海啸问题1）：通常哪些地方会发生海啸
自然现象海啸
海啸是一种具有强大破坏力的海浪。当地震发生于海底，因震波的动力而引起海水剧烈的起伏，形成强大的波浪，向前推进，将沿海地带一一淹没的灾害，称之为海啸。
海啸在许多西方语言中称为“tsunami”，词源自日语“津波”，即“港边的波浪”（“津”即“港”）。 这也显示出了日本是一个经常遭受海啸袭击的国家。目前，人类对地震、火山、海啸等突如其来的灾变，只能通过观察、预测来预防或减少它们所造成的损失，但还不能阻止它们的发生。
海啸通常由震源在海底下50千米以内、里氏地震规模6。 5以上的海底地震引起。海啸波长比海洋的最大深度还要大，在海底附近传播也没受多大阻滞，不管海洋深度如何，波都...全部
自然现象海啸
海啸是一种具有强大破坏力的海浪。当地震发生于海底，因震波的动力而引起海水剧烈的起伏，形成强大的波浪，向前推进，将沿海地带一一淹没的灾害，称之为海啸。
海啸在许多西方语言中称为“tsunami”，词源自日语“津波”，即“港边的波浪”（“津”即“港”）。
这也显示出了日本是一个经常遭受海啸袭击的国家。目前，人类对地震、火山、海啸等突如其来的灾变，只能通过观察、预测来预防或减少它们所造成的损失，但还不能阻止它们的发生。
海啸通常由震源在海底下50千米以内、里氏地震规模6。
5以上的海底地震引起。海啸波长比海洋的最大深度还要大，在海底附近传播也没受多大阻滞，不管海洋深度如何，波都可以传播过去，海啸在海洋的传播速度大约每小时五百到一千公里，而相邻两个浪头的距离也可能远达500到650公里，当海啸波进入陆棚后，由于深度变浅，波高突然增大，它的这种波浪运动所卷起的海涛，波高可达数十米，并形成“水墙”。
由地震引起的波动与海面上的海浪不同，一般海浪只在一定深度的水层波动，而地震所引起的水体波动是从海面到海底整个水层的起伏。此外，海底火山爆发，土崩及人为的水底核爆也能造成海啸。此外，陨石撞击也会造成海啸，“水墙”可达百尺。
而且陨石造成的海啸在任何水域也有机会发生，不一定在地震带。不过陨石造成的海啸可能千年才会发生一次。
海啸同风产生的浪或潮是有很大差异的。微风吹过海洋，泛起相对较短的波浪．相应产生的水流仅限于浅层水体。
猛烈的大风能够存辽阔的海洋卷起高度3()米以上的海浪，但也不能撼动深处的水。而潮汐每天席卷全球两次．它产生的海流跟海啸一样能深入海洋底部，但是海啸并非由月亮或太阳的引力引起，它由海下地震推动所产生，或由火山爆发、陨星撞击、或水下滑坡所产生。
海啸波浪在深海的速度能够超过每小时700千米，可轻松地与波音747飞机保持同步。虽然速度快．但在深水中海啸并不危险，低于几米的一次单个波浪在开阔的海洋中其长度可超过750千米这种作用产生的海表倾斜如此之细微，以致这种波浪通常在深水中不经意间就过去了。
海啸是静悄悄地不知不觉地通过海洋，然而如果出乎意料地在浅水中它会达到灾难性的高度．
啸是一种具有强大破坏力的海浪。水下地震、火山爆发或水下塌陷和滑坡等大地活动都可能引起海啸。
地震发生时，海底地层发生断裂，部分地层出现猛然上升或者下沉，由此造成从海底到海面的整个水层发生剧烈“抖动”。
这种“抖动”与平常所见到的海浪大不一样。海浪一般只在海面附近起伏，涉及的深度不大，波动的振幅随水深衰减很快。地震引起的海水“抖动”则是从海底到海面整个水体的波动，其中所含的能量惊人。
海啸时掀起的狂涛骇浪，高度可达10多米至几十米不等，形成“水墙”。
另外，海啸波长很大，可以传播几千公里而能量损失很小。由于以上原因，如果海啸到达岸边，“水墙”就会冲上陆地，对人类生命和财产造成严重威胁。
起因
海啸是一种灾难性的海浪，通常由震源在海底下50千米以内、里氏震级6。
5以上的海底地震引起。水下或沿岸山崩或火山爆发也可能引起海啸。在一次震动之后，震荡波在海面上以不断扩大的圆圈，传播到很远的距离，正象卵石掉进浅池里产生的波一样。海啸波长比海洋的最大深度还要大，轨道运动在海底附近也没受多大阻滞，不管海洋深度如何，波都可以传播过去。
水下地震、火山爆发或水下塌陷和滑坡等激起的巨浪，在涌向海湾内和海港时所形成的破坏性的大浪称为海啸。破坏性的地震海啸，只在出现垂直断层、里氏震级大于6。5级的条件下才能发生。当海底地震导致海底变形时，变形地区附近的水体产生巨大波动，海啸就产生了。
海啸的传播速度与它移行的水深成正比。在太平洋，海啸的传播速度一般为每小时两三百公里到1000多公里。海啸不会在深海大洋上造成灾害，正在航行的船只甚至很难察觉这种波动。海啸发生时，越在外海越安全。
一旦海啸进入大陆架，由于深度急剧变浅，波高骤增，可达20至30米，这种巨浪可带来毁灭性灾害。
海啸来袭之前，海潮为什么先是突然退到离沙滩很远的地方，一段时间之后海水才重新上涨？
大多数情况下，出现海面下落的现象都是因为海啸冲击波的波谷先抵达海岸。
波谷就是波浪中最低的部分，它如果先登陆，海面势必下降。同时，海啸冲击波不同于一般的海浪，其波长很大，因此波谷登陆后，要隔开相当一段时间，波峰才能抵达。
另外，这种情况如果发生在震中附近，那可能是另一个原因造成的：地震发生时，海底地面有一个大面积的抬升和下降。
这时，地震区附近海域的海水也随之抬升和下降，然后就形成海啸。
分类
海啸可分为4种类型。即由气象变化引起的风暴潮、火山爆发引起的火山海啸、海底滑坡引起的滑坡海啸和海底地震引起的地震海啸。中国地震局提供的材料说，地震海啸是海底发生地震时，海底地形急剧升降变动引起海水强烈扰动。
其机制有两种形式：“下降型”海啸和“隆起型”海啸。
“下降型”海啸：某些构造地震引起海底地壳大范围的急剧下降，海水首先向突然错动下陷的空间涌去，并在其上方出现海水大规模积聚，当涌进的海水在海底遇到阻力后，即翻回海面产生压缩波，形成长波大浪，并向四周传播与扩散，这种下降型的海底地壳运动形成的海啸在海岸首先表现为异常的退潮现象。
1960年智利地震海啸就属于此种类型。
“隆起型”海啸：某些构造地震引起海底地壳大范围的急剧上升，海水也随着隆起区一起抬升，并在隆起区域上方出现大规模的海水积聚，在重力作用下，海水必须保持一个等势面以达到相对平衡，于是海水从波源区向四周扩散，形成汹涌巨浪。
这种隆起型的海底地壳运动形成的海啸波在海岸首先表现为异常的涨潮现象。1983年5月26日，中日本海7．7级地震引起的海啸属于此种类型
海啸的预警
海啸预警的物理基础
在大地震之后如何迅速地、正确地判断该地震是否会激发海啸，这仍然是个悬而未决的科学问题。
尽管如此，根据目前的认识水平，仍可通过海啸预警为预防和减轻海啸灾害做出一定的贡献。
海啸预警的物理基础在于地震波传播速度比海啸的传播速度快。地震纵波即P波的传播速度约为6～7千米/秒，比海啸的传播速度要快20～30倍，所以在远处，地震波要比海啸早到达数十分钟乃至数小时，具体数值取决于震中距和地震波与海啸的传播速度。
例如，当震中距为1000千米时，地震纵波大约2。5分钟就可到达，而海啸则要走大约1个多小时；1960年智利特大地震激发的特大海啸22小时后才到达日本海岸。
如能利用地震波传播速度与海啸传播速度的差别造成的时间差分析地震波资料，快速地、准确地测定出地震参数，并与预先布设在可能产生海啸的海域中的压强计（不但应当有布设在海面上的压强计，更应当有安置在海底的压强计）的记录相配合，就有可能做出该地震是否激发了海啸、海啸的规模有多大的判断。
然后，根据实测水深图、海底地形图及可能遭受海啸袭击的海岸地区的地形地貌特征等相关资料，模拟计算海啸到达海岸的时间及强度，运用诸如卫星、遥感、干涉卫星孔径雷达等空间技术监测海啸在海域中传播的进程、采用现代信息技术将海啸预警信息及时传送给可能遭受海啸袭击的沿海地区的居民，并在可能遭受海啸袭击的沿海地区，开展有关预防和减轻海啸灾害的科技知识的宣传、教育、普及以及应对海啸灾害的训练和演习。
这样，就有希望在海啸袭击时，拯救成千上万生命和避免大量的财产损失。
海啸预警具有可靠的物理基础，它不但在理论上是成立的，实际上也是可行的，并且已经有了成功的范例。例如，1946年，海啸给夏威夷的“曦嵝”(Hilo)市造成了严重的人员伤亡和财产损失。
于是，1948年便在夏威夷便建立了太平洋海啸预警中心，从而有效避免了在那以后的海啸可能造成的损失。倘若印度洋沿岸各国在2004年印度洋特大海啸之前，能与太平洋沿岸国家一样建立起海啸预警系统，那么这次苏门答腊%A3%AD安达曼特大地震引起的印度洋特大海啸，决不致造成如此巨大的人员伤亡和财产损失。
以上所述的海啸预警对于“远洋海啸”比较有效。但是，对于“近海海啸”（亦称“本地海啸”）即激发海啸的海底地震离海岸很近，例如只有几十至数百千米的海啸，由于地震波传播速度与海啸传播速度的差别造成的时间差只有几分钟至几十分钟，海啸早期预警就比较难于奏效。
为了在大地震之后能够迅速地、正确地判断该地震是否激发海啸，减少误判与虚报、特别是“近海海啸”预警的误判与虚报以提高海啸预警的水平，必须加强对海啸物理的研究。
(摘自：大众科技报 2006年10月24日 )
怒吼的巨浪
根据现代板块结构学说的观点，智利是太平洋板块与南美洲板块相互碰撞的俯冲地带，处在环太平洋火山活动带上。
这种特殊的地质结构，造成了智利处于极不稳定的地表之上。自古以来，这里火山不断喷发，地震连连发生，海啸频频出现，灾难时常降临。1960年5月21日凌晨开始，在智利的蒙特港附近海底，突然发生了世界地震史上罕见的强烈地震。
大小地震一直持续到6月23日，在前后1个多月的时间内，先后发生了225次不同震级的地震。震级在7级以上的有十几次之多，其中震级大于8级的有3次。
海啸预警系统
地震能引发海啸，因此海啸的预警信怎 要由地震监测系统提供。
在全球地震多发地带如太平洋沿岸、印度洋沿岸都应该有完善的地震监测网络。
危害
剧烈震动之后不久，巨浪呼啸，以摧枯拉朽之势，越过海岸线，越过田野，迅猛地袭击着岸边的城市和村庄，瞬时人们都消失在巨浪中。
港口所有设施，被震塌的建筑物，在狂涛的洗劫下，被席卷一空。事后，海滩上一片狼藉，到处是残木破板和人畜尸体。 地震海啸给人类带来的灾难是十分巨大的。目前，人类对地震、火山、海啸等突如其来的灾变，只能通过预测、观察来预防或减少它们所造成的损失，但还不能控制它们的发生。
国家海洋局海洋环境预报中心海洋环境预报室副主任于福江介绍，我国位于太平洋西岸，大陆海岸线长达1。8万公里。但由于我国大陆沿海受琉球群岛和东南亚诸国阻挡，加之大陆架宽广，越洋海啸进入这一海域后，能量衰减较快，对大陆沿海影响较小。
因为地震波沿地壳传播的速度远比地震海啸波运行速度快，所以海啸是可以提前预报的。不过，海啸预报比地震探测还要难。因为海底的地形太复杂，海底的变形很难测得准。
1964年国际上成立了全球海啸警报系统协调小组，太平洋由于海啸多发，所以海啸预警系统很发达。
此次大地震发生15分钟后太平洋海啸预警中心就从檀香山分部向参与联合预警系统的26个国家发布了预警信息。如果印度洋也有预警系统，也许人们就可以更好地利用从震后到海啸登陆印度洋沿岸的宝贵时间。
纪录
我国学者发现，在公元前47年(即西汉初元仁年)和公元173年(东汉熹平二年)，我国就记载了莱州湾和山东黄县海啸。
这些记载曾被国外学者广泛引用，并认为是世界上最早的两次海啸记载全球的海啸发生区大致与地震带一致。全球有记载的破坏性海啸大约有260次左右，平均大约六、七年发生一次。发生在环太平洋地区的地震海啸就占了约80%。
而日本列岛及附近海域的地震又占太平洋地震海啸的60%左右，日本是全球发生地震海啸并且受害最深的国家。
最近造成较大规模的海啸
2004年12月26日于印尼的苏门达腊外海发生芮氏地震9级海底地震。
海啸袭击斯里兰卡、印度、泰国、印尼、马来西亚、孟加拉、马尔代夫、缅甸和非洲东岸等国，造成三十余万人丧生。准确死亡数字已无法统计。参见2004年印度洋大地震。
1998年7月两个7。0级的海底地震，造成巴布亚新几内亚约2100人丧生。
1992年9月尼加拉瓜发生海啸。
1883年8月25日荷属东印度群岛上火山爆发，引起的海啸，使三万六千人死亡。
啸源位置 日期 受害地区
加拿大温哥华岛 1700年1月26日 北加州至温哥华岛、日本
葡萄牙 1755年11月1日 16 欧洲西部、摩洛哥和西印度群岛 60，000
琉球群岛 1771年4月24日 85 琉球群岛 11，941
巽他海峡 1883年8月26日 35 爪哇和苏门答腊 36，000
日本三陆 1896年 30 日本 27，122
阿留申群岛 1946年4月1日 32 阿留申群岛、夏威夷和加州 165
智利 1960年5月22日 25 智利、夏威夷和日本 1，260
阿拉斯加 1964年3月27日 32 阿拉斯加、阿留申群岛和加州 ？
西里伯斯海 1976年8月16日 30 菲律宾群岛 5，000
苏门答腊西北外海 2004年12月26日 ？ 印度洋 30万以上海啸
电脑病毒海啸
“海啸（Worm。
Zar。a）”病毒：警惕程度★★★☆，蠕虫病毒，通过邮件传播，依赖系统：WIN9X/NT/2000/XP。
运行之后，病毒将自己复制三份到“windows”目录下，文件名分别为“crssr。
exe”、“raz32。exe”和“tsunami。exe”，修改注册表实现开机自启动。病毒在Microsoft Outlook的地址薄中查找邮件地址，利用MAPI大量发送病毒邮件。
病毒邮件的题目为：Tsunami Donation！ Please help！（海啸募捐！请帮助）；内容为：Please help us with your donation and view the attachment below！ We need you！（请用您的捐款来帮助我们，详情见附件，我们需要您的帮助），用户打开附件后就会中毒。
中毒电脑会自动攻击德国黑客网站 。
反病毒专家建议：建立良好的安全习惯，不打开可疑邮件和可疑网站；关闭或删除系统中不需要的服务；很多病毒利用漏洞传播，一定要及时给系统打补丁；安装专业的防毒软件进行实时监控，平时上网的时候一定要打开防病毒软件的实时监控功能。
海啸是由于海底突发事件(海底地震即海震及火山爆发、滑坡或塌陷)所激起的巨浪，这些巨浪引起海水激荡上涌，形成惊涛骇浪，咆哮声如虎啸，故称海啸。日本人称海啸为津浪(tsunami)。据史书《闽杂记》记载：“近海常闻海啸，其声或大或小，乍远乍近，若断若续，逾二、三时即止。
大则汹涌澎湃，虽十万大军未足拟也；久或逾半月，日夜罔间，暂也四五日方止。”海啸可怕并不仅仅在于其吼声，主要在于巨浪冲刷海岸，给沿海人民造成生命财产损失［1］。
海啸是一种界于潮波和涌浪之间的重力长波。
海啸传播周期一般为2～400 min，传播速度v=(g．h)1/2(g为重力加速度，h为海底深度)。海啸波长L=v。T(v为海啸传播速度，T为周期)。当海底深度为4 km时，其传播速度可达713 km/h。
1975年11月29日夏威夷海啸的传播速度达800 km/h。海啸波长一般达几十到几百公里，波高可高达20 m以上(如1933年3月2日日本本州海啸)。1960年5月23日，智利沿海发生8。9级强烈地震，地震引起的海啸穿过太平洋在夏威夷的希洛湾推起超过10 m高的水墙，将海岸各种建筑物荡涤一空，把护岸的约10 t重的玄武岩岩块抛至100 m以外的地方。
横跨怀卢库河的钢质铁路桥也被海啸推离桥墩200 m。之后，海啸又传至日本东海岸，浪高仍有6。5 m，将沿海停泊的船舶推抛到海岸上，造成了巨大的经济损失。
海啸的诱发因素主要是海底地震、海底火山爆发、海底滑坡或塌陷。
海底核爆炸也可引起人工海啸。我国古代文献《闽杂记》记录的海啸部分是属于风暴(台风)引发的，而现代海洋学和沉积学一般不把风暴浪列入海啸。现代海洋灾害研究表明，不是所有的海底地震、火山爆发、滑坡或塌陷都能引发破坏性海啸，只有海底出现剧烈变形才能引发海啸。
如破坏性地震海啸只有在地震出现垂直断层、里氏震级达6。5级以上时才能引发。因此，地震海啸主要由浅源地震(震中深度0～70 km)，尤其是地壳浅部的地震引发。海底地震、火山爆发和大规模海底滑坡或塌陷主要发生于活动的构造背景下。
现代地震和火山爆发主要分布于环太平洋活动大陆边缘带、阿尔卑斯—喜马拉雅—印尼大陆碰撞带、大洋中脊(中央裂谷)带和大陆裂谷带(如东非裂谷、红海—亚丁湾、死海裂谷等)。对世界上有记录的2 400次海啸［1］的分析表明，世界上每约10年发生一次较大的海啸。
绝大多数海啸是由地震活动触发的，而且主要分布于太平洋地区。个别发生于印度洋、地中海等地，如1945年12月28日卡拉奇以西288 km附近海底地震触发的海啸，该海啸在阿拉伯海岸浪高达12～15 m，造成极大灾害。
由火山爆发引起的海啸记录仅有一次，即1883年印尼巽他海峡喀拉喀托火山爆发引起的海啸，该海啸最高浪高达30 m以上，附近海岸遭到毁灭性破坏。海啸到达非洲、澳洲海岸时，浪高仍有2 m。其它火山，如环太平洋火山活动形成的海啸规模较小，不具有很大的破坏性。
海底滑坡和塌陷仅引起局部海水骚动，从未引起大的海啸。依据将今论古原则，地史时期的古海啸也应形成于类似的活动构造背景下。
现代海啸的毁坏主要影响于沿海地区和岛屿(如夏威夷地区自1895年以来有记录的海啸约30次，海啸主要来自于太平洋东西海沟的地震)。
我国东部地处沿海，曾经有过26次海啸记录［2］。由于太平洋西部岛弧的屏蔽作用，加上我国大陆有广阔的浅海大陆架消耗海啸的能量，我国大陆受海啸的危害不大，海啸危害主要影响台湾等外海岛屿。地史时期，我国幅员辽阔，构造背景复杂多变。
因此在古海洋裂谷盆地和初始洋盆、活动大陆边缘盆地和大洋盆地、残余盆地等构造背景海啸存在的可能性很大。通过沉积记录中海啸沉积(海啸岩)的识别可以帮助认识古海啸作用的存在。
2 海啸沉积作用和海啸岩
对海啸沉积作用和海啸岩的研究，远远不及对风暴、地震、浊流等其它海洋事件沉积的研究。
虽然海啸的破坏性巨大，但其发生的频率较低。人们可以通过验潮仪观测海啸和进行海啸预报，但观测海啸对沉积物的影响未能引起人们的足够重视。因此，人们对海啸沉积作用的认识还很局限。近年来，一些学者通过对地震、火山的研究对与地震、火山共生的海啸沉积有了一些新的认识，笔者着重对这些海啸沉积予以简述。
从理论上讲，海啸是一种海底突发性高能事件。由于其波长长(可达几十公里到几百公里)、浪高也大(可达20余米)，传播速度快(可达800 km/h，即222 m/s)，且引发自海洋底部任何深度。
因此，海啸沉积作用可以发生在海底任何深度、任何部位。由于海啸的能量远远高于正常波浪、潮汐和洋流，也高于风暴浪，所以它可以形成更粗的碎屑或内碎屑沉积。由于它属于牵引流而不属于重力流，故可以与碎屑流、浊流及风暴重力流沉积区分。
如果海啸沉积与其触发因素(地震、火山、)造成的沉积共生，海啸沉积是容易识别的。如果海啸沉积单独出现，识别起来可能存在一定难度。
国内外对海啸沉积作用和海啸岩的了解都很少，所识别出的海啸岩更是寥寥无几。
Kastens等［3］论述了地中海海啸引起的沉积物搬运过程。国内对海啸岩的最早报道见于宋天锐［4］对北京十三陵雾迷山组震积岩—海啸岩沉积序列的报道。海啸岩发育于震积岩之上，由具丘状交错层理的碎屑灰岩组成。
乔秀夫等［5］报道了辽东和鲁中地区震旦系的震积岩—海啸岩—震浊积岩序列。乔秀夫描述的海啸岩主要由具丘状层理的碎屑岩组成，并将丘状层理划分为5种类型。丘状层理的纹层倾角较小，一般小于10°，个别达12°～15°。
波长(L)与波高(H)比值较大，一般L/H大于9，个别为4，反映以平缓丘体为多。丘状层内部可以具递变层理，也有不具递变层理者，有具交错纹层者，也有不具交错纹层者。
尽管火山爆发和海底滑坡或塌陷也能引发海啸，但对与火山事件和滑坡或塌陷事件共生的海啸岩报道很少。
龚一鸣等［6］报道了新疆北部泥盆纪的火山喷发海啸岩。该海啸岩为“块状杂砾岩，最大砾径达40 cm，大小混杂、分选差。碎屑成分复杂，有火山碎屑、花岗岩、骨屑灰岩、群体珊瑚，碎屑次圆状至角状”。该海啸岩与下伏沉凝灰岩、凝灰岩等火山岩地层呈冲刷接触，冲刷面有较大起伏。
龚一鸣等从沉积特征、空间关系并结合区域地质背景，认为该碎屑岩为火山喷发海啸岩沉积。
已有的研究表明，含丘状层理的粗碎屑岩或碎屑灰岩是海啸岩的主要鉴别标志。需要说明的是，丘状交错层理是风暴岩的重要标志。
风暴岩成因的丘状交错层理与上述海啸成因的丘状层理具有类似的特征。但风暴岩成因的丘状交错层理与风暴成因的碎屑岩或碎屑灰岩共生，而海啸岩成因的丘状层理与震积岩或火山岩共生。
3 滇中地区中元古代大龙口组与震积岩共生的海啸岩
云南滇中地区中元古代主要由极低级变质的碎屑岩和碳酸盐岩组成。
发育震积岩—海啸岩的地层为昆阳群大龙口组。大龙口组广泛分布于滇中易门、罗(次)武(定)、元江及东川地区，以碳酸盐岩沉积为主。其底部鲁奎山段为中—厚层泥质灰岩、泥质条带灰岩、含碳泥质灰岩；下部龙棚段为中—厚层灰岩、薄板状泥质灰岩及钙质板岩；上部大六龙段为中－厚层灰岩和蠕条灰岩、角砾灰岩等；顶部三元宫段为厚层叠层石灰岩和泥灰岩、白云质灰岩等［7］。
上述灰岩中除三元宫段含叠层石外，多见均质层理或水平层理，因此属于波及面以下浅海环境的沉积。大六龙段的蠕条构造的成因一直没有得到很好的解释。详细的野外调查和资料研究表明，该组的蠕条构造与广泛发育于元古代地层中的molar tooth构造、华北晚元古代的“纹象花纹构造”、“蠕虫状构造”、“网状或蠕虫状钙质细脉”、“泥晶脉”相同，为地震引起的震积作用成因［5，8，9］。
通过对滇中峨山、易门等地中元古代大龙口组震积岩进行的详细观测、研究，发现了典型的震积作用成因的变形构造(断裂递变层、断裂均一层、微同沉积断裂、微褶皱纹理等)、泥晶脉(即molar tooth 构造)，形成典型的原地震积岩岩石类型(震裂岩、震褶岩、自碎屑角砾岩等)。
大龙口组的震裂岩是由微断裂组成的断裂均一层和递变层，局部可见微同沉积断裂。断裂递变层和均一层是由岩层底部向上逐渐变细、变少(递变层)或均匀分布(均一层)的各种微断裂层。微同沉积断裂可以单独发育，也可形成阶梯状。
上述微断裂均为灰泥质充填形成泥晶脉(molar tooth构造)(图1-A)。震裂岩中的微断裂以张性断裂为主，断裂密集分布。断裂宽度为毫米级，长度几厘米到几十厘米不等。断裂面不规则且排列无序、不切层、不具共扼性，与后期构造形成的排列有序、切层、具共扼性，并与结晶方解石充填的张扭或压扭性断裂相区别。
后期构造断裂往往切割早期形成的地震断裂。泥晶脉是灰泥充填地震微断裂形成的。泥晶脉形态不规则、不协调，呈细楔形、不规则薄透镜状、分叉状、不规则网状、飞鸟状、蠕虫状等。可垂直、平行或斜交层面。脉体由泥晶方解石组成，与后期亮晶方解石脉相区别。
。收起
