《碳酸盐胶结物》PPT课件.ppt

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1、第八章 碳酸盐胶结物,碳酸盐胶结物的研究为碳酸盐岩史学家和矿物学家提供了直观的令人满意的材料；其对填塞和保存孔隙的影响、胶结物同生命的或石化的有机质之间的相互作用；现代碳酸盐沉积环境等等，使得碳酸盐胶结物的研究越来越受到沉积学家们的重视。,前 言,第一节 碳酸盐的胶结作用,第二节 不同地球化学和地质条件对整个 地质时期胶结物的矿物、形态和分布的制约,第三章 碳酸盐胶结物层序地层学一 个新的研究方向,目 录,第一节 胶结物的胶结作用,胶结作用的环境胶结物的矿物与化学特征、组构特征胶结物的结构特征及类型,碳酸盐的胶结作用和成岩作用可以发生在许多环境中：沉积物沉积期间的海洋环境，淡水透镜体渗入沉积环

2、境的近地表部位，海平面下降产生的大陆背景以及海水于已改变了化学性质的水或深部地下盐水的混合带。,一.胶结作用的环境,1.海洋背景 在海洋中已发现的迅速的胶结作用是很普遍的。,1).深海环境 形成深海胶结物的有镁方解石、方解石和文石，如在碳酸盐台地侧翼的结壳和岩礁及水下槽内和峡谷沉积的文石。此外，深水胶结作用也可以发生在沉积速率低的地区或盐度较高的盆地内，如红海较深部的沉积物以及地中海出现的镁方解石胶结的硬底。,2).礁 在浅水背景下，尤其是在礁的边缘，胶结作用比深水更为广泛。生物礁中活跃的胶结作用带一般限制在礁沉积物外部几英尺处，大规模胶结作用的位置一般在礁向海的边缘，而礁以主礁方向的背风一侧

3、很少或没有胶结作用。,3).浅水碳酸盐台地 随着碳酸盐沉积物的沉积作用，准同生期胶结作用也在横穿浅水台地上发生。例如，在波浪带和潮涌带，碳酸盐围绕中心核沉淀形成的葡萄状灰岩，通常发育于缺乏搅动的海底直到鲕滩的背风面，它们一部分是在砂级颗粒的接触点由碳酸盐胶结物沉积而形成。,在清水沉积环境的潮间带和潮上带，胶结作用也同样普遍。沿海滩出现的潮间带胶结作用，通过潮汐泵作用的脱气减少CO2，可以形成海滩岩。这种胶结物随着矿物的变化，可以是微晶的、叶片状或纤维状的。,2.潮间和潮上环境,在蒸发和盐度升高的地区，静水泻湖之上的潮上带，可以胶结成不同厚度的结壳(上图)。这些结壳显示出干燥和膨胀的形迹。在膨胀

4、而形成的挤压脊通常表现出蝶状下凹的多边形。干燥和超盐度地区的潮上和潮间结壳，通常生长文石灰华壳。这种结壳常常由形成或/和聚集在飞溅带和高部位的潮间及潮上环境的包壳颗粒和豆石组成。,另外，在潮上带出现的胶结作用及其特征与海水涨潮有关。如果盐度升高和钙镁比值增加，在干旱地区的潮上坪硬石膏沉淀期间，沉积矿物将发生变化。,3.埋藏背景 浅埋过程发生在近地表湿度和压力下的大气水或海水中。在同淡水接触期间，属海洋范畴的原始碳酸盐的胶结作用和溶解作用继续进行；在最早的埋藏压实作用期间，与脱水作用一起产生了颗粒的再定向和碎解。,4.深埋藏背景 Meyer(1980)证明，在某些碳酸盐岩中，重要的压溶作用可能出

5、现在上覆盖层几十米之下，水化学发生变化的位置可能和深度一样重要。Logan(1979)及Wanless(1979,1982)证明，在极端的情况下，一些石灰岩的溶解作用更普遍，而在某些情况下完全掩盖了许多沉积上的关系。,二.胶结物的矿物与化学特征、组构特征,1.大气水作用下的胶结物 大气水的范畴包括暴露的地表上以及延伸到地下浅处水，通常是稀释的和只有低离子强度的。在局部地区，大气水的化学成分受沉积矿物成分的影响很大，或者在水流过岩石时受到影响。在矿物学上不稳定的地区，文石和镁方解石的分解作用可以强烈地改变水的Sr/Ca值和Mg/Ca值，尤其在方解石或白云石的沉淀作用共同发生时更是如此。,白云石和

6、低镁方解石（通常2%）一般都是从大气水中沉淀出的碳酸盐矿物。在大部分大气水的条件下，文石很快地溶解，而镁方解石则快速转变成低镁方解石。一般说来，从大气水中沉淀出的胶结物显示出含量低的痕量元素成分所产生的低离子强度的影响。大气水所形成的白云石一般显示锶的平均浓度为210-4或更低，大多数情况下含钠量有10-4量级。方解石通常显示出锶浓度为410-4或更少的来源和溶液的氧化还原状态。有些大气水形成白云石是富含铁的，但如果距海水或粘土来源很远，通常含锰很少。,富铁碳酸盐被假定是由还原溶液形成的，因为在这样的条件下，铁的离子半径允许它进入到碳酸盐的晶格中。铁的作用有如阴极发光的一种阻尼，而锰似乎像辐射

7、离子。铁-锰碳酸盐的稳定范围是随pH值和Eh值而变化的，也随伴生发磷光强弱的总含硫量而变化。（如图）如果锰和铁存在于此系统中，阴极发光法对于迅速而又精密的鉴定胶结物沉淀的环境特征是一种有用的方法；如果有足够的关于副矿物的资料和胶结物中含镁、锶成分的资料，阴极发光法也是很有用的。,总之，从大气水中沉淀出的碳酸盐胶结物的氧、碳同位素总是以富含轻同位素为特征。并且不论它是何种类型的矿物，从大气水中沉淀出的胶结物通常都是清洁的、等粒的菱面体，它们都倾向于形成粗的结晶质颗粒，常充填于整个孔隙空间。由颗粒到孔隙的中心，晶体大小稍有变化。孔隙中常充填着单一的晶体颗粒。,2.海洋环境中的胶结物,海洋范畴的成岩

8、作用系统以洋盆内所含的成分是恒定的、巨大储量的水的均质性和稳定性为特征。海水有较高的离子强度。热带表层水中通常饱含普通碳酸盐矿物相。文石和镁方解石就是从海水中沉淀出的矿物相。大部分深水中所含的碳酸盐矿物是不饱和的，在易于保存碳酸盐的深度以下，即低于溶跃面处，碳酸盐矿物开始溶解。这种溶解作用是海洋范畴重点一种原生成岩作用，概括地讲，它与深洋盆中碳酸盐沉积物的分布相对应。,3.海洋过渡带的胶结物,潮间潮上带是在海洋和大陆条件之间的过渡带，对沉积物和外界流体成分都具有强烈的影响。这一带每年都有一段时期暴露为地表环境，因而在此系统的水文学特点及成岩方式上，气候起着非常重要的 作用。在干旱气候条件下，高

9、速度的蒸发作用将导致生成下伏的潮上带内的高浓度卤水。这些卤水中的氯含量高达1610-11（广海海水中的氯含量为1910-12）。,石膏系在氯含量为6510-12时沉淀。有很多证据表明撒布哈的水文学特点主要是它下面的海水向陆地方向流动，以代替地表因蒸发作用而失掉的水，但没有较重的卤水向海中回流的证据（Butler,1969）这些卤水与碳酸盐沉积作用之间的相互作用形成相互关系的穿插镶嵌。根据Butler(1970)的研究资料，横穿特鲁西尔海洋向海方到陆地的萨布哈，显示了蒸发岩和碳酸盐岩间的相互关系。,占优势的矿物为：在泻湖边缘的文石及白云石；向陆地边缘的硬石膏；介于泻湖和陆地边缘的石膏。横越萨布哈

10、德作用是复杂的，并似乎被石膏的沉淀作用所触发。若石膏及其文石是从卤水中沉淀出来的，则镁/钙值可能很快的上升到开始发生白云石化作用的比值。现有的文石是被白云石所交代或者也被石膏交代，可能经过溶解作用-再沉淀作用，石膏即转化为硬石膏。如果从陆地一侧由大气来源的卤水进入此系统，则成岩作用情况即变得极复杂，因为这时有两种成分混合的卤水。,4.地下成岩环境中的胶结物,埋藏成岩作用相当复杂，埋藏胶结物的识别，依赖于岩相关系的确定，岩相关系表现的是在特定的埋藏历史中其它可识别的事件或过程之后的沉淀作用。埋藏胶结物形成在早期胶结和压实现象之后，也可能在缝合线和裂缝之后，虽然对胶结物来说，这些关系没必要确定一个

11、埋藏深度，但它们通常表明沉淀作用又是在成岩开始之后，而有时在埋藏之前。,对于埋藏胶结物的鉴定和研究，主要有以下研究方法：,含铁胶结物 埋藏后不久，常常在沉积物-水的界面之下几米或几十米内，由于微生物的呼吸和有机质的氧化，海洋沉积物孔隙水中溶解的氧被消耗殆尽。继续氧化合硫酸盐的还原作用，可能会导致孔隙水变成还原水，从而促成了在方解石和/或白云石中含二价铁的碳酸盐共同沉淀。马鞍状白云石，也称异形白云石，它是一种常含铁的埋藏碳酸盐胶结物。它以变曲的晶面和波状消光以及发育富铁和贫铁带为特征。阴极发光 地下流体中变化着的氧化（氧化能力）和锰铁比率的改变，使得一些胶结物，使得一些胶结物在使用阴极发光岩石学

12、研究时展现出标记带。用这种方法，可以划分出胶结物的时代，而且可以估算胶结物形成时的近似埋藏深度。流体包体 分析碳酸盐胶结物的原生包体是确定胶结物形成时温度的一种可行的手段。稳定同位素 稳定同位素对埋藏胶结物的 识别起到了关键性的作用。给出了水的氧同位素，对解释方解石沉淀期间的温度特别有用。反之，用方解石的18O值和流体包体沉淀时的温度，也可以计算出沉淀水的18O。,三胶结物的结构特征及类型,识别碳酸盐岩的胶结类型及结构，主要是为了识别成岩环境以及解释碳酸盐岩的形成历史。换言之，不同成岩环境有着不同的胶结类型和胶结物特征。,可以指示成岩环境的主要胶结物类型：,新月型胶结组构 重力胶结组构 粒状等

13、厚环边胶结 栉壳等厚环边胶结 共轴胶结组构其中，前两种胶结类型反映了渗流带孔隙水的活动特征，由于孔隙水受毛细管作用深入颗粒间，在相邻颗粒之间便沉淀了亮晶方解石，构成新月型胶结；如果孔隙水滴悬于颗粒下侧，则形成重力胶结。,不同的成岩范围具有不同的碳酸盐体范围，在化学上如图所示存在三个范围：,1Na和Mg二者含量均高，如在海相胶结物内（海滩岩、潮下带胶结物、礁的胶结物等）；2Na含量高而Mg含量低，如地下带；3二者含量均低，如雨水带,第二节不同地球化学和地址条件对整个地质时期胶结物的矿物、形态和分布的制约,一溶解期骨骼碳酸盐的相对反应和对成岩作用的意义二碳酸盐有机质相互作用模式及其对碳酸钙沉淀的影

14、响三古代石灰岩中文石胶结物及其产状四对放射铀状方解石胶结物的重新认识和重新鉴定五海底胶结物似球粒结构成因的认识六从生物礁岩石的分类论“泥晶”七近地表背景下非海相碳酸盐胶结物的晶体形态和组成,一溶解骨骼碳酸盐的相对反应和对成岩作用的意义,关于这方面的研究，以（）的研究成果最为典型。该学者的研究成果表明了有关控制碳酸盐早期成岩反应的、被普遍接受的某些假设可能过分地简单化。（）所进行的试验分贝在海水和大气水中进行，用方解石、文石和镁方解石组成的不同骨骼颗粒的粉碎样品，其大小一般为，结果表明，微结构的复杂性能控制碳酸盐颗粒的相对反应性，而矿物稳定性的差异远不明显。微结构较复杂的文石颗粒比在矿物学上稍不

15、稳定的镁方解石颗粒溶解得更快，说明了发应表面积的差异显然比热动力稳定性的差异起了更大的作用。,微结构控制骨骼碳酸盐溶解速度的程度，与溶液的饱和程度有关。溶解期间微结构与矿物学的控制随溶液饱和程度而变化的分区如图：,二.碳酸盐有机质相互作用模式及其对碳酸钙沉淀的影响,碳酸盐有机质的相互作用关系的重要性，是在20世纪60年代从三个途径加以识别的。通过软体动物贝壳中矿物与有机质的关系的研究，认识到蛋白质类基质和骨骼颗粒密切相关，显然有机体利用蛋白质粘膜形成矿物相的核，并可能建立晶体矿物的外部结构排列；Kitano和Hood(1965)，Kitano和Kanamori(1969)发现当一些有机化合物引

16、起文石沉淀的同时，一些纯有机化合物诱发方解石(或高镁方解石)沉淀，他们还发现沉淀的速率受所存在的有机化合物性质的影响；发现悬浮的碳酸盐矿物被有机粘膜所包裹，从而阻止了颗粒与海水间的平衡，后来的研究证实碳酸盐岩从海水中吸附有机质形成“外壳”，同时也证实了在淡水沉积中碳酸盐颗粒明显地被有机质所包裹。,有机质与骨骼和非骨骼碳酸钙普遍存在的密切关系，同时，有机质不但对碳酸钙的组构和矿物学性质具强烈的影响，而且对碳酸盐的沉淀速率也有机质，包括可溶解有机质、微粒有机质、细胞有机质(细菌的、藻的、真菌的等)。第一种类型仅为碳酸盐所特有，而其他两种类型为与任何沉积物共生的有机质。1)骨骼有机质 骨胳碳酸盐岩以

17、存在有机质为特征，基质的组分只含有大量蛋白质。虽然不一定十分精确，但钙化作用被认为是有机体内可溶无机组分与有机质反应的过程。对包括软体动物、珊瑚、龙介虫和钙藻等各类钙化有机质的性质和成分分析研究表明，蛋白质是以天冬氨酸为主。2)非骨骼有机质 含天冬氨酸较高的有机质也与非骨骼颗粒，如鲕粒相共生。许多原地的鲕粒同样表现出天冬氨酸的优势。虽然许多蛹粒含有藻和真菌的群体，但不是所有的鲕粒都含有这些“杂质”，显微化学技术是对鲕粒进行分析的手段之一对溶解作用所释放的有机薄膜进行显微观察，表明其是不定形有机质因此，氨基酸的分析可能反映有机纹层的组分不是细胞类组织。,3)非碳酸盐沉积物和海水中的有机质组分 对

18、许多地区从海岸到深海的各类海洋环境的非碳酸盐沉积物，均进行了氨基酸组分分析方面的研究与这些沉积物共生的有机质以天冬氨酸浓度较低为特征，而其他类型的氨基酸浓度较高。非钙化蠕虫管与钙化有机质对比，蠕虫生活于一个有机粘液粘结当地沉积物而成的居住管中；相反，龙介虫生活于一个已经钙化的有机粘液粘结的居住管中在龙介虫管中有机质的氨基酸组分以天冬氨酸占优势为特征，在有机质粘结的蠕虫管中消耗了天冬氨酸而富集丝氨酸和甘氨酸。其相似构造的、近似生物之间的这些具明显差别的氨基酸组分成为区分钙化和非钙化的最好证据。,2碳酸盐有机质相互作用模式 无脊椎动物沉积了特殊的骨赂构造，它被有机丝状体所渗透一般认为，蛋白质的基质

19、和钙化作用有关。由于外延成核起模板作用或由于静电吸附离子的作用，基质为矿物相提供了成核的场所。许多学者强调富天冬氨酸的蛋白质对无脊椎动物骨酪钙化作用的意义。因为每种天冬氨酸残留物都存在着负电荷羧基团，所以氨基酸也可能为Ca2+提供束缚场所。本质上可以认为，矿化组织的蛋白质具有天然转递钙化的性质。,三、古代石灰岩中文石胶结物及其产物,现代文石胶结物的形态很不相同，包括宽板状的、明显的等轴亮晶和微晶文石。然而，最普遍的形态是一种长宽比率大的文石纤维或针。文石针在堆积和有序度上的变化是，由非常松散和随意的堆积到紧密堆积的坚固块体，前者全部重叠倾斜，由底质向上呈放射状多孔排列，而后者则为近于平行的纤维

20、，诸如球粒或葡萄石，那些葡萄石甚至球粒呈异常的致密，具相对平滑的顶面和高有序的排列(即相邻的晶体基本上是等长的)围绕着整个葡萄石和球粒加积的平滑变曲面，反映了构型上的连续生长。文石环边胶结物大致呈等厚状，详细的显微镜观察可以看到晶体的长度可以有很大的变化，而且与底质的法线有很大偏离。,根据Philip Sandberg(1985)的研究成果，在识别古代文石胶结物时应注意以下几点；,(1)现代文石胶结物环边在形态特征上不同于古代纤维状方解石海相胶结物。文石更具有明显的晶簇状结构，近基部常常是细而先序的呈针状组成的微晶。除受底质控制的地方产生有序的栅状文石外，甚至远端较粗的文石晶体也是无序的；往往

21、成垂直排列，通常为等长的晶体，代表原生方解石海洋胶结物。(2)包在第二世代方解石亮晶中的文石胶结物，可以未经改造而保留下来，甚至像宾夕法尼亚纪那样老的岩石中也是如此。这种保护作用甚至出现在底层骨胳底质已被方解石化的外壳中。在大多数原始文石已被不规则的方解石所交代的胶结物中(如葡萄石)，文石在胶结物中以分散的残留物存在。一些稳定类似的成岩环境，可以遇到相似的残留物，甚至更老的方解石化的胶结物或被包裹的文石亦是如此。(3)在结构和成分的性质上，就存在着原始方解石和古代石灰岩中原始文石组分方解石化之间的差异。当然，当有原始文石成分指示物相伴生时，如Sr2+的含量的升高，那样的结构是最有可能的。(4)

22、在胶结物的原始文石矿物被方解石化的地方，其成岩性质和在骨骼与已知为文石鲕中见到的类似。产生的结构是粗的，有时是极粗的，而且交代晶体的界面不规则地切割了由有机质或其他非碳酸盐包体及流体包体勾绘出的原始构造。,(5)结构细的、光性和形态上呈放射状的方解石胶结物(通常为等厚状的)，不可能由文石前驱转化而来，即使方解石化作用是一种合理的解释，两种胶结物的形态也是不同的。(6)岩石学资料和几何学研究表明，放射纤维状方解石和光束状方解石，不可能是由远离胶结序列基底在一个面上迁移转变而来；更新世样品的证据说明，放射纤维状方解石和光束状方解石是原生沉淀的。这一解释得到了古代放射纤维状方解石的氧同位素值的支持。

23、(7)文石胶结物(与文石质的鲕在一起)显示出在显生宙呈丛状分布，这种分布似乎不是随采样偏向的变化而变化，而是随波动的条件的变化间歇性地助长和抑制文石的沉淀。(8)综合所取得的研究成果，古代灰岩中文石胶结物的识别标志有：在很老的岩石中遇到的，现在仍然是文石；含有定向的文石残留物，通常为不规则方解石亮晶的镶嵌结构，晶体边界通常切割由有机质或其包体所确定的原始构造，交代的晶体通常10103倍于被交代的文石晶体；具有标志“”那样的方解石镶嵌结构，但没有文石残留物，由Sr2+的含量升高来证明其为原始的文石矿物，所谓Sr2+的含量升高，是相对于由原始方解石组分转变而产生的成岩低镁方解石中Sr2+的含量而言

24、的；具有标志“”那样的方解石镶嵌结构，但Sr2+的含量没有升高或没有测得，方解石中Sr2含量的不同能够反映出成岩体系的不同开放程度；铸模或后来被方解石充填的铸模，通常由文石构成，但有时也不一定，因为在非白云石化的石灰岩中看到了非文石的组分(如小栗有孔虫)。另外，要注意的是，那些保留着结构和光性方位上规则性的组分，有时表明为假象或同质假象的文石方解石化的产物，但没有得到已知的文石的成岩作用观察的支持。据Richter和Beseneker(1983)报道，甚至某些奇异的热泉蚀变使文石鲕的晶体大小增加1050倍，并保留有文石的残留物。,四、对放射轴状方解石胶结物的重新认识和重新鉴定,在古代生物礁和泥

25、丘中沉积和早期成岩成因的洞穴，常被多种方解石胶结物充填，它们由晶体组成，具有波状消光和丰富的包裹体，从而使得晶体呈云雾状或混浊状。根据正交偏光下见到的消光图可以识别出三种类型方解石(如图)；放射轴状方解石胶结物，其鉴定定标志是每个晶体内亚晶离开底质发散，快光(平行光轴)，Z轴，以及解理、双晶片初滑动面的相应弯曲(图a)，束状方解石胶结物，它是一种不太常见的空隙充填物，类似于放射轴状方解石，通常一起出现于同一洞穴内，可以根据快光具有的发散型式来鉴别，这种发散型式与亚晶一致(图b)：放射纤维状方解石，它不具有明显的浊状消光，但与其他类型一样，都由混浊状晶体组成(图c)。常常出现放射纤维状和放射状以

26、及束状方解荀；之间的过渡类型,在接受放射纤维状方解石是原生方解石胶结物这一观点时，应注意以下两方面的进一步论证和阐述：(1)对早期普遍接受的“方解石交代早期针状胶结物产生新组构”的观点应进行重新解释和寻找更新的证据。(2)对放射状组构的重新解释，主要与方解石生长过程中晶体分裂取得的认识和发现有关。,似球粒结构是镁方解石海底胶结物的主要而又令人迷惑的特征组构。这种似球粒结构(2060m)由发育完好的亮晶自形边、齿状微晶(3040zm)镁方解石组成，它们围绕着一个紧密结合的次一级微晶核(4m)。似球粒这一术语原来是引自Mckee和Gutschik(1969)所描述的“隐晶质灰岩中的卵形颗粒认为大部

27、分都是来自接近成岩的岩石”。然而，现在把它用来表示未知成因的泥晶灰岩的集合粒(Bates and Jackson，1980)。它不能与术语“球粒”混淆，它一般适用于粪成因的球粒，常以一种特殊形状的“内部结构无方向性粉砂和泥级颗粒”来描述(Milliman，1973)。,五、海底胶结物似球粒结构成因的认识,与海底石化作用有关的镁方解石球粒成因的争论，可追溯到60年代晚期海底胶结作用发现的时候。总的来讲，对其成因存在以下几种解释：(1)有机体形成的球粒；(2)文石球粒的交代作用：(3)中期阶段或推进的前缘期的产物Alexandersson(1972)在研究加勒比海和地中海沉积物内的海底胶结物时，报

28、道了3060m镁方解石的似球粒体。他把地中海海滩岩中镁方解石的类似结构描述为“粪球粒体”。Alexandersson认为，球粒好像是微晶镁方解石胶结物发育到推进前缘的中期阶段，即成核作用之后，球粒在镁方解石沉淀的表面增大了超前边缘，最终包裹形成“均一组构”(4)钙化的藻丝体：(5)与海底胶结物无关的碎屑颗粒：(6)多次核化：(7)珊瑚藻,1)藻类成因 无论是钙化藻丝体还是结壳状珊瑚藻，在高倍显微镜下都有明显的生长习性和易辨认的微构造。例如，结壳状珊瑚藻的结壳表面，由于它们的生长能力所限，只能充填局限的孔隙、孔洞，并展示出特殊的生长类型(AbleyandMacintyre，1973)。根据这些特

29、点就能辨认出结壳状珊瑚藻方解石，并通常与似球粒方解石相比没有结构上的相似性。同时，在扫描电镜照片中，钙化藻丝体横切面还显示一种特有的双叶片状晶体排列。虽然这种晶体排列在薄片中可以辨认，但钙质藻丝体应该能识别出来，因为不可能所有的藻丝体都垂直薄片。要考虑的另一点是，似球粒方解石一般与高度局限的隐蔽栖位有关，如伯里兹外大型海底洞穴(Macintyre，1984)，这样，光合作用的藻不可能对似球粒结构的直接形成作出大的贡献。,2)沉积成因 在解释似球粒结构中，一个问题就是对沉淀物和沉积物这两个术语没有共同认可的标准定义。James等(1976)认为似球粒是成因不明的粉砂级颗粒。Land和Moore(

30、1980)注意到泥晶方解石和结晶镁方解石化学组分上的相似性，表明在已知的沉积背景内这些方解石一定有一个共同的物源。,在海底岩化期间，镁方解石似球粒以许多形式形成。对于广泛发育的似球粒结构来说，归结起来，大致有四个基本成因。,3)交代作用 这是最早提出的解释似球粒结构的成因之一，认为它们是由文石团块或球粒的交代作用形成的(Taylorandllling，1969 Shinn，1969)。但是，随电子显微镜和扫描电子显微镜应用的增加，这个概念衰落了。如Ginsburg等(1971)提出的，因为缺乏详细的岩石学和地球化学的分析资料，使人对这种假设怀疑，再也没有深入的文献支持这种交代成因。4)沉淀成因

31、 关于似球粒结构的沉淀成因，归结起来有两种假设“外积前缘”和“多次核化”理论，这两种认识均认为似球粒结构与一些海底镁方解石的化学沉淀过程有关。Alexandersson(1978)提出，似球粒结构代表没有特征性胶结物的外积镁方解石前缘的生长构造，但是更进一步的研究却不支持这种观点，因为发育最好的似球粒结构一般出现于孤立的区域(Macintyre，1977，1984，1987)或者在一个带中标记出胶结物穿透珊瑚骨骼的内部(Macintyre，1977)，,1关于术语“泥晶”“泥晶”这个术语是Folk(1959)提出的，代表低能碳酸盐沉积的基质。“泥晶软泥代表着一种粘土级的基质，它的存在意味着缺乏

32、强的水流，正如砂岩中粘土级矿物的存在，同时标志着缺乏冲刷”。“基质”指的是“机械沉积的颗粒之间的物质，这正是它与沉淀的胶结物的不同之处”(Bathurst，1971)。因此，可以明确，泥晶就是“石化了机械沉积的灰泥”(FriedmanandSanders，1978)。根据三端元对石灰岩所作的分类：砂级和较大的碳酸盐颗粒；灰泥或泥晶基质；胶结物(孔隙空间)。那些占据砂级和或较大的颗粒之间孔隙空间的泥晶或基质，被解释为低能成因的；相反，砂级或较大颗粒之间以胶结物为优势的，则认为是高能沉积的。,六、从生物礁岩石的分类论“泥晶”,2礁岩中的隐晶质胶结物 当基质成因的泥晶和隐晶质的胶结物分不开的时候，在

33、碳酸盐岩分类、命名和解释上就出现问题。在显微镜下，隐晶质海底胶结物从透明到半透明。在同一样品中，微探针分析表明，在所研究的胶结物中镁的富集浓度(达到22molMgC03)略大于珊瑚藻中镁的浓度(14一20mo1)，在扫描电子显微镜下，隐晶质高镁方解石胶结物由微米级斜方六面体的晶体组成，有的地方，隐晶质高镁方解石胶结物呈似球粒状组构(Friedmanetal.,1974)。把海底隐晶质胶结物低倍置于平面偏光显微镜下和同一视域电子射线下进行研究，结果发现了三种类型的海底隐晶质胶结物：发亮光的胶结物，发暗淡光或模糊的胶结物。,3结论 炸开一个珊瑚礁，或靠近钻井钻穿这样一个礁，不可能展现出原生的造架生

34、物由腐蚀，钻孔和磨损或机械碎解，将造礁生物分泌的碳酸盐骨酪的固态生物群改变成一种不断增加的骨骼颗粒的供应物，这些骨骼颗粒聚集在礁内或礁的附近。骨骼碎屑中珊瑚碎片可能是少见的，大多数珊瑚确分解成灰质簇，并进一步破碎成文石针(Hubbard，1976)。通过现代生物礁的钻孔所看到的几乎都是碎屑，原生造架生物是分散的，甚至没有。钻孔中的现代礁的样品，珊瑚骨骼的碎屑没有被充分地表现出来，这些碎屑现在看上去像泥晶和隐晶质胶结物胶结在一起，难怪许多学者一直把礁岩描述为粒泥岩、生物微晶或简单的泥晶灰岩，错误地看成低能环境。总之，沉淀在礁岩表面毫米到厘米级之间的海底隐晶高镁方解石胶结物，看上去与假定的机械成因

35、的泥晶基质相一致。不谨慎的地质学家把礁岩误认为低能相的例子很多，这是我们应该注意的,形成于非海相背景下的碳酸盐胶结物大致包括以下几类：土壤的、湖泊的、洞穴的和泉流河流的。1土壤沉积物 土壤沉积物，包括近地表环境下因蒸发作用引起的各种沉淀作用所产生盐类沉淀物质(如钙质层、钙结壳、钙结核)。一般在土壤层中最通常所见的是泥晶低镁方解石。在土壤沉积物中，各种方解石及文石都存在，还有白云石。另外，与碳酸盐伴生的其他自生沉淀物还有石膏、蛋白石、海泡石等。单个晶体大小可从泥晶到叶片状方解石，长可达25cm。显然，自生碳酸盐的矿物学特征、晶体大小和晶形有很大变化范围，有些与海底范围成因的碳酸盐晶体没有区别。另

36、一方面，有一些属于土壤层碳酸盐的特征产物在海相环境的同类沉积物中相当罕见。这些特征产物为发育很好的菱面体、三角形棱柱状体、针状纤维状晶体、花状亮晶、泥晶桥、新月型滴石或重力胶结物。花形亮晶、泥晶桥、新月型胶结物和重力胶结物都具有胶结物晶体集合体性质，而不是单个晶体的性质。花形亮晶指的是一个层中由一个共同点向外生长的叶片状晶体，具放射状或扇形的形式；泥晶桥是出现在颗粒接触处的线束状或纤维状的局部性沉积，纤维长大约10lm，桥长最300m；新月型胶结类似于泥晶桥，经常把它认为是渗流带中的胶结形,七、近地表背景下非海相碳酸盐胶结物的晶体形态和组成,2湖泊沉积物 形成于湖泊环境中的碳酸盐沉积物，在矿物

37、学特征、晶体大小和形态上都表现出与土壤沉积物的相似性。另外，海相和湖泊沉积物在碳酸盐矿物上没有质的差别。湖底沉积的湖泊胶结物可以出现类似于海底胶结的等厚层状结构，而那些形成于湖岩边缘渗透环境中的碳酸盐晶体可能表现为新月型组构。另外，三角棱柱体和发育完好的菱面体也出现于湖泊沉积物之中。湖泊碳酸盐晶体不像土壤层中胶结物那样大部分以充填孔隙形式出现，它可能沉积于三种环境中：夏季几个月中以孤立的晶体或集合的晶体包裹于温暖的等温水层内的超浮游生物之上；以孤立的晶体或集合体包裹于浅水底栖的大型植物体上；沉积物表面以下，以充填孔隙胶结物出现于渗流和潜流环境。湖泊环境常是碳酸盐胶结物沉积的场所，而真正的场所是

38、在沉积物和水的界面上。在这种情况下，胶结物可能以等轴的或针状的晶体生长于沉积物的表面。虽然，在一些海相层序的研究中，曾报道过这种水底胶结物，但它们在湖泊环境中也常见。,3洞穴沉积 就矿物学特征而言，洞穴沉积物不仅是一个洞穴与另一个洞穴不一样，即使同一洞穴内 也有变化，甚至在特定的洞穴沉积物内其矿物学特征也是不同的。构成洞穴沉积物的碳酸盐几乎普遍呈现一种特征的黄色，主要是由于包含来自于上覆土壤中的腐殖质(White，1981)。4泉流河流沉积 泉流沉积(钙华)和河流沉积物的胶结物的研究很少，根据少量研究成果得知，它们的胶结物矿物相以低镁方解石为主。然而，在这些不常见的沉积物中，晶体大小和形态的变

39、化范围很大。晶体由等粒泥晶变化到宽可达300bm、长可达25mm的粗棱柱状晶体(Meredith，1980)。这些晶体可以包含其他环境中出现的所有形态，从针状纤维状、粗棱柱状到等粒状。5海相沉积物中的淡水碳酸盐 文石和高镁方解石海相碳酸盐的稳定化作用是通过亚稳定溶解和低镁方解石沉淀实现的。两种不同成岩过程都能产生这样的稳定化作用：海相组分完全溶解、随后又被方解石充填溶蚀的孔洞或粒间孔隙；亚稳定组分的溶解并在相邻文石溶解的地方立刻伴随有方解石的沉淀(Bathurst，1975)。把上述前一过程中沉淀的方解石称为“空隙充填”方解石胶结物，而把后一过程中形成的方解石称为“新生变形方解石”(Folk，

40、1965；Bathurst，1975)。,6结论 非海相胶结物在矿物学特征、晶体形态和晶体大小等变化较大，因为沉淀非海相胶结物的水介质是多种多样的，而且可能在成分上与海相环境的水介质相似，因此在很大程度上表现出与海相胶结物相同的特征。然而，许多非海相胶结物的特殊形态和矿物学特征，在浅海环境中不是少见就是还没有报道。针状的液态或气态包体通常出现于组成洞穴沉积物和钙华沉积物的晶体中，表明它们是陆上暴露条件下形成的。虽然陆上暴露本身并不意味着胶结物一定从淡水中沉淀，毕竟它有很大的可能性。判断淡水胶结物及胶结作用的另外一些标志是形成于渗流带环境中的各种结构，如新月型及重力结构胶结物。,但是要注意的是，

41、没有一个淡水碳酸盐胶结物的特征是非海相环境所独有的，因此只有综合各种特征才能有把握识别出其淡水成因。当然，新月型和重力结构的低镁方解石胶结物，似乎肯定是一种淡水渗流带的产物，另外，一个标本内胶结物的变化越大(即矿物学特征、矿物组成、晶体粒度和结晶形态变化较大)，那胶结物形成于非海相条件中的可能性也就越大。,普通的共生序列分析常常难以反映出在碳酸盐胶结物层序所见到的区域变化细节。运用层序地层学的概念进行成岩作用研究，就可能把沉积作用(沉淀作用和结晶作用)的产物归入“层序”中。这些层序的界面是一种特殊的界面，这种界面反映了剥蚀作用(溶解作用)、非沉积作用(重复成核作用)、压实作用或叠加于其上的破裂

42、事件。在一个成岩层序中化学变化形态可以作为识别层序的“框架”。成岩层序可以构成一个时间序列，从而提供一个由局部不整合产生的成岩作用单元的总体特点。那种认为“横向地层代表的时间”可以近似代表相应的“成岩时间”的认识是错误的，因为成岩界线可能交切地层界线。但是，运用层序地层学的概念可以提供一种解释区域成岩作用的实用手段，从而为研究油气运移提供一个新思路。,第三节 碳酸盐胶结物层序地层学一个新的研究方向,共生序列的概念来源于地层学，它是“叠覆原理”的简单应用。当一个矿物相叠加在另一个矿物相之上，其叠加关系是很明显的，而且形成作用的序次也容易确定；但是，如果两个矿物相共生或交生，格架颗粒产生其他特殊的

43、胶结物，则成岩作用的序次就可能变得模糊不清了。这种问题不管是在碳酸盐岩还是在碎屑岩中均相当普遍，在碳酸盐岩中更常出现。沉积岩石学家早先使用的浸染法以及后来应用的阴极发光法，为确定胶结物矿物相及其叠加序次提供了实用的手段。这些方法的应用，揭示了方解石胶结物的复杂性，包括胶结物的生长带以及不连续的生长阶段，这些都超过了原来的设想。由此而产生了时间序列或层序与区域变化的关系的研究和分析。阴极发光法在石英砂岩的研究中得到广泛的应用，在碳酸盐岩的研究也展示了宽阔的前景。当然，要注意的是阴极发光不能揭示所有的地球化学变化(NelsonandRead，1990)。对胶结物发光带及生长带的分析，最早是由Mey

44、ers(1974：1978)进行的，他应用“胶结物地层学”这一术语泛指这种发光带及生长环带。这些带的形成序次被识别出来，并且把它作为一种年代序列，“带序列”的相似性可用“同时性”来加以解释。更进一步研究表明，这种“环带序列”是由沉积物的重复性化学变化旋回所产生。根据晶体内的变化或晶体闸的变化所建立的简单模式肯定会存在一些偏差。Meyers(1974)所描述的胶结物属于晶体内变化，它们是一种同心环带，这种环带反映了在一个特殊的时间范围内晶体的生长作用发生变化；很明显、，晶体生长的成带性代表了化学环境的变化，而且这种变化以组成成分发生变化的形式记录在结晶形态均一的晶体中。相反，另外一些化学环境的变

45、化可能会导致相当长时间的晶体的溶解作用和溶蚀作用，或者产生重复成核作用而导致与底层无关的晶体生长。,一、胶结物层序,早期的研究，如Dickson(1966)所进行的研究，运用浸染技术，发现了孔隙中可以包含有超过一个世代的胶结物。这可以从形态上予以划分，其特点是早期的纤维状或钟乳状胶结物由后期的块状晶体覆盖，或者这些特征代表了更多的细微变化，这表现在过渡带胶结物雾状形态未发生变化的生长型式；相反，这种晶体生长反映出组分变化的特点，如不含铁到含铁的块状方解石晶体。运用阴极发光进行研究上述变化表现得更加明显。在碳酸盐岩中控制阴极发光的化学因素，许多学者如Marshall(1988)、Meyers(1

46、991)、Machel和Burton(1991)已进行了广泛的讨论。变化的原因已得到初步的了解，但关于晶体环带变化的分布也存在相反的解释。一方面，Machel和Burton(1991)坚持认为沉积作用环境发生变化的不可避免性，而且这种变化反映在胶结物的横向变化之上；另一方面，Meyers(1974，1978，1991)、Frank等(1982)Grover和Read(1983)、Dorober(1987)则认为它们存在连续性并可以进行横向对比。,二、晶体内的变化,垂向胶结物层序中胶结物环带的假想对比,胶结物的递进演化序列及其区域变化,近来，许多研究成果强调了晶体生长的不连续性。除了结晶作用速率

47、发生变化，溶解作用事件可以在较大范围内进行识别。实际上，在碳酸盐岩含水层中大部分水是不饱和的(MachelandBurton，1991)。不饱和作用的程度又是变化的。在Florida中部的灰岩含水层中，Back和Hanshaw(1970)发现10的水样对方解石是不饱和的。另外，在宾夕法尼亚的盆地山脉省地区，80的水样对方解石是不饱和的(JacobsonandLangmuir，1970)，在这种环境中，当这种水与碳酸盐相接触时它可溶解碳酸盐。Hanshaw和Back(1980)所指的是在YucatanPeninsula地区内发生的混合带地下水所产生的溶解作用。当把这些水文学研究所得出的地下水化学

48、的“瞬时性”应用于地质时间范畴时，必须小心谨慎，在其中应该着眼序列事件的总体结果，根据孔隙度和岩石的发育特征可知溶解作用将产生一个清晰的信号或标志，而且这种信号和标志与晶体生长一样具有重要的意义。溶解作用可能溶蚀晶体或者选择性地消除晶体内部的组分性分带，共生重叠生长可能包含一种不规则性，而且这种不规则形成于晶体内的孔隙中。但是，除了晶体内产生的一些变化外，孔隙水化学的变化也能产生一种完全更新的晶体形态。,三、晶体生长的不连续性,发生在晶体生长的化学环境中的大多数变化既可产生组分环带也可形成溶解面，另些变化将产生新的晶核形成作用(成核作用)这种新的晶体生长形式与共生重叠生长或晶面塔状体的形成作用

49、(Janes，1989)具有本质上的差别，不管是生长还是溶解作用的最后结果都存在差别。要注意的是重新成核作用可能很难识别。Bathurst(1958)提出了识别胶结物的一系列指标，其中最重要的是数量逐渐减少、晶体大小变大、偏离底层的晶体先前存在的定向性增强(Dickson，1983)，这种几何学特征的选择作用反映了竞争生长的形式；其涵义是所保留的晶体是那些原先在孔隙或孔洞壁上成核而以共生延生而形成的晶体。但是，在胶结物层序内晶体大小的突然变化是很普遍的。它们似乎是由于大多数晶体暴露所造成的生长潜力的突然损失所致，只有少数晶体继续生长当正在生长的晶体其内部晶面不连接时，将产生一种重新成核作用的假

50、象，在所有晶体均停止生长以及由一个新世代产生的重叠生长的情况下，可以与这种“假象”区分开。组分上的变化也可能产生重新成核作用的假象，虽然这种情况实际上是新的成核作用和共生延生。,四、新晶体成核作用,从理论方面关于胶结物层序地层学已存在许多争论的问题，Machal和Burton(1991)曾经认为，控制成带作用、饱和作用、氧化还原作用变化的主要因素的变化是一种识别胶结物层序的标准。那么为什么成带作用还要受到影响呢?温度、化学组分及活度、或者其他物理化学因素的变化，也只是物质变化范畴中的一部分。靠近地表，在淡水与海水(或埋藏卤水)间的界限不是永恒不变的大气水可能浮在密度较大的卤水之上，或者进入盆地