区以蒙脱石为主的黏土矿物组合反映的是一种滞水环境，后者正是由起伏较小的夷平面地貌条件派生出来的。
综合考虑研究区红色岩溶风化壳的各种性质特征可以看出其形成的条件是一种有利于黏化而不利于淋溶的环境。从大的尺度上来看，这样的环境条件只能是位于低纬湿热条件下的低海拔的地表起伏小的夷平面。