方解石族和文石族

网上有关“方解石族和文石族”话题很是火热，小编也是针对方解石族和文石族寻找了一些与之相关的一些信息进行分析，如果能碰巧解决你现在面临的问题，希望能够帮助到您。

碳酸盐类矿物主要为方解石族和文石族矿物。由于这两族矿物之间存在一个型变现象，所以放在一起讨论。

所谓型变，在“结晶学”部分的第十章已介绍，是指矿物成分发生系列变化引起结构相应地系列变化的一种现象。在方解石族和文石族的一系列矿物种中，这种型变现象表现得十分明显。

从表22-1可见，随着阳离子从 Co2+、Zn2+、Mg2+、…Ba2+，半径依次增大，结构也发生相应变化，这种变化分两个阶段，第一阶段是在方解石型结构内部发生变化，即菱面体面角逐增（由晶胞参数变化引起）；第二阶段是在文石型结构内部发生变化，即斜方柱面角逐减。两个阶段的接合点（即阳离子为Ca2+处）发生一个突变，即从方解石型变为文石型，这种成分变化引起结构从渐变到突变的全过程就称为一个完整的型变系列。

表22-1 方解石型结构与文石型结构的型变现象

型变也可视为类质同象与同质多象的统一，上述结构变化的第一、第二阶段内部属类质同象，而两个阶段的接合点处为同质多象。

方解石型和文石型结构分别为：

方解石型结构：可以视为 NaCl 型结构的衍生结构。即将 NaCl 结构中的Na+和 Cl-分别用 Ca2+和[CO3 ]2-取代之，并将[CO3 ]2-平面三角形垂直某三次轴成层排列，导致其原立方面心晶胞沿三次轴方向压扁而呈钝角菱面体状，就变成了方解石的结构 〔图22-1（a）中的钝角菱面体〕。每一[CO3 ]2-层均与其相邻层中的[CO3 ]2-三角形的方向相反。Ca 被 6 个[CO3 ]2 包围，且与 Ca成键配位的氧也为6 个，即配位数为6。由于 NaCl结构中的{100}方向为电性中和面，从而产生该方向的完全解理。与此相似，也就决定了方解石具有的完全解理；其解理块的形状正好与由 NaCl晶胞衍生而来的呈钝角菱面体状的方解石的“晶胞”一致。但这样选取的“晶胞”（钝角菱面体状）并非为真正的方解石的单位晶胞，因为这种菱面体高度并不是结构中的重复周期，方解石真正的单位晶胞应是一锐角菱面体状 〔图22-1（a）中的锐角菱面体〕。在结晶学中，三方菱面体格子和六方格子常进行转换，方解石的锐角菱面体单位晶胞也可转换成具双重体心的六方晶胞，见图22-1（a）。

图22-1 方解石的晶体结构（a）和文石的晶体结构（b）

文石型结构：与方解石晶体结构不同，在于结构中的 Ca2+和[CO3 ]2-按六方最紧密堆积的重复规律排列，每个 Ca离子周围虽然围绕着6个[CO3 ]2-，但与其相接触的氧离子不是六个，而是九个；即Ca离子的配位数为9。每个O与三个 Ca、1个 C联结 〔图22-1（b）〕。

这两种结构型的共同特点是：Ca2+和［CO3］2-都按最紧密堆积的规律排列，且［CO3］2-三角形都平行地成层排列。

由于在［CO3］2-平面内的振动光的折射率远大于垂直此平面振动光的折射率，所以这些碳酸盐矿物的光学异向性非常强，表现为高双折率。

下面分别叙述这两族的重点矿物。

方解石（Calcite）

Ca［CO3］

化学组成常含Mn、Fe、Zn、Mg、Pb、Sr、Ba、Co、TR等类质同象替代物；当它们达一定的量时，可形成锰方解石、铁方解石、锌方解石、镁方解石等变种。此外，晶体中还常见水镁石、白云石、铁的氢氧化物及氧化物、硫化物、石英等机械混入物。

晶体结构三方晶系；：arh=0.637nm，α=46°07′；Z=2。如果转换成六方（双重体心）格子，则：ah =0.499nm，ch =1.706nm；Z=6。方解石型结构见前叙。

形态常见完好晶体。形态多种多样，不同聚形达600种以上。主要呈平行[0001]发育的柱状及平行{0001}发育的板状和各种状态的菱面体或复三方偏三角面体（图22-2）。方解石常依{0001}形成接触双晶，更常依形；

图22-2 方解石的晶体和双晶

成聚片双晶，这一聚片双晶纹在解理面上的方位与白云石不同（图22-3），在自然界，这种聚片双晶的出现，可用以说明方解石形成后，曾遭受地质应力的作用。方解石的集合体形态也是多种多样的。由片状（板状）或纤维状的方解石，呈平行或近似平行的连生体，分别称为层解石和纤维方解石。还有致密块状（石灰岩），粒状（大理岩），土状（白垩），多孔状（石灰华），钟乳状（石钟乳）和鲕状、豆状、结核状、葡萄状、被膜状及晶簇状等。方解石的晶体形态与形成条件有关。随着形成时温度的降低，其晶形有从板状、钝角菱面体为主的晶形向复三方偏三角面体、六方柱为主及锐角菱面体晶形演化的趋势（图22-4）。

图22-3 方解石平行（a）和白云石平行（b）的聚片双晶在菱面体解理面上的表现

图22-4 方解石形态随温度的变化

物理性质无色或白色，有时被Fe、Mn、Cu等元素染成浅黄、浅红、紫、褐黑色。无色透明的方解石称为冰洲石（calcspar）。解理完全；在应力影响下，沿聚片双晶方向滑移成裂开。硬度3。相对密度2.6～2.9。某些方解石具发光性。

成因及产状方解石是分布最广的矿物之一，具有各种不同的成因类型。主要为：① 沉积型，海水中的CaCO3达到过饱和时，可沉积形成大量的石灰岩、鲕状灰岩等；② 热液型，常见于中、低温热液矿床中，呈脉状或见于空洞里，具良好的晶形；③ 岩浆型，方解石为岩浆成因的碳酸岩和碳酸盐熔岩中的主要造岩矿物，常与白云岩、金云母等共生；④ 风化型，石灰岩、大理岩在风化过程中地下水溶解易形成重碳酸钙Ca（HCO3）进入溶液，当压力减小或蒸发时，使大量CO2的逸出，碳酸钙可再沉淀下来，形成钟乳石、石笋、石柱等。其反应式：Ca（HCO3）2=CaCO3+H2O+CO2。

鉴定特征晶形，聚片双晶，三组完全解理，硬度较小，相对密度较小。加酸急剧起泡。灼热后的方解石碎块置于石蕊试纸上呈碱性反应。有钙的焰色反应（橘**）。

主要用途由方解石组成的石灰岩、大理岩、白垩等岩石，广泛地应用于化工、冶金、建筑等工业部门，例如用于烧石灰、制水泥等。美丽的大理岩可作建筑装饰材料。纯度高的石灰岩是塑料、尼龙的重要原料。由于冰洲石具有极强的双折射率和偏光性能，被广泛地应用于光学领域里，如偏光显微镜的棱镜、偏光仪、光度计等。

菱镁矿（Magnesite）—菱铁矿（Siderite）

Mg［CO3］—Fe［CO3］

化学组成Mg［CO3］与Fe［CO3］之间可形成完全类质同象，有时具有Mn、Ca、Ni、Si等混入物。

晶体结构三方晶系；。菱镁矿：菱面体晶胞 arh=0.566nm，α=48°10′，Z=2；六方晶胞 ah =0.462nm，ch =1.499nm，Z=6。菱铁矿：菱面体晶胞 arh =0.576nm，α=47°54′，Z=2；六方晶胞，ah =0.468nm，ch =1.526nm，Z=6。与方解石同结构。

形态晶体呈菱面体状、短柱状或偏三角面体状。通常呈粒状、土状、致密块状集合体。

物理性质富镁端员白色或浅黄白色、灰白色，有时带淡红色调，富Fe者呈黄至褐色、棕色；玻璃光泽。解理完全。硬度 3.5～4.5。相对密度2.9～3.1，富 Fe者相对密度和折射率均增大。性脆。

成因及产状菱镁矿主要由含Mg热液交代白云石及超基性岩而成，此外也有沉积型。菱铁矿也具有沉积型和热液型两种。

鉴定特征与方解石相似，区别在于粉末加冷HCl不起泡或作用极慢，加热HCl则剧烈起泡。

主要用途菱镁矿可用于制耐火砖（可耐3000℃高温）、含镁水泥，并可提取金属镁；菱铁矿可作为铁矿石开采。

白云石（Dolomite）

CaMg［CO3］2

化学组成成分中的 Mg 可被 Fe、Mn、Co、Zn 替代。其中 CaMg[CO3 ]2-CaFe[CO3 ]2 可呈完全类质同象系列；当 Fe＞Mg时称铁白云石。Fe与Mn的替代则有限，其 Mn 的端员 CaMn[CO3 ]2 称为锰白云石。还可形成铅白云石、钴白云石、锌白云石等变种。

晶体结构三方晶系；。菱面体晶胞：arh=0.601nm；α=47°36′；Z=1。六方晶胞：ah =0.481nm，ch =1.601nm；Z=3。晶体结构与方解石相似。不同之处在于方解石晶体结构中 Ca2+所占据的结构位置，其中1/2在白云石中被Mg所占据；Ca2+和Mg2+在垂直三次轴的方向上分别呈层作有规律的交替排列，因此导致白云石的晶体结构的对称程度低于方解石。白云石中的 Fe、Mn代替Mg后，可导致晶胞增大。

形态晶体常呈菱面体状，不如方解石形态多样，晶面常弯曲成马鞍状 〔图22-5（b）〕，经切薄片在镜下观察可见这种马鞍状形态具有晶畴相嵌状结构和波状消光现象 〔图 22-5（c）〕。经常依{0001}、、、及形成双晶，后者双晶纹平行于白云石解理面长、短对角线与方解石不同（图22-3）。有些白云石出现裂开，为双晶造成。集合体常呈粒状、致密块状，有时呈多孔状、肾状。

图22-5 白云石的晶体

物理性质纯者多为白色，含铁者灰色—暗褐色，含铁白云石风化后，表面变为褐色；玻璃光泽。解理完全，解理面常弯曲。硬度 3.5～4。相对密度2.85，随成分中 Fe、Mn、Pb、Zn含量的增多而增大。有些白云石在阴极射线作用下发鲜明的橘红光。

成因及产状白云石是自然界中广泛分布的一种矿物，主要有沉积和热液两种成因。它是组成白云岩、白云质灰岩的主要矿物。白云石也是岩浆成因的碳酸岩的主要组成矿物之一。含镁质或白云质的灰岩在区域变质或接触变质作用中可形成白云石大理岩。在变质作用的较高阶段，白云石可被分解成方镁石和水镁石。

鉴定特征晶面常呈弯曲的马鞍形。与方解石的区别是遇冷盐酸不剧烈起泡，加热后方剧烈起泡，另外双晶纹的方向亦与方解石不同（图 22-3）。此外，可用染色法区分二者。

主要用途用作耐火材料及高炉炼铁生产中的熔剂；部分白云石可作提取镁的原料。白云石大理岩加工后可作较好的建筑石材。

文石（Aragonite）

又称霰石

Ca［CO3］与方解石呈同质二象。

化学组成Ca常被Sr、Pb、Zn、TR所替代。此外还有Mg、Fe、Al等，但含量一般均较低。已知的变种有铅文石、锌文石、锶文石、稀土文石等。

晶体结构斜方晶系；；a0 =0.495nm，b0 =0.796nm，c0 =0.573nm；Z=4。文石型结构见前叙。

形态晶体常为柱状、矛状（图 22-6），但较少见。常依{110}成双晶或三连晶，三连晶常出现假六方对称。集合体常呈纤维状、柱状、晶簇状、皮壳状、钟乳状、珊瑚状、鲕状、豆状和球状等。多数软体动物的贝壳内壁珍珠质部分是由极细的片状文石沿着贝壳面平行排列而形成的。

物理性质通常为白色、黄白色，有时呈浅绿色、灰色等；透明；玻璃光泽，断口为油脂光泽。无解理，或有时见{010}不完全至中等解理；贝壳状断口。硬度3.5～4.5。相对密度 2.9～3.3，成分中含 Sr、Ba 者相对密度增大。

图22-6 文石的晶体和双晶（d）

图22-7 方解石和文石的大致稳定范围

成因及产状文石通常在低温热液和外生作用条件下形成，它是低温矿物之一。在热液矿床、现代温泉、间歇喷泉里晶出。当溶液中存在Sr和 Mg盐类杂质，有利于文石的形成。文石不稳定，常转变为方解石（呈文石副象）。根据合成矿物资料，文石的形成压力高于方解石（图22-7）。

鉴定特征文石与方解石相似，加HCl剧烈起泡。但文石不具菱面体解理，晶形呈柱状、矛状；相对密度和硬度稍大于方解石。在硝酸钴溶液中煮沸，方解石粉末只微带青色，文石则呈浓红色、紫色。

主要用途分布少，几乎无工业价值。

1.压实和压溶作用

沉积物（主要是物理沉积作用和复合沉积作用形成的沉积物）在上覆沉积物的重压下将会排除水分、减少孔隙，结果是密度加大、体积缩小。原始沉积物的这种单纯机械压缩作用就称为压实作用（compaction）。

在压力和作用时间相同的条件下，不同成分和结构的沉积物的压实效果是不同的。当埋深深度小于500m时，泥质沉积物的体积可随埋深加大而急剧减小；当深度大于500m以后其体积减小的幅度将很快减弱，表明它已向坚固的沉积岩转化。干净的陆源砂、砾沉积物在这一埋深段因压实导致的体积缩小却较弱，而且这种单纯的物理压实在更大埋深段也不能使之固结。一般而言，在埋深较浅时，沉积物中的泥质含量愈高，压实愈明显。由于这个缘故，原始沉积物中的基质含量在压实中就可能减少，同时较粗颗粒的含量则增加。如果原始沉积物是基质支撑，它就可能被改造而表现为过渡性支撑或颗粒支撑，同时基质中的片状矿物（如粘土矿物）也会趋向于平行颗粒表面定向排列（图14-1）。在颗粒支撑的情况下，压实效应将取决于支撑颗粒的相对机械强度。质地相对柔软、松脆的颗粒可能变形破碎，如云母片被压弯、泥质岩岩屑、鲕粒被压碎、粒状海绿石被压扁或呈乳头状被挤到相邻粒间孔内等等。若支撑颗粒机械强度相差不大（如石英、长石），压实将迫使它们在一定范围内位移或旋转以占据最小空间。颗粒这种相对位置和取向关系的改变将导致颗粒的定向排列或使一群大小和形状搭配合适的颗粒大体拼合起来形成一种似镶嵌结构（图14-1），这是在颗粒大小和形状基本保持不变情况下，整个沉积物体积和其中粒间孔可被压缩到的最低限度。但这样的嵌合通常是不完善的。就整个沉积物而言，其中颗粒圆度愈高、分选愈好，可能达到的嵌合程度愈低。埋藏砂岩粒间孔的多少与颗粒的分选磨圆常有正相关关系就是由于可达到的嵌合程度不同的缘故。

图14-1 沉积物的整体压实效应

压缩到似镶嵌以后，如果压力进一步加大，颗粒的大小和形状就难以继续保持不变，颗粒就可能出现裂纹、错动或波状消光（注意有些波状消光是继承性的），也可能被压溶。固态沉积物在高压诱导下的溶解作用称为压溶（pres-sure solution）。压溶的直接结果是改变颗粒相互接触部位的形状或接触类型。压溶开始之前，颗粒相互之间多为点接触，有时可为粗糙的面接触，压溶后则可能演变为光滑的面接触、凸凹接触或缝合线接触（图14-2）。压溶的成分全部进入到粒间水溶液中，它们可在邻近压力较低部位重新参与沉淀矿物的形成。在很高压力作用下，沉积颗粒可全部或主要呈压溶性接触形成压溶性镶嵌结构，如沉积石英岩就具有这样的结构。就作用机制而言，压溶应属化学变化过程，压力只是使矿物的溶解度加大。因此，压溶也称化学压实。

图14-2 颗粒之间接触类型随压力增大的变化序列

通常，物理或机械压实发生在浅埋成岩阶段并随沉积物的固结而减弱，而压溶则盛行于深埋成岩阶段并可一直向浅变质阶段延续（如形成压力影构造）。

2.胶结作用

彼此分立的颗粒被胶结物焊结在一起的作用称为胶结作用（cementation），它是使陆源碎屑和生物碎屑、内碎屑、鲕粒等颗粒性沉积物固结的主要作用。

在胶结作用中，从粒间水溶液中沉淀出来的，对分立颗粒起焊结作用的化学沉淀物称为胶结物（cement），其沉淀空间可以是沉积物中的任何孔隙，如颗粒内部的孔洞，裂隙、解理缝，生物化石的房室、体腔、生物礁中的间隙等等，但最重要的沉淀空间还是粒间孔隙。实际上，只有沉淀在粒间孔中的胶结物才可将分立颗粒焊结起来。

胶结物的沉淀除需要沉淀空间外，还需要有相关离子的补给，这只有通过孔隙水的流动才能实现。例如，每单位体积方解石胶结物就至少是5400个单位体积的过饱和孔隙水的沉淀结果。因此，胶结作用主要在早期成岩阶段进行。胶结物在同生作用阶段主要由环境底层水提供，在浅埋成岩阶段主要由埋藏沉积物中不稳定成分的分解提供。在陆源碎屑沉积物中，常见的胶结物有硅质矿物（如石英）、方解石、赤铁矿、粘土、海绿石、石膏等，其次是菱铁矿、绿泥石、重晶石、沸石等。同一陆源碎屑沉积物中的胶结物可以只有一种，也可以有多种。在碳酸盐或硅质沉积物中，常见的胶结物则分别是碳酸盐矿物（文石、方解石等，它们常被称为亮晶胶结物（sparry cement））和硅质矿物。胶结物属广义化学沉积物的范畴，其沉淀符合化学沉积作用的一般原理，对揭示胶结时的作用条件，如孔隙水的离子成分、盐度、pH值、Eh值等等具有指示性意义。

当沉积物含有较多基质而缺少粒间孔时，胶结物很少形成，这时的基质在压实过程中对较大颗粒也具有焊结作用，也可看成是实际意义上的胶结物，但它们与真正意义上的胶结物具有完全不同的成因，决不能将它们等同看待。在无特殊说明的情况下，通常所说的胶结物指的都是真正意义上的胶结物。

胶结作用对机械压实具有一定妨碍，尤其不利于似镶嵌结构的形成，但对化学压实似乎没有影响。

胶结作用是一种重要的成岩作用，在成岩作用的研究中占有重要位置。除胶结物的成分以外，胶结物的分布、胶结物的结构、不同胶结物间的关系等也是反映胶结特征的几个重要方面。

1）胶结类型

由于胶结物的胶结对象是各自分立的颗粒，因而这些颗粒相互间的位置关系对胶结物的分布就有重要影响。在沉积学中，胶结物的不同分布特点被定义为胶结类型（cementation type）。主要胶结类型有以下几种（图14-3）：

图14-3 不同胶结类型示意图，画斜线者为胶结物

基底式胶结（basal cementation）被胶结颗粒彼此相距较远，互不接触而“漂浮”在胶结物背景中。这时的胶结物只能形成在颗粒沉积的同时或在颗粒沉积之前，即不会晚于同生期。从支撑机制看，颗粒之所以“漂浮”，显然是由于基质支撑的缘故。所以这时起胶结作用的只是基质而已（粘土基质或泥晶等）。

孔隙式胶结（porous cementation）沉积物为颗粒支撑，胶结物分布在粒间孔内，这时的胶结物可以是基质，但更典型的还是真正意义上的胶结物。若是基质，它形成于同生期或沉积期，或可能是原基质支撑经压实改造形成。若是真正意义上的胶结物，则多形成于浅埋成岩期，少数可形成于同生期或深埋成岩期。

接触式胶结（contact cementation）沉积物也为颗粒支撑，但胶结物只分布在颗粒之间的接触点附近，粒间孔内部仍是未被充填的孔隙。这种胶结类型是某种特殊成岩条件的反映。有两类沉积物可能形成这种胶结类型，一是干旱地区处在地下潜水面以上的风成砂，那里地表蒸发量很大，当地下潜水顺毛细管上升弥补蒸发损失时，少量粒间水可能残留在粒间接触点周围，水中离子浓度也随之升高，最后就可沉淀出胶结物来。二是某些暴露在空气中的颗粒性碳酸盐沉积物因大气降水向下渗透也只有少量粒间水附着在粒间接触点周围，当其中溶解了较多CaCO3时也会有沉淀作用发生。这时胶结物的表面常向接触点方向凹进（这实际是附着水自由表面的形态），故又称新月型胶结（meniscus cementation）（Longman，1980）。接触式胶结虽然也可使沉积物固结，但固结程度一般不高。若潜水面抬升或沉积物进一步深埋，粒间孔将被水充盈，接触式胶结将发展成或被叠加上孔隙式胶结，这一演变史可由先后沉淀的胶结物的成分或结构差异显现出来，但当缺少这方面的差异时，原接触式胶结就会被掩盖或混淆。接触式胶结可看成是浅埋成岩作用的产物。有时候，在表生成岩阶段，原孔隙式胶结也可因大部分胶结物被溶解而形成溶蚀残余型接触式胶结。严格地讲，这不是接触式胶结而只是一种溶蚀结构而已。

悬挂式胶结（pendant cementation）当胶结物和它附着（或胶结）的颗粒具有一致的相对方位时称为悬挂式胶结或重力式胶结（gravity cementation）（Longman，1980）。实际上，胶结物大都附着在颗粒的下部。在某些颗粒性碳酸盐沉积物中可以出现这种胶结类型（图14-4）。当松散沉积物处在地下潜水面以上时，大气降水可通畅地向下渗透，但部分渗透水可能会悬挂在颗粒下方。渗透水通常对上部沉积物中的文石、镁方解石有较强的溶解能力，到达下部时将逐渐趋于饱和，最后就可从悬挂水中沉淀出胶结物来形成悬挂式胶结。还需指出，大气降水在溶解文石、镁方解石的同时，原上部沉积物中混入的少量难溶成分如陆源粉砂、粘土、铁质、有机质等和还未溶解完毕的细小生物碎屑等也会随渗透水一道向下迁移。在渗流通道狭窄处（如通道已基本被胶结物堵塞的地方）它们将被过滤出来滞留在粒间孔内，有时还可发育隐约的水平或顺渗透水运动方向的纹理。这部分滞留的难溶细粒物质称为渗滤砂或渗滤粉砂（vadose silt），它们常常出现在粒间孔的下部或粒间狭缝处，或者粒间孔壁上沉淀有方解石胶结物，它们则充填在粒间孔的中央部位（图14-4）。在碳酸盐沉积物中，悬挂式胶结、新月型胶结和渗滤粉砂是大气渗流成岩作用（属特殊的浅埋成岩作用）的极好标志。

图14-4 碳酸盐（鲕粒）沉积物中针状方解石的悬挂式胶结和渗滤粉砂

镶嵌式胶结（mosaic cementation）这种胶结类型只出现在沉积石英岩中，石英碎屑之间因压溶而多呈面接触、凸凹接触或缝合线接触。残留的少量粒间孔内虽然也有胶结物，但胶结物与被胶结石英的成分一致，晶格也是连续的，看起来颗粒均镶嵌在一起而没有胶结物显示，故也称无胶结物式胶结。这种胶结类型常在似镶嵌结构的基础上发展而成，通常都是深埋成岩作用的产物。

2）胶结物的结构

胶结物的结晶程度、晶体大小、形态、排列等形貌特征称为胶结物的结构，它与胶结物的成分一样，也要取决于胶结时的物化条件。

非晶质结构 胶结物为非晶质物质，在偏光显微镜下没有光性，通常是蛋白石、胶磷矿等胶体沉淀，大多为同生阶段形成。这种结构比较少见。

隐晶质结构 胶结物为显微隐晶质，其晶体极其细微，没有固定边界或边界摸糊，在偏光显微镜下有光性反应，但干涉色很低。常见的是玉髓或隐晶磷酸盐，可从粒间水溶液中直接沉淀形成，也可由蛋白石、胶磷矿等失水转化形成。为同生或浅埋成岩阶段的产物。

显晶质结构 胶结物结晶很好，晶体形态清楚，在偏光显微镜下光性特征典型。可形成于整个成岩作用阶段。进一步还可划分成如下几种结构：

（1）微晶结构，胶结物晶体细小（＜5μm），多个晶体叠置起来才能达到普遍岩石薄片的厚度，因而在偏光显微镜下见到的只是该晶体集合体的特征。常见的有微晶石英、粘土矿物、泥晶碳酸盐矿物等。微晶石英常由玉髓转化而来（这时常残留有玉髓的某些光性特征）。粘土矿物和泥晶碳酸盐矿物大多是基质，只是起胶结作用，但有时也可由粒间水的沉淀作用形成，是真正意义上的胶结物。这时的粘土晶体干净透明，常在被胶结颗粒表面呈放射状或薄膜状生长，晶体之间没有其他杂质（如有机质、铁质等）。泥晶碳酸盐却没有特殊的结构标志，与基质泥晶不易区分。

（2）镶嵌粒状结构，胶结物晶体比较粗大，但小于粒间孔和被胶结颗粒，在一个粒间孔内有两个以上胶结物晶体彼此镶嵌，常见成分是方解石、白云石、石膏、重晶石或石英。

（3）栉壳状结构（ctenoid texture），胶结物晶体呈针状、锥状、柱状或片状、板状垂直被胶结颗粒表面生长，在薄片中，它们的长轴彼此平行或大体平行，貌似梳齿或草丛，故又称丛生状结构。粘土、绿泥石等硅酸盐和文石、镁方解石、方解石等碳酸盐可形成这种结构，尤其是在颗粒碳酸盐沉积物中，方解石胶结物（许多可能都是由文石或镁方解石转化而来）更常具有这种结构。通常认为，针状方解石的前身是针状文石，叶片状方解石（断面中晶体延伸有弯曲）的前身是镁方解石，它们转变为方解石后仍保留了原始的结构特点，可视为高盐度条件下快速同生胶结或极浅埋藏胶结的证据。只有柱状或锥状（以及粒状）方解石胶结物才是由粒间淡水缓慢沉淀形成的（图14-5）。

图14-5 胶结物的栉壳状结构，胶结物晶体切面形态

（4）加大边结构（enlargement texture），又称共轴增生状（syntaxial over-growth）结构，即胶结物与被胶结颗粒的成分相同、晶格连续，就好像被胶结颗粒向着粒间孔隙长大了一样。这时的胶结物称为被胶结颗粒的自生加大边、共轴增生边或简称为加大边。当被胶结颗粒为单个晶体时，如陆源碎屑中的单晶石英、长石、生物碎屑中的海百合茎等常发育加大边。其他单晶重矿物碎屑，如电气石、锆石等偶而也可发育加大边。有些生物壳体如介形虫、有孔虫、三叶虫等是由大量垂直壳面的纤状方解石紧密平行排列构成的（即层纤结构或玻纤结构），各个方解石纤体可分别同时加大，共同构成一个“栉壳状”的集合体加大边（图14-6）。尽管看起来加大边与被胶结颗粒是一个光性连续的整体，但二者决不能混淆。有些加大边与被胶结颗粒之间的分界面上还残留有连续或断续分布的尘点状杂质或者加大边显得更加干净透明，可以清楚地将它们区别开来，这种加大称有痕加大。另外一些加大边与被胶结颗粒之间的分界面上没有杂质，二者也同样干净透明，这种加大称无痕加大。颗粒是否有无痕加大可用阴极发光技术判别，普通偏光显微镜对此是无能为力的，只是有时候可根据所见颗粒的不正常形态推测加大边的存在，如石英碎屑以局部的触角或尖角与相邻石英紧密镶嵌，该触角或尖角就可能是加大造成的；介形虫壳体大大超出了常规厚度可能指示有栉壳状加大等等（图14-6）。加大边可形成于同生阶段或浅埋成岩阶段，也可能延续到深埋成岩阶段才最后完成。

图14-6 胶结物的加大边结构

（5）嵌晶结构（poikilotopic texture），又称连晶结构，胶结物晶体粗大，一个晶体可占据或通过两个或两个以上相邻粒间孔，被胶结的某个或某几个颗粒看起来就像镶嵌在了这个晶体内部，该晶体还常常有向固有结晶形态发育的趋势（图14-7）。方解石、石膏、硬石膏、重晶石、沸石等胶结物易形成这种结构。它形成于深埋成岩阶段，是其他结构的重结晶产物。

图14-7 硬石膏胶结物的嵌晶结构

3）胶结物的世代性

胶结是一个长期的作用过程，胶结物的成分和结构可因孔隙水物化条件的改变而改变，从而导致同一粒间孔内的胶结物在成分或结构上出现分带，这种现象称为胶结物的世代性（cement generation）（图14-8）。在无交代的情况下，同一粒间孔内愈早沉淀的胶结物愈靠近被胶结颗粒的表面，所以直接附着在颗粒表面的胶结物就是第一世代，以后的世代就逐渐远离颗粒而向粒间孔中心发展。在陆源碎屑岩（如砂岩）中，世代性通常表现为成分或结构不相同的2个世代，偶尔仅结构不同，如加大边石英—粒状硬石膏（或方解石）世代、栉壳状绿泥石—杂针状绿泥石世代等等。在颗粒碳酸盐岩中，世代性较发育，可形成2～3个世代，而且主要是由同种矿物（方解石）的不同结构表现出来的。通常第一世代为栉壳状或加大边状，第二世代为粒状，或者第一世代是相对细小的粒状，第二世代为相对粗大的粒状，其间可以有明显的分界，也可以是过渡的。在上述两个世代的基础上，有时还可在粒间孔中央出现更为粗大的第三世代，偶而第一、第二世代都是加大边，仅由杂质（有机质和泥晶）勾勒出它们之间的分界（图14-8）。当然，由相同成分和结构的胶结物填满整个粒间孔也可形成无世代的胶结物。

图14-8 胶结物的世代性

胶结物的世代性是推断成岩历史的重要依据之一，如由加大边石英和粒状硬石膏构成的世代就反映了粒间水的pH值由低到高的转变；针状、叶片状的栉壳状方解石和粒状方解石构成的世代反映了孔隙水由较高盐度向较低盐度或淡水的转变；细小和粗大粒状方解石的世代反映了粒间淡水离子浓度持续降低，沉淀速度持续减慢等等。

3.溶蚀和交代作用

1）溶蚀

沉积物、胶结物或者任何已经存在的矿物被水局部溶解称为溶蚀（corrosion），剩下来的部分就具有溶蚀结构。溶蚀总是从颗粒表面和颗粒、基质内的裂缝等部位开始，并逐渐扩展开来的。通常情况下，溶蚀面都呈不规则的港湾或蚕食状，它可使形态一定的颗粒或矿物晶体变得残缺，或在基质、颗粒、矿物晶体内产生不规则的溶缝或溶孔（许多溶孔实际只是溶缝某个断面的形态）（图14-9）。随着溶蚀的持续进行，遭溶蚀的颗粒，矿物晶体或基质可能只会留下少量残余，甚至完全消失。

当共存的矿物成分不相同时，溶蚀常有比较严格的选择性，即只有其中一种矿物受溶蚀而其他矿物不受影响。因此，在一定条件下相对易溶的颗粒被完全溶解后就会留下一个大小和形态等同于已溶颗粒的溶孔，这样的溶孔称铸模孔（mold pore）。有两种情况可形成极好的铸模孔，一是易溶的较大颗粒被大片难溶的细小矿物（如基质）包围，如泥质沉积物中的石盐晶体和方解石、白云石泥晶背景中的文石质鲕粒、生物碎屑、石膏晶体等，它们被溶解后就可形成相应形态的铸模孔。二是有些颗粒（如鲕粒、生物碎屑等）溶蚀时，内部含有的少量粘土、铁质、有机质等难溶杂质常残留在溶蚀面上，溶蚀完毕后就可形成一个具有由难溶物质构成的外壳的铸模孔。按铸模孔的大小和形态可称之为鲕粒铸模孔、生屑铸模孔、石膏铸模孔等等。无论是不规则的溶缝、溶孔还是规则的铸模孔对各种流体（石油、天然气、水）的运移和聚集都具有重要意义，也为后继矿物的沉淀提供了空间。实际上，许多溶孔确实已被以后的沉淀矿物充填。当新沉淀的矿物完全占据了铸模孔后，它就成了一个与被溶物大小和形态完全相同的实体，这个实体被称为铸型、假象（pseudomorph）或假晶（pseudocrystal）。同样，也可准确地称之为鲕粒铸型（也称充填鲕）、生屑铸型、石膏铸型（假象或假晶）等。铸型或假象的矿物成分（即新沉淀的矿物成分）可以与原来的被溶矿物相同，但大多数是不同的，如文石质鲕粒或生屑可变成方解石质鲕粒或生屑假象；石膏可变成方解石或白云石质的石膏假象（或假晶）等等（图14-10）。

图14-9 一般溶蚀现象

图14-10 铸型

2）交代

一种矿物直接置换另一种矿物的同时保持了被置换矿物的大小和形态的化学过程称为交代（replacement），能够显示这种置换关系的结构称为交代结构。就结构特征而言，如果溶蚀产生的孔洞又被后继矿物充填，那么交代同溶蚀就有些相似，这需要作具体分析。交代结构大致可分为以下4种类型：

漂浮自形晶结构 交代矿物以其自由的结晶形态彼此分离地出现（或飘浮）在被交代矿物的背景中，晶体出现的密度可以比较均匀，也可受沉积成分或结构构造的控制，如有时只出现在基质或胶结物内或只出现在颗粒中，有时则沿某个裂隙系统（如压溶面）分布等等（图14-11）。石灰岩被石英或白云石较轻微交代时常常形成这种结构。

图14-11 漂浮自形晶结构

交代残余结构 也称蚕食结构，即颗粒、基质或胶结物矿物被交代矿物或矿物集合体部分置换，而另一部分仍残留着，在交代和被交代矿物之间形成一个不规则的蚕食状分界面（图14-12）。由于未被交代的部分还保留着原来的成分和结构，这样的结构也称正残余结构。图14-12是交代残余结构的几种常见表现形式，可根据结构自身的特征判别交代和被交代的关系。显然交代残余结构也可以通过溶蚀、充填两个分开的步骤形成，但是当被“蚕食”的部分还隐约显示出原有的轮廓或某些结构特征时则可肯定是交代形成的。

图14-12 几种常见的交代残余结构及其交代关系的判别

交代假象结构 这是交代残余结构的特殊表现形式，即交代矿物选择性地完全置换了被交代颗粒或矿物晶体形成了假象或假晶（图14-13），它与溶蚀-充填成因的假象或假晶有时也不易区分。但同样地，当假象或假晶中还保留有被交代颗粒或矿物的结构构造或解理、双晶特点时可肯定为交代成因，而周围聚集有明显不溶残余物的假象则很可能是溶解-充填的产物。

图14-13 交代假象结构

交代阴影状结构 当颗粒被同成分的基质或胶结物包围时，强烈的交代可能会突破交代假象的边界，并使边界消失，或者基质、胶结物同时被交代，仅因结构或所含杂质不同使原颗粒中的交代产物在晶体粒度、洁净度等方面与周围交代产物出现差异，结果原颗粒所在部位就变成了一个成分或结构都相对特殊，而边界模糊或呈过渡状的斑块（图14-14）。这种斑块就是原颗粒的阴影（ghost），具有阴影的结构就是交代阴影状结构。交代假象和交代阴影完全没有原始矿物成分残留，但或多或少还保留有原始的外形轮廓，这两种结构可统称为负残余结构。最常见的交代阴影状结构出现在由交代形成的白云岩中，偶尔也出现在交代形成的硅质岩中。陆源碎屑岩中的碎屑颗粒（主要是长石，其次是火山岩岩屑或火山碎屑等）被粘土矿物完全交代形成的假象如果与粘土基质混成一片，有时也可看出它的“阴影”。但严格地说，它仍属交代假象的范畴。

图14-14 交代阴影状结构

上述飘浮自形晶结构、交代残余结构、交代假象结构和交代阴影状结构大体上反映了交代由弱到强的顺序，虽然它们都使早先的矿物成分发生了改变，但至少还留下了交代前的结构残余，因而它们都可作为交代的证据。当交代十分彻底，尤其是还叠加有重结晶作用时，交代将不会留下任何痕迹，如成层的均匀泥晶CaCO3沉积物被白云石或硅质矿物完全交代就只显示结晶结构，这种结构常常会引起成因方面（原生化学沉淀或交代）的争议。

溶蚀和交代都是化学作用过程，都要受整个作用体系的控制，其中的主要控制因素是被作用的矿物成分和它们赋存的结构状态、孔隙水的成分、pH值、Eh值、孔隙水的移动速度以及温度、压力、作用时间长短等。当然对具体的溶蚀或交代而言，常常只有一种或几种因素才是最主要的。

4.重结晶作用

一般重结晶作用（recrystallization）指矿物在不改变基本成分的同时为减小表面能而自然增大粒度的作用。但是，在沉积学中广义重结晶还包括玻璃质或非晶质向晶质的转化、晶格的调整等作用。前者如岩屑或火山碎屑中的酸性玻璃转变成隐晶的长英质矿物；蛋白石转变成玉髓或进一步转变成石英；胶磷矿转变成磷灰石等。后者如准稳定的斜方文石转变成稳定的三方方解石等（它也称为新生变形neomorphic作用）。有时候，粘土矿物转变成绢云母也被看成是一种重结晶。在成岩作用中，典型的硅酸盐矿物重结晶通常不发育，偶尔可见泥级高岭石重结晶成较粗大的蠕虫状或手风琴状高岭石，而非硅酸盐矿物，特别是碳酸盐矿物的重结晶则较普遍。

碳酸盐矿物中较重要的重结晶是泥晶方解石重结晶成极细晶或细晶方解石。它之所以重要是因为在自生颗粒结构中，泥晶基质重结晶后也会成为“亮晶”（较为透明的意思），它与胶结物亮晶比较容易混淆，进而影响到对环境水动力的判别。过去曾提出过许多鉴别重结晶亮晶和胶结物亮晶的方法，但有些可能没有普遍意义。一般而言，若重结晶不强，重结晶亮晶常常会含较多杂质或者与重结晶更弱的亮晶及未重结晶的泥晶呈过渡状。若重结晶很强，杂质数量会减少，这时的共生颗粒也会开始重结晶。颗粒的重结晶则是比较容易识别的，其典型现象是颗粒内部出现较多较粗的方解石晶粒使结构遭到破坏，或者颗粒边界同时变得模糊。通常自生颗粒（以及亮晶胶结物）要比泥晶基质更难重结晶，当自生颗粒被重结晶彻底破坏时，岩石中所有原有结构特征也将不复存在，只有鲕粒强烈重结晶后（鲕核和包壳结构完全消失）仍然可完好地保留它的光滑球状形态。这种鲕称为变晶鲕（metacrystal ooid），分为多晶鲕（由多个镶嵌粒状方解石构成）和单晶鲕（只由一个方解石晶体构成）两种（图14-15）。

成岩作用中的重结晶仍然有水的参与，仍是一种“湿”的过程，但水只是以晶体之间的薄层水膜形式存在的，它是离子从小晶体转移到大晶体的桥梁。当晶体之间被某种不能参与作用的杂质“绝缘”时，重结晶就会受到妨碍，如泥状镁方解石在淡水中溶出Mg2+变成泥状方解石后，这些Mg2+可能会滞留在方解石表面的水膜中而阻止泥状方解石继续重结晶。同样，当泥状方解石之间存在大量有机质时，重结晶也不容易顺利进行。这可能就是自生颗粒常常更难重结晶和许多古代泥晶方解石可一直保留到今天的一个重要原因。随着温压的升高，这些妨碍因素将被逐渐排除，因而从总的趋势看，深埋比浅埋对重结晶更有利，常常可形成晶体粗大的结晶灰岩，白云岩或连晶式胶结。进入变质阶段后，重结晶将更加强烈和广泛。

图14-15 变晶鲕及周围的重结晶方解石晶体

关于“方解石族和文石族”这个话题的介绍，今天小编就给大家分享完了，如果对你有所帮助请保持对本站的关注！