余 威,魏新善,楊兆林,桂小軍,田景春,王 峰,劉寶珺,弓 俐

(1.成都理工大學(xué) 沉積地質(zhì)研究院,四川 成都 610059;2.中國石油長慶油田分公司 勘探開發(fā)研究院,陜西 西安 710021;3.低滲透油氣田勘探開發(fā)國家工程實驗室,陜西 西安 710021)

中國含煤地層多數(shù)地層時代較老,經(jīng)歷了復(fù)雜的成巖作用,儲層趨向于致密的特點。如庫車坳陷白堊系煤系低孔致密砂巖埋深大于6 000 m,煤成氣藏儲層經(jīng)歷了膠結(jié)作用、表生溶蝕作用、壓實-溶蝕作用、壓實-擠壓作用以及膠結(jié)充填作用的沉積作用過程,成巖作用期次處于中成巖A期階段[1]。川西南上三疊統(tǒng)煤成氣藏儲層埋深4 000 m,成巖作用處于中成巖B期階段[2]。深層成巖作用強度與埋藏深度、地溫場和埋藏時間3者有著密切的關(guān)系[3],且成巖過程中多期次水巖反應(yīng)相互影響和疊加,從而導(dǎo)致不同成巖階段成巖礦物組合共生,甚至導(dǎo)致成巖標(biāo)志異常倒轉(zhuǎn),給成巖階段劃分帶來了困難。

石炭—二疊系是鄂爾多斯盆地主要含煤地層,其沉積環(huán)境特征主要為海陸交互相-陸相沉積,氣藏為III型干酪根生成的煤成氣[4-5],且具有與煤系烴源巖伴生的特點,其地質(zhì)條件在我國致密氣藏中具有代表意義[6]。石炭紀(jì)海陸過渡相與二疊紀(jì)山西期陸相沉積的含煤地層形成的烴源巖為煤成氣的廣泛分布提供了重要物質(zhì)基礎(chǔ)[7]。

隨著慶陽氣田的發(fā)現(xiàn),隴東地區(qū)含煤地層成巖演化與成藏條件分析研究越來越被重視。劉新社等[8]通過分析鄂爾多斯盆地砂巖包裹體和盆地?zé)崾焚Y料,認(rèn)為上古生界成巖演化階段為中成巖階段。閆建萍等[9]利用埋藏史、包裹體溫度與鏡質(zhì)體反射率等方法分析認(rèn)為鄂爾多斯盆地南部山2段—盒8段成巖階段處于中成巖階段。劉小洪等[10]對盒8、山1段儲層包裹體均一溫度、黏土礦物組合、氧化物特征以及熱演化程度等分析,確定盒8、山1段儲層處于中-晚成巖階段。何明倩等[11]對盆地南部含煤地層中致密砂巖進行研究,認(rèn)為其成巖作用階段為中成巖階段。付金華等[12]對隴東地區(qū)慶陽氣田深層煤成氣研究發(fā)現(xiàn),慶陽氣田上古生界成巖階段特點為深埋藏、高熱演化的晚成巖階段。

筆者通過對含煤地層成巖演化特征研究,分析含煤地層成巖階段劃分標(biāo)志與標(biāo)志異常成因,以期對隴東地區(qū)上古生界含煤地層儲層致密化成因及天然氣富集規(guī)律與成藏研究起到指導(dǎo)作用。

1 地質(zhì)背景

鄂爾多斯盆地是一個穩(wěn)定沉降、坳陷遷移、構(gòu)造穩(wěn)定的大型多旋回沉積盆地,整體具有盆大、坡緩、水淺、多源的特點[13],是中國第二大盆地,總面積超過300 000 km2,礦產(chǎn)資源豐富。區(qū)域上自本溪期發(fā)生海侵接受沉積,發(fā)育一套含煤砂泥巖夾數(shù)套薄層灰?guī)r沉積[14]。到太原期發(fā)育至陸表海沉積階段,海侵作用繼續(xù)擴大,末期海水開始退出盆地[15],至山西期,海水基本完全退出盆地,僅在盆地東南局部地區(qū)殘存陸緣近海盆地保留少量海相地層,東西沉積格局的差異基本消失,南北差異沉降和沉積相帶分異逐漸增強[9]。隴東地區(qū)位于盆地西南部,慶陽氣田位于該地區(qū)的中部,其氣源為上古生界的煤系烴源巖(圖1)。

圖1 研究區(qū)位置及山西組頂部構(gòu)造等值線Fig.1 Location of the study area and structural contour at the top of Shanxi Formation

根據(jù)顯微薄片鑒定發(fā)現(xiàn),鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界砂巖以石英(77.82%～81.45%)和巖屑(20.28%～17.02%)為主,長石極少(1.53%～1.90%)。巖石類型以石英砂巖、巖屑石英砂巖和巖屑砂巖為主(圖2)。巖屑以石英巖、千枚巖等變質(zhì)巖巖屑為主,占巖屑總量的65%以上;噴發(fā)巖、隱晶巖等火成巖巖屑含量次之,占巖屑總量的20%左右;沉積巖巖屑最少。填隙物的類型多、含量變化大,主要包括黏土礦物膠結(jié)物(高嶺石、伊利石)、碳酸鹽類膠結(jié)物(鐵方解石、鐵白云石)、硅質(zhì)膠結(jié)物。在部分砂巖中,可以見到充填于粒間孔中的殘余火山凝灰質(zhì)。

圖2 隴東地區(qū)上古生界砂巖組分三元圖Fig.2 Detrital composition of Upper Paleozoic sandstones in Longdong area

2 晚成巖階段標(biāo)志

超深層和致密砂巖類型的儲集體是慶陽氣田的典型特征,也是儲層地質(zhì)學(xué)研究的難點和熱點[12]。上古生界山西組山1段儲層現(xiàn)今最大埋深為4 500 m,如果加上地史時期埋藏過程的800 m左右剝蝕量,儲層曾經(jīng)歷過5 300 m埋深[12]。早在天然氣勘探初期,利用少量探井就確定了盆地南部延安至慶陽一線存在Ro>2.0%干氣分布區(qū)[9],隨著勘探程度和地質(zhì)研究深度不斷提高,進一步精細(xì)刻畫了定邊—靖邊以線以南盆地南部伊陜斜坡上古生界為Ro>2.0%異常分布區(qū),異常核心區(qū)Ro>3.0%,慶陽氣田緊鄰異常核心區(qū)西側(cè),上古生界烴源巖成熟度較高,烴源巖Ro最高達3.2%,平均為2.3%,有機質(zhì)處于過成熟演化階段[12]。

通過對慶陽氣田上古生界烴源巖鏡質(zhì)體反射率Ro、黏土礦物組合及形態(tài)等成巖作用參數(shù)測試,結(jié)果表明:慶陽氣田上古生界烴源巖Ro為2.1%～3.0%,平均值為2.5%,最高成巖溫度達到170 ℃,局部發(fā)生了具有淺變質(zhì)特征的絹云母化,因此認(rèn)為成巖作用達到了晚期階段,且具有成巖演化程度較高的特點[12]。通過對研究區(qū)9口探井22個樣品中上古生界烴源巖最高熱解溫度Tmax進行分析,樣品埋藏深度處于3 714.50～4 853.06 m,烴源巖最高熱解溫度Tmax中只有一個樣品為485 ℃,其余均大于490 ℃,最高為607 ℃,平均值為555.1 ℃(表1),天然氣甲烷平均體積分?jǐn)?shù)為96.90%,屬于干氣氣藏,有機質(zhì)的各項指標(biāo)也反映了晚成巖階段特征。

在礦物組合與標(biāo)志上也有很多證據(jù)可以證明成巖演化已進入晚成巖階段;通過對隴東地區(qū)上古生界巖石薄片鑒定發(fā)現(xiàn)(圖3),上古生界砂巖骨架顆粒的接觸方式主要是長邊接觸和縫合線接觸,黑云母彎曲和顆粒定向分布排列,石英加大邊發(fā)育,最高至Ⅳ級。

將流體包裹體薄片在配備有Image-Pro Plus軟件的Olympus光學(xué)顯微鏡下識別石英次生加大的級次,并對石英次生加大邊的厚度進行測量,并標(biāo)注相應(yīng)的位置以便后續(xù)測溫處理。通過對包裹體測溫的石英次生加大的加大級次及加大邊厚度進行統(tǒng)計發(fā)現(xiàn),Ⅳ級加大邊形成的溫度超過140 ℃(圖4),且隨著成巖溫度的不斷升高,石英次生加大邊的厚度有逐漸增大的趨勢(圖5)。薄片中鐵方解石膠結(jié)和微裂縫常見。黏土礦物組合為伊蒙混層、伊利石、高嶺石和綠泥石,局部砂巖發(fā)生了具有淺變質(zhì)特征的絹云母化。根據(jù)行業(yè)標(biāo)準(zhǔn)[16],隴東地區(qū)上古生界山1段成巖階段已進入晚成巖-淺變質(zhì)演化階段。

表1 隴東地區(qū)上古生界烴源巖Tmax統(tǒng)計Table 1 Tmax statistics of Upper Paleozoic source rocks in Longdong area

3 晚成巖標(biāo)志異常

在晚成巖作用階段,古溫度范圍在170～200 ℃,巖石中黏土礦物主要為伊利石和綠泥石,并伴隨有絹云母、黑云母,且伊蒙混層已消失,稱伊利石-綠泥石帶;自生礦物主要為碳酸鹽礦物以及鈉長石、榍石等,高嶺石消失[16]。而研究區(qū)上古生界晚成巖作用階段一些判定標(biāo)志較為異常,黏土礦物相對含量中高嶺石大量存在,有伊/蒙混層存在且含量較高,包裹體均一溫度低于正常晚成巖階段的成巖溫度等。

通過對鎮(zhèn)探2井盒8—山2段黏土礦物進行X-衍射測試數(shù)據(jù)統(tǒng)計結(jié)果表明(表2),研究區(qū)上古生界黏土礦物類型主要是伊利石、高嶺石、綠泥石及伊/蒙混層,伊/蒙混層均為有序混層帶,其中蒙皂石質(zhì)量分?jǐn)?shù)處于15%～35%。盒8段中主要為伊/蒙混層,其次為高嶺石和伊利石,出現(xiàn)少量綠泥石,蒙皂石層質(zhì)量分?jǐn)?shù)為25%～30%;山1段中主要為伊/蒙混層,其次為伊利石,出現(xiàn)少量高嶺石和綠泥石,蒙皂石層質(zhì)量分?jǐn)?shù)為20%～25%;山2段中主要為伊/蒙混層,其次為高嶺石和伊利石,出現(xiàn)少量綠泥石,蒙皂石層質(zhì)量分?jǐn)?shù)最低,處于15%～25%;且蒙皂石層質(zhì)量分?jǐn)?shù)自山2段至盒8段的質(zhì)量分?jǐn)?shù)逐漸增多。盒8段與山2段黏土礦物組合為伊/蒙混層+高嶺石+伊利石+綠泥石(少量),山1段黏土礦物組合為伊/蒙混層+伊利石+高嶺石(少量)+綠泥石(少量)。

圖5 隴東地區(qū)上古生界包裹體均一溫度與石 英次生加大邊厚度的關(guān)系Fig.5 Relationship between homogenization temperature of Upper Paleozoic inclusions and overgrowth thickness of quartz in Longdong area

表2 鎮(zhèn)探2井山2—盒8段泥巖黏土礦物X-衍射數(shù)據(jù)

利用Linkam THMS600型冷熱臺對隴東地區(qū)上古生界盒8段與山1段砂巖中方解石和硅質(zhì)膠結(jié)物的液烴鹽水包裹體進行測量,并對包裹體均一溫度頻率進行統(tǒng)計(圖6),分析成巖時期的溫度[17]。對盒8段113顆包裹體進行測試發(fā)現(xiàn),早期包裹體有31顆,均一溫度頻率峰值處于120 ℃,晚期包裹體有72顆,均一溫度頻率峰值處于160 ℃;山1段64顆包裹體進行均一溫度的測試發(fā)現(xiàn),早期包裹體與晚期包裹體各占一半,早期包裹體的均一溫度頻率峰值處于130 ℃,晚期包裹體的均一溫度頻率峰值處于160 ℃,都低于晚成巖時期的溫度170 ℃。

圖6 包裹體均一溫度頻率直方圖[17]Fig.6 Homogenization temperature of inclusions[17]

而對鎮(zhèn)探1井山1段砂巖中石英顆粒內(nèi)含有的液烴鹽水包裹體進行均一溫度進行測試(圖7(a)),發(fā)現(xiàn)包裹體均一溫度處在104～150 ℃,平均溫度為137.0 ℃。合探1井盒8段砂巖石英顆粒裂紋中見不發(fā)熒光的鹽水包裹體與含烴鹽水包裹體(圖7(b)),通過對這些鹽水包裹體測溫發(fā)現(xiàn),溫度處于140.5～177.4 ℃;含烴鹽水包裹體均一溫度為145.6 ℃;而對以上2口井的包裹體進行測溫表明,成巖階段的溫度小于170 ℃。

(a)鎮(zhèn)探1井,4 381.17 m,山西組,砂巖液烴鹽水包裹體;(b)合探1井,3 633.56 m,石盒子組,砂巖鹽水包裹體;(c)慶探4井,4 374.8 m,山西組,高嶺石填充長石溶蝕孔;(d)隴38井,4 386.2 m,山西組,書頁狀高嶺石集合體充填于長石粒間孔隙中;(e)慶探5井,4 282 m,山西組,片絲狀伊利石集合體充填于粒間孔隙中;(f )慶探1井,4 263.1 m,山西組,伊蒙混層集合體充填于碎屑顆粒之間及粒間孔隙中。圖7 隴東地區(qū)上古生界鹽水包裹體與黏土礦物特征Fig.7 Characteristics of Upper Paleozoic salt water inclusions and clay minerals in Longdong area

4 異常成因分析

4.1 高嶺石的大量存在

自生高嶺石的形成是酸性流體-長石等鋁硅酸鹽礦物相互作用的結(jié)果。鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界儲層中廣泛發(fā)育自生高嶺石,其單晶體呈自形或半自形假六方板狀,集合體呈書頁狀、手風(fēng)琴狀、蠕蟲狀及扇狀等形式產(chǎn)出,大多松散堆積于長石次生溶孔或粒間孔隙中。通過對鎮(zhèn)探2井盒8—山2段X-衍射測試數(shù)據(jù)統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)(表2),伊蒙混層質(zhì)量分?jǐn)?shù)較高,為28%～70%,伊利石質(zhì)量分?jǐn)?shù)為11%～44%,高嶺石質(zhì)量分?jǐn)?shù)達到6%～40%,平均質(zhì)量分?jǐn)?shù)高達21%。

4.1.1 高嶺石的物質(zhì)來源

在碎屑巖層系中,高嶺石一般由Al、Si、O三種元素組成,主要由長石、石英和各類黏土礦物提供。

巖石薄片鑒定及掃描電鏡的結(jié)果顯示,高嶺石通常與長石溶蝕現(xiàn)象相伴生,高嶺石充填于長石溶孔中(圖7(c)),因此,長石等鋁硅酸鹽的溶蝕是自生高嶺石中Al3+的主要物質(zhì)來源。一般情況下,基性斜長石最先開始溶蝕,其次酸性斜長石發(fā)生溶蝕,而相對穩(wěn)定的鉀長石大多最后發(fā)生溶蝕[18]。

鈉長石+H++H2O→高嶺石+硅質(zhì)+Na+

(1)

鈣長石+H++H2O→高嶺石+硅質(zhì)+Ca2+

(2)

鉀長石+H++H2O→高嶺石+硅質(zhì)+K+

(3)

在成巖過程中,長石類礦物的溶蝕作用提供大量的Al3+,有助于自生高嶺石的形成,是高嶺石含量較高的原因。

4.1.2 酸性流體來源

自生高嶺石是酸性流體與鋁硅酸鹽礦物水巖反應(yīng)的產(chǎn)物,所以酸性的成巖流體環(huán)境對自生高嶺石形成至關(guān)重要[19-21]。目前認(rèn)為酸性流體的來源有2種:富CO2的大氣淡水下滲和有機質(zhì)熱演化形成的有機酸[19-21]。鄂爾多斯盆地上古生界埋深超過2 000 m,基本可以排除酸性流體來自富CO2的大氣淡水下滲,且上古生界成巖演化階段已經(jīng)處于成巖作用晚期,烴源巖熱演化程度較高,因此認(rèn)為鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界的成巖酸性流體主要來自有機質(zhì)熱演化過程中形成的有機酸。

前人研究表明[19],長石向高嶺石轉(zhuǎn)化的最佳溫度是120～140 ℃,超過這個溫度之后,在K+充足的條件下,高嶺石開始向伊利石轉(zhuǎn)化。從包裹體測溫可以看出,最適合長石向高嶺石轉(zhuǎn)化的時期是成巖早期。斜長石和鉀長石在有機酸的作用下,不斷向高嶺石轉(zhuǎn)化,而在此期間,蒙皂石消耗K+向伊利石轉(zhuǎn)化,且蒙皂石轉(zhuǎn)化為伊利石更容易發(fā)生[19]。巖石薄片鑒定資料顯示,鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界砂巖中長石質(zhì)量分?jǐn)?shù)極少(<2%),鉀長石質(zhì)量分?jǐn)?shù)很低。隨著成巖作用的不斷進行,成巖溫度不斷升高,沒有足夠的K+提供給高嶺石發(fā)生伊利石化,這也導(dǎo)致地層中的高嶺石質(zhì)量分?jǐn)?shù)較高。

綜合以上研究發(fā)現(xiàn),鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界含煤地層在晚成巖階段,烴源巖熱演化程度較高,油氣攜帶酸性流體進入砂巖,引起長石等鋁硅酸鹽的溶蝕。從研究區(qū)砂巖薄片中可以見到大量的溶蝕殘余長石,這些溶蝕的長石在成巖作用過程中提供了大量的Al3+,大量的Al3+為自生高嶺石的形成提供了良好的物質(zhì)條件,形成充填孔隙的自生高嶺石(圖7(d)、8),而鉀長石質(zhì)量分?jǐn)?shù)很低也阻礙了高嶺石發(fā)生伊利石化。

4.2 伊蒙混層質(zhì)量分?jǐn)?shù)較高

BRAIDE等[22]總結(jié)出蒙皂石轉(zhuǎn)化成伊利石的模式,其轉(zhuǎn)化過程是蒙皂石與鉀和鋁相互反應(yīng),轉(zhuǎn)化成伊利石,并脫去硅質(zhì)礦物,其中K+和Al3+的存在是蒙皂石轉(zhuǎn)化為伊利石不可或缺的。

(4)

伊/蒙混層是蒙皂石向伊利石轉(zhuǎn)化的過渡產(chǎn)物,蒙皂石向伊利石轉(zhuǎn)化所需的K+大部分來源于巖石內(nèi)部富鉀礦物的溶解,其中鉀長石是提供K+的主要來源。

前人通過對鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界砂巖儲層鍶同位素和碳氧同位素研究表明,成巖流體受到深源物質(zhì)和有機質(zhì)的共同影響[23],深源物質(zhì)主要來自火山同期物質(zhì),有機質(zhì)的影響主要是熱演化過程中產(chǎn)生的有機酸。鄂爾多斯盆地上古生界古構(gòu)造平緩,傾角較小,且水-巖相互作用不活躍,而成巖流體失去外部驅(qū)動力,無法發(fā)生運移,使得環(huán)境相對封閉[12]。在次生孔隙中存在較多被溶解的礦物質(zhì),在相對封閉的環(huán)境以自生礦物的方式結(jié)晶沉淀,再次結(jié)晶沉淀的礦物占據(jù)儲層內(nèi)部的次生孔隙,儲層的總體孔隙比例幾乎沒有變化,而這種總體孔隙不發(fā)生變化的情況被稱為流體滯留效應(yīng)[24]。由于成巖流體滯留效應(yīng),儲層水—巖相互作用不活躍,導(dǎo)致成巖流體中的離子不能及時發(fā)生交換,使得蒙皂石無法向伊利石轉(zhuǎn)變。鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界砂巖儲層在長石溶蝕的附近,又發(fā)生了自生黏土礦物以及自生碳酸鹽巖礦物的沉淀而占據(jù)孔隙的現(xiàn)象(圖7(c)～(e)),這種情況就是因為成巖流體無法運移,流體中的離子被滯留在溶蝕區(qū)域附近造成的。

巖石薄片鑒定顯示,鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界砂巖中長石質(zhì)量分?jǐn)?shù)極少(<2%),鉀長石含量更低,貧K+的物質(zhì)環(huán)境嚴(yán)重束縛了蒙皂石向伊利石的正常轉(zhuǎn)化。對鎮(zhèn)探2井盒8—山2段黏土礦物進行X-衍射測試數(shù)據(jù)統(tǒng)計結(jié)果發(fā)現(xiàn),黏土礦物中有大量自生高嶺石存在,而成巖溫度在120 ℃以下,自生高嶺石消耗大量的Al3+,使得蒙皂石難以向伊利石轉(zhuǎn)化。當(dāng)成巖過程的溫度到120～140 ℃時,蒙皂石向伊利石轉(zhuǎn)化,但由于K+有限和流體滯留效應(yīng),只有部分蒙皂石發(fā)生伊利石化。在成巖演化中,由于地層中的鉀長石等富鉀礦物的含量有限[25],不足以提供蒙皂石和高嶺石全部轉(zhuǎn)化成伊利石,而蒙皂石和高嶺石就會被保留下來,導(dǎo)致伊蒙混層大量存在(圖7(f)、8)。

圖8 黏土礦物轉(zhuǎn)化過程示意Fig.8 Schematic diagram of clay mineral transformation process

晚成巖作用階段黏土礦物中伊蒙混層含量較高的原因可能與凝灰質(zhì)巖屑的深層成巖轉(zhuǎn)化有關(guān)[26]。隴東地區(qū)上古生界含煤地層中存在大量的同期火山物質(zhì),且上古生界地層成巖古溫度范圍低于正常晚成巖階段,較深層的蒙皂石仍然處于伊蒙混層階段,大量凝灰質(zhì)巖屑的泥巖化也是導(dǎo)致蒙皂石絕對含量變高的重要因素。

4.3 包裹體均一溫度較低

鄂爾多斯盆地上古生界致密砂巖儲層中的流體包裹體的均一溫度特征表現(xiàn)為較晚成巖階段成巖古溫度范圍低(圖6)。前人研究發(fā)現(xiàn),鹽水包裹體中的鹽度與均一溫度呈負(fù)相關(guān)的趨勢,鹽度越高溫度越低[27]。劉小洪等[10]研究表明盒8、山1段流體包裹體鹽度為0.18%～21.75%(質(zhì)量分?jǐn)?shù)),屬于中等鹽度;劉建良等[28]研究發(fā)現(xiàn)山西組的流體包裹體鹽度為5.71%～8.28%(質(zhì)量分?jǐn)?shù));說明形成在微咸水-咸水環(huán)境。

通過對鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界膠結(jié)物中流體包裹體的鹽度測試發(fā)現(xiàn)(表3),包裹體中的鹽度為3.87%～8.95%(質(zhì)量分?jǐn)?shù)),平均5.76%(質(zhì)量分?jǐn)?shù)),屬于中等鹽度。

由圖9可以看出,研究區(qū)鹽度與溫度整體呈負(fù)相關(guān)。這也表明導(dǎo)致了大部分包裹體均一溫度低于晚成巖階段時的溫度的原因就是包裹體的鹽度屬于中等鹽度。

表3 隴東地區(qū)上古生界流體包裹體均一溫度與鹽度測定結(jié)果

圖9 鹽度與均一溫度的關(guān)系Fig.9 Relationship between salinity and homogenization temperature

且通過對伊蒙混層和高嶺石的研究可知,上古生界成巖系統(tǒng)中水-巖相互作用不活躍,使得成巖過程中晚成巖作用階段的溫度并沒有被大量的記錄下來,從而所測到的溫度大部分停留在中成巖階段,只有個別溫度處于晚成巖階段。

5 結(jié) 論

(1)鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)上古生界含煤地層具有晚成巖作用階段的特征,但砂巖黏土礦物相對含量中高嶺石大量存在,伊/蒙混層質(zhì)量分?jǐn)?shù)較高,且包裹體均一溫度低于正常晚成巖階段的成巖溫度。

(2)通過對異常標(biāo)志的成因分析發(fā)現(xiàn):長石類鋁硅酸鹽礦物在酸性成巖流體的作用下發(fā)生溶蝕作用,使黏土礦物中高嶺石的含量較高;鉀長石含量較少和成巖過程中發(fā)生流體滯留效應(yīng)束縛了蒙皂石向伊利石轉(zhuǎn)化,且地層中凝灰質(zhì)導(dǎo)致伊蒙混層含量較高。

(3)大部分流體包裹體均一溫度之所以會低于晚成巖階段是因為包裹體的鹽度屬于中等鹽度;而水-巖相互作用不活躍,導(dǎo)致只有少量晚成巖階段溫度包裹體被記錄下來也是原因之一。