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。