海相高演化页岩裂缝方解石脉成因机制及指示意义

吴安彬, 罗 群, 代 兵, 李 靖, 王士琛,张景坤, 安尊鹏, 刘冬冬, 姜振学

(1.南京大学地球科学与工程学院,江苏南京 210023; 2.中国石油大学(北京)非常规油气科学技术研究院,北京 102249;3.四川省地质矿产勘查开发局,四川宜宾 644002; 4.铜仁职业技术学院工学院,贵州铜仁 554300)

沉积盆地中普遍发育的方解石脉,是流体活动的载体,包含丰富烃-水-岩相互作用信息,其成岩过程和机制对烃类流体的示踪和成藏具有重要意义[1-3]。流体活动往往受岩性、埋深、构造及有机质热演化等因素影响,导致物化条件不同的地层中流体来源及成因机制不尽相同,对油气藏的影响也各有差异[4],如渤海湾盆地沙河街组发育的方解石脉,成因与大气水、油源流体相关,成岩作用破坏了储层物性[3-4]；四川盆地长仙组储层中方解石脉,成因与孔隙流体、水-岩相互作用有关,成岩胶结降低了储集空间,但有利于页岩气开发[5]。相较于浅层、热演化程度低的含油层系[6],热演化程度更高的海相含气地层中流体来源及对油气藏的影响仍然不很清楚,制约了对海相高演化地层流体成岩演化的认识。四川盆地南部地区(简称“川南地区”)是中国页岩气开发的示范基地,志留系龙马溪组是开发的主力层系,蕴含丰富的页岩气资源。龙马溪组是典型的富有机质、热演化程度高的海相地层[7-8],是研究海相高演化烃源岩流体演化的典型素材。页岩中方解石脉普遍发育,然而流体来源、成因机制及对页岩气藏的影响尚不明确,是制约该层系勘探的重要因素之一。笔者以川南地区龙马溪组为例,通过岩相学、微区元素、同位素地球化学和流体包裹体相结合的方法,分析海相高演化页岩中方解石脉成因,并结合地质背景,探讨其对油气成藏的影响。

1 地质背景

四川盆地位于中国西南地区,东接湘鄂西山地,西依青藏高原和横断山脉,南连云贵高原,北近秦巴山脉,形似信封状,呈不规则长方形分布,面积约为26×104km2,油气资源储量约为9 208.7×108m3,是中国重要的化石能源基地之一[8]。构造上盆地位于扬子地台偏西北一侧,西缘与龙门山造山带相接,北端为大巴山前陆推覆带,米仓山隆起,东南和西南与滇黔川鄂台褶皱带相连[9](图1(a))。

盆地以前寒武变质结晶为基底,自震旦系以来经历了晋宁运动、加里东运动、印支运动、喜马拉雅运动等多期构造运动,形成了古生代—中三叠世克拉通和晚三叠世—新生代陆相前陆盆地两大演化格局[10-11],发育古生代到新生代地层(图1(b))。研究区位于四川盆地南部、川南低陡褶皱带与娄山褶皱带交汇处,发育寒武系到第四系地层,缺失泥盆系、石炭系地层,在晚奥陶纪—早志留纪时期,受乐山隆起与黔中古隆起分割的影响,川南地区为典型的深水陆棚相沉积[12]。志留系发育一套稳定的泥页岩,以自贡—隆昌—泸州为沉积中心,沿乐山—龙女隆起向南东方向逐渐增厚,埋深超过2 000 m,最大厚度达400～600 m[13]。下志留统龙马溪组(S1l)与五峰组呈整合接触,龙马溪组岩性为灰黑色、黑色泥页岩,厚度180～311 m[8]。龙马溪组页岩总有机碳含量(TOC)高(2.52%)、干酪根类型为 Ⅰ—Ⅱ1型、有机质热演化程度高(Ro=2.0%～3.5%)、地层超压(压力系数为1.3～2.1),处于高—过成熟阶段,以生气为主[9-10]。

2 样品与方法

采集川南地区泸204、宁213和宁西202井志留系龙马溪组泥页岩样品28块(表1,图1),样品涵盖龙马溪组不同小层与产状的脉体(如构造缝脉体、节理缝脉体、层理缝脉体),开展岩相学、原位微区元素、同位素与流体包裹体分析。阴极发光在核工业地质研究所(北京)CL8200MK5型阴极发光仪上完成,样品为厚度0.05 mm的薄片;微区元素分析在清华大学JXA-820型电子探针上完成,样品为厚度0.06 mm的薄片,测试电压20 kV、束流1×10-8A、分析误差小于0.02%;碳、氧同位素在MAT252EM型质谱仪上完成,用小型微钻取样机对样品中脉体进行原位微区取样,研磨至粒径0.074 mm,剔除杂质,使其纯度达到99%以上,检测的温度为72 ℃,色谱温度为40 ℃,He气压力为100 kPa,采用标准磷酸法,碳、氧同位素以V-PDB为标准,测试精度δ<0.01‰;锶同位素采用HF+HClO4溶样, 由富集IC流程提取纯净Sr在MAT-261型质谱仪上测试,以86Sr/88Sr=0.119 4的质量分馏标准进行校正,国际标样NBS987的测试均值为0.710 251±0.000 009(2σ,n=5),整个过程留白小于0.5 ng,分析精度优于0.004%;流体包裹体分析在LinKam THMSG-600显微冷热台完成,测试温度为-196～600 ℃,精度为±0.1 ℃,升温速率控制在0.1～5.0 ℃/min,记录完全均一时的温度,测试误差为±1.0 ℃。

表1 川南地区龙马溪组页岩样品测试信息

3 结果分析

3.1 原位元素特征

为明确围岩与脉体的物质组成及元素含量,选取14个样品开展微区元素分析(表1),分别测试围岩和脉体26组和82组,平均质量分数如表2。围岩主要由Si、Al、Mg、Fe、Mn等元素组成,SiO2质量分数为46.18%～89.75%(均值为65.69%),Al2O3质量分数为1.91%～20.70%(均值为10.46%),MgO质量分数为0.01%～3.83%(均值为1.29%),FeO质量分数为0～2.31%(均值为0.95%),MnO质量分数为0～0.18%(均值为0.02%),Si元素占主导;脉体成分主要由元素Ca、Mg、Fe、Mn等组成,CaO质量分数为54.63%～57.81%(均值为56.12%),MgO质量分数为0.17%～0.91%(均值为0.49%),FeO质量分数为0.10%～0.92%(均值为0.37%),MnO质量分数为0.06%～0.26%(均值为0.17%),而Al2O3质量分数为0～0.29%(均值为0.12%),Ca元素占主导,其均值约为56%。因此矿物成分主要为方解石,脉体主要为方解石脉(Cal)。总体上,围岩富Fe、Mg、Al贫Mn,脉体相对贫Fe、Mg富Mn,含少量Al。

表2 川南地区龙马溪组页岩微区原位元素平均质量分数

3.2 同位素特征

对方解石脉进行碳、氧、锶同位素测试,获得碳、氧同位素值28组,锶同位素值15组(表1)。方解石脉的δ13CV-PDB为-17.21‰～3.48‰(均值为-3.51‰);δ18OV-PDB为-15.69‰～-5.26‰(均值为-10.59‰);87Sr/86Sr为0.719366～0.721 342(均值为0.720 301) (表3)。通过经验公式

表3 川南地区龙马溪组页岩中方解石脉碳、氧、锶同位素值

δ18OV-SWOM(‰)=1.030 92δ18OV-PDB+30.92.

可计算出对应的δ18OV-SMOW[14]。

根据经典碳、氧同位素分析理论[1-3, 5-8],研究区方解石脉的碳、氧同位素分布在3个区间(表3):①δ13CV-PDB=0.76‰～3.48‰、δ18OV-PDB=-11.25‰～-7.13‰;②δ13CV-PDB=-7.01‰～-0.83‰、δ18OV-PDB=-15.69‰～-10.23‰;③δ13CV-PDB=-17.21‰～-13.49‰、δ18OV-PDB=-9.55‰～-5.26‰。3个区间的方解石脉分别以Cal-1、Cal-2、Cal-3表示(表3)。

3.3 流体包裹体特征

测试方解石脉中11组样品流体包裹体的温度和盐度,捕获的流体包裹体沿裂隙成带分布,均一温度为132～227 ℃,盐度为5.2%～12.6%;主要发育3期包裹体:第1期(Cal-1),透明无色—灰色的含烃盐水包裹体(图2(a)),均一温度集中在132～156 ℃,盐度为5.2%～9.6%;第2期(Cal-2),气液两相包裹体,方解石粒间孔及微裂隙带发黄绿色荧光(图2(b)、(c)),均一温度集中在163～192 ℃,盐度为5.7%～12.6%;第3期(Cal-3),深灰色天然气及气液包裹体(图2(c)、(d)),无荧光显示,均一温度为205～227 ℃,盐度为5.4%～12.2%(图3)。

图2 川南地区龙马溪组方解脉中流体包裹体发育特征

图3 川南地区龙马溪组方解石脉包裹体温度和盐度分布特征

4 讨 论

4.1 方解石脉的成岩期次

样品以黑色页岩、泥页岩为主,普遍发育方解石脉(Cal),脉体(Vein)呈纤维状、丝网状、条带状充填于页岩裂缝中(图4)。构造缝、层理缝、滑脱缝发育,沿构造缝发育的脉体呈高角度(大于60°),顺层理缝、滑脱缝发育的脉体呈低角度(小于30°),黄铁矿(Py)、石英(Qtz)与方解石共生(图4(a)、(b)、(c)),方解石矿物零散或脉状分布在基质中,脉体内部裂缝发育(图4(d)、(f)); 同一裂缝发育的方解石脉具有不同溶蚀(H+)现象,由边缘向中心侵蚀,形成边缘化不规则锯齿状,蚀变明显,晶型残缺,溶蚀较弱部分阴极发光下呈暗红色,推测受两期流体改造(图4(c));阴极发光下呈亮红色的方解石脉,晶型完整,无溶蚀现象,受流体改造小(图4(f)),可能与暗红色方解石脉具有不同成因(图4(e))。根据岩相学特征,推测可能发育3期方解石脉,与碳、氧同位素分布特征及示踪结果一致(表3)。

图4 川南地区龙马溪组页岩裂缝脉体岩相学特征

4.2 方解石脉物质组成

4.2.1 微区元素与物质来源

原位微区元素具有良好的示踪潜力,铁、镁和锰元素在物质来源与运移过程中具有指纹效应[14-15]。

围岩中Fe、Mg、Mn元素平均质量分数分别为7 389×10-6、7 740×10-6和155×10-6,Mn元素质量分数低,表现为富Fe、Mg贫Mn;方解石中Fe、Mg和Mn平均质量分数分别为2 878×10-6、2 940×10-6和1 317×10-6, 表现为富Mn,相对贫Fe、Mg,两者Mn质量分数差别明显(表2,图5(a))。

图5 川南地区龙马溪组围岩—方解石脉Fe-Mg-Mn元素特征

Mn元素在酸性、中性与基性火山岩中的质量分数分别为(600～800)×10-6、(1 200～1 500)×10-6和(1 500～2 500)×10-6,在大气水和海水中Mn质量分数极低(一般低于0.1×10-6)[3,16],对比可知,方解石脉的Mn元素具有火山物质的特征。在早志留世,四川盆地处于扬子板块拉张活动高峰期,海底扩张导致深部幔源物质上涌,大量基性火成物质汇入,使得龙马溪组在微量元素组成上继承了大陆岛弧元素特征[14]。脉体中富Mn元素可能与深部幔源物质相关,由于方解石脉的围岩是一套烃源岩层系,生排烃过程所产生的有机酸具有较强的还原性,可以将火山物质中富含的Fe、Mn元素还原成Fe2+与Mn2+,促进元素迁移,实现萃取与分馏,使脉体更加富集Mn2+元素。因此方解石脉的成岩流体可能与火山活动、烃类密切相关。

4.2.2 锶同位素与物质来源

锶同位素的组成具有均一性,不受经度、纬度或深度的影响[17-18],主要来源于壳源和幔源锶,其中壳源锶主要由大陆古老岩石风化提供,87Sr/86Sr比值高(均值为0.711 9),幔源锶主要由洋中脊热液系统提供,87Sr/86Sr比值低(均值为0.703 5)[19],因此可以利用锶同位素示踪物源。

方解石脉具有富87Sr/86Sr特征,其值为0.719 37～0.721 34(均值为0.720 16,见表3、图6),位于壳源锶附近,具有壳源锶特征,高于任何地史时期海水的87Sr/86Sr。

图6 川南地区龙马溪组方解石脉锶同位素特征

理论上锶同位素值偏高原因有海平面的变化[19]、表层淡水渗透[20]、沉积环境的变化[21]和富锶流体的侵入[22]。根据方解石脉流体包裹体高盐度特征(5.2%～12.6%),可排除低盐度(低于3.5%)淡水渗透的影响,表明龙马溪组地层封闭性好,沉积环境具有稳定性,沉积环境变化也不是主要原因。在地史上龙马溪组发生过一次较大的海退事件,黔中古隆起面积扩大,地表径流量增大,风化速度加强[18,23],大量陆源沉积物汇入,导致87Sr/86Sr升高;此外,从奥陶系到志留系,四川盆地锶同位素表现为逐渐降低趋势,奥陶系比志留系锶同位素更加富集[22]。因此陆源锶和富锶流体的注入最可能是龙马溪组87Sr/86Sr富集的原因,成岩流体来源可能受深部富锶流体影响。

4.3 方解石脉成因机制

方解石脉成岩流体可能来自地层孔隙水、有机质演化或外源流体介入等[14,17],流体输入方式主要有近源扩散和远源运输[24-29]两种,物源受流体介质影响,过程如下:

Ca2++CO32-=CaCO3,

Ca2++2HCO3-=CaCO3+H2O+CO2。

同位素地球化学在流体来源与成因分析领域广泛应用,碳同位素主要用于解释碳酸盐矿物的流体性质,氧元素在同位素分馏作用上对温度更敏感,常用作地质温度计[24-27]。样品的δ13C主要分布于海相碳酸盐岩及混合流体域,具有混合流体叠加特征(图7(a));根据典型δ13CV-PDB-δ18OV-SWOM模型、δ13CV-PDB-18OV-PDB模型[1-6, 14-17]分析,成因主要有生物氧化成因、油源流体改造成因、甲烷热化学成因(图7(b)、图(8))。

第一期,生物氧化成因。δ13CV-PDB=0.76‰～3.48‰,δ18OV-PDB=-11.25‰～-7.13‰,具有δ13C富集,δ18O亏损的特征(图7(b)、图8(b))。沉积盆地中海相碳酸盐岩的δ13C为4‰～-4‰,湖相碳酸盐岩的δ13C偏重(2.9‰～9.3‰)[26-27],Cal-1主要分布在海相碳酸盐岩域(图7(a)),表明与地层水有关,但δ18OV-PDB偏负特征说明沉淀时孔隙水发生了变化,原因可能有大气降水和成岩温度[27-29]。方解石脉高温、高盐度特征,排除大气水的可能性。因此最可能原因是高温热流“冲刷”,流体包裹体高温、高盐度特征,表明此阶段形成的方解石脉,后期受高温流体“冲刷”改造,与北海Skjoid油田中方解石特征相似[3-4,30]。

图7 川南地区龙马溪组方解石脉流体成因判识图

甲烷生成作用(Me)阶段,有机质(OM)热演化程度低(低于0.5%),碳源来自微生物对有机质的氧化分解,Me形成的碳源具有δ13C富集特征(0<δ13CV-PDB<15‰[31-33])。高温变质水分解并携带Me阶段的碳源进入裂缝,形成Cal-1(图9(b)),由于受围岩和海水影响,导致Mn2+元素和87Sr/86Sr含量较高。

由于细菌硫酸盐还原作用(BSR阶段)本次样品未涉及,故不讨论(图8(a))。

第二期,油源流体改造成因。δ13CV-PDB=-7.01‰～-0.83‰、δ18OV-PDB=-15.69‰～-10.23‰,位于海相碳酸盐与混合流体域,表明成岩流体来源多样(图7(b)、图8(c))。相较Cal-1,其δ13C偏负,说明有机质影响较大,机质脱羧作用阶段,烃源岩持续埋深,有机质热演化程度增大(0.5%

第三期,甲烷热化学成因。δ13CV-PDB=-17.21‰～-13.49‰,δ18OV-PDB=-9.55‰～-5.26‰,相较于第一、二期,Cal-3碳同位素更加亏损,表明Cal-3受更加贫δ13C碳源的影响。当Ro>1.3%时,原油裂解,产生气态烃[8,10],烃类裂解产生的甲烷气极贫碳同位素[6],龙马溪组中甲烷碳同位素特征证实了这一点[17]。深部甲烷在高价Fe3+、Mn3+/4+的催化作用下发生热化学氧化,形成的碳源更加贫δ13C (δ13CV-PDB<-10‰;图8(d)),其成岩过程如下[6,34-35]:

图8 高演化烃源岩中方解石脉的流体来源及碳同位素循环示踪模式

CH4+4Mn2O3+15H+→ HCO3-+8Mn2++9H2O,

ΔG=-442 kJ/mol;

CH4+4Mn2O3+7H+→ HCO3-+4Mn2++5H2O,

ΔG=-556 kJ/mol;

CH4+8Fe(OH)3+15H+→ HCO3-+8Fe2++

21H2O, ΔG=-270.3 kJ/mol;

Ca2++HCO3-+OH-→ CaCO3↓+H2O。

Cal-3受甲烷热化学作用影响(TOM)[6],Cal-3中捕获的包裹体主要为甲烷包裹体,温度处于热裂解生气范围,由于深部甲烷作用,使高价还原性铁锰元素富集于脉体中。Cal-3晶型完整,保存完好,无流体溶蚀现象,表明形成晚于生油窗(图4(h))。

4.4 勘探意义

4.4.1 流体成岩示踪烃类演化

方解石脉的成岩过程与烃源岩生、排烃密切相关,烃类热解与有机酸还原作用是流体成岩演化的关键环节,因而对流体成岩与生烃演化的耦合刻画尤为关键。根据川南地区龙马溪组烃源岩热演化特征[8,10,13]可知,早志留纪到泥盆纪,有机质尚未成熟,以甲烷菌等微生物形成的碳源为主,由于幔源物质和后期烃类改造,使Cal-1中流体包裹体温度高于成岩温度(大于75 ℃)。早二叠纪,烃源岩处于成熟边缘(Ro≈0.50),晚二叠纪,由于峨眉山地幔柱热催化影响,有机质热演化程度加剧[10,17],达到成熟—过熟状态,有机酸大量生成,Cal-2中高温流体包裹体、氧同位素、Mn元素及岩相学特征(溶蚀)间接记录了烃类流体和深部流体活动。侏罗纪,页岩气大量生成,Cal-3中捕获的甲烷包裹体证实了此阶段是龙马溪组页岩气成藏重要时期(图9)。燕山—喜马拉雅期,四川盆地形成不同强度的构造区,导致页岩气具有差异富集规律,页岩气贫化区(强构造区),地层封闭性差[36-37],主要发育第一、二期方解石脉,充填在高角度构造缝、滑脱缝中;页岩气富集区(弱构造区),地层封闭性好[36-37],方解石脉成因与有机流体相关,主要发育第二、三期方解石脉,充填在层理缝,低角度缝中。研究区方解石脉的形成饱含了烃类流体生油、生气及成藏演化的重要信息(图9)。

图9 川南地区龙马溪组方解石脉成岩过程与流体演化关系

4.4.2 方解石对页岩气藏的影响

前人对方解石胶结物对页岩气藏的影响多集中于定性探讨,缺乏定量研究[2,5,16,20,38],为揭示方解石含量与页岩成烃成藏的关系,对宁西202井(深度为3 830～3 880 m)连续取样,进行全岩、含气量及孔隙度的测试(图10)。结果表明,方解石含量、含气量、孔隙度的关系复杂,其中方解石含量与孔隙度的变化大致可分为A、B两段(图10(a)):当方解石含量小于5%时(A段),含量与孔隙度具正相关性(R2=0.66，图10(b)),当方解石含量超过5%时(B段),含量与孔隙度呈负相关(R2=0.57; 图10(b)),方解石含量与含气性具正相关趋势(R2=0.61; 图10(c))。以上现象表明,烃源岩/储层中碳酸盐岩矿物的发育对储层物性并不都只具有破坏性,一定含量的方解石,可能有利于改善储层物性,当超过某一临界范围,则会破坏储层物性。究其原因,可能是方解石充填页岩基质,改变了页岩致密的空间结构,使基质的比表面积、可容空间变大,有助于页岩气的吸附与储集,使含气量增大。

图10 方解石含量与页岩孔隙度、含气量定量关系

5 结 论

(1)川南地区龙马溪组发育三期方解石脉,具有锰元素、锶同位素富集,高温、高盐度特征,成岩流体与有机流体、环境水(孔隙流体,地层水等)、深部流体有关。第一期方解石脉碳同位素富集,氧同位素亏损,受微生物(甲烷菌)还原作用影响,第二期方解石脉碳、氧同位素均亏损,受有机质脱羧作用改造,两期方解石脉均具有有机流体溶蚀现象;第三期方解石脉,晶型完整,无溶蚀现象,成岩流体可能与甲烷热化学成因有关,碳同位素更加亏损。

(2)高演化环境中方解石脉的成因与烃类流体密切相关,可能是烃-水-岩相互作用的产物。碳酸盐矿物的发育对储层物性并非都具有破坏性,适当发育可能有利于改善储层物性,有助于页岩气的吸附与储集。