3.1.1 熔结作用

熔结作用是火山碎屑岩特有的成岩作用方式, 在南屯组一段的熔结凝灰岩中最为发育。可观察到塑性岩屑被压扁、拉长, 呈条带状、透镜状, 定向排列比较明显。塑性玻屑呈条带状、蚯蚓状, 其定向排列方式与塑性岩屑一致。塑性火山碎屑遇刚性颗粒则被压弯, 具明显的假流动构造(图 4-a)。

3.1.2 压实作用

研究区火山碎屑岩中, 压实作用主要表现为塑性浆屑、玻屑和岩屑因挤压而变形(图 5-a)。在陆源碎屑岩中, 压实作用表现为刚性碎屑颗粒间点— 线状接触关系以及塑性岩屑、云母的变形等。

3.1.3 脱玻化作用

脱玻化作用是指火山碎屑岩中的玻屑(刚性和塑性)、塑性岩屑及火山灰等玻璃质, 由非晶质向晶质转化的过程(常丽华等, 2009)。研究区各层位的不同部位均发育脱玻化作用, 以熔结凝灰岩、凝灰岩和沉凝灰岩中最为发育, 在凝灰质砂岩中偶尔也可观察到, 玻璃质脱玻化后常具有微弱光性, 形成霏细结构或微晶长石、石英(图 5-b)。

3.1.4 蚀变作用

蚀变作用在研究区各层位、各类岩石中都较为常见, 主要表现为长石的高岭石化、绢云母化和钠长石化, 岩屑的高岭石化、绢云母化和绿泥石化(图 5-c)。在火山碎屑岩中, 蚀变作用还表现为凝灰质物质的高岭石化、绢云母化和绿泥石化等。

3.1.5 胶结作用

胶结作用类型主要有硅质胶结、碳酸盐胶结和黏土矿物胶结。其中, 硅质胶结有两种形式, 一是次生加大石英(图 5-d), 加大边通常在0.01~0.02 mm之间, 较发育处可达0.07~0.08 mm; 一是自生石英胶结物, 这种自生小石英大小为几微米至几十微米(也称微晶石英), 垂直颗粒生长或充填在孔隙中(图 5-e)。碳酸盐胶结以方解石最为常见, 其次是泥晶碳酸盐, 局部有菱铁矿(图 5-f)和白云石发育。黏土矿物胶结主要包括伊利石、伊蒙混层、绿泥石和高岭石, 伊利石多呈贴附状分布在碎屑颗粒表面, 少部分以发丝状或搭桥状充填在孔隙中; 绿泥石主要发育于粒间孔隙中(图5-g), 部分分布于粒表(图 5-e); 高岭石大多以书页状集合体形式充填在孔隙中(图 5-h), 偶见蠕虫状高岭石贴附在碎屑颗粒表面。

3.1.6 溶蚀溶解作用

在火山碎屑岩中, 溶蚀溶解作用以凝灰质物质的大量溶蚀为主, 其次是长石(或长石晶屑)和岩屑的溶蚀溶解, 主要发育于南屯组一段。其中, 凝灰质物质的溶蚀溶解作用十分发育, 常见凝灰质物质强烈溶蚀, 仅残留脱玻化作用形成的长英质或微晶石英(图 5-i); 长石溶蚀主要发生在长石的边部或沿长石的解理缝进行溶蚀(图5-h), 溶蚀较为强烈的形成长石铸模孔; 岩屑的溶蚀程度通常弱于长石, 以微弱溶蚀较为常见, 有些凝灰岩岩屑可以发生较为强烈的溶蚀作用形成铸模孔。在陆源碎屑岩中, 以长石和岩屑的溶蚀溶解为主, 也可观察到凝灰质物质的溶蚀溶解。另外, 在陆源碎屑岩和凝灰质砂岩的孔隙中充填的方解石也发生了溶蚀, 通常溶蚀程度较低, 个别孔隙中的方解石溶蚀作用较为强烈。

图5

Fig.5

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图5 南贝尔凹陷铜钵庙组和南屯组典型井成岩作用镜下照片 a— 塑性岩屑因挤压而变形, T6井, 南一段, 2117.5 m, 单偏光, 10× ; b— 脱玻化作用, T1井, 南一段, 1644.1 m, 正交偏光, 10× ; c— 岩屑绿泥石化, T6井, 南一段, 2117.5 m, 单偏光, 10× ; d— 次生加大石英, T7井, 南一段, 2216.0 m, 正交偏光, 10× ; e— 绿泥石包壳与微晶石英包壳, T5井, 南一段, 1875.8 m, 单偏光, 40× ; f— 菱铁矿包壳于颗粒紧密接触处发育, T8井, 南二段, 1345.5 m, 正交偏光, 20× ; g— 绿泥石充填孔隙, T2井, 铜钵庙组, 1776.2 m, 扫描电镜, 1800× ; h— 不整合面附近(之下24.4 m)高岭石充填孔隙, T9井, 铜钵庙组, 1677.4 m, 扫描电镜, 650× ; i— 凝灰质成分溶蚀, T10井, 南一段, 1984.0 m, 单偏光, 20× ; j— 钠长石充填孔隙, T7井, 南一段, 2216.0 m, 正交偏光, 20× ; k— 不整合面附近(之下3.5 m)褐铁矿浸染现象, T11井, 南二段, 1872.1 m, 单偏光, 10× ; l— 不整合面附近(之下26.3 m)溶蚀溶解作用, T4井, 南二段, 2116.3 m, 单偏光, 10× Fig.5 Microscopic photos showing diagenetic characteristics of typical wells for the Tongbomiao and Nantun Formations in Nanbeier Sag

图6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图6 南贝尔凹陷铜钵庙组和南屯组成岩阶段划分Fig.6 Division of diagenetic stages for the Tongbomiao and Nantun Formations in Nanbeier Sag

图7

Fig.7

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	图7 南贝尔凹陷铜钵庙组和南屯组成岩演化序列Fig.7 Diagenetic succession for the Tongbomiao and Nantun Formations in Nanbeier Sag

由于南贝尔凹陷下白垩统铜钵庙组和南屯组火山碎屑岩储集层中夹有陆源碎屑岩, 其成岩过程和程度应与其周围的陆源碎屑岩基本相同, 因此, 研究区火山碎屑岩储集层成岩阶段的划分可参考沉积岩成岩阶段的划分原则(应凤祥等, 2004)。综合分析岩石结构、自生矿物分布、黏土矿物组合、孔隙类型及有机质热成熟度等成岩阶段划分指标, 认为研究区储集层主要处于中成岩阶段A期(图 6), 其主要证据有:(1)碎屑颗粒间多以点— 线状接触关系为主, 凹凸接触较为少见, 表明压实作用中等— 较强; (2)自生矿物胶结物中, 次生加大石英加大边级别以Ⅱ 级为主, 并发育有亮晶方解石、少量的菱铁矿和钠长石等(图 7); (3)黏土矿物组合为伊利石、伊蒙混层、绿泥石和高岭石, 蒙皂石极少, 另外, 伊蒙混层中蒙皂石的含量在15%~30%之间, 说明伊蒙混层已大量向伊利石转化; (4)孔隙类型以次生孔隙为主, 尤其是凝灰质成分溶蚀十分发育, 但仍可见少量的原生孔隙发育; (5)镜质体反射率处于0.50%~1.34%之间, 说明有机质处于低成熟— 成熟阶段。

通过显微镜和扫描电镜对自生矿物的类型、分布、形成的先后顺序及相互交代关系的观察与研究, 结合成岩作用特征和形成条件的综合研究分析, 总结出海拉尔— 塔木察格盆地南贝尔凹陷下白垩统铜钵庙组和南屯组储集层成岩演化序列(图 7):熔结作用→ 菱铁矿胶结→ 压实作用→ 脱玻化作用→ 蒙皂石、伊蒙混层、绿泥石包壳→ 泥晶方解石→ 微晶石英包壳、次生加大石英→ 伊利石→ 粗晶方解石→ 溶蚀溶解作用→ 微晶石英充填孔隙、高岭石→ 钠长石、绿泥石充填孔隙→ 嵌晶方解石→ 铁白云石胶结。

4.2.1 同生成岩阶段

该阶段通常是指沉积物沉积后尚未完全脱离上覆水体时发生变化与作用的时期。其埋深通常不超过几十厘米, 但在长期暴露条件下, 也可达数十米。古温度为古常温。这期间主要发生了熔结作用、菱铁矿胶结等成岩现象。熔结作用通常发生在地表或浅埋藏压实作用条件下(胡文婷等, 2011; 于振峰等, 2012), 较高温的、炽热的熔浆在冷凝过程中胶结火山碎屑, 熔结作用强烈时则形成熔结凝灰岩 (图 4-a)。菱铁矿胶结作用的形成可早于压实作用(El-ghali et al., 2006), 在该阶段形成的菱铁矿主要呈泥晶— 微晶(应凤祥等, 2004), 如果地层水的性质保持不变, 这些菱铁矿在后期的成岩演化过程中可逐步形成细晶甚至凝块状(谭先锋等, 2010)。在铜钵庙组和南屯组储集层中可观察到颗粒边部的微晶菱铁矿包壳及凝块状菱铁矿充填孔隙, 菱铁矿包壳在碎屑颗粒紧密接触处依然存在(图 5-f), 因此认为其形成早于压实作用。尽管局部发生了熔结作用和菱铁矿胶结作用, 该阶段碎屑物质仍基本处于未固结或弱固结状态, 因此, 原生孔隙发育。前人研究表明(Beard and Weyl, 1973), 原始孔隙度与粒度无关, 与分选程度呈负相关关系, 据此推测铜钵庙组和南屯组储集层初始孔隙度为35%左右。

4.2.2 早成岩阶段A期

根据镜质体反射率数据与埋深进行回归分析, 得到南贝尔凹陷铜钵庙组和南屯组储集层早成岩阶段A期与早成岩阶段B期的转化深度为1406 m, 因此, 研究区早成岩阶段A期对应的埋深小于1406 m。古温度为古常温至65, ℃。镜质体反射率小于0.35%, 有机质尚未成熟。这期间主要发生了脱玻化作用、黏土矿物胶结、碳酸盐胶结、压实作用等成岩现象。脱玻化作用在火山碎屑岩形成后不久便开始(戴亚权等, 2007; 于振峰等, 2012), 可形成霏细结构或微晶长石、石英(图 5-b)。黏土矿物组合为蒙皂石+伊蒙混层+绿泥石。其中, 蒙皂石含量较高, 见蒙皂石与绿泥石共生于颗粒表面(图 5-g); 伊蒙混层含量较低, 伊蒙混层中蒙皂石的含量通常大于70%; 绿泥石以包壳形成出现, 在颗粒紧密接触处不存在, 说明其形成晚于压实作用。碳酸盐胶结表现为同生期的泥晶菱铁矿向细晶发生转化, 局部甚至呈凝块状, 此外, 有少量的泥晶方解石开始发育。压实作用导致碎屑颗粒逐渐开始接触, 以点接触关系为主, 岩石呈弱固结— 半固结状态。由于该区火山碎屑岩成分成熟度和结构成熟度较低, 在早期埋藏过程中储集层受压实作用影响明显, 随着埋藏深度的增大孔隙度迅速降低; 相比之下, 该阶段胶结作用较弱。因此, 该阶段的主要特点为压实作用较强, 胶结作用较弱, 在压实作用和胶结作用的共同影响下, 孔隙度可减少至15%~20%。

4.2.3 早成岩阶段B期

该阶段埋深在1406~1562 m范围之间。古温度为65~85, ℃。镜质体反射率为0.35%~0.5%, 有机质达到半成熟。这期间主要发生了硅质胶结、黏土矿物胶结、碳酸盐胶结、压实作用和溶蚀溶解作用等成岩现象。硅质胶结表现为次生加大石英(Ⅰ 级)和微晶石英包壳, 可见绿泥石与微晶石英形成“ 双包壳” , 在单偏光下表现为微晶石英围绕绿泥石包壳生长(图 5-e), 因此微晶石英包壳的形成时间晚于绿泥石包壳。黏土矿物组合为蒙皂石+伊蒙混层+伊利石+绿泥石+高岭石。其中, 蒙皂石含量较低; 伊蒙混层含量较高, 为无序混层带, 伊蒙混层中蒙皂石含量在50%~70%之间; 绿泥石含量相对较低; 有少量的高岭石出现, 可能是局部长石发生溶解导致的(刘孟慧和赵澄林, 1993)。碳酸盐胶结以出现少量的粗晶方解石为标志。压实作用进一步加强, 但碎屑颗粒仍以点接触为主, 局部压实作用较强, 可达到点— 线接触, 岩石呈半固结— 固结状态。溶蚀溶解作用表现为部分长石、岩屑及凝灰质成分等发生微弱溶蚀, 形成少量的次生孔隙。该阶段以较强压实、弱胶结和弱溶蚀为特点, 经过该阶段的成岩演化, 孔隙度可减少至10%~15%之间。

4.2.4 中成岩阶段A期

该阶段埋深在1562~2740 m范围之间。古温度为85~140, ℃。镜质体反射率为0.5%~1.3%, 有机质为低成熟至成熟。这期间主要发生了硅质胶结、黏土矿物胶结、钠长石胶结、碳酸盐胶结、压实作用、蚀变作用和溶蚀溶解作用等成岩现象。硅质胶结主要以次生加大石英(Ⅱ 级)(图 5-d)和孔隙充填式微晶石英为主, 个别次生加大石英的加大边可达到Ⅲ 级。黏土矿物组合为伊蒙混层+伊利石+高岭石+绿泥石。蒙皂石几乎消失; 伊蒙混层由无序混层带转变为有序混层带, 混层中蒙皂石含量降至15%~50%之间; 伊利石、高岭石和绿泥石含量有所增加, 该时期的绿泥石和高岭石都以充填孔隙的形式为主。钠长石呈自形, 表面干净、呈板状相互交叉分布于孔隙中(图 5-j)。碳酸盐胶结在该时期十分发育, 以粗晶方解石、嵌晶方解石和铁白云石为主。粗晶方解石一般交代早期形成的矿物, 见方解石交代次生加大石英、高岭石和钠长石等矿物; 铁白云石呈菱形, 有时见交代粗晶方解石和嵌晶方解石的现象。压实作用导致颗粒呈点— 线状接触, 塑性的火山碎屑(图 5-a)及黑云母因挤压而发生明显的变形, 岩石已完全固结。蚀变作用表现为长石的钠长石化、伊利石的绢云母化及岩屑的绿泥石化(图 5-c)等。该阶段由于有机质开始成熟, 排出大量的有机酸和CO₂, 导致局部溶蚀溶解作用十分发育, 部分凝灰质成分(图 5-i)、长石、岩屑等发生强烈溶蚀, 使局部孔隙度增加至20%~30%, 可作为优质储集层。而溶蚀作用较弱的部位, 在强烈的压实作用和胶结作用的影响下, 孔隙度可降至10%以下。总的来看, 该阶段以中等压实、较强胶结和较强溶蚀为特点。

4.2.5 表生成岩阶段

表生成岩作用阶段是指处于某一成岩阶段弱固结或固结的碎屑岩, 因构造抬升而暴露或接近地表, 受到大气淡水的溶蚀, 发生变化与作用的阶段。南贝尔凹陷铜钵庙组和南屯组部分火山碎屑岩储集层经历了表生成岩作用阶段的演化过程, 主要证据有:(1)铜钵庙组和南屯组沉积末期, 盆地不同地区出现不同程度的抬升, 使部分地区暴露或接近地表(郝惠等, 2011), 形成不整合面; (2)不整合面之下可观察到褐铁矿浸染现象(图 5-k), 是表生成岩作用阶段的主要标志之一(应凤祥等, 2004); (3)靠近不整合面附近可观察到溶蚀溶解作用(图 5-l)及高岭石沉淀作用(图 5-h), 可能与大气水淋滤作用有关。大气淡水, 作为形成次生孔隙最主要的酸性流体来源之一, 近年来受到了国内外学者的广泛关注(Lonstaffe, 1984; Giles, 1987; Emery et al., 1990; Bloch and Franks, 1993; 刘立等, 1999; 黄思静等, 2003)。曲希玉等(2012)以塔木察格盆地南贝尔凹陷南屯组一段的凝灰岩和沉凝灰岩为研究对象, 对不同温度下大气水— 火山碎屑岩的相互作用进行水热实验研究, 结果表明大气水能够使火山碎屑岩中的长石、方解石、凝灰质成分等可溶性矿物发生溶蚀, 其中凝灰质成分是主要溶蚀对象。综上认为, 研究区铜钵庙组和南屯组部分火山碎屑岩储集层经历了表生成岩作用阶段的演化过程, 并且表生成岩作用阶段的大气水淋滤作用可以对该区火山碎屑岩产生影响, 尤其是其中的凝灰质成分。

碎屑储集岩的成岩环境是控制成岩作用类型的主要因素, 它包括储集层矿物组成、温度、压力以及水介质化学性质等(邱隆伟和姜在兴, 2006)。不同成岩环境中其成岩作用的类型、强度和自生矿物种类、组合及岩石结构、孔隙类型和结构特征均存在着显著差异(王琪等, 1999)。根据地层水酸碱性的不同, 可以划分出酸性成岩环境和碱性成岩环境。酸性成岩环境以具有明显的碳酸盐溶解、长石溶解和/或蚀变为高岭石并且伴生石英次生加大等典型现象为标志; 碱性成岩环境以具有石英颗粒及其石英次生加大边溶解、长石次生加大和斜长石的钠长石化、火山岩屑绿泥石化和粒间自生绿泥石沉淀、伊利石重结晶成绢云母、铁方解石和(铁)白云石等晚期碳酸盐矿物沉淀等典型现象为标志(王琪等, 1999; 袁静等, 2007; 张善文等, 2008; 周瑶琪等, 2011)。

根据南贝尔凹陷铜钵庙组和南屯组储集层成岩演化序列及成岩演化特征, 结合上述酸性成岩环境和碱性成岩环境的区别标志, 认为研究区碎屑沉积物在埋藏过程中大致经历了弱碱性— 弱酸性— 酸性— 碱性的多重成岩环境的演化过程(图 7)。不同时期的成岩环境控制着该时期成岩演化特征。在同生成岩阶段及早成岩阶段A期, 受初始沉积环境和成岩环境的影响, 孔隙水偏弱碱性, 并导致少量的菱铁矿、泥晶碳酸盐及绿泥石包壳的形成。到了早成岩阶段B期, 随着低熟油气的生成, 孔隙水偏弱酸性, 并导致少量的次生加大石英(Ⅰ 期)、微晶石英及高岭石的形成。中成岩阶段A期, 随着有机质进入低成熟— 成熟的演化阶段, 有机酸大量的生成, 并进入邻近的储集层, 导致凝灰质成分、长石、岩屑等易溶组分的强烈溶蚀, 溶蚀作用强烈处可增加15%~30%的孔隙度, 极大地改善了储集层物性。与此同时, 还形成了次生加大石英(Ⅱ 期)、微晶石英、高岭石等矿物。然而, 随着有机质演化程度的进一步升高, 大量生成凝析油和湿气, 有机酸被破坏, 加上各种成岩蚀变反应对有机酸的消耗, 孔隙水逐渐由酸性向碱性演变(王琪等, 1999; 张善文等, 2008)。在碱性成岩环境的影响下, 发生了斜长石的钠长石化、伊利石的绢云母化、火山岩岩屑的绿泥石化等蚀变作用以及嵌晶方解石和铁白云石胶结作用, 尤其是嵌晶方解石十分发育。

综上所述, 成岩环境控制着各时期的成岩演化特征, 尤其是溶蚀溶解作用和胶结作用受成岩环境的影响显著(图 8)。碱性成岩环境胶结作用显著, 尤其是晚期的碱性成岩环境下形成的嵌晶方解石, 使局部储集层变得致密; 酸性成岩环境以溶蚀溶解作用为主, 明显改善储集层物性, 有利于储集层中“ 甜点” 的形成。

图8

Fig.8

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	图8 南贝尔凹陷下白垩统铜钵庙组和南屯组储集层成岩演化控制因素示意图Fig.8 Sketch map showing controlling factors of diagenetic evolution for the Tongbomiao and Nantun Formations of Lower Cretaceous in Nanbeier Sag

构造作用和火山活动相辅相成, 构造作用从根本上控制着火山活动, 火山活动是构造作用的表现形式。构造作用与火山活动对南贝尔凹陷铜钵庙组和南屯组火山碎屑岩储集层成岩演化的控制作用主要表现在以下4个方面(图 8):(1)构造作用控制着盆地的构造演化和沉积演化格局, 决定了火山喷发的时间、规模(杨森楠和杨巍然, 1985), 因而从根本上决定了火山碎屑物质的来源及时空分布特征, 而火山碎屑物质对于该区成岩演化过程有着显著影响, 一方面塑性的火山碎屑物质抗压实能力较差, 导致在早成岩阶段A和早成岩阶段B期压实作用较强; 另一方面火山碎屑物质易受酸性流体的影响而发生溶蚀溶解作用, 尤其是在中成岩阶段A期次生孔隙十分发育, 而其中火山碎屑成分溶孔占了很大比重。(2)构造作用形成大量构造裂缝, 不仅可以作为新的储集空间, 还可以作为地下水和有机酸的运移通道, 从而促进裂缝周围储集体的溶蚀溶解作用。(3)构造作用和火山活动可引起大规模的热流体活动, 一方面可以导致溶蚀作用和蚀变作用的发生, 另一方面可以使潜在烃源岩受热烘烤, 提前进入生油窗(曾溅辉, 2000), 进而导致有机酸和CO₂的生成, 这些有机酸和CO₂可进入储集层, 有利于溶蚀溶解作用的进行。南贝尔凹陷铜钵庙组和南屯组储集层火山碎屑岩发育多种脉体(图 9), 包括方解石脉、白云石脉、泥晶碳酸盐脉和石英脉等, 其中以方解石脉最为常见, 而脉体是热流体事件的产物, 是热流体活动最直接的证据(Atilla, 2000; 李春柏等, 2006), 说明研究区铜钵庙组和南屯组曾受到过热流体事件的影响。(4)在构造作用的影响下, 铜钵庙组沉积末期和南屯组沉积末期南贝尔凹陷不同地区出现不同程度的抬升, 使部分地区遭受剥蚀(郝惠等, 2011), 从而使局部储集层经历了表生成岩作用阶段的演化过程。

图9

Fig.9

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图9 南贝尔凹陷下白垩统铜钵庙组和南屯组储集层脉体发育镜下照片 a— 方解石脉, T12井, 南一段, 1807.4 m, 正交偏光, 4× ; b— 方解石脉, T13井, 南二段, 1483.0 m, 正交偏光, 2× ; c— 方解石脉, T14井, 南一段, 2581.9 m, 正交偏光, 10× ; d— 白云石脉, T15井, 铜钵庙组, 2228.4 m, 正交偏光, 10× ; e— 泥晶碳酸盐脉, T15井, 铜钵庙组, 2230.3, 正交偏光, 4× ; f— 石英脉, 局部被方解石交代, T14井, 南一段, 2677.7 m, 正交偏光, 10× Fig.9 Photomicrographs of veins development in the Tongbomiao and Nantun Formations of Lower Cretaceous in Nanbeier Sag