化學成因的沉積構造有哪些

⑴ 沉積結構構造

（一）結構特徵

1.陸源碎屑岩

中、新元古界的長城系部分組段和青白口系的陸源碎屑岩主要是：沉積石英岩、石英砂岩，其成分主要為碎屑顆粒和膠結物，有時見含量極少（3%—5%）的泥質和石英細粉砂呈雜基出現；碎屑顆粒包括石英、長石、岩屑和磁鐵礦、綠簾石等重礦物，以石英為主，常見長石和岩屑（包括燧石岩屑和噴出岩屑），長石表面可見鈉長石雙晶和網格雙晶，有的石英顆粒表面可見不規則的破裂紋。大紅峪組SiO2化學成分含量高，超過40%，與本組石英碎屑組分多是一致的（宋天銳等，1987）。

2.燧石硅質岩

長城系和薊縣系地層中各種形態的燧石硅質岩是由二氧化硅組成的各種硅質礦物的集合體。在沉積岩中硅質礦物的有：細-粗晶石英、隱-微晶石英（隱-微晶玉髓）、纖維狀玉髓、水玉髓、球粒玉髓、方英石和蛋白石。十三陵大紅峪組、高於庄組和霧迷山的燧石岩中所見的硅質礦物有：微晶玉髓、細-粗晶石英和纖維狀玉髓，以前兩者為主，後一種少見。

（1）微晶玉髓：通常無色，但常因包裹有雜質而顯淺褐色，在顯微鏡下一般隱顯小米粒狀，在掃描電鏡下均呈小於1μm的粒狀集合體，粒間多孔隙，一般稱為海綿狀結構。微晶玉髓一般是膠體二氧化硅重結晶而成的，是硅岩的主要礦物，在高於庄組中它是組成燧石條帶、團塊或結核的主要成分，是二氧化硅交代白雲石的主要礦物形式，岩石中微晶玉髓部位里常有交代殘留的白雲石。

（2）細-粗晶石英：呈粒狀鑲嵌，有的具良好的晶面，粒徑在50μm以上，干凈明亮，常與玉髓銜接生長一起充填於孔洞中，其粒徑由外向里（孔洞中心）逐漸增大。

（3）纖維狀玉髓：在顯微鏡下呈纖維狀或針狀，組成扇形或橫向連續成皮殼狀。

3.碳酸鹽岩

中、新元古界各種類型的白雲岩，其主要由白雲石組成，此外還可見含有數量不定的陸源砂、粉砂和硅質礦物成分以及少量的有機質成分。泥晶和細粉晶是各層段的白雲岩最主要的結構組分，由它們構成了佔主要比例為泥晶、細粉晶白雲岩。另外，還可見有內碎屑（礫屑、砂屑、粉屑）、球團粒和粗粉晶以上的各級晶粒等結構組分，但由它們組成的岩石在剖面中所佔的厚度百分比較小。多數內碎屑白雲岩中的內碎屑分選性不好，大小混雜，表現為礫、砂屑之間的孔隙中充填有更小的細粉屑等，磨圓度有的好，有的不好，顆粒形狀多樣，有圓形、橢圓形、次圓形、竹葉狀、長條形和不規則狀形態，多數為顆粒支撐結構，以點、線接觸多見，粒間充填有白雲石亮晶膠結物，有的岩石中顆粒呈漂浮狀互不接觸，有時見竹葉狀，橢圓形內碎屑的長軸顯定向排列，但絕大多數內碎屑雜亂無序分布。重結晶白雲岩主要是粗粉晶以上的晶粒組成，鏡下見各級晶粒間多呈鑲嵌狀。關於白雲岩的成分與結構特徵，有一點需要特別指出，十三陵高於庄組和霧迷山組的泥晶白雲岩中，有的成分極純，幾乎全由白雲石組成，含其它雜質很少，100倍顯微鏡下見其結構組分全為泥晶，粒度小於5μm，這種泥晶結構均一至較均一，400倍顯微鏡下見泥晶全為他形粒狀，看不出任何交代殘留結構的痕跡，這與白雲石化或交代作用形成的白雲岩不同，表現出沉積-同生的特點，在悼陵監和德勝口高於庄組頂部存在這種白雲岩。

（二）構造特徵

1.疊層石構造

疊層石又可當作一種生物化學成因的沉積構造來研究，它們是水深和能量強弱以及離岸遠近的相標志，其形態主要受古沉積環境、水流及水動力條件等因素的影響和控制，並呈有規律的分布；在現代沉積中，疊層石受環境影響而具有分帶性，並且同一屬種的疊層石可構成不同的形態，而不同屬種的疊層石也可形成同樣的形態（Walter,M.R,1977;White,B.,1983;Yong,G.M.,1974）。在對疊層石十分發育的中-新元古界地層進行研究中，應著重注意疊層石構造這一沉積特徵和環境標志。

2.層理構造

（1）水平層理：特點是紋層平直互相平行，並與層面平行，紋層連續或較連續，一般認為這種層理是在比較穩定的弱水動力條件下形成的，出現在低能環境中。在大紅峪組-高於庄組地層中，這種層理最為常見，其中的紋層較密集，寬約0.1mm至幾毫米，主要產於泥晶白雲岩中，有時在全岩層中均發育，有時僅在岩層頂、底部局部可見，在鏡下見泥晶白雲岩中常發育顯微水平紋層。這種層理與泥晶白雲岩指示了潮上帶和波基面以下的潮下帶的低能環境。

（2）平行層理：大紅峪組、高於庄組和龍山組的陸源碎屑岩（沉積石英岩、石英砂岩）中普遍可見小型平行層理，在外貌上與水平層理相似，由相互平行的紋層狀砂組成，而大紅峪組上部的沉積石英岩中小型平行層理由顏色條紋顯現，這種層理是在較強急流態的水動力條件下產生的，出現於較高能-高能環境。

（3）韻律層理：在大紅峪組上部第二套沉積石英岩的底部見有小型韻律層理，韻律由粗砂、極粗砂（含細礫）與細砂等組成，每一韻律下部的粗砂、極粗砂薄層厚度為1.5—2cm，上部的細砂薄層厚度為2—3cm，韻律可連續出現2—3次，總厚度為7—10cm；緊接高於庄組底部石英砂岩的一層含屑泥晶白雲岩也是一個韻律層，其中的次一級小韻律由含石英砂、雲質砂屑、礫屑泥晶白雲岩與泥晶白雲岩組成，下部的含石英砂、雲質砂礫屑白雲岩薄層厚度為3—30cm，含屑量不等，為5%—40%，雲質砂屑多為長條形，長2—6mm，寬1—4mm，有的顯順層定向排列，上部的泥晶雲岩厚度為20—60cm，都具密紋層，有的含燧石小條帶，這種小韻律連續出現9次，整個韻律層厚度為5.2m。這種韻律層理一般是潮汐環境中由潮汐的周期變化產生的，反映潮間帶環境。

（4）單向水流交錯層理：在高於庄組底部的石英砂岩中可見小型單向水流交錯層理，傾角不大，有的為5°—10°，有的為15°—20°，與小型平行層理共生；高於庄組底部和頂部和楊庄組的砂質白雲岩中見單向水流交錯層理，底部的斜層系傾角為20°左右，頂部的斜層系由石英砂抗風化強而顯現出來（圖版4—3）。

（5）羽狀交錯層理：這是一種具有兩組傾向相反的前積紋層的層理，在形成機制上反映了兩種方向相反的水流造成的沉積作用，在泰陵園橋頭高於庄組頂部的硅化白雲岩中發育有羽狀交錯層理，其中的各個前積紋層均已被硅質交代形成黑色的硅質紋層，前積紋層黑白相間格外清楚，紋層的傾角為20°，可見發育較好的兩個層系，厚約25cm（圖版3—2）。楊庄組羽狀交錯層理由砂質白雲岩—白雲質砂岩構成（圖版4—2）。一般認為，羽狀交錯層理屬於一種典型的潮汐作用產物，歷來被認為是潮間帶的特徵標志（Ginsburg, 1975;Song和G,1985）。

（6）壓扁－透鏡狀層理：與碎屑岩的同類沉積構造極為相似，按形態大致分類：壓扁層理、透鏡狀層理和具有軟沉積變形的透鏡狀層理。壓扁層理由灰白色與灰黑的雲灰岩、灰岩組成，每一對互層又組成一個韻律，一個韻律一般厚約2cm，其中灰白色雲灰質條帶厚約1—3mm，灰黑色灰岩條帶厚約1—2cm；透鏡狀層理中的透鏡體由具近水平或斜的紋理的灰黑色雲岩組成，各透鏡體均平行層面分布，大者長達10多cm，厚約3cm。具有軟沉積變形的透鏡狀層理的透鏡體形狀有菱形、不規則等，透鏡體和圍岩的物質成分與未變形的透鏡狀層理相同。高於庄組和霧迷山組中的這種碳酸鹽岩壓扁－透鏡狀層理可能形成於地勢平坦、延展寬闊、水動力條件很弱的碳酸鹽潮坪上（宋天銳等，1987）。

3.層面構造

（1）波痕

①對稱及不對稱波痕：常州溝組和大紅峪組上部的沉積石英岩中和霧迷山組燧石岩表面可見對稱波痕（圖版3—9），特點是波峰較尖銳，波谷圓滑，波高為1cm，波長為7cm，波痕指數為7，為浪成波痕；高於庄組的白雲岩中也可見對稱和不對稱波痕，它們多與藻疊層石或泥裂等伴生，可能形成於近岸淺水環境中。

②干涉波痕：泰陵園橋頭高於庄組頂部的白雲岩層面上見有菱形干涉波痕和具雙脊的干涉波痕，可見每間隔5—8cm出現一個具波痕的層面，發育程度較好，其成因是潮汐水流與波浪的共同作用，一般認為雙脊干涉波痕的成因是，漲潮時先形成一組較大的波痕，普遍認為它是典型的潮坪沉積構造。

（2）乾裂：在高於庄組上部和頂部的層狀疊層石中發育有乾裂小構造，其形態主要為彎曲狀、V字形、口袋狀等，與藻席共生，藻席一般厚4—5㎜，乾裂縫一般深約1—2mm，寬約0.15—0.3mm，乾裂縫一般被充填。這種構造反映了近岸暴露的潮上帶環境，這些乾裂縫可以指示岩層頂底方向，一般其寬口代表頂層面，其收斂端指向底層面。

（3）膠縮構造：德勝口高於庄組頂部的白雲岩層面上可見縮膠紋，反映水下膠縮作用，一般認為膠縮構造與乾裂不同，也有人認為其形成機理相似（Plummer,P.S.和Gostin,V.A.,1981）。

（4）沖刷面：在德勝口高於庄組頂部的泥晶白雲岩層面上，常見起伏不一的沖刷面，其起伏程度為1cm至幾厘米，每隔30—90cm便出現一個，發育程度較高，沖刷面之上普遍可見很多大小不一、分選不好的次稜角－稜角狀的細礫級雲質內碎屑角礫，雜亂排列很像風暴岩。有時在接近沖刷面的岩層內出現單向水流交錯層理，角度約30°，也有的似雙向水流交錯層理，都可能是漲落時水流作用的結果，反映沖刷面是出現於潮間、潮上帶。

（5）鳥眼構造：楊庄組和高於庄組的白雲岩中可見到鳥眼構造，其定向性不甚明顯，「鳥眼」被亮晶白雲石充填。由於高於庄組地層中有各種疊層石，這些鳥眼構造很可能與藻類有關，可能是藻類腐爛產生的氣泡被包裹在層內所致，後來被亮晶白雲石充填。一般認為它是潮上帶的指相標志（馮增昭，1982），也有人認為是潮間帶的標志（Shinn,E.E.,1968;Wilson,J.L.,1975）。

4.其它沉積構造

（1）粒序層構造：在高於庄組頂部和霧迷山組中可見到一種小型的粒序層構造，由下向上呈現粒度遞變，其序列為：①最底部為一起伏程度不大，局部可達幾厘米的沖刷面；②沖刷面之上為含雲質或硅化內碎屑顆粒白雲岩段，厚3—7cm，頂界不平整，呈雲朵狀，不規則波狀，內碎屑顆粒為長條形、次圓形的礫、砂屑，長條形顆粒長0.5—6cm，寬1—6mm，次圓顆粒的直徑為2—8mm，顆粒的分布無規則，雜亂排列，未硅化的雲質內碎屑成分與沖刷面之下的岩性相同；③向上為水平細密紋層發育帶，寬4—5mm，其中細密紋層極發育，可見密紋層隨其下伏的含顆粒雲岩段的頂界面呈傘狀、不規則狀起伏，該帶中局部見小窪、小型丘狀層理，窪長4cm，高1—1.2cm，丘高1.5—2cm，長3—4cm，窪狀、丘狀層理中可見發育的細密紋層，在兩端收斂；④再上為球團粒白雲岩帶，厚3—5cm，呈灰色，球團粒含量可達80%，形狀為圓形、滾圓形，大小為0.2—0.5mm，多數呈漂浮狀互不接觸，粒間充填有白雲岩亮晶膠結物；⑤頂部為灰色泥晶白雲岩，質純，鏡下見其由白雲石泥晶、細粉晶組成，泥晶約佔80%，偶爾可見陸源石英粉砂。這種粒序層和丘狀層被認為是風暴形成的。

（2）層內變形構造：在高於庄組頂部和霧迷山組的厚至巨厚層狀白雲岩中，可見到淺黑、黑色的硅岩表現為層內褶曲，形態為蛇曲狀、不規則波狀等，厚約15cm；另外，在其下的層位中還可見深灰色與白色白雲岩薄層相間的層內變形構造。這些構造的上下層位的岩層均未變形且互相平行，變形構造內未見任何韌性斷裂紋，證明它們是同沉積產生的塑性變形。宋天銳等（1987）認為，這種構造的成因可能與地震觸發引起的沉積基底不穩定產生滑動作用有關。

（3）結核構造：在高於庄組中下部的中層狀夾薄層白雲岩中，可見有餅狀、球枕狀結核，其成分與宿主岩層一致，均為白雲岩，長為20—50㎝，高10—18cm，常出現在薄層白雲岩的中間，連續成層順層分布。宋天銳等（1987）認為其為成岩結核，成因尚不十分清楚。

（4）縫合線構造：在高於庄組頂部和霧迷山組的白雲岩中，常可見到極發育的縫合線構造，它們呈較小的齒狀曲線順層分布，起伏不大，有的凹凸幅度為幾厘米；鏡下有時也可見高於庄組的白雲岩中存在顯微縫合線構造，其凹凸幅度小於1mm，縫合線中有泥質等殘余物。野外見縫合線切割構造裂縫，應為次生成因的。

⑵ 簡述沉積岩的構造特徵

一.機械成因的構造：
機械作用形成的構造主要有三種類型其包括：層理、層面構造、變形構造。1）層理
是沉積岩中最常見的一種原生構造，它是通過成分、結構顏色等在垂向上的變化而顯示的一種層狀構造。層理的基本類型：水平層理、波狀層理、斜層理、序粒層理、塊狀層理。2）層面構造
常見的層面構造有：波痕、泥裂、雨痕、雹痕、晶痕、沖刷面、流痕、槽模、溝模。3）變形構造
是在沉積物沉積的同時或稍後，沉積物尚處於塑形狀態時，經變形所形成的構造。常見的變形構造有：負荷印模、球枕構造、包卷層理、滑坡構造、碎屑岩脈、盤狀構造等。
二.化學成因的構造
化學成因的構造很常見大致有三類：溶解作用形成的構造、凝聚作用形成的構造、溶解—凝聚作用形成的構造。
三.生物成因的構造，包括生物生長沉積構造和生物擾動構造（生物侵蝕構造）。

⑶ 沉積岩的結構和構造有哪些特徵

一.機械成因的構造： 機械作用形成的構造主要有三種類型其包括：層理、層面構造、變形構造。
1）層理 是沉積岩中最常見的一種原生構造,它是通過成分、結構顏色等在垂向上的變化而顯示的一種層狀構造。層理的基本類型：水平層理、波狀層理、斜層理、序粒層理、塊狀層理。
2）層面構造 常見的層面構造有：波痕、泥裂、雨痕、雹痕、晶痕、沖刷面、流痕、槽模、溝模。
3）變形構造 是在沉積物沉積的同時或稍後，沉積物尚處於塑形狀態時，經變形所形成的構造。常見的變形構造有：負荷印模、球枕構造、包卷層理、滑坡構造、碎屑岩脈、盤狀構造等。
二.化學成因的構造 化學成因的構造很常見大致有三類：溶解作用形成的構造、凝聚作用形成的構造、溶解—凝聚作用形成的構造。
三.生物成因的構造，包括生物生長沉積構造和生物擾動構造（生物侵蝕構造）。

⑷ 沉積岩的層面構造主要有

沉積岩的層面構造主要有：

沉積岩是指成層堆積的鬆散沉積物固結而成的岩石。曾稱水成岩。是組成地殼的三大岩類 (火成岩、沉積岩和變質岩)之一。沉積物指陸地或水盆地中的鬆散碎屑物，如礫石、砂、粘土、灰泥和生物殘骸等。

形成：

沉積岩是由風化的碎屑物和溶解的物質經過搬運作用、沉積作用和成岩作用而形成的。形成過程受到地理環境和大地構造格局的制約。古地理對沉積岩形成的影響是多方面的。最明顯的是陸地和海洋，盆地外和盆地內的古地理影響。

陸地沉積岩的分布范圍比海洋沉積岩的分布范圍小；盆地外沉積岩的分布范圍或能保存下來的范圍，比盆地內沉積岩的分布或能保存下來的范圍要小一些。

⑸ 沉積構造的概念

沉積構造:由沉積物的顏色、成分、結構的不均一性而形成的岩石宏觀特徵。其規模一般較大，多在野外露頭上及岩芯中可直接進行觀察和測量。

根據其形成時間劃分為:原生沉積構造和次生沉積構造。

根據沉積構造的成因性質可分為三類:
物理成因的沉積構造
化學成因的沉積構造
生物成因的沉積構造

⑹ 沉積構造及沉積環境分析

1.沉積構造類型

沉積構造是沉積岩和變余沉積岩的成因標志，是恢復古環境、古氣候及古地理的重要依據，這類構造在野外大多都可看到，因此必須認真仔細觀察，做好必要的記錄，重要的構造應照相或素描。

沉積構造主要包括層理構造、層面構造、准同生變形構造、生物及化學成因構造。

（1）層理構造

層理由紋層、層系和層系組組成（圖6-2）。根據其形態特徵可劃分為以下幾種類型（圖6-3）。

圖6-2 層理的基本術語圖示

（據劉寶珺，1980）

圖6-3 水平層理、平行層理和交錯層理

（據杜遠生等，1998）

（a）水平層理（左）和平行層理（右）；（b）板狀交錯層理；（c）楔狀交錯層理（沖洗交錯層理）；（d）魚骨狀交錯層理；（e）槽狀交錯層理；（f）波狀交錯層理

1）平行層理和水平層理：二者的紋層均相互平行且與層面一致，但平行層理是高流態環境下的沉積，沉積物粒度粗（中粗砂級），紋層不清晰、不連續，沿層面易剝開。水平層理反映水能量低的寧靜環境，沉積物粒度細（泥質），層理清晰且連續。

2）交錯層理：交錯層理是由一系列與層面斜交的內部紋層組成層系，層系之間由層系面分隔。根據其形態可分為板狀、楔狀、波狀和槽狀交錯層理等多種類型。依據交錯層理的形態、大小、前積層傾角和方向等可判斷出水動力特徵和古水流方向，進而幫助識別古環境。流水作用一般形成較高角度的板狀交錯層理；而沖洗作用則形成低角度（＜10°）的楔狀交錯層理（沖洗層理）；進退潮流作用則形成雙向的魚骨狀（或羽狀）交錯層理。

3）遞變層理：也稱粒序層理。是在同一岩石層內由下而上粗細粒度遞變紋層所顯示的層理，層面基本上相互平行，底部常具沖刷面。一般認為遞變層理是由重力流作用形成。

4）潮汐層理：包括脈狀層理、波狀層理和透鏡狀層理（圖6-4）。它們是漲潮流與退潮流所造成的砂質沙紋與平潮期所沉積的不同數量的泥質交互而形成。

脈狀層理是泥質沉積物呈脈狀體分布在砂質沉積物中，透鏡狀層理是砂質沉積物呈透鏡體被包在泥質沉積物之中斷續分布，而波狀層理則是介於脈狀和透鏡狀層理之間的過渡類型，砂層與泥層波狀交替分布。

圖6-4 潮汐層理類型

（據H.E.Relneck，1977；轉引自楊逢清等，1990）

1—脈狀層理；2—波狀層理；3—透鏡狀層理

（2）層面構造

主要包括波痕、沖刷痕、刻壓痕構造和暴露構造。波痕是指流水、波浪或風作用於非黏性沉積物表面留下的波狀起伏的痕跡。按其成因可分為流水波痕、浪成波痕及風成波痕。水能量加強，常在下伏沉積物尤其是泥質沉積物表面形成沖蝕的槽狀痕跡，稱為沖刷痕，沖刷形成的溝槽被沉積物充填後則形成槽模和溝模。沉積物中攜帶的粗粒物質（如礫石、生物介殼）在下伏沉積物頂面刻劃出各種痕跡，稱為刻壓痕。沖刷痕和刻壓痕是重力流沉積中常見的沉積構造。暴露構造是指沉積物間歇期暴露於大氣中，在沉積物表面形成的沉積構造，如泥裂、雨痕、食鹽假晶及足跡。通常反映沉積盆地間歇性暴露環境，如潮上帶、湖濱環境等。

（3）准同生變形構造

圖6-5 滑塌構造

（據何起祥，1978；轉引自楊逢清等，1990）

准同生變形構造是指沉積物在沉積之後、固結之前發生塑性變形所形成的構造。常見的有負載構造、包卷層理、滑塌構造等。發育於快速堆積（沉積物來不及脫水）或具有原始傾斜的沉積層中。差異壓實作用或構造不穩定（如地震的顫動）性，常導致上覆粗粒層下陷到下伏松軟沉積層中形成負載構造、枕狀構造和球狀構造。由於沉積物的液化和側向流動，可形成具復雜揉皺的包卷層理。滑塌構造一般是沉積物沿原始陡傾斜坡滑塌、滑動或位移產生的，沉積層可變形形成簡單或復雜的褶曲，並伴有滑動面或重力小斷層（圖6-5）。根據准同生變形構造的類型和強度可以幫助認識沉積盆地性質及堆積速度、古斜坡坡向等。

（4）化學及生物成因構造

這種構造類型繁多，常見的有鳥眼構造和疊層構造。鳥眼構造指白雲岩或灰岩中大小約1mm的蠕蟲狀或不規則狀亮晶方解石充填體。一般認為鳥眼構造形成於潮坪環境，由藻類腐解留下孔隙或氣泡，經亮晶方解石和石膏填充而成。疊層構造是地質歷史時期中常見的一種生物成因構造，以藻紋層和沉積紋層交替出現為特徵，其形態多樣，多形成在潮坪環境。

2.沉積環境分析

野外進行沉積環境分析時，主要依據以下標志：

1）岩礦標志：沉積物組分能反映沉積歷史、物源及沉積介質的特徵。如純凈的石英砂岩形成於淺水高能條件（如海灘環境）；富含長石、不穩定岩屑的雜砂岩形成於顆粒未經充分簸選的快速沉積場所（如斷陷盆地）。一些特殊的沉積岩和沉積礦產具有較好的指相意義，如礁灰岩、鮞狀灰岩、含菊石或放射蟲的硅質岩、含筆石的黑色頁岩、煤和鋁土礦等。此外，一些自生礦物（沉積期或同生期形成的原生礦物）能明顯地反映環境，如海綠石、磷灰石主要形成於淺海環境；石膏、岩鹽形成於鹽分過飽和的乾旱氣候環境。

2）生物標志：不同類別的生物對環境因素的要求是不一樣的，因此生物組合和生態特徵是判別古環境的重要標志。

3）沉積構造標志：沉積構造類型復雜多樣，為不同沉積環境的產物。根據它們的一些特徵可進行沉積環境的分析（表6-4）

表6-4 沉積構造分類

（據余素玉等，1991，略改）

沉積環境分析的野外工作主要包括測制沉積相剖面，系統觀察研究沉積岩的成分、結構、構造、古生物組合、古生態特徵和遺跡化石等各種成因標志，以及對古流向和古坡向的測量。

⑺ 沉積構造分類

沉積岩構造是指沉積岩的各個組成部分之間的空間分布和排列方式。其中，在沉積期形成的構造稱為原生構造。沉積後形成的構造，有的是在沉積物固結成岩之前形成的，如變形構造；有的是沉積物固結成岩以後產生的，如縫合線、疊錐等化學成因構造。

沉積岩沉積構造非常復雜，種類繁多，可按形態、成因、形成階段，以及沉積構造在層內或層面的位置等進行分類。通常按其成因可分為物理成因、化學成因及生物成因形成的沉積構造。物理成因包括流體流動成因、同生變形成因及暴露成因等形成的沉積構造；化學成因包括結晶作用、壓溶作用、增生與交代作用等形成的沉積構造；而生物成因包括生物遺跡、生物擾動、生物生長及植物根痕等形成的沉積構造（表3-6）。

表3-6 沉積岩成因-構造分類

續表

但事實上，有些沉積構造的成因是非常復雜的，往往由多種因素共同形成，例如，鳥眼構造、皮殼狀構造等既是孔隙水化學淀晶作用的結果，同時又是沉積物（岩）暴露的結果，因此，沉積構造的成因要視具體情況具體分析。根據各種沉積構造的主要成因分類，對常見的沉積構造分述如下。

⑻ 沉積岩的構造類型

1.結構類型。

(1)碎屑結構。碎屑顆粒經膠結物質膠結所形成的結構，如礫岩、砂岩。

(2)泥質結構。由小於0. 0l毫米的細小鑽土質點所組成的結構。黍占土岩所具有的結構，如頁岩、泥岩。

(3)化學結構。由純化學成因形成的結構，其中有結晶粒狀結構、鱺狀結構及豆狀結構等。

(4)生物結構。全部組成大部分由生物遺體或碎片組成的結構，如硅藻土。

2.構造類型。

(1)層理構造。沉積岩中在物質成分(化學的、礦物的)、結構、顏色上沿垂直方向變化，顯示成層現象叫層理構造。

(2)層面構造。在沉積岩層面上常保留有自然作用產生的一些痕跡，它不僅標志著岩層的某些特性，更重要的是記錄下岩層沉積時的地理環境，如波痕、雨痕等。

(3)結核構造。在沉積岩中常含有與圍岩成分有明顯區別的某些礦物質團塊，稱為結核。

(4)化石構造。在沉積岩中，特別是在古生代以來的沉積岩中，常常保存著大量的、種類繁多的生物化石，這是沉積岩區別於其他岩類的重要特徵之一，如硅藻土。

⑼ 哪些沉積構造容易混淆 怎麼區別 急用！！！！

沉積構造按其形成時間劃分為:原生沉積構造和次生沉積構造。
按根據沉積構造的成因性質可分為三類:
物理成因的沉積構造、化學成因的沉積構造、生物成因的沉積構造
但如原生的層理構造與層面構造容易混淆；化學作成因的晶體印模和結核構造也容易混淆；溝槽和模槽都確定古水流方向的標志之一野外也容易混淆；
研究沉積岩的構造，可以確定沉積介質的營力及流動狀態，從而有助於分析沉積環境，有的還可確定地層的頂底層序等。沉積構造用來描述沉積岩各組成部分的這種分布與排列，是沉積作用與過程、古環境以及礦床發育的重要標志。
簡單回答，希望你滿意哈。

⑽ 沉積岩的構造有哪幾種

沉積岩的構造是指由於成分、結構、顏色的不均一而引起的岩石的宏觀特徵。沉積岩的構造是沉積岩最顯著的特徵之一，也是沉積相的重要識別標志。按照成因，沉積岩的構造可劃分為物理成因、化學成因和生物成因3種類型(表11－4)。
表11－4 沉積岩的構造分類

一、物理成因的構造
(一)層理構造
層理是沉積岩(沉積物)的成分、結構、顏色及層的厚度、形狀等沿縱向的變化而表現出的成層現象。層理的組成單位包括細層、層系和層系組(圖11－12)。

圖11－12 層理的組成(何起祥，1978)

◎細層:是層理的基本單位，厚度為毫米級到厘米級，甚至小於1mm。細層是穩定沉積條件下同時形成的沉積單位。
◎層系:由結構、成分、厚度和形態相似的同類型細層組成，其上下為層面所限定。層系是一段時間內水動力條件相對穩定的沉積產物。
◎層系組:由一系列相同層系構成，中間無明顯的不連續現象。
層理是層的內部構造。層或岩層則是組成沉積地層的基本單位，其成分、結構、內部構造和顏色基本均一，上下由明顯的層面與相鄰層分開。它是在較大區域內生成條件基本一致的情況下形成的岩石地質體。
層或岩層的厚度變化很大，它可以包括一個或若干個細層、層系甚至層系組。層的厚度是重要的描述標志，也是沉積過程穩定程度的間接標志。根據單層厚度，層可分為塊狀層(＞1m)、厚層(1～0.5m)、中厚層(0.5～0.1m)、薄層(0.1～0.01m)、微薄層(紋層)(＜0.01m)。需要指出的是，層或岩層的厚度是指上下層面之間的距離，而層理的厚度則指層繫上下界面之間的距離。
根據層理的形態，可將層理分為下列類型:
1.水平層理
細層界面平直，彼此互相平行且與層面平行(圖11－12中自上而下的第一個層系組)。細層厚度多在1mm以下，少數可達1～2mm。通常發育在泥質岩、粉砂岩或粒度相當的其他岩層中，是水流緩慢或靜水水動力條件下的沉積產物。
2.平行層理
幾何特徵與水平層理相似，也是由界面平直、彼此互相平行且與層面平行的細層構成。二者的區別在於，平行層理的細層厚度較大，沉積物粒度較粗、細層之間的界面不清晰。有些岩石沿細層之間的界面可以剝開，剝開面上可出現一些長短不一、相互平行的微細溝脊狀直線狀條紋(剝離線理)。平行層理常發育於砂岩或粒度相當的其他岩石類型中，是水體較淺、流速較高的水動力條件下的沉積產物(圖11－13)。

圖11－13 平行層理與剝離線理(Harms，1975)

3.波狀層理
細層界面呈波狀起伏，但總方向平行於層面(圖11－12中自上而下的第二個層系組)。層系界面或平行細層或切割細層。波形有對稱的，也有不對稱的;有規則的，也有不規則的。一般情況下，波狀層理形成於波浪和水流可以波及水底沉積的淺水區。如在海濱、湖濱以及河漫灘等沉積環境中，波狀層理比較多見。
4.交錯層理
細層與層面斜交，細層之間相互平行。細層和層系界面可以是平面，也可以是曲面，相互之間往往斜交，偶爾也平行。相鄰的層系界面可以彼此獨立，也可以依次切割。交錯層理一般發育於粉砂岩、砂岩、礫岩或粒度相當的其他岩石類型中。按照層系的形態可細分為板狀交錯層理、楔狀交錯層理、槽狀交錯層理(圖11－14)。

圖11－14 交錯層理的基本類型(何起祥，1978)

(1)板狀交錯層理:細層平直或下凹，與層系界面斜交。層系界面為平面，彼此之間相互平行且與層面平行，單個層系呈等厚的板狀。
(2)楔狀交錯層理:雖然細層與層面斜交、細層之間相互平行、層系界面為平面，但層系界面之間不平行，單個層系不等厚而呈現為楔狀形態。
(3)槽狀交錯層理:層系下界面為槽形沖刷面，細層頂部遭受切割。在層理的橫切面上，層系界面呈槽狀，細層與之一致;在縱切面上，層系界面呈弧狀相切割，細層與之斜交。
上述交錯層理可按層系的最大厚度進一步劃分為小型(＜3cm)、中型(3～10cm)和大型(＞10cm)(路鳳香等，2002)。交錯層理大多是定向水流的沉積產物，同一層系內細層的傾斜方向為該層系沉積時的水流方向。
(4)其他交錯層理:除上述常見的交錯層理外，還有一些雖然分布局限，但卻具有非常確定的沉積環境與流體動力學意義。這些層理包括羽狀交錯層理、沖洗交錯層理、浪成交錯層理、丘狀交錯層理、脈狀層理與透鏡狀層理、風成交錯層理(圖11－15)等。
◎羽狀交錯層理:是指上下相鄰層系中的細層傾斜方向相反的交錯層理，也稱魚骨狀或雙向交錯層理。通常發育於水流方向可以反轉的沉積環境中，如潮汐帶等。
◎浪成交錯層理:剖面上很像槽狀交錯層理，層系界面波狀起伏，局部對下伏層系界面有較強的切割，橫向上可過渡為相鄰層內的某個細層界面。細層多為橫向延伸的舒緩波曲狀，大致與層系界面平行，但在層系的一端會逐漸匯聚成束狀或被另一個層系界面交切。浪成交錯層理是在沉積速率較高的條件下，由水的流動和振盪作用綜合形成，一般發育於富含泥質的粉砂岩或細砂岩中。它可形成於各種水深條件下，但在淺水中容易遭到破壞。

圖11－15 其他交錯層理(Reinecketal.，1973;Harms，1975;Tucker，2008)

◎沖洗交錯層理:屬於羽狀交錯層理或楔狀交錯層理的特殊類型，區別在於同一層系的上下界面和它們與層面的夾角都很小，相鄰層系的細層傾斜方向可以相同，也可以相反，細層非常平直，與層系界面大致平行或小角度相交。該層理形成於反復沖刷的濱海或濱湖沉積環境，發育於砂岩或與之粒度相當的其他岩石類型中。
◎丘狀交錯層理層:系呈寬緩的圓丘狀，縱剖面上，丘寬可達1～5m，丘高約0.2～0.50m，縱向上大多隻出現1～3個層系。層系內的細層與層系邊界基本平行，但向丘頂或丘谷方向收斂，在丘谷處與相鄰層系內的細層以小角度交錯或過渡，在與浪成交錯層理很相似。實際上，丘狀交錯層理的形成也與水的振盪有關，是水面的巨浪引起深部水體隨之振盪的產物，只是它標志的水深要比浪成交錯層理更深，發育在富含泥質的粉砂岩或細砂岩中。
◎窪狀交錯層理:是彼此以低角度交錯的淺窪坑，窪坑的寬度一般為1～5mm，其內部充填的細層與淺窪坑底界面平行，而向上變成很緩的波狀並近於平行的層理。對窪狀交錯層理的研究程度不深，概念還不十分清楚。有人認為窪狀交錯層理是丘狀交錯層理的伴生部分，即向上凸起的丘之間的向下部分，但在層序上，窪狀交錯層理通常位於丘狀交錯層理之上。
◎風成交錯層理:通常由板狀或楔狀層系組成，層系和細層均較厚，層系厚度一般為數十厘米到數米，細層厚度最厚可達2～5m，多呈板狀。發育於基質含量極低的中細砂岩中，形成於沙漠和海岸帶等。
5.遞變層理
遞變層理亦稱粒序層理，沉積物粒度在縱向上具逐漸增加或減小的特徵。遞變層理可細分為正遞變層理和反遞變層理等類型(圖11－16)。

圖11－16 遞變層理(劉易斯，1989)

6.脈狀層理和透鏡狀層理
脈狀層理和透鏡狀層理為泥質和砂質(通常為粉砂或細砂)沉積物交替沉積形成的一種復合層理。①脈狀層理亦稱壓扁層理，其主要特徵是沉積物以砂為主;在剖面上，泥質沉積物以起伏脈狀或細長飄帶狀等夾在砂質沉積物中。②透鏡狀層理正好相反，沉積物以泥為主，剖面上，砂質沉積物以起伏脈狀或細長飄帶狀等夾在泥質沉積物中(圖11－17);垂向上，間隔出現的砂或泥的厚度均較薄，一般不超過1～2cm，常常只有幾毫米。脈狀層理和透鏡狀層理常常共生，二者都是在沉積物供應豐富的條件下由流速不穩定的水流所形成。若流速總體較高，短暫出現流速降低時形成脈狀層理。若流速總體較低，短暫出現流速升高時則形成透鏡狀層理。這兩種層理通常發育在河漫灘、三角洲前緣、潮汐帶和濱湖等沉積環境中。

圖11－17 脈狀層理和透鏡狀層理(姜在興，2003)

7.韻律層理
韻律層理是由層與層平行或近於平行的兩種或兩種以上岩性的薄層相互重復出現所組成，常見砂質層和泥質層的韻律互層。韻律層理的成因很多，可以由潮汐環境的周期變化形成潮汐韻律層理;也可以由氣候的季節性變化形成淺色層和深色層的成對互層，即季節性韻律層理;還可以由濁流沉積形成復理石韻律層理等。
8.塊狀層理
塊狀層理也稱均勻層理或塊狀構造。其特徵為肉眼觀察不到任何不均一現象。塊狀層理可以是懸浮物質快速沉積而形成，也可以是高密度無分選的沉積物沉積而成。此外，生物的強烈擾動也可以使沉積物原生層理消失殆盡而形成塊狀層理。
(二)層面構造
在岩層上下層面出現的各種不平坦的沉積構造痕跡統稱為層面構造。層面構造種類多樣，常見的類型包括沖刷構造、波痕、泥裂、雨痕與雹痕等。
1.沖刷構造
沖刷構造是一種發育在不同粒度岩層分界面上的凹凸狀構造，是較高流速流體對下伏沉積物頂面沖刷而形成的下凹坑槽，後又被上覆沉積物覆蓋並保存下來(圖11－18)。

圖11－18 沖刷構造特徵

沖刷形成的坑槽稱沖坑或沖槽，合稱為沖刷痕。通常被沖刷的沉積物粒度較細，而覆蓋的沉積物粒度較粗，並且在覆蓋層的底部常常含有下伏被沖刷層的碎屑。沖刷槽一般長幾厘米到幾十厘米，寬0.5cm到幾厘米，深幾毫米到幾厘米。平面上，呈舌狀或不規則狀。沖刷槽的上游深且陡，向下游逐漸變淺變緩直至出現正常的沉積物表面。沖刷槽的長軸與流水方向一致。
一般情況下，覆蓋層比被沖刷層抗風化，因此，覆蓋層的底部往往保留與沖刷痕的大小和形態完全一致的凸起，這種凸起一般稱為鑄模或印模。由鑄模或印模的凸起端到低平端代表了沖刷流體的流向。
此外，在泥岩的頂面有時可見有樹枝狀分叉的下凹痕跡。這種痕跡為流痕，是不穩定的流水在未固結的沉積物表面沖刷出來的。流痕的形成常需要一定的坡度(2°～3°)，常見於潮上帶或潮間帶的泥坪、湖海的濱岸沙灘或河漫灘等沉積環境。流痕為非水下沉積環境的識別標志之一。在流痕上覆沉積物表面保留下來的印模稱為流痕印模。
2.波痕
波痕是流水或風在非黏性沉積物表面形成的波狀起伏的底形，它由一系列近於平行的呈線性延長的波峰和波谷組成(圖11－19)，波痕的延長方向一般垂直於流體的運動方向。有時可見兩組波痕互相交叉而成蜂窩狀或菱形。有時在較大的波痕上又疊加次級波痕。沿延伸方向波痕分叉現象也很常見。

圖11－19 波痕形態要素(何起祥，1978)

根據成因，波痕可分為流水波痕、浪成波痕和風成波痕3種類型。
◎流水波痕:為單向水流的沉積產物。一般不對稱，其緩坡延伸方向指示水流方向。重礦物和粗碎屑分布於波谷。隨著水流強度增加，波脊由直線形逐漸變為彎曲狀乃至新月形。流水波痕見於河流環境及有底流的湖、海區。
◎浪成波痕:由波浪作用形成，見於湖、海的淺水帶。一般波峰尖銳，波谷圓滑，多數對稱。
◎風成波痕:以極不對稱為特徵，波峰與波谷均圓滑。重礦物與較粗的顆粒集中分布於波峰處。
3.泥裂
泥裂又稱乾裂或龜裂，系由未固結的細粒沉積物(泥、粉砂及細粒碳酸鹽沉積物)出露水面，遭暴曬快速脫水收縮而形成。裂縫剖面呈V字形，平面相互連接呈多邊形。乾裂往往會被上覆沉積物充填(圖11－20)。乾裂一般發育於沼澤、湖泊、河漫灘、潟湖濱岸潮坪及淺灘地帶的泥岩、泥質粉砂岩或相當粒度的石灰岩中。泥裂為淺水標志，泥裂的V字形特徵可作為地層頂底的判別依據。
4.雨痕和雹痕
◎雨痕:是雨滴落在松軟沉積物表面上形成的圓形或橢圓形凹穴。若雨滴直落，雨痕呈圓形;若斜落，則雨痕呈橢圓形。只有在雨量很小的乾旱、半乾旱氣候條件下，雨痕才能得以保存。
◎雹痕:與雨痕相似，區別在於雹痕規模稍大，較深，形狀不規則，具有略微突起的邊緣，往往很粗糙。

圖11－20 泥裂示意圖(施羅克，1948)

(三)同生變形構造
同生變形構造是在沉積物沉積的同時或固結成岩之前，沉積物處於塑性狀態下形成的構造。同生變形構造往往局限於一定的層位，上下為正常的沉積層。同生變形構造的成因主要為重力作用引起的水下滑塌、上覆沉積物負荷不均引起的物質運動等。常見的同生變形構造包括負荷印模、變形層理和碎屑岩脈等。
1.負荷印模
負荷印模也稱為重荷模，常見於泥質層之上的砂質層底面上。它是由飽含水分的軟泥沉積物在塑性狀態下，接受上覆砂質沉積物負荷不均衡所造成的。負荷印模常呈圓形或不規則的瘤狀凸起、排列雜亂、大小不等。負荷印模常見於濁積岩中，在淺海、潮坪及河流環境中也可出現。
2.變形層理與包卷層理
變形層理是由原生層理經變形而成。包卷層理系指一種呈復雜褶皺狀的變形層理。層理的褶皺一般連續，谷寬緩而峰窄尖，常呈同斜傾卧，厚度穩定，上下層面平整。在岩層中部或稍偏上部褶皺幅度最大，向上下層面幅度減小。這種構造常產生在2～25cm厚的粗粉砂、細砂層內。
包卷層理主要見於濁積岩，在潮坪和河漫灘沉積中也可見及。其形成與沉積層的差異液化有關，液化層的層間流動引起了原生層理的彎曲。也可能與差異負荷作用有關(圖11－21)。

圖11－21 包卷層理素描圖(何起祥，1978)

3.碎屑岩脈
飽含水的砂或粉砂，在差異壓力作用下，上沖注入到附近沉積層裂隙中(圖11－22)，從而形成碎屑岩脈或岩牆、岩床等。常見的碎屑岩脈一般規模不大，但也有延伸較遠者。

圖11－22 砂岩脈(何起祥，1978)

二、化學成因的構造
化學成因的構造是指在成岩過程中由化學作用形成的構造，這種構造多是溶解－沉澱聯合作用的結果。常見的化學成因構造包括晶痕、縫合線、結核、鳥眼構造等。
1.晶痕與假晶
在化學沉積作用中結晶出來的礦物晶體被泥或砂質沉積物掩埋之後，因沉積物失水收縮可稍稍突出於岩層頂面，突出部分同時也會嵌入到覆蓋層的底面。當礦物晶體被選擇性溶解後就會在兩岩層接觸面上留下與礦物晶體大小和形態完全一致的空洞，該空洞稱為晶痕。晶痕被充填或被其他礦物交代就形成了假晶。形成晶痕或假晶的礦物主要為石鹽和石膏(圖11－23)。石鹽和石膏都是超高鹽度條件下的結晶產物，因而，石鹽和石膏假晶均可指示乾旱炎熱氣候條件和淺水沉積環境(內陸鹽湖或濱海)。

圖11－23 石鹽假晶(何起祥，1978)

2.縫合線
縫合線是碳酸鹽岩中極為常見的構造，然而，在石英砂岩、硅質岩及鹽岩中也可出現。縫合線是指在垂直碳酸鹽岩等岩石層理的切面中發育的鋸齒狀縫隙。在三維空間中，實際上它是由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充填等。
縫合線形態多樣，可呈微波狀、鋸齒狀、陡峰狀等。其起伏幅度小者低於1mm，大者高於10cm，甚至達1m。近於平行層理分布的多見，但也有斜交或垂直層理的。它既可以切穿化石、鮞粒等，又可以繞過它們。一般認為，固結的岩石在負荷壓力作用下發生差異溶解可形成縫合線。縫合線的縫合面上充填的黏土物質和鐵質是壓溶後留下的不溶殘余物(圖11－24)。
縫合線是碳酸鹽岩中經常存在的一種微裂隙，對油、氣、水的運移具有一定意義。

圖11－24 縫合線構造(劉和甫，1959)

3.結核
結核是一種成分、結構、顏色等與圍岩有顯著差異的礦物集合體。結核主要是成岩階段物質重新分配的產物。
結核形態很多，有球狀、橢球狀、不規則團塊狀等。大小變化很大，小者幾毫米，大者數十厘米。其內部可為均質的，也可呈同心狀、放射狀、包卷狀及網格狀。有的有核心，有的無核心。結核在岩石中可以單個存在，也可呈串珠狀成群出現。
沉積岩中最常見的結核，從成分上可以分為:碳酸鹽結核、硅質結核、磷酸鹽結核、錳質結核、黃鐵礦結核、白鐵礦結核、石膏結核等。
結核按成因可分為同生結核、成岩結核和後生結核(圖11－25)。①同生結核形成於沉積過程中，多半是由膠體物質圍繞某些質點凝集，或由膠體物質呈凝塊狀析出而成。成分一般不同於同期沉積物。常見的有硅質結核、鈣質結核等。同生結核的鑒別標志是結核不穿切層理，層理圍繞結核彎曲。②成岩結核是成岩階段物質重新分配的產物，它既可以切穿層理，又可見層理圍繞結核彎曲，有時結核內還保留殘余的圍岩層理。③後生結核形成於沉積物固結之後，因而切穿層理而無層理彎曲現象。

圖11－25 結核的成因類型(何起祥，1978)

4.鳥眼構造
在細粒碳酸鹽岩中，常見有一種微小的孔洞，其形狀似鳥的眼睛，一般高1～3mm，長、寬幾毫米，大致平行層理排列，孔洞常為亮晶方解石充填，這種構造稱為鳥眼構造(圖11－26)。因為它們常成群出現，故又叫窗格狀構造。

圖11－26 鳥眼構造(路鳳香等，2002)

鳥眼構造的成因還不十分清楚，目前提出的成因假說包括:①露出水平面的細粒碳酸鹽沉積物收縮;②細粒碳酸鹽沉積物中的藻類等有機質腐爛所留下的孔洞以及生成的氣泡而造成;③細粒碳酸鹽岩中的硬石膏等易溶鹽類礦物的晶體、小眼球狀集合體溶解或被交代而生成。
鳥眼構造常產生在潮上帶及潮間帶碳酸鹽沉積物中，尤其是潮上帶特別發育，一般不形成於潮下帶。
三、生物成因的構造
生物通過生命活動對沉積構造的形成和改造均具有極其重要的作用。生物形成的特殊構造包括生物層理(如疊層構造)和生物遺跡(如蟲跡、蟲孔)。
1.疊層構造
疊層構造是由藍綠藻類分泌的黏液捕獲與黏結砂、粉砂、泥級顆粒或晶體而組成的一種紋層構造。紋層形態多變，有的平直，有的波狀彎曲，或呈柱狀環疊、半球狀覆裹、球狀包覆。呈球狀包覆的疊層石通常稱為藻灰結核或核形石、藻球。疊層構造主要由富藻紋層和富屑紋層相間組成(圖11－27)。
◎富藻紋層:又稱基本暗帶，較薄(0.1mm左右)。紋層中藻體多，有機質高，色暗;碳酸鹽沉積物少。
◎富屑紋層:又稱基本亮帶，較厚(1mm左右)。紋層中藻體少，有機質低，色淺;碳酸鹽沉積物多。
疊層構造即由這兩種紋層交替重疊構成。常見於碳酸鹽岩、磷灰岩及鐵質岩中。
現代碳酸鹽疊層石在潮上帶、期間帶和潮下淺水帶均有分布，是良好的相標志。波狀疊層石主要分布在潮上帶的泥坪環境;分叉的環柱狀疊層石主要分布在潮間帶;球狀藻灰結核或藻球是在水底長期滾動而形成的，它是判別潮下帶的可靠標志。

圖11－27 疊層構造(何起祥，1978)

2.蟲跡和蟲孔
◎蟲跡:是生物在未固結的沉積層表面留下的活動痕跡。蟲跡在下層面上所形成的印模呈圓筒狀或壓扁的埂狀小突起，成彎曲狀、樹枝狀或交叉狀分布。
◎蟲孔:是生物在未固結的沉積層內部覓食或穴居的孔道。在濱淺海、潮坪及不穩定的陸緣帶，蟲孔一般簡單，多垂直於層面，孔較深;在深海軟泥中，蟲孔一般雜亂，多垂直於層面，孔較淺;在潮下淺海過渡區域，蟲孔多為傾斜的，或向垂直層面或向平行層面過渡。
蟲跡和蟲孔是良好的相標志(圖11－28)。

圖11－28 蟲孔與蟲跡(塞拉赫，1967)

生物的鑽孔活動對原生沉積構造具有極為強烈的破壞和改造作用。由生物擾動作用形成的各種不規則的構造，稱為生物擾動構造，它可使原來具有層理的岩石變為均質的無層理的岩石(圖11－29)。

圖11－29 生物擾動構造(Mooreetal.，1957)