U-Pb同位素定年分析在热液对白云岩储层改造研究中的应用
——以塔里木盆地古城地区下奥陶统鹰三段为例*

刘红 冯子辉 邵红梅 张君龙 张振伟 张亚金 卢曦 张光亚

1.中国石油勘探开发研究院，北京 100083 2.大庆油田责任有限公司第二采油厂，大庆 163000 3.大庆油田勘探开发研究院，大庆 163000

2011年以来，古城地区多口埋深6000m以上的探井在奥陶系鹰山组三段白云岩储层获得天然气流或天然气显示(沈安江等, 2018; 王铁冠等, 2014)，其中古城6井、古城8井、古城9井和古城17井分别获得26.4×104m3/d、47.8×104m3/d、107.8×104m3/d和22.73×104m3/d的工业气流(图1)，使塔东古城地区成为继塔中和塔北之后的碳酸盐岩勘探又一重要战场。

图1 古城地区构造区划图及鹰三段地层综合柱状图(据张亚金等, 2020修改)

热液作用是古城地区奥陶系鹰三段白云岩储层最为显著的成岩作用类型，关于热液对白云岩储层的影响，诸多学者已取得了一定的认识。刘永福等(2008)、胡九珍等(2009)认为热液白云石化是塔东地区优质白云岩储层的主控因素，且镁离子来源于粘土矿物的转化或者高温卤水；金之钧等(2006)、金振奎和余宽宏(2011)、陈永权等(2015)、王珊等(2020)指出热液溶蚀作用是改善塔里木盆地白云岩储层物性的重要作用，且深大断裂及伴生裂缝是热液流体运移的通道；齐井顺等(2016)、沈安江等(2018)、张哨楠等(2019)提出热液作用对古城地区白云岩储层是“双刃剑”，即热液溶蚀形成晶间溶蚀扩大孔和溶蚀缝，同时携带的热液矿物充填储集空间；潘文庆等(2009)、刘伟等(2016)认为热液作用与塔里木盆地二叠纪的岩浆作用有关。但是对于研究区热液性质、发生时期、作用期次以及与区域内断裂的相关性缺乏直接的年代学证据。近20年来新兴起的基于激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)分析的U-Pb同位素定年技术，因其原位、微区、成本低、分析速度快和空间分辨率高的优势已经在金属矿床成因、断层活动史和碳酸盐岩储层孔隙演化史等中得到广泛应用(Roberts and Walker, 2016; Nurieletal., 2017; Godeauetal., 2018; Pisapiaetal., 2018; Ubideetal., 2019; 沈安江等, 2019; 胡安平等, 2020; 郑剑锋等, 2020; 乔占峰等, 2020; 杨翰轩等, 2020)。本文采用激光原位U-Pb同位素定年技术，深入剖析古城地区热液作用对奥陶系白云岩储层的影响。本文研究对于深化研究区白云岩储层形成机理认识，预测白云岩有利储层发育区均具有重要意义。

1 区域地质背景

古城地区位于塔里木盆地古城低凸起东南部。西南以塔中I号断裂与塔中隆起为界，东南与塔东隆起相连，北临满西低凸起(图1)。奥陶纪古城地区主要经历碳酸盐台地-台地边缘-斜坡-陆棚-盆地沉积演化过程，奥陶系自下而上为蓬莱坝组、鹰山组、一间房组、吐木休克组和却尔却克组5套地层。鹰山组从下到上进一步划分为鹰四段、鹰三段、鹰二段、鹰一段。鹰三段形成于典型远端变陡型缓坡台地沉积环境，发育晶粒白云岩、(残余)颗粒云岩及石灰岩，地层厚度为161～420m。

古城地区主要发育NW向、NE向和NNE向共3个方向的断裂，活动时期包括加里东早期(寒武纪-早奥陶世)、加里东中期(中奥陶世)、加里东晚期-海西早期(晚奥陶世-泥盆纪)(厉玉乐等, 2014; 李昂等, 2018)。寒武纪-早奥陶世古城地区在克拉通弱伸展背景下，形成NE向张性正断层，数量多，规模小；中奥陶世构造环境由早期的伸展拉张向挤压聚敛逐渐转换，NE向断裂持续发育，以张扭性走滑断裂为主，控制了古城地区垒堑相间的构造格局；晚奥陶世-泥盆纪受阿尔金-车尔臣断裂带左行压扭持续影响，发育一系列NNE、NW向压扭走滑断裂，持续时间长，其中NNE向断裂发育7组。

2 储层岩石学特征

古城地区鹰三段白云岩储层主要发育结晶白云岩，按晶粒大小划分为粉晶、细晶、中晶和粗晶4种类型，识别颗粒幻影结构，恢复晶粒白云岩的原岩为滩相颗粒灰岩，白云岩储层晶间(溶)孔、溶洞发育，部分钻井见裂缝发育，缝洞充填物主要为鞍状白云石和方解石。

粉晶白云岩粒径多为0.01～0.05mm，有序度平均值为0.42，自形-半自形，晶粒紧密镶嵌，多见纹层构造，岩石致密，孔隙不发育(图2a)。

图2 古城地区鹰三段岩相学特征

细晶白云岩粒径多为0.05～0.25mm，有序度平均值为0.47，呈半自形-他形，晶粒呈点、线或镶嵌接触关系，晶面平直且污浊，颗粒幻影或残余颗粒结构明显，发育晶间(溶)孔和溶蚀缝，孔洞被鞍状白云石和方解石充填或半充填(图2b, c)。

中晶白云岩晶粒直径多为0.25～0.5mm，有序度平均值为0.58，呈半自形-他形镶嵌状，晶面多污浊，常见交错层理构造，普遍观察到残余颗粒结构现象，发育晶间(溶)孔、沿缝溶蚀孔洞，缝洞被鞍状白云石和方解石充填或半充填，基质白云石被溶蚀成港湾状(图2d, e)。

粗晶白云岩粒径大于0.5mm，有序度平均值为0.76，他形呈紧密镶嵌分布，晶面弯曲，常见环带结构，阴极发光呈明亮的玫瑰红-橘红色光，发育晶间(溶)孔、沿缝溶蚀孔洞，基质粗晶白云石边缘通常被溶蚀呈港湾状(图2f)。

鞍状白云石主要分布于裂缝或沿缝溶蚀孔洞内壁，为第一期充填物，晶面洁净且粗大，具有马鞍状外形，富含包裹体，阴极发光呈明亮的玫瑰红-橘红色光，正交光下具明显的波状消光特征(图2b-②)。

方解石常呈粒状或片状在缝洞内沿鞍状白云石边缘生长，茜素红-S溶液与铁氰化钾溶液的混合液染色为粉红色，富含包裹体，阴极发光呈明亮的橘黄色光(图2b-③)。

鹰三段白云岩储层非均质性较强(张亚金等, 2020)，本文将储层分为基质孔隙型和缝孔洞型储层2类，基质孔隙型白云岩储层以细晶、中晶白云岩为主，主要发育晶间(溶)孔，裂缝不发育，导致储层连通性差；缝孔洞型白云岩储层以细晶、中晶白云岩为主，裂缝沟通早期晶间(溶)孔，叠加溶蚀改造，较好地改善了储层渗流能力(图2b-f)。

3 地球化学特征

在薄片观察及阴极发光等矿物岩石学分析基础上，针对基质白云岩和缝洞充填物，开展了激光碳氧同位素、锶同位素、镁同位素、稀土元素和包裹体均一温度分析。激光碳氧同位素分析采用Delta V Advantage同位素比质谱仪，锶同位素分析使用TRITON PLUS热电离同位素比质谱仪，稀土元素分析使用仪器为Thermo Fisher X2电感耦合等离子质谱(ICP-MS)，镁同位素分析采用Neptune Plus多接收电感耦合等离子体质谱仪，包裹体均一温度分析使用仪器为Linkam-THMSG600冷热台。各项实验测试分析均在中国石油天然气集团公司碳酸盐岩储层重点实验室进行。

3.1 碳、氧同位素

白云岩的碳、氧同位素组成取决于引起白云石化的流体的碳、氧同位素组成，主要受到成岩流体盐度和温度的影响(强子同, 1998)。白云岩的碳同位素主要继承于白云石化流体所交代的原岩(Land, 1980)，而氧同位素受控于成岩流体的组分和温度，更能反映白云岩的成因。古城地区鹰三段不同组构白云岩的稳定碳同位素值变化不大(表1)，基本与同期海相方解石的碳同位素(-1.5‰～0.5‰)分布一致(Veizeretal., 1999)。这说明大部分白云岩的碳继承自其交代的原始灰岩，并且反映白云石化作用发生于古油藏形成之前，有机碳残余不明显。

早奥陶世未经过重结晶改造的海相方解石的氧同位素值分布范围为-10‰～-7‰(Hudson, 1997)，从相同流体中沉淀出的白云石氧同位素值比方解石高约2‰～3‰(Land, 1985; McKenzie, 1981)，本文取其平均值2.5‰，计算出奥陶系与方解石同源流体的白云石氧同位素值分布范围约为-7.5‰～-4.5‰，并作为本文氧同位素分析的背景值。从氧同位素分布特征可知(图3；表1)，晶粒白云岩的稳定氧同位素值具有随着粒度增大而明显偏负的特征。粉晶白云岩氧同位素值-7.16‰～-4.09‰，平均值为-5.42‰，处于奥陶纪海相白云石范围内。细晶白云岩和中晶白云岩氧同位素值非常接近，主要分布在-8‰～-5‰，平均值为-7.3‰，与同时期海相白云石氧同位素分布范围一致，个别样品点略偏负，可能是埋深增加或者热液活动导致温度升高的原因(黄思静, 2010)。基质粗晶白云岩、缝洞鞍状白云石和方解石氧同位素与同期海相白云石相比强烈偏负，绝大多数样品氧同位素小于-10‰，表明热液作用影响强烈(Machel and Mountjoy, 1986)。

图3 古城地区鹰三段碳酸盐岩锶、氧同位素交汇图

3.2 锶同位素

锶同位素为研究白云岩形成的成岩流体来源和性质提供了可靠地球化学信息(史忠生等, 2003; 黄思静, 2010)。由于87Sr/86Sr值主要受锶来源的控制而不因物理、化学和生物作用发生同位素分馏，以及锶同位素在海水中存在时间远远长于各种来源的锶同位素混合一致所需要的时间(Allan and Wiggins, 1993)，因此一般认为，在一定地质时期内，海水的87Sr/86Sr值是不变的(向芳和王成善, 2001)。粉晶、细晶和中晶白云岩的锶同位素比值极为接近(图3；表1)，主体处于早奥陶世海水锶同位素比值范围内(0.7078～0.7091)(Qingetal., 1998; Denisonetal., 1998)，表明白云石化流体继承或者保存了奥陶系海水的锶同位素组成。基质粗晶白云岩、缝洞鞍状白云石和方解石锶同位素比值平均值分别为0.709509、0.709472和0.709543，明显高于早奥陶世海水锶同位素比值范围，表明成岩流体可能流经深部寒武系含有较多放射性87Sr的碎屑岩层导致锶同位素比值偏高(王珊等, 2020)。

表1 古城地区鹰三段样品定年结果及地球化学特征

3.3 稀土元素

白云岩中稀土元素(REE)相对丰度主要取决于白云石化流体中稀土元素的组成和地球化学性质(Lottermoser, 1992)，常用作判断白云石流体的来源。Ce对氧化还原环境敏感，Ce负异常表明成岩流体形成于强氧化环境中(Frimmel, 2009)。轻稀土元素LREE 富集以及显著的Eu正异常特征，指示高温热液作用(丁振举等, 2000)。从稀土元素配分图可知(图4)，基质粉晶-中晶白云岩Ce弱负异常，中晶白云岩Eu弱正异常，表明成岩流体与海水有关，可能受到了热液流体的改造。基质粗晶白云岩和缝洞充填物呈现为Ce无异常或弱正异常、轻稀土元素LREE 富集以及显著的Eu正异常特征(图4)，指示热液流体产物。

图4 古城地区鹰三段碳酸盐岩PAAS标准化稀土元素配分图(标准化值据Taylor and Mclennan, 1985)

4 热液作用年代学分析

4.1 测试样品选取

本文选取古城地区鹰三段围岩样品和充填孔洞、裂缝的各期热液产物，开展年代学分析，为研究热液作用对白云岩储层的影响提供重要依据。表1中，样品DQ13、DQ18、DQ4-①、DQ6-①的检测样品为围岩，检测目的为白云石化发生时间；DQ4-②、DQ4-③、DQ6-②、DQ6-③检测样品为缝洞充填物，检测目的为热液作用发生时间。

4.2 测试仪器和测试方法

激光剥蚀铀铅定年分析在中国石油天然气集团公司碳酸盐岩储层重点实验室进行，采用iCap RQ电感耦合等离子体质谱仪和RESOlution激光剥蚀系统，对不同样品采用LA-SF-ICP-MS进行U-Pb同位素年龄测定，测试校准标样选择年龄为209.8±1.3Ma的来自塔里木盆地阿克苏地区的AHX-1和年龄为254.4±6.4Ma来自美国Walnut峡谷方解石脉的WC-1。束斑直径采用100μm，剥蚀频率10Hz。装入样品靶之后，清洗样品，以消除样品中可能存在的普通的Pb污染。采样方式为激光单点剥蚀，每个组构采样35～45个点。数据处理先使用Iolite 3.6在线或者离线处理原始数据，将得出的相应同位素比值在Isoplot 3.0软件上完成拟合等时线年龄作图。

在定年检测前先使用激光剥蚀系统对测试样品进行微量和稀土元素原位面扫描分析，剥蚀使用边长50μm的方形束斑，激光能量为3J/cm2，剥蚀频率20Hz，束斑移动速率为0.05mm/s，利用Iolite 3.6处理原始数据后生成元素含量平面分布图像。经检测238U、206Pb、207Pb、208Pb的含量适合激光原位U-Pb同位素定年，且通过面扫描图片可以进一步明确热液成因以及分析热液性质。

4.3 测试结果及讨论

4.3.1 元素面扫描和热液分期

从元素面扫描图像(图5、图6)可知，缝洞鞍状白云石的Sr含量最低(小于100×10-6)，表现为蓝色条带，缝洞方解石的Sr含量最高(约为400×10-6)，呈现黄色亮带。粉晶-中晶白云岩围岩的Sr含量介于二者之间，且随着白云石粒度增大，蓝色区域趋于均匀分布。锶的离子半径为0.113～0.132nm，与钙的离子半径(0.099～0.118nm)较为接近，而镁与锶、钙相比，离子半径明显较小为0.065～0.087nm。因此，一般认为锶可以取代方解石或者白云石中的钙，但是不能够取代白云石中的镁，导致Sr在白云石中的分配系数只有方解石的一半(Vahrenkamp and Swart, 1990)，因此缝洞方解石在所有样品中Sr含量最高。Sr含量与白云石化程度有关，一般情况下，早期形成的白云石Sr含量较晚期形成的白云石要高(Warren, 2000)。早期超盐度海水形成的白云石Sr含量可达500×10-6～700×10-6(Bein and Land, 1983)；正常海水中形成的白云石Sr含量470×10-6～550×10-6(Qing and Mountjoy, 1989)，晚期埋藏成因的白云石Sr含量平均值为72.1×10-6(Tucker and Wright, 1990)。因此通过Sr含量平面分布特征可知，基质粉晶-中晶白云岩形成于早-中埋藏期。

图6 古城地区鹰三段样品DQ6元素面扫描照片

缝洞鞍状白云石的Fe含量最低(小于200×10-6)，表现为蓝色条带，粉-晶中晶白云岩围岩的Fe含量最高(约为500×10-6)，表现为黄色明亮区域，缝洞方解石的Fe含量居中，表现为暗红色条带。缝洞方解石的Mn含量最低(小于20×10-6)，表现为蓝色条带，鞍状白云石的Mn含量接近粉晶-中晶白云岩围岩(约为50×10-6)，表现为亮红色区域(图5、图6)。Fe和Mn较难以低价进入矿物晶格中，只有在深埋藏成岩(向高Fe和Mn，低Sr转化)的还原环境中才能作为类质同象离子置换白云石晶格中的Ca和Mg(Tucker and Wright, 1990; Walkeretal., 1989)。因此，相对于晚埋藏期，近地表或早埋藏期形成的白云岩的Fe和Mn含量偏低；与晚埋藏成因白云岩相差一个数量级，如Azmy等报道的巴西Sao Francisco盆地前寒武纪晚埋藏白云岩的Fe、Mn含量分别为22009×10-6、2094×10-6(李鹏春等, 2011)。微量元素Fe和Mn含量面扫描分布特征再次说明基质粉晶-中晶白云岩形成于早-中埋藏期。淡水中的Fe、Mn浓度分别为20×10-6、0.4×10-9，远高于海水浓度(Walteretal., 2000)，而缝洞鞍状白云石、方解石的Fe、Mn含量低于或接近围岩，因此成岩流体排除大气淡水的注入。

U在含氧环境中为可溶的氧化态，在缺氧条件下被还原为不溶态(Barnes and Cochran, 1990)，因此成岩环境的还原性增强将导致U发生去除作用而含量降低。缝洞鞍状白云石和方解石充填物U含量在面扫描图像上呈现蓝色，明显低于围岩(图5、图6)，表明形成于还原性增强的埋藏成岩环境。

在轻稀土元素La、Ce、Pr、Nd面扫描图像上，缝洞鞍状白云石呈现红黄相间的亮点，方解石呈现黄色亮带，基质粉晶-中晶白云岩为蓝色区域(图5、图6)，缝洞鞍状白云石和方解石轻稀土元素含量明显高于围岩，进一步揭示了热液成因。

在Mg元素面扫描平面分布图上，鞍状白云石与基质粉晶-中晶白云岩呈现均匀的亮红色区域(图5、图6)。结合镁同位素分析(表1)可知，鞍状白云石与粗晶白云岩的δ26Mg均处于正常海相白云石的镁同位素分布范围内(-1.0‰～-2.5‰)(李曙光, 2015)，反映镁离子可能来源于研究区内寒武、奥陶系白云岩本身，是贫镁热液产物(王坤等, 2017)。

在Ca元素面扫描图像中(图5、图6)，鞍状白云石的Ca含量与基质围岩接近，呈现暗红色区域，缝洞方解石呈现黄色亮带，表明缝洞方解石是钙质热液产物。

低Sr、低Fe、低Mn、低轻稀土元素含量的基质粉晶-中晶白云岩，应用精准的定年技术将成岩环境进一步细分，粉晶白云岩的年龄数据为492±19Ma，与下奥陶统鹰三段地层年龄相近或略晚，表明为早奥陶世准同生期海水成因；细晶、中晶白云岩的年龄数据分别为474±11Ma、470±21Ma，这两个非常接近的定年数据反映细晶、中晶白云岩形成于中奥陶世浅埋藏海水成岩环境，并且受到热液活动的影响。相对于基质粉晶-中晶白云岩，Sr、Fe、U元素含量更低，轻稀土元素含量偏高的基质粗晶白云石和缝洞鞍状白云石，测得年龄数据分别为464±12Ma、468.8±7.6Ma、473.9±9.1Ma，揭示为中晚奥陶世同一期贫镁热液产物。相对于基质粉晶-中晶白云岩和缝洞鞍状白云石，低Mn、高Sr、高轻稀土元素、高Ca的缝洞方解石，测定年龄数据分别为457.4±6.6Ma和448±15Ma，指示晚奥陶世-早志留世钙质热液成因(图7；表1)。

图7 古城地区鹰三段白云岩围岩及缝洞充填物激光原位U-Pb同位素年龄

4.3.2 热液作用对白云岩储层的影响

流体改造白云岩是一个镁钙离子带入带出的动态平衡过程(Wierzbickietal., 2006)。第一期中-晚奥陶世贫镁热液以加里东构造期形成的NE向裂缝为运移通道，对古城地区寒武-奥陶系白云岩进行溶蚀，捕获一定量的镁离子后，对鹰三段已有基质粉晶-中晶白云岩进行重结晶改造或者直接交代层内灰岩形成基质粗晶白云岩(图2f)，或者从热液中直接析出鞍状白云石充填在溶蚀缝洞中(图2b-②)。第二期晚奥陶世-早志留世钙质热液以同时期NNE向裂缝为疏导系统，流经研究区寒武-奥陶系储集空间时发生方解石沉淀，随着钙离子的持续消耗而表现出对层内白云岩的溶蚀。铸体薄片观察发现，白云岩储层沿裂缝发育非组构选择性的较洁净的超大溶孔和小溶洞，以及孔洞边缘鞍状白云石、不同粒度基质白云石常见被溶蚀呈港湾状(图2b-f)，这些普遍观察到的溶蚀现象均为热液改造形成。热液溶蚀改造强烈的缝孔洞型储层孔隙度与基质孔隙型储层相差不大，集中分布在0.5%～4.0%，但是渗透率明显提高，缝孔洞型储层以(0.38～17.1)×10-3μm2为主体，基质孔隙性储层渗透率为(0.005～0.44)×10-3μm2，储集物性得到很大程度改善。

因此，结合元素含量面扫描照片和同位素定年技术分析，认为粉晶白云岩是早奥陶世准同生期海水成因；细晶白云岩和中晶白云岩形成于中奥陶世浅埋藏海水成岩环境，并且受到热液活动的影响。基质粗晶白云石和缝洞鞍状白云石，为第一期中-晚奥陶世贫镁热液产物，充填破坏储集空间。缝洞方解石为第二期晚奥陶世-早志留世钙质热液成因，是古城地区鹰三段白云岩储层扩溶的关键，同期发育的NNE向走滑断裂，与现今近南北向主应力方向一致，反映NNE向断裂开启性好，可作为其输导系统(图8)。因此，古城地区NNE向断裂带是古城地区鹰三段优质白云岩储层发育的有利部位。

图8 古城地区鹰三段优质白云岩储层发育区预测图

5 结论

(1)古城地区鹰三段氧锶同位素处于奥陶纪海水范围、低Sr、低Fe、低Mn的粉晶白云岩为早奥陶世准同生期海水成因；氧同位素略偏负的细晶-中晶白云岩为中奥陶世浅埋藏海水成因，并且受到热液流体不同程度的改造。

(2)古城地区存在2期热液作用，氧锶同位素组成严重偏离同时期正常海相白云石范围，轻稀土元素明显富集，Eu强烈正异常：第1期为Sr、Fe、U元素含量低于围岩的中晚奥陶世贫镁热液，表现为鞍状白云石充填缝洞及重结晶次生加大的粗晶白云石，充填破坏储集空间；第2期为低Mn、高Sr、高轻稀土元素、高Ca的晚奥陶世-早志留世钙质热液，表现为方解石充填缝洞及对先存白云石的溶蚀，很大程度改善储层物性。

(3)第二期晚奥陶世-早志留世钙质热液是古城地区鹰三段白云岩储层扩溶的关键，以同期NNE向断裂带作为其输导系统，是优质储层发育的有利部位。

致谢感谢大庆油田勘探开发研究院给予的大力支持以及编辑和审稿专家提出的宝贵意见。