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成岩作用_图文_

归档日期:09-14       文本归类:成岩作用      文章编辑:爱尚语录

  二、碳酸盐岩成岩作用与孔隙演化 碳酸盐岩与碎屑岩重要的差别之一是对于成 岩作用强烈的敏感性,这是碳酸盐矿物的晶体化 学和碳酸盐沉积的地球化学环境特征造成的。碳 酸盐岩的成岩变化直接影响孔隙发育,因此应当 予以重视。 控制油气聚集的主要条件是: (1)有利的储集相带 (2)有利的圈闭条件 (3)有利的成岩作用带 三者在不同情况下具不同的相对重要性。 如四川东部建南构造,P2海绵礁气藏。位于构造 两端是礁体,但一个礁体白云石化,而另一个礁 既有白云石化又有去白云石化,晶间孔及菱形孔 隙较发育,后者产能高出数倍。这就说明同样的 有利相带及构造有利部位因受成岩变化控制的储 集孔隙空间发育情况不同,而产能可相差几倍。 这就提示我们,不仅要寻找有利储集相带及有利 圈闭条件,还要有一个有利于孔隙—裂隙发育的 成岩变化带。川东卧龙河构造T5C1高产气田,重 庆相国寺构造C2高产气田等,都能说明这个问题, 它们都与潮间带窗孔、溶孔、残余藻球的粉晶白 云岩有关 碳酸盐的成岩作用远比其沉积过程复杂 碳酸盐沉积物在一定环境中形成以后,即进入成岩阶 段。沉积物开始尽量适应新的各种物理、化学条件, 并与周围环境达到相对的平衡状态。但是沉积物中的 微观和宏观条件都在不断地、迅速地发生变化。在成 岩早期阶段,沉积物孔隙度很高,孔隙水运动很强, 生物作用较活跃,昼夜温差也大。所以相对平衡是短 暂的,错综复杂的成岩变化则在广泛地不断地进行着。 Larsen等(1979)总结出影响碳酸盐沉积物成岩变化 的有一系列因素,包括:地理,大地构造、地貌、区 域地球化学、沉积物聚集速率、沉积物初始组分、粒 度、沉积物纯度、灰岩与地表的联系程度、孔隙水和 气体、物理化学条件、前期成岩历史(如原先排出的 微量元素将决定以后的成岩作用)等。 一、成岩后生作用的阶段划分 1.准同生阶段 2.早期成岩阶段 3.晚期成岩阶段 4.后生阶段 5.表生阶段 1.准同生阶段 沉积物尚未脱离沉积盆地的底层水,同时又可以大 气淡水的作用,沉积物最表层与上述流体所发生的变化阶 段。 沉积物与底层盐水或与暴露大气下的表面蒸发盐水作 用,产生微晶白云石,沉淀盐类矿物等。 2.早期成岩阶段 海水&大气水 沉积物埋藏浅,仍与海水联通,孔隙水开始过饱和 沉淀早期胶结物,或者富Mg2+孔隙盐水与颗粒或灰泥基 质发生选择性交代作用,形成粉晶白云石。在有淡水作 用的条件下,准稳定的沉积矿物文石及高镁方解石开始 向方解石转变。 3.晚期成岩阶段 孔隙水 最重要 沉积物继续埋藏。上覆沉积物加厚,与海水逐渐隔 绝,主要的孔隙水来源是上部或侧部渗透来的重盐水, 或者是由下伏沉积物压榨出来的上升盐水,这种孔隙水 可与颗粒或基质继续发生交代作用,形成菱形白云石, 或者由于孔隙水过饱和沉淀方解石,可以形成孔隙内相 对晚期充填胶结物。 温度、压力 4.后生阶段 最重要 随着岩石埋藏加深,由于上覆沉积的静压力增大, 使固结的岩石产生裂隙、或压溶缝合线,为深部地下水 打开通路。这种矿化度较高的水,可以沿裂缝产生粗大 的交代充填矿物。由于温压升高,成岩期矿物进一步重 结晶,按结晶力强弱,形成一系列粗大的斑晶或粗晶斑 块。如后生白云石。 5.表生阶段 淡水的古喀斯特作用 最重要 地下深埋的岩石经过地壳构造运动被抬升到地表附近 的淡水淋滤带,可在古侵蚀面之下数十米内发生大规模的 岩溶现象。如遇到夹有膏盐层的岩层或含膏盐层的岩层, 由于淡水淋滤溶解膏盐发生去膏盐化作用,产生次生溶蚀 孔洞及膏溶垮塌角砾岩层,与膏盐伴生的白云岩常发生去 白云石化。碳酸盐岩层处在古侵蚀面的构造裂缝发育带及 地下水泄水区,淡水循环良好,岩溶作用发育,可以形成 大量溶洞、溶缝及岩溶角砾岩等。表生阶段的古淋滤溶蚀 孔洞缝,是油气储集及固体矿产聚集的有利场所,我国已 有大量的实例。 同时,表生阶段也有深部地下水的交代作用及后生 矿物的生成,也可能被地下咸水沉淀的矿物充填(如白云 石、天青石、萤石等)。岩石进一步重结晶形成较粗大的 晶粒结构,可使原始沉积结构和构造遭到进一步的破坏。 构造应力最重要 6.构造阶段 形成具有一定方向和组系的裂隙,充填次生矿物,或 沿裂隙发生的溶蚀充填作用以及交代作用等。 二、碳酸盐主要成岩环境 碳酸盐的成岩作用主要取决于成岩环境的条件和物 理化学性质,成岩环境的主要类型有: 1、海底成岩环境 包括浅海成岩环境和深海成岩环境 (1)深海成岩环境中的主要成岩作用是方解石的溶 解作用和文石的溶解作用,胶结作用存在,但并不象其它 环境那样重要(图)。 (2)浅海成岩环境实际上就是后边将要说到的海水潜 流环境,主要的成岩作用是泥晶化作用,文石及镁方解石 的胶结作用 2、近地表成岩环境 包括: 大气水渗流环境 大气水潜流环境 海水渗流环境 海水潜流环境 混合水成岩环境 2-1 大气渗流环境(淡水渗流带) —在地下潜水面以上,因而主要受大气降水影响(图)。 渗流带 位于潜水面以上的大气带。孔隙中同时可出现空气 和水。由于水的不均匀分布可发育特征的胶结物结构。渗 流带中的大气水未被CaCO3饱和,溶解作用是最主要的作 用。另外也有较少的胶结物,常呈新月形和悬挂形 2-2 大气潜流环境(淡水潜流带)—在地下潜水面附近或 以下,位于渗流带和混合带之间,全部孔隙为含有不等量 的溶解碳酸盐的大气水所充填。顶界是地下潜水面。淡水 潜流带的几何形态受地形、雨量以及岩石的孔隙度和渗透 率变化的控制。在一个理想的热带岛,淡水潜流带是典型 的透镜体,直接位于岛的下面(图)。 2-3 海水渗流环境(海水渗流带)—如果在海岸地下潜水 面以上的环境中,受到溅于海岸的海水的影响(包括由风 暴作用带到岸上的海水),则可出现海水渗流环境(图)。 2-4 海水潜流环境(海水潜流带)—如果在地下潜水面附 近或以下,受到海水的影响,则可出现海水潜流环境,此 时沉积物或岩石的全部孔隙空间为正常海水所充满。大多 数碳酸盐岩是沉积在海相环境,因而是碳酸盐经历的第一 个成岩环境(图)。 2-5 混合水成岩环境(淡水海水混合带)—淡水和海水混 合而成的半咸水为标志。混合带的胶结物很少,因为水处 于相对停滞状态。此带可发生混合白云化。 Badiozamani(1973)指出,大约10%的海水与90%的淡水混 合可以形成一种对方解石稍不饱和而对白云石过饱和的溶 液(图)。 淡水渗 流带 淡水潜流带 海水潜流带 return return 3 地下深处成岩环境—深埋藏成岩环境 深埋藏成岩环境的各种成岩作用大致相当于晚成岩阶 段和后生阶段。近年来越来越多的研究认识到深埋成岩作 用的重要性,特别是对孔隙的重新分布有重大影响,埋藏 成岩过程中的胶结作用对孔隙的演化起着极其重要的作用。 压溶作用、溶解作用、重结晶作用和交代作用都是埋藏 成岩环境中最为重要的成岩作用 三、碳酸盐主要成岩作用 碳酸盐主要的成岩作用主要有:压实作用、新生变形 作用(广义的重结晶作用)白云石化及去白云石化作用, 自生硬石膏(石膏)的生成及去膏化作用、硅化作用、重 结晶作用、压溶作用、胶结作用及溶解作用。这里主要阐 明各种作用的机理、阶段划分的标志及对孔隙发育的影响。 1、压实作用 碳酸盐岩同样可以经历很强的压实作用,压实作用使 碳酸盐颗粒和碳酸盐泥间的距离减小,一些生物碎屑可因 压实作用而碎裂 碳酸盐岩中陆源粘土含量增加时,压实作用的影响将更 为显著。 2、胶结作用 2-1 浅海海底胶结作用(海水潜流带)(注意其同位素特 征和微量元素特征) ①镁方解石胶结物 一般呈隐晶结构,含12-21mol%MgCO3 ②文石胶结物 常为纤维状 ③胶结物结构以纤维状环边 ④藻类活动对浅海胶结有重要意义 2-2 大气淡水环境的胶结作用(注意其同位素特征和微量元 素特征) 1)渗流带中的大气水CaCO3不饱和,因而溶解作用是最主 要的作用,潜流带的胶结作用更为发育,胶结物主要有 ①等轴粒状方解石(潜流带,渗流带); ②新月型粒状方解石(渗流带); ③重力型粒状方解石(渗流带) 2)可以是大气直接作用的结果,也可能是大气水改造原海 水形成的文石或镁方解石的结果 垂直颗粒生长的早期纤状胶结物 颗粒间粒状或犬牙状胶结物 共轴次生加大 渗滤沙及亮晶胶结物 碳酸盐胶结物类型的一般描述 2-3 混合水环境的胶结作用(注意其同位素特征和微量元 素特征) 淡水/海水混合带对方解石不饱和,因而通常没有方解石 的胶结作用,但可以有白云石的胶结作用,它们也可以是 早期方解石混合水白云石化的产物 2-4 埋藏成岩环境的胶结作用 ① 块状镶嵌亮晶方解石,其特征是:阴极发光为中等亮 度,光亮均匀,没有复杂的光带,富含液气包裹体 ② 异形白云石,特征为具强烈波状消光,晶面弯曲的镶嵌 状粗粒白云石,阴极射线下不发光或为暗色 实际上,由于埋藏成岩环境所经历的时间级长,形成的胶 结物远比这复杂,近年来,随着分析技术水平的提高,埋 藏成岩环境中胶结物的研究已逐渐深入 浅成与深成胶结物的比较(Loucks,1983) 特征 晶体大小 晶体形态 晶粒分布 晶粒界线+含量 早期浅埋胶结物 岩石学特征 极细晶至中晶 等轴状、次为片状 极细至细晶在颗粒边缘分 布,向孔隙中心逐渐变粗 晚期深埋胶结物 粗晶和极粗晶 等轴状 每一个孔隙中有一个 或几个大晶体 平直,与浅埋胶结物 不规则 相比,粒度突然增大 微量元素特征(根据电子探针资料) 较高(1.8±0.3mol%MgCO3) 1.3±0.3mol%MgCO3 785±184ppm 2618±1952ppm 738±286ppm 472±189ppm 3、矿物的新生变形作用 矿物的新生变形作用是碳酸盐岩最为重要的成岩作用 之一,它包括两个方面的内容:1)矿物的同质多相转变; 2)应变重结晶。矿物的新生变形作用使我们目前所面对 的碳酸盐矿物(除白云石以外)几乎全为成岩低镁方解石 (DLMC),矿物的新生变形作用涉及到矿物的转变及转 变过程中元素的迁移(尤其是Fe、Mn、Sr、Mg等元素的 迁移)。 因此,成岩作用碳酸盐矿物转变过程(新生变形 作用)微量元素的迁移方式主要为: LMC HMC DLMC(很少有元素迁移或失去Sr并获得Fe、 Mn) DLMC (失去Mg并获得Fe、Mn) A DLMC (很少有元素迁移或失去Sr并获得Fe、 Mn) 目前流行的“转变、重结晶和晶体生长过程中 颗粒或晶体形态的变化”(有些是不正确的) 转变以前 粒状文石 晶簇状文石 纤维状文石 粒状文石 晶簇状文石 纤维状文石 重结晶和颗粒生长以前 粒状文石或方解石 晶簇状文石或方解石 纤维状文石或方解石 转变以后 粒状方解石假象 晶簇状方解石假象 纤维状方解石假象 粒状方解石 晶簇状方解石 纤维状方解石 重结晶和颗粒生长以后 粒状方解石 纤维状方解石 片状方解石 4、矿物的溶解作用 碳酸盐矿物的溶解作用是造成碳酸盐岩中次生孔隙发 育的重要机理,溶解作用发生的时间贯穿了从同生一直到 表生的整个成岩作用过程,被溶解的矿物包括文石、镁方 解石、方解石和文石。早期,人们研究喀斯特环境(后来 又研究了古喀斯特)中碳酸盐的溶解机理,和成岩早期文 石等不稳定组分的溶解和次生孔隙的发育机理(如四川泸 州鲕滩中文石质鲕粒的早期溶解和以及负鲕孔和鲕模孔的 形成。近年来,人们又研究了埋藏条件下碳酸盐岩的溶解 及温度、压力以及矿物组成对溶解作用的控制 1)同生阶段的溶解 主要发生在深海沉积环境中,尤其是CCD面和ACD面 以下 同生溶解作用 2)成岩早期的溶解 主要发生在淡水渗流成岩环境中,由于淡水渗流环 境对CaCO3是不饱和的,因而经常有碳酸盐矿物的溶解, 尤其是文石质组分,常溶解形成粒内孔甚至铸模孔,典 型的是四川三叠纪天然气储集空间的成因 3)表生条件下碳酸盐矿物的溶解 表生条件下碳酸盐矿物的溶解即所谓喀斯特作用,陕 甘宁盆地的奥陶系、四川川东石炭系的天然气储集空间 均与这种古喀斯特作用有关 溶解介质:大气淡水 溶解温度:近常温常压的近地表条件 发生地点:不整合面之下 被溶矿物:按溶解顺序,首先是与碳酸盐伴生的蒸发盐, 而后是方解石,最后是白云石 伴生组分及矿物:成岩沉积物,古风化作用产物(如高岭 石及其成岩转变产物等) 储集空间特征:具有较强的非均质性和物性的不可预测 性 储集体特征:为厚度不大,但面积很大的所谓基底式油 藏(古岩溶油藏) 石灰岩地层(尤其是在有膏盐的条件下)的喀斯特作用 较白云岩更为发育 4)埋藏条件下碳酸盐矿物的溶解 4-1)方解石和白云石在埋藏成岩过程中的溶解习性 实验表明,在温度大于75℃、压力大于15Mpa的相对 深埋藏条件下白云石的溶解速率显著大于方解石 埋藏成岩作用的不同温压条件下碳酸盐岩矿物组成与其 溶解状况的关系 岩石类型 微晶云岩 含云灰岩 微晶云岩 含云灰岩 岩石组成 T/P (℃/Mpa) (C/D) 2/98 84/16 2/98 84/16 75/20 75/20 100/25 100/25 离子释放速率 (mg/L/h) Ca Mg 0.094 0.031 0.15 0.00068 0.57 0.34 0.31 0.116 Ca、Mg 释放 释放合量 离子 Ca/Mg (mg/L) 32.98 3.03 39.78 220 240.3 1.67 112.4 2.67 在大于75 ℃、15Mpa的相对深埋藏成岩温压区间,碳 酸盐岩中方解石含量越高,其溶解速率越低,方解石的溶 解速率大大小于白云石,因而在没有膏盐的埋藏成岩作用 条件下,白云岩的溶蚀作用比石灰岩更为发育,白云岩比 石灰岩更容易在埋藏成岩条件下形成次生溶蚀孔隙 4-2)温度和压力对碳酸盐矿物溶解的影响 埋藏成岩作用的不同温压条件下白云岩的溶解状况 岩石 T/P 类型 (℃/Mpa) 微晶 云岩 微晶 云岩 微晶 云岩 75/20 100/25 130/30 离子释放速率 (mg/L/h) Ca Mg 0.094 0.57 0.83 0.031 0.34 0.45 离子释放总量(mg/L) Ca 24.8 150.5 Mg 8.18 89.8 Ca+Mg 32.98 240.3 377.9 Ca/Mg 比值 3.03 1.67 1.84 219.1 118.8 间隔最大 Fig.1. Concentrations of Ca as a function of reaction time (left), and those of Mg as a function of reaction time (right). Ex.1- 75℃/20 Mpa; Ex.2 - 100℃/25 Mpa; and Ex.3 - 130℃/30 MPa return 随着温度和压力的增加,白云石的溶解速率增加。 在以乙酸作为溶解介质时,白云岩溶解的最好温压条件是 100 ℃、25Mp, 此时白云岩的溶解效果最好,溶出离子的 Ca/Mg比值最低(为1.67,已接近其化学计量组成)。白云 岩溶解速率增加最大的温压区间是75℃、20Mpa─100 ℃、 25Mpa(图),埋藏成岩条件下白云岩溶解的形成次生孔 隙的主要区间应在该温压范围的埋深中。当温压大于100 ℃、25Mpa(130 ℃、30Mpa)时,尽管白云岩的溶解速率仍 在继续增加,但增加速率显著降低,这可能与部分有机酸 分解有关。 在2000 m以下埋深的地层中, 白云岩的次生孔隙应较石 灰岩更为发育,白云岩储层应大大多于石灰岩 4-3)白云石溶解过程的GIBBS自由能增量计算 Thermodynamic Interpretation of Dolomite Dissolution under Burial Diagenesis Conditions Conditions Gibbs free Energy(Δ G) KJ/mol 75℃/ 20 Mpa –98.39 100℃/ 25 Mpa -100.84 130℃/ 30 MPa -106.68 总结一下 温度、压力和组成对埋藏过程中碳酸盐岩 孔隙率的影响。 在碳酸盐地层中,碳酸盐矿物的溶解直接控制了碳酸盐 岩的孔隙率和渗透率,碳酸盐岩的矿物组成、温度和压 力三个变量和溶解速度之间的关系 (1)在近地表的温度与压力条件下(40OC,常压)下, 开放体系,以碳酸作为溶解介质时,碳酸盐岩中方解石 含量越高,其溶解速率越快,即方解石的溶解速率大于 白云石。 (2)在70OC,20Mpa的埋藏温压条件下,封闭体系,以 有机酸作为溶解介质时,碳酸盐的溶解过程与岩石中方 解石和白云石的相对含量已无明显关系,方解石的溶解 速率与白云石的溶解速率近于相等 。 (3)在温度70—130 OC,压力20—30Mpa的温压条件下, 封闭体系,以有机酸作为溶解介质时,碳酸盐岩中方解 石含量越高,其溶解速率越低,即方解石溶解速率小于 白云石,而且随着温度和压力的升高,白云石和方解石 之间溶解速率的差值越来越大。换句话说,当温度和压 力按地层增温和增压的条件同时增加时,白云石溶解速 率的增加速度大于方解石 结论 在近地表的浅埋藏成岩作用中,或因构造抬 升或海平面下降造成的不整合面之下的碳酸盐地 层中(它们经历过近地表的表生成岩作用)石灰 岩中由溶解作用形成次生孔隙应比白云岩更为发 育,石灰岩的孔渗性相对较好;但在相对高温高 压的深埋藏地层中,白云岩中由溶解作用形成次 生孔隙应比石灰岩更为发育,白云岩的孔渗性应 比石灰岩更好,同时白云岩中在近地表条件下形 成的孔隙在深埋藏条件下也更容易保存。这是在 深埋藏地层中,白云岩油气储层大大多于石灰岩 的重要原因;同时也是碳酸盐型层控贱金属矿床 中,其母岩以白云岩为主的重要原因 4-4)石膏的存在对碳酸盐矿物溶解的影响 表生条件下,加石膏与无石膏条件下不同白云岩的 溶解状况(40℃,常压,碳酸盐水) 实验 条件 无石膏 加石膏 无石膏 加石膏 Ca 释放速率 (mg/L/h) 岩性 鲕粒云岩 鲕粒云岩 细晶云岩 细晶云岩 Mg 释放速率 (mg/L/h) 0.141 0.136 0.141 0.139 0.042 0.076 0.045 0.075 Ca、Mg 释放合量 (mg/L) 61.24 64.27 58.05 65.72 Ca/Mg 比值 3.15 1.62 2.60 1.62 埋藏成岩作用的不同温压条件下, 微晶云岩与膏斑云岩溶蚀状况比较 T/P (℃/Mpa) 岩石 微晶 云岩 膏斑 云岩 微晶 云岩 膏斑 云岩 微晶 云岩 膏斑 云岩 离子释放速率 (mg/L/h) Ca* 0.09 0.08 0.57 0.38 0.83 0.11 Mg 0.031 0.044 0.34 0.101 0.45 0.081 0.963 1.686 3.020 SO4 Ca* 24.8 21.7 150. 5 100. 1 219. 1 29.0 4 离子释放总量(mg/L) Mg 8.18 11.6 89.8 26.7 118.8 21.4 254.3 445.2 797.0 SO4 Ca+ Mg* Ca+Mg + SO4** 75/20 75/20 100/25 100/25 130/30 130/30 32.98 33.30 240.3 126.8 338.7 50.4 32.98 1162.4 240.3 757.5 338.7 410.7 1 2 3 * 已减掉作以平衡SO4的硬石膏中的Ca离子 ** 含硬石膏中溶出的Ca离子 因此 在近地表条件下和埋藏成岩作用的早期阶段, 由溶 解作用造成的含膏白云岩地层的次生孔隙将比不含膏的 白云岩地层更为发育,因而在经历过古风化作用的地层中, 含膏白云岩层更易形成良好的储层; 而在相对高温高压 的深埋藏成岩阶段, 不含膏的白云岩地层中将更容易因 酸性水的溶解作用而形成次生孔隙.因而在非蒸发沉积环 境中形成的白云岩体(如正常海沉积环境灰岩中的白云岩 透镜体)更易因深埋藏溶蚀作用而形成良好的储层 5)深部地下水对碳酸盐矿物溶解的影响 在初始状态下处于平衡并含有碳酸钙的孔隙水因遭受冷却 作用而使其所含有的碳酸钙变得不饱和(冷却作用可使方 解石的溶解度改变)。因压实作用从沉积物中释放出来的 流体可以沿断层向上运移,从而在断层附近发生流体的冷 却作用。在断层停止提供流体通道的部位,便可导致流体 向与之相邻的岩石渗透。如果这种岩石含有方解石并具有 一定的渗透率,碳酸盐矿物的溶解作用便可在此发生。 断层 孔隙率提高带 断层 对碳酸钙不饱和的 孔隙水进入含水层 地下水运动方向 上下地层间的温度差 ?t 对碳酸钙平 衡的孔隙水 断层 断层 由于流体沿着断层面流动造成碳酸钙淋滤而形成孔隙 (据Giles和Boer,1990) 5、白云石化作用 1)白云石问题 2)白云化模式 2-1)渗透回流作用 在潮坪、泻湖和潮上带,由于蒸发作用沉淀了石膏和 硬石膏。由于Ca的消耗、浓盐水的Mg/Ca值大为提高。这 种重盐水穿过灰质沉积物向下回流,海水则通过富孔隙的 颗粒灰岩向泻湖方向渗透,最终使得先沉积的灰质沉积物 白云化。 2-2)蒸发泵作用 在潮上带,由于蒸发作用沉淀了石膏。由于Ca的消耗、 Mg/Ca值大为提高。 蒸发泵作用(蒸发作用造成的地下水压力梯度)把海水往 上抽提到潮上带对盐水进行补充,从而在潮上带形成白云石 化的壳。 2-3)混合水白云化 混合白云石化 认为白云化作用与持续出露地区有关。 Badiozamani(1973)用实验方法证明在混合液为5%的海水和 90%的地下水时,白云石已经饱和,但方解石仍然不饱和。因 此在海水为5—30%的混合液的范围内,将发生白云化作用。 Badiozamani(1973)用此机理解释威斯康星背斜的较高地区 中奥陶统米夫林段的白云化作用。在海次海退和暴露于大气的 期间,在大气水成因的地下淡水透镜体以下的半咸水带中都会 发生白云化,因此白云石化就不局限于低浓度的干旱地区 2-4)埋藏白云化(调整白云化) 调整白云石化 在海相环境中沉淀的各种碳酸盐矿物, 尤其是镁方解石在离开富镁的海洋环境后,将向着低镁方 解石转化,并失去镁,并提供白云石化所需要的镁离子, 而不需要另外来源。其条件为在大气淡水作用下,海相碳 酸盐沉积物经过淋滤溶解作用,在成分上进行重新组合或 调整,出溶,使之生成白云岩 3)白云石化作用的体积问题 白云石化的化学反应,一般常用下列反应式表示: 2CaCO3+Mg2+—— CaMg(CO3)2+Ca2+ 式中:2mol的方解石置换生成1mol的白云石。 严格地说,该反应属于等离子交代。因为这一反应要求从 外部带入Mg2+的数量与带出Ca2+的数量保持相等,同时没 有外来的CO32-加入。按该式计算白云石交代文石,矿物体 积缩小5.76%;白云石交代方解石,缩小12.96%。随着矿 物体积的缩小,岩石的孔隙体积相应增大,对油气储层很 有利。陈劲人等(1981)对湖北西部建南气田上二叠系长 兴组气藏资料总结后指出:白云化程度在60%以上时,孔 隙度略大于1%,当白云化程度达80%以上时,孔隙度急剧 升高,最高达14.6%。 Lippman(1973)强调交代白云石中,部分CO32-来自外部溶 液。他认为CO32-浓度高有利于白云化作用的进行,因此提 出了下列公式: CaCO3+Mg2++CO3- —— CaMg(CO3)2 这个反应要求系统外加入大量的CO32-和Mg2+,而无需Ca2+ 的带出。根据这个反应式计算,白云石交代文石,矿物体 积将增加88.5%,白云石交代方解石,矿物体积将增加 74%。因此将使岩石孔隙体积急剧减小。如果原始沉积物 或岩石中没有如此大量孔隙存在,白云化作用就不能彻底 进行。 4)白云石化过程中的同位素交换问题 在白云石的沉淀过程中,白云石的沉淀时间较方解石 晚,白云石沉淀时的卤水已进一步蒸发浓缩,卤水中的轻氧 同位素 (16O) 也因蒸发作用而进一步损失,因此由沉淀作 用形成的和卤水达到同位素平衡的白云石,其δ 18O值应较 与之共生的方解石或文石高。Epstein等 也通过人工合成 实验证实,在25℃时,平衡条件下的白云石应比共生的方解 石富4-7‰的δ 18O。因此,一般认为,原生沉淀的白云石其 δ 18O值应比与之共生的方解石高,而由交代作用形成的白 云石则可能和与之共生的方解石的δ 18O值相近 但应提及的是,虽然这一规律正被应用于有关白云石成因 的研究中,但仍存在一些问题,根据Mckenzie (1985)等人 的资料,不少现代沉积环境中的白云石比与之共生的方解 石高约3ppb的18O。但大多数古代白云石的δ 18O值却和与之 共生的方解石相差无几。当然这可能说明一部分现代白云 石,尤其是一些盐湖环境中的白云石可能是原生的,而大多 数古代白云石都是交代成因的,或者说所测得的古代白云 石的δ 18O值的资料是白云石最后一次成岩后生作用稳定化 的结果,不能反映其原始成因。但也有人认为,在白云石交 代过程中,存在氧同位素的交换,即交代白云石的氧同位素 组成,不应完全和被交代的方解石相同。其δ 18O值 决定于 白云化溶液。因此在具体分析其成因时,应根据其他资料 综合考虑。 5)白云岩的主要类型 5-1)(准)同生白云岩 即指原生沉淀的白云岩和准同生交代的白云岩,一般 是微晶结构,与蒸发岩共生的白云岩,常与石膏、硬石膏、 岩盐呈互层,具细粒均一结构。无被交代的结构特征,很 少有生物,尤其是没有正常盐度生物,并很少与正常灰岩 共生。同生白云岩常处于海退旋回的上部,夹在石灰岩与 蒸发岩之间。四川下三叠统嘉陵江组和中三叠统雷口坡组 中的白云岩属于这种类型。 5-2)碎屑白云岩 在潮间和潮上坪生成的白云岩,经过潮汐、风暴的冲 刷、破碎、改造、搬运、再沉积成碎屑白云岩。在川南古 宋望成坡下三叠统嘉陵江组第五段中,在白云岩之上出现 白云质角砾灰岩。这是由于白云岩在原地破碎后,又被潮 渠灰岩埋藏起来而形成的。 5-3)成岩白云岩 白云石化作用发生在成岩阶段,这种白云石晶粒较粗, 自形程度较好,常呈雾心亮边的菱形晶体,与可原始沉积 环境无关,并可能含有正常盐度生物;白云石常破坏原始 沉积结构及微细构造。层位分部稳定,但常不成层,有时 呈斑块分布。常与正常海相灰岩过渡,而不与膏盐直接共 生,此外,白云石具较高的δ18O值,具中等以上的Fe、 Mn含量和较暗的阴极发光性。这种白云岩可以产生良好 的晶间孔隙,具有一定的储集意义。 5-4)后生白云岩 石灰岩形成以后,在构造因素控制下被交代成白云岩。 后生白云岩主要是和断层、裂隙密切相关。并代作用所需 镁的来源有:地层中的残余海水,上部盐水向下渗透,深 部地下盐水以及岩浆残余水。因此,后生白云岩主要受构 造控制,但也有受层位控制的。后生白云岩晶粒比成岩白 云岩更粗,干净透明,比原来的石灰岩含较高的铁和锰, 一般不含锶。有时晶面弯曲变形,呈马鞍状。这种白云岩 也可以产生良好的晶间孔隙,具有一定的储集意义。 6、去白云石化作用 与白云石化相反的过程是去白云石化作用。去白云石 化作用是指方解石交代白云石的现象。一般人认为这种方 解石化作用是在接近地表环境中,在接近常温(50℃以下) 和高Ca/Mg值的淡水溶液条件下形成的。 去白云石化作用在自然界中广泛存在,实际其发生机理与 两种环境有关:1)与石膏等蒸发盐伴生的白云石进入地 表大气水成岩环境后(如四川的三叠系),可提供高 Ca/Mg值的淡水溶液条件;2)埋藏成岩条件下在某些粘土 矿物的参与下。 1)近地表条件下的去白云石化作用 CaMg(CO3)2+ Ca2++SO42 -= Mg2++ SO42 + 2CaCO3 (白云岩) (石膏溶解)(被水带走)(方解石) 这是一个在各种文献上被广泛使用的近地表条件下去白云 石化作用的反应,已经证明,该反应在热力上是可行的, 但在动力学上是不可行的,因为在近地表条件下,不管有 无石膏的参与,白云石溶解、方解石沉淀在化学动力学上 是行不能的。 近地表条件下,具不同方解石含量的白云岩在 有溶解CaSO4加入时的溶解状况 被溶岩石的组成 方解石/白云石 Ca/Mg(重量比) Ca、Mg 释放量及其相对含量 Ca、Mg 释放量 Ca/Mg 4/96 50/50 1.86/1 5.17/1 65.72 g/m3 180.51 g/m3 1.62/1 24.5/1 在近地表条件下,去白云石化作用是一个与高Mg/Ca比值 条件下白云石化作用的相逆过程,即接近理想的配比的白 云石中Mg2+优先释放,形成类似于原白云石的富Ca白云石, 再最后转变成方解石 。 2)埋藏条件下的去白云石化作用 埋藏成岩过程中在粘土矿物参与的去白云石化的反应有: 1)白云石+高岭石+石英+水 →方解石+二氧化碳+绿泥石 2)铁白云石+高岭石+水 →铁绿泥石+方解石+二氧化碳+石英 3)铁白云石+伊利石+水+氯化钙 →铁绿泥石+石英+方解石+氯化钾+二氧化碳 以反应 5CaMg(CO3 ) 2 ? Al2Si 2O5 (OH) 4 ? SiO 2 ? H 2O ? 5CaCO 3 ? 5CO 2 ? Mg5Al2Si 3O10 (OH) 8 白云石 高岭石 石英 方解石 绿泥石 为例说明埋藏成岩过程中去白云石化作用所需要的热力学条 件 -100 -200 ? (KJ/mol) ? ? ? ? ? ? ? ? GIBBS× -300 -400 -500 -600 -700 -800 -900 -1000 300 400 500 600 ? ? ? ? 700 ¨ ? K? ? 800 900 1000 y = -0.9231x + 113.41 R2 = 0.976 白云石与高岭石作用生成方解石的反应中 GIBBS自由能增量和温度的关系 (同一纵列中的数据的压力为2-200MPa) -100 ? (KJ/mol) ? ? ? ? ? ? ? ? GIBBS× -200 -300 -400 -500 -600 -700 -800 -900 250 375 500 625 750 875 1000 P = 20 Mpa y = -0.9584x + 108.73 R2 = 0.9998 ? ? ? ? ¨ ? K? ? 在压力20Mpa的条件下,温度和GIBBS自由能增量之间的关系 -100 ? (KJ/mol) ? ? ? ? ? ? ? ? GIBBS× -200 -300 -400 -500 -600 -700 -800 -900 250 375 500 625 750 875 1000 P = 20 Mpa y = -0.9584x + 108.73 R2 = 0.9998 ? ? ? ? ¨ ? K? ? 在压力20Mpa的条件下,温度和GIBBS自由能增量之间的关系 -100 -200 -300 -400 -500 -600 -700 -800 -900 -1000 0 30 60 90 ? ? ? ? 120 ? MPa? ¨ ? 150 180 210 ? ? ? ? ? ? ? GIBBS× ? ? 温 度 从 50 度 增 加 到 7 百 (KJ/mol) 度 白云石与高岭石作用生成方解石的反应中 GIBBS自由能增量和压力的关系 (各横行的温度值依次从50 0C 到700 0C) -200 (KJ/mol) ? ? ? ? ? ? ? ? ? GIBBS × -220 -240 -260 -280 -300 0 30 60 90 ? ? ? ? 120 ¨MPa? ? ? 150 180 210 T = 100 0C 1000C的温度条件下,GIBBS自由能增量和压力的关系 在埋藏成岩作用中,地层的温度与压力是同时增加的, 按地温梯度3℃/100m,压力梯度1Mpa/100m,当地层埋藏 深度增加2000m时,压力增加20Mpa,温度增加60℃,温度 升高造成的GIBBS自由能增量降低约为60KJ/mol;压力增 加造成的GIBBS自由能增量升高约为30KJ/mol,GIBBS自由 能增量的综合变化大致降低30 KJ/mol,说明在地层条件 下,温度对上述反应(白云石与粘土矿物反应生成方解石) 的积极影响显然大于压力的消极影响。与之类似,当地层 埋藏深度增加3000m时,GIBBS自由能增量的综合变化大致 降低65 KJ/mol。 因此,在深埋藏作用下,白云石与粘土矿物反应生成方解 石的去白云石化作用更容易发生。 7、碳酸盐岩的储集空间及其在成岩过程中 的演化 (1)碳酸盐岩的孔隙类型 类型1—组构选择性孔隙,包括粒间孔、粒内孔、晶 间孔、铸模孔、鸟眼孔、遮蔽孔、骨架孔等 类型2—非组构选择孔隙,包括裂缝、溶沟、溶孔 (孔洞)、溶洞(洞穴)等 类型3—选择性和非选择性兼有的孔隙,包括角砾孔、 生物钻孔、潜穴和收缩孔。 分类把组构选择放在如此重要的地位,是由于海相碳 酸盐矿物对沉积成岩环境的强烈敏感性和易变性原始海 相碳酸盐矿物以文石和镁方解石为主,在淡水条件下文 石极易受溶解。因而由文石和镁方解石形成的组构选择 铸模孔就成了确定孔隙形成的时间和条件下的关键线索 A 原生孔隙 原生孔隙受碳酸盐岩的组分、结构、构造的控制。 (A-1)沉积前的孔隙 包括粒内孔隙和骨架孔 隙等。粒内孔隙是沉积以前、颗粒生长过程中形 成的孔隙。如生物体腔孔是生物死亡后软体部分 腐烂留下的孔隙。其中尚未被其它沉积物充填。 这种孔隙的绝对孔隙度可以很高,查连通性很差, 除了生物外,鲕粒内也常有这种孔隙。 生物骨架孔隙是由原地生长的造礁生物,如群体 珊瑚、层孔虫、海绵等在生长时形成的坚固骨架 之间的孔隙。生物骨架孔隙常有很高的孔隙度。 (A-2)沉积期的孔隙 粒间孔隙是在 沉积时,由颗粒之间的相互支撑作用 而形成的。颗粒多而基质少,颗粒分 选好则孔隙度越高。 遮蔽孔隙也是一种特殊的粒间孔隙, 是由较大的生物壳体或碎片及其它颗 粒遮蔽之下形成的孔隙。由于较大颗 粒的遮挡,孔隙内常无灰泥充填。 B 次生孔隙 次生孔隙中最在意义的是各种溶蚀孔隙。 (B-1)粒内溶孔隙或铸模孔隙或溶模孔隙 粒内 溶孔隙是指各种颗粒或晶粒内部由于选择性溶解 作用所形成的孔隙。如负鲕孔隙、生物溶孔隙、 晶内溶孔隙等。这些溶孔隙是在溶解初期阶段形 成的。当溶解作用继续进行时,粒内溶孔隙进一 步扩大,直到颗粒或晶粒外圈被保存外全部被溶 蚀掉,形成与原颗粒形态和大小完全相似的孔隙。 这种孔隙称为铸模孔隙或溶模孔隙。常见的有生 物铸模孔隙、鲕模孔隙、膏模孔隙等。铸模孔隙 选择在某些生物、颗粒或晶粒内,一方面是因为 这些组分都是由一些不稳定矿物组成的。另一方 面是由于颗粒外泥晶套起了保护作用。 B 次生孔隙 次生孔隙中最在意义的是各种溶蚀孔隙。 (B-1)粒内溶孔隙或铸模孔隙或溶模孔隙 粒内 溶孔隙是指各种颗粒或晶粒内部由于选择性溶解 作用所形成的孔隙。如负鲕孔隙、生物溶孔隙、 晶内溶孔隙等。这些溶孔隙是在溶解初期阶段形 成的。当溶解作用继续进行时,粒内溶孔隙进一 步扩大,直到颗粒或晶粒外圈被保存外全部被溶 蚀掉,形成与原颗粒形态和大小完全相似的孔隙。 这种孔隙称为铸模孔隙或溶模孔隙。常见的有生 物铸模孔隙、鲕模孔隙、膏模孔隙等。铸模孔隙 选择在某些生物、颗粒或晶粒内,一方面是因为 这些组分都是由一些不稳定矿物组成的。另一方 面是由于颗粒外泥晶套起了保护作用。 (B-2)粒间溶孔隙 粒间溶孔隙 是指各种颗粒之间和溶蚀孔隙, 是胶结物和基质被溶解后而形成 的。川西北中三叠统雷口坡组的 针孔白云岩的孔隙即属此类。这 些小针孔略呈圆形,有时针孔常 被单个晶体所占据。 (B-3)晶间孔隙 晶间孔隙是指方解石、 白云石晶体之间的孔隙。这种孔隙常呈棱 角状,边缘平直。晶间孔隙大小除晶体大 小和均匀性有关外,还受排列方式影响。 粗晶、等粒、排列不规则者孔隙度较高。 如糖粒状白云岩是碳酸盐储集层的一种重 要类型。糖粒状白云岩的晶粒大小可由小 于5μm到大于 10μm。储集岩中最普遍的晶 粒大小为25μm到50μm。 晶间孔隙可以是沉积形成的,但更主要的 是在成岩阶段,由于白云化作用形成的 (B-4)孔洞和溶沟 孔洞和溶沟为非组构选择性 孔隙,不受原岩结构构造控制,而与地质构造和 溶解作用(包括表生成岩阶段的溶解)有关。 (2)碳酸盐孔隙的演化 粒间孔 粒内孔 (生物体 腔孔) 原生孔 文石 镁方解石 次生孔 方解石 以后孔隙的演化受埋藏成岩作用及表生成岩作用控制

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