碳酸盐岩的成岩作用

今天宠物迷的小编给各位宠物饲养爱好者分享碳酸盐岩成岩作用的宠物知识，其中也会对碳酸盐岩的成岩作用(碳酸盐岩的成岩作用类型)进行专业的解释，如果能碰巧解决你现在面临的宠物相关问题，别忘了关注本站哦，现在我们开始吧！

碳酸盐岩的成岩作用

碳酸盐沉积物在沉积期后的同生(准同生)、成岩阶段和后生阶段甚至表生阶段，均要发生显著而复杂的变化。这些变化不仅与沉积环境、沉积期后环境(或称为广义的成岩环境)有关，而且与孔隙的发育及控制成矿(包括油气、水及某些金属和非金属矿)有着密切的关系。碳酸盐岩的沉积期后变化可分为以下几类: 1.胶结作用 所谓胶结作用是指碳酸盐颗粒或矿物被粘结在一起，变成坚固**的作用。碳酸盐沉积物的胶结作用常是通过晶体在孔隙空间的生长、碳酸盐泥的压缩和质点间的压溶和新生变形作用来完成的。碳酸盐胶结作用的特点是沉积后可立即进行，时间短、成岩快、压实率较低(一般不超过15%)。按胶结作用发生的环境和流体性质，可将成岩环境划分为大气水渗流、大气水活跃潜流、大气水静止潜流、海水潜流、混合水和深埋藏卤水等成岩环境(图5－19)，不同成岩环境的物理化学条件和流体性质的不同，所发生的胶结作用方式、成分和类型也不同。 图5－19 成岩环境划分示意图(据Scholleetal.，2003) 2.压实作用 碳酸盐沉积物在上覆层的重荷压力下，发生水分减少、孔隙度降低、体积缩小进而变致密的作用称为压实作用。碳酸盐沉积物的压实包括单个颗粒体积的缩小、变形、破裂、颗粒定向、紧密填集和填隙物的体积缩小，以及整个沉积物的体积缩小和压溶，甚至碎裂作用等。 3.重结晶作用 重结晶作用是指作用前后矿物成分不变，但晶体大小发生了变化的作用，也可指矿物的多相转变作用(如文石到方解石的湿转变)即成分不变，而晶形和大小均发生变化的作用。福克(1965)把这两者统称为新生变形作用(neomorphism)，即广义的重结晶作用。 4.白云岩化作用 白云石对方解石或文石的交代作用，称白云石化作用，交代充分者称白云岩化作用。白云岩化是个非常复杂的理论问题，它牵涉到白云岩的成因，而且有重大的实际意义，因为通过白云岩化的减体积效应可增大**的孔隙度。理论上，由文石转化为白云石时通过晶体的体积缩小而产生6.15%的晶间孔隙，使**变得多孔，如考虑Sr2+被Ca2+取代时造成的体积变化，晶体的体积缩小或孔隙的增加还会略多一些;由方解石转化为白云石时，由晶体体积缩小而产生晶间孔隙理论上可高达14.81%，实际在10%～12%之间，使**变得更加多孔。因此，白云岩化作用非常有利于油、气、水的渗流储集和某些热流体沉淀的金属矿产的矿化。 由于白云岩化在目前模拟天然沉积环境的实验室条件下还未成功，其形成机理目前还不很清楚，因此，大多数研究者认为白云岩化是多种多样的，可发生在沉积期和沉积期后的不同阶段。目前，对引起白云石化的机理主要有两派意见，即咸水白云石化和淡水白云石化模式，后者还包含了与大气水有关的混合水白云石化模式。 (1)咸水白云石化模式 持咸水白云石化模式的学者认为:要发生咸水白云石化，必须具备以下几个条件: ■引起反应的水溶液的Mg2+/Ca2+比值>8.4，且CO2－3/Ca2+的比值高; ■要有比**或沉积物孔隙体积多上千倍的这样的水溶液通过碳酸盐沉积物或**，才能使原有物质发生白云石化; ■要具备使Mg2+集中或带入、使Ca2+带出的驱动力，才能使白云石化不断进行。 图5－20 咸水白云石化模式 发生咸水白云石化的环境干旱、蒸发强烈、水体盐度高、pH高、水浅的潮坪潟湖体系，其形成机理有回流渗透、咸化潟湖和蒸发泵等成因模式(图5－20)。 回流渗透白云石化模式 在蒸发潟湖中由于蒸发强烈，使潟湖中海水盐度增大，重盐水下沉，先通过文石和石膏的沉淀消耗了大部分的Ca2+和SO2－4，使重盐水的Mg2+/Ca2+比值和CO2－3/Ca2+比值增高，在重盐水向海方向的回流渗透过程中引起原CaCO3沉积物发生白云石化(图5－20A)。此作用多发生于同生、早期成岩阶段，并可延续到后生阶段。由回流渗透白云石化作用形成的白云石晶体有序度较低(白云石有序度:即白云石晶体中Ca2+、Mg2+、CO2－3分层排列有序的程度)。需指出的是，在诸多符合回流渗透白云石化模式的现代碳酸盐沉积区，想象中的白云石化作用并没有出现，而是仅发现了少量零星分布的白云石晶体，目前未确切证明这些白云石晶体是高Mg2+/Ca2+比值的重盐水回流渗透过程中交代CaCO3沉积物的产物。 咸化潟湖白云石化模式 在气候炎热干旱和蒸发量远大于降水量与海水补给量之和的咸化潟湖，高盐度和高Mg2+/Ca2+与CO2－3/Ca2+比值的海水达到可发生咸水白云石化的条件，故引起潟湖底CaCO3沉积物的白云石化(图5－20B)。此类型多发生于准同生阶段，所形成的白云岩多呈薄层状与膏盐共生互层或含有石膏结核，在区域上分布广泛，层位稳定，如中国南方中三叠统雷口坡组与膏盐互层的泥－微晶白云岩即为典型的咸化潟湖白云石化产物。 毛细管浓缩或蒸发泵白云石化模式 在气候炎热干旱和蒸发作用强的潮上带，海水不仅在海面上蒸发，也通过毛细管作用泵汲到潮上带的陆地表面蒸发，结果潮上带沉积物孔隙中的海水盐度增高，使Mg2+/Ca2+、CO2－3/Ca比值增高达到了发生咸水白云石化的条件，故引起潮上带CaCO3沉积物的白云石化(图5－20C)。此类型也多发生于准同生阶段，所形成的白云岩多呈薄层、有暴露标志、与膏盐共生或含石膏结核。由于此类型白云岩在波斯湾阿布扎比的现代萨布哈地区的碳酸盐沉积物中广泛发育。萨布哈(Sabkha)为一阿拉伯术语，系指**面以上，常发育有盐沼池的干燥海岸平原，因此，萨布哈也就成为蒸发泵白云石化模式的代名词。 (2)淡水白云石化模式 调整白云石化 古德尔和加曼(Goodell and Garman，1969)对巴哈马滩安德罗斯岛上一口深井进行详细研究后，提出了调整白云石化的机理。该机理认为在大气淡水的影响下，原碳酸盐沉积物或**中的富镁成分，通过淋滤、溶解和交代作用，在成分上进行重新调整和组合，使原始物质的某些部分发生白云石化作用，从而生成白云岩。这种调整白云石化作用所需的镁不是外来的，而是本层物质中调整出来的，但它需要地壳上升、淡水参加淋滤溶解出镁，然后运移集中至下部或侧面，引起这部分的CaCO3物质发生白云石化。故刚开始时有淡水参加作用，属淡水白云石化模式，但后来还是要镁集中才发生白云石化，即又需有咸水白云石化的条件，故其实质为介于淡水与咸水白云石化观点之间的学说。这种白云石化白云岩常与受淋滤的多孔灰岩互层，与短期暴露或沉积间断有关，其白云石晶体的有序度也较高。 图5－21 混合水白云石化模式(据M.E.Tucker，1989) 混合水白云石化 此模式由巴迪奥扎曼尼(Badiozamani，1973)提出，通过理论计算证明，只要有5%～30%的海水和70%～95%的淡水混合，降低了盐度和Mg/Ca比值，减少了竞争离子(Sr2+、Na+、SO2－4、Cl－等)，放慢了结晶速度，反而更有利于规则有序白云石的形成，即也可发生白云石化(图5－21)。美国威斯康星的中奥陶统米林夫段块状白云岩和中国南方二叠系的白云岩，都被认为是典型的混合水白云岩化产物。巴迪奥扎曼尼等认为，由混合水白云石化形成的白云石晶体比咸水白云石化的晶体大、晶形好、有序度较高和切割力强(即能破坏其他颗粒)且无选择性，其白云石化的岩体常在陆表海的陆棚灰岩层中呈透镜状产出。这种白云石晶体有序度较高，即Ca2+、CO2－3、Mg2+分层排列较好。 需指出的是，自20世纪90年代以来，渗透回流和混合水白云岩化作用能否形成大规模的块状白云岩在欧美国家遭到广泛质疑，即使被作为混合水白云岩化典范的美国威斯康星州中奥陶统米夫林段白云岩，也已被重新解释为成岩埋藏过程中热液交代作用的产物，又如加拿大西部阿尔伯特深盆泥盆系和阿拉伯湾北部的油田中的白云岩储层，以及包括川东上石炭统黄龙组白云岩储层、川东北上二叠统长兴组礁滩相白云岩储层及上三叠统飞仙关组鲕粒白云岩储层等许多大油气田的白云岩储层，都被重新解释为构造控制的热液白云岩储层，而这些储层以前都被解释为混合水成因的。显而易见，对混合水白云岩化模式有必要进行重新评估。而早期不被重视的“埋藏压实白云岩化”、“构造和热液白云岩化”，以及“生物成因白云岩化”等模式和成因观点被越来越多的地质事实所证实。 5.去白云石化作用 白云石被方解石交代的作用叫去白云石化作用，去白云石化证据和特征主要有如下几点: ■在方解石大晶体内有未完全交代的白云石残余物，呈嵌晶结构; ■方解石具白云石菱面体假象; ■交代残余物中含有以前的菱面体白云石晶体假象，呈**铁的环带出现，或者在新生的方解石晶体内保存有白云石菱面体的残余形迹; ■去白云石化的方解石晶体一般大而明亮; ■去白云石化常伴随有淋滤、溶解作用，并产生菱形孔，也可增加**的孔隙率。去白云石化常与硫酸盐离子存在有关: CaMg(CO3)2(白云石)+CaSO4·2H2O(石膏)→2CaCO3(方解石)+MgSO4+2H2O 故去白云石化主要发生于含膏白云岩或有石膏夹层的白云岩地区，多在近地表环境退后生阶段发生，也可在深埋藏阶段由于去膏化引起去白云石化。另外，含黄铁矿的白云岩出露地表时，由黄铁矿**产生的SO2－4离子，也可引起局部的去白云石化。去白云化强烈时，可形成次生石灰岩，如川东上石炭统黄龙组下部的次生石灰岩，保存有良好的白云石菱面体晶体结构和萨布哈环境特有的斑马构造和铁丝鸡笼构造。 需指出的是，成都理工大学黄思静教授的去白云石化实验结果(实验前和实验后流体中的Mg2+离子含量没有明显变化)，并不支持白云石与含膏之间的化学反应式，但却发现含有SO2－4离子的流体明显加快了白云岩的机械分解速度，其机理目前还不清楚，但可以肯定的是含有SO2－4离子的流体有利于去白云石化，这也应该是萨布哈环境容易发生去白云石化作用的主要原因。 6.去膏化作用 石膏、硬石膏晶体被方解石交代后仍保持石膏、硬石膏晶形的作用，称去膏化作用。去膏化常与地表淡水和细菌作用有关，其反应式为: 6CaSO4(硬石膏)+4H2O+6CO2→6CaCO3(方解石)+4H2S+11O2+2S(自然硫) 去膏化的鉴定特点为:粒状方解石或舌状、囊状、放射状方解石集合体呈石膏晶体的假象或石膏结核的假象。

碳酸盐岩成岩环境是什么？

碳酸盐岩成岩环境
1、近地表成岩环境：
●海洋潜水带
海洋潜水带指温暖浅海（水深<100m），其中的沉积物或**中的多余孔隙空间都为正常海水所填充。
（1）活跃的海洋潜水带：水运动与其他作用（如光合作用生物的呼吸，CO2去气，细菌活动等）伴生，导致胶结作用。胶结物主要为镁方解石和文石。
（2）停滞的海洋潜水带：水通过沉积物的运动相当缓慢，胶结作用很少发生。。
●混合带
位于海洋潜水带和淡水潜水带之间。海水与淡水的混合可以形成一种对方解石稍微不饱和，而对白云石过饱和的溶液。在水循环良好的混合带环境中可以发生白云岩化（Badiozamani,1973）。
●淡水或大气潜水带
位于渗流带和混合带之间。所有的孔隙均为含有液碳酸盐的大气水充满。潜水面的顶部以海平面为界。
（1）未饱和带：对CaCO3不饱和大气水进入潜水带，便开始（或继续）溶解沉积物，产生类似于渗流带的晶洞或印模孔隙。
（2）活跃的饱和带：水对于CaCO3饱和，导致方解石广泛的胶结作用。胶结物为粒状方解石。
（3）停滞带：存在于大气淡水潜水带的较深部位和干旱气候条件下。水循环缓慢，几乎无胶结作用发生。
●淡水或大气渗流带
位于地表之下和潜水面之上的近地表带。隙空间既可以以空气为主，也可以以水为主。该带的水通常是大气水（雨水），对CaCO3不饱和。溶解是渗流带的主要特征。渗流带达到饱和后，就可以通过蒸发作用或CO2的去气作用使方解石沉淀下来。
（1）溶解亚带
任何形式的碳酸钙都可以发生溶解。胶结作用主要发生于空气与**界面处。
（2）沉淀亚带
位于渗流带的下部，以胶结作用为主。如果孔隙水以弯月状分布于颗粒之间，那么胶结物将具有新月型的组构特征。如果水以悬滴状挂在于颗粒的下面，那么将形成悬挂型胶结物。该亚带的胶结物通常以细小等粒状的方解石为主。
2、**成岩环境
**埋深的成岩环境中发生的主要成岩事件包括：
（1）沉积物的压实作用和流体排出；
（2）某些矿物和有机质的热成熟；
（3）缝合作用；
（4）白云岩化作用，尤其是沿断层和礁缘；
（5）邻近缝合线的胶结作用；
（6）裂隙作用；
（7）沿缝合线的白云岩化作用和新生变形作用；
（8）次生孔隙的形成；
（9）石油运移

碳酸盐岩储集空间发育控制因素

控制碳酸盐岩储层发育的主要因素有沉积相、成岩环境、成岩作用、**类型及构造作用等因素。 1）沉积相对储层的控制。沉积相对储层的发育起着至关重要的作用，它不仅控制储集岩的分布，也控制有利于储层发育的某些成岩作用的发生和发展。 有利储层发育的相带有潮间—潮下高能带，按地理位置分布有台地前缘斜坡相、台地边缘生物礁相、台地边缘浅滩相。此外局限海台地相（潟湖相）、台地蒸发相可发育白云岩孔隙层。 有利储集相带可以细分至微相，如生物礁相中以礁核亚相储集性能最好，生物骨架孔隙最发育，孔隙度可达35%以上。礁核亚相还因生物种属的差异和发育程度的不同，各微相的孔隙发育程度有较大的差别。 2）成岩环境对储层的控制。有利的成岩环境首先具备白云石化条件和有利于溶蚀作用发生和发展的层间流体。前者要求有孔渗较高的碳酸钙沉积物作为Mg2＋的交代对象，层间流体必须能溶解碳酸钙并能释放Mg2＋，并且通过沉积水体时有一定的动力压差，白云石化才能顺利进行；后者要求地层水中有足够的CO2和有机酸加入，使地层水保持一定的酸度，这样才能溶蚀方解石、石膏和其他颗粒，形成溶蚀溶洞，酸性介质丰富程度对孔隙发育好坏起着决定性作用。 如果环境中咸化度太低，则不利于白云石化的进行；酸度太低，则不利于溶蚀作用的进行。没有白云石化作用和溶蚀作用，**不会有好的储集空间，也就不能形成好的储集岩。 3）成岩作用对储层发育的影响。多次叠加的各种成岩作用是影响和改造储层发育的关键，这是因为多期胶结作用和贯穿始终的压实作用不仅使原生孔隙基本消失，对次生孔隙也有堵塞和限制作用。 通过剖面和有关钻井资料分析，与储层发育关系最大的成岩作用有三种：①表生溶蚀、淋滤作用可以形成大量溶蚀角砾岩；②中晚期白云石化作用形成晶间孔，溶蚀作用形成各种溶孔溶洞和溶缝；③构造作用不仅增加**孔隙性，同时能促进溶蚀作用的发展。 4）**类型对储层发育的影响。不同类型**孔隙度可以相差很大，灰岩类孔隙度明显没有白云岩类孔隙度高，被改造的白云岩孔隙度比没有改造的白云岩孔隙度高，最好的是溶孔砂屑粉晶云岩，次为各种白云岩类和溶蚀白云石化颗粒灰岩，正常未白云石化和溶蚀的鲕粒灰岩及没有被改造的其他灰岩孔隙度则较低，说明**类型对储层发育的影响也是不可忽视的。 5）构造作用对储层发育的影响。由构造运动形成的张开裂缝是控制储层发育的重要因素。构造运动使地层抬升、褶皱，形成断裂、裂缝，裂缝首先改善了孔隙层的渗滤能力，其次裂缝本身也是储集空间，另外地表水可沿断层和张开缝深入**溶蚀改造储层。如孔隙层和网状裂缝都较发育，就可能获得较大的储量；如发育孔隙层而裂缝不甚发育，则气藏产量及储量就小得多。

成岩作用的影响因素

通过前期对本区浊积砂体的成岩作用类型、成岩演化特征及成岩作用阶段等的研究，认为该地区成岩作用主要受砂体埋藏深度影响，此外，碎屑岩的成分、结构、构造等因素的影响也很显著，而区域构造背景、构造作用则主要是在更高层次上控制着各类砂体的成岩演化。 1.埋藏深度对成岩作用的影响 砂体埋藏深度决定了其所处的古地温和压力，压力的大小又决定了机械压实甚至压溶作用的强度。古地温则对有机质演化、**流体与**的相互作用过程有显著的制约作用。广利西部地区沙三中亚段成岩作用发生序列（表5-3）就较好地说明了这一点。 表5-3 沙三中亚段成岩作用发生的序列 2.碎屑的成分、结构、构造等因素对成岩作用的影响 研究区碎屑储集岩成分成熟度普遍较低，这就为溶解等成岩作用提供了有利条件。例如，研究区滑塌浊积扇砂体储层以岩屑长石砂岩、长石细砂岩、岩屑细砂岩为主。碎屑颗粒主要成分为石英、岩屑、长石，石英含量较高，最高含量为78%，一般高于50%；长石和岩屑含量相对较低；长石（斜长石和钾长石的总和）最高含量为40%，一般在15%～35%；岩屑主要为细粒石英岩岩屑、变质石英岩岩屑、中酸性喷出岩岩屑和泥质岩屑，最高含量为35%，一般在10%～30%。不稳定组分长石＋岩屑约占30%～50%。不稳定组分的存在为溶解等成岩作用的发生提供了有利的条件。 粘土杂基对成岩作用的影响也较明显。在合适的条件下，富杂基的碎屑岩经过一系列成岩作用后，也可能孔隙度很高，其原因为：颗粒周围粘土薄膜的存在阻止了胶结作用和晶粒的生长，使孔隙得以保存，并为后期酸性流体提供了通道，使杂砂岩也得到溶蚀改造。当粘土含量很小时，砂岩中常见早期胶结十分发育，这是因为粘土含量小，砂岩就有良好的通道，便于流体运移，常出现早期碳酸盐胶结和石英加大硅质胶结，但如果早期胶结物含量过高形成嵌晶式，堵死孔喉，不利流体后期改造则形成致密储层。 碎屑岩中碎屑颗粒的分选及粒度对成岩作用也有一定的影响。研究区碎屑岩中颗粒分选及磨圆普遍较差，原生孔易被压实作用所降低，这在一定程度上影响了原生孔隙的分布。 3.沉积相对成岩作用的影响 不同的相带发育不同的岩相，不同的岩相具有不同的岩矿组成和不同的**结构，因而对后期的成岩演化产生重要的影响。本区规模较大的扇形滑塌浊积砂体可分为中扇、外扇，物性最好的是中扇辫状水道砂体，物性最差的是外扇微相；而分布范围较小的无根式透镜状滑塌浊积砂体可分为中心微相和边缘微相，中心微相的孔渗性明显好于边缘微相。规模较大的湖底扇亦可分为中扇、外扇，物性最好的是中扇辫状水道砂体，物性最差的是外扇砂体。分析其原因主要是粗相带易受有机酸的影响，易形成酸性成岩环境，有利于溶解作用的进行；而细相带由于杂基含量高，不仅经受的压实作用强，而且由于水流不畅，粗相带的碳酸盐等溶解物也容易在此汇聚沉淀，堵塞粒间孔隙。 4.构造活动对成岩作用的影响 构造除了通过控制沉积作用而间接影响成岩作用外，不同规模的构造裂隙还通过控制地层流体运移较直接地影响成岩作用。 研究区目的层段沉积时期（沙四上亚段—沙三中亚段沉积时期）以强烈的基底沉陷为特征，伴随济阳运动Ⅰ幕发生，构造运动加剧，沉降幅度大，湖盆水位逐渐加深，盆地主断层均处于发育的高峰期；在沙三下亚段—沙三中亚段沉积时期，由于陈南大断层的活动及古近纪早期塑性地层上拱的共同作用，**背斜带进一步向上拱张、断裂，导致研究区（东营凹陷的东部）断裂活动进一步加剧。 大规模的构造运动的发生不但促成了大量的浊积扇体的发育，而且还加速了该区成岩作用。 5.超压、高温以及烃类早期注入的影响 研究区大约在2550m以下的地层中广泛存在异常高压，超压对成岩作用的影响主要表现在两个方面：①超孔隙流体压力可以通过降低有效应力的方式来减缓甚至抑制压实作用的进行；②异常高压带为封闭或准封闭的温压和流体体系，随着烃类的生成和粘土矿物的大量脱水，酸性组分释放出来并溶于孔隙水中，降低了孔隙水的pH 值，导致各种可溶组分的溶解作用增强。 古地温对有机质演化、**流体与**的相互作用有显著的制约作用。一方面温度决定了有机质生烃、排烃和有机酸大量生成的时间；另一方面温度升高可改变矿物的稳定性和孔隙水的化学性质，从而影响各种成岩矿物的形成和转化；因此，地温的高低对成岩演变速率具有控制作用。整个东辛地区地温梯度都较高，加速了有机质演化速率，降低了生、排烃门限，使有机酸和二**碳能及早地进入临近的砂体中，加速了砂岩中水－岩反应速度，有利于溶蚀作用的进行。再者，高温也有利于形成的油气进入储层，对成岩作用具有抑制作用。 孔隙流体流动是影响成岩作用的关键因素，胶结作用充填孔隙与溶解作用产生孔隙是一对相互对立又彼此关联的成岩作用类型，它们都需要孔隙水的参与，只有孔隙水流动带入或带出离子物质，这两种成岩作用才能持续进行。烃类的早期侵入使储层中孔隙水的流动受到抑制，甚至停止，阻碍了胶结物质的来源，从而使成岩作用减慢。研究发现，同一砂体含油部位中晚期方解石的胶结作用一般不发育，孔隙度高；而不含油部位胶结较发育，孔隙度低，甚至形成致密层。

什么是成岩作用

形成**的各种地质作用的统称。如岩浆成岩作用、变质成岩作用、沉积成岩作用、花岗岩化作用、混合岩化作用等。通常所说的成岩作用是指沉积物沉积后至**
固结，在深埋环境下直到变质作用之前发生的物理、化学的变化，以及埋藏后**又被抬升至地表或接近地表的环境中所发生的一切物理、化学变化。直到固结为岩
石以前所发生的一切物理的和化学的（或生物）变化过程。一般包括沉积物的压实作用、胶结作用、交代作用、结晶作用、淋滤作用、水合作用和生物化学作用等。这些作用通常是在压力、温度不高的地壳表层发生的。

砂岩和粘土岩的主要成岩后生作用有哪些？

成岩蚀变作用，溶解作用，重结晶作用

碳酸盐岩的结构、构造及孔隙

（一）结构 不同成因类型的碳酸盐岩具有不同的结构类型，主要与**的形成作用及沉积环境有关。归纳起来可有下面几类。 1.晶粒结构（结晶结构） 由结晶的碳酸盐矿物颗粒组成的结构。这是由化学、生物化学作用沉淀成的石灰岩，蒸发型原生白云岩、强白云岩化石灰岩及白云岩，强重结晶的石灰岩、白云岩等**具有的结构。根据结晶颗粒的大小可分出不同的结构类型，如砾晶、砂晶、粉晶、泥晶等（表8-9）。 表8-9 粒晶的结构类型 2.生物结构 由原地生长的造礁生物，如珊瑚、海绵、苔藓虫、层孔虫及藻类等形成的礁灰岩所具有的结构。它是原地固着生长的生物构成骨架，在其间隙中被其他生物或其他碎屑和基质所充填或由化学沉淀物质胶结而成。 3.碎屑结构 由于流水和波浪而产生的机械搬运和沉积作用所形成的石灰岩和白云岩常具有与陆源碎屑**类似的结构，称碎屑结构或粒屑结构。 碳酸盐岩的碎屑结构可分为四个组成部分：颗粒，泥晶基质，亮晶（淀晶）胶结物，孔隙。 （1）颗粒（粒屑、异化粒） 碳酸盐岩中的颗粒与陆源碎屑岩中的砾石、砂粒和粉砂相似，但它不是陆源的碎屑物质，而是在沉积盆地内部由化学、生物化学、生物作用以及波浪、流水的机械作用形成的颗粒。颗粒主要有五种类型：内碎屑；生物碎屑；鲕粒；球粒；团块。 1）内碎屑：是早已沉积于海底、弱固结的碳酸盐沉积物，经岸流、波浪或潮汐等作用剥蚀出来，并再沉积的碎屑（图8-21）。内碎屑按直径可分为如表8-10所示的类型。 表8-10 内碎屑按直径大小划分 图8-21 内碎屑 （据冯增昭，1994） （a）砾屑，砾屑石灰岩，河南登封下寒武统馒头组，单偏光，×50；（b）砾屑，竹叶（状砾屑）石灰岩，***乌海上寒武统固山组，放大机直拍，×6；（c）砂屑，砂屑石灰岩，安徽淮南下寒武统毛庄组，单偏光，×50；（d）粉屑，粉屑石灰岩，安徽淮南下寒武统馒头组，单偏光，×50 2）生物碎屑：指生物化石的碎片或者经过搬运的非原地生长的完整化石。碳酸盐岩中常含有数量不等的生物组分，有的石灰岩几乎全由生物及生物碎屑组成（图8-22）。在碳酸盐岩中，生物组分相当于其他**中的“造岩成分”，应给予足够的重视。 3）包粒：是指外形呈球状或椭球状，内部有核心，围绕核心具同心纹状或放射状的包壳的颗粒。包粒直径小于2mm的球形到椭球形的颗粒称为鲕粒，大于2mm的称为豆粒。鲕粒的核心可以是陆源的粉砂，如石英、长石或小的内碎屑、生物碎屑等，有时也可以是空心的。包壳可以出现单一的同心圆状或放射状构造，也可以两种构造相互交替。关于鲕粒的成因，有无机沉淀说和有机成因说两种：有机成因说认为鲕粒是一种死了的藻体或者是细菌生命活动的产物；无机成因说认为鲕粒是在温暖或湿热的气候、地形平缓、动荡的浅海条件下从胶体溶液中沉淀的，而且认为纯的胶体溶液中产生放射状包壳；不纯的胶体溶液产生同心层。 图8-22 骨骼颗粒 4）团粒：或称球粒，是由泥晶碳酸盐矿物组成的颗粒。一般呈卵圆形，内部结构均匀，表面光滑。团粒在**中常成群出现，大小约在0.03～0.2mm之间。它是由骨屑、藻尘、生物粪粒或化学沉淀的泥晶方解石或文石发生凝聚后经流水搬运滚动而成（图8-23）。 5）团块：是具不规则外形和无内部结构的复合碳酸盐颗粒，内部可包裹小生物、小球粒等，并常由蓝藻粘结（图8-24）。 图8-23 球粒 图8-24 团块 （2）泥晶基质 是沉积盆地内部形成的成分单一的碳酸盐软泥，与碎屑岩的杂基相当。但它不是陆源的，而是盆地内形成的细小的碳酸盐泥屑。碳酸盐泥具有泥晶或微晶结构，晶粒小于0.03mm（Ф＞5），充填于颗粒组分之间，对颗粒起某种胶结作用。根据具体成分，可分为“灰泥”和“云泥”。灰泥是方解石成分的泥，也称为“微晶方解石泥”；云泥是白云石成分的泥。 布拉特（Blatt，1972）认为碳酸盐泥（泥晶）的可能成因与来源有以下4种： 1）较大的碳酸盐颗粒，经波浪和水流的机械磨蚀作用而形成。 2）生物磨蚀作用，当生物吃下较大的碳酸盐颗粒后，在体内将它消化磨成粉末而成。 3）由海水直接发生无机化学沉淀所产生的泥状文石针。 4）钙质藻类组织内的针状文石，腐烂后分离而形成文石针泥。 泥晶基质具有典型的泥状结构，易与晶粒较大的亮晶碳酸盐胶结物区别。然而，当泥晶基质重结晶成较大的晶体后，变成新生亮晶碳酸盐矿物时，则与亮晶胶结物较难区别。这种现象，在时代较老的碳酸盐岩地层中十分常见。 （3）亮晶胶结物 又称淀晶胶结物。它是充填于碳酸盐矿物颗粒间隙中的化学沉淀物质（图8-25），对颗粒起胶结作用，相当于碎屑岩中的化学胶结物。亮晶方解石（白云石）晶粒常大于0.01mm。按其成因特征可分为以下几类。 图8-25 亮晶结构物的几种类型 （据孟祥化，1983，略有修改） g—颗粒组分；s—亮晶胶结物；m—泥晶基质。再生边型中的g为海百合单晶，点线边缘为其单晶化石轮廓；渗流砂型中的m为泥、粉屑渗流充填物，上部s为亮晶；世代型中s1为第一世代亮晶，s2为第二世代亮晶图中的标尺长为0.5mm 1）粒状亮晶胶结物：由等轴粒状亮晶方解石组成（不是微晶基质重结晶的方解石晶体），晶粒大小为0.01～0.03mm，晶体明亮干净，多为贴面结合。根据对现代和古代海滩岩、鲡粒灰岩的研究发现，淡水胶结环境多形成粒状亮晶胶结物，尤其是在淡水渗流带与潜流带之中。 2）新月型亮晶胶结物：这是一种仅仅产生在两个颗粒接触处的触点胶结物。其特点是胶结物的矿物集合体外缘常形成向内弯曲的新月形。这种亮晶胶结物类型是陆上渗流带的特点，是早形成的胶结物受大气淡水改造后形成的。在干燥气候、蒸发强烈的地区，如潮上带萨布哈，有浓度大、相对密度大的盐水渗流，也可以在颗粒间形成新月型胶结物（图8-25（a））。 3）重力型亮晶胶结物：这种胶结物又称为悬挂型亮晶胶结物，通常位于一些大颗粒的下方，系由于渗流带孔隙水受重力作用集中而悬挂在颗粒的下方，在该处结晶出亮晶胶结物。此种结构的特点是只在颗粒下方才有结晶出的亮晶胶结物，而颗粒上方没有或很少有胶结物（图8-25（b））。重力胶结物的成分一般为粒状亮晶方解石，但是在干燥区当有盐水渗透时，也可产生化学沉淀的泥晶方解石、文石或白云石。 4）渗流砂型亮晶胶结物：“渗流砂”是邓哈姆1969年提出的，是指碳酸盐岩的原生或次生孔隙中，充填着一种粉砂级的碳酸盐沉积物，结果在孔隙壁上形成亮晶，中间为泥屑、粉屑或细小生物碎屑；或者在孔隙底部形成泥粉屑，上部形成亮晶（显示底构造），内部沉积物有时还显微层理构造（图8-25（c））。这种类型的亮晶胶结物是早期成岩阶段，当碎屑沉积物处于渗流带时，上部渗流水携带的粉屑物质充填于粒间孔隙，或是当沉积物暴露于大气水中时，渗流带淡水沿孔隙渗滤、溶解，携带的粉屑物质充填孔隙而形成。 5）再生边型胶结物：又称为次生加大胶结物或共轴生长、共轴增生。此种类型类似于砂岩中围绕石英颗粒的再生加大现象。在碳酸盐岩中常见方解石（或文石、高镁方解石）围绕海百合、海胆、介形虫、有孔虫、软体动物壳等生长，并依生物壳内矿物晶体的结晶轴方位继续向外生长。例如，生物壳内为单晶高镁方解石，则其外增生的晶体也为单晶，并且光性方位一致；如果生物颗粒是纤状和玻纤状，则其外增生部分亦为共轴的纤状和玻纤状方解石（图8-25（d））。 6）世代型亮晶胶结物：颗粒间孔隙胶结物晶出时，由孔隙壁向孔隙中心晶体变粗，出现世代胶结物（图8-25e））。海底胶结作用中，颗粒间胶结物常出现一、二、三个世代：第一世代方解石（原为文石或高镁方解石），呈小针状或小马牙状（栉壳状）垂直颗粒表面生长，它是不含Fe2+、高镁、纤维状或刃状、富含有机质的晶体，是早期成岩阶段海底胶结作用的产物；第二世代方解石常呈现较大的粒状亮晶，生长于第一世代晶体的外侧，常是含Fe2+、低镁、粒状、不含有机质的晶体，是晚期深部成岩作用阶段的产物；若颗粒间还存在孔隙，有时在粒间孔隙中心还可长出更大的第三世代的晶体。在淡水潜流带的胶结作用中，颗粒间的胶结物也可出现世代现象。第一世代常生长在颗粒上，形成片状晶组成的等厚方解石环，或者长成细小菱面体的方解石。第二世代的晶体更粗大，为明亮的淡水方解石。 7）等厚环边片状亮晶胶结物：是指亮晶方解石以等厚环边分布在颗粒上，由等厚的纤片晶体交汇形成多角形的边界。这种胶结物类型是海水和淡水潜流带胶结物的一种特征，但是淡水潜流带的等厚边胶结物是方解石，而海水潜流带的等厚边胶结物是高镁方解石或文石（图8-25（f））。 在碳酸盐岩中区别泥晶基质（灰泥）或亮晶胶结物有重要意义。因为它们能反映沉积环境的水动力条件。泥晶基质的存在说明**是在水动力条件微弱的静水环境下形成的，亮晶胶结物则表明是介质动荡的环境。因为强的波浪、潮汐或岸流等能将内碎屑颗粒的泥晶基质冲洗干净，富含CaCO3的水溶液于成岩期在颗粒间隙沉淀结晶成明亮的方解石晶体。 沉淀的亮晶胶结物与重结晶的泥晶基质的主要区别点如下： 1）亮晶方解石或白云石晶体明亮干净，而重结晶方解石常较浑浊而微带褐色。 2）亮晶晶体与颗粒之间的接触界线明显，多是突变接触，不破坏颗粒边界，重结晶的灰泥与颗粒界线不清，可破坏颗粒边界。 3）亮晶晶体常呈栉壳状沿颗粒边缘分布，出现世代特征，有时亦可呈晶粒结构，但晶体间的接触界面是平直的。重结晶的泥晶晶体之间接触界面则多呈不规则状。 4）在一块**中，亮晶的含量少于颗粒含量，一般在30%～40%以下，并且分布于磨圆度高、分选性好的颗粒之间。重结晶的泥晶基质含量较高，常可多于颗粒的数量。 （4）孔隙 与砂岩相比，碳酸盐岩的孔隙在结构、类型和成因及分布上更为复杂，它不仅影响油气的储集，而且也会影响某些金属矿的富集作用。碳酸盐岩的孔隙主要分为原生孔隙和次生孔隙两大类。 1）原生孔隙：在沉积时就存在或产生的孔隙，可见以下几类： a.粒间孔隙，存在于碳酸盐颗粒之间的孔隙，其形态类似碎屑岩的砂粒间孔隙，但更复杂。按颗粒类型不同可有鲕间孔、砂屑间孔、砾屑间孔、生物间孔等。 b.遮蔽孔隙，由于大颗粒（如生物）的遮蔽，使其下无沉积物保留的孔隙。 c.粒内孔隙，存在于碳酸盐颗粒本身之内的孔隙，如生物（腹足、瓣鳃、介形虫等）体腔孔。 d.生物骨架孔隙，为生物礁灰岩所常具有。 e.生物钻孔孔隙，即虫孔构造之未被充填者。 f.鸟眼孔隙，未被充填的鸟眼构造。 2）次生孔隙：即沉积之后，在成岩后生及表生阶段的改造过程中产生的孔隙。 a.粒内溶孔，为形成于颗粒内部由溶蚀作用产生的孔隙。 b.铸模孔，当溶蚀作用继续进行时，粒内溶孔进一步扩大，直到把整个颗粒或晶粒全部溶蚀掉，而保留一个与原颗粒形态和大小一样的孔隙时，便称为溶模孔隙或铸模孔隙。常见的有鲕模孔、生物铸模孔及石膏模孔。 c.粒间溶孔，不是原生的，而是由次生溶蚀作用产生的粒间孔隙。 d.晶洞孔隙，多存在于晶粒状白云岩中的白云石晶体之间，是因石灰岩白云岩化而产生的孔隙。其孔隙小，但孔隙度可很高。 e.其他还有溶孔、溶洞、溶沟等。 4.残余结构 碳酸盐岩形成后，由于交代作用的影响，常形成多种交代残余结构。如由白云石化作用而形成的白云岩常具石灰岩的各种原生结构，如残余碎屑结构、残余生物结构……等。 （二）构造 碳酸盐岩的构造也很复杂，它与沉积环境和成岩改造作用有关。在碎屑岩中能见到的构造在碳酸盐岩中几乎都能见到，另外还有碳酸盐岩特有的一些构造。下面只介绍几种特殊的构造。 1.叠层构造 特征的是叠层石。它是由蓝绿藻细胞丝状体或球状体分泌的粘液，将细屑物质粘结再变硬而成。它的生长由于季节变化而形成两种基本纹层。 1）富藻纹层：又称基本暗带，较薄（0.1mm）。在藻类繁殖季节，沉积物中藻体多，有机质高，色暗，主要由泥晶碳酸盐矿物组成。 图8-26 叠层构造 柱状叠层石石灰岩，柱高达2m；山东蒙阳汝南上寒武统凤山组 2）富屑纹层：又称贫藻纹层或基本亮带，较厚。在藻体休眠季节，沉积物中藻体少，有机质少，色浅。碳酸盐沉积物多，为亮晶方解石（或白云石）和微屑及少数粉屑、藻屑。叠层构造（图8-26）就由这两种纹层交替组成，并产生向上突起的纹理。有时在基本层内还有藻间孔隙，被亮晶或微晶-亮晶充填。 叠层构造常见于潮坪地区的潮下浅水环境的沉积内。叠层石的分布、多少及形态，受海水流速及沉积物搬运速度的控制。 2.鸟眼构造 图8-27 鸟眼构造 （据路凤香等，2002） 在泥晶、微晶（或球粒）白云岩或灰岩中，见有1～3mm大小、大致平行层理排列、似鸟眼状的孔隙，被亮晶方解石或硬石膏等充填或半充填的构造称为鸟眼构造（图8-27）。因为它们常成群密集出现，故又叫窗格状、筛状或网格状构造（孔隙），由于多在暗灰色基底上出现白斑点，故又称雪花状构造。在近代和古代碳酸盐岩中，常见有几种岛眼构造： 1）扁平、孤立的小孔，高1～3mm，宽几毫米。由露出水面的沉积层干涸收缩形成，多由气泡造成，即沉积物内原含气泡，后被亮晶充填。 2）孤立、多呈泡状的小孔，直径约1～3mm，多由气泡造成，即沉积物内原含气泡，后被亮晶充填而成。 3）在纹层状泥晶灰岩或白云岩中平行排列的鸟眼，基质是球粒状的，可见有孔内沉淀，具示底构造的充填物。系由干涸引起，在持续洪水与最大暴露面相结合的潮坪区内，发育最好。 伊林（1959）对鸟眼构造作了详细研究，他提出了六种可能的成因：①灰泥中的水滴；②灰泥中的气泡；③收缩；④藻类；⑤硬石膏；⑥成岩作用重结晶。多数人认为以收缩及气泡成因为主。 鸟眼构造多产于潮上带，少数在潮间带，而潮下带极罕见。若鸟眼孔内未被充填或后来受溶蚀而成窗格状孔隙，则可成为油气的储集空间。 3.示底构造 在碳酸盐岩的洞*中由沉积物特征不同而能指示岩层顶底的构造称示底构造（图8-28）。其洞*下部为泥晶、微晶碳酸盐矿物，上部为亮晶碳酸盐矿物，两者交界面平直。各界面又均与岩层面平行。两者界面代表了当时的沉积界面，或沉积间断面。在同一岩层中各个洞*的界面在方向上是一致的，既指示了层理方向，又指示了岩层的顶底面，故能够指示岩层的原始顶底方向。 图8-28 腹足类体腔中的示底构造 （美国佛罗里达，上新统—更新统，照片宽0.38mm） 4.缝合线 缝合线在碳酸盐岩中是最常见的构造。按其与岩层的产状关系可分为平缝合线（平行层理）、斜缝合线和立缝合线。 一般认为缝合线是在后生阶段由压溶作用产生的。一般是薄层灰岩、泥质夹层很薄的石灰岩中缝合线发育。若灰岩厚，或泥质夹层少，缝合线就少。 缝合线按大小可分为显缝合线和微缝合线，前者在**中肉眼可见，后者要在显微镜下才能分辨。微缝合线多产在两颗粒的接触点处，多绕过颗粒，少数穿过颗粒及胶结物，这可能是在成岩晚期阶段由于压实作用，在颗粒间接触点产生压溶的结果。

成岩作用

一、成岩作用阶段 成岩作用(Diagenesis)一词，最先由VonGümbel(1868)引入文献，但开始并没有引起人们的注意。后来，Walther(1894)在他著名的《LithogenesissderGegenwart》一书中重提这一术语，并给予严格的定义，成岩作用才为人们所接受。按照Walther(1894)对成岩作用的定义为:“**(即沉积物)在其沉积以后在没有经受压力和火成热的情况下，所发生的一切物理和化学变化。”一般将Walther(1894)的定义视为成岩作用的经典定义。然而，百余年来，人们对成岩作用的理解很不一致，概括起来主要有两种观点。 1.广义的成岩作用概念与成岩阶段划分 一些研究者认为，成岩作用应该是广义的，该作用应包括自沉积以后至变质和风化之前，所发生的所有对沉积物特征的改造作用。将成岩作用划分为早期、中期和晚期成岩作用阶段。 2.狭义的成岩作用概念与成岩阶段划分 持该观点的研究者将成岩作用的概念限制于由沉积物为上覆沉积掩埋开始，至转变成固结的**之前所发生的变化。按照这一观点，沉积物沉积下来至沉积岩的变质和风化作用之前所发生的变化为“沉积期后变化”，而“沉积期后变化”则是由一系列相继发生的作用或过程组成，即由同生作用、成岩作用、后生作用和表生作用组成。 ◎同生作用:指沉积物沉积下来以后，在与沉积介质还保持联系的情况下，沉积物表层与底层之间发生的一系列作用和反应。同生作用的深度下限一般不超过几十厘米。成岩作用是指松软的沉积物脱离沉积环境至固结成岩期间所发生的所有变化。一般情况下，沉积物被埋藏时，与底水隔离，沉积物的质点仅与孔隙水发生作用。此带的深度范围一般为1～100m。 ◎成岩作用:指松软的沉积物脱离沉积环境至固结成岩期间所发生的所有变化。一般情况下，沉积物被埋藏时，与底水隔离，沉积物的质点仅与孔隙水发生作用。此带深度范围一般为1～100m，最深可达300m。持续的时间介于1万年～100万年之间。 ◎后生作用:是沉积岩转变成变质岩之前所经受的一切作用。后生作用的深度下限可达10000m，持续的时间为104～108a。 ◎表生作用:是指沉积岩被抬生至近地表，在潜水面以下的常温常压或低温低压条件下，由于渗透水和浅部**水(包括上升水)的影响下而发生的变化。 显而易见，上述两种观点各有利弊，广义的概念简单明确，但过于笼统;狭义的概念阶段性清晰，但在实际研究中难以将各个作用截然分开。为了便于理解和应用，本书采用广义的成岩作用概念。 此外，在文献中尚经常提到自生作用和自生矿物。所谓自生作用是指特殊矿物的形成作用，在某种程度上是成岩作用的同义词(Pettijohn，1982)。自生矿物则是在成岩作用过程中新形成的矿物。 需要指出的是，成岩作用与热液作用、变质作用及其结果之间的界限是渐变的，很难做出严格的限定。同样，成岩作用、成壤作用、风化作用(包括**水的活动)也同样难以限定。如果沉积物没有经过搬运，则初期的风化作用和成壤作用都可以视为成岩作用的一部分，但沉积岩出露地表或经受的晚期风化作用不在其内(Lewis，1984)。 二、沉积物在成岩过程中的变化 沉积物在成岩过程中发生的变化是多种多样的。沉积岩无论在结构和矿物学上，还是在物理性质和化学性质方面都与其相应的沉积物有很大差别。下边以砂岩为例说明这种变化的特点。 ◎结构:矿物颗粒和晶体之间的结构关系是砂岩有别于沙的主要特征之一。原生的、可识别的结构被保存在非原生的物质之中。例如，砂岩中交代假象、幻影构造、孔隙充填、穿切、自形晶面和交织颗粒嵌晶等，显然这些结构在松散的沙中是不存在的。 ◎矿物学:在矿物学上，砂岩中存在着许多成分较纯和易溶矿物。例如，石英和其他矿物的次生加大边中一般缺乏晶体、液体和气体包裹体;自生长石往往是极纯的钠长石和钾长石;在一些砂岩中，甚至可出现在成岩作用过程中形成的石膏和石盐等易溶矿物。这些现象在砂质沉积物中是缺乏的。 ◎物理性质:由于受上覆沉积物荷载的影响，与沙质沉积物相比，砂岩的孔隙度和渗透率降低，而有效密度(BulkDensity)和地震速度都明显增加。 ◎化学性质:主要表现在砂岩中的孔隙流体成分和自生矿物的同位素成分都与其砂岩沉积物沉积时的沉积环境不相同。例如，砂岩可以成为石油和天然气储层，即砂岩的孔隙度流体为石油和天然气，但砂质沉积物的孔隙流体却不可能为石油和天然气。 三、主要的成岩作用现象 沉积岩的主要成岩作用包括压实作用、胶结(沉淀)作用、溶解作用、蚀变作用、交代作用和重结晶作用。 1.压实作用 压实作用是指沉积物在上覆沉积的重荷压力作用下，发生水分排出，孔隙度降低和密度增加作用。按照压实作用机制，压实作用可分为机械压实作用和化学压实作用两种类型。 ◎机械压实作用:主要表现为颗粒的重新排列、塑性变形和破裂。机械压实作用可改变沉积物中某些片状、针状和柱状颗粒的排列方向，使之垂直于压力方向排列。例如，页岩的页理及沿页理方向的易裂性，就是压力作用使片状矿物平行排列造成的。 ◎化学压实作用:亦称压溶作用。压溶作用是指在压力点处矿物的选择性溶解。压溶作用即可以发生在未胶结的沉积物中，也可以发生在已胶结的沉积岩中。①在未胶结的沉积物中，沉积物可通过颗粒表面滑动，当颗粒的重新排列和某些颗粒的破碎而达到紧密堆积之后，颗粒之间达到点接触。这时，上覆压力就通过颗粒接触处来传递。随着上覆压力的加大，就会发生晶格错位和溶解作用。随着溶解作用的加强，颗粒之间就由点接触，发展到线状接触、缝合接触和凹凸接触。这类压溶作用主要发生在石英砂岩中。②发生在已胶结的沉积岩中的压溶作用主要形成缝合线和压溶线。缝合线和压溶线都垂直于最大应力轴发育。该应力既可以是上覆压力，也可以是构造压力。缝合线和压溶线易于发生在富含黏土的碳酸盐岩中。 2.胶结作用 胶结作用是指从孔隙溶液中沉淀出矿物质(即胶结物)，将松散的沉积物黏结成坚硬**的过程。基本上是化学和生物化学作用，是中粗粒陆源碎屑岩(如砾岩和砂岩)和粒屑内源岩的主要成岩作用现象。 根据胶结物与其生长底质的关系，可将胶结物划分为共轴生长(SyntaxialGrowth)和外延生长(EpitaxialGrowth)胶结物两种类型(Pettijohn，1982)。 ◎共轴生长胶结物:是与生长底质(碎屑矿物)在成分上和光性上一致的胶结物，如石英和长石的次生加大边是典型的共轴生长胶结物。 ◎外延生长胶结物:指底质(碎屑矿物)与新形成的自生矿物无论在光性，还是在成分上均为完全不同的胶结物，如方解石在石英和长石颗粒之间的沉淀，黏土矿物无论在石英颗粒表面的生长等(Pettijohn，1982)。外延生长胶结物的个体大小和数量，主要取决于封存的流体成分和底质提供成核场所的能力。 3.溶解作用 在成岩作用过程中，当满足一定的条件时，沉积物或沉积岩往往发生溶解作用。溶解作用亦可以分为两种类型，即一致溶解作用和不一致溶解作用。 ◎一致溶解作用:是指在溶解过程中，固相部分均匀溶解，而未溶部分总是保持着新鲜面。例如，纯的NaCl、SiO2和CaCO3的溶解便是如此。 ◎不一致溶解作用:是一种选择性溶解作用。在溶解作用过程中，由于仅矿物晶体的某些部分被淋滤到溶液中，因而剩余部分的成分通常与其原始固相成分不一致，例如高镁方解石的溶解。此外，在重结晶作用、交代作用和蚀变作用过程中，也往往伴随着不一致溶解作用。 在成岩作用过程中，无论一致溶解作用，还是不一致溶解作用都将产生新的孔隙，即次生孔隙。 4.交代作用 交代作用系指成岩作用过程中，沉积物(岩)中某种矿物被化学成分不同的另一种矿物取代的现象，如石灰岩的白云岩化、硅化等都属于交代作用的范畴。在砂岩中，石英颗粒往往被方解石交代。值得注意的是，在大部分砂岩中，当一种矿物为另一种矿物取代时，**的体积并未发生变化，并且在作用发生过程中，颗粒(和任何胶结物)相互接触，继续支撑着**而不发生垮塌。这就要求被交代矿物的溶解和交代矿物的沉淀，是在两相之间极薄的膜中进行的。膜的厚度一般在0.1mm以下，有时甚至仅数微米。溶解的物质通过溶液膜的搬运作用被带出，交代的物质由附近孔隙水中通过薄膜溶液进入并代替被溶解的物质而沉淀。 5.重结晶作用和矿物的多相转变 ◎重结晶作用:指矿物组分以溶解－再沉淀方式，使得细小晶粒集合成粗大晶粒的过程。其主要特征是小晶体重新组合并结晶成大晶体。胶体脱水，并转变成结晶物质的现象，称为胶体陈化。胶体陈化也是一种重结晶作用。按照热力学第二定律，任何一种物质由一种相转化为另一种相都伴随着自由能的减小，因此重结晶后晶体总能量亦趋向于减少。例如，一群微细晶体重新结晶成一个大晶体后，其表面肯定小于微细晶体的比表面之和，其比表面能也同样小于微细晶体的比表面能之和，这就意味着，在重结晶后的化学体系中，出现了吉布斯自由能的减少。其他诸如燧石中微石英重结晶成粗粒石英，石灰岩中泥晶方解石重结晶为粗晶方解石等，都伴随着吉布斯自由能的减少。 ◎矿物的多相转变:是一种较复杂的广义重结晶作用。一般情况下，当一种矿物转变成另一种更稳定的矿物时，只发生晶格的形状及大小的变化，而无化学成分的变化，但矿物的名称都发生了改变。在沉积岩中，文石的最终归宿总是方解石。这是由于在这一体系中，两个多相体的自由能不等，化学平衡时，不稳定的文石将转变成方解石。在常温常压条件下，文石转变成方解石后，自由能将发生减少，说明方解石是化学平衡后的稳定生成物。 在沉积岩中，非晶质二**硅转变成玉髓或石英，隐晶质的胶磷矿转变成显晶质的磷灰石，隐晶质高岭石转变成鳞片状或蠕虫状结晶高岭石等，都是常见的矿物多相转变现象。 6.蚀变作用 伴随着碎屑颗粒不一致溶解作用的进行，其残余的固相部分的成分将发生改变，从而形成另一种矿物。例如，长石的高岭石化、火山玻璃的去玻璃化作用等都属于成岩蚀变作用的范畴。 四、成岩作用的影响因素 成岩作用的影响因素包括外部因素和内在因素两个方面，前者包括水、pH、Eh、温度、压力、细菌活动和有机质等;后者主要有沉积物的成分与结构(何起祥，1978)。 1.水 水是最重要的成岩作用影响因素之一。现已证实，几乎所有的成岩作用现象都是在水的参与下完成的。 水可以从不同角度进行分类，如按盐度可分为淡水和盐水;按产状可分为地表水(包括海水、河水)和**水;按成因可以分为雨水、同生水、成岩水或变质水等(何起祥，1978)。 沉积物在压实作用过程中排出孔隙水。在沉积时，砂质沉积物中含有40%体积的水，而泥质沉积物中则最高可含90%体积的水。由于这些沉积物在上覆沉积物重力的作用下孔隙的体积就要减少，而被封闭的水一定会排出(恩格尔哈特，1977)。排出水的数量大得惊人，Hitchon(1968)曾计算了加拿大西部盆地在成岩作用过程中排出水的数量。该盆地面积为1260772km2，充填了从中寒武世到新近纪的沉积岩，其平均厚度为1778m，体积为2242074km3，盆地**含有11%的蒸发岩。碳酸盐岩由44%的白云岩和56%的石灰岩组成。整个盆地的平均孔隙度为12%，也就是说，目前在这些沉积层中存在的孔隙空间是265000km3，而且基本上由水充填。如果假设砂的原始孔隙度为40%，黏土是70%，石灰岩是70%的话，那么成岩作用过程中通过压实作用由盆地排出的水比目前仍然包含在沉积物中的孔隙水的量大十多倍，且稍大于目前盆地充填物的总量。 这些压实水在向上运动过程必然要穿过泥质沉积物层。由于黏土层的选择性过滤，即盐筛作用，一部分盐残留在渗滤层以下，使其盐度增高，进而导致化学物质的沉淀，这些化学物质就是常说的胶结物(何起祥，1978)。 大气孔隙水主要与盆地周围的古地理和构造隆起有关。大气水可以达到很高的孔隙流通量，并且经常与砂岩中的长石和碳酸盐矿物的溶解作用有关。 2.Eh和pH值 沉积物中的Eh和pH值变化较大。据斯拉霍夫研究，Eh值的最大值见于沉积表面以下25cm至几厘米，甚至几毫米的地方，即**带。再向下，Eh值逐渐减小为负值，转为还原环境。还原带上部几十厘米是细菌活动最强，也是Eh值最低的地段。在1～1.5m以下，Eh值又重新升高，趋近于零。Eh值的大小取决于两个因素，即有机物的含量和沉积物的粒度，与前者成反比，与后者成正比。 pH值的变化比较复杂。一般而言，在不含石灰质而富含有机质的淡水湖相中，pH值通常都小于7，有时为6或更低;在极少或没有碳酸盐的软泥中，pH值在7.7～8.2之间。海相碳酸盐软泥的pH值永久为碱性;**干旱带含碳酸盐软泥的半碱水湖中，pH值亦为弱碱性，而且明显地随着湖水的化学成分而变化。 3.温度 沉积物及**随着埋藏深度的加大，温度逐渐增加。温度与**反应的关系极为密切，例如次生加大石英的沉淀开始于40℃左右。 4.有机质和细菌作用 有机质和细菌作用也是影响成岩作用的主要因素。它们通过改造成岩环境的物理化学条件而直接影响成岩作用的进程和方向。 在成岩阶段，细菌的生命活动分解有机质，产生大量的CO2、H2S、NO、CH4、H2等。这一过程改变了介质的成分，也消耗了沉积物中的游离氧，于是介质由**性质转化为还原性质。变价元素Fe、Mn等的高价化合物转变为低价化合物(如黄铁矿)。当有碳酸盐存在时，由于CO2的作用，就能形成Ca、Mg、Fe和Mn的重碳酸盐，转入软泥水中。SiO2、磷酸盐、Al(OH)3以及有机质和胶体携带的Cu和稀有元素As、Cr、Ni、Co等也转入溶液，使得软泥水中的组成部分发生迁移。因此，软泥水中盐类的浓度较底水高得多，甚至可以达到饱和而析出，形成自生矿物或矿床。 5.沉积物的成分和结构 沉积物的成分和结构对成岩作用方式、强度和演化方向都有重要影响。例如，泥质沉积物在成岩过程中主要表现为压实和脱水，碎屑岩主要表现为压实和胶结，碳酸盐岩则主要表现为压溶(化学压溶作用)、重结晶和交代作用。即使在砂质沉积物中，碎屑颗粒不同，其成岩产物也不同。此外，沉积物的结构也是影响成岩作用的重要因素，如细粒石英砂岩中的石英胶结物的数量比粗粒石英砂岩中的多。

碳酸盐岩

自生碳酸盐矿物体积分数超过50%的沉积岩称碳酸盐岩。自生碳酸盐矿物中若一半以上为方解石称石灰岩或简称灰岩；若一半以上为白云石称白云岩或简称云岩。就体积而言，碳酸盐岩只占所有沉积岩的4%左右，但在**地表的沉积岩中它却可占10%～35%（Blatt，1970；Folk，1974），仅次于泥质岩（包括粉砂岩），与砂岩不相上下，是最常见、也是最重要的一类自生沉积岩。碳酸盐岩的绝大部分都沉积在温暖气候带的海水环境中，少数沉积在温暖的湖泊内，它们都是化学、生物或复合沉积作用的产物。现在的大西洋、印度洋和南太平洋中的大片区域都被碳酸盐沉积物覆盖着。碳酸盐岩是第二大生油岩和产油岩，蕴藏着世界近一半的石油。此外，它还是生产石灰、水泥等的主要原料，可直接作石料用于建筑、垫铺铁轨等，在化学、钢铁工业中也有广泛用途。 1.石灰岩的一般特征 几乎所有石灰岩都为区域性的稳定层状，尤其是海成石灰岩，有时可连续分布达数省范围，可与净砂岩互层。湖成石灰岩规模一般不大且多夹在泥质岩或细碎屑岩之间或在这类**中以条带状出现。**为灰白、灰、灰黑或紫红等色，沉积构造类型不如砂岩或细碎屑岩丰富，除水平层理相对常见外，其他纹层状层理（如交错层理）较少，仅见于颗粒性**中。在风暴或浊流等再沉积石灰岩中也有粒序层理出现，而更多见的只是块状层理。叠层构造和鸟眼构造发育在特定石灰岩中，其他沉积构造有泥裂、生痕、生物扰动、结核、缝合线等，特别是虫孔、生物扰动、硅质（燧石）结核和缝合线很常见。 许多石灰岩几乎由纯的方解石构成，其他成分的体积总量常在5%以下，其中较为常见的是粘土矿物、石英粉砂、铁质微粒、海绿石、有机质等。在与砂岩过渡的灰岩中可含较多陆源碎屑，白云石化也可使白云石含量增加。 石灰岩的结构以泥晶结构和各种颗粒结构为主，在生物礁、生物丘或生物层中则为特殊的生物骨架结构、粘结结构或障积结构。钟*石、石灰华等次要**或一般石灰岩受重结晶改造可呈结晶结构。不太强的白云石化或硅化也可使原结构叠加上交代结构。 石灰岩的固结与陆源碎屑岩类似，也以压实和胶结为主，但溶蚀、交代和重结晶等作用则比陆源碎屑岩常见。 2.石灰岩的分类命名 1）按矿物成分划分 石灰岩中除方解石（体积分数＞50%）以外的其他成分体积分数超过5%时可采用这种划分法。以含白云石或砂级陆源碎屑为例，其**类型见图16-1。从图中可以看出，这种划分所使用的数量界线和命名方法与图15-4和图15-3最下面的一种划分是一样的。实际上，这种划分通常用在一种**向另一种**过渡的情况下而不论相互过渡的是哪两种**。这种划分称为**划分，其中体积分数5%这个界线在欧美国家也有用10%的。需要注意的是，划分时各界线含量不是指相关成分在整个**中的含量，而是指两种相互过渡成分之间的相对含量。 图16-1 两种按成分划分的石灰岩分类 2）按结构特征划分 石灰岩的结构最能反映石灰岩的成因，按结构特征划分已经成了当今主要的石灰岩划分方法。但是，由于石灰岩的结构特征涉及许多方面，不同人强调的侧面可以有很大不同，再加上人为的因素（如含量界线、**名称拟定等），因而已经提出的划分方案非常多。 在众多分类方案中，Dunham（1962）的方案很有特色，他将含量界线放到次要位置，而用支撑类型反映水动力条件，避免了必须统计含量才能划分**的不便。因此，至今这种方案仍在世界上流行。然而，这种方案在中国却因语言或翻译问题受到妨碍，主要是其中的packstone和wackestone，有分别翻译成泥粒岩和粒泥岩的，也有分别翻译成次颗粒岩和次泥晶岩的，总之难以做到明晰。为此，笔者按中国人较为偏爱的命名习惯对方案中的**名称做了改动，并提出本教材使用的方案表（16-1）。 在成因或沉积环境研究中，这种划分未免粗略了一些，所以在实际运用中对有“颗粒”字样的**最好将颗粒类型加在“颗粒”二字之前，如生屑颗粒泥晶灰岩、泥晶砾屑颗粒灰岩、鲕粒颗粒灰岩等等。 原始或新鲜的泥晶大致在4μm以下，但在沉积后不久就可重结晶成微亮晶（4～10μm左右），以后还经常重结晶得更粗一些。如果将泥晶限定在原始泥晶的范围，那势必会给**分类命名造成额外麻烦，所以在Folk之后提出的分类都把泥晶粒度的上限提高到了最细小胶结物亮晶的粒度下限。但对这个下限的看法却因人而异，大致有10μm、20μm和30μm的不同。Dunham分类规定的泥晶上限是20μm，本教材则取30μm，不到30μm者仍称泥晶，超过30μm者称亮晶。 表16-1 按Dunham（1962）分类方案拟定的石灰岩分类 在实际工作中或在某些场合还常常使用一些泛称，如生物碎屑灰岩、砾屑（竹叶状）灰岩、鲕粒灰岩等等。这些灰岩并无严格的颗粒含量、支撑类型、泥晶、亮晶等的限制，但概括性也更强一些。 自然界中最常见的灰岩是泥晶灰岩、生物碎屑灰岩、砾屑、砂屑灰岩、鲕粒灰岩和叠层石灰岩等。 3.石灰岩研究方法与成因分析 由于一般石灰岩几乎全由方解石构成，所以石灰岩鉴定的主要目的是揭示**的结构，其中包括颗粒类型、大小的均匀程度、泥晶基质、支撑特征以及压实（压溶）、胶结、溶蚀、交代、重结晶等。石灰岩经常有白云石化现象（形成交代结构），但仅凭一般光性特点却很难将白云石与方解石区分开。为解决这一问题，现在石灰岩（和白云岩）的常规鉴定都使用染色薄片。最常用的染色剂是茜素红-S（它是磨片室或实验室的常备试剂），它可使方解石染成红色或紫红色，却对白云石（和石英、石膏等）不起作用。这种差异染色效果可使很微弱的白云石化也变得清晰。 在陆源碎屑岩研究中不止一次提到这些**的沉积环境解释在很大程度上要依赖沉积序列的发育特点，这种情况在石灰岩中却常常要颠倒过来，即石灰岩沉积序列所代表的沉积环境常常要靠石灰岩沉积条件分析才能被确立。之所以会这样，主要是因为陆源碎屑岩受盆地边界条件（包括母岩、盆地所在构造部位等）影响很大，而具体的环境条件对**的影响往往只处于从属地位。石灰岩则不然，它并不与特定边界条件发生直接联系，而是由具体沉积环境“自生”出来的，只对环境条件的变化反应敏感。因此，在环境研究中，石灰岩就具有某种“先天”优势。 研究石灰岩的沉积环境除可凭借特殊沉积构造（如叠层构造、鸟眼构造、泥裂等）外，主要是围绕颗粒和泥晶进行的。**中泥晶的多少，或者颗粒和泥晶的含量之比（称粒基比，颗粒中不包括团粒、粉屑，但可包括陆源砂）是衡量环境水动力条件的首要指标，就是说，即使**中的颗粒只有在高能条件下才能形成（如同心鲕）或明显带有被高能条件改造过的痕迹（如破碎比较强的生屑），只要**还同时含有较多泥晶，该**就只能是较低能环境的沉积产物。相反，若**缺少泥晶，颗粒只被亮晶胶结，那么无论颗粒自身有何特点都可将其看成是高能或淘洗作用较强的作用结果。环境能量主要取决于波浪和潮汐作用的强弱。有3类环境属于低能环境：一是水深过大的环境，主要是正常浪基面以下的陆架及陆坡、海盆内部等，这里海水常年安静，即使偶有风暴流或浊流活动也因没有淘洗而成为泥晶的重要**地；二是水深过小的滨海环境，在海底坡度很平缓的滨海地带，波浪或潮汐因受底部摩擦，其作用强度会向着陆地方向减弱，所以这里的潮下带上部、潮间带和潮上带都是低能的（称潮坪环境），沉积或保留的泥晶也很多，还常有藻叠层发育，地质历史中的陆表海基本可被看成是一个深入**内部的广阔低能潮间带，只是在其向海边缘可出现高能，如果海底坡度变陡，浅水范围将随之缩小，低能区将向着陆地方向收缩而只包括潮间带上部到潮上带，在坡度更陡的极端情况下，除潮上带以外，低能区将消失；三是某些背风、低凹、潟湖或海水活动受到限制的部位，这些部位常常以某个高能环境作为自己的屏障或完全被高能环境所环绕，如礁后、水下隆起（台地、滩坝等等）的向陆一侧或环礁顶部的潟湖、台地内部的局部低地等。典型高能环境主要是在开放水域中或向着开放水域的较浅水环境，如礁前或对称礁翼的浅部，台地、滩坝的顶部，滨海潮下带或还包括部分潮间带等。低能潮间带中的潮汐水道（成股潮水流动的通道）一般也是高能的。需要注意，正常浪基面的最大深度约为几十米并不是说浅于几十米的海水环境就是高能环境。实际上，在大多数时间内，浪基面的深度只有几米到十几米，所以真正的高能环境只在这个深度以内，即滨海潮下带，而超过这个深度的外海（即滨外）环境仍为低能。从总的情况看，海洋中的低能环境要比高能环境广泛得多，所以泥晶灰岩或含有泥晶的颗粒灰岩比不含泥晶的颗粒灰岩要常见得多。低能环境和高能环境都有许多类型，进一步区分这些环境需结合泥晶（或颗粒）相对含量、颗粒自身特点以及沉积构造等作综合分析，其中的生物碎屑特别重要，常常是通过显微沉积特征作沉积环境分析的主要研究对象。下面以4种石灰岩为例说明分析的一般思路和原则（图16-2）。 图16-2 含有生物碎屑的几种石灰岩的显微特征 （1）泥晶灰岩（图16-2，a），几乎全由泥晶构成，仅含零星细小生屑，可鉴定生屑为自形厚壁有孔虫，他形双壳和介形虫等，均为浅海底栖种类。这说明沉积环境能量很低，也不适宜生物生存。生屑带有明显搬运、分选特点（但厚壁有孔虫机械强度较高，搬运中不易破碎，不能视为原地生物），所以最有可能的沉积环境是潟湖中的较深水区（如果生屑含量稍多，自形到他形混杂也可能为陆坡上部环境；或者生屑都是浮游或深海底栖生物，则可能为 CCD 以上深海环境）。 （2）泥晶生屑颗粒灰岩（图16-2，b），**为含泥颗粒支撑，生屑以腕足、介形虫和海百合为主，多半自形到他形，粒度主要在中细砂级范围，分选好。富含泥晶说明是低能环境，但生屑物理改造较强，又带有高能作用的特点，故生屑不是沉积环境的原地类型。推测沉积环境为毗邻高能生物滩的凹地，生屑是从生物滩上搬运进来的。 （3）泥晶生屑颗粒灰岩（图16-2，c），**为含泥颗粒支撑，生屑以正常盐度的头足、海百合为主，自形到半自形，粒度细到粗砂级，分选中等到差，磨蚀微弱，排列杂乱。生屑未经太强物理改造说明基本为原地生物，这与较多泥晶显示的低能条件吻合，为较典型的滨外正常海水环境。 （4）生屑颗粒灰岩（图16-2，d），**为无泥颗粒支撑，亮晶胶结。生屑以有孔虫、粗枝藻为主，少量海百合和腕足。有孔虫自形或半自形；粗枝藻、海百合他形。粒度多为中细砂级，分选好。**不含泥晶和高分选都说明沉积环境为高能或淘洗较强，可解释为浅水高能滩环境或者为潮汐水道环境（这时可能还会发育交错层理）。 显微沉积特征分析（又称微相分析）是研究石灰岩成因的重要途径，但许多时候并不能给出确切的环境解释，只能缩小环境解释的可能范围。因此，在实际工作中要考虑与研究**连续沉积的下伏或上覆**的环境特征。连续沉积的上下两种**的沉积环境在水平方向上也是连续的。这种可作为共生**沉积环境标志的特定环境中的沉积产物称为共生相标志（syngenetic facies indicator）。 4.白云岩及其成因 白云岩是碳酸盐岩中的另一大类**，可单独产出，也可与石灰岩或砂岩等共生，或者在石灰岩中以斑块、条带形式存在。白云岩风化面常布满方向杂乱的“刀砍纹”，沉积构造则与石灰岩相仿。除前寒武纪白云岩可含结构纤细的藻细胞痕迹化石外，自寒武纪以来的白云岩一般没有化石，或者只有化石的假象。较纯的白云岩多呈结晶结构，少数呈鲕粒、内碎屑或藻粘结结构，很像相当的石灰岩，有时则与石灰岩有明显的交代关系，可在石灰岩和白云岩之间构成连续的过渡**系列。 由于现代海水不能直接沉淀白云石，在常温常压条件下也不能人工合成出白云石来，所以人们普遍认为至少寒武纪以后的白云岩主要是碳酸盐沉积物或石灰岩的白云石化（dolomitization）产物。关于前寒武纪和某些显生宙形成的白云岩（或白云石）以及在某些高盐潟湖中沉积的白云石的成因一直存在着两种绝然不同的看法，一种认为是直接的化学沉淀（包括生物化学）；另一种认为是刚刚沉淀的文石立即就被交代或沉积后才被交代的。这就引出了“沉淀白云岩”与“交代白云岩”和“原生白云岩”与“次生白云岩”的争议。在沉积学中，这个问题被称为“白云岩问题”。目前这个问题还没有完全解决，即使在交代成因的白云岩中，按交代时间的早晚也有不同的成因性**名称，如同生（交代）白云岩、准同生（交代）白云岩、成岩（交代）白云岩等。有人把同生或准同生（交代）白云岩归于原生白云岩范畴，将浅埋成岩阶段交代的白云岩称成岩（交代）白云岩，而将沉积物固结之后才交代形成的白云岩称次生或后生（交代）白云岩。这样一些名称固然反映了人们对某些术语的不同理解，更重要的则是反映了交代白云岩的复杂成因。 1）白云石化的主要机理模式 白云石化的主要作用对象是文石、方解石等贫镁或无镁的CaCO3矿物，因此交代时必须要有充足Mg2+的供应（同时排除部分Ca2+），已经提出的白云石化机理和模式都可看成是对这个基本要求所作的理论解释。下面介绍两种主要的机理模式： 高盐水（浓缩海水）白云石化机理模式 在高温条件下受高盐，高镁钙比（Mg/Ca）和高 pH值的浓缩海水作用所实现的白云石化，其中最重要的模式是毛细管浓缩（capillary concentration）模式（Friedman and Sanders，1967），或称蒸发泵吸（evaporative pumping）模式（图 16-3）。白云石化机理过程是，在高温气候背景中，潮上带表层 CaCO3沉积物，因急剧蒸发而脱水，紧邻的海水通过松散沉积物的毛细作用不断向这里运移补充，并在这里被浓缩。文石和石膏先后晶出，Ca2+被大量消耗，剩余孔隙水的 Mg/Ca 比随之增高，结果就使表层沉积物被白云石化。由于这时的作用还是沉积物与海水的作用，只是该海水是稍稍离开了环境的海水，故被称为准同生（penecontemporaneous）作用，所形成的白云岩也被称为准同生白云岩。这种成因的白云岩在现在波斯湾西海岸的潮上带已被发现，那里是一片荒芜的盐坪地区，其孔隙水的平均温度达30℃以上，盐度是正常海水的 5～8 倍，Mg/Ca常大于10，pH值则在 9 以上，当地 阿 拉 伯 人 称 之 为 萨 勃 哈（shbkha）。现在“萨勃哈”已成为潮上盐坪的代名词被广泛使用。这种白云石化模式也被称为萨勃哈模式。在古代，典型萨勃哈白云岩的鉴别标志是具浅红或浅黄等**色，薄层状，有时有干裂，均匀的泥晶或极细晶结构，含石膏或其假晶，无化石（图 16-4）。另外，由于反应进行太快，所形成的白云石有序度不高，主要是富钙白云石。 图16-3 毛细管浓缩白云石化模式 图16-4 含石膏假晶的泥晶白云岩 混合水（mixed water）机理模式 最早由 Badiozamani（1973）在研究美国威斯康星州中奥陶统白云岩时提出。他首先用实验方法证明，含5%～30%左右海水的海淡混合水对白云石过饱和，而对方解石不饱和。所以，当这种混合水作用于方解石时就会引起白云石化。他用海洋中隆升岛的形式示意性地表示了这种白云岩的形成模式（图16-5）。实际上，海水和淡水混合还可以有许多种模式，单就混合水作用时原沉积物所处成岩阶段而言就有同生混合（如潟湖海水与大气降水或高水头**淡水混合）、准同生混合（如潮间或潮上带孔隙海水与大气降水混合）和成岩混合（如在被埋藏但尚未完全固结沉积物内由潜流**淡水与潜流海水混合）等，图 16-5 所示的混合只是成岩混合中的一种可能。正是由于混合水出现的广泛性使得用混合水机理解释古代白云岩成因也很广泛。在混合水中交代形成的白云岩称混合水白云岩（dorag dolostone），它具有以下特征：**一般不具**色（可呈灰白、灰、深灰等色），层厚不定（薄层到块状层），白云石化强度向着相邻石灰岩减弱；强交代常形成细—极细晶结构，相对较弱的交代可保留一些原石灰岩的残余；有时交代不均匀，强交代部位可受原石灰岩沉积结构或原生沉积构造的控制（大多泥晶基质交代更强，有时自生颗粒交代更强）；白云石晶体常有由杂质显示的雾心或环带，这可看成是混合水盐度高低变化的反映（图16-6）。晶体有序度较高。 图16-5 混合水白云石化的隆升模式，白云石化在半咸水带中进行 图16-6 白云石晶体中的雾心和环带 已提出的其他白云石化模式还有高盐水渗透回流模式（高度浓缩的潟湖海水顺底部松散沉积物向广海方向渗透回流使途经的沉积物白云石化）（戴菲斯等，1965）、调整模式（上部层位镁方解石被淡水溶解后提高了孔隙水的镁钙比而使下部层位白云石化）（Goodell and Garman，1969）和海水白云石化模式（交代水溶液为较冷的或稍咸化的海水）（Saller，1984）等。 上面这些模式都属于早期成岩阶段的白云石化模式，而有些古代白云岩则是在深埋条件下形成的（后生白云岩）。这类深埋成因的白云岩常出现在石灰岩中的断层，褶曲轴部或构造裂隙系统中，有时也可在缝合线基础上发展形成，与相邻石灰岩呈突变接触或渐变过渡，其交代水溶液主要是压实水，深部**水，也可能与上升的变质水或岩浆水有关。与早期成岩白云石化不同的是，深埋白云石化对交代水溶液Mg/Ca的要求会随温度的升高而降低，如在90℃时，只需Mg/Ca=1/4；在190℃时，只需Mg/Ca=1/10（Blatt and Tracy，1995）。这意味着，深埋白云石化可能更容易发生。深埋白云岩均为结晶结构，大多还经历过重结晶，白云石晶体常常比较粗大，有时为铁白云石或铁白云石与普通白云石构成环带，**后呈褐色（图16-7）或因晶格被破坏而溶解成菱面体铸模孔。 由于Fe3+不能进入碳酸盐晶格，所以铁白云石只能形成在还原条件，这与它的深埋成因显然是联系在一起的。 2）白云岩的分类命名 图16-7 顺缝合线发育的环带状菱面体白云石 由于大多数白云岩为交代成因，所以一般只按**中白云石与方解石的相对含量作3级划分。Bissell和 Chilingar（1967）曾推荐过一个结合成分和结构的分类，Raymond（1993）只是在原石灰岩名称前加上一个前缀来命名白云岩，如 dolomudstone，dolowackestone 等等，而对具结晶结构的白云岩则统称结晶白云岩。考虑到实际需要和使用方便，我们在Bissell和Chilingar（1967）分类的基础上进行了修改简化，提出如表16-2 的分类。在**命名时可直接采用表内的名称，也可将表中的“颗粒”按类型具体化或同时考虑白云石晶粒的大小命名，如残余生屑灰质白云岩，残余鲕粒状含灰白云岩，残余鲕状含灰极细晶白云岩、*影状细晶白云岩、亮晶鲕粒白云岩等等。 表16-2 白云岩分类