肌腱的長軸內部結構

1、平時看書的時候 書上說沿肌肉或肌腱長軸怎麼怎麼著 我想問一下長軸是什麼意思呢

如果把一塊完整的肌肉，包括兩端的肌腱看作一條梭魚，那麼貫穿整條魚的那根魚骨就是長軸。

2、請問肌腱屬於什麼結構層次？是組織還是器官？

動物體中相同或相似的細胞集合以執行特定功能的細胞群稱為組織。
由不同組織構成的具有一定結構,完成特定功能的叫器官。

肌腱是肌腹兩端的索狀或膜狀緻密結締組織。

以上為百度上所轉錄

3、有一根長軸，需要在三個點處設定軸承支撐---請教

以前做的設備經常在一根軸安裝三個軸承，可惜沒留這些照片。 樓主還可以參考長軸泵的結構。

4、肌肉的解剖結構除了肌腱 肌小節還有哪些

籠統來說，肌肉都是肌細胞組成的，大體分平滑肌、骨骼肌和心肌三種。

5、解剖學中長軸和短軸的概念？

軸距(mm)：軸矩,是通過車輛同一側相鄰兩車輪的中點,並垂直於車輛縱向對稱平面的二垂線之間的距離.簡單的說,就是汽車前軸中心到後軸中心的距離.在車長被確定後，軸距是影響乘坐空間最重要的因素，因為占絕大多數的2廂和3廂乘用車的乘員座位都是布置在前後軸之間的。長軸距使乘員的縱向空間增大，將大大增加影響車輛乘坐舒適性的腳部空間。雖然軸距並非決定車內空間的唯一因素，但卻是根本因素。 不否認軸距短的車可以通過某些設計對內部空間狹小的問題加以彌補，但總的來說還是有限的。同時，軸距的長短對轎車的舒適性、操縱穩定性的影響很大。一般而言，轎車級別越高軸距越長。軸距越大，車廂長度越大，乘員乘坐的座位空間也越寬敞，抗俯仰和橫擺性能越好，長軸距在提高直路巡航穩定性的同時，轉向靈活性下降、轉彎半徑增大，汽車的機動性也越差。因此在穩定性和靈活性之間必須作出取捨，找到合適的平衡點。當然在高檔長軸距的轎車上，這樣的缺點已經被其他高科技裝置所彌補。

6、構造特徵

沉積岩的構造是指岩石各組成部分的空間分布和排列方式。

沉積岩的構造是沉積岩最顯著的特徵之一，尤其是原生構造，為研究岩相古地理等提供了重要依據。沉積岩的構造種類多樣，成因復雜。既有生物成因的，又有非生物成因的；既有物理（機械）成因的，也有化學成因的；既有原生的，又有次生的。常見的沉積岩構造如表4-5所列。

表4-5 沉積的常見構造分類

（一）機械成因的構造

機械作用形成的構造主要有三種類型：層理構造、層面構造、變形構造。

1.層理構造

層理（bedding）是沉積岩中最常見的一種原生構造，它是通過成分、結構、顏色等在垂向上（垂直於沉積物表面的方向）的變化而顯示的一種層狀構造。沉積岩因層理而顯出非均質性。根據沉積岩的層理特徵，可以分析判斷沉積介質的特徵和沉積環境等。

有關層理的術語很多，但主要有（圖4-9）：

圖4-9 層理的組成單元及有關術語

A—細層；B—層系；C—層系組

◎細層：是層理的最小單位，厚度很小，幾毫米至幾厘米，甚至小於1mm，成分常常很均一。它是在一定條件下同時沉積的。

◎層系：由許多成分、結構、厚度和產狀都相似的同類型細層組成。它是在相同沉積條件下形成的。

◎層系組：由若干個相似的層系組成。它是在相似沉積環境下生成的，其中間無明顯的不連續。

層或岩層則是組成沉積地層的基本單位，其成分、結構、內部構造和顏色基本均一，上下由明顯的層面與相鄰層分開。它是在較大區域內生成條件基本一致的情況下形成的岩石地質體。層或岩層的厚度變化很大，它可以包括一個或若干個細層、層系甚至層系組。

層的厚度是重要的描述標志，也是沉積過程穩定程度的間接標志。根據單層厚度，層可分為下列幾種：

塊狀層＞1m

厚層1～0.5m

中厚層0.5～0.1m

薄層0.1～0.01m

微薄層（紋層） ＜0.01m

需要注意的是，層或岩層的厚度是指上下層面之間的距離，而層理的厚度則是層繫上下界面之間的距離，二者是兩個不同的概念。

（1）層理的基本類型

根據層理的形態，可將層理分為下列類型：

1）水平層理（horizontal bedding）：細層界面平直，彼此互相平行，並且均與層面一致（圖4-10a）。細層可以由顏色差異、粒度變化、礦物成分不同、片狀礦物定向排列等形式顯示出來。水平層理在泥質岩、粉砂岩中極為常見。在這些細粒沉積岩中，水平層理一般是靜水或微弱水流中緩慢沉積作用的標志。在砂質沉積中還可見到一種平行層理，它常與交錯層理共生，頂面往往有平行的線理或拖曳印模。這種平行層理與細粒沉積中的水平層理形態相似，但成因不同，它是在急流水流狀態下形成的，故稱之為平行層理。

2）波狀層理（wavy bedding）：細層界面呈波狀起伏，但總方向平行層面（圖4-10b）。層系界面或平行細層或切割細層。波形有對稱的，也有不對稱的，有規則的，也有不規則的。波狀層理一般是由水介質的波浪運動而形成，也可由水介質的單向運動造成，後者形成不對稱波狀層理。在波浪和水流可以波及水底沉積的淺水區，如海濱、湖濱以及河漫灘等環境中，波狀層理較為多見。波狀起伏的規模則取決於介質的運動強度。

圖4-10 層理的基本類型

3）交錯層理（cross-bedding）：由一系列斜交層系界面的細層組成的一類層理構造（圖4-10c）。交錯層理由底積層、傾斜紋層和頂積層組成（圖4-11）。頂積層常遭沖刷侵蝕而被破壞。

圖4-11 交錯層理的構成及其在削頂前後的形態

B—底積層；F—傾斜紋層；T—頂積層；X-Y—侵蝕面

依據層系界面的形態和性質，將交錯層理分為以下幾種類型（圖4-12）：

圖4-12 交錯層理的術語與類型

（據Mekce＆Weir,1953）

◎板狀交錯層理：層系之間的界面為平面，而且互相平行。

◎楔狀交錯層理：層系之間的界面為平面，但不互相平行。

◎槽狀交錯層理：層系的下界面為槽狀，細層或與之平行，或以一定角度與之切交，層系界面呈弧狀相交。

上述三類交錯層理，反映了水流強度逐漸遞增的序列。

◎羽狀交錯層理：又稱「人」字形交錯層理或魚骨狀交錯層理，在兩個相鄰層系中細層的傾向方向相反。這類層理是在有周期性反向水流的環境中形成的，一般認為是潮汐沉積的標志。

4）粒序層理（graded bedding）：又稱遞變層理，系指層內從底到頂粒度由粗向細逐漸變化的一種層理。

粒序層理有兩種基本類型（圖4-13），其一是岩層的所有組分都顯示粒度遞變，層內下部不含細粒泥質，由水流強度逐漸減弱沉積而成；其二是岩層中僅有碎屑顆粒顯示粒度遞變，岩層內從底至頂均含有細粒泥質，是濁流沉積的產物。

圖4-13 粒序層理的兩種基本類型

（據F.J.Petijohn,1957，有修改）

粒序層理通常由砂、泥依次沉積組成，具有清晰的底界面，單層厚度一般只有幾厘米，達1 m者偶見。除粒序特徵外，往往無其他內部構造。

5）塊狀層理（massive bedding）：肉眼觀察岩層，不見任何內部構造。其實，真正無內部構造的沉積層很少。塊狀層理是沉積物的快速堆積產物。有時由於強烈的生物擾動作用，沉積物原生層理等內部構造遭受破壞，也可使岩層呈塊狀層理。

6）壓扁層理（flaser bedding）：又稱脈狀層理，是指層系界面呈波狀起伏，波谷內夾有泥質壓扁體的一種層理（圖4-14）。這種層理以砂質交錯沉積層系為主，所夾泥質沉積物次之。

圖4-14 壓扁層理、波狀層理和透鏡狀層理形態立體圖

（據Prothero＆Schwab,1996）

若以泥質層系為主，砂質交錯沉積層系呈透鏡狀斷續地夾在泥質沉積層系中者，稱為透鏡狀層理。

壓扁層理或透鏡狀層理是在沉積環境有泥、砂供應，水流強度有間歇性變化，砂與泥質相間沉積的條件下形成的。流動水體作用為主時期，出現壓扁層理；平靜水體為主時期，則形成透鏡狀層理。

砂質交錯沉積層系和泥質層系呈波狀交互，稱波狀層理。它是在分別有利於砂或泥質沉積和保存的交替水動力條件下產生的。

（2）層理的成因

在沉積學研究中，人們把野外觀察和水槽實驗結合起來對層理形成機理進行了研究，結果表明：不同類型的層理是一定的底形在時間和空間上遵循一定的水動力學規律運動形成的。所謂底形（bedform），是指床沙表面上因水體流動而形成的各種幾何形態，故亦稱床沙形態。

底形的發育狀況取決於沉積物的粒度、水介質的流動速度、深度、性質等因素。圖4-15表示了在水槽實驗中，當水流速度逐漸增大時，粒度一定的床沙依次出現的底形。

圖4-15 當流動強度增大時，疏鬆顆粒床沙上的底形發育順序

（據Simons et al.,1965）

當水流速度很小，無力搬運沉積物時，沉積底面應當是平整的。隨著水流強度的增加，沉積物開始運動，床沙表面出現小規模的起伏不平，稱為波紋（ripple），其波長一般小於30cm，不會大於60cm。水流強度繼續增大，則出現沙丘（ne），其波長大於60cm，有時可達數米。

當水流強度的增加超過一定限度時，已形成的底形逐漸被削平，沉積底面復趨平整，這就是上平底。當水流強度再增大，在高速水流下，床沙表面則形成反沙丘（antine），其形態受水體自由表面的控制，即反沙丘的波狀起伏與水面的波狀起伏是同相位的。這時，反沙丘的下游面遭受侵蝕，而上游面卻接受沉積（沉積顆粒由上游其他反沙丘的下游面被侵蝕而提供），沙丘移動方向與水流方向相反，故稱反沙丘或逆行沙丘。當水流流速達到更高時，則床沙表面出現沖槽和沖坑。

同時，水槽實驗的結果還表明，各種底形的形成，不僅與水流速度有關，而且與水的深度有密切的關系，圖4-16反映了各種底形與水流速度及深度的關系。圖中的Fr稱為佛勞德數（Froude number）：

岩石學（第二版）

圖4-16 水流速度（v）、水流深度（D）與底形之間的關系

（據西蒙斯等，1962；轉引自賴內克，1973）

式中：v為水流速度；g為重力加速度；h為水的深度。從式中可以看出，Fr的大小與水流速度及深度有關。佛勞德數是一個能反映水流狀態的數值，並可用其判斷各種底形的形成。佛勞德數的臨界值大約為1，當Fr<1時，為穩定水流，代表的是一種水深流緩的流動狀態，又稱下部流動體制，可形成下平底、波紋、沙丘等底形；當Fr>1時，為高速水流，代表的是一種水淺急流的流動狀態，又稱上部流動體制，可形成上平底、駐波、反沙丘、沖槽及沖坑等；當Fr=1時，為過渡類型。

層理的形成正是底形移動的結果。Hams＆ Fahnestock（1965）曾將河道中底形的水力學參數及其與層理類型和顆粒搬運方式的關系歸納成圖4-17。它說明在一定粒度條件下，充分發育的層理類型明確地反映了流動體制的狀況，因此其是判斷成因的良好標志。

圖4-17 底形水力學參數及其與沉積構造和顆粒搬運方式的關系

（據Hams＆Fahnestock,1965）

2.層面構造

沉積岩的層面構造多種多樣，具有重要的成因意義。常見的層面構造有波痕、泥裂、雨痕、雹痕、晶痕、沖刷面、流痕、槽模、溝模等。

（1）波痕

運動介質（流水、波浪、風）在沉積物表面形成的一種有規律的波狀起伏構造。它由一系列近於平行的、呈線性延長的波峰和波谷組成，波痕的延長方向一般垂直於介質的運動方向。有時可見兩組波痕相互交叉而成蜂巢狀或菱形。

1）波痕的形態要素和形態指數

波痕的形態要素有（圖4-18）：

波峰　波痕的最高部位

波谷　波痕的最低部位

波長（L）　相鄰波峰（或波谷）之間的水平距離

波高（H）　波峰頂點到波谷底點之間的高差

緩坡水平投影（L1）

陡坡水平投影（L2）

常用的波痕形態指數有：

波痕指數（RI）　RI=L/H

不對稱指數（RSI）　RSI=L1/L2

圖4-18 波痕的形態要素

2）波痕的成因分類

根據成因，波痕可以分為三類。

◎流水波痕：由單向水流形成，波痕陡坡傾向指示流向。波痕指數RI>5，大多數為8～15，一般不對稱，不對稱指數RSI>2.5。隨著水流強度的增大，波脊由直線形變為彎曲形以至新月形。流水波痕見於河流環境及有底流的水盆地。

◎浪成波痕：由波浪作用形成。大多數的波痕指數RI為6～8，對稱者居多，其不對稱指數RSI≈1。也有不對稱的，不對稱指數RSI為1.1～3.8。浪成波痕一般峰尖谷圓，在海、湖的淺水帶頗為常見。

◎風成波痕：由風的作用而形成。波痕指數較大，RI為10～70，波痕不對稱，波峰與波谷均圓滑。據研究，風成波痕指數與粒度、風速成正比。不對稱指數與粒度成正比，與風速成反比。因而，在較粗粒砂中，風成波痕較陡。波痕指數RI為10～15。在風成波痕中，較粗的顆粒集中在波峰部位，較細的顆粒向波谷聚集，這恰與流水波痕相反。風成波痕常見於沙漠及湖海濱岸帶。

（2）泥裂

未固結的細粒沉積物（泥質、粉砂及細粒碳酸鹽沉積）露出水面，遭曝曬而干固收縮，形成多角形裂縫，稱為泥裂（圖4-19）。泥裂紋在平面上呈直線狀或曲線狀，縱切面上呈「V」字形，上寬下窄，可切穿表層或整個岩層，常為上覆沉積物充填。泥裂多見於乾涸的沼澤、湖泊、河漫灘、潟湖濱岸、潮坪及淺灘地帶，是一種淺水標志。泥裂的「V」字形特徵，可作為地層頂底面的鑒別依據。

（3）雨痕和雹痕

雨痕（圖4-20）是由雨滴落於松軟的泥質沉積物表面上之後，在沉積物表面上所形成的圓形或橢圓形凹穴。雨滴若直落，雨痕圓形；若斜落，雨痕呈橢圓形。

雹痕與雨痕相似，但較大而深，邊緣略微高起，粗糙，形狀不規則。

它們若被上覆沉積物充填，則在上覆岩層底面上可形成雨痕或雹痕的印模。雨痕和雹痕主要出現在乾旱或半乾旱環境的陸相細粒沉積物中。

圖4-19 泥裂及其形成示意圖

（據施羅克，1948）

圖4-20 雨痕

（據Kendal,2005）

（4）晶痕

在松軟的泥質、細粒碳酸鹽沉積物中若含有石鹽或石膏等晶體，由於成岩作用，泥質或細粒碳酸鹽沉積物失水、壓縮，其體積收縮遠較晶體顯著，使晶體突出在沉積物表面，並可嵌入到上覆岩層中去。之後，晶體溶解消失，即形成晶痕。如果晶痕被其他沉積物充填，或原礦物晶體為其他成分交代，則形成晶體假象（圖4-21）。

石鹽和石膏的晶痕是乾旱炎熱的高鹽度環境的標志，如鹽湖、咸化潟湖、薩布哈（Sabkha）等。

（5）沖刷面

當地殼上升或水流速度加大時，水流對已沉積的沉積物發生再沖刷，在沉積層頂部甚至內部造成凹凸不平的侵蝕面，稱為沖刷面（圖4-22）。沖刷面可以切穿下伏的若干個岩層，其上覆岩層的底部往往含有下伏岩層的粗碎屑，自下而上粒度變細，圓度增加。如果間斷時間較長，沖刷面上有時還存在一些殘余的鐵質或泥質堆積物，若下伏地層為碳酸鹽岩，則可見沖刷面下有喀斯特現象或其他氧化作用和水流作用的標志。沖刷面不僅是一種環境標志，而且在地層分析或沉積模式分析中具有極大意義，故在野外應仔細觀察。

圖4-21 石鹽晶體（山西大同）

圖4-22 底沖刷構造

（據Kendall,2005）

（6）流痕

流痕（rill mark）系指沉積層表面存在的一種樹枝狀水流痕跡（圖4-23）。流痕常出現在潮間泥坪、湖濱及河漫灘的泥質沉積層頂面。流痕不是穩定水流的產物，它的存在是一種非水下環境的標志。在其上覆岩層的底面上，常保留有流痕印模。

（7）槽模

當泥質沉積層表面被底流沖刷所產生的槽狀沖蝕痕跡被上覆砂質沉積物充填後，在砂質層的底面上即保存槽狀沖蝕痕跡的印模，稱為槽模（flute cast）（圖4-24）。

圖4-23 海灘上的流痕

（據Kendall,2005）

圖4-24 槽模構造

（據Kendal,2005）

槽模呈丘狀，大小不一，長幾厘米至幾十厘米，寬0.5cm至幾厘米，高數毫米至幾厘米。上游端突起高，向下游端緩傾，逐漸接近底面。有時累累相接，呈疊覆狀。槽模長軸方向與底流方向一致。

槽狀沖蝕痕跡和槽模常見於濁流沉積物中，是識別濁流沉積物的一種特徵標志。

（8）溝模

當泥質沉積層表面被水流攜帶的「工具」（如骨骼、介殼、礫石、砂粒、樹枝等）刻劃所產生的溝狀痕，由上覆砂質沉積物充填之後，在砂質層底面上則保存溝狀痕的印模，稱為溝模（groove cast）（圖4-25）。溝模微突起，呈平行排列的直線形小脊，脊為尖形或弧形，一般高幾毫米，少數達1～2cm。溝模疏密程度及數量不等，但其長軸平行於水流方向。

圖4-25 溝模

（據Kendal,2005）

溝痕和溝模一般見於濁流沉積物中，但也可產於淺水沉積物中。尤其是在受水位變化影響的地區，如潮坪、洪泛平原都有機會出現。

3.變形構造

變形構造是在沉積物沉積的同時或稍後，沉積物尚處於塑性狀態時，經變形所形成的構造。沉積物的變形主要與自身的某種不穩定性以及重力作用、介質運動等有關。常見的變形構造有負荷印模、球－枕構造、包卷層理、滑坡構造、碎屑岩脈、盤狀構造等。

（1）負荷印模

負荷印模（load cast）又稱重荷模，常見於泥質層之上的砂質層底面上。它是由飽含水分的軟泥沉積物在可塑性狀態下，接受上覆砂質沉積物負荷不均衡所造成的（圖4-26）。負荷印模常呈圓形或不規則的瘤狀凸起，排列雜亂，大小不等。

負荷印模常見於濁積岩中，在淺海、潮坪及河流環境中也可出現。

（2）球－枕構造

球－枕構造（圖4-27）常出現在覆蓋於泥質層之上的砂質層中。砂層斷成許多球狀或枕狀的塊體，其直徑自幾厘米到幾米，砂球和砂枕的內部有時不見構造，有時有彎曲變形的層理。這種構造主要發育在砂質層的下部。

關於球－枕構造的成因，有人認為由沉陷作用引起，也有人認為與滑坡作用有關。奎寧（1968）通過模擬實驗證實，振動可以使泥質層之上的砂層斷成塊體，這些砂層塊體沉陷到泥質層內可形成類似球－枕狀的構造。

球－枕構造在濁積岩中、淺海環境中均可出現。

圖4-26 負荷印模

（據Kendall,2005）

圖4-27 球-枕構造

（據Kendal,2005）

（3）包卷層理

包卷層理（convolute bedding）系指一種呈復雜褶皺狀的變形層理（圖4-28）。層理的褶皺一般連續，谷寬緩而峰窄尖，常呈同斜傾卧狀，厚度穩定，上下層面平整。在岩層中部或稍偏上部褶皺幅度最大，向上下層面幅度減小。這種構造常產生在2～25cm厚的粗粉砂、細砂層內。

目前，對包卷層理成因的認識尚不一致。有人認為與沉積層的差異液化有關，液化層的層間流動引起了原生層理的彎曲；也有人認為是差異負荷導致的一種變形構造；還有的人認為與底流的切向應力有關，是波痕或沙丘在切向應力作用下被拖曳而形成的一種變形構造。

包卷層理在濁積岩中多見，但在潮坪、河漫灘等地也很發育。

（4）滑坡構造

水下斜坡上未固結的沉積物，在重力作用下發生滑動而形成的變形構造，稱為滑坡構造。滑動使原生層理強烈褶皺、變形、錯斷以至角礫化。滑坡構造可以發生在原厚度僅有幾十厘米的一個薄層內，也可以產生在包括數層的一套幾十米厚的沉積層中。既可在局部范圍內出現，又可延續幾千米至數萬米。沉積層滑坡變形之後，厚度呈現參差不齊。滑坡構造常出現在粉砂岩、粉砂質頁岩及細砂岩中，在細粒石灰岩中也可見及。

滑坡構造是識別水下斜坡的良好標志，在濁積岩中以及三角洲、生物礁和海底峽谷的前緣沉積物中頗為常見。

（5）碎屑岩脈

飽含水的砂或粉砂，在差異壓力作用下，上沖注入附近沉積層裂隙中，因而形成碎屑岩脈（圖4-29）或岩牆、岩床等。常見的碎屑岩脈一般規模不大，但也有延伸較遠者。

圖4-28 包卷層理（新疆柯坪，志留系）

圖4-29 砂岩岩脈形成示意圖

（據Л.B.PyxиH,1958）

（6）盤狀構造

盤狀構造（dish structure）系指砂岩或粉砂岩中的盤狀紋理（圖4-30）。盤狀體的直徑為1～50cm，邊緣向上翹起，它們可互相重疊。Lowe＆ Lopiccolo（1974）認為這是在沉積物固結過程中，孔隙水向上流動形成的一種構造。

盤狀構造主要出現在濁流沉積物、飽含孔隙水且快速堆積的砂質沉積物中。

（二）化學成因的構造

在沉積岩中，化學成因的構造也很常見，大致有三類：①溶解作用形成的構造（縫合線、溶洞和溶孔）；②凝聚作用形成的構造（結核和晶簇）；③溶解－凝聚作用形成的構造（疊錐和龜背石）。現擇主要的簡述。

1.縫合線

縫合線（stylolite）是碳酸鹽岩中極為常見的構造，然而，在石英砂岩、硅質岩及鹽岩中也可出現。縫合線是指在垂直碳酸鹽岩等岩石層理的切面中出現的呈頭蓋骨接合縫式的鋸齒狀縫隙。在三維空間中，實際上是由許多參差不齊的小柱所組成的復雜曲面（圖4-31）。小柱體的柱面上常有明顯的滑動擦痕，縫合面上有薄膜狀褐黃色的粘土和鐵質等。

圖4-30 盤狀構造

（據Kendal,2005）

圖4-31 縫合線（塔里木盆地，奧陶系）

縫合線形態多樣，可呈微波狀、鋸齒狀、陡峰狀等。其起伏幅度，小者低於1mm，大者高於10cm，甚至高達1m。近平行於層理分布的多見，但也有斜交或垂直層理的。它既可以切穿化石、鮞粒等，又可以繞過它們。縫合線不但能切斷岩石中的方解石脈，也可以被方解石脈所切割。

有關縫合線的成因假說頗多，其中以壓溶說最為為流行。壓溶說認為縫合線是由固結的岩石遭受壓力並產生差異溶解而形成的。縫合線和縫合面上聚集的粘土物質和鐵質則是壓溶後留下的不溶殘余物。

縫合線是碳酸鹽岩中經常存在的一種微裂隙，對油、氣、水的運移具有重要意義。

2.結核

結核（nole）是一種成分、結構、顏色等與圍岩有顯著差異的礦物集合體。結核主要是成岩階段物質重新分配的產物。

結核形態很多，有球狀、橢球狀、不規則團塊狀等。大小變化很大，小者僅幾毫米，大者達數十厘米。其內部可為均質的，也可呈同心狀、放射狀、包卷狀及網格狀。有的有核心，有的無核心。結核在岩石中可以單個存在，也可呈串珠狀成群出現。

沉積岩中最常見的結核，據成分可劃分為：碳酸鹽結核、硅質結核、磷酸鹽結核、錳質結核、黃鐵礦結核、白鐵礦結核、石膏結核等。

3.疊錐

疊錐（圖4-32）是由一系列漏斗狀錐體套疊而成。常見於鈣質岩石中，而且具疊錐構造的岩石常呈夾層出現在泥質岩系中。疊錐體一般垂直於層面分布，錐頂向下，錐底朝上。錐高1～10cm，少數可達20cm，錐頂角為30°～60°。疊錐由平行於錐軸的纖維狀方解石組成，疊層間以泥質薄膜相隔。

圖4-32 疊錐構造

（據Pettijohn,1949）

關於疊錐的成因尚不很清楚，一般認為是壓溶作用的結果。壓力來源於纖維狀方解石的生長，方解石重結晶過程中，會產生圓錐形的剪切應力，因而形成圓錐形的滑動面。滑動面的夾角接近於方解石的解理夾角，沿滑動面則伴隨有溶解作用。

4.鳥眼構造

在細粒碳酸鹽岩中，見有一種微小的孔洞，其形狀似鳥眼，一般高1～3mm，長、寬幾毫米，大致平行於層理排列。孔洞常為亮晶方解石充填，這種構造稱為鳥眼構造（圖4-33）。因為它們常成群出現，故又叫窗格狀構造。

圖4-33 鳥眼構造（塔里木盆地，寒武系）

關於鳥眼構造的成因還不十分清楚。據有關資料，一般認為鳥眼構造的成因有以下幾種：

（1）由露出水平面的細粒碳酸鹽沉積物干固收縮而形成。

（2）由細粒碳酸鹽沉積物中的藻類等有機質腐爛所留下的孔洞以及生成的氣泡而造成。

（3）由細粒碳酸鹽岩中的硬石膏等易溶鹽類礦物的晶體、小眼球狀集合體溶解或被交代而生成。

鳥眼構造常產生在潮上帶及潮間帶碳酸鹽沉積物中，尤其是潮上帶特別發育。在潮下帶一般不會形成。

（三）生物成因的構造

生物通過生活活動對沉積構造的形成和改造均具有極其重要的作用。生物形成的特殊構造有：生物構造（如生物礁體，詳見第五章）、生物層理（如層構造）、生物遺跡（如蟲跡、蟲孔）。

1.疊層構造

疊層構造是由藍綠藻類分泌的粘液捕獲粘結砂、粉砂、泥級顆粒及晶體而組成的一種紋層構造。紋層形態多變，有的平直，有的波狀彎曲，或柱狀環疊或半球狀覆裹和球狀包覆（圖4-34，圖4-35）。呈球狀包覆的疊層石通常稱為藻灰結核或核形石、藻球。疊層構造主要由兩種不同的紋層相間組成。

◎富藻紋層：又稱基本暗帶，較薄（0.1mm左右）。紋層中藻體多，有機質高，色暗；碳酸鹽沉積物少。

圖4-34 疊層構造的各種形狀

（據Pia,1927）

圖4-35 藻灰結核（藻球）

◎富屑紋層：又稱基本亮帶，較厚（1mm左右）。紋層中藻體少，有機質低，色淺；碳酸鹽沉積物多。

疊層構造即由這兩種紋層交替重疊構成。常見於碳酸鹽岩、磷質岩及鐵質岩中。

現代碳酸鹽疊層石在潮上帶、潮間帶和潮下淺水帶均有分布，是識別相的良好標志。波狀疊層石主要分布在潮上帶的泥坪環境；分立的環柱狀疊層石主要分布在潮間帶；球狀藻灰結核或藻球是在水底長期滾動而形成的，它是識別潮下淺水帶的可靠標志。

2.蟲跡和蟲孔

蟲跡（圖4-36）是生物在未固結的沉積層表面留下的活動痕跡，屬於一種層面構造蟲跡在下層面上所形成的印模呈圓筒狀或壓扁的壟狀小突起，呈彎曲狀、樹枝狀或交叉狀分布。蟲孔（圖4-37）是生物在未固結的沉積層內部覓食或穴居的孔道，一般屬於岩石內部構造。在極淺海、潮坪及不穩定的陸緣帶，蟲孔一般簡單，多垂直於層面，孔較深。在深海軟泥中，蟲孔一般雜亂，多平行於層面，孔較淺，在潮下淺海過渡區域，蟲孔多為傾斜的或向垂直層面或向平行層面過渡。蟲跡和蟲孔是識別相的良好標志。

生物的鑽孔活動對原生沉積構造具有極為強烈的破壞和改造作用。由生物擾動作用造成的各種構造，稱為生物擾動構造（圖4-37），它可使原來具有層理的岩石變為均質的無層理的岩石（圖4-38）。

圖4-36 蟲跡（塔里木盆地，志留系）

圖4-37 蟲孔及生物擾動構造

（塔里木盆地，志留系）

7、解剖學中的身體長軸是什麼？

身體長軸指的是按照解剖學方位，人體可有互相垂直的三種類型的軸，這在描述某些結構的形態，特別是關節運動時，是非常重要的。

三種軸即：

（1）矢狀軸：即由前向後與身體長軸和冠狀軸相垂直的水平線。

（2）冠狀軸：即由左向右與身體長軸和矢狀軸相垂直的水平線，又稱額狀軸。

（3）垂直軸：即與身體長軸平行與水平面垂直的軸。

器官的斷面一般不以身體的長軸，而以其自身的長軸為標准。與其長軸平行的切面稱縱切面，與其長軸垂直的切面則稱橫切面。

對器官來說，橫切面不一定是水平面，縱切面也不一定是矢狀面或冠狀面，故一般不用水平、矢狀和冠狀這些術語。

(7)肌腱的長軸內部結構擴展資料：

面：按照上述三種軸，人體可以有互相垂直的三種類型面，這對某些結構的描述也是重要的。

（1）矢狀面：即按矢狀軸方向與水平面和冠狀面相垂直，將身體分成左右兩部的縱切面。其中正中的，稱為正中矢狀面，將人體分成左右二等分。

（2）冠（額）狀面：即按冠（額）狀軸方向與水平面和矢狀面相垂直，將身體分為前後兩部的縱切面。

（3）水平面或稱橫切面：即與上述二面垂直與水平面平行，將身體分為上下兩部的斷面。

8、半長軸的簡介

近星點和遠星點可由半長軸長與離心率計算得出，R近日點=a(1-e) R遠日點=a(1+e) 。所有的行星的專軌道的半長軸的三次方屬跟公轉周期的二次方的比值都相等,即為開普勒第三定律（周期定律）。半長軸是橢圓的長半徑 短半軸是橢圓的短半徑一個橢圓的長軸是內部最長的直徑，他會通過中心和兩個焦點，末端結束於形狀最寬處的點。半長軸是長軸的一半，始於中心點經過一個焦點並終結於橢圓的邊界。在圓形的特殊狀況下，半長軸就是半徑。
半長軸的長度與半短軸的關系可以經由離心率和半正焦弦推導。

9、肌肉是由肌腱和什麼組成的的？？

肌肉：主要由肌肉組織構成。肌肉組織由肌細胞（肌纖維）和結締組織組成。
人體的肌按結構和功能的不同可分為平滑肌、心肌和骨骼肌三種，其中：
骨骼肌中間較粗的部分叫肌腹，兩端較細的呈乳白色的部分叫肌腱，肌腱可繞過關節連在不同的骨上．骨骼肌有受刺激而收縮的特性。