碳酸鹽團簇同位素約束下塔中隆起奧陶系熱歷史

熊昱杰, 邱楠生*, 李丹, 常健, 廖珂琰

1 中國石油大學(北京)油氣資源與探測國家重點實驗室, 北京 102249 2 中國石油大學(北京)地球科學學院, 北京 102249

0 引言

沉積盆地熱歷史研究對于油氣成藏至關(guān)重要,在油氣勘探以及油氣資源評價領(lǐng)域有著舉足輕重的影響.古溫標法是恢復沉積盆地熱歷史最常用的方法,其中有機質(zhì)古溫標和低溫熱年代學古溫標是最為常用的兩種方法.但是在碳酸鹽巖沉積地層中,有機質(zhì)古溫標以及磷灰石、鋯石、榍石等為代表的低溫熱年代學古溫標均相對缺乏.對于碳酸鹽巖地層來說,最常用到的古溫標有瀝青反射率、鏡狀體反射率、牙行石色變指數(shù)、生物碎屑反射率等.瀝青自身具有顯著的非均質(zhì)性以及尚未統(tǒng)一的經(jīng)驗公式標準;鏡狀體難以識別;牙形石顏色判斷主觀性太強;生物碎屑所存在的環(huán)境十分局限,這些古溫標的限制因素太多,并不具備普適性,因而對于碳酸鹽巖層系的沉積盆地熱歷史的恢復存在著極大的挑戰(zhàn).因此探索有效古溫標來恢復海相沉積盆地的熱歷史是目前該領(lǐng)域的前沿科學問題.

塔中隆起區(qū)屬于塔里木盆地中央隆起帶的一部分,是近年來重要的油氣勘探區(qū)塊.國內(nèi)不少學者對塔中隆起熱演化已進行了大量的研究.從研究方法看來,大部分學者采用了基于地質(zhì)溫度計的古溫標方法進行熱史反演,所用古溫標從一開始的鏡質(zhì)體反射率、磷灰石裂變徑跡(李慧莉等, 2005; Xiang et al., 2013),發(fā)展為干酪根自由基濃度(邱楠生等, 2006; Qiu et al., 2007),磷灰石、鋯石(U-Th)/He年齡(常健等, 2010; Chang and Qiu, 2012; Xiang et al., 2013; Chang et al., 2016, 2022)等,這些古溫標被應用于塔里木盆地塔中地區(qū)的熱史重建.也有少數(shù)學者應用盆地演化熱動力模型來研究塔里木盆地塔中地區(qū)熱流演化(李成等, 2000;馮昌格等, 2010).盡管如此,塔中隆起早古生代的熱演化特征一直存在爭議,其中的重要原因在于塔中隆起奧陶系及以下地層均為碳酸鹽巖層系,常用于碎屑巖地層的古溫標并不適用;另外,由于適用于碳酸鹽巖層系的眾多有機質(zhì)古溫標的局限性、轉(zhuǎn)化為等效鏡質(zhì)體反射率的模擬計算具有差異性,導致塔中隆起區(qū)模擬的早古生代熱流差異較大.這從某種程度上制約了學者們對于塔中隆起下古生界烴源巖生烴演化的認識,因此塔中隆起區(qū)近年來的深層-超深層油氣勘探受到了極大的限制.

對于塔中隆起早古生代以來熱史的恢復關(guān)鍵在于獲得適用于碳酸鹽巖層系的具有普適性,且可靠性強的古溫標.碳酸鹽團簇同位素是近十年來興起的一種新型古溫標,一個方面它能夠廣泛地存在于碳酸鹽層系當中,另一個方面它不依賴于成巖流體中δ18O的影響,而是通過13C-18O配對,將溫度信息記錄在化學鍵當中,通過其豐度變化將溫度信息反映出來(Eiler, 2007).因此在缺乏傳統(tǒng)古溫標的碳酸鹽巖地層中,團簇同位素作為其熱歷史恢復的古溫標具有極大的潛力.團簇同位素是指自然出現(xiàn)的、包含一個以上稀有同位素原子的同位素體,這些稀有同位素相結(jié)合形成獨特的化學鍵(Schauble et al., 2006; Eiler, 2007).在碳酸鹽巖當中具有13C-18O鍵的基團稱之為團簇.由于其無法直接測量得到,通常是在實驗室中利用105wt%過飽和磷酸將其酸解為47CO2利用質(zhì)譜儀進行間接測量(Passey and Henkes, 2012;Henkes et al., 2014).碳酸鹽團簇同位素的測量值一般用Δ47表示,指的是測量碳酸鹽團簇同位素的豐度與其理想狀態(tài)下隨機分布豐度值之間的偏差(Came et al., 2007).碳酸鹽團簇同位素溫度(TΔ47)一般是指團簇同位素在地質(zhì)歷史過程中所記錄的溫度信息,研究表明該溫度可能略大于成巖溫度(徐秋晨等, 2019).目前國內(nèi)外已有研究學者將碳酸鹽團簇同位素熱演化規(guī)律應用到實際當中,來恢復沉積盆地熱歷史(Shenton et al., 2015; Mangenot et al., 2019; 徐秋晨等, 2019; Naylor et al., 2020; 劉雨晨等, 2020).利用古生物化石、灰?guī)r、白云巖中碳酸鹽團簇同位素13C-18O鍵重排程度,應用合適的團簇同位素熱史模型來進行TΔ47的計算并與實測值進行擬合,以此來模擬地層所經(jīng)歷的熱演化史.本文通過采集塔中隆起區(qū)典型井奧陶系灰?guī)r及白云巖樣品,利用碳酸鹽團簇同位素進行熱史模擬,并結(jié)合等效鏡質(zhì)體反射率針對恢復塔中隆起奧陶系早古生代以來的熱歷史進行雙重約束,旨在對塔中隆起構(gòu)造-熱演化特征進行探索.

1 地質(zhì)概況

塔中地區(qū)位于塔里木盆地中部,地理上處于塔克拉瑪干沙漠的腹地,東臨順托果勒低凸、古城鼻凸;西接巴楚斷隆;北起滿加爾、阿瓦提凹陷南側(cè),南至塘古孜巴斯凹陷北緣,面積約2.75萬km2(賈承造, 1997).塔中隆起區(qū)各個主要斷裂構(gòu)造帶大致呈現(xiàn)北西-南東走向的帚狀形態(tài),東窄西寬,并且向西部傾斜至逐漸尖滅,見圖1.西北部為塔中北部斜坡構(gòu)造帶,由塔中I號斷裂帶及塔中II號斷裂帶兩條主要大斷裂所控制;中部為潛山構(gòu)造帶,由下古生界較小的斷裂所控制;東南部邊緣為塔中5井斷裂區(qū),銜接著古城鼻凸及塘古孜巴斯凹陷區(qū).在各個時期,周圍的各個生烴凹陷(滿加爾凹陷、阿瓦提凹陷、塘古孜巴斯凹陷)油氣源源不斷地向著塔中隆起區(qū)運移聚集,因此塔中隆起具備十分廣闊的油氣勘探前景.

圖1 塔中隆起區(qū)構(gòu)造位置及采樣點分布Fig.1 Structural location and sampling point distribution in the Tazhong uplift

塔中隆起最早形成于晚奧陶世,由于在加里東運動早期,塔中地區(qū)受區(qū)域伸展應力作用的影響,穩(wěn)定下沉,接受了巨厚的寒武-奧陶紀碳酸鹽巖淺海臺地相的沉積,塔中隆起雛形基本形成,東西部地區(qū)差異剝蝕,形成西高東低的構(gòu)造格局.加里東運動晚期,擠壓應力繼續(xù)作用,塔中隆起繼續(xù)拱升,形成巨型鼻隆,志留系剝蝕嚴重與上覆地層形成明顯的角度不整合.海西運動導致塔中地區(qū)發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn),北部斜坡帶抬升,志留系-泥盆系普遍剝蝕,特別是西部區(qū)域剝蝕嚴重,逐漸反轉(zhuǎn)形成東高西低的構(gòu)造格局.燕山晚期塔中地區(qū)普遍大幅抬升,導致白堊系剝蝕.喜山運動期,由于印度板塊與歐亞板塊相碰撞,導致隆起與凹陷發(fā)生分異,形成如今的構(gòu)造格局.

塔里木盆地在二疊紀經(jīng)歷過大規(guī)模的火山噴發(fā)及巖漿侵入事件.塔中隆起大部分井區(qū)在二疊系均發(fā)現(xiàn)大量凝灰?guī)r以及以玄武巖為主的火成巖.經(jīng)過統(tǒng)計,塔中隆起各個單井二疊系火成巖厚度在20～600 m,這說明塔中隆起為當時火山噴發(fā)及巖漿侵入的重要影響區(qū)域.目前的研究表明火山噴發(fā)及巖漿侵入大致發(fā)生于300～275 Ma,其可能為地幔柱活動的產(chǎn)物(Yang et al., 2013; 李佳蔚等, 2016; 余星等, 2017),關(guān)于其成因本文不做討論,本文主要關(guān)注于二疊紀火成巖入侵事件對碳酸鹽團簇同位素重排的影響,從而進一步約束塔中隆起各個構(gòu)造帶的熱演化史.

2 樣品與實驗

2.1 樣品預處理

本次研究采集了塔里木盆地塔中地區(qū)中下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖巖芯進行碳酸鹽團簇同位素實驗,取樣點見圖1.為了避免碳酸鹽巖中一些雜質(zhì)組分的干擾,在挑選時選取較為均質(zhì)的泥晶灰?guī)r、白云巖.挑選樣品為不同深度段的取芯,利用1 mm的鉆頭對取芯進行微鉆,選取均質(zhì)性較好,未經(jīng)歷過風化淋濾作用的碳酸鹽巖樣品,如圖2a所示,本次研究共采集49塊碳酸鹽巖樣品.

圖2 樣品標本及預處理實驗結(jié)果(a) TZ162-15白云巖樣品手標本; (b) TZ162-15單偏光鏡下薄片; (c) TZ162-15 X射線衍射譜圖; (d) TZ162-15 陰極發(fā)光鏡下薄片(NL).Fig.2 Sample specimen and experimental results of pretreatment(a) TZ162-15 dolomite sample specimen; (b) TZ162-15 thin slice under single polarizer; (c) TZ162-15 X-ray diffraction pattern; (d) TZ162- 15 thin slice under cathodolumine scence microscope (NL).

團簇同位素測試不允許出現(xiàn)過多除C、O元素以外的其他元素雜質(zhì),因此利用X射線衍射儀進行碳酸鹽巖組分分析,如圖2c所示,篩選出碳酸鹽礦物組分含量>90%的碳酸鹽巖樣品.另外這些碳酸鹽巖樣品在地質(zhì)歷史時期可能會經(jīng)過不同程度的重結(jié)晶作用,進而會部分重置碳酸鹽團簇同位素記錄的熱史信息(Eiler, 2011; Shenton et al., 2015; Lawson et al., 2018; Lloyd et al., 2018).陰極發(fā)光的強度可以用來判斷碳酸鹽巖重結(jié)晶的強弱,如圖2d所示,可劃分為強發(fā)光(CL)、弱發(fā)光(SL)和不發(fā)光(NL).最后用于碳酸鹽團簇同位素實驗的樣品選用不發(fā)光(NL)和弱發(fā)光(SL),這些樣品未經(jīng)重結(jié)晶或者重結(jié)晶作用較弱.綜合以上預處理篩選步驟,最后得到17塊合適的碳酸鹽巖樣品.

2.2 實驗測試

本次碳酸鹽團簇同位素實驗測試是在中國科學院南京古生物研究所開展.實驗測試前需進行前處理工作,具體步驟如下:(1)去除有機雜質(zhì).利用3%雙氧水浸泡使樣品充分反應,分離后淘洗烘干.(2)稱量樣品.每個樣品稱量3次,每次稱取5～6 mg,放置在實驗測試膠囊內(nèi)并置于干燥箱中,防止空氣中水分對其造成影響.(3)標樣校正.本次實驗標樣為ETH-1、ETH-2、ETH-3、ETH-4(Wacker et al., 2013),稱量標準同測試樣品,每次測試隨機選出2個不同的標樣與樣品一同分析測試.(4)飽和磷酸制備.用蒸餾水溶解H6P4O13不斷加熱,直到溶液密度為1.92 g/mL,得到105wt%的飽和磷酸.要求每進行5～10次測試換一次磷酸溶液.

實驗測試采用ThermoFisher Scientific公司生產(chǎn)的MAT 253 plus氣體穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀來進行.首先需利用氣相色譜儀(GC)凈化CO2氣體,將GC系統(tǒng)溫度調(diào)節(jié)到180 ℃,預熱30 min后,將氣相色譜儀(GC)溫度調(diào)到100 ℃(Dennis et al., 2011; Tang et al., 2014).然后將稱量好的碳酸鹽巖樣品放置到相應的自動進樣器中,使得將要測試樣品在真空條件下加熱至90 ℃,進而與105wt%磷酸充分反應約30 min生成CO2氣體(Defliese et al., 2015).將反應產(chǎn)生的CO2氣體通過凈化裝置,去除殘留在CO2中的水分以及有機雜質(zhì),以避免后續(xù)同位素測試分析產(chǎn)生影響(Spencer and Kim, 2015).凈化完成后CO2進入MAT 253 plus質(zhì)譜儀,測試各個團簇同位素參數(shù).

由于在不同實驗測試設(shè)備、方法所測試的碳酸鹽團簇同位素Δ47結(jié)果有些許差異(Passey et al., 2010).Dennis等(2011)提出了CO2絕對參考系(ARF)的概念,使得原始Δ47數(shù)據(jù)標準化(Loyd et al., 2015).另外不同實驗室酸解溫度有所差異,所測量得到的Δ47結(jié)果會受到影響,但是在高溫環(huán)境下,測試的速度更快(Guo et al., 2009; Wacker et al., 2013, 2016; Müller et al., 2017; Zhang et al., 2020).為了保證測試效率,通常是將得到的Δ47數(shù)值轉(zhuǎn)化為常溫25 ℃下的值作為標準值.本次實驗測試結(jié)果是在90 ℃磷酸反應下進行,結(jié)果校正為25 ℃ARF標準下的Δ47值.根據(jù)前人的校正經(jīng)驗公式,校正因子設(shè)置為0.082(Henkes et al., 2013; Defliese et al., 2015; Stolper and Eiler, 2016).

3 實驗結(jié)果與討論

本次研究針對上述篩選出的17塊碳酸鹽巖樣品進行了碳酸鹽團簇同位素實驗測試,結(jié)果如表1所示.所測試Δ47的范圍為0.468～0.594‰,δ13CVPDB范圍為-3.74～2.52‰,δ18OVPDB范圍為-9.59～-3.66‰,TΔ47計算結(jié)果范圍為62～137.9 ℃,所有測試結(jié)果標準差均在0.05誤差范圍之內(nèi).

表1 塔中隆起碳酸鹽團簇同位素實驗測試數(shù)據(jù)Table 1 Experimental test data of carbonate clumped in the Tazhong uplift

3.1 樣品有效性分析

對于碳酸鹽團簇同位素是否經(jīng)歷重排,是否經(jīng)歷成巖蝕變,陰極發(fā)光是最為重要的判斷依據(jù).傳統(tǒng)碳氧同位素也從一定程度上反映了樣品的成巖蝕變信息,對于碳酸鹽團簇同位素的重排起到了至關(guān)重要的作用.圖3顯示了全球奧陶紀海水的碳氧同位素的分布范圍(δ13C:-3～2‰;δ18O:-10～-5‰)(Veizer et al., 1999)及全球早期白云巖化碳氧同位素的分布范圍(δ13C:1～4‰;δ18O:-7～-2‰)(強深濤等, 2017),落在該區(qū)間的碳酸鹽巖樣品說明所經(jīng)歷的后期變質(zhì)作用不強烈,基本保留了早期的信息.碳酸鹽團簇同位素Δ47值與水的氧同位素具有一定的相關(guān)性(Eiler, 2011),水的氧同位素δ18Owater是根據(jù)δ18OVPDB換算得到的(O′Neil et al., 1969).Δ47值和水氧同位素值的分布從某種意義上反映了樣品的沉積環(huán)境(封閉環(huán)境、開放海水環(huán)境、開放大氣降水環(huán)境)以及大致的成巖階段(早期成巖階段、晚期成巖階段、后生變質(zhì)作用階段).如圖4所示,塔中隆起測試樣品在地質(zhì)歷史時期處于較為封閉的環(huán)境中,理論上原始信息保留較好.所有樣品均處于晚期成巖作用階段,這說明利用該樣品來進行碳酸鹽團簇同位素的模擬具有一定可信度,能夠用于塔中隆起熱歷史恢復研究.

圖3 塔中隆起碳氧同位素分布Fig.3 Distribution of carbon and oxygen isotopes in the Tazhong uplift

圖4 塔中地區(qū)碳酸鹽團簇同位素Δ47與水氧同位素交會圖Fig.4 Cross map of carbonate clumped isotope Δ47 and water oxygen isotope in Tazhong area

3.2 塔中地區(qū)熱演化史模擬

3.2.1 埋藏史的確定

確定各個典型單井的埋藏史是進行熱演化模擬的基礎(chǔ).依據(jù)中石油塔里木油田公司提供的基礎(chǔ)資料數(shù)據(jù),塔中隆起從早古生代以來主要經(jīng)歷了4期主要的構(gòu)造運動,分別為加里東中期III幕構(gòu)造運動、海西期構(gòu)造運動、印支期構(gòu)造運動、燕山晚期構(gòu)造運動,在相應時期發(fā)生剝蝕,形成了4個主要的不整合面.

在加里東中期III幕構(gòu)造運動時期,整個塔里木板塊由伸展型轉(zhuǎn)換為擠壓型大地構(gòu)造背景,塔中地區(qū)中上奧陶統(tǒng)遭受不同程度的剝蝕,北部斜坡帶剝蝕厚度為500～800 m,潛山構(gòu)造帶剝蝕厚度為100～300 m,南緣剝蝕厚度為400～600 m,塔中古隆起的雛形基本形成;海西構(gòu)造時期,在阿爾金斷隆強烈隆升使得塔中地區(qū)東南部遭受強烈的剝蝕,北部斜坡帶剝蝕厚度為800～1000 m,潛山構(gòu)造帶剝蝕厚度為600～800 m,南緣剝蝕厚度為1200～1400 m,從此發(fā)生了東高西低的構(gòu)造反轉(zhuǎn),現(xiàn)今塔中地區(qū)的構(gòu)造格局由此形成.印支期,羌塘板塊和塔里木板塊發(fā)生了強烈的碰撞作用導致三疊系以及侏羅系地層發(fā)生了剝蝕,但是剝蝕厚度不大,整個塔中隆起剝蝕厚度約200～300 m,隨后中生代塔中地區(qū)構(gòu)造活動趨于穩(wěn)定,沒有發(fā)生較大的構(gòu)造運動.燕山晚期發(fā)生大幅度抬升,部分白堊系地層遭受剝蝕,北部斜坡帶及潛山構(gòu)造帶剝蝕厚度約為800～1000 m,南緣剝蝕厚度約為400～800 m;新生代以來塔中隆起地層經(jīng)歷快速沉降,未經(jīng)歷大量剝蝕,地層保存較為完整.本次研究將利用BasinMod盆地模擬軟件恢復塔中隆起區(qū)的埋藏史,見圖5.

圖5 塔中隆起各個典型單井埋藏史Fig.5 Burial history of typical wells in the Tazhong uplift

3.2.2 典型井熱史模擬

碳酸鹽團簇同位素能夠用來進行熱史模擬的理論基礎(chǔ)在于13C-18O鍵的固態(tài)重排.通過碳酸鹽團簇同位素動力學模型來預測13C-18O鍵的固態(tài)重排過程能夠有效地對碳酸鹽礦物所經(jīng)歷的熱史路徑進行模擬.一階近似模型(Passey and Henkes, 2012)是目前通用的團簇同位素動力學模型,它是假設(shè)團簇同位素通過改變內(nèi)部微觀的晶格缺陷來與外界的環(huán)境溫度達到平衡,此過程對應著13C-18O鍵的重新排序.本次關(guān)于塔中隆起熱演化史研究是基于一階近似模型來開展的.

(1)THRMs方法

碳酸鹽團簇同位素熱史模擬方法稱為THRMs法(Shenton et al., 2015).THRMs法是利用化學反應動力學模型來模擬C-O鍵在地質(zhì)歷史時期升溫及冷卻過程,以此來模擬不同的熱史路徑.通常是將溫度史離散化為一系列“溫度-時間”步長,利用碳酸鹽團簇同位素重排動力學模型計算每一步長的TΔ47結(jié)果,并將此結(jié)果作為下一步計算的初始TΔ47值.以此方式不斷正演迭代,直到模擬出現(xiàn)今的TΔ47值,這樣得到的一條團簇同位素C-O鍵重排溫度路徑稱為“THRM”.通常在模擬過程中需不斷改變溫度條件,以此模擬出多條“THRMs”路徑,并選出最為合理的模擬結(jié)果.

本次研究初始溫度設(shè)置為古海水溫度(0～30 ℃),通常取25 ℃,時間步長設(shè)置為1 Ma,通過一階近似模型重排方程(公式(1)—(2))以迭代的方式模擬各個單井碳酸鹽團簇同位素TΔ47-t演化史.不斷改變各個單井的溫度路徑,將利用碳酸鹽團簇同位素的一階近似模型計算得到的TΔ47模擬值與實測值進行比較,不斷將誤差控制在最小,直至完全擬合,得到的單井熱演化史就是最終的在碳酸鹽團簇同位素約束下的模擬結(jié)果.

(1)

(2)

(2)塔中北部斜坡帶熱史模擬

塔中北部斜坡帶模擬了TZ49與TZ35兩口單井.利用碳酸鹽團簇同位素一階近似模型模擬了TZ35井上奧陶統(tǒng)(5619 m)和下奧陶統(tǒng)(5997 m)以及TZ49井上奧陶統(tǒng)6342 m的TΔ47演化路徑,見圖6a, b.從模擬結(jié)果來看,TZ35井中下奧陶統(tǒng)碳酸鹽團簇同位素TΔ47在二疊紀開始發(fā)生顯著變化,對于下奧陶統(tǒng)尤為明顯.

圖6 塔中隆起典型單井碳酸鹽團簇同位素TΔ47模擬演化結(jié)果Fig.6 The simulated evolution results of the typical single well carbonate clumped isotope TΔ47 in the Tazhong uplift

目前的研究認為塔里木盆地早-中二疊世大火成巖省與地幔柱存在著極大的關(guān)系(Yang et al., 2013),根據(jù)所測得柯坪地區(qū)玄武巖K-Ar年齡、40Ar-39Ar年齡、LA-ICP-MS法及U-Pb法測定開派茲雷克組及庫普庫茲曼組巖石序列年齡(Yang et al., 2013; Yu et al., 2011),推算因地幔柱柱頭上升而引發(fā)的大規(guī)?；鸪蓭r入侵事件時間下限大約為275 Ma,上限大約為300Ma(Xu et al., 2014; Li et al., 2014).根據(jù)巖石學、地球化學等方法,研究認為塔里木盆地地幔柱中心柱頭可能位于北部地區(qū)(徐漢林等,2006),這反映了早二疊世地幔柱烘烤上覆地層以塔北為中心往南逐漸減弱的現(xiàn)象(李佳蔚等,2016).

塔中隆起區(qū)距地幔柱中心柱頭較遠,屬于塔里木盆地早-中二疊世大火成巖省邊緣區(qū)域,但也受到了一定的火山噴發(fā)及巖漿侵入的影響.現(xiàn)有的鉆井資料顯示中下二疊統(tǒng)發(fā)現(xiàn)有大量的玄武巖、輝綠巖以及凝灰?guī)r,顯示出火山巖噴發(fā)相及次火山巖相特征;根據(jù)三維地震資料顯示,中下二疊統(tǒng)具有大量火山錐、火山巖脈、火山通道等一系列強反射軸、反射波雜亂的地震反射波特征,并遍布于塔中隆起各大斷裂帶周圍;另有測井資料顯示,中下二疊統(tǒng)自然伽馬曲線異常變低,密度及電阻率曲線異常增高,這顯示出明顯的溢流相火山巖特征(楊江峰, 2015).目前的研究表明該期火山噴發(fā)及火成巖入侵事件以塔中II號斷裂帶西北部斜坡及潛山構(gòu)造帶為中心,向四周逐漸減薄,在塔中南緣處尖滅,其中西北部開始時間較早,火山活動更強,東南部開始時間較晚,火山活動更弱(徐漢林等, 2006).

TΔ47開始顯著變化的時間與二疊紀火成巖入侵時間基本重合,說明碳酸鹽團簇同位素的大量重排是在火成巖入侵持續(xù)經(jīng)歷高溫的影響下發(fā)生的.下奧陶統(tǒng)5997m處灰?guī)r二疊紀峰值溫度達到約160～170 ℃,使得碳酸鹽團簇同位素迅速進入大量重排階段,此階段為碳酸鹽團簇同位素的溫度記錄,此后的地層溫度波動對TΔ47的影響變化不大.上奧陶統(tǒng)5619m處灰?guī)r在二疊紀初也有細微的TΔ47變化,可能由于埋藏更淺,加上在燕山晚期大幅抬升背景下中上奧陶統(tǒng)地層遭受大量剝蝕,二疊紀的峰值溫度對碳酸鹽團簇同位素重排影響不大,中新生代以來持續(xù)經(jīng)歷重排門限(～120 ℃)以上溫度,碳酸鹽團簇同位素達到了重排階段,但是重排程度較低.TZ49井下奧陶統(tǒng)6342 m處灰?guī)rTΔ47模擬結(jié)果顯示二疊紀亦存在明顯熱異常現(xiàn)象,加上TZ49井處于火成巖分布較厚的地區(qū),二疊系火成巖厚度達到100 m,多為玄武巖、輝綠巖等,另外相關(guān)層段測井曲線顯示箱狀低伽馬曲線、鋸齒狀高電阻率曲線的特征,說明該異常顯示可能也是該時期火成巖入侵對下覆奧陶系碳酸鹽巖層烘烤所致.

(3)塔中潛山構(gòu)造帶熱史模擬

塔中潛山構(gòu)造帶模擬了TZ162單井的熱歷史.利用碳酸鹽團簇同位素一階近似模型模擬了TZ162井上奧陶統(tǒng)(4705 m)和中奧陶統(tǒng)(5979 m)的TΔ47演化路徑,見圖6c.從模擬結(jié)果來看,TZ162井中奧陶統(tǒng)5979 m處灰?guī)r在二疊紀最高溫達到180～190 ℃,TΔ47在該時期發(fā)生顯著變化.根據(jù)TZ162井的完井報告,二疊系火成巖厚度約80 m,以玄武巖、凝灰?guī)r等為主.根據(jù)前人的研究資料表明,塔中潛山構(gòu)造帶火山口大致以TZ22井為中心(萇衡等,2003),二疊紀時期火山噴發(fā),火山灰向四周擴散,而TZ162井距火山噴發(fā)中心較近,因此也受到了影響,說明TZ162井二疊紀時期的熱異?，F(xiàn)象可能是周圍火山噴發(fā)造成的.中生代持續(xù)經(jīng)歷150℃以上高溫,致使現(xiàn)今TΔ47具有完全重排的特征;上奧陶統(tǒng)4705 m處灰?guī)r在二疊紀峰值溫度約140 ℃,TΔ47在該時期發(fā)生顯著變化,具備火成巖入侵影響特征,由于淺部地層溫度更低,團簇同位素經(jīng)歷部分重排.

(4)塔中南緣熱史模擬

塔中南緣模擬了TZ24與TZ27兩口單井.利用碳酸鹽團簇同位素一階近似模型模擬了TZ24井上奧陶統(tǒng)(4497 m和4683 m)灰?guī)r和TZ27井上奧陶統(tǒng)(3776 m和4572 m)白云巖的TΔ47演化路徑,見圖6d,e.從模擬結(jié)果來看,TZ24井上奧陶統(tǒng)兩處采樣點在二疊紀并沒有出現(xiàn)明顯熱異常顯示,而碳酸鹽團簇同位素TΔ47在中生代以來持續(xù)經(jīng)歷重排門限以上溫度值,開始發(fā)生顯著變化,中新生代以來塔中隆起經(jīng)歷快速沉降,現(xiàn)今溫度為最高溫度,目前碳酸鹽團簇同位素處于大量重排階段.TZ27井兩處采樣點為上奧陶統(tǒng)白云巖,由于白云巖成因較為復雜,TΔ47演化初始溫度應大于地表溫度.本次研究共測試了7個白云巖樣品Δ47值,計算得TΔ47范圍為62～123 ℃.一般TΔ47越低表明碳酸鹽團簇同位素重排程度越低,一定存在某一最低的TΔ47值表示碳酸鹽團簇同位素尚未開始重排的溫度,因此不妨將此溫度設(shè)置為初始溫度值.本次研究TZ35-2白云巖樣品TΔ47值為62 ℃,可將大約60 ℃設(shè)置為初始溫度,即可能的白云巖開始形成時的溫度.不斷改變溫度路徑,使得模擬的現(xiàn)今TΔ47值與實測值相匹配(在90%置信區(qū)間范圍內(nèi)),據(jù)此認為該TΔ47熱史演化路徑是合理的.模擬結(jié)果顯示,二疊紀并未發(fā)現(xiàn)明顯的異常增溫現(xiàn)象.鉆井資料顯示的二疊系火成巖厚度大約5～10 m,以凝灰?guī)r為主,根據(jù)塔里木盆地二疊系大火成巖省范圍,塔中南緣處于火成巖邊緣區(qū)域,加上碳酸鹽團簇同位素熱史模擬并未產(chǎn)生二疊紀熱異?，F(xiàn)象,因此塔中南緣很可能未受到火成巖入侵的影響.而碳酸鹽團簇同位素在中生代開始大量重排,TΔ47開始出現(xiàn)顯著變化,說明該時期也曾發(fā)生過持續(xù)時間較長的增溫現(xiàn)象,可能中新生代穩(wěn)定沉降所導致,使得碳酸鹽團簇同位素有足夠的時間發(fā)生重排.

3.2.3 塔中隆起熱演化史的約束

結(jié)合以上塔中隆起碳酸鹽團簇同位素的模擬研究發(fā)現(xiàn),塔中北部斜坡帶及潛山構(gòu)造帶受二疊紀巖漿影響十分顯著,塔中北部構(gòu)造帶下奧陶統(tǒng)在二疊紀時期最高溫度達到160～170 ℃,塔中潛山構(gòu)造帶中奧陶統(tǒng)在二疊紀達到180～190 ℃;塔中南緣上奧陶統(tǒng)在二疊紀無熱異常顯示,現(xiàn)今或者在中生代為地質(zhì)歷史時期最高溫度約130～140 ℃.

基于以上對碳酸鹽團簇同位素的熱史模擬分析,并結(jié)合中石油塔里木油田公司收集到的等效鏡質(zhì)體反射率數(shù)據(jù)作為參考,二者相互結(jié)合共同約束了塔中隆起典型單井的埋藏史-熱史,如圖7所示,以及大地熱流模擬結(jié)果,如圖8所示.TZ162、TZ35、TZ49在二疊紀時期均出現(xiàn)了溫度突增的現(xiàn)象,這是由于海西運動末期位于塔中地區(qū)巨型鼻隆的傾沒端出現(xiàn)短期的引裂伸張作用(萇衡等, 2003).TZ35及TZ49兩口單井均位于塔中隆起北部塔中I號斷裂帶附近,構(gòu)造活動頻繁,早二疊世多次火山噴發(fā)和巖漿侵入形成大量噴發(fā)相玄武巖、凝灰?guī)r及次火山巖相輝綠巖巖墻,致使地層迅速受到強烈的高溫影響,這一過程發(fā)生在二疊紀巖漿活動初期.TZ162井位于潛山構(gòu)造帶,可能是由于巖漿活動末期,深部熱液活動所致,熱液作用下中奧陶統(tǒng)常見方解石脈體發(fā)育.而位于塔中南緣的TZ24、TZ27二疊紀也有微弱的增高,但是變化不明顯.一方面是由于海西運動末期南部抬升幅度較小,構(gòu)造活動相對穩(wěn)定;另一方面在該區(qū)域二疊系火成巖厚度薄,并不十分發(fā)育,致使后期地層可能部分受到周圍巖漿烘烤的影響,但是增溫不顯著.

圖7 塔中隆起典型井埋藏史-熱史恢復Fig.7 Burial history and thermal history reconstruction of typical wells in the Tazhong uplift

總的來說,受塔里木板塊構(gòu)造活動影響,塔中隆起自奧陶紀到現(xiàn)今大地熱流呈降低趨勢,見圖8,早奧陶世熱流值為60～70 mW·m-2,降低至現(xiàn)今約為40～50 mW·m-2.二疊紀受巖漿侵入和火山噴發(fā)影響,最高峰值達到60～70 mW·m-2.其中塔中北部斜坡帶和潛山構(gòu)造帶可能受巖漿侵入影響較大,二疊紀異常熱流變化幅度相對較大,約增加8～12 mW·m-2;而南緣地區(qū)受火山活動影響較小,二疊紀異常熱流變化相對較低,約增加0～2 mW·m-2,并且影響時間相對滯后.

前人利用磷灰石裂變徑跡(AFT)也針對塔中隆起的熱流演化做了相關(guān)研究(Qiu et al., 2012; Xiang et al., 2013; 邱楠生等,2018; Liu et al., 2021),通過測試塔中地區(qū)志留系至三疊系多個砂巖層內(nèi)磷灰石徑跡年齡、徑跡長度,恢復了塔中隆起早古生代以來的熱歷史.AFT模擬結(jié)果表明早古生代熱流略高于60 mW·m-2,此后總體趨勢一直持續(xù)降低至現(xiàn)今約50 mW·m-2,這與碳酸鹽團簇同位素恢復的結(jié)果大致相同,如圖8所示.另外,AFT模擬結(jié)果在石炭紀-二疊紀時期也有相應的增溫熱異常響應,但是顯示熱異常變化是一個緩慢長期的過程(邱楠生等,2018),這與本次研究碳酸鹽團簇同位素顯示的二疊紀短暫熱流峰值產(chǎn)生了細微的差異.這可能與磷灰石較低的封閉溫度有關(guān),當溫度持續(xù)高于約110 ℃,磷灰石會發(fā)生完全退火,因此AFT更適用于溫度較低的淺部地層熱史模擬.而碳酸鹽團簇同位素開始重排溫度約120 ℃,完全重排溫度也高于160 ℃,更適用于塔中地區(qū)深部可能經(jīng)歷160 ℃以上高溫的地層.此外,傳統(tǒng)的地溫熱年代學古溫標例如磷灰石、鋯石僅適用于碎屑巖地層的熱史恢復;對于碳酸鹽巖層系的熱史恢復,碳酸鹽團簇同位素可能是目前最有價值的一種古溫標.然而,碳酸鹽團簇同位素的缺點也非常明顯:在樣品選擇方面,需要挑選均質(zhì)性好、雜質(zhì)含量低、未經(jīng)歷重結(jié)晶的樣品,這增添了大量樣品鑒別篩選實驗工作;在熱事件響應方面,雖然碳酸鹽團簇同位素捕捉熱事件較為敏感,但是其無法識別熱事件具體發(fā)生在哪個時代,這就需要結(jié)合其他方面的證據(jù)如Ro異常變化、Uh-Pb定年等作為輔助.

目前對于團簇同位素的研究尚處于起步階段,未來將針對團簇同位素重排機制、影響因素進一步挖掘,團簇重排模型理論將進一步完善,團簇同位素在熱史恢復領(lǐng)域當中亦將顯示出舉足輕重的影響力.

4 結(jié)論

碳酸鹽團簇同位素作為一種新興的古溫標,對于碳酸鹽巖層系的熱史恢復展現(xiàn)出極大的潛力.本次研究通過碳酸鹽團簇同位素實驗測試,利用一階近似模型模擬了塔中隆起各個構(gòu)造帶奧陶系TΔ47演化情況,并結(jié)合等效鏡質(zhì)體反射率約束了塔中隆起各個典型單井的熱歷史,主要得出以下幾點認識:

(1)碳酸鹽團簇同位素常以地質(zhì)歷史時期最大埋藏古溫度作為溫度標記,對于構(gòu)造熱事件的捕捉具備十分敏感的特性.對于塔中隆起來說,碳酸鹽團簇同位素記錄了二疊紀的巖漿活動的熱信息,表現(xiàn)為TΔ47熱史模擬路徑在相應時期發(fā)生顯著變化.塔中北部斜坡帶下奧陶統(tǒng)在二疊紀時期達到最高溫度160～170 ℃,塔中潛山構(gòu)造帶中奧陶統(tǒng)在二疊紀時期達到最高溫度180～190 ℃;塔中南緣在二疊紀無明顯熱異常顯示,現(xiàn)今或者在中生代碳酸鹽團簇同位素記錄為地質(zhì)歷史時期最高溫度約130～140 ℃.

(2)塔中隆起北部斜坡帶巖漿活動可能是由火山噴發(fā)及淺部巖漿侵入所導致,以大量的噴發(fā)相玄武巖、凝灰?guī)r以及次火山巖相輝綠巖巖墻作為佐證,巖漿活動時間為最早;塔中潛山構(gòu)造帶巖漿活動與深部熱液侵入有關(guān),以大量方解石脈作為佐證,巖漿活動時間相對靠后;塔中南緣受二疊紀巖漿影響十分微弱,可能受到過周圍巖漿烘烤的影響,對熱流的影響不顯著,時間為最晚.

(3)塔中隆起大地熱流從奧陶紀時期到現(xiàn)今總體呈現(xiàn)降低趨勢,早奧陶世熱流值為60～70 mW·m-2,降低至現(xiàn)今約為40～50 mW·m-2.二疊紀受巖漿侵入和火山噴發(fā)影響,最高峰值達到60～70mW·m-2.二疊紀熱流變化情況與塔中隆起不同構(gòu)造帶巖漿活動強度以及波及范圍密切相關(guān),北部斜坡構(gòu)造帶及潛山構(gòu)造帶受巖漿活動影響顯著,二疊紀熱流變化大,塔中南緣受到巖漿活動影響甚小,二疊紀熱流變化小甚至未有變化.