碳酸鹽巖儲層講稿-蔡忠賢

1、碳酸鹽巖儲層地質學理論基礎,《碳酸鹽巖儲層地質學講座》第一部分,蔡忠賢中國地質大學（武漢）2012年1月,碳酸鹽沉積物（巖）——灰泥,灰泥的大小1、Folk（1959）將其描述為石灰?guī)r中小于4um的半透明結晶基質；2、Leighton 和Pendexter（1962）把小于31um的晶粒；3、Chilingar（1967）將含義擴大到未固結的沉積物，粒徑小于5um ?；夷嗟某梢?、生物作用——主要由浮游生物組成，藻類、

2、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、生物化學作用——生物生命活動過程中形成的，如藻的鉆孔、藻類的光合作用等3、機械作用——波浪、潮汐、水流作用粉碎、磨蝕顆粒形成4、化學作用——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,碳酸鹽沉積物（巖）——碳酸鹽顆粒,一般是指大于0.02mm，可以分為盆內顆粒和盆外顆粒，Folk（1959，1962）將盆內顆粒稱為異化顆粒，盆外顆粒稱為外碎屑 異

3、化顆粒包括：生物碎屑、鮞粒、球粒、核形石、內碎屑、包粒（鮞粒、核形石）、集合顆粒（葡萄石、藻凝塊、藻團塊）,,1、碳酸鹽巖儲層巖石學,依成因和結構可劃分為三大類：生物碎屑、泥晶顆粒、包粒,包粒——具同心紋層結構的碳酸鹽顆粒，包括鮞粒、核形石、豆粒、結核①鮞?！ㄕｕb、表鮞、復鮞、放射鮞、單晶鮞、多晶鮞、假鮞、負鮞②核形石（球狀疊層石）——可分成反轉堆疊的球形、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,泥晶顆

4、?！割w粒內部沒有結構構造的顆粒。 包括Folk（1959、1962）異化顆粒中的內碎屑、球粒、團粒、團塊等內碎屑可進一步劃分為礫屑(>2mm)、砂屑(2-0.05mm)、粉砂屑(0.05-0.02mm)、泥屑(<0.02mm),生物碎屑窄鹽度生物——棘皮動物、軟體動物、珊瑚、苔蘚蟲類、有孔蟲類等廣鹽度生物——藻類、介形蟲、腕足類等,一般命名10－25％為含25－50％為質,,1、碳酸鹽巖儲層巖石學,碳酸鹽巖

5、的巖石學分類——Folk（1959、1962）的分類,,1、碳酸鹽巖儲層巖石學,,1、碳酸鹽巖儲層巖石學,碳酸鹽巖的巖石學分類——Dunham（1962）根據巖石結構的分類,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，內部沒有沉積構造，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）巖3、灰泥

6、碳酸鹽巖 包括：泥晶灰?guī)r和泥晶白云巖4、結晶碳酸鹽巖 包括：巨晶灰?guī)r（>2mm）、粗晶灰?guī)r（2－0.5mm）、中晶灰?guī)r（0.5-0.25mm）、細晶灰?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,總體上可分成四類,,碳酸鹽巖沉積條件基本概括,碳酸鹽巖形成于溫暖的熱帶緯度地區(qū) 碳酸鹽巖一般由海洋生物體沉積而成 碳酸鹽巖極大的受到水循環(huán)樣式和以前的地形的影響 碳酸

7、鹽巖在大部分地表水里是不穩(wěn)定的，因此遭受成巖作用,(Wilson, 1975),,2、碳酸鹽巖儲層沉積學,現代碳酸鹽巖分布,(Akbar et al., 1995),,2、碳酸鹽巖儲層沉積學,,2、碳酸鹽巖儲層沉積學,碎屑巖和碳酸鹽巖的區(qū)別,(Moore, 2001),鑲邊陸架—— ST. CROIX, U. S. VIRGIN ISLANDS,,2、碳酸鹽巖儲層沉積學,(Janson, 2002),碳酸鹽巖構成礁、臺地、斜坡,碳酸鹽巖

8、受以前地形的影響,,2、碳酸鹽巖儲層沉積學,Ahr（1973）首先將碳酸鹽巖臺地（邊緣）的類型分為鑲邊陸架和緩坡；Ginsburg和James（1974）描述了鑲邊和沉沒陸架；Wilison（1975）提供了一個臺地綜合模式；Read（1982）系統(tǒng)劃分出臺地（一般術語）、緩坡、鑲邊陸架、孤立臺地、沉沒臺地,,2、碳酸鹽巖儲層沉積學,碳酸鹽巖沉積相、沉積環(huán)境及其臺地類型,,Wilson（1975）的碳酸鹽巖臺地模式,,,,,

9、,,,,,,,寬相帶,寬相帶,窄相帶,盆地相1A－濁積巖1B－和瘦地槽深水相1C－克拉通盆地（非補償的和停止缺氧的）碳酸鹽巖相,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,碳酸鹽緩坡、鑲邊陸架、沉沒臺地的典型現代實例（比例相同）,均勻緩坡,均勻緩坡,遠源變陡的緩坡,鑲邊陸架,鑲邊

10、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,碳酸鹽緩坡,1、具有緩的斜坡（一般小于1°），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，就進入到比較深的低能的沉積（Ahr，1973）。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。3、根據剖面可進一步劃分為均勻緩坡和

11、遠源變陡的緩坡,,2、碳酸鹽巖儲層沉積學,以相對一致的緩斜坡（1－幾米/公里）進入到盆地，主要相帶包括：1、潮坪和瀉湖相；2、淺灘復合體；3、較深緩坡相；4、斜坡和盆地相,,現代實例：Persian灣和Shark灣古代實例：Virginia的中奧陶統(tǒng) 紐約的泥盆系,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/潮上復合體,相帶主要包括：1、潮坪－潮上復合體；2、潮汐帶砂席；3、骨骼碳酸鹽鑲邊

12、灘；4、深緩坡/斜坡相,現代實例：1、全新世的Seagrass灘2、Shark灣,具有鑲邊骨骼岸灘的緩坡，,均勻緩坡,具有骨骼障壁灘類型的緩坡,實例：現代：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－潮上復合體2、瀉湖3、骨骼碳酸鹽障壁灘4、深緩坡/斜坡相,均勻緩坡,實例：現代：全新世波斯灣古代：Virginia中

13、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,均勻緩坡,實例：現代：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－潮上復合體（發(fā)育弱）2、鑲邊淺潮

14、下砂坪3、低能緩坡,具有鑲邊鮞粒－球粒砂灘復合體的緩坡,復合體沿海岸線分布,均勻緩坡,具有障壁鮞粒－球粒砂灘復合體的緩坡,實例：現代：全新世波斯灣 Trucial海岸古代：美國灣海岸的侏羅系Smackover組 Virginia－Tennesse的中寒武統(tǒng)等,相帶主要包括：1、潮坪－潮上復合體2、瀉湖3、鮞粒－球粒障壁壩復合體4、深緩坡相,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

15、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在高能邊緣的向海邊緣而是出現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。 低能的遠源變陡緩坡在淺灘復合體的向海方向具有廣泛的深緩坡泥席；高能的遠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。,遠源變陡的緩

16、坡,低能遠源變陡緩坡,現代實例： 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),遠源變陡緩坡的相帶主要包括：1、潮坪和瀉湖相；2、淺灘復合體；3、深緩坡相；4、斜坡和盆地相,具有海岸灘/砂丘復合體的高能遠源變陡緩坡,相帶主要包括：1、砂丘、灘脊、海灘沉積的海岸復合體；2、內緩坡骨骼或內碎屑砂席；3、外緩坡泥質灰砂（骨骼泥粒巖）；4、高生物攪動的斜坡相,實例現代：澳大利亞西南大陸架

17、 Yucatan西南部 Shark灣古代：澳大利亞Nullabor平原的第三系,高能遠源變陡的緩坡,緩坡可以開始于鑲邊的淺灘復合體（A），隨時間變化為障壁復合體（C）,中間以孤立的淺緩坡和下斜坡緩坡（B）聯接。這些緩坡可以進一步演化為鑲邊陸架（D），或演化成沉沒的均勻緩坡（E）。當鑲邊陸架沉沒后就演化為遠源變陡緩坡（F），當鑲邊陸架被碎屑質埋藏后就演化為G。,緩坡的演化,緩坡之間的相互關系,1、緩坡偏向于發(fā)育在

18、構造或氣候的關鍵時刻，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，或者大陸內部。2、發(fā)育鑲邊骨骼岸灘的緩坡要陡于發(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），鮞粒復合體則易發(fā)育于干旱氣候下。,5、當臺地前積時，鑲邊復合體容易演

19、化成障壁復合體。也可以經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歷了迅速海平面上升的緩坡。它可以抑制橫向擴展，而偏向于向上增長。結果這種緩坡具有海侵層序6、障壁復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、當邊緣變陡幾度，骨骼灘向海方向前積，緩坡就可以演化成為鑲邊陸架。8、遠源變陡緩坡可以發(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)育于經歷了廣泛的沉沒鑲邊陸架。

20、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，易遭受海洋大風大浪襲擊將海底沉積物驅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)，風主要在外濱。,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入深水為標志（通常從幾度－60度）。沿著陸架邊緣它們具有半連續(xù)

21、到連續(xù)的鑲邊或障壁，并限制了陸架內的海水循環(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：澳大利亞大堡礁、佛羅里達南部陸架以及Belize陸架。,鑲邊陸架邊緣以及斜坡進一步劃分為：1、沉積或加積的邊緣2、越積的邊緣3、侵蝕的邊緣,沉積或加積型邊緣——沉積作用超過了相對海平面的上升，導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

22、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、角礫和半遠洋灰泥層；5、下斜坡/盆地邊緣鈣質濁積巖、頁巖、席狀和渠狀角礫；6、深水遠洋和半遠洋灰泥、遠源濁積巖和頁巖。,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。,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

23、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、盆地遠源遠源濁積巖、灰泥和頁巖。,古代實例：加拿大元古代的Rocknest組（B）；Canning盆地（西澳）的上泥盆系（C）和西北非的中生代（C）,侵蝕邊緣（跌積邊緣），以高的陡

24、崖為特征（可達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：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,礁構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，在地質記錄中不常見，一般因向上生長受到特

25、定限制而發(fā)育，如二疊系的Carpitan礁是由于出現超鹽度海水。,古代實例：二疊系的Carpitan礁,沿臺地邊緣的相帶主要包括：1、旋回性蒸發(fā)巖、碳酸鹽巖；2、瀉湖（內陸架）；3、鳥眼碳酸鹽巖和滲濾海相豆石；4、外陸架骨骼內碎屑砂；5、塊狀海相膠結的骨骼粘結巖和深邊緣的碎屑碳酸鹽巖；6、前斜坡倒石錐、砂和泥,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系,1、鑲邊陸架最典型的是沿著具有高碳酸鹽產率的初始陸架邊緣發(fā)

26、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化為遠源變陡緩坡；當邊緣變成斷裂型時，可導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

27、能是缺乏的（溫帶－冷水陸架上），在這些陸架上常以緩坡為主。,鑲邊陸架的演化，鑲邊礁復合體（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合體（B）。許多鑲邊陸架是從早期的緩坡（C）基礎上發(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）、具有越積陡崖的鑲邊陸架（F）、具有侵蝕邊緣的鑲邊陸架演化。當鑲邊陸架發(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（

28、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。,關于鑲邊陸架和緩坡上的內盆地,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暴層序，位于風暴波

29、基面以下的盆底常常為靜海灰?guī)r和頁巖為主。4、內陸架盆地通常發(fā)育于相對海平面上升期間，在干旱氣候下，盆地內部易出現蒸發(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,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

30、這些環(huán)礁主要以洋殼上的火山為基礎建立的。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和背風之分。孤立臺地的邊緣可以呈現類似于緩坡的緩傾斜型；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臺地等,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、膠結的島嶼；2、邊緣陡崖；3、倒石錐和環(huán)臺地砂；

31、4A、滑動和重力流沉積；4B、迎風斜坡；4C、沖溝狀越積斜坡；5A、下斜坡和盆地邊緣；5B、生物巖丘帶；6、盆地或盆地內部,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、一般位于地壘、線狀海底脊，有些則是海平面上升期間在大陸內部的構造高點上；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，進一步可演化成為鑲邊臺地、越積邊緣至跌積邊緣

32、。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,最初緩坡階段的孤立臺地（A），演化為具有臺內鮞粒－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），最終沉沒臺地變成了被盆地相或來自于鄰近臺

33、地的碎屑覆蓋的沉沒臺地（F、G）。,孤立臺地的演化,沉沒臺地,當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，透光帶一般可達到100米。沉沒后的臺地可以被硬底、深水結核狀的泥質灰?guī)r、遠洋碳酸鹽巖、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沉積（包括錳結核、磷酸鹽等）易于發(fā)育。,初始沉沒是指臺地表

34、面仍位于透光帶內，因此沉沒后的系統(tǒng)仍然可以得到恢復。大多數古代陸架上加積的形式更為常見，但相比之下，許多現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，淺水的潮坪相則遠離邊緣。,加積與初始沉沒臺地,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沉積和斜坡/遠洋或半遠洋相覆蓋,初始或完全沉沒的緩

35、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源變陡緩坡有：全新世的Yucatan、西佛羅里達和Sahul陸架,沉沒緩坡,海平面迅速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臺地,鑲邊和孤立臺地的沉沒可以導致鑲邊礁的后退并在其前面留下一個深的沉沒陸架。在鑲邊陸架當相對海平面上升減緩時，又可出現邊緣的向上建造。

36、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,碳酸鹽巖臺地的沉沒在于向上建造的速率一般小于構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1－10米/1000年。而在被動大陸邊緣臺地長期的構造沉陷速率一般為1－10厘米/1000年，在前淵超過50厘米/1000年，這些速率遠小于礁和骨

37、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：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：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：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。,沉沒臺地,碳酸

38、鹽巖礦物學對成巖響應的機理性研究,2、海水－淡水混合溶蝕機理,1、Bogli的混合溶蝕作用機理,3、碳酸鹽礦物的溶解沉淀作用的化學動力學條件,Bogli的混合溶蝕作用機理,平衡CO2含量188.5mg/lCaCO3溶解量為363.425mg/l,Bogli（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，以 CaCO3的溶解度為縱坐標，可得如圖1所示的曲線。 在該曲線上,

39、 W1（4.70，121.29）和 W2（372.3，605.56）處的水溶液與CaCO3正好處于平衡狀態(tài)，當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。,,96.4125,,156.699,當混合比例為1∶1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

40、可溶解363.425mg/l的CaCO3 （圖中 C點），故混合作用在溶液中產生了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。達到溶解平衡時，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

41、TA是通過T點作DE的平行線而得到的，D點處的坐標為（44，0），E點處的坐標為（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的混合溶蝕作用機理,海水－淡水混合溶蝕機理,Plummer（1975）、Busenberg and Plummer（1982）、Back（1984）提出了鹽水－淡水混合的腐蝕效應。基本結論是： 當兩種方解石濃度不等的水混合后，會降低

42、方解石的飽和度或重新對方解石具有侵蝕性。,當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。,（1）濱海巖溶區(qū)過渡帶巖溶發(fā)育的基本規(guī)律與內陸一般巖溶區(qū)巖溶發(fā)育規(guī)律的基本一致，即巖性、結構是控制濱海巖溶發(fā)育的最主要

43、因素；（2）濱海巖溶區(qū)混合過渡帶內碳酸鹽巖的混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ＣＯ2 分壓條件下，濱海巖溶區(qū)混合過渡帶內碳酸鹽巖的混合溶蝕機理不同。,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 （封閉ＣＯ2 -Ｈ2 Ｏ系統(tǒng)），初步得出了過渡帶混合溶蝕作用的基本結論：,海水－淡水混合溶蝕機理,越南下龍灣沿海岸線的溶蝕作用,海水－淡水混合溶蝕機理,黃思靜等（2001）通過研究表明：

44、 1、在近地表的溫度與壓力條件下 (40℃，常壓 )下，開放體系，以碳酸作為溶解介質時，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℃，20ＭＰａ的埋藏溫壓條件下，封閉體系，以有機酸作為溶解介質時，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～ 30ＭＰａ的溫壓條件下，封

45、閉體系，以有機酸作為溶解介質時，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度大于方解石。,碳酸鹽礦物的溶解沉淀作用的化學動力學條件,方解石和文石的溶解和沉淀動力學已證明是溫度、PCO2、PH和飽和狀態(tài)的函數,溫度、壓力和組成對溶解作用的影響,上述實驗結果的地質意義是

46、： 在近地表的淺埋藏成巖作用中，或因構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比石灰?guī)r更為發(fā)育，白云巖的孔滲性應比石灰?guī)r更好，同時白云巖中在近地表條件下形成的孔隙在深埋藏條件下也更容易保存。,碳酸鹽礦物的溶解沉淀作用的化學動力學條件,溶解速率與Δ

47、pH關系示意圖,PH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 %海水圖中表現尤為明顯。,Berner and Mo

48、rse（1974）曾利用穩(wěn)定pH值方法進行了在25℃和不同分壓條件下的細顆粒狀方解石溶解實驗 ,其結果被表示為溶解速率對ΔpH的函數曲線 。圖中曲線可明顯地分為三段，反應出三個不同的速率控制機理。,劉再華（2001）通過化學模擬實驗揭示：1、位于白云石表面的擴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慢速轉換反應也是白云石溶解速率的重要控制機理。3、白云石的溶解速率控制

49、機理在高CO2分壓（>5000Pa）和低CO2分壓（<5000Pa）條件下是不同的。低CO2分壓時，由擴散邊界層（溶質傳輸）和慢速轉換混合控制，高CO2分壓時則以表面反應控制為主。,礦物表面性質對溶解作用的影響,礦物表面特征 (如晶體缺陷、錯位和微裂隙 )、流體化學性質、礦物表面的反應特性、有機質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動力學的控制（Berner等

50、，1984）。,Giles和Boer（1989）曾詳細描述過冷卻地層水對碳酸鹽礦物的溶解作用的機制，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

51、便可在此發(fā)生。,溫度對溶解作用的影響,由于地下冷卻地層水對碳酸鹽膠結物的溶解形成次生孔隙 (據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Δt,斷層,斷層,,對碳酸鈣不飽和的孔隙水進入含水層,地下水運動方向,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志,碳酸鹽巖儲層7種孔隙保存機理（Feazel,1985）,烴類流體侵位可以抑制儲層中的

52、水巖作用，抑制的程度與含油飽和度有關。有些儲層中，烴類注入儲層后，成巖作用仍在進行，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。,北海Tor油田烴類侵位對儲層孔隙的保護作用（Feazel等，1985）,白云石在成因和產狀上需要進一步研究的一個問題是：————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（<50°C）條件下用人工方法從海水中直接沉淀白云石（Tuc

53、ker 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，還需要動力學條件。僅僅從化學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在關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，現代的觀點是原生白云石很少，只能在一些湖泊和瀉湖中生

54、成（如澳洲的考龍湖）。地質歷史中大多數白云石都是交代成因的。,白云巖化機理與模式,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障礙，因此白云石化時必須克服這種動力學障礙。大規(guī)模的白云巖化作用過程中，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；,白云巖化機理與模式,白云石化機理和模式,60年代蒸發(fā)泵、滲透回流白云化模式——蒸發(fā)作用作為

55、白云化作用的動力學條件70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條件70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條件來解釋在臺地邊緣碳酸鹽巖形成白云化作用。80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校诔鄙系匠毕?、礁、淺海、半深海環(huán)境中的沉積物水界面之下形成。,(Warren, 2000),白云巖化模式——蒸發(fā)泵白云巖化作

56、用,該模式是由Hus與Siegenthaier（1969）以及Makenzie、Hus與Schneider（1980）根據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管蒸發(fā)作用，最后是蒸發(fā)泵吸作用相結合才能實現白云巖化作用。每一個蒸發(fā)階段，當文石、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

57、鮮海水，以補充薩布哈表面附近因蒸發(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+，進一步促使更多的硬石膏發(fā)生沉淀。,目前，該模式對含Mg2+海水的補充機制上仍有爭議，將蒸發(fā)泵吸作用作為主要海水補給機制的最大質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Mg2+/Ca2

58、+的水迅速上升。,1、這種白云巖主要產于熱帶干旱環(huán)境，其產物以微、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，呈紋層狀與石灰?guī)r互層，連續(xù)性好，發(fā)育干裂、帳篷、鳥眼等沉積構造。2、晶體比較明亮，自形程度好，交代現象明顯，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= －1.5～＋3.23％，平均為－0.16％；?18O＝－6.32—－3.00%，平均為－4.87％；

59、4、海水成因明顯，根據同位素組成計算得出鹽度指數（Z值）均大于120，平均125。5、形成溫度為常溫條件，根據氧同位素計算獲得的古溫度范圍在21－40°C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,,滲透-回流模式最先由Adams和Rhods（1960）提出，用來解釋德克薩斯州西部二疊紀生物礁復合體中與蒸發(fā)

60、作用密切相關的白云巖成因。其原理是：在蒸發(fā)作用下，瀉湖向陸一側邊緣被蒸發(fā)鹽沉淀而封閉，但濃鹵水能從向海一側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單元并導致其白云化（Moore等，1988）。,白云巖化模式——滲透回流,由于缺乏現代可對比的實例，滲透

61、回流白云巖多采用建模研究。1) 早期的建模研究結果認為障壁瀉湖回流白云巖化模式從水文地質角度是合理可行的，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百公里寬，3公里厚。同時，Jones 等（2002）認為鹵水回流停止后，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

62、鹵水驅動，其繼續(xù)在橫向上擴散。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對滲透白云巖和白云巖膠結物、石膏膠結物在時間和空間上變化的影響（ Jones 等 2005 ）。這些參數包括：鹵水濃度、近地表溫度、流體流速、反應面積和孔滲性。 建模試驗的結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。,研究進展,白云巖化模式——滲

63、透回流,滲透回流白云巖的生成對回流鹵水的性質和反應表面區(qū)域大小最為敏感，當然其他因素對其也有影響，如溫度、孔滲關系等。,各種參數對白云巖的影響,白云巖化模式——滲透回流,以上模型左圖為流體回流范圍，右圖為鹵水在經歷500000年的濃度分布值（ Jones 等 2005 ）。,白云巖化模式——滲透回流,從建模結果來看，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接觸面積。在高濃度鹵水滲透進入障壁島后，鹵水鹽度隨著與瀉湖距離

64、的遠近產生了濃度梯度，白云巖化作用由強到弱。 在1m.y.的時間內，可將深度為500m，寬數千米的灰?guī)r地層白云巖化。這種白云巖化作用發(fā)生于準同生－淺埋藏時期。,以上模型左上角為鹵水源，深度為500m，寬數千米，在圍巖滲透率不變的條件下，會經歷如圖所示的白云巖化過程。在1m.y.的時間跨度內，可將模型區(qū)域內所有圍巖白云巖化（ Jones 等 2005 ）。,白云巖化模式——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

65、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。,在現代熱帶地區(qū)的潮上帶，存在二種白云巖化作用：,混和水白云化作用,混和

66、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。這種機理的關鍵是淡水的作用。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

67、組成的砂屑和鮞粒，轉變成由泥粉晶白云石組成的具有殘余結粒屑結構的粗晶白云石，當這種白云石化作用很強烈情況下，甚至可轉變成僅具有顆?；糜吧踔翢o顆粒蹤跡的粉晶或細晶白云巖。,1、它們往往產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物轉變?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；

68、4、發(fā)育同生期大氣淡水溶蝕而成的粒內溶孔、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，一般在－3～－2‰之間，平均－2.36‰，明顯反映出淡水影響的特征。其氧同位素組成也必海水成因白云巖富集輕同位素，δ18O＝－8.55～－4.10 ‰，平均為－5.82 ‰；6、根據δ13C和δ18O計算的故鹽度指數都在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；B