豹皮灰岩的研究现状及其意义

豹皮灰岩的研究现状及其意义
周万蓬;付明银;潘江涛;李致伟
【摘要】豹皮灰岩为不同地质时期、不同地区的碳酸盐岩地层中较常见的岩石类型,前人对其构造形态、成岩过程、成岩环境及成因机制等方面进行的研究存在较多争论和不一致.本文在分析前人的研究成果基础上,认为在豹皮灰岩的研究中应注重其岩石学特征的分析;在豹皮灰岩的成因机制研究问题上,可借鉴白云岩的研究成果和地球化学数据的运用,但不可忽视白云石和方解石共存这一基本地质现象;豹皮灰岩的岩石名称使用时存在混淆现象,建议使用构造形态+结构成因来对豹皮灰岩进行命名.
【期刊名称】《云南地质》
【年(卷),期】2018(037)002
【总页数】6页(P132-137)
【关键词】豹皮灰岩;白云石化;成因机制;研究现状
【作者】周万蓬;付明银;潘江涛;李致伟
【作者单位】东华理工大学地质调查研究院,江西抚州344000;中国人民武装警察部队黄金第十支队,云南昆明650001;中国人民武装警察部队黄金第十支队,云南昆明650001;中国人民武装警察部队黄金第十支队,云南昆明650001
【正文语种】中文
【中图分类】P588.24+5
豹皮灰岩是指含有不规则白云质斑块的石灰岩，岩石由白云质豹斑和灰质基质两部分构成(武永强等，1995；陈战书等，1996)。

有关豹皮灰岩的描述最早可追溯到1929年(翟淳，1961)，其分布地区较广，可出现于不同时代的碳酸盐地层中，在华北板块寒武纪、奥陶纪地层中普遍发育(翟淳，1961；陈战书等，1996；龙刚等，2013)，华南二叠纪地层中较多见，在塔里木盆地中也有发育(吴仕强等，2008)。

目前对豹皮灰岩的名称不统一，有的称豹斑灰岩，有的称虎斑灰岩(云南
省地质志，1982；杨城芳，1988)，也有的称斑状白云岩或斑状灰岩(李波等，2012)等，故存在同物异名现象。

豹皮灰岩由于其明显的外部特征及白云岩(石)和灰岩(方解石)共存的特殊岩石构造
形态吸引着广大研究者。

豹皮灰岩可为解决“白云岩问题”提供极好的研究素材，其正确的成因解释对古地理、古环境也具有重要的指示意义(WuandWu，1998)。

由于豹皮灰岩白云石和方解石共存，对研究方解石-白云石碳氧同位素分馏也具有
重要意义，并受到了国内外学者的广泛关注。

本文旨在总结前人的研究成果和存在问题，以期为今后豹皮灰岩和白云岩研究提供新的思路。

1 豹皮灰岩的岩石学特征
以往豹皮灰岩是依据岩石的构造形态特征进行命名，如按目前对碳酸盐岩的结构成因进行的命名规则，侧应为斑状白云质泥晶(或微晶、中晶)灰岩，若白云岩化强烈，可为斑状灰质微晶(中晶、粗晶)白云岩。

岩石主要由2部分构成，一主要以白云石为主构成的团块状、斑块状豹斑，二主要为泥晶或微晶或中晶方解石构成的基质部分。

豹斑部分颜色多样，有紫红、黄红、浅褐、深灰、浅灰、灰白等各种色调，而基质部分一般为深灰、浅灰色为主。

豹斑部分矿物颗粒通常要比基质部分粗或略粗。

由于白云石与方解石的溶解度差异(含CO2淡水对方解石的溶解度比白云石可大
24倍(杨城芳，1988))，豹皮灰岩风化表面形成凹凸不平豹皮状斑块现象，其岩石
名称也因此现象而得名，通常豹斑白云质部分外凸，而灰质构成的基质部分相对下凹，但也有局部地方出现相反现象，基质部分相对凸出，斑块部分相对下凹。

豹斑的形态、大小不同地质时代或不同的地层出露区有所不同，豹斑形态上有云朵状(或积云状)、蝌蚪状、枝状、不规则长条状等，豹斑大小从前人描述和野外地质调查来看，华北板块寒武纪、奥陶纪地层中豹斑的似乎要小一些，一般为1×1～
6×6cm(翟淳，1961)，而华南板块的二叠纪的栖霞组和茅口组中的豹斑要大一些，豹斑直径多在5cm～15cm(李波等，2012)，并且许多斑块会连在一起，因此云南的研究者将其称为“虎斑构造”(云南省地质志，1990；杨城芳，1988)。

豹斑部分的成分主要为白云石，也可有少量的方解石和石英矿物，或泥质成分，等粒结构-不等粒结构，呈自形-半自形，可见有少量白云岩化生物碎屑，白云石晶体常具环带构造，雾心亮边结构，有时可见泥晶方解石残余(杨城芳，1988)，矿物
颗粒大小从粉晶到粗晶均有可能，视不同地区、不同层位而有所不同。

基质部分以方解石为主，可有少量后生或成岩期石英(陈战杰等，1996)，矿物颗粒可为泥晶级、粉晶级、细晶级。

基质中生物碎屑多见，各类内碎屑颗粒明显。

豹斑与基质之间有逐渐过渡(陈云峰等，2007；龙刚等，2013)，也有界线清晰，呈截然分开的(翟淳，1961；陈战杰等，1996)，视不同地区、不同层位而有所不同。

2 豹皮灰岩的成因机制及沉积成岩过程
2.1 以往豹皮灰岩成因机制的看法
豹皮灰岩的成因机制尚无统一的结论。

翟淳于1961年研究华北寒武纪-奥陶纪地
层的豹皮灰岩提出了方解石冻泥和白云石冻泥在成岩期机械不均匀混合作用成因机制。

有的认为是泥裂充填物白云石化而成(王尧和潘正莆，1980)。

有的依据豹斑
整体形态如同遗迹化石而认为是挖穴生物的潜穴通道经渗透回流作用白云石化而形成(陈战杰和张镔，1996)。

龙刚(2013)分析徐州地区寒武系馒头组和张夏组豹皮
灰岩时，认为白云岩化作用发生在成岩作用早期，是在低盐度的混合水动力环境下
经过回流渗透白云岩化作用所形成。

陈云峰等(2007)通过对周口店地区寒武纪府
君山组豹皮灰岩岩石学、构造形态学研究，认为豹斑白云质和基质泥灰质是早期沉积作用形成的物质组分，豹斑形态是由于后期发生水平剪切作用形成的构造形态。

金振奎和冯增昭(1999)研究滇东-川西地区二叠纪栖霞组和茅口组白云岩化时，通
过峨眉山玄武岩与白云岩化的的叠置关系和白云石碳氧同位素特征分析，认为其块状白云岩和斑状白云岩(豹皮白云岩)均是受到玄武岩淋滤作用而致使白云岩化。

2.2 豹皮灰岩白云岩化过程
白云石的形成可分为原生和次生2种情况，如翟淳(1961)提出的豹皮灰岩冻泥混
合成因，认为其白云石为原生成因。

目前多数研究者认为白云石为成岩期和成岩后生期形成的次生矿物，其证据如在显微镜下观察豹皮灰岩薄片，可见基质和白云石间的过渡现象，由此判断豹斑是次生白云石交代所形成，属于次生白云石(龙刚等，2013)。

在基质中可观察到极少量亮晶胶结物部分被白云石所交代，也可认为豹皮灰岩是在成岩作用的早期形成(PrayLCetal，1965)。

杨城芳(1988)在研究昆明二
叠系地层“虎斑构造”时，认为虎斑(豹皮)白云石是在成岩早期富镁灰泥基础上于成岩晚期重结晶作用形成，其白云石化过程中的镁质一部分来自原生富镁灰泥，而主要来自岩石固结成岩后生期海水渗透回流作用中的镁离子交代作用。

2.3 豹皮灰岩的沉积成岩过程
龙刚等(2013)在研究徐州地区寒武系豹皮灰岩的上下岩层特征基础上，认为豹皮
灰岩形成的古地理沉积环境是由一种水动力条件较缓的淡水环境向高能、高盐度咸水环境过渡区域，而岩石中泥晶方解石与颗粒共存，表明沉积物分选不好，可能形成于如潮坪或开阔的低盐度浅水泻湖等局限水体环境(龙刚等，2013)。

陈战杰和
张镔(1991)通过对襄汾地区中奥陶世马家沟组中的豹皮灰岩研究，发现掘穴生物
在潮下带半固结的碳酸盐沉积物中活动造成的潜穴是白云岩化流体的良好通道和白云岩化最有利的部分。

吴仕强等(2008)认为塔里木盆地寒武-奥陶系斑状白云岩可
能是在早期浅埋藏成岩环境中“由富镁孔隙水交代其周围灰质沉积物形成其雾心”，随后在埋藏成岩环境中形成亮边。

3 豹皮灰岩的地球化学研究
3.1 豹皮灰岩的同位素研究
豹皮灰岩的同位素研究主要涉及碳、氧及锶同位素的研究，专门针对豹皮灰岩开展研究的相对较少，但可借鉴白云岩或灰岩的研究成果。

如稳定碳氧同位素的组成可以用来恢复白云岩沉积环境的盐度和温度，以确定当时的成岩环境，也可用来判断白云岩的形成机理(Keith M L et al，1964)。

一般来说，盐度升高，δ13C和
δ18O值增大；温度升高，δ18O值降低；淡水淋滤和生物降解均可使δ13C和
δ18O值降低(Hudson J D，1997)。

Keith等(1964)把δ13C和δ18O二者结合
起来，用以指示古盐度，并以Z值区分海相碳酸盐岩和陆相碳酸盐岩。

定义Z值
为
Z=2.048(δ13C+50)+0.498(δ18O+50) (1)
式中：δ13C和δ18O的取值采用的是PDB标准。

早期形成的碳酸盐岩由于碳同
位素难以交换，比较稳定，故此公式仍有指示意义。

用Z值判断沉积环境的一般
标准是：Z>120属海相成岩环境；Z<120属陆相成岩环境。

Hudsonc(1997)总结了海相碳酸盐岩沉积物的碳、氧同位素分布规律：δ13C均值为-5‰～5‰(PDB)，δ18O均值为-10‰～2‰(PDB)。

据黄思静(1997)对上扬
子台地古生代海相碳酸盐岩的碳同位素研究，二叠纪灰岩未受显著成岩改造作用，其碳同位素分布在(-1.22‰～+4.36‰)PDB之间，平均值为+2.55‰PDB。

许多学者提出用δ18O来测定温度值(Keith M L and WeberJ N，1964；张秀莲，1985；黄思静等，2003)，如常用的一个温度计算经验公式，即
T=16.9-4.2(δc-δw)+0.13(δc-δw)2 (2)
式中：δc=10.25+1.01025×δCaCO3，其中δCaCO3为方解石矿物(交代完成后
即为白云岩)中δ18O的值；δw为25℃时所测试白云岩样品形成时生成的CO2
的δ18O值。

豹皮灰岩白云石和方解石共存现象，可为研究白云石-方解石C-O同位素分馏提供天然的实验材料。

O’Neil and Epstein(1966)经高温试验，利用插值计算获得25℃白云石-方解石δ18Odol-cal在+6.8‰PDB左右。

Fritz and Smith(1970)在25℃到78℃实验条件下获得氧同位素分馏在(+2‰-+4‰)PDB之间。

而Vasconcelos et al.(2005)利用微生物沉积白云石实验获得白云石和方解石氧同位
素分馏常数为+2.6‰PDB，并不随温度变化。

因此，李波(2012)总结认为在相同
海源流体中形成的白云岩和灰岩达到同位素平衡，那么白云岩的氧同位素应比共生灰岩正偏3‰PDB左右。

碳酸盐矿物的锶同位素组成取决于其沉淀时从流体中获得的87Sr/86Sr比值，因此，保存在碳酸盐矿物中的锶同位素组成为研究碳酸盐岩地层沉积时海水的比值和地质年代，或为碳酸盐矿物成因流体的来源和性质提供可靠的锶同位素信息(Kaufman et al，1997；Derry et al，1994)。

海水中的锶同位素有壳源和幔源两种来源，壳源锶主要由大陆古老岩石风化提供，87Sr/86Sr的全球平均值为
0.7119(Palmer M R and Edmond J M，1989)，幔源锶主要由洋中脊热液系统
提供，87Sr/86Sr平均值为0.7035(Palmer M R and Elderfield H，1985)。

另外，由于锶在海水中的滞留时间(≈1Ma)比海水的混合时间(≈1Ka)(Derry et al，1994)长得多，因而任一时期全球范围内海水的锶同位素组成是均一的，从而海水中的
87Sr/86Sr比值是时间函数，由此锶同位素组成可用来进行海相地层的等时对比(黄思静等，2008)。

3.2 豹皮灰岩的微量元素研究
同样专门针对豹皮灰岩开展微量元素研究的较少，也可借鉴白云岩或灰岩的研究成果。

白云岩稀土含量受母岩、白云石化流体、稀土在白云石化流体与白云岩之间的分配系数以及水岩比等因素的影响(Humphris S E，1984)。

Banner等(1988)据研究
认为具有相似沉积历史，但经历不同成因历史的白云岩可具有相似的REE配分模式，因此稀土的分布和配分模式可用来指示白云岩的物质来源。

Ce和Eu元素在
不同环境下会与REE出现分离现象，如在氧化环境下Ce会出现负异常(δCe<1)，在低温碱性环境下，Eu会出现负异常(δEu<1)，而在高温环境下，Eu会相对富集(δEu>1)(亨德森，1989)。

胡忠贵等(2009)通过对川东-渝北黄龙组准同生白云岩、成岩埋藏白云岩、古表生期淡水白云岩和深埋藏热液异形白云石4种成因类型的
白云岩进行稀土元素分析，认为不同成因类型的白云岩其稀土元素各项参数和配分模式存在明显差异。

碳酸盐岩成因解释中Fe、Mn、Sr等微量元素比Ca2+、Mg2+主元素更能反映沉积环境和成岩流体信息(郑荣才等，2012)，这因为在碳酸盐成岩过程中文石或高
镁方解石转化为方解石、白云石化和去白云石化等作用，都伴随着水-岩反应过程
中微量元素在孔隙水与碳酸盐矿物之间进行重新分配和平衡(黄思静等，2003)。

而Mn/Sr比值被用来判断碳酸盐岩矿物成岩蚀变程度，当Mn/Sr<2.0 时其经历
的成岩蚀变较弱，侧其同位素组成保持了原始海水同位素信息(Kaufman A J et al，1992)。

另外可利用V/(V+Ni)值来反映沉积环境的氧化-还原条件(Hatch J R and Leventhal J S，1992)，微量元素比值(U/Th、V/Cr、Ni/Co等)与古氧相之间也
有一定的对比关系，而古氧相是沉积物沉积时水体中的溶氧量及其变化的各种岩石、生物和地球化学等特征的综合反映，为沉积相的重要组成部分(颜佳新和张海清，1996)。

4 讨论
4.1 豹皮灰岩的岩石学特征是其进一步分析研究的基础
豹皮灰岩的岩石学特征对确定岩石的成岩过程非常重要，而成岩过程可为研究岩石
的白云岩化提供一些关键信息。

如次生白云石可有雾心亮边结构、残留构造等，贾振远(1984)依据豹斑和基质均有纹层构造而判断豹斑白云石为原生成因。

而豹斑
的整体形态如虫孔的整体形态可判断豹斑部分为原来的遗迹化石，豹斑是成岩期白云石化潜穴遗迹化石而形成(陈战杰和张镔，1996)。

白云石阴极发光的颜色、强
度及环带构造受原始沉积相控制(田洪均等，1987)，因此白云石的阴极发光特征
有助于岩石的成岩环境和成岩过程分析。

岩石的结构构造可以反映岩石的成岩过程，不同的成岩过程会形成不同的结构构造，不同的物质组成会在岩石的岩石学特征上体现出来，岩石在矿物岩石学特征上的不同体现着岩石不同的成因过程。

因此豹皮灰岩的深入研究要以其矿物岩石学特征为基础，只有研究清楚了豹皮灰岩的矿物岩石学特征，才有可能得出豹皮灰岩成岩过程、成因机制等方面的正确认识。

4.2 目前豹皮灰岩成因机制的认识
针对豹皮灰岩的成因前人分别提出了原生冻泥成因(翟淳，1961)、泥裂充填成因(王尧等，1980)、潜穴遗迹化石成因(陈战杰和张镔，1996)、回流渗透成因(龙刚，2013)，另外还提出了玄武岩淋滤成因(金振奎和冯增昭，1999)和构造剪切成因(陈云峰等，2007)。

豹皮灰岩不同成因机制的提出一方面由于其所针对的研究对
象不同，如周口店寒武纪府君山组豹皮灰岩具有明显的构造剪切作用，与其它地方的豹皮灰岩在结构构造上明显不同，其豹斑构造形态的成因机制就有其特殊性；另一方面可能由于对豹皮灰岩的综合研究程度不够，如滇东-川西地区栖霞组和茅口
组中白云岩化空间分布与峨眉山玄武岩大致叠合，碳氧同位素特征指示白云石为深埋藏作用形成，毕竟在峨眉山玄武岩分布区之外也有白云石化现象，因此这种空间上的叠置和同位素特征可能更多的是地质现象的偶合性，而不是成因关系。

豹皮灰岩的成因机制研究中需要借鉴白云岩的成因研究成果，目前白云岩的成因前后提出了潮上带蒸发泵或毛细管蒸发浓缩白云岩化(Shinn E A，et al，1965)、咸
化海水回流渗透白云岩化(Deffeyes K S，et al，1965)、混合水白云岩化(Deffeyes K S，et al，1965)、正常海水白云岩化(Carballo J D and Land L S，1987)、埋藏白云岩化(Mattes B W and Mountjoy E W，1980)。

由于在常温条件下在实验室不能合成完美有序的白云石矿物，自从Vasconcelos(1995)在厌氧环境下利用硫酸盐还原菌室温条件沉淀出白云岩后，白云岩的成因研究较多集中于微生物和有机成因，这方面的研究报导近年来层出不穷。

白云岩的成因问题目前也处于探讨阶段，即使同一地区同一层位的白云岩，不同学者不同时期也提出多种成因机理，如鄂尔多斯盆地马家沟组白云岩的成因，不同学者得出的白云岩成因就不相同，有准同生白云岩化、混合水白云岩化、渗透回流白云岩化、埋藏白云岩化、热液白云岩化和微生物白云岩化等(贺训云等，2014)。

豹皮灰岩的白云石化成因研究中要考虑白云石和方解石呈斑块状共存，也有以矿物颗粒均匀状共存，及呈岩层状共存现象。

白云石化后形成的白云石和方解石不同的共存方式，其原岩可能在矿物组成、结构构造、渗透率、氧化-还原条件、地球化学特征等方面的不同而造成不同方式的白云石化，最终形成不同方式的共存关系。

因此，在研究豹皮灰岩的成因机制上要分清白云石是原生的还是次生的，要研究不同豹斑形态的形成原因，需要通过豹斑和基质在地球化学成分上相互间的差别和特征来判断其白云石化过程，两者共存可能使其在地球化学成分上存在继承和演化关系。

4.3 豹皮灰岩的岩石名称
豹皮灰岩是以岩石构造形态进行岩石命名，而这一岩石的构造形态在不同地区、不同地层有所不同，甚至同地区、同地层的上下岩层不同部位岩石的豹斑形态而有所不同。

不同形态的豹皮灰岩有其不同的成因机制，如北京周口店寒武系府君山组底部的豹皮灰岩为水平剪切作用形成，其白云石斑块的形态为近于σ形，具定向性地分布于纹层状泥晶灰岩中(陈云峰等，2007)。

翟淳(1961)描述的波线状、平行
带状的白云石化构造形态与豹斑形态相差甚远，不应用豹皮灰岩去命名，这种波线状白云石化可能有其成因指示意义。

将不同形态特征和不同成因的岩石用一种岩石名称会造成认识上的混乱，因此，豹皮灰岩这一岩石名称有必要按现在通行对碳酸盐岩的命名规则，在采用结构成因划分的基础上，加上该岩石特征的构造形态，以区别于通常的白云石和方解石矿物较均匀分布的白云石化，如用豹斑状白云石化内碎屑灰岩(白云石含量25%-50%)，条带状弱白云石化生物屑灰岩(白云石含量5%～25%)。

具体的岩石命名可参考国标《沉积岩岩石分类和命名方案(GB/T 17412.2-1998)》中对白云岩类的分类命名规则。

5 结语
根据目前的研究现状及进展可以得出下列与豹皮灰岩相关的认识或建议：
(1)豹皮灰岩在碳酸盐岩地区具有普遍性，其豹斑构造形态有所不同，在对其开展
研究时要加强其岩石学特征的研究，研究结论需要有岩石学依据。

(2)对豹皮灰岩的成因机制研究要基于其白云石和方解石共存这一基本地质现象，
岩石在白云石化过程中应在地球化学成分上存在继承和演变关系。

豹皮灰岩的成因研究注意借鉴当前白云岩的研究成果，但也要注意白云岩成因也存在争论。

反过来，豹皮灰岩的成因研究也有助于白云岩成因问题的解决。

(3)鉴于前人将不同成因、不同斑块构造形态的白云质灰岩或灰质白云岩统称为豹
皮灰岩，在岩石名称使用上存在较大的混淆现象，建议使用当前通行的碳酸盐岩结构成因命名规则，又由于豹皮灰岩有其特殊的构造形态，因此可使用构造形态+结构成因来命名其岩石名称。

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