如何分辨重晶石？它的用途是什么？

重晶石的主要用途：石油钻探油气井旋转钻探中的环流泥浆加重剂冷却钻头，带走切削下来的碎屑物，润滑钻杆，封闭孔壁，控制油气压力，防止油井自喷，化工生产碳酸钡、氯化钡、硫酸钡、锌钡白、氢氧化钡、氧化钡等各种钡化合物这些钡化合物广泛应用于试剂、催化剂、糖的精制、纺织、防火、各种焰火、合成橡胶的凝结剂、塑料、杀虫剂、钢的表面淬火、荧光粉、荧光灯、焊药、油脂添加剂等。玻璃去氧剂、澄清剂、助熔剂增加玻璃的光学稳定性、光泽和强度，橡胶、塑料、油漆填料、增光剂、加重剂、建筑混凝土骨料、铺路材料重压沼泽地区埋藏的管道，代替铅板用于核设施、原子能工厂、X光实验室等的屏蔽，延长路面的寿命。

中国重晶石年供应总量250～300万t，全部来源于国内自产。国内重晶石年消费量约120～130万t，其中用于油气勘查的70～80万t，占总消费量的60%±；用于钡化工产品40～50万t，约占30%；其他用项10余万t，约占10%。中国是世界重晶石最大出口国。90年代重晶石及其产品年出口量一般为150～200万t。1996年重晶石及钡盐出口量2058万t，出口金额121亿美元，其中重晶石186万t，钡化工产品198万t，主要出口国有美国、荷兰、日本和韩国等。中国进口重晶石量甚微，仅进口少量钡化工产品。中国重晶石需求基本稳定，增长缓慢。重晶石产量稳中有升，能够充分保证需求。出口量视供需情况而调节。总体上重晶石供需基本平衡。

鉴别特征：重晶石的相对密度 (D ＝ 4 ． 3 — 4 ． 5) 为其突出特点，据此可同其它相似矿物区别。在薄片中，重晶石与天青石极相似，但重晶石的光轴角较小，干涉色略高。重晶石与硬石膏的区别在于重晶石折射率大，而双折射率比硬石膏低得多（干涉色低）。

简单来说，重晶石要看它的白度，比重，所含元素量，一般拿样品去检测就有对比了，想要开发需要一系列手续，去国土资源部办理采矿证，然后还要去安全局办安全生产许可证。

地层剖面的沉积相和沉积环境分析实际上是对单个地层剖面（或单井岩心）资料进行沉积特征及沉积相分析，是沉积古地理研究的基础，同时也是一项复杂的工作，必须熟悉各种环境沉积的主要特征，充分利用各种成因标志资料进行综合分析，以便尽可能地得出较为可靠的判断和解释。在野外露头剖面沉积相分析中要重点考虑地层中最直观、易收集的沉积环境标志，包括岩性特征、沉积构造、古生物标志等，同时还要注意运用瓦尔特相律，分析剖面的垂向序列、时空分布及演化规律，然后与典型的沉积环境（沉积相）模式和沉积特征（鉴别标志）相对比，进而确定研究对象的沉积相（亚相、微相）类型。

一、常见沉积环境的鉴别标志

依据自然地理条件或地貌特征及沉积物综合特征，可将沉积环境划分成三个组，即陆相组、海相组和海陆过渡相组。依据三个环境组中次级自然条件及沉积物特征划分至沉积环境类型（表3-1），沉积环境又可进一步细分为亚环境，亚环境还可以划分至微环境。在相分析时，应尽量划分至最小的级别。下面就常见沉积环境的鉴别标志做简要介绍。

表3-1 沉积环境（沉积相）分类体系

（一）冲积扇

（1）岩性。冲积扇沉积的岩性变化大，多数冲积扇以砾石沉积为主，砾石间充填砂、粉砂和黏土级碎屑。接近扇根处以砾、砂岩为主，至扇端，砂、粉砂和黏土的含量增高。在冲积扇沉积中，常有碳酸盐、硫酸盐等矿物，如方解石、石膏等。总体上看，沉积物颜色常偏红，尤其是其中的泥质沉积物。

（2）结构。沉积物粒度粗，以含大量砾石为特征，成熟度低。砾石磨圆一般较差，砾、砂、泥相互混杂接触。泥石流沉积物常呈基质支撑结构，筛积物、河床和片流沉积主要为颗粒支撑结构。

（3）沉积构造。层理发育程度较差，常显示块状层理或不显层理，细粒泥质沉积物可见薄的水平层理，粗碎屑沉积有时亦可见不太明显和不太规则的交错层理，细层倾向扇缘，倾角多为10°～15°。粗碎屑沉积中常见冲刷-充填构造，主要发育在扇根附近。砂质沉积局部可见水流波痕。砾石若有定向排列，则呈“向源倾斜”，倾角为30°～40°。泥岩可见干裂、雨痕、流痕等。

（4）生物。冲积扇中几乎不含动植物化石，也很少含有机质。

（5）垂向序列。扇向源区退积，形成下粗上细的退积正旋回层序（图3-1），否则相反。在扇体的不同部位，其沉积层序也不相同。

图3-1 冲积扇沉积的正旋回沉积序列

（二）河流

（1）岩性。以碎屑岩为主，次为黏土岩，碳酸盐岩较少出现。碎屑岩以砂岩和粉砂岩为主，一般不稳定组分高，成熟度低，以长石砂岩、岩屑砂岩为主，个别也出现石英砂岩，泥质胶结居多，间或有钙、铁质胶结。砾岩多出现在山区河流和平原河流的河床沉积中，多为复成分。黏土矿物以高岭石居多，伊利石较少。

（2）沉积构造。交错层理发育，以板状和大型槽状交错层理为特征。细层倾斜方向指向砂体延伸方向，倾角15°～30°，自下而上细层及层系的厚度变薄、粒度变细，细层具粒度正韵律，层系厚度很少超过1m，一般为30cm或更薄。在一期河流沉积中，大型板状、槽状交错层理发育在下部，小型的发育在上部，波状层理发育在顶部。常见不对称波痕，也可见砾石的叠瓦状排列，扁平面向上游倾斜，倾角为10°～30°。一期河流沉积的底部常具明显的侵蚀、切割及冲刷构造，并常含泥砾及下伏层的砾石。

（3）生物。化石少，并且一般保存不好，常是破碎的植物枝、干、叶等。硅化木为河床亚相的指相化石，河漫沼泽沉积中可见炭化植物屑或完整的植物化石。时代较新的河流相地层中可见到脊椎动物化石。

（4）垂向序列。具有特征的“二元结构”序列，自下而上表现为下粗上细的间断性正韵律或正旋回，每个旋回底部发育有明显的底冲刷、叠瓦状排列的砾石，下部具有大型板状、槽状交错层理及平行层理的砂岩，上部具有小型交错层理、波状层理、爬升层理，顶部常具暴露大气的标志，如钙结核、干裂等。曲流河垂向序列“二元结构”上、下部单元厚度近于相等（图3-2），而辫状河不仅沉积物粒度较曲流河沉积粗，而且下部单元厚度明显大于上部单元，甚至上部单元缺失（图3-3）。

图3-2 曲流河沉积层序

（据Klein，1972，Allen，1970；转引自《沉积构造与环境解释》编写组，1984，略修改）

（三）湖泊

（1）岩性。以黏土岩、砂岩和粉砂岩为主。砾岩少见，仅分布于滨湖区。砂岩一般比海相的复杂，各种类型都有出现；与河流沉积相比，成分成熟度高，石英含量可达70%以上。黏土岩分布广泛，由湖岸向湖心增多。形成于较深水还原环境的湖相黏土岩常含丰富的有机质。碎屑湖泊沉积中也可出现化学岩和生物化学岩，如灰岩、泥灰岩、硅藻土、油页岩等，其厚度及分布较为局限。

（2）沉积构造。以水平层理最为发育，有时亦见块状层理。在近岸区可见交错层理、爬升层理等。对称波痕发育，也见较多不对称波痕，波峰走向绝大多数与滨岸平行，不对称波痕的陡坡向岸倾斜。干裂、雨痕、生物扰动构造亦常见到。

（3）生物。化石丰富是碎屑湖泊沉积的重要特征。常见的生物化石种类有介形虫、双壳类、腹足类等，无海相化石。藻类也是湖泊中较常发育的生物。轮藻为淡水环境所特有，蓝绿藻、硅藻和部分绿藻也是常见的类型。其中蓝绿藻与海相见到的呈叠层状构造的不同，常呈树枝状或分离的结核团块状构造；红藻在湖相中未曾见到过。此外，陆生植物的根、干、叶、孢粉等的大量出现也是湖相的重要特征。

（4）垂向序列。多呈反韵律，多出现由深湖至滨湖的下细上粗的反旋回序列，以此区别于下粗上细的间断性正旋回河流相沉积。

图3-3 加拿大魁北克省泥盆系辫状河沉积的垂向层序

（据Cant ＆ Walker，1976）

（四）三角洲

（1）岩性。以砂岩、粉砂岩、黏土岩为主，在三角洲平原沉积中常见有暗色有机质沉积，如泥炭或薄煤层等。无或极少砾岩和化学岩。碎屑岩的成分成熟度和结构成熟度比河流的高。

（2）沉积构造。层理类型复杂多样，河流中沉积作用和海洋波浪、潮汐作用形成的各种构造同时发育。如砂岩和粉砂岩中见流水波痕、浪成波痕、板状和槽状交错层理，泥岩中发育水平层理。此外还发育有波状层理、透镜状层理、包卷层理、冲刷-充填构造、变形构造、生物扰动构造等。

（3）生物。海生和陆生生物化石的混生现象是三角洲沉积的重要特征，窄盐性生物极少，广盐性生物较多；陆生动植物碎片主要为异地搬运埋藏。一个完整的三角洲垂向序列中，海生生物化石多出现在下部，向上逐渐减少，但陆生生物化石向上增多，甚至在顶部出现沼泽植物堆积而成的泥岩或煤层。

（4）垂向序列。最常见的是下细上粗的反旋回层序（图3-4）。在层序顶部，三角洲平原分支河道沉积为下粗上细的正旋回，反映的是三角洲在横向上的相序递变，与河流相沉积的间断性正旋回有显著的不同。

（五）河口湾

（1）岩性。以分选、磨圆较好的细砂和泥质沉积为主。砂质沉积物中常夹有泥质薄层，代表停潮时流速最小时的沉积，是判别潮汐河口环境的重要标志之一。

（2）沉积构造。常发育多种层理构造，既有潮汐环境中常见的羽状交错层理、脉状、波状、透镜状层理，也可见到河流作用形成的板状交错层理、槽状交错层理等。同时层面发育各种类型的波痕，如削顶的、修饰的、双脊的、单峰的、对称和不对称的、小型和巨型的波痕等。波痕的走向受到干扰的现象极为普遍。生物扰动构造也较为发育，由陆向海数量和类型增多，尤其是在泥质沉积物中生物潜穴和寄居构造较为普遍。

图3-4 河控三角洲的沉积序列

（据孙永传和李蕙生，1986）

（3）生物。见较多的受限制的或半咸水动物群，常见介形虫、腹足类、双壳类等广盐性生物。生物个体由陆向海变多变大，并可见树干和植物碎片等。

（4）垂向序列。发育向上变细的沉积序列（图3-5）。层序下部由大型单向交错层理组成；中部由大型及小型双向交错层理构成；上部层系厚度明显减小，发育脉状、波状、透镜状层理及小型槽状交错层理。

（六）淡化潟湖

（1）岩性。以钙质粉砂岩、粉砂质黏土岩、黏土岩为主，粗碎屑岩极少见。可见方解石、铁锰结核、二氧化硅沉积矿物。当潟湖底部为还原环境时，可形成黄铁矿、菱铁矿等自生矿物。岩石常因分散状黄铁矿的浸染而呈暗色或黑色。若为碳酸盐沉积时，则以泥晶、微晶石灰岩及白云岩、含泥石灰岩为主，高能环境下形成的颗粒灰岩较少见。

（2）沉积构造。常见水平层理和块状层理，交错层理不发育。层面构造可见对称或不对称波痕，偶见干裂。虫孔少见。

（3）生物。化石种类单调，适应淡化水体的广盐性生物如腹足类、双壳类、苔藓类、藻类等数量大为增多。正常海相生物在淡化潟湖中常发生畸变，如出现个体变小、壳体变薄、具特殊纹饰等反常现象。

图3-5 砂质潮汐水道沉积序列

（据克利夫顿，1982；转引自孙永传和李蕙生，1986）

（七）咸化潟湖

（1）岩性。以粉砂岩、粉砂质泥岩为主，并可夹有盐渍化和石膏化的砂质黏土岩，几乎无粗碎屑岩沉积，可出现石膏、盐岩夹层。若为碳酸盐沉积时，则主要是灰岩、白云岩，并夹石膏及盐岩层，可出现天青石、硬石膏、黄铁矿等自生矿物。

（2）沉积构造。多见水平层理及逆性变形层理，交错层理不发育。盐类沉积中可见周期性溶解作用所引起的溶解面，可见盐类假晶及干裂。

（3）生物。属种单调，表现为分异度低而丰富度高。广盐性生物发育，特别是腹足类、双壳类、介形虫等；缺乏狭盐性生物。当盐度增高至一定限度时（一般不超过5%～55%），大部分生物即行灭绝。

（八）潮坪

（1）岩性。浑水潮坪以黏土岩、粉砂岩、细砂岩为主，砾岩极少见。潮下带的潮汐通道内以砂为主，形成水下沙坝、沙滩，并常富含生物介壳和泥砾。潮间带自下而上形成沙坪、混合坪和泥坪。潮上带发育沼泽，可有泥炭沉积；干旱气候下的潮上带可形成盐沼盐坪，有石膏等蒸发盐类沉积。

（2）沉积构造。层理类型多样。潮下带的潮汐通道内可见大型流水交错层理、羽状交错层理等。沙坪上常见羽状或人字形的双向交错层理；混合坪上多具有脉状、波状、透镜状层理；泥坪上多见水平纹层或水平波状纹层。在潮坪上，尤其是在沙坪和混合坪上常出现流水波痕和浪成波痕，以及由流水和波浪同时或先后作用而成的叠加类型和波痕。泥坪和混合坪可发育有透镜状层理、干裂、雨痕、冰雹痕、鸟眼、泥皮、足迹、爬痕、虫孔等。干燥气候条件下的泥坪上可见石膏及盐类晶体。再作用面也是潮坪沉积的重要沉积构造标志，尽管它也可出现在非潮汐环境，但仍是潮汐环境较为特征的构造标志。

（3）生物。以种类少而数量多、海相和陆相混生为特征，半咸水生物或广盐性生物大量发育，分异度低。潮上带常被植物覆盖，藻类生物较为发育，如藻叠层及藻席等。泥坪上生物较多，扰动强烈；混合坪上生物较少；沙坪上更少，偶尔可见生物粪粒聚集成层。

（4）垂向序列。以向上变细的海退（进积型）正旋回序列（图3-6）最为常见。

图3-6 进积型碎屑潮坪相模式

（据莱茵森，1979；转引自《沉积构造与环境解释》编写组，1984）

（九）无障壁海岸

（1）岩性。以质地较纯的石英砂最常见，稳定组分含量高，重矿物相对较富集，圆度、分选较好，成分成熟度和结构成熟度都较高。

（2）沉积构造。临滨带槽状和板状交错层理发育，临滨下部可见水平层理及生物潜穴。前滨带发育大型冲洗交错层理，为无障壁海岸沉积最典型的标志；沿层理面见有水流线理或剥离线理；并且层面上还常发育各种浪成波痕、菱形波痕、细流痕以及其他层面构造。

（3）生物。常见数量不等的各门类海相生物及碎片，有时在滨线一带可形成薄的介壳层，它们多属不同生态环境的生物所构成的生物组合，生物介壳一般都具有破碎、磨损和圆化现象。

（4）垂向序列。多为进积型下细上粗的反旋回沉积序列（图3-7）。

图3-7 进积型砂质海岸沉积序列模式

（据《沉积构造与环境解释》编写组，1984）

（十）浅海

（1）岩性。主要为黏土岩、粉砂岩、细砂岩，砾岩较少，不稳定成分少，具有较高成分成熟度和结构成熟度。沉积颗粒的圆度及分选较好，但比海岸相稍差，填隙物多为化学胶结物。除此外还有大量化学岩及生物化学岩，如碳酸盐岩，部分铁、锰、铝、磷沉积岩等。海绿石、鲕绿泥石等铁硅酸盐矿物是浅海陆棚的特征自生矿物。“竹叶状灰岩”为碳酸盐岩浅海特有岩性。

（2）沉积构造。可发育对称或不对称波痕及交错层理，丘状交错层理是浅海环境特有的沉积构造。水体较深处水平层理发育，尤其黏土岩中薄而清晰的水平层理发育。生物扰动构造、冲刷面、虫孔、虫迹常见，但没有干裂和雨痕。

（3）生物。发育种类和数量众多的狭盐性生物，如珊瑚、海绵、苔藓虫、层孔虫、藻类、腹足类、双壳类、腕足类、棘皮类、有孔虫、头足类等。

（4）垂向序列。浅海背景沉积形成的沉积序列以发育水平层理或块状层理的泥和粉砂为主。但事件水流可以暂时使静水沉积的面貌发生改变而形成强水动力事件沉积，从而在垂向序列中出现事件沉积穿插于背景沉积之中的特点。如果事件水流强度大且发生频繁，可以形成以事件沉积为主，背景沉积夹于其间的垂向序列。常见的事件水流有风暴流、潮汐流和海流，其中以风暴流形成的事件序列（图3-8，图3-9）最为常见。

图3-8 风暴流沉积的理想沉积序列模式

（据Kreisa ＆ Bambach，1982；转引自王良忱和张金亮，1996）

图3-9 具粒序层的风暴沉积层序

（据Brenchey，1985；转引自王良忱和张金亮，1996）

（十一）半深海

（1）岩性。主要为悬浮沉积物、浊积岩和等深积岩。悬浮沉积物主要是含浮游生物化石的泥岩、硅质岩和灰岩；浊积岩主要是具鲍马序列的碎屑岩和碳酸盐岩；等深积岩主要是砂岩。

（2）沉积构造。悬浮沉积物中生物扰动构造常见，泥质沉积不显层理，可见虫迹。在无生物扰动的情况下，可出现水平纹层。浊积岩中鲍马序列发育，可见粒序层理、平行层理、交错层理和水平层理及块状层理。等深积岩中可见交错层理，生物扰动构造。

（3）生物。化石主要以腹足类为主，还可见双壳类、腕足类、放射虫、有孔虫等。浊积岩中可见浅水底栖有孔虫、钙藻化石和大型介壳化石等。

（4）垂向序列。悬浮沉积形成的沉积序列以发育水平层理的泥岩、硅质岩和灰岩为主，浊积条件下常形成进积型反旋回沉积序列（图3-10），等深流沉积情况下常形成具逆-正递变层偶的等深积岩序列。

图3-10 海底扇反旋回的沉积序列

（据Walker，1984；转引自王良忱和张金亮，1996）

（十二）深海

（1）岩性。主要为富含浮游生物的硅质岩和黏土岩，常见锰结核、浊积砂岩和灰岩，偶见底流砂岩和冰积砾岩。

（2）沉积构造。以水平层理和块状层理为主，浊积岩中可见粒序层理、平行层理、交错层理和水平层理及块状层理。冰积物中可见落石构造。

（3）生物。以浮游生物为主，常见抱球虫、翼足虫、放射虫和硅藻。底栖生物稀少，种类单调，不能形成底栖生物的显著堆积。

（4）垂向序列。常见泥岩和硅质岩的加积序列，可有浊积序列、底流序列或冰积物等穿插其中。

（十三）碳酸盐岩

碳酸盐岩的沉积环境模式比较复杂，威尔逊模式（图3-11）是最常用的一种，该模式下各环境单元的鉴别特征见表3-2。

图3-11 威尔逊碳酸盐沉积相模式

（转引自刘宝珺等，1985）

二、实习内容

根据所提供材料，分析××地区上古生界××组剖面和××地区寒武系沉积剖面的沉积环境，并在图上合理表示。

三、实习目的与要求

（1）掌握地层剖面沉积环境的分析方法。

（2）识别和总结所分析剖面的各种沉积相特征。

（3）掌握沉积相剖面柱状图的表示内容和表示方法。

四、分析方法步骤与注意事项

（1）认真阅读并熟悉提供的资料，了解该剖面的相序单元及其构成。

（2）根据实际资料与各种沉积相模式特征的对比，确定各单元的沉积环境（沉积相），分析方法一是由大到小进行分析，即：

1）先由生物标志确定环境组，是属于陆相、海相、过渡相；

2）根据岩性特征、沉积构造等特征确定沉积相类型及其沉积环境，分析中要注意各单元的剖面结构特征（沉积单元是向上变细，还是向上变粗），并与各种沉积相模式特征进行对比，同时，还要注意能够反映沉积环境的成因标志的指相意义；

表3-2 碳酸盐沉积相带特征

3）确定沉积相后再根据其沉积特征综合分析确定沉积亚相和沉积微相。

（3）将分析结果表达在沉积柱状图上。

（4）在分析和做图的过程中要注意以下几个问题：

1）所给剖面柱状图（图3-12）中有2个沉积间断面，应将该剖面分为三段，分别进行分析；

2）所给剖面柱状图（图3-13）为连续沉积，应进行整体分析；

3）在分析过程中注意瓦尔特相律的运用；

4）注意图面表达的规范和清晰。

五、实习资料和作业

（一）实习资料

（1）××地区上古生界××组地层沉积剖面柱状图（图3-12）。

（2）××地区寒武系沉积剖面柱状图（图3-13）。

（二）作业

在剖面柱状图上分析沉积相和亚相（图3-12，图3-13），编写实习报告，要求阐明剖面涉及的各沉积环境的主要特征（即确定各种相、亚相、旋回性、沉积界面、沉积演化的依据）。

实习报告三 地层剖面沉积环境分析

学号______ 姓名______ 成绩______

1在图3-12的剖面柱状图上分析沉积相和亚相

图3-12 ××地区上古生界××组地层沉积剖面柱状图

沉积学及古地理学实习指导书

2在图3-13的剖面柱状图上分析沉积相和亚相

图3-13 ××地区寒武系沉积剖面柱状图

沉积学及古地理学实习指导书

图4-85 天青石光性方位

SrSO4

斜方晶系

Ng=1630～1631

Nm=1623～1624

Np=1621～1622

Ng-Np=0009

(+)2V=51° r＜v中等

a‖Ng，b‖Nm，c‖Np，光轴面‖(010)

化学组成 成分中 Sr 常被少量 Ba2+和 Ca2+替代，并含有微量的Si和Mg，天青石可与重晶石构成类质同象系列。

结晶特点 晶体常沿(001)发育成板状，有时沿a轴或 b轴延伸呈柱状。通常为粒状、花朵状、纤维状集合体(照片 301，302)，偶尔呈结核状。解理{001}完全，{210}中等，{010}不完全。

光性特征 白色、无色、淡蓝，有时也呈淡黄、淡红和褐色，薄片中无色透明，正中突起。干涉色一级黄白(照片301，302)。平行消光，正延性。二轴晶正光性，光轴角中等。

变化 天青石最常见的蚀变矿物为菱锶矿，天青石也可被方解石、毒重石、石英、玉髓等矿物交代而形成假象。

鉴别特征 天青石与重晶石区别在于重晶石的折射率和双折射率稍高，干涉色可达一级橙黄，光轴角小。但两者可形成固溶体，双折射率和光轴角通过中间类型而渐变，有时还需要用火焰试验才可区分它们。硬石膏的干涉色可高达三级、突起较低、有极完全的三组相互正交解理等特征与天青石较易区别。

产状及其他 天青石主要产于灰岩、白云岩中，与石膏、硬石膏、重晶石、萤石、菱锶矿、方解石和白云石等矿物共生。在蒸发岩矿床中，天青石产于硬石膏带中。天青石也作为热液矿物充填于岩石孔隙和气孔中。天青石用于制备碳酸锶和硝酸锶，玻璃、电子和烟火等工业中。

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解析:

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重晶石 Barite

BaSO 4 斜方晶系

光性特征：手标本为白、灰、黄、淡绿、淡蓝、淡红褐等色。薄片中无色透明，有时见弱多色性。正中突起，干涉色一级黄或橙色。平行消光，正延性。折射率随 Pb 含量增加而增大，随 Sr 含量的增加而略为降低。

鉴别特征：重晶石的相对密度 (D ＝ 4 ． 3 — 4 ． 5) 为其突出特点，据此可同其它相似矿物区别。在薄片中，重晶石与天青石极相似，但重晶石的光轴角较小，干涉色略高。重晶石与硬石膏的区别在于重晶石折射率大，而双折射率比硬石膏低得多（干涉色低）。

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在碎屑岩储层孔隙成因研究中，大多强调相控和地表淡水淋滤作用。近年来，随着油气勘探和研究的深入，进一步认识到孔隙可形成于埋藏成岩过程中（覃建雄，1994;Mazzullo et al,1992）。无论是先期孔隙再改造产生的溶蚀扩大孔隙，还是经后期溶解形成的新增孔隙，数量都很可观。国外诸多学者（Surdam et al,1984;Mazzullo et al,1991;Kupecz et al,1987;Crossey et al,1987;Machel,1989;Surdam,1994）对次生孔隙作了较详细讨论，并强调有机质热成熟过程中产生的有机酸在深埋溶解作用中的重要性。本书运用沉积学和稳定同位素、流体包裹体等技术和方法，详细阐述西昌盆地上三叠统白果湾组砂岩储层的成岩组构和次生孔隙的类型、产状、分布、结构特征及共生关系，进而对次生孔隙的成因机理进行全面探讨，并提出砂岩储层发育过程中溶解营力多源性、溶解机理多样性和溶解作用多期性叠加改造等3种模式。

641　地质概况

西昌盆地位于扬子地台西缘。上三叠统白果湾组（仅保存上亚组）埋深3000～16000m，厚200～10000m，为陆相含煤碎屑岩沉积，成层较稳定，分布较广泛。与上覆下侏罗统益门组呈平行不整合接触，与下伏中三叠统雷口坡组在盆地东部呈平行不整合，而在盆地中、西部由东至西逐渐超覆在上二叠统峨眉山玄武岩、上震旦统灯影组及寒武系之上。地层自北向南厚度减薄，自西向东逐渐简单化。

盆地西部储层由冲积扇裙、河流及河湖相沉积（图69）构成（张长俊等，1994），厚度变化大，岩性复杂，结构较粗，成分成熟度和结构成熟度较低。通常由河湖三角洲前缘亚相粗粒岩屑长石砂岩、长石岩屑砂岩、（长石）岩屑石英砂岩及长石砂岩和滨浅湖（滩）相细、中粒岩屑石英砂岩、长石石英砂岩构成区内主要的储集岩类型。

图69　西昌盆地晚三叠世白果湾期沉积相图

1—剖面位置；2—地层界线；3—等厚线（m）；4—海侵方向；5—半深湖相；6—冲积扇；7—深湖相；8—泥岩；9—粉砂质泥岩

区内砂岩储层经历多期构造运动和成岩事件的叠加改造。晚三叠世为储层沉积成岩时期，主要表现为压实压溶、胶结充填和自生矿物的形成等作用，孔隙度急剧降低。三叠纪末，印支运动第Ⅰ幕导致NW向构造裂隙的发育，因构造应力的影响，地下同源流体活跃，造成早期埋藏溶解作用和埋藏胶结充填作用，孔渗性有所改善。白垩纪中期，由于燕山运动的影响，造成NE向构造裂隙及相关圈闭条件的发育，烃源岩有机质大量成熟，产生大量有机酸、CO2和H2S，造成中期埋藏溶解作用等，孔隙度明显提高。古近纪末，喜马拉雅运动除造成NNE向构造裂隙和相关圈闭条件发育外，也大大促进了石油的大量生成、运移和聚集，石油与储层中的矿物氧化剂之间发生氧化还原反应，产生大量有机酸，导致晚期埋藏溶解作用和埋藏胶结充填作用，孔隙度剧增。上述诸构造、成岩事件为区内储层次生孔隙的发育和保存提供了有利条件。

642　次生孔隙组构特征及分布

根据成岩组构和孔隙结构特征，储层埋藏次生孔隙可划分为组构型孔隙和非组构型孔隙两大类，每个大类可包括若干个孔隙类型。次生孔隙类型很大程度上取决于岩石的结构－成因类型。在亮晶胶结砂岩中，常常发育组构型为主的次生孔隙。例如盆地北部越西裤裆沟剖面和中部昭觉瓦井剖面（图69），河湖三角洲前缘亚相和湖滩亚相亮晶砂岩中，广泛发育粒间溶蚀扩大孔隙、粒内溶孔、颗粒（胶结物）铸模孔等。此外，亮晶胶结砂岩中亦可见组构型和非组构型孔隙同时发育。在泥微晶砂岩中，主要发育非组构型孔隙。例如在南部普格西罗剖面，次深湖、浅湖亚相泥晶砂岩中，沿构造缝隙、节理、层理面及水力破碎裂隙发育有各种溶蚀孔、洞和缝，此外，含较多杂基淋滤孔隙。

区内次生孔隙平面上的分布受古地形、沉积相及构造发育状况控制。同一层位在不同地区其孔渗性存在明显差异。据统计，盆地中部地区（昭觉瓦井剖面）的平均孔隙度（918%）和渗透率（68×10-6μm2）高于南部地区（普格西罗剖面，466%,366×10-6μm2）和北部地区（越西裤裆沟剖面，387%,49×10-6μm2）。从次生孔隙结构及成因类型上看，北、中部（剖面）除发育溶蚀扩大粒间孔洞外，还发育溶蚀（扩大）缝隙。此外，同一层位不同地区次生孔隙的充填程度和充填矿物类型亦不同。北、中部次生孔隙大多未充填至半充填，充填矿物以残余沥青、黄铁矿、绿泥石和铁白云石为主。南部次生孔隙大多全被充填，少数半充填，充填矿物以自生粘土矿物、石英、萤石和铁白云石为主。

次生孔隙纵向上的分布具有一定的分带性。在5000～10000m深度范围内，有5000～5500m、5570～5600m、5660～5690m、5700～5780m和5800～5856m等段为次生孔隙发育带。5900m以下孔隙度＜3%。

643　次生孔隙成因体系

根据孔隙结构、共生关系以及相应的成岩体系和沉积地球化学特征，区内储层次生孔隙可分为3种成因体系。

Ⅰ型多见于南部，呈分散状，不受沉积相和层位的影响，有效孔隙度低，储集意义较小。以“后期热液改造型孔隙”为主，孔隙多呈伸长状、舌状。孔径最大2～5mm，最小＜01mm，一般05～1mm。主要沿各种成岩缝隙、构造裂隙和水力破碎带分布。孔隙大多被全充填，少数半充填，充填矿物类型多样，主要有铁白云石、铁方解石、萤石、石英、重晶石、天青石等矿物包裹体，以气体包裹体为主（图610），未见烃类有机包裹体。从成岩矿物共生关系看，Ⅰ型次生孔隙及其充填矿物常被Ⅱ、Ⅲ型次生孔隙及其充填矿物所切穿或破坏（图610）。

图610　3种次生孔隙体系共生组合关系示意图

（据显微照片素描）

Ⅱ型先期孔隙再改造形成的溶蚀扩大孔隙和后期溶解产生的新增孔隙同时发育（覃建雄，1993）。主要分布于盆地的中、北和东部。最大特点是，其分布受上覆、下伏及周围泥质烃源岩展布的严格控制，远离泥质烃源岩体的砂岩中的溶蚀孔隙含量明显减少。孔隙多呈港湾状、锯齿状及不规则状。孔径一般2～5mm，通常大于颗粒及胶结物组分。孔隙被少量充填，至多半充填，充填矿物主要为残余黑色沥青质、铁方解石和铁白云石，其中包裹体主要是含烃盐水包裹体和液态烃包裹体，包裹体中含有NaCl、沥青等子矿物（图610）。

Ⅲ型局限分布于与红色砂岩互层的灰色砂岩层中。红色砂岩分布稳定，结构致密坚硬，富含Fe2O3（2%～4%），Fe2O3普遍以骨架颗粒表面的红色薄膜或晶簇状包壳产出，孔隙度低（＜3%）。灰色砂岩呈似层状、带状、斑块状或不规则状，有时切穿地层，结构疏松易碎，富含黄铁矿和绿泥石，普遍含烃类，孔洞缝壁充填黑色残余沥青质（图610），孔隙充填矿物富含气液态烃包裹体、液态烃包裹体和气态烃包裹体，孔隙度高（可高达12%以上）。灰色砂岩分布受下列因素控制：①河湖三角洲相、滨浅湖及浅湖或湖滩相；②构造裂缝；③先期孔洞体系及成岩裂缝；④早期暴露面和不整合面；⑤水力破碎裂隙；⑥层理及节理面；⑦岩石中长石和岩屑的成分、结构及含量；⑧粒间胶结物（浊沸石、碳酸盐、硫酸盐等）和杂基含量及结构。这种情况与加利福尼亚Sespe组、科罗拉多Lyons砂岩、亚拉巴马Norphlet组和北海Rotliegende砂岩储层情况相似（Surdam,1994）。这种类型的次生孔隙成因与油气在红色砂岩层中运移时烃类与矿物氧化剂（如Fe2O3）之间的氧化还原反应有关（Surdam,1994）。

644　次生孔隙沉积地球化学特征

对上述3类次生孔隙充填的铁方解石共24个样品进行了氧、碳同位素和流体包裹体研究，结果见表611和图611，图612。

表611　各成因类型次生孔隙沉积地球化学特征表

注：每类样品数为8个。

图611　各成因类型次生孔隙充填铁方解石δ13C－δ18O关系图

图612　各成因类型次生孔隙充填铁方解石包裹体均一温度－盐度关系图

从表611及图611和图612可以得出如下几点认识：①Ⅰ、Ⅱ型次生孔隙充填铁方解石的δ13C值偏低，显然富集12C，具有机成因特征。这与其富含大量烃类有机包裹体现象相吻合。其中Ⅱ型较之Ⅰ型δ13C值略低，说明其12C相对较富集，其形成曾遭受到大规模烃类活动的影响。②与Ⅱ、Ⅲ型相比，Ⅰ型次生孔隙充填铁方解石的δ13C值偏高，且弥散度大（－2071‰～－0072‰，PDB），表明主要为无机成因的13C，缺乏有机成因的12C。说明Ⅰ型次生孔隙的形成及充填作用可能与有机质演化或油气活动无关。这与其富含气液包裹体和气体包裹体而缺乏烃类有机包裹体的事实相符。此外，宽的δ13C值变化范围则证实13C具多成因、多来源和多过程叠加特点，即与多种成岩流体混合而成的地下同源流体有关。这与其具多种阴极发光类型、强度和结构特征相一致（张长俊等，1994）。③3种类型次生孔隙充填铁方解石的δ18O值均偏低，说明它们都是在具有一定埋深和一定温度的成岩条件下溶解作用的产物。据δ18O-T关系换算，其形成温度分别大于100℃、130℃和150℃，按本区正常地温梯度（345℃/100m）计算，其相应深度分别大于28986m、37682m和43478m。由形成温度低→高和埋深浅→深排序，这3种类型的序次应为：Ⅰ型→Ⅱ型→Ⅲ型。④Ⅰ型次生孔隙δ18O值变化范围大（－18327‰～8245‰，PDB），指示其成岩温度及深度范围大。δ18O值变化范围相对较窄的Ⅱ、Ⅲ型，其成岩流体（溶解营力）来源较单一，演化的地质时间相对较短。⑤Ⅰ型次生孔隙充填铁方解石不含任何烃类有机包裹体，表明其形成和充填作用早于区内烃源岩有机质热成熟作用。Ⅱ型除富含液态烃包裹体外，还含较多气液态烃包裹体，其形成与烃源岩有机质热成熟作用同步。此外，该期包裹体均一温度（134～158℃）对应的Ro值为11%～16%，与区内烃源岩实测镜煤反射率值（10%～15%）相近。Ⅲ型发育气态烃和液态烃包裹体，其形成和充填作用与区内油气的大量生成、运移及聚集过程同步，并具成因联系。⑥Ⅰ型—Ⅱ型—Ⅲ型，其均一温度和含盐度逐渐增高，反映其形成是在正常地温梯度条件下，埋深（温度）不断加大的产物，与δ18O和δ13C分析结果一致。⑦据包裹体均一温度和区域地温梯度计算，Ⅰ型次生孔隙形成时的平均温度≤113℃，相应埋深平均为≤32754m。Ⅱ型的平均温度（石油开始生成和初次运移时的门限温度）≤148℃，相应埋深（门限深度）平均≤42899m。Ⅲ型的平均温度（油气大量运移和聚集时）≤166℃，相应埋深≤48116m，与δ18O和δ13C分析结果相近。

此外，还分别对Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ型次生孔隙充填铁方解石各两个样品进行了流体包裹体成分对比分析。结果是，Ⅱ、Ⅲ型相对富含CH2、H2S和CO2分别为35mol%、124mol%和14mol%,CH3COOH+H2CO3含量高达1000×10-6～1500×10-6， 含量高达100×10-6～250×10-6。这进一步揭示，Ⅱ、Ⅲ型次生孔隙的形成与有机质成岩作用过程中生物化学分解形成的CO2、有机质热脱羧产生的CO2和CH4，以及硫酸盐细菌还原作用形成的H2S和CO2有关。

645　次生孔隙成因探讨

6451　地下同源流体的溶解作用

Choquette等和Mazzullo等指出，地下同源流体是碎屑岩储层埋藏溶解作用的内在因素。储层孔隙组构特征、油田水及地球化学研究结果表明，区内地下同源流体来源于下列诸过程：①大气淡水渗滤补充。②粘土矿物成岩转化。③无机非晶质凝胶蚀变。④逆风化反应：Si＋粘土＋阳离子→铝硅酸盐＋H2O+H+。⑤压实作用和沉积物脱水。

三叠纪末，由于印支运动第Ⅱ幕的影响，构造裂隙发育，应力加强，地热异常，上述诸过程产生的流体发生运移循环汇聚，当具有足够CO2的补给时，可造成具溶蚀骨架颗粒及胶结物的“侵蚀性混合流体”，从而造成岩石骨架颗粒（长石等）和填隙物（浊沸石、方解石等）发生溶解，并产生Ⅰ型次生孔隙体系。

6452　有机质成岩过程中产生的流体的溶解作用

在沉积盆地埋藏演化过程中，通常伴随有机质、烃类降解和热化学硫酸盐还原作用，并产生大量有机酸、CO2和H2S。白垩纪中期，区内烃源岩有机质大量成熟，产生大量有机酸、CO2和H2S。这种具化学侵蚀性的酸性流体，对储层中的方解石、白云石等颗粒和填隙物发生溶解，形成Ⅱ类次生孔隙体系。

6453　烃类－矿物氯化剂之间氧化还原反应产生的流体的溶解作用

由于古近纪末喜马拉雅运动的影响，石油大量生成并进入富含矿物氧化剂（Fe2O3）、硫酸盐的红色砂岩层中，发生氧化还原反应（即“漂白作用”），产生有机酸，下仅举一例（方程式）：C9H2O（石油）＋05Fe2O3（赤铁矿）＋2S0（石油中的硫）＋425CO2+325H2O→625CH3COOH（乙酸）＋FeS2（黄铁矿）。

这些有机酸在砂岩储层中的运移和溶蚀的途径主要有：①平行不整合面和早期暴露面。②构造裂隙。③先期孔洞体系及成岩裂隙。④水力破碎裂隙。⑤同期超压裂隙。⑥层理及节理面。这是Ⅲ型次生孔隙体系形成的主因。

646　结论

1）区内砂岩储层次生孔隙，按结构可划分为两个大类及若干个孔隙类型，以先期孔洞缝经后期改造叠加所形成的溶蚀扩大孔隙体系为主，按成因可划分为与地下同源流体溶解作用有关的Ⅰ型次生孔隙体系、与有机成岩过程中产生的有机酸、CO2和H2S溶解作用相关的Ⅱ型次生孔隙体系和与油气－矿物氧化剂还原反应期间形成的有机酸溶解作用有关的Ⅲ型次生孔隙体系。它们是储层演化过程中诸多因素联合作用的产物。

2）不同成因类型的次生孔隙，其孔隙结构、产状、分布及共生组合关系、孔隙充填序次、充填矿物类型和相应的沉积地球化学特征各异，因而可综合分析识别和划分次生孔隙体系。

3）孔隙充填矿物的地球化学特征是识别埋藏次生孔隙的重要参数。埋藏次生孔隙普遍具有极低的δ18O值（通常－25‰～－10‰，PDB）和较高的包裹体均一温度（通常100～250℃）。无机成因（同源流体溶解作用）的次生孔隙以极高的δ13C（通常＞-20‰，PDB）、很少或不含烃类有机包裹体等为鉴别标志。有机成因的次生孔隙，其充填矿物及包裹体（CO2）的δ13C值极低（通常－10‰～－20‰，PDB），包裹体成分富含有机酸（CH3COOH）（通常1000×10-6～1500×10-6）和烃类，包裹体类型以液态烃、气液态烃、气态烃为主，有机包裹体测温与油气大量运移时期相近。

4）烃源岩、间断面、有利储集岩相带及构造发育带的时空展布控制着砂岩储层次生孔隙的发育和分布。总体而言，盆地中、北部的远景比西、南部好，与红色砂岩互层的灰白色砂岩是重要的勘探目标。