孟凡超 崔 岩 张曰静 王 林 杜 青 刘浩毅 左耿超 田雨露

1.中国石油大学（华东）地球科学与技术学院 2.山东科技大学地球科学与工程学院3.中国石化胜利油田分公司勘探开发研究院

0 引言

松辽盆地是我国东北最大的中—新生代陆相含油气盆地。在该盆地深层下白垩统营城组火山岩中发现了千亿立方米大气田——庆深气田，展示了松辽盆地深层火山岩天然气具有广阔的勘探前景。前人的研究成果表明，松辽盆地深层天然气包括烷烃气、二氧化碳以及其他少量稀有气体[1-4]，对于该深层气藏中是否存在无机成因烷烃气一直存在着争议[4-10]。前人除了对深层气藏的天然气地球化学特征进行研究以获得气体成因信息以外，也一直在寻找地球内部无机气来源的直接地质证据。例如，王力等[11]在火山岩储层中发现了较多的纯甲烷包裹体，并认为这些包裹体为伴随营城组火山喷发活动产生的无机成因甲烷包裹体。Wang等[12]也在营城组火山岩储层内发现原生流体包裹体，也认为包裹体中烃类具有无机成因特征，温压数据表明这些包裹体形成深度约20 km，在幔源岩浆活动过程中捕获。肖骏等[13]在营城组储层中发现了均一温度明显高于下白垩统沙河子组温度的高温含气包裹体，推测其可能来源于深部。如果营城组气藏中的无机成因气体来自深部，从流体运移路径的角度考虑，该盆地基底岩石中有可能保留着深部气体向盆地浅层运移的流体记录，并且受浅部有机气的影响较小。为此，笔者以该盆地基底岩石中晚期石英脉体为研究对象，对石英脉体及其内部流体开展地球化学研究，以期寻找深部气体向浅部运移的流体记录。

1 区域地质背景

我国东北地区岩石圈板块为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩—张广才岭地块和佳木斯地块等微陆块拼接形成的古陆块[14]。松辽盆地位于松嫩—张广才岭地块之上，东、北、西3面为张广才岭、小兴安岭和大兴安岭围绕[15-16]（图1-a）。盆地基底变形作用明显，主要由古生代以来的中深变质岩系、浅变质岩系、花岗岩系组成[18-20]，前寒武系结晶基底较少[21-23]。松辽盆地是一个断坳双重结构的大型叠合盆地（图1-b），盆地共发育43个断陷[1]；下部断陷内发育火山岩夹煤系地层[24]，包括上侏罗统火石岭组、下白垩统沙河子组及营城组3套地层，火山岩主要发育于火石岭组和的营城组（图1-c），火石岭组以中基性岩为主，营城组以中酸性岩为主[25-27]，火山岩是深层天然气主要储集层；上部坳陷为沉积盖层，由下白垩统登娄库组、泉头组和上白垩统青山口组、姚家组、嫩江组、四方台、明水组构成，以产油为主。

2 样品和分析方法

2.1 样品采集与处理

松辽盆地北部共有200多口井钻遇基底，取心井100余口。结合盆地深层天然气藏位置，从发现有碳同位素倒转气藏的周围选择6口井（ZS3、D403、L53、CS5、J34、XS33 井）进行基底岩心观察与取样（图1-a）。共采集了 8块样品（ZS3-1、ZS3-2、ZS3-3、D403-1、L53-1、CS5-1、J34-1、XS33-1）。岩石样品均为古生代花岗质岩石，普遍含晚期石英脉体（图2）。

先将岩心样品中石英脉体部分磨制厚约0.2 mm的包裹体薄片，用于流体包裹体相态、形态、类型、期次及分布的岩相学观察。用切割机将石英脉体与围岩分离，将石英脉样品碎至60～80目，双目镜下手工挑选纯净的石英，用0.5 mol/L的稀盐酸浸泡24 h后进行超声震荡，然后用蒸馏水反复冲洗至中性，以去除矿物颗粒表面及缝隙内的碳酸盐矿物等杂质；再利用二氯甲烷浸泡12 h并进行超声震荡，重复浸泡3次后置于100 ℃下烘干，以去除矿物表面附着的有机质，经上述处理后的矿物颗粒用于流体包裹体挥发分组成及碳同位素的分析。

2.2 样品分析测试方法

流体包裹体岩相学观察由中国石油大学（华东）地质流体实验室完成。

包裹体均一温度、激光拉曼的测试由中国科学院地质与地球物理研究所完成。包裹体均一温度采用THMS600型冷热台，温度范围为－196～600 ℃，30℃以下测试精度为±0.2 ℃，30 ℃以上测试精度为±2 ℃；激光拉曼探针测试采用法国生产的LabRam HR激光共焦显微拉曼光谱仪，配置532 nm激光，分析误差±0.65波数，光谱范围为100～4 000 cm－1。

热液石英脉内流体挥发分化学组成分析由中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源中心完成。采用真空在线加热质谱法，首先将矿物样品置于200 ℃条件下真空去气2 h，以去除颗粒表面及缝隙内的吸附气，后对样品800 ℃加热1 h，释放出的挥发分通过液氮冷井收集，再经加热过程进入MAT 271质谱，通过计算获得流体挥发分的化学组成及含量。组分提取装置及详细实验步骤见本文参考文献[28]。CO2和CO等主要挥发分测量相对误差小于1%，H2O的测量误差小于5%。

图1 松辽盆地构造剖面、地层及取样井位置图

图2 基底石英脉体及岩心微观照片

流体包裹体中CO2和烷烃碳同位素分析由中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源中心完成。烷烃类碳同位素采用在线分步加热氦载气—分子筛—GC-C-MS方法测试完成，首先样品在氦载气200 ℃环境中加热去气2 h，以去除颗粒表面及缝隙内的吸附气，后在氦气流中将样品在800 ℃条件下加热1 h，使矿物内流体挥发分充分释放，并利用分子筛—液氮体系收集释出挥发分，后通过加热过程将挥发分引入GC-C-MS系统进行碳同位素测定。GCC-MS系统使用C-2000型毛细管柱进行组分的分离，氦载气流速为4 mL/min，柱升温范围为15～200 ℃，升温速率为15 ℃/min；分离的组分经燃烧系统转化为CO2，进入Delta Plus XP稳定同位素质谱计测量碳同位素组成。δ13C采用PDB标准，分析精度为±0.5‰，详细分析步骤见本文参考文献[28]。

流体包裹体中氢同位素测试由中国科学院地质与地球物理研究所完成。首先将石英颗粒在600 ℃真空加热15 min，释放流体包裹体中的水，然后在800 ℃下与铬还原反应将水转化为氢进行氢同位素测试[29]，测试精度为±2%。

石英氧同位素测试工作由北京核工业研究所完成，将石英颗粒与BrF5在500～600 ℃条件下反应14 h，将石英中的氧转化为二氧化碳，进行石英氧同位素测试，测试精度为±0.2%。流体包裹体中的氧同位素通过平衡方程，利用石英氧同位素计算得出[30]。

3 实验结果

3.1 流体包裹体岩相学特征

石英脉体中包裹体主要为原生流体包裹体，极少量为次生包裹体。激光拉曼探针对原生包裹体测试显示，包裹体一共有3种类型（图3）：H2O包裹体、H2O—CO2包裹体和H2O—CO2—CH4包裹体。H2O包裹体几乎在所有样品里都可以见到，大小介于2～15 μm，主要为两相H2O包裹体（液态H2O＋气态H2O）（图3-a）。H2O—CO2包裹体分布广泛，大小介于4～20 μm，形状不规则，包括液态H2O＋气态（CO2＋H2O）两相包裹体（图3-b）和液态H2O＋液态CO2＋气态CO2三相包裹体（图3-c），CO2体积变化较大，占比介于30%～70%。H2O—CO2—CH4包裹体在ZS3-1样品中最为常见，其他样品少量出现，形状大小与H2O—CO2包裹体类似，主要是液态H2O＋气态（CO2＋CH4）两相包裹体（图3-d）。

3.2 化学组成

石英脉中原生流体包裹体的化学成分组成如表1所示。不同类型包裹体成分差别较大。摩尔体积百分含量最高的组分为CO2，介于71.6%～89.1%，其 次 是 N2（4.0%～7.6%）、CH4（2.0% ～ 11.1%）、H2（0～5.1%）。CO 只 在 ZS3-1、ZS3-2、ZS3-3和CS5-1等样品中可见，O2和C2H6含量很低。

图3 基底石英脉体中流体包裹体特征图

3.3 流体包裹体中流体的碳、氢、氧同位素特征

表1 石英脉中原生流体包裹体中挥发份及碳同位素组成表

表2 石英脉氧同位素值与流体包裹体中水的氧、氘同位素值统计表

4 讨论

4.1 石英脉成因

石英是自然界中普遍存在的矿物之一，石英的形成条件简单，成因多样。岩浆热液、变质热液、地层水、大气水等流体在一定条件下都可以结晶析出石英。松辽盆地基底中石英脉形成在岩石裂缝中，具有典型晚期充填特征。脉体内原生包裹体的均一温度介于320～360 ℃（表2），均一温度较高，基本可以排除了大气水和地层水的形成环境。石英的氧同位素值通常能够保存其形成地质环境的相关信息，可以作为石英成因的指示剂，石英形成温度越高，氧同位素值越低。如花岗岩中石英的氧同位素值介于6.4‰～12.5‰，页岩中的石英氧同位素值介于15.1‰～23.9‰[31]。笔者研究的石英氧同位素值介于8.1‰～9.5‰，与岩浆和变质作用形成的石英一致（图4）。所有石英脉样品采自松辽盆地基底的花岗质岩石中，花岗质岩石未发生明显的变质作用和混合岩化作用（图2），变质热液形成石英的可能性较小，石英脉是岩浆热液的产物。

图4 不同类型岩石中石英和基底石英脉氧同位素值对比图

4.2 石英脉中原生流体包裹体内水和无机气的成因

流体包裹体内流体包括H2O、CO2、CH4、C2H6、CO、H2、N2、O2、Ar。流体成分以H2O 为主，其次为CO2，烷烃和其他气体含量较低。氧、氘同位素能很好指示热液流体成因[32]，氧、氘同位素值可以通过对与甲烷共生水的实验分析和计算得到（表2），从表2和图5可以看出，石英脉中水的δ18O和δD变化范围较小，投影点落在岩浆排气后残余水附近（图5），说明流体的来源与晚期岩浆热液作用有关，这与石英脉氧同位素分析结果一致（图4）。热液流体中δ13C1介于－30.6‰～－24.1‰，绝大部分样品大于有机与无机的界限值－30‰[5,8]；δ13C2介于－33.2‰～－25.7‰，且δ13C1＞δ13C2，呈现典型的负碳同位素系列特征（图6），属于无机成因烷烃气。CO2的δ13C变化范围较大，介于－13.8‰～－9.7‰，与长白山天池和五大连池火山区排放CO2的δ13C可以类比[33]，属于无机成因CO2。

图5 石英脉原生流体包裹体中水的δ18O—δD相关图

图6 石英脉原生流体包裹体中烷烃气的碳同位素组成系列图

4.3 基底石英脉中无机成因气的指示意义

前人提出松辽盆地无机成因气（幔源/壳源）沿着盆地深大断裂向浅部运移聚集的观点主要基于两点：①松辽盆地深层具有无机特征的天然气分布与深大断裂关系密切[7]；②地球物理资料显示松辽盆地下部存在壳源岩浆房[5]。中生代晚期—新生代，受岩石圈拉张减薄和太平洋板块俯冲影响，东北地区火山活动依然比较活跃。如，盆地内部青山口组见有火山岩夹层，40Ar/39Ar年龄为距今88 Ma[34]；营城组火山岩中发育晚白垩世热液活动脉体，K/Ar年龄为距今73 Ma[35]。松辽盆地周缘还发育双辽、伊通、五大连池等新生代幔源岩浆活动，五大连池泉水中含有CO2、H2和CH4等气体的δ13C和稀有气体同位素均具有幔源—岩浆特征[36]，这些都说明，在营城组火山活动之后，松辽盆地及周缘仍发生过频繁的岩浆活动。岩浆热液流体沿着深大断裂向盆地内部运移聚集，在盆地基底裂缝中形成了石英脉体，与此相伴生的无机成因气则向盆地内部聚集。然而，一直没有确凿证据证明深部无机气能够向浅部运移。尽管许多学者利用天然气藏中烷烃组成和碳同位素判断无机成因气的存在，但很多因素都可以导致碳同位素部分倒转，诸如：①非生物成因气[5-6,9]；②不同成因天然气混合，包括有机气与无机气、油型气与煤成气、热成因与生物成因、同源但不同成熟度天然气混合等[10,37-38]；③天然气运移或气藏渗漏导致的碳同位素分馏[36]，不能简单运用碳同位素部分倒转判断无机气的存在。笔者收集了取样井周围具有碳同位素完全倒转特征的天然气地球化学数据，并与包裹体中甲烷和乙烷的碳同位素进行对比，结果发现，石英脉中烷烃与盆地内碳同位素完全倒转的烷烃具有相似特征（图7），暗示两者可能具有相同的成因，而且还能说明C1—C4烷烃碳同位素完全倒转可以作为无机成因气的鉴定特征，这与前人的认识一致[9-10]。

图7 基底石英脉内甲烷和乙烷碳同位素相关图

松辽盆地作为一个典型断坳双层结构盆地，断陷期火山活动非常频繁，断陷内火石岭组和营城组被大量火山岩充填，但火山活动时盆地没有上覆地层，伴随火山活动而来的深部气体无法保存形成气藏。在盆地坳陷期，松辽盆地及周边也发育多期火山活动，深部岩浆侵入或喷出后，残余岩浆热液沿深大断裂向上运移，岩浆热液中含有大量水、二氧化碳、无机烷烃以及其他稀有气体，成为盆地深层内无机天然气的主要来源。热液向上运移经过盆地基底，在基底裂缝中结晶形成石英脉体，并捕获部分无机成因气体，而其余大规模的无机气体则沿着断裂上升进入断陷期或坳陷期圈闭中，形成了无机二氧化碳气藏或者为有机烷烃气藏补充无机成因烷烃气体（图8）。然而，由于流体记录中烷烃气含量很低，这些无机烷烃气能否单独聚集成藏，需要进一步研究。

图8 松辽盆地深层无机成因气运聚模式图

5 结论

1）松辽盆地基底裂缝中发育的石英脉体为岩浆期后热液作用的产物，形成于营城组火山活动之后。石英脉中发育大量原生流体包裹体，其内部流体为无机成因。

2）流体包裹体内的水为岩浆脱气残余水，CO2和烷烃具有典型无机成因特征，烷烃与深层具有完全倒转碳同位素系列的天然气具有同源性。

3）晚白垩世末期，松辽盆地基底之下的岩浆期后热液携带无机气体沿深大断裂向上运移，在基底裂缝中形成石英脉体并捕获相应的无机气体，其余无机气体则向上运移注入盆地气藏圈闭，为天然气藏的形成做出了贡献。