库车前陆冲断带“石英桥”的发现及地质意义

Discovery of “Quartz Bridge” in Kuqa Foreland Thrust Belt and Its Geological Significance

摘要

在薄片和岩心等资料的基础上，利用扫描电镜、流体包裹体和离子探针微区原位同位素分析技术，在库车前陆冲断带克深‒大北地区白垩系砂岩储层裂缝中首次发现了“石英桥”. 石英桥是裂缝内高度局部化的孤立石英次生加大堆积体，离散分布于裂缝面，呈“桥”状跨越裂缝壁. 石英桥内部发育多个近平行于裂缝壁的流体包裹体组，其均一温度范围（150~176 ℃）与石英骨架颗粒中流体包裹体均一温度范围（90~120 ℃）差异较大. 此外，石英桥的氧同位素组成（平均δ¹⁸O_VSMOW为17‰~21‰）与石英骨架颗粒和次生加大的氧同位素组成（平均δ¹⁸O_VSMOW为8‰~17‰）亦差异较大. 克深‒大北地区石英桥主要发育在平行褶皱轴裂缝中，其形成可能与深埋高温环境下褶皱变形过程中的伸展作用以及古近系蒸发岩流体（富集¹⁸O）的运移有关. 石英桥是一个兼具前沿性和实用性的研究领域，对于恢复裂缝张‒闭历史和保存裂缝物性有重要的意义.

关键词

构造成岩作用 / 碎屑岩储层 / 天然裂缝 / 胶结物 / 石英桥 / 石油地质学

Key words

structural diagenesis / sandstone reservoir / natural fracture / cement / quartz bridge / petroleum geology

石英胶结物是深埋砂岩中大部分裂缝的重要组成部分，其胶结模式之一为横跨裂缝壁的孤立“桥”状胶结物，称为石英桥（Laubach et al.， 2004a）. 石英桥发育在裂缝壁石英颗粒基底上，由次生加大堆积体组成，生长轴线一般近垂直于裂缝壁，生长长度近似等于裂缝宽度.

21世纪初，Laubach et al.（2004a）提出石英桥（quartz bridge）的概念，为储层天然裂缝有效性研究提供了新的思路. 裂缝胶结物是天然裂缝有效性的主要控制因素，以往研究更多地强调了胶结物对裂缝孔隙度和渗透率的破坏作用（李玲等， 2017； Ma et al.， 2019； 吴仕玖等， 2019）. 然而，石英桥的相关研究表明这种胶结模式有利于裂缝有效性的“保存”（Laubach et al.， 2004b， 2016； Laubach and Ward， 2006）. 这种“保存”机制主要体现在两方面：石英桥跨越裂缝壁生长，可支撑裂缝在挤压环境下不被闭合；石英桥相比于裂缝体积小且离散分布，在空间上很难成为流体渗流屏障. 此外，石英桥还提供了构造应变‒成岩作用的证据，使得定量判断天然裂缝张开时间成为可能（Becker et al.， 2010），从而优化现有裂缝模型. 需要指出的是，目前裂缝中以石英为代表的胶结物桥的研究还只是集中在国外学者中，国内仅有曾联波教授提到石英桥及其发育的张‒闭构造（曾联波等， 2016），但并未展开深入讨论.

本文在塔里木盆地库车前陆冲断带克深‒大北气田下白垩统砂岩储层裂缝中首次发现了石英桥，提出了石英桥发育的几点证据，并基于石英桥理论重建了研究区特定裂缝的张‒闭史，探讨了裂缝成岩流体来源及运移动力.

1 区域地质概况

库车前陆冲断带位于塔里木盆地北缘，靠近天山南麓，是一个以中、新生代沉积为主的挠曲盆地，也是我国天然气重要产区之一（王招明等， 2013； 郑民等， 2019）（图1a）. 库车前陆冲断带现今的收缩构造变形主要形成于新生代晚期（汪新等， 2002），表现为陆内碰撞特征，自南天山造山带至盆地内部呈现出构造分带差异（漆家福等， 2009），自北向南可划分成北部单斜带、克拉苏‒依奇克里克构造带、拜城凹陷、秋里塔格构造带和南部斜坡带. 垂向上，由于古近系广泛发育的蒸发岩，库车前陆冲断带垂向构造分层变形，盐上层发育多个滑脱褶皱，而盐下具体表现为大面积的“逆冲楔状叠瓦构造”（吕修祥等， 2000； 汤良杰等， 2003； 侯贵廷等， 2019）（图1b），克深‒大北气田就位于这些叠瓦状构造中. 克深构造带整体呈东西向展布，而大北构造带整体呈北东向展布，两者构造样式具有较明显的差异，具体表现在断层位移、断层倾角和盐构造样式等方面（Yu et al.， 2014）.

库车前陆冲断带中、新生代地层发育齐全，从下至上包括三叠系、侏罗系、白垩系、古近系、新近系和第四系（图2）. 石英桥被发现于下白垩统巴什基奇克组（K₁ bs）的致密砂岩裂缝中. 巴什基奇克组为库车前陆冲断带重点勘探层系，现今最大埋深接近8 000 m，与下伏巴西盖组假整合接触，与上覆古近系库姆格列木群假整合或角度不整合接触（张荣虎等， 2008）. 巴什基奇克组发育扇三角洲及辫状河三角洲沉积，岩性以中细粒砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩和泥岩为主，局部富集泥砾砂岩. 库姆格列木群（E_1-2 km）发育泻湖、潮坪沉积，其下部岩性以褐色粉砂岩和砂砾岩为主.

2 数据及分析测试方法

2.1　数据、样品与处理方法

本文数据收集自塔里木油田勘探开发研究院，主要包括克深和大北地区18口井的成像测井资料和8口井的岩心资料. 利用成像测井解释与岩心外表面照片进行岩心校正. 将裂缝属性、裂缝几何学特征（倾角、切割关系）、泥岩夹层和层理作为岩心校正的对比标志，获取岩心裂缝的倾向（图3）. 对于无清晰对比标志的岩心段，可根据取心时绘制的红色基准线，将已确定岩心的定向结果拓展到同一筒次所有岩心.

测试样品取自KS2-1-5、KS202、KS2-2-8和KS2-2-3四口井K₁ bs岩心. 样品处理时使观察面与裂缝正交，并对观察面进行氩离子抛光，制样单位为中科院地质与地球物理研究所.

2.2　分析测试方法

对上述样品进行扫描电镜（Scanning Electron Microscope，SEM）、流体包裹体和离子探针微区原位（Secondary Ion Mass Spectrometry，SIMS）氧同位素分析.

扫描电镜实验在中科院地质与地球物理研究所和中国石油勘探开发研究院完成，测试仪器分别为Nova NanoSEM 450和GAIA3TESCAN扫描电子显微镜，配备极靴内二次电子（TLD-SE）、背散射电子（TLD-BSE）、低真空二次电子（LVD）、可伸缩式定向背散射电子（DBS）等探测器. 测试样品镀金膜，放大倍率范围为20~10⁶倍，着陆电压为20~30 000 V.

流体包裹体分析（均一温度和冰点温度）在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，冷热台型号为LinkamTHMS600. 测试前使用标样对冷热台进行温度标定. 当测试温度低于100 ℃时，升温速率为10 ℃/min，精度为±0.5 ℃；当温度高于100 ℃时，升温速率为5 ℃/min，精度为±1 ℃；接近均一时，升温速率为1~2 ℃/min.

离子探针微区原位氧同位素分析在中科院地质与地球物理研究所完成. 测试仪器型号为CamecaIMS-1280，束斑大小为20 µm×30 µm，精度约为0.3‰. 测试样品靶直径为2.54 cm，每靶放置待测样品2个、标样（石英Qinghu、NBS28）多个. 在离子探针实验前，使用扫描电镜确定了样品矿物组成、颗粒大小，初步选定离子探针测试点位. 因为离子探针分析存在基体效应，只有与标样相同的样品才可以测试. 完成扫描电镜分析工作后，结合反射光、透射光图像选择测试点位，并在图像处理软件中用椭圆标记出来，最后将这些图像分别拼接成一个整体，以便离子探针上机测试过程中寻找待测矿物. SIMS氧同位素分析技术最大限度避免了样品磨制粉末时同位素混合，有效提高了测试分辨率及精度.

3 石英桥的概念和基本特征

深层砂岩储层中天然裂缝可能在超过90 ℃的温度下埋藏数百万年，其新破裂的裂缝面是胶结物沉淀的有利位置（Laubach et al.， 2019）. 石英作为砂岩裂缝中的主要胶结物之一，一般以次生加大的形式生长在裂缝壁上的原石英颗粒表面上，并表现出与埋藏史及裂缝张开过程有关的3种胶结模式（图4a）：（1）石英胶结物完全充填裂缝，这种模式更容易发生在较窄、较老的裂缝中，如微裂缝及颗粒愈合缝；（2）裂缝壁上的石英衬边，常以微米级薄板形式出现，在阴极发光扫描电镜下可能更为明显；（3）跨越裂缝壁的石英桥，被裂缝孔隙或后期沉淀的胶结物包围，通常与衬边同时出现. 其中，石英桥是砂岩储层裂缝中普遍存在的石英胶结物形式，其概念可总结为裂缝内高度局部化的孤立石英次生加大堆积体，通常为单石英颗粒或极少数石英颗粒堆叠而成（Laubach， 2004a； Laubach and Ward， 2006； Olson et al.， 2009）. 石英桥的生长特征可以归纳如下：

（1）石英桥的生长轴线常与裂缝壁呈高角度或垂直，呈“棒状”或“块状”跨越裂缝壁，其优先生长于裂缝壁的石英基底上，而不是长石等其他非石英基底上.

（2）石英桥的生长过程可能伴随着裂缝张开‒胶结物沉淀桥接‒破坏桥接‒再次沉淀桥接的幕式演化，反映了裂缝张开速度和胶结物沉淀速度的竞争关系，标志着砂岩裂缝中构造‒成岩的关联作用.

（3）石英桥中通常富含流体包裹体组（fluid inclusion assemblage，FIA），FIA被定义为“岩相学上能够分得最细的有关联的一组包裹体”（池国祥和卢焕章， 2008）. FIA记录了石英桥反复破裂和胶结的过程，其均一温度和盐度数据可用于裂缝张开历史的恢复以及石英桥生长速度的定量分析. Becker et al.（2010）以东德克萨斯盆地为例，基于裂缝石英桥的FIA均一温度分析，重建了裂缝张开过程中孔隙流体压力的演化过程，并且讨论了裂缝张开速率，认为天然裂缝可在深埋环境长期保持张开.

（4）Lander et al.（2008）的成岩实验和数值模拟阐明了石英晶体的生长机理，提出石英颗粒在他形面c轴方向生长速度最快，在棱锥面和棱锥面上生长速度明显降低（图4b）. Lander and Laubach（2015）在此理论基础上，提出石英桥形成取决于裂缝张开速度与石英胶结物生长速度之比，即当裂缝张开速度在地质时间尺度上小于石英晶体表面的沉淀速度时，裂缝中石英胶结物周期性地破裂并不断形成新的次生加大生长面，最终生长成桥. 砂岩储层裂缝中，石英桥的位置和大小可能受基底颗粒、热史和裂缝张开速率等因素的影响.

4 研究区石英桥存在证据及分布

4.1　裂缝胶结物类型

研究区克深和大北气田白垩系砂岩裂缝胶结物主要包括石英、方解石和硬石膏. 根据大量的岩心、薄片和扫描电镜观察，克深和大北气田裂缝中普遍存在石英胶结物，但其总体含量较低，宏观裂缝（裂缝宽度大于0.3 mm）中没有发现石英完全充填的情况. 这种胶结模式可能与库车前陆冲断带白垩系地层早期长期浅埋、晚期短期快速深埋有关. 石英胶结物长时间在低温条件下生长缓慢，晚期高温条件下胶结速度虽快，但受较短沉淀时间的限制，石英胶结物依然较少，因此无法完全充填裂缝. 裂缝中石英胶结物以“桥”和“衬边”的形式出现. 当裂缝中石英胶结物局部跨越裂缝壁时，即形成了被称为“石英桥”的胶结物，其晶体形态清晰，呈现孤立生长、离散分布、垂直裂缝壁的特征（图5a、5b），石英桥仅在研究区部分裂缝中被观察到. 石英衬边被认为是跨越裂缝失败的“桥”，呈薄板状附在两侧裂缝壁上（图5a、5b）. 由于石英衬边较小（单侧宽度20~50 μm）且与裂缝壁生长基底成分一致，所以在岩心中很难识别，通常需要借助扫描电镜辅助观察. 相比于石英桥，石英衬边更为常见，在镜下大多数裂缝中都能观察到.

裂缝胶结物重叠顺序分析表明，石英胶结物通常被后期沉积物（如硬石膏）或孔隙包围，因此石英胶结物沉淀时间最早. 克深‒大北气田白垩系砂岩裂缝中方解石和硬石膏的沉淀导致了裂缝孔隙度和渗透率的降低甚至消失. 据统计，克深‒大北气田中8口井中约37%的岩心裂缝被方解石和硬石膏完全充填.

4.2　石英桥的证据

库车前陆冲断带克深‒大北地区白垩系砂岩裂缝中石英桥发育的证据主要有3点：（1）石英桥成分及生长形态. 岩石薄片中共观察到7条宏观裂缝，裂缝宽度为0.2~0.6 mm，裂缝走向以近E-W和NNW-SSE为主. 扫描电镜能谱和背散射分析确定了目标矿物成分为石英. 此外，镜下可见石英桥横跨裂缝壁，生长基底通常镶嵌在两侧裂缝壁内，基底和桥之间通常存在裂隙（图5c），石英基底宽度为0.1~0.5 mm（图5~图7）. 除石英桥外，沿裂缝壁的石英基底上还观察到石英衬边. 石英衬边与石英桥的根本差异在于裂缝壁两侧生长出的石英胶结物未连接成桥.（2）石英桥的流体包裹体分析. 在研究区白垩系砂岩裂缝石英桥中观察到了多个平行或近平行于裂缝壁分布的FIA（图8a~8d）. 石英桥中每个FIA都由同一愈合裂隙中的次生包裹体组成，代表单个时间尺度上分得最细的包裹体捕获事件（裂缝张开事件）. 研究区裂缝石英桥FIA均一温度（150~180 ℃）与石英骨架颗粒中（90~130 ℃）原生流体包裹体的均一温度峰值差异很大（图9a），冰点温度的范围（-14.6~ -9.4 ℃）相比于石英骨架颗粒（-15.0~-0.1 ℃）更为集中（图9b）.（3）石英桥的同位素分析. 本次研究使用离子探针技术对石英桥、石英骨架颗粒和次生加大的氧同位素组成进行了分析（图10a），发现石英桥（平均δ¹⁸O_VSMOW为17‰~21‰）、石英基底和骨架颗粒（平均δ¹⁸O_VSMOW为8‰~14‰）、次生加大（平均δ¹⁸O_VSMOW为14‰~17‰）之间的氧同位素组成差异很大（图10b）.

以上证据表明，库车前陆冲断带白垩系砂岩石英桥是在裂缝张开过程中“长”出来的，而不是搬运而来的.

5 石英桥的地质意义

5.1　石英桥重建裂缝形成/张开过程

石英桥中的FIA记录了裂缝的张‒闭过程. 在KS2-2-8井的测试样品中观察到E-W走向（平行于褶皱轴）裂缝，裂缝宽度为0.25~0.4 mm. 针对裂缝中4个石英桥及2个石英衬边进行了流体包裹体分析. 石英桥中FIA的均一温度范围为150.6~175.6 ℃，冰点温度的变化范围为-14.6~-9.4 ℃，对应盐度范围为13.18~18.30 wt%NaCl，平均15.02 wt%NaCl（表1）. 石英衬边中无FIA，2个石英衬边中一共测量了4个次生流体包裹体的均一温度和冰点温度，均一温度范围为163.6~186.4 ℃，冰点温度范围为-14.7~-9.8 ℃，对应盐度范围为13.72 ~18.38 wt%NaCl（表1）.

在地层埋藏、抬升过程中，岩石可能会经历相同的温度. 因此，同一石英桥中不同FIA之间的几何关系被用于判断裂缝在埋藏过程中还是在抬升过程中形成. 石英桥中FIA几何关系判断张‒闭顺序的原则为：越长的FIA形成时间越晚，越短的FIA形成时间越早；横穿整个石英桥的FIA形成时间较晚. 这是因为石英桥生长过程中桥体会不断变宽、变长，石英桥张‒闭过程中越晚捕获的FIA必须要切割更宽的桥，所以后期形成的FIA通常更长或横向切割整个石英桥. 石英桥FIA几何学特征和均一温度分析表明，FIA的均一温度随着裂缝张开先升高后降低（图8e）. 如果FIA中记录的温度变化是由地层埋藏热史引起的，那么该裂缝形成时可能经历了巴什基奇克组快速埋藏及短暂抬升的过程.

根据KS201井埋藏史图（图11），该裂缝的形成时间为4.0~2.3 Ma，对应埋藏深度为6 700~ 7 500 m. 以KS2-2-8样品中石英桥1为例（图8a、8b），桥中心偏下的张‒闭增量中包裹体组①未切割石英桥左右两侧的侧向次生加大，其包裹体均一温度为150.6~156.5 ℃，表明形成时间较早，流体包裹体组①长度约97 μm，对应约4.0~3.8 Ma埋藏期；桥中心附近张‒闭增量中包裹体组②均一温度为157.3~164.4 ℃，张‒闭长度约103 μm，对应约3.7~3.4 Ma埋藏期；桥中心附近张‒闭增量中包裹体组③均一温度为168.0~175.6 ℃，张‒闭长度约109 μm，对应约3.4~3.1 Ma埋藏期；靠近裂缝壁一侧的流体包裹体组④均一温度为164.2~168.5 ℃，张‒闭长度约113 μm，切割整个石英桥，表明形成时间最晚，结合克深地区的埋藏史认为其对应3.1~2.3 Ma抬升期.

5.2　石英桥与裂缝孔隙度和渗透率

裂缝中胶结物成分多样、分布广泛，一般认为胶结物沉淀会导致裂缝孔隙度和渗透率的大幅降低. 尤其在深部高温压环境、深部（热）流体活动等情况下，这种认识可能会得到加强（李忠， 2016）. 然而，有关石英桥的研究强调了裂缝胶结物沉淀既可能破坏裂缝孔隙度和渗透率，也可能起到“保存”物性的作用.

研究表明，裂缝宽度可能是影响裂缝半充填的因素之一，因为在裂缝表面积不变的情况下，窄裂缝体积更小，更易被完全充填. 其他地质要素如时间、温度（Evans and Fischer， 2012）、地层流体组成（De Graaf et al.， 2019）、构造变形（Evans et al.， 2012； 李忠等， 2018）、矿物生长机制（Lander et al.， 2008）等也会对裂缝胶结物的沉淀产生影响，从而影响裂缝充填程度. 因此，石英桥对裂缝物性的保存作用主要体现在两方面：（1）石英桥跨越裂缝壁的生长特征可以维持裂缝张开过程中获得的裂缝宽度，并在裂缝停止张开后支撑裂缝不被压应力闭合（Laubach et al.， 2004c），有效阻止了裂缝孔隙度的物理衰减（图12a），从而起到保存裂缝孔隙空间的作用（Laubach and Ward， 2006； Laubach et al.， 2016）；（2）石英桥呈孤立状、局部生长，使得其所占裂缝的体积比较小，不像方解石等胶结物那样连续的、大面积的充填裂缝孔隙，裂缝流体可以绕过石英桥继续流动（图12b）. 因此，尽管克深和大北地区白垩系储层现今埋藏深度很大且部分裂缝处于强挤压应力场下，含有石英桥且未被后期胶结物完全充填的裂缝仍可保留大量孔隙度和渗透率. 石英桥理论强调，与最大水平主压应力方向不一致的裂缝同样可以保持开启并提供储层渗透率，所以裂缝渗透率预测不应只考虑现今地应力方向，还需要结合构造背景和成岩作用.

6 石英桥的来源

6.1　Si的来源

石英胶结物SiO₂具有砂体内源和砂体外源两种来源. 砂岩中石英次生加大面处沉淀的SiO₂有许多潜在的内部来源，例如硅酸盐反应过程的副产物（蒙脱石的伊利石化和绿泥石化作用）、长石的溶解、压溶作用与缝合线的发育等（McBride， 1989）. SiO₂砂体外源的研究相对薄弱，外源主要包括深埋砂岩、深埋泥岩、花岗岩侵入体、基岩等来源的大规模运移. SiO₂砂体内源和外源的主要区别在于溶质运移方式，由于成岩温度下硅在水中的溶解度较低，所以外源SiO₂对流迁移需要极大的通水量，这种高通水量是受限的（Aplin and Warren，1994； 袁桃等， 2017）. 也就是说，砂岩内部局部的硅质来源相比于外源更为常见.

对于自然界中的天然裂缝来说，流体流动和溶质运移非常重要，两者往往决定了裂缝胶结物的时空分布. 研究区白垩系砂岩裂缝常被方解石和硬石膏胶结物半充填或全充填，大量胶结物的沉淀被认为与裂缝网络中对流运移的成岩流体有关（Vandeginste et al.， 2012）. 然而，研究区白垩系砂岩裂缝中石英胶结物的空间分布似乎并不由对流运移主导. 非对流运移有3点证据：虽然石英胶结物在裂缝中普遍存在，但是其整体含量较低，且未观察到完全被石英充填的宏观裂缝（裂缝宽度大于0.3 mm）；同一裂缝中石英胶结物形态有明显差异（桥和衬边）；同一条裂缝中，石英胶结物在裂缝端部的相对含量（单位体积的石英含量）比裂缝中心处更高. 通常情况下，裂缝端部比裂缝中心位置更晚形成，流经端部的成岩流体总量理应小于裂缝中心，导致对流条件下裂缝端部石英胶结物含量小于裂缝中心位置. 以上3点石英胶结物的分布方式与对流运移条件下胶结物的沉淀机理不符. 因此，砂体内局部来源是研究区白垩系砂岩裂缝石英桥Si来源更合理的解释.

6.2　氧同位素差异原因

SiO₂砂体内源这一结论似乎与离子探针原位氧同位素分析结果不符. 离子探针实验测得石英桥δ¹⁸O值明显高于石英骨架颗粒和次生加大，指示了白垩系“开放”流体环境. 本文将石英桥δ¹⁸O高值解释为古近系蒸发岩流体混入导致裂缝中成岩流体富集δ¹⁸O，石英桥沉淀时发生了δ¹⁸O交换（Akse et al.， 2020）. 结合流体包裹体和同位素分析结果，笔者认为在上新世‒更新世时期，白垩系裂缝形成时，连通的裂缝成为古近系蒸发岩流体运移的主要通道. 古近系蒸发岩流体混入白垩系地层流体有以下几点证据：

（1）裂缝中硬石膏胶结物沉淀并包围石英桥. 克深和大北地区白垩系储层裂缝中常见硬石膏胶结物，表明裂缝流体中硬石膏过饱和沉淀，而白垩系裂缝硬石膏胶结物已被证明与上覆古近系膏盐岩脱出的流体有关（李忠等， 2018）. 在流体中硬石膏未饱和之前，石英桥先沉淀.

（2）石英桥流体包裹体高盐度. KS202井N-S裂缝石英胶结物的流体包裹体分析表明，流体包裹体均一温度范围为132.7~156.3 ℃，冰点温度为-3.4~-4.1 ℃（对应盐度约5.87 wt%NaCl）. 对比N-S裂缝和E-W裂缝石英胶结物流体包裹体的测温数据可以看出，E-W裂缝（石英桥）流体包裹体盐度明显更高（15.02 wt%NaCl）.

（3）石英桥高氧同位素值. E-W裂缝中石英桥δ¹⁸O值（δ¹⁸O_VSMOW为17‰~21‰）比石英骨架颗粒δ¹⁸O值（平均δ¹⁸O_VSMOW为8‰~14‰）更高（图10b），说明石英桥氧同位素受到了“外部”流体的影响.

（4）石英桥¹⁸O值与硬石膏结晶水¹⁸O值接近. 研究区古近系蒸发岩流体中相对富集¹⁸O，δ¹⁸O值取决于沉积环境. 谭红兵（2005）研究发现，库车前陆冲断带石膏结晶水δ¹⁸O_VSMOW为18.88‰~23.19‰.

如果白垩系E-W裂缝中的成岩流体来源于上覆古近系膏盐岩，那么可能存在古近系流体的下移或侧移. 然而，在开放流体系统、非超压沉积盆地中，受埋藏期间压实、固结等成岩作用的影响，流体通常被认为向上运移（Bjørlykke， 1993）. 此外，研究区白垩系砂岩储层低孔超低渗，致密地层也会抑制浅层流体进入，这也是古近系蒸发岩流体下移的阻碍. 以上种种因素使得流体流动路径的分析变得复杂，需要详细讨论古近系流体的运移机制.

研究区古近系蒸发岩流体进入白垩系属于对流运移，对流流体通常向着流体压力梯度的非静水压力分量方向移动. 因此，向下运移的流体意味着：

（1）上覆地层超压可能是流体下移的驱动因素之一. 克拉苏构造带古近系膏盐岩层内普遍发育超压. 根据实测地层压力资料（包括DST、RFT和MDT数据）及前人研究成果，克拉2气田压力系数超过2.0，克深、大北地区压力系数一般为1.5~1.8，喜马拉雅运动晚期强烈的构造挤压作用被认为是超压形成的主要因素之一（石万忠等， 2007）. 当E-W裂缝张开时，其流体压力可能降低，此时古近系蒸发岩内超压驱动流体向下运移进入裂缝. 但需要注意的是，如果超压导致流体向下运移，那么白垩系顶部裂缝的应变量应该更大（裂缝更宽），同时超压生成的裂缝应该更常见. 笔者在岩心观察与描述时仅在部分井观察到大量集中发育的超压裂缝（如KS207井），且岩心裂缝上高下低的应变变化趋势并不明显. 因此，E-W裂缝形成/张开过程中，由上覆地层超压主导的流体向下运移可能是局部运移机制.

（2）地层抬升剥蚀过程中，白垩系裂缝流体压力降低（流体压力=静水压力），古近系蒸发岩流体在重力作用下向下运移. 前述白垩系E-W裂缝在快速埋藏‒抬升过程中形成. 地层抬升过程中，E-W裂缝（垂直最大主应力）因裂缝面压应力降低而张开，此时白垩系流体压力降低，密度更大的古近系高盐流体由重力驱动向下运移至张开的裂缝中. 在研究区内，由重力主导的古近系蒸发岩流体向下运移可能更合理（图13）. 国外也有研究实例表明，地层抬升期间，孔隙度在卸载作用下增加，地层水受重力作用可向下运移（Hooker et al.， 2015）.

（3）除向下运移之外，古近系蒸发岩流体侧向运移也不容忽视，其动力可以解释为喜马拉雅运动晚期强烈的水平挤压作用. 新近纪‒第四纪期间，古近系盐下楔状叠瓦构造特征基本成型，克拉苏断层下盘的断背斜构造被巨厚古近系膏盐岩包围. 在喜马拉雅晚期强烈的水平构造挤压作用下，断背斜北侧的蒸发岩流体可能被水平挤入白垩系张开的裂缝中，并在连通的流体通道内运移（图13）. 总体上，古近系蒸发岩流体受超压、重力、水平挤压作用的影响，经由褶皱变形/断层活动产生的裂缝从垂向、侧向运移至白垩系储层中，与白垩系原地层水混合. E-W裂缝张开过程中形成石英桥，石英桥处沉淀的SiO₂从混合流体中交换¹⁸O，从而导致局部氧同位素值的差异.

7 结论

在库车前陆冲断带砂岩储层裂缝中发现了石英桥. 石英桥呈孤立状离散生长在裂缝壁上，主要分布于特定裂缝中. 石英桥的发现为储层裂缝孔隙度和渗透性的保存提供了新的理论支撑点.

针对石英桥的流体包裹体和微区原位氧同位素分析表明，库车前陆冲断带白垩系砂岩中含石英桥的裂缝形成于地层埋藏‒抬升过程中（对应埋藏深度6 700~7 500 m，时间4.0~2.3 Ma）；裂缝形成期间，古近系蒸发岩流体（富集¹⁸O）在超压、重力及侧向挤压作用下混入白垩系地层流体中，石英桥沉淀过程中从混合流体中交换¹⁸O，导致石英桥氧同位素值的升高.

综上，石英桥的相关研究有助于推进构造成岩理论的发展，也对深层油气储层勘探开发具有重要意义.

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基金资助

国家油气重大专项(2017ZX05008003-010)