袁 靜，周 濤，喬 俊，楊貴麗，趙廣昊

［1.山東省深層油氣重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東 青島 266580； 2.中國(guó)石油大學(xué)（華東）地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，山東 青島 266580；3.中國(guó)石化勝利油田分公司勘探開(kāi)發(fā)研究院，山東 東營(yíng) 257000； 4.中國(guó)石化石油勘探開(kāi)發(fā)研究院，北京 昌平 102206］

隨著深部熱流體活動(dòng)在眾多沉積盆地內(nèi)被發(fā)現(xiàn)，其在地質(zhì)演化過(guò)程中所起到的作用、產(chǎn)生的影響日益引起人們的重視［1-5］。本文所探討的深部熱流體為盆地基底以下的熱流體，包括深部地殼熱流體和上地幔熱流體，主要與巖漿-火山活動(dòng)相關(guān)，具有高溫和無(wú)機(jī)成因的特征［6］。深部熱流體作用的結(jié)果在巖石礦物學(xué)上表現(xiàn)為產(chǎn)生與熱流體相關(guān)的特征礦物，如片鈉鋁石、（鞍狀/鐵）白云石、綠泥石、黃鐵礦和磷灰石等，且多呈組合方式產(chǎn)出［7-11］。異常高的地層溫度、地溫梯度或熱流值也可以指示深部熱流體活動(dòng)，其中包裹體均一溫度是目前最理想的流體示蹤劑，能夠記錄流體活動(dòng)時(shí)的溫度背景或流體活動(dòng)信息；同時(shí)，深部熱流體通過(guò)溶解、萃取巖石中的有機(jī)質(zhì)對(duì)Ⅰ型和Ⅱ型干酪根熱解參數(shù)造成不同影響，可以用于判斷流體來(lái)源［12-15］。在地球化學(xué)方面，常量和微量元素的富集或虧損、同位素組成特征、稀土元素的REE配分模式、ΣREE+Y含量、Ce異常以及Eu異常等均可以反映深部熱流體活動(dòng)［16-21］。

深部熱流體作為下地殼和上地幔物質(zhì)與能量的載體，影響盆地內(nèi)油氣生成、運(yùn)移、成儲(chǔ)和成藏全過(guò)程［22］。幔源富CO2的深部流體以深大斷裂為上升通道，其作為良好的熱能載體，所攜帶的大量熱能使烴源巖中的有機(jī)質(zhì)快速降解，流體內(nèi)的金屬元素催化有機(jī)碳向烴類(lèi)物質(zhì)轉(zhuǎn)化，從而促進(jìn)烴源巖熱演化進(jìn)程［6，23-24］。深部熱流體侵入儲(chǔ)層后能夠增強(qiáng)成巖流體的化學(xué)侵蝕能力，促進(jìn)溶蝕作用的發(fā)生［25-27］，而流體活動(dòng)引起的破裂作用除了能增加儲(chǔ)集空間外，還能為流體運(yùn)移提供通道，沿裂縫發(fā)生溶蝕作用使儲(chǔ)層物性得到改善［16，28-30］。

相較于常規(guī)砂巖，砂礫巖成分和結(jié)構(gòu)成熟度低，深部熱流體活動(dòng)作用的過(guò)程更為復(fù)雜和隱秘，目前對(duì)砂礫巖儲(chǔ)層中的深部熱流體作用識(shí)別和地質(zhì)作用的研究尚處于探索階段［31-34］。渤海灣盆地東營(yíng)凹陷作為砂礫巖油氣勘探的典型研究區(qū)塊具有巨大的資源潛力，已發(fā)現(xiàn)該地區(qū)具多重成巖環(huán)境，存在與熱流體相關(guān)的裂縫和礦物組合［26，29，35］，因此本文以東營(yíng)凹陷北部陡坡帶東段民豐—鹽家地區(qū)古近系沙河街組四段（沙四段）砂礫巖儲(chǔ)層為例，綜合運(yùn)用多種分析測(cè)試手段，開(kāi)展深部熱流體作用特征研究，并結(jié)合構(gòu)造演化史、巖漿活動(dòng)史、地層埋藏史和油氣成藏史等研究成果，初步探討其油氣地質(zhì)意義，為深入揭示深部熱流體侵位下的有機(jī)質(zhì)成烴和深層砂礫巖成儲(chǔ)機(jī)理奠定基礎(chǔ)。

1 地質(zhì)背景和儲(chǔ)層基本特征

民豐—鹽家地區(qū)位于渤海灣盆地東營(yíng)凹陷東北部（圖1a），其北部為陳家莊凸起，南鄰中央隆起帶，東部為青坨子凸起，西部為利津洼陷，構(gòu)造和沉積演化受北部控陷Ⅰ級(jí)斷層陳南斷層控制（圖1c）。

東營(yíng)凹陷新生代處于裂陷-拗陷階段，該階段與油氣成藏過(guò)程直接相關(guān)。該凹陷古近紀(jì)整體為裂陷擴(kuò)張期，自下而上發(fā)育孔店組、沙河街組和東營(yíng)組，其中沙河街組由下至上可分為沙四段、沙三段、沙二段和沙一段（圖1d）。東營(yíng)凹陷在孔店組-沙四下亞段（沙河街組四段下亞段）沉積時(shí)期為裂陷-擴(kuò)張初期，受郯廬斷裂帶和陳南斷裂活動(dòng)影響，呈現(xiàn)“北斷南超”特征；沙四上亞段—沙二下亞段沉積時(shí)期為裂陷-擴(kuò)張鼎盛期，斷層處于發(fā)育高峰；沙二上亞段—東營(yíng)組沉積末期為裂陷-擴(kuò)張衰退期，構(gòu)造抬升剝蝕結(jié)束之后，盆地活動(dòng)轉(zhuǎn)變?yōu)檗窒蓦A段［38］。

圖1 東營(yíng)凹陷民豐—鹽家地區(qū)區(qū)域構(gòu)造（據(jù)文獻(xiàn)［36-37］修改）Fig.1 Regional tectonic map of Minfeng-Yanjia area，Dongying Sag（modified after references［36-37］）

東營(yíng)凹陷發(fā)育孔店組二段、沙四段和沙三下亞段3套主力烴源巖，在沙三段沉積中期—沙二段沉積末期和館陶組沉積期至今發(fā)生2期油氣充注［38］，且后者以充注凝析油伴生氣和裂解干氣為主［39-40］。沙四段沉積早期該凹陷氣候條件以半干旱為特征，廣泛發(fā)育一套穩(wěn)定的膏巖層系，大量陸源碎屑物質(zhì)伴隨間歇性洪水注入湖區(qū)，沿著陳南斷層下降盤(pán)形成了大套的近岸水下扇砂礫巖體，為民豐洼陷巨厚泥巖生成的油氣提供了有利的儲(chǔ)集體。近年來(lái)，民豐—鹽家地區(qū)沙四段深層砂礫巖油氣勘探取得了重大突破，預(yù)示東營(yíng)凹陷深層具有良好的油氣勘探前景。

民豐—鹽家地區(qū)巖心樣品物性分析結(jié)果顯示，沙四段深層砂礫巖體儲(chǔ)層巖石類(lèi)型主要包括各粒級(jí)砂巖和礫巖，砂巖主要為巖屑長(zhǎng)石砂巖，其次為長(zhǎng)石巖屑砂巖和巖屑質(zhì)長(zhǎng)石砂巖，巖屑以變質(zhì)巖巖屑為主（圖2）。顆粒分選和磨圓差-較差，支撐方式多樣。雜基多為泥質(zhì)，膠結(jié)物以碳酸鹽和粘土礦物為主，多為孔隙-接觸式膠結(jié)。全區(qū)深層砂礫巖孔隙度分布在0.3%～24.8%，平均為8.1%，滲透率分布在0.004×10-3～3 550.170× 10-3μm2，平均為18.940 × 10-3μm2，總體上為低孔、低滲儲(chǔ)層。

圖2 民豐—鹽家地區(qū)沙四段深層砂礫巖體砂巖類(lèi)型組分三角圖Fig.2 Ternary diagram showing sandstone compositions in the deep coarse-grained siliciclastic rocks of the Es4in Minfeng-Yanjia area

2 深部熱流體作用特征

2.1 巖石礦物學(xué)特征

深部熱流體所具有的高溫、富CO2等酸性氣體和深源溶解物質(zhì)等特性，使流體和巖石之間發(fā)生顯著的流-巖反應(yīng)，改變?cè)瓗r顏色、結(jié)構(gòu)、構(gòu)造乃至化學(xué)成分，沉淀出保留有深源性質(zhì)的特征礦物（組合），可供直接追蹤深部熱流體的活動(dòng)痕跡。

2.1.1 巖石學(xué)特征

巖心觀(guān)察發(fā)現(xiàn)，民豐—鹽家地區(qū)沙四段砂礫巖內(nèi)常見(jiàn)爆裂角礫，多為灰?guī)r礫石（圖3a），且常伴生單質(zhì)硫；巖心破開(kāi)面上有時(shí)見(jiàn)自形黃鐵礦晶粒（圖3b），粒徑在0.5～2.0 mm；此外，還常見(jiàn)砂礫巖內(nèi)密集分布形態(tài)規(guī)則的溶蝕孔洞，疑為黃鐵礦晶體溶蝕印痕（圖3c）。這種現(xiàn)象可歸因?yàn)樯畈繜崃黧w侵位造成瞬時(shí)高壓，引起硬度較小的灰?guī)r巖屑等礫石爆裂為多個(gè)邊緣可相互拼接的角礫。熱流體侵位早期形成的黃鐵礦在后續(xù)高溫條件下發(fā)生不協(xié)調(diào)溶解，被Fe3+置換并與O2和H2O反應(yīng)生成SO42-，在離子溶解過(guò)程中，發(fā)生Fe離子擴(kuò)散和S2-溶解，形成單質(zhì)硫［41-42］。

2.1.2 單礦物特征

薄片鑒定和掃描電鏡觀(guān)察表明，民豐—鹽家地區(qū)沙四段深層砂礫巖內(nèi)發(fā)育片鈉鋁石、磷灰石、立方體黃鐵礦和鞍狀白云石等與熱流體作用相關(guān)的特征礦物。

片鈉鋁石呈放射狀集合體生長(zhǎng)于孔隙中（圖3d），其形成需要富含Na+，Al3+以及高CO2分壓值的流體，常與深部熱流體活動(dòng)相伴生，是記錄巖漿活動(dòng)的指示性礦物［43］。磷灰石多呈斑晶短柱狀、假六方體狀（圖3e，i）或呈長(zhǎng)纖維簇狀與黃鐵礦共生（圖3g），其作為巖漿和熱液蝕變產(chǎn)物，是深部熱流體作用的特征礦物。前人［44］將黃鐵礦按照形態(tài)分成3類(lèi)：Ⅰ類(lèi)黃鐵礦呈自形立方體，Ⅱ類(lèi)黃鐵礦為半自形立方體，Ⅲ類(lèi)黃鐵礦呈膠狀或莓球狀。一般認(rèn)為Ⅰ類(lèi)黃鐵礦與高溫?zé)嵋撼傻V作用相關(guān)，因此黃鐵礦的自形立方體形態(tài)可以指示熱流體活動(dòng)。Y222井埋深4 016.36 m處的黃鐵礦形態(tài)為典型立方體特征（圖3e），并與磷灰石、綠泥石等熱流體特征礦物共生，說(shuō)明其成因與深部熱流體活動(dòng)相關(guān)。FS1井埋深4 323 m處薄片中見(jiàn)鞍狀白云石，其晶面彎曲呈馬鞍狀，具有波狀消光（圖3f），為熱流體成因的礦物學(xué)特征［3，30，45］。

2.1.3 礦物組合特征

研究區(qū)沙四段砂礫巖內(nèi)可見(jiàn)伊/蒙混層-磷灰石-黃鐵礦（圖3e）、磷灰石-黃鐵礦（圖3g）、流紋狀綠泥石-磷灰石-黃鐵礦（圖3h）和伊/蒙混層-鐵白云石-磷灰石（圖3i）等礦物組合。鑒于磷元素為地幔流體的重要組成［46］，以磷灰石為特征的礦物組合反映了研究區(qū)沙四段砂礫巖受到過(guò)來(lái)自幔源的深部熱流體作用。

2.1.4 粘土礦物特征

粘土礦物X射線(xiàn)衍射分析結(jié)果表明，研究區(qū)沙四段砂礫巖粘土礦物（組合）主要包括伊/蒙混層、伊利石、高嶺石和綠泥石。高嶺石在埋深3 500 m以淺含量始終較高，而對(duì)溫度最為敏感的伊/蒙混層比值在該深度段內(nèi)兩次從20%增大至75%。埋深大于3 800 m之后，伊利石和綠泥石含量均較高，高嶺石含量出現(xiàn)短暫激增，且伴隨出現(xiàn)熱流體特征礦物及溶蝕現(xiàn)象（圖3b，f，k），反映其可能受突發(fā)富酸性深部熱流體作用；而流體中富含的大量Fe離子和Mg離子，有利于綠泥石生成，從而造成綠泥石和高嶺石共存的現(xiàn)象（圖4）。由上可知，伊/蒙混層轉(zhuǎn)化異常、深層高嶺石含量的變化和粘土礦物共生組合也標(biāo)記著研究區(qū)發(fā)生過(guò)深部熱流體活動(dòng)。

2.2 烴源巖熱解參數(shù)特征

民豐—鹽家地區(qū)沙四段泥巖有機(jī)質(zhì)干酪根類(lèi)型為Ⅰ型和Ⅱ型。Ⅰ型和Ⅱ型干酪根在受到熱流體高溫影響時(shí)，最大熱解溫度（Tmax）、游離烴含量（S1）和熱解烴含量（S2）會(huì)發(fā)生異常變化［30，47］。通常表現(xiàn)為 Tmax異常高，而S1和S2較低；或Tmax無(wú)異常變化，S1和S2異常高［30］。

分析研究區(qū)有機(jī)質(zhì)熱解參數(shù)隨深度變化特征發(fā)現(xiàn)：FS2井和F8井在埋深3 400～4 800 m，Tmax在400～450℃，為正常值，S1和S2異常高；FS2井在5 500 m以深，Tmax超過(guò)500℃，為異常高值，S1和S2卻異常低（圖5）。

造成上述現(xiàn)象的原因在于深部熱流體具有的高溫能夠促使成熟度已然較高的有機(jī)質(zhì)發(fā)生過(guò)演化，導(dǎo)致Tmax異常增大而S1和S2卻極低；同時(shí)由于深部熱流體具有強(qiáng)烈的化學(xué)活動(dòng)性，能不斷萃取地層中的分散有機(jī)質(zhì)，加之深部熱流體的加氫作用，使有機(jī)質(zhì)在流體中不斷富集，表現(xiàn)為 Tmax雖無(wú)異常變化而 S1和 S2升高［47］。由此可見(jiàn)，烴源巖熱解參數(shù)呈現(xiàn)的上述異常變化反映了研究區(qū)沙四段砂礫巖經(jīng)歷過(guò)深部熱流體活動(dòng)。

2.3 流體包裹體均一溫度特征

鹽水包裹體可以反映儲(chǔ)層成巖過(guò)程及儲(chǔ)層與地下流體相互作用的歷史，并能提供流體成分、來(lái)源、演化、鹽度和壓力等諸多信息［14-15，48］。通過(guò)統(tǒng)計(jì)研究區(qū)沙四段砂礫巖鹽水包裹體均一溫度分布特征，發(fā)現(xiàn)在埋深4 269～4 800 m的儲(chǔ)層中包裹體均一溫度峰值區(qū)間為120～140℃和150～160℃（圖6），與其古地溫相適應(yīng)，但在FS1井埋深4 322 m處石英裂縫中的鹽水包裹體均一溫度最高可達(dá)180℃［49］，遠(yuǎn)高于原地古地溫。

圖6 民豐—鹽家地區(qū)沙四段深層砂礫巖流體包裹體均一溫度分布直方圖Fig.6 Histogram showing homogenization temperatures of fluid inclusions in the deep coarse-grained siliciclastic rocks of the Es4in Minfeng-Yanjia area

2.4 地球化學(xué)特征

除鹽水包裹體外，在FS1井埋深4 321.7 m處檢測(cè)到石英裂縫中存在一幕不發(fā)光的純氣相包裹體，推測(cè)為天然氣成因［50］。前人通過(guò)拉曼光譜分析研究區(qū)包裹體成分，發(fā)現(xiàn)FS1井、FS3井和F8井內(nèi)包裹體有烴類(lèi)流體和CO2流體共存的特征［48］。油田實(shí)測(cè)資料表明，CO2流體出現(xiàn)的深度范圍在FS1井中為4 300～4 350 m，在FS3井中為4 780～4 870 m，在F8井中為4 170～4 190 m。進(jìn)一步研究發(fā)現(xiàn)，F(xiàn)S1井4 314～4 343 m和4400 m埋深處的天然氣穩(wěn)定碳同位素中值大于-8‰，根據(jù)前人提出的CO2成因判別模式［51］，判斷其具有無(wú)機(jī)成因特征，推測(cè)為深部形成的CO2沿深大斷裂運(yùn)移到氣藏所致［40］。

此外，研究區(qū)沙四段地層水在埋深4 170～4 343 m，4 768～4 850 m和5 600 m附近具高礦化度，最高可達(dá)296.578 g/L。且上述深度段地層水中K++Na+和HCO3-濃度較高，F(xiàn)S1井、FS2井和Y222井呈現(xiàn)出高礦化度的NaHCO3型地層水特征（圖7）。高礦化度的NaHCO3型地層水通常被認(rèn)為與富CO2熱流體作用相關(guān)［30，52-53］，盡管研究區(qū)沙三段與沙四段地層水的混合作用亦可以形成該類(lèi)地層水，但因其深度與深部熱流體特征礦物、烴源巖熱解參數(shù)異常和無(wú)機(jī)CO2流體的分布深度有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，亦可以作為研究區(qū)上述井段內(nèi)發(fā)生過(guò)深部熱流體活動(dòng)的佐證。

圖7 民豐—鹽家地區(qū)沙四段現(xiàn)今地層水性質(zhì)Fig.7 Physical properties of present formation water in the Es4in Minfeng-Yanjia area

3 深部熱流體來(lái)源及作用時(shí)間

3.1 巖漿活動(dòng)時(shí)間

東營(yíng)凹陷活躍的巖漿活動(dòng)和新生代以來(lái)的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)為深部熱流體及其活動(dòng)提供了來(lái)源和通道條件。

東營(yíng)凹陷新生代發(fā)生過(guò)3期深部熱流體活動(dòng)，分別為孔店組-沙四段沉積時(shí)期的堿性玄武巖火山活動(dòng)，沙三段—東營(yíng)組沉積時(shí)期由斷裂活動(dòng)引起的橄欖拉斑玄武巖噴發(fā)，以及館陶組沉積期之后沿?cái)嗔褞Оl(fā)生的流體活動(dòng)［54］。東營(yíng)凹陷深部地幔物質(zhì)上涌至地殼形成巖漿房，使陳家莊凸起下方的中、下地殼明顯加厚，而控盆斷裂在新生代發(fā)生的拉張活動(dòng)有利于富含CO2等組分的地幔巖漿釋放，沿深大斷裂侵入地層［55］。沿利津—陳家莊—東營(yíng)機(jī)場(chǎng)一線(xiàn)零星分布的較小規(guī)模的火成巖巖體［56］，以及永1井砂礫巖體內(nèi)厚度近50 m、面積約1 km2的輝綠巖侵入［57］，均為巖漿活動(dòng)的直接記錄。

渤海灣盆地古近紀(jì)拉張活動(dòng)強(qiáng)烈，加之熱地幔柱上升使上地幔溫度升高、密度變小，殼幔邊界之上的地殼厚度增大［58］。強(qiáng)烈的構(gòu)造活動(dòng)使陳南斷層?xùn)|段在古近紀(jì)早-中期表現(xiàn)為張性伸展正斷層，而在古近紀(jì)后期區(qū)域構(gòu)造環(huán)境轉(zhuǎn)變?yōu)閿D壓環(huán)境，在深部地殼厚度增大、NEE向區(qū)域擠壓的控制之下，斷層反轉(zhuǎn)為逆沖斷層［59］。在此過(guò)程中，陳南斷層南側(cè)衍生出多條呈NE方向展布的二臺(tái)階斷裂，影響了民豐洼陷的構(gòu)造格局［60］（圖1d），也成為深部熱流體進(jìn)入盆地的良好通道。

3.2 成巖演化特征

根據(jù)成巖礦物演化特征可以推測(cè)深部熱流體活動(dòng)的時(shí)間。按照中華人民共和國(guó)石油天然氣行業(yè)標(biāo)準(zhǔn)碎屑巖成巖階段劃分規(guī)范（SY/T 5477—2003），以鏡質(zhì)體反射率（Ro）、古地溫、伊/蒙混層含量比、粘土礦物組合、自生礦物發(fā)育等為主要依據(jù)，將民豐—鹽家地區(qū)沙四段深層砂礫巖經(jīng)歷的成巖作用階段劃分為中成巖A1、中成巖A2和中成巖B三個(gè)階段（圖8a）。

研究區(qū)中成巖A2初期的自生礦物以富集的自生綠泥石和晚期碳酸鹽礦物為主（圖4，圖8a）。中成巖A2中期，高嶺石含量出現(xiàn)短暫激增，F(xiàn)S1井除可見(jiàn)鞍狀白云石、磷灰石和立方體黃鐵礦等熱流體特征礦物外（圖3b，f，h），還有長(zhǎng)石溶蝕和石英次生加大等酸性介質(zhì)條件下的成巖現(xiàn)象（圖3j—l）。另外，Y222井和Y22-22井內(nèi)深部熱流體特征礦物磷灰石和立方黃鐵礦晚于綠泥石、伊/蒙混層等自生粘土礦物產(chǎn)出（圖3e，i），并且見(jiàn)黃鐵礦交代石英等碎屑顆粒。上述成巖演化特征表明研究區(qū)深部熱流體活動(dòng)最早發(fā)生于中成巖A2中期，且造成酸性流體突發(fā)富集，使成巖環(huán)境發(fā)生由堿性向酸性的轉(zhuǎn)變。

3.3 深部熱流體作用時(shí)間

根據(jù)民豐—鹽家地區(qū)構(gòu)造演化史［38］、包裹體均一溫度和鏡質(zhì)體反射率（Ro）等恢復(fù)地層埋藏史（圖8b）。結(jié)合巖漿活動(dòng)時(shí)間、成巖演化特征和油氣充注歷史研究成果［39］，推斷研究區(qū)沙四段砂礫巖在館陶組-明化鎮(zhèn)組沉積時(shí)期（中成巖A2中期，早于第二次油氣充注）開(kāi)始經(jīng)歷富CO2的幔源流體活動(dòng)。來(lái)自巖漿房的深部熱流沿陳南斷層進(jìn)入深部?jī)?chǔ)層后向上運(yùn)移，參與成巖、成藏和成儲(chǔ)過(guò)程（圖8c）。

圖8 民豐—鹽家地區(qū)沙四段深層砂礫巖熱流體活動(dòng)及成巖演化模式Fig.8 Diagrams showing the deep hydrothermal activities and diagenetic evolution models of the deep coarse-grained siliciclastic rocks of the Es4in Minfeng-Yanjia area

4 深部熱流體地質(zhì)意義初探

4.1 對(duì)儲(chǔ)層物性具有雙重影響

深部熱流體通過(guò)改變成巖場(chǎng)的溫度、壓力和孔隙水介質(zhì)條件影響水-巖反應(yīng)過(guò)程，加劇成巖作用對(duì)砂礫巖儲(chǔ)層的改造或直接參與孔隙演化過(guò)程［11，22，61-64］，對(duì)其產(chǎn)生建設(shè)性和破壞性的雙重改造效應(yīng)。

4.1.1 建設(shè)性影響

巖心物性分析結(jié)果表明，研究區(qū)沙四段發(fā)育多個(gè)次生孔隙帶（圖4）。進(jìn)一步分析沙四段深層砂礫巖的孔隙度-滲透率關(guān)系散點(diǎn)圖發(fā)現(xiàn)（圖9），其滲透率隨孔隙度變化分為兩支。其中低孔隙度、較高滲透率的樣品深度集中于受深部熱流體侵位的4 000～4 500 m，鏡下觀(guān)察發(fā)現(xiàn)砂礫巖內(nèi)微裂縫普遍發(fā)育（圖10a）。微裂縫的形成與深部熱流體侵入儲(chǔ)層引起骨架顆粒發(fā)生脆性破裂，以及熱流體持續(xù)注入增溫、增壓促使地層溫度升高而引起的礫、粗砂等顆粒發(fā)生碎裂密切相關(guān)。廣泛發(fā)育的微裂縫為流體和烴類(lèi)提供了有效運(yùn)移通道，使儲(chǔ)層滲透性得以改善。

圖9 民豐—鹽家地區(qū)沙四段深層砂礫巖孔隙度-滲透率關(guān)系Fig.9 Scatter diagram of porosity vs.permeability in the deep coarse-grained siliciclastic rocks of the Es4in Minfeng-Yanjia area

同時(shí)，深部熱流體攜帶的深源物質(zhì)和CO2、H+等進(jìn)入砂礫巖中可以促進(jìn)長(zhǎng)石顆粒和碳酸鹽膠結(jié)物等易溶組分發(fā)生強(qiáng)烈溶蝕，形成大量酸溶性或堿溶性孔隙，改善儲(chǔ)層物性（圖10b—d）。例如，在FS3井4 750 m以深發(fā)育的次生孔隙發(fā)育帶內(nèi)，長(zhǎng)石的溶蝕作用較為顯著，溶蝕孔隙相對(duì)發(fā)育（圖10b）。

4.1.2 破壞性影響

深部熱流體中溶解有大量深源金屬離子，其進(jìn)入儲(chǔ)層后會(huì)因溫壓下降發(fā)生沉淀，加之受酸性熱流體溶解析出的離子不能及時(shí)帶出，會(huì)在孔隙、裂縫中形成標(biāo)記熱流體活動(dòng)的自生礦物和含鐵碳酸鹽礦物，降低孔隙度，損害儲(chǔ)層物性。

如FS3井4 800 m以深，深部熱流體參與成巖反應(yīng)，隨著CO2的不斷消耗，孔隙內(nèi)Na+和Al3+含量增多，流體向堿性轉(zhuǎn)變，引起片鈉鋁石沉淀，以放射狀、菊花狀充填于顆粒之間或先期形成的溶蝕孔隙內(nèi)，使孔隙減?。▓D3d，圖10e）。而隨溫度、壓力和流體的遷移變化，石英顆粒發(fā)生次生加大，造成孔隙流體中Fe和Mg離子含量增多，導(dǎo)致大量鐵碳酸鹽類(lèi)礦物、自生黃鐵礦和綠泥石沉淀而使先生孔隙喪失殆盡（圖10f）。

4.2 對(duì)油氣成藏具有潛在影響

館陶組沉積中期后，民豐洼陷沙四下亞段烴源巖再次達(dá)到生烴門(mén)限并開(kāi)始大量生烴［65］，深部熱流體作為深源物質(zhì)和能量的載體必然對(duì)油氣成藏過(guò)程構(gòu)成重要影響。

研究區(qū)沙四段硫酸鹽礦物中硫元素δ34S明顯偏正［66］。薄片觀(guān)察發(fā)現(xiàn)硬石膏發(fā)生明顯的溶蝕，固體瀝青充填硬石膏解理縫和溶蝕孔隙（圖10g，h），表明在熱作用下油氣與硬石膏可能發(fā)生了硫酸鹽熱化學(xué)還原反應(yīng)（TSR）［6，67-68］，反應(yīng)式如下［69］：

隨著深部熱流體的注入，其具有的高溫和能量既對(duì)有機(jī)質(zhì)生烴起到了催化作用，又使TSR反應(yīng)向相反方向進(jìn)行，生成硫酸鹽和甲烷，使δ13CCH4升高［6］，促進(jìn)天然氣生成。

研究區(qū)沙四段巖石薄片內(nèi)可見(jiàn)瀝青質(zhì)填充孔隙。如在FS1井中發(fā)現(xiàn)有大量瀝青聚集，瀝青的分布形態(tài)呈黑色流動(dòng)狀或邊緣清晰的角礫狀，與顆粒鑲嵌接觸（圖10i），且填充度較高，表現(xiàn)為明顯的焦瀝青特征，為東營(yíng)組沉積末期古油藏發(fā)生原油裂解所致［39］。而深部熱流體活動(dòng)帶來(lái)的高溫有利于裂解反應(yīng)的發(fā)生，并對(duì)古油藏進(jìn)行破壞，從而影響研究區(qū)油氣藏分布格局［65］。

圖10 民豐—鹽家地區(qū)沙四段深層砂礫巖對(duì)深部熱流體活動(dòng)的響應(yīng)特征Fig.10 Response characteristics of the deep coarse-grained siliciclastic rocks of the Es4to deep hydrothermal activities in Minfeng-Yanjia area

受幔源CO2流體活動(dòng)影響的地區(qū)，其烴源巖正構(gòu)烷烴分布呈現(xiàn)后峰型，未受幔源CO2流體活動(dòng)影響的地區(qū)烴源巖樣品則顯示出圓滑前峰型特征［70］。根據(jù)研究區(qū)油氣成藏史［39］，F(xiàn)S3井埋深在 4 740.00～4 846.75 m的油氣以原油裂解氣和干酪根混合成因氣產(chǎn)出，同時(shí)在該深度內(nèi)具有富CO2氣源存在的特征［48］，而FS3井埋深4 769.70 m及4 768.75 m處的飽和烴氣相色譜中，正構(gòu)烷烴分布均展現(xiàn)出與受幔源CO2流體活動(dòng)影響相似的后峰型特征（圖11），表明深部熱流體活動(dòng)可對(duì)烴源巖排烴產(chǎn)生影響。

圖11 民豐—鹽家地區(qū)FS3井沙四段原油中飽和烴氣相色譜Fig.11 Gas chromatogram of the saturated fraction of crude oil sample from the Es4in Well FS3，Minfeng-Yanjia area

5 結(jié)論

1）民豐—鹽家地區(qū)沙四段深層砂礫巖中有指示深部熱流體活動(dòng)的礦物學(xué)、古地溫和地球化學(xué)標(biāo)記。

2）沙四段砂礫巖在館陶組-明化鎮(zhèn)組沉積時(shí)期經(jīng)歷了富CO2幔源成因的深部流體活動(dòng)。

3）深部熱流體對(duì)儲(chǔ)層物性具有建設(shè)性和破壞性雙重改造作用，并對(duì)油氣成藏過(guò)程具有潛在影響。因此以動(dòng)態(tài)雙重改造機(jī)理為理論認(rèn)識(shí)基礎(chǔ)，從埋藏深度和平面分布多維度總結(jié)深部熱流體建設(shè)改造深層砂礫巖儲(chǔ)層的規(guī)律為下一步研究重點(diǎn)。