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范文一：碳酸盐岩
亮晶(或泥晶或微晶)鲕粒灰岩镜下鉴定
一、组分(矿物组分和结构组分)
颗粒和填隙物染色呈红色,说明岩石化学成分为碳酸钙(方解石) 。
1、 颗粒:由鲕粒组成,鲕粒大小 1.5~2mm, 呈椭圆状,圆状,含量约 65% (不同薄片有变化) 。多为真鲕,见少量复鲕,多数同心圈层发育,核心多由单 晶方解石组成,呈负鲕,少量鲕粒核心见介形虫等生屑碎片。外缘由微晶方解 石组成。
真鲕(或者叫正常鲕) :其同心层厚度大于核心的直径的鲕粒。
表皮鲕 (或者叫薄皮鲕) :其同心层厚度小于其核心直径,有的表皮鲕只有 一层同心层。
放射鲕:具有放射结构鲕粒,是重结晶作用形成的。
空心鲕(或者叫负鲕) :鲕粒内部(核心及同心层的大部或全部)已选择性 溶蚀的、基本上只保留下一个外壳的鲕粒。
单晶鲕:鲕核为一个晶体颗粒,正交偏光下消光方位一致,单晶染色后呈 紫色,为方解石;
多晶鲕:整个鲕粒基本上由一个球形的外壳和内部多个方解石晶体构成, 其 同心层已不存在的鲕粒。
椭形鲕:由于其核心为长条形,导致其外形呈椭球形的鲕粒。
复鲕:在一个鲕粒中,包含两个或多个小鲕的鲕粒。
变形鲕:在同生期受底部水流冲刷或拖曳变形的鲕粒。
2、 填隙物(灰泥、胶结物)
胶结物:由亮晶方解石组成,分布于粒间孔中可发育两期。第一期的胶结 物由细粒状、叶片状、栉壳状或呈薄环边状;第二期的胶结物呈粒状,镶嵌状, 马牙状。胶结物染色后均呈紫色,为方解石,含量约 23%, 。
灰泥:为微晶方解石, 分布于鲕粒之间, 呈斑团状, 分布不均匀, 含量 8%。 二、岩石结构类型
鲕粒大小较均一, 1.5 mm ~2mm, 分选好。岩石结构呈颗粒支撑。孔隙类型 以粒内溶孔、铸模孔为主。
三、成岩作用
1、 压实作用弱:部分颗粒表现为点接触;
2、 压溶作用较强:缝合线构造发育;
3、 溶解作用较强:发育粒内溶孔和鲕模孔和粒间溶孔。 鲕粒核心大多被溶解, 有些鲕粒甚至被溶空,粒间溶孔多表现为灰泥微晶被溶蚀。
4、 胶结充填作用强:表现方解石对粒内溶孔和粒间溶孔的全充填。对鲕粒粒 内溶孔的充填,多由单晶、细~中晶多晶方解石组成。粒间溶孔可见一到两 个期次的胶结充填物。
5、 重结晶作用弱;
6、 未见白云化作用。
四、岩石定名
亮晶(或泥晶或微晶)
范文二：碳酸盐岩
第九章 碳酸盐岩
第一节 概述
一、概念
碳酸盐岩:主要由方解石、 白云石等碳酸盐矿物 (含量大于 50%) 组成的沉积岩。 主要岩石类型:石灰岩(方解石 >50%) ;白云岩(白云石 >50%) 。它们经常还和 陆源碎屑及粘土组成各种过渡类型的岩石。
二、研究意义
1、分布广:占沉积岩总量的 20%,居第三位,仅次于泥质岩和砂岩
2、重要的生油岩和储集岩
3、蕴藏丰富的矿产,本身就是很有价值的资源
蕴含铁、铝、锰、磷、硫、石膏、钾盐等层状矿床;铜、铅、锌、汞、锑、砷、 铀等多金属层控矿床
4、重要的地下水储集岩石
三、现代碳酸盐岩的沉积作用和分布
1、赤道两侧的南、北纬 30°的范围内
2、洁净的浅海水域
3、动荡 — 弱动荡的沉积环境
4、生物和生物化学作用的产物
5、文石、高镁方解石和低镁方解石
第二节 碳酸盐岩的成分
碳酸盐岩的成分: 矿物成分、 化学成分、 同位素成分
一、 碳酸盐岩的矿物成分
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????????有机质 盆外矿物:陆源物质
非碳酸盐矿物 碳酸盐矿物 盆内矿物 (一) 、盆内矿物:碳酸盐矿物
1.主要的碳酸盐矿物为方解石和白云石
方解石矿物体系中:方解石、
低镁方解石(一般的方解石,很稳定)
文石、
高镁方解石
白云石矿物体系中:白云石、
原白云石(富钙的白云石,向白云石转化)
2.次要的碳酸盐矿物:铁方解石、铁白云石、菱铁矿、菱镁矿等。
文石 (又名霰石 )
文石是方解石的同质异象变体 , 含 Mg[CO3]少于 2mol %, 属斜方晶系 , 在现
代沉积中常呈针状 , 有时也呈泥状。 {010}解理不完全 , 硬度 3.5, 比重 2.9。
基本特征:
(1)在现代沉积物中常呈现针状,有时也呈现泥状。
(2)形成有利条件为:温度较高(>15 ℃ ) ,温暖浅海沉积物以文石为主; pH
值 > 8;盐度高,超盐条件有利于形成文石; Mg /Ca >2:1
(3)海水中文石较方解石易沉淀的原因,李普曼(Lippman )认为与文石成核速度 和结晶速度比方解石更快有关。
(4)稳定性较差 (介于高镁方解石和方解石间 ) ,易于转变为方解石,在古老的碳酸 岩中不存在。
文石主要形成于外生作用。 作为生物化学作用的产物, 见于许多动物的贝壳或骨 骸中。珍珠的主要构成物也是文石,海水中也可以直接形成。
(一) 、盆内矿物:非碳酸盐矿物
非碳酸盐的自生矿物:石膏、天青石、重晶石、萤石、石盐等。
(二) 、盆外矿物:陆源矿物
陆源矿物:粘土矿物、石英、长石、云母、绿泥石、重矿物等。
(三) 、有机质:
二、碳酸盐岩的化学成分
1.主要的化学成分:CaO 、 MgO 、 CO2
其次为:SiO2、 TiO2、 Al2O3、 FeO 、 Fe2O3、 K2O 、 NaO 、 H2O
纯石灰岩中:CaO 占 56%、 CO2占 44%
纯白云岩中:CaO 占 30.4%、 MgO 占 21.7%、 CO2占 47.9%
2.微量元素:Sr 、 Ba 、 Mn 、 Co 、 Ni 、 Pb 、 Zn 、 Cu 、 Cr 、 V 、 Ga 、 Ti 、 B 等。 碳酸盐岩中的硼含量就可作为古沉积环境水体含盐度的良好标志。
3.同位素:
(1)氧同位素:O18、 O16
(2)碳同位素:C14、 C13、 C12
用途:判断古温度、古盐度、 C14可以确定在 2万年以内 碳酸盐岩的年龄。 第三节 碳酸盐岩的结构
碳酸盐的结构与岩石的成因有密切的关系,它不仅是岩石分类命名的主要依据, 也是环境分析的重要标志。
碳酸盐岩主要由颗粒、泥、胶结物、生物格架和晶粒五种结构组分组成。
碳酸盐岩的结构
一、粒屑结构
一般经过波浪和流水作用的搬运、沉积而成的碳酸盐岩,常具有粒屑结构
二、生物骨架结构
由原地生长的生物构成岩石骨架的生物岩或礁灰岩,常具有生物骨架结构 三、泥微晶结构
由化学作用或生物化学作用沉淀成的石灰岩或白云岩, 常具有泥 (微) 晶结 构
四、晶粒结构和各种残余结构
不同结构类型的岩石经过重结晶作用, 或者石灰岩经过白云石化作用形成的 白云质灰岩,常具有晶粒结构和各种残余结构。
一般经过波浪和流水作用搬运、 沉积而成的碳酸盐岩常具粒屑结构, 即由颗 粒 (内碎屑、生物碎屑、鲕粒、球粒和藻粒等 ) 、泥、胶结物和孔隙四种结构组分 构成。
由原地生长的生物构成岩石骨架的生物岩或礁灰岩,常具有生物骨架结构, 即由造架的生物和粘结的生物与填隙的颗粒或泥及胶结物构成。
由化学或生物化学作用沉淀的石灰岩或白云岩, 常具有泥晶或微晶结构, 一 般为低能环境产物。
具有粒屑结构、 生物结构或泥、 微晶结构的岩石经过重结晶作用、 或者白云 石化作用形成的碳酸盐岩,常具有大小不等的晶粒结构和各种残余结构。
(一)颗粒类型
碳酸盐岩的颗粒类型主要有内碎屑、鲕粒、核形石、球粒、团块和骨粒。
(1) 颗粒与砾岩、砂岩、粉砂岩中砾、砂、粉砂相似。
(2)按其是否在沉积盆地内生成,可分为盆内颗粒和盆外 (碎屑 ) 颗粒两大类 (区 别 :成因、结构、成分 ) 。
盆内颗粒又称内颗粒,福克(Folk 1959 1962)称其为 “ 异化颗粒 ” 或 “ 异化 组分 ” ,即福克所说的 “ 异常化学作用 ” 所形成的颗粒或组分。碳酸盐岩中的颗粒, 主要就是这种内颗粒。
盆外颗粒是极少的或是次要的。因此,在碳酸盐岩中,凡提到颗粒,只要 不特别注明是陆源的,均系指内颗粒。
碳酸盐岩的颗粒类型主要有内碎屑、鲕粒、核形石、球粒、团块和骨粒。
1、内碎屑
内碎屑是沉积盆地中沉积不久的、弱固结或固结的碳酸盐沉积物,受波浪、 潮汐水流或风暴等的作用,破碎、搬运、磨蚀、再沉积而成的碎屑。从盆外古陆 的石灰岩经过风化剥蚀而来的碎屑则为盆外颗粒或陆源碎屑。
成分几乎均为碳酸盐沉积物 (与先期沉积相同 ) 。
常具有复杂程度不同 (与先期沉积物相同 ) 的内部结构 , 可含有化石、鲕 粒、 球粒以及早先形成的内碎屑等; 有明显的不同程度的磨蚀改造的痕迹, 磨蚀的边缘常切割它所包含的化石、鲕粒等颗粒;
常具有塑性变形构造。 在潮坪、 大陆斜坡等环境下可见大粒级的内碎屑 沉积。
根据直径的大小,把内碎屑划分为砾屑、砂屑、粉屑和泥屑四个级别,砂屑和粉 屑还可以进一步细分 (如下表 ) 。
Biao4-1
2
0.06
0.003
☆竹叶状灰岩:是一种典型的内碎屑灰岩。 它是由圆形、 椭圆形扇平砾石 (平行) 排列, 被钙质胶结而成的一种砾屑灰岩, 在垂直切面上砾屑形状象竹叶, 所以称 为竹叶状灰岩。
(1)粒屑:(60— 70%)
①砾屑的形状为扁圆或长椭圆形,垂直层面切开形似竹叶;
②砾屑的大小不一,磨圆度高,其表皮常有一层紫红色或黄色铁质氧化圈, ③砾屑成分单一,多为泥晶方解石(泥晶指泥状碳酸钙细屑或晶体, 又称 灰泥) ;
(2)胶结物和填充物(30— 40%) :多为微晶或细晶方解石
沉积环境:竹叶状灰岩反映了浅水海洋动荡的沉积环境 (潮汐和波浪活动频 繁的海滩地区,潮间带或潮下带) 。先期未固结的碳酸盐(先沉积的泥晶灰岩) 经强大的水流、 潮汐或风暴作用破坏, 形成碎块, 并被磨蚀成砾, 然后又被 CaCO3胶结而成。沉积环境是氧化环境。
碳酸盐沉积物中常见的内碎屑有的来自干涸的潮坪泥晶灰岩碎片或石片, 大 量的这些石片经过潮汐作用, 发生相互磨蚀, 形成扁平砾石, 常产生竹叶状灰岩。 ☆砂屑灰岩:分为亮晶砂屑灰岩和泥晶砂屑灰岩
砂屑多为泥晶石灰岩的碎屑, 圆度及分选一般都较好, 大都近于球形。 但也 有形状很不规则的砂屑。
砂屑灰岩直到近若干年才逐渐被人们重视, 人们才逐渐认识到砂屑比砾属的 分布还要广泛。 这种砂屑在显微镜下极易观察, 在岩石风化面上也可以观察出来, 但在一般的岩石表面则不易认出。
☆粉屑灰岩
粉屑颗粒:其特征与砂屑基本相同,仅粒级较小罢了。但是,圆度和分选均 较好的粉屑却与球粒很难区别。
☆泥屑灰岩
泥屑:泥级的内碎屑;从理论上讲,肯定是存在的;仍然难以把这种碎屑成因的 泥屑与化学沉淀成因的泥晶以及生物成因的泥级生物颗粒区分开。 因此, 在通常 情况下,使用 “ 碳酸盐泥 ” 或 “ 泥 ” 、 “ 灰泥 ” 、 “ 云泥 ” 这些概括性的术语来概括这三 种成因的泥。
2、鲕粒
具有核心和围绕核心的同心层状或放射状结构的球状或椭球状碳酸盐颗粒。 由鲕核、包壳两部分组成。
鲕核组成:
①生物碎屑:三叶虫、介形虫、腕足、棘皮等
②颗粒较小的内碎屑:砂屑
③陆源碎屑(少见) :石英屑、长石屑、粘土屑
直径小于 2毫米的称为鲕粒,直径大于 2毫米的则称为豆粒
鲕粒成因:
生物成因说:藻鲕、细菌鲕
无机成因说:机械水流成因
核心浸泡在饱和或过饱和碳酸钙的水中,碳酸钙将在核心表面发生沉淀作
用,当颗粒的表面沉淀物(即新生成的一个同心层)与海水处于平衡状态时,将 沉入水底,在水动力的搅动下,再次升起接受碳酸钙的沉淀,如此周而复始,直 到水动力不能将其搅起。 韦尔 (Weyl,1967) 在巴哈马地区进行的实验观察, 潮 汐坝和潮汐三角洲地区 —— 形成鲕粒的理想环境
鲕粒形成的三大条件:
3、核形石灰岩:
由非同心状藻类泥晶围绕一个固定核心组成,也称“藻灰结核” ,包括:核
心、藻包壳
具有球状叠层构造:藻类不断生长, 其分泌的粘液不断的粘结细粒碳酸盐颗
粒或碎屑,搅动的水体使其围绕一个核心同心状加积。
成因:生物作用和机械作用共同作用的结果。
从机械作用上来讲,核形石石应形成于搅动的水体中,这样才能形成包壳; 但从生物作用上来讲,能量过高不利于蓝绿藻的生长繁殖。
核形石应形成环境为:能量较低、水动力条件不是很强的(局限)潮下带。 核形石的形成:蓝绿藻的粘液, 围绕一定的核心 (碳酸盐岩颗粒或者碎屑) , 一边粘结碳酸盐沉积物, 一边又受到水动力的搬运, 或悬浮或滚动, 从而形成不 规则的同心增长纹理。
核形石 为厘米级大小的形状不规则的颗粒,
常由非同心状的藻类泥晶纹层
围绕一个固体核心形成。
【区别】 :鲕粒 核形石
①鲕粒直径小于 2毫米;核形石可大于或者小于 2毫米
②鲕粒具有平滑表面,外形呈规则的圆形或椭圆形,内部成 同心状或放射状; 核形石的同心圈则是宽窄不一、不规则的弯曲状或波状的。
③鲕粒包壳厚度均一;核形石包壳厚度不均一
④鲕粒层间不包裹有细小颗粒或碎屑;核形石层间包裹有小颗粒或碎屑
⑤鲕粒层间有机质少或者无;核形石层间富含有机质
⑥鲕粒形成能量高:核形石形成的能量也较高, 但由于主要是藻类生长而成, 故 没有形成鲕粒能量那么强,所以颗粒不会很大。
4、球粒(团粒)灰岩:
为粉砂级或细砂级球形、 椭球形、 卵形的泥晶方解石集合体, 一般不具任何 内部构造,大小形状较均匀,常成群出现。若分选很好,有机质含量较高,在薄 片中呈暗色。
其成因主要为:无脊椎动物粪粒、生物凝聚、无机凝聚
粪 球 粒 :无 脊 椎 动 物吃 进 碳 酸 盐 软 泥 后 的排 泄 物 , 团 粒 大 小 一般 为 0.1~0.5mm,富含有机质,常见于局限环境沉积物中,如潮坪、泻湖等。
藻团粒:是蓝绿藻类破裂或解体而成 “ 藻尘 ” ,经过凝聚、加积、滚动形成的 团粒。藻团粒颜色较暗,富含有机质,经常和藻类颗粒及藻粘结的颗粒在一起。 假球粒:机械磨圆且已固结的灰泥颗粒、泥晶化颗粒
粪球粒 —— 呈卵形或椭球形, 分选甚好, 有机质含量较高, 在薄片中呈暗色。 5、团块:
由几个碳酸盐颗粒被灰泥或藻类粘结在一起形成的外形不规则的符合颗粒 集合体,粒径 >2mm,在巴哈马滩,称为葡萄石 , 为海滩浅水带的沉积物。
凝块石:主要由蓝藻凝聚和粘结而形成的另一种颗粒是凝块石, 又称变形石、 花纹石或异形石。它一般不具内部构造、外形极不规则,呈血凝块状,有不同的 大小和形状,按大小和形状可分为砾状、砂状、粉砂状,泡状、蠕虫状、团块状 及不等粒状凝块石等。 凝块石常产于隐藻碳酸盐岩 (多为白云岩, 如四川 T2、 Z ) 地层中,与核形石、球粒共生,多为潮下高能环境。
6、生物碎屑(骨粒、骨屑)
生物碎屑系指经过搬运和磨蚀或未经搬运和磨蚀的生物化石碎屑及完整的 生物化石个体。
生物钙质硬体由方解石和文石组成的空间形态的显微结构, 可归纳为四种类 型 (戴永定, 1977) 。
(1) 、粒状结构
(2) 、纤状结构(柱状结构)
(3) 、片状结构
(4) 、单晶结构
(1)粒状结构 :由光性方位杂乱的, 三向大致等轴的方解石晶粒组成, 如软体动物。 腹足类的头部和足表现出明显的两侧对称, 内脏团呈螺旋形, 失去对称形。 这是 因为在个体发育中身体经扭转的结果。
(2)纤状结构 (柱状结构 ):由平行或放射状排列、单向延长的方解石或文石晶体组 成,如三叶虫和珊瑚。
介形虫是一类原生动物, 现生的种类体长一般只有 0. 5~1毫米, 体形大多呈三
角形、卵形、梯形等。每种介形虫都有自己固定的栖息地,从不到处漂泊,地质 学家根据介形虫的这一习性,就能估算出大海的深浅。
介形虫是一类原生动物, 现生的种类体长一般只有 0. 5~1毫米, 体形大多呈三 角形、卵形、梯形等。每种介形虫都有自己固定的栖息地,从不到处漂泊,地质 学家根据介形虫的这一习性,就能估算出大海的深浅。
(4)单晶结构 :骨片全部或局部由光性一致的单晶或双晶晶体组成,如棘皮动物。 (二 ) 灰泥或杂基
泥是与颗粒相对应的另一种结构组分, 是指泥级的碳酸盐质点。 根据它的具 体成分,可分 “ 灰泥 ” 和 “ 云泥 ” 。灰泥是方解石成分的泥,也称 “ 微晶 “ 或 ” 泥晶 ” ; 云泥是白云石成分的泥。关于泥与颗粒的界限,有以 0.005mm 为界。
有三种成因的灰泥:
(1)第一种是化学沉淀作用生成的灰泥。
(2)第二种是机械破碎作用生成的灰泥,这主要是指泥 级的的内碎屑。
(3)第三种是生物作用生成的灰泥。
(三 ) 胶结物
胶结物是指充填在碳酸盐岩原始粒间起胶结作用的化学沉淀物, 通常是方解 石、还有白云石、石膏等。
特点: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> 0.005mm 或>0.01mm 。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 ” 。
形成环境:强水动力条件下, 原始细粒沉积物被冲走, 成岩期粒间孔内以化 学方式沉淀出的方解石。
胶结物的成因 :
在颗粒沉积以后,由颗粒之间的粒间水以化学沉淀的方式沉淀生成的,常称为 “ 淀晶方解石胶结物 ” 。
常具世代结构
碳酸盐岩中胶结物与泥晶重结晶的区别:
(1)胶结物存在于分选、磨圆较好,颗粒彼此相接触的孔隙内(即颗粒支撑的 孔隙内)
(2)胶结物矿物晶体清澈透明,通常不含杂质;
(3)胶结物可与泥晶组成的颗粒共存,但不与发生重结晶的泥晶基质共存;
(4)胶结物与颗粒之间的接触界限较分明;
(5)胶结物通常表现为世代胶结、新月形、重力悬垂型、渗流砂形、再生边型
(6)胶结物晶间界面为平直的贴面结合关系。
碳酸盐岩的结构
二、生物骨架结构
生物骨架主要是指原地生长的群体生物如珊瑚、苔藓、海绵、层孔虫等,以 其坚硬的钙质骨骼所形成的骨骼格架结构。
骨架岩:原地的群体生物化石构成岩石的坚固骨架, 在骨架间充填灰泥杂基 和胶结物、生物屑等,常构成各种抗浪的生物礁,称为骨架岩。
粘结岩(或生物层) :原地匍匐生长的板状或片状生物(如片状层孔虫、苔 藓虫、藻类等)粘结和包裹大量灰泥杂基、而无自身支撑的生物骨架,常构成粘 结岩(或生物层) ,如各种叠层石。
障积岩:原地的茎状或树枝状生物化石如珊瑚、海绵动物、海百合等,对灰 泥杂基起障碍或遮挡作用, 从而使灰泥堆积, 构成障积岩。 其在数量上以杂基为 主,常构成生物丘或灰泥丘,抗浪能力差。
三、泥微晶结构
由化学作用或生物化学作用沉淀成的石灰岩或白云岩,常具有泥(微)晶 结构
四、交代及重结晶的晶粒结构及残余结构
晶粒是晶粒碳酸盐岩 (也称结晶碳酸盐岩 ) 的主要结构组分。晶粒可根据大小 划分为:巨晶、极粗晶、粗晶、中晶、细晶及微晶、泥晶;
按照晶体形状分为:自形晶、半自形晶、他形晶
碳酸盐主要结构类型
颗粒 (或粒屑 ) 结构 —— 颗粒 +填隙物
泥晶结构(微晶结构) — 由泥晶方解石组成
生物骨架 (格架 ) 结构 —— 由造架的生物和粘结的生物与填隙的颗粒或泥晶基 质及亮晶胶结物构成
晶粒结构及残余结构 —— 经过强烈重结晶作用或白云化作用
碳酸盐岩中常见构造
叠层石
鸟眼构造
示顶底构造
虫孔及虫迹构造
缝合线构造
1、叠层石构造、叠层构造、藻叠层
(1)基本组成
主要是由蓝绿藻的生长活动所形成的亮暗基本层在垂向上由规律的交替的 一类构造。
暗层:富藻纹层,富有机质
亮层:富碳酸盐矿物层,富碳酸盐碎屑
(2)成因:与光合作用有关;与潮汐作用或风暴作用有关
(3)形态分类:柱状、层状、锥状、波状
(4)形成于潮坪环境
柱状、锥状能量高,潮间下至潮下上;
层状、波状能量低,潮间上、潮上。
2、鸟眼构造
(1)概念:
在泥晶或粉晶石灰岩或白云岩中, 常见一种毫米级大小的、 多呈定向排列的、 多为方解石、石膏、石英等矿物充填的孔隙。因其形似鸟眼,故称鸟眼构造;又 因其形似窗格, 故也称窗格构造; 又因这样充填或半充填的孔隙呈白色, 似雪花, 故也称雪花构造。
(2)成因:干燥收缩孔、生物腐烂气泡孔
(3)形成环境:主要发育在潮坪(特别是潮上坪)等浅水暴露环境中
3、示顶底构造
碳酸盐岩的孔隙中两种不同特征的充填物:孔隙底部或下部主要为泥粉晶方 解石;孔隙顶部或上部主要为亮晶方解石。
二者界面平直,且同一岩层中各孔隙中的类似界面都相互平行。
亮晶部分指示上层面,微晶或细粒碳酸盐部分指示下层面。
4、虫孔及虫迹构造
遗体化石
遗迹化石:生物穿孔、生物潜穴、生物爬行痕迹
5、缝合线构造
碳酸盐岩中常见的一种裂缝构造,
其成因包括:原生论,次生论
石油地质意义:流体运移通道和储集空间
碳酸盐岩的颜色
1、颜色的类型
2、决定颜色的因素
(1)主要矿物和次要矿物的相对含量
(2)颗粒、晶粒以及基质的粒度
(3)色素离子
(4)有机质
(5)风化作用
3、环境意义
(1)浅色类环境意义 —— 浅水的海湾或泻湖
(2)暗色类环境意义 —— 停滞缺氧的深水盆地
(3)红色类环境意义 —— 先前的环境或沉积环境
本章要点 (1):
1、碳酸盐的概念及分布范围
2、碳酸盐的矿物成分和化学成分
3、碳酸盐岩的四种结构
(粒屑结构、生物碎屑结构、泥微晶结构、晶粒结构)
4、粒屑结构(内碎屑、鲕粒、核形石、团粒、团(球)粒、骨粒)
5、骨粒(粒状结构、纤状结构、片状结构、单晶结构)
6、胶结物、杂基
7、碳酸盐岩中常见的构造、颜色
第四节 碳酸盐岩的分类和命名
碳酸盐岩首先可按成分划分为石灰岩和白云岩两种基本类型。 石灰岩、 白云岩的 进一步划分应按结构及成因。
一、碳酸盐岩的成分分类
碳酸盐岩最常见的矿物成分分类是按方解石及白云石的含量划分岩石类型, 其次是按方解石或白云石与粘土的含量分类, 还有方解石、 白云石及粘土的三种 成分混合的分类。
二、石灰岩的结构 -成因分类
1、福克的分类
福克的石灰岩分类基本上是一个三端元的分类。这三个端元是:(1)异化颗 粒,即颗粒; (2)微晶方解石泥或简称微晶,即灰泥或泥晶; (3)亮晶方解石胶结 物简称亮晶。
福克以这三个主要结构组分当作三角形图解的三个端点, 把石灰岩划分为三 个主要的类型,即:Ⅰ . 亮晶异化石灰岩;Ⅱ . 微晶异化石灰岩;Ⅲ . 微晶石灰岩。 福克把亮晶异化石灰岩和微晶异化石灰岩叫做异常化学岩; 把微晶石灰岩叫
做正常化学岩。 此外, 还有由生物格架所组成的礁石灰岩, 福克把它叫做生物岩。 这是福克分类中的第Ⅳ类石灰岩。 在这四个主要石灰岩类型的基础上, 福克又根 据异化颗粒的类型及其他特征,把石灰岩又细分为 11个类型。
福克结构分类方案的优缺点
优点:
(1)首次引入了碎屑岩成分 -成因分类方案的成因观点;
(2)通过填隙物的成因类型和亮晶与灰泥之比反映沉积环境的能量条件;
(3)强调了颗粒类型。
缺点:
(1)没有考虑环境对灰泥的生产和带出作用的影响;
(2)亮晶放在颗粒之后的命名不规范,为大多数岩石
学家不能接受。
2. 邓哈姆的分类
邓哈姆的分类,对于颗粒 -灰泥石灰岩来说,是两端元组分的分类。这两个端元 是颗粒和泥。
邓哈姆根据颗粒和泥的相对含量,把常见的颗粒 -灰泥石灰岩分为四类,即:颗粒岩、泥质颗粒岩、颗粒质泥岩、泥岩。
此外邓哈姆还分出两类特殊的石灰岩类型,即粘结岩和结晶碳酸盐岩。
邓哈姆结构分类方案的优缺点
优点:
1. 首次引入了颗粒 /灰泥之比的能量指数概念;
2. 强调了环境对灰泥的生产和带出作用;
3. 命名简单,有利于野外应用。
缺点:
1. 忽略了颗粒类型;
2. 命名与碎屑岩相同,容易产生混淆。
恩布里和克洛范 (Embry and Klovan , 1971) 结合加拿大晚泥盆世礁的研究,曾对 邓哈姆分类进行补充修正。
碳酸盐岩(石灰岩)结构 — 成因分类原则
1. 亮晶 /灰泥之比
2. 颗粒 /灰泥之比
3. 颗粒类型
(一) 、颗粒石灰岩
岩石中颗粒含量大于 50%。 颗粒可以是生物碎屑、 内碎屑、 鲕粒、 藻粒、 球粒 (团 粒 ) 等其中的一种或几种。
填隙物可以是灰泥杂基或亮晶胶结物,或两者均有。
外部形态上常呈浅灰色至灰色,中厚层至厚层或块状。
冲洗干净、 分选好的颗粒石灰岩, 通常代表水浅、 波浪和流水作用较强烈的环境, 其中灰泥被簸选走,颗粒被亮晶方解石胶结,波痕、交错层理及冲刷构造常见。
(二) 、泥晶石灰岩
岩石主要由泥晶方解石构成, 其中颗粒含量小于 10%或不含颗粒。 填隙物可以是 灰泥杂基或亮晶胶结物,或两者均有。
泥晶灰岩或称为灰泥石灰岩, 外部形态上一般呈灰色至深灰色, 薄至中层 为主。
这类岩石主要发育于基本没有簸选的低能环境, 如浅水泻湖、 局限台地或较深水 的斜坡和盆地环境等。 这类石灰岩中时常发育水平纹理, 其层面常发育水平虫迹, 层内可见生物扰动构造。
(三) 、原地固着生物灰岩
主要包括生物礁灰岩、生物层灰岩、灰泥丘
礁灰岩主要是由造礁生物骨架及造礁生物粘结的灰泥沉积物等组成的石
灰岩。 根据生物骨架及其粘结物的相对含量等, 可进一步分出原地沉积的 骨架岩、障积岩、粘结岩等。
生物礁石灰岩在地貌上高于同期沉积物的石灰岩而呈块状岩隆。
生物层灰岩主要由海百合、层孔虫、藻类构成
灰泥丘,即生物丘灰岩,主要由枝状珊瑚、海绵动物、苔藓虫、藻类构成 (四) 、晶粒石灰岩
一类较特殊的石灰岩, 主要由方解石晶粒组成。 其中较粗晶的晶粒石灰岩大都是 重结晶作用或交代作用的产物。
这类岩石的原始沉积结构和构造,可以通过阴极发光法等方法识别。
三、白云岩的成因分类
根据白云岩的生成机理,白云岩可分为原生白云岩和次生白云岩两大类。
1、 原生白云岩 :由以化学沉淀方式从水体中直接沉淀出的化学计量的白云石所组 成白云岩。
2、次生白云岩 : 指一切非原生沉淀作用形成的白云岩或一切由交代作用或白云 化作用生成的白云岩。
①同生白云岩 —— 指刚沉积的碳酸钙沉积物或者是原白云石沉积物, 在沉积环境 中, 而且还仍然在沉积水体的影响下, 在沉积物与水界面处, 通过交代作用或白 云化作用所形成的白云岩。
②准同生白云岩 —— 指刚沉积不久的碳酸钙沉积物, 虽然其沉积环境条件并未变 化, 但它已基本上脱离了其沉积的水体, 基本上不再受其沉积水体的影响, 是通 过交代作用或白云化作用而生成的白云岩。
③成岩白云岩 —— 指碳酸钙沉积物在其成岩作用过程中由交代作用或白云化作 用所生成的白云岩。
④后生白云岩 —— 指在石灰岩形成以后,由交代作用或白云化作用生成的白云 岩。
2、其它白云岩术语
①碎屑白云岩
②生物白云岩
③化学白云岩
④风化白云岩
⑤地层白云岩
⑥构造白云岩
四、白云岩的成因
白云岩的成因问题, 主要是白云岩的生成机理问题, 是碳酸盐岩岩石学中最 复杂的、争论时间最久的、最难解决的问题之一。 20世纪 60年代以来,出现 了一系列的白云化学说。
白云石形成反应
-原生白云石沉淀:
Ca2++Mg2++2(CO32-)=CaMg(CO3)2
-白云石化作用 :
Mg2++2CaCO3=CaMg(CO3)2+Ca2+
白云石:化学式为 CaMg[CO3]2,理想白云石是 Mg2+:Ca2+=1∶ 1;且高 度有序,即络阴离子 [CO3]22- 、镁离子 Mg2+和钙离子 Ca2+均分别成层沿 c 轴方向彼此相间排布。
属三方晶系,常见的晶形为菱面体 , 菱形晶面常弯曲 , 硬度为 3.5~4,相对密 度为 2.87。
显微镜下具极明显的闪突起、 三组完全解理, 双晶纹平行于菱形解理的短对 角线, 高级白干涉色。 凭光学性质与方解石极难区别, 常用染色法及衍射分析鉴 别
在自然界中, 这种理想的白云石是很少的。 碳酸盐岩中的白云石通常都是富 钙的, 一般说来, 白云石形成时间愈长, 即其时代愈老就愈接近理想白云石晶体 构造和化学式。
(一)原生沉淀作用
以化学沉淀的方式从水体中直接沉淀出来的白云石
白云石形成反应————原生白云石沉淀:
Ca2++Mg2++2(CO32-)=CaMg(CO3)2
现在,在常温常压条件下,在实验室中尚未合成出真正的、化学计量的白云石。 在已发现的近代白云石实例中,最 “ 过硬 ” 的原生白云石的实例有两个:
①澳大利亚南部的考龙泻湖中的白云石
特点:水很咸、 PH 值很高、植物很茂盛
通过光合作用, 植物从水中吸取 CO2, 从而使水的 PH 增高, 就促使白云石沉淀。 湖水中的白色悬浮物是很细的高镁方解石和富钙白云石。
据测定,白云石的堆积速度为 0.2-0.5毫米 /年。真是太快了 !
②美国加利福尼亚深泉盐湖中的白云石
面积约 13km2,冬春季湖水深 30cm ,在干热的夏秋季,只有少量盐水。湖底沉 积物中,广泛地分布着白云石。白云石晶体大多 <1μm 。内部是化学计量的白云="">
据测定,白云石的堆积速度为 0.05-0.09微米 /千年。真是太慢了 !
(二)毛细管浓缩作用 —— 准同生白云化作用
在热带地区的潮上带,其表层沉积物是刚刚沉积不久的文石质疏松沉积物, 其粒间是充满着水。 这些粒间水, 在开始阶段是正常的海水。 由于强烈的蒸发作 用,这些粒间海水不断地向空气中散发,与此同时,海水又通过毛细管作用,源 源不断地补充这些疏沉积物的颗粒之间。 久而久之, 这些粒间水的含盐度就变大 了, 正常的海水就变成了盐水。 从这种盐水中首先沉淀出来的是石膏。 石膏的沉 淀使粒间水或表层积水的 Mg/Ca 比率大大提高, 此由原来正常海水的 3:1 逐渐 上升到 20:1 ,成为富 Mg 的高盐水,这种富 Mg 的高盐水长期与文石质沉积 物发生作用, 便使文石转变为白云石, 这就是准同生白云化作用机理。 其模式可 用下图表达。
准同生 —— 距沉积期很近,刚沉积不久沿未脱离沉积环境就被交代。
Friedman and Sanders(1967)把这一作用叫做 “ 毛细管浓缩作用 ” 。
许靖华和西根撒勒把这一作用叫做 “ 蒸发泵作用 ”
“ 萨布哈 ” (Sabkha) —— 潮上带的盐水沼泽 (阿拉伯语 ) 。
蒸发泵模式特征:
①具蒸发的潮上坪、蒸发坪沉积环境
②岩性为藻纹层白云岩或泥质白云岩,土黄色、含泥质、薄层为主
③发育鸟眼及干裂构造
(三)回流渗透白云化作用
在潮上地带形成的高镁粒间盐水,当其对表层沉积的的白云化基本完了时, 产生这种高镁盐水的地质条件还仍然持续存在, 那么多余的高镁盐水必然会向下 回流。 这种向下回流渗透的高镁盐水, 在其穿过下伏的碳酸钙沉积物或石灰岩时, 必然会使它们发生白云石化;从而形成白云岩或部分白云化的石灰岩。
渗透回流模式特征:
①沉积环境:蒸发湖泊 . 泻湖
②岩性:薄层粉细晶白云岩,如砂糖状白云岩。
③形成较晚,一般在成岩期的,常与准同生白云岩伴生。
(四)混合白云化作用
前述三种白云石生成的机理, 都有一个共同点, 即都需要干热的气候, 都需
要高 Mg/Ca比率的盐水,都把白云石当作一种蒸发矿物看待。
还有一些白云岩, 如广泛分布的与陆表海陆棚或构造高地共生的白云岩, 并 没有蒸发岩,也缺乏潮上环境的成因标志。
巴迪奥札曼尼(Badiozamani , 1973) 提出了大气水(淡水)与海水混合的混 合水白云化作用的机理。
混合水模式是基于溶液混合定律而提出的, 即当两种对某矿物不饱和且浓度 不同的溶液混合时,可能引起另一种矿物的沉淀。 试验证明:在 10-30%的混合 液的海水, 对方解石不饱和而对白云石饱和, 将发生方解石被白云石交代的作用, 即白云化作用。
Badiozamani 用这一混合白云化作用的机理解释美国威斯康星的中奥陶统的 白云岩的成因,得到了满意的效果。
(五)调整白云化作用
古德尔和加曼(Goodell and Garman, 1969)在对大巴哈马滩上安德罗斯岛 上的一口深探井 (苏必利尔井) 进行详细的岩石学和地球化学研究以后, 提出了 一个新的白云化作用机理 —— 调整白云化作用。
在大气水的影响下, 原来的碳酸盐沉积物的成分, 经过淋滤、 溶解作用和交 代作用, 在化学成分及矿物成分上进行重新组合或调整, 使原来的碳酸盐沉积物 发生白云化,从而生成白云岩的作用。
当海平面下降使沉积物中的高镁方解石暴露于大气淡水中时, 高镁方解石就 会发生溶解,释放出 Mg2+,使该处或下伏的碳酸盐沉积物发生白云石化。 这种白云石化作用所需要的镁就来自沉积物本身, 不需要另外的镁来源。 它 所需要的条件主要是海平面相对下降, 使原生沉淀的不稳定的碳酸盐矿物暴露于 大气水作用下,从而使这些不稳定的碳酸盐矿物发生溶解作用和调整白云化作 用。
(六)热液白云化作用
在埋藏条件下 (通常在浅埋藏环境) , 在高于围岩温度 (5℃以上 ) 、 压力的 (高 矿化度)流体作用下发生的白云岩化
热液活动通道往往是断层、裂缝:
1:伸展断层 2:扭张断层以及深部走滑断层
3:伸展断层与走滑断层交叉带,包括转换断层
鞍状白云岩是热液白云石化作用的关键指示矿物, 它以空隙充填和交代模式 产出, 充填铸模、 晶洞和裂缝或是以一定的方式排列, 并以粗粒白色晶体为特征。 (七)生物白云化作用
能直接生成白云石的生物, 现在只知道一种, 即海胆。 海胆牙齿的致密轴带 含有白云石。 但许多生物可以沉积出镁方解石。 在成岩作用过程中, 镁方解石中 的镁可以释放出来, 从而形成富镁的粒间水, 这种粒间水可以使其周围的碳酸钙 白云化。
(八)埋藏白云化作用
在沉积物被埋藏以后,在成岩作用阶段,白云石可以作为砂岩的胶结物而 出现。
(九)碎屑白云石化
控制白云石结晶的主要因素 —— Mg/Ca、盐度、结晶速度
Folk 和 Land(1975)在对各种环境中的白云石结晶作用进行研究之后, 提出了 控制白云岩结晶作用的主要因素为溶液的 Mg/Ca比率、盐度和结晶速度。 白云石是一种很难形成的矿物,其晶格是 Ca2+、 Mg2+、 CO32-离子层相互 交替而成。由于 Ca2+和 Mg2+性质相似,在自然界的结晶作用过程中,很难使 他们严格地分离。
但是, 如果溶液很稀即溶液的盐度很低, 缺乏干扰离子, 而且结晶速度很慢, 那么 Mg2+和 Ca2+就可能较好地分离,形成各自的离子层,从而有可能形成化 学计量的白云石。相反,如果溶液盐度较高,干扰或竞争离子较多,结晶速度也 较快,那么晶格要求相当严格的白云石就难以形成了。例如,在蒸发条件下,虽 然有高浓度的 Mg2+、 Ca2+ 、 CO32-离子,但要它们结晶成晶格构造要求严格 的白云石,却是困难的。
但在大气淡水环境中, 由于离子浓度很低, 晶体生长几乎不受杂质干扰。 当 结晶速很慢时, 矿物与周围的溶液将处于近理论上的平衡状态。 这时, 即使 Mg/Ca比率很低甚至接近于 1:1,也可以形成有序的化学计量成分的白云石。
Folk 和 Land 指出,在变盐度的环境中,在淡水和海水的混合带中,以及在 其他淡化或淡水作用的环境中,都可以形成白云石,溶液的 Mg/Ca比率只要近 于 1:1即可。
第五节 碳酸盐岩的成岩后生变化
碳酸盐沉积成岩过程的物理 -化学作用类型很多,主要有胶结作用、矿物的 转化和重结晶作用、压实压溶作用、交代作用、溶解作用等。
一、胶结作用
胶结作用是一种孔隙水的物理化学和生物化学的沉淀作用, 作用的结果是在 粒间的孔隙中发生晶体生长。 这类晶体就是胶结物, 它能把碳酸盐颗粒或矿物粘 结起来使之变成固结的岩石。 组成碳酸盐岩胶结物的矿物很多, 但最主要的是碳 酸盐类矿物。
碳酸盐胶结物的来源:
①海水来源
②成岩过程中文石和高镁方解石发生溶解
③压溶过程中溶解的碳酸钙
④地下水来源
⑤淡水将上覆沉积层的碳酸盐溶解后向下淋滤
碳酸盐胶结物的矿物成分和结晶形态
碳酸盐胶结物的世代
充填孔隙的胶结物往往由两个或两个以上世代组成,有时随着世代的不同, 其组构和微量元素的组成也随之发生变化。
在古代石灰岩中:
早期胶结物一般在颗粒周围组成薄边胶结, 常见为纤维状或马牙状无铁方解 石;可能为海水成因的文石或高镁方解石经成岩变化而成 。
后期胶结物多为粒状含铁方解石, 可能为淡水成因或深埋的地下孔隙水或原 生水形成。
(一)大气成岩环境
又称大陆成岩环境。 研究表明, 碳酸盐沉积物石化成岩并不需要高温高压和 埋藏的地下环境,它们可以在地表水环境中,在常温常压下很快地成岩。 大气 成岩环境既具有特殊性, 又具有与海底成岩环境之间的过渡性。 其特殊性表现在 大气渗流带和大气潜流带的成岩特征上 (其中尤以渗流带最为突出 ) ;其过渡性明 显反映在淡水 -海水混合带上。
大气渗流带:的水是沿粒间孔隙向下流动的, 除在颗粒接触处由于表面张力 作用, 能保持一个极薄的水膜以外, 孔隙的大部分仅有空气充填。 这一特性导致 产生如下的一些特殊胶结类型。
大气潜流带:位于地下水面以下的地带, 淡水仍有影响。 地下水在此带作水 平方向运动,速度较慢,溶解力不强,沉淀和胶结作用较明显。潜流带中孔隙全 为水体所充填,没有气体,孔隙处于非开放系统,又称饱水带。
大气潜流带的识别特征是:
①粒间胶结物常出现世代现象,第一世代和第二世代均为粒状,前者细小, 后者粗大。 而海底成岩环境中第一世代胶结物为小针状或小马牙状晶体垂直颗粒 表面生长;
②胶结物含镁低,含锶高,富含碳和氧的轻同位素;
③共轴生长现象发育。此外,在介形虫、竹节石等化石周围,胶结物也可依 化石中纤状方解石晶格向空隙处长出,形成纤状环边胶结物。
淡水 -海水混合带:淡水 -海水混合带是大陆成岩环境与海底成岩环境的过渡 带。 一般说来, 混合带环境具有双重性。 在淡水末端的混合带可以产生微弱的胶 结作用, 常为微晶状、 叶片状方解石。 其次是文石和高镁方解石转化, 文石溶解, 高镁方解石变成低镁方解石,在海水末端的混合带可以产生混合白云石化。 (二)海底成岩胶结
当碳酸盐沉积物在海底沉积之后, 就开始了海底成岩作用的历史。 其识别标志是:①在颗粒四周具等厚纤维状环边结构, 环边的横剖面呈多边形, 彼此呈缝合 状接触;
②胶结物含镁高、含锶低,富含碳和氧的重同位素;
③在纤维状方解石胶结物中出现微晶白云石包裹体;
④浅海底通常为无铁方解石,只有深海底有可能出现铁方解石;
⑤一般共轴生长 (或称自生加大 ) 比较少,但如果共轴生长边上有藻类和真菌 钻孔的泥晶化现象以及棘屑共轴生长呈嵌晶结构, 棘皮本身无压实, 而周围颗粒 有压实变形现象等,也可以作为海底成岩环境的识别标志;
⑥鲕粒之间呈点接触又无压实变形,具硬化的粪球粒以及颗粒泥晶化现象 等。
(三)浅埋和深埋成岩环境
这是一种埋藏的成岩环境, 也是浅处成岩环境的继续和发展。 在大陆岩环境 或海底成岩环境之后, 岩石孔隙已基本阻塞, 故处于停滞水状态。 如果早先未完 全阻塞, 则在浅埋环境仍可见地下水流动, 产生胶结作用、 溶解作用和交代作用, 也可使分散油气聚集。
在深埋环境中, 压力和温度有显著意义, 其中压溶是一个重要现象。 它一方 面形成缝合线,另一方面使孔隙度降低,同时提供孔隙水中碳酸钙的物质来源。 二、矿物转化和重结晶作用
碳酸盐沉积物在沉积后作用过程中,常常发生矿物的转化作用、重结晶作用 矿物的转化作用包括两种情况:
一种是矿物的同质多象转化, 这种转化仅发生晶格和晶形的变化, 并不发生 化学成分的变化,如文石转变为低镁方解石即属这种类型;
另一种变化有离子的带出即有化学成分的变化,但不发生晶格和晶形的变 化, 如高镁方解石转化为低镁方解石有镁离子的带出, 但无晶格和晶形的变化 。 重结晶作用:简单重结晶、应变重结晶作用
三、压实和压溶作用
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。
1、物理压实作用(compaction )
早期发育的胶结作用或白云石化作用, 极大地妨碍碳酸盐沉积物压实作用的 进行。 但在某些泥质颗粒岩和颗粒质泥岩及颗粒岩中, 压实作用也是重要的成岩
作用。
常见的物理压实现象有:
2、化学压溶作用
压溶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(点、面)发生局部溶解。
主要的压溶构造有:
(1)缝合线
(2)颗粒间的微缝合线
(3)未缝合的缝,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
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
(2)动力学因素
连续持久的埋藏,将引起压实总效应的增加。
(3)抑制性因素
早期的胶结和白云化石作用,可增加碳酸盐沉积物的强度,阻碍压实作用发育。
四、交代作用(replacement )
在碳酸盐沉积物或碳酸盐岩中, 原来的矿物和组分为新矿物取代的作用叫交 代作用。
碳酸盐岩中常见的交代作用有白云石化、 去白云石化、 硅化、 石膏化和硬石 膏化、去石膏化、菱铁矿化和黄铁矿化等。
1、白云石化作用:白云石交代方解石 (或文石和高镁方解石 ) 的作用称为白云石 化作用。
(2)去白云化作用:方解石交代白云石的作用叫去白云石化作用,交代完全时可 形成交代石灰岩。去白云石化过程主要是在富含硫酸盐的地下水作用下进行的 去白云石化可通过以下特征鉴别:
①方解石晶体或其聚合体 (由许多小方解石非镶嵌状聚合而成 ) 常呈白 云石菱面体假象;
②方解石晶体中存在未被交代完的白云石残余,方解石形成特征的 “ 嵌 晶结构 ” 。
(3)硅化:碳酸盐矿物被硅质矿物 (主要是玉髓 ) 交代的过程称硅化,这在碳酸盐岩 中也是常见的。硅化的明显证据是:硅质矿物具有原石灰岩中粒屑 (如方解石质 的化石、鲕粒 ) 或白云石菱形晶假象,硅化的化石甚至还有原始壳层的痕迹;硅 质岩中有时保存了叠层石的结构构造特征。 石灰岩和白云岩中常见的燧石结核有 的也是硅化而成的。
(4)膏化和去膏化:石膏和硬石膏交代碳酸盐矿物的现象叫石膏化和硬石膏化。 在地下, 石膏将被硬石膏交代。 石膏和硬石膏交代, 一般都具有被交代矿物或颗 粒假象。 交代不完全时, 晶体中保留残余颗粒的包体, 在反射光下常呈混浊状到 褐色。 自生石膏呈板柱状晶体。 去膏化指硬石膏和石膏被碳酸盐矿物交代的作用。 该作用常与地表淡水和细菌作用有关。
五、溶解作用
溶解作用是由于碳酸盐沉积物或碳酸盐岩中孔隙水的性质发生了变化, 从而 引起碳酸盐矿物或其它成分发生溶解作用。 为了保持长期而稳定的溶解过程, 孔 隙水既要不饱和又要有流动性。
在碳酸盐岩的各个成岩阶段都可以发生溶解作用
成岩早期的溶解作用常具选择性的特点。 这是由于海水沉积物内的不稳定组 分, 如文石和高镁方解石的生物骨骼以及文石质的鲕粒和晶体比方解石易受溶解 而造成的。
在成岩作用晚期阶段, 由于不稳定组分已经转变为低镁方解石, 其溶解作用 多不具选择性, 称非选择性溶解。 这是水沿节理、 裂缝和原生孔隙流动并将它们 扩大的一种溶解作用,常形成溶孔、溶缝、溶沟和溶洞。溶解作用是扩大和增加 岩石孔隙的作用,形成新孔隙系统往往又是油气渗滤和储集的有效空间。
按孔隙成因将孔隙分为:
1)原生孔隙
(1)粒间孔隙:存在于颗粒之间,包括砾间孔、砂屑间孔、鲕间孔、生物间孔 等。
(2)生物骨架孔隙:由坚硬的碳酸盐骨骼形成的骨架间、古架内孔隙,如层孔 虫之间的孔隙。
(3)粒内孔隙:存在于颗粒之内,如生物(腹足类、瓣鳃类、有孔虫等)体腔 孔。
(4)遮蔽孔隙:由于大颗粒(如生物介壳)的遮蔽,其下所保留的孔隙。
(5)生物虫孔孔隙:虫孔未被充填的孔隙。
(6)鸟眼孔隙:未被充填的鸟眼构造
2)次生孔隙
(1)铸模孔、溶孔和溶洞:如鲕模孔、介模孔、膏模孔、粒内溶孔、粒间溶孔、 岩溶溶洞等
(2)晶间孔隙:通过白云石化形成
(3)裂缝孔隙:通过构造运动及压力形成
生物间孔:生物碎屑 (主要为有孔虫) 间相互支架形成一种孔隙度较大的原始空 间(铸体薄片呈红色者) 。部分有孔虫内有孔隙(软体腐烂了) 。产地:西沙群岛 鸟眼孔:鸟眼内原充填的亮晶方解石后又受溶解—使方解石晶面溶园形状不规 则, 有的溶孔形态呈方解石晶形, 现鸟眼内溶孔已被鲜红色有机玻璃铸体 (正交 镜下全消光) 。
生物铸模孔:腹足、办鳃有部分壳被溶空,保持了生物壳外形,其内被溶空,叫 生物铸模孔(红色有机玻璃)
膏模孔微晶白云岩:微晶白云岩中见有束状石膏假象的空洞(黑色者) 。少数空 洞边缘可见细粒黄铁矿晶体(1) ,有的空洞已为后期白云石或硅质充填(2) 。这 是微晶白云岩中石膏受溶蚀或细菌的分解作用所残存的模孔。
第六节 碳酸盐岩的主要类型
一、颗粒灰岩
一般经过波浪和流水作用搬运、 沉积而成的碳酸盐岩常具粒屑结构, 即由颗粒 (内 碎屑、生物碎屑、鲕粒、球粒和藻粒等 ) 、泥、胶结物和孔隙四种结构组分构成。
1、内碎屑灰岩:砾屑灰岩、砂屑灰岩、粉屑灰岩
2、鲕粒石灰岩:
3、核形石灰岩:
4、团粒石灰岩:
5、团块石灰岩:
5、亮晶生屑灰岩:
6、泥晶生屑灰岩:
二、泥晶灰岩、微晶灰岩
颜色一般为灰色、浅灰色。呈薄层或中薄层状,发育水平、波状层理一般形 成于较弱的水动力环境或安静的水体中,如潮坪、泻湖、局限台地中均可出现。 三、生物礁灰岩、生物层灰岩、生物灰泥丘
藻礁灰岩:藻类有:表附藻 (羽毛状、 灌木状、 多云状) 属红藻, 藻礁灰岩。 肾形藻也为藻礁灰岩, 礁骨架内孔隙有亮晶, 有的被金属矿物 (Pb-Zn 矿物 -不透 明者)所充填。
四、白云岩
白云岩按生成机理可分为, 准同生白云岩、 准同生后白云岩。 按晶粒大小可 分为泥-粉晶白云岩、 中细晶白云岩、 中粗晶白云岩。 一般情况下泥-粉晶白云 岩为准同生白云岩,细-粗晶白云岩为准同生后白云岩。
(1)泥 -粉晶白云岩
泥 -粉晶白云岩主要由泥晶、粉晶白云石组成,呈土黄色、灰黄色。岩层较薄, 呈薄层状,泥质含量高(5-30%) ,见叠层石、石膏假晶和结核,化石少见。常 见的构造有水平-微波状纹层、泥裂、鸟眼构造。
(2)中细晶白云岩
岩石多呈浅灰色、 深灰色, 中厚层状为主。 白云石以细晶为主, 晶体表面较污浊, 半自形-它形, 具雾心亮边白云石一般大于 90%, 泥质、 方解石等一般小于 10%。 岩石风化后呈细砂糖状,古称之为细砂糖状白云岩。
粉 -细晶白云岩,由完好的白云石菱面体组成 , 晶间孔和晶间溶孔非常发育,局部 为超大溶孔,具很好的连通性好,长边 0.88 mm , (-)
第七节 碳酸盐岩的研究方法
一、野外研究方法
石灰岩:加稀盐酸→很快起泡,响声较大
白云质石灰岩:加稀盐酸→很快起泡,响声不大
灰质白云岩:加稀盐酸→微微起泡,响声更小
白云岩:加稀盐酸→不起泡或起泡微弱
2、古生物学和地层学研究
3、沉积环境及岩相古地理研究
4、油气生储盖有利地段及地区的判断
5、采样
二、室内研究方法
1、薄片法 √
2、揭片法
3、酸蚀法
4、染色法 √
5、全样品难溶组分分离法
6、化学分析法
7、差热分析法
8、热重分析法和热发光法
9、电子显微镜法 √
10、 X 射线衍射法 √
11、同位素法 √
本章要点 (2):
1、碳酸盐的成分分类
2、碳酸盐的结构 -成因分类
(颗粒石灰岩、泥微晶石灰岩、原地固着生物灰岩、晶粒石灰岩)
3、白云岩的成因
(毛管浓缩白云石化(蒸发泵) 、回流渗透、混合水、热液白云石化 …… )
4、碳酸盐的孔隙
5、常见碳酸盐的类型
6、碳酸盐岩的研究方法
范文三：碳酸盐岩
碳酸盐岩
引言：在第二次世界大战以后，由于在西亚地区的石灰岩和白云岩中发现了大量的石油，因而促进了现代碳酸盐沉积物的研究工作。由于这些发现，石油工业部门感到对浅水碳酸盐的沉积作用、成岩作用和石化作用的基本知识的缺乏，于是展开对现代碳酸盐沉积环境的研究工作。碳酸盐岩是重要的烃源岩和储集岩，在当前国内外的大油田中，碳酸盐岩占很大比例，据统计，在世界上储量在0.14亿吨以上的546个油田中，就数目而论，以碳酸盐岩为储集层者虽然只占总数的37.9%，但就储量而言，则占57.9%。碳酸盐岩油气田的平均储量为2亿吨，而砂岩油气田的平均储量仅为0.9亿吨。碳酸盐岩储集层不仅具有如上所述的高储量，而且往往具有极高的产能。据统计，目前世界上共有9口日产量达万吨以上的高产井，其中8口属于碳酸盐储集层。显然，碳酸岩储集层中的石油具有很大的经济价值，激励我们去了解碳酸盐岩作为储油岩所应具有的性质。
我国的碳酸盐岩油气田的勘探与开发有着悠久历史，如四川在碳酸盐岩地层中采气已经有两千多年历史，至今仍为我国重要的碳酸盐岩气田分布区。此外，近年来在华北盆地老第三系和震旦亚阶至奥陶系中也证实了高产能碳酸盐岩储集层的存在，更进一步开拓了碳酸盐储集层在我国的广阔前景。随着国内外对碳酸盐岩研究的日益深入，当前已从根本上改变了认为碳酸盐岩是单纯化学沉积的观点，绝大部分的现代海洋碳酸盐都是生物成因的。与此同时，对碳酸盐岩含油性的研究和认识也获得了新飞跃。
碳酸盐岩孔隙空间特征
在碳酸盐岩储集层中常见的和对油气储集作用影响较大的空隙类型，目前已知有以下几种。
① 粒间孔隙：是指碎屑碳酸盐岩颗粒之间的孔隙，如内碎屑之间、生物碎屑之间、鲕粒直间的孔隙等。其特征与碎屑岩的的粒间空隙相似。碳酸盐岩的粒间孔隙一般是原生的，但也可以是次生的，如大颗粒之间的微晶基质的选择性溶解造成的粒间孔隙。
② 粒内孔隙：组成碳酸盐岩的各种颗粒内部的孔隙，如骨屑、团块、内碎屑、鲕粒等颗粒内部的空隙。这些孔隙有些是原生的，是在碎屑颗粒沉积以前形成的，也有次生的，是由于溶解作用和生物钻孔等作用形成的。 ③ 晶间孔隙：组成碳酸盐岩的晶体之间的孔隙，如原地生成的化学成因的矿物晶体之间的孔隙，和岩石重结晶或白云石岩化作用中产生的孔隙，前者为原生的，后者为次生的。
④ 隐蔽空隙：由于较大的或特殊形状的颗粒（如壳体或其碎片）在沉积过程中所起的遮蔽作用，使其下面的孔隙不被其他较细的碎屑或基质所充填而形成的孔隙。这是许多生物碎屑灰岩中常见而又重要的一种空隙类型。
⑤ 格架孔隙：在沉积格架中留有开口（为水所充填）的空间形成的，生物骨架状孔隙是原地生长的群体造礁生物（如珊瑚、海绵、苔藓、藻类等）骨架内的空隙，这是礁灰岩的重要孔隙类型。碳酸盐岩中有一种重要的储集层即为生物礁型储集层，生物礁内一般具有丰富的孔隙，其中包括
生物体腔内的原生孔隙、生物碎屑颗粒之间的孔隙以及溶解和白云石化作用产生的孔隙等。正是由于生物礁本身具有优越的储集空间，再加以生物礁所具有的其它有利条件，例如礁前相外侧盆地相沉积中甚至生物礁本身的丰富有机质，为生物礁提供了丰富的油源，礁后相沉积为生物礁提供了沿上顺方向的遮挡层，以及生物礁所处的构造部位利于油气向其中汇集。因而，在生物礁中常形成引人注目的高产大油田。
⑥ 裂缝、层面及不整合：节理、裂缝及层面在碳酸盐岩孔隙发育方面的影
响，曾有瓦尔德施密特（Waldschmidtetal.1956）详细研究过。地面水进入碳酸盐岩的主要通道是节理。由于碳酸盐岩的脆性，通常，其节理是比较发育的。最初的溶解作用几乎基本限制于垂直节理。层面在某些情况下可作为水的通道，而且伴随着垂直的或高倾角节理，形成一个地面水复杂的通道网。裂缝本身的大小差异很大。对于改造碳酸盐岩的储集性能来说，重要的是那些延伸不长的节理裂缝和肉眼难以分辨的微裂缝。这些裂缝中一些未被充填或仅半充填的，缝壁明显分开的，肉眼或镜下有可见空隙的裂缝是油气储存和流动的有效裂缝。在反映古侵蚀面的不整合附近，存在有溶解孔隙，显示出大气水及此生空隙之间有非常密切的关系。有些地区碳酸盐剖面虽然很厚，但适宜于石油聚集的环境却仅仅发生在靠近不整合面以下。
⑦ 溶蚀孔洞：是由于地面水或地下水的溶蚀作用而形成孔洞，它是碳酸盐
岩储集层中常见的空隙类型之一。由于碳酸盐岩的易溶性，实际上前述各类孔隙通常多经溶蚀作用的后生改造，故常见到粒间溶孔、粒内溶孔、晶间溶孔及溶缝、溶道等提法。
由以上叙述可见，碳酸盐岩储集层的孔隙空间与碎屑岩相比，后者不论在储集空间的成因上，还是在其形态上，都相对比较单一，它通常是以原生粒间空隙为主，后生作用一般影响不大。而碳酸盐岩的储集空间要复杂的多，它不仅有众多的原生空隙类型，而且此生作用（如溶蚀、白云岩化、构造运动等）的影响很大。正是由于成因上的多样性，造成了碳酸盐岩储集空间形态的复杂性和分布的不均一行。砂岩储集层虽亦有不均一性，但其不均一性常常表现为比较连续的、渐变的，而碳酸盐岩储集空间分布的不均一性则表现为更大的突变性，这是由于影响其物性发育程度的因素很多，各种因素又有局限性所致。
影响碳酸盐岩空隙空间的主要因素
① 构造作用：在碳酸盐岩地层中，因构造作用而形成裂隙是一种常见的地质
现象。水平地层在压实应力作用下首先会产生“X ”型节理；其次沿压力方向会产生一组张裂面；当地层发生背斜褶曲以后，又将会沿着层面滑动产生层间裂隙，在褶曲翼部产生轴面劈理和羽状裂隙；在背斜顶部产生与褶曲轴走向一致的张裂缝等。但是裂缝的发育并不是均衡的，它在地层剖面上具有一定的层位性，在构造平面上有一定的部位性。四川的石油地质工作者从长期寻找裂缝型高产油气田的实践中总结出一条经验，即在局部构造上钻井要“占高点，沿长轴，沿扭弯，沿断层”
② 溶蚀作用：溶蚀作用是在碳酸盐中普遍进行的一种作用，碳酸盐沉积物最
大的特征就是具有易变性和易溶性。其实质是含CO ?的地下水对碳酸盐矿物的溶解。在接近地表处，地下水常含有丰富的CO ?，溶蚀能力较强。当碳酸
盐沉积物或碳酸盐岩中孔隙水的性质发生改变时，便可引起碳酸盐矿物或其他成分发生溶解作用。溶解作用可以发生在碳酸盐岩的各个成岩阶段，这些溶蚀作用可以分为选择性溶解和非选择性溶解。当深埋地下的碳酸盐岩在地壳运动影响下出露地表时，一般在接近地表的部分，由于垂直裂隙发育，古以地表水的淋滤作用为主，对岩石的溶蚀作用较差，仅发生一些垂向溶蚀，而在其下的潜流带上部，水流缓慢，岩石在地下水的长期浸泡下，溶蚀孔洞发育，且多水平延伸。处于上两带之间潜水面季节变化带，随着季节变化，潜水面升降，地下水时而垂向淋滤，时而水平渗流，形成了溶孔、溶洞最为发育的岩溶带。
由于碳酸盐岩本身的易溶性和易裂性，溶洞性的储集层在碳酸盐岩储集层中很常见，很特点是：岩石本身的孔隙度和渗透率一般都很低，但裂缝和溶洞系统广为发育。在钻井中常常出现钻时加快、钻具防空、井漏、井喷等现象；岩心测定之物性与油气井实际产能不相适应；以及在两相距很近的井产能相差悬殊，而相距很远的井，又可发生连通、干扰等反常现象。 通过对地层条件下碳酸盐岩中不同矿物的溶解模拟实验研究表明：当温度和压力按地层增温和增压的条件同时增加时，白云岩溶解速率的增加速度大于方解石。碳酸盐岩中白云岩含量越高，其溶解速率越快。其地质意义在于，在近地表的浅埋藏成岩作用中，因构造抬升或海平面下降造成的不整合面之下的石灰岩中由溶解作用形成的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，白云岩中的溶解作用形成的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，白云岩中在近地表条件下形成的孔隙在深埋条件下也更容易保存。这是在深埋藏地层中，白云岩油气储层大大多于石灰岩的原因CO ?的分压对白云岩和石灰岩的溶解性有重要影响。在CO ?分压低时，白云岩的初始溶解速率比石灰岩低，且CO ?分压越低，两者的差异越大。 ③ 白云岩化作用和重结晶作用：石灰岩部分地或全部地被白云石交代的作
用，白云石化作用可以使碳酸盐岩产生众多裂隙和孔洞。据分析认为，在白云石化作用中，当白云石含量大于50%时，空隙度增加很快；当白云石含量达80-90%时，孔隙度可增大至30%；但当白云石含量大于90%时，孔隙度反而降低。在碳酸盐岩地层中还可见到一种物理变化现象，这就是重结晶作用，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化学成分不改变的作用。由于温度、压力升高，碳酸盐岩中的组成矿物重新组合排列，由不结晶的或者小晶体的，重新组合成晶体的或大晶体结构，产生晶间孔隙。因而使致密的碳酸盐岩变得疏松多孔，其物性变化随结晶程度增加而增加。白云石化也可以导致粒间空隙，这是因为方解石转化为白云石的分子交代作用，将使矿物体积缩小12～13%，一般来说，白云石化作用可以使岩石的孔隙度增大。 ④ 压实作用：早期发育的胶结作用或白云石化作用，极大地妨碍了碳酸
盐沉积物压实作用的进行，但在某些颗粒碳酸盐岩中，压实作用仍是重要的成岩作用。颗粒碳酸盐岩中常见的压实现象有：颗粒点接触频率高；颗粒定向和变形；颗粒间线状接触或曲面接触；颗粒压平；颗粒断裂或破裂；颗粒错断或分离；颗粒表皮撕裂；颗粒表皮揉皱；颗粒内部构造变形；颗粒在应力作用下发生粉碎性碎裂；有机质破碎变形为不规则细脉。
碳酸盐石油的运移
油气运移是油气藏形成的重要条件，油气在各种动力作用下，沿着断层、不整合面或类似复合疏导体由高势区向低势区运移，在运移路径上遇到合适的圈闭则聚集成藏，因此油气的运移特征和运移模式控制了油气藏形成和分布规律。
在研究油气运移的时候，人们常根据油气运移的方式、动力不同和运移发生的先后将整个油气运移过程划分为初次运移和二次运移两个阶段。初次运移是指油气自生油层向储集层的运移，二次运移指的是油气进入储集岩后的运移。
生油层的原始有机质是处于分散状态的，它们呈微粒状分布在岩石颗粒之间，或呈薄膜状吸附在颗粒表面。因而我们完全有理由认为，刚刚生成的油和气，也是极端分散的，而且多包含在原始母质之中，或被吸附于表面。
近年来大量研究和油气勘探实例表明, 构造应力是控制油气运移和聚集分布的重要动力。例如由于塔河地区一直处于构造高点部位, 因而易于造成应力集中并产生裂缝, 而多期的构造运动及由此所产生的多方向构造主应力变化, 是导致塔河地区不同方向裂缝均有发育的根本地质原因。在构造应力场作用下, 构造高部位以发育拱张断裂为主, 基本特点是小而碎、陡而短、密集而方向性差; 在构造翼部地区, 挤压及剪切作用产生了相对较大且方向性相对较强的断裂。两类断裂均具有陡倾特点, 有利于地层流体的垂向交换与循环。
从野外油气显示分布的特征来看，除古油藏破坏出露地表发现液态油苗外，往往含油的级别都相对较低。在野外地面露头勘探时，所观察和采集的样品经历了漫长地质年代的风化剥蚀。现今观察的岩石在地质时期发生的油气运移和储集过程，所含油气经过长期的风化降解，由于风化氧化已绝大部分损失，仅残留极少部分。因此含油气证据远不如井下油气显示现象那样易于辨认和明显。由于野外受施工的限制，野外所观察的岩石含油显示的识别一般仅凭颜色、气味和特殊特征产状，总的来讲比较粗略，有待于实验分析的最终确认。除此之外井下岩屑样品和含油气级别较低的含油气显示也必须经实验室分析测试研究才能最后确认。所以对石油运移的研究应注重室内研究。实验室确定岩石样品是否含油气，主要是用现代化的分析测试手段，检测岩石中烃类的含量与组成。众所周知，石油和天然气均是不同碳数烃类的混合物。我们常称的干气、湿气、凝析油、轻质油、重质油，其实就是不同碳数烃类的比例不同。含碳数小的烃多则油轻，含碳数大的多则油重。碳数不同的烃类从液态热蒸发为气态所需温度不同。通常碳数越少热蒸发温度越低，而碳数越大则热蒸发温度越高。基于油气组分在不同温度下恒温热蒸发分离的原理，将岩样在不同温度下恒温蒸发，可以确定不同的含油气组分与含量。总的含油气量大小就是确定岩石含油级别的依据。通过含油气组分的差别，可以确定所含油气的性质。
盖层
盖层系位于储集岩之上的一个封闭储集层，以免其中油气向上逸散的保护层。该层的好坏直接影响着油气在地壳中聚集和保存的条件。但是，由于
长时期以来只把盖层作为一个简单的不渗透岩层，缺乏更进一布的观察和研究，因而有关各油层地区盖层的资料大多比较笼统和残缺不全，今后因加强这方面的研究。
目前与碳酸盐岩储集层共存的盖层的主要类型为盐岩、石膏等。川南以三叠系碳酸盐岩为储集层的气田，盖层为石膏
参考文献
西北大学地质系石油地质教研室. 石油地质学,1979
G.V. 奇格林. 冯增昭译. 沉积学的进展,1982
科技出版社. 碳酸盐岩分类文集
朱筱敏. 沉积岩石学，2008
范文四：碳酸盐岩 湖湘
carbonate rock
主要由碳酸盐矿物（大于50％）组成的沉积岩。主要矿物成分是方解石、白云石、铁白云石、菱镁矿等，其次为石英、云母、长石和粘土矿物等；化学成分主要为CaO 、MgO 和CO2，其次为SiO2 、TiO2 、FeO 、Fe2O3、Al2O3、K2O 、Na2O 、H2O 以及某些微量元素。通常为灰色 、灰白色。性脆。具粒屑（如岩屑、生物碎屑等） 、生物骨架（如珊瑚、层孔虫等）、晶粒（粗晶、中晶、细晶、微晶等）和残余（残余生物、残余鲕状）结构。构造类型复杂、多样，有叠层构造（如常见于潮坪地区的叠层石）、乌眼构造和缝合线构造。多呈厚层或薄层状产出。可分为石灰岩和白云岩两大岩石类型。
① 石灰岩类。主要矿物为方解石（＞50％），其次为白云石、菱镁矿、石英、长石和
粘土矿物等。常见岩石类型有内碎屑灰岩，生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩、球粒灰岩、泥晶灰岩、石灰华和泉华等。
②白云岩类。主要由白云石(＞50％) 组成，其次为方解石、菱镁矿、石英、长石、粘土矿物等。常见岩石类型有同生白云岩、碎屑白云岩、成岩白云岩和后生白云岩等。因受物理化学条件变化的影响，常发生白云岩化、膏化、硅化、重结晶及溶蚀等后生作用。岩性较脆弱，易遭风化溶蚀，在碳酸盐岩发育地区常形成石林、溶洞、地下暗河等地貌景观，通称喀斯特地形。碳酸盐岩在地壳中分布仅次于泥质岩和砂岩，约占沉积岩总面积的20％，几乎在各个地史时期都有形成。中国各地，特别是西南地区，也广泛分布有碳酸盐岩，其成岩时代主要为震旦纪、寒武纪、奥陶纪 、泥盆纪、石炭纪和二叠纪。许多金属矿产（如铜、铅、锌、汞、锑、钼、钴、银等）和非金属矿产（如重晶石、天青石、石棉、自然硫、水晶、萤石、冰洲石等）在成因上都与碳酸盐岩有关。世界上与碳酸盐岩有关的石油和天然气储量占总储量的50％，产量约占总产量的60％。
湖相碳酸盐岩是分布最为广泛的一类陆相碳酸盐岩。它是指在内陆湖泊盆地中形成的碳酸盐岩，包括淡水湖盆碳酸盐岩、半咸水．咸水湖盆碳酸盐岩和盐湖中的碳酸盐岩。
一、湖相碳酸盐岩的特点是：单层薄、岩石类型多变、物源复杂、成分不纯，并以盆内和近源沉积物为主，其结构和成因的基本特征随沉积环境的变化而异。中国的湖相碳酸盐
岩可分为六大类：(1)颗粒碳酸盐岩；(2)骨架碳酸盐岩；(3)生物灰(云) 岩；(4)泥晶碳酸盐岩；
(5)陆屑混染碳酸盐岩；(6)重结晶碳酸盐岩。
二、湖相碳酸盐岩的分布及发育特点
湖相碳酸盐岩是古湖盆从淡水向咸水直到盐、碱湖演变过程的必然产物，它的分布主要受控于构造背景、气候和物源供给等方面的影响。在地层时代上，湖相碳酸盐岩主要集中于中生代和新生代，自三叠纪到第三纪的古湖中均有分布；在空间分布上，湖相碳酸盐岩则遍布全国各类湖盆中。
典型湖相碳酸盐岩以四川盆地侏罗系大安寨组、华北盆地济阳坳馅下第三系纯化镇组、黄骅坳馅下第三系沙河街组、松辽盆地下白垩统、陕甘宁盆地上三叠统、山东平邑盆地下第三系、广东三水盆地下第三系、江汉盆地下第三系潜江组、东濮凹陷下第三系沙河街组、泌阳凹陷下第三系核桃园组等地层。大多数湖盆的湖相碳酸盐岩以灰岩沉积为主。
湖相碳酸盐岩的发育特点是：①在湖盆形成、发育和萎缩这个发展阶段中，湖相碳酸盐岩一般发育于构造活动相对稳定、湖盆水体持续扩张的阶段；②在一个层序内部，湖相碳酸盐岩一般发育于湖侵体系域；③湖相碳酸盐岩较多地形成于温热的气候条件；④在陆源物质影响不到的地区，如湖盆中的水下隆起，尤其是碳酸盐岩水下隆起等部位，有利于湖相碳酸盐岩的发育。
三、湖相碳酸盐岩的相模式
1. 按湖泊的发育阶段划分：3个阶段的湖相碳酸盐岩的沉积模式——早期为内源和外源混合沉积型；中期为藻滩型；晚期为浅水蒸发台地型。
2．按构造背景和在湖盆中的构造位置划分：(1)断陷咸水湖盆边缘碳酸盐沉积模式。(2)断陷咸水湖盆中央台地碳酸盐沉积模式。(3)坳陷淡水湖盆碳酸盐沉积模式。
3．按湖泊的水文状况划分：可分为水文开口湖和水文封闭湖两种。水文开口湖又可划分出湖盆相和湖盆边缘相两种沉积环境。
4．按水深和水动力条件划分：可划分为滨湖相、浅湖相、半深湖相和深湖相4个相带
5．综合模式：杜韫华(1990)在总结了我国渤海地区下第三系湖相碳酸盐岩沉积特征后，提出了综合性的湖相碳酸盐岩沉积模式 (图5)
四、湖相碳酸盐岩的储层特征
原生孔隙的成因取决于岩石结构，其分布与沉积相有关，如骨架孔主要见于礁核相和礁丘核相。各种粒间孔主要见于浅湖及深湖层状、纹层状碳酸盐岩。次生孔隙形成于表生溶蚀，也可受深层溶蚀形成，受成岩作用的影响很大。
湖相碳酸盐岩体主要经历了同生、潜流、淡水渗透、浅埋藏等5种成岩环境和18种成岩作用。对储集性能影响较大的成岩作用是白云岩化、同生胶结、大气渗透溶蚀及深层溶蚀作用。当深层孔隙形成后，烃类在孔隙中大量聚集，即形成储油岩体；在构造条件及油水关系不变的情况下，储油体的成岩作用趋于终止，储集空间得以保存。
湖相碳酸盐岩储集层，按孔晾类型可分为4种储层类型。
(1)孔隙型储集层。这种储层的及物性参数受结构组分控制。常见的孔隙类型有粒间、孔晾、晶间孔隙、生物格架孔晾等。这种储层的储集性能较好，孔隙度及渗透率较大且稳定。
(2)溶蚀孔洞型储集层。孔隙类型以溶蚀孔隙及溶洞为主。这种孔隙层厚度变化大、物性条件好。
另外，深部的埋藏作用也可以由溶蚀孔洞层形成。
(3)裂缝型储集层。这种储层多见于较薄的脆性碳酸盐岩，裂缝既是储集空间，又是油气运移通道。多属于中、低孔隙度的储层，层位一般不固定，分布面积有限。
(4)复合型储集层。碳酸盐岩储层多为复合型的，原生孔隙、次生孔隙和裂缝三者同时出现或出现其中的两种。
五、湖相碳酸盐岩在地史时期中的演化规律
我国境内值得研究的湖相碳酸盐岩沉积作用始于三叠纪，发展于白垩纪，全盛于早第三纪(古近纪) ，衰落于晚第三纪(新近纪) ，表现了很强的地史限定性。但在地理分布上，却扩展迅速，很快形成遍及中国大陆的区域性分布格局。
造成这种现象的原因：一是海陆变迁，二是气候带的展布与变化，三是构造变动与古地形的差异，四是生物的进化及其对湖泊的适应。其中起决定性作用的是海陆变迁。事实上，中国湖相碳酸盐岩开始发育的三叠纪，正是海西构造运动后，海水从中国北方退出，形成著名的“南海北陆”的时期。三叠纪晚期，印支运动引起中国大部分处于大陆环境。从侏罗纪起，海侵主要限于西藏、青海南部和台湾、湖南、广东一带，仅在早期有短暂的海侵。因此“南海北陆”的状态基本结束，华南、华北连成一片。而这正是侏罗纪、白垩纪湖相碳酸盐岩沉积大发展的基本条件。古近纪能成为中国湖相碳酸盐岩发育的全盛时期，除了中国大陆的广阔稳定外，主要是因为全球海平面的最后一次高值，使中国境内湖沼纵横、生物繁荣和4种气候带横贯中国，带来发育湖相化学和生物化学沉积的有利条件。而新近纪湖相碳酸盐岩沉积作用的显著减弱，则是因为强烈的构造运动和欧亚大陆普遍存在的干旱性气候使得中国大陆剥蚀区多、游走性盆地多、红色盆地多、稳定湖泊少的特殊古地理条件造成的。今后应加强同一时代不同湖盆湖相碳酸盐岩分布规律和同一湖盆不同时代湖相碳酸盐岩的演化规律的研究。
六、不同环境内的湖相碳酸盐岩形成的物理化学条件
气候对湖泊的影响远比海洋显著得多，湖相碳酸盐岩形成于半潮湿和潮湿的较炎热的古气候。淡水到半咸水湖相碳酸盐岩的发育状况与生物的发育程度密切相关，它主要发育在适合于大量生物繁殖的环境中，水体清浅、阳光充足、能量较高、营养丰富、生物繁茂，生物灰岩或藻灰岩发育。当气候干燥且有洪水入侵时，陆源碎屑大量入湖，水体浑浊，不利于生物生长，可沉积少量无颗粒灰岩。盐湖中的碳酸盐岩形成于气温高、蒸发作用强的常年咸水湖、季节性盐湖、盐体边缘的风化壳和含盐泥坪中。沉积水体的水化学条件应为碳酸盐型，其离子组成具有富K +、Na + 、HCO 3- 和CO 32-，而贫Ca 2+ 和Si042-的特点，古水介质应为偏碱性，pH 值大于9。
范文五：碳酸盐岩资料
目 录
一、碳酸盐岩的孔隙类型 ....................................................................................................... 1
二、碳酸盐岩类描述............................................................................................................... 2
2.1灰岩..................................................................................................................................... 2
2.2白云岩................................................................................................................................. 8
三、碳酸盐岩储层与碎屑岩储层对比 ................................................................................. 11
一、碳酸盐岩的孔隙类型
碳酸盐岩孔隙的分类及命名，乔奎特等按受组构控制及不受组构控制将碳酸盐岩孔隙划分为三大类十五种基本类型，如图1-1-4所示。
（1）原生孔隙 这是沉积时形成的孔隙，成岩过程中可能产生一定的变化。这种孔隙主．要受碳酸盐岩的结构组分所控制，其中颗粒因素是主要的。原生孔隙可分为粒间孔隙、粒内孔隙、晶间孔隙、壳体掩蔽孔隙和生物骨架孔隙等五种。
（2）溶蚀孔隙 指沉积过程及成岩后由于溶解作用所形成的孔隙。地下水的溶解作用往往在沉积过程中就已开始进行，并延续到成岩作用结束。在这个阶段，地层中原生孔隙发育时，地下水大都比较活跃，并通过溶蚀而使孔隙进一步增加。成岩作用结束后，溶蚀孔隙仍可继续发育。尤其在不整合侵蚀面附近，由于处于渗流带及潜流带上部水文条件下，使得地下水在原生的孔隙发育带更为活跃。加上地表水的不断补充，因而在不整合面附近往往形成极为发育的溶烛孔隙，有时可具有极高的产能。
（3）生物钻孔和潜孔孔隙 这种孔隙多在沉积及成岩过程中形成。
（4）收缩孔隙 由于沉积物的收缩作用而形成的孔隙。
（5）裂缝 裂缝一般是由于构造作用或成岩作用而形成的。裂缝的长度可以由几厘米到几公里不等。宽度也可由几毫米到几十厘米，但微裂缝的宽度仅数十微米。一般说来，大裂缝延伸远，方向稳定，与油气储集关系更为密切。
二、碳酸盐岩类描述
1、观察碳酸盐岩主要结构特征（包括晶粒结构、粒屑结构、生物骨架结构和交代结构）、胶结类型，注意泥晶基质与亮晶胶结物的区别。
2、学会对碳酸盐岩标本及薄片的描述方法。
3、掌握碳酸盐岩岩石分类命名原则和最基本的岩石类型。
4、碳酸盐岩主要由自生的碳酸盐矿物方解石和白云石组成。自生的碳酸盐矿物方解石含量>50%时称为石灰岩；若一半以上为白云石时为白云岩。它们经常还和陆源碎屑及粘土矿物组成过渡类型岩石。
2.1灰岩
矿物成分：石灰岩的矿物成分较简单，在较纯的石灰岩中几乎完全由方解石组成。不纯的石灰岩中常含有粘土矿物、石英粉砂、海绿石、硅质、铁质等，当石灰岩经历白云岩化交代作用时可出现数量不等的白云石。方解石和白云石在手标本和显微镜下特征相似，不易区分，通常要借助于5%的稀盐酸和茜素红S试剂。在标本上加稀盐后，方解石剧烈起泡而白云石轻微冒泡；在薄片上加茜素红S试剂后，方解石被染成红色，而白云石无变化。
结构：石灰岩的结构以泥晶结构和各种颗粒结构为主，其次为晶粒结构、生物骨架结构及交代结构。
石灰岩的分类命名:
按矿物成分分类：石灰岩中除了方解石外，有时含有其它矿物成分，向另一种岩石过渡，此时用这种划分方法。其它成分可以是白云石、粘土矿物、硅质等等，按结构特征分类：石灰岩的结构最能反映石灰岩的成因，按结构特征分类命名已经成为当今主要的划分方法。分类的依据主要为矿物的结晶程度，岩石中颗粒、亮晶胶结物及灰泥基质的相对含量等。
主要岩石类型：
1、泥晶或微晶灰岩：主要由泥晶方解石组成，可含少量颗粒，颗粒含量一般不超过10%（有人认为
2、内碎屑灰岩：内碎屑可以是砾屑、砂屑和粉屑。填隙物即可以是泥晶基质，
也可以是亮晶胶结物，它们形成的环境是不同的。根据内碎屑和填隙物的成分可进一步详细命名，如泥晶砂屑灰岩。
3、生物碎屑灰岩：颗粒由生物碎屑或骨屑组成，常见的生物碎屑种类有腕足、介形虫、海百合、三叶虫等等。填隙物即可以是泥晶方解石，也可以由亮晶胶结物组成。
4、鲕粒灰岩：颗粒由鲕粒组成，填隙物为泥微晶基质或亮晶胶结物。要根据填隙物的成分可详细命名为亮晶鲕粒灰岩、微晶鲕粒灰岩。
微晶砂屑灰岩：砂屑结构，颗粒支撑，孔隙式胶结。砂屑由泥晶方解石组成，填隙物为微晶方解石。单偏光。
亮晶鲕粒灰岩：鲕状结构，颗粒支撑，孔隙式胶结。鲕粒具环状同心纹，胶结物为亮晶方解石。产地：新疆，单偏光。
微晶生物碎屑灰岩：生物碎屑结构。生物碎屑由海百合茎和三叶虫骨碎组成，填隙物为微晶方解石。产地：湖南桃沅，单偏光。
生屑泥灰岩标本：生物碎屑结构。生物碎屑由三叶虫骨屑组成，填隙物为泥晶方解石和粘土矿物。产地：山东沂沅
珊瑚灰岩：生物骨架结构。由珊瑚体组成，在珊瑚的空腔内充填了细粒方解石。产地：江西玉山，单偏光。
微晶灰岩：微晶结构，完全由微晶方解石组成。产地：辽宁金县，正交偏光。
亮晶鲕粒灰岩。单偏光，×50。
两个世代的亮晶方解石。单偏光，×125。
? 鲕粒结构，块状构造，颗粒支撑，孔隙式胶结。
? 鲕粒：鲕粒含量85%左右，呈圆形、椭圆形，直径0.5-1mm，具明显的同心纹层，偶尔可见复鲕、偏心鲕。部分鲕粒的中心存在生物骨屑。组成鲕粒的成分为深灰色的微晶方解石，个别鲕粒中出现放射状的文石（见左下图）。
? 填隙物：含量15%，完全由无色透明的亮晶方解石组成，根据亮晶方解石的形态及分布可分为两个世代。第一世代方解石呈叶片状，分布在鲕粒的边部；第二世代的方解石呈不规则粒状，出现在鲕粒的间隙中（见右下图）。 ? 此岩石中的鲕粒同心纹层发育，胶结物完全由亮晶方解石组成，生成于较高能量的浅水环境。
? 岩石详细定名：亮晶鲕粒灰岩
2.2白云岩
1、白云岩是碳酸盐岩中的另一大类岩石，可单独产出，也常与石灰岩、砂岩共生。由于现代海水中不能直接沉淀白云石，所以人们普遍认为至少寒武纪以来的白云岩主要是碳酸盐沉积物或石灰岩的白云岩化的产物。也有人认为存在着原生的白云岩。
2、矿物成分：白云岩中的矿物成分主要为白云石（含量>50%），其次为方解石。
3、结构：常见结晶晶粒结构，由于大部分白云岩是交代成因，因此经常可以见到交代残余的石灰岩的结构，如残余砂屑结构、残余鲕粒结构等等。
4、构造：基本与石灰岩相似，有的出现团块状构造、透镜状构造。
5、白云岩的分类命名按矿物成分分类：白云岩中主要矿物为白云石，常见的其它矿物有方解石、粘土矿物、硅质等
6 主要岩石类型：
细晶白云岩：完全由细粒白云石组成，无交代特征。
灰质白云岩：矿物成分以白云石为主，含量大于50%，次要 矿物为方解石。
残余颗粒白云岩：残余颗粒结构，矿物成分以白云石为主，可含少量方解石。岩石中可见残余的砂屑、鲕粒等颗粒。
细晶白云岩：细晶晶粒结构，矿物成分为细晶白云石。正交偏光。
灰质白云岩：矿物成分以白云石为主，其次为方解石（红色）。单偏光染色片
残余砂屑白云岩：残余砂屑结构，岩石完全由细粒白云石组成，暗色椭圆状物为残余砂屑。单偏光。
残余鲕粒灰质白云岩：残余鲕粒结构，圆形的鲕粒几乎完全被白云石（Dc）交代，填隙物为微晶方解石。单偏光。
三、碳酸盐岩储层与碎屑岩储层对比
碳酸盐岩储层与碎屑岩储层对比，具有以下主要特点。
岩石为生物、化学、机械综合成因，其中化学成因起主导作用。岩石化学成分、矿物成分比较简单，但结构构造复杂。岩石性质活泼、脆性大。
以海相沉积为主，沉积微相控制储层发育。
成岩作用和成岩后生作用严格控制储集空间发育和储集类型形成。
断裂、溶蚀和白云化作用是形成次生储集空间的主要作用。
次生储集空间大小悬殊、复杂多变。
储层非均质程度高。
碳酸盐岩储层描述的主要内容包括沉积相及成岩史、储集空间类型及控制因素、孔隙、裂缝、溶洞、储集空间体系，储层非均质性，储层参数确定及评价等。基本工作流程列入表
5．1。
无论是以原生孔隙为主，还是以次生储集空间为主的碳酸盐岩储层，其沉积类储层形成和发育的基础。它决定储集类型、孔隙、裂缝、溶洞发育程度和储层非均质性。也是储层层位对比划分的基础和依据。
一、沉积相描述
1．沉积相标志
(1)岩性标志。岩性标志包括颜色、自生矿物、沉积结构、构造、岩石类型
①岩石颜色: 岩石的颜色反映沉积古环境、古气候。
下面在表5．2 中列出碳酸盐岩常见的几种颜色反映由氧化到还原环境的
②自生矿物：
a．海绿石：形成于水深 10～50m，温度 25～27℃。鲕绿泥石：形成于水深 25～125m， 温度 10～15℃。二者均为海相矿物。
b．自生磷灰石(或隐晶质胶凝矿)：海相矿物。
c. 锰结核: 分布于深海、开放的大洋底。
d，天青石、重晶石、萤石：咸化泻湖沉积。
e. 黄铁矿: 还原环境。
f．石膏、硬石膏：潮坪特别是潮上、潮间环境。
③沉积结构。碳酸盐岩的结构分为粒屑(颗粒)，礁岩和晶粒三种。不同的沉积结构反映不同
的沉积环境。
粒屑结构；粒屑结构由粒屑、灰泥、胶结物和孔隙四部分组成。粒屑结构代表台地边缘浅
滩相环境。根据颗粒类型、分选、磨圆、排列方向性、填充物胶结进一步确定微相。 a．内碎屑、生屑反映强水动力条件。
b．鲕粒、核形石、球团粒、凝块石反映化学加积、凝聚环境，水动力中高能。 鲕粒包壳
代表中等能量，持续搅动，碳酸钙过饱和的环境，
核形石(藻包壳)、泥晶套反映浅水环境。
c．分选好，反映持续稳定的水动力条件，反之则反映强水动力条件。
d．磨圆度高反映强水动力环境，反之反映弱水动力环境。
e．颗粒、生屑化石平行排列，尖端方向交错，长轴平行海岸，反映振荡水流。尖
端指向
一个方向，长轴仍平行晦岸线，则为单向水流。 ’
f．用胶结物和灰泥的相对含量反映水动力强弱。胶结物／(胶结物+灰泥)在 0～1之间，
越接近 0，水动力越弱，反之越强。
礁岩结构：
a．生长结构：原地生长坚硬生物骨架，代表台地边缘生物礁环境。
b．粘结结构：层纹状、波纹状藻迭层结构代表潮上一潮间中低能环境。柱状、锥状藻迭
层结构代表期间～潮下高能环境。
晶粒结构：泥晶代表盆地低能，广海陆棚低能环境。
④沉积构造。反映水流成因构造：
a．沟膜、槽模、递变层理代表浊流环境。
b．脉状、波状、透镜状层理、再作用面、雨痕、干裂、冰雹痕、鸟眼构造等代表潮坪环
境。
c．交错层理代表滩、坝、深水底流环境。
d．水平层理代表泻湖、深水、低能环境。
e．块状层理代表台地边缘斜坡相、礁相环境。
反映重力流成因构造：重荷膜、包卷层理、滑塌构造、水成岩墙、递变层理等均代表重力
流环境，特别是几种同时出现时。
反映生物成因构造：
a．垂直层面或弯曲虫孔代表潮上带。
b．上部有垂直或弯曲虫孔，数量比潮上带多，代表潮间带环境。 c．水平虫孔为主，很发育，代表潮下带环境。
d．复杂的、弯曲的、螺旋状爬痕代表稳定深海环境。
其它构造：
a．帐篷构造代表潮坪环境。
b．岩溶角砾、干裂角砾代表潮上环境。
c．迭层构造代表潮间环境。
d. 核形石代表潮间一潮下环境。
反映生物成因构造：
a．垂直层面或弯曲虫孔代表潮上带。
b．上部有垂直或弯曲虫孔，数量比潮上带多，代表潮间带环境。 c．水平虫孔为主，很发育，代表潮下带环境。
d．复杂的、弯曲的、螺旋状爬痕代表稳定深海环境。
其它构造：
a．帐篷构造代表潮坪环境。
b．岩溶角砾、干裂角砾代表潮上环境。
c．迭层构造代表潮间环境。
d. 核形石代表潮间一潮下环境。
①根据生物的生活习性和生活环境判断沉积环境。
a．有孔虫，多为海洋环境，底栖生活，少数为浮游生活。
b．筵，离岸不远的正常盐度、清水旋回性海洋环境，水深 20～70m。 c．海绵，多生活在海洋，底栖固着生长。
d. 古杯，温暖浅海，水深 30—50m，固着生长，需要缓慢沉积，清洁水体及坚硬底质。
e．层孔虫，沉积缓慢浅海，温暖、浊度低，固着生长，食浮游生物。 ’ f. 珊瑚，水体安静、清洁、温暖，盐度 2．7％～4．8％，浅海环境，底栖固着生长。
g．苔藓，潮坪环境。
②根据生物组合判断水介质盐度：
a．钙质红、绿藻、球面藻，放射虫、钙质有孔虫、钙质海绵、珊瑚、苔藓、腕足、头足
等组合中，存在少数未搬运的化石，属于正常海环境。
b．少数苔藓、钙质有孔虫、藻类、移动的棘皮组合，其中任一门类单独出现或几个门类
共生出现，或与耐高盐度的门类在一起，表明是一种与广海毗邻并稍受限制的海水环境。
c. 腹足、瓣鳃、介形虫、胶结壳有孔虫硅藻、兰绿藻组合，属于典型的微咸水环境。
d．瓣锶类中鳃足亚纲无甲目、兰绿藻、介形虫组合，为典型的超咸水环境。 ③根据古生物组合判断水体深度：
a．大量藻类、底栖有孔虫、瓣鳃、腹足造礁珊瑚、灰质海绵、无铰类腕足组合，水深 0～5
0m。 ·
b．海绵、海胆、苔藓、有铰腕足组合，水深 100～200m。
c．硅质海绵、海百合、薄壳腕足、细脉状苔藓组合，
水深＞200m。
根据古生物组合判断水体深度时要注意浊流因素，注意排除在浮动植物上的某些生物和海
平面迅速上升的影响。
④根据古生物组合判断沉积环境底质的坚硬程度：
a．群体珊瑚、红藻，分布在生物礁环境动荡部位。
b．藤壶、有铰类、蠕虫管分布在滨岸潮汐带的坚硬底质上。绿藻、海绵、单体珊瑚、有
柄棘皮动物以根或其它方式固着在坚硬的底质上。
c．掘足类、掘穴蛤、某些有孔虫、固着在疏松的底质上。
d. 移动生物组合的生物群，分布在沉积迅速、底质不断移动的流沙层中 ⑤根据生物组合判断海水浊度:
a．红绿藻、海绵、珊瑚、苔藓、有柄类代表清水沉积环境：
b．具有分泌管的蠕虫、腕足、某些瓣锶类反映中等浊度环境。
c．食沉积物生物，代表较大的浊度环境。
⑥根据藻席和迭层石特征确定沉积环境：
a．层状隐藻席，反映潮汐，波浪弱的沉积环境。
b．不连续的柱状体，反映潮汐、波浪强的沉积环境。柱状体上凸的越强，波
浪越强。
c．单一迭层的延长方向平行于波浪、潮汐的冲刷方向，通常垂直海岸线。迭层常平行海
岸线成排或呈条带状生长。迭层向海方向倾伏进入波浪带。
(3)地化标志:
①微量元素：
a．硼(B)，海相沉积中高含量，可达 100mg／1，
咸化泻湖可达 1000mg／1，湖相较低。
b．硼／镓(B／Ga)比，大陆
海洋 4．5～5．5，过渡沉积介于二者之间.
c．镓／钾(Ga／K)比，正常海页岩中 0．006 土，
微咸水页岩中 0．004 土，过渡沉积二者之间。
d．锶／钡(Sr／Ba)比，海洋粘土中>1,陆相粘土中
e．黄铁矿中的铁／有机炭，海相 0．2～2．0，淡水湖泊 0．03～0．06。 f．化石中微量元素。
化石中分析出 B2O3，的含量，推算出水介质盐度。海相贝壳中>0．0035％，淡水贝壳中
②稳定同位素：
测定沉积物中 O、S、C 同位素及其比值推测沉积环境。
a．O18／C13，海相沉积物中含量高，淡水中低。
b．C13／C12，海相沉积物中含量高，陆相中低。
· c．烃类中 S18／S12，海相稳定，陆相变化大。
d．O18／O16，海水中较一致，淡水中较低。
f．化石中微量元素。
化石中分析出 B2O3，的含量，推算出水介质盐度。海相贝壳中>0．0035％，淡水贝壳中
②稳定同位素：
测定沉积物中 O、S、C 同位素及其比值推测沉积环境。
a．O18／C13，海相沉积物中含量高，淡水中低。
b．C13／C12，海相沉积物中含量高，陆相中低。
· c．烃类中 S18／S12，海相稳定，陆相变化大。
d．O18／O16，海水中较一致，淡水中较低。
f．化石中微量元素。
化石中分析出 B2O3，的含量，推算出水介质盐度。海相贝壳中>0．0035％，淡水贝壳中
②稳定同位素：
测定沉积物中 O、S、C 同位素及其比值推测沉积环境。
a．O18／C13，海相沉积物中含量高，淡水中低。
b．C13／C12，海相沉积物中含量高，陆相中低。
· c．烃类中 S18／S12，海相稳定，陆相变化大。
d．O18／O16，海水中较一致，淡水中较低。
③有机组分：
植烷代表陆相，姥姣烷代表海相。
沉积岩和石油中海相卟啉的分子量范围宽，陆相的窄。
③有机组分：
植烷代表陆相，姥姣烷代表海相。
沉积岩和石油中海相卟啉的分子量范围宽，陆相的窄。
2．沉积相划分方法
(1)按海水运动能量划分沉积相带。自深海向陆地方向分为
三个相带，即远岸低能带(X)，高能带(Y)，近岸低能带(Z)。
各带的基本特点见图 5．1。这种相带划分是陆表海常见的模式。
(2)按海洋潮汐作用划分沉积相带。根据岩性、古生物特征
及结构构造等将碳酸盐相按潮汐作用划分为潮上、潮间和潮下三个相带，潮下带又分为闭塞
和开阔潮下两个亚相。各相带相对位置和特点见图 5．2。
