碳酸鹽巖中地開石的分布特征及其成因①

伏美燕 張哨楠 胡 偉

(油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室(成都理工大學)成都理工大學能源學院 成都 610059)

碳酸鹽巖中地開石的分布特征及其成因①

伏美燕 張哨楠 胡 偉

(油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室(成都理工大學)成都理工大學能源學院 成都 610059)

塔里木盆地巴楚-麥蓋提地區石炭系小海子組碳酸鹽巖中存在大量地開石,利用X射線粉晶衍射對該礦物進行了鑒定,利用陰極發光顯微鏡和掃描電鏡對地開石的形態與分布進行了研究。地開石晶體為短柱狀,晶體大小約3～13μm,分布在溶蝕孔、白云石晶間孔和縫合線的溶解段中。經巖石薄片和陰極發光觀察,發現在地開石出現的巖樣中存在螢石。地開石與螢石組合的出現,表明該地區小海子組存在著熱液活動。經統計,地開石和螢石通常富集于某一層,可追蹤熱液流體來源的深度。由于地層中未見地開石的前身礦物,并且在溫度低于100℃的地層中也出現了地開石,推斷該區地開石為熱液成因。熱液流體不僅為地開石形成創造了條件,還導致了小海子組碳酸鹽巖產生大量溶蝕孔隙。熱液與巖石間的水巖反應導致螢石交代白云石,溶孔壁白云石重結晶。通過對儲層物性數據的分析,表明熱液溶蝕能明顯增加孔隙度,但螢石和地開石的形成對孔隙度起破壞作用。熱液溶蝕是小海子組碳酸鹽巖儲層形成的重要機理,對指導該區油氣勘探具有實際意義。

塔里木盆地 小海子組 地開石 螢石 碳酸鹽巖 熱液

0 引言

高嶺石在地殼巖石中分布廣泛,高嶺石的多型地開石卻不太常見,1960年以前的研究普遍認為地開石與熱液改造帶和礦石巖脈密切相關。沉積巖中的地開石常出現在煤系地層[1]和砂巖[2～4]中。碳酸鹽巖中地開石的相關報道尚不多見,如鄂爾多斯盆地中奧陶統風化殼[5]、塔里木盆地下奧陶統風化殼[6]、歐洲西北部石炭系Chalk組灰巖[7]和美國堪薩斯州南部賓夕法尼亞系灰巖[8]。前人研究認為,砂巖中成巖地開石是高嶺石在隨埋藏溫度升高和水/巖比增加的情況下轉化而來[2],通常發生在100～130℃[3,9],因此常作為古地溫指示物。而熱液成因的地開石能夠在較高溫度下直接從富Si和Al的成巖流體中沉淀出來[7]。本次研究在塔里木盆地巴楚-麥蓋提地區石炭系小海子組碳酸鹽巖中發現了大量地開石,利用X射線粉晶衍射對地開石進行了鑒定,利用陰極發光顯微鏡和掃描電鏡對地開石的形態和分布進行了研究,討論了地開石的成因,為孔隙流體的演化提供了巖相學證據,并解釋了小海子組碳酸鹽巖儲層發育機理。

1 地質背景

研究區位于塔里木盆地西部巴楚-麥蓋提地區,位于中央隆起帶西段,面積4.3 X104km2。巴楚-麥蓋提地區已有鉆井60余口,主要分布在該區南部。石炭系小海子組是該區重要的油氣產層,儲集巖主要為顆粒灰巖和白云巖,儲層厚度50～80 m,分布在巴什托、亞松迪和鳥山瑪扎塔克構造帶。本文研究區包括巴什托與亞松迪兩個構造帶上的7口鉆井(見圖1)。鉆井所在地區發育兩條深大斷裂及一些小斷層(據完井地質報告)。巴什托構造受到群庫恰克斷層影響,該斷層切割二疊系-寒武系,主要活動期為加里東晚期-海西早期。亞松迪構造位于色力布亞斷裂上盤,受色力布亞斷裂,亞松迪Ⅰ號斷裂及其他小斷裂的影響,斷裂主要活動期為海西晚期,導致了晚二疊世～早第三世的長期剝蝕。塔里木盆地石炭紀是繼奧陶紀后的第二次大的海侵期,海水自西向東入侵,至晚石炭世構造活動性減弱,而海侵的影響達到最高峰,沉積了小海子組,為一套碳酸鹽巖夾泥的沉積物。這套地層在研究區埋藏深度從1 944 m至4 457 m,根據周中毅[10]提出的塔里木盆地西部石炭系地溫梯度為3℃/100 m計算,現今地溫為83～ 158℃。

圖1 研究區地理位置及井位圖Fig.1 Map of the study area and the location of wells

圖2 巴楚-麥蓋提地區巴探3井小海子組地層綜合柱狀圖Fig.2 The stratigraphic column of XiaoHaizi Formation in Well BT3 at Bachu-Markit area

2 巖性特征與成巖作用

研究區石炭系是一套以碎屑巖為主,夾三套碳酸鹽巖的地層,自下而上可劃分為巴楚組、卡拉沙依組和小海子組(圖2)。碎屑巖段包括巴楚組下泥巖段、中泥巖段和卡拉沙依組的上泥巖段,以泥巖和粉砂巖為主。碳酸鹽巖段包括生屑灰巖段、標準灰巖段和小海子組的純灰巖段。根據古生物鑒定資料,晚石炭世馬平期存在5 X 106a的沉積間斷[11],但是未形成明顯的不整合面,不發育風化殼[12]。

小海子組巖性以泥晶灰巖為主,其次為泥微晶粒屑灰巖、亮晶粒屑灰巖和(含)泥質灰巖,為碳酸鹽巖開闊臺地沉積[13]。粒屑成分主要為生物碎屑、砂屑和少量鮞粒。生物碎屑包括有孔蟲、腹足、隱藻、藻屑、棘屑及瓣鰓類。顆粒灰巖或白云巖中多發育粒內溶孔和粒間溶孔,溶蝕孔徑一般為1～5μm。研究區構造作用發育,沿斷裂發育的致密泥晶灰巖和白云巖易產生裂縫[13]。巴楚地區小海子組灰巖具有海水成巖環境特征[14],在顆粒灰巖、生屑灰巖中通常可見方解石的兩期膠結,原生粒間孔幾乎被破壞殆盡,僅少量淡水微淋溶改造而形成的粒間溶孔、溶解縫。而高能灘相豆狀礫屑灰巖,由于海水膠結作用較弱,保存了大量連通性好的原生粒間孔和生物體腔孔,受淡水淋溶后,還形成了少量鑄模孔[14]。麥蓋提斜坡區小海子組物性條件比巴楚隆起區好,這與該區普遍經歷了大氣淡水成巖環境,加上發生了埋藏白云石化有關,形成了以淡水溶解-白云化段為主的建設性復合成巖段,形成以晶間孔為主的早期基質孔隙體系,后經大氣淡水淋溶改造,早期晶間孔經溶蝕擴大,而演變為晶間溶孔、晶內溶孔和針孔[14]。

3 地開石分布特征與成因

3.1 地開石的鑒定與形態特征

研究區內石炭系小海子組碳酸鹽巖中發現了大量自生高嶺石族礦物,見于亞松迪構造上的巴參1井、巴開1井、巴探2井和巴探3井,巴什托構造上的巴探4井、麥4井和麥10井等,在巴什托構造的鉆井中該高嶺石族礦物含量普遍較高。

這些高嶺石族礦物,在正交偏光下干涉色為一級灰白,手風琴狀。為鑒定該礦物類型,進行了X射線粉晶衍射分析。選取巖石碎樣,找到白色補丁狀的粘土礦物,刮取少量樣品,用于單礦物的X射線粉晶衍射分析。將衍射曲線(圖3)與地開石的標準PDF卡片對照后,確認該高嶺石族礦物為地開石。衍射曲線中缺乏高嶺石所特有的d=4.18,3.14,2.56一系列發射。由于取樣時混有極少量白云石,衍射曲線上出現的三個雜峰(Do)為白云石的特征發射。

圖3 塔里木盆地巴楚-麥蓋提地區石炭系小海子組灰質白云巖中地開石的X射線粉晶衍射圖(圖中Do代表白云石的衍射峰;.為地開石衍射峰)Fig.3 The X-ray diffraction pattern of dickite in calcite dolostone in Carboniferous Xiaohaizi Formation at Bachu-Markit area in Tarim Basin (Do-the diffraction peak of dolomite;.-the diffraction peak of dickite)

圖4 塔里木盆地巴楚-麥蓋提地區石炭系小海子組灰質白云巖中地開石的掃描電鏡照片(放大倍數為2000倍,可見地開石為短柱狀晶體,不同于高嶺石)Fig.4 The SEM photo of dickite in calcite dolostone in Carboniferous Xiaohaizi Formation at Bachu-Markit area in Tarim Basin (Themagnification was2000.The crystal of dickite was blocky, which was different from kaolinite)

小海子組碳酸鹽巖中的地開石全充填或半充填溶孔,生物體腔孔和縫合線的溶解段,并可見地開石分散在白云石的晶間孔中。地開石是高嶺石的多型,對二者的描述和X射線衍射特征可見Bailey SW[15]的報道。地開石晶體較高嶺石粗大,直徑大約3～13 μm(圖4)。從晶形上看,高嶺石普遍呈書頁狀、蠕蟲狀集合體,而地開石為短柱狀(圖4)。在陰極發光顯微鏡下觀察,地開石的發光顏色為淡紫色。通常高嶺石族礦物的陰極發光顏色為深藍色光,是由400 nm附近有一較寬的色散帶引起[16]。本研究中觀察到地開石發淡紫色光是由于巖石薄片是由環氧樹脂粘合,導致發光顏色產生了偏差。高嶺石族礦物能夠產生可見的陰極發光與存在輻射誘發的晶體缺陷中心有關,該族礦物包括Si-O,Al-O-Al兩種缺陷中心,并且發光強度與晶體缺陷中心的數量正相關[16]。在地開石充填的孔隙中,未見任何前身礦物的存在,說明了這種礦物是自生礦物而不是碎屑或交代來源。在砂巖中的成巖地開石是由高嶺石轉化而來,從晶體形態組合上具有從無序高嶺石-有序高嶺石+無序地開石-無序地開石+有序地開石-有序地開石的演化過程[17]。因此,大多情況下是高嶺石與地開石的混層礦物[1]。前人研究[17]指出在砂巖中高嶺石和地開石這兩種多型在一段深度內能夠共存。因而,在砂巖中使用地開石古地溫計時,需考慮結晶度的問題[5]。而碳酸鹽巖中作為自生礦物存在的地開石是在較高溫度下直接從富Si和Al的流體中沉淀的,位于高嶺石——地開石演化的頂端,所以結晶度相對較高[5,7]。

3.2 成巖序列

經巖石薄片鑒定,小海子組中的地開石形成時間較晚。在一些變形的生物體腔孔中可見地開石,反映了地開石形成于粒間壓實之后。地開石全充填在縫合線的溶解段中,說明地開石形成于縫合線化之后。

在小海子組粒屑灰質白云巖中方解石是分布最廣的膠結物,經茜素紅-鐵氰化鉀染色后部分為紅色,少量為藍紫色,表明以早期膠結的無鐵方解石為主,晚期含鐵方解石膠結物的分布范圍較小。方解石膠結物的來源可能是縫合線化導致碳酸鈣溶解并釋放至孔隙水中。鏡下觀察發現在方解石膠結物臨近的溶孔內存在地開石,推斷地開石形成較方解石晚。

小海子組碳酸鹽巖中還可見少量陸源石英[13]。在溶蝕孔隙較發育的殘余粒屑灰質白云巖中可見碎屑石英發生了次生加大,甚至僅在溶孔一側發生次生加大,反映成巖過程中發生過硅質膠結,形成于溶蝕作用之后。

經熒光顯微鏡觀察,發現粒屑灰質白云巖的所有溶孔、白云石晶間孔和地開石的晶間孔均發綠色或黃綠色熒光。地開石晶間孔中偶爾可見黃褐色瀝青充填,熒光顯微鏡下發綠色光或黃綠色光。由于油氣占據孔隙后,孔隙水被排除,阻止了成巖作用的進行,地開石無法從孔隙水中沉淀。因此,油氣應當在地開石形成后充注。巴什托地區油氣充注有兩期,分別發生在海西晚期和喜瑪拉雅晚期[13]。

在地開石產出的巖石中,可見螢石與地開石共生。在正交偏光下螢石全消光,陰極發光顏色為帶藍色-紫色。螢石的陰極發光顏色與其含有稀土元素有關[18],不同于地開石的發光機理。螢石大多全充填或半充填溶孔,少數呈螢石脈充填在微裂縫中。在地開石與螢石共生的巖樣中,可見地開石晶體呈鑲嵌狀分散在螢石晶體之中,推測螢石形成時間應與地開石同時,或地開石稍早。另外,還可見大量黃鐵礦零散分布。

3.3 地開石成因

目前,地開石成因研究主要集中在砂巖中[17,19,20]。隨埋藏深度增加,砂巖中高嶺石會逐漸轉化為地開石,主要反映在晶體形態上,從蠕蟲狀集合體轉變為短柱狀晶體[3-4]。該過程與溫度和埋藏深度有關[17,19,20]。地開石出現在砂巖中往往是深埋藏條件的重要指示物[17]。除了溫度,較大的水/巖比例也能夠加強地開石的轉化[21],而較高的含油飽和度會阻止地開石化[2]。

砂巖中,高嶺石或地開石是酸性環境下富鋁礦物與孔隙流體發生水巖反應的產物,需要淡水或富CO2的有機流體。以鉀長石為例的反應式如下:

在大氣淡水影響的淺埋藏砂巖中鉀長石溶解形成的高嶺石為蠕蟲狀集合體。當溫度達到120～ 140℃,高嶺石可能與殘余的鉀長石反應形成伊利石[22]。而在有機質成熟時的酸性環境中,成巖流體為富有機酸或CO2的流體。由于富CO2的有機流體大量形成的溫度為100℃,此時鉀長石溶解反應的產物則為地開石。在這種情況下,鉀長石溶解和地開石的沉淀應出現在與臨近泥質巖地層的接觸面上[4]。但是,大量研究實例表明砂巖中地開石是由蠕蟲狀高嶺石轉化而來,并不存在晚期地開石的直接沉淀[2]。

經薄片鑒定,研究區不同埋深的小海子組碳酸鹽巖中均存在地開石。若類似砂巖中,小海子組碳酸鹽巖中地開石是隨溫度增加由高嶺石轉化而來,則必須離風化殼較近,且要埋藏很深,才能達到形成地開石的溫度。然而,研究區小海子組內未見風化殼標志,而且亞松迪地區小海子組的埋深最小1 944 m,現今地溫僅為83℃。自海西晚期巴楚地區就一直處于隆升狀態,亞松迪地區小海子組的最大埋藏深度與現今相差不會太遠。根據Ehrenberg等[3],砂巖中高嶺石向地開石轉化的溫度100～130℃,而結晶度好的地開石的形成溫度在130℃左右。按塔里木盆西部石炭系3℃/100 m計算[10],需要埋藏至3 500m以上才能達到。因此,該地區地開石不可能由高嶺石轉化形成,而是自生礦物。

一般來說,碳酸鹽巖地層中很少出現地開石,因為地開石的形成需要足夠的溶解硅和鋁。淡水和海水中雖然硅含量較高,但溶解鋁的含量很低(分別為0.1～1μg/l和2μg/l)[7],并且碳酸鹽巖中通常缺乏富鋁礦物,地開石形成需要的鋁源難以得到滿足。但在巖漿-火山作用影響下,熱液沿斷層和裂縫流動可為碳酸鹽巖地層輸入溶解鋁。當熱液穿過泥質巖時,能夠帶走其中的有機質和鋁,鋁能通過與有機酸絡合而使溶解度急劇增加[23]。在熱液流動產生的較高地層溫度下,鋁與硅反應可沉淀出結晶有序度好的地開石[8]。研究區小海子組碳酸鹽巖理論上能夠提供地開石形成需要的鋁和硅。首先,小海子組碳酸鹽巖泥質含量較高,實驗顯示其中酸不溶物含量可達3.2% ～12%,并且小海子組下部存在卡拉沙依組泥巖,可以提供鋁源。其次,小海子組碳酸鹽巖中硅的濃度較高,因為碎屑石英發生了次生加大,說明流體中存在硅的過飽和。在研究區內發育多條斷裂,如深大斷裂色力布亞斷層,主要活動期為海西晚期,石炭系地層在其影響范圍之內。這些斷層活動為熱液流體流動提供了可能。因此,小海子組碳酸鹽巖中的地開石很可能是熱液作用形成,但需要更多的巖相學證據。經過薄片鑒定和陰極發光顯微鏡觀察,發現在地開石產出的巖樣中可見螢石(圖5A,B)。螢石為高溫氟化物礦物,一般與熱液活動相關[24,25],它與地開石的同時出現,代表了當地確實存在熱液活動。小海子組中出現的地開石和螢石礦物組合與塔里木盆地奧陶系的熱液礦物組合[24]不同,可能一方面由于奧陶系埋藏深,得到的深部物質較多,而石炭系埋藏較淺,深部物質輸入較少。另一方面是由于熱液流經地層的巖性不同,導致化學組成不同,從而形成了不同的礦物組合。奧陶系主要發育海相白云巖和灰巖,而石炭系巖性復雜,發育泥巖、粉砂巖、硬石膏巖、灰巖和白云巖。

根據薄片觀察,小海子組碳酸鹽巖中地開石和螢石的含量在各井區之間具有明顯差異,反映了受熱液改造的程度不同,與各井區小海子組所穿過斷層和裂縫的分布有關。如巴探4井4 312.11 m殘余粒屑灰質白云巖與上下地層相比,地開石和螢石異常發育,全充填或半充填微裂縫和溶蝕孔洞,僅少量溶孔未被充填,反映了受熱液影響程度較大。根據巖芯觀察記錄,該層對應巖芯中發育垂直裂縫,巖芯破碎嚴重,具有烘烤現象,充分反映了4 312.11 m附近受斷層引起的熱液流體影響最大。巴探3井1 911.72 m至1 921.48 m巖石薄片中可見大量螢石,并且埋深與螢石含量負相關,隨深度增加螢石含量逐漸降低。根據巖芯觀察,該井1 918.28 m～1 927.31 m發育斷層角礫巖,為斷層切穿層位,與所觀察到的螢石和地開石大量發育的情況相吻合。由于1 911.72 m螢石含量相對最高,推測沿斷層流動的熱液在此深度附近進入巖層。其它鉆井,如麥4井、麥10井、巴參1井等,地開石和螢石的含量變化也具有富集于某一層的特點,以此可追蹤熱液流體的來源深度。

4 地開石對儲層形成機理的指示

小海子組碳酸鹽巖儲層是塔里木盆地西部重要的油氣產層,油氣主要儲集空間為裂縫和溶蝕孔隙。前人研究[14]認為該儲層中大量溶蝕孔隙主要產生于淡水溶蝕。然而,小海子組頂部不存在明顯的不整合面或風化殼(圖2)。因此,淡水溶蝕的影響范圍不會太大,該區儲層還存在其他形成機理。根據本次研究,小海子組碳酸鹽巖中廣泛存在的地開石和螢石組合反映了熱液流體的存在。熱液溶蝕可能是形成小海子組碳酸鹽巖儲層中大量溶蝕孔隙的主要因素。熱液溶蝕的主要依據是螢石交代白云石,以及溶孔壁的白云石發生了重結晶。首先,螢石的形成是富含氟的流體與富 Ca2+的巖石或水之間相互反應的結果[26]。圖5A中可見大塊螢石中存在殘余白云石,陰極發光顏色為橙色,說明螢石是通過交代白云石的方式形成。螢石交代白云石可用以下反應式表示:

伴隨二疊系的巖漿-火山作用,塔里木盆地存在一定規模的熱液流體[25],熱液流體將氟帶入碳酸鹽巖地層中,通過與白云石發生反應,形成了螢石。螢石交代白云石的過程即是熱液流體與白云石之間的水巖反應過程,而在無螢石沉淀處白云石發生溶解,可擴大前期的粒間孔和白云石晶間孔形成大量溶蝕孔隙。其次,在未被地開石或螢石充填的溶蝕孔隙中,可見孔隙壁發生了白云石重結晶(圖5E,F),晶粒可達粉晶,區別于微晶基質。在埋藏條件下缺少流動的地層水,白云石不易發生重結晶,而熱液流體通常溫度較高并且富含CO2,能加速白云石重結晶,并可使白云石發生溶解[24]。這些重結晶白云石的陰極發光為暗紅色,而基質白云石為橙黃色,發光顏色越暗代表Fe/Mn越高,Fe是陰極發光的淬滅劑,從而說明了流體中富含元素Fe。另外,在反射光下觀察,在重結晶白云石與基質白云石之間的接觸面上可見一圈不連續的黃鐵礦邊,表明這些黃鐵礦是化學成因,流體中富含H2S.H2S可能為石炭系下部地層中廣泛存在的硬石膏與烴類反應的產物。同時,也說明了重結晶白云石形成時間在黃鐵礦沉淀之后。

圖5 巴楚-麥蓋提地區石炭系小海子組巴探4井灰質白云巖薄片照片(左為陰極發光照片,右為單偏光照片.X100.Do-白云石;Dic-地開石;Fl-螢石)(A-B:巴探4井4 312.11 m薄片,螢石與地開石共同充填溶蝕孔隙,部分地開石晶體呈鑲嵌狀分布在螢石晶體中.螢石陰極發光為紫色,地開石陰極發光為淡紫色.左下角為薄片邊緣;圖A中白色箭頭所指為殘余白云石.C-D:巴探4井4 312.11 m薄片,地開石充填粒間孔和溶蝕孔,陰極發光為淡紫色,單偏光下的黃色部分為未全充填的溶孔,因薄片在高電壓下被烤焦而成黃色.E-F:巴探4井4 312.11 m薄片,沿溶蝕孔壁白云石發生重結晶,晶體變得明亮而粗大,陰極發光為暗紅色,而基質白云石晶體小而污濁,陰極發光為橙色.單偏光下的黃色部分為溶蝕孔隙,因薄片在高電壓下被烤焦而成黃色.)Fig.5 The photos of thin section of calcite dolostone in Well BT4 of Carboniferous Xiaohaizi Formation at Bachu-Makit area (The left is the photo under CL;the right is the photo under single polar.X100.Do-dolomite;Dic-dickite;Fl-Fluorite) (A-B:The photos of thin section of BT4,at4 312.11 m.Fluorite and dickite completely filled in dissolved pore together,some dickite crystals scattered in fluorite likemosaic shape.The color of fluorite under CLwas violet,and dickitewasmauve.The leftbottom was the edge of thin section.The white arrow in A was the residual dolomite.C-D:The photosof thin section of BT4,at4312.11m.Dickite filled in intergranular and dissolved pore.The color of dickite under CL wasmauve.The yellow area under single polarwas dissolved porewithout completely filled in,because of being roasted under higher voltage.E-F:The photos of thin section of BT4,at4312.11m.Dolomites recrystallized along the dissolved pore wall,which were clean and bigger,the color under CL was dark red,while the crystals ofmatrix dolomite were smaller and dirty,the color under CL was orange.The yellow area under single polarwas dissolved pore,because of being roasted under higher voltage.)

熱液溶蝕能明顯改善小海子組碳酸鹽巖儲層的物性。通過對巴探4井小海子組碳酸鹽巖的實測孔隙度的分析,熱液溶蝕發育段的孔隙度大于未發生熱液溶蝕段。未發生溶蝕段的巖芯孔隙度范圍為0.8% ～3.6%,平均1.65%,熱液溶蝕段巖芯的孔隙度最大可達13.5%,平均9.7%。雖然熱液溶蝕能改善儲層物性,但是產生的螢石和地開石是堵塞孔隙的礦物,除地開石的晶間孔尚有一定儲集空間外,對儲層物性具有破壞作用。

5 結論

(1)塔里木盆地巴楚-麥蓋提地區石炭系小海子組碳酸鹽巖中存在大量自生地開石,與螢石共存,表明該地層中存在熱液活動。由于地層中未見地開石的前身礦物,并且在溫度低于100℃的地層中也出現了地開石,推斷該區地開石為熱液成因。在熱液影響下,當溫度超過100℃,由有機酸所絡合的鋁和地層中的硅反應可沉淀出地開石。

(2)由于不存在風化殼,小海子組碳酸鹽巖儲層大量發育的溶蝕孔隙不可能僅由淡水溶蝕形成,埋藏環境中的熱液溶蝕是形成小海子組碳酸鹽巖儲層的重要機理。沿斷層和裂縫分布的熱液溶蝕孔隙,是小海子組碳酸鹽巖主要的油氣儲集空間,是塔里木盆地石炭系小海子組碳酸鹽巖今后油氣勘探的重要方向。

致謝 本文曾得到黃思靜教授的幫助,在此表示感謝!

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The Distribution and Origin of Dickite in Carbonate

FU Mei-yan ZHANG Shao-nan HUWei
(State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation(Chengdu University of Technology), Energy Resource College of Chengdu University of Technology,Chengdu 610059)

Dickite was detected in carbonate of Xiaohaizi Formation at Bachu-Markit area,in Tarim Basin in this study.Identification of dickite wasmade by X-Ray diffraction.Through thin section and CL observing,themorphological character and distribution of dickitewere studied.Dickitewas blocky,and the size of its crystalwas3-13μm, which distributing widely in the dissolved pores,intercrystalline pores of dolomite,and in the dissolved segment of stylolites.The thin sections in study area were observed under cathode luminescence,and we found that there were some fluorites coexisting with dickite.Themineral association of dickite and fluorite illuminated that there was hydrothermal activity in Xiaohaizi formation in study area.Generally,dickite and fluorite were rich in certain layer,which can be use to trace the depth of hydrothermal fluid.Because of absence of a precursormineral,and dickite occurring in the formation with temperature less than 100℃,itwas proposed that dickite was hydrothermal origin.Hydrothermal fluid not only created the condition of dickite formation,but also led to form many dissolved pores in carbonate of Xiaohaizi Formation.The reaction between hydrothermal fluid and rock led to dolomite was replaced by fluorite,and dolomite recrystallized along the dissolved pore wall.Base on physical properties data of reservoirs,it's obvious that the hydrothermal corrosion canmake porosity increase.However,fluorite and dickite filled in pores could destroy porosity.As a result,we suggest that hydrothermal corrosion was the importantmechanism of carbonate reservoir formation in Xiaohaizi Formation,which can guide the oil and gas exploration in the future.

Tarim Basin;Xiaohaizi Formation;dickite;fluorite;carbonate;hydrothermal

伏美燕 女 1982年出生 博士研究生 油氣儲層評價與油藏地球化學 E-mail:fumeiyan08@ cdut.cn

P588.24 P578.96

A

1000-0550(2012)02-0310-08

①“十一五”國家重大專項(編號:2008ZX05002-003-003)資助。

2011-01-20;收修改稿日期:2011-04-21