成矿作用主控因素

抚顺盆地油页岩成矿主控因素~

(1)沉积条件
抚顺盆地主要发育了滨浅湖和和湖泊棚沉积，进一步可以划分为湖沼、浅湖、半深湖和深湖4个亚相。
滨浅湖相湖沼亚相主要发育在抚顺盆地的底部古城子组含煤段，是成煤的主要环境之一，主要由煤层和泥质粉砂岩互层组成。煤层底板为凝灰质页岩，顶板为浅湖环境的炭质页岩和粉砂质泥岩，煤层中含有丰富的植物茎干化石和大量的碳屑。
湖泊相主要分为浅湖、半深湖和深湖亚相。浅湖亚相主要发育在抚顺盆地始新统计军屯组底部和西露天组。计军屯组底部粉砂质泥岩或泥质粉砂岩中水平层理和透镜状层理发育，并含有大量的鱼类化石和植物化石残片。西露天组主要由褐色页岩、绿色泥岩和灰—绿色泥灰岩互层组成，这3种不同颜色的沉积物交互出现，表明当时水体不会太深，同时在页岩中水平层理发育，含有浅水介形虫化石和大量的碳屑。半深湖、深湖亚相主要发育在抚顺盆地计军屯组，半深湖亚相主要沉积了巨厚的灰黑色的油页岩，水平层理较发育；深湖亚相主要沉积了巨厚的褐色油页岩，块状层理较发育，贝壳状断口。根据油页岩含油率的测试结果，深湖相油页岩的含油率和厚度明显高于半深湖相油页岩，高含油率的油页岩在野外风化后呈页片状。
抚顺盆地始新统沉积相演化规律主要表现从湖沼亚相—浅湖亚相—半深湖亚相—深湖亚相—半深湖亚相—浅湖亚相，水体深度变化总体表现为由浅—深—浅的过程。油页岩主要沉积环境为半深湖—深湖湘环境。
(2)古气候条件
油页岩是一种富含有机质的岩石，主要由藻类及一部分低等生物遗骸或高等植物残体演化而成。大量藻类、低等生物和陆地植被的繁盛是油页岩形成的基本物质基础，气候是控制地球表面外生作用和生物界繁衍的基本因素。气候的变化会影响到沉积盆地中水体的酸碱度、含盐度和氧化还原环境的变化，影响沉积盆地中有机物质的形成和分布。古气候是沉积盆地控制油页岩聚集的重要因素之一。
抚顺盆地油页岩中黏土矿物非常丰富，其中高岭石含量高于伊蒙混层，并含有少量伊利石，这种黏土矿物组合指示一种温暖湿润、降雨量大的气候特征。
温暖湿润的气候一方面可以降低湖泊陆源碎屑物质的供给；另一方面可以带来充足的营养物质，使湖泊的生产力大大提高。抚顺盆地油页岩沉积时期，气候温暖湿润，降雨量充足，植被比较繁盛。湖盆范围扩大、水体加深，沉积物有机质类型从Ⅲ型变为I和Ⅱ1型，有机质来源从以陆源高等植物供给为主，变为以浮游生物和藻类供给为主，表明该时期湖泊的生产力逐渐增大，并成为油页岩中有机母质的主要来源。
温暖湿润的气候也有利于有机质的保存。在抚顺盆地，油页岩中有机碳含量较高，一般介于8.5%～13.1%之间，平均为11.4%，最高可达20.4%。有机质类型主要以I型和Ⅱ1型为主，且油页岩中含有黄铁矿，油页岩富矿层水平层理发育，这都表明当时属较深水环境，具备湖水长期分层的条件，不利于上下水层的混合与交换，使底层水处于严重缺氧的还原环境，有利于有机质保存。
(3)构造条件
构造对于油页岩矿的控制作用体现在沉积时期的控制作用和沉积之后的控制作用。
前者主要体现在同沉积断裂的控制，通过对比分析计军屯组贫、富矿油页岩等厚图以及古城子组地层等厚图、计军屯组地层等厚图、西露天组地层等厚图等可见，在抚顺盆地，沿着控盆断裂F1，油页岩厚度明显加厚。盆地内部的同沉积断层控制了油页岩矿带整体展布及较厚油页岩的块段分布。对比计军屯组贫、富矿油页岩含油率等值线图，得出从南至北边有控盆断裂，含油率也有增高趋势。
沉积之后的控制作用，主要指的是后期构造对油页岩矿体的破坏作用。在抚顺盆地，后期构造的破坏作用主要指的是，F1逆冲断层造成上盘油页岩全部抬升遭受剥蚀。此外，其伴生的F16断层导致油页岩地层发生反转。

文东油田沙三中储层孔隙类型主要是次生孔隙，原生孔隙所占比例很少。研究储层物性演化的主控因素就是研究次生孔隙的控制因素[50-53]
（一）次生孔隙分布
次生孔隙在纵向上的分布是不均匀的。原生孔隙随埋深的增加逐渐减少，其变化趋势基本为一条直线。文东地区次生孔隙分布（图2-4-2）表明，该区总体上有两个次生孔隙发育带，第一个发育带位于2500～3500m，相当于成熟A期；第二个发育带位于3500～4500m，相当于成熟B期。两个次生孔隙发育带的存在揭示了该区的多次溶解作用。这种次生孔隙的多期发育可以从孔隙结构演化图（图2-4-3）反映出来。原生孔隙从未成熟期到半成熟期基本降到了不可压缩的程度。次生孔隙从半成熟期开始生成至Ro值为0.5～1.0，即低成熟阶段达到第一高峰；至Ro值为1.0～1.3，即成熟阶段达到第二高峰；当然，第二高峰值要比第一高峰值低得多。

图2-4-2 文东地区次生孔隙分布

（二）次生孔隙成因
次生孔隙的形成主要依靠颗粒、胶结物及其交代物的溶解。这就需要酸性物质的不断补充。
1.酸性介质的形成
这里主要指形成CO2的作用，有两种机制。
（1）有机成因
文东地区有机质研究表明，2000～4000m进入有机质脱羧和干酪根生油阶段，干酪根热解形成Co2，反应式为干酪根→ CO2+H2O+N2＋油气＋有机残余物。

图2-4-3 文东地区孔隙结构演化示意图

（2）无机成因
1）碳酸盐的水解
文东地区薄片鉴定和扫描电镜观察，发现粘土中存在分散状碳酸盐，其含量甚为丰富，可达20%～30%。主要成分是铁方解石和铁白云石。
2）粘土矿物的反应
在成岩作用的深埋阶段，粘土矿物与碳酸盐反映，可生成大量无机成因的CO2，主要是高岭石的消失、绿泥石的生成，并同时见到白云石和石英的溶蚀。其反应方程式为：

深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例

濮深7井粘土矿物含量随深度的变化（图2-4-4）表明，绿泥石第二高峰值区正好与高岭石的低谷值区相对应。图中反映出3400～3600m井段的绿泥石还与高岭石呈消长关系。
2.组分的溶解
上述研究表明，地层中的CO2酸性水和有机溶剂是形成砂岩中次生孔隙的重要溶蚀营力，其作用结果使不同颗粒发生程度不一的溶解。文东地区次生孔隙的形成主要是由于下列溶解作用的发生：
（1）碳酸盐类矿物的溶解
在酸性介质中，碳酸盐类矿物依下述反应溶解：

深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例

方解石的溶解在镜下可以观察到，作为早期胶结物的铁方解石溶解性更大。

图2-4-4 濮深7井粘土矿物含量分布图

（2）长石矿物的溶解
长石，特别是斜长石的化学分解是产生次生孔隙的一个重要原因，长石的分化产物是高岭石，其反应方程：

深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例

扫描电镜下可清楚观察到长石的选择性溶蚀。
（3）岩屑的溶解
文东地区沙三段岩屑成分复杂，泥质岩岩屑、变质岩岩屑也可以被溶解。燧石和石英有时也被溶解，压溶现象就是证据之一。最易溶解的组分是碳酸盐砂屑和鲕粒。
（4）鲕粒和砂屑的溶解
鲕粒、砂屑的成分是方解石和白云石，它们是最易溶解的组分，特大孔隙的形成常与这类组分的溶解直接有关。
（三）次生孔隙控制因素
次生孔隙的发育主要受成岩背景的控制。这里成岩背景是对成岩环境要素的综合概括。其中包括构造演化、沉积物特征、埋藏史、热演化史和流体史以及研究区储层特有的异常高压等因素[54-58]。
1.构造演化
燕山运动晚期，渤海湾盆地经历了白垩纪末至新近纪的剥蚀后，发生了强大的区域性裂陷作用，进入新生代裂陷旋回，东濮凹陷就是该期裂陷作用的产物。东濮凹陷的形成和发展主要经历了裂陷初张期、加强期、强烈期、衰减期和拗陷期。渐新世早期是裂陷强烈期，其中 沉积时，张扭作用达到强度极限，使得统一的中央隆起带逐渐形成，为东濮凹陷的基本构造格局奠定了基础。渐新世末期，应力场由张扭转化为压扭，导致了区域性抬升，相应的裂陷作用处于衰减期。文东油田位于文留构造东翼，为一北窄南宽、北东向延伸的狭长形逆牵引背斜，是文东大断层逆牵引形成的构造带。在不到3km的范围内发育文13，文16两个高点。文13构造高点处于一个被断层复杂化了的逆牵引短轴背斜构造，文16构造高点处于一个向南西倾没的鼻状构造。区内胡状集－文留构造在东西不到25km的范围内横跨了西部斜坡、西部洼陷和中央隆起3个构造单元，故其沉积和成岩作用因受构造演化的影响具有明显差异。
断裂作用形成有利于水介质流动的微裂隙，形成”应力活跃区”。这与平面上次生孔隙的发育规律紧密相关。文西断层、文东断层和徐楼断层的持续活动，使得沿断层活动区形成了一系列有利的次生孔隙发育带，目前发现的沙三中期高产断块油田沿断层分布就是有力的证据。
2.沉积特征
东濮凹陷主要沉积期裂陷活动强烈，内部构造分异极强，这就导致沉积相带的急剧变化和沉积中心的频繁迁移，为后期成岩作用的多种演化途径提供了必要物质基础（图2-4-5）。

图2-4-5 胡状集－文留地区古近系沙三段沉积断面图

对比胡状集和文留地区。 期，胡状集为相对深陷区，早期发育了一套细碎屑岩夹膏泥岩的湖相沉积；后期则演变为以扇三角洲为特征的陆源粗碎屑沉积岩，厚度达1000m以上。相应的文留地区则发育岩盐、膏盐及半深湖－深湖相泥岩和浊积岩 期，水体变浅，中央隆起带已具雏形，胡状集地区发育了一套厚400～700m以三角洲相为特征的砂泥岩互层沉积组合；而文留地区则以一套细、粉砂岩为主的浅湖滩坝沉积为特征。
受控于上述构造、沉积格局，致使沉积物表现出不同的矿物学、岩石学和地球化学特征：①胡状集砂岩以岩屑石英砂岩和岩屑砂岩为主（图2-4-6），矿物成熟度低，粒度粗，杂基含量高（8%～14%）；文留地区则以长石石英砂岩和石英砂岩为主，矿物成熟度相对高，粒度细，杂基含量低（3%～10%）。②胡状集地区含砂率高（20%～50%），分层系数小；文留地区含砂率较低（10%～30%），分层系数大。③胡状集地区泥岩中富碎屑矿物，而文留地区相对较纯或含有一定量的白云岩和膏盐矿物。前者富Fe,Si等元素，而后者Ca,Mn和Sr等元素相对较高。

图2-4-6 胡状集和文留地区储层砂岩类型

1 石英砂岩；2—长石质石英砂岩；3—岩屑质石英砂岩；4—长石岩屑质石英砂岩.5 长石砂岩.6—岩屑质长石砂岩；7—长石质岩屑砂岩；8—岩屑砂岩
沉积微相决定砂岩的结构和成分，这对于次生孔隙的发育起着控制作用。泥质含量较少的砂岩往往对于次生孔隙的形成是有利的，泥质是导致储层低孔低渗的重要原因。
3.埋藏史和热演化史
埋藏史和热演化史是对构造活动控制下的地层温度、压力及其有效作用时间等成岩作用参数的综合概括。裂陷盆地的内部构造分异导致了不同区块有着各具特色的埋藏和热演化过程：①快速沉降阶段。该阶段对应干裂陷作用的强烈期 ，其中尤以 沉积时沉降最快。该阶段末，目的层在文留区埋深较胡状集稍大，以 为例，此时可超过2500m（约90℃）。②缓慢沉降阶段。该阶段对应于裂陷作用衰减期（Ed），即应力场从张扭向压扭体制转换的时期。该阶段与西部洼陷带相比，胡状集和文留区均表现为相对隆升、基底沉降缓慢且趋于回返。③强烈抬升阶段。该阶段大致对应于东营组（Ed）沉积末期至上部馆陶组（Ng）沉积前，其延续时间尚难确定。总体上，胡状集抬升较文留区大，目的层埋深和地温显著减小。这次构造回返导致了区域性地层剥蚀，尤其是胡状集区抬升剥蚀可达1000m以上，局部目的层暴露于地表。④晚期稳定沉降阶段。该阶段与古近－新近纪拗陷期相对应，延续时间约20Ma，表现为稳定而缓慢的沉降，内部构造分异较弱，最终导致目的层再次深埋，地温再次增大。
4.流体演化史
研究区原生水受控于沉积环境，即由胡状集到文留，孔隙水盐度增大，相应地Ca,Sr,Mn等元素含量增高。在埋藏和封闭过程中，随着温度和压力的增大，原生孔隙水受压实水和温压水以及水静或地静压力下的内循环型压挤式水交替作用的影响，导致矿化度增大，碱性趋于增强。但在生油窗内，由于干酪根脱羧基作用，孔隙水变为以酸性为主，而伴随着成岩反应中对酸的消耗（如溶蚀作用），孔隙水又将变为以碱性为主。另外，古近纪末期的抬升剥蚀作用，致使大气水成为改造目的层孔隙流体的重要因素，即在水静压力下产生外循环型渗入式水交替作用。研究表明，大气水主要以顺层注入方式对胡状集区进行淡化改造，同时碱性减弱。但该过程对文留区目的层影响甚微。上述演化过程最终导致了文留区目的层具有高矿化度、强碱性的特征，而胡状集则表现为相对低矿化度和弱碱性特征（图2-4-7）。

图2-4-7 胡状集－文留地层水矿化度特征

5.异常高压
异常高压是控制含油气盆地中孔隙流体活动，成岩作用和烃类运移的重要因素。与沉积盆地中异常高压有密切关系的高压振荡流体活动会快速改变高压储层内外孔隙介质流体的物理－化学、压力条件，改变正常的成岩过程，从而对异常高压盆地中储层的成岩作用产生重要影响[59-64]。
（1）异常高压与压实成岩作用
东濮凹陷砂岩储层沉积成岩作用的基本特点是砂层薄、粒度细、沉积非均质性显著；埋藏深度大于3000m，压实作用、早期碳酸盐胶结作用、晚期自生伊利石－绿泥石和二氧化硅胶结作用强。但不同的构造单元成岩作用的差别也非常明显（表2-4-3），以下分析异常高压及流体活动对上述成岩作用差异的贡献。
深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例


1）压实量的比较
异常高压可以通过减少砂岩中颗粒间相互接触处的应力大小来抑制粒间压溶作用的进行。这里选择PS7,Q24井样品进行压实量比较，其碳酸盐胶结物的含量不超过7%；杂基含量控制在5%左右；样品深度局限于4000～4200m之间，埋藏史相似且处于地史上最大深度；平均粒径在0.08～0.10mm之间，属于同一沉积相。这样，压溶量统计结果主要反映颗粒间相互作用的应力大小，通过计算压溶的体积/颗粒体积的百分比就可以反映出异常高压对颗粒压实作用的影响。在统计压溶量时，所需考虑的组分主要包括石英叠覆、长石－石英之间的叠覆。对于结构成熟度较差的砂岩，由于颗粒形状不规则和磨圆度较差，增加了确定叠覆颗粒体积的复杂性，但仍是估计被粒间压溶作用所溶解的颗粒体积的有效方法。以上方法，最大限度地消除了其他因素（如颗粒粒径，早期胶结物及埋深）对粒间压溶作用的影响，粒间压溶量将反映颗粒间相互作用应力和异常高压的相对大小。

图2-4-8 PS7、Q24井砂岩压溶量差异比较

2）压实－胶结相对关系

图2-4-9 PS7井和Q24井砂岩压实－胶结关系图

砂岩压实和胶结前的孔隙度取文东地区值36.75%
分析文东、桥口地区 亚段压实－胶结作用的相对强弱（图2-4-9）。所选样
选择Q24,PS7井砂岩薄片进行粒间压溶量统计结果表明（图2-4-9），PS7井的粒间压溶体积较Q24井粒间压溶体积小，PS7井4000～4200m之间平均压溶体积1.762%，而Q24井平均压溶体积2.125%，表明了PS7井的异常高压较Q24井高，这与压力模拟结果及现压力实测结果吻合。从图2-4-8可以看出，颗粒之间的叠覆体积最大尚不到颗粒体积的3%，远小于其他学者统计的在相当深度下10%左右的压溶量值。此外，发现 亚段砂岩石英增生含量由大到小的顺序是桥口、白庙，文东（表2-4-3），与异常高压成负相关关系，可能是异常高压抑制压实作用导致石英颗粒间压溶作用减弱的又一佐证。品颗粒分选好，粒度大多为中细砂岩，杂基含量在5%左右。PS7井，压实作用与胶结作用对孔隙度减少的影响基本对等；Q24井，绝大部分样品落在左上方，表明压实作用在孔隙度减少方面起决定性作用，即PS7井所经历的压实作用弱于Q24井所经历的压实作用，PS7井压实过程中受到了较Q24井高的异常高压抑制作用。
3）砂岩沉积参数与孔隙度关系
砂岩粒间孔隙结构最初受沉积参数控制，随埋藏深度加大，特别是对碎屑颗粒结构起破坏作用的压溶、胶结－交代和颗粒溶蚀的加强，沉积参数对孔隙度的控制关系逐渐减弱。因此，通过选择胶结－交代和颗粒溶蚀作用较弱、埋藏深度相当的样品进行沉积参数与孔隙度之间相关性的研究，可以对储层压实（溶）作用进行定量分析。
研究表明，PS7井粒度参数如分选系数、粒度中值与孔隙度之间存在明显的线性关系，其线性相关程度明显比Q24井强。说明PS7井砂岩粒间孔隙结构仍受沉积参数控制，而Q24井受压实（溶）作用影响较强。
（2）异常高压与溶蚀－胶结成岩作用
1）异常高压及相关流体活动特征
研究表明，盆地热沉降过程中压实水流非常缓慢，不可能引起有意义的温度场扰动和成岩－成矿作用。异常高压重复开－合过程所引起的振荡（脉冲）流体却是沉积地壳乃至岩石圈演化过程中经常发生的地质事件。这种自组织动力机制极可能在较大尺度上对溶蚀－胶结成岩过程和成岩带结构产生制约[59-65]。
研究区埋藏成岩过程中异常高压发育，并对砂岩压实作用产生重要影响。研究区石英自生加大边中流体包裹体记录的均一温度大部分在105～145℃之间，包裹体均一温度的频数呈多峰式展布，显示了高压幕式流体即高压振荡流体活动的效应。许化政等研究表明[5]，处于异常高压带内的泥岩薄片中存在较高比例的微渗漏空间，而微渗漏空间中最常见的是微裂隙，微裂隙目前大部分被黄铁矿或碳酸盐充填，并可见到沿微裂隙扩散的油迹污染，以及一定量的吸附烃。这种现象说明微裂隙曾经是流体运移的通道，有可能表明泥岩曾经经历了超压盆地的泥岩幕式压裂及流体排放作用。
2）胶结－溶蚀成岩作用效应
异常高压的存在可以促使CO2在孔隙水介质中的溶解度增大，孔隙水介质的酸性增强，使储层溶蚀作用增强。
高压泥岩的幕式流体排放作用可能对储层物性起到破坏作用。异常高压泥岩频繁发生水力压裂及幕式流体活动，使得进入砂岩的流体压力迅速降低，流体体系中CO2分压也迅速降低，并导致pH值在内部缓冲条件下急剧增大。最终，致使被流体注入的储层（低压区）发生（晚期）碳酸盐的沉淀和胶结作用，储集性能变差。这可能是研究区晚期碳酸盐胶结作用极为发育不可忽视的重要原因[66]。
6.碳酸盐胶结物
次生孔隙发育与保存的最终程度主要取决于晚期胶结物的数量。文东地区碳酸盐含量与物性关系曲线表明（图2-4-10），碳酸盐含量与孔隙度呈明显的负相关关系。碳酸盐的胶结明显降低了储层孔隙度。只有通过溶解作用，将碳酸盐物质带出，才能形成储集油气的有利孔隙空间。

深层高压低渗透油田开发：以东濮凹陷文东油田沙三段油藏为例


图2-4-10 文东沙三中油藏物性与碳酸盐含量关系曲线

7.孔隙流体性质
酸性介质是促使易溶组分溶解的必要条件。水介质的变化可以使一处溶解，另一处沉淀。即离子的迁移导致了次生孔隙平面分布的不均一性。
孔隙流体流动经过多孔介质时除了化学沉淀外还会有机械滞留作用。当含有溶解物质的流体通过多孔介质时，分子直径小于孔隙入口而大于出口的，溶解物质将在多孔介质中产生机械滞留，引起孔隙的缩小。低渗透储层中的机械滞留捕集效应比中、高渗透层更为突出。研究区低孔、低渗层的形成，不能排除机械滞留的作用。主要原因是颗粒较细，多属粉砂级；流体浓度高，该区矿化度一般在（20～30）×104ppmlppm=10-6。之间。
8.自生矿物
自生矿物既有破坏次生孔隙的一面，也有保存次生孔隙的一面。高岭石等自生矿物作为孔隙充填使储层性质变差。而绿泥石可以在成岩早期沉淀于砂粒表面，从而阻止石英的次生加大，提高了粒间孔隙的保存潜势。薄片镜下观察发现，具有泥质薄膜的石英次生加大很弱。但泥质薄膜有时也会起到堵塞孔隙的作用。
9.高孔隙带与成岩作用的关系
文东地区储层纵向上产生多个高孔隙发育带，原因主要是典型盐湖沉积环境中特殊的成岩作用。
（1）碳酸盐充填丰富
储集层成岩早期的碳酸盐充填丰富，不仅减弱了压实作用，而且为后期成岩阶段（大致在早成岩B期及晚成岩A期）高矿化度介质溶蚀产生大量溶蚀孔隙提供物质基础，产生的第一孔隙发育带是东濮凹陷主力油气储集层分布带。
（2）区域性膏盐层
区域性膏盐层的存在，有利于形成深层异常高压的“封存箱”，减缓压实作用，保存原有孔隙，也有利于后期成烃过程（相当于中成岩A期和B期）中富含有机酸及CO：的地下水活动，形成大量溶蚀型次生孔隙。这是研究区第二次生孔隙发育带广泛分布的主要原因。
（3）粘土矿物转化
粘土矿物的成岩变化中，蒙脱石向伊利石转化可以释放较多束缚水。东濮凹陷晚成岩A期粘土矿物中伊利石含量比较高，文留、卫城、濮城地区分别为67%～80%,36%～69%和33%～84%，这意味着在相应深度段蒙脱石已大量转化为伊利石，必然能提供较多呈酸性水溶解碳酸盐胶结物，有利于形成第二次生孔隙发育带。
储层成岩作用及孔隙演化史分析表明，文东油田沙三中储层具有以下特征：
a.埋藏深度大，构造复杂，非均质性强，顶底有大套膏盐岩层存在。
b.压实作用是砂岩物性衰减的主要因素。
c.碳酸盐胶结强烈，以含铁方解石、含铁白云石和白云石为主，多呈交代碎屑颗粒及其他胶结物形式存在。
d.硅质胶结是造成储层致密和低渗的重要因素之一。
e.溶蚀作用大大改善储层性质，形成次生孔隙发育带（2500～3300m）；受异常高压条件的影响，3300～3800m间为高压区孔渗保存带。
沉积物埋藏成岩过程中，碎屑矿物的成岩演化及演化程度受控于不同因素，表现出不同的成岩效果。各种因素归纳起来主要有两个方面。
1）内因
包括沉积微相、砂岩类型、砂岩成分及组构特点、杂基含量、胶结物类型及数量、胶结期次[67]。
2）外因
指在成岩过程中沉积物所经受的外部环境因素，包括温度、压力、孔隙水性质及烃类的影响。当然，这些因素又与埋藏深度、埋藏速度及区域构造条件有关。
文东地区沙三段砂岩研究表明，内因因素中杂基含量对砂岩成岩特征影响较大。平行层理粉－细砂岩和块状砂岩多为净砂岩，杂基含量少于10%。它们经受的主要成岩作用是胶结作用。颗粒间充填的胶结物常是碳酸盐矿物，其次是以次生加大方式产出的石英胶结物。杂基含量大于10%的杂砂岩中主要成岩变化是压实作用，明显的机械压实使杂基间的碎屑颗粒发生机械转动，从而形成定向成岩组构，同时石英的次生加大现象表现微弱。杂砂岩中胶结作用弱，这是因为粘土杂基限制了孔隙水的循环，使砂岩中的组分难以带出，外部组分也不易带入。而在净砂岩中连续通畅的粒间孔隙大大有利于携带溶解组分的粒间水的循环。随着水性质的变化会在粒间促成沉淀或溶解。文13断块区是高压异常油田，其原始地层压力大大高于相应层位的静水压力，各砂层组的压力系数及地层压力梯度亦各不相同（图1-2-2）。
在外因条件中，温度是最重要的成岩因素。温度在埋藏成岩过程中的作用有：
a.影响矿物的溶解度。温度升高会增加组分的溶解度，存在温度梯度可以促成溶液迁移；
b.影响（OH）－的活度。研究表明，温度每升高10℃反应速率提高一倍。
c.促成有机质分解。使有机质逐渐转变为复杂的碳氢化合物。
d.降低离子的水化作用。使在地表温度下强烈水化的离子Fe2+,Mg2+等与碳酸根结合形成碳酸盐矿物。
e.使含水矿物脱水。如粘土矿物和沸石矿物在温度升高时会脱水，从而转化为更为稳定的矿物相。
经实际测量井温可知，文东地区沙三中地温梯度为4.96℃/100m（图1-2-3）。尽管这是今地温，与古地温有一定差别，但仍有重要的参考价值。以将今论古的原则，中期成岩阶段的成熟A期（h=2500～3500m,R0=0.5%～1.0%），地温已达到1 10～140℃。这样的温度对于颗粒的化学溶解、各种自生矿物的形成、粘土矿物的成岩演化及有机质的热解均能产生重大影响。

从与成矿作用相关的晚古生代、中生代地层，岩浆活动和构造背景等方面综合分析，该带有利于形成斑岩型铜矿。

1.地层特征

本区位于南羌塘南缘。晚古生代地层（展金组、曲地组、吞龙共巴组和龙格组）在龙木错—双湖构造带内具有混杂带特征，并被厘定为俯冲增生杂岩。这套地层在本区虽然出露较少，但从岩石组合和变形、变质特征看（见1∶25万物玛幅区调报告，四川地调院，2006），可能也具有与南羌塘北部相似的增生杂岩特征。与成矿直接相关的早中侏罗世曲色组（J₁q）和色哇组（J₂s）为薄至中层状细粒石英砂岩、粉砂岩、深灰至灰黑色页（泥）岩等，上部出露枕状、块状玄武岩，并被硅质岩覆盖。玄武岩层上部可见辉绿岩。据探槽和局部观察，玄武岩类成层性不明显。剖面上、下部位分别出现两层枕状熔岩，熔岩总厚度可达约150m其间有无碎屑岩夹层，尚不清楚。在矿区东部的拉布错至赛角一带，侏罗纪碎屑岩中含超镁铁岩岩块。从岩石组合和沉积环境分析，曲色组和色哇组沉积环境为深水陆棚—盆地斜坡，与枕状玄武岩、辉绿岩墙等组合代表弧前增生楔盆地环境。从全球分布规律看，弧前增生楔环境中有利于斑岩型铜金矿的形成。

2.控矿地质构造

多龙矿区的花岗斑岩岩体和矿床主要受断层控制，在图8—15中，本区的断层主要有近EW、NW和NE向三组。其中，近EW向的断层平行于区域构造线方向，为本区最早的断层，控制着斑岩体的分布；近EW向断裂构成测区的主体构造格架，显示两期变形，早期的挤压逆冲，晚期的张性活动；NE向断裂，以张性碎裂岩和张性石英脉贯入为特征。从交切关系看，NE向断裂晚于近EW向断裂。本区NW向断层形成最晚。矿区东部的NW向拉布错至赛角一带分布的NW向断裂带中分布有超镁铁岩岩块并发现大量的褐铁矿化。断层通过龙格组和曲色组、色哇组地层，推测具有走滑、伸展性质。NW向地层对花岗质侵入体和矿体是否存在控制作用，尚不清楚。

图8—15多龙地区花岗岩类硅碱分类图

岩体与围岩形成的接触变质作用与成矿过程关系密切。岩体在侵入过程中，在侵入体产生的热和含矿气水溶液的综合作用下，含矿热液沿接触带发生交代作用。碎屑岩普遍蚀变为透辉石角岩，由岩体往外，其蚀变强度逐渐减弱，透辉石角岩的分布宽度一般达数百米。岩浆期后热液进一步对斑岩体进行交代，产生Cu、Au矿化。

3.岩浆活动与成矿

多龙成矿带内侵入岩为花岗闪长斑岩类、闪长玢岩、辉石闪长玢岩、石英闪长玢岩等。岩体数量多，规模小，均为小型岩株及岩瘤，侵位于曲色组、色哇组类复理石等地层中，围岩接触变质明显。岩体和接触带内多具铜、金矿化。岩石为浅灰色—深灰色，斑状结构、局部为聚斑结构，块状构造。斑晶多为斜长石、石英、黑云母等，基质为细粒结构，由斜长石、钾长石、石英等组成。岩石中含副矿物磷灰石、榍石等。岩石普遍发生钾长石化、粘土化、绿泥石化等。

本项目对多龙岩浆弧中代表性样品进行了常量元素和微量元素测试，见表8—8。在硅—碱图中（图8—15），本项目测试的多龙地区的样品集中于闪长岩—花岗闪长岩区域，张玉修（2007，中国科学院博士论文）测试的样品集中于闪长岩区域。

岩浆系列判别图投图（图8—16）结果显示多不杂岩体主体为高钾钙碱性系列，个别投入钙碱性系列和钾玄岩系列。

多龙地区测试样品11件（图8—17），整体呈右倾型，LREE富集，HREE为平坦型。ΣREE=31.38～177.37，w（LREE）/w（HREE）=2.25～5.94，（w（La）/w（Yb））_n=5.23～19.44，dEu=0.81～0.98。多龙地区样品整体显示右倾特点。微量元素含量波动较大，为原始地幔的5～200倍。LILE中，K和Rb有较高正异常，Ta、Nb、P和Ti显示负异常（图8—18）。从投图结果判断该岩体应以地壳物质熔融为主体，没有明显的地幔物质混入迹象。

图8—16多龙地区岩浆系列判别图

表8—8 元龙岩浆弧常量多素化学分析结果 （w_B/%）

续表

表8—9 元龙岩浆弧微量多素化学分析结果（w_B/10^－6）

续表

图8—17多龙地区花岗岩类稀土分配模式图

图8—18多龙岩浆弧花岗斑岩类微量元素分配模式图

在图8—19中，多龙地区有部分样品投入埃达克岩区域。李金祥（2008，中国科学院博士论文）对该区域的埃达克岩有较为详细研究，认为该区域的埃达克岩与蚀变岩同为一类，均是由于强烈的热液蚀变造成的。成因可能为俯冲沉积物熔体交代地幔源区部分熔融产生的高温玄武岩岩浆底侵，导致地壳熔融较为酸性的岩浆，从而岩浆混合而成。本区其余样品均显示出典型岛弧岩石的特征。

在Nb—Y和Ta—Yb判别图中（图8—20），多龙地区样品为火山弧花岗岩。

辛洪波等（2009）对多龙矿区3件样品进行了Sr，Nd，Pb同位素测试，测试结果表明花岗斑岩类的（w（⁸⁷Sr）/w（⁸⁶Sr））_i值为0.70639～0.70665，e_Nd（t）值为－2.09～－2.65。岩石中放射性成因Pb含量较高。这些特征反映地幔成分在岩石中占较大比例，花岗岩类为壳—幔同熔型。其中地幔成分可能提供了Cu、Au等成矿元素。

图8—19多龙岩浆弧花岗斑岩类构造环境w（Yb）_n/10^-6—（w（La）/w（Yb））_n判别图

图8—20多龙岩浆弧花岗斑岩类构造环境w（Nb）—w（Y）和w（Ta）—w（Yb）判别图

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成矿作用主控因素视频