云南騰沖熱液發(fā)育模式及其對塔里木盆地?zé)嵋喝芪g改造的啟示

朱東亞，孟慶強(qiáng)，解啟來，金之鈞

（1.中國石油化工股份有限公司石油勘探開發(fā)研究院，北京100083； 2.華南農(nóng)業(yè)大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院，廣東廣州510640）

云南騰沖熱液發(fā)育模式及其對塔里木盆地?zé)嵋喝芪g改造的啟示

朱東亞1，孟慶強(qiáng)1，解啟來2，金之鈞1

（1.中國石油化工股份有限公司石油勘探開發(fā)研究院，北京100083； 2.華南農(nóng)業(yè)大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院，廣東廣州510640）

通過對云南騰沖熱液流體形成機(jī)制的研究，探討了塔里木盆地?zé)嵋夯顒?dòng)的特征。研究表明，騰沖溫泉?dú)怏w中CO2的δ13C（PDB）位于-6.4‰～-4.7‰之間，3He/4He比值位于1.09～3.51之間；溫泉熱液氫、氧同位素組成在大氣降水線附近，但向氧同位素偏重的方向偏移。研究認(rèn)為，騰沖溫泉?dú)怏w主要來自深部地幔，而溫泉熱液主要是大氣降水下滲并受深部熱源加熱后再向上循環(huán)的產(chǎn)物。根據(jù)塔里木盆地構(gòu)造演化特點(diǎn)，認(rèn)為在二疊紀(jì)末期塔北沙雅-輪臺斷裂和亞南斷裂帶附近有類似于騰沖的地質(zhì)條件，大氣降水下滲相關(guān)的熱液流體活躍，對下古生界碳酸鹽巖形成強(qiáng)烈的溶蝕改造作用；但塔中、巴楚以及塔北隆起南部斜坡區(qū)則沒有類似的地質(zhì)條件，熱液溶蝕改造作用都相對較弱。

熱液；碳酸鹽巖；溶蝕改造；云南騰沖；塔里木盆地

世界上許多含油氣盆地在地質(zhì)歷史上都有一定程度的火山活動(dòng)，也會伴隨著熱液流體活動(dòng)。熱液活動(dòng)對碳酸鹽巖儲層的溶蝕改造作用已得到國內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注，主要包括使碳酸鹽巖發(fā)生溶蝕[1～8]，使灰?guī)r發(fā)生熱液白云巖化[1，2，9～12]，使白云巖發(fā)生重結(jié)晶作用等[3，10，13，14]。

熱液活動(dòng)對塔里木盆地下古生界寒武-奧陶系碳酸鹽巖儲層溶蝕改造作用已有不少學(xué)者做了深入的探討[4～7，13～19]。金之鈞等（2006）[4]，朱東亞等（2008，2009）[7，14]對塔里木盆地?zé)嵋毫黧w作用證據(jù)、熱液溶蝕改造特征和規(guī)律等都做了較為詳細(xì)的論證。但目前對塔里木盆地?zé)嵋毫黧w活動(dòng)機(jī)制以及不同區(qū)域之間活動(dòng)強(qiáng)弱的比較尚缺乏深入的研究。

云南騰沖是近現(xiàn)代巖漿火山活動(dòng)區(qū)，地表溫泉非常發(fā)育，是熱液流體活動(dòng)的典型地區(qū)。本文通過對騰沖地區(qū)溫泉熱液和溫泉?dú)怏w的詳細(xì)研究，揭示了該區(qū)熱液流體活動(dòng)的基本特征。騰沖地區(qū)熱液活動(dòng)規(guī)律對塔里木盆地?zé)嵋毫黧w活動(dòng)具有很好的啟示作用，據(jù)此進(jìn)一步探討了塔里木盆地?zé)嵋毫黧w對下古生界碳酸鹽巖儲層溶蝕改造的有利區(qū)域。

1 騰沖地區(qū)溫泉熱液發(fā)育模式

騰沖火山區(qū)所在的騰沖微板塊位于印度板塊與歐亞板塊之間，其西部以密支那-曼德勒縫合線與緬甸板塊分界，東部以怒江縫合線與保山塊體分界[20，21]。新生代以來，受印度板塊持續(xù)向北東擠壓以及緬甸板塊向東俯沖于騰沖地塊之下影響，該區(qū)發(fā)生強(qiáng)烈的火山活動(dòng)?；鹕胶笃跓嵋夯顒?dòng)顯著，區(qū)內(nèi)發(fā)育數(shù)量眾多的溫泉。

為研究溫泉熱液發(fā)育機(jī)制，對騰沖地區(qū)溫泉?dú)怏w和溫泉熱液進(jìn)行了系統(tǒng)的取樣和分析測試。

1.1 騰沖地區(qū)溫泉?dú)怏w特征

通過對騰沖地區(qū)溫泉?dú)怏w組成成分以及CO2碳同位素和稀有氣體同位素組成測試結(jié)果表明（表1），溫泉?dú)怏w的主要成分為CO2，含量為85.13%～98.56%，平均為93.91%。前人研究表明，不管是現(xiàn)代火山噴出氣體，還是火山巖加熱脫氣，或者洋中脊新洋殼形成處的水熱流體中，氣體成分都主要是CO2[22，23]。除CO2之外，還含有一定量的N2和O2。N2的含量為1.15%～12.31%，平均為4.59%；O2的含量為0.18%～2.10%，平均為0.88%。溫泉?dú)怏w中還含有少量的CH4，H2，H2S等，以及少量He等稀有氣體。

騰沖地區(qū)溫泉?dú)怏wCO2碳同位素值δ13C（PDB）為-6.4‰～-4.7‰，平均值為-5.4‰，是典型的深部無機(jī)成因CO2。He同位素3He/4He值為1.09～3.51，平均值為2.40。幔源、殼源和空氣中的He各自具有特征的3He/4He比值，分別為（1.1～1.4）×10-5，2×10-8和1.4× 10-6[24]，3He/4He比值大于空氣值（Ra）的溫泉?dú)怏w都可以認(rèn)為具有幔源的特征。所以，騰沖地區(qū)溫泉?dú)怏w具有深部幔源成因。

從3He/4He值與CO2的δ13C值的關(guān)系可以得出（圖1），騰沖地區(qū)溫泉?dú)怏w的3He/4He值低于地幔熱點(diǎn)、玄武巖等幔源物質(zhì)值，數(shù)據(jù)點(diǎn)位于典型的地幔物質(zhì)和地殼以及空氣之間。所以，盡管溫泉?dú)怏w具有幔源來源的特征，但也受到了淺部地殼或空氣中He的混入。

表1 云南騰沖地區(qū)溫泉?dú)怏w成分組成和同位素組成Table 1 Composition and isotopes of gases from hot springs in Tengchong，Yunnan Province

圖1 云南騰沖地區(qū)溫泉?dú)怏w3He/4He值與CO2的δ13C值的關(guān)系[25]Fig.1 RelationshiPbetween3He/4He andδ13C of CO2in gases from hot sPrings in Tengchong，Yunnan Province（R為樣品的3He/4He值；Ra為一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下的3He/4He值）

1.2 騰沖地區(qū)溫泉熱液特征

1.2.1 溫泉熱液氫、氧同位素組成特征

通過對云南騰沖地區(qū)溫泉熱液水的氫氧同位素測試結(jié)果，可以看出所測試的溫泉熱液氫氧同位素組成在大氣降水線附近（圖2），但向氧同位素偏重的方向偏離大氣降水線。一般來說，活動(dòng)溫泉熱液的補(bǔ)給水為大氣降水的下滲。世界上其他地區(qū)著名溫泉熱液的氫同位素δD值一般與大氣降水較為一致，但氧同位素δ18O值則相對較高，會出現(xiàn)所謂的“正漂移”現(xiàn)象，是大氣降水在深部較高溫下與巖漿熱源等圍巖發(fā)生同位素交換的結(jié)果[26，27]。

圖2 云南騰沖地區(qū)溫泉熱液氫、氧同位素組成Fig.2 IsotoPic comPosition of oxygen and hydrogen in thermal fluids from hot sPrings in Tengchong，Yunnan Province

氧同位素值相對較高的一個(gè)樣品為珍珠泉的溫泉熱液樣品，δ18O值為5.38‰，該位置地表水溫高達(dá)100℃，但水的數(shù)量非常少，以噴氣為主。氧同位素值相對較高的原因是該處的水巖比較低，溫泉熱液在與圍巖同位素交換過程中獲得了較高的氧同位素值。西坡下等位置溫泉水量較大，水巖比相對較高，與圍巖同位素交換后的氧同位素值相對較低。

表2 云南騰沖地區(qū)溫泉熱液離子組成Table 2 Com position of ions in therm al fluids from hot springs in Tengchong，Yunnan Provincemg/L

1.2.2 溫泉熱液離子組成特征

氫、氧同位素組成已經(jīng)表明了騰沖地區(qū)溫泉熱液是大氣降水下滲受深部熱源加熱并與所經(jīng)圍巖發(fā)生水巖作用的結(jié)果。溫泉熱液中所溶解的陰陽離子類型和數(shù)量也應(yīng)是大氣降水與所經(jīng)圍巖發(fā)生水巖作用的結(jié)果，由所經(jīng)圍巖類型、水巖作用溫度、水巖比等條件決定。如果巖石越易于溶蝕、水巖作用溫度越高、水巖比越低、作用時(shí)間越長，溫泉熱液中各種離子含量就會越多。

1.3 騰沖地區(qū)溫泉熱液發(fā)育模式

從以上的分析中可以得出，騰沖地區(qū)溫泉?dú)怏wCO2碳同位素表明了溫泉?dú)怏w為典型的無機(jī)成因氣體，He同位素組成進(jìn)一步表明了氣體來自于深部地幔，但是受到了一定程度淺層地殼物質(zhì)或空氣中He的混入?；烊氲牡貧せ蚩諝庵蠬e所占比例由幔源釋氣量的多少和所經(jīng)圍巖情況決定。

盡管溫泉?dú)怏w具有幔源的特征，但溫泉熱液卻表現(xiàn)出了大氣降水來源的特征，是大氣降水向下循環(huán)受深部熱源（巖漿或與巖漿活動(dòng)有關(guān)的高熱流）加熱再向上循環(huán)出露地表的結(jié)果。在加熱及循環(huán)過程中與巖漿等圍巖發(fā)生強(qiáng)烈的水巖反應(yīng)，其氫氧同位素組成以及離子組成主要受到這樣一個(gè)加熱循環(huán)過程的影響。

受印度板塊持續(xù)向北東擠壓以及緬甸板塊往東向騰沖地塊之下俯沖的影響，騰沖地區(qū)在新近紀(jì)發(fā)生廣泛的火山活動(dòng)。相關(guān)熱液活動(dòng)發(fā)育模式表明了熱液流體由兩部分組成，一部分是幔源巖漿分異出來的地幔流體（包括氣體和少量的水），另一部分是大氣降水向下滲透—加熱—向上循環(huán)作用機(jī)制形成的熱液流體（圖3）。兩部分共同組成地表出露的溫泉熱液流體，其中氣體主要來自幔源巖漿的釋放，液體主要是循環(huán)的大氣降水。

2 對塔里木盆地?zé)嵋喝芪g改造的啟示

對騰沖地區(qū)熱液發(fā)育機(jī)制的研究揭示了火山活動(dòng)有關(guān)的熱液流體發(fā)育的一般規(guī)律，對探討塔里木盆地地質(zhì)歷史上熱液流體的活動(dòng)特征具有很好的借鑒作用。結(jié)合塔里木盆地的構(gòu)造演化和地質(zhì)條件，可以類似的對塔里木盆地地質(zhì)歷史上熱液流體的活動(dòng)特征進(jìn)行研究，以揭示熱液對碳酸鹽巖儲層溶蝕改造的有利區(qū)域。

2.1 塔里木盆地?zé)嵋夯顒?dòng)特征

圖3 云南騰沖地區(qū)溫泉熱液發(fā)育模式Fig.3 DeveloPment Pattern of thermal fluids from hot sPrings in Tengchong，Yunnan Province

塔里木盆地分別在震旦-寒武紀(jì)、早奧陶世、二疊紀(jì)末期和白堊紀(jì)經(jīng)歷了四次火山作用[29]，其中二疊紀(jì)火山作用最為強(qiáng)烈，在塔里木盆地分布最為廣泛，影響也最大。震旦-寒武紀(jì)以及早奧陶世的火山巖鉆井鉆遇較少，只在野外露頭能見到；白堊紀(jì)的巖漿活動(dòng)僅在塔里木盆地周圍出現(xiàn)。

火山活動(dòng)期間及期后一段時(shí)期會伴隨著強(qiáng)烈的深部熱液流體活動(dòng)，塔里木盆地最主要的一期熱液活動(dòng)與二疊紀(jì)末期的火山活動(dòng)有關(guān)。塔里木盆地經(jīng)過長期的、多期次的、強(qiáng)烈的構(gòu)造演化，盆地內(nèi)下切至深部地殼的斷裂異常發(fā)育，斷裂可達(dá)50～60 km[30]。這些向下溝通地殼深部或上地幔，向上溝通不同時(shí)代沉積地層的深大斷裂是深部熱液流體活動(dòng)的主要通道。

熱液活動(dòng)對塔里木盆地下古生界碳酸鹽巖儲層產(chǎn)生了顯著的溶蝕改造作用，在碳酸鹽巖中產(chǎn)生大量小的溶蝕孔隙、促使白云巖發(fā)生重結(jié)晶作用等，對碳酸鹽巖儲層儲集物性改善有著積極的意義。關(guān)于熱液對碳酸鹽巖儲層溶蝕改造特征、機(jī)制等，已有不少文章做了詳細(xì)的解剖[4，6，7，14～16]，本文不再贅述。

2.2 塔里木盆地?zé)嵋喝芪g改造制約因素

2.2.1 塔中、塔北隆起區(qū)構(gòu)造演化的差異

塔里木盆地塔中、塔北等隆起區(qū)在古生界均受到了多期次的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響①閆華，漆立新，云露，等.沙雅隆起海相碳酸鹽巖勘探潛力及戰(zhàn)略目標(biāo)優(yōu)選.中石化油田部勘探先導(dǎo)攻關(guān)項(xiàng)目成果報(bào)告，2006[31]。晚奧陶世末，受南昆侖洋與塔里木碰撞的影響，塔里木盆地發(fā)生加里東中期晚幕運(yùn)動(dòng)。加里東中期晚幕運(yùn)動(dòng)對塔中隆起區(qū)影響最為強(qiáng)烈，是塔中隆起區(qū)的主構(gòu)造變形期，斷裂帶上抬升幅度可達(dá)數(shù)千米；而塔北地區(qū)構(gòu)造形變微弱，抬升幅度小，繼續(xù)保持寬緩緩坡形態(tài)，沖斷-褶皺構(gòu)造不發(fā)育或十分微弱。

受南天山洋閉合的影響，塔里木盆地在晚泥盆世末及早石炭世初發(fā)生了海西早期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)。該期運(yùn)動(dòng)對塔北隆起區(qū)影響最為強(qiáng)烈，是塔北隆起區(qū)的主構(gòu)造變形期，輪臺斷裂帶的累計(jì)上沖幅度達(dá)4 km。塔中隆起區(qū)距此次構(gòu)造碰撞地較遠(yuǎn)，構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈程度較弱。

受塔里木板塊與西昆侖板塊和中天山板塊碰撞的影響，塔里木盆地在二疊紀(jì)末發(fā)生了海西晚期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)。該期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)使塔北地區(qū)又一次強(qiáng)烈抬升隆起，塔北地區(qū)明顯高出塔中隆起區(qū)3 000余米。塔北隆起區(qū)的輪臺斷裂活動(dòng)非常強(qiáng)烈，構(gòu)造抬升使得斷裂南北兩側(cè)寒武-下奧陶系碳酸鹽巖遭受暴露剝蝕，斷裂上盤（北側(cè)）雅克拉地區(qū)局部剝蝕出露震旦系及基巖地層，雅克拉斷凸主要就在這一時(shí)期形成并定型。塔北隆起南部的阿克庫勒凸起在這一時(shí)期的抬升幅度較小，表現(xiàn)為石炭系-二疊系部分或全部被剝蝕，三疊系底面與它們之間為高角度不整合。塔中隆起區(qū)此期構(gòu)造形變相對較弱，僅局部地段有繼承性構(gòu)造活動(dòng)，形成石炭系-二疊系寬緩褶曲構(gòu)造，整體抬升幅度不大。

2.2.2 熱液活動(dòng)地質(zhì)條件的差異

從騰沖地區(qū)溫泉熱液發(fā)育模式可以看出，熱液流體活動(dòng)需要有巖漿作用，巖漿能直接釋放出一定數(shù)量的水和氣體，但直接釋放出來水的量是有限的。大量熱液流體的形成需要大氣降水持續(xù)性的下滲補(bǔ)給，受深部熱源加熱后再向上循環(huán)形成熱液流體。Qing和Mountjoy（1992）[32]研究也發(fā)現(xiàn)了西加拿大盆地類似的區(qū)域性的持續(xù)補(bǔ)給作用是該區(qū)顯著熱液活動(dòng)及熱液白云巖化的重要因素。同樣，對塔里木盆地來說，是否有大氣降水的補(bǔ)給也是熱液活動(dòng)及熱液溶蝕改造能否顯著發(fā)育的重要因素。

塔里木盆地強(qiáng)烈而廣泛的火山巖漿活動(dòng)發(fā)生在二疊紀(jì)末期。盆地不同地區(qū)在二疊紀(jì)末期的構(gòu)造、地層等發(fā)育特點(diǎn)制約著該區(qū)熱液活動(dòng)的強(qiáng)弱。對塔中隆起區(qū)來說，雖然二疊紀(jì)末期巖漿火山作用非常強(qiáng)烈，但此時(shí)下古生界碳酸鹽巖地層被巨厚的泥盆、志留、石炭和二疊系所覆蓋，不能在碳酸鹽巖中形成有效的“大氣降水下滲—深部加熱—熱液向上循環(huán)”的熱液形成機(jī)制。該區(qū)的熱液流體主要是直接來自巖漿的水和氣體，流體的量非常有限。所以，熱液流體對下古生界碳酸鹽巖的溶蝕改造程度較弱，僅在斷裂裂縫附近發(fā)生。

在塔北隆起區(qū)輪臺斷裂南北兩側(cè)，二疊紀(jì)末期隆起抬升運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈，寒武-下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖遭受抬升剝蝕。在抬升剝蝕區(qū)，大氣降水能有效地在碳酸鹽巖中沿?cái)嗔严蛳聺B透，在深部受深部熱源加熱，繼而再向上循環(huán)，成為熱液流體（圖4）。所以輪臺斷裂兩側(cè)熱液流體活動(dòng)較為強(qiáng)烈，對下古生界碳酸鹽巖溶蝕改造作用也較為發(fā)育。

與塔中隆起區(qū)類似，塔北隆起阿克庫勒凸起南部斜坡區(qū)在二疊紀(jì)末也被較厚的志留、泥盆、石炭系覆蓋，也不能形成有效的熱液補(bǔ)給循環(huán)。熱液流體也主要是直接來自于巖漿的流體，流體的量非常有限。熱液流體對下古生界碳酸鹽巖的溶蝕改造作用也僅限于在斷裂裂縫附近發(fā)生。

現(xiàn)今地層水的分析結(jié)果雖然并不能表明二疊系巖漿活動(dòng)時(shí)期的地層水的特征，但能在一定程度上能反映奧陶系等地層對地表大氣降水來說是封閉的還是連通的。從前人針對地層水的分析結(jié)果來看，阿克庫勒凸起區(qū)北部奧陶系、石炭系地層中地層水主要是地表淡水的補(bǔ)給混合并溶濾地層中的NaCl等物質(zhì)形成[33]；但塔中北坡Ⅰ號斷裂奧陶系地層水則表明了該區(qū)具有較好的保存條件[34]，受地表淡水影響較小。前者表明了奧陶系等地層與地表淡水具有連通性，而后者則表明了地表淡水的封閉性。地層水分析結(jié)果與前述分析相一致。

2.3 塔里木盆地?zé)嵋喝芪g改造實(shí)例分析

從上述分析可知，塔里木盆地臺盆區(qū)的廣大地區(qū)，如塔中、巴楚、塔北隆起南部等地區(qū)熱液活動(dòng)及對碳酸鹽巖儲層溶蝕改造作用較弱；而塔北隆起區(qū)北部，如雅克拉凸起、沙西凸起等，熱液流體較為活躍，對碳酸鹽巖溶蝕改造作用也較為強(qiáng)烈。

雅克拉凸起區(qū)典型的鉆井是沙15井，位于輪臺斷裂帶上（圖5）。強(qiáng)烈熱液改造作用在下奧陶統(tǒng)白云巖中形成了大量的溶蝕孔隙，使白云巖發(fā)生了重結(jié)晶作用，并且在溶蝕孔洞中形成了白云石、石英等礦物的充填作用。在熱液作用下白云巖的溶蝕作用和重結(jié)晶作用以及白云石、石英等礦物的充填作用在沙15井49.39 m長的下奧陶統(tǒng)白云巖巖心上幾乎都可以見到。前期針對該井的研究提供了詳細(xì)的熱液溶蝕改造的證據(jù)[35]。

除沙15井外，在塔北的雅克拉至沙西凸起一帶的沙雅-輪臺斷裂和亞南斷裂帶附近，許多鉆井都揭示了熱液流體溶蝕改造作用的存在，如位于沙雅-輪臺斷裂帶上的沙5井、沙13井、沙88井、東河12井、東河22井、東河24井、東河25井等，位于亞南斷裂帶上的星火1井、星火2井、牙哈3井、牙哈303井、牙哈5井、大古1井等，以及沙西地區(qū)的英買6井、英買7井、英買32井、英買321井、英買33井、紅旗2井等，這些井的下古生界巖心中都發(fā)現(xiàn)了類似與沙15井的熱液活動(dòng)現(xiàn)象。呂修祥等（2005）也研究表明沙西地區(qū)英買7井熱液改造作用的白云巖儲層是該區(qū)主要油氣儲層[5]。

相比較而言，塔中地區(qū)鉆井揭示熱液溶蝕改造作用則較為局部或較弱。塔中地區(qū)熱液溶蝕改造作用較強(qiáng)的井為塔中45井，在奧陶系碳酸鹽巖中有大量的螢石交代現(xiàn)象，研究認(rèn)為是熱液作用的產(chǎn)物[5，36]。但該井螢石的產(chǎn)生受斷裂裂縫控制，只是在局部產(chǎn)生，同一構(gòu)造上的鄰近鉆井塔中451、塔中452等井則沒有鉆遇螢石等熱液改造現(xiàn)象。

在塔中地區(qū)的中1井下奧陶統(tǒng)白云巖中也見到溶蝕、重結(jié)晶等現(xiàn)象，但溶蝕改造作用相對較弱，只形成了少量小的溶蝕孔隙，白云石、石英等充填作用也較弱。熱液溶蝕改造作用也只在小的斷裂和裂縫處局部發(fā)育，鄰近的鉆井，如中17、中16井等則很少見到熱液溶蝕改造的現(xiàn)象。

3 結(jié)論

云南騰沖地區(qū)熱液流體中的氣體組分主要是深部幔源巖漿分異的產(chǎn)物，液體組分主要是大氣降水沿?cái)嗔严蛳聺B透被深部熱源加熱后再向上循環(huán)的產(chǎn)物。在塔里木盆地塔北沙雅-輪臺斷裂和亞南斷裂帶附近，大氣降水能在寒武系-下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖中形成有效的下滲—加熱—熱液循環(huán)的作用過程，熱液活動(dòng)及對碳酸鹽巖儲層的溶蝕改造相對較為強(qiáng)烈；而塔中、巴楚和塔北隆起南部斜坡區(qū)則不具備這樣的地質(zhì)條件，熱液活動(dòng)及溶蝕改造作用相對較弱。

圖5 塔里木盆地塔北地區(qū)沙15井?dāng)嗔寻l(fā)育示意圖Fig.5 Seismic section showing faults in Sha-15 well in Tabeiarea，the Tarim Basin

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（編輯 張亞雄）

Development pattern of hydrothermal fluids in Tengchong，Yunnan Province and its im plications for hydrothermal dissolution in the Tarim Basin

Zhu Dongya1，Meng Qingqiang1，Xie Qilai2and Jin Zhijun1
（1.SINOPEC Exploration＆Production Research Institute，Beijing 100083，China；2.College of Natural Resources and Environment，South China Agricultural University，Guangzhou，Guangdong 510640，China）

Based on the study of the develoPment Pattern of hydrothermal fluids in Tengchong，Yunnan Province，we discuss characteristics of hydrothermal activities in Tarim Basin.According to the study，theδ13C（PDB）values of the CO2in the hot sPring gases in Tengchong are between-6.4‰and-4.7‰，and the3He/4He ratios are between 1.09 and 3.51.The comPositions of oxygen and hydrogen isotoPes in hydrothermal fluids from hot sPring are similar with those in meteoric water，but the oxygen isotoPes show a tendency of getting heavier in theirmass.Based on the study，we believe gases from hot sPring in Tengchongmainly come from deePmantle，while hydrothermal fluids originate from rainfall，which infiltrates downwards and is heated by deeP heat sources and then goes uPwards.According to the features of structural evolution of Tarim Basin，we believe the Shaya-Luntai and the Yanan faulted zones in northern Tarim Basin in Late Permian had similar geological conditions with those in Tengchong today.Under these conditions，hydrothermal fluids originating from the downward infiltration ofmeteoric water were active and strongly dissolved carbonates in the Lower Paleozoic.On the contrary，there were no similar geological conditions in the Tazhong area，the Bachu area and the southern sloPe zone in the Tabei uPlift，and thus hydrothermal dissolution was relatively weaker.

hydrothermal fluid，carbonate rock，dissolution，Tengchong area in Yunnan Province，Tarim Basin

TE121.3

A

0253-9985（2010）03-0327-08

2010-01-29。

朱東亞（1975—），男，博士、工程師，流體與油氣成藏。

國家重大專項(xiàng)（2008ZX05005-001-006）；國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（40872088）；中石化海相前瞻性項(xiàng)目（YPH08072）。