地质学是研究地球的科学，就目前的科学水平而论，主要是研究地壳部分。而地壳则由各种岩石组成。所以，研究地质学的第一个对象，就必须跟岩石打交道。比如我们在研究各种矿产资源跟某些地质情况发生哪些关系时，先得把赋存矿产的岩石进行分门别类的整理，而且还需要进一步说明这许多岩石的形成过程及其历史，建立它们的纵剖面；同时，还要将与此相关而出露各地的岩层作同类同期的对比和归纳，即建立横剖面。
由此看来，如果把组成地壳的各种岩石能在空间和时间上的分布关系确立起来，那么，研究地质学的基础也可以说奠定了。比如要阐明某地地质构造的变动情况，研究某种矿产的形成年代及其展布情况，某地的沧海桑田的变迁等等，都有所依据了。
何谓地层？就广义的概念来说，地层不仅包括沉积岩层，而且应该包括由火成岩、变质岩所组成的岩层。不过，作为赋有相对年代次序的地层来说，沉积岩是主要的。火成岩与变质岩的年代的确定还得依靠与其相邻的沉积岩层的年代作间接的推断。由此可见，沉积岩层在地层领域内的重要性不言而喻了。
正因为如此，我们在地质旅行时对沉积岩层的注意，特别重要。作为基础地质的调查或研究，首先就得选择在沉积岩发育的地区开始，这是十分自然的事。具体地说，任何地质图、地质柱状图、地质剖面图的编制以及任何野外地质研究都是首先在查明当地沉积岩层的地质年代、性质、成因和产状的基础上而进行的。至于沉积矿产的普查，诸如石油、煤炭、水泥原料、陶瓷原料、建筑材料等等，更离不开沉积岩。因此，明确沉积岩区的地质旅行任务，是极为重要的。
二、研究沉积岩的基本要求
（1）沉积岩系的岩层层序：沉积岩既然是成层的，各层形成的次序必然有先后关系，因此先得清理其层序。
层序的先后关系，在岩层没有发生剧烈变动的情形下，凡位于下面的先形成，位于上面的后形成，即服从“下早上晚”的地层层序律。按照这条定律，水平岩层，倾角不大的单向倾斜岩层，很容易划分出上下层序（图4.1）。但是，当地层直立、或者因构造剧烈变动使岩层上下关系发生倒转的情况下，又怎样判别其层序呢？这里，就需要运用一些沉积学的原理和方法了。大致有以下常用的几项：
①序粒层理 又称粒级层理，或递变层。每一单层的沉积岩层，由底到顶，沉积过程中的颗粒大小，总是由粗逐渐变细，例如由粗砂质递变为细砂质，甚至到泥质。而相邻的两粒级层之间，由于下层的顶面常受到冲刷，因而在粒度上或成分上，显示出截然突变。根据粒级层的这种下粗上细的递变特征，可以识别其顶底关系，恢复地层的原先面貌（图4.2）。
②交错层理 它是在一个单层中出现与主层理呈斜交的层纹构造，此层纹在顶部与主层理呈大角度斜交；其底部的层纹则收敛变缓，与主层理以小角度相切。因此，根据其“顶部角大，底部角小”的原则辨识地层之顶底（图4.3）。
③波痕 我们在海滩、湖滨、江边的沙滩或泥质沙滩上经常看到水波涤荡留下的起伏痕迹。当其埋藏成岩以后，在岩层的顶面上也能留存此种特征，一旦暴露地面，即见尖棱突起的波峰和圆弧下凹的波谷间换组成的图案。如其尖棱朝上，即指示岩层顶部所在。波痕常见于砂岩、粉砂岩、泥岩中（图4.4）。
④泥裂 又称干裂。我们在一些干旱的水田表面曾经看到过，就是那些不规则的多边形裂块，尤其可注意的是这些裂缝与地面垂直，裂隙作楔状，上宽下窄。地层中的某些岩层也有这种干裂现象保存，它们成为岩层时，缝隙则被泥沙充填，充填物的形态也作楔形，据这些特征，可以辨认其顶底关系（图4.5）。
⑤雨痕与冰雹痕 当沉积物半干而尚未固结时，如遇暴雨或冰雹的猛烈打击，即在柔软的泥质或粉砂质沉积物表面留下圆形或椭圆形的凹坑，待沉积物固结为岩层后，此类凹坑即留下痕迹，借此可以辨认地层的顶底（图4.6）。
⑥冲刷面 当岩层沉积后，有时露出水面，或在水下被水流冲刷，使其层面上造成凹凸不平的不规则面，其上再沉积的岩层往往显示出序粒层理。据此可辨认地层的顶底。
⑦化石的生长和保存状况 若干固着生长的动植物，如树木、珊瑚之类，向上生长，主干与地层层面垂直，顶底位置也与岩层的顶底一致。大部分叠层石的生长方向也与层面垂直，其层纹的凸起部分总是朝向层面的顶部。软体动物的贝壳，往往以其凸面朝上是最稳定的埋藏状态，借此也可识别地层的顶底关系（图4.7）。
（2）各地层的相对地质年代：在确定沉积岩系各地层层序的同时，还应确定其相对地质年代，可为本区建立系统的地层表作准备（图4.8）。这项最关键的工作就是采集化石，借此鉴定地质年代。当然，化石的保存不可能每一地层都能发现，因此，有经验的地质工作者，要善于找寻化石的埋藏地。根据我个人的经验和体会，以下几种情况容易获得化石，应注意发掘：
①当你打下一块新鲜的碎屑状结构的石灰岩层破碎面，用放大镜细看，这些碎屑往往是由大量的古代生物的残骸组成，有时也能见到某些个体细小而比较完整的形体混杂其中（图4.9）。
②岩石性质发生改变的层位上，因为岩性（如成分、颜色、组织结构等）的改变，也就意味着沉积环境的改变，在此情景下，生物极易造成大批死亡，因而化石也就比较集中。
③若干泥质灰岩或泥灰岩层的结核内，也往往包裹着化石。因为含结核的岩层一般形成于浅水动荡的环境中，生物死亡以后，在水波搅动的情况下，使生物遗体周围的泥质凝聚汇集起来，终于胶结成结核，所以在野外遇到此种岩层的结核，可及时打开获得形态比较完整的化石。例如在浙江、江西一带上奥陶统黄泥岗组内的泥灰质结核团块内，常能找到相当美丽的三叶虫化石。
④深色的灰岩或页岩中也往往有较多的化石埋藏。因为深色的岩层反映出其成岩的沉积环境富含有机质，各类生物最喜欢来此聚居生活，一旦环境突变，生物无法适应，集群死亡，就成为丰富的化石群落而埋藏于此。
反过来，根据我们的野外工作经验，在下列几种岩层内很少发现化石，或保存不佳。
①红色粗砂岩或砾岩层，岩石多在气候干燥环境里形成，那里缺少生物，化石自然贫乏。即使偶而保存化石，由于岩石粗糙，化石上微细的特征（比如叶脉、壳外纹饰）无法烙印保存下来。所以，往往能见到一些化石的迹象，却很难鉴定其属种名称了。
②厚层、致密、岩性均匀的坚硬砂质岩石也缺乏化石。因为这类岩石的形成环境是处于长期缺少有机质的情况，生物也就很少了。
③质地匀称、岩性一致的厚度很大的石灰岩层，或很薄的石灰岩层中也缺乏化石保存，这类岩层的成因主要是化学因素，很少是生物因素，也就是说，沉积环境中缺少生物活动，所以化石贫乏了。
④发生变质作用的岩层，缺少化石，因为变质作用是在强大的压力和很高的温度下进行的，使原来的岩石发生化学或物理的变化，比如“重结晶作用”，就把原先即使保存下来的化石也投入“熔炉”，自然化石也就见不到了。最明显的例子，如远离侵入体的石灰岩，化石密集，而邻近侵入体的石灰岩变质成为大理岩，化石早就消失了。
⑤某些盐类矿物，诸如白云石、硫化物、卤化物高度集中的岩层里，也缺乏化石。因为形成此类矿物的环境具有“毒性污染”作用，不宜生物生长，所以化石也就极少了。
不管怎样，在野外一旦遇上化石碎片，即应大力搜索，当查明某一含化石的单层时，哪怕厚度极薄，也应认准此层，顺藤摸瓜，及时发掘，扩大成果。经初步研究以后，就要在野外记录本上将化石分布的特征、属种的成分、生态性质以及保存情况等都作简要的记述，作备忘之用。
在这里，比较困难的是化石属种名称的当场鉴定，一般可以查阅随身携带的《化石手册》之类，对照图版及文字描述作初步的辨认，往往能鉴定到属的名称也就不错了。不过，有意识的地质旅行，在小分队的成员中，最好能吸收古生物工作者参加（特别在沉积岩地区穿行路线时），以便及时处理。
当然，鉴定化石属种的名称的最主要目的是确定地层的相对地质年代，属什么纪、什么统，能说出组的名称来就更好了。
当在一系列岩层中的某一两层找到化石，并能确定其所归属的地质年代以后，就可以按层序的上下关系，推测其他地层的地质年代，建立地层层序了。
（3）各地层的岩石性质：岩石性质的内容较多，一般最常用的，或者说必须了解的基本内容，应包括下列几项：
①颜色：一般取决于岩石中所含的矿物成分，其中最有影响的是铁质和有机质的含量。根据铁的氧化程度，色调颇有不同，如低氧化铁具淡绿色、淡青色；当含氧量增高时，则呈黄色、橙黄色、红色直至紫褐色。
锰的氧化物也有强烈的染色作用，可将碎屑岩染成黑色、浅蓝紫色。
有机质可使岩石出现暗色甚至黑色。如无有机质时，岩石几乎是白色的。
若干黏土岩类、砂岩或石灰岩中含有海绿石或绿泥石时，可使岩石染成绿色、浅蓝绿色。
钾长石颗粒组成的长石砂岩可使岩石呈现浅棕红色。
辉石、角闪石颗粒则使岩石呈暗灰色。
石英、硫酸盐、碳酸盐、盐类矿物混入时则呈白色。
观察岩石的颜色时，还应注意新鲜的与风化面上的不同颜色。
②成分：由于沉积岩是岩石风化后经搬运而沉积的产物，有一部分则属于化学沉淀的产物，故其成分可分为三大类：
第一，碎屑岩类，这类岩石的成分是由母岩机械破碎的产物，其中如碎块巨大的角砾岩、砾岩的成分常以所含的岩石名称辨识之；而砂质岩石，则以其中所含的矿物名称表达之。
第二，黏土岩类，其成分是母岩在风化过程中分解出残余的或新生的黏土物质，它们常是化学风化过程中呈胶体状态的、不活泼的物质，如A1{2}O{3}、SiO{2}等在适当的条件下就形成的黏土矿物，也有一部分是由机械磨研而成的粉末，其成分的名称也以矿物的名称表达。
第三，化学岩和生物化学岩，主要成分是由活泼性较大的金属元素，如K、Ca、Mg等呈离子状态形成真溶液，而A1、Fe、Si等氧化物呈胶体状态，形成胶体溶液，在适当条件下，发生化学作用而沉淀成岩。其成分名称也按矿物名称表达。常见的有如下各类：
铝质岩：富含A1{2}O{3}，与黏土岩类相似，含铝高时，即成铝土矿。
铁质岩：富含铁质，当其含铁量达30％以上时，即成为铁矿，有赤铁矿、褐铁矿、菱铁矿、黄铁矿等，但黄铁矿主要提炼其硫，不作正常的铁矿开采。
锰质岩：如其含锰量达到20％以上时，即可列为锰矿开采，有菱锰矿、硬锰矿、软锰矿之分。
硅质岩：含SiO{2}很高的岩类。其中有生物成因的硅藻土、海绵岩、放射虫岩；也有非生物成因的碧玉岩、燧石岩。尤以燧石岩最为常见。
磷质岩：当P{2}O{5}的含量达到12％以上时，即可成为磷矿，主要以胶磷矿、磷灰石等矿物出现。
碳酸盐岩：由碳酸盐类矿物组成，以石灰岩和白云岩两类最为常见。此类岩石分布较广，约占沉积岩总量的20％，比黏土岩类、碎屑岩类少些。在我国范围内，碳酸盐岩的数量颇大，可达沉积岩分布面积的55％。此类岩石除其本身有经济价值外，还跟许多金属、非金属的成矿有关。与水文地质、工程地质的关系也极为密切，即岩溶水文地质与工程地质问题，目前则是环境地质研究的重要课题之一。
盐岩：这是纯化学作用的产物，因水体的蒸发而沉淀形成的岩类。主要是由钾、钠、钙、镁的卤化物及硫酸盐矿物组成，矿物种类有100多种。卤化物有食盐、钾盐；硫酸盐有芒硝、石膏等，均具有重要的经济价值。
可燃性有机岩：主要由含碳、氢、氧、氮的有机化合物组成，如煤、油页岩、沥青质岩类等，具有很重要的经济价值。
沉积岩的命名除所含的基本矿物外，还可考虑某种有显著含量的次要矿物附加到名称中去，如长石砂岩、海绿石砂岩、白云质灰岩、铁质铝土岩等等。因此，在观察各种岩石成分时，必须注意其主要成分和次要成分。
观察碎屑岩类的成分时，还应注意其胶结物的成分，如硅质、泥质、钙质等。
③构造：沉积岩的构造，主要是指沉积岩形态特征，其中最基本的便是层理，这是由于沉积岩的成分、颜色和结构的差异而形成的一种层状构造。通过层理特征的研究，不仅可以了解沉积介质的性质和能量的状况，而且还可以判断沉积环境，有些层理还可以确定当时的水流方向。
层理的基本形态，常见者有三种：水平层理、波状层理和斜交层理。
水平层理是沉积物质在缓慢运动的水中，以悬浮状态沉积而成的。由许多直线状彼此平行（平行于层面）的细层所组成。这类层理多见于河漫滩、牛轭湖、湖泊、深水海湾、潟湖、沼泽等地形成的岩石中。如果在泥岩中的水平层理，仅以颜色的深浅不同而表现出层纹现象，则此层理的成因是由于季节性气候的差异所致。如：夏季时沉积物中的有机质含量丰富，形成深色；冬季时沉积物中的有机质含量较少，于是形成浅色。
波状层理是由于水波浪的振荡运动而造成的。往往见于浅水的湖泊、海湾中形成的岩层，也可于河漫滩上因微弱的单向水流运动而造成，不过此种波状层理多为不对称的。
斜交层理，是在水体流动中沉积而成的。多见于砂岩类岩层中，主要形成于河流环境，湖滨、海滨及三角洲沉积物中也有所见，不过，后两者常表现为楔形交错层（图4.10）。
此外，尚有形成于潮汐带的层理，如透镜状层理，以砂质的、具交错层理的不连续透镜体夹于泥质沉积物中。脉状层理以砂质交错层系（图4.11）为主，夹在深色泥质的细薄层中。
碳酸盐类岩层的构造，除与上述有共同者外，尚有生物成因的构造，如生物礁构造、虫迹构造、虫孔构造、藻类生长的层状构造（叠层石）等。还有化学成因的构造，如缝合线、结核构造等。
④结构：岩石的结构，一般是指组成岩石的碎屑颗粒大小、形态及其外表特征。颗粒大小称为粒度，粒度是以颗粒的直径来度量。粒度与沉积岩命名的关系十分密切，例如碎屑岩类中，假如颗粒的直径有半数是1毫米以上的，称为砾，属于粗碎屑岩类；半数以上的颗粒直径为1～0.1毫米的称为砂，属于砂质岩类；如主要是由0.1～0.01毫米的颗粒组成的，称为粉砂，属粉砂岩类；50％以上（按重量计算）属于0.01毫米以下的颗粒组成的岩石，称为泥，属于黏土岩类。
如果某种质点（颗粒）不达50％时，则应分其主次，命名时以其次要的成分形容其主要成分，如砂质页岩，表示此类岩石的主要成分是黏土，次要成分是砂；其余如粉砂质泥岩、泥质砂岩……可类推。
碳酸盐类似乎见不到颗粒，若仔细观察，仍能见到颗粒结构，分为5种类型：
①内碎屑结构，物质沉积后呈弱固结时，被浪涛、岸流、潮汐冲击破碎而再沉积的碎屑。
②生物碎屑结构，由生物的硬体破碎而成。
③鲕粒结构，以矿物小颗粒为核心包裹凝结而成，如鲕状灰岩。
④球粒结构，又称团粒结构，呈卵圆形，大小约在0.03～0.2毫米之间，系由微细的骨屑、藻类、泥晶碳酸盐矿物发生凝聚作用而成。
⑤团块结构，即不规则的复合团块，外形多变，常由藻类粘结而成。
在研究碎屑岩类的结构时，还应注意其圆度，即指碎屑颗粒的棱和角被磨蚀圆化的程度，一般分为4级；
①棱角状。颗粒具有尖锐的棱角，原始形态尚未改变，表示颗粒未经搬运。
②次棱角状。颗粒的棱角稍有磨蚀，尖角不很突出，表示颗粒已经短距离的搬运，受到一定的磨蚀。
③次圆形。棱角有显著磨损，已看不出原始的形态，表示颗粒已经较长时间和较长距离的搬运。
④圆形。棱角全部消失，颗粒滚圆，表示经过相当长的距离和相当长时间的搬运。
除考虑圆度外，还要注意球度，即颗粒接近球体的程度。当三轴相等长时，表示球度最高。球度不同于圆度，比如柱状体和片状体，棱角消失，圆度可称良好，但球度不佳；另外如球形晶体，尚带棱角，圆度不佳，而球度却是好的。对同种岩石或矿物而言，球度高者，表示搬运距离长，时间久。
结构的最后一项指标是表面特征，包括磨光度和微刻蚀痕两方面。由此可以判断搬运和沉积的介质，如风力搬运者，颗粒表面毛糙；冰川搬运者，颗粒表面有擦痕；浊流搬运者表面有微刻痕。不过，一般的表面特征，肉眼不易察看，将颗粒置于显微镜下才能清晰可见。
在研究沉积岩的结构时，还应注意岩石孔隙度，碎屑岩类砂粒之间的孔隙，最高者可达15％～30％，碳酸盐类岩石的孔隙最高者可达5％～15％，后者还应注意后生的溶解作用，能使孔隙度增高。岩石孔隙度的大小，与矿床的成矿关系颇为密切；与石油、天然气、地下水的运移和储存也有重大关系；对水文工程地质的影响也很大。
此外，在研究沉积岩时还应注意其成分、颗粒和孔隙大小的关系，一般而言，成分愈纯，分选愈好，颗粒愈多，胶结物愈少者，孔隙度愈低。
三、各类沉积岩的研究要点
（1）角砾岩：凡棱角和次棱角状的砾石含量大于50％以上的称角砾岩。在野外，必须判别角砾岩的成因类型，也就是属于什么性质的角砾岩。通常有以下几种类型：
①沉积角砾岩。计有同生角砾岩（沉积过程中破碎的，如竹叶状灰岩）、礁翼角砾岩（礁体边坡崩坍堆积而成）、冰川角砾岩。
②重力角砾岩。由重力作用而形成的，如山崩滑坡角砾岩、岩堆角砾岩、近岸角砾岩。它们均见于地形陡峻的崖坡之下。
③断层角砾岩。见于断层的破碎带上，与地层的分布无关。
④火山角砾岩。见于火山口附近，是因火山喷发形成的。
⑤冲击角砾岩。由于陨石降落，被冲击岩层破碎而成，分布比较局部，有陨击坑及陨石碎块等佐证。
⑥溶洞角砾岩。石灰岩或其他易溶岩石，在其洞壁、洞顶发生崩坍而形成的角砾岩，分布局部，常呈窝囊状。
⑦成岩后生角砾岩。常见于山麓地带。
（2）砾岩：在地层中常见的砾岩有两种，必须分辨清楚。一是底砾岩，位于某个地层组合底部的侵蚀面上，代表长期沉积间断以后，一个新的沉积时期开始的产物，故在不整合面或假整合面上时有所见。
在野外如何识别底砾岩？可以根据以下的特点予以判断：①位于侵蚀面上，其砾石成分具有其下伏各岩层所成的砾石。②砾石的成分比较简单，常见的以石英质的砾石最多。③砾石的磨圆度良好，分选也好。④分布的范围不大，但分布的层位相当稳定。⑤同一底砾岩层中的砾石及砂粒，自下而上变细，磨圆度变好。
确定底砾岩存在与否的意义十分重要，因为它既是划分地层（系、统、组）界线的标志，又是阐明地壳运动的标志，是恢复古地理面貌、讨论区域地质发展阶段性等问题的重要资料。某些矿产的赋存，诸如金、铀、铜、金刚石、钼等也往往与底砾岩在一起。因此，在地质旅行中重视底砾岩的研究是很自然的。例如本世纪60年代初期，南京大学地质系师生在赣南工作时，发现泥盆纪地层的底砾岩中含有花岗岩砾石，说明在泥盆纪以前，此间就有地壳的剧烈运动并伴有规模较大的岩浆入侵活动，而此间的大片花岗岩长期以来都认为是发生在中生代的，属于“燕山运动”的产物。后来，进一步工作，并将两类花岗岩作化学分析、放射性同位素年龄测定，证明赣南除了燕山期花岗岩以外，还有早古生代晚期的花岗岩，即加里东期的花岗岩。断定当地受“加里东运动”影响十分显著。由于不同时期的花岗岩赋存的矿种与矿床类型也不相同，因此这一发现为后来找矿提供了重要的理论与实践的依据。
第二种砾岩是层间砾岩，它的产生大多数是由于沉积过程中局部的环境发生变化，比如水流的冲刷、波浪的冲击、暂时的干涸、岸坡的滑动、地壳的微弱升降等均可导致层间砾岩的形成。
在野外，如何认识层间砾岩呢？主要有以下几项标志：①相夹在普通的岩层之间，与侵蚀面、不整合面、假整合面无关。②其砾石的成分与其下最接近的地层岩性相关。③有时层间砾岩层之下有冲刷面。④砾石的磨圆度较差，而且含有石灰岩、黏土岩类等容易溶解或易破碎的岩石所形成的砾石。⑤胶结物、充填物比较复杂。作为最典型的层间砾岩，就是同生砾岩，例如华北地区寒武纪地层中极为常见的竹叶状灰岩。
在观察砾岩的岩石性质时，还可以根据砾石的外形和排列情况判断其形成时的环境。例如在河流中形成的砾石的外形对称性较差，其长轴方向与水流的流向垂直，倾斜方向与水流流向相反，倾角较大，可达15°～30°。形成于海滨的砾石，排列的倾斜方向对着海洋，倾角较小，7°～8°，长轴方向与海岸平行。
（3）砂岩：凡岩石碎屑中2～0.05毫米粒级的颗粒在50％以上者，叫砂岩。根据颗粒直径还可以进一步分为巨粒砂岩（2～1毫米），粗粒砂岩（1～0.5毫米），中粒砂岩（0.5～0.25毫米），细粒砂岩（0.25～0.1毫米），微粒砂岩（0.1～0.05毫米）。也可将0.25～0.05毫米的统称为细砂岩。
砂岩有另一种命名原则，可根据其成分组合关系，基本上分为以下3种：
①石英砂岩。90％以上为石英颗粒碎屑，次为少数的长石、岩屑等。如果从化学成分特点看，其中SiO{2}的含量可达95％～99.5％，故石英砂岩可作玻璃原料或耐火原料。石英砂岩的生成环境，一般为地形起伏不大、气候潮湿温和之地，由富含石英的母岩（如花岗岩类）风化以后，不稳定矿物（如容易风化的暗色矿物）消失，留下石英，经较长距离的搬运沉积而成。
②长石砂岩。碎屑物中的石英含量少于75％，而长石的含量大于25％，也就是说，长石含量偏高，而且颗粒多具棱角状。它常在气候比较干燥寒冷、地形起伏较大、地壳活动比较活跃的地区出现。母岩经受强烈的风化和侵蚀作用，在短距离的搬运之后而迅速沉积下来，特别在山间或山前坳地内最为常见。
③岩屑砂岩。又称硬砂岩、杂砂岩。由于其成分中岩屑的含量较多，占25％以上，它主要分布于强烈隆起的山前凹陷区内。所以，这类岩石可以帮助我们认识当地某个地质时期地壳运动及其地势变化的情况。
上述三种不同类型的砂岩，反映出不同的沉积环境，对于恢复当地古地理面貌等，颇为有用，故在野外旅行、穿越剖面时不能疏忽。
当然，砂岩的经济意义也不小，除其中优质的可用于耐火材料、建筑材料外，有时本身还含有金、铜、铂、钨、锡等矿砂，至于石油、天然气、地下水的富集和储存，也往往与孔隙较多的砂岩有关。
（4）粉砂岩：凡0.05～0.005毫米的碎屑含量达50％以上者，称为粉砂岩，即介于砂岩与泥岩之间，故常混有砂粒或黏土。粉砂岩是经过长距离的搬运，在平静的水域中，缓慢沉积而成。如在河漫滩、三角洲、潟湖、沼泽等环境中颇为常见，故借此可以恢复古沉积环境。
与粉砂岩有关的另一种岩石——黄土，是一种半固结的黏土质粉砂岩，风力或水力均可使其沉积，但其形成环境，总是在干燥或半干燥的气候区内。
特别在我国的北方及西北地区，第四纪地层中的黄土或黄土类岩石分布极其广泛，因此，在那里作地质旅行时，如何进行黄土研究，是很重要的。一般应包括以下几方面内容：
①研究黄土的物理性质，判别其成因类型。此处的物理性质包括颜色、颗粒大小、结构、黏结力等方面。比如砂粒或黏土含量较高，黏结力很强，颜色偏红者，则与水成（洪积、冲积等）有关。而颜色浅黄带灰，粉砂含量颇高，以手指研磨，无砂感或黏感，山崖的直立性良好，则可能与风成有关。
②尽可能了解黄土地层的地质年代。具体办法是找寻含在该地层中的化石，特别是哺乳动物、双壳类、腹足类化石最为常见，它们经常埋藏在黄土地层夹层的砂砾、泥灰岩层中，那些地层原先多系河流或湖泊环境，生物喜欢聚居。如果能找到若干有代表性的标准化石，便可大致确定出更新世的某个阶段。
如我国黄土高原上的黄土地层，可分为三个时期，最早的属早更新世，称为午城黄土，分布比较局部；其次属中更新世的，称离石黄土，分布很广；最新的，属更新世晚期的，称马兰黄土，分布面积尚可，基本上是风成类型的。
③初步研究黄土层中的古土壤埋藏情况。据我个人的野外工作体会，黄土层中的古土壤可分为两种类型：一类是地质年代较新的古土壤，见于更新世晚期或全新世的黄土夹层中，颜色灰暗，与现代土壤十分相似，还能看出土壤发育的A、B、C三层以及古树根、草根等。
另一类时代较早的古土壤，属更新世早期或中期的，已见不到原来土壤的颜色及其发育的层次构造，而是由深红色与浅红色不同色调相间的条带组成，在不同色调的界面上，常伴生密集成层分布的白色钙质结核。像这种情况，为什么能断定它是古土壤层呢？当土层比较长时期地暴露于地表时，土壤层就开始发育了，黄土层中原先就富含钙质，在雨水的溶淋下，钙质就向下渗透，直到地下水（潜水）面附近，聚集凝结，特别在气候干燥地区，钙质凝块就固结成结核，当地壳发生抬升时，潜水面下降到另一高度处，钙质结核层上升到新的潜水面以上而保存下来。以后，多次的黄土层堆积，多次的土壤层发育，多次的潜水面下降，多次的钙质结核层的形成，也正是节奏性的地壳运动的结果。例如在汾河河谷地区，更新世中期的黄土层中，可见20余层色调深浅相间、伴有钙质结核的古土壤层的遗迹呢（图4.13）！
④注意黄土层的冲刷面或沉积间断面，这也是划分黄土地层年代的重要标志之一（图4.14）。在岩性坚硬的沉积岩层中，冲刷面往往以起伏不平的侵蚀面表现出来；沉积间断往往以假整合面或不整合面、或岩性与化石性质的突变表现出来。而在岩性大体一致的黄土层中，不可能以像坚硬岩层那样清楚的界面表现出来，因此，注意冲刷面就显得十分重要了。
判断有无冲刷面或沉积间断，可以掌握以下一些特征：a.下伏的水平地层有斜面切削其顶。b.多层的古土壤层被起伏不平的侵蚀面所切割。c.界面上下的岩性有显著变化，尤其在界面上有砂砾夹层出现。d.界面上下土层的色调也明显改变，而且界面不是水平的。e.起伏不平的界面上，或许有古土壤层的残留，此时，可以采取孢粉样品，带回室内分析，作进一步的论证。
⑤注意黄土区的地貌特点。除一般黄土区的似喀斯特（似岩溶）地貌现象以外，特别要研究黄土区的阶地特点。结合“地文期”的研究，对黄土地层的地质年代的划分十分重要。例如在汾河地区，河漫滩与一级阶地上的次生（经过搬运以后的再沉积作用）黄土基本上是全新世的；二级阶地，基本上是更新世晚期的；三级阶地，基本上是更新世中期的，在高阶地的底部沉积，有时可见更新世早期的黄土层。
（5）泥岩和页岩：均属黏土岩类。泥岩不显层理，呈块状，局部失去可塑性，遇水不立即膨胀。页岩有明显的页状层理，已大部失去可塑性。两者的成分比较复杂，多数黏土矿物已转变为水云母，并常有其他物质混入，因此名称也多，如砂质泥岩，铁质泥岩，碳质泥岩，钙质页岩（碳酸钙含量不到25％时称钙质页岩；超过时，则称泥灰岩；含量更高时，就是石灰岩了），铁质页岩，硅质页岩（如二氧化硅的含量达到85％以上时，则可称硅质岩、燧石层之类，往往是海底火山喷发或生物成因的），黑色页岩（往往含有较多的有机质、分散黄铁矿、菱铁矿，其层理极薄，无化石，形成于潮湿气候条件下的深水湖、淡化潟湖、沼泽中），炭质页岩（含有大量炭化了的有机质，但因其灰分含量高于30％，故不宜作燃料，其风化的露头能污手，形成于湖泊-沼泽中，常为煤系地层的组成部分），油页岩（常呈棕黑色，有油脂光泽，具薄层理，黏结性很强，形成于闭塞海湾和深水湖环境中，含沥青者，则称为沥青质油页岩，经常组成含油或含煤的岩系。油页岩的含油率可达4％～20％，最高者可达30％，可直接提炼石油）。
黏土岩类的经济意义很大，野外工作时应予高度重视。以下几种都属于有价值的黏土岩类：
高岭石黏土岩，是含A1{2}O{3}很高的黏土岩，矿物成分以高岭石为主，以矿物命名称为高岭土，俗称观音土、五色土。当你用手抚摸时，有很强的滑腻感。具有耐火性和可塑性，故可作为高级耐火材料，也是制作陶瓷器的重要原料，在造纸业、橡胶业、肥皂、化妆品工业等方面也要用到高岭土。特别在我国，利用含A1{2}O{3}。较高的黏土岩制造陶瓷器皿有着悠久的历史，例如江苏宜兴丁蜀镇，素有陶都之称，当地群众早在数百年前就利用那里早石炭世高骊山组的黏土岩作原料，制作出精美的紫砂器皿，名闻遐迩，畅销中外。其他在煤系地层发育的地区，也利用高铝质的黏土岩类（它往往含在煤系中）制作陶瓷器，如唐山、淄博等地也是颇有名气的“瓷都”。
蒙脱石黏土岩，即富含蒙脱石的黏土岩，呈灰白、浅黄、淡红等色，极柔软，有很强的吸附性和吸水膨胀性，故大量地用于石油化学工业，其他在油脂、制糖、造酒、造纸、纺织等工业中亦需蒙脱石黏土作净化剂和漂白剂之用。
凹凸棒石黏土岩，为漂白土中的上品，被广泛用作精炼石油和塑料、树脂等的脱色剂；也用作味精产品的光亮剂及酿酒工业上的澄清剂。由于它的孔隙度大，放出“沸石水”以后能吸收有机分子，故又用于环境保护工作，具有较强的去污和吸附作用，可作净化水域、吸收放射性废物及有害气体之用。在农药、化肥方面用作稠化剂、加厚剂、乳化稳定剂、黏合剂、填料及玻璃珐琅原料等。还因为它在高温、高盐度水中具有高度的蚀变性和热稳定性，故在深海钻井及地热钻井中被选为优质泥浆原料。
凹凸棒石多产于白垩纪及新生代的湖相、海相地层中，特别是第三纪碱性玄武岩层之间尤为常见，如江苏六合、盱眙一带的凹凸棒石黏土即产于此。
水云母黏土岩，即一般的黏土，为制作陶器和砖瓦的原料。
黑色页岩，近年发现其中含有多种矿产，如铜、铀、钼、钒、镍等。
（6）石灰岩类：在野外识别不同的石灰岩，主要是根据其结构特点，有以下几种：
①内碎屑灰岩，如竹叶状灰岩、砾屑灰岩。
②生物碎屑灰岩，根据所含化石的特点而进行命名，如以贝壳碎屑为主，则名为介屑灰岩；如以虫迹为主，则命名为虫迹灰岩；以蜒类壳体为主，名为蜒灰岩；以藻类为主者，名为藻灰岩，含大量鹦鹉螺化石，称宝塔灰岩（因鹦鹉螺化石纵切面形似宝塔）等。
③鲕状灰岩，形成于温暖浅水、搅动不大强烈但具有强烈蒸发的环境中，尤其是在大陆边缘，稳定的海滩地带最易发育鲕状灰岩。
④球粒灰岩，常形成于富含有机质的礁后潟湖环境中。
⑤团块灰岩，常见于藻类富集的岩层中。
有时，为了强调石灰岩类中所含成分的特殊，也可冠以矿物名称：如白云质灰岩、海绿石灰岩、沥青质灰岩（臭灰岩）、泥质灰岩等等。
有时，为了强调石灰岩的构造特点，也用构造特点冠其名，如我国南方中奥陶统的龟裂纹（或称马蹄花）灰岩。虽然从命名原则讲，此类命名不大正规，但在野外应用，加深人们的印象是颇有意义的。
（7）白云岩：其命名与石灰岩相似，主要是根据其结构特点而定名，在野外常用的名称有下列几种：
①泥晶白云岩：由小于0.005毫米的泥晶白云石组成，结构均匀，具显微层理，生物残体很少，有时可见介形类化石，多为原生白云岩。
②微-细晶白云岩：晶体大小不一，晶形颇佳，外貌颇似砂糖，野外可用砂糖状白云岩称之，往往由其他类型的白云岩重结晶而成。
③藻白云岩：与藻灰岩相似，即由藻类化石组成的白云岩，我国元古代和震旦纪地层中的白云岩大多属于此类，可能是原生白云岩类型。
④生物白云岩及生物碎屑白云岩：可见其中的化石残体，多由生物碎屑灰岩经白云岩化交代作用而成。
⑤内碎屑白云岩：根据其中的碎属大小又可分为砾屑、砂屑、粉屑白云岩。它们常以夹层的形态见于一般白云岩层中。形成于浅海上部或潮间带以上的环境中，其碎屑即由波浪或水流冲击而成。
⑥鲕状白云岩：这是一类次生的白云岩，即由鲕粒石灰岩经白云岩化作用而成。由于其孔隙度较大，常为石油或地下水的理想储藏层。
上面提到原生白云岩、次生白云岩，是就白云岩的成因而言。从其形成条件而言，可将白云岩分为三类：
原生白云岩：原地沉积的白云岩，是在干燥炎热的气候（28℃～35℃）下蒸发作用而成。盐度高，水浅（0～3米深的潮汐带上），PH值高于8.3的咸化潟湖或海湾中形成，也可在陆上咸湖中形成，并常伴生有膏盐层。
成岩白云岩：在碳酸钙沉淀过程中，被白云石交代而成，通常分布不连续，在石灰岩层中呈透镜体状或斑块状，有时也成层状分布，延伸一定距离。
次生白云岩：或称后生白云岩，分布局限，常见于断裂构造带。
因此，判别白云岩的成因类型，主要着重于野外的观察研究。
（8）盐岩类：纯化学作用的沉积岩，如石膏、石盐、钾盐、芒硝等。形成于气温高、蒸发量大的环境中，而且随着海水（或咸水）蒸发过程中的逐步浓缩，各类盐岩相继沉淀而出现，例如水分蒸发掉40％以上时，开始出现石膏、硬石膏；当蒸发到90％以上时，沉淀岩盐（食盐）；蒸发到99％时，钾盐出现。
所以，凭借盐岩类的存在，可以了解地质时期的某个时候的干旱气候，闭流的内陆盆地、海湾、潟湖等，对恢复古地理环境极为有效。
四、注意沉积岩区的构造特点
当我们在沉积岩发育地区作地质旅行时，并把地层的层序关系、地层的地质年代、地层的岩石性质及其名称等大体上搞清楚以后，紧接着就应该研究穿越剖面时所遇到的地质构造的特点了。
所谓地质构造，实际上就是观察褶皱、节理、断层这三项主要的项目。不言而喻，这些构造现象在层状岩石中是表现得最为清楚的了。
（1）褶皱：岩层受力的挤压而发生弯曲的现象称为褶皱，几乎在任何沉积岩区都能见到的一种极普通的构造地质现象，只是其规模大小不同而已——大者长达几十千米，甚至几百千米，小者在标本上就能观察到，甚至在显微镜下可见。不过，在野外视野所及者，几百米、几千米的规模居多。真正特大的褶皱，在距离较短的剖面上是看不出来的，必须通过长距离的剖面穿越，或通过填绘地质图以后才能分析出来，而本书所谈的褶皱，主要是指视野范围之内能观察到的褶皱。
研究褶皱的基本要点，不外乎褶皱的形态、产状、类型、形成的方式以及分布的特点。
①褶皱的基本形态，只有两种：背斜和向斜。背斜的标志是岩层向上弯曲、核心部位是老岩层，两侧为新岩层。向斜的标志是岩层向下弯曲，核心部位为新地层，两侧翼部为老地层。如果岩层被侵蚀风化，在地表暴露出来（以平面图形式表示的话）时，从中心到两侧，岩层的排列，由老到新，对称出现，是为背斜。相反，从中心向两侧的岩层，自新到老，对称出现，则为向斜。
认识背斜和向斜构造以后，就可以按照褶皱要素——核部、翼部、转折端、轴向、倾伏等进行具体的描述了。例如某背斜构造，核部由志留系地层构成，两侧由泥盆系至石炭系地层构成，轴向东北，向西南倾伏（图4.15）。
然后，再将观察的褶皱进行分类，最常用的褶皱分类是根据褶皱轴面的产状分为：直立褶皱、歪斜褶皱、倒转褶皱、平卧褶皱、翻卷褶皱（图4.16）。一般说来，这些褶皱的形态都反映了岩层受力程度的不同。或者说，从直立褶皱到翻卷褶皱，受力越来越强，因两侧受力的程度不同，轴面向受力较弱的一侧倾斜。
另一种褶皱形态分类，根据岩层弯曲的形态而定，也是野外观察剖面时常用的，有圆弧褶皱、尖棱褶皱、箱状褶皱、扇形褶皱及挠曲（图4.17）。
以上所说的褶皱形态，可以说是“小型”的褶皱，即站在褶皱岩层的面前，一眼看去，就清晰能辨。而实际上，还有“大型”的褶皱，在野外地质旅行，穿越长剖面时才能辨认的，它们大多是“非单个”褶皱，而是由一系列褶皱复合组成。通过剖面示意图最能说明此种类型——基本上有两类。
一是复背斜和复向斜，也就是在它们的两翼被一系列次一级褶皱所复杂化，或者说，大的褶皱轮廓是背斜，但在翼部尚包含若干小的背斜和向斜。反过来，大的褶皱轮廓是向斜，而在其翼部则尚有次级的背斜和向斜（图4.18）。此类复式的背斜和向斜，常见于“地槽区”，如我国的秦岭、天山、内蒙中部、喜马拉雅山等地均有所见。
二是隔挡式褶皱和隔槽式褶皱：一个平行褶皱群内，如果背斜呈紧密褶皱，而向斜呈开阔平缓的褶皱，称为隔挡式褶皱，如四川东部的褶皱群。而隔槽式褶皱，则是一系列相间排列的开阔背斜褶皱被一系列紧密向斜所隔开（图4.19）。
在褶皱形态的观察基础上，进一步就是研究形成褶皱的机理，可在地质旅行告一段落以后作详细的解剖——如纵弯褶皱作用、横弯褶皱作用、柔流褶皱作用、压肩作用等，此处不作进一步论述。
②怎样研究褶皱？在地质旅行或踏勘剖面时，认识褶皱以后，如何进一步作具体的研究是一项重要的课题，基本上可从以下几方面入手。
对褶皱形态的研究：其中包括查明褶皱的位置、产状、规模、形态和分布特点，探讨褶皱形成的方式和形成的时代，了解褶皱与矿产的关系等等。
在这里，需要观察的要点有：
查明地层的层序并追索标志层。根据地层内所含的化石特征以及岩石性质等标志，确定组成褶皱构造的层序关系。进而查明其层序是正常还是倒转。再观察这些地层的对称排列及其重复关系，确定背斜或向斜的所在位置。在观察地层层序及其排列关系时，必须抓住某个岩性特征显目、厚度不大、展布稳定的岩层作为了解褶皱的标志层。褶皱的产状也可根据标志层予以确定。这些产状，主要是测定褶皱枢纽和轴面的产状，此两者是正确判断褶皱产状和真实形态的前提。
其次是观察褶皱出露的形态，也就是从褶皱在地面出露的形态作纵横方面的观察，经过多方分析，恢复其真实面貌。
再次，对褶皱内部的小构造研究也应注意。所谓小构造，指小褶皱、小断裂面、线理等等。它们分布于主褶皱的不同部位，各自从一个侧面反映出主褶皱的某些特征，这些内部构造，由于规模较小，易于观察，因此，以小比大，通过对褶皱内部小构造的研究能进一步了解和阐明主褶皱的某些特征。
（2）节理：这是很常见的一种构造地质现象，就是我们在岩石露头上所见的裂缝，或称岩石的裂缝。这是由于岩石受力而出现的裂隙，但裂开面的两侧没有发生明显的（眼睛能看清楚的）位移，地质学上将这类裂缝称为节理，只要你一上山，接触石头，到处都能见到节理。
节理的名称，根据分类的不同原则而异，通用的名称是以节理与岩层的产状要素的关系而划分为四种：
走向节理：节理的走向与岩层的走向一致或大体一致。
倾向节理：节理的走向大致与岩层的走向垂直，即与岩层的倾向一致。
斜向节理：节理的走向与岩层的走向既非平行，亦非垂直，而是斜交。
顺层节理：节理面大致平行于岩层层面（图4.20）。
前三种最为常见。
其次，节理的分类还可以节理的走向与区域褶皱主要方向、断层的主要走向或其他线形构造的延伸方向等关系而进行，可划分为——
纵节理：两者的关系大致平行。
横节理：二者大致垂直。
斜节理：二者大致斜交。
如果褶皱轴延伸稳定，不发生倾伏的话，则走向节理相当于纵节理，倾向节理相当于横节理。
在认识节理的形态及其名称以后，也可以适当地作些力学分析研究，如节理与褶皱的关系，节理的形态与受力的关系等。不过，此类问题的深入研讨，已属专题性质，非地质旅行时所要了解的范畴了。
一般野外调查应选择节理比较密集（数十条在一起）的地方作为观察点。而对节理的记录要求，大致有下列各项内容：
①节理群所在地的地理位置。②节理与褶皱或断层的关系：如在褶皱的轴部、翼部、断层的上盘或下盘等等。③节理所在的岩层时代或层位、岩石的性质、岩层的产状要素。④节理的产状要素。⑤节理面及充填物的特征。⑥节理的力学性质及旋向。⑦节理组、系归属及相互关系。⑧节理密度统计（条／米）。⑨备注。
（3）断层：断层与节理同属断裂构造，而断层往往是节理的进一步发育所致。或者说，当节理发生位移，两壁有所错动时，即称为断层。
断层是野外常见的一种重要地质现象。
地质旅行时遇到断层，应如何研究呢？首先要确定断层的几何要素，其内容包括下列各点：
①断层面。所谓断层面，就是两部分岩块沿着滑动方向所产生的破裂面。断层面的空间位置也像地层的层面一样，是由其走向和倾向而确定的。但断层面并非一个平整的面，往往是一个曲面，特别是向地下沿伸的那一部分，产状可以有较大的变化。此外，断层面不是单独存在的，往往是有好几个平行地排列着，构成所谓断层带，又由于断层带上两壁岩层的位移错动，使岩石发生破碎，因此又称为断层破碎带。其宽度达几米、甚至几十米。一般情况下，断层的规模愈大，断层带的宽度也愈大。
②断盘。断层面两侧相对移动的岩块称为断盘。由于断层面两壁发生相对移动，所以断盘就有上升盘和下降盘之分。在野外识别时，按其位于断层面之上者称上盘；位于断层面之下者称下盘。当断层面垂直时，就无上盘或下盘之分。
③断层线。断层面与地面相交之线，称断层线。
④位移。这是断层面两侧岩块相对移动的泛称。在野外观察断层时，位移的方向是必须当场解决的问题之一。特别遇到开矿时，一旦遇到矿脉（或矿层）中断，往往是断层位移所致，需要立即追查。追查的办法是运用两侧岩层的层序关系来判断或抚摸断层面上的擦痕等来确定。
在地质旅行时，如何注意断层？怎样研究断层？观察什么内容？此类问题必须熟练掌握，现分述如下：
先讨论断层的标志及两盘相对位移问题。
①构造（线）不连续。各种地质体，诸如地层、矿层、矿脉、侵入体与围岩的接触界线等都有一定的形状和分布方向。一旦断层发生，它们就会突然中断、错开，即造成构造（线）的不连续现象，这是判断断层现象的直接标志。
②地层的重复或缺失。这是很重要的断层证据。虽然褶皱构造也有地层的重复现象，但它是对称性的重复；而断层的地层重复却是单向性的。至于地层的缺失，凡沉积间断或不整合构造也可造成，但这两类地层缺失都是区域性的，而断层造成的地层缺失则是局部性的。关键的问题，旅行者应对区域内的地层系统及其分布情况有一个较为全面的了解（可以在旅行准备时查阅地层表、剖面、地层柱状图之类）。
利用地层的重复或缺失不仅是判断断层的重要手段，而且是判断断层两盘相对动向的重要方法，借此还可以确定断层的性质——正断层，还是逆断层？基本上有六种情况，如图4.21所示。
③断层面（带）上的构造特征。这是识别断层的直观证据，即在眼前“方寸”之地内所能见到的若干构造现象，最常见的有以下几种：
断层擦痕：就是断层两侧岩块相互滑动和磨擦时留下的痕迹，由一系列彼此平行而且较为均匀的细密线条组成，或为一系列相间排列的擦脊与擦槽构成。在坚脆岩石的断层擦痕的表面，往往平滑明亮，发光如镜。并常覆以炭质、硅质、铁质或碳酸盐质的薄膜。有时，也在断层的擦面上见到不规则的阶梯状断口，其上覆以纤维状的矿物（如方解石之类）晶体。
断层擦痕对于决定两盘位移方向颇有用处，如用手抚摸时，感到光滑的方向乃是对盘活动位移的方向。或自粗而细，自深而浅的方向乃示对盘活动位移的方向。或者利用阶梯状断口，阶梯形陡坡之倾向指示对盘相对滑动的动向。
构造岩：当断层两壁相对移动之时，岩石发生破碎，在强大的压力下，矿物出现定向排列，并有重结晶作用。也就是说，由于动力作用而发生变质，形成一系列新的岩石，即称为构造岩。
构造岩的种类很多，如构造角砾石（角砾形状不规则，大小不一）。碎裂岩（破碎的程度比前者更高，主要是原岩中的矿物颗粒的破碎，常见于逆断层或平移断层的断裂带中）。糜棱岩（破碎极细，用显微镜观察）。更进一步的破碎即片理化岩（具有片状构造的构造岩）。
此外，还有牵引构造：是断层带中的一种伴生构造，它是由于断层两壁发生位移时使地层造成弧形的弯曲现象，可以指示断层的位移方向，如图4.22所示。
与断层带有关的，还有一种断层的伴生构造，主要是断层旁侧的节理及拖曳褶皱。这些节理常与断层斜交，其锐角所指的方向指示本盘滑动的动向。
其他标志，主要是指地貌或水文上的一些特征，不过，此种地质现象只能说明有断层存在，不易说明其两盘的运动方向，诸如三角面山，河流的突然改向，山脊的突然中断，众多的温泉或泉水的定向分布，小型的火成岩体的入侵及其伴生的变质作用、矿化现象及矿脉的定向分布等等均示断层的存在，特别是从较大的地貌现象所反映的断层特征，有时在航空照片甚至卫星照片上都能看到。
认识断层的证据、判断断层的存在以后，就可以进一步将断层进行分类，这也是野外观察断层时必须解决的问题。
一般最常用的断层分类法，是根据两盘岩块相对移动的性质而定，分为三种：正断层、逆断层和平移断层（图4.23）。如果断层面的倾角小于30°，则又称为逆掩断层。若规模很大的逆断层（推移数千米以至数十千米者），又称为推覆体。这是“地槽区”常见的一种构造现象，如阿尔卑斯地区是世界上最闻名的推覆体所在地。
不过，野外所见到的断层，往往并非单个出现，而是以组合的形态出现居多，比如有下列各类最为普通。
①阶梯断层。此类组合由一系列正断层构成，多见于地壳块断运动上升地块的边缘，地貌上的表现，是山脊与山谷的相间排列（图4.24）。
②地堑与地垒。两条大致平行的断层，其间有一共同的下降盘，称为地堑；其中如有一共同的上升盘，则为地垒。一般形成地堑与地垒的断层多为正断层，也有逆断层，或为正、逆断层的结合。许多由新生代地层组成的盆地，多被地堑构造所控制（图4.25），例如我国的汾河、渭河地堑盆地。当然，也有视野所能及的小型地堑与地垒构造。后者在地质旅行路线上亦有机会相遇。
③叠瓦状构造。由若干条平行排列的逆断层构成，其上盘在剖面上构成一个接一个的叠瓦状（或称覆瓦状）构造，我国四川龙门山地区有此种构造存在。
除三者比较常见外，在某些特殊场合还能见到以下几种类型：
环型断层及放射状断层，多见于火山活动区的火山锥附近或穹隆构造的周围，也见于侵入体的周围。近年来，不少地质学家认为天体撞击地球以后的陨击坑周围亦有此种断裂构造，有人认为太湖四周也能见到，故太湖也可能属天体撞击形成的。
旋扭断层，多见于较大的断裂之旁，是一种规模小的弧形断层，好似主断层派生出来。
还有一种在地质旅行时不易见到而在研究板块构造时大范围内认识的转换断层，特别在研究海底地质构造时十分重要，此处不再详述了。
关于断层的野外观察，还有一类特大的断层，属于地壳上的深断裂带，也应注意。就目前所知的这些著名的深断裂带，如西太平洋海沟构成的“深断裂带”，北起千岛群岛，向南经日本、琉球、我国的台湾至菲律宾，长达7000千米以上。又如东非大裂谷，南自莫桑比克向北经坦桑尼亚至乌干达以北，长达6000千米。我国东部郯城（山东）至庐江（安徽）的大断裂，呈东北方向延伸，长达2400千米。还有一条，自浙江丽水至广东海丰的大断裂，长度亦可达500千米以上。
这样巨大而延伸遥远的深而大的断裂，能否在短距离的地质旅行中也能有所认识呢？可以。
因为如此巨大的断裂，并非一时发育起来的，而是经过长时间的发展才形成的。因此，在巨大断裂的两侧的沉积岩层的特征就明显地反映出差异性。它们的沉积建造，几乎从元古代到古生代这样长的地质历程中都不相同，其他如火成岩活动、成矿作用等也都反映出明显的差异性。所以，当我们在地质旅行穿越剖面时，特别要注意在近距离内，有如上述断层的两侧沉积建造等方面的差异性。
在地质旅行时，除了认识和判断断层的存在、类型、性质等外，还要进一步查清断层发生（或形成）的时间。其方法是根据地层的年代。总的来说，凡被断层切断的地层，这些断层的发生年代应在被切断的最新地层之后，在未被切割的最老地层之前。例如某断层切穿三叠纪地层，而未断及侏罗纪地层，则此断层形成的时间应在三叠纪末较妥（图4.26）。
断层年代的确定，对于研究区域地质发展史、成矿作用的时期等都十分重要。而年代问题的确定，主要是在野外解决。
五、怎样在沉积岩区作野外记录和信手剖面
每一位对地质发生兴趣者，在地质旅行之时，必须养成随手记录，随手作剖面示意图的习惯。这两件事，也是地质基本功内容，不能忽视。因为这是帮助我们收集地质资料的不可缺少的手段，也是帮助我们记忆的最好方法，作为地质调查报告或学术论文的胚胎，就从这里开始孕育。
野外记录内容：除了旅行日期、旅行地点、经过路线等共同项目外，在沉积岩区观察时，主要还是记载所遇到的岩石和构造地质方面的内容，其具体项目，已如上述，此处不再重复。
此外，还应注意岩性、构造与地貌的关系，比如当地为何高峰突起，为何万丈深渊，到底受什么岩性影响还是受什么构造控制，都应记录清楚。
再如当地岩石的风化、侵蚀、搬运等地质作用和过程，跟水文地质或工程地质的关系也应注意，并作些记录。例如页岩、泥岩发育的地区，若遇地形陡峻，则经常出现滑坡；特别当大雨过后，在松软岩层之下有坚硬岩层作为隔水层，其地层倾斜方向又与地形坡度一致时，极易发生灾害性滑坡。在这些斜坡上，往往可见树干倾斜的小树林，即所谓“醉汉林”景象都值得我们注意记录，是工程地质的“感性材料”（图4.27）。
有趣的是，水文地质条件与工程地质要求往往发生矛盾，比如说泉水往往出露于断层带上，而这里正是工程地质所忌讳的。可能造成施工困难，此类地质现象都不能忽视。
当然，与矿产有关的岩层，或某些本身就具有重要意义的“经济”岩层，更要作详细记录，将在下面再作叙述。
至于信手剖面，应画哪些内容？作画时的步骤如何？大致叙述如下（图4.28）：
当你走过一段路程以后，就可以着手作图，首先要根据路程的长短（也就是剖面的长短），大致确定比例尺，再注意剖面上的地形起伏情况，画出尽量接近实际地形的曲线，并用罗盘测出剖面的方向，在图上表示出来。
第二步，在上述地形起伏线之下，表示出各地层层位、成套岩系或不同组的地层的分界线，尤其要注意这些界线所在地与地形起伏的关系。
第三步，把各组内的岩性符号画出来，此时，要注意地层界线与符号的倾斜角度尽量符合实际情况（即真倾角）。
第四步，把岩层内发现的化石所在地也用适当的符号（一种或几种）在示意剖面图上表示出来。如果岩层内有含矿现象、矿化现象、矿层也要着重标明。
第五步，当若干剖面连接在一起时，注意构造地质现象，如褶皱的形态，轴面的倾斜及其与地形起伏的关系。又如遇到断层，其具体位置、形态、性质与地形起伏的关系等都要在图上的适当位置上表示出来。与此类似，如有不整合面、假整合面、整合面的所在部位，形态与地形的关系等也都在信手剖面图上表示出来。
其他，如泉水出露的位置、滑坡发生的位置等均需标明。
一个善于制作或勤于画出信手剖面的地质工作者都十分重视剖面图工作，它不仅减少文字记录，而且可以一目了然旅途上的地质特征。
六、化石的观察与记录
在沉积岩发育地区作地质旅行，对化石的搜寻固然重要，而且对化石的观察和记录也不能忽视。因为研究化石不仅可以确定遇到的地层的年代，而且可以了解沉积岩系的形成环境，乃至某些沉积矿产的成因及其找矿方向。所以，化石的研究也是基础地质资料，极为重要，现分述如下：
植物化石：陆相地层，特别是煤系地层中植物化石最为丰富，除用于鉴定地层的相对地质年代外，在研究其群落组合的基础上，也是作为指示古地理、古气候、古纬度的重要手段。因此，采集植物化石时，首先要注意植物群的面貌，尽可能多地采集属种成分。植物化石主要是叶的印痕，而某些类型，其茎部的特征，如鳞木类也十分重要。甚至其根部化石，如痕木也不能忽视。
如遇茎干或树根化石时，则宜注意其埋藏情况，也就是注意其茎干与层面的关系——平行还是垂直，由此判断此类化石是原地埋藏还是经过搬动。尤其在研究煤田地质时，此项观察极为重要，比如茎干化石分散零乱，横斜无序，则属搬运堆积；如茎干与层面垂直，则为原地埋藏；如枝茎略具倾斜，可能是静水盆地（湖、沼）中沉积；如叶片卷曲或弯曲，舒展不开来，则可能是风浪环境中堆积而成。
值得一提的是，不能简单地把大树干化石集中的地区就认定为森林区，因为有可能是经过流水搬运而聚汇起来的。
研究植物化石与古气候的关系，是地质学的重要课题之一，其原则与方法就是“将今论古”，例如苏铁类植物生长于热带或亚热带地区；棕榈是温暖气候或炎热气候的标志。不过，研究时，也不能单纯以某一化石的发现就断定某种气候环境，应以“组合”面貌为准，例如在苏联（即前苏联）阿纳德尔河流域的白垩系内有一种体型较小的苏铁类植物就不是热带的产物，而可能生长在温凉甚至比较寒冷的气候环境中。当然，这类问题不一定全能在野外解决，但有时候也能在野外采化石时作出判断，或注意问题的关键，为此，地质旅行中也不应忽视。
至于植物化石中的孢子和花粉，是恢复古环境、古气候、古生态的主要材料，所以，在陆相（有时海滨相）地层中极宜注意此类化石。一般来说，凡有机质比较丰富的地层、泥岩类地层，都是孢粉化石比较集中的处所。当然，只能把样品带回实验室分析鉴定以后才能了解其地质意义。
无脊椎动物化石：无论海相地层，或陆相河湖沼泽中形成的地层中，无脊椎动物化石是最丰富的了，平常在野外旅行时最易遇到，采集也方便。不过，应注意以下几个问题：
第一，属种成分与沉积环境的关系，如属种成分（即名称）比较单调，但数量很多的话（图4.29），则可能系闭流或半闭流盆地环境，往往是淡化或咸化盆地所特有。有时，也可在浅水海滩上见到某种贝壳类化石特多，如牡蛎滩，但与上述情况有所不同。
其次，要注意化石的形态特征，借此可以了解化石的埋藏地是否是动物的生活地区，比如化石壳体大小的分选现象相当清楚，则指示埋藏时的水体是流动的，波浪的摆动使之分选。若使贝壳破碎，则更证明是流动环境。然后还可以参看岩层的构造特点，论证其水动力条件。
某些贝壳类的大小也与气候因素有关，一般来说，大型厚壳体多生活于温暖水域中，小型壳体多生活于寒冷水域中。若遇某些种类的壳体比常规者偏小，则可能由于水体盐度的变化所致，不一定是气候的因素。
化石壳体的厚度往往也与环境有关，如石灰质的厚壳化石表示碳酸钙浓度大，气温较高，生活于浅水地带的类型。所以生活于热带海洋礁体上的贝壳类的壳体厚度较寒冷地区者为厚。
另外，在水动力条件较强地区的贝壳类的壳体厚度也大，这是防备冲击磨蚀壳体所必需的。况且壳体加厚，体重增加以后，水流不易搬动，动物不致受伤。
相反，营漂浮生活的贝壳类动物，一般壳体较薄，这是减轻体重所必需的。栖居于污泥质水底、水动力较差的贝壳类，特别是穴居者，壳体也特别轻薄，甚至为半透明状态。
我们还可以从动物壳体的表面饰纹研究其与生活环境的关系，例如生活于海岸地带的动物，其壳体的饰纹倾向于粗糙；穴居埋没不深的动物，其贝壳后部常具饰纹。在静水中生活，或者在水底表面生活的类型，不仅壳体较薄，而且饰纹也逐渐稀少。深度较大的海生贝类，其壳体的饰纹很细。淡水中生活者，一般来说，较海水中生活者饰纹要细，惟有在砂质河底中生活者才有粗糙的纹饰。
此外，还可注意化石保存情况，比如从壳体的排列特点——聚集、分散、零乱无序、规则定向等等可以了解其埋藏情况（图4.30）。属于原地掩埋还是经过一段搬运以后的掩埋？浪击（图4.31）、岸流对埋藏有无影响？还可以从化石壳体的破损情况了解其埋藏环境。
脊椎动物化石：脊椎动物化石，以鱼类、爬行类和哺乳类最为常见。鱼类的埋藏情况，基本上是原地的，多属湖泊沉积岩层。水生的爬行类化石，也多属原地埋藏。而应注意者，陆生的爬行类及哺乳类化石，它们多以零散的骨骼、牙齿、蹄、角之类的硬体出现，在野外就要判断其埋藏情况，原地还是经过搬运？识别的办法是看其完整个体还是零散的硬体？即使“散架”的，也应看其“零部件”基本上在小范围内都能找到，大体可以“并接”；还是极散，无法复原，甚至看骨骼、牙齿等有无磨损破坏。这些特征，都有助于认识含化石地层的形成过程及其成因类型，对恢复古环境关系比较重要。
脊椎动物，特别是哺乳动物的组合面貌，与环境的关系极为密切，从其类别构成可以推测当时是森林、森林-草原、草原的景观。所以，在采集大型化石时，一些微小的化石也不能放过，例如啮齿类的小牙齿应注意搜检，不然，恢复动物群的组合面貌就不全面，或反映不真实了。
问题是脊椎动物化石一般不及无脊椎动物或植物化石那样容易找寻，所以一旦发现其一鳞半爪，就要仔细分析其岩性、古地貌以及相邻区域的地质情况，估计其埋藏的可能条件，顺藤摸瓜，以窥全貌。这里，就有个寻找化石的经验问题。根据前人的经验，不妨提示若干。
鱼类化石，较多的是保存在稍为坚硬的页岩或泥质砂岩层内，有时也在泥岩中，少数情况见于石灰岩中。采掘时注意沿层面逐层劈采，这时，要特别注意把层面跟节理面分开，如误将节理面作层面发掘，那么，就可能把完整的鱼化石破坏得不像样子了。采掘的工具宜用劈刀，交替插入薄层，敲下大片岩层才有希望获取完美的化石。有时碰到纸状页岩，标本容易破碎，则直准备小盒盛放或胶水加固。
两栖类化石，由于其脊椎骨对鉴定类别颇有作用，研究分类也重要，不宜不顾。另外，其四肢骨中空，并不坚实，采掘时要细心。
爬行类化石，中生代地层最多，大型化石居多，寻找时宜在断崖、冲沟、植物少的山坡地方搜索，所谓不毛之地，岩层裸露，容易发现化石。尤其在岩层倾角不大，有大面积风化露头的地方，尤可注意。地层倾角大的岩层，即使露出残体，采掘的难度大，也不易采得完美的化石。
恐龙类化石多与坚硬岩层固结一起，具体的采掘有“断块取骨法”，“套箱法”等，非一般地质旅行时所能解决，此处不细述。
哺乳类化石最主要的是牙齿，中生代与新生代早期者多见于“红层”中，找寻的方法与爬行类相同，而产于新生代晚期者，多见于半固结或未固结的砂性地层或土状地层中，至于洞穴或岩石裂隙中的堆积物内，也常有发现。由于这些岩层比较松弱，易受风化侵蚀，故在陡崖断壁之处，尤其在雨后放晴之时，多有采获机会。
一旦发现其暴露残体，应在其周围细心地挖去岩石或土状堆积物的碎屑，不使化石受损，如有断裂破坏，注意缝合衔接，尽量使其复原。
第四纪的哺乳动物化石多埋藏于洞穴堆积内，应予以特别注意。况且不少有价值的古人类化石也多发现于洞穴堆积物中，如北京猿人便是一例。
为了使野外采集化石尽量能获得完整的、关键的部位，我们必须熟悉各类动物骨骼的基本构造，比如从脊椎骨的暴露可以看出头骨的埋藏位置，从头骨的某个部位的暴露可以推测牙齿的埋藏位置等等。这样，发掘之时，胸有成竹，便可得心应手了。
遗物和遗迹化石，这类化石的主要作用在于深入了解动植物的生态特点，了解古地理、古环境面貌。所以，在地质旅行的路途上，接触到沉积岩层之时，除了采集化石标本外，遗物和遗迹标本也不能忽视。现将几种常见的此类化石简述如下，在旅途中可以引起必要的注意。
第一类是人类活动的遗迹，主要是石器、骨器、火烧的兽骨、灰烬、烧土等。如何识别早期人类使用的石器（旧石器）十分重要，因为它的外形非常接近于天然的石头碎片，其最重要的特点在于石器的表面留有人类加工的痕迹，器形有一定形状，便于手握使用，或作砍砸、或作刮削、或作割裂等。既然是石器，一旦发现，总不可能是孤零零的单个存在，而是众多的堆积在一起。由于石器的埋藏地多少总与古人类活动有关，因此，还应联系起来考虑。此外，还应注意石器埋藏地的地质环境，比如中国猿人洞中曾发现数以千计的以石英为原料的小型尖状石器、刮削石器等，而周围尽是石灰岩，显然石英原料是由猿人有意识地从外地搬来、在洞穴内加工制作而遗留下来的。
恐龙蛋一旦被发现，不要忙于发掘，它往往是成窝埋藏的，而且各窝之间有一定的间距。例如山东莱阳的短圆蛋，每窝之间的距离约为2米；广东南雄的大型椭圆形蛋每窝之间距离有7～8米。从恐龙蛋的分布密度可以获悉恐龙下蛋的习惯，甚至可以推测其类别。
每窝内的蛋的排列方式亦应注意，如有呈放射状的重叠排列，各层之间有土掩盖，可见恐龙生下一层蛋后，盖上薄土再生第二层蛋，南雄的恐龙蛋窝就有此特点。但也有无规则的散乱恐龙蛋，与现代龟鳖类相似，这肯定是不同种类的恐龙了。
野外即使找不到完整的恐龙蛋，碎片也不宜遗弃，因为通过蛋壳的显微结构也能辨识不同的种类。
足迹化石是动物的历史脚印，往往是化石的珍品，虽然它难以鉴定动物的属种名称，但可了解其归属的大类。更有意思的是，从足迹的真实形象、保留的密度，了解动物是群居还是独处的习性；从足迹分布的规律，了解动物是漫步、奔跑、跳跃等行动的习性。从不同足迹的保存情况，可了解其生存竞争、弱肉强食的情况，如此等等，都是很有价值的资料。
足迹化石以恐龙类最为常见，如我国的山西大同，四川广元、宜宾，山东莱阳，辽宁朝阳均有发现。
特殊的足迹化石，具有特殊的科学价值。例如1970年在土耳其德密尔帕鲁附近建造水坝时，发现印入火山灰中的人的足迹，测定其火山灰的同位素年龄，为距今25万年，从而确定此人足迹为尼安特德人所遗留。又如1978年2月24日著名的古人类学家玛丽·利基夫人在华盛顿宣布，英国科学家A.黑尔在坦桑尼亚北部的莱托里尔一层灰黄色的中粒砂岩上面发现350万年前的人类的足迹，伴存者尚有象、犀、羚羊，食肉类和鸟类的足迹。他提到这样的人的足迹有六个印痕，其特征是比现代人短而宽，脚弓不大发育，大拇趾像人那样指向前方，和直立行走的人的足迹是极相似的。可惜没有找到更有价值的早期人类化石的遗骸，不过，从其绝对地质年代来看，也许这是世界上最早出现的人类化石呢！还有一个很有趣味的例子，1972年澳大利亚科学家在维多利亚州东部一条河边上发现被1971年的大洪水冲刷出来的砂岩中保存着70个足迹化石，经研究，这些足迹化石应属于305000万年前（晚泥盆世）最古老的两栖类——同鱼石螈（图4.32）有联系的足迹化石。古脊椎动物学家分析了这些化石以后认为：该动物的体长约有1米，后足为5趾，前足至少有3趾，均有蹼。今后有可能在这里找到第一代从水域登上陆地的四足动物。
粪便化石（图4.33）也是一项重要的化石，但极稀少。从粪化石的形态可以了解动物消化道末端的结构和它的食性，也可间接了解动物生存时的周围环境。例如螺旋纹的粪化石可能是鱼类的，螺旋的程度由高到低，一般是板鳃类→肺鱼类→软骨硬鳞鱼类。
另外，分析粪化石中所含食物的残渣——骨碴、鳞片、甲壳、牙齿、介壳及植物等，可以直接了解古动物的食性及其共生生物的关系。特别是粪化石中的孢粉材料，可以恢复当时的景观面貌。
我国境内曾发现过不少粪化石，如贵州桐梓白垩系、陕北三叠系和侏罗系，陕西延安以西安定组中成层的鱼粪化石。山西武乡张村北沟一带泥质砂岩中曾见爬行动物的小型粪化石。其他如山西平陆、武乡、榆社，广西柳城，湖南永顺和河北阳原泥河湾等地均找到过哺乳动物的粪化石。其中以北京猿人洞穴中的鬣狗粪化石为数最多，保存最好而闻名。
无脊椎动物的遗迹化石，这是近年来引为广泛注意的化石，是动物以它的重量、活动作用于沉积物而形成的。其方式有向下的印、压；向侧向下的挖、掘；向内向外的钩、扒；向前向后的移、退；还有吞食和填充。而在地层中造成的后果有足迹、腹迹、尾迹、移迹留存在层面上；在沉积层层内则有窟穴、钻孔和管道。
此类化石形成以后，除了外力的消毁荡平以外，都是原地保存的，不存在搬运或迁移问题。所以，必须反映沉积物是在宁静环境中形成，如有浊流冲刷，则无法保存此类遗迹化石。
当我们在野外遇到此类化石时，应该注意以下几个问题：①一个动物，可以产生不止一个的踪迹，在条件许可时，一个动物甚至可以产生一片地区的全数踪迹。②一个动物可以制造出一种以上的生活踪迹，即一个动物，既有栖息，又有移动；既有啮食，又有排泄；既有打洞，又有穿窟、觅食、回游。其活动留下的踪迹是各种各样的，即所谓“一物多态”。③踪迹化石可以由同种的多个动物，集体活动所造成。如交叉轨道、分枝窟穴、密集的管道均可能由群体合作制造的。此类化石最为普遍，反映了生物的繁盛、忙碌和喜好群居。④不同种类的动物由于生活方式的相同，或相似的体态可以造成类同的遗迹，如蠕虫的遗迹化石，或蠕虫与某些腹足类的类同遗迹化石；腹足类与双壳类亦有类同遗迹化石；甲壳类和无铰腕足类有类似的窟穴，即所谓“异物同态”。
目前，研究无脊椎动物的遗迹化石的最困难问题是——追寻它的主人是谁？这里，有若干尚在探讨的专门研究的方法，此处不作细述。当然，这些观察，不能脱离同层位，甚至同层面上留下的动物化石的种类，配合现代生物的活动印迹而进行。
七、标本的采集与整理
观察剖面，作信手剖面以后，就要将有意义的标本顺便采集，带回可作进一步研究。这些标本，基本上包括两类：一是岩石标本，一是化石标本。
岩石标本，选择有代表性的岩层露头采集，凡颜色、成分、结构、构造都能看得清楚的，比较新鲜的标本均可供选择。正规地质标本的大小有一定规格，通常是3厘米×6厘米×9厘米，相当大。不过地质旅行时采集的标本可以不在此限，灵活掌握，可大可小，根据需要而定。如项目较多，比如除肉眼观察外，尚需分析、磨片之用，则宜大宜多，增加采集量。
如果为了说明某种特殊的地质现象，如波痕、交错层理、断层擦痕、小型褶皱之类，则显然需要采集较大的标本，以能说明问题为准。
矿化或矿物标本，也不一定按规格采集，而是选择能说明问题，表示矿化与矿物特征者。不过，既然是地质旅行，不是普查、勘探，这类标本只要少量采集，足以说明某种矿产有存在的可能就行了。
化石标本，这是野外采集时比较复杂的一类标本，根据化石所属门类的不同，采集的要求也不一样。
微体化石，如蜒、介形虫、轮藻、层孔虫、苔藓虫之类，容易采到完整的，一旦如有发现，也都是集群性保存的。因此，采集时要求选择密集程度高、大量集中的块体标本，以便带回室内加工（磨片、挑样）处理时可以找到理想的整体化石。
珊瑚类标本个体较大，多以集群性方式保存在石灰岩之内，除若干体型较大的单体珊瑚能在风化剥落的露头上找到以外，其他的复体珊瑚应选择化石密集、能看到不同方向切面、特征保存清楚者，以便磨制薄片时可以获得理想的标本。
腕足动物标本，多保存在石灰质或砂泥质岩层中，最好是选择化石密集、岩石风化并开始剥落下来的地方挖掘，那里往往可获完整的“立体”标本。特别是层面与山坡倾斜方向一致的风化面上，更易寻找到所企求的佳品。
为了进一步研究腕足动物壳体的内部构造，我们也要注意采集内膜或通过切片后能见到内部构造的标本。为了研究各种定向部位的特征，凡不同方向保存的印模标本也都应注意收集，除作正型标本外，作辅助观察也是十分需要的。
软体动物壳体化石标本，其要求基本上与腕足动物相似，不再赘述。
三叶虫及其他甲壳类化石标本，欲采获“立体标本”是极困难的。当然，采获连头带尾的整体标本也很不容易，况且三叶虫化石多是头、胸、尾部分开保存的，这时候，应该注意采集头部及尾部标本，因为化石的主要特征就集中在这里，遇有完整的胸部标本，当然也不能放弃。
昆虫化石，重点是翅膀标本，应择其脉翅清楚者采之，因为鉴定特征时主要是靠它。
特殊的牙形刺标本，除少数用放大镜能看到的按一般微体化石标本的要求采集外，相当多的牙形刺是无法用肉眼观察的，于是只好试探性地选择关键层位采取几块，带回经室内处理以后，发现有化石存在时，再根据要求进行系统采集，然而这已不是地质旅行的任务了。
植物化石的最重要部位是叶片化石，尤其是高等植物，因此采集时选择叶缘完整、叶脉清晰的标本带回。采掘必须顺层面细心劈裂，切忌垂直或斜交层面硬挖，这样做，会使完整的叶部化石割裂得不成样子。植物叶片化石多保存在泥岩或页岩中，此类岩石受水湿润以后极为柔软易碎，所以采掘时竭宜选择地势高、干燥、岩性稍硬的部位发掘。有时，采出的标本极精美，但因岩性软弱不宜包装运输，于是要用盒子盛装，避免损坏。
蕨类植物化石的石松和芦木之类，茎部乃至根部的特征均极重要，采集时应予注意。
至于植物化石中的孢子和花粉，在若干未见“大化石”的“哑层”中极为重要，当然是采集的对象。可是野外无法用肉眼观察，于是只好选择一些富含有机质的层位，挖取岩石标本带回室内处理以后再看，如有发现，下一步再作道理了。
脊椎动物化石，最重要的是头骨化石，所以在地质旅行过程中发现有脊椎动物出露时，应千方百计去寻觅头骨化石，发掘时要特别细心，不致损坏。哺乳类的牙齿化石又是头骨化石中的最重要部位，更宜谨慎发掘。
最理想的脊椎动物化石莫过于完整的骨架。一般地质旅行时，来去匆匆，不可能久留发掘。不过，当现场观察研究以后，如能判断有希望挖到完整的骨架时，就应详细记录、素描或摄影，以待来日再进一步工作，并尽可能向有关方面或当地群众提出保护要求，采取保护措施。例如四川的马门溪龙（目前我国第二大的恐龙化石），早在抗日战争时期即已发现其“苗头”，直到解放以后，花了三年时间才将其整体挖掘出来。
话得说回来，在地质旅行时采集化石，不可能要求像专题研究那样把发现的化石尽量采集，以至“扫光”。实际上，重点应放在如何善于发现化石方面，能采到若干关键性的能解决地质问题的化石也就足够了。所以，要求参加地质旅行的人能像高明的新闻记者一样，有一双善于观察的“慧眼”和一双善于做记录的“能手”，随时随地捕捉到化石的“踪影”，待来日再行挖掘也未尝不可。
这里，就有个“群众路线”问题，即要向群众做科普工作，宣传化石的基本知识，发动群众一起找寻化石，获悉化石产地等等。许多地质古生物工作者在这方面曾经尝到过许多“甜头”，经历过有趣的遭遇。总之，这是一条成功的经验，值得推广。
至于采得化石以后，必须写好标签，用棉花垫上化石。包装运输之类是人们都熟悉的，这里不必烦琐，恕我从略了。
八、研究有用矿产的层位
不少有用矿产是以地展形式出露于剖面上，因此在野外地质旅行穿越剖面时竭宜注意。常见的有以下几类：
①石灰岩。作为工业原料用的石灰岩，要求成分纯净，含氧化钙的量较高。因此，具有开采价值的石灰岩一般均呈灰白色或稍带微红色，具微晶结构，层厚且延伸稳定。例如华南与长江流域一带所见的中、上石炭统的石灰岩就可作为水泥、化工原料的上品，具有很高的经济价值。不过，作水泥原料的，略带一些泥质的石灰岩，呈灰色者也可用。
②白云岩。大量的用于冶金炼钢工业。要求质地纯净，含碳酸钙镁的量较高，层厚而分布稳定。如华南及长江流域震旦纪晚期的白云岩，宁镇山脉地区寒武纪的白云岩均是目前开采的白云石矿。
③石英砂岩。为玻璃工业的重要原料，有些亦可作耐火材料之用。要求二氧化硅的含量较高，杂质很少，即其他矿物含量甚少，颜色纯白，有一定厚度，延伸稳定。如华北地区一些晚元古代的石英砂岩层，华南及长江流域晚泥盆世的石英砂岩层均有开采价值。
④铝土页岩。为含三氧化二铝成分较高的页岩，作为耐火材料、陶瓷原料之用，如含量特高者，则可作为铝土矿开采。通常呈红褐色、红色、暗灰色、绿灰色等，手摸有滑腻感。最常见的铝土页岩与煤系地层有密切关系，或者与富含植物化石的地层有关。如华北石炭纪和二叠纪的煤系地层中即富产铝土页岩，故煤矿附近均有名瓷出产，如唐山、淄博均有瓷器问世，并闻名海外。
⑤煤层。在野外自然露头上很少看到巨厚的煤层，这是由于煤层极易风化剥蚀的缘故，所以常见的只是一些“煤线”，我们在野外旅行或踏勘时要注意这样的有希望找到煤层的“蛛丝马迹”，适当追索它的延伸方向，是否比较稳定，结合当地的地质构造特点，判断其有无经济价值。
⑥油气层。在自然界露头上是很难见到出露油气的地层，而能见到的多是含有沥青质的岩层，如臭灰岩、油页岩之类，有时也能在裂隙间看到一些渗透出来的油迹，用纤维吸油，甚至可燃。又一种情况，裂隙间充填“沥青脉”，可闻沥青气味。这些，都不能算找到油气层，只能算发现“油苗”。真正的含油气的岩层，均深埋于地下，需要运用构造地质原理去勘探。只不过，“油苗”为我们提供了有希望的油气层的根据。
⑦盐类地层。即含有食盐、钾盐、硫酸钠和苏打等的地层。在天然露头上常以盐霜、溶蚀洞穴，盐碱土之类出现为标志，如附近有水洼地，则水溶液中含有某种盐类，会发出异常的气味，根据这些迹象再作地质特征的观察。
⑧铁矿层。暴露于地表的铁矿层，因风化剥蚀而成为铁矿石碎块、碎屑，或经氧化以后而成为褐铁矿的团块、赤色的土层，可作为找矿的标志。如遇磁铁矿，则有磁性异常反应，可进一步追寻。
⑨含铜砂岩或含铜页岩。它们多见于杂色的碎屑沉积岩系中，常在红色岩层间显示出浅绿色、灰绿色或灰色的岩层。甚至在局部地段出现翠绿色、深蓝色的如孔雀石、铜蓝等矿物。个别情况还可见自然铜胶结的砾岩。
⑩锰矿层。沉积的锰矿层多见于铁质岩石、硅质岩石和碳酸盐类岩石间。它们的风化露头，尤其在潮湿而温暖的气候条件下，锰会形成大量薄膜状和结核状的聚集体。在强烈氧化情况下，则形成碳酸盐和硅酸盐的氧化物——锰帽。锰帽为黑色，常为粉末状，易污手，所以在地质旅行时极易识别此类含矿层。
⑾磷矿层。地层中最主要的含磷岩层是浅海相的磷块岩，往往含在石灰岩、钙质砂岩、燧石、燧石质泥岩内，有时则形成结核状、胶膜状而出现。野外的鉴定方法极为简便，先滴一点硝酸，然后再滴一点钼酸铵，出现黄色（磷酸铵）粉末状溶液者即显现磷灰石存在，色浓者示含磷量高。磷矿是制造农业肥料的主要原料，地质旅行时应十分注意。我国西南地区及中南、华东各地寒武纪早期，震旦纪及早二叠纪地层中均有发现，前者规模极大。这些磷矿层的附近，往往出现密集的小壳动物群，特别是软舌螺类化石最多，它们就成为找矿的标志。
⑿硅藻土层。主要由化石硅藻组成，硅藻壳的主要成分是蛋白石。岩层呈白色、浅黄色，质轻而软，孔隙度大，吸收性强，具薄层理。硅藻土在制糖、食品、石油工业中作漂白剂之用，还可作绝热、隔音材料。我国的硅藻土矿多见于第三纪及第四纪的湖泊相地层中，如吉林延边、山东临朐等地均有出产。
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