جستجو در تالارهای گفتگو

سنگهاي دگرگوني انواع مختلفي از بافتها را دارند. که اين بافتها مي توانند از بافتهاي شبيه به پروتوليت در دگرگوني خفيف تا بافتهايي که در دگرگوني شديد ساخته شده اند و تشابه بسيار کمي به پروتوليت دارندمتغير باشند. خصوصيات (ويژگيهاي)بافتهاي سنگهاي دگرگوني در مقالات قبلي مورد بحث قرار گرفته است. و در اين مقاله راجع به شکل گيري فو لياسيون (که يکي از بافتهاي کاملاًدگرگون شده است) و فرايند هايي که روي شکل گيري لايه هاي ترکيبي معمول که در سنگهاي دگرگوني ديده مي شوند بحث خواهيم کرد. ◄ فولياسيون: فولياسيون بعنوان يک ساختار صفحه اي فراگير شناخته مي شود که منتج شده اند صفحات سيليسي ورقه اي است که در موازات و نزديک يکديگر قرار مي گيرند (و يا لايه بندي ترکيبي و کاني شناختي در سنگها) فولياسيون بدليل جهت گيري تدريجي فيلوسيليکاتها (مثل کانيهاي رسي، ميکاها و کلريت) بوجود مي ايد. جهت گيري تدريجي در نتيجه استرس جهت يافته (فشارهاي متفاوت) ( Deviatonic Stress or non-hydrostatic stress)بوجود مي ايد.در اين قسمت تفاوتهاي بين استرس هاي همه جانبه (Pressure) و جهتدار (Stress) را بيان مي کنيم. ◄ فشار و جهت يافتگي تدريجي: فشار در اثر افزايش عمق افزايش مي يابد (فشار ودما مي توانند با تغيير عمق در زمين متغير باشند). فشار اينگونه تعريف مي شود که نيرويي در تمام جهات به يک اندازه به جسم وارد شود که نوعي از استرس است و نام ديگر آن استرس همه جانبه (Hydrostatic or Uniform Stress) مي باشد.و در صورتي که استرس در تمام جهات يک سان نباشد آنرا استرس جهتدار گويند (Differential Stress). معمولاً زمين شناسان استرس هاي فشاري (Compressional Stress) را بطور خلاصه استرس مي نامند. بنابراين اگر استرس جهتداري روي يک سنگ وارد شود به جهتي که در راستاي استرس ماکزيمم (حد اکثر)اصلي به سنگ وارد شده است 1δ ، به استرس اصلي ميني مم (حداقل) 3δ و به استرس ميانگين اصلي 2δ گويند. توجه کنيد که استرس کششي در راستاي استرس ميني مم اصلي رخ مي دهد. در صورتي که استرس جهتدار در طول دگرگوني موجود باشد مي تواند باعث تاًثيرات بنيادي روي بافت سنگ شود. o مثال: · دانه هاي گرد در جهت استرس فشاري ماکزيمم به دانه هاي تخت تبديل مي شوند. بلور کاني هايي که در استرس جهتدار رشد مي کنند، يک جهت يافتگي تدريجي را تشکيل مي دهند. صفحات سيليسي و کانيهايي که خصلت درازشدگي دارند در جهت عمود بر استرس ماکزيمم به صورت صفحه اي رشد مي کنند. اين امر بدين دليل است که رشد چنين کانيهايي در جهت هاي موازي بصورت صفحهاي يا در طول جهت هاي درازشدگي آسانتر است و به همين دليل در طول 2δ يا 3δ و عمود بر 1δ رشد مي کنند چون تعداد زيادي از فيلوسيليکاتها، کاني هاي آلوميني هستند، سنگهاي آلوميني (پليتي) (مثل شيل ها) عموماً فولياسيون را تشکيل مي دهند که دليل آن دگرگوني در حوزه هايي است که در آنجا استرس جهتدار وجود دارد. ü مثال: دگرگوني شيل (که درابتدا از کاني هاي رسي و کوارتز تشکيل شده است). شيل قابليت تورق دارد که دليل آن جهت يافتگي تدريجي کانيهاي رسي در صفحات موازي {001} است. سنگ شناساني که در زمينه دگرگوني فعاليت مي کنند و زمين شناسان ساختماني به سطوح لايه بندي اوليه (اصلي) اس صفر مي گويند. Ø اسليت: اسليت ها در دگرگوني خفيف با رشد دانه هاي ريز کلريت و کاني هاي رسي شکل مي گيرند. جهت يافتگي تدريجي اين صفحات سيليسي باعث مي شوند که سنگ در راستاي صفحات موازي (صفحات سيليسي موازي)بشکند و تورق اسليتي را بوجود آورد. توجه کنيد در اين مورد (نوع) که اينجا نمايش داده شده است استرس اصلي ماکزيمم با يک زاويه خاص بطور مايل به صفحات لايه بندي اوليه وارد شده است به همين دليل تورق اسليتي با يک زاويه نسبت به لايه بندي اوليه (اصلي)شکل مي گيرد. فولياسيون يا سطحي که بدليل اين شکل گيري مجدد صورت مي گيرد را اس يک مي نامند. شيست: اندازه دانه هاي هر کاني با افزايش درجه دگرگوني، بزرگتر مي شود. سرانجام سنگ يک فولياسيون صفحه اي نزديک به هم را که دليل آن جهت يافتگي تدريجي صفحات سيليسي (عمدتاً بيوتيت و مسکويت) است را بوجود مي آورد. دانه هاي کوارتز و فلدسپات هيچ جهت يافتگي را نشان نمي دهند. به اين فولياسيون صفحه اي غير معمول(نامنظم) شيستوزيته گويند. گنيس: همزمان با افزايش درجه دگرگوني صفحات سيليسي ناپايدار مي شوند و کاني هاي تيره (مثل هورنبلند و پيروکسن) شروع به رشد کردن مي کنند. اين کاني هاي تيره داخل سنگ شروع به جدايش (بصورت نوارهاي متمايز(جدا) ) مي کنند اين پروسه را تفريق دگرگوني نامند. که به سنگ يک حالت نواري شدن گنيسي مي دهد. کاني هاي تيره بلورهاي طويل را شکل مي دهند تا جايي که به شکل بلورهاي صفحه مانند بنظر ايند که هنوز هم يک جهت يافتگي تدريجي را با جهت طولي خود عمود بر استرس جهتدار ماکزيمم دارند. گرانوليت: در بالاترين درجه دگرگوني تعداد زيادي از کانيهاي آبدار و صفحات سيليسي ناپايدار مي شوند. در نتيجه سنگ مي تواند داراي بافت گرانوليتي شود که بسيار شبيه به بافت فانر تيک در سنگهاي آذرين است. همانگونه که ديديد عموماًاندازه دانه هاي سنگهاي دگرگوني با افزايش درجه دگرگوني افزايش مي يابد(شکل گيري تصاعدي دانه هاي ريز شيل به دانه هاي بزرگتر اما هنوز هم ريز اسليت و سپس به دانه هاي بزرگتر شيستي و گنيسي). ◄ دگرگوني وتغيير شکل: تعداد زيادي از سنگهاي دگرگوني منطقه اي (حداقل آناني که به سطح زمين آمده اند) همزمان با تغيير شکل ظاهري شان دچار دگرگوني هم شده اند. از آنجا که تغيير شکل توسط استرس هاي جهتدار ايجاد مي شود بافتهايي که در سنگهاي دگرگوني رشد مي کنند بيانگر نوع و حالت تغيير شکل (Deformation) هستند. فولياسيون و تورق اسليتي (Slaty Cleavage) که در طول دگرگوني رشد مي کنند نيز بيانگر نوع و حالت تغيير شکل هستند وآنها را جزئي از ساختهاي تغيير شکلي (Deformational Structure) به شمار مي آورند. تغيير شکلي که باعث شکل گيري رشته کوهها (چين خوردگي بالا رانده شده) مي شود عموماً توسط استرس هاي فشاري صورت مي گيرد. نتيجه استرس فشاري اعمال شده روي سنگها (آنهايي که قابليت شکل پذيري دارند)چين خوردگي آنها است. قابليت شکل پذيري سنگها به دما و محدود استرس (فشار)بستگي دارد. در طي اين تغيير شکل اعمال شده روي سنگهاي شکل پذير،لايه بندي اوليه (اصلي) بعد از چين خوردگي به يک سري از طاقديس ها و ناوديس ها تبديل مي شود که محور چين هاي آن عمود بر جهت استرس فشاري اصلي است. مقياس (اندازه)اين چين ها مي تواند از چند سانتي متر تا چندين کيلومتر (بين دو انحناي ماکزيمم در چين ها) متغير باشد. توجه داشته باشيد که چون سطوح محوري عمود بر جهت استرس اصلي فشاري قرار گرفته اند، تورق اسليتي ويا فولياسيون نيز بايد در طول اين جهات رشد کنند. بنابراين تورق اسليتي و فولياسيون اغلب تورق سطح محوري (Axial Plane Cleavage) يا فولياسيون مي نامند. ◄ تفريق دگرگوني: همانطور که قبلاً(در بالا) بحث شد گنيس ها و تعداد زيادي از شيت ها ساختار نواري يا لايه اي ترکيبي دارند که نوارهاي (لايه هاي) کاني هاي تيره وروشن به صورت متناوب و منفصل در طول سنگ آشکار هستند. نوارهاي تيره شامل آهن ومنيزيم(Ferromagnesian Minerals)و نوارهاي روشن شامل کوارتز و فلدسپات هستند. گسترش اين نوارهاي (لايه هاي) ترکيبي به تفريق دگرگوني بستگي دارد. که با توجه به تاريخچه سنگ شناسي دگرگوني چندين مکانيسم براي توضيح (تشريح) تفريق دگرگوني پيشنهاد شده است. 1- حفظ لايه بندي ترکيبي اوليه(اصلي): در بعضي سنگها، لايه بندي ترکيبي نمي تواند به هيچ وجه بيانگر تفريق دگرگوني باشد اما در عوض مي تواند نتيجه لايه بندي اصلي (اوليه) باشد. براي مثال در طول مراحل اوليه دگرگوني و تغيير شکل ماسه سنگها و شيل هاي ميان لايه اي، لايه بندي ترکيبي محفوظ مي ماند حتي اگر جهت استرس فشاري ماکزيمم با يک زاويه خاص (بطور مورب) به لايه بندي اصلي (اوليه) وارد شود. در چنين حالتي فولياسيون به خاطر تبلور مجدد کاني هاي رسي يا تبلور صفحات سيليسي ديگر در لايه هاي شيل گسترش يافته و در جهت استرس ماکزيمم، جهت يافته شوند. اکنون نتيجه گرفتن اين مطلب که لايه بندي اصلي،لايه هاي ترکيبي را تداعي مي کنند آسانتر مي شود. در سنگهايي که به شدت تغيير شکل يافته اند و دستخوش چين خوردگي و برش (لغزش)شده اند، تعيين کردن اينکه لايه بندي ترکيبي اين سنگها همان لايه بندي اوليه است مشکل تر مي شود چون لغزش باعث مي شود که لايه بندي کشيده شود و لايه هاي منفرد چين خورده در اثر کشيدگي زياد شکسته شوند و چين خوردگي هاي اوليه به راحتي قابل مشاهده نباشند. بطور مشابه اگر دايک ها يا سيل ها قبل از دگرگوني به سنگ تزريق شوند اين لايه هاي ترکيبي متفاوت لزوماً با لايه بندي اوليه موازي نيستند و مي توانند در سنگ دگرگوني محفوظ بمانند. ۲ـ جابه جايي لايه اصلي: لايه بندي ترکيبي اصلي يک سنگ در طي دگرگوني مي تواند در يک جهت يافتگي جديد، جابه جا شود. شکل هاي زير نحوه اين کار را نشان مي دهند.در مراحل ابتدايي يک فولياسيون جديد شروع به رشد مي کند که دليل آن استرس فشاري وارده در زاويه اي خاص نسبت به لايه بندي اصلي است. کاني هايي که اين فولياسيون را تشکيل مي دهند همزمان با رشد، شروع به جدايش لايه هاي اوليه و ايجاد محفظه هايي کوچک با اشکال ايروديناميکي مي کنند. بعدها چون اين محفظه هاي (غلاف هاي) ايروديناميکي توسط تبلور مجدد کانيهاي اطراف متحمل فشاري شوند، کشيده شده و دوباره به هم مي رسند تا اينکه نوارهاي ترکيبي موازي با فولياسيون جديد را تشکيل دهند. ۳ـ انحلال و رسوب گذاري مجدد: در سنگهاي دگرگوني ريز دانه چين هاي کوچک مقياس را " کينک باند" (Kink Band) گويند که اغلب در نتيجه اعمال استرس فشاري بوجود مي ايند. فولياسيون جديد در طول صفحات محوري چين ها شروع به رشد مي کند. کوارتز و فلدسپات در اثر فشار وارده، حل مي شوند (انحلال بر اثر فشار)و در نقاط ماکزيمم چين ها رسوب مي کنند(جايي که فشار کمتر است). همزمان با اينکه فولياسيون جديد در جهت عمود بر 1δ جهت يافته مي شود، نتيجه بعدي بوجود آمدن نوارهاي ميکا (يا صفحات سيليسي)و کوارتز(يا فلدسپات) موازي با لايه بندي فولياسيون جديد است. ۴ـ آرايش هسته اي مطلوب(پايدار): سيال هاي موجود، در طول دگرگوني توانايي حل کردن کاني ها و جابه جايي يونها را از جايي به جايي ديگر در سنگ را دارند. بنابراين کانيهاي تيره بعد از انحلال در قسمت ديگري از سنگ رشد مي کنند و آرايش هسته اي جديدي را به شکل لايه هاي منفصل و متناوب، فلسيک(روشن) و مافيک(تيره) ايجاد مي کنند. ۵ـ ميگماتيتي شدن: همانطور که قبلاً بحث شد ميگماتيت ها، اشکالي هستند که بشکل عدسي و يا غلاف هاي ايروديناميکي در حوزه هاي دگرگوني شديد بوجود مي ايند و بيان کننده اين مطلب هستند که گدازه هايي در اطراف سنگهاي دگرگوني بوده اند. وارد شدن گدازه هاي مذکور به غلاف هاي ايروديناميکي و لايه هاي داخل سنگ نيز مي تواند باعث لايه بندي منفصلي شود که گاهاًدر سنگهاي دگرگوني درجه بالا ديده مي شود. اين فرايند شبيه به فرايندي است که در شماره 4 توضيح داده شد. بجز اين مطلب که در اين نوع گدازش(ذوب) قسمتي(جزئي) سنگ اصلي صورت مي گيرد تا گدازه هاي فلسيک توليد شوند و بعدها به داخل غلاف هاي ايروديناميکي و لايه هاي داخل سنگ دگرگون و در آنجا متبلور شوند. شکل گيري ثانوي سنگ بعد ها مي تواند کشيده و چين خورده که اين موضوع باعث مي شود با ميگماتيت ها اشتباه نشوند. منبع

لایه بندی یا چینه بندی یکی از مهمترین خصوصیات سنگهای رسوبی است. طبقه یا لایه را می توان به صورت جسم ورقه مانندی تعریف کرد که دو بعدش در مقایسه با بعد سوم (ضخامت) زیاد است. ضخامت لایه از چندین متر تغییر می کند. از نظر ابعاد نیز طبقات متفاوت‌اند و ممکن است تا چندین کیلومتر نیز گسترش داشته باشند. هر طبقه از طبقات مجاور خود توسط یک سری خصوصیات مشخص می‌شود. این خصوصیات ممکن است اختلاف در اندازه ذرات (شیل ، ماسه سنگ و کنگلومرا و غیره) باشد و یا اینکه اختلاف در ترکیب (ذغال ، شیل و آهک ، سختی ، رنگ و مشخصاتی نظیر آنها سبب مشخص شدن لایه شود. در بعضی موارد نیز ممکن است دو طبقه با مشخصات مشابه ، بوسیله یک طبقه نازک از یکدیگر جدا شوند. هرچند که طبقه ممکن است از یک منطقه وسیع به حالت مستوی و مسطح دیده شود ، ولی غالبا در نتیجه تاثیر نیروهای تکتونیکی ، از حالت مستوی خارج شده و در حالت کلی بایستی آنرا بصورت یک سطح در نظر گرفت. وضعیت اولیه طبقات هنگام تشکیل معمولا به حالت شیب‌دار در خواهند آمد. در بعضی موارد ، شرایط اولیه رسوبگذاری طوری است که طبقه تشکیل شده ، از همان ابتدا به حالت غیر افقی است. مثلا هنگامی که رسوبگذاری در دامنه دره‌ها ، قسمت های شیب‌دار کف دریاها ، روی جزایر مرجانی و در محیطهای نظیر آن انجام می شود، طبقات در حالت تشکیل نیز به صورت شیب‌دار خواهند بود. مشخصات طبقه در حالت کلی می‌توان طبقه را قسمتی از سنگهای رسوبی دانست که بین دو صفحه موازی محدود است. سطح بالایی به نام سقف یا کمر بالا و سطح پایین لایه خوانده می شود. شیب و امتداد این صفحه به نام شیب و امتداد سطح لایه بندی معروف است. رخنمون لایه محلی است که طبقه در سطح زمین مشاهده می شود و به عبارت دیگر ، فصل مشترک طبقه با سطح زمین را رخنمون آن می گویند. لایه بندی مجازی در بسیاری موارد ، به ویژه در مورد سنگهای دگرگونی ، پدیده هایی مشاهده می شود که شبیه لایه بندی است. ولی بایستی آنها را از لایه بندی حقیقی تشخیص داد. کلیواژهای قوی و سیستم درزهای موازی در ماسه سنگ و آهک بخصوص هنگامی که تحت تاثیر هوازدگی نیز قرار گرفته باشد ، حالت لایه بندی را دارد. در چنین مواردی بایستی با مطالعه دقیق ، سطح لایه بندی واقعی لایه را با استفاده از نحوه قرار گرفتن اجزا ، فسیل‌ها ، وجود لایه های نازک و عواملی نظیر آنها مشخص کرد. در مورد سنگهای دگرگونی نظیر شیست‌ها و گنایس‌ها ، لایه بندی اولیه سنگ معمولا در اثر پدیده های ثانوی مثل شیستوزیته و تورق ، به کلی از بین می رود و تشخیص آن فوق العاده مشکل است. در بعضی موارد ، وجود باندهای رنگین و ردیف کنکرسیون‌ها در سنگهای رسوبی نیز ممکن است شبیه لایه بندی واقعی باشد. در این حالت نیز با توجه دقیق بایستی ، آنها را از لایه بندی واقعی تشخیص داد. ساختمان داخلی لایه ساختمان داخلی لایه ، به شرایط فیزیکی و جغرافیایی محیط رسوبگذاری بستگی دارد و با توجه به تنوع این شرایط ، در حد وسیعی تغییر می کند. در حقیقت ، ساختمان داخلی لایه تابع نحوه قرار گرفتن ذرات تشکیل دهنده آن است. بدیهی است ساختمان داخلی لایه ، در مورد سنگهایی مثل کنگلومرا و ماسه سنگ که دارای ذرات درشتند، واضح تر مشاهده می‌شود. فسیل‌های حیوانی نظیر گراپتولیت‌ها و نیز بقایای گیاهی ، غالبا در سطح طبقه بندی قرار دارند. ذرات پهن سنگهای رسوبی نیز (مثل قطعات میکا) اکثرا موازی سطح لایه بندی است. بعضی از سنگهای رسوبی ، مثل شیل و نیز برخی از ذغالها ، به صورت ورقه های نازکی در امتداد لایه بندی جدا می شوند. این خاصیت ، ناشی از نحوه قرار گرفتن ذرات میکا و رس موجود در این سنگها است، ذرات میکا و سایر کانی‌های پهن ، در اثر جریان آب ، به موازات جریان قرار می‌گیرند. در بعضی موارد ، در اثر فشار ناشی از وزن طبقات رویی ، بعدها این قطعات به موازات سطح لایه بندی (افقی) قرار خواهند گرفت. ذرات کنگلومرایی که در نزدیکی سواحل تشکیل می شوند ، در امتدادهای خاصی قرار می‌گیرند ، زاویه تمایل این ذرات به سوی دریا است و امتداد محور بزرگ آنها ، غالبا موازی خط ساحل می باشد. قلوه سنگ‌|قلوه سنگ‌هایی که بوسیله رودخانه‌ها عمل می‌شوند ، طوری در برابر جریان قرار می گیرند که حداقل مقاومت را داشته باشند. و بدین ترتیب ، زاویه تمایل آنها در خلاف جهت جریان می باشد. نحوه قرار گرفتن فسیل‌ها نیز تابع جریان آب است. مثلا صدفهای طویل اغلب به موازات جریان آب رودخانه‌ها قرار می‌گیرند. صدفهایی که به شکل مخروط‌اند ، به طریقی قرار می گیرند که نوک مخروط ، در جهت جریان باشد. علاوه بر مطالب یاد شده ، نحوه قرار گرفتن اجزا تشکیل دهنده سنگ ، ساختمانهای داخلی مختلفی به وجود می آورد که برخی از آنها را در زیر می‌آوریم. لایه بندی چلیپایی یا مورب در بعضی موارد ، در داخل لایه ، یک نوع چینه بندی با مقیاس کوچکتر مشاهده می شود که غالبا ضخامت آنها کم است و نسبت به طبقه بندی اصلی به حالت متقاطع قرار گرفته‌اند. این نوع لایه بندی ، به نام لایه بندی چلیپایی یا متقاطع نامیده می شود. این گونه لایه بندی ، در سنگهایی مثل کنگلومرا ، ماسه سنگ ، سنگهای رسی و به ندرت در سنگ آهک مشاهده می شود. لایه بندی چلیپایی ، غالبا در رودخانه‌ها و به خصوص در رسوبات دلتایی و رسوبات کنار رودخانه دیده می شود. هنگام ورود رودخانه به آب ساکن ، ذرات سنگین آن ، بطور ناگهانی سقوط کرده و لایه بندی چلیپایی را بوجود می آورند. چینه بندی متقاطع در لایه‌ای رسوبات بادی نیز بوجود می‌آید. زیرا هنگام حرکت تلماسه‌ها (تپه‌های ماسه‌ای) ، ماسه‌های ریز از بالای تپه سرازیر شده و طبقات متقاطع را بوجود می‌آورد. اثر شکنجی یا ریپل مارک این ساخت در رسوباتی مثل رسوبات ماسه ای که ذرات آن مجزا بوده و قادرند آزادانه در آب یا هوا حرکت کنند ، به وجود آید. تشکیل اثر شکنجی ممکن است در اثر جریان (آب و یا باد) و یا در نتیجه امواج در قسمت های کم عمق دریا باشد. بدین ترتیب ، این گونه اشکال را می توان به دو دسته کلی تقسیم کرد: ریپل مارکهای جریانی : ریپل مارکهای جریانی نسبت به سطح افق نامتقارن اند و نوک آنها نیز تیز نیست. بلکه به حالت گرد می باشد. این گونه آثار شکنجی را می توان در رسوبات بادی و نیز بعضیرسوبات رودخانه‌ای مشاهده کرد. ریپل مارکهای موجی : اثرات شکنجی در قسمت های ساحلی کم عمق و در نتیجه حرکت قرینه آب به وجود می آید و به همین دلیل ، به حالت قرینه است. با توجه به اینکه امواج دریا فقط در اعماق کم موثر است، بنابراین ، آثارریپل مارک را فقط در رسوبات ساحلی می‌توان مشاهده کرد و برعکس ، وجود این آثار ، نشانه عمق کم رسوبگذاری است. لایه بندی دانه ترتیبی: تغییرات تدریجی در ابعاد ذرات تشکیل دهنده لایه ، به این نام خوانده می شود. در حالت کلی ، ذرات درشت معمولا در کف طبقه قرار دارند و هرچه از پایین به بالای طبقه نزدیک شویم ، ابعاد ذرات کاهش می یابد. بدین ترتیب در حالت کلی ، یک تغییر ناگهانی در ابعاد ذرات دو طبقه مجاور وجود خواهد داشت. طرز تشخیص بالا و پایین طبقه اگر وضعیت کلی چینه شناسی ناحیه مشخص باشد ، می توان انتظار داشت که بالا و پایین طبقات ، از این وضعیت کلی تبعیت می کند ولی اگر منطقه نا آشنا و وضعیت کلی چینه شناسی آن روشن نباشد، برای تشخیص بالا و پایین لایه بایستی از بعضی نشانه ها کمک گرفت که اینک به شرح آنها می پردازیم: ترکهای گلی: هنگامی که رسوبات رسی در مجاورت هوا خنک شوند ، در اثر انقباض ناشی از خشک شدن ، ترک‌هایی در سطح آنها بوجود می‌آید. بعدها ممکن است این ترکها ، بوسیله رسوبات ماسه‌ای و یا رسوبات رسی با ترکیب های متفاوت پر شود. بدین ترتیب به کمک این ترکهای پر شده ، می‌توان بالا و پایین طبقه را مشخص کرد. اثر قطرات باران: برخورد قطرات باران با سطح رسوبات رسی نرم ، باعث ایجاد حفره‌های کوچک در آن می‌گردد. اگر ریزش باران ادامه یابد ، این حفره ها محو می شوند ولی ممکن است اثرات قطرات مجزای باران در اینگونه رسوبات حفظ شود و در اثر پوشش بوسیله سایر رسوبات ، برای مدتها محفوظ بماند. وجود چنین آثاری نمایشگر سطح لایه خواهد بود. اثرات شکنجی: در ریپل مارکهای موجی ، قسمت تیزی به طرف بالا (طبقات جوان) و قسمت منحنی به طرف پایین (طبقات قدیمی) متوجه است. لایه بندی چلیپایی: طبقات متقاطع ، تقریبا بر قسمت پایین طبقه مماس‌اند و طی زاویه تندی به قسمت بالای آن وصل می شوند. با استفاده از این خاصیت ، در بسیاری موارد می توان وضعیت اصلی طبقات را توجیه کرد. لایه بندی دانه ترتیبی: در لایه بندی دانه ترتیبی ، ذرات درشت کف طبقه رسوب می کنند و هرچه به بالای آن نزدیک شویم ، ابعاد ذرات کوچکتر می شود. به کمک همین مشخصه می‌توان زیر و روی طبقه را تعیین کرد. استفاده از فسیل ها: در بعضی از رسوبات آواری دانه ریز ، اثرات حرکت کرمها به صورت مجراهایی حفظ شده که تماما به سطح طبقه سوراخ شده اند. صدف بعضی ازفسیل‌ها مثل در کفه‌ای‌ها نیز اغلب به حالتی قرار می گیرد که قسمت محدب آن به طرف بالای طبقه باشد. ساخت بالشی: در بعضی از گدازه‌های زیردریایی بویژه گدازه‌های بازی یک نوع ساخت بالشی بوجود می آید. نحوه قرار گرفتن آماری این قطعات طوری است که قسمت محدب آنها به طرف بالا می‌باشد.