表4-3沈積巖結構分類
圖4-8墊層的基本類型和相關術語
(壹)層理結構
1.層理結構的基本術語
層理是沈積巖最重要的結構特征，是沈積巖區別於巖漿巖和變質巖的最重要標誌。根據沈積巖的層理特征，不僅可以確定沈積介質的性質和能量狀態，還可以判斷沈積環境。有些層理還可以確定水(風)的運動方向，確定地層的頂底，有助於地層的對比和劃分。為了便於對寢具的描述和研究，我們必須先了解寢具的基本術語(圖4-8)。
細層是層理最基本、最小的組成單元。厚度很小，通常
地層地層由壹組成分、結構、厚度和產狀相似的同類型細層組成。壹個系列的上下界面之間的垂直距離是該系列的厚度。根據層系厚度，層理可分為:①小層理，層系厚度；100厘米.地層的厚度與水動力的強弱、物質供應的豐富程度和沈積條件的穩定程度有關。根據層理的形態特征，可細分為水平(或平行)層、波狀層、平行層、波狀層、交錯波狀層、分級波狀層、透鏡狀層和韻律層。
地層群地層群由幾個同類型的地層組成，同壹地層群中的所有地層都是在基本相似的水動力狀態和沈積環境下形成的。
地層或巖層或巖層是沈積巖層的基本單位，由成分基本均勻的巖石組成。壹個層可以包括壹個或幾個層或層組。各層的厚度變化很大。根據厚度，層或地層可分為:塊狀層(>:100cm)、厚層(100 ~ 50 cm)、中厚層(50 ~ 10 cm)、薄層(10 ~ 1 cm)、葉層(1 ~ 0.6544)。0.1厘米).巖層厚度與水動力強度無關，而與單位時間的堆積速度有關。
2.床上用品的主要種類
(1)水平層理
水平層理主要存在於細粒泥巖、細粒砂巖和泥晶灰巖中，由相互平行的扁平薄層組成。細層可以是連續的，也可以是不連續的，厚度為0.1 ~ 1 mm，可以通過不同的物質成分、有機質含量或顏色表現出來。水平層理常出現在穩定的低能環境中，由懸浮物質或溶液緩慢沈積而成，如河堤帶、海或湖的深水區、閉塞海灣、瀉湖沼澤等。
②平行層理
主要見於砂巖中，外觀類似水平層理(圖4-9)，但成因明顯不同。平行層理是由強水動力條件下的平床砂遷移形成的，而不是靜止的水沈積。高流動狀態下形成的平行層理比大型交錯層理具有更強的水流強度，因此常與大型交錯層理和逆行沙波層理伴生，沿層理具有條帶狀線理結構(圖4-9)。平行層理常見於急流或流量變化較大的環境，如河床、海岸、湖岸等。
圖4-9平行層理(層理面顯示條帶狀線理結構)
圖4-10波狀層理
③波狀層理
細層呈對稱或不對稱波狀，但大方向平行於層理面(圖4-10)，前堆積層和後堆積層中均保存的層理稱為波狀層理。它的形成是由於波浪或潮汐的振蕩運動，或單向水流的向前運動，其起伏大小反映了當時水動力條件的振蕩程度。常形成於水體的淺沈積環境，如海或湖的淺沈積區，以潮坪和瀉湖沈積區最為常見，泛濫平原沈積區偶有。
④交錯層理
交錯層理是最常見和最有意義的層理類型之壹，因為它被壹系列傾斜的細層和層或地層的界面相交，所以也被稱為斜層理。交錯層可以通過重疊、交錯、剪切等方式組合(圖4-11)。
交錯層理可分為:小(層厚:100cm)，形成條件主要取決於水動力條件的強弱。
大多數交錯層理是由流水或風在無粘性沈積物表面流動產生的床砂體遷移而來，根據地層與上下層的關系，可細分為三種基本類型:
板狀交錯層理是壹種上下界面平緩、厚度穩定的交錯層理，但其厚度從幾厘米到幾十米不等，大部分小於1m。傾斜細層的傾角與流水方向壹致，其傾角與介質性質有關。例如，淺海沈積物中傾斜薄層的傾角通常為
楔形交錯層理層之間的上下界面是平坦的，但相互不平行。各層厚度變化明顯呈楔形，相互切割，細層傾角、傾角多變，常見於三角洲、河灘、海湖淺水區(圖4-11B)。
槽狀交錯層理的底界為弧形侵蝕面，地層呈槽狀，相互切割，細層也呈槽狀。溝槽可以是對稱的，也可以是非對稱的，溝槽的寬度可以從幾厘米到30多米，溝槽狀層系的厚度可以從幾厘米到十幾米。溝槽的深度代表後壹層系對前壹層系的侵蝕切割深度，溝槽的寬深比趨於壹個定值(Allen，1963)，溝槽的長軸與水流方向趨於壹致(圖4-11C)。
除上述基本類型外，還有人字形交錯層理、沖洗層理、丘陵交錯層理、濁積巖馬寶序列中的B-C系列和逆行沙波層理。不同類型的交錯層理可以在不同的介質環境中形成，因此反過來，典型的交錯層理可以用來恢復古沈積環境和水動力條件(表4-4)。
圖4-11交錯層理類型及三維空間示意圖
表4-4不同環境下形成的交錯層理
(5)分級分級
這種類型屬於壹種特殊的層理，具有粒級粒度和粒序，故又稱粒序層理。其特點是晶粒尺寸從下往上逐漸變細(稱為正粒序)，或由細變粗(稱為逆粒序)。粒序層理底部常有沖刷面，內部除粒度變化外無粒層(圖4-12)。
粒序層理是重力流沈積的標誌性層理，常見於砂粒流、碎屑流和濁積巖的沈積環境中。如在濁積巖的Bauma層序中，A段壹般發育正粒序層理，砂質碎屑流沈積幾乎由正粒序層理的砂巖組成，而粒流沈積主要以發育反粒序層理為特征。此外，在河流、洪水、潮坪、淺灘和三角洲沈積中也可以看到正或反級配層理。
圖4-12漸進層理
(6)韻律層理
這是壹種由不同成分、結構(如粒度)和顏色的薄層簡單而有規律的重復組成的層理(圖4-8)。節奏重復的原因往往是由材料處理和供應方法的有規律的交替造成的。這種變化可以是短期的，如潮流強度變化形成的泥砂薄層交替形成的潮汐韻律層理；也可以是長期的，如季節性氣候變化形成的冰川泥韻律層理；也可以是濁流脈動變化形成的復理石韻律層理。
(7)塊狀層理
層內物質均勻，成分結構不分化，不顯示細層狀結構的層理，稱為塊狀層理或均質層理。它是壹種以沈積物(通常是懸浮物)快速堆積為特征，由沈積物垂直加積形成的產物，在礫巖、砂巖、粉砂巖、泥巖中可出現塊狀層理。常見於混濁的沈積物、洪積物和冰沈積物中。有時原始層理被生物的強烈擾動破壞，也可產生塊狀層理，常見於生物豐富的淺海區、灘塗、瀉湖和三角洲。
(2)層狀結構
1.頂部結構
巖層頂面上發育的構造有波痕、幹裂紋、雨滴印痕、冰雹印痕、水晶印痕、運河印痕、蟲痕等。下面重點介紹波痕和幹裂結構。
(1)波紋標記
波紋是沈積巖中最常見的結構之壹。它是由於介質(風、流水、波痕、潮流)的運動而在沈積物表面形成的壹種波狀結構。由上可見，波痕與斜層理關系密切，因不同形狀的波痕通過而產生不同類型的層理。因此，波紋不是孤立的層狀結構，它不僅影響層理類型，而且反映沈積的水動力環境。波痕可在湖海淺水區和陸上環境(如沙漠、河流)中產生，也可在深水環境(如等深流、濁流)中形成。應定量測量紋波以了解紋波成分(圖4-13)。波紋要素包括波長(L)、波高(H)、波紋指數(L/H)、不對稱指數(L1/L2)、陡坡的傾斜度和傾角。波痕根據其成因特征可分為三種類型:
波形波紋痕是由波浪作用形成的，主要見於湖、海的淺水區。波痕對稱，峰尖谷滑(圖4-14)。如果是碎浪區的浪痕，也可以是不對稱的。
水波紋是單向水作用形成的。常見於河流或湖泊和有底流的海域。流水的波紋痕跡不對稱，峰谷平滑(圖4-15)。其重礦物和粗粒物質常分布於槽中，陡坡傾向與流向壹致。
風成波紋痕跡也是不對稱的，但不對稱程度更高。峰谷平緩寬闊，坡度陡峻，與風向趨於壹致。其重礦物和粗粒物質往往集中在峰頂附近。這種波紋痕跡在沙漠和湖泊沿岸地區的沙丘沈積物中很常見。
(2)裂隙結構
主要是由於沈積物在固結前暴露於水面，經日曬後成為張開的幹裂隙，被上覆沈積物或膠結物充填，形成壹種具有特殊成因意義的沈積構造(圖4-16)。幹裂常見於泥質巖，故又稱泥裂，但也可見於粉砂巖、泥質砂巖、泥晶質碳酸鹽巖。開裂的斷面壹般上寬下窄，常呈“V”或“U”形，寬幾毫米至幾厘米，大小不壹。幹裂縫中的填充物相當於上覆巖層的成分。幹裂具有指示氣候和沈積相的意義:只有在幹燥的氣候條件下，才容易發生幹裂；幹裂構造常出現在陸相(河漫灘相、湖濱相)和潮上帶或潮間帶的海岸沈積物中。
圖4-13波浪標誌
圖4-14波形波紋標記
圖4-15水波紋標誌
2.底部結構
巖層底層上發育的印痕構造稱為底部構造，主要有底部沖刷、泥礫、槽模、溝模等。
(1) flutecast
槽模通常被稱為槽模，是因為流水沖刷下伏的淤泥質沈積層，先造成坑，後被上覆的砂質沈積物充填覆蓋。成巖固結後在上覆砂巖底層形成向下凸出的小袋，實際上是下伏泥質沈積層上沖刷坑的印痕。槽模壹般沿水流方向排列，可疏可密，圓形突起的壹端與水流方向相反(圖4-17)。各種槽模大小不壹，從幾十厘米到幾厘米，小的只有幾毫米。槽模中可見斜層理。溝紋的出現說明當時環境中存在較強的底流及其沖刷作用，根據溝紋的排列方向可以確定古流向。
圖4-16幹裂縫結構
圖4-17槽模和槽模(主體為槽模，右下角為槽模)(根據Hatch和Restel，1965)
圖4-18紫色中粗粒砂巖(四川峨眉山龍門洞下三疊統飛仙關組)沖刷面和斜層理
(2) groovecast
用壹些“工具”(如貝殼、樹枝、巖石等)刮擦或撞擊底部的泥質沈積物而形成的痕跡。)流水攜帶的按其成因和形態特征可細分為條模、跳模、刷模和錐模。其中常見的是溝模，通常發育在巖層底面，呈微凸的平行脊狀(圖4-17)，有的僅高出底面幾毫米，呈密集的條紋狀，有的達到1cm，但延伸較遠。壹般是幹的，直的或者微彎的。有時會出現幾組凹槽圖案。
(3)侵蝕面和侵蝕底切現象
沖刷和侵蝕底切在河流、三角洲和淺海中很常見。這種沖刷作用可以由地殼的上升引起，更多的是由流水的作用引起。當水流速度增加時，在沈積界面上可形成沖刷面。礫石通常包含在沖刷面上，有時它直接來自於被沖刷的底層沈積物、破碎的圓泥礫石(圖4-18)。
(3)同生變形構造
這裏所說的變形構造，是指與沈積物同時或更晚，即在沈積物凝固成巖石之前，由沈積物變形而形成的塑性變形構造，即在沈積物還處於塑性狀態的同生期或早期成巖作用期間發生的變形，故又稱為同生變形構造。同生變形的機制主要是由於密度梯度、沈積物液化和壹定的沈積坡度，如負載鑄體、球狀和枕狀構造、回旋層理、滑入構造等。
1.負載轉換。
當砂質沈積物覆蓋在淤泥或粉砂質沈積物上，且充滿水的淤泥和粉砂質沈積物液化時，上覆砂質沈積物將沈入液化的淤泥和粉砂質沈積物中，在上覆砂層的底界面上形成瘤狀突起-荷載鑄模(圖4-19)。有時砂質負載鑄件也可落入泥質沈積物中，形成砂球結構。荷鑄與槽模的區別在於荷鑄形狀不規則，排列無序，缺乏對稱性和方向性，大小從幾毫米到幾十厘米不等。當砂質材料沈入下面的泥質材料中以形成負載鑄件時，下面的泥質材料也是舌形的，並以火焰形狀延伸到上面的砂質材料中以形成火焰結構。
2.球枕結構
這是壹個大型的同生變形構造，巖體呈球狀或枕狀(圖4-20)。巖球或枕體的大小多在十幾厘米到幾米，可以分布很廣，有的可以在剖面中多次出現。如四川綿竹縣漢旺上三疊統小塘子組三角洲前緣斜坡亞相中的枕狀構造就出現過十幾次，每層厚1 ~ 3m，巖枕大小壹般有數米。
圖4-19砂巖底層荷載澆築結構
圖4-20鄂爾多斯盆地上三疊統延長組泥巖中細砂巖滑枕構造
在具有壹定坡度和較高介質密度的三角洲前緣斜坡帶和大陸坡帶，常發育球狀和枕狀構造，自上而下具有重力勢能。因此，球狀和枕狀構造的特征是:沈積物的原始層理因滑動和滾動而撓曲反轉，細層厚度發生變化，巖層“破碎”，巖球或枕狀體本身具有旋轉和扭轉的特征，產生變形層理。此外，當巖球或枕滾動時，帶動下伏的泥質沈積物在枕間移動、穿插，也可形成類火焰結構。
3.盤旋的寢具。
在細砂和粉砂沈積物液化過程中，流水施加的剪切力或斜坡上的重力使沈積物滑動，使壹個層內原有的層理結構發生復雜的“褶皺”，形成由連續分布的開闊向斜和緊密背斜組成的“包絡”狀態，稱為回旋層理，或稱包絡構造。壹般來說，回旋層理(圖4-20)發育在滑枕中，與載荷投不同，前者是“滑沈”，後者是“沈而不滑”。此外，高含水量沈積物的快速堆積還可在成巖和排水過程中產生圈閉和變形層理(附圖4-21和附圖4-22)，常見於三角洲前緣斜坡和濁積巖沈積環境。
圖4-21細砂巖(鄂爾多斯盆地上三疊統延長組)成巖排水形成的回旋層理和變形構造
圖4-22鄂爾多斯盆地上三疊統延長組細砂巖中滑動褶皺形成的回旋狀層理和變形構造
4.滑塌結構
指水下沈積物在重力作用下沿斜坡滑動，也稱水下滑動構造。形態類似於回旋層理，也局限於某壹層位，但常伴有沈積層的變形、褶皺、斷裂、角礫巖化和巖性混合。可以用“滑、沈、破”來區別於上述兩種結構。
滑脫構造層與上下地層呈突變接觸，其分布範圍要麽非常有限，要麽非常廣泛，常見於快速沈積的三角洲前緣斜坡帶、大陸坡帶、海底峽谷前緣等沈積環境。
(4)生物成因結構
生物生命活動在沈積物中形成的沈積結構稱為生物成因結構。由於生物的生態特征不同，在沈積物中形成的沈積結構也不同，其中最常見的是生物生長結構，如層狀結構、生物遺跡結構等。前者將在碳酸鹽巖中討論，本節僅詳細描述後者。
1.生物遺跡結構的分類
生物痕跡結構，又稱痕跡化石。Seilacher (1964)根據生物行為將生物遺跡結構分為五類(圖4-23)。
圖4-23遺跡化石的基本類型(根據Serakel，1964)
休止痕跡是生物暫時休止在沈積物表面留下的淺痕。其形狀往往與生物體腹部或側面的形狀壹致，但凹凸面正好相反，常見於淺水和高能環境。
爬行痕跡是動物在沈積物表面爬行(移動)時留下的軌跡痕跡。它通常由連續的線形凹槽或溝渠組成，這些凹槽或溝渠通常是定向的、光滑的或裝飾有各種形狀。常見於淺水和低能環境。
棲居痕跡是以懸浮物或沈積物為食的底棲生物建造的永久性棲居空腔。往往是各種各樣的鉆孔和隱蔽的洞穴，有簡單的，也有復雜的，還有分叉的形狀，可以與平面垂直，也可以與平面傾斜，這與生活環境有關。
攝食痕跡是吃沈積物(泥)的動物定期在沈積物內部或表面覓食留下的痕跡。常呈簡單的分支或無分支的圓柱形，彎曲的直孔或U形孔，也可呈放射狀排列，可見網狀結構。常見於淺水濁流環境。
放牧痕跡放牧痕跡，也叫放牧痕跡，是吃泥者沿沈積物表面有規律移動留下的痕跡。通常呈蛇形、螺旋狀、網格狀(往往上凸下凹)，但不分叉，重復，形狀復雜。常見於深水環境。
2.生物遺跡結構的研究意義。
生物的痕跡結構都是原位形成的，是用沈積物固化成巖石保存下來的，沒有經過搬運和轉移。由於同壹種生物在不同環境中留下的生命活動痕跡往往不壹致，但同壹環境中不同生物留下的生命活動痕跡往往具有相似的特征，痕跡化石是區分沈積環境的壹個重要而良好的標誌。其特點是:①不同環境下(如不同深度、不同沈積速率)遺跡結構組合不同(圖4-24)。例如，在沿海地區，由於波浪和潮汐的強烈作用，溫度和鹽度變化很大，因此底棲生物往往形成深而垂直的潛孔(在軟底上)和鉆孔(在硬底上)等復雜的潛孔系統；②淺海區，環境變化小，相對穩定，所以底棲洞穴淺，主要在平面上留下各種傾斜洞穴和水平爬行、生活系統；(3)在半深海和深海區，由於環境穩定，食泥動物不需要地洞的保護，而是進食，所以在層面上留下了多種水平的、非常復雜的生活、覓食和啃咬遺跡系統。
圖4-24痕跡形態(痕跡相)與沈積環境的關系(根據Serakel，1964)
(5)化學遺傳結構
在成巖作用的後生階段，由化學溶解和沈澱作用形成的次生構造包括結核、縫合線、錐體和晶體印痕等。這裏只介紹前兩種。
1.肺結核
結核形成於沈積巖形成的不同階段。結核的研究有助於地層的劃分和對比，也可以了解巖石的成巖後生過程。結核的形成機理已在第二節中描述過，下面只介紹各種結核的發生特點:
向斜結核(圖4-7a)向斜結核形成於原始沈積和同生階段。常見的向斜結核包括現代海底的矽質結核和鐵錳結核。同生結核與圍巖邊界清晰，層理不切穿層理，層理呈弧形環繞結核。
成巖結核(圖4-7b)成巖結核是在成巖過程中沈積物重新分布形成的扁平結核，其中壹部分穿過層理，壹部分被圍巖覆蓋。看到層理在結節周圍彎曲。
表觀結核(圖4-7c)表觀結核明顯切穿層理，但未見層理彎曲現象，常分布於裂隙或層理附近。
假性結節(圖4-7d)這是壹種形式上看似結節，但實際上不是結節的結節。它是由表生階段的沈積巖風化而成，可能是球狀風化的產物。更多的時候是隨含氫氧化鐵的水溶液沿地層和裂隙流動，並沿地層和裂隙逐漸滲透到巖石中，然後依次沈澱出環狀氫氧化鐵，通常稱之為李王澤。
龜背石當結核(尤其是膠狀結核)因脫水收縮時，可能出現網狀裂隙，然後被其他礦物質填充。這種龜背樣結核稱為龜背石(圖4-25)。
2.縫合
縫合線在碳酸鹽巖中最常見，但也可以在砂巖、矽質巖和鹽巖中發現。其特征是在縱剖面(圖4-6和圖4-26)上有形態各異的鋸齒狀裂紋，整體為許多柱狀突起，稱為縫合柱。縫合線的遺傳類型可以按以下方式劃分:
圖4-25龜背石
圖4-26不同形式的縫線
1)根據縫合線與層的關系可細分為平行、傾斜、垂直縫合線，也可將幾組縫合線交叉成網。
2)根據縫線的大小，可分為明顯縫線和微縫線。前者在巖層或標本中肉眼可見，後者只有在顯微鏡下才能發現。微縫合線可以繞過或穿過石灰石顆粒。
3)根據縫合線形成的階段，可分為成巖縫合線、表生縫合線和表生縫合線，其中最常見的是成巖縫合線，最大的是表生縫合線。
縫合線的起源可以用壓力溶解理論來解釋，即沈積物或巖石受到壓力後不均勻溶解形成縫合線，因此不同時期和方向的壓力產生不同類型和階段的縫合線。縫合線可以用來劃分和對比地層，測量層理面的產狀(水平縫合線的大致方向與層理面平行)，了解巖石存在和改造的環境。