总之，从震动岩的构造环境和沉积环境来看，一方面要求沉积环境相对稳定，才能保留下地震信息；另一方面要求地层能表现出构造活动的特点。
三、震动岩结构、构造与层序和相序
Seilacher（1969，1984）对美国加州中新世具有递变断层特征的蒙特利页岩做了研究，提出内层之间是渐变的，但在发生层顶部有一自然界面，这是强震对静水盆地中泥质沉积逐渐加压的结果。其上地层未受地震扰动。
典型的震动岩（直接震动岩）（图116）从上到下主要有：
（1）液化层，即均一层，它是水和下伏沉积物，因地震的震动使其稀释液化，“抹掉”了原生沉积构造而呈均匀结构。地震以后，水体恢复正常沉积，原生层理又复出现，此即为震动岩层序上覆的未震动层（有些震动岩没有该层）。
（2）混杂碎块层，在地震过程中，原岩遭破坏，无定向，大小混杂堆积，颗粒支撑类型，向上逐渐过渡为悬浮类型，略具正向递变。碎块多为角砾或一些特殊构造（枕状层）。该层在接近其上的液化层后，逐渐消失。
（3）微褶皱层。此层有明显挤压的现象，地震使未固结的沉积物发生振滑，发育许多小褶皱。
（4）微递变断裂层。多为成平行排列的小规模断层，其水平断距往下逐渐增大。
（5）未震动层（未变形层）。
作者认为，上述层序可能是不同固结程度、不同原岩成分的沉积物对地震震动过程的不同反应。液化层原为泥质成分，基本上未固结，在地震震动后充分稀释、悬浮，然后相对快速再沉积而成；混杂碎块层是微固结或半固结岩石表层部分发生震动破碎，与母岩分离的结果；微褶皱层的形成是半固结岩石下部在地震震动下整体塑性变形的结果；微递变断裂层是半固结或一部分已固结岩石在震动下呈刚性破裂变形的结果。此外，如果对于固结程度相同的地层，在不同地震强度作用下，其形成的层序完整性和规模是不同的，一般来说，震级越大，层序越完整，规模越大，从液化层—微递变断裂层就越发育。当然，若一个地区发生多期地震或多次侵蚀，可形成在各种沉积深度上的层序重复或部分层序缺失。）相1：具有生物扰动的生物泥屑石灰岩相。此相包括正常的远洋沉积到半远洋沉积，代表正常缓慢、连续的盆地沉积（图117）。
相2：内碎屑副角砾岩（intraclastparahreccia）：常由水平状浅低角度展布的、无分选、圆度差的条块状内碎屑组成。其悬浮在砂屑灰岩基质中（下部可有支撑类型），常组成巨型层。此相被认为是强震震动导致的单一事件的反映，它也可引发海啸、回流和相应的浊流，形成不同的相序组合。浅震使早期石化层（几厘米厚，地层表面的远洋沉积）发生原地角砾化（自碎屑）。在自然界纯粹的原地角砾较为少见，因为后续的改造过程常常导致碎屑的完全破碎。碎屑化形成不久，由地震液化浅水砂组成的砂质浊流或者地震成因的悬浮状态重力流、海啸和暴风流的运移物很快会到达该地，并使其完全改变。
相3：块状至纹理层的砂屑石灰岩，为占优势的浅水颗粒与远洋化石的混合物。此相为相2自生碎屑角砾经改造后的粗粒钙质浊积层。
相4：砂屑灰岩—泥屑灰岩韵律层，砂屑灰岩、粉砂屑灰岩、泥屑灰岩交替出现，为砂屑重力流中细砾物质与正常远洋沉积交替沉积所致。每一交替旋回单元的下接触面为侵蚀面，向上为渐变接触。
此后，Roep和Events（1992）还研究了西班牙阿利坎特地区软沉积变形构造“枕状层”的地震成因。枕状层产生在早渐新世—晚渐新世钙质浊积层、泥灰岩和厚层碎屑流中。最好的出露点在上部的砂屑灰岩、浊积岩中，地震变形后为球形体，球体之间紧密，相互支撑，称“枕状层”，原始浊积结构尚能分辨出（如递变韵律、平行层理和薄泥夹层）。枕状层夹在未变形的沉积层（砂屑钙质浊积岩、远洋泥质和灰岩）中，上下层面平整，一般缺少泥质夹层。
枕状层虽然在某些方面具有相似性，又不同于其他变形，如滑移构造中的滑移球构造、旋卷纹层构造和球状、枕状构造。球状、枕状构造通常局限于一个砂层中。砂层常破裂呈球形，填充在下伏泥层中（图11。Davenport和Ringrose（1981）详细研究了枕状构造，发现当其随变形尺度的增大，而枕状构造的数目却减少，这和枕状层正好相反。该地层越向上变形扰动越大，而对于滑移和滑移球状构造来说，常常应向坡下方向显示出清晰的侧向位移。
在脱水作用下的完全变形的枕状层和非完全变形的枕状层和刚性变形的枕状层，其变形特征略有不同。
从枕状层软沉积变形特征（脱水和载荷、层形变形、正常未扰动沉积夹层等）来看，其成因可能为三种：地震震动、沉积超覆和滑移。Roep和Events（1992）着重分析了上述可能的成因，指出只有地震震动才能形成远洋特定的枕状层，是地震对原始软沉积层液化、脱水和破坏的结果。
张维吉（1991），王作勋等（1995），杜远生等（1999，2000），乔秀夫等（1996，1997，1999，2001），郭力宇等（1997a、b）对陕西洛南原陶湾砾岩中、华北中元古代地震机理研究所得到的新认识，丰富了对震动岩的沉积系列的研究。包括因地震作用而形成的所有碎裂化岩石及碎屑岩。既包括震积岩，也包括震碎岩及海啸岩、间接震动浊积岩、震火山岩等。前文也已提到要确定浊积岩系列是由地震引起并非易事，而一系列直接震动岩的出现也就顺带证实了间接震动岩—浊积岩的成因，这是很难得的（图119）。
1.第三纪泥砂质断陷沉积；2.二叠纪石盒子组砂砾岩；3.中寒武世楼村组灰岩及泥灰岩；4.早寒武世朱砂硐组白云岩；5.震积岩层位露头；6.震动岩及海啸岩层位露头；7.震浊积岩（狭义陶湾砾岩）；8.震火山岩（宝山沟组碱性火山岩）；9.正常背景沉积（大理岩及石英板岩）；10.晚元古代白术沟组板岩；11.中元古代高山河群砂质碎屑岩组合；12.印支期蟒岭二长花岗岩；13.洛河韧性剪切构造带；14.主推覆构造面；15.脆性正断层该作者指出（2010），根据地震震动构造可以进一步划分出震动岩有褶皱变形，且以不对称微褶皱为主（图111，图116）。还有岩石变形以脆性破裂为主的震裂岩（1），即自碎屑角砾岩：以长方形条带状白云岩等组成，因地震震动而破裂，有泥晶基质充填于角砾缝隙，位移不大，可以相互拼接。
此外还有海啸岩和震浊积岩：海啸岩位于震积岩层之上，有塑性砾状构造和被状微理层。
震浊积岩是一套由地震触发的水下钙质高密度重力流产物。泥石流沉积以砂砾质为主，基质为钙质。此套砾岩以白云质砾石为主，硅质砾石次之，圆—次棱角，但均被拉长呈扁平状（直径2—10cm），大者可达80cm，含量5%—25%，基本上为不饱和状态。在基质中呈支撑型，从粒序结构特征反映的是水道沉积特征。通过进一步对层序结构的时空分布分析，可以划分出扇顶、扇中和扇缘三个微相的沉积特征。
震火山岩：包括片理化粗面岩、粗面火山角砾岩（斑晶、块状基质，杏仁构造），角砾大者可达28cm×33cm，含55%—65%。
以上一整套震动岩沉积序列及其规律性组合，反映沉积环境和事件的变化过程，即地震首先震动原地沉积物（直接震动岩），进而触发海啸和水下斜坡重力流，导致间接震动岩产生。其后又接受正常堆积—稳定的泥灰质岩和泥砂质岩层，国多处震积岩沉积序列，其中，多个剖面皆显示震动岩—海啸岩—震浊积岩（间接震积岩）等。但以陕西洛南剖面最为完整，即直接震动岩—海啸岩—间接震动岩（震浊积岩）—震火山岩系列。
四、震动岩的识别区分震积岩与其他事件地层要具体分析。环境因素（构造环境、沉积环境）是主要依据之一。一般最完整的震积岩记录来自海盆及湖盆，因为只有在下垫面平坦的静水环境中才能更好地保留地震遗迹。其次是规模，如果一层未确定成因的混杂堆积在变形规模、厚度和侧向分布范围上，都大大超过其背景下一次浊流能产生的规模和厚度，自然地震成因触发的可能性就大得多。然后是考虑地震活动带，以及与沉积时期或以后不久相对应的断裂活动性，如考虑断块边界、板块接触带、海底（湖底）活动断裂带等。
除此之外，具体分析震积岩成因时，还要对原始坡度、水深、碎屑来源、沉积物的稳定性和成熟度进行分析研究。例如，如果原始地形坡度很小（排除物质侧向运移），水深也超过风暴波浪所能影响的深度（风暴岩只能形成在波浪影响深度之上），碎屑为内碎屑的原地系统，沉积物具有一定的稳定性（如有足够的时间固结等），这样的混杂堆积和变形属地震成因的可能性很大。
在生物遗体沉积方面也可以找出差别。在广泛保存有贝壳的地层中，地震成因的贝壳成堆聚集且凸面向下，这与任何流体作用方式（如风暴、海啸、洪积、浊积）下状态都不同，后者稳定态方向为凸部向上。在地震震动下，松散沉积表面悬浮起来，重的贝壳是首先沉积下来，且凸面向下。在黏土覆盖压实之前小的余震也可以把贝壳振动成堆。另一现象是重新沉积的头足类贝壳堆积成平行排列的脊状体，这是一种缺少振荡波浪的表现形式。在这种堆积中，贝壳定向很强，但它们的走向不平行脊向面而指向其他方向，为单级定向，与脊成一定角度，其特点符合水下海啸成因。因为海啸波长极长，只有贝壳群体的缓慢堆积和特殊定向才能表明特定的成因（图413）。
关于海啸对沉积均一底层水界面作用的研究曾观测到一些剖面中贝壳的奇怪排布，才提出海啸的解释。在一个岩层出露层面上，贝壳成行排列，也即是按照通常水波脊谷起伏所形成的排布状态。奇怪的是与通常情况下贝壳长轴平行于脊谷排列不同，贝壳长轴指向一个与脊成锐角的方位。对于这种现象的解释是，因海啸有极长的波长，其液体做圆周运动振动频率很慢，而传播速度很快，正是其在水底的传播，使得贝壳已经定向，而后波的作用逐渐将它们积累成行。
由上可知，最能区分震动岩和其他混杂岩类的标志是震动岩的层序以及各层单元特征。这些地层单元与普通的海底滑坡的不同在于有顶部的液化层（震动岩所特有）和缺少基底滑动面。震动岩在垂向上具有一套特定的层序，在侧向上无明显位移。震动岩一般厚度不大（指发生层），其下伏及上覆地层均为未受到地震影响的正常沉积，界面平整、清晰。震动微型断裂递变层可以看成是滑塌的雏形阶段，即在地震活动后，沉积变形又被“冻结”起来没有侧向移动，其能量消耗在对沉积物的改造之中。微型递变断层较小，一般仅几至几十厘米，断距往下逐渐增加，在数十厘米范围内消失，不进入下伏未震层（图116）。滑坡体中也有小型断层（重力断层），断面弯曲，凹面向上，而震动岩中小断面较平直。在微褶皱层中，其褶皱轴向指向盆地中心，在褶皱转折端的碎石可有填充楔，具张性性质，这和挤压状态下形成层面载荷变形和挤压变形（如冰川滞碛、泥石流层面挤压构造等）的性质不同。地震变形层与碎石楔的界面曲折，碎石多无定向，常和边界线相交（挤压成因的变形碎石多定向排列，平行于边界，尤其在靠近边界附近）。偶尔，震动岩中的微褶皱可能和滑塌、冰川、冻融等作用形成的褶皱相混淆，因为它们都可以是局限于发生在某一层内，没有脉状填充（此可以区别于成岩阶段后的构造变形），都有向盆地（或顺坡）倾伏的特点。其区别是滑塌等褶皱多涉及许多层，沉积物较厚（几十米常见），岩性杂，多局限于滑塌体前缘，一般具有基底滑动面，有时有滑动擦痕，侧向上有明显位移。冰川流动挤压形成的褶皱具有一定方向性，并伴有小型的逆冲断裂（图341）。而冻融作用力来自上、下两个方向的挤压，形成的褶曲两侧比较对称，连续性好。在碎块层中，粒度略呈正向递变，其成因类似于竹叶状灰岩，碎块为内碎屑，未经搬运，形态以次棱角状为主。
混杂堆积类型之一的震动岩分布在特定的沉积和构造环境中，本身也构成一个小小的家族，均具有特定的结构、构造、层序和相序。分析和辨认这些结构和构造，有助于区分震动岩和其他混杂堆积。其实，在判别震动岩的成因时，成因—环境原则也十分重要。
研究震动岩具有理论和实践上的意义。在理论上，为复原古地震活动的区域（沉积、构造）环境提供理论指导；同时，区分震动岩和其他“事件地层”以及研究它们之间的关系，可以帮助我们了解古地震灾害系统发生的类型、频度、强度和分布特征，弥补我们现今资料的不足，提高对现今地震区域活动特征的认识水平。在实践上，对震动岩的沉积、变形构造和液化特征的研究可以帮助我们了解地震发生的地震动力过程和成灾结果，为地质研究和地震稳定性研究提供依据。
最后还须指出，气下环境的地面在地震发生时，也应同样会造成直接震动岩。在平坦处它们应该能被保存；而在坡地地段则随崩落过程堆积于山麓，几乎不可能被单独保留，就像水下环境的间接震动岩一样。而从理论和实践两方面看，平坦处的气下直接震动岩是有可能被观察到的。但迄今仍付阙如，因为它们和风化过程在原地造成的碎屑很难区别。如果能有点预见性，事先设定某些区域的某一观测点，地震发生后则肯定能捕捉到气下直接震动岩的结构、构造特点等。
以上介绍突显了完整的震动岩沉积组合和层序，使对其时、空的规律性认识增强了。如郭力宇、甘枝茂等报道的关于陕南陶湾震积岩系列，表明早寒武纪地震作用下所形成震积岩系列，包括海啸岩、震浊积岩及震火山岩组合。
（第三节）震化岩——地震液化岩
本节将着重介绍近年来地震液化造成的系列混杂堆积现象（乔秀夫等，2001；杨晓燕，2003）。
一、地震砂土液化混杂堆积
当地壳震动而发生地震时，无内聚力的松散砂体粒间剪力使砂粒产生滑移，改变排列状态。如果砂土原处于非紧密排列状态，就会有变为紧密排列状态的趋势；如果砂的孔隙是饱水的，要变密实就需要从孔隙中排出一部分水；如果砂粒很细则整个砂体渗透性不良，瞬间震动变形需要从孔隙中排出的水来不及排出于砂体之外，结果必然使砂体中孔隙水压力上升，砂粒之间的有效正应力就随之而降低。当孔隙水压力上升到使砂粒间有效正应力降为零时，砂粒就会悬浮于水中，砂体也就完全丧失了强度和承载能力，这就是砂土液化（sandliquefaction）（图1112）（杨晓燕，2003）。
