引用本文
夏鲁, 操应长, 卞保力, 刘海磊, 王晓雪, 赵一伟, 燕苗苗. 玄武岩方解石脉成因及其对储集层质量的影响——以准噶尔盆地玛湖凹陷东斜坡石炭系为例[J]. 石油勘探与开发, 2021,48(4): 745-755.
XIA Lu, CAO Yingchang, BIAN Baoli, LIU Hailei, WANG Xiaoxue, ZHAO Yiwei, YAN Miaomiao. Genesis of calcite vein in basalt and its effect on reservoir quality: A case study of the Carboniferous in the east slope of Mahu sag, Junggar Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration & Development, 2021,48(4): 745-755.  
Doi: 10.11698/PED.2021.04.07
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玄武岩方解石脉成因及其对储集层质量的影响——以准噶尔盆地玛湖凹陷东斜坡石炭系为例
夏鲁1, 操应长1, 卞保力2, 刘海磊2, 王晓雪3, 赵一伟1, 燕苗苗1
1. 中国石油大学（华东）深层油气重点实验室,山东青岛 266580
2. 中国石油新疆油田勘探开发研究院,新疆克拉玛依 834000
3. 中国石油塔里木油田勘探开发研究院,新疆库尔勒 841000
联系作者简介:操应长（1969-）,男,安徽潜山人,博士,中国石油大学（华东）地球科学与技术学院教授,主要从事沉积学与油气储集层地质学方面的教学和科研工作。地址：山东省青岛市黄岛区长江西路66号,中国石油大学地球科学与技术学院,邮政编码：266580。E-mail: caoych@upc.edu.cn

第一作者简介：夏鲁（1985-）,男,山东滕州人,博士,中国石油大学（华东）地球科学与技术学院在站博士后,主要从事致密砂岩油气藏及储集层地质学研究。地址：山东省青岛市黄岛区长江西路66号,中国石油大学工科楼C座,邮政编码：266580。E-mail: xialu999@126.com

收稿日期: 2019-10-30 修回日期: 2021-05-20
基金项目: 国家自然科学基金委油气成藏机理创新研究群体（41821002）; 中国石油天然气股份有限公司重大科技专项《准噶尔盆地油藏富集规律及勘探技术研究与应用》（2017E-0401）; 博士后科学基金面上项目（2019M662465）
摘要

基于岩心、岩石薄片观察,结合X射线荧光分析、微区原位主微量和稀土元素、碳氧锶同位素组成、流体包裹体等测试分析及盆地模拟,对准噶尔盆地玛湖凹陷东斜坡石炭系玄武岩方解石脉特征及成因进行研究。结果表明研究区脉体发育3期方解石充填：第Ⅰ期贫锰,稀土元素配分曲线平坦,强负铈异常,弱—中等负铕异常,碳同位素组成偏轻,表明其形成受到大气淡水影响;第Ⅱ期富锰和轻稀土,具有弱正铈异常和轻微正铕异常,碳同位素组成相对较重而锶同位素比值较低,表明深部成岩流体对其形成有一定影响;第Ⅲ期富铁和锰,稀土元素配分曲线与第Ⅱ期相似但铈异常和铕异常波动较大。第Ⅰ、Ⅱ期形成于距今约250~260 Ma的浅埋藏环境,对应于二叠纪末期晚海西运动;第Ⅲ期很可能形成于晚三叠世印支运动。研究认为不整合面附近玄武岩裂缝中的方解石沉淀主要与大气淡水淋滤上覆下二叠统风城组碳酸盐矿物有关,较早地破坏了石炭系风化壳储集层,但是在充填程度较弱或后期溶蚀作用较强的位置仍可发育相对优质储集层,如风城组缺失的构造高部位、垂向上距离风城组较远的位置以及靠近湖盆内部的古潜山等地区。 图16 表1 参40

关键词: 准噶尔盆地; 玛湖凹陷; 石炭系; 方解石脉; 地球化学特征; 流体来源; 储集层质量
中图分类号:TE122.2 文献标志码:A 文章编号:1000-0747(2021)04-0745-11
Genesis of calcite vein in basalt and its effect on reservoir quality: A case study of the Carboniferous in the east slope of Mahu sag, Junggar Basin, NW China
XIA Lu1, CAO Yingchang1, BIAN Baoli2, LIU Hailei2, WANG Xiaoxue3, ZHAO Yiwei1, YAN Miaomiao1
1. Key Laboratory of Deep Oil and Gas, China University of Petroleum (East China), Qingdao 266580, China
2. Research Institute of Petroleum Exploration and Development, PetroChina Xinjiang Oilfield Company, Karamay 834000, China
3. Research Institute of Petroleum Exploration and Development, PetroChina Tarim Oilfield Company, Korla 841000, China
Abstract

The characteristics and genesis of the calcite veins in Carboniferous basalt in the east slope of Mahu Sag, Junggar Basin are investigated based on observation of cores and thin sections; analyses of X-ray fluorescence, in situ major, trace and rare earth elements (REE), carbon, oxygen and strontium isotopes, fluid inclusions, as well as basin modeling. There are three stages of calcite fillings. The stageⅠcalcite is characterized by low Mn content, flat REE pattern, strong negative Ce anomaly, weak to moderate negative Eu anomaly, and light carbon isotopic composition, indicating the formation of the calcite was affected by meteoric water. The stage Ⅱ calcite shows higher Mn and light REE contents, weak positive Ce anomaly and slight positive Eu anomaly, and a little heavier carbon isotopic composition and slightly lower strontium isotope ratio than the stageⅠcalcite, suggesting that deep diagenetic fluids affected the formation of the stage Ⅱ calcite to some extent. The stage Ⅲ calcite is rich in iron and manganese and has REE pattern similar to that of the stage Ⅱ calcite, but the cerium and europium enomalies vary significantly. The stageⅠand Ⅱcalcites were formed in shallow diagenetic environment at approximately 250-260 Ma, corresponding to Late Hercynian orogeny at Late Permian. The stage Ⅲ calcite was probably formed in the Indo-China movement during Late Triassic. It is believed that the precipitation of calcite in basalt fractures near unconformity was related to leaching and dissolution of carbonates in the overlying Lower Permian Fengcheng Formation by meteoric water, which destructed the Carboniferous weathering crust reservoirs in early stage. Relatively high quality reservoirs could be developed in positions with weak filling and strong late dissolution, such as structural high parts with Fengcheng Formation missing, distant strata from Fengcheng Formation vertically, buried hills inside lake basin, etc.

Keyword: Junggar Basin; Mahu Sag; Carboniferous; calcite vein; geochemical characteristics; fluid source; reservoir quality
0 引言

准噶尔盆地玛湖凹陷周缘石炭系火山岩已发现丰富油气资源, 存在巨大勘探潜力[1, 2, 3]。玛湖凹陷东斜坡（简称玛东地区）火山岩裂缝多被方解石充填导致储集层质量较差, 方解石脉成因机制与分布规律成为制约该地区油气勘探的关键问题之一。沉积盆地流体活动对储集层成岩改造至关重要, 是影响储集层质量的重要因素[4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11]。在盆地演化不同阶段, 裂缝内流体流动常表现为脉状矿物[12, 13, 14], 其中方解石脉较为常见, 是沉积盆地热-构造演化过程中流体来源和地球化学演化的重要记录[8, 9, 10, 15]。玛湖凹陷周缘的研究多集中在凹陷西部和南部, 且缺少对裂缝内不同期次方解石充填物特征及成因的精细研究[10, 11, 16, 17]。本文以玛东地区石炭系玄武岩储集层方解石脉为主要研究对象, 针对裂缝内不同期次方解石充填物成因, 综合矿物岩石学特征、X射线荧光（XRF）、原位微区元素及锶同位素组成、碳氧同位素组成、流体包裹体均一温度和盆地模拟等分析, 明确不同期次方解石地球化学特征及其形成时期, 揭示成岩流体演化特征, 探讨方解石充填对储集层质量的影响, 进而为有利储集层预测指明方向。

1 地质概况

研究区位于准噶尔盆地西北缘玛湖富生烃凹陷以东, 是从海西期发展起来的西南倾单斜构造（见图1）。玛东地区由北向南发育3大鼻凸带, 均向玛湖凹陷方向延伸数十千米, 构造条件优越, 局部发育多个大型背斜构造, 形成有利于油气运聚的继承性正向构造[3]。深部石炭系火成岩以中基性火山岩为主[3], 历经海西、印支、燕山和喜马拉雅等多期构造运动[18, 19, 20, 21, 22, 23], 经受风化淋滤、压实、溶解、充填、重结晶等多种成岩作用的影响, 储集空间以裂缝和次生溶孔为主, 原生孔隙较少[3]。石炭系与上覆地层呈不整合接触, 在鼻凸构造带中部二叠系超覆尖灭明显, 石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系均有油气显示, 主要来源于玛湖凹陷下二叠统风城组烃源岩[24]。玛东3井和夏盐2井在石炭系见到油气显示, 主要为含油层和油水同层, 与东南部石西凸起上的石西油田相比油藏规模较小。南部达探1井完钻井深6 226 m, 气测异常段3层共35 m; 北部玛201井基本上无油气显示。

图1 研究区基本概况

2 样品选取与测试分析

玛东地区石炭系火山岩岩心多为玄武岩, 局部发育少量安山岩和凝灰岩。采用Bruker M4 Tornado型微型X射线荧光光谱仪对岩样进行元素分析, 明确不同期次方解石在化学成分上和空间分布上的差异, 选取典型样品中脉体厚度较大的有利部位进行重点分析。

XRF、常规岩石薄片、荧光、阴极发光等分析以及流体包裹体测温均在中国石油大学（华东）深层油气重点实验室完成, 检测室内温度为23 ℃, 相对湿度为50%。抛光后岩心样品XRF测试时间为8 h, 分辨率为40 μ m, X射线电压和电流分别为50 kV和600 μ A, 测定了Na、K、Al、Si、Mg、Ca、Fe、Co、Mn、S、Sr、Ti、V、Ba的定性和定量特征。在此基础上磨制薄片, 利用ZEISS Axio Imager A2型显微镜和CL8200MK5型阴极发光仪进行光学、荧光、阴极发光鉴定。对方解石脉典型样品的17个流体包裹体进行均一温度测试, 测试仪器为配备LINKAM THMS600冷热台的ZEISS显微镜, 测温误差为± 0.1 ℃。

岩石薄片微区原位主微量元素和Sr同位素分析在中国科学院贵阳地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。元素分析设备包括GeoLasPro型激光系统和Agilent 7700x型电感耦合等离子体质谱仪, 束斑直径为50 μ m。以国际标准NIST SRM610和NIST SRM612作为外部校正标准, 采用多外标、无内标法进行定量计算, 利用ICPMSDataCal软件完成数据离线处理[25]。在主微量元素分析基础上选取样品中Sr含量相对较高的位置, 利用上述激光剥蚀系统和Neptune Plus型多接收-电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）对微区原位Sr同位素比值进行测试。由于方解石脉中Sr含量低, 故选取直径为180 μ m的大束斑进行测试。测试标样采用实验室内部标样Coral-1, Sr同位素测试平均值为0.709 175± 0.000 05。

玛201井岩石薄片方解石显微镜尺度下的微钻及氧、碳同位素组成测试在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。使用装有直径100 μ m微钻系统的显微镜获得两期裂缝填充方解石粉末样品, 将样品在真空中与100%纯磷酸反应, 采用Al-Aasm等[26]提出的化学分离方法, 在25 ℃条件下进行4 h的酸分离, 再通过MAT253型气体同位素质谱仪对生成的CO2气体进行同位素比值分析, δ 13C和δ 18O均以PDB为标准, 测试误差均小于0.2‰ 。在手标本尺度下利用小型钻头从火山岩裂缝内钻取6份方解石样品并研磨成粉末, 采用上述方法在中国科学院地质与地球物理所进行了碳、氧同位素测试。

3 方解石脉发育特征及充填期次
3.1 裂缝发育特征及充填物成分

玛东地区石炭系玄武岩储集层埋深多大于3 500 m, 岩心上存在大量构造裂缝（见图2、图3）, 如玛201井3 877.13 m深度处玄武岩发育1条倾角为70° ~80° 的高角度缝和2条低角度缝（见图2a）。裂缝密度大的井主要分布在靠近主控断裂的位置（见图1、图4a）, 如离主控断裂较近的盐001井岩心裂缝平均线密度为4.7条/m, 而离主控断裂较远的玛东3井裂缝平均线密度为1.9条/m。玄武岩岩心上观察到的全充填、半充填和未充填裂缝分别为52条、17条和11条, 分别占总数的65.00%、21.25%和13.75%（见图4b）, 其中裂缝充填物主要为方解石, 滴稀盐酸剧烈冒泡。

图2 玛东地区岩心裂缝发育特征
（蓝框为样品切割位置; 黄框为薄片位置; 红圈为微区测试位置; 绿框为薄片尺度下微钻位置）（a）玛201井, 3 877.13 m, 2条低角度缝与1条高角度缝共生, 方解石充填; （b）为（a）图岩心切割后的截面照片; （c）玛东3井, 4 679.80 m, 高角度缝与低角度缝共生, 方解石充填; （d）夏盐2井, 5 334.10 m, 水平缝与直立缝共生, 方解石充填; （e）盐001井, 5 374.50 m, 直立缝终止于水平缝或低角度缝附近, 方解石充填

图3 玛东地区岩心样品XRF扫描结果
（a）玛201井, 3 877.13 m, 玄武岩, Ti含量图, 亮色富Ti条带被错断, 岩样照片见图2b; （b）玛201井, 3 877.13 m, Ca含量图, 裂缝和气孔内富Ca; （c）玛201井, 3 877.13 m, Mn含量图, 裂缝内部富Mn; （d）玛东3井, 4 678.90 m, 玄武岩岩样照片; （e）玛东3井, 4 678.90 m, Ca含量图, 裂缝和气孔内富Ca; （f）玛东3井, 4 678.90 m, Mn含量图, 分布不规则, 裂缝边缘富Mn; （g）玛东3井, 4 634.70 m, 安山岩岩样照片; （h）玛东3井, 4 634.70 m, Ca含量图, 裂缝内Ca局部富集; （i）玛东3井, 4 634.70 m, Mn含量图, 裂缝内Mn分布局限; （j）夏盐2井, 5 334.10 m, 玄武岩岩样照片, 取样位置见图2d; （k）夏盐2井, 5 334.10 m, Ca含量图, 裂缝内部富Ca; （l）夏盐2井, 5 334.10 m, Mn含量图, 水平裂缝下部富Mn

手标本尺度下XRF分析元素分布单色图中颜色亮度越大表示相对含量越高（见图3）。玛201井3 877.13 m深度玄武岩裂缝与气孔内部不含Ti, 围岩含Ti并在局部出现Ti富集条带, 富Ti条带错断表明高角度缝为一微型逆断层, 垂向断距不超过1 cm（见图3a）; Ca在气孔和裂缝内较富集（见图3b）; Mn分布与Ca类似但相对局限, 主要占据水平裂缝及水平缝之间断裂内部部分区域（见图3c）。玛东3井4 678.90 m深度玄武岩裂缝开度大, 充填的方解石脉宽度可达8 mm（见图3d）, 方解石脉的成分存在差异, 主要表现为Mn含量的不同（见图3e、图3f）。玛东3井4 634.70 m深度安山岩发育2条相交的裂缝, 其中1条不含钙质, 另1条部分充填方解石且Mn含量较低（见图3g— 图3i）。夏盐2井5 334.10 m玄武岩发育1条窄直立缝和1条宽水平缝, 均被方解石充填（见图3j、图3k）, 其中直立方解石脉基本不含Mn, 水平脉体上部贫Mn而下部富Mn（见图3l）。Ca和Mn叠合图显示玛201井样品同一水平脉体内部存在两期不同充填物（见图5a）, 分别位于气孔和裂缝的边缘和内部（见图5a①）, 下部水平脉体宽度较大且两期充填物分异明显（见图5a②）, 故选为重点研究部位。绿色充填物中Ca含量占所分析9种元素总含量的97.8%, 其他元素含量均低于1.0%, 且Mn含量极低（见图5b）; 红色充填物中Ca含量占91.7%, Mn和Si含量相对较大, 分别为4.0%和2.5%, 但Mg和Cl含量极低（见图5b）。

图4 玛东地区岩心裂缝密度（a）与充填程度（b）直方图

图5 玛201井岩心样品XRF扫描双元素叠合图（a）及元素含量直方图（b）

3.2 典型方解石脉岩相学特征及充填期次划分

玛201井水平方解石脉不同位置的矿物晶体特征存在差异（见图6）。脉体边缘与围岩直接接触的方解石呈叶片状、锯齿状或马牙状, 自形程度较好, 以自形— 半自形中粗晶为主, 局部发育尺寸更大的晶体, 主要垂直于裂缝壁生长, 解理较明显, 表面较干净, 阴极发光无显示, 形成时间较早（见图6a— 图6c）, 脉体中部远离裂缝壁的晶体尺寸普遍增大, 多为自形— 半自形粒状粗晶或极粗晶, 可见1、2组解理, 表面较干净, 阴极发光显褐红色, 形成时间较晚（见图6a— 图6c）; 在高角度缝附近、高角度缝内部以及上部伴生的细脉中, 方解石自形程度较差, 部分表面较粗糙, 阴极发光多呈褐红色, 在高角度缝内部方解石与绿泥石等矿物相伴生。此外, 在水平脉内部阴极发光特征不同的两期方解石分界线附近发育绿泥石（见图6d、图6e）。

图6 玛201井岩心样品方解石脉镜下特征及充填期次划分
（a）3 877.13 m, 玄武岩方解石脉, 单偏光; （b）脉体下部边缘为晶体尺寸较小的马牙状方解石、局部解理发育, 脉体内部晶体较大且解理较发育, 单偏光; （c）脉体下部边缘方解石无显示, 脉体内部呈褐红色, 阴极发光; （d）（e）两期方解石分界线附近可见绿泥石, 单偏光; （f）粗大脉体边部呈淡蓝色荧光、边缘位置局部呈黄褐色, 周围不规则细脉显示断断续续橙色荧光, 紫外荧光; （g）3期方解石充填物分布示意图

研究区玄武岩裂缝内发育3期方解石充填（见图6f、图6g）。第Ⅰ 期贫Mn、不显示阴极发光, 在靠近裂缝壁的位置呈淡蓝色荧光, 裂缝边缘局部呈黄褐色荧光; 第Ⅱ 期富Mn、阴极发光为褐红色, 荧光特征不明显; 第Ⅲ 期方解石断断续续地充填于不规则细小裂缝内、与橙色荧光物质相伴生。

4 玄武岩方解石脉成因
4.1 方解石脉的形成

镜下特征和地球化学数据表明, 研究区不同期次方解石的形成源于不同成分和成因的流体。

第Ⅰ 期脉体是断裂开启之后最早沉淀的方解石, 主要垂直于裂缝壁生长, 通常是由裂缝张开-闭合机制形成[27]。紧邻顶部裂缝壁的局部位置发育荧光环带, 底部裂缝壁附近方解石荧光较弱且未见荧光环带（见图6f）。荧光环带揭示方解石周期性生长, 可能与水中有机质随季节性变化或油气幕式充注有关。前人研究表明准噶尔盆地玛湖凹陷西部油气幕式充注能形成环带状荧光方解石胶结物[8, 9], 但玛东地区第Ⅰ 期脉体中未见荧光油气包裹体, 成岩-成烃流体成因方解石脉稀土元素右倾型配分曲线特征[28]与第Ⅰ 期方解石水平状配分曲线截然不同, 故第Ⅰ 期脉体的荧光环带现象很可能与油气充注无关。Mg、Fe、Mn含量三端元图显示, 第Ⅰ 期方解石高Mg、低Fe、极低Mn（见图5、图7、图8）。前人认为鄂尔多斯盆地下古生界和中扬子京山地区二叠系灰岩裂隙中淡水成因方解石均缺少Fe和Mn化合物[29], 故推测第Ⅰ 期方解石在沉淀过程中受到淡水的影响。

图7 玛201井方解石脉主量与微量元素含量分布图

图8 玛201井方解石脉Mg、Fe、Mn相对含量三角图

玛201井典型方解石脉稀土元素（REE）总含量为（1.27~71.93）× 10-6, 平均值为16.37× 10-6。基于球粒陨石REE值标准化处理[30]后的REE分布表现出显著分异特征（见图9）。第Ⅰ 期脉体球粒陨石标准化镧镱比平均值为0.91, 表明轻稀土（LREE）与重稀土（HREE）分异不明显（见图10a）, 强烈的Ce负异常和弱到中等的Eu负异常（见图10b）表明其沉淀于较强的氧化环境[28, 31]。Ce和Eu异常幅度基本保持不变（见图10b）表明成脉流体性质和成岩环境相对较稳定。

图9 玛201井方解石脉球粒陨石标准化稀土元素配分模式

图10 玛201井脉体球粒陨石标准化镧与镱交会图（a）、铕异常与铈异常交会图（b）

前人认为准噶尔盆地西北缘石炭系— 二叠系火山岩储集层碳、氧同位素组成整体偏轻, δ 18O值为-23.6‰ ~-8.1‰ , δ 13C值为-21.5‰ ~-3‰ [8, 9, 10, 11, 16]。玛东地区火山岩裂缝充填方解石δ 13C值为-5‰ ~-1‰ , δ 18O值为-16‰ ~-9‰ （见图11a）, 且随着距顶面不整合距离的增大碳同位素值呈变重趋势（见图11b）。玛201井3 877.13 m处第Ⅰ 期方解石样品δ 13C值为-3.74‰ , 玛东3井4 637.50 m处第Ⅰ 期方解石样品δ 13C值为-4.07‰ 。大气水影响下所形成方解石的碳同位素组成多为-7.0‰ ~-3.5‰ [32, 33], 本文第Ⅰ 期方解石属于这一范围, 表明其形成过程受大气水影响。

图11 玛东地区方解石脉碳与氧同位素组成交会图（a）、碳同位素组成垂向分布图（b）

由此可见, 第Ⅰ 期脉体形成于相对氧化的成岩环境, 沉淀过程一直受到大气淡水的影响。火山岩地层在构造应力作用下较易形成开启断裂和相对开放环境, 裂缝内的地层水与近地表的大气淡水沟通, 使得大气水参与方解石沉淀成岩。

第Ⅱ 期方解石形成于第Ⅰ 期之后, 宽度较大, 脉体中晶体较粗大且自形程度好, 细脉和高角度脉内的晶体以它形为主（见图6）。第Ⅱ 期方解石Fe、Mn含量较高（见图7、图8、图12）。地层流体与火山物质相互作用可导致流体中Fe、Mn含量不断增加, 这种水岩作用可以是近地表风化淋滤作用[7, 8, 34], 也可以是深埋高温高压条件下的水岩反应[6, 8]。第Ⅱ 期脉体REE呈右倾状配分模式（见图9）, 多数样品呈明显的LREE富集、弱到中等Ce正异常、弱Eu正异常（见图10b）, 在一定程度上表现出热液成因方解石的特征[35]。碳、氧同位素组成测试结果也表明第Ⅱ 期方解石的形成不受大气水影响（见图11）, 而与埋藏成岩流体有关。锶同位素比值为0.703~0.705（见图13）, 表现出深源流体的特征, 很可能是深部流体在上涌过程中与火山物质相互作用所致[8]。

图12 玛201井方解石脉REE总含量与Fe（a）、Mn（b）含量交会图

图13 玛201井方解石脉体锶同位素比值交会图

综上所述, 第Ⅱ 期方解石脉体形成于不受大气水影响的埋藏成岩环境, 在一定程度上受到深部成岩流体的影响; 成脉流体在演化过程中逐渐富集Fe、Mn等金属元素而逐渐亏损稀土元素（见图12）。

第Ⅲ 期方解石主要沿着前两期脉体边缘延伸, 明显受控于早期脉体的分布（见图6g）, 形成时间最晚。第Ⅲ 期方解石本身并不发荧光, 而是与橙色荧光物质相伴生。方解石在裂缝中非连续分布, 断开的方解石脉之间充填发橙色荧光的疑似烃类物质。由于第Ⅲ 期充填物太窄, 受到脉体内部橙色荧光物质或围岩影响, 3个测点的微区原位测试信号都较差。第Ⅲ 期方解石Mn含量与第Ⅱ 期部分测点较接近（见图12b）, Fe、Mg、Al、Si和Na的含量明显高于其他两期（见图7、图8）, 可能是受到裂缝周围玄武岩中铁镁矿物和钠长石影响所致。第Ⅲ 期REE配分曲线右倾（见图9）、LREE富集、Ce异常不明显、Eu异常波动大（见图10b）。

4.2 构造活动与脉体形成

玛东地区纵向上以三叠系顶面为界分为主要发育正断层的浅层断裂系统和主要发育逆断层的深层断裂系统[20], 北部发育近东西向逆断层, 南部发育北东东— 南西西向逆断层（见图1）。断层的形成演化主要受海西晚期和印支期挤压应力的影响, 具压扭走滑性质[21, 22, 23]。准噶尔盆地西北缘在晚二叠世进入右旋压扭性走滑逆冲阶段, 盆地北部隆升剥蚀[22, 23]。玛东地区靠近盆地中部, 中二叠世沉积了一套近物源的扇三角洲砂砾岩地层, 晚二叠世断层活动幅度比玛西地区小, 逆冲构造不发育, 但仍导致部分中上二叠统缺失。

玛201井3 877.13 m深度方解石脉第Ⅰ 、Ⅱ 期方解石内未见荧光包裹体, 而发育不显示荧光的盐水包裹体（见图14）, 第Ⅲ 期细脉内未发现流体包裹体。前两期方解石脉的包裹体均一温度非常接近（见表1）, 第Ⅰ 期为80.7~92.6 ℃, 平均值为85.4 ℃; 第Ⅱ 期为76.5~96.7 ℃, 排除2个小于80 ℃的异常低温值的平均值为88.3 ℃, 略高于第Ⅰ 期脉体。

图14 玛201井玄武岩方解石脉样品盐水包裹体特征
（a）（b）为同一视域下的单偏光和荧光照片, 绿色圆圈表示第Ⅰ 期方解石中包裹体的位置; （c）（d）为同一视域下的单偏光和荧光照片, 红色圆圈表示第Ⅱ 期方解石中包裹体的位置

表1 玛201井3 877.13 m玄武岩方解石脉体盐水包裹体均一温度测试结果表

基于盐探1井埋藏史[36]和周路等[37]的地层剥蚀厚度成果及玛东2井热史研究成果[38], 开展单井埋藏史和热史模拟。东南部石西凸起石炭系在海西期风化淋滤时间较长, 而玛东地区抬升剥蚀时间相对较短（见图15）。玛201井3 877.13 m深度第Ⅰ 、Ⅱ 期方解石所测包裹体均一温度峰值为85~90 ℃, 对应的流体活动时间主要集中在距今250~260 Ma, 埋深为500~700 m（见图15）。基于均一温度确定的成脉时间与海西运动发生的地质时期一致, 且在上覆负荷作用下容易闭合的低角度缝需被及时充填才能形成脉体, 故构造挤压、断裂开启、流体活动和裂缝方解石充填时间应具有同期性, 第Ⅰ 、Ⅱ 期方解石脉体主要形成于二叠纪末期的晚海西运动。玛东地区切穿石炭系顶面的深部逆断层主要断开三叠系及以下地层, 表明断裂活动主要发生在海西期和印支期[20], 这些逆断层断距大且延伸长, 对该区鼻凸构造的发育具有控制作用。三个泉北断裂为玛东2井鼻凸构造的边界断裂（见图1）, 平面延伸距离可达50 km, 玛201井石炭系顶面断距约为300 m。玛东地区二叠系— 三叠系储集层接受过两期油气充注, 分别为晚三叠世成熟油和早白垩世高熟油[24, 39]。根据断层断开层位和脉体中荧光颜色推测第Ⅲ 期细脉很可能形成于晚三叠世。不整合附近玄武岩方解石脉成因主要与大气淡水淋滤上覆地层碳酸盐成分有关（见图11b）, 玛东地区石炭系上覆地层为下二叠统风城组, 盐探1和夏盐2井风城组分别发育泥质石灰岩和泥灰岩。有机质成熟产生的流体对前两期方解石脉的形成影响小, 但很可能会影响第Ⅲ 期细脉的形成。

图15 玛东与石西地区单井埋藏史及关键成岩事件发生时间对比

5 方解石充填对储集层质量的影响

风化淋滤作用和溶蚀作用是玛东地区石炭系火山岩储集层建设性成岩作用, 充填作用是破坏性成岩作用, 尤其是前两期方解石的充填。岩心上可见方解石全充填和半充填裂缝占86%左右（见图4b）。第Ⅰ 期方解石充填主要破坏原生气孔或开度小的裂缝, 第Ⅱ 期方解石充填主要破坏开度大的裂缝（见图5）。与研究区东南部石西凸起火山岩风化壳储集层相比, 玛东地区石炭系顶部火山岩储集层物性较差, 原生气孔、次生孔隙及微裂缝多被方解石充填, 距不整合面50 m以内储集层的孔隙度多在4%以下（见图16）。石西凸起石炭系油藏上覆地层为中、下三叠统, 缺失包括风城组在内的二叠系, 火山岩抬升剥蚀时间可达50 Ma, 发育未被方解石充填的次生溶蚀孔隙和裂缝（见图15、图16）。玛东地区石炭系被中、下二叠统覆盖, 富含碳酸盐矿物的风城组直接超覆在风化壳之上, 为下伏火山岩孔缝内的方解石沉淀提供大量离子。晚海西运动形成大量断层和裂缝, 大气淡水沿着断裂下渗到石炭系地层水中形成相对氧化的成岩环境, 为第Ⅰ 期方解石沉淀提供了条件; 随着大气水的影响逐渐减弱, 加之深部水岩反应的影响, Fe、Mn含量增加, 第Ⅱ 期方解石进一步充填残余孔隙和裂缝。

图16 玛东与石西地区石炭系储集层孔隙度垂向分布特征

尽管受到早期方解石充填的不利影响, 但是充填程度较弱和后期溶蚀作用较强的位置仍可发育有利储集层：①玛湖凹陷中下二叠统风城组向北东方向减薄, 在玛东地区的夏盐凸起和三个泉凸起上逐渐超覆尖灭, 在缺失下二叠统的构造高部位, 尤其是缺失整个二叠系的位置, 石炭系火山岩遭受风化淋滤时间较长, 且基本不受风城组影响, 可发育物性较好的储集层; ②即便上覆地层发育富含碳酸盐矿物的风城组, 垂向上距离风城组较远的火山岩地层, 如果侧向上距离海西期主控断层较远、深部流体活动不强烈且孔隙和裂缝比较发育, 也可形成相对优质储集层, 当距离顶部不整合面的深度大于50 m, 火山岩局部出现相对高孔隙度带（见图16）, 且方解石脉碳同位素组成逐渐远离大气水的影响范围（见图11b）, 表明方解石充填作用在垂向上的影响范围是有限的, 随着到顶部不整合面距离的增大, 风化淋滤程度会相应减弱, 但距离石炭系顶面较远的位置仍可发育物性较好的储集层, 一方面玛湖周缘石炭系顶面风化壳风化淋滤作用在垂向上的影响范围很大, 例如玛湖凹陷西南部中拐凸起上的影响深度可达400 m[40], 另一方面火山岩内部的喷发期次界面也是相对优质储集层发育的重要控制因素, 在喷发间歇期, 暴露于地表的火山会遭受风化淋滤作用的改造; ③靠近湖盆内部优质烃源岩且后期溶蚀作用强烈的古潜山也是优质储集层发育的有利位置, 风城组烃源岩覆盖在石炭系火山岩之上, 对于靠近湖盆内部的继承性古潜山, 既与烃源岩披覆接触, 往往又通过断裂与优质烃源岩侧向对接, 有利于后期酸性流体溶蚀作用的发生, 即便受到早期方解石充填作用影响, 仍然是有利储集层发育的潜在位置。

6 结论

玛湖凹陷东斜坡石炭系玄武岩方解石脉发育3期充填, 第Ⅰ 期方解石多呈叶片状、锯齿状或马牙状, 自形程度较好, 多为自形— 半自形中粗晶, 主要垂直于裂缝壁生长, 阴极发光无显示, Mn含量极低, 沉淀时间较早, 形成于相对开放的成岩环境, 主要来源于上覆地层中碳酸盐矿物的大气淡水淋滤; 第Ⅱ 期富Mn, 阴极发光为褐红色, 宽大裂缝内的晶体自形程度高, 多为自形— 半自形粒状粗晶或极粗晶, 解理发育、表面干净, 而狭窄裂隙内的方解石自形程度低, 表面比较粗糙, 脉体形成时间稍晚, 为埋藏成岩流体成因, 在一定程度上受到深部成岩流体的影响, 且在方解石生长过程中流体逐渐富集Fe、Mn等金属元素而亏损稀土元素; 第Ⅲ 期方解石多充填于不规则的细小裂缝, 与橙色荧光物质相伴生, 发育位置往往受控于早期裂缝和脉体的分布, 形成时间最晚。

第Ⅰ 、Ⅱ 期方解石形成于二叠纪末期海西运动, 充填玄武岩储集层大部分裂缝和气孔, 降低了石炭系顶部风化壳储集层质量。第Ⅲ 期脉体的形成很可能与晚三叠世印支运动相关, 但对储集层质量影响较小。早期方解石充填程度较弱和后期溶蚀作用强烈的部位是潜在的有利储集层发育区。不整合附近方解石充填物的形成主要与大气淡水淋滤上覆下二叠统风城组碳酸盐成分有关, 在缺失下二叠统的构造高部位往往会发育优质风化壳储集层。对于被风城组覆盖的区域, 垂向上距离石炭系顶部不整合面较远的部位及靠近优质烃源岩的湖盆内部古潜山等地区仍可发育相对优质储集层。

（编辑 王晖）

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