柯坪地区中下寒武统走滑断裂带方解石脉期次、古流体演化与油气充注历史

Division of Calcite Veins Stage, Paleo-Fluid Evolution and Hydrocarbon Charging History in the Middle and Lower Cambrin Strike-Slip Fault Zone in Keping Area, Northwest of Tarim Basin

摘要

新疆柯坪地区野外露头中下寒武统走滑断裂带充填多期方解石脉和固体沥青，是揭示流体活动和油气成藏过程的重要媒介.在野外露头断裂带中方解石脉、沥青充填特征观察的基础上，利用岩石薄片、阴极发光、微区原位稀土元素、碳氧同位素及流体包裹体等测试技术，厘定方解石脉形成期次、成脉流体性质及来源，揭示成脉古流体演化及其与油气充注的耦合关系.结果表明，柯坪地区中下寒武统走滑断裂中发育4~5期方解石脉（C1、C2、C3、C4、C5）；C1成脉流体为地层水，部分混合了上覆阿瓦塔格组地层卤水；C2、C3成脉流体主要为地层水与含烃热液流体的混合，但C3成脉温度稍低；C4成脉流体也主要为地层水，存在大气淡水的混合；C5成脉流体为地层水、含烃流体和大气淡水的混合.5期方解石脉分别形成于加里东中晚期、海西中晚期、印支-燕山中期、燕山晚期和喜马拉雅期，3期油气充注于海西中晚期、印支-燕山中期和喜马拉雅期.海西中晚期、印支-燕山中期可能是柯坪地区中下寒武统原生油气藏的主要形成时期，喜马拉雅期是原生油气藏破坏、调整和再聚集期.喜马拉雅期定型、与走滑断裂相关圈闭也具有优越成藏条件.

关键词

油气充注 / 古流体演化 / 方解石脉 / 走滑断裂带 / 柯坪地区 / 石油地质

Key words

hydrocarbon charging history / paleo-fluid evolution / calcite vein / strike-slip fault zone / Keping area / petroleum geology

0 引言

塔里木、四川等含油气盆地的深层（埋深4 500~6 000 m）-超深层（埋深>6 000 m）海相碳酸盐岩层系蕴藏着丰富的油气资源，是实现我国油气资源战略接替的现实领域（何治亮等，2017；马永生等，2020）.塔里木盆地台盆区顺托果勒地区顺北-富满油气田的发现和建产，进一步明确了下寒武统玉尔吐斯组泥页岩为主力烃源岩（蔡春芳等，2009），沟通下寒武统烃源岩的走滑断裂体系具有 “控储、控藏、控富”特征（漆立新，2016；刘宝增，2020；马永生等，2022），因而盆地内普遍发育的中寒武统膏岩下厚度大、分布稳定的中下寒武统碳酸盐岩领域的油气勘探前景备受瞩目.近年来塔里木盆地中深1C井、中深5井、轮探1井等探井在中下寒武统盐间-盐下碳酸盐岩储集体中不断获得了油气勘探的发现，也指示了塔里木盆地中下寒武统碳酸盐岩领域具有巨大的油气勘探潜力.柯坪隆起作为古生代塔里木盆地的一部分（张臣等，2001；吴根耀等，2013），震旦系、寒武系地层出露较好，其特征与盆内具有较好的可对比性（杨海军等，2020），是认识塔里木盆地深层-超深层中下寒武统碳酸盐岩领域油气地质特征的一个重要窗口.

柯坪隆起石灰窑剖面靠近沙井子断裂北部，NW向走滑断裂贯穿整个寒武系地层，主断裂及其周围的裂缝中充填了多期方解石脉体和沥青，查明走滑断裂发育演化控制下流体演化历史及油气充注过程，对于塔里木盆地深层、超深层中下寒武统碳酸盐岩领域的油气勘探具有重要借鉴意义.沉积盆地岩石中断裂、裂缝是地下流体活动的重要输导通道，断裂及裂缝中充填的矿物脉体保存了流体活动的丰富地质、地球化学信息，是研究沉积盆地构造活动和流体演化历史的重要媒介（Beinlich et al.， 2020）.本文基于柯坪隆起乌什磷矿沟、苏盖特布拉克，石灰窑及其附近露头剖面的观察，以石灰窑剖面为重点，通过对走滑断裂带内充填的各期次方解石脉体岩石学和地球化学等方面的分析测试，探讨中下寒武统走滑断裂带流体活动特征及其与油气充注的耦合关系，期望对塔里木盆地深层、超深层中下寒武统的油气勘探提供依据.

1 地质概况

柯坪隆起位于塔里木盆地西北缘，与乌什坳陷、库车坳陷紧密相连；柯坪隆起区由西到东分别为西克尔区、柯坪区和阿克苏区，石灰窑及其附近露头剖面位于阿克苏区，靠近沙井子断裂北部（图1）.石灰窑剖面可观察到上震旦统苏盖特布拉克组（Z₂ s）和奇格布拉克组（Z₂ q），下寒武统玉尔吐斯组（ ₁ y）、肖尔布拉克组（ ₁ x）、吾松格尔组（ ₁ w），中寒武统沙依里克组（ ₂ s）和阿瓦塔格组（ ₂ a），上寒武统下丘里塔格群（ ₃ q），下奥陶统上丘里塔格群（蓬莱坝组和鹰山组）.玉尔吐斯组底部为深灰色薄层硅质岩夹黑色页岩，中段发育中厚层黑色炭质页岩夹薄层泥晶灰岩，上段为中-薄层黑色炭质页岩与灰色白云岩互层；肖尔布拉克组下段主要为一套深灰色薄层状粉晶白云岩，上段为浅灰色粉-细晶白云岩；吾松格尔组主体为灰色、灰黄色薄-中层状粉-细晶白云岩、砂屑白云岩夹泥质白云岩以及膏质泥岩；沙依里克组下部为白云岩与泥质云岩互层，上部为灰岩与白云岩互层；阿瓦塔格组下部为砖红色灰质云岩，上部为灰色泥质白云岩与砖红色膏质泥岩互层.柯坪地区多个露头均可见下寒武统玉尔吐斯组优质烃源岩（朱光有等，2016），中寒武统阿瓦塔格组发育的厚层膏岩和泥岩是一套良好的区域盖层，与中下寒武统发育的生物礁滩相白云岩储层构成良好的生储盖组合，成藏条件十分优越.

2 样品采集与测试

本研究在柯坪地区野外露头中下寒武统走滑断裂结构特征观察与分析的基础上，初步判识断裂带中方解石脉体发育期次及其与沥青脉体间的相互关系，并从下至上分别采集肖尔布拉克组至阿瓦塔格组白云岩样品30余件；不同层位、不同期次方解石脉体共计24块，其中肖尔布拉克组14件，伍松格尔组2件、沙依里克组5件、阿瓦塔格组3件.

根据方解石晶体颜色、大小、形态特征及其与沥青脉体、围岩间的相互关系，初步划分了方解石脉体、沥青脉体的发育期次及形成序次.制作典型脉体的普通薄片与双面抛光流体包裹体薄片，利用带紫外光源的Zeiss Axio Imager A2荧光显微镜开展不同期次脉体的岩相学、阴极发光和荧光特征观察，进一步厘定脉体发育期次.结合碳氧稳定同位素、稀土元素含量、流体包裹体均一温度、盐度等分析判别成脉流体性质、来源与形成环境.

方解石脉体的阴极发光观察应用Zeiss Axio Imager A2偏光显微镜与CL8200 MK5型阴极发光仪，测试条件为电压15 kv、束电流300 μA，真空度为0.03 mBar.利用LA-ICP-MS对不同期次典型方解石脉体开展微区原位微量-稀土元素分析；ICP-MS为美国Agilent 7900电感耦合等离子体质谱仪，激光剥蚀系统为德国Coherent公司产GeoLas HD，激光束斑直径为60 μm，使用BIR-1G、BCR-2G、BHVO-2G、SRM610标样进行多外标校正，测试误差小于10%，具体测定方法及流程参考Liu et al.（2008）.碳酸盐岩碳氧稳定同位素测试采用磷酸法；应用微区微钻钻取各期次典型脉体碳酸盐岩粉末并用玛瑙钵研磨成200目以下的粉末，称取约200 μg样品与100%无水磷酸反应2 h，通过GasBench Ⅱ多用途在线气体制备装置自动采集反应气体输入MAT253质谱仪进行测试；测试结果经并行测试的国际标准碳酸盐岩物质NBS18、NBS19和LSVEC进行标定，δ¹³C和δ¹⁸O均采用VPDB国际标准，标准偏差均小于0.1‰.流体包裹体显微测温仪器为Linkam THMS 600型冷热台，温度区间为-196~600 ℃，测量误差为±0.1 ℃，显微镜为Zeiss Axio Imager A2，另配×50、×100工作物镜；测试时初始升温速率为5 ℃/min，预估相界线消失前升温速率改为0.5 ℃/min，观察并记录流体包裹体完全均一时的温度，并保持恒温2 min.

岩石薄片、阴极发光、碳氧同位素、流体包裹体等分析测试在中国地质大学（武汉）构造与油气资源教育部重点实验室完成.微量-稀土元素分析在生物与环境地质国家重点实验室完成.

3 走滑断裂带方解石脉体及沥青充填特征

柯坪地区乌什磷矿沟、苏盖特布拉克等多条露头剖面中下寒武统走滑断裂带均可见多期方解石脉与沥青充填，尤以石灰窑剖面最为典型.该剖面发育贯穿震旦系到奥陶系的断裂，从露头发育的岩层相对位移距离与方向判断为一右行走滑断裂，主断裂走向大致为NW320°，与岩层走向呈高角度相交（图2），两侧发育一系列与之小角度相交或近平行分布的系列次级断层，次级断层多呈左阶雁行排列（图3b~3d）.不同层系断裂-裂缝系统走向大致近于平行，断层核宽度6~25 m.主干断裂带及邻近的分支断裂、裂缝中可见大量断层角砾和碎裂岩充填，部分断裂空腔中见多期方解石脉和沥青充填-半充填，部分未充填；远离主干断裂的裂缝和次级断层核部仅充填方解石，表明主干断裂及邻近分支断裂经历了多期次的古流体活动及油气充注，但不同层系存在明显的差异.

下寒武统肖尔布拉克组中主断层核部及破碎带中方解石脉体、断层角砾及沥青十分发育.根据方解石晶体颜色、粒度大小、晶形等特征可划分为至少5期方解石和3期次沥青，从围岩至断裂中心依次大致为：紫红色粉-细晶方解石（C1）-肉红色、灰绿色、灰白色簇状粗晶-巨晶方解石（C2）-第1期次沥青-肉红色、灰色细晶方解石（C3）-第2期次沥青-粉红色、灰白色粉晶方解石（C4）→灰色、灰白色皮壳状方解石（C5）；其中，第1期次沥青仅局部可见且宽度较窄，多分布于C1或C2后；第3期次沥青常位于断裂带空腔内，与断层角砾、渗流粉砂混合共生，各期次方解石多位于断层角砾、渗流粉砂及沥青边缘呈对称状分布（图3a、3a-1、3a-2、3a-3、3a-4）.下寒武统伍松格尔组次级断裂中发育的脉体宽度及发育期次均相对较窄、较少，但也可见2~3期方解石脉近于对称状充填于裂缝边缘，裂缝中心见晚期沥青与断层角砾的充填，从围岩至断裂中心依次为：紫红色细晶-中粗晶方解石（C1）-灰白色、肉红色簇状粗晶-巨晶方解石C2）-肉红色中-细晶方解石（C3）-黑色固体沥青与断层角砾混合充填物（图3b、3b-1、3b-2）.中寒武统沙依里克组次级断裂发育的缝、洞中可见多条宽窄不同的方解石脉体、断层角砾、渗流粉砂和沥青充填，宽为15~30 cm沥青带边缘发育厚为8~10 cm方解石脉大致划分为4期方解石，从围岩至断裂中心依次为：紫红色中-粗晶方解石（C1）-灰白色细-中晶方解石（C2）-灰色、灰白色晶簇状粗-巨晶方解石（C3）-灰色、灰白色粉晶方解石（C4）-黑色固体沥青与断层角砾混合充填物，多期方解石脉也多呈对称状分布于断层角砾和沥青混合物边缘（图3c、3c-1、3c-2）.阿瓦塔格组下部发育的裂缝充填方解石脉体紧邻白云岩围岩，至少发育3期方解石脉和1期次沥青，形成次序大致为：紫红色中-细晶方解石（C1）-肉红色、灰白色粗-巨晶方解石（C2）-灰色、灰白色中-粗晶方解石（C3）-沥青与断层角砾的混合物，沥青与断层角砾的混合物宽度为6~10 cm（图3d、3d-1、3d-2）；从底部向上裂缝发育密度、宽度均逐渐减少，大多被方解石脉充填，而沥青充填的裂缝数量也逐渐减少.

综上所述，柯坪地区石灰窑剖面中下寒武统不同层系断裂及裂缝中方解石脉、沥青充填期次存在少许差异，肖尔布拉克组和沙依里克组断裂及裂缝中方解石脉、沥青最丰富，肖尔布拉克组断裂及裂缝中见3~5期方解石脉和1~3期沥青充填，沙依里克组发育3~4期次方解石和1期次沥青；伍松格尔组见3~4期方解石和1期次沥青，阿瓦塔格组见2~3期次方解石脉和1期次沥青.从方解石晶体颜色、粒度大小、晶形等特征及其与围岩、沥青分布的相对次序看，下寒武统肖尔布拉克组发育的5期次方解石与伍松格尔组有较好的对应关系（图4），但伍松格尔组主要发育C1~C3；中寒武统沙依里克组与阿瓦塔格组发育的方解石脉体对应关系较好，但阿瓦塔格组脉体发育期次相对较少；另外，中寒武统发育的C2在下寒武统可能欠发育，但晶簇状粗-巨晶方解石在中、下寒武统均发育且有较好的对应关系，碳氧同位素特征也得以证实（图5）.从沥青脉宽度、分布及其与方解石脉的相互关系看，肖尔布拉克组沥青期次较多，但第1、2期次沥青分布范围较小，含量较低，且主要分布在肖尔布拉克组断裂中，多以1~3 mm脉状、条带状或浸染状赋存于C1、C2方解石脉间或微裂缝中；第3期沥青在中下寒武统各层系均有分布，分布在主断裂尤其是次级断裂裂缝及空腔中，多与断层角砾、渗流粉砂共生，且宽度较大，可达50~60 cm（图3a、3c），表明中下寒武统各层系断裂中普遍分布的沥青形成较晚，可能为柯坪地区早期形成的油气藏破坏、调整或逸散期.

4 不同期次方解石脉岩石地球化学特征

4.1　各期次方解石脉岩石学及阴极发光特征

碳酸盐阴极发光颜色及强度主要受Fe、Mn元素的绝对含量及Fe/Mn相对含量控制，Fe、Mn元素含量与古流体来源与沉积环境密切相关（黄思静等，2008），因此通过碳酸盐阴极发光特征可以确定方解石脉体形成期次并判断成脉流体性质和来源.柯坪地区石灰窑剖面中下寒武统断裂及裂缝充填方解石脉阴极光整体较弱，部分期次脉体中局部可见暗红色和橘红色环带状阴极光.白云岩围岩阴极光为极强的粉红色，C1大多不发阴极光，局部见发暗红色的阴极光环带，伴生的泥晶灰岩及胶结物发暗红色阴极光（图4a、4a-1）； C2多呈晶簇状巨晶方解石，自形较好，总体不发阴极光，局部可见明暗相间的橘红色阴极光环带，偏光下可见穿方解石颗粒的后期构造愈合微裂纹（图4b、4b-1）；该期方解石脉与C3接触部分晶体增生环带见少量橘红色阴极光，晶间孔隙充填少量粉细晶方解石发亮黄色阴极光（图4c、4c-1），少量晶体增生环带见充填的高岭石发靛蓝色阴极光，并见少量沥青分布于巨晶晶体边缘（图4d、4d-1），对应于手标本第1期次沥青，可能为第1期次油气充注形成；C3总体不发阴极光，边缘充填黑色固体沥青混合共生的高岭石发靛蓝色阴极光；C4及C5灰白色、灰色皮壳状微-粉晶方解石总体不发阴极光，C4中夹有少量高岭石发较弱靛蓝色阴极光，C5因多与渗流粉砂、沥青混合共生而见较多星点状亮黄色、红色阴极光（图4d、4d-1）.

4.2　各期次方解石脉碳氧同位素特征

在前述方解石脉期次划分、岩石薄片及阴极光观察的基础上，应用微钻对围岩及各期次典型方解石脉钻取适量粉末进行碳酸盐岩碳氧同位素测试，共获取129个方解石和38个白云岩围岩样品的测试数据.碳氧同位素测试结果表明，白云岩围岩δ¹³C_VPDB值介于0.43‰~3.34‰，平均值为2.43‰，δ¹⁸O_VPDB值介于-9.57‰~-7.08‰，平均值为-8.34‰；方解石脉δ¹³C_VPDB值在-8.14‰~-1.42‰，平均值为-3.89‰，δ¹⁸O_VPDB值在-13.25‰~-6.81‰，平均值为-9.92‰，各期次方解石脉的碳、氧同位素虽有差异，但相对白云岩围岩均明显偏轻.下寒武统统C1碳同位素δ¹³C_VPDB值在-5.79‰~-5.08‰，平均值为-5.31‰，δ¹⁸O_VPDB值在-9.81‰~-8.37‰，平均值为-9.08‰；C2碳同位素δ¹³C_VPDB值在-5.21‰~-3.08‰，平均值为-3.92‰，δ¹⁸O_VPDB值在-13.25‰~-9.73‰，平均值为-11.28‰；C3碳同位素δ¹³C_VPDB值在-3.97‰~-3.02‰，平均值为-3.39‰，δ¹⁸O_VPDB值在-11.12‰~-7.99‰，平均值为-9.68‰；C4碳同位素δ¹³C_VPDB值在-3.72‰~-2.10‰，平均值为-3.00‰，δ¹⁸O_VPDB值在-10.20‰~-7.24‰，平均值为-9.15‰；第5期方解石脉（C5）碳同位素δ¹³C_VPDB值在-2.57‰~-8.14‰之间，平均值为-3.70‰，δ¹⁸O_VPDB值在-10.61‰~-8.14‰，平均值为-9.14‰.C1碳同位素较白云岩围岩和其他期次方解石明显较低，而氧同位素略低于围岩；C2碳同位素较C1偏重，氧同位素明显偏轻且在5期次方解石中最轻；C3碳同位素略重于C2但氧同位素明显偏重；C4碳同位素略重于C3，但氧同位素变化范围较大，且部分与C3、C5重叠；C5碳、氧同位素变化范围均较大，除一个样品的碳同位素明显偏轻为-8.14‰，其他样品碳同位素总体与C3、C4接近且有部分重叠，氧同位素变化范围小于C4且部分也与C3重叠.总的来看，从C1至C5，方解石脉碳同位素特征总体表现为逐渐增大的趋势但显著轻于围岩碳同位素，而氧同位素表现为先降低再逐渐增大接近于围岩的氧同位素（图5a）.中寒武统发育3~4期方解石，C2在下寒武统断裂中欠发育，其碳同位素显著偏轻的特征明显区别于下寒武统发育的方解石脉体（图5b），但C3晶簇状粗-巨晶方解石碳氧同位素分布特征与下寒武统C2较一致，C4碳氧同位素分布特征也与下寒武统C5较一致，表明可能为同一期次所形成.另外，下寒武统发育的C3、C4在中寒武统断裂中不甚发育.

4.3　各期次方解石脉稀土元素特征

稀土元素（REE）是重要的地球化学指示剂.本研究采用微区原位法（LA-ICP-MS）获得了石灰窑剖面肖尔布拉克组白云岩围岩和各期次方解石脉的微量-稀土元素含量数据.不同期次方解石脉体和白云岩围岩的稀土元素含量采用表层海水（Kawabe et al.，1998）REE浓度放大10⁶倍后标准化处理后，配分模式如图6所示.肖尔布拉克组白云岩REE配分曲线总体保存了海水来源的特征：REE总体含量较低（0.60~10.48 μg/g）、显著正Ce异常，轻稀土富集、重稀土配分曲线较为平坦（图6a）.C1稀土元素含量（REE）明显比围岩偏高，Ce轻微正异常，轻稀土稍富集、重稀土配分曲线较为平坦（图6a）.C2稀土元素含量总体比围岩明显偏高，Ce、Eu轻微正异常，轻稀土稍富集，重稀土曲线较为平坦，但发橘红色、暗红色阴极光环带部分REE呈现明显的Ce负异常及轻稀土亏损（图6b）.C3稀土元素含量比围岩明显偏高，无或轻微的Ce正异常，轻稀土稍富集、重稀土曲线较为平坦；C4呈现轻微正Ce异常，轻稀土略有亏损的特征（图6c）.C5呈现差异显著的两种配分曲线特征，大多呈现显著的Ce负异常或缺失，轻稀土明显亏损，重稀土较为平坦；与沥青共生或互层皮壳状方解石REE含量比围岩偏高，明显的正Ce异常，轻稀土富集、重稀土较为平坦（图6d）.

4.4　各期次方解石脉流体包裹体均一温度、盐度特征

碳酸盐矿物中的原生流体包裹体保留着古成岩环境中的流体，蕴藏着古温度、古压力和古流体成分的信息（Goldstein， 2003）.对各层位、各期次方解石脉体的双面抛光薄片分别进行流体包裹体岩相学观察，在此基础上严格筛选原生盐水包裹体进行均一温度、盐度等的测试，并剔除不规则形、“卡脖子”等可能发生了流体泄露或再平衡等过程的流体包裹体数据.测试结果表明，各期次方解石脉中有较多单一液相盐水包裹体，这可能与方解石脉长期暴露在地表环境中流体包裹体大多被破坏有关；最终获取了肖尔布拉克组C1、C2、C3部分原生盐水包裹体的均一温度及盐度数据（图7）.肖尔布拉克组C1盐水包裹体均一温度范围为55.2~72.7 ℃，平均值为63.1 ℃，未检测到盐度值；C2盐水包裹体均一温度范围为142.2~178.6 ℃，平均值为159.7 ℃，盐度范围变化较大，1.40%~15.37%NaCl（质量百分比），平均值为6.61% NaCl（质量百分比）；C3盐水包裹体均一温度范围为103.2~132.3 ℃，平均值为120.6 ℃，盐度范围为2.07%~4.65%NaCl（质量百分比），平均值为3.40% NaCl（质量百分比），接近于现代海水平均盐度；而第4期、第5期次方解石脉发育少量单一液相盐水包裹体，表明可能主要为较低温环境（≤50~60 ℃）形成.中寒武统沙依里克组C1、C3盐水包裹体均一温度范围大致与肖尔布拉克组C1、C2盐水包裹体均一温度接近，C2盐水包裹体均一温度范围为115.6~138.2 ℃，平均值为127.8 ℃，远低于肖尔布拉克组C2盐水包裹体均一温度，略高于下寒武统C3盐水包裹体均一温度（图7a）.

5 各期次方解石成脉流体性质与来源探讨

5.1　各期次方解石成脉流体氧同位素组成

碳酸盐岩的δ¹⁸O值的大小主要受成岩流体的δ¹⁸O值和形成温度的影响，方解石形成时矿物与流体之间的氧同位素分馏系数与温度T之间满足如下函数关系式（1）（Friedman and O’Neil， 1977）：

10³lnα_{方解石-水} = 2.78×(10⁶×T ^-2)-2.89 (0~500 ℃).(1)

以方解石中原生盐水包裹体均一温度作为方解石形成时的温度，根据测试获得的方解石δ¹⁸O_VPDB值，应用公式（1）即可计算出方解石成岩流体的氧同位素值，并绘制方解石δ¹⁸O_VPDB值与流体包裹体均一温度相关图（图8）.全球寒武-奥陶纪海水氧同位素δ¹⁸O_VSMOW值位于-8‰~-3‰ （Veizer et al.，1997），热液流体的δ¹⁸O_VSMOW值最高范围可达10‰~12‰（Friedman and O'Neil，1977）.塔里木盆地寒武系-奥陶系地层水δ¹⁸O_VSMOW值范围在-4.05‰~+5‰ （Cai et al.， 2001），同期大气降水的δ¹⁸O_VSMOW值在-11‰~-6‰（金之钧等，2013）.将石灰窑剖面下寒武统肖尔布拉克组走滑断裂带中充填的C1、C2、C3方解石脉体δ¹⁸O_VPDB值与对应期次的原生盐水流体包裹体均一温度值范围投到图8中，可获得各期次方解石的成岩流体氧同位素值组成范围；C1成岩流体δ¹⁸O_VSMOW值位于-2.38‰~2.44‰，指示成脉流体主要为地层水；C2成岩流体δ¹⁸O_VSMOW值位于3.84‰~9.95‰，成脉流体主要为热液流体；C3成岩流体δ¹⁸O_VSMOW值位于2.47‰~8.39‰，成脉流体可能主要为热液流体与地层水的混合.若C4方解石脉形成温度在50~60 ℃范围的判识成立，则其形成时的流体δ¹⁸O_VSMOW值位于-3.61‰~0.95‰，成脉流体主要为地层水.因C5方解石脉δ¹⁸O_VPDB值与C4基本相同，可判断成脉流体也主要来源于地层水.中寒武统沙依里克组C2成脉流体δ¹⁸O_VSMOW值位于3.72‰~7.16‰，也主要为热液流体与地层水的混合.

5.2　各期次方解石成脉流体来源

不同来源的流体具有各自不同的稀土元素配分特征（Bolhar et al.， 2004），从流体中生长或沉淀的矿物继承了流体的特征，是成岩矿物良好的流体来源示踪指示剂（Lottermoser， 1992）.海水REE浓度低（Kawabe et al.， 1998），大气降水REE组成与海水类似但轻稀土更亏损（Aubert et al.， 2002），未经成岩改造或弱改造的海相碳酸盐岩继承了海水的REE特征，因此经海水标准化后显示不同程度的Ce正异常、轻稀土稍富集、重稀土配分曲线平坦的特征，成岩-成烃流体作用形成的次生矿物和脉体REE会升高，但经大气水淋滤改造的碳酸盐岩轻稀土相对富集、Ce异常程度明显减弱甚至负异常.不同成岩环境下碳酸盐矿物的碳氧同位素组成也具有明显的差别（Kim et al.， 2015）；一般情况下，氧同位素值随着埋深的加大、温度的升高而偏负，碳同位素值则随有机碳影响的加大而偏负（Sorkhabi， 2005）.

如前所述，各期方解石脉碳同位素均显著轻于围岩白云岩碳同位素，C1氧同位素略低于白云岩围岩，手标本大多呈紫红色，阴极光下大多不发光，局部见较弱明、暗相间阴极光环带，与泥晶灰岩间的碳酸岩胶结物发暗红色阴极光，原生盐水包裹体均一温度为55.2~78.7 ℃，不考虑Ce的异常特征外REE配分模式接近于白云岩但总含量（∑REE）高于围岩，表明主要形成于浅-中埋藏环境，成脉流体主要来源于地层水并叠加了阿瓦塔格组沿断裂下渗的卤水，同时可能存在下伏碎屑岩地层成岩-成烃流体的贡献，从而导致方解石脉∑REE高于围岩.C2碳同位素较C1略偏重，氧同位素显著偏轻，较高的原生盐水流体包裹体均一温度、较重的成岩流体δ¹⁸O_VSMOW值以及Eu正异常指示成脉流体主要为热液流体；发橘红色、暗红色阴极光环带部分较低的∑REE、明显的Ce负异常，轻稀土显著亏损指示脉体经历了后期的大气淡水淋滤改造作用，偏光镜下可见明显的微裂缝附近方解石晶体改造形成的“粘土迹”痕迹（图4b、4b-1）.C3碳同位素略重于C2，但氧同位素明显偏重指示形成温度较C2偏低，盐水包裹体均一温度和盐度分布特征（图7a、7b）指示脉体主要形成于深埋藏沉积环境；与沥青混合共生发靛蓝色阴极光的高岭石为热液次生矿物沉淀作用的标志（Emric et al.， 1970），指示成脉流体可能主要为地层水与成岩-成烃热液流体的混合.C4碳同位素略重于C3但氧同位素变化范围较大，Ce轻微正异常及轻稀土略有亏损表明成脉流体主要来源于地层水，并存在大气淡水的混合或改造.C5碳、氧同位素变化范围均较大，且有一个样品碳氧同位素值分别为-8.14‰、-10.37‰，方解石呈皮壳状互层、REE差异显著的两种配分曲线特征可能表明C5成脉流体主要为地层水、成烃流体和大气淡水的混合产物.

6 走滑断裂带成脉古流体演化与油气充注

6.1　各方解石脉形成时间与油气充注关系

将各期方解石脉原生盐水包裹体的均一温度与构造-埋藏史图结合可以大致间接确定各期方解石脉形成时间（陈红汉等，2014），再根据岩石薄片与手标本观测厘定的方解石脉与沥青共生次序关系、成脉流体来源的分析，可大致确定脉体形成与油气充注过程耦合关系（图9）.柯坪地区下寒武统肖尔布拉克组5期次方解石脉分别形成于450~420 Ma、370~300 Ma、200~100 Ma、85~65 Ma、40~0 Ma，对应加里东中-晚期、海西中-晚期、印支-燕山中期、燕山晚期和喜马拉雅期.如前所述，柯坪地区中下寒武统地层中至少见3期次沥青，分别分布于C1/C2、C3、C5脉体之后，因此推测走滑断裂带中3期油气分别充注于海西中晚期、印支-燕山中期和喜马拉雅期.

长期以来，塔里木盆地各个构造带油气成藏期次、成藏时间尽管存在较大争议，但总的看来主要存在加里东中-晚期、海西晚期、印支期-燕山期和喜马拉雅期等多期成藏过程，不同构造带存在较大差异性（陈红汉等，2014）.近年来碳酸盐岩微区原位U-Pb定年技术取得了显著进展.Yang et al. （2021）、王斌等（2021）和徐豪等（2021）分别对塔里木盆地塔中、塔北隆起奥陶系储层中方解石脉进行微区原位U-Pb定年，识别出塔中隆起加里东中期、加里东晚期、海西早期和海西中期4期断裂活化事件，而塔北隆起存在加里东中期、海西中期和海西晚-印支期三期断裂活动，认为油气成藏期主要为加里东中期、海西中期和印支期及燕山期.

由此可见，柯坪地区下寒武统加里东中-晚期、海西中-晚期、印支-燕山期断裂活动与塔中、塔北隆起基本一致；3期油气充注过程也与塔中、塔北隆起存在较好的对应关系.

6.2　成脉古流体演化过程

石灰窑剖面震旦系、寒武系和奥陶系中发育的NW向右旋走滑断裂被认为是沙井子左旋走滑断层的次级R’面（卢华复等，1998；何文渊等，2002），而沙井子断裂带形成演化经历了奥陶纪末-泥盆纪深部隐伏楔状冲断构造形成、二叠纪末-三叠纪初高角度基底卷入型左行挤压走滑断裂形成，喜马拉雅期强烈推覆系列挤压冲断构造形成（齐英敏等，2012），规模大、活动时间长（王燮培和严俊君，1995），推测石灰窑剖面寒武系走滑断裂加里东晚期-海西早期开始发育，晚海西期以来强烈活动，喜马拉雅期再次活化并定型.柯坪地区下寒武统玉尔吐斯组优质烃源岩分布较稳定，有机碳TOC值在2%~16%的黑色页岩厚度为10~15 m，镜质体反射率Ro值分布在1.3%~1.6% （朱光有等，2016，2018），以Ⅰ-Ⅱ₁型干酪根为主；临近阿瓦提凹陷玉尔吐斯组烃源岩在奥陶纪进人生油门限，加里东晚期-海西早期达到成熟阶段，燕山期处于高成熟阶段，喜山晚期处于过成熟阶段（席勤等，2016）；柯坪地区下寒武统玉尔吐斯组烃源岩应具有相似的成熟演化过程，只是燕山晚期-喜马拉雅期因强烈构造抬升作用仍处于高成熟阶段.

石灰窑剖面走滑断裂带古流体演化、油气充注过程与柯坪地区构造运动和烃源岩生烃过程存在很好的对应关系.奥陶纪末，加里东碰撞造山运动，沙井子断裂带深部隐伏楔状冲断构造开始发育，石灰窑剖面中下寒武统及其下部地层断层和裂缝开始形成，下部（含烃）地层流体沿断层上涌、与阿瓦塔格组（ ₂ a）沿断裂下渗膏盐卤水相互作用，在中下寒武统形成C1，此时中下寒武统地层埋深较浅（<1 500 m），烃源岩处于低成熟阶段，可能存在少量油气运移.此后地层持续沉降，至泥盆纪末地层达到最大埋深（3 500~3 900 m），由于海西期强烈构造运动地层开始抬升，下部地层的热液流体沿断裂向上运移与地层水相互作用形成C2，此时烃源岩处于成熟阶段，油气沿断裂向上运移在合适的圈闭中聚集形成油气藏，该期为第1期次的油气充注期（P1）.石炭纪-二叠纪区域性伸展构造背景下地层持续沉降，至印支-燕山中期，南天山碰撞造山作用下沙井子高角度基底卷入型左行挤压走滑断裂形成（齐英敏等，2012），埋藏较深的中下寒武统地层再次开始抬升，（含烃）热液流体与地层水混合形成C3，烃源岩处于高成熟期，油气沿走滑断裂运移在合适的圈闭中形成油气藏，该期为第2次油气充注期（P2）.燕山晚期，地层快速抬升接近地表，（含烃）热液、地层水和沿断裂下渗的大气淡水混合形成C4，同时部分油气藏可能遭到破坏.喜马拉雅期，尤其是新近纪中期，喜马拉雅造山运动形成一系列挤压冲断构造，地层逐渐被抬升至地表，沿走滑断层上涌（含烃）热液流体与地层水、大气淡水混合形成C5，早期形成的油气藏可能部分被破坏（P3），因该期构造运动强烈且持续时间较长，走滑断裂带内发生多幕次油气运移并最终充填大量沥青，柯坪地区露头剖面断裂中充填沥青大多为该期形成.喜马拉雅期是晚期圈闭定型期，在导致早期已形成油气藏破坏的同时也可形成新的再聚集型油气藏，因此喜马拉雅期定型、与走滑断裂相关的圈闭，无论是中寒武统盐下储集体，亦或断穿中寒武统膏盐岩层并沟通下寒武统烃源岩的盐上储集体，均具有优越的成藏条件.近年来沙井子走滑断裂带志留系油气勘探的突破（张君峰等，2022）也证实了与走滑断裂相关的中寒武统盐上储集体晚期油气充注形成的油气藏.

7 结论

（1）柯坪地区石灰窑剖面中下寒武统走滑断裂带充填4~5期方解石脉与1~3期次沥青；C1形成于浅-中埋藏环境，成脉流体来源于地层水并叠加了阿瓦塔格组沿断裂下渗的卤水.C2、C3均形成于深埋藏环境，成脉流体主要为地层水与含烃热液流体的混合，但C2形成温度稍高、且明显经历了晚期的大气淡水淋滤改造.C4主要形成于中浅埋藏环境，成脉流体主要为地层水，存在沿断裂下渗的大气淡水的混合.C5形成于浅埋藏-地表环境，成脉流体为地层水、成烃流体和大气淡水的混合.

（2）受柯坪地区走滑断裂活动的控制，4~5期次方解石脉分别形成于加里东中晚期、海西中晚期、印支-燕山中期、燕山晚期和喜马拉雅期；3期油气充注于海西中晚期、印支-燕山中期和喜马拉雅期.

（3）海西中晚期、印支-燕山中期可能是中下寒武统原生油气藏的主要形成时期；喜马拉雅期的断裂活化既可导致早期形成的油气藏的破坏，也是重要的油气再聚集期.喜马拉雅期定型、与走滑断裂相关的圈闭也具有优越的油气藏形成条件.

参考文献

[1] Aubert,D.,Stille,P.,Probst,A.,et al.00.,2002.Characterization and Migration of Atmospheric REE in Soils and Surface Waters.Geochimica et Cosmochimica Acta,66(19):3339-3350.https://doi.org/10.1016/s0016-7037(02)00913-4

[2] Beinlich,A.,John,T.,Vrijmoed,J.C.,et al.,2020.Instantaneous Rock Transformations in the Deep Crust Driven by Reactive Fluid Flow.Nature Geoscience,13(4):307-311.https://doi.org/10.1038/s41561-020-0554-9

[3] Bolhar,R.,Kamber,B.S.,Moorbath,S.,et al.,2004.Characterisation of Early Archaean Chemical Sediments by Trace Element Signatures.Earth and Planetary Science Letters,222(1):43-60.https://doi.org/10.1016/j.epsl.2004.02.016

[4] Cai,C.F.,Franks,S.G.,Aagaard,P.,2001.Origin and Migration of Brines from Paleozoic Strata in Central Tarim,China:Constraints from ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr,δD,δ¹⁸O and Water Chemistry.Applied Geochemistry,16(9-10):1269-1284.https://doi.org/10.1016/s0883-2927(01)00006-3

[5] Cai,C.F.,Li,K.K.,Li,B.,et al.,2009.Geochemical Characteristics and Origins of Fracture- and Vug-Fillings of the Ordovidan in Tahe Oilfield,Tarim Basin.Acta Petrologica Sinica,25(10):2399-2404 (in Chinese with English abstract).

[6] Chang,J.,Qiu,N.S.,Zuo,Y.H.,et al.,2011.The New Evidence on Tectonic Uplift in Kepingtage Area,Tarim,China:Constraints from (U-Th)/He Ages.Chinese Journal of Geophysics,54(1):163-172 (in Chinese with English abstract).

[7] Chen,H.H.,Wu,Y.,Feng,Y.,et al.,2014.Timing and Chronology of Hydrocarbon Charging in the Ordovician of Tahe Oilfield,Tarim Basin,NW China.Oil & Gas Geology,35(6):806-819 (in Chinese with English abstract).

[8] Emrich,K.,Ehhalt,D.H.,Vogel,J.C.,1970.Carbon Isotope Fractionation during the Precipitation of Calcium Carbonate.Earth and Planetary Science Letters,8(5):363-371.https://doi.org/10.1016/0012-821x(70)90109-3

[9] Friedman,I.,O'Neil,J.R.,1977.Compilation of Stable Isotope Fractionation Factors of Geochemical Interest.In：Michael，F.,ed.,Data of Geochemistry.U.S.Department of the Interior,Bibliogov，U.S.A..

[10] Goldstein,R.H.,2003.Petrographic Analysis of Fluid Inclusions.In:Samson,I.,Anderson,A.,Marshall,D.,eds.,Fluid Inclusions:Analysis and Interpretation.Mineralogical Association of Canada,Ottawa,9-53.

[11] He,W.Y.,Li,J.H.,Qian,X.L.,et al.,2002.Analysis of Fault Structures in the Kalpin Fault Uplift,Tarim Basin.Chinese Geology,29(1):37-43 (in Chinese with English abstract).

[12] He,Z.L.,Zhang,J.T.,Ding,Q.,et al.,2017.Factors Controlling the Formation of High-Quality Deep to Ultra-Deep Carbonate Reservoirs.Oil & Gas Geology,38(4):633-644,763 (in Chinese with English abstract).

[13] Huang,S.J.,Qing,H.R.,Hu,Z.W.,et al.,2008.Cathodoluminescence and Diagenesis of the Carbonate Rocks in Feixianguan Formation of Triassic,Eastern Sichuan Basin of China.Earth Science,33(1):26-34 (in Chinese with English abstract).

[14] Jin,Z.J.,Zhu,D.Y.,Meng,Q.Q.,et al.,2013.Hydrothermal Activites and Influences on Migration of Oil and Gas in Tarim Basin.Acta Petrologica Sinica,29(3):1048-1058 (in Chinese with English abstract).

[15] Kawabe,I.,Toriumi,T.,Ohta,A.,et al.,1998.Monoisotopic REE Abundances in Seawater and the Origin of Seawater Tetrad Effect.Geochemical Journal,32(4):213-229.https://doi.org/10.2343/geochemj.32.213

[16] Kim,S.T.,Coplen,T.B.,Horita,J.,2015.Normalization of Stable Isotope Data for Carbonate Minerals:Implementation of IUPAC Guidelines.Geochimica et Cosmochimica Acta,158:276-289.https://doi.org/10.1016/j.gca.2015.02.011

[17] Liu,B.Z.,2020.Analysis of Main Controlling Factors of Oil and Gas Differential Accumulation in Shunbei Area,Tarim Basin—Taking Shunbei No.1 and No.5 Strike Slip Fault Zones as Examples.China Petroleum Exploration,25(3):83-95 (in Chinese with English abstract).

[18] Liu,Y.S.,Zong,K.Q.,Kelemen,P.B.,et al.,2008.Geochemistry and Magmatic History of Eclogites and Ultramafic Rocks from the Chinese Continental Scientific Drill Hole:Subduction and Ultrahigh-Pressure Metamorphism of Lower Crustal Cumulates.Chemical Geology,247(1-2):133-153.https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.10.016

[19] Lottermoser,B.G.,1992.Rare Earth Elements and Hydrothermal Ore Formation Processes.Ore Geology Reviews,7(1):25-41.https://doi.org/10.1016/0169-1368(92)90017-f

[20] Lu,H.F.,Jia,D.,Cai,D.S.,et al.,1998.On the Kalpin Transpression Tectonics of Northwest Tarim.Geological Journal of China Universities,4(1):49-58 (in Chinese with English abstract).

[21] Ma,Y.S.,Cai,X.Y.,Yun,L.,et al.,2022.Practice and Theoretical and Technical Progress in Exploration and Development of Shunbei Ultra-Deep Carbonate Oil and Gas Field,Tarim Basin,NW China.Petroleum Exploration and Development,49(1):1-17 (in Chinese with English abstract).

[22] Ma,Y.S.,Li,M.W.,Cai,X.Y.,et al.,2020.Mechanisms and Exploitation of Deep Marine Petroleum Accumulations in China:Advances,Technological Bottlenecks and Basic Scientific Problems.Oil & Gas Geology,41(4):655-672,683 (in Chinese with English abstract).

[23] Qi,L.X.,2016.Oil and Gas Breakthrough in Ultra-Deep Ordovician Carbonate Formations in Shuntuoguole Uplift,Tarim Basin.China Petroleum Exploration,21(3):38-51 (in Chinese with English abstract).

[24] Qi,Y.M.,Li,Y.J.,Wang,Y.R.,et al.,2012.Fault Analysis on Shajingzi Structural Belt,NW Margin of Tarim Basin,NW China.Chinese Journal of Geology,47(2):265-277 (in Chinese with English abstract).

[25] Qiu,N.S.,Chang,J.A.,Zuo,Y.H.,et al.,2012.Thermal Evolution and Maturation of Lower Paleozoic Source Rocks in the Tarim Basin,Northwest China.AAPG Bulletin,96(5):789-821.https://doi.org/10.1306/09071111029

[26] Sorkhabi,R.,2005.Geochemical Signatures of Fluid Flow in Thrust Sheets:Fluid-Inclusion and Stable Isotope Studies of Calcite Veins in Western Wyoming.AAPG,85:251-267.

[27] Veizer,J.,Bruckschen,P.,Pawellek,F.,et al.,1997.Oxygen Isotope Evolution of Phanerozoic Seawater.Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,132(1-4):159-172.https://doi.org/10.1016/s0031-0182(97)00052-7

[28] Wang,B.,Yang,Y.,Cao,Z.C.,et al.,2021.U-Pb Dating of Calcite Veins Developed in the Middle-Lower Ordovician Reservoirs in Tahe Oilfield and Its Petroleum Geologic Significance in Tahe Oilfield.Earth Science,46(9):3203-3216 (in Chinese with English abstract).

[29] Wang,X.P.,Yan,J.J.,1995.Structural Framework of Major Faults in Northern Tarim Basin,Xinjiang.Earth Science,20(3):237-242 (in Chinese with English abstract).

[30] Wu,G.Y.,Li,Y.J.,Liu,Y.L.,et al.,2013.Paleozoic Sedimento-Tectonic Evolution and Basin Dynamic Settings in Wushi-Kalpin-Bachu Area,Northwest Tarim.Journal of Palaeogeography,15(2):203-218 (in Chinese with English Abstract).

[31] Xi,Q.,Yu,H.Z.,Gu,Q.Y.,et al.,2016.Main Hydrocarbon Source Rocks and Contrasts for Awati Sag in Tarim Basin.Petroleum Geology & Oilfield Development in Daqing,35(1):12-18 (in Chinese with English abstract).

[32] Xu,H.,Guo,X.W.,Cao,Z.C.,et al.,2021.Application of Minimum Homogenization Temperatures of Aqueous Inclusions in Calcite Veins to Determine Time of Hydrocarbon Accumulation in Ordovician of Tahe Oilfield:Evidence from In-Situ Calcite U-Pb Dating by Laser Ablation.Earth Science,46(10):3535-3548 (in Chinese with English abstract).

[33] Yang,P.,Wu,G.H.,Nuriel,P.,et al.,2021.In Situ LA-ICPMS U-Pb Dating and Geochemical Characterization of Fault-Zone Calcite in the Central Tarim Basin,Northwest China:Implications for Fluid Circulation and Fault Reactivation.Chemical Geology,568:120125.https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2021.120125

[34] Yang,H.J.,Chen,Y.Q.,Tian,J.,et al.,2020.Great Discovery and Its Significance of Ultra-Deep Oil and Gas Exploration in Well Luntan-1 of the Tarim Basin.China Petroleum Exploration,25(2):62-72 (in Chinese with English abstract) 7.

[35] Zhang,C.,Zheng,D.M.,Li,J.H.,2001.Attribute of Paleozoic Structures and Its Evolution Characteristics in Keping Fault-Uplift.Oil & Gas Geology,22(4):314-318 (in Chinese with English abstract).

[36] Zhang,J.F.,Zhang,Y.Y.,Gao,Y.J.,2022.Silurian Hydrocarbon Exploration Breakthrough and Its Implications in the Shajingzi Structural Belt of Tarim Basin,NW China.Petroleum Exploration and Development,49(1):203-214 (in Chinese with English abstract).

[37] Zhang,Z.Y.,Liu,D.D.,Zhu,B.,et al.,2013.The Kinematic Features and Regional Geological Significances of the Late Cenozoic Ingan Fault,Northwestern Tarim Basin.Geotectonica et Metallogenia,37(2):184-193 (in Chinese with English abstract).

[38] Zhu,G.Y.,Cao,Y.H.,Yan,L.,et al.,2018.Petroleum Exploration Potential and Favorable Areas of Ultra-Deep Marine Strata Deeper Than 8 000 Meters in Tarim Basin.Natural Gas Geoscience,29(6):755-772 (in Chinese with English abstract).

[39] Zhu,G.Y.,Chen,F.R.,Chen,Z.Y.,et al.,2016.Discovery and Basic Characteristics of the High-Quality Source Rocks of the Cambrian Yuertusi Formation in Tarim Basin.Natural Gas Geoscience,27(1):8-21 (in Chinese with English abstract).

[40] 蔡春芳,李开开,李斌,等,2009.塔河地区奥陶系碳酸盐岩缝洞充填物的地球化学特征及其形成流体分析.岩石学报,25(10):2399-2404.

[41] 常健,邱楠生,左银辉,等,2011.塔里木柯坪塔格地区构造抬升的新证据:来自(U-Th)/He年龄的约束.地球物理学报,54(1):163-172.

[42] 陈红汉,吴悠,丰勇,等,2014.塔河油田奥陶系油气成藏期次及年代学.石油与天然气地质,35(6):806-819.

[43] 何文渊,李江海,钱祥麟,等,2002.塔里木盆地柯坪断隆断裂构造分析.中国地质,29(1):37-43.

[44] 何治亮,张军涛,丁茜,等,2017.深层-超深层优质碳酸盐岩储层形成控制因素.石油与天然气地质,38(4):633-644,763.

[45] 黄思静,卿海若,胡作维,等,2008.川东三叠系飞仙关组碳酸盐岩的阴极发光特征与成岩作用.地球科学,33(1):26-34.

[46] 金之钧,朱东亚,孟庆强,等,2013.塔里木盆地热液流体活动及其对油气运移的影响.岩石学报,29(3):1048-1058.

[47] 刘宝增,2020.塔里木盆地顺北地区油气差异聚集主控因素分析:以顺北1号、顺北5号走滑断裂带为例.中国石油勘探,25(3):83-95.

[48] 卢华复,贾东,蔡东升,等,1998.塔西北柯坪剪切挤压构造.高校地质学报,4(1)49-58.

[49] 马永生,蔡勋育,云露,等,2022.塔里木盆地顺北超深层碳酸盐岩油气田勘探开发实践与理论技术进展.石油勘探与开发,49(1):1-17.

[50] 马永生,黎茂稳,蔡勋育,等,2020.中国海相深层油气富集机理与勘探开发:研究现状、关键技术瓶颈与基础科学问题.石油与天然气地质,41(4):655-672,683.

[51] 漆立新,2016.塔里木盆地顺托果勒隆起奥陶系碳酸盐岩超深层油气突破及其意义.中国石油勘探,21(3):38-51.

[52] 齐英敏,李曰俊,王月然,等,2012.塔里木盆地西北缘沙井子构造带断裂构造分析.地质科学,47(2):265-277.

[53] 王斌,杨毅,曹自成,等,2021.塔河油田中下奥陶统储层裂缝方解石脉U-Pb同位素年龄及油气地质意义.地球科学,46(9):3203-3216.

[54] 王燮培,严俊君,1995.塔里木盆地北部断裂格架分析.地球科学,20(3):237-242.

[55] 吴根耀,李曰俊,刘亚雷,等,2013.塔里木西北部乌什-柯坪-巴楚地区古生代沉积-构造演化及成盆动力学背景.古地理学报,15(2):203-218.

[56] 席勤,余和中,顾乔元,等,2016.塔里木盆地阿瓦提凹陷主力烃源岩探讨及油源对比.大庆石油地质与开发,35(1):12-18.

[57] 徐豪,郭小文,曹自成,等,2021.运用方解石中流体包裹体最小均一温度确定塔河油田奥陶系油气成藏时间:来自激光原位方解石U-Pb年龄的证据.地球科学,46(10):3535-3548.

[58] 杨海军,陈永权,田军,等,2020.塔里木盆地轮探1井超深层油气勘探重大发现与意义.中国石油勘探,25(2):62-72.

[59] 张臣,郑多明,李江海,2001.柯坪断隆古生代的构造属性及其演化特征.石油与天然气地质,22(4):314–318.

[60] 张君峰,张远银,高永进,2022.塔里木盆地沙井子构造带志留系油气勘探突破及启示.石油勘探与开发,49(1):203-214.

[61] 张子亚,刘冬冬,朱贝,等,2013.塔里木盆地西北缘晚新生代印干断层的运动学特征及其区域构造意义.大地构造与成矿学,37(2):184-193.

[62] 朱光有,曹颖辉,闫磊,等,2018.塔里木盆地8 000 m以深超深层海相油气勘探潜力与方向.天然气地球科学,29(6):755-772.

[63] 朱光有,陈斐然,陈志勇,等,2016.塔里木盆地寒武系玉尔吐斯组优质烃源岩的发现及其基本特征.天然气地球科学,27(1):8-21.

基金资助

国家重点研发计划课题(2019YFC0605502)

国家自然科学基金(42072179)