李 飛，尚長健，樓章華，朱振宏，李 梅，周孝鑫

(1.中國港灣工程有限責(zé)任公司，北京100027;2.核工業(yè)部北京地質(zhì)研究院，北京100029;3.浙江大學(xué)海洋地質(zhì)與資源研究所，浙江杭州310058;4.浙江大學(xué)水文與水資源研究所，浙江杭州310058;)

1 地質(zhì)背景

米倉－大巴山前帶位于上揚(yáng)子板塊向北突出帶邊緣，屬于上揚(yáng)子地臺(tái)的一部分，周邊有秦嶺造山帶、松潘－甘孜造山帶和龍門山推覆構(gòu)造帶等一系列大型構(gòu)造帶。研究區(qū)主體構(gòu)造為米倉山構(gòu)造帶南緣褶皺基底和蓋層、北西向大巴山弧形構(gòu)造帶及其前緣帶的接觸帶。

米倉－大巴山前帶經(jīng)歷了印支期的初始隆升、燕山期的強(qiáng)烈隆升和喜馬拉雅期的最終定型3個(gè)階段［1－4］。研究區(qū)構(gòu)造沉積史可以劃分為晚震旦世—中三疊世海相臺(tái)地－臺(tái)地邊緣組合和晚三疊世—古近紀(jì)陸相沉積組合兩大階段，對(duì)應(yīng)發(fā)育三個(gè)大的含油氣系統(tǒng)。下部海相含油氣系統(tǒng):烴源巖為志留系和寒武系暗色泥頁巖，儲(chǔ)層為志留系和震旦系砂巖，蓋層為志留系泥頁巖;中部海相含油氣系統(tǒng):烴源巖為二疊系暗色泥頁巖、煤層及深灰色灰?guī)r［5］，儲(chǔ)層為二疊系棲霞組灰?guī)r、長興組生物礁灘、飛仙關(guān)組鮞粒灘和嘉陵江組二段砂屑灘，蓋層主要是雷口坡組—嘉陵江組塑性膏鹽巖;上部陸相地層含油氣系統(tǒng):烴源巖為須家河組、自流井組和千佛崖組暗色泥巖，儲(chǔ)層為須家河組、千佛崖組砂巖和自流井組大安寨段介屑灰?guī)r，蓋層為須家河組和侏羅系泥頁巖。

2 樣品采集和分析方法

本次研究采集了研究區(qū)內(nèi)寒武系、奧陶系、志留系、二疊系和三疊系等不同層系分布的方解石脈及其碳酸鹽巖圍巖樣品。穩(wěn)定同位素分析在北京國土資源部同位素實(shí)驗(yàn)室完成。分析方法采用100%磷酸法和激光法。所用質(zhì)譜計(jì)型號(hào)為MAT 251EM。碳、氧同位素測試數(shù)據(jù)采用的國際標(biāo)準(zhǔn):δ13C以PDB為標(biāo)準(zhǔn);δ18O分別以PDB和SMOW兩種標(biāo)準(zhǔn);分析精密度為±0.2‰。測試分析成果見表1。流體包裹體分析在核工業(yè)地質(zhì)分析測試研究中心完成，所采用的分析測試儀器為LINKAMTHMS600型冷熱臺(tái)，分析測試環(huán)境溫度和濕度分別為20℃和30%。本次研究采集的樣品分布較廣，覆蓋了研究區(qū)的大部分區(qū)域，可以滿足分析研究的需要。測試樣品以二疊系和三疊系方解石脈樣品和碳酸鹽巖圍巖樣品居多，代表性最好，故選作具體分析描述，其他層系樣品均表現(xiàn)出相似特征(表1)。

3 穩(wěn)定同位素地球化學(xué)與古流體史分析

3.1 方解石脈碳、氧同位素特征與流體成因分析

斷裂帶形成與演化過程中，斷裂通道帶中的流體往往十分活躍，在破碎巖石的裂縫中形成石英脈和方解石脈。斷裂帶中的流體來源有以下幾個(gè)方面:①下滲的地表大氣水;②斷裂帶兩側(cè)的地層流體;③斷裂帶下方的深部殼源流體;④幔源流體。不同成因的地下流體具有不同的地球化學(xué)性質(zhì)和同位素組成。因此，斷裂帶中的流體成因決定了石英脈和方解石脈的穩(wěn)定同位素組成。通過對(duì)比分析碳酸鹽巖圍巖背景值和方解石脈的碳、氧同位素組成，可以判斷其形成時(shí)的地球化學(xué)環(huán)境特征和物質(zhì)來源［6］。通常，沉積碳酸鹽巖的碳同位素組成比較穩(wěn)定，基本上不受成巖孔隙水的影響，可以反映其成巖環(huán)境［7］。但方解石脈中碳同位素會(huì)因深部流體混入而偏重，因大氣水下滲影響而偏輕。

研究區(qū)各層系方解石脈碳、氧同位素值分布相對(duì)其對(duì)應(yīng)的圍巖背景值較分散(圖1)。如三疊系碳酸鹽巖圍巖的δ13C值分布范圍為－2.2‰～5.0‰，均值為0.8‰，在正常海相碳酸鹽巖的范圍內(nèi)。而三疊系方解石脈δ13C值變化范圍較大，為－7.7‰～6.1‰(圖1)，表明構(gòu)造裂隙充填方解石膠結(jié)物形成時(shí)二氧化碳來源較復(fù)雜，不完全來源于海相碳酸鹽巖［7－8］。其他層位的δ13C值相對(duì)分布變化規(guī)律與三疊系類似。因此，可以認(rèn)為米倉－大巴山前帶及周緣地區(qū)存在不同程度的大氣水下滲作用和深部流體通過深大斷裂溝通上涌混合的現(xiàn)象。

相對(duì)于碳同位素，氧同位素(δ18O)值的影響因素較多，既有“成巖效應(yīng)”又有“年代趨勢”。地層越老，相應(yīng)的δ18O值就越小［9］。隨著時(shí)間的拉長，地層與大氣淡水發(fā)生同位素交換的機(jī)會(huì)增多，也會(huì)使碳酸鹽巖δ18O值變小。溫度對(duì)δ18O值的影響也十分明顯，隨著埋深增加，溫度遞增，氧同位素分餾作用增強(qiáng)，δ18O值減?。?0－11］。研究區(qū)三疊系方解石脈 δ18O(PDB)值的變化范圍為－16.3‰～－2.6‰，平均值為－8.3‰，其相應(yīng)層系碳酸鹽巖圍巖氧同位素值的變化范圍為－9.1‰～－2.1‰，均值為－6.2‰。構(gòu)造裂隙充填方解石脈的δ18O值相對(duì)負(fù)偏，反映其形成于溫度較高的熱液流體中，但不排除成巖流體與大氣淡水發(fā)生同位素交換導(dǎo)致方解石脈中δ18O值負(fù)向偏移的可能性。

表1 米倉－大巴山地區(qū)構(gòu)造裂隙充填方解石及其碳酸鹽巖圍巖的碳、氧同位素組成Table 1 Carbon and oxygen isotope composition of calcite veins filled in tectoclases and their carbonate host rocks in Micang-Daba area

圖1 米倉－大巴山地區(qū)構(gòu)造裂隙充填方解石及其碳、酸鹽巖圍巖背景值的碳氧同位素相關(guān)圖Fig.1 Carbon and oxygen isotope correlograms of calcite veins filled in tectoclases and their carbonate host rock background values in Micang-Daba area

從米倉－大巴山前帶及周緣地區(qū)二疊系－三疊系碳同位素的平面分布情況可知，碳同位素值從盆地內(nèi)經(jīng)過山前帶往盆地外逐漸減小(圖2)。盆地內(nèi)方解石脈碳同位素值普遍在－2‰～2‰，反映了海相地層流體特征。山前帶及盆地外，方解石脈碳同位素分布比較復(fù)雜，同位素值普遍小于－2‰，推測燕山期后的強(qiáng)烈褶皺及抬升剝蝕作用使得海相地層直接裸露于地表，大氣水下滲影響較普遍;局部深大斷裂發(fā)育地區(qū)方解石脈碳同位素值大于2‰，表明該區(qū)存在深部流體上涌現(xiàn)象［12－13］。

3.2 古水溫和古大氣水下滲深度計(jì)算

碳酸鹽成巖時(shí)水體介質(zhì)的溫度是控制碳酸鹽穩(wěn)定同位素組成的重要因素之一。當(dāng)碳酸鹽與水介質(zhì)處于平衡狀態(tài)時(shí)，δ18O值隨溫度的升高而下降［14］。水介質(zhì)溫度對(duì)δ18O值的影響遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過鹽度對(duì)它的影響;而δ13C值隨溫度變化很小。因此，當(dāng)鹽度不變時(shí)，δ18O值可用來作為測定古溫度的可靠標(biāo)志。

用δ18O值測定古大洋水溫度的方法是由美國學(xué)者H.C.Urey提出的，并且由Epstein(1953)等加以具體化。Shackleton(1974)又進(jìn)一步修改得出最終經(jīng)驗(yàn)公式:

其中: δC=10.25+1.010 25×δCaCO3(2)

上各式中:δCaCO3是指CaCO3樣品的δ18O值;δC指CaCO3樣品測試時(shí)，反應(yīng)產(chǎn)生CO2的 δ18O值;δW和δH2O則指樣品形成時(shí)與海水平衡狀態(tài)下CO2和H2O 的 δ18O 值［14－17］。δ18O與成巖強(qiáng)度之間的定性關(guān)系:成巖強(qiáng)度越大，δ18O值越低。依據(jù)米倉－大巴山前帶及周緣地區(qū)各時(shí)代地層構(gòu)造裂隙方解石充填物的δ13C值和δ18O值，利用上述公式可以求得方解石充填物形成時(shí)期的流體介質(zhì)溫度。米倉－大巴山前帶及周緣地區(qū)構(gòu)造裂隙方解石充填物的形成溫度變化范圍較大，為25～130℃，且由盆地內(nèi)部向山前帶逐漸增高，不同構(gòu)造單元也有一定差異。由此表明，在往山前帶方向的多期構(gòu)造抬升剝蝕過程中，構(gòu)造斷裂帶中的流體較活躍，持續(xù)時(shí)間長，導(dǎo)致形成深度和溫度變化較大。

圖2 米倉－大巴山地區(qū)二疊系－三疊系方解石脈碳同位素平面分布Fig.2 Plane distribution of the carbon isotope values of the Permian and Triassic calcite veins in the study area

利用方解石脈的穩(wěn)定同位素組成，可以獲取形成溫度等地球化學(xué)參數(shù)，并且在分析方解石脈成因的基礎(chǔ)上，計(jì)算古大氣水的下滲深度(表2)。因此，獲得古大氣水下滲深度的步驟如下:①測定方解石脈的碳、氧穩(wěn)定同位素組成，判斷方解石脈形成時(shí)的流體是否有大氣水的參與;②計(jì)算方解石脈的形成溫度;③結(jié)合古地溫梯度計(jì)算方解石脈形成深度，這個(gè)深度就是古大氣水的下滲深度。

由研究區(qū)方解石脈的碳、氧同位素測試結(jié)果可知，米倉－大巴山前帶及周緣地區(qū)各層系裂隙方解石充填物的δ13C值普遍較圍巖背景值低，受下滲大氣水的影響。其中，四川盆地內(nèi)古大氣水下滲深度最小，為600～2 000 m;向山前帶及盆地外側(cè)逐漸增大，普遍在1 200～3 000 m(圖3)。

4 包裹體特征與油氣保存

米倉－大巴山前帶及周緣地區(qū)斷裂帶重填的方解石脈流體包裹體均一溫度有70～90℃和130～170℃兩個(gè)主峰(圖4)，表明研究區(qū)存在兩期古流體活動(dòng)。結(jié)合沉積埋藏史分析，可以確定該兩期分別對(duì)應(yīng)燕山期和喜馬拉雅期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)［18］。

在構(gòu)造演化作用過程中，古流體主要沿?cái)嗔褞Ъ皹?gòu)造裂縫活動(dòng)，并形成相關(guān)的脈體而保存。古流體的鹽度低，反映了大氣水參與對(duì)鹵水的稀釋，是保存條件不好的一種表現(xiàn);古流體的鹽度高，則反映古大氣水下滲作用弱或沒有受到影響，保存條件較好－好。一般來說，低鹽度區(qū)(小于6%)烴類保存條件不好，中等鹽度區(qū)(6% ～8%)烴類保存條件一般，高鹽度區(qū)(＞8%)保存條件較好。

表2 米倉－大巴山地區(qū)古大氣水下滲深度估算Table 2 Infiltration depth of ancient meteoric water in Micang-Daba area

圖3 米倉－大巴山地區(qū)古大氣水下滲深度平面分布Fig.3 Contour of depth of ancient meteoric water infiltration in the study area

圖4 米倉－大巴山前帶及周緣方解石脈包裹體均一溫度分布特征Fig.4 Homogenization temperature distribution of calcite vein inclusions in Micang-Daba piedmont and its adjacent area

圖5 米倉－大巴山前帶及周緣各地層流體包裹體鹽度分布特征Fig.5 Salinity distribution of fluid inclusions in each layer in Micang-Daba piedmont and its adjacent area

圖6 米倉－大巴山前帶及周緣地區(qū)流體包裹體鹽度分布特征Fig.6 Salinity distribution of fluid inclusions in calcite veins of the Micang-Daba peidmont zone and its adjacent area

從圖5可看出，下古生界包裹體鹽度頻率分布主峰在21% ～23%，二疊系為5% ～9%，三疊系為1% ～5%，隨著地層從老到新，鹽度頻率分布主峰向左漂移，體現(xiàn)出保存條件變差的趨勢。各海相地層燕山期斷裂古流體鹽度(NaCl含量)大于7.5%的樣品占65% ～82%，反映了海相地層蓋層條件在晚燕山運(yùn)動(dòng)期間沒有被完全破壞，總體上封閉性較好，大氣水下滲程度較弱，有利于烴類的保存(圖6);但喜馬拉雅期斷裂流體鹽度相對(duì)較低，表明喜馬拉雅期盆地沖斷褶皺和抬升剝蝕過程中，大氣水下滲作用加強(qiáng)，下滲深度增大，保存條件變差［19］。

5 結(jié)論

1)通過研究該區(qū)構(gòu)造裂隙充填方解石脈碳、氧同位素特征，分析其成巖環(huán)境、物質(zhì)來源和大氣水混入情況。變化趨勢表明，從盆地經(jīng)山前帶到盆地外，大氣水下滲作用增強(qiáng)，山前帶古大氣水下滲深度普遍在1 200～3 000 m。

2)利用方解石脈包裹體均一溫度和鹽度值頻率分布情況，推斷出研究區(qū)存在兩期古流體運(yùn)動(dòng)，對(duì)應(yīng)燕山期和喜馬拉雅期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)。

3)米倉－大巴山前帶及其周緣(尤其是強(qiáng)變形帶)地層古流體活動(dòng)活躍，油氣保存條件的破壞應(yīng)在晚燕山—喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)。裂縫發(fā)育的碳酸鹽巖地層中自生礦物充填物豐富，包裹體測試結(jié)果表明參與形成喜馬拉雅期自生礦物的古流體鹽度較低，表明受到的大氣水下滲混合作用的影響較大，油氣保存條件變差。

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