沉积岩的构造

简述沉积岩的构造特征~

一.机械成因的构造： 机械作用形成的构造主要有三种类型其包括：层理、层面构造、变形构造。1）层理 是沉积岩中最常见的一种原生构造，它是通过成分、结构颜色等在垂向上的变化而显示的一种层状构造。层理的基本类型：水平层理、波状层理、斜层理、序粒层理、块状层理。2）层面构造 常见的层面构造有：波痕、泥裂、雨痕、雹痕、晶痕、冲刷面、流痕、槽模、沟模。3）变形构造 是在沉积物沉积的同时或稍后，沉积物尚处于塑形状态时，经变形所形成的构造。常见的变形构造有：负荷印模、球枕构造、包卷层理、滑坡构造、碎屑岩脉、盘状构造等。 二.化学成因的构造 化学成因的构造很常见大致有三类：溶解作用形成的构造、凝聚作用形成的构造、溶解—凝聚作用形成的构造。 三.生物成因的构造，包括生物生长沉积构造和生物扰动构造（生物侵蚀构造）。

沉积岩的结构是指岩石组分的大小、形态和排列方式。沉积岩的结构主要反映组分的几何性质及其相互关系。
沉积岩的结构大体可划分为机械作用形成的结构、化学结构、生物结构和次生结构4种类型(何起祥，1978)。
一、机械作用形成的结构
机械作用形成的结构是指结构组分的大小、形态和组合方式，它们都受介质的运动特征和机械作用规律控制。机械作用形成的结构包括陆源碎屑结构和粒屑结构。其主要特点是，岩石由颗粒与填隙物(胶结物或基质)两部分组成，结构的全貌取决于颗粒的结构和填隙物(胶结物或基质)的结构以及二者的量比和组合关系。
(一)陆源碎屑结构
陆源碎屑结构包括碎屑颗粒的结构、填隙物(胶结物和基质)的结构和二者之间的相互关系。陆源碎屑结构主要见于陆源碎屑岩中。
1.碎屑颗粒的结构
碎屑颗粒的结构主要通过颗粒的大小与分选、颗粒的形态和颗粒的表面特征3方面的定量或定性指标来描述。

图11－1 单个碎屑颗粒的最大视直径(d)

(1)粒度与分选
◎粒度和粒级:颗粒的大小称为粒度。单个碎屑的粒度通常指最大视直径(图11－1);为了便于研究需将粒度划分为若干个级别，这种粒度的等级称为粒级。
目前常用的粒级划分方案主要为等比级数粒级划分及其衍生的φ粒级。等比级数粒级划分亦称为Udden-Wentworth粒级，该粒级划分是以2n的毫米值作为粒级的界限，具体表达为以2(粒度＞1mm)或1/2(粒度＜1mm)为公比的等比级数(图11－2)。按照公式可以将Udden-Wentworth粒级转换为φ粒级:

岩石学

其中:d为颗粒直径，单位为mm。
Φ粒级划分的优点是便于利用数理统计方法处理粒度分析资料，也是国际通用的粒级划分方案。

图11－2 Udden-Wentworth粒级与φ粒级(Tucker，2008)

在沉积物研究中，砂级以下碎屑颗粒大小的确定一般通过筛析法和沉速法获取。其中，沉速法主要应用于粉砂级以下的碎屑颗粒大小的分析。在碎屑岩的研究中，砂级以上碎屑颗粒的大小主要通过薄片粒度分析法进行。
◎分选:是指碎屑颗粒大小的均匀程度，一般将其划分为极好、好、中等、差和极差5个级别(图11－3)。

图11－3 碎屑颗粒分选程度的目估分级(Tucker，2008)

(2)颗粒的形态颗粒的形态一般根据圆度和球度来描述。
◎圆度:是指颗粒棱角的磨圆程度，一般分为极棱角状、棱角状、次棱角状、次圆状、圆状和极圆状(图11－4;表11－3)。圆度的划分和识别可以根据颗粒的切面(薄片)或颗粒的投影定性(图11－5)或定量地获取。
圆度可用颗粒图像每个角的平均曲率半径与最大内接圆的半径(图11－4)之比(Pettijohn，1975)来表示，即:

岩石学

式中:P为颗粒的圆度值;ri为角的曲率半径;R为最大内接圆的半径;N为角的数量。
◎球度:是指颗粒接近球体的程度。球度是根据与颗粒体积相同的球体横切面面积与该颗粒的最大投影面积的比值来确定的(Sneed＆Folk，1958)。球度的数学定义为:

岩石学

式中:A、B、C分别为颗粒的长、中和短轴;φP为球度。

图11－4碎屑颗粒圆度分级及圆度与球度的关系(Pettijohnetal.，1987)

表11－3圆度的定性划分标志



图11－5 颗粒最大投影面上的圆度测量(图中数字为半径)(Pettijohn，1975)

由以上公式可以看出，颗粒的3个轴越接近相等，球度越高。因此，片状矿物和柱状矿物颗粒都具有很低的球度。
球度与圆度是两个不同的概念，球度高的颗粒其圆度不一定好。
此外，由于颗粒的形状是由颗粒的A、B、C三个轴的相对大小来决定的，而球度的定义并不能表明其形状特征。因此，Zingg(1953)根据A、B、C三个轴的长度比，将颗粒分为四种形状:
圆球体:B/A＞2/3，C/B＞2/3
椭球体:B/A＜2/3，C/B＞2/3
扁球体:B/A＞2/3，C/B＜2/3
长扁球体:B/A＜2/3，C/B＜2/3
碎屑颗粒形状的度量主要用于砾石的研究。
(3)颗粒的表面特征
颗粒的表面特征包括颗粒表面的光滑程度和刻蚀痕迹。霜面为沙漠石英颗粒所特有，而冰川砾石的表面具有特征的擦痕。目前对于碎屑颗粒表面的研究主要集中于砾石和石英砂。砾石表面特征可以直接观察，这也是冰水沉积研究的常用方法之一。石英砂的表面特征研究主要通过扫描电镜进行，研究的目的主要是识别石英砂的沉积环境。
(4)颗粒组构
颗粒组构是指沉积岩中颗粒的排列方式、充填方式以及颗粒之间的接触关系(图11－6)，是沉积物结构中的一个重要方面。
沉积物的定向排列是一种重要的组构，反映沉积介质和沉积物相互作用的关系，具体表现为不同成因的砾石在空间上的排列方式不同。沉积物的充填方式将直接影响孔隙度和渗透率，充填方式又取决于颗粒的大小、形状和分选。孔隙度高时，倾向于立方体形充填，孔隙度低时，倾向于斜方六面体形充填。分选差的沉积物颗粒间接触更紧密，孔隙度更低。在压实和压溶作用下，碎屑颗粒不但排列越来越紧密，颗粒间的接触性质由点接触变为线接触，甚至接触界线弯曲呈缝合线状。

图11－6 颗粒的组构(Tucker，2008)

2.填隙物(胶结物与基质)的结构
碎屑岩中填隙物分为胶结物与基质两种类型。胶结物是指以化学或胶体化学方式沉淀的自生矿物，基质则由粒度小于0.03mm的碎屑黏土矿物和细粉砂构成。
(1)胶结物的结构
按照胶结物的结晶程度可将胶结物分为非晶质结构、隐晶质结构和显晶质结构。具有非晶质结构的胶结物通常为蛋白石、磷酸盐和铁质等;具有隐晶质结构的胶结物通常有玉髓、磷酸盐等;具有显晶质结构的胶结物在砂岩中最为常见，常见的胶结物包括碳酸盐矿物(方解石、白云石、菱铁矿等)、石英、长石和自生黏土矿物等。这些显晶质结构胶结物可根据晶体的排列方式或交生关系划分为粒状结构、栉状结构、嵌晶结构和次生加大结构等(图11－7)。
◎粒状结构:是指胶结物呈大小不一的粒状晶体，他形镶嵌，排列无一定方向性的结构(图11－7c)。该结构多见于碳酸盐胶结物。
◎栉状结构:亦称为丛生结构。胶结物呈纤维状或短柱状晶体垂直于碎屑颗粒表面生长，常见于石英和自生黏土矿物胶结物中(图11－7d)。
◎嵌晶结构:又称连生结构。以胶结物结晶成中晶或粗晶晶体，将一个或数个碎屑颗粒包裹在中间为特征(图11－7e)。在正交偏光镜下，可见多个毗邻孔隙内的胶结物同时消光的现象。该结构多见于碳酸盐矿物和石膏胶结物。
◎次生加大结构:主要特征为胶结物的矿物类型与碎屑颗粒相同，光性方位一致(次生加大石英)或近乎一致(次生加大长石)(图11－7f)。

图11－7 胶结物结构(何起祥，1978)

(2)基质的结构
基质是由粒度小于0.03mm的碎屑黏土矿物和细粉砂构成，是机械沉积的产物。这里指的基质的粒度界限主要适用于砂岩，而对较粗的碎屑岩中，基质的粒度也相应变粗。从成分上看，基质多为黏土矿物，有时可见碳酸盐灰泥以及一些细粉砂碎屑颗粒。基质的含量是反映水动力强度的重要标志，同时可指示搬运介质的流动特征和碎屑组分的分选性。
3.胶结类型和支撑类型
碎屑颗粒与胶结物之间的相互关系和结合方式定义为胶结类型，而碎屑颗粒与基质之间的相互关系和结合方式习惯称为支撑类型。
胶结类型包括基底式胶结、孔隙式胶结和接触式胶结以及充填胶结四种类型(图11－8)。支撑类型细分为基质支撑和颗粒支撑。

图11－8 胶结类型(何起祥，1978)

◎基底式胶结:胶结物含量较高，碎屑颗粒孤立地分布于胶结物中，互相不接触或只有少量颗粒彼此接触(图11－8a)。如果颗粒与基质分布不均，呈斑块状或凝块状，则称凝块式胶结(图11－8b)。在类似的情况下，如果岩石中分布的是基质而非胶结物，则称为基质支撑。
◎孔隙式胶结:是指碎屑颗粒紧密接触，胶结物充填在粒间孔隙中的胶结方式(图11－8c)。在类似的情况下，如果岩石中分布的是胶结物而非基质，则称为颗粒支撑。
◎接触式胶结:是孔隙式胶结的一种特殊类型，其胶结物极少，仅存于颗粒接触处的胶结方式，颗粒之间的胶结物往往是由于被淋滤或溶解而消失殆尽(图11－8d)。
◎充填式胶结:如果被淋滤的孔隙部分再次为胶结物充填则称为充填式胶结(图11－8e)。
(二)粒屑结构
粒屑结构主要见于内源沉积岩中，尤其是在碳酸盐岩中最为常见。虽然具有粒屑结构的岩石也是由颗粒和填隙物两部分组成，但其构成与陆源碎屑结构完全不同。内源碎屑岩中常见的粒屑为内碎屑、生物碎屑、鲕粒和豆粒、团粒、团块和核形石(图11－9)。填隙物可分为两类，一类为粒度为0.001～0.004mm(石化后的粒度为0.001～0.035mm)的泥晶方解石，另一类为粒度通常大于0.01mm、干净透明的亮晶方解石。

图11－9 粒屑结构类型(何起祥，1978)

1.颗粒的类型
◎内碎屑:由未固结的碳酸盐沉积物经冲刷破碎短距离搬运而形成，由于它形成于盆地内部，因而称为内碎屑。内碎屑可根据粒度进一步划分为砾屑、砂屑、粉屑和泥屑，其粒度与陆源碎屑结构的砾、砂、粉砂和黏土的划分一致。
◎生物碎屑:由盆地内部的生物骨骼原地或异地堆积而成。生物碎屑一般经过水流破碎、磨蚀或搬运，因而都具有磨圆和分选现象。
◎团粒:是由泥晶方解石组成的卵圆形或次卵圆形颗粒，无明显的内部构造，有时含有极细的生物碎屑，粒度一般为粉屑至砂屑。
◎团块:是一种外形不规则的复合颗粒，常常由泥晶方解石胶结几个鲕粒、团粒或粪粒构成。其成因主要有两种，一种为凝聚作用，另一种为未固结的碳酸盐沉积物的破碎再胶结作用。
◎鲕粒:是具有核心和同心层结构的球状颗粒，其粒度为2～0.25mm，常见的鲕粒为粗砂级(1～0.05mm)，大于2mm和小于0.25mm的鲕粒较少见。鲕粒的核心可以是内碎屑、生物碎屑、球粒、陆源碎屑颗粒等;同心层主要由泥晶方解石构成。现代海洋环境中的鲕粒由文石组成。有的鲕粒具有放射状结构。根据鲕粒的核心与同心层的大小及鲕粒的形态特征，鲕粒可细分为正常鲕、表皮鲕、负鲕、复鲕、放射鲕、单晶鲕和多晶鲕。
◎豆粒:直径大于2mm的由核心和同心层结构的球状颗粒称为豆粒。
◎核形石:形状不规则的颗粒，常由非同心状的藻类泥晶纹层围绕一个固体核心组成，常为厘米级大小。
2.胶结物的结构
粒屑的胶结物结构与陆源碎屑岩基本相同，主要差别是，粒屑的胶结物有时表现为悬挂式胶结。
◎悬挂式胶结:表现为栉状胶结物围绕粒屑的分布不对称，各个粒屑的栉状胶结物在粒屑的同一部位(下部)极为发育。其形成是由于松散沉积物处在地下潜水面以上时，大气降水可以通畅地向下渗透。其中部分渗透水可能悬挂在的下方，进而形成悬挂式胶结物(图11－10)。

图11－10 悬挂式胶结物(针状方解石)(路凤香等，2002)视域直径为2.5mm

(三)泥状结构
泥状结构是粒径小于0.004mm的颗粒组成的结构类型，几乎完全由黏土矿物组成。常见于泥质岩和细粒内源沉积岩中。纯泥状结构少见，通常都有数量不等的砂或粉砂混入，从而构成砂泥状结构或粉砂泥状结构等过渡类型。
二、化学结构
化学结构由化学结晶作用形成，最常见的类型为结晶结构。岩石的全貌取决于矿物的形态、大小和结合方式。化学结构主要见于内源沉积岩中。按照结晶程度可分为非晶质结构、隐晶质结构和显晶质结构:①非晶质结构见于一些化学或胶体化学成因的岩石类型中，如硅质岩、磷灰岩等;②隐晶质结构由微晶矿物集合体组成;③显晶质结构按照结晶颗粒的大小分为粗晶(＞2mm)、中晶(2～0.062mm)、细晶(0.062～0.004mm)和微晶(0.004～0.001mm)。按矿物自形程度，显晶质结构又分为半自形、自形、他形结构(图11－11)。

图11－11 化学结构(何起祥，1978)

三、生物结构
生物结构是原地生长的底栖固着生物通过生命活动，由生物骨架和伴生的生物化学组分构成的结构，也称生物骨架结构。生物结构主要指生物岩中的结构，其形成与生物的生命活动有关。结构的具体特征取决于生物的门类及其生活习性，如珊瑚礁结构、藻礁结构和硅藻结构等。常见于礁灰岩中。
生物结构一般由造礁生物骨骼、附生生物遗体、造礁生物碎屑和化学沉淀物质构成。主要造礁生物为珊瑚、藻类、层孔虫、软体动物及苔藓虫。附生生物为棘皮动物和有孔虫等。化学沉淀物质主要为纤维状方解石。
四、次生结构
次生结构形成于成岩或后生阶段，是沉积物质在成岩和后生阶段中重新分配的结果。常见的类型有交代结构、重结晶结构和残余结构等。

沉积岩的构造总称为沉积构造（sedimentary structure），指在沉积作用或成岩作用中在“岩层”内部或表面形成的某种形迹特征，这里的“岩层”是指由区域性或较大范围沉积条件改变而形成的构成沉积地层的基本单位。相邻的上下岩层之间被层面隔开。层面是一个机械薄弱面，易被外力作用剥露出来。无论是岩层内部还是岩层表面的构造都有不同的规模，但通常都是宏观的。

沉积构造的类型极为复杂，描述性、成因性或分类性术语很多。其中，在沉积作用中或在沉积物固结之前形成的构造称为原生沉积构造（primary sedimentary structure），在沉积物固结之后形成的构造称为次生沉积构造（secondary sedimentary structure）。在已研究过的沉积构造中，绝大多数都是原生沉积构造。从形成机理看，任何构造都无外乎物理、化学、生物或它们的复合成因，相应的构造也就具有了相应的形迹特点，特别是原生沉积构造常常与沉积环境的动力条件、化学条件或生物条件有密切的成因联系，对沉积环境的解释或岩层顶底面的判别都有重要意义。这里只介绍表11-2中列出的较常见和较重要的原生构造类型。

表11-2 常见的沉积构造类型

1.物理成因的构造

1）层理构造

层理（bedding）是沉积物以层状形式堆叠而在岩层内部形成的层状形迹，它由沉积质点的颜色、成分或形状、大小等显示。绝大多数层理都是在沉积作用中形成的，主要与流体的机械作用有关，部分还与化学或生物作用有联系，被称为沉积层理。极少数层理是在埋藏以后和固结以前通过机械重组或化学沉淀形成的，被称为成岩层理。通常所说的层理都是指沉积层理，其中可以分出纹层或有纹理显示的层理为纹层状层理，如水平和平行层理、交错层理、脉状或透镜状层理等等；分不出纹层或没有纹理显示的层理为非纹层状层理，如递变层理、块状层理等。需要着重指出的是，虽然层理是显示在岩层的某个断面上，但它们都是三维空间中的层状单位，它们显示的形态或延伸方向既与层理本身有关，也与断面的方位有关，这一点在确定层理类型或利用层理判断流向时尤为重要。

水平层理（horizontal bedding）纹层呈平面状，相互平行叠置且与层面平行。纹层厚度多在1mm以下，少数可达1～2mm，在岩层各个方位的垂直断面上都有较密集的平行直线状纹理显示。常产在粉砂岩、泥质岩或粒度相当的其他岩层内，可看成是水流缓慢或静水条件下的沉积产物。

平行层理（parallel bedding）与水平层理相似，也由平面状纹层平行层面叠置而成，不同的是纹层厚度较大，构成粒度较粗，纹理常不如水平层理清晰。有些平行层理可沿纹层面剥开，剥开面上可出现一些长短不一、相互平行的微细沟脊状直线形条纹，称为剥离线理（图 11-1），它是由颗粒在沉积物表面滚挪动形成的。平行层理多产在粗砂岩、砂砾岩或粒度相当的其他岩石内，是水体较浅、流速较高或反复冲刷环境的产物。

图11-1 平行层理和剥离线理

交错层理（cross-bedding）纹层与层面呈斜交关系，相互平行叠置成单个的层系再组合成层系组，单个纹层的厚度可随纹层构成粒度的增大而变厚，从小于1mm到数厘米不等。纹层和层系界面可以是平面状，也可以是曲面状，相互常常斜交，偶而也可以平行。相邻的层系界面可以彼此独立，也可以依次切割，在粉砂岩、砂岩、砾岩或粒度相当的其他岩石内都有广泛分布。无论在形态上还是在成因上，交错层理都是最复杂多变的一种层理类型，进一步细分常常十分困难，实践中，可按层系的形态分成以下4种（图11-2）：

图11-2 一般交错层理及流向和上层面的判别

（1）板状交错层（tabular cross-bedding）：各层系界面均为平面且与层面平行，单个层系呈等厚的板状，其中纹层较平直或微下凹，与层系界面斜交。

（2）楔状交错层（wedge cross-bedding）：各层系界面也为平面，但彼此不平行，单个层系不等厚而呈楔状，其内纹层与板状交错层相仿。

（3）波状交错层（wavy cross-bedding）：层系界面为波状起伏的曲面，相邻界面可以相交也可以不相交，总的延伸方向与层面平行。纹层也与层系界面斜交，但有时也可能不太清晰。

（4）槽状交错层（trough cross-bedding）：层系界面为下凹勺形曲面，在岩层不同方位的断面上，曲面下凹的程度不同，一般在垂直流向的断面上比在平行流向的断面上下凹更强。层系内的纹层多呈下凹的曲面，通常与层系界面斜交，偶而平行。

上述4种交错层还可按层系的厚度进一步划分，单一层系无论是否等厚，均以它的最大厚度为准，最大厚度小于3cm时为小型，3～10cm时为中型，大于10cm时为大型，所以实际的交错层就有大型板状、中型槽状、小型波状等等的区别。

这些交错层大多是定向水流的作用产物，水的流速对层系厚度有重要影响。在一定范围内，流速愈大，所形成的层系厚度也愈大。相对而言，水平层理、小型、中型、大型交错层理和平行层理大致可反映流速由低到高的变化序列。

交错层理常被用来判断水的流向，即同一层系内纹层的倾斜方向就代表了形成该层系时的流向。有些交错层还可指示岩层顶面，即当纹层为下凹的曲面状时，它与层系的下界面可以呈逐渐相切关系而与上界面为角度交截关系（图11-2）。

除上述一般交错层理外，还有许多具有特殊形态和成因的交错层理，这里介绍几种主要类型（图11-3）。

图11-3 几种特殊的交错层理

（1）羽状交错层（herringbone cross-bedding）指上下相邻层系中的纹层倾斜方向相反的一种交错层，也称青鱼刺状或双向交错层，多出现在板状或楔状交错层中。形成于流向可以反转的环境，如三角洲或潮汐带内。

（2）冲洗交错层（swash cross-bedding）：本质上属于羽状或楔状交错层，但同一层系的上下界面和它们与层面的夹角都很小，相邻层系纹层的倾斜方向可以相同，也可以相反，纹层非常平直，与层系界面大致平行或小角度交截。形成于可受反复冲刷的滨海或滨湖环境，赋存岩石多是缺少泥质的砂岩或粒度相似的其他岩石。

（3）浪成交错层（wave-ripple cross-bedding）：断面上很像槽状交错层，层系界面波状起伏，局部对下面的层系有较强的切割，横向上可过渡为相邻层系内的某个纹层界面。纹层多为横向延伸的舒缓波曲状，大致与层系界面平行，但在层系的一端会逐渐汇聚成束或被另一个层系界面交截。通常认为浪成交错层是在沉积速率较高的条件下，由水的流动和振荡运动综合作用形成。它可形成在各种水深条件下，但在浅水中很容易遭到破坏。常作为偶受风浪扰动较深水环境的标志，一般发育在富含泥质的粉砂或细砂岩中。

（4）丘状交错层（hummocky cross-bedding）：层系呈宽缓的圆丘状，纵断面上，丘宽可达1～5m，丘高约20～50cm或更高，垂向上大多只出现1～3个层系。层系内的纹层与层系边界基本平行，但向着丘顶或丘谷方向收敛，在丘谷处与相邻层系内的纹层以小角度交错或呈过渡关系。在这一点上，它与浪成交错层很相似。实际上，丘状交错层的形成也与水的振荡作用有关，是水面的巨浪引起深部水体也随之振荡的产物，只是它标志的水深要比浪成交错层更大，赋存岩石也多是富泥的粉砂岩或细砂岩。

（5）风成交错层（wind-driven cross-bedding）：通常是板状或楔状交错层，但层系厚度很大，一般在几十厘米到几米之间，纹层也较厚，最厚可达2～5cm，多呈平板状。赋存岩石多为干净的中细砂岩（很少含泥），形成于缺少植被的陆表环境，如沙漠、裸露海岸地带等。

脉状层理（flaser bedding）和透镜状层理（lenticular bedding）这两种层理都是泥质和砂质（通常是粉砂或细砂）沉积物交替沉积形成的一种复合层理。脉状层理又称压扁层理，其主要特征是沉积物以砂为主，断面上，泥只以起伏脉状或细长飘带状等夹在砂质沉积物中。透镜状层理相反，沉积物以泥为主，断面上，砂只以透镜状或细长飘带状等夹在泥质沉积物中。两种层理中的砂质沉积物还可以发育像交错层理那样的纹层。垂向上，间隔出现的砂或泥的厚度均较小，一般不超过1～2cm，常常只有几个毫米。在岩层中，两种层理常常共生，有时还有过渡类型（砂泥数量大体相仿，图11-4）。成因上，两种层理都是在沉积物供应较充分的条件下由速度不稳定的流水沉积而成，若流速总体较高，只间或降低，形成脉状层理；相反，若流速总体较低，只间或（或阵发性）增高，则形成透镜状层理。不过，即使是在流速较高时，其流速大致也只相当于形成小型交错层的流速。在河漫滩、三角洲前缘、潮汐带、湖滨等环境经常有这两种层理产出。

图11-4 脉状层理和透镜状层理

粒序层理（graded bedding）粒序层理又称递变层理，是一种重要的非纹层状层理，层理中没有任何纹层或纹理显示，只有构成颗粒的粗细在垂向上的连续递变。在原始岩层的断面上，按递变趋势，粒序层理可分为3种：自下而上，颗粒由粗到细的递变称正粒序；由细到粗的递变称反粒序；若正反粒序呈渐变性衔接称双向粒序。另外，按粗细颗粒的分布特征，粒序层理还可分为粗尾粒序和配分粒序两种：粗尾粒序（coarse-tail grading）是在整个递变层中，细颗粒作为粗颗粒的基质存在，递变只由粗颗粒的大小显示；配分粒序（distribution grading）是在粗颗粒之间没有细颗粒基质，粗细颗粒呈递变式分开（图11-5）。宏观上，通常的递变是砂、粉砂级颗粒或它们与泥级的递变，少数可涉及砾级或只在砾级之间递变。有些只在粉砂级和泥级之间的递变难以在宏观上觉察，只有在显微镜下才能发现，这样的递变称显微粒序。一次递变的累积厚度与递变颗粒的粒度有关，如砂、粉砂、泥级的递变一般不超过20～30cm，最薄的有几毫米，而单由砾石显示的递变则可达1～2m或更厚。粒序层理有两种基本成因，最常见的是由碎屑物重力流或密度流（如泥石流、浊流风暴流等）快速卸荷形成粗尾粒序层理，相对少见的是由水流速度逐渐改变形成配分粒序层理。

图11-5 粒序层理的基本类型

块状层理（Massive bedding）当整个岩层或岩层内的某个层状部分的成分、结构或颜色都是均一的，或虽很杂乱，但却具有某种宏观的均一性，既没有纹层或纹理显示，也不是其他层理的构成部分，该岩层或层状部分就具有块状层理，或称为均匀层理（homogeneous bedding）（图11-6）。块状层理可以是沉积形成的，也可以是其他层理经成岩作用改造形成。沉积的块状层理有两种成因，一是环境条件（包括原始物质的供应、环境的物理、化学和生物特性等）长期稳定不变，沉积物是完全均匀累积起来的；二是极高密度的碎屑物重力流或密度流快速卸荷，各种成分和粒度的颗粒来不及分异都同时沉积下来。改造形成的块状层理也有两种成因，一是由钻泥生物反复掘穴、扰动使原沉积物均一化（详见生物扰动构造）；二是在重结晶、交代等化学过程中，沉积物的原始层理完全破坏而造成了宏观上的均一性。

图11-6 块状层理

有些泥质或仅含部分粉砂的岩层在宏观上为块状层理，但在显微镜下可以见到微细的纹层或粒序特征，严格说，这时不能称为块状层理而应称为相应的显微层理。

2）冲刷构造

冲刷构造（scour structure）是一种发育在不同粒度岩层分界面上的凹凸状构造，是由较高流速的流体在下伏沉积物顶面冲刷出一些下凹的坑槽，尔后又被上覆沉积物覆盖形成并保存下来的。冲刷成的坑槽称冲坑或冲槽，合称为冲刷痕（scour marks）。它们被覆盖后，在覆盖层底面就会形成与冲刷痕的大小和形态完全一致的凸起，它们被称为铸模、印模或简称为模（casts，molds）（图11-7）。通常情况下，冲刷流体同时也是沉积覆盖层的流体，所以覆盖层往往比被冲刷层的粒度更粗，例如在发育有冲刷构造时，常常是砾质岩层覆盖在砂质岩层之上或砾质、砂质岩层覆盖在粉砂质岩层之上。当被冲刷的是含泥质较高的沉积物时，在覆盖层底部有时还含有从被冲刷层中冲刨出来的碎块（泥砾）。

图11-7 冲刷构造的形成及产出标志

冲刷构造中一种较特殊的类型是槽模（flute cast），它常常出现在泥质层被冲刷后的砂质覆盖层的底面上，是由一系列平行排列的舌状凸起构成的。这些舌状凸起在同一方向上都凸起较高，向另一端降低，逐渐过渡到与底面一致。单个舌宽几毫米到几厘米，舌长几厘米到几十厘米，表面通常光滑，有时有平行长轴延伸的平直小脊。平行槽模的长轴，由凸起端到低平端的方向代表了冲刷流体的流向。

当冲刷构造的规模很大或者规模不大，但岩层面难以剥开时，冲刷构造常表现为上下岩层间的圆滑、非规则的波曲状接触界线，波曲的起伏通常不大，多为几厘米到几十厘米，超过几米的较少见，横向上，它可任意截断下伏岩层的内部构造（如层理），有时可切断一层以上的下伏岩层（图11-7）。

3）泥裂、雨痕和雹痕

这3种构造都是刚沉积的松软沉积物顶面暴露在大气中形成的，被统称为暴露构造（exposed structure），常出现在泥质岩、泥质粉砂岩或相当粒度的石灰岩中（图11-8）。

泥裂（mudcrack）又称干裂（desiccation crack），是在气候干旱或太阳暴晒时，暴露的沉积物因快速脱水收缩形成的一种顶面裂隙构造，裂隙宽约 1～2 mm或几毫米以上，呈折线或曲线状延伸，两个方向的裂隙相遇时常呈 T 形或Y形连通而将顶面分割成一系列直边或曲边多边形。在岩层断面上，裂隙一般垂直层面，内壁平整，长几毫米到几厘米，终止于本岩层内部，底部末端呈V 字形，有时呈 U 字形，偶尔可穿过整个岩层，但不穿透下伏岩层的顶面。裂隙中多有上覆沉积物充填。

图11-8 泥裂（a）和雨痕或雹痕（b）

雨痕（raindrop imprint）是由较大，但较稀疏的雨滴在松软沉积物表面砸出来的平底状浅坑。单个浅坑大致呈圆或椭圆形，直径多为2～5mm，深度多在1mm以下，最深不超过2mm，坑缘常略高于层面。雹痕（hail imprint）与雨痕大体相似，仅坑底常为圆弧形，坑缘凸起也更高一些。不过严格区分雨痕和雹痕也没有太大实际意义。

2.生物成因的构造

1）生物扰动构造（bioturbation structure）

由动物的机械行为（同沉积的爬行、沉积后的挖掘等）使松软沉积物原有的沉积特征、特别是原有的构造特征遭到破坏而导致的一种无定形构造称为生物扰动构造。按扰动强度的不同，生物扰动构造可有不同表现，原始沉积层可从较轻微的分割变形到成为细碎斑块的大小混杂，较大斑块的表面常凸凹不平，形态各异，边缘清晰或模糊，扰动更强时，斑块逐渐消失，沉积物将完全均一化（图11-9）。在露头中，若岩层的扰动还未达到均一化或只在局部位置被扰动，可称生物扰动构造；若岩层被完全扰动而全部均一化了，则称块状层理。当然，这时的块状层理为生物扰动成因。生物扰动强度与活动性底栖生物的繁盛程度有关，通常沉积速率不大的湖泊或浅海环境对其形成有利。

2）叠层构造（stromatolitic structure）

这是由单细胞或简单多细胞藻类（还有细菌）等在固定基底上周期性繁殖形成的一种纹层状构造，其中的纹层称藻纹层，可出现在碳酸盐岩、硅质岩、铁质岩或磷质岩中。形成叠层构造的藻类个体仅几微米到几十微米，没有骨骼，在岩石中是以富含有机质的痕迹形式存在的，故称其为隐藻。当条件适宜时，藻类大量繁殖，所形成的纹层含有机质较多，称富藻层或暗层，条件不适宜时，藻类基本处于休眠状态，所形成的纹层含有机质较少或不含有机质，称贫藻层或亮层。富藻层和贫藻层交替叠置所显示的形迹即称为叠层构造。

图11-9 生物扰动强度示意

在叠层构造中，富藻或贫藻的单一纹层厚度多不到1mm，但叠置成的宏观形态则变化很大，其基本形态大致有水平状、波状、倒锥状、柱状和分支状等（图11-10）。叠层构造在被上覆沉积物覆盖之前如果仍保存完好，则在岩层顶面可有相对低矮的圆丘或峰柱，如果已被侵蚀，则只会显示同心的菜花状图案（图11-10）。

低等藻类或细菌都是生命力极强的生物，在非常恶劣的条件下也能正常生长繁殖。已经知道，在潮湿条件下，有些现代蓝绿藻正常生长繁殖的条件极限值是温度不低于40℃，盐度不低于250‰，pH值不低于10.5（Brock，1976），所以无论在时间上还是在空间上，叠层构造都有相当广泛的分布。但是，由于藻类要进行光合作用才能生存，所以叠层构造只产在浅水或极浅水环境，尤其在海洋中更普遍。另一方面，许多无脊椎动物都是以低等藻类为食的，当它们过分繁盛时也会抑制藻类的繁盛和累积，就此而言，滨海区的潮上带和潮间带对发育叠层构造最合适，那里阳光充足，多变的环境条件也可将绝大多数无脊椎动物排斥在外。

据研究，叠层构造的形态与环境条件具有密切关系。大体说来，潮上带不存在光照问题，藻类生长基本上没有竞争，易形成均匀的水平状或微波状；潮下带长期被水淹没，为得到更多的阳光，竞争比较厉害，只有具有竞争优势的部分藻体才会更快地生长繁殖而突出出来，因而易形成较高的柱状或分支状；潮间带间歇性被水淹没，形态就在这二者之间，以波状、倒锥状、低矮柱状等为主。

关于藻类繁盛周期，目前尚无一致的看法或观察结果，大致有潮汐周期、昼夜周期和季节周期的不同，这或许与藻类的属种差异有关。

图11-10 叠层构造的基本形态

3.化学成因的构造

1）晶痕和假晶

在化学沉积作用中结晶出来的矿物晶体被泥级、粉砂级沉积物掩埋后，因沉积物失水收缩可稍稍突出在岩层顶面，突出部分同时也会嵌入到覆盖层的底面，当矿物晶体被选择性溶解后就会在两岩层接触面上留下与晶体大小和形态完全一致的空洞，该空洞就称为晶痕（crystal print）。晶痕被充填或原晶体直接被别的矿物交代就成了假晶（pseudocrystal）。若将岩层面剥开，假晶通常位于下伏岩层的顶面，在上覆岩层底面只有晶痕。自然界中实际形成晶痕或假晶的矿物主要是呈立方体的石盐，偶尔是呈板状、柱状或针状的石膏，它们的共同特征是形态比较规则（全自形），个体也比较大（多大于1mm）（图11-11）。石盐或石膏都是超高盐度条件下的结晶产物，因而它们的假晶均可代表干旱炎热气候条件下的浅水环境，典型地出现在内陆盐湖或滨海地区。应当指出，由晶体溶解造成的空洞或假晶会更多地出现在岩层内部，但无论是宏观还是微观，习惯上都不将它们看成是沉积构造而看成是一种结构，这一点将在成岩作用一章中再作介绍。

图11-11 泥质岩层顶面的石盐假晶

2）鸟眼构造

鸟眼构造（birdseye structure）是碳酸盐岩层内部成群出现的，常被较粗方解石（偶尔是石膏）晶体充填的一种孔洞状构造，孔洞边缘清楚，形状不很规则，大多平行层面一向伸长，大小通常在几毫米到几厘米之间，均匀或不均匀。由于充填物常呈白色，故也称雪花构造（图11-12）。有些鸟眼构造是显微级的，只有在显微镜下才能见到。

鸟眼构造中的孔洞大致平行层面伸长暗示在孔洞生成的同时或稍后可能曾在垂向压力下有过一定塑性变形。据此推测，这些孔洞应该形成在沉积物固结之前，但对其具体生成机理却还未取得共识。已有的成因解释包括沉积物干缩、有机质（尤其是藻类）腐烂、胀气和可溶性盐类矿物（如石膏）被选择性溶解或交代等。或许它本来就有多种成因。

图11-12 鸟眼构造

鸟眼构造的赋存岩石主要是极细晶、泥晶级石灰岩或白云岩且多与低等藻类的沉积作用有关，有些就与水平或波状叠层构造共生。虽然它们出现在沉积物被埋藏之后，但现在较普遍的看法是它们主要产在潮上带，其次是潮间带，而潮下带则比较罕见。

3）结核

在成分、颜色和结构构造等方面与围岩有显著区别的非层状单位的自生矿物集合体称为结核（concretion，nodule），也可看成是附生或寄生在围岩中、具有自己独立性状的另一种零星的岩石实体，常见于陆源碎屑岩、碳酸盐岩或古土壤层内部或层间界面上。结核外部形态变化很大，但多呈较规则到极不规则的瘤状，也可呈透镜状、饼状、姜状等。它与围岩的界线可以截然，也可模糊，大小从几毫米、几厘米到几十厘米多见，最大可达几米。按自生矿物成分，结核可分为钙质、硅质、铁质、锰质和磷质的等。有些结核的成分单纯，有些则混有围岩的成分。结核内部可以是均一的，也可以有某种非均一的构造形迹，如方格状、放射状、同心状、菜花状、网格状等，有时还隐约有与围岩层理连续过渡的层理痕迹，有些钙质、硅质结核内部还有生物遗体或遗迹。通常，钙质结核主要产在砂岩、粉砂岩和泥质岩（包括古土壤层）中，硅质结核主要产在碳酸盐岩中，其他成分的结核则可产在上述各种岩石中。

所有结核都是化学或生物化学成因的。按它与围岩形成和演化的关系，结核可进一步分为同生结核、成岩结核和次生（或后生）结核3种成因类型（图11-13）。同生结核是在大致与围岩沉积的同时，在沉积环境中形成的，常是胶体絮凝作用的产物。这种结核常有清晰的边界，成分比较单纯，内部均一或有放射状、同心状、菜花状等形迹，围岩层理与其边缘相切或圆滑地绕过。成岩结核是在围岩固结过程中形成的，可看成是围岩物质成分在固结阶段通过选择性溶解、运移再沉淀或围岩成分被交代的结果。这种结核有清晰或不清晰的边界，多切断围岩层理或保留有围岩层理的残余，但在上下边界处，围岩层理也可与之相协调或稍有变形，偶尔也可受围岩层理的限制，内部常含有围岩成分或含生物遗体或遗迹。次生结核是在围岩固结之后形成的，通常只是围岩溶洞的化学充填物，实际就是一种晶洞构造。这种结核边界清晰，围岩层理完全被它切断，内部矿物晶体多自形，有时有向心生长的趋势，在其中心部位有时还有未被填满的孔隙。它的形成多与围岩的某个裂隙系统有关。三类结核中以成岩结核最常见，它和同生结核都可在特定层位富集，其成分、颜色、大小和密集程度常是岩层对比的一个重要依据。

图11-13 结核的成因类型及与围岩层理的关系

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