浊沸石胶结及其形成与火山物质的关系

胶结作用是指从孔隙溶液中沉淀出的矿物质将松散的沉积物固结起来的作用，是使沉积层中孔隙度和渗透率降低的主要原因之一。通过孔隙溶液沉淀出胶结物的种类很多，但就数量而言，主要的胶结物有二氧化硅和碳酸盐两类。胶结物的生长方式多种多样，可以以次生加大形式出现（如二氧化硅在碎屑石英颗粒表面上形成次生加大边），也可以在不同的底质上沉淀，或沉淀于颗粒间的孔隙中，如碳酸盐晶粒的粒间胶结以及沸石矿物的粒间胶结等。

胶结作用可以发生在成岩作用的各个阶段，尤其是成岩作用晚期，也可发生在表生成岩期。不同时期的成岩环境中孔隙水的物理化学性质（如盐度、温度、pH、氧化—还原电位、微量元素种类和含量等）不同，形成的胶结物世代和特征也不同。后期形成的胶结物可以交代早期的胶结物，也可以发生胶结物的溶解即去胶结作用，形成次生孔隙。

研究区常见的胶结作用主要有硅质胶结和不同期次碳酸盐胶结，以及少量浊沸石胶结物。

4.2.2.1　硅质胶结

当孔隙流体中SiO2含量达到过饱和而在孔隙中发生沉淀，称之为硅质胶结作用，它是化学成岩作用的主要类型之一。硅质胶结作用在研究区砂岩中分布普遍，但含量较少（1%～3%）。硅质胶结主要表现形式：

（1）呈晶形完美的六方双锥晶体赋存在粒间孔中（附图Ⅴ-3、附图Ⅵ-5）。

（2）以雏晶状分布在颗粒表面（Ⅰ级加大）（附图Ⅴ-4）或在颗粒表面连接成较大晶面（Ⅱ级加大），甚至包裹颗粒表面形成完整晶面（Ⅲ级加大）等形式出现。

（3）常与自生绿泥石集合体共生。

通常认为提供硅质胶结物SiO2来源主要有：①碎屑石英颗粒间的压溶作用，在研究区有岩芯薄片的井段中，石英颗粒间压溶现象很少被观察到，说明压溶作用不可能为硅质胶结物形成提供大量物质来源。②黏土矿物成岩反应过程中释放出来的SiO2，如蒙脱石向高岭石转化时，可提供丰富的SiO2，但在薄片观察中类似的成岩现象也并不常见。③碎屑骨架颗粒中，特别是酸性环境中不稳定矿物如斜长石、钾长石以及由这些矿物组成的凝灰岩屑、花岗岩屑中普遍发生过溶蚀作用，在该反应中一个单位体积的钾长石可产生0.43个单位体积的SiO2，成岩反应如下：

结合研究区碎屑岩成分成熟度较低和长石岩屑等溶蚀普遍的现象，可以判断长石类酸不稳定矿物的溶解为硅质胶结物的形成提供了主要物质来源。

硅质胶结作用主要通过在碎屑石英颗粒表面上同轴生长的石英次生加大边和碎屑颗粒表面的自形晶体形式来破坏粒间孔。总体来说，其储层效应为降低孔隙度，使得岩石变得致密。但一定量的硅质胶结物的形成，也可以增强砂岩的抗压实强度，阻止压实作用对剩余原生粒间孔的破坏，从这一方面讲，还是具有一定的积极意义的。

4.2.2.2　浊沸石胶结

浊沸石的形成与火山物质的水化、长石及岩屑等不稳定组分溶蚀以及黏土矿物转化等关系密切，尤其是火山物质，几乎成为浊沸石形成必备的条件。

浊沸石在砂岩中以两种形式出现：一是作为孔隙充填物大量出现，往往呈连晶状，主要分布在工区的西南部边缘的里77井附近；二是浊沸石含量低时呈斑状、星点状，以交代矿物颗粒（主要是斜长石）的形式出现，沿斜长石的双晶纹或解理缝分布，或者以微小的板状小晶体存在。

工区内浊沸石胶结物不是很发育，只在西南部边缘的里77井长63层位砂体中浊沸石胶结物比较发育，其他地区也有零星分布，比如白142井。

4.2.2.3　碳酸盐胶结作用(www.xing528.com)

研究方法是先通过偏光显微镜和扫描电镜对样品进行岩石学和矿物学的研究。在磨制薄片前，先将融化的蓝色或红色树脂加压注入样品柱中，待冷却后制成铸体薄片，从中可以清晰地观察到砂岩中的孔隙类型、形状、分布特征和骨架颗粒间的接触关系，并且便于统计分析。利用带数码照相系统的CARL ZEISS Axioskop 40 Pol型偏光显微镜进行观察、统计和记录，并对典型现象进行照相。每个薄片不少于300点，借此可直观地从岩石学和矿物学的角度，研究不同成岩自生矿物的成分、晶体形态、赋存状态和形成的先后关系以及对砂岩孔隙的影响。对光性特征不明显的自生矿物，则利用扫描电镜（SEM）和能谱分析仪（EDS）作进一步的微区形貌和微区成分分析，从而达到精确分析的目的。用提前配制的铁氰化钾和茜素红混合溶液在薄片局部滴试，充分反应20min后，砂岩中不同期次碳酸盐矿物可呈现出不同的颜色，通常较纯的方解石与溶液反应后呈橘红色，含铁方解石呈紫红色或深红色，铁白云石呈亮蓝色。在此基础上，优先选出含单一碳酸盐胶结物的样品来分析氧碳同位素组成。将样品磨成粉末后，取适量放入试管中，加入过量的饱和磷酸，在真空玻璃系统上抽去试管中的空气，再将磷酸与样品混合，放入90℃以上的水浴锅中充分反应，待反应完全（30min以上），上玻璃制备系统将试管内气体（CO2）纯化，并转移至样品管中。同位素分析利用Finnigan MAT252型稳定同位素质谱仪。所测同位素比值以PDB标准的δ千分率偏差给出，重复试验采用试验室内部标准完成，氧碳同位素分析精度0.02‰。上述分析测试工作均在中国科学院油气资源重点实验室完成。

从碎屑沉积物沉积埋藏到固结成岩的整个过程中都伴随有碳酸盐的胶结作用。碳酸盐胶结物在不同成岩阶段均有析出，只是在晶形和成分上有较大差异，这主要受控于不同成岩阶段中流体—岩石相互作用的效应和成岩流体酸碱度、氧化还原电位等成岩环境参数控制。工区内碳酸盐胶结作用普遍存在，主要可分为早、中、晚三期。

（1）早期碳酸盐胶结物。早期的泥晶碳酸盐主要呈孔隙充填物形式沉积下来，晶形通常为泥晶、微晶（附图Ⅱ-1～附图Ⅱ-4），是直接从砂层孔隙水中沉淀形成的，这时的温度、压力接近常温常压，当孔隙水中溶解的碳酸盐物质达到过饱和时，就可以直接沉淀出来。它们与沉积水介质中CaCO3在碱性条件下达到过饱和沉淀有关。研究区内早期碳酸盐胶结物多以泥晶团块或灰泥基质形式充填在颗粒之间。早期碳酸盐胶结物含量较高，变化为10%～30%，多形成钙质砂岩。另外还可见亮晶方解石呈连晶式胶结，使碎屑颗粒“漂浮”在胶结物中，粒间体积大，碎屑颗粒未遭受压实改造，说明形成时期较早。早期碳酸盐胶结物一般不交代碎屑颗粒，而且可提高砂岩抗压实能力，为后期溶蚀作用的发生提供溶蚀物质，并产生次生孔隙，因此，在这种意义上说，早期碳酸盐胶结作用是一种建设性的成岩作用。其主要于早成岩阶段，一般发生在主要压实期以前。

（2）中期碳酸盐胶结物。随着埋深加大，温度升高、pH增大、CO2分压降低，溶解的碳酸盐可以发生重结晶作用，形成自形的细晶方解石胶结物。这类胶结物多呈斑状、分散晶粒状分布，可见交代或包裹早期泥微晶碳酸盐胶结物现象，因此可以判断其形成时间晚于早期碳酸盐。

研究区内中期碳酸盐胶结物多为分散状孔隙式胶结物，充填在颗粒之间，成分多为（含铁）方解石，多呈洁净、大晶粒状，含量不高，变化为2%～8%，多形成含钙砂岩。中期碳酸盐充填在剩余粒间孔中，碎屑颗粒之间多呈线接触，表明砂岩已遭受压实改造，因此这类胶结物形成时期较晚（附图Ⅱ-5、附图Ⅱ-6、附图Ⅲ-1、附图Ⅲ-2）。形成时间在主要压实期之后和油气侵入之前，成岩阶段主要在中成岩阶段A2期。

（3）晚期碳酸盐胶结物。在成岩晚期，由于地层埋藏深度大，温度和压力增高，在相对高温、高压、缺氧还原条件下，孔隙水中含大量的由黏土矿物或黑云母转化而产生的Fe2+和Mg2+，当CO2分压降低时，这些离子很容易结合到方解石或白云石的晶格中去，形成含铁的晚期碳酸盐矿物（附图Ⅲ-3～附图Ⅲ-6）。在华庆地区主要是铁方解石和少量的铁白云石。

在成岩晚期，特别是在中成岩阶段B期，由于地层埋藏深度大，温度和压力增高，在高温缺氧的还原环境下，形成含铁的晚期碳酸盐矿物，主要为铁方解石，少量为铁白云石。多呈洁净、大晶粒状，含量不高，变化为1%～3%。晚期铁白云石多充填在剩余粒间孔中，并强烈交代石英和长石等骨架颗粒（附图Ⅲ-1），形成时间为油气侵入之后的中成岩阶段A2期～B期。

不同期次碳酸盐胶结物可以从其矿物成分、结构特征、染色特征、碳氧同位素组成以及它们之间的相互交代、穿插和叠置关系加以判断。在不同的成岩环境下，碳酸盐胶结物中氧碳同位素组成有明显的差别和一定的规律，特别是胶结物中碳同位素组成可以指示成岩流体中碳的来源，而氧同位素主要反映胶结物结晶时的温度和流体成分。来源于不同成因机制的碳酸盐胶结物往往具有不同的碳氧同位素值分布范围，其主要规律为：①在0～10m范围内，由细菌作用引起的硫酸盐还原作用，δ13C值为-25‰，δ18O值为-2‰～0；②10～1000m，由细菌引起的发酵作用，δ13C值为15‰，δ18O值为-5‰～-1.5‰；③在1000m以下，由于干酪根降解过程中形成的有机酸加入，δ13C值为-20‰，δ18O值为-7‰～-3.5‰。当然在有混合情况下，碳同位素负值范围有所下降。图4-4为鄂尔多斯盆地延长组不同期次碳酸盐胶结物鉴别标志。

图4-4　鄂尔多斯盆地延长组不同期次碳酸盐胶结物鉴别标志

碳酸盐胶结物的成岩相划分主要参考其含量来划分的，具体标准见表4-2。

表4-2　碳酸盐成岩相划分标准

图4-5　华庆地区延长组长63和长81的碳酸盐胶结成岩相分布

从图4-5可以看出，主要层位长63和长81的碳酸盐胶结成岩相呈现出中部和南部总体处在碳酸盐中等发育成岩相，主要为重力流沉积岩发育区；北部总体处在碳酸盐弱发育相区，主要为牵引流控制的三角洲分流河道沉积区。