米倉－大巴山海相地層古流體地球化學特征與油氣保存

李 飛，尚長健，樓章華，朱振宏，李 梅，周孝鑫

(1.中國港灣工程有限責任公司，北京100027;2.核工業部北京地質研究院，北京100029;3.浙江大學海洋地質與資源研究所，浙江杭州310058;4.浙江大學水文與水資源研究所，浙江杭州310058;)

1 地質背景

米倉－大巴山前帶位于上揚子板塊向北突出帶邊緣，屬于上揚子地臺的一部分，周邊有秦嶺造山帶、松潘－甘孜造山帶和龍門山推覆構造帶等一系列大型構造帶。研究區主體構造為米倉山構造帶南緣褶皺基底和蓋層、北西向大巴山弧形構造帶及其前緣帶的接觸帶。

米倉－大巴山前帶經歷了印支期的初始隆升、燕山期的強烈隆升和喜馬拉雅期的最終定型3個階段［1－4］。研究區構造沉積史可以劃分為晚震旦世—中三疊世海相臺地－臺地邊緣組合和晚三疊世—古近紀陸相沉積組合兩大階段，對應發育三個大的含油氣系統。下部海相含油氣系統:烴源巖為志留系和寒武系暗色泥頁巖，儲層為志留系和震旦系砂巖，蓋層為志留系泥頁巖;中部海相含油氣系統:烴源巖為二疊系暗色泥頁巖、煤層及深灰色灰巖［5］，儲層為二疊系棲霞組灰巖、長興組生物礁灘、飛仙關組鮞粒灘和嘉陵江組二段砂屑灘，蓋層主要是雷口坡組—嘉陵江組塑性膏鹽巖;上部陸相地層含油氣系統:烴源巖為須家河組、自流井組和千佛崖組暗色泥巖，儲層為須家河組、千佛崖組砂巖和自流井組大安寨段介屑灰巖，蓋層為須家河組和侏羅系泥頁巖。

2 樣品采集和分析方法

本次研究采集了研究區內寒武系、奧陶系、志留系、二疊系和三疊系等不同層系分布的方解石脈及其碳酸鹽巖圍巖樣品。穩定同位素分析在北京國土資源部同位素實驗室完成。分析方法采用100%磷酸法和激光法。所用質譜計型號為MAT 251EM。碳、氧同位素測試數據采用的國際標準:δ13C以PDB為標準;δ18O分別以PDB和SMOW兩種標準;分析精密度為±0.2‰。測試分析成果見表1。流體包裹體分析在核工業地質分析測試研究中心完成，所采用的分析測試儀器為LINKAMTHMS600型冷熱臺，分析測試環境溫度和濕度分別為20℃和30%。本次研究采集的樣品分布較廣，覆蓋了研究區的大部分區域，可以滿足分析研究的需要。測試樣品以二疊系和三疊系方解石脈樣品和碳酸鹽巖圍巖樣品居多，代表性最好，故選作具體分析描述，其他層系樣品均表現出相似特征(表1)。

3 穩定同位素地球化學與古流體史分析

3.1 方解石脈碳、氧同位素特征與流體成因分析

斷裂帶形成與演化過程中，斷裂通道帶中的流體往往十分活躍，在破碎巖石的裂縫中形成石英脈和方解石脈。斷裂帶中的流體來源有以下幾個方面:①下滲的地表大氣水;②斷裂帶兩側的地層流體;③斷裂帶下方的深部殼源流體;④幔源流體。不同成因的地下流體具有不同的地球化學性質和同位素組成。因此，斷裂帶中的流體成因決定了石英脈和方解石脈的穩定同位素組成。通過對比分析碳酸鹽巖圍巖背景值和方解石脈的碳、氧同位素組成，可以判斷其形成時的地球化學環境特征和物質來源［6］。通常，沉積碳酸鹽巖的碳同位素組成比較穩定，基本上不受成巖孔隙水的影響，可以反映其成巖環境［7］。但方解石脈中碳同位素會因深部流體混入而偏重，因大氣水下滲影響而偏輕。

研究區各層系方解石脈碳、氧同位素值分布相對其對應的圍巖背景值較分散(圖1)。如三疊系碳酸鹽巖圍巖的δ13C值分布范圍為－2.2‰～5.0‰，均值為0.8‰，在正常海相碳酸鹽巖的范圍內。而三疊系方解石脈δ13C值變化范圍較大，為－7.7‰～6.1‰(圖1)，表明構造裂隙充填方解石膠結物形成時二氧化碳來源較復雜，不完全來源于海相碳酸鹽巖［7－8］。其他層位的δ13C值相對分布變化規律與三疊系類似。因此，可以認為米倉－大巴山前帶及周緣地區存在不同程度的大氣水下滲作用和深部流體通過深大斷裂溝通上涌混合的現象。

相對于碳同位素，氧同位素(δ18O)值的影響因素較多，既有“成巖效應”又有“年代趨勢”。地層越老，相應的δ18O值就越小［9］。隨著時間的拉長，地層與大氣淡水發生同位素交換的機會增多，也會使碳酸鹽巖δ18O值變小。溫度對δ18O值的影響也十分明顯，隨著埋深增加，溫度遞增，氧同位素分餾作用增強，δ18O值減小［10－11］。研究區三疊系方解石脈 δ18O(PDB)值的變化范圍為－16.3‰～－2.6‰，平均值為－8.3‰，其相應層系碳酸鹽巖圍巖氧同位素值的變化范圍為－9.1‰～－2.1‰，均值為－6.2‰。構造裂隙充填方解石脈的δ18O值相對負偏，反映其形成于溫度較高的熱液流體中，但不排除成巖流體與大氣淡水發生同位素交換導致方解石脈中δ18O值負向偏移的可能性。

表1 米倉－大巴山地區構造裂隙充填方解石及其碳酸鹽巖圍巖的碳、氧同位素組成Table 1 Carbon and oxygen isotope composition of calcite veins filled in tectoclases and their carbonate host rocks in Micang-Daba area

圖1 米倉－大巴山地區構造裂隙充填方解石及其碳、酸鹽巖圍巖背景值的碳氧同位素相關圖Fig.1 Carbon and oxygen isotope correlograms of calcite veins filled in tectoclases and their carbonate host rock background values in Micang-Daba area

從米倉－大巴山前帶及周緣地區二疊系－三疊系碳同位素的平面分布情況可知，碳同位素值從盆地內經過山前帶往盆地外逐漸減小(圖2)。盆地內方解石脈碳同位素值普遍在－2‰～2‰，反映了海相地層流體特征。山前帶及盆地外，方解石脈碳同位素分布比較復雜，同位素值普遍小于－2‰，推測燕山期后的強烈褶皺及抬升剝蝕作用使得海相地層直接裸露于地表，大氣水下滲影響較普遍;局部深大斷裂發育地區方解石脈碳同位素值大于2‰，表明該區存在深部流體上涌現象［12－13］。

3.2 古水溫和古大氣水下滲深度計算

碳酸鹽成巖時水體介質的溫度是控制碳酸鹽穩定同位素組成的重要因素之一。當碳酸鹽與水介質處于平衡狀態時，δ18O值隨溫度的升高而下降［14］。水介質溫度對δ18O值的影響遠遠超過鹽度對它的影響;而δ13C值隨溫度變化很小。因此，當鹽度不變時，δ18O值可用來作為測定古溫度的可靠標志。

用δ18O值測定古大洋水溫度的方法是由美國學者H.C.Urey提出的，并且由Epstein(1953)等加以具體化。Shackleton(1974)又進一步修改得出最終經驗公式:

其中: δC=10.25+1.010 25×δCaCO3(2)

上各式中:δCaCO3是指CaCO3樣品的δ18O值;δC指CaCO3樣品測試時，反應產生CO2的 δ18O值;δW和δH2O則指樣品形成時與海水平衡狀態下CO2和H2O 的 δ18O 值［14－17］。δ18O與成巖強度之間的定性關系:成巖強度越大，δ18O值越低。依據米倉－大巴山前帶及周緣地區各時代地層構造裂隙方解石充填物的δ13C值和δ18O值，利用上述公式可以求得方解石充填物形成時期的流體介質溫度。米倉－大巴山前帶及周緣地區構造裂隙方解石充填物的形成溫度變化范圍較大，為25～130℃，且由盆地內部向山前帶逐漸增高，不同構造單元也有一定差異。由此表明，在往山前帶方向的多期構造抬升剝蝕過程中，構造斷裂帶中的流體較活躍，持續時間長，導致形成深度和溫度變化較大。

圖2 米倉－大巴山地區二疊系－三疊系方解石脈碳同位素平面分布Fig.2 Plane distribution of the carbon isotope values of the Permian and Triassic calcite veins in the study area

利用方解石脈的穩定同位素組成，可以獲取形成溫度等地球化學參數，并且在分析方解石脈成因的基礎上，計算古大氣水的下滲深度(表2)。因此，獲得古大氣水下滲深度的步驟如下:①測定方解石脈的碳、氧穩定同位素組成，判斷方解石脈形成時的流體是否有大氣水的參與;②計算方解石脈的形成溫度;③結合古地溫梯度計算方解石脈形成深度，這個深度就是古大氣水的下滲深度。

由研究區方解石脈的碳、氧同位素測試結果可知，米倉－大巴山前帶及周緣地區各層系裂隙方解石充填物的δ13C值普遍較圍巖背景值低，受下滲大氣水的影響。其中，四川盆地內古大氣水下滲深度最小，為600～2 000 m;向山前帶及盆地外側逐漸增大，普遍在1 200～3 000 m(圖3)。

4 包裹體特征與油氣保存

米倉－大巴山前帶及周緣地區斷裂帶重填的方解石脈流體包裹體均一溫度有70～90℃和130～170℃兩個主峰(圖4)，表明研究區存在兩期古流體活動。結合沉積埋藏史分析，可以確定該兩期分別對應燕山期和喜馬拉雅期構造運動［18］。

在構造演化作用過程中，古流體主要沿斷裂帶及構造裂縫活動，并形成相關的脈體而保存。古流體的鹽度低，反映了大氣水參與對鹵水的稀釋，是保存條件不好的一種表現;古流體的鹽度高，則反映古大氣水下滲作用弱或沒有受到影響，保存條件較好－好。一般來說，低鹽度區(小于6%)烴類保存條件不好，中等鹽度區(6% ～8%)烴類保存條件一般，高鹽度區(＞8%)保存條件較好。

表2 米倉－大巴山地區古大氣水下滲深度估算Table 2 Infiltration depth of ancient meteoric water in Micang-Daba area

圖3 米倉－大巴山地區古大氣水下滲深度平面分布Fig.3 Contour of depth of ancient meteoric water infiltration in the study area

圖4 米倉－大巴山前帶及周緣方解石脈包裹體均一溫度分布特征Fig.4 Homogenization temperature distribution of calcite vein inclusions in Micang-Daba piedmont and its adjacent area

圖5 米倉－大巴山前帶及周緣各地層流體包裹體鹽度分布特征Fig.5 Salinity distribution of fluid inclusions in each layer in Micang-Daba piedmont and its adjacent area

圖6 米倉－大巴山前帶及周緣地區流體包裹體鹽度分布特征Fig.6 Salinity distribution of fluid inclusions in calcite veins of the Micang-Daba peidmont zone and its adjacent area

從圖5可看出，下古生界包裹體鹽度頻率分布主峰在21% ～23%，二疊系為5% ～9%，三疊系為1% ～5%，隨著地層從老到新，鹽度頻率分布主峰向左漂移，體現出保存條件變差的趨勢。各海相地層燕山期斷裂古流體鹽度(NaCl含量)大于7.5%的樣品占65% ～82%，反映了海相地層蓋層條件在晚燕山運動期間沒有被完全破壞，總體上封閉性較好，大氣水下滲程度較弱，有利于烴類的保存(圖6);但喜馬拉雅期斷裂流體鹽度相對較低，表明喜馬拉雅期盆地沖斷褶皺和抬升剝蝕過程中，大氣水下滲作用加強，下滲深度增大，保存條件變差［19］。

5 結論

1)通過研究該區構造裂隙充填方解石脈碳、氧同位素特征，分析其成巖環境、物質來源和大氣水混入情況。變化趨勢表明，從盆地經山前帶到盆地外，大氣水下滲作用增強，山前帶古大氣水下滲深度普遍在1 200～3 000 m。

2)利用方解石脈包裹體均一溫度和鹽度值頻率分布情況，推斷出研究區存在兩期古流體運動，對應燕山期和喜馬拉雅期構造運動。

3)米倉－大巴山前帶及其周緣(尤其是強變形帶)地層古流體活動活躍，油氣保存條件的破壞應在晚燕山—喜馬拉雅運動。裂縫發育的碳酸鹽巖地層中自生礦物充填物豐富，包裹體測試結果表明參與形成喜馬拉雅期自生礦物的古流體鹽度較低，表明受到的大氣水下滲混合作用的影響較大，油氣保存條件變差。

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