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，但在大陆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岩石中以条带状出现。岩石为灰白、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，仅见于颗粒性岩石中。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。钟乳石、石灰华等次要岩石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，其岩石类型见图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岩石向另一种岩石过渡的情况下而不论相互过渡的是哪两种岩石。这种划分称为三级划分，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岩石中的含量，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、岩石名称拟定等），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岩石的不便。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岩石名称做了改动，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”字样的岩石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，那势必会给岩石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岩石的结构，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岩石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岩石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。岩石中泥晶的多少，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，即使岩石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），只要岩石还同时含有较多泥晶，该岩石就只能是较低能环境的沉积产物。相反，若岩石缺少泥晶，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聚集地；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大陆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），岩石为含泥颗粒支撑，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），岩石为含泥颗粒支撑，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），岩石为无泥颗粒支撑，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。岩石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岩石连续沉积的下伏或上覆岩石的环境特征。连续沉积的上下两种岩石的沉积环境在水平方向上也是连续的。这种可作为共生岩石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岩石，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岩石系列。

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岩石名称，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氧化色，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地下淡水混合）、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地下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：岩石一般不具氧化色（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，深部地下水，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，氧化后呈褐色（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，所以一般只按岩石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。在岩石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、阴影状细晶白云岩、亮晶鲕粒白云岩等等。

表16-2 白云岩分类