学习任务认识沉积岩的构造

学习任务沉积岩层原生构造的识别与分析~

一、岩层和地层的概念
由两个平行或近于平行的界面限制，岩性基本一致的层状岩层称为岩层。由沉积作用形成的岩层就称为沉积岩层。沉积岩层的上、下界面称层面，上界面称顶面，下界面称底面。两个岩层的接触面，既是上覆岩层的底面，又是下伏岩层的顶面。岩层顶、底面之间的垂直距离是岩层的厚度。由于沉积环境和条件的不同，自然界出露的岩层厚度变化较大，通常有以下几种形态：等厚态、尖灭态、细颈态、透镜态（图2-1）。

图2-1 岩层的厚度和形态

在一定的自然环境空间下所形成的一套或几套岩层，当其赋予时代归属时，则称为地层。
地层与岩层在概念上既有严格的区别，又有密切的联系。对岩层的划分，主要是根据岩石的成分、结构、层理、颜色等特征，不考虑其时代归属，如砂岩层、泥岩层等，不能作为一个地层单位与邻区相对比；对地层的划分，不仅要注意岩性特征，而且还要确定其地质时代的归属（化石），如华北地区中石炭世本溪组，可作为一个独立地层单位与邻区地层相对比。
二、层理及其识别
层理系指岩层的成层性质或沉积岩层的成层构造现象。
沉积岩中最普遍的原生构造，是由岩石的成分、结构、构造、颜色等特征在剖面上的突变或渐变而显示出来的成层构造。层理按其形态的不同分三种常见类型，即平行层理、波状层理、斜层理（图2-2）。对同一种类型的层理可按厚度分为：巨层（＞100cm）、巨厚层（50～100cm）、厚层（10～50cm）、中厚层（2～10cm）、薄层（2～0.2cm）、微（叶片）层（0.2cm）。

图2-2 层理的基本类型

Ⅰ—平行层理；Ⅱ—波状层理；Ⅲ—斜层理；
a—细层；b—层系
在层状岩石出露地区观察地质构造的实践中，识别层理是一项重要的基础工作。一般来说，大多数沉积岩层的层理较明显清晰，易于查明，但是某些岩层，如巨层状岩层的层理极不清晰，有的岩层则由于节理、劈理强烈发育而掩蔽了层理或与层理混淆不清，特别是层理隐蔽的副变质岩中的层理被次生面理置换，原生层理极难辨认。有鉴于此，我们在野外工作中应综合以下标志加以辨识：
（1）岩石颜色的变化：在成分单一、颗粒较细、层理隐蔽在岩石中，不同颜色的夹层（条带）方向可指示层理。但要注意区别由次生变化造成的岩石颜色差异。例如，氢氧化铁胶体溶液，常沿节理或岩石孔隙扩散并沉淀，在岩石中形成褐红色条带，易误为是层理（图2-3A）。
（2）岩层原生层面构造：波痕、泥裂、雨痕、生物遗迹及其印模等原生层面构造，是识别层理的最可靠标志（图2-3B）。
（3）岩层成分的变化：在成分比较单一的巨厚层岩石中，要注意寻找特殊的夹层。如块状砂岩中的砂砾岩层、粗砂岩层或透镜体，巨厚层石灰岩或白云岩中的薄层泥灰岩、页岩夹层或硅质条带等；查明这些夹层的层理，是识别巨厚岩层层理的可靠标志（图2-3C）。
（4）岩石的结构变化：根据沉积原理，不同粒度、不同形状的颗粒总是分层堆积的，从而显示出递变层理，是识别确定层理的最可靠标志（图2-3D）。

图2-3 层理的识别

三、沉积岩层原生示顶、示序构造的识别与分析
确定岩层的新老层序是地质构造观察研究中的首要问题。一般情况下，岩层形成后受到后期构造变动发生倾斜，其地层仍保持正常层序，即顺着岩层倾向，地层由老到新排列；但在构造变动强烈地区岩层产状呈倒转时，则会出现上述相反情形。地层的地质时代和岩层层序主要是依据化石来确定，但在缺乏化石的“哑地层”中，我们可根据岩层中的原生示顶、示序构造来判别岩层的顶底面和确定地层的相对新老关系。沉积岩层（含火山岩）示顶、示序的原生构造常见现象及特征如下：
（一）对称波痕及其印模
对称波痕的形态特点是具有尖棱的波峰和圆形的波谷，是示顶、示序的原生构造。正常地层层序中的对称波痕波峰尖端指向岩层顶面，波谷圆弧总是指向岩层底面，保存在正常地层层序中的对称波痕或印模，是强有力的原生示顶、顶底构造现象（图2-4，图2-5）。

图2-4 对称型的浪成波痕及其印模示意图

（据R.R Shrock，1948）

图2-5 利用波痕确定岩层顶、底面

（据M.P.Billings，1947）
Ⅰ—正常岩层；Ⅱ—倒转岩层。a—波痕原型，波峰指向左上方；b—波痕印模，波峰指向左上方；c—波痕印模，波峰指向右下方；d—波痕原型，波峰指向右下方
（二）雨痕、雹痕及其他印模
雨痕和雹痕是稀疏的雨滴或冰雹落在湿润而柔软的泥质或粉砂质沉积物上，冲打成的圆坑或椭圆形凹坑，再被上覆沉积物掩埋填充而保存下来的痕迹。在上覆层的底面形成圆形、椭圆形的瘤状突起的印模，在下伏层的顶面形成凹坑。它亦是良好的示顶、示序原生构造（图2-6）。

图2-6 雨痕和雹痕及其印模

此外，还有许多不同成因、形态各异的印模和印痕，如生物活动形成的足迹、流水的流痕等。对沉积物表面的冲击或刻划所造成的印痕，而在上覆岩层底面都会形成相对应的印模，如槽模、沟模等。这些凹形印痕分布在岩层的顶面上，凸起的印模则出现在岩层底面上，据此也可判别岩层顶、底面，从而确定岩层的层序。
（三）泥裂
泥裂又称干裂，是未固结的沉积物露出水面，经日晒风干形成上宽下窄垂直层面的楔形裂缝。泥裂常见于黏土岩和粉砂岩中，碳酸盐岩中也可见及。泥裂在层面上构成网状、放射状或不规则的分叉状裂隙，在剖面上则呈“V”或“U”字形裂口（图2-7），这些裂缝常被上覆的沉积物填充，其填充层的底面成为脊形印模，因此，不管楔形裂缝还是脊形印模，两者的尖端均指向岩层的底面（老岩层）。它也是良好的示顶、示序原生构造。
（四）冲刷面印模
冲刷面印模是指泥质岩与其上覆的砂砾岩、砂岩、粉砂岩或灰岩之间发育的不平整界面。它是由于在上覆岩层沉积之前，泥质沉积物受到水流侵蚀或水流携带物的拖曳、弹跳或滚动所产生的凸凹不平面，并常被砂质所充填，成岩后，上覆层的底面形成不平整的印模保存下来。通常可在泥质岩剥落后的砂岩等原始底面上观察到。它是确定岩层底面的良好标志（图2-8）。

图2-7 泥裂及其印模立体示意图

（据R.R.Shrock，1948）

图2-8 根据冲刷面特征确定岩层相对层序

（据M.P.Billings，1947）
（五）交错层理
由一组或多组细层与主层面斜交便构成了交错层理。交错层理与顶面主层理斜交，其细层纹间距较宽，底部收敛变缓与底部主层理相切。它是野外常见的示顶、示序原生构造（图2-9）。

图2-9 利用交错层理确定岩层顶、底面图示

（据M.P.Billings，1947）
（六）递变层理
递变层理又称粒序层理。在一些较为稳定的沉积环境中，每次由流水带来的泥、砂物质都是粗的先沉积，细的后沉积。这样在一单层内，从底到顶粒度由粗逐渐变细（图2-10），如底部是砾石或粗砂，向上可递变为细砂以至泥质。递变层厚度可由几厘米到几米。在相邻的两个粒级层之间，下层顶面常受冲刷，故两层在粒度或成分上不是递变而是突变的。根据粒级层下粗上细粒度递变的特征，可以确定岩层的顶、底面。递变层理除在砂岩等碎屑岩中可见到外，还可以在以凝灰质为主的火山碎屑岩层中见到（图2-11）。它是很好的示顶、示底原生构造。

图2-10 递变层理示意图


图2-11 根据岩层原生构造恢复构造

（七）古生物生长和埋藏状态
动物遗体在自然界总是最大平面朝下，凸面向上被沉积物埋藏而保存下来。如珊瑚（群体珊瑚）等底栖生物，若它们在原来的生长位置被掩埋，则其根部总是指向岩层的底面。再如由藻类生物形成的叠层石，其内部的穹状纹层和向上生长的分枝总是指向岩层的顶面（图2-12）。
介壳类化石的位态亦可作为判定层序的依据（图2-13）。在含有大量介壳化石的岩层中，介壳的断面大部分朝上的，指示地层为正常层序，反之，则是倒转层序。

图2-12 叠层石形态素描图

（据R.R Shrock，1948）

图2-13 介壳埋藏状态示意剖面图

（据R.R Shrock，1948）
（八）火山熔岩的枕状构造和气孔构造
海底喷发的基性熔岩发育枕状构造，单个岩枕的底面较平，顶面呈凸圆状，借此可判断熔岩的顶、底面（图2-14）。

图2-14 枕状构造断面示意图

熔岩中发育的气孔构造多集中在熔岩流的顶部，底部则较少，甚至没有（图2-15）。有些熔岩的气孔呈现管状并有分枝现象，分枝总是朝向底面的（图2-16）。气孔构造的多少或集中程度不仅可用来分辨喷发次数，还可以确定火山熔岩层的层面位置，是良好的示顶、示底构造。

图2-15 气孔构造在熔岩顶部集中


图2-16 熔岩中管状气孔分枝指向底面

[chén jī yán]
沉积岩
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沉积岩，三大岩类的一种，又称为水成岩，是三种组成地球岩石圈的主要岩石之一（另外两种是岩浆岩和变质岩）。是在地壳发展演化过程中，在地表或接近地表的常温常压条件下，任何先成岩遭受风化剥蚀作用的破坏产物，以及生物作用与火山作用的产物在原地或经过外力的搬运所形成的沉积层，又经成岩作用而成的岩石。在地球地表，有70%的岩石是沉积岩，但如果从地球表面到16公里深的整个岩石圈算，沉积岩只占 5%。沉积岩主要包括石灰岩、砂岩、页岩等。沉积岩中所含有的矿产，占全部世界矿产蕴藏量的80%。

一、层理构造

（一）概述

层理是通过沉积岩中不同的物质成分、结构和颜色沿着垂直方向的突变或渐变所显示出来的一种成层构造。层理是最常见的一种沉积构造。因此，层理的出现能说明沉积条件的变化。

层或岩层是沉积岩系或沉积地层的基本组成单位。它具有基本均一的成分、结构、颜色等内部构造，上下以层面与相邻的层分开，空间上有一定的稳定性，是在较大区域内沉积环境基本一致的条件下形成的岩石地质体。层与层之间的界线有时是突变的，也有时是渐变的。前者代表沉积上的不连续性；后者则代表沉积作用方式的逐渐变化。

层的厚度是层的重要的描述标志，也是沉积过程稳定程度的间接指标。按单层厚度将岩层分为下列几种：

块状层 ＞1m 薄层 0.1～0.01m

厚层 1～0.5m 微层 0.01～0.001m

中厚层 0.5～0.1m 显微层 ＜0.001m

要认识岩层的三度空间形态，除了厚度之外，还应注意它们在平面上的展布情况。根据岩层的延伸长度与厚度的比值，可分为三类：

层状：延伸长度/厚度＞1000

似层状：延伸长度/厚度1000～50

透镜状：延伸长度/厚度50～5

层理实际上是层的内部构造。有关层理的主要术语有（图2-2-1）：

图2-2-1 层理的基本类型及有关术语

（据信荃麟，1993）

（1）细层：也称纹层，是层理的最小单位。厚度很小，由几毫米至几厘米，甚至小于1 mm。细层是稳定沉积条件下同时形成的沉积单位。

（2）层系：是由一组在成分、结构、厚度和产状上都相似的同类型的细层所组成的。形成于相同的沉积环境，上下有层面限定。层系是一段时间内水动力条件相对稳定的产物。

（3）层系组：是由两个或更多的，在性质上相似的层系所组合起来的层理单位。层系组与层系组之间有明显的分界面称层系界面。

（二）层理的基本类型

根据形态和成因，层理可以分为；

（1）水平层理：层内微层或细层平直，并与层面平行。这是由于沉积粒度变化、颜色变化，所含片状矿物的定向排列，以及重矿物成分的变化等显示出来的层理。这种层理主要是物质在平静或水流缓慢条件下从悬浮状态中沉积而成的，多形成于河漫滩、闭塞海湾、潟湖、沼泽、较深的湖和海等比较稳定的沉积环境。水平层理在泥质岩、粉砂岩和细砂岩中极为常见。

（2）波状层理：特点是细层呈对称或不对称，规则或不规则的波状起伏，层系界面往往亦呈波状，但总的方向平行层面。这种层理主要是在较浅的湖泊、海湾、潟湖等处由波浪的振荡作用形成的。单向水流运动对于河漫滩沉积也可形成不对称波状层理。

（3）斜层理：层系由一系列倾斜的细层重叠组成，细层与层系界面斜交，层系之间平行或斜交。根据斜层理中层系界面的形态以及层系中细层的倾斜方向，可把斜层理分为斜交层理和交错层理（图2-2-2）两种。

图2-2-2 交错层理的类型及介质运动方向、上层面的判别

（据路凤香等，2002）

小箭头指向上层面；大箭头表示流向

——斜交层理：相邻层系互相平行，而各层系中的细层均向同一方向倾斜，称为斜交层理或单斜层理。斜交层理是因搬运介质（如风、流水）向同一方向运动时形成的。细层倾斜方向指向介质运动的前进方向。

图2-2-3 说明在河流沉积物中的斜交层理与河床底部沙坡的单向移动有关。

图2-2-3 斜层理的形成方式示意图

A.一套斜层理的形成过程，a₁，a₂……表示沙波的移动过程，最后形成斜层理的沙波（a）；B.两套斜层理的形成过程，b₁，b₂……表示沙波的移动过程，最后形成斜层系（a、b）。虚线为被破坏的沙波，实线为被保留的沙波

沙坡是河底的碎屑物质顺着河流方向形成的长形堆积物。沙坡形状不对称，逆流方向为缓坡，顺流方向为陡坡，如在河流中，沙坡顺流移动时，缓坡上的碎屑物质就会顺坡“爬越”上去，然后顺陡坡“跌落”堆积下来。如此周而复始，沙坡不断顺流移动，陡坡方向不断发生沉积，而缓坡一侧却不断遭受破坏。当介质条件有所变化（如处于流速变慢的平水期），顺陡坡方向所形成的一系列倾斜的细层就可保存下来而成斜交层理。斜交层理根据其形成时搬运介质的动力条件和自然地理环境的不同，可进一步划分为急流斜交层理（图2-2-4）和缓流斜交层理（图2-2-5）两种。

图2-2-4 急流斜交层理

图2-2-5 缓流斜交层理

急流斜交层理的特点是细层平直，向一个方向倾斜，倾角较陡，顶角与底角大致相等，往往是由分选和磨圆较差的粗砂或细砾组成。缓流斜交层理的特点是细层弯曲，向底层界面变缓、底角小并呈收敛状，由较细的砂、粉砂等组成，其分选和圆度一般较好。

——交错层理：若相邻层系相互交错，各层系中的细层的倾斜方向多变，则称为交错层理。这种层理是在搬运介质作不定向的运动条件下形成的。由于介质的运动方向不断变化，细层的倾斜方向亦不断改变，形成了层系彼此交错切割现象。交错层理常见于风成、滨海、滨湖、三角洲等沉积物中。

（三）研究层理的意义

层理是沉积岩最典型、最重要的构造。它不仅是沉积岩区别于岩浆岩和变质岩的主要标志；而且研究层理还可以帮助我们判断地层的顶底，确定沉积环境及水流运动强度和方向。现简要叙述如下：

（1）判断地层顶底：斜层理的细层与上层系界面的交角大；与下层系界面的交角小。根据这一特点可帮助判别地层的顶底，确定地层是否倒转（图2-2-6）。

（2）确定沉积环境：河流沉积的斜层理中每一个层系由砂或砾石组成，粒度自下而上逐渐变小，呈韵律性分选，而海成斜层理的粒度则相当均匀。

（3）确定水流运动强度及方向：层系的厚度及碎屑物质的粒度、斜层理的交角常能反映水流运动的强度。斜层理的倾斜方向即示水流方向。

图2-2-6 利用斜层理判别地层层序

A.正常地层，顶朝上；B.地层倾斜，顶朝左上；C.地层直立，顶朝上；D.地层倒转，顶朝右下

二、层面构造、生物成因构造、结核、缝合线

（一）层面构造

未固结的沉积物，由于机械原因或生物在其表面活动所造成的痕迹，有时可被后来的沉积物覆盖而保留在层面上，这种构造现象称层面构造。层面构造主要形成于岩层的顶面，但也可在上覆岩层的底面上留下印痕。层面构造包括：波痕、雨痕、泥裂、虫迹及各种印痕等。

层面构造也是沉积岩区别于岩浆岩、变质岩的依据之一。研究沉积岩的层面构造可以帮助恢复沉积环境，确定地层是否倒转等。现择其主要的分述如下：

1.波痕

波痕是层面上的一种有规律起伏的现象，是风、水流和波浪在沉积物表面留下的波状痕迹。波痕的形状极似水面的波浪，由无数互相平行或近于平行的、等距的或近乎等距的呈线状延长的波峰和波谷组成。波峰的延长方向垂直于介质的运动方向。波痕常发育于砂岩、粉砂岩中，在碳酸盐岩中也可见到。如我国华北地区震旦系石英岩及云南下寒武统沧浪铺组砂岩中均广泛发育有波痕构造。

在野外岩层面上发现波痕，需要对波痕要素进行测量；波痕要素包括波长（L）、波高（H）、陡坡的倾向及倾角等（图2-2-7），此外还可计算一下波痕指数（RI＝L/H），不对称指数（RSI＝L₁（缓而长部分）/L₂（陡而短部分））进行计算。这有助于了解当时水动力情况、沉积环境等。

按成因、波痕可分三种主要类型（图2-2-8）：

图2-2-7 波痕要素图

图2-2-8 几种不同成因的波痕

A.风成波痕；B.流水波痕；C.浪成波痕

（1）浪成波痕：由波浪的旋涡运动进入深水处逐渐变成前后的往返摆动而形成，主要见于湖、海的浅水区。浪成波痕一般呈对称状，波峰尖锐，波谷圆滑，脊线多为直线形，部分出现分支。波痕指数为4～13，大都在6～7 之间。但在近岸由拍岸浪形成的波痕呈不对称状，波痕指数为5～16；大都在6～8之间；不对称指数为1.1～3.8。浪成波痕内部有明显的叠覆状人字形交错层埋。

（2）流水波痕：由单向流水作用形成。流水波痕成不对称状，波峰与波谷均较圆滑，逆流方向为缓坡，顺流方向为陡坡，重矿物粗颗粒集中于波谷处，波痕指数为8～15；不对称指数＞2～2.5。这种波痕常见于河流或海湖的滨岸地带。

（3）风成波痕：呈不对称状，波痕指数为20～50，波峰与波谷圆滑而宽阔，陡坡倾向与风向一致，重矿物和较粗的颗粒堆积在脊部，细粒堆积在波谷处。风成波痕常见于沙漠及湖海滨岸带的沙丘沉积物中。

2.泥裂

泥裂又称干裂，是未固结的沉积物露出水面之后，受到太阳曝晒而干涸时发生收缩所形成的张开干裂缝，后又为上覆沉积物充填而成（图2-2-9）。

图2-2-9 泥裂生成掩埋示意图

（据施罗克，1948）

泥裂常见于泥质岩、粉砂岩、泥质砂岩及碳酸盐岩中。泥裂的断面上宽下窄，常呈“V”字形或“U”字形，宽几毫米至几厘米，大小不一。

泥裂有指示气候及沉积相的意义，并可判断地层的顶底而恢复地层层序。因为裂缝的尖端是永远向下的。

（二）生物成因的构造

由于生物的生命活动而在沉积物中形成的构造，称为生物成因构造。生物对沉积构造的形成和破坏都有极其重要的意义。它可以改造、破坏沉积物的原始层理，形成不显任何内部构造的块状均质岩石；也可以通过某些生物活动形成特殊的构造类型，如叠层构造、虫迹、虫孔等。

（1）叠层构造：叠层构造常见于碳酸盐岩、磷质岩和铁质岩中。叠层构造是由蓝绿藻细胞丝状体或球状体分泌的黏液，将细碎屑物质黏结再变硬而成。它的生长由于季节变化而形成两种基本纹层：富藻纹层和富屑纹层。前者一般较薄，颜色深而后者厚度较大，颜色浅并主要由碎屑所组成。叠层构造就由这两种纹层交替组成，并产生向上突的纹理，不同环境形成不同形态的叠层石（图2-2-10）。

（2）虫迹和虫孔：①虫迹是食泥沙的腕足或腹足、双壳等生物在软泥表面留下的通道或爬痕，属于层面构造。在层面上有时见到圆筒状或压扁的埂状小脊，呈弯曲状或交叉状分布。②虫孔是生物在固结或半固结的沉积物或岩石中进行觅食或穴居的孔道。虫孔多见于浅水地带。生物的钻孔活动对于原生层理的改造和破坏是很强烈的。由于生物扰动作用而造成种种不规则的构造，称为生物扰动构造（图2-2-11）。

（三）结核

结核是指在成分、结构、颜色等方面与围岩有显著区别，且与围岩间有明显界面的矿物集合体。结核的成分有碳酸盐质、锰质、铁质、硅质、磷酸盐质和硫化铁结核等。结核形状有球形、椭球形、透镜状或不规则团块状等；大小悬殊，其内部构造也很不一致。结核常在碎屑岩、黏土岩、碳酸盐岩中成单个或串珠状群体出现。

图2-2-10 叠层石的形态与水动力的关系

（据赵震，1994）

1.层状叠层石；2.微型柱状叠层石；3.穹形叠层石；4.柱状叠层石；5.球状叠层石（核形石）；6.含弥散粒的锥形叠层石；7.锥形叠层石；8.分叉柱形叠层石；9.小型礁体叠层石；10.生物鲕球状叠层石

图2-2-11 各种生物扰动构造及其演变

（据信荃麟，1993）

结核按其生成阶段可分为同生结核、成岩结核和后生结核等三种（图2-2-12）。

图2-2-12 结核的成因类型

（1）同生结核：结核体与沉积物同时形成，即在沉积过程中，某些矿物质围绕它的物质质点层层凝聚而成。如石灰岩中含有燧石结核，砂岩中含有铁结核，以及现代海底的铁锰结核等。同生结核的特点是结核体不切穿层理，层理围绕结核弯曲。

（2）成岩结核：沉积物在成岩过程中，由于物质重新分配而形成。它的特点是结核体部分切穿层理，部分被层理包围。

（3）后生结核：形成于沉积物固结之后，在岩石的裂缝或层理面上，由于交代作用或充填作用而生成。它的特点是呈不规则状或树枝状团块，明显切穿层理而无层理弯曲现象。

当结核（特别是由胶体形成的结核）脱水收缩时，结核产生网状裂隙，这些裂隙后来又被其他矿物所充填而形成一种像乌龟背上的花纹一样的结核，称为龟背石（图2-2-13）。

图2-2-13 龟背石

在实际工作中对结核成分、形状、颜色、构造、与层理关系以及在围岩中的产状特征和含量等方面的研究，可以阐明岩层形成的历史。在结核含量多的岩层中，可利用结核的特征进行地层对比。

（四）缝合线

在碳酸盐岩中，垂直于岩层的断面上常可见到呈不规则状的齿状线，很像动物的头盖骨之间的结合线，称缝合线（图2-2-14）在平面上缝合线呈参差起伏的面，该面称为缝合面，沿此面易于裂开。缝合线长短不一，波状起伏从几毫米至几厘米。延长方向大多数与层理平行，但亦有斜交和垂直的。缝合线常切穿化石、结核、鲕粒、次生方解石脉和后生晶体。

图2-2-14 缝合线

关于缝合线的成因有各种假说，主要认为是在后生阶段压溶的结果，即在岩石中由于地下水沿层面或裂隙流动，同时在压力作用下，相对易溶组分发生溶解而形成。

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赤峰市18890158375： 片理和层理有什么区别?只有沉积岩才有层理吗 - ？
真亮安斯： 片理是在变质岩区,由强烈变形和变质作用,使片状或板状矿物成定向排列而形成的一种面状构造.是变质岩中特有的构造. 层理是沉积岩过程中的原生成层构造和组成叠层石的基本单元,由微生物席黏结或沉淀沉积物构成. 不只是沉积岩才有层理,火山岩也有.层理是在岩石形成过程中产生的,由物质成分、颗粒大小、颜色、结构构造等的差异而表现出的岩石成层构造.一般厚几厘米至几米,其横向延伸可以是几厘米至数千米.常见于大多数沉积岩和一些火山岩中.

赤峰市18890158375： 如何区分各类常见岩石,如花岗岩,石灰石如何区分 - ？
真亮安斯： 三种常见的岩浆岩:1.花岗岩 是分布最广的深成侵入岩.主要矿物成分是石英、长石和黑云母,颜色较浅,以灰白色和肉红色最为常见,具有等粒状和块状构造.花岗岩既美观抗压强度又高,是优质建筑材料.2.橄榄岩 侵入岩的一种.主要矿...

赤峰市18890158375： 2认识几种常见的岩石 - (1) - ？
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赤峰市18890158375： 从图中看出这里的岩层明显呈层状分布,它们最可能属于() - ？
真亮安斯：[选项] A. 岩浆岩 B. 沉积岩 C. 变质岩 D. 喷出岩

赤峰市18890158375： 《土力学与地基基础》课程设计任务书 - ？
真亮安斯： 《理论力学》、《材料力学》、《结构力学》、《混凝土结构》、《砌体结构》、《土力学与地基基础》,还有一些相关的设计规范和施工规范. 回答得