1、 四川盆地川东北地区二叠系至中三叠统为碳酸盐岩台地相沉积，沉积了以石灰岩、白云岩、膏盐岩为主的岩类。一直以来，该区是四川盆地油气开发的主要层系，并以中下三叠统、二叠系、石炭系海相碳酸盐岩为主要目的层。 在碳酸盐岩岩类中，对于石灰岩、白云岩及二者的过渡型岩石，现场肉眼不易区分，常使用化学鉴定法，如稀盐酸法、三氯化铁染色法、硝酸银和铬酸钾染色法来加以鉴定。同时还可结合录井参数如钻时相对变化量、扭矩相对变化量等来辅助判定岩性。 酸盐岩储集层，由于强烈的次生变化，特别是胶结作用和溶解作用使储集空间具有类型多样、结构复杂和分布不均的特点，因此在碳酸盐岩地质录井中必须把握以下要点： 1、在岩性观察和描述时
2、，要特别注意白云岩和白云石化，尤其要注意由潮间和浅滩环境形成的粉晶白云岩或粒屑白云岩；大气淡水与海水混合作用形成的中-细晶白云岩、礁块白云岩；潮间潮上带形成的粉晶白云岩、角砾白云岩。 2、注意对粗结构岩石的观察和描述。主要为发育滩相带及斜坡相带，在纵向上发育于沉积旋回中部的水退阶段的岩石，如粗粒和粗晶鲕状灰岩、介屑灰岩、碎屑灰岩、生物碎屑灰岩和礁灰岩等。 3、注意对岩石缝、洞、孔的观察统计 一是注意观察统计岩屑中的次生矿物，注意研究统计次生矿物的总量和自形晶含量，求出它所占次生矿物的百分比，绘制出自形晶次生矿物百分比曲线，再结合钻时曲线，判断缝洞发育层段。 二是注意对储层岩心孔、洞、缝的观察统
3、计，注意统计张开缝、未充填缝-半充填缝、洞的数量，注意观察裂缝与裂缝、孔洞与孔洞、裂缝与孔、洞的相互关系；注意统计分析缝洞层的孔、渗性。 三是注意对钻进中钻井参数异常情况的掌握与分析，当发生钻具放空、钻时降低、泥浆漏失或跳钻、蹩钻等现象时，为钻遇洞缝层的标志，常有井漏、井喷或流体产出。 四是注意对岩石薄片显微孔、缝的统计分析。 鉴于碳酸盐岩组构的复杂性，在现场录井工作中仅凭肉眼及放大镜观察，已不有满足需要，采用薄片鉴定技术已成为必不可少的重要手段。通过偏光薄片鉴定，可提供岩石学分析所需要的大部分资料，如岩石的矿物成分、含量、颗粒大小、分选、磨圆度、胶结物成分、胶结类型、成岩作用及成岩自生矿物，
4、孔隙大小、形态、分布等，这些都是影响储集层储渗性的主要内容。 1、碳酸盐岩的矿物成份研究的化学方法 碳酸盐岩主要由方解石和白云石两种矿物组成。以方解石为主为石灰岩，以白云石为主为白云岩，在现场用 5%10%的稀盐酸和镁试剂对碳酸盐岩进行试验，作初步的成份分类命名（见表 3-1）岩石试剂石灰岩 白云质石灰岩 灰 质白云岩 白云岩 泥灰岩 石膏盐酸 5%10%强烈起泡并有响声立即起泡反应强度中等，反应有延续性稍待片刻才起泡，反应强度微弱不起泡或起泡很慢很微弱起泡较弱反应完后岩样表面有粘土膜无反应镁试剂 无蓝色沉淀 少许蓝色沉淀 有蓝色沉淀 明显蓝色沉淀 无蓝色沉淀 无反应 在岩石表面加稀 HCl
5、时，也可以大致判断出岩石中粘土含量的多少。如果粘土含量较多，则在酸蚀的表面上留下一层未溶的粘土膜。这种未溶的残余粘土的多少，对于我们在野外工作阶段大致判断碳酸盐岩一粘土岩系中的岩石类型，是很有用的。 方法是：对一定量的研成粉末的岩石加稀 HCl 充分反应后过滤，称量滤纸上剩余的泥质粉末，利用其比值可判定灰岩泥质含量。但这种方法对非泥质且在稀 HCl中不反应或微弱反应的其它含有物不能有效判别，需结合其它方法确定过滤剩余物为泥质。 在用稀盐酸区分岩石类型时，应注意岩石的新鲜程度、岩石的孔隙及渗透性、岩石表面粘附的碳酸盐岩粉末等因素的影响，要经过反复试验对比，再结合其它岩性特征定出岩石名称。 其它在
6、碳酸盐岩中可见的碳酸盐矿物还有菱镁矿，菱铁矿，菱锰矿，特别是菱镁矿过去易被忽视，误认为是白云石，据现代不少单位研究，在不少地层中（如Z，T ）均发现有菱镁矿。它常与硬石膏共生。 区分白云石与菱镁矿的方法可用化学分析， （MgCO3 高达 90100%）染色法（二苯胺基脲染色，菱镁矿呈鲜红色，白云石、方解石不着色） ，或用 50%浓度的 HCl滴岩样（白云石起泡，菱镁矿不起泡） 。 区别硬石膏可用氯化钡。方法是：把研成粉的岩样放入小烧杯用 10%的 HCl（盐酸）反应，过滤出岩样，在滤液中加入 10%氯化钡，即生成乳白色沉淀物硫酸钡。根据乳白色沉淀物的多少定性判定硬石膏的含量。 其它在碳酸盐岩中
7、可见的碳酸盐矿物还有菱镁矿，菱铁矿，菱锰矿，特别是菱镁矿过去易被忽视，误认为是白云石，据现代不少单位研究，在不少地层中（如Z，T ）均发现有菱镁矿。它常与硬石膏共生。 区分白云石与菱镁矿的方法可用化学分析， （MgCO3 高达 90100%）染色法（二苯胺基脲染色，菱镁矿呈鲜红色，白云石、方解石不着色） ，或用 50%浓度的 HCl滴岩样（白云石起泡，菱镁矿不起泡） 。 区别硬石膏可用氯化钡。方法是：把研成粉的岩样放入小烧杯用 10%的 HCl（盐酸）反应，过滤出岩样，在滤液中加入 10%氯化钡，即生成乳白色沉淀物硫酸钡。根据乳白色沉淀物的多少定性判定硬石膏的含量。 在野外可做简易的薄片染色，
8、确定化学成份，介绍如下： a、茜素红-S（又名茜素磺酸钠） 将 0.1 克（100 毫克）的茜素红-S 粉末溶解在 100 毫升的浓度为 0.2%的盐酸中。对矿物染色结果是： 方解石、高镁方解石、文石、毒重石都呈深红色。 白云石菱镁矿、菱锰矿、石膏等不染色。 b、鞑靼黄（或钛黄） 将 0.2 克的鞑靼黄溶解在 25 毫升的甲醇中，并加入 50 毫升的 30%NaOH（即 30毫升 NaOH 加 70 毫升水） ，然后加热煮沸。热染时，将岩样放在沸腾的溶液中沉浸 5 分钟。结果： 方解石、文石、硬石膏不染色； 白云石、高镁方解石、石膏、菱镁矿呈橙红色。 c、组合染色剂 把 1 克茜素红S 和 5
9、 克铁氰化钾一起溶解在 1000 毫升的、浓度为 0.2%的稀盐酸中。染色结果是：方解石成深红色；铁方解石染成带兰的红色；铁白云石染成兰色。 d、区别天青石与重晶石 用玫瑰红酸钠 0.5%的饱和溶液和 NaOH20%的溶液。 步骤是：将样品浸于 NaOH(浓度为 20%)的溶液中，半分钟后用水冲洗；再将玫瑰红酸钠溶液滴于岩样上，约 2 分钟后用水冲洗干净；结果天青石被染成桔红色或带玫瑰红色；而重晶石、方解石、白云石不染色。 e、区别毒重石与方解石 用玫瑰红酸钠法：将 2 克玫瑰红酸二钠溶于 100 毫升的蒸馏水中，标本先用稀盐酸侵蚀，并用蒸馏水冲洗几次，然后把标本浸入试剂中 5 分钟，结果：毒
10、重石呈橙红色；方解石不染色。 另外用玫瑰红酸钠，可以检查出微量的锶。 f、区别白云石与菱锰矿 用联苯胺法将 2 克的纯联苯胺溶于 100 毫升的水（其中含有 10N 的 HCl）中。标本先用 HCl 浸蚀并用水冲洗几次。然后把标本浸入 NaOH 的稀溶液（1-3% ）中约 1.5 分钟，最后把标本浸入冷的联苯胺溶液中。结果：菱锰矿很快染成兰色；白云石不染色。 g、区别白云石与菱镁矿 将 1 克二苯基代碳酸，二肼溶于 100 克酒精中，再加入等体积的 NaOH（20%）溶液，然后在水浴中加热，待水浴中的水煮开后，将光片放入 5 分钟。若为菱镁矿则呈红紫色；白云石、铁白云石不染色。另一法：将 0.
11、15 克二苯胺基脲固体加入 100毫升乙醇中，再冲入 NaOH，使 PH=1314，在水浴中煮沸，把岩石的磨光面浸没于沸腾的二苯氨基脲的碱性溶液中，经 30 分钟后洗净观察，白云石，方解石不染色，而菱镁矿成鲜红色。 2、灰泥 灰泥是碳酸盐沉积物的常见组分，泥晶是碳酸盐岩的重要组分。灰泥一般13m 或更小，重结晶后转为为泥晶，常通 4m 或更大。灰泥大量出现在潮坪、海湾、深水缓坡、泻湖或较深海等低能环境，分布在潮下带及潮坪上，斜坡和深水盆地内也有。灰泥的成因非常复杂，包括：热带高盐度海水由于蒸发作用发生的化学沉淀；碳酸盐颗闰的进一步机械破碎、磨蚀；生物遗体，特别是钙质藻类的分解，如仙掌藻和一些松
12、藻都是由极细的文石针状晶体组成；藻类光合作用造成生物化学沉淀；生物钻孔，吃食等。 胶结物主要是指沉淀于颗粒之间的结晶方解石或其他矿物，它与砂岩中的胶结物相似。 这种方解石胶结物的晶粒一般都比灰泥的晶粒粗大。通常都0.005或0.01。由于其晶体较清洁明亮，故常称作“亮晶方解石”、 “亮晶方解石胶结物”或“亮晶”。 这种亮晶方解石胶结物是在颗粒沉积以后，由颗粒之间的粒间水以化学沉淀的方式生成的，所以又常称“淀晶方解石”、 “淀晶方解石胶结物”或“淀晶”。正因为它是粒间水化学沉淀作用生成的，所以这种方解石晶体常围绕颗粒表面呈栉壳状或马牙状分布，这就是通常所说的第一世代的胶结物。第一世代的栉壳状胶结
13、物一般都很难把粒间孔隙充填满。第一世代胶结物末充填满的 残余粒间空隙，有时仍然空着，但有时却又被第二世代的亮晶方解石胶结物充填。这第二世代的亮晶方解石，就不再是栉壳状，而多呈嵌晶粒状。凡有两个世代胶结物的碳酸盐岩其粒间孔隙就大为减小了。 亮晶方解石胶结物与粒间灰泥的区别在于：（1）亮晶晶粒较大，灰泥则较小；（2）亮晶较清洁明亮，灰泥则较污浊；（3）亮晶胶结物常呈现出栉壳状等特征的分布状况，灰泥则不是这样。 当岩石发生重结晶作用时，灰泥常变为较大晶体，亮晶方解石胶结物也将发生变化。这时，要把灰泥重结晶的方解石晶体与亮晶方解石区分开，就有一定困难。在重结晶作用还不太强烈时，可用以下特征区别。 亮晶
14、存在于分选好、磨园好、数量多沉积时常互相接触的颗粒间隙内，即在一块岩石中，淀晶的含量不会太多，一般均小于 30-40%，比颗粒少；而重结晶晶体含量可高，可多于颗粒含量。 亮晶方解石较明亮、清洁，不含或极少含杂质；而重结晶方解石常不很明亮，常见残余物或残余结构。 亮晶与粒屑之间的接触界限明显，多是突变接触，它不破坏粒屑的边界，重结晶者可破坏粒屑边界，或者接触界线不清。 亮晶常见 1 或 2 或 3 个世代，第一世代方解石成小针状或小马牙状不含 Fe2+的偏三角体， （用铁氰化钾染色不着色） ；第二个世代的方解石成较大的粒状，菱面体状，含 Fe2+的晶体（用铁氰化钾染色呈兰色） ，说明形成于还原条
15、件下，长在第一世代晶体之外。有时一，二世代之间还有泥质，铁质薄膜，说明两者之间曾有过间断；有时向洞隙中心还可能长出第三世代的最大晶体，当然有时也可能只有一个世代，没有第二，第三世代。 这种世代现象在微晶基质及其重结晶的亮晶中决不会出现。 若亮晶不出现世代特征，而是粒状晶体胶结物，则淀晶晶体接触界面多是平直的，多是贴面结合即一个晶体平直的晶面和二个晶面也平直的晶体接触，而重结晶的亮晶晶体面多不规则，晶粒大小相差可以很大，多成三重结合，即三个晶体不规则的晶面互相接触。 5、窗格孔隙 窗格孔是一种网格状或窗格状的孔洞群构造。鸟眼孔隙和鸟眼构造（方解石充填的鸟眼孔隙）是典型的代表。希恩（shinn,1
16、969）以及其他一些人认为鸟眼构造是潮上带的标志。但另一些人认为类似的孔隙或构造在潮下带其他环境也可见到。所以该孔隙分类使用窗格孔隙，而不用鸟眼孔隙。它包括潮上带的鸟眼孔隙及潮下带出现的类似的孔隙。然而，在世界各地，作为具有经济意义的窗格孔隙主要还是与潮坪环境有关（如美国奥陶系，四川三叠系） 。关于这种孔隙的成因还有争议，已提出了藻类腐烂、气泡、盐类晶体溶解。干裂或层间收缩等多种解释。窗格孔一般为单个（20.5最大可达 5）的，形状不规则的，孤立的，但常有一定排列方位的孔洞群，孔隙度比较高。由于常发育在潮坪的白云石化岩相中，即常伴生有渗透性较好的晶间孔，因而具有较高的渗透率。但若白云石化很弱，
17、则虽然孔隙度很高。但渗透率却比较低。 区别 苔藓虫骨骼以平行叶片结构为特征，褶曲较明显，似毛毯状，色较深，可与腕足类碎片的平行叶片结构相区别。泡孔目和变口目幼年期带为微粒加正纤结构，与某些腔肠动物相似，但纤体不如后者发育。与床板珊瑚的区别，在于苔藓虫呈叶片结构，虫管一般小于 0.5mm。现代环口目苔藓虫以其透亮的叶片结构和虫室直径大于0.1mm，而与暗色隐粒的珊瑚藻相区别。 3、分布 钙质苔藓虫为底栖海生动物，适宜各种温度和深度，对半咸水亦有较魇适应性。但最发育的区域仍为浅海。喜附着于坚硬的基底，而不能生活的砂底和泥底上。由于滤食浮游生物，要求水体清洁而动荡。 3、头足类 外壳的形状和大小变化
18、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，壳内被隔离分隔成奶多小室、隔离与壳壁交线为缝合线（仅弦切面中见到） ，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份的海水中。 三叶虫由许多体节组成，背面覆盖着坚固的甲壳，腹面具柔软的薄膜。甲壳一般呈弯形、成虫长度 2 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、腹模、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，由显钩形的节片组成，尾甲显波状弯曲。在横向切面中，轴
19、部显平缓的隆起、两则凹。在通过轴部的弦切面中，甲壳显内空的不规则或串珠状环。三叶虫甲壳边缘都发生向内弯曲，因而垂直切面中均呈手仗状或钩状，尤其在头缘和壁缘向内弯曲最大，在厚度上最逐渐尖灭的，而与胸节切面的钩状不同，三叶虫有许多剌，如颊剌、肋剌、侧剌、尾剌和轴刺，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，正交偏光下显波状消光，有时见树皮状花纹，不难与其它生物碎片区别。三叶虫是生活在海水中已灭绝的节肢动物。 海百合硬体分茎、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
20、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层状的内孔，海百合原来成份为高镁方解石，均变为低镁方解石，单个骨板呈连生单晶结构，也有的由两个或多个晶体组成。海百合茎以规则外形，粗大的单晶结构不难与其它生物碎片区别。 海胆全部由灰质骨板构成的胆壳。大多辐射对称，少数见两侧对称。海胆以骨板保存为特征。海胆化石以其特有的风络晶结构不难与海百合茎等其它化石相区别。 海百合茎和海胆均生活于海水中，海胆可以出现在任何深度的海水。奥陶纪现代。 1、白云岩化作用必须具备两个条件 （1）引起反应的水溶液的 Mg/Ca 比值必须大于 8.4； （2）有比岩石（或沉积物）孔隙体积多成千倍的这样的水溶
21、液能够通过碳酸钙的沉积物和岩石，才能使原有物质发生白云岩化。即白云石化作用不是固态反应，而是通过岩石中的水溶液引起的同时的碳酸钙的溶解作用和白云石的沉淀作用进行的。 白云岩作用可发生于不同的成岩阶段 （1）准同生白云化 即碳酸钙（高镁方解石或文石）沉淀后立即被白云石所交代。如某些鲕粒白云岩，生物白云岩或泥晶白云岩，认为是准同生白云化产物。 这种白云岩完全可反应原始沉积环境。但它又不是原生化学沉淀的白云岩。因一般认为原生没淀白云石的环境（水动能不大，高盐度不适于生物生长等）决定它不能生成鲕粒和生物（藻类可能例外） 。故若出现了鲕粒或生物的白云岩，就认为是白云化的，若这些颗粒及基质均保持了原始结构
22、，并多由泥晶白云石组成者，则认为是准同生白云化的。 另外有人认为潮上带泻湖、盐湖及潮上坪台相的白云岩，甚至与膏盐共生白云岩都是准同生白云岩化的。 它的特点是白云石晶体呈自形半自形，泥晶 微晶，成层分布，有时还显层纹构造 。 2、白云岩作用可发生于不同的成岩阶段 （2）成岩白云化 成岩白云石在碳酸钙沉积物内部或沿地层不连续面形成，是从无序的高镁方解石格架中产生 Mg2+的胚芽开始，高镁方解石不稳定，过一段时间（ 1010000 年）就要变为方解石，或者溶液中（软泥水、孔隙水）富含 Mg2+时可交代方解石中的Ca2+而形成白云石，所以这种作用就是直正的 Ca2+Mg2+的交代作用。 成岩白云石常显
23、菱形的自形半自形晶体，较大，有环带构造（晶体中心有一块阴影，四周较亮） ，有时还保 存已分解的有机质的臭味，及氧化铁、黄铁矿、白铁矿、铁白云石的斑块，有时白云石晶体中心的阴影也有铁质及残余的方解石等。 成岩白云石不破坏原始结构构造，可穿过层理，但不穿过层面（层系界面）成岩白云岩常有一定层位，呈薄层或条带状，与灰岩可共生。多为微一粉晶结构，部分可至细晶结构。因成岩白云化而提高了岩石的孔隙度，因白云石的菱面接触会造成很多晶间孔。 由于成岩白云化是无外物加入的，主要发生在本沉积层内的物质重新分配组合，温压影响不大，新生矿物的成份与本层沉积物的原始成份有关，所以它还能反应原来的沉积环境（主要指物理化学
24、环境） ，即能说明其含盐度较高，Mg/Ca 比值高等。 2、白云岩作用可发生于不同的成岩阶段 （3）后生白云岩化 这种交代作用的机理是需要有富镁的超咸度的盐水，很多人认为最有利的条件是由含盐层系中的地下水的活动，这种超盐度的地下水沿水平或垂直方向移动，溶解并交代方解石。 由于后生白云岩化，是对已形成固结的灰岩的白云化，故常成不规则的透镜体，脉状，窝状体夹于在为岩基体中，分布局限，大小一般为几米到几百米，延长不远，没有一定层位，可切割层理面，并常集中分布于裂隙发育的地方。镜下看后生白云石晶体透明度高，晶体大，晶形好，破坏原岩的结构构造，有时岩石中还见有正常海相窄盐度生物的残余结构后生白云岩的孔隙
25、度可很高。 后生白云化在脱离了原来沉积环境的灰岩中发生的，有外来物质加入，不能代表原来的沉积环境，这样形成的白云岩叫次生白云岩。而成岩白云岩应属于广义的“原生白云岩”。 方解石交代白云石的作用叫去白云化作用，或叫方解石化作用（因有人把文石转变成为方解石也叫方解石化，故白云石的方解石化一般不叫方解石化） 。交代完全时可形成交代石灰岩，但常常仅是部分地交代，若交代完全可成为去白云化的次生灰岩（如川南 Tc）不完全者则成去白云化灰岩及去白云化假角砾岩（如川西 Tr） 。 1、去白云化作用的几种情况 （1）硫酸盐离子的存在有助于去白云化作用，其化学反应式为： CaMg(CO3)+CaSO42CaCO3
26、+MgSO4 （带走） 这种情况一般见于膏质白云岩中，由于硬石膏溶解（天水或地下淡水的淋滤）而引起去白云化作用、硬石膏铸模孔被方解石充填（即为去膏化） 。而白云石被方解石交代（去白云化） 。因大气水降落在石膏露头上，产生 Ca/Mg 比值高的溶液，有助于去白云化。 1、去白云化作用的几种情况 （2）富含黄铁矿的白云岩、由于黄铁矿的氧化可以产生硫酸盐离子，因而引起去白云化作用。 （3）淋滤作用：可以由解离掉白云石中的 MgCO3 分子而造成简单的 CaCO3（方解石）分子的残积，其结果就造成了结构松散的方解石质的岩石。 石膏岩与白云岩互层时、不易发生去白云化作用，只有当石膏层处于古侵蚀面或后期裂
27、缝附近遭到大规模溶蚀后（古岩溶）含 SO42-的水溶液向下渗滤（沿裂缝或晶间隙） ，可以在下伏白云岩中造成广泛的白云化作用。如川南胜 13 井 Tc22 有一层去白云化，去膏化含云次生灰岩。厚 1.3m，紧接硬石膏层之下，两者接触介面斜交层面，显然是由云膏岩经去白云化去膏化而成，使晶间孔隙等提高，钻进时有放空和井喷现象 2、去白云化的构造 去白云化与地表或地下水有关。去白云化有两种构造： （1）去白云化之方解石脉呈网格状、把原有白云岩分割成假角砾状（如川南Tc4+5、川西 Tr21） 。 （2）去白云化之方解石呈斑块状，不规则状分布（如川西 Tr） ，去白云化证据和特征有： a、在方解石大晶体
28、内有未完全交代的白云石残余物、成嵌晶结构。 b、方解石具白云石假象一好的菱面体，因白云石结晶力强，比方解石更易形成自形菱面体。 c、变余残余物中有以前的菱面体白云石晶体假象，呈氧化铁的环带出现、或者在新生的方解石晶体内保存有原先的白云石菱形晶体的残余形迹。 d、由于去白云化常是陆上地表环境的一种标志，多是退后生或表生作用的产物，形成时间晚、去白云化之方解石晶体一般大，若发生的粒屑，白云岩（可能是早先白云化的）中胶结物的去白云化，则去白云化方解石里大的连生晶体、 “包含”粒屑成连生胶结，薄片中见方解石大而透明，突起较白云石低、易与白云石区别。 三）自生硬石膏、石膏及去膏化 1、所谓自生矿物是指在
29、同生、成岩、后生阶段由化学作用形成的矿物、它是与他生矿物（即陆源碎屑矿物）相对的。如碳酸盐岩中的主要矿物：方解石、白云石是自生矿物、其余可见的自生矿物有：硬石膏、石膏、石英、天青石、重晶石、海绿石等等。自生矿物占有自己的空间，具有自己的晶形，无交代其它矿物的现象。 自生硬石膏，石膏常见于蒸发岩系列中，呈层状产出，或呈结核状、分散状产于膏质白云岩中，有时呈粒屑白云岩的胶结物出现（如川西 Tr 的膏质凝块白云岩） ，在非蒸发系列的石灰岩中，见个别石膏洞缝合线分布，并与白云石伴生； 2、去膏化常与表淡水和细菌作用有关、其反应式为： 6CaSO4+4H2O+6CO26CaCO3+4H2S+1102+2
30、S 从式中可看出出去膏化结果产生方解石交代石膏，而释放出 H2S 及自然硫、也可以被分散带走、也可以富集成自然硫矿床。 3、四川 T 系膏质白云岩中常见去膏化、其鉴定特征是：粒状方解石或舌状、束状、放射状方解石具石膏晶体的假象或石膏结核的假象。 这是与潮坪暴露（成岩早期暴露） 、雨水溶蚀有关、石膏被含 CO2 的雨水溶蚀而沉淀方解石，H2S 及硫被逸散、有的则成为膏模溶孔，或被晶族状方解石半充填。还常伴生有自形石英、并常见有细中晶黄铁矿包围去膏化的残体边缘、这或许是淡水从沉积物中往下渗透到潜水带内、由于细菌的作用分解石膏、所放出的 H2S 使基质沉积物中分散的 Fe2O3 集中还原成黄铁矿、另
31、外有的石膏晶体为白云石代替、究竟是膏模孔被晚期成岩白云石充填或是去膏化方解石又被白云石晚期交代尚不清楚。 四）自生天青石、萤石及天青石化、萤石化 天青石、萤石常与硬石膏伴生，充填于各种溶孔及负鲕孔中，天青石也可形成斑晶包裹方解石、白云石或交代裂隙中充填的方解石；或充填构造角砾岩的次生胶结物的晶间隙；在川南茅口灰岩中萤石沿缝合线分布与白云石伴生；这些产出特征即说明天青石、萤石多是后生阶段的产物，硬石膏化，天青石化、萤石化主要充填孔隙或裂缝、对于储集性不利。 五）自生石英及硅化 石英若交代方解石，白云石或石膏呈方解石，白云石假象或不规则状者称硅化、石英若单独产出或充填孔隙成自形晶者称自生石英。这些
32、硅质产物大多是成岩后期的硅质交代碳酸钙沉积物或岩石形成的。在成岩早期阶段、灰泥基质中可散见自形的自生石英晶体。 在成岩早期和后生阶段的酸性条件下，易发生硅化作用；而在中一晚期成岩及后生阶段的碱性条件下、则易发生去硅化作用。 在碳酸盐沉积物中、硅化是有选择性的，它总是先硅化生物、再硅化灰岩中的其它部分。硅质交代生物的顺序为（从易难）：苔藓四射珊瑚、床板珊瑚、有疹孔的腕足类个无疹孔腕足类棘皮有孔虫钙质海绵、伞藻。 六）磷酸盐化 磷酸盐矿物（胶磷矿、磷灰石等）交代其它矿物或生物等颗粒者、谓之磷酸盐化。但也有磷酸盐矿物呈自生矿物或重矿物出现。 磷酸盐化常与环礁有关，并常在白云化作用之后发生、常温常压较
33、低的 PH 值及弱还原或中性环境（EhO）有利于磷酸盐化。 七）胶结作用 所谓胶结作用是指碳酸盐颗粒和矿物被彼此粘结在一起，变成坚固岩石的作用。 （八）压实作用 碳酸盐沉积物在上覆层的负荷压力下，发生孔隙流体的减少、孔隙度降低、沉积物密度增加、比体积减小、颗粒变形破裂、甚至引起颗粒和岩石局部溶解的作用，统称为压实作用。它可进一步分为物理压实（即狭义的压实）作用和化学压实作用（即压溶作用）两类。 （八）压实作用 1、常见的物理压实现象有 （1）颗粒点接触频率高。压实作用可使含少量颗粒的灰泥沉积物转变成颗粒质泥岩或泥质颗粒岩，增加颗粒之间的点接触的机率。 （2）颗粒变形。在负荷压力或应力作用下，颗
34、粒岩和泥质颗粒岩中的松软的球粒、砂屑和包壳颗粒，常常发生塑性变形，有时还伴有颗粒定向和重新排列。 （3）颗粒间线状接触或曲面接触。颗粒变形可导致颗粒之间呈线状接触或曲面接触。颗粒曲面接触又叫凹凸状接触或嵌入接触。压溶作用亦可产生此种效应，所不同者在于接触颗粒的边缘因压溶有一部分已经消失。 （4）颗粒压平。介屑或长形颗粒受压重新排列，并被压平、压折或压扁。 （5）颗粒断裂或破裂。颗粒受压破碎为几部分，但未错位。常发生于可塑性小的介屑或长形颗粒中。 （6）颗粒错断。颗粒受压断裂为两个以上断块，并沿折断面发生错位，一般说，在压应力作用下互不分离，在切应力作用下折断部分略有分离。 （6）颗粒错断。颗粒
35、受压断裂为两个以上断块，并沿折断面发生错位，一般说，在压应力作用下互不分离，在切应力作用下折断部分略有分离。 （7）颗粒表皮撕裂。岩石受剪应力作用的部位，包壳颗粒或介壳的表皮外壳层被撕离原位一段距离，但不发生压折和错位。 （8）颗粒表皮剥离，颗粒表皮或外壳撕裂进一步发展，即形成表皮或外壳剥离。 （9）颗粒表部揉皱。包壳颗粒受压时，遭其邻近硬度大的颗粒之挤压，发生表部揉皱。常伴有压溶作用。 10）颗粒畸变。化石或特定形态颗粒。在压实过程中发生内部构造形变。 （11）颗粒碎裂。颗粒在应力作用下发生粉碎性碎裂。若多次重叠破碎，颗粒轮廊将难以辨认。 （12）潜穴及鸟眼孔隙压缩变形。在灰泥岩中的潜穴、鸟
36、眼孔隙及其它原生孔隙受压后变形或压扁。 （13）有机质破碎并变形为不规则细脉，常形成缝合假象，深埋环境中发育。 （14）比较脆性的纹层和位于塑性压实灰泥层之间的薄的泥裂层发生破裂和旋转。 2、化学压实作用压溶作用 化学压实作用是指在负荷或应力作用下，在颗粒、晶体和岩层之间的接触点上，受到最大应力和弹性应变，化学势能不断增加，使应变矿物的溶解度提高，导致在接触处发生局部溶解。主要的压溶构造有： （1）缝合线：是压溶作用的特征构造，其外观呈锯齿状，由互相交错的柱状、牙槽状构造缝合而成。接触缝中保存有不溶解的粘土、有机质、铁质和沥青，有时常有其它自生矿物如白云石、自生石英和黄铁矿等。 （2）微缝合线
37、：仅发生于颗粒之间的缝合构造称之微缝合线。它实质上是一种颗粒间的缝合状接触。 （3）未缝合的缝：未缝合的缝在 70 年代才被人们所认识。它由密集的细缝组合而成。外观为帚纹状，侧向延伸数厘米至数百米。在其接合面之间也以有机质、粘土、沥青、黄铁矿、碎屑硅酸盐以及白云石等的富集为特征。缝的幅常小于 1mm，有时密集成组，又叫粘土缝、马尾丝脉、马尾丝缝、帚纹状纹层、波状纹层、假缝合构造。主要发育在粘土和石英粉砂含量高（10%）或有机质较丰富的石灰岩和晶粒较细的白云岩中。据巴瑟斯特推测，岩层沿着这些未缝合缝隙的溶解变薄现象与缝合线构造的溶解作用的效应相似。 上述缝合和未缝合的缝可与层理平行，组成单式的（
38、一条缝） 、复式的（一组缝） 、或者彼此交织组成的网格状缝。 3、影响压实作用的因素 （1）继承性因素 碳酸盐颗粒的结构、填积、排列及形状对压实作用有明显的影响。一般认为颗粒平均粒径小、分选中至好、填积密度或填积指数小以及未受潜穴搅动的随机堆积，有利于发生压实作用。具板状或多孔状以及具可塑性的颗粒容易遭受较强的物理压实作用。大化石的壳体保护或遮蔽，可使小颗粒躲避压实作用的破坏。 镁方解石和文石等准稳定矿物容易发生压溶作用，粘土矿物在颗粒接触界面的流体系统中，促成颗粒间产生互相连接的溶解微区，亦有助于发生压溶作用。 （2）动和学因素 一般认为压溶作用发生在数百米深的埋藏条件下，但有淡水稀释时，压
39、溶作用也可以出现在几十米深度。连续持久的埋藏，将引起压实总效应的增加。 地温梯度较低、颗粒表面亲水以及贫镁雨水的渗入，均有利于压溶作用的发生。 （3）抑制性因素 早期的胶结和白云石化作用，可增加碳酸盐沉积物的强度，阻碍压实作用发育。 （九）重结晶作用 单纯的重结晶作用是指在成岩过程中，矿物的晶体形状和大小发生变化而主要矿物成份不改变的作用。一般情况下趋向于出现晶体长大的现象，福克称之为“进变新生变形”作用。特殊情况下也可能发生晶体的缩小，或叫“退变新生变形”作用。 重结晶方解石的主要鉴别特征：常含泥晶方解石包体、较混浊、晶体大小分布不均匀、无规律、常成集合体状、斑块状、晶体边界弯曲、常具三重结
40、合面、可破坏颗粒边界。 （十）对成岩后生作用的研究意义 可归纳为以下几方面： 1、对成岩作用等的研究可以了解沉积环境、再造古地理面貌和原始的物质成份，恢复其原来面貌，指导实际工作。 2、从对成岩作用、后生作用的研究中可了解沉积物和岩石的变化历史和强度，找出其对油气生成和聚集的有利层段和区域，提出对与沉积岩有关的矿产的控矿条件，指导普查和勘探工作。 3、从石油地质角度出发，对成岩和后生作用的研究，应着重于对油气生成的影响和对孔隙。裂缝等储集性能的影响等方面，特别是对碳酸盐岩储层的孔渗结构和成因的研究，一定要研究成岩后生作用。如现在不少地方的油气田好的储层，孔隙均很发育，不仅是因为它们形成的环境有
41、利产生原生孔隙，而且多半有一个成岩早期的暴露、淋滤、淡水胶结的过程。若找出了这样的相带和地区，对指导油气的勘探是有实效的。 （一）碳酸盐岩成岩环境的一般特征 1、海底成岩环境 海底成岩环境是指沉积物堆积过程中或堆积后，被上覆沉积物埋藏或暴露在大气水作用之前，受海洋底层水影响所处的环境。现代海洋碳酸盐沉积研究表明，沉积物受水的影响的深度变化很大，可以不足 1m，也可达数千米；时间可持续数千年，孔隙水的运动一般是以对流的方式进行。成岩作用变化一般发生在沉积物的颗粒内与粒间孔隙中，主要是化学的和生物化学的变化，包括胶结作用、溶解作用和生物碎解作用及生物化学沉淀或溶解作用。海底成岩环境可根据起作用的沉
42、积因素进一步划分为潮间、浅海、礁和深海底成岩环境。 1、海底成岩环境 潮间成岩环境中，孔隙水除海水外，还周期性受大陆和大气浅水影响。胶结物一般是纤状文石和细粒叶片状高镁方解石；受大气淡水影响强烈的地方可出现粒状方解石胶结物。蓝绿藻和真菌藻的作用在该环境中有重要意义，海滩岩中常见的泥晶和形成的泥晶套就是其产物。镁方解石和文石交代石英、长石的现象在潮间成岩环境中也比较常见，这可能与蓝绿藻光合作用使 PH 值上升有关(Friedman,1973) 。浅海海底成岩环境中，一般说来碳酸盐沉积物与孔隙水（海水）是基本平衡的，即海水对碳酸钙是饱和的。当由于气温的昼夜变化，生物的活动及腐烂，细菌的分解等造成孔
43、隙中CO2 分压变化时就会造成 CaCO3 沉淀的条件，使海水中的碳酸钙在沉积颗粒间和颗粒内沉淀形成胶结物，这是最常见的成岩现象。但在浅海底，并非各处海水对碳酸钙都是饱和或过饱和的，在同一地方也非永远都是过饱和的。当海水对碳酸钙不饱和时，就会发生碳酸盐沉积物的溶解。如现在北海的瑞典沿岸地区有大约 45Km2 范围内出现碳酸盐砂的大规模溶解作用，产生粒内孔隙或骨骼颗粒分解成灰泥（E.T.Alexanderson,1978 ） 。 生物礁的成岩变化有许多是发生在海底成岩环境，包括胶结作用、生物作用及溶解作用。胶结作用通常在活礁体表面之下很短距离（几毫米到几厘米）就开始发育，形成纤状文石和细粒半透明
44、状的镁方解石充填礁骨架间孔隙、生物体腔孔隙和礁屑的粒间和粒内孔隙。生物的作用，主要表现在某些藻类和无脊椎动物对礁体的钻蚀破坏作用，多数情况是在碳酸盐底质上产生大量孔洞，严重时可造成礁体的崩塌（Moore,1974） 。溶解作用虽不是礁成岩环境中常见的现象，但由于礁常常在高能带暴露，故遭受雨水侵袭发生文石及镁方解石的溶解是完全可能的。 深海底成岩环境与浅海底成岩环境完全不同。深海底海水对碳酸钙一般是不饱和的，所以溶解作用占优势；底栖生物和蓝绿藻一般不能生存，所以生物作用很小；沉积物主要由生物软泥组成，生物腐烂、分解对成岩作用影响很大。深海底也可发生交代作用，一般表现为镁方解石交代某些文石质生物骨
45、骼。在局部地区也生成镁方解石为主的胶结物。 2、大陆成岩环境 大陆成岩环境是指碳酸盐沉积物脱离海底成岩环境，上升并暴露于大气淡水作用条件下所处的环境；也包括靠近大陆，但未直接暴露在陆表而遭受大气淡水强烈影响的环境。大陆成岩环境中的成岩作用主要是化学作用，仅在极为特殊的情况下才出现一些生物和机械的作用。最常见的是溶解作用文石及镁方解石的溶解，胶结作用方解石沉淀，矿物转化作用高镁方解石转化为方解石，泥晶重结晶和新生变形。大陆成岩环境以潜水面为界可进一步划分为大气渗流和大气潜流成岩环境。大气渗流成岩环境其上部与大气圈接触，是个不规则的面，其下以潜水面为界与大气潜流成岩环境相接。渗流带的厚度与气候有关
46、，干燥气候带可以很厚，甚至缺失潜水面；潮湿气候带可以很薄，甚至潜水面与地面一致。一般情况下，渗流带的厚度由大陆向海洋方向变薄和尖灭。渗流环境最典型的特征是孔隙水是大气淡水，与海水相比离子浓度低，Mg2+含量 1-1010-5，Ma/Ca 为 1/4-1/10，富含 CO2 和 O2， PH8，Eh0，因而对海相碳酸盐沉积物常常不饱和，从而大量地发生文石质鲕粒、生屑的溶解而产生铸模孔。镁方解石质颗粒一般不溶解，而直接转化成方解石。渗流环境的另一个特征是孔隙水的运动状态。孔隙中充有空气，大气淡水在颗粒表面形成水膜，并在重力作用下向下运动，由于表面张力的作用，这些孔隙水在颗粒接触处或某些遮蔽孔隙上壁
47、富集，沉淀生成新月形或重力胶结物，多为无铁方解石。由于孔隙处于开放状态，胶结物不会阻塞孔隙，从而产生很高的孔隙度和渗透率。大气潜流环境是指潜水面以下受大气水影响的环境，其下与区域地下水环境过渡。大气潜流成岩环境中孔隙水充满全部孔隙，孔隙处于非开放状态。孔隙水主要是来自渗流成岩环境的大气水，但也混有地下水，因而其成份与渗流成岩环境孔隙水的成份相似，但又有差别。离子浓度低，Mg2+、SO42-含量低，Mg/Ca1/2，对文石和镁方解石都不饱和，对方解石则饱和和或过饱和。因而在该环境中文石质颗粒的溶解仍很普遍，但方解石的胶结作用更为重要。方解石胶结物可以充填铸模孔隙或成为棘屑的共轴生长边；也可交代文
48、石质介壳或有孔虫；多为粗粒他形晶，呈镶嵌状，与渗流成岩环境中的大小均匀，在异化粒周围呈细小菱面体与镶边的方解石胶结物有明显区别。 3、区域地下水成岩环境 区域地下水成岩环境是指大气水成岩环境或海底成岩环境之后，由于上覆沉积物的复盖，沉积物（岩）脱离大气水或海水的影响，埋深不太大时所处的环境。当埋深超过 2,000-8,000ft 时，则过渡为深埋藏成岩环境。 区域地下水环境孔隙水是流动的，是在地下水头压力下发生横向运动。水的补充很复杂，可以是雨水、海水、成岩水、地层水的混合。某些情况下甚至有变质作用和岩浆作用产生的水混入。该环境中的主要成岩作用是胶结作用，其次是交代作用，溶解作用不那么重要。由
49、于 CO2 去气作用缓慢，Mg/Ca 比不高，所以形成的胶结物多为粗大的粒状方解石镶嵌晶体，晶体间为直线接触，晶体数目较少，当Eh0 时，生成的是无铁方解石；Eh0，则生成铁方解石。但 Tucker(1978)认为该环境一般不生成铁方解石。 由于地下水循环条件不同，胶结作用对孔隙的影响也不同。在干旱地区，由于水的补充不足，地下水循环受到一定限制，孔隙空间常会因胶结物来源不足而被部分或大部分保留下来，如美国德克萨斯下白垩 Pearall 组和四川卧龙河下三叠嘉陵江组粒状岩中大量保存的粒间孔隙。在潮湿地区，地下水补充量大，循环好，则胶结物可充填全部孔隙。 交代作用主要是白云石化，多与盐水和淡水的混合作用有关。重结晶和新生变形也可发生。共轴生长常见，但与该环境产生的胶结物有密切关系。 、深埋藏成岩环境 深埋藏成岩作
