| 中文名称 | 高镁方解石 | 外文名称 | high magnesian calcite |
|---|---|---|---|
| 性 质 | 含MgCO3＞4%的方解石 | 特 点 | 不稳定的碳酸盐矿物 |
镁离子以置换钙离子的方式参加到方解石晶格中，常构成某些生物的骨骼，如棘皮动物、珊瑚藻等，或产于现代温暖浅海的碳酸盐沉积物中。它是一种不稳定的碳酸盐矿物，在成岩作用过程中即发生分解，析出镁，而变成方解石，故在石灰岩中是不存在的。
| 市场价 | 信息价 | 询价 |
高镁方解石（high magnesian calcite）是含MgCO3＞4％的方解石。
方解石的介绍
方解石是一种碳酸钙矿物，天然碳酸钙中最常见的就是它。1因此，方解石是一种分布很广的矿物。方解石的晶体形状多种多样，它们的集合体可以是一簇簇的晶体，也可以是粒状、块状、纤维状、钟乳状、土状等等。敲击方解...
这是方解石吗？
敲碎了如果每块形状都一样的话就是
方解石的价格
方解石是一种碳酸钙矿物，天然碳酸钙中最常见的就是它。因此，方解石是一种分布很广的矿物。方解石的晶体形状多种多样，它们的集合体可以是一簇簇的晶体，也可以是粒状、块状、纤维状、钟乳状、土状等等。敲击方解石...
方解石的用途？
方解石是一种碳酸钙矿物，天然碳酸钙中最常见的就是它。因此，方解石是一种分布很广的矿物。方解石的晶体形状多种多样，它们的集合体可以是一簇簇的晶体，也可以是粒状、块状、纤维状、钟乳状、土状等等。敲击方解石...
方解石的用途?
方解石 晶 系：六方晶系 化学成分：CaCO3 特 性： 为最重要的碳酸盐矿物，有完全的菱 面体解理，玻璃光泽，透明至半透明， 普通为白色或无色，含有其他颜色亦不少， 条痕白色，硬度3.0，比重2.7...
方解石见于石灰石山.广泛存在于第三纪及第四纪石灰岩，和变质岩矿床中。 方解石是地球造岩矿石,占地壳总量之40%以上,其种类不低于200种。代表产地有中国、墨西哥、英国、法国、美国,德国。世界诸国尽有此矿。
方解石石笋.黄惠勋藏方解石分为大方解和小方解，及冰州石，中国的方解石主要分布在广西,江西,湖南一带，广西方解石在国内市场因白度高，酸不溶物少而出名。在华北东北一带也会发现方解石，但常伴有白云石，白度一般在94以下，酸不溶物过高。
锰方解石(Calcimangite;Manganocalcite)
大部分方解石的成分均极接近纯CaCO3，不过由于Ca2+和Mn2+可互相取代，因此方解石与菱锰矿(MnCO3)能形成完全的固溶体，至于成份介于两者之间的，即称为锰方解石。方解石的中文名称取自晶体的菱面体解理﹐宋代马志所著《开宝本草》中有关于方解石的记载:"……敲破块块方解﹐故以为名。"
锰方解石在锰含量较少的时候类似方解石，当锰含量高时较似菱锰矿。方解石的产状可以区分为沉积型、热液型、热变质型及风化型几种。方解石在岩石中极为普遍，尤其以沈积岩及变质岩更为重要，下列环境中都可找到方解石的踪迹:(1)海相沈积形成之石灰岩(石灰岩主要由方解石组成);(2)石灰岩经变质再结晶作用，形成的大理岩;(3)产于热液矿床中，常与方铅矿、闪锌矿共生;(4)在石灰岩地区形成钟乳石地景之洞穴沈积;(5)产于玄武岩流的杏仁孔穴中
业渝光
（地质矿产部海洋地质研究所）
提要 采用14C、铀系和氧同位素地层学3种独立的方法测定了西沙石岛风成灰岩的形成年代，结果差异极大。其原因不是方法不成熟，而是经受淡水改造的风成沉积物样品未能满足一些方法建立的前提。通过对各种年代学方法的讨论和对比，认为石岛风成灰岩形成于距今28ka左右的末次冰期高海平面期，风成灰岩的基底是距今124ka末次间冰期高海平面期的产物。由于海平面的变化和石岛的微微下沉，其间有近10万a的沉积中断。
地质矿产部海洋地质研究所继1983年发现西沙石岛风成灰岩后，又于次年得到了长达200m的西石一井钻孔岩心（西石U-1），尔后采用14C和氧同位素地层学两种独立的测年方法对风成灰岩的形成年代进行了测定，用铀系法测定了风成灰岩的礁灰岩基底，为深入研究石岛的形成打下了良好的基础。但是由于石岛特定的复杂地质环境，这些测定结果相差甚大，14C法测得的校正后的年代为距今28ka，氧同位素地层学的结论为65ka，铀系法测定的礁灰岩基底年代为131ka。这几种方法都是比较成熟的，在不同的研究领域中都得到了成功的应用。然而，为何在对石岛风成灰岩形成年代的测定结果中会出现如此大的差异呢？这些差异是如何产生的？哪种方法的数据比较接近于风成灰岩的实际年代？为搞清楚这些问题，本文对用于石岛测年一些样品和测年方法进行了较为深入的检验和讨论。
1 测年方法和样品的讨论
11 14C测年
我们不但对西沙石岛许多地表样品进行了14C年代测定，还测定了西石一井岩心样品的14C年代，结果见表1。
西石一井的位置和剖面的描述已由文献给出。由表1可看出西石一井的14C年代普遍比地表样品的14C年代老，这说明岩心样品经受淡水改造的程度比地表样品小。10＃样品取自风成灰岩的最下部，位于水下187m（井口标高60m），为此我们又做了10＃和11＃样品的化学分析和X射线衍射分析，以确定其化学成分和矿物成分，从而进行年代校正。分析结果见表2。
按照文献的方法计算出10＃样品次生碳酸盐所占的比例范围是6%～38%。据大洋海平面变化曲线－1868m处在距今大约8ka时被海水淹没不再受到淡水的作用，由此计算出校正后的年代范围是230～296ka。
表1 西石—井风成灰岩14C测年结果
12 铀系测年
对风成灰岩的基底（西石U-1）用铀系方法进行了测年，测定结果见表2。现代珊瑚礁大都是由文石质的六射珊瑚所建造，样品中文石含量是一项重要指标。珊瑚礁与其他海湖相生物成因的碳酸盐不同，珊瑚骨骼中的Sr/Ca摩尔比应与海水一致，在开阔大洋海水的Sr/Ca摩尔比为0009,Sr/Ca摩尔比也可反映样品的化学封闭程度。分析结果见表2。
表2 分析结果及校正后的年代
这两个样品的年代是用锾－铀法测定的，简化的测年计算为：
地质年代学理论与实践
由式（1）看出实测的230Th/234U直接与所测定的年代有关，230Th/234U比值越大，测得的年代越老。就矿物中的238U和234U而言，238U的衰变使矿物的晶格广泛地受到损伤，这使234U迁移到矿物的微毛细裂痕中去，在这里230U被氧化形成溶于水的双氧铀离子，与占据着稳定晶格位置的238U相比，234U优先进入水相，丢失234U的过程发生在淡水淋滤时，结果使230Th/234U的比值增大。由表2我们可见基底样品（西石U-1）保持化学封闭体系，年代结果可信；样品86047的化学封闭体系就差一些，年代偏老。根据文石在淡水改造下转变为方解石的比例，可判断丢失234U的程度，从而对样品年代进行校正，校正后的年代也列入表2。基底样品校正后的年代和Kaufman统计的世界上100余个末次间冰期高海平面期珊瑚礁的铀系年代完全一致，因此，风成灰岩基底的铀系年龄还是准确可信的。样品86047校正后的年代和下面岩心铀系年代的顺序也是一致的，这种校正方法看来切实可行。
13 氧同位素测年
把δ18O作为独立测年工具最成功的应用是在深海沉积物上，因为深海沉积物在海洋中的自然沉积，一般认为是连续的，随着深度增加，年代也增大。对测定的δ18O曲线，也就是古气候变化记录的解释取决于沉积记录是否具有连续性，而且必须知道岩心中不同深度沉积物年代。用西石一井的岩心做稳定同位素分析无疑使石岛风成灰岩的研究更加深入，然而就岩心247m以上的风成灰岩而言，可能在以下几方面值得进一步的探讨和研究。
（1）没有放射性同位素年代时间尺度 西石一井的δ18O曲线不是按照年代顺序排列，而是按岩心深度排列的。诚然，深海沉积物的δ18O曲线也是按岩心深度排列的，但是这种排列和石岛氧同位素曲线的排列却决然不同。未受扰动的深海沉积物，如果是连续的而且沉积速率恒定，可以把深度也看成年代尺度，但必须有一些放射性同位素测年的数据来限定时间尺度。西石一井的氧稳定同位素曲线却没有一个放射性同位素年代数据，这是一个很大的不足，对未受扰动的深海沉积物也许影响不大，但对石岛却至关紧要。最棘手的是，石岛风成灰岩的氧同位素曲线可能并没有反映当时的气候史，因为在风成过程中，出现了不同年代沉积物的上下层混合甚至颠倒等现象，这已为许多14C年代数据所证明，所测样品在岩心中没有反映出沉积的时间顺序，因而难以反映气候史。
图1 现代软体动物和珊瑚的δ18O范围（据Aharon,1986)
（2）分析的样品为全岩 风成灰岩氧同位素分析的样品全部是全岩，这是一个极好的尝试，可是也带来了一些复杂的问题。西沙石岛风成灰岩是由珊瑚、珊瑚藻、有孔虫、软体动物和棘皮动物等生物骨骼所组成，这些生物在全岩样品中所占的比例并不恒定，全岩的氧同位素记录实际上是组成灰岩所有生物种属氧同位素记录叠加的结果。
虽然各种生物都可能由于气候的冷暖变化而改变其δ18O值，但对单一种属，氧同位素变化幅度并不十分大。被称为“标准”深海沉积物氧同位素记录的东太平洋V19-30岩心，在同位素2～4阶段（相当于10～75ka左右）δ18O的最大变化也没有超过116×10-3，而西石一井δ18O的变化幅度都十分大，可达（5～60）×10-3。如此大的变化似乎不大可能是由于冰期和间冰期的气候变化而引起的，很可能是由于被分析样品中生物种属所占比例的不同而引起的。如图1所示，我们可以看出现代珊瑚和软体动物的818O相差很大，这种变化大超过气候变化而引起的δ18O的变化。同一年代形成的全岩样品，由于其中的软体动物和珊瑚所占的比例不同，都可能引起类似冰期或间冰期的δ18O变化，软体动物所占的比例大，全岩样品的δ18O值就能引起类似冰期的特征富重，珊瑚占的比例大则可能类似间冰期的特征富轻。
（3）受淡水严重的影响 西沙石岛风成灰岩受到大气降水强烈的淋滤，次生成分很多，占相当比例的文石和高镁方解石，由于重结晶的胶结作用而转变成低镁方解石，淡水在这个过程中起着重要的作用，样品的氧同位素组成可能已发生了变化。大气水中的δ18O值变化范围极大（0～60×10-3），这些淡水改造了西沙石岛的风成灰岩，这也可能是西石一井δ18O变化幅度大的原因之一。
2 地质意义的讨论
21 风成灰岩和化石土壤层的形成年代
复杂的风成机制使西沙石岛上的沉积物不是按年代顺序堆积的，因此，建立西沙石岛风成灰岩的时标比较困难。但是，无论海洋的或陆地的风成沉积物（黄土）的形成都受全球气候变化所支配，而深海沉积物的δ18O曲线也反映了全球的气候变化，将它们和风成沉积物的气候旋回进行对比应该是比较合理的。国内一些著名学者采用控制年代点的方法用类似的办法将西石一井的岩心剖面和深海沉积物岩心V19-30的δ18O的变化曲线进行对比，以求出各土壤层的形成年代。
世界上许多风成碳酸盐岩都形成于海侵过程中，只有在这个过程中才能提供足够的沉积物的物源，西沙石岛也不例外。如上所述，假如西沙石岛风成灰岩的14C年代在230～296ka间，在这个阶段，V19-30岩心的氧同位素曲线δ18O最轻处（435）的年代为28ka，此时氧同位素曲线上有一明显的高峰，表明气候温暖，海平面上升（图2），因此，我们有理由推断西沙石岛风成灰岩的形成年代为28ka。以28ka为基准，也就是风成灰岩的下限年代。由于西沙石岛没有全新世的沉积物，以10ka为上限年代，把西石一井的深度、风成灰岩的底部和各化石土壤层的位置标绘在年龄界限10～28ka的V19-30氧同位素曲线图上，在岩心各化石土壤层的位置下找出相应的高峰，其下的年代就是在暖湿气候下形成的化石土壤层的年代。
标绘的结果十分令人满意，风成灰岩的底部和4个化石土壤层与A,B,C,D,E5个明显的高峰出乎意料地完全匹配。因此，第Ⅰ～Ⅳ化石土壤层的形成年代相应为229,158,133和109ka左右，这些年代与我们根据地表样品年代划分的范围一致，第Ⅳ化石土壤层103～128ka，第Ⅲ化石土壤层为128～166ka，第Ⅱ化石土壤层为161万～181万a。曹家欣等对山东庙岛群岛和蓬莱沿岸的马兰黄土的研究表明，这些风成沉积物主要形成于距今10～30ka，而且在南长山岛信号山南的马兰黄土中也发现了古土壤层。这些研究成果也支持西沙石岛风成灰岩和古土壤层的形成年代，同时也说明无论南方海相和北方陆相风成沉积物的形成都受全球气候变化所支配。
图2 西石一井岩心与V19-30深海沉积物氧同位素曲线对比（A,B,C,D,E为同位素曲线高峰位置）
22 沉降岛屿的立论
有人应用西沙石岛的14C年代数据，根据其海拔说明西沙石岛是上升的岛屿。然而近年来西沙石岛风成灰岩的发现，越来越多的14C年代数据，尤其是西石一井风成灰岩基底年代的确定，均不能支持西沙石岛是上升岛屿的结论。西沙石岛非同一般的珊瑚礁岛，风成机制使所测得样品的位置没有反映出古海面的变化，因此，也就难以推测出石岛的上升速率。
据西石一井资料，这套风成灰岩基底明确，侵蚀面清楚，最底部校正后的14C年代为28ka，原生礁最上部经检验处于化学封闭体系的铀系测年为124ka。由此我们可看到原生礁到这套风成沉积物间有近100ka的沉积中断。
124ka前是末次间冰期的高海平面期，此时海平面的高度与现今海平面差不多，有可能稍高一点。据与西沙石岛经纬度差不多的南海北部深海平原晚更新世以来沉积环境和古气候变化的研究，130ka前的古海面比现在高 10m左右，现在风成灰岩基底位于水下187m，由此可求出130ka的平均下沉速率为02m/ka左右。
有近100ka沉积中断的主要原因就在于西沙石岛是微微下沉的。在末次间冰期高海面期后，海平面升升降降，但总的趋势是下降，海平面的下降速率大于西沙石岛的下沉速率，因此，珊瑚及其他生物种属不会生长在130ka的原生礁上，而在古岛礁坪的四周发育；在降到28ka的高海平面期，此时西沙石岛的高度与海平面相差无几，这样才能接受风成沉积物作为其基底。
23 风成灰岩的形成过程
西沙石岛风成沉积物来自古石岛本身及邻近的礁坪。124ka的原生礁在距今大约28ka成为海侵礁，具备接受沉积物的物源条件后，逐渐进入末次冰期最盛期。干冷的气候是形成风成灰岩的主要条件。海平面急剧下降，风成灰岩的基底处仍没有珊瑚礁发育，但所在礁坪四周继续发育着珊瑚礁，它们在西石一井岩心中不能看到。随着气候的变化，古风向的变化，海平面剧烈变化或相对稳定，礁坪周围发育的珊瑚厚薄不一样。当海平面相对稳定时，礁坪不再沿垂直方向发育而是向侧向发育，外侧较年轻，内侧较老；海平面变化较快时，仅发育成较薄的一层珊瑚礁。海浪的冲蚀、海潮流的分选和风力的搬运使这些生物碎屑经过无数次的磨蚀，沉积在现今的西沙石岛上。这些外界营力不仅改造了珊瑚礁，而且也使一些基底较老的生物碎屑沉积在西沙石岛上，那时古礁坪的范围可能比现在大得多，这样才能提供一个沉积物多次磨蚀的古地理环境。进入全新世时，气候温暖，冰盖融化，海平面迅速上升，淹没了许多古礁坪，断绝了沉积物的来源，失去了多次磨蚀的古地理环境，这也是这套风成灰岩缺失全新世界质的原因。假如这个过程是真实的，对西沙石岛已测定的14C年代数据都能做出较好的解释。
3 结语
沉积物测年方法至今已发展到近20种，每一种方法都有自己的假设前提，都有测定的最佳年代范围，都有最适宜的样品。同一地质背景的样品采用不同的方法可能获得不同的结果，这个问题一直困扰着地质学家；每年都有大量的年代学数据发表，如何使用好这些数据也是一个值得研究的问题。要想解决这些问题必须开展各种测年方法的互相交叉和对比的研究，以满足地球科学日益发展的需要。笔者试图通过对西沙石岛样品不同测年方法的初步讨论，而引起地质学家和年代学家的注意，期待进一步做更深入的研究。
参考文献（略）
（第四次中国海洋湖沼科学会议论文集，科学出版社，1991,51～57页）
不会。红珊瑚属有机宝石，所以不会褪色。
红珊瑚由无机质和有机质两部分组成。
无机质：高镁方解石、少量磷灰石，碳酸钙，碳酸镁，少量水，氧化亚铁，羟基磷酸钙。
有机质：以角质为主。
颜色深红、火红为主，还有桃红。呈树枝状。骨骼致密坚韧。摩氏硬度=35-4，不透明——半透明。原料光泽暗，抛光后为蜡状光泽，不耐酸，不耐有机溶剂和挥发性气体。
扩展资料：
红珊瑚的收藏保养：
一、请避免重击、碰撞、以免宝石脱落损坏；
二、请避免接触化学物品、酸、碱性液体及香水等；
三、请每次使用后用软布擦拭妥善保管；
四、请经常泡清水、抹清油、使再三 永保“光亮生辉”；
五、请经常佩带珊瑚首饰，使之与人灵性相融洽；
六、请备多件珊瑚首饰根据季节调换，用以保“亮丽如新”之功效；
七、无镶嵌的红珊瑚项链、手链、坠链常年贴身佩带是活血保健最佳圣品。
参考资料来源：百度百科_红珊瑚
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CaO304%，MgO217%，CO2479%。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2～0062mm
粉屑:颗粒直径0062～0031mm
微屑:颗粒直径0031～0004mm
泥屑:颗粒直径<0004mm
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003～02mm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5－10 石膏质藻球粒白云岩图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>001mm。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1～05mm的粗晶结构，晶粒05～025mm的中晶结构，晶粒025～01mm的细晶结构，晶粒01～00625mm的极细晶结构，晶粒00625～0031mm的粉晶结构，晶粒0031～0004mm的微晶结构，晶粒<0004mm(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<001mm，岩石的有效孔隙度<3%，孔隙的直径>001mm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)。
