岐口凹陷侏罗系微晶石英包壳特征及形成机制

章顺利，吕正祥，熊晨皓，纪 萍，齐玉民

（1.成都理工大学 能源学院，成都 610059；2.中国石油 新疆油田分公司 采油一厂，新疆 克拉玛依 834000；3.中国海油 钻采工程研究院 渤海实验中心，天津 300452）

硅质胶结物是深埋藏碎屑岩储集层中常见的胶结物之一，同时也是影响硅质碎屑岩储集性能的最主要成岩物质[1]。在砂岩埋藏温度超过60℃时，硅质胶结物将克服沉淀阻力屏障，在石英碎屑颗粒表面沉淀，并在80℃时开始形成明显的石英胶结物。砂岩中硅质胶结作用受到石英沉淀速率的控制，而石英沉淀速率对温度高度敏感[2]，且受宿主石英颗粒粒径的影响[3]，因而石英胶结物的体积或数量是时间、温度、宿主石英颗粒粒径和表面积的函数[4]，硅质胶结物在岩石中的生长方式及其晶型众多，通常硅质胶结物在碎屑石英颗粒表面上共轴生长而形成石英次生加大，最终部分或者完全地阻塞粒间孔隙，极大地降低了储集层储集能力。而微晶石英包壳作为硅质胶结物的一种，是常常被人们忽视的一类建设性成岩作用，其发生在岩石因压实作用而颗粒相对位置完全固定之前的较早成岩阶段[5]，能有效抑制其他类型的硅质胶结物生长，围绕碎屑颗粒的微晶石英包壳在许多地区都有发现[6-8]。

硅质胶结物的形态一般为与石英颗粒共轴生长的石英加大，但微晶石英与宿主石英颗粒却不具有光学和结晶学的连续性[5]。微晶石英包壳与自生绿泥石包壳相似，覆盖在碎屑石英颗粒表面，包壳由一层大约0.5～10.0 μm的棱柱状石英晶体构成，一旦微晶石英围绕碎屑颗粒形成包壳，进一步同轴生长的硅质胶结物将被抑制。因此，早期的微晶石英包壳可以抑制石英次生加大和压实作用，使深层和超深层砂岩储集层可以保持较高的孔隙度[9]。尽管前人对微晶石英胶结物可以保持原生孔隙的重要性已经进行了大量研究，但仍然存在较大的争议，包括硅质的来源、产状、共生顺序及其同质异像体动力学转换机制[10]。岐口凹陷侏罗系埋深普遍超过2 500 m，但在深埋藏条件下仍拥有较好的与微晶石英有关的原生孔隙，因此，对微晶石英包壳形成机制与成岩演化进行研究，对渤海湾盆地深层油气勘探具有重要的意义。

1 地质背景

岐口凹陷为渤海湾盆地黄骅坳陷的一个次级构造单元，周边被燕山褶皱带、沧县隆起、沙垒田凸起、埕宁隆起围限。研究区受埕宁隆起持续抬升和岐口凹陷持续、强烈沉降及北西—南东向拉张应力场作用的影响，形成了分布广泛的斜坡构造[11]（图1）。斜坡构造是断陷盆地内部连接凸起与凹陷的构造单元，是盆内外碎屑物源沉积形成的主要富砂地带，因其紧邻生烃凹陷，长期处于油气运移的优势路径中，是岩性地层油气藏发育的主要场所。岐口凹陷地层自下而上依次为中—下三叠统、中—下侏罗统、古近系沙河街组和东营组、新近系明化镇组和馆陶组以及第四系平原组。其中，中—下侏罗统、古近系沙河街组和新近系是岐口凹陷主要的含油层系[12]。受印支运动和燕山运动构造活动的影响，研究区发育多套不整合和多条断层，在古生界、中生界、古近系和新近系之间均为不整合接触。侏罗系与古近系之间的不整合，是研究区分布最广、发育时间最长的不整合[13]。由于抬升剥蚀改造，研究区侏罗系残留砂体零星分布，不同地区砂体具有不同特征。研究区侏罗系为近源辫状河直接入湖形成，主要为扇三角洲、辫状河心滩和沿岸沙坝沉积的含凝灰质的陆相碎屑岩煤系地层，含丰富的植物化石[12-14]。

图1 研究区构造位置

2 储集层特征

2.1 矿物岩石学特征

通过岩心和岩石薄片荧光显微镜观察，侏罗系主要为浅灰色砂砾岩、含砾砂岩（图2a）、粗砂岩、中砂岩、细砂岩以及凝灰岩，凝灰质含量高是其最大特征，扫描电镜下可见其蚀变而成的蒙脱石或伊蒙混层（图2b），黏土矿物中伊蒙混层含量较高，平均达50%以上。侏罗系砂岩储集层主要为岩屑长石砂岩、凝灰质砂岩（图2c，图2d），其次为长石岩屑砂岩和砂砾岩，结构及成分成熟度较低，含较多的凝灰质杂基。长石多以碱性长石为主，见少量长石溶蚀成蜂窝状（图2e），高岭石化及绢云母化常见；岩屑则以酸性喷出岩岩屑为主。接触方式主要为点接触，原生孔隙较发育（图2e），但微晶石英不发育层段压实作用较强，孔隙发育差（图2f）。

图2 研究区侏罗系储集层岩石学显微照片

胶结物以硅质和碳酸盐为主，硅质胶结物早期为围绕碎屑颗粒（石英、长石）的孔隙微晶石英包壳（图2e，图2g），局部可见少量长石颗粒溶蚀但残余有微晶石英包壳（图2e），以及少量充填粒间的自生石英颗粒和石英次生加大（图2e，图2h）；扫描电镜下可清晰看见沿颗粒表面生长的自形六棱柱微晶石英小晶簇（0.1～15.0 μm），多沿颗粒C轴（与宿主碎屑颗粒表面平行）生长（图2g，图2i）。在微晶石英不发育的地方，见较大充填粒间孔隙共轴生长的石英次生加大（图2h），还可见晚期书页状高岭石、叶片状绿泥石和纤维状伊利石生长在微晶石英表面（图2g，图2h）。局部可见少量的碳酸盐胶结物，为粒间的早期连晶方解石和晚期交代长石、岩屑的方解石，显微薄片下可见早期连晶方解石轻微交代微晶石英，因此其形成时间晚于孔隙微晶石英包壳（图2a）。

2.2 阴极发光特征

阴极发光下石英碎屑颗粒显示均一的暗棕色或暗蓝色光，钾长石显示亮蓝色（图2d），无论是石英还是长石碎屑颗粒，都可见微晶石英包壳发育，呈明暗相间的条带，条带为含硅离子溶液中微量元素变化的结果。同时可见粒间凝灰质杂基显示不均一的与硅质胶结物类似的棕黄色发光特征，并可见少量的凝灰质杂基溶蚀。

2.3 矿物元素特征

火山物质中的元素含量常用来判断成岩过程中元素迁移的富集与耗损[10]。无定型硅、微晶石英硅的富集与火山物质相关，因此，元素的富集与损耗信息可以由相对稳定的Al，SiO2，CaO，MgO和FeO信息来获取[10]。选择不同的物质对其主要的化学组成进行定量分析（表1），无定型硅、微晶石英和凝灰质火山物质的SiO2，CaO和MgO含量相近，而微晶石英具相对较低的Al2O3，Na2O，K2O和FeO含量，后期石英加大具有较高的SiO2含量，其他成分的含量则相对较低。

表1 研究区Q17-3井不同类型矿物常量元素含量

2.4 同位素值

微晶石英包壳太小，无法进行包裹体温度测量，但通过微晶石英与其他自生矿物的相互赋存关系，可借助其他的自生矿物的形成时期，来推断微晶石英的形成时期。研究区侏罗系砂岩中自生矿物的赋存特征表明，微晶石英包壳的形成明显早于孔隙充填的方解石胶结物（图2a），通过激光同位素微取样技术，结合质谱分析，获得了微晶包壳外围的方解石的氧同位素值，并利用同位素温度计求得矿物的形成温度[15]（表2）。

表2 研究区方解石胶结物碳和氧同位素值及换算温度

3 自生微晶石英包壳形成机制、演化序列及其对储集层的影响

3.1 硅的来源

溶蚀的生物硅，特别是海绵骨针、硅藻的快速溶蚀，形成较高的硅离子浓度，被认为是蛋白石、玉髓和微晶石英主要的硅源[16]。当然，无机硅也有可能成为重要的硅源，压溶作用导致缝合线、黏土矿物的转换和长石的溶蚀，也可以提供一定数量的硅；火山灰是另外的一种可能的硅源，特别是与火山灰相关的早成岩矿物沸石和火山玻璃的蚀变[17-18]。岩石薄片资料表明，岩石碎屑颗粒以点接触为主，而微晶石英形成较早，黏土矿物的转换和长石的大量溶蚀作用需要在较高温度的埋藏成岩作用下发生，因此，没有证据表明压溶作用、黏土矿物的转换和长石的溶蚀是可能的硅源。而研究区侏罗系含较多的火山物质，贫含硅的生物碎屑。很多学者对火山玻璃蚀变元素的迁移做了研究[9]，扫描电镜下可见火山物质蚀变成蒙脱石或者伊蒙混层（图2b）。电子探针测试结果表明，无定型硅、微晶石英和凝灰质火山物质具有类似的元素含量（表1），可能与火山物质中含一定的长石和云母有关，这些矿物水化后向孔隙水中提供了金属阳离子[19]。阴极发光下也可见粒间溶蚀残余的凝灰质杂基，其显示不均一，具有与微晶石英类似的棕黄色发光特征。因此，微晶石英的硅源可能来自于凝灰质火山物质的蚀变。电子探针资料显示，后期石英加大的SiO2含量比微晶石英和凝灰质高，其他成分含量则相对较低，且扫描电镜下局部见少量的长石溶蚀面上覆盖有自形微晶石英（图2e），以及少量充填粒间的自生石英颗粒和石英加大，可见自生石英加大硅来自于长石的溶蚀，与早期微晶石英包壳的硅源不同。

3.2 硅质胶结物的生产方式

在不同的硅离子浓度下沉淀硅的同质异形体及其成核速率受到了广泛关注。国外学者认为，普遍存在的位于碎屑颗粒和微晶石英之间的无定型硅，是在较高的硅离子饱和度下沉淀的，随后硅离子浓度下降而经历重结晶转变的无定型硅（无定型硅→玉髓→微晶石英的转换），是微晶石英的先驱[9]。岐口凹陷侏罗系砂岩中，凝灰质火山物质水化蚀变快速释放的溶解硅，有利于无定形硅质胶结物的形成，无定型硅的厚度则控制了后来的流体接近碎屑颗粒的通道。无定型硅是微晶石英的先驱，由于无定型硅的沉淀，孔隙流体中的硅离子浓度必然下降，导致无定型硅重结晶形成了共生的纳米级微晶石英[9]，其生长方位沿C轴方向任意旋转（图2i），与宿主石英颗粒不具有光学和结晶学的连续性。

3.3 自生微晶石英砂岩的成岩演化序列

根据砂岩中发生的主要成岩作用类型及其矿物的赋存关系，确定了含自生微晶石英砂岩的成岩演化序列（图3），并通过包裹体均一温度、同位素地质温度等，确定主要成岩矿物的形成时期（表2）。微晶石英形成最早，其次为早成岩期的连晶方解石，形成温度低（57.2～66.9℃）；另一期方解石胶结物形成较晚（122.0℃），为交代长石和岩屑颗粒的产物。在微晶石英不发育处，石英加大和充填石英较发育，可见长石溶蚀表面的石英颗粒，石英加大最高均一温度超过145.0℃，形成时间晚于溶蚀作用。自生黏土矿物主要为高岭石、绿泥石和伊利石，较多高岭石生长于充填原生孔隙的自生石英晶体上，说明其形成晚于自生石英；绿泥石、伊利石生长于书页状的高岭石上，反映其形成时间晚于高岭石。

研究区侏罗系目前埋深一般大于3 000 m，泥岩中的黏土矿物主要为伊利石，镜质体反射率大于1.0%，根据上述特征以及碎屑岩成岩阶段划分标准，研究区侏罗系砂岩储集层整体进入到中成岩阶段A期，局部进入到了中成岩阶段B期。

图3 研究区侏罗系砂岩储集层成岩序列

综上所述，其成岩演化序列为：早期淡水凝灰质溶蚀→微晶石英包壳→早期连晶方解石→煤系地层酸性水溶蚀作用→石英加大→方解石→有机酸溶蚀作用→石英加大→高岭石→绿泥石→伊利石→铁方解石→白云石或铁白云石→黄铁矿。

3.4 微晶石英对孔隙的保护机制

在碎屑岩中随着埋藏深度的增加，石英加大继承了宿主石英颗粒的结晶方位，形成相对较大的石英晶体（50～100 μm），当温度超过100℃时，向孔隙中生长的石英加大晶体降低了砂岩的孔隙度[20]。相反，在早成岩期微晶石英以细小衬垫、包壳形态，阻碍石英次生加大生长，抵制压实作用，保护了孔隙[4-5，9]，微晶石英对石英次生加大的抑制能力，可能与其晶体生长力学机理有关[21]。其抑制作用原因主要是：①碎屑石英表面被溶液中过饱和形成的无定形硅和玉髓包裹，遮盖了石英次生加大的成核点；②微晶石英晶体的沿C轴方向快速生长可能阻止其结合成更大的共轴加大石英，显著防止了石英晶体向孔隙中间的生长而减少孔隙空间[3]，或其生长速度大幅度变慢从而抑制石英次生加大生长[3]。这两个因素在很大程度上抑制了石英次生加大的生长，其主要原因是最初形成的较厚的无定型硅膜将不允许生长的石英晶体具有与碎屑宿主一样的晶体连续性，从而形成晶体方位随机的微晶石英，其随机的晶体方位可以防止或抑制许多细小晶体单元集中生长、融合成为更大的生长单元形成石英次生加大，但同时由于不规则生长的微细晶体相互接触，可以有效抵御压实作用最终保存绝大多数的原生孔隙，形成储集空间以原生孔隙为主的有利储集层。但也有学者认为，微晶石英包壳对石英次生加大的抑制作用，在于微晶石英具有更大的溶解度，使得孔隙水中硅的饱和度增加，从而抑制了压溶作用中石英颗粒的溶解，但不足以使微晶石英进一步生长重结晶成石英加大而阻塞孔隙。

4 结论

（1）研究区侏罗系储集层主要为岩屑长石砂岩、凝灰质砂岩，其次为长石岩屑砂岩和砂砾岩，结构及成分成熟度较低，含较多的凝灰质杂基，孔隙以残余原生孔为主。

（2）通过矿物的赋存关系、包裹体均一温度、同位素地质温度计，建立了侏罗系微晶石英砂岩成岩演化序列：早期淡水凝灰质溶蚀→微晶石英包壳→早期连晶方解石→煤系地层酸性水溶蚀作用→石英次生加大→方解石→有机酸溶蚀作用→石英次生加大→高岭石→绿泥石→伊利石→铁方解石→白云石或铁白云石→黄铁矿。

（3）自生微晶石英的硅源主要是来自于凝灰质火山物质的蚀变，形成时间早，沿C轴随机方位生长的晶体可以抑制许多细小晶体单元集中生长、融合成为更大的生长单元的石英次生加大，同时由于不规则生长的微细晶体相互接触，提高了岩石的抗压实强度，并最终保存绝大多数的原生孔隙。