滩上构造-岩浆活动带内的典型矿床

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晋东北地区已知具有工业意义的银矿床主要为次火山岩浆热液裂隙充填交代型，且与金矿密切共（伴）生，当其银金属储量大于10 t时，则构成伴生银矿床，如义兴寨及辛庄小型银矿床；当Ag平均质量分数大于100×10-6时，则构成独立银矿床（如义兴寨8号脉）。部分矿区银与金、多金属共生，均达到工业指标（如高繁、刘庄银金矿和耿庄金银矿床等）；灰窑沟和马桥有望成为独立银矿床。

孟令山（1988）将次火山岩浆热液银矿床分为3 个亚类型，即：接触交代型（如刁泉、刘庄）、充填交代型（如太白巍山、义兴寨、辛庄和高繁）和隐爆角砾亚型（如耿庄和灰窑沟、马桥等）。

接触交代型银矿体产于燕山期中酸性—酸性浅成—超浅成次火山杂岩体与碳酸盐岩接触部位，与矽卡岩型铁铜矿、金矿伴生或共生，如刁泉、刘庄银矿点、太那水和岔口麻地坪银矿化点等。其中刘庄为 Zn、Ag、Au 共生，其他矿（化）点均为伴生银。

充填交代型银矿为燕山期中酸性—酸性次火山杂岩体成岩后期，中低温气水热液以裂隙充填交代形成的脉型和构造蚀变岩型银矿。此类银矿为晋东北地区的重要成矿类型，如义兴寨、辛庄、高繁、太白巍山、灰窑沟和马桥等。其中，灵丘县太白巍山和代县高繁是山西省规模最大的银矿床。

隐爆角砾岩型银矿床指以充填交代形式产在隐爆角砾岩筒中的金银矿床，矿化多为富硫化物的含金、银石英脉和浸染状，分布在角砾岩筒断裂裂隙及角砾间隙内，如繁峙县耿庄和庄旺。

隐爆角砾岩筒及角砾岩本身 Ag 丰度值高，储矿空间良好，是一种良好的金、银、铅、锌矿床成矿环境。

晋东北地区已出露的隐爆角砾岩筒有近40个，产地有堡子湾（5个），九对沟、浑源火山盆地（4个），太白巍山（3个），义兴寨（4个），耿庄、茶坊（2个），庄旺、磨峪沟、太那水、刘庄、小浪门、尧峪、蒿地堂（7个）和滩上（8个）等，这些岩筒（管）中普遍有金、银或多金属矿化，可作为一个很好的找矿预测目标。

高繁银金矿床为浅成—超浅成次火山岩浆热液构造蚀变岩型代表性矿床，也是此构造岩浆活动带中目前已知的唯一工业银金矿床。

矿区范围内基底地层为太古宙五台群台怀亚群火山沉积变质岩系，平均Au为丰度为3.8×10-9；古元古代滹沱群高繁亚群以角度不整合覆盖其上，岩性为浊积岩建造石英岩、千枚岩和黑色板岩。NW向断裂系统由F1、F2和F3等3条断裂组成。其中F2为成矿主干断裂（图4-22）。

F1断层在矿区范围内长2 km，宽50～100 m，倾向40°～50°，倾角60°～70°，由一系列相互平行的断裂面组成，平推断距500～800 m，张扭性，为多期活动的继承性断裂。沿倾向深达燕山期石英斑岩体，为导矿与储矿构造。

F3断层长2.5 km，倾向25°，倾角31°。两个主断面平行，宽3～15 m，延深400 m以上。断裂带内为灰黑色断层泥、角砾岩与碎裂岩，为3号矿带的储矿构造。

图4-22 高繁金银矿田地质略图

1—冲洪积物；2—冲积物；3—新近系；4—滹沱超群四集庄组底砾岩；5—高繁群；6—台怀群；7—石咀群；

8—辉绿岩；9—含角砾石英斑岩；10—隐爆角砾岩；11—闪长岩；12—花岗闪长斑岩；13—花岗斑岩；

14—花岗闪长斑岩脉；15—长石斑岩；16—石英斑岩；17—玄武岩脉；18—断层；19—不整合接触界线；

20—高阶地砂金分布区；21—古断裂；22—矿点及矿化点位置；23—矿化裂隙；24—闪长玢岩。

图例中8为吕梁期，9、10、11、12、13、14、15、16、24为燕山期，17为喜马拉雅期

滩上复合岩体为此构造-岩浆活动带内的代表性岩体，近圆形岩株状，面积3.4 km2，由火山颈相凝灰质角砾岩、集块岩和侵入其中的次火山岩相角砾状长石石英斑岩及石英斑岩组成。此岩体之南在F1、F2、F3号断裂交汇处有超浅成花岗闪长岩岩株，面积0.8 km2，侵位后又被震碎，并伴有金、银、钼、铜、铅、锌等矿化。所谓的高繁银金矿床就是指该岩株沿F3断裂西延的矿化部分。除此复合岩体之外，在其周围还有高繁、滩上、灰窑沟、大席麻沟、小席马沟、马桥、大屋次和小屋次等8个卫星式小岩株或爆破角砾岩筒，为良好储矿构造。其中，总是多少伴有银金矿或其他多金属矿化。

滩上杂岩体分3个岩浆旋回：早期形成爆破角砾岩筒和隐爆“含砾”石英斑岩、气爆火山岩（火山集块岩、火山角砾岩和火山凝灰岩）和浆爆熔岩（晶屑凝灰岩和岩屑凝灰岩），伴随铜钼矿化，K?Ar年龄约为141Ma，属燕山中期产物；中期依次形成闪长岩-花岗闪长岩-斑状花岗岩；晚期生成一系列闪长玢岩、石英斑岩和长石斑岩脉等，银金矿形成于岩浆活动末期热液阶段。由此看来，岩浆活动特征与义兴寨矿区相似，仅以岩浆活动早期底压大而相对多地形成一些气、浆爆火山碎屑岩而别之。

环绕滩上岩体有以金银矿为主的一系列内生金属矿（化）点，成为晋东北地区又一个多金属矿集区：中部为滩上铜钼矿，南部为二甲岩铜矿、屋次金矿、马桥银矿、兑家沟金银矿，西部高繁银金矿，北部灰窑沟银矿和东部为大席麻沟银金矿等。构成以燕山期中酸性次火山杂岩体为主控因素的共生成矿系列与矿床共生组合，显示为有成因联系的不同矿床、不同矿物成分和不同成矿元素在水平方向上有规律的带状分布。因为工作程度较低，不同矿物或有用组分，或在成因上有密切联系的不同矿石建造，是否存在不同矿化类型的垂直分带尚不清楚（图4-22）。

矿田范围内，重砂和相关元素地球化学异常发育，并且可与伯强矿集区综合异常相媲美；同时也是古代采冶遗迹众多和砂金采矿历史悠久的地区。从次火山机构特征和矿化的普遍性来讲，应为整装勘查深部找矿选区目标之一。

高繁银金矿床主矿体赋存在F3断裂扩容带上、下盘。1、2号为主矿体，其他矿体长不足60 m，厚不过2 m。所有矿体常有膨缩和尖灭再现现象（图4-23）。1号矿体位于下构造面，呈不规则脉状，控制长度800 m，延深80～180 m，均厚0.67 m，平均含w（Au）为4.11×10-9，含w（Ag）为49.04×10-9；2号矿体位于上构造面，长900 m，控制延深60～330 m，均厚1.13 m，平均含w（Au）为3.18×10-6；含w（Ag）低于1号矿体，Ag/Au＝15.5。

图4-23 高繁银金矿床地质图

1—滹沱群四集庄组砾岩；2—五台群高繁亚群；3—长石石英斑岩；4—闪长岩；5—辉绿岩；

6—断裂破碎带及编号；7—银金矿体及编号；8—滩上火山碎屑-闪长岩复合岩体

在③号矿带中以控制圈定矿体6个，其中以③-1和③-2号矿体规模最大。

③-1号矿体呈不规则脉状，倾向20°，倾角50°，长800 m，延深80～100 m，均厚0.67 m，平均含w（Au）为5.28×10-6；平均含w（Ag）为124.5×10-6。

③-2号矿体纵向呈透镜状，倾向20°，倾角50°。长420 m，延深60～330 m。均厚1.11 m，平均含w（Au）为3.61×10-6，w（Ag）为189.77×10-6。

矿石矿物组合如表4-8所列。

矿石结构有自形—半自形晶结构、共结结构、包含和生长环带结构、充填交代结构、固溶体分离结构和应力作用形成的斑杂状、角砾状、丝条状、压碎状和塑性变形结构，以及风化淋滤形成的胶状结构等。构造有：充填作用形成的晶洞、梳状和条带状构造；应力作用形成的透镜状与角砾状构造；细脉浸染状构造；表生作用形成的蜂窝状、胶状与土状构造等。

表4-8 高繁银金矿床矿石矿物共生组合

矿石类型有两种：一为构造蚀变岩型，即各种金属硫化物呈细脉浸染状分布在断层泥及蚀变断裂破碎角砾岩中；二为硫化物石英脉型，金属硫化物呈稀疏或稠密浸染状、团块状分布在石英脉中。含矿石英脉呈复脉状或群带状分布在断层破碎带顶、底板附近。这些矿脉又被后期破碎成角砾或透镜状。与义兴寨金矿床不同的是，成矿温度低、有用矿物颗粒小、含Ag高和金的成色低。表明高繁银金矿床成矿位置较义兴寨金矿成矿位置相对更远离成矿母岩体，或者说二者在矿床水平分带中处在距成矿岩体远近不同的部位。

自然金、银金矿和金银矿等有用矿物呈裂隙和粒间充填、包体和脉状等形式出现。其中，裂隙金约占71%，常赋存在黄铁矿和少量石英裂隙中；粒间金银约占21.74%，赋存在闪锌矿、黄铁矿和黄铜矿中；脉状金银偶尔出现在方解石中。金、银矿物粒径0.05～0.40 mm，极少数达0.80 mm，呈粒状、树枝状、片状或蜂窝状。分540～697（银金矿）和242～333（金银矿）两种成色。银黝铜矿、螺状硫银矿、深红银矿与自然银共生，或呈固溶体状被方铅矿包裹。

以围岩蚀变的部位不同分两类：一类发生在围岩中的热液蚀变，如硅化、绢云母化、碳酸盐化、黄铁矿化、方铅矿与闪锌矿化等。这些蚀变一般都发生在容矿的F1号断裂破碎带之外0～20 m范围内，而且近则强，远则弱。另一类蚀变则发生在F3号断裂破碎带内，如绢云母、高岭土化、硅化、碳酸盐化和多金属硫化物矿化等。这些蚀变常发育在矿体顶部前缘部位，且都是含矿气热水溶液进入扩容带内后形成的。

根据矿石硫、铅、氢、氧同位素和流体包裹体等综合测试研究分析，高繁银金矿床形成于骤然减压、降温的条件下。根据沸腾稳定求得的成矿压力为140×105Pa，属超浅成压力环境。pH＝4.46～1.38，Eh＝0.42～0.61，说明该矿床形成在酸性介质弱还原—还原环境。

从上述矿床地质特征和成矿物理-化学条件来看，高繁金银矿床是在燕山中期中酸性—酸性浅成—超浅成次火山杂岩体成岩过程的中—低温热液阶段，以裂隙充填交代形成的矿床，多数为含银金矿石英脉型，少数为构造蚀变岩型。

高繁银金矿床与滩上复合岩体直接相关，严格受NW向张性断裂破碎带控制。成矿热液来自次火山岩浆热液和射气作用产生的岩浆水。成矿晚期阶段有大气降水混入，具有低盐度的型。是在中—低温酸性介质还原环境和减压沸腾条件下形成的。矿体主要赋存断裂破碎带上、下界面部位，属岩浆热液充填交代构造蚀变岩型银金矿床，与太白巍山银锰矿床可以对比。

滩上复合岩体受北西和北东向两组断裂交叉部位控制，如同其他典型矿床一样，在一个不大的范围内，次火山浅成、超浅成相岩体群常以一个主岩体为中心，一个至多个隐爆角砾岩筒或小岩株呈“卫星”式围绕分布。这些岩体来自过渡性地壳同熔性岩浆源。成矿热液产生于岩浆活动末期，Ag、Au、Cu、Pb、Zn、Mo 和S、Fe 等成矿元素以Cl-和的络合物进行迁移。当这种高温富矿质的岩浆期后热液在运移过程中，又从围岩中获取一部分成矿物质，使流体矿化度不断增高与浓缩。当这种高温成矿流体进入扩容带后，因温压条件骤降产生减压沸腾、大气降水和围岩成分混入、H2S的还原以及其他物理-化学条件变化的综合性影响，流体系统的自身平衡遭到破坏，pH和Eh值降低，促使多金属元素络合物分解，通过对围岩的充填-交代沉淀成矿。流体的减压沸腾和去气作用，使流体矿化度骤然升高是主要成矿条件。

岩浆岩的结构和构造

（一）围岩地质特征

抱伦金矿的赋矿围岩为志留系陀烈组，该组地层分为下、中、上3段，矿区只出露下、中段。陀烈组下段分布于矿区中部，主要为含碳绢云母石英千枚岩和千枚状变质绢云母粉砂岩；中段分布于矿区西部，主要为碳质千枚岩。金矿体主要赋存于下段含碳绢云母石英千枚岩中。

矿体顶底板围岩均为硅化千糜岩，主要由千枚岩或绢云母石英片岩经过断裂挤压作用和硅质热液蚀变作用而形成，具有强硅化特征，石英含量在60%～80%，绢云母15%～20%。由于断裂挤压作用，原岩石英颗粒全部被压碎、碎粒化及碎粉化，具压扁拉长现象，定向排列十分明显，构成岩石之千糜状构造。石英常聚集成条带状，或沿原岩片理聚集成透镜状；后期硅化之石英呈锯齿状紧密镶嵌接触，表面较混浊；局部弱硅化千糜岩。金品位均在1g/t以下。矿体与围岩界线不明显，两者呈渐变过渡关系。

（二）围岩蚀变类型及其发育特点

抱伦及外围金矿围岩蚀变有2种情形：①与矿化无直接关系的蚀变；②与矿化息息相关的蚀变。两者在蚀变类型及其分布上有明显差异。

1.与矿化无直接关系的蚀变

该类蚀变主要为绿泥石化，为面型蚀变。往往集中发育在绢云母千枚岩分层内，在石英分层中有少量分布。很可能主要为区域变质作用产物，并被后期构造-热液作用叠加改造。

2.与矿化密切相关的蚀变

属此情形的蚀变类型比较复杂，主要有硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化、黄铁矿化及白云母化等，偶见钠长石化。此类蚀变分布上比较严格地受NNW向含矿构造带的制约，呈狭窄带状产出。据镜下观察，各蚀变类型不仅在微观上具有各种矿化形式的特征，而且常常与不同的矿化紧密伴生或共生。

（1）硅化

此为抱伦及外围金矿最发育且与成矿最为密切的蚀变类型。它主要发育在控矿破碎带内，如果将含矿石英脉本身作为一种特殊硅化现象，那么其他的硅化主要发生在近含矿石英脉体的围岩中，即矿化石英脉体顶底板硅化较强。显微镜下发现，石英脉体边部围岩，由于硅化作用，局部形成由细粒石英组成的交代石英岩，其中的石英颗粒边界弯曲，微具波状消光，定向性不明显，呈他形粒状镶嵌结构。此类硅化常与绢云母化、黄铁矿化相伴；另一种形式的硅化是在含矿石英脉体近侧围岩中，充填在不同形式的裂隙内，构成石英细脉。控制石英细脉的裂隙，常见的为沿千糜岩或流变千枚岩片理方向发育的剥离裂隙，受控的石英细脉形态随片理弯曲，此种裂隙实际上是应变松弛后产生的张裂隙。除此之外，有些硅化细脉沿其他方向裂隙，如沿垂直片理方向的裂隙产出，有时伴有绿泥石化、绢云母化、碳酸盐化或者矿化。

（2）绢云母化

绢云母化在含矿构造带内也是一种比较普遍的蚀变类型。在含矿石英脉外侧千糜岩中，绢云母化有2种表现形式，一是与硅化一起构成细脉，绢云母无定向分布在石英颗粒间，或是呈星散状分布于交代石英岩中；另一种更为发育的形式似为千糜岩经强烈形变，石英含量消减，绢云母含量增加、集中，片状加大，组成绢云千糜岩，系构造动力重结晶的产物。

发育在含矿石英脉中的绢云母化，常呈团块状集合体，成生在不同期次石英粒间，尤其是第1期强形变石英粒间更为发育，亦或发育在局部碎斑状硅质岩的基质内，或者与其他蚀变矿物如绿泥石、碳酸盐矿物共生，有时单独构成细脉状，发育在不同形式的裂隙内。此类片状绢云母，颗粒大，不显定向排列，呈鳞片变晶结构，其产状、形态显示出热液活动的迹象。此外，在含矿石英脉中见有由绢云母组成的围岩残留体，这些绢云母虽然粒度也较大，但与前者不同的是，绢云母显著定向，扭曲强烈，在组成、结构构造上与外侧绢云母千糜岩并无什么差别，因此认为其应属围岩残留体，与前者在成因上有所区别。

（3）白云母化

白云母化远不及绢云母化强烈，仅在局部出现，在镜下所见白云母晶片大于绢云母，集合体有时呈束状，交代石英。

（4）绿泥石化

与成矿有关的绿泥石化，主要被限制在含矿破碎带内而且晶体比面型蚀变绿泥石大。无论在含矿石英脉内还是在侧旁的千糜岩中，此种绿泥石多沿不同形式的裂隙发育，与绢云母、方解石或与石英一起构成细脉。在石英粒间或碎斑岩基质中有时也见有绿泥石化，与其他蚀变类似，其中也有与矿化相伴的。

（5）碳酸盐化

碳酸盐化的主要产物为方解石，它往往与绿泥石、绢云母化相伴，发育于显微裂隙，或石英粒间和晶洞中。种种迹象表明，它与某些矿化关系更加密切，无论在薄片中，还是光片中，镜下常常发现方解石化与矿化在一起，与金属矿物（包括自然金）共同构成细脉。

（6）钠长石化

偶见于千糜岩中，似呈脉状产出，钠长石板状晶体的长轴与围岩片理近于垂直。

（7）黄铁矿化

与其他地区某些类似的金矿比较，抱伦及外围金矿的黄铁矿化不甚发育，但就矿床本身而言，黄铁矿化相对较普遍。黄铁矿化主要集中在矿化石英脉中，其次在千糜岩内。由成分分析得知，黄铁矿有2种，一是普通的黄铁矿，占多数；二是含镍的黄铁矿。两者还往往共生在一起。黄铁矿的产出形式以裂隙充填和粒间分布为主。极少呈包裹体状赋存在其他矿物中。黄铁矿常呈自形、半自形以及他形粒状结构，单体截面形态多呈四方形。黄铁矿化的重要性在于它是抱伦及外围金矿最重要的载金矿物。

抱伦及外围金矿中与矿化相关的蚀变是伴随着控矿构造成生演化进行的。矿化高峰出现在第1期石英发生强烈形变及嗣后阶段，绢云母化、绿泥石化及碳酸盐化高峰期大致也是始于这一阶段。从蚀变矿物彼此之间，或蚀变矿物赋存形式之间的相互关系也可看出，各类蚀变的形成并不是一蹴而就，而是有其阶段性的。如在显微镜下发现如下现象：第1期石英被第2期石英交代；第1期石英粒间和显微裂隙中发育绢云母化、白云母化并交代第1期石英；绢云母化、绿泥石化发生在第2期石英粒间和显微裂隙内；绢云母化、绿泥石化穿切发育在第2期石英晶洞中的方解石；绢云母化、方解石化与第3期石英相伴并发育在石英粒间。上述一系列现象表明，抱伦及外围金矿所发生的围岩蚀变与矿化一样经历了一个复杂的过程。

学习任务掌握碳酸盐岩的基本特征

岩浆岩的结构(texture)是指组成岩石的矿物的结晶程度，颗粒大小、晶体形态、自形程度和矿物间(包括玻璃)的相互关系。岩浆岩的构造(structure)是指岩石中不同矿物集合体之间或矿物集合体与其他组成部分之间的排列、充填方式等。岩石的结构、构造，在有些情况下，又不能截然区别。

岩浆岩的结构、构造是岩石分类命名的重要依据，不仅是岩石形成时物理化学条件的反映，也是岩浆性质、成分变化的真实记录。因此，研究岩浆岩的结构、构造，除可用作岩石种类鉴定的依据外，还能帮助探讨岩石的成因和演化。

图3-7 按结晶程度划分的三种结构d = 2 mm

(一) 岩浆岩的结构

1. 岩浆岩的结晶程度

依据岩石中结晶质部分和非结晶质部分(玻璃) 的比例，可将岩浆岩结构分为全晶质结构、半晶质结构、玻璃质结构三大类(图3-7) 。

(1) 全晶质结构 (holocrystalline texture)

岩石全部由已结晶的矿物组成。这是岩浆在温度下降较缓慢的条件下 (如在地下深处) 从容结晶而形成的，多见于较深的侵入岩中。

(2) 半晶质结构 (hemicrystalline or hypocrystalline texture)

岩石由部分晶体和部分玻璃质组成。多见于喷出岩中及部分浅成、超浅成侵入体边部。

(3) 玻璃质结构 (hyaline texture)

岩石几乎全部由未结晶的火山玻璃所组成。这是岩浆在温度快速下降 (淬火) 条件下 (如喷出地表) ，岩浆中的各种组分来不及作有规律的排列 (结晶) 即已冷却而形成。玻璃质主要出现在酸性喷出岩 (尤其是基质) 中，或浅成、超浅成侵入体的边部 (冷凝边、淬火边) 。

玻璃质是一种未结晶 (即其中原子排列是无规律的) 、处于十分不稳定状态的固态物质。它很少无色，常由于含少量过渡性元素 (如铁等) ，在手标本上呈现不同的颜色，如黑色、砖红色、褐色、灰绿色等。镜下为均质体，基性者褐色，酸性者无色，岩石酸度愈大，折射率愈低。随着地质时代的增长，玻璃质将逐渐转化为结晶质，叫去玻化 (或脱玻化) 作用。一般来说，中生代火山岩已部分脱玻化，只有新生代火山岩玻璃质保存较好。当有一定的挥发分及温度，压力较高时，转化则相对迅速。所以古老的熔岩中或遭受区域变质的熔岩中很少有玻璃质，多已转变为呈微晶质的集合体。在脱玻化的最初阶段，玻璃质中出现一些颗粒极细的生成物，称雏晶 (crystallite) 。雏晶是开始结晶的晶芽，还没有表现出结晶物质的特征，在正交偏光镜下没有光性反应。在单偏光下按雏晶的外形及结合方式可分为球雏晶、串珠雏晶、针雏晶、发雏晶及羽雏晶等 (图3-8) 。如果岩石主要由雏晶组成，则其结构称雏晶结构 (crystallitic texture) 。雏晶结构在比较酸性的新鲜火山岩中出现。

雏晶进一步发展，可形成骸晶 (skeleton crystal) 及微晶 (microlites) 。骸晶及微晶已经略具或具有结晶物质的性质，但骸晶一般具有不完整的晶体轮廓 (图3-9) ，微晶的个体界限一般不太清晰。它们在正交偏光下有干涉色。

雏晶、骸晶、微晶可以是玻璃质脱玻化产生的，也可以是岩浆快速冷凝、来不及很好结晶时的产物。

2. 岩石中矿物的颗粒大小

根据肉眼观察，首先区分出显晶质 (phanerocrystalline) 结构和隐晶质 (aphanitic or cryptocrystalline) 结构两大类。显晶质结构，是指在肉眼观察时，基本上能分辨矿物颗粒者; 隐晶质结构，指矿物颗粒很细，肉眼无法分辨出颗粒者。隐晶质结构的岩石外貌致密，肉眼下有时不易与玻璃质岩区别，但隐晶质没有玻璃质的玻璃光泽及贝壳状断口，而常以瓷状断口为特征。

(1) 显晶质结构

按矿物颗粒绝对大小，又分为以下几种:

图3-8 火山玻璃中的雏晶单偏光，d =0. 40 mm

图3-9 骸晶单偏光，d =0. 40 mm

1) 粗粒结构 (coarse grained texture) : 晶粒直径 > 5 mm。

2) 中粒结构 (medium grained texture) : 晶粒直径在 2 ～ 5 mm 之间，也有人把晶粒直径在 1 ～5 mm 之间者，称为中粒结构。

3) 细粒结构 (fine grained texture) : 晶粒直径 < 2 mm。

颗粒粒径 <0. 2 mm 者，称为微粒结构 (microgranular texture) ; 而颗粒很大，粒径大于 1 cm 以上的矿物，可称为巨晶、伟晶。

实际上，岩石中不同矿物颗粒都一样大小是比较少见的，这里指的是岩石中最主要矿物的一般大小。在标本及薄片中进行粒度测量时，需要选择同一种主要矿物来测量，一般多以长石作标准。

(2) 隐晶质结构

在显微镜下可进一步细分为以下几种:

1) 显微 (显) 晶质结构 (microcrystalline texture) : 在显微镜下可以明显地看出矿物颗粒者。

2) 显微隐晶质结构 (microaphanitic texture) : 颗粒细小的连显微镜下也不能分辨，而只有偏光反应者。较酸性熔岩和某些脉岩中的霏细结构，多属显微隐晶质结构。

另外，根据矿物颗粒的相对大小，还可分为以下 4 种结构 (图3-10) :

1) 等粒结构 (equigranular texture) : 岩石中同种主要矿物颗粒大小大致相等 (图3-10 左上) 。

2) 不等粒结构 (inequigranular or seriate texture) : 岩石中同种主要矿物颗粒大小不等。如其粒度依次降低，可称连续不等粒结构 (图3-10 右下，图3-11) 。

图3-10 据颗粒相对大小划分的结构类型

图3-11 不等粒花岗岩

3) 斑状结构 (porphyritic texture) : 岩石中矿物颗粒分为大小截然不同的两群，大的称为斑晶，小的及未结晶的玻璃质称为基质 (图3-10 左下) 。其间没有中等大小的颗粒，可与不等粒结构相区别。斑晶与基质形成于不同的世代，斑晶一般是在深处 (岩浆房)或岩浆上升过程中晶出的，而基质是岩浆在地表或近地表快速冷凝的条件下固结的。此外根据斑晶的不同又可以把斑状结构的浅成岩分为斑岩和玢岩; 斑晶以石英和钾长石为主的岩石称为斑岩; 斑晶以斜长石和暗色矿物为主的岩石称为玢岩。该结构多见于浅成侵入岩及喷出岩中。

4) 似斑状结构 (porphyaceous texture) : 岩石也是由两群大小不同的矿物颗粒组成，但斑晶和基质基本上是同一世代的产物，是在相同或接近的物理化学条件下结晶的，因此基质是显晶质的 (图3-10 右上) 。其多见于浅成侵入岩和中深成侵入岩中，它不同于斑状结构，二者的区别见表3-4。

表3-4 斑状结构与似斑状结构的区别

根据斑状结构中斑晶的特点不同，也有不同的名称。如果斑晶在岩浆活动过程中彼此聚集而互相连接，则称为聚合斑状 (聚斑) 结构 (glomeroporphyritic texture) 。它是岩浆成因的可靠标志，正像河水流动中的悬浮物，可以形成一堆一堆的聚集体一样，有的人把同成分矿物聚集的斑晶叫聚斑结构; 不同成分矿物聚集的斑晶叫联斑结构 (combinepor-phytic texture) 。斑晶具裂纹或裂开成棱角状者称为碎斑结构 (porphyrq clastictexture) ; 斑晶超过 50%者称多斑结构 (polyporphyritic texture) ; 斑晶熔蚀成卵形者叫卵斑结构 (ori-form porphyritic texture) 。这些常见于次火山岩中。

3. 岩石中矿物的自形程度

自形程度是指组成岩石的矿物的形态特点。它主要取决于矿物的结晶习性，岩浆结晶的物理化学条件，结晶的时间、空间等。

根据全晶质岩石中矿物的自形程度可以分为 3 种不同的结构。

1) 自形粒状结构 (euhedral-granular texture) : 组成岩石的矿物颗粒，基本上能按照自己的结晶习性发育成被规则的晶面所包围的晶体———自形晶。岩石主要由自形晶组成的结构，称为自形粒状结构。这种结构说明矿物结晶中心少，时间长，有足够的空间，或者矿物结晶能力强。它在岩石中很少见。

2) 他形粒状结构 (xenomorphic-granular texture) : 组成岩石的矿物颗粒，多呈不规则的形态———他形晶，找不到矿物的完整规则的晶面，也反映不出矿物的结晶习性。岩石主要由他形晶组成的结构，称为他形粒状结构 (图3-12 右) 。这种结构一般是结晶中心比较多，没有足够的时间和空间结晶的条件下形成的。它反映了各种矿物颗粒几乎同时结晶、结晶较快、互相妨碍的结果。

3) 半自形粒状结构 (hypidiomorphic-granular texture) : 组成岩石的矿物颗粒，按结晶习性发育一部分规则的晶面，而其他的晶面发育不好而呈不规则的形态，称为半自形晶。若岩石主要由半自形晶构成，则称半自形粒状结构 (图3-12 左) 。半自形粒状结构中不排除有少数的自形晶和他形晶颗粒。这种结构的形成条件介于自形和他形之间，也是中深成岩中最多见的一种结构。

图3-12 岩石中矿物颗粒的自形程度单偏光，d =4. 8 mm

图3-13 文象结构

另外，根据矿物的晶体形态，还可以分为粒状、柱状、片状、板状、纤维状、针状、放射状，从而组成粒状结构、柱状结构、柱粒状结构———由柱状及粒状矿物构成的岩石结构等等。

4. 岩石中矿物颗粒间的相互关系

根据组成岩石颗粒的相互关系，包括矿物之间的相互关系和矿物与火山玻璃及隐晶质之间的相互关系，结合矿物颗粒的形态特点，可以分出一系列结构类型。

(1) 交生结构 (intergrowth texture)

两种矿物互相穿插，有规律地生长在一起，称交生结构，根据矿物交生的形态还可以分成以下几种:

1) 文象结构 (graphic texture) : 其特征是许多石英往往呈一定的外形 (如尖棱形、象形文字形等) 有规律地镶嵌在钾长石中。这些石英嵌晶在正交偏光下同时消光 (图3-13) 。这种结构主要是相当于长石、石英二组分体系共结比的岩浆在温度下降至共结点时同时结晶形成。肉眼可见的叫文象结构，在镜下才能见到的称显微文象结构。文象结构在酸性岩的伟晶岩及部分花岗岩中常见。

2) 条纹结构 (perthitic texture) : 钾长石和钠长石有规律地交生称为条纹结构。具条纹结构的长石叫条纹长石。条纹结构小至 X 射线才能确定，大到肉眼也能见到。常见的是钾长石晶体中包含有很多小的钠长石条纹，条纹多具定向性，常沿一定结晶方向均匀分布，消光一致，无定向者少见。

图3-14 反应边结构、蠕虫结构

3) 蠕虫结构 (myrmekitic texture) : 常见于花岗岩类岩石中，许多细小的形似蠕虫状的石英 (又叫蠕英石) ，穿插生长在长石中，并且石英的消光位一致，称为蠕虫结构(图3-14 右) 。蠕虫结构的成因很多，主要有两种成因，即共结蠕虫和交代蠕虫。共结蠕虫多见于两种矿物相邻处，两矿物交生，或一种矿物中有另一种矿物呈蠕虫出现，如钾长石与石英接触处，钾长石中有石英蠕虫，在石英晶体中也可有钾长石蠕虫，它是石英与钾长石符合共结比时的产物。在交代蠕虫成因中有不同的假说。斜长石交代钾长石可以形成蠕虫，而钾长石交代 (富钾、硅溶液交代) 斜长石也可形成，还有基性斜长石交代酸性斜长石等等也能形成。一般常见的是斜长石交代钾长石，使多余的 SiO2析出，生成蠕虫状的石英，被包裹于斜长石之中。交代蠕虫是早期矿物被新矿物交代，取代过程中剩余组分析出而成，它出现于被交代矿物的残余部分。在低铁辉石交代高铁辉石时，也可出现含铁矿物的蠕虫。

(2) 反应边结构 (reaction rim texture)

早生成的矿物或捕虏晶，与熔浆发生反应，当这种反应不彻底时，在早生成的矿物外围，形成另一种成分完全不同的反应矿物，完全或局部包围着早结晶的矿物，这种结构称反应边结构 (图3-14 左) 。常见的有橄榄石具顽火辉石反应边，单斜辉石外围的角闪石反应边。还有，橄榄石外有辉石反应边，再外又有角闪石、黑云母反应边的复杂情况等等。除了这些由岩浆与矿物反应形成的原生反应边之外，还有形态完全类似的由次生矿物交代生成的 “边”，不过这不称为反应边，而叫次变边结构 (kelyphitic border texture) ，如橄榄石具伊丁石的次变边。

图3-15 斜长石的环带结构

(3) 环带结构 (zonal texture)

环带结构与反应边结构有些类似，不同的是，反应生成矿物与被反应矿物同属一类矿物，仅端员成分及光性方位上有差异，因而呈现为环带状的特征。如斜长石常具环带结构，尤其是中长石，环带结构最常见 (图3-15) 。当斜长石环带核部较基性，向边缘依次变为较酸性时，称为正环带; 反之，称为反环带; 还有，成分上周期性重复变化的，称为韵律环带。一般认为，正环带结构是岩浆温度下降或pH2O变小时形成的。至于反环带结构的成因就有多种:岩浆过冷却或pH2O变大的条件下可形成，岩浆同化钙质围岩也可形成等。凡是类质同象的矿物，都有可能出现环带结构，故在钾长石、辉石、橄榄石中也能见到。环带结构多见于浅成岩、次火山岩、火山岩中，是温、压变化较大条件下的产物。

(4)包含结构(poikilitic texture)

在较大的矿物颗粒中包嵌有许多较小的矿物颗粒，称为包含结构或嵌晶结构。此结构表明被包矿物早于包含它的矿物结晶。例如，橄榄辉石岩中，常常见到大的辉石晶体内包含有许多被熔蚀的浑圆状的小橄榄石颗粒，称为包橄结构。又如在较大的辉石中，包含有许多自形程度较高的柱状斜长石晶体，仿佛较小的斜长石晶体镶嵌在较大的辉石中一样，称为(嵌晶)含长结构。包含结构、含长结构在超基性、基性侵入岩中常见。

(5)填隙(间)结构(interstitic texture)

在斜长石微晶所组成的间隙内，充填有辉石等暗色矿物，以及隐晶质、玻璃质等。有时也把填隙(间)结构看成是斜长石微晶之间充填了沸石、绿泥石等非粒状矿物的一种结构。

依据上述四方面划分的结构，仅仅是岩浆岩的一般结构，对于各类岩浆岩来讲，还有自己的独特结构，如花岗结构、二长结构、安山结构、辉绿结构、粗面结构等等，这些结构的特征将在介绍各类岩浆岩时分别介绍。

火山碎屑岩是岩浆岩的一种特殊类型，结构上独具风格。如凝灰结构、火山角砾结构、集块结构、熔结结构等等，将在介绍火山碎屑岩时做详细叙述。

(二) 岩浆岩的构造

如前所述，构造是指岩石中不同矿物集合体之间，或矿物集合体与其他组分之间的排列方式及充填方式所表现出来的特点。这里不包括与变质作用及风化作用有关的次生构造。现将侵入岩、喷出岩中常见的构造分述如下。

1. 侵入岩的构造

(1) 块状构造 (均一构造) (massive structure)

其特点是组成岩石的矿物，在整块岩石中分布是均匀的，岩石各部分在成分上或结构上都是一样的。这是一种分布最广的构造。常见于花岗岩侵入体之中部。

(2) 带状构造 (striped structure)

表现为颜色或粒度不同的矿物岩石相间排列，成带出现; 或者是由暗色与浅色的矿物、岩石彼此逐层交替; 或者是较粗粒与较细粒结构的矿物、岩石彼此逐层交替，从而在岩石中呈条带状彼此平行或近于平行分布。带状构造主要发育在基性、超基性岩体中(图3-16) 。带状构造有的是由于结晶条件周期性变化形成，有的为同化混染的产物，还有的为混合岩化的结果。

(3) 斑杂构造 (taxitic structure)

指在岩石的不同部位，其颜色、矿物成分或结构构造差别很大，因此整个岩石看起来是不均一的斑斑块块，杂乱无章。引起斑杂构造的原因很多，如岩浆对捕虏体及围岩的不均匀同化混染作用，以及岩浆的多次侵入或脉冲式侵入，都可形成斑杂构造 (图3-17) 。

图3-16 带状构造

图3-17 斑杂构造

(4) 球状构造 (orbicvlar structure) : 表现为侵入岩中分布有球状及椭球状体，称为球状构造。它是由岩石中矿物围绕某些中心呈同心层状分布而成的，其中有的矿物呈放射状排列。它的成因可能为某些成分过饱和岩浆凝聚结晶产物。

(5) 晶洞构造和晶腺构造 (druse struture)

在侵入岩中有近圆形空心的孔洞，称为晶洞构造。晶洞大小不一，直径可至数厘米或数十厘米不等。晶洞一般被看作是在岩浆冷却过程中体积收缩而成，也可能是岩浆凝固时气体逸出的结果。如果在晶洞壁上生长着排列很好的自形晶体，则称为晶腺构造 (又称晶簇构造) 。

(6) 流动构造 (fluxion structure)

包括流面、流线构造。岩浆岩中片状矿物、板状矿物及扁平捕虏体、析离体作平行排列，形成流面构造 (包括带状构造等) ; 而柱状矿物和长形析离体、捕虏体作定向排列，形成流线构造。流线构造和流面构造的产生与岩浆流动有关，是岩浆流动的遗迹。流面与围岩接触面平行，流线与岩浆流动方向一致。它们在岩体的边缘和顶部较清楚，向岩体内部逐渐消失。如北京房山的花岗闪长岩体，其边缘流线、流面比较清楚，内部渐变为块状构造。

(7) 原生片麻状构造 (primary gneissic structure)

原生片麻状构造的特点是，岩石中暗色矿物呈断断续续的定向排列，其间被浅色粒状矿物所分开。这种构造是在侵入体形成过程中，流动的岩浆对围岩强烈的挤压而产生的，也是岩浆流动的遗迹。它仅局限于岩体边缘的局部地段。原生片麻状构造一般不常见，主要见于中酸性侵入岩中。北京房山花岗闪长岩体的西北边缘，出现近几十米的具原生片麻状构造的岩石。

2. 喷出岩的构造

(1) 气孔 (fumarolic structure) 和杏仁构造 (amygdaloidal structure)

这是喷出岩中常见的构造，主要见于熔岩层的顶部 (底部较少) 。在冷凝着的熔岩流中，尚未逸出的气体，上升汇集于岩流顶部，冷凝后留下的气孔，称为气孔构造。气孔的拉长方向，指示着岩浆流动的方向。气孔的形状有圆形、椭圆形、云朵状、倒水滴状、管状、串珠状以及不规则状等。当气孔被岩浆期后矿物所充填时，则形成杏仁构造 (图3-18) 。在野外，某些杏仁体与熔蚀的斑晶矿物有的易于混淆。它们的区别是: 杏仁体多具有圆滑的轮廓; 充填的不是一个矿物颗粒，而是矿物的集合体，并且这些充填的矿物为次生矿物 (方解石、沸石、石英、绿泥石等) 。

图3-18 杏仁构造

(2) 枕状构造 (pillow structure)

这是海相基性熔岩流中相对多见的一种构造。当熔浆自海底溢出或从陆地流入海中时，就变为椭球状、袋状、面包状，总的以枕状为特征，称为枕状体。这些枕状体多数是独立的 (个别相连) ，又常被沉积物、火山物质及玻璃质碎屑胶结起来，就形成枕状构造(图3-19) 。枕状体具有玻璃质冷凝边，有气孔呈同心层状或放射状分布，中部有空腔。这些特点可与球状风化区别开来。在祁连山，一种与黄铁矿型铜矿有成因联系的细碧岩中发育着很好的枕状构造。

图3-19 枕状构造

图3-20 流纹构造

枕状构造个别见于中性及中酸性熔岩中，也见于陆相湖、河盆地及雨天喷发的熔岩里。在侵入于潮湿地层中的浅成侵入岩里也见到过。

(3) 流纹构造 (rhyolitic structure)

是酸性熔岩中最常见的构造。它是由不同颜色、不同成分的条纹、条带和球粒、雏晶定向排列，以及拉长的气孔等表现出来的一种流动构造 (图3-20) ，是在熔浆流动过程中形成的。流纹构造不仅在流纹岩中有，粗面岩、英安岩中也有。在浅成侵入体、次火山岩体边缘和一些岩脉的两侧，也可见到。

图3-21 玄武岩的柱状节理(据王根厚，2007)

(4) 柱状节理构造 (columnar joint structure)

多见于厚层状基性熔岩中，是一种规则的多边形长柱体 (图3-21) 。柱体断面有多种形状，四边形、五边形、六边形、七边形等，但大部分为六边形，五边形次之。断面直径 20 ～50 cm，多数为 30 cm，柱体上部断面小于下部断面。柱体长 0. 5 ～ 12 m 不等，多数 1 ～ 2 m。柱体垂直熔岩层面———冷却面。一般认为是在熔浆均匀而缓慢地冷缩条件下形成的。

柱状节理还见于熔结凝灰岩、火山通道、次火山岩、超浅成脉岩中。与玄武岩中一样，均匀冷却者多为六边形，柱体皆垂直冷却面。在熔结凝灰岩中，柱状节理主要见于强熔结凝灰岩中，节理可切断碎屑;在火山通道中，柱状节理成放射状水平排列或放射状外倾排列。在次火山岩、超浅成脉岩中，柱状节理不仅见于基性岩中，也见于中性及酸性岩中，有的具柱状节理的酸性岩脉多期穿插，柱体也相互交切。

玄武岩中柱状节理的某些特征，可以帮助我们确定地层产状、层序上下、地理位置，有的还可以指示熔岩的流动方向。

一、掌握碳酸盐岩的物质成分

（1）化学成分：碳酸盐岩的主要化学成分除有 CaO、MgO 和 CO2外，还有 SiO2、Al2O3、FeO、Fe2O3、Na2O、K2O和H2O等。

碳酸盐岩的组分，按其对稀盐酸的反应情况可分为酸溶物和酸不溶物两大类：前者指能溶于酸的金属元素和被酸分解出来的CO2；后者指陆源碎屑物质和不溶于酸的自生矿物以及有机质等。

（2）矿物成分：碳酸盐岩的矿物成分主要有方解石、白云石、文石、菱铁矿、铁白云石等碳酸盐矿物，此外，还有石膏、硬石膏、重晶石、岩盐、黄铁矿、白铁矿、海绿石以及自生石英和陆源碎屑矿物，如黏土矿物、石英、长石等。

二、认识碳酸盐岩的结构、构造及空隙

（一）结构

碳酸盐岩的结构在一定程度上反映了岩石的成因，它不仅是重要鉴定标志，也是岩石分类命名的主要依据。可分为以下几类：

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、白云岩等岩石具有的结构。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2-6-1）。

表2-6-1 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岩石类似的结构，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、球粒和团块。

——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，并再沉积的碎屑（图2-6-1）。内碎屑按直径可分为如表2-6-2所示的类型。

表2-6-2 内碎屑按直径大小划分

图2-6-1 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（内蒙古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×）

——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的化石。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2-6-2）。在碳酸盐岩中，生物组分相当于其他岩石中的“造岩成分”，应给予足够的重视。

图2-6-2 骨骼颗粒

——鲕粒：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2 mm的球形到椭球形的颗粒称为鲕粒；大于2 mm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，也可以两种构造的相互交替。关于鲕粒的成因，有无机成因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。

——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。团粒在岩石中常成群出现，大小在0.03～0.2 mm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2-6-3）。

——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，并常由蓝藻黏结（图2-6-4）。

图2-6-3 球粒

图2-6-4 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0.03 mm（?＞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（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，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是十分常见的。

（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2-6-5），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0.01 mm。按其成因特征可分为以下几类。

——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、鲕粒灰岩的研究，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。

图2-6-5 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

——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、密度大的盐水渗流，也可以在颗粒间形成新月型胶结物（图2-6-5A）。

——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2-6-5B）。重力型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。

——渗流砂型亮晶胶结物：“渗流砂”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2-6-5C）。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。

——再生边型胶结物：又称为次生加大胶结物或共轴生长、共轴增生胶结物。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2-6-5D）。

——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2-3-5E）。海底胶结作用中，颗粒间胶结物常出现一、二、三个世代：①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晶（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。②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，它常是含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。③若颗粒间还存在孔隙，有时在粒间孔隙中心仍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的方解石环，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。

——等厚环边型亮晶胶结物：是指亮晶方解石以等厚环边分布在颗粒上，有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2-3-5F）。

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岩石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在一块岩石中，亮晶的含量小于颗粒含量，一般在30%～40%以下；并且分布于磨圆度高、分选好的颗粒之间。重结晶的泥晶基质含量较高，常可多于颗粒的数量。

4.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（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，另外还有它本身特有的一些构造。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黏液，将细屑物质黏结再变硬而成。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。

（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2-6-6）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。

图2-6-6 叠层构造（山东蒙阳汝南上寒武统凤山组，柱高达2m）

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

在泥晶、微晶（或球粒）白云岩或灰岩中，见有1～3 mm大小的、大致平行层理排列的、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2-6-7）。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，故又可叫雪花状构造。在近代和古代碳酸盐岩中，常见有几种鸟眼构造：

图2-6-7 鸟眼构造

（据路凤香等，2002）

（1）扁平、孤立的小孔，高1～3mm，宽几毫米。是由露出水面的沉积层干涸收缩形成的，直径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。

（2）孤立的，多少呈泡状的小孔，直径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，可见有孔内沉淀的，具示底构造的充填物。它是由于干涸引起的，在持续洪水与最大暴露相结合的潮坪区内，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。但多数人认为以收缩及气泡成因的为主。

鸟眼构造多产于潮上滞，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

图2-6-8 腹足类体腔中的示底构造

（美国佛罗里达州，上新统-更新统，照片宽0.38mm）

在碳酸盐岩的洞穴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2-6-8）。其洞穴下部为泥晶、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穴的这个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。

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。一般在薄层灰岩、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，前者在岩石中肉眼可见，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，它多绕过颗粒，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。

（三）孔隙

与砂岩相比，碳酸盐岩的孔隙在结构上、类型上和成因及分布上更为复杂。碳酸盐岩的孔隙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：

——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，但它更复杂。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。

——遮蔽孔隙；由于大颗粒（如生物）的遮蔽，其下无沉积物保留的孔隙。

——粒内孔隙：存在于碳酸盐颗粒本身之内的孔隙，如生物（腹足类、双壳类、介形虫等）体腔孔。

——生物骨架孔隙：为生物礁灰岩所常具有。

——生物钻孔孔隙：即虫孔构造之未被充填者。