沉积岩的基本构造概述

  一、沉积岩构造的分类  沉积岩的构造是指沉积岩的各个组成部分的空间分布和排列方式，它常常由于成分、结构、颜色的不均一性而显现出来的岩石综合特征。

 

  在沉积岩的形成过程中的沉积作用阶段及沉积期后各个阶段，由于物理作用、化学作用和生物作用的影响，在沉积岩层内部或岩层面上了形成各种构造。形成于沉积阶段，并受沉积环境和沉积条件控制的成为原生沉积构造，如交错层理；在沉积之后固结之前形成的构造，如包卷构造，也可看作原生沉积构造；在沉积期后由压实作用、成岩作用形成的构造则称为次生构造，如缝合线等。研究原生构造有助于确定沉积物搬运和沉积的方式，确定沉积介质的性质和流体的动力状况，对于沉积环境分析具有重要意义。  沉积岩的构造可采用成因进行分类，也可根据其形态或产出位置进行分类。目前多采用按成因分为若干大类，然后再根据形态标志进一步细分的方案。

 

  二、层理

 

  （一）层理的定义和基本术语  层理是沉积岩中最常见、最重要的一种构造。层理是沉积物沉积时在层内形成的成层构造，常常是由沉积岩的颜色、结构、成分或层的厚度、形状等沿垂向的变化而显示出来。通常说的层理，实际上都是指岩层的内部构造。组成层理的要素有细层、层系和层系组。细层常常又称为纹层，是构成层理的最小单位，其厚度常以毫米计。同一细层具有较为均一的成分和结构，有时也具有粒度的变化。细层是在相同水动力条件下同时形成的。细层可与层面平行或斜交；细层的形态可以是平直的、波状的或弯曲的；细层可以是连续的或断续的；细层之间可以平行或不平行。

 

  层系是由一组在成分、结构、厚度和产状上都相似的同类细层所组成的。这些细层是在同一环境的相同水动力条件下，以及不同时间内形成的。由水平细层组成的层系，层系间缺乏明显标志，一般难以划分层系；由倾斜细层组成的层系则易于识别，层系间有明显的层系界面分隔。层系上下界面间的垂直距离称为层系厚度，可从数毫米到数十米厚，一般为数厘米至数十米。层系界面可以是平直的或弯曲的。层系组是由若干个同类型的层系组成，形成于同一环境的相似水动力调件下。

 

  （二）流态和层理的形成  水流在平整的河床上流动，当达到一定强度时，在水流作用下沿河床床面运动的的推移载荷便在床面上形成各种几何形体，称为床沙形体。保存在岩层面上的床沙形体就是波痕，床沙形体在水流作用下迁移的结果被保存在层内就形成各种规模和形态的水流层理。

 

  （三）主要的层理类型及其特征

 

  1水平层理和平行层理

 

  水平层理指由平直、彼此与层面平行的细层所组成的层理。这种层理主要出现在泥岩、粉砂岩、泥晶灰岩中，细层可连续或不连续，厚度多在0.1~1mm左右，可因成分、有机质含量和颜色不同而显现，也可因云母片、碳屑、植物化石等沿层面排列而显现。水平层理是在静水或极弱的水动力条件下，由悬浮载荷或溶解物质缓慢沉积而成的，如在深湖、泻湖、或深海环境中。

 

  平行层理外貌和水平层理相似，但细层较厚，可达几厘米，主要见于砂岩中，甚至在砂砾和砾岩中也可出现。平行层理是在Fr>1的强水动力条件下，由平坦砂床的迁移形成的，水流强度比形成大型交错层理还强，平行层理常与大型交错层理共生。由于砂砾在平坦床沙上连续滚动，因而可产生粗细分离而显出水平层理。层理侧向延伸较差，沿层理面易剥开，在剥开面上常可见到剥离线理构造，这种构造在层面上由微细的脊与沟平行交替排列组成，脊高只几个颗粒的直径，长一般为20~30cm，相距数毫米至1cm，线状脊平行水流方向延伸。平行层理常在河道、海滩、浊流等环境中出现。

 

  2波状层理

 

  岩层内细层呈对称或不对称的波状起伏，但其总的延伸方向平行层面，细层也可以是连续的或断续的。形成波状层理需要较多的悬浮物质沉积，且沉积速率大于流水的侵蚀速率，前积层和后积层均保存了层理。细层波状起伏的大小反映了沉积时水体震荡的程度，波状层理形成于水介质较浅的海，湖浅水区及泻湖，海湾环境中。

 

  3交错层理

 

  交错层理是最常见的层理类型之一，经常出现在碎屑沉积物中，交错层理由一组倾斜的细层与层面或层系界面相交而组成，所以又称为斜层理。根据交错层理中层系界面的形状和相互关系，交错层理可以分为以下几种形态类型：

 

  a板状交错层理

 

  层系上下界面平直，层系呈板状，厚度稳定，可从几厘米至几十米，一般小于1m。倾斜层理的倾向与水流方向一致，倾角变化与介质性质有关，在浅海沉积物中常小于20°，河流环境中为20~30°，风成的可达40°以上，大多数在15~30°之间。在平行流动方向的剖面上，细层是倾斜的；在垂直流动方向的剖面上，细层与层面大致是平行的。

 

  b楔状交错层理

 

  层系的上下界面是不平行的平面，向一端收敛相交，使层系呈楔状。细层的倾向和倾角是多变的。

 

  C槽状交错层理

 

  层系的下界面呈向下弯曲的曲面层系呈槽形、互相相切。在垂直于流动方向的剖面上，细层与层系下界面均表现为槽形，二者形状大致相似，而且总与上界面相交；在平行流动方向的剖面上，层系的上下界面均呈向下弯曲的平缓弧形，向一端或两端收敛相交，细层与层系界面相交，倾向相同。槽的形态可以对称或不对称，槽的长轴倾向与水流方向是一致的，槽的宽度从几厘米到30m以上，槽深从数厘米至十多米。

 

  d粒序层理

 

  粒序层理又称递变层理。从层的底部至顶部，粒度由粗逐渐变细者称正粒序层理；若相反，则称逆粒序层理。在层内除了粒度递变之外，不具任何纹层，在粒度递变层的底部，常具有冲刷面与下伏岩层呈突变接触。粒度递变层的厚度一般为数厘米至数十厘米。

 

  层序层理有两种基本类型：一种是所有的岩石组分均显粒度递变特征，粒度递变层的下部不含细粒物质；另一种是在粒度递变的同时，岩层中自下而上均含有细粒杂基。其中后一类型最普遍，常常在浊流沉积中出现。它主要由悬浮搬运的沉积物在搬运和沉积过程中，因流动强度减小，流水携带能力减弱，沉积物按粒度大小依次沉降而形成。粒序层理是浊积岩的一种特征性层理；其他成因的粒序层理一般是孤立和零星的，厚度都很小。后者携带大量悬浮物的河流、海流和潮汐流沉积，他们横向分布不稳定，常被砂泥层中断，且常与其他层理共生。

 

  5韵律层理

 

  在成分、结构、颜色等方面不同的薄岩层做规律的重复出现而组成的层理，称为韵律层理。薄层之间是平行或近于平行的，其厚度从数毫米至数十厘米，互相重复的薄层可等厚或不等厚，可以是两种或多种不同的岩性层重复出现。如常见的砂质层和泥质层的韵律互层，被称为砂泥互层层理。岩性层呈韵律性重复的原因，是物质搬运和供给方式有规律地发生交替造成的。如潮汐流的周期性强弱变化，气候的季节性变化，浊流的多次活动等。

 

  6块状层理

 

  层内物质均匀，组分和结构上均无差异，且不显细层构造的层理，称为块状层理。块状层理又称均匀层理。原生块状层理是悬浮物的快速堆积形成的，沉积物来不及分异，因而不显细层。在河流红泛期的沉积，以及沉积物重力流的快速堆积中均可发育，在砾岩、砂岩、粉砂岩和泥岩中都可出现。当原生层理受到彻底破坏之后，沉积岩也具块状层理。使原生层理发生破坏的因素有：生物的强烈扰动可使沉积物完全均匀混合；重结晶作用或交代作用；压实作用中水的排出或大量气体的向上运动，要注意这类情况与原生块状层理的区别。

 

  三层面构造

 

  当岩层沿着层面分开时，在岩层顶面和底面上均可保存各种构造或铸模，总称为层面构造。从成因上说，层面构造多为流动成因构造和变形构造。

 

  四化学成因构造

 

  化学成因的沉积构造大多是在沉积期后阶段由结晶、溶解、沉积等化学作用形成的。主要包括结核、缝合线、叠锥和晶体印痕等。  结核是指成分、结构、颜色等方面与围岩有明显区别的团块状自生矿物集合体。其大小从数毫米到数十厘米，甚至达数米；外形有球状、椭圆状、团块状、瘤状等；结核的内部构造可以是均一的，或呈同心状、放射状、方格状等；结核可单体产出，也可呈串珠状、似层状成群出现；其分布可以是不规则的，或者富集于某一个层位。在大多数情况下，结核中含有围岩组分的数量在20~60%，但也可少至5%，多达80%。

 

  1）结核的成因类型

 

  按结核的形成阶段可区分为同生结核、成岩结核或后生结核。

 

  同生结核是沉积阶段由胶粒围绕某些质点凝聚、沉淀形成的（同心圆状构造）；也可能是胶体物质以凝块形式析出形成。其中，前者可具同心圆构造。同生结核与围岩的界线一般很明显，并且不切穿围岩层理，而是层理绕结核弯曲，这类结核在全部结核中所占比例不大。

 

  成岩结核形成于成岩阶段，这一阶段中粒间水（含多种成分的溶液）仍处于运动状态，并可与沉积物相互作用。在溶液活动的范围内，当条件适宜时来源于沉积物内的胶体物质便会凝聚、沉积形成结核，所以它是成岩阶段物质重新分配的产物。在结核形成的过程中，胶体物质有时也可与围岩组分发生化学反应或交代。成岩结核与围岩界线不甚明显，常可呈过渡关系，部分切穿围岩层理，结核上方的围岩层理发生弯曲，这是由于结核的压缩体积比围岩小的缘故，也说明压实是发生在结核形成之后。绝大部分结核都属于此类。

 

  后生结核形成在沉积物固结之后，由外来溶液沿裂隙或层面进入岩石内部沉淀或交代而生成。因此，后生结核多产于裂隙中或层面附近，并且明显的切穿层理，围岩层理无弯曲现象。

 

  此外，在次生产状中，还常见与风化作用有关的假结核。

 

  2）结核的成分类型  呈结核形式产于沉积岩中的自生矿物集合体很多，其成分常见是方解石、硅质矿物和铁质矿物，其次为磷质和锰质的。

 

  钙质结核最常见，在砂岩中呈球状、圆盘状产出，有时见层理穿过结核，说明结核形成在砂眼沉积之后。在泥质岩中和黄土中，都可含有钙质结核。

 

  硅质结核常见于碳酸盐岩中，其形状变化多端，透镜状至极不规则的团块状、瘤状、条带状等，大小不一。他们大多沿一定的层位分布，其结核的扁平面大致与层面平行，常富集成层。这种结核的成因可能是由硅质胶团直接沉积形成；但有的也可由交代作用形成，生物化学作用使氧化硅与碳酸盐沉积物一起沉积，在成岩过程中，分散的氧化硅溶解后重新沉淀并交代碳酸盐沉积物而成为结核。

 

  在含煤沉积岩系中，经常出现黄铁矿和菱铁矿结核，它们大多是成岩阶段形成的。黄铁矿、白铁矿结核在碎屑岩和碳酸盐岩中均可出现，但主要见于深色、细粒富含有机质的泥质岩中，与闭塞滞水条件下的还原环境有关。例如，它们在沼泽、滞水湖泊或泻湖海湾等环境中出现。在沉积岩中，还可见到重晶石结核和石膏结核等。

 

  结核的地质意义在于它可作为对比标志，用于划分对比地层；其次，结核多为成岩作用的自生产物，可作为地球化学相的标志，用以判断地球化学环境；此外，结核本身是矿石聚集的方式，可作为直接找矿标志。

 

  2缝合线和叠锥

 

  缝合线是指在垂直层面的剖面上出现的呈头盖骨接合缝式的锯齿状缝隙。这种构造最常见与碳酸盐岩中，在砂岩硅质岩及岩盐中也可出现。它是许多参差不齐的小柱所组成的复杂曲面。小柱体的柱面上常有明显的滑动擦痕，缝合面上有薄膜状褐黄色的黏土和铁质等。缝合柱上的擦痕是受压的证据，一般认为缝合线是由固结的岩石遭受压力并产生差异溶解的压溶成因而形成的。在缝合线和缝合面上聚集的黏土物质和铁质，则是压溶后留下的不溶残余物。

 

  叠锥与缝合线类似，也是由压溶作用形成的。叠锥是一串漏斗状锥体套叠在一起而成，常见于钙质岩石中，而且具叠锥构造的岩石常呈夹层出现在泥质岩系中。叠锥体一般垂直于层面分布，锥顶向下，锥底朝上。锥高1~10cm，少数可达20cm，锥顶角30~60°。叠锥由平行于锥轴的纤维状方解石组成，叠层间以泥质薄膜相隔。

 

  五生物成因构造

 

  由生物活动而遗留下来的各种痕迹，称为生物成因的沉积岩构造。它包括生物遗迹构造和生物生长构造。

 

  沉积岩的颜色

 

  沉积岩的颜色是沉积岩最醒目的标志，常常是鉴别岩石、划分和对比地层的重要依据。根据成因，沉积岩的颜色分为原生色和次生色两类。

 

  原生色包括继承色和自生色两种。继承色是由碎屑物质引起的颜色，在碎屑岩中最明显。例如，长石砂岩可呈红色，是由长石碎屑的肉红色造成的；纯石英砂岩因石英的颜色而呈白色。自生色是由自生矿物或原生混入物引起。如含Fe3+离子的泥岩呈红色或黄褐色，含Fe2+离子的泥岩可呈灰绿色，都属于自生色。大部分泥岩、内源沉积岩及部分随屑岩可具有自生色。  次生色是在表生阶段或风化阶段，原生色经次生变化而形成的。如含Fe2+离子的泥岩经风化后为红色或褐色，就是次生色。  原生色在一定层位和范围是稳定的，在同一层内常常是均匀的，而次生色往往呈斑点状，其分布显示出与裂隙破碎带的联系，或者明显的受岩石物性、风化情况的限制，常切穿层理。