下寒武统黑色页岩

下寒武统黑色页岩（精选4篇）

下寒武统黑色页岩 篇1

黑色页岩土壤是指发育于富含硫化物矿物和有机质的黑色页岩之上、以黑色页岩为成土母岩的土壤[1,2]。虽然黑色页岩不是组成地壳的主要岩石类型, 但黑色页岩在世界范围内广泛分布[3]。特别是, 由于黑色页岩富含多重金属微量元素[4], 发育其上的土壤 (即黑色页岩土壤) 因继承母岩的特征而富集多种重金属微量元素, 从而形成土壤重金属污染[2, 5～7]。因而, 近年来黑色页岩土壤重金属污染问题受到很多学者的关注[8, …]。很多学者从不同的角度对黑色页岩土壤重金属污染及其效应进行了评价[2,6,7,9]。但以往对这种由于自然 (地质) 作用所引起的土壤重金属污染的评价, 都是以分析土壤重金元素的浓度为基础, 按照一定的公式如地累积指数[7,9]、综合富集因子[2,10]来评价的。严格地说, 以往的这些评价只是潜在重金属污染程度的评价, 不是真正意义上的重金属污染程度的评价。因为重金属污染不仅仅取决其在土壤中的浓度, 而还与其在土壤中的赋存状态等很多因素有关。然而, 目前的评价中很少对土壤中重金属元素赋存状态进行分析, 因而得出的评价结果值得商榷。笔者认为, 对土壤的重金属污染程度的评价应充分考虑土壤中矿物与金属离子的相互作用。基于此, 本文试图以目前研究程度较高的湘中安化一带的黑色页岩土壤[2,6,7,10]为例, 在查定土壤矿物组成特征的基础上, 分析重金属的矿物赋存特征, 进而对重金属污染程度重新进行评价。以期为进一步认识黑色页岩风化的生态环境效应提供科学参考。

1 样品与方法

1.1 野外采样

在湖南省安化东坪镇分布的土壤为发育于下寒武统黑色碳质页岩和/或黑色碳质板岩之上的黄 (红) 壤。测制了DB、DD等两个剖面, 其中, DD剖面位于东坪镇东北, DB剖面则位于东坪镇河东新挖开公路旁, 由于土壤分层不明显, 野外采样时用铁铲挖开剖面, 自上而下按10cm×10cm×10cm的规格进行连续取样, 就地装入事先预备好的塑料封口袋中。采得土壤样品共计18件。

1.2 室内分析

土壤样品于室内自然风干后, 先拣除较大的植物残体, 然后用木棍滚压过1mm筛, 接着用玛瑙钵研磨过100目尼龙筛备用。使用酸度计法测定土壤的pH值。

为进行地球化学分析, 再将上述备用样品以玛瑙研钵研磨过200目尼龙筛。土壤样品主量元素分析在核工业北京铀矿地质研究院实验室完成, 测试仪器为PW22404型X射线荧光光谱仪, 分析精度优于1%, 检测极限达30×10-6。

土壤样品的矿物组成运用X射线衍射仪 (XRD) 技术分析得到。测定步骤为:先将上述备用样品用玛瑙研钵磨至300目, 而后压制在粉晶X射线衍射仪的载物片上。测试工作在波兰克拉科夫大学矿物学实验室DRON-1型X射线衍射仪上完成。测定条件为:M o Kα、3 0 m A、40kV, 扫描区域为2θ=2.6°～75°, 扫描方式2°min-1。得到样品的衍射数据后, 导入X射线衍射分析软件MDI Jade第5版, 参照ICDDPDF数据库2004版中的矿物标准图谱判断矿物种类, 并根据衍射角、衍射峰、参比强度、相对强度计算其含量。

1.3 矿物学评价原理与方法

土壤对重金属离子吸附量可以通过土壤中单个的矿物对重金属离子的吸附量加权平均得到, 以下扼要列出评价步骤及数学公式。

(1) 根据土壤的pH值, 计算氢离子浓度[H+]土壤;

(2) 根据土壤中某种污染物金属元素j的含量, 计为

(3) 根据土壤中的矿物种类及含量, 得到单个矿物i的含量为

(4) 确定一定的水质条件下某种金属离子j的临界浓度Mj;

(5) 利用覆盖度公式, 分别计算单个矿物i在该条件下的临界覆盖度

其中, K1, i和K2, i表示矿物i的质子化常数, Kint, i表示矿物i吸附金属离子j的本征平衡常数;

(6) 计算单个矿物i的临界吸附量Sij:

(7) 矿物的临界吸附量加权平均得到土壤的临界吸附量Lj:

(8) 土壤的临界吸附量Lj和水中留存的污染物的量Mj相加, 得到土壤污染的计算阈值Lj’:

(9) 将实测值Qj与污染阈值Lj’进行比较, 得出生态效应值Ej, 依次判断污染程度:

根据生态效应值Ej的大小可评价单元土壤中金属离子的污染情况。E j=0是土壤污染与否的分界点。Ej<0时, 土壤没有遭到污染;Ej<0, 则土壤存在污染。污染程度可根据Ej的相对大小判定。在实际计算过程中, 本文参比国家标准地表水环境质量标准GHZB1-1999作为水质条件的判断依据。

2 评价结果与讨论

从评价结果 (表1) 可以看出, 各样品中Cd的含量未达到临界值, 评价值大多在-95%以下, 危险性小。但仍然可以看到DD9的评价值达到-87.39%, 说明在土壤矿物组成相近的情况下, 主导土壤样品污染程度评价结果的是样品重金属元素的含量。

Zn的评价结果指示除DD9以外的其它样品的Zn的含量也未达到污染的临界值, 但是与Cd相比则更加接近污染的临界值 (两个剖面平均值各为-55.38%和-68.34%) , 然而由于DD9很高的重金属元素含量, 与DD9相应的Zn评价值大于0而达到污染。

Cu和Ni在两个剖面的含量均超过了临界值而达到污染水平, Pb的含量在DB剖面各样品中均达到污染水平, 在DD剖面中有6个样品的生态效应值大于0。

总体来看, 剖面DB的Cd、Zn、Cu和Pb的污染程度都比DD剖面高。五种重金属元素的污染程度排序, 剖面D D为N i>C u>P b>Zn>Cd, 剖面DB为Cu>Ni>Pb>Zn>Cd。

依土壤重金属富集情况和矿物学评价结果比较来看, 剖面DD由于自上而下各样品的矿物组成变化不大, 各样品的污染程度高低由重金属元素的富集情况决定。突出表现为样品DD9较高的重金属元素含量反映为污染评价生态效应值高, 污染程度高。也就是说当土壤矿物组分相差不大时, 土壤重金属富集状况可以很好地反映污染程度。

剖面DB在垂直方向上矿物组成有明显不同, 位于剖面上部的DB1到DB5这五个样品相比位于下部的DB6和DB7这两个样品来说, 上层土壤由于风化程度更高, 所含粘土矿物的种类较多, 相应的质量分数除斜绿泥石外都较下部两个样品为高。虽然DB6和DB7中Cd、Zn、Pb、Ni的含量较之上部五个样品要低, 评价结果却显示下部两个样品的重金属污染程度要高, 反映矿物组分, 特别是样品中粘土矿物的种类和含量主导着样品的污染程度。这与其他研究者之前得出的粘土矿物对重金属离子的吸附能力强的结论相一致。

Cd的富集系数在五种重金属中最高, 意味着最高的潜在重金属污染程度, 然而矿物学评价结果显示土壤中的Cd对地表水质量并不构成的威胁。然而安化所在湘中地区酸雨污染严重, 土壤在酸雨长期作用之下pH值会降低, 到达一定程度时, 可能使目前被吸附而固定的Cd忽然释放, 因此依然需要警惕地球化学定时炸弹的风险。

3 结语

本文对湘中安化下寒武统黑色页岩土壤进行的重金属污染矿物学评价, 得到如下认识。

(1) 湘中安化下寒武统黑色页岩土壤存在Pb、Cu、Ni污染, 污染程度以Ni最重, Cu次之, Pb较轻。

(2) 富集系数很高的Cd现时还未对地表水构成威胁, 然而仍然要警惕随土壤pH下降发生的Cd的骤然释放。

(3) 当土壤矿物组分相差不大时, 土壤重金属富集状况可以很好地反映污染程度。

摘要：以湘中安化发育于下寒武统黑色页岩之上的土壤为研究对象, 利用等离子质谱 (ICP-MS) 、X射线衍射 (XRD) 等分析技术, 对土壤样品的重金属元素和矿物组成进行较系统的分析测定。在此基础上, 引入土壤重金属污染的矿物学评价法, 对样品进行了Cd、Zn、Cu、Pb和Ni的污染状况评价。结果表明:土壤中污染元素的含量与生态效应评价值并不一致;Cd和Zn的污染尚未达到临界值, 危险性较小, 但不能因此忽视地球化学定时炸弹的风险;Pb、Cu和Ni存在污染, 需要采取有效措施改善和预防目前和将来的污染危害。

关键词：黑色页岩土壤,下寒武统黑色页岩,重金属污染评价,湘中

参考文献

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下寒武统黑色页岩 篇2

关键词：页岩气,物质基础,保存条件,下寒武统荷塘组,赣东北

在不同时间和地质条件下，页岩气的聚集和产出特征不尽相同[1]。前人主要采用储层特征诸如厚度、有机碳含量、成熟度、矿物组成等参数对页岩气的保存条件进行相关研究。随着页岩气勘探开发技术的不断发展，不同学者基于地质条件的特殊性，提出了地层演化特征、地层水条件、岩浆活动、构造和裂缝等地质指标[2,3]。笔者以赣东北地区下寒武统荷塘组页岩为研究对象，从物质基础、孔隙特征、演化特征及构造发育特征等方面对页岩气保存条件进行了研究;并通过页岩含气量判别了赣东北地区整体的页岩气保存条件，从而为赣东北地区页岩气资源的进一步勘探开发提供依据。

1 页岩气赋存的物质基础

赣东北地区荷塘组页岩岩性以硅质页岩和粉砂质、砂质页岩为主。厚度在(22.1～735.0)m，由西北向东南方向逐渐增大(图1)，相较于美国Barnett页岩和Lewis页岩的平均厚度在30.48 m以上，具备更大的页岩气储存空间。赣东北地区荷塘组页岩埋深普遍大于1 500 m，部分达到4 000 m，地层压力相对较大，增大了储层对页岩气的吸附能力。

赣东北地区下寒武统荷塘组页岩矿物组成主要以石英、黏土和黄铁矿为主(表1)，其中石英含量52.43%～98.56%，平均74.83%，易产生裂缝成为天然的渗流通道;黏土矿物含量1.44%～27.55%，平均10.21%，为页岩气提供了一定的储集空间和运移通道。有机碳含量(TOC)在2.15%～11.75%之间，为页岩气的富集提供了重要的物质基础。赣东北地区泥页岩有机质成熟度Ro在2.61%～2.91%之间，属于过成熟阶段，进入干气阶段。

总体上说，赣东北地区下寒武统页岩具有较好的生烃条件，表现为与美国页岩气盆地和四川盆地下寒武统页岩地化参数和矿物组成相比(表1)，有机碳含量、有机质成熟度和脆性矿物含量偏高，有机质类型大致相当，有利于下一步储层的压裂改造。

2 孔裂隙特征

孔隙和微裂隙是页岩气的主要储集空间[4]，影响着页岩气的富集规律和开采技术选择，如美国Appalachian盆地和四川盆地威远地区高产井的分布与孔裂隙发育密切相关。赣东北地区发育了不同程度的裂缝，主要分为大型裂缝[图2(a)]、中型裂缝[图2(b)]、小型裂缝[图2(c)]和微型裂缝[图2(d)]。其中裂缝以中型裂缝和小型裂缝为主，多为垂直裂缝和“X”形共轭剪裂缝，偶见方解石充填，微型裂缝比较发育，且连通性好，为页岩气的富集增大了储集空间。

赣东北地区下寒武统荷塘组页岩的孔隙度在0.40%～11.50%，平均3.10%;渗透率在(0.002 8～0.008 5)×10-3μm2，平均0.004 9×10-3μm2。微孔隙发育，主要分布在(15～18)nm的范围内(图3)。赣东北地区下寒武统荷塘组页岩中发育有机质孔、矿物间孔、有机质与矿物间孔和溶蚀孔等(图4)。由于“有机质孔隙”是含气页岩中一种占主导地位的孔隙类型[5]，因此荷塘组页岩具备了含气页岩气的储气基础。

(a)为上饶高速公路旁;(b)为葛源镇;(c)为暖水镇钻孔;(d)为怀玉山乡

3 演化特征

3.1 构造演化

晋宁运动时期，赣东北地区扬子板块东南缘向南仰冲，形成一系列褶皱及逆冲推覆叠瓦状构造，同时也形成了鹰潭-绍兴断裂、信江断裂和德兴-翕县断裂三大断裂。加里东运动时期，扬子板块沿德兴-歙县断裂一线裂解，形成上饶地块和以硅质岩为主的混合岩带—怀玉山地块，晚期发育了下寒武统荷塘组页岩。受印支运动影响，扬子地块震旦系至古生界地层逆冲推覆在怀玉山地块之上，和登山-横峰逆冲叠瓦扇系一同构成了研究区最大规模的双层式复合逆冲推覆构造[6,7]。燕山运动时期，岩浆活动频繁，构造运动进入稳定发展阶段。

(a)为A-10有机质与黄铁矿间孔隙;(b)为A-16溶蚀孔;(c)为A-19矿物间孔;(d)为AZ-35有机质孔

3.2 生烃演化

荷塘组有机质页岩青反射率测试存在高值区域2%～3.23%和低值区域5.2%～9.41%[8]。高值和低值的同时出现说明下寒武统荷塘组页岩至少经历了两次生烃过程。初次生烃发生在晋宁运动晚期[9]。由于印支、燕山运动的改造作用，下寒武统页岩埋深变浅，遭受风化剥蚀，生烃过程停滞，生成的页岩气很难得到保存。燕山—喜马拉雅运动期，下寒武统页岩进入了连续沉降阶段，热演化程度增强，进入了二次生烃阶段。赣东北地区泥页岩有机质成熟度Ro在2.61%～2.91%之间，演化程度较高。这说明二次生烃历时较久，生烃高峰延迟，为页岩气的聚集提供了充足的时间保障[10]。

4 区域构造发育特征

断裂的空间分布和发育规模是影响页岩含气量和页岩气聚集的重要因素。它们通过影响页岩渗透率的大小控制着页岩气的渗流能力和产能。研究区的断裂比较发育(图5)，三大断裂延伸(200～540)km不等。在前人对赣东北地区构造研究的基础上[11,12]，笔者根据信江断裂和德兴-翕县断裂将研究区划分为扬子地块、怀玉山地块和上饶地块，在怀玉山地块基础上划分了怀玉山区块和玉山区块(图5)。本区在晋宁运动时期形成了三大断裂和一系列线形、紧密、同斜倒转褶皱及逆冲、斜冲断层，并在之后经历长期发展、多次活动。扬子地块和上饶地块在鹰潭-绍兴断裂影响下，后期构造活跃，早期对冲结构明显，变质作用和混合岩化作用强烈，主要表现为万年隆起、德兴-弋阳古缝合线断裂带和湘西拗陷带。怀玉山地块为晋宁运动后的长期凹陷区，位于扬子板块和华南板块之间，是一个相对稳定的地块，其中怀玉山区块的构造发育以怀玉山背斜为主，玉山区块的构造发育以横峰-玉山断裂带为主。怀玉山地块震旦纪和早古生代沉积厚度巨大，一般为(7 000～8 000)m，且玉山区块早古生代地层褶皱相对微弱，一般多为宽展型对称褶曲，仅局部分布在大断裂附近。

5 岩浆活动

赣东北地区主要经历了晋宁运动时期和燕山运动时期两次大规模的岩浆活动。岩浆活动分布范围广，主要发生在德兴地区及信江盆地，呈现多点式分布，大多非顺层产出，并在怀玉山区块出露了大茅山和灵山火山岩体。

1为怀玉山地块;2为白垩纪盆地;3为燕山期侵入体;4为加里东期侵入体;5背斜轴迹;6为向斜轴迹;7为深大断裂;I为鹰潭-绍兴断裂，II为信江断裂，III为德兴-歙县断裂;8为一般性断裂

6 页岩气保存条件

6.1 含气性评价

含气量是页岩气赋存的直观反映和保存条件的重要参考指标[3]。等温吸附实验采用纯甲烷在40℃(相当于1 000 m埋深地温)、平衡湿度条件下进行，在压力达到10 MPa时，页岩的甲烷吸附量为(1.15～7.48)m3/t(图6)。按照吸附气含量约占含气量40%～80%的标准[13,14]并考虑赣东北地区含气页岩地质构造、埋深、展布情况的差异性，计算总含气量为(1.0～5.0)m3/t，和四川盆地威远W001-2井、W001-4井含气量(0.43～6.02)m3/t相比大致相当，直观反映了赣东北地区现今页岩气保存条件良好。

6.2 构造、岩浆作用对页岩气保存的影响

赣东北地区构造作用和岩浆作用都比较活跃，呈现出多期次、大规模的特点。构造、岩浆作用是影响页岩气保存条件的重要因素，对页岩的含气量具有明显的控制作用。构造运动使泥页岩产生大量微裂缝，其沉降运动会造成有机质页岩不同程度的剥蚀，同时深大断裂及一般性断裂会破坏页岩气储集层和盖层，导致部分页岩气逸散。岩浆作用一定程度上利于增大含气量，一方面通过促使微裂缝的产生增加了附近地区游离气的含量;一方面通过增大附近页岩区的地层压力增加了附近地区吸附气的含量[15];另外，岩浆作用也会破坏了泥页岩的组成及储气空间。

构造稳定区是美国Barnett页岩高产气率井位的主要分布区[16]。研究区内三大断裂的发育和发展，破坏了页岩气的储集空间，造成了区内页岩气的大量逸散。印支期大规模逆冲推覆运动使扬子地块下寒武统页岩抬升而使怀玉山地块下寒武统页岩持续沉降，减弱了扬子地块的保气效果，同时增强了怀玉山地块的保气效果。由于扬子地块和上饶地块下寒武统页岩的埋深相对较浅，一般性断裂会延伸至盖层，导致了页岩气不同程度的逸散，降低了游离气含量。

赣东北地区岩浆活动范围较大，在全区范围内均有分布。晋宁期岩浆活动促进了下寒武统有机质页岩的热演化和早期生烃，燕山期岩浆活动破坏了页岩气储集空间，减弱了初次生气的保存条件，但同时也加速了二次生烃的热演化。在岩浆作用活动区，热液扰动提前终止了下寒武统有机质页岩的生烃、生气过程[17]。同时岩浆活动也加速了围岩的变质作用和成岩作用，表现为怀玉山区块的典型混合岩带，不利于页岩气保存。玉山区块是一个受构造和岩浆活动较小的区块，并且荷塘组页岩埋深一般>1 000 m，厚度(200～700)m，有效防止了页岩气大量逸散。

7 结论

(1)赣东北地区下寒武统荷塘组有机质页岩具有良好的生烃条件，整体表现为有机碳含量高，有机质类型和美国及四川盆地含气页岩相当，厚度和埋藏深度大，且孔隙、微裂缝发育。

(2)赣东北地区构造和岩浆活动比较频繁，二者控制着页岩气的生烃演化和保存条件，且其影响作用均具有两面性，页岩气勘探有利区应选择构造、岩浆活动少发的稳定区块。

下寒武统黑色页岩 篇3

关键词：修武盆地,构造热演化史,含气性,生烃史,王音铺-观音堂组

中国南方经历了多期次的构造演化,其中加里东运动、海西运动、印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动对中国南方海相地层建造、后期改造及油气成藏有重要的影响[1]。修武盆地位于江西省西北部,自晚元古代统一的变质基底形成以后,依次发生了加里东期(Z-S)、海西-早印支期(D-T2)、晚印支-早燕山期(T3-J)、晚燕山-喜马拉雅期(K-Q)等四期构造旋回[2],其地质构造形态为一近东西向分布的向斜。

烃源岩的构造热演化史研究可以确定盆地的热背景、有机质演化和油气生成的动态过程[3],埋藏史和生烃史的确定可以推测出主要生气期以及后期的保存条件。JY1井是在修武盆地西南斜坡布署的一口预探井(图1),主探下寒武统王音铺组-观音堂组。JY1井所处的中西部向斜带为构造稳定区,断层不发育,有利于页岩气成藏。研究表明,研究区内下寒武统王音铺组-观音堂组为页岩气勘探的有利目标层段[4—7]。但是JY1井目的层的气测值偏低,所以还需要对研究区的构造演化史及生烃史进行深入研究。本文首先阐明修武盆地及其邻区的构造演化史,然后采用将构造埋藏史与镜质体反射率结合的正演校验法,通过与江汉盆地的对比并结合自身实际情况,确定其各个时期的热流值,最终明确其生烃史。通过对构造热演化史的研究,确定其对页岩含气性的影响,并预测出修武盆地王音铺组-观音堂组的有利区,以期为研究区的下一步勘探提供依据。

1 区域地质构造背景

修武盆地位于长江中下游地区九岭-幕阜山隆起带。九岭-幕阜山隆起带位于江西省西北部,江汉盆地周缘东南方向,与通山-瑞昌褶皱冲断带以江南断裂为界[8](图2)。修武盆地与江汉盆地同属扬子板块,两盆地及其周缘位于江南-雪峰隆起的北侧,秦岭-大别造山带的南侧。九岭-幕阜山隆起带(修武盆地)在侏罗纪末期之前,经历了加里东期和海西-早印支期及晚印支-早燕山期三期构造旋回[9],与江汉盆地在白垩纪之前经历了相同的构造运动[8—10]。晚侏罗世-早白垩世之交,两者开始有不同的构造演化规律,受燕山运动的影响,修武盆地隆升遭受剥蚀至今,而江汉盆地在晚燕山—早喜马拉雅期转变为断陷盆地,在晚喜马拉雅期受挤压成为坳陷沉积[10]。

F1为六安断裂;F2为襄樊-广济断裂;F3为郯庐断裂;F4为江南断裂;F5为江绍断裂;F6为皖浙赣断裂带;F7为宁国绩溪断裂;F8为赣江断裂

早古生代,修武盆地为克拉通内凹陷盆地发育区,相对稳定[11];加里东运动将修武地区抬升,下泥盆统被剥蚀或者未沉积志留系被部分剥蚀,但是在加里东运动中,下古生界地层并没有因抬升发生大规模的构造反转或者是明显的褶皱变形[2];海西—早印支期,修武地区为克拉通台内凹陷盆地,中三叠世末期发生的安源运动也即是印支运动第Ⅰ幕,使得华北板块与华南板块碰撞,南侧江南-雪峰基底由南向北推覆,北侧秦岭褶皱造山[12,13],产生了北西向大隆大坳的构造形态[2];晚印支-早燕山期,修武盆地与江汉盆地的构造演化开始分化。九岭-幕阜山隆起带由于受到早、中侏罗世古太平洋板块向亚洲大陆俯冲作用,使扬子板块与南部的华夏板块、北部的华北板块发生强烈挤压,九岭-幕阜山隆起带在早燕山期(J1-J2)发育逆冲活动,表现为南华系-中侏罗统卷入了褶皱逆冲作用,褶皱样式为宽缓的向斜和背斜[8]。早燕山末期(即侏罗纪-白垩纪之交)修武盆地开始持续抬升剥蚀;晚燕山-晚喜马拉雅期,修武盆地持续抬升剥蚀,构造演化特征已与江汉盆地不同。

2 JY1井的埋藏史、热史及生烃史

2.1 埋藏史的恢复

JY1井钻遇的地层为:志留系下统殿背组、梨树窝组;奥陶系上统新开岭组、黄泥岗组,中统砚瓦山组、胡乐组,下统宁国组、印渚埠组;寒武系上统西阳山组、华严寺组,中统杨柳岗组,下统观音堂组、王音铺组;新元古界震旦系上统皮园村组(未穿)。

2.1.1 JY1井剥蚀厚度的计算

当地层抬升时,在水平应力的作用下,地层会产生一定的细微裂缝,如果地层持续抬升剥蚀,这些细微裂缝就会被深源矿物流体充填,在充填的过程中这些矿物流体可能会发生世代结晶,从而就会有包裹体的形成,包裹体的均一温度在压力校正之后可以代表地层当时的温度。如果在地层抬升剥蚀完成时仍有包裹体的形成,则包裹体的形成过程就代表了地层抬升剥蚀的全过程[14]。如果在地层抬升开始之前和结束时都有包裹体的均一温度数据,则可以利用这种方法来计算地层的剥蚀厚度,所用的公式[14]如下:

式(1)中,H为地层剥蚀厚度,m;Ta,Tb分别为开始抬升和抬升结束时经过压力校正的包裹体均一温度,℃;d T/d Z为研究区发生抬升剥蚀时的古地温梯度,℃/m。

古地温梯度(G)的取值可以根据Baker等提出的镜质体反射率(Ro)与古地温(T/℃)的校正公式[15]来计算,公式如下:

将研究区的lnRo-H数据作出直线,直线的斜率,则古地温梯度。这种被地层记录的不同斜率的lnRo-H信息,分别代表了盆地不同演化阶段的古地温梯度,据此可计算出不同热演化阶段的平均古地温梯度[15]。

根据上述方法拟合出JY1井的lnRo-H线性方程,古地温梯度的计算结果为41.47℃/km。根据本文确定的演化史(图3),此计算结果为盆地埋深最大时期的古地温梯度。

地质条件下的均一温度值要高于常压条件下测得的包裹体均一温度值,因此包裹体均一温度的测试数据必须要进行压力校正,校正后的温度会更接近包裹体形式时的真实温度[16]。在10~100 MPa压力下形成的包裹体的均一温度的校正公式[17]如下:

式(3)中,TG为包裹体校正温度,℃,TH为包裹体均一温度,℃,P为包裹体所在深度的静水压力,MPa。

由于这种计算剥蚀厚度的方法需要地层抬升剥蚀时和以后的裂隙充填包裹体数据,所以这种方法的难点在于准确获知开始抬升和抬升结束时包裹体均一温度[14]。本次选取下志留统盐水包裹体均一温度的最大值来代表地层的最大埋深时刻,并对其进行压力校正得到Ta,将此包裹体所在深度h的现今地层温度值Tc作为抬升结束时的地层温度,由于现今的地温梯度与最大埋深时有差别,所以引入公式:

将Ta、Tb代入式(1)得剥蚀厚度H=[(224.3-52.5)/41.47]×1 000=4 142.75 m。

2.1.2 修武盆地构造演化史

根据区域构造背景分析,总结出修武盆地的构造演化史:JY1井在早古生代寒武纪-中志留世时为深海—浅海陆棚相,地层稳定沉积,晚志留世受加里东运动影响沉积停止,并抬升遭受剥蚀,晚泥盆世为滨海相沉积,晚石炭世至早二叠世由于海西运动地层出现小幅抬升,中二叠世时地壳下降,转变为碳酸盐岩台地,海西期相对较稳定。由于印支运动,在晚二叠世至中三叠世时地层出现抬升剥蚀,中三叠世至晚侏罗世地层连续沉积,晚侏罗世时受到燕山运动的影响地层开始抬升,白垩纪至今受到燕山运动和喜山运动地层持续遭受剥蚀。

具体分析过程为:研究区发现有上志留统茅山组的地层,不整合接触于上泥盆统观山组、二叠系等,在茅山组的上覆地层中,上泥盆统观山组的年代最老,因此判断这期加里东运动造成的抬升从晚志留世持续到晚泥盆世;研究区上泥盆统到下二叠统都很薄或者没有沉积,也证实了研究区在海西期比较稳定的构造格局;研究区分布许多晚二叠世的地层,与分布范围很小的三叠系呈不整合接触,因此判断研究区在晚二叠世有一期沉降,在三叠纪有一期抬升;在研究区周缘都有一定程度的侏罗系沉积[18],在大的构造背景下,研究区应当沉积侏罗纪的地层但是却未发现相应的地层,因此判断侏罗系在最后一期抬升时被全部剥蚀,根据新开岭组-梨树窝组一段和王音铺组-观音堂组的Ro数据和包裹体测温法恢复的剥蚀厚度数据,并结合修武盆地周边的湘鄂西地区、江汉盆地等相关资料[18]最终确定研究区侏罗纪的沉积厚度以及最后的抬升时间(图3)。

2.2 热流史的恢复

恢复盆地热史的研究方法分为构造热演化法和古温标法。构造热演化法是在岩石圈的尺度上,模拟构造演化下的热流变化,恢复盆地热历史;古温标法则是盆地尺度上利用盆内可记录古地温的古温标例如有机质、矿物等来进行盆地热史的恢复和重建[19]。

针对修武盆地,由于其经历了多旋回构造运动及强烈的后期改造,使得盆地内地层剥蚀严重,缺少各地层古温标的数据,所以本文使用构造热演化法来恢复研究区的古热流值[[22]]。修武盆地与江汉盆地同属于扬子板块且相距很近,修武盆地及其周缘与江汉盆地在白垩纪之前经历了相同的构造演化史,所以本文借鉴了江汉盆地的热流史[23]并结合修武盆地的Ro实测数据,对修武盆地的热流史恢复如下:在印支运动之前(521~260 Ma),修武盆地热流值比较稳定且相对较低,为海相盆地稳定建造阶段,盆地基底的热流值从50 m W/m2缓慢升至60 m W/m2;印支运动阶段(260~205 Ma),由于构造活动的增强,产生深部热搅动,热流值整体升高至72 m W/m2;晚印支-燕山期(205~135 Ma)的挤压改造变形和岩浆活动热事件使得修武盆地的热流值迅速升高,在晚燕山期(145 Ma左右)热流值达到最高80 m W/m2;之后盆地冷却,热流值先是快速下降然后逐渐降低至57.8 m W/m2[24](图4)。在确定地层深度、剥蚀厚度、年代和古热流值等数据后,利用Petromod软件模拟出JY1井的埋藏史—热史恢复图(图3)。

2.3 烃源岩有机质热演化及生烃史

本文在恢复JY1井埋藏史及热史的基础之上,利用Petromod软件进行JY1井王音铺组-观音堂组的成熟史和生烃史模拟。

盆地模拟结果表明,JY1井最大埋深在侏罗纪晚期,侏罗纪晚期至现今隆升幅度最大。王音铺组-观音堂组页岩在在早志留世(434 Ma)Ro达到0.5%,开始成熟生烃,早志留世-中志留世(434~422 Ma)为成熟阶段,生液态烃;晚志留世-早二叠世(422~265 Ma)为高成熟阶段,生湿气;早二叠世-晚侏罗世(265~145 Ma)为过成熟阶段,生干气(图3)。

3 修武盆地构造热演化史对页岩含气性的影响

不同构造热演化史类型的盆地其烃源岩生烃历史明显不同[25],在缺乏常规油气的修武盆地,确定其大量生气的时间及后期的构造保存条件对修武盆地页岩含气性研究具有重要意义[26]。只有生-储-保相匹配,才有可能形成页岩气藏[27]。

3.1 热演化史对页岩含气性的影响

页岩热演化史决定了页岩的生烃历史,大量生气期越早对页岩气的保存越不利,研究区页岩演化程度普遍较高,结束生气的时间关系到页岩气资源前景。燕山期由于板块拉张而使修武盆地的岩浆活动十分活跃,地温梯度大幅度升高,使王音铺组-观音堂组页岩热演化程度较高,部分层段碳化。

JY1井王音铺组-观音堂组富有机质页岩段具有较强的导电能力,而含有机质或者贫有机质页岩层段导电性较差,电阻率与TOC数据具有明显的负相关性(图5)。这表明该层段富有机质页岩的异常低电阻测井响应主要是有机质碳化后导电所致[28]。有机质碳化是烃源岩进入极高成熟阶段必然发生的现象,可以导致页岩的生气潜力接近衰竭和有机质孔减少,并降低有机质对天然气的吸附能力[28]。有机孔的减少使得页岩中孔和中微孔发育较少,从而使页岩气吸附的比表面积减小,降低了页岩的吸附能力[[29]]。

从生烃史的恢复结果来看,修武盆地王音铺组-观音堂组页岩的生气时间早,生气时间持续较长,导致天然气的散失时间较长,而过高的成熟度也表明页岩的生气潜力过早衰竭。过早的生气时间是修武盆地JY1井王音铺组-观音堂组含气量(0.28~0.93m3/t)不高的重要原因之一。

3.2 构造抬升时间对页岩含气性的影响

地层抬升后,页岩生烃作用停止。对负向构造单元,页岩气在持续散失的过程中得不到有效的补充,抬升时间的早晚是决定含气量大小的重要因素,抬升时间越晚越有利于页岩气的保存[31]。

燕山-喜马拉雅期构造活动对修武盆地页岩气的保存具有非常大的影响,对气藏的破坏最大[31]。修武盆地从侏罗纪-白垩纪之交抬升至今,持续时间在145 Ma左右,抬升时间较早。四川盆地内部具有早期长期浅埋—早、中期长期隆升—中期二次深埋—晚期快速抬升的特点[32],生气时间和抬升时间比修武盆地晚。最后一次抬升剥蚀时间越早,越不利于页岩气后期的保存[18,31—34](表1)。

湘鄂西、彭水、焦石坝地区最后一次抬升时间依次变晚,湘鄂西地区在下古生界没有发现页岩气藏,而焦石坝地区获得工业性页岩气流,这与最后一次构造抬升时间有很大关系[31]。

3.3 构造抬升幅度对页岩含气性的影响

修武盆地从侏罗纪-白垩纪之交抬升至今的145Ma中,JY1井所在位置的地层被剥蚀了4 142.75m。修武盆地在多期构造运动改造中,志留系直接出露地表,海相地层变形强烈并形成许多逆断层贯穿下寒武统烃源岩,在盆地的两翼,奥陶系和寒武系也有出露,天然气可以沿着页理面和断裂散失,但修武盆地的核部距离两翼露头较远,上覆地层相对完整,厚度大,保存条件较好。湘鄂西地区与修武盆地构造演化特征比较类似,但是湘鄂西地区在早、中侏罗世抬升,幅度约5 600 m[18],不利于页岩气的保存(表1)。

强烈的构造抬升对页岩气藏具有破坏作用,但是小幅的抬升可以使页岩气藏维持超压,对先存排烃微裂缝的重新开启和吸附气解吸等具有建设性作用[35]。抬升幅度以不破坏页岩气藏内的压力系统为宜。

4 结论

(1)根据流体包裹体资料,使用包裹体测温法计算出JY1井的剥蚀厚度为4 142.75 m,并根研究区及邻区地层资料恢复出修武盆地JY1井的埋藏史。

(2)在印支运动之前(521~260 Ma),修武盆地的热流值从50 m W/m2缓慢升至60 m W/m2;印支运动阶段(260~205 Ma),盆地基底的热流值加快升高至72 m W/m2;之后修武盆地的热流值迅速升高,在晚燕山期(145 Ma左右)热流值达到最高80m W/m2;最后盆地冷却,热流值降低至57.8m W/m2。

(3)JY1井王音铺组-观音堂组页岩在在早志留世(434 Ma)Ro达到0.5%,开始成熟生烃,早志留世-中志留世(434~422 Ma)为成熟阶段,生液态烃;晚志留世-早二叠世(422~265 Ma)为高成熟阶段,生湿气;早二叠世-晚侏罗世(265~145 Ma)为过成熟阶段,生干气。

(4)修武盆地王音铺组-观音堂组页岩生烃史具有早期大量生烃、长期深埋、生气时间早和抬升时间早的特点。较早的生气时间使得页岩气的扩散时间较长,较早的抬升时间使得页岩气藏的盖层过早被剥蚀,散失气量增加。过大的抬升幅度使得气藏盖层被剥蚀,强烈的构造运动产生的断层贯穿下寒武统烃源岩,破坏气藏的压力系统,不利于页岩气的保存。

下寒武统黑色页岩 篇4

1 矿床地质

矿区位于处于扬子准地台黔北台隆遵义断拱贵阳复杂构造变形区之梵净山穹状背斜北东缘, 区域构造线呈北北东向展布, 褶曲断裂构造发育, 组成该区域构造骨架。区域内下寒武统黑色页岩发育, 含有机碳较高 (一般6%, 最高可达22%) 的泥质岩石。有利于磷块岩、镍、钼等元素共生成矿。

中坝镍钼钒矿床位于松桃背斜北东倾伏端, 背斜核部被三宝营断层破坏, 新场—岔溪 (三宝营) 断层与背斜轴线近于一致, 总体为一被破坏的背斜构造。主要出露地层有新元古界南华系上统南沱组, 震旦系下统陡山沱组、上统留茶坡组, 古生界寒武系下统九门冲组、变马冲组、杷榔组。矿层位于古生界寒武系下统九门冲组。矿区为典型的还原环境海相沉积物。采样点位于铜仁市中茶山。

2 样品的采集、制备与分析

2.1 样品采集

选取贵州铜仁地区松桃县中茶山村下寒武统九门冲组碳质黑色页岩 (H1、H3、H5、H7、H9、H10、H11、H13) 共八件样品进行Rb-Sr测试。

2.2 样品的制备与分析

(注:测试单位:中国国家地质测试中心)

通过采用高温高压釜溶样方法, 溶样前加入185Re和190Os混合稀释剂, Re和Os经多次树脂法化学分离和微蒸馏纯化后, 利用中国国家地质重点实验室的新型表面热电离质谱仪 (Triton TI) , 采用负离子方法来测量获得黑色页岩的Re-Os同位素组成。

3 讨论

此六件样品的测试结果见表1.根据改进的York回归分析法 (LudwingK R, 1994) , 将有关Rb, Sr同位数数据采用年龄计算程序投点成图, 所得8点拟合较好。有效的地质事件年龄489.2+8.4Ma应与华南板块加里东运动有关;同时反映了研究区域黑色岩系成矿时间为489.2+8.4Ma。

4 结论

本次测年数据与这一年龄与mao等 (2001) 对华南下寒武系黑色页岩中的夹层Ni-Mo矿石进行的Re-Os同位素分析获得的541.3±16Ma (2σ) 的等时线年龄相差较大, 同时与江永波 (2005) 对遵义中南村寒武系下统黑色页岩中的Ni-Mo矿石进行的Re-Os同位素分析获得的277±37Ma (2σ) 相差较大。分析认为Re-Os同位素体系定年方法不适用精确厘定年代地层。同时认为寒武系下统黑色岩系因区域不同存在多个成矿时期。

摘要：Re-Os同位素是近年来发展起来的一种新的同位素技术, 主要用于定年与示踪。国际上对沉积岩如何进行比较的精确定年一直是个难题。近年来的研究表明, Re-Os同位素可以用于黑色页岩的精确定年, 同时可用于示踪古海洋环境。笔者对铜仁地区下寒武统九门冲组黑色页岩开展了Re-Os同位素定年研究, 获得的等时线年龄为489.2±8.4Ma。分析认为Re-Os同位素体系定年方法不适用精确厘定年代地层。同时认为寒武系下统黑色岩系因区域不同存在多个成矿时期。

关键词：Re-Os,同位素定年,黑色页岩

参考文献

[1]江永宏, 李胜荣.贵州省遵义下寒武统黑色岩系Ni, Mo矿产Rb-Sr同位素测年与示踪研究[J].矿物岩石, 2005, 99 (25) :62-66.

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[3]林培英.晶体光学与造岩矿物[M].地质出版社, 2005.

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