袁劍英, 黃成剛*, 曹正林, 李智勇, 萬(wàn)傳治,徐 麗, 潘 星, 吳麗榮

(1. 中國(guó)石油勘探開(kāi)發(fā)研究院西北分院 油藏描述重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 甘肅 蘭州 730020; 2. 蘭州大學(xué) 地質(zhì)科學(xué)與礦產(chǎn)資源學(xué)院, 甘肅省西部礦產(chǎn)資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 甘肅 蘭州 730001)

0 引 言

碳酸鹽巖油氣藏通常具有儲(chǔ)量規(guī)模大、產(chǎn)量高的特點(diǎn), 如阿拉伯盆地的 North Field白云巖氣田可采儲(chǔ)量達(dá)220.1億噸油當(dāng)量[1]。湖相碳酸鹽巖在一定地質(zhì)條件下既是重要的生油巖, 又可成為重要的儲(chǔ)集巖, 如非洲的剛果裂谷盆地、南美洲巴西的Campos盆地和北美洲美國(guó)猶他盆地湖相碳酸鹽巖油氣藏[2–5]。中國(guó)湖相碳酸鹽沉積主要發(fā)育在二疊紀(jì)、侏羅紀(jì)、白堊紀(jì)和古近紀(jì)[6]。二疊系湖相碳酸鹽巖主要分布在準(zhǔn)噶爾、三塘湖等盆地, 以咸化湖盆沉積的白云巖及白云石化巖類為主[7]; 侏羅系湖相碳酸鹽巖主要分布在四川、鄂爾多斯等盆地, 如川中龍崗地區(qū)下侏羅統(tǒng)自流井組大安寨段的介屑灰?guī)r[8]; 白堊系湖相碳酸鹽巖主要分布在松遼盆地、酒西盆地等, 如松遼盆地白堊系青山口組-泉頭組生物灰?guī)r[9], 酒泉盆地青西凹陷白堊系湖相熱水沉積的白云巖[10]。古近紀(jì)湖相碳酸鹽巖的發(fā)育達(dá)到全盛時(shí)期, 如黃驊坳陷古近系沙河街組三段的碳酸鹽巖[11],蘇北盆地古近系阜寧組的生物灰?guī)r[12]以及柴達(dá)木盆地柴西地區(qū)始新統(tǒng)的碳酸鹽巖[13]。除前述地區(qū)和盆地普遍發(fā)育湖相碳酸鹽巖外, 南方的衡陽(yáng)、三水和百色等盆地也都有發(fā)現(xiàn)。截至2012年底, 在四川、渤海灣、柴達(dá)木等盆地累計(jì)探明湖相碳酸鹽巖油氣田63個(gè), 探明石油地質(zhì)儲(chǔ)量5.97×108t。

湖相碳酸鹽沉積主要發(fā)育在湖盆淺水地帶, 既受陸源碎屑的沉積環(huán)境影響, 又與蒸發(fā)巖的沉積環(huán)境關(guān)系密切, 明顯受控于古氣候、古水動(dòng)力和古水介質(zhì)條件的變化, 主要發(fā)育有生物灰?guī)r、藻灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r、白云巖及白云石化巖類等巖石類型。從中國(guó)湖相碳酸鹽巖致密儲(chǔ)層巖性來(lái)看, 咸化湖泊白云巖及白云石化巖類最為有利, 該類儲(chǔ)層與湖相泥頁(yè)巖共生, 埋深適中, 一般小于 3500 m, 分布廣泛,凹陷和斜坡區(qū)都有發(fā)現(xiàn)[6]。

近年來(lái), 柴西地區(qū)相對(duì)優(yōu)質(zhì)的湖相碳酸鹽巖——準(zhǔn)同生交代成因的白云巖儲(chǔ)層的發(fā)現(xiàn)為盆地的致密油勘探開(kāi)拓了新領(lǐng)域, 學(xué)者們?cè)谶@一領(lǐng)域的研究多集中于通過(guò)白云石的電子探針微區(qū)元素組分特征來(lái)闡述其成因機(jī)理[14–15], 而缺乏碳氧同位素方面的地球化學(xué)證據(jù), 因此筆者選取躍灰 101井始新統(tǒng)下干柴溝組的湖相白云巖作為研究對(duì)象, 試圖從碳氧同位素組成特征上開(kāi)展研究, 旨在為這一相對(duì)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)集巖的形成機(jī)制研究提供更為確鑿的證據(jù), 并進(jìn)一步探討其古環(huán)境意義。

1 地質(zhì)概況

柴西地區(qū)位于柴達(dá)木盆地西部, 構(gòu)造分區(qū)上屬西部坳陷區(qū)尕斯庫(kù)勒斷陷亞區(qū), 是盆地內(nèi)勘探程度最高的地區(qū)之一[16]。行政區(qū)劃上屬于青海省海西州茫崖鎮(zhèn), 位于地面海拔3000 m左右, 地貌為平坦的鹽堿戈壁灘地, 無(wú)植被發(fā)育, 氣候干燥寒冷[17]。柴西地區(qū)在始新世早期湖水面積開(kāi)始擴(kuò)大, 半深湖區(qū)主要發(fā)育在七個(gè)泉、獅子溝、扎哈泉一帶, 其周邊大面積發(fā)育辮狀三角洲前緣沉積, 始新世晚期繼承了早期的沉積體系, 湖水面積進(jìn)一步擴(kuò)大, 并且明顯東遷[15], 使得全盆地接受大面積沉積, 半深湖區(qū)主要分布在七個(gè)泉-獅子溝-茫崖一帶[18], 本次研究的取樣井(躍灰 101井)所在的躍進(jìn)地區(qū)始新統(tǒng)為湖相沉積(圖 1), 湖相白云巖為其最主要的儲(chǔ)集巖類型,周緣辮狀三角洲發(fā)育使得巖石中含有較多的碎屑顆粒組分和泥質(zhì)組分。

對(duì)始新統(tǒng)下干柴溝組取芯井段 2900～3300 m的84個(gè)樣品進(jìn)行覆壓孔滲分析可得, 巖石的平均孔隙度為8.6%, 平均滲透率為0.108 mD。按照中華人民共和國(guó)石油天然氣行業(yè)標(biāo)準(zhǔn)SY/T 6285-2011《油氣儲(chǔ)層評(píng)價(jià)方法》[19]中碳酸鹽巖儲(chǔ)層孔隙度、滲透率類型劃分, 其可劃歸為“低孔-特低滲”級(jí)別。其中白云巖的平均孔隙度為12.5%, 平均滲透率為0.194 mD,為“中孔-特低滲”型相對(duì)優(yōu)質(zhì)的儲(chǔ)集巖; 灰?guī)r的平均孔隙度為4.7%, 平均滲透率為0.053 mD; 泥巖和粉砂巖的平均孔隙度為6.9%, 平均滲透率為0.007 mD。可見(jiàn)白云巖的物性明顯好于其他巖性, 為研究區(qū)最重要的儲(chǔ)集巖類型。

2 樣品和方法

2.1 儀器與方法

樣品被研磨至粒徑小于40 μm的粉末, 用于進(jìn)行X射線衍射全巖礦物含量分析, 稱取2 g后采用背壓法制作成試片, 然后測(cè)定各種礦物選定衍射峰的積分強(qiáng)度, 從而計(jì)算出各種礦物的百分含量, 所用的儀器型號(hào)為荷蘭帕納科Empyrean銳影, 分析時(shí)的工作電壓為 40 kV, 工作電流 40 mA, 掃描速度2(°)/min, 采樣步寬采用 0.02°(2θ)。用于 X 射線熒光光譜元素分析的樣品被研磨成小于 200目的粉末,稱取 5 g后采用粉末壓片法測(cè)定元素組成, 所用的儀器為日本理學(xué)公司的 ZSX Prinmus Ⅱ, 分析時(shí)的工作電壓為60 kV, 電流強(qiáng)度60 mA, 視野光闌30 mm,每個(gè)樣品檢測(cè)時(shí)間約20 min。上述分析在中國(guó)石油天然氣集團(tuán)公司油藏描述重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。

圖1 研究區(qū)沉積相(據(jù)曹正林等[16])Fig.1 Map showing distribution of sedimentary facies in the study area (modify on the basis of Cao et al.[16])

碳氧同位素分析時(shí), 先將待測(cè)樣品與飽和磷酸分別裝進(jìn)樣品管和樣品管支管, 抽真空后將其混合使之發(fā)生反應(yīng), 反應(yīng)溫度為72 ℃, 反應(yīng)時(shí)間0.5 h,然后利用液氮冷阱(約–196 ℃)收集二氧化碳?xì)怏w,純化后進(jìn)入德國(guó)Finnigan公司的MAT252質(zhì)譜儀進(jìn)行分析測(cè)試, 利用標(biāo)樣GBW04405進(jìn)行校正, 單位標(biāo)準(zhǔn)為 VPDB, 本研究基于重復(fù)測(cè)試所得碳氧穩(wěn)定同位素值誤差≤0.1‰。該分析測(cè)試在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所蘭州油氣資源研究中心實(shí)驗(yàn)室完成。

2.2 樣品原始地球化學(xué)特征的保存性

在陸相湖泊沉積物中, 原生碳酸鹽巖的碳氧同位素是研究古環(huán)境和古氣候變化的重要指標(biāo)[20]。已有研究表明, 年代越新、遭受后期改造越弱的巖石,其δ18O和δ13C值與原始沉積時(shí)δ18O和δ13C值越接近, 對(duì)于中生代以后的樣品應(yīng)用碳酸鹽巖δ18O和δ13C 值分析沉積環(huán)境較為有效[21–22], 且研究區(qū)碳氧同位素相關(guān)性較弱, 相關(guān)系數(shù)僅為 0.29, 因此可以推斷其碳氧同位素組分基本能夠反映沉積期原始湖水的碳氧同位素信息[21]。

前人在選擇高保存程度樣品時(shí), 還依靠間接反映成巖破壞程度的 Mn/Sr值[10,23], 研究區(qū)湖相白云巖的 Mn/Sr值平均值為 0.6, 均遠(yuǎn)小于 3, 說(shuō)明測(cè)試樣品沒(méi)有或僅受到極弱成巖作用的影響, 進(jìn)一步證實(shí)了其元素和同位素組成可代表沉積時(shí)原始地球化學(xué)特征值[24–25]。

3 結(jié)果和討論

3.1 巖石學(xué)和礦物學(xué)特征

柴西地區(qū)始新統(tǒng)湖相白云巖絕大多數(shù)為泥晶白云巖, 且多數(shù)含泥、灰質(zhì)或粉砂, 為混積成因類型。經(jīng)密集取樣的巖性統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn), 白云巖累計(jì)厚度約占地層的36%, 單層厚度較薄, 與泥灰?guī)r、泥巖和泥質(zhì)粉砂巖呈互層狀分布。偏光顯微鏡下白云石顆粒難以辨別, 鑄體薄片顯示其微孔隙發(fā)育, 藍(lán)色鑄體(代表微孔隙)呈彌散狀分布, 在場(chǎng)發(fā)射掃描電鏡下白云石晶間孔清晰可見(jiàn), 其孔徑多小于1 μm (圖2)。

X射線衍射分析結(jié)果顯示, 柴西地區(qū)始新統(tǒng)相對(duì)優(yōu)質(zhì)的湖相碳酸鹽巖儲(chǔ)層中白云石的含量分布在19.5%～68.7%之間, 其它礦物含量分別為: 方解石(5.4%～31.9%)、泥質(zhì)(3.5%～29.1%)、石英(2.8%～21.2%)、菱鐵礦(0%～13.5%)、斜長(zhǎng)石(1.1%～12.6%)、黃鐵礦(0%～6.5%)、赤鐵礦(0.5%～5.5%)、石膏(0.5%～5.1%)、方沸石(0%～4.5%)、鉀長(zhǎng)石(0.2%～2.2%)、石鹽(0%～0.7%), 個(gè)別樣品還含有少量菱鎂礦、鈣芒硝和天青石等。

3.2 泥晶白云巖碳氧同位素組成及控制因素分析

湖相碳酸鹽沉積物中碳同位素比值的變化受湖水中溶解無(wú)機(jī)碳同位素組成以及溶解無(wú)機(jī)碳(TDIC)與碳酸鹽沉淀礦物之間分餾效應(yīng)的控制[25–26]。湖水中溶解無(wú)機(jī)碳的δ13C值變化范圍與碳的來(lái)源有關(guān),而大氣CO2與溶解碳之間的分餾效應(yīng)則是溫度的函數(shù)。據(jù)前人研究[27–29], 碳同位素組成受溫度變化影響較小, 溫度每上升1 ℃, 僅增加0.035‰。在停滯的水體中, 當(dāng)大氣 CO2與湖水中溶解碳之間的交換作用達(dá)到平衡時(shí), 三者的碳同位素組成分別為：大氣 CO2約為–7‰～–8‰, 湖水中的溶解碳約為 2‰,沉淀的碳酸鹽礦物約為4‰～5‰。如果湖水中的溶解碳主要來(lái)源于有機(jī)質(zhì)氧化解體產(chǎn)生的碳, 那么水體中的溶解碳會(huì)大大降低(極限值可達(dá)–25‰), 從而會(huì)造成沉積的碳酸鹽礦物的碳同位素組成偏輕。如果湖泊周緣有河流淡水或地下水注入, 也可造成水體中溶解碳的碳同位素組成偏輕(約–10‰), 從而影響沉積的碳酸鹽礦物的碳同位素組成。除此之外,咸化環(huán)境會(huì)造成碳酸鹽沉積物的碳同位素組成偏重,可高達(dá)13‰。氧同位素的變化在湖相沉積體系中反映了湖泊的水文平衡狀態(tài), 即蒸發(fā)量與注入量的變化, 一般蒸發(fā)作用使湖水δ18O值增加, 這是因?yàn)檩^輕的氧同位素分子優(yōu)先從湖水表面逸出造成湖水中沉淀的碳酸鹽巖氧同位素變重; 湖泊周緣三角洲或河流帶來(lái)的河水、地表水或地下水中均富含輕氧,會(huì)造成其氧同位素組成變輕。因此, 在封閉的咸化湖中, 降雨量小于蒸發(fā)量會(huì)造成其氧同位素組成偏重, 而在潮濕氣候條件下的開(kāi)放湖泊環(huán)境中, 降雨量遠(yuǎn)大于蒸發(fā)量, 湖水的δ18O就接近大氣降水的同位素組成。同時(shí), 溫度也是影響湖相碳酸鹽巖氧同位素組成的重要因素, 據(jù)平衡方程計(jì)算, 溫度每升高 1 ℃, 其δ18O 值降低 0.24‰[30–32]。

圖2 柴西地區(qū)始新統(tǒng)白云巖顯微照片F(xiàn)ig.2 Micrographs showing structures of Eocene dolomite in Western Qaidam Basin

柴西地區(qū)始新統(tǒng)湖相白云巖的碳同位素δ13CPDB值變化范圍為?4.5‰～0.2‰, 平均值為?2.4‰, 氧同位素δ18OPDB值變化范圍為?6.1‰～0.4‰, 平均值為?2.6‰(表 1)。前人研究表明, 典型湖相碳酸鹽巖的δ13CPDB值為?2‰～6‰[33–34],δ18OPDB的變化范圍為?4‰～?8‰[35], 由此可見(jiàn)研究區(qū)碳同位素組成大多數(shù)呈負(fù)偏移, 氧同位素組成大多數(shù)呈正偏移, 具有如下特點(diǎn)。

(1) 導(dǎo)致泥晶白云巖碳同位素發(fā)生負(fù)偏移的原因主要包括: ①沉積相研究成果顯示, 研究區(qū)周緣辮狀三角洲較為發(fā)育, 河水供給充分。前人研究顯示, 現(xiàn)代湖泊水體的δ13C值范圍與注入其中的河水和地下水相似, 其δ13C值一般在-10‰左右[36–37], 這些辮狀三角洲供給的富集輕碳的地表水在沉積時(shí)一定程度上改變了白云巖的碳同位素組成。②湖水中溶解碳部分來(lái)源于其自生自儲(chǔ)的有機(jī)質(zhì)氧化解體產(chǎn)生的 CO2, 經(jīng)測(cè)試, 研究區(qū)湖相白云巖中有機(jī)碳含量的平均值為 0.64%, 最大可達(dá) 1.98%, 有學(xué)者認(rèn)為“海源陸生”的溝鞭藻為研究區(qū)有機(jī)質(zhì)的主要貢獻(xiàn)者[38],也有學(xué)者通過(guò)檢出的特征性生物標(biāo)志化合物——含25個(gè)碳原子的高支鏈類異戊二烯烴(C25HBI)從而確認(rèn)了研究區(qū)發(fā)育硅藻[39], 硅藻主要利用無(wú)機(jī)碳酸鹽碳才能維持其快速繁殖, 死亡后極易分解, 富含輕碳的有機(jī)質(zhì)造成了湖水中溶解碳的碳同位素組成變輕, 從而間接影響了湖相白云巖的碳同位素組成,然而, 在這一影響過(guò)程中, 湖水中溶解碳與碳酸鹽礦物之間的分餾效應(yīng)也具有重要控制作用。③前人研究[22]認(rèn)為咸水湖碳酸鹽沉積物的δ13C值在湖水與大氣 CO2達(dá)到平衡時(shí)最大可達(dá) 5‰, 超鹽水湖中沉淀的方解石和文石甚至可達(dá) 13‰, 但對(duì)于研究區(qū)的湖相白云巖來(lái)說(shuō), 咸化環(huán)境對(duì)δ13C的這一“正偏影響”顯然小于富含輕碳的淡水和有機(jī)質(zhì)對(duì)其造成的“負(fù)偏影響”。

(2) 造成其氧同位素發(fā)生正偏移的原因主要包括: ①大量研究顯示, 柴西地區(qū)始新統(tǒng)為咸化湖盆沉積[40–42], 一般蒸發(fā)作用使湖水δ18O增加, 較輕的氧同位素分子逸出造成湖水中沉淀的碳酸鹽巖氧同位素變重。②雖然其周緣河流水系發(fā)達(dá), 物源供給充分, 河流帶來(lái)的地表水對(duì)白云巖的氧同位素會(huì)造成一定的“負(fù)偏影響”, 但研究區(qū)多數(shù)樣品的氧同位素組成仍然明顯偏正揭示了在氧同位素的影響權(quán)重上, 咸化環(huán)境的影響大于地表水的影響。

(3) 酒泉盆地青西凹陷下溝組湖相紋層狀泥晶含鐵白云巖的碳同位素δ13CPDB值和氧同位素δ18OPDB值變化范圍分別為 1.79‰～5.82‰(平均3.86‰)和–14.15‰～–5.89‰(平均–9.69‰)[10], 相對(duì)于柴西地區(qū)始新統(tǒng)湖相白云巖的碳氧同位素組成明顯具有“碳偏正、氧偏負(fù)”的特征。來(lái)自深部的富含13C的熱鹵水影響以及沉積時(shí)湖盆處于相對(duì)封閉且咸化的環(huán)境使得青西凹陷湖相白云巖的碳同位素組成偏正, 深部熱液作用使得其氧同位素組成偏負(fù)。

(4) 塔北地區(qū)下奧陶統(tǒng)形成于水/沉積物界面附近的海相粉-細(xì)晶白云巖的碳同位素δ13CPDB值變化范圍為?2.70‰～?1.01‰, 氧同位素δ18OPDB值變化范圍為?7.10‰～?4.10‰[43], 碳氧同位素組成與未變化的奧陶系碳酸鹽巖碳氧同位素組成相一致。但海相中-粗晶白云巖的碳同位素δ13CPDB值變化范圍為?2.60‰～?1.14‰, 氧同位素δ18OPDB值變化范圍為?10.35‰～?7.31‰, 碳同位素組成和正常碳酸鹽巖相比沒(méi)有太大的變化, 而氧同位素明顯受熱液影響而偏負(fù), 相對(duì)于柴西地區(qū)始新統(tǒng)湖相泥晶白云巖的氧同位素組成亦明顯具有 “氧偏負(fù)”的特征, 揭示了柴西地區(qū)這類泥晶白云巖在氧同位素組成上與氧同位素顯著偏負(fù)[10,43–44]的熱液白云巖是截然相反的。

表1 湖相白云巖全巖樣品微量元素及碳氧同位素分析測(cè)試結(jié)果Table 1 Bulk rock analysis data of trace elements and carbon and oxygen isotopic values of lacustrine dolomite rock samples

3.3 白云巖成因及其古環(huán)境分析

3.3.1 白云巖成因

在陸相湖泊環(huán)境中, 氣候變化和構(gòu)造運(yùn)動(dòng)是控制區(qū)域環(huán)境變化的主要因素。碳酸鹽巖沉積一般是通過(guò)湖水化學(xué)或生物化學(xué)沉淀產(chǎn)生的, 因此湖相沉積碳氧同位素信號(hào)是氣候體系變化和極端氣候事件的指標(biāo)[22]。一般來(lái)說(shuō), 未受成巖蝕變嚴(yán)重影響的湖水中的碳氧同位素具有各自獨(dú)立的演化歷程, 它們之間沒(méi)有明顯的相關(guān)性。從巖石中白云石含量與碳氧同位素相關(guān)關(guān)系(圖3)可以得出, 隨著白云石含量的增加,18O具有相對(duì)富集的趨勢(shì), 說(shuō)明方解石和白云石沉淀發(fā)生在同一水體中[31], 白云石在咸化環(huán)境中由方解石交代而成, 形成于湖泊演化晚期至成巖早期的準(zhǔn)同生階段。根據(jù)圖 3中回歸曲線方程計(jì)算,當(dāng)樣品中白云石含量為 0‰時(shí),δ18O 的理論值為–5.9‰, 當(dāng)樣品中白云石含量為100%時(shí),δ18O的理論值為3.1‰。δ13C值大小隨著白云石含量變化不明顯。

學(xué)者們對(duì)柴西地區(qū)泥晶白云巖中的白云石所做的電子探針成分組成分析結(jié)果顯示[14–15], 泥晶白云石中CaO的平均含量為26.728%, MgO的平均含量為13.837%, SiO2的平均含量為4.493%, Al2O3的平均含量為2.071%, FeO的平均含量為0.942%, MnO的平均含量為 0.052%, 這種“高鋁硅低鐵錳”的微量元素地球化學(xué)特征為準(zhǔn)同生交代成因白云巖典型特征, 明顯低于熱液成因的白云巖中的 FeO的平均含量1.917%和MnO的平均含量0.323[43], 也低于酒泉盆地青西凹陷受熱液影響的湖相泥晶白云巖中的鐵錳含量(FeO的平均含量 10.18%, MnO的平均含量0.36)[10]。這類“富鈣低鎂”的含量特征表明泥晶白云巖不是在成分組成上處于理想狀態(tài)的白云巖, 形成于成核結(jié)晶速度較快的相對(duì)不太穩(wěn)定的準(zhǔn)同生成巖環(huán)境[45], 在該成巖體系中, 流體中 Mg2+置換 Ca2+的速度較快, 在離子表面上來(lái)不及進(jìn)行有規(guī)律的排列,從而成為有序度較低的白云巖[46]。

Mg2+和 Ca2+的離子半徑分別為 0.078 nm 和0.106 nm[47], 當(dāng)兩個(gè) CaCO3分子中的 1個(gè) Ca2+被Mg2+取代后, 由于 Mg2+離子半徑小于 Ca2+, 因此會(huì)造成體積縮小從而形成收縮晶間孔。通過(guò)理論計(jì)算可知, 1 mol方解石的體積約為36.8 cm3, 1 mol白云石的體積約為64.5 cm3, 白云石化過(guò)程中, 2 mol方解石轉(zhuǎn)化為1 mol白云石(其中1 mol Ca2+被1 mol Mg2+取代)體積會(huì)縮小 9.1 cm3, 其化學(xué)反應(yīng)機(jī)理方程式為: 2CaCO3+ Mg2+→ CaMg(CO3)2+ Ca2+。

綜上所述, 柴西地區(qū)始新統(tǒng)湖相泥晶白云巖是在準(zhǔn)同生階段咸化環(huán)境下由方解石交代而成, 具有相對(duì)于典型湖相碳酸鹽巖“碳偏負(fù)、氧偏正”的同位素地球化學(xué)特征, 結(jié)合其“晶間孔孔徑小而數(shù)量多、孔隙度大而滲透率小”的儲(chǔ)集特征與白云石的“高鋁硅低鐵錳”的微區(qū)元素地球化學(xué)特征, 綜合推斷研究區(qū)的這一湖相泥晶白云巖為準(zhǔn)同生交代成因白云巖。3.3.2 古環(huán)境分析

圖3 柴西地區(qū)始新統(tǒng)碳氧同位素組成與白云巖含量相關(guān)關(guān)系Fig.3 Diagrams showing relations between carbon and oxygen isotope composition and dolomite content in Eocene rocks in Western Qaidam Basin

前人研究成果顯示, 在開(kāi)放性淡水湖泊中, 湖水停留時(shí)間短, 碳酸鹽巖的δ13C和δ18O值均為負(fù)值,且無(wú)明顯的相關(guān)性; 而在封閉性的咸水湖環(huán)境中,湖盆水體性質(zhì)穩(wěn)定, 碳酸鹽巖的δ13C和δ18O值之間呈明顯的同步相關(guān)性, 且封閉性越強(qiáng), 相關(guān)系數(shù)越大[30,32], 一般封閉性湖泊的相關(guān)系數(shù)大于 0.70[48]。現(xiàn)代湖泊中碳酸鹽巖碳氧同位素研究結(jié)果顯示, 在以δ18O為橫坐標(biāo)、δ13C為縱坐標(biāo)、0為原點(diǎn)的坐標(biāo)系中, 開(kāi)放型淡水湖泊的碳氧同位素投點(diǎn)多落在第Ⅲ象限, 如瑞士Greifensee湖、美國(guó)Henderson湖和以色列 Huleh湖; 封閉性湖泊的碳氧同位素投點(diǎn)多落在第Ⅰ、Ⅱ象限,δ13C基本為正值,δ18O正負(fù)值均有, 如北美 Great大鹽湖、非洲 Turkana湖和Natron-Magadi湖。研究區(qū)的湖相白云巖碳氧同位素投點(diǎn)落在開(kāi)放性湖泊和封閉性湖泊之間(圖4), 其相關(guān)系數(shù)為 0.29, 表明兩者相關(guān)性較弱, 柴西地區(qū)始新世沉積時(shí)期湖盆水體具有一定的半封閉性, 為咸化沉積環(huán)境, 但周緣辮狀三角洲物源供給充分, 其帶來(lái)的河水對(duì)碳酸鹽巖碳氧同位素組成具有一定影響, 沉積時(shí)湖盆水體又具有一定的半開(kāi)放性。

碳酸鹽巖的碳氧同位素值在一定程度上也反映了湖水的鹽度特征, 鹽度越高,δ值越大[49]。Keithet al.利用碳氧同位素值換算出Z值來(lái)劃分海陸相環(huán)境[50–51]：當(dāng)Z值大于120時(shí)為海相,Z值小于120時(shí)為陸相。Z值計(jì)算公式為:Z=2.048(δ13CPDB+50)+0.498(δ18OPDB+50)。計(jì)算結(jié)果顯示研究區(qū)的Z值平均值為 121, 多數(shù)值分布在數(shù)字界限“120”附近, 因此可以推斷, “Z值”這一參數(shù)被用來(lái)區(qū)分海相與咸水湖[16,17,41]沉積的碳酸鹽巖不太敏感。利用鹽度公式[46]S=δ18OPDB+21.2/0.61計(jì)算得出, 研究區(qū)的平均鹽度為 32.1‰, 且元素分析結(jié)果顯示其 Sr/Ba值均大于1(平均值為4.4), 為咸水湖沉積環(huán)境。

圖4 柴西地區(qū)湖相白云巖碳氧同位素組成與沉積環(huán)境分析(據(jù)Talbot et al.[30–31]和劉傳聯(lián)等[48])Fig.4 Diagram showing carbon and oxygen isotope compositions of lacustrine dolomite and analytical results of sedimentary environment in Western Qaidam Basin (modify on the basis of Talbot et al.[30–31] and Liu et al.[48])

3.3.3 氧同位素溫度計(jì)

眾所周知, 氧同位素具有溫度計(jì)效應(yīng)[52]。Ureyet al.[53]最早提出可以利用碳酸鹽巖的氧同位素值來(lái)計(jì)算其形成時(shí)的溫度, 并首先應(yīng)用到英格蘭、丹麥和美國(guó)東南部晚白堊世古海洋溫度的估算。氧同位素溫度計(jì)可分為外部計(jì)溫法、內(nèi)部計(jì)溫法和單礦物計(jì)溫法三種[54]。氧同位素外部計(jì)溫法是目前較為常用的氧同位素溫度計(jì)[55–58], 主要根據(jù)礦物-水之間氧同位素平衡交換反應(yīng)原理, 利用前人已經(jīng)通過(guò)大量實(shí)驗(yàn)測(cè)定和理論計(jì)算獲得的分餾方程式及其相應(yīng)的標(biāo)定曲線來(lái)計(jì)算礦物的形成溫度[56–57]。前人提出的白云石-水之間的氧同位素溫度分餾方程較多, 除了 Northropet al.[59]、Matthewset al.[60]建立的高溫成因的分餾方程外, 還主要包括: (1)Keithet al.利用碳氧同位素值計(jì)算白云巖的形成環(huán)境溫度[50]根據(jù)的公式為:T=13.85–4.54δ18OPDB+0.04(δ18OPDB)2, 其中T為開(kāi)爾文溫度。(2)Allanet al.通過(guò)大量統(tǒng)計(jì)研究得出了最直觀的判斷結(jié)論[61], 即劃分高溫白云巖和低溫白云巖, 認(rèn)為δ18OPDB比–6.5‰偏負(fù)則為高溫成因,比–2.5‰偏正則為低溫成因, 介于–6.5‰和–2.5‰之間則可能會(huì)是兩者之一; (3)Vasconceloset al.[62]提出了第一個(gè)以低溫條件下(25～45 ℃)微生物培養(yǎng)實(shí)驗(yàn)為基礎(chǔ)的氧同位素溫度分餾方程：1000 lnα白云石-水=2.73×106T–2+0.26, 其中α白云石-水為白云石-水之間的氧同位素分餾系數(shù), 其計(jì)算方法為α白云石-水= (δ白云石/1000+1)/(δ水/1000+1); 其中δ白云石為白云石氧同位素比值,δ水為成巖流體氧同位素比值,T為開(kāi)爾文溫度。

第一種方法中根據(jù)Keithet al.的公式計(jì)算可得研究區(qū)白云巖平均成巖溫度為26.2 ℃, 多數(shù)分布在15～35 ℃之間, 明顯為低溫白云巖。第二種方法中根據(jù) Allanet al.的統(tǒng)計(jì)學(xué)劃分理論, 可見(jiàn)研究區(qū)無(wú)高溫成因白云石, 所有氧同位素值均大于高于高溫成因的極限值-6.5‰。第三種方法中根據(jù)Vasconceloset al.的方法試圖求取公式中的白云巖成巖溫度T存在一定難度, 因公式中存在兩個(gè)變量, 如果無(wú)法獲知成巖流體的氧同位素比值, 就無(wú)法精確計(jì)算出白云石化的溫度[61], 前人在研究過(guò)程中也遇到同樣的難題, 往往需要選取一個(gè)相對(duì)合理的流體氧同位素組成假定值[63], 胡作維在計(jì)算川東北三疊系飛仙關(guān)組白云巖成巖溫度時(shí)[64]由于無(wú)法獲得白云化流體的氧同位素組成, 只能合理推測(cè)后給定其古海水的δ18O海水值(‰, SMOW)為2, 從而推導(dǎo)出其成巖溫度。綜上所述, 研究區(qū)的這套泥晶白云巖形成于水/沉積物界面附近[65], 為低溫白云巖, 與白云石的人工合成實(shí)驗(yàn)結(jié)果和大量近代白云石沉積物的形成條件一致[66], 明顯低于塔北地區(qū)下奧陶統(tǒng)的中-粗晶熱液白云巖的成巖溫度(120～200 ℃)[43]。

4 結(jié) 論

首次據(jù)碳氧同位素組成特征研究了柴西地區(qū)始新統(tǒng)致密碳酸鹽巖中相對(duì)優(yōu)質(zhì)的儲(chǔ)集巖湖相泥晶白云巖的形成機(jī)制, 并探討了其古環(huán)境意義。

(1) 柴西地區(qū)始新統(tǒng)湖相泥晶白云巖的碳(δ13CPDB)氧(δ18OPDB)同位素變化范圍分別為?4.5‰～0.2‰(平均?2.4‰)和?6.1‰～0.4‰(平均?2.6‰), 相對(duì)于典型湖相碳酸鹽巖具有“碳偏負(fù)、氧偏正”的特征。研究區(qū)周緣辮狀三角洲供給的富集輕碳的地表水和極易分解的有機(jī)質(zhì)通過(guò)改變湖水中的溶解碳的碳同位素組成均使得泥晶白云巖的碳同位素組成偏負(fù); 蒸發(fā)作用使較輕的氧同位素分子逸出致使湖水18O增加, 造成咸化沉積環(huán)境中形成的泥晶白云巖氧同位素偏正。

(2) 湖相泥晶白云巖的18O具有隨著白云石含量增加而更富集的趨勢(shì), 方解石和白云石沉淀發(fā)生在同一水體中且白云石是在咸化環(huán)境中由方解石交代而成, 形成于湖泊演化晚期至成巖早期的準(zhǔn)同生階段, 其“晶間孔孔徑小而數(shù)量多、孔隙度大而滲透率小”的儲(chǔ)集特征、碳氧同位素地球化學(xué)特征和“高鋁硅低鐵錳”的微區(qū)元素地球化學(xué)特征均表明研究區(qū)的這一湖相泥晶白云巖為準(zhǔn)同生交代成因白云巖。

(3) 微量元素分析結(jié)果顯示湖相泥晶白云巖的Sr/Ba值均大于 1(平均為 4.4), 為咸化湖沉積環(huán)境,且根據(jù)Keithet al.的氧同位素鹽度計(jì)算公式可得研究區(qū)的平均鹽度為 32.1‰, 結(jié)合研究區(qū)碳氧同位素相關(guān)關(guān)系投點(diǎn)落于“開(kāi)放”與“封閉”之間區(qū)域的結(jié)論可以綜合判斷, 柴西地區(qū)始新世為半開(kāi)放-半封閉的咸化湖沉積環(huán)境。根據(jù)氧同位素溫度計(jì)效應(yīng)可計(jì)算出研究區(qū)的這些泥晶白云巖形成于水/沉積物界面附近, 為低溫白云巖, 與白云石的人工合成實(shí)驗(yàn)結(jié)果和大量近代白云石沉積物的形成條件一致, 明顯低于其他熱液白云巖的成巖溫度。

(4) 準(zhǔn)同生交代成因模式?jīng)Q定了柴西地區(qū)始新統(tǒng)湖相泥晶白云巖在平面上的展布范圍較廣, 結(jié)合全區(qū)鉆井資料初步估算約1400 km2。其晶間孔孔徑多小于1 μm, 這類在場(chǎng)發(fā)射掃描電鏡下才能清晰識(shí)別的微孔隙不同于碎屑巖中顆粒與顆粒之間堆積形成的粒間孔, 前者抗壓實(shí)能力遠(yuǎn)大于后者, 這突破了通常學(xué)者們認(rèn)為的勘探死亡線深度。因此, 這類在特殊的沉積環(huán)境下形成的白云巖及其特殊的儲(chǔ)集空間類型的發(fā)現(xiàn)無(wú)論是平面展布上還是縱向深度上均開(kāi)拓了柴達(dá)木盆地致密油氣勘探的新領(lǐng)域。青海油田公司付鎖堂教授和馬達(dá)德教授在研究中提供了大量指導(dǎo)和幫助; 中國(guó)石油天然氣集團(tuán)公司油藏描述重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室的廣大研究人員參與了研究工作; 審稿專家提供了建設(shè)性意見(jiàn), 在此一并表示感謝。

:

[1] 謝錦龍, 黃沖, 王曉星. 中國(guó)碳酸鹽巖油氣藏探明儲(chǔ)量分布特征[J]. 海相油氣地質(zhì), 2009, 14(2): 24–30.Xie Jin-long, Huang Chong, Wang Xiao-xing. Distribution features of proved reserves of carbonate oil and gas pools in China[J]. Mar Origin Pet Geol, 2009, 14(2): 24–30 (in Chinese with English abstract).

[2] Cohen A S, Thouin C. Near-shore carbonate deposits in Lake Tanganyika[J]. Geology, 1987, 15(5): 414–418.

[3] Benson L. Factors affecting14C ages of lacustrine carbonates:Timing and duration of the last highstand lake in the Labontan Basin[J]. Quatern Res, 1993, 39(2): 163–174.

[4] Bustillo M A, Arribas M E, Bustillo M. Dolomitization and silicification in low-energy lacustrine carbonates (Paleogene,Madrid Basin, Spin)[J]. Sediment Geol, 2002, 151(1):107–126.

[5] Tueher M E, Wright V P. Carbonate Sedimentology[M].Oxford: Blackwell Scientific Publications, 1990: 482p.

[6] 賈承造, 鄒才能, 李建忠, 李登華, 鄭民. 中國(guó)致密油評(píng)價(jià)標(biāo)準(zhǔn)、主要類型、基本特征及資源前景[J]. 石油學(xué)報(bào), 2012,33(3): 343–350.Jia Cheng-zao, Zou Cai-neng, Li Jian-zhong , Li Deng-hua,Zheng Min. Assessment criteria, main types, basic features and resource prospects of the tight oil in china[J]. Acta Petrolei Sinica, 2012, 33(3): 343–350 (in Chinese with English abstract).

[7] 匡立春, 唐勇, 雷德文, 常秋生, 歐陽(yáng)敏, 侯連華, 劉得光.準(zhǔn)噶爾盆地二疊系咸化湖相云質(zhì)巖致密油形成條件與勘探潛力[J]. 石油勘探與開(kāi)發(fā), 2012, 39(6): 657–667.Kuang Li-chun, Tang Yong, Lei De-wen, Chang Qiu-sheng,Ouyang Min, Hou Lian-hua, Liu De-guang. Formationconditions and exploration potential of tight oil in the Permian saline lacustrine dolomitic rock, Junggar Basin, NW China[J].Pet Explor Develop, 2012, 39(6): 657–667 (in Chinese with English abstract).

[8] 丁一, 李智武, 馮逢, 翟中華, 孫瑋, 湯聰, 張葳, 張長(zhǎng)俊,劉樹(shù)根. 川中龍崗地區(qū)下侏羅統(tǒng)自流井組大安寨段湖相混合沉積及其致密油勘探意義[J]. 地質(zhì)論評(píng), 2013, 59(2):389–400.Ding Yi, Li Zhi-wu, Feng Feng, Zhai Zhong-hua, Sun Wei,Tang Cong, Zhang Wei, Zhang Chang-jun, Liu Shu-gen.Mixing of lacustrine siliciclastic-carbonate sediments and its significance for tight oil exploration in the Daanzhai Member,Ziliujing Formation, Lower Jurassic, in Longgang area,central Sichuan Basin[J]. Geol Rev, 2013, 59(2): 389–400 (in Chinese with English abstract).

[9] 韓剛, 張文婧, 黃清華, 萬(wàn)曉樵, 賀懷宇. 松遼盆地白堊系青山口階界線層型剖面研究[J]. 地層學(xué)雜志, 2012, 36(3):569–578.Han Gang, Zhang Wen-jing, Huang Qing-hua, Wan Xiao-qiao,He Huai-yu. Boundary stratotype of the Cretaceous Qingshankouan stage in the Songliao Basin[J]. J Stratigr, 2012,36(3): 569–578 (in Chinese with English abstract).

[10] 文華國(guó), 鄭榮才, HaiRuo QING, 范銘濤, 李雅楠, 宮博識(shí).青藏高原北緣酒泉盆地青西凹陷白堊系湖相熱水沉積原生白云巖[J]. 中國(guó)科學(xué): 地球科學(xué), 2014, 44(4): 591–604.Wen Huaguo, Zheng Rongcai, Qing Hairou, Fan Mingtao, Li Yanan, Gong Boshi. Primary dolostone related to the Cretaceous lacustrine hydrothermal sedimentation in Qingxi sag, Jiuquan Basin on the northern Tibetan Plateau[J]. Sci China Earth Sci, 2014, 44(4): 591–604 (in Chinese).

[11] 蒲秀剛, 周立宏, 肖敦清, 滑雙君, 陳長(zhǎng)偉, 袁選俊, 韓國(guó)猛, 張偉. 黃驊坳陷歧口凹陷西南緣湖相碳酸鹽巖地質(zhì)特征[J]. 石油勘探與開(kāi)發(fā), 2011, 38(2): 136–144.Pu Xiu-gang, Zhou Li-hong, Xiao Dun-qing, Hua Shuang-jun,Chen Chang-wei, Yuan Xuan-jun, Han Guo-meng, Zhang Wei.Lacustrine carbonates in the southwest margin of Qikou Sag,Huanghua Depression, Bohai Bay Basin[J]. Pet Explor Develop, 2011, 38(2): 136–144 (in Chinese with English abstract).

[12] 王彩鳳, 王連進(jìn), 邵先杰, 胥昊, 孫玉波, 劉英杰. 蘇北盆地湖相碳酸鹽巖油藏油井生產(chǎn)特征及開(kāi)發(fā)技術(shù)對(duì)策[J]. 油氣地質(zhì)與采收率, 2013, 20(1): 100–104.Wang Cai-feng, Wang Lian-jin, Shao Xian-jie , Xu Hao, Sun Yu-bo, Liu Ying-jie. Well production characteristics and development technical measures in lacustrine carbonate reservoir of Subei Basin[J]. Petroleum Geology and Recovery Efficiency, 2013, 20(1): 100–104 (in Chinese with English abstract).

[13] 唐麗, 張曉寶, 龍國(guó)徽, 徐峰, 王波, 韓海燕, 徐麗, 楊梅, 李海鵬, 王國(guó)倉(cāng). 湖相碳酸鹽巖油氣藏特征及成藏分析——以柴達(dá)木盆地南翼山油氣藏為例[J]. 天然氣地球科學(xué), 2013,24(3): 591–598.Tang Li, Zhang Xiao-bao, Long Guo-hui, Xu Feng, Wang Bo,Han Hai-yan, Xu Li, Yang Mei, Li Hai-peng, Wang Guo-cang.Pool features and hydrocarbon accumulation analysis of lacustrine carbonate rock: Take Nanyishan reservior in Qaidam Basin as an example[J]. Nat Gas Geosci, 2013, 24(3):591–598 (in Chinese with English abstract).

[14] 袁劍英, 黃成剛, 夏青松, 曹正林, 張世銘, 萬(wàn)傳治, 潘星.咸化湖盆碳酸鹽巖儲(chǔ)層特征及孔隙形成機(jī)理——以柴西地區(qū)始新統(tǒng)下干柴溝組為例[J]. 地質(zhì)論評(píng), 2015, 61(4). (待刊)Yuan Jian-ying, Huang Cheng-gang, Xia Qing-song, Cao Zheng-lin, Zhang Shi-ming, Wan Chuan-zhi, Pan Xing.Characteristics of the carbonate reservoirs and formation mechanism of its pore in saline lacustrine basin:a case study of the Lower Eocene Ganchaigou Formation in Western Qaidam Basin[J]. Geol Rev, 2015, 61(4) (in Chinese with English abstract). (in press)

[15] 吳麗榮, 黃成剛, 袁劍英, 曹正林, 萬(wàn)傳治, 潘星, 張世銘,李智勇. 咸化湖盆混積巖中雙重孔隙介質(zhì)及其油氣儲(chǔ)集意義[J]. 地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報(bào), 2015, 37(2): 59–67.Wu Li-rong, Huang Cheng-gang, Yuan Jian-ying, Cao Zheng-lin, Wan Chuan-zhi, Pan Xing, Zhang Shi-ming, Li Zhi-yong. The double-porosity system of mixed sediments in the saline lacustrine basin and its significance to reservoir[J].J Earth Sci Environ, 2015, 37(2): 59–67 (in Chinese with English abstract).

[16] 曹正林, 袁劍英, 黃成剛, 魏志福, 張世銘, 王瑩, 佘敏.高溫高壓碎屑巖儲(chǔ)層中石膏溶解對(duì)方解石沉淀的影響[J].石油學(xué)報(bào), 2014, 35(3): 450–454.Cao Zheng-lin, Yuan Jian-ying, Huang Cheng-gang, Wei Zhi-fu, Zhang Shi-ming, Wang Ying, She Min. Influence of plaster dissolution on calcite precipitation in clastic reservoirs under high-temperature and high-pressure conditions[J]. Acta Petrolei Sinica, 2014, 35(3): 450–454 (in Chinese with English abstract).

[17] 黃成剛, 袁劍英, 曹正林, 張世銘, 王瑩, 佘敏, 米海杰.咸化湖盆碎屑巖儲(chǔ)層中鐵白云石的溶蝕作用模擬實(shí)驗(yàn)研究[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì), 2014, 36(5): 650–655.Huang Cheng-gang, Yuan Jian-ying, Cao Zheng-lin, Zhang Shi-ming, Wang Ying, She Min, Mi Hai-jie. Simulation experiment for the ankerite dissolution in clastic reservoir of saline lacustrine basin[J]. Pet Geol Exp, 2014, 36(5): 650–655(in Chinese with English abstract).

[18] 付鎖堂, 張道偉, 薛建勤, 張曉寶. 柴達(dá)木盆地致密油形成的地質(zhì)條件及勘探潛力分析[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2013, 31(4):672–682.Fu Suo-tang, Zhang Dao-wei , Xue Jian-qin, Zhang Xiao-bao.Exploration potential and geological conditions of tight oil in the Qaidam Basin[J]. Acta Sedimentol Sinica, 2013, 31(4):672–682 (in Chinese with English abstract).

[19] 國(guó)家能源局. 中華人民共和國(guó)石油天然氣行業(yè)標(biāo)準(zhǔn) SY/T 6285–2011——油氣儲(chǔ)層評(píng)價(jià)方法[S]. 北京: 石油工業(yè)出版社, 2011: 2.National Energy Administration. The People′s Republic of China Petroleum and Natural Gas Industry Standards SY/T 6285–2011- Method for Reservoir Evaluation of Oil and Gas[S]. Beijing: Petroleum Industry Press, 2011: 2 (inChinese).

[20] Leng M J, Marshall J D. Palaeoclimate interpretation of stable isotope data from lake sediment archives[J]. Quatern Sci Rev,2004, 23(7): 811– 831.

[21] 毛玲玲, 伊海生, 季長(zhǎng)軍, 夏國(guó)清. 柴達(dá)木盆地新生代湖相碳酸鹽巖巖石學(xué)及碳氧同位素特征[J]. 地質(zhì)科技情報(bào),2014, 33(1): 41–48.Mao Ling-ling, Yi Hai-sheng, Ji Chang-jun, Xia Guo-qing.Petrography and carbon-oxygen isotope characteristics of the Cenozoic lacustrine carbonate rocks in Qaidam Basin[J]. Geol Sci Technol Inf, 2014, 33(1): 41–48 (in Chinese with English abstract).

[22] 伊海生, 林金輝, 周懇懇, 李軍鵬. 青藏高原北部新生代湖相碳酸鹽巖碳氧同位素特征及古環(huán)境意義[J]. 古地理學(xué)報(bào),2007, 9(3): 303–312.Yi Hai-sheng, Lin Jin-hui, Zhou Ken-ken, Li Jun-peng.Carbon and oxygen isotope characteristics and palaeoenvironmental implication of the Cenozoic lacustrine carbonate rocks in northern Qinghai Tibetan Plateau[J]. J Palaeogeogr, 2007, 9(3): 303–312 (in Chinese with English abstract).

[23] 周傳明, 張俊明, 李國(guó)祥, 虞子冶. 云南永善肖灘早寒武世早期碳氧同位素記錄[J]. 地質(zhì)科學(xué), 1997, 32(2): 201–211.Zhou Chuan-ming, Zhang Jun-ming, Li Guo-xiang, Yu Zi-ye.Carbon and oxygen isotopic record of the early Cambrian from the Xiaotan section, Yunnan, South China[J]. Sci Geol Sinica, 1997, 32(2): 201–211 (in Chinese with English abstract).

[24] Dehler C M, Elrick M, Bloch J D, Crossey L J, Karlstrom K E,Des Marais D J. High-resolutionδ13C stratigraphy of Chuar Group ( ca 770-742 Ma) Grand Canyon: Implications for Mid-Neoproterozoic climate change[J]. Geol Soc Am Bull, 2005,117(1/2): 32–45.

[25] Le Guerroué E, Allen P A, Crozzi A. Chemostratigraphic and sedimentological framework of the largest negative carbon isotopic excursion in Earth History: The Neoproterozoic Shuram formation (Nafun Group, Oman) [J]. Precamb Res,2006, 146(1): 68–92.

[26] 王春連, 劉成林, 徐海明, 王立成, 張林兵. 江陵凹陷古新世鹽湖沉積碳酸鹽碳氧同位素組成及其環(huán)境意義[J]. 地球?qū)W報(bào), 2013, 34(5): 567–576.Wang Chun-lian, Liu Cheng-lin, Xu Hai-ming, Wang Li-cheng,Zhang Lin-bing. Carbon and oxygen isotopes characteristics of Palaeocene saline lake facies carbonates in Jiangling depression and their environmental significance[J]. Acta Geosci Sinica, 2013, 34(5): 567–576 (in Chinese with English abstract).

[27] Drummond C N, Patterson W P, Walker J C G. Climatic forcing of carbon-oxygen isotopic covariance in temperateregion marl lakes[J]. Geology, 1995, 23(11): 1031–1034.

[28] Arenas C, Casanova J, Pardo G. Stable-isotope characterization of the Miocence lacustrine systems of Los Monegros (Ebro Basin, Spain): Paleogeographic and paleoclim aticimp lications[J]. Paleogeogr Palaeoclimatol Paleoecol, 1997,128(1–4): 133–155.

[29] Leng M J, Marshall J D. Palaeoclimate interpretation of stable isotope data from lake sedimentarchives[J]. Quatern Sci Rev,2004, 23(7/8): 811–831.

[30] Talbot M R. Areview of the palaeohyd rological in terpretation of carbon and oxygen isotopic ratios in primary lacustrine carbonates[J]. Chem Geol, 1990, 80(4): 261–279.

[31] Talbot M R, Kelts K. Paleolimnological signatures from carbon and oxygen isotopic ratios in carbonates from organic carbon-rich lacustrine sediments: Chapter 6[J]. AAPG Memoir,1990: 99–112.

[32] Li H C, Ku T L.δ13C-δ18O covariance as a palaeohydrological indicator for closed-basin lakes[J]. Palaeogeogr, Palaeoclimatol Palaeoecol, 1997, 133(1/2): 69–80.

[33] 潘立銀, 黃革萍, 壽建峰, 劉占國(guó). 柴達(dá)木盆地南翼山地區(qū)新近系湖相碳酸鹽巖成巖環(huán)境初探——碳、氧同位素和流體包裹體證據(jù)[J]. 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào), 2009, 28(1):71–74.Pan Li-yin, Huang Ge-ping, Shou Jian-feng, Liu Zhan-guo. A preliminary study of formation environment of the Neogene lacustrine carbonates in Nanyishan area of Qaidam Basin:Constrains from carbon-oxygen isotope and fluid inclusion analysis[J]. Bull Mineral Petrol Geochem, 2009, 28(1): 71–74(in Chinese with English abstract).

[34] Kelts K, Talbot M. Lacustrine carbonates as geochemical archives of environmental change and biotic/abiotic interactions[M]//Tilzer M M, Serruya C. Large Lakes:Ecological Structure and Function. Berlin: Springer, 1990:288–314.

[35] 王大銳. 油氣穩(wěn)定同位素地球化學(xué)[M] . 北京: 石油工業(yè)出版社, 2000: 49–69.Wang Da-rui. Stable Isotope Geochemistry of Petroleum[M].Beijing: Petroleum Industry Press, 2000: 49–69 (in Chinese).

[36] Stuiver M. Oxygen and carbon isotope ratios of fresh-water carbonates as climate indicators[J]. J Geophys Res, 1970,75(27): 5247–5257.

[37] McKenzie J A. Carbon isotopes and productivity in the lacustrine and marine environment[M]//Strunn W. Chemical Processes in Lakes. Toronto: Wiley, 1985: 99–118.

[38] 吉利明, 李林濤, 吳濤, 張曉寶, 周世新. 柴達(dá)木盆地始新統(tǒng)溝鞭藻及其油源意義[J]. 地球科學(xué)進(jìn)展, 2007, 22(3):221–226.Ji Li-ming, Li Lin-tao, Wu Tao, Zhang Xiao-bao, Zhou Shi-xin. Eocene dinoflagellate in Qaidam Basin and its significance on hydrocarbon source[J]. Adv Earth Sci, 2007,22(3): 221–226 (in Chinese with English abstract).

[39] 張永東, 孫永革, 謝柳娟, 蔣愛(ài)珠, 柴平霞. 柴達(dá)木盆地西部新生代鹽湖相烴源巖中高支鏈類異戊二烯烴(C25HBI)的檢出及其地質(zhì)地球化學(xué)意義[J]. 科學(xué)通報(bào), 2011, 56(13):1032–1041.Zhang Yongdong, Sun Yongge, Xie Liujuan, Jiang Aizhu,Chai Pingxia. The occurrence and significance of C25HBI in Cenozoic saline lacustrine source rocks from the Western Qaidam Basin, NW China[J]. Chinese Sci Bull, 2011, 56(13):1032–1041 (in Chinese).

[40] 黃成剛, 袁劍英, 曹正林, 張世銘, 王瑩, 佘敏. 咸化湖盆中酸性流體對(duì)碎屑巖儲(chǔ)層的改造作用[J]. 地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報(bào), 2014, 36(3): 52–60.Huang Cheng-gang, Yuan Jian-ying, Cao Zheng-lin, Zhang Shi-ming, Wang Ying, She Min. Reconstruction of acid fluid on clastic reservoir in saline lacustrine basin[J]. J Earth Sci Environ, 2014, 36(3): 52–60 (in Chinese with English abstract).

[41] 黃成剛, 袁劍英, 曹正林, 張世銘, 王瑩, 佘敏. 咸化湖盆儲(chǔ)集層中咸水流體與巖石礦物相互作用實(shí)驗(yàn)?zāi)M研究[J].礦物巖石地球化學(xué)通報(bào), 2015, 34(2): 345-350.Huang Cheng-gang, Yuan Jian-ying, Cao Zheng-lin, Zhang Shi-ming, Wang Ying, She Min. The study of simulate experiment about the saline fluid-rock interaction in clastic reservoir in saline lacustrine basin[J]. Bull Mineral, Petrol Geochem, 2015, 34(2): 345-350 (in Chinese with English abstract).

[42] 張曉寶, 馬立元, 孟自芳, 段毅, 周世新, 胡勇, 彭德華.柴達(dá)木盆地西部第三系鹽湖相天然氣碳同位素特征、成因與分布[J]. 中國(guó)科學(xué)(D輯), 2002, 32(7): 598–608.Zhang Xiaobao, Ma Liyuan, Meng Zifang, Duan Yi, Zhou Shixin, Hu Yong, Peng De-hua. Carbon isotope compositions of natural gases from saline sediments in Qaidam Basin and their origin and distribution[J]. China Sci D, 2002, 32(7):598–608 (in Chinese).

[43] 朱東亞, 金之鈞, 胡文瑄. 塔北地區(qū)下奧陶統(tǒng)白云巖熱液重結(jié)晶作用及其油氣儲(chǔ)集意義[J]. 中國(guó)科學(xué): 地球科學(xué),2010, 40(2): 156–170.Zhu Dongya, Jin Zhijun, Hu Wenxuan. Hydrothermal recrystallization of the Lower Ordovician dolomite and its significance to reservoir in northern Tarim Basin[J]. Sci China Earth Sci, 2010, 40(2): 156–170 (in Chinese).

[44] Gasparrinia M, Bechstadta T, Bonib M. Massive Hydrothermal Dolomites in the Southwestern Cantabrian Zone (Spain) and their relation to the Late Variscan evolution[J]. Mar Petrol Geol, 2006, 23(5): 543–568.

[45] 何瑩, 鮑志東, 沈安江, 申銀民, 李明和. 塔里木盆地牙哈-英買力地區(qū)寒武系—下奧陶統(tǒng)白云巖形成機(jī)理[J]. 沉積學(xué)報(bào),2006, 24(6): 806–818.He Ying, Bao Zhi-dong, Shen An-jiang Shen Yin-min, Li Ming-he. The genetic mechanism of dolostones of the Cambrian-Lower Ordovician in Yaha-Yingmaili region, Tarim Basin[J]. Acta Sedimentol Sinica, 2006, 24(6): 806–818 (in Chinese with English abstract).

[46] 王兵杰, 蔡明俊, 林春明, 張霞, 程遠(yuǎn)忠, 曲長(zhǎng)偉, 張妮.渤海灣盆地塘沽地區(qū)古近系沙河街組湖相白云巖特征及成因[J]. 古地理學(xué)報(bào), 2014, 16(1): 65–76.Wang Bing-jie, Cai Ming-jun, Lin Chun-ming, Zhang Xia,Cheng Yuan-zhong, Qu Chang-wei, Zhang Ni. Characteristics and origin of lacustrine dolostone of the Paleogene Shahejie Formation in Tanggu area, Bohai Bay Basin[J]. J Palaeogeogr,2014, 16(1): 65–76 (in Chinese with English abstract).

[47] 韓吟文, 馬振東. 地球化學(xué)[M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 2003:62, 133.Han Yin-wen, Ma Zhen-dong. Geochemistry[M]. Beijing:Geological Publishing House, 2003: 62, 133 (in Chinese).

[48] 劉傳聯(lián), 趙泉鴻, 汪品先. 湖相碳酸鹽氧碳同位素的相關(guān)性與生油古湖泊類型[J]. 地球化學(xué), 2001, 30(4): 363–367.Liu Chuan-lian, Zhao Quan-hong, Wang Pin-xian. Correlation between carbon and oxygen isotopic ratios of lacustrine carbonates and types of oil-producing paleolakes[J].Geochimica, 2001, 30(4): 363–367 (in Chinese with English abstract).

[49] 林春明, 凌洪飛, 王淑君, 張順. 蘇皖地區(qū)石炭紀(jì)海相碳酸鹽巖碳、氧同位素演化規(guī)律[J]. 地球化學(xué), 2002, 31(5):415–423.Lin Chun-ming, Ling Hong-fei, Wang Shu-jun, Zhang Shun.Evolution regularities of carbon and oxygen isotopes in Carboniferous marine carbonate rocks from Jiangsu and Anhui provinces[J]. Geochimica, 2002, 31(5): 415–423 (in Chinese with English abstract).

[50] Keith M L, Weber J N. Carbon and oxygen isotopic composition of selected limestones and fosslils[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1964, 28(10/11): 1787–1816.

[51] 王坤, 李偉, 陸進(jìn), 張朝軍. 川東地區(qū)石炭系碳酸鹽巖碳、氧、鍶同位素特征及其成因分析[J]. 地球化學(xué), 2011, 40(4):351–362.Wang Kun, Li Wei, Lu Jin, Zhang Chao-jun. Carbon, oxygen,strontium isotope characteristics and cause analysis of Carboniferous carbonate rocks in the eastern Sichuan Basin[J].Geochimica, 2011, 40(4): 351–362 (in Chinese with English abstract).

[52] 王保全, 強(qiáng)子同, 張帆, 王興志, 王一, 曹偉. 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組馬五段白云巖的同位素地球化學(xué)特征[J].地球化學(xué), 2009, 38(5): 472–479.Wang Bao-quan, Qiang Zi-tong, Zhang Fan, Wang Xing-zhi,Wang Yi, Cao Wei. Isotope characteristics of dolomite from the fifth member of the Ordovician Majiagou Formation, the Ordos Basin[J]. Geochimica, 2009, 38(5): 472–479 (in Chinese with English abstract).

[53] Urey H C, Lowenstam H A, Epstein S, Mckinney C R.Measurement of paleotemperatures and temperatures of the upper Cretaceous of England, Denmark, and the Southeastern United States[J]. GSA Bull, 1951, 62(4): 399–416.

[54] 鄭永飛, 陳江峰. 穩(wěn)定同位素地球化學(xué)[M]. 北京: 科學(xué)出版社, 2000: 114–142.Zheng Yong-fei, Chen Jiang-feng. Stable Isotope Geochemistry[M]. Beijing: Science Press, 2000: 114–142 (in Chinese).

[55] Allan J R, Wiggins W D. Dolomite Reservoirs: Geochemical Techniques for Evaluating Origin and Distribution[M]. Tulsa:AAPG Continuing Education Course Note Series 36,1993:19–32.

[56] K?rmac? M Z, Akda? K. Origin of dolomite in the Late Cretaceous–Paleocene limestone turbidites, Eastern Pontides,Turkey[J]. Sediment Geol, 2005, 181(1): 39–57.

[57] Land L S. The origin of massive dolomite[J]. J Geol Educ,1985, 33(2): 112–125.

[58] Qing H R. Petrography and geochemistry of early-stage, fineand medium-crystalline dolomites in the Middle Devonian Presqu’ile Barrier at Pine Point, Canada [J]. Sedimentology,1998, 45(2): 433–446.

[59] Northrop D A, Clayton R N. Oxygen isotope fractionation in systems containing dolomite[J]. J Geol, 1966, 74(2): 174–196.

[60] Matthews A, Katz A. Oxygen isotope fractionation during the dolomitization of calcium carbonate[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1977, 41(10): 1431–1438.

[61] 艾倫 I R, 威金斯 W D. 白云巖儲(chǔ)層: 白云巖成因與分布地球化學(xué)分析技術(shù)[M]. 馬鋒, 張光亞, 李小地, 高力, 楊柳明, 陳曦, 趙喆, 王紅軍, 譯. 北京: 石油工業(yè)出版社, 2013: 128p.Allan I R, Wiggins W D. Dolomite Reservoirs: Geochemical Techniques for Evaluating Origin and Distribution[M]. Ma Feng, Zhang Guang-ya, Li Xiao-di, Gao Li, Yang Liu-ming,Chen Xi, Zhao Zhe, Wang Hong-jun, tr. Beijing: Petroleum Industry Press, 2013: 128p (in Chinese).

[62] Vasconcelos C, McKenzie J A, Warthmann R, Bernasconi S M.Calibration of theδ18O paleothermometer for dolomite precipitated in microbial cultures and natural environments[J].Geology, 2005, 33(4): 317–320.

[63] Wacey D, Wright D T, Boyce A J. A stable isotope study of microbial dolomite formation in the Coorong Region, South Australia[J]. Chem Geol, 2007, 244(1/2): 155–174.

[64] 胡作維, 黃思靜, 李志明, Hairuo QING, 范明, 蘭葉芳. 川東北地區(qū)三疊系飛仙關(guān)組白云化流體溫度[J]. 中國(guó)科學(xué):地球科學(xué), 2012, 42(12): 1817–1829.Hu Zuowei, Huang Sijing, Li Zhiming, Qing Hairou, Fan Ming,Lan Yefang. Temperatures of dolomitizing fluids in the Feixianguan Formation from the Northeastern Sichuan Basin[J]. Sci China Earth Sci, 2012, 55: 1627–1640, doi: 10. 1007/s11430-012-4438-8.

[65] Rollison H R. 巖石地球化學(xué)[M]. 楊學(xué)明, 楊曉勇, 陳雙喜,譯. 合肥: 中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)出版社, 2000: 275p.Rollison H R. Petrogeochemistry[M]. Yang Xue-ming, Yang Xiao-yong, Chen Shuang-xi, tr. Hefei: University of Science and Technology of China Press, 2000: 275p (in Chinese).

[66] 夏文杰. 青海小柴旦鹽湖灘巖中原生白云石的發(fā)現(xiàn)及其意義[J]. 沉積學(xué)報(bào), 1986, 4(2): 19–25.Xia Wen-jie. The discovery of Primary dolomite from beach rock in the Xiaochaidan Salt Lake of Qinghai and its significance[J]. Acta Sedimentol Sinica, 1986, 1(2): 19–25 (in Chinese with English abstract).