(中国石油大学(华东)地球科学与技术学院 山东青岛 266580)
基金项目:国家自然科学基金项目(No.41972131)资助。
摘要:包括花岗岩、变质岩、火山岩和碎屑岩在内的基岩风化壳在垂向上具有明显的结构分带特征。但对于这些风化壳结构的划分方案,学者们还未达成共识,导致对此类潜山风化壳储层发育规律认识混乱。基于野外实际考察和对已有研究成果进行梳理认为,花岗岩、变质岩、火山岩和碎屑岩均属于富铝硅酸盐岩,其风化过程和风化壳结构特征具有共性。基于风化壳的发育过程与机理分析,提出了统一的风化壳结构划分方案,其自下向上依次包含:含裂缝基岩带、崩解带和淋滤带。含裂缝基岩带的主要特征为发育多期构造运动形成的构造裂缝;崩解带的特征为物理风化缝与构造缝叠加形成网状裂缝,密集的裂缝导致岩石崩解破碎和淋滤作用增强;淋滤带以铝硅酸盐矿物的化学蚀变为主。从淋滤带底部到风化壳表面,铝硅酸盐矿物沿各种裂缝进行的化学蚀变不断增强,形成黏土矿物和溶蚀孔隙,岩石变得疏松和砂化。由于剥蚀作用、物理风化作用和化学风化作用强度变化,富铝硅酸盐岩风化壳具有含裂缝基岩型、崩解型、崩解-淋滤型和淋滤型等不同模式。按照风化作用机理,将各种富铝硅酸盐岩风化壳的结构进行统一划分,以期推动富铝硅酸盐岩潜山储层发育规律的研究和认识。关键词:潜山;风化作用;风化壳结构;铝硅酸盐矿物;储层
自Powers[1]提出“潜山”概念以来,潜山逐渐成为油气勘探的重要领域之一。潜山油气藏常见的基岩类型包括花岗岩、变质岩、火山岩、碎屑岩和碳酸盐岩等,其中,约40%的潜山油气储层岩性为花岗岩[2-3]。目前,国内外潜山油气藏勘探已取得较大突破。已发现的花岗岩潜山油气藏包括委内瑞拉拉帕兹油田[4]、利比亚拿法拉油田[4]、越南白虎油田[5]、中国柴达木盆地东坪气田[6]和渤海湾盆地蓬莱9-1潜山油气田[7]等;变质岩潜山油气藏包括南非邦戈尔潜山油气藏[8]以及中国渤海湾盆地兴隆台潜山油气藏[9]、渤中19-6潜山油气藏[10]和锦州25-1S潜山油气藏[11]等;火山岩潜山油气藏包括巴西桑托斯盆地火山岩潜山油气藏、印度巴莫盆地火山岩潜山油气藏[12-13],以及中国准噶尔盆地石炭系火山岩潜山油气藏[14-16]和渤海湾盆地中生界火山岩潜山油气藏[17-18]等;碎屑岩潜山油气藏包括中国渤海湾盆地中生界—古生界潜山油气藏和鄂尔多斯盆地中生界潜山油气藏[19-21]。另外,中国碳酸盐岩潜山油气藏主要在塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和四川盆地3大克拉通盆地的寒武系底界和奥陶系顶界两个大型不整合面上发育[19]。在风化壳的5类岩性中,碳酸盐岩在风化过程缺乏明显的垂向分带性,主要表现为沿岩石表面发生化学溶蚀,形成以溶缝、溶蚀孔洞为主的储集空间[22-23]。花岗岩、变质岩、火山岩和碎屑岩风化壳与碳酸盐岩风化壳的明显差异表现为前者在垂向上具有明显的分带性,其潜山油气储层具有物性变化快、非均质性强和空间结构复杂的特点。学者们聚焦于潜山储集空间表征、裂缝表征和储层预测等方面,从风化作用类型、风化程度、风化产物和储集空间特征等角度对不同岩性的潜山风化壳结构提出了多种划分方案,认为风化壳储层主要受岩石矿物成分、构造作用和风化淋滤作用控制,其发育程度与古地貌、埋藏过程和保存条件有关。这些划分方案在学者们各自的研究范围内具有较好的应用效果,但由于对基岩风化过程和风化壳发育机理等方面的认识有差异,导致风化壳结构的划分和命名不统一,所指代的地质涵义常彼此矛盾,由此造成风化壳储层发育规律认识的混乱。笔者对已有的风化壳研究成果进行分析,并结合野外实际考察认为,富含长石的各类基岩因矿物成分相似,在风化过程和风化壳结构方面具有明显的共性。笔者在分析基岩风化过程和风化壳发育机理的基础上,提出了适用于富铝硅酸盐岩风化壳结构的统一划分方案和发育模式,以期为潜山风化壳储层发育规律的深入研究提供借鉴。对于花岗岩、变质岩、火山岩和碎屑岩风化壳,学者们提出了多种结构划分方案[8,10,14,21,23-34](表1—表3)。花岗岩质地均匀、坚硬,风化壳具有明显的垂向分带性。学者们陆续提出了“土壤带、砂-砾质风化亚带、裂缝带和基岩带”[24-25],“黏土带、砂质带、碎裂带、裂缝带和基岩带”[26],“土壤带、残积—坡积带、风化裂缝带、裂缝破碎带和基岩带”[29]等多种划分方案。对裂缝发育层段的争议主要体现在裂缝发育类型和裂缝后期淋滤的差异上。王昕等[24]将在多旋回构造运动下形成的多期次构造裂缝和原生裂缝发育的层段划为“裂缝带”;王明臣等[25]和胡志伟等[26]将基岩隆升后岩石卸荷释重形成的水平裂缝与多期构造裂缝一起称为“裂缝带”;郭书生等[29]将发育多期构造裂缝且岩石因断裂作用破碎的层段称为“裂缝破碎带”,而将其上部受风化淋滤改造的层段称为“风化裂缝带”。风化淋滤作用加速了地表花岗岩体的崩解破碎和砂化过程,可使得岩石破裂、结构特征逐渐消失、长石蚀变和黏土矿物增加。基于风化淋滤作用的差异,学者们对裂缝层段之上风化壳结构的划分也有所不同:王明臣等[25]和胡志伟等[26]将岩石崩解破碎且发生部分蚀变的砾质颗粒层段称为“砾质风化亚带”或“碎裂带”;王昕等[24]、王明臣等[25]和胡志伟等[26]将发育风化裂缝但岩石仅发生少量破碎、未砂化的层段与风化裂缝一起称为“砾质风化亚带”,而将上部岩石完全砂化、软化并形成砂质颗粒的层段称为“砂质风化亚带”或“砂质带”;郭书生等[29]将一部分经短距离搬运堆积的坡积物划归于风化壳,与下部发育砂质颗粒和砾质破碎岩块的层段共称为“残积—坡积带”;基于风化壳的动态演化过程,刘震等[27]和Zhu等[28]提出花岗岩风化壳的“双层结构”模型,认为残积层是溶蚀层在风化淋滤作用下进一步演化的结果,由于风化壳演化及后期保存条件的差异,形成了崩解层-溶蚀层或崩解层-残积层的“双层结构”。常见的古老变质岩通常是中—酸性岩浆岩或碎屑岩经变质作用形成,因此,变质岩的风化壳结构也存在与花岗岩风化壳结构近似的划分方案。徐长贵等[10]针对渤中19-6变质岩潜山提出了“黏土带、风化砂砾岩带、风化裂缝带、内幕裂缝带和基岩带”的划分方案;陈心路等[30]提出了“风化黏土层、风化破碎层、半风化层溶蚀带、半风化层裂缝带和未风化层”的划分方案;衣健等[31]在徐长贵等[10]划分方案的基础上,将风化裂缝带进一步细分为“淋蚀带和崩解带”;Dou等[8]基于变质岩块的风化破碎程度和裂缝充填程度提出了“风化淋滤带、缝洞发育带、半充填裂缝带和致密带”的划分方案。另外,徐长贵等[10]和衣健等[31]将潜山内幕中脆性强的岩层和靠近断裂附近的裂缝密集发育段称为“风化壳叠加碎裂段”或“内幕裂缝带”。常见的火山岩包括玄武岩、安山岩、流纹岩和火山碎屑岩。火山岩中不稳定矿物含量多且非均质性较强,尤其是偏基性的火山岩相对更容易蚀变[33]。基于岩石的化学蚀变程度,宋明水等[33]提出“风化黏土层、水解层、淋滤层和原岩”的火山岩风化壳结构划分方案,其中,由于火山岩蚀变形成的黏土矿物使得水解层风化裂缝的充填程度较淋滤层增强,风化黏土层基本由黏土矿物构成,孔渗性极低。受构造抬升作用影响,火山岩可形成构造裂缝,进而发生崩解,邹才能等[32,35]提出的“土壤层、水解带、淋蚀带、崩解带和母岩”的划分方案考虑了崩解作用对风化壳形成的影响。基于崩解带岩石受化学风化作用影响的强弱,Hou等[14]进一步将其划分为崩解Ⅰ带和崩解Ⅱ带。由于碎屑岩通常可作为油气储层,学者们对碎屑岩风化壳的结构少有系统研究[21],多将其作为不整合面下的风化型地层来看待,并与不整合面之上的超覆地层一起作为地层油气藏的重要组成部分[36],将碎屑岩风化壳结构划分为“不整合面之上的岩石、风化黏土岩和风化淋滤带”[34,37-38]。邹才能等[21]将不整合面之下的碎屑岩风化壳结构划分为“风化黏土岩、泥质风化淋滤带和砂质风化淋滤带、未风化岩石”。其中,风化黏土岩是碎屑岩中矿物强烈风化蚀变的产物,其孔渗性极低;风化淋滤带的砂岩易形成大量溶蚀孔隙,而泥岩本身则难以被淋滤形成孔隙,由此又将风化淋滤带分成泥质淋滤层和砂质淋滤层。毛治国等[23]提出“土壤层、富泥质淋滤带、砂质碎裂带和原岩”的划分方案,并考虑崩解作用对裂缝发育的影响,指出砂岩在碎屑岩风化壳中可以发生破裂,形成裂缝型储集空间。目前,对于不同岩性风化壳提出的多种分类方案,虽然使用的名称相近或相同,但其指代的具体地质涵义存在差异,主要原因在于对裂缝的发育类型与成因、岩石的破碎作用和砂化作用等没有达成共识。事实上,在构造作用、风化淋滤作用等外部因素的影响下,上述各种岩性风化壳由于内在矿物成分的相似性,在宏观和微观结构特征上会呈现出较强的共性。花岗岩、变质岩、火山岩和碎屑岩等都具有富含长石、云母等铝硅酸盐矿物的特点,笔者将其统称为“富铝硅酸盐岩”。例如:渤海湾盆地渤中19-6区块的太古宇变质岩潜山以片麻岩、变质花岗岩和混合岩为主,其中,变质花岗岩中的长石含量占长英质矿物总量的40%~80%[10];东营凹陷北带的基岩以二长花岗岩和花岗闪长岩为主,其中,二长花岗岩中的长石含量可达70%,花岗闪长岩中的斜长石含量可达55%以上[27]。新疆北部石炭系和渤海湾盆地中生界的火山岩以玄武岩、安山岩和流纹岩为主,渤海湾盆地中生界还发育由粉砂岩、砂岩和砾岩等构成的碎屑岩风化壳,这些岩性都具有富含铝硅酸盐矿物的特征[14,16,18,39]。铝硅酸盐矿物是促进上述基岩发育风化壳的最根本因素。基岩的化学风化作用及其产物的形成主要围绕铝硅酸盐矿物进行。基岩在风化淋滤过程中,除了辉石、角闪石和黑云母发生蚀变外,大量黏土矿物和溶蚀孔隙的形成与长石(尤其是中—基性斜长石)的水-岩反应密切相关[39-41]。富铝硅酸盐岩风化壳储集空间的发育特征也具有共性,风化壳储集空间的成因主要有两种:①岩石在固结或成岩过程中保留下来的少量原生孔隙或裂缝;②后期岩石破裂、矿物溶解或溶蚀形成的裂缝和溶蚀孔缝等[23]。火山岩和碎屑岩可发育第①种成因的储集空间,包括气孔、角砾间孔、炸裂缝、冷凝收缩缝[42]以及沉积和成岩阶段形成的孔隙[20];而变质岩和花岗岩的岩石结构较为致密,不发育原生孔隙,基岩在不受改造的情况下为致密带非储层[29,31]。富铝硅酸盐岩风化壳中最主要的储集空间是第②种成因的各种裂缝和溶蚀孔隙,构造作用和风化淋滤作用导致的基岩破裂及铝硅酸盐矿物蚀变是风化壳储集空间形成的关键。另外,热液溶蚀和有机酸溶蚀也能起到一定的作用[24,31,43-45]。在富铝硅酸盐岩风化壳中,储集空间类型从顶部向底部按照孔隙型、裂缝孔隙型、孔隙裂缝型和裂缝型的顺序依次变化,同时,裂缝类型也从风化裂缝逐步过渡为构造裂缝[24,31,44,46]。综上所述,从底部至顶部,各种富铝硅酸盐岩的风化壳结构特征均表现为:由各种裂缝诱导岩石产生物理崩解破碎,然后逐渐转变为化学淋滤作用,导致矿物蚀变、岩石疏松砂化,最终形成地表黏土层。风化壳的垂向结构分带是不同程度物理风化、化学风化叠加响应的结果。各种富铝硅酸盐岩风化壳结构的划分方案在本质上具有统一性。富铝硅酸盐岩风化壳的形成过程具体可分为3个阶段:基岩构造裂缝发育阶段、风化裂缝及岩石崩解破碎阶段、岩石蚀变砂化阶段,这3个阶段的主控因素分别为构造运动、物理风化和化学风化。富铝硅酸盐岩一般结构相对致密,尤其是变质岩和花岗岩,各种裂缝是风化壳进一步演化的前提。多期次的区域构造运动促使基岩形成产状和性质复杂的构造裂缝体系,如渤中19-6构造在印支期—燕山期受SN向挤压应力,形成了一系列背冲断层,同时,依附于断层发育了两期构造裂缝[10]。当基岩隆升至地表,开始接受风化作用时,构造裂缝会成为风化壳进一步发育的基础[43],为地表的风化淋滤作用深入到岩石内部提供通道[47],且矿物的蚀变程度在靠近裂缝处大于远离裂缝处[24]。大型断裂甚至还可以使岩石直接发生不同程度的破碎,从而产生碎裂带,促进岩石发生崩解[10]。长英质矿物含量越高的岩石,其脆性越强,在构造应力作用下越容易产生裂缝[41,43,47]。构造隆升使得基岩抬升至地表,物理风化开始成为风化壳形成的主导因素。在岩石抬升至地表的过程中,首先因围压释放和上覆载荷的逐渐消除可使得岩石产生近水平的裂缝——席理,然后,经后期热胀冷缩、冰劈和盐结晶等使得岩石进一步产生风化裂缝[48]。长石与石英的膨胀系数差别在2倍以上,因此岩石在热胀冷缩过程中很容易形成微裂缝[24]。在早期构造裂缝基础上,风化裂缝的出现使得岩石进一步崩解和破碎,形成大小不等的角砾状岩块。风化裂缝与构造裂缝共同组成网状裂缝体系,这将有力促进后期化学风化的进行,促使岩石崩解破碎层段进一步发生溶蚀。化学风化在岩石崩解破碎后逐渐占据主导地位,表现为铝硅酸盐矿物的大量蚀变和岩石砂化。化学风化淋滤作用率先沿构造裂缝和风化裂缝进行,溶解了CO2的大气降水可使得铝硅酸盐矿物发生溶解、水解和水化作用,生成伊利石、高岭石和绿泥石等黏土矿物。铝硅酸盐矿物的溶蚀过程是非全等溶解反应,溶蚀后新生成的矿物所占的体积减小,形成次生溶蚀孔隙[40,49-50],并加速岩石的崩解破碎。化学风化使得原岩的微观结构逐渐被破坏,导致岩石软化疏松,形成富黏土矿物的破碎砂砾质层段。强烈的风化淋滤作用会造成碱土金属和碱金属(CaO、Na2O、K2O、MgO)逐渐流失,Fe2O3和Al2O3富集[6,14]。风化壳顶部的黏土矿物在生物改造下形成土壤层,甚至还能发生脱硅富铝铁化,即SiO2含量明显减少[51]。风化淋滤作用也可以沿裂缝继续向深部延伸,甚至使得含构造裂缝的基岩发生强烈蚀变。富铝硅酸盐岩风化壳的垂向分带结构与风化过程密切相关。鉴于风化壳的形成是按照“构造裂缝—物理风化—化学风化”的过程进行,因此可以对富铝硅酸盐岩风化壳建立统一的结构划分方案,其自下向上依次包含:含裂缝基岩带、崩解带和淋滤带(图1)。这3层结构在宏观和微观上具有明显的差异(图2),很容易识别。笔者对山东青岛和莱阳两地的花岗岩、安山岩和碎屑岩风化壳露头开展了野外观察、岩石薄片鉴定和X射线衍射(XRD)测试等分析,验证了富铝硅酸盐岩风化壳结构具有共性的特征。Fig.1 Classification scheme of weathering crust structures for aluminosilicate-rich rocks(a)花岗岩风化壳发育淋滤带、崩解带和含裂缝基岩带,青岛小珠山;(b)淋滤带,由松散的砂砾质颗粒和黏土矿物组成,对应图(a)标注1位置;(c)松散的砾质颗粒,颗粒中长石矿物严重蚀变,石英矿物发生破碎,微裂缝内充填黏土矿物,取样位置见图(b)标注A,单偏光;(d)崩解带,发育构造裂缝和风化裂缝,部分岩石破碎,呈棱角状碎块,对应图(a)标注3位置;(e)长石蚀变、溶蚀孔隙发育,发育网状风化裂缝,取样位置见图(d)标注B,单偏光;(f)含裂缝基岩带,岩石构造完好,发育高角度的构造裂缝,对应图(a)标注4位置;(g)构造裂缝发生溶蚀扩大,沿构造裂缝边缘的长石蚀变,取样位置见图(f)标注C,单偏光;(h)安山岩风化壳发育淋滤带、淋滤砂化的含裂缝基岩,青岛天籁村;(i)淋滤带,由松散的砂砾质颗粒和黏土组成,对应图(h)标注1和2位置;(j)淋滤砂化的含裂缝基岩,岩石宏观构造保持完整,但岩石发生砂化、整体疏松,对应图(h)标注5位置;(k)安山岩基质发生蚀变形成溶蚀孔隙,取样位置见图(j)标注D,单偏光;(l)图(k)的正交偏光图像;(m)安山岩基质溶蚀孔隙发育,并发育风化裂缝,裂缝部分被黏土矿物充填,取样位置见图(j)标注D,单偏光;(n)图(m)的正交偏光图像;(o)碎屑岩风化壳发育淋滤带、淋滤砂化的含裂缝基岩,砂岩可见残余构造裂缝,莱阳赭埠村;(p)淋滤砂化的含裂缝基岩,泥岩和砂岩遭受风化淋滤,对应图(o)标注6位置;(q)泥岩遭受淋滤后仍较为致密,风化裂缝发育,取样位置见图(p)标注E,单偏光;(r)图(q)的正交偏光图像;(s)淋滤砂化的含裂缝基岩,遭受风化淋滤而砂化疏松的砂岩,岩石构造保持完整,对应图(o)标注7位置;(t)砂岩中长石发生蚀变、溶蚀孔隙发育,石英颗粒破碎、微裂缝发育,部分孔隙充填方解石,取样位置见图(s)标注F,单偏光;(u)图(t)的正交偏光图像。图2 富铝硅酸盐岩风化壳不同结构层的宏观和微观特征Fig.2 Macroscopic and microscopic characteristics of different structural layers in weathering crust of aluminosilicate-rich rocks基岩中构造裂缝的形成与多期次的构造活动有关,不同构造应力场下发生的挤压、拉张和走滑构造运动可以使基岩内部形成不同期次和产状的多组相互切割、规模不等的裂缝[图2(f)]。在构造运动促使基岩抬升至地表后,除了沿构造裂缝边缘可能发生一定的风化淋滤作用外,含裂缝的基岩的矿物成分、结构基本保持原状,主要储集空间为构造裂缝和沿裂缝边缘发育的少量溶蚀孔、缝[图2(g)],此外也可能存在少量原生孔隙(如火山角砾岩的角砾间孔、喷出岩的气孔、矿物晶间孔、碎屑岩的原生孔和溶蚀孔等)。崩解带发育在含裂缝基岩带之上,构造裂缝与大量风化裂缝组成了网状裂缝体系,导致岩石发生崩解破碎[图2(d)],岩块基本保留着原始的微观结构,没有发生明显的黏土化和砂化。部分岩块遭受轻度的风化淋滤作用,可形成少量溶蚀孔隙和溶蚀扩大缝。崩解带的形成以物理风化为主导,在断裂影响下,崩解带沿断裂带向基岩深部延伸(图1)。崩解带的主要储集空间为风化裂缝与构造裂缝构成的网状裂缝体系,含少量溶蚀孔隙和溶蚀扩大缝[图2(e)]。淋滤带通常发育在崩解带之上,主要表现为崩解破碎的岩块经化学风化作用发生强烈的矿物蚀变和砂化,岩石的微观结构遭到强烈破坏,逐步形成松散的砂砾和黏土[图2(b)]。从淋滤带下部向上,残留碎屑的粒级逐渐减小,从砾级颗粒过渡至砂级颗粒。淋滤带的形成是由于大气降水沿大小不等的各种裂缝进行淋滤,从而导致铝硅酸盐矿物发生溶解和水解,生成黏土矿物并形成大量溶蚀孔隙。随着淋滤作用向风化壳深部延伸,淋滤带甚至可超越崩解带直接与含裂缝的基岩相接[图2(h)、图2(o)]。淋滤带的主要储集空间为晶间孔、晶内孔、粒(砾)间孔和溶蚀裂缝,这些孔缝也可能由于黏土矿物充填而消失,仅发育微孔隙[图2(c)、图2(k)、图2(m)、图2(q)、图2(t)]。对山东青岛和莱阳地区野外风化壳样品开展的XRD全岩矿物成分分析表明:从结构层下部向上部,3个风化壳剖面均呈现长石矿物含量逐渐降低、石英和黏土矿物含量逐渐上升的特点,尤其是在淋滤带,这种变化更加明显(图3)。这也印证了在基岩机械破碎后,铝硅酸盐矿物的化学蚀变是该类基岩风化壳进一步演化的主要特征。Fig.3 Mineral composition characteristics of different structural layers in weathering crust of aluminosilicate-rich rocks风化壳结构发育的差异主要取决于地表风化过程中物理风化作用、化学风化作用和剥蚀作用之间的相对强度,三者受控于气候和构造条件。气候通过控制物理风化作用和化学风化作用的相对强度影响风化壳的结构类型[图4(a)]。干旱气候区降雨少、化学风化作用弱,近地表岩石主要发生机械破碎,形成崩解带,甚至仅发育含裂缝基岩;随着气候变得湿润,降水量增加,化学风化作用增强,开始发育以化学淋滤作用为特征的淋滤带[39,52]。图4 富铝硅酸盐岩风化壳结构发育模式及风化和剥蚀强度对其结构的影响Fig.4 Development patterns of weathering crust structures for aluminosilicate-rich rocks and influence of weathering and erosion intensity on weathering crust structure构造条件控制了剥蚀作用的强度及风化壳结构层的产状[27,53-54]。风化壳结构从含裂缝基岩带向上逐渐过渡到淋滤带,具有明显的似层状特征。在坡度较小的区域,风化壳各结构层呈近似水平层状叠置分布,更易保留完整的结构;坡度增大造成剥蚀作用增强,风化壳的上部结构层很容易因剥蚀作用而缺失,造成斜坡位置风化壳的各结构层与斜坡面延展方向呈小角度相交,并在向坡顶的方向上,淋滤带和崩解带逐渐尖灭,仅剩裸露的含裂缝基岩带[图4(b)]。风化壳结构也会受潜山埋藏过程影响。风化壳被沉积物逐渐覆盖后,岩石的物理风化作用停止,但大气降水和地下水的化学淋滤作用仍可继续进行,强烈淋滤作用甚至能超过早期崩解带向下延伸至含裂缝基岩。风化壳深部的基岩尽管保留着大量构造裂缝的形态,但铝硅酸盐矿物普遍发生强烈蚀变,导致含裂缝基岩层发生砂化,转变成淋滤带。因此,气候和构造条件的变化可使得富铝硅酸盐岩形成不同结构的风化壳。笔者以此为主线,基于前人的研究成果,提出了含裂缝基岩型风化壳、崩解型风化壳、崩解-淋滤型风化壳和淋滤型风化壳4种主要风化壳结构及其发育模式(图4)。在坡度大的区域,地表剥蚀作用强度超过了物理风化作用和化学风化作用强度,气候条件难以影响风化壳的结构。由于地表水流强烈的冲蚀,不仅淋滤带的黏土矿物与砂砾质颗粒难以保存,甚至崩解带的破碎岩块也可能被冲刷殆尽,导致风化壳的上层结构无法保留。整个风化壳仅残存含裂缝基岩带,形成含裂缝基岩型风化壳。崩解型风化壳主要发育崩解带和含裂缝基岩带,风化壳顶部以崩解带的破碎岩块为主,几乎不发育淋滤带。其成因有两种:①在半湿润—湿润气候区,坡度相对较大区域岩石的剥蚀速率超过化学风化速率,化学风化作用主导的淋滤带难以保留;②在干旱—半干旱气候区,基岩以物理风化作用为主,化学风化作用很弱,不仅在坡度较大的区域,即使在坡度较小的区域,风化壳也难以发育淋滤带。在物理风化速率与化学风化速率相近,或者剥蚀作用较弱时,风化壳近地表发育风化淋滤带。崩解-淋滤型风化壳由含裂缝基岩带、崩解带和淋滤带构成,不同层带分别受构造作用、物理风化作用和化学风化作用控制。随着物理风化作用和化学风化作用增强,崩解带底界和淋滤带底界不断向基岩内部延伸,形成厚度较大、具有完整风化壳结构的崩解-淋滤型风化壳。淋滤型风化壳以只发育淋滤带和含裂缝基岩带为特征,从风化壳上部的淋滤带向下直接变化到含裂缝基岩带,中间的崩解带不明显。在湿润气候带的低缓区域,由于降水量大、剥蚀作用弱,化学风化速率远大于物理风化速率,表现为“供给限制型”风化特征[55]。淋滤带底界面向下延伸的速率超越崩解带底界面向下延伸的速率将导致崩解带整体遭受较强的风化淋滤作用。甚至当化学风化作用强度特别大时,深部的含裂缝基岩带可能遭受强烈的淋滤作用而发生蚀变,形成保留构造裂缝的淋滤带。在野外考察中,上述4种风化壳结构在不同类型的富铝硅酸盐岩中均可观察到(图2、图5)。在坡度大的部位,淋滤带通常不发育,形成崩解型风化壳甚至含裂缝基岩型风化壳[图2(a)、图5(a)、图5(e)];在坡度较缓的部位,常发育淋滤带,形成结构完整的崩解-淋滤型风化壳[图5(b)、图5(c)、图5(f)、图5(g)、图5(j)];淋滤带继续向深部延伸,含裂缝基岩被淋滤后发生砂化,形成淋滤型风化壳,这种现象在火山岩和碎屑岩风化壳中尤为常见[图2(h)、图2(o)、图5(d)、图5(h)、图5(i)、图5(k)、图5(l)]。注:A—淋滤带;B—崩解带;C—含裂缝基岩带;D—坡积砾石;E—淋滤砂化的含裂缝基岩。Fig.5 Characteristics of weathering crust structures in aluminosilicate-rich rocks with different lithologies通过分析富铝硅酸盐岩风化壳发育机理和过程得出,风化壳结构的变化主要与铝硅酸盐矿物含量、气候和构造条件有关,而与岩石的具体类型无关。风化壳的基本结构单元是淋滤带、崩解带和含裂缝基岩带(图6),这适用于花岗岩、变质岩、火山岩和碎屑岩等富铝硅酸盐岩的风化壳。Fig.6 Development patterns of weathering crust structures in aluminosilicate-rich rocks with different lithologies对于花岗岩和变质岩风化壳,学者们提出的“裂缝带”[24]、“内幕裂缝带”[10,31]具有多期次构造裂缝的特征,这对应于统一方案中的“含裂缝基岩带”(图1);“砾质风化亚带”以岩石风化裂缝和构造裂缝叠加发育、岩石破碎形成砾石为特征[24],这对应于统一方案中的“崩解带”;“土壤带+砂质风化亚带”[24-25]、“黏土带+砂质带”[26]以破碎岩块的砂化和矿物强烈蚀变为主要特征,对应于统一方案中的“淋滤带”。一些学者提出的风化壳结构与统一方案的结构虽不能完全对应,但统一方案仍能对其结构属性做出很好的判定。例如:部分学者提出的“裂缝带”[25-26]、“崩解层”[27]包括了构造裂缝层段到风化裂缝发育、岩石崩解破碎层段,这可对应于统一方案中的“含裂缝基岩带+崩解带下部”;部分学者提出的“残积层+溶蚀层”[27]、“风化砂砾岩带”[10,31]、“风化破碎层”[30]包括了从岩石强烈崩解破碎层到化学淋滤的蚀变砂化层,这可对应于统一方案中的“崩解带上部+淋滤带”。相较于花岗岩和变质岩,火山岩和碎屑岩风化壳的淋滤层段相对更发育。火山岩风化壳的“风化黏土层+水解层+淋滤层”[33]、“土壤层+水解带+溶(淋)蚀带”[14,32]主要以岩石破碎砂化、矿物强烈蚀变和溶蚀孔隙发育为特征,可对应统一方案中的“淋滤带”。碎屑岩风化壳的“黏土层+泥质(砂质)风化淋滤带”[21]主要以岩石遭受淋滤后矿物强烈蚀变、岩石发生砂化为特征,同样可对应到统一方案中的“淋滤带”。火山岩风化壳的“崩解带”[32]、“崩解Ⅰ带和崩解Ⅱ带”[14]和碎屑岩风化壳的“砂质破碎带”[23]以构造裂缝与风化裂缝叠加、岩石破碎并遭受风化淋滤为特征,可对应统一方案中的“崩解带”。尽管学者们提出的火山岩和碎屑岩风化壳结构没有与统一方案中“含裂缝基岩带”对应的单元,但火山岩和碎屑岩也多发育构造裂缝[56],裂缝连通原生孔隙起到了促进风化壳发育的作用[57-59]。因此,火山岩和碎屑岩风化壳结构中也应该包括“含裂缝基岩带”。由于坡度变化,不同构造部位的花岗岩、变质岩、火山岩和碎屑岩等富铝硅酸盐岩均可发育不同的风化壳结构(图6)。随着坡度逐渐减小,剥蚀作用的强度也随之降低,富铝硅酸盐岩的风化壳将从仅发育含裂缝基岩型风化壳逐步转变为淋滤型风化壳。(1) 包括花岗岩、变质岩、火山岩和碎屑岩在内的富铝硅酸盐岩以富钾长石、斜长石和云母等铝硅酸盐矿物为特征,在风化过程中具有显著的相似性,这是将各类富铝硅酸盐岩风化壳结构划分方案进行统一的理论基础。(2) 富铝硅酸盐岩风化壳的发育过程可分为3个阶段:首先,在多旋回构造运动影响下,基岩内部发育多期次构造裂缝并抬升至近地表;随后,在物理风化作用控制下形成风化裂缝,并与早期的构造裂缝组成复杂的网状裂缝体系,导致岩石逐步崩解破碎;继之,岩石沿裂缝发生化学风化作用,促使铝硅酸盐矿物发生溶解、水解等反应,形成黏土矿物和岩石的疏松砂化,出现大量溶蚀孔隙和颗粒粒间孔;最终,铝硅酸盐矿物发生完全淋滤作用,蚀变为黏土矿物。据此,可将富铝硅酸盐岩风化壳结构自下而上依次划分为含裂缝基岩带、崩解带和淋滤带,该方案适用于所有富铝硅酸盐岩的风化壳结构划分。(3) 基于近地表环境下剥蚀作用、物理风化作用、化学风化作用之间的强度变化,建立了含裂缝基岩型、崩解型、崩解-淋滤型和淋滤型4种富铝硅酸盐岩风化壳结构发育模式。第一作者:张云蛟,男,1995年7月生,2018年获中国石油大学(华东)学士学位,现为中国石油大学(华东)博士研究生,主要从事石油地质与勘探研究工作。Email:1184548291@qq.com通信作者:王冠民,男,1969年4月生,2005年获中国科学院广州地球化学研究所博士学位,现为中国石油大学(华东)教授、博士生导师,主要从事石油地质与勘探研究工作。Email:wangguanmin@upc.edu.cn张云蛟, 王冠民, 殷梓原. 富铝硅酸盐岩风化壳结构划分[J]. 石油学报, 2024, 45(9): 1372-1384. Zhang Yunjiao, Wang Guanmin, Yin Ziyuan. Classification scheme of weathering crusts structures for aluminosilicate-rich rocks[J]. Acta Petrolei Sinica, 2024, 45(9): 1372-1384.杨勇等：陆相断陷盆地页岩油开发理论认识与技术实践--以济阳页岩油为例
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