铸体薄片及染色薄片鉴定结果表明, 研究区白云岩类型主要有灰质粉晶— 细晶白云岩、(含灰)粉晶— 细晶白云岩、细晶白云岩、细晶— 中晶白云岩, 灰岩主要有含云泥晶灰岩、云质泥晶灰岩、含云亮晶砂屑灰岩、云质亮晶砂屑灰岩, 局部可见含云质泥岩。其中以灰质粉晶— 细晶白云岩和粉晶— 细晶白云岩为主, 后者是构成研究区白云岩储集层的主体(图 3-A到图3-F)。

图3

Fig.3

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	图3 塔里木盆地卡塔克隆起鹰山组白云岩储集层微观特征Fig.3 Microscopic features of dolostone reservoir of the Yingshan Formation in Katak Uplift of Tarim Basin

粉晶— 细晶灰质白云岩中, 灰质约占5%~25%, 多以亮晶充填物或胶结物的形式产出。粉细晶白云岩中, 白云石含量大于95%, 晶体直径介于0.01~0.25, mm, 以他形— 半自形为主, 偶见少量自形晶, 晶体污浊, 常具雾心亮边结构。晶体间以线接触、凹凸接触为主, 偶见晶间呈点接触, 表明其在成岩演化过程中经受了强烈的压实作用。

研究区这套储集层的孔隙主要有两类:第1类是与溶蚀有关的孔隙, 主要包括晶间溶孔、晶内溶孔、溶洞及少量粒间溶孔; 第2类是与溶蚀无关的孔隙, 主要有晶间孔、原生粒间孔和裂隙等。晶间孔、晶间溶孔和针状溶孔所占比例大于85%, 晶内溶孔和溶洞等其他孔隙相对较少。

在成因类型上, 以次生孔隙为主, 主要有5种类型, 分别为晶间孔、晶间溶孔、晶内溶孔、裂缝及针状溶孔, 而原生孔隙少见, 其中晶间溶孔是储集空间的主体。

2.2.1 晶间孔

此类孔隙主要发育于粉晶— 细晶白云岩中, 在细晶— 中晶白云岩中也有少量发育。铸体薄片及扫描电镜观察表明, 晶间孔以不规则的多面体状为主, 少见四面体状(图 3-A)。晶间孔多与晶间溶孔伴生, 这说明, 此处的晶间孔不仅可作为有效储集空间, 更可为后期溶蚀流体提供有效运移通道, 也即晶间孔的大量存在为储集层的改善提供了潜在的空间。孔隙周边多为自形、半自形白云石, 白云石多具雾心亮边结构及次生加大边, 说明晶间孔的形成与白云岩的后期改造有关。他形晶较多且致密接触的地方, 晶间孔欠发育。局部可见晶间孔被泥质及沥青质充填的现象(图 3-B)。

2.2.2 晶间溶孔

晶间溶孔是指在晶间孔的基础上溶蚀扩大而形成的孔隙, 晶间孔发育的层位均可见到晶间溶孔。此外, 晶间溶孔在充填物、胶结物方解石及缝合线、白云石化斑块内也较常见, 具有明显的组构选择性。这类孔隙边上可见白云石被溶蚀而形成港湾状, 也可在边部见灰泥残余或白云石晶体边缘被溶蚀的现象(图 3-C)。局部可见晶间溶孔被部分充填的现象, 全部充填者少见, 充填物主要为白云石和方解石, 偶可见石英(图 3-D)或草莓状黄铁矿(图 3-E)。

2.2.3 晶内溶孔

扫描电镜观察发现, 晶内溶孔普遍发育, 孔径介于2~6, μ m之间, 少量较大者可达20, μ m, 多见于结晶粗大的白云石或方解石晶体中(图 3-F)。孔隙呈圆形、椭圆形、半月形及扁条形等, 此类孔隙多孤立、连通性差, 因此, 其储集意义有限。

2.2.4 裂缝

主要有构造缝和成岩缝。成像测井分析表明, 鹰山组白云岩段构造裂缝较常见, 高角度裂缝、低角度裂缝及诱导缝等较发育, 以低角度裂缝为主, 伴生溶蚀孔隙。微观尺度上, 白云岩中可至少识别出2期构造微裂缝, 部分被泥质及方解石充填, 未充填者为主要的储集空间类型之一(图 4-A)。

图4

Fig.4

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	图4 塔里木盆地卡塔克隆起鹰山组白云岩储集层成岩特征Fig.4 Diagenesis features of dolostone reservoir of the Yingshan Formation in Katak Uplift of Tarim Basin

2.2.5 针状溶孔

这类孔隙常呈圆形、椭圆形(图 4-B), 少量呈不规则状产出。其在岩心上表现为密集发育的针孔(图 4-C)。这类孔隙大部分被充填破坏, 充填物以亮晶方解石为主, 部分充填物遭受后期再次溶蚀, 形成少量晶内溶孔, 充填泥质。

白云岩化是基础, 不仅影响着这套储集层的纵横向展布特征, 更重要的是使白云石形成支撑格架, 晶形较好的晶体间发育大量晶间孔(图 3-B, 3-C)。这些晶间孔本身不仅构成了良好的储集空间, 而且还为后期溶蚀作用提供了潜在的空间, 许多晶间溶孔便是在晶间孔的基础上溶蚀扩大形成(图 3-C)。

白云岩的抗压性能好于灰岩, 因此, 在压溶阶段, 白云岩更倾向于被压裂而非压溶, 从而有利于白云岩中晶间孔和溶孔等的保存, 同时形成大量裂隙。这些裂隙不仅是后期溶蚀流体的运移通道, 其本身可很好地沟通储集层中的各类孔隙(Halley and Schmoker, 1983; Lucia, 1999)。在本区白云岩中, 缝合线发育程度明显低于相邻层位灰岩层段, 裂隙较发育但多被充填(图 4-C), 局部沿裂隙形成较大溶孔(图 4-D)。

加里东中期至海西早期, 塔中地区经历了多期构造运动, 地壳多次抬升, 形成广泛的风化壳, 岩溶作用较发育。对于表生岩溶作用, 主要是根据广泛存在的地下溶蚀作用及伴生的孔洞和内部充填物的特征等加以识别(James and Choquette, 1988)。研究区白云岩经历的表生岩溶作用, 主要有以下几方面的识别标志。

3.2.1 Sr同位素

Sr同位素已被广泛用于研究海平面变化、现代岩溶等领域, 近年来不少学者将其引入古岩溶研究领域(张涛等, 2005; 刘存革等, 2007)。鹰山组为海相沉积, 其锶同位素组成及演化在一定程度上受控于全球海平面变化。刘存革等(2007)利用桑塔木组覆盖区的2口系统取心井的全岩分析获得43组中下奥陶统碳酸盐岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值:介于0.768 673~0.708 889之间, 平均为0.708 769 6。而在这之前, 江茂生等(2002)利用TZ12井下奥陶统的样品获得8组数据:介于0.708 710~0.708 910之间, 平均0.708 873, 略高于刘存革(2007)等的数值, 为更好地说明问题, 文中采用该值作为下奥陶统沉积时海水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值。

研究区25个白云岩样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值介于0.708 750~0.713 530之间(表 1), 平均为0.709, 458, 显著高于下奥陶统的平均值。从表1和图5可看出, 在纵向上, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值的分布与样品的深度有密切关系, 距 T74界面近则比值高, 远则低。其中, 中19井 T74界面之下42.85, m处的样品高达0.713 530, 而中15井 T74界面之下118.77, m处的样品则低至0.708 750。25个样品中有17个样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值高于下奥陶统的平均值, 且多集中于靠 T74界面近的区域, 8个低于下奥陶统平均值, 多分布于距 T74界面较远的区域。显然, 白云岩的锶同位素组成与 T74界面密切相关。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 中19井中下奥陶统鹰山组白云岩锶同位素组成 Table1 Strontium isotopic composition of dolostones in the Middle-Lower Ordovician Yingshan Formation of Well Zhong 19 样品岩性 87Sr/86Sr 值 取样点距 T74 界面的距离/m 粉晶— 细晶白云岩 0.711962 4.76 晶— 细晶白云岩 0.708868 6.90 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.709039 8.56 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.709373 9.25 细晶— 中晶白云岩 0.710916 9.92 粉晶— 细晶白云岩 0.713530 42.85 粉晶— 细晶白云岩 0.708830 45.01 粉晶— 细晶白云岩 0.708826 49.42 粉晶— 细晶白云岩 0.709413 50.17 粉晶— 细晶白云岩 0.709437 51.91 粉晶— 细晶白云岩 0.709446 55.59 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.709061 60.64 粉晶— 细晶白云岩 0.709128 75.82 粉晶— 细晶白云岩 0.709121 80.41 粉晶— 细晶白云岩 0.709513 81.63 粉晶— 细晶白云岩 0.709258 83.83 粉晶— 细晶白云岩 0.709060 83.90 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.708750 118.77 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.709470 119.95 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.708772 121.59 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.708824 124.20 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.709212 126.00 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.708862 127.00 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.708935 128.30 灰质粉晶— 细晶白云岩 0.708841 128.75

表1 中19井中下奥陶统鹰山组白云岩锶同位素组成 Table1 Strontium isotopic composition of dolostones in the Middle-Lower Ordovician Yingshan Formation of Well Zhong 19

图5

Fig.5

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	图5 鹰山组白云岩87Sr/86Sr值分布特征Fig.5 Distribution of 87Sr/86Sr ratio of dolostones in the Yingshan Formation

加里东Ⅰ 幕构造运动使研究区抬升, 缺失一间房组和鹰山组上部, 鹰山组残留地层顶部不同程度地发育了表生岩溶作用(邹元荣和郭书元, 2005), 在此过程中形成大量晶间溶孔。与此同时, 由风化作用带入的放射性 ⁸⁷Sr 导致靠近 T74界面的白云岩具有高⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值。随着深度的增加, 表生溶蚀作用以及陆源物质的影响均减弱, ⁸⁷Sr 的带入量逐渐减少, 白云岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值有所降低。

3.2.2 阴极发光特征

碳酸盐岩的阴极发光主要受Fe、Mn含量的控制, Mn是激活剂, 使碳酸盐岩具有阴极发光, Fe作为猝灭剂, 使碳酸盐岩矿物不具阴极发光。由于大气淡水和海源流体中Fe、Mn含量的巨大差异, Fe、Mn在碳酸盐岩矿物中分配系数的大范围变化和相应的化学动力学效应使得经大气淡水成岩改造的碳酸盐岩具有较高的Fe、Mn含量, 因而具有较强的阴极发光性(黄思静, 1990, 1992, 2010)。

大量的阴极发光分析表明, 距 T74界面近的样品, 阴极发光以桔红色、亮桔红色和紫红色光为主, 整体发光明亮。中19井 T74界面之下43.87, m处的粉细晶白云岩阴极发光主要呈亮桔红色, 局部发亮紫红色光(图 4-E), 偶见残余砂屑发亮桔红色光。随着深度的增加, 样品的阴极发光强度逐渐降低。在中15井 T74界面之下98.80, m处, 粉晶— 细晶白云岩多具简单环带结构, 中心发暗褐红色光, 边缘发深褐色光、桔黄色光, 整体发光偏暗(图 4-F)。白云岩Fe、Mn微量元素分析结果表明, T74界面之下随深度的增加, 二者含量有下降的趋势(图 6, 图7)。这些特征表明, 研究区鹰山组白云岩的阴极发光强度及Fe、Mn含量均受 T74界面的影响。前已述及, 大气淡水成岩环境具有较高的Fe、Mn含量, 但随着深度的增加, 大气淡水成岩作用逐渐减弱, 受此影响白云岩中的Fe、Mn含量逐渐降低。综合上述分析可知, 阴极发光特征及Fe、Mn微量元素的特征说明这套白云岩经受过表生成岩作用。

图6

Fig.6

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	图6 鹰山组白云岩微量元素Fe含量分布特征Fig.6 Distribution of trace element Fe of dolostones in the Yingshan Formation

图7

Fig.7

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	图7 鹰山组白云岩微量元素Mn含量分布特征Fig.7 Distribution of trace element Mn of dolostones in the Yingshan Formation

3.2.3 去白云石化

去白云石化作用主要受不整合面控制, 在不整合面附近的大气淡水成岩环境中, (富Ca)白云石被溶蚀形成的晶内孔及(或)晶间孔等孔隙被方解石充填(James等, 1993)。

研究区鹰山组白云岩层段存在不同程度的去白云石化作用。其中在中19井5479.02, m和5619.00, m段较为明显, 此两处的粉晶— 细晶白云岩中, 去白云石化作用多发生于白云石的核部, 而边部仍为白云石(图 4-H)。强烈的去白云石化作用表明这套岩石经受过大气淡水溶蚀作用。

3.2.4 其他标志

表生岩溶发育的地方, 在钻井上会表现为钻井液漏失、井涌和溢流等, 而在测井曲线上则表现为“ 三高二低” , 即声波时差、自然伽马、中子孔隙度增高, 电阻率和密度降低(钱一雄等, 2007)。中19井在5520, m处的白云岩层段发生溢流, 此外成像测井资料表明, 该处发育少量直径约10, cm的溶洞, 显然是表生溶蚀的结果。该井在5464.00~5470.20, m段表现为声波时差和中子孔隙度值小幅度降低, 而密度和双侧向值均显著降低, 同时自然伽马和自然伽马能谱值剧烈升高(图 2), 显示出典型的表生岩溶作用的特征。

铸体薄片和染色薄片鉴定发现, 本区白云岩部分缝合线中充填褐色、褐黄色沥青质。荧光薄片观察发现, 部分粉细晶白云岩的晶间孔中发中亮— 中暗蓝色荧光(图 3-B)。这些特征说明该套白云岩在成岩演化过程中发生过烃类充注作用。可见沥青只充填于少量样品的晶间孔、裂隙及缝合线中, 大部分样品中并未见沥青。值得注意的是, 构成这套白云岩储集层主体储集空间的晶间溶孔中未观察到沥青。因此, 白云岩中烃类充注作用是一种早期的无效成岩事件。

沥青的存在表明, 研究区白云岩经历过有机成岩作用, 而有机质成熟过程中产生的有机酸、CO₂和H₂S, 可使地层流体的溶蚀能力大为增强(王恕一等, 2003)。加之高温、高压条件, 埋藏溶蚀往往无选择性。本区白云岩中发育的大量针状溶孔, 其产状与岩石组构无明显的相关关系, 显然是无选择性溶蚀的结果(图 4-B)。另一方面, 烃类在热催化和硫酸盐还原作用下会产生沥青和有机酸, 在富含Fe²⁺的环境中, 硫酸盐还原产生的HS^-和Fe²⁺可以生成黄铁矿(蔡春芳等, 1997; 王恕一等, 2003)。这可以解释白云岩储集层中发育少量沥青和次生黄铁矿的现象。综合孔隙发育特征和充填物特征可看出, 研究区白云岩经历了埋藏溶蚀作用。

孔隙充填物的地球化学特征也说明其经受了埋藏溶蚀作用。溶孔方解石的Fe含量最高为120.6× 10^-4, 11个样品低于检测限, 平均18.1× 10^-4; Mn含量为9.5× 10^-4~23.3× 10^-4, 平均16.5× 10^-4。而基质白云石的Fe含量最高1727.6× 10^-4, 只有2个样品低于检测限, 平均为617.4× 10^-4, Mn含量最高166.8× 10^-4, 最低21.8× 10^-4, 平均48.2× 10^-4, 两者均显著高于溶孔方解石(图 8)。阴极发光分析表明, 溶孔方解石发暗褐色光、暗桔黄色光, 而基质白云石发紫红色光至亮桔红色光(图 4-G)。根据前述分析, 基质白云石的明亮阴极发光源于表生成岩的改造, 显然, 阴极发光暗的溶孔方解石是埋藏成岩环境的产物。

图8

Fig.8

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	图8 鹰山组孔隙充填方解石和基质白云石微量元素特征Fig.8 Trace element characteristics of pore filling calcite and matrix dolomite in the Yingshan Formation

构造运动对卡塔克隆起鹰山组白云岩储集层的影响主要表现在构造破裂作用和构造抬升作用两方面。构造裂隙是溶蚀流体运移的通道, 白云岩中发育的溶蚀孔隙有相当一部分沿裂隙或其周围分布。加里东中期的构造运动使卡塔克隆起整体抬升, 致使一间房组和鹰山组上部被剥蚀。该时期的抬升使鹰山组白云石储集层的温度大为降低, 从而增大了CO₂在孔隙水中的溶解度, 提高了孔隙水的溶蚀能力, 有利于次生溶孔的发育。