渤海海域火山熱流體及其對(duì)碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的控制作用

金小燕，杜曉峰，王清斌，代黎明，劉曉健，郝軼偉

(中海石油(中國(guó))有限公司 天津分公司，天津 300459)

深部熱液流體對(duì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層的溶蝕改造作用在塔里木盆地受到了廣泛關(guān)注[1-6]，而關(guān)于熱液對(duì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層改造方面的研究較少，熱液流體往往與熱液白云巖化、熱液溶蝕密切相關(guān)，尤其是深埋型碳酸鹽巖儲(chǔ)層，受深部熱液流體改造可以形成優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層。渤海海域火山活動(dòng)頻繁，但目前渤海油田對(duì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層的研究主要集中在古生界碳酸鹽巖儲(chǔ)層特征和巖溶作用、古地貌、斷裂、成巖作用及其控儲(chǔ)等方面[7-10]，而深部熱液流體對(duì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層改造方面的研究一直沒(méi)有得到落實(shí)和系統(tǒng)進(jìn)行。本文以渤海海域古生界碳酸鹽巖潛山儲(chǔ)層為例，利用巖心、鑄體薄片、碳氧同位素、鍶同位素、稀土元素以及流體包裹體等分析技術(shù)，對(duì)火山成因熱流體活動(dòng)特征及其對(duì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層的改造作用進(jìn)行系統(tǒng)研究，為深部碳酸鹽巖儲(chǔ)層預(yù)測(cè)和下一步油氣勘探提供依據(jù)。

1 渤海海域火山活動(dòng)特征

中國(guó)東部渤海灣盆地是一個(gè)中、新生代盆地，經(jīng)歷了2期裂陷旋回，形成了大量的火山巖[11]。渤海海域作為渤海灣盆地的重要組成部分(圖1)，中生代構(gòu)造活動(dòng)頻繁，尤其晚侏羅世—早白堊世時(shí)期，盆地進(jìn)入裂陷期，火山活動(dòng)強(qiáng)烈[12]，已有鉆井的鋯石測(cè)年揭示，火成巖形成年齡主要集中在119.1～134.0 Ma，說(shuō)明了中生代晚侏羅世—早白堊世是盆地重要的火山發(fā)育時(shí)期。新生代經(jīng)歷了古近紀(jì)裂陷沉降、新近紀(jì)—第四紀(jì)熱沉降階段，斷裂發(fā)育，火山活動(dòng)活躍，沿其劇烈活動(dòng)的大斷裂附近，既有火山噴發(fā)作用，也有火山侵入作用[11]。

巖漿活動(dòng)與構(gòu)造運(yùn)動(dòng)密切相關(guān)，斷裂的活動(dòng)強(qiáng)度和位置控制了巖漿活動(dòng)的規(guī)模和火成巖的分布，東部郯廬斷裂帶附近火山活動(dòng)活躍，火山巖主要呈NE向展布。西部因受郯廬斷裂和張家口—蓬萊斷裂的共同控制，火成巖分布范圍較廣，尤其是在鄰近歧口凹陷和南堡凹陷的地區(qū)，十余口井在中生界、新生界的沙河街組、東營(yíng)組和館陶組鉆遇火成巖，巖性主要為以輝綠巖為主的基性侵入巖和以玄武巖為主的基性噴出巖。區(qū)域分析表明，斷裂位置控制著巖漿上涌通道和火成巖的分布，在郯廬斷裂、張家口—蓬萊斷裂的共同控制下，伸展斷裂和走滑斷裂發(fā)育，巖漿在沿這些斷裂上涌的過(guò)程中，既可噴出地表堆積也可侵入圍巖，巖漿沿?cái)嗔焉嫌繃姵龅乇淼幕鹕綆r，在地震剖面上可見(jiàn)明顯的火山通道相、爆發(fā)相和溢流相，沿?cái)嗔焉嫌壳秩雵鷰r的侵入巖在地震剖面上具有明顯的穿層特征(圖2)。

火山作用形成的熱流體，以火山巖漿為主，同時(shí)還伴有H2O、CO2和H2S等氣體，渤海海域?qū)r漿的來(lái)源研究較少，但鄰區(qū)的南堡凹陷，通過(guò)對(duì)熔巖樣品的分析，Mg’值介于0.65～0.75之間，主要來(lái)源于幔源型原生巖漿[13]。在渤中凹陷火山活動(dòng)比較活躍的地區(qū)，已發(fā)現(xiàn)的天然氣藏中CO2含量普遍偏高，體積分?jǐn)?shù)最高可達(dá)90.61%，根據(jù)天然氣中氦同位素的分析，判定CO2氣體為幔源的無(wú)機(jī)成因氣[14]。綜上，渤海海域構(gòu)造活動(dòng)頻繁，火山活動(dòng)強(qiáng)烈，熱液流體活動(dòng)活躍，為儲(chǔ)層改造奠定了基礎(chǔ)。

圖1 渤海海域構(gòu)造簡(jiǎn)圖Fig.1 Structural sketch map of Bohai Sea area

圖2 渤海海域新生代火山巖地震相特征剖面位置見(jiàn)圖1的剖面1。Fig.2 Seismic facies characteristics of Cenozoic volcanic rocks in Bohai Sea area

2 碳酸鹽巖中火山熱流體識(shí)別標(biāo)志

從巖漿房噴發(fā)出來(lái)的炙熱巖漿，富含CO2和H2S等酸性流體，沿深大斷裂進(jìn)入碳酸鹽巖地層，與圍巖發(fā)生物理化學(xué)反應(yīng)，從而改變?cè)瓗r顏色、結(jié)構(gòu)、構(gòu)造乃至化學(xué)成分[4]。通過(guò)對(duì)火成巖與碳酸鹽巖接觸帶、礦物學(xué)、同位素地球化學(xué)和流體包裹體等方面一系列研究，在渤海首次系統(tǒng)建立了火山成因熱流體活動(dòng)的識(shí)別標(biāo)志。

2.1 接觸帶特征

2.1.1 熱液誘導(dǎo)縫

在受火山熱液影響的碳酸鹽巖的巖心上，可看到細(xì)密不規(guī)則、雜亂分布的裂縫(圖3a)，主要是由于炙熱的巖漿沿?cái)嗔堰M(jìn)入碳酸鹽巖圍巖過(guò)程中，因熱液流體“高溫高壓”的特點(diǎn)導(dǎo)致，巖石“熱脹冷縮”，進(jìn)而產(chǎn)生大量不規(guī)則細(xì)小熱液誘導(dǎo)縫。

2.1.2 熱褪色

在CFD2-1-2井薄片上可見(jiàn)在碳酸鹽巖與火成巖的接觸帶內(nèi)，因強(qiáng)烈的流體交換而產(chǎn)生的熱褪色現(xiàn)象(圖3b)，主要是在熱液的烘烤下，巖石顏色局部或全部由深色變成了淺色。

2.2 典型熱液礦物

2.2.1 鞍形白云石

鞍形白云石通常是典型的熱液成因的標(biāo)志性礦物，作者首次在渤海海域碳酸鹽巖潛山儲(chǔ)層中發(fā)現(xiàn)了大量鞍形白云石，其特點(diǎn)為：在正交偏光下呈波狀消光的特點(diǎn)(圖3c)；單偏光下，晶面呈不規(guī)則的彎曲狀。

2.2.2 石英晶體

石英晶體主要發(fā)育在火成巖與碳酸鹽巖接觸帶和碳酸鹽巖裂縫中，薄片下，自生石英主要以彌散狀分布在灰?guī)r中，掃描電鏡下呈短柱狀，晶形較好(圖3d)，大量的自生石英表明熱液不僅具有很高的溫度，而且富含較多的SiO2。這種火山富硅流體沿?cái)嗔堰M(jìn)入碳酸鹽巖地層中，在接觸帶和裂縫中形成短柱狀石英晶體。

圖3 渤海海域熱液作用的巖石學(xué)和礦物學(xué)證據(jù)

a.熱液誘導(dǎo)縫，BZ28-1-6D井，3 477.3 m，巖心； b.玄武巖與碳酸鹽巖接觸帶的強(qiáng)烈流體交換現(xiàn)象，CFD2-1-2井，3 447.59 m，鑄體薄片；c.鞍形白云石，CFD2-1-7井，正交偏光；d.柱狀自生石英晶體，CFD2-1-2井，3 447.61 m，掃描電鏡；e.硅質(zhì)結(jié)核，同心圈層發(fā)育，CFD2-1-7井，陰極發(fā)光；f.裂縫中脈狀黃鐵礦，SZ36-1-9井，1 973.85 m，鑄體薄片

Fig.3 Petrology and mineralogy of hydrothermal process in Bohai Sea area

2.2.3 硅質(zhì)結(jié)核

在熱液改造灰?guī)r段的孔縫中見(jiàn)到了硅質(zhì)結(jié)核，主要呈現(xiàn)同心圈層狀(圖3e)，硅質(zhì)結(jié)核的存在進(jìn)一步反映了火山熱液流體的頻繁活動(dòng)。

2.2.4 脈狀黃鐵礦

黃鐵礦一般指示還原環(huán)境，因形成環(huán)境不同，呈現(xiàn)不同的狀態(tài)。沉積成因的黃鐵礦一般顆粒較為細(xì)小，且呈現(xiàn)草莓狀、聚莓狀分布[15]；火山熱液成因的黃鐵礦，由于它可與各種硫化物、氧化物共生，從而形成較大的斑塊，有的甚至呈脈體分布[16]。渤海海域與熱液活動(dòng)相關(guān)的黃鐵礦，主要呈脈狀廣泛發(fā)育在碳酸鹽巖裂縫中，較縫洞方解石形成時(shí)間晚(圖3f)。

2.3 碳氧鍶同位素

2.3.1 碳氧同位素

渤海海域受熱液改造和未受熱液改造的方解石的δ13C值變化不明顯，δ18O值存在明顯差異。受熱液改造的方解石δ18O值明顯偏低，小于-10‰，而未受熱液改造的方解石δ18O值大于-10‰(圖4)。δ18O值的變化主要受介質(zhì)性質(zhì)和溫度的控制，因地下深處熱液流體的侵入而導(dǎo)致地層溫度有所升高，熱力分餾作用增強(qiáng)，進(jìn)而導(dǎo)致受熱液改造的方解石δ18O值偏低。另外，根據(jù)氧同位素特征，結(jié)合流體包裹體均一溫度，計(jì)算出部分碳酸鹽巖潛山孔縫中的方解石形成溫度超過(guò)300 ℃，遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)地層經(jīng)歷的最大埋深的溫度范圍，屬于高熱異常，分析認(rèn)為，這些方解石是受深部火山熱液流體改造形成的，進(jìn)而導(dǎo)致形成溫度異常高。

圖4 渤海海域碳酸鹽巖儲(chǔ)層中各類(lèi)方解石的碳、氧穩(wěn)定同位素分布特征Fig.4 Distribution of carbon and oxygen stable isotopes of Paleozoic calcites in Bohai Sea area

2.3.2 鍶同位素

由于任何一個(gè)時(shí)代全球海水的鍶在同位素組成上是均一的，因此，地質(zhì)歷史中海水的87Sr/86Sr值是時(shí)間的函數(shù)。根據(jù)顯生宙海水鍶同位素演化趨勢(shì)線(xiàn)看，奧陶系海相碳酸鹽巖的87Sr/86Sr值介于0.707 8～0.709 3之間[17]。渤海海域錦州20-2、渤中21-22、渤中28-1、曹妃甸2-1以及新渤中12-1地區(qū)采集樣品(n=62)的鍶同位素的分析結(jié)果(圖5)顯示：(1)錦州20-2構(gòu)造區(qū)微晶灰?guī)r基質(zhì)與縫洞方解石的87Sr/86Sr值相近，均表現(xiàn)出相對(duì)低值，平均為0.708 1；(2)渤中21-22區(qū)和新渤中12-1區(qū)微晶灰?guī)r基質(zhì)、灰?guī)r圍巖87Sr/86Sr值相近，平均值為0.710 2；縫洞方解石87Sr/86Sr值增大相對(duì)較明顯，平均值0.7122；(3)渤中28-1和曹妃甸2-1區(qū)微晶灰?guī)r基質(zhì)的87Sr/86Sr值均較低，平均值為0.709 3；灰?guī)r圍巖的87Sr/86Sr值較高，平均值為0.712 9；縫洞方解石87Sr/86Sr值增大明顯，平均值為0.717 5?？傮w而言，隨著成巖作用的不斷深入，錦州20-2、渤中21-22、渤中28-1和曹妃甸2-1等地區(qū)的碳酸鹽巖中87Sr/86Sr值有增加的趨勢(shì)。通過(guò)與顯生宙以來(lái)全球海水鍶同位素值對(duì)比來(lái)看，渤海海域中部分灰?guī)r圍巖和縫洞方解石的87Sr/86Sr值異常偏高。研究認(rèn)為，渤海海域古生界碳酸鹽巖后期成巖流體很可能受深部火山熱流體影響，因?yàn)榛鹕綗嵋毫鹘?jīng)了下伏古老的長(zhǎng)石質(zhì)或泥質(zhì)碎屑巖地層或結(jié)晶基底后均有富集87Sr的規(guī)律[18]。

圖5 渤海海域各地區(qū)碳酸鹽巖87Sr/86Sr測(cè)試數(shù)據(jù)分布Fig.5 87Sr/86Sr of different carbonate samples in Bohai Sea area

2.4 稀土元素

通常稀土元素的配分模式可用于判定碳酸鹽巖成巖作用[19]。渤海海域古生界灰?guī)r樣品稀土元素測(cè)試結(jié)果揭示，未受熱液改造的灰?guī)r和受熱液改造的灰?guī)r配分模式不同，受熱液改造的灰?guī)r配分曲線(xiàn)不僅右傾、明顯富集輕稀土元素，而且Eu正異常(圖6)。通常Eu的正異常反映熱液影響或是與還原環(huán)境有關(guān)[20]，由于在高溫環(huán)境下，Eu2+易被氧化成不易溶的Eu3+，從而導(dǎo)致儲(chǔ)層中Eu的富集，表現(xiàn)為Eu正異常[21]。渤海海域在中生代和新生代火山活動(dòng)頻繁，縫洞方解石的Eu正異常，進(jìn)一步揭示了碳酸鹽巖對(duì)巖漿熱流體的地球化學(xué)響應(yīng)。

圖6 渤海海域古生界灰?guī)r稀土元素配分模式Fig.6 REE pattern of Paleozoic limestones in Bohai Sea area

2.5 流體包裹體

綜合應(yīng)用碳酸鹽巖膠結(jié)物的晶形特征、陰極發(fā)光特征和流體包裹體等資料，在渤中28-1油田奧陶系縫洞方解石中進(jìn)行流體包裹體分析，選擇形態(tài)規(guī)則的鹽水包裹體進(jìn)行測(cè)溫，結(jié)果表明，均一溫度分布范圍較寬(圖7)，至少存在3期。第一期和第二期為未受熱液改造的方解石脈體，分別是靠近基質(zhì)發(fā)亮黃色光的細(xì)晶方解石和靠近裂縫發(fā)棕黃色光的中晶方解石，其內(nèi)均以鹽水包裹體為主(圖8a，b)，其中第二期存在部分烴類(lèi)包裹體在熒光下呈現(xiàn)淡藍(lán)色光；鹽水包裹體測(cè)溫顯示，方解石的結(jié)晶水體溫度介于60～150 ℃之間，膠結(jié)深度大致在1 300～3 490 m之間，為正常埋深的成巖方解石。第三期為受熱液改造的方解石，主要為裂縫中心的粗晶方解石，陰極發(fā)光呈現(xiàn)亮黃色，其內(nèi)以鹽水包裹體為主(圖8c)；方解石的結(jié)晶水體溫度介于150～300 ℃，遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于最大埋深的地層溫度，說(shuō)明渤中28-1油田奧陶系存在明顯的熱液流體活動(dòng)。

圖7 渤海海域渤中28-1油田奧陶系縫洞方解石鹽水包裹體均一溫度分布Fig.7 Homogenization temperature of Ordovician calcites filled in fissure-cave salt-water inclusions in BZ28-1 Oil Field, Bohai Sea area

圖8 渤海海域渤中28-1油田奧陶系縫洞中方解石包裹體顯微特征

a.第一期鹽水包裹體，氣液比30%，宿主礦物為靠近基質(zhì)的細(xì)晶方解石，均一溫度73 ℃，BZ28-1-6D井，3 477.4 m；b.第二期鹽水包裹體，氣液比20%，宿主礦物為靠近裂縫中心粗晶方解石，均一溫度119.6 ℃，BZ28-1-6D井，3 466.5 m；c.第三期鹽水包裹體，氣液比40%，宿主礦物為裂縫中心方解石，均一溫度238.5 ℃，BZ28-1-6D井，3 477.4 m

Fig.8 Inclusion characteristics of Ordovician calcites filled in fissure-cave in BZ28-1 Oil Field of Bohai Sea area

3 火山熱流體對(duì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層的控制

3.1 火山成因熱流體成儲(chǔ)機(jī)理

3.1.1 熱液誘導(dǎo)縫提高儲(chǔ)層滲透性

熱液誘導(dǎo)縫是火山成因熱流體改造儲(chǔ)層的典型現(xiàn)象之一。炙熱巖漿熱流體從巖漿房噴出，快速進(jìn)入碳酸鹽巖圍巖的過(guò)程中，受熱液上拱和高溫高壓的影響，碳酸鹽巖脆性巖石會(huì)發(fā)生破裂，產(chǎn)生大量不規(guī)則的熱液誘導(dǎo)縫，這些裂縫把原來(lái)孤立的簡(jiǎn)單裂縫和孔隙連在一起變成了復(fù)雜的裂縫體系，大大提高了儲(chǔ)層的滲透性，為后續(xù)流體活動(dòng)提供了有利通道。

3.1.2 熱液白云巖化釋放儲(chǔ)集空間

巖漿熱流體不僅具有很高的溫度，還富含CO2、H2S等一系列酸性氣體，在進(jìn)入碳酸鹽巖地層中，發(fā)生強(qiáng)烈的水—巖反應(yīng)[1]。要產(chǎn)生熱液白云巖化，最關(guān)鍵的就是鎂離子的來(lái)源[22]。在CFD2-1-7井玄武巖中菱鎂礦的發(fā)育，顯示了富鎂礦物的再沉淀作用，表明了熱液伴生的氣液相流體是富含鐵鎂離子的。鄰區(qū)南堡凹陷研究表明，火山巖原生熔漿Mg’值介于0.65～0.75之間，進(jìn)一步說(shuō)明了火山熱液流體中含有豐富的鎂離子。同時(shí)，熱液白云巖的形成要求成巖流體具備高于周?chē)h(huán)境至少5 ℃的溫度[23]，從鹽水包裹體的測(cè)試分析來(lái)看，熱液流體捕獲的包裹體均一溫度高于圍巖至少20 ℃，因此，渤海海域具備了熱液白云巖形成的環(huán)境。

灰?guī)r白云化的實(shí)質(zhì)是高溫富Mg2+成巖介質(zhì)中的Mg2+交代灰?guī)r中的Ca2+，同體積灰?guī)r轉(zhuǎn)化成同體積白云巖時(shí)，可增加13%的孔隙度，形成晶間孔和晶間溶孔等[24]。渤海海域熱液白云巖主要分布在構(gòu)造斷裂附近、火成巖與碳酸鹽巖接觸的部位，火山熱液流體在沿?cái)嗔焉仙倪^(guò)程中進(jìn)入碳酸鹽巖地層，發(fā)生白云石化作用(圖9a)，產(chǎn)生晶間孔、晶間溶孔，釋放出大量的儲(chǔ)集空間。渤海海域在大段熱液白云巖中可見(jiàn)殘余的粉晶—細(xì)粉晶方解石原巖，證明了熱液白云石化作用的產(chǎn)生。

3.1.3 熱液溶蝕作用改善儲(chǔ)集空間

火山成因熱流體成分主要包括兩部分，一部分為火山熔巖，一部分為水蒸氣、CO2、H2S等氣體，并以CO2為普遍，從而導(dǎo)致流體呈酸性，酸性熱液沿?cái)嗔芽焖儆咳胩妓猁}巖圍巖進(jìn)行溶蝕，形成沿?cái)嗔逊植家?guī)模不等的溶蝕孔隙。無(wú)論哪種類(lèi)型的儲(chǔ)層，溶蝕作用都是形成優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的關(guān)鍵一環(huán)。受熱液改造的灰?guī)r段，掃描電鏡下，磷灰石包殼發(fā)育在微觀(guān)孔縫中，但未完全充填孔縫，在硅質(zhì)結(jié)核富集段，巖心、薄片下均見(jiàn)大量溶蝕孔洞發(fā)育(圖9b)，表明受熱液改造的灰?guī)r段，由于存在大量硅質(zhì)結(jié)核和磷灰石包殼等熱液礦物，對(duì)先存的孔縫有很好的支撐和保護(hù)作用，有利于火山熱液流體進(jìn)入，進(jìn)行溶蝕改造。受火山熱液改造的白云巖段，發(fā)育晶粒較大的細(xì)—粉晶白云巖，與遠(yuǎn)離熱液活動(dòng)帶的泥晶白云巖相比，溶蝕孔洞更為發(fā)育。碳酸鹽巖儲(chǔ)層實(shí)測(cè)物性分析揭示，受熱液流體作用改造的儲(chǔ)層孔隙度在6%以上，而未受熱液流體作用改造的儲(chǔ)層孔隙度在2%～5%之間。

3.2 熱流體對(duì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層的改造模式

通過(guò)對(duì)渤海海域火山熱液流體活動(dòng)及儲(chǔ)層發(fā)育特征的研究，建立了火山成因熱流體碳酸鹽巖儲(chǔ)層改造模式(圖10)。古生界碳酸鹽巖受區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響抬升暴露地表，遭受大氣水淋濾改造發(fā)育巖溶型儲(chǔ)層。之后，受斷裂活動(dòng)的影響，火山作用強(qiáng)烈，炙熱的巖漿沿?cái)嗔焉嫌窟M(jìn)入碳酸鹽巖地層，圍巖受熱液上拱和高溫高壓影響，發(fā)生破裂，形成的一系列熱液誘導(dǎo)縫把原來(lái)相對(duì)簡(jiǎn)單孤立的裂縫和孔隙連在一起，形成了復(fù)雜的裂縫體系，后期富鎂的酸性巖漿熱流體沿這些復(fù)雜的裂縫體系進(jìn)一步涌入碳酸鹽巖地層，發(fā)生了白云巖化作用和熱液溶蝕作用，產(chǎn)生大量的溶蝕孔隙。綜合渤海海域碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層形成因素，構(gòu)造裂縫是先導(dǎo)，表生巖溶是基礎(chǔ)，后期熱液溶蝕改造是優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層形成的關(guān)鍵。

圖9 渤海海域古生界碳酸鹽巖火山熱流體成儲(chǔ)模式Fig.9 Reservoir model of volcanic hydrothermal fluid in Paleozoic carbonate rocks in Bohai Sea area

圖10 渤海海域古生界碳酸鹽巖火山成因熱流體儲(chǔ)層改造模式剖面位置見(jiàn)圖1的剖面2。Fig.10 Paleozoic carbonate reservoir reformation model of volcanic hydrothermal fluid in Bohai Sea area

火山成因熱流體對(duì)深部碳酸鹽巖潛山儲(chǔ)層起到建設(shè)性作用，可以形成優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層。近期，渤海海域CF油田新鉆井在古生界碳酸鹽巖層段中進(jìn)行了測(cè)試，獲得日產(chǎn)油110 m3的穩(wěn)定產(chǎn)能。因此，在深部碳酸鹽巖潛山油氣勘探中，斷裂發(fā)育和熱液活動(dòng)的疊加區(qū)是尋找到規(guī)模型碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的有利區(qū)帶。

4 結(jié)論

(1)渤海海域構(gòu)造活動(dòng)頻繁，深大斷裂為火山活動(dòng)提供了熱液流體通道，火成巖主要沿?cái)嗔寻l(fā)育，火山成因熱流體以火山熔巖液體為主，伴有水蒸氣、CO2和H2S等氣體。

(2)渤海古生界碳酸鹽巖儲(chǔ)層中存在明顯的熱液流體活動(dòng)，典型的接觸帶熱褪色、熱液誘導(dǎo)縫，渤海首次發(fā)現(xiàn)鞍形白云石、硅質(zhì)結(jié)核、石英晶體、脈狀黃鐵礦等典型熱液礦物，受熱液作用影響的方解石具有δ18O異常低值、87Sr/86Sr異常高值、輕稀土富集且Eu正異常，鹽水包裹體均一溫度遠(yuǎn)高于地層溫度等典型的熱液活動(dòng)證據(jù)。

(3)火山成因熱液流體對(duì)古生界碳酸鹽巖儲(chǔ)層具有較強(qiáng)的改造作用，火山成因熱流體沿?zé)嵋赫T導(dǎo)縫進(jìn)入圍巖，與圍巖發(fā)生白云石化作用，磷灰石包殼、硅質(zhì)結(jié)核等熱液礦物對(duì)先存的孔縫具有一定的支撐和保護(hù)作用，火山熱液流體沿裂縫進(jìn)入，對(duì)碳酸鹽巖進(jìn)行溶蝕改造，形成大量的溶蝕孔隙，大大改善了儲(chǔ)層物性。