鄂尔多斯盆地中三叠统山西组、太原组和四川盆地须家河组砂岩的地球化学特征

鄂尔多斯盆地中三叠统山西组、太原组和四川盆地须家河组砂岩的地球化学特征

阴性光谱分析是沉积物学中的一种重要研究方法之一，在碳酸盐沉积研究（包括砂岩碳酸盐）中得到了广泛应用。在低束流和低束压条件下，碳酸盐矿比（铝）盐矿更具有更好的黑暗光泽。同时，作为碳酸盐岩的激生剂，mn和fe的极端发光原理也被广泛接受。近年来有关碳酸盐成岩作用(包括白云岩化作用)的研究都把不同结构或不同成分碳酸盐的阴极发光性的差别作为恢复成岩历史、判断成岩机制、推测成岩流体性质、鉴别与评估碳酸盐成岩蚀变性的主要依据之一。如Bruhn对德国西北部上侏罗统碳酸盐岩成岩历史的研究,El-Tabakh对澳大利亚西部的南卡那封(Carnarvon)盆地志留系浅海相碳酸盐白云岩化作用的研究,Swennen对加拿大不列颠哥伦比亚(BritishColumbia)地区中寒武统与高温盐水有关的成岩白云岩形成机制的研究,Török对匈牙利南部中三叠统碳酸盐白云岩化作用的研究,Azmy对巴西圣弗朗西斯科(SãoFrancisco)盆地前寒武白云岩化的流体性质和白云岩化机制的研究,Walter对前寒武840～544Ma时间段碳酸盐样品成岩蚀变性的评估等。Veizer在公布显生宙全球海水同位素(锶、碳、氧、硫)曲线时对样品成岩蚀变性的评估、黄思静等在对华南早古生代海相碳酸盐和西藏南部晚白垩世厚壳蛤不同壳层的成岩蚀变性及其对海水信息保存性的评估时都不同程度地采用了阴极发光分析。我国一些重要的含油气盆地同时也是重要的成煤盆地,如四川盆地的须家河组和鄂尔多斯盆地的上古生界等。陆源碎屑岩是主要的油气储集岩,其主要特点是骨架颗粒中长石含量极低(表1),如鄂尔多斯盆地太原组和山西组的砂岩中的长石含量基本上都在全岩样品X射线衍射分析检测限以下;四川盆地的川西凹陷须家河组地层中,除须2段长石含量稍高(6%左右)以外,其它层位的长石含量都在2%以下(表1)。与骨架颗粒中长石含量对应的是砂岩的岩石类型,以岩屑砂岩、岩屑石英砂岩或石英砂岩为主,有的砂岩甚至显示出很高的成分成熟度(图1)。埋藏前的各种地质作用是人们对砂岩骨架颗粒构成状况的一般性解释,因而除物源因素以外,低长石含量被认为是稳定构造条件或湿热气候条件下的有关地质作用对砂岩骨架颗粒改造的结果,并形成了砂岩成分成熟度(也包括结构成熟度)等重要的碎屑岩沉积学的理念。在富长石的砂岩中也有了构造长石砂岩和气候长石砂岩的说法。这些经典理论统治我们多年,在指导有关科学研究和生产实践上都发挥了巨大的作用,人们也主要以此为依据解释鄂尔多斯盆地上古生界和四川盆地三叠系须家河组砂岩骨架颗粒中低长石含量的原因。然而,长石作为地壳中最为重要的造岩矿物之一,其分布十分广泛,无论是各种岩浆岩、变质岩还是沉积岩都不同程度的含有长石,一些埋藏前的地质作用也难以对长石的减少甚至完全消失作出合理解释,如作为前陆盆地的四川盆地川西凹陷来说,虽然煤系地层的气候条件可能是埋藏前长石含量极低的原因之一,但在活动的大地构造条件和如此近物源的条件下,无论何种气候条件下也难于使其长石完全消失。因而长石有可能是在漫长的成岩过程中遭受溶解,使其数量减少甚至完全消失的。如果长石在较早成岩阶段完全溶解,我们很难在薄片中发现它们,但如果长石在完全溶解之前,碳酸盐胶结作用发生,残余长石被保存下来,这些长石与固定它们的碳酸盐胶结物具有完全不同的阴极发光性,那么原有长石的性质和数量可以在一定程度上得以恢复,这正是本文试图讨论的问题。1实验岩的选择样品采自鄂尔多斯盆地的T井、HT井和四川盆地川西凹陷的G井,目前埋藏深度大约在3400～4080m之间,样品分布的地层包括上古生界的山西组和太原组(鄂尔多斯盆地)和三叠系须家河组(川西凹陷),均选择为碳酸盐广泛胶结的极度致密的砂岩。样品所分布的山西组、太原组和须家河组都是我国重要的含煤地层。在对样品进行了薄片鉴定(包括茜素红和铁氰化钾染色分析以及铸体薄片分析)的基础上,利用成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室的CL8200MK5阴极发光仪(配以Leica偏光显微镜)进行阴极发光分析,由于砂岩中的大多数方解石胶结物都具有较高的Mn含量和中等程度的铁含量,因而都具有较为鲜艳的阴极发光性,测试条件选择束电压为15kV、束电流300μA,同时考虑到样品的可对照性,所有样品都采用了相同的测试条件。本文按Ebers等的方法和描述术语(表2)对碳酸盐矿物的阴极发光颜色和强度进行描述。2种是一种最具未溶解的岩性阴极发光分析表明,鄂尔多斯盆地山西组、太原组和四川盆地须家河组砂岩中的方解石胶结物都不同程度地具有阴极发光(图2),以四川盆地川西凹陷砂岩中方解石胶结物的阴极发光最强,具有亮黄色的阴极发光性,鄂尔多斯盆地太原组砂岩中方解石胶结物具有暗的中等红色—暗的中等黄色阴极发光性,而鄂尔多斯盆地山西组砂岩中方解石的阴极发光最弱,具有暗红色的阴极发光性。在本文的测试条件下,大多数碎屑石英都不具阴极发光或仅具暗紫色的阴极发光,但由于发光很强的方解石胶结物的影响,其本身的弱阴极发光性被掩盖。分散的具有蓝色阴极发光细碎屑物质主要是钾长石溶解后的残余晶体(图2中白色箭头所指),这是我们可以基本肯定的长石类型,同时也说明钾长石是埋藏成岩过程中长石溶解的主要类型。阴极发光分析结果具有如下几个方面的地质意义:(1)图2中列举的4个样品的薄片分析结果中长石在岩石中的含量大致在0%～1%之间,个别样品的薄片中没有识别出长石(表3),而在阴极发光下,碳酸盐胶结物占据空间的很大一部分都是由长石溶解提供的,显示方解石胶结作用发生在长石溶解之后的较短时间内。一些样品(图2a、d、f)所具有的显著较大的“粒间孔隙体积”并非都是原生的,其成因与长石的广泛溶解作用有关,方解石的胶结作用固定了颗粒间的相对位置,并勾绘出溶解长石的原有轮廓,使得部分原有长石的形态得以保存。(2)从图2a、d、f估计,被溶解的长石可能占岩石的10%～20%甚至更高,可以想象,砂岩中长石溶解以后,如果没有碳酸盐的胶结作用,这些由长石溶解形成的“粒间孔隙体积”可能因压实作用而消失,分散的长石残晶可能被成岩流体带走,确实难以恢复岩石埋藏前骨架颗粒中长石的实际数量,表1中所显示的砂岩骨架颗粒的构成显然不能代表埋藏前的骨架颗粒构成,岩石中长石的缺乏不能视为岩石在埋藏前经历了充分的改造,岩石也不具有真正的高成分成熟度。(3)一部分被溶解长石的残晶具较强的蓝色阴极发光,综合前人已有研究成果(表4),可以判断它们主要是钾长石,一部分被溶长石的残晶具很弱的阴极发光,并被方解石的较强发光所掩盖,因而除钾长石以外,可能还有其它长石被溶解,但钾长石仍然是被溶解长石最主要的类型,这说明在经过风化、搬运、沉积作用之后,能存活到埋藏成岩作用阶段的长石类型主要是钾长石,这显然是由其热力学习性决定的,因为在同生到埋藏早期的相对低温条件下,钾长石具有最高的溶解反应自由能增量(ΔG)(表5),因而在这些成岩环境中,钾长石是相对稳定的。(4)图2还说明,如果长石溶解空间没有被碳酸盐胶结物占据,假定压实作用也没有完全破坏这些次生孔隙,则埋藏成岩过程中对次生孔隙贡献最大的仍然是钾长石的溶解作用,因而在相对高温的深埋藏条件下,与铝硅酸盐溶解和次生孔隙形成机制有关的研究中,应主要考虑钾长石,钾长石的溶解受到众多复杂因素控制,除温度以外,还包括流体中额外钾离子的存在及数量、高岭石的存在及数量、含有膨胀层的粘土矿物的存在及数量等,虽然已有较多的成果讨论这一问题,但有关的动力机制和控制因素仍需要我们进一步研究。(5)骨架颗粒中长石的缺乏是煤系地层砂岩的主要特征,如鄂尔多斯盆地上古生界山西组、太原组和四川盆地三叠系须家河组等地层,阴极发光分析表明大多数的碎屑长石仍然是在埋藏成岩过程中溶解消失的,这与煤系地层的有机质类型以III型干酪根为主有关,Joo等有类似的研究结果。酸性流体在沉积物沉积不久之后的埋藏地点就可以因腐植型有机质氧化反应产生,而后在埋藏成岩过程(相对浅埋藏条件)中由压实作用释放出酸性流体,并从较早的埋藏成岩阶段到以后的相对深埋藏成岩阶段一直控制着砂岩的成岩流体性质,从而造成与其相邻砂岩地层中长石等铝硅酸盐矿物的广泛溶解,同生到埋藏成岩作用早期主要是斜长石等不稳定长石的溶解,并造成高岭石的沉淀,而钾长石是在相对深埋藏成岩阶段溶解的,钾长石的溶解虽然与煤系地层酸性流体关系较小,但高岭石的伊利石化是深埋藏高温条件钾长石溶解的重要驱动反应,最终造成各种长石的全部消失,薄片与X射线分析都很难检测到长石的存在(如鄂尔多斯盆地山西组2段和太原组砂岩),扫描电子显微镜分析中识别出的少量残余长石均以钾长石为主。3煤系地层中矿物的溶解机制(1)阴极发光分析技术在碎屑岩和碳酸盐成岩作用研究中都具有很好的前景,尤其是在恢复岩石原有组构方面会给我们提供极为有用的价值。(2)含煤地层(如鄂尔多斯盆地山西组、太原组和四川盆地须家河组)砂岩骨架颗粒中长石缺乏的主要原因是埋藏成岩过程中与煤系地层有关的酸性流体的溶解作用,阴极发光分析表明,这些地层中至少有10%～20%的长石在埋藏成岩过程中溶解,物源和埋藏前的改造并非这些砂岩具有较高成分成熟度的主要原因。(3)埋藏成岩过程中被溶长石的主要类型是钾长石,阴极发光分析尚能恢复其原有颗粒形态,说明在风化、搬