4.阿克库勒凸起奥陶系碳酸盐岩成岩作用类型与成岩作用序列

4.1主要成岩作用类型与形成环境

依据区内有关钻井奥陶系岩芯及岩石薄片观察，并结合有关样品的阴极发光、碳氧稳定同位素、锶同位素、包裹体类型及均一法温度测定、稀土元素分析，本次研究较为全面系统地认识了区内奥陶系碳酸盐岩的成岩作用类型和形成环境。阿克库勒凸起奥陶系碳酸盐岩经历了漫长的地质发展历史，成岩作用现象复杂多样，主要有胶结作用、重结晶作用、硅化作用、压溶作用与多期多类缝合线的形成、白云石化作用、溶蚀作用及岩溶作用、破裂作用与多期多类裂缝的形成和充填以及油气的充注等；此外，还可见到海百合碎片的共轴生长与生物壳的泥晶化现象，下面分别叙述之。

1）胶结作用

胶结作用是奥陶系碳酸盐岩中最为普遍的成岩作用现象之一，在各井奥陶系剖面上均可识别出来，它主要发育于颗粒灰岩中，另外，也发生在藻粘结灰岩中，它具体表现为如下6种形式：

word/media/image1.gif粒间微亮晶方解石胶结

此为奥陶系颗粒灰岩颗粒间的主要胶结形式，几乎各井奥陶系均能见到此胶结形式，并显鹰山组及一间房组下部更为发育的特征；具体可为整个颗粒灰岩层粒间为微亮晶方解石胶结，或为颗粒灰岩内部部分粒间为微亮晶方解石胶结，部分粒间为粒状亮晶方解石胶结，甚或部分粒间为微晶方解石胶结；分析它可能为粒间的微晶灰泥重结晶而来，并由此揭示此类颗粒灰岩的沉积环境能量并不太高。

word/media/image2.gif粒间粒状亮晶方解石胶结

本次研究中在绝大多数钻井奥陶系岩芯薄片中见到颗粒间为此类胶结形式，并显示出一间房组上部更为发育的特征；具体可为整个颗粒灰岩粒间为粒状亮晶方解石完全胶结，或为颗粒灰岩内部部分粒间为粒状亮晶方解石胶结，部分粒间为微亮晶或微晶方解石胶结；粒间粒状亮晶方解石应是颗粒沉积后由粒间孔隙水作用化学沉淀形成，粒间粒状亮晶方解石完全胶结的颗粒灰岩所反映的沉积环境能量高或较高；而部分粒间为粒状亮晶方解石胶结、部分粒间为微亮晶或微晶方解石胶结的颗粒灰岩，所反映的沉积环境能量亦不太高。

word/media/image3.gif粒间微晶方解石胶结

此类胶结形式是能量相对较低环境下，与颗粒同时沉积的灰泥的残余，于现今奥陶系颗粒灰岩中并不多见，S62、S65、S70、S72、S76、T204、T606、T615、 T706、T708等28口井奥陶系岩芯薄片中见到。

word/media/image4.gif粒间具世代结构的方解石胶结

S91、S102、S107、S108、T708、T709、T710、T903等井奥陶系颗粒灰岩中见此类胶结形式，尤以S108、T708井出现频率为高，它主要表现为整个颗粒灰岩中围绕颗粒或粒间孔壁的一世代为针柱状方解石，粒间孔隙中央为二世代粒状亮晶方解石；部分颗粒灰岩中表现为一世代为围绕颗粒或粒间孔壁的细小粒状亮晶方解石，二世代为粒间孔隙中央晶体较粗的粒状亮晶方解石。

word/media/image5.gif粒间粒状亮晶方解石部分胶结

S91、S104、S107、T208、T706、T710、T901等井奥陶系颗粒灰岩中少见此类胶结形式，纵向上，可出现于一间房组上部、良里塔格组及桑塔木组的颗粒灰岩中，表现为整个颗粒灰岩粒间均为粒状亮晶方解石胶结，但部分区域，粒间经粒状亮晶方解石胶结后还有剩余空间保存下来，即残余（剩余）粒间孔，甚或后来的溶蚀沿剩余粒间孔发育，从而形成粒间溶孔或粒间孔洞。

word/media/image6.gif藻窗状孔内粒状亮晶方解石胶结（充填）

此类胶结形式与藻粘结颗粒灰岩及藻粘结微晶灰岩的藻窗状孔联系，纵向上，主要出现于一间房组上部、良里塔格组、以及桑塔木组部分层位；多表现为整个藻窗状孔为粒状亮晶方解石充填；个别层位，这种藻窗状孔的方解石充填亦显世代现象，一世代为围绕造窗状孔壁的针柱状方解石等厚环边，二世代为充填孔隙中央的粒状亮晶方解石。

粒间微晶方解石及微亮晶方解石都是与颗粒同时沉积的，不同的是后者形成后，受到了重结晶作用的改造；具世代结构的粒间粒状亮晶方解石是公认的海底海水胶结作用的产物，普遍发育的粒间粒状亮晶方解石胶结物与前述的二世代的粒状亮晶方解石特征相似，揭示两者成因的相似性。

碳酸盐矿物的阴极发光特征可以是流体性质和流体地质作用环境的指示剂，

阿克库勒凸起奥陶系碳酸盐岩中粒间孔、窗状孔内粒状亮晶方解石胶结物在阴极射线下发光颜色总体较暗，可由不发光→发暗桔红色光→桔红色光，与碳酸盐岩原岩微晶方解石的阴极发光特征较为相似，则揭示了参与上述胶结作用的流体应为与奥陶纪正常海水或与奥陶纪正常海水性质相似的孔隙水；粒间微亮晶方解石胶结物的阴极发光特征与碳酸盐岩原岩微晶方解石相似，则揭示了参与其重结晶作用的流体来源于奥陶系碳酸盐岩地层内部。

2）重结晶作用

重结晶作用是区内奥陶系碳酸盐岩内最普遍的成岩现象之一，按照产状可分为重结晶方解石斑块、颗粒内部单晶或多晶结构的方解石，重结晶的粉晶灰岩等三种，这三者的发育分布特征和形成环境也不相同。

（1）重结晶方解石斑块

其主要在中下奥陶统灰岩内部，上奥陶统碳酸盐岩中亦可见到，岩芯上表现为密集或稀疏发育的白色中－粗晶方解石斑块，大小在2――3cm,形态不规则，易被误认为溶蚀孔洞或早期溶蚀孔洞充填的方解石；薄片观察揭示，此类斑块的中央部分方解石晶体干净或较干净，而斑块边缘的方解石晶体较脏，内含微晶方解石残余，表明它可能是方解石重结晶作用的产物，王恕一、陈强路等（2002）认为这种重结晶作用可能发生于大气水条件下，并称之为“大气水条件下的湿转变”；本次研究认为，这种重结晶作用的发生与处于浅埋藏状态下的碳酸盐沉积物失水收缩缝洞的形成及其引起的沉积物孔隙水的流动有关，重结晶发生的介质应是与海水相似的孔隙水，具体依据如下：

word/media/image1.gif此类重结晶方解石斑块可在中下奥陶统碳酸盐岩剖面上广泛分布，上奥陶统碳酸盐岩层中亦有发育，纵向分布与所谓的不整合面、暴露面关系不密切；岩石薄片观察揭示，此类重结晶方解石斑块与碳酸盐岩岩石结构或类型的关系亦不密切，颗粒灰岩、微晶灰岩、藻粘结灰岩、生物丘灰岩内均可发育。

word/media/image2.gif阴极射线下，此类重结晶方解石斑块发光颜色总体较暗，可由不发光→发暗桔红色光→桔红色光；与碳酸盐岩原岩微晶方解石的阴极发光特征较为相似，可能揭示了参与重结晶作用的流体应为与奥陶纪正常海水或与奥陶纪正常海水性质相似的孔隙水，来源于奥陶系碳酸盐岩地层内部。

word/media/image3.gif有关34口井39件重结晶方解石斑块样品的碳氧稳定同位素分析结果，可见此类重结晶方解石斑块的δ13C、δ18O值相对较高，并与奥陶系微晶灰岩背景值及生物体腔孔内方解石的分析值相似，δ13C值主要在-1.35～1.66‰PDB范围，个别样品可低至－2.687‰PDB,个别样品可高到6.389‰PDB；δ18O值主要在－6.13～－8.000‰PDB范围，个别样品可低至－8.727‰PDB，个别样品可高到－4.43‰PDB；而在δ18O值-δ13C值分布图（图4.1）上，此类重结晶方解

石斑块与奥陶系微晶灰岩、生物体腔孔内海水沉淀方解石的投点几乎落入同一个区域；等等可以认为它揭示了这种方解石的重结晶作用发生于极其浅的埋藏条件下，成岩流体为与正常海水性质相似的孔隙水，极可能来自奥陶系碳酸盐岩地层本身。

word/media/image4.gif表4－1是区内有关钻井奥陶系碳酸盐岩内此类重结晶方解石斑块的锶同位素分析结果，可见重结晶方解石斑块的锶同位素值分布于两个区间，其一分布在0.707386～0.708675，其二是分布在0.709148～0.710942；前者与奥陶系微晶灰岩背景值及生物体腔孔内由海水沉淀的方解石的锶同位素值分布区间

图4.1 区内奥陶系重结晶方解石斑块的碳氧稳定同位素组成

（0.707352～0.708196）非常接近，则揭示了重结晶方解石斑块形成过程中成岩溶液中的Sr同位素主要受早中奥陶世本地层的碳酸盐岩控制，成岩流体来源于

表4-1 区内奥陶系重结晶方解石斑块的锶同位素分析结果

奥陶纪碳酸盐岩地层内部；后者明显较奥陶系微晶灰岩背景值及生物体腔孔内由海水沉淀的方解石的锶同位素值高，可能反映了重结晶方解石斑块形成之后，还受到外来流体的交换改造。

word/media/image5.gif有关7口井7件重结晶方解石斑块样品的包裹体测试结果，可见此类方解石晶体中包裹体丰富或较少；包裹体类型多样，有沥青包体、两相和单相气态烃包体、两相和单相水溶液包体；水溶液包体的均一法温度较低，多在60～90℃，个别可高达103℃（图4.2）；烃类包体的均一法温度相对较高，多数在100～134℃，个别可低至70℃（图4.3）。

图4.2 区内重结晶方解石中水溶液包裹体 图4.3 区内重结晶方解石中烃类包裹体

均一法温度分布特征 均一法温度分布特征

根据包裹体资料来解释矿物的形成环境是一个较为复杂的事情，此类重结晶方解石晶体中单相水溶液包裹体的存在，表明它们应形成于近地表或极浅埋藏低温条件下；而较高的水溶液及烃类包体均一法温度，则揭示出矿物形成之后，还受到流体的改造；沥青包体的形成与早期进入方解石中的油包体在加里东或海西期的水洗氧化有关，此类方解石中沥青包体及两相烃、单相气态烃包体的发育和较高的均一法温度则是多期次油气充注和改造的反映。

综上所述，可见此类方解石斑块是奥陶系碳酸盐岩中较为普遍的成岩现象，它是近地表或极浅埋藏状态下，由沉积物失水收缩提供空间，压实作用导致奥陶系碳酸盐岩地层内部流体流动所产生的成岩现象，失水收缩缝洞空间内方解石晶体沉淀的同时，失水收缩缝洞壁碳酸盐岩围岩受到重结晶改造。因此，该现象不能作为溶蚀或大气水作用的标志。

（2）颗粒内部单晶或多晶结构的方解石

依据岩芯薄片及铸体薄片观察，此类现象见于S72、S77、S79、S86、S87、S90、S91、S96、S100、S102、S108、S109、T204、TK209、T443、T453、T624、T615、T703、T704、T705、T706、T707、T708、T709、T727、T901、T904等井剖面，发育分布规律性很强，具体表现为：

word/media/image1.gif此类现象的发育具有较强的岩性选择性，主要在能量较强的颗粒灰岩中发育，可以是亮晶砾砂屑灰岩、亮晶鲕粒灰岩、亮晶海百合碎屑灰岩，也可以是微晶砂屑灰岩、微亮晶砂屑生屑灰岩；其次是在藻粘结颗粒灰岩中发育；此外，还可在生物丘灰岩中发育，表现为个别或部分砂砾屑、鲕粒内部由微晶方解石转变成干净的多晶结构方解石和单晶结构方解石，还表现为生物壳结构发生变化，转变为干净的粒状多晶方解石结构。

word/media/image2.gif纵向上，此类现象的发育分布具有较强的层位选择性，主要分布于中奥陶统一间房组中上部，几乎是每个含一间房组上部岩芯的井剖面都能见到这一现象；其次是上奥陶统良里塔格组的颗粒灰岩层和桑塔木组的颗粒灰岩夹层，S108、T708、T901等井良里塔格组岩芯上识别出来，S91、S96、S102、T705、T727、T901等井桑塔木组颗粒灰岩夹层识别出来；中下奥陶统鹰山组及蓬莱坝组颗粒灰岩及藻粘结灰岩内基本不见此类现象。

word/media/image3.gif空间上，颗粒内部单晶或多晶结构的方解石的出现与上述层粒内溶孔及（或）粒间溶孔的出现是基本一致的。

综上所述，可以认为颗粒内部单晶或多晶结构的方解石是与上述层位发育的粒内溶孔及粒间溶孔同时间、同环境中形成的，是中奥陶统一间房组上部、良里塔格组、桑塔木组颗粒灰岩沉积期间，受层序不整合面或准层序面控制的大气水作用的结果。

（3）重结晶粉晶灰岩及中晶灰岩

粉晶灰岩及中晶灰岩是更加广泛和更加强烈的重结晶作用产物，其在奥陶系碳酸盐岩剖面并不多见，目前仅在S60、S65、T404、T702b、T904等井剖面上识别出来，具体见表4-2。此类岩石晶粒结构清楚，可由微－粉晶方解石或中晶方解石构成，原始结构模糊难辩，或局部保留有藻粘结灰岩残余或砂屑残余或生屑残余，岩石中溶蚀缝孔洞较发育，并可有碳酸盐泥机械填积和柱状－粒状－巨晶方解石化学沉淀。它在分布与强烈岩溶形成的洞穴层紧密相连；由此，它应是岩溶期大气水强烈改造作用的产物。

表4-2 区内重结晶粉晶灰岩及中晶灰岩发育分布

3）硅化作用

阿克库勒凸起区奥陶系碳酸盐岩中，硅化作用以生物碎屑硅化斑点、硅化结核、硅质壳、岩溶缝洞中石英生长等四种形式存在，下面分述之。

（1）生物碎屑硅化斑点

硅化斑点在岩芯上难以识别，但在薄片显微镜下可清楚地识别出来，依据阿克库勒凸起区现有奥陶系碳酸盐岩岩芯薄片观察，此现象仅在下奥陶统蓬莱坝组、中下奥陶统鹰山组、中奥陶统一间房组碳酸盐岩中有发育，上奥陶统的碳酸盐岩中不见此类成岩现象，它在剖面上显零星断续分布特征；发育的碳酸盐岩岩性没有选择性，可以是颗粒灰岩、微晶灰岩、藻粘结灰岩及生物丘灰岩等；但在岩石内部被SiO2交待的组份具有很强的选择性，主要表现为选择部分海百合碎片发生硅化，少见选择腕足碎片发生硅化，偶见选择海绵、三叶虫、苔藓虫以及砂屑发生硅化，硅化多呈微晶石英或细小石英晶体形式进行。

（2）硅化结核

硅化结核亦仅在中下奥陶统碳酸盐岩剖面中发育，上奥陶统碳酸盐岩中不见此成岩现象；岩芯上可见结核大小悬殊、形态不规则，结核内部有海绵生物碎片被硅化和灰岩残余，由此指明它系灰岩经硅化而来；而据S88、S94、S102、S104、S107、S108、S109、T501、T502、T703、T706、T708、T710、TK721、T902、T903等井有关硅化结核岩石薄片显微镜下观察，可见岩石经硅化后，原岩结构特征可清楚完整保存，被硅化原岩可以是颗粒灰岩、颗粒微晶灰岩、微晶灰岩、藻粘结灰岩等，没有选择性，碳酸盐颗粒以及微晶方解石基质部分的硅化以微晶石英形式，粒间亮晶方解石以及藻窗状孔亮晶方解石部分的硅化以晶粒稍大的粒状石英形式，显示出硅化具有“模仿”交代特征；局部可见“微溶蚀速度快－微沉淀速度慢”形成的孔洞，孔洞内SiO2沉淀生长显示出由孔壁→中央，晶体由小→大的特征，并可有剩余空间保存下来或为巨晶方解石充填；此外，还可见灰岩残余、重结晶方解石残余以及粉－细晶自形白云石分散与硅化结核中。

（3）硅质壳

硅质壳层见于S113井5783.6～5786米、T624井5610.7～5611.2米、T901井5702.7～5705.0米段岩芯上，厚度达0.5～2.4米；纵向上，特定于中奥陶统一间房组顶部或近顶部；据T901、T624井硅质壳岩石薄片显微镜下观察，可见岩石经硅化后，原岩结构已不清楚，岩石显晶粒结构，主要由微晶石英构成，另含部分结晶石英，或局部层段主要由结晶石英构成，另含微晶石英；结晶石英往往呈长柱状，具负延性；局部可有灰岩或巨晶方解石残余；普遍见溶蚀孔洞，孔洞壁为自形石英生长，向中央为连晶方解石、碳酸盐泥充填或部分充填。

综上所述，可以得出如下认识：

word/media/image1.gif奥陶系碳酸盐岩中硅化作用的发生严格地限定于中下奥陶统内，反映了沉积盆地演化的拉张期，海水中SiO2浓度较高，对硅化作用的发生和发育分布起着控制作用。

word/media/image2.gif生物碎屑硅化斑点、硅化结核的发育对于碳酸盐岩结构没有选择性，硅化作用具有“模仿”交代特征，表明硅化作用进行很早，可能是在沉积物刚刚沉积之后，处于极浅的埋藏过程中，由沉积物中分散的SiO2聚集、交代而成的。

word/media/image3.gif硅质壳不显“模仿”交代特征；岩石中结晶石英往往呈长柱状，具负延性；以及它特定于中奥陶统一间房组顶部；等等可能揭示了硅质壳形成于大气淡水环境，是加里东中期不整合面发育过程中中奥陶统碳酸盐岩剥蚀风化残余物的赋存和交代的产物。

4）压溶作用与缝合线的形成

压溶作用是碳酸盐岩地层中最为普遍的成岩作用之一，以各型各类缝合线的形成为标志；依据现有奥陶系碳酸盐岩岩芯及其岩石薄片观察，可见区内奥陶系碳酸盐岩中发育三类缝合线，它们在不同层位和不同区域具有差异性。

（1）平行于层面缝合线

平行于层面缝合线以缝合线平行于碳酸盐岩沉积岩层面发育为特征，是奥陶系碳酸盐岩中最为普遍的一类缝合线，可在整个奥陶系碳酸盐岩剖面上有发育，并以缝合线的起伏可大可小、往往有粉－细晶白云石斑块或条斑与之伴生为共同特征。但不同层位，平行层面缝合线发育程度和缝合线内赋存物质有别。

中下奥陶统纯碳酸盐岩剖面上此类缝合线发育密度大，可存在一些缝合线密集发育层；缝合线内主要为沥青赋存，与之相联系的烃类侵染可使岩石显花斑状（灰色与灰褐色或灰黑色斑块发育）构造，个别井剖面（S90、S99、S104、T502）上，此类缝合线内缺乏沥青赋存，仅有少量泥质残存而不易在岩芯上明显识别，这反映了中下奥陶统碳酸盐岩的致密纯净对缝合线发育及其内部赋存物质的控制作用，这种情况下，平行层面缝合线更易成为油气早期运移的通道。

上奥陶统含泥碳酸盐岩剖面发育密度较小；平行层面缝合线内主要为泥质赋存，个别井剖面（S91、S102、S107、T208、T705）上，此类缝合线内为泥质和粉砂赋存，此外，部分井剖面上奥陶统个别层位（S91、S107、S108、T208、TK209、T453、T704、T705、T706、T708、T710、T901），缝合线内可有沥青侵入，等等则反映了上奥陶统碳酸盐岩中泥质的富集降低了平行层面缝合线发育的程度，决定了在这一层位，缝合线内将主要为泥质赋存，也使得此类缝合线作为早期油气运移通道的可能性降低。

但T502、T453、T706、S90、T707、T901、T624、TK209、T708、T904、TK721等井资料揭示出，无论是中下奥陶统纯碳酸盐岩剖面上的平行层面缝合线，还是上奥陶统含泥碳酸盐岩中的平行层面缝合线，无论是沥青赋存的缝合线，还是泥质赋存的缝合线，在地壳抬升和岩溶期，由于卸压的作用，可致潜山个别或部分层位的平行层面缝合线裂开扩大溶蚀，成为岩溶大气水流动的通道，并形成缝洞为方解石和砂泥质填积。

关于此类缝合线的成因，目前公认它与碳酸盐岩沉积物的持续埋藏，在上覆地层压力作用下的溶蚀有关，对应的埋藏深度通常为浅―中埋藏。

（2）斜交及垂直层面缝合线

相对于平行于层面缝合线，此类缝合线的发育程度较弱，并具有更强的非均质性，如本次统计涉及的37口井中，有T902、T502、S94、T704、S90、S100、S91、S104、T901、T624、S96、T705、T207、S99、T501、T703、S107、S105、TK209、T710、T708、T904、T903、T727、S108、S109等26口井剖面见此类缝合线，其中T502、T901、T624、S96、S104、TK209、T904井剖面发育密度稍大，而T208、T453、T707、S89、T709、TK721井岩芯中不见此类缝合线发育。此类缝合线的产状以高角度斜交层面及垂直层面为特征，没有粉－细晶白云石斑块或条斑与之相伴。

不同层位，此类缝合线内的赋存物质仍有区别，中下奥陶统纯碳酸盐岩层位，此类缝合线内主要为沥青赋存，上奥陶统含泥碳酸盐岩层位，缝合线内主要为泥质赋存。

T502、S94、S90、S100、S104、T710等井观察揭示出，在地壳抬升和岩溶期，斜交及垂直层面缝合线比平行于层面缝合线更易裂开扩大溶蚀，成为岩溶大气水下渗流动的通道。

关于此类缝合线的成因，目前公认它与构造应力作用下的溶蚀作用有关，并可与相关的构造裂缝及其方解石充填组成共生成岩现象。

（3）晚期缝合线

此类缝合线典型地见于S69井5699－5700米、5653－5654.5米段，S85井5960－5966米段，T904井5892.5－5900米段，T912井5728－5735米、5716.5－5718.0米段，表现为岩溶洞穴方解石中发育的斜交层面及垂直层面缝合线，或岩溶洞穴角砾岩内发育的斜交层面及垂直层面缝合线；缝合线内往往为沥青赋存，局部缝合线密集发育可使洞穴方解石显角砾状构造；此类缝合线往往缺乏裂开扩大溶蚀现象。

它可能与洞穴方解石及沉积物形成后，再遭受的构造作用有关，形成时间较晚，因此，本文称之为晚期缝合线。

5）白云石化作用

观察和研究表明，白云石化作用亦是区内奥陶系碳酸盐岩中重要的成岩作用之一，并具有多种类型，具体如下：

（1）蒸发泵白云石化作用

见于S88井6521.2－6522.5米、6518.98－6520.87米、6483.4－6485.5米、6372.0－6372.42米段；岩石主要由微晶白云石组成，另含少量粉晶白云石，白云石晶体呈它形，表面脏或较脏，晶间可含有泥质；局部见岩石显纹层状构造，由浅色纹层和暗色纹层间互构成，局部含含干裂角砾；推测它们可能是蒸发泵白云石化作用的产物。

（2）渗透回流白云石化作用

见于S88井6522.5－6565.0米、6485.5－6486.56米、6453.13－6461.0米、6421.23－6423.5米、6412.43－6412.82米、6366.7－6367.4米、6305.3－6306.9米、6303.76－6304.16米段；岩石晶粒结构清楚，由粉晶－细晶级的白云石构成，主要形成粉晶云岩，局部形成粉晶－细晶云岩或细晶－粉晶云岩，白云石晶体往往呈它形或半自形－它形，晶体表面普遍脏或较脏，晶体之间镶嵌状接触，局部晶间有泥质，晶间孔及晶间溶孔欠发育；结合有关样品碳氧稳定同位素分析结果，δ13C值为－1.892‰PDB,与早奥陶世正常海相碳酸盐岩背景值一致，δ18O值为-5.309‰PDB,相对较高，推测属渗透回流白云石化作用的产物。

（3）大气水－海水混合白云石化作用

见于S88井6461.0－6461.76米、6423.5－6429.0米、6408.74－6412.43米段；岩石晶粒结构清楚，主要由细晶白云石构成，局部另含少量粉晶白云石，白云石晶体往往呈半自形－自形，晶体表面显雾心亮边结构，晶间可含泥质，或晶间孔及晶间溶孔较为发育；结合有关样品碳氧稳定同位素分析结果，其δ13C值为－1.483‰PDB,与早奥陶世正常海相碳酸盐岩背景值一致，δ18O值为-9.876‰PDB,相对较低，推测它们属大气水－海水混合白云石化作用的产物。

（4）调整白云石化作用

调整白云石化作用是碳酸盐沉积后，由不稳定的高镁方解石向稳定的低镁方解石转换过程中，释放出来的镁离子就近使沉积物发生白云石化，以零星分散状粉－细晶白云石的发育为特征，本次研究中于S62、S70、S72、S75、S76、S77、S80、S85、S104、S105、S107、S108、T204、T314、T416、T417、T418、T433、T453、T501、T502、T606、T615、T703、T705、T706等井剖面上见到此类白云石化作用，发育分布的层位可以是中下奥陶统，也可以是上奥陶统，涉及的岩性主要是微晶灰岩，其次是颗粒灰岩，泥灰岩样品非常少见；中下奥陶统纯碳酸盐岩剖面上此类白云石晶体稍粗，达粉－细晶级，上奥陶统含泥碳酸盐岩剖面中，白云石晶体较细，为粉晶级，白云石晶形好，呈自形菱形晶、表面较干净或较脏，各自孤立分散发育，阴极射线下，此类白云石发玫瑰红色光，与浅埋藏白云石的发光特征具有相似性。

（5）浅埋藏白云石化作用

浅埋藏白云石化作用是区内奥陶系碳酸盐岩剖面上最普遍的白云石化作用，几乎有关各井奥陶系碳酸盐岩岩芯上均可识别出来，表现为与平行层面缝合线有着较为密切的白云石斑块或条斑的发育，并由此导致花斑状或豹斑状云灰岩（甚或灰云岩）在奥陶系碳酸盐岩剖面上的分段发育，中下奥陶统纯碳酸盐岩剖面上，此白云石斑块可显灰白色、灰色及灰黑色，上奥陶统含泥碳酸盐岩剖面上，此白云石斑块往往呈绿灰色。岩石薄片显微镜观察，进一步揭示了此类白云石斑块的发育与平行层面缝合线有着非常密切的关系，并与岩性有着较为密切的关系，据不完全统计，含白云石斑块的微晶灰岩占了50％，含白云石斑块的颗粒灰岩占了35.5％，含白云石斑块的泥灰岩占了11.1％，而含白云石斑块的藻粘结灰岩仅占3.4％，反映出此类白云石化作用在微晶灰岩层段更加发育的特征；中下奥陶统纯碳酸盐岩剖面，此类白云石斑块中白云石晶体较粗，达粉－细晶级，上奥陶统含泥碳酸盐岩剖面，白云石晶体较细，为粉晶级；白云石晶体往往呈半自形－自形，或它形－半自形－自形，晶体表面普遍较脏或脏，此外，局部白云石晶间有灰岩或粉晶方解石残余。

阴极射线下，此类白云石斑块发玫瑰红色光，与其它地区浅埋藏成因白云石的发光特征具有相似性。

表4-3是区内奥陶系有关白云石斑块碳氧稳定同位素、锶同位素分析结果及其与微晶灰岩分析结果的比较，白云石斑块的δ13C值为0.049～－1.479‰PDB，δ18O值为－4.881～－8.462‰PDB，锶同位素值为0.708036～0.7087217；奥陶系微晶灰岩的δ13C值为0.921～－1.698‰PDB，δ18O值为－4.153～－8.64‰PDB，锶同位素值为0.708133～0.708196；可见奥陶系白云石斑块与微晶灰岩的碳氧稳定同位素特征、锶同位素特征具有极好的一致性，反映了此类白云石化过程中，全面继承了本地层灰岩的特性，成岩流体来源于奥陶系灰岩内部，并与正常海水具有相似性，成岩作用发生于封闭系统，但温度不高，温度未对同位素的分流施加影响。

综上所述，可以认为此类白云石化发生与奥陶系灰岩沉积物尚处于浅埋藏的过程中，机械压实及其压溶产生的流体运动导致了这一白云石化作用的发生，成岩流体来源于奥陶系灰岩地层本身，成岩作用发生于封闭系统中。

表4-3 区内奥陶系白云石斑块同位素分析结果

6）去白云石化作用

去白云石化作用是先期形成的白云石，再经成岩改造转变为方解石（或者说白云石被方解石交代）的一种成岩作用；在显微镜下，其以成分为方解石（茜素红染色为红色），并保留白云石的晶体形态或假象为识别标志。

本次研究中，在S14、S60、S64、S70、S72、S74、S75、S76、S77、S78、S85、S87、S90、S99、S100、S104、S105、TK207、TK209、T314、T401、T403、T404、T416、T417、T427、T436、TK453、TK456、TK4-14-1、T502、T601、T606、T615、TK6-37-1、T702、TK707、T727、T904等井奥陶系岩芯薄片上识别出去白云石化现象，可见此类成岩现象发育分布具有如下特征：

word/media/image1.gif并非有强烈溶蚀形成洞穴的井剖面上就有去白云石化现象，但发育去白云石化现象的井剖面上往往有强烈溶蚀洞穴层的发育。

word/media/image2.gif阿克库勒凸起中下奥陶统直接出露区域，井剖面上出现去白云石化现象的频率较大，已识别的具有去白云石化现象的39口井中，有26口井位于该区；但中上奥陶统覆盖区，部分井剖面奥陶系碳酸盐岩中亦存在去白云石化现象，如S76、S99、T727、T904井等。

word/media/image3.gif去白云石化现象在海西早期不整合面下的奥陶系碳酸盐岩剖面上并不是连续发育，而是在一些层段间断发育。

显微镜下观察揭示，发生去白云石化的主要是沿缝合线分布富集的白云石或白云石斑块，少有白云岩层发生去白云石化；大部分样品，去白云石化作用比较彻底，部分样品，去白云石化不完全或较弱。

据前人研究，去白云石化作用的发生需要有SO42-离子的作用，SO42-离子可由近地表附近膏盐岩或含膏盐岩溶解提供，也可由含黄铁矿的碳酸盐岩地层出露地表氧化提供。显然，这两种情况均与奥陶系碳酸盐岩的地质背景不相符，根据区内去白云石化现象的发育分布特征，结合去白云石化斑块的碳氧稳定同位素分析结果，其δ13C值为－1.631‰PDB,与早奥陶世正常海相碳酸盐岩背景值一致，δ18O值为-9.860‰PDB,相对较低，可以认为区内奥陶系碳酸盐岩中的去白云石化现象是白云石或白云石斑块遭受大气水冲洗作用的产物，地壳抬升和岩溶期，部分层位缝合线由闭合转为开启，将大气水导入到白云石或白云石斑块中并发生作用，则是它的可能机制，由此，去白云石化现象可作为识别大气水岩溶作用的标志之一。

7）自生高岭石生长

碳酸盐岩剖面上自生高岭石生长往往是与溶蚀缝洞相伴生的现象，并是大气水作用的标志之一，但区内奥陶系碳酸盐岩剖面，此现象并不多见，仅在S77、S88、T601、T708、T710等井岩芯岩石薄片中见到，尤以S88、T708、T710等井较为典型。

S88井井深6408.74～6461.76米段（层位为下奥陶统蓬莱坝组）见到此类现象，自生高岭石主要生长于白云岩溶蚀缝洞中，但也可生长于白云岩晶间溶孔内，高岭石书页状或蠕虫状形态较好，并可与碳酸盐泥及细小石英共生。

T708井井深5330.05～5743.4米段（层位为上奥陶统良里塔格组）、T710井井深5807.41～5940.42米段（层位涉及上奥陶统良里塔格组和桑塔木组）见到此类现象，高岭石可生长于溶蚀孔洞、缝合线裂开缝洞、大型不规则缝洞以及构造－风化裂隙内，并与碳酸盐岩角砾、碳酸盐岩砂、生屑砂、白云石晶屑砂、碳酸盐泥、以及化学沉淀方解石共生。

8）溶蚀作用或岩溶作用

溶蚀作用或岩溶作用是区内奥陶系碳酸盐岩中最普遍、也最重要的成岩作用，具有多期次发育的特征，大致可分为三期，其一是受层序不整合面及准层序界面控制的大气水溶蚀作用或大气水－海水混合溶蚀作用，以蓬莱坝组白云岩内晶间溶孔、溶蚀孔隙的发育，一间房组以及良里塔格组和桑塔木组颗粒灰岩内溶蚀孔隙的发育为标志；其二是受加里东期平行不整合面控制的大气水溶蚀作用，以一间房组上部、良里塔格组上部溶蚀孔洞或溶蚀缝孔洞的发育为标志；其三是受海西早期角度不整合面控制的大气水溶蚀作用，以奥陶系剖面上大型洞穴的发育为显著标志，此外，可能还存在深部热液溶蚀作用。

有关溶蚀或岩溶作用的具体内容，将在第四章专门讨论。

9）破裂作用与裂隙的形成

根据区内有关钻井奥陶系裂隙组系展布、裂隙间关系、裂隙与其它成岩组构的关系，裂隙充填物的岩石学和地球化学特征研究，总结出区内奥陶系碳酸盐岩中破裂作用及裂隙的发育特征如下：

（1）区内奥陶系碳酸盐岩中的破裂作用及裂隙可分为5期，具体如下：

第Ⅰ期破裂作用：由沉积物失水收缩形成，形成的裂缝可较宽-较细、弯曲、不规则、延伸短、无一定组系，裂隙内往往为粒状亮晶方解石完全充填，裂隙方解石可受到硅化作用、各期缝合线、浅埋藏白云石化作用、以及以后各期破裂作用的改造，此期裂隙方解石在阴极射线下往往不发光，δ13c值为-1.38‰PDB，δ18o值为-6.87‰PDB，显示出其地球化学特征与正常海相灰岩具有一致性。

第Ⅱ期破裂作用：为构造应力作用下的破裂，裂隙具微细、平直或不规则、

可呈平行排列或不规则羽状排列，裂隙内仍往往由粒状亮晶方解石完全充填，裂隙方解石可受到各期缝合线、浅埋藏白云石化作用、以及以后各期破裂作用的改造，此期裂隙方解石在阴极射线下往往不发光或暗色光，碳氧稳定同位素分析结果，其δ13c值为1.08～-1.378‰PDB，与奥陶系正常海相碳酸盐岩相似，其δ18o值为-7.44～-9,067‰PDB，从接近正常海相灰岩值到有所偏负。

第Ⅲ期破裂作用：破裂可能源于构造应力的作用，也可源于地表温差及生物的因素，还可以是这几方面的综合，可明显切割改造成岩裂缝、重结晶方解石斑块、硅化结核、平行于层面缝合线及浅埋藏白云石斑块是其共性，此期纯粹由构造应力作用形成的裂隙，往往呈高角度斜交层面或垂直层面发育，宽度大或宽度变化大、平直、延伸远，多呈平行排列展布或平行羽状排列展布或“X”排列展布，裂隙内可由粒状或柱状－粒状方解石完全充填或部分充填，剩余空间为沥青及原油占据；纯粹由地表温差及生物的因素形成的裂隙可构成不规则网络状裂隙系统或稀疏发育的不规则裂隙，裂隙内充填物除了化学沉淀的方解石外，还可有碳酸盐岩砂泥机械填积；而由构造应力及风化联合形成的裂隙，在裂缝形态特征上继承同期构造裂隙的特征，裂隙内充填物则既有化学沉淀的方解石，又有机械填积的碳酸盐岩砂泥，甚或陆源石英砂泥；此期裂隙方解石在阴极射线下发光颜色变化较大，可从不发光到发桔黄红色光、桔黄色光－亮桔黄红色光、桔黄色光，而碳氧稳定同位素值、锶同位素值亦显示出变化范围宽的特征，而此期纯粹由构造应力形成的裂隙及其埋藏条件下充填的方解石的δ13c值为2.09～-2.06‰PDB，仍与正常海相碳酸盐岩接近，其δ18o值为-7.01～-11.831‰PDB，较第Ⅱ期裂隙方解石又有所偏负，锶同位素值为0.708375～0.710349，从接近奥陶系正常海相灰岩值到明显高于奥陶系正常海相灰岩值，变化范围较宽。

第Ⅳ期破裂作用：主要由构造应力作用形成，可切割构造－风化裂隙或风化裂隙方解石、切割岩溶缝洞充填物和洞穴巨晶方解石，并可延伸进入地表残积物和石炭系中发育，等等是此期裂隙识别的典型标志；此期裂隙具有高角度斜交层面、宽度较小，平直、延伸远、呈平行排列展布或平行羽状排列展布；裂隙内显粒状亮晶方解石完全充填或部分充填特征，剩余空间可为原油或沥青占据；此期裂隙方解石在阴极射线下，往往发桔黄色—亮桔黄色光；碳氧稳定同位素分析结果，其δ13c值主要在-0.097～-2.10‰PDB范围，与正常海相碳酸盐岩接近，个别低至-7.091‰PDB，反映了有机质氧化产生的轻CO2加入的影响，其δ18o值主要在-12.215～-16.694‰PDB范围，显示出特别偏负的特征；而锶同位素值变化范围较窄，在0.709610～0.709912范围，明显较奥陶系正常海相灰岩高。

第Ⅴ期破裂作用：由构造应力作用形成，以发育高角度斜交层面及垂直层面的、可切穿所有成岩组构、无成岩矿物充填的裂隙为特征，裂隙微细、平直、延伸较远、平行、平行羽状排列展布或不规则展布，裂隙内可由原油进入或渗出，裂隙壁荧光异常明显。

（2）上述5期破裂作用及裂隙在区内奥陶系的发育程度存在明显差异

有关井奥陶系碳酸盐岩中各期裂隙发育状况的统计表明：

由沉积物失水收缩形成的第Ⅰ期裂隙，虽然可在奥陶系碳酸盐岩中广泛发育分布，但其形成早，几乎为粒状亮晶方解石完全充填，对于岩溶作用及其油气充注成藏意义不大。

就构造应力形成的裂隙而论，第Ⅲ期破裂作用形成的裂隙发育分布最为普遍，几乎有关各井奥陶系碳酸盐岩剖面上均可见到，裂隙具有宽度大、延伸长的特征，并且部分地转化成了风化裂隙；其次是第Ⅴ期破裂作用形成的高角度斜交层面及垂直层面的未充填裂隙发育分布较广，构成重要的具有储渗意义的裂隙；再其次是第Ⅳ期破裂作用形成的构造裂隙；而第Ⅱ期破裂作用形成的裂隙仅在部分井剖面上识别出来，裂隙具有微细、延伸短的特征，而且此期裂隙根据它被平行于层面缝合线切割，在分类归位上还有不确定性。

（3）平面上，不同地区发育的破裂作用及其裂隙的期次有别

阿克库勒凸起轴部或塔河主体部位，奥陶系碳酸盐岩剖面上可见第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ期裂隙均有发育。

阿克库勒凸起西北侧S104、S94所在区域，奥陶系碳酸盐岩剖面上可见第Ⅱ、Ⅲ、Ⅴ期裂隙发育。

阿克库勒凸起西南倾伏地带，奥陶系碳酸盐岩剖面上主要发育第Ⅲ、Ⅴ期裂隙。

阿克库勒凸起南部S105、T452、T453、T207、T208所在区域，奥陶系碳酸盐岩剖面上第Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ期裂隙发育。

阿克库勒凸起东南部S96、S100、S107、T901、T902、T903、T904所在区域，奥陶系碳酸盐岩剖面上，可见第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ期裂隙发育。

阿克库勒凸起东北部T501、S89、S90、T502所在区域，奥陶系碳酸盐岩剖面上，主要发育第Ⅲ、Ⅴ期裂隙，少有第Ⅱ期裂隙。

3.2成岩作用序列的建立

3.2.1成岩作用序列建立的标志

1）成岩作用序列建立的岩石学标志

根据岩芯观察、岩石薄片鉴定以及阴极发光分析，总结出区内奥陶系碳酸盐岩剖面上成岩作用序列建立的岩石学标志如下：

（1）第Ⅰ期破裂作用形成的成岩裂隙方解石和重结晶方解石斑块，可受到硅化作用、浅埋藏粉－细晶白云石的交代改造。

（2）硅化结核可受到平行层面缝合线、第Ⅲ期破裂作用的改造，以及风化裂隙的切割改造，硅化结核或硅化硅质岩可成为岩溶缝洞内和风化壳地表残积带的碎屑组份（角砾组份）。

（3）第Ⅱ期破裂作用形成的裂隙方解石可受到平行于层面缝合线及第Ⅲ期破裂作用形成裂隙的切割，可受到浅埋藏白云石化的交代，部分岩溶洞穴角砾内和含有第Ⅱ期裂隙方解石脉。

（4）平行于层面缝合线可明显受到第Ⅲ期裂隙方解石和岩溶缝洞的切割，平行于缝合线可裂开溶蚀扩大形成缝洞，缝洞内为碳酸盐岩砂泥及陆源砂泥质填积。

（5）粉－细晶自形白云石斑块主要沿平行于层面缝合线发育分布，白云石斑块可受到岩溶缝洞及第Ⅲ期裂隙方解石的切割，此外，沿平行层面缝合线可出现去白云石化现象。

（6）斜交及垂直层面缝合线可与第Ⅲ期裂隙方解石为互相切割关系，斜交及垂直层面缝合线可发生裂开溶蚀扩大形成缝洞，缝洞内为碳酸盐岩砂泥及陆源砂泥质填积。

（7）风化裂隙方解石及岩溶缝洞机械及化学充填物可受到（晚期）缝合线、第Ⅳ、Ⅴ期裂隙的切割改造。

（8）第Ⅳ期裂隙方解石可受到第Ⅴ期裂隙的切割改造。

（9）第Ⅴ期破裂作用形成的裂隙可切穿所有奥陶系碳酸盐岩中所有的成岩组构。

综上岩石学特征，可建立主要成岩作用之间的先后关系如下：海底胶结作用（蒸发泵白云石化―渗透回流白云石化―大气水-海水混合白云石化）→大气水条件下颗粒内部重结晶形成单晶或多晶结构的方解石―溶蚀作用导致粒内、粒间溶孔的形成→成岩缝洞方解石（破裂作用Ⅰ）―重结晶方解石斑块的形成―调整白云石化形成分散状分布的粉-细晶自形白云石―硅化斑点及硅化结核的形成→破裂作用Ⅱ与第Ⅱ期裂隙的形成和方解石充填―大气水岩溶作用与溶蚀缝孔洞的形成与充填→平行于层面缝合线的广泛发育―沿缝合线浅埋藏白云石化形成粉-细晶自形白云石富集斑块→破裂作用Ⅲ与第Ⅲ期构造裂隙、构造-风化裂隙及风化裂隙的形成和充填―斜交及垂直层面缝合线的发育―平行层面缝合线、斜交及垂直层面缝合线的裂开溶蚀扩大―大气水岩溶作用导致大型洞穴的普遍发育―局部强烈重结晶的粉－中晶灰岩的形成―沿缝合线的白云石斑块发生去白云石化→破裂作用Ⅳ与第Ⅳ期裂隙的形成和方解石充填―晚期缝合线的形成―局部的热液溶蚀作用→破裂作用Ⅴ与第Ⅴ期未充填构造裂隙的形成。

2）成岩作用序列建立的温度标志

表4-4列出了第Ⅰ期成岩裂隙方解石及第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期构造裂隙方解石的碳氧稳定同位素分析结果，可见由第Ⅰ期成岩裂隙方解石→第Ⅱ期构造裂隙方解石→第Ⅲ期构造裂隙方解石→第Ⅳ期构造裂隙方解石，它们的δ13C值比较稳定，并与奥陶系正常海相碳酸盐岩的背景值一致，揭示了上述裂隙方解石形成过程中，成岩流体的性质大体相似，并与正常海水接近；而它们的δ18O值在变化着，由第Ⅰ期成岩裂隙方解石的－6.87‰PDB→第Ⅱ期的－7.44～－9.067‰PDB→第Ⅲ期的－7.996～－11.831‰PDB→第Ⅳ期的－11.813～16.694‰PDB，显示出不断偏负的特征（图4.4），则揭示了上述三类构造裂隙方解石形成过程中，地层埋深的递进及其地层温度的增大对裂隙方解石δ18O值的控制作用。

表4-4 区内奥陶系第Ⅰ期成岩裂隙及第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期构造裂隙方解石同位素分析结果

图4.4　 区内不同期次裂隙方解石碳氧稳定同位素组成

根据上述，我们假定第Ⅰ期成岩裂隙方解石的形成温度在35℃左右，已知其δ18O值为－6.87‰PDB，按照公式：

103lnα方解石－水＝2.78×（106/T2）－2.89

其中 α＝（1000＋δ18O方解石，SMOM）/(1000＋δ18O水，SMOM)

得到形成第Ⅰ期成岩裂隙方解石的流体的δ18O值为－2.911‰SMOM。

按照上述，假定形成第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期构造裂隙方解石的成岩流体与形成第Ⅰ期成岩裂隙方解石的流体相似，成岩流体的δ18O值为－2.911‰SMOM，则计算得到第Ⅱ期构造裂隙方解石的形成温度为38～47℃左右；第Ⅲ期构造裂隙方解石的形成温度为41～65℃左右；第Ⅳ期构造裂隙方解石的形成温度为65～106℃左右。

这与有关样品水溶液包裹体均一法温度的低端温度范围较为吻合。

若按晚古生代地表温度为30℃，古地温度梯度为25℃/km，则第Ⅱ期构造裂隙方解石形成时的埋深大致为320～680米，这与上述样品在加里东中期－晚期所处埋深大致吻合；第Ⅲ期构造裂隙方解石形成时的埋深大致为440～1400米，与样品在海西早期所处的埋深大致吻合；第Ⅳ期构造裂隙方解石形成时的埋深大致为1400～3040米，这与奥陶系在印支――喜山期所处的埋深大致相当；由此，可初步认定第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期构造裂隙分别是加里东、海西早期、印支－喜山期构造运动的产物。

表 塔河奥陶系第Ⅰ期成岩裂隙及第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期构造裂隙方解石包裹体分析结果

在上述埋深递进及温度增加的成岩作用过程中，间杂有两期溶蚀缝洞方解石，其方解石中普遍含有单相水溶液包裹体，揭示它们是形成于地表或近地表低温条件下。

3.2.2奥陶系碳酸盐岩的成岩作用序列

依据上述，结合阿克库勒凸起的地质发展和构造演化历史，本次研究建立了奥陶系碳酸盐岩的成岩作用序列，具体如图 所示。

图 奥陶系碳酸盐岩成岩作用序列

3.3奥陶系碳酸盐岩中流体活动或流体演化

由前所述，阿克库勒凸起奥陶系碳酸盐岩中成岩产物的岩石学特征及其相互关系、岩石学特征与地球化学特征的综合研究表明：塔河油田奥陶系碳酸盐岩地层中流体活动或流体地质作用表现非常活跃，结合成岩作用序列的建立成果，可将奥陶系碳酸盐沉积物沉积后经历的流体演化分为5个阶段。

1）奥陶纪沉积时期正常海水流体作用阶段

这一阶段，正常海水流体与碳酸盐沉积物直接接触，导致颗粒灰岩粒间孔内和藻粘结灰岩窗状孔内粒状亮晶方解石或两世代方解石的胶结生长、沉积物内海百合共轴生长边的发育。它们在阴极射线下发光颜色总体较暗，可由不发光→发暗桔红色光→桔红色光，与碳酸盐岩原岩微晶方解石的阴极发光特征较为相似，则揭示了参与上述成岩作用的流体应为奥陶纪正常海水。

此阶段应是奥陶系碳酸盐岩原生孔隙（原生粒间孔及窗状孔）遭受破坏的主要阶段，但在一间房组和良里塔格组部分层段，高速生长的碳酸盐滩顶部可因暴露而存在大气水流体作用过程，导致粒内溶孔、粒间溶孔的形成，从而形成滩相颗粒灰岩溶蚀孔隙型储层，此类储层成为加里东期原油充注的有利场所，荧光下溶蚀孔隙原油往往呈褐色或黑褐色、原油抽提物色质分析结果等都反映出此类原油在海西早期及晚期受到不同程度的水系氧化而变重。

2）中奥陶世末或奥陶纪末大气水流体作用阶段

这一流体地质作用过程的发生受奥陶纪加里东运动控制，主要在奥陶系一间房组和良里塔格组顶部统产生溶蚀和充填作用。S96、T902、T704、S100等多口井中奥陶统一间房组顶部相对稳定地发育一套溶蚀孔洞层，孔洞内可为灰绿色泥质、灰色泥质或者碳酸盐岩泥、陆源泥质和方解石沉淀充填，可能是此期期大气水作用的产物。此类溶蚀孔洞方解石的δ13C值基本上为正值，多在1～2‰PDB范围内变化，而δ18O值偏负，在－6.288～―13.555‰PDB范围内变化；方解石内见单相水溶液包裹体，水溶液包裹体均一法温度的低端值为50℃，等等指示流体地质作用发生于地表或近地表低温大气水流体介质中。

3）奥陶纪—泥盆纪末埋藏期地层内部流体作用阶段

这一阶段由沉积物沉积后持续至泥盆纪末海西早期运动前，地层流体为机械压实排出的奥陶系地层内部流体，主要导致平行层面缝合线、斜交及垂直层面缝合线、破裂作用Ⅰ及其成岩裂隙方解石充填、破裂作用Ⅱ、Ⅲ及其构造裂隙方解石充填、白云石化、硅化、重结晶斑块等的发育，成岩裂缝方解石、重结晶斑块、早期构造裂隙方解石可受到缝合线及其白云石化的切割和交代。它们在阴极射线下发光颜色总体较暗，可由不发光→发暗桔红色光→桔红色光，与碳酸盐岩原岩微晶方解石的阴极发光特征较为相似；其δ13C、δ18O值均较高，亦与奥陶系微晶灰岩背景值相似；等等揭示了这一阶段，参与上述成岩作用的流体应为与奥陶纪正常海水性质相似的孔隙水，来源于奥陶系碳酸盐岩地层内部，缺乏与地层外部流体混合的过程。

　　总体而论，这一流体地质作用过程导致碳酸盐沉积物或岩石向致密化方向发展，但此阶段埋藏白云石化形成的细晶白云石斑块或条带中可含少量白云石晶间孔，作为加里东期油气聚集的有效空间。进入上述空间的油也多因水洗氧化转变为沥青或油质沥青。

4）泥盆纪末—早石炭世初期大气水作用阶段

这一流体地质作用过程的发生受海西早期构造运动及其导致的奥陶系碳酸

盐岩地层暴露于大气水条件下控制，导致岩溶缝洞、坍塌、暗河沉积及其方解石充填作用的广泛发育。有关方解石的地球化学特征与正常海相方解石差异较大。它们在阴极射线下发光较强，岩溶逢洞壁灰岩及缝洞内机械填积的碳酸盐砂泥往往发亮桔红色光或亮桔黄色光，岩溶洞穴中化学沉淀的纤柱状—粒状方解石发亮桔红色光到不发光，海西早期构造裂隙方解石发桔红色光、或发亮桔红色和（或）亮桔黄色光；与碳酸盐岩原岩微晶方解石的阴极发光特征有较大的差异性；缝洞方解石晶体内富含单相水溶液包裹体，两相水溶液包裹体均一法温度低端温度为41℃；碳氧稳定同位素组成表现为δ13C、δ18O值均偏负，变化范围宽的特征，明显较奥陶系灰岩背景值低；等等则表明这一阶段流体地质作用发生于地表或近地表低温大气水条件下。

5）石炭纪以来埋藏期地层内部流体与地层外部流体混合作用阶段

早石炭世开始至现在，奥陶系碳酸盐岩重新回到埋藏环境，经受埋藏流体的

活动改造，主要导致破裂作用Ⅳ及其构造裂隙方解石充填、破裂作用Ⅴ及其未充填构造裂隙的形成，伴生晚期缝合线，局部还可出现硬实膏、萤石的充填和交代作用，绿泥石化和岩石褪色作用。晚期构造裂隙方解石在阴极射线下发光较强,发桔红色光、或发亮桔红色和（或）亮桔黄色光,与碳酸盐岩原岩微晶方解石的阴极发光特征有较大的差异性；构造裂隙方解石的δ13C值略微偏负，变化范围窄小，主要在-1～-4‰PDB范围变化，δ18O值显偏负特征，变化范围宽；第Ⅳ期构造裂隙方解石的Sr同位素组成为0.708988—0.714454，变化范围较宽，部分与早奥陶世海洋的Sr同位素组成范围相近，部分明显高于早奥陶世海洋的Sr同位素组成；等等揭示出海西早期及其以后的地质发展历史中，奥陶系碳酸盐岩地层中流体地质作用过程较为复杂，既有纯粹来自奥陶系碳酸盐岩地层内部的流体地质作用，又有奥陶系碳酸盐岩地层内部流体与地层外部流体的混合作用，甚或局部地区还有深部热液流体与奥陶系碳酸盐岩地层内部流体的混合作用。前一种流体地质作用的发育，可能与地层中通道的缺乏有关，后两种流体地区地质作用发生的地区应是垂向断裂通道发育的区域。

　　通道条件发育的条件下，与岩浆活动有关的热液，或深部热液可进入到奥陶系碳酸盐岩地层中，导致深部溶蚀作用的发生，可形成沿裂隙、沿缝合线分布的溶蚀孔隙或溶蚀孔洞，以及原有孔隙空间的溶蚀扩大，对后期或晚期油气运聚具有意义。

4成岩作用与成岩序列