技术领域
[0001] 本
发明属于油气地质勘探技术领域，具体涉及一种确定热接触变质岩储层中岩浆热液规模的方法。
背景技术
[0002] 传统观点认为岩浆侵入导致围岩成岩作用
进程加速，或岩浆
挤压作用使围岩变致密，从而破坏围岩储集性能，因此，岩浆活动地区一度被视为油气勘探禁区。但近年油气勘探实践表明，岩浆侵入体附近能够形成多种类型有利油气藏，典型实例如中国东部盆地，受岩浆侵入活动影响的热接触变质围岩储层已经成为油气勘探中不容忽视的储量增长点(Wu et al.,2006)。对于热接触变质岩这类“非常规”油气储层，目前研究主要集中在储层特征描述及储层影响因素分析等方面(李丹等，2014；Liu et al.,2016)，而对储层的形成机理还缺乏深入认识，这也制约了这类储层的预测和评价，无法为这类油气勘探提供指导。要对这类储层形成机理进行深入研究，关键点和难点是岩浆侵入时期热
流体的认识，而了解岩浆侵入所带来的热液流体的规模，是认识侵入时期流体特征以及相应
水-岩反应的前提，也是分析储层形成机理的
基础。但是，目前还没有相关研究着眼于热接触变质围岩储层中岩浆热液流体规模的确定方法。
[0003] 尽管如此，前人做了较多理论研究和实验工作来探讨热液流体在介质中的流动规律，对认识油气储层中岩浆热液流体特征具有一定借鉴意义。Horton(1945)、Lapwood(1948)等人早在上世纪40年代研究了具有水平顶面和底面的多孔介质中孔隙流体发生热
对流的问题，但这些研究仅限于实验理论模型。此后，有研究进一步修正流体参数，如引入可压缩因子、在流体中混入气体、修正粘滞耗散等(Nield，1982)，经过修正后的流体性质更接近
地层流体，使得研究实际地质情况下的热液流动成为可能，继而有研究通过计算离子通量来估算热液流体规模。但是实际地层孔隙介质条件异常复杂，对于热液流体在其中的流动还存在较大争议，如热液在地层中是发生对流、单向流还是两种混合发生，不同研究持有不同观点。此外，有研究认为热液对流在实际地层条件不可能发生(Bjorlykke，1994；Zhao et al.,1999)。最重要的问题在于，上述实验条件下通过计算离子通量估算热液流体规模，通常是简化后的模型，并且设定了多方面的边界条件(如限定了侵入体的规模、形态、侵入方式、介质中不存在夹层等)，但这与实际地层条件相差甚远，因此该方法并不适用于复杂地层的热液流体规模估算。
[0004] 综上所述，目前对于热液流体在介质中的流动规律和规模估算方面虽然取得了重要进展，但很难适用于具有复杂孔隙介质和流体的实际地质情况，对于油气储层尺度下的热液流体的规模估算，更是缺少相关研究。
发明内容
[0005] 为了克服
现有技术的缺点，本发明的目的在于提供了一种确定热接触变质岩储层中岩浆热液规模的方法，实现了热接触变质围岩储层中岩浆热液流体规模的定量估算。
[0006] 为了达到上述目的，本发明采取的技术方案为：
[0007] 一种确定热接触变质岩储层中岩浆热液规模的方法，通过测定热液
碳酸盐矿物的锶同位素值，进而通过锶同位素-锶含量组成关系式确定岩浆热液与地层水的混合比例，再根据所研究储层范围内的地层
水体积得到岩浆热液体积，实现了热接触变质围岩储层中岩浆热液流体规模的定量估算。
[0008] 一种确定热接触变质岩储层中岩浆热液规模的方法，包括以下步骤：
[0009] 步骤1)分析基础地质资料以确定最优研究井；
[0010] 步骤2)识别最优研究井的岩浆热液成因的自生碳酸盐矿物；
[0011] 步骤3)对步骤2)所识别的岩浆热液成因的自生碳酸盐矿物进行锶同位素比值87Sr/86Sr(δSr)测定；
[0012] 步骤4)建立锶同位素比值δSr与侵入体垂直距离h关系式：
[0013] 通过数学方法拟合锶同位素比值δSr与侵入体垂直距离h关系式，数学方法包括最小二乘法、局部加权回归散点法，记为：
[0014] δSr＝f(h) (1)
[0015] 其中h通过h＝lsinθ计算得出，l为直井中样品点距侵入体的距离，θ为岩浆侵入体与直井钻井所夹锐
角，h取值范围为ha≤h≤hb，ha、hb分别为所研究层位的底界和顶界距离侵入体的垂直距离；
[0016] 步骤5)建立岩浆热液体积组分f与锶同位素比值δSr关系式：
[0017] 假设组成孔隙流体的岩浆热液体积组分为f，则得到锶同位素比值(δSr)关系式：
[0018] δSr＝Sr地Sr岩[(δSr)岩-(δSr)地]/[fSr岩+(1-f)Sr地](Sr地-Sr岩)+[Sr地(δSr)地-(δSr)岩]/(Sr地-Sr岩) (2)
[0019] 从而得到岩浆热液体积组分f与锶同位素比值δSr关系式：
[0020] f＝[A-Sr地(δSr-B)]/(δSr-B)(Sr岩-Sr地) (3)
[0021] 其中，A、B为常数，Sr地、Sr岩和(δSr)地、(δSr)岩分别代表地层水和岩浆热液中锶含量和锶同位素比值，这些值能够直接获取，因此认定为常数；式子(3)中：A＝Sr地Sr岩[(δSr)岩-(δSr)地]/(Sr地-Sr岩)、B＝[Sr地(δSr)地-(δSr)岩]/(Sr地-Sr岩)，也均为常数；
[0022] 步骤6)计算所研究层段内岩浆热液比例：
[0023] 将公式(1)和公式(3)结合，得到研究层段内岩浆热液比例计算式：
[0024]
[0025] 步骤7)岩浆热液流体规模计算：
[0026] 根据油藏开发资料，获取油气藏储层平均厚度H和圈闭面积S，对于平均古孔隙度也能够确定；根据上述参数，计算出岩浆侵入时期孔隙流体的体积为 在步骤6)计算出研究层段内岩浆热液比例f的基础上，得到岩浆热液流体的体积V岩为：
[0027]
[0028] 所述的步骤1)分析基础地质资料以确定最优研究井，包括以下步骤：
[0029] 步骤1.1)基于区域地质资料，确定区域构造与沉积演化史；
[0030] 步骤1.2)基于
地震、钻井及
测井资料，确定侵入体的规模及与围岩的接触关系；
[0031] 步骤1.3)基于成岩埋藏史与同位素定年资料，确定岩浆侵入时间和当时围岩所处成岩环境和成岩阶段；
[0032] 步骤1.4)选择取心资料最全的井作为最优研究井。
[0033] 所述的步骤2)识别最优研究井的岩浆热液成因的自生碳酸盐矿物，包括以下步骤：
[0034] 步骤2.1)观察最优研究井矿物
染色特征，识别碳酸盐矿物；
[0035] 步骤2.2)再观察碳酸盐矿物形状与占位特征，识别自生碳酸盐矿物；
[0036] 步骤2.3)然后对自生碳酸盐矿物中的流体包裹体进行均一化测温，以识别热液自生碳酸盐矿物；
[0037] 步骤2.4)进而对热液自生碳酸盐矿物测定碳、
氧同位素(δ13C、δ18O)，以识别岩浆热液来源的自生碳酸盐矿物。
[0038] 所述的步骤3)中岩浆热液来源的自生碳酸盐矿物进行锶同位素87Sr/86Sr测定，包括以下步骤：
[0039] 利用激光剥蚀电感耦合
等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)进行锶同位素分析，得到微区、原位数据，对于同一深度的样品，选择3-5个薄片进行LA-ICP-MS分析，而对每个薄片至少分析10个点，这样在该深度下至少有30-50个锶同位素数据，进而对比数据，剔除异常数据点后取其平均值作为该深度的锶同位素值；按照同样的方法，对研究层位内不同深度的样品进行锶同位素测定。
[0040] 本发明的有益效果为：
[0041] (1)针对受岩浆侵入影响的
砂岩围岩油气储层，从热液碳酸盐矿物的锶同位素计算入手，综合考虑了流体混合的不均匀性和混合端元组分锶同位素值的可确定性，建立了岩浆热液组分与侵入体距离之间的关系式，首次提出了油气储层尺度上一种定量确定岩浆热液流体规模的方法。
[0042] (2)相对于前人研究中的各种理论模型来讲，本发明方法不需要弄清楚热液流体在地层中的流动模式，而只需要确定发生
过热液流动和混合(实际上，从不同深度热液碳酸盐矿物具有不同锶同位素组成即可证实这一点)，这样就少了很多边界条件的限制，能够应用于复杂的实际地层条件。
[0043] (3)本发明方法所涉及的基础地质资料易于收集和分析、实验操作简单方便，同时计算方法简单可行。
附图说明
[0045] 图2(a)为
实施例高邮凹陷北斜坡地区较厚辉绿岩侵入体地震反射特征，图2(b)实施例高邮凹陷北斜坡地区较厚辉绿岩侵入体与接触变质围岩厚度关系。
[0046] 图3为实施例高邮凹陷北斜坡沙埝地区侵入带及接触变质带岩相分布及测井特征。
[0047] 图4为实施例热液流体规模定量计算示意图。
[0048] 图5为实施例典型热液成因碳酸盐矿物镜下特征。
[0049] 图6为实施例高邮凹陷北斜坡地区阜宁组锶同位素比值δSr与距离侵入体垂直距离h拟合图。
具体实施方式
[0050] 下面选取苏北盆地高邮凹陷北斜坡地区阜宁组为实施例来说明本发明，高邮凹陷北斜坡地区构造平缓、沉降稳定、岩浆侵入体厚度较均匀，且勘探程度较高，基础地质资料丰富，取心井
岩心资料保存完整，是进行岩浆热液定量计算的理想选区。阜宁组砂岩中发育的
侵入岩主要为浅层辉绿岩，主要呈顺层岩床侵入砂岩围岩中。受辉绿岩侵入影响的砂岩围岩是良好的油气储层。
[0051] 参照图1，一种确定热接触变质岩储层中成岩热流体规模的方法，包括以下步骤：
[0052] 步骤1)分析基础地质资料以确定最优研究井，具体包括：
[0053] 步骤1.1)基于区域地质资料，确定区域构造与沉积演化史；
[0054] 该步骤是为了确定研究实例选区，通过相关文献和内部报告调研，可知阜宁组储层砂岩主要为三角洲前缘砂沉积，沉积后迅速埋藏，最大埋深达到约1200米，随后在构造活动(三垛运动)作用下发生抬升，持续时间约为10Ma，在整个埋藏-抬升过程中，北斜坡地区没有发育大规模
断层；因此，通过构造演化和沉积历史分析，阜宁组时期沉积稳定，并且在岩浆侵入时期热液流体不受断层控制而更具有规律性，利于开展相关研究；
[0055] 步骤1.2)基于地震、钻井及测井资料，确定侵入体的规模及与围岩的接触关系；
[0056] 该步骤是为了确定研究区侵入体特征。高邮凹陷内浅层侵入岩呈多种产出状态，顺层或穿层于围岩之间，
单层辉绿岩厚度变化大，一般薄至几米，厚至几十米，在厚度较大处，达到二百多米。当辉绿岩侵入体较厚时(大于20m)，在地震反射剖面上表现为连续性好、
频率低、振幅强的特征，如图2(a)所示。研究区辉绿岩厚度变化范围大，从几米到两百多米，钻井岩心统计平均厚度约为50m，其外变质带发育厚度与辉绿岩规模呈较好线性关系，一般变质泥岩和变质砂岩的厚度分别约为侵入体厚度的1/3和1/5，如图2(b)所示。辉绿岩在测井响应上通常表现为：自然电位一般无明显负异常，自然伽玛表现为低平特征，
电阻率曲线一般为高阻，
声波时差曲线呈低值。变质带与辉绿岩电性特征相比，自然电位通常有明显的负异常，自然伽玛表现为明显高值，电阻率曲线为高值段，但是一般较辉绿岩低，声波时差较辉绿岩略高，如图3所示；
[0057] 步骤1.3)基于成岩埋藏史与同位素定年资料，确定岩浆侵入时间和当时围岩所处成岩环境和成岩阶段；
[0058] 本实施例地区研究报告表明辉绿岩侵入时期为28±0.5Ma(三垛期)，侵入时砂岩围岩处于半固结-固结状态，因此热液流体能够在围岩中自由流动；
[0059] 步骤1.4)选择取心资料最全的井作为最优研究井；
[0060] 本实施例北斜坡地区沙埝部位是油气集中区，也是钻井密集区，其中以沙7井取心资料最为齐全，岩心也保存完整，可作为重点研究井。地震、测井及资料表明，上述沙7井所钻遇辉绿岩侵入体厚度约为80米，与钻井夹角(θ)约为45°，如图4所示；
[0061] 步骤2)识别最优研究井的热液成因的自生碳酸盐矿物：
[0062] 步骤2.1)观察最优研究井矿物染色特征，识别碳酸盐矿物；
[0063] 本实施例在染色薄片观察下，碳酸盐矿物符合染色特征，如方解石被染呈红色；
[0064] 步骤2.2)再观察碳酸盐矿物形状与占位特征，识别自生碳酸盐矿物；
[0065] 本实施例在
显微镜下观察，碳酸盐矿物呈不规则状填充于颗粒孔隙中，据此将其与前期成岩碳酸盐胶结物区别开来，如图5所示；
[0066] 步骤2.3)然后对自生碳酸盐矿物中的流体包裹体进行均一化测温，以识别热液自生碳酸盐矿物；
[0067] 自生碳酸盐矿物中流体包裹体的均一化
温度应该高于地质历史时期埋藏所达到的地层温度，对沙7井阜宁组变质砂岩围岩，按照沉积时期地表温度25℃，
地温梯度3℃/百米，按地质历史时期最大埋深1500米，则可达最高温度为Tmax＝25℃+3℃/百米*15百米＝70℃，按照这一温度标准，将均一化温度高于70℃挑选出来，认定为热液自生碳酸盐矿物；
[0068] 步骤2.4)进而对热液自生碳酸盐矿物测定碳、氧同位素(δ13C、δ18O)，以识别岩浆热液来源的自生碳酸盐矿物；
[0069] 岩浆热液来源的碳酸盐矿物碳、氧同位素值符合如下范围，即8‰≤δ13C≤24‰(SMOW)，-18‰≤δ18O≤-6‰(V-PDB)，按照这一标准，继续对步骤2.3中的热液自生碳酸盐矿物进一步识别，将符合该标准的碳酸盐矿物认定为岩浆热液成因的自生碳酸盐矿物；
[0070] 步骤3)对步骤2)所识别的岩浆热液成因的自生碳酸盐矿物进行锶同位素比值87 86
Sr/ Sr(δSr)测定：
[0071] 由于自生碳酸盐矿物样品中不仅发育热液成因自生碳酸盐矿物，还包含在岩浆侵入之前就存在的碳酸盐胶结物，而这两者在锶同位素组成上具有显著差别，因此不能用传统的全岩法进行测定，否则会造成不同成因碳酸盐矿物混合而导致测量误差。优选地利用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)进行锶同位素分析，得到微区、原位数据，保证数据
质量；对于同一深度的样品，选择3-5个薄片进行LA-ICP-MS分析，而对每个薄片至少分析10个点，这样在该深度下至少有30-50个锶同位素数据，进而对比数据，剔除异常数据点后取其平均值作为该深度的锶同位素值；按照同样的方法，对研究层位内不同深度的样品进行锶同位素测定，结果见附表1；需要说明的是，岩浆热液流体与地层水混合时间短(相对于
海水来说)，不同部位混合比例不同，因此造成锶同位素比值不同，因此不能用某几个数据的平均值来代替所研究层位的锶同位素值；
[0072] 步骤4)建立锶同位素比值δSr与侵入体垂直距离h关系式：
[0073] 通过步骤3)密集样品点测定得到一系列锶同位素比值，通过数学方法拟合沙7井阜宁组锶同位素比值δSr与侵入体垂直距离h关系式。本实施例对沙7井岩样薄片进行锶同位素测定，并将数据按照距离辉绿岩侵入体距离由近到远记录在附表1中，包括距离侵入体直线距离(l，米)、距离侵入体垂直距离(h，米，由h＝lsinθ计算得到，θ＝45°)、所用薄片数(M)、测试点数(N)以及所测得锶同位素平均值(δSr)；
[0074] 表1
[0075]
[0076]
[0077] 本实例拟合锶同位素比值δSr与侵入体垂直距离h，分别通过对数、指数、线性和多项式拟合，最终选区拟合相关系数的高的二次多项式作为最终关系式，如下：
[0078] δSr＝-21169h2+30416h-10921(R2＝0.878),0.783≤h≤4.532；其中R为拟合二项式的相关系数，如图6所示；
[0079] 步骤5)建立岩浆热液体积组分f与锶同位素比值δSr关系式：
[0080] Faure早在1977年推导了锶同位素比值与锶含量之间的相关方程，黄思静(2000)在此基础上，进一步推导出二元流体混合中锶同位素比值与锶含量的关系：
[0081] (δSr)m＝SrXSrY[(δSr)Y-(δSr)X]/Srm(SrX-SrY)+[SrX(δSr)X-(δSr)Y]/(SrX-SrY)[0082] 其中，(δSr)m、(δSr)X、(8δSr)Y分别代表混合流体、X流体、Y流体的锶同位素比值，Srm、SrX、SrY分别代表混合流体、X流体、Y流体中锶含量；
[0083] 值得注意的是，黄思静(2000)推导出该式的前提是X、Y两种流体组分中87Sr/86Sr87 86
比值差别不大。本发明中所涉及的地层水和岩浆热液流体 Sr/ Sr比值分别为0.712和
0.703(根据现代地层水和岩浆水的平均组成)，相对差异仅为0.6％，显然是符合该式成立条件。
[0084] 在上式基础上，进一步假设组成孔隙流体的岩浆热液组分为f，则得到锶同位素比值(δSr)关系式：
[0085] δSr＝Sr地Sr岩[(87Sr/86Sr)岩-(87Sr/86Sr)地]/[fSr岩+(1-f)Sr地](Sr地-Sr岩)+[Sr地(87Sr/86Sr)地-(87Sr/86Sr)岩]/(Sr地-Sr岩) (2)
[0086] 从而得到岩浆热液体积组分f与锶同位素比值δSr关系式：
[0087] f＝[A-Sr地(δSr-B)]/(δSr-B)(Sr岩-Sr地) (3)
[0088] 其中，A、B为常数，Sr地、Sr岩和(δSr)地、(δSr)岩分别代表地层水和岩浆热液中锶含量和锶同位素比值，这些值能够直接获取，因此认定为常数；式子(3)中：A＝Sr地Sr岩[(δSr)岩-(δSr)地]/(Sr地-Sr岩)、B＝[Sr地(δSr)地-(δSr)岩]/(Sr地-Sr岩)，也均为常数；
[0089] 本实施例利用现代河水和
地幔岩浆组分平均锶含量作为侵入时期地层水和岩浆热液流体的锶含量和同位素组成，即Sr地＝90mmol/L、Sr岩＝2500mmol/L、(δSr)地＝0.712、(δSr)岩＝0.703(Manson,1966；Livingstone,1963)，由此计算出常数A＝0.84，B＝-0.026，则岩浆热液体积组分表达式为：
[0090] f＝[0.84-90×(δSr+0.026)]/(δSr+0.026)×2410；
[0091] 步骤6)计算所研究层段内岩浆热液比例：
[0092] 将公式(1)和公式(3)结合，得到研究层段内岩浆热液比例计算式：
[0093]
[0094] 本实施例
[0095]
[0096] 通过上式计算得出f＝0.63；
[0097] 步骤7)岩浆热液流体规模计算：
[0098] 根据油藏开发资料，获取油气藏储层平均厚度H和圈闭面积S，对于平均古孔隙度也能够由多种方法确定，如陈东霞等《一种确定成藏期致密砂岩古孔隙度方法》(CN201310585613.1)给出了详细的计算方法；根据上述参数，计算出岩浆侵入时期孔隙流体的体积为 在步骤6)计算出研究层段内岩浆热液比例f的基础上，得到岩浆热液流
体的体积V岩为：
[0099]
[0100] 本实施例根据油藏开发资料，可获取所研究油气藏储层平均厚度H＝4.5m、圈闭面积S＝6.18×106m2，岩浆侵入时期平均古孔隙度 根据上述参数，得到岩浆热液流体的体积V岩为：
[0101]6 3
即高邮凹陷北斜坡地区所研究储层中混入的岩浆热液流体规模为8.754×10m。
