塔里木盆地顺北地区中下奥陶统缝洞充填方解石地球化学特征及地质意义

2019-08-22王昱翔万旸璐李映涛

石油实验地质 2019年4期

王昱翔，王斌，顾忆，傅强，万旸璐，李映涛

(1.同济大学海洋与地球科学学院，上海 200092；2.中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所，江苏无锡 214126；3.中国地质大学(武汉) 资源学院，武汉 430074； 4.中国石化西北油田分公司勘探开发研究院，乌鲁木齐 830011)

地质流体沿输导体系运移过程中，因温度、压力等介质条件变化对围岩持续改造，并在特定条件下在不同储集空间内结晶或沉淀形成充填物，其蕴含大量的地质信息[1-3]。方解石作为一种最常见的碳酸盐矿物，可分为2大成因类型和4种成因机制，成因类型包括原始沉积成因和成岩作用成因，后者又分为大气淡水成因[4]、热液成因[5]、地层水成因[6]和混源成因[7-9]，而明确充填物的成因，将直接影响对储层形成机理的认识。

随着塔里木盆地勘探程度的不断加深，目标储集体类型由风化壳向深层岩溶领域不断深入[10]。顺北油田的发现，直接推动了塔里木盆地勘探思路的转变，与断裂相关的深层碳酸盐岩油气藏成为增储上产的主要类型[11]。顺北地区宏观断裂带发育，目前，该区沿主干断裂带多口滚动评价井均获得高产工业油气流，证实了顺北地区的巨大勘探潜力。主干断裂带是该区规模储集体发育的有利部位[12]，断裂—裂缝体系是研究区最主要的储集空间类型[13-14]。但该区储集体微观方面的研究较为薄弱，特别是对于中下奥陶统地质流体性质、来源和改造期次及其蕴含的油气成藏信息尚不明确，制约了对储集体成因的认识。因此，本文选取不同级别断裂带上典型取心井岩心，通过对不同类型储集空间(脉体或孔洞)内充填物微区全脉体阴极发光扫描分析，确定不同期次充填物颗粒点位，利用LA-ICP-MS原位技术手段，对标定点位进行微量元素和稀土元素分析测试，揭示不同期次方解石地球化学特征及其受控因素和地质意义。

1 地质背景

顺北油田位于顺托果勒低隆北缓坡(图1)，受盆地内部多期次构造运动以及多方向应力作用，顺北地区形成一系列不同级别、规模大小不等的断裂[15-16]。加里东早期断裂活动在顺北地区较强，表现为早期伸展构造环境下正断层控制的地堑或半地堑。加里东中—晚期断裂形成于近SN向弱挤压应力场，在其作用下形成了一系列近南北向、北东—北北东向与北北西向的走滑断层及其继承性活动。海西早期，在北北西向差异挤压应力场作用下顺北地区断裂活动加剧，表现为张扭断层为主。海西晚期—印支期，受盆地北部南天山造山作用影响，顺北地区先存断裂继续活动，形成走滑断层或继承性小型断陷。燕山—喜马拉雅期，顺北地区由于距离盆地南部前陆盆地演化构造活跃区较远，受影响较小，构造活动相对较弱。总的来看，顺北地区断裂具有多期形成、早期形成、后期继承的特点[17-18]。

中下奥陶统地层埋深较大，平均7 500 m，主要产油层中奥陶统一间房组厚度约120 m，下奥陶统鹰山组仅1口钻井钻穿，深度约8 500 m，揭示鹰山组厚度较大。根据岩心薄片及岩性组合特征分析，一间房组和鹰山组上段主要为开阔台地沉积，其中，一间房组主要发育以深灰色—浅灰色泥晶砂屑灰岩和砂屑泥晶灰岩为主的台内低能滩；鹰山组上段主要发育以深灰色—灰色砂屑泥晶灰岩和泥晶灰岩为主的台内低能滩和台坪交互沉积。

2 岩石学特征

通过对顺北地区典型取心井一间房组和鹰山组14回次近500块岩心及200余件铸体薄片系统观察，该区中下奥陶统岩性主要为泥晶灰岩、砂屑泥晶灰岩和泥晶砂屑灰岩(图2a-c)。全岩矿物组成X衍射定量分析表明(表1)，方解石是最主要的矿物成分，此外含少量黏土矿物和石英。岩石结构组分包括生屑和砂屑，生屑分布局限，以三叶虫、腕足和有孔虫为主，大多破碎，总体平均含量低于15%；砂屑含量变化较大，变化区间10%～60%，偶见砾屑，粒径0.5～2.0 mm，分布不均匀。储集空间类型包括裂缝、溶蚀孔洞和少量孔隙，其中，裂缝主要为构造成因，包括高角度缝(图2d)和水平缝(图2e)2种；溶洞大小变化较大，从几百微米至10 cm(图2f)。

图1 塔里木盆地顺北地区构造位置(a)及采样井位(b)示意Fig.1 Structural position (a) and well location (b), northern Shuntuoguole area, Tarim Basin

图2 塔里木盆地顺北地区中下奥陶统岩心、薄片及充填物特征

a.S5井，一间房组，7 331.37 m，泥晶灰岩，裂缝发育，缝宽约0.5～2.0 mm，被方解石完全充填，可见三叶虫、有孔虫等生屑碎片，无明显可见孔隙，单偏光；b.SP3井，一间房组，7 432.05 m，砂屑泥晶灰岩，可见三叶虫等生物碎屑，裂缝及孔隙被方解石完全充填，无可见孔隙，局部裂缝中沥青充填，单偏光；c.S2井，一间房组，7 366.09 m，泥晶砂屑灰岩，颗粒间被方解石全充填，无可见孔隙，单偏光；d.SP3井，一间房组，7 436.87 m，灰色泥晶灰岩，连通高角度缝，缝宽1～2 mm，几乎贯穿岩心，方解石全充填；e.SP3井，一间房组，7 437.06 m，灰色泥晶灰岩，发育水平缝，缝长4～6 cm，缝宽1.0～2.0 mm，半充填；f.S1-3井，一间房组，7 278.72 m，浅黄灰色砂屑泥晶灰岩，大型溶蚀孔洞被方解石晶簇半充填；g.SP2井，鹰山组上段，7 536.00～7 536.24 m，砂屑泥晶灰岩，见充填溶洞，洞长240 mm，洞宽绕岩心一周，内部被垮塌灰岩全充填，垮塌灰岩粒屑最大30 mm×40 mm，呈棱角状，洞边缘见一条宽20 mm灰白色硅质条带；h.S2井，一间房组，7 442.63m，泥晶灰岩，可见左侧硅质交代亮晶方解石颗粒，颗粒间和颗粒内部裂缝发育，被沥青完全充填；i.与图h对应的阴极发光片，方解石多期次胶结现象明显，阴极发光表现为不发光—橙红色—亮黄色3种特征

Fig.2 Cores, thin sections and fillings in Middle and Lower Ordovician, northern Shuntuoguole area, Tarim Basin

通过对不同类型储集空间内充填物统计表明，充填物颗粒主要为方解石、沥青和石英，其中方解石分布最为广泛，平均充填占比约80.1%；沥青主要附存于缝合线和水平缝中；石英平均充填占比约7.4%，主要在溶蚀孔洞内被观测到，呈团块状或条带状分布(图2g)。阴极发光片显示缝洞内充填方解石存在多期胶结(图2h，i)。在岩相学研究基础上，结合脉体切割关系和充填物类型，划分了成岩序列及相对时间顺序(图3)，流体改造期次及序列为：沉积早期成岩胶结(不发光方解石)—第一期构造破裂缝—第一期早期油气充注(伴生成烃流体改造)—沉积后流体持续改造(橙红色—橙黄色方解石，脉体孔洞充填)—第二期构造破裂—局部井区富硅流体改造(石英脉、团块)—第二期晚期油气充注(伴生成烃流体改造)。

表1 塔里木盆地顺北地区典型井中下奥陶统全岩X衍射测试分析
Table 1 X-Ray diffraction of whole rock from Middle and Lower Ordovicianin typical wells, northern Shuntuoguole area, Tarim Basin

井号层位井深/m黏土石英钾长石斜长石方解石白云石菱铁矿黄铁矿石膏硬石膏S1-3S1-3S1-7S1-7S1-7S2S2S2S2一间房组一间房组一间房组鹰山组7356.984.12.4--91.80.10.11.4-0.17357.985.23.5--89.90.20.50.50.10.17351.716.12.3-0.489.80.30.20.8-0.17355.985.31.8-0.590.70.90.30.4-0.17357.983.64.4-0.389.30.30.11.9-0.17358.322.91.7-1.492.60.70.00.50.10.17355.759.12.70.10.186.80.20.10.60.10.27356.754.31.7-0.792.30.10.20.7--7525.843.46.50.10.887.61.10.20.3--

注：实验测试在中国石化石勘院无锡石油地质研究所实验研究中心完成，实验检测仪器为D8 Advance，X射线衍射仪为YQ2-14-03。数据表中白云石含量包含铁白云石，黄铁矿含量包含赤铁矿。

图3 塔里木盆地顺北地区中下奥陶统中方解石充填物阴极发光特征及裂隙交切关系

a-b.SP3井，鹰山组，7 540.95 m，早期成岩胶结方解石阴极不发光(蓝色圈)，晚期方解石颗粒阴极发光橙红色，早期方解石破裂缝中见一期沥青充填(颗粒内黄线)，阴极不发光或弱红色(C1、C2)；c-d.S2井，鹰山组，7 524.00 m，泥晶灰岩，早期成岩方解石阴极不发光，被一期破裂缝切割，缝中充填一期阴极发光为橙红色的早期沥青(蓝色线条)；e-f.SP3井，一间房组，7 433.17 m，泥晶灰岩，可见两期次方解石，早期阴极不发光(蓝色线条)，颗粒内有破裂缝并被早期橙红色阴极发光特征沥青充填(粉色线条)，第二期方解石橙黄色阴极发光(黑色线条)，与早期方解石线接触，颗粒间缝有亮黄色晚期沥青充填(绿色线条)，局部存在埋藏期外源流体改造形成亮黄色方解石(紫色箭头)；g-h.S1-7井，一间房组，7 437.35 m，晚期方解石颗粒阴极发光橙红色(黑色圈)，可见晚期构造破裂缝发育在颗粒内部或贯穿颗粒(绿色线条)，构造节理缝被亮黄色晚期沥青充填 C1.第一期早期不发阴极光方解石；C2.第二期不发阴极光方解石

Fig.3 Cathodoluminescence characteristics of calcite fillings and intersection relation between fractures, Middle and Lower Ordovician, northern Shuntuoguole area, Tarim Basin

3 样品采集及分析测试

为明确不同产状方解石元素地球化学特征并探讨其地质意义，本文选取主干断裂带、次级断裂带和主干与次级断裂带之间不同位置的6口典型取心井(图1红色标记)，主要针对不同产状方解石充填物开展原位微区地球化学分析测试。其中，高角度缝方解石样品2个，水平缝方解石样品1个，溶蚀孔洞方解石样品3个(表2)。测试工作进行前，首先将样品微区靶片进行高清2D全景显微镜扫描，通过对方解石充填物全脉体(溶蚀孔洞)进行微区阴极发光扫描和不同期次方解石点位的电子标定，确定不同期次方解石颗粒靶位，利用LA-ICP-MS对标定点位进行原位颗粒稀土元素和微量元素分析测试。

样品测试在中国石化石勘院无锡石油地质研究所实验研究中心完成，实验仪器ICP-MS X-Ⅱ型，激光波长193 nm，束斑直径为35 μm，剥蚀长度200 μm，激光能量密度为2.86 J/cm2，频率8 Hz，预剥蚀时间24 s，元素含量碳酸盐岩标样MACS-3为内标，NIST612作为监控盲样。

4 测试结果

4.1 稀土元素

对6个样品中标定的19个不同期次方解石和附近围岩颗粒利用LA—ICP—MS进行原位稀土元素测试，部分结果见表2。研究区单矿物方解石样品的稀土元素总量(ΣREE)较低，为0.735～24.538 μg/g，平均为4.963 μg/g。胡文瑄等[19]总结了不同流体作用下白云岩的稀土元素判别模式，认为未受黏土等杂质影响的白云岩ΣREE一般为1～30 μg/g，反之会使ΣREE明显偏高。结合研究区方解石ΣREE值认为，顺北地区方解石充填物样品基本未受其他杂质矿物的影响，且稀土元素表现为轻稀土元素含量较高和重稀土含量较低的右倾型配分模式(图4)。

Nd/Yb比值是判定轻、重稀土元素相对富集程度的参数[20]，研究区样品平均Nd/Yb值达39.05，表明其轻稀土元素明显富集，而重稀土元素相对亏损，轻、重稀土元素具有明显分异。变价元素Ce和Eu容易随物理化学条件的变化而与稀土元素分离呈现出异常特征，能有效指示沉积物形成时的氧化还原状态[21-22]。其中，Ce常与其他三价元素发生分馏，在氧化条件下，常使成岩流体呈现出Ce负异常特征。Eu异常主要与Eu在不同环境下的地球化学行为有关。在常温常压下，除极度还原环境外，溶液中的Eu主要以Eu3+形式存在[23]，而当温度足够高的时候，流体中的Eu主要以Eu2+形式存在，从而与其他稀土元素发生分异[24-25]。将样品数据标准化后进行δEu和δCe投点(图5)，可以看出样品具有轻微正Ce异常(δCe平均值1.064)和明显正Eu异常(δEu平均值1.393)，表明储集体经历过热液流体改造且成岩过程发生于相对封闭的还原环境中。

表2 塔里木盆地顺北地区中下奥陶统中不同阴极发光的方解石颗粒原位稀土元素部分测试结果
Table 2 In situ REE measurement of calcite particles with different cathodoluminescence,Middle and Lower Ordovician, northern Shuntuoguole area, Tarim Basinμg/g

取心井及样品编号储集空间类型阴极点位LaCePrNdSmEuGdYbΣREELREE/HREENd/YbSP2井WQ-07SP3井WQ-15SP3井WQ-20SP1井WQ-16Z1井WQ-21S5井WQ-33高角度裂缝水平裂缝溶蚀孔洞不发光0.2300.02930.1320.0260.0040.0140.0240.0070.7351.4313.17橙红色0.7910.0280.1310.0180.0030.0260.0350.0071.0280.6312.57围岩0.9330.1080.6060.1070.0120.0650.0810.0213.2481.2925.09不发光0.3570.0560.2310.0450.0070.0550.0370.0121.0492.5093.75橙红色0.9450.1590.6630.1310.0110.1380.1120.0092.6193.57914.60亮黄色1.1040.1540.7700.0710.0300.1320.1110.0072.7724.41810.14围岩1.1110.1560.8370.1410.0260.1410.1520.0093.1113.45015.67橙红色2.0000.3892.0000.3980.0880.5020.6100.0117.0313.25136.18亮黄色3.8500.6903.3000.7100.1400.8700.7900.00911.9793.95278.89围岩5.9901.0505.3100.8400.1600.9100.8000.01116.9505.30176.40不发光0.3830.0380.2380.0570.0140.0330.0180.0090.9763.2886.33橙红色0.4030.0400.2020.0300.0050.0610.0330.0101.0332.5343.00围岩0.6750.1020.5510.0450.0270.0800.0670.0131.7675.1643.46橙红色4.7401.1125.4602.3400.5322.9902.5500.00624.5382.332390.00围岩0.1680.0320.1350.0280.0090.0200.0270.0071.6730.3074.00不发光0.7170.9830.1220.4390.1040.0230.1020.0042.6558.9519.75橙红色1.0350.1380.7060.1090.0290.1140.1020.0072.7863.25415.57围岩1.3500.1880.8790.1430.0290.1130.1050.0063.3853.95923.80

注：不发光为早期方解石，橙红色和亮黄色为晚期方解石；ΣREE为稀土元素总量，LREE/HREE为轻重稀土分异值。实验测试在中国石化石勘院无锡石油地质研究所实验研究中心完成。

图4 塔里木盆地顺北地区中下奥陶统缝洞充填物方解石颗粒原位稀土元素含量分布Fig.4 In situ REE contents in calcite particles filled in fractures and vugs, Middle and Lower Ordovician, northern Shuntuoguole area, Tarim Basin

4.2 微量元素

对19个标定的不同期次的方解石颗粒利用LA—ICP—MS测试微量元素，部分测试结果见表3。研究区样品中Sc含量为0.098～1.870 μg/g，平均0.259 μg/g，Th含量为0.004～0.79 μg/g，平均0.185 μg/g，均远远低于上地壳中含量[26](Sc≈14.9 μg/g，Th≈2.3 μg/g)，表明研究区样品基本未受陆源沉积物的影响。根据前人的研究，U/Th值是用来判识碳酸盐岩氧化还原环境常用的地球化学指标，高U/Th值(>1.25)往往指示还原环境，低U/Th值(<0.75)指示氧化环境[27]。研究区方解石U/Th值为0.44～4.91，平均值1.59，其中改造较强的方解石颗粒U/Th值较高，不发光和改造较弱的方解石颗粒U/Th值为0.4～2.6，表明研究区方解石主要形成于相对还原的成岩环境中。Co在氧化环境中以Co2+形式溶于海水中，在缺氧环境下形成不溶的CoS，并以固态形式进入黄铁矿[28]；Ni在氧化性质的海洋环境中以Ni2+、NiCl和可溶的NiCO3形式存在，在还原环境下Ni会释放并进入海水或孔隙水[29]。上述元素均会在还原环境海相沉积物中富集，用来指示碳酸盐岩氧化还原环境，一般来说，Ni/Co<5指示氧化环境，Ni/Co>7指示还原环境[30]。研究区方解石Ni/Co值为1.06～17.92，(表3)平均值7.46，也指示方解石主要形成于还原环境中。

图5 塔里木盆地顺北地区中下奥陶统缝洞充填物方解石标准化δEu和δCe交会图

δCe=Ce/Ce*=2CeSW/(LaSW+PrSW)，δEu=Eu/Eu*=2EuSW/(SmSW+GdSW)，CeSW、LaSW、PrSW、EuSW、SmSW和GdSW分别为该元素实测值海水标准化数值，海水稀土含量参见文献[25]。

Fig.5 StandardizedδEu andδCe correlation of calcite particles filled in fractures and vugs, Middle and Lower Ordovician, northern Shuntuoguole area, Tarim Basin

碳酸盐岩中微量元素含量和特定某些元素的比值已经在判识古气候和古环境方面得到广泛的应用，但控制和影响碳酸盐岩中微量元素分布的因素十分复杂，单一的元素含量或某几个元素比值并不能真实地反映沉积环境信息，需要进行多参数的联合校验[31]。本文主要选取了Sr/Ba、Sr/Cu值2种常用的碳酸盐岩沉积环境判别环境参数开展研究。黄思静等[32]认为，能较好代表均一化海水样品的Sr含量下限值为200 μg/g，研究区样品Sr含量为49.38～340.67 μg/g(表3)，平均值197.65 μg/g，与前人研究结果基本一致，表明研究区方解石主要为海相沉积成因。史忠生等[33]提出Sr、Ba的沉积主要与蒸发作用有关，沉积物中的Sr、Ba总含量以及Sr/Ba值在一定程度上能够反映沉积区古气候环境信息，其大小还可反映成岩流体的盐度。通常认为Sr/Ba>1为海相沉积，Sr/Ba<1为陆相沉积[34]，且Sr/Ba比值越大，海水盐度越高。研究区方解石Sr/Ba值为32.61～1 543.30(表3)，平均449.16，显示出高度咸化条件下的海相沉积特征。此外，Sr/Cu值也常被用来指示碳酸盐岩沉积时期古气候信息，一般认为Sr/Cu值介于1.3～5.0指示潮湿气候，而大于5.0则指示干旱气候[35]。研究区方解石颗粒Sr/Cu值普遍很高，为143.6～2 271.6(表3)，平均487.9，反映出方解石形成时期研究区气候异常干旱。

表3 塔里木盆地顺北地区中下奥陶统中不同阴极发光的方解石颗粒原位微量元素部分测试结果
Table 3 In situ REE measurement of calcite particles with different cathodoluminescence,Middle and Lower Ordovician, northern Shuntuoguole area, Tarim Basinμg/g

取心井及样品编号储集空间类型阴极点位ScThSrFeMnSr/CuSr/BaFe/MnNi/CoU/ThSP2井WQ-07SP3井WQ-15S3井WQ-20SP1井WQ-16Z1井WQ-21S5井WQ-33高角度裂缝水平裂缝溶蚀孔洞不发光0.1000.12749.3886.075.66143.6645.5715.201.060.698橙红色0.0980.155102.5389.744.88353.6293.7818.384.131.274围岩0.1280.320301.091124.206.02149.1538.62186.7412.651.349不发光0.1640.008108.9991.4730.80681.2471.812.9710.380.720橙红色0.1270.008146.8990.9825.88299.2246.453.511.341.231亮黄色0.1580.006157.52118.7744.69189.3199.862.651.431.596围岩0.2180.320300.56336.4917.45816.7417.4019.289.751.608橙红色0.1170.300247.25218.2944.46802.864.384.905.920.740亮黄色0.1970.240238.19200.8451.72524.689.883.885.642.650围岩0.4960.790340.671661.0565.40295.442.5325.306.133.840不发光0.1310.150151.02111.378.90287.1715.7312.5017.920.443橙红色0.1250.096164.6195.409.88216.61151.109.6510.731.143围岩0.1470.380132.94157.888.91805.7596.1417.700.811.211橙红色1.8700.025310.812601.67161.04186.1296.0016.1516.720.970围岩0.1340.054313.4896.633.102271.61543.3031.177.081.050不发光0.1470.02463.1461.8310.05175.932.616.157.100.492橙红色0.1320.004137.5730.1319.28253.2416.581.566.922.610围岩0.1640.320290.96150.3911.21329.9322.9313.408.574.910

通过对19个不同阴极特征方解石和围岩颗粒点位的Fe、Mn微量元素地球化学特征进行分析(表3)，除ZT1井WQ-21号样品外，其余井区方解石颗粒具有较低的Fe和Mn含量，Fe含量为30.13～218.29 μg/g，平均108.63 μg/g；Mn含量为4.88～51.72 μg/g，平均23.29 μg/g。围岩具有高Fe含量和较低Mn含量，Fe含量为150.39～1 661.05 μg/g，平均686 μg/g；Mn含量为6.02～65.4 μg/g，平均21.8 μg/g。ZT1井WQ-21号样品方解石颗粒具有最高的Fe和Mn含量，而围岩点位Fe和Mn含量比其余样品均低，分别仅为96.63 μg/g和3.10 μg/g。

5 讨论

5.1 稀土元素来源及受控因素

近年来，稀土元素地球化学特征在研究碳酸盐岩物源、形成环境和流体来源方面取得重要进展[36-38]。前人研究表明，与含水溶液达到平衡的矿物将继承其沉淀的母溶液或围岩的稀土元素组成特征，即沉积物的稀土元素组成主要取决于沉淀时流体或围岩稀土元素组成特征[20]。研究区除ZT1井WQ-21号样品外，其余所有井区样品均具有附近围岩稀土元素总量大于方解石充填物稀土元素总量的特征(表2)，指示该区原始沉积围岩内稀土元素富集。为进一步明确样品差异性原因和方解石颗粒稀土元素来源，对ZT1井WQ-21号样品进行重点剖析。岩心观察发现，ZT1井WQ-21号样品充填物为大块方解石晶簇，与其他井区充填物富集特征差异明显，指示经历流体改造较强，且方解石生长空间大，流体改造时间长，具备元素进入方解石晶格的条件。从WQ-21号样品REE配分来看(图6a)，除存在一定的Eu正异常外，与前人大气水改造模式基本一致(图6b)，而大气水本身稀土元素含量非常低[39]，且大气水富含CO2，可形成较低pH值的酸性环境，有利于稀土元素溶解，以络合物或自由离子的形式迁移析出进入胶结物晶格，造成岩石REE严重亏损，导致整体稀土元素总量很低。研究区Eu异常推测存在一期热液流体改造。综上所述，认为WQ-21号样品经历过大气水的强烈改造，围岩稀土元素贫化严重，而方解石稀土元素富集，其方解石颗粒中稀土元素继承于附近围岩，而非来源于地质流体本身且受控于流体改造强度。

5.2 地质流体来源

通过稀土元素配分模式进行流体来源的示踪是目前较为常用的一种手段。前人总结了不同流体作用下白云岩的稀土元素判别模式，认为经海水标准化后的海水来源白云岩的稀土元素特征表现为全岩ΣREE小于20 μg/g，具有一定程度的Ce正异常，轻稀土元素(LREE)稍富集以及重稀土元素(HREE)的配分曲线较为平坦的特征[19]。研究区方解石稀土元素配分模式特征与海源流体改造配分模式特征有较好的相似性，但均存在一定的Eu正异常。其中WQ-16号样品Eu正异常最为显著，WQ-21号样品Eu正异常相对最弱，说明顺北地区普遍遭受深部热液作用影响，且WQ-16号和WQ-07号样品受到热液作用的改造可能更强。针对Eu正异常最为显著的上述2口井进行岩心系统观察发现，局部发育条带状或团块状硅质岩。在对不同产状的硅质岩样品进行稀土元素测试后发现，其特征与方解石相似，ΣREE较低，为1.403～3.556 μg/g，平均为1.783 μg/g，Nd/Yb平均值为16.6，表明轻稀土元素明显富集，而重稀土元素相对亏损，轻、重稀土分异明显；且Eu存在明显正异常，δEu平均值1.38，δCe平均值0.99。硅质岩主要富集于裂缝和溶洞储集空间，由此推断这一期深部热液流体可能为富硅热液流体。

图6 塔里木盆地顺北地区中下奥陶统WQ-21号岩心样品稀土元素配分与前人大气水稀土元素配分对比Fig.6 Comparison of REE distribution of WQ-21 core sample and former atmospheric water modification, Middle and Lower Ordovician, northern Shuntuoguole area, Tarim Basin

研究发现，Sr/Ba最高值出现在WQ-21号样品的基岩颗粒内，平均1 543.3，而其方解石内Sr/Ba平均值仅296(表3)，证实流体性质存在变化，地质流体盐度变低，分析认为是由于大气淡水的混入导致流体盐度的下降。从Fe/Mn值来看，围岩普遍高于方解石颗粒，其他井区样品方解石颗粒Fe/Mn值最低(表3)，说明沉积期研究区围岩富含Fe元素。由于WQ-21号样品围岩被改造程度最强且地质流体为下渗大气水富含Fe，因此，导致形成的方解石继承了围岩的Fe元素。前人研究表明，大气水淋滤会使Fe、Mn以高价状态充填于岩石颗粒中，导致其含量增加[40]，据此推断WQ-21号样品方解石为大气淡水成因，而其余样品方解石均为地层水成因。此外，为进一步联合校验上述认识，对6件样品脉体(孔洞)内方解石充填物颗粒进行微钻取样开展Sr同位素测试分析。WQ-21号样品的87Sr/86Sr值明显高于其他样品，为0.710 395，分析认为正是由于该样品受大气淡水强烈改造，导致陆源Sr的混入，致使Sr同位素表现为高值；其余样品87Sr/86Sr值为0.708 574～0.709 370，平均0.708 876，基本位于前人中奥陶世海水值范围(0.708 505～0.708 988)[41]，这也与上述对于顺北地区中下奥陶统地质流体来源的认识一致。此外，对6口典型取心井样品稀土元素的平均值经海水标准化处理后，建立了全井区不同期次方解石稀土元素配分曲线(图7)，结果表明围岩稀土元素含量较高，不同阴极发光特征的方解石颗粒点位稀土元素含量有所差异，但均具有相似的稀土元素配分曲线，且轻稀土元素相对于重稀土元素轻微富集。从图7可以看出，受流体改造程度的不断加强，沉积早期海水改造伴生的同期不发阴极光方解石，其稀土元素总量最低，没有明显Ce和Eu异常。沉积期后受断裂活动影响，开启的断裂通道可作为流体的运移通道，利于外源流体(大气淡水或富硅流体)沿断裂带进入与地层水发生混合，对围岩改造胶结后形成第二期橙红色和亮黄色方解石，且从阴极发光特征统计来看，这一期方解石分布范围最广，是研究区主要的方解石成因类型。这期方解石稀土元素含量较早期方解石有所增加，ΣREE为1.028～11.979 μg/g，平均含量3.545 μg/g，结合上述改造越强、稀土元素总量越高的认识，认为地层水与外源流体的混合可使流体溶解度提高，致使围岩持续溶解导致稀土元素从围岩进入方解石颗粒。此外，硅质岩发育层段的方解石样品(WQ-07和WQ-16)还呈现出明显的正Eu异常和弱正Ce异常特征，表明富硅热液流体活动对于储集空间也有一定的影响。结合地质背景及上述地质流体主要来源于地层海水改造的认识，可以推断，在断裂发育的背景下，断裂带可以作为流体运移通道，使地表或埋深流体对储集体进行改造。但稀土元素、微量元素以及Sr同位素测试结果表明，研究区仅WQ-21号样品所在井区经历过大气淡水改造，形成方解石晶簇，其余井区并未遭受大气水改造；也就是说，可能受控于断裂带强度、断开的层位以及流体饱和度的影响，上覆地层中的地质流体不是研究区主要的地质流体来源。综上所述，研究区形成方解石的地质流体主要来源于具有海水性质的地层水，仅局部井区存在大气水和富硅热液流体与地层水的混源叠加改造。

图7 塔里木盆地顺北地区中下奥陶统不同期次方解石充填物稀土元素配分图版Fig.7 REE partition plate of calcite fillings in different periods, Middle and Lower Ordovician, northern Shuntuoguole area, Tarim Basin