引用本文
王瑞, 余克服, 王英辉, 边立曾. 珊瑚礁的成岩作用. 地球科学进展, 2017, 32(3): 221-233
Wang Rui, Yu Kefu, Wang Yinghui, Bian Lizeng. The Diagenesis of Coral Reefs. Advances in Earth Science, 2017, 32(3): 221-233  
Doi:10.11867/j.issn.1001-8166.2017.03.0221
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Copyright©2017, 地球科学进展 编辑部
珊瑚礁的成岩作用
王瑞1,2,3, 余克服1,2,3,*, 王英辉1,2,3, 边立曾3,4
1.广西大学海洋学院,广西 南宁 530004
2.广西南海珊瑚礁研究重点实验室,广西 南宁 530004
3.广西大学珊瑚礁研究中心,广西 南宁 530004
4.南京大学地球科学与工程学院, 江苏 南京 210093
*通信作者:余克服(1969-),男,湖北公安人,教授,主要从事珊瑚礁地质与生态环境研究.E-mail:kefuyu@scsio.ac.cn

作者简介:王瑞(1983-),男,安徽淮南人,讲师,主要从事珊瑚礁沉积岩石学研究.E-mail:wrzfl@gxu.edu.cn

基金:国家自然科学基金重大研究计划重点支持项目“珊瑚礁千米深钻记录的西沙碳酸盐台地形成演化和环境变迁史”(编号:91428203); 广西珊瑚礁资源与环境八桂学者项目(编号:2014BGXZGX03)资助
摘要

珊瑚礁作为古环境记录的良好载体,时常受到成岩作用的制约,正确认识和评价成岩作用,是开展珊瑚礁古环境重建的关键。珊瑚礁成岩作用主要包括胶结作用、溶解作用、新生变形作用和白云岩化作用等类型。一方面,成岩作用本身可记录珊瑚礁经历的海平面升降、气候变化、海水性质改变、热液改造、微生物活动等地质过程,利用成岩演化过程可恢复古环境变化过程;另一方面,成岩作用又对珊瑚礁记录的原始环境信息产生了破坏,恢复古环境时需识别成岩作用对其影响的程度。在未来研究中,应加强成岩作用与现代气候环境、海平面变化、大气淡水改造、微生物活动的关系研究,以期提供更准确、更长时间序列的珊瑚礁古环境记录。

关键词: 珊瑚礁; 成岩作用; 发育模式; 古环境; 古气候
中图分类号:P737.2 文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2017)03-0221-13
The Diagenesis of Coral Reefs
Wang Rui1,2,3, Yu Kefu1,2,3,*, Wang Yinghui1,2,3, Bian Lizeng3,4
1.School of Marine Sciences, Guangxi University, Nanning 530004,China
2.Guangxi Laboratory on the Study of Coral Reefs in the South China Sea, Nanning 530004, China
3.Coral Reef Research Center of China Guangxi University, Nanning 530004, China
4.School of Earth Science and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210093, China

*Corresponding author:Yu Kefu(1969-), male, Gongan City, Hubei Province, Professor. Research areas include coral reef geology and ecological environment.E-mail:kefuyu@scsio.ac.cn

First author:Wang Rui(1983-), male, Huainan City, Anhui Province, Lecturer. Research areas include sedimentary petrology of coral reefs.E-mail:wrzfl@gxu.edu.cn

Fund:Project supported by the National Natural Science Foundation of China “The evolution and environmental change of Xisha carbonate platform recorded by kilometer deep drill in the coral reef”(No.91428203); Guangxi Ba-Gui Fellowship:Coral reef resources and environment (No.2014BGXZGX03)
Abstract

Coral reefs are often constrained by diagenesis as a sound environmental archive. The correct understanding and evaluation of diagenesis is the key to the paleoenvironmental reconstruction of coral reefs. The diagenesis of coral reefs mainly includes cementation, dissolution, neomorphism and dolomitization etc. On the one hand, the diagenesis itself can record the paleoenvironment that coral reefs underwent, such as sea-level fluctuation, climate change, change of sea water, hydrothermal alteration, microbial activity and so on. The diagenetic evolution thus can be used for the reconstruction of paleoenvironment change. On the other hand, diagenesis also destroys the original environmental information which recorded of coral reefs recard, and it is necessary to know the degree of the impact of diagenesis. In the future, we should pay more attention to the study on the relationships among diagenesis, modern climate, sea-level change, atmospheric water transformation and microbial activity. It can provide more accurate and longer time series of paleoenvironmental information that coral reefs recorded.

Keyword: Coral reefs; Diagenesis; Development Model; Palaeoenvironment; Paleoclimate.

珊瑚礁覆盖了海洋面积的250 000 km2, 广泛分布于33° N~33° S的低纬度大洋区, 从中生代至现代都有发育[1]。珊瑚礁对古环境、古气候等提供了持续、长时间及高分辨率的记录[2~4], 但极易受到海水、大气淡水的成岩改造而改变其地球化学元素组成, 造成古环境、古气候重建的精确度降低。Bates等[5]首次将礁成岩作用定义为:沉积物在沉积之后、变质作用或风化作用之前所发生的一系列物理的、化学的和生物的作用。

珊瑚礁的成岩作用研究最早可以追溯到1904年Cullis[6]对富纳富提岛钻井岩心的观察和研究工作, 但直到20世纪60年代末, 在现代海底珊瑚礁内发现了早期海底胶结物以后, 成岩作用研究才引起了学者们的极大兴趣, 主要表现在[7, 8]:①发现并开展了百慕大群岛礁的海相胶结物研究; ②对大量更新世礁的成岩作用研究。20世纪70~80年代, 珊瑚礁成岩作用研究有了长足的发展[9~11], 主要表现为:①1986年Schroeder等[11]依据在塔西提亚召开的第五届国际珊瑚礁会议编辑出版了《礁的成岩作用》一书, 其涵盖了从古生代至新生代典型生物礁的成岩作用研究; ②对现代珊瑚礁成岩作用的研究主要包括埃尼威托克环礁[12]、穆鲁路环礁[13]、大堡礁[14]、红海礁[15]、新几内亚礁[16]等, 研究方法以岩心和岩石薄片观察为主, 辅以稳定同位素分析[17], 研究内容包括成岩作用类型及特征、成岩环境、发育模式、水文及地球化学特征等[18]。20世纪90年代则以扫描电镜、X衍射、稳定同位素及放射性元素综合分析为特点, 除了对成岩作用基本特征的深入描述外, 进一步开展了沉积类型、层序地层、构造活动与成岩作用之间关系的研究[19~21]。2000年以后, 背散射、原子粒显微镜等新技术不断应用[22], 实验模拟成岩作用过程亦开始深入发展[23], 使得珊瑚礁成岩作用研究内容不断深化和扩展, 包括成岩作用对沉积物元素迁移[24]、珊瑚U系定年[25]、磁性矿物变化[26]等影响的研究, 但这一时期最主要的特点是注重成岩作用与古气候、古海平面变化关系的研究[27~30]。与古代碳酸盐岩台地成岩作用相比, 从年龄和组构上来说, 近现代珊瑚礁都具有一系列特殊性[31]:①具有很高的原始孔隙度; ②生长时即成岩化, 这限制了压实作用的影响进而保护了原生孔隙; ③通常由不稳定的文石和高镁方解石组成, 在成岩过程中组分和组构易遭受改造; ④生物、物理、化学过程的相互作用、水的分层和流动导致了礁成岩过程的相对复杂性。

我国南海的东沙群岛、中沙群岛、西沙群岛和南沙群岛都发育有珊瑚礁。自20世纪70年代开始, 政府就多次组织相关科研机构对南海珊瑚礁实施了科研钻探, 获取了大量宝贵的岩心资料[32]。珊瑚礁成岩作用作为重要的研究内容, 专家对其成岩作用类型、成岩演化及与海平面变化的关系等开展了相应的工作[33~40], 主要成果包括:①开展了珊瑚礁内成岩作用类型和成岩环境的描述; ②初步探讨了南海珊瑚礁白云岩的成因及其环境意义。但珊瑚礁成岩作用本身及其所蕴含的古环境、古气候信息等都还有待进一步探索。本文综述了前人关于珊瑚礁成岩作用过程及其古环境、古气候意义的相关工作, 以期为我国珊瑚礁与环境关系的研究提供借鉴。

1 珊瑚礁的矿物学特征

珊瑚礁中的生物骨骼主要由文石、低镁方解石和高镁方解石构成, 其分布受生物体在礁生态系统中的分布所控制。建造礁的现代石珊瑚几乎全部由文石组成, 可含有少量的菱锶矿和方解石[41]。钙藻类分为2组, 红藻类以分泌高镁方解石为主, 绿藻类则分泌针状文石为主。在其他包壳类生物中, 钙质海绵分泌方解石, 有孔虫类分泌高镁方解石。礁中附生软体动物群的骨骼以文石和/或方解石为主。棘皮类主要由高镁方解石构成。除藤壶类具有方解石骨骼外, 节肢动物通常是贫矿化而没有明显的沉积组构。文石和高镁方解石都是不稳定的矿物成分, 易受成岩作用改造转化为稳定的低镁方解石。

2 主要成岩作用类型

在珊瑚礁发育过程中包含了多种成岩作用过程[11, 42]:生物黏结作用(造礁珊瑚或钙藻等底栖、固着生长的生物以其基部黏附或包覆于硬底之上, 以保持其稳定的抗浪生态作用), 生物侵蚀作用(礁内各类生物对海底沉积物的侵蚀作用), 泥晶化作用(micritization, 藻类或真菌对软体动物或有孔虫介壳等碳酸盐颗粒钻孔, 钻孔者死后留下空洞, 洞内充填微晶碳酸盐, 反复的钻孔和充填的结果则在颗粒表层形成微晶套, 这一过程称为泥晶化作用)[43], 内沉积物充填作用(灰质砂、粉砂和似球粒充填在孔洞内部), 非生物成因的胶结作用(文石和高镁方解石胶结)、机械侵蚀作用、矿物转化等。本文将重点介绍给研究珊瑚礁古气候、古环境提供重要信息的成岩作用类型。

2.1 胶结作用

随着珊瑚礁内沉积水体温度升高、CO2气体的排出、微生物作用等, 文石、方解石(包括高镁方解石, 有时也是白云石和磷酸盐类)在沉积物的孔隙内沉淀形成胶结物, 使得沉积物固结成岩[44]。

2.1.1 同沉积期胶结物

浅层的海水通常对文石和方解石都是过饱和的, 文石和高镁方解石的胶结作用使珊瑚礁快速成岩是珊瑚礁内广泛发育的特征[45], 它使得礁体变硬具备抗压实性, 进而很好地保存了礁结构。

(1) 文石胶结物。在现代海相沉积物中, 由于镁离子对方解石沉淀的阻碍作用, 文石往往优先于方解石沉淀[46]。在现代和更新世的珊瑚礁内文石胶结物一般发育2种形态:针状和葡萄状(图1a), 如在百慕大群岛珊瑚礁[47]、伯利兹珊瑚礁[48]和穆鲁路珊瑚礁[49]中开展的工作。文石针一般长50~300 μ m、宽2~10 μ m, 往往形成等厚环边, 或在文石质生屑表面上外延生长。葡萄状文石胶结物形成单个的和/或联合的紧密的文石纤状晶体圆丘, 直径从1厘米至数厘米、直至十几厘米; 通常出现在开放的礁墙或礁斜坡孔洞内, 其内部可与内沉积物交替出现; 亦可生长在方解石、高镁方解石或文石质底板上[13]。伯利兹礁和穆鲁路礁全新世和更新世的葡萄状胶结物的稳定碳氧同位素、Sr含量(为8 000× 10-6~10 450× 10-6)分析, 亦证明了其产出于正常海水环境[13, 50]。文石胶结物的分布具有多样性, 甚至在同一张薄片的不同孔隙内, 一些被文石胶结, 而另一些缺乏文石胶结。

(2) 高镁方解石胶结物。当方解石中MgCO3的摩尔分数大于4%时, 这种方解石便被定义为高镁方解石[46]。在全新世和更新世的礁格架中, 高镁方解石是最常见的胶结物, 主要包括:纤状高镁方解石、刀片状或叶片状高镁方解石、短柱状高镁方解石, 块状高镁方解石和高镁方解石微晶。纤状高镁方解石在原生粒间/粒内孔内形成单个或多个等厚环边层, 单个晶体长十几至数百微米, 如在穆鲁路环礁边缘带孔洞内, 几个胶结物层的厚度可以达到几厘米[13]。刀片状或叶片状晶体一般形成栅状层(图1b), 单个晶体通常宽20~50 μ m、长数百微米[50]。短柱状高镁方解石一般比较少见, 且主要发育在小的不规则的孔洞内, 常在颗粒表面形成等厚环边, 长十几至数百微米, 从颗粒边缘至孔隙中心晶粒逐渐变大[13, 50]。块状高镁方解石比较少见, 在百慕大和巴哈马的珊瑚礁中有过描述, 长20~60 μ m, 且被认为是在开放的海相环境中形成的[47, 51]。高镁方解石泥微晶胶结物通常是无结构的, 数微米大小, 常内衬在颗粒表面或充填在颗粒的孔隙内(图1c)。前人研究描述的大多数第四纪礁中, 高镁方解石胶结物中Mg2+的含量与胶结物类型之间有一定的相关性, 如在穆鲁路礁中纤状或瘦长状的晶体中含有较高的Mg2+含量[13]。目前观察到的珊瑚礁中高镁方解石胶结物的地球化学组分(包括微量元素和稳定碳氧同位素)都支持它们是属于正常海水成因[13]。

2.1.2 近地表胶结物

近地表胶结物通常为低镁方解石胶结物, 受大气淡水作用影响, 严格分布在礁体特定的水平层中。其形态上包含针状方解石和一系列粒状方解石。针状方解石胶结物发育在钙结层中, 单个晶体呈纤状, 常形成松散的齿槽状构造(图1d), 显示了单个晶体多种习性和生长状态; 但它是由地表环境下地球化学变化导致碳酸钙过饱和而直接沉淀的, 还是由生物或微生物作用产生的, 至今仍存争议[52]。粒状(包括短柱状和块状)方解石胶结物形态在渗流带和潜流带是不同的, 渗流带内吸附水和束缚水作用在颗粒表面形成块状晶体构成的重力悬垂形或新月形胶结物(图1e); 潜流带内自由水则沉淀结晶出短柱状或块状晶体(图1f), 前者通常生长于孔洞边缘, 后者则一般位于孔洞中心, 且晶体大(100 μ m~1 mm)而透明。这类胶结物往往发育在礁体表面暴露和喀斯特化时期, 显示了它们形成于近地表环境, 其微量元素和碳氧同位素的特征亦证实了这一认识[31]。如我国南海西沙群岛的钻井中见到多期次近地表粒状方解石的发育, 反映了冰期— 间冰期旋回中海平面下降导致的礁体暴露[34, 36]。

图1 珊瑚礁典型成岩作用类型显微照片[44]
(a)腹足体腔孔内见等厚环边文石针(if)和葡萄状文石发育(Ab), p为原生孔隙, 正交光; (b)叶片状高镁方解石胶结物(cf)呈等厚环边状发育在生物颗粒间的孔隙内, ca为珊瑚藻, fo为有孔虫, 正交光; (c) 高镁方解石微晶球粒(pm)充填在珊瑚骨架孔洞内, 单偏光; (d)针纤状低镁方解石(cw)显示的齿槽状构造, 正交光; (e)新月形(me)和重力悬垂形(ms)低镁方解石胶结物, 单偏光; (f)形成在大气淡水潜流带的棱柱状(cd)和块状(cg)低镁方解石胶结物, 单偏光Fig.1 Microscopic photographs of typical diagenesis types in coral reefs[44]
(a)Isopachous epitaxial overgrowths of acicular aragonite (if) and spherular aragonite (Ab) around and within a gastropod shell respectively (crossed polars), p:primary pore; (b) Isopachous fringes of bladelike, high-magnesium calcite (cf) surrounding skeletal grains (ca:coralline alga, fo: foraminiferan) (crossed polars); (c) Micrite peloids (pm) filling intraskeletal cavities in coral (plane polarized light); (d) Alveolar septal fabrics showing needle fibres of low-magnesium calcite(cw) (crossed polars); (e) Meniscus (me) and pendent (microstalactitic) (ms) cements of low-magnesium calcite(plane polarized light); (f) Prismatic (cd) and blocky (cg) cements of low-magnesium calcite formed within a meteoric phreatic zone (plane polarized light)

2.1.3 古代礁中的早期胶结物

(1) 葡萄状胶结物。尽管它们的形态和大小与现代葡萄状胶结物类似, 但两者的矿物学和岩石学特征却存在明显差异。古代葡萄状胶结物成分为低镁方解石(LMC), 一般由原始葡萄状的文石转化而来, 如在穆鲁路环礁中表现为在方解石晶体中有文石残余[49]。

(2) 叶片状胶结物。代表了古代礁或台地中常常出现的同沉积期胶结物。它们通常在原生孔洞中形成叶片状晶体等厚层, 呈平行或扇状排列, 且通常富含黑色的微晶杂质; 在岩石薄片观察中, 正交光下会消光。大部分古代叶片状胶结物主要由低镁方解石构成, 没有保存原始的矿物成分, 如在穆鲁路环礁中, Berbey[53]认为由于Ca2+逐渐替换了高镁方解石晶格中Mg2+, 叶片状高镁方解石均转变为低镁方解石。

(3) 其他亮晶胶结物。这是古代礁相中最为丰富的胶结物, 一般由低镁方解石构成。依据晶体的排列方式和矿物形态, 可以识别出多种类型(块状、柱状等)的亮晶胶结物; 胶结物的形成顺序可以通过岩石学分析识别出来。但这些低镁方解石的来源可有明显的不同, 包括地表水环境至晚期埋藏成岩环境。由于缺乏可靠的地球化学和岩石学判别标准来区分近地表亮晶和深埋藏亮晶, 因此这些亮晶胶结物及其成因流体的来源往往是难以推断的[31]。

2.1.4 胶结物的分布

(1) 微相级别。胶结物的微观分布是多变的, 主要受控于:①礁孔隙内水的含量和地化性质, 如潜水面上下由于水的存在方式不同(潜流带孔隙内饱含水, 而渗流带可能仅在颗粒接触带存在水), 渗流带内胶结物数量较少或仅在颗粒接触带发育, 而潜流带则常形成颗粒表面等厚环边胶结物; ②礁灰岩的岩石物性(孔隙度、渗透率等), 在小尺度范围内(同一薄片内、相邻孔隙间)胶结物的形态和分布都可能不同, 这是由于小尺度范围内的孔隙大小和相互连接性不同, 使得其孔隙度和渗透率不同。

(2) 礁复合体级别。针对不同地区众多类型珊瑚礁的研究已经证实, 在其靠近海洋方向一侧的边缘中存在大量同沉积期海相胶结物, 包括大西洋百慕大群岛[54]、伯利兹[50]、南佛罗里达[55]、巴拿马[56]、大堡礁[14]、穆鲁路环礁[49] 等。同沉积期胶结物的发育程度与沉积物的结构属性之间有一定的联系:越靠近波浪搅动区域, 沉积物粒度越粗, 其发育的可能性就越大, 而背风侧和泻湖相内很少或几乎不发育[31, 57](图2)。这种胶结物的非对称分布被认为是向海侧沉积物受高能的波浪和潮汐作用强烈, 使得更多体积的水流过礁格架, 同时, 冷水的升温和运动使得其内CO2能更有效的排除, 进而促进海相胶结物的快速生长。

非海相胶结物集中分布在礁体特定水平层中, 向下胶结物逐渐减少, 显示了重力对孔隙水流动的控制作用。这种分布特征与海平面的升降变化和礁体暴露时间有关, 暴露时间越长礁体受淡水改造作用越强烈, 胶结物的发育程度越好[31](图2)。

图2 图示珊瑚礁复合体中胶结物的分布[31]
1.海相胶结物; 2.非海相大气淡水胶结物; 3.灰色为火山基底; (a)穆鲁路环礁, 大洋洲; (b)半翘起的乌韦阿(Ouvé a)半环礁, 新喀里多尼亚; (c)翘起的马雷(Maré )台地/环礁, 新喀里多尼亚Fig.2 Schematic distribution of cements in the coral reef complex[31]
1.Schematic distribution of early marine cements; 2.Nonmarine meteoric cements at the scale of platform or reef complex; 3.Volcanic basement in gray; (a)Mururoa Atoll, French Polynesia; (b)The tilted half-atoll of Ouve' a, Loyalty Islands, New Caledonia; (c) The tilted platform/atoll of Mare', Loyalty Islands, New Caledonia

2.1.5 胶结物形态的控制因素

(1) 杂质(contamination):大量的“ 异质” 污染物在矿物结晶过程中进入晶体, 会影响晶体的生长形态, 可形成 “ 裂开的晶体” 、蝴蝶形晶体、小球粒状晶体等, 这是由杂质吸附在特定的晶体生长面上所导致的[44]。

(2) 生长率和反应物供给(growth rates and reactant supply):Morse等[58]第一次解释了晶体形状、矿物组分和反应物供给三者之间的系统关系。等轴粒状(块状)低镁方解石晶体通常认为是在饱和、流体流动速度慢、水体偏酸性(溶解了更多的CO2)的流体中形成的。针状或晶须状低镁方解石则认为是在碳酸钙过饱和流体中CO2快速逃逸时形成, 如在大气淡水渗流带环境中。而在温暖的浅海中, 由于孔隙流体温度升高和CO2浓度减少所形成的高镁方解石晶体通常为纤状, 但在较深部位也可形成刀片状/叶片状的高镁方解石晶体[13]。

(3) 流体化学性质变化(changes in water chemistry):流体组分中Mg2+含量对胶结物晶体的形态有重要影响。Morse等[59]展示了Mg2+含量细微变化对矿物成分和形态的影响:在纯的CaCO3溶液中, 由于方解石比文石结晶的过饱和度低, 首先沉淀出的是简单的菱形方解石晶体; 而在纯的高过饱和的CaCO3溶液中, 沉淀出的则是针状文石晶体; 当在溶液中增加少量Mg2+时, 文石晶体的生长受到了抑制, 此时, 溶液中沉淀出了粗粒、哑铃状和蝴蝶形的方解石晶体; 而当溶液中Mg2+含量达到最大值时, 则沉淀出小球粒状的方解石晶体。

(4) 流体流动速率(rates of fluid flow):实验已经证实流体流动和组分对晶体的生长有影响。低于6倍CaCO3过饱和度浓度的溶液形成末端平整的菱形方解石晶体, 当溶液浓度增加时, 晶体的末端变尖[60]。Frisia等[61]认为CO2的排出、蒸发作用和流体的Mg/Ca比例控制了文石胶结物的形态, CO2的排出和蒸发作用产生针状文石晶体, 而葡萄状文石晶体则在低流速、Mg/Ca > 1.1的流体中形成。

(5) 微生物控制(microbial control):人们已经注意到微生物在胶结物的生长中具有诱导和促进作用[62]。球粒高镁方解石微晶胶结物在礁中大量出现, 其成因存在争议, 但认为其主要由细菌沉淀产生[62]。Verrecchia等[63]描述了在钙结层中蓝藻细胞壁的粘结壳内的方解石小球粒的形成。Montaggioni等[44]观察到纤状方解石胶结物明显在微生物丝上成核。

尽管实验模拟能够再生产出不同形态的胶结物晶体, 但是相似的晶体形态能够在许多物理— 化学条件下产生。尽管胶结物晶体形态的变化反映了成岩环境变化, 但难以识别出究竟成岩环境中的什么因素导致这种变化。对大多数晶体而言, 它很可能反映的是一系列因素相互作用的结果, 而非由单一特殊因素产生。

2.2 溶解作用和新生变形作用

2.2.1 溶解作用

溶解作用指水对碳酸盐岩的化学溶解作用。所有的碳酸盐矿物都是可溶的, 但在一定程度上从文石、高镁方解石、低镁方解石到白云石可溶性逐渐降低[64]。溶解作用一般发生在岩石进入冷的海水、海水被淡水稀释或直接被淡水取代的环境中。同时, 受颗粒结构和矿物成分的控制, 溶解作用一般具有选择性, 依据溶解对象的不同, 可分为生物骨骼的选择性溶解、胶结物的溶解和白云石的溶解。

(1) 生物骨骼的选择性溶解。生物骨骼的矿物成分、微观结构和形态决定了其被溶解性的强弱。由高镁方解石和文石组成的生物骨骼是最容易被溶解。但微观结构的不同决定了其被溶解的差异, 有些文石质珊瑚类比其他珊瑚类更容易被溶解, 且溶解作用也往往先出现在某些位置, 如珊瑚中间的隔板往往是最先溶解的[65]; 现代活着的珊瑚虫实例中研究证实, 溶解的最早期阶段主要发生在其钙化中心[66]。

(2) 胶结物的溶解。胶结物的矿物成分、晶体形态和元素组成都是控制其被溶解的重要因素。文石、高镁方解石和钙质白云石胶结物都容易被溶解[11], 如在现代穆鲁路环礁中, 文石和高镁方解石胶结物的溶解作用是容易见到的[13, 67]; 但文石质生物碎屑由微生物作用而形成边缘泥晶化后, 泥晶是高镁方解石, 生屑是文石, 在溶解作用过程中文石质生屑被溶蚀而边缘仍然保存了下来, 形成了所谓的“ 泥晶套” [43]。另外, 在穆鲁路环礁中, 厚层纤状高镁方解石内见到的不规则溶蚀和优先溶蚀的位置不同, 可能与晶体间元素组分的不同有关[11]。

(3) 白云石的溶解。在全新世、更新世的礁灰岩中, 白云石的溶解或去白云石化石是形成次生孔隙的重要原因, 由白云石溶解产生的次生孔隙在礁灰岩中占有重要的部分, 有些情况下可达40%[68]。去白云石化会形成特殊的孔隙(几十微米至数厘米大小), 其形状与任何已知的生屑不同, 而是具有白云岩晶体的形态, 这些溶解的孔洞可以被后来的方解石再充填。这些白云石的溶蚀孔洞可解释和重建礁的演化历史、了解礁的成岩演化过程, 因为其是早期白云石化的唯一证据; 此外, 通过识别去白云岩化孔洞或许能够帮助精确确定原始白云岩晶体的形态[13, 49]。

2.2.2 新生变形作用

新生变形作用术语是Folk定义的, 用来描述一个转换过程:典型的文石在分子规模上的溶解, 然后方解石快速沉淀, 一些残留文石或许会成为新生方解石的一部分[69]。已变换的晶体和未变换的晶体之间的间隔是分子级别的, 所以老晶体的构造组成甚至颜色都可能与新生的晶体一致, 这就产生了一种错觉, 以为这个变换过程是“ 固体的状态” 。然而, Martin等[70]认为这种作用必须有流体的交换。珊瑚礁的新生变形作用主要为文石、高镁方解石的新生变形作用, 且一般与大气淡水作用相关。

(1) 文石的新生变形作用。从文石到方解石的新生变形作用主要包含2种文石类型:文石胶结物[49]或文石质生物骨骼[15]。这2种情况下的矿物转换均可在很小的距离内(数微米至几十微米)发生:首先是文石质先驱物质被不连续地溶解, 紧接着是方解石在新产生的次生孔隙中快速沉淀。其中, 文石胶结物的转换容易观察, 而在生物质文石(文石质生物骨骼)中, 受生物骨骼的结构和组分控制, 其溶解— 沉淀过程难以识别[31]。

(2) 高镁方解石的新生变形作用。高镁方解石在正常淡水条件下不稳定, 随着Mg2+含量的增加方解石的溶解度增加[64]。通常Mg2+丢失的速度相对较快, 高镁方解石转化为低镁方解石时易保留原始的精细结构。Wollast等[71]指出生物骨骼内高镁方解石不均匀, 其溶解作用也不一致:高镁方解石区域首先被溶解, 释放出的镁离子在溶液中被带走, 此过程是逐渐持续到整个颗粒被交代达到与低镁流体的相平衡。

2.3 白云岩化作用

(1) 白云石的岩石学特征。不同的成岩过程中可以产生不同的白云石类型, 包括胶结作用、先驱沉积物的交代作用和早期白云石的重结晶作用[51]。依据成岩过程的不同可划分出3种礁白云石类型:白云石胶结物、交代白云石和重结晶白云石[51, 57]。白云石胶结物在薄片中为亮晶白云石, 以透明、相对大粒径为特征(几十到大于100 μ m), 发育在原生或次生孔隙中, 完全或部分充填孔隙, 通常具有“ 雾心亮边” 结构, “ 雾心” 为非白云石化的先前存在物质, “ 亮边” 则为白云石胶结物。交代白云石主要为微晶白云石, 由数微米至十微米的晶体所构成, 其可能保留了原始生物碎屑或胶结物的细致形态。重结晶白云石为具有大粒径(数百微米)的菱形或次菱形六面体晶体, 通常包含较小的菱形六面体晶体, 此类白云石内往往没有残留任何原始组构[49, 72]。白云石岩石学特征的分析是弄清白云岩在礁体中分布、白云岩化成岩流体解释、演化历史重建的基础。

(2) 白云石的分布。尽管不同白云石的类型(白云石胶结物、交代白云石、重结晶白云石)可能会出现在同一个礁复合体中, 但在礁复合体的某些部位上某些成岩过程往往占支配地位:白云石胶结物趋向于分布在礁复合体的外部, 那里粒度粗孔渗性好, 成岩流体能更有效地流动; 交代白云石通常更容易发育在澙湖或礁后细粒沉积物中; 重结晶白云石则往往发育在礁体复合体的底部[13, 72]。

(3) 白云石的成因。对白云石的成因已经进行了大量的辩论, 但仍然存在一系列争论的问题[73~76]。早期最通用的礁相白云岩化模式为“ 混合水” 模式, 主要由白云石的碳氧同位素特征推断而来, 其显示为海水和淡水的混合水特征; 但目前学者们大多认为混合水难以形成大规模的白云岩化, 往往形成的只是胶结物[76]。混合水白云岩化一般需要:①海水由礁体边缘向中心流动, 海水向混合带内提供Mg2+。驱动机制包括:海水自然的驱动, 如波浪、潮汐、风暴; 礁内部产生与外部海水温度的差异产生的对流[77, 78]; 在大的时间尺度上来看, 海平面的升降也产生水体的侧向流动。②要有一定规模的混合水层保证明显白云岩体的发育, 推测认为海平面要下降到一定程度或礁体暴露到一定高度[13]。回流模式和热对流驱动海水大规模循环模式用来解释礁相中大规模的白云岩化, 得到人们的广泛认可[46, 76]。回流白云岩化模式:一般是由于障壁的存在, 使台地表层水的循环严格受限, 从而导致蒸发作用和向陆方向的盐度梯度, Mg/Ca值已经提高的蒸发水由于密度增加向下流抵台地或向海流经台地沉积物(即回流作用), 使得被高Mg/Ca值卤水渗透的沉积物发生白云岩化[46]。在热对流驱动海水大规模循环模式中, 热对流的原始动力源于温度在空间上的差异, 并导致孔隙水密度和有效水头的改变, 以下情况可能会造成这种温度在空间上的差异:①火成岩侵入造成其附近热流密度的升高; ②温暖的台地水域和寒冷的大洋水域之间的侧向温度差; ③岩性变化造成的热传导率的差异, 如碳酸盐岩之上覆盖厚层蒸发岩的情况[46]。在我国西沙海域的珊瑚岛礁中, 晚中新世时期发育了厚200~300 m的白云岩层, 研究显示此段白云岩可能受渗透回流、热对流和混合水的共同作用所形成[37, 40, 79]。

3 成岩作用发育模式

在近现代珊瑚礁的沉积演化过程中, 存在多次由构造沉降和冰期— 间冰期旋回引起的礁体暴露, 在暴露面以下会形成一个明显的淡水和海水的水化学分层, 使得礁体遭受强烈而多变的成岩作用改造。

(1) 早期海水胶结作用。导致外部礁边缘优先成岩的一个重要因素是强烈的水体流动, 地热对流/密度差等因素能够驱动大量含过饱和碳酸钙的水体从礁的外部带向内部带流动。海水胶结物的发育不依赖于气候和礁复合体的类型。因此, 事实就是海水胶结物更多的沿着礁边缘发育, 这在现代礁台地、岛屿和环礁中都可以经常见到(图2)。这种现象被Aï ssaoui等[13]描述为“ 最大胶结物原则(principle of maximal cementation)” 。

(2) 大气淡水胶结作用。大气淡水胶结作用主要依靠2种驱动因素:①暴露的程度, 其决定了沉积物受胶结物影响的厚度和程度; ②区域气候, 其可能影响了大量钙质碳酸盐的溶解作用, 因此也间接影响了沉淀胶结物的孔隙水的过饱和度[13, 31]。在大气淡水成岩作用过程中, 溶解作用与胶结作用几乎同时进行, 因此, 精确确定沉淀大气淡水胶结物的孔隙的体积是比较困难的。然而, 在台地和礁复合体的规模上, 大气淡水胶结物更倾向呈层状发育于台地或礁复合体的中部和内侧(图2)。

(3) 白云岩化作用。以混合水白云岩化为例。向心的、穿过礁块体的海水流动和长期存在的混合水带是礁白云岩化的主要条件。从大部分礁体白云岩往往向台地中心整体变薄和逐渐消失, 且“ 交代” 白云石占据了白云岩体的内侧部分, 据此可合理推测礁体白云岩化有向心的水体流动。混合水白云岩化总是与沉积物颗粒或基质的溶解作用相关, 反映了其与不饱和含水层的存在有关。

总体而言, 珊瑚礁的成岩作用整体表现为:由中心向边缘, 海相胶结作用和白云岩化作用程度都有明显的增加; 大气淡水胶结物往往呈层状分布, 显示了珊瑚礁受海水和淡水共同作用影响。因为这些流体也是古代礁层序的基本流体, 因此现代环礁的成岩模式或许都能帮助预测古代礁体的成岩演化[13, 31]。

4 成岩作用的古气候、古环境意义
4.1 成岩作用对珊瑚重建古气候的影响

现代珊瑚和微化石珊瑚的文石骨骼的地球化学组成, 已经用于评价过去几百年、甚至几万年以来的厄尔尼诺现象和热带气候变化[80~82]; 还可以通过珊瑚骨骼内精确的同位素定年, 测量原地化石珊瑚的海拔来推测地质历史时期的海平面[83]。研究表明微弱的成岩改造可能导致珊瑚同位素和微量元素的明显变化[84], 进而导致其古气候重建的精确度降低。

珊瑚重建古气候的载体主要为δ 18O和Sr/Ca值, 珊瑚δ 18O是反映海水表面温度(Sea Surface Temperture, SST)和/或水文变化的指标, 珊瑚Sr/Ca值则通常是反映海水表面温度的指标[85, 86]。成岩作用对珊瑚的改造主要表现在:①原生珊瑚文石的溶解; ②珊瑚骨骼孔隙内次生胶结物的充填; 和/或③珊瑚文石新生变形为方解石, 这些改造将会导致珊瑚重建古气候的载体发生变化。如海水成岩作用通常以次生文石和高镁方解石沉淀为特征, 与珊瑚骨骼的文石相比, 次生文石胶结物δ 18O富集、具有较高的Sr/Ca值, 这将导致珊瑚重建的SST低几度[87, 88]; 而高镁方解石则具有较低的Sr/Ca值, 这将造成其重建的SST偏高[84, 88]。大气淡水成岩作用通常以原生珊瑚文石骨骼溶解和次生方解石再沉淀为特征。溶解作用对珊瑚地球化学的影响是不确定的, 但文石重结晶为方解石后将使得文石内δ 18O降低和Sr/Ca值减小, 这都将造成重建的SST偏高[89]。所以, 对于珊瑚重建古气候研究来说, 收集不同年龄和地点的化石珊瑚内成岩作用程度和类型, 定量研究成岩作用对珊瑚地球化学的影响, 是成岩作用未来需研究的一个重要内容。

4.2 成岩作用与海平面变化

尽管海平面变化对珊瑚礁成岩作用的影响是毋庸置疑的, 但它们如何影响成岩作用却是存在争议的:海平面的波动是否会自然地导致重复和普遍的叠加作用(overprint)?是否成岩产物反映了与特定暴露事件相关的地下水文带的作用?

Matthews等[90]建立了一个静态模型来描述海平面下降产生的地层成岩序列:渗流带的特殊形态胶结物和溶解作用, 潜流带的新生变形作用, 混合带的白云石化和海水潜流带未受淡水改造的碳酸盐岩。依据此模型推测认为, 地下水文带随着海平面的波动而上下移动, 晚期胶结物会叠加(overprint)在早期胶结物之上, 形成一个胶结物序列, 此序列即反映了成岩环境演化的顺序。Matthews等[90]依据此模型用潜水面和混合带相对位置的变化来解释碳酸盐岩台地成岩序列的变化。Quinn等[91]将近地表暴露面增加至模型中, 在埃尼威托克上新世环礁体中预测了多期大气淡水潜流带的成岩作用。Whitaker等[92]推论认为, 由于叠加作用的影响, “ 成岩历史不能用传统地层学和沉积学方法来解释” 。Melim等[93]也持这种观点, 认为:“ 不存在大规模的潜流带成岩作用能够归因于某一期大规模的海平面下降作用” 。不同期次的暴露面可能会产生不同化学性质的水, 由于叠加作用的影响, 其沉淀出的胶结物序列与特定暴露面之间的关系是非系统的和模糊不清的[28]。

然而, 来自大堡礁和穆鲁路环礁的研究认为, 这种模型序列与实际观察到的序列之间缺少一致性[28, 94], 这2个礁体内均见到潜流带内保存了某一期的胶结物, 而渗流带内则发育多期的胶结物。其认为:①大气淡水潜流带发育新生变形作用和胶结物沉淀作用, 胶结物沉淀后会堵塞孔隙阻碍了晚期的叠加作用, 并保持相对的稳定性, 因此, 某一潜流带的胶结物能够反映特定暴露面事件的地下水文带的作用; ②渗流带具有更复杂的成岩序列, 发育多期的溶解作用和胶结物沉淀。但海平面变化过程中, 很难说潜流带的胶结物中不包括后期成岩事件形成的胶结物叠加, 只是其形成的可能性很小[28]。

同时, 气候、水化学性质可能对胶结物叠加也有影响, 如在大堡礁相对高降水量的地区, 大量的水冲刷礁系统, 使得潜流带内方解石不饱和, 导致没有或有弱的胶结物发育; 另外, 大规模的海平面下降可能不产生具有化学活力的淡水透镜体, 渗流带和潜流带几乎都不发育胶结作用[93]。因此, 不同地区、不同气候条件下成岩作用与海平面变化之间的关系差别较大, 如何利用成岩作用来准确反映海平面的变化历史, 仍是未来需要重点探索的内容。

4.3 成岩作用对地球化学元素的改造

地球化学元素是用来研究成岩历史及恢复古环境、古气候的一种重要手段[95]。在碳酸盐岩成岩过程中, 受大气淡水、地下热液流体的水— 岩反应作用, 使得沉积物的地球化学元素发生迁移, 迁移过程受控于温度、压力、地球化学元素性质、流体性质、微生物活动等多种因素[46]。在近现代的珊瑚礁中, 频繁的海平面升降产生的大气淡水作用是造成现代珊瑚礁地球化学元素迁移的最主要作用。

受大气淡水改造, 礁沉积物地球化学元素变化主要表现为以下几个方面:①常量元素含量的变化。大气淡水通常比海水含有更少的Sr2+, Na+, Mg2+, 而含更多的Mn2+, Fe2+, Zn2+, 礁灰岩受大气降水影响后, 会使其中的Sr2+, Na+含量降低而Mn2+, Fe2+含量升高[96]。②稀土元素的变化。稀土元素(REE)离子半径大、低温下不易溶于水, 即使在强烈蚀变过程中, 古代碳酸盐岩的稀土元素也可能十分稳定[97], 所以, 稀土元素一般仍保存了沉积时的水体特征, 能够很好地反映沉积环境[98]。③放射性元素Sr同位素的变化。锶同位素可用于海平面变化、其他全球地质事件的研究和海相地层的年龄标定等[46], 其成岩变化主要受控于[99]:碳酸盐沉积物的溶解再沉淀, 由于海相沉积物中锶含量是淡水流体的近20倍, 其溶解再沉淀后会造成围岩87Sr/86Sr值的变化; 流体中锶元素的扩散作用, 它能够使流体与围岩的锶含量逐渐均一化。④氧碳同位素的变化。早期碳酸盐岩沉积物遭受大气淡水淋滤改造时, 大气淡水溶解了大量地表和土壤中的有机碳氧化形成的CO2, 这些与陆生植物有关的CO2具有非常低的δ 13C值(-24‰ ~-34‰ ), 远低于海相碳酸盐的δ 13C值(0‰ )[100]; 而大气降水中氧含量远高于碳酸盐中的氧含量; 因此, 当礁沉积物遭受大气淡水改造时, 会使得碳酸盐矿物的δ 13C值和δ 18O值明显降低。所以, 在利用地球化学元素来研究成岩历史及恢复古气候古环境实际应用中, 需要仔细分析各指标的意义及成岩作用对其影响的结果, 才能寻找出重建古环境和古气候的有效地球化学指标。

4.4 成岩作用中的微生物作用

微生物在礁内大量发育, 但对于它们在礁体成岩过程中作用的研究还不够深入。首先是有机质的作用。有机质与碳酸盐岩矿物沉淀或溶解作用之间的相互作用, 已经在礁和台地的成岩作用研究中做了大量工作, 有机化合物的影响常常被认为是碳酸盐岩非热力学行为的原因[101], 但这项研究工作仍处于初级阶段, 实验室模拟和原地观测都是研究成岩作用所必须的[31], 主要需从3个方面进行关注:①有机质溶解过程中碳酸盐岩的变化(和相关的碳酸盐成岩过程); ②有机化合物与矿物表面优先吸附点之间的关系; ③有机蛋白物质以骨骼碳酸钙和生物碎屑内有机基质的形式出现。其次是微生物的作用。近些年, 现代珊瑚礁调查研究已经集中在微生物底栖动物群的定性和定量评价上, 包括光合作用的底栖微藻。在整个礁生态系统中, 微生物群落对碳酸盐岩沉积物的贡献可能与珊瑚的贡献处于同一个级别[102], 但目前对早期成岩作用过程中微生物作用的机制和过程仍不清楚(尤其是海水胶结过程中), 仍是礁成岩作用未来需探索的方向。

5 结语

珊瑚礁的初始沉积物为丰富多样的生物骨骼, 其矿物成分主要为文石和高镁方解石。在同沉积阶段, 文石质和高镁方解石质的胶结物可能会在沉积物孔隙中发育。如果海平面下降, 通过新生变形作用和大规模的溶解作用, 这些不稳定的组分会有规律地被替代; 随着时间推移, 所有不稳定组分都将转化为低镁方解石。在珊瑚礁内的一些区域, 富含Mg2+的流体流经其中(海水是最主要的流体, 也可包含热液等), 将导致低镁方解石等矿物被替代而形成白云石, 亦产生白云石胶结物。这些矿物演化与水化学之间的关系表明礁体中的矿物转化对海平面变化响应非常敏感, 但转化程度受控于当地的降雨量和暴露持续的时间。所以, 珊瑚礁成岩演化过程受成岩环境变化的驱动, 成岩作用本身可记录海平面升降、气候变化、热液活动和微生物活动等成岩环境的信息。同时, 成岩作用又对珊瑚礁的岩石结构和地球化学元素迁移产生影响, 使得其记录的原始环境信息遭受了改造, 需要仔细分析岩石结构和各元素指标的意义及成岩作用对其影响的结果, 才能寻找出古环境重建的有效指标。在成岩作用与环境关系的未来研究中, 还需加强成岩作用与现代气候环境、海平面变化、大气淡水改造、微生物活动的关系研究, 深化定量研究和实验模拟等, 以获得更准确、更长时间序列的珊瑚礁古环境信息, 为我国珊瑚礁与环境关系的研究提供借鉴。

The authors have declared that no competing interests exist.

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