塔里木盆地下古生界碳酸盐岩中硅化作用成因

朱东亚，孟庆强

(中国石油化工股份有限公司 石油勘探开发研究院，北京 100083)

塔里木盆地下古生界碳酸盐岩中经常可以见到隐晶质的硅质条带或者硅质结核，这些硅质条带和硅质结合通常认为是沉积形成的[1-3]。但在有些钻井的下古生界碳酸盐岩岩心中可以见到一些自形晶簇状石英，充填或部分充填于碳酸盐岩的溶蚀孔洞中。特别是在后期溶蚀改造比较发育的白云岩中，石英的充填较为常见。碳酸盐岩中的这种硅化作用与某一种类型的流体活动有关，此种类型的流体也会对碳酸盐岩产生一定的溶蚀改造作用。因此，查明该流体类型对于探讨塔里木盆地碳酸盐岩后期溶蚀改造和储层发育有着一定的积极意义。本文试图通过对石英中的流体包裹体均一温度、包裹体水氢氧同位素以及石英的稀土元素分析等方法来揭示导致碳酸盐岩发生硅化作用的流体类型。

1 样品及方法

位于塔里木盆地北部雅克拉凸起的沙15井是硅化作用发育较为强烈和典型的一口钻井。沙15井所揭示的下奥陶统地层以白云岩为主，次生溶蚀改造和次生溶蚀孔隙较为发育。白云岩次生溶蚀改造发育段硅化作用也较为强烈。溶蚀孔洞被晶簇状石英部分或全部充填，石英颗粒一般可达几个毫米大小。除沙15井外，塔北的沙5井、沙13井、塔深1井、塔中的中3井、塔中1井等的下古生界碳酸盐岩岩心中也都能见到类似的硅化作用。

本次研究以沙15井为例，选取含晶簇状石英的岩心磨制包裹体片以进行流体包裹体测温，然后挑选纯净的石英颗粒做包裹体水氢同位素分析、石英氧同位素分析和稀土元素分析。流体包裹体测温在Linkam-TH600冷热台上进行。通过热爆法获得石英中的包裹体水，然后用MAT252质谱仪检测其氢同位素。石英氧同位素也通过MAT252质谱仪检测获得，通过石英与水之间氧同位素平衡分馏系数和流体包裹体均一温度计算得到包裹体水氧同位素。稀土元素通过ICP-MS方法获得，所用仪器为Yokogava PMS-200离子质谱仪。这些分析测试在中国科学院地质与地球物理研究所完成。

2 结果和讨论

2.1 石英中流体包裹体均一温度

石英晶体中通常可见大量的气液两相包裹体，包裹体呈长方形或呈不规则的形态，大小一般十几微米，气/液比在5%左右。石英中流体包裹体均一温度位于120～200 ℃之间，主峰温度150～190 ℃之间(图1)。以地表温度20 ℃，现今地温梯度20 ℃/hm[4]计算，若要形成这么高的均一温度，埋藏深度需要在6 500～8 500 m之间，根据埋藏史[5]，下奥陶统白云岩在地质历史上并没有达到这样的埋藏深度。所以，沉淀形成石英的流体并不是原来就存在于地层内部的地层水，具有这么高温度的流体应该是岩浆热液流体。叶德胜[6](1992)所测定的塔北地区丘里塔克群石英中流体包裹体均一温度为l92～278 ℃，也说明了热液流体的活动。

图1 塔里木盆地北部下奥陶统石英中流体包裹体均一温度分布直方图

2.2 石英中包裹体水氢氧同位素特征

沙15井下奥陶统白云岩溶蚀孔洞中充填的晶簇状石英的氧同位素和流体包裹体水氢氧同位素测试结果见表1。4个包裹体水氢同位素(δDV-SMOW)值分别为-118.36‰,-106.58‰,-96.78‰,-83.39‰；石英氧同位素(δ18OV-SMOW)值分别为24.14‰,23.36‰,22.73‰,18.6‰。根据包裹体均一温度和石英与水之间的氧同位素平衡分馏方程计算得到沉淀石英的流体的δ18OV-SMOW值分别为8.69‰,7.20‰,8.50‰,5.21‰(表1)。

大部分高温下与岩浆平衡的岩浆水的δ18O位于6‰～8‰之间，δD位于-50‰～-80‰之间[7]。变质水δ18O位于5‰～25‰之间，δD位于-20‰～-70‰之间[8]。埋藏至深埋藏成岩阶段由于水岩相互作用，孔隙水的δ18O会逐渐增加，但最大不超过3‰±1‰[9]，否则演化线将于白云石区不相交，这一理论值也与石英实测δ18O值和根据包体测温计算的结果相一致。

石英样品中的流体氢氧同位素组成与大气水、海水以及变质水都相差较大(图2)。塔北奥陶系地层水的δDV-SMOW值位于-44.7‰～-61.0‰之间[10]，石英中流体包裹体水与之也有着显著的差别。与岩浆水相比，石英中流体包裹体水氧同位素正好位于岩浆水的范围内，但氢同位素低于岩浆水的范围。可以推测沉淀石英的流体为岩浆热液，氢同位素降低是岩浆热液与沉积地层中的有机质发生氢同位素交换的结果。

表1 塔里木盆地北部下奥陶统石英中流体包裹体水氢氧同位素组成

1)包裹体水δ18OV-SMOW是通过实测的石英δ18OV-SMOW、流体包裹体均一温度(T)和石英与流体之间的

氧同位素分馏系数(α=3.38×106/T2-2.90，据郑永飞等(2000)[7])计算得到，计算公式为：

流体δ18OV-SMOW=δ18OV-SMOW(石英)-3.38×106/T2+2.90。

图2 塔里木盆地北部下奥陶统石英包裹体水氢、氧同位素分布

2.3 稀土元素特征

稀土元素是元素周期表中元素序号从57到71的镧系的15个元素，由于这些元素的电价基本相等、离子半径相近，所以具有相似的地球化学性质，可以用来追踪地球化学过程[11-16]。沙15井3个石英样品稀土元素测试结果见表2，其配分模式见图3a。

从稀土元素配分模式图(图3a)上可以看出，沙15井的石英具有轻稀土富集的特征，其LREE/HREE分别为11.866,9.276,11.326，平均值为10.816；(La/Yb)N分别为15.950,10.034,13.206，平均值为13.063。 石英还具有较为明显的Eu负异常(图3a)，其δEu分别为0.636,0.616,0.638，平均值为0.613；但不具有明显的Ce负异常。

根据贾承造(2004)[16]的研究成果，塔里木盆地二叠纪中酸性火成岩大部分样品具有明显的Eu的负异常，但不具有明显的Ce负异常(图3b)。中酸性火成岩的LREE/HREE、(La/Yb)N、δEu和δCe平均分别为10.96,12.09,0.536和0.94。从稀土元素配分模式和几个参数来看，石英与中酸性火成岩比较接近，说明沉淀石英的流体是与中酸性火成岩活动有关的岩浆热液流体。

表2 塔里木盆地北部下奥陶统石英稀土元素组成

图3 塔里木盆地北部下奥陶统石英和中酸性火山岩稀土元素配分模式

2.4 石英成因

从石英中流体包裹体均一温度、氢氧同位素以及稀土元素组成上可以看出，沙15井下奥陶统白云岩溶蚀孔洞充填的石英颗粒是从岩浆热液中沉淀形成的。岩浆热液成因的石英在金属矿床中较为常见，研究的也较多，热液流体的温度、压力、酸碱度等性质的改变可导致硅质的过饱和和硅化作用的发生[17-18]。同时对硅过饱和并对方解石不饱和的流体是存在的[19]，这种类型的流体和碳酸盐岩相遇时，在沉淀石英的同时还会溶解其中的灰质成分，从而使碳酸盐岩储层在一定程度上得到改善。

3 结论

流体包裹体测温、氢氧同位素和稀土元素特征表明塔里木盆地下古生界碳酸盐岩溶蚀孔洞中充填的晶簇状石英是从岩浆热液中沉淀形成的。晶簇状石英在许多钻井的下古生界碳酸盐岩岩心中都可以看到，在一定程度上表明了塔里木盆地热液活动的广泛性。热液流体具有较高的温度并一般富含CO2，对碳酸盐岩会形成显著的溶蚀改造作用，实际勘探中应给予足够的重视。

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