（一）海水潜流环境

（一）海水潜流环境

1.海水潜流环境的一般特征

海水潜流环境是海相碳酸盐沉积后所经历的第一个成岩环境，有关的流体可以是基本正常的海水，也可以是蒸发海水，由于白云岩化是蒸发环境最重要的成岩作用，与之有关的成岩作用将主要在“白云岩化作用”中讨论，此处主要涉及正常海水成岩环境的成岩作用。我们可以将海水潜流环境分为两个连续亚环境：即活跃的海水潜流带和停滞的海水潜流带。活跃的海水潜流带处于相对高能的沉积环境中，并具有一定作用的深度、波浪、潮汐及海流迫使海水通过这些高能环境的多孔沉积物，孔隙水中碳酸钙容易达到过饱和而不断有碳酸盐的沉淀，因而碳酸盐沉积物会不同程度地被胶结。停滞的海水潜流带分布在相对低能的沉积环境中，典型的是礁后潟湖，或分布于相对高能环境中活跃海水潜流带之下。虽然沉积物孔隙中仍充满海水，但停滞的海水潜流带循环较差，碳酸盐可以过饱和但胶结物的数量有限，除一些颗粒内部的胶结作用以外，胶结作用总体上不发育，而泥晶化作用是停滞的海水潜流带的重要成岩作用。

2.海水潜流环境的泥晶化作用

在浅海碳酸盐沉积环境中，石灰岩底质上广泛生长非钙质的穿孔绿藻及蓝藻等生物，它们生长在岩石表面以下零点几毫米的范围内，其生长过程将造成碳酸盐的颗粒向泥晶的转化，该过程从穿孔藻在颗粒（通常是骨粒）表面钻孔开始，其后藻类死亡，钻孔中充填泥晶碳酸盐，在海水潜流带中，这些泥晶碳酸盐主要是文石或镁方解石，密集的钻孔最终连接成片并形成泥晶套，甚至泥晶化整个颗粒，因而泥晶化代表了生物的造泥作用。泥晶套因构成矿物的粒度细小和富有机质而具有很深的颜色（图版8-7a）。造成碳酸盐颗粒泥晶化的穿孔生物除藻类以外，可能还有真菌。真菌穿孔总的来说比藻类穿孔要小，而且变化范围很小，这不同于规模较大且变化范围也较大的藻类穿孔。阴极发光分析表明，很多泥晶套都具有很弱的阴极发光，其阴极发光强度只略强于被穿孔的原始颗粒，显示这些泥晶套仍然记录了锰含量很低的海水特征（图版8-7b）。

3.海水潜流环境的胶结作用

海水对方解石、文石（含白云石）等碳酸盐矿物都是过饱和的，而且其饱和程度显著超过近地表环境的其他各种流体（大气水或大气水和海水混合水），因而胶结作用是海水潜流环境最为重要、最为发育的成岩作用。可以说，绝大多数碳酸盐沉积物的胶结作用都是在海水中开始的，胶结物具有如下结构类型：

（1）等厚纤状环边胶结物：这是从海水中沉淀文石的常见组构之一，文石呈纤维状或针状，具有很大的长宽比，如果生长空间足够，文石的长度近于相等，因而环边是近于等厚的（图版8-8）。由于针状文石晶体生长方式具较好的一致性，且是从不同球形颗粒的基底上向相反的方向生长并在粒间孔隙中相遇，因而会形成一种多边形（六边形）的妥协边界（Longman，1980），纤维状晶体不仅仅是文石的结晶习性，一些镁方解石胶结物也可以表现为等厚的纤维状。

（2）杂乱的针状胶结物：这也是从海水中沉淀文石的常见组构，文石晶体也是呈纤维状或针状，同样具有很大的长宽比，但这些文石集合体呈定向性较差的杂乱的网状，造成这种现象的原因在一定程度上与晶体生长基底的矿物成分有关，非文石基底，或基底文石定向性较差时文石胶结物的定向性较差。

（3）葡萄状胶结物：葡萄状（或球粒状）胶结物也是从海水中沉淀文石的常见组构，其特点是放射状、扇状排列的纤维状文石组成葡萄状集合体（图版8-9），纤维状文石的生长方向与葡萄状半球的生长方向一致。葡萄状结构的这种生长形态与文石纤维状晶体呈半球形的排列形式有关。另外，葡萄状结构需要较大的生长空间，海底或大的生物礁体腔内会出现这样的胶结物。葡萄状胶结物在古代碳酸盐胶结物中极为常见（有的已经白云石化，但保持葡萄状结构），分布时代包括寒武纪、石炭纪到侏罗纪。四川的震旦纪碳酸盐中的一些成因不清的葡萄状构造也可能是这种海水胶结物改造的结果。

（4）刀刃状环边胶结物：或称叶片状胶结物，这是从海水中沉淀的镁方解石的常见组构之一，由于镁方解石属复三方偏三角面体或陡斜的菱面体，虽然它也会像文石那样具有一向延长的生长习性，但其顶端呈刀刃状（或矛状），刀刃状这一描述术语还代表中等长宽比，刀刃状的镁方解石也经常构成环边胶结物，但显得较厚，也难于构成多边形的边界（图版8-10）。

4.海水环境的溶解作用

温暖浅海环境中方解石、文石（含白云石）都是过饱和的，因而在大多数情况下，海水潜流环境中碳酸盐的溶解作用是非常有限的。这里有两种例外的情况：一是所谓的冷水碳酸盐，它们分布在南北纬30°以外的开阔陆棚或缓坡环境中，海水的最低水温低于12℃，因为低温条件下碳酸盐可以是不饱和的，这使得海水潜流环境中碳酸盐颗粒（包括杂基）的溶解作用经常发生，各种碳酸盐颗粒的保存较差；二是所谓的深水碳酸盐，即碳酸盐补偿深度以下的碳酸盐，现代海洋水体中的文石补偿深度（ACD）大致为1500m（该深度以下由于文石的溶解速率超过了沉淀速率因而文石不能沉积），现代方解石补偿深度（CCD）大致为4500m（该深度以下由于方解石溶解速率超过了沉淀速率因而方解石不能沉积），但是，文石和方解石的补偿深度都会因纬度、碳酸盐的产率和其他因素而变化，不同地质时期的ACD面和CCD面的深度也是有差别的，比如在温室气候期，海水甚至可以只对方解石过饱和而对文石不饱和（Moore，2001）。

近年来的研究表明，除上述两种情况以外，ACD面和CCD面之上的海水潜流环境同样会有溶解作用发生，Melim等（2002）在研究巴哈马新近系碳酸盐成岩作用时注意到了这样的情况：岩石的结构类似于大气水成岩环境碳酸盐的结构，并可出现由溶解作用形成的铸模孔，但同位素分析（平均δ¹⁸O＝1‰）表明这些岩石从未经历过大气水成岩环境。造成ACD面和CCD面之上碳酸盐溶解的机理主要与硫酸盐通过细菌对有机质的氧化作用有关。