长宁地区五峰— 龙马溪组页岩中普遍含有石英、长石、岩屑、黏土等盆外(陆源)碎屑。盆外碎屑的组成成分中石英含量最高, 其抗风化的能力强, 在水动力作用下经历一定距离的搬运后在盆地中沉积。盆外(陆源)碎屑石英颗粒大小总体介于10~60μ m, 多呈次圆或次棱角状, 偶见棱角状(图 5)。由于所处环境等方面的差异, 碎屑石英颗粒呈现出不同的特征, 如: (1)受控于压实作用, 盆外(陆源)碎屑石英颗粒的长轴与片状黏土的长轴一起呈现出定向排列特征(图 5-A); (2)部分碎屑石英颗粒受溶蚀作用影响形成粒内溶孔(图 5-B); (3)粒内溶孔较发育的碎屑石英颗粒其抗压实能力相对较弱, 易发生压实碎裂(图 5-C)。

图 5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 5 四川盆地南缘长宁地区N216井五峰— 龙马溪组页岩中盆外(陆源)碎屑石英微观特征 A— 石英颗粒长轴与片状黏土总体定向排列, 2304.05m; B— 石英颗粒粒内溶孔, 2304.05m; C— 溶蚀后的石英颗粒发生压实碎裂, 2304.35mFig.5 Microscopic characteristics of extrabasinal quartz in the Wufeng-Longmaxi shale of Well N216 in Changning area, southern margin of Sichuan Basin

盆内碎屑石英主要来源于浮游生物(如硅藻、放射虫、硅鞭毛虫、海绵等)的蛋白石骨架。因生物蛋白石原本的蛋白石成分在多数情况下能被方解石、石英、白云石、黄铁矿或钠长石等自生矿物所交代, 且交代物不能完整保存原有的生物骨架形态, 所以生物蛋白石通常是难以识别的(韩京等, 2019)。但在龙一 13、龙一 14小层样品中却识别出大量海绵骨针、有孔虫、放射虫等生物体腔的交代残余结构, 由此指示了该时期此区域曾富集生物蛋白石骨架(图 6-A), 并为盆内碎屑石英的发育提供了物质基础。这些被黄铁矿交代的生物体腔直径大多在10μ m左右, 呈相对规则的圆环状, 内部被白云石、有机质、石英充填, 其中有机质中仍保留大量圆球状孔隙(图 6-B, 6-C)。

图 6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 6 四川盆地南缘长宁地区N216井五峰— 龙马溪组页岩中交代残余生物体腔 A— 生物体腔被黄铁矿交代后仍呈现完整或残缺的环状, 2307.56m; B— 生物体腔中充填白云石和有机质, 2307.56m; C— 生物体腔中充填石英, 2318.08mFig.6 Replacement of biological structures in the Wufeng-Longmaxi shale of the N216 in Changning area, southern margin of Sichuan Basin

4.3.1 颗粒交代石英

生物蛋白石骨架不仅普遍被黄铁矿交代, 由生物蛋白石-A转变而来的半自形或自形自生微晶石英颗粒也部分交代了方解石(图 7-A至7-C)。这些较自形的交代石英颗粒直径普遍小于5μ m, 部分方解石颗粒甚至表现出被石英、黄铁矿同时交代的特征。

图 7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 7 四川盆地南缘长宁地区N216井五峰— 龙马溪组页岩中自生石英特征 A— 石英和黄铁矿共同交代方解石, 2311.5 m; B— 石英交代方解石, 2324.44m; C— 石英交代方解石, 2311.25m; D— 自形、半自形微晶石英连片分布, 2324.74m; E— 微晶石英和有机质充填于碎屑颗粒之间, 2311.45m; F— 自形、半自形微晶石英, 2324.74mFig.7 Authigenic quartz in the Wufeng-Longmaxi shale of Well N216 in Changning area, southern margin of Sichuan Basin

4.3.2 石英胶结物

石英胶结物与颗粒交代石英的显著区别在于其具有不同特征的晶体形态SiO₂来源。石英胶结物以微晶石英(颗粒直径普遍小于1μ m)晶体形态充填于原生粒内孔和基质粒间孔, 常呈连片分布(图7-d至7-f), SiO₂主要来源于游离硅过饱和或者长石、碎屑石英颗粒的压溶作用。颗粒交代石英中石英颗粒较微晶石英大(颗粒直径普遍小于5μ m), 连片分布性差, SiO₂主要来源于生物蛋白石— A的转化。尽管黏土级颗粒中碎屑黏土占据主导, 但分散于基质中的半自形、自形微晶石英(粒径普遍小于1μ m)似乎是五峰— 龙马溪组页岩中最普遍的自生矿物。

浮游生物的蛋白石骨架不仅是长宁地区五峰— 龙马溪组页岩中盆内碎屑石英的主要来源, 也是页岩中有机质的主要贡献者, 故高盆内碎屑石英组分含量可有效表征高浮游生物产率, 并形成高TOC值。据长宁地区五峰— 龙马溪组页岩石英含量与TOC的交会图显示, 当石英含量由0% 增加到50% 时, 石英含量与TOC呈线性正相关; 当石英含量超过50% 时, 石英含量与TOC呈负相关(图 8-A)。由此可见, TOC与石英含量的关系受盆外与盆内碎屑石英的双重影响, 虽然以生物蛋白石为主的盆内碎屑石英与TOC呈线性正相关, 但受盆外碎屑石英的影响(与TOC呈先增长后降低的趋势), 当石英含量超过某一数值, 即盆内碎屑石英含量增加所带来的TOC增长值小于盆外碎屑石英含量增加所引起的TOC减小值时, 石英总含量与TOC由原先的线性正相关转为负相关。

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 四川盆地南缘长宁地区五峰— 龙马溪组页岩石英含量与TOC(A)、黏土矿物含量(B)、氦气孔隙度(C)交会图Fig.8 Cross plots of quartz content and TOC(A), clay minerals content(B), and porosity(C)in the Wufeng-Longmaxi shale in Changning area, southern margin of Sichuan Basin

高TOC值不仅取决于海洋中的高生物有机质产率, 也取决于生物有机质在海底的堆积速率和氧化破坏效率(Stow et al., 2001)。在高生物有机质产率下背景下, 高TOC值受限的主要原因有2点:

1)大量生物有机质被氧化。现代大洋研究表明, 海底生物蛋白石的保存效率可达生物有机质的2~3倍(DeMaster et al., 1996; DeMaster, 2002)。经历一定程度的氧化作用后, 生物蛋白石相对生物有机质更为富集, 可极大提升海底浅埋沉积物中石英与TOC比值。与北卡罗莱纳陆坡、罗斯海槽地区相对比(DeMaster, 2002), 长宁地区五峰— 龙马溪组页岩各小层中石英与TOC的线性相关系数显著偏高、存在明显的石英组分轴截距。这些特征表明各小层中有机质发生了一定程度的氧化(高乔等, 2019)。但即使有机质全部氧化后(TOC趋近于0), 仍有约10%的生物蛋白石未被氧化(图 8-A)。

2)有机质在高盆外碎屑沉积通量下被稀释。阿帕拉契亚盆地中— 上泥盆统页岩在相对海平面下降期, 盆外(陆源)碎屑通量的增加, 稀释了海底沉积物的TOC(Sageman et al., 2003)。长宁地区五峰— 龙马溪组页岩龙一 13小层中, 伴随石英含量的增高, TOC先增加、后降低(图 8-A)。这一趋势表明, 高盆外(陆源)碎屑石英通量稀释了有机质的浓度。尽管有学者提出页岩中的石英矿物可100%为盆内生物蛋白石成因的石英(Schieber et al., 2000), 但现代大洋沉积物中的生物蛋白石含量最高约55%(DeMaster, 1981; Tré guer and De La Rocha, 2013)似乎表明了只有局部地区盆内石英完全来源于生物蛋白石成因的石英, 而大部分地区生物蛋白石成因的石英最高只约占盆内石英总量的55%。长宁地区五峰— 龙马溪组页岩中碎屑石英的发现说明研究区石英矿物并不完全来源于盆内生物蛋白石成因的石英。因此, TOC与石英的正相关性通常受盆内生物蛋白石成因的石英含量限制, 一般局限在石英含量小于55%的区间内(长宁地区五峰— 龙马溪组局限在石英含量小于50%区间内)。当石英含量大于55%时, 盆外(陆源)碎屑石英更具主导性, 且容易导致沉积有机质被稀释, 进而造成TOC与总的石英含量呈负相关。

页岩在沉积初期的孔隙度可高达80%~90%。但在埋藏过程中, 页岩孔隙度在逐步发生的机械压实或化学压实作用中减小(赵迪斐等, 2016)。尽管生物蛋白石骨架具有一定的抗机械压实能力, 但却非常容易遭受化学压实(Volpi et al., 2003)。近代大洋沉积物研究显示, 新生沉积物在地层温度约40~50℃或者相对古老沉积物在10~20℃的环境下, 即可发生生物蛋白石-A向生物蛋白石-CT的转化(Aplin and MacQuaker, 2011)。

这一转化过程足以将几十米厚页岩的孔隙度, 自75%迅速降低至45%以下。孔隙度降低, 导致页岩密度增大, 二者可共同引起区域性地震反射异常(Davies et al., 2008)。在孔隙度快速降低与流体大量生成的联合作用下, 形成强超压。强超压泄放则又可以导致页岩层发生软沉积物变形(Davies et al., 2006, 2008)(图 9), 进而引起页岩孔隙度的进一步变化。值得注意的是, 不仅生物蛋白石-A向生物蛋白石-CT转化可释放大量富含游离硅的流体, 在20~200℃时, 蒙脱石发生伊利石化也可释放大量富含游离硅的流体。长宁地区五峰— 龙马溪组页岩中黏土组分含量介于5%~45%之间(图 8-B), 主要为伊利石、伊蒙混层, 显示了较为彻底的伊利石化进程。在相对开放的系统中, 这些游离硅可运移至邻近储集层内沉淀、胶结, 成为储集层中自生石英的主要来源; 而在相对封闭的系统中, 这些游离硅主要在页岩层内沉淀, 形成自生石英。尽管很多学者试图从显微形貌(孙川翔等, 2019)、阴极发光(赵建华等, 2016; Han et al., 2019)、元素比例(王淑芳等, 2014)等方面来区分蛋白石和黏土转化过程中的自生石英, 但所获得的结果普适性不强(Liu et al., 2019)。目前广泛认同的观点是, 生物蛋白石转化过程发生在有机质热演化生烃之前, 黏土矿物转化则与有机质热演化生烃过程相伴生。因此, 与生物蛋白石转化相关的自生石英以填充原生基质孔隙为主, 而与黏土矿物转化相关的自生石英不仅可以填充原生基质孔隙, 也可以填充部分次生有机孔隙。故长宁地区五峰— 龙马溪组页岩中, 与生物蛋白石相伴生的有机质, 在热解过程中生成了大量次生有机孔隙(沈瑞等, 2018; 郑珊珊等, 2019), 导致盆内碎屑石英与氦气孔隙度正相关; 而与黏土矿物转化相关的自生石英填充了部分次生孔隙, 导致部分自生石英与氦气孔隙度负相关(图 8-C)。

图 9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 9 四川盆地南缘长宁地区N215井五峰— 龙马溪组页岩中软沉积物变形特征 A— 软沉积物变形, N215井, 2460.96m; B— 软沉积物变形, N215井, 2454.25mFig.9 Soft sediments deformation in the Wufeng-Longmaxi shale of Well N215 in Changning area, southern margin of Sichuan Basin