塔里木盆地顺托果勒低隆起顺北4号走滑断裂带成岩流体类型及活动特征

宋 刚，李海英，叶 宁，韩 俊，肖重阳，鲁子野，李映涛

1.中国石油化工集团有限公司，北京 100728；2.中国石化 西北油田分公司 勘探开发研究院，乌鲁木齐 830011；3.西南石油大学 地球科学与技术学院，成都 610050；4.中国石化 石油勘探开发研究院，北京 102206

顺托果勒低隆起是近10年来塔里木盆地油气勘探的热点地区[1-2]，沿着塔中Ⅰ号断裂带下盘从北西至南东平行展布的一组NNE和NE向走滑断裂带是区内的重点勘探目标[3]。大量地震和钻井资料证实，这些NNE和NE向走滑断裂带控制了断控缝洞型储层和油气藏的分布[4-8]，研究显示顺北地区18条主干走滑断裂带油气地质储量约17亿吨油当量[9]。奥陶系一间房组和鹰山组碳酸盐岩是工区内主要的含油气层系，走滑断裂带构造破裂增容和断裂流体对储集空间的调整被认为是该类储层主要的形成和演化机制[10-12]。因此，除了针对断裂带内储集空间的刻画以外，研究伴随着断裂开启和再活动的流体活动特征也至关重要[12]。

断裂流体的来源和活动时间是断裂流体研究的主要内容，明确来源和活动时间后，就能够定性预测流体对储层的改造形式和改造规模[13-14]。裂缝充填物(例如方解石、白云石、石英等矿物)记录了亲源流体信息，是研究断裂流体的良好载体[15-20]。然而，要查明断裂流体的来源和活动时间面临很多困难：(1)同一条裂缝中的充填物可能记录了多期次的断裂流体活动，常规的全岩地球化学手段空间分辨率很难刻画多期次流体的特征[21-22]；(2)沉积盆地缺乏良好的定年矿物，而顺托果勒地区NNE和NE向走滑断裂带经历了多期构造活动，存在多次再活化[23-26]，使得常规手段研究顺北地区断裂流体活动更加困难。

因此，为了克服空间分辨率的问题，本研究针对顺托果勒地区4号断裂带裂缝中的方解石，采用原位微量元素和原位锶同位素来刻画4号带中的断裂流体特征，并对该方解石进行了U-Pb年龄测定，约束流体活动的时间，最终确定4号带中流体活动的类型和机制。

1 区域地质背景

顺托果勒低隆位于塔里木盆地中部、塔中I号断裂带下盘，北邻沙雅隆起、南接卡塔克隆起，东西向位于阿瓦提坳陷与满加尔坳陷之间，是相对稳定的古构造单元(图1a)。顺托果勒地区的走滑断裂带经历了复杂的构造演化，以顺北1号和5号断裂带为界，断裂带的演化具有明显的“东西分区”的特点[2]。顺北4号带位于顺北5号带以东，加里东中期I幕(中奥陶世末)，由于塔里木板块南缘的古昆仑洋板块向北东方向俯冲，塔里木盆地受到来自南西向被动的挤压应力，在该挤压应力的作用下，顺托果勒地区形成了大量的NNE向区域节理[3,27]。加里东中期Ⅲ幕(晚奥陶世)，塔里木盆地东南缘阿尔金山碰撞造山，顺托果勒地区NNE向区域节理发育为左行走滑断裂，顺北4号断裂带在这个时期为左行压扭断裂[2]。加里东晚期(中晚志留世)，塔里木盆地北缘的南天山洋处于扩张阶段，这一阶段顺北4号断裂带再次活动，表现为NNE向的左行张扭断裂。海西中晚期(石炭—二叠纪)，塔里木盆地南缘进入被动大陆边缘时期[28]，这一阶段顺北4号断裂带表现为NNE向的左行张扭断裂。

顺托果勒地区地层发育比较齐全，在寒武—奥陶纪顺托果勒地区位于塔里木盆地碳酸盐台地东侧，主要发育台地边缘、开阔台地相。寒武—奥陶系研究区主要以碳酸盐岩为主(图1b)，其中，寒武系岩性以白云岩为主，中—下寒武统发育少量膏岩；奥陶系自下往上可划分为下奥陶统蓬莱坝组(O1p)，中—下奥陶统鹰山组(O1-2y)，中奥陶统一间房组(O2yj)，上奥陶统恰尔巴克组(O3q)，良里塔格组(O3l)，桑塔木组(O3s)，蓬莱坝组和鹰山组下段以白云岩为主，鹰山组上段和一间房组以颗粒含量较高的灰岩为主，恰尔巴克组以紫红色灰质泥岩为主，而良里塔格组和桑塔木组分别以薄层灰岩和泥灰岩为主[29]。

顺北油气田已发现的油气藏主要赋存在中下奥陶统鹰山组(O1-2y)和中奥陶统一间房组(O2yj)，其埋深超过7 km，为深层—超深层油气藏，其中顺北4号走滑断裂带是新近增储上产的重要勘探区域，多口单井均已获得重大油气突破。实际勘探情况显示，顺北4号走滑断裂带储层发育情况与该区其他走滑断裂带相似：中—下奥陶统碳酸盐岩表生岩溶作用欠发育，主要发育受大/中型走滑断裂带控制的断控缝洞型储层(图1b，图2)。

2 样品和实验方法

本研究针对部署在顺托果勒地区顺北4号走滑断裂带的顺北A井、顺北B井进行了取样分析，顺北A和顺北B井的样品采集位置分别位于钻井的直井段和水平段(图2)，岩心样品中裂缝发育情况较好，可以代表流体沿断裂—裂缝体系对围岩的改造。

图2 塔里木盆地顺北4号走滑断裂带中—下奥陶统碳酸盐岩储层发育模式示意

岩相学的观察在西南石油大学油气藏地质与开发国家重点实验室完成，其中阴极发光分析在设备RELIOTRON Ⅲ上进行，其工作电流约为300～500 μA，加速电压为5～8 kV。此外，基于岩相学的观察结果，针对裂缝充填的方解石进行了原位微区Sr同位素比值、原位微量元素以及方解石的U-Pb测年分析。

方解石的原位微区Sr同位素比值测试在武汉上谱分析科技有限责任公司利用激光剥蚀多接收杯电感耦合等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为Geolas HD(Coherent，德国)，MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific，德国)。激光剥蚀系统使用氦气作为载气。分析采用单点模式，激光束斑为160 μm，激光剥蚀速率为8～15 Hz，激光能量密度固定在约10.0 J/cm2。Sr同位素仪器质量分馏校正通过指数法则校正，校正因子利用88Sr/86Sr=8.375 209估算获得[30]。

方解石的原位微量元素实验在西南石油大学碳酸盐岩沉积—成岩地球化学实验室完成。测试所用的激光剥蚀器型号为ESI Newwave193 nm ArF纳秒准分子激光剥蚀系统和Agilent 7800质谱仪，激光束斑为80 μm，频率为10 Hz。测试外标为USGS MACS-3粉末压饼，内标为测试组构中的Ca，微量元素误差小于10%。微量元素计算通过Iolite 4完成，流程见参考文献[31]。

方解石U-Pb定年样品的测试前处理过程为环氧树脂浇铸制靶(直径为2.5 cm)、抛光后用MQ刷洗样靶正面+超声波清洗30 min，重复至少两次，晾干或吹干。其后，激光剥蚀铀铅定年分析采用RESOlution激光剥蚀系统和Thermo Fisher iCAP RQ电感耦合等离子质谱仪测定，所用标样来自塔里木盆地阿克苏地区肖尔布拉克组的实验室内部标样AHX-1D(年龄为(238.2±1.3) Ma)进行校准，分析流程与标样分析详见参考文献[32]。

3 实验结果及解释

3.1 岩石学特征及成岩共生序列

位于4号走滑断裂带围岩区(A井)和近断裂带内部(B井)的实际钻井揭示(图2)，在一间房组的泥晶灰岩中裂缝和孔洞较发育，但大多被方解石及少量鞍形白云石、石英所充填。其中，近层面或沿高角度裂缝边缘分布的方解石(C1)为粒状晶体，晶体大小介于50～200 μm(图3a-d)，阴极射线下具有橙色的发光性(图3c)；高角度裂缝通常被全充填或半充填(图3d，e)，其主要的充填物为方解石(C2)，呈块状，其大小几乎都超过500 μm(图3f，h)，甚至可达数毫米，阴极射线下具有中等橙黄色的发光性(图3g，i)；此外，部分裂缝中，C1和C2之后的残余空间中还分布有鞍形白云石(SD)以及粒状石英矿物(Qz)(图3f)，分别具有中亮橙红光和不发光的阴极发光性(图3g)。孔洞中充填的方解石(VC)呈块状，晶体尺寸大于500 μm。

从岩心中可见上述裂缝均被顺层缝合线切割(图3a，d)，说明C1、C2、SD和Qz的形成时间可能早于缝合线，而孔洞中充填的巨晶方解石(VC)切割了缝合线(图3a)，表明VC的形成时间晚于缝合线。

图3 塔里木盆地顺北4号走滑断裂带中—下奥陶统碳酸盐岩缝洞充填物特征

基于这些岩石学观察，可以确定缝合线形成之前的早成岩作用包括破裂作用、方解石(C1和C2)的胶结作用、鞍形白云石(SD)和石英(QZ)胶结，晚成岩作用包括发生破裂/溶蚀作用以及孔洞中方解石(VC)的充填作用。故成岩序列可确定为C1→C2→SD→QZ→缝合线→VC(图4)。

图4 塔里木盆地顺北4号走滑断裂带中下奥陶统成岩演化序列示意

3.2 原位锶同位素和稀土元素

本研究针对顺北4号断裂带取心段中5块样品的方解石C2进行了原位锶同位素测试，总计16个剥蚀点，其测试结果显示87Sr/86Sr值介于0.708 498～0.709 177，平均值为0.708 990(表1)。

表1 塔里木盆地顺北4号带方解石C2的原位87Sr/86Sr比值

本研究还针对顺北4号断裂带取心段中4块样品的方解石C2进行了原位微量元素测试，共计12个剥蚀点(表2)。12个测试点的Al含量为(0.003～9.576)×10-6(平均1.156×10-6)，Sc含量为(0.017～0.550)×10-6(平均0.142×10-6)，Mn含量为(59.0～125.2)×10-6(平均112.8×10-6)，Sr含量为(105.4～599.3)×10-6(平均343.8×10-6)，Ba含量为(0.025～0.341)×10-6(平均0.164×10-6)。REE含量(∑REE)为(0.04～14.84)×10-6(平均值3.58×10-6)，Y/Ho值为30.0～87.2(平均值50.0)，Eu异常为1.34～8.39，Ce异常为0.58～1.05，其配型见图5。

图5 塔里木盆地顺北地区中下奥陶统裂缝方解石充填物的原位稀土元素配型PAAS为澳大利亚太古宇后平均页岩成分中的稀土元素。

所有样品的Al和Sc含量均较低，可以排除样品受到陆源碎屑混染的情况[33]；此外，所有样品的Ba含量均较低，可以排除Eu的测试受到Ba影响的情况。因此，样品获得的稀土元素信号能带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

针对两件方解石样品中的C2进行了U-Pb定年。样品SHB42-1共剥蚀了80个点，238U含量为(0.002～0.111)×10-6，总Pb含量为(0.026～0.424)×10-6，获得的等时线年龄为(433±17) Ma，对应于中奥陶世—早泥盆世(图6a)。样品SHB42-3共剥蚀了79个点，238U含量为(0.001～0.376)×10-6，总Pb含量为(0.004～0.520)×10-6，获得的等时线年龄为(449±15) Ma，对应于中奥陶世—早志留世(图6b)。

图6 塔里木盆地顺北4号走滑断裂带中—下奥陶统碳酸盐岩裂缝充填物的U-Pb定年结果图中绿色数值为协和线的数学理论值。

4 讨论

4.1 流体特征

稀土元素和锶同位素是常用的沉积盆地碳酸盐岩中流体的示踪手段，本研究针对顺北4号带裂缝方解石C2进行了原位锶同位素和稀土元素分析，能够帮助我们刻画断裂带内流体的特征。

原位稀土元素结果所展示的∑REE变化较大，在(0.03～14.84)×10-6之间，这可能与流体受围岩改造的程度相关。但是，所有样品均表现出3个重要的特征：Ce负异常(0.58～1.05)、Eu正异常(1.34～8.39)和高Y/Ho比值。

Eu是讨论比较充分的一种变价稀土元素，具有Eu2+和Eu3+两种离子形态[34-35]。在高温(大约大于250 ℃)还原环境中，Eu3+被还原成Eu2+，由于Eu3+更容易被吸附且EuCl+在流体中稳定性更强[36]，导致流体中Eu相对于其他REE富集。然而，由于Eu2+离子半径大于Ca2+，因此，碳酸盐矿物中出现Eu正异常说明Eu是以Eu3+的形式存在的[35]。总的来说，C2方解石中的Eu正异常说明C2在从流体沉淀之前，流体经历过较高的温度(大约大于250 ℃)，而C2沉淀时，流体温度相对较低(大约小于250 ℃)[34,36]。

Ce同样是一种变价稀土元素，具有Ce3+和Ce4+两种离子形态。海水中，Ce3+被氧化成Ce4+，Ce4+更容易被锰铁氧化物吸附，导致海水中Ce相对其他REE亏损，因此，海相碳酸盐矿物中常出现Ce负异常[37]。然而，Eu正异常的存在说明流体的温度可能较高，在这种流体环境下，Ce3+被氧化成Ce4+所需要的氧逸度非常高，因此，C2方解石中出现的Ce负异常不太可能是流体中Ce发生分馏造成的，而更可能是流体继承了源岩(或者流体淋滤过的岩层)的Ce负异常[38]。在海相碳酸盐岩中最可能具有Ce负异常的源岩即为海相碳酸盐岩本身，因此，Ce方解石中出现的Ce负异常可能来源于围岩。

高Y/Ho比值可能有两种情况：(1)流体中Cl-和F-作为REE搬运的主要配体，导致Y相对于Ho富集[39]；(2)流体继承了源岩(或者流体淋滤过的岩层)的高Y/Ho比值。Cl-和F-作为REE搬运的主要配体需要流体具有较低的pH值(<6，酸性环境)[40]，碳酸盐岩中显然不可能存在pH值小于6的酸性流体长距离运移[41]。因此，C2方解石中较高的Y/Ho比值更可能是由于流体继承了源岩(或者流体淋滤过的岩层)的高Y/Ho比值，而海相碳酸盐岩中具有高Y/Ho比值的源岩即为海相碳酸盐岩本身[42]。

同样，C2方解石的87Sr/86Sr比值(0.708 498～0.709 177)与MCARTHUR等[43]报道的寒武纪—奥陶纪海水的87Sr/86Sr比值(0.707 8～0.709 0)相当，也与ZHU等[44]报道的塔里木盆地奥陶系灰岩的87Sr/86Sr比值(0.708 150～0.709 104)相当，说明流体没有显著的淋滤富含长英质的岩层，或者流体已经与碳酸盐岩发生了充分的反应。

综上所述，C2方解石的87Sr/86Sr比值、Ce负异常和高Y/Ho比值说明流体充分继承了碳酸盐岩围岩的特征，而Eu正异常则说明C2方解石在沉淀之前流体经历了较高的温度。

4.2 流体活动时间及流体活动机制

通过对两块样品方解石C2的U-Pb定年获得的年龄分别为(433±17) Ma和(449±15) Ma，对应于中奥陶世—早志留世，也即塔里木盆地的加里东中期Ⅰ幕和Ⅲ幕运动。这一时期，塔里木板块南缘的古昆仑洋板块向北东方向俯冲以及塔里木盆地东南缘阿尔金山碰撞造山，使得研究区内整体处于挤压背景。因此，顺北4号带裂缝方解石C2记录的很可能是挤压背景下的断裂流体活动，并且方解石C2的REE特征和配型也与前人报道的挤压背景下的热液矿物的REE特征相似[38,45]。

加里东中期Ⅰ幕运动(中奥陶世末)，塔里木板块南缘的古昆仑洋板块向北东方向俯冲，导致研究区内受到挤压，塔中Ⅰ号断裂带开始形成西高东低的格局。最新的研究成果显示，这一时期顺托果勒地区只是形成了区域性节理[2-3]。而在塔里木盆地东南部，中寒武世—奥陶纪阿尔金山发生强烈俯冲，阿尔金洋盆闭合的时间大约为奥陶纪—志留纪[46]。这一时期，塔里木盆地东南部的强烈俯冲和洋盆闭合造成了自南东向北西方向的强烈挤压应力，这种区域挤压应力是塔中及顺托果勒地区走滑断裂体系的主要形成因素[2]，因此，顺北4号断裂带C2方解石记录的更可能是加里东中期Ⅲ幕运动的断裂流体活动。

挤压背景下的断裂流体活动是一种研究程度相对较高的断裂流体活动模式，例如加拿大的科迪勒拉造山带、意大利的亚平宁造山带、美国的阿帕拉契亚造山带等[47-49]。挤压背景下，深层卤水和下渗淡水分别在挤压超压和水头的驱动下从造山带向盆地内运移，而前人估计的这类流体的显著影响碳酸盐岩的范围大约为100～200 km[47]。顺北4号断裂带距塔里木盆地东南缘车尔臣断裂和阿尔金造山带均超过200 km，顺北4号断裂带远离造山带。此外，我们的研究显示裂缝方解石C2的样品分别来自走滑断裂带围岩区(A井)和近断裂带内部(B井)(图2)，但其岩石学特征较为一致(图3)，并且这些方解石都表现出了充分继承碳酸盐岩围岩的地球化学特征，说明流体由断裂带内部向围岩区运移之前可能已经与碳酸盐岩发生了充分的反应。因此，方解石C2的地球化学信号记录了加里东中期Ⅲ幕阿尔金造山带挤压造山时期的远端断裂流体活动，由走滑断裂活动形成的裂缝体系及缝洞型储集体为这些流体提供了运移的通道和持续性水—岩反应的场所(图7)。

图7 挤压背景下断裂流体活动示意

5 结论

(1)通过对塔里木盆地顺托果勒地区顺北4号断裂带裂缝方解石C2的原位微量元素和原位锶同位素的研究，发现方解石C2的87Sr/86Sr比值与寒武纪—奥陶纪海水的87Sr/86Sr比值相当，稀土元素表现出Ce负异常、Eu正异常和高Y/Ho比值的特征，这些特征显示方解石C2记录的断裂流体经历了较高的温度，并充分继承了碳酸盐岩围岩的特征。

(2)顺托果勒地区顺北4号断裂带顺北42井两块样品中C2方解石的U-Pb测年结果分别为(433±17) Ma和(449±15) Ma，对应于中奥陶世—早志留世的加里东中期Ⅰ幕和Ⅲ幕运动。由于加里东中期Ⅰ幕运动研究区内构造变形较弱，因此认为方解石C2记录了加里东中期Ⅲ幕阿尔金造山带挤压造山时期的远端断裂流体活动。