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成巖因素

成巖環境決定了成巖作用的性質。奧陶系碳酸鹽巖主要經歷海水(底)成巖作用、埋藏成巖作用和大氣輕水成巖作用三種環境。加裏東期“平面”起伏和隨後的構造運動導致了三種成巖環境的交叉過程,屬於開放的、不可持續的埋藏成巖體系。主要成巖作用包括脫水壓實、新礦物轉化、自生礦物沈澱、重結晶、置換、溶解、充填和壓實。其中建造孔隙的是白雲石化和溶蝕作用,封閉和破壞孔隙的是沈積和充填作用。

(A)海洋成巖環境

海水的成巖環境與沈積環境密切相關。華北地臺不同海域或時期沈積發育的差異,使沈積物具有正常海水和鹹化海水兩種不同的海底成巖環境,直接影響成巖性質和孔隙演化。

1.正常海洋成巖環境

屬於正常的海洋成巖環境。其開闊的海洋灰泥沈積由霰石轉化,並被壓實、脫水和致密化形成巖石。淺灘相顆粒通過壹兩代齒狀、纖維狀或結晶方解石沈澱而膠凝成巖石。它們的原生粒間孔逐漸消失。如果淺灘頂部裸露,會被大氣降水溶解形成粒內孔隙或混合水的白雲巖進壹步形成粒間孔隙。

2.鹽漬海的水文成巖環境

蒸發潮坪和上潮坪極淺水環境中的沈積物,屬於鹹化海水成巖環境,在準同生期“蒸發泵”作用下濃縮成鹹水。隨著石膏結晶過程中鎂鈣比的增加,石膏被富鎂鹽水所取代,形成準同生白雲巖。這些含石膏的白雲巖位於海退相序列中,在頻繁暴露期間,常被大氣淡水淋濾。石膏先溶解形成模孔,然後準同生白雲巖的微孔溶蝕擴大為粒間溶孔和晶間溶孔,與層間裂縫成巖的幹裂縫相匹配,形成微裂縫-微孔白雲巖儲層的層理分布。當覆蓋層繼續沈積石膏鹽時,孔隙層受到保護。這些孔隙的存在已被在鄂爾多斯東部馬家溝組膏鹽層中發現的天然氣藏所證實。

(2)埋藏成巖環境

加裏東運動中晚期,華北地塊全面隆升,奧陶紀間斷埋藏。隆起前處於淺埋藏環境;經過誌留紀-早石炭世的侵蝕和晚石炭世-三疊紀的沈降,埋藏深度增加到3000米以下,屬於深埋環境。兩種環境具有不同的成巖演化。

1.淺埋藏成巖環境

在沈積物埋藏初期,成巖環境和沈積環境仍有內在聯系:如馬家溝組下部和上馬家溝組中上部的沈積物早期處於正常的海洋成巖環境,但埋藏後不久,分別被馬家溝組下部和峰峰組下部的上覆鹹水向下滲透,形成白雲巖;在這壹階段,秦-齊過渡海域內的天池-環縣-渭北地區的卓子山組或馬家溝組也受到了北海鹽水的側向滲透,導致了鹽水或混合水的白雲石化。均生成層狀或凸鏡狀細粒白雲石,隨著鹹海水的向下或向外滲透減弱,依次生成白雲石-灰色白雲石-白雲石-白雲石(豹)斑巖。白雲石化交代作用逐漸消失至深部或遠端。這套白雲巖晶形好,粒度大,具有菱形晶體支撐的骨架孔隙,抗壓性好。這種成巖環境中的其他層段主要表現為壓溶微縫合線、模球狀黃鐵建造、第三代膠結物充填的顆粒灰巖和梁家山組的普遍矽化。

2.中深埋藏成巖環境

晚石炭世華北地塊逐漸沈降,奧陶紀又被掩埋。當埋深在1500m以下時,隨著溫度和壓力的升高,巖石中的有機組分轉化脫羧釋放出CO2,形成酸性水,對沿前期裂縫的大型壓溶縫合線進行重新溶蝕。當上覆石炭-二疊系煤系進入成巖壓實期時,酸性水不斷排出,沿奧陶系風化殼或裂隙進入碳酸鹽巖,加劇了早期層間溶蝕和加裏東期風化殼巖溶改造,導致縫洞型巖溶發育。在地球化學環境演化的後期,轉為堿性水,其溶解被礦物沈澱所取代,在裂隙和洞穴中沈澱出對孔隙有害的鐵白雲石含鐵方解石和不溶性粘土殘渣。塔裏木地塊繼續沈降,形成深-淺水環境,進壹步侵蝕奧陶系。

印支-燕山運動期間,華北和揚子地區古生代成巖演化有明顯的差異。鄂爾多斯盆地以沈降為主。早白堊世末,奧陶系被埋在3300米以下..碳酸鹽巖主要發生重鹽水交代(重晶石、天青石、砒石、硬石膏等。)和斑狀黃鐵礦化。在這個深度範圍內,由於白雲巖抗壓能力強,仍能保持壹定的孔隙,如果孔隙中充滿油氣,則能抑制自生礦物的沈澱。臺地東部以回流、上升和侵蝕為主。

新生代奧陶系屬負向構造單元,埋藏深度2500 ~ 6000 m,成巖變化主要為重鹽水交代和黃鐵礦化。在這個階段,孔隙僅沿著深斷裂帶附近的溶液形成。

(3)大氣輕水成巖環境及演化

古生代地表出露帶的大氣輕水成巖環境有三個階段:早期成巖階段、加裏東隆起階段和燕山喜馬拉雅期。它們是儲層孔隙發育的重要時期。

1.早期成巖階段的大氣淡水環境

寒武紀-奧陶紀時期,蒸發潮坪和顆粒灘的淺水相區,特別是前者新固結的沈積物,在海退過程中頻繁受到大氣淡水的影響,產生分層、雲化等層間溶蝕現象,形成塊狀、針狀、結節狀石膏模孔和白雲巖粒間、粒內溶孔,是可以形成溶蝕的白雲巖儲層。

2.加裏東期隆升的大氣和淡水環境

加裏東中晚期隆升,先後進入長期風化剝蝕階段。剝蝕面以下約200m,特別是0 ~ 100 m深度範圍內的碳酸鹽巖,受到大氣降水的侵蝕,形成淡水滲透帶、潛伏帶和巖溶相。其發育程度受巖性控制。石灰巖溶解快,產生大面積的溶洞和裂縫;白雲巖以粒間孔隙和早期層間溶蝕為主,溶解度高,故發育大、中、小溶蝕孔洞。根據巖心樣品統計,白雲巖的孔隙度平均比灰巖高2.5倍。區塊西南緣的克裏莫裏組、平涼組和北郭山組上部為泥質碳酸鹽巖,富含粘土,阻礙巖溶發育,難以形成溶蝕孔隙帶,受古構造、古地貌和水流速度制約。比如鄂爾多斯地區的地震反射T9波組,明顯是壹個低速低阻層,振幅不連續。侵蝕面下有高差30 ~ 100 m的水下臺地和殘丘,巖溶塌陷形成的孔隙白雲巖、膏孔白雲巖和角礫巖層,均為天然氣勘探的目的層。此外,懷遠期的隆升使梁家山組或葉莉組的出露面受到侵蝕,在風化面下也有被侵蝕的巖溶帶,常見孤立的小晶洞和溶孔。據研究,發育在侵蝕面下的中細粒白雲巖受多期白雲石化作用的影響,特別是早期上覆馬家溝組鹹水向下滲透,普遍充填粒間孔和溶孔,造成白雲石化作用的次生增強,導致巖石結構致密化,影響其儲集性能。塔裏木盆地塔北地區缺少多期地層,奧陶系是大氣淡水環境形成的多種地表巖溶。

3.燕山-喜馬拉雅期的大氣與淡水環境

在這壹構造時期,除鄂爾多斯盆地外,奧陶系保存完好,地臺西南緣和呂梁、太行地區因大規模隆升而裸露剝蝕,而華北斷塊區的隆升西擡經歷了上億年的地表裸露改造。這壹時期,受侵蝕的喀斯特因強烈的構造活動而地形崎嶇,中、新生代茂盛的高等植物通過添加大量生物源CO2增加了對大氣水的溶解能力。負地形的河湖分散切割,導致地表徑流對碳酸鹽巖基巖的垂向和側向滲透侵蝕,產生在自生巖溶基礎上疊加自生巖溶的雙重作用,因而具有前所未有的溶蝕強度和規模。根據260多個鉆孔的機會率統計(表5-65438)巖溶相主要發育在侵蝕面以下0 ~ 200 m深度,最發育的部位為0 ~ 50 m,由於表層土相很薄,可形成孔-孔-裂隙的網絡系統和裂隙極其發育的巖溶角礫巖層孔隙帶。同時,溶蝕作用和構造作用相結合,形成了各種類型的碳酸鹽巖潛山油氣藏。根據冀中地區的研究,潛山頂部不僅有孔隙發育的風化帶,而且由於深部和各處地下水位的升降,還存在多層水平溶蝕帶和層理溶蝕帶。如任丘潛山僅在喜馬拉雅運動的孔店、沙三、沙四沈積時期,就在風化面與原油水界面之間發育了三個水平溶蝕帶。潛山是壹種產能可觀的油氣藏類型,如任丘,已開發。

表5-1華北地區不同時期侵蝕面以下奧陶系溶蝕縫洞機會率統計表

(據陳霞1994)

在這壹時期的斷裂帶附近,地表或地下的淡水沿斷裂系統向下滲透數千米,引起深部碳酸鹽巖溶解,形成小洞、裂隙和角礫巖。這種巖溶在西南緣相當突出,如西緣田1井膏層中上部的角礫藻灰巖,4200-4520米的伊25井桌山組細粒白雲巖,南緣1井1122 ~等。此外,淮北地區南11井馬家溝組白雲巖長4500米,均發育沿斷裂帶縱向延伸的深溶孔洞和裂隙,較好地改善了深埋碳酸鹽巖的孔隙度和滲透率。類似的巖溶作用也發生在塔裏木和揚子地區。