层理构造,具有层理构造的岩石是什么

具有层理构造的岩石是沉积岩。具有层理构造和含有化石是沉积岩的两大基本特征。

沉积岩是指成层堆积的松散沉积物固结而成的岩石。曾称水成岩。是组成地壳的三大岩类 (火成岩、沉积岩和变质岩)之一。沉积物指陆地或水盆地中的松散碎屑物，如砾石、砂、粘土、灰泥和生物残骸等。主要是母岩风化的产物，其次是火山喷发物、有机物和宇宙物质等。沉积岩分布在地壳的表层。在陆地上出露的面积约占75%，火成岩和变质岩只有25%。但是在地壳中沉积岩的体积只占5%左右，其余两类岩石约占95%。沉积岩种类很多，其中最常见的是页岩、砂岩和石灰岩，它们占沉积岩总数的95%。这三种岩石的分配比例随沉积区的地质构造和古地理位置不同而异。总的说，页岩最多，其次是砂岩，石灰岩数量最少。沉积岩地层中蕴藏着绝大部分矿产，如能源、非金属、金属和稀有元素矿产，其次还有化石群。

地质构造是指在地球的内、外应力作用下，岩层或岩体发生变形或位移而遗留下来的形态。地质构造有褶皱、节理、断层三种基本类型。 褶皱：分为背斜和向斜。背斜：岩层向上弯曲、中心部位岩层较老，两侧岩层依次变新；向斜：岩层向下弯曲、中心部位岩层较新，两侧岩层依次变老。 节理：自地表向下随深度加大，节理的密度逐渐降低。 断层：具有显著位移的断裂，断层在地壳中广泛发育，但其分布不均匀。 拓展资料： 主要分类： 地质构造因此可依其生成时间分为原生构造(primary structures)与次生构造(secondary structures或tectonic structures)。次生构造是构造地质学研究的主要对象，而原生构造一般是用来判断岩石有无变形及变形方式的基准。构造也可分为水平构造、倾斜构造、断裂和褶皱。 地壳或岩石圈各个组成部分的形态及其相互结合方式和面貌特征的总称。地质构造的规模，大的上千公里，需要通过地质和地球物理资料的综合分析和遥感资料的解译才能识别，如岩石圈板块构造。 小的以毫米甚至微米计，需要借助于光学显微镜或电子显微镜才能观察到，如矿物晶粒变形、晶格的位错等。贵州位于华南板块内，处于东亚中生代造山与阿尔卑斯-特提斯新生代造山带之间，横跨扬子陆块和南华活动带两个大地构造单元。在已知1400Ma地质历史时期中经历了武陵、雪峰、加里东、华力西-印支、燕山-喜山等5个阶段。 参考资料：百度百科-地质构造

层面构造
　　岩石（沉积岩）的一类构造。 　　在沉积岩层面上保留有自然作用产生的一些痕迹，统称层面构造。它常常标志着岩层的特性，并反映岩石的形成环境。 　　主要有： 　　波痕：由风、水流或波浪等作用形成的一种波状构造。（附图) 　　雨痕：雨滴打击沉积物时留下的痕迹。 　　干裂：沉积物未固结即露出水面曝晒而成。 　　盐晶体假象：盐晶体溶解，留下空间被泥土物质填充形成。反映干燥浅海环境。

层理构造　　层理构造[1]：是由于先后沉积下来的矿物或岩屑的颗粒大小、成分、颜色和形状的不同而显示的成层现象。 　　层理构造的类型：有水平层理、交错层理、递变层理、波状层理。 　　层理是沉积岩在行程过程中，由于沉积环境的改变，所引起的沉积物质的成分、颗粒大小、形状或颜色沿垂直方向发生变化而显示出的成层现象。

沉积岩的层理构造是通过岩石的成分、结构、颜色的突变或渐变而表现出来的沿垂直方向变化而形成层状构造。层理的出现说明沉积的间断和沉积条件的变化。层理可分为以下类：
①水平层理；
②波状层理；
③斜层理（斜交层理和交错层理）；
④递变层理（粒序层力）；
⑤均质层理（层内部含系层）。
而火山岩的流纹构造：发育于粘度较大的酸碱性熔岩中，是在岩浆冷凝的过程中，由于自身流动形成的构造，表现不出层状特征来。

相同之处是这三者都是由于岩石中颗粒或矿物定向排列引起的，不同之处是这三者分属沉积岩、变质岩和岩浆岩，其成因和表现也不同：
层理构造是沉积岩中碎屑颗粒长轴、粒序或层间暗色矿物定向排列引起的；
片理构造是变质岩中的晶体矿物定向生长引起的，通常是由其暗色矿物定向显片理构造；
流纹构造是因熔岩流动由不同颜色不同成分的隐晶质或玻璃质或拉长气孔等定向排列所形成的。

岩石层之间的分割面称为层理面.沉积岩层的原始产状多是趋于水平的,后来的构造运动可以使其倾斜、直立、弯曲甚至发生破裂,形成褶皱、节理、断层、劈理等构造形态.层理有两种重要的类型：①粒级层理.又称递变层理或粒序层理,其特点是成岩物质颗粒粒度由底至顶逐渐变细,其间无明显界线.但是在两个相邻的粒序层之间在粒度或成分上有明显的不同.②斜层理.又称交错层理,其特点是细层理大致规则地与层间的分隔面（主层理）呈斜交的关系,上部与主层理截交,下部与主层理相切.可以利用斜层理的倾向了解沉积物的来源方向.沉积岩中的层理的形成可能是沉积物结构和成分的变化或者沉积间歇、沉积季节的变化所致.火山碎屑物在其爆发和降落过程中,由于重力、颗粒大小和风的影响,成岩时也会形成具有分选性的层理.如果火山碎屑物落在湖泊或海洋中,则可形成类似于沉积岩的层理.
变质岩的片理构造是板状矿物、片状矿物和柱状矿物在定向压力作用下,发生平行排列而形成的构造,又分为板状构造、千枚状构造、片状构造和片麻状构造.

岩石层之间的分割面称为层理面。沉积岩层的原始产状多是趋于水平的，后来的构造运动可以使其倾斜、直立、弯曲甚至发生破裂，形成褶皱、节理、断层、劈理等构造形态。层理有两种重要的类型：①粒级层理。又称递变层理或粒序层理，其特点是成岩物质颗粒粒度由底至顶逐渐变细，其间无明显界线。但是在两个相邻的粒序层之间在粒度或成分上有明显的不同。②斜层理。又称交错层理，其特点是细层理大致规则地与层间的分隔面（主层理）呈斜交的关系，上部与主层理截交，下部与主层理相切。可以利用斜层理的倾向了解沉积物的来源方向。沉积岩中的层理的形成可能是沉积物结构和成分的变化或者沉积间歇、沉积季节的变化所致。火山碎屑物在其爆发和降落过程中，由于重力、颗粒大小和风的影响，成岩时也会形成具有分选性的层理。如果火山碎屑物落在湖泊或海洋中，则可形成类似于沉积岩的层理。

变质岩的片理构造是板状矿物、片状矿物和柱状矿物在定向压力作用下，发生平行排列而形成的构造，又分为板状构造、千枚状构造、片状构造和片麻状构造。

变质岩的层状构造总体由变余的层理和由构造作用形成的面理构造组成。 构造作用形成的面理一类是劈理、节理，另一类是片理、片麻理。前者只形成面理，后者面理上有矿物重结晶。 节理属于非透入性构造面理，一般不易与层理相混淆。 劈理属于透入性构造面理，经常和层理相混淆。劈理是岩石在构造应力作用下所产生的裂隙面，常平行密集出现。由于它受应力控制，所以与岩石层理无关，相反，经常切过层理，切穿沉积层。但当它出现在厚层、均一岩性的岩层，如石英岩、粉砂岩、泥质岩、火山岩中时，就很难鉴别它是沉积成因的还是构造成因的。只有延伸到不同性质的岩层时，才能鉴别。 片理是变质岩区最重要的构造面理。它是片状矿物在垂直应力主向上定向结晶所形成。所以，在褶皱的不同部位，它可以平行层理也可以斜交，甚至直交层理。区分片理和层理是比较简单的。凡是片状矿物定向排列的面理都是片理。 片麻理是变质岩区中粗粒含长英质矿物的岩石所形成的透入性的构造面理。从目前各地研究情况看，大部分片麻理为变质侵入岩所具有，只有少数是地层中矿物重结晶增大或混合岩化作用的结果。 层理的最大特征是沉积过程中有原始沉积分异，有成分差异，并通过粒度变化，矿物成分变化，结构构造变化显示出来。而上述构造面理都没有物质分异。

由于火山碎屑岩的特殊成因方式，使其在整个岩石学中处于一个特殊的位置上。国内外有关火山碎屑岩分类方案很多。IUGS推荐的火山碎屑岩分类方案，尽管2002年又对第一版作了修改和补充，但仍未涉及火山碎屑熔岩和熔结火山碎屑岩（表2-1，图5-1、2）这两个常见的类型。因此，国内主要采用孙善平等的分类方案（表5-5），该分类是孙善平和王小明在长期研究工作中，经反复多次修改和补充于20世纪80年代末提出的较完善的并具有一定代表性的分类。本手册亦按此分类方案对火山碎屑岩进行描述。在分类表5-5中“火山碎屑含量”和“粒度”二栏括号内的数据为国家制定的鉴定标准，也是目前国内普遍采用的参数。 岩石类型火山碎屑熔岩类正常火山碎屑岩类火山—沉积碎屑岩类亚类碎屑熔岩亚类熔结火山碎屑岩亚类普通火山碎屑岩亚类沉积火山碎屑岩亚类火山碎屑沉积岩亚类火山碎屑含量/%10～90（10～75）占绝对优势＞90（＞75）占多数90～50（75～50）占少数50～10（＜50～25）成岩方式熔浆胶结熔结为主以压紧胶结为主，也有部分火山灰分解物化学沉积物及粘土物质胶结和压结粒度（φ值标准，φ=-1g2d，d为粒径）结构构造特征火山碎屑一般不定向具有明显的假流动构造层状构造一般不明显一般成层构造明显基本岩石名称集块级集块熔岩熔结集块岩集块岩沉集块岩26（≥64mm）角砾级角砾熔岩熔结角砾岩火山角砾岩沉火山角砾岩凝灰质砾岩（角砾岩）（2mm～64mm）凝灰级凝灰熔岩熔结凝灰岩凝灰岩沉凝灰岩凝灰质砂岩凝灰质粉砂岩凝灰质泥岩凝灰质化学岩2（0.05～2mm）2-4（0.005mm～0.05mm）2-8（0.005mm） 根据目前对火山碎屑岩的研究现状，火山碎屑岩的分类主要考虑火山碎屑的形成条件、碎屑物的物质成分、成岩方式和碎屑物的粒级。具体分类命名原则是： （1）根据火山碎屑物的来源和生成方式，即依火山碎屑的形成条件划分出火山碎屑岩的三个成因类型：向熔岩过渡的火山碎屑熔岩类、正常火山碎屑岩类和向沉积岩过渡的火山-沉积碎屑岩类。 （2）根据火山碎屑含量、沉积物含量和成岩方式的差别，划分为五个亚类，分别是： 正常火山碎屑岩类的熔结火山碎屑岩亚类和普通火山碎屑岩亚类、火山—沉积岩类的沉积火山碎屑岩亚类和火山碎屑沉积岩亚类以及碎屑熔岩亚类。 （3）根据每个亚类中碎屑物（包括火山碎屑和沉积碎屑）粒度和各粒级组分的相对含量，进一步划分为： 集块岩（aggiomerate，碎屑物粒径＞64 mm，其含量一般＞50%）、角砾岩（碎屑物粒径在64～2 mm之间，其含量一般＞50%）和凝灰岩（碎屑物粒径＜2 mm，其含量一般＞50%）三个基本类型。如表5-5和图5-1所示，它们还可进一步分类命名。 在实际工作中，可根据碎屑成分、形态特征和结构构造等依次作为形容词，对岩石进行命名，如流纹质晶屑凝灰岩、安山质凝灰角砾岩等。此外，成岩次生变化特征也可作为命名的形容词，如蒙脱石化凝灰岩。

火山碎屑岩中主要物质成分是火山碎屑物（tephra），还可含一定数量的正常沉积物或熔岩物质，熔岩物质多数情况下作为胶结物。 （一）火山碎屑物类型及特点 火山碎屑物是指由于火山爆发所产生的各种碎屑物质，主要来自地下熔融的岩浆或已经固结的熔岩，由于火山爆发而被粉碎或破碎成的各种岩屑、晶屑和玻屑。有时也可混入火山通道两侧、上覆或基底围岩的碎屑，带有内生成因的特点。另一方面，火山碎屑物被喷出后，在水盆地或空气中搬运、沉积或沉降，又具有沉积形成的特点。一般情况下，火山碎屑物含量＞50%，有时由于混入一些正常的沉积物或熔岩，而出现一系列的过渡岩石类型。 由于火山碎屑物是组成火山碎屑岩的主要成分，因此，在研究火山碎屑岩的岩性特征及其分类之前，首先要了解火山碎屑物的类型及特征。从物理性质来看，火山碎屑物可以分为刚性、半塑性和塑性三种（表5-1）。按火山碎屑物内部组分结构特征，可分为岩屑（岩石碎屑）、晶屑（晶体碎屑）和玻屑（火山玻璃碎屑）。它们是由地下深处富含挥发份的熔浆上升至地表浅处，由于压力的骤然降低、体积膨胀发生爆炸而形成的。因此，熔浆团块常被炸裂成各种奇特的形状，这也是火山碎屑物的一个重要特征。 1.岩屑（detritus） （1）刚性岩屑（rigid detritus）：包括粒径＞2 mm的火山岩块（集块）、火山角砾和＜2 mm的岩屑（表5-1，5-2），它是火山基底和火山通道的围岩，包括先形成的熔岩，经火山爆发破碎而成大小不一的棱角状碎块。它们破裂时已经是固结的刚性体，堆积成岩时亦为刚性状态。外形上具有弧形炸裂面的棱角状、次棱角状或不规则状多边形，有少数岩屑见有边缘被深部熔浆熔蚀的现象。一般内部保留各自岩石的结构（照片5-27，28）。 凝固程度已凝固半凝固未凝固火山碎屑物刚性半塑性塑性岩屑早先已经固结的熔岩（包括各种玻璃熔岩）以及火山通道围岩和火山基底岩石碎屑。主要为棱角状，有少数边部已被熔蚀岩浆团块喷出时呈可塑状态，在飞行过程中，往往形成各种形态的火山弹，堆积时多半已固结，多数不再变形岩浆团块喷出时呈可塑状态，堆积时仍炽热尚未凝固，可被压扁拉长，形成透镜状、条带状、火焰状，有时其内部还含斑晶、气孔、杏仁等晶屑多数是岩浆在地下早形成的晶体，少数为已固结的岩石中的晶体；火山喷发时，被带出并伴随破碎成棱角状。由于喷出时骤然冷却，大多数发育裂纹，有些还见熔蚀港湾状玻屑黏性大的岩浆喷出时，迅速冷却成可塑的多孔玻璃，气体从气孔中迅速溢出，炸碎成浮岩状、凹面棱角状、撕裂状。也有火山泪、火山毛等，堆积时一般不变形黏度大的岩浆喷出时，冷却成多孔玻璃，并炸碎成玻屑，堆积时呈炽热可塑状态，边缘圆化，常被压扁、拉长，一般＜2mm，称为塑性玻屑 *火焰石：来自意大利文“fiamme”，意为火焰，形容火山碎屑成火焰状。 粒度范围/mm刚性半塑性塑性＞64火山集块（岩块）火山弹火焰石*2～64火山角砾火山砾塑性岩屑0.05～2火山砂（岩屑、晶屑）粗火山灰（玻屑）粗塑性玻屑＜0.05细火山灰（火山尘） （2）半塑性岩屑（half plastic detritus）：是一种未完全固结的熔岩团块，成分以基性—中性为主。其粒径较大，一般＞2 mm。它们喷出至空中时，经冷却而形成。其形状有纺锤形、梨形和椭球形等。由于迅速冷却，边部常具有一层薄的玻璃壳，气孔构造发育。气孔在边部个体小，数量多；在中间则个体大，数量小。由于喷出过程中在空中停留和旋转，其表面常发育旋转纹。可分为火山弹（粒径＞64 mm，多分布于火山口附近）（照片1-25，26）和火山砾（粒径2-64 mm）。 （3）塑性岩屑（plastic detritus）：又称浆屑，由于熔浆的黏度较大，在气体作用下喷出时，喷出物喷发的高度不大，降落在近地表条件下形成了塑性岩屑。这种炽热的塑性熔浆团块经过撕裂、溅落和压扁拉长后，可以呈现各种形态，如条带状（照片5-7，8）、透镜状（照片5-6，33）、火焰状（常称为火焰石fiamme，照片5-8，40，46）、枝杈状和饼状（照片5-9）等，两端（或一端）常见撕裂状。颜色多样，有白色、肉红色、暗紫色和黑色等。塑性岩屑内部常见斑晶（照片5-8，38，41，42）、气孔和杏仁及流纹构造等。在正交偏光镜下，可见到各种脱玻化现象，如梳状脱玻结构、球粒脱玻结构等。 2.晶屑（crystal fragment） 晶屑多数来源于岩浆中早期析出的斑晶。在熔浆喷发过程中，从熔浆半凝固状态中脱离出来并崩裂破碎而成，少数晶屑是火山基底或火山管道中的结晶体崩碎成的捕虏晶碎块。常见的晶屑是石英、碱性长石、斜长石，其次是黑云母、角闪石和辉石、绿帘石等。晶屑一般大小不一，与斑晶不同的是外形不规则，往往破碎不全，常呈棱角状、次棱角状，裂纹发育，多数晶屑可见原来的部分晶形（照片5-1，21）。石英晶屑一般表面干净，纵横交错的不规则裂纹发育，多呈尖棱角状，常见多边形、三角形和弧形断面，其边缘往往被熔蚀成港湾状和穿孔状（照片5-23）。长石晶屑虽然也呈棱角状，但一般常见部分晶形（柱面或底面），甚至有时保留完整的板状形态（照片5-31），由于长石解理完全，易沿解理裂开，其断面呈阶梯状、参差状，沿解理或裂纹可见晶屑被熔蚀成破碎状和蜂窝状现象。黑云母和角闪石晶屑有时可见特征的暗化边，当黑云母不见暗化边时颜色一般较深。作为晶屑黑云母常见弯曲（照片5-42）、扭折和断裂现象，而角闪石一般为棱角状、碎屑状，有时见部分晶形（柱状、底面）。 3.玻屑（vitric fragment） 根据玻屑的物理性质，将其分为半塑性和塑性两种类型，半塑性一般称之为玻屑，而塑性者则称之为塑性玻屑。 （1）玻屑：是富含挥发分的熔浆，在火山喷发时，由于迅速冷凝所形成的、内部充满气体或液体的火山玻璃急剧膨胀，使之炸裂、破碎而成。因此，玻屑往往保持气孔壁的弧面形态，呈弧面棱角状（多角）、弓状、鸡骨状、海绵骨针状、镰刀状及楔形等各种形态（照片5-1～4），有的玻屑还可见气泡（浮石，照片5-1左），通常粒度在0.1～0.01 mm之间，很少超过2 mm。 （2）塑性玻屑（plastic hyaline fragment）：在火山爆发形成的炽热火山灰流中，玻屑在处于未完全固结的过热状态下，堆积压紧和熔结而成。因此塑性玻屑具有拉长、压扁和两端分叉的塑性变形特征，棱角常被熔蚀变圆滑，已不具玻屑（刚性）的弧面棱角状，其形态为拉长的透镜状、肠状（照片5-29，39）、豆荚状、蚯蚓状（照片5-5，30）和丝纹状（照片5-32，39）。它们紧密熔结在一起且定向排列。当塑性玻屑遇刚性岩屑和晶屑时，显示被压弯、变薄和变窄的现象，构成假流动构造。另一种为撕裂状玻屑，外形扁平，边缘参差不齐，内部具有类似流纹的平行细线理，这是熔浆在塑性状态下被拉断而成的，粒径长的可达几个毫米至几个厘米。 在实际工作中，塑性玻屑和塑性岩屑常被混淆，但塑性玻屑粒度一般小于塑性岩屑；其次是塑性岩屑内部有时可见斑晶、气孔和杏仁体等，而塑性玻屑内部没有。二者间往往呈连续过渡关系。 火山碎屑物按粒度和自然形态可分为火山集块（volcanic agglomerate）、火山角砾（volcanic rubble）、火山砾（lapilli）、火山弹（bomb）、火山砂（volcanic sand）、火山灰（ash）和火山尘等，其粒度界限目前还没有一个统一的规定。表5-2为我国制定的火山碎屑物粒度范围（国标）和主要类型，表5-3为孙善平（2001）对火山碎屑物的分类。 粒度mm同源异源塑性半塑性刚性异源刚性＞64浆屑、塑变岩屑火山弹火山岩块异源火山岩块2～64浆屑、塑变岩屑火山砾火山角砾异源火山角砾27～2塑变玻屑火山灰火山砂异源火山砂＜27火山尘火山尘火山尘异源火山尘（二）火山碎屑岩的结构构造1.火山碎屑岩的结构 首先根据火山碎屑物的组成，可分为火山碎屑结构、碎屑熔岩结构、熔结结构和沉火山碎屑结构（表5-4）。火山碎屑结构主要由刚性的品屑、岩屑等各种火山熔岩碎屑所组成；碎屑熔岩结构由火山碎屑（以刚性为主）和熔岩所组成：熔结结构主要由各种塑性变形的火山碎屑所组成；沉火山碎屑结构由火山碎屑和陆源碎屑所组成。再根据火山碎屑物的粒度，可分为集块结构（＞64 mm）、火山角砾结构（64～2 mm）、凝灰结构（2～0.05 mm）及火山尘结构（＜0.05 mm）。其中火山尘结构（又名尘屑结构）只能在扫描电镜下才能观测，且通常作为较粗粒（凝灰级及其以上粒级）碎屑颗粒之间的填隙物，故在一般情况下，不对其做详细的描述。 粒度/mm火山碎屑物类型碎屑熔岩结构火山碎屑结构熔结结构沉火山碎屑结构＞64火山集块集块熔岩结构集块结构熔结集块结构沉集块结构64～2火山角砾角砾熔岩结构火山角砾结构熔结角砾结构沉角砾结构2～0.05火山灰凝灰熔岩结构凝灰结构（火山尘结构）熔结凝灰结构沉凝灰结构集块结构（Volcanic agglomerate texture）主要由火山集块所组成（约占火山碎屑总量的1/2以上，至少＞1/3），其填隙物以火山灰为主；若填隙物以熔岩为主，则为集块熔岩结构，若以塑性、半塑性火山集块为主，则为熔结集块结构；若出现较多的陆源碎屑岩集块（其含量＜火山集块含量），则属于沉集块结构。 火山角砾结构（Volcanic breccias texture）主要由刚性火山角砾所组成（约占火山碎屑总量的1/2以上，至少＞1/3），填隙物以火山灰为主；其填隙物以熔岩为主（一般占岩石总体积的10%以上）的，可定为角砾熔岩结构；若其火山角砾以塑变玻屑和（或）塑变岩屑为主，可定为熔结角砾结构；若其火山角砾以塑变玻屑和（或）塑变岩屑为主，可定为熔结角砾结构；若出现较多的外生沉积物（陆源）角砾级碎屑（其含量＜火山角砾含量），可定为沉火山角砾结构。 凝灰结构（tuffaceous texture）主要由凝灰级刚性火山碎屑（约占火山碎屑总量的1/2以上，至少>1/3）和火山尘填隙物所组成；其填隙物以熔岩为主（一般占岩石总体积的10%以上）的，属于凝灰熔岩结构，若其火山碎屑以塑变玻屑和（或）塑变岩屑为主体，则属于熔结凝灰结构。其特点在于塑性、半塑性玻屑、岩屑被压扁拉长而呈平行排列的条纹状透镜体状、火焰状等，类似于流状分布，其间常混入有刚性的晶屑和岩屑等（照片5-39.40）。熔结凝灰结构同溶结角砾结构，熔结集块结构一样，都是在火山碎屑流堆积过程中所形成的特征结构。凝灰结构中，出现较多的砂-粉砂质陆源碎屑物（其含量＜凝灰级火山碎屑含量），属于沉凝灰结构；若陆源碎屑物含量＞火山碎屑含量的，属于凝灰质砂-粉砂状结构，则应归于沉积岩的结构类型。 上述集块熔岩结构、角砾熔岩结构和凝灰熔岩结构都是火山碎屑熔岩类的特征结构。 除上述外，当不同粒径的火山碎屑同时出现时，则以前少后多的顺序予以复合型结构名称，如火山角砾凝灰结构，熔结凝灰角砾结构等。 2.火山碎屑岩的构造 火山碎屑岩由各种火山碎屑堆积、压结或胶结而形成，故其构造更接近于沉积构造，如层状、似层状和韵律构造等。除了常见的块状构造外，还有假流纹构造和火山泥球构造等特征构造。 假流纹构造（pseudo fluxion structure）为火山碎屑流堆积所特有的，也是熔结火山碎屑岩的特征构造。其特点是由塑性玻屑和塑性岩屑在堆积过程中经压扁拉长而呈定向排列，类似于熔岩中的流纹构造。但是，它不是岩浆流动所形成的纹理，是塑性火山碎屑变形所致，故称假流纹构造。与流纹构造的主要区别在于其形态和产状：塑变碎屑多呈不规则的条纹状、透镜状或焰舌状，其宽窄不一，延伸短而不连续；两端呈撕裂状或燕尾状；常夹有棱角状刚性晶屑（而不是完整的斑晶）及岩屑；遇到刚性碎屑时被压弯或压入；常见晶屑的长轴方向与塑变碎屑的拉长方向垂直或相交（照片5-29）；在流纹构造中常见的气孔和杏仁在假流纹构造中很少见到。 火山泥球构造（volcanic mud ball structure）指在凝灰岩层或沉凝灰岩层顶部出现的球状构造，多呈球状、椭球状或扁豆状，其中心多为晶屑或岩屑等火山灰、火山尘及塑变玻屑等凝灰质成分，有时混有陆源碎屑或硅质凝胶等。球体断面可见由不同粒度或不同颜色所组成的同心纹层。球体直径变化大，小的＜1 mm，大的可达几厘米至十几厘米。多见于大陆火山喷发及水下堆积形成的火山碎屑岩中。 层理构造和粒序构造 火山碎屑物在空中或水中被搬运时，多呈沙纹、沙波或床沙形体，同正常沉积物的堆积机理一样，可形成水平层理、斜层理或交错层理等层状构造，但在空落火山碎屑物堆积中则很少见到。与沉积岩层理不同的是，常发育自下而上由细变粗的逆粒序构造，尤其是在火山碎屑流堆积和部分火山基浪堆积相的岩石中较常见。在火山基浪堆积过程中，常见有其指相特征的爬升层理（照片5-16）和增生火山砾构造等［见（三）节（3）部分］。 （三）火山碎屑物（岩）的堆积相 在第一章第四节的“火山爆发相”（第15页）中提到其喷出的火山碎屑物的4种堆积形式，据此可将火山碎屑堆积物（岩）的堆积相分为火山喷发空落堆积相、火山碎屑流堆积相、火山基浪堆积相和火山泥流堆积相。 （1）火山喷发空落堆积（airfall deposit）相为从火山口喷向空中的所有产物，包括岩浆喷发物、同源岩浆早期的熔岩碎屑和围岩碎屑等的堆积。火山爆发时，由大量火山碎屑和气体所组成的喷发柱靠其冲击力向天空升腾和扩散，其中火山弹、火山岩块和角砾等较粗较重的碎屑被火山抛出后，因自身重力而很快地坠落下来，与火山口流出的熔岩一起形成火山锥（除熔岩外，火山集块岩、火山角砾岩和碎屑熔岩为其特征）；而火山灰和火山尘等凝灰质碎屑因其轻而细小多被裹携在悬浮状的喷发云流中，由优势风带到很远的地方，当其流动能量变小时，依其重力和沉降速率先后降落下来，形成以凝灰岩为主的火山碎屑席。火山喷发空落堆积相中发育有面状平行层理和递变层理，远离火山口其磨圆度变好，分选性多为中等—较好，堆积物的厚度和碎屑的平均粒径随远离火山口而逐渐变小（Fisher and Schmincke，1984）。基性和中基性岩浆的空落堆积物多形成以火山渣为主的火山渣锥、以凝灰岩为主的火山碎屑岩席或以熔岩为主的熔岩流；而中酸性的火山空落堆积物多形成浮岩状空落堆积物，常伴随形成大型复式火山。空落堆积物分布的几何形状和粒度取决于火山喷发柱高度和大气中优势风方向。空落堆积物分布广，覆盖其喷发云湍流经过的所有地形，可谓铺天盖地，这种广域性为其重要的鉴别标志（刘祥和向天元，1997；Fisher and Schmincke，1984）。 （2）火山碎屑流堆积（pyroclastic flow deposites）相，为炽热的携带极速膨胀气体的火山碎屑流（碎屑密度流）沿地表流动过程中形成的堆积。火山碎屑多以火山灰和角砾为主，有时出现火山岩块和浮岩等；塑性玻屑和塑性岩屑及炭化木为其指相物质。熔结凝灰岩和熔结角砾岩（及熔结集块岩）为其代表性岩石。其碎屑多具塑性，分选差，单层厚度较大（常见有＞1 m），递变层理发育，具块状构造和假流纹构造。常见有许多流单位（一个流单位指单一碎屑流沉积）的叠加。 火山碎屑流堆积相包括由熔岩穹丘垮塌而形成的块灰流（block and ash flows）和由火山喷发柱垮塌而形成的浮岩流（pumice flows）及灰流（ash flows）。块灰流堆积为粗大的同源岩屑和细小的凝灰质基质的混合体，其规模比较小。浮岩流则规模较大，多以塑性岩屑和塑性玻屑为主，含晶屑（长石和石英及云母）、次圆—圆状的火山岩块（多为中酸性熔岩碎块为主）和角砾等；分选差，假流纹构造发育；在许多流单位中可见有粗大的浮岩碎屑流具逆递变层理，而较细的碎屑流多具正递变层理。灰流则以凝灰级为主（＞50%）的碎屑流为特征。钙碱性的中酸性岩浆或偏碱性成分的火山喷发柱的垮塌还可能形成大规模的火山渣流（scoria flows）堆积。其特点是大量火山砾和火山集块同火山灰流一起形成未分选的、受地形控制的更大规模的碎屑流堆积（刘祥和向天元，1997）。 当火山碎屑流堆积同薄层状浮岩和火山灰堆积一同产出时，可定为火山碎屑浪（pyroclastic surges）堆积。其特点是常发育有面状层理、低角度交错层理和微弱波状层理，比伴生的碎屑流沉积粒度更细、分选更好、富晶屑和岩屑（刘祥和向天元，1997）。火山碎屑浪沉积出现在流单位的底部时，称为底浪（ground surges），是火山碎屑流的前驱，位于流的前面；可由垂直喷发边部的垮塌或由碎屑流前部带进来的气体流动所成；若碎屑浪出现在流单位的顶部时，称为灰云浪（ash cloud surges），它是碎屑流上驮气体和火山灰中湍流状低密度流所致。Fisher和Schmincke（1984）认为灰云浪起源于碎屑流顶部的淘洗作用或者湍流过程中粗粒同细粒之间的分离作用。 （3）火山基浪堆积相（base-surge sedimentary facies），为蒸气岩浆喷发所特有的产物。炽热的岩浆在上升过程中遇到水（多为近地表沉积物中水体或地表水）发生爆炸，所产生的基浪流由火山喷发柱呈放射状向外扩散；凝结的水蒸气作为火山基浪的一部分，与其中的火山碎屑颗粒相混合，并支撑和稀释了基浪中的火山碎屑（刘祥和向天元，1997）。基浪流本身是湍流，所谓“火山碎屑密度流”，随流动能量的衰减而成普通的沉积重力流（Fisher，1990）。火山灰和火山砾等碎屑裹携在其湍流中以悬浮形式被搬运，它依赖于剪切应力和沉积速率的平衡，最终在牵引流的作用下以基底载荷的形式运移而堆积下来（Dellino and La Volpe，2000）。也有人将基浪堆积物称为水成火山碎屑。 基浪堆积物多为以火山灰和角砾为主的火山碎屑，后期可叠加有空落火山渣和火山灰等；另有少量来自下伏岩石的碎屑。其成分多为基性—中酸性熔岩碎屑；晶屑以斜长石为主，碱性长石、石英和云母也较常见，偶见橄榄石和辉石等晶屑；在基性岩浆的蒸气喷发的基浪堆积物中可见有二辉橄榄岩等深源包体。基浪堆积相中碎屑颗粒多呈次圆—次棱角状，分选中等—较差（或较好）；单层厚度薄，多为毫米—厘米级，很少超过几十厘米（～1m）；其沉积韵律和多旋回堆积序列普遍发育。基浪堆积相的底界面多为较平直的剪切面，堆积相内部发育有大量（大型）低角度板状层理和交错层理、波状层理、似沙丘构造（照片5-11）、槽泊构造（照片5-2）、冲蚀凹槽（照片5-13）和V型弹陷坑（照片5-14）等典型构造（徐德兵等2005）。这里应该强调的是基浪堆积相的指相标志：增生火山砾（accretionary lapilli）和爬升层理（cross bedding）。增生火山砾（照片5-15）为同心圆球体，直径多为2～5mm，圈层构造发育，可逐层剥离。这是由蒸气岩浆爆发产生的细小碎屑颗粒在基浪流的携带下向远离火山口的方向运动，期间其表面粘结了微粒状火山灰和尘土等，并在滚动过程中形成圆形圈层；离火口越远圈层越多，增生火山砾也就越大（Richard et al.1983）。爬升层理（照片5-16）是在基浪流沿火山口内壁向外爬升时，其迎流面坡度陡而背流面较为平缓，有一明显的转折端；当基浪碎屑物沿其爬升到一定程度时，可形成趋于平缓的爬升层理（孙谦等，2006）。V型坑由岩浆抛射到空中的火山弹、火山岩块和火山砾等坠落在尚未固结或半固结的基浪堆积物上所形成，常在同一层面上连续分布。这是蒸气岩浆喷发与随后发生的正常岩浆交替作用的结果，它表明该处为近火山口相。中国许多第四纪玄武质火山区常常交替出现岩浆喷发与蒸气岩浆喷发，较完整的剖面多由基浪堆积物、细粒火山灰、火山角砾岩、集块岩与火山弹组成，显示了火山活动的复杂性。 （4）火山泥流（lahars）堆积相，由火山成因的各种碎屑和水的混合体，呈流动的“混凝土”状沿河谷和低地运移过程中所形成。火山泥流一般粘度低，近火山口附近流速较大；在其流动过程中还剥蚀和产刮下伏的松软物质，将其裹携到泥流中，当其能量耗减或受地形影响等因素的作用下堆积下来。火山泥流所携带的碎屑物的成分在离火山口较近的部位可以是单一岩性的，但其他部位常常是非单一性的；其粒级变化很大，泥质—巨粒均可见；远离火山口其粒级越来越变小；火山泥流中固体碎屑物的含量可占20%～60%（按体积，按重量可达80%）。火山泥流堆积相中的岩性在火山口附近以正常火山碎屑岩为主，远离火山口时，逐渐向火山碎屑沉积岩过渡，多以沉凝灰岩和凝灰质砂岩、粉砂岩为主。泥流堆积相的分选性较差，在粗碎屑岩的堆积中常见有不太发育的递变层理。 火山泥流堆积相的形成过程中，水是必不可少的。当火山喷发穿过积雪和火山口湖，或大雨中的火山喷发时，或者火山碎屑流汇入河流或经过冰雪地区等，都可以引发火山泥流；或者与火山喷发有关或火山喷发的间歇期因地震等突发事件导致火山湖等水区破裂而急速排水等都可能造成火山泥流及其堆积物的形成。 （四）成岩方式及成岩作用后期变化1.火山碎屑岩的成岩方式 火山碎屑岩的成岩方式有自己的独特性。当火山碎屑岩向熔岩过渡时，火山碎屑物主要被熔浆胶结；当其向沉积岩过渡时，火山碎屑物则以沉积物质和火山灰次生变化产物的胶结作用为主；而正常的普通火山碎屑岩一般以压实固结作用为主，少部分由火山灰次生产物或化学胶结物的胶结为辅；当岩石主要由塑性火山碎屑物质组成时，其成岩方式则以熔结或焊接作用为主。 2.成岩作用后期变化 在火山碎屑岩形成过程中，由于火山碎屑物中有大量的准稳定物质，极易发生交代和蚀变作用。因此在成岩作用后期，它们往往发生各种变化，其中常见脱玻化作用和交代蚀变作用等。 （1）脱玻化作用（devitrification）：脱玻化作用是指火山碎屑岩中的玻屑（刚性和塑性）、塑性岩屑以及火山灰等玻璃质，由非晶质向晶质转化的过程。脱玻化初期，它们只显示出微弱的光性，继而形成隐晶质结构、霏细结构和出现微晶长石和石英。塑性、半塑性玻屑一般常见的脱玻结构有隐晶质（照片5-3）、霏细和梳状（照片5-4）脱玻结构。塑性岩屑的脱玻类型较多，常见的有梳状（脊状）脱玻结构（pectiniform devitrified texture）表现为纤维状隐晶质矿物或细小的微晶，长方向垂直塑性岩屑边部生长呈梳状形态（照片5-6，7）；羽状或毛发状脱玻结构（plumose or hairlike devitrified texture）即隐晶质或微晶矿物呈羽状或毛发状排列；霏细脱玻结构（felsitic devitrified texture）脱玻化程度低，由细纤维、粒径＜0.02 mm的极细小颗粒、少量玻璃质组成（照片5-6）；球粒脱玻结构（spherulitic devitrified texture）由纤维球粒组成，球粒具十字消光（照片5-8）；镶嵌脱玻结构（mosaic devitrified texture）脱玻化程度较高，长石、石英微晶彼此镶嵌接触，它们往往分布于塑性岩屑中心（照片5-7，9）。以上脱玻结构可以单独产出，也可几种脱玻现象同时在一个塑性岩屑中出现（照片5-6，7，9）。一般情况下，塑性岩屑内部脱玻化程度比边部高一些，如经常可以见到塑性岩屑的边部为梳状脱玻现象，而中心为镶嵌脱玻结构（照片5-7）。也有的边部为梳状和球粒状，中心为镶嵌脱玻结构（照片5-9）。同一剖面上，中部比顶部的脱玻化程度强。随着脱玻化作用的加强，火山碎屑的外形逐渐模糊，晶屑还可能形成同质异象变体（如透长石转变为低温钾长石）。 （2）交代蚀变作用（replacment alteration）：火山喷发晚期及随后的喷气和热液，对火山碎屑物质往往进行交代蚀变作用。作用的结果是发生次生石英岩化、泥化和沸石化及碳酸盐化等。 沸石化几乎是火山碎屑岩所特有的交代蚀变产物，与其共生的有粘土矿物、硅质矿物、绿泥石等。沸石富集可构成矿产。另外，在交代蚀变过程中可使许多微量元素富集成矿，如镓、铅、锡、锌、钍和铀等。因此，在研究中应该给予足够的重视。

一、岩层和地层的概念 由两个平行或近于平行的界面限制，岩性基本一致的层状岩层称为岩层。由沉积作用形成的岩层就称为沉积岩层。沉积岩层的上、下界面称层面，上界面称顶面，下界面称底面。两个岩层的接触面，既是上覆岩层的底面，又是下伏岩层的顶面。岩层顶、底面之间的垂直距离是岩层的厚度。由于沉积环境和条件的不同，自然界出露的岩层厚度变化较大，通常有以下几种形态：等厚态、尖灭态、细颈态、透镜态（图2-1）。 图2-1 岩层的厚度和形态 在一定的自然环境空间下所形成的一套或几套岩层，当其赋予时代归属时，则称为地层。 地层与岩层在概念上既有严格的区别，又有密切的联系。对岩层的划分，主要是根据岩石的成分、结构、层理、颜色等特征，不考虑其时代归属，如砂岩层、泥岩层等，不能作为一个地层单位与邻区相对比；对地层的划分，不仅要注意岩性特征，而且还要确定其地质时代的归属（化石），如华北地区中石炭世本溪组，可作为一个独立地层单位与邻区地层相对比。 二、层理及其识别 层理系指岩层的成层性质或沉积岩层的成层构造现象。 沉积岩中最普遍的原生构造，是由岩石的成分、结构、构造、颜色等特征在剖面上的突变或渐变而显示出来的成层构造。层理按其形态的不同分三种常见类型，即平行层理、波状层理、斜层理（图2-2）。对同一种类型的层理可按厚度分为：巨层（＞100cm）、巨厚层（50～100cm）、厚层（10～50cm）、中厚层（2～10cm）、薄层（2～0.2cm）、微（叶片）层（0.2cm）。 图2-2 层理的基本类型 Ⅰ—平行层理；Ⅱ—波状层理；Ⅲ—斜层理； a—细层；b—层系 在层状岩石出露地区观察地质构造的实践中，识别层理是一项重要的基础工作。一般来说，大多数沉积岩层的层理较明显清晰，易于查明，但是某些岩层，如巨层状岩层的层理极不清晰，有的岩层则由于节理、劈理强烈发育而掩蔽了层理或与层理混淆不清，特别是层理隐蔽的副变质岩中的层理被次生面理置换，原生层理极难辨认。有鉴于此，我们在野外工作中应综合以下标志加以辨识： （1）岩石颜色的变化：在成分单一、颗粒较细、层理隐蔽在岩石中，不同颜色的夹层（条带）方向可指示层理。但要注意区别由次生变化造成的岩石颜色差异。例如，氢氧化铁胶体溶液，常沿节理或岩石孔隙扩散并沉淀，在岩石中形成褐红色条带，易误为是层理（图2-3A）。 （2）岩层原生层面构造：波痕、泥裂、雨痕、生物遗迹及其印模等原生层面构造，是识别层理的最可靠标志（图2-3B）。 （3）岩层成分的变化：在成分比较单一的巨厚层岩石中，要注意寻找特殊的夹层。如块状砂岩中的砂砾岩层、粗砂岩层或透镜体，巨厚层石灰岩或白云岩中的薄层泥灰岩、页岩夹层或硅质条带等；查明这些夹层的层理，是识别巨厚岩层层理的可靠标志（图2-3C）。 （4）岩石的结构变化：根据沉积原理，不同粒度、不同形状的颗粒总是分层堆积的，从而显示出递变层理，是识别确定层理的最可靠标志（图2-3D）。 图2-3 层理的识别 三、沉积岩层原生示顶、示序构造的识别与分析 确定岩层的新老层序是地质构造观察研究中的首要问题。一般情况下，岩层形成后受到后期构造变动发生倾斜，其地层仍保持正常层序，即顺着岩层倾向，地层由老到新排列；但在构造变动强烈地区岩层产状呈倒转时，则会出现上述相反情形。地层的地质时代和岩层层序主要是依据化石来确定，但在缺乏化石的“哑地层”中，我们可根据岩层中的原生示顶、示序构造来判别岩层的顶底面和确定地层的相对新老关系。沉积岩层（含火山岩）示顶、示序的原生构造常见现象及特征如下： （一）对称波痕及其印模 对称波痕的形态特点是具有尖棱的波峰和圆形的波谷，是示顶、示序的原生构造。正常地层层序中的对称波痕波峰尖端指向岩层顶面，波谷圆弧总是指向岩层底面，保存在正常地层层序中的对称波痕或印模，是强有力的原生示顶、顶底构造现象（图2-4，图2-5）。 图2-4 对称型的浪成波痕及其印模示意图 （据R.R Shrock，1948） 图2-5 利用波痕确定岩层顶、底面 （据M.P.Billings，1947） Ⅰ—正常岩层；Ⅱ—倒转岩层。a—波痕原型，波峰指向左上方；b—波痕印模，波峰指向左上方；c—波痕印模，波峰指向右下方；d—波痕原型，波峰指向右下方 （二）雨痕、雹痕及其他印模 雨痕和雹痕是稀疏的雨滴或冰雹落在湿润而柔软的泥质或粉砂质沉积物上，冲打成的圆坑或椭圆形凹坑，再被上覆沉积物掩埋填充而保存下来的痕迹。在上覆层的底面形成圆形、椭圆形的瘤状突起的印模，在下伏层的顶面形成凹坑。它亦是良好的示顶、示序原生构造（图2-6）。 图2-6 雨痕和雹痕及其印模 此外，还有许多不同成因、形态各异的印模和印痕，如生物活动形成的足迹、流水的流痕等。对沉积物表面的冲击或刻划所造成的印痕，而在上覆岩层底面都会形成相对应的印模，如槽模、沟模等。这些凹形印痕分布在岩层的顶面上，凸起的印模则出现在岩层底面上，据此也可判别岩层顶、底面，从而确定岩层的层序。 （三）泥裂 泥裂又称干裂，是未固结的沉积物露出水面，经日晒风干形成上宽下窄垂直层面的楔形裂缝。泥裂常见于黏土岩和粉砂岩中，碳酸盐岩中也可见及。泥裂在层面上构成网状、放射状或不规则的分叉状裂隙，在剖面上则呈“V”或“U”字形裂口（图2-7），这些裂缝常被上覆的沉积物填充，其填充层的底面成为脊形印模，因此，不管楔形裂缝还是脊形印模，两者的尖端均指向岩层的底面（老岩层）。它也是良好的示顶、示序原生构造。 （四）冲刷面印模 冲刷面印模是指泥质岩与其上覆的砂砾岩、砂岩、粉砂岩或灰岩之间发育的不平整界面。它是由于在上覆岩层沉积之前，泥质沉积物受到水流侵蚀或水流携带物的拖曳、弹跳或滚动所产生的凸凹不平面，并常被砂质所充填，成岩后，上覆层的底面形成不平整的印模保存下来。通常可在泥质岩剥落后的砂岩等原始底面上观察到。它是确定岩层底面的良好标志（图2-8）。 图2-7 泥裂及其印模立体示意图 （据R.R.Shrock，1948） 图2-8 根据冲刷面特征确定岩层相对层序 （据M.P.Billings，1947） （五）交错层理 由一组或多组细层与主层面斜交便构成了交错层理。交错层理与顶面主层理斜交，其细层纹间距较宽，底部收敛变缓与底部主层理相切。它是野外常见的示顶、示序原生构造（图2-9）。 图2-9 利用交错层理确定岩层顶、底面图示 （据M.P.Billings，1947） （六）递变层理 递变层理又称粒序层理。在一些较为稳定的沉积环境中，每次由流水带来的泥、砂物质都是粗的先沉积，细的后沉积。这样在一单层内，从底到顶粒度由粗逐渐变细（图2-10），如底部是砾石或粗砂，向上可递变为细砂以至泥质。递变层厚度可由几厘米到几米。在相邻的两个粒级层之间，下层顶面常受冲刷，故两层在粒度或成分上不是递变而是突变的。根据粒级层下粗上细粒度递变的特征，可以确定岩层的顶、底面。递变层理除在砂岩等碎屑岩中可见到外，还可以在以凝灰质为主的火山碎屑岩层中见到（图2-11）。它是很好的示顶、示底原生构造。 图2-10 递变层理示意图 图2-11 根据岩层原生构造恢复构造 （七）古生物生长和埋藏状态 动物遗体在自然界总是最大平面朝下，凸面向上被沉积物埋藏而保存下来。如珊瑚（群体珊瑚）等底栖生物，若它们在原来的生长位置被掩埋，则其根部总是指向岩层的底面。再如由藻类生物形成的叠层石，其内部的穹状纹层和向上生长的分枝总是指向岩层的顶面（图2-12）。 介壳类化石的位态亦可作为判定层序的依据（图2-13）。在含有大量介壳化石的岩层中，介壳的断面大部分朝上的，指示地层为正常层序，反之，则是倒转层序。 图2-12 叠层石形态素描图 （据R.R Shrock，1948） 图2-13 介壳埋藏状态示意剖面图 （据R.R Shrock，1948） （八）火山熔岩的枕状构造和气孔构造 海底喷发的基性熔岩发育枕状构造，单个岩枕的底面较平，顶面呈凸圆状，借此可判断熔岩的顶、底面（图2-14）。 图2-14 枕状构造断面示意图 熔岩中发育的气孔构造多集中在熔岩流的顶部，底部则较少，甚至没有（图2-15）。有些熔岩的气孔呈现管状并有分枝现象，分枝总是朝向底面的（图2-16）。气孔构造的多少或集中程度不仅可用来分辨喷发次数，还可以确定火山熔岩层的层面位置，是良好的示顶、示底构造。 图2-15 气孔构造在熔岩顶部集中 图2-16 熔岩中管状气孔分枝指向底面

[chén jī yán] 沉积岩 编辑 沉积岩，三大岩类的一种，又称为水成岩，是三种组成地球岩石圈的主要岩石之一（另外两种是岩浆岩和变质岩）。是在地壳发展演化过程中，在地表或接近地表的常温常压条件下，任何先成岩遭受风化剥蚀作用的破坏产物，以及生物作用与火山作用的产物在原地或经过外力的搬运所形成的沉积层，又经成岩作用而成的岩石。在地球地表，有70%的岩石是沉积岩，但如果从地球表面到16公里深的整个岩石圈算，沉积岩只占 5%。沉积岩主要包括石灰岩、砂岩、页岩等。沉积岩中所含有的矿产，占全部世界矿产蕴藏量的80%。