沉积学报  2018, Vol. 36 Issue (1): 1−11

扩展功能

文章信息

蒋裕强, 谷一凡, 刘均, 邓吉刚, 张洁伟, 张航, 徐艳霞
JIANG YuQiang, GU YiFan, LIU Jun, DENG JiGang, ZHANG JieWei, ZHANG Hang, XU YanXia
川东北龙岗东地区二叠系-三叠系热液活动证据及意义
The Evidence of Hydrothermal Activity and Its Significance of Permian-Triassic Strata, Eastern Longgang Area, Northeastern Sichuan Basin
沉积学报, 2018, 36(1): 1-11
ACTA SEDIMENTOLOGICA SINCA, 2018, 36(1): 1-11
10.3969/j.issn.1000-0550.2018.002

文章历史

收稿日期:2017-02-13
收修改稿日期: 2017-05-06
川东北龙岗东地区二叠系-三叠系热液活动证据及意义
蒋裕强1, 谷一凡1, 刘均2, 邓吉刚3, 张洁伟4, 张航4, 徐艳霞4     
1. 西南石油大学地球科学与技术学院, 成都 610500;
2. 中国石油西南油气田公司勘探开发研究院, 成都 610041;
3. 中国石油川庆物探公司, 成都 610213;
4. 中国石油西南油气田公司川东北气矿, 四川达州 635000
摘要: 基于川东北龙岗东地区长兴组-飞仙关组岩石学特征研究,结合储层段白云岩和非储层段海相沉积灰岩及其充填矿物的稀土元素、流体包裹体、激光拉曼等分析,认为该地区二叠系-三叠系地层中存在鞍状白云石-黄铁矿、萤石-石英等热液矿物组合,对应的流体包裹体均一化温度均高于正常地层温度。所有长兴组-飞仙关组储层段白云岩样品均具有与海相沉积灰岩相同的Ce显著正异常特征,而大部分则具有与鞍状白云石相似的REE配分曲线特征,呈显著Eu正异常。热液矿物萤石和石英内普遍具有含沥青包裹体,为龙潭组生油高峰所捕获到的含油包裹体高温裂解后的产物。根据矿物占位关系和油气充注时期,可将该区热液活动划分为两期,第一期对应晚二叠世-早三叠世,作用方式为热液流体对白云岩储层形成的促进作用和后期改造作用;第二期对应晚三叠世,作用方式为鞍状白云石、石英、萤石对储渗空间的充填作用。晚二叠世-早三叠世初期活跃的张性深大断裂可以为热液流体的活动提供运移通道。
关键词热液活动     运移通道     活动时期     二叠系-三叠系     龙岗东地区     川东北    
The Evidence of Hydrothermal Activity and Its Significance of Permian-Triassic Strata, Eastern Longgang Area, Northeastern Sichuan Basin
JIANG YuQiang1, GU YiFan1, LIU Jun2, DENG JiGang3, ZHANG JieWei4, ZHANG Hang4, XU YanXia4     
1. School of Geoscience and Technology, Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China;
2. Research Institute of Petroleum Exploration and Development, PetroChina Southwest Oil and Gas Field Company, Chengdu 610041, China;
3. CCDC Geophysical Company of Petrochina, Chengdu 610213, China;
4. Northeastern Sichuan Oil and Gas District, PetroChina Southwest Oil and Gas Field Company, Dazhou, Sichuan 635000, China
Foundation: National Natural Science Foundation of China, No. 41072164
Abstract: Based on the analysis of petrology of Changxing Formation-Feixianguan Formation in eastern Longgang Area, NE Sichuan Basin, combing with analytical method such as rare earth elements(REE), fluid-inclusions and laser Laman, it is illustrated that there exist mineral assemblages including saddle dolomite-pyrite, fluorite-quartz and corresponding homogenization temperatures is above normal formation temperature. All the rock samples from reservoirs of Changxing Fm-Feixianguan Fm shares the same positive Ce anomaly with marine sedimentary limestone and most of them are characterized by the similar REE patterns and significant positive Eu anomaly of saddle dolomite. There exist bitumen-bearing inclusions, which are products of oil-bearing inclusions trapped by the period of oil generation peak of Longtan Formation after high-temperature cracking in hydrothermal minerals of fluorite and quartz. The hydrothermal activity can be divided into 2 periods on the basis of relationship between mineral occupation and hydrocarbon charging timing:The first stage corresponding to the late Permian-early Triassic and the action mode of is to promote the formation process and late-reformation of dolomite reservoir; the second stage corresponding to Late Triassic and the action mode is filling of saddle dolomite, quartz and fluorite in reservoir spaces.
Key words: hydrothermal activity     migration channel     activity period     Permian-Triassic     eastern Longgang area     NE Sichuan Basin    
0 引言

沉积盆地中的热液活动不仅对盆地的温压条件、化学条件产生影响,更对盆地中流体与岩石相互作用、烃类形成、运移和成藏具有重要影响[1]。所谓热液,是指输入或定位在主岩地层中的流体,其温度明显高于正常地温梯度下的围岩温度(至少5 ℃)[2],热液流体对应的热液环境是碳酸盐岩最为重要的成岩环境之一,相当数量的白云岩储层都具有热液成因,并形成了商业性油气田[3]

目前关于四川盆地热液流体活动的研究基本集中在川东南地区、川中地区震旦系灯影组[4-6]和川西北地区、川中地区的二叠系栖霞组、茅口组[7-8],如蒋裕强等[5]认为川中地区震旦系灯影组基质白云岩明显受热液流体的改造而可以形成相应的储渗空间;陈轩等[7]则认为川中地区二叠系栖霞组发育受走滑断裂控制的热液白云岩,其所对应的地震剖面呈“下凹”反射特征;舒晓辉等[9]将广元峡沟煤矿剖面栖霞组顶部和茅口组底部白云岩成因归结于热液白云石化作用;黄思静等[3]认为中二叠世东吴运动时,峨眉山玄武岩喷发所导致的热效应是川西地区栖霞组鞍状白云石沉淀的直接诱因。然而目前对于川东北地区的热液活动研究进展明显落后于四川盆地其他地区,本文以川东北龙岗东地区二叠系—三叠系碳酸盐岩为研究对象,提出区内存在热液活动的证据,并初步分析热液活动的运移通道、活动时期以及对储层形成的影响,对深入研究川东北地区热液活动及其对储层形成、油气成藏的影响具有重要理论意义。

1 地质背景与样品采集

研究区位于四川盆地东北部,晚二叠纪—早三叠纪开江—梁平海槽(陆棚)西侧,因距离四川盆地主要物源供给区(康滇古陆)较远,二叠纪—三叠纪期间沉积地层以碳酸盐岩为主,夹有少量的泥质岩、膏岩。区内地层发育齐全,上二叠统长兴组与下三叠统飞仙关组呈整合接触。长兴组属一套浅海碳酸盐岩台地相沉积地层,以泥晶灰岩、生物碎屑灰岩、残余生屑云岩、生物礁灰岩发育为特征。地层纵向上发育多套生储盖组合,其中长兴组储层以残余生屑云岩为主,飞仙关组以残余鲕粒云岩为主(图 1),前人研究认为川东北地区长兴组—飞仙关组油气主要来源于五峰组—龙马溪组,上二叠统龙潭组、大隆组三套优质烃源岩[10-12]。沉积学报第36卷

图 1 研究区长兴组沉积相分布及地层剖面示意图 Figure 1 Sedimentary distributions of Changxing Formation and stratigraphic column of the study area

实验涉及的岩石样品均磨制了三张配套薄片,分别用作镜下鉴定和阴极发光、包裹体和激光拉曼测试,用浓度0.2%的茜素红S、0.5%~1%的铁氰化钾和0.2%的稀盐酸混合溶液对样品薄片进行染色后,进行镜下鉴定。剩余样品选取新鲜面,尽量避免方解石脉,利用牙钻钻取后研磨至200目,用作微量元素、锶同位素、稀土元素等测试。其中,稀土元素测试利用nexion300X型电感耦合等离子体质谱仪型完成,实验条件:20℃,湿度:45%,检测下限(单位μg/g)分别为:Ce:0.05、Dy:0.02、Er:0.01、Eu:0.01、Gd:0.05、Ho:0.01、La:0.05、Lu:0.02、Nd:0.05、Pr:0.01、Sm:0.02、Tb:0.03、Tm:0.03、Yb:0.01;阴极发光测试、激光拉曼分析和流体包裹体均一化温度测试分别利用中国地质调查局成都地质调查中心的CL8200MK5型阴极发光显微镜、雷尼绍激光共焦显微拉曼光谱仪和THMSG600型地质包裹体测量系统完成;Gd异常依据Webb et al.[13]提出的δGd=Gd/Gd*=GdSN/(0.33×SmSN+0.67×TbSN)计算;Y异常值计算方法则为Y/Y*=YSN/(0.5×Dy+0.5×Ho)SN[14]

2 岩石学证据 2.1 鞍状白云石

研究区长兴组—飞仙关组在岩芯和镜下薄片中均可见鞍状白云石,根据其产状可划分为充填型鞍状白云石(图 2a)和交代型鞍状白云石(图 2b)。充填型鞍状白云石充填于构造缝(图 2a)、格架孔(图 2e)等储渗空间中,一般被认为是热液流体直接沉淀形成的。主要可为两种形态,一种为宏观上呈乳白色或青灰色齿状,一般为中—粗晶,岩芯上也可达到巨晶,晶面明显弯曲,此类鞍状白云石内部结构复杂,可细分为内核、环带和外缘三部分,具有“雾心亮边”结构,即内核单偏光下颜色较暗,环带和外缘颜色较亮,阴极射线下可明显观察到分带性,从外缘到内核阴极发光强度均有所变化(图 2e),表明在鞍状白云石沉淀速率较慢,热液流体中的Fe、Mn元素含量的交替性变化直接体现在晶体的生长过程中;另一种则为不具有晶粒结构,晶体自形程度极低,呈“流云状”,阴极射线下鞍状白云石光亮发光,发光强度均一,未见环带结构,表明鞍状白云石沉淀速率较快,沉淀过程中热液流体成分未发生明显变化;而方解石充填物和泥晶灰岩基质基本不发光,较好的保存了海水的低铁、锰特征(图 2d)。

图 2 研究区二叠系—三叠系热液活动岩石学证据 a.灰色泥晶灰岩(Lim)发育高角度构造缝,缝内充填乳白色鞍状白云石,晶体呈齿状弯曲(SD),LH1井,飞仙关组,3 611.07~3 611.17 m;b.正交光下,中晶级鞍状白云石波状消光,交代方解石基质(Cal),LH1井,飞仙关组,3 611.12 m(+);c.反射光下,中晶级鞍状白云石内部赋存的粒状黄铁矿(Py)呈亮黄色(如黄色圆圈所示),LH1井,飞仙关组,3 611.12 m(反射光);d.阴极射线下,“流云状”鞍状白云石(SD)光亮发光,方解石充填物(Cal)和泥晶灰岩(Lim)则不发光,LH1井,飞仙关组,3 612 m(CL);e.中晶级鞍状白云石(SD)充填于生物礁灰岩格架孔中,具“雾心亮边”结构,阴极射线下环带结构明显,TS5井,长兴组,3 157.64 m(-);f.残余生屑云岩中的溶洞内充填方解石、沥青、热液矿物组合(石英(Qtz)-萤石(Fl)),由于样品为包裹体片,正交光下萤石(Fl)全消光,石英(Qtz)则干涉色较为鲜艳,LH002-X2井,长兴组,3 905.98 m(+);g.交代型鞍状白云石波状消光,晶间孔极发育,孔径约100~150 μm,被沥青完全充填,TS5井,长兴组,3 080.93 m(+);h.残余生屑云岩,晶间孔、晶间溶孔发育较好,QL8井,长兴组,第103块(-);i.图f的局部放大,鞍状白云石呈波状消光,晶体可达500~600 μm,晶间孔极发育,QL8井,长兴组,第103块(+) Figure 2 Petrological evidence of hydrothermal activity in Permian-Triassic strata in the study area

交代型鞍状白云石的宏观特征不明显,在镜下则可明显观察到中—粗晶结构鞍状白云石交代方解石,晶体自形程度中等(图 2b),当白云石化作用程度较高时,晶间孔发育,白云石在正交光下呈波状消光(图 2h)。

2.2 热液矿物组合

热液活动所对应的矿物类型包括鞍状白云石(saddle dolomite,SD)、闪锌矿(Sp)、方铅矿(Gn)、黄铁矿(Py)、重晶石(Brt)、萤石(Fl)、长石(Fsp)、方解石(Cal)以及石英(Qtz)。这些热液矿物通常以特殊的组合形式出现,由于这些矿物既有热液成因也有非热液成因,必须从矿物组合的角度才能比较可靠地说明一个地区是否有热液流体的活动[15-16],如塔里木盆地发现的与热液活动相关的矿物组合主要有石英—萤石、闪锌矿—方解石—绿泥石等[17]。区内长兴组—飞仙关组中热液矿物组合主要为萤石—石英和鞍状白云石—黄铁矿,其中,黄铁矿主要赋存于中晶鞍状白云石中,反射光下呈亮黄色(图 2c);萤石晶体呈立方体状,正交光下全消光(图 2f);石英晶体自形程度高,但由于包裹体片厚度大于普通薄片,因此正交光下干涉色鲜艳(图 2f)。

3 地球化学证据 3.1 稀土元素证据

稀土元素独特的地球化学特性使其记载了成岩流体以及成岩环境的信息,是了解成岩流体及成因的重要窗口[14],不同来源的流体具有截然不同的稀土元素配分特征[18]。为更好地表征区内不同岩石类型的稀土元素特征,鉴于碳酸盐岩成岩流体与海水的亲缘性,本文利用Kawabe et al.[19]发表的海水的稀土元素含量对7组REE数据进行了标准化处理,由于海水REE含量非常低,在标准化之前,将海水的REE含量放大了10 000倍,测试结果列于表 1中,各类样品具有如下的特征。

表 1 研究区长兴组—飞仙关组不同岩石组构REE分析结果 Table 1 REE test data of different rock fabrics in Changxing-Feixianguan Formation in the study area
样品编号 井号 层位 深度/m 岩石组构 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy
CS1 LH002-X2 长兴组 3 901.35 残余生屑云岩 0.34 0.54 0.06 0.27 0.05 0.13 0.07 0.015 0.053
CS2 LH002-X2 长兴组 3 890.82 残余生屑云岩 0.04 0.21 0.01 0.03 0.03 0.023 0.01 0.006 0.021
CS3 LH002-X2 长兴组 3 920.36 残余生屑云岩 0.23 0.4 0.05 0.18 0.03 0.009 0.04 0.003 0.028
CS4 LH002-X2 长兴组 3 893.52 残余生屑云岩 0.1 0.18 0.08 0.031 0.03 0.017
CS5 LH002-X2 长兴组 3 907.8 残余生屑云岩 0.48 0.83 0.1 0.39 0.1 0.027 0.05 0.016 0.083
CS6 TS5 长兴组 3 099.7 残余生屑云岩 0.22 0.44 0.06 0.27 0.04 0.21 0.06 0.013 0.066
CS7 TS5 长兴组 3 099.54 残余生屑云岩 0.16 0.31 0.05 0.21 0.008 0.06 0.017 0.091
NH1 TB101 飞仙关组 3 032.5 泥晶灰岩 2.77 5.77 0.69 2.46 0.69 0.088 0.42 0.065 0.38
NH2 TB101 飞仙关组 3 029.75 泥晶灰岩 2.46 5.32 0.64 2.33 0.62 0.11 0.45 0.06 0.34
NH3 M7 飞仙关组 3 502 泥晶灰岩 3.54 7.6 0.89 3.31 0.74 0.12 0.63 0.11 0.56
NH4 LH4 飞仙关组 3 824.02 泥晶灰岩 0.22 0.51 0.05 0.16 0 0.012 0.04 0.008 0.034
EH1 LH3 飞仙关组 3 736.1 鲕粒灰岩 0.46 0.76 0.12 0.38 0.11 0.033 0.08 0.023 0.12
CE1 TS5 飞仙关组 2 862.38 残余鲕粒云岩 0.23 0.52 0.05 0.22 0.1 0.15 0.07 0.015 0.076
CE2 TS5 飞仙关组 2 863.32 残余鲕粒云岩 0.22 0.51 0.05 0.27 0.1 0.6 0.07 0.014 0.056
CE3 LH3 飞仙关组 3 740.5 残余鲕粒云岩 0.15 0.43 0.04 0.18 0.047 0.04 0.064
CE4 LH4 飞仙关组 3 817.8 残余鲕粒云岩 0.78 1.81 0.18 0.73 0.09 0.059 0.16 0.016 0.13
SD1 LH1 飞仙关组 3 612.17 鞍状白云石 0.67 1.24 0.13 0.5 0.08 0.22 0.06 0.03
样品编号 井号 层位 深度/m 岩石组构 Ho Er Tm Yb Lu Y LREE HREE ∑REE+Y
CS1 LH002-X2 长兴组 3 901.35 残余生屑云岩 0.013 0.041 0.008 0.04 0.011 0.64 1.39 0.251 2.281
CS2 LH002-X2 长兴组 3 890.82 残余生屑云岩 0.007 0.011 0.34 0.343 0.055 0.738
CS3 LH002-X2 长兴组 3 920.36 残余生屑云岩 0.011 0.024 0.004 0.02 0.008 0.96 0.899 0.138 1.997
CS4 LH002-X2 长兴组 3 893.52 残余生屑云岩 0.006 0.014 0.005 0.02 0.004 0.76 0.391 0.096 1.247
CS5 LH002-X2 长兴组 3 907.8 残余生屑云岩 0.019 0.064 0.013 0.06 0.009 1.22 1.927 0.314 3.461
CS6 TS5 长兴组 3 099.7 残余生屑云岩 0.019 0.041 0.008 0.06 0.013 1.1 1.24 0.28 2.62
CS7 TS5 长兴组 3 099.54 残余生屑云岩 0.019 0.074 0.011 0.07 0.012 1.11 0.738 0.354 2.202
NH1 TB101 飞仙关组 3 032.5 泥晶灰岩 0.073 0.22 0.03 0.21 0.026 2.12 12.468 1.424 16.012
NH2 TB101 飞仙关组 3 029.75 泥晶灰岩 0.069 0.2 0.026 0.21 0.022 1.95 11.48 1.377 14.807
NH3 M7 飞仙关组 3 502 泥晶灰岩 0.11 0.31 0.045 0.35 0.044 3.66 16.2 2.159 22.019
NH4 LH4 飞仙关组 3 824.02 泥晶灰岩 0.008 0.012 0.02 0.41 0.952 0.122 1.484
EH1 LH3 飞仙关组 3 736.1 鲕粒灰岩 0.026 0.089 0.013 0.06 0.008 1.28 1.863 0.419 3.562
CE1 TS5 飞仙关组 2 862.38 残余鲕粒云岩 0.016 0.048 0.007 0.06 0.015 1.06 1.27 0.307 2.637
CE2 TS5 飞仙关组 2 863.32 残余鲕粒云岩 0.012 0.052 0.008 0.05 0.01 0.91 1.75 0.272 2.932
CE3 LH3 飞仙关组 3 740.5 残余鲕粒云岩 0.01 0.03 0.006 0.04 0.008 0.65 0.847 0.198 1.695
CE4 LH4 飞仙关组 3 817.8 残余鲕粒云岩 0.025 0.081 0.01 0.06 0.01 1.25 3.649 0.492 5.391
SD1 LH1 飞仙关组 3 612.17 鞍状白云石 0.02 0.01 0.29 2.84 0.12 3.25
  注:所有数据单位均为10-6,低于检测下限记为“—”。
3.1.1 ΣREE+Y含量

区内长兴组—飞仙关组不同岩石组构的样品ΣREE+Y含量的差异明显,海相沉积的泥晶灰岩和鲕粒灰岩ΣREE+Y含量最小值为1.484×10-6,最大值为22.019×10-6,平均含量11.577 ×10-6;残余生屑云岩ΣREE+Y最小值为0.738×10-6,最大值为3.461×10-6,平均含量2.078 ×10-6,残余鲕粒云岩ΣREE+Y最小值为1.695×10-6,最大值为5.391×10-6,平均含量3.164 ×10-6,而鞍状白云石ΣREE+Y含量为3.25×10-6。除了原生沉积的泥晶灰岩ΣREE+Y含量较高外,其余样品ΣREE+Y含量都低于6×10-6(表 1),总体上显示海相碳酸盐岩具有低的稀土元素含量特征[18],表明它们具有很低且相似的ΣREE+Y含量且未受到或者较少受到陆源碎屑物质的影响[14],飞仙关组泥晶灰岩中普遍发育的粒状黄铁矿是导致ΣREE+Y含量异常偏高的直接原因,直接表现为ΣREE+Y含量与Fe含量呈正相关关系(图 3)。

图 3 研究区不同岩石组构∑REE+Y与Fe含量交会图 Figure 3 Cross-plot of the(∑REE+Y) & Fe of different rock fabrics in the study area
3.1.2 Ce异常

Ce在水溶液和沉淀过程中由于对环境的氧化还原性敏感,常常与其他三价稀土元素发生分馏作用[20]。Ce3+在氧化条件下易被氧化成Ce4+,而Ce4+相对其他三价稀土元素来说是难溶的、在热力学上更稳定[21]。Ce4+的难溶性和优先吸附在颗粒表面从而造成与其他稀土元素相分离[22],这一过程导致了Ce的负异常,因此Ce异常与氧化还原环境有着很好的对应关系[23]。鉴于海水和海相沉积物中大量的La异常会影响Ce异常的计算结果,本文利用Bau和Bau et al.[22]的方法判断是否存在真正的Ce异常(图 4)。所有样品Ce均出现不同程度的正异常,与海水的Ce负异常相呼应,即经过沉积—沉淀分异作用,更多的Ce进入碳酸盐岩而显示出Ce正异常,相反海水则变为Ce负异常,呈现互相消长关系。同时,样品中的轻稀土元素相对富集,相反海水则轻稀土元素相对亏损,以上特征均表明形成区内长兴组白云岩储层的流体主要为海源流体。泥晶灰岩及鲕粒灰岩δCe介于5.271~8.068,平均值为6.822,残余生屑云岩δCe介于5.481~17.215,平均值为9.043,残余鲕粒云岩δCe介于8.001~9.017,平均值为8.292;鞍状白云石充填物δCe为7.077。所有样品的δCe都大于5(表 2),表现出不同程度的Ce正异常(图 4)。

图 4 不同岩石组构Ce/Ce*和Pr/Pr*交会图 Figure 4 Cross-plot of (Ce/Ce*) & (Pr/Pr*)of different rock fabrics in the study area
表 2 研究区长兴组—飞仙关组不同岩石组构REE异常计算结果 Table 2 REE anomaly calculation results of different rock fabrics in Changxing-Feixianguan Formation in the study area
样品编号 井号 层位 深度/m 岩石组构 Ce/Ce* Eu/Eu* Gd/Gd* Pr/Pr* Y/Y*
CS1 LH002-X2 长兴组 3 901.35 残余生屑云岩 6.407 3.381 2.636 0.295 19.394
CS2 LH002-X2 长兴组 3 890.82 残余生屑云岩 17.215 1.041 0.718 0.141 24.286
CS3 LH002-X2 长兴组 3 920.36 残余生屑云岩 6.218 0.427 3.358 0.336 49.231
CS4 LH002-X2 长兴组 3 893.52 残余生屑云岩 16.229 66.087
CS5 LH002-X2 长兴组 3 907.8 残余生屑云岩 6.199 0.373 1.143 0.351 23.921
CS6 TS5 长兴组 3 099.7 残余生屑云岩 5.481 6.754 2.738 0.407 25.882
CS7 TS5 长兴组 3 099.54 残余生屑云岩 5.553 0.372 20.182
NH1 TB101 飞仙关组 3 032.5 泥晶灰岩 6.846 0.182 1.548 0.324 9.359
NH2 TB101 飞仙关组 3 029.75 泥晶灰岩 6.912 0.253 1.838 0.325 9.535
NH3 M7 飞仙关组 3 502 泥晶灰岩 7.014 0.225 1.982 0.316 10.925
NH4 LH4 飞仙关组 3 824.02 泥晶灰岩 8.068 4.545 7.462 0.275 19.524
EH1 LH3 飞仙关组 3 736.1 鲕粒灰岩 5.271 0.406 1.547 0.419 17.534
CE1 TS5 飞仙关组 2 862.38 残余鲕粒云岩 8.084 2.085 1.626 0.261 23.043
CE2 TS5 飞仙关组 2 863.32 残余鲕粒云岩 8.068 8.377 1.652 0.258 26.765
CE3 LH3 飞仙关组 3 740.5 残余鲕粒云岩 9.017 0.253 17.567
CE4 LH4 飞仙关组 3 817.8 残余鲕粒云岩 8.001 0.899 3.958 0.271 16.129
SD1 LH1 飞仙关组 3 612.17 鞍状白云石 7.077 0.286
3.1.3 Eu异常

研究区各类岩石样品Eu呈现不同程度的异常。泥晶灰岩和鲕粒灰岩δEu介于0.182~4.545,平均值为1.122,表现出微弱负异常或微弱正异常(表 2)。部分残余鲕粒云岩和残余生屑云岩样品REE配分曲线波动较大,与鞍状白云石配分曲线相似,表现出显著的Eu正异常,显示出受热液改造的特征(表 2),解释为热液流体与白云岩发生水—岩反应时,由于Eu2+与Ca2+具有相同的电价和相似的离子半径,Eu2+会取代白云石中的Ca2+,从而导致岩石中出现正Eu异常。

3.2 流体包裹体证据

对LH002-X2井长兴组储层段岩芯样品孔、缝、洞充填物萤石、石英、方解石中46个包裹体(图 5)进行均一化温度(图 6)和激光拉曼分析(图 7),对LH1井、QL58井飞仙关组泥晶灰岩、残余鲕粒云岩构造裂缝中充填的鞍状白云石进行包裹体均一化温度分析(图 6)。镜下鉴定表明,萤石中流体包裹体为以下四种类型:气液两相包裹体、单一液相包裹体、气固两相包裹体和气液固三相包裹体,其中气液固三相包裹体中,气相部分以CH4为主,液相部分以盐水为主,固相部分以沥青为主(图 7a),含沥青包裹体的存在被认为是先期捕获的油包裹体在高温的裂解产物[24],因此该类型包裹体形成于长兴组储层油气充注期,对应气液两相均一化温度分布范围为170 ℃~203 ℃,平均值187 ℃;石英中包裹体类型则为气液两相包裹体和气液固三相包裹体,气相以CH4为主,少数含H2S,液相以盐水为主,固相则以沥青为主(图 7b),对应气液两相均一化温度分布范围为175 ℃~210 ℃,平均值195 ℃;方解石包裹体中均为气液两相包裹体,气相部分以CH4、H2S、CO2为主,液相部分以盐水为主,少数含H2S(图 7c),对应均一化温度分布范围为123 ℃~180 ℃,平均值148 ℃。区内长兴组萤石和石英的包裹体均一化温度均显著高于方解石,但根据三种充填矿物、沥青间的占位关系可以判断其形成的相对时间,萤石占据溶蚀孔洞中央,其次是石英充填在萤石周围,最后方解石充填剩余的大部分储渗空间(图 2f),因此方解石充填时期晚于萤石和石英充填时期。而LH1井、QL58井飞仙关组构造缝中充填的鞍状白云石样品的气液两相包裹体均一化温度分布范围为130 ℃~192 ℃,平均值175 ℃。

图 5 流体包裹体微观特征 a.赋存于方解石(裂缝充填物),LH002-X2井,长兴组,3 872.39 m;b.赋存于萤石中(溶洞充填物),LH002-X2井,长兴组,3 905.98 m;c.赋存于萤石中(溶洞充填物),LH002-X2井,长兴组,3 905.98 m;d.赋存于萤石中(溶洞充填物),LH002-X2井,长兴组,3 905.98 m Figure 5 Microscopic characteristics of fluid inclusions
图 6 孔、洞充填矿物包裹体均一化温度直方图(LH002-X2井,长兴组;LH1井、Q58井,飞仙关组) Figure 6 Histogram of homogenization temperature of fluid-inclusions in cores or vugs cements(Well LH002-X2, Changxing Formation; Well LH1 and Well QL58, Feixianguan Formation)
图 7 不同孔、洞充填矿物流体包裹体拉曼光谱曲线(LH002-X2井,长兴组) Figure 7 Raman spectrum curve of fluid-inclusions in different cements of cores or vugs(Well LH002-X2, Changxing Formation)
4 分析与讨论 4.1 流体运移通道

前人研究表明,热液活动主要发育在拉张性大地构造背景下[25],而研究区恰好具备这一条件,尽管研究区所属的上扬子地台发育的深大断裂现今多为逆冲断层,但在加里东期—印支早期受力以垂向升降和拉张作用为主,形成了大量通达基底的深大断裂[26-28],这些深大断裂活动时间较早,多数可以追溯到加里东期,有些还具有长期继承性[29],形成大量张性正断层[26-28],在晚二叠世—早三叠世初期,这些张性断裂正处于同沉积活动期,基底断裂在晚二叠世处于张性正断活动期[30],晚二叠世峨眉山玄武岩的喷发是这次拉张作用达到高潮的标志,在此期间,NW向基底断裂的活动性强于台内的NE向正断活动[28],不仅形成了台、槽相间的沉积格局,控制着礁滩沉积的发育规律,同时也为热液流体的活动提供了运移通道。

4.2 大致活动时期

本次研究所选取的长兴组、飞仙关组储集岩类型分别为颗粒原始结构保存较好的残余生屑云岩和残余鲕粒云岩,前人针对川东北地区这两类储集岩类型的具体成因提出了诸如混合水白云石化[31-32]、浅埋藏白云石化[33-34]、热对流白云石化[35]、回流渗透白云石化[36-37]等多种成因模式,但绝大多数研究者的观点都一致认为残余生屑云岩和残余鲕粒云岩的形成均发生在同生成岩阶段—早成岩阶段。基于此观点,长兴组、飞仙关组储集岩形成时期可限定在晚二叠世—早三叠世,而稀土元素特征表明这两类储集岩具有显著Eu正异常特点,表现出热液流体改造的典型特征,与储集岩形成时期相匹配的热液活动为晚二叠世—早三叠世初期的张性正断裂活动[30],由此引发的张性基底断裂伴随富镁热液流体,沿张性构造缝对先期海源流体所形成的残余生屑云岩、残余鲕粒云岩做进一步改造,因此将区内第一期热液活动时期为晚二叠世—早三叠世。

而第二期热液活动表现为热液流体直接沉淀形成的萤石、石英、鞍状白云石等热液矿物对长兴组白云岩储集岩和飞仙关组的充填作用。长兴组储层中普遍存在的沥青和萤石中的含沥青包裹体为古油藏和含油包裹体经高温裂解后的产物,因此长兴组油气充注时期有助于限定热液活动时期。生物标志化合物分析表明,长兴组储层沥青与龙潭组烃源岩表现出强烈亲缘性(图 8),而龙潭组对应生油高峰为晚三叠世[38-39],此时飞仙关组沉积物已基本固结成岩,热液活动所形成的飞仙关组裂缝被鞍状白云石部分充填(图 2a),综上认为这一期热液活动对应上二叠统龙潭组生油高峰期,该时期区内长兴组正常地层温度应大致在110 ℃左右,而飞仙关组正常地层温度大致在80 ℃~100 ℃[24],远低于热液矿物萤石、石英和鞍状白云石所测得的均一化温度平均值(图 6)。

图 8 长兴组储层沥青与烃源岩异戊二烯烃三角图 Figure 8 Triangular chart of isoprene of bitumen in Changxing Formation reservoirs and source rocks
4.3 对储集岩成因的影响

礁滩相白云岩作为区内长兴组—飞仙关组的主要储集岩类型,其成因研究和发育规律直接促进气藏的勘探与开发。由于碳酸盐岩矿物稀土元素组成特征主要受矿物沉淀时流体中稀土元素组成和流体物理化学条件的控制[40],因此稀土元素特征有助于帮助我们判断区内储集岩成因。根据配分曲线特征,所有储层段白云岩样品均继承了海相灰岩(鲕粒灰岩、泥晶灰岩)LREE富集、HREE亏损、Ce显著正异常、Y显著正异常的特点,配分曲线前半段总体相似,总体呈海源流体特征,但大部分残余生屑云岩和残余鲕粒云岩样品在配分曲线后半段波动较大,具有与鞍状白云石相似的REE配分曲线,具有Eu显著正异常(图 9),显示出受热液改造的特征,揭示了热液流体对长兴组白云岩储层的改造作用,同时热液活动所伴随的地温热异常也有利于克服白云石结晶的动力学障碍,进一步促进海源流体的白云石化作用。镜下薄片统计发现,研究区残余生屑云岩中的鞍状白云石晶间孔大多见沥青充填(图 2g),也侧面反映了白云岩经热液流体改造后可以成为烃类良好的储集空间。

图 9 研究区长兴组—飞仙关组不同岩石组构REE配分曲线 C样品是样品中REE含量,CSW是海水中对应REE含量的104 Figure 9 REE patterns of different rock fabrics in Changxing-Feixianguan Formation in the study area
5 结论

(1) 岩石学证据和地球化学证据表明研究区二叠系—三叠系地层中曾存在热液活动,表现为长兴组—飞仙关组白云岩储层中可见鞍状白云石、黄铁矿、萤石、石英等热液矿物呈组合形式产出,其中萤石和石英的流体包裹体均一化温度显著高于埋藏成岩环境下形成的方解石充填物。长兴组残余生屑云岩和飞仙关组残余鲕粒云岩均表现为不同程度的热液改造特征,具有显著Eu正异常。

(2) 晚二叠世—早三叠世初期活跃的张性深大断裂可以为热液流体的活动提供运移通道,热液活动可大致划分为两期,第一期对应晚二叠世—早三叠世,作用方式为热液流体对白云岩储层的改造和促进形成;第二期对应晚三叠世,作用方式为鞍状白云石、石英、萤石对储渗空间的充填作用。

(3) 一方面,热液活动有利于海源流体的白云石化作用,促进了白云岩储层的形成,另一方面,其直接对海源流体所形成的残余鲕粒云岩和残余生屑云岩进行改造,使其可以成为烃类良好的储集空间,但同时存在热液矿物充填作用导致的对储渗空间的破坏性作用。

致谢: 审稿专家与编辑老师提出宝贵建议,诚挚谢忱!
参考文献
[1] 解习农, 李思田, 董伟良, 等. 热流体活动示踪标志及其地质意义:以莺歌海盆地为例[J]. 地球科学-中国地质大学学报, 1999, 24 (2): 183–188. [ Xie Xinong, Li Sitian, Dong Weiliang, et al. Trace marker of hot fluid flow and their geological implications-a case study of Yinggehai Basin[J]. Earth Science-Journal of China University of Geosciences, 1999, 24(2): 183–188. ]
[2] Davies G R, Smith L B Jr. Structurally controlled hydrothermal dolomite reservoir facies:An overview[J]. AAPG Bulletin, 2006, 90(11): 1641–1690. DOI: 10.1306/05220605164
[3] 黄思静, 兰叶芳, 黄可可, 等. 四川盆地西部中二叠统栖霞组晶洞充填物特征与热液活动记录[J]. 岩石学报, 2014, 30 (3): 687–698. [ Huang Sijing, Lan Yefang, Huang Keke, et al. Vug fillings and records of hydrothermal activity in the middle Permian Qixia Formation, western Sichuan Basin[J]. Acta Petrologica Sinica, 2014, 30(3): 687–698. ]
[4] 宋光永, 刘树根, 黄文明, 等. 川东南丁山-林滩场构造灯影组热液白云岩特征[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 2009, 36 (6): 706–715. [ Song Guangyong, Liu Shugen, Huang Wenming, et al. Characteristics of hydrothermal dolomite of Upper Sinian Dengying Formation in the Dingshan-Lintanchang structural zone, Sichuan Basin, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology (Science & Technology Edition), 2009, 36(6): 706–715. ]
[5] 蒋裕强, 陶艳忠, 谷一凡, 等. 四川盆地高石梯-磨溪地区灯影组热液白云石化作用[J]. 石油勘探与开发, 2016, 43 (1): 51–60. [ Jiang Yuqiang, Tao Yanzhong, Gu Yifan, et al. Hydrothermal dolomitization in Sinian Dengying Formation, Gaoshiti-Moxi area, Sichuan Basin, SW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2016, 43(1): 51–60. ]
[6] 刘树根, 黄文明, 陈翠华, 等. 四川盆地震旦系-古生界热液作用及其成藏成矿效应初探[J]. 矿物岩石, 2008, 28 (3): 41–50. [ Liu Shugen, Huang Wenming, Chen Cuihua, et al. Primary study on hydrothermal fluids activities and their effectiveness on petroleum and mineral accumulation of Sinian system-Palaeozoic in Sichuan Basin[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, 2008, 28(3): 41–50. ]
[7] 陈轩, 赵文智, 刘银河, 等. 川西南地区中二叠统热液白云岩特征及勘探思路[J]. 石油学报, 2013, 34 (3): 460–466. [ Chen Xuan, Zhao Wenzhi, Liu Yinghe, et al. Characteristics and exploration strategy of the middle Permian hydrothermal dolomite in southwestern Sichuan Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2013, 34(3): 460–466. DOI: 10.7623/syxb201303006 ]
[8] 汪华, 沈浩, 黄东, 等. 四川盆地中二叠统热水白云岩成因及其分布[J]. 天然气工业, 2014, 34 (9): 25–32. [ Wang Hua, Shen Hao, Huang Dong, et al. Origin and distribution of hydrothermal dolomites of the middle Permian in the Sichuan Basin[J]. Natural Gas Industry, 2014, 34(9): 25–32. ]
[9] 舒晓辉, 张军涛, 李国蓉, 等. 四川盆地北部栖霞组-茅口组热液白云岩特征与成因[J]. 石油与天然气地质, 2012, 33 (3): 442–448. [ Shu Xiaohui, Zhang Juntao, Li Guorong, et al. Characteristics and genesis of hydrothermal dolomites of Qixia and Maokou Formations in northern Sichuan Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2012, 33(3): 442–448. DOI: 10.11743/ogg20120314 ]
[10] 朱光有, 张水昌, 梁英波, 等. 四川盆地高含H2S天然气的分布与TSR成因证据[J]. 地质学报, 2006, 80 (8): 1208–1218. [ Zhu Guangyou, Zhang Shuichang, Liang Yingbo, et al. Distribution of high H2S-bearing natural gas and evidence of TSR origin in the Sichuan Basin[J]. Acta Geologica Sinica, 2006, 80(8): 1208–1218. ]
[11] 王铜山, 耿安松, 孙永革, 等. 川东北飞仙关组储层固体沥青地球化学特征及其气源指示意义[J]. 沉积学报, 2008, 26 (2): 340–348. [ Wang Tongshan, Geng Ansong, Sun Yongge, et al. Geochemical characteristics of solid bitumen in reservoir and their implication for the origin of natural gas of Feixianguan Formation in northeastern Sichuan Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2008, 26(2): 340–348. ]
[12] 张水昌, 朱光有, 陈建平, 等. 四川盆地川东北部飞仙关组高含硫化氢大型气田群气源探讨[J]. 科学通报, 2007, 52 (Suppl.1): 86–94. [ Zhang Shuichang, Zhu Guangyou, Chen Jianping, et al. A discussion on gas sources of the Feixianguan Formation H2S-rich giant gas fields in the northeastern Sichuan Basin[J]. Chinese Science Bulletin, 2007, 52(Suppl.1): 86–94. ]
[13] Webb G E, Nothdurft L D, Kamber B S, et al. Rare earth element geochemistry of scleractinian coral skeleton during meteoric diagenesis:a sequence through neomorphism of aragonite to calcite[J]. Sedimentology, 2009, 56(5): 1433–1463. DOI: 10.1111/sed.2009.56.issue-5
[14] 李小宁, 黄思静, 黄可可, 等. 四川盆地中二叠统栖霞组白云石化海相流体的地球化学依据[J]. 天然气工业, 2016, 36 (10): 35–45. [ Li Xiaoning, Huang Sijing, Huang Keke, et al. Geochemical characteristics of middle Permian Qixia Fm. dolomitized marine fluids in the Sichuan Basin[J]. Natural Gas Industry, 2016, 36(10): 35–45. DOI: 10.3787/j.issn.1000-0976.2016.10.005 ]
[15] Stoffregen R E. Genesis of acid-sulfate alteration and Au-Cu-Ag mineralization at Summitville, Colorado[J]. Economic Geology, 1987, 82(6): 1575–1591. DOI: 10.2113/gsecongeo.82.6.1575
[16] Inoue A. Formation of clay minerals in hydrothermal environments[M]//Velde B. Origin and mineralogy of clays. Berlin: Springer-Verlag, 1995: 268-329.
[17] 金之钧, 朱东亚, 胡文瑄, 等. 塔里木盆地热液活动地质地球化学特征及其对储层影响[J]. 地质学报, 2006, 80 (2): 245–253. [ Jin Zhijun, Zhu Dongya, Hu Wenxuan, et al. Geological and geochemical signatures of hydrothermal activity and their influence on carbonate reservoir beds in the Tarim Basin[J]. Acta Geological Sinica, 2006, 80(2): 245–253. ]
[18] 胡文瑄, 陈琪, 王小林, 等. 白云岩储层形成演化过程中不同流体作用的稀土元素判别模式[J]. 石油与天然气地质, 2010, 31 (6): 810–818. [ Hu Wenxuan, Chen Qi, Wang Xiaolin, et al. REE models for the discrimination of fluids in the formation and evolution of dolomite reservoirs[J]. Oil & Gas Geology, 2010, 31(6): 810–818. DOI: 10.11743/ogg20100614 ]
[19] Kawabe I, Toriumi T, Ohta A, et al. Monoisotopic REE abundances in seawater and the origin of seawater tetrad effect[J]. Geochemical Journal, 1998, 32(4): 213–229. DOI: 10.2343/geochemj.32.213
[20] Mazumdar C, Alleno E, Sologub O, et al. Investigations of the structural, magnetic and Ce-valence properties of quaternary CeM 2 B 2 C Compounds (M:Co, Ni, Rh, Pd, Ir and Pt)[J]. Journal of Alloys and Compounds, 2002, 339(1/2): 18–25.
[21] Crozaz G, Floss C, Wadhwa M. Chemical alteration and REE mobilization in meteorites from hot and cold deserts[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2003, 67(24): 4747–4741.
[22] Bau M, Dulski P. Distribution of yttrium and rare-earth elements in the Penge and Kuruman iron-formations, Transvaal Supergroup, South Africa[J]. Precambrian Research, 1996, 79(1/2): 37–55.
[23] German C R, Elderfield H. Application of the Ce anomaly as a paleoredox indicator:the ground rules[J]. Paleoceanography, 1990, 5(5): 823–833. DOI: 10.1029/PA005i005p00823
[24] 刘岩, 钟宁宁, 陈践发, 等. 川东北长兴-飞仙关组原油裂解型气藏成藏史分析[J]. 中国科学:地球科学, 2013, 43 (11): 1819–1827. [ Liu Yan, Zhong Ningning, Chen Jianfa, et al. Accumulation history of the Changxing-Feixianguan oil cracked gas reservoirs in northeastern Sichuan[J]. Scientia Sinica Terrae, 2013, 43(11): 1819–1827. ]
[25] 冯明友, 强子同, 沈平, 等. 四川盆地高石梯-磨溪地区震旦系灯影组热液白云岩证据[J]. 石油学报, 2016, 37 (5): 587–598. [ Feng Mingyyou, Qiang Zitong, Shen Ping, et al. Evidences for hydrothermal dolomite of Sinian Dengying Formation in Gaoshiti-Moxi area, Sichuan Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2016, 37(5): 587–598. DOI: 10.7623/syxb201605003 ]
[26] 冯纯江, 张继庆, 官举铭. 四川盆地上二叠统沉积相及其构造控制[J]. 岩相古地理, 1988 (2): 1–15. [ Feng Chunjiang, Zhang Jiqing, Guan Juming. The upper Permian sedimentary facies in Sichuan Basin and their tectonic controls[J]. Lithofacies and Paleogeography, 1988(2): 1–15. ]
[27] 罗志立. 试从地裂运动探讨四川盆地天然气勘探的新领域[J]. 成都理工大学学报, 1983 (2): 4–16. [ Luo Zhili. A discussion of new prospects for gas field exploration related to the Taphrogenic Movement in Sichuan Basin[J]. Journal of Chengdu University of Technology, 1983(2): 4–16. ]
[28] 罗志立, 金以钟, 朱夔玉, 等. 试论上扬子地台的峨眉地裂运动[J]. 地质论评, 1988, 34 (1): 15–28. [ Luo Zhili, Jin Yizhong, Zhu Kuiyu, et al. On Emei Taphrogenesis of the upper Yangtze platform[J]. Geological Review, 1988, 34(1): 15–28. ]
[29] 童崇光. 四川盆地构造演化与油气聚集[M]. 北京: 地质出版社, 1992: 1-128. [ Tong Chongguang. Tectonic evolution and oil-gas accumulation of Sichuan Basin[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1992: 1-128. ]
[30] 谭秀成, 罗冰, 江兴福, 等. 四川盆地基底断裂对长兴组生物礁的控制作用研究[J]. 地质论评, 2012, 58 (2): 277–284. [ Tan Xiucheng, Luo Bing, Jiang Xingfu, et al. Controlling effect of basement fault on Changxing Formation reef in Sichuan Basin[J]. Geological Review, 2012, 58(2): 277–284. ]
[31] 唐洪, 吴斌, 张婷, 等. 川东北铁山-龙会地区长兴组礁滩相储层特征及主控因素[J]. 现代地质, 2013, 27 (3): 644–652. [ Tang Hong, Wu Bin, Zhang Ting, et al. Reef-beach reservoir features of Changxing Formation and its controlling factors in Tieshan-Longhui of northeastern Sichuan[J]. Geoscience, 2013, 27(3): 644–652. ]
[32] 黄可可, 胡作维, 李小宁, 等. 川东北飞仙关组储层结晶白云岩的形成机制与白云化模式[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 2014 (5): 612–624. [ Huang Keke, Hu Zuowei, Li Xiaoning, et al. Forming mechanism and dolomitization model of Triassic crystalline dolomite in northeast Sichuan Basin, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology (Science & Technology Edition), 2014(5): 612–624. ]
[33] 郑荣才, 耿威, 郑超, 等. 川东北地区飞仙关组优质白云岩储层的成因[J]. 石油学报, 2008, 29 (6): 815–821. [ Zheng Rongcai, Geng Wei, Zheng Chao, et al. Genesis of dolostone reservoir of Feixianguan Formation in lower Triassic of northeast Sichuan Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2008, 29(6): 815–821. DOI: 10.7623/syxb200806005 ]
[34] 田永净, 马永生, 刘波, 等. 川东北元坝气田长兴组白云岩成因研究[J]. 岩石学报, 2014, 30 (9): 2766–2776. [ Tian Yongjing, Ma Yongsheng, Liu Bo, et al. Dolomitization of the upper Permian Changxing Formation in Yuanba gas field, NE Sichuan Basin, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2014, 30(9): 2766–2776. ]
[35] 章宇路, 文华国, 郑荣才, 等. 川东北铁山-双家坝地区长兴组白云岩成因[J]. 岩性油气藏, 2016, 28 (5): 34–43. [ Zhang Yulu, Wen Huaguo, Zheng Rongcai, et al. Genesis of dolomite of Changxing Formation in Tieshan-Shuangjiaba area, northeast Sichuan Basin[J]. Lithologic Reservoirs, 2016, 28(5): 34–43. ]
[36] 张建勇, 周进高, 潘立银, 等. 川东北地区孤立台地飞仙关组优质储层形成主控因素-大气淡水淋滤及渗透回流白云石化[J]. 天然气地球科学, 2013, 24 (1): 9–18. [ Zhang Jianyong, Zhou Jingao, Pan Liyin, et al. The main origins of high quality reservoir in Feixianguan Formation in northeast Sichuan Basin:Atmospheric water eluviation and seepage-reflux dolomitization[J]. Natural Gas Geoscience, 2013, 24(1): 9–18. ]
[37] 孟万斌, 武恒志, 李国蓉, 等. 川北元坝地区长兴组白云石化作用机制及其对储层形成的影响[J]. 岩石学报, 2014, 30 (3): 699–708. [ Meng Wanbin, Wu Hengzhi, Li Guorong, et al. Dolomitization mechanisms and influence on reservoir development in the upper Permian Changxing Formation in Yuanba area, northern Sichuan Basin[J]. Acta Petrologica Sinica, 2014, 30(3): 699–708. ]
[38] 汪泽成, 赵文智, 张水昌, 等. 成藏三要素的耦合对高效气藏形成的控制作用:以四川盆地川东北飞仙关组鲕滩气藏为例[J]. 科学通报, 2007, 52 (Suppl.1): 156–166. [ Wang Zecheng, Zhao Wenzhi, Zhang Shuichang, et al. Control of coupling among three major factors for formation of high-efficiency gas reservoir-A case study on the oolitic beach gas reservoir in Feixianguan Formation in the northeast Sichuan Basin[J]. Chinese Science Bulletin, 2007, 52(Suppl.1): 156–166. ]
[39] 冯冲, 郭彤楼, 邹华耀, 等. 川东北地区飞仙关组-长兴组天然气富集机制[J]. 现代地质, 2013 (4): 907–914. [ Feng Chong, Guo Tonglou, Zou Huayao, et al. Enriched mechanism of natural gas in the Feixianguan-Changxing Formations in the northeast Sichuan Basin[J]. Geoscience, 2013(4): 907–914. ]
[40] Bau M, Möller P. Rare earth element fractionation in metamorphogenic hydrothermal calcite, magnesite and siderite[J]. Mineralogy and Petrology, 1992, 45(3/4): 231–246.