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沉积岩的原生沉积构造是指沉积岩各个组成部分于沉积期形成的空间分布和排列方式。根据沉积岩原生沉积构造的研究结果，可确定沉积介质的营力类型及强弱，介质的流动状态，分析沉积环境，确定地层的顶底和地层层序，对恢复古地理环境及找矿等均有重要意义。目前对沉积岩的构造有多种分类方案，本教材采用构造的成因和形态分类(表4－3)。以下主要介绍层理、层面、同生变形和生物成因等最为常见的原生沉积构造。
表4－3 沉积岩构造的分类
图4－8 层理的基本类型和相关术语
(一)层理构造
1.层理构造的基本术语
层理是沉积岩最重要的一种构造特征，是沉积岩区别于岩浆岩和变质岩的最主要标志。根据沉积岩的层理特征，不仅可确定沉积介质的性质和能量状况，而且还可判断沉积环境，有的层理还可确定水(风)的运动方向、确定地层顶底，有助于对比和划分地层。为了便于对层理进行描述和研究，首先要了解层理的基本术语(图4－8)。
细层 细层是层理的最基本、最小的组成单位。厚度很小，常<1mm，最厚几毫米至几厘米，细层厚度与水动力强度和物质供应丰度呈密切的正相关关系。
层系 层系是由一组在成分、结构、厚度和产状上都相似的同类型细层组成的。层系上下界面之间的垂直距离为层系厚度，按层系厚度把层理分为:①小型层理，层系厚度<3cm;②中型层理，层系厚度3～10cm;③大型层理，层系厚度10～100cm;④和巨型层理(或称块状层理)，层系厚度>100cm。层系的厚度与水动力强弱、物质供应丰度、沉积条件的稳定性等有关。按层理形态特征可细分为水平(或平行)层系、波状层系、平行层系、波状层系、交错波状层系、递变波状层系、透镜状层系和韵律层系。
层系 组层系组由若干个同类型的层系组成，同一层系组中的各层系是在基本相似的水动力状态和沉积环境中形成的。
层或岩层 层或岩层是组成沉积地层的基本单位，由成分上基本均匀的岩石组成。一个层可包括一个或几个层系或层系组。层的厚度变化很大，按厚度把层或岩层分为:块状层(>100cm)，厚层(100～50cm)，中厚层(50～10cm)，薄层(10～1cm)，页片层(1～0.1cm)，显微层(<0.1cm)。岩层的厚度与水动力强度无关，与单位时间内堆积速度有关。
2.层理的主要类型
(1)水平层理(horizontal bedding)
水平层理主要见于细粒的泥岩、细粉砂岩和泥晶灰岩中，由彼此间与层面平行的平直细层所组成。细层可连续或不连续，厚度0.1～1mm。可因物质成分，有机质含量或颜色不同而显现出来。水平层理常出现在稳定的低能环境中，由悬浮物或从溶液中缓慢沉积而成，如河流的堤岸带、海或湖的较深水带、闭塞海湾和潟湖沼泽等环境中。
(2)平行层理(parallel bedding)
主要见于砂岩中，外貌上与水平层理相似(图4－9)，但成因显然不同。平行层理是在较强的水动力条件下，由平坦床沙的迁移而形成的，而非静水沉积。在高流态中形成的平行层理，水流强度比形成大型交错层理还强，故常与大型交错层理，逆行沙波层理共生，沿层面有剥离线理构造(图4－9)。平行层理常见于急流或流态变化大的环境，如河床、海岸、湖岸等环境。
图4－9 平行层理(层面显示剥离线理构造)
图4－10 波状层理
(3)波状层理(wavybedding)
细层呈对称或不对称的波状起伏，但总的方向与层面平行(图4－10)，前积层和后积层均保存了的层理，称波状层理。其形成是由于波浪或潮汐的振荡运动，或单向水流的前进运动，其波状起伏的大小反映当时水动力条件的振荡程度。常形成于水体较浅的沉积环境，如海或湖的浅水沉积区，以在潮坪和潟湖沉积区最为常见，在河漫滩沉积区也可偶见。
(4)交错层理(crossbedding)
交错层理是最常见和最具成因意义的层理类型之一，在层内由一系列倾斜的细层与层面或层系界面相交，故又称斜层理。交错层系可以彼此呈重叠、交错、切割的方式组合(图4－11)。
交错层理可根据层系厚度分为:小型(层系厚度<3cm)、中型(层系厚度3～10cm)、大型(层系厚度10～100cm)、巨型(层系厚度>100cm)交错层理等，形成条件主要取决于水动力条件的强弱。
大多数交错层理是在非黏性沉积物表面上，由流水或风的流动产生的床沙形体迁移而成的，根据层系和上下层面的关系不同，可细分为三种基本类型:
板状交错层理(tabular cross bedding) 层系上下界面平直，呈板状，且厚度较稳定的交错层理，但层系的厚度范围大，可从几厘米到几十米，多数小于1m。斜细层倾向与流水方向一致，其倾角大小与介质性质有关，如浅海沉积物斜细层倾角常<20°，河流的斜细层倾角为20°～30°，风成的斜细层倾角可达40°以上，故用斜细层倾角大小可确定介质性质和流向(图4－11A)。
楔状交错层理(wedge-shaped cross bedding) 层系之间的上下界面为平面，但不互相平行，层系厚度变化明显呈楔形，彼此相切割，细层的倾向和倾角变化不定，常见于三角洲、河流心滩及海、湖浅水地带(图4－11B)。
槽状交错层理(trough cross bedding) 层系底界为弧形侵蚀面，层系呈槽形，互相切割，细层与之一致也呈槽形。槽可对称，或不对称，槽的宽度从几厘米到30m以上，槽状层系的厚度可从数厘米到十多米。槽的深度代表后一层系对前一层系的侵蚀切割深度，槽的宽深比趋向于固定值(Allen，1963)，槽的长轴倾向与水流方向一致(图4－11C)。
除以上基本类型外，还可有人字形交错层理、冲洗层理、丘状交错层理、浊流岩鲍马序列中的B－C层系，以及逆行沙波层理等类型。在不同性质介质的环境中，可形成不同类型的交错层理，故反过来可用典型的交错层理恢复古沉积环境和水动力条件(表4－4)。
图4－11 交错层理的类型和三维空间图示
表4－4 不同环境中形成的交错层理
(5)递变层理(gradedbedding)
此类型属于具有粒度递变粒序的特殊层理，故又称粒序层理。其特点是由底部向上至顶部粒度由粗逐渐变细(称正粒序)，或由细逐渐变粗(称逆粒序)。粒序层理底部常有一个冲刷面，内部除了粒度变化外，没有任何纹层(图4－12)。
粒序层理是重力流沉积的标志性层理，常见于砂质颗粒流、碎屑流和浊流沉积环境中，如在浊流岩的鲍马序列中，A段普遍发育有正递变粒序层理，砂质碎屑流沉积几乎都由具正递变粒序层理的砂岩组成，而颗粒流沉积则以发育逆递变粒序层理为主要标志。此外，在河流、洪泛、潮坪、浅滩和三角洲沉积中也可见到正或逆递变粒序层理。
图4－12 递变层理
(6)韵律层理(rhythmic bedding)
这是一类在成分、结构(如粒度)与颜色等不同的薄层作简单而有规律的重复出现所组成的层理(图4－8)。韵律性重复的原因，往往是物质搬运和供给方式有规律地发生交替所造成。这种变化可以是短期的，如潮汐流强弱变化形成的泥、砂薄互层交替组成的潮汐韵律层理;也可以是较长期的，如气候季节变化形成的冰川纹泥韵律层理;还可是浊流的脉动变化所形成的复理石韵律层理。
(7)块状层理(massive bedding)
在层内物质均匀，组分和结构均无分异现象，不显示细层构造的层理，称块状层理，或均质层理。它是一类以沉积物(常是悬浮物质)快速堆积为特征，由沉积物的垂向加积作用形成的产物，在砾岩、砂岩、粉砂岩和泥岩中均可出现块状层理。常见于浊流沉积物、洪积物和冰积物中。有时生物强烈的扰动作用，把原有的层理破坏了，也可以产生块状层理，在富含生物的浅海区、潮坪、潟湖及三角洲中常见。
(二)层面构造
1.顶面构造
在岩层顶面上发育的构造有:波痕、干裂、雨痕、冰雹痕、晶体印痕、渠迹及虫痕等。下面重点介绍波痕和干裂构造。
(1)波痕(ripple mark)
波痕是沉积岩中最常见的构造之一。它是由于介质(风、流水、波痕、潮汐流)的运动，在沉积物表面所形成的一种波状起伏的构造。由上述可知:波痕与斜层理密切相关，因不同形状波痕的推移产生不同类型的层理。故波痕不是一种孤立的层面构造，它不仅影响了层理类型，而且也能反映沉积的水动力环境。波痕可产于湖、海的浅水带和陆上环境(如沙漠、河流等)，也可以形成于深水环境(如等深流、浊流)。对于波痕应该进行定量测量，了解波痕要素(图4－13)。波痕要素包括波长(L)、波高(H)、波痕指数(L/H)，不对称指数(L1/L2)以及陡坡的倾向及倾角等。波痕按成因特征可分为三种类型:
浪成波痕 由波浪作用形成，主要见于湖、海的浅水地区。浪成波痕成对称状，其波峰尖锐而波谷圆滑(图4－14)。若为拍岸浪带的波痕，也可呈不对称状。
流水波痕 由单向流水作用形成。常见于河流或存在有底流的湖、海地区。流水波痕成不对称状，波峰波谷都较圆滑(图4－15)。其重矿物及粗粒物质常分布于波谷中，陡坡倾向与流向一致。
风成波痕 也呈不对称状，但不对称的程度更高。波峰及波谷圆滑而宽阔，陡坡倾向与风向一致。其重矿物与粗粒物质常集中于波峰附近。这种波痕常见于沙漠及湖海滨岸带的沙丘沉积物中。
(2)干裂构造
主要是由于沉积物在尚未固结时即露出水面，经曝晒干后，成张开的干裂缝，又为上伏沉积物或胶结物充填而形成的一类具特殊成因意义的沉积构造(图4－16)。干裂常见于泥质岩中，故又称泥裂，但也可见于粉砂岩、泥质砂岩及泥－微晶级的碳酸盐岩中。干裂的断面一般是上宽下窄，常呈“V”字形或“U”字形，宽几毫米至几厘米，大小不一。干裂缝中的充填物与上伏岩层的成分相当。干裂有指示气候和沉积相的意义:只有干燥气候条件下才易产生干裂;干裂构造常出现于陆相(河漫相、湖滨相)及海岸沉积的潮上带或潮间带的沉积物中。
图4－13 波痕
图4－14 浪成波痕
图4－15 流水波痕
2.底面构造
发育在岩层底层面上的印模构造称之为底面构造，主要有:底冲刷、泥砾及槽模、沟模等。
(1)槽模(flutecast)
槽模通常是由于流水在下伏泥质沉积物层面上冲刷先造成凹坑，然后被上覆砂质沉积物充填和覆盖，经成岩固结以后，在上覆砂岩的底层面上形成向下凸出的小包，实为下伏泥质沉积物的层面上冲坑的印模，故而称之为槽模。槽模一般顺水流方向排列，可疏可密，其圆形突起一端逆(迎)向水流方向(图4－17)。各种槽模大小不一，从几十厘米至几厘米，更小者仅几毫米，槽模内可见斜层理。槽模的出现说明当时的环境中有强烈的底流及其冲刷作用存在，根据槽模的排列方向可用来确定古流向。
图4－16 干裂构造
图4－17 槽模和沟模(主体为槽模，右下角为沟模)(据哈奇和雷斯泰尔，1965)
图4－18 紫红色中－粗粒砂岩中的冲刷面及斜交层理(四川峨眉山龙门洞下三叠统飞仙关组)
(2)沟模(groovecast)
由流水携带某些“工具”(如贝壳、树枝、岩块等)对底部泥质沉积物进行刻划或冲击所形成的痕迹印模，按成因和形态特征可细分为条纹模、跳模、刷模、锥模等。其中常见者是沟模，通常发育在岩层底层面上，呈稍微凸起的平行的小脊(图4－17)，有的成密集的条纹状高出底层面仅几毫米，个别达1cm，但延长远。一般较干直或稍弯曲。有时可出现几组沟模。
(3)冲刷面及侵蚀下切现象
在河流、三角洲和浅海地区，冲刷与侵蚀下切现象是常见的。这种冲刷作用可以是因地壳上升之故，更多的是由于流水的作用，当流水速度加大时就可以在沉积界面上形成冲刷面。在冲刷面上常含有砾石，有时直接来自于下伏沉积物被冲刷破碎再磨圆的产物———泥砾(图4－18)。
(三)同生变形构造
这里所说的变形构造，系指沉积物沉积同时或稍后，即在沉积物固结成岩之前发生变形而形成的塑性变形构造，也即是在同生期或成岩早期，当沉积物还处在塑性状态时发生的变形，故又叫同生变形构造。引起同生变形的机理，主要是因有密度梯度、沉积物液化和有一定的沉积坡度，常见的有重荷模、球状及枕状构造、包卷层理、滑陷构造等。
1.重荷模(load cast)
当砂质沉积物覆于泥质或粉砂质沉积物之上，饱含水分的泥质、粉砂质发生液化时，上覆砂质沉积物就会陷入到液化的泥质、粉砂质沉积物中，在上覆砂质层底界面上形成了瘤状的突起物———重荷模(图4－19)。有时砂质重荷模还可掉进泥质沉积物中形成沙球构造。重荷模与槽模的区别在于，重荷模形状不规则、排列杂乱，缺乏对称性和方向性，其大小也不一，可从几毫米到几十厘米。砂质物质陷入下伏泥质物中形成重荷模的同时，下伏的泥质物也呈舌状，火焰状伸入到上覆砂质之中形成火焰构造(flame structure)。
2.球状及枕状构造(ball and pillow structure)
这是一种岩体呈球状或枕状大型同生变形构造(图4－20)，岩球或岩枕体的大小十几厘米到数米，分布可很广，有的在剖面中可以多次出现。如四川绵竹县汉旺的上三叠统小塘子组三角洲前缘斜坡亚相中的枕状构造出现过十几次，每层厚1～3m，岩枕大小一般为几米。
图4－19 砂岩底层面上的重荷模构造
图4－20 泥岩中的细砂岩滑陷枕状构造(鄂尔多斯盆地上三叠统延长组)
球状及枕状构造常发育在具有一定坡度和介质密度大的三角洲前缘斜坡带和大陆斜坡带中，具备自上而下的重力势能，因此，球状及枕状构造的特点是:滑陷滚动作用，使沉积物原有层理发生挠曲、倒转，细层的厚度发生变化，岩层呈“破碎”状，岩球或岩枕本身还有转动和扭动特征，产生变形层理。另外，由于岩球或岩枕滚动时，带动下伏泥质沉积物移动，并穿插于岩枕之间，也可形成火焰状构造。
3.包卷层理(convolute bedding)
在细砂、粉砂沉积物液化过程中，流水施加的剪切力或在斜坡上的重力作用，使沉积物发生滑动，使一个层内的原始的层理构造发生复杂的“褶皱”，形成连续分布的开阔向斜和紧密背斜组成的“包卷”状态，称包卷层理，或包卷构造。一般在滑陷枕状体中都发育有包卷层理(图4－20)，与重荷模的区别在于，前者“又滑又陷”，后者为“陷而不滑”。此外，高含水的沉积物快速堆积体在成岩泄水过程中也可产生包卷及变形层理(图4－21和图4－22)，在三角洲前缘斜坡和浊流沉积环境较常见。
图4－21 细砂岩中由成岩泄水形成的包卷层理及变形构造(鄂尔多斯盆地上三叠统延长组)
图4－22 细砂岩中滑陷、揉皱形成的包卷层理及变形构造(鄂尔多斯盆地上三叠统延长组)
4.滑陷构造(slump structure)
指水下沉积物在重力作用下顺斜坡滑动而成，又称水底滑动构造。形态与包卷层理相似，也限于一定的层位中，但常伴随有沉积层的变形、揉皱、断裂、角砾化及岩性的混杂。以“既滑又陷且断碎状”，可与上两种构造区别。
滑陷构造层与上下岩层呈突变接触，其分布范围有的很局限，也有的非常广泛，常见于快速沉积的三角洲前缘斜坡带，大陆坡带及海底峡谷的前缘部位等沉积环境中。
(四)生物成因构造
由生物的生命活动在沉积物中形成的沉积构造称生物成因构造。由于生物的生态不同特征，因而在沉积物形成的沉积构造各不相同，其中最常见的是生物生长构造，如叠层构造和生物遗迹构造。前者将在碳酸盐岩中论述，本小节仅对后者给予详细描述。
1.生物遗迹构造的分类
生物遗迹构造，又称遗迹化石。塞拉克尔(Seilacher，1964)按生物行为方式将生物遗迹构造分为五类(图4－23)。
图4－23 遗迹化石基本类型(据塞拉克尔，1964)
停息痕迹(resting trace) 是由活动的生物暂时停息在沉积物表面上留下的较浅的痕迹。其形态常与生物的腹部或侧部形态一致，但凹凸面正相反，常见于浅水高能环境中。
爬行痕迹(crawling trace)是动物在沉积物表面爬动(移动)时留下的轨道痕迹，常是由连续的线状槽或沟组成，往往有方向性，凹槽表面光滑或有纹饰，形状多样。常见于浅水低能环境中。
居住痕迹(dwelling trace)是食悬浮物或沉积物的底栖生物在沉积物内部构筑的永久居住的管穴。常为各种钻孔和潜穴，形态有简单的、复杂的、分叉的，与层面可垂直或斜交，这与生物存在的环境有关。
觅食痕迹(feeding trace) 是食沉积物(泥)的动物向沉积物内部或表面有规律地觅食而留下的痕迹，常有简单分支或未分叉的圆柱状，呈弯曲的直孔或“U”形孔，也可呈放射状排列，能见蹼状构造。常见于较浅水的浊流环境中。
啮食痕迹(graying trace) 啮食痕迹又叫游食痕迹，是食泥动物沿沉积物表面有规律的移动游食所留下的痕迹。常呈蛇形、螺旋形、网格状(在层面上常呈上凸下凹状)，但不分叉、不重复、形态复杂。常见于深水环境中。
2.生物遗迹构造的研究意义
生物遗迹构造都是原地形成的，并随沉积物固结成岩而被保留而不会被搬运转移，又由于同一类生物在不同的环境中留下的生命活动痕迹往往是不一致的，而不同的生物在同一的环境中留下的生命活动痕迹却常具有相似的特征，因此，遗迹化石是判别沉积环境的重要和良好的标志。特点为:①在不同环境中(如不同深度、不同沉积速度)有不同的遗迹构造组合(图4－24)，如海岸地区由于波浪、潮汐作用强，温度、盐度变化大，故底栖生物常形成很深的、垂直的潜穴(在软底上)和钻孔(在硬底上)等复杂的潜穴系统;②在浅海地区环境变化小，较稳定，故底栖生物潜穴较浅，以在层面上留下各种多呈倾斜状的潜穴和水平状的爬行与居住系统为主;③在半深海和深海地区，由于环境安定，食泥生物不需潜穴保护，而是为了进食，故在层面上留下各种水平状的形态非常复杂的居住、觅食和啮食遗迹系统。
图4－24 遗迹形态(遗迹相)与沉积环境的关系(据塞拉克尔，1964)
(五)化学成因构造
在成岩后生阶段，通过化学溶解和沉淀作用所形成的次生构造有结核、缝合线、叠锥及晶体印痕等，这里只介绍前二者。
1.结核
结核形成于沉积岩形成作用的各个阶段，对结核的研究有助于划分和对比地层，也可了解岩石的成岩后生作用过程。结核的形成机理已在第二节叙及，下面仅介绍各种结核的产状特征:
同生结核(图4－7A) 同生结核为原始沉积和同生阶段形成，常见的同生结核有硅质结核、现代海底有铁锰结核等。同生结核与围岩界线清晰，不切穿层理，且层理围绕结核呈弯曲状。
成岩结核(图4－7B) 成岩结核是沉积物在成岩过程中，物质重新分配形成的结核成扁平状，部分切穿层理，部分被围岩掩盖，并见层理围绕结核弯曲。
后生结核(图4－7C) 后生结核明显地切穿层理，而不见层理弯曲现象，常分布于裂隙或层面附近。
假结核(图4－7D) 这是一种形态上看起来像结核，实际上不是结核，它是因沉积岩在表生阶段由风化作用造成的，可能为球状风化产物，更多的是与含氢氧化铁的水溶液沿岩层的层面和裂缝流动，并沿层面和裂缝逐渐向岩石内渗透和依次沉淀圈纹状的氢氧化铁而成，通常将其称之为李泽网。
龟背石 当结核(特别是胶体的结核)脱水收缩时，可发生网状裂隙，后被其他矿物所充填，这种龟背状结核被称之为龟背石(图4－25)。
2.缝合线
缝合线最常见于碳酸盐岩中，但也可出现于砂岩、硅质岩和盐岩中。其特征是在垂直层面的切面上有呈头盖骨接缝状的不同形态的锯齿状裂缝(图4－6和图4－26)，从整体看它是许多柱状凸出体，称为缝合柱。缝合线的成因类型可按如下几种方式进行划分:
图4－25 龟背石
图4－26 不同形态的缝合线
1)按缝合线与层面的关系可细分为平行的、斜交的和垂直(层面)的缝合线，也可以有几组缝合线交叉成网状。
2)按缝合线大小可划分为显缝合线和微缝合线，前者在岩层或标本中肉眼可见，后者要在显微镜下才能发现，微缝合线可绕过或切穿灰岩的颗粒。
3)按缝合线形成的期次可划分为成岩缝合线、后生缝合线、表生缝合线，其中最常见的是成岩缝合线，发育规模最大的是后生缝合线。
缝合线的成因可用压溶说来解释，即缝合线是在沉积物或岩石遭受到压力后，发生不均匀的溶解而形成的，故不同时期、不同方向的压力就产生不同类型和不同期次的缝合线。缝合线可用于划分和对比地层、测量层面产状(水平缝合线总方向与层面平行)、了解岩石存在和改造的环境。
纳兰依若
沉积岩的构造总称为沉积构造（sedimentary structure），指在沉积作用或成岩作用中在“岩层”内部或表面形成的某种形迹特征，这里的“岩层”是指由区域性或较大范围沉积条件改变而形成的构成沉积地层的基本单位。相邻的上下岩层之间被层面隔开。层面是一个机械薄弱面，易被外力作用剥露出来。无论是岩层内部还是岩层表面的构造都有不同的规模，但通常都是宏观的。
沉积构造的类型极为复杂，描述性、成因性或分类性术语很多。其中，在沉积作用中或在沉积物固结之前形成的构造称为原生沉积构造（primary sedimentary structure），在沉积物固结之后形成的构造称为次生沉积构造（secondary sedimentary structure）。在已研究过的沉积构造中，绝大多数都是原生沉积构造。从形成机理看，任何构造都无外乎物理、化学、生物或它们的复合成因，相应的构造也就具有了相应的形迹特点，特别是原生沉积构造常常与沉积环境的动力条件、化学条件或生物条件有密切的成因联系，对沉积环境的解释或岩层顶底面的判别都有重要意义。这里只介绍表11-2中列出的较常见和较重要的原生构造类型。
表11-2 常见的沉积构造类型
1.物理成因的构造
1）层理构造
层理（bedding）是沉积物以层状形式堆叠而在岩层内部形成的层状形迹，它由沉积质点的颜色、成分或形状、大小等显示。绝大多数层理都是在沉积作用中形成的，主要与流体的机械作用有关，部分还与化学或生物作用有联系，被称为沉积层理。极少数层理是在埋藏以后和固结以前通过机械重组或化学沉淀形成的，被称为成岩层理。通常所说的层理都是指沉积层理，其中可以分出纹层或有纹理显示的层理为纹层状层理，如水平和平行层理、交错层理、脉状或透镜状层理等等；分不出纹层或没有纹理显示的层理为非纹层状层理，如递变层理、块状层理等。需要着重指出的是，虽然层理是显示在岩层的某个断面上，但它们都是三维空间中的层状单位，它们显示的形态或延伸方向既与层理本身有关，也与断面的方位有关，这一点在确定层理类型或利用层理判断流向时尤为重要。
水平层理（horizontal bedding）纹层呈平面状，相互平行叠置且与层面平行。纹层厚度多在1mm以下，少数可达1～2mm，在岩层各个方位的垂直断面上都有较密集的平行直线状纹理显示。常产在粉砂岩、泥质岩或粒度相当的其他岩层内，可看成是水流缓慢或静水条件下的沉积产物。
平行层理（parallel bedding）与水平层理相似，也由平面状纹层平行层面叠置而成，不同的是纹层厚度较大，构成粒度较粗，纹理常不如水平层理清晰。有些平行层理可沿纹层面剥开，剥开面上可出现一些长短不一、相互平行的微细沟脊状直线形条纹，称为剥离线理（图 11-1），它是由颗粒在沉积物表面滚挪动形成的。平行层理多产在粗砂岩、砂砾岩或粒度相当的其他岩石内，是水体较浅、流速较高或反复冲刷环境的产物。
图11-1 平行层理和剥离线理
交错层理（cross-bedding）纹层与层面呈斜交关系，相互平行叠置成单个的层系再组合成层系组，单个纹层的厚度可随纹层构成粒度的增大而变厚，从小于1mm到数厘米不等。纹层和层系界面可以是平面状，也可以是曲面状，相互常常斜交，偶而也可以平行。相邻的层系界面可以彼此独立，也可以依次切割，在粉砂岩、砂岩、砾岩或粒度相当的其他岩石内都有广泛分布。无论在形态上还是在成因上，交错层理都是最复杂多变的一种层理类型，进一步细分常常十分困难，实践中，可按层系的形态分成以下4种（图11-2）：
图11-2 一般交错层理及流向和上层面的判别
（1）板状交错层（tabular cross-bedding）：各层系界面均为平面且与层面平行，单个层系呈等厚的板状，其中纹层较平直或微下凹，与层系界面斜交。
（2）楔状交错层（wedge cross-bedding）：各层系界面也为平面，但彼此不平行，单个层系不等厚而呈楔状，其内纹层与板状交错层相仿。
（3）波状交错层（wavy cross-bedding）：层系界面为波状起伏的曲面，相邻界面可以相交也可以不相交，总的延伸方向与层面平行。纹层也与层系界面斜交，但有时也可能不太清晰。
（4）槽状交错层（trough cross-bedding）：层系界面为下凹勺形曲面，在岩层不同方位的断面上，曲面下凹的程度不同，一般在垂直流向的断面上比在平行流向的断面上下凹更强。层系内的纹层多呈下凹的曲面，通常与层系界面斜交，偶而平行。
上述4种交错层还可按层系的厚度进一步划分，单一层系无论是否等厚，均以它的最大厚度为准，最大厚度小于3cm时为小型，3～10cm时为中型，大于10cm时为大型，所以实际的交错层就有大型板状、中型槽状、小型波状等等的区别。
这些交错层大多是定向水流的作用产物，水的流速对层系厚度有重要影响。在一定范围内，流速愈大，所形成的层系厚度也愈大。相对而言，水平层理、小型、中型、大型交错层理和平行层理大致可反映流速由低到高的变化序列。
交错层理常被用来判断水的流向，即同一层系内纹层的倾斜方向就代表了形成该层系时的流向。有些交错层还可指示岩层顶面，即当纹层为下凹的曲面状时，它与层系的下界面可以呈逐渐相切关系而与上界面为角度交截关系（图11-2）。
除上述一般交错层理外，还有许多具有特殊形态和成因的交错层理，这里介绍几种主要类型（图11-3）。
图11-3 几种特殊的交错层理
（1）羽状交错层（herringbone cross-bedding）指上下相邻层系中的纹层倾斜方向相反的一种交错层，也称青鱼刺状或双向交错层，多出现在板状或楔状交错层中。形成于流向可以反转的环境，如三角洲或潮汐带内。
（2）冲洗交错层（swash cross-bedding）：本质上属于羽状或楔状交错层，但同一层系的上下界面和它们与层面的夹角都很小，相邻层系纹层的倾斜方向可以相同，也可以相反，纹层非常平直，与层系界面大致平行或小角度交截。形成于可受反复冲刷的滨海或滨湖环境，赋存岩石多是缺少泥质的砂岩或粒度相似的其他岩石。
（3）浪成交错层（wave-ripple cross-bedding）：断面上很像槽状交错层，层系界面波状起伏，局部对下面的层系有较强的切割，横向上可过渡为相邻层系内的某个纹层界面。纹层多为横向延伸的舒缓波曲状，大致与层系界面平行，但在层系的一端会逐渐汇聚成束或被另一个层系界面交截。通常认为浪成交错层是在沉积速率较高的条件下，由水的流动和振荡运动综合作用形成。它可形成在各种水深条件下，但在浅水中很容易遭到破坏。常作为偶受风浪扰动较深水环境的标志，一般发育在富含泥质的粉砂或细砂岩中。
（4）丘状交错层（hummocky cross-bedding）：层系呈宽缓的圆丘状，纵断面上，丘宽可达1～5m，丘高约20～50cm或更高，垂向上大多只出现1～3个层系。层系内的纹层与层系边界基本平行，但向着丘顶或丘谷方向收敛，在丘谷处与相邻层系内的纹层以小角度交错或呈过渡关系。在这一点上，它与浪成交错层很相似。实际上，丘状交错层的形成也与水的振荡作用有关，是水面的巨浪引起深部水体也随之振荡的产物，只是它标志的水深要比浪成交错层更大，赋存岩石也多是富泥的粉砂岩或细砂岩。
（5）风成交错层（wind-driven cross-bedding）：通常是板状或楔状交错层，但层系厚度很大，一般在几十厘米到几米之间，纹层也较厚，最厚可达2～5cm，多呈平板状。赋存岩石多为干净的中细砂岩（很少含泥），形成于缺少植被的陆表环境，如沙漠、裸露海岸地带等。
脉状层理（flaser bedding）和透镜状层理（lenticular bedding）这两种层理都是泥质和砂质（通常是粉砂或细砂）沉积物交替沉积形成的一种复合层理。脉状层理又称压扁层理，其主要特征是沉积物以砂为主，断面上，泥只以起伏脉状或细长飘带状等夹在砂质沉积物中。透镜状层理相反，沉积物以泥为主，断面上，砂只以透镜状或细长飘带状等夹在泥质沉积物中。两种层理中的砂质沉积物还可以发育像交错层理那样的纹层。垂向上，间隔出现的砂或泥的厚度均较小，一般不超过1～2cm，常常只有几个毫米。在岩层中，两种层理常常共生，有时还有过渡类型（砂泥数量大体相仿，图11-4）。成因上，两种层理都是在沉积物供应较充分的条件下由速度不稳定的流水沉积而成，若流速总体较高，只间或降低，形成脉状层理；相反，若流速总体较低，只间或（或阵发性）增高，则形成透镜状层理。不过，即使是在流速较高时，其流速大致也只相当于形成小型交错层的流速。在河漫滩、三角洲前缘、潮汐带、湖滨等环境经常有这两种层理产出。
图11-4 脉状层理和透镜状层理
粒序层理（graded bedding）粒序层理又称递变层理，是一种重要的非纹层状层理，层理中没有任何纹层或纹理显示，只有构成颗粒的粗细在垂向上的连续递变。在原始岩层的断面上，按递变趋势，粒序层理可分为3种：自下而上，颗粒由粗到细的递变称正粒序；由细到粗的递变称反粒序；若正反粒序呈渐变性衔接称双向粒序。另外，按粗细颗粒的分布特征，粒序层理还可分为粗尾粒序和配分粒序两种：粗尾粒序（coarse-tail grading）是在整个递变层中，细颗粒作为粗颗粒的基质存在，递变只由粗颗粒的大小显示；配分粒序（distribution grading）是在粗颗粒之间没有细颗粒基质，粗细颗粒呈递变式分开（图11-5）。宏观上，通常的递变是砂、粉砂级颗粒或它们与泥级的递变，少数可涉及砾级或只在砾级之间递变。有些只在粉砂级和泥级之间的递变难以在宏观上觉察，只有在显微镜下才能发现，这样的递变称显微粒序。一次递变的累积厚度与递变颗粒的粒度有关，如砂、粉砂、泥级的递变一般不超过20～30cm，最薄的有几毫米，而单由砾石显示的递变则可达1～2m或更厚。粒序层理有两种基本成因，最常见的是由碎屑物重力流或密度流（如泥石流、浊流风暴流等）快速卸荷形成粗尾粒序层理，相对少见的是由水流速度逐渐改变形成配分粒序层理。
图11-5 粒序层理的基本类型
块状层理（Massive bedding）当整个岩层或岩层内的某个层状部分的成分、结构或颜色都是均一的，或虽很杂乱，但却具有某种宏观的均一性，既没有纹层或纹理显示，也不是其他层理的构成部分，该岩层或层状部分就具有块状层理，或称为均匀层理（homogeneous bedding）（图11-6）。块状层理可以是沉积形成的，也可以是其他层理经成岩作用改造形成。沉积的块状层理有两种成因，一是环境条件（包括原始物质的供应、环境的物理、化学和生物特性等）长期稳定不变，沉积物是完全均匀累积起来的；二是极高密度的碎屑物重力流或密度流快速卸荷，各种成分和粒度的颗粒来不及分异都同时沉积下来。改造形成的块状层理也有两种成因，一是由钻泥生物反复掘穴、扰动使原沉积物均一化（详见生物扰动构造）；二是在重结晶、交代等化学过程中，沉积物的原始层理完全破坏而造成了宏观上的均一性。
图11-6 块状层理
有些泥质或仅含部分粉砂的岩层在宏观上为块状层理，但在显微镜下可以见到微细的纹层或粒序特征，严格说，这时不能称为块状层理而应称为相应的显微层理。
2）冲刷构造
冲刷构造（scour structure）是一种发育在不同粒度岩层分界面上的凹凸状构造，是由较高流速的流体在下伏沉积物顶面冲刷出一些下凹的坑槽，尔后又被上覆沉积物覆盖形成并保存下来的。冲刷成的坑槽称冲坑或冲槽，合称为冲刷痕（scour marks）。它们被覆盖后，在覆盖层底面就会形成与冲刷痕的大小和形态完全一致的凸起，它们被称为铸模、印模或简称为模（casts，molds）（图11-7）。通常情况下，冲刷流体同时也是沉积覆盖层的流体，所以覆盖层往往比被冲刷层的粒度更粗，例如在发育有冲刷构造时，常常是砾质岩层覆盖在砂质岩层之上或砾质、砂质岩层覆盖在粉砂质岩层之上。当被冲刷的是含泥质较高的沉积物时，在覆盖层底部有时还含有从被冲刷层中冲刨出来的碎块（泥砾）。
图11-7 冲刷构造的形成及产出标志
冲刷构造中一种较特殊的类型是槽模（flute cast），它常常出现在泥质层被冲刷后的砂质覆盖层的底面上，是由一系列平行排列的舌状凸起构成的。这些舌状凸起在同一方向上都凸起较高，向另一端降低，逐渐过渡到与底面一致。单个舌宽几毫米到几厘米，舌长几厘米到几十厘米，表面通常光滑，有时有平行长轴延伸的平直小脊。平行槽模的长轴，由凸起端到低平端的方向代表了冲刷流体的流向。
当冲刷构造的规模很大或者规模不大，但岩层面难以剥开时，冲刷构造常表现为上下岩层间的圆滑、非规则的波曲状接触界线，波曲的起伏通常不大，多为几厘米到几十厘米，超过几米的较少见，横向上，它可任意截断下伏岩层的内部构造（如层理），有时可切断一层以上的下伏岩层（图11-7）。
3）泥裂、雨痕和雹痕
这3种构造都是刚沉积的松软沉积物顶面暴露在大气中形成的，被统称为暴露构造（exposed structure），常出现在泥质岩、泥质粉砂岩或相当粒度的石灰岩中（图11-8）。
泥裂（mudcrack）又称干裂（desiccation crack），是在气候干旱或太阳暴晒时，暴露的沉积物因快速脱水收缩形成的一种顶面裂隙构造，裂隙宽约 1～2 mm或几毫米以上，呈折线或曲线状延伸，两个方向的裂隙相遇时常呈 T 形或Y形连通而将顶面分割成一系列直边或曲边多边形。在岩层断面上，裂隙一般垂直层面，内壁平整，长几毫米到几厘米，终止于本岩层内部，底部末端呈V 字形，有时呈 U 字形，偶尔可穿过整个岩层，但不穿透下伏岩层的顶面。裂隙中多有上覆沉积物充填。
图11-8 泥裂（a）和雨痕或雹痕（b）
雨痕（raindrop imprint）是由较大，但较稀疏的雨滴在松软沉积物表面砸出来的平底状浅坑。单个浅坑大致呈圆或椭圆形，直径多为2～5mm，深度多在1mm以下，最深不超过2mm，坑缘常略高于层面。雹痕（hail imprint）与雨痕大体相似，仅坑底常为圆弧形，坑缘凸起也更高一些。不过严格区分雨痕和雹痕也没有太大实际意义。
2.生物成因的构造
1）生物扰动构造（bioturbation structure）
由动物的机械行为（同沉积的爬行、沉积后的挖掘等）使松软沉积物原有的沉积特征、特别是原有的构造特征遭到破坏而导致的一种无定形构造称为生物扰动构造。按扰动强度的不同，生物扰动构造可有不同表现，原始沉积层可从较轻微的分割变形到成为细碎斑块的大小混杂，较大斑块的表面常凸凹不平，形态各异，边缘清晰或模糊，扰动更强时，斑块逐渐消失，沉积物将完全均一化（图11-9）。在露头中，若岩层的扰动还未达到均一化或只在局部位置被扰动，可称生物扰动构造；若岩层被完全扰动而全部均一化了，则称块状层理。当然，这时的块状层理为生物扰动成因。生物扰动强度与活动性底栖生物的繁盛程度有关，通常沉积速率不大的湖泊或浅海环境对其形成有利。
2）叠层构造（stromatolitic structure）
这是由单细胞或简单多细胞藻类（还有细菌）等在固定基底上周期性繁殖形成的一种纹层状构造，其中的纹层称藻纹层，可出现在碳酸盐岩、硅质岩、铁质岩或磷质岩中。形成叠层构造的藻类个体仅几微米到几十微米，没有骨骼，在岩石中是以富含有机质的痕迹形式存在的，故称其为隐藻。当条件适宜时，藻类大量繁殖，所形成的纹层含有机质较多，称富藻层或暗层，条件不适宜时，藻类基本处于休眠状态，所形成的纹层含有机质较少或不含有机质，称贫藻层或亮层。富藻层和贫藻层交替叠置所显示的形迹即称为叠层构造。
图11-9 生物扰动强度示意
在叠层构造中，富藻或贫藻的单一纹层厚度多不到1mm，但叠置成的宏观形态则变化很大，其基本形态大致有水平状、波状、倒锥状、柱状和分支状等（图11-10）。叠层构造在被上覆沉积物覆盖之前如果仍保存完好，则在岩层顶面可有相对低矮的圆丘或峰柱，如果已被侵蚀，则只会显示同心的菜花状图案（图11-10）。
低等藻类或细菌都是生命力极强的生物，在非常恶劣的条件下也能正常生长繁殖。已经知道，在潮湿条件下，有些现代蓝绿藻正常生长繁殖的条件极限值是温度不低于40℃，盐度不低于250‰，pH值不低于10.5（Brock，1976），所以无论在时间上还是在空间上，叠层构造都有相当广泛的分布。但是，由于藻类要进行光合作用才能生存，所以叠层构造只产在浅水或极浅水环境，尤其在海洋中更普遍。另一方面，许多无脊椎动物都是以低等藻类为食的，当它们过分繁盛时也会抑制藻类的繁盛和累积，就此而言，滨海区的潮上带和潮间带对发育叠层构造最合适，那里阳光充足，多变的环境条件也可将绝大多数无脊椎动物排斥在外。
据研究，叠层构造的形态与环境条件具有密切关系。大体说来，潮上带不存在光照问题，藻类生长基本上没有竞争，易形成均匀的水平状或微波状；潮下带长期被水淹没，为得到更多的阳光，竞争比较厉害，只有具有竞争优势的部分藻体才会更快地生长繁殖而突出出来，因而易形成较高的柱状或分支状；潮间带间歇性被水淹没，形态就在这二者之间，以波状、倒锥状、低矮柱状等为主。
关于藻类繁盛周期，目前尚无一致的看法或观察结果，大致有潮汐周期、昼夜周期和季节周期的不同，这或许与藻类的属种差异有关。
图11-10 叠层构造的基本形态
3.化学成因的构造
1）晶痕和假晶
在化学沉积作用中结晶出来的矿物晶体被泥级、粉砂级沉积物掩埋后，因沉积物失水收缩可稍稍突出在岩层顶面，突出部分同时也会嵌入到覆盖层的底面，当矿物晶体被选择性溶解后就会在两岩层接触面上留下与晶体大小和形态完全一致的空洞，该空洞就称为晶痕（crystal print）。晶痕被充填或原晶体直接被别的矿物交代就成了假晶（pseudocrystal）。若将岩层面剥开，假晶通常位于下伏岩层的顶面，在上覆岩层底面只有晶痕。自然界中实际形成晶痕或假晶的矿物主要是呈立方体的石盐，偶尔是呈板状、柱状或针状的石膏，它们的共同特征是形态比较规则（全自形），个体也比较大（多大于1mm）（图11-11）。石盐或石膏都是超高盐度条件下的结晶产物，因而它们的假晶均可代表干旱炎热气候条件下的浅水环境，典型地出现在内陆盐湖或滨海地区。应当指出，由晶体溶解造成的空洞或假晶会更多地出现在岩层内部，但无论是宏观还是微观，习惯上都不将它们看成是沉积构造而看成是一种结构，这一点将在成岩作用一章中再作介绍。
图11-11 泥质岩层顶面的石盐假晶
2）鸟眼构造
鸟眼构造（birdseye structure）是碳酸盐岩层内部成群出现的，常被较粗方解石（偶尔是石膏）晶体充填的一种孔洞状构造，孔洞边缘清楚，形状不很规则，大多平行层面一向伸长，大小通常在几毫米到几厘米之间，均匀或不均匀。由于充填物常呈白色，故也称雪花构造（图11-12）。有些鸟眼构造是显微级的，只有在显微镜下才能见到。
鸟眼构造中的孔洞大致平行层面伸长暗示在孔洞生成的同时或稍后可能曾在垂向压力下有过一定塑性变形。据此推测，这些孔洞应该形成在沉积物固结之前，但对其具体生成机理却还未取得共识。已有的成因解释包括沉积物干缩、有机质（尤其是藻类）腐烂、胀气和可溶性盐类矿物（如石膏）被选择性溶解或交代等。或许它本来就有多种成因。
图11-12 鸟眼构造
鸟眼构造的赋存岩石主要是极细晶、泥晶级石灰岩或白云岩且多与低等藻类的沉积作用有关，有些就与水平或波状叠层构造共生。虽然它们出现在沉积物被埋藏之后，但现在较普遍的看法是它们主要产在潮上带，其次是潮间带，而潮下带则比较罕见。
3）结核
在成分、颜色和结构构造等方面与围岩有显著区别的非层状单位的自生矿物集合体称为结核（concretion，nodule），也可看成是附生或寄生在围岩中、具有自己独立性状的另一种零星的岩石实体，常见于陆源碎屑岩、碳酸盐岩或古土壤层内部或层间界面上。结核外部形态变化很大，但多呈较规则到极不规则的瘤状，也可呈透镜状、饼状、姜状等。它与围岩的界线可以截然，也可模糊，大小从几毫米、几厘米到几十厘米多见，最大可达几米。按自生矿物成分，结核可分为钙质、硅质、铁质、锰质和磷质的等。有些结核的成分单纯，有些则混有围岩的成分。结核内部可以是均一的，也可以有某种非均一的构造形迹，如方格状、放射状、同心状、菜花状、网格状等，有时还隐约有与围岩层理连续过渡的层理痕迹，有些钙质、硅质结核内部还有生物遗体或遗迹。通常，钙质结核主要产在砂岩、粉砂岩和泥质岩（包括古土壤层）中，硅质结核主要产在碳酸盐岩中，其他成分的结核则可产在上述各种岩石中。
所有结核都是化学或生物化学成因的。按它与围岩形成和演化的关系，结核可进一步分为同生结核、成岩结核和次生（或后生）结核3种成因类型（图11-13）。同生结核是在大致与围岩沉积的同时，在沉积环境中形成的，常是胶体絮凝作用的产物。这种结核常有清晰的边界，成分比较单纯，内部均一或有放射状、同心状、菜花状等形迹，围岩层理与其边缘相切或圆滑地绕过。成岩结核是在围岩固结过程中形成的，可看成是围岩物质成分在固结阶段通过选择性溶解、运移再沉淀或围岩成分被交代的结果。这种结核有清晰或不清晰的边界，多切断围岩层理或保留有围岩层理的残余，但在上下边界处，围岩层理也可与之相协调或稍有变形，偶尔也可受围岩层理的限制，内部常含有围岩成分或含生物遗体或遗迹。次生结核是在围岩固结之后形成的，通常只是围岩溶洞的化学充填物，实际就是一种晶洞构造。这种结核边界清晰，围岩层理完全被它切断，内部矿物晶体多自形，有时有向心生长的趋势，在其中心部位有时还有未被填满的孔隙。它的形成多与围岩的某个裂隙系统有关。三类结核中以成岩结核最常见，它和同生结核都可在特定层位富集，其成分、颜色、大小和密集程度常是岩层对比的一个重要依据。
图11-13 结核的成因类型及与围岩层理的关系
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