地球物理学报  2020, Vol. 63 Issue (2): 597-611   PDF    
碳酸盐团簇同位素在沉积盆地热演化中的应用——以塔里木盆地顺托果勒地区为例
刘雨晨1,2, 邱楠生1,2, 常健1,2, 贾京坤1,2, 李慧莉3, 马安来3     
1. 中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室, 北京 102249;
2. 中国石油大学(北京)地球科学学院, 北京 102249;
3. 中国石油化工股份有限公司石油勘探开发研究院, 北京 100083
摘要:塔里木盆地奥陶系碳酸盐岩储层是近年来油气勘探的热点.然而,由于碳酸盐岩地层缺乏有效的古温标,极大的制约了热历史的研究.团簇同位素作为一种新的有效古温标,为碳酸盐岩地层的热历史恢复提供了可能.本文通过测试塔里木盆地顺托果勒地区奥陶系碳酸盐岩储层中不同结构组分的团簇同位素,利用固态重排模型重建了塔里木盆地顺托果勒地区不同构造单元的奥陶纪以来的热历史.塔里木盆地顺北、顺托和顺南地区泥晶基质的团簇同位素温度(TΔ47)平均值分别为92.34℃、124.35℃和170.27℃,除了顺南地区SN501井和SN4井外,其他的所有样品在最高埋藏温度下尚未达到完全热平衡,可用于热历史重建.通过对顺托果勒地区典型单井设置不同的热史路径,进而明确最高埋藏温度的上限为170~190℃.此外,二叠纪的异常高温可能是地层抬升剥蚀和岩浆活动热事件共同作用的结果,顺托果勒地区二叠纪地温梯度范围为26~46℃/km,呈现西北高东南低的趋势,地温梯度的空间变化表明可能与岩浆活动有关,且岩浆活动中心可能位于塔北地区附近,岩浆活动造成热响应可能在SN3井附近终止.
关键词: 团簇同位素      热历史      固态重排模型      碳酸盐岩      塔里木盆地     
Application of clumped isotope thermometry to thermal evolution of sedimentary basins: A case study of Shuntuoguole area in Tarim Basin
LIU YuChen1,2, QIU NanSheng1,2, CHANG Jian1,2, JIA JingKun1,2, LI HuiLi3, MA AnLai3     
1. State Key Laboratory of Petroleum Resources and Prospecting, China University of Petroleum, Beijing 102249, China;
2. College of Geosciences, China University of Petroleum, Beijing 102249, China;
3. Sinopec Petroleum Exploration & Production Research Institute, Beijing 100083, China
Abstract: The Ordovician carbonate reservoirs in the Tarim Basin are hotspots for oil and gas exploration in recent years. However, due to the lack of effective paleo-geothermometers in carbonate formations, thermal history studies have been greatly restricted. Clumped isotope, as a new effective thermal indicator, provides the possibility for thermal history reconstruction of carbonate formations. In this study, by testing the clumped isotopes of different components in the Ordovician carbonate reservoirs in Shuntuoguole area of the Tarim Basin, the thermal histories of different tectonic units in Shuntuoguole area were reconstructed. The average isotope temperature (TΔ47) of the micrites in the Shunbei, Shuntuo and Shunnan areas are 92.34℃, 124.35℃ and 170.27℃, respectively. Except for the SN501 well and the SN4 well in the Shunnan area, all other samples have not reached full thermal equilibrium at the highest burial temperature and can be used for thermal history reconstruction. By setting different thermal history paths for typical single wells in the Shuntuoguole area, the upper limit of the maximum temperature is determined to be 170~190℃. In addition, the abnormal high temperature of the Permian may be the result of the combination of erosion and magmatic activity events. The Permian geothermal gradient in the Shuntuoguole area ranges from 26.75℃/km to 46.28℃/km, showing a trend of high northeast and low southeast. The spatial variation of the geothermal gradient suggests that the magma activity center may be located near the Tabei area, and the thermal response caused by magmatic activity may terminate near the SN3 well.
Keywords: Clumped isotope    Thermal history    Solid-state bond reordering    Carbonate rock    Tarim Basin    
0 引言

沉积盆地热历史的研究对于明确烃源岩成熟演化史、原油裂解过程等方面都至关重要,在盆地分析中具有举足轻重的地位.在通常情况下,一般选用有机质成熟度指标(如镜质体反射率)和低温热年代学指标(如裂变径迹,(U-Th)/He定年)对沉积盆地热历史进行重建.然而,对于早古生代碳酸盐岩地层,由于缺乏镜质体和用于低温热年代学研究的磷灰石、锆石等重矿物,严重地制约了热历史的恢复.探索适用于早古生代碳酸盐岩地层恢复的方法是目前沉积盆地热史研究的热点问题之一.

碳酸盐团簇同位素是近年来新兴起的一种测温手段,碳酸盐团簇同位素温度计是基于13C和18O重同位素之间的交换反应,该反应主要依赖于温度,随着温度的降低,矿物中会聚集更多的13C-18O,通过测量13C-18O的丰度偏离随机分布的程度(Δ47),利用Δ47与温度间的经验公式就可以获得团簇同位素温度(TΔ47)(Eiler, 2007, 2011).该温度可记录矿物经历的温度信息而不依赖于矿物生长的流体环境.随着碳酸盐矿物温度的改变(如方解石温度高于75~100 ℃,白云石温度高于120~ 150 ℃),13C-18O键开始发生固态重排驱使团簇同位素温度(TΔ47)与环境温度达到平衡(Passey and Henkes, 2012; Henkes et al., 2014; Stolper and Eiler, 2015).前人通过对碳酸盐矿物进行加热实验,在不同的热演化情景下,改变团簇同位素的13C-18O键的丰度,进而提出了几种动力学模型来预测固态重排过程(如交换/扩散模型和一阶近似反应模型)(Stolper and Eiler, 2015Passey and Henkes, 2012).通过团簇同位素测温和现有的固态重排动力学模型,前人已经对沉积盆地的升温冷却历史进行了开创性的研究(Shenton et al., 2015; Gallagher et al., 2017; Mangenot et al., 2019).这也为我们利用团簇同位素和重排动力学模型来模拟沉积盆地的热历史提供了可能.

近年来,随着对塔里木盆地油气勘探的不断深入发现,以奥陶系碳酸盐岩为主要目的层的顺托果勒地区油气成藏条件较好,具有重大勘探潜力.但由于早古生代碳酸盐岩地层缺少有效的古温标,其热历史研究一直难以开展.此外,顺托果勒地区在部分钻井二叠系发育较厚的火成岩,前人认为塔里木盆地大规模火成岩发育时间为290~288 Ma(Li et al., 2012; Wei et al., 2014; Xu et al., 2014),目前针对该期岩浆活动对古地温的影响范围仍存在明显争议.因此,早古生代碳酸盐岩储层热历史的重建需要迫切的突破.本文通过采集顺托果勒地区中下奥陶统一间房组和鹰山组的碳酸盐岩样品进行团簇同位素实验,通过对典型单井设置不同的热路径,利用固态重排模型重建了塔里木盆地顺托果勒地区不同构造单元的奥陶纪以来的热历史,并探讨了二叠纪异常热演化的成因,这将为进一步认识盆地深部构造-岩浆活动及其石油地质意义提供重要基础.

1 地质背景

顺托果勒低隆起位于塔中隆起的北部,南北方向夹持在沙雅、卡塔克两大古隆起之间,东西方向位于阿瓦提、满加尔两大坳陷的低梁部位.其北东向延伸约100 km,北西向延伸350 km,覆盖面积约35000 km2.以塔中Ⅰ号断裂带为界,上盘为卡塔克隆起区,下盘为顺托果勒低隆起与古城墟隆起.顺托果勒地区主要包括顺北缓坡、顺托低凸起、顺东缓坡及顺南缓坡等二级构造单元(黄太柱,2014马庆佑等, 2012焦方正, 2017)(图 1).

图 1 (a) 塔里木盆地构造单元和(b)顺托果勒低隆起区构造位置和样品分布 Fig. 1 (a) Simplified distribution map of the tectonic units in Tarim Basin; (b) Enlarged view of the study areas of Fig. 1a showing the distribution of sampling wells

顺托果勒低隆起初步形成于中晚奥陶世,古昆仑洋发生强烈的俯冲碰撞作用,来自西南方向强烈的汇聚作用,导致顺托果勒低隆起区的形成(李本亮等,2009).中志留世,随着昆仑加里东碰撞造山活动的结束,塔中地区的主要动力学背景发生转换,阿尔金构造域发生强烈的褶皱造山作用(Liu et al., 2007; Li et al., 2015)导致顺托果勒地区上志留统和泥盆系被挤压,志留系顶部发生强烈的侵蚀甚至整个中-下泥盆统剥蚀殆尽,顺托果勒低隆起呈现东南高西北低的单斜构造形态.晚泥盆世之后,塔中北坡整体构造形态继承了志留纪东南高西北地的宽缓大斜坡构造背景.

塔里木盆地主要经历了震旦纪至早二叠世期间的海相沉积以及晚二叠世至第四纪期间的陆相沉积(Li et al., 1996; Jia and Wei, 2002).中下奥陶统主要由白云岩和泥质灰岩组成,而上奥陶统由较厚的灰色泥岩和石灰岩夹层组成.中下奥陶统被认为是良好的油气储层,也是本研究的重点地层.二叠纪是盆地的重要沉积转折点,在二叠纪之后经历了陆相沉积阶段,在此期间,盆地内还形成了大量的火成岩(如玄武岩,辉绿岩,流纹岩,玄武岩安山岩).在顺北,顺托和顺南地区,二叠纪火成岩厚度约为20~470 m(图 2),记录了二叠纪地层在此期间经历了岩浆活动.许多学者已经证明大规模玄武岩喷发时间为300~275 Ma(杨树峰等,2014; Li et al., 2014),并且被认为是地幔柱活动的产物(Wei et al., 2014; Xu et al., 2014; 杨树峰等,2014; Li et al., 2014).

图 2 顺托果勒地区泥盆系-石炭系-二叠系连井剖面图 Fig. 2 Stratigraphic profile of Devonian-Carboniferous-Permian in Shuntuoguole area
2 样品与实验 2.1 样品选取

本次研究选取塔里木盆地顺托果勒地区的中下奥陶统一间房组和鹰山组的碳酸盐岩样品进行团簇同位素实验,样品选取时均选取的是较均质的泥晶灰岩,并对同一块样品或不同样品但邻近深度的不同结构组分(泥晶基质、胶结物和裂缝)同时选取,进而确保所有组分经历了相同的埋藏史和热史(图 3).由于样品的限制,在岩心样品中没有发现足够大的可以进行团簇同位素分析的化石样品,因此我们仅使用泥晶灰岩来代替团簇同位素分析和热历史模拟.在进行团簇同位素分析之前,用0.5 mm和1 mm的钻头对三种不同结构组分进行微钻,对于泥晶灰岩选取较均质的灰岩,对于胶结物和方解石脉选取中心的位置微钻进而避免不同组分的混合.

图 3 取样样品的手标本照片 (a) SHB2井,7520.52 m,一间房组,孔洞充填的胶结物和泥晶基质;(b) SHB2井,7735.8 m,一间房组,方解石脉和泥晶基质;(c) ST1井,7861.14 m,一间房组,孔洞充填的胶结物和泥晶基质;(d) SN3井,7559.98 m,鹰山组,孔洞充填的胶结物和泥晶基质. Fig. 3 Photographs of hand specimens studied (a) Void-filling calcite cement and micrite matrix were sampled from Ordovician Yijianfang Formation in SHB2 well in a depth of 7520.52 m; (b) Calcite vein and micrite matrix were sampled from Ordovician Yijianfang Formation in SHB2 well in a depth of 7735.80 m; (c) Void-filling calcite cement and micrite matrix were sampled from Ordovician Yingshan Formation in ST1 well in a depth of 7861.14 m; (d) Void-filling calcite cement and micrite matrix were sampled from Ordovician Yijianfang Formation in SN3 well in a depth of 7559.98 m.

在团簇同位素测量之前,基于岩相观察,阴极发光显微镜和XRD分析,预先选取阴极发光不发光并且方解石含量>95%的碳酸盐样品,尽可能地避免重结晶的影响.XRD和团簇同位素分析均在相同的粉末样品上进行分析.顺托果勒地区碳酸盐岩样品在阴极发光显微镜下可识别处三种类型阴极发光:不发光,弱发光和亮发光.仅选择具有不发光或弱发光的泥晶基质进行分析,以避免重结晶作用的影响.

2.2 实验方法

团簇同位素实验是在加州理工学院Thermo 253 IRMS仪器上分析的.实验主要包括以下几个步骤:(1)样品的准备:对于微钻系统下获取的碳酸盐粉末首先放在3%的双氧水中静止2小时,使样品与双氧水充分反应进而去除有机质的影响,后用蒸馏水清洗3到4次,置于40%的烘烤箱中干燥.然后称量8~10 mg的碳酸盐岩粉末放入银胶囊中,大多数的样品均重复了3次,但对于一些胶结物或者方解石脉,由于样品的限制只重复了1~2次.需要指出的是,为了了解样品的标准误差,我们每天需要测量CIT Carrara和TV04的方解石标准样品,其平均Δ47值和SD分别为0.408±0.02和0.655±0.02‰.(2)CO2的制备及提纯:将粉末样品放置于自动进样器中,仪器启动后,自动进样器会将样品掉落至真空条件下90℃的盛有103%磷酸的酸瓶中酸浴20 min,生成的CO2通过支撑线自动通过干冰/乙醇,液氮和气相色谱柱(GC)中,以去除水分和其他污染物进而对CO2进行提纯.(3)Δ47测试:提纯的CO2气体随后自动进入Thermo MAT253 IRMS,系统会交替测试样品气体与工作气体的质量数为44~49 CO2气体的信号强度,每个样品要7次交替的测试样品气体和工作气体,Thermo MAT 253 IRMS会同时测量δ13C、δ18O和Δ47.(4)Δ47值的校正:由于实验测得的Δ47值与实际的Δ47值存在非线性的误差,因此要对原始Δ47进行校正.校正时需用到1000 ℃加热气体和25 ℃平衡气体,每天测试样品时选择1000 ℃加热气体或25 ℃平衡气体进行测试分析,这主要用于构建绝对参考系来矫正Δ47(Dennis et al., 2011).本次实验通过使用ClumpyCrunch v1.0在线计算器(Daёron et al., 2011)将原始转换Δ47转换为绝对参考系下的Δ47,使原始Δ47测量值归一化.最后在90 ℃下反应的样品通过加上0.092‰修正为25 ℃下的Δ47值(Henkes et al., 2013).(5)团簇同位素温度的计算:本文使用适用于所有碳酸盐矿物的25~350℃温度下的经验公式,将校正后的Δ47值转换为团簇同位素温度,公式为:Δ47, ARF =0.0428×106/T2+0.1174(Bonifacie et al., 2017).

3 结果和讨论 3.1 δ13C、δ18O和Δ47值分析

本次研究对顺托果勒地区奥陶系22个样品的稳定同位素和团簇同位素进行了分析,如表 1所示.所有样品的δ13C分布于-3.00‰~1.51‰之间,平均值为-0.61‰,δ18O值分布于-13.47‰~-3.46‰之间,均值为-7.3‰.不同结构组分之间碳氧同位素差别较大.对于泥晶基质,δ13C和δ18O分别分布在-3.0‰~0.7‰(平均值为-0.6‰)和-7.84‰~-5.38‰(平均值为-6.32‰)之间.对于胶结物,δ13C和δ18O的范围分布在-1.21‰~-1.51‰(平均值为0.05‰)和-11.48‰~-3.45‰(平均值为-7.91‰)之间.而对于方解石脉,δ13C和δ18O的范围分别为-2.41‰~-2.36‰(平均值为-2.38‰)和-13.47‰~-7.65‰(平均值为-10.56‰).可见,不同结构组分的碳氧同位素显示出一定的差异性(图 4表 1).此外,前人测试了全球奥陶系古生代腕足化石的δ13C和δ18O值(Wadleigh and Veizer, 1992; Bruckschen et al., 1999)和塔里木盆地一间房组和鹰山组原生化石和泥晶基质的δ13C和δ18O值(Zhang and Munnecke, 2016)(图 4).全球古生代腕足的稳定同位素值范围δ13C为-2.53‰~1.82‰,平均为-0.99‰,δ18O为-8.95‰~-4.90‰,平均为-7.01‰.塔里木盆地未经历重结晶的中下奥陶统化石和微晶基质的碳氧同位素值范围分别为-1.876‰ ~-1.494‰和-8.802‰~4.421‰.顺托果勒地区泥晶基质的碳氧同位素组成与全球和塔里木盆地保存良好的化石和微晶基质的稳定同位素组成非常一致.因此,可被视为记录了古生代海洋环境的信息(图 4).

表 1 顺托果勒地区不同结构组分的碳酸盐团簇同位素数据 Table 1 Stable and clumped isotope data of each carbonate fabrics
图 4 顺托果勒地区三种不同组分δ13C和δ18O交会图 Fig. 4 Cross-plot of δ18Ocarb versus δ13Ccarb of different components in the studied areas

顺托果勒地区所有测量样品的Δ47范围为0.405‰~0.581‰,所计算的团簇同位素温度范围为66.08~194.56 ℃,顺北地区泥晶基质的团簇同位素温度(66.08~108.27 ℃)明显低于顺托(146.05 ℃)和顺南地区(107.83~194.56 ℃),大多数的团簇同位素温度低于现今地层温度,但对于顺南地区顺南501井和顺南4井团簇同位素温度高于现今地层地层(图 5表 2),表明在历史时期的某个时刻达到了完全的热平衡.此外,基于O'Neil等(1969)的方解石-水氧同位素测温方程,利用Δ47表观温度和矿物δ18O值反演计算成岩流体的δ18Ow(SMOW)值.计算出的所有样品的δ18Ow值范围为4.23‰至16.75‰之间(表 1, 2).

图 5 现今地层温度与团簇同位素温度TΔ47对比图 Fig. 5 Present-day burial temperatures versus carbonate clumped isotope temperatures (TΔ47)
表 2 顺托果勒地区不同取样井的碳酸盐团簇同位素数据 Table 2 Average isotope and clumped isotope data of each well
3.2 利用团簇同位素恢复热历史

(1) 初始温度的确定

在进行热历史建模之前,我们首先需要确定样品(主要是泥晶基质)的初始成岩温度,为模拟热历史提供起始温度条件.

阴极发光是目前鉴别与评估碳酸盐成岩蚀变性的主要依据之一.由于所有用于团簇同位素研究的泥晶基质都是通过不发光或弱发光所选择的,所以首先已经避免了看似经历过重结晶的样品.其次,同位素分析也可提供样品的成岩信息,用于团簇同位素分析的泥晶基质的δ13C和δ18O与全球古生代腕足化石以及塔里木盆地未经历重结晶的中下奥陶统化石和泥晶基质的碳氧同位素值较为吻合,较好地保存了古海水的信息,可看做为早期成岩作用的产物.此外,碳酸盐团簇同位素温度(TΔ47)和水的氧同位素(δ18Owater)具有明显的正相关性(图 6),若样品的TΔ47沿恒定δ18Ocarb的轮廓增加,则样品处于封闭系统中(Eiler, 2011).顺托果勒地区泥晶基质几乎处于封闭的系统中,表明没有经历过后期的成岩改造,但胶结物和方解石脉的TΔ47并不是沿着恒定δ18Ocarb的轮廓增加,表明处于开放体系中.

图 6 碳酸盐团簇同位素温度(TΔ47)和水的氧同位素(δ18Owater)交会图 Fig. 6 Carbonate clumped isotope temperatures (TΔ47) versus water oxygen isotope compositions of the precipitating waters (δ18Owater)

基于以上分析认为用于团簇同位素测试的泥晶基质可看做为原生的,胶结物和脉体为后期成岩作用的产物.对于泥晶基质,我们假设初始温度为25 ℃,与现代海洋温度范围和普遍所接受的温度一致(即0~30 ℃).根据顺北、顺托和顺南地区的成岩历史,前人认为胶结物为早期成岩作用的沉积产物,对应初始沉积深度为300~1000 m,方解石脉的初始沉积深度为2000~3000 m.因此,依据埋藏史,分别将胶结物和方解石脉体的初始温度设定为40 ℃和80 ℃.

其次,我们需要确定大多数样品在其最高埋藏温度下尚未达到完全热平衡.首先,顺北地区的TΔ47远低于缓慢冷却的大理石的封闭温度(150~200 ℃)(Ghosh et al., 2006)和使用固态重排模型模拟的方解石的封闭温度(150 ℃)(Passey and Henkes, 2012; Stolper and Eiler, 2015).此外,前人认为顺托1井和顺南3井胶结物为浅埋期间早期成岩阶段的产物(Lu et al., 2017),并且胶结物的团簇同位素温度高于其泥晶基质团簇同位素温度20 ℃左右,说明泥晶基质与胶结物共同经历了相同的最高温度,但这些样品在最高温度下为部分平衡,并没有完全重置.因此,我们可以利用团簇同位素来恢复顺托果勒地区的热历史.

(2) 埋藏史的恢复

沉积盆地埋藏史的恢复是样品采集和进行热史恢复的关键.顺托果勒地区从奥陶纪开始,主要经历了加里东中期Ⅲ幕、海西早期、海西晚期以及印支期4期构造运动的改造,分别形成了T70、T60、T50和T40四个不整合面(Lin et al., 2012; He et al., 2016; 王铁冠等,2014).加里东中期Ⅲ幕,塔里木盆地由伸展转换为挤压构造背景,顺托果勒地区受到来自西南方向强烈的挤压作用导致顺托果勒地区中上奥陶统遭受不同程度剥蚀,顺托果勒低隆起基本定型,顺北地区剥蚀厚度约为0~200 m,顺托地区最大剥蚀量不超过100 m,主体剥蚀量约0~50 m,顺南地区剥蚀作用较强烈,主体剥蚀量约为400~600 m.海西早期,阿尔金断隆强烈隆升使得顺托果勒隆起东部整体抬升剥蚀.顺托地区剥蚀量约为100~200 m,顺南地区剥蚀量达到200~400 m.海西晚期随着强烈的造山作用,自北向南剥蚀量逐渐减小,顺北地区剥蚀量最大为800~1000 m,顺托地区次之,约400~600 m,顺南地区剥蚀量最小为100~200 m.三叠纪末,羌塘板块与塔里木板块发生了强烈的碰撞作用导致三叠系地层普遍受到剥蚀,但剥蚀量不大,顺托果勒地区继承了海西晚期形成的东南高、西北低的宽缓大斜坡构造背景,随后的构造活动趋于稳定,盆地内古近系和新近系的地层发育都很完整.在获得剥蚀量基础上,依据中石化西北石油局提供的完井报告、地层厚度、地层顶底深度、岩性、物性等参数,应用Basinmod软件恢复了顺托果勒低隆起典型钻井的埋藏史(图 7).

图 7 顺托果勒低隆起区典型钻井沉积埋藏史 Fig. 7 Burial histories of typical wells in Shuntuoguole low uplift

(3) 热历史的模拟

目前主要有两种动力学模型来预测固态重排过程,分别是Passey和Henkes(2012)提出的一阶近似反应模型和Stolper和Eiler(2015)提出的交换/扩散模型.一阶近似反应模型认为固态重排过程是由晶格缺陷造成的,晶体与其环境温度在还没有没有达到同位素平衡时,是通过矿物的晶格缺陷使C- O键重新排序来最终获得平衡.Stolper和Eiler(2015)认为不同方解石样品之间重新排序过程具有相似性,不同矿物的重新排序的动力学具有内在特征和普遍性,而不是矿物晶格缺陷的特质.由于交换/扩散模型更适用于沉积盆地自然演化样品的模拟因此本文利用Stolper和Eiler(2015)的交换/扩散模型对顺托果勒地区进行热历史重建.

由于顺托果勒地区地层几乎是持续埋深的,首先假设该地区没有存在非稳态热效应的情况,依据地温梯度计算出典型单井的热历史(图 810中黑色实线),并用该热史分别正演三种不同结构组分(泥晶基质、胶结物及方解石脉体)的团簇同位素温度,进而分析该热历史的可行性.对于顺北地区,三种结构组分的团簇同位素温度(TΔ47)均明显高于该假设热史路径下的模拟结果(图 8),表明在地质历史时期一定存在更高的温度.根据顺托果勒地区等效镜质体反射率剖面发现,Ro值在二叠系之间存在“跳跃”现象,即二叠系及上覆地层的Ro值基本呈线性连续分布, 而二叠系下伏地层的Ro值在二叠系的界面发生错断,表明二叠系经历了更高的古地温.为了探索最高古地温存在的可能范围,我们为每口井设置了三种热历史,分别是170 ℃、180 ℃和190 ℃,并在280 Ma(与Ro错段的时间相匹配)达到最高古地温.顺北5井和顺北2井的泥晶基质TΔ47分别为66 ℃和101 ℃,对应于最高温度为170 ℃和180 ℃模拟结果之间的范围.顺北5井胶结物的TΔ47为99 ℃,顺北2井胶结物和方解石脉TΔ47分别为95 ℃和124 ℃,也对应于170 ℃和180 ℃模拟结果之间的范围,因此三种不同结构组分的团簇团簇同位素分析结果均表明最高温度范围可能为170~180 ℃.

图 8 顺北地区在不同热历史背景下的团簇同位素温度热模拟结果 Fig. 8 Thermal modeling results in Shunbei area of clumped isotope temperatures under different thermal history scenarios
图 9 顺托地区在不同热历史背景下的团簇同位素温度热模拟结果 Fig. 9 Thermal modeling results in Shuntuo area of clumped isotope temperatures under different thermal history scenarios
图 10 顺南地区在不同热历史背景下的团簇同位素温度热模拟结果 Fig. 10 Thermal modeling results in Shunnan area of clumped isotope temperatures under different thermal history scenarios

同样,对于顺托地区,逐渐升温的热历史正演出的泥晶基质和胶结物的TΔ47明显低于测量的团簇同位素温度,表明在地质历史时期一定存在更高的温度.为了探索最高古地温存在的可能范围,同样为顺托1井设置了三种热历史,分别是180 ℃、190 ℃和200 ℃,并在280 Ma(与Ro错段的时间相匹配)达到最高古地温.顺托1井的泥晶基质和胶结物的TΔ47分别为150 ℃和177 ℃,对应于180 ℃和190 ℃模拟结果之间的范围(图 9).这表明最高温度对应的范围可能为180~190 ℃之间.

顺南地区的SN3井与顺北和顺托地区所观察到的现象一致,泥晶基质和胶结物的TΔ47分别为150 ℃和177 ℃(图 10),对应于170 ℃和190 ℃模拟结果之间的范围,这表明最高温度对应的范围可能为170~190 ℃之间,在280 Ma(与Ro错段的时间相匹配)达到最高古地温.顺南地区的SN4井和SN501井的TΔ47分别为178 ℃和194 ℃,高于逐渐升温的热历史正演出的TΔ47,也表明地质历史时期存在更高的温度(图 10).SN4井和SN501位于SN4号断裂带附近,断裂频繁的构造活动以及深部热液的上涌可能是造成TΔ47较高的原因.前人在顺南4、顺南501鹰山组上段碳酸盐岩储层发现热液溶蚀作用所形成的硅质岩、方解石脉、石英脉和板状硬石膏等成岩矿物.此外,SN4井的大量流体包裹体均一温度、碳氧同位素等分析均证实了SN4井断裂带附近存在热液溶蚀的现象(陈红汉等,2016).张兴阳等(2007)通过热液矿物电子自旋共振测年、包裹体激光拉曼、群体包裹体烃类化石等分析后证实,成矿热液与成藏流体的大规模运移事件发生在晚燕山—喜马拉雅期(110.4~30.8 Ma).因此,我们对SN4井和SN501井在50 Ma左右设置了200 ℃的高温,所正演出的TΔ47与测量值相匹配.但要指出的是,200 ℃达到了方解石的封闭温度,因此,我们只能确定热液流体对地层温度影响的下限.即最高温度的下限为200 ℃.相比之下,SN2中泥晶基质和方解石脉的TΔ47分别为161 ℃和169 ℃(图 10),与逐渐升温的热历史很好地吻合,这也表明SN2井当前温度是最高温度.

基于以上的分析结果,本文恢复了顺托果勒地区典型单井的奥陶纪以来的热流演化(图 11).整体上,顺托果勒地区热流史可分为三个阶段:(1)奥陶纪-石炭纪逐渐冷却阶段,这一时期热流值是逐渐降低的过程;(2)早二叠世热流迅速增高阶段,这一时期顺北及顺托地区热流值迅速升高,范围为51~65 mW·m-2,顺南地区SN3井热流值有小幅度的升高,其他单井热流值仍比较稳定;(3)中二叠世-现今热流逐渐衰退阶段,这一时期构造活动相对稳定,大地热流逐渐降低,但整体上顺南地区的热流高于顺北及顺托地区.

图 11 顺托果勒地区典型钻井古热流恢复结果 Fig. 11 Heat flow history of the typical wells in the Shuntuoguole area
3.3 异常高温的原因及对地温场的影响

根据以上研究表明顺托果勒地区二叠纪时期的古地温突然增高,造成古地温增高的原因一般有两种:一种是存在较大的沉积剥蚀,另一种是存在岩浆活动等非稳态热效应的影响,使地层温度突然增加.为探讨二叠纪古地温的增加与地层沉积剥蚀和岩浆活动的关系,本次研究选取顺托果勒地区不同区块的单井分别模拟,旨在明确两种构造-热事件对地层温度的影响.

首先假设二叠纪时期温度的升高仅由地层沉积剥蚀所引起的,利用BasinMod软件模拟了二叠纪时期的剥蚀厚度.模拟结果显示顺北地区的剥蚀量需为3000 m左右,顺托地区剥蚀量需为2500 m左右,SN3井剥蚀量需为1700 m.然而,顺托果勒地区从奥陶纪以来一直处于较低隆起带,如此高的剥蚀厚度范围超过前人认为的二叠纪存在大约1000 m的剥蚀量(张一伟等,2000; Li et al., 2014).因此,没有足够的证据证实二叠纪的高温仅仅是由地层沉积剥蚀所引起的.

其次,假设存在岩浆活动的构造热事件,岩浆上涌释放充沛热量烘烤地层,并将顺托果勒地区剥蚀量限定为500~1000 m之间,模拟结果显示早二叠世地层温度显著升高,达到170~190 ℃,之后地层温度逐渐下降,到中二叠世恢复到正常热状态.李佳蔚等(2016)在塔里木盆地的TZ1井、SH1井、H1井、HT1井、TB2井同样发现二叠纪上部及下部地层的镜质体反射率存在错段的现象,并认为Ro值的错段现象是岩浆活动与抬升剥蚀共同作用导致二叠纪地温出现短暂的高峰,之后地层温度快速下降并主要受埋藏深度的控制.

此外,本次研究计算了顺托果勒地区二叠纪典型井的最高地温梯度,并结合前人的分析结果,绘制了塔里木盆地早二叠世地温梯度分布图.顺托果勒地区二叠纪地温梯度范围为26~46 ℃ · km-1,呈现西北高东南低的趋势(图 12).顺托果勒地区自北向南的地层连井剖面显示二叠系普遍发育较厚的岩浆岩,且岩浆岩的厚度北部地区要厚于南部地区(图 2).岩浆沿构造薄弱带上涌至浅部地层或喷发至地表,高温熔融物质在运移过程中冷却结晶成岩释放的热量烘烤围岩,虽然能使附近几十米的围岩被加热,导致镜质体反射率增高,但是其规模较小,仅能作为局部的热源,并不能产生区域性的热异常(Finnegan et al., 2011; Nabelek et al., 2012; Galushkin, 1997).岩浆来自于底部的岩体或者岩浆房,岩浆房可以将上部4 km以内的地层烘烤至200℃的高温,其影响的范围大大超过岩浆侵入带所影响的范围,特别是在地幔柱发育的区域,岩浆房可造成几百公里范围的穹隆凸起(Campbell,2007; Burov et al. 2007; De Gouveia et al., 2018).地幔柱柱头具有异常高的温度并对上覆岩层烘烤加热,使较大区域范围内的温度场发生改变.

图 12 塔里木盆地二叠纪地温梯度等值线图(火山岩分布范围参考杨树峰等,2014;剥蚀区域参考Li等,2014;塔北地区地温梯度参考李佳蔚等,2016) Fig. 12 The distribution of the Permian geothermal gradient in the Tarim Basin (Volcanic rock distribution refers to Yang et al., 2014; Eroded area refers to Li et al., 2014; Geothermal gradient in Tabei area refers to Li et al., 2016)

目前,很多证据表明世界上的许多大火成岩省都是地幔柱活动的产物,例如印度的德干大火成岩省、北大西洋大火成岩省以及我国的峨眉山大火成岩省等.塔里木早二叠世大火成岩省是在我国继峨眉山大火成岩省之后相对比较广泛认可的又一个大火成岩省.关于峨眉山地幔柱活动引起的较高的地温异常,前人在恢复了四川盆地热流演化史的基础上,并用数值计算的方法进行了模拟,认为热效应的影响主要体现在地幔柱的头部上方(内带),地幔柱头部正上方的热流可达到100 mW · m-2,最高地温梯度超过50 ℃ · km-1,热异常可持续几十个Ma,但离地幔柱越远,影响程度逐渐减小(Zhu et al., 2016, 2018何丽娟等,2011Jiang et al., 2018).对于塔里木盆地,本研究计算的地温梯度与地幔柱成因的峨眉山大火成岩省的地温梯度非常相似,并且较高地温梯度的空间分布特征与大火成岩省的分布范围相对应.Li等(2014)认为石炭纪-早二叠世时期塔里木盆地西北部经历了较强烈的抬升剥蚀作用,抬升范围是以柯坪东北部和塔北英买力地区为中心,半径3000 km的圆形区域内,中心的抬升高度达1000 m.如此大的影响半径和抬升幅度的地壳隆升作用,其动力来源唯一可能是与塔里木大火成岩省相关的深部地幔上涌过程.因此可推断在石炭纪末期-早二叠世时期,塔里木盆地局部构造抬升作用和较高的地温异常与形成塔里木二叠纪大火成岩省地慢柱密切相关,并且地温梯度以及剥蚀程度表明地幔柱中心可能位于塔北地区附近,地幔柱造成热相应可能在SN3井附近终止.

4 结论

通过对塔里木盆地顺托果勒地区不同构造单元的奥陶系碳酸盐岩储层中的团簇同位素的测试和分析,利用固态重排模型重建了塔里木盆地顺托果勒地区不同构造单元的奥陶纪以来的热历史得出以下几点认识:

(1) 塔里木盆地顺北、顺托和顺南地区泥晶基质的团簇同位素温度(TΔ47)平均值分别为92.34 ℃、124.35 ℃和170.27 ℃,通过对顺托果勒地区典型单井设置不同的热路径,进而明确最高埋藏温度的上限为170~190 ℃,不同区域之间略有差异.

(2) 二叠纪的异常高温可能是地层抬升剥蚀和岩浆活动热事件共同作用的结果,顺托果勒地区二叠纪地温梯度范围为26~46 ℃/km,呈现西北高东南低的趋势,地温梯度的空间变化表明可能与地幔柱活动有关,且地幔柱中心可能位于塔北地区附近,地幔柱造成热响应可能在SN3井附近终止.

致谢  感谢美国加州理工学院John Eiler教授在团簇同位素测试中给予的帮助.
References
Bonifacie M, Calmels D, Eiler J M, et al. 2017. Calibration of the dolomite clumped isotope thermometer from 25 to 350℃, and implications for a universal calibration for all (Ca, Mg, Fe) CO3 carbonates. Geochimica et Cosmochimica Acta, 200: 255-279. DOI:10.1016/j.gca.2016.11.028
Bruckschen P, Oesmann S, Veizer J. 1999. Isotope stratigraphy of the European Carboniferous:proxy signals for ocean chemistry, climate and tectonics. Chemical Geology, 161(1-3): 127-163. DOI:10.1016/S0009-2541(99)00084-4
Burov E, Guillou-Frottier L, D'Acremont E, et al. 2007. Plume head-lithosphere interactions near intra-continental plate boundaries. Tectonophysics, 434(1-4): 15-38. DOI:10.1016/j.tecto.2007.01.002
Campbell I H. 2007. Testing the plume theory. Chemical Geology, 241(3-4): 153-176. DOI:10.1016/j.chemgeo.2007.01.024
Chen H H, Lu Z Y, Cao Z C, et al. 2016. Hydrothermal alteration of Ordovician reservoir in northeastern slope of Tazhong uplift, Tarim Basin. Acta Petrolei Sinica (in Chinese), 37(1): 43-63.
Daёron M, Guo W, Eiler J, et al. 2011. 13C18O clumping in speleothems:Observations from natural caves and precipitation experiments. Geochimica et Cosmochimica Acta, 75(12): 3303-3317. DOI:10.1016/j.gca.2010.10.032
De Gouveia S V, Besse J, De Lamotte D F, et al. 2018. Evidence of hotspot paths below Arabia and the Horn of Africa and consequences on the Red Sea opening. Earth and Planetary Science Letters, 487: 210-220. DOI:10.1016/j.epsl.2018.01.030
Dennis K J, Affek H P, Passey B H, et al. 2011. Defining an absolute reference frame for 'clumped' isotope studies of CO2. Geochimica et Cosmochimica Acta, 75(22): 7117-7131. DOI:10.1016/j.gca.2011.09.025
Eiler J M. 2007. "Clumped-isotope" geochemistry-The study of naturally-occurring, multiply-substituted isotopologues. Earth and Planetary Science Letters, 262(3-4): 309-327. DOI:10.1016/j.epsl.2007.08.020
Eiler J M. 2011. Paleoclimate reconstruction using carbonate clumped isotope thermometry. Quaternary Science Reviews, 30(25-26): 3575-3588. DOI:10.1016/j.quascirev.2011.09.001
Finnegan S, Bergmann K, Eiler J M, et al. 2011. The magnitude and duration of Late Ordovician-Early Silurian glaciation. Science, 331(6019): 903-906. DOI:10.1126/science.1200803
Gallagher T M, Sheldon N D, Mauk J L, et al. 2017. Constraining the thermal history of the North American midcontinent rift system using carbonate clumped isotopes and organic thermal maturity indices. Precambrian Research, 294: 53-66. DOI:10.1016/j.precamres.2017.03.022
Galushkin Y I. 1997. Thermal effects of igneous intrusions on maturity of organic matter:A possible mechanism of intrusion. Organic Geochemistry, 26(11-12): 645-658. DOI:10.1016/S0146-6380(97)00030-2
Ghosh P, Adkins J, Affek H, et al. 2006. 13C-18O bonds in carbonate minerals:a new kind of paleothermometer. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70(6): 1439-1456. DOI:10.1016/j.gca.2005.11.014
He B Z, Jiao C L, Xu Z Q, et al. 2016. The paleotectonic and paleogeography reconstructions of the Tarim Basin and its adjacent areas (NW China) during the late Early and Middle Paleozoic. Gondwana Research, 30: 191-206. DOI:10.1016/j.gr.2015.09.011
He L J, Xu H H, Wang J Y. 2011. Thermal evolution and dynamic mechanism of the Sichuan Basin during the Early Permian-Middle Triassic. Science China Earth Sciences, 54(12): 1948-1954. DOI:10.1007/s11430-011-4240-z
Henkes G A, Passey B H, Grossman E L, et al. 2014. Temperature limits for preservation of primary calcite clumped isotope paleotemperatures. Geochimica et Cosmochimica Acta, 139: 362-382. DOI:10.1016/j.gca.2014.04.040
Henkes G A, Passey B H, Wanamaker Jr A D, et al. 2013. Carbonate clumped isotope compositions of modern marine mollusk and brachiopod shells. Geochimica et Cosmochimica Acta, 106: 307-325. DOI:10.1016/j.gca.2012.12.020
Huang T Z. 2014. Structural interpretation and petroleum exploration targets in northern slope of middle Tarim Basin. Petroleum Geology and Experiment (in Chinese), 36(3): 257-267.
Jia C Z, Wei G Q. 2002. Structural characteristics and petroliferous features of Tarim Basin. Chinese Science Bulletin, 47(S1): 1-11.
Jiang Q, Qiu N S, Zhu C Q. 2018. Heat flow study of the Emeishan large igneous province region:Implications for the geodynamics of the Emeishan mantle plume. Tectonophysics, 724-725: 11-27. DOI:10.1016/j.tecto.2017.12.027
Jiao F Z. 2017. Significance of oil and gas exploration in NE strike-slip fault belts in Shuntuoguole area of Tarim Basin. Oil & Gas Geology (in Chinese), 38(5): 831-839.
Li B L, Jian S W, Li C X, et al. 2009. Paleo-tectonic evolution and deformation features of the lower uplift in the central Tarim Basin. Geological Review (in Chinese), 55(4): 521-530.
Li D S, Liang D G, Jian C Z, et al. 1996. Hydrocarbon accumulations in the Tarim basin, China. AAPG Bulletin, 80(10): 1587-1603.
Li D X, Yang S F, Chen H L, et al. 2014. Late carboniferous crustal uplift of the Tarim plate and its constraints on the evolution of the early Permian Tarim large igneous province. Lithos, 204: 36-46. DOI:10.1016/j.lithos.2014.05.023
Li J W, Li Z, Qiu N S, et al. 2016. Carboniferous-Permian abnormal thermal evolution of the Tarim basin and its implication for deep structure and magmatic activity. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 59(9): 3318-3329. DOI:10.6038/cjg20160916
Li Y J, Wen L, Yang H J, et al. 2015. New discovery and geological significance of Late Silurian-Carboniferous extensional structures in Tarim Basin. Journal of Asian Earth Sciences, 98: 304-319. DOI:10.1016/j.jseaes.2014.11.020
Li Z L, Li Y Q, Chen H L, et al. 2012. Hf isotopic characteristics of the Tarim Permian large igneous province rocks of NW China:implication for the magmatic source and evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 49: 191-202. DOI:10.1016/j.jseaes.2011.11.021
Lin C S, Yang H J, Liu J Y, et al. 2012. Distribution and erosion of the Paleozoic tectonic unconformities in the Tarim Basin, Northwest China:significance for the evolution of paleo-uplifts and tectonic geography during deformation. Journal of Asian Earth Sciences, 46: 1-19. DOI:10.1016/j.jseaes.2011.10.004
Liu Y J, Neubauer F, Genser J, et al. 2007. Geochronology of the initiation and displacement of the Altyn Strike-Slip Fault, western China. Journal of Asian Earth Sciences, 29(2-3): 243-252. DOI:10.1016/j.jseaes.2006.03.002
Lu Z Y, Chen H H, Qing H R, et al. 2017. Petrography, fluid inclusion and isotope studies in Ordovician carbonate reservoirs in the Shunnan area, Tarim basin, NW China:Implications for the nature and timing of silicification. Sedimentary Geology, 359: 29-43. DOI:10.1016/j.sedgeo.2017.08.002
Ma Q Y, Sha X G, Li Y L, et al. 2012. Characteristics of strike-slip fault and its controlling on oil in Shuntuoguole region, middle Tarim Basin. Petroleum Geology and Experiment (in Chinese), 34(2): 120-124.
Mangenot X, Deçoninck J F, Bonifacie M, et al. 2019. Thermal and exhumation histories of the northern subalpine chains (Bauges and Bornes-France):Evidence from forward thermal modeling coupling clay mineral diagenesis, organic maturity and carbonate clumped isotope (Δ47) data. Basin Research, 31(2): 361-379. DOI:10.1111/bre.12324
Nabelek P I, Hofmeister A M, Whittington A G. 2012. The influence of temperature-dependent thermal diffusivity on the conductive cooling rates of plutons and temperature-time paths in contact aureoles. Earth and Planetary Science Letters, 317-318: 157-164. DOI:10.1016/j.epsl.2011.11.009
O'Neil J R, Clayton R N, Mayeda T K. 1969. Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates. The Journal of Chemical Physics, 51(12): 5547-5558. DOI:10.1063/1.1671982
Passey B H, Henkes G A. 2012. Carbonate clumped isotope bond reordering and geospeedometry. Earth and Planetary Science Letters, 351-352: 223-236. DOI:10.1016/j.epsl.2012.07.021
Shenton B J, Grossman E L, Passey B H, et al. 2015. Clumped isotope thermometry in deeply buried sedimentary carbonates:The effects of bond reordering and recrystallization. GSA Bulletin, 127(7-8): 1036-1051.
Stolper D A, Eiler J M. 2015. The kinetics of solid-state isotope-exchange reactions for clumped isotopes:A study of inorganic calcites and apatites from natural and experimental samples. American Journal of Science, 315(5): 363-411. DOI:10.2475/05.2015.01
Wadleigh M A, Veizer J. 1992. 18O/16O and 13C/12C in Lower Paleozoic articulate brachiopods:implications for the isotopic composition of seawater. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56(1): 431-443. DOI:10.1016/0016-7037(92)90143-7
Wang T G, Song D F, Li M J, et al. 2014. Natural gas source and deep gas exploration potential of the Ordovician Yingshan Formation in the Shunnan-Gucheng region, Tarim Basin. Oil and Gas Geology, 35(6): 753-762.
Wei X, Xu Y G, Feng Y X, et al. 2014. Plume-lithosphere interaction in the generation of the Tarim large igneous province, NW China:Geochronological and geochemical constraints. American Journal of Science, 314(1): 314-356. DOI:10.2475/01.2014.09
Xu Y G, Wei X, Luo Z Y, et al. 2014. The Early Permian Tarim Large Igneous Province:main characteristics and a plume incubation model. Lithos, 204: 20-35. DOI:10.1016/j.lithos.2014.02.015
Yang S F, Chen H L, Li Z L, et al. 2013. Early Permian Tarim large igneous province in northwest China. Science China Earth Sciences, 56(12): 2015-2026. DOI:10.1007/s11430-013-4653-y
Zhang X Y, Zhang S C, Luo P, et al. 2007. Late Yanshan-Himalayan hydrocarbon reservoir adjustment and hydrothermal fluid activity in the central Tarim Basin. Chinese Science Bulletin, 52(S1): 244-252. DOI:10.1007/s11434-007-6009-5
Zhang Y D, Munnecke A. 2016. Ordovician stable carbon isotope stratigraphy in the Tarim Basin, NW China. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 458: 154-175. DOI:10.1016/j.palaeo.2015.09.001
Zhang Y W, Jin Z J, Liu G C, et al. 2000. Study on the formation of unconformaties and the amount of eroded sedimentation in Tarim basin. Earth Science Frontiers (in Chinese), 7(4): 449-457.
Zhu C Q, Hu S B, Qiu N S, et al. 2016. The thermal history of theSichuan Basin, SW China:Evidence from the deep boreholes. Science China Earth Sciences, 59(1): 70-82. DOI:10.1007/s11430-015-5116-4
Zhu C Q, Hu S B, Qiu N S, et al. 2018. Geothermal constraints on Emeishan mantle plume magmatism:paleotemperature reconstruction of the Sichuan Basin, SW China. International Journal of Earth Sciences, 107(1): 71-88. DOI:10.1007/s00531-016-1404-2
陈红汉, 鲁子野, 曹自成, 等. 2016. 塔里木盆地塔中地区北坡奥陶系热液蚀变作用. 石油学报, 37(1): 43-63.
何丽娟, 许鹤华, 汪集旸. 2011. 早二叠世-中三叠世四川盆地热演化及其动力学机制. 中国科学:地球科学, 41(12): 1884-1891.
黄太柱. 2014. 塔里木盆地塔中北坡构造解析与油气勘探方向. 石油实验地质, 36(3): 257-267.
焦方正. 2017. 塔里木盆地顺托果勒地区北东向走滑断裂带的油气勘探意义. 石油与天然气地质, 38(5): 831-839.
李本亮, 管树巍, 李传新, 等. 2009. 塔里木盆地塔中低凸起古构造演化与变形特征. 地质论评, 55(4): 521-530. DOI:10.3321/j.issn:0371-5736.2009.04.007
李佳蔚, 李忠, 邱楠生, 等. 2016. 塔里木盆地石炭-二叠纪异常热演化及其对深部构造-岩浆活动的指示. 地球物理学报, 59(9): 3318-3329.
马庆佑, 沙旭光, 李玉兰, 等. 2012. 塔中顺托果勒区块走滑断裂特征及控油作用. 石油实验地质, 34(2): 120-124. DOI:10.3969/j.issn.1001-6112.2012.02.003
王铁冠, 宋到福, 李美俊, 等. 2014. 塔里木盆地顺南-古城地区奥陶系鹰山组天然气气源与深层天然气勘探前景. 石油与天然气地质, 35(6): 753-762.
杨树锋, 陈汉林, 厉子龙, 等. 2014. 塔里木早二叠世大火成岩省. 中国科学:地球科学, 44(2): 187-199.
张兴阳, 张水昌, 罗平, 等. 2007. 塔中地区晚燕山-喜马拉雅期油气调整与热液活动的关系. 科学通报, 2007(S1): 192-198.
张一伟, 金之钧, 刘国臣, 等. 2000. 塔里木盆地环满加尔地区主要不整合形成过程及剥蚀量研究. 地学前缘, 7(4): 449-457. DOI:10.3321/j.issn:1005-2321.2000.04.012