地质旅行 夏樹芳
| 第一章 什么是地质旅行 | 第二章 地质旅行的目的与任务 | | 第三章 地质旅行的准备与方法 | 第四章 沉积岩地区的地质旅行 | | 第五章 火成岩区的地质旅行 | 第六章 变质岩区的地质旅行 | | 第七章 地质旅行中的摄影与素描 | 附一 重要矿物肉眼鉴定 | | 附二 常见化石简介 | 附三 地质旅行实例两则 | | 附四 中国各地质时期主要内生矿产简表 | 后记 | |
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 沉积岩地区的地质旅行
地質學是研究地球的科學，就目前的科學水平而論，主要是研究地殼部分。而
地殼則由各種岩石組成。所以，研究地質學的第一個對象，就必須跟岩石打交道。
比如我們在研究各種礦産資源跟某些地質情況發生哪些關係時，先得把賦存礦産的
岩石進行分門別類的整理，而且還需要進一步說明這許多岩石的形成過程及其歷史，
建立它們的縱剖面；同時，還要將與此相關而出露各地的岩層作同類同期的對比和
歸納，即建立橫剖面。
由此看來，如果把組成地殼的各種岩石能在空間和時間上的分佈關係確立起來，
那麽，研究地質學的基礎也可以說奠定了。比如要闡明某地地質構造的變動情況，
研究某種礦産的形成年代及其展布情況，某地的滄海桑田的變遷等等，都有所依據
了。
何謂地層？就廣義的概念來說，地層不僅包括沉積岩層，而且應該包括由火成
岩、變質岩所組成的岩層。不過，作為賦有相對年代次序的地層來說，沉積岩是主
要的。火成岩與變質岩的年代的確定還得依靠與其相鄰的沉積岩層的年代作間接的
推斷。由此可見，沉積岩層在地層領域內的重要性不言而喻了。
正因為如此，我們在地質旅行時對沉積岩層的註意，特別重要。作為基礎地質
的調查或研究，首先就得選擇在沉積岩發育的地區開始，這是十分自然的事。具體
地說，任何地質圖、地質柱狀圖、地質剖面圖的編製以及任何野外地質研究都是首
先在查明當地沉積岩層的地質年代、性質、成因和産狀的基礎上而進行的。至於沉
積礦産的普查，諸如石油、煤炭、水泥原料、陶瓷原料、建築材料等等，更離不開
沉積岩。因此，明確沉積岩區的地質旅行任務，是極為重要的。
二、研究沉積岩的基本要求
（1 ）沉積岩係的岩層層序：沉積岩既然是成層的，各層形成的次序必然有先
後關係，因此先得清理其層序。
層序的先後關係，在岩層沒有發生劇烈變動的情形下，凡位於下面的先形成，
位於上面的後形成，即服從“下早上晚”的地層層序律。按照這條定律，水平岩層，
傾角不大的單嚮傾斜岩層，很容易劃分出上下層序（圖4.1 ）。但是，當地層直立、
或者因構造劇烈變動使岩層上下關係發生倒轉的情況下，又怎樣判別其層序呢？這
裏，就需要運用一些沉積學的原理和方法了。大致有以下常用的幾項：
①序粒層理 又稱粒級層理，或遞變層。每一單層的沉積岩層，由底到頂，沉
積過程中的顆粒大小，總是由粗逐漸變細，例如由粗砂質遞變為細砂質，甚至到泥
質。而相鄰的兩粒級層之間，由於下層的頂面常受到衝刷，因而在粒度上或成分上，
顯示出截然突變。根據粒級層的這種下粗上細的遞變特徵，可以識別其頂底關係，
恢復地層的原先面貌（圖4.2 ）。
②交錯層理 它是在一個單層中出現與主層理呈斜交的層紋構造，此層紋在頂
部與主層理呈大角度斜交；其底部的層紋則收斂變緩，與主層理以小角度相切。因
此，根據其“頂部角大，底部角小”的原則辨識地層之頂底（圖4.3 ）。
③波痕 我們在海灘、湖濱、江邊的沙灘或泥質沙灘上經常看到水波滌蕩留下
的起伏痕跡。當其埋藏成岩以後，在岩層的頂面上也能留存此種特徵，一旦暴露地
面，即見尖棱突起的波峰和圓弧下凹的波𠔌間換組成的圖案。如其尖棱朝上，即指
示岩層頂部所在。波痕常見於砂岩、粉砂岩、泥岩中（圖4.4 ）。
④泥裂 又稱幹裂。我們在一些幹旱的水田表面曾經看到過，就是那些不規則
的多邊形裂塊，尤其可註意的是這些裂縫與地面垂直，裂隙作楔狀，上寬下窄。地
層中的某些岩層也有這種幹裂現象保存，它們成為岩層時，縫隙則被泥沙充填，充
填物的形態也作楔形，據這些特徵，可以辨認其頂底關係（圖4.5 ）。
⑤雨痕與冰雹痕 當沉積物半幹而尚未固結時，如遇暴雨或冰雹的猛烈打擊，
即在柔軟的泥質或粉砂質沉積物表面留下圓形或橢圓形的凹坑，待沉積物固結為岩
層後，此類凹坑即留下痕跡，藉此可以辨認地層的頂底（圖4.6 ）。
⑥衝刷面 當岩層沉積後，有時露出水面，或在水下被水流衝刷，使其層面上
造成凹凸不平的不規則面，其上再沉積的岩層往往顯示出序粒層理。據此可辨認地
層的頂底。
⑦化石的生長和保存狀況 若幹固着生長的動植物，如樹木、珊瑚之類，嚮上
生長，主幹與地層層面垂直，頂底位置也與岩層的頂底一致。大部分疊層石的生長
方向也與層面垂直，其層紋的凸起部分總是朝嚮層面的頂部。軟體動物的貝殼，往
往以其凸面朝上是最穩定的埋藏狀態，藉此也可識別地層的頂底關係（圖4.7 ）。
（2 ）各地層的相對地質年代：在確定沉積岩係各地層層序的同時，還應確定
其相對地質年代，可為本區建立係統的地層表作準備（圖4.8 ）。這項最關鍵的工
作就是採集化石，藉此鑒定地質年代。當然，化石的保存不可能每一地層都能發現，
因此，有經驗的地質工作者，要善於找尋化石的埋藏地。根據我個人的經驗和體會，
以下幾種情況容易獲得化石，應註意發掘：
①當你打下一塊新鮮的碎屑狀結構的石灰岩層破碎面，用放大鏡細看，這些碎
屑往往是由大量的古代生物的殘骸組成，有時也能見到某些個體細小而比較完整的
形體混雜其中（圖4.9 ）。
②岩石性質發生改變的層位上，因為岩性（如成分、顔色、組織結構等）的改
變，也就意味着沉積環境的改變，在此情景下，生物極易造成大批死亡，因而化石
也就比較集中。
③若幹泥質灰岩或泥灰岩層的結核內，也往往包裹着化石。因為含結核的岩層
一般形成於淺水動蕩的環境中，生物死亡以後，在水波攪動的情況下，使生物遺體
周圍的泥質凝聚匯集起來，終於膠結成結核，所以在野外遇到此種岩層的結核，可
及時打開獲得形態比較完整的化石。例如在浙江、江西一帶上奧陶統黃泥崗組內的
泥灰質結核團塊內，常能找到相當美麗的三葉蟲化石。
④深色的灰岩或頁岩中也往往有較多的化石埋藏。因為深色的岩層反映出其成
岩的沉積環境富含有機質，各類生物最喜歡來此聚居生活，一旦環境突變，生物無
法適應，集群死亡，就成為豐富的化石群落而埋藏於此。
反過來，根據我們的野外工作經驗，在下列幾種岩層內很少發現化石，或保存
不佳。
①紅色粗砂岩或礫岩層，岩石多在氣候乾燥環境裏形成，那裏缺少生物，化石
自然貧乏。即使偶而保存化石，由於岩石粗糙，化石上微細的特徵（比如葉脈、殼
外紋飾）無法烙印保存下來。所以，往往能見到一些化石的跡象，卻很難鑒定其屬
種名稱了。
②厚層、緻密、岩性均勻的堅硬砂質岩石也缺乏化石。因為這類岩石的形成環
境是處於長期缺少有機質的情況，生物也就很少了。
③質地勻稱、岩性一致的厚度很大的石灰岩層，或很薄的石灰岩層中也缺乏化
石保存，這類岩層的成因主要是化學因素，很少是生物因素，也就是說，沉積環境
中缺少生物活動，所以化石貧乏了。
④發生變質作用的岩層，缺少化石，因為變質作用是在強大的壓力和很高的溫
度下進行的，使原來的岩石發生化學或物理的變化，比如“重結晶作用”，就把原
先即使保存下來的化石也投入“熔爐”，自然化石也就見不到了。最明顯的例子，
如遠離侵入體的石灰岩，化石密集，而鄰近侵入體的石灰岩變質成為大理岩，化石
早就消失了。
⑤某些????類礦物，諸如白雲石、硫化物、鹵化物高度集中的岩層裏，也缺乏化
石。因為形成此類礦物的環境具有“毒性污染”作用，不宜生物生長，所以化石也
就極少了。
不管怎樣，在野外一旦遇上化石碎片，即應大力搜索，當查明某一含化石的單
層時，哪怕厚度極薄，也應認準此層，順藤摸瓜，及時發掘，擴大成果。經初步研
究以後，就要在野外記錄本上將化石分佈的特徵、屬種的成分、生態性質以及保存
情況等都作簡要的記述，作備忘之用。
在這裏，比較睏難的是化石屬種名稱的當場鑒定，一般可以查閱隨身攜帶的《
化石手册》之類，對照圖版及文字描述作初步的辨認，往往能鑒定到屬的名稱也就
不錯了。不過，有意識的地質旅行，在小分隊的成員中，最好能吸收古生物工作者
參加（特別在沉積岩地區穿行路綫時），以便及時處理。
當然，鑒定化石屬種的名稱的最主要目的是確定地層的相對地質年代，屬什麽
紀、什麽統，能說出組的名稱來就更好了。
當在一係列岩層中的某一兩層找到化石，並能確定其所歸屬的地質年代以後，
就可以按層序的上下關係，推測其他地層的地質年代，建立地層層序了。
（3 ）各地層的岩石性質：岩石性質的內容較多，一般最常用的，或者說必須
瞭解的基本內容，應包括下列幾項：①顔色：一般取决於岩石中所含的礦物成分，
其中最有影響的是鐵質和有機質的含量。根據鐵的氧化程度，色調頗有不同，如低
氧化鐵具淡緑色、淡青色；當含氧量增高時，則呈黃色、橙黃色、紅色直至紫褐色。
錳的氧化物也有強烈的染色作用，可將碎屑岩染成黑色、淺藍紫色。
有機質可使岩石出現暗色甚至黑色。如無有機質時，岩石幾乎是白色的。
若幹黏土岩類、砂岩或石灰岩中含有海緑石或緑泥石時，可使岩石染成緑色、
淺藍緑色。
鉀長石顆粒組成的長石砂岩可使岩石呈現淺棕紅色。
輝石、角閃石顆粒則使岩石呈暗灰色。
石英、硫酸????、碳酸????、????類礦物混入時則呈白色。
觀察岩石的顔色時，還應註意新鮮的與風化面上的不同顔色。
②成分：由於沉積岩是岩石風化後經搬運而沉積的産物，有一部分則屬於化學
沉澱的産物，故其成分可分為三大類：第一，碎屑岩類，這類岩石的成分是由母岩
機械破碎的産物，其中如碎塊巨大的角礫岩、礫岩的成分常以所含的岩石名稱辨識
之；而砂質岩石，則以其中所含的礦物名稱表達之。
第二，黏土岩類，其成分是母岩在風化過程中分解出殘餘的或新生的黏土物質，
它們常是化學風化過程中呈膠體狀態的、不活潑的物質，如A1{2}O{3} 、SiO{2}等
在適當的條件下就形成的黏土礦物，也有一部分是由機械磨研而成的粉末，其成分
的名稱也以礦物的名稱表達。
第三，化學岩和生物化學岩，主要成分是由活潑性較大的金屬元素，如K 、Ca、
Mg等呈離子狀態形成真溶液，而A1、Fe、Si等氧化物呈膠體狀態，形成膠體溶液，
在適當條件下，發生化學作用而沉澱成岩。其成分名稱也按礦物名稱表達。常見的
有如下各類：鋁質岩：富含A1{2}O{3} ，與黏土岩類相似，含鋁高時，即成鋁土礦。
鐵質岩：富含鐵質，當其含鐵量達30％以上時，即成為鐵礦，有赤鐵礦、褐鐵
礦、菱鐵礦、黃鐵礦等，但黃鐵礦主要提煉其硫，不作正常的鐵礦開採。
錳質岩：如其含錳量達到20％以上時，即可列為錳礦開採，有菱錳礦、硬錳礦、
軟錳礦之分。
硅質岩：含SiO{2}很高的岩類。其中有生物成因的硅藻土、海綿岩、放射蟲岩
；也有非生物成因的碧玉岩、燧石岩。尤以燧石岩最為常見。
磷質岩：當P{2}O{5}的含量達到12％以上時，即可成為磷礦，主要以膠磷礦、
磷灰石等礦物出現。
碳酸????岩：由碳酸????類礦物組成，以石灰岩和白雲岩兩類最為常見。此類岩石
分佈較廣，約占沉積岩總量的20％，比黏土岩類、碎屑岩類少些。在我國範圍內，
碳酸????岩的數量頗大，可達沉積岩分佈面積的55％。此類岩石除其本身有經濟價值
外，還跟許多金屬、非金屬的成礦有關。與水文地質、工程地質的關係也極為密切，
即岩溶水文地質與工程地質問題，目前則是環境地質研究的重要課題之一。
????岩：這是純化學作用的産物，因水體的蒸發而沉澱形成的岩類。主要是由鉀、
鈉、鈣、鎂的鹵化物及硫酸????礦物組成，礦物種類有100 多種。鹵化物有食????、鉀
????；硫酸????有芒硝、石膏等，均具有重要的經濟價值。
可燃性有機岩：主要由含碳、氫、氧、氮的有機化合物組成，如煤、油頁岩、
瀝青質岩類等，具有很重要的經濟價值。
沉積岩的命名除所含的基本礦物外，還可考慮某種有顯著含量的次要礦物附加
到名稱中去，如長石砂岩、海緑石砂岩、白雲質灰岩、鐵質鋁土岩等等。因此，在
觀察各種岩石成分時，必須註意其主要成分和次要成分。
觀察碎屑岩類的成分時，還應註意其膠結物的成分，如硅質、泥質、鈣質等。
③構造：沉積岩的構造，主要是指沉積岩形態特徵，其中最基本的便是層理，
這是由於沉積岩的成分、顔色和結構的差異而形成的一種層狀構造。通過層理特徵
的研究，不僅可以瞭解沉積介質的性質和能量的狀況，而且還可以判斷沉積環境，
有些層理還可以確定當時的水流方向。
層理的基本形態，常見者有三種：水平層理、波狀層理和斜交層理。
水平層理是沉積物質在緩慢運動的水中，以懸浮狀態沉積而成的。由許多直綫
狀彼此平行（平行於層面）的細層所組成。這類層理多見於河漫灘、牛軛湖、湖泊、
深水海灣、潟湖、沼澤等地形成的岩石中。如果在泥岩中的水平層理，僅以顔色的
深淺不同而表現出層紋現象，則此層理的成因是由於季節性氣候的差異所致。如：
夏季時沉積物中的有機質含量豐富，形成深色；鼕季時沉積物中的有機質含量較少，
於是形成淺色。
波狀層理是由於水波浪的振蕩運動而造成的。往往見於淺水的湖泊、海灣中形
成的岩層，也可於河漫灘上因微弱的單嚮水流運動而造成，不過此種波狀層理多為
不對稱的。
斜交層理，是在水體流動中沉積而成的。多見於砂岩類岩層中，主要形成於河
流環境，湖濱、海濱及三角洲沉積物中也有所見，不過，後兩者常表現為楔形交錯
層（圖4.10）。
此外，尚有形成於潮汐帶的層理，如透鏡狀層理，以砂質的、具交錯層理的不
連續透鏡體夾於泥質沉積物中。脈狀層理以砂質交錯層係（圖4.11）為主，夾在深
色泥質的細薄層中。
碳酸????類岩層的構造，除與上述有共同者外，尚有生物成因的構造，如生物礁
構造、蟲跡構造、蟲孔構造、藻類生長的層狀構造（疊層石）等。還有化學成因的
構造，如縫合綫、結核構造等。
④結構：岩石的結構，一般是指組成岩石的碎屑顆粒大小、形態及其外表特徵。
顆粒大小稱為粒度，粒度是以顆粒的直徑來度量。粒度與沉積岩命名的關係十分密
切，例如碎屑岩類中，假如顆粒的直徑有半數是1 毫米以上的，稱為礫，屬於粗碎
屑岩類；半數以上的顆粒直徑為1 ～0.1 毫米的稱為砂，屬於砂質岩類；如主要是
由0.1 ～0.01毫米的顆粒組成的，稱為粉砂，屬粉砂岩類；50％以上（按重量計算）
屬於0.01毫米以下的顆粒組成的岩石，稱為泥，屬於黏土岩類。
如果某種質點（顆粒）不達50％時，則應分其主次，命名時以其次要的成分形
容其主要成分，如砂質頁岩，表示此類岩石的主要成分是黏土，次要成分是砂；其
餘如粉砂質泥岩、泥質砂岩……可類推。
碳酸????類似乎見不到顆粒，若仔細觀察，仍能見到顆粒結構，分為5 種類型：
①內碎屑結構，物質沉積後呈弱固結時，被浪濤、岸流、潮汐衝擊破碎而再沉積的
碎屑。
②生物碎屑結構，由生物的硬體破碎而成。
③鮞粒結構，以礦物小顆粒為核心包裹凝結而成，如鮞狀灰岩。
④球粒結構，又稱團粒結構，呈卵圓形，大小約在0.03～0.2 毫米之間，係由
微細的骨屑、藻類、泥晶碳酸????礦物發生凝聚作用而成。
⑤團塊結構，即不規則的復合團塊，外形多變，常由藻類粘結而成。
在研究碎屑岩類的結構時，還應註意其圓度，即指碎屑顆粒的棱和角被磨蝕圓
化的程度，一般分為4 級；①棱角狀。顆粒具有尖銳的棱角，原始形態尚未改變，
表示顆粒未經搬運。
②次棱角狀。顆粒的棱角稍有磨蝕，尖角不很突出，表示顆粒已經短距離的搬
運，受到一定的磨蝕。
③次圓形。棱角有顯著磨損，已看不出原始的形態，表示顆粒已經較長時間和
較長距離的搬運。
④圓形。棱角全部消失，顆粒滾圓，表示經過相當長的距離和相當長時間的搬
運。
除考慮圓度外，還要註意球度，即顆粒接近球體的程度。當三軸相等長時，
示球度最高。球度不同於圓度，比如柱狀體和片狀體，棱角消失，圓度可稱良好，
但球度不佳；另外如球形晶體，尚帶棱角，圓度不佳，而球度卻是好的。對同種岩
石或礦物而言，球度高者，表示搬運距離長，時間久。
結構的最後一項指標是表面特徵，包括磨光度和微刻蝕痕兩方面。由此可以判
斷搬運和沉積的介質，如風力搬運者，顆粒表面毛糙；冰川搬運者，顆粒表面有擦
痕；濁流搬運者表面有微刻痕。不過，一般的表面特徵，肉眼不易察看，將顆粒置
於顯微鏡下才能清晰可見。
在研究沉積岩的結構時，還應註意岩石孔隙度，碎屑岩類砂粒之間的孔隙，最
高者可達15％～30％，碳酸????類岩石的孔隙最高者可達5 ％～15％，後者還應註意
後生的溶解作用，能使孔隙度增高。岩石孔隙度的大小，與礦床的成礦關係頗為密
切；與石油、天然氣、地下水的運移和儲存也有重大關係；對水文工程地質的影響
也很大。
此外，在研究沉積岩時還應註意其成分、顆粒和孔隙大小的關係，一般而言，
成分愈純，分選愈好，顆粒愈多，膠結物愈少者，孔隙度愈低。
三、各類沉積岩的研究要點
（1 ）角礫岩：凡棱角和次棱角狀的礫石含量大於50％以上的稱角礫岩。在野
外，必須判別角礫岩的成因類型，也就是屬於什麽性質的角礫岩。通常有以下幾種
類型：①沉積角礫岩。計有同生角礫岩（沉積過程中破碎的，如竹葉狀灰岩）、礁
翼角礫岩（礁體邊坡崩坍堆積而成）、冰川角礫岩。
②重力角礫岩。由重力作用而形成的，如山崩滑坡角礫岩、岩堆角礫岩、近岸
角礫岩。它們均見於地形陡峻的崖坡之下。
③斷層角礫岩。見於斷層的破碎帶上，與地層的分佈無關。
④火山角礫岩。見於火山口附近，是因火山噴發形成的。
⑤衝擊角礫岩。由於隕石降落，被衝擊岩層破碎而成，分佈比較局部，有隕擊
坑及隕石碎塊等佐證。
⑥溶洞角礫岩。石灰岩或其他易溶岩石，在其洞壁、洞頂發生崩坍而形成的角
礫岩，分佈局部，常呈窩囊狀。
⑦成岩後生角礫岩。常見於山麓地帶。
（2 ）礫岩：在地層中常見的礫岩有兩種，必須分辨清楚。一是底礫岩，位於
某個地層組合底部的侵蝕面上，代表長期沉積間斷以後，一個新的沉積時期開始的
産物，故在不整合面或假整合面上時有所見。
在野外如何識別底礫岩？可以根據以下的特點予以判斷：①位於侵蝕面上，其
礫石成分具有其下伏各岩層所成的礫石。②礫石的成分比較簡單，常見的以石英質
的礫石最多。③礫石的磨圓度良好，分選也好。④分佈的範圍不大，但分佈的層位
相當穩定。⑤同一底礫岩層中的礫石及砂粒，自下而上變細，磨圓度變好。
確定底礫岩存在與否的意義十分重要，因為它既是劃分地層（係、統、組）界
綫的標志，又是闡明地殼運動的標志，是恢復古地理面貌、討論區域地質發展階段
性等問題的重要資料。某些礦産的賦存，諸如金、鈾、銅、金剛石、鉬等也往往與
底礫岩在一起。因此，在地質旅行中重視底礫岩的研究是很自然的。例如本世紀60
年代初期，南京大學地質係師生在贛南工作時，發現泥盆紀地層的底礫岩中含有花
崗岩礫石，說明在泥盆紀以前，此間就有地殼的劇烈運動並伴有規模較大的岩漿入
侵活動，而此間的大片花崗岩長期以來都認為是發生在中生代的，屬於“燕山運動”
的産物。後來，進一步工作，並將兩類花崗岩作化學分析、放射性同位素年齡測定，
證明贛南除了燕山期花崗岩以外，還有早古生代晚期的花崗岩，即加裏東期的花崗
岩。斷定當地受“加裏東運動”影響十分顯著。由於不同時期的花崗岩賦存的礦種
與礦床類型也不相同，因此這一發現為後來找礦提供了重要的理論與實踐的依據。
第二種礫岩是層間礫岩，它的産生大多數是由於沉積過程中局部的環境發生變
化，比如水流的衝刷、波浪的衝擊、暫時的幹涸、岸坡的滑動、地殼的微弱升降等
均可導致層間礫岩的形成。
在野外，如何認識層間礫岩呢？主要有以下幾項標志：①相夾在普通的岩層之
間，與侵蝕面、不整合面、假整合面無關。②其礫石的成分與其下最接近的地層岩
性相關。③有時層間礫岩層之下有衝刷面。④礫石的磨圓度較差，而且含有石灰岩、
黏土岩類等容易溶解或易破碎的岩石所形成的礫石。⑤膠結物、充填物比較復雜。
作為最典型的層間礫岩，就是同生礫岩，例如華北地區寒武紀地層中極為常見的竹
葉狀灰岩。
在觀察礫岩的岩石性質時，還可以根據礫石的外形和排列情況判斷其形成時的
環境。例如在河流中形成的礫石的外形對稱性較差，其長軸方向與水流的流嚮垂直，
傾斜方向與水流流嚮相反，傾角較大，可達15°～30°。形成於海濱的礫石，排列
的傾斜方向對着海洋，傾角較小，7 °～8 °，長軸方向與海岸平行。
（3 ）砂岩：凡岩石碎屑中2 ～0.05毫米粒級的顆粒在50％以上者，叫砂岩。
根據顆粒直徑還可以進一步分為巨粒砂岩（2 ～1 毫米），粗粒砂岩（1 ～0.5 毫
米），中粒砂岩（0.5 ～0.25毫米），細粒砂岩（0.25～0.1 毫米），微粒砂岩
（0.1 ～0.05毫米）。也可將0.25～0.05毫米的統稱為細砂岩。
砂岩有另一種命名原則，可根據其成分組合關係，基本上分為以下3 種：①石
英砂岩。90％以上為石英顆粒碎屑，次為少數的長石、岩屑等。如果從化學成分特
點看，其中SiO{2}的含量可達95％～99.5％，故石英砂岩可作玻璃原料或耐火原料。
石英砂岩的生成環境，一般為地形起伏不大、氣候潮濕溫和之地，由富含石英的母
岩（如花崗岩類）風化以後，不穩定礦物（如容易風化的暗色礦物）消失，留下石
英，經較長距離的搬運沉積而成。
②長石砂岩。碎屑物中的石英含量少於75％，而長石的含量大於25％，也就是
說，長石含量偏高，而且顆粒多具棱角狀。它常在氣候比較乾燥寒冷、地形起伏較
大、地殼活動比較活躍的地區出現。母岩經受強烈的風化和侵蝕作用，在短距離的
搬運之後而迅速沉積下來，特別在山間或山前坳地內最為常見。
③岩屑砂岩。又稱硬砂岩、雜砂岩。由於其成分中岩屑的含量較多，占25％以
上，它主要分佈於強烈隆起的山前凹陷區內。所以，這類岩石可以幫助我們認識當
地某個地質時期地殼運動及其地勢變化的情況。
上述三種不同類型的砂岩，反映出不同的沉積環境，對於恢復當地古地理面貌
等，頗為有用，故在野外旅行、穿越剖面時不能疏忽。
當然，砂岩的經濟意義也不小，除其中優質的可用於耐火材料、建築材料外，
有時本身還含有金、銅、鉑、鎢、錫等礦砂，至於石油、天然氣、地下水的富集和
儲存，也往往與孔隙較多的砂岩有關。
（4 ）粉砂岩：凡0.05～0.005 毫米的碎屑含量達50％以上者，稱為粉砂岩，
即介於砂岩與泥岩之間，故常混有砂粒或黏土。粉砂岩是經過長距離的搬運，在平
靜的水域中，緩慢沉積而成。如在河漫灘、三角洲、潟湖、沼澤等環境中頗為常見，
故藉此可以恢復古沉積環境。
與粉砂岩有關的另一種岩石——黃土，是一種半固結的黏土質粉砂岩，風力或
水力均可使其沉積，但其形成環境，總是在乾燥或半乾燥的氣候區內。
特別在我國的北方及西北地區，第四紀地層中的黃土或黃土類岩石分佈極其廣
泛，因此，在那裏作地質旅行時，如何進行黃土研究，是很重要的。一般應包括以
下幾方面內容：①研究黃土的物理性質，判別其成因類型。此處的物理性質包括顔
色、顆粒大小、結構、黏結力等方面。比如砂粒或黏土含量較高，黏結力很強，顔
色偏紅者，則與水成（洪積、衝積等）有關。而顔色淺黃帶灰，粉砂含量頗高，以
手指研磨，無砂感或黏感，山崖的直立性良好，則可能與風成有關。
②盡可能瞭解黃土地層的地質年代。具體辦法是找尋含在該地層中的化石，特
別是哺乳動物、雙殼類、腹足類化石最為常見，它們經常埋藏在黃土地層夾層的砂
礫、泥灰岩層中，那些地層原先多係河流或湖泊環境，生物喜歡聚居。如果能找到
若幹有代表性的標準化石，便可大致確定出更新世的某個階段。
如我國黃土高原上的黃土地層，可分為三個時期，最早的屬早更新世，稱為午
城黃土，分佈比較局部；其次屬中更新世的，稱離石黃土，分佈很廣；最新的，屬
更新世晚期的，稱馬蘭黃土，分佈面積尚可，基本上是風成類型的。
③初步研究黃土層中的古土壤埋藏情況。據我個人的野外工作體會，黃土層中
的古土壤可分為兩種類型：一類是地質年代較新的古土壤，見於更新世晚期或全新
世的黃土夾層中，顔色灰暗，與現代土壤十分相似，還能看出土壤發育的A 、B 、
C三層以及古樹根、草根等。
另一類時代較早的古土壤，屬更新世早期或中期的，已見不到原來土壤的顔色
及其發育的層次構造，而是由深紅色與淺紅色不同色調相間的條帶組成，在不同色
調的界面上，常伴生密集成層分佈的白色鈣質結核。像這種情況，為什麽能斷定它
是古土壤層呢？當土層比較長時期地暴露於地表時，土壤層就開始發育了，黃土層
中原先就富含鈣質，在雨水的溶淋下，鈣質就嚮下滲透，直到地下水（潛水）面附
近，聚集凝結，特別在氣候乾燥地區，鈣質凝塊就固結成結核，當地殼發生擡升時，
潛水面下降到另一高度處，鈣質結核層上升到新的潛水面以上而保存下來。以後，
多次的黃土層堆積，多次的土壤層發育，多次的潛水面下降，多次的鈣質結核層的
形成，也正是節奏性的地殼運動的結果。例如在汾河河𠔌地區，更新世中期的黃土
層中，可見20餘層色調深淺相間、伴有鈣質結核的古土壤層的遺跡呢（圖4.13）！
④註意黃土層的衝刷面或沉積間斷面，這也是劃分黃土地層年代的重要標志之
一（圖4.14）。在岩性堅硬的沉積岩層中，衝刷面往往以起伏不平的侵蝕面表現出
來；沉積間斷往往以假整合面或不整合面、或岩性與化石性質的突變表現出來。而
在岩性大體一致的黃土層中，不可能以像堅硬岩層那樣清楚的界面表現出來，因此，
註意衝刷面就顯得十分重要了。
判斷有無衝刷面或沉積間斷，可以掌握以下一些特徵：a.下伏的水平地層有斜
面切削其頂。b.多層的古土壤層被起伏不平的侵蝕面所切割。c.界面上下的岩性有
顯著變化，尤其在界面上有砂礫夾層出現。d.界面上下土層的色調也明顯改變，而
且界面不是水平的。e.起伏不平的界面上，或許有古土壤層的殘留，此時，可以采
取孢粉樣品，帶回室內分析，作進一步的論證。
⑤註意黃土區的地貌特點。除一般黃土區的似喀斯特（似岩溶）地貌現象以外，
特別要研究黃土區的階地特點。結合“地文期”的研究，對黃土地層的地質年代的
劃分十分重要。例如在汾河地區，河漫灘與一級階地上的次生（經過搬運以後的再
沉積作用）黃土基本上是全新世的；二級階地，基本上是更新世晚期的；三級階地，
基本上是更新世中期的，在高階地的底部沉積，有時可見更新世早期的黃土層。
（5 ）泥岩和頁岩：均屬黏土岩類。泥岩不顯層理，呈塊狀，局部失去可塑性，
遇水不立即膨脹。頁岩有明顯的頁狀層理，已大部失去可塑性。兩者的成分比較復
雜，多數黏土礦物已轉變為水雲母，並常有其他物質混入，因此名稱也多，如砂質
泥岩，鐵質泥岩，碳質泥岩，鈣質頁岩（碳酸鈣含量不到25％時稱鈣質頁岩；超過
時，則稱泥灰岩；含量更高時，就是石灰岩了），鐵質頁岩，硅質頁岩（如二氧化
硅的含量達到85％以上時，則可稱硅質岩、燧石層之類，往往是海底火山噴發或生
物成因的），黑色頁岩（往往含有較多的有機質、分散黃鐵礦、菱鐵礦，其層理極
薄，無化石，形成於潮濕氣候條件下的深水湖、淡化潟湖、沼澤中），炭質頁岩
（含有大量炭化了的有機質，但因其灰分含量高於30％，故不宜作燃料，其風化的
露頭能污手，形成於湖泊- 沼澤中，常為煤係地層的組成部分），油頁岩（常呈棕
黑色，有油脂光澤，具薄層理，黏結性很強，形成於閉塞海灣和深水湖環境中，含
瀝青者，則稱為瀝青質油頁岩，經常組成含油或含煤的岩係。油頁岩的含油率可達
4％～20 ％，最高者可達30％，可直接提煉石油）。
黏土岩類的經濟意義很大，野外工作時應予高度重視。以下幾種都屬於有價值
的黏土岩類：高嶺石黏土岩，是含A1{2}O{3} 很高的黏土岩，礦物成分以高嶺石為
主，以礦物命名稱為高嶺土，俗稱觀音土、五色土。當你用手撫摸時，有很強的滑
膩感。具有耐火性和可塑性，故可作為高級耐火材料，也是製作陶瓷器的重要原料，
在造紙業、橡膠業、肥皂、化妝品工業等方面也要用到高嶺土。特別在我國，利用
含A1{2}O{3}.較高的黏土岩製造陶瓷器皿有着悠久的歷史，例如江蘇宜興丁蜀鎮，
素有陶都之稱，當地群衆早在數百年前就利用那裏早石炭世高驪山組的黏土岩作原
料，製作出精美的紫砂器皿，名聞遐邇，暢銷中外。其他在煤係地層發育的地區，
也利用高鋁質的黏土岩類（它往往含在煤係中）製作陶瓷器，如唐山、淄博等地也
是頗有名氣的“瓷都”。
蒙脫石黏土岩，即富含蒙脫石的黏土岩，呈灰白、淺黃、淡紅等色，極柔軟，
有很強的吸附性和吸水膨脹性，故大量地用於石油化學工業，其他在油脂、製糖、
造酒、造紙、紡織等工業中亦需蒙脫石黏土作淨化劑和漂白劑之用。
凹凸棒石黏土岩，為漂白土中的上品，被廣泛用作精煉石油和塑料、樹脂等的
脫色劑；也用作味精産品的光亮劑及釀酒工業上的澄清劑。由於它的孔隙度大，放
出“沸石水”以後能吸收有機分子，故又用於環境保護工作，具有較強的去污和吸
附作用，可作淨化水域、吸收放射性廢物及有害氣體之用。在農藥、化肥方面用作
稠化劑、加厚劑、乳化穩定劑、黏合劑、填料及玻璃琺琅原料等。還因為它在高溫、
高????度水中具有高度的蝕變性和熱穩定性，故在深海鑽井及地熱鑽井中被選為優質
泥漿原料。
凹凸棒石多産於白堊紀及新生代的湖相、海相地層中，特別是第三紀鹼性玄武
岩層之間尤為常見，如江蘇六合、盱眙一帶的凹凸棒石黏土即産於此。
水雲母黏土岩，即一般的黏土，為製作陶器和磚瓦的原料。
黑色頁岩，近年發現其中含有多種礦産，如銅、鈾、鉬、釩、鎳等。
（6 ）石灰岩類：在野外識別不同的石灰岩，主要是根據其結構特點，有以下
幾種：①內碎屑灰岩，如竹葉狀灰岩、礫屑灰岩。
②生物碎屑灰岩，根據所含化石的特點而進行命名，如以貝殼碎屑為主，則名
為介屑灰岩；如以蟲跡為主，則命名為蟲跡灰岩；以蜒類殼體為主，名為蜒灰岩；
以藻類為主者，名為藻灰岩，含大量鸚鵡蠃化石，稱寶塔灰岩（因鸚鵡蠃化石縱切
面形似寶塔）等。
③鮞狀灰岩，形成於溫暖淺水、攪動不大強烈但具有強烈蒸發的環境中，尤其
是在大陸邊緣，穩定的海灘地帶最易發育鮞狀灰岩。
④球粒灰岩，常形成於富含有機質的礁後潟湖環境中。
⑤團塊灰岩，常見於藻類富集的岩層中。
有時，為了強調石灰岩類中所含成分的特殊，也可冠以礦物名稱：如白雲質灰
岩、海緑石灰岩、瀝青質灰岩（臭灰岩）、泥質灰岩等等。
有時，為了強調石灰岩的構造特點，也用構造特點冠其名，如我國南方中奧陶
統的龜裂紋（或稱馬蹄花）灰岩。雖然從命名原則講，此類命名不大正規，但在野
外應用，加深人們的印象是頗有意義的。
（7 ）白雲岩：其命名與石灰岩相似，主要是根據其結構特點而定名，在野外
常用的名稱有下列幾種：①泥晶白雲岩：由小於0.005 毫米的泥晶白雲石組成，結
構均勻，具顯微層理，生物殘體很少，有時可見介形類化石，多為原生白雲岩。
②微- 細晶白雲岩：晶體大小不一，晶形頗佳，外貌頗似砂糖，野外可用砂糖
狀白雲岩稱之，往往由其他類型的白雲岩重結晶而成。
③藻白雲岩：與藻灰岩相似，即由藻類化石組成的白雲岩，我國元古代和震旦
紀地層中的白雲岩大多屬於此類，可能是原生白雲岩類型。
④生物白雲岩及生物碎屑白雲岩：可見其中的化石殘體，多由生物碎屑灰岩經
白雲岩化交代作用而成。
⑤內碎屑白雲岩：根據其中的碎屬大小又可分為礫屑、砂屑、粉屑白雲岩。它
們常以夾層的形態見於一般白雲岩層中。形成於淺海上部或潮間帶以上的環境中，
其碎屑即由波浪或水流衝擊而成。
⑥鮞狀白雲岩：這是一類次生的白雲岩，即由鮞粒石灰岩經白雲岩化作用而成。
由於其孔隙度較大，常為石油或地下水的理想儲藏層。
上面提到原生白雲岩、次生白雲岩，是就白雲岩的成因而言。從其形成條件而
言，可將白雲岩分為三類：原生白雲岩：原地沉積的白雲岩，是在乾燥炎熱的氣候
（28℃～35℃）下蒸發作用而成。????度高，水淺（0 ～3 米深的潮汐帶上），PH值
高於8.3 的鹹化潟湖或海灣中形成，也可在陸上鹹湖中形成，並常伴生有膏????層。
成岩白雲岩：在碳酸鈣沉澱過程中，被白雲石交代而成，通常分佈不連續，在
石灰岩層中呈透鏡體狀或斑塊狀，有時也成層狀分佈，延伸一定距離。
次生白雲岩：或稱後生白雲岩，分佈局限，常見於斷裂構造帶。
因此，判別白雲岩的成因類型，主要着重於野外的觀察研究。
（8 ）????岩類：純化學作用的沉積岩，如石膏、石????、鉀????、芒硝等。形成於
氣溫高、蒸發量大的環境中，而且隨着海水（或鹹水）蒸發過程中的逐步濃縮，各
類????岩相繼沉澱而出現，例如水分蒸發掉40％以上時，開始出現石膏、硬石膏；當
蒸發到90％以上時，沉澱岩????（食????）；蒸發到99％時，鉀????出現。
所以，憑藉????岩類的存在，可以瞭解地質時期的某個時候的幹旱氣候，閉流的
內陸盆地、海灣、潟湖等，對恢復古地理環境極為有效。
四、註意沉積岩區的構造特點
當我們在沉積岩發育地區作地質旅行時，並把地層的層序關係、地層的地質年
代、地層的岩石性質及其名稱等大體上搞清楚以後，緊接着就應該研究穿越剖面時
所遇到的地質構造的特點了。
所謂地質構造，實際上就是觀察褶皺、節理、斷層這三項主要的項目。不言而
喻，這些構造現象在層狀岩石中是表現得最為清楚的了。
（1 ）褶皺：岩層受力的擠壓而發生彎麯的現象稱為褶皺，幾乎在任何沉積岩
區都能見到的一種極普通的構造地質現象，衹是其規模大小不同而已——大者長達
幾十千米，甚至幾百千米，小者在標本上就能觀察到，甚至在顯微鏡下可見。不過，
在野外視野所及者，幾百米、幾千米的規模居多。真正特大的褶皺，在距離較短的
剖面上是看不出來的，必須通過長距離的剖面穿越，或通過填繪地質圖以後才能分
析出來，而本書所談的褶皺，主要是指視野範圍之內能觀察到的褶皺。
研究褶皺的基本要點，不外乎褶皺的形態、産狀、類型、形成的方式以及分佈
的特點。
①褶皺的基本形態，衹有兩種：背斜和嚮斜。背斜的標志是岩層嚮上彎麯、核
心部位是老岩層，兩側為新岩層。嚮斜的標志是岩層嚮下彎麯，核心部位為新地層，
兩側翼部為老地層。如果岩層被侵蝕風化，在地表暴露出來（以平面圖形式表示的
話）時，從中心到兩側，岩層的排列，由老到新，對稱出現，是為背斜。相反，從
中心嚮兩側的岩層，自新到老，對稱出現，則為嚮斜。
認識背斜和嚮斜構造以後，就可以按照褶皺要素——核部、翼部、轉折端、軸
嚮、傾伏等進行具體的描述了。例如某背斜構造，核部由志留係地層構成，兩側由
泥盆係至石炭係地層構成，軸嚮東北，嚮西南傾伏（圖4.15）。
然後，再將觀察的褶皺進行分類，最常用的褶皺分類是根據褶皺軸面的産狀分
為：直立褶皺、歪斜褶皺、倒轉褶皺、平臥褶皺、翻捲褶皺（圖4.16）。一般說來，
這些褶皺的形態都反映了岩層受力程度的不同。或者說，從直立褶皺到翻捲褶皺，
受力越來越強，因兩側受力的程度不同，軸面嚮受力較弱的一側傾斜。
另一種褶皺形態分類，根據岩層彎麯的形態而定，也是野外觀察剖面時常用的，
有圓弧褶皺、尖棱褶皺、箱狀褶皺、扇形褶皺及撓麯（圖4.17）。
以上所說的褶皺形態，可以說是“小型”的褶皺，即站在褶皺岩層的面前，一
眼看去，就清晰能辨。而實際上，還有“大型”的褶皺，在野外地質旅行，穿越長
剖面時才能辨認的，它們大多是“非單個”褶皺，而是由一係列褶皺復合組成。通
過剖面示意圖最能說明此種類型——基本上有兩類。
一是復背斜和復嚮斜，也就是在它們的兩翼被一係列次一級褶皺所復雜化，或
者說，大的褶皺輪廓是背斜，但在翼部尚包含若幹小的背斜和嚮斜。反過來，大的
褶皺輪廓是嚮斜，而在其翼部則尚有次級的背斜和嚮斜（圖4.18）。此類復式的背
斜和嚮斜，常見於“地槽區”，如我國的秦嶺、天山、內蒙中部、喜馬拉雅山等地
均有所見。
二是隔擋式褶皺和隔槽式褶皺：一個平行褶皺群內，如果背斜呈緊密褶皺，而
嚮斜呈開闊平緩的褶皺，稱為隔擋式褶皺，如四川東部的褶皺群。而隔槽式褶皺，
則是一係列相間排列的開闊背斜褶皺被一係列緊密嚮斜所隔開（圖4.19）。
在褶皺形態的觀察基礎上，進一步就是研究形成褶皺的機理，可在地質旅行告
一段落以後作詳細的解剖——如縱彎褶皺作用、橫彎褶皺作用、柔流褶皺作用、壓
肩作用等，此處不作進一步論述。
②怎樣研究褶皺？在地質旅行或踏勘剖面時，認識褶皺以後，如何進一步作具
體的研究是一項重要的課題，基本上可從以下幾方面入手。
對褶皺形態的研究：其中包括查明褶皺的位置、産狀、規模、形態和分佈特點，
探討褶皺形成的方式和形成的時代，瞭解褶皺與礦産的關係等等。
在這裏，需要觀察的要點有：查明地層的層序並追索標志層。根據地層內所含
的化石特徵以及岩石性質等標志，確定組成褶皺構造的層序關係。進而查明其層序
是正常還是倒轉。再觀察這些地層的對稱排列及其重複關係，確定背斜或嚮斜的所
在位置。在觀察地層層序及其排列關係時，必須抓住某個岩性特徵顯目、厚度不大、
展布穩定的岩層作為瞭解褶皺的標志層。褶皺的産狀也可根據標志層予以確定。這
些産狀，主要是測定褶皺樞紐和軸面的産狀，此兩者是正確判斷褶皺産狀和真實形
態的前提。
其次是觀察褶皺出露的形態，也就是從褶皺在地面出露的形態作縱橫方面的觀
察，經過多方分析，恢復其真實面貌。
再次，對褶皺內部的小構造研究也應註意。所謂小構造，指小褶皺、小斷裂面、
綫理等等。它們分佈於主褶皺的不同部位，各自從一個側面反映出主褶皺的某些特
徵，這些內部構造，由於規模較小，易於觀察，因此，以小比大，通過對褶皺內部
小構造的研究能進一步瞭解和闡明主褶皺的某些特徵。
（2 ）節理：這是很常見的一種構造地質現象，就是我們在岩石露頭上所見的
裂縫，或稱岩石的裂縫。這是由於岩石受力而出現的裂隙，但裂開面的兩側沒有發
生明顯的（眼睛能看清楚的）位移，地質學上將這類裂縫稱為節理，衹要你一上山，
接觸石頭，到處都能見到節理。
節理的名稱，根據分類的不同原則而異，通用的名稱是以節理與岩層的産狀要
素的關係而劃分為四種：走嚮節理：節理的走嚮與岩層的走嚮一致或大體一致。
傾嚮節理：節理的走嚮大致與岩層的走嚮垂直，即與岩層的傾嚮一致。
斜嚮節理：節理的走嚮與岩層的走嚮既非平行，亦非垂直，而是斜交。
順層節理：節理面大致平行於岩層層面（圖4.20）。
前三種最為常見。
其次，節理的分類還可以節理的走嚮與區域褶皺主要方向、斷層的主要走嚮或
其他綫形構造的延伸方向等關係而進行，可劃分為——縱節理：兩者的關係大致平
行。
橫節理：二者大致垂直。
斜節理：二者大致斜交。
如果褶皺軸延伸穩定，不發生傾伏的話，則走嚮節理相當於縱節理，傾嚮節理
相當於橫節理。
在認識節理的形態及其名稱以後，也可以適當地作些力學分析研究，如節理與
褶皺的關係，節理的形態與受力的關係等。不過，此類問題的深入研討，已屬專題
性質，非地質旅行時所要瞭解的範疇了。
一般野外調查應選擇節理比較密集（數十條在一起）的地方作為觀察點。而對
節理的記錄要求，大致有下列各項內容：①節理群所在地的地理位置。②節理與褶
皺或斷層的關係：如在褶皺的軸部、翼部、斷層的上盤或下盤等等。③節理所在的
岩層時代或層位、岩石的性質、岩層的産狀要素。④節理的産狀要素。⑤節理面及
充填物的特徵。⑥節理的力學性質及旋嚮。⑦節理組、係歸屬及相互關係。⑧節理
密度統計（條／米）。⑨備註。
（3 ）斷層：斷層與節理同屬斷裂構造，而斷層往往是節理的進一步發育所致。
或者說，當節理發生位移，兩壁有所錯動時，即稱為斷層。
斷層是野外常見的一種重要地質現象。
地質旅行時遇到斷層，應如何研究呢？首先要確定斷層的幾何要素，其內容包
括下列各點：①斷層面。所謂斷層面，就是兩部分岩塊沿着滑動方向所産生的破裂
面。斷層面的空間位置也像地層的層面一樣，是由其走嚮和傾嚮而確定的。但斷層
面並非一個平整的面，往往是一個麯面，特別是嚮地下沿伸的那一部分，産狀可以
有較大的變化。此外，斷層面不是單獨存在的，往往是有好幾個平行地排列着，構
成所謂斷層帶，又由於斷層帶上兩壁岩層的位移錯動，使岩石發生破碎，因此又稱
為斷層破碎帶。其寬度達幾米、甚至幾十米。一般情況下，斷層的規模愈大，斷層
帶的寬度也愈大。
②斷盤。斷層面兩側相對移動的岩塊稱為斷盤。由於斷層面兩壁發生相對移動，
所以斷盤就有上升盤和下降盤之分。在野外識別時，按其位於斷層面之上者稱上盤
；位於斷層面之下者稱下盤。當斷層面垂直時，就無上盤或下盤之分。
③斷層綫。斷層面與地面相交之綫，稱斷層綫。
④位移。這是斷層面兩側岩塊相對移動的泛稱。在野外觀察斷層時，位移的方
嚮是必須當場解决的問題之一。特別遇到開礦時，一旦遇到礦脈（或礦層）中斷，
往往是斷層位移所致，需要立即追查。追查的辦法是運用兩側岩層的層序關係來判
斷或撫摸斷層面上的擦痕等來確定。
在地質旅行時，如何註意斷層？怎樣研究斷層？觀察什麽內容？此類問題必須
熟練掌握，現分述如下：先討論斷層的標志及兩盤相對位移問題。
①構造（綫）不連續。各種地質體，諸如地層、礦層、礦脈、侵入體與圍岩的
接觸界綫等都有一定的形狀和分佈方向。一旦斷層發生，它們就會突然中斷、錯開，
即造成構造（綫）的不連續現象，這是判斷斷層現象的直接標志。
②地層的重複或缺失。這是很重要的斷層證據。雖然褶皺構造也有地層的重複
現象，但它是對稱性的重複；而斷層的地層重複卻是單嚮性的。至於地層的缺失，
凡沉積間斷或不整合構造也可造成，但這兩類地層缺失都是區域性的，而斷層造成
的地層缺失則是局部性的。關鍵的問題，旅行者應對區域內的地層係統及其分佈情
況有一個較為全面的瞭解（可以在旅行準備時查閱地層表、剖面、地層柱狀圖之類）。
利用地層的重複或缺失不僅是判斷斷層的重要手段，而且是判斷斷層兩盤相對
動嚮的重要方法，藉此還可以確定斷層的性質——正斷層，還是逆斷層？基本上有
六種情況，如圖4.21所示。
③斷層面（帶）上的構造特徵。這是識別斷層的直觀證據，即在眼前“方寸”
之地內所能見到的若幹構造現象，最常見的有以下幾種：斷層擦痕：就是斷層兩側
岩塊相互滑動和磨擦時留下的痕跡，由一係列彼此平行而且較為均勻的細密綫條組
成，或為一係列相間排列的擦脊與擦槽構成。在堅脆岩石的斷層擦痕的表面，往往
平滑明亮，發光如鏡。並常覆以炭質、硅質、鐵質或碳酸????質的薄膜。有時，也在
斷層的擦面上見到不規則的階梯狀斷口，其上覆以纖維狀的礦物（如方解石之類）
晶體。
斷層擦痕對於决定兩盤位移方向頗有用處，如用手撫摸時，感到光滑的方向乃
是對盤活動位移的方向。或自粗而細，自深而淺的方向乃示對盤活動位移的方向。
或者利用階梯狀斷口，階梯形陡坡之傾嚮指示對盤相對滑動的動嚮。
構造岩：當斷層兩壁相對移動之時，岩石發生破碎，在強大的壓力下，礦物出
現定嚮排列，並有重結晶作用。也就是說，由於動力作用而發生變質，形成一係列
新的岩石，即稱為構造岩。
構造岩的種類很多，如構造角礫石（角礫形狀不規則，大小不一）。碎裂岩
（破碎的程度比前者更高，主要是原岩中的礦物顆粒的破碎，常見於逆斷層或平移
斷層的斷裂帶中）。糜棱岩（破碎極細，用顯微鏡觀察）。更進一步的破碎即片理
化岩（具有片狀構造的構造岩）。
此外，還有牽引構造：是斷層帶中的一種伴生構造，它是由於斷層兩壁發生位
移時使地層造成弧形的彎麯現象，可以指示斷層的位移方向，如圖4.22所示。
與斷層帶有關的，還有一種斷層的伴生構造，主要是斷層旁側的節理及拖曳褶
皺。這些節理常與斷層斜交，其銳角所指的方向指示本盤滑動的動嚮。
其他標志，主要是指地貌或水文上的一些特徵，不過，此種地質現象衹能說明
有斷層存在，不易說明其兩盤的運動方向，諸如三角面山，河流的突然改嚮，山脊
的突然中斷，衆多的溫泉或泉水的定嚮分佈，小型的火成岩體的入侵及其伴生的變
質作用、礦化現象及礦脈的定嚮分佈等等均示斷層的存在，特別是從較大的地貌現
象所反映的斷層特徵，有時在航空照片甚至衛星照片上都能看到。
認識斷層的證據、判斷斷層的存在以後，就可以進一步將斷層進行分類，這也
是野外觀察斷層時必須解决的問題。
一般最常用的斷層分類法，是根據兩盤岩塊相對移動的性質而定，分為三種：
正斷層、逆斷層和平移斷層（圖4.23）。如果斷層面的傾角小於30°，則又稱為逆
掩斷層。若規模很大的逆斷層（推移數千米以至數十千米者），又稱為推覆體。這
是“地槽區”常見的一種構造現象，如阿爾卑斯地區是世界上最聞名的推覆體所在
地。
不過，野外所見到的斷層，往往並非單個出現，而是以組合的形態出現居多，
比如有下列各類最為普通。
①階梯斷層。此類組合由一係列正斷層構成，多見於地殼塊斷運動上升地塊的
邊緣，地貌上的表現，是山脊與山𠔌的相間排列（圖4.24）。
②地塹與地壘。兩條大致平行的斷層，其間有一共同的下降盤，稱為地塹；其
中如有一共同的上升盤，則為地壘。一般形成地塹與地壘的斷層多為正斷層，也有
逆斷層，或為正、逆斷層的結合。許多由新生代地層組成的盆地，多被地塹構造所
控製（圖4.25），例如我國的汾河、渭河地塹盆地。當然，也有視野所能及的小型
地塹與地壘構造。後者在地質旅行路綫上亦有機會相遇。
③疊瓦狀構造。由若幹條平行排列的逆斷層構成，其上盤在剖面上構成一個接
一個的疊瓦狀（或稱覆瓦狀）構造，我國四川竜門山地區有此種構造存在。
除三者比較常見外，在某些特殊場合還能見到以下幾種類型：環型斷層及放射
狀斷層，多見於火山活動區的火山錐附近或穹隆構造的周圍，也見於侵入體的周圍。
近年來，不少地質學家認為天體撞擊地球以後的隕擊坑周圍亦有此種斷裂構造，有
人認為太湖四周也能見到，故太湖也可能屬天體撞擊形成的。
旋扭斷層，多見於較大的斷裂之旁，是一種規模小的弧形斷層，好似主斷層派
生出來。
還有一種在地質旅行時不易見到而在研究板塊構造時大範圍內認識的轉換斷層，
特別在研究海底地質構造時十分重要，此處不再詳述了。
關於斷層的野外觀察，還有一類特大的斷層，屬於地殼上的深斷裂帶，也應註
意。就目前所知的這些著名的深斷裂帶，如西太平洋海溝構成的“深斷裂帶”，北
起千島群島，嚮南經日本、琉球、我國的臺灣至菲律賓，長達7000千米以上。又如
東非大裂𠔌，南自莫桑比剋嚮北經坦桑尼亞至烏幹達以北，長達6000千米。我國東
部郯城（山東）至廬江（安徽）的大斷裂，呈東北方向延伸，長達2400千米。還有
一條，自浙江麗水至廣東海豐的大斷裂，長度亦可達500 千米以上。
這樣巨大而延伸遙遠的深而大的斷裂，能否在短距離的地質旅行中也能有所認
識呢？可以。
因為如此巨大的斷裂，並非一時發育起來的，而是經過長時間的發展纔形成的。
因此，在巨大斷裂的兩側的沉積岩層的特徵就明顯地反映出差異性。它們的沉積建
造，幾乎從元古代到古生代這樣長的地質歷程中都不相同，其他如火成岩活動、成
礦作用等也都反映出明顯的差異性。所以，當我們在地質旅行穿越剖面時，特別要
註意在近距離內，有如上述斷層的兩側沉積建造等方面的差異性。
在地質旅行時，除了認識和判斷斷層的存在、類型、性質等外，還要進一步查
清斷層發生（或形成）的時間。其方法是根據地層的年代。總的來說，凡被斷層切
斷的地層，這些斷層的發生年代應在被切斷的最新地層之後，在未被切割的最老地
層之前。例如某斷層切穿三疊紀地層，而未斷及侏羅紀地層，則此斷層形成的時間
應在三疊紀末較妥（圖4.26）。
斷層年代的確定，對於研究區域地質發展史、成礦作用的時期等都十分重要。
而年代問題的確定，主要是在野外解决。
五、怎樣在沉積岩區作野外記錄和信手剖面
每一位對地質發生興趣者，在地質旅行之時，必須養成隨手記錄，隨手作剖面
示意圖的習慣。這兩件事，也是地質基本功內容，不能忽視。因為這是幫助我們收
集地質資料的不可缺少的手段，也是幫助我們記憶的最好方法，作為地質調查報告
或學術論文的胚胎，就從這裏開始孕育。
野外記錄內容：除了旅行日期、旅行地點、經過路綫等共同項目外，在沉積岩
區觀察時，主要還是記載所遇到的岩石和構造地質方面的內容，其具體項目，已如
上述，此處不再重複。
此外，還應註意岩性、構造與地貌的關係，比如當地為何高峰突起，為何萬丈
深淵，到底受什麽岩性影響還是受什麽構造控製，都應記錄清楚。
再如當地岩石的風化、侵蝕、搬運等地質作用和過程，跟水文地質或工程地質
的關係也應註意，並作些記錄。例如頁岩、泥岩發育的地區，若遇地形陡峻，則經
常出現滑坡；特別當大雨過後，在鬆軟岩層之下有堅硬岩層作為隔水層，其地層傾
斜方向又與地形坡度一致時，極易發生災害性滑坡。在這些斜坡上，往往可見樹幹
傾斜的小樹林，即所謂“醉漢林”景象都值得我們註意記錄，是工程地質的“感性
材料”（圖4.27）。
有趣的是，水文地質條件與工程地質要求往往發生矛盾，比如說泉水往往出露
於斷層帶上，而這裏正是工程地質所忌諱的。可能造成施工睏難，此類地質現象都
不能忽視。
當然，與礦産有關的岩層，或某些本身就具有重要意義的“經濟”岩層，更要
作詳細記錄，將在下面再作敘述。
至於信手剖面，應畫哪些內容？作畫時的步驟如何？大致敘述如下（圖4.28）：
當你走過一段路程以後，就可以着手作圖，首先要根據路程的長短（也就是剖面的
長短），大致確定比例尺，再註意剖面上的地形起伏情況，畫出盡量接近實際地形
的麯綫，並用羅盤測出剖面的方向，在圖上表示出來。
第二步，在上述地形起伏綫之下，表示出各地層層位、成套岩係或不同組的地
層的分界綫，尤其要註意這些界綫所在地與地形起伏的關係。
第三步，把各組內的岩性符號畫出來，此時，要註意地層界綫與符號的傾斜角
度盡量符合實際情況（即真傾角）。
第四步，把岩層內發現的化石所在地也用適當的符號（一種或幾種）在示意剖
面圖上表示出來。如果岩層內有含礦現象、礦化現象、礦層也要着重標明。
第五步，當若幹剖面連接在一起時，註意構造地質現象，如褶皺的形態，軸面
的傾斜及其與地形起伏的關係。又如遇到斷層，其具體位置、形態、性質與地形起
伏的關係等都要在圖上的適當位置上表示出來。與此類似，如有不整合面、假整合
面、整合面的所在部位，形態與地形的關係等也都在信手剖面圖上表示出來。
其他，如泉水出露的位置、滑坡發生的位置等均需標明。
一個善於製作或勤於畫出信手剖面的地質工作者都十分重視剖面圖工作，它不
僅減少文字記錄，而且可以一目瞭然旅途上的地質特徵。
六、化石的觀察與記錄
在沉積岩發育地區作地質旅行，對化石的搜尋固然重要，而且對化石的觀察和
記錄也不能忽視。因為研究化石不僅可以確定遇到的地層的年代，而且可以瞭解沉
積岩係的形成環境，乃至某些沉積礦産的成因及其找礦方向。所以，化石的研究也
是基礎地質資料，極為重要，現分述如下：植物化石：陸相地層，特別是煤係地層
中植物化石最為豐富，除用於鑒定地層的相對地質年代外，在研究其群落組合的基
礎上，也是作為指示古地理、古氣候、古緯度的重要手段。因此，採集植物化石時，
首先要註意植物群的面貌，盡可能多地採集屬種成分。植物化石主要是葉的印痕，
而某些類型，其莖部的特徵，如鱗木類也十分重要。甚至其根部化石，如痕木也不
能忽視。
如遇莖幹或樹根化石時，則宜註意其埋藏情況，也就是註意其莖幹與層面的關
係——平行還是垂直，由此判斷此類化石是原地埋藏還是經過搬動。尤其在研究煤
田地質時，此項觀察極為重要，比如莖幹化石分散零亂，橫斜無序，則屬搬運堆積
；如莖幹與層面垂直，則為原地埋藏；如枝莖略具傾斜，可能是靜水盆地（湖、沼）
中沉積；如葉片捲麯或彎麯，舒展不開來，則可能是風浪環境中堆積而成。
值得一提的是，不能簡單地把大樹幹化石集中的地區就認定為森林區，因為有
可能是經過流水搬運而聚匯起來的。
研究植物化石與古氣候的關係，是地質學的重要課題之一，其原則與方法就是
“將今論古”，例如蘇鐵類植物生長於熱帶或亞熱帶地區；棕櫚是溫暖氣候或炎熱
氣候的標志。不過，研究時，也不能單純以某一化石的發現就斷定某種氣候環境，
應以“組合”面貌為準，例如在蘇聯（即前蘇聯）阿納德爾河流域的白堊係內有一
種體型較小的蘇鐵類植物就不是熱帶的産物，而可能生長在溫涼甚至比較寒冷的氣
候環境中。當然，這類問題不一定全能在野外解决，但有時候也能在野外采化石時
作出判斷，或註意問題的關鍵，為此，地質旅行中也不應忽視。
至於植物化石中的孢子和花粉，是恢復古環境、古氣候、古生態的主要材料，
所以，在陸相（有時海濱相）地層中極宜註意此類化石。一般來說，凡有機質比較
豐富的地層、泥岩類地層，都是孢粉化石比較集中的處所。當然，衹能把樣品帶回
實驗室分析鑒定以後才能瞭解其地質意義。
無脊椎動物化石：無論海相地層，或陸相河湖沼澤中形成的地層中，無脊椎動
物化石是最豐富的了，平常在野外旅行時最易遇到，採集也方便。不過，應註意以
下幾個問題：第一，屬種成分與沉積環境的關係，如屬種成分（即名稱）比較單調，
但數量很多的話（圖4.29），則可能係閉流或半閉流盆地環境，往往是淡化或鹹化
盆地所特有。有時，也可在淺水海灘上見到某種貝殼類化石特多，如牡蠣灘，但與
上述情況有所不同。
其次，要註意化石的形態特徵，藉此可以瞭解化石的埋藏地是否是動物的生活
地區，比如化石殼體大小的分選現象相當清楚，則指示埋藏時的水體是流動的，波
浪的擺動使之分選。若使貝殼破碎，則更證明是流動環境。然後還可以參看岩層的
構造特點，論證其水動力條件。
某些貝殼類的大小也與氣候因素有關，一般來說，大型厚殼體多生活於溫暖水
域中，小型殼體多生活於寒冷水域中。若遇某些種類的殼體比常規者偏小，則可能
由於水體????度的變化所致，不一定是氣候的因素。
化石殼體的厚度往往也與環境有關，如石灰質的厚殼化石表示碳酸鈣濃度大，
氣溫較高，生活於淺水地帶的類型。所以生活於熱帶海洋礁體上的貝殼類的殼體厚
度較寒冷地區者為厚。
另外，在水動力條件較強地區的貝殼類的殼體厚度也大，這是防備衝擊磨蝕殼
體所必需的。況且殼體加厚，體重增加以後，水流不易搬動，動物不致受傷。
相反，營漂浮生活的貝殼類動物，一般殼體較薄，這是減輕體重所必需的。棲
居於污泥質水底、水動力較差的貝殼類，特別是穴居者，殼體也特別輕薄，甚至為
半透明狀態。
我們還可以從動物殼體的表面飾紋研究其與生活環境的關係，例如生活於海岸
地帶的動物，其殼體的飾紋傾嚮於粗糙；穴居埋沒不深的動物，其貝殼後部常具飾
紋。在靜水中生活，或者在水底表面生活的類型，不僅殼體較薄，而且飾紋也逐漸
稀少。深度較大的海生貝類，其殼體的飾紋很細。淡水中生活者，一般來說，較海
水中生活者飾紋要細，惟有在砂質河底中生活者纔有粗糙的紋飾。
此外，還可註意化石保存情況，比如從殼體的排列特點——聚集、分散、零亂
無序、規則定嚮等等可以瞭解其埋藏情況（圖4.30）。屬於原地掩埋還是經過一段
搬運以後的掩埋？浪擊（圖4.31）、岸流對埋藏有無影響？還可以從化石殼體的破
損情況瞭解其埋藏環境。
脊椎動物化石：脊椎動物化石，以魚類、爬行類和哺乳類最為常見。魚類的埋
藏情況，基本上是原地的，多屬湖泊沉積岩層。水生的爬行類化石，也多屬原地埋
藏。而應註意者，陸生的爬行類及哺乳類化石，它們多以零散的骨骼、牙齒、蹄、
角之類的硬體出現，在野外就要判斷其埋藏情況，原地還是經過搬運？識別的辦法
是看其完整個體還是零散的硬體？即使“散架”的，也應看其“零部件”基本上在
小範圍內都能找到，大體可以“並接”；還是極散，無法復原，甚至看骨骼、牙齒
等有無磨損破壞。這些特徵，都有助於認識含化石地層的形成過程及其成因類型，
對恢復古環境關係比較重要。
脊椎動物，特別是哺乳動物的組合面貌，與環境的關係極為密切，從其類別構
成可以推測當時是森林、森林- 草原、草原的景觀。所以，在採集大型化石時，一
些微小的化石也不能放過，例如嚙齒類的小牙齒應註意搜檢，不然，恢復動物群的
組合面貌就不全面，或反映不真實了。
問題是脊椎動物化石一般不及無脊椎動物或植物化石那樣容易找尋，所以一旦
發現其一鱗半爪，就要仔細分析其岩性、古地貌以及相鄰區域的地質情況，估計其
埋藏的可能條件，順藤摸瓜，以窺全貌。這裏，就有個尋找化石的經驗問題。根據
前人的經驗，不妨提示若幹。
魚類化石，較多的是保存在稍為堅硬的頁岩或泥質砂岩層內，有時也在泥岩中，
少數情況見於石灰岩中。采掘時註意沿層面逐層劈采，這時，要特別註意把層面跟
節理面分開，如誤將節理面作層面發掘，那麽，就可能把完整的魚化石破壞得不像
樣子了。采掘的工具宜用劈刀，交替插入薄層，敲下大片岩層纔有希望獲取完美的
化石。有時碰到紙狀頁岩，標本容易破碎，則直準備小盒盛放或膠水加固。
兩棲類化石，由於其脊椎骨對鑒定類別頗有作用，研究分類也重要，不宜不顧。
另外，其四肢骨中空，並不堅實，采掘時要細心。
爬行類化石，中生代地層最多，大型化石居多，尋找時宜在斷崖、衝溝、植物
少的山坡地方搜索，所謂不毛之地，岩層裸露，容易發現化石。尤其在岩層傾角不
大，有大面積風化露頭的地方，尤可註意。地層傾角大的岩層，即使露出殘體，
掘的難度大，也不易采得完美的化石。
恐竜類化石多與堅硬岩層固結一起，具體的采掘有“斷塊取骨法”，“套箱法”
等，非一般地質旅行時所能解决，此處不細述。
哺乳類化石最主要的是牙齒，中生代與新生代早期者多見於“紅層”中，找尋
的方法與爬行類相同，而産於新生代晚期者，多見於半固結或未固結的砂性地層或
土狀地層中，至於洞穴或岩石裂隙中的堆積物內，也常有發現。由於這些岩層比較
鬆弱，易受風化侵蝕，故在陡崖斷壁之處，尤其在雨後放晴之時，多有采獲機會。
一旦發現其暴露殘體，應在其周圍細心地挖去岩石或土狀堆積物的碎屑，不使
化石受損，如有斷裂破壞，註意縫合銜接，盡量使其復原。
第四紀的哺乳動物化石多埋藏於洞穴堆積內，應予以特別註意。況且不少有價
值的古人類化石也多發現於洞穴堆積物中，如北京猿人便是一例。
為了使野外採集化石盡量能獲得完整的、關鍵的部位，我們必須熟悉各類動物
骨骼的基本構造，比如從脊椎骨的暴露可以看出頭骨的埋藏位置，從頭骨的某個部
位的暴露可以推測牙齒的埋藏位置等等。這樣，發掘之時，胸有成竹，便可得心應
手了。
遺物和遺跡化石，這類化石的主要作用在於深入瞭解動植物的生態特點，瞭解
古地理、古環境面貌。所以，在地質旅行的路途上，接觸到沉積岩層之時，除了采
集化石標本外，遺物和遺跡標本也不能忽視。現將幾種常見的此類化石簡述如下，
在旅途中可以引起必要的註意。
第一類是人類活動的遺跡，主要是石器、骨器、火燒的獸骨、灰燼、燒土等。
如何識別早期人類使用的石器（舊石器）十分重要，因為它的外形非常接近於天然
的石頭碎片，其最重要的特點在於石器的表面留有人類加工的痕跡，器形有一定形
狀，便於手握使用，或作砍砸、或作颳削、或作割裂等。既然是石器，一旦發現，
總不可能是孤零零的單個存在，而是衆多的堆積在一起。由於石器的埋藏地多少總
與古人類活動有關，因此，還應聯繫起來考慮。此外，還應註意石器埋藏地的地質
環境，比如中國猿人洞中曾發現數以千計的以石英為原料的小型尖狀石器、颳削石
器等，而周圍盡是石灰岩，顯然石英原料是由猿人有意識地從外地搬來、在洞穴內
加工製作而遺留下來的。
恐竜蛋一旦被發現，不要忙於發掘，它往往是成窩埋藏的，而且各窩之間有一
定的間距。例如山東萊陽的短圓蛋，每窩之間的距離約為2 米；廣東南雄的大型橢
圓形蛋每窩之間距離有7 ～8 米。從恐竜蛋的分佈密度可以獲悉恐竜下蛋的習慣，
甚至可以推測其類別。
每窩內的蛋的排列方式亦應註意，如有呈放射狀的重疊排列，各層之間有土掩
蓋，可見恐竜生下一層蛋後，蓋上薄土再生第二層蛋，南雄的恐竜蛋窩就有此特點。
但也有無規則的散亂恐竜蛋，與現代龜鱉類相似，這肯定是不同種類的恐竜了。
野外即使找不到完整的恐竜蛋，碎片也不宜遺棄，因為通過蛋殼的顯微結構也
能辨識不同的種類。
足跡化石是動物的歷史腳印，往往是化石的珍品，雖然它難以鑒定動物的屬種
名稱，但可瞭解其歸屬的大類。更有意思的是，從足跡的真實形象、保留的密度，
瞭解動物是群居還是獨處的習性；從足跡分佈的規律，瞭解動物是漫步、奔跑、跳
躍等行動的習性。從不同足跡的保存情況，可瞭解其生存競爭、弱肉強食的情況，
如此等等，都是很有價值的資料。
足跡化石以恐竜類最為常見，如我國的山西大同，四川廣元、宜賓，山東萊陽，
遼寧朝陽均有發現。
特殊的足跡化石，具有特殊的科學價值。例如1970年在土耳其德密爾帕魯附近
建造水壩時，發現印入火山灰中的人的足跡，測定其火山灰的同位素年齡，為距今
25萬年，從而確定此人足跡為尼安特德人所遺留。又如1978年2 月24日著名的古人
類學家瑪麗·利基夫人在華盛頓宣佈，英國科學家A.黑爾在坦桑尼亞北部的萊托裏
爾一層灰黃色的中粒砂岩上面發現350 萬年前的人類的足跡，伴存者尚有象、犀、
羚羊，食肉類和鳥類的足跡。他提到這樣的人的足跡有六個印痕，其特徵是比現代
人短而寬，腳弓不大發育，大拇趾像人那樣指嚮前方，和直立行走的人的足跡是極
相似的。可惜沒有找到更有價值的早期人類化石的遺骸，不過，從其絶對地質年代
來看，也許這是世界上最早出現的人類化石呢！還有一個很有趣味的例子，1972年
澳大利亞科學家在維多利亞州東部一條河邊上發現被1971年的大洪水衝刷出來的砂
岩中保存着70個足跡化石，經研究，這些足跡化石應屬於305000萬年前（晚泥盆世）
最古老的兩棲類——同魚石螈（圖4.32）有聯繫的足跡化石。古脊椎動物學家分析
了這些化石以後認為：該動物的體長約有1 米，後足為5 趾，前足至少有3 趾，均
有蹼。今後有可能在這裏找到第一代從水域登上陸地的四足動物。
糞便化石（圖4.33）也是一項重要的化石，但極稀少。從糞化石的形態可以了
解動物消化道末端的結構和它的食性，也可間接瞭解動物生存時的周圍環境。例如
蠃旋紋的糞化石可能是魚類的，蠃旋的程度由高到低，一般是板鰓類→肺魚類→軟
骨硬鱗魚類。
另外，分析糞化石中所含食物的殘渣——骨碴、鱗片、甲殼、牙齒、介殼及植
物等，可以直接瞭解古動物的食性及其共生生物的關係。特別是糞化石中的孢粉材
料，可以恢復當時的景觀面貌。
我國境內曾發現過不少糞化石，如貴州桐梓白堊係、陝北三疊係和侏羅係，陝
西延安以西安定組中成層的魚糞化石。山西武鄉張村北溝一帶泥質砂岩中曾見爬行
動物的小型糞化石。其他如山西平陸、武鄉、榆社，廣西柳城，湖南永順和河北陽
原泥河灣等地均找到過哺乳動物的糞化石。其中以北京猿人洞穴中的鬣狗糞化石為
數最多，保存最好而聞名。
無脊椎動物的遺跡化石，這是近年來引為廣泛註意的化石，是動物以它的重量、
活動作用於沉積物而形成的。其方式有嚮下的印、壓；嚮側嚮下的挖、掘；嚮內嚮
外的鈎、扒；嚮前嚮後的移、退；還有吞食和填充。而在地層中造成的後果有足跡、
腹跡、尾跡、移跡留存在層面上；在沉積層層內則有窟穴、鑽孔和管道。
此類化石形成以後，除了外力的消毀蕩平以外，都是原地保存的，不存在搬運
或遷移問題。所以，必須反映沉積物是在寧靜環境中形成，如有濁流衝刷，則無法
保存此類遺跡化石。
當我們在野外遇到此類化石時，應該註意以下幾個問題：①一個動物，可以産
生不止一個的蹤跡，在條件許可時，一個動物甚至可以産生一片地區的全數蹤跡。
②一個動物可以製造出一種以上的生活蹤跡，即一個動物，既有棲息，又有移動；
既有嚙食，又有排泄；既有打洞，又有穿窟、覓食、回遊。其活動留下的蹤跡是各
種各樣的，即所謂“一物多態”。③蹤跡化石可以由同種的多個動物，集體活動所
造成。如交叉軌道、分枝窟穴、密集的管道均可能由群體合作製造的。此類化石最
為普遍，反映了生物的繁盛、忙碌和喜好群居。④不同種類的動物由於生活方式的
相同，或相似的體態可以造成類同的遺跡，如蠕蟲的遺跡化石，或蠕蟲與某些腹足
類的類同遺跡化石；腹足類與雙殼類亦有類同遺跡化石；甲殼類和無鉸腕足類有類
似的窟穴，即所謂“異物同態”。
目前，研究無脊椎動物的遺跡化石的最睏難問題是——追尋它的主人是誰？這
裏，有若幹尚在探討的專門研究的方法，此處不作細述。當然，這些觀察，不能脫
離同層位，甚至同層面上留下的動物化石的種類，配合現代生物的活動印跡而進行。
七、標本的採集與整理
觀察剖面，作信手剖面以後，就要將有意義的標本順便採集，帶回可作進一步
研究。這些標本，基本上包括兩類：一是岩石標本，一是化石標本。
岩石標本，選擇有代表性的岩層露頭採集，凡顔色、成分、結構、構造都能看
得清楚的，比較新鮮的標本均可供選擇。正規地質標本的大小有一定規格，通常是
3釐米×6釐米×9 釐米，相當大。不過地質旅行時採集的標本可以不在此限，靈活
掌握，可大可小，根據需要而定。如項目較多，比如除肉眼觀察外，尚需分析、磨
片之用，則宜大宜多，增加採集量。
如果為了說明某種特殊的地質現象，如波痕、交錯層理、斷層擦痕、小型褶皺
之類，則顯然需要採集較大的標本，以能說明問題為準。
礦化或礦物標本，也不一定按規格採集，而是選擇能說明問題，表示礦化與礦
物特徵者。不過，既然是地質旅行，不是普查、勘探，這類標本衹要少量採集，足
以說明某種礦産有存在的可能就行了。
化石標本，這是野外採集時比較復雜的一類標本，根據化石所屬門類的不同，
採集的要求也不一樣。
微體化石，如蜒、介形蟲、輪藻、層孔蟲、苔蘚蟲之類，容易采到完整的，一
旦如有發現，也都是集群性保存的。因此，採集時要求選擇密集程度高、大量集中
的塊體標本，以便帶回室內加工（磨片、挑樣）處理時可以找到理想的整體化石。
珊瑚類標本個體較大，多以集群性方式保存在石灰岩之內，除若幹體型較大的
單體珊瑚能在風化剝落的露頭上找到以外，其他的復體珊瑚應選擇化石密集、能看
到不同方向切面、特徵保存清楚者，以便磨製薄片時可以獲得理想的標本。
腕足動物標本，多保存在石灰質或砂泥質岩層中，最好是選擇化石密集、岩石
風化並開始剝落下來的地方挖掘，那裏往往可獲完整的“立體”標本。特別是層面
與山坡傾斜方向一致的風化面上，更易尋找到所企求的佳品。
為了進一步研究腕足動物殼體的內部構造，我們也要註意採集內膜或通過切片
後能見到內部構造的標本。為了研究各種定嚮部位的特徵，凡不同方向保存的印模
標本也都應註意收集，除作正型標本外，作輔助觀察也是十分需要的。
軟體動物殼體化石標本，其要求基本上與腕足動物相似，不再贅述。
三葉蟲及其他甲殼類化石標本，欲采獲“立體標本”是極睏難的。當然，采獲
連頭帶尾的整體標本也很不容易，況且三葉蟲化石多是頭、胸、尾部分開保存的，
這時候，應該註意採集頭部及尾部標本，因為化石的主要特徵就集中在這裏，遇有
完整的胸部標本，當然也不能放棄。
昆蟲化石，重點是翅膀標本，應擇其脈翅清楚者采之，因為鑒定特徵時主要是
靠它。
特殊的牙形刺標本，除少數用放大鏡能看到的按一般微體化石標本的要求採集
外，相當多的牙形刺是無法用肉眼觀察的，於是衹好試探性地選擇關鍵層位采取幾
塊，帶回經室內處理以後，發現有化石存在時，再根據要求進行係統採集，然而這
已不是地質旅行的任務了。
植物化石的最重要部位是葉片化石，尤其是高等植物，因此採集時選擇葉緣完
整、葉脈清晰的標本帶回。采掘必須順層面細心劈裂，切忌垂直或斜交層面硬挖，
這樣做，會使完整的葉部化石割裂得不成樣子。植物葉片化石多保存在泥岩或頁岩
中，此類岩石受水濕潤以後極為柔軟易碎，所以采掘時竭宜選擇地勢高、乾燥、岩
性稍硬的部位發掘。有時，采出的標本極精美，但因岩性軟弱不宜包裝運輸，於是
要用盒子盛裝，避免損壞。
蕨類植物化石的石鬆和蘆木之類，莖部乃至根部的特徵均極重要，採集時應予
註意。
至於植物化石中的孢子和花粉，在若幹未見“大化石”的“啞層”中極為重要，
當然是採集的對象。可是野外無法用肉眼觀察，於是衹好選擇一些富含有機質的層
位，挖取岩石標本帶回室內處理以後再看，如有發現，下一步再作道理了。
脊椎動物化石，最重要的是頭骨化石，所以在地質旅行過程中發現有脊椎動物
出露時，應千方百計去尋覓頭骨化石，發掘時要特別細心，不致損壞。哺乳類的牙
齒化石又是頭骨化石中的最重要部位，更宜謹慎發掘。
最理想的脊椎動物化石莫過於完整的骨架。一般地質旅行時，來去匆匆，不可
能久留發掘。不過，當現場觀察研究以後，如能判斷有希望挖到完整的骨架時，就
應詳細記錄、素描或攝影，以待來日再進一步工作，並盡可能嚮有關方面或當地群
衆提出保護要求，采取保護措施。例如四川的馬門溪竜（目前我國第二大的恐竜化
石），早在抗日戰爭時期即已發現其“苗頭”，直到解放以後，花了三年時間纔將
其整體挖掘出來。
話得說回來，在地質旅行時採集化石，不可能要求像專題研究那樣把發現的化
石盡量採集，以至“掃光”。實際上，重點應放在如何善於發現化石方面，能采到
若幹關鍵性的能解决地質問題的化石也就足夠了。所以，要求參加地質旅行的人能
像高明的新聞記者一樣，有一雙善於觀察的“慧眼”和一雙善於做記錄的“能手”，
隨時隨地捕捉到化石的“蹤影”，待來日再行挖掘也未嘗不可。
這裏，就有個“群衆路綫”問題，即要嚮群衆做科普工作，宣傳化石的基本知
識，發動群衆一起找尋化石，獲悉化石産地等等。許多地質古生物工作者在這方面
曾經嘗到過許多“甜頭”，經歷過有趣的遭遇。總之，這是一條成功的經驗，值得
推廣。
至於采得化石以後，必須寫好標簽，用棉花墊上化石。包裝運輸之類是人們都
熟悉的，這裏不必煩瑣，恕我從略了。
八、研究有用礦産的層位
不少有用礦産是以地展形式出露於剖面上，因此在野外地質旅行穿越剖面時竭
宜註意。常見的有以下幾類：①石灰岩。作為工業原料用的石灰岩，要求成分純淨，
含氧化鈣的量較高。因此，具有開採價值的石灰岩一般均呈灰白色或稍帶微紅色，
具微晶結構，層厚且延伸穩定。例如華南與長江流域一帶所見的中、上石炭統的石
灰岩就可作為水泥、化工原料的上品，具有很高的經濟價值。不過，作水泥原料的，
略帶一些泥質的石灰岩，呈灰色者也可用。
②白雲岩。大量的用於冶金煉鋼工業。要求質地純淨，含碳酸鈣鎂的量較高，
層厚而分佈穩定。如華南及長江流域震旦紀晚期的白雲岩，寧鎮山脈地區寒武紀的
白雲岩均是目前開採的白雲石礦。
③石英砂岩。為玻璃工業的重要原料，有些亦可作耐火材料之用。要求二氧化
硅的含量較高，雜質很少，即其他礦物含量甚少，顔色純白，有一定厚度，延伸穩
定。如華北地區一些晚元古代的石英砂岩層，華南及長江流域晚泥盆世的石英砂岩
層均有開採價值。
④鋁土頁岩。為含三氧化二鋁成分較高的頁岩，作為耐火材料、陶瓷原料之用，
如含量特高者，則可作為鋁土礦開採。通常呈紅褐色、紅色、暗灰色、緑灰色等，
手摸有滑膩感。最常見的鋁土頁岩與煤係地層有密切關係，或者與富含植物化石的
地層有關。如華北石炭紀和二疊紀的煤係地層中即富産鋁土頁岩，故煤礦附近均有
名瓷出産，如唐山、淄博均有瓷器問世，並聞名海外。
⑤煤層。在野外自然露頭上很少看到巨厚的煤層，這是由於煤層極易風化剝蝕
的緣故，所以常見的衹是一些“煤綫”，我們在野外旅行或踏勘時要註意這樣的有
希望找到煤層的“蛛絲馬跡”，適當追索它的延伸方向，是否比較穩定，結合當地
的地質構造特點，判斷其有無經濟價值。
⑥油氣層。在自然界露頭上是很難見到出露油氣的地層，而能見到的多是含有
瀝青質的岩層，如臭灰岩、油頁岩之類，有時也能在裂隙間看到一些滲透出來的油
跡，用纖維吸油，甚至可燃。又一種情況，裂隙間充填“瀝青脈”，可聞瀝青氣味。
這些，都不能算找到油氣層，衹能算發現“油苗”。真正的含油氣的岩層，均深埋
於地下，需要運用構造地質原理去勘探。衹不過，“油苗”為我們提供了有希望的
油氣層的根據。
⑦????類地層。即含有食????、鉀????、硫酸鈉和蘇打等的地層。在天然露頭上常以
????霜、溶蝕洞穴，????鹼土之類出現為標志，如附近有水窪地，則水溶液中含有某種
????類，會發出異常的氣味，根據這些跡象再作地質特徵的觀察。
⑧鐵礦層。暴露於地表的鐵礦層，因風化剝蝕而成為鐵礦石碎塊、碎屑，或經
氧化以後而成為褐鐵礦的團塊、赤色的土層，可作為找礦的標志。如遇磁鐵礦，則
有磁性異常反應，可進一步追尋。
⑨含銅砂岩或含銅頁岩。它們多見於雜色的碎屑沉積岩係中，常在紅色岩層間
顯示出淺緑色、灰緑色或灰色的岩層。甚至在局部地段出現翠緑色、深藍色的如孔
雀石、銅藍等礦物。個別情況還可見自然銅膠結的礫岩。
⑩錳礦層。沉積的錳礦層多見於鐵質岩石、硅質岩石和碳酸????類岩石間。它們
的風化露頭，尤其在潮濕而溫暖的氣候條件下，錳會形成大量薄膜狀和結核狀的聚
集體。在強烈氧化情況下，則形成碳酸????和硅酸????的氧化物——錳帽。錳帽為黑色，
常為粉末狀，易污手，所以在地質旅行時極易識別此類含礦層。
⑾磷礦層。地層中最主要的含磷岩層是淺海相的磷塊岩，往往含在石灰岩、鈣
質砂岩、燧石、燧石質泥岩內，有時則形成結核狀、膠膜狀而出現。野外的鑒定方
法極為簡便，先滴一點硝酸，然後再滴一點鉬酸銨，出現黃色（磷酸銨）粉末狀溶
液者即顯現磷灰石存在，色濃者示含磷量高。磷礦是製造農業肥料的主要原料，地
質旅行時應十分註意。我國西南地區及中南、華東各地寒武紀早期，震旦紀及早二
疊紀地層中均有發現，前者規模極大。這些磷礦層的附近，往往出現密集的小殼動
物群，特別是軟舌蠃類化石最多，它們就成為找礦的標志。
⑿硅藻土層。主要由化石硅藻組成，硅藻殼的主要成分是蛋白石。岩層呈白色、
淺黃色，質輕而軟，孔隙度大，吸收性強，具薄層理。硅藻土在製糖、食品、石油
工業中作漂白劑之用，還可作絶熱、隔音材料。我國的硅藻土礦多見於第三紀及第
四紀的湖泊相地層中，如吉林延邊、山東臨朐等地均有出産。
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