塔东古城地区奥陶系碳酸盐岩中钠长石的发现及其地质意义

邵红梅，冯子辉，李国蓉，卢 曦，孟祥豪

（1.中国地质大学（北京）能源学院，北京 100083； 2.大庆油田有限责任公司 勘探开发研究院，黑龙江 大庆163712； 3.成都理工大学 能源学院，四川 成都 610059）

0 引言

人们研究塔里木盆地东部地区下古生界碳酸盐岩地层的热液地质作用，认为热液作用使灰岩或早期生成的白云岩地层发生大面积的热液白云化作用，并以生成马鞍状白云石为识别热液白云化的典型特征[1－6].热液流体随着温度和压力降低还将沉淀一些热液矿物组合，如石英—黄铁矿组合、绿泥石—方解石组合、石英—天青石组合等[7].在碳酸盐岩地层研究中，普遍关注热液成因白云石而忽略钠长石，还未见将钠长石作为热液矿物的报道.钠长石通常是岩浆期后热液作用的产物，具有典型的成因指示意义.

在对塔里木盆地古城地区下古生界碳酸盐岩储层成岩作用研究中，笔者借助自生矿物成分分析，发现奥陶系灰岩含有较多的钠长石自生矿物，通过显微镜下矿物光学性质精细鉴定、阴极发光特征分析、包裹体均一温度测试，分析钠长石的发现、发育分布特征、形成机制和对碳酸盐岩储层的影响，为研究热液作用期次和热液演化史提供岩石矿物学依据.

1 研究区地质背景

古城地区为大庆油田塔东区块下古生界碳酸盐岩油气勘探的主力地区，位于塔里木盆地北部坳陷区中南部，东部与塔东隆起相邻，西部与塔中隆起相接（见图1），面积约为6 100km2，古城低凸起寒武系—中下奥陶统为北西倾伏的碳酸盐岩大型宽缓鼻状构造，被北东向断裂切割成堑垒相间的断块构造格局[8].以塔中I号断裂为界，下古生界由西南向东北埋深逐渐加大，东部发育一系列寒武系—下奥陶统台地边缘相带.在构造上，古城低凸起为塔中隆起的东部倾末端，与塔中隆起具有相同的演化史，也经历加里东、海西、印支—燕山和喜山等多期构造运动[9]，发育系列北东向展布的高角度断层，形成断块、断鼻构造，以及少量近南北向和北北东向断层；南部受车尔臣断裂影响剧烈，发育一系列复杂冲断构造；中北部受车尔臣断裂影响相对较弱，断鼻圈闭较为平缓[10].地震和钻井资料揭示，古城地区地层自上而下为第四系、第三系、白垩系、三叠系、石炭系、奥陶系和寒武系.奥陶系一间房组岩性以亮晶砂屑砾屑灰岩、亮晶鲕粒砂屑灰岩为主；鹰山组上部岩性以泥晶灰岩、亮晶砂屑灰岩为主；鹰山组下部岩性为亮晶砂屑灰岩、微晶灰岩、云灰岩或灰云岩互层；蓬莱坝组上部岩性以中—细晶（含灰或灰质）白云岩为主，下部发育大段致密灰色灰岩.中下奥陶统—寒武系碳酸盐岩为古城地区的主要勘探目的层.

图1 古城地区构造Fig.1 Regional structures of Gucheng area

2 钠长石成分与分布特征

灰岩的主要矿物成分为方解石，其他矿物质量分数一般不超过5%，黏土矿物、石英粉砂、铁质微粒、海绿石和有机质等较为常见.在对古城6、古城7和古城8井的岩心、井壁取心和岩屑等薄片的鉴定过程中，发现中下奥陶统灰岩中较普遍地发育一种自生的板条状细小晶体.经过偏光显微镜鉴定和电子探针成分分析，确定为自生钠长石晶体.

2.1 钠长石成分

首先通过偏光显微镜观察和光学性质测量，该自生矿物在显微镜下具有典型的板条状晶形（见图2），长度为0.08～0.25mm，宽度为0.04mm；为负延性，低负突起，Ⅰ级灰白—黄白干涉色，正交偏光下呈现明暗相间交替的聚片消光，即为聚片双晶，也称为钠长石双晶（见图2（f）），与钠长石的光学性质一致.

然后为确定该自生矿物的化学成分，在显微镜下挑选样品，圈定分析位置，送往成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，进行电子探针成分分析（结果见表1），分析仪器为日本岛津EMPA1720型电子探针；实验条件：加速电压为10kV，束斑为2～3μm，束流为10nA，分析精度为±1%.由表1可见，SiO2的摩尔分数为68.191%～73.242%，Na2O的摩尔分数为10.496%～12.176%，Al2O3的摩尔分数为15.847%～19.191%，K2O和CaO的摩尔分数较低，K2O的摩尔分数为0.003%～0.026%，CaO的摩尔分数为0.361%～0.384%；与钠长石的理论化学成分（SiO2的摩尔分数为68.700%，Na2O的摩尔分数为11.830%，Al2O3的摩尔分数为19.150%）一致，属于高钠长石或歪长石.

2.2 钠长石分布特征

古城地区中下奥陶统灰岩中钠长石发育和分布具有独特性.根据钠长石发育的产状，钻井岩心、井壁取心及岩屑薄片观察揭示，钠长石在岩石中的分布方式有偶见分布（见图2（b））、分散分布（见图2（a）、（c））、沿缝合线分布（见图2（d－f））3种.以偶见分布为主要分布方式，质量分数占53.6%以上；其次为分散分布，质量分数占36.0%；少量沿缝合线富集分布，质量分数占10.4%（见图3（a））.显微镜下可见钠长石主要交代沉积组分，质量分数占81.2%，其中以交代微晶方解石为主（见图2（a）），质量分数占40.0%；其次为交代藻粘结微晶方解石（见图2（d））和砂屑微晶方解石（见图2（b）、（e－f）），质量分数分别为22.8%和22.4%（见图3（b））.另外，钠长石也交代部分成岩组分，如粒间海底胶结物方解石（见图2（b）、（e－f））、窗状孔洞方解石（见图2（c））、成岩缝洞方解石，分别占分布比例的6.0%、4.4%、4.4%（见图3（b））.根据交代的组分，可以判断钠长石主要交代微晶方解石等沉积组分和少量海底胶结方解石等早期成岩组分.

图2 古城地区奥陶系灰岩中钠长石的显微镜下特征Fig.2 Microscopic characteristics of albite in the Ordovician limestone in Gucheng area

表1 古城奥陶系灰岩中钠长石电子探针分析结果Table 1 EPMA data of albite in the Ordovician limestone in Gucheng area %

根据钠长石分布井区，钠长石仅见于研究区相邻的古城6—古城7—古城8井井区.该井区以东的古城4井、以西的古隆1井和古隆3井中未发现钠长石；不同井间发育程度略有差异，古城8井所钻遇的下古生界地层中钠长石最为发育，古城6井所钻遇的下古生界地层中钠长石较为发育，古城7井所钻遇的下古生界地层中钠长石发育相对较差.

根据钠长石分布层位，古城6、古城7和古城8井钠长石发育分布的统计结果表明（见图3（c）），钠长石主要集中发育于中下奥陶统鹰山组，分布比例达到87.2%；其他层位分布相对较少，下奥陶统蓬莱坝组分布比例占7.2%，上寒武统下丘里塔格组分布比例占4.4%，中奥陶统一间房组分布比例占1.2%，分布上具有明显的层位性.

根据矿物共生组合，在研究区中下奥陶统含钠长石的250个样品中，有8个样品可见钠长石与鞍状白云石同时出现，其余样品中钠长石分布于灰岩，并且不与其他热液矿物共生，显示钠长石单独发育的分布特征.

图3 古城地区钠长石的产状、交代组分及分布层位Fig.3 Occurrence and formation distribution of albite in Gucheng area

3 钠长石形成

钠长石化作为热水沉积的标志性矿物，在海底热液成岩作用中普遍见到，是海底热液与海水混合后的沉淀物[11－12].海相环境以海水及岩浆水为主要热水流体来源.通常钠长石的形成与碱性岩浆活动（特别是火山活动）密切相关[13].

3.1 温度

热流体的温度与其构造背景有关，普通地热和陆缘海槽、弧后盆地裂谷环境中热液沉积物多为中低温组合，温度在200℃以下；大洋中脊裂谷构造环境中热液沉积物温度在200℃以上；与岩浆有关的热液成因的钠长石形成温度在300℃以上[14－15].

为了证实古城地区中下奥陶统灰岩中钠长石成因，判断它代表的成岩流体与岩浆热流体是否有关，对研究区12个奥陶系灰岩样品中钠长石盐水溶液包裹体进行均一温度测试（见图4）.钠长石的形成温度在340～440℃之间，主要分布在340～360℃之间，其次分布在420～440℃和360～380℃之间（见图5），钠长石较高的包裹体温度特征指示成岩流体具有高温岩浆热液的性质.

图4 古城地区奥陶系灰岩中钠长石盐水溶液包裹体Fig.4 The saline water inclusion of albite in the Ordovician limestone in Gucheng area

图5 古城地区钠长石盐水包裹体均一温度分布Fig.5 Homogenization temperature of saline water inclusion albite in Gucheng area

3.2 机制

显微镜下观察发现，古城地区钠长石发育分布与其他热液产物之间没有伴生关系，主要交代微晶方解石等沉积组分及海底胶结物方解石等早期成岩组分，即钠长石主要交代的是沉积或同沉积时期的组分.另外，可见钠长石被热液鞍状白云石交代、被构造裂缝及缝合线切割改造的现象（见图2（e－f）），矿物共生组合和组构特征揭示钠长石化作用发生时间较早，表明研究区在沉积作用过程中或刚刚沉积后不久的成岩早期阶段存在碱性岩浆活动，塔东地区露头剖面上蓬莱坝组即有辉绿岩发育，也证实早期岩浆活动的可能性.

另外，测井曲线特征揭示，古城6、古城7和古城8井寒武系丘里塔格组、奥陶系蓬莱坝组、鹰山组和一间房组的测井曲线特征（特别是自然伽马曲线及其能谱曲线）具有相似性，与古城4井测井曲线差异较大（见图6），由寒武系丘里塔格组到中奥陶统一间房组，古城4井测井曲线自然伽马值和铀、钍、钾值低，曲线较为平滑，其整体为成分较纯的碳酸盐岩，缺乏泥质和岩浆活动的影响；在大致相同的部位，古城6、古城7和古城8井测井曲线自然伽马值、铀曲线值、钾曲线值高的层段，与钠长石密集发育层段对应关系良好（见图6），是岩浆活动的反映，古城6、古城7和古城8井所在的较小区域，在奥陶系蓬莱坝组、鹰山组及一间房组下部沉积作用过程中或沉积后不久即受到岩浆活动的影响.

热液流体的活动极其广泛，许多沉积盆地发现热液沉积岩，称为喷流沉积或喷气沉积等[16－17].阴极发光显微分析揭示，研究区灰岩中微晶方解石、成岩缝洞方解石不发光，保留并继承浅海碳酸盐岩沉积物的阴极发光特征，说明含钠长石的灰岩中碳酸盐沉积物未受到热液改造.岩石中存在高温（340～440℃）热液成因的钠长石，可以用浅海底部热液烟囱模式解释，即在奥陶系蓬莱坝组、鹰山组及一间房组下部沉积作用过程中或沉积后不久存在碱性岩浆活动，伴随碱性岩浆活动（火山活动），先期结晶形成的钠长石上升进入浅海海底环境，如同“米粒状”与微晶方解石灰泥一起沉积下来，形成钠长石在微晶灰岩及藻粘结微晶灰岩中发育分布的特征，而交代粒间胶结物、窗状孔洞及成岩缝洞方解石的钠长石是热液在随后浅埋藏过程中连续作用的结果.

与钠长石相关的沉积期海底热液喷流作用的发育，指示当时沉积盆地构造运动较为活跃，是塔里木东南侧阿尔金洋的演化也进入俯冲期，并在阿尔金北缘形成中酸性火成岩发育的岛弧带，进入沟—弧—盆体系发育阶段的反映.塔里木盆地主要发育4期火成岩，分别为震旦纪—寒武纪、中晚奥陶世—志留纪、早二叠世和白垩纪，白垩纪火成岩规模很小，在盆地边缘分布，其他3期在盆地广泛分布[18－21].在古城台地边缘两侧区域地震剖面识别11个火成岩体，也证实古城台缘附近断裂带发育，具备火成岩发育的地质基础.

4 热液地质作用意义

通常伴随热液地质作用发生热液溶蚀作用，形成热液成因的储层.古城地区形成钠长石的热液地质作用没有产生溶蚀现象，对储层性质影响不大.继该期钠长石化作用后两期热液作用对寒武—奥陶系地层进行改造，形成较好的溶蚀孔洞缝型白云岩储层，也证实该期钠长石化作用为古城地区第一期热液地质作用.

钻井岩心、井壁取心和岩屑薄片观察揭示，钠长石主要出现于微晶灰岩微晶方解石、砂屑灰岩屑微晶方解石和藻粘结微晶方解石部位，不与其他热液产物伴生，岩石中缺乏重结晶作用和热液溶蚀作用改造，储集空间不发育.钠长石形成于地下浅部的碱性岩浆作用，并由浅海底部的热液烟囱流体上升带入，由于受海水的稀释作用，热液地质作用导致“米粒状”的钠长石与微晶方解石沉积在一起，未导致强烈的热液改造作用.

根据钠长石主要交代沉积组分和早期成岩组分，可被晚期热液鞍状白云石交代、被缝合线及构造裂缝方解石切割改造等，揭示热液地质作用发生于沉积作用过程中或成岩早期阶段，是古城地区第一期热液地质作用，为研究该地区热液作用期次和多期热液演化史提供依据.

5 结论

（1）古城地区古城6—古城7—古城8井区奥陶系灰岩地层普遍存在自生钠长石，主要交代沉积组分及早期成岩组分，钠长石的形成发生于沉积作用过程或成岩早期阶段.

（2）钠长石形成遵循浅海底部热液喷流模式，揭示它所发育区域在蓬莱坝组、鹰山组及一间房组下部沉积作用过程中或沉积后不久存在岩浆活动.

（3）热液地质作用未导致强烈的溶蚀改造作用，未产生储集空间，对储层性质影响不大，但作为第一期热液地质作用，为研究该地区多期次热液作用的演化历史提供重要证据.

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