煌斑岩的简介

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煌斑岩(lamprophyre)

煌斑岩为一种浅成岩，通常颜色较深，含有由暗色矿物组成的斑晶，在肉眼观察时，其标本闪闪发光，因此而得名。其组成成分多为长石和与斑晶相同的暗色矿物，尤其是云母。按其成分可分为：

云母煌斑岩 ，最为常见，黑色或灰黑色，风化后转为褐**，斑晶主要是黑云母； 闪辉煌斑岩，黑色、黑绿色或绿色，斑晶主要是角闪石和透辉石，有时有橄榄石和黑云母； 碱性煌斑岩，矿物成分复杂，硅质含量低，斑晶主要是碱性辉石或碱性角闪石；

特殊的深色脉岩类岩石的总称。其特点是全晶质,具有明显的斑状结构。暗色矿物含量很高,主要为黑云母、角闪石、辉石,其含量在斑晶或在基质中不少于30%,且自形程度良好。常见的浅色矿物有斜长石、正长石等,它们都局限在基质中；此外,还有较多的含挥发分的矿物。随着深色矿物和浅色矿物组合的不同,可划分为云煌岩、云斜煌岩、闪斜煌岩、拉辉煌岩、方正煌斑岩等。煌斑岩脉大多与深成岩体有关,侵入于岩体或其围岩中,也有一些与火山岩有关,并经常显示热液蚀变的标志。煌斑岩按其成分而言,几乎都是镁铁质岩或超镁铁质岩。根据斑晶的性质同基质相对比,推测有些煌斑岩可能是混染成因,如某些含石英的云煌岩,可能是花岗岩质物质被基性岩浆部分同化而成。该术语源自希腊语lampros,意为辉煌、闪耀。

一类深色、具煌斑结构、含较多挥发组分的中、基性或碱超基性火成岩。常呈岩墙产出。

煌斑岩的SiO2含量一般为30～56%（重量）,富FeO、MgO、Na2O和K2O（前两项含量合计约14～27%,后两项约3～10%）。此外，H2O、CO2、S、P2O5、Ba和稀有元素含量显著高于化学成分类似的其他火成岩。因此，煌斑岩在矿物成分上的特点是：富铁镁矿物，如橄榄石、辉石、 角闪石和黑色云母等；总含量一般大于35%，使岩石呈暗色;同一种铁镁矿物往往同时出现于斑晶和基质中;斑晶中铁镁矿物呈自形（有时半自形），构成煌斑岩特有的煌斑结构；长石和副长石限于基质中；方解石和沸石以及其他水热矿物多半是原生矿物，有时它们与副长石等一起,构成眼球体（常见于碱性煌斑岩中）,它由熔体不混溶作用，形成于水气压力升高、熔体沸腾的岩浆结晶晚期；黄长石可出现于碱超基性煌斑岩中;此外,煌斑岩还可含不定量的磷灰石、榍石、磁铁矿、绿泥石、蛇纹石、滑石、硫化物等。

根据所含矿物的组合情况和相对含量，可以对煌斑岩作进一步命名。其中闪正煌岩、闪斜煌岩、云正煌岩和云斜煌岩等四种钙碱性煌斑岩是最常见的,它们常与后造山期花岗岩花岗闪长岩和闪长岩共生，常包裹各种岩石捕虏体和长石、石英捕虏晶以及长石、铁镁矿物巨晶。方沸碱煌岩、黑云沸煌岩、霞闪正煌岩和霞闪斜煌岩等为碱性煌斑岩，较少见，常含碱性长石、普通辉石、钛普通角闪石和磷灰石巨晶，并可含二辉橄榄岩、辉石岩包体和麻粒岩捕虏体。黄长煌斑岩是罕见的碱超基性煌斑岩，常包裹二辉橄榄岩包体以及单斜辉石、斜方辉石、黑云母、角闪石巨晶。后两类碱性和碱超基性煌斑岩与碱性杂岩和（或）火成碳酸岩共生。

煌斑岩除呈岩墙产出外，还可以呈岩脉、岩床或岩颈产状。

抹谷（Mogok）变质岩带

1.矽卡岩的矿物

矽卡岩矿物十分复杂，有矽卡岩化早期不含水的矿物；晚期含有水和挥发分的矿物；及与矽卡岩矿床有关的金属矿物；还有原岩残余的矿物等。

早期矽卡岩矿物：钙铁-钙铝榴石、透辉石-钙铁辉石、硅灰石、符山石、镁橄榄石、硅镁石、尖晶石、方柱石、斜长石和钾长石。

晚期矽卡岩矿物：阳起石、绿帘石、绿泥石、黝帘石、葡萄石、蛇纹石、水镁石、云母类和碳酸盐矿物等。

含有挥发分的矿物：萤石、磷灰石、黄玉、电气石、斧石和赛黄晶等。

含有金属的矿物主要有：磁铁矿、锡石、白钨矿、辉钼矿、毒砂、黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿，有时含有自然金等。

我国湖南的含铍矽卡岩中，含有日光榴石、香花石、铍榴石、硅铍石和铍镁晶石等含铍的矿物。

原岩残余的矿物：主要是碳酸盐矿物，如方解石、白云石、也有石英和长石等。

2.矽卡岩的结构构造矽卡岩中矿物粒径相差很大，多数呈中粗粒变晶结构，也有呈细粒及显微晶质的变晶结构，个别矿物呈巨晶产出（＞5 mm），有的岩石中的矿物粒径呈连续变化，形成不等粒变晶结构。以石榴子石、辉石、橄榄石等粒状矿物组成的矽卡岩，呈粒状变晶结构；以硅灰石、符山石、方柱石及闪石类等柱状矿物组成的矽卡岩，呈柱状变晶结构，但大多是粒状柱状（或柱状粒状）变晶结构。此外，也常有自形和半自形变晶结构，斑状变晶结构和包含变晶结构等。岩石中各种交代结构发育，既有气水热液交代原岩、也有晚期矽卡岩矿物交代早期矽卡岩矿物形成的交代残余、交代假象、交代脉状、交代网状等交代结构。

矽卡岩的构造也很复杂。主要有块状构造、也常有矿物和结构不均匀的斑杂状、斑块状、条带状、条纹状、浸染状、角砾状、脉状和网脉状构造，有时也能观察到原岩的层理构造，条带状构造经常与原岩的层理构造一致，显示矽卡岩化的交代作用沿原岩层理发育的特征。

碳酸盐岩的一般特征

位于板岩带的西侧，10～25km宽。该带由高级变质岩和花岗质侵入岩组成，西部是Paungdaw结晶基底，东部为低级变质的Yinmabin片岩。Paungdaw结晶基底由片岩、大理岩和层状混合岩，其中含有褶皱的花岗岩和伟晶岩席。眼球状片麻岩和含黑云母、石榴子石、电气石和片岩捕俘体的片麻状巨晶花岗岩整合或不整合侵入于结晶基底。未变形含石榴子石伟晶岩侵入上述所有岩石。在大部分地区，最新侵入岩，包括英安岩和花岗闪长岩脉侵入岩与变质岩和伟晶岩接触地方有冷凝边。未变形花岗岩中钙碱性脉岩的缺乏，意味着这些花岗岩可能是最年轻的侵入体。Yinmabin片岩主要由黑云母、白云母、绢云母片岩和石英岩组成，石英岩局部夹有方解石、透辉石大理岩和阳起石片岩。向西变质级别增高，结构上向上为Paungdaw结晶基底。闪长岩、花岗岩和钙碱性岩脉侵入于片岩中。

抹谷（Mogok）变质岩系在东和南东侧与Chaung Magyi浊积岩断层接触。那儿的矽线石片岩与二叠纪透辉石、透闪石以及奥陶纪大理岩密切相关。所有同位素年龄表明变质带形成于渐新世—早中新世，其中Ⅰ型花岗岩的锆石同位素年龄为120～80Ma。

抹谷（Mogok）变质岩系的沉积原岩普遍认为形成前寒武纪，亦有人认为形成于古生代或中生代，部分原因由于抹谷（Mogok）红宝石与透辉石大理岩密切相关，被认为是变质二叠纪白云岩或Albian灰岩。

图6.1 缅甸及其邻区区域地质图

（据AHGMitchell et al.,2004）

表明可能的缝合带和活动的Sunda俯冲带，Karen-Tenasserim包括抹谷变质带和板岩带

1.碳酸盐岩的化学成分特征

碳酸盐岩的主要化学成分为CaO、MgO及CO2，其余氧化物还有SiO2、TiO2、Al2O3、FeO、Fe2O3、K2O、Na2O和H2O等。纯石灰岩的理论化学成分为CaO56%，CO244%;纯白云岩的理论化学成分为CaO30.4%，MgO21.7%，CO247.9%。此外，还可有一些微量元素和稳定同位素，如Sr、Ba、Mn、Ni、Co、Pb、Zn、Cu、Cr、V、Ga、Ti等微量元素和C、O、Sr稳定同位素，可利用这些元素种类、含量、元素对的比值和异常来划分和对比碳酸盐岩地层，判断碳酸盐岩的沉积环境和研究碳酸盐岩的成因类型、成岩后生作用和相关的矿产资源。

2.碳酸盐岩的矿物成分特征

碳酸盐岩的矿物成分包括三类:碳酸盐矿物、自生的非碳酸盐矿物及陆源矿物。

碳酸盐矿物主要是方解石、白云石、高铁方解石、铁白云石、菱镁矿、菱铁矿、菱锰矿等。在现代碳酸盐沉积物中，还广泛地发育有文石和高镁方解石，局部地区，如波斯湾阿布扎比和澳大利亚库龙潟湖，以及我国的大、小柴旦盐湖产有原白云石。需指出的是，在现代碳酸盐沉积物中，不同的碳酸盐矿物结晶习性有明显的差别，如在正常海水中沉淀的文石呈针状，高镁方解石也可呈针状，更多的是呈陡峻的犬牙状和刃状，半咸的混合水沉淀的方解石呈多面体的等轴粒状，而在渗流的淡水中沉淀的方解石具有洁净明亮的菱面体晶形，在静止潜流中沉淀的方解石大多数呈连生的巨晶产出(图5－4)。由于上述不同碳酸盐矿物的结晶习性出现在不同的沉积环境和成岩过程，并可不同程度地保存在岩石中，因此，识别岩石中不同碳酸盐矿物的结晶习性，将有助于对碳酸盐岩沉积－成岩环境和成岩后生作用过程的恢复。

图5－4 碳酸盐岩的矿物成分、结晶习性与流体性质的关系

自生的非碳酸盐矿物 有石膏、硬石膏、重晶石、天青石、萤石、岩盐及钾镁盐矿物，还可有少量的蛋白石、自生石英、黄铁矿、白铁矿、海绿石、磷酸盐矿物及有机质等。这些矿物的出现与特定的沉积环境或成岩后生变化作用有关。

陆源矿物 常见的有粘土矿物、碎屑矿物(如碎屑石英及长石)及微量的重矿物(多为稳定的重矿物)。当陆源矿物含量超过50%时，碳酸盐岩即过渡为泥质岩和碎屑岩。

3.碳酸盐岩的结构组分特征

碳酸盐岩的结构组分与岩石的沉积环境和成岩后生作用密切相关，在一定程度上反映了岩石的成因特征，它不仅是岩石的重要鉴定标志，也是碳酸盐岩分类命名的重要依据。碳酸盐岩的结构类型同时与地层的含水性和储油气性直接有关，因而也是对含水层和油气储层进行评价和开发的依据。因此，碳酸盐岩的结构组分特征历来是研究碳酸盐岩的重要内容。

依据现代碳酸盐沉积的研究成果，业已发现除了那些具有生物结构的碳酸盐岩是生命活动的直接产物外，显生宙以来90%以上的碳酸盐岩成因与生命活动有直接和间接的关系，更正了碳酸盐岩单一化学成因的传统观点，并发现不同成因的碳酸盐岩，具有不同的结构类型和成因特征，特别具有颗粒结构的碳酸盐岩的分布服从于沉积环境的水文条件和水动力能量状况，如波浪与潮汐作用，而具有晶粒结构的往往是先期正常的碳酸盐沉积重结晶和交代作用的产物，因此，按不同成因的碳酸盐岩所具有的结构，可划分出如下几个具有不同成因意义的结构组分类型:

◆由波浪和流水搬运沉积而成的碳酸盐岩(主要为颗粒灰岩和白云岩)，具有类似于碎屑岩的碎屑结构，反映碳酸盐岩沉积作用同样受到水文条件和能量环境的控制。

◆由化学、生物化学沉淀作用、波浪或流水颠选、机械磨蚀作用形成的灰泥与碳酸盐岩(主要为具泥晶、微晶结构的石灰岩和白云岩)。

◆保存在碳酸盐岩中的原始孔隙和在成岩后生作用过程中形成的次生孔隙。

◆由原地生长的生物骨架组成的碳酸盐岩(主要为生物灰岩、礁灰岩和藻灰岩与藻白云岩)，具有生物骨架或生物生长结构，此结构组分是部分碳酸盐岩是生命活动产物的直接证据。

◆具残余结构及晶粒结构的碳酸盐岩(主要为白云化不彻底的白云质灰岩和灰质白云岩)。

◆重结晶的碳酸盐岩(主要为结晶灰岩和结晶白云岩)，具晶粒结构及残余结构。

按照上述的结构和成因意义，碳酸盐岩的结构被划分为如下几种主要类型，其中的粒屑、填隙物和孔隙称为结构组分，可分别与碎屑岩的碎屑结构、填隙物结构和孔隙组分相类比，也即此3个结构组分各具不同的产出状态和成因意义。

(1)粒屑结构组分

碳酸盐岩中的粒屑福克称为异化粒(allochem)，包括内碎屑、生物碎屑、鲕粒、核形石、球粒、团块等，它们是在沉积盆地内由化学、生物化学、生物作用和波浪、潮汐、岸流的机械作用而形成的，并在盆地内就地沉积或经短距离搬运而沉积的颗粒。其中只有内碎屑和生物碎屑才是由原有沉积物(软泥及生物)再被打碎、搬运和沉积而成的碎屑，其余均具有原生形态，称为颗粒。但它们可统称为粒屑，都是在盆地内生成的，也都被称之为广义的内碎屑，或沉积物碎屑。

内碎屑(intraclast) 狭义的内碎屑是早已沉积于海底的、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次沉积的碎屑。按大小可把内碎屑分为5个级别:

砾屑:颗粒直径>2mm

砂屑:颗粒直径2～0.062mm

粉屑:颗粒直径0.062～0.031mm

微屑:颗粒直径0.031～0.004mm

泥屑:颗粒直径<0.004mm

图5－5 砾屑的排列方位及成因意义

在不同粒级的内碎屑中，砾屑的成分和产状特征最具研究意义(图5－5)，如双向交错排列的砾屑指示存在往复的潮汐流作用;放射状扇形排列的砾屑主要是风暴流作用的结果;叠瓦状排列的砾屑通常是单向流水作用的标志;平行排列的砾屑往往与暴露作用有关。

生物碎屑(bioclast) 个体完整者称生物或骨粒，个体不完整和被磨蚀的称为骨屑或生物碎屑。此类颗粒多是经过搬运后再沉积的，因此，可通过生物碎屑的保存状况，来推断其被搬运和改造的程度。不同门类和属种的生物骨骼，具有不同的组分和结构类型(图5－6)，因此，利用岩石中生物碎片结构特征可恢复其所含的门类和属种，进而恢复古环境。

鲕粒(oolites) 鲕粒是具有核心和同心层包壳的球状颗粒，很像鱼子，其核心可以是内碎屑、生物、陆源石英或其他碎屑，同心层常由泥晶方解石组成(现代鲕粒多由文石组成)，有的鲕粒具放射状结构。鲕粒大小一般<2mm，>2mm者称豆粒。根据鲕粒的内部结构可将鲕粒细分为真鲕、薄皮鲕、复鲕、变形鲕、变晶鲕、负鲕和残余鲕等成因类型(图5－7)。多数人认为鲕粒是无机化学―机械沉淀的产物，其形成过程需要在碳酸盐过饱和的热带浅海环境和水体持续搅动的较高能条件，且鲕粒粒径越大，所代表的环境水体搅动能量越高(图5－8)。

图5－6 几种常见生物骨骼的结构和形态

图5－7 鲕粒的内部结构和成因

核形石(oncolite) 又称藻灰结核，也是具同心层状的圆球或椭球状颗粒(图5－9)，它主要是蓝藻生命活动的痕迹，机械作用居次要地位。它与鲕粒特征相似，其区别在于核形石的同心层不规则，色暗(因富有机质)，可有多个核心，大小不一，常与其他蓝藻组分，如凝块石、藻团块、层纹石和叠层石等共生，其形成能量较鲕粒低。

图5－8 成鲕作用与水流搅动强度(a)和粒度(c)关系

图5－9 微晶核形石灰岩

球粒(pellet) 球粒，又被称之为团粒，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，大小在0.03～0.2mm之间，常成群出现。球粒是由微细骨屑、蓝藻类、粪粒或泥晶碳酸盐矿物发生凝聚作用而成，有时可经流水搬运、滚动，有时就地堆积。总之球粒的形成能量不高，具有均匀的形状和大小，有时分选较好，富含有机质，色暗。一般多为蓝藻成因的藻球粒和生物粪便堆积而成的粪球粒(图5－10)，部分为砂屑或生物碎屑经泥晶化作用后形成的似球粒。

团块(lump) 是具不规则外形的复合颗粒，其内可包裹小生物、小球粒等颗粒，常由蓝藻粘结这些颗粒，外形呈不规则状。典型的现代团块见于巴哈马滩，由球粒被蓝藻粘结而成、外形呈葡萄状，故又叫巴哈马石或葡萄石(图5－11)。

岩石学简明教程

图5－11亮晶藻团块灰岩

以上核形石、球粒、团块及凝块石、藻屑、藻鲕等，均是与蓝藻有成因关系的颗粒，故也统称为藻粒。它们在浅水碳酸盐岩中经常出现，并对造岩、生储油气、成矿等有重要作用，应注意。

(2)填隙物结构组分

填隙物，即广义的胶结物，应包括泥晶基质、亮晶胶结物等，它们都对于酸盐颗粒起胶结作用。填隙物的胶结作用包括三方面，即填隙物成分、结构和胶结类型。

泥晶基质(microcrystalline matrix) 又叫微晶基质、微晶杂基或灰泥，其存在方式和成因与碎屑岩中的杂基相当，但它不是陆源的，而是盆内形成的灰泥(细小碎屑)，主要以填隙物的形式充填在孔隙中，或形成灰泥支撑的基底式胶结，也可以是单一灰泥成分的碳酸盐沉积，呈均一的泥晶(泥屑)或微晶(微屑)结构，因此，也称内杂基，其含量与环境的能量呈密切的负相关性，是判别环境能量高低的重要依据。

灰泥有机械磨蚀的、生物磨蚀的、藻类分泌的、微生物泥晶化作用和无机化学沉淀的等多种成因类型，其原始成分主要为文石针或文石泥，少量为高镁或普通方解石。深海底部的碳酸盐软泥主要由颗石藻、抱球虫或翼足虫等超微生物(或化石)组成。

亮晶胶结物(sparryce ment) 亮晶是充填于石灰岩原始粒间孔隙中的化学沉淀物质，对碳酸盐颗粒起胶结作用，相当于碎屑岩中的化学胶结物，常为方解石、白云石，少数由石膏、硅质胶结物或其他化学沉淀的碳酸盐矿物组成。绝大多数亮晶胶结物是由干净和较粗大的方解石晶体组成，晶体常>0.01mm。亮晶胶结物的发育，代表沉积时的水动力较强，将原始粒间的灰泥冲洗干净，留下的孔隙被富含CaCO3的水溶液在成岩阶段沉淀而形成的明亮晶体的充填物。所以“亮晶”一词是有成因意义的:一个岩石中若颗粒数量一定，则当亮晶多时代表岩石形成时的水动力较强，微晶基质多时代表水动力较弱。

亮晶胶结物与泥晶基质的区别在于:亮晶存在于粒屑多的岩石中，矿物晶体大、晶形好、明亮，晶体间呈平直的贴面结合，可发育多世代结晶现象。手标本中观察粒屑间的亮晶胶结物，与粒屑界线清楚，并可见亮晶方解石胶结物的晶面反光。在显微镜下观察亮晶胶结物，其晶体形态多姿多态，与成岩环境流体性质相关。特点为:在海底成岩环境中以发育针状或刃状的文石或高镁方解石的等厚环边胶结为主;在淡水渗流和活跃潜流成岩环境中以发育等轴粒方解石胶结为主;在淡水静止潜流成岩环境中以发育连生方解石胶结为主。也有人将泥晶基质新生变形成的较粗粒度方解石称为亮晶，此类亮晶显然不具备上述孔隙水沉淀的亮晶胶结物成因意义。实际工作中确定泥晶基质新生变形而成的亮晶是非常重要的，可依据此类晶体之间呈缝合线接触和残余泥－微晶斑块加以识别(图5－12)。

填隙物结构和胶结类型 ①填隙物结构，首先分出亮晶胶结物或微晶基质，再按胶结物结构细分出栉壳状、粒状、再生边和连生胶结物等。它们的特征和碎屑岩的胶结物结构一样，但具有更明显的世代性，如二世代栉壳状、粒状胶结结构，往往由第一世代的等厚环边栉壳状和第二世代的等轴粒状亮晶方解石胶结物组成(图5－13)。②胶结类型，即填隙物与颗粒之间的关系，主要包括基底式、孔隙式、接触式胶结类型，及它们之间的过渡类型。这里不再重复。

图5－12 新生变形亮晶中的泥－微晶残余斑块(黑点所示)

图5－13 二世代胶结结构

碳酸盐岩的结构和岩石命名就是根据颗粒类型、大小和数量，再加上成分和微晶基质、亮晶胶结物的含量之比例的关系来确定的。如灰岩中的颗粒组分含量50%以上为砾屑时，这种岩石的结构就叫砾屑结构，岩石就命名为砾屑灰岩。

(3)晶粒结构

各种结构和成因的灰岩经强烈重结晶作用或白云石化作用改造后，常呈原始结构被破坏和消失的晶粒结构。按晶粒的绝对大小可分为:晶粒>2mm的巨晶结构，晶粒2～1mm的极粗晶，晶粒1～0.5mm的粗晶结构，晶粒0.5～0.25mm的中晶结构，晶粒0.25～0.1mm的细晶结构，晶粒0.1～0.0625mm的极细晶结构，晶粒0.0625～0.031mm的粉晶结构，晶粒0.031～0.004mm的微晶结构，晶粒<0.004mm(即<4μm)的泥晶或隐晶结构，其中粉晶至巨晶结构绝大多数是重结晶作用的结果，一般重结晶作用越强晶体粒度越粗，晶形越好，所保存的残余结构也越少。而泥－微晶或隐晶结构往往是准稳定的文石或高镁方解石在成岩过程中自发向稳定的普通方解石转化为新生变形作用的产物，对原始结构基本无破坏作用。

(4)生物生长结构

由造礁生物原地生长形成的礁灰岩，具典型的生物结构。按礁灰岩中的生物生态特征，可细分出骨架礁灰岩、粘结礁灰岩、障积礁灰岩和盖覆岩等(图5－14)。

图5－14 造礁生物与各类礁灰岩的划分与命名

骨架礁灰岩(framestone) 由群体造礁生物(如块状珊瑚、层孔虫、海绵、厚壳蛤、牡蛎等)原地固着生长形成的骨架(又称格架)，骨架之间被附礁生物和其他颗粒、基质及亮晶胶结物充填和胶结，构成坚固的能抗浪的生态礁，称为骨架礁灰岩，生物礁主体往往由此类礁灰岩组成。

粘结礁灰岩(boundstone) 若为原地匍匐生长的板状或片状生物(如板状层孔虫、海绵、苔藓虫、藻类等)，粘结和包裹大量灰泥基质，构成坚固的生物层或抗浪能力很强的块体，称为粘结礁灰岩，也是组成礁核的重要岩石类型之一。

障积礁灰岩(bafflestone) 若为原地茎状或树枝状生物(如枝状珊瑚、海绵和海百合等)对灰泥起障碍和遮挡作用，从而使灰泥堆积下来(灰泥可多于茎类生物)，构成生物丘或灰泥丘，此类型一般抗浪能力差，称为障积礁灰岩。主要出现在礁前斜坡带骨架礁的下部和翼部。

盖覆岩(coverstone) 由原地生长的板状或层纹状生物覆盖破碎的骨骼或其他碎屑并使之稳固而形成的岩石。多产于礁基、礁坪、礁盖和礁前斜坡带。

图5－15 中－粗晶白云岩中的残余鲕粒结构及其发育的晶间孔

(5)残余结构

白云石化灰岩及重结晶灰岩常保存有灰岩的部分原始结构，这部分结构被称作为残余结构，如在结晶灰岩和白云岩中，时可见到的残余生物结构、残余鲕粒结构(图5－15)、残余砂屑结构和残余生物礁结构等。

(6)孔隙结构

目前世界上已探明的石油天然气储量约有一半赋存在碳酸盐岩地层的孔隙空间中，而大多数受碳酸盐地层控制的层状和层控型多金属硫化物矿床也大多与碳酸盐岩地层中的孔隙空间有关。碳酸盐岩中的孔隙空间可划分为原生孔隙和次生孔隙两种主要成因类型，其中原生孔隙的形成与碳酸盐岩的矿物成分、结构和形成条件密切相关，而次生孔隙受成岩作用的控制和改造更为强烈。因此，碳酸盐岩孔隙结构组分的特征也可采用碎屑岩孔隙结构组分的术语加以描述，但其孔隙类型和形成演化更为复杂。

A.原生孔隙

如同砂岩中的原生孔隙，也是指形成于沉积阶段的孔隙，但其类型要丰富得多，列举

粒间孔隙 颗粒堆积时，由颗粒相互支撑构成的孔隙空间。粒间孔隙的发育程度与颗粒的含量、粒度、分选性、排列方式和充填物的含量等因素密切相关。

遮蔽孔隙颗粒堆积过程中，由于较大颗粒的遮挡在其下部保留的孔隙空间，或者由凸面向上的介壳形成遮挡，在其下部保留的孔隙空间。

体腔孔隙 具有骨骼或壳体的生物死亡后，软体部分腐烂后留下骨骼内或壳体的孔隙，称之为生物体腔孔隙。此类型孔隙可以很大，也可以非常细小，视原始生物骨骼或壳体的大小而定，如大型海螺的生物体腔孔非常巨大，而有孔虫壳体上的微孔非常细小。

生物骨架孔隙 主要由造礁的群体生物，如珊瑚、海绵、层孔虫、苔藓虫、牡蛎、红藻等生物原地生长堆积构筑而成的礁体格架中间的孔隙，此类型孔隙的大小取决于造礁群体的骨架发育规模，如珊瑚礁灰岩中的骨架孔隙一般都很大，而红藻礁灰岩中的骨架孔隙一般都很小。

鸟眼孔和干缩孔 未被充填的鸟眼构造和干缩缝所形成的孔。此类型孔隙具有顺层断续平行分布的特点，一般出现在潮坪沉积物中。

窗格孔和层状空洞 此类孔隙的发育与藻类活动有关，通常由藻纹层间蓝绿藻纹层腐烂或干化收缩形成的孔隙。具有顺层平行分布的特点，但连续性较好，发育规模大于鸟眼孔。

生物钻孔由未被充填的生物钻孔形成的孔隙。

B.次生孔隙

粒间溶孔 由原始粒间孔隙经溶蚀扩大而成，也称溶扩粒间孔隙。

粒内溶孔 形成于颗粒内的溶孔，通常与组成颗粒的方解石(或文石)被选择性溶解有关，如被溶蚀所形成的空心鲕粒———负鲕即为典型实例。

铸模孔(又称溶模孔) 此类孔隙是在强烈的选择性溶解作用下，颗粒或晶粒被完全溶解，但仍保留原来颗粒或晶粒外形的一类孔隙。主要的类型有鲕粒铸模孔、生物铸模孔、石膏或石盐晶体铸模孔等。其与粒内溶孔的区别主要在于:颗粒或晶粒被完全溶解，仅保留外部的幻影。

晶间孔隙 是指组成碳酸盐岩中的矿物晶体之间的孔隙，多呈规则的多面体状，通常发育在白云岩中。其成因可能是在白云岩化过程中，离子半径较小的Mg2+取代了离子半径较大的Ca2+，致使新生成的白云石晶体的体积缩小12%～14%(减体积效应)，从而使碳酸盐岩产生晶间孔隙而变得多孔(增加的孔隙理论上可达10%～12%)。

晶间溶孔 新生成的晶间孔隙被进一步溶蚀所形成的次生孔隙，相对被溶的晶间孔而言，此类溶孔的孔径更大，连通性更好。

其他的溶孔除上述各类次生孔隙外，碳酸盐岩中往往还发育有大量受组构或非组构性溶蚀作用形成的次生孔隙空间，如由压溶作用形成的缝合线，延续各类溶孔进一步溶蚀扩大形成的超大溶孔，溶洞和巨大的洞穴，沿各种裂缝溶蚀而成的溶缝、溶沟和廊道等。

研究碳酸盐岩的孔隙结构组分，不仅要注意孔隙的成因类型、大小、几何形态和分布规律，而且要注意孔隙的连通性。因为孔隙之间的连通性决定了孔隙的有效性，从而限定了油气的运移通道、聚集空间和金属矿物的富集条件。在一般情况下，孔隙的直径<0.01mm，岩石的有效孔隙度<3%，孔隙的直径>0.01mm时，伴随孔隙直径的加大，有效孔隙度明显增加，当孔隙的直径>1mm时，岩石的有效孔隙度接近测量值，对油气的运移、聚集最为有利。

4.碳酸盐岩的构造

碳酸盐岩的沉积构造也很复杂，它与沉积环境和沉积期后改造作用有关。在碎屑岩和泥质岩中所能见到的构造，如层理构造、层面构造、变形构造和生物遗迹构造等在碳酸盐岩中几乎都能见到，而且碳酸盐岩本身还发育有一些特有的构造。

下面介绍几种碳酸盐岩特有的沉积构造。

(1)叠层构造(stromatolitic structure)

即叠层石。它是由蓝绿藻细胞丝状体或球状体分泌的黏液，将碳酸盐细屑物质粘结而成。它的生长由于受季节变化而形成的富藻纹层(色暗)和富屑纹层(色亮)两种基本纹层(图5－16)，叠层构造常见于潮坪地区或潮下浅水区的沉积物内。

(2)鸟眼构造(birdseye structure)

在泥晶、微晶(或球粒)白云岩或灰岩中，见有1～3mm大小、大致平行纹理排列、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5－17)。

图5－16 叠层构造

图5－17 藻团粒灰岩和鸟眼构造

伊林等(Illing，1959)对鸟眼构造作了详细的研究，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收缩孔;④硬石膏结核;⑤成岩重结晶;⑥藻类粘结球粒，腐烂后成较大的孔隙，他又把藻粘结成因的鸟眼称为窗孔构造(fenestralstructure)。

图5－18 示底构造

鸟眼构造多产于潮上带，少数在潮间带，而潮下带罕见。若鸟眼、窗孔内未被充填或后受溶蚀而成窗格状孔隙，可成为油气水的储集空间。

(3)示底构造(geopetal structure)

在碳酸盐岩的粒间或粒内孔隙中，见有两种不同的充填物:下部为泥晶、微晶碳酸盐矿物，色较暗;上部为亮晶碳酸盐矿物，色较浅，多呈白色。二者界面平直，界面与层面平行，这种构造称为示底构造(图5－18)。

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