沙壘田地區奧陶系古巖溶儲層熱液流體改造的地球化學證據

劉超 ，馬驕 ，薩如力草克提·沙拉克 ，劉志剛 ，徐小斐

（1.西安石油大學地球科學與工程學院，陜西 西安 710065；2.西安石油大學陜西省油氣成藏地質學重點實驗室，陜西 西安 710065；3.中國石油新疆油田分公司采油二廠，新疆 克拉瑪依 834009；4.中國石油華北油田分公司第五采油廠，河北 辛集 052360；5.中國石化勝利油田分公司勘探開發研究院，山東 東營 257015）

沙壘田地區發育渤海海域古潛山面積最大的凸起，自下而上發育多套儲層，并被多個富烴凹陷所包圍。此外，沙壘田凸起受早期走滑斷層與后期繼承性雁列斷層所控制，形成典型“斷塊-巖性”油氣田［1-3］。近年來，沙壘田凸起在下古生界奧陶系古潛山碳酸鹽巖儲層獲得重大油氣突破，展現出良好勘探潛力（如曹妃甸2-1構造）。沙壘田地區奧陶系古潛山發育大量溶蝕孔、洞（直徑大于2 mm），疊合微米級孔、縫，是優質儲層形成的重要原因［4］。古巖溶“孔-洞-縫”優質儲集系統的形成，通常疊合多期溶蝕作用。例如鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組古巖溶儲層發育，先后經歷了同生期層間巖溶、裸露期風化殼巖溶、埋藏期壓實水與熱水巖溶等作用［5-6］。但對于沙壘田地區奧陶系古巖溶優質儲層，前人研究多關注表生期風化溶蝕作用，而對后期埋藏階段流體探索較少。在巖石、礦物及薄片分析基礎上，本文主要利用同位素與元素地球化學分析手段，綜合明確了熱液流體存在的證據，以及熱液流體對沙壘田地區奧陶系古巖溶儲層的影響，為研究渤海灣盆地下古生界碳酸鹽巖優質儲層的發育機制提供了理論依據。

1 地質概況

渤海灣盆地是多期構造運動所形成的疊合盆地，從上元古界至新生界發育多套生儲蓋組合，發育多層系、多類型油氣田。其中，沙壘田凸起位于渤海海域西部，沉積基底為太古界與元古界花崗巖，下古生界發育厚層碳酸鹽巖，該套碳酸鹽巖經歷長期地表暴露和風化剝蝕，發育多個構造高點，具備良好的油氣聚集條件［2，4］。早期活動斷層將沙壘田凸起分割成東、西兩段，其中東段被繼承性的小規模走滑斷層分割成數小塊，同時在基底面上形成古溝道［4］。下古生界由南東向北西方向下傾，斜坡上發育局部構造高點（如曹妃甸2-1構造②號斷裂帶處）。研究區奧陶系鉆遇碳酸鹽巖地層，自下而上包括冶里組、亮甲山組及馬家溝組（又分下馬家溝與上馬家溝組）。在上述地層中均有油氣發現，其中溶蝕“孔-洞-縫”系統主要發育在上馬家溝組。沙壘田地區為典型陸表海碳酸鹽巖臺地沉積，主要發育開闊臺地環境的淺灘與灘間亞相，以及局限臺地環境的潮坪與潟湖亞相。其中，上馬家溝組（主要優質儲層部位）開闊臺地與局限臺地分布范圍相當，古地理格局近東西向展布［4，7］。

2 實驗

在手標本和普通/染色薄片觀察基礎上，利用RELOTON-Ⅲ型陰極發光儀（加速電壓8～ 12 kV，束流0.4～ 0.6 mA）和LS50B型熒光分析儀（掃描速度450 nm/min，激發與發射縫寬5 nm），綜合識別研究區礦物發育特征。利用LINKAM-THMSG600型冷熱臺分析儀分別對基質和自生晶粒碳酸鹽礦物所發育的流體包裹體進行均一化測溫，測試精度為±1℃。在確定需要進行同位素和微量元素分析的基質與自生晶粒碳酸鹽礦物后，在顯微成像鏡下，利用低速微鉆對50個樣品進行粉末取樣（各取2份，每份樣品200 μg，其中1份備用）。在準備好樣品后，利用溶樣+ICP-MS方法進行鍶、氧、碳同位素及錳、鍶微量元素分析。其中：氧、碳同位素值由NBS19標準化，氧同位素分析精度優于0.10‰，碳同位素分析精度優于0.05‰；鍶同位素檢測依據標準DZ/T 0184.4—1997《巖石、礦物銣鍶同位素地質年齡及鍶同位素比值測定》，溫度20℃，濕度30%，分析精度優于0.000 1%。

3 巖石礦物特征

研究層位所發育的巖石礦物及其特征包括：

1）泥—微晶方解石/白云石。該類礦物主要發育于亮甲山組與馬家溝組，晶粒直徑一般小于10 μm，壓實微裂縫發育，白云石化強烈（見圖1a）；陰極發光特征差異巨大，從無到強烈的陰極發光特征均有分布（見圖 1b）。

2）晶粒方解石/白云石。該類礦物主要發育于上馬家溝組，晶粒直徑為 50～ 200 μm，中值約 100 μm，多呈團簇狀發育（見圖1c）；白云石化強烈，方解石通常被改造成殘余顆粒（見圖1d）；與泥—微晶顆粒相似，陰極發光特征差異巨大；該類顆粒孔隙易被油氣充填，呈淡藍—淡綠熒光顯示（見圖1e）。

3）自生晶粒方解石。該類方解石主要發育于馬家溝組，晶粒較為粗大，自形較好，晶粒直徑中值約300 μm（見圖1f）；多呈孔隙填充于巖溶角礫巖中，無陰極發光特征，流體包裹體十分發育（見圖1g）。

4）方解石/白云石次生加大。該類次生加大主要發育于馬家溝組，加大邊與主體顆粒難以區分，但方解石加大邊通常呈明顯不同的陰極發光顏色（見圖1h）。

5）蝕變輝綠巖。輝綠巖廣泛發育于冶里組—馬家溝組，具有較清晰的斜長石、輝石骨架結構，部分斜長石已絹云母化（見圖1i）。

圖1 沙壘田地區奧陶系古巖溶儲層巖石礦物微觀特征

4 結果與討論

4.1 鍶、氧、碳同位素分析結果與對比

4.1.1 鍶同位素（87Sr/86Sr）特征

海水中鍶的滯留時間遠長于海水混合時間，因此可以認為任一時代全球海水鍶同位素組成是均一的。全球事件控制著殼源鍶（0.712 00±0.001 00）和幔源鍶（0.703 00）對海洋的供給，導致全球海水鍶組成形成獨特的演化特征［8］（見圖2）。未經成巖蝕變的內源沉積物通常能反映原始海水鍶同位素組成［9］。

分析結果表明：部分弱—無陰極發光的泥—微晶方解石/白云石及其次生加大邊的鍶同位素均值為0.708 91，與同期海水鍶同位素值一致；相反，具明顯陰極發光的上述礦物的鍶同位素均值為0.709 62，顯著高于同期海水鍶同位素值（見圖2）。同時，強陰極發光是碳酸鹽巖大氣淡水成巖作用的重要特征［10］。由此進一步證實，研究區奧陶系古巖溶儲層遭受大規模風化淋濾，但仍有少量致密泥—微晶石灰巖/白云巖未遭受近地表成巖改造，保留了原始鍶同位素特征；而無陰極發光特征的次生加大邊則形成于早期海相環境，并且未遭受成巖改造。值得注意的是，弱—無陰極發光的晶粒方解石/白云石和填充于巖溶角礫巖中的自生晶粒方解石的鍶同位素均值分別為0.708 51，0.708 25，顯著低于同期海水的鍶同位素值，特別是中等—強和弱—無陰極發光的晶粒碳酸鹽礦物鍶同位素值差異大（分別為0.709 66，0.708 51）。綜合研究表明，古巖溶儲層在地表風化淋濾作用后，重新埋藏時再次遭受其他流體改造，從而抹去了大氣淡水成巖信息。該流體鍶同位素均值（0.708 46）介于同期海水（0.708 90）與幔源鍶（0.703 00）之間，結合下文的氧、碳同位素及微量元素分析，該成巖流體為巖漿活動所形成的熱液流體。

圖2 沙壘田地區奧陶系碳酸鹽礦物鍶同位素特征

4.1.2 氧同位素（δ18O）特征

碳酸鹽礦物氧同位素值具有強烈的溫度敏感性。根據大量實驗結果，擬合了碳酸鹽礦物氧同位素值、流體氧同位素值及包裹體均一化溫度3個變量的關系模板，其中 Friedman&O′Neil圖版應用最為廣泛［11］（見圖3）。研究區弱—無陰極發光的晶粒方解石/白云石與填充于巖溶角礫巖中的自生晶粒方解石的氧同位素值為-8.25‰～ -6.95‰（PDB 標準），均值為-7.88‰，其包裹體均一化溫度為124～ 157℃。根據Friedman&O′Neil圖版可知，其形成流體的氧同位素值為4‰～ 8‰（SMOW標準），該值顯著高于同期海水的氧同位素值（約0‰，SMOW標準，假設歷史時期海水同位素值與現代海水相當［12］），而與巖漿熱液碳酸巖相當，且與黃思靜等［10］給出的塔里木北部熱液方解石的氧同位素值部分重疊（見圖3）。因此，該類方解石/白云石必定形成于后期熱液流體環境，同時這與上述鍶同位素特征相符合。

圖3 沙壘田地區奧陶系碳酸鹽礦物氧同位素特征

具強陰極發光的泥—微晶方解石/白云石的氧同位素值為-6.28‰～ 5.50‰（PDB標準），如果對應海水形成環境，其包裹體均一化溫度高達62～ 85℃；而如果對應大氣淡水形成環境，其包裹體均一化溫度為23～ 40℃（見圖3），顯然后者為該類碳酸鹽巖形成的合理溫度范圍。同時也說明，具有強陰極發光特征是大氣淡水改造的直接表現，而具陰極發光特征的泥—微晶碳酸鹽巖氧同位素已經被完全改造，反映的是風化淋濾后的同位素組成信息。

在成巖重結晶過程中，碳酸鹽礦物晶粒變粗的同時，氧同位素也發生分餾，導致氧同位素值偏負，即顆粒越粗，氧同位素值越低［13］。但是，研究區古巖溶儲層長時間出露地表，遭遇大氣淡水無差別改造，故其晶粒方解石/白云石應表現出與晶體大小無關的氧同位素組成特征［14-15］。與之相反的是，具陰極發光特征的細晶粒（50～ 150 μm）和無陰極發光特征的粗晶粒 （150～ 300 μm）方解石/白云石，隨著晶粒變粗，氧同位素值增高（見圖4），證實了基質碳酸鹽礦物陰極發光特征與大氣淡水改造的直接對應關系。

圖4 碳酸鹽礦物氧同位素值（PDB標準）-晶粒直徑交會圖

4.1.3 碳同位素（δ13C）特征

相較鍶、氧同位素而言，碳酸鹽礦物碳同位素特征主要受其原生碳來源控制，而受成巖改造影響較小［10］。研究區基質碳酸鹽礦物碳同位素值范圍相近，介于-0.50‰～ 0.50‰（PDB標準），而這與其陰極發光特征無關（見圖5），表明抬升時期大氣淡水淋濾改造對其碳同位素組成無明顯影響，仍然保留原始沉積環境的碳同位素組成特征。填充于巖溶角礫巖中的自生晶粒方解石的碳同位素值為-0.99‰～ -1.62‰（PDB標準），則與上述基質具有顯著差異（見圖5），表明兩者碳來源不同。

圖5 古巖溶儲層碳-氧同位素值（PDB標準）交會圖

4.2 錳、鍶微量元素分析結果與對比

海相碳酸鹽巖在成巖過程中，方解石/白云石晶體結構趨于穩定化，并在活動成巖流體的作用下，發生微量元素帶入/帶出，碳酸鹽礦物晶格表現出“丟鍶獲錳”特征［12］。 錳、鍶質量分數的比值（簡稱錳鍶比值，即w（Mn）/w（Sr），其中 w（Mn），w（Sr）分別為錳、鍶的質量分數）大于2，被視為成巖流體（特別是非海源流體）改造的重要指標［10，16］。分析結果表明：具陰極發光特征與不具陰極發光特征的泥—微晶碳酸鹽礦物錳鍶比值平均值分別為8.82，1.10，表明前者發生過強烈的地表水成巖改造作用，而后者仍保留原始海源特征（見圖6），這與上述同位素分析結果一致。而對于具陰極發光特征和不具陰極發光特征的晶粒碳酸鹽礦物，其錳鍶比值分別為 2.78～ 8.37（均值 5.63），2.65～ 9.12（均值4.89），均明顯大于2（見圖6），表明無陰極發光特征的晶粒碳酸鹽礦物，是在大氣淋濾重新埋藏后，部分區域接受其他流體（包括上述所提及的巖漿熱液流體）的成巖改造，從而造成錳鍶比值顯著提高。值得注意的是，填充于巖溶角礫巖中的自生晶粒方解石無明顯規律：以錳鍶比值等于2為界，2個樣品的錳鍶比值平均為1.44，而另外2個樣品的錳鍶比值平均為5.02，差異顯著（見圖6）。這表明自生晶粒方解石在形成時，內部微量元素尚未均一化，導致從其中沉淀的自生碳酸鹽礦物保留了母源流體中非均一微量元素的特征，而這與巖漿熱液流體的特征相吻合［10］。

圖6 古巖溶儲層碳酸鹽礦物錳、鍶質量分數交會圖

4.3 熱液流體對儲層孔隙的影響分析

同位素與微量元素分析結果表明，研究區奧陶系古巖溶儲層在大氣淡水淋濾成巖作用之后，在后期重新埋藏過程中遭受了熱液作用。結合研究區輝綠巖的廣泛發育［4，7］（見圖 1i），推斷該流體與巖漿侵入作用密切相關。該熱液流體對儲層孔隙具有雙重影響：一方面，富含鎂離子的熱液流體導致原巖白云巖化，巖石骨架體積縮小［13］，增大了晶（粒）間孔隙（見圖 1c）；另一方面，熱液流體中沉淀出自生晶粒方解石，填充粒間孔而導致孔隙度下降（見圖1f）。

具陰極發光特征的晶粒碳酸鹽巖代表大氣淋濾而成的儲集巖，而不具陰極發光特征的晶粒碳酸鹽巖代表后期熱液流體改造后的儲集巖。薄片點記法統計結果表明：前者孔隙度中值為10%～ 25%（均值約16%），后者孔隙度中值為15%～ 25%（均值約20%）。因此，后期熱液流體成巖改造造成的孔隙增加，大于其形成自生礦物沉淀所造成的孔隙減小，整體上古巖溶儲層的平均孔隙度增加了約4%，有利于儲層形成。

5 結論

1）沙壘田地區奧陶系古巖溶儲層普遍遭遇成巖改造，但仍有少量泥—微晶石灰巖/白云巖由于巖性致密而未發生水-巖反應，保留了原始海源特征（包括與同期海水一致的鍶同位素、低錳鍶比值及無陰極發光特征）。

2）同位素、微量元素指標及巖石礦物學特征綜合表明，在廣泛大氣淡水淋濾作用后，還發生了后期熱液流體成巖改造作用，抹去了大氣淡水成巖信息，而該流體與輝綠巖侵入時攜帶的巖漿熱液流體密切相關。

3）后期熱液作用導致原巖白云巖化，增大了晶（粒）間孔隙；同時從熱液流體中沉淀出自生晶粒方解石，填充了孔隙。但整體上，儲層平均孔隙度增加了約4%，對古巖溶儲層有積極影響。