夏魯，操應長，卞保力，劉海磊，王曉雪，趙一偉，燕苗苗

（1.中國石油大學（華東）深層油氣重點實驗室，山東青島 266580；2.中國石油新疆油田勘探開發(fā)研究院，新疆克拉瑪依 834000；3.中國石油塔里木油田勘探開發(fā)研究院，新疆庫爾勒 841000）

0 引言

準噶爾盆地瑪湖凹陷周緣石炭系火山巖已發(fā)現(xiàn)豐富油氣資源，存在巨大勘探潛力[1-3]?，敽枷輺|斜坡（簡稱瑪東地區(qū)）火山巖裂縫多被方解石充填導致儲集層質量較差，方解石脈成因機制與分布規(guī)律成為制約該地區(qū)油氣勘探的關鍵問題之一。沉積盆地流體活動對儲集層成巖改造至關重要，是影響儲集層質量的重要因素[4-11]。在盆地演化不同階段，裂縫內(nèi)流體流動常表現(xiàn)為脈狀礦物[12-14]，其中方解石脈較為常見，是沉積盆地熱-構造演化過程中流體來源和地球化學演化的重要記錄[8-10,15]?，敽枷葜芫壍难芯慷嗉性诎枷菸鞑亢湍喜浚胰鄙賹α芽p內(nèi)不同期次方解石充填物特征及成因的精細研究[10-11,16-17]。本文以瑪東地區(qū)石炭系玄武巖儲集層方解石脈為主要研究對象，針對裂縫內(nèi)不同期次方解石充填物成因，綜合礦物巖石學特征、X射線熒光（XRF）、原位微區(qū)元素及鍶同位素組成、碳氧同位素組成、流體包裹體均一溫度和盆地模擬等分析，明確不同期次方解石地球化學特征及其形成時期，揭示成巖流體演化特征，探討方解石充填對儲集層質量的影響，進而為有利儲集層預測指明方向。

1 地質概況

研究區(qū)位于準噶爾盆地西北緣瑪湖富生烴凹陷以東，是從海西期發(fā)展起來的西南傾單斜構造（見圖1）?，敄|地區(qū)由北向南發(fā)育 3大鼻凸帶，均向瑪湖凹陷方向延伸數(shù)十千米，構造條件優(yōu)越，局部發(fā)育多個大型背斜構造，形成有利于油氣運聚的繼承性正向構造[3]。深部石炭系火成巖以中基性火山巖為主[3]，歷經(jīng)海西、印支、燕山和喜馬拉雅等多期構造運動[18-23]，經(jīng)受風化淋濾、壓實、溶解、充填、重結晶等多種成巖作用的影響，儲集空間以裂縫和次生溶孔為主，原生孔隙較少[3]。石炭系與上覆地層呈不整合接觸，在鼻凸構造帶中部二疊系超覆尖滅明顯，石炭系、二疊系、三疊系、侏羅系均有油氣顯示，主要來源于瑪湖凹陷下二疊統(tǒng)風城組烴源巖[24]?，敄|3井和夏鹽2井在石炭系見到油氣顯示，主要為含油層和油水同層，與東南部石西凸起上的石西油田相比油藏規(guī)模較小。南部達探1井完鉆井深6 226 m，氣測異常段3層共35 m；北部瑪201井基本上無油氣顯示。

圖1 研究區(qū)基本概況

2 樣品選取與測試分析

瑪東地區(qū)石炭系火山巖巖心多為玄武巖，局部發(fā)育少量安山巖和凝灰?guī)r。采用 Bruker M4 Tornado型微型 X射線熒光光譜儀對巖樣進行元素分析，明確不同期次方解石在化學成分上和空間分布上的差異，選取典型樣品中脈體厚度較大的有利部位進行重點分析。

XRF、常規(guī)巖石薄片、熒光、陰極發(fā)光等分析以及流體包裹體測溫均在中國石油大學（華東）深層油氣重點實驗室完成，檢測室內(nèi)溫度為23 ℃，相對濕度為50%。拋光后巖心樣品XRF測試時間為8 h，分辨率為40 μm，X射線電壓和電流分別為50 kV和600 μA，測定了 Na、K、Al、Si、Mg、Ca、Fe、Co、Mn、S、Sr、Ti、V、Ba的定性和定量特征。在此基礎上磨制薄片，利用 ZEISS Axio Imager A2型顯微鏡和CL8200MK5型陰極發(fā)光儀進行光學、熒光、陰極發(fā)光鑒定。對方解石脈典型樣品的17個流體包裹體進行均一溫度測試，測試儀器為配備LINKAM THMS600冷熱臺的ZEISS顯微鏡，測溫誤差為±0.1 ℃。

巖石薄片微區(qū)原位主微量元素和Sr同位素分析在中國科學院貴陽地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成。元素分析設備包括 GeoLasPro型激光系統(tǒng)和Agilent 7700x型電感耦合等離子體質譜儀，束斑直徑為50 μm。以國際標準NIST SRM610和NIST SRM612作為外部校正標準，采用多外標、無內(nèi)標法進行定量計算，利用ICPMSDataCal軟件完成數(shù)據(jù)離線處理[25]。在主微量元素分析基礎上選取樣品中Sr含量相對較高的位置，利用上述激光剝蝕系統(tǒng)和Neptune Plus型多接收-電感耦合等離子體質譜儀（MC-ICP-MS）對微區(qū)原位Sr同位素比值進行測試。由于方解石脈中Sr含量低，故選取直徑為180 μm的大束斑進行測試。測試標樣采用實驗室內(nèi)部標樣Coral-1，Sr同位素測試平均值為 0.709 175±0.000 05。

瑪 201井巖石薄片方解石顯微鏡尺度下的微鉆及氧、碳同位素組成測試在中國地質大學（武漢）地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。使用裝有直徑100 μm微鉆系統(tǒng)的顯微鏡獲得兩期裂縫填充方解石粉末樣品，將樣品在真空中與 100%純磷酸反應，采用Al-Aasm等[26]提出的化學分離方法，在25 ℃條件下進行4 h的酸分離，再通過MAT253型氣體同位素質譜儀對生成的CO2氣體進行同位素比值分析，δ13C和δ18O均以 PDB為標準，測試誤差均小于 0.2‰。在手標本尺度下利用小型鉆頭從火山巖裂縫內(nèi)鉆取 6份方解石樣品并研磨成粉末，采用上述方法在中國科學院地質與地球物理所進行了碳、氧同位素測試。

3 方解石脈發(fā)育特征及充填期次

3.1 裂縫發(fā)育特征及充填物成分

瑪東地區(qū)石炭系玄武巖儲集層埋深多大于 3 500 m，巖心上存在大量構造裂縫（見圖 2、圖 3），如瑪201井3 877.13 m深度處玄武巖發(fā)育1條傾角為70°～80°的高角度縫和 2條低角度縫（見圖 2a）。裂縫密度大的井主要分布在靠近主控斷裂的位置（見圖 1、圖4a），如離主控斷裂較近的鹽001井巖心裂縫平均線密度為4.7條/m，而離主控斷裂較遠的瑪東3井裂縫平均線密度為1.9條/m。玄武巖巖心上觀察到的全充填、半充填和未充填裂縫分別為52條、17條和11條，分別占總數(shù)的65.00%、21.25%和13.75%（見圖4b），其中裂縫充填物主要為方解石，滴稀鹽酸劇烈冒泡。

圖3 瑪東地區(qū)巖心樣品XRF掃描結果

圖4 瑪東地區(qū)巖心裂縫密度（a）與充填程度（b）直方圖

手標本尺度下XRF分析元素分布單色圖中顏色亮度越大表示相對含量越高（見圖3）?，?01井3 877.13 m深度玄武巖裂縫與氣孔內(nèi)部不含Ti，圍巖含Ti并在局部出現(xiàn)Ti富集條帶，富Ti條帶錯斷表明高角度縫為一微型逆斷層，垂向斷距不超過1 cm（見圖3a）；Ca在氣孔和裂縫內(nèi)較富集（見圖 3b）；Mn分布與Ca類似但相對局限，主要占據(jù)水平裂縫及水平縫之間斷裂內(nèi)部部分區(qū)域（見圖3c）?，敄|3井4 678.90 m深度玄武巖裂縫開度大，充填的方解石脈寬度可達8 mm（見圖3d），方解石脈的成分存在差異，主要表現(xiàn)為Mn含量的不同（見圖3e、圖3f）。瑪東3井4 634.70 m深度安山巖發(fā)育2條相交的裂縫，其中1條不含鈣質，另1條部分充填方解石且Mn含量較低（見圖3g—圖3i）。夏鹽2井5 334.10 m玄武巖發(fā)育1條窄直立縫和1條寬水平縫，均被方解石充填（見圖3j、圖3k），其中直立方解石脈基本不含Mn，水平脈體上部貧Mn而下部富Mn（見圖3l）。Ca和Mn疊合圖顯示瑪201井樣品同一水平脈體內(nèi)部存在兩期不同充填物（見圖5a），分別位于氣孔和裂縫的邊緣和內(nèi)部（見圖5a①），下部水平脈體寬度較大且兩期充填物分異明顯（見圖5a②），故選為重點研究部位。綠色充填物中Ca含量占所分析9種元素總含量的97.8%，其他元素含量均低于1.0%，且Mn含量極低（見圖5b）；紅色充填物中Ca含量占91.7%，Mn和Si含量相對較大，分別為4.0%和2.5%，但Mg和Cl含量極低（見圖5b）。

3.2 典型方解石脈巖相學特征及充填期次劃分

瑪 201井水平方解石脈不同位置的礦物晶體特征存在差異（見圖 6）。脈體邊緣與圍巖直接接觸的方解石呈葉片狀、鋸齒狀或馬牙狀，自形程度較好，以自形—半自形中粗晶為主，局部發(fā)育尺寸更大的晶體，主要垂直于裂縫壁生長，解理較明顯，表面較干凈，陰極發(fā)光無顯示，形成時間較早（見圖 6a—圖 6c），脈體中部遠離裂縫壁的晶體尺寸普遍增大，多為自形—半自形粒狀粗晶或極粗晶，可見1、2組解理，表面較干凈，陰極發(fā)光顯褐紅色，形成時間較晚（見圖 6a—圖6c）；在高角度縫附近、高角度縫內(nèi)部以及上部伴生的細脈中，方解石自形程度較差，部分表面較粗糙，陰極發(fā)光多呈褐紅色，在高角度縫內(nèi)部方解石與綠泥石等礦物相伴生。此外，在水平脈內(nèi)部陰極發(fā)光特征不同的兩期方解石分界線附近發(fā)育綠泥石（見圖 6d、圖 6e）。

研究區(qū)玄武巖裂縫內(nèi)發(fā)育 3期方解石充填（見圖6f、圖6g）。第Ⅰ期貧 Mn、不顯示陰極發(fā)光，在靠近裂縫壁的位置呈淡藍色熒光，裂縫邊緣局部呈黃褐色熒光；第Ⅱ期富Mn、陰極發(fā)光為褐紅色，熒光特征不明顯；第Ⅲ期方解石斷斷續(xù)續(xù)地充填于不規(guī)則細小裂縫內(nèi)、與橙色熒光物質相伴生。

4 玄武巖方解石脈成因

4.1 方解石脈的形成

鏡下特征和地球化學數(shù)據(jù)表明，研究區(qū)不同期次方解石的形成源于不同成分和成因的流體。

第Ⅰ期脈體是斷裂開啟之后最早沉淀的方解石，主要垂直于裂縫壁生長，通常是由裂縫張開-閉合機制形成[27]。緊鄰頂部裂縫壁的局部位置發(fā)育熒光環(huán)帶，底部裂縫壁附近方解石熒光較弱且未見熒光環(huán)帶（見圖6f）。熒光環(huán)帶揭示方解石周期性生長，可能與水中有機質隨季節(jié)性變化或油氣幕式充注有關。前人研究表明準噶爾盆地瑪湖凹陷西部油氣幕式充注能形成環(huán)帶狀熒光方解石膠結物[8-9]，但瑪東地區(qū)第Ⅰ期脈體中未見熒光油氣包裹體，成巖-成烴流體成因方解石脈稀土元素右傾型配分曲線特征[28]與第Ⅰ期方解石水平狀配分曲線截然不同，故第Ⅰ期脈體的熒光環(huán)帶現(xiàn)象很可能與油氣充注無關。Mg、Fe、Mn含量三端元圖顯示，第Ⅰ期方解石高Mg、低Fe、極低Mn（見圖5、圖 7、圖 8）。前人認為鄂爾多斯盆地下古生界和中揚子京山地區(qū)二疊系灰?guī)r裂隙中淡水成因方解石均缺少Fe和Mn化合物[29]，故推測第Ⅰ期方解石在沉淀過程中受到淡水的影響。

圖6 瑪201井巖心樣品方解石脈鏡下特征及充填期次劃分

瑪 201井典型方解石脈稀土元素（REE）總含量為（1.27～71.93）×10-6，平均值為 16.37×10-6?；谇蛄ｋE石 REE值標準化處理[30]后的 REE分布表現(xiàn)出顯著分異特征（見圖9）。第Ⅰ期脈體球粒隕石標準化鑭鐿比平均值為0.91，表明輕稀土（LREE）與重稀土（HREE）分異不明顯（見圖10a），強烈的Ce負異常和弱到中等的Eu負異常（見圖10b）表明其沉淀于較強的氧化環(huán)境[28,31]。Ce和Eu異常幅度基本保持不變（見圖10b）表明成脈流體性質和成巖環(huán)境相對較穩(wěn)定。

前人認為準噶爾盆地西北緣石炭系—二疊系火山巖儲集層碳、氧同位素組成整體偏輕，δ18O值為-23.6‰～-8.1‰，δ13C 值為-21.5‰～-3‰[8-11,16]?，敄|地區(qū)火山巖裂縫充填方解石δ13C值為-5‰～-1‰，δ18O 值為-16‰～-9‰（見圖 11a），且隨著距頂面不整合距離的增大碳同位素值呈變重趨勢（見圖 11b）?，?201井 3 877.13 m處第Ⅰ期方解石樣品δ13C值為-3.74‰，瑪東3井4 637.50 m處第Ⅰ期方解石樣品δ13C值為-4.07‰。大氣水影響下所形成方解石的碳同位素組成多為-7.0‰～-3.5‰[32-33]，本文第Ⅰ期方解石屬于這一范圍，表明其形成過程受大氣水影響。

由此可見，第Ⅰ期脈體形成于相對氧化的成巖環(huán)境，沉淀過程一直受到大氣淡水的影響?；鹕綆r地層在構造應力作用下較易形成開啟斷裂和相對開放環(huán)境，裂縫內(nèi)的地層水與近地表的大氣淡水溝通，使得大氣水參與方解石沉淀成巖。

第Ⅱ期方解石形成于第Ⅰ期之后，寬度較大，脈體中晶體較粗大且自形程度好，細脈和高角度脈內(nèi)的晶體以它形為主（見圖 6）。第Ⅱ期方解石Fe、Mn含量較高（見圖7、圖8、圖12）。地層流體與火山物質相互作用可導致流體中 Fe、Mn含量不斷增加，這種水巖作用可以是近地表風化淋濾作用[7-8,34]，也可以是深埋高溫高壓條件下的水巖反應[6,8]。第Ⅱ期脈體REE呈右傾狀配分模式（見圖9），多數(shù)樣品呈明顯的LREE富集、弱到中等Ce正異常、弱Eu正異常（見圖10b），在一定程度上表現(xiàn)出熱液成因方解石的特征[35]。碳、氧同位素組成測試結果也表明第Ⅱ期方解石的形成不受大氣水影響（見圖11），而與埋藏成巖流體有關。鍶同位素比值為0.703～0.705（見圖13），表現(xiàn)出深源流體的特征，很可能是深部流體在上涌過程中與火山物質相互作用所致[8]。

圖7 瑪201井方解石脈主量與微量元素含量分布圖

圖8 瑪201井方解石脈Mg、Fe、Mn相對含量三角圖

圖9 瑪201井方解石脈球粒隕石標準化稀土元素配分模式

圖10 瑪201井脈體球粒隕石標準化鑭與鐿交會圖（a）、銪異常與鈰異常交會圖（b）

圖11 瑪東地區(qū)方解石脈碳與氧同位素組成交會圖（a）、碳同位素組成垂向分布圖（b）

圖12 瑪201井方解石脈REE總含量與Fe（a）、Mn（b）含量交會圖

圖13 瑪201井方解石脈體鍶同位素比值交會圖

綜上所述，第Ⅱ期方解石脈體形成于不受大氣水影響的埋藏成巖環(huán)境，在一定程度上受到深部成巖流體的影響；成脈流體在演化過程中逐漸富集 Fe、Mn等金屬元素而逐漸虧損稀土元素（見圖12）。

第Ⅲ期方解石主要沿著前兩期脈體邊緣延伸，明顯受控于早期脈體的分布（見圖6g），形成時間最晚。第Ⅲ期方解石本身并不發(fā)熒光，而是與橙色熒光物質相伴生。方解石在裂縫中非連續(xù)分布，斷開的方解石脈之間充填發(fā)橙色熒光的疑似烴類物質。由于第Ⅲ期充填物太窄，受到脈體內(nèi)部橙色熒光物質或圍巖影響，3個測點的微區(qū)原位測試信號都較差。第Ⅲ期方解石Mn含量與第Ⅱ期部分測點較接近（見圖 12b），F(xiàn)e、Mg、Al、Si和Na的含量明顯高于其他兩期（見圖7、圖 8），可能是受到裂縫周圍玄武巖中鐵鎂礦物和鈉長石影響所致。第Ⅲ期REE配分曲線右傾（見圖9）、LREE富集、Ce異常不明顯、Eu異常波動大（見圖10b）。

4.2 構造活動與脈體形成

瑪東地區(qū)縱向上以三疊系頂面為界分為主要發(fā)育正斷層的淺層斷裂系統(tǒng)和主要發(fā)育逆斷層的深層斷裂系統(tǒng)[20]，北部發(fā)育近東西向逆斷層，南部發(fā)育北東東—南西西向逆斷層（見圖1）。斷層的形成演化主要受海西晚期和印支期擠壓應力的影響，具壓扭走滑性質[21-23]。準噶爾盆地西北緣在晚二疊世進入右旋壓扭性走滑逆沖階段，盆地北部隆升剝蝕[22-23]?，敄|地區(qū)靠近盆地中部，中二疊世沉積了一套近物源的扇三角洲砂礫巖地層，晚二疊世斷層活動幅度比瑪西地區(qū)小，逆沖構造不發(fā)育，但仍導致部分中上二疊統(tǒng)缺失。

瑪201井3 877.13 m深度方解石脈第Ⅰ、Ⅱ期方解石內(nèi)未見熒光包裹體，而發(fā)育不顯示熒光的鹽水包裹體（見圖14），第Ⅲ期細脈內(nèi)未發(fā)現(xiàn)流體包裹體。前兩期方解石脈的包裹體均一溫度非常接近（見表 1），第Ⅰ期為80.7～92.6 ℃，平均值為85.4 ℃；第Ⅱ期為76.5～96.7 ℃，排除2個小于80 ℃的異常低溫值的平均值為88.3 ℃，略高于第Ⅰ期脈體。

表1 瑪201井3 877.13 m玄武巖方解石脈體鹽水包裹體均一溫度測試結果表

圖14 瑪201井玄武巖方解石脈樣品鹽水包裹體特征

基于鹽探1井埋藏史[36]和周路等[37]的地層剝蝕厚度成果及瑪東 2井熱史研究成果[38]，開展單井埋藏史和熱史模擬。東南部石西凸起石炭系在海西期風化淋濾時間較長，而瑪東地區(qū)抬升剝蝕時間相對較短（見圖15）?，?01井3 877.13 m深度第Ⅰ、Ⅱ期方解石所測包裹體均一溫度峰值為85～90 ℃，對應的流體活動時間主要集中在距今 250～260 Ma，埋深為 500～700 m（見圖15）?；诰粶囟却_定的成脈時間與海西運動發(fā)生的地質時期一致，且在上覆負荷作用下容易閉合的低角度縫需被及時充填才能形成脈體，故構造擠壓、斷裂開啟、流體活動和裂縫方解石充填時間應具有同期性，第Ⅰ、Ⅱ期方解石脈體主要形成于二疊紀末期的晚海西運動。瑪東地區(qū)切穿石炭系頂面的深部逆斷層主要斷開三疊系及以下地層，表明斷裂活動主要發(fā)生在海西期和印支期[20]，這些逆斷層斷距大且延伸長，對該區(qū)鼻凸構造的發(fā)育具有控制作用。三個泉北斷裂為瑪東2井鼻凸構造的邊界斷裂（見圖1），平面延伸距離可達50 km，瑪201井石炭系頂面斷距約為300 m?，敄|地區(qū)二疊系—三疊系儲集層接受過兩期油氣充注，分別為晚三疊世成熟油和早白堊世高熟油[24,39]。根據(jù)斷層斷開層位和脈體中熒光顏色推測第Ⅲ期細脈很可能形成于晚三疊世。不整合附近玄武巖方解石脈成因主要與大氣淡水淋濾上覆地層碳酸鹽成分有關（見圖 11b），瑪東地區(qū)石炭系上覆地層為下二疊統(tǒng)風城組，鹽探1和夏鹽2井風城組分別發(fā)育泥質石灰?guī)r和泥灰?guī)r。有機質成熟產(chǎn)生的流體對前兩期方解石脈的形成影響小，但很可能會影響第Ⅲ期細脈的形成。

圖15 瑪東與石西地區(qū)單井埋藏史及關鍵成巖事件發(fā)生時間對比

5 方解石充填對儲集層質量的影響

風化淋濾作用和溶蝕作用是瑪東地區(qū)石炭系火山巖儲集層建設性成巖作用，充填作用是破壞性成巖作用，尤其是前兩期方解石的充填。巖心上可見方解石全充填和半充填裂縫占86%左右（見圖4b）。第Ⅰ期方解石充填主要破壞原生氣孔或開度小的裂縫，第Ⅱ期方解石充填主要破壞開度大的裂縫（見圖5）。與研究區(qū)東南部石西凸起火山巖風化殼儲集層相比，瑪東地區(qū)石炭系頂部火山巖儲集層物性較差，原生氣孔、次生孔隙及微裂縫多被方解石充填，距不整合面50 m以內(nèi)儲集層的孔隙度多在4%以下（見圖16）。石西凸起石炭系油藏上覆地層為中、下三疊統(tǒng)，缺失包括風城組在內(nèi)的二疊系，火山巖抬升剝蝕時間可達50 Ma，發(fā)育未被方解石充填的次生溶蝕孔隙和裂縫（見圖15、圖16）。瑪東地區(qū)石炭系被中、下二疊統(tǒng)覆蓋，富含碳酸鹽礦物的風城組直接超覆在風化殼之上，為下伏火山巖孔縫內(nèi)的方解石沉淀提供大量離子。晚海西運動形成大量斷層和裂縫，大氣淡水沿著斷裂下滲到石炭系地層水中形成相對氧化的成巖環(huán)境，為第Ⅰ期方解石沉淀提供了條件；隨著大氣水的影響逐漸減弱，加之深部水巖反應的影響，F(xiàn)e、Mn含量增加，第Ⅱ期方解石進一步充填殘余孔隙和裂縫。

圖16 瑪東與石西地區(qū)石炭系儲集層孔隙度垂向分布特征

盡管受到早期方解石充填的不利影響，但是充填程度較弱和后期溶蝕作用較強的位置仍可發(fā)育有利儲集層：①瑪湖凹陷中下二疊統(tǒng)風城組向北東方向減薄，在瑪東地區(qū)的夏鹽凸起和三個泉凸起上逐漸超覆尖滅，在缺失下二疊統(tǒng)的構造高部位，尤其是缺失整個二疊系的位置，石炭系火山巖遭受風化淋濾時間較長，且基本不受風城組影響，可發(fā)育物性較好的儲集層；②即便上覆地層發(fā)育富含碳酸鹽礦物的風城組，垂向上距離風城組較遠的火山巖地層，如果側向上距離海西期主控斷層較遠、深部流體活動不強烈且孔隙和裂縫比較發(fā)育，也可形成相對優(yōu)質儲集層，當距離頂部不整合面的深度大于50 m，火山巖局部出現(xiàn)相對高孔隙度帶（見圖 16），且方解石脈碳同位素組成逐漸遠離大氣水的影響范圍（見圖11b），表明方解石充填作用在垂向上的影響范圍是有限的，隨著到頂部不整合面距離的增大，風化淋濾程度會相應減弱，但距離石炭系頂面較遠的位置仍可發(fā)育物性較好的儲集層，一方面瑪湖周緣石炭系頂面風化殼風化淋濾作用在垂向上的影響范圍很大，例如瑪湖凹陷西南部中拐凸起上的影響深度可達400 m[40]，另一方面火山巖內(nèi)部的噴發(fā)期次界面也是相對優(yōu)質儲集層發(fā)育的重要控制因素，在噴發(fā)間歇期，暴露于地表的火山會遭受風化淋濾作用的改造；③靠近湖盆內(nèi)部優(yōu)質烴源巖且后期溶蝕作用強烈的古潛山也是優(yōu)質儲集層發(fā)育的有利位置，風城組烴源巖覆蓋在石炭系火山巖之上，對于靠近湖盆內(nèi)部的繼承性古潛山，既與烴源巖披覆接觸，往往又通過斷裂與優(yōu)質烴源巖側向對接，有利于后期酸性流體溶蝕作用的發(fā)生，即便受到早期方解石充填作用影響，仍然是有利儲集層發(fā)育的潛在位置。

6 結論

瑪湖凹陷東斜坡石炭系玄武巖方解石脈發(fā)育 3期充填，第Ⅰ期方解石多呈葉片狀、鋸齒狀或馬牙狀，自形程度較好，多為自形—半自形中粗晶，主要垂直于裂縫壁生長，陰極發(fā)光無顯示，Mn含量極低，沉淀時間較早，形成于相對開放的成巖環(huán)境，主要來源于上覆地層中碳酸鹽礦物的大氣淡水淋濾；第Ⅱ期富Mn，陰極發(fā)光為褐紅色，寬大裂縫內(nèi)的晶體自形程度高，多為自形—半自形粒狀粗晶或極粗晶，解理發(fā)育、表面干凈，而狹窄裂隙內(nèi)的方解石自形程度低，表面比較粗糙，脈體形成時間稍晚，為埋藏成巖流體成因，在一定程度上受到深部成巖流體的影響，且在方解石生長過程中流體逐漸富集 Fe、Mn等金屬元素而虧損稀土元素；第Ⅲ期方解石多充填于不規(guī)則的細小裂縫，與橙色熒光物質相伴生，發(fā)育位置往往受控于早期裂縫和脈體的分布，形成時間最晚。

第Ⅰ、Ⅱ期方解石形成于二疊紀末期海西運動，充填玄武巖儲集層大部分裂縫和氣孔，降低了石炭系頂部風化殼儲集層質量。第Ⅲ期脈體的形成很可能與晚三疊世印支運動相關，但對儲集層質量影響較小。早期方解石充填程度較弱和后期溶蝕作用強烈的部位是潛在的有利儲集層發(fā)育區(qū)。不整合附近方解石充填物的形成主要與大氣淡水淋濾上覆下二疊統(tǒng)風城組碳酸鹽成分有關，在缺失下二疊統(tǒng)的構造高部位往往會發(fā)育優(yōu)質風化殼儲集層。對于被風城組覆蓋的區(qū)域，垂向上距離石炭系頂部不整合面較遠的部位及靠近優(yōu)質烴源巖的湖盆內(nèi)部古潛山等地區(qū)仍可發(fā)育相對優(yōu)質儲集層。