Natural Gas Geoscience >

2020 , Vol. 31 >Issue 8: 1111 - 1125

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2020.07.002

The fluid origin of calcite veins in Shunnan-Gucheng area of Tarim Basin and its implications for hydrocarbon accumulation

  • Hui-li LI , 1 ,
  • Dong-hua YOU 2 ,
  • Jun HAN 3 ,
  • Yi-xiong QIAN 2 ,
  • Xu-guang SHA 3 ,
  • Bin-bin XI 2
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  • 1. Petroleum Exploration & Production Research Institute, SINOPEC, Beijing 100083, China
  • 2. Wuxi Research Institute of Petroleum Geology, Petroleum Exploration & Production Research Institute, SINOPEC, Wuxi 214126, China
  • 3. Northwest Oilfield Branch of Exploration and Development Research Institute, SINOPEC, Urumqi 830011, China

Received date: 2020-05-25

  Revised date: 2020-06-20

  Online published: 2020-07-29

Supported by

The Technology Department Program of SINOPEC(P18047-1)

The Chinese Academy of Sciences Strategic Leading Science and Technology Project (Class A)(XDA14010406)

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Highlights

The high-angle, structural genetic calcite veins of the Ordovician in Shunnan-Gucheng area in Tarim Basin provide a convenient to study the fluid properties and hydrocarbon migration to accumulation events in fault zone of this area. Based on detailed core investigation, studies of fluid inclusions in calcite veins and comparison of geochemical characteristics of limestone matrix and calcite veins were carried out. Multiple types of hydrocarbons inclusion, including dry asphalt inclusion, three-phase hydrocarbon inclusion, oil and water inclusion, gas-rich inclusion, were found in calcite veins. And the coexisted aqueous inclusions with gas-liquid phase had high homogenization temperature (130-160 ℃). The distribution characteristics of 18O-depleted (δ18O: -13.1‰ to -8.7‰), 87Sr-enriched (87Sr/86Sr: 0.708 879 to 0.710 432), relatively high total Rare Earth Elements and positive Europium Anomalies indicated that the structural origin of calcite veins were mainly derived from the dissolution of surrounding rocks and diagenetic-hydrocarbon fluids. Participation signs of meteoric water were not proved. The rich hydrocarbon inclusions in the calcite veins indicated that the north-east strike-slip fault zone in Shunnan-Gucheng area is an important channel for hydrocarbon migration and accumulation.

Cite this article

Hui-li LI , Dong-hua YOU , Jun HAN , Yi-xiong QIAN , Xu-guang SHA , Bin-bin XI . The fluid origin of calcite veins in Shunnan-Gucheng area of Tarim Basin and its implications for hydrocarbon accumulation[J]. Natural Gas Geoscience, 2020 , 31(8) : 1111 -1125 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2020.07.002

0 引言

方解石脉在断裂带碳酸盐岩中极为常见，是断裂—流体活动的伴生产物[1-2]。构造成因方解石脉的地质年代学（Sm-Nd、U-Th、U-Pb）分析可约束盆地变形、断层形成、流体活动的地质时间[3-6]。方解石脉的形态与形变特征还可指示断裂带裂缝的膨胀性与连通性[7]。通过对方解石脉的同位素、微量元素与流体包裹体分析可示踪断裂带流体性质与来源、流体—岩石的相互作用机制[8-11]，揭示油气生成、运移历史与成藏过程[12-15]。
已有诸多研究阐述了塔里木盆地卡塔克隆起区多类型方解石脉的期次、流体来源与性质，并讨论了方解石脉流体包裹体特征与构造演化的关系[1,16-19]。邬光辉等[1]将塔中Ⅰ号断裂带奥陶系灰岩裂缝划分为具有不同特征的4个期次，除了第1期为形成于晚加里东—早海西期的成岩缝外，还有3期构造裂缝。秦启荣等[18]将塔中Ⅰ号断裂带中上奥陶统灰岩储层裂缝分为构造裂缝和非构造裂缝两大类，并根据裂缝交切关系、方解石包裹体均一温度和岩石Kaiser实验结果也划分出3期构造裂缝。张鼐等[16-17]在裂缝方解石脉分期的基础上应用碳氧同位素、锶同位素与流体包裹体分析研究了塔中Ⅰ号坡折带的油气成藏期次。已有研究主要以分析裂缝特征与油气成藏期次为主，对方解石脉所代表的流体性质、来源讨论较少。
近年来，卡塔克隆起以北的顺南—古城地区成为塔里木盆地天然气勘探的热点地区之一，多口分布于北东向走滑断裂带附近的钻井在奥陶系碳酸盐岩获得工业气流 [20-22]。断裂在该区奥陶系碳酸盐岩成储、成藏中具有重要作用[23-30]。顺南—古城地区钻井取心揭示在中下奥陶统灰岩中普遍发育中高角度构造成因方解石脉，其特征、流体性质与来源、对油气成藏的启示尚未开展系统研究。本文主要针对顺南1井、顺南2井、古隆2井、古隆3井典型构造成因方解石脉开展地质与地球化学分析，探讨顺南—古城地区（研究区）与构造破裂有关的流体特征及成藏过程。

1 研究区地质概况

顺南—古城地区位于塔里木盆地卡塔克隆起以北向满加尔坳陷过渡的区域[20-21]，所属二级构造单元为古城墟隆起（图1）。中下奥陶统碳酸盐岩与上奥陶统却尔却克组泥岩构成了该地区奥陶系主要的储盖组合[20,24,26]。顺南—古城地区中下奥陶统碳酸盐岩由老至新分别为蓬莱坝组、鹰山组、一间房组（图1），岩性和地层厚度在横向上有一定变化。古城地区中下奥陶统碳酸盐岩（蓬莱坝组至鹰山组中下部）以厚层白云岩为主[31]，顺南地区以厚层灰岩夹白云岩为特征[32]。古城地区的中奥陶统一间房组灰岩厚度约为100 m，而顺南地区一间房组灰岩厚度约为200 m[33]。生物地层学与同位素地层学研究表明，顺南—古城地区中上奥陶统地层均为连续沉积，不存在牙形石带的缺失与地层的剥蚀[34-35]。
图1 顺南—古城地区的构造单元位置、主要钻井与地层岩性柱状图

Fig.1 The tectonic unit location, drilling and stratigraphic lithology column in the Shunnan-Gucheng area

研究区发育多期活动的北东向走滑断裂，已有研究人员对断裂发育的活动特征和成因开展过不少很有价值的研究工作[27-28,30,34]。前期研究认为，塔中Ⅰ号断裂带南北两侧均发育北东向高角度走滑断层，具有“线性分段、纵向分层”和“多期性活动”的特点[27-28,30]。加里东中期Ⅰ幕构造运动中，塔中Ⅰ号断裂带的差异逆冲斜向挤压导致早期北东向压扭性走滑断层的形成；海西早期是走滑断裂的主要活动期，区内走滑断裂进一步发育形成张扭性走滑断裂；海西晚期，走滑断裂带局部有继承性活动，但总体已经定型[27-28,36]。在此基础上，走滑断裂可成为深部热液流体上侵、地表大气淡水下渗以及油气运移成藏的优势通道[37-38]。
顺南—古城地区中下奥陶统碳酸盐岩储集岩主要有致密灰岩储层（如顺南7井）[39]与热液改造型储层（如顺南501井、顺南4井、顺南401井、古隆1井、古城6井等）[26,29,32,40]。压实、压溶作用是碳酸盐岩致密化的主要因素，并提供了主要的成岩流体来源。断裂带富硅、富氟等多类型热液流体对中下奥陶统碳酸盐岩的改造是储集体发育的主要控制因素[29,40]。已有学者提出研究区发育层序界面控制下岩溶储层[41]，但目前尚未钻遇相关储集体。研究区油气藏的分布特征与成藏过程的研究表明，该区可能的油气成藏模式为寒武系—中下奥陶统“多源供烃”、“多期成藏”、“断层侧向—垂向输导”[20,23-25,42]。

2 构造缝方解石脉特征

在研究区钻井岩心观察中，可见奥陶系碳酸盐岩发育构造成因方解石脉，也可见非构造成因方解石脉。非构造成因主要包括成岩缝方解石脉和溶蚀缝方解石脉。成岩缝方解石脉延伸长度一般较短。溶蚀缝方解石脉沿缝合线或早期的裂缝发育，不规则，裂缝发育宽度变化大，多与溶蚀孔洞相通。构造成因方解石脉形态复杂多变，其形成主要受区域或局部构造运动的控制，既有单一中高角度的延伸较远的方解石脉，亦有雁列式的或呈“X”型展布的方解石脉。
钻井岩心观察可见，顺南—古城地区方解石脉（缝）主要有3类：第1类为早于压溶缝合线的方解石脉（非构造成因），岩心观察可见方解石脉被近水平缝合线所切割[图2(a)]或错断，边缘较不平直，一般延伸较短；第2类为裂缝边缘不平直的构造缝方解石脉（方解石脉边缘轻微压溶特征，具有黑色有机质残留），切割层理与缝合线[图2(b)]；第3类为裂缝边缘平直的中高角度方解石脉（包括雁列式、“X”型或单个高角度方解石脉），脉宽粗细均有，但难以分辨切割关系[图2(c),图2(d)]。本文研究选取后2类方解石脉开展研究。钻井岩心观察不同方解石脉的产状特征，描述见表1。
图2 研究区奥陶系灰岩方解石脉的典型特征

(a) 终止于缝合线的方解石脉; (b) 切割缝合线的构造缝方解石脉且边缘不平直;(c) 边缘平直的构造缝方解石脉; (d) 雁列式构造缝方解石脉（边缘平直）

Fig.2 Typical characteristics of calcite veins in Ordovician limestone

表1 顺南—古城地区钻井岩心的方解石脉特征及样品采集

Table 1 Characteristics of calcite veins and sample list of well cores in Shunnan-Gucheng area

井名 样品编号 岩心块号 深度/m 产状描述
性质 倾角与宽度 边缘特征
顺南1 SN1-1 2-4/40 6 531.3 构造缝 70°~80°，细脉 边缘平直
SN1-2 2-12/40 6 532.2 构造缝 60°~80°，下细上粗 边缘呈阶梯状
SN1-3 2-13/40 6 532.34 构造缝
SN1-4 2-15/40 6 532.9 构造缝
顺南2 SN2-1 1-7/36 6 376.18 构造缝 60°~70°，粗脉 边缘平直
SN2-9 2-22/47 6 454.4 构造缝 80°~90°，粗脉 边缘不平直，具压溶特征
SN2-25 3-55/56 6 554.56 构造缝 近垂直，粗脉 切割缝合线，较平直
SN2-34 5-14/49 6 870.95 构造缝 近垂直，粗脉 边缘不平直，伴生次级裂缝
SN2-35 5-27/49 6 872.6 构造缝 50°~60°，中—粗脉 边缘较平直，切割缝合线，伴生次级裂缝
古隆2 GL2-1 1-23/45 5 757.73 构造缝 60°~70°，粗脉 边缘平直，伴生次级裂缝
GL2-2 1-41/45 5 761.73 构造缝 近垂直，粗脉 边缘不平直，碎裂缝
GL2-3 2-8/47 5 783.6 构造缝 60°~70°，中细脉 边缘平直，具压溶特征
GL2-4 2-22/47 5 786.95 构造缝 60°左右，粗脉 边缘较平直
古隆3 GL3-5 2-22/62 6 062.32 构造缝 60°~70°，中细脉 雁列式，边缘平直
GL3-6 2-37/62 6 064.6 构造缝 60°~70°，中细脉 边缘平直
GL3-7 2-47/62 6 065.9 构造缝 60°~70°，细脉 边缘平直
GL3-8 2-48/62 6 066.2 构造缝

3 样品采集与分析方法

选取灰岩的基质与构造缝方解石脉分别进行碳、氧同位素（26件）、锶同位素（23件）、稀土元素（32件）分析，样品采集见表1。手工挑选方解石脉单矿物样品与全岩样品，研磨成小于200目的粉末用于碳、氧和锶同位素分析。碳、氧同位素分析用100%正磷酸在Mat 253质谱仪上进行。锶同位素测定在Finnigan MAT Triton TI质谱仪上进行，测得的87Sr/86Sr值按照87Sr/ 86Sr=0.119 4的质量分馏标准进行校正。碳、氧同位素分析在中国石化无锡石油地质研究所测试中心进行，锶同位素分析在核工业北京地质研究院测试中心进行。
为了减少杂质矿物对稀土元素分析的影响，采取醋酸溶样方法进行处理（仅溶解碳酸盐类矿物）。实验过程为：选取新鲜的样品（灰岩基质与方解石脉）粉碎，研磨至75 μm左右，称取50 mg的粉末样品置于Teflon坩埚中，加入5 mL浓度为1 mol/L的醋酸，超声溶解12 h，然后离心15 min后转移上层清液与另一个Teflon坩埚中。将溶解残渣烘干、称重，并从称样量中扣除这部分。取出分离出的全部上层清液蒸干，加入1 mL的浓硝酸溶解，蒸干后再重复一次，以除去残余的醋酸。最后加入5 mL的1 mol/L的硝酸溶解，再加入1 mL RH质量分数为100×10-9 g/mL 的内标溶液，定容至10 mL，用ICP-MS进行测试（检出限可达10~12级，分析误差优于10%）。对分析结果采用海水进行稀土元素标准化[43-45]。
流体包裹体分析的样品双面抛光至0.1 mm厚，使用Leica DM4500P偏光显微镜进行矿物学观察。流体包裹体的均一温度与盐度测定在Linkam-TH600冷热台上进行。选择与烃类包裹体共生的较规则原生气液两相（含烃）盐水包裹体进行均一温度测定。均一温度测定开始升温速率为15 ℃/min，接近均一时升温速率降至1 ℃/min，均一温度测试精度为±1 ℃。激光拉曼分析的仪器为Renishaw Invia型激光拉曼光谱仪（英国Renishaw公司），使用Ar+激光器，波长为514 nm，光谱分辨率为2 cm-1。微量元素分析与流体包裹体显微测温、激光拉曼光谱分析在中国石化无锡石油地质研究所测试中心进行。

4 分析测试结果

4.1　碳、氧同位素

碳、氧同位素分析测试结果见表2。上奥陶统恰尔巴克组泥质灰岩具有最大的δ13C值（1‰），中奥陶统一间房组灰岩的δ13C值为-0.7‰~0.5‰（平均为-0.11‰，n=10），中下奥陶统鹰山组灰岩的δ13C值为-2.4‰~-0.3‰（平均为-1.35‰，n=2）。研究区奥陶系灰岩的碳同位素变化基本反映了中晚奥陶世塔里木盆地碳酸盐岩碳同位素的变化，与已有研究成果发表的数据基本吻合[46-49]。不同地质时代海洋碳酸盐岩的碳同位素波动反映了海平面变化、生物生产速率等因素[50]。恰尔巴克组泥质灰岩的δ18O值为-10.2‰，一间房组灰岩的δ18O值为-9.1‰~-7.2‰（平均为-8.02‰，n=10），鹰山组灰岩的δ18O值为-11.4‰~-9.7‰（平均为-10.55‰，n=2）。灰岩氧同位素的差异可能反映了不同时代海水氧同位素组成的差异[50]，同时成岩蚀变程度亦可能影响δ18O值[51]。
表2 顺南—古城地区方解石与围岩的碳氧同位素、锶同位素分析结果

Table 2 Analysis results of carbon and oxygen isotopes, strontium isotope of calcite veins and matrix in Shunnan-Gucheng area

样号 样品名称 井深/m 岩心块号 层位 δ13C/‰(VPDB) δ18O/‰(VPDB) 锶同位素
87Sr/86Sr 标准方差
SN1-2-2 方解石脉 6 532.2 2-12/40 O2 yj — — 0.708 881 0.000 012
SN1-3-1 基质 6 532.34 2-13/40 0.1 -7.7 0.708 706 0.000 019
SN1-3-2 方解石脉 -0.2 -9.3 0.708 879 0.000 015
GL2-1-1 基质 5 757.73 1-23/45 O2 yj 0.5 -8.6 0.709 232 0.000 011
GL2-1-2 方解石脉 0.2 -10.2 0.710 106 0.000 017
GL2-2-1 基质 5 761.73 1-41/45 0.4 -8.6 0.709 226 0.000 011
GL2-2-2 方解石脉 0.4 -10.6 0.709 95 0.000 016
GL2-3-1 基质 5 783.6 2-8/47 0.2 -8.3 0.709 375 0.000 016
GL2-3-2 方解石脉 -0.4 -9.6 0.709 977 0.000 018
GL2-4-1 基质 5 786.95 2-22/47 0.2 -8.2 0.709 282 0.000 017
GL2-4-2 方解石脉 0.2 -10.3 0.709 808 0.000 017
SN2-1-1 基质 6 376.18 1-7/36 O3 qe 1 -10.2 0.709 71 0.000 01
SN2-1-2 方解石脉 -1 -11.6 0.710 432 0.000 009
SN2-9-1 基质 6 454.4 2-22/47 O2 yj -0.2 -9.1 0.708 76 0.000 015
SN2-9-2 方解石脉 -1.7 -11.8 0.709 386 0.000 012
SN2-25-1 基质 6 554.56 3-55/56 O1-2 ys -0.3 -9.7 0.708 914 0.000 014
SN2-25-2 方解石脉 -0.3 -10.8 0.709 634 0.000 016
SN2-35-1 基质 6 872.6 5-27/49 -2.4 -11.4 — —
SN2-35-2 方解石脉 -2.4 -13.1 — —
GL3-5-1 基质 6 062.32 2-22/62 O2 yj -0.5 -7.5 0.708 989 0.000 01
GL3-5-2 方解石脉 -1.3 -11.4 — —
GL3-6-1 基质 6 064.6 2-37/62 -0.7 -7.2 0.709 002 0.000 013
GL3-6-2 方解石脉 -1 -8.7 — —
GL3-7-1 基质 6 065.9 2-47/62 -0.5 -7.4 0.708 945 0.000 01
GL3-7-2 方解石脉 -1.1 -10.7 0.709 395 0.000 013
GL3-8-1 基质 6 066.2 2-48/62 -0.6 -7.6 0.709 025 0.000 011
GL3-8-2 方解石脉 -1.5 -12 0.709 604 0.000 018
恰尔巴克组泥质灰岩的构造缝方解石脉的δ13C值为-1‰、δ18O值为-11.6‰，一间房组灰岩构造缝方解石脉的δ13C值为-1.7‰~0.4‰（平均为-0.64‰，n=10）、δ18O值为-12‰~-8.7‰（平均为-10.46‰，n=10），鹰山组灰岩构造缝方解石脉的δ13C值为-2.4‰~-0.3‰（平均为-1.35‰，n=2）、δ18O值为-13.1‰~-10.8‰（平均为-11.95‰，n=2）。与灰岩基质相比，恰尔巴克组与一间房组的构造缝方解石脉更贫13C、18O；而鹰山组构造缝方解石脉δ13C值与围岩一致，仅表现为贫18O。

4.2　锶同位素

灰岩基质与方解石脉的锶同位素分析测试结果见表2。恰尔巴克组泥质灰岩的87Sr/86Sr值为0.709 71，一间房组灰岩的87Sr/86Sr值为0.708 706~0.709 375（平均为0.709 054 2，n=10），鹰山组灰岩的87Sr/86Sr值为0.708 914。从分析结果看，一间房组与鹰山组灰岩的锶同位素比值与全球中晚奥陶世海相碳酸盐岩的87Sr/86Sr值基本一致[49-50，52-55]；而上奥陶统恰尔巴克组泥质灰岩的87Sr/86Sr值明显偏高。恰尔巴克组泥质灰岩中具有的大量黏土矿物，其代表壳源物质组分的加入，具有壳源锶的组成特征，可能导致全岩87Sr/86Sr值的增高[54]。
恰尔巴克组泥质灰岩构造缝方解石脉的87Sr/86Sr值为0.710 432，一间房组灰岩构造缝方解石脉的87Sr/86Sr值为0.708 879~0.710 106（平均为0.709 554，n=9），鹰山组灰岩构造缝方解石脉的87Sr/86Sr值为0.709 634。与灰岩基质相比，构造缝方解石脉均具有明显偏高的87Sr/86Sr值，表明形成方解石脉的流体具有较高放射性成因87Sr的加入。

4.3　稀土元素

稀土元素的分析测试结果见表3。从分析结果看，除顺南2井恰尔巴克组泥质灰岩样品外，一间房组与鹰山组灰岩的REE总量均小于10 μg/g。从稀土配分模式看（图3），所有的灰岩全岩均表现为继承性海水的REE配分模式，轻稀土(LREE)略微富集、重稀土(HREE)配分曲线较为平坦，一定程度的正Ce异常（δCeSWN值为4.93~9.38）。此外，从图3中可见恰尔巴克组泥质灰岩样品（SN2-1-1）的REE稀土总量远远高于一间房组与鹰山组灰岩样品。由于泥质灰岩具有较高的黏土矿物含量，而黏土矿物对稀土元素的强烈吸附性常导致全岩稀土总量偏高[56]。
表3 顺南—古城地区奥陶系碳酸盐岩方解石脉与围岩的稀土元素分析结果

Table 3 The analysis results of REE with calcite veins and limestone matrix in Shunnan-Gucheng area

样号

样品

名称

 井深/m 地质年代 La/(µg/g) Ce/(µg/g) Pr/(µg/g) Nd/(µg/g) Sm/(µg/g) Eu/(µg/g) Gd/(µg/g) Tb/(µg/g) Dy/(µg/g) Ho/(µg/g) Er/(µg/g) Tm/(µg/g) Yb/(µg/g) Lu/(µg/g) ∑REE
SN1-1-1 基质 6 531.3 O2 yj 1.25 1.81 0.24 0.93 0.18 0.042 0.22 0.029 0.18 0.038 0.12 0.014 0.095 0.013 5.16
SN1-1-2 方解石脉 1.54 2.83 0.38 1.61 0.30 0.18 0.36 0.040 0.18 0.031 0.07 0.007 0.030 0.004 7.55
SN1-2-1 基质 6 532.2 1.25 1.68 0.23 0.92 0.17 0.047 0.23 0.030 0.19 0.043 0.13 0.018 0.112 0.016 5.06
SN1-2-2 方解石脉 0.93 1.74 0.28 1.24 0.27 0.14 0.37 0.047 0.27 0.053 0.12 0.012 0.056 0.007 5.55
SN1-3-1 基质 6 532.34 1.29 1.76 0.24 0.95 0.18 0.046 0.22 0.032 0.21 0.044 0.14 0.017 0.114 0.017 5.25
SN1-3-2 方解石脉 1.06 2.12 0.34 1.51 0.36 0.17 0.45 0.060 0.31 0.056 0.14 0.013 0.056 0.007 6.64
SN1-4-1 基质 6 532.9 1.45 1.95 0.27 1.07 0.21 0.05 0.25 0.038 0.23 0.051 0.15 0.020 0.130 0.020 5.88
SN1-4-2 方解石脉 1.20 2.31 0.36 1.61 0.37 0.19 0.46 0.060 0.32 0.058 0.14 0.013 0.058 0.006 7.16
GL2-1-1 基质 5 757.73 O2 yj 0.90 1.46 0.20 0.77 0.15 0.034 0.19 0.028 0.18 0.040 0.12 0.017 0.109 0.016 4.21
GL2-1-2 方解石脉 0.74 1.48 0.21 0.91 0.19 0.071 0.25 0.032 0.20 0.039 0.11 0.012 0.066 0.008 4.33
GL2-2-1 基质 5 761.73 0.93 1.39 0.18 0.73 0.13 0.033 0.16 0.023 0.15 0.031 0.10 0.014 0.090 0.014 3.96
GL2-2-2 方解石脉 0.94 1.71 0.23 0.94 0.20 0.065 0.25 0.034 0.20 0.040 0.12 0.014 0.089 0.012 4.83
GL2-3-1 基质 5 783.6 0.76 1.14 0.15 0.63 0.12 0.032 0.16 0.024 0.15 0.033 0.11 0.014 0.096 0.013 3.42
GL2-3-2 方解石脉 0.65 1.07 0.15 0.64 0.13 0.065 0.17 0.026 0.14 0.030 0.08 0.010 0.046 0.007 3.22
GL2-4-1 基质 5 786.95 1.08 1.59 0.22 0.85 0.16 0.038 0.20 0.030 0.19 0.043 0.13 0.019 0.123 0.018 4.69
GL2-4-2 方解石脉 0.82 1.49 0.22 0.94 0.21 0.063 0.28 0.041 0.25 0.054 0.16 0.020 0.110 0.016 4.67
SN2-1-1 基质 6 376.18 O3 qe 18.13 44.76 3.55 12.56 2.28 0.46 2.60 0.32 1.79 0.34 1.07 0.15 1.02 0.15 89.20
SN2-1-2 方解石脉 4.72 19.31 2.17 9.37 2.00 1.03 2.04 0.24 1.08 0.18 0.43 0.040 0.210 0.025 42.84
SN2-9-1 基质 6 454.4 O2 yj 1.70 2.10 0.31 1.26 0.27 0.066 0.35 0.054 0.36 0.085 0.26 0.035 0.231 0.034 7.09
SN2-9-2 方解石脉 1.73 3.37 0.42 1.70 0.39 0.10 0.50 0.083 0.58 0.13 0.43 0.064 0.407 0.058 9.97
SN2-25-1 基质 6 554.56 O1-2 ys 1.15 2.30 0.27 0.98 0.19 0.050 0.20 0.025 0.15 0.03 0.09 0.011 0.070 0.010 5.51
SN2-25-2 方解石脉 3.55 8.62 1.06 4.13 0.76 0.26 0.82 0.094 0.47 0.09 0.24 0.027 0.155 0.020 20.29
SN2-34-1 基质 6 870.95 0.59 1.13 0.13 0.47 0.08 0.020 0.10 0.011 0.07 0.01 0.04 0.006 0.034 0.005 2.69
SN2-34-2 方解石脉 2.75 5.46 0.59 2.14 0.36 0.11 0.42 0.047 0.23 0.04 0.11 0.012 0.068 0.009 12.34
SN2-35-1 基质 6 872.6 0.96 1.67 0.18 0.63 0.10 0.028 0.13 0.014 0.08 0.01 0.04 0.006 0.033 0.006 3.89
SN2-35-2 方解石脉 3.96 8.06 0.84 2.89 0.46 0.13 0.50 0.042 0.16 0.03 0.07 0.007 0.048 0.005 17.19
GL3-5-1 基质 6 062.32 O2 yj 0.74 1.11 0.12 0.45 0.08 0.025 0.086 0.010 0.05 0.01 0.03 0.004 0.028 0.004 2.74
GL3-5-2 方解石脉 1.31 1.57 0.16 0.55 0.09 0.052 0.11 0.013 0.06 0.01 0.03 0.004 0.023 0.003 3.98
GL3-7-1 基质 6 065.9 0.88 1.61 0.19 0.66 0.12 0.026 0.13 0.016 0.09 0.02 0.05 0.008 0.048 0.007 3.85
GL3-7-2 方解石脉 2.38 4.16 0.46 1.62 0.30 0.090 0.33 0.037 0.20 0.04 0.09 0.010 0.060 0.008 9.78
GL3-8-1 基质 6 066.2 1.03 1.90 0.21 0.77 0.15 0.039 0.15 0.019 0.11 0.02 0.07 0.009 0.064 0.010 4.54
GL3-8-2 方解石脉 2.14 3.05 0.30 1.04 0.18 0.074 0.21 0.023 0.12 0.02 0.06 0.007 0.046 0.007 7.27
图3 研究区奥陶系灰岩基质的稀土配分特征

Fig.3 REE patterns of Ordovician limestone matrix in study area

从构造缝方解石脉与围岩的稀土元素特征对比看，可分为3类。其一，恰尔巴克组泥质灰岩的方解石脉（SN2-1-2）REE总量低于围岩（SN2-1-1），但其依然远远大于一间房组与鹰山组围岩及方解石脉的REE稀土总量；从方解石脉的配分曲线看[图4(a)]，方解石脉继承了Ce的正异常特点且相对围岩而言表现为LREE的稍微富集与HREE的显著亏损，Eu正异常极为明显。其二，鹰山组构造缝方解石脉的REE总量较围岩的REE总量高出较多（超过10 μg/g），稀土配分样式较为相似[图4(b)]，方解石脉的HREE相对LREE略微亏损（HREE曲线倾斜），Ce正异常且δCeSWN值比围岩要高，与围岩相比Eu的正异常明显。其三，一间房组构造缝方解石脉与围岩的稀土总量基本接近（均小于10 μg/g），依据方解石脉与围岩的配分样式差异可进一步细分为继承型[图4(d)]与非继承型[图4(c),图4(e), 图4(f)]；继承型表现为与围岩相似的配分样式，非继承型表现为Eu正异常与HREE略微亏损。
图4 构造缝方解石脉与灰岩基质的稀土配分特征对比

(a)恰尔巴克组；(b)鹰山组；(c)顺南1井一间房组；(d)顺南2井一间房组；(e)古隆2井一间房组；(f)古隆3井一间房组

Fig.4 The contrast of REE patterns between calcite veins and limestone matrix

4.4　流体包裹体特征

4.4.1　流体包裹体赋存特征

构造缝方解石脉富含多种类型的流体包裹体（图5），主要有干沥青包裹体、三相烃类包裹体、油水液相包裹体、富气包裹体、含烃（CH4）的气液两相盐水包裹体、气液两相盐水包裹体。
图5 方解石脉流体包裹体类型

(a) 干沥青包裹体（黄色箭头）与三相烃类包裹体（红色箭头）、透明无色气液两相烃包裹体（绿色箭头）、气液两相盐水包裹体共生， 2-4/40，顺南1井，透射光；(b)干沥青包裹体（黄色箭头）与三相烃类包裹体（红色箭头）、透明无色气液两相烃包裹体（绿色箭头）、气液两相盐水包裹体共生， 2-4/40，顺南1井，荧光；（c）富CH4的气包裹体（蓝色箭头），2-4/40，顺南1井，透射光；(d)三相烃包裹体（红色箭头）、气液两相烃包裹体（绿色箭头）与气液两相盐水包裹体共生（白色箭头），2-4/40，顺南1井，透射光；（e）三相烃包裹体（红色箭头）、气液两相烃包裹体（绿色箭头）与气液两相盐水包裹体共生，2-4/40，顺南1井，荧光；(f)含甲烷的气液两相盐水包裹体（蓝色箭头）与气液两相盐水包裹体（白色箭头），2-13/40，顺南1井，透射光；(g) 液相油水包裹体（红色箭头为发荧光的液态油，白色箭头为无荧光的液态水，油水界面清晰可见)，2-13/40，顺南1井，透射光；(h)液相油水包裹体（红色箭头为发荧光的液态油），2-13/40，顺南1井，荧光；(i)富气包裹体（蓝色箭头），1-41/45，古隆2井，透射光

Fig.5 The types of fluid inclusion in calcite veins

干沥青包裹体：透射光下为深褐色，荧光下不发光；三相烃类包裹体（固体沥青、液体油、气态烃）：透射光下浅—黑褐色，荧光下沥青不发光，液体油发微弱荧光，相邻烃类包裹体荧光下发蓝绿色；油水液相包裹体：透射光下油组分呈褐色而水组分为无色透明且油水界面清晰，荧光下油组分呈蓝绿色而水组分不发光；富气包裹体（CH4）：透射光下为灰黑色，透明度低，荧光下不发光；含烃的气液两相盐水包裹体与不含烃的气液两相盐水包裹体透射光下均为无色透明，不含烃气液两相包裹体荧光下不发光。
包裹体的显微激光拉曼光谱分析是鉴别气相组分的有效方法，显微观察中主要选用形态比较规则和保存完好的包裹体进行拉曼测定。包裹体的甲烷拉曼散射峰V1位移多数位于2 917~2 918 cm-1之间，其中富气包裹体的甲烷拉曼散射特征峰较为突出[图6(a)]，而含烃盐水包裹体的气相组分甲烷特征峰则较弱[图6(b)]。烃类包裹体包含的沥青组分亦可通过显微激光拉曼光谱进行鉴别[图6(c)]，其拉曼光谱特征与成岩缝洞充填的沥青组分的拉曼光谱特征基本一致[57]。
图6 典型烃包裹体的拉曼光谱特征

(a)富CH4包裹体；(b)含CH4甲烷的两相盐水包裹体气相组分；(c)包裹体沥青组分

Fig.6 The typical raman spectral features of hydrocarbon inclusion

4.4.2　（含烃）盐水流体包裹体均一温度

本文共分析了3口井10个方解石脉的（含烃）盐水包裹体，共测温203个盐水包裹体（表4）。从分析结果看，顺南1井一间房组的2个方解石脉的均一温度平均值分别为141.8 ℃（n=23）、137 ℃（n=20），从其均一温度分布直方图可见（图7），2个方解石脉的两相盐水包裹体的均一温度分别分布在130~150 ℃、120~150 ℃之间。古隆2井研究的4个方解石脉的均一温度平均值分别为155.6 ℃（n=14）、147 ℃（n=24）、145.3 ℃（n=31）、146.1 ℃（n=27），均一温度直方图显示其主要的温度分布范围为140~170 ℃（图7）。古隆3井研究的4个方解石脉的均一温度平均值分别为148.6 ℃（n=15）、155.7 ℃（n=22）、146.8 ℃（n=10）、134.5 ℃（n=20），均一温度直方图显示的主要温度分布范围为140~160 ℃（图7）。
表4 方解石脉赋存的（含烃）盐水包裹体的测温结果

Table 4 The homogenization temperature of (methane-containing) brine inclusions in calcite veins

井名 样品编号

深度

/m

 均一温度/℃
最小值 最大值 平均值
顺南1 SN1-1 6 531.3 108.4 169 141.8(n=23)
SN1-3 6 532.34 115.6 172.2 137(n=20)
古隆2 GL2-1 5 757.73 144.8 167.6 155.6(n=14)
GL2-2 5 761.73 126 175.3 147(n=24)
GL2-3 5 783.6 129.8 164.6 145.3(n=31)
GL2-4 5 786.95 127 156.8 146.1(n=27)
古隆3 GL3-5 6 062.32 137.5 165.2 148.6(n=15)
GL3-6 6 064.6 140.1 180.9 155.7(n=22)
GL3-7 6 065.9 137.8 153.5 146.8(n=10)
GL3-8 6 066.2 113 156 134.5(n=20)

注： n=测温的包裹体数

图7 方解石脉（含烃）盐水包裹体均一温度分布直方图

Fig.7 The distribution histogram of homogenization temperature of (methane-containing) brine inclusions in calcite veins

从均一温度对比看（平均值与主要温度分布范围），古隆2井、古隆3井较顺南1井一间房组的方解石脉所赋存的盐水包裹体的均一温度高，可能反映了顺南地区和古城地区地温或古地温场的差异[58]，或是方解石脉形成时间不同。

5 讨论

5.1　方解石脉流体来源

塔中Ⅰ号断裂带以北发育北东向高角度走滑断裂带，其形成与演化具有多个阶段[27-28,30]。位于构造带的钻井揭示奥陶系灰岩发育较多方解石脉，不同类型的方解石脉可能具有不同的流体来源[8-11]。方解石脉的地球化学示踪研究有利于揭示其来源流体的相关属性[12-15]。
稀土元素在流体属性示踪方面具有较好的应用效果[43-45]。从稀土元素配分样式对比看，边缘不平直具有压溶特征的方解石脉与围岩具有相似性[图4(d)]，表明其流体与海水具有亲缘性，可能代表成岩压实过程的孔隙流体进入裂缝系统且此时围岩尚未完全固结。而边缘平直的方解石脉基本表现为Eu正异常且重稀土亏损，与围岩差异性明显[图4(a)—图4(c)，图4(e),图4(f)]，表明流体具有相当高的温度（与方解石脉普遍具有较高的流体包裹体均一温度相一致），并导致了Eu的异常，可能代表围岩达到一定埋深且固结之后形成的方解石脉。从稀土总量对比看，恰尔巴克组方解石脉较高（达42.84 μg/g），其可能受围岩（恰尔巴克组泥质生屑灰岩）具有较高稀土含量的影响，即在方解石脉形成过程中围岩中稀土元素析出并进入流体体系；一间房组与鹰山组方解石脉较围岩略微偏高或相似的稀土总量特征，可能表明围岩溶解形成方解石脉过程导致稀土元素优先进入流体相或成烃流体的介入。
方解石碳同位素组成主要受有机碳与无机碳来源的影响，而方解石氧同位素受流体氧同位素组成及其温度的共同控制。从碳、氧同位素对比看（图8），方解石脉与围岩相比，其δ18O值总体偏低，反映了流体具有较高的温度（与稀土配分样式的Eu正异常以及流体包裹体均一温度相一致）。而δ13C值部分表现为较围岩偏负的特点，可能表明除在灰岩溶解提供的无机碳基础上还存在一定量的有机成因碳的加入；另一方面，部分方解石脉与围岩具有一致的碳同位素特征，可能表明其方解石脉的碳主要来源于围岩。
图8 方解石脉与围岩的碳、氧同位素组成分布特征

Fig.8 The distribution characteristic of carbon and oxygen isotopes with calcite veins and limestone matrix

除恰尔巴克组方解石脉的锶同位素可能是围岩（泥质生屑灰岩）黏土矿物析出影响外，大部分方解石脉的锶同位素值较围岩明显偏高（图9），结合稀土元素配分特点、方解石氧同位素以及流体包裹体均一温度，放射性成因87Sr可能主要来源于成烃流体，这与方解石脉中具有多种类型烃类包裹体的特征相一致（图5，图6）。
图9 方解石脉与围岩的锶同位素组成分布特征

Fig.9 The distribution characteristic of strontium isotope with calcite veins and limestone matrix

通过稀土元素、碳氧同位素以及锶同位素的对比可知，研究区构造带奥陶系灰岩方解石脉流体主要来源于成岩—成烃流体。值得注意的是在此次研究中并未发现大气淡水的介入，推测在顺南和古城地区可能不存在与断裂活动相关联的大气淡水岩溶作用。这一点与何治亮等[26]在阿满过渡带北部揭示的储层成因有所不同，同时也表明顺北地区与顺南—古城地区在储层发育的宏观地质背景上可能有所差异。

5.2　油气成藏指示意义

4口钻井构造成因方解石脉中均可以观察到含烃流体包裹体证实了该区断裂—裂缝体系在油气充注中的重要作用。顺南1井构造成因方解石脉中观察到有沥青包裹体、沥青—液态烃包裹体及其气态烃包裹体在方解石脉体中同一宿主矿物中的共存现象，指示了同一时期多种相态烃类的活动。马安来等[59]报道了顺南1井原油硫代金刚烷系列的检出，并指出该区原油经历过强烈的裂解作用和TSR作用；庄新兵等[58]依据甲烷碳同位素与干燥系数的判别图版认为研究区天然气为裂解型干气。在古城地区碳酸盐岩储层具有大量热液流体改造的证据[60]，储集空间中保留了具有较高沥青反射率的固态沥青[61]，指示原油裂解作用可能在区域上普遍存在。与上述研究工作相印证，多种类型含烃包裹体的共存，可能为原油裂解提供了直接的微观证据。

6 结论

（1）顺南—古城地区奥陶系构造成因方解石脉与围岩相比，总体具有贫13C— 18O、富87Sr、更高的稀土元素总量与Eu的正异常特征，表明其来源于成岩—成烃流体。部分方解石脉具有与围岩一致的碳同位素组成特征及相似的稀土配分样式，揭示围岩的溶解/缓冲与碳酸盐岩成岩过程孔隙流体的参与。
（2）顺南—古城地区奥陶系高角度构造成因方解石脉赋存多类型烃类包裹体，包括沥青包裹体、三相烃包裹体、油水液相包裹体以及富气包裹体。与烃类包裹体共生的盐水包裹体具有较高的均一温度，主要分布于130~160 ℃范围内。构造成因方解石脉烃类包裹体的发育及其成岩—成烃流体的属性表明研究区北东向走滑断裂带是油气运移与聚集的重要通道。

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