（一）结构
不同成因类型的碳酸盐岩具有不同的结构类型，主要与岩石的形成作用及沉积环境有关。归纳起来可有下面几类。
1.晶粒结构（结晶结构）
由结晶的碳酸盐矿物颗粒组成的结构。这是由化学、生物化学作用沉淀成的石灰岩，蒸发型原生白云岩、强白云岩化石灰岩及白云岩，强重结晶的石灰岩、白云岩等岩石具有的结构。根据结晶颗粒的大小可分出不同的结构类型，如砾晶、砂晶、粉晶、泥晶等（表8-9）。
表8-9 粒晶的结构类型
2.生物结构
由原地生长的造礁生物，如珊瑚、海绵、苔藓虫、层孔虫及藻类等形成的礁灰岩所具有的结构。它是原地固着生长的生物构成骨架，在其间隙中被其他生物或其他碎屑和基质所充填或由化学沉淀物质胶结而成。
3.碎屑结构
由于流水和波浪而产生的机械搬运和沉积作用所形成的石灰岩和白云岩常具有与陆源碎屑岩石类似的结构，称碎屑结构或粒屑结构。
碳酸盐岩的碎屑结构可分为四个组成部分：颗粒，泥晶基质，亮晶（淀晶）胶结物，孔隙。
（1）颗粒（粒屑、异化粒）
碳酸盐岩中的颗粒与陆源碎屑岩中的砾石、砂粒和粉砂相似，但它不是陆源的碎屑物质，而是在沉积盆地内部由化学、生物化学、生物作用以及波浪、流水的机械作用形成的颗粒。颗粒主要有五种类型：内碎屑；生物碎屑；鲕粒；球粒；团块。
1）内碎屑：是早已沉积于海底、弱固结的碳酸盐沉积物，经岸流、波浪或潮汐等作用剥蚀出来，并再沉积的碎屑（图8-21）。内碎屑按直径可分为如表8-10所示的类型。
表8-10 内碎屑按直径大小划分
图8-21 内碎屑
（据冯增昭，1994）
（a）砾屑，砾屑石灰岩，河南登封下寒武统馒头组，单偏光，×50；（b）砾屑，竹叶（状砾屑）石灰岩，内蒙古乌海上寒武统固山组，放大机直拍，×6；（c）砂屑，砂屑石灰岩，安徽淮南下寒武统毛庄组，单偏光，×50；（d）粉屑，粉屑石灰岩，安徽淮南下寒武统馒头组，单偏光，×50
2）生物碎屑：指生物化石的碎片或者经过搬运的非原地生长的完整化石。碳酸盐岩中常含有数量不等的生物组分，有的石灰岩几乎全由生物及生物碎屑组成（图8-22）。在碳酸盐岩中，生物组分相当于其他岩石中的“造岩成分”，应给予足够的重视。
3）包粒：是指外形呈球状或椭球状，内部有核心，围绕核心具同心纹状或放射状的包壳的颗粒。包粒直径小于2mm的球形到椭球形的颗粒称为鲕粒，大于2mm的称为豆粒。鲕粒的核心可以是陆源的粉砂，如石英、长石或小的内碎屑、生物碎屑等，有时也可以是空心的。包壳可以出现单一的同心圆状或放射状构造，也可以两种构造相互交替。关于鲕粒的成因，有无机沉淀说和有机成因说两种：有机成因说认为鲕粒是一种死了的藻体或者是细菌生命活动的产物；无机成因说认为鲕粒是在温暖或湿热的气候、地形平缓、动荡的浅海条件下从胶体溶液中沉淀的，而且认为纯的胶体溶液中产生放射状包壳；不纯的胶体溶液产生同心层。
图8-22 骨骼颗粒
4）团粒：或称球粒，是由泥晶碳酸盐矿物组成的颗粒。一般呈卵圆形，内部结构均匀，表面光滑。团粒在岩石中常成群出现，大小约在0.03～0.2mm之间。它是由骨屑、藻尘、生物粪粒或化学沉淀的泥晶方解石或文石发生凝聚后经流水搬运滚动而成（图8-23）。
5）团块：是具不规则外形和无内部结构的复合碳酸盐颗粒，内部可包裹小生物、小球粒等，并常由蓝藻粘结（图8-24）。
图8-23 球粒
图8-24 团块
（2）泥晶基质
是沉积盆地内部形成的成分单一的碳酸盐软泥，与碎屑岩的杂基相当。但它不是陆源的，而是盆地内形成的细小的碳酸盐泥屑。碳酸盐泥具有泥晶或微晶结构，晶粒小于0.03mm（Ф＞5），充填于颗粒组分之间，对颗粒起某种胶结作用。根据具体成分，可分为“灰泥”和“云泥”。灰泥是方解石成分的泥，也称为“微晶方解石泥”；云泥是白云石成分的泥。
布拉特（Blatt，1972）认为碳酸盐泥（泥晶）的可能成因与来源有以下4种：
1）较大的碳酸盐颗粒，经波浪和水流的机械磨蚀作用而形成。
2）生物磨蚀作用，当生物吃下较大的碳酸盐颗粒后，在体内将它消化磨成粉末而成。
3）由海水直接发生无机化学沉淀所产生的泥状文石针。
4）钙质藻类组织内的针状文石，腐烂后分离而形成文石针泥。
泥晶基质具有典型的泥状结构，易与晶粒较大的亮晶碳酸盐胶结物区别。然而，当泥晶基质重结晶成较大的晶体后，变成新生亮晶碳酸盐矿物时，则与亮晶胶结物较难区别。这种现象，在时代较老的碳酸盐岩地层中十分常见。
（3）亮晶胶结物
又称淀晶胶结物。它是充填于碳酸盐矿物颗粒间隙中的化学沉淀物质（图8-25），对颗粒起胶结作用，相当于碎屑岩中的化学胶结物。亮晶方解石（白云石）晶粒常大于0.01mm。按其成因特征可分为以下几类。
图8-25 亮晶结构物的几种类型
（据孟祥化，1983，略有修改）
g—颗粒组分；s—亮晶胶结物；m—泥晶基质。再生边型中的g为海百合单晶，点线边缘为其单晶化石轮廓；渗流砂型中的m为泥、粉屑渗流充填物，上部s为亮晶；世代型中s1为第一世代亮晶，s2为第二世代亮晶图中的标尺长为0.5mm
1）粒状亮晶胶结物：由等轴粒状亮晶方解石组成（不是微晶基质重结晶的方解石晶体），晶粒大小为0.01～0.03mm，晶体明亮干净，多为贴面结合。根据对现代和古代海滩岩、鲡粒灰岩的研究发现，淡水胶结环境多形成粒状亮晶胶结物，尤其是在淡水渗流带与潜流带之中。
2）新月型亮晶胶结物：这是一种仅仅产生在两个颗粒接触处的触点胶结物。其特点是胶结物的矿物集合体外缘常形成向内弯曲的新月形。这种亮晶胶结物类型是陆上渗流带的特点，是早形成的胶结物受大气淡水改造后形成的。在干燥气候、蒸发强烈的地区，如潮上带萨布哈，有浓度大、相对密度大的盐水渗流，也可以在颗粒间形成新月型胶结物（图8-25（a））。
3）重力型亮晶胶结物：这种胶结物又称为悬挂型亮晶胶结物，通常位于一些大颗粒的下方，系由于渗流带孔隙水受重力作用集中而悬挂在颗粒的下方，在该处结晶出亮晶胶结物。此种结构的特点是只在颗粒下方才有结晶出的亮晶胶结物，而颗粒上方没有或很少有胶结物（图8-25（b））。重力胶结物的成分一般为粒状亮晶方解石，但是在干燥区当有盐水渗透时，也可产生化学沉淀的泥晶方解石、文石或白云石。
4）渗流砂型亮晶胶结物：“渗流砂”是邓哈姆1969年提出的，是指碳酸盐岩的原生或次生孔隙中，充填着一种粉砂级的碳酸盐沉积物，结果在孔隙壁上形成亮晶，中间为泥屑、粉屑或细小生物碎屑；或者在孔隙底部形成泥粉屑，上部形成亮晶（显示底构造），内部沉积物有时还显微层理构造（图8-25（c））。这种类型的亮晶胶结物是早期成岩阶段，当碎屑沉积物处于渗流带时，上部渗流水携带的粉屑物质充填于粒间孔隙，或是当沉积物暴露于大气水中时，渗流带淡水沿孔隙渗滤、溶解，携带的粉屑物质充填孔隙而形成。
5）再生边型胶结物：又称为次生加大胶结物或共轴生长、共轴增生。此种类型类似于砂岩中围绕石英颗粒的再生加大现象。在碳酸盐岩中常见方解石（或文石、高镁方解石）围绕海百合、海胆、介形虫、有孔虫、软体动物壳等生长，并依生物壳内矿物晶体的结晶轴方位继续向外生长。例如，生物壳内为单晶高镁方解石，则其外增生的晶体也为单晶，并且光性方位一致；如果生物颗粒是纤状和玻纤状，则其外增生部分亦为共轴的纤状和玻纤状方解石（图8-25（d））。
6）世代型亮晶胶结物：颗粒间孔隙胶结物晶出时，由孔隙壁向孔隙中心晶体变粗，出现世代胶结物（图8-25e））。海底胶结作用中，颗粒间胶结物常出现一、二、三个世代：第一世代方解石（原为文石或高镁方解石），呈小针状或小马牙状（栉壳状）垂直颗粒表面生长，它是不含Fe2+、高镁、纤维状或刃状、富含有机质的晶体，是早期成岩阶段海底胶结作用的产物；第二世代方解石常呈现较大的粒状亮晶，生长于第一世代晶体的外侧，常是含Fe2+、低镁、粒状、不含有机质的晶体，是晚期深部成岩作用阶段的产物；若颗粒间还存在孔隙，有时在粒间孔隙中心还可长出更大的第三世代的晶体。在淡水潜流带的胶结作用中，颗粒间的胶结物也可出现世代现象。第一世代常生长在颗粒上，形成片状晶组成的等厚方解石环，或者长成细小菱面体的方解石。第二世代的晶体更粗大，为明亮的淡水方解石。
7）等厚环边片状亮晶胶结物：是指亮晶方解石以等厚环边分布在颗粒上，由等厚的纤片晶体交汇形成多角形的边界。这种胶结物类型是海水和淡水潜流带胶结物的一种特征，但是淡水潜流带的等厚边胶结物是方解石，而海水潜流带的等厚边胶结物是高镁方解石或文石（图8-25（f））。
在碳酸盐岩中区别泥晶基质（灰泥）或亮晶胶结物有重要意义。因为它们能反映沉积环境的水动力条件。泥晶基质的存在说明岩石是在水动力条件微弱的静水环境下形成的，亮晶胶结物则表明是介质动荡的环境。因为强的波浪、潮汐或岸流等能将内碎屑颗粒的泥晶基质冲洗干净，富含CaCO3的水溶液于成岩期在颗粒间隙沉淀结晶成明亮的方解石晶体。
沉淀的亮晶胶结物与重结晶的泥晶基质的主要区别点如下：
1）亮晶方解石或白云石晶体明亮干净，而重结晶方解石常较浑浊而微带褐色。
2）亮晶晶体与颗粒之间的接触界线明显，多是突变接触，不破坏颗粒边界，重结晶的灰泥与颗粒界线不清，可破坏颗粒边界。
3）亮晶晶体常呈栉壳状沿颗粒边缘分布，出现世代特征，有时亦可呈晶粒结构，但晶体间的接触界面是平直的。重结晶的泥晶晶体之间接触界面则多呈不规则状。
4）在一块岩石中，亮晶的含量少于颗粒含量，一般在30%～40%以下，并且分布于磨圆度高、分选性好的颗粒之间。重结晶的泥晶基质含量较高，常可多于颗粒的数量。
（4）孔隙
与砂岩相比，碳酸盐岩的孔隙在结构、类型和成因及分布上更为复杂，它不仅影响油气的储集，而且也会影响某些金属矿的富集作用。碳酸盐岩的孔隙主要分为原生孔隙和次生孔隙两大类。
1）原生孔隙：在沉积时就存在或产生的孔隙，可见以下几类：
a.粒间孔隙，存在于碳酸盐颗粒之间的孔隙，其形态类似碎屑岩的砂粒间孔隙，但更复杂。按颗粒类型不同可有鲕间孔、砂屑间孔、砾屑间孔、生物间孔等。
b.遮蔽孔隙，由于大颗粒（如生物）的遮蔽，使其下无沉积物保留的孔隙。
c.粒内孔隙，存在于碳酸盐颗粒本身之内的孔隙，如生物（腹足、瓣鳃、介形虫等）体腔孔。
d.生物骨架孔隙，为生物礁灰岩所常具有。
e.生物钻孔孔隙，即虫孔构造之未被充填者。
f.鸟眼孔隙，未被充填的鸟眼构造。
2）次生孔隙：即沉积之后，在成岩后生及表生阶段的改造过程中产生的孔隙。
a.粒内溶孔，为形成于颗粒内部由溶蚀作用产生的孔隙。
b.铸模孔，当溶蚀作用继续进行时，粒内溶孔进一步扩大，直到把整个颗粒或晶粒全部溶蚀掉，而保留一个与原颗粒形态和大小一样的孔隙时，便称为溶模孔隙或铸模孔隙。常见的有鲕模孔、生物铸模孔及石膏模孔。
c.粒间溶孔，不是原生的，而是由次生溶蚀作用产生的粒间孔隙。
d.晶洞孔隙，多存在于晶粒状白云岩中的白云石晶体之间，是因石灰岩白云岩化而产生的孔隙。其孔隙小，但孔隙度可很高。
e.其他还有溶孔、溶洞、溶沟等。
4.残余结构
碳酸盐岩形成后，由于交代作用的影响，常形成多种交代残余结构。如由白云石化作用而形成的白云岩常具石灰岩的各种原生结构，如残余碎屑结构、残余生物结构……等。
（二）构造
碳酸盐岩的构造也很复杂，它与沉积环境和成岩改造作用有关。在碎屑岩中能见到的构造在碳酸盐岩中几乎都能见到，另外还有碳酸盐岩特有的一些构造。下面只介绍几种特殊的构造。
1.叠层构造
特征的是叠层石。它是由蓝绿藻细胞丝状体或球状体分泌的粘液，将细屑物质粘结再变硬而成。它的生长由于季节变化而形成两种基本纹层。
1）富藻纹层：又称基本暗带，较薄（0.1mm）。在藻类繁殖季节，沉积物中藻体多，有机质高，色暗，主要由泥晶碳酸盐矿物组成。
图8-26 叠层构造
柱状叠层石石灰岩，柱高达2m；山东蒙阳汝南上寒武统凤山组
2）富屑纹层：又称贫藻纹层或基本亮带，较厚。在藻体休眠季节，沉积物中藻体少，有机质少，色浅。碳酸盐沉积物多，为亮晶方解石（或白云石）和微屑及少数粉屑、藻屑。叠层构造（图8-26）就由这两种纹层交替组成，并产生向上突起的纹理。有时在基本层内还有藻间孔隙，被亮晶或微晶-亮晶充填。
叠层构造常见于潮坪地区的潮下浅水环境的沉积内。叠层石的分布、多少及形态，受海水流速及沉积物搬运速度的控制。
2.鸟眼构造
图8-27 鸟眼构造
（据路凤香等，2002）
在泥晶、微晶（或球粒）白云岩或灰岩中，见有1～3mm大小、大致平行层理排列、似鸟眼状的孔隙，被亮晶方解石或硬石膏等充填或半充填的构造称为鸟眼构造（图8-27）。因为它们常成群密集出现，故又叫窗格状、筛状或网格状构造（孔隙），由于多在暗灰色基底上出现白斑点，故又称雪花状构造。在近代和古代碳酸盐岩中，常见有几种岛眼构造：
1）扁平、孤立的小孔，高1～3mm，宽几毫米。由露出水面的沉积层干涸收缩形成，多由气泡造成，即沉积物内原含气泡，后被亮晶充填。
2）孤立、多呈泡状的小孔，直径约1～3mm，多由气泡造成，即沉积物内原含气泡，后被亮晶充填而成。
3）在纹层状泥晶灰岩或白云岩中平行排列的鸟眼，基质是球粒状的，可见有孔内沉淀，具示底构造的充填物。系由干涸引起，在持续洪水与最大暴露面相结合的潮坪区内，发育最好。
伊林（1959）对鸟眼构造作了详细研究，他提出了六种可能的成因：①灰泥中的水滴；②灰泥中的气泡；③收缩；④藻类；⑤硬石膏；⑥成岩作用重结晶。多数人认为以收缩及气泡成因为主。
鸟眼构造多产于潮上带，少数在潮间带，而潮下带极罕见。若鸟眼孔内未被充填或后来受溶蚀而成窗格状孔隙，则可成为油气的储集空间。
3.示底构造
在碳酸盐岩的洞穴中由沉积物特征不同而能指示岩层顶底的构造称示底构造（图8-28）。其洞穴下部为泥晶、微晶碳酸盐矿物，上部为亮晶碳酸盐矿物，两者交界面平直。各界面又均与岩层面平行。两者界面代表了当时的沉积界面，或沉积间断面。在同一岩层中各个洞穴的界面在方向上是一致的，既指示了层理方向，又指示了岩层的顶底面，故能够指示岩层的原始顶底方向。
图8-28 腹足类体腔中的示底构造
（美国佛罗里达，上新统—更新统，照片宽0.38mm）
4.缝合线
缝合线在碳酸盐岩中是最常见的构造。按其与岩层的产状关系可分为平缝合线（平行层理）、斜缝合线和立缝合线。
一般认为缝合线是在后生阶段由压溶作用产生的。一般是薄层灰岩、泥质夹层很薄的石灰岩中缝合线发育。若灰岩厚，或泥质夹层少，缝合线就少。
缝合线按大小可分为显缝合线和微缝合线，前者在岩石中肉眼可见，后者要在显微镜下才能分辨。微缝合线多产在两颗粒的接触点处，多绕过颗粒，少数穿过颗粒及胶结物，这可能是在成岩晚期阶段由于压实作用，在颗粒间接触点产生压溶的结果。