塔里木盆地塔北和塔中地区流体作用环境差异性分析

朱东亚, 孟庆强, 胡文瑄, 金之钧

(1. 中国石化石油勘探开发研究院 构造-沉积储层实验室, 北京 100083; 2. 南京大学 地球科学系, 江苏 南京210093)

0 引 言

塔里木盆地塔北和塔中地区下古生界碳酸盐岩是重要的油气勘探目的层, 也是主要油气产层。成岩作用过程中的各种流体的次生改造作用是碳酸盐岩储层发育的至关重要因素。查明后期流体作用类型和作用机制对寻找下古生界优质碳酸盐岩储层具有重要的指导意义。已有不少学者对塔中和塔北地区下古生界碳酸盐岩经受的流体作用做了大量深入的研究工作[1–11], 认为下古生界碳酸盐岩所经受的流体作用类型主要有大气降水、地层水和热液流体等。

但塔北和塔中地区各自所经受的主要流体作用类型是什么、有什么差别、受什么因素控制等尚没有系统的探讨比较。不同流体改造作用和地质影响因素对应着不同的储层勘探策略, 所以需要针对上述问题开展系统的研究工作。

本文针对塔里木盆地塔北和塔中地区奥陶系灰岩裂缝、溶蚀孔洞和岩溶洞穴中所充填的方解石进行流体包裹体测温、稀土元素和碳氧锶同位素分析,拟通过综合比较, 探讨两个地区主要的流体作用类型, 并系统分析影响流体作用的构造演化、火成岩发育等地质影响因素和地质环境的差异。

1 样品和方法

塔里木盆地下古生界寒武—奥陶系发育有大量的碳酸盐岩, 其中寒武系至下奥陶统下部以白云岩为主, 下奥陶统下部白云岩以上地层以灰岩为主。在塔中和塔北地区下古生界碳酸盐岩裂缝、溶蚀孔洞和岩溶洞穴中都见有大量方解石的充填。本次研究主要对塔北和塔中地区奥陶系灰岩钻井岩芯中的裂缝充填方解石脉、溶孔充填方解石和岩溶洞穴充填巨晶方解石进行了系统的采样和分析, 塔北和塔中地区样品个数分别为19个和10个。为便于比较,也对12口钻井奥陶系灰岩进行了取样和分析。此外,还选取了塔中地区3个发生重结晶作用的灰岩样品和两个中寒武统的黑色泥岩样品进行对比。取样井位分布见图1。

所做的分析测试项目包括流体包裹体测温、稀土元素以及碳氧锶同位素分析。用于流体包裹体测温的样品双面剖光至0.2 mm厚。流体包裹体测温在Linkam-TH600冷热台上进行。经温度校正后, 开始升温速率为15 ℃/min, 在包裹体中气泡明显变小、接近均一时, 升温速率降至 1 ℃/min, 均一温度测试精度为±1 ℃。

为了能准确反映流体作用类型和环境, 需要分析测试的溶蚀孔洞中充填的方解石或裂缝中充填的方解石脉样品必须保证纯净无杂质污染。为了保证所选方解石样品的纯净, 在采集岩芯标本时首先保证所含的方解石洁净、颜色均匀一致(图2); 然后再在薄片下观察确保所含方解石矿物晶型完好、光性一致、无溶蚀、不包裹杂质。此外, 阴极发光是否均匀一致通常可以判断碳酸盐岩矿物是否纯净无杂质, 是较为常用的方法。为了保证裂缝或孔中充填的方解石样品纯净不受杂质干扰, 选样前还对不同方解石样品都做了阴极发光分析, 只对阴极发光均匀一致的各类方解石进行取样。

为了做地球化学分析, 把包含方解石样品的灰岩岩芯粉碎成几毫米大小的小碎块, 然后精心挑选出纯净的方解石颗粒和灰岩围岩。所选出的样品最后研磨成小于 200目的粉末用于稀土元素以及碳氧锶同位素分析。稀土元素通过ICP-MS分析, 所用仪器为Yokogava PMS-200离子质谱仪。碳氧同位素分析用100%磷酸法, 在 Mat252质谱仪上进行。锶同位素测定在Finnigan MAT Triton TI质普仪上进行,测得的87Sr/86Sr值按照87Sr/86Sr＝0.1194的质量分馏标准进行校正。测得的 NBS987标准样品锶同位素平均值为0.710273±0.000012。

图1 塔里木盆地取样钻井位置分布图Fig.1 Distribution of wells for samples in the Tarim Basin

图2 塔里木盆地奥陶系灰岩裂缝、溶蚀孔和岩溶洞穴中充填方解石特征Fig.2 Characteristics of calcites filling in fracture, dissolution pore and karst caves in Ordovician limestones in the Tarim Basin(a)灰岩裂缝中充填的方解石脉, S79井, 5586.81 m, O2yj, 岩芯照片; (b)灰岩孔中充填的方解石, S94井, 5960.50 m, O1, 岩芯照片; (c)灰岩岩溶洞穴中充填的巨晶方解石, AD3井, 6547.84 m, O2yj, 岩芯照片。为保证分析测试数据的可靠性, 本次研究在如图所示的纯净部位取方解石样品。

2 测试结果

2.1 流体包裹体

塔北和塔中地区方解石中流体包裹体均一温度和盐度测试结果见表1。塔北地区所测试的S79-4、YQ8-2、T904-202和 S85-201方解石样品中的流体包裹体均一温度相对较低, 包裹体均一温度平均值分别为 66.6 ℃、70.7 ℃、105.8 ℃和 82.4 ℃。AD12-4样品在常温下只能发现纯液相的流体包裹体, 见不到气相组分, 说明包裹体在常温下已达到均一。T737-4和 T740-106两个方解石样品具有较高的流体包裹体均一温度, 平均温度分别为 158.1 ℃和144.2 ℃。这两个样品也具有相对较高的盐度, 其中T740-106样品平均盐度为16.8%NaCleqv。

表1 塔北和塔中地区流体包裹体测温结果Table 1 Results of fluid inclusion measurements in the Central and North Tarim Basin

塔中地区所测试的4个样品流体包裹体均一温度相对较高, 平均温度分别为180.0 ℃、152.9 ℃、172.5 ℃和139.2 ℃。塔中地区流体包裹体盐度也比大多数塔北地区的高, 盐度范围为 13.2%～18.9%NaCleqv。

2.2 稀土元素

稀土元素分析结果见表2。PAAS标准化后塔北方解石、塔中方解石和塔里木盆地灰岩稀土分布模式分别见图3、图 4和图5。塔北地区 TB3两个样品(T737-4和T740-106)具有相对较高的稀土元素含量(表2), 其稀土元素分布模式与灰岩及塔北其他方解石脉也有着明显的不同(图 3和图 5)。除 T737-4和T740-106两个样品外, 塔北地区其他的无论是裂缝中的方解石脉还是岩溶洞穴充填的巨晶方解石在稀土元素分布模式上都较为相似, 并且与灰岩围岩也较为相似(图 3和图 5); 这些方解石脉稀土含量(∑REE)、轻重稀土比值(LREE/HREE)、(La/Yb)N、δEu和 δCe平均值分别为 6.44 μg/g、7.1、1.2、0.97和0.85, 与塔里木盆地相应的灰岩的值较为接近(表2)。

塔中地区方解石脉一个显著的特征是大多数样品具有 Eu的正异常(图 4)。除 TZ12-55、TZ12-56和中 3-101 3个样品外, 方解石脉 δEu变化范围为1.39～76.03(表 2)。无论是否具有 Eu的正异常, 塔中方解石脉都具有轻稀土元素相对富集的特点, 与塔北方解石和灰岩具有明显的区别(表2, 图3、图4和图 5), 其 LHREE/HREE和(La/Yb)N分别位于4.5～18.1和 0.6～13.6之间, 平均值为分别为 12.5和3.4。

塔中地区中16-307方解石样品具有非常高的稀土元素含量, 总稀土含量∑REE达到118.48 μg/g, 比其他方解石样品高一个数量级, 但比下伏中寒武统泥岩样品低。两个泥岩样品的∑REE值分别 191.71 μg/g和200.85 μg/g (表2)。在稀土元素分布模式上,如不考虑Eu正异常的特点, 中16-37方解石样品与泥岩样品较为相似。

图3 塔北地区奥陶系方解石稀土元素分布模式Fig.3 Distribution patterns of Ordovician calcites in the North Tarim Basin

图4 塔中地区奥陶系方解石稀土元素分布模式Fig.4 Distribution patterns of Ordovician calcites in the Central Tarim Basin

图5 塔里木盆地奥陶系灰岩稀土分布模式Fig.5 Distribution patterns of Ordovician limestones in the Tarim Basin

表2 塔北和塔中奥陶系方解石和灰岩稀土元素和同位素组成Table 2 Rare earth elements and isotope compositions of the Ordovician calcites and limestone in the Central and North Tarim Basin

(续表 2)

塔中地区3个重结晶灰岩样品也具有显著的Eu正异常, δEu变化范围为 1.71～19.19, 平均值为9.91(表 2)。3个样品的轻重稀土比 LREE/HREE分别为 8.4、8.9和 10.0, 平均值为 9.1; (La/Yb)N值分别为1.0、1.2和1.4, 平均值为1.2(表2)。与塔中地区方解石稀土配分模式相比, 具有相对较高的重稀土含量。如不考虑Eu正异常, 重结晶样品稀土分布模式与塔里木灰岩较为一致(图4和图5)。

2.3 碳氧锶同位素

2.3.1 塔里木盆地灰岩

塔里木盆地塔北和塔中地区奥陶系灰岩的氧同位素 δ18OPDB值位于–7.8‰～–3.9‰之间, 平均值为–6.3‰; δ13CPDB值位于–2.4‰～+2.0‰之间, 平均值为+0.2‰(表2)。灰岩碳和氧同位素组成与世界范围奥陶系碳酸盐岩碳和氧同位素组成基本一致[12]。灰岩锶同位素87Sr/86Sr值位于0.708269～0.708972之间, 平均值为 0.708605, 基本位于 Denison et al.[13]所确定的奥陶系海相沉积碳酸盐岩的范围之内。碳氧锶同位素组成表明这些灰岩为正常的沉积碳酸盐岩, 其形成流体为海水。

2.3.2 塔北方解石

塔北TB1 5个方解石样品(S94-105、S119-3-7、S91-206、TP2-5和S94-103)具有相对较重的氧同位素组成(表2)。其δ18OPDB和δ13CPDB值变化范围分别位于–9.4‰～–7.3‰和–0.2‰～+1.5‰之间, 与灰岩围岩在碳氧同位素组成上较为接近(图6)。这几个样品还具有相对较轻的锶同位素组成,87Sr/86Sr值位于0.708710～0.709025之间, 与灰岩围岩较为接近(图 7)。

塔北TB2和TB3方解石样品都具有相对较轻的氧同位素组成和相对较重的锶同位素组成(表2)。其δ18OPDB值位于–18.9‰～–10.8‰之间, 多数在–15‰左右,87Sr/86Sr值位于0.709190～0.709989之间, 与灰岩围岩差别非常显著(图 6和图 7)。这些样品中,AD12-1、S110-101和 T740-106具有较轻的碳同位素组成, 其 δ13CPDB值分别为–4.38‰、–3.6‰和–5.7‰。

图6 塔北奥陶系方解石δ18OPDB-δ13CPDB关系图Fig.6 δ18OPDB-δ13CPDB relationship of Ordovician calcites in the North Tarim Basin

图7 塔里木盆地奥陶系方解石和灰岩锶同位素组成Fig.7 Strontium compositions of Ordovician calcites and limestones in the Tarim Basin

2.3.3 塔中方解石

与灰岩围岩相比, 塔中地区多数方解石氧同位素组成具有偏轻的特点, δ18OPDB值位于–7.9‰～–14.3‰之间, 平均值为–9.9‰, 与塔北地区方解石也有着一定的区别(表2, 图8)。与灰岩围岩相比, 中4-3C和中16-307两个方解石样品的碳同位素组成明显偏轻, δ13CPDB值分别为–3.9‰和–4.5‰(表 2, 图8)。

塔中地区方解石脉锶同位素组成变化范围较大,87Sr/86Sr值范围为 0.709049～0.719503,平均值为0.709482; 除TZ12-61C样品与灰岩围岩接近外, 都大于灰岩围岩的值(表2, 图7)。

3个重结晶灰岩样品之一的中 4-1L具有较轻的碳氧同位素组成, δ18OPDB和 δ13CPDB值分别为–10.1‰和–4.2‰; 其他 2个样品与未变化的灰岩基本一致。重结晶灰岩都还具有较高的87Sr/86Sr值, 分别为 0.709547、0.709547和 0.709441(表 2,图 7)。

图8 塔中奥陶系方解石δ18OPDB-δ13CPDB关系图Fig.8 δ18OPDB-δ13CPDB relationship of Ordovician calcites in the Tarim Basin

3 讨 论

3.1 塔北和塔中流体作用类型及差别

塔里木盆地塔北和塔中地区不同的流体作用环境和流体作用类型导致了所沉淀的方解石在流体包裹体测温、稀土元素组成和同位素组成上的差异。

塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩地层中活跃的流体类型主要有三种[1,2,10]: 下渗的大气降水、地层水和从盆地深部自下而上运移的热液流体。在这几种流体作用下, 都能沉淀形成方解石。下文将从流体包裹体测温、稀土元素组成和碳氧锶同位素组成方面探讨塔里木盆地塔北和塔中地区流体作用的特点和两者之间的差别。

3.1.1 包裹体均一温度

塔里木盆地经历了几次大的构造运动事件, 下古生界地层经历了多次的构造抬升和沉降[14–15], 最终在白垩纪之后进入快速沉降, 盆地大部分地区现今埋深最深[15]。根据叶德胜等[16]的塔北埋藏史-热史和赵宗举等[17]的塔中埋藏史-热史, 在现今时期这两个地区奥陶系灰岩围岩处于最深埋藏深度并具有最高埋藏温度。所以可以根据现今地温梯度2 ℃/100 m[11]和地表温度 20 ℃来计算采样位置处灰岩围岩地层经历的最高埋藏温度(表2)。

从表2中可以看出, 塔北地区除TB3的两个样品(T737-4和 T740-106)外, 无论是裂缝还是岩溶洞穴中充填TB2方解石的流体包裹体, 所测的均一温度都低于根据埋藏深度计算的埋藏温度。

所测试的塔中地区方解石脉和塔北地区TB3两个方解石样品(T737-4和T740-106)的流体包裹体均一温度都高于现今埋藏温度, 表明沉淀方解石的流体温度要高于围岩地层的温度, 此种类型的流体是典型的深部热液流体[18–19]。Cai et al.[2]和 Li et al.[10]也从方解石形成温度高于埋藏温度的角度证实了塔里木盆地下古生界地层中热液流体活动的存在。

3.1.2 稀土元素组成

(1)Eu异常 方解石中的Eu正异常很大程度上直接反映出流体中Eu2+/Eu3+的比值[20]。在较高温度的还原环境下, Eu3+被还原为 Eu2+[2], 流体Eu2+/Eu3+比值强烈受控于温度的大小, 并在 250 ℃时 Eu2+/Eu3+达到平衡[21–22]。由于 Eu2+比 Eu3+的离子半径大(分别为0.117 nm和 0.095 nm), Eu2+不但比Eu3+更不易被吸附, 而且通常情况下还比较难以进入造岩矿物中[2]。因此, 较高温下Eu能以Eu2+的形式在流体中相对富集。随着温度的逐渐降低, 富集的 Eu2+逐渐转化为 Eu3+; 后者离子半径与 Ca2+的离子半径(0.10 mn)较为接近, 能较容易地取代 Ca2+进入碳酸盐岩矿物中, 导致热液成因方解石表现出Eu的正异常。虽然流体中 Eu的正异常是高温下(＞250℃)流体岩石相互作用导致稀土活化的结果[23–24], 但所沉淀碳酸盐岩矿物中要形成 Eu的正异常需要在低于200 ℃的条件下沉淀[25]。

塔中地区方解石脉和重结晶灰岩中 Eu正异常的特点表明了与之相关的流体经历了非常高的温度,应为来自深部的热液流体。流体包裹体均一温度大于地层温度的特点也表明了相关流体为热液流体。

(2)稀土元素含量及分布模式 碳酸盐岩矿物稀土元素组成特征主要受矿物沉淀时流体中稀土元素组成和流体物理化学条件控制[22]。流体中的稀土元素可能来源于与流体相互作用的岩石, 与流体作用的岩石中稀土元素特点决定着流体中稀土元素含量和组成特征, 并受流体-岩石相互作用特征、流体中络合离子种类(如、、Cl–和 OH–等)和浓度的影响[26]。流体中稀土元素的活化迁移在很大程度上受吸附和化学络合的影响[22], 在富 CO2的溶液中稀土元素活动性极强[27]。

塔北除 TB3两个样品(T737-4和 T740-106)外,TB1和TB2方解石的稀土分布模式与灰岩基本一致的特点表明塔北地区方解石中的稀土来源于灰岩围岩, 是沉淀方解石的流体在与灰岩围岩发生水岩作用过程中从灰岩围岩中溶解提取得到的。塔北地区T737-4和 T740-106两个样品以及塔中地区方解石样品稀土分布模式与塔里木盆地奥陶系灰岩的显著差别表明了稀土元素不是完全来自于流体对灰岩围岩的溶解。

中16-307方解石样品除具有Eu正异常和轻稀土富集的特征外, 还具有相对较高的稀土元素含量。泥页岩中通常具有较高的稀土元素含量。对塔中地区奥陶系下部中寒武统两个黑色泥岩样品(和田1-1、和田1-2)进行了稀土元素测试, 发现其具有相对较高的稀土元素含量, 并且也具有轻稀土富集的特点(图4)。中16井处于塔中2号断裂带附近, 钻井和地球物理资料揭示了巨厚的火成岩, 表明该井处于岩浆火山作用的中心部位。强烈岩浆火山作用导致高温热液流体的活动。热液流体与下伏泥质岩层发生强烈的水岩作用, 稀土元素随之发生活化进入流体中, 导致流体中高含量的稀土元素。热液流体在上覆奥陶系灰岩中所沉淀的方解石也因此具有了较高的稀土元素含量。塔北地区 T737-4和T740-106两个样品也具有相对较高的稀土元素含量,也可类似地认为是深部热液流体与下伏泥质碎屑岩层发生水岩作用的结果。

塔中地区除中 16-37之外的其他方解石样品中稀土元素含量相对较低, 但多具有类似泥质岩石轻稀土富集的特点。有两种可能的原因, 一种是这些样品所在井位距离火山活动中心较远, 热液流体与泥质岩石作用不强烈, 导致流体中稀土元素含量较低; 另一种原因是热液流体经过长距离运移, 虽然初始时有较高的稀土元素含量, 但运移过程中由于与浅部地层流体混合而导致较低的稀土元素含量。

塔中地区重结晶灰岩表现出了显著的 Eu正异常, 表明是热液流体作用的结果。但其稀土元素组成上不具有轻稀土富集的特点, 与未变化的灰岩相似。表明热液流体虽然提供了较多的Eu, 但重结晶作用并没有在实质上改变灰岩原有的稀土元素组成。

(3)碳氧和锶同位素组成 在从流体沉淀生成过程中, 方解石与流体之间发生氧同位素的分馏作用,18O分馏系数为1000lnα = 2.78×106/T2–2.89[28]。方解石氧同位素组成与流体氧同位素组成和沉淀时的温度有关; 流体氧同位素组成较轻(如大气降水)或者具有较高的温度, 所形成的方解石通常会具有较轻的氧同位素组成。塔里木盆地晚海西期大气降水的 δ18OSMOW值约为–9‰～–7‰[9], 对应 δ18OPDB值为–38.7‰～–36.7‰。

87Sr一般来源于放射性元素Rb的衰变, 丰度随时间和地点改变而改变;86Sr则不属于放射性成因,丰度较为固定。长英质碎屑岩和泥岩中通常会含有较多的放射性成因87Sr, 具有较高的87Sr/86Sr值, 如从大西洋中部 Alpha洋脊晚新生代沉积物中分离出的硅酸盐碎屑物质组分的87Sr/86Sr值位于0.713100～0.725100之间[29]。大气降水与地表的碎屑物质作用可以获得较高的87Sr/86Sr值。虽然岩浆活动相关的深部热液流体一开始不一定有较高的87Sr/86Sr值, 但在热液流体沿断裂向上运移过程中,会与盆地深部的沙泥质碎屑沉积地层发生作用, 从而具有较高的87Sr/86Sr值。保存在灰岩地层中的地层水长期与灰岩作用, 其锶同位素组成已经与灰岩围岩达到了平衡,87Sr/86Sr值与灰岩围岩基本一致。

塔北地区的TB1 5个样品具有较重的氧同位素组成和较低87Sr/86Sr值, 与灰岩围岩较为类似, 可以认为与长期处于灰岩地层中的地层水有关。具有较轻氧同位素组成、较高87Sr/86Sr值以及较低均一温度的TB2方解石认为是大气降水下渗到奥陶系碳酸盐岩地层中一定深度下沉淀的产物。具有较轻氧同位素组成、较高87Sr/86Sr值以及较高流体包裹体均一温度的TB3方解石样品(T737-4和T740-106)认为是深部热液作用的产物。

塔中地区方解石一般都具有较轻的氧同位素组成、较高的87Sr/86Sr值和较高的均一温度, 再结合前面稀土元素组成特点, 认为是以深部热液为主的作用产物。

方解石的碳同位素组成由溶液中的碳酸根或CO2决定。通常有机成因的碳酸根(23CO-)或CO2具有较低的碳同位素值, 其 δ13CPDB值一般低于–20‰[30–31], 受此影响的碳酸盐岩矿物也会具有较轻的碳同位素组成。塔北和塔中地区都各有几个方解石脉具有较轻的碳同位素组成, 最低值分别达–5.7‰和–4.5‰, 认为是受到了流体所流经地层中的有机成因CO2/23CO-的影响。

3.2 流体的混合作用

塔北地区方解石由三部分组成, 分别主要与大气降水(TB2)、地层水(TB1)和深部热液(TB3)有关。从δ18OPDB和87Sr/86Sr关系图(图9)上可以看出, 从大气降水成因方解石向地层水成因方解石之间具有一定的过渡关系。随着方解石 δ18OPDB值的增加,87Sr/86Sr值具有逐渐变小的趋势。

图9 塔北奥陶系方解石87Sr/86Sr-δ18OPDB关系图Fig.9 87Sr/86Sr-δ18OPDB relationship of Ordovician calcites in the North Tarim Basin

大气降水与地表富放射性成因87Sr的碎屑物质作用后获得了较高的87Sr/86Sr值。早期由于大气降水的量较大, 受灰岩围岩和地层水影响较小, 具有较轻的氧同位素组成和较高的87Sr/86Sr值, 从中沉淀形成的方解石也具有较轻的氧同位素组成和较高的87Sr/86Sr值; 后期随着大气降水向灰岩深部渗入,流体的量逐渐变少, 会与灰岩围岩发生水岩作用或者与地层水发生混合; 流体的氧同位素组成会逐渐变重,87Sr/86Sr值也会减小, 沉淀形成的方解石逐渐具有地层水成因的特征。

3.3 流体作用差异性分析

塔里木盆地塔北和塔中地区奥陶系灰岩孔洞或裂缝中所充填的方解石在流体包裹体、稀土元素和同位素组成方面的差异反映了流体作用差异。在塔北地区主要流体作用类型为大气降水, 其次为地层流体和热液流体; 但在塔中地区起主导作用的流体类型为热液流体。前人对塔北[6,7,9,32,33]和塔中地区[1,3,34,35]的研究也揭示了这些流体作用类型的存在。塔北和塔中地区主要流体作用类型的差别是由这两个地区构造演化、火成岩发育等地质影响因素和地质环境的差异造成的。

3.3.1 构造演化

塔里木盆地塔北、塔中等隆起区在古生代均受到了加里东中期、海西早期和海西晚期等多期次的构造运动影响[14–15]。受加里东期、海西早期和海西晚期三期构造运动影响, 塔北地区奥陶系碳酸盐岩都被抬升暴露至地表遭受强烈的大气降水岩溶改造,形成奥陶系碳酸盐岩与上覆志留系、泥盆系、石炭系或二叠系之间的不整合接触关系。

但对塔中地区影响最大并使下奥陶统碳酸盐岩抬升暴露至地表遭受大气降水溶蚀改造的构造运动只有一期, 是发生在塔里木盆地的加里东中期运动。该期构造运动是塔中隆起区的主构造变形期,断裂带上抬升幅度可达数km。受此次构造运动的影响, 在塔中地区形成下奥陶统白云岩与上覆奥陶系灰岩之间的岩溶作用不整合面。此后的海西早期和海西晚期构造运动只是使上覆志留系、泥盆系和石炭系等发生剥蚀, 再没有影响到奥陶系碳酸盐岩。

3.3.2 岩浆火山作用

塔里木盆地分别在震旦纪-寒武纪、早奥陶世、二叠纪和白垩纪的时候经历了四次地质热事件[36],其中二叠纪裂谷环境岩浆作用[37]最为强烈, 在塔里木盆地分布最为广泛, 影响也最大。震旦纪-寒武纪以及早奥陶世的火山岩钻井钻遇较少, 只在野外露头能见到; 白垩系的岩浆活动仅在塔里木盆地周围出现。

早二叠世末, 受北面古天山褶皱带形成及南缘古特提斯洋俯冲活动的影响, 塔里木盆地发生伸展作用, 并处于大陆裂谷型的构造环境中, 导致盆地中部、西部及北部地区出现大范围岩浆侵入及火山喷发活动[38], 侵入岩以辉绿岩为主, 喷发岩以玄武岩为主, 少数为安山岩。在塔北地区既有基性火山岩活动, 也有中酸性火山岩活动[39]。

塔中地区二叠系岩浆火山作用无论是面积还是强度上都比塔北地区大。钻井统计发现塔中地区塔中21、中1、中17、中16、塔中22等井区附近有巨厚的火成岩, 厚度都达到 500多米, 甚至上千米(如中16井火山岩厚1136 m)。但对塔北塔河、艾丁、托普台和于奇地区钻井统计发现火成岩厚度多为几十m, 其中厚度最大的为TP10井的261 m。塔中地区还有不少钻井在不同层位钻遇辉绿岩侵入体, 如中1井、中16井、顺2井、TZ18、TZ33、TZ22、TZ47、和4井等, 但塔北很少有钻井钻遇侵入岩体。

3.3.3 流体作用差异性分析

从上面的分析可以看出, 塔里木盆地塔北和塔中地区在构造演化和岩浆火山作用上有着非常显著的差别。这些方面的差别将决定着不同地区奥陶系碳酸盐岩中流体作用类型的差别。

塔北地区多期次强烈的构造抬升作用使奥陶系碳酸盐岩地层多次抬升暴露至地表, 决定了塔北地区对奥陶系碳酸盐岩影响相对最为强烈的流体作用为大气降水。大气降水在岩溶不整合面附近与碳酸盐岩发生水岩作用。大气降水先在地表/近地表附近对碳酸盐岩进行溶蚀; 在继续向下部渗透过程中,随着对碳酸盐岩的溶解而逐渐达到饱和; 再进一步向深部渗透便会形成方解石的沉淀充填, 所沉淀形成的方解石具有较轻氧同位素组成、较高87Sr/86Sr值及较低的流体包裹体均一温度。

由于大气降水向深部地层渗透过程中逐渐与碳酸盐岩发生水岩作用或者与地层水发生一定程度的混合, 流体特征逐渐向灰岩或地层水靠拢。其形成的方解石也逐渐由较轻氧同位素组成、较高87Sr/86Sr值的大气降水特征向较重氧同位素组成、较低87Sr/86Sr值的地层水特征过渡。

虽然已有研究表明塔中地区奥陶系存在加里东期的地表大气降水溶蚀改造作用[3], 形成广泛发育的下奥陶统白云岩与上覆地层之间的岩溶作用不整合面。但塔中地区下奥陶统白云岩之上的灰岩地层在海西早期和海西晚期运动中受影响较小, 没有暴露至地表, 也没有遭受强烈的大气降水改造; 因此,大气降水对塔中地区奥陶系灰岩影响较弱。海西晚期强烈的岩浆火山活动导致塔中地区热液流体的活跃, 所以, 热液流体对碳酸盐岩的溶蚀改造作用是塔中地区奥陶系灰岩中的主要流体作用过程。热液流体作用在奥陶系灰岩中沉淀的方解石具有典型的Eu正异常、轻稀土元素富集、较轻的氧同位素组成、较高的87Sr/86Sr值和较高的流体包裹体均一温度等方面的特征。

岩浆活动过程中可以直接分异出一定量的岩浆热液流体。同时, 岩浆活动对深部地层或地壳中的流体具有较强的加热作用, 导致受加热活化的深部地层中的流体向浅部地层热对流。本文所说的岩浆火山活动相关的深部热液流体并不局限为从岩浆分异出来的岩浆热液, 还包括受岩浆活动加热作用从深部地层向浅部地层热对流的地层流体。这些与岩浆活动相关的热液流体, 在自深部向浅部运移过程中, 都会与所经深部的碎屑岩地层(如基底、震旦系或寒武系砂岩、泥岩)发生水岩相互作用, 导致热液流体中87Sr/86Sr值升高, 从而导致沉淀形成的方解石具有较高的87Sr/86Sr值。Cai et al.[2]和王旭等[40]的研究也揭示上述作用机制是导致热液流体或者从热液流体中沉淀的方解石具有富含放射性87Sr特征的原因。所以, 热液流体作用沉淀的方解石除具有Eu正异常、轻稀土富集、较轻的氧同位素组成和较高的流体包裹体均一温度特征外, 还会具有较高的87Sr/86Sr值。

虽然塔北地区也有热液流体的作用, 如所测试的T737-4和T740-106两个样品表现出具有热液成因的特征, 但由于塔北地区海西晚期岩浆火山活动较弱, 因此热液流体的影响程度也较塔中地区弱。

4 结 论

(1)塔里木盆地塔北地区奥陶系灰岩中主要的流体作用类型为大气降水, 此外还有地层水和较弱的热液流体作用; 塔中地区主要的流体作用类型是热液流体。

(2)地层水作用下形成的方解石具有与灰岩围岩类似的碳氧锶同位素组成及稀土元素分布模式; 大气降水形成的方解石具有较低的流体包裹体均一温度(平均 66.6～70.7 ℃)、较轻的氧同位素组成(δ18OPDB–18.9‰～–11.8‰)、较高的87Sr/86Sr 值(0.709190～0.709989); 深部热液形成的方解石具有较高的流体包裹体均一温度(平均139.2～180.0 ℃)、较轻的氧同位素组成(δ18OPDB–14.3‰～–7.9‰)、较高的87Sr/86Sr值(0.709049～0.710593)以及显著的Eu正异常(δEu 1.39～76.03), 在稀土元素分布模式上也与灰岩围岩有着显著的差别。

(3)塔北和塔中地区流体作用类型的差异是由两个地区不同的地质环境差异造成的; 塔北地区奥陶系灰岩主要经历了加里东中期、海西早期和海西晚期三期强烈的大气降水地表岩溶作用, 二叠纪时期岩浆活动及热液作用较弱; 塔中地区二叠纪岩浆火山活动非常强烈, 奥陶系灰岩也因此经历了强烈的热液流体改造作用, 但其所经历的大气降水改造作用相对较弱。

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