鄂尔多斯盆地西南缘延长组砂岩自生绿泥石成因及物质来源

鄂尔多斯盆地西南缘延长组砂岩自生绿泥石成因及物质来源

考虑到砂岩中绿粘土的普遍性和对储层材料的影响，许多科学家致力于研究其形成时间、外观、成因、来源和对储层材料的影响。目前关于自生绿泥石产状的认识较为一致,包括包膜绿泥石、衬里绿泥石、玫瑰花状绿泥石和绒球状或蜂窝状绿泥石(Billaultetal.,2003;黄思静等,2004;孙治雷等,2008;田建锋等,2008a,2008b)。然而,至今诸多方面未达成共识:①自生绿泥石开始生长时间,有学者倾向于认为自生绿泥石开始于岩石大量压实作用之前(Jeffry,2001;Billaultetal.,2003;黄思静等,2004;孙治雷等,2008;田建锋等,2008a,2008b)的同生成岩阶段或早成岩阶段,也有学者认为其开始于岩石大量压实作用之后(Annaetal.,2009;丁晓琪等,2010)的中成岩阶段(谢武仁等,2010)或晚成岩阶段(钟广法等,1996)。对于绿泥石停止生长时间,田建锋等(2008a)认为绿泥石的形成可持续至晚成岩阶段,孙治雷等(2008)认为绿泥石形成的温度可从古常温至大于140℃,始于同生并贯穿整个成岩阶段,也有学者认为不晚于石英次生加大或碳酸盐胶结物出现(Annaetal.,2009;丁晓琪等,2010)。谢武任等(2010)认为绿泥石的形成介于硅质胶结的第一期和第二期。②关于包膜绿泥石和衬里绿泥石对孔隙影响机制方面,早期部分学者认为自生绿泥石对储层起破坏作用(韩宝平和冯启言,1999),而今多数学者认为衬里绿泥石通过抑制石英次生加大起保护作用(Jeffry,2001;Richard,2003;Annaetal.,2009;黄思静等,2004;田建锋等,2008a,2008b;孙治雷等,2008;丁晓琪等,2010;谢武仁等,2010)。③虽然现今多数学者肯定了包膜绿泥石和衬里绿泥石对储层的建设性作用,但如何保护储层物性仍存在分歧。部分学者认为绿泥石薄膜可阻隔富Si4+孔隙水与石英颗粒接触,进而抑制石英次生加大(Ehrenberg,1993;柳益群和李文厚,1996;黄思静等,2004);但有部分学者认为孔隙水可从薄膜绿泥石晶间孔渗入,溶蚀被包裹颗粒形成铸模孔,表明薄膜绿泥石并不能完全阻隔孔隙水与石英颗粒接触,而抑制石英次生加大的机制为维持孔隙水微区环境成碱性并占据石英次生加大的结晶基底(丁晓琪等,2010;田建锋等,2008a,2008b)。鄂尔多斯盆地渭北隆起西段、天环坳陷南延部分(图1),大面积出露三叠系延长组砂岩,地球物理和钻井揭示在崇信-陇县地区分布有中三叠世(锆石U-Pb年龄为237.6±8.4Ma)和早白垩世(锆石U-Pb年龄为111±1Ma)的隐伏岩浆岩,岩浆期后热液流体对延长组砂岩中黏土矿物可能产生一定影响。绿泥石是储层物性研究的热点之一,至今在诸多方面仍有分歧。因此,本文以鄂尔多斯盆地西南缘延长组砂岩为例,探讨自生绿泥石的产状、成因、物质来源及其对储层物性影响。1储层绿泥石成因自生绿泥石以胶结物的形式垂直颗粒表面生长或充填孔隙,按其在孔隙中的产状又可分为:①颗粒包膜绿泥石(Billaultetal.,2003;黄思静等,2004;田建锋等,2008a,2008b);②孔隙衬里绿泥石(柳益群等,1996;Jeffry,2001;Billaultetal.,2003;丁晓琪等,2010);③玫瑰花状或叶片状绿泥石(Jeffry,2001;Billault,2003etal.;丁晓琪等,2010);④绒球状或蜂窝状绿泥石(Hillieretal.,1996;张金亮等,2004)。观察研究区延长组岩石薄片发现,包膜绿泥石以薄膜的形式垂直颗粒表面生长或包裹整个颗粒,厚度不足1μm(Billaultetal.,2003),在颗粒接触处因挤压而平行衬垫于两颗粒接触面(图2A,2B)。衬里绿泥石在颗粒表面或包膜绿泥石之上呈等厚薄膜状结晶生长(图2A、2B,图3A),扫描电镜下较包膜绿泥石晶体大,晶形好,集合体厚5~10μm(Jeffry,2001;张金亮等,2004)。衬里绿泥石与包膜绿泥石具有相同的生长机制,区别在于包膜绿泥石可衬垫于颗粒接触处而衬里绿泥石只生长于孔隙接触的颗粒表面,并较包膜绿泥石厚(图2A、2B)。玫瑰花状绿泥石并不在衬里绿泥石之上有规律的结晶生长,而是成散落叶片状或聚集成向外散开的玫瑰花状充填于孔隙中(图3B),在研究区砂岩中相对较少。与盆地其它地区同一层位砂岩中绿泥石(Billaultetal.,2003;Richard,2003)比较而言,绒球状或蜂窝状绿泥石在研究区延长组砂岩中较为发育,以多孔的蜂窝状(图3C)、大小不等的绒球状(图3D)填充孔隙或附着于骨架颗粒表面(图3E)。2包膜绿泥石成因与储层物性由扫描电镜和岩石薄片可见,包膜绿泥石不仅存在于未接触的颗粒表面(图3F),也衬垫于两骨架颗粒之间(图2A,2B),表明颗粒先被包膜绿泥石包裹,然后由于强烈的压实作用使得被包裹颗粒重新调整位置,部分包膜绿泥石便衬垫于颗粒接触处。这证明包膜绿泥石形成于岩石主压实阶段之前的同生成岩阶段或早成岩阶段A期。同样已有部分学者在数个盆地中发现绿泥石包膜铸模孔(Billault,2003;黄思静等,2004;张金亮等,2004),并认为由于被包裹颗粒发生溶蚀,使残留的绿泥石包膜形成铸模孔。研究区延长组砂岩中普遍存在塑性岩屑铸模孔(图2C)或长石铸模孔(图2D),这表明包膜绿泥石形成于岩屑、长石颗粒溶蚀之前。衬里绿泥石只生长于未接触的颗粒表面,集合体常垂直颗粒表面有规律地生长,并成等厚薄膜清晰地勾绘出了孔隙形态,如三角状(图2B)或者不规则状。这种产状的绿泥石说明其形成时间晚于岩石主压实阶段,即在颗粒相互接触位置基本定格的情况下沿颗粒表面生长,形成时间相当于成岩作用的中成岩阶段A-B期。自生绿泥石对储层物性的影响很大程度上取决于其与自生石英生长的先后顺序。自生绿泥石形成早于自生石英,对储层物性起保护作用,反之,损害储层物性。前面分析表明包膜绿泥石生长于主压实之前的早成岩阶段A期,而石英次生加大主要开始于中成岩阶段,可见,包膜绿泥石应远早于石英的次生加大。对于衬里绿泥石形成和自生石英结晶的早晚虽然存在分歧,但大多数学者(Ehrenberg,1993;柳益群等,1996;Billaultetal.,2003;黄思静等,2004;田建锋等,2008a,2008b;孙治雷等,2008;丁晓琪等,2010)在探讨其对储层物性影响时,是以衬里绿泥石形成先于自生石英为前提的。本次扫描电镜微观图像观察发现衬里绿泥石包裹的骨架颗粒无石英次生加大,而充填孔隙的石英雏晶也无衬里绿泥石包裹,仅见散落叶片状绿泥石分布于表面(图3A),表明衬里绿泥石形成早于自生石英,而散落叶片状(玫瑰花状)绿泥石形成晚于自生石英。绒球状或蜂窝状绿泥石的大量存在是研究区砂岩储层的一大特征,它们与石英雏晶一起充填于孔隙中(图3D),或独自呈集合体附着于高岭土化长石表面(图3E),表明其与自生石英的生长无时间上的先后顺序,受控于外部流体转化先存黏土矿物如高岭石、蒙脱石的时间。3地层沉降和岩屑作用绿泥石形成于富铁、镁的碱性环境(田建锋等,2008a,2008b;Annaetal.,2009;谢武仁等,2010),铁、镁来源是绿泥石形成的物质基础。目前比较认可的铁、镁来源有:①河流带入(Ehrenberg,1993;Blochetal.,2002);②黑云母、角闪石等火成岩岩屑水(DeRosandAnjos,1994;Remy,1994);③泥岩因压实脱水(孙治雷等,2008);④外部流体渗入地层而带入(Hillieretal.,1996;田建锋等,2008a)。包膜绿泥石形成于早成岩阶段A期,河流带入的溶解铁、镁离子是其主要物质来源。在河流入湖或入海处,因电解质变化发生絮凝沉淀,进入沉积层形成富铁、镁离子的碱性孔隙溶液,随地层沉降,温度逐渐升高,新生绿泥石易垂直于颗粒表面生长。在体系开放、岩石压实较弱,孔隙空间和铁、镁离子等物质基础充足的前提下,包膜绿泥石可包绕整个颗粒成薄膜式附着于颗粒表面。薄片观察发现,岩石含较多黑云母及角闪石等火成岩岩屑,部分绿泥石化(图2E、2F),绿泥石化后的黑云母和角闪石可水解形成铸膜孔(图2E)。这些含铁、镁高的岩屑水解后为衬里绿泥石的形成提供了物质基础。随地层沉降深度加大,压实作用增强,颗粒间由不接触或点接触变为以线和面接触为主。衬里绿泥石便垂直于构成剩余原生孔的颗粒表面生长,包绕成三角状(图2B)或不规则状。泥岩压实释放出的铁、镁离子是玫瑰花状绿泥石的主要物质来源。随地层沉降深度的增加,温度也逐渐升高,泥岩达临界压力之后开始释放铁、镁等离子溶于孔隙溶液中。因该阶段孔隙空间相对于铁、镁离子数量较为充足,加之较高的温度(孙治雷等,2008;田建锋等,2008a)有利于单个绿泥石晶体的充分生长,故该阶段形成的玫瑰花状绿泥石虽然在数量上少于衬里绿泥石,但晶体较大,晶形较好。富含铁、镁离子的外部流体在较高温下能快速转化砂岩中先存的层状硅酸盐矿物如伊利石、高岭石、蒙脱石等形成绿泥石(Ehrenberg,1993;Hillieretal.,1996;田建锋等,2008a)。Ehrenberg(1993)指出外部流体可将蒙脱石质黏土先驱转化成蜂巢状绿泥石(蜂巢状是膨胀性黏土矿物遗留的重要外形特点);Hillier等(1996)提出富含铁、镁的外部流体能将砂岩中层状硅酸岩矿物快速转化为蜂窝状或具有其它黏土矿物外形特征的绿泥石。对研究区延长组砂岩扫描电镜观察发现,长石风化面及粒间孔中存在大量蜂窝状和绒球状绿泥石。这种绿泥石是长石高岭土化及长石高岭土化的中间产物蒙脱石在外部富含铁、镁离子的高温流体作用下转化形成的。研究区分别在中三叠世和早白垩世发生过岩浆侵入和喷出活动,促使蜂窝状或绒球状绿泥石形成的外部流体可能与本区中三叠世或早白垩世岩浆期后的热液流体有关。4衬里绿泥石的物质来源、温度及产状绿泥石的产状是成因与来源的外部表现形式,而不同的来源与成因决定了绿泥石的生长具有不同的世代。在整个漫长的自生绿泥石生长过程中,依据铁、镁离子来源、温度及成因将自生绿泥石划分为多个生长世代。黄思静等(2004)认为自生绿泥石生长具有三个世代。那么不同世代绿泥石与其产状、来源、成因之间有何关系?岩石薄片和扫描电镜观察并结合之前研究成果(孙治雷等,2008;田建锋等,2008a;丁晓琪等,2010)表明,富含铁、镁离子的流水赋存于半固结-固结的沉积层中,在碱性的孔隙环境中沉淀出早期绿泥石,形成温度20~50℃(Jeffry,2001;Richard,2003),即第一世代自生绿泥石,呈薄膜状覆盖于颗粒表面或包裹整个颗粒,晶体小而密集,自形程度低,后期骨架颗粒因压实重新调整相对位置后可平行衬垫于颗粒接触处。衬里绿泥石形成时岩石颗粒已基本就位于现今所观察到的位置,角闪石、黑云母等火成岩岩屑是铁、镁离子的主要来源,这种绿泥石只生长于孔隙接触的颗粒表面。形成温度较第一世代高(60~80℃)(Billaultetal.,2003;孙治雷等,2008),因而较第一世代绿泥石晶体大且自形程度高。由于其产状、铁和镁离子来源、形成温度及晶体特征同第一世代明显不同,故衬里绿泥石可作为第二世代绿泥石。随地层埋深及古地温升高,砂岩中泥岩夹层因压实脱水释放出铁、镁离子成为后期绿泥石形成的主要物质来源(孙治雷等,2008),较高的温度(可高达140℃)(孙治雷等,2008))和相对充足的孔隙空间可使该阶段生长的绿泥石较前两阶段晶体大、自形程度高(张金亮等,2004)。玫瑰花状绿泥石的物质来源、温度及产状与衬里绿泥石明显不同,故玫瑰花状绿泥石可作为第三世代绿泥石。研究区延长组蜂窝状或绒球状绿泥石普遍发育,充填孔隙或附着于风化长石颗粒表面,受控于中三叠世或早白垩世岩浆期后热液对先存黏土矿物如蒙脱石或高岭石的前进交代,与前三世代绿泥石无继承生长关系,虽属自生绿泥石但不具世代性。5绿泥石成因探讨及对自生石英的影响砂岩中自生石英普遍存在,强烈向孔隙空间生长而堵塞孔喉,对储层物性起破坏作用。研究发现部分绿泥石以薄膜形式覆盖于颗粒表面以阻碍石英次生加大,对储层起建设性作用(黄思静等,2004;孙治雷等,2008;田建锋等,2008a,2008b;刘金库等,2009;丁晓琪等,2010;谢武仁等,2010)。目前,对于绿泥石通过何种方式抑制石英自生结晶存在两种观点:一是认为薄膜绿泥石通过阻隔富Si4+孔隙水与石英结晶基底接触从而抑制石英次生加大(Ehrenberg,1993;柳益群等,1996;黄思静等,2004;丁晓琪等,2010);二是认为绿泥石薄膜由于大量晶间孔的存在不能完全阻隔孔隙水与石英颗粒接触(Billaultetal.,2003;田建锋等,2008a,2008b),其抑制石英次生加大的机制为维持孔隙微区环境呈碱性和占据石英结晶基底(田建锋等,2008a;丁晓琪等,2010)。包膜绿泥石形成早于自生石英的生长,以薄膜形式覆盖颗粒表面,减少孔隙溶液与石英颗粒的接触面积,从而降低石英次生加大的几率。衬里绿泥石形成于中成岩阶段,绿泥石的大量形成表明该阶段孔隙溶液成碱性,而更为重要的是已形成的绿泥石具有调节孔隙溶液呈碱性的能力(孙治雷等,2008;田建锋等,2008a,2008b),石英易形成于酸性环境(pH=5~6),故衬里绿泥石本身及其生长环境对自生石英的生长具有一定的抑制作用。X衍射定量分析发现研究区延长组砂岩中普遍存在绿泥石,约占黏土总量的23%(平均)。样品EF-1和EF-18出现浊沸石相(表1),该种矿物与衬里绿泥石具有相似的形成环境,但比绿泥石具需要一个相对严格的碱性环境(pH=9~12)(杨晓萍等,2005;田建锋等,2008b)。因此,至浊沸石相出现的漫长过程中,孔隙溶液成碱性,适宜绿泥石生长而不宜石英自生结晶;同样,当孔隙溶液不再适合浊沸石相出现时,pH值回落(至pH=7时)的漫长过程仍然适合绿泥石生长而不宜石英自生结晶。系统的岩石薄片和扫描电镜观察以及黏土矿物X衍射分析研究表明,衬里绿泥石通过占据石英结晶基底,维持孔隙溶液呈碱性抑制石英次生加大的机制是普遍存在的。然而从溶液离子数量的角度出发,绿泥石属铝硅酸盐矿物,其一般结构式为(Mg,Fe,A1)6[(Si,A1)4O6](OH)8,形成一分子的绿泥石需消耗6个氧离子和4个硅离子,其形成过程同时削弱了