沉積巖的基本構造概述

  一、沉積巖構造的分類  沉積巖的構造是指沉積巖的各個組成部分的空間分布和排列方式，它常常由于成分、結構、顏色的不均一性而顯現出來的巖石綜合特征。

 

  在沉積巖的形成過程中的沉積作用階段及沉積期后各個階段，由于物理作用、化學作用和生物作用的影響，在沉積巖層內部或巖層面上了形成各種構造。形成于沉積階段，并受沉積環境和沉積條件控制的成為原生沉積構造，如交錯層理；在沉積之后固結之前形成的構造，如包卷構造，也可看作原生沉積構造；在沉積期后由壓實作用、成巖作用形成的構造則稱為次生構造，如縫合線等。研究原生構造有助于確定沉積物搬運和沉積的方式，確定沉積介質的性質和流體的動力狀況，對于沉積環境分析具有重要意義。  沉積巖的構造可采用成因進行分類，也可根據其形態或產出位置進行分類。目前多采用按成因分為若干大類，然后再根據形態標志進一步細分的方案。

 

  二、層理

 

  （一）層理的定義和基本術語  層理是沉積巖中最常見、最重要的一種構造。層理是沉積物沉積時在層內形成的成層構造，常常是由沉積巖的顏色、結構、成分或層的厚度、形狀等沿垂向的變化而顯示出來。通常說的層理，實際上都是指巖層的內部構造。組成層理的要素有細層、層系和層系組。細層常常又稱為紋層，是構成層理的最小單位，其厚度常以毫米計。同一細層具有較為均一的成分和結構，有時也具有粒度的變化。細層是在相同水動力條件下同時形成的。細層可與層面平行或斜交；細層的形態可以是平直的、波狀的或彎曲的；細層可以是連續的或斷續的；細層之間可以平行或不平行。

 

  層系是由一組在成分、結構、厚度和產狀上都相似的同類細層所組成的。這些細層是在同一環境的相同水動力條件下，以及不同時間內形成的。由水平細層組成的層系，層系間缺乏明顯標志，一般難以劃分層系；由傾斜細層組成的層系則易于識別，層系間有明顯的層系界面分隔。層系上下界面間的垂直距離稱為層系厚度，可從數毫米到數十米厚，一般為數厘米至數十米。層系界面可以是平直的或彎曲的。層系組是由若干個同類型的層系組成，形成于同一環境的相似水動力調件下。

 

  （二）流態和層理的形成  水流在平整的河床上流動，當達到一定強度時，在水流作用下沿河床床面運動的的推移載荷便在床面上形成各種幾何形體，稱為床沙形體。保存在巖層面上的床沙形體就是波痕，床沙形體在水流作用下遷移的結果被保存在層內就形成各種規模和形態的水流層理。

 

  （三）主要的層理類型及其特征

 

  1水平層理和平行層理

 

  水平層理指由平直、彼此與層面平行的細層所組成的層理。這種層理主要出現在泥巖、粉砂巖、泥晶灰巖中，細層可連續或不連續，厚度多在0.1~1mm左右，可因成分、有機質含量和顏色不同而顯現，也可因云母片、碳屑、植物化石等沿層面排列而顯現。水平層理是在靜水或極弱的水動力條件下，由懸浮載荷或溶解物質緩慢沉積而成的，如在深湖、瀉湖、或深海環境中。

 

  平行層理外貌和水平層理相似，但細層較厚，可達幾厘米，主要見于砂巖中，甚至在砂礫和礫巖中也可出現。平行層理是在Fr>1的強水動力條件下，由平坦砂床的遷移形成的，水流強度比形成大型交錯層理還強，平行層理常與大型交錯層理共生。由于砂礫在平坦床沙上連續滾動，因而可產生粗細分離而顯出水平層理。層理側向延伸較差，沿層理面易剝開，在剝開面上常可見到剝離線理構造，這種構造在層面上由微細的脊與溝平行交替排列組成，脊高只幾個顆粒的直徑，長一般為20~30cm，相距數毫米至1cm，線狀脊平行水流方向延伸。平行層理常在河道、海灘、濁流等環境中出現。

 

  2波狀層理

 

  巖層內細層呈對稱或不對稱的波狀起伏，但其總的延伸方向平行層面，細層也可以是連續的或斷續的。形成波狀層理需要較多的懸浮物質沉積，且沉積速率大于流水的侵蝕速率，前積層和后積層均保存了層理。細層波狀起伏的大小反映了沉積時水體震蕩的程度，波狀層理形成于水介質較淺的海，湖淺水區及瀉湖，海灣環境中。

 

  3交錯層理

 

  交錯層理是最常見的層理類型之一，經常出現在碎屑沉積物中，交錯層理由一組傾斜的細層與層面或層系界面相交而組成，所以又稱為斜層理。根據交錯層理中層系界面的形狀和相互關系，交錯層理可以分為以下幾種形態類型：

 

  a板狀交錯層理

 

  層系上下界面平直，層系呈板狀，厚度穩定，可從幾厘米至幾十米，一般小于1m。傾斜層理的傾向與水流方向一致，傾角變化與介質性質有關，在淺海沉積物中常小于20°，河流環境中為20~30°，風成的可達40°以上，大多數在15~30°之間。在平行流動方向的剖面上，細層是傾斜的；在垂直流動方向的剖面上，細層與層面大致是平行的。

 

  b楔狀交錯層理

 

  層系的上下界面是不平行的平面，向一端收斂相交，使層系呈楔狀。細層的傾向和傾角是多變的。

 

  C槽狀交錯層理

 

  層系的下界面呈向下彎曲的曲面層系呈槽形、互相相切。在垂直于流動方向的剖面上，細層與層系下界面均表現為槽形，二者形狀大致相似，而且總與上界面相交；在平行流動方向的剖面上，層系的上下界面均呈向下彎曲的平緩弧形，向一端或兩端收斂相交，細層與層系界面相交，傾向相同。槽的形態可以對稱或不對稱，槽的長軸傾向與水流方向是一致的，槽的寬度從幾厘米到30m以上，槽深從數厘米至十多米。

 

  d粒序層理

 

  粒序層理又稱遞變層理。從層的底部至頂部，粒度由粗逐漸變細者稱正粒序層理；若相反，則稱逆粒序層理。在層內除了粒度遞變之外，不具任何紋層，在粒度遞變層的底部，常具有沖刷面與下伏巖層呈突變接觸。粒度遞變層的厚度一般為數厘米至數十厘米。

 

  層序層理有兩種基本類型：一種是所有的巖石組分均顯粒度遞變特征，粒度遞變層的下部不含細粒物質；另一種是在粒度遞變的同時，巖層中自下而上均含有細粒雜基。其中后一類型最普遍，常常在濁流沉積中出現。它主要由懸浮搬運的沉積物在搬運和沉積過程中，因流動強度減小，流水攜帶能力減弱，沉積物按粒度大小依次沉降而形成。粒序層理是濁積巖的一種特征性層理；其他成因的粒序層理一般是孤立和零星的，厚度都很小。后者攜帶大量懸浮物的河流、海流和潮汐流沉積，他們橫向分布不穩定，常被砂泥層中斷，且常與其他層理共生。

 

  5韻律層理

 

  在成分、結構、顏色等方面不同的薄巖層做規律的重復出現而組成的層理，稱為韻律層理。薄層之間是平行或近于平行的，其厚度從數毫米至數十厘米，互相重復的薄層可等厚或不等厚，可以是兩種或多種不同的巖性層重復出現。如常見的砂質層和泥質層的韻律互層，被稱為砂泥互層層理。巖性層呈韻律性重復的原因，是物質搬運和供給方式有規律地發生交替造成的。如潮汐流的周期性強弱變化，氣候的季節性變化，濁流的多次活動等。

 

  6塊狀層理

 

  層內物質均勻，組分和結構上均無差異，且不顯細層構造的層理，稱為塊狀層理。塊狀層理又稱均勻層理。原生塊狀層理是懸浮物的快速堆積形成的，沉積物來不及分異，因而不顯細層。在河流紅泛期的沉積，以及沉積物重力流的快速堆積中均可發育，在礫巖、砂巖、粉砂巖和泥巖中都可出現。當原生層理受到徹底破壞之后，沉積巖也具塊狀層理。使原生層理發生破壞的因素有：生物的強烈擾動可使沉積物完全均勻混合；重結晶作用或交代作用；壓實作用中水的排出或大量氣體的向上運動，要注意這類情況與原生塊狀層理的區別。

 

  三層面構造

 

  當巖層沿著層面分開時，在巖層頂面和底面上均可保存各種構造或鑄模，總稱為層面構造。從成因上說，層面構造多為流動成因構造和變形構造。

 

  四化學成因構造

 

  化學成因的沉積構造大多是在沉積期后階段由結晶、溶解、沉積等化學作用形成的。主要包括結核、縫合線、疊錐和晶體印痕等。  結核是指成分、結構、顏色等方面與圍巖有明顯區別的團塊狀自生礦物集合體。其大小從數毫米到數十厘米，甚至達數米；外形有球狀、橢圓狀、團塊狀、瘤狀等；結核的內部構造可以是均一的，或呈同心狀、放射狀、方格狀等；結核可單體產出，也可呈串珠狀、似層狀成群出現；其分布可以是不規則的，或者富集于某一個層位。在大多數情況下，結核中含有圍巖組分的數量在20~60%，但也可少至5%，多達80%。

 

  1）結核的成因類型

 

  按結核的形成階段可區分為同生結核、成巖結核或后生結核。

 

  同生結核是沉積階段由膠粒圍繞某些質點凝聚、沉淀形成的（同心圓狀構造）；也可能是膠體物質以凝塊形式析出形成。其中，前者可具同心圓構造。同生結核與圍巖的界線一般很明顯，并且不切穿圍巖層理，而是層理繞結核彎曲，這類結核在全部結核中所占比例不大。

 

  成巖結核形成于成巖階段，這一階段中粒間水（含多種成分的溶液）仍處于運動狀態，并可與沉積物相互作用。在溶液活動的范圍內，當條件適宜時來源于沉積物內的膠體物質便會凝聚、沉積形成結核，所以它是成巖階段物質重新分配的產物。在結核形成的過程中，膠體物質有時也可與圍巖組分發生化學反應或交代。成巖結核與圍巖界線不甚明顯，常可呈過渡關系，部分切穿圍巖層理，結核上方的圍巖層理發生彎曲，這是由于結核的壓縮體積比圍巖小的緣故，也說明壓實是發生在結核形成之后。絕大部分結核都屬于此類。

 

  后生結核形成在沉積物固結之后，由外來溶液沿裂隙或層面進入巖石內部沉淀或交代而生成。因此，后生結核多產于裂隙中或層面附近，并且明顯的切穿層理，圍巖層理無彎曲現象。

 

  此外，在次生產狀中，還常見與風化作用有關的假結核。

 

  2）結核的成分類型  呈結核形式產于沉積巖中的自生礦物集合體很多，其成分常見是方解石、硅質礦物和鐵質礦物，其次為磷質和錳質的。

 

  鈣質結核最常見，在砂巖中呈球狀、圓盤狀產出，有時見層理穿過結核，說明結核形成在砂眼沉積之后。在泥質巖中和黃土中，都可含有鈣質結核。

 

  硅質結核常見于碳酸鹽巖中，其形狀變化多端，透鏡狀至極不規則的團塊狀、瘤狀、條帶狀等，大小不一。他們大多沿一定的層位分布，其結核的扁平面大致與層面平行，常富集成層。這種結核的成因可能是由硅質膠團直接沉積形成；但有的也可由交代作用形成，生物化學作用使氧化硅與碳酸鹽沉積物一起沉積，在成巖過程中，分散的氧化硅溶解后重新沉淀并交代碳酸鹽沉積物而成為結核。

 

  在含煤沉積巖系中，經常出現黃鐵礦和菱鐵礦結核，它們大多是成巖階段形成的。黃鐵礦、白鐵礦結核在碎屑巖和碳酸鹽巖中均可出現，但主要見于深色、細粒富含有機質的泥質巖中，與閉塞滯水條件下的還原環境有關。例如，它們在沼澤、滯水湖泊或瀉湖海灣等環境中出現。在沉積巖中，還可見到重晶石結核和石膏結核等。

 

  結核的地質意義在于它可作為對比標志，用于劃分對比地層；其次，結核多為成巖作用的自生產物，可作為地球化學相的標志，用以判斷地球化學環境；此外，結核本身是礦石聚集的方式，可作為直接找礦標志。

 

  2縫合線和疊錐

 

  縫合線是指在垂直層面的剖面上出現的呈頭蓋骨接合縫式的鋸齒狀縫隙。這種構造最常見與碳酸鹽巖中，在砂巖硅質巖及巖鹽中也可出現。它是許多參差不齊的小柱所組成的復雜曲面。小柱體的柱面上常有明顯的滑動擦痕，縫合面上有薄膜狀褐黃色的黏土和鐵質等。縫合柱上的擦痕是受壓的證據，一般認為縫合線是由固結的巖石遭受壓力并產生差異溶解的壓溶成因而形成的。在縫合線和縫合面上聚集的黏土物質和鐵質，則是壓溶后留下的不溶殘余物。

 

  疊錐與縫合線類似，也是由壓溶作用形成的。疊錐是一串漏斗狀錐體套疊在一起而成，常見于鈣質巖石中，而且具疊錐構造的巖石常呈夾層出現在泥質巖系中。疊錐體一般垂直于層面分布，錐頂向下，錐底朝上。錐高1~10cm，少數可達20cm，錐頂角30~60°。疊錐由平行于錐軸的纖維狀方解石組成，疊層間以泥質薄膜相隔。

 

  五生物成因構造

 

  由生物活動而遺留下來的各種痕跡，稱為生物成因的沉積巖構造。它包括生物遺跡構造和生物生長構造。

 

  沉積巖的顏色

 

  沉積巖的顏色是沉積巖最醒目的標志，常常是鑒別巖石、劃分和對比地層的重要依據。根據成因，沉積巖的顏色分為原生色和次生色兩類。

 

  原生色包括繼承色和自生色兩種。繼承色是由碎屑物質引起的顏色，在碎屑巖中最明顯。例如，長石砂巖可呈紅色，是由長石碎屑的肉紅色造成的；純石英砂巖因石英的顏色而呈白色。自生色是由自生礦物或原生混入物引起。如含Fe3+離子的泥巖呈紅色或黃褐色，含Fe2+離子的泥巖可呈灰綠色，都屬于自生色。大部分泥巖、內源沉積巖及部分隨屑巖可具有自生色。  次生色是在表生階段或風化階段，原生色經次生變化而形成的。如含Fe2+離子的泥巖經風化后為紅色或褐色，就是次生色。  原生色在一定層位和范圍是穩定的，在同一層內常常是均勻的，而次生色往往呈斑點狀，其分布顯示出與裂隙破碎帶的聯系，或者明顯的受巖石物性、風化情況的限制，常切穿層理。