2018, Vol. 36扩展功能
文章信息
- 李百强, 王起琮, 张小莉, 魏巍
- LI BaiQiang, WANG QiCong, ZHANG XiaoLi, WEI Wei
- 白云岩成岩相与地球化学特征—以鄂尔多斯盆地中东部马家沟组马五5-马五1亚段为例
- Diagenetic Facies and Its Geochemical Characteristics of Dolomite: A case study of Ma55-Ma51 Sub-Members of Majiagou Formation in central-eastern Ordos Basin
- 沉积学报, 2018, 36(3): 608-616
- ACTA SEDIMENTOLOGICA SINCA, 2018, 36(3): 608-616
- 10.14027/j.issn.1000-0550.2018.038
-
文章历史
- 收稿日期：2017-04-12
- 收修改稿日期: 2017-07-19
2. 西安石油大学地球科学与工程学院, 西安 710065
2. School of Earth Sciences and Engineering, Xi'an Shiyou University, Xi'an 710065, China
成岩环境是指碳酸盐岩发生成岩变化的物理及化学环境, 成岩相是在特定的成岩环境中形成的具有特定矿物组分、岩石结构及构造的岩相组合, 因此, 王起琮等[1]研究认为, 碳酸盐岩的成岩相研究对恢复其成岩环境具有重要意义。鄂尔多斯盆地下奥陶统马家沟组马五段地层在地质历史时期经历了长达1.5亿年之久的风化淋滤作用之后[2], 在其中、上部(马五5—马五1亚段)形成了储集性很好的岩溶风化壳型储层[3]。其中, 白云岩是该类储层最重要的岩石类型[4], 但由于岩石类型复杂, 成岩机理多样, 因此马五5—马五1亚段的白云岩成因和成岩相研究一直是该领域的热点及难点[4-9]。
黄思静[10]根据成岩温度、压力以及成岩介质等环境因素, 将碳酸盐岩的成岩环境划分为早期近地表、表生期淡水、晚期中—深埋藏和热液成岩环境。王起琮等[1]依据此标准并结合岩石薄片、阴极发光图像以及碳、氧同位素分析数据对鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组碳酸盐岩成岩环境及成岩相进行了研究, 并将其划分为近地表成岩域、表生淡水成岩域和中—深埋藏成岩域等三种成岩环境以及对应的七种成岩相类型。本文在此基础上, 根据近年来补充的大量岩芯、薄片资料以及碳、氧同位素、锶同位素和主、微量元素等地化分析测试数据对鄂尔多斯盆地中东部马五5—马五1亚段白云岩成岩相及其地球化学特征进行探讨。
1 区域地质背景鄂尔多斯盆地位于华北地台西缘, 早奥陶世, 西部贺兰裂谷强烈的沉积扩张和肩部翘升导致沿盆地西南缘形成了“L”型的中央古隆起, 由于均衡调节作用, 在古隆起东侧形成了以米脂—延安一带为沉降中心的“陕北坳陷”[11]。此分布格局长期控制了华北海与祁连海的海域演化范围并决定了鄂尔多斯盆地马家沟组的岩相古地理环境[12], 从而形成了盆地东部以白云岩夹岩盐沉积为主的潮坪相和局限台地相以及西南部以厚层灰岩夹白云岩沉积为主的潮坪相、碳酸盐台地相、台地边缘相以及陆棚—盆地等相带[7, 13-15]。马家沟组沉积末期, 加里东运动造成了华北地台抬升为陆, 导致马家沟组上部遭受了长达1.5亿年之久的风化剥蚀[2], 加之大气淡水的长期溶蚀、淋滤作用, 形成了一套岩溶风化壳型碳酸盐岩储集体[3]。
奥陶系马家沟组地层从下到上依次划分为马一至马六段, 其中马五段主要发育白云岩, 并夹部分灰岩、泥质岩及蒸发岩。按照岩性可将其从上到下依次划分为马五1—马五10亚段, 且马五5—马五1亚段以灰色、浅灰色粉晶白云岩、含膏白云岩夹石膏岩为主[8]。本次研究马五5—马五1亚段白云岩样品主要来自鄂尔多斯盆地中部富县、大牛地以及东部中阳及兴县等地区(图 1)的钻井岩芯及野外露头。马五段总体上属于碳酸盐岩台地相带, 其中, 马五5亚段属开阔海台地亚相, 而马五4—马五1亚段属局限台地及蒸发台地亚相[16]。
|
| 图 1 样品采集位置分布图 Figure 1 Location distribution map of the samples |
基于岩石铸体薄片鉴定结果, 在确保白云岩样品的正确分类下, 笔者使用牙钻对白云岩的基质、角砾以及云斑等不同组分进行局部取样, 并使用玛瑙研钵将样品制备成小于200目的粉末, 进行全岩X衍射、氧、碳稳定同位素、锶同位素以及微量元素等分析, 样品实验结果数据统计见表 1、表 2。
| 样号 | 成岩相 | 岩石类型 | δ18O(PDB)/‰ | δ13C(PDB)/‰ | 87Sr/86Sr | 87Sr/86Sr误差 |
| FG7-24-1 | 膏盐溶蚀角砾相 | 白云岩 | -8.01 | -2.42 | 0.708 842 | 0.000 011 |
| FG7-28 | 白云岩 | -9.65 | -4.95 | 0.709 135 | 0.000 013 | |
| FG7-34-2 | 白云岩 | -8.72 | -3.14 | 0.708 966 | 0.000 001 | |
| FG7-38 | 含灰云岩 | -9.01 | -4.95 | 0.709 117 | 0.000 011 | |
| FG7-68 | 白云岩 | -6.98 | -0.61 | 0.710 422 | 0.000 028 | |
| ZY11-M55-44-1 | 活跃回流渗透云化相 | 白云岩 | -6.37 | 0.08 | 0.709 090 | 0.000 015 |
| XX10-M55-26A | 白云岩 | -8.90 | -2.05 | 0.709 270 | 0.000 011 | |
| D48-2 | 白云岩 | -10.19 | -1.83 | 0.709 327 | 0.000 013 | |
| D48-5 | 白云岩 | -8.93 | -1.70 | 0.709 350 | 0.000 013 | |
| D48-6 | 灰云岩 | -10.11 | -2.19 | 0.708 819 | 0.000 011 | |
| D48-12 | 灰云岩 | -9.56 | -1.03 | 0.708 919 | 0.000 011 | |
| D48-15 | 隐伏回流渗透云化相 | 灰云岩 | -10.04 | -1.14 | 0.708 879 | 0.000 012 |
| XX12-M55-35-2 | 灰云岩 | -9.45 | -1.63 | 0.708 789 | 0.000 015 | |
| D32-35 | 风化岩溶角砾相 | 白云岩 | -8.19 | -0.93 | 0.712 064 | 0.000 008 |
| D84-1 | 白云岩 | -8.14 | -0.44 | 0.709 815 | 0.000 012 | |
| E9-12 | 灰云岩 | -9.18 | -2.31 | 0.712 751 | 0.000 011 |
| 样号 | 成岩相 | 岩石类型 | Fe/×10-6 | Mn/×10-6 | Al/×10-6 | Ti/×10-6 |
| FG7-24-1 | 膏盐溶蚀角砾相 | 白云岩 | 3 409 | 365 | 48 | 47 |
| FG7-28 | 白云岩 | 3 053 | 558 | 3 419 | 230 | |
| FG7-34-2 | 白云岩 | 10 818 | 261 | 495 | 62 | |
| FG7-38 | 含灰云岩 | 3 560 | 388 | 1 536 | 219 | |
| FG7-68 | 白云岩 | 2 139 | 135 | 0 | 38 | |
| ZY11-M55-44-1 | 活跃回流渗透云化相 | 白云岩 | 836 | 24 | 405 | 112 |
| XX10-M55-26A | 白云岩 | 1 611 | 78 | 1 188 | 194 | |
| D48-2 | 白云岩 | 1 198 | 67 | 744 | 98 | |
| D48-5 | 白云岩 | 1 160 | 57 | 532 | 97 | |
| D48-6 | 灰云岩 | 584 | 42 | 166 | 84 | |
| D48-12 | 灰云岩 | 793 | 48 | 55 | 86 | |
| D48-15 | 隐伏回流渗透云化相 | 灰云岩 | 910 | 44 | 1 172 | 156 |
| XX12-M55-35-2 | 灰云岩 | 835 | 38 | 814 | 141 | |
| D32-35 | 风化岩溶角砾相 | 白云岩 | 10 100 | 300 | 26 103 | 893 |
| D84-1 | 白云岩 | 9 000 | 610 | 18 725 | 1 058 | |
| E9-12 | 灰云岩 | 3 400 | 84 | 6 436 | 515 |
白云石有序度是依据白云石超结构(015)和非超结构衍射峰(110)的面积比值(I015/I110)计算获得。
微量元素和氧、碳稳定同位素测试在中国科学研究院油气资源研究重点实验室(兰州)完成。分别采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-OEP-MS)和气体质谱仪(MAT251)离线测试系统测定了Sr、Fe、Mn、Al、Ti等含量, 及白云岩样品的δ18O、δ13C值。
锶同位素数据测试完成于同济大学海洋地质国家重点实验室, 采用热电离质谱仪(ISOPROBE-T)分析了样品的87Sr/86Sr值, 误差为2δ(±)。
3 白云岩成岩相类型及岩相特征依据钻井岩芯描述、显微镜下薄片鉴定及样品测试数据分析结果, 首先明确了研究区白云岩的岩石类型、岩石结构及沉积构造、储集空间类型及其经历的成岩作用, 并结合文献[1]提出的“成岩域”概念, 将鄂尔多斯盆地中东部马五5—马五1亚段的白云岩成岩环境共划分为近地表成岩域和表生淡水成岩域两类。其中, 近地表成岩域主要包括膏盐溶蚀角砾相、活跃回流渗透云化相和隐伏回流渗透云化相, 而表生淡水成岩域主要为风化岩溶角砾相。
3.1 近地表成岩域近地表成岩域是指环境温度和压力接近地表条件, 底界深度介于600~1 000 m, 成岩流体以大气水、海水或两者的混合水抑或是盐度超过海水的超咸水为主的成岩环境, 该环境并未脱离地表淡水及海水的影响[1, 10], 其对应的成岩相称之为近地表成岩相。按照白云岩的主要成岩介质特征可将研究区此类成岩相进一步划分为3类。
3.1.1 膏盐溶蚀角砾相对此类成岩相具指示意义的岩相类型为膏盐溶蚀角砾白云岩或膏盐溶蚀角砾含灰白云岩, 白云石含量介于75%~95%之间, 晶体粒径整体小于0.05 mm, 以泥晶和粉细晶为主, 泥晶白云石有序度相对略低, 介于0.72~0.73, 多呈他形, 而粉细晶白云石有序度相对较高, 介于0.75~1, 以自形和半自形为主, 岩石多具典型的角砾结构(图 2a), 角砾多呈棱角状, 且其成分与角砾间基质的成分一致, 该类岩石的原岩为泥质含量较少的含膏、含盐泥晶白云岩; 成岩作用以沉积早期或同沉积时期, 蒸发台地处于相对较低的海平面时, 大气淡水及混合水的选择性溶蚀作用、含膏、含盐泥晶白云岩中的石膏和石盐晶核的溶解以及相伴随的白云岩的坍塌和角砾化作用为主。孔隙空间类型主要为石膏和石盐发生溶解后所产生的大量盐模孔和膏模孔, 亦发育部分裂缝溶蚀扩大孔沟通了分散的铸模孔, 而溶蚀孔隙多被半充填—充填, 充填物包括方解石或部分暗色矿物, 阴极发光镜下可见发明亮橙红色光的早期的淡水白云石与不发光的晚期的富铁方解石共同充填于孔隙空间形成示底构造(图 2b)。
|
| 图 2 鄂尔多斯盆地马家沟组中东部马五5—马五1亚段白云岩微观岩相特征 a.膏盐溶角砾结构及粉晶结构, 盐模孔发育, 白云石呈半自形, FG7井, 2 967.45 m, 马五1; b.膏盐溶蚀角砾白云岩, 阴极发光特征分别为亮橙红色以及不发光的淡水白云石以及富铁方解石充填于孔隙空间, 形成示底构造, FG7井, 2 967.76 m, 马五1; c.残余砂屑粉—细晶白云岩, 晶间有大量灰质组分, 白云石呈自形—半自形, Y9井, 2 543.0 m, 马五5; d.豹斑云岩, 原岩为泥晶灰岩, 破碎溶蚀后被方解石充填并发生白云化, XX11-M5-33, 马五5; e.岩溶角砾泥晶白云岩, 具泥晶及塑变角砾结构, 角砾杂乱, 部分砾屑呈纹层构造, XF3井, 2 841.36 m, 马五1; f.紊乱角砾结构, 角砾间泥晶白云石充填, 富含泥质, D32-28, 2 839.5 m, 马五4 Figure 2 Micro-lithofacies characteristics of dolomite of Ma55-Ma51 sub-members of Majiagou Formation in central-eastern Ordos Basin |
此类成岩相是鄂尔多斯盆地中东部地区马五段早期白云岩储层储集空间形成的一类重要的有利成岩相。其主要分布于盆地中东部马五1、马五2和马五3亚段。
3.1.2 活跃回流渗透云化相此类成岩相的代表性岩石类型为残余砂屑粉—细晶白云岩(图 2c), 白云石含量一般大于90%, 方解石、黄铁矿及伊利石等自生矿物含量较少, 白云石晶体粒径介于0.005~0.25 mm, 有序度介于0.75~0.85之间, 岩石多具有典型的残余结构, 显示了一定的原岩结构特征, 其原岩类型主要为砂屑灰岩; 残余砂屑粉—细晶白云岩通常夹于上下两套蒸发岩层系之间, 成岩作用以浅埋藏阶段砂屑灰岩中的低海平面时期蒸发作用形成的富含Mg2+的卤水向下部砂屑灰岩层回流渗透白云化作用为主, 而回流渗透白云化的驱动力主要来源于富含Mg2+卤水较大的重力、密度差, 白云化程度较彻底, 且从上往下白云化程度逐渐降低, 因而白云石自形程度也随之呈现相同趋势, 孔隙空间以残余粒间孔和晶间孔隙为主。
此类成岩相主要分布于盆地中东部马五5亚段, 是区内地层进入浅埋藏环境后形成白云岩储层的一类有利成岩相。
3.1.3 隐伏回流渗透云化相表征隐伏回流渗透云化相的主要岩相由豹斑灰岩向豹斑云岩过渡, 由于云化程度不同, 豹斑中的白云石有序度范围变化相对较大, 通常介于0.56~1。岩石多具生物钻孔、和豹斑构造, 其中豹斑成分主要为白云石, 基质以方解石为主(图 2d)。成岩作用为隐伏回流渗透白云化作用, 白云化流体为蒸发台地顶部高盐度卤水被正常盐度海水淹没稀释以后形成的变盐度海水, 白云化流体向下部地层渗透的驱动力为变盐度海水与正常盐度海水之间的密度差, 由于此密度差低于回流渗透白云化作用中的白云化流体与地层水之间的密度差, 因此隐伏回流渗透云化作用的白云化流体向下伏地层流动的速度相对较慢, 与活跃回流渗透白云化作用相比其白云化程度相对较低, 且随地层埋深的增加, 白云化程度、豹斑数量及大小逐渐降低。储集空间类型主要为部分生物钻孔、晶间孔以及少部分晶间扩大孔。
与活跃回流渗透云化相类似, 此类成岩相多分布于盆地中东部马五5亚段, 但通常位于活跃回流渗透云化相岩层的下部, 其形成的单层白云岩厚度相对较薄。
3.2 表生淡水成岩域表生淡水成岩域是指形成于长期暴露的风化壳, 并长期、持续地接受大气淡水的淋滤及溶蚀作用的成岩环境[1]。
研究区内代表性成岩相及成岩作用分别为风化岩溶角砾相和紊乱角砾云化作用, 由于此环境中, 碳酸盐岩通常会发生大规模的非选择性溶蚀、破裂及坍塌, 因而形成大型的溶孔、溶洞等, 并伴有岩石的角砾化结构形成, 但与近地表成岩域的膏盐溶蚀角砾相不同的是, 紊乱角砾云化作用一般伴有大量的陆源泥质灌入溶蚀孔、洞, 因此, 该类成岩相的岩相类型以富含溶洞内堆积高岭石的紊乱角砾白云岩为主(图 2e), 该类岩石白云石含量大于85%, 白云石晶体以泥晶和细粉晶为主, 有序度变化范围较大, 介于0.54~1。岩石结构以角砾与泥质、灰质及云质共同组成的角砾结构为特征(图 2f), 角砾无分选、无磨圆, 角砾间的基质中含大量高岭石等黏土矿物, 角砾内的裂缝也常充填白云石和铁白云石胶结物, 而岩石之中的裂缝充填程度相对较高, 充填物多为陆源灌入的泥质。储集空间类型以破裂过程中所形成的裂缝以及溶蚀过程中形成的溶蚀孔、洞为主。
风化岩溶角砾相主要分布于盆地中东部马五3亚段, 其次为马五1、马五2及马五4亚段。破裂作用及大规模的岩溶作用是该地区内此类白云岩成岩相带形成优质储层的重要机制[17-19]。
4 白云岩成岩相的地球化学特征及环境意义 4.1 氧、碳稳定同位素氧、碳稳定同位素(δ18O, δ13C)是白云岩成因解释中应用较广的地球化学分析资料[5, 20-21]。受水—岩平衡交换反应的影响, 白云岩中δ18O, δ13C主要受控于白云石化对象的δ18O, δ13C值以及成岩流体的温度和盐度[5, 20-22]。通常, 白云岩的δ18O, δ13C随着蒸发环境中海水盐度的增加而升高, 相反则降低[8]。形成于高温高压深埋藏环境中的白云岩具有较低的δ18O值, 且受热液影响的δ18O值一般小于-10‰[7]。
鄂尔多斯盆地中东部马五5—马五1亚段膏盐溶蚀角砾相白云岩样品的δ18O介于-9.65‰~-6.98‰, 平均-8.47‰, δ13C介于-4.95‰~-0.61‰, 平均-3.21‰; 活跃回流渗透云化相白云岩样品δ18O介于-10.19‰~-6.37‰, 平均-9.01‰, δ13C介于-2.19‰~0.08‰, 平均-1.45‰; 隐伏回流渗透云化相白云岩样品δ18O介于-10.04‰~-9.45‰, 平均为-9.75‰, δ18C介于-1.63‰~-1.14‰, 平均为-1.39‰; 风化岩溶角砾相白云岩样品δ18O介于-9.18‰~-8.14‰, 平均-8.50‰, δ13C介于-2.31‰~0.44‰, 平均-1.23‰(图 1)。
马五5—马五1亚段四类成岩相中几乎所有的白云岩样品的δ18O值均比Allan et al.[23]确定的奥陶纪海水的δ18O值(-6.60‰~-4.00‰)相对“偏负”, 不难看出, 绝大多数白云岩样品均未达到热液成因的δ18O值范围(小于-10‰), 因此其主要是由于淡水的影响导致样品的δ18O值降低。部分样品的δ13C值与同期海水的δ13C值(-2.00‰~-0.50‰)基本保持一致, 其余样品均相对“偏负”, 而且除个别样品的δ13C值位于纯海水环境外, 其余绝大多数样品均处于淡水环境影响的区域。其中活跃回流渗透云化相大部分样品、隐伏回流渗透云化相和风化岩溶角砾相全部样品以及膏盐溶蚀角砾相部分样品均处于海水和淡水共同影响的区域, 其余膏盐溶蚀角砾相样品均处于纯淡水环境影响区域(表 3)。上述讨论结果表明, 4类白云岩成岩相样品均不同程度地受到了早期或表生期淡水的影响, 而未受地下热液影响。
锰(Mn)和铁(Fe)是控制碳酸盐矿物阴极发光特性的主要元素, 其中, Mn也是检测碳酸盐矿物的成岩蚀变性最重要的元素。基于阴极发光原理, Mn2+常作为阴极发光的激活剂, 而Fe2+多作为猝灭剂。高Fe含量(>10 000×10-6)或低Mn含量(< 20×10-6)均造成碳酸盐矿物不具阴极发光; 相对低Fe含量(介于(5 000~10 000)×10-6)或相对高Mn含量(介于(20~40)×10-6)使碳酸盐矿物具弱阴极发光; 而当Fe含量 < 5 000×10-6且Mn含量>40×10-6时, 则若Fe/Mn>30, 不具阴极发光; 若7 < Fe/Mn < 30, 具中等强度阴极发光; 若Fe/Mn < 7, 具强阴极发光[24-25]。据此, 黄思静[24]绘制了碳酸盐矿物阴极发光特性及其与Fe、Mn含量的关系模板(图 4)。
统计数据显示(表 2), 膏盐溶蚀角砾相白云岩样品Mn含量介于(135.00~558.00)×10-6, 平均341.40×10-6, Fe含量分布范围较大, 介于(2 139.00~10 818.00)×10-6, 平均4 595.80×10 6; 活跃回流渗透云化相白云岩样品的Mn含量介于(24.00~78.00)×10-6, 平均52.67×10-6, Fe含量介于(584.00~1 611.00)×10-6, 平均为1 030.33×10-6; 隐伏回流渗透云化相白云岩样品Mn含量约为(38.00~44.00)×10-6, 平均41.00×10-6, Fe含量介于(835.00~910.00)×10-6, 平均872.50×10-6; 风化岩溶角砾相样品Mn含量介于(84.00~610.00)×10-6, 平均331.33×10-6, Fe含量介于(3 400.00~10 100.00)×10-6, 平均7 500.00×10-6。
膏盐溶蚀角砾相白云岩样品主要位于中等或强发光区域, 个别位于高Fe含量造成的不发光区域, 表明此类岩石不仅受到早期淡水溶蚀作用, 也遭受了表生期富Fe2+的淡水岩溶作用; 绝大多数活跃回流渗透云化相及隐伏回流渗透云化相样品位于中等发光区域, 个别样品位于低锰含量导致的弱发光区域, 表明此类岩石主要形成于混合水环境, 个别形成于贫Mn2+的正常海水环境; 风化岩溶角砾相白云岩样品均位于高铁含量导致的弱发光或不发光区域, 表明此类岩石经历了不同程度的表生期富Fe2+的淡水淋滤作用(图 4)。
4.3 锶同位素锶同位素不会因温度、压力和微生物作用等发生分馏[26], 且锶(Sr)在海水中的滞留时间(约为106 a)大大长于海水的混合时间(约为103 a), 任一时代海水锶元素在同位素组成上是均一的[27], 因此, 近年来87Sr/86Sr在碳酸盐岩成岩作用研究中得到了广泛的应用[10]。而控制沉积与成岩体系中的87Sr/86Sr的大小及变化的主要原因为壳源锶(主要为大陆古老岩石风化锶)的87Sr/86Sr和幔源锶(主要来自洋中脊热液系统)的87Sr/86Sr, 其中壳源锶的87Sr/86Sr和幔源锶的87Sr/86Sr平均分别为0.712 000(±0.001 000)和0.703 000(±0.001 000)[10], 因而壳源锶的大量注入会导致沉积与成岩体系中的87Sr/86Sr值明显升高而幔源锶则相反[28]。
马五5—马五1亚段白云岩样品的87Sr/86Sr值显示(表 1), 膏盐溶蚀角砾相样品的87Sr/86Sr值介于0.708 842~0.710 422, 平均0.709 296;活跃回流渗透云化相样品87Sr/86Sr值介于0.708 819~0.709 350, 平均0.709 129;隐伏回流渗透云化相样品87Sr/86Sr值介于0.708 789~0.708 879, 平均0.708 834;风化岩溶角砾相样品87Sr/86Sr值介于0.709 815~0.712 751, 平均0.711 543。
δ13C与87Sr/86Sr交会图显示(图 5), 绝大多数白云岩样品均表现出受早期淡水或表生期淡水影响, 整体表现为随着早期淡水影响加强, 样品δ13C值下降, 而随着表生淡水影响加强, 87Sr/86Sr值迅速增高。其中, 众多膏盐溶蚀角砾相白云岩样品的87Sr/86Sr值相对于奥陶纪海水值(0.708 500~0.708 800)较高, δ13C值相对降低至-2‰~-6‰之间, 而个别样品87Sr/86Sr值明显偏高且δ13C值接近于0, 表明此类岩石主要经历了早期淡水环境下的溶蚀作用, 同时也受表生期淡水环境的影响; 活跃回流渗透云化相及隐伏回流渗透云化相白云岩样品87Sr/86Sr值相对较高于奥陶纪海水值, 但δ13C值相对高于大部分膏盐溶蚀角砾相样品, 表明此两类白云岩主要形成于海水与早期淡水共同组成的混合水环境; 风化岩溶角砾相白云岩样品87Sr/86Sr值明显远高于奥陶纪海水值, 表明此类白云岩经历了表生期淡水岩溶作用。
|
| 图 5 鄂尔多斯盆地中东部马家沟组马五5—马五1亚段白云岩δ13C与87Sr/86Sr交会图 Figure 5 Crossplot of δ13C against 87Sr/86Sr from dolomite of Ma55-Ma51 sub-members of Majiagou Formation in central-eastern Ordos Basin |
铝(Al)和钛(Ti)也是间接判断碳酸盐岩沉积与成岩环境的重要元素[29], 但目前应用相对较少。其中, Al是自然界广泛赋存于陆源黏土矿物的金属元素, 如伊利石含Al约13.5%, 高岭石含Al几乎可达21%, 蒙脱石含Al约11%, 且Al主要溶解于强酸或强碱性溶液中, 因此正常海水中Al含量相对较低。Ti是一种相对稳定的铁族元素, 由于Ti只能在强酸溶液中形成可溶化合物, 而自然界中此类介质环境极少, 因此, Ti难以在自然界形成可溶性的化合物, 并且海水中Ti丰度很低[29]。
鄂尔多斯中东部马五5—马五1亚段的白云岩样品的Al、Ti含量值显示(表 2), 膏盐溶蚀角砾相样品的Al含量介于(0.00~3 419.00)×10-6, 平均1 099.60×10-6, Ti含量介于(38.00~230.00)×10-6, 平均119.20×10-6; 活跃回流渗透云化相样品Al含量介于(55.00~1 188.00)×10-6, 平均515.00×10-6, Ti含量介于(84.00~194.00)×10-6, 平均114.80×10-6; 隐伏回流渗透云化相样品Al含量介于(814.00~1 172.00)×10-6, 平均993.00×10-6, Ti含量介于(141.00~156.00)× 10-6, 平均148.50×10-6; 风化岩溶角砾相样品Al含量介于(6 436.00~26 103.00)×10-6, 平均17 088.0×10-6, Ti含量介于(515.00~1 058.00)×10-6, 平均822.00×10-6。
Al、Ti含量交会图(图 6)显示, 四类成岩相白云岩样品的Al、Ti值整体呈现出一定的正相关性, 其中膏盐溶蚀角砾相、活跃回流渗透云化相以及隐伏回流渗透云化相白云岩样品的Al、Ti含量相对较小, 而风化岩溶角砾相白云岩样品的Al、Ti值均明显较高。表明随着成岩环境由正常海水环境到近地表成岩域早期淡水环境再到表生成岩域表生淡水环境的转变, Al和Ti都表现出明显的富集趋势。这是由于Al和Ti元素相对稳定并富集于陆源黏土矿物中, 表生带风化壳内部的其他相对不稳定的金属元素在经过长时间的风化、水化过程之后, 大部分都出现流失, 从而使得Ti和Al产生相对富集, 当风化岩溶角砾相白云岩样品受表生期淡水影响时, 则呈现出Al、Ti高值现象; 正常海水环境则由于Al和Ti极低的溶解度, 使得该环境下白云岩样品表现为极低Al和Ti含量特征, 而早期淡水中Al和Ti溶解度也相对较低, 因而该环境下的白云岩样品的Al和Ti值处于正常海水环境和表生淡水环境中的样品值之间。
|
| 图 6 鄂尔多斯盆地中东部马家沟组马五5—马五1亚段白云岩Al、Ti含量交会图 Figure 6 Crossplot of Al against Ti content from dolomite of Ma55-Ma51 sub-members of Majiagou Formation in central-eastern Ordos Basin |
(1) 按成岩环境将鄂尔多斯盆地中东部马五5—马五1亚段白云岩成岩相可分为近地表成岩域中的膏盐溶蚀角砾相、活跃回流渗透云化相和隐伏回流渗透云化相, 以及表生淡水成岩域中的风化岩溶角砾相等四种类型, 对应岩相分别为膏盐溶蚀角砾白云岩、残余砂屑粉—细晶白云岩、豹斑灰岩或豹斑云岩以及紊乱角砾白云岩。
(2) 近地表环境下的膏盐溶蚀角砾相、活跃回流渗透云化相及隐伏回流渗透云化相白云岩样品由于受到淡水或混合水影响, 具有相对奥陶纪海水“负偏”的δ18O和δ13C值, 相对高Mn或低Fe含量, 中等—强阴极发光, 高于同期海水的87Sr/86Sr值以及相对较低的Al和Ti含量。
(3) 表生淡水环境下的风化岩溶角砾相白云岩样品因遭受表生期淡水以及大量陆源碎屑物的影响, δ18O和δ13C值低于同期海水值, Mn含量相对较高、Fe含量过高, 弱或无阴极发光, 87Sr/86Sr值明显高于同期海水值, Al和Ti含量明显偏高。
(4) 氧、碳稳定同位素、锶同位素及主、微量元素等地球化学数据是识别白云岩成岩相类型的有效指标。
| [1] | 王起琮, 张阳, 肖玲. 鄂尔多斯盆地奥陶系碳酸盐岩成岩相碳、氧稳定同位素特征[J]. 石油与天然气地质, 2013, 34 (5): 652–658. [ Wang Qicong, Zhang Yang, Xiao Ling. Carbon and oxygen stable isotopic features of diagenetic facies of Ordovician carbonate rocks in Ordos Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2013, 34(5): 652–658. DOI: 10.11743/ogg20130511 ] |
| [2] | 苏中堂, 陈洪德, 徐粉燕, 等. 鄂尔多斯盆地马家沟组白云岩成因及其储集性能[J]. 海相油气地质, 2013, 18 (2): 15–22. [ Su Zhongtang, Chen Hongde, Xu Fenyan, et al. Genesis and reservoir property of lower Ordovician Majiagou dolostones in Ordos Basin[J]. Marine Origin Petroleum Geology, 2013, 18(2): 15–22. ] |
| [3] | 王起琮, 赵淑萍, 魏钦廉, 等. 鄂尔多斯盆地中奥陶统马家沟组海相碳酸盐岩储集层特征[J]. 古地理学报, 2012, 14 (2): 229–242. [ Wang Qicong, Zhao Shuping, Wei Qinlian, et al. Marine carbonate reservoir characteristics of the middle Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin[J]. Journal of Palaeogeography, 2012, 14(2): 229–242. DOI: 10.7605/gdlxb.2012.02.010 ] |
| [4] | 苏中堂, 陈洪德, 徐粉燕, 等. 鄂尔多斯盆地马家沟组白云岩地球化学特征及白云岩化机制分析[J]. 岩石学报, 2011, 27 (8): 2230–2238. [ Su Zhongtang, Chen Hongde, Xu Fenyan, et al. Geochemistry and dolomitization mechanism of Majiagou dolomites in Ordovician, Ordos, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2011, 27(8): 2230–2238. ] |
| [5] | 赵俊兴, 陈洪德, 张锦泉, 等. 鄂尔多斯盆地中部马五段白云岩成因机理研究[J]. 石油学报, 2005, 26 (5): 38–41, 47. [ Zhao Junxing, Chen Hongde, Zhang Jinquan, et al. Genesis mode of the fifth member of Majiagou Formation in the middle Ordos Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2005, 26(5): 38–41, 47. DOI: 10.7623/syxb200505008 ] |
| [6] | 黄正良, 包洪平, 任军峰, 等. 鄂尔多斯盆地南部奥陶系马家沟组白云岩特征及成因机理分析[J]. 现代地质, 2011, 25 (5): 925–930. [ Huang Zhengliang, Bao Hongping, Ren Junfeng, et al. Characteristics and genesis of dolomite in Majiagou Formation of Ordovician, south of Ordos Basin[J]. Geoscience, 2011, 25(5): 925–930. ] |
| [7] | 贺训云, 寿建峰, 沈安江, 等. 白云岩地球化学特征及成因:以鄂尔多斯盆地靖西马五段中组合为例[J]. 石油勘探与开发, 2014, 41 (3): 375–384. [ He Xunyun, Shou Jianfeng, Shen Anjiang, et al. Geochemical characteristics and origin of dolomite:A case study from the middle assemblage of Majiagou Formation Member 5 of the west of Jingbian gas field, Ordos Basin, North China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2014, 41(3): 375–384. DOI: 10.11698/PED.2014.03.15 ] |
| [8] | 李凤杰, 杜凌春, 赵俊兴, 等. 鄂尔多斯盆地苏东地区马家沟组五段5亚段白云岩成因[J]. 石油学报, 2016, 37 (3): 328–338. [ Li Fengjie, Du Lingchun, Zhao Junxing, et al. Dolomite genesis in Member Ma55 of Majiagou Formation, Sudong area, Ordos Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2016, 37(3): 328–338. DOI: 10.7623/syxb201603005 ] |
| [9] | 包洪平, 杨帆, 蔡郑红, 等. 鄂尔多斯盆地奥陶系白云岩成因及白云岩储层发育特征[J]. 天然气工业, 2017, 37 (1): 32–45. [ Bao Hongping, Yang Fan, Cai Zhenghong, et al. Origin and reservoir characteristics of Ordovician dolostones in the Ordos Basin[J]. Natural Gas Industry, 2017, 37(1): 32–45. DOI: 10.3787/j.issn.1000-0976.2017.01.004 ] |
| [10] | 黄思静. 碳酸盐岩的成岩作用[M]. 北京: 地质出版社, 2010: 108-110. [ Huang Sijing. Carbonate diagenesis[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2010: 108-110. ] |
| [11] | 侯方浩, 方少仙, 赵敬松, 等. 鄂尔多斯盆地中奥陶统马家沟组沉积环境模式[J]. 海相油气地质, 2002, 7 (1): 38–46. [ Hou Fanghao, Fang Shaoxian, Zhao Jingsong, et al. Depositional environment model of middle Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin[J]. Marine Origin Petroleum Geology, 2002, 7(1): 38–46. ] |
| [12] | 熊鹰, 李凌, 文彩霞, 等. 鄂尔多斯盆地东北部奥陶系马五1+2储层特征及成因[J]. 石油与天然气地质, 2016, 37 (5): 691–701. [ Xiong Ying, Li Ling, Wen Caixia, et al. Characteristics and genesis of Ordovician Ma51+2 sub-member reservoir in northeastern Ordos Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2016, 37(5): 691–701. DOI: 10.11743/ogg20160509 ] |
| [13] | 苏中堂. 鄂尔多斯盆地古隆起周缘马家沟组白云岩成因及成岩系统研究[D]. 成都: 成都理工大学, 2011: 46-76. [ Su Zhongtang. The study of dolomite genesis and diagenisis system of Majiagou Formation around Paleo-uplift, Ordos[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology, 2011: 46-76. ] |
| [14] | 杨华, 付金华, 魏新善, 等. 鄂尔多斯盆地奥陶系海相碳酸盐岩天然气勘探领域[J]. 石油学报, 2011, 32 (5): 733–740. [ Yang Hua, Fu Jinhua, Wei Xinshan, et al. Natural gas exploration domains in Ordovician marine carbonates, Ordos Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2011, 32(5): 733–740. DOI: 10.7623/syxb201105001 ] |
| [15] | 杨西燕, 包洪平, 任军峰, 等. 鄂尔多斯盆地马家沟组马五5亚段白云岩类型及稳定同位素特征[J]. 天然气地球科学, 2015, 26 (4): 650–656. [ Yang Xiyan, Bao Hongping, Ren Junfeng, et al. Types of dolomites and characteristics of stable isotope from the Ma55 sub-member of Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2015, 26(4): 650–656. ] |
| [16] | 李文厚, 陈强, 李智超, 等. 鄂尔多斯地区早古生代岩相古地理[J]. 古地理学报, 2012, 14 (1): 85–100. [ Li Wenhou, Chen Qiang, Li Zhichao, et al. Lithofacies palaeogeography of the early Paleozoic in Ordos area[J]. Journal of Palaeography, 2012, 14(1): 85–100. DOI: 10.7605/gdlxb.2012.01.008 ] |
| [17] | 何治亮, 魏修成, 钱一雄, 等. 海相碳酸盐岩优质储层形成机理与分布预测[J]. 石油与天然气地质, 2011, 32 (4): 489–498. [ He Zhiliang, Wei Xiucheng, Qian Yixiong, et al. Forming mechanism and distribution prediction of quality marine carbonate reservoirs[J]. Oil & Gas Geology, 2011, 32(4): 489–498. DOI: 10.11743/ogg20110401 ] |
| [18] | 范明, 何治亮, 李志明, 等. 碳酸盐岩溶蚀窗的形成及地质意义[J]. 石油与天然气地质, 2011, 32 (4): 499–505. [ Fan Ming, He Zhiliang, Li Zhiming, et al. Dissolution window of carbonate rocks and its geological significance[J]. Oil & Gas Geology, 2011, 32(4): 499–505. DOI: 10.11743/ogg20110402 ] |
| [19] | 韩敏强, 蒲仁海, 刘海娟, 等. 鄂尔多斯盆地延长探区奥陶纪末古地貌恢复与储层预测[J]. 石油与天然气地质, 2011, 32 (5): 760–767. [ Han Minqiang, Pu Renhai, Liu Haijuan, et al. Reconstruction of the late Ordovician palaeogeomorphology and reservoir prediction in Yanchang exploration area, the Ordos Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2011, 32(5): 760–767. DOI: 10.11743/ogg20110515 ] |
| [20] | 杨华, 王宝清, 孙六一, 等. 鄂尔多斯盆地中奥陶统马家沟组碳酸盐岩碳、氧稳定同位素特征[J]. 天然气地球科学, 2012, 23 (4): 616–625. [ Yang Hua, Wang Baoqing, Sun Liuyi, et al. Characteristics of oxygen and carbon stable isotopes for middle Ordovician Majiagou Formation carbonate rocks in the Ordos Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2012, 23(4): 616–625. ] |
| [21] | 付金华, 王宝清, 孙六一, 等. 鄂尔多斯盆地苏里格地区奥陶系马家沟组白云石化[J]. 石油实验地质, 2011, 33 (3): 266–273. [ Fu Jinhua, Wang Baoqing, Sun Liuyi, et al. Dolomitization of Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin[J]. Petroleum Geology & Experiment, 2011, 33(3): 266–273. DOI: 10.11781/sysydz201103266 ] |
| [22] | 强子同. 碳酸盐岩储层地质学[M]. 东营: 中国石油大学出版社, 1998: 23-35. [ Qiang Zitong. Carbonate reservoir geology[M]. Dongying: China University of Petroleum Press, 1998: 23-35. ] |
| [23] | Allan J R, Wiggins W D. Dolomite reservoirs:Geochemical techniques for evaluating origin and distribution (AAPG Continuing Education Course Note Series No. 36)[J]. Tulsa:AAPG, 1993: 83–129. |
| [24] | 黄思静. 碳酸盐矿物的阴极发光性与其Fe, Mn含量的关系[J]. 矿物岩石, 1992, 12 (4): 74–79. [ Huang Sijing. Relationship between cathodoluminescence and concentration of iron and manganese in carbonate minerals[J]. Mineralogy and Petrology, 1992, 12(4): 74–79. ] |
| [25] | Pierson B J. The control of cathodoluminescence in dolomite by iron and manganese[J]. Sedimentology, 1981, 28(5): 601–610. DOI: 10.1111/sed.1981.28.issue-5 |
| [26] | Machel H G. Concepts and models of dolomitization:a critical reappraisal[J]. Geological Society, London, Special Publications, 2004, 235(1): 7–63. DOI: 10.1144/GSL.SP.2004.235.01.02 |
| [27] | Mcarthur J M, Burnett J, Hancock J M. Strontium isotopes at K/T boundary[J]. Nature, 1992, 355(6355): 28. DOI: 10.1038/355028a0 |
| [28] | Palmer M R, Edmond J M. The strontium isotope budget of the modern ocean[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1989, 92(1): 11–26. DOI: 10.1016/0012-821X(89)90017-4 |
| [29] | 刘英俊, 曹励明, 李兆麟, 等. 元素地球化学[M]. 北京: 科学出版社, 1984. [ Liu Yingjun, Cao Liming, Li Zhaolin, et al. Element geochemistry[M]. Beijing: Science Press, 1984. ] |