鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界含煤地层晚成岩作用阶段划分标志异常及其成因

2023-05-22魏新善杨兆林桂小军田景春刘宝珺

煤炭学报 2023年3期

余威,魏新善,杨兆林,桂小军,田景春,王峰,刘宝珺,弓俐

(1.成都理工大学沉积地质研究院,四川成都 610059;2.中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院,陕西西安 710021;3.低渗透油气田勘探开发国家工程实验室,陕西西安 710021)

中国含煤地层多数地层时代较老,经历了复杂的成岩作用,储层趋向于致密的特点。如库车坳陷白垩系煤系低孔致密砂岩埋深大于6 000 m,煤成气藏储层经历了胶结作用、表生溶蚀作用、压实-溶蚀作用、压实-挤压作用以及胶结充填作用的沉积作用过程,成岩作用期次处于中成岩A期阶段[1]。川西南上三叠统煤成气藏储层埋深4 000 m,成岩作用处于中成岩B期阶段[2]。深层成岩作用强度与埋藏深度、地温场和埋藏时间3者有着密切的关系[3],且成岩过程中多期次水岩反应相互影响和叠加,从而导致不同成岩阶段成岩矿物组合共生,甚至导致成岩标志异常倒转,给成岩阶段划分带来了困难。

石炭—二叠系是鄂尔多斯盆地主要含煤地层,其沉积环境特征主要为海陆交互相-陆相沉积,气藏为III型干酪根生成的煤成气[4-5],且具有与煤系烃源岩伴生的特点,其地质条件在我国致密气藏中具有代表意义[6]。石炭纪海陆过渡相与二叠纪山西期陆相沉积的含煤地层形成的烃源岩为煤成气的广泛分布提供了重要物质基础[7]。

随着庆阳气田的发现,陇东地区含煤地层成岩演化与成藏条件分析研究越来越被重视。刘新社等[8]通过分析鄂尔多斯盆地砂岩包裹体和盆地热史资料,认为上古生界成岩演化阶段为中成岩阶段。闫建萍等[9]利用埋藏史、包裹体温度与镜质体反射率等方法分析认为鄂尔多斯盆地南部山2段—盒8段成岩阶段处于中成岩阶段。刘小洪等[10]对盒8、山1段储层包裹体均一温度、黏土矿物组合、氧化物特征以及热演化程度等分析,确定盒8、山1段储层处于中-晚成岩阶段。何明倩等[11]对盆地南部含煤地层中致密砂岩进行研究,认为其成岩作用阶段为中成岩阶段。付金华等[12]对陇东地区庆阳气田深层煤成气研究发现,庆阳气田上古生界成岩阶段特点为深埋藏、高热演化的晚成岩阶段。

笔者通过对含煤地层成岩演化特征研究,分析含煤地层成岩阶段划分标志与标志异常成因,以期对陇东地区上古生界含煤地层储层致密化成因及天然气富集规律与成藏研究起到指导作用。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地是一个稳定沉降、坳陷迁移、构造稳定的大型多旋回沉积盆地,整体具有盆大、坡缓、水浅、多源的特点[13],是中国第二大盆地,总面积超过300 000 km2,矿产资源丰富。区域上自本溪期发生海侵接受沉积,发育一套含煤砂泥岩夹数套薄层灰岩沉积[14]。到太原期发育至陆表海沉积阶段,海侵作用继续扩大,末期海水开始退出盆地[15],至山西期,海水基本完全退出盆地,仅在盆地东南局部地区残存陆缘近海盆地保留少量海相地层,东西沉积格局的差异基本消失,南北差异沉降和沉积相带分异逐渐增强[9]。陇东地区位于盆地西南部,庆阳气田位于该地区的中部,其气源为上古生界的煤系烃源岩(图1)。

图1 研究区位置及山西组顶部构造等值线Fig.1 Location of the study area and structural contour at the top of Shanxi Formation

根据显微薄片鉴定发现,鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界砂岩以石英(77.82%～81.45%)和岩屑(20.28%～17.02%)为主,长石极少(1.53%～1.90%)。岩石类型以石英砂岩、岩屑石英砂岩和岩屑砂岩为主(图2)。岩屑以石英岩、千枚岩等变质岩岩屑为主,占岩屑总量的65%以上;喷发岩、隐晶岩等火成岩岩屑含量次之,占岩屑总量的20%左右;沉积岩岩屑最少。填隙物的类型多、含量变化大,主要包括黏土矿物胶结物(高岭石、伊利石)、碳酸盐类胶结物(铁方解石、铁白云石)、硅质胶结物。在部分砂岩中,可以见到充填于粒间孔中的残余火山凝灰质。

图2 陇东地区上古生界砂岩组分三元图Fig.2 Detrital composition of Upper Paleozoic sandstones in Longdong area

2 晚成岩阶段标志

超深层和致密砂岩类型的储集体是庆阳气田的典型特征,也是储层地质学研究的难点和热点[12]。上古生界山西组山1段储层现今最大埋深为4 500 m,如果加上地史时期埋藏过程的800 m左右剥蚀量,储层曾经历过5 300 m埋深[12]。早在天然气勘探初期,利用少量探井就确定了盆地南部延安至庆阳一线存在Ro>2.0%干气分布区[9],随着勘探程度和地质研究深度不断提高,进一步精细刻画了定边—靖边以线以南盆地南部伊陕斜坡上古生界为Ro>2.0%异常分布区,异常核心区Ro>3.0%,庆阳气田紧邻异常核心区西侧,上古生界烃源岩成熟度较高,烃源岩Ro最高达3.2%,平均为2.3%,有机质处于过成熟演化阶段[12]。

通过对庆阳气田上古生界烃源岩镜质体反射率Ro、黏土矿物组合及形态等成岩作用参数测试,结果表明:庆阳气田上古生界烃源岩Ro为2.1%～3.0%,平均值为2.5%,最高成岩温度达到170 ℃,局部发生了具有浅变质特征的绢云母化,因此认为成岩作用达到了晚期阶段,且具有成岩演化程度较高的特点[12]。通过对研究区9口探井22个样品中上古生界烃源岩最高热解温度Tmax进行分析,样品埋藏深度处于3 714.50～4 853.06 m,烃源岩最高热解温度Tmax中只有一个样品为485 ℃,其余均大于490 ℃,最高为607 ℃,平均值为555.1 ℃(表1),天然气甲烷平均体积分数为96.90%,属于干气气藏,有机质的各项指标也反映了晚成岩阶段特征。

在矿物组合与标志上也有很多证据可以证明成岩演化已进入晚成岩阶段;通过对陇东地区上古生界岩石薄片鉴定发现(图3),上古生界砂岩骨架颗粒的接触方式主要是长边接触和缝合线接触,黑云母弯曲和颗粒定向分布排列,石英加大边发育,最高至Ⅳ级。

将流体包裹体薄片在配备有Image-Pro Plus软件的Olympus光学显微镜下识别石英次生加大的级次,并对石英次生加大边的厚度进行测量,并标注相应的位置以便后续测温处理。通过对包裹体测温的石英次生加大的加大级次及加大边厚度进行统计发现,Ⅳ级加大边形成的温度超过140 ℃(图4),且随着成岩温度的不断升高,石英次生加大边的厚度有逐渐增大的趋势(图5)。薄片中铁方解石胶结和微裂缝常见。黏土矿物组合为伊蒙混层、伊利石、高岭石和绿泥石,局部砂岩发生了具有浅变质特征的绢云母化。根据行业标准[16],陇东地区上古生界山1段成岩阶段已进入晚成岩-浅变质演化阶段。

表1 陇东地区上古生界烃源岩Tmax统计Table 1 Tmax statistics of Upper Paleozoic source rocks in Longdong area

3 晚成岩标志异常

在晚成岩作用阶段,古温度范围在170～200 ℃,岩石中黏土矿物主要为伊利石和绿泥石,并伴随有绢云母、黑云母,且伊蒙混层已消失,称伊利石-绿泥石带;自生矿物主要为碳酸盐矿物以及钠长石、榍石等,高岭石消失[16]。而研究区上古生界晚成岩作用阶段一些判定标志较为异常,黏土矿物相对含量中高岭石大量存在,有伊/蒙混层存在且含量较高,包裹体均一温度低于正常晚成岩阶段的成岩温度等。

通过对镇探2井盒8—山2段黏土矿物进行X-衍射测试数据统计结果表明(表2),研究区上古生界黏土矿物类型主要是伊利石、高岭石、绿泥石及伊/蒙混层,伊/蒙混层均为有序混层带,其中蒙皂石质量分数处于15%～35%。盒8段中主要为伊/蒙混层,其次为高岭石和伊利石,出现少量绿泥石,蒙皂石层质量分数为25%～30%;山1段中主要为伊/蒙混层,其次为伊利石,出现少量高岭石和绿泥石,蒙皂石层质量分数为20%～25%;山2段中主要为伊/蒙混层,其次为高岭石和伊利石,出现少量绿泥石,蒙皂石层质量分数最低,处于15%～25%;且蒙皂石层质量分数自山2段至盒8段的质量分数逐渐增多。盒8段与山2段黏土矿物组合为伊/蒙混层+高岭石+伊利石+绿泥石(少量),山1段黏土矿物组合为伊/蒙混层+伊利石+高岭石(少量)+绿泥石(少量)。

图5 陇东地区上古生界包裹体均一温度与石英次生加大边厚度的关系Fig.5 Relationship between homogenization temperature of Upper Paleozoic inclusions and overgrowth thickness of quartz in Longdong area

表2 镇探2井山2—盒8段泥岩黏土矿物X-衍射数据

利用Linkam THMS600型冷热台对陇东地区上古生界盒8段与山1段砂岩中方解石和硅质胶结物的液烃盐水包裹体进行测量,并对包裹体均一温度频率进行统计(图6),分析成岩时期的温度[17]。对盒8段113颗包裹体进行测试发现,早期包裹体有31颗,均一温度频率峰值处于120 ℃,晚期包裹体有72颗,均一温度频率峰值处于160 ℃;山1段64颗包裹体进行均一温度的测试发现,早期包裹体与晚期包裹体各占一半,早期包裹体的均一温度频率峰值处于130 ℃,晚期包裹体的均一温度频率峰值处于160 ℃,都低于晚成岩时期的温度170 ℃。

图6 包裹体均一温度频率直方图[17]Fig.6 Homogenization temperature of inclusions[17]

而对镇探1井山1段砂岩中石英颗粒内含有的液烃盐水包裹体进行均一温度进行测试(图7(a)),发现包裹体均一温度处在104～150 ℃,平均温度为137.0 ℃。合探1井盒8段砂岩石英颗粒裂纹中见不发荧光的盐水包裹体与含烃盐水包裹体(图7(b)),通过对这些盐水包裹体测温发现,温度处于140.5～177.4 ℃;含烃盐水包裹体均一温度为145.6 ℃;而对以上2口井的包裹体进行测温表明,成岩阶段的温度小于170 ℃。

(a)镇探1井,4 381.17 m,山西组,砂岩液烃盐水包裹体;(b)合探1井,3 633.56 m,石盒子组,砂岩盐水包裹体;(c)庆探4井,4 374.8 m,山西组,高岭石填充长石溶蚀孔;(d)陇38井,4 386.2 m,山西组,书页状高岭石集合体充填于长石粒间孔隙中;(e)庆探5井,4 282 m,山西组,片丝状伊利石集合体充填于粒间孔隙中;(f )庆探1井,4 263.1 m,山西组,伊蒙混层集合体充填于碎屑颗粒之间及粒间孔隙中。图7 陇东地区上古生界盐水包裹体与黏土矿物特征Fig.7 Characteristics of Upper Paleozoic salt water inclusions and clay minerals in Longdong area

4 异常成因分析

4.1 高岭石的大量存在

自生高岭石的形成是酸性流体-长石等铝硅酸盐矿物相互作用的结果。鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界储层中广泛发育自生高岭石,其单晶体呈自形或半自形假六方板状,集合体呈书页状、手风琴状、蠕虫状及扇状等形式产出,大多松散堆积于长石次生溶孔或粒间孔隙中。通过对镇探2井盒8—山2段X-衍射测试数据统计发现(表2),伊蒙混层质量分数较高,为28%～70%,伊利石质量分数为11%～44%,高岭石质量分数达到6%～40%,平均质量分数高达21%。

4.1.1 高岭石的物质来源

在碎屑岩层系中,高岭石一般由Al、Si、O三种元素组成,主要由长石、石英和各类黏土矿物提供。

岩石薄片鉴定及扫描电镜的结果显示,高岭石通常与长石溶蚀现象相伴生,高岭石充填于长石溶孔中(图7(c)),因此,长石等铝硅酸盐的溶蚀是自生高岭石中Al3+的主要物质来源。一般情况下,基性斜长石最先开始溶蚀,其次酸性斜长石发生溶蚀,而相对稳定的钾长石大多最后发生溶蚀[18]。

钠长石+H++H2O→高岭石+硅质+Na+

(1)

钙长石+H++H2O→高岭石+硅质+Ca2+

(2)

钾长石+H++H2O→高岭石+硅质+K+

(3)

在成岩过程中,长石类矿物的溶蚀作用提供大量的Al3+,有助于自生高岭石的形成,是高岭石含量较高的原因。

4.1.2 酸性流体来源

自生高岭石是酸性流体与铝硅酸盐矿物水岩反应的产物,所以酸性的成岩流体环境对自生高岭石形成至关重要[19-21]。目前认为酸性流体的来源有2种:富CO2的大气淡水下渗和有机质热演化形成的有机酸[19-21]。鄂尔多斯盆地上古生界埋深超过2 000 m,基本可以排除酸性流体来自富CO2的大气淡水下渗,且上古生界成岩演化阶段已经处于成岩作用晚期,烃源岩热演化程度较高,因此认为鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界的成岩酸性流体主要来自有机质热演化过程中形成的有机酸。

前人研究表明[19],长石向高岭石转化的最佳温度是120～140 ℃,超过这个温度之后,在K+充足的条件下,高岭石开始向伊利石转化。从包裹体测温可以看出,最适合长石向高岭石转化的时期是成岩早期。斜长石和钾长石在有机酸的作用下,不断向高岭石转化,而在此期间,蒙皂石消耗K+向伊利石转化,且蒙皂石转化为伊利石更容易发生[19]。岩石薄片鉴定资料显示,鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界砂岩中长石质量分数极少(<2%),钾长石质量分数很低。随着成岩作用的不断进行,成岩温度不断升高,没有足够的K+提供给高岭石发生伊利石化,这也导致地层中的高岭石质量分数较高。

综合以上研究发现,鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界含煤地层在晚成岩阶段,烃源岩热演化程度较高,油气携带酸性流体进入砂岩,引起长石等铝硅酸盐的溶蚀。从研究区砂岩薄片中可以见到大量的溶蚀残余长石,这些溶蚀的长石在成岩作用过程中提供了大量的Al3+,大量的Al3+为自生高岭石的形成提供了良好的物质条件,形成充填孔隙的自生高岭石(图7(d)、8),而钾长石质量分数很低也阻碍了高岭石发生伊利石化。

4.2 伊蒙混层质量分数较高

BRAIDE等[22]总结出蒙皂石转化成伊利石的模式,其转化过程是蒙皂石与钾和铝相互反应,转化成伊利石,并脱去硅质矿物,其中K+和Al3+的存在是蒙皂石转化为伊利石不可或缺的。

(4)

伊/蒙混层是蒙皂石向伊利石转化的过渡产物,蒙皂石向伊利石转化所需的K+大部分来源于岩石内部富钾矿物的溶解,其中钾长石是提供K+的主要来源。

前人通过对鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界砂岩储层锶同位素和碳氧同位素研究表明,成岩流体受到深源物质和有机质的共同影响[23],深源物质主要来自火山同期物质,有机质的影响主要是热演化过程中产生的有机酸。鄂尔多斯盆地上古生界古构造平缓,倾角较小,且水-岩相互作用不活跃,而成岩流体失去外部驱动力,无法发生运移,使得环境相对封闭[12]。在次生孔隙中存在较多被溶解的矿物质,在相对封闭的环境以自生矿物的方式结晶沉淀,再次结晶沉淀的矿物占据储层内部的次生孔隙,储层的总体孔隙比例几乎没有变化,而这种总体孔隙不发生变化的情况被称为流体滞留效应[24]。由于成岩流体滞留效应,储层水—岩相互作用不活跃,导致成岩流体中的离子不能及时发生交换,使得蒙皂石无法向伊利石转变。鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界砂岩储层在长石溶蚀的附近,又发生了自生黏土矿物以及自生碳酸盐岩矿物的沉淀而占据孔隙的现象(图7(c)～(e)),这种情况就是因为成岩流体无法运移,流体中的离子被滞留在溶蚀区域附近造成的。

岩石薄片鉴定显示,鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界砂岩中长石质量分数极少(<2%),钾长石含量更低,贫K+的物质环境严重束缚了蒙皂石向伊利石的正常转化。对镇探2井盒8—山2段黏土矿物进行X-衍射测试数据统计结果发现,黏土矿物中有大量自生高岭石存在,而成岩温度在120 ℃以下,自生高岭石消耗大量的Al3+,使得蒙皂石难以向伊利石转化。当成岩过程的温度到120～140 ℃时,蒙皂石向伊利石转化,但由于K+有限和流体滞留效应,只有部分蒙皂石发生伊利石化。在成岩演化中,由于地层中的钾长石等富钾矿物的含量有限[25],不足以提供蒙皂石和高岭石全部转化成伊利石,而蒙皂石和高岭石就会被保留下来,导致伊蒙混层大量存在(图7(f)、8)。

图8 黏土矿物转化过程示意Fig.8 Schematic diagram of clay mineral transformation process

晚成岩作用阶段黏土矿物中伊蒙混层含量较高的原因可能与凝灰质岩屑的深层成岩转化有关[26]。陇东地区上古生界含煤地层中存在大量的同期火山物质,且上古生界地层成岩古温度范围低于正常晚成岩阶段,较深层的蒙皂石仍然处于伊蒙混层阶段,大量凝灰质岩屑的泥岩化也是导致蒙皂石绝对含量变高的重要因素。

4.3 包裹体均一温度较低

鄂尔多斯盆地上古生界致密砂岩储层中的流体包裹体的均一温度特征表现为较晚成岩阶段成岩古温度范围低(图6)。前人研究发现,盐水包裹体中的盐度与均一温度呈负相关的趋势,盐度越高温度越低[27]。刘小洪等[10]研究表明盒8、山1段流体包裹体盐度为0.18%～21.75%(质量分数),属于中等盐度;刘建良等[28]研究发现山西组的流体包裹体盐度为5.71%～8.28%(质量分数);说明形成在微咸水-咸水环境。

通过对鄂尔多斯盆地陇东地区上古生界胶结物中流体包裹体的盐度测试发现(表3),包裹体中的盐度为3.87%～8.95%(质量分数),平均5.76%(质量分数),属于中等盐度。

由图9可以看出,研究区盐度与温度整体呈负相关。这也表明导致了大部分包裹体均一温度低于晚成岩阶段时的温度的原因就是包裹体的盐度属于中等盐度。