深部高孔高深储层发育机理

准噶尔盆地腹部中部区块孔隙度和渗透率比较致密，孔隙度介于3%～13%之间，渗透率低于10×10-3μm2，大多低于1×10-3μm2，属于低孔—特低孔低渗—特低渗储层；在中部区块，发现工业油气流的井，产量递减快，在准噶尔盆地腹部中部区块寻找优质储层成为一个值得研究的问题。近年来的研究表明，孔隙度低于12%的储层易于形成气水倒置的深盆气藏。深部储层保持较高的孔隙度、渗透率是寻找油气藏的关键。

在沉积盆地演化过程中，随着埋藏深度增大，砂岩的孔隙度、渗透率逐渐降低，但勘探实践证实，在一定条件下深部砂岩可以保持异常高的孔隙度、渗透率。深部砂岩储层保持高孔隙度、渗透率的主要机制包括颗粒包壳对石英胶结的抑制作用、早期原油聚集、早期超压及深埋溶蚀作用。下面讨论这几种机理对准噶尔盆地腹部中部区块深部储层的影响，阐明准噶尔盆地中部区块深层优质储层的发育机理。

4.4.1 颗粒包壳机理对深部储层的影响

颗粒包壳主要是粘土矿物单体或者集合体垂直或者平行于碎屑颗粒表面生长，并形成粘土包壳，通常为绿泥石颗粒包壳。颗粒包壳可以抑制碎屑石英颗粒上自生石英的沉淀，从而抑制石英胶结作用，阻止或减缓砂岩孔隙度、渗透率的降低，使深部砂岩保持异常高的孔隙度和渗透率。图4.38显示，发育颗粒包壳的储层孔隙度演化趋势明显偏离没有发育颗粒包壳的储层孔隙度的演化趋势线。

然而，颗粒包壳对储层物性的保存机理是有条件的，并非所有发育颗粒包壳的储层都能够保存较高的孔隙度和渗透率。颗粒包壳对储层物性的保存机理与粒度和组分有关。较粗的粒度表面积较小，易于被粘土膜包裹，形成完整的颗粒包壳膜；即使同样完整的粘土膜包壳，粒度较细的砂岩比粒度较粗的砂岩也更易于沉淀石英胶结物。砂岩的渗透率主要受喉道影响，而不是孔隙本身。同样厚度的粘土膜对粒度较细和粒度较粗的砂岩渗透率影响程度是不一样的。粒度较粗的砂岩其孔隙和喉道本身都较为粗大，而粒度较细的砂岩孔隙和喉道较为狭窄，同样厚度的粘土膜包壳(一般为2～5μm)，对粒度较粗的砂岩喉道影响不大，却会堵塞粒度较细砂岩的喉道，降低砂岩的渗透率(图4.37)。

图4.38 颗粒包壳对孔隙度的保存图

准噶尔盆地腹部中部区块砂岩石英含量低，岩屑含量高，成分成熟度低，多为岩屑砂岩和长石岩屑砂岩(见图4.2)；粒度偏细，以粉砂岩和细砂岩为主。颗粒包壳抑制成岩作用主要是在石英含量比较高的石英砂岩中，主要抑制碎屑颗粒石英表面的硅质胶结，对于准噶尔盆地中部区块石英含量低的岩屑砂岩和长石岩屑砂岩中物性的保存意义不大；颗粒包壳对粒度较粗的砂岩较为有利，粒度较细的砂岩颗粒包壳的发育反而堵塞喉道，降低渗透率，使储层物性变差，而中部区块多为粉砂岩和细砂岩，颗粒包壳虽然对储层的孔隙度有一定的保存，但是却堵塞喉道，降低砂岩的渗透率，导致物性变差(图4.37)。

4.4.2 早期原油充注对储层物性机理

烃类聚集对砂岩孔隙度和渗透率的影响长期存在争议。1990年以前，学者们认为烃类的聚集导致成岩作用终止，从而有利于储层孔隙度的保存；近年来的研究表明，至少石英、伊利石等在原油聚集后仍可继续沉淀，导致孔隙度和渗透率的进一步降低。尽管如此，总体而言，原油的早期注入有利于高孔隙度、渗透率的保存。

图4.39可以看出，油区石英胶结物含量低于水区，油区孔隙度也高于水区孔隙度。石英胶结速率计算公式：

lnr＝lnB-Ea/RT (4.5)

式中：r表示石英胶结物速率，mol/cm2·s；B是频率因子；Ea表示活化能，J/mol；R是气体常数，J/(K·mol)，T是温度，K。

图4.39显示，油区石英胶结速率为10-22，水区石英胶结速率为10-19。为了消除沉积相和砂岩结构对孔隙度的影响，所采集的103样品在矿物和结构上都相似(见表4.7)。矿物组成主要通过薄片鉴定，平均颗粒是通过测量每个薄片中的100个石英颗粒长轴统计得出；粒度的标准差是用来衡量分选的。总的来说，砂岩为石英砂岩，粒度中等，分选中等。石英胶结是主要的成岩相(3%～15%)，除了石英胶结物，其他的胶结物高岭石、方解石和黄铁矿都﹤2%。因而，图4.39中孔隙度的差异是石英胶结物差异引起的。烃类充注使成岩环境发生较大变化，导致孔隙水中无机离子浓度降低，烃类流体同时阻碍矿物与离子之间的质量传递，矿物胶结受到抑制。油气对矿物胶结作用的抑制还与其饱和度有关，含油饱和度较低时，原油对成岩环境未造成明显影响；当含油饱和度﹥50%时，对成岩环境影响就很明显。砂岩中有效渗透率很低，有限的孔隙水循环影响了离子从外界穿过储层，因此，残留孔隙水中可溶化合物(离子)的物质转换将主要受控于扩散作用，矿物胶结受到比较大的影响，受到一定程度的抑制。从图中可以看出，靠近油-水界面处，油区与水区孔隙度差异变小，石英胶结物含量差异缩小，石英胶结速率相差减小，这是因为接近油-水界面处水的饱和度增高，油的饱和度降低，油对成岩作用的抑制减弱所致。

图4.39 油区与水区胶结特征对比图

(据Marchand et al.，2002)

表4.7 Brace组地层样品特征一览表

注：*为用粒度的标准偏差量化分选程度。

从以上例子可以看出，早期油气充注是可以抑制石英胶结作用进行的，然而这种作用是有条件的，并不是只要存在早期油气聚集就可以抑制储层的成岩作用。在某些储层中，由于油气的聚集会导致成岩作用的强化，不仅不能改善储层，而且使储层质量下降。在本例子中，砂岩中石英含量为80.2%～88.2%，石英含量高，成分成熟度高；杂基含量低，分选较好，结构成熟度较高。众所周知，油气充注携带的有机酸能够溶蚀长石和岩屑中的易溶成分，而石英由于在酸性环境是稳定的，因而，油气聚集携带的有机酸对成分成熟度高的石英砂岩不会溶蚀，而且油气的早期聚集改变了流体环境，一定程度上抑制成岩作用的进行，因而有利于储层的保存。在准噶尔盆地腹部的中部区块，岩屑含量高，多为岩屑砂岩和长石岩屑砂岩，岩石成分成熟度低(图4.2，4.3)，尽管在这些地区存在早期油气充注，然而，由于油气携带的有机酸溶蚀长石、岩屑(图版Ⅷ，Ⅸ)，生成高岭石和石英(式4.3)，这些高岭石和石英堵塞孔隙，将孔隙分割成多个独立的空间，成为微细束缚孔隙，从而使储层质量变差。

综上所述，油气早期聚集对储层质量进行改善的机理局限于那些成分成熟度高的石英砂岩中，对于成分成熟度低的岩屑砂岩或者长石岩屑砂岩的储层来说，不仅不会改善储层，还会强化成岩，导致储层物性变差，降低储层质量。

4.4.3 深埋溶解作用

早在1934年，Nutting就发现了次生孔隙的存在，但是在相当长的时期，次生孔隙一直没有受到重视。1976年以后，Schmidt，Hayes，Ptiiman等研究了欧美不同地质背景下砂岩次生孔隙的发育情况，认识到地下深部砂岩次生孔隙发育的普遍性和重要性。从此开始对砂岩次生孔隙的研究才得以深入。我国近年来也发现了许多以次生孔隙为主要储集空间的油气储集层。如我国核桃地区的古近系渐新统，在埋深4158～4440.2m的井段中，发现了孔隙度为20.5%～26.4%、渗透率为81.9×10-3～1954.0×10-3μm2的次生孔隙砂岩；在鄂尔多斯、准噶尔、渤海湾、南襄、苏北、松辽等盆地，都发现了以次生孔隙为主的砂岩储集层。实践表明，次生孔隙可以大大改善储层的物性。

砂岩被深埋后，有机酸成熟产生的有机酸和CO2溶蚀胶结物及碎屑颗粒，产生次生孔隙，从而使已经固结成岩的砂岩产生较多的次生孔隙，改善储层物性。砂岩中的任何碎屑颗粒、杂基、胶结物和交代矿物，包括最稳定的石英和硅质胶结物，在一定的成岩环境中都可以不同程度地发生溶解作用。砂岩组分的溶解包括两种方式，即一致溶解和不一致溶解。前者指的是对组分的直接溶解，如纯的NaCl，CaCO3等的溶解，未溶解的固相的新鲜面成分上没有变化；岩石组分的不一致溶解也称为溶蚀作用，它指的是溶解过程有选择性，矿物中残留下来的未溶组分成分有所变化，并形成与未溶矿物化学组成相近的新矿物，如长石在溶解过程中的高岭石化。

4.4.3.1 溶解作用对储层的改善作用

溶解作用是指流体对砂岩组分的直接溶解，未溶解的组分与被溶解的组分在成分上没有变化，如碳酸盐、沸石类矿物。碳酸盐矿物早期析出胶结沉积物，强化砂岩颗粒的支撑能力，增强砂岩骨架颗粒的抗压实作用能力，延缓压实作用(见表4.6)，随着碳酸盐矿物含量的增加，压实作用减孔量减小；在成岩晚期，碳酸盐矿物被溶解，形成次生孔隙，改善储层。这种次生孔隙的发育机理对于深部储层的改善最为有利。东营凹陷次生孔隙主要是溶解碳酸盐矿物发育的次生孔隙。这种溶解作用发生的前提条件是要有充足的碳酸盐矿物可以溶解，换言之，溶解作用主要发育于碳酸盐胶结物和沸石类等易溶胶结物发育的盆地和地层中。

在咸水盆地和盐湖盆地中，碳酸盐胶结物发育。例如东营凹陷经历了淡水—咸水的演化过程，为碳酸盐矿物的早期沉淀提供了充足的物质，这些胶结物在深埋后溶蚀，形成良好的次生孔隙，改善了储层。江汉盆地为盐湖盆地，广泛发育碳酸盐胶结物和硫酸盐胶结物等，碳酸盐含量为10.5%～15.7%(表4.8)。

表4.8 江汉盆地王场油田储层胶结物含量表

表4.1中显示，准噶尔盆地中部区块X-衍射碳酸盐矿物平均含量中2区块为2.6%，中3区块为8.1%，中4区块为3.9%；薄片中碳酸岩矿物含量分别为4%，5%，5%。总的来说，碳酸岩矿物含量低。从染色薄片中(图版Ⅳ，Ⅴ)可以看到中部区块碳酸盐矿物晶体粗大，呈连晶方解石，判断为晚期沉淀析出的碳酸盐矿物。准噶尔盆地中部区块深部储层发育于淡水盆地，盆地内碳酸岩胶结物来源少。同时储层为煤系储层，流体从同生期到成岩晚期一直为酸性，不利于碳酸盐矿物的沉淀；深埋成岩后，流体pH不断升高，流体从酸性、弱酸性变为中性、碱性，这时碳酸盐矿物开始沉淀，堵塞孔隙，使储层致密。

4.4.3.2 溶蚀作用对储层的影响

溶蚀作用是指岩石组分的不一致溶解，溶解过程有选择性，矿物中残留下来的未溶组分成分有所变化，并形成与未溶矿物化学组成相近的新矿物，如长石在溶解过程中还发生高岭石化。

溶蚀长石、岩屑等的溶蚀作用对储层物性的影响，一直存在争议。一些学者认为在深层很难将溶蚀产物迁移带离出溶蚀区域，因而大量的次生孔隙只能在浅埋藏时候产生，这时大量的孔隙水可以将溶蚀产物以溶蚀的方式迁移出砂岩，改善储层。许多学者从矿物组成和地球化学方面研究深埋成岩期次生孔隙的发育机理。溶蚀产物必须被迁移出砂岩，才能产生次生孔隙，否则，形成的次生孔隙将被自生矿物沉淀充填而被平衡，这个过程只是孔隙的再分配，孔隙不会增加。只有溶蚀产物迁移出溶蚀区域，孔隙才会增大，孔隙度才会提高。

准噶尔盆地中部侏罗系特低渗砂岩油藏成藏机理

准噶尔盆地中部侏罗系特低渗砂岩油藏成藏机理

式(4.6)和式(4.7)中，斜长石与高岭石的分子量相近，An30斜长石的分子量为256.8，An40斜长石的分子量为268.4，高岭石的分子量为256。因此沉淀高岭石与溶蚀长石颗粒间的体积关系与它们密度大小有关。斜长石的密度为2.61～2.76g/cm3。对于上述长石来说，取2.62g/cm3和2.65g/cm3；高岭石的密度一般为1.7g/cm3，随晶间孔隙的增加其密度减小。通过计算可知，1cm3斜长石(An30)溶解生成约1cm3的高岭石；1cm3斜长石(An40)溶解生成多于1cm3的高岭石。因此，如果长石的溶蚀产物没有流失，沉淀高岭石与溶蚀长石颗粒的体积近乎相等。在这种情况下，长石溶解对砂岩的有效孔隙没有贡献，尽管高岭石中含大量晶间孔隙，但都是无效孔隙。

Wilkinson M.等研究发现，沉积相和矿物组成相似的数口井，位于超压释放点的井具有高的孔隙度，距离超压释放点较远的井其孔隙度并没有出现异常，其孔隙度比位于超压释放点的井的孔隙度低11%左右。这是因为超压释放点的断裂或者水力破裂周期性开启，流体发生穿层的幕式运移，将溶蚀产物向上迁移出溶蚀区，从而改善储层的缘故。

从表4.9中可以看出，22/30a-1井平均孔隙度高出相同埋深、埋深较浅和埋深较深的储层。而且高出大约10%。与其相邻的23/27-6井比其埋藏浅600m左右，其孔隙度为21.6%，所以，22/30a-1井孔隙度为异常高值。表4.10显示，22/30a-1井与23/27-6井在石英、岩屑、胶结物含量等是相近的，只是碱性长石含量22/30 a-1井(8.4%)明显低于23/27-6井(23.0%)，铸体薄片和SEM照片也显示22/30a-1井中长石溶蚀的现象；超压发育历史数值模拟结果显示，22/30a-1井的超压随地质时间呈锯齿状，超压的发育经历了增高—降低的数次过程；而23/27-6井超压随地质时间呈不断增高的趋势，没有呈现出增高—降低的反复过程(图4.10，4.41)。

表4.9 孔隙度一览表

表4.10 砂岩组成数据表

上述数据显示，22/30a-1井孔隙度异常增高，是因为其超压的发育引起流体穿层运移，以幕式排放的形式进入上覆储层，这些幕式排放的流体将长石的溶蚀产物迁移带离出溶蚀区域，从而改善储层；另一方面，将溶蚀产物带离出溶蚀区域，促进了溶蚀作用的进行，因而，尽管23/27-6井也发现长石等的溶蚀，但是其溶蚀程度和规模不如22/30a-1井，其长石含量减少的并不多，况且其溶蚀产物没有被迁移出溶蚀区域，这就是23/27-6井孔隙度并没有异常增高的原因。从区域上看，22/30a-1井位于区域性超压的释放点，这也与超压的数值模拟结果相符，这从侧面说明上述结论是正确性。

准噶尔盆地深层储层以煤系储层为主，有机酸丰富，溶蚀能力强，长石和岩屑多遭受溶蚀，准噶尔盆地中部区块虽然也发育超压，但是为晚期超压，超压发育时储层已经致密，在这样的条件下，储层中的流体是比较有限的。有限的流体其溶蚀能力也有限，即使发生流体的幕式排放，其迁移的溶蚀产物也是比较有限的，对储层的改善不大。中部4区块董1井各种数据显示，头屯河组中的油气藏为传递性超压油气藏，即在其下部储层中的流体曾经发生过幕式排放的地质过程，然而，从其物性上看，其孔隙度并没有太大的改善。因此，可以说，这种溶蚀作用对储层的改善意义不大，即使如北海22/30a-1井那样，发育早期超压，流体模式排放将溶蚀产物迁移带离出溶蚀区域，改善储层，那对储层的改善也是非常局部。在研究区域，只有22/30a-1井孔隙度较高，其余井的孔隙度与背景值基本一致就说明了这一点(表4.9)。

图4.40 长石溶蚀图片

A—长石溶蚀的铸体薄片照片，线段比例尺为30μm；B—长石溶蚀的

SEM(Scanning Electronic Microscope，即扫描电镜)照片，线段比例尺为10μm

图4.41 22/30a-1井与23/27-6井超压演化历史图

4.4.4 超压保存储层的机理

超压对储层孔隙度和渗透率的降低起一定程度的减缓作用。然而，不是所有的超压都对储层物性的改善起作用，早期超压对储层物性的改善较大，而晚期超压对储层物性的影响不大。早期超压对储层的影响主要体现在两个方面：超压抑制机械压实作用和化学压实作用，即压溶作用；另一方面，超压体系为相对封闭的体系，流体流动性差，抑制了成岩作用的进行。这两个方面使深部储层可以保存较好的孔隙度和渗透率。

莺歌海盆地乐东30-1-1 A井埋藏深度超过5000m的砂岩仍保持点接触，孔隙度可达20%。可见超压对延缓机械压实起着很大的作用。超压抑制压溶作用，减少胶结物的来源，抑制胶结作用，从而保存储层孔隙度和渗透率。图4.19显示，强超压体系中SiO2胶结物含量低于弱超压体系中SiO2胶结物含量。这是因为压溶作用是SiO2胶结物的一个重要来源，超压抑制了压溶作用，SiO2胶结受到抑制，导致超压体系中胶结作用的减弱；另一方面，超压强度不同，对压溶作用的抑制程度也不同，强超压对压溶作用的抑制更为强烈，因而，强超压系统中石英胶结物的含量低于低超压系统的石英胶结物含量。

晚期超压形成时，储层已经经受强烈的压实作用和胶结作用，储层已经致密，或者说，正是储层的致密才导致了晚期超压的形成。因而，晚期超压对储层孔隙度和渗透率的保存意义不大。准噶尔盆地中部区块虽然发育超压，然而却为晚期超压。超压对储层孔隙度的保存机理不适用于准噶尔盆地中部区块。

1.中国连山关的绢英岩化成矿

关于此矿床的一般地质和矿化情况在第二章已有描述。

此矿床的形成是两大阶段：先是强烈的钠长石化（不分何类岩石均受此钠交代）。此时并不成矿，但又非有不可。此碱交代是上涌超临界态幔汁对岩石的交代产物，是＞374℃（水的临界温度）的干交代，此时不存在水热液（实质上是高温高压的气成物）。而成矿必须在水热液中才能实现。所以必须等待此幔汁进一步降温减压相变为热液才开始热液作用和成矿作用。此第二阶段具体表现为绢英岩化，属于Na化之后的K化波更替。不论原来是何岩性，其中的种种矿物均发生绢云母化。绢云母是低硅矿物（其SiO2只有～46%左右），在交代长石、石英后必然要剩余出大量新生微晶石英，故合称绢英岩化（注意：此种微晶石英出现，不应称之为硅化。硅化是指外来热液硅带入，而上述微晶石英是长石类绢云母化或绿泥石化后就地析出的石英，不是外带来硅）。在交代之后还必然出现众多显微空洞，极有利于铀矿物沉淀和固定，不易被高压热液湍流带走，形成富矿或极富矿石、矿体和矿床。此矿床矿体旁的绢云母化学成分见表3-1。

表3-1 绢云母的化学成分、铀含量及晶体化学式（wB/%）

连山关矿床虽然是钠交代在前，但真正成矿的是其后的绢英岩化，见照片3-1和3-2。

照片3-1很好地表明和晶质铀矿共生有大量白云母、绢云母和石英，后三种矿物合称即绢英岩化。方解石是原岩含Ca矿物绢英岩化析Ca的必然共生矿物。

照片3-1 细粒晶质铀矿集合体（U）胶结碎裂的碱交代石英岩，×10

照片3-2是在绢英岩化中产生的U矿物进一步呈脉状更加富集。

照片3-2 此铀矿脉品位U3O8=45.1%，年龄1946±51Ma，由晶质铀矿（约40%），白云母（20%），石英（20%）、方解石（10%）组成。晶质铀矿中PbS约10%，是放射性铅，来自铀衰变

矿床中石英岩地层被钠交代后形成混合花岗岩，其成分变化见表3-2。

表3-2 连山关石英岩、红色混合花岗岩钠交代前后成分变化（wB/%）

此矿床中矿石和钠交代石英岩的化学成分见表3-3。值得强调，绢英岩如果形成富矿或特富矿石还需要经历构造再破碎产生角砾岩化铀进一步富集于角砾间胶结物中（照片3-1）或铀矿物呈脉充填（照3-2）。

表3-3 连山关矿床碱交代岩矿石化学成分对比

从表3-3中可看出矿石品位很富，U高达8%～40%。同时还有Pb、REE、Nb、Ta、V、Cu、Co、Ni、Ag、Au、As的伴生富集。这类微量元素的富集间接证明了赋矿岩系是碳硅泥岩系。因为这类元素乃是此岩系的特征性成分。世界各地碳硅泥岩系都有此规律。值得强调，本矿床的矿石中普遍含碳（石墨类），C为0.1%～0.9%（9个样）（范军，1980）。

连山关矿床的赋矿围岩地层是辽河群浪子山组的最下部层位，不整合于太古宙混合花岗岩基底之上。共细分上、中、下三段如下（郭智添、钟家蓉等，1980）：

上段：厚度

白色糖粒状大理岩 28m

薄层状透闪大理岩 12.5m

石墨二云片岩 29.3m

薄板状透闪大理岩夹云母片岩、浅粒岩 21m

中段：

石榴子石二云母片夹云母石英岩 4.0m

中厚层石英岩、长石石英岩夹石榴子石二云母片岩 22.8m

十字石石榴子石二云母片岩 99m

二云母石英片岩、十字石石榴子石二云母片岩夹石英岩，顶部为角闪片岩、

石榴子石黑云母片岩 20mm

下段：

石英岩、变质石英砾岩夹云母石英岩，底部白云母石英片岩 30m

变质砂砾岩（花岗质古风化面）1～2m

上述地层实际上是硅（变质为石英岩、石英片岩）、泥（变质为片岩、十字石、石榴子石）、碳（碳酸盐岩、石墨互层）的典型元古宇碳硅泥岩系。

现在回头看，当初连山关矿床的详细解剖研究结果，已经接近触及热液矿床的关键成矿机制。其要点如下：

1）必须有玄武岩事件的暗色岩墙贯入。是它们打通了上地幔软流体玄武岩浆渊和提供之后的地幔流体（幔汁）的快捷上涌通道。这是成矿的第一大前提。

2）上涌幔汁的成矿功能是：①形成大规模的碱交代体，从中萃取释放矿质（岩石U、地层U）提供充足的铀源②碱交代岩的形成是大量消耗幔汁中的K、Na转化为碱交代岩，大大降低流体的强碱性（碱性过强，[K+][Na+]浓度过高有利于U的迁移活动，极不利于U的沉淀）。所以需要加以酸化（绢英岩化）成矿③前期碱交代固然不能成矿，但它是演化衍生后期热液作用成矿的必需开始阶段。绢英岩化是幔汁相变为热液的必然蚀变产物。

3）以连山关矿床为代表的全球所谓的不整合脉型的热液铀矿成矿铀源主要是元古宇含U的碳硅泥岩。其次是基底太古代混合花岗岩体。我们于20世纪80年代即破译元古宇碳-硅-泥岩系是地下巨大的铀库。在中国广大地区广泛发育上震旦统、下寒武统、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系碳硅泥岩系，我局系统各地区研究所和我院对此有多年详细深入的解剖。特别有价值的是上述中国显生宙的碳硅泥岩系变质变形都很浅弱，更反映原始状态，更有助于了解加拿大、澳大利亚、拉美、非洲等地元古宇经历变质变形改造的古碳硅泥岩系。

4）绢英岩化应再细分为两个阶段：前期绢英岩化是面式分布很广泛，往往宽达数千米，远超出矿体范围。此时U呈晶质铀矿微粒分散渗染，是一种低矿化的预富集。后期必须构造再破碎，或扭压剪切或拉张角砾岩化U进一步浓集形成富矿体或特富矿体、矿床。

顺便提及澳大利亚的所谓的不整合脉型铀矿和加拿大典型的不整合脉型铀矿存在重要区别。前者矿体相对说不富，品位一般波动于U=0.n%以内，而加拿大则极富，U≈n%～n0%。原因有二：①澳北多顺层断裂矿质易分散，加拿大为陡立断裂（幔汁上涌更便利充沛）矿质易集中；②澳大利亚矿体定位远不像加拿大矿床沿不整合面分布于古风化壳更有利于形成富矿。古风化壳极为疏松多孔隙对矿质高效截留。另外是强烈充气（强还原性的H、H2、CO、CH4等），是极为理想的还原剂保证成矿环境不被氧化破坏。风化壳是极其特殊的有效成矿的地球化学、地球物理障。鉴于近年在华南几乎所有的热液铀矿体、矿石中都发现显著的石油渗染及天然气气液包裹体（欧光习，2013）。由此我们很怀疑加拿大不整合脉型铀矿体中也可能存在石油、天然气及地沥青。

2.法国的绢英岩化成矿

在法国对于碱交代岩一般均称之为变正长岩（episyenite），这一命名也影响到加拿大铀矿地质界，在加拿大一些法属找铀公司的文献中也经常使用此名。

在法国对“变正长岩”的研究主要是从铀矿开始的，研究历史久，也很深入。在西方铀矿地质界法国科研水平明显居于前缘。在此须强调，变正长岩本身并不是铀矿，它只是一个良好的先在容矿岩石。铀矿是在此之后被再次较低温的热液活动叠加其上才成矿，表现为多硅白云母-沥青铀矿组合和混层伊利石-蒙脱石-铀石组合。这种成矿类型依本人理解实为绢英岩化成矿。

Leroy（1976）在开始使用episyenite时引用Lacroix（1920）的如下定义：“这种岩石在化学和矿物组分方面的变化是如此之大，以至于无法有把握地恢复和确定岩石的初始状态。在这种情况下，在目前化学组分和矿物组分上与其最相似的一类岩石名称之前加上前缀‘epi-’（‘变’、‘后’），以便显示出所研究的这种岩石的后生特征（变正长岩）”。Le-roy电继之说明“仅仅由于习惯才用这个名词来称谓，它们在矿物学、化学上都与正长岩没有关系”。他对马尔涅克矿床的变正长岩分析结果见表3-4。

表3-4 G356坑道“变正长岩”带矿物组成和原花岗岩的比较（wB/%）

从表3-4可见以下变化：

1）石英消失。消失的多少反映碱交代程度。交代最强烈处原花岗岩的石英少到1%以下。减失的石英向外扩散，使外围原花岗岩发生硅化（石英显著增多，见样品2，7）。这反过来很好表明硅化是长石化碱交代的必然排硅产物和确切标志。

2）此变正长岩是NaK混合交代，以Na化为主（斜长石增幅大于钾长石）。

在法国把铀矿床分为两类：一种叫长石型（白云母、黑云母矿物都不稳定而消失或变为绿泥石）。下面描述的是另一类（云母型），其特点如下：①石英消失外排，在碱交代岩之外周围石英又重新沉淀加多。在空洞中还会再充填大量次生石英（自形），也可充填铀矿物为矿石。②斜长石和条纹长石完全绢云母化；黑云母产生绿泥石化。法国的云母型，现在看正是绢英岩化型；其长石型则为钠交代型。

云母型变正长岩的化学成分见表3-5。

表3-5 两个云母化“变正长岩”的化学分析（wB/%）

云母型变正长岩和长石型变正长岩的区别是前者Na2O大大减少（见表3-6），表明斜长石不稳定而白云母化。根据我们现在的认识，这就是绢英岩化成矿，而且是在前期变正长岩基础上产生的。

表3-6 佩尼L651，-225中段，长石型变正长岩（55）及由其产生的云母型佩尼“变正长岩”（56）的化学组分比较（wB/%）

产于洛泽尔的马尔热里德花岗岩体的皮埃尔普朗台也是云母化变正长岩。

本人在马尔涅克露天采场见变正长岩多孔洞，如海绵体。此中产富铀矿石，是变正长岩化后石英孔洞中充填了混有沥青铀矿、铀石的蒙脱石，是后期叠加充填结果成矿。现在看马尔涅克、佩尼、皮埃尔普朗台等矿床都是长石型之后又产生绢英岩化叠加而成矿。绢云母很容易蚀变为蒙脱石。1982年我们从法国铀矿床采回的蚀变岩样品经黄志章研究员超声波选矿发现蒙脱石强烈吸附铀的能力，其中U含量可高达1%～4%；此蒙脱石的含K系数为0.1～0.2（黄志章口告，1984）。伊利石吸附铀能力却很低，U≈n0×10-6。

在法国铀矿床学界最初认为成矿是浅成热液（Geffroy，Sarcia，1958），后来又盛行大气降水向下淋积成因说（Moreau等，1966；Barbier，1974）。Poty（1967）开发了气液包裹体测定技术，此技术帮助Leroy等发现长石型温度高达350～400℃，沥青铀矿温度345℃，不可能是大气降水的向下淋积成矿。Leroy还明确地提出云母型晚于长石型，而且有远见地指出铀成矿和285 M a的煌斑岩墙贯入同时（Leroy，1978）。

SarciaJ.A.（1980）指出，此类热液铀矿床多出现于和深大断裂有关的剪切带及角砾岩带，而和岩浆作用无明显联系，碱交代可以交代任何岩性的岩石（花岗岩、变质岩、未变质的沉积岩等）。

Maisonneuve J.，Mergoil-Daniel J.和Labernardiere，H.（1984）对变正长岩成因及石英的碱溶蚀有过研究。他们的计算表明，自然界NaHCO3流体在临界温度以下的pH=9.5～10，可溶蚀石英造成变正长岩（或称为去石英多孔花岗岩），并指出CO2减压逸失对增大热液pH的重要性，CO2逸散是铀大量沉淀富集的条件。

Cathelineau（1983）研究了法国西部的Vendee及中央地块的Margeride的铀矿床群，认为成铀热液蚀变的演化趋势是被交代的蚀变岩中Na不断减失，而出现一系列富钾矿物，如多硅白云母-伊利石、蒙脱石混层-冰长石组合，或多硅白云母，或伊利石-蒙脱石，或冰长石。成铀热液并非从早期岩浆阶段而来。

过去Leroy（1978）认为，是大气降水被晚期基性岩浆加热；Fehn等（1978）及Roger等（1980）认为，是花岗岩U、Th、K放射性热流。Cathelineau认为，是构造剪切生热。现在看热足可以由高温幔汁提供。

Dahlkamp（1993）对长石型、云母型及高矿化云母型众多分析结果进行了整理，见表3-7。

从表3-7可以看出：①长石型主要是原富K花岗岩的Na-Ca斜长石化（即Na交代），其后是绿泥石化②云母型中正长石含量未变，斜长石减少，云母加多（但白云母、黑云母未分），实际上是K交代③富矿（沥青铀矿到8.9%）是明显的绢英岩化（白云母增加到21.5%，次生石英增加到10.4%，二者合称即为绢英岩化）。

以下是我们现场考察的印象：

贝尔纳当矿床，在马尔涅克矿以北40km，产于马尔什二云母花岗岩体中。矿石也是云母型石英溶洞充填了铀石和铀黑，而不是沥青铀矿。在采场中也看到不含矿的云母型，一不红化，为灰白色；二不见石英溶解的空洞。看来矿石富不富关键是石英溶洞中充填成矿物质多少。

表3-7 St.Sylvestre岩体在淡色花岗岩蚀变为（A）、（B）、（C）时矿物成分的变化（体积百分比）（A）长石变正长岩，（B）云母变正长岩，（C）高矿化云母变正长岩

皮埃尔普朗台矿床：矿体出现于北西向断裂切过长石型岩体中，强红化，呈砖红色。成矿期是浅绿色蒙脱石、绿泥石、绿帘石。由于原花岗岩为细粒，碱交代后原岩结构保存仍然是细粒，石英溶洞太小，黑色成矿物质充填小，故矿贫，品位约0.1%（U）。

贝多莱纳矿床：此矿床和前述各矿床均属于花岗岩体内钾钠混合交代。不同是产于外接触带古老正片麻岩中，而且是完全开放式的纯钠交代岩（K从岩石全部排走）。纯钠交代岩受断裂控制，矿化年龄也不同，是160～170Ma，晚得多。成矿期主要是蒙脱石（占60%～77%）、水云母（占22%～25%）、高岭石（1%～15%）和铀石。矿石强烈红化。

法内矿床：此矿床又不同于上述各矿床，产于成矿的北西向断裂和煌斑岩墙交汇处。矿石特别富U=1%～4%，甚至到20%！在法国第一个铀矿山就是这种成矿期构造与煌斑岩墙交点—昂里埃特矿床，品位高达U=10%～30%。基性岩墙中形成绢英岩化、绿英岩化富矿在法国也见有此实例。

科芒德里矿床：位于旺代地区的莫尔塔涅花岗岩体，储量约四五千吨（法国各矿床储量都是数千吨中小规模）。平均品位虽然不高，矿床数量多，仍不失为非常有价值的矿化类型。此矿床产于二云母花岗岩中，成矿期是蒙脱石+沥青铀矿的红化裂隙（宽1～2cm）网脉。

夏尔东矿床：位于莫尔塔涅花岗岩体北部内接触带上，竖井320m。矿体是强红化（砖红）和强糜棱岩化片麻花岗岩，区域大断裂正由此通过。微晶石英、碳酸盐、黄铁矿、沥青铀矿网脉穿插于片麻岩之中。矿前属何种交代，资料未述。

贝那朗矿床：位于凯朗德花岗岩体的南外接触带，在大西洋岸上，距大海仅几百米。此矿床是以凯朗德花岗岩体为基底其上为云母片岩、石墨片岩、石英岩，此岩石染手表明含炭（即含U碳硅泥岩系）残留向斜。此矿床和前述各个矿床都不同：①铀矿体不是产于岩体之后而是之前。矿化年龄340Ma；②矿石富，0.7%（U）；③不是沥青铀矿而是晶质铀矿。晶质铀矿也很特别，不是单粒立方体、八面体而是垂直于脉壁长达6.0cm的棱柱状、长板状、放射纤维状。这种伟晶状晶质铀矿很值得深入研究，相当罕见。脉的两侧有后期肾状皮壳状非晶质的沥青铀矿在重新张开之脉空间充填。

1986年国际原子能委员会在法国南锡开会，在《脉状铀矿》（脉状即指热液型）会议文集中他们有一篇综合论文（B.Poty，J.Leroy，M.Cathelineau et al，1986）反映了当时法国铀矿研究的认识水平。他们在结论中着重讨论了该国花岗岩型铀矿成因，大体内容如下：大约在1974年以前，全世界广泛接受表生下降水淋积成因观点（Roubault and Cop-pens，1958；Bigotte，1964；Moreau et al.，1966；Babier，1974；Matos Dias and Soares de Andrede，1970；Langford，1974，1977；Knipping，1974）。但后来的包裹体研究（Leroy and Poty，1969；Poty et al，1974）结合共生矿物研究（Cuney，1974；Moreau，1977；Le-roy，1978）发现，矿床形成于围岩中晶质铀矿的热液浸出。铀矿床并不是只出现于近地表，几乎所有热液铀矿都延深于350m以下。过铝花岗岩中铀本底含量高，为（10～20）×10-6，其中的晶质铀矿是成矿之物源（Bebier et al.，1967；Barbier and Ranchin，1969；Ranchin，1971；Renard，1971；Le，1975；Moreau，1977以及其他人）。近来的研究强调花岗岩体中晶质铀矿的岩浆成因，有两种分布形式：第一种均匀分布，其丰度和岩浆分异过程有关；另一种是沿岩浆期间剪切带分布。有一种细粒花岗岩特别富含不相容元素U、Li、F、Sn……，晶质铀矿预富集可达50×10-6，局部到100×10-6。另外还要注意花岗岩体之前老地层（黑色页岩、酸性火山岩）中的铀来源。赤铁矿并非和沥青铀矿同时形成而是要晚，这表明铀的还原和沉淀和亚铁的氧化无关。成矿过程首先是围岩钾交代，然后形成铀石（130～150℃）、铁硫化物，此时石英沉淀，冰长石+蒙脱石组合交代早期的白云母。最后也可以有表生淋滤，形成六价铀的硅酸盐、磷酸盐……，此中从未见铀石。年龄（U-Pb法）研究表明法国海西花岗岩至少有四个成矿期：340Ma或再早，260～280Ma，190～170Ma和0Ma。晚二叠世是主要成矿期。海西造山运动末（290～300Ma）地幔隆起，伴有强烈的岩浆活动（煌斑岩墙、微花岗岩、花岗岩）。在高热流场中大气降水深循环后使花岗岩受到变正长岩化，这可能就是热液作用的开始。富含C、S的流体（CO2、烃类、H2S）来自变质作用和成岩作用，对沥青铀矿沉淀起重要作用。

3.东阿萨巴斯卡McClean矿床绢英岩化成矿（图3-2）

图3-2中上图为矿带中金属矿物百分含量统计，下图为蚀变矿物百分含量统计。

图3-2为东阿萨巴斯卡McClean矿床平面图。其中分两部分A、B表示，上为A，下为B。A图有两条矿带（N矿囊带和SW矿囊带）。N矿囊带，由矿囊1，2，3-4和CandyLake矿囊组成；SW矿囊带由SE矿囊、SW矿囊及Rabbit-Ears矿化组成。9.6，7.2，9等数字为矿物含量（%）。U3O8含量（%）并列于图的最顶端；B图为此矿床南北两条矿带的各矿囊中蚀变矿物统计含量（%）。此图编制相当精细，但有些图例说明比较模糊。今试图重新分析如下：

1）首先在A图中存在大量赤铁矿。据本人经验，这是成矿最早的长石化碱交代岩的残体，被作者忽略了，只简单地描述为“赤铁矿化”。作者制作此图的欠缺还在于只注意矿带多期蚀变叠加的最终产物，没有分出形成期次。实际上这是至少三期产物：最早是长石化碱交代岩，总发红，为大量高分散赤铁矿渗染，被后期构造热液活动叠加、破坏。继长石化之后是绢英岩化、绿泥石化第二阶段热液蚀变叠加、成矿，其中的伊利石其实原来应是绢云母；在此之后又经表生风化，所有以前的长石、云母类蚀变矿物一律都强水解为高岭石。作者误把该矿床成矿只归于高岭石化。实际上高岭石是表生矿物不应当视之为矿脉的成矿蚀变。我们的经验，高岭石、伊利石均为前期绢云母化的风化产物。

2）在A图中矿石矿物中存在大量的Fe、Ni砷化物和硫化物以及U品位都很高，正是绢英岩化成矿类型的突出特征。

在中外铀矿地质论文中经常看到“红化”、“赤铁矿化”的蚀变命名，很不科学，正是这类命名把对于矿床成因最关键的一个重要环节——前期长石化给忽略了。我们过去研究证明此“红化”乃是长石化的残体，长石化同时总被赤铁矿染而发红。后来Putnis等（2007）详细研究证明了这一点，见下：

a.钾长石交代斜长石的过程，见照片3-3。

b.钾长石交代斜长石是把斜长石的晶体完全破坏、改造。要把Na+、Ca2+完全排走换成K+，络阴离子要全部分解，此中必然产生微空洞，被赤铁矿微粒充填，故使全岩产生红化，见照片3-4。

图3-2 McClean矿床蚀变分布

照片3-3 San Marcos闪长岩中斜长石被钾长石化的SEM背散射

c.钾长石中高度分散细微的赤铁矿染色体进一步放大（照片3-5）。

综合上述，所谓的“红化”实为早期K交代钾长石化残体。可以认为此等红化乃长石化代名词。

在此尚须指出，我们在文献海洋里选取这篇论文用意不只是说长石化发红是由于赤铁矿呈云雾状高度分散充填于斜长石被K化产生的微空洞。另外可以想象铀矿物也可以像赤铁一样充填微空洞，这正是为何极易形成微空洞的钾交代易于形成富矿石的一个重要原因。再者，铀矿石越红铀也越富，也是这一道理。

照片3-4 a—交代斜长石的新生钾长石（灰色区）明显地出现微空洞（黑点）；b—a左上角方框的放大，黑色为微空洞，其中白色亮点为氧化铁微粒；c，d为放大

照片3-5 钾长石中微空洞中赤铁矿微粒充填（hem），黑标尺为200nm

4.Key Lake矿床绢英岩化成矿

Key Lake矿床的蚀变剖面的分带如图3-3。

图3-3 Key湖Gaertner矿体，NW-SE向剖面示意图大致表示蚀变的分布和原生及再活化的U-Ni矿化分布

图3-3中最外带（H）实际上是最早期的碱交代长石化砂岩地层，但由于后期热液阶段特别是表生风化阶段的改造、掩盖，除赤铁矿外已全部变为伊利石（高岭石为次）。H的宽度很大，单侧至少200m（K、F、P、R各分带原来都是H）。矿床学界只注意研究近矿蚀变的两侧数米范围，其实这只是最晚一期热液-构造产物，不能反映整体蚀变过程。一定要想到K、F、P、R都是依次在最早规模也最大的H蚀变带基础上发生的。K、F、P、R尽管几乎全部都已经变成高岭石、伊利石，实际上是前期绢英岩化的风化产物。果然，到了2004年才被Polito正确加以鉴定确认（见后）。

5.Carswell铀矿区也是绢英岩化成矿

Dominique-Peter的所谓片麻岩实际上定命不妥，它是典型的钾交代岩，K2O高达5%～8.1%。然后产生绢英岩化，把前期钾长石化几乎彻底消灭改造为绢英岩化，富铀矿脉即产于此中（Ey，1985）。

6.澳北绢英岩化成矿

澳北区热液铀矿发育绢英岩化的证据是：

1）蚀变岩中大量绢云母、白云母出现，意味着K+带入，是钾交代，是典型的绢英岩化类型（其中总共生有绿泥石化，决定于原岩地层中黑云母化很强）。

2）大量排硅是澳北区不整合脉型铀矿的突出特点。这一点很易被人忽视。纳巴勒克矿床蚀变片岩中围绕矿体碱交代去硅作用，使SiO2有40%的带出（Wilde，A.R.，1991?）向上硅化。

在澳北诸铀矿床的研究论文中只提到成矿和绿泥石化有关，并简单地称为Mg交代。绿泥石化时间是1650～1600Ma（Rb-Sr法），受角砾岩带、碎裂岩带构造控制。铀矿化和绿泥石共生，绿泥石为角砾胶结物，含量可达百分之几十，局部可全部为绿泥石。绿泥石化有很宽的晕，达200～500m（贾比卢卡矿床）。此矿床中围岩是板岩，然而发育大片黑云母、白云母，基质由细粒石英，奥长石组成，并有正长石（Винокуров，Омельяненкo，1989）。依本人之见，实际上这就是板岩层的长石化、黑云母化碱交代岩。和成矿伴随的绿泥石化不是孤立出现，而是从钾交代向后演化的必然产物。在黑云母花岗岩或富铁镁岩石的碱交代中，总是出现大量的绿泥石。再者，极强的绿泥石化处原岩很可能就是基性岩墙，误定为“角闪岩”。

原岩（板岩）发生黑云母化、白云母化、正长石化，这是早期钾带入，钾交代；而后云母的绿泥石化、奥长石化，这是钠交代；奥长石、绿泥石的白云母化、绢云母化，这是又一次钾交代。由此可知此处存在K+→Na+→K+的K化-Na化波更替的规律。Mg2+交代，只是受碱交代这一主控交代衍生的中性交代，它不是独立的蚀变。此地区矿床规模巨大然而科学研究只孤立地提出绿泥石化这一浅层次矿物概念，矿床成因一直处于困惑状态。

在纳巴勒克矿床中围岩是角闪岩，此角闪岩定名不妥，实际上是基性岩墙贯入体。蚀变表现为原岩造岩矿物角闪石、黑云母、斜长石的绿泥石化（在内带还发育白云母化）。和绿泥石紧密连生有晶质铀矿和再晚期的铀石形成矿体。

应加强调，成矿前形成所谓多硅白云母K0.9Al1.8Fe0.1Mg03Al0.8Si3.2O10（OH）2实际上是典型的绢云母，K系数高达0.9。

Paul A.Polito，T.Kurt Kyser（2004）在研究澳北区Nabalek矿床蚀变中明确地把绢云母和伊利石加以区分，见表3-8。

表3-8 纳巴勒克矿床粒玄岩和其后的蚀变分期

表3-8中明确地把伊利石（iltite）和绢云母（Sericite）严格加以分开，而且二者也不是同一期蚀变矿物。前晚后早。虽然这些是研究澳北区铀矿蚀变的结果，但把后期伊利石和前期绢云母加以区分不能混淆这一点对加拿大铀矿也是完全可以借鉴的。我们中国也经历过这一过程。表3-9为此等矿物的化学成分。

表3-9 绢云母、伊利石、绿泥石、高岭石探针成分

表3-9为伊利石和绢云母的详细化学成分。Polito把二矿物区分为原生的绢云母（样品编号1，2）；进一步蚀变的伊利石（样品8）。请注意，绢云母和伊利石在K2O，H2O含量上有显著区别，这和我们在中国热液铀矿床上研究的情况完全一致。绢云母的K2O高于伊利石，前者11%，后者＜8%；H2O在前者均＜6%，而后者＞6.8%，这显然表明伊利石是绢云母的进一步水解，[K+]被[H+]取代的氢交代产物。伊利石中4配位AlⅣ数量明显减少，而6配位AlⅥ相应增多，越来越向H+把K+全部顶走的高岭石化转变。

照片3-6 绢云母（S）不同期（S1→S2→S3）顺序

该区蚀变岩石的镜下鉴定结果，也完全证明了S1→S3的不同和蚀变顺序，其镜下鉴定见照片3-6。

7.奥林匹克坝矿床（典型的绢英岩化成矿类型）

其突出的特点是主要脉石矿物是绢云母+石英（二者合称即绢英岩化），而且交代斜长石和钾长石。文献资料表明：越靠近角砾岩主矿体绢云母越强烈发育。如原岩为基性岩则还发育绿泥石、绿帘石化，释放出Fe、Cu、Au，形成硫化物，后来氧化成大量赤铁矿、斑铜矿、辉铜矿。看来奥林匹克坝巨型矿床成因并不像西方学界如此多年困惑不解。

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