大气淡水在碎屑岩次生孔隙中的作用

丁晓琪，韩玫梅，张哨楠，伏美燕，万友利

1）成都理工大学能源学院，成都，610059；

2）西南石油大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都，610500

内容提要：碎屑岩储层次生孔隙发育带的预测是油气勘探中寻找优质储层的一项重要内容，特别是对深层致密碎屑岩储层。碎屑岩储层次生孔隙的形成机理众多，大气淡水淋滤不稳定矿物形成的次生孔隙，由于后期成岩作用强烈改造而缺乏明显识别标志，在储层预测中并没有引起足够重视。本文通过国内外的一些实例，结合实验模拟水岩反应，研究大气淡水在同生—早成岩阶段和表生成岩阶段对碎屑岩储层的淋滤作用。研究结果表明碎屑岩储层中的次生孔隙与大气淡水有着密切的关系，大气淡水与不稳定矿物的反应主要发生在开放或半开放的成岩体系中，反应产物能够被及时带出，促使了水岩反应的持续进行和储集空间的增加。利用层序地层学，结合储层岩石学特征可以很好地预测由大气淡水淋滤形成的次生孔隙发育带。

寻找具有商业价值的油气富集带很大程度上依赖于对储层的预测，特别是对深层（暂定埋深超过3000m，地温超过100℃）碎屑岩储层，但储层的预测存在很大的风险和难度（Taylor et al.，2010）。一般来说，对于连续沉积的地层或沉积间断不明显的地层，砂岩孔隙度随着埋深和地温的增加逐渐减小（Ehrenberg and Nadeau，2008），偏离正常压实曲线的高孔渗碎屑岩储层往往与欠压实、弱胶结或不稳定颗粒、胶结物的溶蚀有关。对于砂岩压实作用的研究，前人从颗粒类型及压力等方面已做过详细研究（Pittman and Larese，1991；Schneider and Hay，2001；Bloch et al.，2002；Paxton et al.，2002；李忠等，2003）；而胶结作用一般来说对储层起破坏性作用，除非像成岩早期的绿泥石环边、微晶石英等，其一方面可以在一定程度上抑制上覆地层的机械压实作用，另一方面还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）。这些胶结物虽然充填了部分粒间孔隙，但为后期剩余原生粒间孔的保存起到了保护作用，往往是建设性成岩作用。

碎屑岩次生孔隙发育带并不等同于异常高孔渗带，异常高孔渗带的形成可以是欠压实、弱胶结、次生孔隙、早期油气充注等成因（Robinson and Gluyas，1992；Bloch et al.，2002；罗静兰等，2006；钟大康等，2008；解习农等，2009）；而次生孔隙发育带仅指成岩过程中，不稳定碎屑颗粒或填隙物被溶而形成的一个孔隙明显增大带。

碎屑岩次生孔隙主要与成岩过程中不稳定碎屑颗粒和胶结物的溶蚀有关，最常见的是长石、喷出岩屑、碳酸盐颗粒及胶结物等 （Schmidt and McDonald，1979；Gibling et al.，2000；Salem et al.，2000；Taylor et al.，2000；于炳松和赖兴运，2006；朱筱敏等，2007）。几乎在所有的沉积盆地中，碎屑岩均不同程度地见到有次生孔隙，但对次生孔隙的形成机理仍存在很大争议，这种争议如同白云岩的形成机理，直接影响着实际工作中次生孔隙发育带（或优质储层）的预测，目前普遍认为碎屑岩次生孔隙的形成与碳酸、羧酸、高温硅酸盐水解、碱性溶液、TSR机理、大气淡水等引起的溶蚀作用有关。

上述机理中，尤其是干酪根生烃形成的羧酸溶蚀最为流行，将其作为解释次生孔隙的形成机理，但随着研究的深入，越来越多的学者认为它有悖于观察到的事实，如：

（1）水样分析显示地层水中有机酸的含量太低，不足以形成如此多次生孔隙（Barth and Bjφrlykke，1993；Anjos et al.，2000）。

（2）众多学者通过计算，发现烃源岩生烃形成的这些有机酸量太少，根本不可能形成这么多次生孔隙（Giles and Marshall，1994；Pittman and Hathon，1993）。

（3）烃源岩附近砂岩的次生孔隙并不是最发育的，次生孔隙往往发育在较浅的地层中，“近水楼台”的砂岩并没有优先得到溶蚀。

图1 墨西哥湾始新统砂岩次生孔隙、面孔率随深度变化图（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）通过世界各地众多样品的统计，发现随着埋深的增加，砂岩孔隙逐渐减小，次生孔隙占总孔隙的比例逐渐增加，但次生孔隙的总量并没有增加（图1），说明成岩晚期并没有明显的次生孔隙形成，或者说形成的次生孔隙非常少（Taylor et al.，2010）。

（5）部分陆相成因的砂岩，次生孔隙极为发育，无粘土杂基和粘土胶结物（图2）。一般来说，即便水动力能量很强，陆相地层都会或多或少地有渗滤粘土加入。后期铝硅酸盐矿物发生溶解后，也会产出一定数量的粘土矿物，但在薄片下，均不见这些粘土（如松科1井部分上白垩统、新近系砂岩）。说明溶蚀作用发生时，成岩体系为开放体系，能够将反应产物及时带出，也反映出这种砂岩次生孔隙的形成时间应该比较早。

正是以上问题的存在，大气淡水的溶蚀机理逐渐引起众多学者的重视。这里讲的大气淡水指大气降水渗入地层后，一直处于补给阶段的地层水。一般来说，大气淡水只影响陆相地层和过渡相地层，而很难影响海相碎屑岩地层（Morad et al.，2000；Wilkinson et al.，2006），但后来的油气勘探和大洋钻探均证实，在海相地层中也存在大气淡水。例如，英国的Shetland盆地古新统深水浊积岩明显受到大气淡水的影响（Mansurbeg et al.，2006）；秘鲁Callao市附近的大洋钻探证实，陆架上中—晚中新世的沉积物受到大气淡水的改造（Kriete et al.，2004）。对于大气淡水的下渗深度，不同地区差别很大，可以从数米至上千米。Kevin研究后发现，某些地方大气淡水的下渗深度可达2～3km，主要取决于水压头和潜水面（Kevin，1995）。

所以，大气淡水不仅仅影响陆相地层和过渡相地层，也可以影响海相地层，只是影响程度有所差别。对于海平面或湖平面以上的地层，在沉积过程中非常容易接收大气淡水的淋滤，以层序界面附近的地层最为明显（Taylor et al.，2000；Ketzer et al.，2003a；Salem et al.，2005；El-ghali et al.，2006；于炳松和赖兴运，2006）。

本文以犹他州上白垩统海相砂岩为例，研究煤系地层中大气淡水对白云岩岩屑的溶蚀作用及与大气淡水有关的白云石胶结；以鄂尔多斯盆地延长组顶部地层为例，研究不整合面下长石接受表生成岩阶段大气淡水淋滤形成的次生孔隙分布规律；以松科1井上白垩统明水组砂岩为例，研究干旱气候条件下大气淡水对不稳定矿物的溶蚀作用。最后，用实验的方法佐证大气淡水与不稳定矿物的溶解—沉淀机理，试图阐明大气淡水在碎屑岩次生孔隙中的作用，为深层致密碎屑岩储层中次生孔隙发育带的预测提供一种理论依据。

1 犹他州上白垩统海相砂岩

1.1 地质概况

图2 松辽盆地松科1井上白垩统明水组砂岩中的次生孔隙［（a）665m；（b）710m］Fig.2 Secondary pores in Upper Cretaceous Mingshui Formation，Songliao Basin，Northeast China［well SK1，（a）665m；（b）710m］

犹他州上白垩统为一套含煤的碎屑岩地层，包括滨海平原相、滨海相、陆棚相，随着海平面的变化，由一系列的进积体自西向东分布（Kevin et al.，2004）。Spring canyon段和Aberdeen段砂岩主要沉积于滨海平原、前滨和临滨。Spring canyon段的顶底均为一套海侵沉积，内部无明显的层序界面，Aberdeen段底为一套海侵沉积，而顶为层序界面。Spring canyon段和Aberdeen段各由4个准层序组成，每个准层序自西向东依次由滨海平原的含煤砂泥岩互层过渡为滨海砂岩，最后为陆棚泥岩（图3）。这套地层在犹他州Book悬崖出露出常好，为研究沉积相、成岩作用、层序地层提供了非常好的露头。

图3 美国犹他州上白垩统漂白砂岩、白云石结核砂岩和煤层的分布剖面图（Kevin et al.，2004）Fig.3 Distribution of dolomite concretions，whitecaps and coals of Upper Cretaceous in Utah，USA（Kevin et al.，2004）

上白垩统砂岩为岩屑砂岩，石英颗粒主要为单晶石英，占55%，其次是多晶石英，占15%；长石含量较少，低于5%；岩屑为白云岩岩屑、变质岩岩屑、火山岩岩屑和燧石，含量15%～25%，其中白云岩岩屑最为常见，含量5%～10%，白云岩的δ13CPDB为+0.3‰，δ18OPDB为-4.6‰。胶结物有铁白云石、硅质和少量高岭石。根据溶蚀程度和胶结程度，可以将研究区砂岩分为两种类型：一种是漂白砂岩；另一种是棕红色含铁白云石结核砂岩。漂白砂岩在所有的准层序中均可见，受煤层分布的控制，仅出现在煤层之下的前滨和临滨砂岩中。漂白砂岩厚2～5m，延伸可达5～15km。铁白云石结核砂岩在所有的准层序中出现，由于结核抗风化能力较强，常呈棕红色突出，结核呈球状和扁平状，厚0.5～2m，长1～6m，这套含铁白云石结核砂岩最大延伸可达7km，主要发育在漂白砂岩向盆地的延伸方向。

1.2 大气淡水淋滤的证据

1.2.1 漂白砂岩中无白云岩岩屑

上白垩统砂岩中的白云岩岩屑含量普遍为5%～10%，但在煤层之下的漂白砂岩中，无白云岩岩屑，且长石发生了溶蚀，考虑到物源并没有发生变化，所以漂白砂岩中无白云岩屑可能是溶蚀的结果，然而在薄片中除观察到少量长石粒内溶孔外，并没有见其他的次生孔隙，表明白云岩岩屑的溶蚀早于由压实作用导致的骨架颗粒重新排列。漂白砂岩的分布范围明显受控于准层序顶部的煤层分布，说明白云岩岩屑和长石的溶蚀与富含腐殖酸的大气淡水有关。众多学者已经证实（McMahon et al.，1992；Chapelle and Bradley，1996）：有机质演化过程中形成的腐殖酸进入大气淡水后，对不稳定矿物具有很强的溶蚀性。在没有煤层的地方，砂岩中的白云岩岩屑和长石并没有发生明显溶蚀。说明只有当植物腐烂演化过程中形成的腐殖酸进入大气淡水后，才对白云岩不饱和，进而发生溶蚀。

1.2.2 白云石胶结物与大气淡水有关

对于含铁白云石结核的砂岩，结核内铁白云石胶结物的含量可达40%，呈嵌晶胶结，而结核外砂岩中的铁白云石胶结物为10%～20%，说明胶结作用形成时间非常早。铁白云石胶结物中δ13CPDB为-0.7‰～-4.4‰，说明碳的来源以海相为主。然而，轻微的偏负说明可能还混有少量有机碳。尽管海水可以对白云石过饱和，但由于动力学的屏障，从海水中直接沉淀白云石是相当困难的（Budd，1997），所以说上白垩统砂岩中的白云石胶结物并不是直接从海水中沉淀出来的。铁白云石胶结物中δ18OSMOW为-8‰ ～-12‰，如果是从海水沉淀，那么温度大概是60～90℃，埋深在1.5～3km（地温梯度30℃/km），显然与嵌晶胶结的事实不符。McKay等人通过研究认为晚白垩世加拿大西部大气淡水中的δ18OSMOW约为 -15‰（McKay et al.，1995），Ufnar等人计算的大气淡水δ18OSMOW约为-16‰（Ufnar et al.，2001），考虑到该地区纬度较加拿大西部偏低，说明氧很有可能是大气淡水来源。因为漂白砂岩中无白云岩岩屑，有理由认为富含腐殖酸的大气淡水对白云岩岩屑进行溶蚀，为下倾方向的白云石胶结提供了物质来源，这样碳、氧同位素特征得到了很好解释。通过计算，对于每一个准层序，溶解的白云岩岩屑和下倾方向砂岩中的白云石胶结物基本相等，进一步说明含铁白云石结核砂岩中的白云石胶结物正是来自漂白砂岩中的白云岩岩屑的溶蚀（Kevin et al.，2004）。

因此，白云石胶结物的形成可以分为两个阶段（图4）：首先，随着基准面的下降，大气淡水的影响范围向盆地方向增加，有机质腐烂过程中形成的腐殖酸增加了大气淡水的酸度，滨海砂岩中的白云岩岩屑发生溶解，Ca2+、Mg2+、等离子进入地层水中，地层水向下倾方向运移时，与孔隙中的海水发生混合，碳酸盐饱和度降低；其次，滨线之下砂岩中的白云岩岩屑有助于白云石胶结物的成核，克服了白云石胶结的动力学屏障和化学屏障，白云石胶结物大面积形成。

2 鄂尔多斯盆地延长组碎屑岩风化壳

2.1 地质概况

鄂尔多斯盆地上三叠统延长组为一套河湖相沉积，是盆地中生界重要的含油层系。长7段暗色页岩是烃源岩，油气主要富集在毗邻烃源岩附近的长8段和长6段中（丁晓琪等，2008）。延长组储层由于古埋深大、塑性岩屑含量高，导致压实作用对储层的破坏性较强，再加上碳酸盐胶结物和广泛分布的粘土矿物，储层非常致密（丁晓琪等，2010a，2011），油层平均孔隙度10%，渗透率0.1×10-3～3×10-3μm2，是我国典型的致密低渗透砂岩储层，油气主要富集在致密低渗背景中的高效储层中（丁晓琪等，2010b）。

延长组储层主要为长石砂岩、岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩，盆地西南部砂岩中长石含量平均33%，而在盆地北部和东北部可达49%，所以长石是延长组砂岩骨架颗粒中最为重要的组成部分，其在成岩过程中的溶蚀及次生孔隙的形成便是非常关键的成岩作用。黄思静通过2553个铸体薄片的分析，认为次生孔隙占总孔隙的50%左右（黄思静等，2003），次生孔隙发育带往往是高效储层分布区。

图4 美国犹他州上白垩统白云岩岩屑溶蚀与白云石胶结的成因机理（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

晚三叠世的印支运动使鄂尔多斯地块隆升、剥蚀，延长组上部地层不同程度地遭受剥蚀，形成河谷纵横、丘陵起伏的古地貌。在盆地西南缘地区，延长组上部地层遭受强烈剥蚀，长6—长3段不同程度暴露地表。

2.2 大气淡水淋滤的证据

2.2.1 不整合面附近岩性疏松

前已述及，鄂尔多斯盆地延长组砂岩非常致密，长庆油田形象地将其比喻为“磨刀石”。但盆地西南缘多口钻井在钻入不整合面之下的延长组时，钻速加快，井壁跨塌，形成扩径。取芯显示为非常疏松的中—细砂岩，呈弱固结状（图5），收获率低，与致密砂岩形成鲜明对比。不管不整面附近是砂岩还是泥岩，与上覆延安组和下伏延长组相比，均存在高声波时差和低密度的特征，反映出不整合面之下的这套疏松地层是普遍存在的。

图5 鄂尔多斯盆地上三叠统延长组碎屑岩风化壳特征（HH101井）Fig.5 Siliciclastic crust of the Upper Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin，north China（well HH101）

2.2.2 高岭石、长石呈此消彼长

不整合面附近的疏松砂岩中含有大量的高岭石，长石发生明显溶蚀，次生孔隙发育。从图6可以看出，自不整合面向下，随着埋深的增加，砂岩中长石含量有增多的趋势，而高岭石含量逐渐减低，砂岩的孔隙度自上而下也具有减小的趋势。总体趋势是随着深度的增加，溶蚀作用逐渐变弱。

实验已经证实低温条件下斜长石比钾长石和钠长石具有低得多的吉布斯自由能（黄思静等，2009）。因此，偏基性的斜长石具有显著的低温条件不稳定的特点。同时，在低温开放体系中，长石等铝硅酸盐矿物的溶解产物可以很容易被带出反应体系，很难达到伊利石沉淀所需的钾离子浓度，所以在低温开放体系中，溶解铝硅酸盐矿物形成的产物是高岭石而不是伊利石（史基安等，1994；黄思静等，2009）。以钙长石为例，其反应方程可表示为：

图6 华北鄂尔多斯盆地延长组不整合面下长石与高岭石随深度变化图Fig.6 Content of feldspar and kaolinite versus burial depth below uncomformity of the Upper Triassic Yanchang Formation，Ordos Basin，north China

延长组砂岩中斜长石含量多于钾长石，两者近似2：1，所以低温条件下由于斜长石溶蚀形成高岭石是顺理成章的。高岭石含量自上而下逐渐减小显然说明离不整合面越近，长石的蚀变越明显，弱酸性的水体主要来自上部，而不是来自该套地层之下，也就是说用长7段干酪根生烃形成的羧酸溶蚀是很难解释这种现象的。

通过研究发现，砂岩中次生孔隙的发育程度与古地貌密切相关（丁晓琪和张哨楠，2010）。古地貌斜坡中，出露地层主要是长6段，为一套渗透性砂岩层，利于大气淡水的下渗，且斜坡有利于溶蚀产物的带出，次生孔隙最为发育；而凹地离潜水面近，不利于大气淡水的下渗，且反应产物不能被及时带出，次生孔隙并不发育。

2.2.3 储集物性存在规律性变化

随着离不整合面距离的增加，孔隙度总体逐渐减小，说明次生孔隙的含量具有减小的趋势，但深度达到距不整合面60m后，孔隙度随深度的增加变得没有规律或规律性不强（图7），反映出不整合面60m以下的储层不再受表生成岩作用的影响，而主要受沉积微相、岩石学特征等控制。这说明越靠近不整合面，由大气淡水淋滤形成的次生孔隙含量越高，导致储层储集物性越好，也说明在该地区，大气淡水的淋滤深度可达60m。

图7 华北鄂尔多斯盆地上三叠统延长组砂岩孔隙度和距剥蚀面之间的距离关系图Fig.7 Relationship between porosity and distance to unconformity of the Upper Triassic Yanchang Formation，Ordos Basin，north China

3 松科1井上白垩统明水组砂岩

3.1 地质概况

松科1井位于中国东北的松辽盆地，是国际大陆科学钻探计划（ICDP）框架下在松辽盆地实施的科学钻探井，其目的在于获取连续的、高分辨率的、较少受到后期破坏或影响的白垩纪中期到晚期的陆相沉积记录。松科1井采用“一井双孔”的方案，“松科1井南孔”和“松科1井北孔”（图8），在层位上两孔不重复，松科1井北孔主要揭示发育较全的嫩二段以上地层。上白垩统明水组主要为一套河—湖相沉积，纵向上由多个水进—水退旋回组成，明水组底界807m。明水组与上新统泰康组呈不整合接触，中间缺失约60Ma的沉积，而明水组内部无明显的沉积间断。沉积物颜色显示明一段沉积早期为气温偏低的干旱、半干旱环境，晚期为气温偏低的干、湿交替环境；而明二段沉积期，气温交替变化，早期—中期为干、湿交替，而晚期为干旱、半干旱环境（程日辉等，2009）。总体来看，明水组沉积期气候偏干旱。

松科1井明水组在钻井过程中无油气显示，泥岩颜色以氧化色、弱氧化—弱还原色为主，仅发育少量厚度较小的半深湖黑色泥岩，但有机碳含量最高0.32%，平均0.07%，远低于烃源岩的下限标准。由于埋藏浅，远没有达到干酪根生油阶段。

图8 松辽盆地松科1井地理位置及井位Fig.8 Map showing location of SK1 in the Songliao Basin

3.2 大气淡水淋滤的证据

3.2.1 开放体系中的物质不平衡

通过对明水组7个细砂岩铸体薄片的观察，发现不稳定骨架颗粒（主要为长石，其次是泥板岩屑）发生了强烈溶蚀，形成粒内溶孔、粒间溶孔及铸模孔，次生孔隙最高可达8%～9%，平均在6%左右（表1），但高岭石的含量极低，其中2个样品中无高岭石产出，其他5个样品中高岭石含量最低2%，最高3%。1个体积的长石发生溶蚀，形成0.66个体积的高岭石（Sullivan and McBride，1991），明水组砂岩中大量长石发生溶蚀，而高岭石的含量极低，甚至没有，说明溶蚀作用发生于开放的成岩体系中，高岭石不断被带走，促使了长石大量溶蚀。开放的成岩体系显然与近地表的同生成岩—早成岩或表生成岩更为密切。

表1松辽盆地松科1井上白垩统明水组砂岩矿物学特征及孔隙类型Table 1 Minerology and pore types of the Upper Cretaceous Mingshui Formation in the Well-SK1，Songliao Basin

明水组砂岩主要沉积于河流相和滨湖相，受湖平面的变化，长石岩屑砂岩接收大气淡水的淋滤。在同生成岩—早成岩阶段，长石和泥板岩被溶蚀，由于成岩体系开放，溶蚀产物被孔隙水及时带出，形成次生孔隙。然而，也不排除在浅埋藏阶段，接收大气水的淋滤形成次生孔隙。

3.2.2 砂岩中存在渗滤粘土

松科1井明水组砂岩中见大量的渗滤粘土，但渗滤粘土的分布规律性不强，相邻的样品，渗滤粘土含量差别很大。渗滤粘土以颗粒包膜和搭桥状产出，为不等厚环边，说明粘土并不是从孔隙水中沉淀出来的。在颗粒与颗粒接触处，由于水膜受颗粒表面的吸咐性，渗滤粘土更为发育（图9a），X衍射表明渗滤粘土的主要成分为蒙脱石和伊/蒙混层。渗滤粘土是由于在近地表环境中含泥水在沉积物中渗流而形成的，是大气淡水参与水岩反应的证据之一。通过铸体薄片和扫描电镜观察，发现明水组砂岩中的渗滤粘土平行于碎屑颗粒表面产出。部分铸模孔周围仍存在渗滤粘土，表明渗滤粘土形成于溶蚀作用发生之前，也说明渗滤粘土的形成并没有阻止孔隙水对不稳定矿物的溶蚀作用。渗滤粘土形成之后的粒间孔隙被无铁方解石胶结（图9b），说明渗滤粘土早于无铁方解石胶结。

图9 松辽盆地松科1井上白垩统明水组渗滤粘土的薄片和电镜照片Fig.9 SEM and thin-section photomicrograph in infiltrated clays of the Upper Cretaceous Mingshui Formation in the Well-SK1，Songliao Basin

通过以上分析可以看出，大气淡水参与了水岩反应，一方面溶蚀不稳定矿物形成次生孔隙，另一方面形成了渗滤粘土。干旱气候条件下，强烈的蒸发作用和相对较少的大气降水导致潜水面较低，渗流带开放的孔隙空间适合含有粘土的泥水向下渗流，形成渗滤粘土。明水组砂岩中的渗滤粘土主要出现在河流相地层中，其次为滨—浅湖砂岩。渗滤粘土的出现表明明水组砂岩在成岩早期接受大气淡水的淋滤。

4 水—岩反应模拟研究

4.1 样品与方法

4.1.1 样品

本次实验中的样品包括湖水、湖底沉积物和沙粒。湖水和湖底沉积物取自成都近郊龙泉湖水库。龙泉湖位于成都市龙泉驿区茶店子附近，属于龙泉山脉西侧的腹地。基岩为侏罗纪、白垩纪红层，风化后变为黄褐色粘土（万新南等，1994）。水库中的沉积物大部分来自基岩侵蚀，少部分为上游河水带来。采样点湖水深度较浅，河流带来的悬浮颗粒主要沉积于此。采样深度约2m左右，为褐色粉砂质泥，呈现出褐色半流体状，表面有一层较薄的红褐色氧化膜。干燥后，淤泥变为褐色的致密固化物，将其粉碎至120目左右。实验中所取沙粒为人工淘取的河沙，根据岩石薄片的观察，其中石英含量＞75%，其次为长石和云母，含少量碳酸盐矿物和岩屑。

4.1.2 方法

本次实验是模拟夹沙粒的湖底沉积物与湖水在常温下恒温反应的情况，以揭示早成岩阶段湖水—沉积物发生的水—岩反应。采样后将湖水于0°C保存至实验前，用0.45μm滤膜过滤湖水中的悬浮物和藻类，将剩余的清液用于实验。将5g沙粒（人工淘洗的河沙）夹于湖底沉积物之间，置于反应装置中（图10），于30°C下与湖水连续反应30d，反应后取水样进行分析。利用电感耦合等离子发射光谱（ICP-AES）测定反应后水样和原始湖水中的阴阳离子含量，结果见表2。并且，将反应后的沉积物样品在扫描电镜下进行观察。

4.2 结果分析

根据阴阳离子组成，2·［n（Na+）-n（Cl-）］/n（）＜1，原始湖水为硫酸钠型水。实验结果显示（表2），经过30 d的反应，几乎所有阳离子浓度均有明显增加。Si从1.642×10-6增至8.856×10-6，Al也从0.025×10-6增加至0.208×10-6。当pH＜9的情况下，SiO2的溶解度为125mg/L，表明湖水中仍然是不饱和 SiO2，含硅矿物会持续溶解。30d后Si的浓度增加了5倍多，相比而言，Al的增

图10 水—岩反应实验装置示意图Fig.10 Sketch map of water—rock interaction experi mental facility

加幅度更大，增加了8倍以上。这两种元素含量的增大取决于含铝和硅矿物的溶解。通常认为，淡水中硅的溶解度较大，可达1～100mg/L，但铝的溶解度比硅小5个数量级，海水中的溶解铝约2×10-6g/L。正是因为铝的溶解度极低，导致铝硅酸盐的溶解受到限制。因此，Surdam和Yin P（1994）提出有机酸能够络合铝而增大铝的溶解度，从而使铝硅酸盐矿物更易发生溶解，即有机酸是导致碎屑岩中次生孔隙形成的主要原因。但在本次实验中，在原始湖水中铝的浓度就已经达到25μg/L，远高于海水中的值。并且经过30d的持续反应，铝的浓度可达208μg/L。实验数据表明在内陆湖泊中，沉积物以含铝硅酸盐矿物为主，可使铝的浓度远高于海水。淡水能够淋滤铝元素，表明铝硅酸盐矿物在淡水环境中的溶解性较大，对其具有不饱和性，大气淡水是铝硅酸盐溶解产生次生孔隙的重要介质，在扫描电镜中可见钙长石发生溶解（图11）。

表2湖水与沉积物反应后的元素组成及含量变化（×10-6）Table 2 Component and content of elements of reaction of lake water and deposits（×10-6）

实验中沉积物为褐色粉砂质泥，固结后被碳酸盐类矿物所胶结，在扫描电镜下可见结晶完整的方解石（图12）。在淡水中反应30d后，钙、镁离子的浓度变化较大，Ca从38.02×10-6增加至120.5×10-6，Mg从15.21×10-6增加至27.42×10-6，Fe和Mn也从检测限以下增加至0.076×10-6和0.002×10-6。碳酸盐矿物的溶解是导致钙、镁离子浓度增加的主要因素。Ca离子反应后浓度增加了3倍以上，而Mg离子增加了1.8倍左右，表明碳酸盐矿物发生了溶解。

实验结果表明，在氧化性的湖泊表层沉积物中，硫酸钠型的水体能够使湖水中长期富集钙镁离子，当湖水浓缩时，碳酸钙沉淀，而当湖水扩张时，碳酸钙可以再次溶解。钙镁离子的浓度变化与气候条件有密切关系。所以，可以利用成岩早期的方解石含量来研究古气候。

5 讨论

5.1 大气淡水淋滤主要发生在开放成岩体系中

不管是早成岩阶段的大气淡水淋滤，还是表生成岩阶段的大气淡水淋滤，水岩反应的结果是“物质不平衡”。犹他州上白垩统漂白砂岩中所有的白云岩岩屑发生了溶解，物质发生了亏损，而漂白砂岩向盆地延伸方向的含铁白云石结核砂岩中，大量铁白云石胶结物富集。就漂白砂岩和铁白云石结核砂岩单独而言，物质上表现为一种不平衡，而总体上来看，物质又是平衡的。鄂尔多斯盆地延长组上部地层，长石发生溶蚀，虽然形成了大量高岭石，而长石溶蚀形成的二氧化硅并没有沉淀出来，导致孔隙度净增加。松科1井长石及泥板岩的溶蚀基本上没有溶蚀产物，这与早成岩阶段砂岩疏松、大气淡水在孔隙中流速较快有关，孔隙水将溶蚀产物及时带出反应体系。正是反应产物的不断带出，促使了水—岩反应的持续进行。这一系列的大气淡水淋滤均表现出物质不平衡的特点，说明水—岩反应发生在开放—半开放成岩体系中。

图11 水—岩反应样品中的钙长石扫描电镜照片及其能谱图Fig.11 SEM micrograph and EDSelemental analysis spectrum of anorthite in water—rock interation

5.2 大气淡水对铝硅酸盐等不稳定矿物具有不饱和性

图12 水—岩反应中沉积物样品中的方解石扫描电镜照片及其能谱图Fig.12 SEM micrograph and EDSelemental analysis spectrum of calcite in water—rock interation

高温下结晶的矿物和不稳定的无定形物质容易发生溶蚀，如长石、玉髓、不稳定重矿物（辉石、闪石等）。控制溶蚀的因素包括：温度，活性矿物的有效表面积和参与反应水的性质、数量（Giles，1987）。根据化学分析，现代地下水在地下100m对于钠长石、斜长石、微斜长石、绿泥石和方解石都是不饱和的（Englund and Myhrstad，1980）。在本次实验中也显示了淡水对铝硅酸盐矿物的淋滤作用，低温的缓慢反应使Si和Al得以释放进入溶液体系。大气水具有高流速和相对低的温度，这种对大多数铝硅酸盐矿物不饱和的水高速注入砂岩后，在低温条件下缓慢的反应速度促进了开放系统的成岩作用。被溶蚀的物质可以大范围内随流体的迁移带出溶蚀区，形成次生孔隙发育带。随着大气水流动路径的加长，其淋溶能力降低，最终因为不断与地层水的相互作用而达到饱和状态，溶蚀反应停止（Kevin et al.，2004）。虽然大气水影响深度差别大，但大量孔隙的产生只限于大气水作用的上部。尽管这些孔隙形成于地表或浅埋藏地层中，但在经历再次埋藏之前岩石已经弱固结，如果骨架颗粒中含较多的刚性颗粒，则相当数量的次生孔隙在深埋过程可以得到保存。

5.3 气候对大气淡水的淋滤起控制作用

潮湿气候条件下，雨量充沛，植物茂盛，特别是煤系地层中，大气淡水中腐殖酸含量明显增加，含腐殖酸的大气淡水可以下渗直到潜水面，对铝硅酸盐等不稳定矿物进行溶蚀，所以高岭石粘土矿物在潮湿气候条件下比较常见；而干旱气候条件下，由于蒸发量高，碱金属元素进入大气淡水导致盐度增加，同时蒸发量也会非常高，在这种情况下，大气淡水中和值偏高，抑制了对铝硅酸盐等不稳定矿物的溶蚀作用（图13）。含盐的大气淡水很难渗入潜水面，在沉积表层就很快被蒸发殆尽，而这种盐份则被保留下来，常在地层中形成方解石、石盐、石膏、伊利石、坡缕石等胶结物（Salem et al.，1998；Taylor et al.，2000），现代沉积中的很多盐渍化就与干旱气候密切相关。所以说，温暖潮湿的气候利于大气淡水的淋滤作用进行，形成次生孔隙，而干旱气候条件下，由于碱金属离子浓度增高，铝硅酸盐矿物变得相对稳定，淋滤作用很难进行，反而利于方解石、石膏及粘土矿物的形成（Ketzer et al.，2003b）。

图13 离子活度与矿物稳定性（Ketzer et al.，2003b）Fig.13 Ion activity and mineral stability（Ketzer et al.，2003b）

5.4 层序—岩石学特征结合进行大气淡水淋滤带的预测

基准面的升降不仅仅控制了层序地层格架下沉积物的堆砌样式，也控制着近地表的早成岩作用。这些因素主要表现在：① 层序控制海（湖）水、大气淡水的影响范围（Taylor et al.，2000），基准面上升，海（湖）水的影响范围向陆地方向扩大，而基准面下降，大气淡水的影响范围向盆地方向迁移（图14）；②层序控制沉积物在近地表的暴露时间（Taylor et al.，1995，2002，2003，2010），低位体系域、高位体系域晚期的沉积物往往易于发生暴露，接收大气淡水的淋滤；③ 层序地层控制着有机质含量的丰度，特别是煤系地层中煤线的分布，进而控制着含腐殖酸的大气淡水淋滤范围（Kevin et al.，2004）；④层序控制着生物扰动的程度，由此导致区域范围内的砂岩渗透性和水体性质，因此与大气淡水有关的早成岩作用与层序地层有着密切的关系。

碎屑岩地层的岩石学特征决定着大气淡水的淋滤对象，如果骨架颗粒全是化学性质和物理性质非常稳定的石英颗粒，大气淡水很难对其溶蚀形成次生孔隙。常见的不稳定骨架颗粒有长石、火山岩岩屑、碳酸盐岩屑，其次是泥板岩屑；而不稳定的胶结物有碳酸盐、沸石类等。因此，可以通过研究层序地层和岩石学特征进行与大气淡水淋滤有关的次生孔隙预测。

6 结论

（1）近地表情况下，大气淡水对铝硅酸盐等不稳定矿物具有不饱和性，在开放的成岩体系中，反应产物可以被不断带出，极易发生淋滤形成次生孔隙。

（2）大气淡水的淋滤可以分为早成岩阶段淋滤和表生成岩阶段淋滤，早成岩阶段的淋滤主要是不稳定骨架颗粒的溶蚀，而表生成岩阶段的淋滤除骨架颗粒的溶蚀外，还有填隙物的溶蚀。

（3）早成岩阶段大气淡水的淋滤主要取决于大气淡水的性质、不稳定骨架颗粒的类型及数量，而表生成岩阶段大气淡水的淋滤除取决于大气淡水的性质、不稳定矿物的数量外，还受古地貌、断裂、岩性组合等控制。

图14 相对海平面变化对淡水、混合水、海水影响范围的控制模式图Fig.14 A Cartoon showing relative sea-level changes control the position of meteoric，mixed meteoric—marine and marine pore-water zone

（4）层序地层学可以有效解决大气淡水的影响范围及沉积物在近地表的暴露时间，而岩石学特征可以明确不稳定矿物及岩屑的类型、数量，层序地层学和岩石学特征研究相结合可以有效地预测次生孔隙发育带。

（5）大气淡水对不稳定矿物长石和碳酸盐均可进行溶蚀。潮湿气候条件下，溶蚀作用明显；而干旱气候条件下，含碱金属离子的大气水不利于溶蚀作用的发生，相反方解石、含盐矿物及渗滤粘土容易形成。

（6）实验表明不稳定矿物的溶蚀程度与水体性质有关，从湖水反应实验来看，在大气淡水条件下，长石的溶蚀要比碳酸盐强。