大氣淡水在碎屑巖次生孔隙中的作用

丁曉琪，韓玫梅，張哨楠，伏美燕，萬友利

1）成都理工大學能源學院，成都，610059；

2）西南石油大學油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，成都，610500

內(nèi)容提要：碎屑巖儲層次生孔隙發(fā)育帶的預測是油氣勘探中尋找優(yōu)質(zhì)儲層的一項重要內(nèi)容，特別是對深層致密碎屑巖儲層。碎屑巖儲層次生孔隙的形成機理眾多，大氣淡水淋濾不穩(wěn)定礦物形成的次生孔隙，由于后期成巖作用強烈改造而缺乏明顯識別標志，在儲層預測中并沒有引起足夠重視。本文通過國內(nèi)外的一些實例，結(jié)合實驗模擬水巖反應，研究大氣淡水在同生—早成巖階段和表生成巖階段對碎屑巖儲層的淋濾作用。研究結(jié)果表明碎屑巖儲層中的次生孔隙與大氣淡水有著密切的關系，大氣淡水與不穩(wěn)定礦物的反應主要發(fā)生在開放或半開放的成巖體系中，反應產(chǎn)物能夠被及時帶出，促使了水巖反應的持續(xù)進行和儲集空間的增加。利用層序地層學，結(jié)合儲層巖石學特征可以很好地預測由大氣淡水淋濾形成的次生孔隙發(fā)育帶。

尋找具有商業(yè)價值的油氣富集帶很大程度上依賴于對儲層的預測，特別是對深層（暫定埋深超過3000m，地溫超過100℃）碎屑巖儲層，但儲層的預測存在很大的風險和難度（Taylor et al.，2010）。一般來說，對于連續(xù)沉積的地層或沉積間斷不明顯的地層，砂巖孔隙度隨著埋深和地溫的增加逐漸減?。‥hrenberg and Nadeau，2008），偏離正常壓實曲線的高孔滲碎屑巖儲層往往與欠壓實、弱膠結(jié)或不穩(wěn)定顆粒、膠結(jié)物的溶蝕有關。對于砂巖壓實作用的研究，前人從顆粒類型及壓力等方面已做過詳細研究（Pittman and Larese，1991；Schneider and Hay，2001；Bloch et al.，2002；Paxton et al.，2002；李忠等，2003）；而膠結(jié)作用一般來說對儲層起破壞性作用，除非像成巖早期的綠泥石環(huán)邊、微晶石英等，其一方面可以在一定程度上抑制上覆地層的機械壓實作用，另一方面還可以阻止石英的次生加大（Ehrenberg，1993；Aase et al.，1996；Anjos et al.，2003；Anna et al.，2009）。這些膠結(jié)物雖然充填了部分粒間孔隙，但為后期剩余原生粒間孔的保存起到了保護作用，往往是建設性成巖作用。

碎屑巖次生孔隙發(fā)育帶并不等同于異常高孔滲帶，異常高孔滲帶的形成可以是欠壓實、弱膠結(jié)、次生孔隙、早期油氣充注等成因（Robinson and Gluyas，1992；Bloch et al.，2002；羅靜蘭等，2006；鐘大康等，2008；解習農(nóng)等，2009）；而次生孔隙發(fā)育帶僅指成巖過程中，不穩(wěn)定碎屑顆粒或填隙物被溶而形成的一個孔隙明顯增大帶。

碎屑巖次生孔隙主要與成巖過程中不穩(wěn)定碎屑顆粒和膠結(jié)物的溶蝕有關，最常見的是長石、噴出巖屑、碳酸鹽顆粒及膠結(jié)物等 （Schmidt and McDonald，1979；Gibling et al.，2000；Salem et al.，2000；Taylor et al.，2000；于炳松和賴興運，2006；朱筱敏等，2007）。幾乎在所有的沉積盆地中，碎屑巖均不同程度地見到有次生孔隙，但對次生孔隙的形成機理仍存在很大爭議，這種爭議如同白云巖的形成機理，直接影響著實際工作中次生孔隙發(fā)育帶（或優(yōu)質(zhì)儲層）的預測，目前普遍認為碎屑巖次生孔隙的形成與碳酸、羧酸、高溫硅酸鹽水解、堿性溶液、TSR機理、大氣淡水等引起的溶蝕作用有關。

上述機理中，尤其是干酪根生烴形成的羧酸溶蝕最為流行，將其作為解釋次生孔隙的形成機理，但隨著研究的深入，越來越多的學者認為它有悖于觀察到的事實，如：

（1）水樣分析顯示地層水中有機酸的含量太低，不足以形成如此多次生孔隙（Barth and Bjφrlykke，1993；Anjos et al.，2000）。

（2）眾多學者通過計算，發(fā)現(xiàn)烴源巖生烴形成的這些有機酸量太少，根本不可能形成這么多次生孔隙（Giles and Marshall，1994；Pittman and Hathon，1993）。

（3）烴源巖附近砂巖的次生孔隙并不是最發(fā)育的，次生孔隙往往發(fā)育在較淺的地層中，“近水樓臺”的砂巖并沒有優(yōu)先得到溶蝕。

圖1 墨西哥灣始新統(tǒng)砂巖次生孔隙、面孔率隨深度變化圖（Taylor et al.，2010）Fig.1 Total thin-section porosity and secondary porosity versus burial depth for Eocene sandstones from Gulf Coast（Gulf of Mexico）（Taylor et al.，2010）

（4）通過世界各地眾多樣品的統(tǒng)計，發(fā)現(xiàn)隨著埋深的增加，砂巖孔隙逐漸減小，次生孔隙占總孔隙的比例逐漸增加，但次生孔隙的總量并沒有增加（圖1），說明成巖晚期并沒有明顯的次生孔隙形成，或者說形成的次生孔隙非常少（Taylor et al.，2010）。

（5）部分陸相成因的砂巖，次生孔隙極為發(fā)育，無粘土雜基和粘土膠結(jié)物（圖2）。一般來說，即便水動力能量很強，陸相地層都會或多或少地有滲濾粘土加入。后期鋁硅酸鹽礦物發(fā)生溶解后，也會產(chǎn)出一定數(shù)量的粘土礦物，但在薄片下，均不見這些粘土（如松科1井部分上白堊統(tǒng)、新近系砂巖）。說明溶蝕作用發(fā)生時，成巖體系為開放體系，能夠?qū)⒎磻a(chǎn)物及時帶出，也反映出這種砂巖次生孔隙的形成時間應該比較早。

正是以上問題的存在，大氣淡水的溶蝕機理逐漸引起眾多學者的重視。這里講的大氣淡水指大氣降水滲入地層后，一直處于補給階段的地層水。一般來說，大氣淡水只影響陸相地層和過渡相地層，而很難影響海相碎屑巖地層（Morad et al.，2000；Wilkinson et al.，2006），但后來的油氣勘探和大洋鉆探均證實，在海相地層中也存在大氣淡水。例如，英國的Shetland盆地古新統(tǒng)深水濁積巖明顯受到大氣淡水的影響（Mansurbeg et al.，2006）；秘魯Callao市附近的大洋鉆探證實，陸架上中—晚中新世的沉積物受到大氣淡水的改造（Kriete et al.，2004）。對于大氣淡水的下滲深度，不同地區(qū)差別很大，可以從數(shù)米至上千米。Kevin研究后發(fā)現(xiàn)，某些地方大氣淡水的下滲深度可達2～3km，主要取決于水壓頭和潛水面（Kevin，1995）。

所以，大氣淡水不僅僅影響陸相地層和過渡相地層，也可以影響海相地層，只是影響程度有所差別。對于海平面或湖平面以上的地層，在沉積過程中非常容易接收大氣淡水的淋濾，以層序界面附近的地層最為明顯（Taylor et al.，2000；Ketzer et al.，2003a；Salem et al.，2005；El-ghali et al.，2006；于炳松和賴興運，2006）。

本文以猶他州上白堊統(tǒng)海相砂巖為例，研究煤系地層中大氣淡水對白云巖巖屑的溶蝕作用及與大氣淡水有關的白云石膠結(jié)；以鄂爾多斯盆地延長組頂部地層為例，研究不整合面下長石接受表生成巖階段大氣淡水淋濾形成的次生孔隙分布規(guī)律；以松科1井上白堊統(tǒng)明水組砂巖為例，研究干旱氣候條件下大氣淡水對不穩(wěn)定礦物的溶蝕作用。最后，用實驗的方法佐證大氣淡水與不穩(wěn)定礦物的溶解—沉淀機理，試圖闡明大氣淡水在碎屑巖次生孔隙中的作用，為深層致密碎屑巖儲層中次生孔隙發(fā)育帶的預測提供一種理論依據(jù)。

1 猶他州上白堊統(tǒng)海相砂巖

1.1 地質(zhì)概況

圖2 松遼盆地松科1井上白堊統(tǒng)明水組砂巖中的次生孔隙［（a）665m；（b）710m］Fig.2 Secondary pores in Upper Cretaceous Mingshui Formation，Songliao Basin，Northeast China［well SK1，（a）665m；（b）710m］

猶他州上白堊統(tǒng)為一套含煤的碎屑巖地層，包括濱海平原相、濱海相、陸棚相，隨著海平面的變化，由一系列的進積體自西向東分布（Kevin et al.，2004）。Spring canyon段和Aberdeen段砂巖主要沉積于濱海平原、前濱和臨濱。Spring canyon段的頂?shù)拙鶠橐惶缀Ｇ殖练e，內(nèi)部無明顯的層序界面，Aberdeen段底為一套海侵沉積，而頂為層序界面。Spring canyon段和Aberdeen段各由4個準層序組成，每個準層序自西向東依次由濱海平原的含煤砂泥巖互層過渡為濱海砂巖，最后為陸棚泥巖（圖3）。這套地層在猶他州Book懸崖出露出常好，為研究沉積相、成巖作用、層序地層提供了非常好的露頭。

圖3 美國猶他州上白堊統(tǒng)漂白砂巖、白云石結(jié)核砂巖和煤層的分布剖面圖（Kevin et al.，2004）Fig.3 Distribution of dolomite concretions，whitecaps and coals of Upper Cretaceous in Utah，USA（Kevin et al.，2004）

上白堊統(tǒng)砂巖為巖屑砂巖，石英顆粒主要為單晶石英，占55%，其次是多晶石英，占15%；長石含量較少，低于5%；巖屑為白云巖巖屑、變質(zhì)巖巖屑、火山巖巖屑和燧石，含量15%～25%，其中白云巖巖屑最為常見，含量5%～10%，白云巖的δ13CPDB為+0.3‰，δ18OPDB為-4.6‰。膠結(jié)物有鐵白云石、硅質(zhì)和少量高嶺石。根據(jù)溶蝕程度和膠結(jié)程度，可以將研究區(qū)砂巖分為兩種類型：一種是漂白砂巖；另一種是棕紅色含鐵白云石結(jié)核砂巖。漂白砂巖在所有的準層序中均可見，受煤層分布的控制，僅出現(xiàn)在煤層之下的前濱和臨濱砂巖中。漂白砂巖厚2～5m，延伸可達5～15km。鐵白云石結(jié)核砂巖在所有的準層序中出現(xiàn)，由于結(jié)核抗風化能力較強，常呈棕紅色突出，結(jié)核呈球狀和扁平狀，厚0.5～2m，長1～6m，這套含鐵白云石結(jié)核砂巖最大延伸可達7km，主要發(fā)育在漂白砂巖向盆地的延伸方向。

1.2 大氣淡水淋濾的證據(jù)

1.2.1 漂白砂巖中無白云巖巖屑

上白堊統(tǒng)砂巖中的白云巖巖屑含量普遍為5%～10%，但在煤層之下的漂白砂巖中，無白云巖巖屑，且長石發(fā)生了溶蝕，考慮到物源并沒有發(fā)生變化，所以漂白砂巖中無白云巖屑可能是溶蝕的結(jié)果，然而在薄片中除觀察到少量長石粒內(nèi)溶孔外，并沒有見其他的次生孔隙，表明白云巖巖屑的溶蝕早于由壓實作用導致的骨架顆粒重新排列。漂白砂巖的分布范圍明顯受控于準層序頂部的煤層分布，說明白云巖巖屑和長石的溶蝕與富含腐殖酸的大氣淡水有關。眾多學者已經(jīng)證實（McMahon et al.，1992；Chapelle and Bradley，1996）：有機質(zhì)演化過程中形成的腐殖酸進入大氣淡水后，對不穩(wěn)定礦物具有很強的溶蝕性。在沒有煤層的地方，砂巖中的白云巖巖屑和長石并沒有發(fā)生明顯溶蝕。說明只有當植物腐爛演化過程中形成的腐殖酸進入大氣淡水后，才對白云巖不飽和，進而發(fā)生溶蝕。

1.2.2 白云石膠結(jié)物與大氣淡水有關

對于含鐵白云石結(jié)核的砂巖，結(jié)核內(nèi)鐵白云石膠結(jié)物的含量可達40%，呈嵌晶膠結(jié)，而結(jié)核外砂巖中的鐵白云石膠結(jié)物為10%～20%，說明膠結(jié)作用形成時間非常早。鐵白云石膠結(jié)物中δ13CPDB為-0.7‰～-4.4‰，說明碳的來源以海相為主。然而，輕微的偏負說明可能還混有少量有機碳。盡管海水可以對白云石過飽和，但由于動力學的屏障，從海水中直接沉淀白云石是相當困難的（Budd，1997），所以說上白堊統(tǒng)砂巖中的白云石膠結(jié)物并不是直接從海水中沉淀出來的。鐵白云石膠結(jié)物中δ18OSMOW為-8‰ ～-12‰，如果是從海水沉淀，那么溫度大概是60～90℃，埋深在1.5～3km（地溫梯度30℃/km），顯然與嵌晶膠結(jié)的事實不符。McKay等人通過研究認為晚白堊世加拿大西部大氣淡水中的δ18OSMOW約為 -15‰（McKay et al.，1995），Ufnar等人計算的大氣淡水δ18OSMOW約為-16‰（Ufnar et al.，2001），考慮到該地區(qū)緯度較加拿大西部偏低，說明氧很有可能是大氣淡水來源。因為漂白砂巖中無白云巖巖屑，有理由認為富含腐殖酸的大氣淡水對白云巖巖屑進行溶蝕，為下傾方向的白云石膠結(jié)提供了物質(zhì)來源，這樣碳、氧同位素特征得到了很好解釋。通過計算，對于每一個準層序，溶解的白云巖巖屑和下傾方向砂巖中的白云石膠結(jié)物基本相等，進一步說明含鐵白云石結(jié)核砂巖中的白云石膠結(jié)物正是來自漂白砂巖中的白云巖巖屑的溶蝕（Kevin et al.，2004）。

因此，白云石膠結(jié)物的形成可以分為兩個階段（圖4）：首先，隨著基準面的下降，大氣淡水的影響范圍向盆地方向增加，有機質(zhì)腐爛過程中形成的腐殖酸增加了大氣淡水的酸度，濱海砂巖中的白云巖巖屑發(fā)生溶解，Ca2+、Mg2+、等離子進入地層水中，地層水向下傾方向運移時，與孔隙中的海水發(fā)生混合，碳酸鹽飽和度降低；其次，濱線之下砂巖中的白云巖巖屑有助于白云石膠結(jié)物的成核，克服了白云石膠結(jié)的動力學屏障和化學屏障，白云石膠結(jié)物大面積形成。

2 鄂爾多斯盆地延長組碎屑巖風化殼

2.1 地質(zhì)概況

鄂爾多斯盆地上三疊統(tǒng)延長組為一套河湖相沉積，是盆地中生界重要的含油層系。長7段暗色頁巖是烴源巖，油氣主要富集在毗鄰烴源巖附近的長8段和長6段中（丁曉琪等，2008）。延長組儲層由于古埋深大、塑性巖屑含量高，導致壓實作用對儲層的破壞性較強，再加上碳酸鹽膠結(jié)物和廣泛分布的粘土礦物，儲層非常致密（丁曉琪等，2010a，2011），油層平均孔隙度10%，滲透率0.1×10-3～3×10-3μm2，是我國典型的致密低滲透砂巖儲層，油氣主要富集在致密低滲背景中的高效儲層中（丁曉琪等，2010b）。

延長組儲層主要為長石砂巖、巖屑長石砂巖和長石巖屑砂巖，盆地西南部砂巖中長石含量平均33%，而在盆地北部和東北部可達49%，所以長石是延長組砂巖骨架顆粒中最為重要的組成部分，其在成巖過程中的溶蝕及次生孔隙的形成便是非常關鍵的成巖作用。黃思靜通過2553個鑄體薄片的分析，認為次生孔隙占總孔隙的50%左右（黃思靜等，2003），次生孔隙發(fā)育帶往往是高效儲層分布區(qū)。

圖4 美國猶他州上白堊統(tǒng)白云巖巖屑溶蝕與白云石膠結(jié)的成因機理（Kevin et al.，2004）Fig.4 Summary of mechanism for dissolution of dolomite rock fragment and formation of dolomite cement of Upper Cretaceous in Utah，USA

晚三疊世的印支運動使鄂爾多斯地塊隆升、剝蝕，延長組上部地層不同程度地遭受剝蝕，形成河谷縱橫、丘陵起伏的古地貌。在盆地西南緣地區(qū)，延長組上部地層遭受強烈剝蝕，長6—長3段不同程度暴露地表。

2.2 大氣淡水淋濾的證據(jù)

2.2.1 不整合面附近巖性疏松

前已述及，鄂爾多斯盆地延長組砂巖非常致密，長慶油田形象地將其比喻為“磨刀石”。但盆地西南緣多口鉆井在鉆入不整合面之下的延長組時，鉆速加快，井壁跨塌，形成擴徑。取芯顯示為非常疏松的中—細砂巖，呈弱固結(jié)狀（圖5），收獲率低，與致密砂巖形成鮮明對比。不管不整面附近是砂巖還是泥巖，與上覆延安組和下伏延長組相比，均存在高聲波時差和低密度的特征，反映出不整合面之下的這套疏松地層是普遍存在的。

圖5 鄂爾多斯盆地上三疊統(tǒng)延長組碎屑巖風化殼特征（HH101井）Fig.5 Siliciclastic crust of the Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin，north China（well HH101）

2.2.2 高嶺石、長石呈此消彼長

不整合面附近的疏松砂巖中含有大量的高嶺石，長石發(fā)生明顯溶蝕，次生孔隙發(fā)育。從圖6可以看出，自不整合面向下，隨著埋深的增加，砂巖中長石含量有增多的趨勢，而高嶺石含量逐漸減低，砂巖的孔隙度自上而下也具有減小的趨勢?？傮w趨勢是隨著深度的增加，溶蝕作用逐漸變?nèi)酢?/p>

實驗已經(jīng)證實低溫條件下斜長石比鉀長石和鈉長石具有低得多的吉布斯自由能（黃思靜等，2009）。因此，偏基性的斜長石具有顯著的低溫條件不穩(wěn)定的特點。同時，在低溫開放體系中，長石等鋁硅酸鹽礦物的溶解產(chǎn)物可以很容易被帶出反應體系，很難達到伊利石沉淀所需的鉀離子濃度，所以在低溫開放體系中，溶解鋁硅酸鹽礦物形成的產(chǎn)物是高嶺石而不是伊利石（史基安等，1994；黃思靜等，2009）。以鈣長石為例，其反應方程可表示為：

圖6 華北鄂爾多斯盆地延長組不整合面下長石與高嶺石隨深度變化圖Fig.6 Content of feldspar and kaolinite versus burial depth below uncomformity of the Upper Triassic Yanchang Formation，Ordos Basin，north China

延長組砂巖中斜長石含量多于鉀長石，兩者近似2：1，所以低溫條件下由于斜長石溶蝕形成高嶺石是順理成章的。高嶺石含量自上而下逐漸減小顯然說明離不整合面越近，長石的蝕變越明顯，弱酸性的水體主要來自上部，而不是來自該套地層之下，也就是說用長7段干酪根生烴形成的羧酸溶蝕是很難解釋這種現(xiàn)象的。

通過研究發(fā)現(xiàn)，砂巖中次生孔隙的發(fā)育程度與古地貌密切相關（丁曉琪和張哨楠，2010）。古地貌斜坡中，出露地層主要是長6段，為一套滲透性砂巖層，利于大氣淡水的下滲，且斜坡有利于溶蝕產(chǎn)物的帶出，次生孔隙最為發(fā)育；而凹地離潛水面近，不利于大氣淡水的下滲，且反應產(chǎn)物不能被及時帶出，次生孔隙并不發(fā)育。

2.2.3 儲集物性存在規(guī)律性變化

隨著離不整合面距離的增加，孔隙度總體逐漸減小，說明次生孔隙的含量具有減小的趨勢，但深度達到距不整合面60m后，孔隙度隨深度的增加變得沒有規(guī)律或規(guī)律性不強（圖7），反映出不整合面60m以下的儲層不再受表生成巖作用的影響，而主要受沉積微相、巖石學特征等控制。這說明越靠近不整合面，由大氣淡水淋濾形成的次生孔隙含量越高，導致儲層儲集物性越好，也說明在該地區(qū)，大氣淡水的淋濾深度可達60m。

圖7 華北鄂爾多斯盆地上三疊統(tǒng)延長組砂巖孔隙度和距剝蝕面之間的距離關系圖Fig.7 Relationship between porosity and distance to unconformity of the Upper Triassic Yanchang Formation，Ordos Basin，north China

3 松科1井上白堊統(tǒng)明水組砂巖

3.1 地質(zhì)概況

松科1井位于中國東北的松遼盆地，是國際大陸科學鉆探計劃（ICDP）框架下在松遼盆地實施的科學鉆探井，其目的在于獲取連續(xù)的、高分辨率的、較少受到后期破壞或影響的白堊紀中期到晚期的陸相沉積記錄。松科1井采用“一井雙孔”的方案，“松科1井南孔”和“松科1井北孔”（圖8），在層位上兩孔不重復，松科1井北孔主要揭示發(fā)育較全的嫩二段以上地層。上白堊統(tǒng)明水組主要為一套河—湖相沉積，縱向上由多個水進—水退旋回組成，明水組底界807m。明水組與上新統(tǒng)泰康組呈不整合接觸，中間缺失約60Ma的沉積，而明水組內(nèi)部無明顯的沉積間斷。沉積物顏色顯示明一段沉積早期為氣溫偏低的干旱、半干旱環(huán)境，晚期為氣溫偏低的干、濕交替環(huán)境；而明二段沉積期，氣溫交替變化，早期—中期為干、濕交替，而晚期為干旱、半干旱環(huán)境（程日輝等，2009）?？傮w來看，明水組沉積期氣候偏干旱。

松科1井明水組在鉆井過程中無油氣顯示，泥巖顏色以氧化色、弱氧化—弱還原色為主，僅發(fā)育少量厚度較小的半深湖黑色泥巖，但有機碳含量最高0.32%，平均0.07%，遠低于烴源巖的下限標準。由于埋藏淺，遠沒有達到干酪根生油階段。

圖8 松遼盆地松科1井地理位置及井位Fig.8 Map showing location of SK1 in the Songliao Basin

3.2 大氣淡水淋濾的證據(jù)

3.2.1 開放體系中的物質(zhì)不平衡

通過對明水組7個細砂巖鑄體薄片的觀察，發(fā)現(xiàn)不穩(wěn)定骨架顆粒（主要為長石，其次是泥板巖屑）發(fā)生了強烈溶蝕，形成粒內(nèi)溶孔、粒間溶孔及鑄?？?，次生孔隙最高可達8%～9%，平均在6%左右（表1），但高嶺石的含量極低，其中2個樣品中無高嶺石產(chǎn)出，其他5個樣品中高嶺石含量最低2%，最高3%。1個體積的長石發(fā)生溶蝕，形成0.66個體積的高嶺石（Sullivan and McBride，1991），明水組砂巖中大量長石發(fā)生溶蝕，而高嶺石的含量極低，甚至沒有，說明溶蝕作用發(fā)生于開放的成巖體系中，高嶺石不斷被帶走，促使了長石大量溶蝕。開放的成巖體系顯然與近地表的同生成巖—早成巖或表生成巖更為密切。

表1松遼盆地松科1井上白堊統(tǒng)明水組砂巖礦物學特征及孔隙類型Table 1 Minerology and pore types of the Upper Cretaceous Mingshui Formation in the Well-SK1，Songliao Basin

明水組砂巖主要沉積于河流相和濱湖相，受湖平面的變化，長石巖屑砂巖接收大氣淡水的淋濾。在同生成巖—早成巖階段，長石和泥板巖被溶蝕，由于成巖體系開放，溶蝕產(chǎn)物被孔隙水及時帶出，形成次生孔隙。然而，也不排除在淺埋藏階段，接收大氣水的淋濾形成次生孔隙。

3.2.2 砂巖中存在滲濾粘土

松科1井明水組砂巖中見大量的滲濾粘土，但滲濾粘土的分布規(guī)律性不強，相鄰的樣品，滲濾粘土含量差別很大。滲濾粘土以顆粒包膜和搭橋狀產(chǎn)出，為不等厚環(huán)邊，說明粘土并不是從孔隙水中沉淀出來的。在顆粒與顆粒接觸處，由于水膜受顆粒表面的吸咐性，滲濾粘土更為發(fā)育（圖9a），X衍射表明滲濾粘土的主要成分為蒙脫石和伊/蒙混層。滲濾粘土是由于在近地表環(huán)境中含泥水在沉積物中滲流而形成的，是大氣淡水參與水巖反應的證據(jù)之一。通過鑄體薄片和掃描電鏡觀察，發(fā)現(xiàn)明水組砂巖中的滲濾粘土平行于碎屑顆粒表面產(chǎn)出。部分鑄?？字車源嬖跐B濾粘土，表明滲濾粘土形成于溶蝕作用發(fā)生之前，也說明滲濾粘土的形成并沒有阻止孔隙水對不穩(wěn)定礦物的溶蝕作用。滲濾粘土形成之后的粒間孔隙被無鐵方解石膠結(jié)（圖9b），說明滲濾粘土早于無鐵方解石膠結(jié)。

圖9 松遼盆地松科1井上白堊統(tǒng)明水組滲濾粘土的薄片和電鏡照片F(xiàn)ig.9 SEM and thin-section photomicrograph in infiltrated clays of the Upper Cretaceous Mingshui Formation in the Well-SK1，Songliao Basin

通過以上分析可以看出，大氣淡水參與了水巖反應，一方面溶蝕不穩(wěn)定礦物形成次生孔隙，另一方面形成了滲濾粘土。干旱氣候條件下，強烈的蒸發(fā)作用和相對較少的大氣降水導致潛水面較低，滲流帶開放的孔隙空間適合含有粘土的泥水向下滲流，形成滲濾粘土。明水組砂巖中的滲濾粘土主要出現(xiàn)在河流相地層中，其次為濱—淺湖砂巖。滲濾粘土的出現(xiàn)表明明水組砂巖在成巖早期接受大氣淡水的淋濾。

4 水—巖反應模擬研究

4.1 樣品與方法

4.1.1 樣品

本次實驗中的樣品包括湖水、湖底沉積物和沙粒。湖水和湖底沉積物取自成都近郊龍泉湖水庫。龍泉湖位于成都市龍泉驛區(qū)茶店子附近，屬于龍泉山脈西側(cè)的腹地?；鶐r為侏羅紀、白堊紀紅層，風化后變?yōu)辄S褐色粘土（萬新南等，1994）。水庫中的沉積物大部分來自基巖侵蝕，少部分為上游河水帶來。采樣點湖水深度較淺，河流帶來的懸浮顆粒主要沉積于此。采樣深度約2m左右，為褐色粉砂質(zhì)泥，呈現(xiàn)出褐色半流體狀，表面有一層較薄的紅褐色氧化膜。干燥后，淤泥變?yōu)楹稚闹旅芄袒铮瑢⑵浞鬯橹?20目左右。實驗中所取沙粒為人工淘取的河沙，根據(jù)巖石薄片的觀察，其中石英含量＞75%，其次為長石和云母，含少量碳酸鹽礦物和巖屑。

4.1.2 方法

本次實驗是模擬夾沙粒的湖底沉積物與湖水在常溫下恒溫反應的情況，以揭示早成巖階段湖水—沉積物發(fā)生的水—巖反應。采樣后將湖水于0°C保存至實驗前，用0.45μm濾膜過濾湖水中的懸浮物和藻類，將剩余的清液用于實驗。將5g沙粒（人工淘洗的河沙）夾于湖底沉積物之間，置于反應裝置中（圖10），于30°C下與湖水連續(xù)反應30d，反應后取水樣進行分析。利用電感耦合等離子發(fā)射光譜（ICP-AES）測定反應后水樣和原始湖水中的陰陽離子含量，結(jié)果見表2。并且，將反應后的沉積物樣品在掃描電鏡下進行觀察。

4.2 結(jié)果分析

根據(jù)陰陽離子組成，2·［n（Na+）-n（Cl-）］/n（）＜1，原始湖水為硫酸鈉型水。實驗結(jié)果顯示（表2），經(jīng)過30 d的反應，幾乎所有陽離子濃度均有明顯增加。Si從1.642×10-6增至8.856×10-6，Al也從0.025×10-6增加至0.208×10-6。當pH＜9的情況下，SiO2的溶解度為125mg/L，表明湖水中仍然是不飽和 SiO2，含硅礦物會持續(xù)溶解。30d后Si的濃度增加了5倍多，相比而言，Al的增

圖10 水—巖反應實驗裝置示意圖Fig.10 Sketch map of water—rock interaction experi mental facility

加幅度更大，增加了8倍以上。這兩種元素含量的增大取決于含鋁和硅礦物的溶解。通常認為，淡水中硅的溶解度較大，可達1～100mg/L，但鋁的溶解度比硅小5個數(shù)量級，海水中的溶解鋁約2×10-6g/L。正是因為鋁的溶解度極低，導致鋁硅酸鹽的溶解受到限制。因此，Surdam和Yin P（1994）提出有機酸能夠絡合鋁而增大鋁的溶解度，從而使鋁硅酸鹽礦物更易發(fā)生溶解，即有機酸是導致碎屑巖中次生孔隙形成的主要原因。但在本次實驗中，在原始湖水中鋁的濃度就已經(jīng)達到25μg/L，遠高于海水中的值。并且經(jīng)過30d的持續(xù)反應，鋁的濃度可達208μg/L。實驗數(shù)據(jù)表明在內(nèi)陸湖泊中，沉積物以含鋁硅酸鹽礦物為主，可使鋁的濃度遠高于海水。淡水能夠淋濾鋁元素，表明鋁硅酸鹽礦物在淡水環(huán)境中的溶解性較大，對其具有不飽和性，大氣淡水是鋁硅酸鹽溶解產(chǎn)生次生孔隙的重要介質(zhì)，在掃描電鏡中可見鈣長石發(fā)生溶解（圖11）。

表2湖水與沉積物反應后的元素組成及含量變化（×10-6）Table 2 Component and content of elements of reaction of lake water and deposits（×10-6）

實驗中沉積物為褐色粉砂質(zhì)泥，固結(jié)后被碳酸鹽類礦物所膠結(jié)，在掃描電鏡下可見結(jié)晶完整的方解石（圖12）。在淡水中反應30d后，鈣、鎂離子的濃度變化較大，Ca從38.02×10-6增加至120.5×10-6，Mg從15.21×10-6增加至27.42×10-6，F(xiàn)e和Mn也從檢測限以下增加至0.076×10-6和0.002×10-6。碳酸鹽礦物的溶解是導致鈣、鎂離子濃度增加的主要因素。Ca離子反應后濃度增加了3倍以上，而Mg離子增加了1.8倍左右，表明碳酸鹽礦物發(fā)生了溶解。

實驗結(jié)果表明，在氧化性的湖泊表層沉積物中，硫酸鈉型的水體能夠使湖水中長期富集鈣鎂離子，當湖水濃縮時，碳酸鈣沉淀，而當湖水擴張時，碳酸鈣可以再次溶解。鈣鎂離子的濃度變化與氣候條件有密切關系。所以，可以利用成巖早期的方解石含量來研究古氣候。

5 討論

5.1 大氣淡水淋濾主要發(fā)生在開放成巖體系中

不管是早成巖階段的大氣淡水淋濾，還是表生成巖階段的大氣淡水淋濾，水巖反應的結(jié)果是“物質(zhì)不平衡”。猶他州上白堊統(tǒng)漂白砂巖中所有的白云巖巖屑發(fā)生了溶解，物質(zhì)發(fā)生了虧損，而漂白砂巖向盆地延伸方向的含鐵白云石結(jié)核砂巖中，大量鐵白云石膠結(jié)物富集。就漂白砂巖和鐵白云石結(jié)核砂巖單獨而言，物質(zhì)上表現(xiàn)為一種不平衡，而總體上來看，物質(zhì)又是平衡的。鄂爾多斯盆地延長組上部地層，長石發(fā)生溶蝕，雖然形成了大量高嶺石，而長石溶蝕形成的二氧化硅并沒有沉淀出來，導致孔隙度凈增加。松科1井長石及泥板巖的溶蝕基本上沒有溶蝕產(chǎn)物，這與早成巖階段砂巖疏松、大氣淡水在孔隙中流速較快有關，孔隙水將溶蝕產(chǎn)物及時帶出反應體系。正是反應產(chǎn)物的不斷帶出，促使了水—巖反應的持續(xù)進行。這一系列的大氣淡水淋濾均表現(xiàn)出物質(zhì)不平衡的特點，說明水—巖反應發(fā)生在開放—半開放成巖體系中。

圖11 水—巖反應樣品中的鈣長石掃描電鏡照片及其能譜圖Fig.11 SEM micrograph and EDSelemental analysis spectrum of anorthite in water—rock interation

5.2 大氣淡水對鋁硅酸鹽等不穩(wěn)定礦物具有不飽和性

圖12 水—巖反應中沉積物樣品中的方解石掃描電鏡照片及其能譜圖Fig.12 SEM micrograph and EDSelemental analysis spectrum of calcite in water—rock interation

高溫下結(jié)晶的礦物和不穩(wěn)定的無定形物質(zhì)容易發(fā)生溶蝕，如長石、玉髓、不穩(wěn)定重礦物（輝石、閃石等）?？刂迫芪g的因素包括：溫度，活性礦物的有效表面積和參與反應水的性質(zhì)、數(shù)量（Giles，1987）。根據(jù)化學分析，現(xiàn)代地下水在地下100m對于鈉長石、斜長石、微斜長石、綠泥石和方解石都是不飽和的（Englund and Myhrstad，1980）。在本次實驗中也顯示了淡水對鋁硅酸鹽礦物的淋濾作用，低溫的緩慢反應使Si和Al得以釋放進入溶液體系。大氣水具有高流速和相對低的溫度，這種對大多數(shù)鋁硅酸鹽礦物不飽和的水高速注入砂巖后，在低溫條件下緩慢的反應速度促進了開放系統(tǒng)的成巖作用。被溶蝕的物質(zhì)可以大范圍內(nèi)隨流體的遷移帶出溶蝕區(qū)，形成次生孔隙發(fā)育帶。隨著大氣水流動路徑的加長，其淋溶能力降低，最終因為不斷與地層水的相互作用而達到飽和狀態(tài)，溶蝕反應停止（Kevin et al.，2004）。雖然大氣水影響深度差別大，但大量孔隙的產(chǎn)生只限于大氣水作用的上部。盡管這些孔隙形成于地表或淺埋藏地層中，但在經(jīng)歷再次埋藏之前巖石已經(jīng)弱固結(jié)，如果骨架顆粒中含較多的剛性顆粒，則相當數(shù)量的次生孔隙在深埋過程可以得到保存。

5.3 氣候?qū)Υ髿獾牧転V起控制作用

潮濕氣候條件下，雨量充沛，植物茂盛，特別是煤系地層中，大氣淡水中腐殖酸含量明顯增加，含腐殖酸的大氣淡水可以下滲直到潛水面，對鋁硅酸鹽等不穩(wěn)定礦物進行溶蝕，所以高嶺石粘土礦物在潮濕氣候條件下比較常見；而干旱氣候條件下，由于蒸發(fā)量高，堿金屬元素進入大氣淡水導致鹽度增加，同時蒸發(fā)量也會非常高，在這種情況下，大氣淡水中和值偏高，抑制了對鋁硅酸鹽等不穩(wěn)定礦物的溶蝕作用（圖13）。含鹽的大氣淡水很難滲入潛水面，在沉積表層就很快被蒸發(fā)殆盡，而這種鹽份則被保留下來，常在地層中形成方解石、石鹽、石膏、伊利石、坡縷石等膠結(jié)物（Salem et al.，1998；Taylor et al.，2000），現(xiàn)代沉積中的很多鹽漬化就與干旱氣候密切相關。所以說，溫暖潮濕的氣候利于大氣淡水的淋濾作用進行，形成次生孔隙，而干旱氣候條件下，由于堿金屬離子濃度增高，鋁硅酸鹽礦物變得相對穩(wěn)定，淋濾作用很難進行，反而利于方解石、石膏及粘土礦物的形成（Ketzer et al.，2003b）。

圖13 離子活度與礦物穩(wěn)定性（Ketzer et al.，2003b）Fig.13 Ion activity and mineral stability（Ketzer et al.，2003b）

5.4 層序—巖石學特征結(jié)合進行大氣淡水淋濾帶的預測

基準面的升降不僅僅控制了層序地層格架下沉積物的堆砌樣式，也控制著近地表的早成巖作用。這些因素主要表現(xiàn)在：① 層序控制海（湖）水、大氣淡水的影響范圍（Taylor et al.，2000），基準面上升，海（湖）水的影響范圍向陸地方向擴大，而基準面下降，大氣淡水的影響范圍向盆地方向遷移（圖14）；②層序控制沉積物在近地表的暴露時間（Taylor et al.，1995，2002，2003，2010），低位體系域、高位體系域晚期的沉積物往往易于發(fā)生暴露，接收大氣淡水的淋濾；③ 層序地層控制著有機質(zhì)含量的豐度，特別是煤系地層中煤線的分布，進而控制著含腐殖酸的大氣淡水淋濾范圍（Kevin et al.，2004）；④層序控制著生物擾動的程度，由此導致區(qū)域范圍內(nèi)的砂巖滲透性和水體性質(zhì)，因此與大氣淡水有關的早成巖作用與層序地層有著密切的關系。

碎屑巖地層的巖石學特征決定著大氣淡水的淋濾對象，如果骨架顆粒全是化學性質(zhì)和物理性質(zhì)非常穩(wěn)定的石英顆粒，大氣淡水很難對其溶蝕形成次生孔隙。常見的不穩(wěn)定骨架顆粒有長石、火山巖巖屑、碳酸鹽巖屑，其次是泥板巖屑；而不穩(wěn)定的膠結(jié)物有碳酸鹽、沸石類等。因此，可以通過研究層序地層和巖石學特征進行與大氣淡水淋濾有關的次生孔隙預測。

6 結(jié)論

（1）近地表情況下，大氣淡水對鋁硅酸鹽等不穩(wěn)定礦物具有不飽和性，在開放的成巖體系中，反應產(chǎn)物可以被不斷帶出，極易發(fā)生淋濾形成次生孔隙。

（2）大氣淡水的淋濾可以分為早成巖階段淋濾和表生成巖階段淋濾，早成巖階段的淋濾主要是不穩(wěn)定骨架顆粒的溶蝕，而表生成巖階段的淋濾除骨架顆粒的溶蝕外，還有填隙物的溶蝕。

（3）早成巖階段大氣淡水的淋濾主要取決于大氣淡水的性質(zhì)、不穩(wěn)定骨架顆粒的類型及數(shù)量，而表生成巖階段大氣淡水的淋濾除取決于大氣淡水的性質(zhì)、不穩(wěn)定礦物的數(shù)量外，還受古地貌、斷裂、巖性組合等控制。

圖14 相對海平面變化對淡水、混合水、海水影響范圍的控制模式圖Fig.14 A Cartoon showing relative sea-level changes control the position of meteoric，mixed meteoric—marine and marine pore-water zone

（4）層序地層學可以有效解決大氣淡水的影響范圍及沉積物在近地表的暴露時間，而巖石學特征可以明確不穩(wěn)定礦物及巖屑的類型、數(shù)量，層序地層學和巖石學特征研究相結(jié)合可以有效地預測次生孔隙發(fā)育帶。

（5）大氣淡水對不穩(wěn)定礦物長石和碳酸鹽均可進行溶蝕。潮濕氣候條件下，溶蝕作用明顯；而干旱氣候條件下，含堿金屬離子的大氣水不利于溶蝕作用的發(fā)生，相反方解石、含鹽礦物及滲濾粘土容易形成。

（6）實驗表明不穩(wěn)定礦物的溶蝕程度與水體性質(zhì)有關，從湖水反應實驗來看，在大氣淡水條件下，長石的溶蝕要比碳酸鹽強。