砂岩和泥岩的互层沉积可见于湖泊中的各个沉积部位, 滨浅湖中最为常见, 多以砂质滩坝为主^{[3, 10]}, 这种滩坝沉积厚度不一, 有巨厚— 厚层的砂砾质滩坝, 这种滩坝是油气储层的重要场所, 具有非常好的储集意义^{[3, 4]}。通过对济阳坳陷50口单井的钻井岩性及岩心剖面的分析, 孔店组主要沉积了一套湖泊沉积, 砂岩— 泥岩互层沉积现象比较发育(图1), 层厚0.1~30 m。滨浅湖环境中砂岩— 泥岩的互层沉积是该地区滨浅湖沉积环境的典型沉积特征。

(1)岩性叠置关系方面, 通过统计50口单井的岩性剖面资料, 济阳坳陷孔店组滨浅湖滩坝岩性主要为粉砂岩和细砂岩, 局部可以见滨浅湖中的由波浪作用冲刷固结基底形成的泥砾碎块。砂岩与泥岩的叠置关系可以分为砂— 泥对偶型、脉状泥岩型、砂岩透镜体型(图1和图2), 砂— 泥对偶型主要是指砂岩和泥岩厚度几乎对等, 厚度基本均一的周期性叠置, 砂岩和泥岩的厚度一般为0.2~2 m, 砂岩厚度/泥岩厚度为1.2~0.8。由于湖水频繁周期变化引起的砂岩和泥岩的薄互层状, 该类叠加类型主要跟沉积时期的物质来源和水动力作用有关; 脉状泥岩型主要是以砂岩为背景, 泥岩只是呈夹层产出, 厚度非常小, 在砂岩中呈脉状分布, 砂岩层一般为0.5~30 m, 泥岩层一般为0.1~2 m, 砂岩厚度/泥岩厚度> 1.2。这类叠置关系主要是由于沉积时期水动力较强, 物质供应非常充足, 不断改造而形成的砂岩类型; 砂岩透镜体型主要是泥岩为背景的沉积地层中夹薄层的砂岩, 这种砂岩夹层横向变化较快, 呈砂岩透镜体分布, 砂岩层一般为0.1~2 m, 泥岩层一般为0.5~30 m, 砂岩厚度/泥岩厚度< 0.8。这种叠置关系主要是由于沉积时期水动力较弱, 物源供给不充分, 加之滨浅湖中的波浪作用的改造, 砂岩呈薄层状产出与泥岩地层中。

图1

Fig.1

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	图1 济阳坳陷区域位置及地层记录 (a)渤海湾盆地构造纲要[19]; (b)济阳坳陷孔店组古地理格局及井位分布; (c)年代地层、岩性地层和生物地层记录综合对比及沉积区划分Fig.1 The location of Jiyang Depression and the stratigraphic record (a)Tectonic outline map of Bohaiwan Basin[19]; (b)Paleogeographic pattern and well distribution of Kongdian Fm. in Jiyang Depression; (c)Stratigraphic correlation and sedimentary area division

图2

Fig.2

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	图2 W100井孔店组滩坝沉积综合图Fig.2 The beach bar sedimentary comprehensive map of Konkgdian Fm. of well W100

(2) 滩坝砂泥互层的指示标志方面, 滨浅湖中波浪作用的改造频繁, 除了可以留下特殊的岩性叠置关系, 还可以形成特殊的沉积构造记录。由于水动力条件和物质的供应差异, 造成了砂岩和泥岩的叠置, 形成了岩性的突变和冲刷侵蚀面(图3a, c, d), 这2种类型的岩性接触面, 分别代表了水动力的强弱背景, 在济阳坳陷孔店组滨浅湖滩坝中非常普遍; 不同水动力条件下可以形成不同的层理类型, 滩坝砂体中, 常见小型交错层理、沙纹层理和波状层理(图3b, e, f), 主要跟滨浅湖中的水流的频繁波动变化有关, 交错层理规模较小, 常与爬升沙纹层理伴生产出, 代表了强水动力, 而波状层理和水平层理往往伴生产出, 代表了相对的弱水动力。另外, 地球物理测井手段也可以很好地识别出滩坝砂体的沉积规律, GR测井曲线上, 砂— 泥互层的滩坝砂体一般为指状箱型。

图3

Fig.3

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图3 济阳坳陷孔店组滩坝沉积构造 (a)滨浅湖滩坝砂— 泥岩性突变, W46, E2K1; (b)滨浅湖滩坝中的沙纹层理, W46, E2K1; (c)滨浅湖中的滩坝砂体底部冲刷面, W46, E2K1; (d)滨浅湖中的滩坝砂体底部冲刷面, 沙纹层理, W46, E2K1; (e)小型交错层理, W100, E2K1; (f)砂— 泥共轭系统中的波状层理, C108, E2K1Fig.3 The beach bar sedimentary structures of Kongdian Fm. in Jiyang Depression (a)Mutation of sand-mudstone of beach bar in shore shallow lake, W46, E2K1; (b)Ripple bedding of beach bar in shore shallow lake, W46, E2K1; (c)Scour surface of beach bar in shore shallow lake, W46, E2K1; (d)Scour surface and ripple bedding of beach bar in shore shallow lake W46, E2K1; (e)Small cross bedding, W100, E2K1; (f)Wavy bedding of sand mud conjugate system, C108, E2K1

(3) 根据济阳坳陷孔店组沉积期滨浅湖中滩坝砂体发育情况, 一般可以将滩坝砂体划分为滩坝中心、滩坝侧翼和滩坝间沉积(图2)。滩坝中心为滩坝沉积的主体, 主要沉积一套砂岩和粉砂岩, 其底部叠置关系有2种类型, 一种是直接以冲刷形式叠置在上一个时期的泥岩沉积之上, 这种滩坝一般发育的环境变化较快, 波浪作用的改造剧烈, 如图3c, d的底部冲刷面属于这种类型的滩坝中心沉积结构, 这种滩坝沉积一般发育较强水动力条件的交错层理和平行层理, 粒度较粗, 厚度一般为2~30 m; 另一种是底部呈现过渡接触, 这种滩坝一般发育在环境逐步变化, 滩坝逐步堆积, 垂向和侧向加积同时进行的沉积过程, 这种滩坝叠置为逐步过渡的岩性叠置, 如图3a, b的岩性过渡属于这种类型的滩坝沉积, 这种滩坝中心通常发育沙纹层理和交错层理, 厚度差异较大, 一般为0.1~30 m, 厚度大小取决于波浪作用的持续时间和物质供给量。济阳坳陷滩坝中心的砂体镜下特征也表明(图2), 滩坝中心的砂体中, 往往泥质含量较少, 通常还有孔隙式— 基底式胶结的方解石胶结物; 滩坝侧翼处于滩坝中心逐渐向滨浅湖泥过渡的地带, 一般为泥质粉砂岩和粉砂质泥岩沉积, 常发育沙纹层理和波状层理, 厚度一般为0.1~10 m, 往往与滩坝中心具有很好的叠置关系; 滩坝间沉积主要是指滩坝平静期的泥岩或者含粉砂质泥岩, 粒度较小, 是间歇性滩坝沉积的直接证据, 往往发育水平层理, 少量的波状层理, 厚度差异较大, 通常为0.1~30 m, 滩坝间沉积厚度主要取决于波浪作用的间歇时间和物质的供给量。

(4) 利用30多口井的钻井岩性资料, 结合构造背景和测试数据资料, 编制了济阳坳陷孔店组一段岩相古地理图(图4), 孔店组沉积时期, 济阳坳陷断陷活动开始进行, 零星在东营凹陷、惠民凹陷、沾化凹陷以及车镇凹陷等地区出现小型的断陷湖泊, 其中以东营凹陷断陷湖泊的规模最大。整体呈现北断南超的沉积格局, 北部断陷活动比较强烈, 断陷规模发展较快, 南部的断裂活动比较缓慢, 随着差异断陷活动的持续进行, 北部地区开始出现小型的汇水湖盆, 逐渐向南部扩张, 逐渐在南部形成系列的冲积平原和滨浅湖沉积, 北部形成近岸水下扇和较深水的深湖环境。从钻井的W100, W46和W111等井位来看, 孔店组底部均出现了粗碎屑的冲积平原沉积体, 而孔一段基本被滨浅湖沉积所覆盖, 加之南部持续的冲积平原的推积作用, 在滨浅湖中形成了广泛的滩坝砂体, 厚度一般不大, 多呈中— 薄层状的砂岩和泥岩互层, 这种砂体尽管厚度较大, 但由于泥岩的阻隔, 连通性较差。

图4

Fig.4

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	图4 东营凹陷孔店组一段沉积相平面分布图Fig.4 Sedimentary facies plane distribution of the first section of Kongdian Fm. in Dongying sag

陆相碎屑岩中, 陆源碎屑的“ 砂” 和“ 泥” 可以同时出现在同一种岩性中, 黏土矿物呈薄膜状及片状产出^[25]。通过济阳坳陷孔店组10口单井岩心及薄片观察(图5), “ 砂” 和“ 泥” 的混合沉积现象比较普遍。碎屑岩中如果含有大量的泥, 长期暴露在大气中, 必然会发生水解, 风化表面变得疏松并且呈粉末状(图5a, b)。碎屑“ 砂” — “ 泥” — “ 碳酸盐” 3种组分混合的过渡沉积岩类, 出现多种不同过渡类型的岩石。

图5

Fig.5

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图5 济阳坳陷孔店组砂— 泥过渡沉积岩石特征 (a)灰绿色砂岩与红色泥岩互层沉积, W100, E1K1; (b)砂岩的暴露面风化水解严重, W100, E1K1; (c)砂— 碳酸盐— 黏土三相混合沉积, W100, E1K1; (d)含黄铁矿砂岩风化严重, W100, E1K1; (e)钙质粉砂岩与粉砂质黏土岩的突变接触, W100, E1K1; (f)黏土岩中含有少量的石英颗粒, W100, E1K1; (g)紫红色泥质粉砂岩, W100, E1K1; (h)黏土矿物与石英颗粒的交互沉积, 含铁质薄膜, W100, E1K1; (i)泥质粉砂岩与钙质粉砂岩呈极薄层互层, W100, E1K1; (j)泥质粉砂岩, W100, E1K1; (k)黏土矿物与石英颗粒的交互沉积, W100, E1K1; (l)钙质粉砂岩与粉砂质黏土岩的突变接触, W100, E1K1Fig.5 Transitional deposit of sand and mud of Kongdian Fm.in Jiyang Depression (a) Interbedded of gray green sandstone and red mudstone, W100, E1K1; (b)Serious weathering hydrolysis of the exposed surface of the sandstone, W100, E1K1; (c)Three phase mixed deposition of sand-carbonate-clay, W100, E1K1; (d)Serious weathering hydrolysis of containing pyrite rock, W100, E1K1; (e)Mutation contact of calcareous siltstone and silty clay rock, W100, E1K1; (f)Quartz particle in the clay rock, W100, E1K1; (g)Purple argillaceous siltstone, W100, E1K1; (h)Interaction sedimentary of clay minerals and quartz particles, iron film, W100, E1K1; (i)Interaction sedimentary of argillaceous siltstone and calcareous siltstone, W100, E1K1; (j)Argillaceous siltstone, W100, E1K1; (k)Interaction sedimentary of clay minerals and quartz particles, iron film, W100, E1K1; (l)Mutation contact of calcareous siltstone and silty clay rock, W100, E1K1

(1) 碎屑“ 砂” 占主导的岩石, 这种岩石一般为泥质粉砂岩或含泥粉砂岩(图5k), 这种岩石中“ 砂” 的含量超过50%, 泥的含量一般小于25%, 这种岩石类型一般出现在滩坝沉积的侧翼环境中, 根据水动力的强弱优势而形成(图4~6), W100和W111井区附近, 发育大量这样的以“ 砂” 占主导的泥质粉砂岩类。

(2) “ 泥” 占主导的岩石, 这种岩石一般为粉砂质泥岩或含粉砂泥岩(图5f, e, l), 该类岩石一般泥的含量超过50%, “ 砂” 的含量小于25%, 一般出现在滨浅湖滩坝的侧翼外缘以及滩坝间, 偶尔有碎屑“ 砂” 的掺和, 在泥岩中多数呈零星分布(图6), 滩坝核心的W100井区附近, 滩坝核心两侧分布了大量的砂质泥岩类。

(3) 碎屑“ 砂” — “ 泥” — “ 碳酸盐” 组成的过渡岩石, 3种物质相态同时存在于同一种岩石当中, 且碳酸盐矿物和黏土矿物共同构成了基底式胶结(图5c), 其中, “ 碳酸盐” 矿物主要有2种成因:①同生沉积时期, 孔店组沉积时期的盐湖中大量的泥晶方解石(CaCO₃)与黏土矿物“ 泥” 同时沉淀下来, 经过埋藏重结晶而形成“ 碳酸盐矿物” ; ②成岩过程中, 通过成岩流体中的沉淀作用而形成的碳酸盐胶结物。该类岩石类型一般出现在滨浅湖滩坝侧翼, 偶尔出现在滩坝中心。3种物质在岩石中均有一定分布, 这种分布打乱了单一的物质沉积方式, 出现在滨浅湖的混合沉积区, 主要受控于沉积水动力条件和沉积分异作用。如图6所示, W100井区含有大量的C O32-, 滩坝侧翼沉积的粉砂岩中比较发育这类岩石。

(4) 碎屑“ 砂” 与“ 碳酸盐” 的过渡岩石, 即“ 钙质粉砂岩” 。这种沉积类型主要见于滩坝沉积的中心或者侧翼, 胶结物一般呈连晶方解石胶结(图2和图5e), 碎屑“ 砂” 呈漂浮状出现在碳酸盐胶结物中, 属于典型的混合沉积岩石类型^[26], 说明该沉积时期的化学沉积分异和机械沉积分异作用比较强烈, 突破了单一的原始沉积方式, 根据机械沉积作用和化学沉积作用原理, 在同生沉积时期, 孔店组沉积时期的盐湖中大量的泥晶方解石(CaCO₃)与黏土矿物“ 泥” 同时沉淀下来, 经过埋藏重结晶而形成“ 碳酸盐矿物” , 这是这类碳酸盐矿物的主要成因, 而以“ 胶结物” 形式出现的碳酸盐矿物含量相对较少。要形成这样的过渡岩石类型, 需要满足2个条件:①湖泊中有过量溶解的C O32-发生化学沉淀; ②碎屑“ 砂” 沉淀速度不能过快。因此, 这种过渡类型的岩石通常发生在滩坝沉积的间歇期, 碎屑“ 砂” 缓慢沉积而形成。W46和W100井区的滩坝沉积中, 均有一定发现, 一般厚度不大。

(5) “ 泥” 与碳酸盐胶结物的混合沉积, 这种沉积类型尽管比较少见, 但研究区仍有一定的发现, 碳酸盐胶结物呈斑点状强烈胶结泥岩, 即所谓的钙质泥岩或含钙泥岩, 这种岩性主要出现在分异彻底的滨浅湖滩坝间地带。

(6) 钙质砂岩与砂质泥岩的交互薄互层产出(图5e, i, l), 这种层状非常薄, 厚度仅为0.1~0.5 cm, 野外岩心出现层状的结构, 镜下特征也显示了钙质砂岩与砂质泥岩明显具有一个分界线, 该分界线明显是沉积环境改变的结果, 动荡的水体加之陆源碎屑物质的分异和沉淀, 造成了2种过渡类岩石的交互式沉积。

滨浅湖环境中砂岩— 泥岩的互层沉积普遍发育^{[2, 3]}, 不同的沉积条件下砂岩— 泥岩的互层沉积的规律存在差异^[8]。根据东营断陷湖盆孔店期沉积格局, 南部为浅水缓坡的的滨浅湖环境, 砂岩— 泥岩互层沉积比较普遍^[23]。在滨浅湖环境中, 湖泊三角洲和滨浅湖滩坝是砂岩— 泥岩互层沉积的重要载体^{[3, 8, 27]}, 直接决定了滨浅湖环境中砂岩— 泥岩叠置方式和共轭厚度^[15]。

(1) 滨浅湖浅水三角洲物质供应制约砂— 泥互层沉积。湖泊浅水三角洲具有单砂体薄、复合砂体厚度大等特征, 薄层砂体与泥岩多呈薄互层韵律产出^[27], 东营凹陷南部地区地形平缓, 南部的广饶凸起提供了丰富的物质来源, 形成了大规模的湖泊三角洲沉积(图4、图6和图7), 三角洲持续向湖盆推进, 在外缘可以具有典型的砂— 泥互层沉积:①浅水型三角洲骨架砂体主要为砂岩— 泥岩的复合型砂体^[28], 这种三角洲由于地形平缓, 分流河道, 河口坝保存较困难, 通常形成宽缓的砂岩与泥岩的互层复合型砂泥共轭沉积^[27]。如图4所示, LS1井区的浅水三角洲复合型砂体属于这样的成因。②三角洲前缘席状砂, 这类沉积主要表现为砂岩和泥岩的薄互层产出, 这类砂— 泥互层沉积在东营凹陷南部地区的三角洲远端比较发育, 其成因主要与三角洲的物质供应和水系的发育情况有关。③三角洲侧翼滨浅湖滩坝, 三角洲的水下分流作用形成了朵状堆积体, 沉积物尚未固结, 受到波浪作用的持续改造, 可将部分砂体搬运到侧翼沉积下来, 间歇性的形成不同规模的滩坝沉积, 东营凹陷滩坝南部三角洲侧翼发育了一系列的该类滩坝沉积, 如图4和图6所示, W111井区的三角洲前缘在向湖盆推进过程中, 在W100和W46井区形成了大量的间歇性滩坝沉积, 该类滩坝主要跟三角洲的物质供给和滨浅湖的波浪作用有关。

(2) 滨浅湖震荡作用对砂— 泥互层沉积的影响。滩坝沉积主要跟物质来源、水动力条件和同生断层作用有关^[3], 波浪作用的间歇性共轭震荡是形成滩坝的重要原因^{[10, 15]}。东营凹陷南部地区地形宽缓, 水体总体较浅, 属于典型的浅水型滨湖环境, 波浪作用影响范围较宽, 波浪作用的能量分带导致滩坝的形成。W100和W46井区主要处于滨浅湖沉积环境, 水体震荡作用频繁导致该井区滩坝和滨浅湖泥的交替发育(图6), 滨浅湖滩坝根据物质来源和水动力的不同, 滩坝的岩性和厚度有所差异, 如果滩坝形成过程中, 物质供应充足, 湖泊水动力比较稳定, 且能量分带明显, 则可以形成较大规模的巨厚层滩坝^{[3, 9]}; 如果物质供应不充足, 湖泊水体动荡, 能量变化较快, 则形成砂— 泥薄互层的指状砂体沉积, 东营凹陷滨浅湖中的滩坝属于典型的薄互层滩坝; 如果滨浅湖物质粒度较粗, 加之波浪作用的加强, 则形成砂砾质滩坝^[29], 形成砂砾岩与泥岩的互层产出。根据湖泊滨岸水动力分异性, 滩坝沉积可以分为滩坝中心、滩坝侧翼和滩坝间3个基本的沉积单元, 随着水动力的动荡变化以及物质供给的周期性改变, 滩坝的3个沉积单元与滨浅湖泥质沉积物交替发生, 最终形成滩坝砂体与泥岩的互层沉积(图7), 滩坝与泥岩互层厚度受控于水动力条件和物质供给。

图6

Fig.6

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	图6 东营断陷湖盆时空演化结构图(南北向)Fig.6 The space-time evolution structure of Dongying faulted lakes(north and south direction)

滨浅湖环境中除了形成系列的砂岩— 泥岩的互层沉积, 还可以形成砂— 泥的混合沉积岩系列^[16], 尽管部分“ 砂岩— 泥岩” 宏观上具有薄互层产出, 但在其岩石内部可能也存在“ 砂— 泥— 碳酸盐” 3种组分的过渡岩类。主要跟滨浅湖环境中的共轭震荡作用有关, 是物质供给和湖盆流体性质共同作用的产物^[15]。

东营断陷湖盆孔店期为盐湖沉积环境^[30], 沉积时期风化作用强烈, 各种碎屑矿物、黏土矿物和湖盆中的自生矿物混合沉积比较发育, 机械沉积分异和化学沉积分异比较强烈^[23], 滨浅湖中出现的砂— 泥— 化学沉积物的3种物质相态的过渡岩类(图6), 这些岩类包括泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、钙质粉砂岩、膏质粉砂岩以及多相态的过渡岩类。该时期, 东营断陷湖盆具有3个特点:①由于受到古新世末期极热气候的影响, 湖盆水体蒸发量增高, 湖水浓缩变成高盐度盐湖, 湖水中C O32-, S O42-和Cl^-含量较高, 水体过饱和引起的化学沉淀导致化学沉积的碳酸盐和膏岩等比较发育, 如HK1和SK1井中出现了大量的膏岩, W46和W100井中出现了大量的钙质砂岩(图6和图7); ②滨浅湖“ 泥” 沉积比较发育, 湖水中存在大量的黏土矿物, 沉积了一套厚层的泥岩, 形成了孔店组的泥岩层; ③由于处于断陷活动的早期, 周围的隆起提供物质来源, 在滨湖地带形成了大量的近岸水下扇、三角洲和广大的冲积平原(图4和图6), 但大部分滨浅湖地区, 碎屑物质供给不足, 碎屑“ 砂” 沉积速率较慢。

孔店组沉积时期的物质来源供给、湖盆水体性质和水动力条件共同制约了“ 砂— 泥— 碳酸盐” 过渡岩类的的形成。随着来自南部广饶凸起的物质供给的持续加强和机械沉积分异作用的进行, 在南部滨岸带形成了系列的滩坝沉积, 这些滩坝沉积在波浪作用的间歇性动荡作用下, 滩坝中心不断迁移改变, 这样的改变除了可以形成宏观的砂岩— 泥岩的互层沉积之外, “ 砂” 和“ 泥” 自身也在发生着过渡相态的混合, 形成了砂— 泥共轭的沉积岩石类型, 如W100、W46和HK1等井区形成的大量膏质粉砂岩、钙质砂岩和泥质粉砂岩类型(图5~7), 这种粉砂岩, 微观上表现了“ 砂” 漂浮在“ 泥— 碳酸盐” 组成的基质中, 以不同比例混合, 可以形成3种物质相态的各种过渡沉积岩类(图6)。

砂岩和泥岩的互层体系中, 由于泥岩层对地层流体的阻隔, 相邻的砂岩和泥岩的成岩演化相互制约, 如无断裂地质条件的介入, 互层层系可组成封闭的成岩系统(图8)。在压实和埋藏成岩过程中, 泥岩的压实排水过程, 对临近砂岩层的物质重新分布和调整起到了重要的作用^[17]。整个成岩演化过程中泥岩层的成岩演化对砂岩层起到了重要的影响, 主要包括早期压实排水作用和差异压实作用、中晚期黏土矿物的转化、结构水和有机酸的排放(图8)。

(1) 早期差异压实和排水作用。泥岩和砂岩层形成之后, 随着埋藏深度的增加, 在上覆地层压力作用下, 泥岩和砂岩层会发生差异压实作用, 造成了早期黏土层与砂层的物质重新排列和不均衡, 形成砂岩和泥岩的凹凸不平的界面, 甚至是出现砂层中的颗粒被挤入黏土层中, 出现不均衡的重新排列, W100井中出现了典型的差异压实作用现象(图9a~c); 前人研究表明, 黏土的早期压实作用可以使早期孔隙迅速降低, 形成紧密压实的泥岩层, 这个过程中, 大量囚禁在黏土矿物中的早期地层水大量排出, 直接注入到临近的砂岩层中, 对砂岩的早期成岩胶结作用造成重要的影响^[17], 形成碳酸盐和硫酸盐等胶结物。由于黏土矿物囚禁的原始沉积水介质中直接反应了沉积时期的性质, 水介质中的大量原始沉积物质的离子随着地层水的注入, 一起被带到临近的砂层中发生沉淀。济阳坳陷古近系孔店组沉积时期, 原始湖盆主要为高盐度的盐湖^{[30, 32]}, 原始沉积水介质中含有大量Ca²⁺, Na⁺, Mg²⁺, Cl^-, S O42-和C O32-, 这些原始沉积水介质进入砂岩中形成大量的胶结物, 在砂泥岩界面形成较高的碳酸盐、硫酸盐胶结物(图9 d~e), 这种碳酸盐胶结物保留了原始沉积信息, 该类连晶胶结碳酸盐包裹体具有较低的形成温度(表1), 是典型的早期成岩作用的产物, 而其他类型的碳酸盐胶结物形成温度较高。由此证实了砂泥界面附近碳酸盐胶结物主要来源于成岩早期黏土矿物压实释放的同生期囚禁的原始地层水沉淀作用产物。随着埋藏深度加快, 古地温升高, 早期囚禁的地层水释放作用会加快, 在砂岩— 泥岩界面附近形成的胶结物规模更大。

图7

Fig.7

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	图7 东营断陷型盐湖“ 砂— 泥” 沉积模式图Fig.7 Deposition model of sand-mud of Dongying fault depression type saline lake

图8

Fig.8

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	图8 砂— 泥互层微观结构及界面成岩模型(W100井)Fig.8 The microstructure and diagenetic model near the interface of the sand-mud interbed(well W100)

图9

Fig.9

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图9 成岩早期砂— 泥互层差异压实作用的物质形态(W100井) (a)砂泥互层沉积, 2 020.6 m, W100; (b)差异压实引起钙质粉砂岩与钙质层的凹凸不平接触, 1 574.1 m, W100; (c)岩心横截面上“ 砂— 泥” 差异压实现象, 嵌入式接触面, 1 578.25 m, W100; (d)砂泥界面附近碳酸盐胶结物增高, 1 820.6 m, W100; (e)砂泥互层界面差异压实作用引起的颗粒重新调整, 2 178.6 m, W100Fig.9 The microcosmic material form of the sand-mud interface(well W100) (a)Sand-mud interaction, 2 020.6 m, W100; (b) Uneven contact between the calcareous silty sandstone and calcareous layer caused by differential compaction, 1 574.1 m, W100; (c) The differential compaction of the “ sand-mud” on the core cross section, embedded contact surface, 1 578.25 m, W100; (d) High carbonate cement near the sand-mud interface, 1 820.6 m, W100; (e) Particle readjustment caused by differential compaction near the sand-mud interface, 2 178.6 m, W100

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 研究区碳酸盐胶结物碳、氧同位素及包裹体测温 Table 1 Carbon, oxygen isotope and inclusion thermometry of carbonate cements in study area 样品号 深度/m 矿物 成因 类型 形态 大小/μ m δ 13C/‰ δ 18O/‰ Th/℃ W100-12 1 801.95 连生方解石胶结物 原生 盐水 基底式 8 0.83 -16.23 62.7 W100-23 1 820.6 连生方解石胶结物 原生 盐水 基底式 9 0.92 -15.23 72.5 W100-52 1 820.6 连生方解石胶结物 原生 盐水 基底式 9 0.91 -15.3 70.6 W46-45 3 788.79 方解石胶结物 次生 盐水 镶嵌状 4 -3.04 -17.01 140.3 W46-45 3 788.79 方解石胶结物 次生 盐水 镶嵌状 5 -2.95 -16.97 142.7 W46-45 3 788.79 方解石胶结物 次生 盐水 镶嵌状 4 -2.78 -17.02 145.4 Y921-9 2 468.54 铁方解石胶结 次生 盐水 镶嵌状 4 -2.24 -18.02 87.4 Y921-24 2 791.99 铁白云石胶结 次生 盐水 镶嵌状 5 -3.03 -20.01 120.1

表1 研究区碳酸盐胶结物碳、氧同位素及包裹体测温 Table 1 Carbon, oxygen isotope and inclusion thermometry of carbonate cements in study area

(2) 中晚期黏土矿物的转化和结构水的排放。

随着埋藏成岩过程的进行, 黏土矿物将发生成岩蚀变, 当温度为70~100 ℃时蒙脱石和高岭石发生蚀变形成伊利石^[33], 研究区孔店组成岩过程主要表现为蒙脱石向伊蒙混层转化, 再转化为伊利石, 这个过程中伴随着新的离子的释放和黏土矿物结构水的排出。另外, 早期沉淀的高岭石在富钾的成岩环境中也可以转变成伊利石, 进而释放大量Fe³⁺, Mg²⁺和Ca²⁺离子(图10)。导致高岭石和蒙脱石在成岩过程中逐渐减少, 伊利石、绿泥石和SiO₂含量逐渐增多。具体反应式如下。

蒙脱石+4.5K⁺+8Al³⁺→ KAl₃Si₃O₁₀(OH)₂

(伊利石)+ Na⁺+ 2Ca²⁺ + 2.5Fe³⁺ + 2Mg²⁺ + 3Si⁴⁺ (1)

2K⁺ + 3Al₂Si₂O₅(OH)₄(高岭石)=2KAl₃Si₃O₁₀(OH)₂(伊利石) + 2H⁺ + 3H₂O(2)

上述反应式表明, 黏土矿物在转化过程中, 释放了大量的Ca²⁺, Fe³⁺, Mg²⁺, Si⁴⁺和结构水分子, 这些结构水可以成为输送排放的离子到砂岩中的很好的载体。图8和表2表明, W100井的砂泥岩互层中, 蒙脱石向伊利石已经发生部分转化, 伊利石含量为17%~22%, 伊蒙混层含量为54%~67%, 而高岭石含量较低, 说明高岭石已基本脱水转化成伊利石(表2)。由此证实了W100井砂泥互层的黏土矿物转化过程中, 提供了大量的结构水和离子来源。携带着大量Ca²⁺, Fe³⁺, Mg²⁺, Si⁴⁺的结构水注入, 在砂岩中会形成特殊的胶结物, 如钙质胶结物、硅质胶结物和自生黏土矿物胶结物^{[17, 18]}。作者曾在济阳坳陷孔店组中也发现了大量铁方解石胶结物和铁白云石胶结物, 其成因可能跟黏土矿物的转化有关^[34], 铁方解石和铁白云石的包裹体测温表明具有较高的形成温度(表1), 是早成岩晚期— 中成岩期的产物, 图8也显示, 在砂泥界面附近砂岩中的钙质胶结明显也较高, 可能跟黏土矿物的转化过程中的结构水注入和沉淀有关。

表2

Table 2

表2(Table 2)

表2 济阳坳陷W100井孔店组X衍射分析 Table 2 X diffraction analysis of Kongdian Fm.of well W100 in Jiyang Depression 序号 井深/m 岩性 伊/蒙间层/% 伊利石/% 高岭石/% 绿泥石/% 伊/蒙间层比/% 1 1 806.8 灰质粉砂岩 57 18 12 13 65 2 1 815.5 粉砂岩 54 22 12 12 65 3 1 855.15 粉砂岩 64 17 9 10 60 4 1 855.65 粉砂岩 59 21 10 10 60 5 1 859.85 泥质粉砂岩 67 17 8 8 70

表2 济阳坳陷W100井孔店组X衍射分析 Table 2 X diffraction analysis of Kongdian Fm.of well W100 in Jiyang Depression

(3) 中晚期有机酸的排放。随着埋藏成岩过程的进行, 有机质要逐渐发生热演化, 释放有机酸, 济阳坳陷孔店组有机质镜质体反射率数据表明(表3), W46井孔店组的镜质体反射率为0.96%~1.25%, 有机质热演化程度较高, 进入中成岩期^[34]。一方面, 富含有机酸的泥岩压实作用导致有机酸注入砂岩中, 导致Mg²⁺和Fe²⁺的析出, 形成特殊的胶结物(图11), 如铁方解石和铁白云石^{[17, 34]}。另一方面, 有机酸的注入导致砂岩中的长石的溶解和碳酸盐胶结物的溶解(图11)^{[23, 35, 36]}, 这是济阳坳陷孔店组次生孔隙形成的原因之一。值得注意的是, 有机酸流体注入砂岩的过程中, 砂岩中自生的物质结构和物质成分对溶蚀的作用同样具有重要影响^[23]:①第一类情况, 砂岩结构成熟度较高, 原生孔隙度较好, 流体的流通性就较好, 有机酸能在砂岩中自由流动, 其储层改造能力较好; ②第二类情况, 砂岩结构成熟度较差, 原生孔隙较差, 但填隙物主要为钙质胶结物时, 有机酸进入砂岩之后溶蚀能力较强, 次生孔隙比较发育, 储层改造能力同样较好; ③第三类情况, 砂岩结构成熟度较差, 而填隙物主要为黏土矿物时, 有机酸流动性差, 次生孔隙形成能力较差, 储层改造能力则较差。

表3

Table 3

表3(Table 3)

表3 济阳坳陷王46井孔店组镜质体反射率 Table 3 Reflectance of vitrinite of Kongdian Fm. Of Kongdian Fm.of well W46 in Jiyang Depression 序号 井深/m 层位 岩石名称 RO/% 测点数 离差 1 4 112.5 孔店组 灰色泥岩 1.11 3 0.06 2 4 204.36 孔店组 灰色泥岩 1.21 9 0.06 3 4 203 孔店组 灰色泥岩 1.21 11 0.06 4 3 788 孔店组 深灰色泥岩 0.96 4 0.04 5 4 205.05 孔店组 深灰色泥岩 1.25 13 0.05 6 4 112.5 孔店组 灰色泥岩 1.11 3 0.06 7 4 204.36 孔店组 灰色泥岩 1.21 9 0.06 8 4 203 孔店组 灰色泥岩 1.21 11 0.06 9 3 788 孔店组 深灰色泥岩 0.96 4 0.04 10 4 205.05 孔店组 深灰色泥岩 1.25 13 0.05

表3 济阳坳陷王46井孔店组镜质体反射率 Table 3 Reflectance of vitrinite of Kongdian Fm. Of Kongdian Fm.of well W46 in Jiyang Depression

图10

Fig.10

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	图10 研究区成岩演化与黏土矿物转变间的关系Fig.10 Relationship between diagenetic evolution and transformation of clay minerals of study area

图11

Fig.11

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	图11 有机酸与碳酸盐矿物溶解作用机理[35]Fig.11 Dissolution mechanism of organic acid and carbonate minerals[35]

济阳坳陷古近系孔店组砂岩中含有大量的黏土矿物和碳酸盐矿物^[26], 黏土矿物分布在石英和长石等颗粒之间(图12), 起着胶结的作用, 这种过渡沉积的岩石中黏土矿物和碎屑颗粒之间存在着物质的再分配。前述砂泥互层的沉积体系中, 存在流体的相互注入和流动, 而在黏土矿物和碎屑颗粒混合沉积的岩石中, 黏土矿物的压实排水、热演化和有机酸排放可以直接作用于碎屑颗粒之间^[17]。前已述及, 依据岩石中“ 砂” 、“ 泥” 、“ 碳酸盐” 的含量, 济阳坳陷古近系孔店组可分为6种过渡岩类, 成岩演化过程中, 可分为砂— 泥型(a型)、砂— 泥— 碳酸盐型(b型)和砂— 碳酸盐型(c型), 成岩演化过程存在一定差异(图12)。

(1) 砂— 泥型(a型):这种类型的过渡岩沉积时期碎屑颗粒和黏土杂基同时沉积, 碎屑岩中黏土矿物含量较高, 基本为基底式胶结, 少量孔隙式胶结, 自生连通性较差, 结构成熟度低。该类砂岩自生为较封闭的成岩系统, 高黏土杂基含量导致早期黏土矿物的压实作用强烈、塑性流动较强烈。成岩早期, 砂岩容易发生颗粒的自我调整和重新排列, 进而会导致砂岩中的部分颗粒的聚集和杂基的聚集, 发生不均衡性的差异富集(图9)。如图12所示, 杂基容易发生紧密压实和塑性流动, 空间损失较快; 成岩中晚期, 黏土矿物自生的转化和脱水、有机酸的排出, 可以导致黏土杂基自生的转化, 形成微晶状的石英晶体^[37], 表4中的黏土杂基含量与方解石胶结物多呈负相关关系, 这可能与原始沉积环境和黏土矿物的转化有关(表4)。如图12所示, (a)型中的黏土杂基成岩蚀变, 演化形成了微晶石英和铁方解石, 这可能与黏土矿物的水解和转化有关, 黏土矿物的转化过程中伊蒙混层的转化导致大量伊蒙混层的形成, 并加速了长石的水云母化和溶解, 由于流动性较差, 整体溶蚀作用和石英此生加大现象并不发育, 只存在少量的石英颗粒边缘的模糊的黏土胶结物的边缘增生。

(2) 砂— 泥— 碳酸盐型(b型):这种类型的过渡岩石中, 3种矿物均有一定的含量分布(图12), 主要是沉积时期, 在化学沉淀作用较强的地区, 陆源碎屑物质的缓慢注入所致。成岩早期, “ 灰泥” 和“ 黏土” 同时起到胶结作用, 钙质胶结速度较快, 起到抗压实的作用, 黏土发生一定数量的塑性流动; 成岩中期, 原生的“ 灰泥” 发生重结晶, 可形成少量的亮晶方解石, 似“ 胶结物” , 黏土杂基的转化过程中, 同样也会释放Ca²⁺, Fe²⁺, Mg²⁺和SO₂, 在岩石中形成方解石和铁方解石胶结物等; 如图12所示(b)型中黏土矿物分布于砂岩中, 同时发现了点状的铁方解石胶结物伴生, 表4显示, 黏土杂基含量与增生石英含量呈负相关关系, 说明黏土矿物转化有利于增生石英。另外还发现黏土矿物热演化促进了长石的溶解和交代, 有机酸的自身流动也加快了长石和方解石的次生溶解, 形成次生孔隙。

(3)砂— 碳酸盐型(c型):这种类型的过渡岩中含有大量的碳酸盐矿物, 呈连晶胶结, 以泥晶为主, 含少量亮晶。这种岩石主要沉积于高化学沉积的地区, 与碎屑物质的同时沉积。沉积早期, 方解石主要为一些化学沉淀形式的“ 灰泥” , 充当了填隙物, 起着胶结的作用。如图12所示, 成岩早期, 碳酸盐矿物固结作用较快, 起着抗压实的作用, 空间损失较小; 成岩中期, 随着埋藏深度的增加, 部分原生的泥晶状态的“ 灰泥” 开始重结晶, 形成亮晶方解石, 似成岩胶结物; 成岩晚期, 随着地层流体的注入, 方解石开始溶解, 如为开放体系, 大量的CaCO₃被溶解带走, 形成了大量的溶蚀孔隙; 如为封闭体系, 地层流体中的CaCO₃则会发生再沉淀, 形成碳酸盐胶结物。如图13所示, 随着碳酸盐矿物含量增加, 有2种趋势, 一种是孔隙度减小, 另一种则是增大, 说明在开放体系中, 碳酸盐矿物含量越高, 溶蚀量越高, 次孔隙增加, 封闭体系中, 碳酸盐矿物含量越高, 无溶解物质带出, 次生孔隙增加较少。

图12

Fig.12

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	图12 济阳坳陷孔店组砂— 泥过渡岩成岩过程综合图Fig.12 Diagenetic process of sand mud mixed sedimentary rocks of Kongdian Fm.in Jiyang Depression

表4

Table 4

表4(Table 4)

表4 济阳坳陷W46井孔店组物质组成特征 Table 4 Material composition characteristic of Kongdian Formation of well W46 in Jiyang Depression 样品号 井深 /m 颜色 岩石类型 石英 (Q) 长石 岩屑 泥质 杂基 胶结物 钾长石 斜长石 岩浆岩 变质岩 沉积岩 方解石 白云石 硬石膏 增生石英 W46-8 3 391.90 紫红色 细— 极细粒岩屑长石砂岩 47.00 20.00 19.00 2.00 8.00 3.00 2.00 5.00 1.00 0.50 W46-7 3 786.79 灰色 细— 极细粒岩屑长石砂岩 47.00 20.00 19.00 2.00 8.00 3.00 1.00 8.00 1.00 0.50 W46-6 3 787.69 灰色 中粒岩屑长石砂岩 48.00 8.00 12.00 8.00 16.00 4.00 2.00 2.00 6.00 2.00 W46-5 3 791.35 紫色 含灰质极细粒长石砂岩 48.00 20.00 20.00 1.00 7.00 2.00 1.00 12.00 W46-4 4 404.20 灰色 含灰质长石岩屑砂岩 25.00 15.00 22.00 3.00 31.00 4.00 1.00 10.00 2.00 W46-3 4 404.40 灰色 含碳酸盐质岩屑长石砂岩 34.00 13.00 23.00 0.50 23.00 7.00 8.00 4.00 W46-2 4 406.80 棕红色 砾质中粒岩屑长石砂岩 34.00 14.00 26.00 2.00 20.00 4.00 1.00 6.00 W100-34 1 792.10 灰色 含泥质极细粒长石砂岩 55.00 16.00 15.00 2.00 10.00 2.00 26.00 4.00 W100-17 2 112.25 褐色 含灰质细粒岩屑长石砂岩 42.00 17.00 16.00 5.00 14.00 6.00 4.00 15.00 W100-16 2 112.50 褐色 灰质极细粒岩屑长石砂岩 44.00 18.00 17.00 4.00 14.00 3.00 1.00 25.00 W100-13 2 179.50 灰色 含泥质极细粒岩屑长石砂岩 45.00 18.00 17.00 4.00 13.00 3.00 12.00 6.00 W100-12 2 186.90 紫红色 泥质极细粒长石砂岩 47.00 18.00 15.00 5.00 10.00 5.00 28.00 2.00 W100-11 2 187.50 紫红色 含泥质细粒长石砂岩 43.00 18.00 15.00 5.00 13.00 6.00 18.00 6.00 4.00

表4 济阳坳陷W46井孔店组物质组成特征 Table 4 Material composition characteristic of Kongdian Formation of well W46 in Jiyang Depression

图13

Fig.13

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	图13 济阳坳陷孔店组碳酸盐胶结物与孔隙度关系图Fig.13 The relationship diagram between carbonate cements and pore of Kongdian Fm. in Jiyang depression