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Mar 28, 2024

Evolución de fluidos y fluidos relacionados.

Scientific Reports volumen 13, Número de artículo: 14067 (2023) Citar este artículo 75 Accesos Detalles de métricas Los fluidos de los poros controlan los procesos diagenéticos y los espacios de almacenamiento de los yacimientos profundos de rocas clásticas

Scientific Reports volumen 13, Número de artículo: 14067 (2023) Citar este artículo

75 Accesos

Detalles de métricas

Los fluidos de los poros controlan los procesos diagenéticos y los espacios de almacenamiento de los yacimientos profundos de rocas clásticas y se han convertido en un área importante de interés dentro de los campos de la sedimentología y la geología del petróleo. Este artículo tiene como objetivo relacionar los procesos diagenéticos de las areniscas del Oligoceno Zhuhai en Baiyun Sag con los fluidos de los poros que varían con la profundidad del entierro. Los tipos y patrones de distribución de minerales autigénicos se investigan mediante el análisis de características petrográficas, mineralógicas y geoquímicas para ilustrar el origen y los patrones de flujo de los fluidos porosos y sus influencias en la diagénesis del yacimiento. La fuerte cementación de cemento de carbonato eogenético cerca de la interfaz arenisca-lutita fue una consecuencia de la migración de material desde lutitas adyacentes a gran escala. Los fluidos de los poros se vieron afectados principalmente por la metanogénesis microbiana y la disolución de minerales de carbonato en lutitas adyacentes durante la eogénesis. Los fluidos de los poros se transportaron de forma difusa en un sistema geoquímico relativamente abierto dentro de un rango local. El apoyo a este modelo lo proporcionan los valores isotópicos estables más elevados presentes en la calcita y la dolomita eogenéticas. La disolución de feldespato durante la mesogénesis temprana estuvo acompañada espacialmente por la precipitación de cuarzo autigénico y cemento de carbonato ferroano. Los fluidos de los poros en este período eran ricos en ácidos orgánicos y CO2, y su mecanismo de migración era el transporte difuso. Las composiciones isotópicas de carbono y oxígeno, obviamente más ligeras, de la calcita ferroana apoyan esta inferencia. Durante la mesogénesis tardía, la entrada de fluido hidrotermal profundo podría haber sido en parte responsable de la precipitación de ankerita, barita y albita autigénica. La carga de petróleo puede haber inhibido la cementación y compactación de carbonatos, preservando en consecuencia la porosidad, y junto con la caolinita autigénica, podría haber promovido la transición del yacimiento de húmedo por agua a húmedo por petróleo en beneficio del atrapamiento de petróleo. Los hallazgos aquí reportados arrojan nueva luz sobre la evaluación y predicción de yacimientos de arenisca que han experimentado múltiples períodos de flujo de fluido.

Los fluidos de los poros son casi omnipresentes en las rocas clásticas y, a medida que aumenta la profundidad del entierro, ejercen una influencia crucial en las propiedades petrofísicas a través de diversas interacciones fluido-roca1,2,3. Los fluidos de poros agresivos corroen fuertemente los minerales de silicato de aluminio y minerales de carbonato en yacimientos de rocas clásticas profundas, creando (o redistribuyendo) poros secundarios de cierta escala, mejorando significativamente (o ligeramente) las porosidades de los yacimientos. La precipitación concomitante de minerales secundarios, principalmente en forma de minerales que llenan los poros, debido a la transferencia de masa por el flujo de fluido de los poros, juega un papel negativo en la permeabilidad del yacimiento3,4,5,6,7. Identificar el origen y los patrones de flujo de los fluidos de los poros es crucial para la investigación sobre la diagénesis y las propiedades de almacenamiento de arenisca y lutita8. Los yacimientos complejos de arenisca intercalados con lutitas pueden complicarse por la posibilidad de que se produzcan múltiples etapas de evolución de fluidos porosos y las correspondientes interacciones fluido-roca durante el entierro progresivo. Para definir y priorizar los objetivos del yacimiento, se deben comprender las fuentes, los patrones de flujo y la distribución espaciotemporal de los fluidos de los poros.

Las relaciones de isótopos estables se emplean comúnmente para restringir (1) las fuentes de fluidos de los poros, (2) las rutas y el momento de los eventos de fluidos, (3) las temperaturas de formación de cementos de múltiples etapas y (4) las fuentes materiales de subproductos diagenéticos9 ,10,11,12,13. Las composiciones isotópicas estables de carbono y oxígeno son muy estables en diferentes sistemas de fluidos que tienen características de circulación profunda. El grado de fraccionamiento de isótopos de oxígeno entre fluidos y minerales se reduce al aumentar la temperatura de la formación (superficie a ~ 300°C14). El valor de δ18O conservado en el cemento puede servir como un registro aproximado de la temperatura de cementación. Por lo tanto, es un indicador útil para inferir el tiempo de formación del cemento y aclarar la evolución de los fluidos de los poros cuando se le da un valor razonable de δ18O del fluido de los poros15,16. En comparación con el valor de δ13C en el depósito de carbono original, el conservado en cemento es aproximadamente entre un 9 y un 10 ‰ más pesado debido al fraccionamiento de isótopos de carbono. Por lo tanto, los valores de δ13C se pueden utilizar para rastrear las fuentes externas o internas de carbono12,13 y para abordar preguntas frecuentes relacionadas con la interacción fluido-roca16,17,18,19,20. Sobre la base de estos dos sistemas de isótopos estables, combinados con la historia de la evolución regional, se pueden reconstruir las características fisicoquímicas y de flujo de los fluidos a lo largo de todo el proceso diagenético21,22.

La Formación Oligoceno Zhuhai en Baiyun Sag, margen norte del Mar de China Meridional, es un objetivo vital para la exploración y el desarrollo de petróleo en alta mar en China23. El intervalo consta de siliciclásticos deltaicos de grano fino a medio de múltiples etapas, con margen de plataforma. Es probable que los fluidos de los poros relacionados con las lutitas intercaladas hayan transportado grandes cantidades de iones impulsados ​​por diversos mecanismos al aumentar la profundidad del entierro, lo que puede haber ejercido una influencia crítica en los procesos diagenéticos de las areniscas24,25,26. Por lo tanto, la Formación Zhuhai es un archivo ideal para la investigación sobre las características de la evolución de fluidos y las interacciones relacionadas entre fluido y roca. En este estudio, investigamos el tipo, la naturaleza y los patrones de distribución de los minerales diagenéticos en los yacimientos de arenisca de Zhuhai en Baiyun Sag y aclaramos la evolución de los fluidos de los poros responsables de esos procesos diagenéticos.

El Baiyun Sag está ubicado en el margen norte del Mar de China Meridional y cubre un área de 1,2 × 104 km2 con profundidades de agua de 200 ma 2000 m (Fig. 1a). Como cuenca extensional del Cenozoico, el hundimiento se puede dividir en una etapa de sinrift entre el Eoceno y el Oligoceno temprano (65–32 Ma) y una etapa postrift entre el Oligoceno tardío y el presente (32–0 Ma) (Fig. 2)27 . El área de estudio, como una de las áreas de aguas profundas más ricas en hidrocarburos, se encuentra en el sureste de Baiyun Sag (Fig. 1b).

(a) Divisiones de unidades tectónicas de la cuenca de la desembocadura del río Perla, Mar de China Meridional. (b) Mapa estructural y ubicaciones de pozos de Baiyun Sag (modificado a partir de 26 utilizando CorelDRAW Graphics Suite 2018 v20.0.0.633 https://www.corel.com/cn).

Estratigrafía cenozoica esquemática del Baiyun Sag con etapas de evolución tectónica y los principales elementos de formación del yacimiento (modificado a partir de 26 mediante CorelDRAW Graphics Suite 2018 v20.0.0.633 https://www.corel.com/cn).

El hundimiento está lleno de sedimentos cenozoicos y, en orden ascendente, consta de las formaciones Paleógenas Shenhu, Wenchang, Enping y Zhuhai; las formaciones neógenas Zhujiang, Hanjiang y Yuehai; y grupos cuaternarios (Fig. 2). La evolución de la etapa synrift se vio afectada principalmente por el movimiento Zhuqiong y el movimiento Nanhai y se puede subdividir en tres etapas. La sección estudiada, es decir, la Formación Oligoceno Zhuhai, se depositó en la etapa tardía del synrift y está compuesta principalmente por areniscas deltaicas del margen de la plataforma del río Paleo-Perla23.

La actividad tectónica estuvo relativamente inactiva durante la etapa de depósito de Zhuhai. Las rupturas de plataforma se desarrollaron de manera estable en el área sur de aguas profundas del hundimiento. Las fluctuaciones del nivel del mar y la salinidad fueron frecuentes y rápidas. El Baiyun Sag se caracterizó por una amplia distribución de ambientes sedimentarios de transición continental-marino oscilatorios. Areniscas de gran escala de color gris-blanco grisáceo intercaladas con lutitas de color marrón-gris oscuro se desarrollaron en el hundimiento, formando un sistema de delta lateralmente extenso del margen de la plataforma del río Palaeo-Pearl. Las facies sedimentarias estaban dominadas por canales distributarios subacuáticos, barras de desembocadura y arenas laminares en el área sur de aguas profundas del hundimiento y entrelazadas con depósitos arcillosos interdistributarios más subacuáticos y pro delta. Las lutitas gruesas y ricas en materia orgánica son importantes rocas generadoras potenciales de hidrocarburos para los yacimientos intercalados de areniscas delgadas27.

Se recolectaron sesenta y cinco muestras de núcleos con profundidades de enterramiento de 800 a 3000 m de cinco pozos (Fig. 1). Todas las muestras se obtuvieron de depósitos deltaicos con diversos espesores. Para analizar la correlación subyacente entre la calidad del yacimiento y la distancia desde la interfaz arenisca-lutita, se seleccionaron muestras de diferentes posiciones dentro de un lecho. Se tomaron un total de 210 puntos de datos de análisis centrales de areniscas de Zhuhai para evaluar la porosidad y la permeabilidad.

En este estudio se realizó un recuento de puntos en 116 secciones delgadas de arenisca de Zhuhai en el sureste de Baiyun Sag para estimar la composición modal. Se impregnaron secciones delgadas con epoxi azul al vacío para identificar la porosidad visual y se tiñeron con ferricianuro de potasio y rojo de alizarina S para ayudar a distinguir el carbonato. Se contabilizaron un total de 300 puntos por cada sección delgada 28. Para una estimación precisa del contenido de cemento y de poros, primero se obtuvieron 20 micrografías por sección delgada bajo un microscopio Zeiss, y luego se dibujaron y calcularon los objetivos por micrografía utilizando el software AxioVision Rel y el software Image-Pro Plus. Finalmente se obtuvieron los valores medios de cada zona objetivo en todas las micrografías, que pueden considerarse como el contenido de poros y cemento.

Las 65 muestras se prepararon para análisis de difracción de rayos X mineralógicos (DRX) utilizando un difractómetro de rayos X Ultima IV. Las muestras se radiografiaron, centrifugaron, glicolaron y calentaron a 550 °C. El análisis XRD se basó en el procedimiento utilizado por29 con un rango de error del 10%. Después de un análisis petrográfico detallado, se observaron siete muestras representativas mediante microscopía de catodoluminiscencia (CL) para distinguir el cemento de carbonato multifásico. Para la morfología espacial de la identificación de minerales autigénicos, se observaron 22 muestras recubiertas de oro bajo un microscopio electrónico de barrido (SEM) ZEISS EVO LS15 equipado con un microanalizador de rayos X de espectroscopía de dispersión de energía.

Se prepararon treinta muestras de arenisca libres de materia orgánica con base en estudios petrológicos para mediciones de isótopos de carbono y oxígeno. Para apuntar a generaciones específicas de cemento de carbonato, se perforaron micromuestras (0,35 a 0,45 mg) de diferentes tipos de cemento a partir de secciones petrográficas gruesas utilizando un taladro dental montado en un microscopio. Cada muestra se hizo reaccionar con ácido ortofosfórico al 100% a 70 °C durante 4 a 8 h. Los valores de isótopos estables de carbono y oxígeno se obtuvieron a partir del CO2 liberado de las muestras de cemento de carbonato utilizando un IRMS Thermo-Finnigan MAT 253. La precisión de la medición fue de ± 0,014 ‰ para oxígeno y ± 0,02 ‰ para carbono. Los datos de isótopos estables se informaron en notación δ en relación con la belemnita Pee Dee (V-PDB). Los valores de δ18OVPDB se convirtieron a valores de δ18OVSMOW (agua de océano media estándar de Viena) utilizando la ecuación δ18OVSMOW = 1,03091 × δ18OVPDB + 30,9130.

Se prepararon siete muestras de núcleos como obleas de inclusión de fluido doblemente pulidas para mediciones microtermométricas. La microtermometría se realizó utilizando una platina LINKAM THMSG600 calibrada. La temperatura de homogeneización (Th) se obtuvo mediante ciclos. Los valores Th se midieron utilizando una velocidad de calentamiento de 10 °C/min cuando la temperatura era inferior a 80 °C y una velocidad de 5 °C/min cuando la temperatura excedía los 80 °C. La precisión de la temperatura medida para Th fue de ± 1 °C. Todos los análisis mencionados anteriormente se realizaron en el Laboratorio Clave de Investigación de Recursos Petroleros, CAS (Lanzhou).

Desde el punto de vista de la composición, las areniscas de Zhuhai estudiadas son predominantemente litarenitas feldespáticas seguidas de arcosas líticas (Fig. 3). En su mayoría son de grano fino a medio, de moderada a bien clasificados y de subangulares a subredondeados. Según los datos del recuento de puntos, el cuarzo detrítico representa del 34 al 85% (promedio del 56,5%) y es el grano estructural predominante. El feldespato detrítico representa del 3 al 38,5% (promedio 20,3%) y el feldespato potásico (promedio 14,9%) es más abundante que la plagioclasa (promedio 5,4%). El contenido de fragmentos de roca es aproximadamente de 4 a 38,2 % (promedio de 23,2 %) y consta de 2,5 a 28 % de rocas volcánicas (promedio de 13,8 %), 0,3 a 26,5 % de rocas sedimentarias (promedio de 2,78 %) y 0,3 a 14,7 % de rocas metamórficas ( promedio 6,62%). Sólo se pueden encontrar pequeñas cantidades de micas y minerales pesados. El contenido de lodo es de 0,3 a 45 % (promedio de 4,68 %) y el contenido de cemento es de 0,2 a 32,3 % (promedio de 7,24 %). El vencimiento compositivo varía entre 0,52 y 5,67, con un promedio de 1,55.

Diagrama triangular de la composición rocosa de las areniscas de Zhuhai en Baiyun Sag. Todos los datos provienen del conteo óptico de puntos de secciones delgadas.

La disolución parcial o completa de los granos de feldespato es muy común en las areniscas de Zhuhai, y la mayoría de los granos disueltos son feldespato potásico y localmente plagioclasa. Los granos de feldespato se disolvieron preferentemente a lo largo de la escisión, lo que se reveló como bordes de disolución irregulares y residuos de feldespato (Fig. 4a, b, d). Algunos granos de feldespato se disolvieron casi por completo, formando poros múldicos (Fig. 4c). Espacialmente, los poros de disolución de feldespato van acompañados de arcillas autigénicas, albita y cementos de cuarzo que rellenan los poros (Fig. 4c y e). La albita autigénica se presenta como agregados columnares de cristales euhédricos, y los cristales alargados son paralelos a la escisión del feldespato potásico disuelto (Fig. 4f). El contenido de feldespato disuelto es del 0,1 al 3,1%, con una media del 1,26%. La cantidad de poros de disolución aumenta marginalmente con la profundidad del entierro (Fig. 5a); además, hay un marcado aumento de areniscas a más de 1 m de distancia del contacto arenisca-lutita dentro de un lecho (Fig. 6a).

Fotomicrografías de disolución de feldespato y minerales autigénicos asociados en las areniscas de Zhuhai. (a) LW1-1, 1707,5 m: disolución de feldespato a lo largo de las escisiones; (b) LW4-1, 1519,8 m: feldespato lixiviado con precipitación de caolinita secundaria y minerales secundarios asociados; (c) LW1-2, 2429,5 m: poros múldicos de disolución de feldespato y precipitación de caolinita; (d) LW1-1, 1707,5 m: micrografía SEM que muestra feldespato lixiviado a lo largo de las escisiones; (e) LW3-1, 1861,5 m: micrografía SEM que muestra un poro de disolución de feldespato lleno de precipitación de arcilla; (f) LW1-2, 2509,5 m: precipitación de albita sobre feldespato lixiviado. Nota: Q = cuarzo, FD = disolución de feldespato, PP = poro primario, IS = capas mixtas de illita y esmectita, K = caolinita y Al = albita.

Características de distribución vertical de los principales productos diagenéticos en la arenisca de Zhuhai. Se utilizan datos de recuento de puntos de secciones delgadas.

La relación entre la abundancia de los principales productos diagenéticos en las areniscas y la distancia a la interfaz arenisca-lutita. Se utilizan datos de recuento de puntos de secciones delgadas.

Los cementos de carbonato son los minerales secundarios más abundantes y el contenido medio es del 11,6% (rango 0,2-28%) (Fig. 5d). Estos cementos están compuestos principalmente de calcita (Fig. 7a), dolomita (Fig. 7b), ferrocalcita (Fig. 7c), ankerita (Fig. 7d y e) y siderita (Fig. 7f). La calcita (promedio 2,54%) está presente principalmente como cristales poiquilotópicos en bloques o que llenan los poros con tamaños de cristal en el rango de 5 a 300 μm, que llenaron los poros primarios o reemplazaron los granos detríticos parcial o completamente. Se observó que la calcita estaba dividida en zonas y envuelta por calcita ferroana (Fig. 7c).

Fotomicrografías de cementos carbonatados en las areniscas de Zhuhai. (a) LW1-1, 2027,25 m: calcita en bloques poiquilotópica que llena la mayoría de los poros primarios; (b) LW1-1, 2037,5 m: dolomita que llena los poros primarios intergranulares con zonación y engullida por ankerita; (c) LW1-2, 2563,5 m: calcita reemplazada por ferrocalcita; (d) LW1-2, 2563,5 m: crecimientos excesivos de cuarzo reemplazados por ankerita; (e) LW1-1, 2037,5 m: dolomita engullida por ankerita; (f) LW1-2, 2429,5 m: siderita precipitada alrededor de granos detríticos. Nota: Cc = Calcita, Do = Dolomita, Fc = Calcita ferroana, An = Ankerita, FD = Poro de disolución de feldespato, Qa = Sobrecrecimiento de cuarzo, Sid = Siderita.

La dolomita (promedio de 1,07%) se compone comúnmente de microsparry o agregados micríticos (5 a 250 μm) que generalmente aparecen como cristales romboédricos (Fig. 7b y e). También se observó que los cementos de dolomita llenaban los poros primarios entre los granos de la estructura no compactados como cemento poiquilotópico de relleno de poros.

La calcita ferroana (promedio 1,69%) está presente principalmente como cristales aislados que llenan los poros y cristales euhédricos dispersos secundariamente (5–200 μm; Fig. 7c), mientras que la ankerita (promedio 4,62%) se presenta principalmente como rombos euhédricos (5–150 μm; Fig. . 7d) y grupos de mosaicos (10–250 μm; Fig. 7e). Estos cementos ocupan parcialmente fracturas y poros de disolución de feldespato y han reemplazado a los granos clásticos o a los primeros cementos de carbonato (Fig. 7b, c, e). La siderita varía en color de marrón claro a marrón oscuro y aparece como rombos irregulares que llenan los poros intergranulares (Fig. 7f).

Se observa comúnmente que el contenido de cemento de carbonato es mayor en areniscas a menos de 1,0 m de distancia de la interfaz arenisca-lutita (Fig. 6b), formando areniscas fuertemente cementadas con calcita y dolomita que llenan todos los poros intergranulares (Fig. 7).

Según el análisis isotópico, los cementos de calcita tienen valores de δ13C entre − 0,3 y + 2,51 ‰, y valores de δ18O oscilan entre − 11,27 y − 8,28 ‰. Los cementos de dolomita tienen un rango de valores de δ13C (-0,76‰ a +2,12‰) y valores de δ18O (-11,24‰ a -8,49‰) que son similares a los de la calcita. Por el contrario, los cementos de calcita ferroana tienen valores de δ13C significativamente más ligeros (- 24,42 ‰ a - 4,19 ‰) y valores de δ18O ligeramente más ligeros (- 16,63 ‰ a - 13,67 ‰) (Tabla 1). Para los cementos de ankerita, los valores de δ18O no varían mucho, oscilando entre −18,05 y −12,06‰, pero los valores de δ13C son significativamente más pesados ​​(−7,72‰ y −1,02‰; Tabla 1, Fig. 8) que los de los cementos ferroanos. calcita.

Gráfico cruzado de composiciones de δ13C y δ18O de cementos de carbonato en las areniscas de Zhuhai. Las zonas isotópicas estándar para fuentes de carbono de cementos de carbonato variable son según 32.

El cuarzo autigénico se puede clasificar en tres tipos según diversas morfologías: crecimientos excesivos sintaxiales, pequeños cristales prismáticos euhédricos y cementos de cuarzo que rellenan microfracturas (Fig. 9). Se pudieron identificar localmente dos etapas de crecimiento excesivo de cuarzo con espesores que varían de 2 a 60 μm (Fig. 9a, b, e). La primera etapa de crecimiento excesivo de cuarzo (Qa1) estuvo rodeada o engullida por cementos de ankerita y calcita ferroana (Fig. 7d), lo que indica que la cementación de ankerita y calcita ferroana ocurrió después de Qa1. El contenido de cemento de cuarzo es relativamente bajo y estable, representa menos del 1% (Fig. 5b) y tiene una correlación positiva con la porosidad de disolución del feldespato (Fig. 6c).

Fotomicrografías de cuarzo, arcilla y otros cementos en las areniscas de Zhuhai. (a) LW1-1, 1714,25 m: Dos fases de crecimiento excesivo de cuarzo; (b) LW1-1, 2563,5 m: dos fases de sobrecrecimiento de cuarzo y disolución de feldespato a lo largo de las escisiones; (c) LW1-2, 2509,5 m: Crecimientos excesivos de cuarzo sintaxial; (d) LW1-1, 1714,25 m: Crecimientos excesivos de cuarzo y cristales prismáticos de cuarzo; (e) LW1-1, 2563,5 m: Dos fases de sobrecrecimiento de cuarzo y cubierta de caolinita en la superficie del grano; (f) LW4-1, 1559,8 m: Caolinita y ankerita en areniscas; (g) LW1-2, 2509,5 m: Transición de caolinita a illita; (h) LW1-1, 2563,5 m: Relleno de barita entre partículas; y la cruz amarilla representa un punto de análisis de EDS; (i) LW1-1, 2563,5 m: composición de la barita (BaSO4) probada por EDS. Nota: Qa1 = primera fase de sobrecrecimiento de cuarzo, Qa2 = segunda fase de sobrecrecimiento de cuarzo, K = caolinita, I = illita.

Las inclusiones acuosas están presentes principalmente en los cementos de cuarzo que rellenan las microfracturas (Fig. 10a) y en parte en los crecimientos excesivos de cuarzo (Fig. 10b), con algunas en los cementos de carbonato. Estas inclusiones acuosas son comúnmente inclusiones líquido-vapor de dos fases con un rango de diámetro principalmente de 3 a 9,5 μm. Los valores de Th de las inclusiones de fluidos acuosos oscilan entre 77,5 y 125 °C en los sobrecrecimientos de cuarzo y entre 94,3 y 146 °C en las microfracturas (Tabla 2, Fig. 11). Sólo se midieron dos valores de Th de inclusiones de fluidos acuosos en ankerita, 113,7 °C y 124,3 °C (Fig. 11). Según los valores de Th medidos, se confirmaron dos etapas de crecimiento excesivo de cuarzo. El valor medio de Th de las inclusiones acuosas en Qa1 es de 89,8 °C (rango de 77,5 a 107,9 °C), y el de Qa2 es de 114,3 °C (rango de 104,5 a 125 °C) (Tabla 2).

Fotomicrografías de inclusiones acuosas en microfracturas recocidas en granos de cuarzo (a) y crecimientos excesivos de cuarzo (b) bajo luz transmitida observadas en areniscas de Zhuhai de Baiyun Sag.

Histogramas de Th para inclusiones acuosas en microfracturas recocidas, crecimientos excesivos de cuarzo y ankerita en yacimientos de arenisca de Zhuhai.

Los principales tipos de minerales arcillosos autigénicos son caolinita e illita en el intervalo estudiado, seguidos de la capa mixta de illita/esmectita y clorita. La caolinita llena principalmente los poros primarios, así como los poros de disolución de feldespato, y generalmente se presenta en forma de agregados de folletos vermiculares pseudohexagonales y euhédricos (Fig. 4b y c). Los agregados de caolinita consisten principalmente en plaquetas delgadas y estrechamente asociadas con una microporosidad intercristalina obvia (Fig. 9e y f). Algunos cristales de caolinita presentan bordes fibrosos debido a la ilitización (Fig. 9g). La capa mixta de illita y esmectita con textura de panal presenta cristales esquistosos con un borde enrollado de aproximadamente 5 a 10 μm de tamaño bajo SEM. También se puede observar illita fibrosa y escamosa en los poros primarios y en los poros disueltos y localmente en las superficies de los granos (Fig. 9g). Al igual que con el cemento de cuarzo, también existe una relación positiva entre la abundancia de minerales arcillosos y la porosidad de disolución de feldespato (Fig. 6d).

Según el análisis XRD de la fracción arcillosa (< 2 μm) de las areniscas, la caolinita es el principal mineral arcilloso y es dominante a profundidades superiores a los 2000 m, disminuyendo drásticamente en abundancia por debajo de esta profundidad, particularmente por debajo de aproximadamente 2500 m. La illita es dominante a profundidades superiores a los 2000 m (Fig. 12). Además, los contenidos de la capa mixta de illita/esmectita y clorita tienen amplios rangos y muestran marcados aumentos de 1900 a 2100 m y de 2250 a 2350 m, respectivamente (Fig. 12).

El contenido de minerales arcillosos versus la profundidad de enterramiento en las areniscas de Zhuhai. Se utilizan datos de difracción de rayos X.

La barita se puede identificar como un mineral diagenético menor con pequeñas cantidades inferiores al 1%. Según el análisis SEM-EDS, la barita de forma irregular (BaSO4) comúnmente llena los espacios entre los granos clásticos en las areniscas de Zhuhai (Fig. 9h e i).

La secuencia del Oligoceno Zhuhai experimentó un hundimiento estable y persistente después de la deposición (Fig. 13). Los estratos suprayacentes de la capa de Zhuhai incluyen hasta 2200 m de flujo por gravedad en aguas profundas y sedimentos fangosos, y la profundidad media del agua en la actualidad es de aproximadamente 1450 m27. El Baiyun Sag es una típica cuenca caliente, como lo demuestran estudios anteriores, con valores actuales de flujo de calor de 24,2 a 121,0 mW/m233. El gradiente geotérmico tiene un aumento constante de noroeste a sureste en el hundimiento, que puede ser de hasta aproximadamente 55 °C/km para el área de estudio34. Esta discrepancia podría deberse a la transición hacia el sur de la cresta en expansión y al adelgazamiento de la corteza causado por el movimiento de Baiyun desde hace 23,8 Ma y la neotectónica desde ca. 13,8 Ma, junto con un continuo afloramiento profundo de fluido térmico en el sureste de Baiyun Sag35.

Historia de entierro, secuencia diagenética y evolución de la porosidad de los yacimientos de Zhuhai en el pozo LW1-1.

La profundidad de hundimiento promedio de la Formación Zhuhai es de aproximadamente 3600 m. La profundidad máxima de enterramiento actual es de aproximadamente 3000 m, con una temperatura máxima de aproximadamente 140 °C36. La sobrepresión se desarrolló a los 30 Ma y aumentó gradualmente hasta un máximo de 13,8 Ma a 10 Ma. Posteriormente, la sobrepresión disminuyó drásticamente y alcanzó la presión normal actual37.

Una temperatura de 70 °C generalmente se considera la línea divisoria entre eogénesis y mesogénesis8. La compactación es el proceso eogenético dominante. La precipitación de calcita y dolomita es común, especialmente en areniscas a menos de 1,0 m de distancia de la interfaz arenisca-lutita (Fig. 6b). También se demuestra que la siderita es un producto eogenético en vista de las relaciones de llenado de estos cementos y los poros primarios entre los granos de la estructura no compactados (Fig. 7f).

Según el gradiente latitudinal del valor δ18O de la precipitación global actual38, los valores δ18OSMOW del agua sedimentaria en el hundimiento de Baiyun pueden considerarse −5‰ (que van de 0 a −10‰) para la paleolatitud del hundimiento a aproximadamente 20°N. Este valor representa el valor δ18OSMOW del fluido poroso del cual precipitaron los cementos de carbonato durante la eogénesis. Sobre la base de las ecuaciones de fraccionamiento de los isótopos de oxígeno para calcita-agua39 y dolomita-agua40, las temperaturas de formación calculadas están entre 29 y 45 °C para los cementos de calcita y entre 59 y 80 °C para los cementos de dolomita (Tabla 2). .

Una mayor compactación y disolución de feldespato fueron los principales procesos mesogenéticos en las areniscas de Zhuhai. Se observa que los poros secundarios generados por la disolución de feldespatos están llenos en su mayoría de subproductos diagenéticos, como cementos de arcilla y cuarzo (Figs. 4 y 5)23,41. El contacto puntual y lineal entre minerales detríticos indica que se ha producido una disolución a presión mínima en las areniscas de Zhuhai. La disolución por presión puede tener una importancia limitada para el crecimiento excesivo de cuarzo42. Las inclusiones acuosas en los sobrecrecimientos de cuarzo tienen una distribución Th continua (70 °C a 130 °C) (Tabla 1), lo que indica un desarrollo continuo de estos cementos43. Las temperaturas de formación son 77,5–107,9 °C y 104,5–125°C para Qa1 y Qa2, respectivamente. Se infiere que la disolución del feldespato y la transformación del mineral arcilloso actuaron como una fuente interna de sílice para la cementación del cuarzo.

La evidencia petrológica, como los cementos de carbonato ferroano que comúnmente llenan los poros de disolución del feldespato, sugiere que estos cementos probablemente sean posteriores a la disolución del feldespato. El valor de δ18O del fluido de los poros se vuelve más pesado al aumentar la temperatura debido a la modificación isotópica por la alternancia de feldespato y otras interacciones fluido-roca12,44. Se supuso que los valores de δ18OSMOW del fluido de los poros durante la mesogénesis eran − 5 ‰, − 2 ‰ y 0 ‰ 44. Utilizando un valor de δ18OSMOW de −2‰ y las ecuaciones de fraccionamiento de los isótopos de oxígeno para calcita-agua39 y dolomita-agua45, se calcula que las temperaturas de precipitación son 79-101 °C para la calcita ferroana y 91-152 °C para la ankerita ( Tabla 2). Las Th medidas de las inclusiones de fluidos acuosos en los cementos de ankerita (113,7 °C, 124,3 °C, Tabla 1) están dentro de los resultados calculados para la ankerita. Por lo tanto, es razonable suponer que el fluido de los poros tenía un valor δ18OSMOW de −2‰ cuando los cementos de carbonato ferroano precipitaron durante la mesogénesis.

Las inclusiones de hidrocarburos están ampliamente desarrolladas y están estrechamente asociadas con las inclusiones acuosas contemporáneas en microfracturas de cuarzo en las areniscas de Zhuhai (Fig. 10a). La Th de la inclusión acuosa coetánea se considera el equivalente más cercano a la temperatura de captura de las inclusiones de hidrocarburos coexistentes, y oscila entre 94,3 y 146 °C, como se indicó anteriormente. Este resultado concuerda con el trabajo detallado previo de46, que mostró que existen dos períodos de carga de petróleo en el área de estudio, que ocurren entre 13,1 y 7,3 Ma y entre 5,5 y 0 Ma46. El primer período de carga de petróleo fue posterior a la disolución del feldespato y fue anterior o sincrónico a la precipitación de la calcita ferroana mesogenética. El segundo período de carga de petróleo fue posterior a la cementación tardía de ankerita (Fig. 13).

La Figura 13 ilustra la secuencia paragenética de los principales eventos diagenéticos de las areniscas de Zhuhai. Sin embargo, no todos los reservorios experimentaron la secuencia paragenética completa mencionada anteriormente47. Partes de los yacimientos, especialmente los lechos delgados o las partes marginales de los lechos gruesos (< 1,0 m), eran ricos en cementos tempranos de calcita y dolomita durante la eogénesis, llegando incluso a llenar todos los espacios intergranulares y convirtiéndose en reservorios estrechos, y apenas se produjo ninguna otra alteración diagenética ( Figuras 13a y 14a). Las partes medias de los lechos gruesos (> 1,0 m), por el contrario, experimentaron historias diagenéticas complejas, que incluyeron principalmente compactación, cementación temprana débil de carbonato y disolución relativamente fuerte de feldespato (Fig. 14b, c). Posteriormente, los yacimientos sin la carga temprana de petróleo experimentaron una fuerte cementación del carbonato tardío, mientras que la carga de petróleo tardío ralentizó la cementación del carbonato tardío hasta cierto punto (Fig. 13(b) y 14(b)). Para los yacimientos con carga temprana de petróleo, la carga temprana selectiva de petróleo afectó el camino de la evolución diagenética; en particular, dificultó significativamente la cementación tardía de carbonatos. Esto dio como resultado la alteración de la humectabilidad de húmedo con agua a húmedo con aceite. Esto ayudó al segundo período de carga de petróleo (Figs. 13b y 14b).

Diagrama esquemático que muestra el flujo de fluido y la evolución diagenética de las areniscas de Zhuhai.

Los productos eogenéticos registran los fluidos funerarios tempranos durante el proceso de precipitación y las condiciones climáticas durante la deposición8,23. El rápido hundimiento del intervalo estudiado sugiere que los fluidos de los poros durante la eogénesis no fueron influenciados significativamente por el agua meteórica. Además, el agua meteórica tiene un valor de δ13C de −7‰, que es mucho más bajo que los valores de δ13C de los cementos de calcita de formación temprana (−0,76‰ a + 2,51‰), lo que indica que contribuyó poco a la precipitación de estos cementos. .

La mayor precipitación de calcita y dolomita en areniscas a menos de 1,0 m de distancia de la interfaz arenisca-lutita (Fig. 6b) indica que las lutitas intercaladas podrían haber sido una fuente crucial de los cementos de carbonato formados tempranamente en las areniscas. Las lutitas de plataforma intercaladas contienen una cantidad considerable de materia orgánica (los valores de TOC oscilan entre 0,66 y 1,47%, promedio 1,08%)48. Las especies de bicarbonato relacionadas con la metanogénesis microbiana de la materia orgánica (δ13C hasta + 8‰) podrían haber sido una fuente importante de carbono para la calcita y la dolomita de formación temprana. Esto está respaldado por los valores relativamente positivos de δ13C (-0,76 ‰ a + 2,51 ‰) de estos cementos (Fig. 14a)49. Además, las lutitas de la Formación Zhuhai tienen un alto contenido de minerales de carbonato detrítico (más del 15%)50. Estos minerales tienen valores de δ13C que varían de 0 a +5,9‰51. La disolución de los minerales carbonatados en lutitas adyacentes podría ser, por tanto, otra fuente de carbono52. Además, los iones Ca2+ y Mg2+ disueltos en la lutita probablemente también fueron transportados a la arenisca.

Durante esta etapa, los fluidos de los poros de las lutitas intercaladas con las areniscas fueron impulsados ​​principalmente por compactación (Fig. 14d). Se produjo una transferencia de masa a gran escala desde las lutitas a las areniscas adyacentes, lo que implica que se produjo un ambiente diagenético relativamente abierto dentro de un rango local (por ejemplo, varios metros). El rápido hundimiento y la extensa compactación mecánica de las lutitas durante la eogénesis pueden haber expulsado fluidos hacia depósitos de arenisca adyacentes53. Sin embargo, gran parte de la investigación hasta la fecha ha demostrado que la tasa de flujo de fluido desde las lutitas a las areniscas es bastante baja, sólo varios milímetros por año4,54. Por tanto, la advección y la convección probablemente hicieron una contribución insignificante al transporte masivo. Con la disolución de los minerales carbonatados, la alteración microbiana de la materia orgánica en las lutitas altera la concentración de iones de los fluidos de los poros, creando gradientes de difusión pronunciados. El transporte difusivo de iones disueltos desde lutitas a areniscas puede haber tenido un gran impacto en el patrón de distribución de los primeros cementos carbonatados. Se han llegado a conclusiones similares en otras cuencas sedimentarias8,54,55.

Debido a la maduración térmica del querógeno (temperatura > 70 °C), se formó un gradiente químico entre la roca madre y las areniscas adyacentes. El CO2 orgánico y los ácidos se transportaron mediante difusión. Esto resultó en una cierta disolución del feldespato56,57. Sin embargo, la disolución del feldespato apenas ocurrió cerca del borde sino que ocurrió en la parte media de los cuerpos de arena (Fig. 6). La causa más probable es una fuerte cementación de carbonatos cerca de la interfaz arenisca-lutita durante la diagénesis, lo que resulta en la formación de capas apretadas a lo largo de los bordes del cuerpo de arena, que controlan el transporte de fluidos de los poros ricos en CO2 orgánico y ácidos, cruzando el borde del cuerpo de arena y alcanzando la zona porosa. en el centro del cuerpo de arena (Fig. 14b).

La solubilidad de la sílice es extremadamente baja42,54. Junto con el flujo relativamente limitado de agua de formación, que es difícil en largas distancias y en grandes cantidades, los patrones de distribución del cemento de cuarzo indican poca o ninguna participación externa de sílice (Fig. 6)54. La íntima asociación entre los conjuntos minerales diagenéticos (Fig. 6) sugiere que la fuente de sílice del cemento de cuarzo está estrechamente relacionada con la disolución del feldespato. Esto también se ve respaldado por la zona de temperatura de precipitación Qa1 (77,5 °C a 107,9 °C, promedio 89,8 °C). Por tanto, la disolución del feldespato puede haber servido como una importante fuente de sílice para Qa134,42,58. Como se mencionó anteriormente, la caolinita es principalmente estable por encima de los 2000 m (temperatura < 100 °C), y la ilitización rápida y masiva de la caolinita ocurre en la arenisca por debajo de los 2000 m, especialmente entre 2200 y 2500 m (con temperaturas de 100 a 120 °C). ). La temperatura de formación de Qa2 oscila entre 104,5 y 125 °C, con una media de 114,3 °C, coincidiendo con la zona de temperatura óptima de la ilitización de la caolinita. Parece muy probable que la ilitización de caolinita fuera una fuente importante de sílice para Qa2 en el área de estudio.

Los valores relativamente negativos de δ13C (-24‰ a -1‰) de la calcita ferroana sugieren una fuente orgánica de lutitas adyacentes.

(δ13CVPDB de −25 a −10‰) (Tabla 2)49. Además, la precipitación de carbonato ferroano que reemplaza al carbonato no ferroso puede ser causada por abundante CO2 orgánico que puede disolver parte del carbonato formado tempranamente. Por lo tanto, la precipitación de carbonatos ferroanos durante la mesogénesis temprana estuvo dominada por una mezcla de fuentes de carbono provenientes de la descarboxilación de materia orgánica y la disolución de cementos de carbonatos formados tempranamente. La ilitización de esmectita (60-100 °C) en las lutitas es consistente con el rango de temperatura de los cementos de carbonato ferroano25, que pueden liberar Fe2+ que es transportado a las areniscas vía difusión, y este proceso puede haber servido como la principal fuente de cementos de carbonato ferroano en la arenisca49,59,60, como lo demuestra el patrón de distribución de los cementos de carbonato proximal y distal a la interfaz arenisca-lutita. Se infiere que hubo un sistema relativamente abierto para la transferencia de iones orgánicos CO2 y Fe 2+ a escala local durante la mesogénesis temprana, y que el material disuelto predominante fue impulsado por transporte difusivo.

Los cementos de ankerita tienen valores de δ13C más altos que la calcita ferroana y se formaron a temperaturas significativamente más altas (91–152 °C), lo que sugiere otro origen a partir de fluido hidrotermal profundo que contiene CO2 (Fig. 14d). El fluido hidrotermal de la profundidad tenía valores de δ13C de aproximadamente − 5 ± 2 ‰ y valores de δ18O generalmente positivos que oscilaban entre + 5,0 y + 7,0 ‰61. Los valores crecientes de δ13C y δ18O de la ankerita con el aumento de la temperatura pueden estar relacionados con el ascenso y la intrusión de fluido hidrotermal desde las profundidades hasta las areniscas. Esta conclusión está respaldada por la precipitación de barita y albita, que son minerales hidrotermales típicos, como señalaron otros28,29,62. Es probable que la difusión fuera predominante en un sistema localmente abierto con migración de fluido hidrotermal durante la mesogénesis tardía. Se sugiere realizar más estudios con más enfoque en este fluido hidrotermal.

La carga de petróleo puede inhibir la compactación y la cementación tardía de carbonatos de los yacimientos, actuando en consecuencia para preservar la porosidad63,64. En el intervalo estudiado, la saturación de petróleo de los yacimientos aumenta constantemente a medida que disminuye el contenido de cementos carbonatados, lo que corresponde a un aumento gradual de la porosidad (Fig. 15). Existen numerosas diferencias entre los dos períodos de carga de petróleo en términos del impacto en la calidad del yacimiento64. El primer período de carga de petróleo inhibió efectivamente la precipitación de calcita ferroana y ankerita antes de la cementación mesogenética (Fig. 14b, c). El primer período de carga de petróleo fue sincrónico o posterior a la transformación del feldespato en caolinita. Ambos eventos pueden haber alterado la mojabilidad del yacimiento a petróleo húmedo, lo que ayudó a la posterior carga y atrapamiento de petróleo64,65,66. En general, podrían estar presentes yacimientos de alta calidad en la parte media de las areniscas del delta con estratos gruesos, y estos yacimientos experimentaron ambos períodos de carga de petróleo.

Diagrama binario de porosidad versus contenido de cemento carbonatado en areniscas con diferentes contenidos de aceite.

Este artículo presenta la evolución de los fluidos con entierro progresivo y las interacciones complejas con yacimientos de arenisca, como lo ejemplifican las areniscas del Oligoceno Zhuhai en Baiyun Sag. Sobre la base de análisis detallados de las características petrográficas, mineralógicas y geoquímicas de las areniscas de Zhuhai, este estudio ha demostrado lo siguiente.

(1) Las areniscas del Oligoceno de Zhuhai experimentaron compactación y cementación de calcita y dolomita en la etapa eogenética. Posteriormente, se sometieron a dos fases de disolución de feldespato y formación concomitante de sobrecrecimiento de cuarzo, la cementación de calcita ferroana y ankerita, la conversión de minerales arcillosos y dos períodos de carga de petróleo en la etapa mesogenética. La precipitación de minerales hidrotermales típicos (como la albita y la barita autigénicas) fue sincrónica con la ankerita en la etapa mesogenética tardía.

(2) Los fluidos de los poros fueron influenciados por la metanogénesis microbiana y la disolución de minerales de carbonato en lutitas adyacentes durante la etapa eogenética. La transferencia de masa a gran escala ocurrió a lo largo de gradientes de difusión pronunciados en un sistema geoquímico relativamente abierto y resultó en una precipitación abundante de calcita o dolomita dentro de 1,0 m de la interfaz arenisca-lutita. Esta conclusión está respaldada por las composiciones isotópicas más pesadas de carbono y oxígeno durante la eogénesis.

(3) La maduración térmica de la materia orgánica controló significativamente los fluidos de los poros en la etapa mesogenética temprana. El ácido orgánico y el CO2 contribuyeron a la disolución del feldespato y de los primeros cementos. El material disuelto migrado por difusión se reprecipitó principalmente in situ o en poros adyacentes en forma de cuarzo autigénico y calcita ferroana. Esta conclusión está respaldada por las composiciones isotópicas obviamente más ligeras de la calcita ferroana mesogenética temprana. Durante la mesogénesis tardía, la disolución podría haber sido impulsada en parte por un fluido hidrotermal profundo. La evidencia que respalda esta interpretación incluye la precipitación de minerales hidrotermales típicos y las composiciones isotópicas anormalmente altas de la ankerita tardía.

(4) La carga de petróleo, especialmente el primer período de carga de petróleo, puede haber inhibido la cementación y compactación de carbonatos, causando en consecuencia la preservación de la porosidad. Esto podría haber alterado la humectabilidad del yacimiento de húmedo por agua a húmedo por petróleo en combinación con la precipitación de caolinita autigénica causada por la disolución de feldespato. La actividad de múltiples etapas de los poros y el fluido y la interacción relacionada entre el fluido y la roca conducen al potencial de yacimientos de alta calidad desarrollados en la parte media de las areniscas del delta con estratos gruesos que experimentaron ambos períodos de carga de petróleo.

Todos los datos generados o analizados durante este estudio se incluyen en este artículo publicado.

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Este trabajo de investigación fue financiado por el Fondo Nacional de Ciencias Naturales de China (Subvención No. 42262020), Grandes Proyectos de Ciencia y Tecnología Nacionales, China (Subvención No. 2016ZX05026) y el Programa de Investigación de Ciencia y Tecnología de las Universidades de la Región Autónoma de Mongolia Interior. (Subvención n.° NJZY22445). Se agradece a CNOOC Research Institute Company Limited por proporcionar los datos y el informe analítico.

Instituto de Minería y Carbón, Universidad de Ciencia y Tecnología de Mongolia Interior, Baotou, 014010, China

Bing Tian, ​​​​Yihan Yuan, Youwei Zheng, Ming Liu y Cheng Guo

Instituto de Ciencias, Universidad de Ciencia y Tecnología de Mongolia Interior, Baotou, 014010, China

Jun Tang y Shanshan Zuo

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BT, YY y JT diseñaron la investigación; SZ mejoró la versión revisada; YZ revisó la metodología y los resultados; y ML y CG diseñaron las figuras. Todos los autores revisaron el manuscrito.

Correspondencia a Bing Tian.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Reimpresiones y permisos

Tian, ​​B., Yuan, Y., Tang, J. et al. Evolución de fluidos e interacciones fluido-roca relacionadas de las areniscas del Oligoceno de Zhuhai en Baiyun Sag, margen norte del Mar de China Meridional. Representante científico 13, 14067 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-41428-3

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Recibido: 05 de mayo de 2023

Aceptado: 26 de agosto de 2023

Publicado: 28 de agosto de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-41428-3

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