1樓：中地數媒
沉積岩的結構、構造與顏色是岩石的基本特徵和分類命名的依據。通過對岩石的結構、構造和顏色的研究，對了解沉積岩形成時的古氣候、古地理和水動力條件有著重要的作用。
沉積岩結構是指組成沉積岩顆粒的結晶程度、大小、形態及相互關係（充填、膠結）等。不同型別的沉積岩由於其形成的作用和方式不同，它們的結構型別是很不相同的。例如，由母岩的碎屑物質，經機械搬運和沉積作用而形成的碎屑岩具有「碎屑結構」；懸浮的細分散物質發生沉積或由膠體凝聚而形成的粘土巖具有「泥質結構」；由化學或生物化學沉積作用形成的岩石常具「晶粒結構」；由生物遺體或生物碎屑組成的岩石則具「生物結構」；由火山噴發作用形成的碎屑再經沉積作用而形成的火山碎屑岩具「火山碎屑結構」等。
其中「碎屑結構」與「生物結構」是沉積岩所特有的結構。化學與生物化學成因的岩石的「晶粒結構」雖然與岩漿巖的「結晶結構」特徵相似，但其形成的熱力學條件卻迥然不同。各型別結構的特徵將在各論中作詳細的介紹。
（二）沉積岩的構造
沉積岩的構造是指沉積岩各組成部分的空間分布和排列方式，即由於成分、結構、顏色的不均一性而引起的岩石的巨集觀特徵。沉積岩的構造主要有層理、層面構造、縫合線、疊層構造及結核等。
1.層理構造
層理是最常見的一種沉積構造。層理是通過沉積岩中不同的物質成分、結構和顏色沿著垂直方向的突變或漸變所顯示出來的一種成層構造。因此，層理的出現能說明沉積條件的變化。
岩石因有層理而變得非均質。
層或岩層是沉積岩系或沉積地層的基本組成單位。它具有基本均一的成分、結構、顏色等內部構造，上下以層面與相鄰的層分開，空間上有一定的穩定性，是在較大區域內沉積環境基本一致的條件下形成的岩石地質體。層與層之間的界線有時是突變的，有時是漸變的。
前者代表沉積上的不連續性，後者則代表沉積作用方式的逐漸變化。
層的厚度是層的重要的描述標誌，也是沉積過程穩定程度的間接指標。按單層厚度將岩層分為下列幾種：
塊狀層：大於1m；薄層：0.1～0.01m；
厚層：1～0.5m；微層：0.01～0.001m；
中厚層：0.5～0.1m；顯微層：小於0.00lm。
要認識岩層的三度空間形態，除了厚度之外，還應注意它們在平面上的展布情況。根據岩層的延伸長度與厚度的比值，可分為三類：
1）層狀，延伸長度/厚度＞1000；
2）似層狀：延伸長度/厚度=1000～50；
3）透鏡狀，延伸長度/厚度=50～5。
層理實際上是層的內部構造。有關層理的主要術語有以下幾種（圖7-8）。
圖7-8 層理的基本型別及有關術語
（據信荃麟，1993）
1）細層：也稱紋層，是層理的最小單位，厚度很小，由幾公釐至幾厘公尺，甚至小於1mm。細層是穩定沉積條件下同時形成的沉積單位。
2）層系：由一組在成分、結構、厚度和產狀上都相似的同型別的細層所組成。形成於相同的沉積環境，上下有層面限定。是一段時間內水動力條件相對穩定的產物。
3）層系組：由兩個或更多的在性質上相似的層系所組合起來的層理單位。層系組與層系組之間有明顯的分介面稱層系介面。
根據形態和成因，層理可以分為以下3種。
（1）水平層理
層內微層或細層平直，並與層面平行，稱為水平層理。這是由於沉積粒度變化、顏色變化，所含片狀礦物的定向排列，以及重礦物成分的變化等顯示出來的層理。這種層理主要是物質在平靜或水流緩慢條件下從懸浮狀態中沉積而成，多形成於河漫灘、閉塞海灣、澙湖、沼澤、較深的湖和海等比較穩定的沉積環境。
水平層理在泥質巖、粉砂岩和細砂岩中極為常見。
（2）波狀層埋
波狀層理的特點是細層呈對稱或不對稱，規則或不規則地波狀起伏。層系介面往往亦呈波狀，但總的方向平行層面。這種層理主要是在較淺的湖泊、海灣、澙湖等處由波浪的振盪作用形成。
單向水流運動對於河漫灘沉積也可形成不對稱波狀層理。
（3）斜層理
層系由一系列傾斜的細層重疊組成，細層與層系介面斜交，層系之間平行或斜交，稱為斜層理。根據斜層理中層系介面的形態以及層系中細層的傾斜方向，可把斜層理分為斜交層理和交錯層理兩種（圖7-9）。
圖7-9 交錯層理的型別及介質運動方向、上層面的判別
（據路鳳香等，2002）
小箭頭指向上層面，大箭頭表示流向
a.斜交層理：相鄰層系互相平行，而各層系中的細層均向同一方向傾斜，稱為斜交層理或單斜層理。
斜交層理是因搬運介質（如風、流水）向同一方向運動時形成的。細層傾斜方向指向介質運動的前進方向。
圖7-10說明在河流沉積物中的斜交層理與河床底部沙坡的單向移動有關。
沙坡是河底的碎屑物質順著河流方向形成的長形堆積物。沙坡形狀不對稱，逆流方向為緩坡，順流方向為陡坡，如在河流中，沙坡順流移動時，緩坡上的碎屑物質就會順坡「爬越」上去，然後順陡坡「跌落」堆積下來。如此周而復始，沙坡不斷順流移動，陡坡方向不斷發生沉積，而緩坡一側卻不斷遭受破壞。
當介質條件有所變化（如處於流速變慢的平水期），順陡坡方向所形成的一系列傾斜的細層就可儲存下來而成斜交層埋。
圖7-10 斜層理的形成方式示意圖
a—一套斜層理的形成過程，a1，a2……表示沙波的移動過程，最後形成斜層理的沙波（a）；b—兩套斜層理的形成過程，b1，b2……表示沙波的移動過程，最後形成斜層系（a、b），虛線為被破壞的沙波，實線為被保留的沙波
斜交層理根據其形成時搬運介質的動力條件和自然地理環境的不同，可進一步劃分為急流斜交層理（圖7-11）和緩流斜交層理（圖7-12）兩種。
圖7-11 急流斜交層理
圖7-12 緩流斜交層理
急流斜交層理的特點是細層平直，向乙個方向傾斜，傾角較陡，頂角與底角大致相等，往往是由分選和磨圓較差的粗砂或細礫組成。
緩流斜交層理的特點是細層彎曲，向底層介面變緩、底角小並呈收斂狀，由較細的砂、粉砂等組成，其分選和圓度一般較好。
b.交錯層理
若相鄰層系相互交錯，各層系中的細層傾斜方向多變，則稱為交錯層理。這種層理是在搬運介質作不定向的運動條件下形成的。由於介質的運動方向不斷變化，細層的傾斜方向亦不斷改變，形成了層系彼此交錯切割的現象。
交錯層理常見於風成、濱海、濱湖、三角洲等沉積物中。
層理是沉積岩最典型、最重要的構造特徵。它不僅是沉積岩區別於岩漿巖和變質岩的主要標誌，而且研究層理還可以幫助我們判斷地層的頂底，確定沉積環境及水流運動強度和方向。
1）判斷地層頂底：斜層理的細層與上層系介面的交角大，與下層系介面的交角小。根據這一特點可判別地層的頂底，確定地層是否倒轉（圖7-13）。
圖7-13 利用斜層理判別地層層序
a—正常地層，頂朝上；b—地層傾斜，頂朝左上；c—地層直立，頂朝上；d—地層倒轉，頂朝右下
2）確定沉積環境：河流沉積的斜層理中每乙個層系由砂或礫石組成，粒度自下而上逐漸變小，呈韻律性分選，而海成斜層理的粒度則相當均勻。
3）確定水流運動強度及方向：層系的厚度及碎屑物質的粒度、斜層理的交角常能反映水流運動的強度。斜層理的傾斜方向即示水流方向。
2.層面構造
未固結的沉積物，由於機械原因或生物在其表面活動所造成的痕跡，有時可被後來的沉積物覆蓋而保留在層面上，這種構造現象稱層面構造。層面構造主要形成於岩層的頂面，但也可在上覆岩層的底面上留下印痕。層面構造包括波痕、雨痕、泥裂、蟲跡及各種印痕等。
層面構造也是沉積岩區別於岩漿巖、變質岩的依據之一。研究沉積岩的層面構造可以幫助恢復沉積環境，確定地層是否倒轉等。
（1）波痕
波痕是層面上的一種有規律起伏的現象，是風、水流和波浪在沉積物表面留下的波狀痕跡。波痕的形狀極似水面的波浪，由無數互相平行或近於平行、等距或近乎等距的呈線狀延長的波峰和波谷組成。波峰的延長方向垂直於介質的運動方向。
波痕常發育於砂岩、粉砂岩，在碳酸鹽岩中也可見到。如我國華北地區震旦系石英岩及雲南下寒武統滄浪鋪組砂岩中均廣泛發育有波痕構造。
在野外岩層面上發現波痕，需要對波痕要素進行測量；波痕要素包指波長（l）、波高（h），陡坡的傾向及傾角等（圖7-14），此外還可計算波痕指數（ri），ri=l/h；不對稱指數rsi，rsi=l1（緩而長部分）∕l2（陡而短部分）。這有助於了解當時水動力情況、沉積環境等。
按成因、波痕可分三種主要型別（圖7-15）。
圖7-14 波痕要素圖
圖7-15 幾種不同成因的波痕
a—風成波痕；b—流水波痕；c—浪成波痕
1）浪成波浪：由波浪的旋渦運動進入深水處逐漸變成前後的往返擺動而形成，主要見於湖、海的淺水區。浪成波痕一般成對稱狀，波峰尖銳，波谷圓滑，脊線多為直線形，部分出現分支。
波痕指數4～13，大都在6～7。但在近岸由拍岸浪形成的波痕呈不對稱狀，波痕指數5～16，大都在6～8；不對稱指數1.1～3.
8。浪成波痕內部有明顯的疊覆狀人字形交錯層埋。
2）流水波痕：由單向流水作用形成。流水波痕成不對稱狀，波峰與波谷均較圓滑，逆流方向為緩坡，順流方向為陡坡，重礦物、粗顆粒集中於波谷處，波痕指數8～15；不對稱指數＞2～2.
5。這種波痕常見於河流或海湖的濱岸地帶。
3）風成波痕：呈不對稱狀，波痕指數為20～50，波峰與波谷圓滑而寬闊，陡坡傾向與風向一致，重礦物和較粗的顆粒堆積在脊部，細粒堆積在波谷處。風成波痕常見於沙漠及湖海濱岸帶的沙丘沉積物中。
（2）泥裂
泥裂又稱乾裂，是未固結的沉積物露出水面之後，受到太陽曝曬而乾涸時發生收縮所形成的張開幹裂縫，後又為上覆沉積物充填而成（圖7-16）。
圖7-16 泥裂生成掩埋示意圖
（據施羅克，1948）
泥裂常見於泥質巖、粉砂岩、泥質砂岩及碳酸鹽岩中。泥裂的斷面上寬下窄，常呈「v」字形或「u」字形，寬幾公釐至幾厘公尺，大小不一。
泥裂有指示氣候及沉積相的意義，並可判斷地層的頂底而恢復地層層序。因為裂縫的尖端是永遠向下的。
（3）生物成因的構造
由於生物的生命活動而在沉積物中形成的構造，稱為生物成因構造。生物對沉積構造的形成和破壞都有極其重要的意義。它可以改造、破壞沉積物的原始層理，形成不顯任何內部構造的塊狀均質岩石；也可以通過某些生物活動形成特殊的構造型別，如疊層構造、蟲跡、蟲孔等。
1）疊層構造：常見於碳酸鹽岩、磷灰岩和鐵質岩中。疊層構造是由藍綠藻細胞絲狀體或球狀體分泌的粘液，將細碎屑物質粘結再變硬而成。
它的生長由於季節變化而形成兩種基本紋層：富藻紋層和富屑紋層。前者一般較薄，顏色深而後者厚度較大，顏色淺並主要由碎屑組成。
疊層構造就由這兩種紋層交替組成，並產生向上突的紋理，不同環境形成不同形態的疊層石（圖7-17）。
2）蟲跡：是食泥沙的蜿足或腹足、瓣鰓等生物在軟泥表面留下的通道或爬痕，屬於層面構造。在層面上有時見到圓筒狀或壓扁的埂狀小脊，成彎曲狀或交叉狀分布，即為蟲跡。
3）蟲孔是生物在固結或半固結的沉積物或岩石中進行覓食或穴居的孔道。蟲孔多見於淺水地帶。生物的鑽孔活動對於原生層理的改造和破壞是很強烈的。
由於生物擾動作用而造成種種不規則的構造，稱為生物擾動構造（圖7-18）。
（4）結核
結核是指在成分、結構、顏色等方面與圍岩有顯著區別，且與圍岩間有明顯介面的礦物集合體。結核的成分有碳酸鹽質、錳質、鐵質、矽質、磷酸鹽質和硫化鐵等。結核形狀有球形、橢球形、透鏡狀或不規則團塊狀等；大小懸殊，其內部構造也很不一致。
結核常在碎屑岩、粘土巖、碳酸鹽岩中成單個或串珠狀群體出現。
結核按其生成階段可分為同生結核、成岩結核和後生結核等三種（圖7-19）。
圖7-17 疊層石的形態與水動力的關係
（據趙震，1994）
1—層狀疊層石；2—微型柱狀疊層石；3—穹形疊層石；4—柱狀疊層石；5—球狀疊層石（核形石）；6—含瀰散粒的錐形疊層石；7—錐形疊層石；8—分叉柱形疊層石；9—小型礁體疊層石；10—生物鮞球狀疊層石
圖7-18 各種生物擾動構造及其演變
（據信荃麟，1993）
1）同生結核：結核體與沉積物同時形成，即在沉積過程中某些礦物質圍繞他種物質質點層層凝聚而成。如石灰岩中含有燧石結核，砂岩中含有鐵結核，以及現代海底的鐵錳結核等。
同生結核的特點是結核體不切穿層理，層理圍繞結核彎曲。
2）成岩結核：沉積物在成岩過程中，由於物質重新分配而形成。它的特點是結核體部分切穿層理，部分被層理包圍。
圖7-19 結核的成因型別
a—同生結核；b—成岩結核；c—後生結核
3）後生結核：形成於沉積物固結之後，在岩石的裂縫或層理面上，由於交代作用或充填作用而生成。它的特點是呈不規則狀或樹枝狀團塊，明顯切穿層埋而無層理彎曲現象。
當結核（特別是由膠體形成的結核）脫水收縮時，結核產生網狀裂隙，這些裂隙後來又被其他礦物所充填而形成一種像烏龜背上花紋一樣的結核，稱為龜背石（圖7-20）。
在實際工作中對結核成分、形狀、顏色、構造、與層理關係以及在圍岩中的產狀特徵和含量等方面的研究，可以闡明岩層形成的歷史。在結核含量多的岩層中，可利用結核的特徵進行地層對比。
圖7-20 龜背石
圖7-21 縫合線素描圖
（5）縫合線
在碳酸鹽岩中，垂直於岩層的斷面上常可見到呈不規則狀的齒狀線，很像動物的頭蓋骨之間的結合線，稱縫合線（圖7-21）。在平面上縫合線呈參差起伏的面，該面稱為縫合面，沿此面易於裂開。縫合線長短不一，波狀起伏從幾公釐至幾厘公尺。
產狀大多數與層理平行，但亦有斜交和垂直的。縫合線常切穿化石、結核、鮞粒、次生方解石脈和後生晶體。
關於縫合線的成因有各種假說，主要認為是在後生階段壓溶的結果。即在岩石中由於地下水沿層面或裂隙流動，同時在壓力作用下，使相對易溶組分發生溶解而形成。
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