1、碳酸鹽巖儲層地質(zhì)學(xué)理論基礎(chǔ)碳酸鹽巖儲層地質(zhì)學(xué)講座第一部分蔡忠賢中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）2012年1月斯洛文尼亞的喀斯特斯洛文尼亞的喀斯特碳酸鹽沉積物（巖）碳酸鹽沉積物（巖）灰泥灰泥灰泥的大小灰泥的大小1、Folk（1959）將其描述為石灰?guī)r中小于4um的半透明結(jié)晶基質(zhì)；2、Leighton 和Pendexter（1962）把小于31um的晶粒；3、Chilingar（1967）將含義擴(kuò)大到未固結(jié)的沉積物，粒徑小于5um ?；夷嗟某梢蚧夷嗟某梢?、生物作用主要由浮游生物組成，藻類、有孔蟲、翌足目等，陸相盆地中主要是藻類（顆石藻、非顆石藻）2、生物化學(xué)作用生物生命活動過程中形成的，如藻的鉆孔、藻類的光

2、合作用等3、機(jī)械作用波浪、潮汐、水流作用粉碎、磨蝕顆粒形成4、化學(xué)作用從飽和碳酸鈣的海水中直接沉淀形成1、碳酸鹽巖儲層巖石學(xué)碳酸鹽沉積物（巖）碳酸鹽顆粒 一般是指大于0.02mm，可以分為盆內(nèi)顆粒和盆外顆粒，F(xiàn)olk（1959，1962）將盆內(nèi)顆粒稱為異化顆粒，盆外顆粒稱為外碎屑 異化顆粒包括：生物碎屑、鮞粒、球粒、核形石、內(nèi)碎屑、包粒（鮞粒、核形石）、集合顆粒（葡萄石、藻凝塊、藻團(tuán)塊）1、碳酸鹽巖儲層巖石學(xué)依成因和結(jié)構(gòu)可劃分為三大類：依成因和結(jié)構(gòu)可劃分為三大類：生物碎屑、泥晶顆粒、包粒包粒具同心紋層結(jié)構(gòu)的碳酸鹽顆粒，包括鮞粒、核形石、豆粒、結(jié)核鮞粒包括正常鮞、表鮞、復(fù)鮞、放射鮞、單晶鮞、多晶

3、鮞、假鮞、負(fù)鮞核形石（球狀疊層石）可分成反轉(zhuǎn)堆疊的球形、紊亂堆疊的球形、同心狀堆疊的球形1、碳酸鹽巖儲層巖石學(xué)泥晶顆粒指顆粒內(nèi)部沒有結(jié)構(gòu)構(gòu)造的顆粒。 包括Folk（1959、1962）異化顆粒中的內(nèi)碎屑、球粒、團(tuán)粒、團(tuán)塊等內(nèi)碎屑可進(jìn)一步劃分為礫屑(2mm)、砂屑(2-0.05mm)、粉砂屑(0.05-0.02mm)、泥屑(10%,10%,異常化學(xué)巖異?；瘜W(xué)巖異化粒異化粒10%微晶微晶亮晶異化粒1-10%異化粒25%內(nèi)碎屑亮晶灰?guī)r 內(nèi)碎屑微晶灰?guī)r 含內(nèi)碎屑微晶灰?guī)r微晶灰?guī)r或微晶白云巖生物灰?guī)r細(xì)晶質(zhì)內(nèi)碎屑云巖中晶云巖，細(xì)晶云巖等內(nèi)碎屑25%鮞粒亮晶灰?guī)r鮞粒微晶灰?guī)r含鮞粒微晶灰?guī)r粗晶質(zhì)鮞粒云巖鮞粒

4、3:1生屑亮晶灰?guī)r生屑微晶灰?guī)r含化石微晶灰?guī)r隱晶質(zhì)生屑云巖化石:團(tuán)粒 3:11:3生屑團(tuán)粒亮晶灰?guī)r生屑團(tuán)粒微晶灰?guī)r含團(tuán)粒微晶灰?guī)r極細(xì)晶質(zhì)團(tuán)粒云巖化石:核形石 1:3 團(tuán)粒亮晶灰?guī)r團(tuán)粒亮晶灰?guī)r化石:核形石 1:2 核形石亮晶灰?guī)r 核形石微晶灰?guī)r 含核形石微晶灰?guī)r1、碳酸鹽巖儲層巖石學(xué)1、碳酸鹽巖儲層巖石學(xué)碳酸鹽巖的巖石學(xué)分類Dunham（1962）根據(jù)巖石結(jié)構(gòu)的分類1、塊體狀灰（云）巖 由生物礁形成的（礁核部分），是生物生長形成的，內(nèi)部沒有沉積構(gòu)造，而是生物骨架，即Kolven(1971)和James(1978)的礁灰?guī)r分類中的格架灰?guī)r。 由于重力滑動作用形成的塊體狀灰（云）巖。2、顆粒狀灰（云

5、）巖3、灰泥碳酸鹽巖 包括：泥晶灰?guī)r和泥晶白云巖4、結(jié)晶碳酸鹽巖 包括：巨晶灰?guī)r（2mm）、粗晶灰?guī)r（20.5mm）、中晶灰?guī)r（0.5-0.25mm）、細(xì)晶灰?guī)r（0.25-0.1mm）、粉晶灰?guī)r（0.1-0.02mm）1、碳酸鹽巖儲層巖石學(xué)總體上可分成四類2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)碎屑巖和碳酸鹽巖的區(qū)別2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)Ahr（1973）首先將碳酸鹽巖臺地（邊緣）的類型分為首先將碳酸鹽巖臺地（邊緣）的類型分為鑲邊陸架和緩坡；鑲邊陸架和緩坡；Ginsburg和和James（1974）描述了鑲邊和沉沒陸架；描述了鑲邊和沉沒陸架；Wi

6、lison（1975）提供了一個臺地綜合模式；提供了一個臺地綜合模式；Read（1982）系統(tǒng)劃分出臺地（一般術(shù)語）、緩坡、系統(tǒng)劃分出臺地（一般術(shù)語）、緩坡、鑲邊陸架、孤立臺地、沉沒臺地鑲邊陸架、孤立臺地、沉沒臺地2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)Wilson（1975）的碳酸鹽巖臺地模式寬相帶寬相帶寬相帶寬相帶窄相帶窄相帶盆地相1A濁積巖1B和瘦地槽深水相1C克拉通盆地（非補(bǔ)償?shù)暮屯Ｖ谷毖醯模┨妓猁}巖相開闊陸棚相深陸棚邊緣或盆地邊緣相（斜坡底、斜坡層）碳酸鹽臺地前斜坡相臺地邊緣生物礁相簸選的臺地邊緣灘相開闊臺地相局限臺地相蒸發(fā)臺地相三大相區(qū)、九個相帶2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)碳酸鹽緩坡、鑲邊陸架、沉沒臺地的

7、典型現(xiàn)代實例（比例相同）均勻緩坡均勻緩坡遠(yuǎn)源變陡的緩坡鑲邊陸架鑲邊陸架孤立臺地孤立臺地沉沒陸架注： Queensland和Great Chagos也反映了初始沉沒2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)碳酸鹽緩坡碳酸鹽緩坡1 1、具有緩的斜坡（一般小于、具有緩的斜坡（一般小于1 1），在近濱帶具有淺的波），在近濱帶具有淺的波浪攪動的相，向下斜坡沒有明顯的坡折，就進(jìn)入到比較深浪攪動的相，向下斜坡沒有明顯的坡折，就進(jìn)入到比較深的低能的沉積（的低能的沉積（AhrAhr，19731973）。）。2 2、它與鑲邊臺地的區(qū)別在常常缺乏連續(xù)的礁帶，高能灰、它與鑲邊臺地的區(qū)別在常常缺乏連續(xù)的礁帶，高能灰砂主要位于近濱，另外較深

8、水中常常缺乏來自淺陸架邊緣砂主要位于近濱，另外較深水中常常缺乏來自淺陸架邊緣的角礫。的角礫。3 3、根據(jù)剖面可進(jìn)一步劃分為、根據(jù)剖面可進(jìn)一步劃分為均勻緩坡和遠(yuǎn)源變陡的緩坡均勻緩坡和遠(yuǎn)源變陡的緩坡2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué) 以相對一致的緩斜坡（以相對一致的緩斜坡（1 1幾米幾米/ /公里）進(jìn)入到盆地，公里）進(jìn)入到盆地，主要相帶包括：主要相帶包括：1 1、潮坪和瀉湖相；、潮坪和瀉湖相；2 2、淺灘復(fù)合體；、淺灘復(fù)合體；3 3、較深緩坡相；、較深緩坡相；4 4、斜坡和盆地相、斜坡和盆地相現(xiàn)代實例：現(xiàn)代實例：PersianPersian灣和灣和SharkShark灣灣古代實例：古代實例：VirginiaV

9、irginia的中奧陶統(tǒng)的中奧陶統(tǒng) 紐約的泥盆系紐約的泥盆系2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)均勻緩坡沒有瀉湖相，骨骼岸灘向陸地方向直接過渡為潮汐/潮上復(fù)合體相帶主要包括：1、潮坪潮上復(fù)合體；2、潮汐帶砂席；3、骨骼碳酸鹽鑲邊灘；4、深緩坡/斜坡相現(xiàn)代實例：1、全新世的Seagrass灘2、Shark灣具有鑲邊骨骼岸灘的緩坡，2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)均勻緩坡具有骨骼障壁灘類型的緩坡實例：現(xiàn)代：Shark灣古代：紐約泥盆系Helderberg群 Virginia中奧陶統(tǒng)Wardell-Wassum層序相帶主要包括：1、潮坪潮上復(fù)合體2、瀉湖3、骨骼碳酸鹽障壁灘4、深緩坡/斜坡相2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)均勻緩坡實

10、例：現(xiàn)代：全新世波斯灣古代：Virginia中奧陶統(tǒng) Rockdell和Effna灰?guī)r建造很少形成連續(xù)的線狀障壁相帶主要包括：1、潮坪潮上復(fù)合體2、瀉湖3、淺緩坡骨骼灘和局部斑點礁4、具孤立下斜坡丘的深緩坡和盆地斜坡相具有孤立淺緩坡建造和下斜坡建造的緩坡2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)均勻緩坡實例：現(xiàn)代：全新世波斯灣 Shark灣古代：Virginia中奧陶統(tǒng) Rockdell和Effna灰?guī)r 相帶主要包括：1、潮坪潮上復(fù)合體（發(fā)育弱）2、鑲邊淺潮下砂坪3、低能緩坡具有鑲邊鮞粒球粒砂灘復(fù)合體的緩坡2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)復(fù)合體沿海岸線分布復(fù)合體沿海岸線分布均勻緩坡具有障壁鮞粒球粒砂灘復(fù)合體的緩坡實例：現(xiàn)代

11、：全新世波斯灣 Trucial海岸古代：美國灣海岸的侏羅系Smackover組 VirginiaTennesse的中寒武統(tǒng)等相帶主要包括：1、潮坪潮上復(fù)合體2、瀉湖3、鮞粒球粒障壁壩復(fù)合體4、深緩坡相2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)均勻緩坡 具有一些緩坡的特征（臺地上從攪動的淺水均勻過渡到波基面以下）以及具有一些鑲邊陸架的特征（斜坡相包含了豐富的滑塔、角礫和異地灰砂），但與鑲邊陸架不同的是主要坡折沒有出現(xiàn)在高能邊緣的向海邊緣而是出現(xiàn)在高能砂灘的向海方向許多公里以外，因此深水中的角礫缺乏來自淺水的砂和礁碎屑，主要為深緩坡和斜坡相的碎屑。 低能的遠(yuǎn)源變陡緩坡在淺灘復(fù)合體的向海方向具有廣泛的深緩坡泥席；高能的

12、遠(yuǎn)源變陡緩坡廣闊的灰砂席可以到許多深緩坡部位，泥（含有角礫和重力流沉積）主要局限在斜坡和盆地邊緣。遠(yuǎn)源變陡的緩坡2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)低能遠(yuǎn)源變陡緩坡低能遠(yuǎn)源變陡緩坡現(xiàn)代實例： 全新世的Yucatan臺地（鑲邊陸架沉沒后形成）古代實例：美國西部上寒武下奧陶統(tǒng)遠(yuǎn)源變陡緩坡的相帶主要包括：1、潮坪和瀉湖相；2、淺灘復(fù)合體；3、深緩坡相；4、斜坡和盆地相具有海岸灘/砂丘復(fù)合體的高能遠(yuǎn)源變陡緩坡相帶主要包括：1、砂丘、灘脊、海灘沉積的海岸復(fù)合體；2、內(nèi)緩坡骨骼或內(nèi)碎屑砂席；3、外緩坡泥質(zhì)灰砂（骨骼泥粒巖）；4、高生物攪動的斜坡相實例現(xiàn)代：澳大利亞西南大陸架 Yucatan西南部

13、Shark灣古代：澳大利亞Nullabor平原的第三系高能遠(yuǎn)源變陡的緩坡2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)緩坡可以開始于鑲邊的淺灘復(fù)合體（A），隨時間變化為障壁復(fù)合體（C）,中間以孤立的淺緩坡和下斜坡緩坡（B）聯(lián)接。這些緩坡可以進(jìn)一步演化為鑲邊陸架（D），或演化成沉沒的均勻緩坡（E）。當(dāng)鑲邊陸架沉沒后就演化為遠(yuǎn)源變陡緩坡（F），當(dāng)鑲邊陸架被碎屑質(zhì)埋藏后就演化為G。緩坡的演化2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)緩坡之間的相互關(guān)系1、緩坡偏向于發(fā)育在構(gòu)造或氣候的關(guān)鍵時刻，均勻緩坡發(fā)育在緩的區(qū)域古斜坡上，這種低的古斜坡主要出現(xiàn)在大陸邊緣陸殼洋殼邊界的向陸方向，或者前陸盆地的下沖陸殼上，或者大陸內(nèi)部。2、發(fā)育鑲邊骨骼岸灘的緩坡

14、要陡于發(fā)育障壁型骨骼灘緩坡；類似的，鑲邊鮞粒砂灘緩坡要陡于障壁型砂灘。3、無論是骨骼灘還是砂灘通常均初始化于先存的古地形高點上。4、緩坡上的骨骼灘更可能發(fā)育于潮濕氣候條件下（抑制超鹽度），鮞粒復(fù)合體則易發(fā)育于干旱氣候下。2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)5、當(dāng)臺地前積時，鑲邊復(fù)合體容易演化成障壁復(fù)合體。也可以經(jīng)過以孤立淺緩坡建造和下斜坡建造為特征的中間階段。具有孤立淺緩坡建造和下斜坡建造的緩坡通常是經(jīng)歷了迅速海平面上升的緩坡。它可以抑制橫向擴(kuò)展，而偏向于向上增長。結(jié)果這種緩坡具有海侵層序6、障壁復(fù)合體是伴隨著沉陷速率或海平面上升速率的降低而發(fā)育的。7、當(dāng)邊緣變陡幾度，骨骼灘向海方向前積，緩坡就可以演化成為

15、鑲邊陸架。8、遠(yuǎn)源變陡緩坡可以發(fā)育在緩坡外部斷裂或撓曲變陡的部位，但更常見的是發(fā)育于經(jīng)歷了廣泛的沉沒鑲邊陸架。緩坡也可以發(fā)育于碳酸鹽重新沉積之前被陸源碎屑前積的陸架上。高能遠(yuǎn)源變陡緩坡最容易發(fā)育在溫帶緯度鄰近洋盆的大陸架上，易遭受海洋大風(fēng)大浪襲擊將海底沉積物驅(qū)掃至陸架大范圍地區(qū)，特別是陸架遭到海侵、海退事件時。低能遠(yuǎn)源變陡緩坡可能易發(fā)育于鄰近前淵、小的邊緣盆地或者低緯度大陸的西邊，在這些地區(qū)，風(fēng)主要在外濱。2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)鑲邊碳酸鹽巖陸架鑲邊碳酸鹽巖陸架主要是指波浪攪動的外邊緣以坡度的明顯增加進(jìn)入深水為標(biāo)志（通常從幾度60度）。沿著陸架邊緣它們具有半連續(xù)到連續(xù)的鑲邊或障壁，并限制了陸架內(nèi)

16、的海水循環(huán)和波浪作用（Ginsburg和James，1974）。鑲邊可以由障壁礁、骨骼或鮞粒砂或島嶼組成。全新世的鑲邊陸架為：全新世的鑲邊陸架為：澳大利亞大堡礁、佛羅里達(dá)南部陸架以及Belize陸架。鑲邊陸架邊緣以及斜坡進(jìn)一步劃分為：鑲邊陸架邊緣以及斜坡進(jìn)一步劃分為：1、沉積或加積的邊緣2、越積的邊緣3、侵蝕的邊緣2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)沉積或加積型邊緣沉積作用超過了相對海平面的上升，導(dǎo)致了陸架的前積以及垂向加積。常常缺乏高的邊緣陡崖相帶主要包括：1、旋回性的潮坪和瀉湖，局部發(fā)育斑點礁和骨骼灘；2、陸架邊緣骨骼或鮞粒砂；3、陸架邊緣礁；4、環(huán)臺地或前斜坡灰砂、角礫和半遠(yuǎn)洋灰泥層；5、下斜坡/盆地

17、邊緣鈣質(zhì)濁積巖、頁巖、席狀和渠狀角礫；6、深水遠(yuǎn)洋和半遠(yuǎn)洋灰泥、遠(yuǎn)源濁積巖和頁巖。古代實例：Canning盆地（西澳）的泥盆系；美國海灣海岸白堊系的Stuart City陸架；Michigan盆地的志留系等。2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)鑲邊碳酸鹽巖陸架沉積或加積型邊緣具有沖溝狀斜坡的越積邊緣鑲邊碳酸鹽巖陸架越積邊緣具有陡崖越積邊緣沿臺地邊緣的相帶主要包括：1、礁和灰砂及礫；2、陡崖（200米或更高，代表了沉積物從邊緣到斜坡的越過）；3、陸架邊緣礁；4、環(huán)臺地倒石錐；5、具有沖溝的越積斜坡灰泥；6、下斜坡近源濁積巖、角礫巖和灰泥；7、盆地遠(yuǎn)源遠(yuǎn)源濁積巖、灰泥和頁巖。古代實例：加拿大元古代的Rockne

18、st組（B）；Canning盆地（西澳）的上泥盆系（C）和西北非的中生代（C）2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)侵蝕邊緣（跌積邊緣），以高的陡崖為特征（可達(dá)4公里幅度），礁鑲邊著臺地邊緣，并且上陡崖的幾百米暴露在海面以上。沿臺地邊緣的相帶主要包括：沿臺地邊緣的相帶主要包括：1、礁和灰砂及礫；2、陡崖（200米或更高，代表了沉積物從邊緣到斜坡的越過）；3、環(huán)臺地倒石錐；現(xiàn)代實例：Bahamas的Blake陡崖；古代實例：北美東部的中生代鑲邊碳酸鹽巖陸架侵蝕邊緣2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)礁構(gòu)成的邊緣沒有上升倒海平面附近，仍然保持著相對較深的沉沒（30米），因礁增長潛能高，在地質(zhì)記錄中不常見，一般因向上生長受到特定

19、限制而發(fā)育，如二疊系的Carpitan礁是由于出現(xiàn)超鹽度海水。古代實例：二疊系的Carpitan礁沿臺地邊緣的相帶主要包括：沿臺地邊緣的相帶主要包括：1、旋回性蒸發(fā)巖、碳酸鹽巖；2、瀉湖（內(nèi)陸架）；3、鳥眼碳酸鹽巖和滲濾海相豆石；4、外陸架骨骼內(nèi)碎屑砂；5、塊狀海相膠結(jié)的骨骼粘結(jié)巖和深邊緣的碎屑碳酸鹽巖；6、前斜坡倒石錐、砂和泥2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)具有深鑲邊的碳酸鹽巖陸架鑲邊陸架與其它臺地之間的關(guān)系1、鑲邊陸架最典型的是沿著具有高碳酸鹽產(chǎn)率的初始陸架邊緣發(fā)育起來的；并向加積和前積、越積型、跌積型邊緣演化；2、增長期間，邊緣可在鮞粒為主的到礁為主的之間變化；3、沉沒作用可將鑲邊陸架轉(zhuǎn)化為遠(yuǎn)源變

20、陡緩坡；當(dāng)邊緣變成斷裂型時，可導(dǎo)致向海方向塊體的沉沒；4、鑲邊陸架最可能發(fā)育于低緯度地區(qū)的大陸架上，在赤道板塊匯聚部位也較常見；但在前陸盆地不常見；在一些克拉通內(nèi)盆地的周緣（如Michigan盆地）、以斷裂為邊界的盆地（如Canning盆地）或隨沉沒后的區(qū)域臺地也可發(fā)育；鑲邊陸架在高緯度地區(qū)很可能是缺乏的（溫帶冷水陸架上），在這些陸架上常以緩坡為主。2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)鑲邊陸架的演化，鑲邊礁復(fù)合體（A）是在高幅度的海侵過程中發(fā)育起來的，隨后可以演化為障壁礁復(fù)合體（B）。許多鑲邊陸架是從早期的緩坡（C）基礎(chǔ)上發(fā)展起來的，并逐步向加積型鑲邊陸架（D）、具有沖溝型越積斜坡的鑲邊陸架（E）、具有越積

21、陡崖的鑲邊陸架（F）、具有侵蝕邊緣的鑲邊陸架演化。當(dāng)鑲邊陸架發(fā)生沉沒，就演化為緩坡（H），或者演化為具有上升邊緣和深瀉湖中發(fā)育了高幅度礁體的初始沉沒陸架（I）或者演化為在邊緣的向海方向的深陸架上發(fā)育了塔礁的邊具有后退型邊緣的沉沒陸架。2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)關(guān)于鑲邊陸架和緩坡上的內(nèi)盆地1、鑲邊陸架在淺的碳酸鹽巖臺地邊緣的背后常?？梢园l(fā)育一個內(nèi)陸架盆地，該盆地向陸地方向常常過渡到海岸陸源碎屑，它們常以緩斜坡過渡到以鮞粒/骨骼砂為主的碳酸鹽巖邊緣。2、盆地以水深幾十米，盆地位于正常浪基面以下，風(fēng)暴波基面以上為特征；3、盆地充填主要為具有薄層石英砂和灰砂、層間礫石、海綠石、具有放射狀鮞粒的風(fēng)暴層序，位

22、于風(fēng)暴波基面以下的盆底常常為靜?；?guī)r和頁巖為主。4、內(nèi)陸架盆地通常發(fā)育于相對海平面上升期間，在干旱氣候下，盆地內(nèi)部易出現(xiàn)蒸發(fā)巖，特別是在海退期間。古代實例：西加盆地底寒武系；南Appalachians盆地底寒武系加拿大東部底中生代；海灣海岸等2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)孤立臺地常常幾十幾百公里寬，位于裂谷型的大陸邊緣或過渡殼上，周圍被深水包圍，常常有幾百米甚至4公里深。部分這樣的臺地稱為環(huán)礁，特別是具有深的瀉湖和上升的邊緣時。但它們不同于真正的海洋環(huán)礁，因為這些環(huán)礁主要以洋殼上的火山為基礎(chǔ)建立的。孤立臺地與其它類型臺地的主要區(qū)別之一在于邊緣有迎風(fēng)和背風(fēng)之分。孤立臺地的邊緣可以呈現(xiàn)類似于緩坡的緩傾斜型

23、；但更常見的是類似于鑲邊陸架陡坡邊緣。實例：1、巴哈馬臺地2、墨西哥的白堊系Golden Lane和El Doctor臺地；3、意大利的白云巖中的三疊紀(jì)臺地等2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)具有陡坡邊緣的孤立臺地的相帶包括：具有陡坡邊緣的孤立臺地的相帶包括：1、臺地或臺地邊緣礁、骨骼和鮞粒砂、膠結(jié)的島嶼；2、邊緣陡崖；3、倒石錐和環(huán)臺地砂；4A、滑動和重力流沉積；4B、迎風(fēng)斜坡；4C、沖溝狀越積斜坡；5A、下斜坡和盆地邊緣；5B、生物巖丘帶；6、盆地或盆地內(nèi)部2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)孤立臺地孤立臺地的演化1、被動大陸邊緣上的大部分孤立臺地發(fā)育于斷裂型的大陸或過渡殼上，常常是在洋盆開啟的早期階段；2、一般位

24、于地壘、線狀海底脊，有些則是海平面上升期間在大陸內(nèi)部的構(gòu)造高點上；一些孤立臺地也可發(fā)育于似緩坡底斜坡上，但隨時間可發(fā)育成具有高幅度的鑲邊邊緣，進(jìn)一步可演化成為鑲邊臺地、越積邊緣至跌積邊緣。3、隨著海平面的上升，孤立臺地可發(fā)展成被廣泛的礁和骨骼砂覆蓋的臺地，或者發(fā)展成為上升的邊緣和具有骨骼砂的深瀉湖，或者變成完全沉沒的臺地2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)最初緩坡階段的孤立臺地（A），演化為具有臺內(nèi)鮞粒球粒加積至海平面位置的高幅度鑲邊臺地（B），隨著海平面的上升或沉陷，臺地可以被廣泛的礁碳酸鹽巖和骨骼砂覆蓋（C），或者發(fā)育為具有深瀉湖（以骨骼砂為底）的上升的鑲邊臺地（D），或者變成具有硬底面的沉沒臺地（E）

25、，最終沉沒臺地變成了被盆地相或來自于鄰近臺地的碎屑覆蓋的沉沒臺地（F、G）。孤立臺地的演化2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)沉沒臺地當(dāng)沉陷速率或海平面上升超過向上建造的速率時，緩坡、鑲邊陸架、孤立臺地遭受初始沉沒或完全沉沒（透光帶以下）（Kendall和Schlager，1981）。在開闊海中，透光帶一般可達(dá)到100米。沉沒后的臺地可以被硬底、深水結(jié)核狀的泥質(zhì)灰?guī)r、遠(yuǎn)洋碳酸鹽巖、環(huán)臺地倒石錐覆蓋。具有大量硬底的密集段或者非沉積作用的水下不整合或化學(xué)沉積（包括錳結(jié)核、磷酸鹽等）易于發(fā)育。初始沉沒是指臺地表面仍位于透光帶內(nèi)，因此沉沒后的系統(tǒng)仍然可以得到恢復(fù)。大多數(shù)古代陸架上加積的形式更為常見，但相比之下，許多

26、現(xiàn)代臺地反映了冰川后的海平面的迅速上升造成的初始沉沒。這樣發(fā)育了相對較深的瀉湖以及上升的塔礁、斑點礁和臺地邊緣。相反，淺水的潮坪相則遠(yuǎn)離邊緣。加積與初始沉沒臺地2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)海平面迅速上升形成的沉沒緩坡，顯示了盆地和深緩坡相上超于淺緩坡碳酸鹽巖之上。在較深的下斜坡緩坡相和下斜坡建造可以直接被化學(xué)沉積和斜坡/遠(yuǎn)洋或半遠(yuǎn)洋相覆蓋初始或完全沉沒的緩坡有：初始或完全沉沒的緩坡有：Virginia的中奧陶統(tǒng)以及紐約的泥盆系Helderberg群初始或完全沉沒的遠(yuǎn)源變陡緩坡有：初始或完全沉沒的遠(yuǎn)源變陡緩坡有：全新世的Yucatan、西佛羅里達(dá)和Sahul陸架沉沒緩坡2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)海平面迅速

27、上升形成的鑲邊陸架，顯示了上升的臺地邊緣以及深瀉湖和下斜坡上塔礁的發(fā)育海平面上升形成的孤立臺地，造成邊緣的上升以及深的內(nèi)臺地鑲邊和孤立臺地的沉沒可以導(dǎo)致鑲邊礁的后退并在其前面留下一個深的沉沒陸架。在鑲邊陸架當(dāng)相對海平面上升減緩時，又可出現(xiàn)邊緣的向上建造。在緩坡和鑲邊臺地沉沒 過程中，大量孤立的建造可以發(fā)育于沉沒的臺地上。相對海平面減緩時建造和鑲邊可以顯示三個階段的發(fā)展：滯后階段、追趕階段、保持階段。鑲邊臺地的沉沒孤立臺地的沉沒2、碳酸鹽巖儲層沉積學(xué)碳酸鹽巖臺地的沉沒在于向上建造的速率一般小于構(gòu)造沉陷的速率和海平面上升速率。碳酸鹽巖臺地（礁）的增長速率最大為110米/1000年。而在被動大陸邊緣

28、臺地長期的構(gòu)造沉陷速率一般為110厘米/1000年，在前淵超過50厘米/1000年，這些速率遠(yuǎn)小于礁和骨骼灘的堆積速率，因此沉沒要求脈沖式的沉陷和海平面上升必須大于平均的或者生物群落的回彈速率。初始沉沒的鑲邊陸架有：初始沉沒的鑲邊陸架有：全新世的Queensland陸架（大堡礁）、南Belize陸架和西加泥盆系的陸架完全沉沒的鑲邊陸架有：完全沉沒的鑲邊陸架有：Black高原的白堊系、德克薩斯的Edwards-Stuart City到Georgetown層序初始沉沒的孤立臺地有：初始沉沒的孤立臺地有：許多海洋臺地和環(huán)礁、墨西哥的白堊系臺地、地中海的中生代臺地、大Chagos灘等。2、碳酸鹽巖儲層

29、沉積學(xué)沉沒臺地碳酸鹽巖礦物學(xué)對成巖響應(yīng)的機(jī)理性研究碳酸鹽巖礦物學(xué)對成巖響應(yīng)的機(jī)理性研究2、海水淡水混合溶蝕機(jī)理1、Bogli的混合溶蝕作用機(jī)理3、碳酸鹽礦物的溶解沉淀作用的化學(xué)動力學(xué)條件3、碳酸鹽巖儲層成巖作用Bogli的混合溶蝕作用機(jī)理的混合溶蝕作用機(jī)理平衡CO2含量188.5mg/lCaCO3溶解量為363.425mg/lBogli（1964）用CaCO3在CO2 水溶液中的溶解度曲線來解釋混合溶蝕作用。以水溶液中的平衡CO2為橫坐標(biāo)，以 CaCO3的溶解度為縱坐標(biāo)，可得如圖1所示的曲線。 在該曲線上, W1（4.70，121.29）和 W2（372.3，605.56）處的水溶液與CaCO

30、3正好處于平衡狀態(tài)，當(dāng)該兩點處的水溶液以不同的比例混合時，混合水的成分落在W1與W2的連線W1W2上。96.4125156.6993、碳酸鹽巖儲層成巖作用 當(dāng)混合比例為11時，混合水的成分處在W1和W2連線的中點T上，該點處的平衡CO2含量為188.5mg/l，CaCO3溶解量為363.425mg/l。由于在水溶液中的平衡CO2含量等于96.4125mg/l時，即可溶解363.425mg/l的CaCO3 （圖中 C點），故混合作用在溶液中產(chǎn)生了92.0875mg/l的平衡CO2盈余（即TC的長度），該盈余量中只有一部分（BT）用于繼續(xù)溶解CaCO3，其余部分則仍保持為平衡CO2。達(dá)到溶解平衡時

31、，混合水中的CaCO3溶解量為435.686 mg/l，平衡CO2含量為156.699mg/l（圖中A點），故混合作用所增加的CaCO3溶解量為72.261mg/l（圖1中直線AB的長度）。在圖1中 ，直線TA是通過T點作DE的平行線而得到的，D點處的坐標(biāo)為（44，0），E點處的坐標(biāo)為（0，100），因此過T點作DE的平行線表示的是每溶解100 mg的CaCO3，需消耗44mg的平衡CO2。Bogli的混合溶蝕作用機(jī)理的混合溶蝕作用機(jī)理3、碳酸鹽巖儲層成巖作用海水淡水混合溶蝕機(jī)理海水淡水混合溶蝕機(jī)理 Plummer（1975）、Busenberg and Plummer（1982）、Back（

32、1984）提出了鹽水淡水混合的腐蝕效應(yīng)?；窘Y(jié)論是： 當(dāng)兩種方解石濃度不等的水混合后，會降低方解石的飽和度或重新對方解石具有侵蝕性。 當(dāng)方解石過飽和的海水同方解石呈平衡狀態(tài)的淡水混合后會變成不飽和水?；旌纤倪@種非飽和特性可能是由于離子力的影響引起的 （通過離子絡(luò)合物和非離子組份的形成引起的有效濃度或活度的降低）。因此，一個對于方解石飽和的淡水，在沒有加入更多CO2的情況下，與海咸水混合后會變得更具有侵蝕性。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用（1）濱海巖溶區(qū)過渡帶巖溶發(fā)育的基本規(guī)律與內(nèi)陸一般巖溶區(qū)巖溶發(fā)育規(guī)律的基本一致，即巖性、結(jié)構(gòu)是控制濱海巖溶發(fā)育的最主要因素；（2）濱海巖溶區(qū)混合過渡帶內(nèi)碳酸鹽巖的混

33、合溶蝕速率大于純淡水或純海水中同種巖石的溶蝕速率；（3）在不同的2 分壓條件下，濱海巖溶區(qū)混合過渡帶內(nèi)碳酸鹽巖的混合溶蝕機(jī)理不同。 鄒勝章等（鄒勝章等（2001）通過七組不同淡水與海水配比的混合溶蝕實驗）通過七組不同淡水與海水配比的混合溶蝕實驗 （封閉（封閉2 -2 系統(tǒng)），初步得出了過渡帶混合溶蝕作用的基本結(jié)論：系統(tǒng)），初步得出了過渡帶混合溶蝕作用的基本結(jié)論：3、碳酸鹽巖儲層成巖作用海水淡水混合溶蝕機(jī)理海水淡水混合溶蝕機(jī)理3、碳酸鹽巖儲層成巖作用越南下龍灣沿海岸線的溶蝕作用海水淡水混合溶蝕機(jī)理海水淡水混合溶蝕機(jī)理黃思靜等（2001）通過研究表明： 1、在近地表的溫度與壓力條件下 (40，常壓

34、 )下，開放體系，以碳酸作為溶解介質(zhì)時，碳酸鹽巖中方解石含量越高，其溶解速率越快，即方解石的溶解速率大于白云石。 2、在 70，20的埋藏溫壓條件下，封閉體系，以有機(jī)酸作為溶解介質(zhì)時，碳酸鹽的溶解過程與巖石中方解石和白云石的相對含量已無明顯關(guān)系，方解石的溶解速率與白云石的溶解速率近于相等。 3、在溫度 70 130 ,壓力 20 30的溫壓條件下，封閉體系，以有機(jī)酸作為溶解介質(zhì)時，碳酸鹽巖中方解石含量越高，其溶解速率越低，即方解石溶解速率小于白云石，而且隨著溫度和壓力的升高，白云石和方解石之間溶解速率的差值越來越大。換句話說，當(dāng)溫度和壓力按地層增溫和增壓的條件同時增加時，白云石溶解速率的增加速

35、度大于方解石。碳酸鹽礦物的溶解沉淀作用的化學(xué)動力學(xué)條件碳酸鹽礦物的溶解沉淀作用的化學(xué)動力學(xué)條件方解石和文石的溶解和沉淀動力學(xué)已證明是溫度、PCO2、PH和飽和狀態(tài)的函數(shù)溫度、壓力和組成對溶解作用的影響3、碳酸鹽巖儲層成巖作用上述實驗結(jié)果的地質(zhì)意義是：上述實驗結(jié)果的地質(zhì)意義是： 在近地表的淺埋藏成巖作用中，或因構(gòu)造抬升或海平面下降造成的不整合面之下的碳酸鹽地層中 (它們經(jīng)歷過近地表的表生成巖作用 )石灰?guī)r中由溶解作用形成次生孔隙應(yīng)比白云巖更為發(fā)育，石灰?guī)r的孔滲性相對較好；但在相對高溫高壓的深埋藏地層中，白云巖中由溶解作用形成次生孔隙應(yīng)比石灰?guī)r更為發(fā)育，白云巖的孔滲性應(yīng)比石灰?guī)r更好，同時白云巖中在

36、近地表條件下形成的孔隙在深埋藏條件下也更容易保存。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用碳酸鹽礦物的溶解沉淀作用的化學(xué)動力學(xué)條件碳酸鹽礦物的溶解沉淀作用的化學(xué)動力學(xué)條件溶解速率與pH關(guān)系示意圖 PHPH值對溶解作用的影響值對溶解作用的影響 在PH= 5.5左右 ,以及PH =6.5左右 ,PH值上升速率出現(xiàn)明顯的變化 ,兩個拐點將曲線分為三段。 在PH小于 5.5時 ,溶解速率值上升速率最快 ,曲線的斜率最大 , 在 5.5 6.5之間 ,溶解速率上升速率明顯降低 , 當(dāng)PH值上升到 6.5以后 ,速率再次加快 ,但比PH =5 5以前的速率要低 ;在 40 %海水圖中表現(xiàn)尤為明顯。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用

37、 Berner and Morse（1974）曾利用穩(wěn)定pH值方法進(jìn)行了在25和不同分壓條件下的細(xì)顆粒狀方解石溶解實驗 ,其結(jié)果被表示為溶解速率對pH的函數(shù)曲線 。圖中曲線可明顯地分為三段，反應(yīng)出三個不同的速率控制機(jī)理。 劉再華（2001）通過化學(xué)模擬實驗揭示：1、位于白云石表面的擴(kuò)散邊界層對白云石的溶解速率具有顯著的控制作用。該邊界層的存在能顯著的降低白云石的溶解速率。2、CO2慢速轉(zhuǎn)換反應(yīng)也是白云石溶解速率的重要控制機(jī)理。3、白云石的溶解速率控制機(jī)理在高CO2分壓（5000Pa）和低CO2分壓（5000Pa）條件下是不同的。低CO2分壓時，由擴(kuò)散邊界層（溶質(zhì)傳輸）和慢速轉(zhuǎn)換混合控制，高CO

38、2分壓時則以表面反應(yīng)控制為主。礦物表面性質(zhì)對溶解作用的影響礦物表面性質(zhì)對溶解作用的影響 礦物表面特征 (如晶體缺陷、錯位和微裂隙 )、流體化學(xué)性質(zhì)、礦物表面的反應(yīng)特性、有機(jī)質(zhì)的活性以及可阻止溶解作用的離子抗氧化性等（Bloch，1994）。天然水中對許多礦物的溶解都受表面反應(yīng)動力學(xué)的控制（Berner等，1984）。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用 Giles和Boer（1989）曾詳細(xì)描述過冷卻地層水對碳酸鹽礦物的溶解作用的機(jī)制，在初始狀態(tài)下處于平衡并含有碳酸鈣的孔隙水因遭受冷卻作用而使其所含有的碳酸鈣變得不飽和 (冷卻作用可使方解石的溶解度改變 )。因壓實作用從沉積物中釋放出來的流體可以沿斷層向上

39、運移，從而在斷層附近發(fā)生流體的冷卻作用。在斷層停止提供流體通道的部位，便可導(dǎo)致流體向與之相鄰的巖石滲透。如果這種巖石含有方解石并具有一定的滲透率 ,碳酸鹽礦物的溶解作用便可在此發(fā)生。溫度對溶解作用的影響溫度對溶解作用的影響3、碳酸鹽巖儲層成巖作用由于地下冷卻地層水對碳酸鹽膠結(jié)物的溶解形成次生孔隙 (據(jù)Giles和Boer，1989） 對碳酸鈣平衡的孔隙水孔隙率提高帶上下地層間的溫度差為t斷層斷層對碳酸鈣不飽和的孔隙水進(jìn)入含水層地下水運動方向3、碳酸鹽巖儲層成巖作用溫度對溶解作用的影響溫度對溶解作用的影響碳酸鹽巖成巖作用類型、成巖階段劃分及主要標(biāo)志塌陷角礫干裂角礫古土壤滲流充填物滲流粉砂及滲流豆

40、裂 縫溶?？琢?nèi)粒間孔白云石晶間孔去石膏化去白云石化硅化螢石化天青石化重晶石化石膏化硬石膏化含鐵白云石白云石分散交代鑲嵌壓力雙晶環(huán)邊畸形細(xì)粗晶泥粉晶重結(jié)晶共軸生長鑲嵌連 晶新月形、重力方解石含鐵方解石礦物轉(zhuǎn)化環(huán)邊粗亮晶粒 狀葉片狀柱狀或馬牙狀纖狀球粒顆 粒 硬 化泥晶、粉晶藻鉆孔泥晶化古 溫 度 ()有機(jī)質(zhì)成熟度成巖階段烴類演化成巖環(huán)境鏡質(zhì)體或瀝青反射率（R0）%透明晶晶體形態(tài)組 構(gòu)成分新生變形方解石膠結(jié)物白云石膠結(jié)物或交代白云石晶體形態(tài)成分組構(gòu)交代作用次生空隙選擇 非選擇暴露構(gòu)造溶孔、溶洞、溶縫、管道、暗河同生成巖早成巖中成巖晚成巖表生成巖早成巖古常溫未成烴生物氣未半成熟古常溫85淺中埋藏中

41、深埋藏深埋藏原油凝析油成熟高成熟干氣過成熟氧化降解古常溫或常溫海底潮上湖底混合水大氣淡水暴露及近地表蒸發(fā)滲透回流混合水調(diào)整埋 藏 壓 實 調(diào)整熱 水淡 水0.5 2.0 85 175 175 200 2.0 4.0注1：因地殼運動及海平面的升降在各地不同，在地質(zhì)歷史過程中，有可能在早成巖至晚成巖的任何時期出現(xiàn)表生成巖階段；也可能不出現(xiàn)表生成巖階段。各地區(qū)視具體情況確定。注2：“”表示少量或可能出現(xiàn)的成巖標(biāo)志。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用機(jī)理機(jī)理作用作用時間時間設(shè)別方法設(shè)別方法最小限度埋藏大氣成巖作用穩(wěn)定的區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造早期地層環(huán)境，膠結(jié)結(jié)構(gòu)，流體包裹體，化學(xué)和同位素特征減小埋藏應(yīng)力增加孔隙壓力早晚期

42、壓力測試，測井曲線分析增加剛性結(jié)構(gòu)巖化作用，顆粒支撐巖石作用之前巖石學(xué)孔隙水排出烴類注入早中期孔隙中多種烴類形式測井曲線分析穩(wěn)定的礦物成分新生變形作用，交代作用早晚期巖石學(xué)，元素分析阻滲層封蓋作用，成巖遮擋早中期地層環(huán)境，巖石學(xué)，地球化學(xué)孔隙再生溶解和溶蝕作用構(gòu)造裂隙作用晚期巖石學(xué)碳酸鹽巖儲層7種孔隙保存機(jī)理（Feazel,1985）3、碳酸鹽巖儲層成巖作用 烴類流體侵位可以抑制儲層中的水巖作用，抑制的程度與含油飽和度有關(guān)。有些儲層中，烴類注入儲層后，成巖作用仍在進(jìn)行，這是因為儲層中仍保持著一定的殘余水飽和度，但發(fā)生成巖作用的速率已大大降低?？紫吨辛黧w孔隙度（）成巖作用估計實測上部：油帶油24

43、26膠結(jié)作用受到抑制中部：油水過渡帶油和水265膠結(jié)作用受到抑制下部：水帶水220.3孔隙中布滿了次生方解石北海北海TorTor油田烴類侵位對儲層孔隙的保護(hù)作用（油田烴類侵位對儲層孔隙的保護(hù)作用（FeazelFeazel等，等，19851985）3、碳酸鹽巖儲層成巖作用白云石在成因和產(chǎn)狀上需要進(jìn)一步研究的一個問題是：白云石在成因和產(chǎn)狀上需要進(jìn)一步研究的一個問題是：礦物形成問題礦物形成問題 在實驗室條件下的研究十分困難，目前尚無法證明在沉積作用的溫度（50C）條件下用人工方法從海水中直接沉淀白云石（Tucker and Wright, 1994）。海水相對于白云石來說是過飽和的，卻不能在常溫條件

44、下沉淀出白云石，這是因為白云石沉淀除了飽和度之外，還需要動力學(xué)條件。僅僅從化學(xué)控制白云石沉淀很難闡明常溫條件下不能形成白云石這一事實?，F(xiàn)在關(guān)于白云石形成的許多資料都是從高溫實驗來推斷的。 在過去較長的一段時間里，一些研究者爭論的焦點是原生白云石（直接從溶液中沉淀）和交代白云石的成因問題，現(xiàn)代的觀點是原生白云石很少，只能在一些湖泊和瀉湖中生成（如澳洲的考龍湖）。地質(zhì)歷史中大多數(shù)白云石都是交代成因的。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用白云巖化機(jī)理與模式白云巖化機(jī)理與模式海水是富含Mg2的，是白云石化時Mg2的重要來源，但海水對白云石的沉淀有動力學(xué)障礙，因此白云石化時必須克服這種動力學(xué)障礙。大規(guī)模的白云巖化作

45、用過程中，必須解決二個問題：1、Mg離子的來源問題；2、白云化流體從沉積物中的抽吸靠什么作用，即流動的方式問題；3、碳酸鹽巖儲層成巖作用白云巖化機(jī)理與模式白云巖化機(jī)理與模式白云石化機(jī)理和模式白云石化機(jī)理和模式6060年代年代蒸發(fā)泵、滲透回流白云化模式蒸發(fā)作用作為白云化作用的動力學(xué)條件7070年代早中期年代早中期混合作用模式海水稀釋作為白云化作用的動力學(xué)條件7070年代晚期年代晚期埋藏白云化作用提出盆地泥巖壓實中排出富含Mg2流體作用作為白云化作用的動力學(xué)條件來解釋在臺地邊緣碳酸鹽巖形成白云化作用。8080年代之后年代之后海水白云化模式提出白云石可從正?；蛑挥形⑷跣揎椀暮Ｋ?，在潮上到潮下、礁、

46、淺海、半深海環(huán)境中的沉積物水界面之下形成。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用(Warren, 2000)3、碳酸鹽巖儲層成巖作用白云巖化模式蒸發(fā)泵白云巖化作用 該模式是由Hus與Siegenthaier（1969）以及Makenzie、Hus與Schneider（1980）根據(jù)對特魯西爾海岸的研究后提出的，按照這個模式，必須有三種作用先是海水泛濫，其后是鹽沼表面的毛細(xì)管蒸發(fā)作用，最后是蒸發(fā)泵吸作用相結(jié)合才能實現(xiàn)白云巖化作用。每一個蒸發(fā)階段，當(dāng)文石、石膏、硬石膏相繼沉淀后，Mg2+/Ca2+比值可從7增加到27。通過不斷的海水泛濫和連續(xù)的蒸發(fā)泵吸作用，一方面不斷給薩布哈提供含Mg2+的新鮮海水，以補(bǔ)充薩布

47、哈表面附近因蒸發(fā)而損失的地下水和白云巖化作用而減少的Mg2+；另一方面白云巖化作用則可釋放出Ca2+，進(jìn)一步促使更多的硬石膏發(fā)生沉淀。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用目前，該模式對含Mg2+海水的補(bǔ)充機(jī)制上仍有爭議，將蒸發(fā)泵吸作用作為主要海水補(bǔ)給機(jī)制的最大質(zhì)疑在于海水通過多孔沉積物向大陸方向流動的速度太慢，不足以為白云巖化作用提供充足的Mg2+源，而海水泛濫則可直接造成潛水面的快速上下波動（波動的垂直距離約為10cm），使得具有很高M(jìn)g2+/Ca2+的水迅速上升。 1、這種白云巖主要產(chǎn)于熱帶干旱環(huán)境，其產(chǎn)物以微、粉晶白云石為主。因此巖石類型主要包括泥晶粉晶云巖和藻云巖。常與潮坪沉積物相伴生，呈紋層狀與

48、石灰?guī)r互層，連續(xù)性好，發(fā)育干裂、帳篷、鳥眼等沉積構(gòu)造。2、晶體比較明亮，自形程度好，交代現(xiàn)象明顯，既交代顆粒，也交代灰泥，并可充填干裂縫和鳥眼孔。3、富集較重的同位素13C= 1.53.23，平均為0.16；18O6.323.00%，平均為4.87；4、海水成因明顯，根據(jù)同位素組成計算得出鹽度指數(shù)（Z值）均大于120，平均125。5、形成溫度為常溫條件，根據(jù)氧同位素計算獲得的古溫度范圍在2140C之間，平均為31 C。6、主要微量元素的平均含量除Sr、Ba外，明顯高于混和水成因的白云巖。7、陰極發(fā)光下發(fā)光弱中等。蒸發(fā)泵白云巖的識別特征蒸發(fā)泵白云巖的識別特征3、碳酸鹽巖儲層成巖作用滲透-回流模式

49、最先由Adams和Rhods（1960）提出，用來解釋德克薩斯州西部二疊紀(jì)生物礁復(fù)合體中與蒸發(fā)作用密切相關(guān)的白云巖成因。其原理是：在蒸發(fā)作用下，瀉湖向陸一側(cè)邊緣被蒸發(fā)鹽沉淀而封閉，但濃鹵水能從向海一側(cè)的瀉湖底床向下滲透回流，發(fā)生白云石化。如果障壁本身為沉積形成，如礁帶或鮞灘復(fù)合體，則將建立起沉積加速、相對海平面升和蒸發(fā)鹽沉淀三者之間的平衡，沿陸棚瀉湖一側(cè)邊緣可沉淀厚層蒸發(fā)巖，隨后，大量的白云巖化流體可以回流穿過毗鄰的多孔灰?guī)r單元并導(dǎo)致其白云化（Moore等，1988）。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用白云巖化模式滲透回流 由于缺乏現(xiàn)代可對比的實例，滲透回流白云巖多采用建模研究。1) 早期的建模研究結(jié)果

50、認(rèn)為障壁瀉湖回流白云巖化模式從水文地質(zhì)角度是合理可行的，也有效的Mg的搬運系統(tǒng)以確保毗鄰石灰?guī)r大范圍的白云化（Kaufman 1994）。2) 近期的建模研究滲透回流模式的規(guī)模和持久性，Jones 等（2002，2003）顯示蒸發(fā)回流過程中伴生的白云巖化有數(shù)百公里寬，3公里厚。同時，Jones 等（2002）認(rèn)為鹵水回流停止后，還會存在一種“潛在回流”，潛在回流由早期滲透回流的高濃度鹵水驅(qū)動，其繼續(xù)在橫向上擴(kuò)散。潛在回流也可以生成白云巖，因其鹵水濃度小和運動緩慢而白云巖化速度慢。3) 最近的建模重點研究各種參數(shù)對滲透白云巖和白云巖膠結(jié)物、石膏膠結(jié)物在時間和空間上變化的影響（ Jones 等 2

51、005 ）。這些參數(shù)包括：鹵水濃度、近地表溫度、流體流速、反應(yīng)面積和孔滲性。 建模試驗的結(jié)果支持高濃度的鹵水白云巖化可使圍巖廣泛的白云巖化。并且在靠近鹵水源的方向白云巖厚度有增大的趨勢。研究進(jìn)展研究進(jìn)展3、碳酸鹽巖儲層成巖作用白云巖化模式白云巖化模式滲透回流滲透回流滲透回流白云巖的生成對回流鹵水的性質(zhì)和反應(yīng)表面區(qū)域大小最為敏感，滲透回流白云巖的生成對回流鹵水的性質(zhì)和反應(yīng)表面區(qū)域大小最為敏感，當(dāng)然其他因素對其也有影響，如溫度、孔滲關(guān)系等。當(dāng)然其他因素對其也有影響，如溫度、孔滲關(guān)系等。各種參數(shù)對白云巖的影響各種參數(shù)對白云巖的影響3、碳酸鹽巖儲層成巖作用白云巖化模式白云巖化模式滲透回流滲透回流以上模

52、型左圖為流體回流范圍，右圖為鹵水在經(jīng)歷以上模型左圖為流體回流范圍，右圖為鹵水在經(jīng)歷500000年的濃度分布值（年的濃度分布值（ Jones 等等 2005 ）。）。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用白云巖化模式白云巖化模式滲透回流滲透回流從建模結(jié)果來看，白云巖化受多種因素控制，其中影響最大的是鹵水的濃度和反應(yīng)接觸面積。在高濃度鹵水滲透進(jìn)入障壁島后，鹵水鹽度隨著與瀉湖距離的遠(yuǎn)近產(chǎn)生了濃度梯度，白云巖化作用由強(qiáng)到弱。 在1m.y.的時間內(nèi)，可將深度為500m，寬數(shù)千米的灰?guī)r地層白云巖化。這種白云巖化作用發(fā)生于準(zhǔn)同生淺埋藏時期。以上模型左上角為鹵水源，深度為500m，寬數(shù)千米，在圍巖滲透率不變的條件下，會經(jīng)歷

53、如圖所示的白云巖化過程。在1m.y.的時間跨度內(nèi)，可將模型區(qū)域內(nèi)所有圍巖白云巖化（ Jones 等 2005 ）。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用白云巖化模式白云巖化模式滲透回流滲透回流 一種是向上運動的高鎂粒間水引起的表層碳酸鈣沉積物的白云化作用； 一種是向下運動的高鎂水引起的下伏碳酸鈣沉積物或石灰?guī)r的白云化作用。 第一種白云化作用的時間為準(zhǔn)同生的，第二種白云化作用的時間相對要晚一些或晚的很多，一般是成巖期的，甚至是成巖期以后的，第一種白云巖化作用生成的白云石多為泥晶或粉晶，具有潮上沉積環(huán)境的特征；第二種白云巖化作用生成的白云巖晶粒一般較粗，多為粉晶以上，砂糖狀白云巖多為這一作用形成。在現(xiàn)代熱帶地區(qū)

54、的潮上帶，存在二種白云巖化作用：在現(xiàn)代熱帶地區(qū)的潮上帶，存在二種白云巖化作用：3、碳酸鹽巖儲層成巖作用混和水白云化作用混和水白云化作用 混和水白云巖化作用是指海水和淡水混合所引起的白云化作用。這種機(jī)理的關(guān)鍵是淡水的作用。從成巖環(huán)境方面考慮，混和水白云化作用既可發(fā)生在近地表成巖環(huán)境，也可發(fā)生在埋藏成巖環(huán)境。從時間上分析，可以發(fā)生在成巖早期，也可發(fā)生在成巖晚期。 近地表混和水白云巖作用主要發(fā)生在灘相環(huán)境的大氣淡水與海水的混合帶中，該帶的混和水雖然對方解石來說是不飽和的，但對白云石已飽和，從而造成顆粒和第一期方解石膠結(jié)物的白云化以及粉晶白云石在孔隙中沉淀。原來由泥晶方解石組成的砂屑和鮞粒，轉(zhuǎn)變成由泥

55、粉晶白云石組成的具有殘余結(jié)粒屑結(jié)構(gòu)的粗晶白云石，當(dāng)這種白云石化作用很強(qiáng)烈情況下，甚至可轉(zhuǎn)變成僅具有顆?；糜吧踔翢o顆粒蹤跡的粉晶或細(xì)晶白云巖。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用1、它們往往產(chǎn)于向上變淺的灘相沉積序列中；2、僅有顆粒和第一期方解石膠結(jié)物轉(zhuǎn)變?yōu)榘自剖?，說明這種白云化作用發(fā)生于早期，大致在海底膠結(jié)作用之后不久；3、與前述二種白云化作用形成的白云巖明顯不同的是，這類云巖中未發(fā)現(xiàn)早期蒸發(fā)礦物與之伴生，表明其白云化作用與超咸水無關(guān)；4、發(fā)育同生期大氣淡水溶蝕而成的粒內(nèi)溶孔、鑄?？?、晶間溶孔，它們顯然是在白云化作用前后形成的；5、它們的碳同位素比值明顯偏負(fù)，一般在32之間，平均2.36，明顯反映出淡水影

56、響的特征。其氧同位素組成也必海水成因白云巖富集輕同位素，18O8.554.10 ，平均為5.82 ；6、根據(jù)13C和18O計算的故鹽度指數(shù)都在120左右。表明它們既非純海水成因，也非純淡水成因；一些研究者（Tucker等，1990；Budd，1997）認(rèn)為混和水白云化作用在13C 值上的特征是不在于偏負(fù)的程度，重要的是在于13C 和18O 之間的正相關(guān)性。7、主要微量元素的平均含量多數(shù)介于海水成因和埋藏成因白云巖之間；8、陰極發(fā)光下發(fā)光不強(qiáng)，多呈均一的暗紅光?；旌纤自茙r的識別特征混合水白云巖的識別特征3、碳酸鹽巖儲層成巖作用有機(jī)白云化作用有機(jī)白云化作用 是在淺埋藏環(huán)境中形成發(fā)生的，由于生物活

57、動以及細(xì)菌和有機(jī)質(zhì)的作用，使得潛穴和生物擾動構(gòu)造內(nèi)的地球化學(xué)微環(huán)境有利于白云化進(jìn)行。 有機(jī)白云化作用所形成的白云石常呈粉晶，半自形到它形，晶體渾濁，可見大量包裹體，晶間常殘留有交代不完全的灰泥，它們的鈣、鎂組成正常，MnO、SrO含量較高，而FeO、Na2O、BaO較低， 18O平均為6.45 ，低于同生白云石的值， 13C平均為1.28 與奧陶紀(jì)海水平均同位素接近，從碳氧同位素組成表明它們的形成環(huán)境為淺埋藏、溫度不高，與海水有某種聯(lián)系。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用埋藏壓實白云化作用埋藏壓實白云化作用在沉積物被埋藏后的成巖作用階段，白云石可作為砂巖的膠結(jié)物出現(xiàn)。1、這種白云石常含F(xiàn)e2+，甚至可以

58、是鐵白云石。這反映在陸源沉積系統(tǒng)中常含有大量的Fe+。2、這種作用形成的白云石一般為粉、細(xì)晶，半自形自形，3、它們一般沿壓溶縫合線分布，當(dāng)白云化作用較強(qiáng)烈時，可以形成條帶狀展布的灰質(zhì)白云巖，甚至細(xì)晶云巖，4、但在陰極發(fā)光射線下有時仍可見發(fā)橙光的縫合線痕跡。3、碳酸鹽巖儲層成巖作用 在巖漿期后溶液或深成地下水的熱水溶液中，以及在變質(zhì)作用過程中，均可以形成一些白云巖。這些白云巖常和一些金屬礦床或非金屬礦床密切共生。 這種白云化作用生成的白云石，種類較多，主要包括中晶和粗晶白云石、霧心亮邊白云石、亮晶白云石、環(huán)帶白云石和異形白云石等，以晶體粗大和結(jié)構(gòu)復(fù)雜為特征。它們多數(shù)充填在孔洞縫中，局部地方可形成

59、中、粗晶云巖。此外這些產(chǎn)物以高的有序度、多變的Mg/Ca比值、高負(fù)值的氧碳同位素組成以及高的均一溫度（65140C）為特征。熱水白云化作用熱水白云化作用3、碳酸鹽巖儲層成巖作用(Davies and Smith, 2006)孔隙類型粒間孔鑄模孔溶洞晶間孔體腔孔裂縫遮蔽孔溶蝕擴(kuò)大的裂縫ARCHIE（1952）填隙物可見孔（A、B、C、D）LUCIA（1983）粒間孔孔洞孤立的相連的CHOQUETTE and PRAY（1970）組構(gòu)選擇性非組構(gòu)選擇性碳酸鹽巖的孔隙類型以及有關(guān)的分類Lucia（1983）的巖石物性分類與Archie（1952）的最初分類和Choquette和Pray（1970）的

60、組構(gòu)選擇概念相似A：不可見的空隙空間 B、C、D：孔隙大小從極小增大到比粒屑還大4、碳酸鹽巖儲層孔隙分類Choquette and Pray (1970)的碳酸鹽巖孔隙分類。的碳酸鹽巖孔隙分類。4、碳酸鹽巖儲層孔隙分類Choquette and Pray (1970)的碳酸鹽巖孔隙分的特點的碳酸鹽巖孔隙分的特點組構(gòu)指的是沉積物或巖石中堅固的沉積和成巖組分之間的構(gòu)成關(guān)系。這些堅固的組分（組構(gòu)）包括以下三種類型1）各種類型的原生顆粒（如鮞粒、生物碎屑）2）后期形成的組分或組構(gòu)（如方解石、白云石和硫酸鹽膠結(jié)物）3）及重結(jié)晶和交代組分或組構(gòu)（如白云石和硫酸鹽晶體）如果孔隙與這些組分（組構(gòu)）有明確的依賴