###前情提要 沉積構造系列01——流體與沉積物的交互關係 層理 當沉積物在堆積時，如果其型態都沒有變化，也沒有任何的沉積間斷，那麼堆積出來的沉積物，質地就會相當的均勻，這種我們稱為「塊狀」（Massive）的產狀。反過來說，如果在某個時間點，沉積的條件突然改變，可能是沉積物的大小、形狀、排列方式或成份發生了變化，也有可能是短暫的沉積間斷，就會形成一個界面，分隔了兩種外觀不同的沉積岩單位，這個界面便稱為「層面」（Bedding plane）。相鄰兩個層面之間的岩石單位，稱為單層或小層（Bed）。若單層的厚度大於一公尺，就稱為前面提到的塊狀層（或極厚層，Massive bed）；厚度小於一公分者，則稱為紋層（Lamina）。在野外的露頭中，有時無法看到層面，而是看到層面和岩壁表面所相交的線，這一條一條分隔不同層的線狀構造，便稱為「層理」（Bedding）。層理通常是一個明顯的邊界，不過有時也會是一個漸變的過渡帶。 層理的概念，就像是在地上鋪沙子。先鋪一層黑色的沙子，接著換成白色，再換成黃色…等等，最後就會形成一層一層不同顏色的沙子堆。從正面往下看，相鄰不同顏色砂層之間的界面就是層面；而從側面看來，則是一層一層不同顏色交錯的層理。 圖一、層理的形成簡圖（忽略侵蝕作用）。圖中區分不同beds的依據是顆粒的大小。 圖二、圖中可以看到粗細不同的沉積物交錯相間而形成層理。這個露頭比較特別的地方，在於水平面和鉛直面上都可以看到層理，所以很容易得知層面的位態。（都巒山層，臺東長濱） 若不考慮構造作用的影響，層理在形成時，理論上應該要是水平的（嚴格來說，層面是一個重力等位面）。但是在很多地方並不是這樣，例如受到地形的影響，層理就會傾斜；若沉積時受到強勁的水流或風所影響，也會使得層理傾斜、彎曲，這之後會再討論。當然，在巨觀尺度下，通常還是可以視層理為水平，或至少趨近於水平。 圖三、傾斜的層理（以黃色虛線標示部份層理）。圖中的層理往右傾斜，這是受到構造作用的影響。另外，圖中的「層理們」彼此互相平行且略成直線，這稱為Planar beddings。（嘉陽層，沖繩） 塊狀層 塊狀的沉積岩，如果是由粒徑小於1/256mm的泥所組成，就稱為泥岩（Mudstone）。泥岩通常沉積在大陸棚下部至深海的環境，是在幾乎靜止的水體中緩慢沉積。若泥質沉積岩具有發達的層理，則稱為頁岩（Shale）。 塊狀的砂岩（Sandstone，砂：粒徑2～1/16mm）通常是快速的沉積作用所形成的——當沉積的速率非常快，就可以在短時間內堆積出很厚的一層。不過厚層的塊狀砂岩不太常見，因為砂大多是在水流的環境下堆積，不像泥一樣可以在靜水環境下長時間堆積出一大層。所以在野外看到的砂岩，層理大多都蠻發達的。 圖四、塊狀的砂岩，沒有任何的沉積構造，十分均勻。（石底層，龜吼） 另外一種塊狀砂岩的常見形成方式，是「層理的破壞」。也就是說，層理本來是存在的，但是在沉積物尚未完全固結時，受到了外在的破壞而消失。破壞的來源通常是生物活動或脫水作用。當沉積物中有大量的生物（以淺海環境居多），挖洞、鑽孔與爬行等活動會把沉積物蹂躪得「體無完膚」，那麼層理（以及其它的沉積構造）就自然地被破壞殆盡。脫水作用則是沉積物固結前受到外在擾動（例如地震的晃動）而脫水液化，顆粒重新排列，使原始的層理被破壞。 圖五、塊狀的砂岩，內部含有非常多生物活動的痕跡。（大寮層，野柳） 層理在野外是十分容易辨識的構造，尤其在巨視尺度下，發達的層理經常能夠左右地形的發展。單面山就是一個例子，這在臺灣的東北部特別多，這和發達的砂頁互層有關。但是當你在一個露頭近看時，若有許多不同的「理」，可能包括層理、節理、劈理等等，你要如何判斷何者是層理呢？ ###繼續閱讀 沉積構造系列03——波痕 沉積構造系列04——交錯層理 沉積構造系列05——底痕 沉積構造系列06——變形構造 沉積構造系列07——生痕化石
