玉北地区奥陶系碳酸盐岩碳氧同位素特征及成岩环境分析

2015-04-28黄文辉丁文龙张亚美漆立新

西安石油大学学报（自然科学版） 2015年5期

张谦，黄文辉，丁文龙，张亚美，漆立新，云露

(1.中国地质大学(北京) 能源学院，北京100083；2.中国地质大学(北京) 地质资源勘查国家级实验教学示范中心，北京100083；3.中国地质大学(北京) 海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室，北京100083； 4.中国石化西北油田分公司勘探开发研究院，新疆乌鲁木齐 830011)

张谦1,2,3，黄文辉1,2,3，丁文龙1，2，3，张亚美1,2,3，漆立新4，云露4

基于大量碳、氧稳定同位素(δ13C，δ18O)数据，利用岩心分析、岩石薄片单偏光、阴极发光以及扫描电镜等实验方法,结合玉北地区成岩环境特点，研究了该区奥陶系各类成岩环境的地球化学特征。研究结果表明：玉北地区奥陶系碳酸盐岩都是在稳定的海相环境中形成的，且基本上保持了原始环境的碳、氧同位素组成，其成岩埋藏深度经历了先上升后下降的过程，沉积地层由鹰山期至良里塔格期，对应着海平面的上升。用Z值作为定量指标来解释古盐度的相对变化精确度较低。三大类成岩环境中，近地表成岩环境的δ13C和δ18O普遍较高，表生淡水成岩环境的δ13C和δ18O普遍较低，中—深埋藏和热液成岩环境的δ13C和δ18O介于前两者之间。

碳氧同位素；成岩环境；碳酸盐岩；奥陶系；玉北地区

塔里木盆地油气资源丰富，几十年的勘探结果显示，古生界奥陶系是该盆地的主要含油层系[1]，位于塔里木盆地西南部的玉北地区有着较好的勘探前景[2]。研究区碳酸盐岩主要形成于弱镶边陆棚型碳酸盐岩台地、孤立型碳酸盐岩台地、淹没型碳酸盐岩台地[3]。构造演化包括早加里东雏形、中晚加里东—早海西发展、晚海西淹没；加里东中期—海西早期，和田古隆起持续隆升，O3、S、D沉积缺失。国内外学者利用地球化学研究碳酸盐岩形成古环境的方法已较为成熟。Keith和Weber等[4]提出利用碳氧同位素区分侏罗系或更新地层海相和淡水相碳酸盐岩的公式，可用于定性判别海陆环境。碳氧同位素已被用于研究沉积环境的古盐度、古水温、古海平面[5]以及白云岩成岩古温度[6]。碳酸盐岩中碳同位素组成主要受大气淡水和脱气作用的影响，氧同位素组成主要受大气淡水和成岩作用的影响[7]。大多学者仅从地球化学的角度利用碳氧同位素分析碳酸盐岩形成的古环境特征，笔者在大量碳、氧稳定同位素数据的基础上，结合岩心和岩石薄片鉴定结果，对碳酸盐岩成岩环境及其地球化学特征进行了系统研究。旨在明确研究区古环境特征，为后续勘探工作中有利储层预测提供参考。

1 地质背景

玉北地区位于塔里木盆地西南部，构造上位于和田古隆起之上，麦盖提斜坡东部发育的单斜构造总体上呈向东北方向抬升的特点，6个构造呈北东向，1个呈近东西向(图1)。其形成和演化与阿尔金造山带和昆仑造山带构造运动相关[8]。该区地质条件复杂，构造变形强烈，演化史长，断裂系统及不整合发育，构造作用对该区油气成藏及保存的影响目前还未找出明显规律[9]。研究区自下而上主要发育地层：震旦系、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、新生界，普遍缺失上奥陶统、志留系及泥盆系地层[10]。由于受岩溶作用的影响，研究区储集体储集空间类型多以裂缝和溶蚀孔洞为主[11]。玉北地区奥陶系碳酸盐岩分布范围广、厚度大，储层埋藏深(大于5 000 m)，油气勘探前景良好。

图1 塔里木盆地西南部构造分布

2 碳氧同位素特征

2.1 样品的采集与测试

研究样品主要取自玉北地区3口井，共49块样品，所采样品能够代表玉北地区奥陶系地层的总体特征。

按照国家标准SY/T5238-2008《有机物和碳酸盐岩碳、氧同位素分析方法》，将样品研磨至150目，在90 ℃条件下烘干10 h，置于300～350 ℃的真空中抽空加热2 h，除去样品中赋存的有机质。

碳、氧同位素分析通常采用磷酸法，在真空条件下与100%的磷酸恒温反应，灰质部分在25 ℃条件下与磷酸充分反应24 h，白云质部分在50 ℃的条件下充分反应72 h。将收集到的CO2气体送入MAT253C033稳定同位素气体质谱仪，测定碳、氧同位素组成，测试精度△δ<0．01‰，测试结果见表1。

2.2 碳、氧同位素特征

从已有样品的测试数据来看，碳酸盐岩中的δ13C和δ18O具有如下特点：

(1)研究区碳酸盐岩的δ13C和δ18O值变化范围较大，δ13C最小值为-6.9‰，最大值为1.9‰，平均-0.9‰。δ18O最小值为-10.8‰，最大值为-3.5‰，平均-7.0‰。正常海相碳酸盐岩的δ13C为-5.0‰～5.0‰[12]，δ18O为-6.0‰～-4.0‰[13]。

(2)玉北地区碳酸盐岩碳同位素与正常沉积的海相碳酸盐岩碳同位素相近，最小值偏负，主要是由于大气水的影响使后期形成的碳酸盐岩中碳同位素值偏小[14]。正常沉积的海相碳酸盐岩通常比受大气水影响的碳酸盐岩和方解石胶结物富集13C，Lohmann[7]认为在受大气水影响的成岩环境中，13C的来源、水与岩石反应的程度以及脱气作用等因素决定了碳酸盐岩中碳同位素的组成。郑永飞[15]认为13C如果来源于正常沉积的海相碳酸盐岩，新形成的产物中会含有相似的δ13C，13C如果来源于氧化的风化壳上的有机质，则新产物中的δ13C会偏负。脱气作用使δ13C增大，因为在脱气作用过程中，动力学分馏使得水体富集13C，导致新产物中的δ13C增大。

(3)玉北地区碳酸盐岩氧同位素较正常海相碳酸盐岩氧同位素偏负，主要是因为在成岩过程中，孔隙水中的氧同位素发生同位素分馏作用，同时还受大气水的影响。大气水严重贫18O，在降雨量大的季节，受其影响的碳酸盐岩δ18O值偏负。相反，在蒸发过程中，气体富集16O，水体富集18O，因此，干旱季节形成的碳酸岩中富含18O。碳酸盐岩中，δ18O值较容易受到后生成岩作用的影响。通常认为，如果样品δ18O值在-5.0‰～10.0‰，则其氧同位素组成相比原始组成可能有微弱变化，而碳同位素组成则没有明显变化；钱一雄[16]认为，当δ18O值低于-10.0‰时，其氧同位素组成较原始组成可能已经发生了明显改变。如果重碳(δ13CPDB)和重氧(δ18OPDB)数值没有明显相关性，则表明该海相碳酸盐岩基本上保持了原始环境的碳、氧同位素组成[17]。由图2可知，研究区重碳(δ13CPDB)和重氧(δ18OPDB)相关性较差，相关系数为0.150，说明研究区海相碳酸盐岩基本保持了原始环境的碳、氧同位素特征。

图2 玉北地区碳酸盐岩δ13C与δ18O相关关系

表1 塔里木盆地玉北地区奥陶系碳酸盐岩碳、氧同位素(δ13C和δ18O)数据

2.3 碳、氧同位素与古盐度的关系

碳、氧稳定同位素分析是古环境研究中常用的一种手段，能反映沉积环境和时间地层界线[18]。在海水中，δ18O具有随盐度的增加而增大的趋势[19]，因为在蒸发作用过程中，16O具有被优先带到大气降水中的优势，使得蒸发后的盐度相对较高的海水中富集18O[5]。但由于δ18O受成岩作用的影响比较明显，因此，较难准确反映原始沉积环境，而碳同位素在成岩作用过程中受到的影响相对较小，可以用碳同位素反映原始沉积环境的变化[20]。Keith等[4]提出利用石灰岩中的δ13C和δ18O，通过公式Z=2.048×(δ13CPDB+50)+0.498 ×(δ18OPDB+50)区分侏罗纪时期以及更新时代的海相和淡水相石灰岩，式中δ13C，δ18O均用PDB作标准。Z值可以作为判别划分海陆环境的参考标志，当Z>120时，为海相环境，Z<120时，为陆相环境，Z=120时未定型。从表1可以看出，测试样品中δ13C值分布范围是-6.9‰～1.9‰，其Z值除了少数几个样品外均大于120，反映了玉北地区奥陶系碳酸盐岩都是在稳定的海相环境中形成的。但所得的Z值能否作为一项定量指标来解释玉北地区古盐度的相对变化，还需要进行下一步研究验证。如图3和图4所示，δ13C与Z值和δ18O与Z值相关性分析表明，该区δ13C与Z值具有较高的相关性，相关系数为0.937，而δ18O与Z值相关性较差，相关系数为0.367。因此，该区用Z值作为定量指标来解释古盐度的相对变化精确度较低[21]。

图3 玉北地区碳酸盐岩δ13C与Z值相关关系

图4 玉北地区碳酸盐岩δ18O与Z值相关关系

2.4 氧同位素与古温度的关系

温度是碳酸盐岩中氧同位素含量的主要影响因素[22]，碳酸盐岩在形成环境中，氧同位素含量的主要决定因素是温度，尽管利用氧同位素定量计算古温度的方法仍存在很多不足之处，但其含量的变化着实能定性地反映成岩环境古温度的变化[19]。δ18OPDB的低值对应较高的古温度值；δ18OPDB的高值对应较低的古温度值[19]。余志伟[6]提出可用T值来表示碳酸盐岩的成岩古温度，计算公式为：T=13.85-4.54δ18OPDB+0.04 (δ18OPDB)2。以揭示地层最全的玉北5井为例，作δ18O值与各组地层之间的关系曲线图(图5(a))，由曲线的形态可知，良里塔格组地层对应成岩古温度的相对低值，巴楚组地层对应着成岩古温度的相对高值，地层由深到浅，成岩古温度经历了先下降后上升的过程，表明其成岩埋藏深度经历了先上升后下降的过程。蓬莱坝组地层前期成岩古温度降低，后期到鹰山组地层成岩古温度呈现升高趋势(图5(b))。

图5 碳、氧同位素分布

2.5 碳同位素与海平面的关系

海平面的上升期对应着较高的δ13CPDB值，海平面的下降期对应着较低的δ13CPDB值[15]。海平面的变化控制着有机碳的埋藏速率[23]，海平面的上升期对应着较大的有机碳埋藏速率，因为海平面的上升导致古陆地面积的减小，由陆地迁移到海洋的有机碳数量也随着减少，使得无机碳酸盐中的δ13CPDB相对增大[15]。同理，海平面的下降期对应着较小的有机碳埋藏速率，因为海平面的下降导致古陆地面积的增大，由陆地迁移到海洋的有机碳数量也随着增多，使得无机碳酸盐中的δ13CPDB相对减小[24]。由图5(a)和图5(c)可知，玉北5井和玉北9井均钻遇良里塔格组和鹰山组地层，良里塔格组δ13CPDB值明显高于鹰山组，说明由鹰山期至良里塔格期对应着海平面的上升[25]。

3 成岩环境分析

碳酸盐岩成岩环境是碳酸盐岩发生成岩变化的物理及化学环境，成岩环境的不同主要体现为成岩相的差异，成岩相是在一定成岩环境下经历了一定成岩演化阶段的具有特定矿物组分、岩石结构及构造的岩相组合[26]。岩石中各组分的含量、成分及特征能够反映古环境的变化[27]。碳酸盐岩碳、氧同位素值主要受介质的温度、Z值影响[28]，其组合可以在一定程度上反映碳酸盐沉积物所经历的成岩环境[29]。根据温度、压力及成岩介质等环境因素，碳酸盐岩成岩环境可以归纳为早期近地表、表生期淡水及晚期中—深埋藏和热液成岩环境[30](图6)。

3.1 近地表成岩环境

近地表成岩环境是指未脱离地表淡水及海水影响的成岩环境，主要包括开阔台地、蒸发台地、台地前缘、深海盆地、冩湖成岩环境等，其与沉积环境关系密切。成岩作用包括浅水钙质胶结、准同生、微生物、白云化(图7(a))[31]、溶解作用(图7(b))。岩相组合主要由泥晶灰岩(图7(c))、生屑泥晶灰岩(图7(d))、泥晶云岩(图7(e))、盐溶角砾云岩、角砾灰岩构成。测试样品主要采自玉北5井、玉北7井和玉北9井，样品的桑塔木组和良里塔格组地层δ13C(平均0.6‰)和δ18O(平均-5.3‰)普遍较高。这主要是近地表成岩环境碳同位素分馏作用的结果，轻碳主要富集于蒸汽和生物体中，重碳主要富集于海水和灰泥中[32]。

图6 δ13C和δ18O交汇图

3.2 表生淡水成岩环境

表生淡水成岩环境主要是指受大气淡水的影响，发生有氧化作用和风化作用的成岩环境。通常在岩溶作用下形成岩溶溶洞以及溶洞角砾充填等地质现象(图7(f))，其充填角砾中常富含高岭石[15]。样品的巴楚组地层δ13C(平均-3.0‰)和δ18O(平均-9.8‰)普遍较低。主要是大气淡水的溶蚀与淋滤作用改变了岩石的地球化学特征，大气淡水严重贫18O，表生淡水成岩环境δ18O值偏低。

3.3 中—深埋藏和热液成岩环境

中—深埋藏和热液成岩环境是指不受地表淡水及海水影响，也未达到热变质作用的深度的成岩环境[33]。该成岩环境对应着较大的埋深、较高的温度以及较大的地层压力[34]，与有机质成岩作用相联系，富含二氧化碳的地层水、有机酸以及地层压实的酸性水等酸性溶液溶蚀部分岩石的现象和过程，主要表现为酸性流体对孔洞以及裂缝系统的进一步溶蚀扩大[31]。岩相组合主要有中、粗晶白云岩(图7(g))和热液白云岩(图7(h))，样品的鹰山组和蓬莱坝组地层δ13C(平均-1.4‰)和δ18O(平均-7.6‰)介于高值与低值之间，主要是埋藏白云化作用的结果[35]。热液溶蚀作用能够改变灰岩的岩石物性[36]，而经历白云化作用之后物性改善不明显[37]。鹰山组和蓬莱坝组地层样品的成岩温度较高(平均50.5 ℃)，可能受热液影响较大。

图7 玉北地区碳酸盐岩岩相特征

4 结论

(1) 玉北地区碳氧同位素值与正常的海相碳酸盐岩同位素值相近，且基本上保持了原始沉积环境的碳、氧同位素组成。

(2)良里塔格组到巴楚组地层，成岩古温度经历了整体先下降后上升的过程，其成岩埋藏深度经历了先上升后下降的过程；鹰山期至良里塔格期对应着海平面的上升。

(3)近地表成岩环境中有较高的δ13C和δ18O，表生淡水成岩环境中δ13C和δ18O普遍较低，中—深埋藏和热液成岩环境中δ13C和δ18O介于前两者之间。

(4)鹰山组和蓬莱坝组地层受热液影响较大，灰岩储层物性得到改善，受白云化作用影响较小，是有利的目标勘探层系。

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责任编辑：王辉

2015-03-18

中国石化西北油田分公司勘探开发研究院协作项目“塔里木盆地玉北地区构造与沉积对奥陶系储层形成控制与分布预测研究”(编号：ky2011-s-070)

张谦(1989-) ，男，硕士研究生，主要从事油气储层地质与评价研究。E-mail：amadozhang@163.com

1673-064X(2015)05-0023-08

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