碎屑巖儲(chǔ)集層成巖流體類(lèi)型、年代學(xué)研究方法及地質(zhì)應(yīng)用綜述*

崔 航 朱世發(fā) 高藝珊 董 堯

1 油氣資源與工程全國(guó)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)石油大學(xué)（北京），北京102249

2 中國(guó)石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院，北京102249

1 概述

中國(guó)碎屑巖儲(chǔ)集層地質(zhì)條件極其復(fù)雜，有著層系多、厚度大、埋藏深、巖石組構(gòu)龐雜、成巖類(lèi)型多樣等特征，這為碎屑巖油氣藏的勘探開(kāi)發(fā)帶來(lái)了很大的困難（羅靜蘭等，2020）。貫穿于含油氣盆地碎屑巖儲(chǔ)集層形成整個(gè)過(guò)程的成巖作用，對(duì)于優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)集層形成和發(fā)育有著關(guān)鍵性的控制作用，進(jìn)而成為儲(chǔ)集層演化、儲(chǔ)集層質(zhì)量控制機(jī)理以及有效儲(chǔ)集層預(yù)測(cè)的重要研究?jī)?nèi)容（李忠等，2006）?，F(xiàn)如今碎屑巖成巖作用研究已逐步向與流體—巖石相互作用的成巖流體系統(tǒng)及其時(shí)空演變機(jī)制研究方向發(fā)展（羅靜蘭等，2020）。作為物質(zhì)與熱量交換的媒介，成巖流體與巖石礦物之間會(huì)發(fā)生一系列相互作用，進(jìn)而引起巖石中不同類(lèi)型礦物的溶解和沉淀（W interetal.，1995）。碎屑巖儲(chǔ)集層中成巖流體及其響應(yīng)特征是一個(gè)十分復(fù)雜的動(dòng)態(tài)地球化學(xué)過(guò)程，會(huì)受到構(gòu)造活動(dòng)、熱流事件、沉積作用、輸導(dǎo)體系、埋藏過(guò)程等多種因素控制（圖1），并與含油氣盆地的油氣生成、運(yùn)移與成藏密切相關(guān)（金之鈞等，2013）。準(zhǔn)確判斷成巖流體類(lèi)型與年代，對(duì)于預(yù)測(cè)有利儲(chǔ)集層分布、揭示盆地成巖、成藏過(guò)程有著重要意義（Bjφrlykke，1994）。因此，系統(tǒng)梳理碎屑巖儲(chǔ)集層成巖流體領(lǐng)域的主流觀點(diǎn)與典型研究案例，對(duì)于碎屑巖儲(chǔ)集層成巖作用研究至關(guān)重要，并具有重要的學(xué)術(shù)探索意義與實(shí)踐應(yīng)用價(jià)值。

圖1 封閉盆地的水文特征與流體類(lèi)型（據(jù)Jones and Deocampo，2003；有修改）Fig.1 Hydrologic features and fluid flow types of closed basins（modified from Jones and Deocampo，2003）

在歸納總結(jié)前人研究成果與認(rèn)識(shí)基礎(chǔ)上，首先介紹了碎屑巖儲(chǔ)集層成巖流體的主要類(lèi)型（圖1），隨后論述碎屑巖成巖流體年代學(xué)研究進(jìn)展，重點(diǎn)介紹礦物觀察法、流體包裹體法與多種自生礦物（方解石、伊利石、鉀長(zhǎng)石等）同位素年代學(xué)的方法技術(shù)及其地質(zhì)應(yīng)用，并指出成巖流體年代學(xué)研究存在的關(guān)鍵問(wèn)題與未來(lái)發(fā)展，以期為成巖流體相關(guān)科研工作提供參考。

2 碎屑巖成巖流體類(lèi)型

根據(jù)流體物理性質(zhì)，地球中的流體主要分為氣態(tài)流體、液態(tài)流體、超臨界流體（氣態(tài)、液態(tài)流體在超臨界溫度與壓力下形成的特殊流體）與塑性狀態(tài)地質(zhì)體（軟流圈等）4類(lèi)。碎屑巖成巖流體主要以液態(tài)流體為主，并可進(jìn)一步分為水相流體與非水相（烴類(lèi)）流體。本小節(jié)將主要針對(duì)碎屑巖成巖流體中的水相流體類(lèi)型展開(kāi)介紹。

2.1 原生沉積水

原生沉積水是指沉積物發(fā)生初始沉積時(shí)賦存在沉積物孔隙之間的流體，可以代表初始沉積環(huán)境（海水、湖水等）的水體特征（Bjφrlykke，2015；馬奔奔，2016）。通常原生沉積水的化學(xué)組成與蓄水盆地沉積時(shí)期的水體保持一致，成分極其復(fù)雜（以海水為例：含有約3.5 wt% NaCl，并包含大量的Mg2＋、Ca2＋、K＋、Sr2＋、Cl－、等）。原生沉積水在碎屑巖儲(chǔ)集層的早期成巖作用中有著重要的影響（圖2），微生物參與下巖石會(huì)發(fā)生一系列的次級(jí)反應(yīng)過(guò)程，導(dǎo)致孔隙水元素的氧化還原反應(yīng)以及同位素分餾，并可在沉積物中產(chǎn)生新的記錄，與此同時(shí)還伴隨有自生礦物的生成（董宏坤等，2022）。由于不同沉積環(huán)境中原生沉積水化學(xué)組成存在很大不同，這勢(shì)必會(huì)導(dǎo)致早期成巖改造的差異性，例如：Am thor和Okkerman（1998）認(rèn)為荷蘭北部下二疊統(tǒng)赤底統(tǒng)砂巖中，白云石與硬石膏膠結(jié)物的形成與沉積期陸緣沙漠／干鹽湖的沉積環(huán)境密切相關(guān)，由于蒸發(fā)環(huán)境導(dǎo)致原生沉積水Ca2＋、Mg2＋、Na＋、K＋、和Cl－等離子濃度較高，并造成了各種礦物的沉淀；而在海洋沉積環(huán)境中，隨著一系列氧化還原反應(yīng)的進(jìn)行，早期成巖過(guò)程中沉積物中更傾向于形成硫化物與自生碳酸鹽礦物（董宏坤等，2022）。

圖2 不同成巖流體類(lèi)型與其主要影響成巖階段關(guān)系Fig.2 Different fluid flow types and their main influencing stages on diagenetic evolution

隨著埋藏作用的開(kāi)始，原生沉積水的化學(xué)成分就會(huì)發(fā)生顯著變化（圖3）。這一方面是因?yàn)榇髿馑梢栽谥亓εc毛細(xì)管力的作用下滲透到孔隙水之中，進(jìn)而對(duì)沉積盆地產(chǎn)生重要影響（Bjφrlykke，2015）；另一方面，原生沉積水與碎屑巖中的礦物組分會(huì)發(fā)生水巖發(fā)應(yīng)，進(jìn)而改變孔隙水的離子濃度，這在不穩(wěn)定碎屑組分（如火山碎屑、斜長(zhǎng)石等）占比較高的巖石中尤為顯著（Murrayetal.，2018）。

圖3 沉積盆地中海底附近沉積物孔隙水組成受成巖反應(yīng)與大氣淡水供應(yīng)控制（據(jù)Bjφrlykke，2015；有修改）Fig.3 Composition of porewater in sediments near seafloor is influenced by diagenetic reaction and supply of freshwater into sedimentary basins（modified from Bjφrlykke，2015）

2.2 大氣水

大氣水是指大氣降水滲入地層后，在重力驅(qū)動(dòng)下對(duì)沉積孔隙水不斷補(bǔ)給的流體類(lèi)型，其不僅會(huì)影響陸相地層與海陸過(guò)渡相地層，在海相地層中同樣存在大氣淡水（Moradetal.，2000）。大氣降水能從空氣中吸收CO2和SO2并轉(zhuǎn)化為碳酸（H2CO3）與硫酸（H2SO4），因此大氣水通常呈微酸性，當(dāng)大氣水進(jìn)入碎屑巖儲(chǔ)集層中，其會(huì)沿著滲透率最高的輸導(dǎo)層流入沉積盆地，并首先溶解碳酸鹽礦物，隨后慢慢溶解不穩(wěn)定的硅鋁酸鹽礦物，如長(zhǎng)石和云母等（Fran?aetal.，2003）。這個(gè)過(guò)程對(duì)碎屑巖儲(chǔ)集層中次生孔隙的發(fā)育有著重要作用（操應(yīng)長(zhǎng)等，2022）。在地層近水平且缺乏斷層溝通的情況下，大氣水的影響深度范圍最大可達(dá)幾百米（Fran?aetal.，2003），而在斷層溝通的條件下，大氣水的影響深度范圍甚至可以達(dá)到1000～1500m（Yuanetal.，2017）?？v向上大氣水影響的礦物溶蝕強(qiáng)度也存在差異性，淺埋藏條件下巖石處于相對(duì)開(kāi)放的成巖系統(tǒng)，溶蝕產(chǎn)物在流體作用下中易被帶出，因此溶蝕能力較強(qiáng)，但隨著大氣水的下潛，相對(duì)封閉的成巖系統(tǒng)會(huì)限制溶蝕產(chǎn)物的帶出進(jìn)而導(dǎo)致溶蝕能力的下降（馬奔奔，2016）。

雖然在大氣水淋濾作用的影響下，碎屑巖儲(chǔ)集層能形成大量次生孔隙，但該溶蝕作用主要發(fā)生于早成巖階段（圖2）。隨著埋藏深度的加大，大氣淡水溶蝕作用會(huì)因后期成巖改造（包括壓實(shí)作用、各種類(lèi)型膠結(jié)作用、有機(jī)酸溶蝕作用等）而失去明顯的識(shí)別標(biāo)志。因此，如何對(duì)大氣淡水溶蝕作用進(jìn)行定量化評(píng)估，以及如何有效區(qū)分有機(jī)酸與大氣淡水溶蝕作用，仍然是碎屑巖成巖作用研究領(lǐng)域的一個(gè)難點(diǎn)。

2.3 礦物脫水

礦物脫水轉(zhuǎn)化過(guò)程的實(shí)質(zhì)是礦物晶格的破壞或重新結(jié)晶。不同礦物的脫水轉(zhuǎn)化過(guò)程主要受溫度、壓力、孔隙流體性質(zhì)、原始礦物組成等多因素控制。碎屑巖儲(chǔ)集層的礦物脫水轉(zhuǎn)化主要發(fā)生于黏土礦物與石膏礦物之中。

隨著埋藏過(guò)程與地溫的增加，蒙脫石會(huì)逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橐晾?，該過(guò)程主要包括2種轉(zhuǎn)換方式：第1種轉(zhuǎn)化方式需要Al2O3的供應(yīng)來(lái)實(shí)現(xiàn)，第2種轉(zhuǎn)化方式則產(chǎn)生更多的H2O與SiO2（Worden and Morad，2009）：

該過(guò)程無(wú)論以何種方式發(fā)生，蒙脫石的伊利石化都是一個(gè)漸進(jìn)的過(guò)程（溫度介于50～140℃之間，圖2；Chuhanetal.，2000），起初蒙脫石與轉(zhuǎn)化的伊利石是無(wú)序的，但隨著溫度的升高逐漸變得有序。該反應(yīng)所需的K＋可從鉀長(zhǎng)石的局部溶解中獲得，同時(shí)可以釋放出大量的Mg2＋、Fe2＋、Na＋和Ca2＋，進(jìn)而為原巖或相鄰巖石中自生礦物的形成提供物質(zhì)基礎(chǔ)（Zhuetal.，2019）。除此之外，高嶺石也可能通過(guò)外部來(lái)源的K＋進(jìn)行伊利化反應(yīng)并釋放出H2O（Gauppetal.，1993）：

目前普遍認(rèn)為，高嶺石發(fā)生伊利石化的最低溫度約為120℃（Scotchmanetal.，1989），然而，在世界各地的沉積盆地中已經(jīng)描述了許多與此觀點(diǎn)不符的實(shí)例，并表明高嶺石的伊利石化可能與構(gòu)造活躍期導(dǎo)致的熱流增加和強(qiáng)烈的斷裂活動(dòng)有關(guān)（Lansonetal.，1998）。

若沉積時(shí)期的海水或者湖水處于強(qiáng)烈的蒸發(fā)條件下，Ca2＋與的濃度達(dá)過(guò)飽和時(shí)可形成石膏膠結(jié)物（譚先鋒等，2016），此條件下形成的石膏膠結(jié)物通常被認(rèn)為是原生成因的（Jowettetal.，1993）。當(dāng)埋藏溫度逐漸升高，石膏礦物會(huì)發(fā)生脫水反應(yīng)并轉(zhuǎn)換為硬石膏：

普遍認(rèn)為石膏脫水反應(yīng)的開(kāi)始溫度在90℃左右，并在150℃可完成大規(guī)模的脫水反應(yīng)（Ostroff，1964），但也有學(xué)者認(rèn)為該反應(yīng)可能在45～50℃即可發(fā)生（譚先鋒等，2016）。當(dāng)石膏完全轉(zhuǎn)化為硬石膏時(shí)，可釋放出原石膏體積占比約為39%的結(jié)晶水（Jowettetal.，1993），該脫水反應(yīng)可能還會(huì)伴隨著Ca2＋、K＋、Na＋、等多種離子的釋放，且釋放出的結(jié)晶水主要偏堿性，因此對(duì)自生碳酸鹽礦物的形成、硫酸鹽礦物的重新沉淀以及自生石英膠結(jié)物的溶蝕有著重要影響。

2.4 烴源巖熱演化相關(guān)流體

不同類(lèi)型干酪根在熱催化降解過(guò)程中可產(chǎn)生和溶解有機(jī)酸，通過(guò)油田水成分檢測(cè)發(fā)現(xiàn)地質(zhì)條件下有機(jī)酸主要以小分子羧酸為主，其中乙酸和甲酸含量最高，丙酸次之（Surdametal.，1989）。有機(jī)酸的形成和產(chǎn)率主要受烴源巖類(lèi)型、豐度與成熟度影響（主要受地溫控制），其中最重要的因素為溫度。在全球范圍內(nèi)含油氣盆地的地層水中均含有一定量的烴源有機(jī)酸，并普遍在地溫介于80～120℃之間時(shí)有著最高的濃度（圖4－A）；當(dāng)?shù)販氐陀?0℃時(shí)，盡管有機(jī)質(zhì)降解過(guò)程同樣能產(chǎn)生少量的羧酸根離子，但細(xì)菌活動(dòng)會(huì)將這些短鏈有機(jī)基團(tuán)消耗，使得它們保持在相對(duì)較低的水平；而當(dāng)?shù)販馗哂?20℃時(shí)，羧酸根會(huì)發(fā)生脫羧反應(yīng)，導(dǎo)致CO2大量釋放（Kawamura and Kap lan，1987）：

圖4 （A）地層水中有機(jī)酸濃度—溫度曲線及對(duì)應(yīng)的常見(jiàn)成巖反應(yīng)類(lèi)型（據(jù)Surdam et al.，1989；有修改）；（B）得克薩斯州墨西哥灣沿岸W ilcox組氣體中二氧化碳的摩爾百分比與深度散點(diǎn)圖（數(shù)據(jù)來(lái)自Franks and Forester，1984）Fig.4 （A）Commonly observed diagenetic reactions superimposed on concentration vs.temperature curve for organic acids in oilfield waters（modified from Surdam et al.，1989）；（B）Mole%CO2 from gases vs.depth of the W ilcox Formation，Texas Gulf Coast（Data is from Franks and Forester，1984）

隨著溫度的升高，該反應(yīng)會(huì)不斷進(jìn)行，使得地層中CO2分壓的逐漸增大，F(xiàn)ranks和Forester（1984）對(duì)得克薩斯州墨西哥灣W ilcox組不同深度的CO2含量進(jìn)行的統(tǒng)計(jì)結(jié)果印證了該結(jié)論（圖4－B）。

烴源巖熱演化產(chǎn)生的有機(jī)酸及其脫羧反應(yīng)生成的碳酸可對(duì)碎屑巖儲(chǔ)集層中的易溶礦物產(chǎn)生強(qiáng)烈的溶蝕作用。其中有機(jī)酸釋放H＋的能力是碳酸的6～350倍，能夠?qū)λ樾紟r儲(chǔ)集層中的長(zhǎng)英質(zhì)和碳酸鹽礦物產(chǎn)生強(qiáng)烈溶蝕，并提供大量次生孔隙（Kawamura and Kaplan，1987）；有機(jī)酸對(duì)長(zhǎng)石礦物的溶蝕已受到廣泛研究，普遍認(rèn)為長(zhǎng)石的溶蝕與有機(jī)酸類(lèi)型、有機(jī)酸濃度和地層溫度有關(guān)，并且會(huì)受到長(zhǎng)石表面陽(yáng)離子絡(luò)合作用影響；而有機(jī)質(zhì)熱演化生成碳酸的溶蝕能力相對(duì)有限，主要會(huì)造成碳酸鹽礦物的溶解。在 “富長(zhǎng)石—碳酸鹽礦物”體系中，烴源有機(jī)酸及其脫羧反應(yīng)生成的碳酸對(duì)礦物的溶蝕順序一直是有爭(zhēng)議的問(wèn)題。近些年Yuan等（2015）對(duì) “富酸流體—長(zhǎng)石—碳酸鹽礦物”體系進(jìn)行了大量研究，并認(rèn)為受有機(jī)酸影響的地層普遍處于相對(duì)封閉的成巖環(huán)境，該環(huán)境下長(zhǎng)石溶蝕的化學(xué)反應(yīng)平衡常數(shù)要比碳酸鹽礦物高3～5個(gè)數(shù)量級(jí)，雖然長(zhǎng)石溶蝕的速率相對(duì)緩慢，但能夠長(zhǎng)期進(jìn)行；而長(zhǎng)石溶蝕的結(jié)果會(huì)導(dǎo)致流體系統(tǒng)中富含這反而會(huì)抑制碳酸鹽礦物溶蝕作用的進(jìn)行。最終導(dǎo)致儲(chǔ)集層中長(zhǎng)石普遍發(fā)生強(qiáng)烈溶蝕，但碳酸鹽礦物溶蝕程度偏低。

2.5 深部熱液

“熱液”一般指相對(duì)于圍巖地層溫度更高的水溶液，而一種礦物只要在能夠證明它是相比于圍巖更高的溫度下形成的（5～10℃），就可以被稱為“熱液礦物”，無(wú)論其流體來(lái)源與驅(qū)動(dòng)機(jī)制如何（Machel and Lonnee，2002），因此熱液可能發(fā)生于碎屑巖成巖演化的各個(gè)階段（圖2）。前人將國(guó)內(nèi)深部熱液研究領(lǐng)域總結(jié)為以下4個(gè)方面（曹江駿等，2022）：

1）熱流體運(yùn)移機(jī)制。影響碎屑巖儲(chǔ)集層的熱流體普遍來(lái)自于盆地基底以下，主要為深部地殼熱流體與上地幔熱流體，并普遍與巖漿—火山活動(dòng)有關(guān)（朱世發(fā)等，2020；袁靜等，2022）。熱液流體具有深部向淺部活動(dòng)的特征（Caietal.，2008），主要以垂向?qū)α?、?cè)向?qū)α骷按瓜騻?cè)向合對(duì)流的形式運(yùn)移（解習(xí)農(nóng)等，2009）。

2）熱流體的識(shí)別與示蹤。與熱液活動(dòng)相關(guān)的碎屑巖儲(chǔ)集層巖石學(xué)、礦物學(xué)與地球化學(xué)特征可為熱液活動(dòng)的鑒別提供大量證據(jù)。在巖石學(xué)方面，熱液流體會(huì)改變圍巖的顏色與巖石結(jié)構(gòu)，使得碎屑巖發(fā)生褪色現(xiàn)象，并伴隨有熱碎裂結(jié)構(gòu)、斑馬狀結(jié)構(gòu)與拉伸結(jié)構(gòu)等（侯中帥等，2019）。在礦物學(xué)方面，熱流體作用會(huì)在儲(chǔ)集層中形成一系列特征性礦物組合，包括片鈉鋁石、鞍狀白云石、黃鐵礦、磷灰石、綠泥石、沸石等（張?jiān)孪嫉龋?018；Zhuetal.，2020a）；與熱液活動(dòng)相關(guān)的自生礦物中，包裹體溫度可能偏高，甚至可以高于碎屑巖儲(chǔ)集層埋藏史中的最大古地溫（袁靜等，2022）；此外，熱液流體會(huì)影響?zhàn)ね恋V物的演化進(jìn)程，導(dǎo)致伊蒙混層中伊利石占比的突增以及綠泥石與高嶺石共存的現(xiàn)象（袁靜等，2022）。在地球化學(xué)方面，熱流體活動(dòng)上涌過(guò)程中可攜帶大量無(wú)機(jī)組分，這些微量元素與巖石接觸必然會(huì)發(fā)生物質(zhì)交換，導(dǎo)致熱液礦物出現(xiàn)某些稀土元素與微量元素的異常（Bau，1996）；而且不同來(lái)源的碳酸鹽礦物與硫酸鹽礦物的δ13C、δ18O和δ34S存在著明顯差異（侯中帥等，2019），例如：蒸發(fā)作用下硫酸鹽化學(xué)沉淀不產(chǎn)生明顯的同位素分餾效應(yīng)，其δ34S組成可代表沉積水的同位素組成，范圍普遍介于10‰～30‰之間，但深源熱液相關(guān)的 δ34S 組成一般為－3‰～3‰（袁波等，2008）。

3）熱流體對(duì)儲(chǔ)集層的影響。深部流體可富含CO2與無(wú)機(jī)氦氣等揮發(fā)分、各種金屬離子（Ca2＋、Mg2＋等）以及大量的熱能（Bell and Rossman，1992；金之鈞等，2013），流入沉積盆地后會(huì)打破原有流體與巖石之間的物理化學(xué)平衡，從而對(duì)碎屑巖儲(chǔ)集層產(chǎn)生強(qiáng)烈的影響（劉全有等，2019）。在中國(guó)，諸多學(xué)者針對(duì)不同地區(qū)（鶯歌海盆地、珠江口盆地、塔里木盆地、蘇北盆地、渤海灣盆地、二連盆地等）熱液對(duì)碎屑巖儲(chǔ)集層的影響進(jìn)行過(guò)深入討論，普遍認(rèn)為熱液對(duì)儲(chǔ)集層的影響具有“兩面性”。以珠江口盆地白云凹陷珠海組為例，羅靜蘭等（2019）研究認(rèn)為白云凹陷高地溫梯度區(qū)域會(huì)受到深部熱流體影響，含CO2熱流體沿深大斷裂與氣煙囪向上運(yùn)移，并可將Fe2＋、Al3＋、Na＋等離子帶入儲(chǔ)集層孔隙水中，因此較高的CO2分壓與金屬陽(yáng)離子的參與，促使鐵白云石、菱鐵礦以及各種熱液礦物形成，對(duì)儲(chǔ)集層的孔隙空間產(chǎn)生了破壞；但另一方面，熱液流體會(huì)使得烴源巖的排烴門(mén)限深度變淺，儲(chǔ)集層在較淺部位即可達(dá)到較深的成巖階段，可溶礦物更易發(fā)生溶蝕并形成次生孔隙發(fā)育帶。

4）熱流體充注時(shí)間判斷。前人一般通過(guò)火山活動(dòng)時(shí)間與最高大地?zé)崃髦禃r(shí)間，結(jié)合巖漿巖年齡完成間接性判斷。作者將介紹利用多種熱液礦物（方解石脈、自生伊利石等）同位素成巖流體年代學(xué)的研究方法，詳細(xì)內(nèi)容請(qǐng)見(jiàn)下文。

2.6 其他類(lèi)型

除以上常見(jiàn)的成巖流體類(lèi)型以外，碎屑巖儲(chǔ)集層研究中還存在其他類(lèi)型的成巖流體。例如：在柴達(dá)木馬海盆地深部砂礫巖中發(fā)現(xiàn)了大量孔隙鹵水，具有富水性強(qiáng)、礦化度高、結(jié)鹽程度低和易開(kāi)發(fā)等特點(diǎn)，并成為了新型的鉀鹽礦資源，其物質(zhì)來(lái)源主要為賦存于更新統(tǒng)砂礫石層中的孔隙水蒸發(fā)殘余，并受到相鄰鹽巖溶濾，進(jìn)而形成了混合成因的多源性鹵水（岳鑫等，2019）。

這里僅是對(duì)碎屑巖中幾種常見(jiàn)的成巖流體類(lèi)型進(jìn)行了介紹，但碎屑巖成巖流體類(lèi)型遠(yuǎn)不止此。

3 碎屑巖成巖流體年代學(xué)研究方法

在碎屑巖成巖流體研究領(lǐng)域中，國(guó)內(nèi)外學(xué)者在傳統(tǒng)巖石學(xué)手段的基礎(chǔ)上，正嘗試?yán)昧黧w包裹體與多種自生礦物同位素定年技術(shù)來(lái)劃分流體活動(dòng)期次，并完成流體活動(dòng)絕對(duì)年齡的判斷。筆者將對(duì)碎屑巖成巖流體年代學(xué)研究方法進(jìn)行總結(jié)，重點(diǎn)闡述各種方法原理、適用的成巖流體類(lèi)型、主要優(yōu)點(diǎn)、限制條件等（表1）。

表1 成巖流體年代學(xué)研究方法、適用條件及主要特點(diǎn)Table 1 Analytical techniques，applicable conditions and main characteristics of fluid flow chronology

3.1 礦物觀察法

礦物顯微觀察是碎屑巖成巖作用研究的重要手段，包裹體與多種自生礦物同位素定年實(shí)驗(yàn)的成功在很大程度上都取決于常規(guī)巖礦工作的細(xì)致程度。在所有巖礦觀察實(shí)驗(yàn)中，偏光顯微鏡是最基礎(chǔ)、但也是最重要的。在薄片觀察中要盡可能地把握所有礦物的晶體形態(tài)、粒度大小及光性特征等，識(shí)別礦物類(lèi)型并分清碎屑組分與自生組分，分析并明確不同礦物之間的包裹關(guān)系、交代關(guān)系、截切關(guān)系等生長(zhǎng)關(guān)系。若偏光顯微鏡無(wú)法滿足上述需求，還可以利用陰極發(fā)光識(shí)別自生礦物的生長(zhǎng)期次、利用掃描電鏡附加能譜識(shí)別礦物的晶體形態(tài)與成分特征，若有必要可進(jìn)一步采用電子探針進(jìn)行更精準(zhǔn)的成分確定。雖然礦物觀察法無(wú)法展開(kāi)準(zhǔn)確的成巖流體年代學(xué)鑒定，但可對(duì)不同種類(lèi)自生礦物形成的先后順序進(jìn)行判斷，可以說(shuō)常規(guī)礦物觀察法是碎屑巖儲(chǔ)集層成巖流體年代學(xué)的研究基礎(chǔ)且是十分重要的環(huán)節(jié)。

3.2 流體包裹體法

當(dāng)碎屑巖開(kāi)始進(jìn)入到埋藏階段，或當(dāng)沉積盆地受到深部熱流體影響時(shí)，一系列成巖反應(yīng)都會(huì)在成巖流體影響下隨之發(fā)生，包括礦物的溶解以及長(zhǎng)石、石英和碳酸鹽等礦物的膠結(jié)作用。這些成巖流體有3個(gè)最基本的特征——溫度、鹽度和壓力，而這3個(gè)參數(shù)均能通過(guò)流體包裹體分析獲得。其中將包裹體均一溫度與盆地埋藏史、熱史相結(jié)合，進(jìn)而厘定成巖流體年代已成為了廣泛的研究手段（Wordenetal.，1999），含油氣盆地中不同種類(lèi)的成巖流體會(huì)在地質(zhì)歷史時(shí)期發(fā)生運(yùn)移和聚集，并在巖石的自生礦物中保有流體包裹體記錄，通過(guò)對(duì)流體包裹體的解讀可以獲得流體運(yùn)移的溫度信息，結(jié)合區(qū)域埋藏演化史可以達(dá)到判斷成巖流體年限的目的（Roedder，1979；Burruss，2003；王飛宇等，2018）。該方法的精確度主要取決于2個(gè)方面，即流體包裹體均一溫度的可靠性與盆地埋藏史的準(zhǔn)確性（王飛宇等，2018）。測(cè)溫分析前首先需要對(duì)流體包裹體的巖相學(xué)特征進(jìn)行分析，因?yàn)橐罁?jù)包裹體巖相學(xué)基礎(chǔ)關(guān)系可判斷所得出的流體包裹體數(shù)據(jù)是否正確和可靠，以及根據(jù)這些資料所做出的解釋是否合理、可行和有意義（盧煥章，2014）。

包裹體巖相學(xué)觀察主要目的有2個(gè)：其一為鑒定包裹體的成分與相態(tài)，其二為揭示包裹體與宿主礦物的關(guān)系，識(shí)別繼承性包裹體和成巖包裹體（盧煥章，2014）。含油氣盆地包裹體可分為單相烴類(lèi)包裹體、氣液兩相烴類(lèi)包裹體、含氣鹽水包裹體、含水烴類(lèi)包裹體等，其中顯微測(cè)溫的對(duì)象是與烴類(lèi)包裹體共生的均相捕獲的鹽水包裹體（王飛宇等，2018）。由于烴類(lèi)包裹體有明顯的熒光特性，因此可使用紫外線照明（波長(zhǎng)約365 nm），將烴類(lèi)包裹體與鹽水包裹體區(qū)分開(kāi)，而且包裹體的熒光顏色變化可以指示其熱成熟度特征（陳紅漢，2014）（表2）；流體包裹體中的氣相可能是H2、N2、Ar、CO2、CH4、N2、H2S等，利用包裹體均一溫度測(cè)定、恢復(fù)天然氣成藏記錄時(shí)，天然氣包裹體應(yīng)均一為氣相且成分以富含甲烷為主，該過(guò)程可通過(guò)拉曼光譜的定量—半定量研究實(shí)現(xiàn)。對(duì)于不同種類(lèi)包裹體的識(shí)別，Goldstein（2003）總結(jié)了原生、次生和假次生流體包裹體的判斷標(biāo)準(zhǔn)，Bodnar（1994）也對(duì)包裹體成因以及不同類(lèi)型流體包裹體的生長(zhǎng)關(guān)系進(jìn)行過(guò)詳細(xì)的描述，盧煥章（2014）以應(yīng)用實(shí)例的形式闡述了區(qū)分原生和次生流體包裹體方法以及流體包裹體與主礦物之關(guān)系，在此不再贅述。

表2 原油熒光顏色特征隨API的變化特征Table 2 Difference in color of fluorescence of petroleum oils according to the change in their API gravity

盡管流體包裹體測(cè)溫研究已經(jīng)是一個(gè)較為成熟的領(lǐng)域，但在實(shí)驗(yàn)操作與數(shù)據(jù)處理上仍然存在很多錯(cuò)誤的認(rèn)識(shí)。流體包裹體分析要嚴(yán)格遵守Roedder三大原則，即均相體系、封閉體系與等容體系（Roedder，1979），否則顯微測(cè)溫的數(shù)據(jù)可能會(huì)出現(xiàn)明顯偏高或高度離散的現(xiàn)象，導(dǎo)致成巖流體年代分析可信度較差（王飛宇等，2018）。因此在顯微測(cè)溫的過(guò)程中要盡可能做到：（1）進(jìn)行詳細(xì)的包裹體巖相學(xué)觀察，保證測(cè)溫?cái)?shù)據(jù)均來(lái)自于與烴類(lèi)包裹體共生的均相捕獲的鹽水包裹體；（2）以流體包裹體組合（FIA，宿主礦物中同一個(gè)生長(zhǎng)帶同時(shí)捕獲的一系列流體包裹體）為基本單位進(jìn)行流體包裹體分析和解釋，因?yàn)橥籉IA中數(shù)據(jù)的變化會(huì)提醒研究人員對(duì)數(shù)據(jù)可靠性進(jìn)行推斷，以保障數(shù)據(jù)的準(zhǔn)確性；（3）在有多種包裹體宿主礦物可以選擇時(shí)，盡可能選在石英，其次為碳酸鹽和重晶石礦物，不建議對(duì)長(zhǎng)石膠結(jié)物包裹體進(jìn)行測(cè)溫，因?yàn)殚L(zhǎng)石膠結(jié)物包裹體通常氣泡大小不均一、形狀非常不規(guī)則、密封性差，很可能帶來(lái)誤導(dǎo)性數(shù)據(jù)。

另一方面，盆地埋藏史的準(zhǔn)確性同樣至關(guān)重要。部分沉積盆地埋藏史十分復(fù)雜，后期會(huì)受到多次構(gòu)造沉降—抬升的影響，使得埋藏史與熱史恢復(fù)難度大大增加，而且對(duì)于盆地演化期間存在底部熱流的地區(qū)，流體包裹體法恢復(fù)的流體活動(dòng)時(shí)間往往會(huì)得出錯(cuò)誤結(jié)論。因此，流體包裹體法分析成巖流體年代在構(gòu)造埋藏史復(fù)雜的地區(qū)是存在一定局限性的（劉恩濤等，2019）。

在獲得鹽水包裹體均一溫度數(shù)據(jù)后，還可以進(jìn)一步利用烴類(lèi)流體包裹體和鹽水包裹體不混溶捕獲而展開(kāi)烴類(lèi)流體的PVT熱動(dòng)力學(xué)模擬（斯尚華等，2017）。流體包裹體PVT模擬主要是利用共聚焦激光掃描顯微鏡等實(shí)驗(yàn)設(shè)備，通過(guò)獲得單個(gè)油流體包裹體成分、氣液比和與其共生鹽水包裹體的均一化溫度，按相態(tài)模擬軟件（PVTsim，VTFlinC、PIT等軟件）算出的壓力數(shù)據(jù)（Aplinetal.，1999），從而對(duì)含油氣盆地油氣充注條件完成進(jìn)一步的評(píng)價(jià)。

3.3 碳酸鹽礦物定年法

碳酸鹽礦物是存在于碎屑巖儲(chǔ)集層中最常見(jiàn)的自生膠結(jié)物之一，若利用碳酸鹽礦物進(jìn)行成巖流體年代判斷，首先要根據(jù)區(qū)域地質(zhì)背景，并結(jié)合巖石學(xué)和地球化學(xué)手段確定方解石的成因，隨后才能進(jìn)行年齡解釋（韓志宇等，2022）。目前常用的碳酸鹽礦物定年法包括同位素稀釋法、電子自旋共振測(cè)年法與激光剝蝕法。

3.3.1 同位素稀釋法

同位素稀釋法是建立高精度年齡序列時(shí)最常用方法之一（Sm ithetal.，1991）。該方法需在分析樣品中加入已知量的某一標(biāo)記同位素，使其與樣品同位素均勻混合，提純并測(cè)定樣品放射性比度進(jìn)而計(jì)算該同位素在試樣中的含量（Moorbathetal.，1987）。Moorbath等（1987）首次將同位素稀釋法應(yīng)用于津巴布韋南部Mushandike石灰?guī)r的年齡測(cè)定，并獲得了2839±33Ma的Pb-Pb（207Pb／204Pb vs206Pb／204Pb）等時(shí)線年齡，開(kāi)啟了方解石U-Pb測(cè)年的大門(mén)。U－Pb定年法是利用母體同位素（238U和235U）隨時(shí)間的衰變和子體同位素（206Pb和207Pb）隨時(shí)間的累積，隨后對(duì)子體與母體含量進(jìn)行對(duì)比來(lái)計(jì)算年齡的方法（高伊雪等，2022），衰變方程為：

204Pb是Pb同位素中唯一穩(wěn)定的非放射性成因同位素，每個(gè)樣品中現(xiàn)今204Pb含量與初始值保持一致，因此有：

其中，N（206Pb）m與N（207Pb）m為現(xiàn)今巖石中Pb同位素的含量，N（206Pb）i與N（207Pb）i為巖石形成初期Pb同位素的含量，N（238U）與N（235U）為現(xiàn)今巖石中U同位素的含量，λ238與λ235分別為238U和235U的衰變常數(shù)，t是礦物形成的年齡。在該理論下，實(shí)驗(yàn)結(jié)果能產(chǎn)生3個(gè)同位素年齡（238U／206Pb、235U／207Pb、207Pb／206Pb），隨后根據(jù)結(jié)果可靠性與U-Pb協(xié)和曲線校正，從而獲得精準(zhǔn)的方解石礦物形成的年齡約束（Hiessetal.，2012；劉恩濤等，2019；高伊雪等，2022）。

隨著技術(shù)水平的提高，同位素稀釋法可以通過(guò)不斷增加測(cè)試樣品量來(lái)提高信號(hào)的分析強(qiáng)度，以達(dá)到對(duì)低鈾含量（10－9級(jí)別）碳酸鹽巖樣品的測(cè)試目的，并已在碳酸鹽脈體、石筍、洞穴次生碳酸鹽、生物碳酸鹽等方面取得重要成果（Smithetal.，1991；Woodhead etal.，2006；劉恩濤等，2019）。然而，該方法的應(yīng)用有幾項(xiàng)重要前提：（1）數(shù)據(jù)的準(zhǔn)確性不僅依靠準(zhǔn)確的測(cè)試技術(shù)，同樣與樣品的采集與分離密切相關(guān)。雖然該方法可以通過(guò)增加樣品數(shù)量來(lái)保證信號(hào)強(qiáng)度，但必須保證碳酸鹽礦物為同一世代，這就要求取樣前必須對(duì)樣品進(jìn)行詳細(xì)的巖石學(xué)微觀觀察，確定礦物生長(zhǎng)軌跡，準(zhǔn)確判斷礦物形成期次。（2）該方法對(duì)樣品處理要求極高（特別是U和Pb含量較低的樣品，很容易受到污染；Smithetal.，1991），要仔細(xì)分離礦物，在樣品破碎、挑選與清洗過(guò)程中要避免除測(cè)試碳酸鹽礦物以外的一切外來(lái)樣品污染。（3）該方法要求方解石中的U-Pb比值要足夠大，這對(duì)樣品本身就提出了較大的限制。

目前來(lái)看，同位素稀釋法U-Pb測(cè)年主要在國(guó)外實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行，在國(guó)內(nèi)進(jìn)展較為緩慢，而且在碎屑巖自生碳酸鹽膠結(jié)物中尚未見(jiàn)報(bào)道，其原因可能如下：（1）該實(shí)驗(yàn)需要經(jīng)過(guò)薄片制備、巖石學(xué)微觀觀察、激光燒蝕掃描、微觀取樣、樣品清洗、質(zhì)譜測(cè)量等多個(gè)流程，單獨(dú)樣品的測(cè)試要長(zhǎng)達(dá)半年之久，而且即便國(guó)外成熟的實(shí)驗(yàn)室，一周也僅能測(cè)出5個(gè)樣品的數(shù)據(jù)（劉恩濤等，2019；Woodhead and Petrus，2019）。（2）碎屑巖儲(chǔ)集層中碳酸鹽膠結(jié)物的成因機(jī)制異常復(fù)雜，通常在多期次、多類(lèi)型成巖流體作用控制下形成，在毫米甚至微米尺度都可能存在不同期次的成巖流體產(chǎn)物。在此背景下，無(wú)論是鑒別還是挑離不同流體期次的碳酸鹽礦物都會(huì)存在極大的困難。（3）碎屑巖中的自生碳酸鹽礦物U含量往往偏低，而增大樣品量又很可能會(huì)帶來(lái)樣品的污染，因此成功率可能會(huì)很低（劉恩濤等，2019）。（4）隨著激光剝蝕、離子探針等技術(shù)的發(fā)展，原位分析技術(shù)的出現(xiàn)在同位素測(cè)年領(lǐng)域發(fā)生了一場(chǎng)革命（Woodhead and Petrus，2019），原位碳酸鹽礦物定年法有著實(shí)驗(yàn)簡(jiǎn)單、取樣量少、成本低且效率高等諸多優(yōu)勢(shì)，因此在很多研究中逐漸取代了同位素稀釋法。

3.3.2 電子自旋共振（ESR）測(cè)年法

電子自旋共振（Electron Spin Resonance，簡(jiǎn)稱ESR）法是基于測(cè)量樣品中不成對(duì)電子的數(shù)目從而測(cè)定樣品年代的一種物理方法（賈麗等，2006）。碳酸鹽礦物中碳酸鈣離子基團(tuán)在γ、β、α射線的轟擊下能夠發(fā)生位移，并形成大量負(fù)二價(jià)的碳酸根離子空位，電子被激發(fā)后會(huì)被晶格中的空位所捕獲，但每個(gè)空位僅能捕獲1個(gè)電子（已捕獲電子的空位稱為順磁中心），若碳酸鹽礦物結(jié)晶年齡越老，則單位質(zhì)量方解石的順磁中心個(gè)數(shù)就會(huì)越多，因此可以根據(jù)測(cè)定樣品中累積起來(lái)的順磁中心總數(shù)（等效計(jì)量ED）來(lái)判斷樣品年齡（Schwarcz and Rink，2001；賈麗等，2006）。若碳酸鹽礦物自形成以來(lái)未經(jīng)歷過(guò)強(qiáng)烈的改造作用，則測(cè)定出的年齡即為初始結(jié)晶年齡；若碳酸鹽礦物在埋藏過(guò)程中受到了強(qiáng)烈的構(gòu)造作用或熱作用，這會(huì)使得累積的順磁中心濃度喪失殆盡，此時(shí)測(cè)定的年齡即為構(gòu)造活動(dòng)的年齡（王鵬昊等，2013）。

目前在國(guó)外的研究中，該方法主要應(yīng)用于第四系古生物遺址化石的準(zhǔn)確定年領(lǐng)域（Arnoldetal.，2022），而國(guó)內(nèi)研究則更多關(guān)注方解石脈年代學(xué)測(cè)定，用來(lái)評(píng)價(jià)與裂縫方解石生長(zhǎng)相關(guān)的斷層活動(dòng)年限（王鵬昊等，2013；Qiuetal.，2018）?？傮w來(lái)看，該方法在碎屑巖儲(chǔ)集層成巖流體研究中應(yīng)用得不多。

3.3.3 激光剝蝕原位U-Pb法

激光剝蝕技術(shù)是利用激光剝蝕系統(tǒng)產(chǎn)生激光束聚焦樣品表面，對(duì)樣品進(jìn)行剝蝕與氣化，隨后被N2、Ar等氣體載入等離子體中電離，再經(jīng)過(guò)質(zhì)譜儀中完成質(zhì)量過(guò)濾，進(jìn)而完成化學(xué)元素、同位素成分分析與樣品年齡的測(cè)定（Hieftjeetal.，1985）。激光剝蝕原位U-Pb法的原理與同位素稀釋法基本相同，均是利用放射性238U與235U元素衰變?yōu)榉€(wěn)定的207Pb與206Pb來(lái)計(jì)算礦物形成年齡的，但相比之下，該方法對(duì)樣品處理要求較低（樣品用環(huán)氧樹(shù)脂固定，再經(jīng)過(guò)細(xì)致拋光與清洗即可上機(jī)測(cè)試），操作靈活度高，具有較高的空間分辨率，成本較低且分析速度快，可對(duì)樣品進(jìn)行微區(qū)分析且樣品消耗量很小，因此可獲得自生礦物不同期次年齡分布的精細(xì)結(jié)構(gòu)，這對(duì)于了解具有復(fù)雜流體演化史礦物的形成過(guò)程及由此反映的地質(zhì)演化十分重要（沈安江等，2019）。

現(xiàn)如今，基于激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀（LA－ICP－MS）的U－Pb定年技術(shù)已成為巖礦分析的核心技術(shù)之一（Lietal.，2014；Roberts and Walker，2016），并廣泛應(yīng)用于富鈾礦物的年代學(xué)研究中。起初，鋯石成為了激光原位U－Pb定年領(lǐng)域中理想的礦物，這是因?yàn)殇喪哂休^高的封閉溫度、放射性U含量較高（普遍在10×10－6以上）且普通Pb含量低（李獻(xiàn)華等，2015），導(dǎo)致該方法的高精度年齡數(shù)據(jù)獲取成功率較高，因此鋯石的U－Pb定年在地球演化與地球動(dòng)力學(xué)研究、沉積物源研究等科學(xué)問(wèn)題上有重要意義。然而，在碳酸鹽樣品中應(yīng)用LA－ICP－MS進(jìn)行U－Pb定年存在一定的困難：首先，碳酸鹽礦物中的U和Pb含量要明顯低于鋯石，通常小于10×10－6，因此檢測(cè)信號(hào)的強(qiáng)度會(huì)偏低（劉恩濤等，2019）；其次，碳酸鹽礦物在其礦物晶格或微碳酸鹽礦物顆粒邊界中有較高的初始Pb含量，需要通過(guò)非諧和線進(jìn)行校正（Simonettietal.，2006），最常用的方法是在Tera-Wasserburg圖上通過(guò)測(cè)量的U-Pb數(shù)據(jù)點(diǎn)回歸線與反向諧和線的交點(diǎn)確定年齡（Yokoyamaetal.，2018），但不同期次甚至同一期次碳酸鹽礦物中U、Pb的含量分布可能都是很不均勻的（Roberts and Walker，2016），因此擬合出來(lái)的結(jié)果可能存在不理想的情況；最后，合適的標(biāo)樣是利用LA－ICP－MS進(jìn)行UPb定年的先決條件，目前針對(duì)鋯石和獨(dú)居石已經(jīng)提出了多種U－Pb定年的天然標(biāo)準(zhǔn)樣品（Cocherieetal.，2009），而碳酸鹽礦物定年在各個(gè)實(shí)驗(yàn)室使用的標(biāo)樣種類(lèi)很有限，并且標(biāo)樣沒(méi)有相互共享（劉恩濤等，2019）。

近些年，隨著實(shí)驗(yàn)設(shè)備精度的提高與實(shí)驗(yàn)技術(shù)的進(jìn)步，國(guó)內(nèi)外實(shí)驗(yàn)室已經(jīng)相繼針對(duì)低U方解石樣品進(jìn)行U－Pb定年嘗試，并取得了成功（Roberts and Walker，2016；Nurieletal.，2017；程婷等，2020），普遍的方法是利用ICP-MS對(duì)樣品進(jìn)行預(yù)掃描，快速選出可利用238U／206Pb和207Pb／206Pb構(gòu)建反向等時(shí)線以及普通Pb足夠低的合適點(diǎn)位，從而實(shí)現(xiàn)LA-MC-ICPMS的有的放矢；而針對(duì)方解石標(biāo)樣，國(guó)外實(shí)驗(yàn)室開(kāi)發(fā)出了ASH 15（洞穴鈣板，即flowstone）和WC－1（海相方解石膠結(jié)物）作為標(biāo) 樣（Robertsetal.，2017；Yokoyamaetal.，2018），而國(guó)內(nèi)研究者同樣也開(kāi)發(fā)出了塔里木盆地北緣的純凈孔洞方解石AHX－1a作為標(biāo)樣（程婷等，2020）。因此，雖然LA－ICP－MS的方解石UPb定年技術(shù)仍存在一點(diǎn)的缺陷，但該方法將會(huì)在未來(lái)的研究中具有良好的應(yīng)用前景。

3.4 自生伊利石40 K／40Ar與39A r／40Ar定年

40K／40Ar定年法主要是基于母體同位素（40K）隨時(shí)間的衰變和子體同位素（40Ar）隨時(shí)間的累積，隨后對(duì)子體與母體含量進(jìn)行對(duì)比來(lái)計(jì)算年齡的方法，該方法幾乎可被應(yīng)用于所有類(lèi)型的含鉀礦物中（Dalrymp le and Lanphere，1969）；而39Ar／40Ar定年法為傳統(tǒng)40K／40Ar法的變體，即通過(guò)中子輻射的方法將樣品中部分39K轉(zhuǎn)化為39Ar，從而進(jìn)行礦物的定年（Merrihue and Turner，1966）。相比之下，40K／40Ar定年法需要將被測(cè)礦物進(jìn)行嚴(yán)格的分離，對(duì)于不同年代的混合礦物只能得到年齡的平均值；而39Ar／40Ar定年法的優(yōu)點(diǎn)是可在同一臺(tái)儀器上同時(shí)進(jìn)行母體同位素和子體同位素的測(cè)量，這避免了由于樣品非均質(zhì)性而造成的不確定性，實(shí)現(xiàn)微量和微區(qū)測(cè)量（Claueretal.，2012），但中子輻射過(guò)程中會(huì)使39Ar發(fā)生 “反沖”現(xiàn)象，需要采用特殊的密封技術(shù)來(lái)計(jì)算39Ar的反沖量（Kligfieldetal.，1986）。

從碎屑巖礦物成因來(lái)看，伊利石可分為碎屑伊利石（多為2M1型，形成于280℃以上）與自生伊利石（多為1M／1Md型，形成于低溫系統(tǒng)中）2類(lèi)，前者為母巖風(fēng)化產(chǎn)物，顆粒粒徑較大，其年齡要老于地層年齡，與碎屑巖的成巖流體作用無(wú)關(guān)（Haines and van der Pluijm，2008）；后者粒徑偏小，又可細(xì)分為2個(gè)小類(lèi)：其一為蒙脫石先轉(zhuǎn)化為伊／蒙混層并最終轉(zhuǎn)化為富鉀伊利石，其二為孔隙中直接沉淀形成的自生伊利石（韓志宇等，2022）。自生伊利石的形成往往與碎屑巖成巖演化、斷層活動(dòng)、熱液活動(dòng)等密切相關(guān)，因此測(cè)定自生伊利石的年齡對(duì)于還原相關(guān)地質(zhì)事件意義重大（Claueretal.，1997；Dongetal.，1997；Meunieretal.，2004）。

無(wú)論采用40K／40Ar法還是39Ar／40Ar法，測(cè)定自生伊利石樣品年齡的可靠性在很大程度上取決于樣品的制備（Claueretal.，1992）。為了將碎屑伊利石與自生伊利石分離，需要對(duì)巖石中伊利石礦物進(jìn)行詳細(xì)的掃描電子顯微鏡（SEM）或高分辨率透射電子顯微鏡（HRTEM）觀察，并區(qū)分不同類(lèi)型伊利石的礦物特征（Dongetal.，1997）?，F(xiàn)有研究認(rèn)為，自生伊利石的平均粒度要遠(yuǎn)低于碎屑伊利石，在混合伊利石分離過(guò)程中，隨著粒度變細(xì)，自生伊利石的占比會(huì)越來(lái)越大，因此理論上最細(xì)的粒度分離技術(shù)能夠在最大程度上避免碎屑物質(zhì)對(duì)自生伊利石定年的影響（韓志宇等，2022），而且Clauer等（1997）研究認(rèn)為，在同一期次流體事件形成的自生伊利石中，較小的納米級(jí)伊利石顆粒其停止生長(zhǎng)更早，因此產(chǎn)生的年齡更大，能代表伊利石形成的初始年齡，而在隨時(shí)間持續(xù)生長(zhǎng)的較粗的微米級(jí)伊利石顆粒測(cè)得年齡會(huì)偏小。目前伊利石樣品的篩選往往先采用超聲波震蕩或凍融法，隨后采用懸浮離心法、冷凍解凍法或微孔濾膜真空抽濾法等分離出不同粒度的伊利石礦物（張有瑜和羅修泉，2011），再利用掃描電子顯微鏡（SEM）或高分辨率透射電子顯微鏡（HRTEM）等微觀觀測(cè)手段分離礦物（韓志宇等，2022）。整個(gè)過(guò)程均不能采用研磨法，這是因?yàn)檫^(guò)度研磨會(huì)將來(lái)自沉積巖、低變質(zhì)巖或火山巖（如云母和長(zhǎng)石）的碎屑顆粒與自生伊利石混合，使得年齡測(cè)定的不確定性大大增加（Claueretal.，1992）。自生伊利石具體的分離方法以及同位素定年的表征在很多文獻(xiàn)中已有廣泛的討論，在此不再贅述。

3.5 鉀長(zhǎng)石加大40 K／40A r與39A r／40A r定年

前人研究認(rèn)為，自生鉀長(zhǎng)石在沉積巖形成不久到整個(gè)成巖階段過(guò)程中均可能形成（Aleinikoffetal.，1993）。由于自生鉀長(zhǎng)石往往具有較高的鉀元素含量，這使得其同樣可以作為40K／40Ar與39Ar／40Ar沉積流體年代學(xué)研究的重要工具（Sherlocketal.，2005；Marketal.，2008）。Harlavan和Sand ler（2010）將沉積巖中的自生鉀長(zhǎng)石總結(jié)為自形晶粒、細(xì)粒膠結(jié)物、不穩(wěn)定碎屑顆粒交代與鉀長(zhǎng)石次生加大共4類(lèi)，其中鉀長(zhǎng)石次生加大最為常見(jiàn)，也是鉀長(zhǎng)石定年的首選類(lèi)型。自生鉀長(zhǎng)石定年在國(guó)外研究中報(bào)道較多，但在國(guó)內(nèi)鮮有報(bào)道。多數(shù)研究認(rèn)為，沉積盆地中的鉀長(zhǎng)石次生加大形成時(shí)間較晚，形成溫度普遍介于100～200℃之間（Liuetal.，2003；Sherlocketal.，2005），在50℃以下很少有自生鉀長(zhǎng)石的記錄（Harlavan and Sand ler，2010）；而且多數(shù)研究發(fā)現(xiàn)自生鉀長(zhǎng)石可能與構(gòu)造活動(dòng)有關(guān)，這可能突破了普遍認(rèn)為的長(zhǎng)石膠結(jié)僅來(lái)自碎屑鉀長(zhǎng)石與云母溶解再沉淀的觀點(diǎn)。因此，綜合各種巖石學(xué)手段對(duì)自生鉀長(zhǎng)石成因與年齡進(jìn)行解釋，對(duì)于相關(guān)地質(zhì)過(guò)程的成巖流體研究有著重要的意義。

鉀長(zhǎng)石加大40K／40Ar與39Ar／40Ar定年的原理與伊利石礦物基本相同，因此在處理樣品過(guò)程中，將碎屑鉀長(zhǎng)石與自生鉀長(zhǎng)石分離同樣是獲得可靠數(shù)據(jù)的前提；但不同的是，鉀長(zhǎng)石次生加大的寬度可達(dá)幾十甚至上百微米，這決定了其非常適合用激光原位39Ar／40Ar定年法進(jìn)行分析（Marketal.，2008）。在測(cè)試前需要對(duì)含有自生鉀長(zhǎng)石的巖石進(jìn)行詳細(xì)的巖石學(xué)觀察，根據(jù)礦物的截切關(guān)系確定自生鉀長(zhǎng)石的生長(zhǎng)位置，以便更好地進(jìn)行準(zhǔn)確定年。

3.6 富有機(jī)質(zhì)沉積物Re-Os定年

Re-Os定年主要是根據(jù)母體同位素（187Re）隨時(shí)間的衰變和子體同位素（187Os）隨時(shí)間的累積，隨后根據(jù)同位素比值（187Re／188Os）與（187Os／188Os）繪制Re-Os等時(shí)線來(lái)計(jì)算礦物形成年齡的方法。衰變方程為（Smoliaretal.，1996）：

由于大部分巖石存在普通Os，因此計(jì)算年齡時(shí)衰變方程兩邊要同時(shí)除以原子數(shù)不變的188Os：

其中，N（187Os）m為現(xiàn)今巖石中Os同位素的含量，N（187Os）i為巖石形成初期Os同位素的含量，N（187Re）為現(xiàn)今巖石中Re同位素的含量，λ為187Os的衰變常數(shù)，t是礦物形成的年齡。

Re-Os同位素具有2種特性，即親鐵性與親有機(jī)性。前者使其在金屬礦床的成礦年齡研究方面發(fā)揮了重要的作用，而后者對(duì)于確定含油氣系統(tǒng)中富有機(jī)質(zhì)樣品（包括富有機(jī)質(zhì)沉積物、原油、瀝青等）的準(zhǔn)確地質(zhì)年代至關(guān)重要。在沉積水體偏氧化的條件下，Re與Os通常以與的形式存在，有著較高的溶解度；但在富有機(jī)質(zhì)沉積物形成的還原環(huán)境中，與通常會(huì)被還原為難溶的組分，并被有機(jī)質(zhì)吸附沉淀（Bruland，1983），這使得沉積巖形成時(shí)Os同位素的比值基本與沉積水體相同。若富有機(jī)質(zhì)沉積物在埋藏階段處于相對(duì)封閉的成巖系統(tǒng)中（未受到強(qiáng)烈構(gòu)造變形、火山熱液等活動(dòng)影響），即可認(rèn)為，Re-Os同位素等時(shí)線年齡為沉積巖的形成年齡（李超等，2010）。此外，Re-Os定年的樣品應(yīng)優(yōu)先考慮新鮮的鉆井巖心樣品，并盡可能選擇TOC含量較高的樣品，一方面是因?yàn)轱L(fēng)化作用會(huì)使沉積巖中的Re-Os同位素發(fā)生嚴(yán)重?fù)p失，另一方面，有機(jī)質(zhì)含量往往與Re-Os同位素含量呈正相關(guān)關(guān)系，這可以保證測(cè)試結(jié)果的可靠性（Ravizza and Turekian，1989）。

4 成巖流體年代學(xué)在碎屑巖儲(chǔ)集層中的地質(zhì)應(yīng)用

碎屑巖中的自生礦物記錄了成巖演化過(guò)程中流體的關(guān)鍵信息，因此成為了成巖流體年代學(xué)研究的關(guān)鍵。在碎屑巖儲(chǔ)集層成巖流體年代學(xué)研究中，首先要利用多種巖石學(xué)（巖石薄片、掃描電鏡、陰極發(fā)光、電子探針等）及地球化學(xué)手段（主微量元素、稀土元素、同位素等）判斷成巖流體類(lèi)型，隨后以自生礦物為依托完成包裹體測(cè)溫或同位素定年等實(shí)驗(yàn)，從而實(shí)現(xiàn)在地層沉積年齡確定、成巖流體演化史恢復(fù)、相關(guān)構(gòu)造活動(dòng)時(shí)限確定以及油氣充注時(shí)間判斷等方面的地質(zhì)應(yīng)用。

4.1 確定地層沉積年齡

沉積巖往往具有特殊的生物群與礦物組合，這對(duì)于了解古湖泊、古海洋與古氣候的演化至關(guān)重要，而研究這些問(wèn)題的首要前提就是進(jìn)行準(zhǔn)確的地層年代確定。Ravizza和Turekian（1989）研究發(fā)現(xiàn)富有機(jī)質(zhì)沉積物在偏還原性的環(huán)境中能夠吸收沉積水（海水、湖水等）的Re-Os元素，這提供了一個(gè)確定沉積物準(zhǔn)確年代的重要工具，因此Ravizza和Turekian（1989）首次嘗試將Re-Os同位素定年應(yīng)用到美國(guó)Bakken頁(yè)巖沉積年齡的確定中，該研究對(duì)頁(yè)巖全巖樣品的Re、Os濃度和OS同位素進(jìn)行測(cè)定，并形成完整的等時(shí)線，獲得頁(yè)巖沉積年齡為354±49Ma，該年齡與Bakken頁(yè)巖的公認(rèn)形成年齡（≈360Ma）相一致。隨后，Creaser等（2002）發(fā)現(xiàn)富有機(jī)質(zhì)沉積物的熟化作用并不會(huì)引起Re-Os同位素體系的破壞，進(jìn)一步證明了富有機(jī)質(zhì)沉積物Re-Os定年的可行性。而Rip ley等（2001）研究認(rèn)為沉積物中的碎屑顆粒同樣存在部分Re、Os，并且會(huì)對(duì)沉積物年齡的測(cè)定產(chǎn)生影響，因此要用合理的手段去除碎屑顆粒中的Re、Os。近些年，有不少研究人員對(duì)富有機(jī)質(zhì)沉積物的Re-Os定年進(jìn)行完善，針對(duì)該實(shí)驗(yàn)的化學(xué)流程優(yōu)化及分析測(cè)試精度都提出了更高的要求，總體來(lái)看有著廣泛的應(yīng)用前景。

對(duì)沉積物中發(fā)育的方解石條帶或結(jié)核進(jìn)行UPb測(cè)年，同樣可以直接確定沉積巖的形成時(shí)間，但前提是需要進(jìn)行詳細(xì)的巖石學(xué)觀察與地球化學(xué)表征，并證明被測(cè)方解石礦物為原生成因。Israelson等（1996）對(duì)澳大利亞上寒武統(tǒng)Alum組黑色頁(yè)巖中的方解石結(jié)核進(jìn)行了研究，首先通過(guò)對(duì)黑色頁(yè)巖孔隙結(jié)構(gòu)、壓實(shí)強(qiáng)度以及方解石結(jié)核碳同位素的測(cè)定，認(rèn)為方解石結(jié)核形成于黑色頁(yè)巖沉積后不久，隨后發(fā)現(xiàn)這些碳酸鹽結(jié)核具有非常高的鈾鉛比（238U／204Pb最大可達(dá)288 000），這為方解石U-Pb同位素測(cè)年提供了良好的條件；測(cè)定結(jié)果顯示碳酸鹽結(jié)核的年齡為509.8±5.1Ma，這為寒武紀(jì)晚期Alum組沉積提供了準(zhǔn)確的年齡參考。Wang等（1998）對(duì)美國(guó)Hartford盆地晚三疊世的碎屑巖做了類(lèi)似的研究，通過(guò)薄片顯微觀察、陰極發(fā)光、裂變徑跡分析、微量元素等手段在沉積巖中識(shí)別出了3個(gè)世代的方解石膠結(jié)物，并認(rèn)為第1世代的泥晶方解石條帶與沉積物形成時(shí)期基本吻合，對(duì)第1世代純泥晶方解石的U-Pb測(cè)年數(shù)據(jù)顯示，等時(shí)線年齡為211.9±2.1Ma，這個(gè)年齡與前人提出的地層年齡基本吻合，證明了碎屑沉積物中方解石條帶的U－Pb定年可用于精確測(cè)定沉積時(shí)間。

4.2 成巖流體演化史恢復(fù)

對(duì)沉積盆地流體—巖石相互作用的理解主要基于大量的巖石學(xué)觀測(cè)與地球化學(xué)手段，盡管這是一個(gè)活躍的研究領(lǐng)域，但解決流體運(yùn)移開(kāi)始時(shí)間及其持續(xù)時(shí)間的基本問(wèn)題仍具有挑戰(zhàn)性，而自生礦物的精準(zhǔn)定年為成巖流體演化史恢復(fù)提供了一個(gè)良好的工具。Sherlock等（2005）對(duì)瑞典北部新元古宙—早寒武世Laisvall組砂巖中鉀長(zhǎng)石自生加大邊進(jìn)行了詳細(xì)的巖石學(xué)描述與原位39Ar／40Ar同位素定年，該研究共識(shí)別出2個(gè)期次的長(zhǎng)石自生加大邊（圖5），其中較老的一期靠近碎屑長(zhǎng)石顆粒，而較年輕的一期則靠近孔隙邊緣，2個(gè)期次的長(zhǎng)石加大年齡分別顯示為前寒武紀(jì)—寒武紀(jì)（528±10～567±8）Ma與晚志留世（403±6～453±8）Ma，這2組數(shù)據(jù)被解釋為受控于2個(gè)互不干涉的成巖事件，第1期次形成于早期砂巖埋藏成巖作用，后一期次被認(rèn)為與加里東造山帶逆沖作用和斷層活動(dòng)相關(guān)的流體事件有關(guān)。Mark等（2008）對(duì)蘇格蘭西北部Fucoid Bed砂巖中的自生鉀長(zhǎng)石進(jìn)行了類(lèi)似的研究，通過(guò)掃描電鏡觀察、礦物組成測(cè)定、包裹體數(shù)量與均一溫度，該研究同樣識(shí)別出2個(gè)期次的自生鉀長(zhǎng)石膠結(jié)物，利用高分辨率紫外激光燒蝕技術(shù)獲得的39Ar／40Ar同位素齡資料表明，第1膠結(jié)期為奧陶紀(jì)產(chǎn)物，第2膠結(jié)期為志留紀(jì)產(chǎn)物，該研究對(duì)鉀長(zhǎng)石39Ar／40Ar定年的可靠性進(jìn)行了討論，從微觀角度建立了鉀長(zhǎng)石捕獲Ar的模型，并認(rèn)為鉀長(zhǎng)石必須暴露在一系列高溫環(huán)境下，才能確保模型的有效性。

圖5 碎屑鉀長(zhǎng)石與自生鉀長(zhǎng)石樣品的39Ar／40Ar年齡數(shù)據(jù)與距離的關(guān)系（據(jù)Sherlock et al.，2005；有修改）Fig.5 39Ar／40Ar age data versus distance for detrital and authigenic potassium feldspar（modified from Sherlock et al.，2005）

針對(duì)不同種類(lèi)自生礦物成因及相關(guān)成巖流體演化史恢復(fù)，國(guó)內(nèi)同樣取得了大量?jī)?yōu)秀的成果。以東營(yíng)凹陷高青地區(qū)為例，Wang等（2020）針對(duì)二疊系上石盒子組石英砂巖中廣泛發(fā)育的硅質(zhì)膠結(jié)物進(jìn)行了精細(xì)研究，陰極發(fā)光下發(fā)現(xiàn)研究區(qū)硅質(zhì)膠結(jié)物可劃分為3期（I期：450～670 nm，呈淡棕色；Ⅱ期：420～480 nm，不發(fā)光；Ⅲ期：470～650 nm，呈深棕色發(fā)光）。薄片觀察、包裹體分析與電子探針結(jié)果發(fā)現(xiàn)，第I期硅質(zhì)膠結(jié)物以石英次生加大形式附著在碎屑顆粒表面，膠結(jié)物主微量元素占比與原始顆粒較為相似，包裹體均一溫度介于70～110℃之間，Si被認(rèn)為來(lái)源于石英顆粒之間的壓溶作用；第Ⅱ期硅質(zhì)膠結(jié)物以石英次生加大、自生晶粒石英、裂縫充填等多種形式存在，并伴隨重晶石的存在，硅質(zhì)膠結(jié)物富集Fe、Mn、Al，、Ni等多種微量元素并存在明顯的Eu正異常，包裹體均一溫度跨度較大，最終該期次膠結(jié)物被認(rèn)為與長(zhǎng)石溶解、黏土礦物脫水轉(zhuǎn)化和高青斷裂深部熱液有關(guān)；第Ⅲ期硅質(zhì)膠結(jié)物生長(zhǎng)于第Ⅱ期外部，但含量明顯低于第Ⅱ期膠結(jié)物，通常與高嶺石和伊利石伴生，包裹體均一溫度介于130～150℃之間，膠結(jié)物同樣富集Fe、Al、Li、Ba等元素，結(jié)合地區(qū)埋藏史認(rèn)為物質(zhì)來(lái)源主要為熱液供給。

碎屑巖儲(chǔ)集層中的碳酸鹽礦物有著成因復(fù)雜、多期次性、易受后期成巖改造等特點(diǎn)，而碳酸鹽礦物原位U-Pb同位素定年技術(shù)可成為碎屑巖儲(chǔ)集層成巖流體演化史恢復(fù)的有效工具。然而，該方法目前多應(yīng)用于與碳酸鹽儲(chǔ)集層和金屬礦床的成巖流體研究中（沈安江等，2019；Yangetal.，2021）。雖然該方法在碎屑巖儲(chǔ)集層的碳酸鹽膠結(jié)物中未見(jiàn)嘗試，但從理論上說(shuō)，針對(duì)基底式膠結(jié)的自生碳酸鹽礦物設(shè)計(jì)實(shí)驗(yàn)應(yīng)當(dāng)是可行的，期待有后續(xù)研究能補(bǔ)充該方向的研究空白。

4.3 確定脆性構(gòu)造活動(dòng)時(shí)限

大多數(shù)沉積盆地所處的地殼淺部環(huán)境地溫較低，巖石應(yīng)變速率往往很大，因此脆性構(gòu)造變形較為普遍。而確定脆性構(gòu)造變形的絕對(duì)年齡對(duì)于理解與脆性構(gòu)造變形有關(guān)的地質(zhì)事件及其演化至關(guān)重要（趙子賢和施煒，2019）。傳統(tǒng)脆性構(gòu)造變形年限的確定往往從構(gòu)造變形與沉積事件相結(jié)合方面進(jìn)行定性解釋，或是采用磷灰石裂變徑跡的方法進(jìn)行半定量約束，但以上方法也只能將相關(guān)構(gòu)造活動(dòng)限定在某一個(gè)時(shí)間段，卻無(wú)法獲取確定年限，但斷層活動(dòng)形成的自生礦物為判斷脆性構(gòu)造活動(dòng)年限提供了良好的工具。目前該方法主要應(yīng)用于與斷層活動(dòng)相關(guān)的自生伊利石礦物和方解石脈體中（碳酸鹽巖、碎屑巖儲(chǔ)集層與巖漿巖中均可）。

van der Pluijm等（2001）運(yùn)用伊利石定年技術(shù)對(duì)加拿大南部Lewis沖斷帶地殼淺部斷裂年限進(jìn)行了判斷，在斷裂中存在著碎屑伊利石與自生伊利石的混合物，該研究利用X射線量化了不同粒徑混合伊利石組分中碎屑伊利石和自生伊利石的比例，并建立了模型來(lái)表征斷層泥中自生伊利石和碎屑伊利石含量。在該模型中，當(dāng)碎屑伊利石為0%時(shí)（即39Ar／40Ar同位素定年樣品為100%的自生伊利石），測(cè)定純自生伊利石年齡為51.5±3.5Ma；當(dāng)碎屑伊利石為100%時(shí)，測(cè)定純碎屑伊利石年齡為171.5±6.2Ma。最終該研究認(rèn)為加拿大落基山脈南部Lewis沖斷帶的斷層活動(dòng)距今約有52Ma的歷史，并意味著北美西部的應(yīng)力體系在始新世發(fā)生了從收縮變?yōu)樯煺沟目焖俎D(zhuǎn)變。鄭勇等（2019）對(duì)龍門(mén)山斷裂帶進(jìn)行了類(lèi)似的研究，該研究首先采用沉降法與離心法對(duì)不同粒級(jí)的伊利石顆粒進(jìn)行分離，隨后用XRD分析法對(duì)1Md型自生伊利石與2M1型碎屑伊利石進(jìn)行區(qū)分，結(jié)果測(cè)定2個(gè)樣品的自生伊利石40K／40Ar年齡分別為216±6Ma與176±6Ma，而碎屑伊利石的年齡分別為402±6Ma與390±5Ma；最終該研究認(rèn)為自生伊利石形成于中生代晚三疊世至早侏羅世龍門(mén)山地區(qū)強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，并受控于青藏高原東緣廣泛的印支造山運(yùn)動(dòng)。

方解石脈體同樣可以出現(xiàn)在多種巖性的斷裂中，并為限制脆性斷裂的絕對(duì)時(shí)間、了解地殼變形和流體的流動(dòng)提供重要依據(jù)。Roberts和Walker（2016）針對(duì)北大西洋邊緣法羅群島斷層方解石脈體進(jìn)行了研究，并對(duì)相關(guān)的變形運(yùn)動(dòng)的絕對(duì)時(shí)間及其驅(qū)動(dòng)條件進(jìn)行了解釋，該研究共選取了3個(gè)斷層的17個(gè)方解石脈體樣品，在進(jìn)行了顯微鏡光學(xué)觀察后，由于U和Pb在方解石脈體中分布不均一，先采用LA－ICP－MS手段進(jìn)行元素面掃，選取含高U、低Pb的合適區(qū)域進(jìn)行點(diǎn)位選擇，以獲得最佳的精密度和準(zhǔn)確性。17個(gè)樣品中有來(lái)自2組斷層的9個(gè)樣品獲得了可靠的年齡數(shù)據(jù)（圖6），其中第2組斷層方解石年齡范圍介于44.8±2.0～11.2±1.1Ma（n＝7），而第3組斷層方解石年齡范圍為41.7±1.9～16.3±1.2Ma（n＝2）。最終該研究認(rèn)為法羅群島的斷層形成持續(xù)時(shí)間為中始新世到中中新世，該斷層的形成與北大西洋海洋擴(kuò)張有關(guān)。U-Pb方解石的年齡范圍表明法羅群島斷裂活動(dòng)并不是在較短的地質(zhì)歷史時(shí)期內(nèi)形成的，而是在大陸邊緣持續(xù)存在的。

圖6 北大西洋邊緣法羅群島斷層方解石脈體9個(gè)樣品的LA－ICP－MS U-Pb定年結(jié)果（據(jù)Roberts and Walker，2016；有修改）Fig.6 LA－ICP-MS U-Pb dating of 9 calcite veins from the Faroe Islands Fault in the North Atlantic margin（modified from Roberts and Walker，2016）

4.4 判斷油氣充注時(shí)間

含油氣盆地自生礦物的同位素定年為油氣成藏年代學(xué)的定量研究提供了重要依據(jù)（邱華寧等，2009），其中，碎屑巖儲(chǔ)集層中自生伊利石礦物成為記錄油氣成藏事件的理想礦物。自生伊利石的形成通常與富鉀流體有關(guān)，但當(dāng)油氣充注時(shí)，烴類(lèi)物質(zhì)會(huì)破壞自生伊利石的形成環(huán)境，使其生長(zhǎng)受到限制。因此，在含油飽和度較高的砂巖儲(chǔ)集層中，測(cè)定自生伊利石的絕對(duì)年齡即可判斷油氣充注年代。陳剛等（2012）對(duì)鄂爾多斯盆地東北部山西組、石盒子組以及石千峰組等不同層系的7塊含氣砂巖樣品進(jìn)行了自生伊利石40K／40Ar定年，在SEM觀察下，發(fā)現(xiàn)研究區(qū)自生伊利石的粒徑普遍在0.15～0.30μm以及＜0.15μm粒級(jí)范圍，自生伊利石的含量與深度之間不存在相關(guān)關(guān)系，說(shuō)明伊利石的生長(zhǎng)與孔隙流體化學(xué)性質(zhì)和地溫?zé)o關(guān)，而是主要受控于烴類(lèi)物質(zhì)的抑制作用；結(jié)果顯示樣品自生伊利石年齡整體介于178～108Ma之間，存在2個(gè)峰值年齡（165Ma，130Ma），且空間上總體具有自南向北逐漸減小的特點(diǎn)。結(jié)合地區(qū)背景，該研究認(rèn)為鄂爾多斯盆地東北部二疊系油氣藏存在早—中侏羅世與早白堊世2次主要的生—排烴事件，而現(xiàn)今“次生”油氣藏的特征是 “原生”油氣藏改造的結(jié)果。

在碎屑巖儲(chǔ)集層中，如果方解石脈體在形成中伴隨烴類(lèi)充注，即可認(rèn)為方解石脈的形成時(shí)間與烴類(lèi)包裹體的捕獲時(shí)間一致，因此通過(guò)方解石U－Pb定年技術(shù)可約束油氣成藏時(shí)限。郭小文等（2020）以渤海灣盆地東營(yíng)凹陷為例，通過(guò)方解石激光原位技術(shù)、結(jié)合包裹體分析，對(duì)沙河街組油氣成藏年代學(xué)進(jìn)行了研究。由于東營(yíng)凹陷新生代構(gòu)造條件較為復(fù)雜，使得其熱演化史和剝蝕厚度的恢復(fù)也可能存在較大誤差，因此僅憑借包裹體數(shù)據(jù)確定油氣充注時(shí)間存在多解性。而作者通過(guò)陰極發(fā)光觀察發(fā)現(xiàn)沙河街組烴源巖樣品中僅發(fā)育1期次方解石脈體，方解石脈體中包裹體均為原生油包裹體，包裹體熒光顏色顯示所有油包裹體均為同期產(chǎn)物，因此方解石脈體的形成時(shí)間油氣充注時(shí)間相吻合。前人研究認(rèn)為東營(yíng)凹陷油氣充注時(shí)間可能存在31～28Ma以及24～20Ma 2個(gè)時(shí)間段，通過(guò)激光剝蝕技術(shù)確定研究區(qū)樣品方解石脈體形成于23.9±2.8Ma，由此可以確定油氣充注時(shí)間更傾向于24～20Ma，即與東營(yíng)組抬升剝蝕期相對(duì)應(yīng)。

5 結(jié)束語(yǔ)

在碎屑巖儲(chǔ)集層成巖流體研究領(lǐng)域，要正確認(rèn)識(shí)各種先進(jìn)分析技術(shù)的地位，這些技術(shù)應(yīng)用的成功與否很大程度上取決于基礎(chǔ)巖礦工作的細(xì)致程度（包括但不限于巖心觀察、薄片觀察、掃描電鏡、陰極發(fā)光等）。因此為保證成巖流體年代學(xué)研究順利開(kāi)展，要通過(guò)顯微觀察區(qū)分原生組分與自生組分，盡可能地識(shí)別自生礦物類(lèi)型，辨識(shí)不同自生礦物的形成期次，采取嚴(yán)格準(zhǔn)確的礦物分離，切不可“本末倒置”，否則實(shí)驗(yàn)結(jié)果會(huì)產(chǎn)生嚴(yán)重的誤導(dǎo)（圖7）。隨后，通過(guò)巖心觀察、特征性礦物識(shí)別、元素分析、同位素分析等手段對(duì)碎屑巖成巖流體展開(kāi)示蹤，判斷不同自生礦物所處成巖演化階段及形成的流體環(huán)境，并針對(duì)不同演化階段的自生礦物組合設(shè)計(jì)合適的成巖流體年代學(xué)研究實(shí)驗(yàn)。當(dāng)然，成巖流體年代學(xué)研究方法同樣存在很多問(wèn)題亟待解決：（1）多種成巖流體示蹤與年代學(xué)的判斷都需要有自生礦物的存在，但對(duì)于大氣淡水或有機(jī)酸等酸性流體來(lái)說(shuō)，其進(jìn)入碎屑巖儲(chǔ)集層后會(huì)對(duì)硅鋁酸鹽與碳酸鹽礦物產(chǎn)生強(qiáng)烈的溶蝕作用，但在開(kāi)放性成巖系統(tǒng)中，溶蝕產(chǎn)物很可能不會(huì)保留下來(lái)，這對(duì)評(píng)價(jià)酸性流體的準(zhǔn)確年齡帶來(lái)了困難；（2）文中介紹了方解石、伊利石、鉀長(zhǎng)石加大邊以及富有機(jī)質(zhì)沉積物的定年方法及應(yīng)用，但實(shí)際上碎屑巖儲(chǔ)集層存在著多種類(lèi)型的自生礦物（包括但不限于石英次生加大、高嶺石、綠泥石、沸石類(lèi)礦物、石膏等），因此未來(lái)仍需探索其他具有定年潛力的自生礦物；（3）現(xiàn)今的自生礦物原位技術(shù)仍有很多進(jìn)步的空間，部分實(shí)驗(yàn)分析過(guò)程在成功率、空間分辨率、標(biāo)樣選擇等方面仍會(huì)有很大限制，而且國(guó)內(nèi)實(shí)驗(yàn)室數(shù)目也較為匱乏，面臨著 “供不應(yīng)求”的情況。期待在未來(lái)的研究中，相關(guān)學(xué)者能夠精益求精，共同推動(dòng)成巖流體年代學(xué)研究的發(fā)展進(jìn)程。

圖7 碎屑巖成巖流體年代學(xué)研究流程圖Fig.7 Workflow of fluid flow chronology in clastic reservoirs

綜上所述，碎屑巖儲(chǔ)集層成巖流體年代學(xué)研究是一項(xiàng)有著復(fù)雜性與挑戰(zhàn)性的工作。微區(qū)原位元素與同位素分析技術(shù)的快速發(fā)展已使得成巖流體年代學(xué)從 “宏觀定性化”進(jìn)入了 “微觀定量化”階段，推動(dòng)成巖作用研究步入了創(chuàng)新時(shí)代。但在未來(lái)不斷改進(jìn)實(shí)驗(yàn)設(shè)備與實(shí)驗(yàn)技術(shù)方法的同時(shí)，也要關(guān)注成巖作用研究與相關(guān)學(xué)科相結(jié)合的重要意義：要綜合有機(jī)地球化學(xué)和巖石地球化學(xué)分析，研究有機(jī)質(zhì)—無(wú)機(jī)礦物協(xié)同成巖演化序列，為碎屑巖成巖流體示蹤和年代學(xué)分析提供依據(jù)；展開(kāi)基于構(gòu)造與沉積背景框架下的成巖物理模擬和數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)，使得模擬結(jié)果無(wú)限逼近真實(shí)流體環(huán)境，進(jìn)而為地質(zhì)流體示蹤和年代學(xué)分析提供支撐；同時(shí)注重與微生物學(xué)（EPS誘導(dǎo)成巖成礦等）、火山地質(zhì)學(xué)、地下水科學(xué)等學(xué)科交叉融合，為碎屑巖成巖流體研究提供新思路。