高 鍵,何 生,何治亮,周 雁,趙明亮
(1.中國地質(zhì)大學(xué) 構(gòu)造與油氣資源教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,湖北 武漢 430074; 2.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院,北京 100083)
中揚(yáng)子京山地區(qū)方解石脈成因及其對油氣保存的指示意義
高 鍵1,何 生1,何治亮2,周 雁2,趙明亮1
(1.中國地質(zhì)大學(xué) 構(gòu)造與油氣資源教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,湖北 武漢 430074; 2.中國石化 石油勘探開發(fā)研究院,北京 100083)
野外觀察中揚(yáng)子京山地區(qū)逆沖推覆帶和沖斷褶皺帶內(nèi)奧陶系、二疊系和三疊系發(fā)育多期沿裂縫分布的方解石脈。通過稀土元素(REE),電子探針,氧同位素,流體包裹體分析及盆地模擬對方解石脈成因進(jìn)行了研究。奧陶系和三疊系方解石脈REE呈現(xiàn)輕稀土元素(LREE)富集,重稀土元素(HREE)虧損,明顯的正銪(Eu)異常,說明成脈流體受到了熱液流體的影響;二疊系方解石脈REE總量低,LREE低度富集,HREE配分曲線平坦,中等程度負(fù)鈰(Ce)異常,顯示成脈流體為大氣淡水成因。根據(jù)電子探針Fe,Mn元素分析,部分奧陶系方解石脈成因與其圍巖碳酸鹽溶解有關(guān);二疊系方解石脈成因主要與大氣淡水淋濾碳酸鹽成分有關(guān),三疊系方解石脈成因與其他層位海相碳酸鹽成分有關(guān)。利用氧同位素溫度和流體包裹體均一溫度,結(jié)合研究區(qū)虛擬井的埋藏史和熱史模擬結(jié)果,推測3套地層裂縫方解石脈體形成深度約在2 000~2 500 m,形成時間約為距今150~60 Ma。綜合方解石脈地球化學(xué)特征分析認(rèn)為,燕山期構(gòu)造擠壓抬升作用伴隨的熱液流體、成巖流體及地表水下滲作用使京山地區(qū)油氣保存條件遭受了一定程度的破壞。
稀土元素;氧同位素;方解石脈體;油氣保存;中揚(yáng)子地區(qū)
南方海相地層是近年來中國油氣勘探重點(diǎn)關(guān)注的領(lǐng)域之一,被譽(yù)為繼陸相油氣之后中國油氣事業(yè)的“二次創(chuàng)業(yè)”[1]。中國海相地層經(jīng)歷了多期構(gòu)造運(yùn)動的疊加和改造,油氣藏的保存條件受到多次影響甚至遭到破壞,因此油氣保存條件評價(jià)成為南方海相地層油氣資源評價(jià)和勘探的關(guān)鍵[2-5]。裂縫是盆地流體活動的重要通道,裂縫充填物為研究古流體信息提供了重要線索。方解石脈是中揚(yáng)子海相地層裂縫充填物的重要成分,研究方解石脈成因能夠很好反映成巖流體的性質(zhì)、沉積環(huán)境的封閉與開放等信息。前人在這方面研究做過大量工作,取得了重要的研究成果[6-13]。
稀土元素組成的研究是示蹤成巖流體來源及演化的重要手段,稀土元素在地質(zhì)作用過程中往往做為一個整體進(jìn)行運(yùn)移,其地球化學(xué)行為具有一定的可預(yù)見性,近年來,隨著稀土元素測試精度的提高,在示蹤成礦物質(zhì)來源方面,稀土元素起著可與穩(wěn)定同位素相比擬的重要作用。本文試圖通過研究裂隙中充填的方解石脈的稀土元素、氧同位素、電子探針成分等信息揭示方解石脈形成的水介質(zhì)環(huán)境,探討方解石脈形成的時期和深度,進(jìn)而判斷油氣保存單元的封閉特征。
京山地區(qū)在構(gòu)造位置上處于中揚(yáng)子?xùn)|北緣中部,中揚(yáng)子區(qū)上震旦統(tǒng)—中三疊統(tǒng)發(fā)育海相沉積,其海相勘探區(qū)分為鄂西渝東區(qū)、湘鄂西區(qū)及江漢平原區(qū)3個區(qū)塊,區(qū)塊內(nèi)的構(gòu)造主要以復(fù)式向斜和復(fù)式背斜構(gòu)造為主。其中,江漢平原區(qū)內(nèi)按照變形特征進(jìn)一步劃分若干個次級構(gòu)造單元:巴洪沖斷背斜、黃陵背斜、宜都-鶴峰復(fù)背斜、桑植-石門復(fù)向斜、當(dāng)陽復(fù)向斜、樂鄉(xiāng)關(guān)-潛江復(fù)背斜、崇陽-通山背斜帶、沉湖-土地堂復(fù)向斜(圖1)。江漢平原區(qū)中生界、古生界經(jīng)歷了印支期、早燕山期、晚燕山期-喜馬拉雅期等多期構(gòu)造運(yùn)動的疊加和改造,構(gòu)造變形強(qiáng)烈而復(fù)雜,其中早燕山運(yùn)動在區(qū)內(nèi)表現(xiàn)強(qiáng)烈,是控制古生界和中生界構(gòu)造變形的主要構(gòu)造運(yùn)動。多期構(gòu)造的改造和疊加,形成了該區(qū)多旋回、多層系、多烴源層、油氣多期成藏的特點(diǎn)[14-15]。
研究區(qū)大地構(gòu)造屬沉湖-土地堂復(fù)向斜東北緣,秦嶺-大別造山帶前鋒位置(圖1)。由于燕山期南北向擠壓作用的影響,區(qū)內(nèi)褶皺和斷裂構(gòu)造發(fā)育。
本次研究采集了京山斷裂帶以南褶皺沖斷帶宜家?guī)X向斜東翼,香山埠向斜南翼以及京山斷裂帶以北的逆沖推覆帶內(nèi)碳酸鹽巖地層中未受到風(fēng)化的含方解石脈體灰?guī)r巖樣,主要研究層位為奧陶系、二疊系和三疊系(圖1)。
奧陶系巖性以深灰色灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r為主,方解石脈體充填節(jié)理縫,脈寬0.5~6.0 cm,沿節(jié)理發(fā)育連續(xù)性較好。方解石結(jié)晶顆粒相對較小,白色、黃白色,部分節(jié)理面上的方解石脈中含黃鐵礦(圖2a)。
二疊系為下二疊統(tǒng)的棲霞組,上部為深灰色瘤狀灰?guī)r,燧石結(jié)核灰?guī)r;中部為含生物碎屑灰?guī)r;下部為硅質(zhì)巖與厚層灰?guī)r互層,底部為炭質(zhì)泥巖。除底部炭質(zhì)泥巖地層未見方解石脈外,其他地層均有方解石脈發(fā)育。方解石脈體大致可以分為兩種類型:一類為張性的層內(nèi)節(jié)理脈體,寬1~2 cm,脈體延續(xù)性較差,另一類為壓性剪節(jié)理縫隙中充填方解石脈體,寬度一般小于1 cm,連續(xù)性好。方解石結(jié)晶顆粒相對較大,白色、黃白色。部分充填脈體的縫隙中可見有液態(tài)石油(圖2b)。
三疊系巖性為中厚層狀灰色灰?guī)r,薄層狀深灰色灰?guī)r。大多數(shù)節(jié)理充填方解石脈體,節(jié)理以剪節(jié)理為主,裂縫的貫穿性好。脈體從幾何形態(tài)上可以分為兩類,一類為薄脈體寬度小于0.5 cm,另一類相對較厚的脈體局部寬度達(dá)5 cm左右。方解石晶形較好,為等軸晶體顆粒,半徑0.2 cm,白色、乳白色(圖2c)。
整體上不同層位方解石脈主要是沿節(jié)理縫發(fā)育,脈體寬度較小,宏觀上的交切關(guān)系不明顯。由于構(gòu)造擠壓隆升作用可造成裂縫和節(jié)理縫產(chǎn)生,導(dǎo)致地層流體活動、地表水滲入和水化學(xué)環(huán)境改變。因此,推測方解石脈的形成與構(gòu)造擠壓隆升斷裂作用以及節(jié)理的形成時期具有一致性。
將方解石樣品碎至20~40目,在雙目鏡下將雜質(zhì)剔除,使方解石的純度達(dá)到99%以上,最后將純凈的方解石用瑪瑙研缽研磨至200目,用于稀土元素和氧同位素分析。本次完成9塊方解石脈樣品的稀土元素分析,分析儀器為Agilent7500a等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS);完成20塊方解石脈樣品的氧同位素測試,分析采用了標(biāo)準(zhǔn)100%磷酸法,使用的質(zhì)譜儀型號為MAT251EM,δ18O以PDB為標(biāo)準(zhǔn),測試誤差0.02‰;完成7塊方解石脈和圍巖樣品的12個測點(diǎn)電子探針微區(qū)成分分析,分析儀器為JCXA-733;稀土元素、氧同位素和電子探針微區(qū)成分分析在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。還有完成7塊方解石脈樣品流體包裹體均一溫度測定,獲得均一溫度測值115個,測試儀器為NIKON-LV100雙通道熒光-透射光顯微鏡,Linkam-THMSG 600冷熱臺,測溫誤差為±0.1 ℃。
稀土元素(REE)含量和特征參數(shù)見表1和表2,稀土元素配分模式圖見圖3。本文使用北美頁巖平均值對研究區(qū)方解石稀土元素進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化,表征REE組成的參數(shù)有∑REE,輕稀土元素(LREE)/重稀土元素(HREE),δEu,δCe,鑭(La)/鐿(Yb),釔(Y)/鈥(Ho)。
圖1 中揚(yáng)子北緣京山地區(qū)構(gòu)造綱要及取樣位置Fig.1 Structural outline of Jingshan region at the northern margin of Mid-Yangtz and the sampling locations①秦嶺-大別逆沖推覆帶;②巴洪沖斷帶;③江南-雪峰隆起帶Ⅰ.沉湖-土地堂復(fù)向斜;Ⅱ.樂鄉(xiāng)關(guān)-潛江復(fù)背斜;Ⅲ.當(dāng)陽復(fù)背斜;Ⅳ.黃陵背斜;Ⅴ.宜都-鶴峰復(fù)背斜;Ⅵ.桑植-石門復(fù)向斜;Ⅶ.重陽-通山背斜沖向帶
層位樣品號稀土元素含量/10-6LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuY三疊系T-12.0103.6000.3901.3600.2300.2000.1900.0250.1200.0220.0550.0060.0350.0050.960T-25.1009.3300.9403.2200.5300.1300.4200.0570.3300.0550.1400.0180.1000.0102.030T-33.9607.4900.7802.8300.4700.1100.4200.0630.3500.0590.1700.0190.0970.0152.030二疊系P-64.2308.2701.3505.9801.0700.2101.0000.1300.6500.1200.2800.0330.1600.0255.200P-70.1200.2000.0320.1300.0290.0060.0260.0040.0270.0060.0170.0020.0120.0030.230P-80.8201.4200.2401.1200.2500.0510.3100.0450.2900.0580.1700.0190.1000.0172.550P-91.3802.8700.3101.2200.2100.0520.1900.0290.1500.0270.0840.0120.0620.0091.150奧陶系O-15.04011.3001.4005.5901.1000.4100.9700.1300.7200.1200.3100.0380.1900.0274.830O-21.7303.3400.4702.0100.4100.1700.4600.0650.3900.0640.1700.0260.1200.0192.740NASC標(biāo)準(zhǔn)化值[26]32.00073.0007.90033.0005.7001.2405.2000.8505.8001.0403.4000.5003.1000.480
表2 京山地區(qū)三疊系、二疊系和奧陶系方解石脈稀土元素特征參數(shù)
圖3 京山地區(qū)三疊系、二疊系和奧陶系方解石脈稀土配分模式Fig.3 REE distribution patterns of calcite veins of the Triassic,Permian and Ordovician in Jingshan region
3.1 奧陶系方解石脈稀土元素特征
奧陶系方解石脈稀土總量較低,∑REE=9.444×10-6~27.345×10-6,平均值為18.394 5×10-6,約為北美頁巖的1/8?!艸REE平均值為1.909 5×10-6,LREE/HREE=6.187 2~9.916 2,平均值為8.051 7,(La/Yb)N平均值為1.983 2。 奧陶系方解石中LREE相對HREE富集, 稀土配分模式屬于輕稀土低度富集型, REE配分曲線向右傾。 δEu=1.718 7~1.742 7,平均值為1.730 7,Eu存在明顯的正異常,方解石中Eu富集明顯;δCe=0.806 8~0.926 5,平均值為0.866 7,存在中等偏弱的負(fù)Ce異常。奧疊系方解石脈樣品的Y/Ho均值為41.531 3。
3.2 二疊系方解石脈稀土元素特征
二疊系方解石脈稀土總量較低,∑REE=0.613 2×10-6~23.508×10-6,平均值為8.908 9×10-6,約為北美頁巖的1/16。HREE平均值為1.016 5×10-6,LREE/HREE=3.866 2~10.741 3,平均值為7.191 3,(La/Yb)N平均值為1.620 1,二疊系方解石中LREE相對HREE富集,稀土配分模式屬于輕稀土低度富集型,REE配分曲線向右傾。δEu=0.804 3~1.143 0,平均值為0.937 51,Eu存在微弱的負(fù)異常;δCe=0.697 2~0.955 7,平均值為0.777 4,Ce存在中等程度的負(fù)異常。二疊系方解石脈樣品的Y/Ho均值為42.218 6。
3.3 三疊系方解石脈稀土總量與奧陶系方解石脈相近
三疊系方解石脈稀土總量與奧陶系方解石脈相近,∑REE=8.247 9×10-6~20.379 8×10-6,平均值為15.153 6×10-6,約為北美頁巖的1/10?!艸REE平均值為0.926 9×10-6,LREE/HREE=13.109 8~17.038 4,平均值為15.720 2,(La/Yb)N平均值為4.819 6。三疊系方解石中輕稀土元素相對富集明顯,輕重稀土分餾明顯,屬于輕稀土中度富集型,REE配分曲線向右傾。δEu=1.087 0~4.200 6,平均值為2.165 8,Eu存在更顯著的正異常;δCe=0.885 6~0.928 2,平均值為0.982 0,Ce異常不明顯。三疊系方解石脈樣品的Y/Ho均值為38.317 4。
研究區(qū)樣品薄片觀察方解石脈體未發(fā)現(xiàn)有重結(jié)晶的特征,因此方解石脈體18O豐度的高低主要受控于成巖期溫度和地層水18O的豐度,在0~500 ℃范圍內(nèi)CaCO3-H2O系統(tǒng)中18O分餾系數(shù)α與熱力學(xué)溫度T存在如下關(guān)系[17-18]:
1 000lnα=2.78(106T-2)-3.39
(1)
式中:α=(18O/16O)CaCO3/(18O/16O)H2O為分餾系數(shù);T為方解石脈體沉淀溫度,K。
本次研究主要利用了方解石脈體中流體包裹體均一溫度和與之對應(yīng)的方解石脈體中氧同位素值(δ18OCaCO3),來計(jì)算不同層位中方解石脈體沉淀期的地層水氧同位素(δ18OH2O)的每個層位平均值。計(jì)算獲得的方解石脈體沉淀溫度,不同層位的溫度分布特征見表3。包裹體均一溫度與氧同位素計(jì)算溫度具有較好的一致性。
5.1 成脈流體來源與演化
方解石脈體生成時所處的地層水環(huán)境和流體來源的差異往往會從脈體的化學(xué)成分差異中表現(xiàn)出來,王衍琦[19]在研究鄂爾多斯盆地早古生代灰?guī)r裂隙中的方解石時發(fā)現(xiàn),無論是海相地層的淡水方解石,還是陸相地層的淡水方解石,都缺少鐵和錳元素的化合物,而海相灰?guī)r則均含有少量的鐵和錳,即含鐵方解石脈體應(yīng)與海相作用有關(guān),而不含鐵的方解石脈體則與淡水作用有關(guān)。本次研究利用電子探針對不同脈體和不同位置脈體的礦物組成進(jìn)行了研究,經(jīng)方解石脈體和圍巖電子探針測定(表4)初步作出如下判斷。
奧陶系方解石脈(O-1-1,O-1-3)和圍巖(O-1-2)電子探針顯示,圍巖和粗脈(O-1-3)均含F(xiàn)e,Mn元素,細(xì)脈(O-1-1)只含較低的Mn元素,脈體多為混合水成因;粗脈和圍巖成分相似,推測粗脈的形成與其圍巖碳酸鹽溶解有關(guān)。
表3 京山地區(qū)海相碳酸鹽巖中方解石脈氧同位素特征及其成脈溫度
表4 京山地區(qū)三疊系、二疊系和奧陶系方解石脈及圍巖微區(qū)成分分析對比(JCXA電子探針分析)
二疊系方解石脈(P-7-1,P-7-2,P-7-3,P-7-4)均不含F(xiàn)e,Mn元素,多為淡水成因。
三疊系方解石脈(T-1-1,T-1-2,T-5-1,T-5-3)中含有少量的Fe(0.47%~0.74%)和少量的Mn(0.13%~0.14%),方解石脈成因與海相地層中的流體有關(guān)。圍巖(T-1-3,T-5-2)成分比脈體的復(fù)雜,含有Fe和Mg,還含有Si,Al,K,Cr。推測成脈流體可能來自于其他海相地層。
稀土元素Y/Ho比值常作為示蹤流體過程的重要參數(shù)。Bau等(1995)在對德國Tannenboden礦床和Beihilfe礦床中螢石和方解石的REE地球化學(xué)過程進(jìn)行研究后指出,同源脈石礦物的Y/Ho-La/Ho大體呈水平分布[20-24]。因?yàn)閅與Ho在自然界中一般以三價(jià)態(tài)存在,且離子半徑非常接近(八面體配位時Y3+離子半徑為0.090 0 nm,Ho3+離子半徑為0.090 1 nm),在地球化學(xué)過程中具有相似的地球化學(xué)行為,因此在地球化學(xué)過程中Y/Ho比值維持不變,即等于球粒隕石的Y/Ho比值28[24]。而非球粒隕石比值的出現(xiàn)可能說明了流體地球化學(xué)過程與傳統(tǒng)地質(zhì)過程中稀土行為有所不同。奧陶系、二疊系和三疊系脈體在Y/Ho-La/Ho上不呈水平分布,表明成脈流體來源的差異性(圖4)。REE地球化學(xué)特征(表2)和配分模式圖(圖3)上可以看出,不同時代的REE分布不均勻,顯示不同的REE含量、有關(guān)參數(shù)和配分模式,反映出流體來源的差異。
自然界中不同來源的流體具有各自不同的REE配分特征,這就為利用REE判識流體作用提供了前提。前人研究表明,從流體中生長或沉淀出來的各種礦物,無論是硅酸鹽巖還是碳酸鹽巖,都繼承了母液的特點(diǎn)。Lottermoser[25]認(rèn)為,從水溶液中沉淀出的礦物,REE相對豐度受礦物本身的晶體化學(xué)特性的影響很有限,主要還是取決于流體中稀土元素的含量和地球化學(xué)性質(zhì)。因此,經(jīng)流體活動形成的碳酸鹽巖礦物也必然帶有其相關(guān)流體的烙印,成為追溯原始流體的良好線索。方解石作為京山地區(qū)主要的脈石礦物,其REE地球化學(xué)特征可以代表成脈流體的REE特征,其變化規(guī)律記錄了成脈流體的來源及演化方面的重要信息。
圖4 京山地區(qū)方解石脈La/Ho-Y/Ho圖Fig.4 La/Ho-Y/Ho diagram of calcite veins in Jingshan region
在探討流體來源時,將不同時代的方解石稀土特征與不同流體的稀土特征進(jìn)行對比,根據(jù)它們之間的相似性來判斷成脈流體的可能來源。
奧陶系、三疊系方解石脈樣品稀土元素配分曲線較為一致,奧陶系方解石稀土配分模式呈現(xiàn)輕稀土低度富集型,三疊系方解石中稀土配分模式呈現(xiàn)輕稀土中度富集型,都呈輕稀土富集,重稀土相對虧損的特征,并且都有著明顯的正Eu異常。REE配分曲線具有與Klinkhammer給出的深部熱液流體REE模式配分曲線相似的特征[26],奧陶系、三疊系方解石脈成巖流體可能受到了熱液流體的影響。
Klinkhammer等[26]認(rèn)為熱液成因的方解石往往表現(xiàn)出LREE相對富集、HREE相對虧損、REE配分曲線向右傾,Eu正異常的特征。這其中的主要原因是稀土元素進(jìn)入方解石主要是通過Ca2+與REE3+之間的交換,而LREE3+的離子半徑比HREE3+的離子半徑更接近Ca2+,從而使LREE比HREE更容易置換晶格中的Ca2+而進(jìn)入方解石。
二疊系方解石脈樣品呈現(xiàn)REE總量低,存在中等程度的負(fù)Ce異常,輕稀土元素低度富集,重稀土元素的配分曲線較為平坦。REE配分曲線具有與胡文瑄[27]給出的大氣降水淋濾REE模式相似的分布曲線,與成烴流體成因的方解石脈的高REE,正Ce異常及分布曲線存在較大的差異,推測二疊系方解石脈為大氣淡水成因。
成脈流體的活化、遷移和沉淀是在一定的物化條件下進(jìn)行的。氧化還原條件的變化是導(dǎo)致成脈物質(zhì)遷移-沉淀的重要因素之一,在這一過程中會留下一定的痕跡,可以作為判斷氧化還原條件的依據(jù)。稀土元素由于自身的穩(wěn)定性和差異性遷移使其對氧化還原條件有明顯的指示作用,主要表現(xiàn)在鈰和銪元素的異常特征上。銪是稀土元素中具重要意義的變價(jià)元素,Sverlensky[29]研究表明,在近地表的低溫環(huán)境下,除了極度還原環(huán)境(非氧化的堿性海相沉積物孔隙水)外,溶液中的Eu主要以Eu3+及其相關(guān)絡(luò)合物為主導(dǎo)。然而,由于Eu2+/Eu3+的氧化還原電位(Eh)隨溫度的升高急劇增加,隨pH值增大略有增大,隨壓力的升高略有降低,指示了較高的溫度是Eu2+離子在流體中以主要形式出現(xiàn)的重要條件,這使得在較高溫度(>250 ℃)下,Eu2+及其相關(guān)絡(luò)合物常常在溶液中占主導(dǎo)。對于流體Eu正異常的形成,通常認(rèn)為是流體在較低溫度下發(fā)生沉淀之前經(jīng)歷了足夠高的溫度,使溶液中的Eu以Eu2+占主導(dǎo),從其他REE3+中分餾出來,在成脈流體中富集,當(dāng)流體到達(dá)方解石沉淀的場所時,由于溫度降低Eu2+被氧化為Eu3+,與方解石中的Ca2+發(fā)生類質(zhì)同像進(jìn)入方解石晶格,從而形成Eu正異常[20]。因此Eu異??梢宰鰹檠趸€原條件的指示劑,Eu正異常強(qiáng),表明脈體形成于相對還原的環(huán)境,反之則為相對氧化的環(huán)境。奧陶系、二疊系和三疊系存在不同程度的銪異常,奧陶系和三疊系方解石脈顯示明顯的正銪異常,暗示脈體形成于相對還原環(huán)境,這與成巖流體為深部熱流體所處環(huán)境相吻合。二疊系方解石脈顯示微弱的負(fù)銪異常,此外還出現(xiàn)了中等程度的負(fù)鈰異常,表明脈體形成于具有一定氧逸度的環(huán)境,這可能與地下一定埋深的二疊系地層相對較易在構(gòu)造應(yīng)力作用下形成開啟裂縫和相對開放的條件,使得大氣降水滲入?yún)⑴c方解石沉淀成巖有關(guān)。
5.2 方解石脈形成時間及深度
方解石脈體的氧同位素值可以用來估算方解石脈形成時的溫度變化,應(yīng)該與方解石脈體上測得的鹽水包裹體均一溫度范圍可以對比(表3)。構(gòu)造運(yùn)動時期來自深部熱流體將沿著斷裂和裂縫運(yùn)移,當(dāng)溫壓和水化學(xué)條件改變時流體出現(xiàn)過飽和而發(fā)生方解石沉淀,同時淺部或地表水也可下滲參與成巖作用。相對來講,較高的氧同位素值估算的方解石脈形成溫度測點(diǎn)可能更接近原始流體的溫度,而較低的包裹體溫度測點(diǎn)可能接近成脈所處地層的環(huán)境溫度,將方解石脈體形成溫度在埋藏史和熱史圖上投影可在一定程度上判斷流體活動的時期和流體的來源深度以及方解石脈體形成的深度。
本次研究根據(jù)氧同位素?fù)Q算溫度和包裹體均一溫度以及京山地區(qū)代表性虛擬井埋藏史和熱史模擬結(jié)果得出不同層位的方解石脈體形成時代和相關(guān)流體的來源深度以及脈體形成的大概深度。奧陶系方解石形成溫度為100~230 ℃,推測流體活動的時間主要集中在距今123~56 Ma,流體的來源深度為3 700~7 000 m,方解石脈形成時所處地層深度約2 500 m(圖5a);二疊系方解石形成溫度為85~200 ℃,推測流體活動的時間主要集中在距今140~59 Ma,流體的來源深度為3 000~5 500 m,方解石脈形成時所處地層深度約2 200 m(圖5b);三疊系方解石形成溫度為80~190 ℃,推測流體活動的時間主要集中在距今151~58 Ma,流體的來源深度為3 000~5 000 m,方解石脈形成時所處地層深度約2 000 m(圖5c)。
構(gòu)造擠壓抬升作用形成的斷裂和裂縫為地層流體大規(guī)?;顒犹峁┝藯l件,方解石脈體的形成是地下流體活動的結(jié)果和記錄。地層裂縫中大規(guī)模流體活動和方解石脈體沉淀充填時間應(yīng)具有同期性,主要集中于距今150~60 Ma。因此,該區(qū)的裂縫形成和方解石脈的充填主要發(fā)生在J3-E1燕山構(gòu)造運(yùn)動和早喜馬拉雅構(gòu)造運(yùn)動期,方解石脈體的地球化學(xué)特征研究可以為該區(qū)早燕山運(yùn)動構(gòu)造擠壓推覆作用以來的流體活動和油氣保存條件分析提供依據(jù)。
圖5 京山地區(qū)方解石脈體形成期的溫度及相關(guān)流體活動的時間(包裹體均一溫度范圍據(jù)楊興業(yè)等,2013)[15]Fig.5 Calcite vein-forming temperature and timing of related fluidcirculation in Jingshan region[15 ]a.奧陶系樣品;b.二疊系樣品;c.三疊系樣品
1) 綜合稀土元素、電子探針成分分析,奧陶系和三疊系方解石脈的形成與海相地層碳酸鹽溶解有關(guān),同時受到深部熱液流體的影響;二疊系方解石脈為大氣淡水淋濾碳酸鹽成因。在La/Ho-Y/Ho圖解上也顯示出流體來源的差異。
2) 奧陶系和三疊系方解石脈具有明顯的正Eu異常,暗示脈體形成于相對還原環(huán)境;二疊系方解石脈具有中等程度的負(fù)Ce異常以及微弱的負(fù)Eu異常,其形成于相對開放而氧化的環(huán)境。
3) 方解石脈主要形成于J3—E1燕山構(gòu)造運(yùn)動和早喜馬拉雅構(gòu)造運(yùn)動期。中揚(yáng)子京山地區(qū)油氣保存條件在距今150~60 Ma的構(gòu)造擠壓抬升作用中受到較大的影響,熱液流體、成巖流體及地表水下滲作用使油氣保存條件遭受了一定程度的破壞。
[1] 劉光鼎.論中國油氣二次創(chuàng)業(yè)[J].海洋地質(zhì)動態(tài),2002,18(11):1-3. Liu Guangding.The second round of oil and gas exploration of China[J].Marine Geology Letter,2002,18(11),1-3.
[2] 何治亮,魏修成,錢一雄,等.海相碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層形成機(jī)理與分布預(yù)測[J].石油與天然氣地質(zhì),2011,32(4):489-498. He Zhiliang,Wei Xiucheng,Qian Yixiong,et al.Forming mechanism and distribution prediction of quality marine carbonate reservoirs[J].Oil & Gas Geology,2011,32(4):489-498.
[3] 李晉超,馬永生,張大江,等.中國海相油氣勘探若干重大科學(xué)問題[J].石油勘探與開發(fā),1998,25(5):1-2. Li Jinchao,Ma Yongsheng,Zhang Dajiang,et al.Some important scientific problems on petroleum exploration in marine formations of China[J].Petroleum Exploration and Development,1998,25(5):1-2.
[4] 馬永生,樓章華,郭彤樓,等.中國南方海相地層油氣保存條件綜合評價(jià)技術(shù)體系探討[J].地質(zhì)學(xué)報(bào),2006,80(3):406-417. Ma Yongsheng,Lou Zhanghua,Guo Tonglou,et al.An Exploration on a technological system of petroleum preservation evaluation for marine strata in South China[J].Acta Geologica Sinica,2006,80(3):406-417.
[5] 王根海.中國南方海相地層油氣勘探現(xiàn)狀及建議[J].石油學(xué)報(bào),2000,21(5):1-6. Wang Genhai.Petroleum exploration in the marine strata in southern china—exploration situation and proposal[J].Acta Petrolei Sinica,2000,21(5):1-6.
[6] 董福湘,劉立,曲希玉.大港灘海地區(qū)沙一段下部儲層中方解石脈的成因[J].西安石油大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版),2011,26(6):9-13. Dong Fuxiang,Liu Li,Qu Xiyu.Genesis of calcite vein in lower submember of No 1 member of Shahejie Formation,Dagang beach area[J].Journal of Xi’an Shiyou University(Edition of Natural Sciences),2011,26(6):9-13.
[7] 王東,王國芝,劉樹根,等.塔東地區(qū)英東2井寒武系-奧陶系儲層流體地球化學(xué)示蹤[J].石油與天然氣地質(zhì),2012,33(6):867-876. Wang Dong,Wang Guozhi,Liu Shugen,et al.Geochemical tracing of the Cambrian-Ordovician reservoir fluid in Well Yingdong-2,eastern Tarim Basin[J].Oil & Gas Geology,2012,33(6):867-876.
[8] 舒曉輝,張軍濤,李國蓉,等.四川盆地北部棲霞組-茅口組熱液白云巖特征與成因[J].石油與天然氣地質(zhì),2012,33(3):442-448,458. Shu Xiaohui,Zhang Juntao,Li Guorong,et al.Characteristics and genesis of hydrothermal dolomites of Qixia and Maokou Formations in northern Sichuan Basin[J].Oil & Gas Geology,2012,33(3):442-448,458.
[9] 高福紅,劉立,鄒海峰,等.大港探區(qū)早古生代碳酸鹽巖中方解石脈特征[J].世界地質(zhì),2001,20(3):257-263. Gao Fuhong,Liu Li,Zou Haifeng,et al.Calcite veins characteristics in Early Palaeozoic carbonate rock in Dagang region[J].Global Geology,2001,20(3):257-263.
[10] Zhong S J,Alfonso M.Partitioning of rare earth elements(REEs) between calcite and seawater Solutions at 25 ℃ and 1 atm,and high dissolved REE concentrations[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1995,59:443-453.
[11] 王芙蓉,何生,楊興業(yè).方解石脈對中揚(yáng)子地區(qū)沉湖土地堂復(fù)向斜油氣保存單元的指示意義[J].礦物巖石,2012,32(1):94-100. Wang Furong,He Sheng,Yang Xingye.Indication of calcite vein cha-racteristics on petroleum preservation in the chenhutuditang syclino-rium,Middle Yangtze region,Southern China[J].Journal of Mineralogy and Petrology,2012,32(1):94-100.
[12] 李梅,金愛民,樓章華,等.準(zhǔn)噶爾盆地地層流體特征與油氣運(yùn)聚成藏[J].石油與天然氣地質(zhì),2012,33(4):607-615 Li Mei,Jin Aimin,Lou Zhanghua,et al.Formation fluid characteristics and hydrocarbon migration and accumulation in Junggar Basin[J].Oil & Gas Geology,2012,33(4):607-615.
[13] 楊興業(yè),何生,何治亮,等.京山地區(qū)方解石脈包裹體、同位素特征及古流體指示意義[J].中國石油大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版),2013,37(1):19-26. Yang Xingye,He Sheng,He Zhiliang,et al.Characteristics and pale-fluid activity implications of fluid-inclusion and isotope of calcite veins in Jingshan,Northern Mid-Yangtze[J].Journal of China University of Petroleum(Edition of Natural Sciences),2013,37(1):19-26.
[14] 何治亮,汪新偉,李雙建,等.中上揚(yáng)子地區(qū)燕山運(yùn)動及其對油氣保存的影響[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì),2011,33(1):1-11. He Zhiliang,Wang Xinwei,Li Shuangjian,et al.Yanshan movement and its influence on petroleum preservation in middle-upper Yangtze region[J].Petroleum Geology & Experiment,2011,33(1):1-11.
[15] 肖開華,陳紅,沃玉進(jìn),等.江漢平原區(qū)構(gòu)造演化對中、古生界油氣系統(tǒng)的影響[J].石油與天然氣地質(zhì),2005,26(5):688-693. Xiao Kaihua,Chen Hong,Wo Yujin,et al.Impact of tectonic evolution on Paleozoic and Mesozoic petroleum systems in Jianghan plain[J].Oil & Gas Geology,2005,26(5):688-693.
[16] 趙志根,高良敏.δEu、δCe計(jì)算方法的標(biāo)準(zhǔn)化問題[J].標(biāo)準(zhǔn)化學(xué)報(bào),1998,19(5):23-25. Zhao Zhigen,Gao Liangmin.The standardized question of δEu and δCe calculation method[J].Journal of Standardized,1998,19(5):23-25.
[17] 李閆華,鄢云飛,譚俊,等.稀土元素在礦床學(xué)研究中的應(yīng)用[J].地質(zhì)找礦論叢,2007,22(4):294-298. Li Yanhua,Yan Yunfei,Tanjun,et al.The application of rare earth elements in research of ore deposits[J].Contributions to geology and mineral resources research,2007,22(4):294-298.
[18] O’Neil J R,Clayton R N,Mayeda T K.Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates[J].The Journal of Chemical Physics,1969,51(12):5547-5558.
[19] 王衍琦.陰極發(fā)光顯微鏡在儲層研究中的應(yīng)用[M].北京:石油工業(yè)出版社,1996. Wang Yanqi.The application of Cathodoluminescence microscopy in the study of reservoir[M].Beijing:Petroleum Industry Press,1996.
[20] 李榮清.湖南多金屬成礦區(qū)方解石的稀土元素分布特征及其成因意義[J].礦物巖石,1995,15(4):72-77. Li Rongqing.Rare earth element distribution and its genetic signification of calcite in Hunan polymetallic metallogenic province[J].Journal of Mineralogy and Petrology,1995,15(4):72-77.
[21] 彭建堂,胡瑞忠,漆亮,等.錫礦山熱液方解石的REE分配模式及其制約因素[J].地質(zhì)論評,2004,50(1):25-32. Peng Jiantang,Hu Ruizhong,Qi Liang,et al.REE Distribution pattern for the hydrothermal calcites from the Xikuangshan antimony deposit and its constraining factors[J].Geological Review,2004,50(1):25-32.
[22] Bau M.Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphic fluid-rock interaction and the significance of the oxidation state of europium[J].Chemical Geology,1991,93:219-230.
[23] Haskin M A,Haskin L A.Rare earth in European shales:a redetermination[J].Science,1966,154:507-509.
[24] Bau M,Dulsk P.Comparative study of yttrium and rare-earth element behaviors in fluorine-rich hydrothermal fluids[J].Contrib Mineral Petrology,1995,119:213-223.
[25] Lottermoser B G.Rare earth elements and hydrothermal ore form action processes[J].Ore Geology Reviews,1992,7(1):25-41.
[26] Klinkhammer G P,Elderfield H,Mitra A.Geochemical implications of rare earth element patterns in hydrothermal fluids from mid-ocean ridges[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1994,58(23):5105-5113.
[27] 胡文瑄,陳琪,王小林,等.白云巖儲層形成演化過程中不同流體作用的稀土元素判別模式[J].石油與天然氣地質(zhì),2010,31(6):810-818. Hu Wenxuan,Chen Qi,Wang Xiaolin,et al.REE models for the discrimination of fluids in the formation and evolution of dolomite reservoirs[J],Oil & Gas Geology,2010,31(6):810-818.
[28] 亨德森.稀土元素地球化學(xué)[M].北京:地質(zhì)出版社,1989:195-213. Henderson.REE Geochemistry[M].Beijing:Geological Publishing House,1989:195-213.
[29] Sverlensky D A.Europium redox equilibria in aqueous solution[J].Earth and Planetary Science Letters,1984,67:70-78.
(編輯 張亞雄)
GenesisofcalciteveinanditsimplicationtopetroleumpreservationinJingshanregion,Mid-Yangtze
Gao Jian1,He Sheng1,He Zhiliang2,Zhou Yan2,Zhao Mingliang1
(1.KeyLaboratoryofTectonicsandPetroleumResourcesofMinistryofEducation,ChinaUniversityofGeosciences,Wuhan,Hubei430074,China;2.ExplorationandProductionResearchInstitute,SINOPEC,Beijing100083,China)
Field observation shows that multiple phases of calcite veins occur along fractures in the Ordovician,Permian and Triassic of overthrust belts and fold-thrust belts in Jingshan region,Mid-Yangtze.Using rare earth elements(REE),electron microprobe,oxygen isotope,fluid inclusions and basin modeling,this paper analyzed the genesis of these calcite veins.The REE of calcite veins in the Ordovician and Triassic are characterized by enrichment of LREE,loss of HREE and obvious positive Eu anomaly,indicating that their vein-froming fluids were affected by hydrothermal fluids.Calcite veins in the Permian feature in low REE,only slight enrichment of LREE,flat HREE patterns,and the presence of a moderate negative Ce anomaly,implying that their vein-froming fluids originated from meteoric water infiltration.Analysis of Fe and Mn through electron microprobe indicates that some calcite veins in the Ordovician were derived from the dissolution of surrounding carbonate rocks,the calcite veins in the Permian were derived from leaching and dissolution of carbonates by meteoric water,and those in the Triassic were related to the dissolution of carbonate derived from other horizons.Combined with burial and thermal history modeling of pseudo-wells,analysis of oxygen isotope temperatures and homogenized temperature of fluid inclusions show that the calcite vines filling fractures in these 3 sequences were formed at 150~60 Ma ago at burial depth in the range from 2 000 m to 2 500 m.Based on a comprehensive analysis of geochemical behaviors of the calcite veins,it is believed that hydrothermal fluids,vein-froming fluids and meteoric water infiltration associated with tectonic compression and uplifting during Yanshan Orogeny may have damaged petroleum preservation conditions in Jingshan region to some extent.
rare earth element,oxygen isotope,calcite vein,petroleum preservation,Middle Yangtze region
2013-10-20;
:2013-12-30。
高鍵(1988—),男,博士研究生,油氣成藏機(jī)理及蓋層評價(jià)。E-mail:805680459@qq.com。
國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(40739904);國家科技重大專項(xiàng)(2011ZX05005-002)。
0253-9985(2014)01-0033-09
10.11743/ogg20140105
TE122.2
:A