塔里木盆地順托果勒低隆起順北4號走滑斷裂帶成巖流體類型及活動特征

宋 剛，李海英，葉 寧，韓 俊，肖重陽，魯子野，李映濤

1.中國石油化工集團有限公司，北京 100728；2.中國石化 西北油田分公司 勘探開發(fā)研究院，烏魯木齊 830011；3.西南石油大學 地球科學與技術學院，成都 610050；4.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院，北京 102206

順托果勒低隆起是近10年來塔里木盆地油氣勘探的熱點地區(qū)[1-2]，沿著塔中Ⅰ號斷裂帶下盤從北西至南東平行展布的一組NNE和NE向走滑斷裂帶是區(qū)內的重點勘探目標[3]。大量地震和鉆井資料證實，這些NNE和NE向走滑斷裂帶控制了斷控縫洞型儲層和油氣藏的分布[4-8]，研究顯示順北地區(qū)18條主干走滑斷裂帶油氣地質儲量約17億噸油當量[9]。奧陶系一間房組和鷹山組碳酸鹽巖是工區(qū)內主要的含油氣層系，走滑斷裂帶構造破裂增容和斷裂流體對儲集空間的調整被認為是該類儲層主要的形成和演化機制[10-12]。因此，除了針對斷裂帶內儲集空間的刻畫以外，研究伴隨著斷裂開啟和再活動的流體活動特征也至關重要[12]。

斷裂流體的來源和活動時間是斷裂流體研究的主要內容，明確來源和活動時間后，就能夠定性預測流體對儲層的改造形式和改造規(guī)模[13-14]。裂縫充填物(例如方解石、白云石、石英等礦物)記錄了親源流體信息，是研究斷裂流體的良好載體[15-20]。然而，要查明斷裂流體的來源和活動時間面臨很多困難：(1)同一條裂縫中的充填物可能記錄了多期次的斷裂流體活動，常規(guī)的全巖地球化學手段空間分辨率很難刻畫多期次流體的特征[21-22]；(2)沉積盆地缺乏良好的定年礦物，而順托果勒地區(qū)NNE和NE向走滑斷裂帶經(jīng)歷了多期構造活動，存在多次再活化[23-26]，使得常規(guī)手段研究順北地區(qū)斷裂流體活動更加困難。

因此，為了克服空間分辨率的問題，本研究針對順托果勒地區(qū)4號斷裂帶裂縫中的方解石，采用原位微量元素和原位鍶同位素來刻畫4號帶中的斷裂流體特征，并對該方解石進行了U-Pb年齡測定，約束流體活動的時間，最終確定4號帶中流體活動的類型和機制。

1 區(qū)域地質背景

順托果勒低隆位于塔里木盆地中部、塔中I號斷裂帶下盤，北鄰沙雅隆起、南接卡塔克隆起，東西向位于阿瓦提坳陷與滿加爾坳陷之間，是相對穩(wěn)定的古構造單元(圖1a)。順托果勒地區(qū)的走滑斷裂帶經(jīng)歷了復雜的構造演化，以順北1號和5號斷裂帶為界，斷裂帶的演化具有明顯的“東西分區(qū)”的特點[2]。順北4號帶位于順北5號帶以東，加里東中期I幕(中奧陶世末)，由于塔里木板塊南緣的古昆侖洋板塊向北東方向俯沖，塔里木盆地受到來自南西向被動的擠壓應力，在該擠壓應力的作用下，順托果勒地區(qū)形成了大量的NNE向區(qū)域節(jié)理[3,27]。加里東中期Ⅲ幕(晚奧陶世)，塔里木盆地東南緣阿爾金山碰撞造山，順托果勒地區(qū)NNE向區(qū)域節(jié)理發(fā)育為左行走滑斷裂，順北4號斷裂帶在這個時期為左行壓扭斷裂[2]。加里東晚期(中晚志留世)，塔里木盆地北緣的南天山洋處于擴張階段，這一階段順北4號斷裂帶再次活動，表現(xiàn)為NNE向的左行張扭斷裂。海西中晚期(石炭—二疊紀)，塔里木盆地南緣進入被動大陸邊緣時期[28]，這一階段順北4號斷裂帶表現(xiàn)為NNE向的左行張扭斷裂。

順托果勒地區(qū)地層發(fā)育比較齊全，在寒武—奧陶紀順托果勒地區(qū)位于塔里木盆地碳酸鹽臺地東側，主要發(fā)育臺地邊緣、開闊臺地相。寒武—奧陶系研究區(qū)主要以碳酸鹽巖為主(圖1b)，其中，寒武系巖性以白云巖為主，中—下寒武統(tǒng)發(fā)育少量膏巖；奧陶系自下往上可劃分為下奧陶統(tǒng)蓬萊壩組(O1p)，中—下奧陶統(tǒng)鷹山組(O1-2y)，中奧陶統(tǒng)一間房組(O2yj)，上奧陶統(tǒng)恰爾巴克組(O3q)，良里塔格組(O3l)，桑塔木組(O3s)，蓬萊壩組和鷹山組下段以白云巖為主，鷹山組上段和一間房組以顆粒含量較高的灰?guī)r為主，恰爾巴克組以紫紅色灰質泥巖為主，而良里塔格組和桑塔木組分別以薄層灰?guī)r和泥灰?guī)r為主[29]。

順北油氣田已發(fā)現(xiàn)的油氣藏主要賦存在中下奧陶統(tǒng)鷹山組(O1-2y)和中奧陶統(tǒng)一間房組(O2yj)，其埋深超過7 km，為深層—超深層油氣藏，其中順北4號走滑斷裂帶是新近增儲上產(chǎn)的重要勘探區(qū)域，多口單井均已獲得重大油氣突破。實際勘探情況顯示，順北4號走滑斷裂帶儲層發(fā)育情況與該區(qū)其他走滑斷裂帶相似：中—下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖表生巖溶作用欠發(fā)育，主要發(fā)育受大/中型走滑斷裂帶控制的斷控縫洞型儲層(圖1b，圖2)。

2 樣品和實驗方法

本研究針對部署在順托果勒地區(qū)順北4號走滑斷裂帶的順北A井、順北B井進行了取樣分析，順北A和順北B井的樣品采集位置分別位于鉆井的直井段和水平段(圖2)，巖心樣品中裂縫發(fā)育情況較好，可以代表流體沿斷裂—裂縫體系對圍巖的改造。

圖2 塔里木盆地順北4號走滑斷裂帶中—下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖儲層發(fā)育模式示意

巖相學的觀察在西南石油大學油氣藏地質與開發(fā)國家重點實驗室完成，其中陰極發(fā)光分析在設備RELIOTRON Ⅲ上進行，其工作電流約為300～500 μA，加速電壓為5～8 kV。此外，基于巖相學的觀察結果，針對裂縫充填的方解石進行了原位微區(qū)Sr同位素比值、原位微量元素以及方解石的U-Pb測年分析。

方解石的原位微區(qū)Sr同位素比值測試在武漢上譜分析科技有限責任公司利用激光剝蝕多接收杯電感耦合等離子體質譜(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剝蝕系統(tǒng)為Geolas HD(Coherent，德國)，MC-ICP-MS為Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific，德國)。激光剝蝕系統(tǒng)使用氦氣作為載氣。分析采用單點模式，激光束斑為160 μm，激光剝蝕速率為8～15 Hz，激光能量密度固定在約10.0 J/cm2。Sr同位素儀器質量分餾校正通過指數(shù)法則校正，校正因子利用88Sr/86Sr=8.375 209估算獲得[30]。

方解石的原位微量元素實驗在西南石油大學碳酸鹽巖沉積—成巖地球化學實驗室完成。測試所用的激光剝蝕器型號為ESI Newwave193 nm ArF納秒準分子激光剝蝕系統(tǒng)和Agilent 7800質譜儀，激光束斑為80 μm，頻率為10 Hz。測試外標為USGS MACS-3粉末壓餅，內標為測試組構中的Ca，微量元素誤差小于10%。微量元素計算通過Iolite 4完成，流程見參考文獻[31]。

方解石U-Pb定年樣品的測試前處理過程為環(huán)氧樹脂澆鑄制靶(直徑為2.5 cm)、拋光后用MQ刷洗樣靶正面+超聲波清洗30 min，重復至少兩次，晾干或吹干。其后，激光剝蝕鈾鉛定年分析采用RESOlution激光剝蝕系統(tǒng)和Thermo Fisher iCAP RQ電感耦合等離子質譜儀測定，所用標樣來自塔里木盆地阿克蘇地區(qū)肖爾布拉克組的實驗室內部標樣AHX-1D(年齡為(238.2±1.3) Ma)進行校準，分析流程與標樣分析詳見參考文獻[32]。

3 實驗結果及解釋

3.1 巖石學特征及成巖共生序列

位于4號走滑斷裂帶圍巖區(qū)(A井)和近斷裂帶內部(B井)的實際鉆井揭示(圖2)，在一間房組的泥晶灰?guī)r中裂縫和孔洞較發(fā)育，但大多被方解石及少量鞍形白云石、石英所充填。其中，近層面或沿高角度裂縫邊緣分布的方解石(C1)為粒狀晶體，晶體大小介于50～200 μm(圖3a-d)，陰極射線下具有橙色的發(fā)光性(圖3c)；高角度裂縫通常被全充填或半充填(圖3d，e)，其主要的充填物為方解石(C2)，呈塊狀，其大小幾乎都超過500 μm(圖3f，h)，甚至可達數(shù)毫米，陰極射線下具有中等橙黃色的發(fā)光性(圖3g，i)；此外，部分裂縫中，C1和C2之后的殘余空間中還分布有鞍形白云石(SD)以及粒狀石英礦物(Qz)(圖3f)，分別具有中亮橙紅光和不發(fā)光的陰極發(fā)光性(圖3g)?？锥粗谐涮畹姆浇馐?VC)呈塊狀，晶體尺寸大于500 μm。

從巖心中可見上述裂縫均被順層縫合線切割(圖3a，d)，說明C1、C2、SD和Qz的形成時間可能早于縫合線，而孔洞中充填的巨晶方解石(VC)切割了縫合線(圖3a)，表明VC的形成時間晚于縫合線。

圖3 塔里木盆地順北4號走滑斷裂帶中—下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖縫洞充填物特征

基于這些巖石學觀察，可以確定縫合線形成之前的早成巖作用包括破裂作用、方解石(C1和C2)的膠結作用、鞍形白云石(SD)和石英(QZ)膠結，晚成巖作用包括發(fā)生破裂/溶蝕作用以及孔洞中方解石(VC)的充填作用。故成巖序列可確定為C1→C2→SD→QZ→縫合線→VC(圖4)。

圖4 塔里木盆地順北4號走滑斷裂帶中下奧陶統(tǒng)成巖演化序列示意

3.2 原位鍶同位素和稀土元素

本研究針對順北4號斷裂帶取心段中5塊樣品的方解石C2進行了原位鍶同位素測試，總計16個剝蝕點，其測試結果顯示87Sr/86Sr值介于0.708 498～0.709 177，平均值為0.708 990(表1)。

表1 塔里木盆地順北4號帶方解石C2的原位87Sr/86Sr比值

本研究還針對順北4號斷裂帶取心段中4塊樣品的方解石C2進行了原位微量元素測試，共計12個剝蝕點(表2)。12個測試點的Al含量為(0.003～9.576)×10-6(平均1.156×10-6)，Sc含量為(0.017～0.550)×10-6(平均0.142×10-6)，Mn含量為(59.0～125.2)×10-6(平均112.8×10-6)，Sr含量為(105.4～599.3)×10-6(平均343.8×10-6)，Ba含量為(0.025～0.341)×10-6(平均0.164×10-6)。REE含量(∑REE)為(0.04～14.84)×10-6(平均值3.58×10-6)，Y/Ho值為30.0～87.2(平均值50.0)，Eu異常為1.34～8.39，Ce異常為0.58～1.05，其配型見圖5。

圖5 塔里木盆地順北地區(qū)中下奧陶統(tǒng)裂縫方解石充填物的原位稀土元素配型PAAS為澳大利亞太古宇后平均頁巖成分中的稀土元素。

所有樣品的Al和Sc含量均較低，可以排除樣品受到陸源碎屑混染的情況[33]；此外，所有樣品的Ba含量均較低，可以排除Eu的測試受到Ba影響的情況。因此，樣品獲得的稀土元素信號能帶代表方解石本身的稀土元素分布特征。

3.3 方解石U-Pb定年

針對兩件方解石樣品中的C2進行了U-Pb定年。樣品SHB42-1共剝蝕了80個點，238U含量為(0.002～0.111)×10-6，總Pb含量為(0.026～0.424)×10-6，獲得的等時線年齡為(433±17) Ma，對應于中奧陶世—早泥盆世(圖6a)。樣品SHB42-3共剝蝕了79個點，238U含量為(0.001～0.376)×10-6，總Pb含量為(0.004～0.520)×10-6，獲得的等時線年齡為(449±15) Ma，對應于中奧陶世—早志留世(圖6b)。

圖6 塔里木盆地順北4號走滑斷裂帶中—下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖裂縫充填物的U-Pb定年結果圖中綠色數(shù)值為協(xié)和線的數(shù)學理論值。

4 討論

4.1 流體特征

稀土元素和鍶同位素是常用的沉積盆地碳酸鹽巖中流體的示蹤手段，本研究針對順北4號帶裂縫方解石C2進行了原位鍶同位素和稀土元素分析，能夠幫助我們刻畫斷裂帶內流體的特征。

原位稀土元素結果所展示的∑REE變化較大，在(0.03～14.84)×10-6之間，這可能與流體受圍巖改造的程度相關。但是，所有樣品均表現(xiàn)出3個重要的特征：Ce負異常(0.58～1.05)、Eu正異常(1.34～8.39)和高Y/Ho比值。

Eu是討論比較充分的一種變價稀土元素，具有Eu2+和Eu3+兩種離子形態(tài)[34-35]。在高溫(大約大于250 ℃)還原環(huán)境中，Eu3+被還原成Eu2+，由于Eu3+更容易被吸附且EuCl+在流體中穩(wěn)定性更強[36]，導致流體中Eu相對于其他REE富集。然而，由于Eu2+離子半徑大于Ca2+，因此，碳酸鹽礦物中出現(xiàn)Eu正異常說明Eu是以Eu3+的形式存在的[35]?？偟膩碚f，C2方解石中的Eu正異常說明C2在從流體沉淀之前，流體經(jīng)歷過較高的溫度(大約大于250 ℃)，而C2沉淀時，流體溫度相對較低(大約小于250 ℃)[34,36]。

Ce同樣是一種變價稀土元素，具有Ce3+和Ce4+兩種離子形態(tài)。海水中，Ce3+被氧化成Ce4+，Ce4+更容易被錳鐵氧化物吸附，導致海水中Ce相對其他REE虧損，因此，海相碳酸鹽礦物中常出現(xiàn)Ce負異常[37]。然而，Eu正異常的存在說明流體的溫度可能較高，在這種流體環(huán)境下，Ce3+被氧化成Ce4+所需要的氧逸度非常高，因此，C2方解石中出現(xiàn)的Ce負異常不太可能是流體中Ce發(fā)生分餾造成的，而更可能是流體繼承了源巖(或者流體淋濾過的巖層)的Ce負異常[38]。在海相碳酸鹽巖中最可能具有Ce負異常的源巖即為海相碳酸鹽巖本身，因此，Ce方解石中出現(xiàn)的Ce負異?？赡軄碓从趪鷰r。

高Y/Ho比值可能有兩種情況：(1)流體中Cl-和F-作為REE搬運的主要配體，導致Y相對于Ho富集[39]；(2)流體繼承了源巖(或者流體淋濾過的巖層)的高Y/Ho比值。Cl-和F-作為REE搬運的主要配體需要流體具有較低的pH值(<6，酸性環(huán)境)[40]，碳酸鹽巖中顯然不可能存在pH值小于6的酸性流體長距離運移[41]。因此，C2方解石中較高的Y/Ho比值更可能是由于流體繼承了源巖(或者流體淋濾過的巖層)的高Y/Ho比值，而海相碳酸鹽巖中具有高Y/Ho比值的源巖即為海相碳酸鹽巖本身[42]。

同樣，C2方解石的87Sr/86Sr比值(0.708 498～0.709 177)與MCARTHUR等[43]報道的寒武紀—奧陶紀海水的87Sr/86Sr比值(0.707 8～0.709 0)相當，也與ZHU等[44]報道的塔里木盆地奧陶系灰?guī)r的87Sr/86Sr比值(0.708 150～0.709 104)相當，說明流體沒有顯著的淋濾富含長英質的巖層，或者流體已經(jīng)與碳酸鹽巖發(fā)生了充分的反應。

綜上所述，C2方解石的87Sr/86Sr比值、Ce負異常和高Y/Ho比值說明流體充分繼承了碳酸鹽巖圍巖的特征，而Eu正異常則說明C2方解石在沉淀之前流體經(jīng)歷了較高的溫度。

4.2 流體活動時間及流體活動機制

通過對兩塊樣品方解石C2的U-Pb定年獲得的年齡分別為(433±17) Ma和(449±15) Ma，對應于中奧陶世—早志留世，也即塔里木盆地的加里東中期Ⅰ幕和Ⅲ幕運動。這一時期，塔里木板塊南緣的古昆侖洋板塊向北東方向俯沖以及塔里木盆地東南緣阿爾金山碰撞造山，使得研究區(qū)內整體處于擠壓背景。因此，順北4號帶裂縫方解石C2記錄的很可能是擠壓背景下的斷裂流體活動，并且方解石C2的REE特征和配型也與前人報道的擠壓背景下的熱液礦物的REE特征相似[38,45]。

加里東中期Ⅰ幕運動(中奧陶世末)，塔里木板塊南緣的古昆侖洋板塊向北東方向俯沖，導致研究區(qū)內受到擠壓，塔中Ⅰ號斷裂帶開始形成西高東低的格局。最新的研究成果顯示，這一時期順托果勒地區(qū)只是形成了區(qū)域性節(jié)理[2-3]。而在塔里木盆地東南部，中寒武世—奧陶紀阿爾金山發(fā)生強烈俯沖，阿爾金洋盆閉合的時間大約為奧陶紀—志留紀[46]。這一時期，塔里木盆地東南部的強烈俯沖和洋盆閉合造成了自南東向北西方向的強烈擠壓應力，這種區(qū)域擠壓應力是塔中及順托果勒地區(qū)走滑斷裂體系的主要形成因素[2]，因此，順北4號斷裂帶C2方解石記錄的更可能是加里東中期Ⅲ幕運動的斷裂流體活動。

擠壓背景下的斷裂流體活動是一種研究程度相對較高的斷裂流體活動模式，例如加拿大的科迪勒拉造山帶、意大利的亞平寧造山帶、美國的阿帕拉契亞造山帶等[47-49]。擠壓背景下，深層鹵水和下滲淡水分別在擠壓超壓和水頭的驅動下從造山帶向盆地內運移，而前人估計的這類流體的顯著影響碳酸鹽巖的范圍大約為100～200 km[47]。順北4號斷裂帶距塔里木盆地東南緣車爾臣斷裂和阿爾金造山帶均超過200 km，順北4號斷裂帶遠離造山帶。此外，我們的研究顯示裂縫方解石C2的樣品分別來自走滑斷裂帶圍巖區(qū)(A井)和近斷裂帶內部(B井)(圖2)，但其巖石學特征較為一致(圖3)，并且這些方解石都表現(xiàn)出了充分繼承碳酸鹽巖圍巖的地球化學特征，說明流體由斷裂帶內部向圍巖區(qū)運移之前可能已經(jīng)與碳酸鹽巖發(fā)生了充分的反應。因此，方解石C2的地球化學信號記錄了加里東中期Ⅲ幕阿爾金造山帶擠壓造山時期的遠端斷裂流體活動，由走滑斷裂活動形成的裂縫體系及縫洞型儲集體為這些流體提供了運移的通道和持續(xù)性水—巖反應的場所(圖7)。

圖7 擠壓背景下斷裂流體活動示意

5 結論

(1)通過對塔里木盆地順托果勒地區(qū)順北4號斷裂帶裂縫方解石C2的原位微量元素和原位鍶同位素的研究，發(fā)現(xiàn)方解石C2的87Sr/86Sr比值與寒武紀—奧陶紀海水的87Sr/86Sr比值相當，稀土元素表現(xiàn)出Ce負異常、Eu正異常和高Y/Ho比值的特征，這些特征顯示方解石C2記錄的斷裂流體經(jīng)歷了較高的溫度，并充分繼承了碳酸鹽巖圍巖的特征。

(2)順托果勒地區(qū)順北4號斷裂帶順北42井兩塊樣品中C2方解石的U-Pb測年結果分別為(433±17) Ma和(449±15) Ma，對應于中奧陶世—早志留世的加里東中期Ⅰ幕和Ⅲ幕運動。由于加里東中期Ⅰ幕運動研究區(qū)內構造變形較弱，因此認為方解石C2記錄了加里東中期Ⅲ幕阿爾金造山帶擠壓造山時期的遠端斷裂流體活動。