中揚(yáng)子北緣沖斷構(gòu)造帶的古流體記錄及其對頁巖氣保存意義
——以保地1井為例

劉 安，王 強(qiáng)，陳孝紅，李旭兵，張保民，李 海，李繼濤

中國地質(zhì)調(diào)查局 武漢地質(zhì)調(diào)查中心，武漢 430205

沖斷構(gòu)造在造山帶及其前緣普遍發(fā)育，世界許多盆地的大油田賦存于該構(gòu)造部位[1]。巴洪沖斷帶橫貫中上揚(yáng)子北緣地區(qū)，大巴山?jīng)_斷帶屬于巴洪沖斷帶的西段，因位于四川盆地北緣，在地質(zhì)結(jié)構(gòu)、流體運(yùn)移、油氣成藏等方面研究程度非常高[2-5]。位于中揚(yáng)子北緣的大洪山?jīng)_斷帶屬于巴洪沖斷帶的東段，其油氣地質(zhì)研究程度明顯低于西段。近年來頁巖氣調(diào)查表明，保存條件是復(fù)雜構(gòu)造區(qū)頁巖氣富集的關(guān)鍵因素之一，因此，有必要進(jìn)一步明確中揚(yáng)子北緣沖斷構(gòu)造帶的保存條件。古流體成分、形成的溫度、壓力條件以及氧化還原條件等地質(zhì)信息，對研究頁巖氣保存條件具有重要的指示作用[6-9]，在頁巖氣單井保存條件評價以及有利區(qū)優(yōu)選方面獲得了發(fā)展[10-11]。本文主要以保地1井為研究對象，通過系統(tǒng)研究該井的古流體特征，明確構(gòu)造活動對中揚(yáng)子北緣沖斷構(gòu)造帶頁巖氣保存的影響。

1 地質(zhì)背景

中揚(yáng)子北緣沖斷帶北以襄廣斷裂為界，南到京山—烏龍泉斷裂，普遍缺失中三疊統(tǒng)—侏羅系，僅見志留系區(qū)域性蓋層斷續(xù)分布(圖1a-b)。震旦紀(jì)—中三疊世，研究區(qū)以海相沉積為主，發(fā)育寒武系牛蹄塘組、志留系龍馬溪組等多套富有機(jī)質(zhì)頁巖，特別是在神農(nóng)架背斜、黃陵背斜、當(dāng)陽復(fù)向斜以北的巴洪沖斷帶頁巖非常發(fā)育。中晚三疊世開始, 揚(yáng)子板塊隨著勉略洋的閉合, 向北與秦嶺—大別微板塊發(fā)生俯沖碰撞作用[12], 在揚(yáng)子板塊與秦嶺—大別微板塊之間形成襄樊—廣濟(jì)邊界斷裂[13]，并形成揚(yáng)子板塊北緣前陸盆地系統(tǒng)，中侏羅世后研究區(qū)全面轉(zhuǎn)變?yōu)殛憙?nèi)構(gòu)造變形, 晚侏羅世至早白堊世期間, 秦嶺南緣大巴山、大別山等分別大規(guī)模向南的逆沖推覆作用對早期揚(yáng)子板塊北緣前陸盆地系統(tǒng)進(jìn)行了強(qiáng)烈改造[14-16]。在推覆作用下形成一系列北傾倒轉(zhuǎn)復(fù)背斜和倒轉(zhuǎn)復(fù)向斜以及NNE和NWW向斷層(圖1a，c)。

圖1 中揚(yáng)子北緣沖斷構(gòu)造帶構(gòu)造特征及采樣位置

保地1井位于襄陽市?？悼h黃堡鎮(zhèn)水庫村，構(gòu)造上位于寺坪—牛頭山倒轉(zhuǎn)復(fù)式向斜內(nèi)部的次級褶皺尖山倒轉(zhuǎn)向斜西翼。保地1井開孔層位為志留系紗帽組，完井層位為志留系龍馬溪組。自上而下鉆遇地層為紗帽組(井深0～361 m)，巖性為黃灰色泥巖、粉砂質(zhì)泥巖、泥質(zhì)粉砂巖與粉砂巖互層；羅惹坪組(井深361～832 m)，巖性為黃綠色薄層狀泥巖、粉砂質(zhì)泥巖、生屑灰?guī)r、泥灰?guī)r；馬溪組(井深832～1 445 m)，巖性為淺灰色泥巖、粉砂質(zhì)泥巖、灰黑色薄層狀碳質(zhì)泥巖。井深1 445 m以下出現(xiàn)斷層重復(fù)，為龍馬溪組(井深1 445.00～1 604.75 m)，巖性為泥巖、鈣質(zhì)泥巖，內(nèi)部見多個滑脫面(圖2)；兩段龍馬溪組均未見底，TOC含量普遍小于1%。保地1井主要見兩段氣顯，其中井深426～460 m鉆遇志留系羅惹坪組，巖性為泥巖、粉砂質(zhì)泥巖夾生屑灰?guī)r，錄井全烴異常最大28%，長時間靜置保持在13%～25%之間；井深1280～1305m鉆遇龍馬溪組泥巖、泥灰?guī)r夾灰?guī)r，石英脈發(fā)育，錄井全烴異常值最大為7.9%，甲烷含量最高為5.2%。保地1井氣顯含有硫化氫，錄井設(shè)備報警。

圖2 中揚(yáng)子北緣保地1井方解石脈地化組分及流體包裹體組分綜合柱狀圖

2 樣品采集與測試

保地1井巖心裂縫極為發(fā)育，本次研究對保地1井做了較為系統(tǒng)的采樣。選取寬度大于1 cm的脈體，選取5～10 g單礦物進(jìn)行包裹體群組分分析；牙鉆鉆取方解石脈粉末進(jìn)行碳氧同位素測試；脈體磨制薄片后進(jìn)行電子探針分析以及包裹體測溫。其中流體包裹體群組分測試、包裹體測溫在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院完成，電子探針、碳氧同位素測試在自然資源部中南測試中心完成。電子探針儀器型號為EPMA1600，測試精度大于10×10-6，薄片先鍍碳膜制樣，再在顯微鏡下選擇合適的測點(diǎn)完成測試。碳氧同位素測試在MAT253上完成，先將樣品研磨至200目加熱去除吸附水后，置于真空反應(yīng)器中與磷酸25 ℃恒溫反應(yīng)24 h，純化、收集生成的CO2氣體再測定碳氧同位素組成，結(jié)果以相對碳穩(wěn)定同位素標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)(V-PDB)的值給出，分析誤差±0.2‰。包裹體均一溫度和鹽度測試采用LINKAM THMS600型冷熱臺，依據(jù)《礦物流體包裹體溫度的測定：EJ/T 1105—1999》方法測試。包裹體群離子組分分析設(shè)置550 ℃爆裂溫度在真空條件下將石英礦物包裹體打開，加入蒸餾水提取清液，在DIONEX-500離子色譜儀測試陰陽離子組分。

3 測試結(jié)果

3.1 電子探針

電子探針分析保地1井方解石脈，主要檢測出Na2O、K2O、CaO、TiO2、Al2O3、FeO、SiO2、CaO、MnO組分，主要組分CaO含量為52%～61.7%，MgO含量為0.047%～0.563%，F(xiàn)eO含量為0.337%～1.757%，MnO含量為0.083%～3.846%，其中FeO、MnO組分的含量縱向變化較大(圖2)。

3.2 碳氧同位素

保地1井方解石脈δ13C值變化范圍為-8.19‰～0.16‰，δ18O值變化范圍為-19.91‰～-12.13‰；志留系灰?guī)r夾層的δ13C值變化范圍為-4.47‰～0.75‰，δ18O值變化范圍為-16.82‰～-12.30‰(圖2)。

3.3 包裹體巖相

保地1井裂縫脈體礦物有石英和方解石，包裹體以純水溶液包裹體為主，另見少量的氣相包裹體、氣液兩相包裹體，其中純水溶液包裹體普遍占比高于90%。

(1)氣相包裹體：石英和方解石中均發(fā)現(xiàn)該類包裹體，定向、自由分布，大小3～20 μm，見橢圓狀、菱形，石英礦物中部分見負(fù)晶形，包裹體呈灰黑色(圖3a)，與氣液兩相包裹體共生(圖3b)。

(2)氣液兩相包裹體：室溫下呈氣液兩相，定向分布或小群分布，包裹體大小為3～20 μm，多數(shù)小于10 μm，方解石中以較規(guī)則的長條狀、長方形為主(圖3c)，石英中以米粒狀為主，部分形狀不規(guī)則，氣液比普遍小于5%，沿顯微裂縫尤為發(fā)育。

(3)純水溶液包裹體：室溫下為液相，在方解石和石英礦物中自由分布或定向分布，包裹體大小介于2～30 μm，一般為無色，長條狀或米粒狀(圖3d)，沿裂縫定向分布的包裹體一般形狀不規(guī)則。

圖3 中揚(yáng)子北緣保地1井脈體包裹體特征

3.4 包裹體均一溫度、鹽度

流體包裹體均一溫度分布的范圍相對較廣，為59～121 ℃，自上而下均一溫度具有一定的變化規(guī)律(圖4)。上部BD50、BD72、BD74樣品的均一溫度峰值較為一致。方解石脈均一溫度峰值為80～110 ℃。中部BD37樣品方解石包裹體均一溫度峰值為110～120 ℃，石英包裹體均一溫度峰值為100～120 ℃。BD36樣品方解石脈原生包裹體均一溫度峰值為90～110 ℃。BD19樣品方解石和石英包裹體均一溫度峰值分別為90～110℃和110～130℃。下部BD10樣品方解石包裹體均一溫度峰值為60～80 ℃，樣品BD3石英包裹體均一溫度峰值與之相似。底部BD1樣品方解石與石英包裹體溫度差別較大，均一溫度峰值分別為60～70℃和100～120℃。流體包裹體鹽度值主要分布于2%～10%，變化較大。

圖4 中揚(yáng)子北緣保地1井包裹體均一溫度直方圖

3.5 包裹體群組分分析

表1 中揚(yáng)子北緣保地1井石英脈包裹體群離子組分統(tǒng)計(jì)

4 討論

4.1 古流體性質(zhì)及來源

4.1.1 電子探針

電子探針獲得了方解石脈的元素地球化學(xué)組分，可以指示其形成環(huán)境。一般而言，在氧化的成巖環(huán)境下，Mn2+趨向于被氧化為高價態(tài)不易置換的Ca2+進(jìn)入方解石晶格；在還原環(huán)境中，Mn2+、Fe2+溶解度比較大，埋藏過程中形成的碳酸鹽礦物的Mn2+、Fe2+含量也較高[8,17]，因此脈體Mn2+、Fe2+的含量可以指示方解石脈體生成時所處的地層水環(huán)境和流體來源。保地1井上部樣品BD72、BD74等Mn2+、Fe2+值都較高；而樣品BD10的Mn2+、Fe2+值在該層段樣品中最低，同時該樣品包裹體均一溫度也是該井最低的，因此，樣品BD10代表了在淺埋藏階段相對氧化的形成環(huán)境。原生包裹體均一溫度可能代表了方解石形成的溫度，后期擠壓隆升剝蝕溫度降低，方解石次生包裹體代表了晚期流體活動。樣品BD1包裹體均一溫度峰值較低，但是代表方解石形成階段的最大均一溫度(近110 ℃)，因此Mn2+、Fe2+值較高代表了方解石形成處于埋藏較深、相對還原的環(huán)境。

4.1.2 碳氧同位素

一般條件下碳酸鹽巖的碳同位素非常穩(wěn)定，對溫度不敏感，只有各種有機(jī)來源的CO2混入才會導(dǎo)致碳同位素有較大的變化，斷裂帶甲烷氧化形成的CO2混入流體，形成的方解石脈的δ13C可低至-35‰～-41‰，混入甲烷成因的碳越多則數(shù)值越低[9,18]。保地1井方解石脈δ13C值與圍巖相比較，差值變化范圍自下而上有增加的趨勢；特別是部分的δ13C值明顯低于灰?guī)r，表明其來源與有機(jī)質(zhì)氧化成因的碳更為密切。方解石脈及圍巖δ13C—δ18O協(xié)變圖(圖5)也表明，部分方解石樣品的δ13C值超出了海相碳酸鹽巖的范圍，在調(diào)查區(qū)裂縫活動階段沒有巖漿活動介入的情況下，有機(jī)質(zhì)的氧化是造成方解石碳同位素偏負(fù)的主要原因。灰?guī)rδ13C值屬于海相碳酸鹽巖的范圍，δ18O值超出海相變化的范圍表明其成巖過程中受到一定程度的蝕變。

圖5 中揚(yáng)子北緣保地1井方解石脈及圍巖δ13C—δ18O協(xié)變圖

方解石的氧同位素除了受到來源物質(zhì)初始同位素值影響，還受到水/巖比例、形成溫度的影響。溫度越高分餾程度越高，在相同水巖比例條件下，封閉體系比開放體系中巖石的氧同位素降低幅度要低[19]，因此，氧同位素可以作為流體環(huán)境封閉性判別指標(biāo)[9]。保地1井方解石脈δ18O值與圍巖相比較，差值變化范圍自下而上有降低的趨勢，二者在下部的差值明顯較大，特別是在1 400 m以深層段；流體包裹體指示方解石形成階段溫度并沒有高于上部巖層，因此溫度不是引起方解石脈δ18O值遠(yuǎn)低于圍巖的主要原因，該階段水巖比例較高的相對開放環(huán)境可能是造成氧同位素分餾的主要原因。

4.1.3 包裹體離子組分

鈉氯系數(shù)、變質(zhì)系數(shù)、脫硫系數(shù)屬于油田水化學(xué)分析的常用特征參數(shù)[20]，也可用于古流體來源分析[7]。

受大氣水淋濾影響的地下水鈉氯系數(shù)一般大于1，變質(zhì)系數(shù)反映地層水的濃縮變質(zhì)程度，如果數(shù)值小于0，反映地層水封閉性破壞[20]。保地1井少部分樣品鈉氯系數(shù)大于1，同時變質(zhì)系數(shù)小于0，表明部分古流體中有大氣水的混入。

保地1井流體包裹體樣品揭示了多數(shù)裂縫形成的最大古地溫一般低于120 ℃，溫度是TSR反應(yīng)的驅(qū)動力，也是控制TSR進(jìn)行與硫化氫生成的關(guān)鍵因素之一，而TSR反應(yīng)的溫度下限是120 ℃，且溫度越高，越有利于TSR快速進(jìn)行[23]。另外志留系本身缺乏TSR反應(yīng)所需的硫酸鹽夾層，所以保地1井裂縫氣中H2S可能不是在志留系中形成。包裹體離子組分較高的脫硫系數(shù)表明裂縫形成階段有富硫酸根離子流體混入，且古流體脫硫系數(shù)總體上自上而下具有增高的趨勢，揭示了硫酸根可能是古流體沿裂縫向上運(yùn)移所致。鄂西地區(qū)寒武系覃家廟組膏鹽廣泛分布，在宜昌多口井均鉆獲膏鹽層，是海相地層中主要的膏鹽來源。因此保地1井硫酸根的來源可能主要為下伏寒武系，推覆構(gòu)造形成的裂縫系統(tǒng)將深部的富硫酸根流體帶到了志留系，同時也將TSR反應(yīng)生成的H2S、δ13C值極低的CO2帶入志留系，導(dǎo)致志留系部分方解石脈δ13C值負(fù)偏程度高以及天然氣中發(fā)現(xiàn)H2S。

4.2 沖斷構(gòu)造帶古流體演化及頁巖氣的保存

4.2.1 古流體對頁巖氣保存條件的指示

沖斷帶古流體地化特征揭示了其性質(zhì)及來源，保地1井志留系古流體受到了下伏地層流體以及大氣降水的影響。流體包裹體均一溫度揭示了裂縫活動的深度、持續(xù)的時間、期次等信息。通過與焦石壩、南川、丁山以及鄂西地區(qū)志留系包裹體對比分析發(fā)現(xiàn)，保地1井包裹體的最大均一溫度、均一溫度的峰值往往低于上述地區(qū)，包裹體類型也有明顯的區(qū)別(表2)。

表2 中揚(yáng)子北緣保地1井與其他地區(qū)志留系包裹體類型及均一溫度對比

焦石壩、南川、丁山地區(qū)志留系頁巖保存條件優(yōu)越，地層以超壓為主[6,24]，且包裹體類型以純甲烷包裹體和氣液兩相包裹體為主；鄂西地區(qū)以氣液兩相包裹體和水溶液包裹體為主；而保地1井則以純水溶液包裹體為主。焦石壩、南川、丁山地區(qū)包裹體的最大均一溫度普遍超過200 ℃，埋藏深度普遍超過6 000 m，晚期構(gòu)造裂縫形成的流體包裹體均一溫度峰值也高于100 ℃，埋藏深度大于5 000 m，并且裂縫的形成時間是在晚白堊世以來的抬升剝蝕階段，裂縫以封閉體系中形成的為主，部分井形成的裂縫時間晚、埋藏淺，對保存條件有負(fù)面影響[6,25]。鄂西地區(qū)滑脫帶流體包裹體特征較為復(fù)雜，包裹體均一溫度變化區(qū)間較大，以小于130 ℃為主，最高可達(dá)200～210 ℃；志留系底部滑脫帶形成了橫向滲透層，造成頁巖氣發(fā)生橫向運(yùn)移[7]。

保地1井裂縫脈體包裹體的均一溫度普遍非常低，表明裂縫形成的埋深相對要淺。以保地1井龍馬溪組底部包裹體為例，最大均一溫度峰值約110～120 ℃，最小均一溫度峰值為60～80 ℃，將地表溫度設(shè)置為20 ℃，印支期—燕山期地溫梯度大約為2.5 ℃/hm[26]，推測古流體形成的埋深分別為3 600～4 000 m和1 600～2 400 m。中揚(yáng)子地區(qū)大規(guī)模抬升剝蝕主要與印支期以來揚(yáng)子板塊和華北板塊、華夏板塊對沖擠壓有關(guān)，由造山帶向陸內(nèi)構(gòu)造擠壓逐漸減弱，構(gòu)造活動的時間逐漸變晚[27]。因此，構(gòu)造活動的強(qiáng)度由保地1井—鄂西地區(qū)—川東地區(qū)降低，抬升剝蝕的時間變晚。頁巖的抬升時間越早，生烴停止時間越早，頁巖氣處于持續(xù)的散失時間就越長，由造山帶向陸內(nèi)頁巖的保存條件整體具有變好的趨勢。保地1井均一溫度小于100 ℃的流體包裹體比例非常高，表明在晚期淺埋藏階段構(gòu)造活動強(qiáng)烈，在上覆蓋層剝蝕程度較高的條件下，會明顯加劇頁巖氣的逸散。

保地1井1 500～1 600 m層段流體包裹體均一溫度是該井流體包裹體均一溫度最低的層段，均一溫度低于80 ℃，表明了滑脫構(gòu)造帶與一般性構(gòu)造裂縫流體活動的差異性，滑脫帶構(gòu)造活動期次更多、持續(xù)時間更長，特別是晚期構(gòu)造活動更強(qiáng)，成為頁巖氣逸散的長期通道，導(dǎo)致志留系滑脫帶上部和下部富有機(jī)質(zhì)頁巖含氣性低。保地1井氣顯活躍層段分布在426～460 m和1 280～1 305 m井段，流體包裹體測試結(jié)果整體溫度較高，表明裂縫形成之后，晚期的構(gòu)造破壞較弱，流體活動不強(qiáng)烈，是裂縫中天然氣得以保存的主要原因。

大洪山?jīng)_斷構(gòu)造帶構(gòu)造變形強(qiáng)烈，逆沖推覆構(gòu)造受到軟弱層的制約，研究區(qū)發(fā)育了震旦系陡山沱組、寒武系牛蹄塘組、志留系、三疊系、侏羅系多個以泥巖為主要巖系的滑脫層。保地1井揭示了滑脫構(gòu)造導(dǎo)致志留系的缺失和重復(fù)；多個斷坪斷坡構(gòu)造和強(qiáng)烈擠壓褶皺導(dǎo)致了裂縫非常發(fā)育，將多個層系溝通，加劇了頁巖氣的逸散。

4.2.2 古流體活動與頁巖氣逸散模式

大洪山?jīng)_斷帶位于秦嶺—大別造山帶的南側(cè)，印支期以來的逆沖推覆構(gòu)造形成的斷坡或相關(guān)斷裂及裂縫系統(tǒng)促使了龍馬溪組頁巖氣逸散，同時將志留系與下伏寒武系氣藏溝通(圖6)。寒武系覃家廟組富含膏鹽，與寒武系牛蹄塘組生成的油氣發(fā)生了TSR反應(yīng)，斷裂將寒武系古流體帶到上覆志留系，寒武系古流體屬于富含H2S的天然氣以及富含SO42-的溶液。保地1井氣顯最強(qiáng)層段主要位于羅惹坪組灰?guī)r段，而下部龍馬溪組頁巖段反而氣顯不強(qiáng)烈，這主要與不同層段裂縫類型不同有關(guān)。羅惹坪組裂縫在下部龍馬溪組頁巖氣充注后構(gòu)造活動相對較弱，部分裂縫被方解石脈、石英脈充填，抑制了氣體的逸散，氣體組分含有H2S表明寒武系流體混入其中。

圖6 中揚(yáng)子北緣沖斷帶頁巖氣散失模式

龍馬溪組以泥頁巖為主，成為志留系滑脫構(gòu)造面，多期次擠壓推覆使得上覆蓋層剝蝕減薄，滑脫帶經(jīng)歷了長時間的構(gòu)造活動，發(fā)育多期次裂縫，成為頁巖氣長期向上逸散的通道，同時也成為大氣水向下滲入的通道，導(dǎo)致龍馬溪組頁巖段含氣性差。該階段滑脫帶裂縫充填的方解石、石英脈捕獲了大量的晚期低溫流體包裹體，且包裹體以水溶液為主，與封閉性好的頁巖段以高密度甲烷包裹體為主[25]具有明顯的區(qū)別。龍馬溪組缺乏深埋階段形成的富甲烷包裹體也與滑脫帶構(gòu)造活動強(qiáng)烈相關(guān)。前人統(tǒng)計(jì)分析表明四川盆地沉積成巖裂縫比例高，而四川盆地之外構(gòu)造復(fù)雜區(qū)則主要發(fā)育構(gòu)造裂縫[28]，盆外成巖階段裂縫充填礦物在強(qiáng)烈的后期構(gòu)造活動中受擠壓破碎，流體包裹體大量消失或者改造[7]。

保地1井揭示了在大洪山?jīng)_斷構(gòu)造帶沖斷構(gòu)造將深部寒武系流體帶入志留系，以及志留系頁巖段因滑脫構(gòu)造活動持續(xù)，導(dǎo)致志留系頁巖段缺失和重復(fù)，以及頁巖段頁巖氣藏被破壞。大洪山?jīng)_斷帶發(fā)育多個滑脫層的沖斷、變形，多層系頁巖氣藏和常規(guī)氣藏被破壞。同時，表明中揚(yáng)子大洪山?jīng)_斷帶以南的黃陵背斜、當(dāng)陽復(fù)向斜等區(qū)域?qū)儆诎蜄|—大冶對沖干涉帶，構(gòu)造變形減弱，構(gòu)造保存條件相對較好[9]，具有頁巖氣和常規(guī)氣的勘探價值。

5 結(jié)論

(1)保地1井志留系方解石脈δ13C最小值為-8.19‰，脈體包裹體群脫硫系數(shù)自下而上具有降低的趨勢；指示下伏寒武系膏巖層鹵水混入導(dǎo)致古流體SO42-增高，寒武系TSR產(chǎn)生的H2S、CO2沿著裂縫系統(tǒng)進(jìn)入志留系，致使方解石脈碳同位素負(fù)偏和鉆遇地層氣顯中發(fā)現(xiàn)H2S；方解石中FeO、MnO組分指示滑脫帶附近有古大氣水混入。

(2)保地1井龍馬溪組底部包裹體以純水溶液包裹體為主，結(jié)合區(qū)域構(gòu)造演化，較頁巖氣保存條件優(yōu)越的川東地區(qū)裂縫形成時間早，古流體活動形成的埋深淺、溫度低、含氣飽和度低?；搸Ц浇w均一溫度變化范圍大，構(gòu)造活動期次更多、持續(xù)時間更長，特別是晚期構(gòu)造活動更強(qiáng)，成為頁巖氣逸散的長期通道。

(3)大洪山?jīng)_斷帶發(fā)育多個滑脫層的沖斷、變形，對多層系頁巖氣藏和常規(guī)氣藏破壞較大，油氣勘探前景較差。