复习思考题
1.简述沉积物、沉积岩和沉积岩石学的概念；沉积岩研究的重要性。2.简述沉积岩的形成阶段及各阶段的主要特征。3.简述风化作用的概念、类型，各类型发生的条件及最终产物。4.试述主要造岩矿物在风化作用中的稳定性。5.风化作用的最终产物及其在沉积岩形成中的贡献有哪些？6.风化产物的搬运方式有哪几种？搬运营力是什么？7.Hjulstrom图解说明什么问题？8.在搬运和沉积作用过程中碎屑颗粒如何变化？碎屑颗粒在流水的搬运过程中会发生哪些变化？这些变化在分析碎屑岩成因时有何意义？9.冰川的搬运和沉积作用特点是什么？10.什么是胶体物质？胶体沉淀的原因是什么？11.什么是真溶液？呈真溶液搬运的物质是如何搬运和沉积的？12.在不同氧化还原条件下形成的铁质矿物分别是什么？13.什么是沉积分异作用？什么是机械分异作用的化学分异作用？14.沉积物的沉积后作用可分成哪几个阶段？各阶段有何特征？15.区分同生作用、成岩作用、后生作用、表生成岩作用（或表生作用）等概念。16.沉积岩在矿物成分、化学成分、结构构造等方面有何特征？17.什么是沉积岩的结构和构造？18.什么是层理构造和层面构造？区分细层、层系、层系组等概念。19.简述下列各概念：水平层理、交错层理（板状、槽状、楔状、羽状）、韵律层理、粒序层理、脉状层理、透镜状层理、波痕、槽模、重荷模、缝合线、生物扰动构造。20.沉积岩的颜色与形成环境条件有何关系？
中国古代科举制的考试流程和录取名次是怎样的？
正式的科举考试分为三级：乡试、会试、殿试。1、乡试乡试，唐宋时称“乡贡”、“解试”。由各地州、府主持考试本地人，一般在八月举行，故又称“秋闱”。金代以县试为乡试，由县令为试官，取中者方能应府试。元代在行省举行，但腹里则分别在河东、山东二宣慰司和真定、东平、大都、上都四路举行，共17处。考试分两榜，蒙古、色目人榜只试两场，汉人、南人榜试三场。明、清两代定为每三年一次，在各省省城（包括京城）举行，凡本省生员与监生、荫生、官生、贡生，经科考、岁科、录遗合格者，均可应试。逢子、午、卯、酉年为正科，遇庆典加科为恩科，考期亦在八月。各省主考官均由皇帝钦派。中式称为“举人”，第一名称“解元”第二名称为亚元，第三、四、五名称为经魁，第六名称为亚魁。中试之举人原则上即获得了选官的资格。凡中式者均可参加次年在京师举行的会试。2、会试会试是中国古代科举制度中的中央考试。应考者为各省的举人，录取者称为“贡士”，第一名称为“会元”。会试，金元明清四代科举考试名目之一。所谓会试者，共会一处，比试科艺。由礼部主持，在京师举行考试。会试在北京内城东南方的贡院举行。会试的主考官4人（明代为2人）称总载，以进士出身的大学士、尚书以下副都御史以上的官员，由部都请派充。会试取中者称“贡士”又称为“中式进士” ，第一名称“会元”。录取名额不定，明代约300名左右，分南、北、中三地域按比例录取。清代无定额，每科自百余名至二三百名不等，最多的一次在雍正八年(1730)，录取406名，最少的一次在乾隆五十四年(1789)共取96名。各省被录取的名额，以应试人数及省的大小、人口多寡而酌定。会试揭榜后，中式者于下月应殿试。3、殿试殿试为科举考试中的最高一段。殿试是皇帝主试的考试，考策问。参加殿试的是贡士，取中后统称为进士。殿试分三甲录取。第一甲赐进士及第，第二甲赐进士出身，第三甲赐同进士出身。第一甲录取三名，第一名俗称状元，第二名俗称榜眼，第三名俗称探花，合称为三鼎甲。第二甲第一名俗称传胪。状元授翰林院修撰，榜眼、探花授翰林院编修。其余诸进士再参加朝考，考论诏奏议诗赋，选擅长文学书法的为庶吉士，其余分别授主事（各部职员）、知县等（实际上，要获得主事、知县等职，还须经过候选、候补，有终身不得官者）。庶吉士在翰林院内特设的教习馆（亦名庶常馆）肄业三年期满举行“散馆”考试，成绩优良的分别授翰林院编修、翰林院检讨（原来是第二甲的授翰林院编修、原来是第三甲的授翰林院检讨），其余分发各部任主事，或分发到各省任知县。扩展资料：科考内容：以上各种考试主要是考八股文和试帖诗等。八股文题目出自四书五经，略仿宋代的经义，但是措辞要用古人口气，所谓代圣贤立言。结构有一定的程式，字数有一定的限制，句法要求排偶，又称为八比文、时文、时艺、制艺。科举考试的内容主要是八股文。八股文主要测试的内容是经义，《诗》《书》《礼》《易》《春秋》，五经里选择一定的题目来进行写作。题目和写作的方式都是有一定格式的。八股文中有四个段落，每个段落都要有排比句，有排比的段落，叫四比，后来又叫八股。八股文在当时是非常重要的，它关系到一个人能不能升官，能不能科举考试中进士升官。所以在小说中说：“当今天子重文章，足下何须讲汉唐。”“汉”是指汉代的文章，“唐”指的是唐诗，汉代的文章也好，唐代的诗歌也好，都不如当今皇帝所看重的八股文，八股文在当时是非常重要的。所以当时的人们都一门心思地扑在八股文上，只有八股文章才能敲开科举考试的大门。参考资料来源：百度百科——科举制度
沉积物的成岩作用和沉积岩的后生作用
1.压实作用由于上覆沉积物不断加厚，在重荷压力下，松散的沉积物变得比较致密而减小其体积、减少其中水的含量，这种作用称为压实作用。沉积物的压实主要表现在孔隙度的减小，含水量的减少，以及结构、构造的变化。例如，据对瑞士的楚格湖的一些现代沉积粘土的研究得知，埋深为0时其含水量为83.6%，孔隙度为92%；而当上覆3.6m厚的沉积物后，其含水量减少为70.6%，孔隙度减至85%。粘土质沉积在上覆负荷力不断加大的情况下，可表现出愈加完善的定向性。当为砂质沉积时，在压实过程中常伴有压溶作用，导致碎屑石英的次生加大。石灰岩、硅质岩等岩石中的缝合线构造也是压溶作用造成的，它产生在后生期。影响压实作用的因素有负荷的大小、沉积物的粒度、成分、溶液性质（如电解质的多少）、温度等。2.水化（合）-脱水沉积盆地的沉积大都是在水介质中进行的。此最初阶段的水化作用仍是普遍的规律。随着埋藏深度的加大，沉积物（岩）固结程度的增强，逐渐会发生脱水的作用，当沉积层上升至较浅处，即处于表生阶段时，则又可能重复出现水化作用。石膏（CaSO4·2H2O）-硬石膏（CaSO4）之间的相互转变是这一作用的典型例子。石膏是蒸发岩中常见的矿物，根据现有资料得知，石膏脱水变为硬石膏的条件大致是埋深100m左右（相当于50kg/cm2的静水压力）。硬石膏成为稳定相的温度是420℃（但在自然界尚未得到检验）。然而，在浅埋阶段由于细菌的作用，也可形成石膏，实例见于诺维尔—加列东（Nouvelle-Calédonie）澙湖粘土中。硬石膏也有原生沉积的，如西西里第三系中有交互状的石膏-硬石膏年韵律层，硬石膏被认为是一年中温度最高时的产物。石膏-硬石膏的相互转变是可逆的，而硅胶（蛋白石）转变成玉髓和石英则总是向一个方向进行的。这是由于蛋白石是一种不稳定形式，玉髓是一种次稳定形式，石英才是稳定的矿物。因此，当蛋白石（或玉髓）在深埋阶段变为石英后，即使再次上升至地表，仍然保持其为石英的状态。3.水解-去水解作用从化学上来讲，水经常地参与可溶盐的作用。水起着盐基的作用，并提供氢氧离子。大多数硅酸盐矿物均可发生水解，这与介质的pH值有关，矿物水解过程中可有金属阳离子的游离。带入海盆地中的大部分碎屑矿物，只有少部分遭受水解作用，由于搬运的流水pH值不同（可以强酸性至强碱性），因此反应可以朝水解方向进行，也可朝去水解方向进行。海洋沉积物埋藏以后，pH值可从8降至6.5以下，水解反应可能向左方进行直至埋藏的早期阶段及后生阶段，pH值变大，则反应又可重新向右方进行。4.氧化与还原在沉积演化的各阶段都可发生氧化还原作用，而最重要的是海解阶段和成岩阶段，因此达普勒斯（E.C.Dapples，1962）把此阶段称为氧化还原阶段。氧化还原反应特别明显地表现在含变价元素的矿物变种的变化，如铁、锰质矿物。氧化还原作用的进行一方面与沉积环境有关；另一方面与沉积演化阶段有关。大陆环境及广海环境的沉积物表层常发生氧化，而停滞的闭流盆地的沉积常处于还原环境。前已指出，在同生阶段，正常的沉积常处于氧化或弱氧化环境（海解阶段，陆解阶段），在成岩期和后生期则变为还原及弱还原环境。生物的作用可以促使氧化，也可促使还原，例如由于光合作用而可提供生物成因的游离氧，促进氧化。某些厌氧细菌的活动又常造成还原条件。5.离子交换及吸附作用晶体表面的原子价键与晶体内部的离子不同，常常不饱和和不完整，故晶体晶面、棱上的离子可与溶液中的成分发生强烈的相互作用。它有能力尽量与极性相反的分子及离子相结合或吸附它们。吸附的能力大致与表面积成正比，即与颗粒大小成反比，如果晶体具“敞开”的结构，而离子又容易从晶体中分离出来，则交换作用进行得就更强烈。例如许多沸石类矿物和粘土矿物都具有强烈的离子交换及吸附性质。最容易被吸附的首先是H+和OH-，以后依次为：Cu2+、Al3+、Zn2+、Mg2+、Ca2+、K+、Na+和阴离子：S2-、Cl-、 。当H+或OH-离子被吸附后，吸附剂就带有自由电荷。例如粘土矿物常与盐基离子结合，而带负电荷。因此，粘土矿物有能力从海水中或溶液中吸附许多稀有金属。阳离子和盐基离子的交换是硅酸盐风化产物表现出的最明显的特征，如土壤中的粘土可与任何碱性溶液进行阳离子交换，富含CO2，或腐殖酸的酸性溶液常排掉交换的盐基而形成“酸性粘土”。自然界存在一定的离子吸附和交换顺序，H—Ba—Sr—Ca—Mg—Rb—K—Na—Li，通常是位于前面的离子可置换位于后面的离子（如果后面的离子浓度不是很高的话），例如氢会取代钙离子（当Ca离子浓度不很高时）。某矿物进行离子吸附或交换以后，即转变为另一矿物，这对粘土矿物类最为特征。水中电解质的含量对矿物离子的吸附与交换作用有很大影响，如蒙脱石在富含电解质的海水中可因吸附镁（在晶格内形成水镁石层）而过渡为绿泥石。沉积物被埋藏以后，在压实过程中，埋藏水（沉积水）可被挤出而向上或向侧方运移。它在通过沉积物时由于一种“薄膜”作用而发生“选择渗滤吸附作用”，有人称之为“天然的色层作用”。布莱德霍夫特等（J.D.Bredehoeft et.，1963）提出，作用开始时应当是带负电荷的阴离子进行机械迁移，而后才是相应的阳离子（Ca2+、Mg2+、Na+、K+）的迁移，因此深埋卤水的含盐度甚至可能比海水（原始的沉积水）高6倍之多，切夫（K.E.Chave，1960）认为古代卤水之所以有各种各样性质，正是出于沉积岩系中薄膜性质有相当大的变化所致。指出这一点很重要，因为：①卤水能大量搬运各种各样的成矿金属元素，搞清其形成机理十分必要；②由于上述卤水形成的机理在很大程度上取决于沉积后的因素，因此根据地层中卤水性质很难作出古海洋水含盐度的确切结论。6.胶体的陈化及重结晶作用胶体由于它本身带有电荷，并常常含水，所以是不稳定的。它随压力的加大、温度的升高或随时间的发展而脱水，过渡为偏胶体，形成稳定的自生矿物。硅胶的演化可以作为这种作用的很好的例子。自然界中无序的SiO2（含水）胶体的形成物是蛋白石。在成岩后生作用过程中，随着时间的发展，蛋白石逐渐过渡为玉髓、微晶的石英，最后重结晶为有序性很好的石英。一般认为硅胶为同生沉积产物（例如在耶路撒冷与死海之间曾发现厚0～10m的白垩系硅质层，其中有明显的地滑构造）。玉髓是成岩期的代表，而在后生阶段则石英系典型形成物。同生沉积的硅胶是柔软的，在它向玉髓及石英转变的过程中伴有脱水、固结、裂隙化及角砾化的作用。硅胶的脱水及固化过程可能很长，碳酸盐岩石中的硅质豹皮状斑状构造（成岩期物质重新分配而成）证明了这一点。对丹麦哥本哈根上马斯特利赫组沉积的研究表明，脱水作用可能延续了10万年。另外，舒科夫斯基（Z.L.Sujkowski，1958）曾报道过深钻井中发现了十分柔软的燧石。重结晶是后生作用中极常见的现象，在压力增大（可能伴有温度升高）的情况下，变化的趋势是缩小体积以及矿物趋向分子体积较小的变种。例如巨大的一颗方解石晶体较之同体积的数颗小方解石的集合体要紧密得多。成岩期铁的硫化物（FeS2）的典型特点是呈球状或莓状，而分子体积小的立方体的黄铁矿则为后生期典型形成物。7.交代作用是发生在已固化的沉积岩内对已有矿物的一种化学的替代作用，是一种保持晶形不变的情况下的沉淀转化作用，主要发生在后生期及表生成岩期，过程中有物质的带入及带出。例如，在CuS（铜蓝）接触的溶液中，必含有Cu2+和S2-，岩石学但如含Ag+的溶液流经该处时，必有岩石学因而对CuS来说，S2-变得不足，于是在Ag2S沉淀的同时发生CuS的溶解，亦即CuS转化为Ag2S（角银矿）。其反应为：岩石学在这种转化的过程中，常保持被转化矿物（此处为CuS）原有的晶形或集合体形状，亦即成为它的“假像”，这就是“交代作用”的实质。交代作用服从体积保持定律及质量作用定律，即变化过程中体积不变；交代顺序与浓度（或溶度积）有关。例如在以铜为主的矿床中黄铜矿可交代闪锌矿，而在以锌为主的矿床中，闪锌矿可交代黄铜矿。此外，由于氧化-还原、水化-脱水……等反应而引起的矿物沉淀转化，亦可表现出交代的现象。从事岩矿方面研究的人员常常根据矿物相互交代关系来确定它们形成的先后顺序，这是一件有意义的工作。但是有些人却把矿床中某种矿物（特别是金属矿物）的几次交代现象解释为几次成矿热液的供给或几次岩浆活动所致（称之为成矿溶液的脉动）。这种推断并不一定正确，因为这种现象可能由很多成岩后生因素所引起，例如由于地壳升降或气候变迁而导致的潜水面升降和Eh、pH的重复变化或某些物质的活度、逸度的重复变化，等等，均可造成矿物的多次交代和被交代的情况。交代作用是极为常见的一种作用，例如白云岩化、去白云化、硅化、去硅化、菱铁矿化、磷酸盐化以及其他各种矿物的彼此相互交代等。这些将在有关章节内述之。8.结核的形成结核是指矿物岩石学特征（成分、结构、构造）与周围沉积物（岩）不同的规模不大的包体，通常是一种化学或生物化学作用产物。它可以产生在沉积演化的各个阶段，同生沉积的有现代大洋深水洋底的铁锰结核。某些结核中的层理可延续至围岩中，但结核中的细层厚度较围岩中为厚（可厚几倍），说明是成岩期的差异压实作用形成的，故此结核属成岩期产物。后生结核也很常见，它是交代作用的产物，而成岩期的结核很多是通过物质重新分配而形成的（图7-7）。图7-7 结核的成因分类（a）同生结核；（b）成岩结核；（c）后生结核；（d）假结核（风化环）岩石中常见的是碳酸盐质、硅质、菱铁矿质的结核。碳酸盐结核的中心常有有机质或生物残体，它对结核的形成起很大作用。因为有机质在分解时要析出氨，造成局部的强碱性介质，使得饱和碳酸盐的孔隙水溶液在该处进行沉淀。因此，该处孔隙水中碳酸钙浓度减小（与周围沉积物中的孔隙水相比）。此浓度差驱使碳酸根离子不断向结核方向集中，使结核不断长大，直至氨的析出作用完结，或周围沉积物已无碳酸盐物质转入溶胶为止。当分解的有机质附近造成较强的还原条件时，该处可形成菱铁矿结核。根据结核的体积、其中碳酸盐与非碳酸盐成分的比例，可以算出结核形成时的孔隙度及含水量（因碳酸盐的沉淀作用发生在充满水的孔隙中，作用中体积不变）。根据李普曼（F.Ljppman，1955）和塞博德（E.Seibold，1962）对德国西部下白垩统及里阿斯统粘土层中结核的计算，原始沉积孔隙度分别为75%及70%。据此判断，结核应形成于新鲜沉积物最上部1m处左右。河流冲积的一些沉积物如天然堤沉积，泛滥平原沉积中常见有钙质结核，在现代沉积中称之为沙姜，它是一种表生成岩期产物。其形成与地下水的上升、蒸发、沉淀作用有关。由于它的这种特殊成因以及特殊的产出环境，故可作为早期暴露的一种鉴定标志。硅质结核由玉髓或微晶石英所组成，常见于碳酸盐岩石中，共形成机理可能是：①SiO2以极细小的质点与碳酸盐质点一起堆积下来；②结核的发育系在成岩时期由于“离子”向某些沉淀中心迁移而成；③结核形成的时间稍微在大量白云化作用以前，因硅质部分中可见到保存完好的化石轮廓，而白云化部分则化石轮廓被破坏，而且白云石有沿结核边缘交代硅质矿物的现象。9.稳定的自生矿物的形成斯特拉霍夫（H.M.Ctpaxob，1956）对于成岩矿物赋予了极大的意义，他认为在海盆地中，除了方解石、文石、铁与锰的氢氧化物、二氧化硅等无疑是纯化学作用及生物化学作用直接从水中沉淀出来的而外，其他绝大多数新生的矿物都是成岩阶段形成的。他认为成岩矿物有以下几种：1）铁与锰的硫化物与碳酸盐，如菱铁矿、铁白云石、菱锰矿、锰菱铁矿、黄铁矿、白铁矿、硫铁矿、针白铁矿；2）铁（和锰）的硅酸盐，如鳞绿泥石、海绿石；3）白云石；4）粘土矿物，如蒙脱石、拜来石、水云母，以及沸石类（丝光沸石、菱沸石、钙十字沸石）。从上述可以看出，它们都反映了碱性和还原的介质条件，与前述的成岩作用环境特点相符。后生矿物生成的压力与温度条件极为广泛，在温度与压力较高或较低的情况下，均有相应的稳定矿物。据目前已知材料，沉积岩的后生矿物有以下几种：1）次生自然元素，Au、S、Fe、Cu；2）次生氧化物，石英、赤铁矿、磁铁矿、尖晶石、金红石、板钛矿、锐钛石；3）次生长石，钾长石、微斜长石、钠长石、歪长石、斜长石、钙长石；4）次生沸石类，钙十字沸石、方沸石、丝光沸石、片沸石；5）次生电气石；6）次生石榴石，钙铝石榴石、铁铝石榴石；7）其他次生硅酸盐，锆石、十字石、矽线石、黝帘石、斜黝帘石、绿帘石、绿泥石、鲕绿泥石、海绿石、云母、石棉、海泡石、山软木、榍石、土状硅铁矿；8）次生卤化物，萤石等；9）次生碳酸盐，方解石、文石、白云石、铁白云石、菱铁矿、菱镁矿、菱锰矿、白铅矿、菱锶矿、毒重石、孔雀石、蓝铜矿；10）次生硫化物，黄铁矿、白铁矿、方铅矿、闪锌矿、辉铜矿；11）次生硫酸盐，重晶石、天青石、硬石膏。在沉积作用的各个演化阶段中可以形成极其多样的自生矿物，有一些是沉积作用所特有的，简要叙述如下。（1）海绿石它是海解作用中最特征的产物，因此是海洋沉积的标志。常见产状：①现代有孔虫壳的充填物；②个别的颗粒析出物，与生物或早先的矿物无关；③交代硅质生物或碳酸质生物壳；④充填长石裂隙、构成碎屑石英的外膜、磷质结核的皮壳；⑤交代粪化石；⑥黑云母、伊利石或其他层状硅酸盐的次生变化产物。由于形成海绿石时要求Fe3+/Fe2+的比值保持不变，故只有沉积很慢的海洋环境才能满足此条件。据研究，要形成直径2mm的海绿石可能需要100～1000年的时间，其形成时的物理化学参数为pH7～8、Eh0～100mV，温度5～25℃（Fairbridge，1967）。尽管热带陆棚有许多海绿石产出（如澳大利亚北部的萨胡尔陆棚），但产海绿石的海底温度不高（＜15℃），因之它是冷水成因的。当一部分浅海被隔绝而成局限盆地时，在氧化条件下一部分可变为针铁矿，以后在沼泽化水盆低pH环境下形成海绿石，因此可见到海绿石与绿泥石共生的情况。在成岩期由于细菌的活动可形成鲕绿泥石，因此也可以看到海绿石与鲕绿泥石共生的情况。我国北方震旦系底部石英砂岩中有很多海绿石；石灰岩中的海绿石都是典型的浅海形成物，苏北第三系阜宁组碎屑岩及碳酸岩中均见海绿石，但数量很少，这是因为地处古河口湾及三角洲环境，堆积速度快，不能大量形成海绿石的缘故。（2）沸石海解、成岩、后生阶段均可形成沸石类矿物。早期的沸石常与火山灰物质有关，当火山灰沉降后，几乎就在其表面很快地形成沸石，这种现象曾在维苏威火山区观察到。又如在尼培（Neapee）海湾的现代沉积中曾发现方沸石，它与蛋白石、石英及粘土矿物共生。火山玻璃与软泥水（孔隙水）反应可以形成方沸石，我国山东、江苏第三系沉积中有此种矿物产出（在山东，除方沸石外尚有斜方沸石……）。火山玻璃经脱玻化作用可形成片沸石（Ca、Na2）Al2Si6O16·5H2O。刚果盆地中部的上侏罗-下白垩统沉积中无任何火山物质，但有大量方沸石，含方沸石的岩层厚数十米（R.Vanderstappen，等，1964）。据研究，这种方沸石是在Na、Al2O3、SiO2浓度很高的碱性介质条件下，由离子化溶液或Al2O3SiO2胶体中结晶出来的。在后生作用带常可见到有分散的沸石产出，在我国一些含油沉积中发现过这种后生的沸石，它与变质作用带的沸石相不同。在变质的沸石相内以浊沸石为特征，而方沸石、片沸石、斜发沸石等均消失不见。（3）粘土矿物粘土矿物是沉积作用带特征的自生矿物，它发育于沉积演化的各个阶段。粘土质胶体质点呈悬浮状态，或被有机胶体吸附被河流以机械方式或呈微尘状被风搬运至海中。如果矿物是以极细小的颗粒进行搬运，则它们的性质是“继承性的”，即决定于陆源区母岩的特点；如果矿物以细小的胶体或离子状态进行搬运，则它们进入海水后几小时（与电解质接触），即发生絮凝作用，此后即开始粘土矿物的自生形成作用。在成岩期，由于软泥水中有机质和离子的作用，粘土矿物可以发生转变。在后生作用的早期阶段，此时几乎是封闭系统，在这种条件下，粘土矿物几乎不遭受改造。当埋深和压力进一步加大时，岩石可以发育裂隙，促使岩层水的再分配以及粘土的选择吸附作用。关于粘土矿物在各个演化阶段中的行为，将于各论中叙述。（4）自生长石自法国人卡耶（L.Cayeux，1897）在巴黎盆地的白垩系沉积首次发现自生长石以后，即陆续不断在世界各处地层中都发现了这种形成物。一般数量很少，极个别地区可出现较为密集的情况。例如美国蒙大拿州格拉谢尔人民公园上寒武统鲕状灰岩中，自生的正长石占岩石的40%，我国云南中部中生代红层含盐岩系中，自生钠长石局部竟占80%以上。自生长石在砂岩中可是碎屑长石的次生加大边，或在杂基中呈细小的自形结晶；其在粘土质或碳酸质岩石中，呈细分散状晶体出现；在自然界甚至发现过自生长石交代鲕粒和化石的情况（B.Stringham，1940；L.M.J.U.Van Straaten，1948）。水云母脱水及去氧化铝作用可形成正长石：岩石学当粘土中混有火山物质时，更容易形成自生长石。根据用钾-氩法对俄勒冈第三系中自生正长石所作的研究认为，其形成深度为120～160m，温度20～40℃。有人认为（E.T.Degens，1965），从准同生阶段乃至成岩、后生阶段，均可形成自生长石。但自生长石主要应在后生阶段形成，特别是在后生阶段的粗晶期（层状硅酸盐期）。自生长石除了具有完好的晶形外，还可以其他特征鉴定。拜斯金（Baskin，1956）曾提出了自生长石的化学成分和双晶方面的鉴别特征，由于某些“杂质”的混入而无条纹构造。另外，自生微斜长石有一种特有的四联双晶（fourling twinning），呈跳棋盘状，而非自生的微斜长石常具有的双晶是交叉鱼栏状（crosshatch twinning）。低温钠长石的特征双晶称为罗斯特涅双晶（Roc Tourne twinnjng），也是一种钠长石和卡式律的四联双晶。目前在世界各地从寒武系至第三系沉积岩中所发现的自生长石，有正长石（冰长石类）、微斜长石及钠长石。未见斜长石系及钾钠长石系列。钠长石常见于碳酸盐岩中，钾长石则可出现于石灰岩、砂岩及粘土岩中。10.胶结作用、固结作用及石化作用上述的各种成岩后生变化的结果，都可使疏松的沉积物变为固结的岩石。因此，沉积物的胶结或固结为沉积岩乃是一系列成岩后生变化的综合结果。在特殊条件下，例如在干旱气候带的大陆环境，近地表的沉积物可因矿化的地下水的上升、蒸发、浓缩、沉淀而使松散的沉积物进行胶结，一种常见的现象就是盐渍化作用。因此在表生成岩期，松散的沉积也可变为固结的岩石，甚至在半干旱、半潮湿或周期性的干旱潮湿带，也可发育表生成岩的胶结固结作用。我国四川各处所见新生界的江北砾岩就是很好的例子。所谓胶结作用一般是指个别颗粒彼此联接的过程，例如它可以通过粒间矿物物质的沉淀、碎屑颗粒的溶解沉淀、粒间反应等方式完成，因此，此名词常用于颗粒岩石（例如砂岩）。固结作用系指松散沉积物转变为坚硬岩石的过程，它可以通过前述各种作用完成，常用于粘土岩及各种生物化学岩。而石化作用则是最广泛的一般性用语，表示各种未固结的沉积物转变为坚硬岩石的总过程，用于各种沉积岩。
在地质学上,河流同生冲蚀与后生冲蚀联系与区别?
同生冲蚀包括：
河流冲蚀：泥炭沼泽邻近同期发育的河道时，河道及其支流可能注入泥炭沼泽，河流充填物与泥炭层之间表现为冲蚀接触和逐渐过渡两种关系；
海水冲蚀：煤层形成灰岩为顶板；
河流后生冲蚀：煤层形成以后，煤层和含煤岩系常常遭受河流的切剥蚀，对煤层的破坏作用可以达到很大的规模，以致形成宽几十米、几百米，长数公里的薄煤带和无煤带。
河流同生冲刷特点：
1、河道沉积物：砂岩、粉砂岩，沉积物内有煤屑；
2、冲蚀范围较小；
3、冲刷带不易查明；
4、在冲刷带附近，煤质明显变差；灰分增加，煤的光泽变暗；
5、煤层与河流冲刷沉积物具有同样的顶板；
河流后生冲刷特点：
1、冲蚀填积的沉积岩体以河流相砂岩为主，其底部常常含有砾石、泥质包体、煤屑和炭化树干等滞留沉积物，有时显示定向排列；
2、煤的光泽暗淡，后生裂隙发育，常见方解石、石膏等矿物次生充填，煤的灰分亦相应增高；
3、煤层遭受河流冲蚀部分，直接顶板为细砾岩、粗砂岩，切割煤层正常顶板和部分煤层，出现薄煤带和无煤带；
4、冲刷的规律性较好，相对较易差明。
5、后期构造变动引起煤厚变化
特点：
1、有煤被挤入顶、底板裂隙中；
2、在煤层的增厚、减薄带，煤的原始结构被破坏；
3、煤中灰分增高；
4、煤层的增厚、减薄在平面上有一定的方向性，厚—薄相间出现；
5、挤压强烈之处，成串珠状、藕节状；
自己总结一下吧
原生矿物 次生矿物概念及区别？还有同生矿物、后生矿物的概念区别
原生矿物是指在内生条件下的造岩作用和成矿作用过程中，同所形成的岩石或矿石同时期形成的矿物。如岩浆结晶过程中所形成的橄榄岩中的橄榄石，花岗岩中的石英、长石，热液成矿过程中所形成的方铅矿等，均是原生矿物。次生矿物是在岩石或矿石形成之后，其中的矿物遭受化学变化而改造成的新生矿物，其化学组成和构造都经过改变而不同于原生矿物。原生矿物和次生矿物的区别：一、形成原因不同。原生矿物形成靠内生作用。次生矿物形成靠外在化学变化。二、化学成分不同。原生矿物钾、镁、硅含量较次生矿物多。次生矿物在化学成分上与原生矿物间有一定的继承关系，随着土壤年龄增长，风化和成土过程的进行，原生矿物会逐渐减少，转化为次生矿物。在自然状态下，溶解，水解，水化（水），氧化，（氧气），及生物的作用下，逐渐在成分上脱钾，脱镁，脱硅，在结构上晶格发生变化，变得疏松或是由原生矿物晶体彻底分解后，由其分解产物重新合成。三、稳定性不同。原生矿物具有坚实而稳定的晶格，都是晶质矿物，不具物理化学吸收性能，不膨胀，化学成分和结晶构造并未改变。次生矿物具有活动的晶格，呈现高度分散性，强烈的吸附交换性能，明显的胶体特性，处于适应环境的较稳定的状态，晶体结构包括两种晶体片，四面体片（硅氧片）和八面体片（铝氧片）。同生矿物是指矿体与围岩在同一地质作用过程中同时或近于同时形成。后生矿物指沉积岩形成以后至变质作用以前，在埋藏较深条件下所发生的变化和作用形成的矿物。同生矿物与后生矿物的区别如下：一、形成原理不同。同生矿物形成原理为沉积作用或岩浆结晶分异作用。后生矿物形成原理是外在温度和压力比较高，还可以有外来物质加入。二、矿物不同。同生矿为沉积矿以岩浆矿。后生矿物为石棉、水晶、萤石等非金属矿床。三、矿物特点不同。同生矿物较紧密。后生矿物为较粗大的矿物晶体，新生矿物的分布不受层理控制。参考资料来源：百度百科-次生矿物百度百科-同生矿床百度百科-后生作用百度百科-原生矿物
同字打头的四字成语都有哪些?
同胞共气
喻指亲兄弟
同敝相济
犹同恶相济
同病相怜
比喻有同样不幸的遭遇者相互同情
同尘合污
谓行为同于流俗之人，合于污浊之世
同仇敌慨
见“同仇敌忾”
同仇敌忾
亦作“同仇敌慨”。语本《诗·秦风·无衣》：“与子同仇。”《左传·文公四年》：“诸侯敌王所忾。”孔颖达疏：“当王所怒，谓往征伐之。”后以“同仇敌忾”指全体一致地痛恨、打击敌人
同船合命
比喻处境相同，利害相关
同床各梦
比喻共同生活或共做一事而各有打算
同床共枕
谓同床并头而眠。多指夫妻生活
同床异梦
同“同床各梦”
同垂不朽
一同流传，永不磨灭
同德同心
见“同心同德”
同德协力
为同一目标而共同尽力
同德一心
谓全心全意为共同目标努力
同恶共济
见“同恶相济”
同恶相党
共为恶者相结为党
同恶相济
亦作“同恶共济”。谓恶人互相帮助，狼狈为奸
同恶相求
同作恶者，彼此互有需求
同恶相恤
见“同恶相助”
同恶相助
亦作“同恶相恤”。谓对共同憎恶者，必相互援助以对付之
同符合契
比喻完全相合，完全相同
同甘共苦
亦省作“同甘苦”。一同尝甘苦之味。比喻有福同享，有难同当。常偏指共患难
同工异曲
曲调虽异，演奏得却同样精妙。比喻不同的人的辞章或言论同样精彩，或做法虽不同而效果却一样
同功一体
功绩地位一样
同归殊涂
语出《易·系辞下》：“天下同归而殊涂，一致而百虑。”原谓天下万事初虽异，然终究同归于一。后泛指途径不同而结果相同
同归殊途
见“同归殊涂”
同归於尽
一同毁灭或死亡
同类相从
谓物之同类者互相依从
同类相妒
形容同类者不易相处
同类相求
谓物之同类者互相聚合
同力协契
犹言同心协力
同利相死
谓有共同利益，就能舍命相助
同流合污
见“同流合污”
同流合污
见“同流合污”
同流合污
①谓随俗浮沉。语本《孟子·尽心下》：“同乎流俗，合乎污世。”②指随同坏人，为非作歹
同美相妒
同是美人，互相妒嫉。比喻有同样擅长的人不易相处
同明相照
谓二光相互映照而愈明。比喻杰出人物得贤者揄扬而声名更显
同年而校
犹言相提并论
同年而语
犹言相提并论
同盘而食
同吃一个盘中的食物。形容兄弟之间骨肉情深。语出《魏书·杨椿传》：“椿临行，诫子孙曰：‘……吾兄弟，若在家，必同盘而食，若有近行，不至，必待其还，亦有过中不食，忍饥相待。’”亦省作“同盘”
同气连枝
喻指同胞兄弟姐妹
同气相求
《易·乾》：“同声相应，同气相求。”孔颖达疏：“‘同气相求’者，若天欲雨，而础柱润是也……言天地之间，共相感应，各从其气类。”后以比喻志趣相同或气质相类者互相吸引、聚合
同然一辞
犹异口同声
同日而道
同“同日而论”
同日而论
犹言相提并论
同日而言
同“同日而论”
同日而语
同“同日而论”
同生共死
生死与共，形容情谊极深
同声共气
比喻亲密无间，志趣相合
同声同气
见“同声共气”
同声相求
谓志趣相同者互相吸引、聚合
同声相应
①指乐声相和。②比喻同类事物互相感应。③比喻志趣相同者互相呼应
同声一辞
犹言众口一辞
同室操戈
春秋郑徐吾犯之妹有美色，公孙楚与其从兄公孙黑争娶之。楚已纳聘，黑欲强夺，公孙楚“执戈逐之，及冲，击之以戈”。事见《左传·昭公元年》。又《後汉书·郑玄传》载，何休好《公羊传》而恶《左传》、《谷梁传》，郑玄乃著论以驳之，“休见而叹曰：‘康成（玄之字）入吾室，操吾矛，以伐我乎！’”后以“同室操戈”比喻兄弟相残或内部纷争
同条共贯
①事理相通，脉络连贯。②谓行事相仿，可以相提并论
同文共规
见“同文共轨”
同文共轨
亦作“同文共规”。《礼记·中庸》：“今天下车同轨，书同文，行同伦。”后以“同文共轨”比喻国家统一
同心毕力
齐心尽力
同心并力
同“同心协力”
同心敌忾
同怀强烈的愤恨以对付敌人
同心断金
《易·系辞上》：“二人同心，其利断金。”后以“同心断金”形容心齐力量大
同心共胆
亦作“同心合胆”。心志一致
同心共济
亦作“同心协济”。谓齐心协力，克服困难
同心合胆
见“同心共胆”
同心合德
同“同心同德”
同心合力
同“同心协力”
同心合意
同“同心一意”
同心竭力
同“同心毕力”
同心僇力
见“同心戮力”
同心戮力
齐心合力
同心同德
谓思想行动完全一致
同心协德
同“同心同德”
同心协济
见“同心共济”
同心协力
齐心合力。谓心往一处想，力往一处使
同心叶力
同“同心协力”
同心一德
同“同心同德”
同心一力
同“同心协力”
同心一意
心志一致
同休等戚
见“同休共戚”
同休共戚
亦作“同休等戚”。①谓同欢乐共忧患。形容关系密切，利害一致。②偏指共患难
同业相仇
犹言同行是冤家。形容同行业的人不易相处
同音共律
音律相同。比喻关系密切
同忧相救
谓忧患相同者互相救助
同源共流
有同一源头、流向。比喻同一，统一
同源异流
谓起始、发端相同而趋向、终结不同
同源异派
见“同源异流”
同舟共济
同乘一条船渡水。比喻同心协力，战胜困难
同舟共命
比喻命运相同，利害一致
同舟遇风
比喻同遭逆境
同字打头的四字成语都有哪些
同字打头的四字成语都有
同盘而食 同日而言 同工异曲 同心戮力
同胞共气 同日而语 同功一体 同心同德
同敝相济 同生共死 同归殊途 同心协德
同病相怜 同声共气 同归殊涂 同心协济
同尘合污 同声同气 同归于尽 同心协力
同成异败 同声相呼 同好弃恶 同心协契
同仇敌慨 同声相求 同居异爨 同心叶力
沉积岩的构造
沉积岩的构造是指由于成分、结构、颜色的不均一而引起的岩石的宏观特征。沉积岩的构造是沉积岩最显著的特征之一，也是沉积相的重要识别标志。按照成因，沉积岩的构造可划分为物理成因、化学成因和生物成因3种类型(表11－4)。表11－4 沉积岩的构造分类一、物理成因的构造(一)层理构造层理是沉积岩(沉积物)的成分、结构、颜色及层的厚度、形状等沿纵向的变化而表现出的成层现象。层理的组成单位包括细层、层系和层系组(图11－12)。图11－12 层理的组成(何起祥，1978)◎细层:是层理的基本单位，厚度为毫米级到厘米级，甚至小于1mm。细层是稳定沉积条件下同时形成的沉积单位。◎层系:由结构、成分、厚度和形态相似的同类型细层组成，其上下为层面所限定。层系是一段时间内水动力条件相对稳定的沉积产物。◎层系组:由一系列相同层系构成，中间无明显的不连续现象。层理是层的内部构造。层或岩层则是组成沉积地层的基本单位，其成分、结构、内部构造和颜色基本均一，上下由明显的层面与相邻层分开。它是在较大区域内生成条件基本一致的情况下形成的岩石地质体。层或岩层的厚度变化很大，它可以包括一个或若干个细层、层系甚至层系组。层的厚度是重要的描述标志，也是沉积过程稳定程度的间接标志。根据单层厚度，层可分为块状层(＞1m)、厚层(1～0.5m)、中厚层(0.5～0.1m)、薄层(0.1～0.01m)、微薄层(纹层)(＜0.01m)。需要指出的是，层或岩层的厚度是指上下层面之间的距离，而层理的厚度则指层系上下界面之间的距离。根据层理的形态，可将层理分为下列类型:1.水平层理细层界面平直，彼此互相平行且与层面平行(图11－12中自上而下的第一个层系组)。细层厚度多在1mm以下，少数可达1～2mm。通常发育在泥质岩、粉砂岩或粒度相当的其他岩层中，是水流缓慢或静水水动力条件下的沉积产物。2.平行层理几何特征与水平层理相似，也是由界面平直、彼此互相平行且与层面平行的细层构成。二者的区别在于，平行层理的细层厚度较大，沉积物粒度较粗、细层之间的界面不清晰。有些岩石沿细层之间的界面可以剥开，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状条纹(剥离线理)。平行层理常发育于砂岩或粒度相当的其他岩石类型中，是水体较浅、流速较高的水动力条件下的沉积产物(图11－13)。图11－13 平行层理与剥离线理(Harms，1975)3.波状层理细层界面呈波状起伏，但总方向平行于层面(图11－12中自上而下的第二个层系组)。层系界面或平行细层或切割细层。波形有对称的，也有不对称的;有规则的，也有不规则的。一般情况下，波状层理形成于波浪和水流可以波及水底沉积的浅水区。如在海滨、湖滨以及河漫滩等沉积环境中，波状层理比较多见。4.交错层理细层与层面斜交，细层之间相互平行。细层和层系界面可以是平面，也可以是曲面，相互之间往往斜交，偶尔也平行。相邻的层系界面可以彼此独立，也可以依次切割。交错层理一般发育于粉砂岩、砂岩、砾岩或粒度相当的其他岩石类型中。按照层系的形态可细分为板状交错层理、楔状交错层理、槽状交错层理(图11－14)。图11－14 交错层理的基本类型(何起祥，1978)(1)板状交错层理:细层平直或下凹，与层系界面斜交。层系界面为平面，彼此之间相互平行且与层面平行，单个层系呈等厚的板状。(2)楔状交错层理:虽然细层与层面斜交、细层之间相互平行、层系界面为平面，但层系界面之间不平行，单个层系不等厚而呈现为楔状形态。(3)槽状交错层理:层系下界面为槽形冲刷面，细层顶部遭受切割。在层理的横切面上，层系界面呈槽状，细层与之一致;在纵切面上，层系界面呈弧状相切割，细层与之斜交。上述交错层理可按层系的最大厚度进一步划分为小型(＜3cm)、中型(3～10cm)和大型(＞10cm)(路凤香等，2002)。交错层理大多是定向水流的沉积产物，同一层系内细层的倾斜方向为该层系沉积时的水流方向。(4)其他交错层理:除上述常见的交错层理外，还有一些虽然分布局限，但却具有非常确定的沉积环境与流体动力学意义。这些层理包括羽状交错层理、冲洗交错层理、浪成交错层理、丘状交错层理、脉状层理与透镜状层理、风成交错层理(图11－15)等。◎羽状交错层理:是指上下相邻层系中的细层倾斜方向相反的交错层理，也称鱼骨状或双向交错层理。通常发育于水流方向可以反转的沉积环境中，如潮汐带等。◎浪成交错层理:剖面上很像槽状交错层理，层系界面波状起伏，局部对下伏层系界面有较强的切割，横向上可过渡为相邻层内的某个细层界面。细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状或被另一个层系界面交切。浪成交错层理是在沉积速率较高的条件下，由水的流动和振荡作用综合形成，一般发育于富含泥质的粉砂岩或细砂岩中。它可形成于各种水深条件下，但在浅水中容易遭到破坏。图11－15 其他交错层理(Reinecketal.，1973;Harms，1975;Tucker，2008)◎冲洗交错层理:属于羽状交错层理或楔状交错层理的特殊类型，区别在于同一层系的上下界面和它们与层面的夹角都很小，相邻层系的细层倾斜方向可以相同，也可以相反，细层非常平直，与层系界面大致平行或小角度相交。该层理形成于反复冲刷的滨海或滨湖沉积环境，发育于砂岩或与之粒度相当的其他岩石类型中。◎丘状交错层理层:系呈宽缓的圆丘状，纵剖面上，丘宽可达1～5m，丘高约0.2～0.50m，纵向上大多只出现1～3个层系。层系内的细层与层系边界基本平行，但向丘顶或丘谷方向收敛，在丘谷处与相邻层系内的细层以小角度交错或过渡，在与浪成交错层理很相似。实际上，丘状交错层理的形成也与水的振荡有关，是水面的巨浪引起深部水体随之振荡的产物，只是它标志的水深要比浪成交错层理更深，发育在富含泥质的粉砂岩或细砂岩中。◎洼状交错层理:是彼此以低角度交错的浅洼坑，洼坑的宽度一般为1～5mm，其内部充填的细层与浅洼坑底界面平行，而向上变成很缓的波状并近于平行的层理。对洼状交错层理的研究程度不深，概念还不十分清楚。有人认为洼状交错层理是丘状交错层理的伴生部分，即向上凸起的丘之间的向下部分，但在层序上，洼状交错层理通常位于丘状交错层理之上。◎风成交错层理:通常由板状或楔状层系组成，层系和细层均较厚，层系厚度一般为数十厘米到数米，细层厚度最厚可达2～5m，多呈板状。发育于基质含量极低的中细砂岩中，形成于沙漠和海岸带等。5.递变层理递变层理亦称粒序层理，沉积物粒度在纵向上具逐渐增加或减小的特征。递变层理可细分为正递变层理和反递变层理等类型(图11－16)。图11－16 递变层理(刘易斯，1989)6.脉状层理和透镜状层理脉状层理和透镜状层理为泥质和砂质(通常为粉砂或细砂)沉积物交替沉积形成的一种复合层理。①脉状层理亦称压扁层理，其主要特征是沉积物以砂为主;在剖面上，泥质沉积物以起伏脉状或细长飘带状等夹在砂质沉积物中。②透镜状层理正好相反，沉积物以泥为主，剖面上，砂质沉积物以起伏脉状或细长飘带状等夹在泥质沉积物中(图11－17);垂向上，间隔出现的砂或泥的厚度均较薄，一般不超过1～2cm，常常只有几毫米。脉状层理和透镜状层理常常共生，二者都是在沉积物供应丰富的条件下由流速不稳定的水流所形成。若流速总体较高，短暂出现流速降低时形成脉状层理。若流速总体较低，短暂出现流速升高时则形成透镜状层理。这两种层理通常发育在河漫滩、三角洲前缘、潮汐带和滨湖等沉积环境中。图11－17 脉状层理和透镜状层理(姜在兴，2003)7.韵律层理韵律层理是由层与层平行或近于平行的两种或两种以上岩性的薄层相互重复出现所组成，常见砂质层和泥质层的韵律互层。韵律层理的成因很多，可以由潮汐环境的周期变化形成潮汐韵律层理;也可以由气候的季节性变化形成浅色层和深色层的成对互层，即季节性韵律层理;还可以由浊流沉积形成复理石韵律层理等。8.块状层理块状层理也称均匀层理或块状构造。其特征为肉眼观察不到任何不均一现象。块状层理可以是悬浮物质快速沉积而形成，也可以是高密度无分选的沉积物沉积而成。此外，生物的强烈扰动也可以使沉积物原生层理消失殆尽而形成块状层理。(二)层面构造在岩层上下层面出现的各种不平坦的沉积构造痕迹统称为层面构造。层面构造种类多样，常见的类型包括冲刷构造、波痕、泥裂、雨痕与雹痕等。1.冲刷构造冲刷构造是一种发育在不同粒度岩层分界面上的凹凸状构造，是较高流速流体对下伏沉积物顶面冲刷而形成的下凹坑槽，后又被上覆沉积物覆盖并保存下来(图11－18)。图11－18 冲刷构造特征冲刷形成的坑槽称冲坑或冲槽，合称为冲刷痕。通常被冲刷的沉积物粒度较细，而覆盖的沉积物粒度较粗，并且在覆盖层的底部常常含有下伏被冲刷层的碎屑。冲刷槽一般长几厘米到几十厘米，宽0.5cm到几厘米，深几毫米到几厘米。平面上，呈舌状或不规则状。冲刷槽的上游深且陡，向下游逐渐变浅变缓直至出现正常的沉积物表面。冲刷槽的长轴与流水方向一致。一般情况下，覆盖层比被冲刷层抗风化，因此，覆盖层的底部往往保留与冲刷痕的大小和形态完全一致的凸起，这种凸起一般称为铸模或印模。由铸模或印模的凸起端到低平端代表了冲刷流体的流向。此外，在泥岩的顶面有时可见有树枝状分叉的下凹痕迹。这种痕迹为流痕，是不稳定的流水在未固结的沉积物表面冲刷出来的。流痕的形成常需要一定的坡度(2°～3°)，常见于潮上带或潮间带的泥坪、湖海的滨岸沙滩或河漫滩等沉积环境。流痕为非水下沉积环境的识别标志之一。在流痕上覆沉积物表面保留下来的印模称为流痕印模。2.波痕波痕是流水或风在非黏性沉积物表面形成的波状起伏的底形，它由一系列近于平行的呈线性延长的波峰和波谷组成(图11－19)，波痕的延长方向一般垂直于流体的运动方向。有时可见两组波痕互相交叉而成蜂窝状或菱形。有时在较大的波痕上又叠加次级波痕。沿延伸方向波痕分叉现象也很常见。图11－19 波痕形态要素(何起祥，1978)根据成因，波痕可分为流水波痕、浪成波痕和风成波痕3种类型。◎流水波痕:为单向水流的沉积产物。一般不对称，其缓坡延伸方向指示水流方向。重矿物和粗碎屑分布于波谷。随着水流强度增加，波脊由直线形逐渐变为弯曲状乃至新月形。流水波痕见于河流环境及有底流的湖、海区。◎浪成波痕:由波浪作用形成，见于湖、海的浅水带。一般波峰尖锐，波谷圆滑，多数对称。◎风成波痕:以极不对称为特征，波峰与波谷均圆滑。重矿物与较粗的颗粒集中分布于波峰处。3.泥裂泥裂又称干裂或龟裂，系由未固结的细粒沉积物(泥、粉砂及细粒碳酸盐沉积物)出露水面，遭暴晒快速脱水收缩而形成。裂缝剖面呈V字形，平面相互连接呈多边形。干裂往往会被上覆沉积物充填(图11－20)。干裂一般发育于沼泽、湖泊、河漫滩、潟湖滨岸潮坪及浅滩地带的泥岩、泥质粉砂岩或相当粒度的石灰岩中。泥裂为浅水标志，泥裂的V字形特征可作为地层顶底的判别依据。4.雨痕和雹痕◎雨痕:是雨滴落在松软沉积物表面上形成的圆形或椭圆形凹穴。若雨滴直落，雨痕呈圆形;若斜落，则雨痕呈椭圆形。只有在雨量很小的干旱、半干旱气候条件下，雨痕才能得以保存。◎雹痕:与雨痕相似，区别在于雹痕规模稍大，较深，形状不规则，具有略微突起的边缘，往往很粗糙。图11－20 泥裂示意图(施罗克，1948)(三)同生变形构造同生变形构造是在沉积物沉积的同时或固结成岩之前，沉积物处于塑性状态下形成的构造。同生变形构造往往局限于一定的层位，上下为正常的沉积层。同生变形构造的成因主要为重力作用引起的水下滑塌、上覆沉积物负荷不均引起的物质运动等。常见的同生变形构造包括负荷印模、变形层理和碎屑岩脉等。1.负荷印模负荷印模也称为重荷模，常见于泥质层之上的砂质层底面上。它是由饱含水分的软泥沉积物在塑性状态下，接受上覆砂质沉积物负荷不均衡所造成的。负荷印模常呈圆形或不规则的瘤状凸起、排列杂乱、大小不等。负荷印模常见于浊积岩中，在浅海、潮坪及河流环境中也可出现。2.变形层理与包卷层理变形层理是由原生层理经变形而成。包卷层理系指一种呈复杂褶皱状的变形层理。层理的褶皱一般连续，谷宽缓而峰窄尖，常呈同斜倾卧，厚度稳定，上下层面平整。在岩层中部或稍偏上部褶皱幅度最大，向上下层面幅度减小。这种构造常产生在2～25cm厚的粗粉砂、细砂层内。包卷层理主要见于浊积岩，在潮坪和河漫滩沉积中也可见及。其形成与沉积层的差异液化有关，液化层的层间流动引起了原生层理的弯曲。也可能与差异负荷作用有关(图11－21)。图11－21 包卷层理素描图(何起祥，1978)3.碎屑岩脉饱含水的砂或粉砂，在差异压力作用下，上冲注入到附近沉积层裂隙中(图11－22)，从而形成碎屑岩脉或岩墙、岩床等。常见的碎屑岩脉一般规模不大，但也有延伸较远者。图11－22 砂岩脉(何起祥，1978)二、化学成因的构造化学成因的构造是指在成岩过程中由化学作用形成的构造，这种构造多是溶解－沉淀联合作用的结果。常见的化学成因构造包括晶痕、缝合线、结核、鸟眼构造等。1.晶痕与假晶在化学沉积作用中结晶出来的矿物晶体被泥或砂质沉积物掩埋之后，因沉积物失水收缩可稍稍突出于岩层顶面，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矿物晶体大小和形态完全一致的空洞，该空洞称为晶痕。晶痕被充填或被其他矿物交代就形成了假晶。形成晶痕或假晶的矿物主要为石盐和石膏(图11－23)。石盐和石膏都是超高盐度条件下的结晶产物，因而，石盐和石膏假晶均可指示干旱炎热气候条件和浅水沉积环境(内陆盐湖或滨海)。图11－23 石盐假晶(何起祥，1978)2.缝合线缝合线是碳酸盐岩中极为常见的构造，然而，在石英砂岩、硅质岩及盐岩中也可出现。缝合线是指在垂直碳酸盐岩等岩石层理的切面中发育的锯齿状缝隙。在三维空间中，实际上它是由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充填等。缝合线形态多样，可呈微波状、锯齿状、陡峰状等。其起伏幅度小者低于1mm，大者高于10cm，甚至达1m。近于平行层理分布的多见，但也有斜交或垂直层理的。它既可以切穿化石、鲕粒等，又可以绕过它们。一般认为，固结的岩石在负荷压力作用下发生差异溶解可形成缝合线。缝合线的缝合面上充填的黏土物质和铁质是压溶后留下的不溶残余物(图11－24)。缝合线是碳酸盐岩中经常存在的一种微裂隙，对油、气、水的运移具有一定意义。图11－24 缝合线构造(刘和甫，1959)3.结核结核是一种成分、结构、颜色等与围岩有显著差异的矿物集合体。结核主要是成岩阶段物质重新分配的产物。结核形态很多，有球状、椭球状、不规则团块状等。大小变化很大，小者几毫米，大者数十厘米。其内部可为均质的，也可呈同心状、放射状、包卷状及网格状。有的有核心，有的无核心。结核在岩石中可以单个存在，也可呈串珠状成群出现。沉积岩中最常见的结核，从成分上可以分为:碳酸盐结核、硅质结核、磷酸盐结核、锰质结核、黄铁矿结核、白铁矿结核、石膏结核等。结核按成因可分为同生结核、成岩结核和后生结核(图11－25)。①同生结核形成于沉积过程中，多半是由胶体物质围绕某些质点凝集，或由胶体物质呈凝块状析出而成。成分一般不同于同期沉积物。常见的有硅质结核、钙质结核等。同生结核的鉴别标志是结核不穿切层理，层理围绕结核弯曲。②成岩结核是成岩阶段物质重新分配的产物，它既可以切穿层理，又可见层理围绕结核弯曲，有时结核内还保留残余的围岩层理。③后生结核形成于沉积物固结之后，因而切穿层理而无层理弯曲现象。图11－25 结核的成因类型(何起祥，1978)4.鸟眼构造在细粒碳酸盐岩中，常见有一种微小的孔洞，其形状似鸟的眼睛，一般高1～3mm，长、宽几毫米，大致平行层理排列，孔洞常为亮晶方解石充填，这种构造称为鸟眼构造(图11－26)。因为它们常成群出现，故又叫窗格状构造。图11－26 鸟眼构造(路凤香等，2002)鸟眼构造的成因还不十分清楚，目前提出的成因假说包括:①露出水平面的细粒碳酸盐沉积物收缩;②细粒碳酸盐沉积物中的藻类等有机质腐烂所留下的孔洞以及生成的气泡而造成;③细粒碳酸盐岩中的硬石膏等易溶盐类矿物的晶体、小眼球状集合体溶解或被交代而生成。鸟眼构造常产生在潮上带及潮间带碳酸盐沉积物中，尤其是潮上带特别发育，一般不形成于潮下带。三、生物成因的构造生物通过生命活动对沉积构造的形成和改造均具有极其重要的作用。生物形成的特殊构造包括生物层理(如叠层构造)和生物遗迹(如虫迹、虫孔)。1.叠层构造叠层构造是由蓝绿藻类分泌的黏液捕获与黏结砂、粉砂、泥级颗粒或晶体而组成的一种纹层构造。纹层形态多变，有的平直，有的波状弯曲，或呈柱状环叠、半球状覆裹、球状包覆。呈球状包覆的叠层石通常称为藻灰结核或核形石、藻球。叠层构造主要由富藻纹层和富屑纹层相间组成(图11－27)。◎富藻纹层:又称基本暗带，较薄(0.1mm左右)。纹层中藻体多，有机质高，色暗;碳酸盐沉积物少。◎富屑纹层:又称基本亮带，较厚(1mm左右)。纹层中藻体少，有机质低，色浅;碳酸盐沉积物多。叠层构造即由这两种纹层交替重叠构成。常见于碳酸盐岩、磷灰岩及铁质岩中。现代碳酸盐叠层石在潮上带、期间带和潮下浅水带均有分布，是良好的相标志。波状叠层石主要分布在潮上带的泥坪环境;分叉的环柱状叠层石主要分布在潮间带;球状藻灰结核或藻球是在水底长期滚动而形成的，它是判别潮下带的可靠标志。图11－27 叠层构造(何起祥，1978)2.虫迹和虫孔◎虫迹:是生物在未固结的沉积层表面留下的活动痕迹。虫迹在下层面上所形成的印模呈圆筒状或压扁的埂状小突起，成弯曲状、树枝状或交叉状分布。◎虫孔:是生物在未固结的沉积层内部觅食或穴居的孔道。在滨浅海、潮坪及不稳定的陆缘带，虫孔一般简单，多垂直于层面，孔较深;在深海软泥中，虫孔一般杂乱，多垂直于层面，孔较浅;在潮下浅海过渡区域，虫孔多为倾斜的，或向垂直层面或向平行层面过渡。虫迹和虫孔是良好的相标志(图11－28)。图11－28 虫孔与虫迹(塞拉赫，1967)生物的钻孔活动对原生沉积构造具有极为强烈的破坏和改造作用。由生物扰动作用形成的各种不规则的构造，称为生物扰动构造，它可使原来具有层理的岩石变为均质的无层理的岩石(图11－29)。图11－29 生物扰动构造(Mooreetal.，1957)
原生构造
原生构造是指沉积物在沉积过程中或在沉积物固结成岩之前形成的构造，例如层理、包卷构造等。沉积岩中常见的原生构造主要有同生变形构造、孔洞充填构造、结核构造、生物成因构造等，这些构造又与沉积介质的营力及流动状态有关，与沉积相有关。1）同生变形构造。是沉积物沉积后，在固结成岩之前，还处于富含孔隙水的状态下发生的形变，变形的程度可以从轻微的扭曲层到复杂的“褶皱”层、破碎层及变位层。一般来讲，这样的形变构造是局部的，基本上局限于未形变层内的一个层，常出现在粗粉砂、细砂沉积层中，主要受颗粒的粘性、渗透性和沉积速率控制。同生变形构造包括包卷构造、重荷模、滑塌构造、砂火山、砂球及砂枕构造、砂岩岩脉及岩床等。同生变形构造易被后期沉积压实，保存下来的空间往往是有限的。2）孔洞充填构造。在泥晶灰岩、球粒灰岩、砂屑灰岩中出现同生到成岩期形成的各种扁平的或不规则的孔洞，为机械沉积的泥屑、粉屑、碳酸盐及化学沉淀的亮晶方解石所充填，这些充填构造包括示底构造、鸟眼与窗孔构造、层状孔洞构造等，鸟眼与窗孔构造、层状孔洞构造具有重要的指相意义，鸟眼构造主要出现在潮上带和潮间带上部沉积环境中；窗孔构造、层状孔洞构造主要出现在潮间带和潮下带的碳酸盐泥丘中和潟湖的球粒灰岩中。若这些孔洞未被充填满或未被充填，就成了油气最有效的储集空间。3）结核构造。结核是岩石中自生矿物的集合体，这种集合体在成分、结构、颜色等方面与围岩有显著不同，常成球状、椭球状及不规则的团块状，从几毫米到几十厘米不等，分布较广。结核按形成阶段可分为同生结核、成岩结核、后生结核，原生构造主要为同生结核和成岩结核。沉积岩中常见有钙质结核、硅质结核、黄铁矿磷质结核、锰质结核等。结核的内部组构很不相同，有均一、同心、放射状、房格状、花卷状等，有的结核内部还保存了围岩的残余结构和构造。形成结核的物质，可以由外向内集中，也可以从内向外集中，可在结核内形成一空腔，成为油气的储集体。4）生物成因构造。是保存在沉积物层面的生物活动痕迹，这些遗迹构造为原地形成并随沉积物固结保存下来。由于环境因素的差异，在不同沉积环境中有着不同的生态环境。在滨海地区，由于潮汐、波浪作用强，温度、盐度变化大，这里的底栖生物，绝大多数不是挖掘很深的垂直潜穴，就是在岩石上钻孔；在浅滩地区底栖生物潜穴较浅，多数倾斜或水平；在陆棚及半深海，食泥生物繁育，遂在层面上留下各种弯曲的网状、树枝状、螺旋状的觅食构造。
