绿泥石膜是指砂岩中围绕骨架颗粒呈放射状生长的绿泥石黏土矿物薄膜，又常称之为绿泥石黏土膜、颗粒包膜绿泥石、孔隙衬里绿泥石或绿泥石环边^[1]。鉴于绿泥石膜在砂岩中的普遍性和对储层物性的影响，国内外诸多学者致力于研究其成因、形成时间及对孔隙的保存机制。国外学者普遍认为，绿泥石膜由渗滤黏土转化^[2-3]、絮凝沉淀泥质转化^[4-5]或富铁镁质物质（火山岩屑、火山灰、云母）溶蚀再结晶^[6]而成，形成时间为成岩早期的压实作用之前，通过抑制石英次生加大来保护原生孔隙。然而，国内学者至今在各方面仍未取得一致认识，尤其是对鄂尔多斯盆地延长组绿泥石膜的认识存在严重分歧，具体表现在：① 成因方面，对绿泥石膜的认识有渗滤黏土转化^[7]、絮凝沉淀泥质转化^[8-10]、铁镁质溶蚀再结晶^[11-12]以及渗滤黏土转化和铁镁质溶蚀再结晶混合^[13-15]等；② 形成时间方面，一些学者认为绿泥石膜发生在成岩早期压实作用之前^{[7, 9-12]}，另有学者认为其形成于压实作用之后^[8]，也有学者认为渗滤黏土转化形成早期黏土膜，富铁镁质溶蚀再结晶形成晚期黏土膜，二者组成绿泥石膜的双层结构^[14-15]；③ 绿泥石膜对砂岩物性的影响方面，多数学者认为绿泥石膜通过抑制石英次生加大来保护孔隙^[7-14]，但少数学者认为绿泥石膜是一种破坏性成岩现象^[15-16]；④ 多数学者肯定了绿泥石膜对砂岩物性的建设性作用，但就其如何抑制石英次生加大仍是一个谜。部分学者认为，绿泥石膜阻隔了孔隙水与石英颗粒的接触，从而抑制了石英次生加大^[7-14]；也有学者认为，孔隙水能够穿过绿泥石晶间孔，但绿泥石膜维持石英颗粒表面成碱性环境抑制了石英的次生加大^[17]。

综观国内外有关砂岩中绿泥石膜的研究成果发现，忽视中国陆相三角洲砂岩绿泥石膜的形成环境是导致对延长组绿泥石膜认识分歧的主要原因。首先，延长组沉积期为一陆内淡水湖盆^[18-19]，河流入湖时水体的盐度变化小，河水中溶解的铁离子不会产生大量絮凝沉淀^[14-15]；国外对其研究主要集中在海相三角洲，由于河口地区富铁的河水（淡水）与海水（咸水）电解质相互作用发生絮凝，形成包绕碎屑颗粒分布的含铁絮凝沉淀^[4-5]。其次，延长组绿泥石膜主要发育在三角洲前缘亚相，湖水水体较为稳定，潜水面变化小，砂体中不可能形成大量渗滤黏土；渗滤黏土主要发育在干旱地区的冲积扇环境中，在幕式活动的地表径流作用下，渗滤水的排泄与补充交替进行，由渗滤水携带的黏土微粒不断地发生沉淀并依附在颗粒表面^[2-3]。最后，国外文献多研究的是成熟度高的砂岩，石英普遍超过岩石体积分数的75%^[1-6]，那么，研究主要集中在石英颗粒表面的绿泥石膜是基本可行的；而延长组砂岩主要是长石砂岩、岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩，碎屑组分中石英、长石、岩屑的含量通常接近相等，且火山岩岩屑和柔性组分（云母、板岩、千枚岩）的体积分数超过10%^[20]，因此，不但要考虑石英颗粒表面的绿泥石膜，还要分析长石颗粒表面的绿泥石膜，更应研究长石和岩屑的物理化学性质在成岩过程中对绿泥石膜的各种影响，唯有这样系统研究，才能发现绿泥石膜所揭示的客观本质。选取延长组长8油层组砂岩（简称“长8砂岩”）为研究对象，利用铸体薄片和带有能谱仪的扫描电镜技术，分析绿泥石膜的赋存特征，在充分重视地质背景的基础上，寻找研究绿泥石膜成因的新证据，进而建立其生长模式，并从一个新角度探讨其对物性的影响。

鄂尔多斯盆地为一大型陆内坳陷盆地，发育了多旋回河流—湖泊相碎屑岩沉积体系。晚三叠世，盆地在总体沉降背景下形成了水域广阔的鄂尔多斯湖，沉积了厚度逾1 000 m的延长组，自下而上可划分为长10~长1等10个油层组，记录了湖盆形成、发展和消亡的全过程（表 1）。其中，长10~长7沉积期为湖盆形成和扩张阶段，长6~长2沉积期为湖盆萎缩阶段，长1沉积期为准平原化阶段^[21]。长7沉积期，湖盆达到鼎盛，火山作用和湖底热液活动频繁，生命物质空前繁盛，沉积了富含凝灰质的厚层泥页岩，成为盆地中生界最重要的油源岩^[22]。在湖盆发展过程中，环湖发育河流相、三角洲相和重力流砂体，形成大规模分布的储集岩^[23]。长8砂岩与长7油源岩均稳定分布，源、储广覆式接触，构成了极佳的成藏组合^[24]。

表 1(Table 1)

表 1 鄂尔多斯盆地延长组地层简表 Table 1 Strata of Yanchang Formation in Ordos Basin 地层系统 厚度/m 岩性描述 系统组 油层组 三叠系 上三叠统 延长组 长1 0~240 暗色泥岩、泥质粉砂岩和粉细砂岩不等厚互层，夹炭质泥岩及煤线 长2 120~150 灰绿色、浅灰色细砂岩夹暗色泥岩 长3 90~110 浅灰色、灰褐色细砂岩夹暗色泥岩 长4+5 80~100 浅灰色粉细砂岩与暗色泥岩互层 长6 110~140 褐灰色块状细砂岩夹灰黑色泥岩，泥质粉砂岩、细砂岩互层夹凝灰岩 长7 80~120 底部以暗色泥岩、炭质泥岩、油页岩夹粉细砂岩为主，中上部发育粉细砂岩、暗色泥岩和炭质泥岩互层 长8 80~100 上部灰色细砂岩夹暗色泥岩和砂质泥岩，下部灰色、浅灰色块状细砂岩夹暗色泥岩 长9 90~120 灰白、灰色中砂岩、细砂岩与深灰色泥岩、泥质粉砂岩不等厚互层 长10 280~350 灰白色中、粗砂岩与灰绿色泥岩不等厚互层，底部为含油细砾岩

下载CSV 表 1 鄂尔多斯盆地延长组地层简表 Table 1 Strata of Yanchang Formation in Ordos Basin

延长组长8砂岩主要为岩屑质长石砂岩和长石质岩屑砂岩（表 2），成分成熟度低，石英、长石、岩屑、云母的体积分数依次为32.1%，26.2%，24.0%和7.6%；岩屑主要为火山岩岩屑（体积分数为10.2%）和石英岩岩屑（体积分数为8.3%），其次为千枚岩岩屑（体积分数为4.7%）和板岩岩屑（体积分数为1.8%）。根据物理化学性质，大致可以把碎屑组分划归为3类。石英颗粒和石英岩岩屑划归为石英质碎屑颗粒，为砂岩的骨架颗粒，硬度大，化学性质稳定，但在较强碱性流体和较高地层温度下，石英质碎屑颗粒发生一致性溶解^[25]。长石颗粒和火山岩岩屑划归为长石质碎屑颗粒，硬度较大，为砂岩的骨架颗粒；在酸性环境中，这类碎屑发生不一致溶解，产生溶蚀孔隙，改善砂岩物性^[26]。千枚岩岩屑、板岩岩屑、云母等划归为柔性组分，在压实作用下挤压变形成假杂基，并与地层水发生反应形成黏土矿物，向孔隙流体释放钙、铁、镁等阳离子^[27]。成岩过程中，骨架颗粒是绿泥石膜的主要寄主，火山岩岩屑与柔性组分水解，为绿泥石膜提供物质来源。

表 2(Table 2)

表 2 鄂尔多斯盆地长8砂岩岩石学特征 Table 2 Petrological characteristics of Change 8 sandstone in Ordos Basin 岩石学组成参数 体积分数/ % 平均体积分/ % 砂岩分类图 碎屑组分 石英 17.3~40.0 32.1 长石 11.4~38.7 26.2 火山岩屑 5.2~17.1 10.2 石英岩岩屑 3.7~17.5 8.3 千枚岩岩屑 1.8~8.7 4.7 板岩岩屑 0.0~5.7 1.8 云母 2.5~16.5 7.6 填隙物 绿泥石膜 0.0~5.1 3.6 碳酸盐 1.4~8.8 2.6 石英胶结 0.0~2.4 1.0 高岭石 0.0~4.4 0.7 面孔率 原生孔隙 0.8~7.3 2.0 次生孔隙 0.3~2.1 0.9  注：铸体薄片样品数174个

下载CSV 表 2 鄂尔多斯盆地长8砂岩岩石学特征 Table 2 Petrological characteristics of Change 8 sandstone in Ordos Basin

已有研究成果^{[10-11, 13-14]}表明，延长组砂岩目前处在中成岩阶段A亚期，最大埋藏深度曾达到约4 000 m，最大古地温约140 ℃，R_o为0.8%~1.2%，伊/蒙混层比为20%，绿泥石膜、碳酸盐胶结物和自生石英发育，长石质碎屑颗粒溶解现象较为普遍（表 2），指示砂岩的固结成岩是在酸、碱性成岩环境叠加效应下的产物。在富铁、镁的碱性成岩流体作用下，绿泥石从孔隙流体中结晶，并聚集在碎屑颗粒表面形成黏土矿物薄膜。中成岩阶段，油气携带有机和无机酸性流体进入砂岩，一方面使孔隙水溶液转化为水和烃类两相溶液，成岩作用受到一定程度抑制^[28-29]；另一方面使碱性流体转化为酸性流体，促使长石质碎屑颗粒溶解和自生石英颗粒生长。

图 1为砂岩新鲜断面的二次电子成像，清晰可辨绿泥石膜的形态面貌和结构特征，为研究绿泥石膜的成因及形成时间提供了新证据。图 1的样品采自西104井2 158.14 m深度段，图 1（b）~（h）是图 1（a）的局部放大，图中a，b，c₁，c₂，d₁，d₂和f等点均为固定点，e点和g点为可移动点，e点可以是d f段中的任何一点，g点可看作是f点左侧的原生粒间孔隙中绿泥石膜上的任意一点。其中，a c₁段为骨架颗粒接触段，c₁ f段为喉道段，f g段位于原生粒间孔隙中。根据c₁，c₂和d₁，d₂的相互位置以及由a 点向f点微裂缝宽度逐渐增加，可以确定颗粒发生了逆时针旋转。以c₁和c₂点为参考点，计算位错距离为1.9 μm，裂缝宽度为1.3 μm。

图 1

Fig. 1

下载eps/tif图 图 1 鄂尔多斯盆地长8砂岩绿泥石膜的赋存特征 Fig. 1 Occurrences of chlorite film of Change 8 sandstone in Ordos Basin

图 1中，由a→b₁→c₁→d→e→f→g点依次为颗粒直接接触段（a b₁段）→紧贴颗粒的绿泥石晶片（b₁点）→与颗粒表面平行的绿泥石晶体形成的一层黏土膜（c₁点）→与颗粒表面斜交的绿泥石晶体形成的一层黏土膜（c₁d段）→与颗粒表面垂直的绿泥石晶体形成的一层黏土膜（d f段）→与颗粒表面垂直的绿泥石晶体形成的具有两层结构的黏土膜（f g段）。可见，从颗粒相互接触的区域向原生粒间孔隙方向，绿泥石晶体从无到有，其产状从平行、斜交再到垂直颗粒表面，绿泥石膜从一层结构变为两层结构，这种变化特征是成岩过程中绿泥石膜对环境变化的响应。根据绿泥石膜的赋存特征及其与骨架颗粒的关系可知，成岩顺序为压实作用→绿泥石晶体结晶→一层结构的绿泥石膜形成→微缝出现→两层结构的绿泥石膜形成，这也说明了延长组砂岩在成岩过程中，压实作用的表现形式发生着变化，早期由骨架颗粒点接触向线接触为主，后期调整为骨架颗粒旋转。

压实作用伊始，碎屑颗粒间为点状接触，接触点为a点。随着压实作用的继续，接触位置由a点呈剪刀闭合式扩展到b₁点，颗粒间由点状接触发展到线状接触。在a b₁段未见绿泥石黏土矿物，但在b₁点可见绿泥石晶片紧贴颗粒[图 1（b）]，这说明在b₁点和b₂点接触之前，绿泥石晶片才从孔隙流体中结晶出来，依附并垂直颗粒表面生长；随后的压实作用使b₁点和b₂点接触，致使绿泥石晶片遭到碾压而紧贴颗粒。

当b₁遭到强烈压实作用紧贴颗粒时，c₁点的绿泥石膜因挤压转化为平行颗粒表面，c₁点和d点间的绿泥石膜则由垂直转化为倾伏在颗粒表面上[图 1（c）]，这指示出颗粒间在c₁点处接触时，孔隙中的绿泥石晶体已聚集成膜；c₁d段绿泥石膜的产状受到了压实作用的影响，且由c₁点至d 点逐渐减弱，表现为绿泥石晶体由平行过渡到倾伏在颗粒表面上。

在e点，绿泥石晶体垂直颗粒表面排列[图 1（d）、图 1（e）]，这说明d e段绿泥石膜形成后尽管未受到挤压而改变产状，但因压实造成的空间狭窄导致绿泥石晶体的生长几乎停滞。之后，压实作用转变为以颗粒旋转方式为主，微裂缝出现，d e段的空间体积稍有增加，但仍难改变其半封闭状态的特点，流体流动性差，物质供给不足，绿泥石膜生长停滞。

f点为喉道和孔隙的转换点，流体活跃，绿泥石晶体生长快，集合体呈杂乱堆积[图 1（f）、图 1（g）]，形成的厚层绿泥石膜使喉道空间的封闭性进一步增强。

g点为粒间孔隙，孔径大，绿泥石膜的生长空间充裕；孔隙连通性好，绿泥石膜生长所需物质能够及时供给。粒间孔隙中的绿泥石膜具有两层结构[图 1（g）、图 1（h）]：依附于颗粒表面的一层绿泥石膜晶体较小，晶形较差，集合体密度大，与喉道中e 点的绿泥石膜的赋存状态相似；面临孔隙的一层绿泥石膜，晶体大，晶形好，集合体较稀疏。

延长组长8砂岩中也常见具有三层结构的绿泥石膜（图 2）。图 2（a）砂岩样品采自西210井2 024.73 m深度段，骨架颗粒为石英质碎屑；图 2（b）砂岩样品采自板16井2 051.72 m深度段，骨架颗粒为长石质碎屑。图 2除了有与图 1（h）相似的两层膜外，由骨架颗粒表面向内部方向还发育一层分布不稳定的绿泥石膜，该膜晶体小，普遍小于2 μm，晶形差，集合体杂乱堆积；膜的厚度变化大，最厚处可达10 μm，但横向延伸规模有限，初步推断其与骨架颗粒的溶蚀有关。在颗粒边缘溶蚀强的区域，绿泥石膜的厚度大（图 2，红色箭头所指处）；溶蚀弱的地方，绿泥石膜的厚度小甚至缺失（图 2，黄色箭头所指处）。

图 2

Fig. 2

下载eps/tif图 图 2 鄂尔多斯盆地长8砂岩绿泥石膜的三层结构特征（①~⑧ 为表 3测点） Fig. 2 Three-layer structure of chlorite film of Change 8 sandstone in Ordos Basin

应用扫描电镜携带的能谱仪测试可知，分布不稳定的绿泥石膜的硅质含量明显高于其上稳定分布的绿泥石膜（表 3），证实了其化学组成有骨架颗粒溶蚀而来的物质参与。

表 3(Table 3)

表 3 鄂尔多斯盆地长8砂岩绿泥石膜的化学组成统计 Table 3 Chemistry compositions of chlorite film of Change 8 sandstone in Ordos Basin % 测点 化学组成的质量分数 镁 铁 铝 硅 ① 2.83 8.26 18.12 70.79 ② 3.76 16.56 15.55 64.14 ③ 5.22 30.84 12.84 51.11 ④ 6.89 41.54 16.37 35.20 ⑤ 2.32 7.19 25.39 65.11 ⑥ 8.21 30.86 22.34 38.59 ⑦ 6.49 31.02 21.63 40.86 ⑧ 9.38 34.04 22.13 34.45

下载CSV 表 3 鄂尔多斯盆地长8砂岩绿泥石膜的化学组成统计 Table 3 Chemistry compositions of chlorite film of Change 8 sandstone in Ordos Basin

通过对绿泥石膜的赋存特征剖析，结合已有成岩作用方面的研究成果^{[10-11, 13-14]}，编制了鄂尔多斯盆地长8砂岩绿泥石膜的生长模式图（图 3）。该模式图中，将生长在骨架颗粒溶蚀小孔腔中的绿泥石膜称之为里层绿泥石膜（简称“里层膜”），将生长在原生粒间孔隙中的绿泥石膜称之为外层绿泥石膜（简称“外层膜”），外层膜依据晶体大小进一步细分为2个亚层：小晶体亚层膜和大晶体亚层膜。

图 3

Fig. 3

下载eps/tif图 图 3 鄂尔多斯盆地长8砂岩绿泥石膜的生长模式 Fig. 3 Growth pattern of chlorite film of Change 8 sandstone in Ordos Basin

早成岩阶段A亚期，骨架颗粒间的接触关系由点状接触向线状接触发展，孔隙水流动性好，富铁、镁的火山岩岩屑和柔性组分水解作用强烈。田建峰等^[12]认为，火山物质（火山岩岩屑和火山灰）为延长组砂岩中绿泥石膜提供了充足的铁、镁质来源。在水解作用下，随着铁、镁等阳离子浓度的增加，孔隙水介质逐渐转化为碱性。在富铁、镁离子的碱性环境中，绿泥石从孔隙水中结晶，并依附在碎屑颗粒表面向孔隙方向生长。早成岩阶段A亚期末期，骨架颗粒间的接触关系已经基本达到目前的线状接触状态，结晶时间早且零星分布的绿泥石晶体因受挤压而由垂直颗粒表面调整为紧贴颗粒表面（参见图 1中的b₁和b₂点）。

早成岩阶段B亚期，孔隙连通性仍较好，物质供应充足，绿泥石结晶速度较快，导致晶体较小，晶形较差，集合体密度大且垂直生长在碎屑颗粒表面上，形成小晶体亚层膜。此阶段压实作用强度虽然已经减弱，但也致使颗粒接触点前端喉道位置的绿泥石膜由垂直颗粒表面转化为平行或倾伏在颗粒表面（图 1中的c₁，c₂点以及c₁ d段）。早成岩阶段B亚期末期，压实作用的表现方式调整为颗粒旋转滑动，使喉道和孔隙转换处的空间有所增加，流体活跃，绿泥石结晶速度快，并杂乱堆积成膜，形成喉道与孔隙之间的天然屏障（f点），不利于流体交换，抑制了喉道中绿泥石膜的继续生长。

中成岩阶段，油气进入砂岩并成藏，胶结物的生长速度受到抑制。绿泥石结晶速度变得缓慢，导致晶体变大，晶形变好，并较稀疏地排列在小晶体亚层膜之上，形成大晶体亚层膜。人工晶体培育实验结果^[30]显示，紧靠底质易生长小晶体，远离底质小晶体则逐渐变大，直到只有一个大单晶体生长。这归因于2种情况：一是生长较快的晶体压倒并包围生长较慢的小晶体；二是孔隙空间逐渐被充填，渗透率降低，溶液流动速度减小，晶体生长变慢并增大。延长组长8砂岩中，外层膜的赋存特征与实验结果相似，但控制因素有所差异，大晶体亚层膜在油气充注后，孔隙水溶液转化为水和烃类两相溶液，晶体生长速度受到抑制^[28-29]。

在大晶体亚层膜形成的同时，骨架颗粒表面的溶蚀小孔腔产生，并在小孔腔中发育了贫铁、镁而富硅质的里层膜（表 3）。里层膜的这种化学组成特征归因于小晶体亚层膜对流体的双向阻滞作用：小晶体亚层膜的晶体密度大，晶间孔微小，流体在其中流动的阻力大，导致溶蚀小孔腔中的硅质流体不能及时运移出去，同时原生粒间孔隙中的富铁、镁质流体也难以进入溶蚀的小孔腔，在这种阻滞作用下形成贫铁、镁而富硅质的里层膜。由于小孔腔狭小，为绿泥石结晶提供的空间有限，致使晶体小，晶形差，集合体杂乱堆积（图 2、图 3）。

综上所述，本次研究提出的绿泥石膜的生长模式合理地解释了镜下观察到的微观现象。

石英次生加大就是过度生长的自生石英，其以石英质碎屑颗粒作为结晶底质，并围绕其生长。延长组砂岩中，小晶体亚层膜抢先依附在石英质碎屑颗粒的表面，占据石英次生加大的结晶底质，抑制了石英次生加大，有利于保存原生粒间孔隙。这与以往有关绿泥石膜通过抑制石英次生加大来保护孔隙的观点一致^[1-13]。

砂岩中的石英胶结物主要有2种赋存状态：石英次生加大、自生石英颗粒。石英次生加大对结晶底质具有选择性，它仅生长在石英质颗粒上；自生石英颗粒为正常生长的石英胶结物，它可以生长在其他底质上，晶形较好，一般呈六方双锥状^[15-16]。因此，虽然绿泥石膜抑制了石英次生加大，但不会影响自生石英颗粒的生长，只要流体中硅质含量达到自生石英沉淀的浓度，自生石英颗粒就会从孔隙流体中沉淀出来，并占据孔隙，造成砂岩孔隙度和渗透率的降低。

延长组长8砂岩的石英胶结物含量低，约占岩石体积分数的1.0%（参见表 2）。石英胶结物以自生石英颗粒为主，赋存状态复杂多样，如石英质碎屑表面成核的自生石英颗粒[图 4（a）]、充填原生孔隙的自生石英颗粒[图 4（b）~（d）]。由图 4可见，自生石英颗粒多以零星状分布在原生孔隙中，也可见嵌晶状，说明原生孔隙流体中硅质浓度普遍偏低且变化大，微小区域成岩非均质性强。

图 4

Fig. 4

下载eps/tif图 图 4 鄂尔多斯盆地长8砂岩石英胶结物的赋存状态 Fig. 4 Occurrences of quartz cement of Change 8 sandstone in Ordos Basin

延长组砂岩中，自生石英颗粒沉淀发生在中成岩阶段^{[8-9, 11, 13-16]}。中成岩时期，油气携带酸性流体进入砂岩，致使长石质碎屑颗粒发生不一致溶解，溶解出来的硅质为自生石英颗粒提供了物质来源。但形成于早成岩阶段的小晶体亚层膜，横亘在长石质碎屑颗粒和孔隙流体之间，其对流体的阻滞作用，使酸性流体难以与长石质碎屑颗粒接触。缺乏酸性流体，长石质碎屑颗粒的溶解受到抑制，硅质来源减少，造成孔隙流体中的硅质不足以产生大量的自生石英颗粒。

里层膜生长在颗粒溶解产生的小孔腔中，有颗粒溶解产生的硅质流体参与，其消耗颗粒溶解产生的硅质流体，引起硅质供给量降低，难以沉淀出大量的自生石英颗粒，从而保护了原生粒间孔隙。

（1）以鄂尔多斯盆地延长组为代表的中国陆相砂岩成分成熟度低，石英质碎屑颗粒和长石质碎屑颗粒是绿泥石膜的主要寄主，柔性组分水解为绿泥石膜及长石质碎屑颗粒溶解为石英胶结提供物质来源。

（2）绿泥石膜的生长模式研究表明，小晶体亚层膜形成于早成岩阶段B亚期，晶体结晶速度快，产生的晶体较小，晶形较差，集合体密度大；里层膜因空间狭小而晶体小、晶形差、集合体杂乱堆积；大晶体亚层膜发育于中成岩阶段，此时孔隙连通性变差，流体流动速度减小，物质供应变慢，晶体生长速度减缓，生长晶形较好。

（3）石英质碎屑颗粒表面的小晶体亚层膜通过抑制石英次生加大来保护原生粒间孔隙。长石质碎屑颗粒表面的小晶体亚层膜以及骨架颗粒表面的里层膜，通过阻碍颗粒溶解或消耗颗粒溶解出来的硅质流体，使原生粒间孔隙中硅质流体不足以产生大量自生石英颗粒，从而保护了原生粒间孔隙。