崔 航 朱世發(fā) 高藝珊 董 堯

1 油氣資源與工程全國重點實驗室，中國石油大學（北京），北京102249

2 中國石油大學（北京）地球科學學院，北京102249

1 概述

中國碎屑巖儲集層地質(zhì)條件極其復雜，有著層系多、厚度大、埋藏深、巖石組構(gòu)龐雜、成巖類型多樣等特征，這為碎屑巖油氣藏的勘探開發(fā)帶來了很大的困難（羅靜蘭等，2020）。貫穿于含油氣盆地碎屑巖儲集層形成整個過程的成巖作用，對于優(yōu)質(zhì)儲集層形成和發(fā)育有著關(guān)鍵性的控制作用，進而成為儲集層演化、儲集層質(zhì)量控制機理以及有效儲集層預測的重要研究內(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)及其時空演變機制研究方向發(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發(fā)生一系列相互作用，進而引起巖石中不同類型礦物的溶解和沉淀（W interetal.，1995）。碎屑巖儲集層中成巖流體及其響應特征是一個十分復雜的動態(tài)地球化學過程，會受到構(gòu)造活動、熱流事件、沉積作用、輸導體系、埋藏過程等多種因素控制（圖1），并與含油氣盆地的油氣生成、運移與成藏密切相關(guān)（金之鈞等，2013）。準確判斷成巖流體類型與年代，對于預測有利儲集層分布、揭示盆地成巖、成藏過程有著重要意義（Bjφrlykke，1994）。因此，系統(tǒng)梳理碎屑巖儲集層成巖流體領域的主流觀點與典型研究案例，對于碎屑巖儲集層成巖作用研究至關(guān)重要，并具有重要的學術(shù)探索意義與實踐應用價值。

圖1 封閉盆地的水文特征與流體類型（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)前人研究成果與認識基礎上，首先介紹了碎屑巖儲集層成巖流體的主要類型（圖1），隨后論述碎屑巖成巖流體年代學研究進展，重點介紹礦物觀察法、流體包裹體法與多種自生礦物（方解石、伊利石、鉀長石等）同位素年代學的方法技術(shù)及其地質(zhì)應用，并指出成巖流體年代學研究存在的關(guān)鍵問題與未來發(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。碎屑巖成巖流體主要以液態(tài)流體為主，并可進一步分為水相流體與非水相（烴類）流體。本小節(jié)將主要針對碎屑巖成巖流體中的水相流體類型展開介紹。

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組成與蓄水盆地沉積時期的水體保持一致，成分極其復雜（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發(fā)生一系列的次級反應過程，導致孔隙水元素的氧化還原反應以及同位素分餾，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組成存在很大不同，這勢必會導致早期成巖改造的差異性，例如：Am thor和Okkerman（1998）認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的進行，早期成巖過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

隨著埋藏作用的開始，原生沉積水的化學成分就會發(fā)生顯著變化（圖3）。這一方面是因為大氣水可以在重力與毛細管力的作用下滲透到孔隙水之中，進而對沉積盆地產(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發(fā)生水巖發(fā)應，進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與大氣淡水供應控制（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)動下對沉積孔隙水不斷補給的流體類型，其不僅會影響陸相地層與海陸過渡相地層，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，當大氣水進入碎屑巖儲集層中，其會沿著滲透率最高的輸導層流入沉積盆地，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，如長石和云母等（Fran?aetal.，2003）。這個過程對碎屑巖儲集層中次生孔隙的發(fā)育有著重要作用（操應長等，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到1000～1500m（Yuanetal.，2017）?？v向上大氣水影響的礦物溶蝕強度也存在差異性，淺埋藏條件下巖石處于相對開放的成巖系統(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，但隨著大氣水的下潛，相對封閉的成巖系統(tǒng)會限制溶蝕產(chǎn)物的帶出進而導致溶蝕能力的下降（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因后期成巖改造（包括壓實作用、各種類型膠結(jié)作用、有機酸溶蝕作用等）而失去明顯的識別標志。因此，如何對大氣淡水溶蝕作用進行定量化評估，以及如何有效區(qū)分有機酸與大氣淡水溶蝕作用，仍然是碎屑巖成巖作用研究領域的一個難點。

2.3 礦物脫水

礦物脫水轉(zhuǎn)化過程的實質(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。

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

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

目前普遍認為，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不符的實例，并表明高嶺石的伊利石化可能與構(gòu)造活躍期導致的熱流增加和強烈的斷裂活動有關(guān)（Lansonetal.，1998）。

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

普遍認為石膏脫水反應的開始溫度在90℃左右，并在150℃可完成大規(guī)模的脫水反應（Ostroff，1964），但也有學者認為該反應可能在45～50℃即可發(fā)生（譚先鋒等，2016）。當石膏完全轉(zhuǎn)化為硬石膏時，可釋放出原石膏體積占比約為39%的結(jié)晶水（Jowettetal.，1993），該脫水反應可能還會伴隨著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

不同類型干酪根在熱催化降解過程中可產(chǎn)生和溶解有機酸，通過油田水成分檢測發(fā)現(xiàn)地質(zhì)條件下有機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）。有機酸的形成和產(chǎn)率主要受烴源巖類型、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酸，并普遍在地溫介于80～120℃之間時有著最高的濃度（圖4－A）；當?shù)販氐陀?0℃時，盡管有機質(zhì)降解過程同樣能產(chǎn)生少量的羧酸根離子，但細菌活動會將這些短鏈有機基團消耗，使得它們保持在相對較低的水平；而當?shù)販馗哂?20℃時，羧酸根會發(fā)生脫羧反應，導致CO2大量釋放（Kawamura and Kap lan，1987）：

圖4 （A）地層水中有機酸濃度—溫度曲線及對應的常見成巖反應類型（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圖（數(shù)據(jù)來自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，該反應會不斷進行，使得地層中CO2分壓的逐漸增大，F(xiàn)ranks和Forester（1984）對得克薩斯州墨西哥灣W ilcox組不同深度的CO2含量進行的統(tǒng)計結(jié)果印證了該結(jié)論（圖4－B）。

烴源巖熱演化產(chǎn)生的有機酸及其脫羧反應生成的碳酸可對碎屑巖儲集層中的易溶礦物產(chǎn)生強烈的溶蝕作用。其中有機酸釋放H＋的能力是碳酸的6～350倍，能夠?qū)λ樾紟r儲集層中的長英質(zhì)和碳酸鹽礦物產(chǎn)生強烈溶蝕，并提供大量次生孔隙（Kawamura and Kaplan，1987）；有機酸對長石礦物的溶蝕已受到廣泛研究，普遍認為長石的溶蝕與有機酸類型、有機酸濃度和地層溫度有關(guān)，并且會受到長石表面陽離子絡合作用影響；而有機質(zhì)熱演化生成碳酸的溶蝕能力相對有限，主要會造成碳酸鹽礦物的溶解。在 “富長石—碳酸鹽礦物”體系中，烴源有機酸及其脫羧反應生成的碳酸對礦物的溶蝕順序一直是有爭議的問題。近些年Yuan等（2015）對 “富酸流體—長石—碳酸鹽礦物”體系進行了大量研究，并認為受有機酸影響的地層普遍處于相對封閉的成巖環(huán)境，該環(huán)境下長石溶蝕的化學反應平衡常數(shù)要比碳酸鹽礦物高3～5個數(shù)量級，雖然長石溶蝕的速率相對緩慢，但能夠長期進行；而長石溶蝕的結(jié)果會導致流體系統(tǒng)中富含這反而會抑制碳酸鹽礦物溶蝕作用的進行。最終導致儲集層中長石普遍發(fā)生強烈溶蝕，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”，無論其流體來源與驅(qū)動機制如何（Machel and Lonnee，2002），因此熱液可能發(fā)生于碎屑巖成巖演化的各個階段（圖2）。前人將國內(nèi)深部熱液研究領域總結(jié)為以下4個方面（曹江駿等，2022）：

1）熱流體運移機制。影響碎屑巖儲集層的熱流體普遍來自于盆地基底以下，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的特征（Caietal.，2008），主要以垂向?qū)α?、?cè)向?qū)α骷按瓜騻?cè)向合對流的形式運移（解習農(nóng)等，2009）。

2）熱流體的識別與示蹤。與熱液活動相關(guān)的碎屑巖儲集層巖石學、礦物學與地球化學特征可為熱液活動的鑒別提供大量證據(jù)。在巖石學方面，熱液流體會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）。在礦物學方面，熱流體作用會在儲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（張月霞等，2018；Zhuetal.，2020a）；與熱液活動相關(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集層埋藏史中的最大古地溫（袁靜等，2022）；此外，熱液流體會影響?zhàn)ね恋V物的演化進程，導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）。在地球化學方面，熱流體活動上涌過程中可攜帶大量無機組分，這些微量元素與巖石接觸必然會發(fā)生物質(zhì)交換，導致熱液礦物出現(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)作用下硫酸鹽化學沉淀不產(chǎn)生明顯的同位素分餾效應，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）熱流體對儲集層的影響。深部流體可富含CO2與無機氦氣等揮發(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），流入沉積盆地后會打破原有流體與巖石之間的物理化學平衡，從而對碎屑巖儲集層產(chǎn)生強烈的影響（劉全有等，2019）。在中國，諸多學者針對不同地區(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）熱液對碎屑巖儲集層的影響進行過深入討論，普遍認為熱液對儲集層的影響具有“兩面性”。以珠江口盆地白云凹陷珠海組為例，羅靜蘭等（2019）研究認為白云凹陷高地溫梯度區(qū)域會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移，并可將Fe2＋、Al3＋、Na＋等離子帶入儲集層孔隙水中，因此較高的CO2分壓與金屬陽離子的參與，促使鐵白云石、菱鐵礦以及各種熱液礦物形成，對儲集層的孔隙空間產(chǎn)生了破壞；但另一方面，熱液流體會使得烴源巖的排烴門限深度變淺，儲集層在較淺部位即可達到較深的成巖階段，可溶礦物更易發(fā)生溶蝕并形成次生孔隙發(fā)育帶。

4）熱流體充注時間判斷。前人一般通過火山活動時間與最高大地熱流值時間，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的研究方法，詳細內(nèi)容請見下文。

2.6 其他類型

除以上常見的成巖流體類型以外，碎屑巖儲集層研究中還存在其他類型的成巖流體。例如：在柴達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、礦化度高、結(jié)鹽程度低和易開發(fā)等特點，并成為了新型的鉀鹽礦資源，其物質(zhì)來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，進而形成了混合成因的多源性鹵水（岳鑫等，2019）。

這里僅是對碎屑巖中幾種常見的成巖流體類型進行了介紹，但碎屑巖成巖流體類型遠不止此。

3 碎屑巖成巖流體年代學研究方法

在碎屑巖成巖流體研究領域中，國內(nèi)外學者在傳統(tǒng)巖石學手段的基礎上，正嘗試利用流體包裹體與多種自生礦物同位素定年技術(shù)來劃分流體活動期次，并完成流體活動絕對年齡的判斷。筆者將對碎屑巖成巖流體年代學研究方法進行總結(jié)，重點闡述各種方法原理、適用的成巖流體類型、主要優(yōu)點、限制條件等（表1）。

表1 成巖流體年代學研究方法、適用條件及主要特點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驗的成功在很大程度上都取決于常規(guī)巖礦工作的細致程度。在所有巖礦觀察實驗中，偏光顯微鏡是最基礎、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，識別礦物類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)系等生長關(guān)系。若偏光顯微鏡無法滿足上述需求，還可以利用陰極發(fā)光識別自生礦物的生長期次、利用掃描電鏡附加能譜識別礦物的晶體形態(tài)與成分特征，若有必要可進一步采用電子探針進行更精準的成分確定。雖然礦物觀察法無法展開準確的成巖流體年代學鑒定，但可對不同種類自生礦物形成的先后順序進行判斷，可以說常規(guī)礦物觀察法是碎屑巖儲集層成巖流體年代學的研究基礎且是十分重要的環(huán)節(jié)。

3.2 流體包裹體法

當碎屑巖開始進入到埋藏階段，或當沉積盆地受到深部熱流體影響時，一系列成巖反應都會在成巖流體影響下隨之發(fā)生，包括礦物的溶解以及長石、石英和碳酸鹽等礦物的膠結(jié)作用。這些成巖流體有3個最基本的特征——溫度、鹽度和壓力，而這3個參數(shù)均能通過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的成巖流體會在地質(zhì)歷史時期發(fā)生運移和聚集，并在巖石的自生礦物中保有流體包裹體記錄，通過對流體包裹體的解讀可以獲得流體運移的溫度信息，結(jié)合區(qū)域埋藏演化史可以達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個方面，即流體包裹體均一溫度的可靠性與盆地埋藏史的準確性（王飛宇等，2018）。測溫分析前首先需要對流體包裹體的巖相學特征進行分析，因為依據(jù)包裹體巖相學基礎關(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）。

包裹體巖相學觀察主要目的有2個：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包裹體、氣液兩相烴類包裹體、含氣鹽水包裹體、含水烴類包裹體等，其中顯微測溫的對象是與烴類包裹體共生的均相捕獲的鹽水包裹體（王飛宇等，2018）。由于烴類包裹體有明顯的熒光特性，因此可使用紫外線照明（波長約365 nm），將烴類包裹體與鹽水包裹體區(qū)分開，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定、恢復天然氣成藏記錄時，天然氣包裹體應均一為氣相且成分以富含甲烷為主，該過程可通過拉曼光譜的定量—半定量研究實現(xiàn)。對于不同種類包裹體的識別，Goldstein（2003）總結(jié)了原生、次生和假次生流體包裹體的判斷標準，Bodnar（1994）也對包裹體成因以及不同類型流體包裹體的生長關(guān)系進行過詳細的描述，盧煥章（2014）以應用實例的形式闡述了區(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

盡管流體包裹體測溫研究已經(jīng)是一個較為成熟的領域，但在實驗操作與數(shù)據(jù)處理上仍然存在很多錯誤的認識。流體包裹體分析要嚴格遵守Roedder三大原則，即均相體系、封閉體系與等容體系（Roedder，1979），否則顯微測溫的數(shù)據(jù)可能會出現(xiàn)明顯偏高或高度離散的現(xiàn)象，導致成巖流體年代分析可信度較差（王飛宇等，2018）。因此在顯微測溫的過程中要盡可能做到：（1）進行詳細的包裹體巖相學觀察，保證測溫數(shù)據(jù)均來自于與烴類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，宿主礦物中同一個生長帶同時捕獲的一系列流體包裹體）為基本單位進行流體包裹體分析和解釋，因為同一FIA中數(shù)據(jù)的變化會提醒研究人員對數(shù)據(jù)可靠性進行推斷，以保障數(shù)據(jù)的準確性；（3）在有多種包裹體宿主礦物可以選擇時，盡可能選在石英，其次為碳酸鹽和重晶石礦物，不建議對長石膠結(jié)物包裹體進行測溫，因為長石膠結(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，很可能帶來誤導性數(shù)據(jù)。

另一方面，盆地埋藏史的準確性同樣至關(guān)重要。部分沉積盆地埋藏史十分復雜，后期會受到多次構(gòu)造沉降—抬升的影響，使得埋藏史與熱史恢復難度大大增加，而且對于盆地演化期間存在底部熱流的地區(qū)，流體包裹體法恢復的流體活動時間往往會得出錯誤結(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，還可以進一步利用烴類流體包裹體和鹽水包裹體不混溶捕獲而展開烴類流體的PVT熱動力學模擬（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驗設備，通過獲得單個油流體包裹體成分、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），從而對含油氣盆地油氣充注條件完成進一步的評價。

3.3 碳酸鹽礦物定年法

碳酸鹽礦物是存在于碎屑巖儲集層中最常見的自生膠結(jié)物之一，若利用碳酸鹽礦物進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)合巖石學和地球化學手段確定方解石的成因，隨后才能進行年齡解釋（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記同位素，使其與樣品同位素均勻混合，提純并測定樣品放射性比度進而計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用于津巴布韋南部Mushandike石灰?guī)r的年齡測定，并獲得了2839±33Ma的Pb-Pb（207Pb／204Pb vs206Pb／204Pb）等時線年齡，開啟了方解石U-Pb測年的大門。U－Pb定年法是利用母體同位素（238U和235U）隨時間的衰變和子體同位素（206Pb和207Pb）隨時間的累積，隨后對子體與母體含量進行對比來計算年齡的方法（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，實驗結(jié)果能產(chǎn)生3個同位素年齡（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不斷增加測試樣品量來提高信號的分析強度，以達到對低鈾含量（10－9級別）碳酸鹽巖樣品的測試目的，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，該方法的應用有幾項重要前提：（1）數(shù)據(jù)的準確性不僅依靠準確的測試技術(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增加樣品數(shù)量來保證信號強度，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樣品進行詳細的巖石學微觀觀察，確定礦物生長軌跡，準確判斷礦物形成期次。（2）該方法對樣品處理要求極高（特別是U和Pb含量較低的樣品，很容易受到污染；Smithetal.，1991），要仔細分離礦物，在樣品破碎、挑選與清洗過程中要避免除測試碳酸鹽礦物以外的一切外來樣品污染。（3）該方法要求方解石中的U-Pb比值要足夠大，這對樣品本身就提出了較大的限制。

目前來看，同位素稀釋法U-Pb測年主要在國外實驗室進行，在國內(nèi)進展較為緩慢，而且在碎屑巖自生碳酸鹽膠結(jié)物中尚未見報道，其原因可能如下：（1）該實驗需要經(jīng)過薄片制備、巖石學微觀觀察、激光燒蝕掃描、微觀取樣、樣品清洗、質(zhì)譜測量等多個流程，單獨樣品的測試要長達半年之久，而且即便國外成熟的實驗室，一周也僅能測出5個樣品的數(shù)據(jù)（劉恩濤等，2019；Woodhead and Petrus，2019）。（2）碎屑巖儲集層中碳酸鹽膠結(jié)物的成因機制異常復雜，通常在多期次、多類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，無論是鑒別還是挑離不同流體期次的碳酸鹽礦物都會存在極大的困難。（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帶來樣品的污染，因此成功率可能會很低（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)在同位素測年領域發(fā)生了一場革命（Woodhead and Petrus，2019），原位碳酸鹽礦物定年法有著實驗簡單、取樣量少、成本低且效率高等諸多優(yōu)勢，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）測年法

電子自旋共振（Electron Spin Resonance，簡稱ESR）法是基于測量樣品中不成對電子的數(shù)目從而測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在γ、β、α射線的轟擊下能夠發(fā)生位移，并形成大量負二價的碳酸根離子空位，電子被激發(fā)后會被晶格中的空位所捕獲，但每個空位僅能捕獲1個電子（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數(shù)就會越多，因此可以根據(jù)測定樣品中累積起來的順磁中心總數(shù)（等效計量ED）來判斷樣品年齡（Schwarcz and Rink，2001；賈麗等，2006）。若碳酸鹽礦物自形成以來未經(jīng)歷過強烈的改造作用，則測定出的年齡即為初始結(jié)晶年齡；若碳酸鹽礦物在埋藏過程中受到了強烈的構(gòu)造作用或熱作用，這會使得累積的順磁中心濃度喪失殆盡，此時測定的年齡即為構(gòu)造活動的年齡（王鵬昊等，2013）。

目前在國外的研究中，該方法主要應用于第四系古生物遺址化石的準確定年領域（Arnoldetal.，2022），而國內(nèi)研究則更多關(guān)注方解石脈年代學測定，用來評價與裂縫方解石生長相關(guān)的斷層活動年限（王鵬昊等，2013；Qiuetal.，2018）?？傮w來看，該方法在碎屑巖儲集層成巖流體研究中應用得不多。

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，對樣品進行剝蝕與氣化，隨后被N2、Ar等氣體載入等離子體中電離，再經(jīng)過質(zhì)譜儀中完成質(zhì)量過濾，進而完成化學元素、同位素成分分析與樣品年齡的測定（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來計算礦物形成年齡的，但相比之下，該方法對樣品處理要求較低（樣品用環(huán)氧樹脂固定，再經(jīng)過細致拋光與清洗即可上機測試），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，可對樣品進行微區(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結(jié)構(gòu)，這對于了解具有復雜流體演化史礦物的形成過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），并廣泛應用于富鈾礦物的年代學研究中。起初，鋯石成為了激光原位U－Pb定年領域中理想的礦物，這是因為鋯石具有較高的封閉溫度、放射性U含量較高（普遍在10×10－6以上）且普通Pb含量低（李獻華等，2015），導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力學研究、沉積物源研究等科學問題上有重要意義。然而，在碳酸鹽樣品中應用LA－ICP－MS進行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，因此檢測信號的強度會偏低（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，需要通過非諧和線進行校正（Simonettietal.，2006），最常用的方法是在Tera-Wasserburg圖上通過測量的U-Pb數(shù)據(jù)點回歸線與反向諧和線的交點確定年齡（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），因此擬合出來的結(jié)果可能存在不理想的情況；最后，合適的標樣是利用LA－ICP－MS進行UPb定年的先決條件，目前針對鋯石和獨居石已經(jīng)提出了多種U－Pb定年的天然標準樣品（Cocherieetal.，2009），而碳酸鹽礦物定年在各個實驗室使用的標樣種類很有限，并且標樣沒有相互共享（劉恩濤等，2019）。

近些年，隨著實驗設備精度的提高與實驗技術(shù)的進步，國內(nèi)外實驗室已經(jīng)相繼針對低U方解石樣品進行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對樣品進行預掃描，快速選出可利用238U／206Pb和207Pb／206Pb構(gòu)建反向等時線以及普通Pb足夠低的合適點位，從而實現(xiàn)LA-MC-ICPMS的有的放矢；而針對方解石標樣，國外實驗室開發(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 樣（Robertsetal.，2017；Yokoyamaetal.，2018），而國內(nèi)研究者同樣也開發(fā)出了塔里木盆地北緣的純凈孔洞方解石AHX－1a作為標樣（程婷等，2020）。因此，雖然LA－ICP－MS的方解石UPb定年技術(shù)仍存在一點的缺陷，但該方法將會在未來的研究中具有良好的應用前景。

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）隨時間的衰變和子體同位素（40Ar）隨時間的累積，隨后對子體與母體含量進行對比來計算年齡的方法，該方法幾乎可被應用于所有類型的含鉀礦物中（Dalrymp le and Lanphere，1969）；而39Ar／40Ar定年法為傳統(tǒng)40K／40Ar法的變體，即通過中子輻射的方法將樣品中部分39K轉(zhuǎn)化為39Ar，從而進行礦物的定年（Merrihue and Turner，1966）。相比之下，40K／40Ar定年法需要將被測礦物進行嚴格的分離，對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)點是可在同一臺儀器上同時進行母體同位素和子體同位素的測量，這避免了由于樣品非均質(zhì)性而造成的不確定性，實現(xiàn)微量和微區(qū)測量（Claueretal.，2012），但中子輻射過程中會使39Ar發(fā)生 “反沖”現(xiàn)象，需要采用特殊的密封技術(shù)來計算39Ar的反沖量（Kligfieldetal.，1986）。

從碎屑巖礦物成因來看，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，前者為母巖風化產(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關(guān)（Haines and van der Pluijm，2008）；后者粒徑偏小，又可細分為2個小類：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、熱液活動等密切相關(guān)，因此測定自生伊利石的年齡對于還原相關(guān)地質(zhì)事件意義重大（Claueretal.，1997；Dongetal.，1997；Meunieretal.，2004）。

無論采用40K／40Ar法還是39Ar／40Ar法，測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，需要對巖石中伊利石礦物進行詳細的掃描電子顯微鏡（SEM）或高分辨率透射電子顯微鏡（HRTEM）觀察，并區(qū)分不同類型伊利石的礦物特征（Dongetal.，1997）。現(xiàn)有研究認為，自生伊利石的平均粒度要遠低于碎屑伊利石，在混合伊利石分離過程中，隨著粒度變細，自生伊利石的占比會越來越大，因此理論上最細的粒度分離技術(shù)能夠在最大程度上避免碎屑物質(zhì)對自生伊利石定年的影響（韓志宇等，2022），而且Clauer等（1997）研究認為，在同一期次流體事件形成的自生伊利石中，較小的納米級伊利石顆粒其停止生長更早，因此產(chǎn)生的年齡更大，能代表伊利石形成的初始年齡，而在隨時間持續(xù)生長的較粗的微米級伊利石顆粒測得年齡會偏小。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）等微觀觀測手段分離礦物（韓志宇等，2022）。整個過程均不能采用研磨法，這是因為過度研磨會將來自沉積巖、低變質(zhì)巖或火山巖（如云母和長石）的碎屑顆粒與自生伊利石混合，使得年齡測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中已有廣泛的討論，在此不再贅述。

3.5 鉀長石加大40 K／40A r與39A r／40A r定年

前人研究認為，自生鉀長石在沉積巖形成不久到整個成巖階段過程中均可能形成（Aleinikoffetal.，1993）。由于自生鉀長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石總結(jié)為自形晶粒、細粒膠結(jié)物、不穩(wěn)定碎屑顆粒交代與鉀長石次生加大共4類，其中鉀長石次生加大最為常見，也是鉀長石定年的首選類型。自生鉀長石定年在國外研究中報道較多，但在國內(nèi)鮮有報道。多數(shù)研究認為，沉積盆地中的鉀長石次生加大形成時間較晚，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石的記錄（Harlavan and Sand ler，2010）；而且多數(shù)研究發(fā)現(xiàn)自生鉀長石可能與構(gòu)造活動有關(guān)，這可能突破了普遍認為的長石膠結(jié)僅來自碎屑鉀長石與云母溶解再沉淀的觀點。因此，綜合各種巖石學手段對自生鉀長石成因與年齡進行解釋，對于相關(guān)地質(zhì)過程的成巖流體研究有著重要的意義。

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

3.6 富有機質(zhì)沉積物Re-Os定年

Re-Os定年主要是根據(jù)母體同位素（187Re）隨時間的衰變和子體同位素（187Os）隨時間的累積，隨后根據(jù)同位素比值（187Re／188Os）與（187Os／188Os）繪制Re-Os等時線來計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，因此計算年齡時衰變方程兩邊要同時除以原子數(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，而后者對于確定含油氣系統(tǒng)中富有機質(zhì)樣品（包括富有機質(zhì)沉積物、原油、瀝青等）的準確地質(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；但在富有機質(zhì)沉積物形成的還原環(huán)境中，與通常會被還原為難溶的組分，并被有機質(zhì)吸附沉淀（Bruland，1983），這使得沉積巖形成時Os同位素的比值基本與沉積水體相同。若富有機質(zhì)沉積物在埋藏階段處于相對封閉的成巖系統(tǒng)中（未受到強烈構(gòu)造變形、火山熱液等活動影響），即可認為，Re-Os同位素等時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，一方面是因為風化作用會使沉積巖中的Re-Os同位素發(fā)生嚴重損失，另一方面，有機質(zhì)含量往往與Re-Os同位素含量呈正相關(guān)關(guān)系，這可以保證測試結(jié)果的可靠性（Ravizza and Turekian，1989）。

4 成巖流體年代學在碎屑巖儲集層中的地質(zhì)應用

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

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，而研究這些問題的首要前提就是進行準確的地層年代確定。Ravizza和Turekian（1989）研究發(fā)現(xiàn)富有機質(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，這提供了一個確定沉積物準確年代的重要工具，因此Ravizza和Turekian（1989）首次嘗試將Re-Os同位素定年應用到美國Bakken頁巖沉積年齡的確定中，該研究對頁巖全巖樣品的Re、Os濃度和OS同位素進行測定，并形成完整的等時線，獲得頁巖沉積年齡為354±49Ma，該年齡與Bakken頁巖的公認形成年齡（≈360Ma）相一致。隨后，Creaser等（2002）發(fā)現(xiàn)富有機質(zhì)沉積物的熟化作用并不會引起Re-Os同位素體系的破壞，進一步證明了富有機質(zhì)沉積物Re-Os定年的可行性。而Rip ley等（2001）研究認為沉積物中的碎屑顆粒同樣存在部分Re、Os，并且會對沉積物年齡的測定產(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，有不少研究人員對富有機質(zhì)沉積物的Re-Os定年進行完善，針對該實驗的化學流程優(yōu)化及分析測試精度都提出了更高的要求，總體來看有著廣泛的應用前景。

對沉積物中發(fā)育的方解石條帶或結(jié)核進行UPb測年，同樣可以直接確定沉積巖的形成時間，但前提是需要進行詳細的巖石學觀察與地球化學表征，并證明被測方解石礦物為原生成因。Israelson等（1996）對澳大利亞上寒武統(tǒng)Alum組黑色頁巖中的方解石結(jié)核進行了研究，首先通過對黑色頁巖孔隙結(jié)構(gòu)、壓實強度以及方解石結(jié)核碳同位素的測定，認為方解石結(jié)核形成于黑色頁巖沉積后不久，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288 000），這為方解石U-Pb同位素測年提供了良好的條件；測定結(jié)果顯示碳酸鹽結(jié)核的年齡為509.8±5.1Ma，這為寒武紀晚期Alum組沉積提供了準確的年齡參考。Wang等（1998）對美國Hartford盆地晚三疊世的碎屑巖做了類似的研究，通過薄片顯微觀察、陰極發(fā)光、裂變徑跡分析、微量元素等手段在沉積巖中識別出了3個世代的方解石膠結(jié)物，并認為第1世代的泥晶方解石條帶與沉積物形成時期基本吻合，對第1世代純泥晶方解石的U-Pb測年數(shù)據(jù)顯示，等時線年齡為211.9±2.1Ma，這個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定年可用于精確測定沉積時間。

4.2 成巖流體演化史恢復

對沉積盆地流體—巖石相互作用的理解主要基于大量的巖石學觀測與地球化學手段，盡管這是一個活躍的研究領域，但解決流體運移開始時間及其持續(xù)時間的基本問題仍具有挑戰(zhàn)性，而自生礦物的精準定年為成巖流體演化史恢復提供了一個良好的工具。Sherlock等（2005）對瑞典北部新元古宙—早寒武世Laisvall組砂巖中鉀長石自生加大邊進行了詳細的巖石學描述與原位39Ar／40Ar同位素定年，該研究共識別出2個期次的長石自生加大邊（圖5），其中較老的一期靠近碎屑長石顆粒，而較年輕的一期則靠近孔隙邊緣，2個期次的長石加大年齡分別顯示為前寒武紀—寒武紀（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，后一期次被認為與加里東造山帶逆沖作用和斷層活動相關(guān)的流體事件有關(guān)。Mark等（2008）對蘇格蘭西北部Fucoid Bed砂巖中的自生鉀長石進行了類似的研究，通過掃描電鏡觀察、礦物組成測定、包裹體數(shù)量與均一溫度，該研究同樣識別出2個期次的自生鉀長石膠結(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)期為奧陶紀產(chǎn)物，第2膠結(jié)期為志留紀產(chǎn)物，該研究對鉀長石39Ar／40Ar定年的可靠性進行了討論，從微觀角度建立了鉀長石捕獲Ar的模型，并認為鉀長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 碎屑鉀長石與自生鉀長石樣品的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）

針對不同種類自生礦物成因及相關(guān)成巖流體演化史恢復，國內(nèi)同樣取得了大量優(yōu)秀的成果。以東營凹陷高青地區(qū)為例，Wang等（2020）針對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)物進行了精細研究，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被認為來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)物被認為與長石溶解、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)埋藏史認為物質(zhì)來源主要為熱液供給。

碎屑巖儲集層中的碳酸鹽礦物有著成因復雜、多期次性、易受后期成巖改造等特點，而碳酸鹽礦物原位U-Pb同位素定年技術(shù)可成為碎屑巖儲集層成巖流體演化史恢復的有效工具。然而，該方法目前多應用于與碳酸鹽儲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集層的碳酸鹽膠結(jié)物中未見嘗試，但從理論上說，針對基底式膠結(jié)的自生碳酸鹽礦物設計實驗應當是可行的，期待有后續(xù)研究能補充該方向的研究空白。

4.3 確定脆性構(gòu)造活動時限

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)造變形的絕對年齡對于理解與脆性構(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)合方面進行定性解釋，或是采用磷灰石裂變徑跡的方法進行半定量約束，但以上方法也只能將相關(guān)構(gòu)造活動限定在某一個時間段，卻無法獲取確定年限，但斷層活動形成的自生礦物為判斷脆性構(gòu)造活動年限提供了良好的工具。目前該方法主要應用于與斷層活動相關(guān)的自生伊利石礦物和方解石脈體中（碳酸鹽巖、碎屑巖儲集層與巖漿巖中均可）。

van der Pluijm等（2001）運用伊利石定年技術(shù)對加拿大南部Lewis沖斷帶地殼淺部斷裂年限進行了判斷，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，當碎屑伊利石為0%時（即39Ar／40Ar同位素定年樣品為100%的自生伊利石），測定純自生伊利石年齡為51.5±3.5Ma；當碎屑伊利石為100%時，測定純碎屑伊利石年齡為171.5±6.2Ma。最終該研究認為加拿大落基山脈南部Lewis沖斷帶的斷層活動距今約有52Ma的歷史，并意味著北美西部的應力體系在始新世發(fā)生了從收縮變?yōu)樯煺沟目焖俎D(zhuǎn)變。鄭勇等（2019）對龍門山斷裂帶進行了類似的研究，該研究首先采用沉降法與離心法對不同粒級的伊利石顆粒進行分離，隨后用XRD分析法對1Md型自生伊利石與2M1型碎屑伊利石進行區(qū)分，結(jié)果測定2個樣品的自生伊利石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；最終該研究認為自生伊利石形成于中生代晚三疊世至早侏羅世龍門山地區(qū)強烈的構(gòu)造運動，并受控于青藏高原東緣廣泛的印支造山運動。

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時間、了解地殼變形和流體的流動提供重要依據(jù)。Roberts和Walker（2016）針對北大西洋邊緣法羅群島斷層方解石脈體進行了研究，并對相關(guān)的變形運動的絕對時間及其驅(qū)動條件進行了解釋，該研究共選取了3個斷層的17個方解石脈體樣品，在進行了顯微鏡光學觀察后，由于U和Pb在方解石脈體中分布不均一，先采用LA－ICP－MS手段進行元素面掃，選取含高U、低Pb的合適區(qū)域進行點位選擇，以獲得最佳的精密度和準確性。17個樣品中有來自2組斷層的9個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）。最終該研究認為法羅群島的斷層形成持續(xù)時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張有關(guān)。U-Pb方解石的年齡范圍表明法羅群島斷裂活動并不是在較短的地質(zhì)歷史時期內(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 判斷油氣充注時間

含油氣盆地自生礦物的同位素定年為油氣成藏年代學的定量研究提供了重要依據(jù)（邱華寧等，2009），其中，碎屑巖儲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)，但當油氣充注時，烴類物質(zhì)會破壞自生伊利石的形成環(huán)境，使其生長受到限制。因此，在含油飽和度較高的砂巖儲集層中，測定自生伊利石的絕對年齡即可判斷油氣充注年代。陳剛等（2012）對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，說明伊利石的生長與孔隙流體化學性質(zhì)和地溫無關(guān)，而是主要受控于烴類物質(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。結(jié)合地區(qū)背景，該研究認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。

在碎屑巖儲集層中，如果方解石脈體在形成中伴隨烴類充注，即可認為方解石脈的形成時間與烴類包裹體的捕獲時間一致，因此通過方解石U－Pb定年技術(shù)可約束油氣成藏時限。郭小文等（2020）以渤海灣盆地東營凹陷為例，通過方解石激光原位技術(shù)、結(jié)合包裹體分析，對沙河街組油氣成藏年代學進行了研究。由于東營凹陷新生代構(gòu)造條件較為復雜，使得其熱演化史和剝蝕厚度的恢復也可能存在較大誤差，因此僅憑借包裹體數(shù)據(jù)確定油氣充注時間存在多解性。而作者通過陰極發(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間油氣充注時間相吻合。前人研究認為東營凹陷油氣充注時間可能存在31～28Ma以及24～20Ma 2個時間段，通過激光剝蝕技術(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間更傾向于24～20Ma，即與東營組抬升剝蝕期相對應。

5 結(jié)束語

在碎屑巖儲集層成巖流體研究領域，要正確認識各種先進分析技術(shù)的地位，這些技術(shù)應用的成功與否很大程度上取決于基礎巖礦工作的細致程度（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研究順利開展，要通過顯微觀察區(qū)分原生組分與自生組分，盡可能地識別自生礦物類型，辨識不同自生礦物的形成期次，采取嚴格準確的礦物分離，切不可“本末倒置”，否則實驗結(jié)果會產(chǎn)生嚴重的誤導（圖7）。隨后，通過巖心觀察、特征性礦物識別、元素分析、同位素分析等手段對碎屑巖成巖流體展開示蹤，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，并針對不同演化階段的自生礦物組合設計合適的成巖流體年代學研究實驗。當然，成巖流體年代學研究方法同樣存在很多問題亟待解決：（1）多種成巖流體示蹤與年代學的判斷都需要有自生礦物的存在，但對于大氣淡水或有機酸等酸性流體來說，其進入碎屑巖儲集層后會對硅鋁酸鹽與碳酸鹽礦物產(chǎn)生強烈的溶蝕作用，但在開放性成巖系統(tǒng)中，溶蝕產(chǎn)物很可能不會保留下來，這對評價酸性流體的準確年齡帶來了困難；（2）文中介紹了方解石、伊利石、鉀長石加大邊以及富有機質(zhì)沉積物的定年方法及應用，但實際上碎屑巖儲集層存在著多種類型的自生礦物（包括但不限于石英次生加大、高嶺石、綠泥石、沸石類礦物、石膏等），因此未來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)仍有很多進步的空間，部分實驗分析過程在成功率、空間分辨率、標樣選擇等方面仍會有很大限制，而且國內(nèi)實驗室數(shù)目也較為匱乏，面臨著 “供不應求”的情況。期待在未來的研究中，相關(guān)學者能夠精益求精，共同推動成巖流體年代學研究的發(fā)展進程。

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

綜上所述，碎屑巖儲集層成巖流體年代學研究是一項有著復雜性與挑戰(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從 “宏觀定性化”進入了 “微觀定量化”階段，推動成巖作用研究步入了創(chuàng)新時代。但在未來不斷改進實驗設備與實驗技術(shù)方法的同時，也要關(guān)注成巖作用研究與相關(guān)學科相結(jié)合的重要意義：要綜合有機地球化學和巖石地球化學分析，研究有機質(zhì)—無機礦物協(xié)同成巖演化序列，為碎屑巖成巖流體示蹤和年代學分析提供依據(jù)；展開基于構(gòu)造與沉積背景框架下的成巖物理模擬和數(shù)值模擬實驗，使得模擬結(jié)果無限逼近真實流體環(huán)境，進而為地質(zhì)流體示蹤和年代學分析提供支撐；同時注重與微生物學（EPS誘導成巖成礦等）、火山地質(zhì)學、地下水科學等學科交叉融合，為碎屑巖成巖流體研究提供新思路。