碳酸盐岩储层讲稿 蔡忠贤

1、碳酸盐岩储层地质学理论基础碳酸盐岩储层地质学讲座第一部分蔡忠贤中国地质大学（武汉）2012年1月斯洛文尼亚的喀斯特斯洛文尼亚的喀斯特碳酸盐沉积物（岩）碳酸盐沉积物（岩）灰泥灰泥灰泥的大小灰泥的大小1、Folk（1959）将其描述为石灰岩中小于4um的半透明结晶基质；2、Leighton 和Pendexter（1962）把小于31um的晶粒；3、Chilingar（1967）将含义扩大到未固结的沉积物，粒径小于5um 。灰泥的成因灰泥的成因1、生物作用主要由浮游生物组成，藻类、有孔虫、翌足目等，陆相盆地中主要是藻类（颗石藻、非颗石藻）2、生物化学作用生物生命活动过程中形成的，如藻的钻孔、藻类的光

2、合作用等3、机械作用波浪、潮汐、水流作用粉碎、磨蚀颗粒形成4、化学作用从饱和碳酸钙的海水中直接沉淀形成1、碳酸盐岩储层岩石学碳酸盐沉积物（岩）碳酸盐颗粒 一般是指大于0.02mm，可以分为盆内颗粒和盆外颗粒，Folk（1959，1962）将盆内颗粒称为异化颗粒，盆外颗粒称为外碎屑 异化颗粒包括：生物碎屑、鲕粒、球粒、核形石、内碎屑、包粒（鲕粒、核形石）、集合颗粒（葡萄石、藻凝块、藻团块）1、碳酸盐岩储层岩石学依成因和结构可划分为三大类：依成因和结构可划分为三大类：生物碎屑、泥晶颗粒、包粒包粒具同心纹层结构的碳酸盐颗粒，包括鲕粒、核形石、豆粒、结核鲕粒包括正常鲕、表鲕、复鲕、放射鲕、单晶鲕、多晶

3、鲕、假鲕、负鲕核形石（球状叠层石）可分成反转堆叠的球形、紊乱堆叠的球形、同心状堆叠的球形1、碳酸盐岩储层岩石学泥晶颗粒指颗粒内部没有结构构造的颗粒。 包括Folk（1959、1962）异化颗粒中的内碎屑、球粒、团粒、团块等内碎屑可进一步划分为砾屑(2mm)、砂屑(2-0.05mm)、粉砂屑(0.05-0.02mm)、泥屑(10%,10%,异常化学岩异常化学岩异化粒异化粒10%微晶微晶亮晶异化粒1-10%异化粒25%内碎屑亮晶灰岩 内碎屑微晶灰岩 含内碎屑微晶灰岩微晶灰岩或微晶白云岩生物灰岩细晶质内碎屑云岩中晶云岩，细晶云岩等内碎屑25%鲕粒亮晶灰岩鲕粒微晶灰岩含鲕粒微晶灰岩粗晶质鲕粒云岩鲕粒

4、3:1生屑亮晶灰岩生屑微晶灰岩含化石微晶灰岩隐晶质生屑云岩化石:团粒 3:11:3生屑团粒亮晶灰岩生屑团粒微晶灰岩含团粒微晶灰岩极细晶质团粒云岩化石:核形石 1:3 团粒亮晶灰岩团粒亮晶灰岩化石:核形石 1:2 核形石亮晶灰岩 核形石微晶灰岩 含核形石微晶灰岩1、碳酸盐岩储层岩石学1、碳酸盐岩储层岩石学碳酸盐岩的岩石学分类Dunham（1962）根据岩石结构的分类1、块体状灰（云）岩 由生物礁形成的（礁核部分），是生物生长形成的，内部没有沉积构造，而是生物骨架，即Kolven(1971)和James(1978)的礁灰岩分类中的格架灰岩。 由于重力滑动作用形成的块体状灰（云）岩。2、颗粒状灰（云

5、）岩3、灰泥碳酸盐岩 包括：泥晶灰岩和泥晶白云岩4、结晶碳酸盐岩 包括：巨晶灰岩（2mm）、粗晶灰岩（20.5mm）、中晶灰岩（0.5-0.25mm）、细晶灰岩（0.25-0.1mm）、粉晶灰岩（0.1-0.02mm）1、碳酸盐岩储层岩石学总体上可分成四类2、碳酸盐岩储层沉积学2、碳酸盐岩储层沉积学2、碳酸盐岩储层沉积学碎屑岩和碳酸盐岩的区别2、碳酸盐岩储层沉积学2、碳酸盐岩储层沉积学Ahr（1973）首先将碳酸盐岩台地（边缘）的类型分为首先将碳酸盐岩台地（边缘）的类型分为镶边陆架和缓坡；镶边陆架和缓坡；Ginsburg和和James（1974）描述了镶边和沉没陆架；描述了镶边和沉没陆架；Wi

6、lison（1975）提供了一个台地综合模式；提供了一个台地综合模式；Read（1982）系统划分出台地（一般术语）、缓坡、系统划分出台地（一般术语）、缓坡、镶边陆架、孤立台地、沉没台地镶边陆架、孤立台地、沉没台地2、碳酸盐岩储层沉积学Wilson（1975）的碳酸盐岩台地模式宽相带宽相带宽相带宽相带窄相带窄相带盆地相1A浊积岩1B和瘦地槽深水相1C克拉通盆地（非补偿的和停止缺氧的）碳酸盐岩相开阔陆棚相深陆棚边缘或盆地边缘相（斜坡底、斜坡层）碳酸盐台地前斜坡相台地边缘生物礁相簸选的台地边缘滩相开阔台地相局限台地相蒸发台地相三大相区、九个相带2、碳酸盐岩储层沉积学碳酸盐缓坡、镶边陆架、沉没台地的

7、典型现代实例（比例相同）均匀缓坡均匀缓坡远源变陡的缓坡镶边陆架镶边陆架孤立台地孤立台地沉没陆架注： Queensland和Great Chagos也反映了初始沉没2、碳酸盐岩储层沉积学碳酸盐缓坡碳酸盐缓坡1 1、具有缓的斜坡（一般小于、具有缓的斜坡（一般小于1 1），在近滨带具有浅的波），在近滨带具有浅的波浪搅动的相，向下斜坡没有明显的坡折，就进入到比较深浪搅动的相，向下斜坡没有明显的坡折，就进入到比较深的低能的沉积（的低能的沉积（AhrAhr，19731973）。）。2 2、它与镶边台地的区别在常常缺乏连续的礁带，高能灰、它与镶边台地的区别在常常缺乏连续的礁带，高能灰砂主要位于近滨，另外较深

8、水中常常缺乏来自浅陆架边缘砂主要位于近滨，另外较深水中常常缺乏来自浅陆架边缘的角砾。的角砾。3 3、根据剖面可进一步划分为、根据剖面可进一步划分为均匀缓坡和远源变陡的缓坡均匀缓坡和远源变陡的缓坡2、碳酸盐岩储层沉积学 以相对一致的缓斜坡（以相对一致的缓斜坡（1 1几米几米/ /公里）进入到盆地，公里）进入到盆地，主要相带包括：主要相带包括：1 1、潮坪和泻湖相；、潮坪和泻湖相；2 2、浅滩复合体；、浅滩复合体；3 3、较深缓坡相；、较深缓坡相；4 4、斜坡和盆地相、斜坡和盆地相现代实例：现代实例：PersianPersian湾和湾和SharkShark湾湾古代实例：古代实例：VirginiaV

9、irginia的中奥陶统的中奥陶统 纽约的泥盆系纽约的泥盆系2、碳酸盐岩储层沉积学均匀缓坡没有泻湖相，骨骼岸滩向陆地方向直接过渡为潮汐/潮上复合体相带主要包括：1、潮坪潮上复合体；2、潮汐带砂席；3、骨骼碳酸盐镶边滩；4、深缓坡/斜坡相现代实例：1、全新世的Seagrass滩2、Shark湾具有镶边骨骼岸滩的缓坡，2、碳酸盐岩储层沉积学均匀缓坡具有骨骼障壁滩类型的缓坡实例：现代：Shark湾古代：纽约泥盆系Helderberg群 Virginia中奥陶统Wardell-Wassum层序相带主要包括：1、潮坪潮上复合体2、泻湖3、骨骼碳酸盐障壁滩4、深缓坡/斜坡相2、碳酸盐岩储层沉积学均匀缓坡实

10、例：现代：全新世波斯湾古代：Virginia中奥陶统 Rockdell和Effna灰岩建造很少形成连续的线状障壁相带主要包括：1、潮坪潮上复合体2、泻湖3、浅缓坡骨骼滩和局部斑点礁4、具孤立下斜坡丘的深缓坡和盆地斜坡相具有孤立浅缓坡建造和下斜坡建造的缓坡2、碳酸盐岩储层沉积学均匀缓坡实例：现代：全新世波斯湾 Shark湾古代：Virginia中奥陶统 Rockdell和Effna灰岩 相带主要包括：1、潮坪潮上复合体（发育弱）2、镶边浅潮下砂坪3、低能缓坡具有镶边鲕粒球粒砂滩复合体的缓坡2、碳酸盐岩储层沉积学复合体沿海岸线分布复合体沿海岸线分布均匀缓坡具有障壁鲕粒球粒砂滩复合体的缓坡实例：现代

11、：全新世波斯湾 Trucial海岸古代：美国湾海岸的侏罗系Smackover组 VirginiaTennesse的中寒武统等相带主要包括：1、潮坪潮上复合体2、泻湖3、鲕粒球粒障壁坝复合体4、深缓坡相2、碳酸盐岩储层沉积学均匀缓坡 具有一些缓坡的特征（台地上从搅动的浅水均匀过渡到波基面以下）以及具有一些镶边陆架的特征（斜坡相包含了丰富的滑塔、角砾和异地灰砂），但与镶边陆架不同的是主要坡折没有出现在高能边缘的向海边缘而是出现在高能砂滩的向海方向许多公里以外，因此深水中的角砾缺乏来自浅水的砂和礁碎屑，主要为深缓坡和斜坡相的碎屑。 低能的远源变陡缓坡在浅滩复合体的向海方向具有广泛的深缓坡泥席；高能的

12、远源变陡缓坡广阔的灰砂席可以到许多深缓坡部位，泥（含有角砾和重力流沉积）主要局限在斜坡和盆地边缘。远源变陡的缓坡2、碳酸盐岩储层沉积学2、碳酸盐岩储层沉积学低能远源变陡缓坡低能远源变陡缓坡现代实例： 全新世的Yucatan台地（镶边陆架沉没后形成）古代实例：美国西部上寒武下奥陶统远源变陡缓坡的相带主要包括：1、潮坪和泻湖相；2、浅滩复合体；3、深缓坡相；4、斜坡和盆地相具有海岸滩/砂丘复合体的高能远源变陡缓坡相带主要包括：1、砂丘、滩脊、海滩沉积的海岸复合体；2、内缓坡骨骼或内碎屑砂席；3、外缓坡泥质灰砂（骨骼泥粒岩）；4、高生物搅动的斜坡相实例现代：澳大利亚西南大陆架 Yucatan西南部

13、Shark湾古代：澳大利亚Nullabor平原的第三系高能远源变陡的缓坡2、碳酸盐岩储层沉积学缓坡可以开始于镶边的浅滩复合体（A），随时间变化为障壁复合体（C）,中间以孤立的浅缓坡和下斜坡缓坡（B）联接。这些缓坡可以进一步演化为镶边陆架（D），或演化成沉没的均匀缓坡（E）。当镶边陆架沉没后就演化为远源变陡缓坡（F），当镶边陆架被碎屑质埋藏后就演化为G。缓坡的演化2、碳酸盐岩储层沉积学缓坡之间的相互关系1、缓坡偏向于发育在构造或气候的关键时刻，均匀缓坡发育在缓的区域古斜坡上，这种低的古斜坡主要出现在大陆边缘陆壳洋壳边界的向陆方向，或者前陆盆地的下冲陆壳上，或者大陆内部。2、发育镶边骨骼岸滩的缓坡

14、要陡于发育障壁型骨骼滩缓坡；类似的，镶边鲕粒砂滩缓坡要陡于障壁型砂滩。3、无论是骨骼滩还是砂滩通常均初始化于先存的古地形高点上。4、缓坡上的骨骼滩更可能发育于潮湿气候条件下（抑制超盐度），鲕粒复合体则易发育于干旱气候下。2、碳酸盐岩储层沉积学5、当台地前积时，镶边复合体容易演化成障壁复合体。也可以经过以孤立浅缓坡建造和下斜坡建造为特征的中间阶段。具有孤立浅缓坡建造和下斜坡建造的缓坡通常是经历了迅速海平面上升的缓坡。它可以抑制横向扩展，而偏向于向上增长。结果这种缓坡具有海侵层序6、障壁复合体是伴随着沉陷速率或海平面上升速率的降低而发育的。7、当边缘变陡几度，骨骼滩向海方向前积，缓坡就可以演化成为

15、镶边陆架。8、远源变陡缓坡可以发育在缓坡外部断裂或挠曲变陡的部位，但更常见的是发育于经历了广泛的沉没镶边陆架。缓坡也可以发育于碳酸盐重新沉积之前被陆源碎屑前积的陆架上。高能远源变陡缓坡最容易发育在温带纬度邻近洋盆的大陆架上，易遭受海洋大风大浪袭击将海底沉积物驱扫至陆架大范围地区，特别是陆架遭到海侵、海退事件时。低能远源变陡缓坡可能易发育于邻近前渊、小的边缘盆地或者低纬度大陆的西边，在这些地区，风主要在外滨。2、碳酸盐岩储层沉积学镶边碳酸盐岩陆架镶边碳酸盐岩陆架主要是指波浪搅动的外边缘以坡度的明显增加进入深水为标志（通常从几度60度）。沿着陆架边缘它们具有半连续到连续的镶边或障壁，并限制了陆架内

16、的海水循环和波浪作用（Ginsburg和James，1974）。镶边可以由障壁礁、骨骼或鲕粒砂或岛屿组成。全新世的镶边陆架为：全新世的镶边陆架为：澳大利亚大堡礁、佛罗里达南部陆架以及Belize陆架。镶边陆架边缘以及斜坡进一步划分为：镶边陆架边缘以及斜坡进一步划分为：1、沉积或加积的边缘2、越积的边缘3、侵蚀的边缘2、碳酸盐岩储层沉积学沉积或加积型边缘沉积作用超过了相对海平面的上升，导致了陆架的前积以及垂向加积。常常缺乏高的边缘陡崖相带主要包括：1、旋回性的潮坪和泻湖，局部发育斑点礁和骨骼滩；2、陆架边缘骨骼或鲕粒砂；3、陆架边缘礁；4、环台地或前斜坡灰砂、角砾和半远洋灰泥层；5、下斜坡/盆地

17、边缘钙质浊积岩、页岩、席状和渠状角砾；6、深水远洋和半远洋灰泥、远源浊积岩和页岩。古代实例：Canning盆地（西澳）的泥盆系；美国海湾海岸白垩系的Stuart City陆架；Michigan盆地的志留系等。2、碳酸盐岩储层沉积学镶边碳酸盐岩陆架沉积或加积型边缘具有冲沟状斜坡的越积边缘镶边碳酸盐岩陆架越积边缘具有陡崖越积边缘沿台地边缘的相带主要包括：1、礁和灰砂及砾；2、陡崖（200米或更高，代表了沉积物从边缘到斜坡的越过）；3、陆架边缘礁；4、环台地倒石锥；5、具有冲沟的越积斜坡灰泥；6、下斜坡近源浊积岩、角砾岩和灰泥；7、盆地远源远源浊积岩、灰泥和页岩。古代实例：加拿大元古代的Rockne

18、st组（B）；Canning盆地（西澳）的上泥盆系（C）和西北非的中生代（C）2、碳酸盐岩储层沉积学侵蚀边缘（跌积边缘），以高的陡崖为特征（可达4公里幅度），礁镶边着台地边缘，并且上陡崖的几百米暴露在海面以上。沿台地边缘的相带主要包括：沿台地边缘的相带主要包括：1、礁和灰砂及砾；2、陡崖（200米或更高，代表了沉积物从边缘到斜坡的越过）；3、环台地倒石锥；现代实例：Bahamas的Blake陡崖；古代实例：北美东部的中生代镶边碳酸盐岩陆架侵蚀边缘2、碳酸盐岩储层沉积学礁构成的边缘没有上升倒海平面附近，仍然保持着相对较深的沉没（30米），因礁增长潜能高，在地质记录中不常见，一般因向上生长受到特定

19、限制而发育，如二叠系的Carpitan礁是由于出现超盐度海水。古代实例：二叠系的Carpitan礁沿台地边缘的相带主要包括：沿台地边缘的相带主要包括：1、旋回性蒸发岩、碳酸盐岩；2、泻湖（内陆架）；3、鸟眼碳酸盐岩和渗滤海相豆石；4、外陆架骨骼内碎屑砂；5、块状海相胶结的骨骼粘结岩和深边缘的碎屑碳酸盐岩；6、前斜坡倒石锥、砂和泥2、碳酸盐岩储层沉积学具有深镶边的碳酸盐岩陆架镶边陆架与其它台地之间的关系1、镶边陆架最典型的是沿着具有高碳酸盐产率的初始陆架边缘发育起来的；并向加积和前积、越积型、跌积型边缘演化；2、增长期间，边缘可在鲕粒为主的到礁为主的之间变化；3、沉没作用可将镶边陆架转化为远源变

20、陡缓坡；当边缘变成断裂型时，可导致向海方向块体的沉没；4、镶边陆架最可能发育于低纬度地区的大陆架上，在赤道板块汇聚部位也较常见；但在前陆盆地不常见；在一些克拉通内盆地的周缘（如Michigan盆地）、以断裂为边界的盆地（如Canning盆地）或随沉没后的区域台地也可发育；镶边陆架在高纬度地区很可能是缺乏的（温带冷水陆架上），在这些陆架上常以缓坡为主。2、碳酸盐岩储层沉积学镶边陆架的演化，镶边礁复合体（A）是在高幅度的海侵过程中发育起来的，随后可以演化为障壁礁复合体（B）。许多镶边陆架是从早期的缓坡（C）基础上发展起来的，并逐步向加积型镶边陆架（D）、具有冲沟型越积斜坡的镶边陆架（E）、具有越积

21、陡崖的镶边陆架（F）、具有侵蚀边缘的镶边陆架演化。当镶边陆架发生沉没，就演化为缓坡（H），或者演化为具有上升边缘和深泻湖中发育了高幅度礁体的初始沉没陆架（I）或者演化为在边缘的向海方向的深陆架上发育了塔礁的边具有后退型边缘的沉没陆架。2、碳酸盐岩储层沉积学关于镶边陆架和缓坡上的内盆地1、镶边陆架在浅的碳酸盐岩台地边缘的背后常常可以发育一个内陆架盆地，该盆地向陆地方向常常过渡到海岸陆源碎屑，它们常以缓斜坡过渡到以鲕粒/骨骼砂为主的碳酸盐岩边缘。2、盆地以水深几十米，盆地位于正常浪基面以下，风暴波基面以上为特征；3、盆地充填主要为具有薄层石英砂和灰砂、层间砾石、海绿石、具有放射状鲕粒的风暴层序，位

22、于风暴波基面以下的盆底常常为静海灰岩和页岩为主。4、内陆架盆地通常发育于相对海平面上升期间，在干旱气候下，盆地内部易出现蒸发岩，特别是在海退期间。古代实例：西加盆地底寒武系；南Appalachians盆地底寒武系加拿大东部底中生代；海湾海岸等2、碳酸盐岩储层沉积学孤立台地常常几十几百公里宽，位于裂谷型的大陆边缘或过渡壳上，周围被深水包围，常常有几百米甚至4公里深。部分这样的台地称为环礁，特别是具有深的泻湖和上升的边缘时。但它们不同于真正的海洋环礁，因为这些环礁主要以洋壳上的火山为基础建立的。孤立台地与其它类型台地的主要区别之一在于边缘有迎风和背风之分。孤立台地的边缘可以呈现类似于缓坡的缓倾斜型

23、；但更常见的是类似于镶边陆架陡坡边缘。实例：1、巴哈马台地2、墨西哥的白垩系Golden Lane和El Doctor台地；3、意大利的白云岩中的三叠纪台地等2、碳酸盐岩储层沉积学具有陡坡边缘的孤立台地的相带包括：具有陡坡边缘的孤立台地的相带包括：1、台地或台地边缘礁、骨骼和鲕粒砂、胶结的岛屿；2、边缘陡崖；3、倒石锥和环台地砂；4A、滑动和重力流沉积；4B、迎风斜坡；4C、冲沟状越积斜坡；5A、下斜坡和盆地边缘；5B、生物岩丘带；6、盆地或盆地内部2、碳酸盐岩储层沉积学孤立台地孤立台地的演化1、被动大陆边缘上的大部分孤立台地发育于断裂型的大陆或过渡壳上，常常是在洋盆开启的早期阶段；2、一般位

24、于地垒、线状海底脊，有些则是海平面上升期间在大陆内部的构造高点上；一些孤立台地也可发育于似缓坡底斜坡上，但随时间可发育成具有高幅度的镶边边缘，进一步可演化成为镶边台地、越积边缘至跌积边缘。3、随着海平面的上升，孤立台地可发展成被广泛的礁和骨骼砂覆盖的台地，或者发展成为上升的边缘和具有骨骼砂的深泻湖，或者变成完全沉没的台地2、碳酸盐岩储层沉积学最初缓坡阶段的孤立台地（A），演化为具有台内鲕粒球粒加积至海平面位置的高幅度镶边台地（B），随着海平面的上升或沉陷，台地可以被广泛的礁碳酸盐岩和骨骼砂覆盖（C），或者发育为具有深泻湖（以骨骼砂为底）的上升的镶边台地（D），或者变成具有硬底面的沉没台地（E）

25、，最终沉没台地变成了被盆地相或来自于邻近台地的碎屑覆盖的沉没台地（F、G）。孤立台地的演化2、碳酸盐岩储层沉积学沉没台地当沉陷速率或海平面上升超过向上建造的速率时，缓坡、镶边陆架、孤立台地遭受初始沉没或完全沉没（透光带以下）（Kendall和Schlager，1981）。在开阔海中，透光带一般可达到100米。沉没后的台地可以被硬底、深水结核状的泥质灰岩、远洋碳酸盐岩、环台地倒石锥覆盖。具有大量硬底的密集段或者非沉积作用的水下不整合或化学沉积（包括锰结核、磷酸盐等）易于发育。初始沉没是指台地表面仍位于透光带内，因此沉没后的系统仍然可以得到恢复。大多数古代陆架上加积的形式更为常见，但相比之下，许多

26、现代台地反映了冰川后的海平面的迅速上升造成的初始沉没。这样发育了相对较深的泻湖以及上升的塔礁、斑点礁和台地边缘。相反，浅水的潮坪相则远离边缘。加积与初始沉没台地2、碳酸盐岩储层沉积学海平面迅速上升形成的沉没缓坡，显示了盆地和深缓坡相上超于浅缓坡碳酸盐岩之上。在较深的下斜坡缓坡相和下斜坡建造可以直接被化学沉积和斜坡/远洋或半远洋相覆盖初始或完全沉没的缓坡有：初始或完全沉没的缓坡有：Virginia的中奥陶统以及纽约的泥盆系Helderberg群初始或完全沉没的远源变陡缓坡有：初始或完全沉没的远源变陡缓坡有：全新世的Yucatan、西佛罗里达和Sahul陆架沉没缓坡2、碳酸盐岩储层沉积学海平面迅速

27、上升形成的镶边陆架，显示了上升的台地边缘以及深泻湖和下斜坡上塔礁的发育海平面上升形成的孤立台地，造成边缘的上升以及深的内台地镶边和孤立台地的沉没可以导致镶边礁的后退并在其前面留下一个深的沉没陆架。在镶边陆架当相对海平面上升减缓时，又可出现边缘的向上建造。在缓坡和镶边台地沉没 过程中，大量孤立的建造可以发育于沉没的台地上。相对海平面减缓时建造和镶边可以显示三个阶段的发展：滞后阶段、追赶阶段、保持阶段。镶边台地的沉没孤立台地的沉没2、碳酸盐岩储层沉积学碳酸盐岩台地的沉没在于向上建造的速率一般小于构造沉陷的速率和海平面上升速率。碳酸盐岩台地（礁）的增长速率最大为110米/1000年。而在被动大陆边缘

28、台地长期的构造沉陷速率一般为110厘米/1000年，在前渊超过50厘米/1000年，这些速率远小于礁和骨骼滩的堆积速率，因此沉没要求脉冲式的沉陷和海平面上升必须大于平均的或者生物群落的回弹速率。初始沉没的镶边陆架有：初始沉没的镶边陆架有：全新世的Queensland陆架（大堡礁）、南Belize陆架和西加泥盆系的陆架完全沉没的镶边陆架有：完全沉没的镶边陆架有：Black高原的白垩系、德克萨斯的Edwards-Stuart City到Georgetown层序初始沉没的孤立台地有：初始沉没的孤立台地有：许多海洋台地和环礁、墨西哥的白垩系台地、地中海的中生代台地、大Chagos滩等。2、碳酸盐岩储层

29、沉积学沉没台地碳酸盐岩矿物学对成岩响应的机理性研究碳酸盐岩矿物学对成岩响应的机理性研究2、海水淡水混合溶蚀机理1、Bogli的混合溶蚀作用机理3、碳酸盐矿物的溶解沉淀作用的化学动力学条件3、碳酸盐岩储层成岩作用Bogli的混合溶蚀作用机理的混合溶蚀作用机理平衡CO2含量188.5mg/lCaCO3溶解量为363.425mg/lBogli（1964）用CaCO3在CO2 水溶液中的溶解度曲线来解释混合溶蚀作用。以水溶液中的平衡CO2为横坐标，以 CaCO3的溶解度为纵坐标，可得如图1所示的曲线。 在该曲线上, W1（4.70，121.29）和 W2（372.3，605.56）处的水溶液与CaCO

30、3正好处于平衡状态，当该两点处的水溶液以不同的比例混合时，混合水的成分落在W1与W2的连线W1W2上。96.4125156.6993、碳酸盐岩储层成岩作用 当混合比例为11时，混合水的成分处在W1和W2连线的中点T上，该点处的平衡CO2含量为188.5mg/l，CaCO3溶解量为363.425mg/l。由于在水溶液中的平衡CO2含量等于96.4125mg/l时，即可溶解363.425mg/l的CaCO3 （图中 C点），故混合作用在溶液中产生了92.0875mg/l的平衡CO2盈余（即TC的长度），该盈余量中只有一部分（BT）用于继续溶解CaCO3，其余部分则仍保持为平衡CO2。达到溶解平衡时

31、，混合水中的CaCO3溶解量为435.686 mg/l，平衡CO2含量为156.699mg/l（图中A点），故混合作用所增加的CaCO3溶解量为72.261mg/l（图1中直线AB的长度）。在图1中 ，直线TA是通过T点作DE的平行线而得到的，D点处的坐标为（44，0），E点处的坐标为（0，100），因此过T点作DE的平行线表示的是每溶解100 mg的CaCO3，需消耗44mg的平衡CO2。Bogli的混合溶蚀作用机理的混合溶蚀作用机理3、碳酸盐岩储层成岩作用海水淡水混合溶蚀机理海水淡水混合溶蚀机理 Plummer（1975）、Busenberg and Plummer（1982）、Back（

32、1984）提出了盐水淡水混合的腐蚀效应。基本结论是： 当两种方解石浓度不等的水混合后，会降低方解石的饱和度或重新对方解石具有侵蚀性。 当方解石过饱和的海水同方解石呈平衡状态的淡水混合后会变成不饱和水。混合水的这种非饱和特性可能是由于离子力的影响引起的 （通过离子络合物和非离子组份的形成引起的有效浓度或活度的降低）。因此，一个对于方解石饱和的淡水，在没有加入更多CO2的情况下，与海咸水混合后会变得更具有侵蚀性。3、碳酸盐岩储层成岩作用（1）滨海岩溶区过渡带岩溶发育的基本规律与内陆一般岩溶区岩溶发育规律的基本一致，即岩性、结构是控制滨海岩溶发育的最主要因素；（2）滨海岩溶区混合过渡带内碳酸盐岩的混

33、合溶蚀速率大于纯淡水或纯海水中同种岩石的溶蚀速率；（3）在不同的2 分压条件下，滨海岩溶区混合过渡带内碳酸盐岩的混合溶蚀机理不同。 邹胜章等（邹胜章等（2001）通过七组不同淡水与海水配比的混合溶蚀实验）通过七组不同淡水与海水配比的混合溶蚀实验 （封闭（封闭2 -2 系统），初步得出了过渡带混合溶蚀作用的基本结论：系统），初步得出了过渡带混合溶蚀作用的基本结论：3、碳酸盐岩储层成岩作用海水淡水混合溶蚀机理海水淡水混合溶蚀机理3、碳酸盐岩储层成岩作用越南下龙湾沿海岸线的溶蚀作用海水淡水混合溶蚀机理海水淡水混合溶蚀机理黄思静等（2001）通过研究表明： 1、在近地表的温度与压力条件下 (40，常压

34、 )下，开放体系，以碳酸作为溶解介质时，碳酸盐岩中方解石含量越高，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的埋藏温压条件下，封闭体系，以有机酸作为溶解介质时，碳酸盐的溶解过程与岩石中方解石和白云石的相对含量已无明显关系，方解石的溶解速率与白云石的溶解速率近于相等。 3、在温度 70 130 ,压力 20 30的温压条件下，封闭体系，以有机酸作为溶解介质时，碳酸盐岩中方解石含量越高，其溶解速率越低，即方解石溶解速率小于白云石，而且随着温度和压力的升高，白云石和方解石之间溶解速率的差值越来越大。换句话说，当温度和压力按地层增温和增压的条件同时增加时，白云石溶解速率的增加速

35、度大于方解石。碳酸盐矿物的溶解沉淀作用的化学动力学条件碳酸盐矿物的溶解沉淀作用的化学动力学条件方解石和文石的溶解和沉淀动力学已证明是温度、PCO2、PH和饱和状态的函数温度、压力和组成对溶解作用的影响3、碳酸盐岩储层成岩作用上述实验结果的地质意义是：上述实验结果的地质意义是： 在近地表的浅埋藏成岩作用中，或因构造抬升或海平面下降造成的不整合面之下的碳酸盐地层中 (它们经历过近地表的表生成岩作用 )石灰岩中由溶解作用形成次生孔隙应比白云岩更为发育，石灰岩的孔渗性相对较好；但在相对高温高压的深埋藏地层中，白云岩中由溶解作用形成次生孔隙应比石灰岩更为发育，白云岩的孔渗性应比石灰岩更好，同时白云岩中在

36、近地表条件下形成的孔隙在深埋藏条件下也更容易保存。3、碳酸盐岩储层成岩作用碳酸盐矿物的溶解沉淀作用的化学动力学条件碳酸盐矿物的溶解沉淀作用的化学动力学条件溶解速率与pH关系示意图 PHPH值对溶解作用的影响值对溶解作用的影响 在PH= 5.5左右 ,以及PH =6.5左右 ,PH值上升速率出现明显的变化 ,两个拐点将曲线分为三段。 在PH小于 5.5时 ,溶解速率值上升速率最快 ,曲线的斜率最大 , 在 5.5 6.5之间 ,溶解速率上升速率明显降低 , 当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 %海水图中表现尤为明显。3、碳酸盐岩储层成岩作用

37、 Berner and Morse（1974）曾利用稳定pH值方法进行了在25和不同分压条件下的细颗粒状方解石溶解实验 ,其结果被表示为溶解速率对pH的函数曲线 。图中曲线可明显地分为三段，反应出三个不同的速率控制机理。 刘再华（2001）通过化学模拟实验揭示：1、位于白云石表面的扩散边界层对白云石的溶解速率具有显著的控制作用。该边界层的存在能显著的降低白云石的溶解速率。2、CO2慢速转换反应也是白云石溶解速率的重要控制机理。3、白云石的溶解速率控制机理在高CO2分压（5000Pa）和低CO2分压（5000Pa）条件下是不同的。低CO2分压时，由扩散边界层（溶质传输）和慢速转换混合控制，高CO

38、2分压时则以表面反应控制为主。矿物表面性质对溶解作用的影响矿物表面性质对溶解作用的影响 矿物表面特征 (如晶体缺陷、错位和微裂隙 )、流体化学性质、矿物表面的反应特性、有机质的活性以及可阻止溶解作用的离子抗氧化性等（Bloch，1994）。天然水中对许多矿物的溶解都受表面反应动力学的控制（Berner等，1984）。3、碳酸盐岩储层成岩作用 Giles和Boer（1989）曾详细描述过冷却地层水对碳酸盐矿物的溶解作用的机制，在初始状态下处于平衡并含有碳酸钙的孔隙水因遭受冷却作用而使其所含有的碳酸钙变得不饱和 (冷却作用可使方解石的溶解度改变 )。因压实作用从沉积物中释放出来的流体可以沿断层向上

39、运移，从而在断层附近发生流体的冷却作用。在断层停止提供流体通道的部位，便可导致流体向与之相邻的岩石渗透。如果这种岩石含有方解石并具有一定的渗透率 ,碳酸盐矿物的溶解作用便可在此发生。温度对溶解作用的影响温度对溶解作用的影响3、碳酸盐岩储层成岩作用由于地下冷却地层水对碳酸盐胶结物的溶解形成次生孔隙 (据Giles和Boer，1989） 对碳酸钙平衡的孔隙水孔隙率提高带上下地层间的温度差为t断层断层对碳酸钙不饱和的孔隙水进入含水层地下水运动方向3、碳酸盐岩储层成岩作用温度对溶解作用的影响温度对溶解作用的影响碳酸盐岩成岩作用类型、成岩阶段划分及主要标志塌陷角砾干裂角砾古土壤渗流充填物渗流粉砂及渗流豆

40、裂 缝溶模孔粒内粒间孔白云石晶间孔去石膏化去白云石化硅化萤石化天青石化重晶石化石膏化硬石膏化含铁白云石白云石分散交代镶嵌压力双晶环边畸形细粗晶泥粉晶重结晶共轴生长镶嵌连 晶新月形、重力方解石含铁方解石矿物转化环边粗亮晶粒 状叶片状柱状或马牙状纤状球粒颗 粒 硬 化泥晶、粉晶藻钻孔泥晶化古 温 度 ()有机质成熟度成岩阶段烃类演化成岩环境镜质体或沥青反射率（R0）%透明晶晶体形态组 构成分新生变形方解石胶结物白云石胶结物或交代白云石晶体形态成分组构交代作用次生空隙选择 非选择暴露构造溶孔、溶洞、溶缝、管道、暗河同生成岩早成岩中成岩晚成岩表生成岩早成岩古常温未成烃生物气未半成熟古常温85浅中埋藏中

41、深埋藏深埋藏原油凝析油成熟高成熟干气过成熟氧化降解古常温或常温海底潮上湖底混合水大气淡水暴露及近地表蒸发渗透回流混合水调整埋 藏 压 实 调整热 水淡 水0.5 2.0 85 175 175 200 2.0 4.0注1：因地壳运动及海平面的升降在各地不同，在地质历史过程中，有可能在早成岩至晚成岩的任何时期出现表生成岩阶段；也可能不出现表生成岩阶段。各地区视具体情况确定。注2：“”表示少量或可能出现的成岩标志。3、碳酸盐岩储层成岩作用机理机理作用作用时间时间设别方法设别方法最小限度埋藏大气成岩作用稳定的区域地质构造早期地层环境，胶结结构，流体包裹体，化学和同位素特征减小埋藏应力增加孔隙压力早晚期

42、压力测试，测井曲线分析增加刚性结构岩化作用，颗粒支撑岩石作用之前岩石学孔隙水排出烃类注入早中期孔隙中多种烃类形式测井曲线分析稳定的矿物成分新生变形作用，交代作用早晚期岩石学，元素分析阻渗层封盖作用，成岩遮挡早中期地层环境，岩石学，地球化学孔隙再生溶解和溶蚀作用构造裂隙作用晚期岩石学碳酸盐岩储层7种孔隙保存机理（Feazel,1985）3、碳酸盐岩储层成岩作用 烃类流体侵位可以抑制储层中的水岩作用，抑制的程度与含油饱和度有关。有些储层中，烃类注入储层后，成岩作用仍在进行，这是因为储层中仍保持着一定的残余水饱和度，但发生成岩作用的速率已大大降低。孔隙中流体孔隙度（）成岩作用估计实测上部：油带油24

43、26胶结作用受到抑制中部：油水过渡带油和水265胶结作用受到抑制下部：水带水220.3孔隙中布满了次生方解石北海北海TorTor油田烃类侵位对储层孔隙的保护作用（油田烃类侵位对储层孔隙的保护作用（FeazelFeazel等，等，19851985）3、碳酸盐岩储层成岩作用白云石在成因和产状上需要进一步研究的一个问题是：白云石在成因和产状上需要进一步研究的一个问题是：矿物形成问题矿物形成问题 在实验室条件下的研究十分困难，目前尚无法证明在沉积作用的温度（50C）条件下用人工方法从海水中直接沉淀白云石（Tucker and Wright, 1994）。海水相对于白云石来说是过饱和的，却不能在常温条件

44、下沉淀出白云石，这是因为白云石沉淀除了饱和度之外，还需要动力学条件。仅仅从化学控制白云石沉淀很难阐明常温条件下不能形成白云石这一事实。现在关于白云石形成的许多资料都是从高温实验来推断的。 在过去较长的一段时间里，一些研究者争论的焦点是原生白云石（直接从溶液中沉淀）和交代白云石的成因问题，现代的观点是原生白云石很少，只能在一些湖泊和泻湖中生成（如澳洲的考龙湖）。地质历史中大多数白云石都是交代成因的。3、碳酸盐岩储层成岩作用白云岩化机理与模式白云岩化机理与模式海水是富含Mg2的，是白云石化时Mg2的重要来源，但海水对白云石的沉淀有动力学障碍，因此白云石化时必须克服这种动力学障碍。大规模的白云岩化作

45、用过程中，必须解决二个问题：1、Mg离子的来源问题；2、白云化流体从沉积物中的抽吸靠什么作用，即流动的方式问题；3、碳酸盐岩储层成岩作用白云岩化机理与模式白云岩化机理与模式白云石化机理和模式白云石化机理和模式6060年代年代蒸发泵、渗透回流白云化模式蒸发作用作为白云化作用的动力学条件7070年代早中期年代早中期混合作用模式海水稀释作为白云化作用的动力学条件7070年代晚期年代晚期埋藏白云化作用提出盆地泥岩压实中排出富含Mg2流体作用作为白云化作用的动力学条件来解释在台地边缘碳酸盐岩形成白云化作用。8080年代之后年代之后海水白云化模式提出白云石可从正常或只有微弱修饰的海水中，在潮上到潮下、礁、

46、浅海、半深海环境中的沉积物水界面之下形成。3、碳酸盐岩储层成岩作用(Warren, 2000)3、碳酸盐岩储层成岩作用白云岩化模式蒸发泵白云岩化作用 该模式是由Hus与Siegenthaier（1969）以及Makenzie、Hus与Schneider（1980）根据对特鲁西尔海岸的研究后提出的，按照这个模式，必须有三种作用先是海水泛滥，其后是盐沼表面的毛细管蒸发作用，最后是蒸发泵吸作用相结合才能实现白云岩化作用。每一个蒸发阶段，当文石、石膏、硬石膏相继沉淀后，Mg2+/Ca2+比值可从7增加到27。通过不断的海水泛滥和连续的蒸发泵吸作用，一方面不断给萨布哈提供含Mg2+的新鲜海水，以补充萨布

47、哈表面附近因蒸发而损失的地下水和白云岩化作用而减少的Mg2+；另一方面白云岩化作用则可释放出Ca2+，进一步促使更多的硬石膏发生沉淀。3、碳酸盐岩储层成岩作用目前，该模式对含Mg2+海水的补充机制上仍有争议，将蒸发泵吸作用作为主要海水补给机制的最大质疑在于海水通过多孔沉积物向大陆方向流动的速度太慢，不足以为白云岩化作用提供充足的Mg2+源，而海水泛滥则可直接造成潜水面的快速上下波动（波动的垂直距离约为10cm），使得具有很高Mg2+/Ca2+的水迅速上升。 1、这种白云岩主要产于热带干旱环境，其产物以微、粉晶白云石为主。因此岩石类型主要包括泥晶粉晶云岩和藻云岩。常与潮坪沉积物相伴生，呈纹层状与

48、石灰岩互层，连续性好，发育干裂、帐篷、鸟眼等沉积构造。2、晶体比较明亮，自形程度好，交代现象明显，既交代颗粒，也交代灰泥，并可充填干裂缝和鸟眼孔。3、富集较重的同位素13C= 1.53.23，平均为0.16；18O6.323.00%，平均为4.87；4、海水成因明显，根据同位素组成计算得出盐度指数（Z值）均大于120，平均125。5、形成温度为常温条件，根据氧同位素计算获得的古温度范围在2140C之间，平均为31 C。6、主要微量元素的平均含量除Sr、Ba外，明显高于混和水成因的白云岩。7、阴极发光下发光弱中等。蒸发泵白云岩的识别特征蒸发泵白云岩的识别特征3、碳酸盐岩储层成岩作用渗透-回流模式

49、最先由Adams和Rhods（1960）提出，用来解释德克萨斯州西部二叠纪生物礁复合体中与蒸发作用密切相关的白云岩成因。其原理是：在蒸发作用下，泻湖向陆一侧边缘被蒸发盐沉淀而封闭，但浓卤水能从向海一侧的泻湖底床向下渗透回流，发生白云石化。如果障壁本身为沉积形成，如礁带或鲕滩复合体，则将建立起沉积加速、相对海平面升和蒸发盐沉淀三者之间的平衡，沿陆棚泻湖一侧边缘可沉淀厚层蒸发岩，随后，大量的白云岩化流体可以回流穿过毗邻的多孔灰岩单元并导致其白云化（Moore等，1988）。3、碳酸盐岩储层成岩作用白云岩化模式渗透回流 由于缺乏现代可对比的实例，渗透回流白云岩多采用建模研究。1) 早期的建模研究结果

50、认为障壁泻湖回流白云岩化模式从水文地质角度是合理可行的，也有效的Mg的搬运系统以确保毗邻石灰岩大范围的白云化（Kaufman 1994）。2) 近期的建模研究渗透回流模式的规模和持久性，Jones 等（2002，2003）显示蒸发回流过程中伴生的白云岩化有数百公里宽，3公里厚。同时，Jones 等（2002）认为卤水回流停止后，还会存在一种“潜在回流”，潜在回流由早期渗透回流的高浓度卤水驱动，其继续在横向上扩散。潜在回流也可以生成白云岩，因其卤水浓度小和运动缓慢而白云岩化速度慢。3) 最近的建模重点研究各种参数对渗透白云岩和白云岩胶结物、石膏胶结物在时间和空间上变化的影响（ Jones 等 2

51、005 ）。这些参数包括：卤水浓度、近地表温度、流体流速、反应面积和孔渗性。 建模试验的结果支持高浓度的卤水白云岩化可使围岩广泛的白云岩化。并且在靠近卤水源的方向白云岩厚度有增大的趋势。研究进展研究进展3、碳酸盐岩储层成岩作用白云岩化模式白云岩化模式渗透回流渗透回流渗透回流白云岩的生成对回流卤水的性质和反应表面区域大小最为敏感，渗透回流白云岩的生成对回流卤水的性质和反应表面区域大小最为敏感，当然其他因素对其也有影响，如温度、孔渗关系等。当然其他因素对其也有影响，如温度、孔渗关系等。各种参数对白云岩的影响各种参数对白云岩的影响3、碳酸盐岩储层成岩作用白云岩化模式白云岩化模式渗透回流渗透回流以上模

52、型左图为流体回流范围，右图为卤水在经历以上模型左图为流体回流范围，右图为卤水在经历500000年的浓度分布值（年的浓度分布值（ Jones 等等 2005 ）。）。3、碳酸盐岩储层成岩作用白云岩化模式白云岩化模式渗透回流渗透回流从建模结果来看，白云岩化受多种因素控制，其中影响最大的是卤水的浓度和反应接触面积。在高浓度卤水渗透进入障壁岛后，卤水盐度随着与泻湖距离的远近产生了浓度梯度，白云岩化作用由强到弱。 在1m.y.的时间内，可将深度为500m，宽数千米的灰岩地层白云岩化。这种白云岩化作用发生于准同生浅埋藏时期。以上模型左上角为卤水源，深度为500m，宽数千米，在围岩渗透率不变的条件下，会经历

53、如图所示的白云岩化过程。在1m.y.的时间跨度内，可将模型区域内所有围岩白云岩化（ Jones 等 2005 ）。3、碳酸盐岩储层成岩作用白云岩化模式白云岩化模式渗透回流渗透回流 一种是向上运动的高镁粒间水引起的表层碳酸钙沉积物的白云化作用； 一种是向下运动的高镁水引起的下伏碳酸钙沉积物或石灰岩的白云化作用。 第一种白云化作用的时间为准同生的，第二种白云化作用的时间相对要晚一些或晚的很多，一般是成岩期的，甚至是成岩期以后的，第一种白云岩化作用生成的白云石多为泥晶或粉晶，具有潮上沉积环境的特征；第二种白云岩化作用生成的白云岩晶粒一般较粗，多为粉晶以上，砂糖状白云岩多为这一作用形成。在现代热带地区

54、的潮上带，存在二种白云岩化作用：在现代热带地区的潮上带，存在二种白云岩化作用：3、碳酸盐岩储层成岩作用混和水白云化作用混和水白云化作用 混和水白云岩化作用是指海水和淡水混合所引起的白云化作用。这种机理的关键是淡水的作用。从成岩环境方面考虑，混和水白云化作用既可发生在近地表成岩环境，也可发生在埋藏成岩环境。从时间上分析，可以发生在成岩早期，也可发生在成岩晚期。 近地表混和水白云岩作用主要发生在滩相环境的大气淡水与海水的混合带中，该带的混和水虽然对方解石来说是不饱和的，但对白云石已饱和，从而造成颗粒和第一期方解石胶结物的白云化以及粉晶白云石在孔隙中沉淀。原来由泥晶方解石组成的砂屑和鲕粒，转变成由泥

55、粉晶白云石组成的具有残余结粒屑结构的粗晶白云石，当这种白云石化作用很强烈情况下，甚至可转变成仅具有颗粒幻影甚至无颗粒踪迹的粉晶或细晶白云岩。3、碳酸盐岩储层成岩作用1、它们往往产于向上变浅的滩相沉积序列中；2、仅有颗粒和第一期方解石胶结物转变为白云石，说明这种白云化作用发生于早期，大致在海底胶结作用之后不久；3、与前述二种白云化作用形成的白云岩明显不同的是，这类云岩中未发现早期蒸发矿物与之伴生，表明其白云化作用与超咸水无关；4、发育同生期大气淡水溶蚀而成的粒内溶孔、铸模孔、晶间溶孔，它们显然是在白云化作用前后形成的；5、它们的碳同位素比值明显偏负，一般在32之间，平均2.36，明显反映出淡水影

56、响的特征。其氧同位素组成也必海水成因白云岩富集轻同位素，18O8.554.10 ，平均为5.82 ；6、根据13C和18O计算的故盐度指数都在120左右。表明它们既非纯海水成因，也非纯淡水成因；一些研究者（Tucker等，1990；Budd，1997）认为混和水白云化作用在13C 值上的特征是不在于偏负的程度，重要的是在于13C 和18O 之间的正相关性。7、主要微量元素的平均含量多数介于海水成因和埋藏成因白云岩之间；8、阴极发光下发光不强，多呈均一的暗红光。混合水白云岩的识别特征混合水白云岩的识别特征3、碳酸盐岩储层成岩作用有机白云化作用有机白云化作用 是在浅埋藏环境中形成发生的，由于生物活

57、动以及细菌和有机质的作用，使得潜穴和生物扰动构造内的地球化学微环境有利于白云化进行。 有机白云化作用所形成的白云石常呈粉晶，半自形到它形，晶体浑浊，可见大量包裹体，晶间常残留有交代不完全的灰泥，它们的钙、镁组成正常，MnO、SrO含量较高，而FeO、Na2O、BaO较低， 18O平均为6.45 ，低于同生白云石的值， 13C平均为1.28 与奥陶纪海水平均同位素接近，从碳氧同位素组成表明它们的形成环境为浅埋藏、温度不高，与海水有某种联系。3、碳酸盐岩储层成岩作用埋藏压实白云化作用埋藏压实白云化作用在沉积物被埋藏后的成岩作用阶段，白云石可作为砂岩的胶结物出现。1、这种白云石常含Fe2+，甚至可以

58、是铁白云石。这反映在陆源沉积系统中常含有大量的Fe+。2、这种作用形成的白云石一般为粉、细晶，半自形自形，3、它们一般沿压溶缝合线分布，当白云化作用较强烈时，可以形成条带状展布的灰质白云岩，甚至细晶云岩，4、但在阴极发光射线下有时仍可见发橙光的缝合线痕迹。3、碳酸盐岩储层成岩作用 在岩浆期后溶液或深成地下水的热水溶液中，以及在变质作用过程中，均可以形成一些白云岩。这些白云岩常和一些金属矿床或非金属矿床密切共生。 这种白云化作用生成的白云石，种类较多，主要包括中晶和粗晶白云石、雾心亮边白云石、亮晶白云石、环带白云石和异形白云石等，以晶体粗大和结构复杂为特征。它们多数充填在孔洞缝中，局部地方可形成

59、中、粗晶云岩。此外这些产物以高的有序度、多变的Mg/Ca比值、高负值的氧碳同位素组成以及高的均一温度（65140C）为特征。热水白云化作用热水白云化作用3、碳酸盐岩储层成岩作用(Davies and Smith, 2006)孔隙类型粒间孔铸模孔溶洞晶间孔体腔孔裂缝遮蔽孔溶蚀扩大的裂缝ARCHIE（1952）填隙物可见孔（A、B、C、D）LUCIA（1983）粒间孔孔洞孤立的相连的CHOQUETTE and PRAY（1970）组构选择性非组构选择性碳酸盐岩的孔隙类型以及有关的分类Lucia（1983）的岩石物性分类与Archie（1952）的最初分类和Choquette和Pray（1970）的

60、组构选择概念相似A：不可见的空隙空间 B、C、D：孔隙大小从极小增大到比粒屑还大4、碳酸盐岩储层孔隙分类Choquette and Pray (1970)的碳酸盐岩孔隙分类。的碳酸盐岩孔隙分类。4、碳酸盐岩储层孔隙分类Choquette and Pray (1970)的碳酸盐岩孔隙分的特点的碳酸盐岩孔隙分的特点组构指的是沉积物或岩石中坚固的沉积和成岩组分之间的构成关系。这些坚固的组分（组构）包括以下三种类型1）各种类型的原生颗粒（如鲕粒、生物碎屑）2）后期形成的组分或组构（如方解石、白云石和硫酸盐胶结物）3）及重结晶和交代组分或组构（如白云石和硫酸盐晶体）如果孔隙与这些组分（组构）有明确的依赖