羅 雷, 洪天求, 殷延端, 李孝才, 任鑫鑫, 楊 梅

(合肥工業(yè)大學(xué) 資源與環(huán)境工程學(xué)院,安徽 合肥 230009)

川東北地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖成巖作用

羅 雷, 洪天求, 殷延端, 李孝才, 任鑫鑫, 楊 梅

(合肥工業(yè)大學(xué) 資源與環(huán)境工程學(xué)院,安徽 合肥 230009)

川東北地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖廣泛發(fā)育,成巖作用的類型和過程復(fù)雜。薄片鏡下鑒定顯示該區(qū)碳酸鹽巖內(nèi)發(fā)育泥晶化作用、溶解作用、白云石化作用、壓溶作用和破裂作用5種主要的建設(shè)性成巖作用和壓實(shí)作用、膠結(jié)作用、去白云化作用、硅化作用、重結(jié)晶作用和充填作用6種主要的破壞性成巖作用。成巖作用特征和碳氧同位素分析表明,研究區(qū)存在海底、大氣淡水、埋藏和表生4種主要的成巖環(huán)境和準(zhǔn)同生-同生期、早期、中期、晚期成巖階段及表生成巖階段,不同的成巖環(huán)境和成巖階段分別發(fā)育不同的成巖作用。在成巖作用的影響下發(fā)育較高的孔隙度,主要集中在長(zhǎng)興組的生物礁灰?guī)r內(nèi)及白云巖內(nèi),孔隙連通性也較好,是油氣生成、運(yùn)移和儲(chǔ)集的有利通道和場(chǎng)所。

成巖作用;成巖階段;碳酸鹽巖;晚二疊世;川東北

碳酸鹽巖作為重要的油氣儲(chǔ)集層,蘊(yùn)藏著豐富的油氣資源,其所含油氣儲(chǔ)量約占世界總儲(chǔ)量的50%以上[1]。隨著國(guó)內(nèi)最大的整裝氣田——普光氣田的發(fā)現(xiàn),海相碳酸鹽巖已經(jīng)成為中國(guó)重要的油氣勘探領(lǐng)域。但是碳酸鹽巖非均質(zhì)性極強(qiáng),影響和控制因素復(fù)雜多樣[2-4],其在成巖過程中受多期次、多種類型成巖作用的改造與疊加,而這些改造與疊加對(duì)孔隙演化具有重要的控制作用,對(duì)油氣開采影響較大[5-8]。因此,研究碳酸鹽巖的成巖作用很有必要。

川東北地區(qū)位于上揚(yáng)子板塊北部,秦嶺造山帶南緣與四川前陸盆地之間的構(gòu)造拼接部位,主要受北東向的川湘構(gòu)造帶和東西向的米倉(cāng)山—北西向的大巴山前緣構(gòu)造帶控制。該地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖廣泛發(fā)育,雖然對(duì)其研究工作開始得較早,但主要都集中在沉積相、生物礁、礁相儲(chǔ)層和白云巖等方面[9-21],對(duì)成巖作用的研究也主要集中在與儲(chǔ)層有關(guān)的礁灘相碳酸鹽巖[20-24]。川東北地區(qū)大量發(fā)育的碳酸鹽巖是一套優(yōu)質(zhì)烴源巖和儲(chǔ)層,有機(jī)質(zhì)含量高、厚度大、保存好,具有較高的生油潛力和良好的油氣勘探前景。因此,開展川東北地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖成巖作用的研究,對(duì)該地區(qū)晚二疊世沉積環(huán)境的恢復(fù)、油氣資源的預(yù)測(cè)與勘探具有重要的理論和實(shí)踐意義。四川盆地構(gòu)造簡(jiǎn)圖參見文獻(xiàn)[25]。

1 地層分布及巖石特征

1.1 地層特征

川東北地區(qū)上二疊統(tǒng)從西南向東北相變明顯:在旺蒼—萬(wàn)源以北,發(fā)育大隆組硅質(zhì)巖;在旺蒼—萬(wàn)源與綿竹—達(dá)縣—南川之間為大隆組和長(zhǎng)興組相變區(qū),發(fā)育大隆組硅質(zhì)巖和長(zhǎng)興組灰?guī)r;綿竹—達(dá)縣—南川和樂山—珙縣之間發(fā)育吳家坪組灰?guī)r和龍?zhí)督M陸源碎屑巖。

龍?zhí)督M(P3l)為海陸交互相含煤沉積,巖性為砂巖、粉砂巖、泥巖夾煤層及石灰?guī)r。在川中分區(qū),東北部與吳家坪組相變接觸,靠近吳家坪組的地層海相灰?guī)r逐漸增多,靠近宣威組時(shí),龍?zhí)督M的石灰?guī)r逐漸減少,以至缺失。與下伏茅口組或峨眉玄武巖呈假整合接觸。

吳家坪組(P3w)分布于川東北分區(qū),可分為2段。上段巖性主要為泥晶灰?guī)r和灰?guī)r夾頁(yè)巖及煤線,向東白云質(zhì)含量逐漸增加,頂部夾少量的硅質(zhì)層。在綿竹—酉陽(yáng)地區(qū)巖性主要為薄層泥晶灰?guī)r和灰?guī)r夾頁(yè)巖及煤層。往綿竹—達(dá)縣—南川西南方向,逐漸相變?yōu)辇執(zhí)督M。不同地區(qū)厚度差異很大。與下伏茅口組呈假整合接觸,和龍?zhí)督M為同時(shí)異相關(guān)系。

長(zhǎng)興組(P3ch)分布在廣元朝天、旺蒼、萬(wàn)源及奉節(jié)以南,可分為3段。下段為灰、深灰色厚層泥晶灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r夾少量黑色鈣質(zhì)頁(yè)巖;中段為灰、灰白色中厚層含燧石結(jié)核、條帶灰?guī)r與白云質(zhì)灰?guī)r;上段為青灰色薄層泥晶灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r與黏土巖互層,夾硅質(zhì)層及燧石條帶。不同地區(qū)厚度差異很大,在4.5～190.0 m不等。產(chǎn)Palaeofusulina、有孔蟲Colaniella、腕足Oldhamina、珊瑚Waagenophllum等化石。與下伏吳家坪組/龍?zhí)督M整合接觸。

大隆組(P3d)在川東的東北部較為發(fā)育,可分為2段。下段主要為薄層硅質(zhì)巖夾頁(yè)巖和灰?guī)r透鏡體;上段主要為薄層硅質(zhì)巖夾頁(yè)巖和薄層泥晶灰?guī)r。越靠近東部和北部,硅質(zhì)巖越少,黑色頁(yè)巖越多;向西南方向,灰?guī)r夾層逐漸增多,厚數(shù)米至60 m,產(chǎn)Pseudotirolites。

1.2 巖石特征

川東北地區(qū)晚二疊世的沉積相變明顯,巖石類型豐富,可見陸源碎屑巖、淺海碳酸鹽巖和深海硅質(zhì)巖等。

(1) 陸源碎屑巖。川東北地區(qū)的碎屑巖主要發(fā)育在龍?zhí)督M和吳家坪組海陸相交互地層中,由砂巖、粉砂巖、泥頁(yè)巖、炭質(zhì)頁(yè)巖、煤層和黏土巖組成。砂巖、粉砂巖主要呈黃褐色、深灰色,風(fēng)化強(qiáng)烈,主要成分為石英、長(zhǎng)石,還含有少量的玄武質(zhì)巖屑、泥質(zhì)和鐵質(zhì)。泥頁(yè)巖呈黃綠-深灰色,常含有炭質(zhì)和粉砂質(zhì),可見生物化石及其碎屑和有機(jī)物,常夾于灰?guī)r或硅質(zhì)巖中。炭質(zhì)頁(yè)巖呈深灰-灰黑色或黑色,薄層狀,夾有煤層,部分地區(qū)煤層可采。

(2) 硅質(zhì)巖。川東北地區(qū)晚二疊世硅質(zhì)巖較發(fā)育,主要以燧石結(jié)核、燧石條帶和薄層硅質(zhì)巖的形式產(chǎn)出,是研究區(qū)上二疊統(tǒng)重要的組成巖石。

(3) 碳酸鹽巖。研究區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖分布廣泛,類型多樣,以石灰?guī)r為主,局部為白云巖。大量發(fā)育的碳酸鹽巖是一套優(yōu)質(zhì)烴源巖和儲(chǔ)層,有機(jī)質(zhì)含量高、厚度大、保存好,具有較高的生油氣潛力和良好的油氣勘探前景。根據(jù)Dunham分類[26],研究區(qū)碳酸鹽巖可分為骨架巖、黏結(jié)巖、障積巖、顆?；?guī)r、粒泥灰?guī)r、灰泥灰?guī)r和顆粒白云巖等多種類型。

2 成巖作用

川東北地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖成巖作用主要有泥晶化作用、壓實(shí)-壓溶作用、膠結(jié)作用、破裂作用、溶解作用、白云石化和去白云石化作用、硅化作用、重結(jié)晶作用及充填作用等。

2.1 泥晶化作用

碳酸鹽顆粒泥晶化作用在研究區(qū)碳酸鹽巖中廣泛發(fā)育,可分為2種類型:第1類是整個(gè)顆粒均被泥晶化,即泥晶方解石對(duì)生物顆粒或其他顆粒發(fā)生由外向內(nèi)的置換,其內(nèi)部結(jié)構(gòu)已完全消失,形成巴哈馬球粒[27],如圖1a所示;第2類是顆粒被部分泥晶化,一般可見顆粒的邊緣被泥晶化,形成泥晶套,顆粒內(nèi)部的成分和結(jié)構(gòu)仍保存較好,如圖1b所示。川東北地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖中2類泥晶化作用均有發(fā)育,但以第2類泥晶化作用更為普遍。

圖1 開縣紅園剖面長(zhǎng)興組中的泥晶化作用

泥晶化作用是由藻類和菌類生物對(duì)未完全固結(jié)顆粒進(jìn)行鉆孔,之后孔隙被泥晶方解石充填的作用,為停滯海水滲流帶的產(chǎn)物[28-30],2種泥晶化作用是同生成巖作用階段的標(biāo)志[31]。

2.2 壓實(shí)-壓溶作用

川東北地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖的壓實(shí)作用表現(xiàn)明顯,后期常與壓溶作用相伴生。例如，在所研究的生屑顆?；?guī)r和泥粒灰?guī)r中壓實(shí)作用表現(xiàn)為腕足動(dòng)物的殼體被壓碎變形和定向排列，被壓碎的腕足動(dòng)物殼體如圖2所示。

圖2 長(zhǎng)江溝剖面長(zhǎng)興組中的壓實(shí)作用

當(dāng)碳酸鹽沉積物被壓實(shí)到一定程度之后,繼續(xù)增大的壓力會(huì)使顆粒接觸面上的溶解度增大,進(jìn)而導(dǎo)致接觸面上的顆粒優(yōu)先發(fā)生溶解形成壓溶縫合線,按形態(tài)可將其分為4類,如圖3所示。

圖3 壓溶作用

第1類是微縫合線(圖3a),其發(fā)育在顆粒相接觸的部位,部分壓溶形成鋸齒狀,溶解面上僅含有少量的不溶殘余物;第2類是齒狀縫合線(圖3b),幅度主要在1.0 ～3.0 mm之間,橫向上連續(xù)發(fā)育,沒有間斷,縫合線內(nèi)含有大量不溶殘留物;第3類是纖細(xì)縫合線(圖3c),其由多條微細(xì)縫合線組成,單個(gè)縫合線較細(xì),不連續(xù),其內(nèi)含有少量的黑色不溶有機(jī)質(zhì)充填物;第4類是溶解薄層縫合線(圖3d),其壓溶面波動(dòng)平緩,黑色不溶有機(jī)質(zhì)充填物較厚,是油氣運(yùn)移的有利通道。

壓實(shí)作用主要發(fā)生在淺埋藏環(huán)境,其快速降低了碳酸鹽沉積物的孔隙度。而壓溶作用主要發(fā)生在中-深埋藏環(huán)境,在800～1 000 m之后才會(huì)開始出現(xiàn)縫合線構(gòu)造[32]。

縫合線的存在可以顯著增加巖石孔隙的連通性,提高滲透率,這對(duì)油氣的生成、儲(chǔ)集和運(yùn)移都有重要意義。

2.3 膠結(jié)作用

根據(jù)對(duì)巖石標(biāo)本的鏡下觀察和分析,研究區(qū)主要發(fā)育4種類型的膠結(jié)作用,如圖4所示。

(1) 等厚環(huán)邊膠結(jié)物。該類膠結(jié)物發(fā)育于同生-準(zhǔn)同生成巖階段,發(fā)育類型多樣。根據(jù)形成環(huán)境的不同,可分為纖狀(圖4a灰色箭頭所示)、葉片狀(圖4b白色箭頭所示)和粒狀等形態(tài)。纖狀和葉片狀膠結(jié)物由原始的文石或高鎂方解石膠結(jié)物轉(zhuǎn)化形成,粒狀膠結(jié)物是直接在孔隙水中結(jié)晶形成的。膠結(jié)物圍繞顆粒生長(zhǎng),晶體間接觸緊密,構(gòu)成等厚環(huán)邊膠結(jié)物。其厚度一般在0.005～0.050 mm之間,正交偏光下呈波狀或不均勻消光。

(2) 等軸鑲嵌膠結(jié)物。該類膠結(jié)物常出現(xiàn)在顆粒間、鑄?？缀蜕锕羌軆?nèi)部孔隙中(圖4a黑色箭頭所示),膠結(jié)物為粒狀亮晶方解石,晶體干凈明亮、解理平直,呈近等軸-等軸狀,大小一般在0.1～0.5 mm之間,局部發(fā)育有較大的嵌晶(圖4c灰色箭頭所示),粒徑達(dá)1 mm以上,見雙晶發(fā)育,晶體間鑲嵌接觸。此類膠結(jié)物常出現(xiàn)在環(huán)邊膠結(jié)物之后,形成于中-深埋藏成巖環(huán)境,充填在孔隙的中心。

(3) 重力型膠結(jié)物。重力型膠結(jié)作用主要發(fā)生在大氣淡水滲流環(huán)境。淡水滲流帶中的流體因重力作用而懸掛于顆粒的下方,像懸掛著的水滴,因此結(jié)晶的膠結(jié)物也從顆粒兩側(cè)到底部逐漸變厚,形成向下凸出的重力型膠結(jié)物。在川東北地區(qū),重力型膠結(jié)物見于顆粒灰?guī)r中(圖4c中白色箭頭所示),亮晶方解石膠結(jié)物的厚度從顆粒兩側(cè)到其底部由0.01 mm增加到0.05 mm以上,晶體之間鑲嵌接觸。

圖4 膠結(jié)作用

(4) 同軸增生膠結(jié)物。同軸增生膠結(jié)作用發(fā)生在淡水滲流帶的下部和淡水潛流帶。同軸生長(zhǎng)的亮晶方解石多以棘皮動(dòng)物碎屑為核心向外增生結(jié)晶(圖4d),形成一個(gè)具有相同解理和消光角的方解石單晶結(jié)構(gòu)。同軸生長(zhǎng)的方解石膠結(jié)物比棘皮動(dòng)物本身的方解石組分更加干凈明亮。同軸增生膠結(jié)的結(jié)果使棘皮動(dòng)物的碎屑顆粒增大(直徑由3.0～3.5 mm擴(kuò)大至5.0～5.5 mm),大大地降低了原生粒間孔隙度。

不同的成巖環(huán)境可以形成結(jié)構(gòu)相同的膠結(jié)物類型,因此不能用單一的膠結(jié)物類型來判斷成巖環(huán)境,但根據(jù)不同膠結(jié)物類型的組合特征卻可以判斷其為大氣淡水潛流帶的產(chǎn)物;而等軸鑲嵌方解石膠結(jié)物則為埋藏成巖環(huán)境的產(chǎn)物。

2.4 破裂作用

破裂作用主要是指由構(gòu)造作用產(chǎn)生各類裂縫的作用。研究區(qū)發(fā)育的裂縫常平行、垂直或斜交層面發(fā)育,或構(gòu)成網(wǎng)格狀。裂縫內(nèi)可見多期的溶解和充填作用,充填物一般為方解石、白云石,或者是黑色有機(jī)質(zhì)殘余如圖5所示。晚期破裂作用形成的裂隙對(duì)巖石滲透率的提升有著積極的意義。

圖5 板東4井長(zhǎng)興組中的破裂作用

2.5 溶解作用

川東北地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖溶解作用非常發(fā)育,主要有2種類型:第1種類型發(fā)生在成巖作用的早期,由文石和高鎂方解石組成的基質(zhì)、顆粒和膠結(jié)物不穩(wěn)定,易在顆粒、顆粒內(nèi)部和顆粒之間發(fā)生選擇性溶解,形成鑄?？住⒘?nèi)孔和粒間孔,它們是早期大氣淡水或混合水溶解作用的結(jié)果;第2種類型發(fā)生在成巖作用的中晚期,由于不穩(wěn)定的碳酸鹽礦物已轉(zhuǎn)變?yōu)榉€(wěn)定的低鎂方解石,溶解作用不具有選擇性。在深部流體的作用下,溶縫和溶孔沿著解理、裂縫、縫合線和殘留的孔隙發(fā)生溶解,并保存下來,如圖6所示。

圖6 羊鼓洞剖面長(zhǎng)興組中的溶解作用

川東北晚二疊世碳酸鹽巖中蘊(yùn)藏著豐富的有機(jī)質(zhì),有機(jī)質(zhì)成熟和熱化學(xué)硫酸鹽還原作用產(chǎn)生的酸性流體,使埋藏溶解作用廣泛發(fā)育,形成的孔洞中可見黑色有機(jī)質(zhì)殘留。因此，第2種溶解作用對(duì)巖石的孔隙度和滲透性都有顯著的提升。

2.6 白云石化和去白云石化作用

野外和室內(nèi)研究表明,研究區(qū)白云石化作用主要發(fā)育在長(zhǎng)興組中上部和頂部的生物骨架灰?guī)r中，如圖7所示。白云石晶體占90%～95%,晶形發(fā)育良好,晶體從不足0.1 mm到大于0.5 mm皆有分布。晶體內(nèi)部因含有殘留物而顯渾濁,邊緣膠結(jié)物較干凈明亮,具典型的霧心亮邊結(jié)構(gòu),如圖7a所示。同時(shí)可見異形白云石,如圖7b黑色箭頭所示,晶體粗大,其直徑通常大于0.5 mm。晶體中微裂隙發(fā)育,晶面彎曲,具有馬鞍狀結(jié)構(gòu)特征,正交偏光下見波狀消光。

圖7 白云石化作用

因?yàn)榫攮h(huán)帶結(jié)構(gòu)的粗晶平直晶面白云石晶體形成的溫度很高[33](>60 ℃),鞍狀白云石形成溫度更高,一般在100～180 ℃之間,最高可達(dá)235 ℃[34],所以具有標(biāo)志性的細(xì)-中晶并具霧心亮邊結(jié)構(gòu)的白云石和具鞍狀結(jié)構(gòu)的白云石是埋藏-熱液白云石化作用的產(chǎn)物[34-37]。

去白云石化作用同樣也發(fā)育在研究區(qū)晚二疊世長(zhǎng)興組的中上部和頂部。在表生成巖環(huán)境中,大氣淡水或混合水沿空隙或構(gòu)造裂隙交代白云石,形成具白云石假晶的方解石。在鏡下(單偏光)可以看到白云石被交代后留下的港灣狀溶解殘留結(jié)構(gòu)和暗褐色的白云石輪廓,如圖8中黑色箭頭所示。

圖8 長(zhǎng)江溝剖面吳家坪組中的去白云石化作用

2.7 硅化作用

硅化作用在川東北地區(qū)晚二疊世吳家坪組和長(zhǎng)興組都有發(fā)育,主要分布在吳家坪組的上段、頂部和長(zhǎng)興組的中上部。本區(qū)的硅化作用主要有2種類型,如圖9所示。

圖9 硅化作用

第1類是在生物顆粒中發(fā)生選擇性的硅化作用,即生物顆粒被放射纖維狀玉髓(圖9a)和粒狀石英分期次地充填交代,形成硅化的生物碎屑;第2類是在碳酸鹽膠結(jié)物中選擇性地發(fā)生硅化,即硅質(zhì)流體有選擇地交代方解石膠結(jié)物而形成石英，鏡下觀察可見這種類型的石英內(nèi)部常含有方解石的殘余(圖9b)。

2.8 重結(jié)晶作用與充填作用

重結(jié)晶作用與充填作用如圖10所示。

研究區(qū)重結(jié)晶作用非常發(fā)育,主要表現(xiàn)為2種類型。第1種類型是文石質(zhì)和高鎂方解石質(zhì)的動(dòng)物骨骼轉(zhuǎn)化為方解石的新生變形作用,如圖10a灰色箭頭所示,主要發(fā)生在早期成巖階段;第2種類型是早期形成的泥晶基質(zhì)和亮晶方解石膠結(jié)物結(jié)晶增大的重結(jié)晶作用,主要發(fā)生在中-晚期成巖階段，這種作用形成的方解石晶粒大且干凈明亮,解理發(fā)育,如圖10b所示。部分顆粒發(fā)生重結(jié)晶后,原有的成分發(fā)生改變,結(jié)構(gòu)被破壞,僅能依靠殘留成分和結(jié)構(gòu)加以識(shí)別。

研究區(qū)碳酸鹽巖中常發(fā)育原生孔洞和次生孔洞，當(dāng)其處于大氣淡水滲流環(huán)境時(shí),外部沉積物(滲流粉砂)隨著大氣淡水進(jìn)入并沉積于孔洞中,此類沉積物與圍巖在結(jié)構(gòu)和成分上都不相同。有的孔洞被外部沉積物填滿,如圖10a中白色箭頭所示;有的孔洞下部充填外部沉積物,上部空隙充填亮晶方解石,沉積界面較平直,呈現(xiàn)典型的示頂?shù)讟?gòu)造。

圖10 重結(jié)晶作用與充填作用

3 碳氧同位素特征

利用碳酸鹽巖的碳氧同位素組成判別沉積和成巖環(huán)境是一種非常有效的方法[38-40],已成功地應(yīng)用于解釋碳酸鹽巖的沉積和成巖環(huán)境[41-42]。本次研究分析的樣品以精細(xì)的鏡下鑒定為基礎(chǔ)。

川東北地區(qū)晚二疊世部分碳酸鹽巖的碳氧同位素組成見表1所列。

通常δ13C和δ18O的相關(guān)性可以表示樣品中后期淋濾交代作用對(duì)δ13C的影響程度[43-44]。所選樣品中碳、氧同位素的相關(guān)系數(shù)為-0.05,說明樣品受后期淋濾作用的影響微弱。

數(shù)據(jù)顯示各類巖石的δ13C(0.147%～0.453%)和δ18O(-0.544%～-0.757%)變化較小,與長(zhǎng)興期全球古海水的δ13C值(0～0.580%,均值0.350%)和δ18O值(-0.750%～-0.350%,均值-0.450%)[45]相近,說明該地區(qū)的碳酸鹽巖為正常沉積的海相碳酸鹽巖。其中δ13C組成更加接近古海水的δ13C平均值,說明其組成主要取決于沉積物的組分以及原始的沉積環(huán)境,因此在同種巖石中δ13C組成變化較小;而δ18O與古海水的δ18O平均值相比,負(fù)偏明顯,這是由于隨著埋藏深度逐漸增加,溫度升高,δ18O發(fā)生丟失而導(dǎo)致[46]的。成巖作用類型越豐富,發(fā)生的程度越深,δ18O負(fù)偏越明顯,例如，成巖作用類型很少的灰泥灰?guī)r和微粉晶白云巖中δ18O值最接近古海水的δ18O平均值。

表1 川東北地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖碳氧同位素?cái)?shù)據(jù) %

注:δ13C和δ18O數(shù)據(jù)依據(jù)V-PDB(Vienna Pee Dee Belemnite)標(biāo)準(zhǔn)化。

根據(jù)前述不同巖石類型中的成巖作用研究,研究區(qū)碳酸鹽巖經(jīng)歷了多種成巖環(huán)境并發(fā)育豐富的成巖作用類型,但碳氧同位素特征僅反映了中-深埋藏成巖環(huán)境的特征,這說明隨著埋深逐漸增加,成巖作用不斷進(jìn)行,不同成巖環(huán)境中的成巖現(xiàn)象可以被保留下來,但巖石的碳氧同位素特征僅能反映巖石所經(jīng)歷的最后一種成巖環(huán)境。

4 成巖階段劃分

川東北地區(qū)上二疊統(tǒng)為一套臺(tái)地礁灘組合組成的沉積體系,在漫長(zhǎng)的成巖環(huán)境下經(jīng)歷了復(fù)雜的成巖作用,其成巖階段劃分如圖11所示,實(shí)線代表大量出現(xiàn)的成巖標(biāo)志,虛線代表可能或少量出現(xiàn)的成巖標(biāo)志。

圖11 川東北地區(qū)晚二疊世碳酸鹽巖成巖作用階段劃分

(1) 同生-準(zhǔn)同生成巖階段。顆粒沉積下來后,受鉆孔的藻類的影響,發(fā)生泥晶巖化作用,同時(shí)顆粒還被孔隙水沉淀物所膠結(jié),使得顆粒間孔隙度逐漸降低。之后受海平面頻繁波動(dòng)的影響,多次暴露于大氣淡水環(huán)境,不穩(wěn)定的海水沉積物和膠結(jié)物新生變形為穩(wěn)定的方解石,進(jìn)而出現(xiàn)纖狀、柱狀和粒狀方解石膠結(jié)作用。其間發(fā)生選擇性溶解形成大量溶解孔隙。

由于海平面波動(dòng),在蒸發(fā)環(huán)境下可形成微-粉晶白云巖。

(2) 早期成巖階段。二疊紀(jì)末至早三疊世,沉積物處于淺埋藏環(huán)境，其主要標(biāo)志是由較疏松的沉積物變成堅(jiān)固的巖石。

由于上覆沉積物靜壓力逐漸增加,沉積顆粒開始發(fā)生破碎、變形及定向排列,同時(shí)沉積物中的孔隙繼續(xù)被粒狀亮晶方解石膠結(jié),使得孔隙度變得愈來愈小。

當(dāng)壓實(shí)作用發(fā)展到一定程度時(shí),在流體的作用下沉積顆粒發(fā)生溶解,溶解性差的顆粒侵入到溶解性較好的顆粒中,形成鋸齒狀壓溶縫合線。縫合線對(duì)滲透性有積極作用,同時(shí)溶解釋放出來的飽和水也成為孔隙膠結(jié)物的一個(gè)重要來源。隨著巖層靜壓力增大,礦物晶體也發(fā)生由小變大的原地轉(zhuǎn)變。顆粒繼續(xù)結(jié)晶,形成更大的單晶或多晶,部分泥晶基質(zhì)也發(fā)生重結(jié)晶作用形成微晶或亮晶方解石。此時(shí)沉積物已經(jīng)具有一定的強(qiáng)度,在地殼運(yùn)動(dòng)的影響下,巖石中開始產(chǎn)生一些構(gòu)造裂縫,但都被膠結(jié)物所充填。

(3) 中期成巖階段。早三疊世至中三疊世末,沉積物處于中埋藏環(huán)境，方解石膠結(jié)物以粒狀、連晶和粗亮晶的形式鑲嵌于剩余的孔隙和裂縫中。

在此埋深環(huán)境下,由有機(jī)質(zhì)成熟所產(chǎn)生的有機(jī)酸使得巖石開始發(fā)生埋藏溶解作用,形成粒間溶孔、晶間溶孔和溶縫,并開始發(fā)育埋藏白云石化,形成具有霧心亮邊結(jié)構(gòu)的細(xì)晶半自形-自形白云石晶體,其對(duì)孔隙度和滲透性的貢獻(xiàn)意義重大。

(4) 晚期成巖階段。中三疊世末至第四紀(jì),沉積物處于深埋藏環(huán)境，在此封閉的高溫高壓缺氧環(huán)境中,含有大量有機(jī)酸和有機(jī)質(zhì)的地下流體具有強(qiáng)烈的溶解作用,使巖石的孔隙度急劇升高。構(gòu)造運(yùn)動(dòng)產(chǎn)生大量的裂縫,都被方解石和白云石所充填。

晚期形成的白云石晶體粗大,具有彎曲的解理面和波狀消光,晶體之間呈鑲嵌結(jié)構(gòu),部分發(fā)生溶解。方解石也以粗亮晶的形式出現(xiàn)。

(5) 表生成巖階段。晚白堊世的燕山運(yùn)動(dòng)及其后發(fā)生的喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致地層強(qiáng)烈褶皺和斷裂,使部分沉積物經(jīng)深埋藏之后重新抬升至地表環(huán)境,在地表水(及地下水)的作用下沿著構(gòu)造裂縫和殘留的孔洞發(fā)生溶解形成大量的孔洞,孔洞可被滲流粉砂和亮晶方解石鑲嵌充填,形成示頂?shù)讟?gòu)造,未被完全充填的孔隙則可作為重要的油氣儲(chǔ)集空間。

5 結(jié) 論

研究區(qū)主要發(fā)育11種類型的成巖作用,其中泥晶化作用、溶解作用、白云石化作用、壓溶作用和破裂作用有利于巖石孔隙度和滲透性的提高,稱為建設(shè)性成巖作用;而壓實(shí)作用、膠結(jié)作用、去白云石化作用、硅化作用、重結(jié)晶作用和充填作用阻礙巖石孔隙的形成或充填已有的孔隙,降低巖石的滲透性,稱為破壞性成巖作用。

成巖作用的特征和碳氧同位素分析表明研究區(qū)經(jīng)歷4種成巖環(huán)境和5個(gè)成巖階段:

(1) 海底環(huán)境(淺海臺(tái)地和臺(tái)地邊緣)與大氣淡水環(huán)境(包括潛流帶和滲流帶)的同生-準(zhǔn)同生成巖階段、埋藏環(huán)境的早、中、晚成巖階段和表生成巖階段,分別發(fā)育不同的成巖作用。海底環(huán)境,主要發(fā)生泥晶化作用和非選擇性硅化作用。

(2) 大氣淡水環(huán)境,主要發(fā)生膠結(jié)作用(潛流帶等厚環(huán)邊膠結(jié)物、粒狀膠結(jié)物和同軸增生膠結(jié)物和滲流帶重力型膠結(jié)物)、溶解作用、早期重結(jié)晶作用、去白云化作用。

(3) 埋藏環(huán)境,主要發(fā)生壓實(shí)-壓溶作用、膠結(jié)作用、白云石化作用、溶解作用、選擇性硅化作用和晚期重結(jié)晶作用。

(4) 表生環(huán)境,主要發(fā)生溶解作用、膠結(jié)作用和去白云石化作用。

研究區(qū)碳酸鹽巖中經(jīng)歷漫長(zhǎng)而復(fù)雜的成巖作用,發(fā)育良好的孔隙度和滲透性,尤其值得關(guān)注的是在長(zhǎng)興組的白云巖及生物礁灰?guī)r內(nèi),受后期構(gòu)造裂隙的影響,孔隙連通性較好,是油氣生成、儲(chǔ)集和運(yùn)移的理想場(chǎng)所。

[1] 強(qiáng)子同.碳酸鹽巖儲(chǔ)層地質(zhì)學(xué)[M].東營(yíng):石油大學(xué)出版社,1998:17-23.

[2] ALI M Y.Carbonate cement stratigraphy and timing of diagenesis in a Miocene mixed carbonate-clastic sequence,offshore Sabah,Malaysia: constraints from cathodoluminescence,geochemistry,and isotope studies[J].Sedimentary Geology,1995,99:191-214.

[3] PARADIS S,LAVOIE D.Multiple-stage diagenetic alteration and fluid history of Ordovician carbonate-hosted barite mineralization,Southern Quebec Appalachians[J].Sedimentary Geology,1996,107:121-139.

[4] HEYDARI E.Porosity loss,fluid flow,and mass transfer in limestone reservoirs:application to the Upper Jurassic Smackover Formation,Mississippi[J].AAPG Bulletin,2000,84(1):100-118.

[5] 曾允孚.碳酸鹽巖的成巖后生作用及孔隙演化[M]//沉積專輯.北京:[s.n.],1981:294-307.

[6] TAYLOR T R,SIBLEY D F.Petrographic and geochemical characteristics of dolomite types and the origin of ferroan dolomite in the Trenton Formation,Ordovician,Michigan Basin,U.S.A.[J].Sedimentology,1986,33(1):61-86.

[7] GILES M R.Mass transfer and problems of secondary porosity creation in deeply buried hydrocarbon reservoirs[J].Marine and Petroleum Geology,1987,4(3):188-204.

[8] 楊寧,呂修祥,周新源,等.塔里木盆地碳酸鹽巖油氣聚集帶[J].地質(zhì)學(xué)報(bào),2006,80(3):398-405.

[9] 強(qiáng)子同,郭一華,張帆,等.四川上二疊統(tǒng)老龍洞生物礁及其成巖作用[J].石油與天然氣地質(zhì),1985,6(1):82-90.

[10] 強(qiáng)子同,文應(yīng)初,雷卞軍，等.川東鄂西上二疊統(tǒng)生物礁白云石化巖石學(xué)和地球化學(xué)[J].地球化學(xué),1992(2):158-165.

[11] 范嘉松,張維.鄂西利川晚二疊世生物礁的纖維海綿和Tabulozoan[J].地質(zhì)科學(xué),1987(4):326-333.

[12] 范嘉松,吳亞生.世界二疊紀(jì)生物礁的基本特征及其古地理分布[J].古地理學(xué)報(bào),2005,7(3):287-304.

[13] 張繼慶,李汝寧,官舉銘,等.四川盆地及鄰區(qū)晚二疊世生物礁[M].成都:四川科學(xué)技術(shù)出版社,1990:22-26.

[14] 雷卞軍,強(qiáng)子同,陳季高.川東上二疊統(tǒng)生物礁成巖作用與孔隙演化[J].石油與天然氣地質(zhì),1991,12(4):364-375.

[15] 雷卞軍,強(qiáng)子同,文應(yīng)初.川東及鄰區(qū)上二疊統(tǒng)生物礁的白云巖化[J].地質(zhì)論評(píng),1994,40(6):534-543.

[16] 王一剛,文應(yīng)初,張帆,等.川東地區(qū)上二疊統(tǒng)長(zhǎng)興組生物礁分布規(guī)律[J].天然氣工業(yè),1998,18(6):10-15.

[17] 王一剛,洪海濤,夏茂龍,等.四川盆地二疊、三疊系環(huán)海槽礁、灘富氣帶勘探[J].天然氣工業(yè),2008,28(1):22-27.

[18] 牟傳龍,譚欽銀,王立全,等.四川宣漢盤龍洞晚二疊世生物礁古油藏的發(fā)現(xiàn)及其重要意義[J].地質(zhì)論評(píng),2003，49(3):315.

[19] 牟傳龍,譚欽銀,余謙,等.川東北地區(qū)上二疊統(tǒng)長(zhǎng)興組生物礁組成及成礁模式[J].沉積與特提斯地質(zhì),2004,24(3):65-71.

[20] 牟傳龍,馬永生,王瑞華,等.川東北地區(qū)上二疊統(tǒng)盤龍洞生物礁成巖作用研究[J].沉積與特提斯地質(zhì),2005,25(1):198-202.

[21] 鄭榮才,胡忠貴,馮青平,等.川東北地區(qū)長(zhǎng)興組白云巖儲(chǔ)層的成因研究[J].礦物巖石,2007,27(4):78-84.

[22] 吳熙純,劉效曾,楊仲倫,等.川東上二疊統(tǒng)長(zhǎng)興組生物礁控儲(chǔ)層的形成[J].石油與天然氣地質(zhì),1990,11(3):283-297.

[23] 韋賢,王興志,張帆.川東北板東地區(qū)長(zhǎng)興組生物礁型儲(chǔ)層研究[J].石油地質(zhì)與工程,2007,21(4):16-19.

[24] 曹遠(yuǎn)志,王志維,厚東琳.川東北通南巴地區(qū)長(zhǎng)興組成巖作用與孔隙演化[J].內(nèi)蒙古石油化工,2009,35(5):107-109.

[25] 童崇光.四川盆地構(gòu)造演化與油氣聚集[M].北京:地質(zhì)出版社,1985:3-28.

[26] DUNHAM R J.Classification of carbonate rocks according to depositional texture[C]//M1：Classification of Carbonate Rocks:A Symposium.[S.l.]:American Association of Petroleum Geologists,1962:108-121.

[27] FLUGEL E.Microfacies analysis of limestone[M].New York: Springer-Verlag,1982:62-454.

[28] REID R P,MACINTYRE I G.Microboring versus recrystallization:further insight into the micritization process[J].Journal of Sedimentary Research,2000,70(1):24-28.

[29] EL-SAIY A K,JORDAN B R.Diagenetic aspects of tertiary carbonates west of the Northern Oman Mountains,United Arab Emirates[J].Journal of Asian Earth Sciences,2007,31(1):35-43.

[30] NOTHDURFT L D,WEBB G E,BOSTROM T,et al.Calcite-filled borings in the most recently deposited skeleton in live-collectedPorites(Scleractinia):implications for trace element archives[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,2007,71(22):5423-5438.

[31] 劉寶珺,張錦泉.沉積成巖作用[M].北京:科學(xué)出版社,1992:1-24.

[32] LIND I L.Stylolites in chalk from Leg 130,Ontong Java Plateau[J].Proceedings of the Ocean Drilling Program:Scientific Results,1993,130:445-452.

[33] 黃思靜.碳酸鹽巖的成巖作用[M].北京:地質(zhì)出版社,2010:187-192.

[34] DAVIES G R,SMITH L B.Structurally controlled hydrothermal dolomite reservoir facies: an overview[J].American Association of Petroleum Geologists Bulletin,2006,90(11):1641-1690.

[35] AL-AASM I.Origin and characterization of hydrothermal dolomite in the Western Canada Sedimentary Basin[J].Journal of Geochemical Exploration,2003,78(3):9-15.

[36] LOPEZ-HORGUE M A,IRIARTE E,SCHRODER S,et al.Structurally controlled hydrothermal dolomites in Albian carbonates of the Asón valley,Basque Cantabrian Basin,Northern Spain[J].Marine and Petroleum Geology,2010,27(5):1069-1092.

[37] HORITA J.Oxygen and carbon isotope fractionation in the system dolomite-water-CO2to elevated temperatures[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,2014,129(8):111-124.

[38] HUDSON J D.Stable isotopes and limestone lithification[J].Journal of the Geological Society,1977,133 (6):637-660.

[39] 王英華,劉本立,陳承業(yè),等.氧、碳同位素組成與碳酸鹽巖成巖作用[J].地質(zhì)論評(píng),1983,29(3): 278-284.

[40] RAHIMPOUR-BONAB H,BONE Y,MOUSSAVI-HARAMI R.Stable isotope aspects of modern molluscs,brachiopods,and marine cements from cool-water carbonates,Lacepede Shelf,South Australia[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1997,61(1):207-218.

[41] GARZIONE C N,DETTMAN D L,HORTON B K.Carbonate oxygen isotope paleoaltimetry: evaluating the effect of diagenesis on paleoelevation estimates for the Tibetan plateau[J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2004,212(1/2):119-140.

[42] SILVA A C D,BOULVAIN F.Carbon isotope lateral variability in a Middle Frasnian carbonate platform (Belgium): significance of facies,diagenesis and sea-level history[J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2008,269(3/4):189-204.

[43] BRASIER M D,MAGARITZ M,CORFIELD R,et al.The carbon-and oxygen-isotope record of the Precambrian-Cambrian boundary interval in China and Iran and their correlation[J].Geological Magazine,1990,127(4):319-332.

[44] 左景勛,童金南,邱海鷗,等.下?lián)P子地區(qū)早三疊世碳酸鹽巖碳同位素組成的演化特征[J].中國(guó)科學(xué):地球科學(xué),2006,36(2): 109-122.

[45] VEIZER J,ALA D,AZMY K,et al.87Sr/86Sr,δ13C,andδ18O evolution of Phanerozoic seawater[J].Chemical Geology,1999,161(1/2/3):59-88.

[46] NELSON C S,SMITH A M.Stable oxygen and carbon isotope compositional fields for skeletal and diagenetic components in New Zealand Cenozoic nontropical carbonate sediments and limestones: a synthesis and review[J].New Zealand Journal of Geology and Geophysics,1996,39(1):93-107.

(責(zé)任編輯 張淑艷)

Diagenesis of Late Permian carbonates in northeastern Sichuan

LUO Lei, HONG Tianqiu, YIN Yanduan, LI Xiaocai, REN Xinxin, YANG Mei

(School of Resources and Environmental Engineering, Hefei University of Technology, Hefei 230009, China)

The Late Permian carbonates are widespread in the northeastern Sichuan Province, and the process and types of their diagenesis are complex. Microscopic examination shows that there are five major constructive diagenesis, such as micritization, dissolution, dolomitization, pressure solution and tectonic rupture, and six types of destructive diagenesis, such as compaction, cementation, dedolomitization, silicification, recrystallization and filling. Combined with the C-O isotope analysis, four main diagenetic environments can be recognized in this area, including marine, meteoric, burial and surface environments. The sediments have experienced syngenetic-quasi syngenetic stage, early, middle, late diagenetic stage and epidiagenetic stage. Different diagenetic environments and diagenetic stages were responded to different diagenesis. The carbonates of the studying area developed high porosity because of the effect of diagenesis, which are mainly seen in the bioherm limestone and dolomite of Changxing Formation. The extensive porosity and connectivity make the carbonates in this area become the ideal place for generation, storage and migration of the gas and oil.

diagenesis; diagenetic stage; carbonate; Late Permian; northeastern Sichuan

2015-12-02；

2016-11-01

國(guó)家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目(41072085);合肥工業(yè)大學(xué)博士學(xué)位人員專項(xiàng)基金資助項(xiàng)目(JZ2016HGBZ1043)

羅 雷(1986-),男,湖北襄陽(yáng)人,博士,合肥工業(yè)大學(xué)講師; 洪天求(1953-),男,安徽懷寧人,博士,合肥工業(yè)大學(xué)教授,博士生導(dǎo)師.

10.3969/j.issn.1003-5060.2017.01.019

P586

A

1003-5060(2017)01-0101-10