2014, Vol. 30
2. 成都理工大学沉积地质研究院, 成都 610059;
3. 中海石油(中国)有限公司深圳分公司研究院, 广州 510240;
4. 成都理工大学能源学院, 成都 610059
2. Institute of Sedimentary Geology, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China;
3. Research Institute, Shenzhen Branch of China National Offshore Oil Corporation Limited, Guangzhou 510240, China;
4. College of Energy Resources, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China
白垩作为一种白色疏松的土状石灰岩，其主要化学成分是CaCO3，矿物成分是生物泥晶方解石，可含少量长石、石英等碎屑(黄宗理和张良粥，2006)。白垩分真白垩和成岩作用改造之后形成的白垩状结构化灰岩两类。真白垩是深海钙质软泥的岩化作用发展而来，它是富含生物方解石软泥(而不是富含文石软泥)的原生堆积物，在成岩过程中不会出现文石转变为方解石的过程，因此岩石得以保存它的原生孔隙与硬度。钙质软泥中的颗粒主要是藻类(颗石藻)的骨骼，颗石球。球形的颗石球直径为10~30μm，由7到20个车轮形状直径2~20μm的颗石藻小片组成(Scholle，1977; D’Heur，1984)。然而，在世界各地碳酸盐生物礁、丘、滩、泻湖、潮坪、台地斜披、盆地以及湖湘碳酸盐岩中，广泛存在一种具有丰富微孔隙的白垩状灰岩，它不同于前述的真白垩，而是成岩作用的产物。
白垩状灰岩这种特殊的结构使它成为重要的油气储层之一(Wu and Li， 1997; 吴熙纯等，1998)，世界各类大油田的4%~5%产量产自白垩状灰岩中(Wilson，1980)。很多学者针对不同时代和地域白垩状灰岩的储集空间类型、孔渗特征等作了大量细致的研究工作(Lonoy，2006; Hassall et al., 2004; Moshier and H and ford， 1984; Coalson et al., 1985; Choquette and Pray， 1970; Pittman，1971; Jodry，1969; Archie，1952)，认为白垩状灰岩的储集空间包括基质微孔和晶间微孔隙，孔隙度15%~20%，渗透率0.1mD，毛细管压力曲线显示孔喉大小分布一般是“分选好的”和“细歪度的”。白垩状灰岩发育的主要层位为侏罗纪-新近纪，而从Neo-Tethys Ocean的分布看，在全球范围具有自西向东，层位渐次升高的特点：英格兰南部和美国海湾海岸为中侏罗世，中东为中白垩世和古近纪，中国南海为早中新世，在远东为渐新世和中新世。除此之外，加拿大西北泥盆纪、亚玛逊地区新近纪、新疆塔北早奥陶世也存在白垩状灰岩(叶德胜，1992)。但是，这种分布规律性的内在控制因素的研究却鲜有报道。
白垩灰岩的结构成因无疑与成岩作用相关，前人(吴熙纯等，2010a)总结了不同成岩作用阶段成岩环境中的白垩化，他将其分为成岩早期大气淡水和混合水成岩环境的白垩化、成岩早期海水潜流带-孔隙水埋藏的白垩化、成岩晚期深埋藏的白垩化和表生期的喀斯特作用引起的白垩化。但是，白垩状灰岩的结构成因机制是什么，在不同的成岩环境中，其物质组成变化的化学过程及其机理是什么，这才是我们深入认识和理解白垩状灰岩的关键，也是预测白垩灰岩储层的捷径。
针对上述疑而未决的科学问题，本文以中国南海珠江口盆地东沙隆起流花油田新近纪早中新世珠江组沉积期白垩状灰岩为研究对象，通过宏观岩芯描述和微观矿物学、岩石学和地球化学等研究，紧密结合白垩化作用过程的水岩环境和物理化学条件，深刻解剖白垩灰岩的结构成因机理。本次研究虽然不能穷尽所有环境下的白垩化机理，但是，可以为深入研究其它成岩环境下白垩化的结构成因机理提供方法上的借鉴和理论上的参考。
流花油田位于南海北部珠江口盆地东沙隆起西南缘(图 1)，南北被两坳陷挟持。隆起基底主要以花岗岩为主，其中生代以来的形成和演化受印度板块、欧亚板块的接壤碰撞和太平洋板块对欧亚板块NWW向俯冲的共同影响(谢建华等，2005)随着渐新世末期海侵作用加强，东沙隆起被淹没，早中新世珠江期发育一套碳酸盐岩沉积(陈骥等，2011；周小康等，2011)，整个碳酸盐台地呈NE走向。台地西南边缘有一排NW向马蹄形环礁带(胡平忠和王金中，1996；邱燕和王英民，2001；胡诚等，2010)，为流花礁群。东沙台地流花地区碳酸盐岩沉积时间较长，厚度大，向北逐渐减薄，其礁滩相发育且类型丰富(邱燕等，1999；邱燕，2002)，白垩状结构化(以下也称：“白垩化”)作用明显(吴熙纯等， 1998，2010b)。
 | 图 1 珠江口盆地(东部)区域构造分区图 Fig. 1 Sketch showing the structural units of Pearl River Mouth Basin |
通过流花油田数口典型井的岩芯观察，发现白垩化纵向上分布规律明显，灰岩段顶上无白垩化现象(图 2a)。灰岩段上部特别是含油的优质储层段都有微弱白垩结构化现象(图 2b)，仅缝合线内部白垩化较强，通常致使致密段缝合线内含油，但含少量泥质、铁矿类杂质，厚度极薄。向底部白垩结构化作用程度增加，同时厚度也增大。灰岩段中部出现中等白垩化灰岩与致密灰岩互层(图 2c)，岩石总体少孔低渗，致密且色浅，仅有微弱白垩作用发生部位含少量油侵。到中下部，“白垩化作用”增强，白垩结构化中间过程产物频现，于X4井见一未完全白垩化样品(图 2d)，珊瑚骨架保存完好，内部基质被洗劫一空，但骨架碳酸钙中其它杂质仍有残留而未形成强白垩结构；同井另一样品(1322.6m)具同样特征：岩石基质未白垩化而生物体全白垩化，扫描电镜观察其总体岩性致密，珊瑚藻等生物体泥晶方解石颗粒间胶结物少，颗粒以点-线接触为主，溶蚀坑较少。灰岩段底部含水段白垩化作用强烈，整体颜色偏白(图 2e)，或最终碎成白色粉末状(图 2f，g)，孔隙度增大，渗透率由几毫达西增加至数百毫达西，厚度可高达4m。
 | 图 2 白垩状结构化特征及程度 (a)-顶部致密泥晶灰岩段；(b)-中上部微弱白垩状结构；(c)-中等白垩状结构与无白垩致密段；(d)-未完全白垩状骨架岩-白垩状结构中间过程；(e)-强白垩状骨架岩；(f、g)-底水段白垩状结构 Fig. 2 Characteristics and degree of chalky texture formation |
白垩化在流花地区自上而下表现为无白垩→弱白垩→中等白垩→强白垩的整体变化趋势(图 3中X21井)，由①无白垩藻礁(层状红藻石泥粒岩)，岩性致密，表面光滑，缝合 线发育；②微白垩红藻石泥粒岩(白垩状灰岩夹层，表面粗糙，含少许酸不溶物质，色深)及③白垩状结构红藻石泥粒岩(酥松，极易被磨成小团状，手捏即碎，表面颗粒易掉落成砂级碳酸盐岩颗粒)组成，显示出白垩化作用明显的 规律性。
 | 图 3 流花油田碳酸盐岩取芯段白垩状结构化程度及分布特征(井位见图 1;部分资料据吴熙纯等，1993① ；中海石油(中国)有限公司深圳分公司②) Fig. 3 Degree and distribution characteristics of chalky texture formation in Liuhua carbonate drilling cores |
①吴熙纯，刘效曾，时言等.1993.珠江口盆地第三纪生物礁古生态及成岩作用研究.南海石油东部公司
②中海石油(中国)有限公司深圳分公司研究院内部资料(未发表)
无白垩致密层段微晶基质自形程度差，晶体间以线-面接触，胶结作用显著，颗粒表面无溶蚀坑洞，孔隙不太发育，多数吼道堵塞，孔渗差(图 4a)。
弱白垩化珊瑚藻微晶颗粒间仍含有非晶质胶结物，方解石颗粒被“焊接”在一起，发育规模减小，并且颗粒表面出现少许溶蚀坑(图 4b)。中等白垩化生屑泥粒岩(图 4c)中，基质颗粒表面溶蚀现象变得十分明显，颗粒间胶结物 少见。
 | 图 4 不同程度白垩化微观特征 (a)-X13井致密段特征；(b)-X4井弱白垩层残余胶结物；(c)-X21井中等白垩化溶蚀坑；(d)-X4井强白垩化特征；(e)-X21井强白垩段微亮晶溶蚀现象明显；(f)-X4井底水段溶蚀作用特征；(g)-图(e)放大 Fig. 4 Microscopic features of different degrees of chalky texture formation |
强白垩化发育的珊瑚藻体(图 4d)中非晶质物质不发育，并且颗粒表面光滑，但未见有溶蚀作用形成的凹坑及小突起，其微观特征类似Flügel(2004)提及的微生物泥晶灰岩(产于蓝藻细菌周边的粘液中，多数颗粒表面光滑，缺少细小的晶体表明原岩为高镁方解石)。研究区碳酸盐岩以珊瑚藻为主，珊瑚藻体、有孔虫等生物体的方解石晶体较难被溶蚀。强白垩作用清洗掉颗粒间和生物体腔内亮晶胶结物，留下了各类生物体、泥微晶基质以及同样为胶结物充填的泥微晶灰泥(图 4f)，形成低镁方解石微晶及微亮晶格架。基质微亮晶发生了两期溶蚀作用(图 4c，e，g)，而且程度各异。颗粒表面的溶蚀坑明显是包裹在方解石晶体内的文石针溶解所致，代表第一期溶蚀作用，此时颗粒棱角被溶蚀；晶体表面出现方解石小突起代表第二期溶蚀现象(溶蚀第二阶段产物)，颗粒棱角分明，还有部分颗粒并没有因为压实作用而在颗粒边缘产生应有的胶结物，接触部位压力由于形成颗粒镶嵌而消减(图 4c)。点焊接式的微观颗粒特征使 其机械强度和抗压实能力显著提高，有利于微孔隙的保存(黄思静等，2007)，而这种微孔前人多认为是原生成因的组构选择性孔隙结构，微孔隙在沉积的泥晶方解石之间均匀分布。
岩石地球化学可以判别白垩化及受成岩改造程度。白垩化灰岩与纯泥晶基质几乎全为碳酸钙，酸不溶物及杂质很少，但不同白垩化结构程度的灰岩中生物体内可能会含有少量粘土矿物(图 2d)，白垩状灰岩酸不溶物比纯基质要稍高(表 1)。与正常的碳酸盐岩及碳酸盐矿物相比，白垩化后，Ca含量增加，Mg含量减少，Mn含量很低，代表白垩化主要阶段发生在成岩早期。Fe含量非常低，而Ba、Zn都稍稍增加，Sr存在于颗粒与格架中相对变化较小。碳酸盐岩的成岩过程中，元素的迁移受控于多个因素，但总体趋势都是锶、钠、镁的丢失和锌、铁、锰的获取(Br and and Veizer，1980)，总体上并没有明显的增加Mn和Fe，是成岩作用不完全的结果。Sr/Ba值增高代表更接近正常海相成分。
 | 表 1 珠江口盆地下中新统珠江组全岩化学分析(wt%) Table 1 Whole rock geochemical analysis(wt%)of the Lower Miocene Zhujiang Formation in the Pearl River Mouth Basin |
碳氧同位素与白垩化作用流体介质有关，碳同位素与流体来源关系密切，而氧同位素在一定程度上反应了形成环境。非白垩状灰岩的δ13C、δ18O都偏轻(图 5)，代表一定程度上受大气水影响。白垩化程度越高，颗粒间杂质越少，其碳氧同位素值更具代表性，研究区内的δ13C平均值与Keitht and Weber(1964)所分析的321个海相碳酸盐的δ13C平均值0.56‰~1.55‰十分相近，这表明白垩作用将大多数受成岩期大气CO2影响的低碳“淘洗”掉。有白垩化井碳氧同位素交会图总体变化趋势比较一致，δ18O偏轻，表明本区内并没有广海区深水真白垩形成而主要以浅海礁滩相碳酸盐岩的白垩化为主。
 | 图 5 碳氧同位素交会图 (a)-X21井碳氧同位素交会图(不同层段方解石样品)；(b)-不同井白垩化段碳氧同位素及平均值交汇图 Fig. 5 Plots of δ13C vs. δ18O |
白垩化作用实际上可以看成一种造微孔作用，特别是弱白垩层段薄片下面孔率低但实测孔隙度非常高，这是其“溶蚀”晶体间胶结物的结果。基于此，孔隙度又可以用来表征岩石白垩程度的高低。从顶部未白垩化岩石到底部强白垩化岩石，孔隙度总体趋势亦随深度增加而增大，随白垩化分带性变化影响波动幅度较大。孔隙度的变化趋势与碳同位素趋势相近，在无-弱白垩段，δ13C值偏轻孔隙度低胶结物较多，而进入白垩化段后，δ13C值一直相对偏重，孔隙度高胶结物少。碳同位素的变化特征显示出大气水注入形成的胶结物含量影响了岩石中δ13C的组成，白垩化的程度与胶结物含量成反比。
通过扫描电镜能更仔细的分析原岩性质和观察成岩作用的过程。用油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)完成扫描电镜分析，按《SY/T 5162—1997》岩石样品扫描电子显微镜分析方法，使用FEI-QUANTAN 250FEG扫描电子显微镜及OXFORD-INCA X-MAX 20X射线能谱仪(温度：21℃，湿度：45%RH)对珊瑚藻、有孔虫、基质微晶、亮晶方解石胶结物、微亮晶等方解石晶体进行了电镜观察及能谱分析(图 4、图 6)。结果表明，珠江组碳酸盐岩主要以碳、氧、钙为主，镁含量低，显示无论生物体格架还是泥晶基质都主要是低镁方解石为主。白垩化层段杂质少、胶结物少，弱白垩层段构成珊瑚藻方解石晶粒间及基质微晶间含少量铝硅酸盐矿物(图 6)，少许粒间孔边缘含硅酸盐矿物，硅酸盐通常会抑制胶结物的产生，这有利于白垩化作用的进行；在未白垩状泥粒岩中基质微晶会因重结晶而“焊接”在一起。
 | 图 6 弱白垩状层段扫描电镜及能谱特征(X13井) Fig. 6 SEM photos and EDX characteristics of weak chalky texture formation interval |
钙质超微化石在世界海洋的分布是众所周知的，典型的白垩储层主要分布于深海或远洋沉积物中。这种远洋或深海沉积的白垩储层中的微孔主要是钙质超微化石(颗石藻和颗石球)或作为其组成的的片状晶体(颗石)之间的孔隙，钙质超微化石的保存又和CCD面以及溶跃面有关(Feazel et al., 1985)。而流花生物礁-滩组合并非典型的白垩储层，只是在碳酸盐沉积物的基础上一些层段发生了白垩化，为泥晶基质与生物颗粒共生而未发生亮晶方解石胶结。区别于深海形成的真白垩，其发生白垩化的层段并不像远洋或深海沉积物中的白垩那样巨厚，密度特征与英格兰北部所产硬白垩相似。流花油田碳酸盐岩白垩化在岩石类型上并无选择性，主要包括：(1)白垩化的骨架岩、粘结岩组构；(2)白垩化的生屑粒泥岩和生屑泥粒岩。按白垩化程度分为三类：(1)无白垩化灰岩，包括亮晶致密灰岩及微亮晶致密灰岩，这类灰岩基质泥晶颗粒自形程度差，含亮晶胶结物和方解石脉体；(2)弱-中等白垩化灰岩，包括生物和生屑白垩化而泥晶基质未白垩化灰岩和生物骨架微白垩化灰岩，无亮晶胶结或少泥晶基质；(3)强白垩化灰岩，主要为粉末状方解石颗粒。
原始矿物成分对最终的颗粒形态有一定影响，生物体或者泥晶基质含少量文石时，文石溶解后容易在晶体间留下少许胶结物，随着文石含量增加，晶体表面的溶蚀坑程度强，颗粒周围形成一些更小的晶体。同时，在粒间的溶蚀孔隙中，保存以菱面体纤柱状为主、代表海水潜流环境的方解石晶体。
流花地区下中新统珠江组时期经历了多期次、不均一的短暂暴露(古莉等，2012；岳大力等， 2005a，b)，镜下偶见渗流粘土、渗流粉砂、示底构造、褐铁矿化、石膏充填溶缝、淡水方解石充填溶蚀缝、洞等暴露标志，少见硅化现象(黄海平等，2012)。在短暂暴露阶段，大气水因溶有CO2而成弱酸性：CaCO3+CO2+H2O→Ca2++2HCO3-。
此时的碳酸盐岩地层进行了选择性溶蚀作用，原始沉积孔隙中的CaCO3饱和度随之降低，导致沉积物中的高镁方解石向低镁方解石转化，方解石晶体中包裹的文石溶解，在晶体表面留下凹坑(图 4b，c)，在颗粒间发育晶间孔喉网络。同时溶解产生的碳酸盐物质最终会在附近或成岩体系的其它场所沉淀下来形成碳酸盐胶结物而封堵孔隙，使岩石致密(黄诚等，2010)。当成岩体系中的水流量较大时，文石和高镁方解石甚至可以被完全溶解，与东格陵兰Jameson L and 上二叠统鲕粒灰岩在大气水成岩作用过程中经历了完全的孔隙换位作用(Scholle and Ulmer-Scholle， 2003)相似，其鲕粒完全被溶蚀形成铸模孔，而留下了完全不含铁的块状方解石胶结物。
白垩化岩石中亮晶胶结物及杂质等被大量溶蚀、淘洗干净，剩下铁含量很低(表 1)的生物壳体和泥晶基质。白垩化在大气淡水阶段初期定型。
新生变形作用和广泛的胶结作用通常发生在成岩中-晚期埋藏阶段，这两个作用是白垩化中期阶段孔隙度保持的重要过程。
区内大多数的生物原岩都是镁方解石，少量晶体内包裹文石。可见，区内的重结晶作用应该以递进新生变形构造为主(Folk， 1965，1974)，进而形成微亮晶，很少(Lasemi and S and berg， 1984; Munnecke et al., 1997; Baker et al., 1982)谈及的文石直接转变为微亮晶的过程。文石含量的多少可能直接影响同样环境下白垩化的程度，这一点可能是造成白垩层薄，在垂向上分段明显的原因。微观下，白垩化是一种矿物的晶体形状和大小发生改变，而主要矿物成分不改变的作用，但无论是生物体或是基质，方解石晶体普遍粒径1~3μm，个别基质达微亮晶，表明总体上都没有充分的进行递进新生变形，这种现象福克称之为“退变新生变形”作用。高镁方解石转化后，镁存在于晶体间，短时期的多期暴露而带来的大气淡水无法彻底的清洗掉全部镁离子，镁套长期持续在晶体间存在，使得新生变形作用不能彻底的进行而只能局部发生。化学分析的结果(表 1)也可以看出，白垩的岩石中镁含量很低，第一原因是方解石转化脱镁，第二就是大气水部分溶蚀含相对高镁的胶结物，使晶间一直存在镁离子，抑制重结晶的继续进行，使新生变形作用停止，同时也抑制广泛的胶结作用发生。
白垩程度越强，其间胶结物含量越少，白垩中胶结物不发育有很多可能性，从流花地区的特征来看，总体上的储集空间类型以原生孔隙叠加次生孔隙为主，主要为原生晶间孔、粒间孔，表明晶体颗粒间的胶结物大多数不是后期溶蚀消失，而是成岩过程中出现了抑制胶结的作用。致密段这种重结晶之后的基质颗粒形态看出(图 2c、图 4a)，即使是孔隙间的胶结物被后期的流体溶蚀和反复底水淘洗，也不能形成研究区广泛发育的白垩状结构灰岩。它表明，白垩化的方解石泥晶可能只经历了方解石化作用而未进行过严重的重结晶作用。
成岩中-晚期对白垩的改造作用十分强烈，电镜下还见少量球状菌类，被压实作用压成饼状，它可以生产泥晶方解石，同时菌类生物所产生的有机酸也会使微亮晶的方解石晶体发生溶解(韦龙明，1995)。据同位素和痕量元素分析(据Wu and Li， 1997)，该地区具白垩状结构的骨架岩、礁角砾岩、砾状岩以及生屑泥粒岩的平均δ18O为-3.36‰，平均δ13C为0.8325‰。珠江组礁-滩组合相对富锌(Zn)，指示礁-滩组合在成岩晚期经受了进一步的改造，通过进一步溶蚀、淋滤(Sattler et al., 2004; Zampetti et al., 2005; Sattler et al., 2009)使微孔扩大，强化了白垩化，使岩石变得更加疏松、多孔。
但是，较深的埋藏也只是一个相对的深度范围，因为考虑到胶结物含量少，1000m深度时白垩就出现明显的溶解现象(Neugebauer，1974)，太深的埋藏作用可能会发生较严重的溶解作用，从而不能保持泥晶方解石的颗粒形态，而原岩的颗粒形态和压溶作用与微孔隙好坏密切相关(梁百和等，1996)。另外，压溶的时间早晚和原岩文石的含量，也决定了岩石压溶的程度，因为压溶作用越早发生，文石含量越多，越容易发生压溶现象，很明显这些在本区内都是相对较少的。
珠江组沉积期末，流花礁-滩组合在短暂的暴露之后，快速下沉被水淹没，继而接受了上覆厚层泥岩沉积。通过流体 包裹体测温确定的流花地区珠江组油藏的主要形成时间为上覆韩江组沉积之后(据中海石油(中国)有限公司深圳分公司研究院，2013①)，上覆韩江组泥岩的压实释水未被油层阻隔得以下渗。这表明，珠江组灰岩成岩中-晚期，上覆韩江组泥岩压实产生的孔隙流体下渗穿过了珠江组灰岩地层，并对之前形成的孔隙进行非选择性溶蚀，这种溶蚀是对白垩状结构具有建设性的强化作用。
①中海石油(中国)有限公司深圳分公司研究院.2013.2013年年度检查报告.内部资料
关于油田底水段珊瑚骨架岩的白垩化是否是油田底水 腐蚀浸泡的结果，这个问题值得仔细研究(吴熙纯等，2010b)。结合该井底水段的水分析资料可知(表 2)，PH值对白垩化程度影响不大，而Mg/Ca比值差异明显，白垩化层段Mg/Ca比值均为0.71，而X1井未白垩化层段Mg/Ca比值却为1.6。发生白垩化层段，地层水中Ca+显著增加，Cl-明显含量降低。流花地区作为地下水汇集区，不断接受补给，矿化度从成岩早期到成岩晚期不断降低，这种地下水因不断淡化，会因CaCO3不饱和而对处于底水中的灰岩进行溶蚀漂洗。X1井油田水底水段白垩化强，矿化度低于该井上部油层中的内水的矿化度，同样发生白垩化的X13井矿化度也非常低(对比X13井油田水的取样分析，同样形成于深层环境的地下水，具有跟X1井底水的常量离子含量相似的特点。钻井取芯上并未见到明显的白垩状灰岩，电镜对其分析可见含油层系岩石都为弱-中等的白垩化)。无白垩层段和Y3井的矿化度一样，均相对高出几倍。可见，地下水矿化度对白垩化结构程度存在逆相关性。
| 表 2 流花油田及邻区地层水分析结果 Table 2 Analytical results of formation waters in Liuhua oilfield |
综上所述，这种浅海环境形成的白垩状灰岩受(1)早期大气淡水的淋滤作用(高镁方解石矿物的转化和溶蚀作用)和成岩中-晚期较深的埋藏成岩作用(镁的溶出、镁套的形成和持续时间，菌类生物有机酸作用，递变形成变形作用的停止和微亮晶晶体的不断溶蚀，晚期非组构选择性溶解)，(2)再造水的溶蚀和(3)后期地下水的淘洗共同控制。
白垩化结构的产生先要考虑灰泥的成因，灰泥可以是生物成因的微体化石，可以是机械成因的泥屑，也可以是化学成因的微晶，原始的灰泥成因不同导致白垩化结构作用的形成机理不同。而新近纪以后，钙质超微化石的个体变小(Macleod et al., 1997)使得白垩储层质量变差也证明了这一点(Hardman，1983)。
首先，当机械压实率很低的情况下，重结晶作用会导致泥晶间形成接触式胶结，使灰泥形成白垩，这种多数为化学成因的灰泥，不同环境下方解石颗粒是否发生共溶现象取决于晶体的自身。其次，生物成因和泥屑成因的灰泥都是以粒间孔为主，而化学成因多数为晶间孔隙。
其次考虑成岩作用的过程及时间。这种原始的结构造成三种不同的灰泥必须要在不同的成岩条件才能产生白垩化结构。典型的白垩产生于深海或远洋的沉积物中，它通过重结晶(化学)和压实作用或本身的生物结构形成接触式胶结从而不断形成白垩，硅酸盐的存在可以抑制碳酸盐的沉淀从而不发生大规模的胶结作用。流花地区的白垩化现象出现在高能的礁滩相或礁坪相中，大型底栖有孔虫，藻及珊瑚的结构保持完整(图 2d)，无变形及任何磨蚀，仅出现“结构退化”现象，它的成因显然与较古老的碳酸盐岩真白垩的成因有所差别，对比两种过程可以发现，这是真白垩的“逆过程”。区内的多数微亮晶的颗粒都发生了几次的溶解作用，这表明它们在不断的向白垩靠拢，伴随碳酸盐颗粒间及颗粒方解石晶体间的胶结物和其它杂质全部带走后形成的白垩状结构。
第三考虑地下水的类型和浸泡的时间。根据流花生物礁油田的水分析资料，认为成岩作用后期地下水对白垩状结构是一个加剧的过程，矿化度较低、氯化钠型的地下水环境更有利于白垩状结构的加剧。但是X1井底水段白垩状结构程度与X13井致密段的微观结构对比差异性表明：并不是有良好的地下水环境就一定可以发生强烈的白垩化，发生了部分压溶和重结晶现象的微晶基质无法被底水改造成强烈的粉末状白垩。
碳酸盐岩的溶解作用有两种类型，一种是成岩早期的选择性溶蚀作用，泥晶基质表面的溶蚀坑洞多数也在此时形成。孔隙水带走不稳定的海洋沉积物，如文石和高镁方解石的生物骨骼以及文石质晶体，这种溶解作用通常选择性溶蚀颗粒而基质保存较好，偶尔会出现泥晶套保护作用下颗粒形态完好的情况。这类溶蚀作用也可以只发生在泥晶基质内部，这就和研究区的特征十分相符，表明研究区在成岩早期孔隙水的溶解作用十分关键，而且岩石中孔隙的基本结构特征已经在此时奠定。第二类是成岩晚期作用，此时只是在原有基础上的次生扩大作用。由埋藏环境中溶解度递减的顺序：生物成因的方解石→方解石化的文石或镁方解石→方解石胶结物，可以看出此时期方解石的胶结作用大于溶解作用。就是说研究区在进入成岩晚期埋藏阶段时，已经选择性带走了所有的方解石胶结物与亮晶充填物，形成了泥微晶间孔隙、体腔孔隙和多数的粒间孔隙。
但是存在以下问题：①油气运移过程中形成的有机酸在流花地区十分发育，并且前人的成藏观点指出，流花地区的油均是由底部向上部运移，油气的路过是否加速了白垩的进程？②暂把白垩作为白垩化成岩作用环境的稳定产物，那么极细粒的灰泥和粗大的颗粒都向这个中间过程演化，都是一个提纯的过程，前一个要考虑的问题自然是如何使孔隙保持到最后，而后一个问题是什么环境下多少程度的白垩状结构是对孔隙结构最有利的。
(1)南海早中新世具备了形成白垩状结构的条件，珠江口盆地东沙隆起的碳酸盐岩在这种“作用”下形成了多期程度不同、组构各异的白垩化碳酸盐岩。白垩状结构分为：缝合线内白垩，致密灰岩与白垩状结构灰岩夹层(生物体白垩状，泥晶基质未-弱白垩状)，底水段白垩(生物体白垩状，泥晶基质白垩状)。
(2)白垩状结构的发生有三个比较重要的过程，第一期的白垩化形成于成岩早期大气淡水渗流作用不饱和范围内，这种环境下白垩化作用发生，但是东沙台地各期暴露时间较短，加之镁方解石的转化脱镁作用，岩石只经历了组构选择性溶蚀，白垩化作用微弱。第二个时期是埋藏阶段含镁离子的胶结物埋藏期被溶蚀，孔隙水中长期富镁离子，泥晶灰岩方解石晶体的进变新生变形作用未完成，其间微孔隙多为原生晶间孔。同时，适度的埋藏深度是微晶保持良好的孔隙结构和点接触式胶结的主要原因。第三是“再造水”晚期的强化作用使白垩化到中等程度。
(3)真正的强白垩结构化现象大多数出现在底水段以下，这也有几种不同的结果出现：(a)底水不能形成白垩状结构而只能加速白垩化作用的进程，油田水出现较低矿化度;(b)原本未受白垩化影响的层段由于晶体间因胶结而联结起来，不能再通过溶蚀形成晶体形态完美的生物泥晶含微孔灰岩，基本上或者没有出现白垩化现象;(c)即使原始岩石都不同程度发生白垩化，但是后期底水为硫酸钠型水也很难使白垩化现象继续加重。
(4)偶见于灰岩段上部缝合线内极薄层的粉末白垩化碳酸盐岩(微含油段)是成岩早期暴露叠加埋藏期压溶过程的结果，它的出现表明深部压溶作用对于白垩的保持十分重要。
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