朱東亞, 孟慶強, 胡文瑄, 金之鈞

(1. 中國石化石油勘探開發(fā)研究院 構(gòu)造-沉積儲層實驗室, 北京 100083; 2. 南京大學(xué) 地球科學(xué)系, 江蘇 南京210093)

0 引 言

塔里木盆地塔北和塔中地區(qū)下古生界碳酸鹽巖是重要的油氣勘探目的層, 也是主要油氣產(chǎn)層。成巖作用過程中的各種流體的次生改造作用是碳酸鹽巖儲層發(fā)育的至關(guān)重要因素。查明后期流體作用類型和作用機制對尋找下古生界優(yōu)質(zhì)碳酸鹽巖儲層具有重要的指導(dǎo)意義。已有不少學(xué)者對塔中和塔北地區(qū)下古生界碳酸鹽巖經(jīng)受的流體作用做了大量深入的研究工作[1–11], 認(rèn)為下古生界碳酸鹽巖所經(jīng)受的流體作用類型主要有大氣降水、地層水和熱液流體等。

但塔北和塔中地區(qū)各自所經(jīng)受的主要流體作用類型是什么、有什么差別、受什么因素控制等尚沒有系統(tǒng)的探討比較。不同流體改造作用和地質(zhì)影響因素對應(yīng)著不同的儲層勘探策略, 所以需要針對上述問題開展系統(tǒng)的研究工作。

本文針對塔里木盆地塔北和塔中地區(qū)奧陶系灰?guī)r裂縫、溶蝕孔洞和巖溶洞穴中所充填的方解石進行流體包裹體測溫、稀土元素和碳氧鍶同位素分析,擬通過綜合比較, 探討兩個地區(qū)主要的流體作用類型, 并系統(tǒng)分析影響流體作用的構(gòu)造演化、火成巖發(fā)育等地質(zhì)影響因素和地質(zhì)環(huán)境的差異。

1 樣品和方法

塔里木盆地下古生界寒武—奧陶系發(fā)育有大量的碳酸鹽巖, 其中寒武系至下奧陶統(tǒng)下部以白云巖為主, 下奧陶統(tǒng)下部白云巖以上地層以灰?guī)r為主。在塔中和塔北地區(qū)下古生界碳酸鹽巖裂縫、溶蝕孔洞和巖溶洞穴中都見有大量方解石的充填。本次研究主要對塔北和塔中地區(qū)奧陶系灰?guī)r鉆井巖芯中的裂縫充填方解石脈、溶孔充填方解石和巖溶洞穴充填巨晶方解石進行了系統(tǒng)的采樣和分析, 塔北和塔中地區(qū)樣品個數(shù)分別為19個和10個。為便于比較,也對12口鉆井奧陶系灰?guī)r進行了取樣和分析。此外,還選取了塔中地區(qū)3個發(fā)生重結(jié)晶作用的灰?guī)r樣品和兩個中寒武統(tǒng)的黑色泥巖樣品進行對比。取樣井位分布見圖1。

所做的分析測試項目包括流體包裹體測溫、稀土元素以及碳氧鍶同位素分析。用于流體包裹體測溫的樣品雙面剖光至0.2 mm厚。流體包裹體測溫在Linkam-TH600冷熱臺上進行。經(jīng)溫度校正后, 開始升溫速率為15 ℃/min, 在包裹體中氣泡明顯變小、接近均一時, 升溫速率降至 1 ℃/min, 均一溫度測試精度為±1 ℃。

為了能準(zhǔn)確反映流體作用類型和環(huán)境, 需要分析測試的溶蝕孔洞中充填的方解石或裂縫中充填的方解石脈樣品必須保證純凈無雜質(zhì)污染。為了保證所選方解石樣品的純凈, 在采集巖芯標(biāo)本時首先保證所含的方解石潔凈、顏色均勻一致(圖2); 然后再在薄片下觀察確保所含方解石礦物晶型完好、光性一致、無溶蝕、不包裹雜質(zhì)。此外, 陰極發(fā)光是否均勻一致通常可以判斷碳酸鹽巖礦物是否純凈無雜質(zhì), 是較為常用的方法。為了保證裂縫或孔中充填的方解石樣品純凈不受雜質(zhì)干擾, 選樣前還對不同方解石樣品都做了陰極發(fā)光分析, 只對陰極發(fā)光均勻一致的各類方解石進行取樣。

為了做地球化學(xué)分析, 把包含方解石樣品的灰?guī)r巖芯粉碎成幾毫米大小的小碎塊, 然后精心挑選出純凈的方解石顆粒和灰?guī)r圍巖。所選出的樣品最后研磨成小于 200目的粉末用于稀土元素以及碳氧鍶同位素分析。稀土元素通過ICP-MS分析, 所用儀器為Yokogava PMS-200離子質(zhì)譜儀。碳氧同位素分析用100%磷酸法, 在 Mat252質(zhì)譜儀上進行。鍶同位素測定在Finnigan MAT Triton TI質(zhì)普儀上進行,測得的87Sr/86Sr值按照87Sr/86Sr＝0.1194的質(zhì)量分餾標(biāo)準(zhǔn)進行校正。測得的 NBS987標(biāo)準(zhǔn)樣品鍶同位素平均值為0.710273±0.000012。

圖1 塔里木盆地取樣鉆井位置分布圖Fig.1 Distribution of wells for samples in the Tarim Basin

圖2 塔里木盆地奧陶系灰?guī)r裂縫、溶蝕孔和巖溶洞穴中充填方解石特征Fig.2 Characteristics of calcites filling in fracture, dissolution pore and karst caves in Ordovician limestones in the Tarim Basin(a)灰?guī)r裂縫中充填的方解石脈, S79井, 5586.81 m, O2yj, 巖芯照片; (b)灰?guī)r孔中充填的方解石, S94井, 5960.50 m, O1, 巖芯照片; (c)灰?guī)r巖溶洞穴中充填的巨晶方解石, AD3井, 6547.84 m, O2yj, 巖芯照片。為保證分析測試數(shù)據(jù)的可靠性, 本次研究在如圖所示的純凈部位取方解石樣品。

2 測試結(jié)果

2.1 流體包裹體

塔北和塔中地區(qū)方解石中流體包裹體均一溫度和鹽度測試結(jié)果見表1。塔北地區(qū)所測試的S79-4、YQ8-2、T904-202和 S85-201方解石樣品中的流體包裹體均一溫度相對較低, 包裹體均一溫度平均值分別為 66.6 ℃、70.7 ℃、105.8 ℃和 82.4 ℃。AD12-4樣品在常溫下只能發(fā)現(xiàn)純液相的流體包裹體, 見不到氣相組分, 說明包裹體在常溫下已達(dá)到均一。T737-4和 T740-106兩個方解石樣品具有較高的流體包裹體均一溫度, 平均溫度分別為 158.1 ℃和144.2 ℃。這兩個樣品也具有相對較高的鹽度, 其中T740-106樣品平均鹽度為16.8%NaCleqv。

表1 塔北和塔中地區(qū)流體包裹體測溫結(jié)果Table 1 Results of fluid inclusion measurements in the Central and North Tarim Basin

塔中地區(qū)所測試的4個樣品流體包裹體均一溫度相對較高, 平均溫度分別為180.0 ℃、152.9 ℃、172.5 ℃和139.2 ℃。塔中地區(qū)流體包裹體鹽度也比大多數(shù)塔北地區(qū)的高, 鹽度范圍為 13.2%～18.9%NaCleqv。

2.2 稀土元素

稀土元素分析結(jié)果見表2。PAAS標(biāo)準(zhǔn)化后塔北方解石、塔中方解石和塔里木盆地灰?guī)r稀土分布模式分別見圖3、圖 4和圖5。塔北地區(qū) TB3兩個樣品(T737-4和T740-106)具有相對較高的稀土元素含量(表2), 其稀土元素分布模式與灰?guī)r及塔北其他方解石脈也有著明顯的不同(圖 3和圖 5)。除 T737-4和T740-106兩個樣品外, 塔北地區(qū)其他的無論是裂縫中的方解石脈還是巖溶洞穴充填的巨晶方解石在稀土元素分布模式上都較為相似, 并且與灰?guī)r圍巖也較為相似(圖 3和圖 5); 這些方解石脈稀土含量(∑REE)、輕重稀土比值(LREE/HREE)、(La/Yb)N、δEu和 δCe平均值分別為 6.44 μg/g、7.1、1.2、0.97和0.85, 與塔里木盆地相應(yīng)的灰?guī)r的值較為接近(表2)。

塔中地區(qū)方解石脈一個顯著的特征是大多數(shù)樣品具有 Eu的正異常(圖 4)。除 TZ12-55、TZ12-56和中 3-101 3個樣品外, 方解石脈 δEu變化范圍為1.39～76.03(表 2)。無論是否具有 Eu的正異常, 塔中方解石脈都具有輕稀土元素相對富集的特點, 與塔北方解石和灰?guī)r具有明顯的區(qū)別(表2, 圖3、圖4和圖 5), 其 LHREE/HREE和(La/Yb)N分別位于4.5～18.1和 0.6～13.6之間, 平均值為分別為 12.5和3.4。

塔中地區(qū)中16-307方解石樣品具有非常高的稀土元素含量, 總稀土含量∑REE達(dá)到118.48 μg/g, 比其他方解石樣品高一個數(shù)量級, 但比下伏中寒武統(tǒng)泥巖樣品低。兩個泥巖樣品的∑REE值分別 191.71 μg/g和200.85 μg/g (表2)。在稀土元素分布模式上,如不考慮Eu正異常的特點, 中16-37方解石樣品與泥巖樣品較為相似。

圖3 塔北地區(qū)奧陶系方解石稀土元素分布模式Fig.3 Distribution patterns of Ordovician calcites in the North Tarim Basin

圖4 塔中地區(qū)奧陶系方解石稀土元素分布模式Fig.4 Distribution patterns of Ordovician calcites in the Central Tarim Basin

圖5 塔里木盆地奧陶系灰?guī)r稀土分布模式Fig.5 Distribution patterns of Ordovician limestones in the Tarim Basin

表2 塔北和塔中奧陶系方解石和灰?guī)r稀土元素和同位素組成Table 2 Rare earth elements and isotope compositions of the Ordovician calcites and limestone in the Central and North Tarim Basin

(續(xù)表 2)

塔中地區(qū)3個重結(jié)晶灰?guī)r樣品也具有顯著的Eu正異常, δEu變化范圍為 1.71～19.19, 平均值為9.91(表 2)。3個樣品的輕重稀土比 LREE/HREE分別為 8.4、8.9和 10.0, 平均值為 9.1; (La/Yb)N值分別為1.0、1.2和1.4, 平均值為1.2(表2)。與塔中地區(qū)方解石稀土配分模式相比, 具有相對較高的重稀土含量。如不考慮Eu正異常, 重結(jié)晶樣品稀土分布模式與塔里木灰?guī)r較為一致(圖4和圖5)。

2.3 碳氧鍶同位素

2.3.1 塔里木盆地灰?guī)r

塔里木盆地塔北和塔中地區(qū)奧陶系灰?guī)r的氧同位素 δ18OPDB值位于–7.8‰～–3.9‰之間, 平均值為–6.3‰; δ13CPDB值位于–2.4‰～+2.0‰之間, 平均值為+0.2‰(表2)?；?guī)r碳和氧同位素組成與世界范圍奧陶系碳酸鹽巖碳和氧同位素組成基本一致[12]?；?guī)r鍶同位素87Sr/86Sr值位于0.708269～0.708972之間, 平均值為 0.708605, 基本位于 Denison et al.[13]所確定的奧陶系海相沉積碳酸鹽巖的范圍之內(nèi)。碳氧鍶同位素組成表明這些灰?guī)r為正常的沉積碳酸鹽巖, 其形成流體為海水。

2.3.2 塔北方解石

塔北TB1 5個方解石樣品(S94-105、S119-3-7、S91-206、TP2-5和S94-103)具有相對較重的氧同位素組成(表2)。其δ18OPDB和δ13CPDB值變化范圍分別位于–9.4‰～–7.3‰和–0.2‰～+1.5‰之間, 與灰?guī)r圍巖在碳氧同位素組成上較為接近(圖6)。這幾個樣品還具有相對較輕的鍶同位素組成,87Sr/86Sr值位于0.708710～0.709025之間, 與灰?guī)r圍巖較為接近(圖 7)。

塔北TB2和TB3方解石樣品都具有相對較輕的氧同位素組成和相對較重的鍶同位素組成(表2)。其δ18OPDB值位于–18.9‰～–10.8‰之間, 多數(shù)在–15‰左右,87Sr/86Sr值位于0.709190～0.709989之間, 與灰?guī)r圍巖差別非常顯著(圖 6和圖 7)。這些樣品中,AD12-1、S110-101和 T740-106具有較輕的碳同位素組成, 其 δ13CPDB值分別為–4.38‰、–3.6‰和–5.7‰。

圖6 塔北奧陶系方解石δ18OPDB-δ13CPDB關(guān)系圖Fig.6 δ18OPDB-δ13CPDB relationship of Ordovician calcites in the North Tarim Basin

圖7 塔里木盆地奧陶系方解石和灰?guī)r鍶同位素組成Fig.7 Strontium compositions of Ordovician calcites and limestones in the Tarim Basin

2.3.3 塔中方解石

與灰?guī)r圍巖相比, 塔中地區(qū)多數(shù)方解石氧同位素組成具有偏輕的特點, δ18OPDB值位于–7.9‰～–14.3‰之間, 平均值為–9.9‰, 與塔北地區(qū)方解石也有著一定的區(qū)別(表2, 圖8)。與灰?guī)r圍巖相比, 中4-3C和中16-307兩個方解石樣品的碳同位素組成明顯偏輕, δ13CPDB值分別為–3.9‰和–4.5‰(表 2, 圖8)。

塔中地區(qū)方解石脈鍶同位素組成變化范圍較大,87Sr/86Sr值范圍為 0.709049～0.719503,平均值為0.709482; 除TZ12-61C樣品與灰?guī)r圍巖接近外, 都大于灰?guī)r圍巖的值(表2, 圖7)。

3個重結(jié)晶灰?guī)r樣品之一的中 4-1L具有較輕的碳氧同位素組成, δ18OPDB和 δ13CPDB值分別為–10.1‰和–4.2‰; 其他 2個樣品與未變化的灰?guī)r基本一致。重結(jié)晶灰?guī)r都還具有較高的87Sr/86Sr值, 分別為 0.709547、0.709547和 0.709441(表 2,圖 7)。

圖8 塔中奧陶系方解石δ18OPDB-δ13CPDB關(guān)系圖Fig.8 δ18OPDB-δ13CPDB relationship of Ordovician calcites in the Tarim Basin

3 討 論

3.1 塔北和塔中流體作用類型及差別

塔里木盆地塔北和塔中地區(qū)不同的流體作用環(huán)境和流體作用類型導(dǎo)致了所沉淀的方解石在流體包裹體測溫、稀土元素組成和同位素組成上的差異。

塔里木盆地奧陶系碳酸鹽巖地層中活躍的流體類型主要有三種[1,2,10]: 下滲的大氣降水、地層水和從盆地深部自下而上運移的熱液流體。在這幾種流體作用下, 都能沉淀形成方解石。下文將從流體包裹體測溫、稀土元素組成和碳氧鍶同位素組成方面探討塔里木盆地塔北和塔中地區(qū)流體作用的特點和兩者之間的差別。

3.1.1 包裹體均一溫度

塔里木盆地經(jīng)歷了幾次大的構(gòu)造運動事件, 下古生界地層經(jīng)歷了多次的構(gòu)造抬升和沉降[14–15], 最終在白堊紀(jì)之后進入快速沉降, 盆地大部分地區(qū)現(xiàn)今埋深最深[15]。根據(jù)葉德勝等[16]的塔北埋藏史-熱史和趙宗舉等[17]的塔中埋藏史-熱史, 在現(xiàn)今時期這兩個地區(qū)奧陶系灰?guī)r圍巖處于最深埋藏深度并具有最高埋藏溫度。所以可以根據(jù)現(xiàn)今地溫梯度2 ℃/100 m[11]和地表溫度 20 ℃來計算采樣位置處灰?guī)r圍巖地層經(jīng)歷的最高埋藏溫度(表2)。

從表2中可以看出, 塔北地區(qū)除TB3的兩個樣品(T737-4和 T740-106)外, 無論是裂縫還是巖溶洞穴中充填TB2方解石的流體包裹體, 所測的均一溫度都低于根據(jù)埋藏深度計算的埋藏溫度。

所測試的塔中地區(qū)方解石脈和塔北地區(qū)TB3兩個方解石樣品(T737-4和T740-106)的流體包裹體均一溫度都高于現(xiàn)今埋藏溫度, 表明沉淀方解石的流體溫度要高于圍巖地層的溫度, 此種類型的流體是典型的深部熱液流體[18–19]。Cai et al.[2]和 Li et al.[10]也從方解石形成溫度高于埋藏溫度的角度證實了塔里木盆地下古生界地層中熱液流體活動的存在。

3.1.2 稀土元素組成

(1)Eu異常 方解石中的Eu正異常很大程度上直接反映出流體中Eu2+/Eu3+的比值[20]。在較高溫度的還原環(huán)境下, Eu3+被還原為 Eu2+[2], 流體Eu2+/Eu3+比值強烈受控于溫度的大小, 并在 250 ℃時 Eu2+/Eu3+達(dá)到平衡[21–22]。由于 Eu2+比 Eu3+的離子半徑大(分別為0.117 nm和 0.095 nm), Eu2+不但比Eu3+更不易被吸附, 而且通常情況下還比較難以進入造巖礦物中[2]。因此, 較高溫下Eu能以Eu2+的形式在流體中相對富集。隨著溫度的逐漸降低, 富集的 Eu2+逐漸轉(zhuǎn)化為 Eu3+; 后者離子半徑與 Ca2+的離子半徑(0.10 mn)較為接近, 能較容易地取代 Ca2+進入碳酸鹽巖礦物中, 導(dǎo)致熱液成因方解石表現(xiàn)出Eu的正異常。雖然流體中 Eu的正異常是高溫下(＞250℃)流體巖石相互作用導(dǎo)致稀土活化的結(jié)果[23–24], 但所沉淀碳酸鹽巖礦物中要形成 Eu的正異常需要在低于200 ℃的條件下沉淀[25]。

塔中地區(qū)方解石脈和重結(jié)晶灰?guī)r中 Eu正異常的特點表明了與之相關(guān)的流體經(jīng)歷了非常高的溫度,應(yīng)為來自深部的熱液流體。流體包裹體均一溫度大于地層溫度的特點也表明了相關(guān)流體為熱液流體。

(2)稀土元素含量及分布模式 碳酸鹽巖礦物稀土元素組成特征主要受礦物沉淀時流體中稀土元素組成和流體物理化學(xué)條件控制[22]。流體中的稀土元素可能來源于與流體相互作用的巖石, 與流體作用的巖石中稀土元素特點決定著流體中稀土元素含量和組成特征, 并受流體-巖石相互作用特征、流體中絡(luò)合離子種類(如、、Cl–和 OH–等)和濃度的影響[26]。流體中稀土元素的活化遷移在很大程度上受吸附和化學(xué)絡(luò)合的影響[22], 在富 CO2的溶液中稀土元素活動性極強[27]。

塔北除 TB3兩個樣品(T737-4和 T740-106)外,TB1和TB2方解石的稀土分布模式與灰?guī)r基本一致的特點表明塔北地區(qū)方解石中的稀土來源于灰?guī)r圍巖, 是沉淀方解石的流體在與灰?guī)r圍巖發(fā)生水巖作用過程中從灰?guī)r圍巖中溶解提取得到的。塔北地區(qū)T737-4和 T740-106兩個樣品以及塔中地區(qū)方解石樣品稀土分布模式與塔里木盆地奧陶系灰?guī)r的顯著差別表明了稀土元素不是完全來自于流體對灰?guī)r圍巖的溶解。

中16-307方解石樣品除具有Eu正異常和輕稀土富集的特征外, 還具有相對較高的稀土元素含量。泥頁巖中通常具有較高的稀土元素含量。對塔中地區(qū)奧陶系下部中寒武統(tǒng)兩個黑色泥巖樣品(和田1-1、和田1-2)進行了稀土元素測試, 發(fā)現(xiàn)其具有相對較高的稀土元素含量, 并且也具有輕稀土富集的特點(圖4)。中16井處于塔中2號斷裂帶附近, 鉆井和地球物理資料揭示了巨厚的火成巖, 表明該井處于巖漿火山作用的中心部位。強烈?guī)r漿火山作用導(dǎo)致高溫?zé)嵋毫黧w的活動。熱液流體與下伏泥質(zhì)巖層發(fā)生強烈的水巖作用, 稀土元素隨之發(fā)生活化進入流體中, 導(dǎo)致流體中高含量的稀土元素。熱液流體在上覆奧陶系灰?guī)r中所沉淀的方解石也因此具有了較高的稀土元素含量。塔北地區(qū) T737-4和T740-106兩個樣品也具有相對較高的稀土元素含量,也可類似地認(rèn)為是深部熱液流體與下伏泥質(zhì)碎屑巖層發(fā)生水巖作用的結(jié)果。

塔中地區(qū)除中 16-37之外的其他方解石樣品中稀土元素含量相對較低, 但多具有類似泥質(zhì)巖石輕稀土富集的特點。有兩種可能的原因, 一種是這些樣品所在井位距離火山活動中心較遠(yuǎn), 熱液流體與泥質(zhì)巖石作用不強烈, 導(dǎo)致流體中稀土元素含量較低; 另一種原因是熱液流體經(jīng)過長距離運移, 雖然初始時有較高的稀土元素含量, 但運移過程中由于與淺部地層流體混合而導(dǎo)致較低的稀土元素含量。

塔中地區(qū)重結(jié)晶灰?guī)r表現(xiàn)出了顯著的 Eu正異常, 表明是熱液流體作用的結(jié)果。但其稀土元素組成上不具有輕稀土富集的特點, 與未變化的灰?guī)r相似。表明熱液流體雖然提供了較多的Eu, 但重結(jié)晶作用并沒有在實質(zhì)上改變灰?guī)r原有的稀土元素組成。

(3)碳氧和鍶同位素組成 在從流體沉淀生成過程中, 方解石與流體之間發(fā)生氧同位素的分餾作用,18O分餾系數(shù)為1000lnα = 2.78×106/T2–2.89[28]。方解石氧同位素組成與流體氧同位素組成和沉淀時的溫度有關(guān); 流體氧同位素組成較輕(如大氣降水)或者具有較高的溫度, 所形成的方解石通常會具有較輕的氧同位素組成。塔里木盆地晚海西期大氣降水的 δ18OSMOW值約為–9‰～–7‰[9], 對應(yīng) δ18OPDB值為–38.7‰～–36.7‰。

87Sr一般來源于放射性元素Rb的衰變, 豐度隨時間和地點改變而改變;86Sr則不屬于放射性成因,豐度較為固定。長英質(zhì)碎屑巖和泥巖中通常會含有較多的放射性成因87Sr, 具有較高的87Sr/86Sr值, 如從大西洋中部 Alpha洋脊晚新生代沉積物中分離出的硅酸鹽碎屑物質(zhì)組分的87Sr/86Sr值位于0.713100～0.725100之間[29]。大氣降水與地表的碎屑物質(zhì)作用可以獲得較高的87Sr/86Sr值。雖然巖漿活動相關(guān)的深部熱液流體一開始不一定有較高的87Sr/86Sr值, 但在熱液流體沿斷裂向上運移過程中,會與盆地深部的沙泥質(zhì)碎屑沉積地層發(fā)生作用, 從而具有較高的87Sr/86Sr值。保存在灰?guī)r地層中的地層水長期與灰?guī)r作用, 其鍶同位素組成已經(jīng)與灰?guī)r圍巖達(dá)到了平衡,87Sr/86Sr值與灰?guī)r圍巖基本一致。

塔北地區(qū)的TB1 5個樣品具有較重的氧同位素組成和較低87Sr/86Sr值, 與灰?guī)r圍巖較為類似, 可以認(rèn)為與長期處于灰?guī)r地層中的地層水有關(guān)。具有較輕氧同位素組成、較高87Sr/86Sr值以及較低均一溫度的TB2方解石認(rèn)為是大氣降水下滲到奧陶系碳酸鹽巖地層中一定深度下沉淀的產(chǎn)物。具有較輕氧同位素組成、較高87Sr/86Sr值以及較高流體包裹體均一溫度的TB3方解石樣品(T737-4和T740-106)認(rèn)為是深部熱液作用的產(chǎn)物。

塔中地區(qū)方解石一般都具有較輕的氧同位素組成、較高的87Sr/86Sr值和較高的均一溫度, 再結(jié)合前面稀土元素組成特點, 認(rèn)為是以深部熱液為主的作用產(chǎn)物。

方解石的碳同位素組成由溶液中的碳酸根或CO2決定。通常有機成因的碳酸根(23CO-)或CO2具有較低的碳同位素值, 其 δ13CPDB值一般低于–20‰[30–31], 受此影響的碳酸鹽巖礦物也會具有較輕的碳同位素組成。塔北和塔中地區(qū)都各有幾個方解石脈具有較輕的碳同位素組成, 最低值分別達(dá)–5.7‰和–4.5‰, 認(rèn)為是受到了流體所流經(jīng)地層中的有機成因CO2/23CO-的影響。

3.2 流體的混合作用

塔北地區(qū)方解石由三部分組成, 分別主要與大氣降水(TB2)、地層水(TB1)和深部熱液(TB3)有關(guān)。從δ18OPDB和87Sr/86Sr關(guān)系圖(圖9)上可以看出, 從大氣降水成因方解石向地層水成因方解石之間具有一定的過渡關(guān)系。隨著方解石 δ18OPDB值的增加,87Sr/86Sr值具有逐漸變小的趨勢。

圖9 塔北奧陶系方解石87Sr/86Sr-δ18OPDB關(guān)系圖Fig.9 87Sr/86Sr-δ18OPDB relationship of Ordovician calcites in the North Tarim Basin

大氣降水與地表富放射性成因87Sr的碎屑物質(zhì)作用后獲得了較高的87Sr/86Sr值。早期由于大氣降水的量較大, 受灰?guī)r圍巖和地層水影響較小, 具有較輕的氧同位素組成和較高的87Sr/86Sr值, 從中沉淀形成的方解石也具有較輕的氧同位素組成和較高的87Sr/86Sr值; 后期隨著大氣降水向灰?guī)r深部滲入,流體的量逐漸變少, 會與灰?guī)r圍巖發(fā)生水巖作用或者與地層水發(fā)生混合; 流體的氧同位素組成會逐漸變重,87Sr/86Sr值也會減小, 沉淀形成的方解石逐漸具有地層水成因的特征。

3.3 流體作用差異性分析

塔里木盆地塔北和塔中地區(qū)奧陶系灰?guī)r孔洞或裂縫中所充填的方解石在流體包裹體、稀土元素和同位素組成方面的差異反映了流體作用差異。在塔北地區(qū)主要流體作用類型為大氣降水, 其次為地層流體和熱液流體; 但在塔中地區(qū)起主導(dǎo)作用的流體類型為熱液流體。前人對塔北[6,7,9,32,33]和塔中地區(qū)[1,3,34,35]的研究也揭示了這些流體作用類型的存在。塔北和塔中地區(qū)主要流體作用類型的差別是由這兩個地區(qū)構(gòu)造演化、火成巖發(fā)育等地質(zhì)影響因素和地質(zhì)環(huán)境的差異造成的。

3.3.1 構(gòu)造演化

塔里木盆地塔北、塔中等隆起區(qū)在古生代均受到了加里東中期、海西早期和海西晚期等多期次的構(gòu)造運動影響[14–15]。受加里東期、海西早期和海西晚期三期構(gòu)造運動影響, 塔北地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖都被抬升暴露至地表遭受強烈的大氣降水巖溶改造,形成奧陶系碳酸鹽巖與上覆志留系、泥盆系、石炭系或二疊系之間的不整合接觸關(guān)系。

但對塔中地區(qū)影響最大并使下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖抬升暴露至地表遭受大氣降水溶蝕改造的構(gòu)造運動只有一期, 是發(fā)生在塔里木盆地的加里東中期運動。該期構(gòu)造運動是塔中隆起區(qū)的主構(gòu)造變形期,斷裂帶上抬升幅度可達(dá)數(shù)km。受此次構(gòu)造運動的影響, 在塔中地區(qū)形成下奧陶統(tǒng)白云巖與上覆奧陶系灰?guī)r之間的巖溶作用不整合面。此后的海西早期和海西晚期構(gòu)造運動只是使上覆志留系、泥盆系和石炭系等發(fā)生剝蝕, 再沒有影響到奧陶系碳酸鹽巖。

3.3.2 巖漿火山作用

塔里木盆地分別在震旦紀(jì)-寒武紀(jì)、早奧陶世、二疊紀(jì)和白堊紀(jì)的時候經(jīng)歷了四次地質(zhì)熱事件[36],其中二疊紀(jì)裂谷環(huán)境巖漿作用[37]最為強烈, 在塔里木盆地分布最為廣泛, 影響也最大。震旦紀(jì)-寒武紀(jì)以及早奧陶世的火山巖鉆井鉆遇較少, 只在野外露頭能見到; 白堊系的巖漿活動僅在塔里木盆地周圍出現(xiàn)。

早二疊世末, 受北面古天山褶皺帶形成及南緣古特提斯洋俯沖活動的影響, 塔里木盆地發(fā)生伸展作用, 并處于大陸裂谷型的構(gòu)造環(huán)境中, 導(dǎo)致盆地中部、西部及北部地區(qū)出現(xiàn)大范圍巖漿侵入及火山噴發(fā)活動[38], 侵入巖以輝綠巖為主, 噴發(fā)巖以玄武巖為主, 少數(shù)為安山巖。在塔北地區(qū)既有基性火山巖活動, 也有中酸性火山巖活動[39]。

塔中地區(qū)二疊系巖漿火山作用無論是面積還是強度上都比塔北地區(qū)大。鉆井統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)塔中地區(qū)塔中21、中1、中17、中16、塔中22等井區(qū)附近有巨厚的火成巖, 厚度都達(dá)到 500多米, 甚至上千米(如中16井火山巖厚1136 m)。但對塔北塔河、艾丁、托普臺和于奇地區(qū)鉆井統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)火成巖厚度多為幾十m, 其中厚度最大的為TP10井的261 m。塔中地區(qū)還有不少鉆井在不同層位鉆遇輝綠巖侵入體, 如中1井、中16井、順2井、TZ18、TZ33、TZ22、TZ47、和4井等, 但塔北很少有鉆井鉆遇侵入巖體。

3.3.3 流體作用差異性分析

從上面的分析可以看出, 塔里木盆地塔北和塔中地區(qū)在構(gòu)造演化和巖漿火山作用上有著非常顯著的差別。這些方面的差別將決定著不同地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖中流體作用類型的差別。

塔北地區(qū)多期次強烈的構(gòu)造抬升作用使奧陶系碳酸鹽巖地層多次抬升暴露至地表, 決定了塔北地區(qū)對奧陶系碳酸鹽巖影響相對最為強烈的流體作用為大氣降水。大氣降水在巖溶不整合面附近與碳酸鹽巖發(fā)生水巖作用。大氣降水先在地表/近地表附近對碳酸鹽巖進行溶蝕; 在繼續(xù)向下部滲透過程中,隨著對碳酸鹽巖的溶解而逐漸達(dá)到飽和; 再進一步向深部滲透便會形成方解石的沉淀充填, 所沉淀形成的方解石具有較輕氧同位素組成、較高87Sr/86Sr值及較低的流體包裹體均一溫度。

由于大氣降水向深部地層滲透過程中逐漸與碳酸鹽巖發(fā)生水巖作用或者與地層水發(fā)生一定程度的混合, 流體特征逐漸向灰?guī)r或地層水靠攏。其形成的方解石也逐漸由較輕氧同位素組成、較高87Sr/86Sr值的大氣降水特征向較重氧同位素組成、較低87Sr/86Sr值的地層水特征過渡。

雖然已有研究表明塔中地區(qū)奧陶系存在加里東期的地表大氣降水溶蝕改造作用[3], 形成廣泛發(fā)育的下奧陶統(tǒng)白云巖與上覆地層之間的巖溶作用不整合面。但塔中地區(qū)下奧陶統(tǒng)白云巖之上的灰?guī)r地層在海西早期和海西晚期運動中受影響較小, 沒有暴露至地表, 也沒有遭受強烈的大氣降水改造; 因此,大氣降水對塔中地區(qū)奧陶系灰?guī)r影響較弱。海西晚期強烈的巖漿火山活動導(dǎo)致塔中地區(qū)熱液流體的活躍, 所以, 熱液流體對碳酸鹽巖的溶蝕改造作用是塔中地區(qū)奧陶系灰?guī)r中的主要流體作用過程。熱液流體作用在奧陶系灰?guī)r中沉淀的方解石具有典型的Eu正異常、輕稀土元素富集、較輕的氧同位素組成、較高的87Sr/86Sr值和較高的流體包裹體均一溫度等方面的特征。

巖漿活動過程中可以直接分異出一定量的巖漿熱液流體。同時, 巖漿活動對深部地層或地殼中的流體具有較強的加熱作用, 導(dǎo)致受加熱活化的深部地層中的流體向淺部地層熱對流。本文所說的巖漿火山活動相關(guān)的深部熱液流體并不局限為從巖漿分異出來的巖漿熱液, 還包括受巖漿活動加熱作用從深部地層向淺部地層熱對流的地層流體。這些與巖漿活動相關(guān)的熱液流體, 在自深部向淺部運移過程中, 都會與所經(jīng)深部的碎屑巖地層(如基底、震旦系或寒武系砂巖、泥巖)發(fā)生水巖相互作用, 導(dǎo)致熱液流體中87Sr/86Sr值升高, 從而導(dǎo)致沉淀形成的方解石具有較高的87Sr/86Sr值。Cai et al.[2]和王旭等[40]的研究也揭示上述作用機制是導(dǎo)致熱液流體或者從熱液流體中沉淀的方解石具有富含放射性87Sr特征的原因。所以, 熱液流體作用沉淀的方解石除具有Eu正異常、輕稀土富集、較輕的氧同位素組成和較高的流體包裹體均一溫度特征外, 還會具有較高的87Sr/86Sr值。

雖然塔北地區(qū)也有熱液流體的作用, 如所測試的T737-4和T740-106兩個樣品表現(xiàn)出具有熱液成因的特征, 但由于塔北地區(qū)海西晚期巖漿火山活動較弱, 因此熱液流體的影響程度也較塔中地區(qū)弱。

4 結(jié) 論

(1)塔里木盆地塔北地區(qū)奧陶系灰?guī)r中主要的流體作用類型為大氣降水, 此外還有地層水和較弱的熱液流體作用; 塔中地區(qū)主要的流體作用類型是熱液流體。

(2)地層水作用下形成的方解石具有與灰?guī)r圍巖類似的碳氧鍶同位素組成及稀土元素分布模式; 大氣降水形成的方解石具有較低的流體包裹體均一溫度(平均 66.6～70.7 ℃)、較輕的氧同位素組成(δ18OPDB–18.9‰～–11.8‰)、較高的87Sr/86Sr 值(0.709190～0.709989); 深部熱液形成的方解石具有較高的流體包裹體均一溫度(平均139.2～180.0 ℃)、較輕的氧同位素組成(δ18OPDB–14.3‰～–7.9‰)、較高的87Sr/86Sr值(0.709049～0.710593)以及顯著的Eu正異常(δEu 1.39～76.03), 在稀土元素分布模式上也與灰?guī)r圍巖有著顯著的差別。

(3)塔北和塔中地區(qū)流體作用類型的差異是由兩個地區(qū)不同的地質(zhì)環(huán)境差異造成的; 塔北地區(qū)奧陶系灰?guī)r主要經(jīng)歷了加里東中期、海西早期和海西晚期三期強烈的大氣降水地表巖溶作用, 二疊紀(jì)時期巖漿活動及熱液作用較弱; 塔中地區(qū)二疊紀(jì)巖漿火山活動非常強烈, 奧陶系灰?guī)r也因此經(jīng)歷了強烈的熱液流體改造作用, 但其所經(jīng)歷的大氣降水改造作用相對較弱。

:

[1] Cai C F, Franks S G, Aagaard P. Origin and migration of brines from Paleozoic strata in Central Tarim, China: Constraints from87Sr/86Sr, δD, δ18O and water chemistry[J]. Appl Geochem, 2001, 16(9/10): 1269–1283.

[2] Cai C F, Li K K, Li H T, Zhang B S. Evidence for cross formational hot brine flow from integrated87Sr/86Sr, REE and fluid inclusions of the Ordovician veins in Central Tarim,China [J]. Appl Geochem, 2008, 23(8): 2226–2235.

[3] 錢一雄, 鄒遠(yuǎn)榮, 陳強路, 陳躍. 塔里木盆地塔中西北部多期、多成因巖溶作用地質(zhì)-地球化學(xué)表征——以中1井為例[J]. 沉積學(xué)報, 2005, 23(4): 596–603.Qian Yi-xiong, Zou Yuan-rong, Chen Qiang-lu, Chen Yue.Geological and Geochemical Implications for Multi-period and Origin of Carbonate Karstification in the Northwestern Tazhong:taking Well Zhong 1 as an example[J]. Acta Sedimentol Sinica, 2005, 23(4): 596–603 (in Chinese with English abstract).

[4] 閆相賓, 李鐵軍, 張濤. 塔中與塔河地區(qū)奧陶系巖溶儲層形成條件的差異[J]. 石油與天然氣地質(zhì), 2005, 26(2):202–207.Yan Xiang-bin, Li Tei-jun, Zhang Tao. Differences between formation conditions of Ordovician karstic reservoirs in Tazhong and Tahe areas[J]. Oil Gas Geol, 2005, 26(2):202–207 (in Chinese with English abstract).

[5] 金之鈞, 朱東亞, 瑄胡文, 張學(xué)豐, 王毅, 閆相賓. 塔里木盆地?zé)嵋夯顒拥刭|(zhì)地球化學(xué)特征及其對儲層影響[J]. 地質(zhì)學(xué)報, 2006, 80(2): 245–253.Jin Zhi-jun, Zhu Dong-ya, Hu Wen-xuan, Zhang Xue-feng,Wang Yi, Yan Xiang-bin. Geological and geochemical signatures of hydrothermal activity and their influence on carbonate reservoir beds in the Tarim basin[J]. Acta Geol Sinica, 2006,80(2): 245–253 (in Chinese with English abstract).

[6] 張濤, 蔡希源. 塔河地區(qū)加里東中期古巖溶作用及分布模式[J]. 地質(zhì)學(xué)報, 2007, 81(8): 1125–1134.Zhang Tao, Cai Xi-yuan. Caledonian Paleo-Karstification and its characteristics in Tahe area, Tarim basin [J]. Acta Geol Sinica, 2007, 81(8): 1125–1134 (in Chinese with English abstract).

[7] 劉存革, 李國蓉, 張一偉, 韓擁強, 呂海濤, 楊新勇, 崔澤宏. 鍶同位素在古巖溶研究中的應(yīng)用——以塔河油田奧陶系為例[J]. 地質(zhì)學(xué)報, 2007, 81(10): 1398–1406.Liu Cun-ge, Li Guo-rong, Zhang Yi-wei, Han Yong-qiang, Lü Hai-tao, Yang Xin-yong, Cui Ze-hong. Application of strontium isotope to the study of paleokarst — An case from ordovician in the tahe oilfield, Tarim basin[J]. Acta Geol Sinica,2007, 81(10): 1398–1406 (in Chinese with English abstract).

[8] 陳代釗. 構(gòu)造-熱液白云巖化作用與白云巖儲層[J]. 石油與天然氣地質(zhì), 2008, 29(5): 614–622.Chen Dai-zhao. Structure-controlled hydrothermal dolomitization and hydrothermal dolomite reservoirs[J]. Oil Gas Geol,2008, 29(5): 614–622 (in Chinese with English abstract).

[9] 蔡春芳, 李開開, 李斌, 镠蔡璐, 姜磊. 塔河地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖縫洞充填物地球化學(xué)特征及其形成流體分析[J]. 巖石學(xué)報, 2009, 25(10): 2399–2404.Cai Cun-fang, Li Kai-kai, Li Bin, Cai Liu-lu, Jiang Lei. Geochemical characteristics and origins of fracture-and vug-fillings of the Ordovician in Tahe oilfield, Tarim basin[J].Acta Petrol Sinica, 2009, 25(10): 2399–2404 (in Chinese with English abstract).

[10] Li K K, Cai C F, He H, Jiang L, Cai L L, Xiang L, Huang S J,Zhang C M. Origin of palaeo-waters in the Ordovician carbonates in Tahe oilfield, Tarim Basin: Constraints from fluid inclusions and Sr, C and O isotopes [J]. Geofluids, 2010, 11:1–15.

[11] 李慧莉, 邱楠生, 金之鈞, 何治亮. 塔里木盆地的熱史[J].石油與天然氣地質(zhì), 2005, 26(5): 613–617.Li Hui-li, Qiu Nan-sheng, Jin Zhi-jun, He Zhi-liang. Geothermal history of Tarim basin [J]. Oil Gas Geol, 2005, 26(5):613–617 (in Chinese with English abstract).

[12] Veizer J, Ala D, Azmy K, Bruckschen P, Buhl D, Bruhn F,Carden G A F, Diener A, Ebneth S, Godderis Y, Jasper T,Korte C, Pawellek F, Podlaha O, Strauss H.87Sr/86Sr, δ13C and δ18O evolution of Phanerozoic seawater[J]. Chem Geol, 1999,161(1-3): 59–88.

[13] Denison R E, Koepnick R B, Burke W H, Hetherington E A.Construction of the Cambrian and Ordovician seawater87Sr/86Sr curve [J]. Chem Geol, 1998, 152(3/4): 325–340.

[14] 鄔光輝, 李啟明, 肖中堯. 塔里木盆地古隆起演化特征及油氣勘探[J]. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 2009, 33(1): 124–130.Wu Guang-hui, Li Qi-ming, Xiao Zhong-yao. The evolution characteristics of palaeo-uplifts in Tarim basin and its exploration directions for oil and gas[J]. Geotecton Metallogen,2009, 33(1): 124–130 (in Chinese with English abstract).

[15] 陳瑞銀, 趙文智, 張水昌. 塔里木盆地下古生界油氣晚期成烴成藏的地質(zhì)依據(jù)[J]. 地學(xué)前緣, 2009, 16(4): 173–181.Chen Rui-yin, Zhao Wen-zhi, Zhang Shui-chang. The geological proofs on the hydrocarbon generation of and accumulation in the lower Paleozoic carbonate in the later period in the Tarim basin [J]. Earth Sci Front, 2009, 16(4): 173–181 (in Chinese with English abstract).

[16] 葉德勝, 王根長, 林忠民. 塔里木盆地北部寒武—奧陶系碳酸鹽巖特征及油氣遠(yuǎn)景[M].成都: 四川大學(xué)出版社, 2000:88–147.Ye De-sheng, Wang Gen-chang, Lin Zhong-min. Characteristics of the Cambrian and Ordovician Carbonates in the North of Tarim Basin and the Hydrocarbon Prospect[M]. Chengdu:Press of Sichuan University, 2000: 88–147 (in Chinese).

[17] 趙宗舉, 周新源, 鄭興平, 范國章, 吳興寧. 塔里木盆地主力烴源巖的諸多證據(jù)[J]. 石油學(xué)報, 2005, 26(3): 10–15.Zhao Zong-ju, Zhou Xin-yuan, Zheng Xing-ping, Fan Guo-zhang, Wu Xing-ning. Evidences of chief source rock in Tarim Basin [J]. Acta Petrolei Sinica, 2005, 26(3): 10–15 (in Chinese with English abstract).

[18] Machel H G, Lonnee J. Hydrothermal dolomite – A product of poor definition and imagination [J]. Sedimentol Geol, 2002,152(3/4): 163–171.

[19] Davis G R, Smith L B J. Structurally controlled hydrothermal dolomite reservoir facies: An overview[J]. AAPG Bull, 2006,90(11): 1641–1690.

[20] Zhong S, Mucci A. Partitioning of rare earth elements (REEs)between calcite and seawater solutions at 25℃ and 1 atm,and high dissolved REE concentrations [J]. Geochim Cosmochim Acta, 1995, 59(3): 443–453.

[21] Sverjensky D A. Europium redox equilibria in aqueous solution[J]. Earth Planet Sci Lett, 1984, 67(1): 70–78.

[22] Bau M, M?ller P. Rare earth element fractionation in metamorphogenic hydrothermal calcite, magnesite and siderite[J].Mineral Petrol, 1992, 45(3/4): 231–246.

[23] Lüders V, Moller P, Dulskl P. REE fractionation in carbonates and fluorite [J]. Monograph Series on Mineral Deposits, 1993,30: 133–150.

[24] Hecht L, Freiberger R, Albert G H, Grundmann G, Kostitsy Y A. Rare earth element and isotope (C, O, Sr) characteristics of hydrothermal carbonates: Genetic implications for dolomite-hosted talc mineralization at G?pfersgrün (Fichtelgebirge, Germany) [J]. Chem Geol, 1990, 155(1/2): 115–130.

[25] Bau M. Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphicfluid-rockinteraction and the significance of the oxidationstate of europium [J]. Chem Geol, 1991, 93(3/4):219–230.

[26] Warmada I W, Lehmann B, Simandjuntak M, Hemes H S.Fluid inclusion, rare-earth element and stable isotope study of carbonate minerals from the Pongkor Epithermal gold-silver deposit, West Java, Indonesia [J]. Resour Geol, 2007, 57(2):124–135.

[27] 韓吟文, 馬振東. 地球化學(xué)[M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 2003:193.Han Yin-wen, Ma Zhen-dong. Geochemistry[M]. Beijing:Geological Publishing House, 2003: 193 (in Chinese).

[28] O’Neil J R, Clayton R N, Mayeda T K. Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates[J]. J Chem Phys,1969, 51(12): 5547.

[29] Winter B L, Johnson C M, Clark D. Strontium, neodymium,and lead isotope variations of authigenic and silicate sediment components from the Late Cenozoic Arctic Ocean: Implications for sediment provenance and the source of trace metals in seawater [J]. Geochim Cosmochim Acta, 1997, 61(19):4181–4200.

[30] Irwin H, Curtis C, Coleman M. Isotopic evidence for source of diagenetic carbonates formed during burial of organic rich sediments [J]. Nature, 1977, 269(5625): 209–213.

[31] Cai C F, Worden R H, Wang Q H, Xiang T S, Zhu J Q, Chu X E. Chemical and isotopic evidence for secondary alteration of nature gas in the Hetianhe Field, Bachu uplift of the Tarim Basin [J]. Org Geochem, 2002, 33(12): 1415–1427.

[32] 李忠, 黃思靜, 劉嘉慶, 蔡春芳, 李曰俊, 李開開, 韓銀學(xué),趙巖. 塔里木盆地塔河奧陶系碳酸鹽巖儲層埋藏成巖和構(gòu)造-熱流體作用及其有效性[J]. 沉積學(xué)報, 2010, 28(5):969–979.Li Zhong, Huang Si-jing, Liu Jia-qing, Cai Chun-fang, Li Yue-jun, Li Kai-kai, Han Yin-xue, Zhao Yan. Buried diagenesis, structurally controlled thermal-fluid process and their effect on Ordovician carbonate reservoirs in Tahe, Tarim basin[J]. Acta Sedimentol Sinica, 2010, 28(5): 969–979 (in Chinese with English abstract).

[33] 李開開, 蔡春芳, 镠蔡璐, 姜磊. 塔河地區(qū)下古生界熱液流體及儲層發(fā)育主控因素探討——以 S88和 TS1井為例[J].石油實驗地質(zhì), 2010, 32(1): 46–51.Li Kai-kai, Cai Chun-fang, Cai Liu-lu, Jiang Lei. Hydrothermal fluid activities and main controlling factors of deep reservoir development in the Lower Paleozoic of the Tahe oilfield – Taking wells S88 and TS1 as examples[J]. Pet Geol Exp, 2010, 32(1): 46–51 (in Chinese with English abstract).

[34] 呂修祥, 楊寧, 解啟來, 楊海軍. 塔中地區(qū)深部流體對碳酸鹽巖儲層的改造作用[J]. 石油與天然氣地質(zhì), 2005, 26(3):284–289, 296.Lü Xiu-xiang, Yang Ning, Xie Qi-lai, Yang Hai-jun. Carbonate reservoirs transformed by deep fluid in Tazhong area [J].Oil Gas Geol, 2005, 26(3): 284–289, 296 (in Chinese with English abstract).

[35] Lü X X, Yang N, Zhou X Y, Yang H J, Li J J. Influence of Ordovician carbonate reservoir beds in Tarim Basin by faulting[J]. Sci China (D), 2008, 51(SII): 53–60.

[36] Chen H L, Yang S F, Dong C W, Zhu G Q, Jia C Z, Wei G Q,Wang Z G. Geological thermal events in Tarim Basin [J].Chinese Sci Bull, 1997, 42(7): 580–580.

[37] 楊樹鋒, 陳漢林, 董傳萬, 賈承造, 汪振國. 塔里木盆地二疊紀(jì)正長巖的發(fā)現(xiàn)及其地球動力學(xué)意義[J]. 地球化學(xué),1996, 25(2): 121–128.Yang Shu-feng, Chen Han-lin, Dong Chuan-wan, Jia Cheng-zao, Wang Zhen-guo. Finding of the Permian syenite and its significance to geodynamics in the Tarim basin[J].Geochimica, 1996, 25(2): 121–128 (in Chinese with English abstract).

[38] 賈承造, 魏齊國, 姚慧君. 盆地構(gòu)造演化和區(qū)域構(gòu)造地質(zhì)[M]. 北京: 石油工業(yè)出版社, 1995: 174p.Jia Cheng-zao, Wei Qi-guo, Yao Hui-jun. Evolution of Basin Structural and Regional Structural Geology[M]. Beijing: Petroleum Industry Press, 1995: 174p (in Chinese).

[39] 羅靜蘭, 翟曉先, 蒲仁海, 何發(fā)歧, 趙會濤, 俞任連, 周家駒. 塔河油田火山巖的層位歸屬、火山巖巖石學(xué)與巖相學(xué)特[J]. 地質(zhì)科學(xué), 2006, 41(3): 378–391.Luo Jing-lan, Zhai Xiao-xian, Pu Ren-hai, He Fa-qi, Zhao Hui-tao, Yu Ren-lian, Zhou Jia-ju. Horizon, petrology and lithofacies of the volcanic rocks in the Tahe oilfield, North Tarim basin [J]. Chinese J Geol, 2006, 41(3): 378–391 (in Chinese with English abstract).

[40] 王旭, 沈建偉, 陳代釗, 夏勇, 王月, 楊紅強. 塔里木盆地柯坪-巴楚地區(qū)下古生界白云巖類型和白云巖化模式塔里木盆地柯坪-巴楚地區(qū)下古生界白云巖類型和白云巖化模式[J]. 地球化學(xué), 2011, 40(4): 337–350.Wang Xu, Shen Jian-wei, Chen Dai-zhao, Xia Yong, Wang Yue, Yang Hong-qiang. Dolomite types and dolomitization models of Lower Paleozoic strata in the Keping-Bachu area,the Tarim Basin [J]. Geochimica, 2011, 40(4): 337–350 (in Chinese with English abstract).