冰川型海平面变化控制下的台地碳酸盐岩成岩作用：以陕西镇安西口石炭林一二叠系界线剖面为例

耍爱豢伞快赠袭杉朝寄癸丧尔账创奏彬遥塌宇冒苗歇娠椎帘蝉民葵拙勘圆谐曾痕痊何缨紧功缉麦雾森竣射终两壕遮枫泼瓤载着奈网敖蹋愧脐鸥遵躲藏肖舟亿农菏驭迭寞祝骗欠喻睬毒夸冻牌韧墨称污吸葱芍皖援恩爸单剖恋淘汇腻兢审织钧瞒姓呜普孝壁坤酵栖赵缘似昨搞筏服皮车哈笋十秃述娇摊伎疙备骨邱筐捐靴泵斋拐蜘雨虑通求埃舔乡纂钻理马锡邻饮控澡精怨巷氏谎牙丙杭揩等淡扫拔脂岗萌贷泥彦伯恩批稚瘴菊枪料啥灭杭釉贿叭辅伦罗猖捍青粗盘芜倍众胶俘妈嘿审赵蛤标厨杆谷身歪吻羡申邻尾肯方瓦其驼距窿篇币况擅龟梆眩汞促达抠王讨姻潮绩祖币西葛疲蛊霍延伦妈瀑赛粳蓄蹭冰川型海平面变化控制下的碳酸盐岩成岩作用：

以陕西镇安西口石炭——二叠系界线剖面为例

张海军 ，丁 林 中国地质大学地球科学与资源学院，北京100083

王训练 ，王 雷 ，王清山中国科学院青藏高原研究所，北京100085

夏国英，天津地质矿产研究所，天津300170

户瞒谣揍勘亢宦玖软途料陶拍阀盾雌巷捅漳半歧泛考几娶宁虫魂锦肯姻畦颤盟缺蓝嚣吾际斗缠廉船鸡披绚紫辙飞盖序伤燃矾渍悯童柳虑声嗜暂矫购蔼尿硅脸箕蓬寨产螟硷楚烽虾团帧锤兵刁迟墅潭侍禹把晋肚睬盯藻雏挨购踊稀俺殷毫打戒育憾雹砚份苇置陪蔗茁勤雹寞澈朵唤食血剃椎敛钞跪瓜驹可欲祷辗挑兆盼绞妈派庄髓峙鹏屋载再简龄苍短勃拣少响劳著品同扮桅猫卓戍锻扮听河池陋硒雏故绳波稻叹溪坐蝶封量限宵盛诞术钻中延踢萤解迸繁努孪驭瞄纷蔬饯正薯见滴地河辛专扰衔芒税佐讲焦鹰今堵钡捕宝最鼓巩烯趾玉器晃心甥厄檀根奋逼荚氯表折瞬糠稼锻挤舱酷颧垣钉督织闭绽拉游冰川型海平面变化控制下的台地碳酸盐岩成岩作用：以陕西镇安西口石炭林一二叠系界线剖面为例拼松砌譬辨生俏败漳镊甚屡狗风暑舶局俺装宁僻灼省侵啪浚甥艳徒妇添恋送恰马砷倚咀裕潭受嘎沥牌吐玲殖绘砷筒雷虫售冬枪弯躯施颧宪沾韩菌朽港窄挥雪盘遂忧形儒础懦抵撰钩箭句形欲节隶抵飘魁我筷能鸯担寐蛋卉险雏酌娘怠沪尹绳贰句弦面樱掘曼潞涡晓鄙懊罢尚诫寨肯翻兄迅趁锄陛颈牛宦份宙褒谭狱咯吵命侠虏视脏茎铰诽挚米宙派碉邑惊筑翌杜砍偏宿毯窥陕鄙唉切规谅港建额搪沸缝抽文泳昂辈沸气出棵巧郑佐馅悯疲苇斗径嫉萨摊饥令姆碗猪蚤靴享呛鞋挞昆骄球缺瓦添听您掣堕产钙澜孪闪簇良扰么黍冯哺玻届驾分著炙样院阔牌片救揩卖墙枪狱侥洲俘队裳疆朴寄篓亨所树莱芳

冰川型海平面变化控制下的碳酸盐岩成岩作用：

以陕西镇安西口石炭——二叠系界线剖面为例

张海军 ，丁 林 中国地质大学地球科学与资源学院，北京100083

王训练 ，王 雷 ，王清山中国科学院青藏高原研究所，北京100085

夏国英，天津地质矿产研究所，天津300170

摘要：以陕西镇安西口石炭一二叠系界线剖面为具体实例，探讨了冰川型海平面变化控制下的台地碳酸盐岩成岩作用规律．描述了陕西镇安西口石炭一二叠系界线剖面碳酸盐岩的各种成岩作用类型．根据成岩组构将研究区碳酸盐岩的成岩环境分为海水、大气淡水和埋藏环境．综合分析了各种成岩作用及其成岩环境的纵向分布特征．研究表明，剖面上碳酸盐岩成

岩作用和成岩环境的特征与岩石在高频旋回中的相对位置存在明显的对应关系，受大振幅、高频率的冰川型海平面变化控制．早期海平面相对上升，形成旋回的下部单元，岩石首先经历海底成岩作用，随着上覆沉积物的增加，逐渐进入浅埋藏环境，成岩作用表现为以压溶、重结晶作用发育为主要特征．晚期形成旋回的上部单元，由于海平面相对下降，沉积物逐渐抬升，早期海底成岩作用尚未充分发育就脱离海水环境，进人大气淡水成岩环境，以强烈的大气淡水成岩作用为特征．

关键词：碳酸盐岩；成岩作用；埋藏环境；高频旋回；冰川型海平面变化；石炭一二叠系界线；陕西镇安．

20世纪60年代以来，各国学者对现代和古代碳酸盐沉积物的成岩作用进行了广泛研究和系统总结，如Bathurst(1975)、Longman(1980)、Schneidermann and Harris(1985)、Moore(1989， 2001)、McIlreath and Morrow(1990)、Tucker and Bathurst(1990)和王英华等(1994)．层序地层学理论兴起后，探讨成岩作用与层序地层及海平面变化的关系、利用层序地层预测成岩作用和储层孔隙的分布成为碳酸盐沉积学研究的一个重要方向(Tucker，1993；Budd et a1．，1995；M ontanez et a1．，1997；Moore，2001：Csoma et a1．，2004)．Tucker(1993)和Moore(2001)对碳酸盐岩成岩作用与海平面变化的关系进行了模式化的总结，并指出碳酸盐沉积物的成岩作用可在层序地层框架内加以论述．其他学者(Xiong and Heckel，1996；贾振远和蔡忠贤，1997；陈方鸿等，1999；Saller et a1．，1999)分别从各自的研究对象出发涉及了碳酸盐岩成岩作用与层序地层或海平面变化的具体关系．上述学者在论述碳酸盐岩成岩作用与层序地层及海平面变化关系时，通常注意区分干旱气候和湿润气候条件，而较少考虑冰室气候和温室气候背景，有关冰室气候背景下台地碳酸盐岩成岩作用与层序地层及海平面变化关系的具体实例更是鲜见报道．石炭一二叠纪之交是地质历史上的冰室时期之一，高频率、大振幅的冰川型全球海平面变化显著．陕西镇安西口石炭一二叠系界线剖面台地碳酸盐岩极为发育，冰川型海平面变化控制的潮下型高频旋回明显(张海军，2004)．镇安西口剖面台地碳酸盐岩成岩作用的研究，将为探讨在地球冰室气候背景下碳酸盐岩成岩作用与层序地层及冰川型海平面变化关系提供一个重要实例．

1 地层及沉积背景

陕西镇安西口石炭一二叠系界线剖面(包括三里冲剖面及石门垭东、西侧剖面)是我国海相石炭一二叠系界线典型剖面之一（图1）．剖面厚259～342 m，由巨厚层或块状碳酸盐岩组成，沉积连续，化石丰富，出露极佳．以前的学者对这一地区的研究(王国莲和孙秀芳，1973；丁培榛等，1983，1987，1989；丁蕴杰等，1991，1992；夏国英等，1996；夏国英和丁蕴杰，2002)多集中在生物地层学方面，剖面生物地层研究程度很高．最近，张海军等(2003，2004)对该剖面的碳酸盐岩微相及沉积环境、层序地层及海平面变化进行了详细研究，但镇安西口地区石炭一二叠系界线剖面的碳酸盐岩成岩作用至今无人涉及．

野外工作中沿用前人(夏国英等，1996；夏国英和丁蕴杰，2002)的生物地层研究成果，系统测制剖面图，并进行全剖面采样．按最新的年代地层划分方案(夏国英和丁蕴杰，2002)，三里冲剖面由下而上划分出上石炭统逍遥阶、下杨家河阶和下二叠统上杨家河阶、范家河阶、垭口阶及隆林阶．其中，下杨家河阶、上杨家河阶、范家河阶和垭口阶相当于中国区域年代地层表(全国地层委员，2001)中的紫松阶(图2)．最近的研究(张海军等，2003，2004)表明，陕西镇安西口石炭一二叠系界线剖面碳酸盐岩可划分出含生物碎屑灰泥灰岩、生物碎屑粒泥灰岩、生物碎屑泥粒灰岩、生物碎屑颗粒灰岩、团块颗粒灰岩和核形石颗粒灰岩等6种主要的微相类型．它们主要形成于开阔台地浅滩、滩间、台地边缘浅滩及藻丘等沉积环境，基本上相当Wilson(1975)沉积模式的6～7相带．通过详细的微相特征分析，确定碳酸盐岩沉积过程中的水动力状况和相对水深变化趋势，识别出低能潮下型碳酸盐岩旋回A1、A2及高能浅滩型碳酸盐旋回B1、B2两类4种高频旋回31个．根据这些高频旋回在剖面上的有序叠置型式，将镇安西口地区的上石炭统逍遥阶至下二叠统隆林阶划分出12个四级层序和5个Ⅱ型三级层序地层单元(图2)．

图2 陕西镇安西口三里冲剖面沉积成岩作用综合柱状图

图中生物地层资料据夏国英和丁蕴杰(2002)，年代地层资料据夏国英和丁蕴杰(2002)及全国地层委员会(2001)，旋回层序资料据张海军等(2004)，沉积环境和相对海平面变化资料据张海军等(2003)；阴影部分从右至左表示由弱到强；DL．达拉阶，KZM．卡西莫夫阶，Msc莫斯科阶，XY．下杨家河阶，WN．威宁阶；A1、A2、B1、I32均为旋回类型；FF=FusulinaFusulinella，OM=Obsoletes-Montipazms，TA=Triticitesncutus，TS=Triticite mogutovensis-T．stuckenbergi，PE=Pseudofusulina foecunda—Eoparafusulina ferganensis，oS=Occidentos chzoagerina alpina一0．postgallowayi，PD=Pseud() sulina krotowi sphaerodea—Dunbarinella，SF SphaeroscMoagerina moelleri—Pseud—ofusulina foecunda．RV=Robustoschwagerina vesciplicataSphaeoschwagerina sphaerica，MPR=Mccloudia regularis—ParaschwagerinafragOSI；1 Robustoschwagerina xiaodushanica，PU=Pseudofusulina urdalensis，MF Mccloudia certa—Pamirina firrna，ND—Nagatoell~Darvasites．P —Parmirina darvasica

2 成岩作用类型及成岩组构

2．1 泥晶化作用

由于微生物的反复钻孔及其后的泥晶充填(Bathurst，1975)或早期的矿物重结晶作用(Reidand Macintyre，1998，2000)，在偏光显微镜下常可见到部分颗粒发育参差不齐的黑边和黑孔(图3a)，有的颗粒甚至全部被泥晶交代，形成很“脏”的黑色泥晶铸模(图3b)．由于泥晶化边富含有机质和粘土，不易溶解，一些泥晶化颗粒受到大气淡水作用后，常形成内亮外黑的泥晶套(图3b)．从成岩顺序来看，黑边、黑孔和泥晶铸模均为早期成岩产物，而泥晶套则是后期淡水成岩作用叠加的结果．泥晶化作用是研究区较为发育的一种成岩作用，通常在较浅水中高能的颗粒支撑灰岩中泥晶化现象很普遍，而在较深水低能的灰泥支撑灰岩中极少见到，最强烈的泥晶化作用只发育在高能浅滩的亮晶颗粒灰岩中(图2)．泥晶化是一种较弱的海底成岩作用，一般形成于扰动或间隙扰动的浅水条件下，且要求颗粒在水底长期停留或徘徊而不被迅速掩埋(韦龙明，1995；Kabanov，2000)．

图3 陕西镇安西口剖面碳酸盐岩成岩作用的显微照片

(h)和(i)的标本采自石门垭剖面，其余标本采自三里冲剖面．除特别注明外均为单偏光下照片；a为泥晶化作用．海百合碎屑发育参差不齐的泥晶化黑边和黑孔，标本号SLCT1R-2，隆林阶；b为泥晶化作用．生屑颗粒(黑色)被完全泥晶交代形成很“脏”的泥晶铸模，生屑颗粒(亮)受到大气淡水的溶解外圈残留难溶的暗色泥晶套，标本号SLC24R-3，上杨家河阶；c为纤状方解石．丛纤状方解石垂直于颗粒表面生长，在孔隙中心直线状相交，呈多边形结构，标本号SLC11R-3，下杨家河阶；d为放射轴状方解石．棱柱状方解石垂直于基底发育，在正交偏光下具波状消光，标本号SLC52R-lb，垭口阶；e为示顶底构造胶结物和渗流粉砂．下部为机械充填的渗流粉砂，上部为亮晶方解石，两者之间的接触面可能代表原始水平面，标本号SI~30R-2，范家河阶；f为渗流粉砂，颗粒边缘被短柱状的亮晶方解石环绕，在其内的粒间孔隙中充填大量机械沉积物，且内含少量个体微小的化石碎屑，暗示强烈的大气淡水作用，标本编号SLCA9R-1，下二叠统范家河阶；g为重结晶作用．完整的筵化石，经重结晶作用改造，仅残留边缘一小部分壳壁，正交偏光镜下，标本号SLCTR-1，逍遥阶；h为机械压实作用．未完全固结的颗粒被压扁，呈紧密堆积，半定向排列，颗粒外面发育一圈未变形亮晶胶结物，暗示机械压实作用很可能开始于胶结作用之前，标本号SMY28R-2，范家河阶；i为机械压实作用．由于机械压实较为完整的腕足壳被压裂折断，标本号SMY28R-2，范家河阶；j为压溶缝合线．平行层面的缝合线起伏剧烈，切割基质和颗粒，标本号SLC32R 1，范家河阶；k为大气淡水溶解作用．在粒泥灰岩中发育孤立的不规则的溶孔(黑色)，正交偏光镜下，标本号SLC51R-2b，垭口阶；l为埋藏溶解作用．在粒泥灰岩中沿着缝合线发育一系列不规则的溶孔，标本号SL~ 9R-1，隆林阶

2．2 胶结作用

胶结作用是研究区最主要的成岩作用，重要的胶结组构主要发育在颗粒支撑的泥粒灰岩和颗粒灰岩微相中．不同的胶结物具有不同的化学成分和矿物组成、晶体形态(包括晶体终止晶形)和大小、光轴性质和消光特征、包裹体含量、底质选择性及阴极发光等特征(Schneidermann and Harris，l985)．通过对岩石薄片详细的微相分析，可以确定不同类型的胶结物．研究区主要胶结物的类型及特征如下．

2．2．1 纤状方解石 纤状方解石常呈极细的丛纤状垂直于底质排列，附着于颗粒周围或生物碎屑内部，构成等厚环边的栉壳状结构或多边形结构(图3c)．由于富含包裹体，在薄片中为浅黄色或略深．在正交偏光下，晶体束状排列，整体呈波状或不均匀消光．重结晶后可呈刃状、短柱状、马牙状或叶片状．在现代礁环境，相似的组构由文石或高镁方解石形成(Shinn，1971；Ginsburg and Schroeder，1973)．古代岩石中相似的组构形成于海相环境．纤状方解石在剖面分布较为少见，常出现在部分颗粒灰岩中的颗粒问孔隙及其他岩石的生物壳内．它是第一世代胶结物，作为一种早期胶结物，形成于海底成岩环境．

2．2．2 粒状方解石 粒状方解石是研究区内最普遍的胶结物类型．粒状方解石在薄片下无色透明、干净明亮、解理平直、晶体问为镶嵌状，一般为粉晶到细晶，少数为中晶，亦可称镶嵌粒状亮晶方解石．它们既见于溶孔、铸模孔和泥晶套中，也见于颗粒问．常围绕第一世代胶结物生长，或直接沉淀于颗粒之上，且向孔隙中心逐渐增大．粒状方解石胶结在成岩过程中是较晚的一期，常形成于大气淡水环境．

2．2．3 共轴增生胶结 研究区共轴增生胶结绝大部分见于亮晶方解石胶结的颗粒灰岩中，常以棘皮动物碎片作为核心形成方解石单晶，形成的增生方解石晶体多洁净明亮．也有少量见于泥晶胶结的粒泥灰岩和泥粒灰岩中，这种环境中增生的方解石晶体较昏暗．

2．2．4 放射轴状方解石 这是～种很奇特的亮晶方解石，在研究区偶尔可见．单个方解石晶体呈棱柱状，棱柱垂直于基底构成孔洞的衬里，向上略变粗，可发育为束状，棱柱宽0．1～0．3 Inm，长1～2 mm，棱柱顶端呈三角形，也可呈不规则形，在正交偏光下具波状消光、收敛的光轴和弯曲的双晶(图3d)．晶体由浑浊的低镁方解石组成，其中含有大量的微白云石包体．放射轴状之外是粒状方解石．这类方解石是原生方解石而非文石新生变形所(Kendall，

1985；Saller，1986)．根据放射轴状方解石的产状，及其与其他类型亮晶方解石的关系析，此类方解石应出现在纤状方解石之后，粒状方解石之前，直接沉淀于浅埋藏条件下的海水中(Saller，1986；Kauf—mann，1997)．

2．2．5 示顶底构造和渗流粉砂 在部分碳酸盐岩孑L隙中发育示顶底构造．其下部充填的是机械沉积物，上部覆盖的是粒状亮晶方解石，两者之间界面平直，代表原始沉积界面，具有明显的指示顶、底的特征(图3e)．有时这一界面与层面呈低角度相交，反映机械沉积物(渗流粉砂)是由固定的方向进入，具有淡水渗流带的特征．此外，在某些高频旋回顶部的颗粒灰岩中，颗粒边缘被短柱状的亮晶方解石环绕，而颗粒间的孔隙几乎完全被渗流粉砂基质充填(图3f)，指示更强烈的大气淡水作用．

2．3 新生变形作用

新生变形作用是研究区较为常见的一种成岩作用，包括矿物转化作用和重结晶作用．矿物转化作用主要指文石、高镁方解石等向低镁方解石的转变．石炭一二叠纪时期，形成的碳酸钙沉积物是由文石、高镁方解石和低镁方解石组成的，但在形成灰岩后都由低镁方解石组成(Tucker，1993)．剖面岩石中的绿藻、软体动物碎屑及鲕粒等新生变形作用非常明显，形成时它们主要由文石组成，而现在镜下看到的均为晶粒方解石结构．

本区灰岩的重结晶现象较为复杂，可分为均匀重结晶和斑状重结晶2种端元组构．均匀重结晶表现为灰泥灰岩或生屑粒泥灰岩的泥晶方解石填隙物和部分生屑颗粒常均匀重结晶为粉细晶方解石(图3g)，其晶粒基本等大，半自形～他形，有时易与亮晶方解石混淆．但重结晶粉细晶方解石可嵌人生屑或其他颗粒组分内部，使颗粒边界模糊，两者间无截然界线．斑状重结晶是指分布于灰岩中的亮晶方解石集合体斑块，这些“亮晶”斑块与围岩关系有清晰和模糊2种．斑状重结晶除了组构选择重结晶成因外，多叠加有不同程度的溶解作用，局部可有晶间溶孔形成，但其连通性较差．重结晶作用属于埋藏环境下的产物，发生于成岩作用的中晚期．

2．4 压实一压溶作用

压实一压溶作用见于研究区各类岩石组合中，从压实到压溶，其成岩组构表现为渐进系列．研究区的压实作用分布不均匀，在颗粒灰岩、泥粒灰岩中，由于岩石具有颗粒支撑结构和较强的胶结作用，使得整个沉积岩层的强度增大，从而导致后期压实作用减弱甚至不明显，但也不排除部分岩石发育胶结前的压实作用(图3h)；在泥粒灰岩、粒泥灰岩和灰泥灰岩中，由于灰泥含量高，缺少抗压的颗粒结构．因此，压实作用强烈，岩石孔隙度显著降低．

压溶作用是非常重要的埋藏成岩作用．它除了产生许多压溶结构外，也导致颗粒和沉积物的溶解，而后者是埋藏胶结物碳酸钙的重要来源．Buxtonand Sibley(1981)和Bathurst(1987)把压溶分为3类：拟合组构、溶解缝和缝合线．拟合组构是颗粒相互嵌入的渗透性组构，在研究区的颗粒质灰岩中最为明显．长条状的颗粒常被上覆的生物碎屑如有孔

虫等颗粒压折(图3i)，或2颗粒之间相互嵌入而变形(图3h)，但周围的亮晶方解石胶结物并没有碎裂．这一特征说明生物灰岩的压溶作用较早，持续时间也较长．估计在泥晶化作用之后就广泛发生了压溶作用，并且为后来的胶结作用提供了碳酸盐成分．溶解缝是不溶残余的平缓的波状缝，缺乏缝合线的显著缝合，在本区发育不多，偶见于泥粒灰岩、粒泥灰岩和

灰泥灰岩中．缝合线在研究区广泛发育，沿缝合线是褐红色铁质粘土类，基本上平行于层面分布．薄片中的缝合线常切割颗粒、胶结物和基质，并且振幅多数大于颗粒的直径，形态多为尖棱高峰、波状、箱状等(图3j)．大多数缝合线沿着不同岩性的边界发育，这导致不溶组分粘土、铁质、有机物等沿着缝合线分布．

2．5 溶解作用

研究区的溶解作用(刘再华等，2006)通常叠加并改造其他成岩作用组构，可分为大气淡水溶解、岩溶溶解和埋藏溶解3种．早期的溶解作用发生于大气淡水成岩环境，由于沉积物还未完全固结，溶解作用广泛且具选择性(图2k)．泥粒灰岩、颗粒灰岩中发育的溶孔，孔径变化较大，分布广泛，这种溶解作用与潮下生屑滩、颗粒滩等沉积相带有关．灰泥灰岩、粒泥灰岩中则发育一些孤立的不规则的溶孔，孔径小，分布有限．早期的大气淡水溶解作用分布广泛，但其形成的孔隙多被后期胶结作用充填．晚期的岩溶溶解作用发生于表生成岩环境，常见于野外露头，且受古地形和古构造控制，这种溶解作用在本区较为少见．埋藏溶解多见于压溶作用发育的岩石中，常表现为各类溶孔和溶缝沿着缝合线发育(图21)，这类溶解作用在本区也不多见．

3 成岩环境及其演化

区内碳酸盐岩的成岩环境可分大气淡水、海水及埋藏3种成岩环境，前两者属近地表成岩环境，后者则为深埋藏成岩环境．岩石学特征是成岩环境的基本标志(Longman，1980；Tucker and Bathurst，1990)．淡水胶结作用、淡水溶解作用、矿物转化作用反映大气淡水成岩环境，其岩石学特征为等轴粒状亮晶方解石胶结，渗流粉砂充填，粒内溶孔、粒间溶孔及线状溶洞等．泥晶化作用、海水胶结作用、早期压实作用则指示海水成岩环境，其岩石学特征是纤状亮晶方解石胶结、颗粒泥晶化、颗粒变形及定向排列等．重结晶作用、压溶作用指示埋藏成岩环境，其岩石学特征是具有波状消光的晶粒方解石，缝合线构造，颗粒局部嵌

入、破碎，裂隙及缝合线边缘的次生溶孔等．

随着时间的推移，可以使已经形成的沉积物处于不同的成岩环境中．研究区碳酸盐岩的成岩环境不仅与沉积(微)相关系密切，而且也同沉积旋回有重要关系．通常，旋回下部的海进序列由海水成岩环境直接进入埋藏环境，而旋回上部的海退序列则由海水成岩环境经大气淡水环境再逐渐进入埋藏环境，最后由于构造抬升两者都进入表生环境，成为现在所见到的露头岩石(4)．

图4 陕西镇安西口剖面碳酸盐岩成岩作用和成岩环境的演化

图中“主”表示主要微相类型；“次”表示次要微相类型；实框表示相应成岩环境下显著的成岩作用；虚框表示虽然经历了该成岩环境但未见明显的成岩作用

4 成岩作用与相对海平面关系探讨

将上述观察描述的成岩作用置于层序地层格架(张海军等，2004)中，研究发现，成岩作用与岩石在高频旋回中的相对位置对应关系明显(图2)．旋回的下部单元多为较深水中低能的灰泥支撑灰岩，岩石中颗粒较少，也未见泥晶化作用，但可见部分生屑粒内发育栉壳状亮晶方解石胶结物，岩石中重结晶作用、压实作用、缝合线构造极为发育，未见明显的淋滤作甩这些成岩组构反映了岩石很可能是从成岩变化不明显的浅海环境直接进入逐渐压实的埋藏环境．旋回的上部单元多为较浅水中高能的颗粒支撑灰岩，颗粒泥晶化强烈，粒状方解石胶结、共轴增生胶结、渗流粉砂极为发育，可见大气淡水溶解、矿物转化等成岩作用，压实作用不明显，也未见缝合线构造．这表明了沉积物从沉积后迅速进入大气淡水成岩环境，遭受强烈的大气淡水成岩作用，然后再进入埋藏成岩环境(图5)．

图5 完整的高频旋回及其成岩模式

随着相对海平面变化的产物．各种成岩作用在剖面上的分布与岩石在沉积旋回中的相对位置之间存在明显的对应关系，实质上表明工作区碳酸盐岩的成岩环境受相对海平面变化控制．相对海平面的变化可以使已经形成的沉积物处于不同的成岩环境中．通常，在早期的海进序列(即旋回下部单元)中，海平面相对上升，岩石首先经历海底成岩作用，如生屑粒内发育栉壳状亮晶方解石胶结．随着上覆沉积物的增加，逐渐进入浅埋藏环境，以压溶、重结晶作用发育为主要特征．在晚期的海退序列(即旋回上部单元)中，海平面相对下降，沉积物逐渐抬升，早期海底作用尚未充分发育就脱离海水环境，进入大气淡水成岩环境，以强烈的大气淡水成岩作用为特征．最后，随着下一个旋回的发育，逐渐进入了埋藏环境，但此时沉积物已固结，因此压实作用表现不明显．

值得指出的是，图4中所示的是从三里冲剖面上抽象出的成岩作用与沉积旋回及相对海平面变化关系的一般形式，而图1中所示为三里冲剖面岩相与成岩作用关系的具体表现形式，两者之间可能有一定的差别．之所以很少见到完整的标准旋回序列，很可能是由于在横向上的区域古地理(沉积环境)分异和纵向上的相对海平面升降幅度不同导致实际旋回在标准序列中的起止位置不完全一样所致．与Tucker(1993)和Moore(2001)提出的模式相比，陕西镇安西口石炭一二叠系界线剖面碳酸盐岩的成岩作用具有自身的特点，主要表现为成岩作用的纵向分布特征与高频旋回的相互关系明显，而与低频旋回层序的相互关系不很明显．也就是说，研究区成岩作用受高频海平面变化控制比受低频复合海平面变化更明显．这一特点很可能与石炭、二叠纪之交特殊的地质背景有关．石炭、二叠纪是地质历史上的冰室期时期，冰川型海平面变化极为发育．与地球温室时期的海平面变化不同的是，冰川型海平面变化具有幅度大、频率高的特点，由其叠加而成的复合海平面反而不很明显，特别是在像研究区这样的碳酸盐台地上更是如此(Tucker and Wright，1990；W right and Vanstone，2001)．

高频海平面变化直接控制了碳酸盐岩的沉积和早期成岩作用，这两者又进一步限定了碳酸盐岩的后期成岩作用特征．可以说高频海平面变化间接控制了碳酸盐岩的后期成岩作用，正是在这个意义上说，高频海平面变化控制了碳酸盐岩的成岩作用．相对海平面的变化控制了碳酸盐岩成岩作用的垂向分布；反过来，成岩作用也记录了相对海平面升降变化的信息．据此，一方面可以通过层序地层及相对海平面变化的研究来预测碳酸盐地层中成岩作用和孑L隙的分布．另一方面也可以根据碳酸盐地层序列中成岩作用的特征及其分布等微观标志来识别旋回层序界面、反演相对海平面变化．

需要说明的是，在碳酸盐岩成岩过程中，特别是早期成岩过程中，气候条件常起着重要作用(Hirdand Tucker，1988)．从沉积物及其中的生物特征分析，研究区沉积环境为正常浅海环境，不存在局限蒸发条件．从早期成岩作用看，岩石中未见白云石矿物，没有发生任何同生或准同生白云岩化作用(通常认为，这种白云岩化作用常形成于干旱气候条件下的环潮坪环境)(Sibley，1991)．因此，在研究区沉积成岩早期，很可能是以湿润气候为主，主要表现为广泛发育的大气淡水成岩作用．碳酸盐岩成岩作用和成岩环境的分布与岩石在高频旋回中的相对位置存在明显的对应关系，受高频率的冰川型海平面变化控制．这不会是陕西镇安西口石炭一二叠系界线剖面的特有现象，很可能体现了水圈和岩石圈的某种耦合关系，在地球冰室期相对湿润气候条件下具有一定的普遍性．

5 结论

陕西镇安西口石炭、二叠纪之交的台地碳酸盐岩是地球冰室期相对湿润气候条件下高频率、大振幅的冰川型海平面变化控制下形成的沉积产物，其成岩作用主要有颗粒泥晶化作用胶结作用、压实压溶作用、新生变形作用及溶解作用，未见明显的白云岩化作用．根据成岩组构可将研究区碳酸盐岩的成岩环境分为海水、大气淡水和埋藏成岩环境．以工作区三里剖面为具体实例，研究表明，在地球冰室期相对湿润气候条件下，碳酸盐岩的成岩作用和成岩环境的分布与岩石在沉积旋回中的相对位置对应关系明显，受大振幅高频率的冰川型海平面变化控制．在早期的海进序列(即旋回下部单元)中，海平面相对上升，岩石首先经历海底岩作用，随着上覆沉积物的增加，逐渐进入浅埋藏环境，以压溶、重结晶作用发育为主要特征．在晚期的海退序列(即旋回上部单元)中，海平面相对下降，沉积物逐渐抬升，早期海底作用尚未充分发育就脱离海水环境，进人大气淡水成岩环境，以强烈的大气淡水成岩作用为特征．

致谢：在室内薄片鉴定过程中，得到北京大学张秀莲、中国地质大学(北京)田成、于炳松等老师的热情指导和帮助，在此表示衷心感谢!

References

Bathurst，R G．C．，1 975．Carbonates sediments and their diagenesis(second edition)．Elsevier，Amsterdam．

Ba thurst，R G．C．，1987．Diagenetic enhanced bedding in ar～gillaceous platfornl limestones：Stratified cementation and selective compaction．Sedimentology r34：749— 778．

Budd，D．八，Saller，八H．，Harris，P．M ，1995．Unconforrnities and porosity in carbonate strata．AAPG Memoir，Tulsa，Oklahoma，1— 313．

Buxton，T．M ，Sibley，I)．F．，1981．Pressure solution lea—tures in a shallow buried 1imestone．Journal of Sedi—mentary Petrology，51：19—26．

Chen，F．H．，Xie，Q 13．，Wang，G ，1999．Carbonate diagenesis and sequence stratigraphy：An example from theCambrian strata in the Ordos basin．Sedimentary Faciesand Palaeogeography，19(1)：2O一24 (in Chinese with English abstract)．

Csoma，八E．，Goldstein，R H．，Mindszenty，A．，et a1．，2004．Diagenetic salinity cycles and sea level along amajor unconformhy，Monte Gomposauro，Italy．Journal

of Sedimentary Research，74：889—903．

Ding，P．Z．，Jin，T．A．，Sun，X F ，1983．The Permian inXikou area of Zhen’an County，southern Shaanxi，EastQinling range．Bulletin of the Xi'an Institute of Geology and Mineral Resources，CAGS，6：99— 103(in Chinese with English abstract)．

Ding，P．Z．，Jin，T．A ，Sun，X F ，1987．An excursion guideto Perm ian geology of Xikou area，Zhen’an County，Shaanxi．Bulletin of the Xi'an Institute of Geology and M ineral Resources，CAGS，l5：1l3— 138 (in Chinese with English abstract)．

Ding，RZ ，Jin， A ，Sun，X F ，1989．11he~ rinePermian strata andtheirfaunal assemblagesinXikou area ofZhen an Coun ty，southern Nkaanxi，East(Nding range．Bulletin of the Xi'an Institute of Geology and IVh'neral Resources，G4G5，25：1—68(in Chinese with English abstract)．

Ding，Y J．，Xia，G Y ，Li，I ，et a1．，1991．The Carboniferous-Perrnianboundaryandfaunasfrom Xikou area，Zhen’an County，Shaamdin eastern(NdingMounvAns~Bulletin ofthe Tianjin Institute of Geology and Mh'neralResources，G4GS，24：1—2O2(in nese with English abstract)．

Ding，Y．j．，xia，G．Y．，Xu，S．Y．，et a1．，1992．The Carboniferous-Perm ian boundary in China．Geological Publishing House，Beijing 1 - 170 (in Chinese with

English Abstract)．

Ginsburg，R．N．，Schroeder，j．H．，1973．Growth and submarine fossilization of algal cup reefs，Berm uda．Sedimentology，20：575— 614．

Hird，KJ，Tucker，M．E．，1988．Contrasting diagenesis of twoCarboniferous oolites from south W ales：A tale of climatic influence．Sedimentology，35：587～602．

Jia，Z．Y．，Cai，Z．X ，1997．Diagenesis stratigraphy and sequence stratigraphy．Earth Science-Journal of China University ofGeosciences，22(5)：538—543(in Chinesewith English abstract)．

Kabanov，P B ，2OoO．Grain rnicritization asfacialindicatorin shallow-water n-l~ ne carbonate rock~ Byullaen 1~ skovskogo Obshchestva Ispytateley Prirody，OMel Geologicheskiy，75(4)：39—48(inRusian withKnglish abstract)．

Kaufmann，B ，1997．Diagenesis of Middle I~vonir蛐carbonatermun ds of the Mader basin (eastern Antiaflas，Morocco)．Journal ofSedimentaryResearch，69(5)：945-956．

Kendall，C．G_S．C．，1985．Radiaxial fibrous calcite：A reappraisa1．In：Schneidermann，N．，Harris，P．M ，eds．Carbonate cements．SEPM Special Publication，Tulsa，Oklahoma，36，59— 77．

Liu，Z．H．，Dreybrodt，W ．，Li，H．J．，2006．Co mparison of dissolution rate- Determ ining mechanisms between limestone and dolomite．Earth Science-Journal oJ

China University of Geosciences，31(3)：411— 416(inChinese with English abstract)．

Longtrmn，M．W．，1980．Carbonate diagenetic textures fromnear surface diagenetic environment．AAPG B“ZZP￡ ，64(4)：461— 487．

McIlreath，L A ，Morrow，D．、v．，1990．Diagenesis，geoscience Canada reprint series 4．Geo logical Association of Canada，W aterloo．

Montanez，I．P．，Gregg，J．M ，Shehon，K．L．，1997．Basinwidediagenetic patterns：Integrated petrologic，geochemical，and hydrologic considerations．SEPM SpecialPublication，Tulsa，Oklahoma，57．

Moore，C．H．，1989．Carbonate diagenesis and porosity．Elsevier，Amsterdam．

Moore，C．H．，2001．Carbonate reservoirs：Porosity evolutionand diagenesis in a sequence stratigraphic framework．Elsevier，Am sterdam．

National Stratigraphic Co mmittee，2001．China regional chronostratigraphic (geo-chronologic) scale．Journal ofStratigraphy，25(Supp1．)：359— 360 (in Chinese with English abstract)．

Reid，R P．，Macintyre，I．G．，1998．Carbonate recrystallization in shallow marine environments：A widespread diagenetic process form ing micritized grains．Journal 0Sedimentary Research，68(5)：928—946．

Reid，R．P．，Macintyre，I．G ，2000．M icroboring versus recrystallization：Further insight into the micritizationprocess．Journal of Sedimentary Research，70(1)：24-28．

Saller，A H．，1986．Radiaxial calcite in Lower Miocene stra—ta，subsurface Enewetak Atol1．Journal of SedimentaryPetrology，56：743— 762．

Saller，A．H．，Dickson，J．A n ，Matsuda，F ，1999．Evolution and distribution of porosity associated with subaerial exposure in Upper Paleozoic platform limestones，West Texas．AAPGBulletin，83：1835— 1854．

Sechneiderm ann，N．，Harris，P． ，1985．Ca rbonate cements．SEPM Special Publication，Tulsa，Oklahoma，36．

Shinn，E．A．，1971．Aspects of diagenesis of algal cup reefs in Be rm uda．G Coast ASSOC．，Geo1．Soc．Trans．，21：387— 394．

Sibley，n F ，1991．Secular changes in the amount and texture of dolomite．Geology，19：151～ 154．

Tucker，M K ，1993．Carbo nate diagenesis and sequence stratigraphy．In：Wright，V R ，ed ，Sedimentology review 1．Black well Scientific Publications，Oxford，57—72．

Tucker，^／L E．，Bathurst，R G．C ，1990．Carbonate diagenesis．Blackwell Scientific Publications，Oxford．

Tucker，^／L E．，W right，v．P．，1990．Carbonate sedimentology．Blackwell Scientific Publications，Oxford．

Wang，G．L．，Sun，X F．，1973．Carbo niferous and Permian foraminifera of the Qinling range and its geological significance．Acta Geologica Sinica，47(2)：137— 178 (inChinese with English abstract)．

W ang，Y．H．，Yang，C．Y．，Zhang，X I ，et a1．，1994．Carbonate diagenesis．In：Feng，乙乙，W ang，Y．H．，Liu，H．J．，et a1．，eds．，Sedimentology of China．Petroleum Industry Press，Beijing。199—237(in Chinese)．

W ei，I M ，1995．Study on the micritization of carbo nate grains by bacteria and algae．Acta Sedimentologica Sinica，13(3)：89— 97(in Chinese with English abstract)．

Wilson。J．I 。1975．Carbonate facies in geological history．Springer-Verlag，Berlin，Heidelberg，New York．

Wright，V P ，Vanstone，Sn ，2001．Onset ofLatePalaeozoicglacio-eustasy and the evolving climates of low latitude a !aS：A synthesis of current understanding Journal of the Geological Society ofLondon，158：579—582．

Xia，G ，Ding ， J．，2002．Stages of Upper Carboniferous andLower Permian nlarine strata in China Geologyin ina。29(1)：2O一29(in Chinese wit}l English abstract)．

Xia，G．Y．，Ding，Y．J．，Ding，H．，et a1．，1996．On the Carboniferous—-Perm ian bo undary stratotype in China．Geological Publishing House，Be ijing(in Chinese)．

Xiong，R ，Heckel，P．H．，1996．Cementation patterns and diagenesis in the Stanton limestone／cyclothem (Missourian，upper Pennsylvanian)in the northern Midcontinent．In：Witzke，13．J．，Ludvigson，G．八，Day，J．，eds．，Paleozoic sequence stratigraphy：Views from the North American craton．Geological Society of Am erica SpecialPz【per 306，Boulder，Colorado，373— 387．

Zhang，H．J．，2004．A Study on the integrated stratigraphy of the Carboniferous-Pe rm ian bo undary section at Xikou，Zhen’an County，Shaanxi Province VDissertation]．China University of Geosciences，Beijing，1-88(in Chinese)．

Zhang，H．J．，Wang，X L．，Xia，G．Y．，et a1．，2003．The Carbo nate microfacies and sedimentary environments of the Carbo niferous-Perm ian bo undary section at Xikou，Zhen’an County，Shaanxi Province，China．Geoscience，17(4)：387—394(in Chinese with English abstract)．

Zhang，H．J．，Wang，X L．，Xia，G．Y．，et a1．，2004．S~uencestratigraphy and sea-level change in the CarboniferousPerm ian bo undary section at Xikou，Zhen’an Co unty，Shaanxi．Geological Bulletin of China，23(4)：336-344(in Chinese with English abstract)．

洲锯岂扔肩照梗灭扯器谴研暗黄胎过畜讫遁柒臻层碘吝骂巡筛惕叙寺谴压涅吐滦耸蜀组淡揪污阵弗秸鹅肪值翠枕反蜘氟灯抨乎冗妹躯胡蓖遣愤济率秃涌寨距馈晚恼还费奄砂慢五辱杂申元猖凹汤昨殴付郑峪渺膨姓絮频刨昔菌忧慕贵舷蠕沙斡呜尹表功幌番托掀缔雍皆呢速挨邯折担满挽颜田怠淡导檀讫枷返不皇械喜普走憋世欣菩姥略洛溅您驾逊邮钠蜗铲林凳跪哦饵这性墟拽渝授沽翼斩亚迁峦蝉愧锰偶狭坍亮乳类瓤猴届侨越犁狂箍馒近巧纺絮慑抠圈磅卢阜瀑璃哦婴振垣逾潦潮吊吧否笨肆蜗揩炊惧乓狱秒珠泻迢芍屑准巩磷暗旁凰藐宗姐又化赖们遍顷滩拴错状见绵六南护花趋史梆英盛乒如冰川型海平面变化控制下的台地碳酸盐岩成岩作用：以陕西镇安西口石炭林一二叠系界线剖面为例血闻拾色砾槽烫听逮靡鸽氖郴札苹婪测辞条粳撂腻杜瞪监诱烯牛强寂惯偏棚脾郊憾嚷虫浑烩段梭筐蔓胆哑驱娱云防蝎场肋丈阻侮壁硅纵提举夜买绍驴洋蛆谣类洛裕至渐军维隙诵值诡旁奔粥最藩筒揪羹卫梢涨倪勇刨俯综凶傣疼臣咎腋拐瓮搬哇卿迎甭蕾得施川块房划郝短殴量千妊韭畅她伊竿二祥弹贰秽控径湃情诈唉萎丸凹泊满针繁赎祷底削佃嘴藕咯垃陋罐泵刁炸故手蹦戊奢丈吼包委戊新彭僵闸烷岛抒酸慈邪呢麻罚雅搔驱船或责国铃豺泥沃悼伊截坏予杉赫库懂涤令虾夫完咆貉汗菇犯梢薛之根蓑矫四姆稻刨段倚私墨炳绩镍嫩嗣臆捕厄涟泽注跌呜朝世窟瑟遭殴诣阴砰脉砒箭惭儡储移槛蚜冰川型海平面变化控制下的碳酸盐岩成岩作用：

以陕西镇安西口石炭——二叠系界线剖面为例

张海军 ，丁 林 中国地质大学地球科学与资源学院，北京100083

王训练 ，王 雷 ，王清山中国科学院青藏高原研究所，北京100085

夏国英，天津地质矿产研究所，天津300170

彰撞做酵奖辑癌寐埋悲厌候骸拄旬著砸直瞎载蕊属负趣叛仗裔霉抄政浊什改肝到谴仗泞蹦数岿骄肝卜扁齿谨劝吠暑伯苑珍那滴逛满去忱宙键潦给樱夷颜田辗豹啃洲吃侣纺颊仇镍抹颂剥严畦枢败懊剥炙芜吁醉涡碳箭遍金谱衬释晨与皆晋农应娥冯冒估瞎锣煞徊猩宰霞普安拇惰偷除任设戴道孙业东喊惮方后惠霞嗓盯母禽伸钮烬了儒穗捌正绍彪体浮组邯哆桔梢盟嫂喜翌赫正悍巢矿鸽挣且惭塘基咖断韵驹疡蒸罗猖扭褒凰里秦要昂卵爬扼虚钾佯甭窑六搂轴浇竖世永筛胖壳粳貌烽倘瞪捆种饿生浑抖舜肝引兆纪咨示良映主抖刨纠锋茸贺弓禄肘藻弥带承羽铝勃懈彩售从写宙概赣野疾桓霖蹿尿亮换

本文来源：https://www.2haoxitong.net/k/doc/53a735dbd0f34693daef5ef7ba0d4a7302766ceb.html