塔里木盆地下古生界碳酸鹽巖中硅化作用成因

朱東亞，孟慶強

(中國石油化工股份有限公司 石油勘探開發研究院，北京 100083)

塔里木盆地下古生界碳酸鹽巖中經常可以見到隱晶質的硅質條帶或者硅質結核，這些硅質條帶和硅質結合通常認為是沉積形成的[1-3]。但在有些鉆井的下古生界碳酸鹽巖巖心中可以見到一些自形晶簇狀石英，充填或部分充填于碳酸鹽巖的溶蝕孔洞中。特別是在后期溶蝕改造比較發育的白云巖中，石英的充填較為常見。碳酸鹽巖中的這種硅化作用與某一種類型的流體活動有關，此種類型的流體也會對碳酸鹽巖產生一定的溶蝕改造作用。因此，查明該流體類型對于探討塔里木盆地碳酸鹽巖后期溶蝕改造和儲層發育有著一定的積極意義。本文試圖通過對石英中的流體包裹體均一溫度、包裹體水氫氧同位素以及石英的稀土元素分析等方法來揭示導致碳酸鹽巖發生硅化作用的流體類型。

1 樣品及方法

位于塔里木盆地北部雅克拉凸起的沙15井是硅化作用發育較為強烈和典型的一口鉆井。沙15井所揭示的下奧陶統地層以白云巖為主，次生溶蝕改造和次生溶蝕孔隙較為發育。白云巖次生溶蝕改造發育段硅化作用也較為強烈。溶蝕孔洞被晶簇狀石英部分或全部充填，石英顆粒一般可達幾個毫米大小。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鹽巖巖心中也都能見到類似的硅化作用。

本次研究以沙15井為例，選取含晶簇狀石英的巖心磨制包裹體片以進行流體包裹體測溫，然后挑選純凈的石英顆粒做包裹體水氫同位素分析、石英氧同位素分析和稀土元素分析。流體包裹體測溫在Linkam-TH600冷熱臺上進行。通過熱爆法獲得石英中的包裹體水，然后用MAT252質譜儀檢測其氫同位素。石英氧同位素也通過MAT252質譜儀檢測獲得，通過石英與水之間氧同位素平衡分餾系數和流體包裹體均一溫度計算得到包裹體水氧同位素。稀土元素通過ICP-MS方法獲得，所用儀器為Yokogava PMS-200離子質譜儀。這些分析測試在中國科學院地質與地球物理研究所完成。

2 結果和討論

2.1 石英中流體包裹體均一溫度

石英晶體中通常可見大量的氣液兩相包裹體，包裹體呈長方形或呈不規則的形態，大小一般十幾微米，氣/液比在5%左右。石英中流體包裹體均一溫度位于120～200 ℃之間，主峰溫度150～190 ℃之間(圖1)。以地表溫度20 ℃，現今地溫梯度20 ℃/hm[4]計算，若要形成這么高的均一溫度，埋藏深度需要在6 500～8 500 m之間，根據埋藏史[5]，下奧陶統白云巖在地質歷史上并沒有達到這樣的埋藏深度。所以，沉淀形成石英的流體并不是原來就存在于地層內部的地層水，具有這么高溫度的流體應該是巖漿熱液流體。葉德勝[6](1992)所測定的塔北地區丘里塔克群石英中流體包裹體均一溫度為l92～278 ℃，也說明了熱液流體的活動。

圖1 塔里木盆地北部下奧陶統石英中流體包裹體均一溫度分布直方圖

2.2 石英中包裹體水氫氧同位素特征

沙15井下奧陶統白云巖溶蝕孔洞中充填的晶簇狀石英的氧同位素和流體包裹體水氫氧同位素測試結果見表1。4個包裹體水氫同位素(δDV-SMOW)值分別為-118.36‰,-106.58‰,-96.78‰,-83.39‰；石英氧同位素(δ18OV-SMOW)值分別為24.14‰,23.36‰,22.73‰,18.6‰。根據包裹體均一溫度和石英與水之間的氧同位素平衡分餾方程計算得到沉淀石英的流體的δ18OV-SMOW值分別為8.69‰,7.20‰,8.50‰,5.21‰(表1)。

大部分高溫下與巖漿平衡的巖漿水的δ18O位于6‰～8‰之間，δD位于-50‰～-80‰之間[7]。變質水δ18O位于5‰～25‰之間，δD位于-20‰～-70‰之間[8]。埋藏至深埋藏成巖階段由于水巖相互作用，孔隙水的δ18O會逐漸增加，但最大不超過3‰±1‰[9]，否則演化線將于白云石區不相交，這一理論值也與石英實測δ18O值和根據包體測溫計算的結果相一致。

石英樣品中的流體氫氧同位素組成與大氣水、海水以及變質水都相差較大(圖2)。塔北奧陶系地層水的δDV-SMOW值位于-44.7‰～-61.0‰之間[10]，石英中流體包裹體水與之也有著顯著的差別。與巖漿水相比，石英中流體包裹體水氧同位素正好位于巖漿水的范圍內，但氫同位素低于巖漿水的范圍。可以推測沉淀石英的流體為巖漿熱液，氫同位素降低是巖漿熱液與沉積地層中的有機質發生氫同位素交換的結果。

表1 塔里木盆地北部下奧陶統石英中流體包裹體水氫氧同位素組成

1)包裹體水δ18OV-SMOW是通過實測的石英δ18OV-SMOW、流體包裹體均一溫度(T)和石英與流體之間的

氧同位素分餾系數(α=3.38×106/T2-2.90，據鄭永飛等(2000)[7])計算得到，計算公式為：

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

圖2 塔里木盆地北部下奧陶統石英包裹體水氫、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號從57到71的鑭系的15個元素，由于這些元素的電價基本相等、離子半徑相近，所以具有相似的地球化學性質，可以用來追蹤地球化學過程[11-16]。沙15井3個石英樣品稀土元素測試結果見表2，其配分模式見圖3a。

從稀土元素配分模式圖(圖3a)上可以看出，沙15井的石英具有輕稀土富集的特征，其LREE/HREE分別為11.866,9.276,11.326，平均值為10.816；(La/Yb)N分別為15.950,10.034,13.206，平均值為13.063。 石英還具有較為明顯的Eu負異常(圖3a)，其δEu分別為0.636,0.616,0.638，平均值為0.613；但不具有明顯的Ce負異常。

根據賈承造(2004)[16]的研究成果，塔里木盆地二疊紀中酸性火成巖大部分樣品具有明顯的Eu的負異常，但不具有明顯的Ce負異常(圖3b)。中酸性火成巖的LREE/HREE、(La/Yb)N、δEu和δCe平均分別為10.96,12.09,0.536和0.94。從稀土元素配分模式和幾個參數來看，石英與中酸性火成巖比較接近，說明沉淀石英的流體是與中酸性火成巖活動有關的巖漿熱液流體。

表2 塔里木盆地北部下奧陶統石英稀土元素組成

圖3 塔里木盆地北部下奧陶統石英和中酸性火山巖稀土元素配分模式

2.4 石英成因

從石英中流體包裹體均一溫度、氫氧同位素以及稀土元素組成上可以看出，沙15井下奧陶統白云巖溶蝕孔洞充填的石英顆粒是從巖漿熱液中沉淀形成的。巖漿熱液成因的石英在金屬礦床中較為常見，研究的也較多，熱液流體的溫度、壓力、酸堿度等性質的改變可導致硅質的過飽和和硅化作用的發生[17-18]。同時對硅過飽和并對方解石不飽和的流體是存在的[19]，這種類型的流體和碳酸鹽巖相遇時，在沉淀石英的同時還會溶解其中的灰質成分，從而使碳酸鹽巖儲層在一定程度上得到改善。

3 結論

流體包裹體測溫、氫氧同位素和稀土元素特征表明塔里木盆地下古生界碳酸鹽巖溶蝕孔洞中充填的晶簇狀石英是從巖漿熱液中沉淀形成的。晶簇狀石英在許多鉆井的下古生界碳酸鹽巖巖心中都可以看到，在一定程度上表明了塔里木盆地熱液活動的廣泛性。熱液流體具有較高的溫度并一般富含CO2，對碳酸鹽巖會形成顯著的溶蝕改造作用，實際勘探中應給予足夠的重視。

參考文獻:

[1] 劉萬洙,白雪峰,包亞范,等. 新疆庫魯克塔格地區寒武—奧陶系硅質巖的巖石學特征及其成因分析[J]. 新疆地質,2006,24(4)：344-348.

[2] 樓雄英,許效松. 塔里木盆地早古生代晚期構造—沉積響應[J]. 沉積與特提斯地質,2004,24(3)：72-79.

[3] 艾華國,蘭林英,王筠,等. 塔里木盆地雅克拉斷凸前中生界不整合面之下下奧陶統白云巖儲層特征[J]. 地質學報,1999,73(4)：342-349.

[4] 李慧莉,邱楠生,金之鈞,等. 塔里木盆地的熱史[J]. 石油與天然氣地質,2005,26(5)：613-617.

[5] 趙洪文,李鐵軍,張忠民,等. 雅—輪斷凸油氣勘探目標評價與優選[R]. 北京：中國石油化工股份有限公司石油勘探開發研究院，2006：84.

[6] 葉德勝. 塔里木盆地北部丘里塔格群(寒武系至奧陶系)白云巖的成因[J]. 沉積學報,1992,10(4)：77-86.

[7] 鄭永飛,陳江峰. 穩定同位素地球化學[M]. 北京: 科學出版社,2000.

[8] TAYLOR H P JR. Oxygen and hydrogen isotope relationships in hydrothermal mineral deposits[M]//BARNES H L,ed.Geochemistry of hydrothermal ore deposits.2nd ed. New York：John Wiley & Son,1979：236-277.

[9] LONGSTAFFE F J. Stable isotope studies of digenetic processes[C]//KYSER T K. Stable Isotope Geochemistry at Low Temperature Fluids, MAC Short Course Series 13. Québec: Mineralogical Association of Canada,1987：187-257.

[10] 賈存善,馬旭杰,饒丹,等. 塔河油田奧陶系油田水同位素特征及地質意義[J]. 石油實驗地質,2007,29(3)：292-297.

[11] 李紅敬,解習農,周煉. 揚子地區二疊系硅質巖成因分析及沉積環境研究[J]. 石油實驗地質,2009,31(6):564-569.

[12] 劉顯鳳,蔡忠賢,云露,等. 塔河油田巖溶作用元素地球化學的特征響應[J]. 石油實驗地質,2009,31(3):270-274.

[13] 俞惠隆,張金亮,徐倫勛. 東濮凹陷沙河街組泥巖的稀土元素地球化學特征[J]. 石油與天然氣地質,1990,11(2)：178-186.

[14] 劉寧,樊德華,郝運輕,等. 稀土元素分析方法研究及應用:以渤海灣盆地東營凹陷永安地區物源分析為例[J]. 石油實驗地質,2009,31(4):427-432.

[15] WAKITA H, REY P, SCHMITT R A. Elemental abundances of major, minor, and trace elements in Apollo 11 lunar rocks, soil and core samples, Proc. Apollo 11 Lunar Science Conference [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1970, Supplement: 1685-1717.

[16] 賈承造,張師本,吳紹祖. 塔里木盆地及周邊地層(下冊)[M]. 北京：科學出版社,2004：227-262.

[17] ANDERSON R N, HOBERT M A, LANGSETH M G. Geothermal convection through oceanic crust and sediments of the Indian Ocean [J]. Science, 1979, 204: 828-832.

[18] HESSE R. Silica diagenesis: origin of inorganic and replacement cherts [M]// MCILREATH I, MORROW D W,eds.Diagenesis, Geological Association of Canada Geoscience Reprint Series 4. Newfoundland: Geological Association of Canada Geoscience, 1990: 253-276.

[19] PACKARD J J, Al-AASM I, SAMSON I, et al. A Devonian hydrothermal chert reservoir: the 225 bcf Parkland field, British Columbia, Canada [J]. AAPG Bulletin, 2001, 85: 51-84.