生物化石碎片分述

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（一）藻类

1.蓝藻和蓝藻类碳酸盐岩

蓝藻是低等的，具有叶绿素的单细胞自养植物，是非骨骼的一种藻类。

目前，蓝藻分类较混乱。其中一种是将蓝藻分成两类，一类是孔层藻类，以葛万藻为代表；另一类是绵层藻类，见于叠层石、层纹石、核形石和具藻凝块结构的岩石。

2.红藻

红藻的形态比较复杂，通常为多细胞的丝状体，单细胞较少。主要分布在潮下浅水带，淡水中少。

（1）珊瑚藻科

珊瑚藻以皮壳状为主，还有分枝状、分枝分节等形状，内部细胞由纵向细胞壁和横向细胞壁组成，后者较前者发育，细胞组织一般分两部分，即下叶状体和边叶状体。生殖构造有孢子囊，呈透镜状、层状；另一种是孢子囊聚成的生殖窝，常根据它们的类型和构造特征进一步做种属鉴定。具隐粒—微粒结构的珊瑚藻出现于晚中生代，白垩纪迅速发展至今。

（2）管孔藻科

管孔藻科多呈圆柱状、包壳状、瘤状或树枝状，长数毫米，很少分节，细胞呈多边形、圆形，其细胞丝体中分隔细胞纵向发育，而横隔壁发育较差，很少保存孢子囊，有时见生殖窝。具隐微粒结构。时代为寒武纪—白垩纪。

（3）裸海松藻科

裸海松藻为中空的钙化节片，呈圆筒形、椭圆形、圆锥形，节片壁被孔贯穿，孔辐射生长，末端倾斜，且向外显著增宽，或显示髓丝的钙化痕迹。节片呈晶粒结构。时代为二叠纪。

（4）二叠钙藻

二叠钙藻叶状体不规则，节片形态变化大，呈圆形、桶形等，钙化限于外带，强者可达中心，壁常被小孔贯穿，但孔径比裸海松藻大，孢子囊位于皮层或髓部。重结晶后往往为晶粒结构，有的可见残余结构。时代为二叠纪—白垩纪。

（5）翁格达藻

翁格达藻叶状体分枝（不分节），边叶状体由简单分叉的丝体组成，丝体可以大角度分叉扭曲。具薄壁单晶结构。时代为石炭纪—二叠纪。

（6）楔形藻

楔形藻叶状体细，可能分节，由圆柱形或楔形的分枝组成，内部常有大的拉长的矩形或楔形细胞构成细胞层，呈晶粒结构。该层在分类位置上尚有争论。时代为石炭纪。

（7）灌丛藻

灌丛藻呈树丛状，具隐微粒结构。该属在分类位置上有争论。

3.绿藻

绿藻的形态多种多样，由真核细胞组成，有低级的单细胞或其他群体，也有高级的呈球状、丝状、分枝状的多细胞体。绿藻分粗枝藻科（又称伞藻科）和海松藻科。绿藻可生活于各种环境，如海洋、淡水、半咸水中，以淡水中数量最多。

（1）粗枝藻科

粗枝藻科化石的保存决定于钙化作用的强弱，如果钙化适宜，叶状体内部中央茎有圆柱形、棒形、腰鼓形等，侧枝排列有非轮生式、轮生式、复轮生式；侧枝形态有披针形、棒形、球形等多种。钙化作用太强，其内部构造受到破坏，重结晶为晶粒结构，或见一些残余结构，常见有米齐藻、始角藻、蠕孔藻。

米齐藻 常为单个节片，中央茎呈腰鼓形，侧枝逐渐向外增宽呈喇叭形，围绕中央茎排列成规则的轮生体，具晶粒结构。二叠纪最发育。

始角藻 叶状体呈棒头状，横切面为圆形、椭圆形，侧枝垂直于中央茎，中央茎的基部细，向上呈稍膨大的圆锥形，末端浑圆，具晶粒结构。二叠纪较发育。

蠕孔藻 叶状体呈圆筒形，两枝分叉，通常发生弯曲或扭曲，侧枝短，紧密排列，形成规则的网眼，常含有机质。产于二叠纪。

（2）海松藻科

海松藻科又名松藻科，形体为壳状、瘤状，钙化弱，可见中心管状丝体交织组成髓部，丝体分叉，从中心向外弯曲，通常垂直到达藻体的外缘，钙化强时具晶粒结构。时代为奥陶纪—现代。

4.轮藻

轮藻是一种绿色的藻类植物，形状不大，由于“叶”是辐射轮生的，所以叫轮藻。通常所说的轮藻化石，是指它的雌性生殖器官（藏卵器）。藏卵器内的卵细胞成熟受精后，其外壁的螺旋细胞能够分泌钙质而硬化，从而保存化石。藏卵器的形状为眼球形、卵形、陀螺形等，外壁具柱纤结构，中空部分为亮晶方解石充填。轮藻植物是生活在淡水及半咸水的水生植物。时代为志留纪—现代。

5.钙球

钙球是一种碳酸钙球状体，直径通常为75～200 μm，由腔和壳（或称壁）组成，有时还有刺。腔一般是空的，大都为泥晶方解石或亮晶方解石充填；壳由一层或多层组成；刺的形态各种各样。根据钙球的形态和结构特征，可把钙球划分为许多类型。钙球的分类位置未定。发育时代为奥陶纪—三叠纪。

（二）有孔虫、纺锤虫

1.有孔虫

有孔虫形态变化大，呈球状、锥状、盘状、瓶状等，大小为0.01～19 mm或更大，壳有单房室、双房室和多房室之分，旋壳有平旋、螺旋、包旋之分，壳口形状较复杂，有圆形、筛形等，钙壳以隐微粒结构和玻纤结构为主，次有正纤结构、胶粒结构，偶见单晶结构。大多数生活在海相环境中，少数生活在微咸水中，另有一科生活在淡水中。发育时代为寒武纪—现代。

2.纺锤虫

纺锤虫一般呈纺锤形，也有球形、椭圆形、盘形等。个体很小，一般长1～5 mm，个别大者可达20 mm以上。壳内多房室。外壁称旋壁，并围绕初房两端的中轴旋转，向两端增大，包围初房，有隔壁、旋脊和拟旋脊等内部构造，纺锤虫的旋壁较复杂，有致密层（薄而致密的黑色原始层呈隐粒结构）、透明层（位于致密层之下，具明亮的纤状结构）、疏松层（具微粒结构）、蜂巢层（微粒结构）和原始层。纺锤虫以其多房室、复杂的内部构造以及典型的旋壁结构与其他生物碎片区别。几乎全部产于旋回性海相环境中。时代为石炭纪—二叠纪。

（三）海绵类

钙质海绵有单体与群体之分，单体形状有高脚杯形、瓶形和球形等，个体可小于1 mm，也可大于2000 mm。群体有丛状、树丛状。个体中央为原腔，顶端有出水口，体壁由内外胚层和内外层之间的中胶层组成，被各种类型的进水孔道穿透，称水管系统。中胶层由硅质或钙质骨针及有机组分组成。海绵骨针的形态变化很大，大骨针常保存形成化石，小骨针不易保存。大骨针一般依轴的多少分为单轴针、双轴针、三轴针和四轴针。“射”指骨针从中心向外放射的方向，如单轴针两端一样为双射，两端不一样为单射，有的骨针内见轴沟。骨针具晶粒结构与单晶结构，壁具微粒结构。海绵以其形体较大、各种形状的骨针和体壁微细结构、特殊的内部构造区别于其他生物化石。大多数生活在海水环境中，亦有少数生活在淡水中。时代为寒武纪—现代。

（四）珊瑚和层孔虫

1.珊瑚类

珊瑚有单体和群体之分，单体有圆锥形、圆柱形等，群体有块状、丛状、笙状等。隔壁是珊瑚骨骼的主要组分，按长短分一级、二级、三级，前者依次比后者长，许多隔壁至中心扭结或膨大成中轴，与中央隆起的横板形成蛛网状中柱，隔壁间水平板为横板，在边缘有鳞板、泡沫板。硬体微细结构以层纤结构为主，可见隐粒—微粒和羽纤结构。珊瑚以特殊内部构造和正纤、羽弦结构区别于其他生物，以正纤结构、隔壁不穿孔与古杯区别。

珊瑚属于海生底栖生物，群体生活在浅海区。四射珊瑚、床板珊瑚产于奥陶纪—现代；六射、八射珊瑚产于三叠纪—现代。

2.层孔虫

层孔虫以其典型的层纹、支柱和星状沟等构造为特征与珊瑚相区别，层孔虫由无数同心状平行排列的水平层纹和放射状垂直的支柱组成，层纹间间隔疏密不等，每隔一定数目的细层纹就有一个粗层，常根据支柱与层纹的组合与穿越关系分科，如方格状（方格层孔虫科）、放射状（放射层孔虫科）、羽状（拉贝希层孔虫科）。层孔虫大部分有体管，内有横板。

层孔虫一般具层纤、柱纤结构，由于重结晶作用，常转化为晶粒结构。层孔虫常生活在温带的浅海中，奥陶纪—泥盆纪最发育。

（五）苔藓虫

1.变口目苔藓虫

变口目苔藓虫硬体为钙质，虫管细长，断面呈圆形、多边形，有间隙孔、刺孔、中心区（内带）、边缘区（外带），内外带界限不清，内带壁厚，横板少，外带壁薄，横板多。虫管壁具平行片状结构，围绕虫室。

2.隐口目苔藓虫

隐口目苔藓虫硬体为钙质，群体呈扇状、漏斗状、枝状等，通常由许多平行的分枝构成，有横枝相连，构成网格状，两枝上有两列虫室，虫室中间被一中棱隔开。虫室呈长方形、正方形或六边形，内外带清楚，内带窄，外带宽，有刺孔。单偏光镜下呈深棕色，壁具平行片状结构。

苔藓虫以群体较小、虫管细长与珊瑚区别，并以虫管向外不收缩、管壁在加厚处呈叠锥似的平行片状结构、有间隙孔及刺孔等特征与珊瑚藻和珊瑚区别。绝大多数苔藓虫生活在浅海中，也有少数生活在淡水中。发育时代为奥陶纪—现代。

（六）腕足类

腕足类由左右对称的两壳瓣组成，两瓣大小不等，大瓣为腹瓣，小瓣为背瓣。根据壳质成分、铰合构造以及胚壳的发育情况分为无铰类和有铰类，大多数无铰腕足类为几丁磷质壳（薄片中显浅棕色），有铰腕足类和少数无铰腕足类为钙质壳，有铰腕足类如果壳层保存好，可见三层结构的钙质壳，放射层由有机质组成（常无保存），中间为柱状层，内层为平行片状层。铰孔和假疹孔是有铰腕足类壳内常见的一种构造，疹孔是贝壳中的小管，在内层开始完全穿过它，由泥晶充填，假疹孔通常发育在内层中，貌似疹孔，假疹孔经常向前端倾斜。长身贝壳常具棘刺，棘刺为圆形或椭圆形，并具同心片状结构。腕足类碎片常具两层壳，同时内层若为棱柱结构，则为无疹壳或疹壳类；如果壳具片状结构，又见疹孔，则为假疹壳，易于与双壳类相区别。腕足类生活于海水中，喜在氧气、光线充足、温度较高的光亮带。浅海中的腕足类壳厚，深海中的腕足类壳薄。发育时代为寒武纪—现代。

（七）软体动物

1.双壳类

双壳类的壳两侧对称，大小一致，常呈卵形、扇形，壳层除表层外，一般由1～3层组成，壳层为纤状或柱状层，中壳层以交错纹片为主，也见有珍珠和片状结构，内壳层为复杂交错纹片、珍珠、柱状或玻纤结构。壳质成分为方解石或文石，或两者互层。化石中的文石质壳已转变为低镁方解石质壳，呈晶粒结构。以此不难与腕足类壳相区别。双壳类常生活在海水-微咸水或淡水中。发育时代为寒武纪—现代。

2.腹足类

腹足类形状为锥形、盘形、塔形等，螺壳可分螺塔、体环和胚壳三部分，螺塔有许多层螺环组成，螺塔可在一平面上盘旋呈盘形，也可不在一平面上呈塔形。为单壳单房室，在薄片中由于切面不同而形状多种多样。大多数腹足类壳质由文石组成，原始文石一般在生物死亡后转变为低镁方解石，所以壳具晶粒结构，也见有交错纹片、纤状结构等。常以形体较大、壳形弯曲度大、壳厚、晶粒结构，区别于一些有孔虫和双壳类。腹足类多适应于正常盐分的浅海，一些也可以在咸水或淡水湖泊中生活。发育时代为寒武纪—现代。

3.头足类

头足类外壳的形状和大小变化很大，形态有直壳、弯壳、旋壳之分，以直壳、旋壳居多，横切面呈圆形、方形、扇形等，壳内被隔壁分隔成很多小室，隔壁与壳壁交线为缝合线（仅弦切面中可见），壳常为薄的双层结构，外层为短柱状，内层为片状层。原始文石壳已转化为晶粒壳结构。头足类以具体管、隔壁排列较均匀、缝合线、薄的壳层等与腹足类区别。头足类常生活在正常盐分的海水中。发育时代为寒武纪—现代。

4.锥壳类

（1）竹节石

竹节石壳呈辐射对称的锥形，横切面呈圆形，壳面具环状脊（轮环）和纵纹，壳质为方解石，偶有文石。壳的外壳具玻纤结构（不易保存），内层为平行片状结构，片状起伏与外形一致。发育时代为奥陶纪—泥盆纪。

（2）光壳节石

光壳节石壳呈直锥形，顶端变尖呈一小球状，有生长线、纵沟。壳具玻纤结构，横切面圆形，具十字消光，壳内常由亮晶方解石充填。发育时代为中志留世—晚泥盆世。

（3）软舌螺

软舌螺呈长锥状、角锥状，极少数为弯锥状，横断面呈三角形、圆形、方形等，壳面光滑或具横饰纹，偶有纵脊。口部有一口盖，外壳矿物组成有磷质、钙质。钙质壳由文石组成，但已转化为晶粒结构。发育时代为晚震旦世—二叠纪。

（八）三叶虫和介形虫

1.三叶虫

三叶虫有许多体节组成，背面覆盖着坚固的甲壳，腹面具柔软的薄膜，甲壳一般呈穹形，成虫长度从两毫米至几十毫米或者更大。保存化石多为外壳，最常见的有背甲、唇瓣、腹膜、附肢等。在薄片中，甲壳的纵向垂直切面中头甲平缓，胸甲呈“弓”形，由显沟形的节片组成，尾甲显波状弯曲。在横向切面中，轴部显平缓的隆起，两侧凹。在通过轴部的弦切面中，甲壳呈内空的不规则或串珠状环。三叶虫甲壳边缘发生向内弯曲，在垂直切面中呈手杖状或钩状，尤其在头缘和壁缘向内弯曲最大，在厚度上逐渐尖灭，与胸节切面的钩状不同。三叶虫有许多刺，如颊刺、肋刺、侧刺、尾刺和轴刺。横切面为圆环，具玻纤结构。三叶虫钙质甲壳内混有不等量的磷酸钙，在薄片中呈浅黄棕色，具玻纤结构，正交偏光镜下显波状消光，有时见树皮状花纹，不难与其他生物碎片区别。三叶虫是生活在海水中已灭绝的节肢动物。发育时代为寒武纪—二叠纪。

2.介形虫

介形虫由大小相等或不等的两壳瓣组成，两壳均匀向外凸出，壳面上光滑或有花纹、刺状突起和槽等。壳体俯视呈卵形、纺锤形、马蹄形等，壳长0.5～4 mm，最大可达30 mm。介形虫壳主要由几丁质组成，钙化或磷化限于壳外层，并由外向内进行。介形虫以其玻纤结构、壳小、边缘具叠复现象与其他双壳化石相区别。介形虫可以生活于各种水环境中，大多数生活在海水中，也可生活在广盐性、微咸水或超咸水的潟湖或某些淡水中。发育时代为寒武纪—现代。

（九）海百合茎和海胆

1.海百合茎

海百合硬体分为茎、萼、腕三部分，均由小骨板组成。外形有圆形、椭圆形、方形、五角形、六边形等。茎长短不一，为几十厘米至几米，由一系列茎板组成，茎环之间有齿状缝合线，故茎的纵切面上见缝合线，横切面见圆形或五角形的内孔，海百合原成分为高镁方解石，后转变为低镁方解石，单个骨板呈连生单晶结构，也有的由两个或多个晶体组成。海百合茎以其规则的外形、粗大的单晶结构与其他生物碎片相区别。发育时代为寒武纪—现代。

2.海胆

海胆是全部由钙质骨板构成的胆壳。大多数呈辐射对称，少数见两侧对称。胆壳由冠部、口围、顶系和肛围四部分组成。冠部为壳体主要部分，由步带及间步带（各五条）组成，壳上有大瘤与小节瘤。海胆以骨板保存为特征。海胆化石以其特有的网格单晶结构与海百合茎等其他化石相区别。海胆与海百合茎一样，均生活于海水中，海胆可以出现在任何深度的海水中。发育时代为奥陶纪—现代。

河北赤城古子房中、新元古界

碳酸盐岩主要由沉积的碳酸盐矿物(方解石、白云石)组成，主要的岩石类型为石灰岩(方解石含量大于50%)和白云岩(白云石含量大于50%)。碳酸盐岩往往与陆源碎屑岩呈过渡关系，共同组成混积岩。

碳酸盐岩约占沉积岩总量的20%，在地壳中的分布仅次于泥岩和砂岩。

碳酸盐岩本身就是有用矿产，如石灰岩、白云岩、菱铁矿、菱锰矿、菱镁矿等，广泛用于冶金、建筑、装饰、化工等工业。碳酸盐岩中储集有丰富的石油、天然气和地下水。世界上碳酸盐岩型油气田储量占总储量的50%，占总产量的60%。与碳酸盐岩共生的固体矿产有石膏、岩盐、钾盐及汞、锑、铜、铅、锌、银、镍、钴、铀、钒等。

绝大部分碳酸盐岩都形成于海洋沉积环境，尤其浅海环境。古生代和前寒武纪的深海沉积物中，碳酸盐沉积贫乏;白垩纪以后深海碳酸盐沉积分布普遍;现代深海沉积物中碳酸盐沉积物约占32.2%(平均含量)，主要为抱球虫和翼足类软泥以及珊瑚泥。在浅海环境形成的碳酸盐岩中，前寒武纪的碳酸盐岩显然是由藻类的生物化学作用或从海水中直接沉淀形成的，而寒武纪以后，介壳生物逐渐繁盛，生物成因的碳酸盐岩逐渐超过了化学或生物化学成因的碳酸盐岩，并且受机械作用或重力作用形成的碳酸盐岩也占有相当大的比例。

一、碳酸盐岩的一般特征

1.化学成分与矿物成分

碳酸盐岩的主要化学成分为CaO、MgO、CO2、SiO2、TiO2、Al2O3、FeO、Fe2O3、K2O、Na2O、H2O。在石灰岩中，CaO占42.6%，MgO占7.9%，CO2占41.58%，SiO2占5.19%，其他氧化物占2.72%。在白云岩中，CaO占30.4%，MgO占21.8%，CO2占47.8%。

碳酸盐岩主要由文石、方解石、白云石、菱镁矿、菱铁矿、菱锰矿组成。现代碳酸钙沉积主要由高镁方解石、文石及少量低镁方解石组成。低镁方解石最稳定，文石不稳定，高镁方解石最不稳定。后两者在沉积后易转变成低镁方解石。因此，古代岩石中的碳酸盐矿物多是低镁方解石。

碳酸盐岩中混入的非碳酸盐成分有:石膏、重晶石、岩盐及钾镁盐矿物等，此外还有少量蛋白石、自生石英、海绿石、磷酸盐矿物和有机质。常见的陆源混入物有黏土、碎屑石英和长石及微量的重矿物。陆源矿物含量超过50%时，则碳酸盐岩过渡为黏土或碎屑岩。

2.结构

碳酸盐岩结构包括粒屑结构，化学结构、生物结构和次生结构。

3.构造

碳酸盐岩以发育叠层构造、鸟眼构造、示顶底构造、虫孔和虫迹构造以及缝合线构造为特征。在陆源碎屑岩中常见的构造，在碳酸盐岩中也可出现。

示顶底构造是碳酸盐沉积物充填在碳酸盐岩孔隙中形成的，表现为孔隙下部首先充填暗色的泥晶或粉晶方解石，其后上部为浅色的亮晶方解石或盐类矿物充填，二者界面平直，并平行于水平面，根据该构造可判断岩层的顶底面。

二、碳酸盐岩的分类

碳酸盐岩的分类一般按照矿物成分和结构－成因分类进行。

1.矿物成分分类

碳酸盐岩的基本矿物组成为方解石、白云石，是成分分类的主要依据。首先按照方解石及白云石的含量划分岩石类型(表14－1)，其次按方解石或白云石与黏土的含量进行划分(表14－2)，也可以按照方解石(包括文石)、白云石、黏土(或砂)(表14－3)的含量进行划分。

表14－1 根据方解石和白云石相对含量划分的岩石类型

表14－2 根据方解石(或白云石)与黏土相对含量划分的岩石类型

表14－3 根据方解石、白云石、黏土(或砂)相对含量划分的岩石类型

续表

2.石灰岩的结构－成因分类

按照结构－成因，石灰岩可划分为微晶或泥晶石灰岩、颗粒石灰岩或粒屑石灰岩、原地固着生物石灰岩、重结晶石灰岩四类(表14－4)。

表14－4 石灰岩的结构－成因分类

◎微晶或泥晶石灰岩:亦称为正常化学岩(图14－1)，为化学－生物化学成因，形成于低能环境，具微晶或泥晶结构。

◎颗粒石灰岩或粒屑石灰岩:亦称为异常化学岩(图14－1)、异地石灰岩(表14－5)，是经过波浪及流水作用(包括岸流、底流及潮汐流)或重力作用形成的岩石类型，具有典型的粒屑结构特征。

◎原地固着生物石灰岩:是以生物作用为主形成的石灰岩，具有典型的生物骨架结构(表14－5)。

◎重结晶石灰岩:为前三类岩石经过强烈重结晶作用而形成，具有各种化学结构及残余结构。

图14－1 石灰岩分类(福克，1959)

表14－5 Dunham的石灰岩分类

虽然颗粒石灰岩的进一步划分方案目前尚未取得共识，但是其划分原则或标准无外乎如下几种情况:

(1)考虑亮晶/灰泥比，利用该比值反映沉积环境水的能量。填隙物中亮晶＞灰泥(2∶1)属于亮晶岩类，亮晶＜灰泥(1∶2)属泥屑(泥晶)灰岩类，然后按颗粒类型进一步细分。以福克(1959)的分类为代表。

(2)考虑颗粒/灰泥比，利用该比值反映石灰岩的支撑和填集程度。大部分分类方案都以颗粒/灰泥比作为分类的定量依据和环境的能量指标，以福克(1959)和顿哈姆(1962)的分类为代表。

(3)考虑颗粒类型，几乎所有的分类方案都将颗粒类型作为细分的重要标志，同时以颗粒类型反映沉积环境。

本教材采用曾允孚等(1980)(表14－4)的分类方案。国内其他有影响的分类方案包括冯增昭(1992)、赵澄林等(2001)、路凤香等(2002)等提出的方案。

3.白云岩的成因分类

白云岩的分类主要根据其成因。维什尼亚科夫(1951，1956)按成因将白云岩分为:原生白云岩、成岩白云岩、后生白云岩三类;鲁欣(1935)将白云岩分为:原生沉积白云岩、同生白云岩、成岩白云岩及后生白云岩四类;福克(1962)在其碳酸盐岩分类中，将白云岩分为原生白云岩和交代白云岩两类;弗里德曼等(1967)根据白云岩的产状和成因，将白云岩分为同生白云岩，碎屑白云岩、成岩白云岩和后生白云岩。

由于目前能肯定的原生沉积的白云岩尚少，绝大多数白云岩系交代而成，但交代的时间、地点和形成机理都有一定的差别，因此，白云岩的分类目前尚难统一，本教材采用曾允孚(1980)的分类方案(表14－6)。

表14－6 白云岩分类

三、常见岩石类型

(一)石灰岩

1.颗粒石灰岩类

◎内碎屑灰岩:由内碎屑和填隙物组成(图14－2);内碎屑大者达砾屑级，小者为粉屑级。填隙物可以是灰泥基质，也可以是亮晶胶结物或者两者均有。

内碎屑的圆度因搬运磨蚀程度而有所差别。潮上带和礁前的内碎屑多呈棱角状。磨圆好、分选较好和亮晶方解石胶结的内碎屑灰岩，一般形成于高能浅滩环境，常伴生波痕和交错层理以及冲刷充填构造等。内碎屑含量小并含有大量的灰泥基质的泥晶砾(砂)屑灰岩和粉屑灰岩，形成于较高能量环境而沉积于低能环境。

内碎屑灰岩可根据其中的优势粒屑的粒级进一步划分为砾屑灰岩(图14－3)、砂屑灰岩、粉屑灰岩。

图14－2 亮晶内碎屑灰岩(何起祥，1978)

图14－3 泥晶内碎屑灰岩素描图(何起祥，1978)

内碎屑灰岩在各个地质时代的碳酸盐岩地层中均有出现，如广泛发育于华北地区下古生界地层中的“竹叶状灰岩”，即是砾屑灰岩的典型代表。

◎生物碎屑灰岩:由生物碎屑和填隙物组成，生物碎屑为主要颗粒类型，可混有数量不等的其他类型的颗粒。填隙物一般为亮晶方解石。生物碎屑灰岩一般形成于水体动荡的高能浅滩(生物滩)环境。◎鲕粒灰岩:由鲕粒和填隙物构成。填隙物可以是灰泥基质或亮晶胶结物;按鲕粒类型不同可进一步命名为正常鲕(同心鲕)灰岩、放射鲕灰岩、变晶鲕灰岩等。鲕粒分选较好，鲕粒灰岩中可发育交错层理和波痕构造等。一般形成于温暖的、中等能量的浅海环境，如台地边缘浅滩(鲕滩)、潮汐砂坝或潮汐三角洲等环境。

◎团粒灰岩:团粒多为细砂屑到粉砂屑级，呈球形或椭球形，有机质含量高。填隙物多为灰泥，少量为亮晶方解石。一般沉积于低到中等能量的环境，如开阔的潮坪及相邻的潟湖等。

现代团粒沉积见于巴哈马滩等地。团粒灰岩在我国南方泥盆系和三叠系等地层中广泛发育。

2.泥晶(微晶)灰岩

该类岩石包括由内碎屑中的泥屑形成的泥屑灰岩和化学作用沉淀的微晶灰岩。由于二者不易区分，因而统称为泥晶(微晶)灰岩。

泥晶(微晶)灰岩中的颗粒含量较低，一般小于10%，还含有少量陆源碎屑。泥晶(微晶)灰岩外观致密、均一。水平层理或微波状层理发育。

化学沉淀的微晶灰岩一般为微晶结构，呈稳定的层状分布，具有均匀块状或水平层理。具水平纹理的化学成因的微晶灰岩与发育水平层理的机械或生物成因的泥屑(晶)灰岩难以区分。

泥晶(微晶)灰岩也包括地表形成的如石灰华和钙泉华等。

如果泥晶灰岩中的黏土含量较高，则为泥灰岩。

泥晶灰岩在时间和空间上分布广泛。

◎白垩:是一种特殊的含生物泥晶灰岩，色白而纯净，几乎全由方解石组成(CaCO3＞90%)，杂质以蒙脱石和伊利石为主。白垩为深海－半深海沉积物，由微米级微体生物化石堆积而成，常见有孔虫、颗石藻和少量海绵骨针、放射虫等。

白垩主要分布在西欧和北美部分上白垩统地层中，在我国也有零星分布。

3.原地固着生物灰岩类

◎生物礁灰岩:是一种造礁骨架的碳酸盐生物构筑体，骨架将岩石黏在一起，形成固定在海底上的坚硬的具有抗浪性的碳酸盐礁，在地貌上高于同期沉积物的块状岩隆。主要造礁生物有珊瑚、石枝藻、层孔虫、窗格状苔藓虫等。生物礁灰岩可按造礁生物的种类来命名，如藻礁灰岩、珊瑚礁灰岩等。

造礁生物的种类在不同的地质历史时期有所不同，每一时期都有其特有的组合:寒武纪以古杯和钙藻为主;中－晚奥陶世以苔藓虫、层孔虫、板状珊瑚为主;志留纪和泥盆纪以层孔虫、板状珊瑚为主;晚三叠世和晚侏罗世以珊瑚、层孔虫为主;晚白垩世以厚壳蛤类为主，新生代以六射珊瑚为主。

生物礁灰岩其隆起状礁的规模、大小、形态各异，如点礁、丘礁、环礁、层状礁等，生物礁的类型决定于海水的深度、温度、地形、盆地的升降速度以及海进海退变化。

◎生物丘灰岩:是通过原地带根基生物的阻挡作用将灰泥沉积物截获堆积而成。生物丘灰岩主要是灰泥丘(生物丘)，常形成规模较大的层状晶洞构造和一些有根茎的生物化石(钙藻、海百合、层孔虫、苔藓虫等)。生物丘灰岩的基本组成是灰泥(泥晶方解石)。

生物丘灰岩在古代和现代斜坡均有发现，如形成于华北地区古生界地层中大量生物灰泥丘，其环境为台地边缘缓斜坡环境。

◎生物层灰岩:亦称为藻灰岩或叠层石灰岩，主要由分泌黏液的藻类(蓝、绿藻)，通过藻细胞和丝状体分泌黏液黏结碳酸盐沉积物的微层相互叠置构成。一般形成于潮间带和潮上带。

(二)白云岩

1.准同生(或同生)白云岩

◎与蒸发岩共生的准同生白云岩:白云岩与海相的蒸发岩(如石膏、硬石膏、岩盐)互层，具微－细晶等粒结构，结构均一，缺少碳酸钙沉积被交代的特征，很少与正常石灰岩共生。白云岩位于海退序列的上部，夹于石灰岩与蒸发岩之间，常具纹层、鸟眼、干裂、膏盐晶洞等蒸发潮坪环境的特殊构造类型，如我国华北地区奥陶系含盐段白云岩等。

◎与石灰岩共生的早期成岩白云岩:常与石灰岩共生，白云岩可以呈夹层赋存于以石灰岩为主的地层中，在剖面上具一定的序列，由下而上依次为正常生物碎屑石灰岩－豹斑白云岩或疙瘩状白云岩(灰质白云岩)或鲕粒白云岩－纹层状微晶白云岩。

◎与红层共生的同生白云岩:仅与陆源沉积物共生互层，典型实例是与红层共生的同生白云岩，如我国华北地区蓟县杨庄组地层中的白云岩。

◎与石英砂岩共生的同生白云岩:在潮坪上由于蒸发作用，水的含盐度升高，Mg/Ca比值增高，从而沉淀出白云岩，并与白云质胶结石英砂岩共生。

◎生物作用生成的原生(同生)白云岩:在闭塞的环境中，如潟湖和潮坪，藻类的光合作用和黏结作用也可以提高海水的pH，促进白云石的生成，如巴哈马潮坪形成与藻类有成因关系的各个叠层原生白云岩。

2.内碎屑白云岩

内碎屑白云岩有两种基本类型，即准同生和再沉积内碎屑白云岩。

◎准同生内碎屑白云岩:在浅水盆地内的同生、准同生白云岩经潮汐、风暴等水动力的冲刷、改造和搬运沉积形成的白云岩。岩石的粒屑由原始组分为白云石的内碎屑、鲕粒、团粒及藻叠层石碎屑等组成。代表了不同水动力条件下沉积环境。

◎再沉积内碎屑白云岩:是由于重力作用搬运再沉积形成的，即已形成的白云岩或白云石碎屑，因重力流作用沿盆地斜坡向下移动，在较远的深水环境再沉积形成的白云岩。其特点是具有陆源和浅海白云岩岩屑和磨蚀的白云石晶体，甚至和大量的石灰岩碎屑混杂堆积。

3.成岩白云岩

沉积物在固结过程中碳酸钙被交代而形成的白云岩。白云石多为粒状不规则菱形晶体。岩石具交代残余结构，同心环带构造发育，白云石在显微镜下表面浑浊，不干净。根据成岩白云岩的地质产状，可分为两种类型:

◎层内白云岩(S－白云岩):是碳酸盐沉积层内形成的具交代残余结构的白云岩。

◎沿地层不连续面形成的白云岩(W－白云岩):既可以沿地层不连续面向下延伸形成可以穿越许多岩层的不规则白云岩帽，又可以呈底面不规则，而其顶面与潮上坪台面一致的白云岩。其明显特征是具交代残余结构。

4.后生白云岩

常受构造控制，其分布和地层中断裂和裂隙密切相关。岩石具明显的不均匀交代结构，白云石颗粒大小不等，一般较大，自形晶发育，具环带构造。岩石孔隙较大，且多孔;层理不明显，可见交代残余结构。与围岩呈突变接触，接触面呈弯曲状。

学习任务古生物的分类和命名

位于红旗甸穹窿的北西翼，地层倾向北西，倾角45°—50°的单斜岩层。从下马路沟（北京市）、上马路沟（河北省）至古子房一带依次出露长城系、蓟县系和青白口系。各组段主要岩性、厚度列表于下（表2—3，图2—20,21）。

表2—3　赤城古子房中、新元古界简表（4250.69)

现将所测杨庄组及雾迷山组各组段、岩性段划分及主要岩性特征简介于下：

1.杨庄组（Jxy）

前人资料认为古子房一带不存在杨庄组。笔者实测后经与十三陵对比认为存在杨庄组，厚度略减薄。

（1）顶底界的划分标志：底以灰黄、灰白含泥隐晶白云岩与高于庄组肉红色及浅灰以厚层—块状白云岩（其中并夹数层鲕团粒白云质燧石岩）为界。顶与雾迷山组虽仍为过渡接触，但杨庄组第5层为灰**含泥、砂的燧石隐晶白云岩，黑色燧石中具小柱及大杯状叠层石。此标志可与十三陵对比，雾迷山组色显著变深，变厚，砂泥减少，硅质增多。

（2）主要岩性特征：杨庄组厚69.63m，划分8个单层。主要为浅灰、肉红色中厚层状含砂含泥隐晶白云岩，局部含砂多，可达45%左右过渡为砂质白云岩。碎屑成分主要是石英，镜下也见砂屑（内碎屑），中上部见大型杯状及小型柱状叠层石。顶部燧石渐增多。

图2—20　赤城古子房剖面位置图

2.雾迷山组（Jxw）厚1718.42m

与杨庄组和洪水庄组接触关系如图2—22所示，可划分四段、八个岩性段。

特别要指出的，这里雾迷山组与洪水庄组的接触关系与十三陵十分相似，Jxw281—282层依次见灰白色纹层状隐晶白云岩中有大型柱状叠层石，镜下显断续纹层，但不显藻迹微结构（假蓟县叠层石），向上夹少量页岩。285层层面见大型称波痕（L=15cm,H=1—2㎝，峰谷圆滑），286—288层**薄层状泥云岩与纹层状白云岩互层，夹少量页岩，这些特征均完全可以与十三陵Jxw顶部对比。上覆洪水庄组灰黑色页岩为主，向上呈页片状，色更黑，负地形（图2—22）。

雾迷山组岩性段划分及其主要特征：

第一岩性段：陆源物质发育段（6—21层）133.67m

本段以泥白云岩或含泥纹层隐晶白云岩与层纹燧石纹层状藻叠层石白云岩组成韵律。韵律底泥、砂集中，向上过渡为纹层隐晶、纹层藻叠层石白云岩，藻迹微结构随砂泥减少变明显，14和15层为云砂岩及含屑白云岩。

第二岩性段：密纹层藻叠层—小柱叠层石白云岩发育段（22—34层）121.17m

本段以密纹层藻叠层—小柱状叠层石发育为特点。底22层密纹层—“直壁小柱”可与十三陵54层对比，向上又有数层复杂分叉小柱叠层石（23、26、27、30），顶33层以**燧石为特征。

第三岩性段：隐—微晶、凝块石、层纹燧石纹层状藻叠层石白云岩发育段（35—54层）136.18m

图2—21　赤城上马路沟—古子房杨庄组-雾迷山组剖面

图2—22　古子房南东雾迷山组与洪水庄组和铁岭组接触关系

底35层为厚约1.5m的**泥云岩。下部夹数层粒屑白云岩（40、50层），层纹状燧石中多见小杯状叠层石，并多见放射状结构。47层见藻团—锥状叠层石群。镜下凝块结构较发育，38、39层见含沥青质葡萄状结构。

第四岩性段：燧石纹层隐晶—藻团白云岩发育段（55—91层）252.37m

本段泥云岩或含泥隐晶白云岩及燧石纹层状白云岩发育。粒屑白云岩组成多个间断韵律，中上部见锥、柱状叠层石（81、91等层）。镜下所见藻迹微结构发育，下部多为凝块石；上部藻纤发育，自下而上含沥青质葡萄状藻团结构变多。

第五岩性段：凝块石 —纹层葡萄藻团—锥柱状叠层石白云岩发育段（92—149层）371.56m

本段主要由深灰色纹层状藻叠层＼凝块、葡萄藻团—锥柱＼燧石纹层状隐微晶白云岩发育段，其中夹粒屑白云岩数层。宏观及镜下葡萄状放射状藻纤结构清晰，单个或连生均显亮**、富沥青质（5%—10%），显锥状叠层石。103层球—团粒燧石岩显斜层—羽状交错层理。中上部凝块结构增多。燧石主要为长条带状，黑色较多，镜下见棕褐色斑点结构，上部燧石结核增多。粒屑白云岩粒屑类型多样，微结构清晰，如藻鲕具花瓣外形、暗色放射线和同心环等，常具硅化或为硅质胶结。底部93—95层之放射状小柱叠层石及大型连生葡萄石（核形石）均可以与十三陵剖面第五岩性段底部对比。总之本段岩石类型多样，其中动荡标志较明显，沥青质较丰富。

第六岩性段：燧石条带藻团—柱状叠层石白云岩发育段（150—220层）331.13m

本段主要由浅灰、深灰色中—厚层状含泥隐晶＼藻团—柱＼层纹状燧石隐晶白云岩组成水进型韵律。藻团显清晰葡萄状及凝块状微结构，富含沥青质，显亮**，以153层群体大型柱状叠层石发育为特征。与十三陵271层以上的大柱状叠层石十分相似。中上部藻团含量逐渐减少，个体变小，主要显凝块结构。燧石发育，色多样，以浅色为主，条带状，含量25%—30%。

第七岩性段：燧石条带白云岩及粒屑白云岩发育段（221—247层）155.27m

本段主要由凝块微晶白云岩＼燧石条带含泥隐晶＼硅质内碎屑白云岩组成的水退型韵律。凝块微晶白云岩中有时显水退型韵律，斜交层生长，凝块在镜下有时显浅亮**，含沥青质，重结晶作用较强时，显残余凝块结构。中上部粒屑及硅质的内碎屑增多，还有富沥青质的藻屑，硅质内碎屑常集中呈条带状，大小不一，棱角状，主要由隐晶石英组成。普遍含泥分布不均。因燧石含量高，性脆，裂缝发育。

第八岩性段：含泥隐晶＼燧石条带白云岩发育段（248—288层）217.07m

本岩性段可分上、下两部分。下部（248—275层）主要由浅灰色含泥隐晶＼燧石条带白云岩＼硅质内碎屑白云岩组成韵律。含泥较普遍，常见含泥量25%以上。燧石多为不规则结核及团块状，分布不均。245层和246层为过渡层。上部（276—288层）主要为浅灰色纹层状含泥隐晶白云岩，泥重（10%—25%）。纹层较发育，有不规则波纹状。本岩性段可与十三陵对比，281和282层有较发育的柱状叠层石，不见壁，基本层平缓，密集垂直于层面分布。285层见有大波痕沉积构造。283—288层为**中-薄层泥云岩，夹少量页岩，顶含砂，层变薄。

归纳之，古子房杨庄组-雾迷山组，主要由藻叠层石白云岩、燧石条带白云岩、隐—微晶白云岩，以及粒屑白云岩、泥云岩等多种岩石类型组成。

其他自生沉积岩类

任务描述 ①掌握古生物的分类单位；②掌握种的概念，并与现代生物种的概念进行比较；③能够根据命名法则对古生物进行正确命名；④了解古生物拉丁名的知识。

为了对种类繁多、形态多样的古生物进行系统研究，必须确定它们之间的亲疏关系，把它们归并成不同的类群，做不同的等级系统排列并命名，即进行分类研究。按照生物亲缘关系所做的分类称为自然分类。由于古生物化石保存常不完整或难以像现生生物那样直接确定其亲缘关系，因此有时只能按照化石之间形态上的表面相似性做人为分类。

一、分类单位

古生物化石的分类采用与现生生物相同的分类等级和分类单元，其主要分类等级是：界（kingdom）、门（phylum）、纲（class）、目（order）、科（family）、属（genus）和种（species）。除这些主要分类单元外，还可插入各种辅助单位，如亚门、亚纲、亚科、亚属、亚种和超纲、超目、超科等。

任何等级上的生物类别都可以称为分类群。每一分类群都由一些具有共同性状的生物所组成。共同的性状越多，其分类等级越低；共同的性状越少，其分类等级越高。

种（也称为物种）是生物分类的最基本单位，它不是人为的单位，而是生物进化过程中客观存在的实体。生物学上的物种是由通过自然杂交可生育具有繁殖能力的后代的一系列自然居群所组成的，它们与其他类似机体在生殖上是隔离的。同一物种有共同的起源、共同的形态特征，分布于同一地理区和适应于一定的生态环境。化石物种的概念与生物学相同，但由于对化石不能判断是否存在生殖隔离，因此，化石物种更着重以下特征：①共同的形态特征；②构成一定的居群；③居群具有一定的生态特征；④分布于一定的地理范围。有些种内由于居群的变异积累，可区分为亚种或变种。不同居群因地理隔离在性状上出现分异可产生地理亚种；在古生物学中由于地质年代不同而显示的种内性状特征的分异，可构成年代亚种。此外，在化石材料中，常有生物体的各个部分分散保存在地层中，我们往往很难肯定它们原先是否生长在同一生物体上。例如，古生代高大的石松植物分别保存的树皮、树根、孢子囊穗等，可分别给予属种名称。这种只按其形态的相似性而定的属称为形态属。在同一形态属名下，可能包括来源不同甚至亲缘关系十分疏远的生物。但随着化石材料不断发掘，人们会逐渐找出这些分散保存化石之间的真正亲缘关系。

二、古生物的命名法则

所有经过研究的生物都要给予科学的名称，即学名。学名要根据国际动物或植物命名法规来建立。各级分类单元均采用拉丁文或拉丁化的文字来表示。属（及亚属）以上单位的学名用一个名词来表示，即用单名法，其中第一个字母大写；种的名称则用两个词表示，即双名法，由它所归属的属名（名词）加上种名（形容词）才能构成一个完整的种名，种名的第一个字母用小写，但种名前的属名的第一个字母仍应大写。对于亚种的命名，则要用三名法，即在属和种名之后，再加上亚种名（形容词），亚种名的第一个字母亦要小写。在印刷和书写时，属和属以下单元的名称字母用斜体表示，属以上的名称用正体。一个完整的生物学名，还应包括命名者的姓氏和命名时的公历年号，后两者间以逗点隔开，如Squamularia grandis Chao，1929。以老虎为例，其分类系统和名称体系如下：

界——Animalia动物界

门——Chordata脊索动物门

亚门——Vertebrata脊椎动物亚门

纲——Mammalia哺乳纲

目——Carnivora食肉目

科——Felidae猫科

属——Panthera虎豹属

种——Panthera tigris虎种

有些种下可分亚种（subspecies），例如，在我国，虎有6个地理亚种。

生物命名法规中有一条重要的原则是优先律，即生物的有效学名是符合国际动物或植物命名法规所规定的最早正式刊出的名称。遇有同一生物有两个或更多名称时则构成同物异名，或不同生物共有同一个名称时则构成异物同名，应依优先律选取最早正式发表的名称。例如，腕足动物弓石燕属Cyrtospirifer是Nalivkin于1918年最早命名的，后来Grabau在1931 年又将同一属命名为Sinospirifer，依据优先律，后者应废弃。

在化石研究中，有时会遇到一些不能进行确切鉴定到种的情形，这时要用特殊的表示方法来标示。其表示方法通常是在属名后加注一些拉丁缩写词。

（1）sp.（species的缩写）为未定种，表示标本鉴定后难于归入已知种中，而又无条件建立新种，如Redlichia sp.。

（2）sp.indet.（species indeterminata，即不能鉴定的种）为不定种，表示化石保存欠佳，无法鉴定到种。

（3）cf.（conformis，相似、可比较）为相似种或称比较种，指与某一已知种形态上有一定的相似性，但仍有一定的差别，如Fusulina cf.cylindrica。

（4）aff.（affinis，亲近）为亲近种，说明标本与某一已知种有一定亲缘联系，但特征上又存在差异。由于化石之间的亲缘关系的确定具有明显的人为性，因此，近年来古生物学家们一般不再使用aff.表示法。

（5）gen.nov.（genus novum，新属）和sp.nov.（species novum，新种）分别置于属名、种名之后，示该名称为第一次提出的新属名或新种名。如属、种名称都是新命名的，则可在其后记以gen.et sp.nov.（genus et species novum），表示新属和新种。

三、古生物学分类系统

生物及化石可以按各种各样的标准和方法进行分类。但是古生物学的分类系统都是以化石形态和结构上的相似程度为基础的。这种分类最大的优越性在于它是以许多形态学上的相似性和差异性的总和为基础的，而且它基本上能反映生物界的自然亲缘关系，因而被称为自然分类系统。按照这种分类方法，把具有共同构造特征的生物（包括化石）归为一类，而把具有另外一些共同特征的生物归为另一类，于是整个生物界（包括现生生物和古生物）可以根据其固有的性状特征之间的异同关系，归纳为一个统一多级别的分类系统。下面是古生物学分类系统中部分化石比较常见的一些门类：

动物界Animal Kingdom

原生动物门Protozoa，典型化石代表：肉足虫纲有孔虫目 亚目

海绵动物门Spongia

古杯动物门Archaeocyatha

腔肠动物门Coelenterata，典型化石代表：珊瑚纲四射珊瑚目

环节动物门Annelida

软体动物门Mollusca，典型化石代表：腹足纲、双壳纲、头足纲

节肢动物门Arthropoda，典型化石代表：三叶虫形超纲三叶虫纲和甲壳超纲介形虫纲

苔藓动物门Bryozoa

腕足动物门Brachiopoda

棘皮动物门Echinodermata

半索动物门Hemichordata，典型化石代表：笔石纲

脊索动物门Chordata，典型化石代表：脊椎动物亚门

植物界Plant Kingdom

低等植物Lower Plants

蓝藻植物门Cyanophyta，典型化石代表：叠层石

硅藻植物门Bacillariophyta

甲藻植物门Pyrrophyta，典型化石代表：沟鞭藻

金藻植物门Chrysophyta，典型化石代表：颗石藻类

轮藻植物门Charophyta

高等植物Higher Plants

苔藓植物门Bryophyta

原蕨植物门Protopteridophyta

石松植物门Lycophyta

节蕨植物门Arthrophyta

真蕨植物门Pteridophyta

前裸子植物门Progymnospermophyta

种子蕨植物门Pteridospermophyta

苏铁植物门Cycadophyta

银杏植物门Ginkgophyta

松柏植物门Coniferophyta

有花植物门Anthophyta

另外，还有分类位置未定的典型化石代表，如牙形石Conodonts。

四、拉丁文简介

拉丁语原本是意大利中部拉提姆地方（Latium，意大利语为Lazio）的方言，后来因发源于此地的罗马帝国势力扩张而将拉丁语广泛流传于帝国境内，并定拉丁文为官方语言。而基督教普遍流传于欧洲后，拉丁语更加深其影响力，从欧洲中世纪至20世纪初叶的罗马天主教为公用语，学术上论文也大多数由拉丁语写成。欧洲文艺复兴时期以后，各民族语言代替了拉丁语，但在学术领域里拉丁语仍有它的地位。医学、药学、动物学、植物学、化学、天文学等学科的新术语仍采用拉丁语或拉丁化的希腊语词根作为构词的基础。拉丁语现仅为梵蒂冈官方语言。

按照国际动植物命名法规的要求，生物名称必须是拉丁词或由希腊词等加以拉丁化的词。名称为复合词，其构词成分应是同源的，即同为拉丁词或同源于希腊词，不可将二者混用。拉丁语中共有25个拉丁字母，缺英语中的W，分单元音（a，e，i，o，u，y）、双元音（ae，oe，au，eu）、单辅音（b，c，d，f，g，h，j，k，l，m，n，p，q，r，s，t，v，x，z）和双辅音（ch，ph，rh，th），共有九种词类，与生物命名关系较大的是名词和形容词。名词和形容词都有单数、复数，阳性、中性、阴性和六种变格。第一格（主格、原形）多用于属及属以上的分类单元，第二格（所有格）常用作种本名。

（一）蒸发岩（evaporite）

在强烈蒸发条件下，因水溶液高度浓缩而沉淀形成的，易溶盐类矿物占50％以上的沉积岩称蒸发岩。蒸发岩是一种重要的矿产资源，在化工、食品、肥料、建材等工业中有着十分广泛的用途。

易溶盐类矿物极多，已知的就有100多种，只含一种酸根离子者为单盐，含两种以上酸根阴离子者为复盐。按主要或特征酸根阴离子可分为硫酸盐、硼酸盐、卤化物、碳酸盐和硝酸盐等几类（表18－4）。除易溶盐类矿物外，蒸发岩中还含有其他许多自生矿物，如方解石、白云石、菱镁矿、菱铁矿、赤铁矿、有机质等，也可含陆源碎屑如云母、石英、岩屑等，更普遍的是含粘土矿物。它们可以是蒸发岩中的杂质，也可在蒸发岩内以结核或条带出现。当易溶盐类矿物减少时，蒸发岩就向其他沉积岩（石灰岩、白云岩、页岩等）过渡。

表18－4 蒸发岩中的主要易溶盐类矿物

续表

（溶解度引自刘宝珺，1980）

蒸发岩多呈层状产出，层厚从毫米级的纹层到几十厘米的中厚层不等，常与白云岩、石灰岩、细碎屑岩（特别红色泥质岩）互层。由蒸发岩构成的沉积序列可厚达几百米至上千米，分布范围常在几百平方千米以上。但分布地域和时代总体上较为分散。世界上一些大型蒸发岩的产出时代多集中在寒武纪、志留纪、泥盆－二叠纪、三叠纪和古近－新近纪，我国蒸发岩主要产于三叠纪、白垩纪和古近－新近纪，其次是奥陶纪。由于蒸发矿物易溶，所以除非在干旱地区，蒸发岩一般很少有好的露头，地表可以见到的也主要是溶解度相对较小的石膏。多数蒸发岩都是在地下通过钻井发现的。我国大庆、胜利、江汉等油田都钻到了白垩纪或古近－新近纪的蒸发岩。在现在地中海深海海床下面甚至钻到面积达2.50×106 km2，厚达几千米的古近－新近纪蒸发岩，估计其数量已超过地球上其他已知蒸发岩的总和。

蒸发矿物不仅易溶，也相对“软弱”，这对蒸发岩的结构构造具有深刻影响。其原生沉积构造和结构有水平层理、交错层理、粒序层理和微晶结构、自生颗粒结构等，自生颗粒可以是单个盐类晶体，更多的是盐类晶体的集合体，大体上与石灰岩中的内碎屑或凝聚颗粒相当，这说明盐类矿物沉淀后还经历过机械搬运；但更常见的结构构造则是经成岩改造后形成的，如块状构造、角砾化构造、多孔状构造、镶嵌结核状构造（也称鸡笼状构造）（图18－13）和斑状变晶结构、半自形或它形粒状变晶结构（这是借用变质岩的结构名称）、交代结构等。

蒸发岩通常都以主要盐类矿物为分类命名的依据。在已知为蒸发成因的前提下，在 “蒸发岩” 前冠以主要盐类矿物即为岩石名称，如石膏蒸发岩、硬石膏蒸发岩、石盐蒸发岩等；如果成因未知则不加 “蒸发” 二字，称石膏岩（gypsum rock）、硬石膏岩、石盐岩等。地质历史中产出的蒸发岩以硫酸盐蒸发岩为主，其次是氯化物蒸发岩，其他蒸发岩较少。

图18－13 硬石膏岩的镶嵌结核状（鸡笼状）构造（据Maiklem et al.，1969照片绘制）

蒸发岩以蒸发浓缩为其基本形成机制决定了它只能产在蒸发量大于降水量和其他淡水、如地下水的补给量的较为孤立、封闭的水盆地中。大陆地区的沙漠盐湖或季节湖，炎热干旱地区的萨布哈、环礁顶部和滨海一带的潟湖等都是蒸发岩的理想产地。不同地理背景所产蒸发岩的共生岩石或底盖层岩石具有很大不同，通常大陆蒸发岩主要与陆源碎屑岩，尤其是细碎屑岩（如页岩、油页岩等）共生，海洋蒸发岩则主要与石灰岩、白云岩等共生或位于向上变浅的碳酸盐岩沉积序列的顶部。一个具体蒸发盆地所产蒸发岩的成分直接受控于盆内水溶液（母液）的成分和它被蒸发浓缩的程度。无论是大陆湖水还是海水，其中的溶解物质都主要来自源岩风化，地下热液（温泉）对某些大陆盐湖或局部海水也有一定影响。大陆湖水因距源区（包括古代蒸发岩源区）近，其成分与地区性因素关系密切，往往比较复杂，湖水常可高度浓缩，甚至可接近或达到浓缩的极限（干涸），所以大陆蒸发岩的成分变化较大，其总的特征是相对少到贫MgSO4和相对多到富易溶碳酸盐，有时还有硼酸盐。海水则不然，它的化学组成，特别是主要离子的丰度基本上是稳定的，以质量分数计，其中Cl－约55％，SO2－4约8％，Na+约31％，Mg2＋约4％，Ca2＋约1％，其他成分总共才1％左右，所以海水蒸发岩一般都以富MgSO4或贫易溶碳酸盐为特征（Hardie，1984；Lowenstein＆Hardie，1985）。一个绝对孤立盆地所能形成的蒸发岩是极为有限的，例如完全蒸发100体积的海水大约只能得到约15体积的蒸发岩，所以一些厚度较大的蒸发岩序列只能在盆地不断沉降且有适当水溶液补充机制的条件下才能形成。大陆盐湖水溶液的补充（和蒸发浓缩）具有一定韵律性，所以蒸发岩序列常由蒸发矿物和非蒸发矿物（包括陆源碎屑、粘土等）或溶解度大小不同的蒸发矿物构成。海洋潟湖的海水补充常常是在潟湖开口处不间断进行的。视浓缩程度不同，海水蒸发岩序列常主要由连续沉积的石膏（或硬石膏）或石膏和石盐构成。在实际产出的海水蒸发序列中，石膏（或硬石膏）大多都比石盐多，这说明蒸发达到的浓度多稳定在较低水平上。只有当浓度达到较高水平且可维持相当一段时间，石盐才会超过石膏，达到更高水平或近干涸时才会有像钾石盐、光卤石一类矿物析出。地中海下面的巨厚蒸发岩总体上石盐超过了石膏，是由海水浓缩变浅和海水补给多次反复形成的。许靖华（1983）推测，在过去的1亿年时间内，地中海可能已干涸过1～2次。就全球范围而言，海水蒸发岩的分布主要受太阳辐射、极地冰川、海陆相对面积等因素的控制，主要产在陆内、陆间裂谷盆地、被动大陆边缘和残留洋盆等盆地内。

非蒸发成因的盐岩也是高浓度卤水的结晶产物，卤水大多来自地下，如先成蒸发岩的成岩性溶解，顺断层上升的岩浆水等，其中可含较多微量元素，如Li、Be等。这类盐岩可在大陆或海洋盆地，两极地区的地下水和湖泊中形成，也可在地下岩石或沉积物的孔洞中形成。

图18－14 具颗粒结构的磷块岩（单偏光，d＝0.5mm）（据Gressman ＆ Swanson，1964照片绘制）

（二）磷质岩（phosphatic rock）

磷是一种较为分散的元素，多以磷酸盐矿物或有机质形式存在。磷酸盐矿物在化学成分上基本上相当于磷灰石，仅结晶程度和阴离子成分有些不同，常见的有非晶质胶磷矿、隐晶－微晶磷灰石和其他磷灰石变种，如氟磷灰石、氯磷灰石、羟磷灰石等。这些矿物常常混生在一起，薄片中呈黄褐色。磷质岩一般不以矿物含量定义，而以P2O5含量定义。通常将P2O5 ＞19.5％（相当于磷灰石＞50％）的沉积岩称磷块岩phosphorite），若7.8％ ＜P2O5 ＜19.5％，则称磷质岩phosphatic rock），若2％ ＜ P2O5＜7.8％，则称含磷岩（phosphorus－bearing rock），2％和7.8％的P2O5大致相当于含磷灰石5％和20％。磷块岩和磷质岩可泛称为磷质岩，除磷酸盐矿物以外，磷质岩中的其他矿物还有硅质矿物、粘土矿物、方解石、白云石、石膏、硬石膏、针铁矿以及陆源石英、长石等。

磷质岩的结构构造与石灰岩非常相似，常见的有自生颗粒结构、微晶（泥晶）结构和结晶结构（包括非晶质结构）。自生颗粒也是生物碎屑、内碎屑、鲕粒、团粒等。生物碎屑常常是双壳、腕足、海绵、有孔虫以及鱼牙齿等。自生颗粒常与隐－微晶磷酸盐基质共生，也可被“亮晶” 磷酸盐矿物或玉髓、石英、方解石以及针铁矿胶结（图18－14）。具自生颗粒或微晶（泥晶）结构的磷质岩可发育水平－波纹层理、交错层理、粒序层理，有时有波痕。一般磷质岩还可发育块状层理、泥裂或叠层构造。磷质岩可以结核（团块）状或层状产出。结核状磷块岩常产在中－细碎屑岩内。层状磷质岩常夹在黑色页岩、黑色硅质岩或碳酸盐岩之间或与它们互层，层厚几厘米到几十厘米。露头上，磷质岩多呈黑色，手标本有沉重感（密度大于陆源碎屑岩、碳酸盐岩或硅质岩）。

磷质岩分类命名可仿碳酸盐岩的结构分类，在表18－2中，将 “岩” 改为 “磷块岩” 或 “磷质岩” 即可，如泥晶颗粒磷块岩、颗粒泥晶磷块岩、细晶磷块岩等。考虑到颗粒磷块岩的胶结物变化较大，可在名称中直接反映出来，如玉髓胶结鲕粒磷块岩、钙质胶结砂屑磷块岩、胶磷矿胶结团粒磷块岩等。

磷质岩的结构构造表明它主要是浅海成因，是化学（包括生物化学）和复合沉积作用或者还叠加有交代作用的结果。海水中的磷基本上来自源岩风化，有时与火山作用也有一定关系，但总起来浓度很低。在磷的富集过程中，生物作用是个重要环节，已提出的磷质岩成因假说几乎都与生物的富磷作用有关，其一般过程是表层水中的浮游生物吸取海水中的磷，死亡后沉入海底，它们与同样富磷的粪团粒一起在软泥中被分解，溶解磷随赤道地区上升洋流再次到达海水表层并呈辐射状散开引起磷质浮游生物大面积繁盛又可重复上述过程，表层海水的磷含量就这样逐渐增高。在较偏碱性和还原条件的浅海陆棚地区溶解磷就以磷质泥晶、团粒、鲕粒等形式，或被改造成内碎屑而沉积下来。刚沉积的磷质泥晶或其他生物性磷质沉积物在同生阶段因生物腐烂等原因再次溶解可导致孔隙水的磷浓度增高，也可使方解石质泥晶或方解石质自生颗粒磷酸盐化，最后形成次生磷质岩。生物碎屑中的双壳、有孔虫、海绵和除无铰纲以外的大部分腕足原本都是钙质的，如果也变成磷盐质、则肯定是交代形成的。磷质叠层石也被看成是交代的产物。

在地质历史中，有三个重要的成磷峰值期，它们是震旦纪晚期到寒武纪早期，二叠纪和白垩纪晚期到古近纪早期。产出部位集中在古南北纬40°的范围内，沉积环境大多是构造背景相对稳定的局限浅海到边缘斜坡一带。我国磷质岩主要产于震旦－寒武纪。

（三）铝质岩（aluminous rock）

在化学成分中，Al2O3含量超过SiO2的沉积岩称铝质岩，若Al2O3 ＞40％同时Al2O3：SiO2≥2：1，则为铝土矿（bauxite）。铝的异常富集表明它的赋存形式不可能只是一般的硅酸盐矿物而应包含有铝的氧化物或氢氧化物，其中最主要的是三水铝石（Al（OH）3）、一水软铝石（γ－AlO（OH））和一水硬铝石（α－AlO（OH））。在一般铝质岩或铝土矿中，这些矿物常呈胶状非晶质、纤维状隐晶或细小鳞片微晶，常与其他细粒矿物混生在一起，在普通偏光显微镜下较难鉴别。因此，铝质岩的鉴定通常要靠化学分析，X衍射分析等。

铝质岩或铝土矿在成因上分为残积型和沉积型两类，前者可归属于风化壳，后者则是经搬运后在盆地中沉积的，但搬运距离通常很近（几十千米以内），与源岩关系密切。

图18－15 具豆粒结构的红土型铝质岩（据Guilbeit ＆ Park，Jr，1986照片绘制）

残积型铝质岩一般以砖红土（laterite，latosol）面貌出现，故也称红土型铝质岩，其风化源岩多为富铝贫硅的结晶岩（如霞石正长石、玄武岩等），也可以是含有粘土矿物的碳酸盐岩。在半干旱或干湿交替的气候带中，若地形起伏不大，由铝硅酸盐、方解石、白云石等风化析出的碱或碱土金属离子易聚集在风化带中使水溶液呈较强的碱性，这种水溶液可使粘土矿物中的SiO2溶解并随水流失（去硅），残留下来的铝、铁的氧化物和氢氧化物逐渐增多，最后就可形成红土型铝质岩。宏观上，红土型铝质岩多为红、褐或**，质地较为疏松，主要矿物常为三水铝石，铁矿物为针铁矿、赤铁矿或它们的水化物，也有一些粘土矿物（以高岭石为主）和残积的石英、榍石等碎屑，向下可渐变为新鲜源岩，顶部可覆盖一薄层 “铁帽”。岩石多为块状、多孔状，常具泥状结构或粉砂质泥状结构，有时也有同心状豆粒或鲕粒结构（图18－15）。但是，这时的豆粒或鲕粒是在成土过程中由淀积作用形成的，其核心为残积的石英碎屑、陆生生物贝壳或其他颗粒实体，包壳可厚可薄，由非晶质到隐晶质三水铝石构成，整个外形大多不很规则。

沉积型铝质岩是具相当风化强度的不溶残余物和Al2O3等胶体就近搬运到湖泊或滨海、潟湖中沉积而成。湖成铝质岩的铝矿物仍以三水铝石为主，但粘土、铁矿物微粒、粉砂等杂质较多，可发育水平层理或小型波状交错层理。整个岩石常呈较薄的层状或透镜状夹在泥质岩之间，顶部可出现沼泽沉积（黑色页岩或煤层），反映沉积水深很快变浅直至暴露的微弱水动力的环境条件。海成铝质岩的铝矿物以三水铝石和一水软铝石为主，经成岩变化后也可转变成一水硬铝石，共生矿物相对较少，多为粘土、针铁矿、绿泥石等。岩石为泥状结构、鲕粒结构、豆粒结构或内碎屑结构等。鲕粒和豆粒不排除由沉积前的胶体加积形成（常常形状规则），但更可能为同生期或极早成岩期由孔隙水中的胶体围绕核心沉淀而成。当具鲕粒、豆粒或内碎屑结构时，岩石可发育交错层理，偶尔有粒序层理，这显然是先成沉积被再次分散、搬运形成的，但更常见的沉积构造还是块状层理。海成铝质岩为较稳定的层状，厚度可达几十米，是作为铝土矿开采的理想矿体。无论是湖成还是海成，沉积型铝质岩的底界几乎总是源岩的风化侵蚀面，面上有时还有残留的“铁帽”。这说明在湖侵或海侵之前，源岩曾遭到高强度的风化，它们是湖侵或海侵之后的最早沉积物。由于搬运距离不远，有些沉积型铝质岩和残积型铝质岩可连续分布而没有截然界线。

铝质岩的形成对气候和地形条件要求较高，构造背景相对较为稳定，具体产出部位多在长期缓慢隆升的古陆内部或周边。世界上的铝质岩分布比较普遍，我国福建漳浦、山东淄博、河南巩县、河北唐山等地方都有产出。

（四）铁质岩（ironstone）

铁质岩是一种富铁岩（iron－rich rock）。按现在的定义，化学成分中含不少于21.4％的Fe2 O3或19.3％的FeO，或者以元素计，含不少于15％的铁的沉积岩称富铁岩（James，1992）。一般泥质岩、砂岩和碳酸盐岩中的铁要比这少得多（平均含铁约2.5％），但它们都可向富铁岩过渡。在地质记录中，富铁岩有两种存在形式，一是铁建造（iron formation），二是铁质岩或铁岩。铁建造主要产于前寒武纪，特别是古中元古代到太古宙。由于它经常还特别富硅，故也称燧石铁建造。在加拿大苏必利尔湖区，有世界最著名的燧石铁建造，其放射年龄约20±2亿年，长几千千米，宽几千米，厚约600m，至今未曾变质或只有极轻微变质，其中的富铁岩（同时也富硅）称铁燧岩或燧铁岩（taconite）。类似铁建造在格陵兰、澳大利亚、南非等地区都有分布。我国相当层位（如阜平群、鞍山群、五台群等）的铁建造数量不多，而且已经变质成了磁铁石英岩。正因为如此，我国地质界就常将铁岩作为一般富铁岩的泛称。富铁岩若铁的品位很高，就可作铁矿开采。世界上90％以上的铁矿都是沉积型的富铁岩（可以叠加变质），我国鞍山式、宣龙式、山西式等铁矿都是这种类型。

富铁岩中的铁均赋存在铁矿物中。铁矿物这个概念并不严格，通常将富铁岩中所有含铁的矿物都称为铁矿物。铁矿物种类很多，大体可分为铁的氧化物、硫化物、碳酸盐和含铁硅酸盐四大类，其中最常见的是赤铁矿、针铁矿、磁铁矿、褐铁矿、黄铁矿、菱铁矿，其次是白铁矿、铁白云石、鲕绿泥石，若经过了较强的深埋成岩变化或浅变质，还会出现铁蛇纹石、铁滑石、黑硬绿泥石等。除了这些铁矿物以外，铁建造中还含有较多SiO2矿物（以石英为主），少数还含有火山碎屑，但不含粘土矿物或陆源碎屑。其他铁质岩一般不含SiO2矿物，但可含粘土矿物、方解石、白云石和陆源碎屑等。

铁质岩中有极少是以风化壳或结核形式产出的，绝大多数铁岩和所有铁建造都为稳定或较稳定的层状。在燧石铁建造中，最薄的铁质纹层可小于1mm，一般的层厚在几厘米到50 ～60cm之间，它们常与碧玉岩相间成条带状。这些条带除有同沉积的滑塌变形或层内角砾化以外，有时还有水平层理、交错层理、波痕和泥裂，偶尔还有粒序层理或叠层构造。岩石的原生沉积结构常常保存完好，主要是自生颗粒结构，自生颗粒为铁质的鲕粒、豆粒、团粒、内碎屑、核形石等，也有单细胞的藻菌类 “化石”。自生颗粒大多被石英胶结，也可处在铁质泥晶基质之中。有些不含自生颗粒的富铁岩（多产在太古宙）与泥晶灰岩的结构相似。寒武纪及以后的铁质岩的沉积构造多为块状层理，有时有交错层理、波痕等，偶尔有虫孔构造，其沉积结构以鲕粒结构最常见。这部分铁质岩规模大多不太大，厚仅几十厘米到几米，横向延伸很少超过150km，常夹在碳酸盐岩、泥质岩、砂岩之间或与它们呈指状穿插。

富铁岩的分类命名常依据主要铁矿物种类或沉积结构，其中最常见的是赤铁矿铁建造（或铁质岩）、磁铁矿铁建造（或铁质岩）、铁质泥晶岩（femicrites，多产在铁建造中）、鲕粒铁质岩等。

图18－16 燧石铁建造中的铁质球粒（大小约30μm，白色部分为石英，单偏光）（据LaBerge et al.，1987照片绘制）

富铁岩的成因至今仍有很大争议，其中涉及的两个基本问题是铁的来源和铁的沉淀条件和过程。现在大致有两种铁的来源说，一是大陆风化，二是与火山活动有关的热液（或温泉）。由于铁的高价氧化物溶解度极低，所以对体积巨大的铁建造而言，风化说就需要假定一个贫氧的大气圈（其含氧量不超过今天大气的1％）以方便铁的搬运。有人为避免作这种假定，提出铁是以胶体（特别是受到有机质保护的胶体）或粘土矿物表面的 “铁质膜” 的形式搬运的。但在二三十亿年前，大陆上是否有今天这么多的有机质是值得怀疑的，而铁建造中也没有粘土矿物，也未发现陆源碎屑，所以风化说遭到了一些人的反对。热液说中的热液如果来自大陆，同样也需要贫氧的大气，有人则强调海底热液。在今天从橄榄玄武岩质海底裂隙中释放出来的热液含有比海水高105倍的铁，地球早期历史的海底热液可能要比现在更为活跃；某些铁建造的稀土元素分布特征也支持这种假说。但是，一般铁建造并不与火山岩共生，而且具颗粒结构的铁建造（或铁质岩）都具有很典型的浅水沉积特征，将海底热液输送到浅水而仍保持铁的溶解状态也需要一个较为还原的海水背景。铁从溶液中沉淀出来与富铁溶液的形成同样有解释上的困难。化学沉积作用的一般规律是，对溶解（搬运）有利的条件将不利于沉淀。富铁溶液在低pH值（酸性）和低Eh值（还原）条件下易于形成，而铁以赤铁矿形式沉淀则需要较高的pH值和Eh值，以磁铁矿或含铁硅酸盐形式沉淀也需要较高的pH值（但E h值较低）。因此有人认为，富铁岩不是原生沉积，而是交代形成的。在苏必利尔铁建造中有人也找到过一些鲕粒被交代的证据，也描述过具有石膏假象的磁铁矿；在以后的铁质岩中，交代证据还更多一些，最典型的是一些钙质生物化石被赤铁矿交代，常见的铁质鲕粒也被看成交代钙质鲕粒的产物。这些人认为，富铁岩的前身是潮下、潮间和潮上带的碳酸盐岩，它们是在同生或极早成岩期通过交代而转变成富铁岩的。上述分歧或许说明不同富铁岩本来就有不同成因、分歧不仅自然，也是必然的。

在富铁岩的成因讨论中还有一个重要问题是燧石铁建造中铁和SiO2的同时沉淀机理（包括从环境水溶液中沉淀和早期交代过程中的沉淀）。在前面硅质岩的成因中曾提到过前寒武纪的硅质藻类。实际上，在LaBerge et al.（1987）主张燧石铁建造中燧石的微生物成因的同时，他们也主张其中富铁岩的微生物成因。他们研究了太古宙和古元古代14个铁建造的近千块岩石样品，除全部磨制了薄片外，还用盐酸和氢氟酸进行了处理，将不溶残余置于载玻片上与薄片作对照观察。他们发现大量在形态上与今天某些铁细菌（纤毛菌、球衣菌、鞘铁菌、节铁菌等）非常相似的赤铁矿、镜赤铁矿、磁铁矿、菱铁矿或有机质的细小球状或丝（棒）状体（图18－16），并对今天铁细菌的富铁过程和富铁产物作了研究。这些微生物都是厌氧或微需氧型细菌，主要生活在较富铁的海湾或河流底部的还原性淤泥中。如果太古宙和古元古代的大气圈和海水是贫氧的话，那么这些细菌就很可能是当时最普通的生命形式。当硅质藻类行光合作用时，它们的衣鞘上将粘结被氧化析出的赤铁矿微粒，而硅质藻类的形态能够显现出来就全靠这些赤铁矿微粒。硅质藻类和其他行光合作用藻类的大量繁盛可能首先使水圈中的表层海水Eh值升高促使铁以高价态沉淀出来。如果沉淀在浅水区盛行，则形成铁质鲕粒、内碎屑等颗粒就是很自然的事。而各种死亡的硅质、铁质藻菌类和从水中析出的高铁氧化物在各种水深条件下都可以 “下雨” 的形式沉降到海底，它们既可以成为自生颗粒之间的基质，也可单独成为铁燧质的泥晶沉积。沉积以后，另外一些细菌，如像今天的茉莉变形杆菌、硅杆菌等，还会参与SiO2的溶解和再沉淀过程，它们对硅质胶结物的形成可能具有积极意义。这种生物成因在解释铁硅同时沉积方面具有很大优势。当整个大气圈和水圈在距今约20亿年后的某个时候达到今天这样的含氧量时，这些厌氧的或微需氧的铁细菌就受到抑制，铁和SiO2的沉积也就分开了。虽然直到今天这些细菌仍以同样方式生活着，但在沉积作用中它们已经不重要了，广泛和大规模的铁的沉积也就从此终止。然而直到现在也没提出一个令人信服的造成相对年轻大气相对贫氧的原因，也没有找到一个办法确定是否真的有过这样的大气。

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