二叠系哲斯组（P₁z）与红岩井组（P₂h）

1. 二叠系哲斯组（P₁z）与红岩井组（P₂h）

（一）概述
二叠系下统哲斯组与上统红岩井组均为甘肃省第二区测队1968年测制1:20万牛圈子幅时所建立，前者标准剖面位于营毛沱幅东邻双井地区，后者创名地位于营毛沱幅北部红岩井。本报告延用1:20万牛圈子幅划分方案。
调查区二叠系主要分布于营毛沱幅中部、火石山南大断裂以北，集中分布于脑安口布呼都格—拾金滩北部和火石山东部红石滩一带，呈东西向带状展布，常呈宽缓背、向斜出露。下二叠统哲斯组（P1z）主要为一套滨海－陆相碎屑岩－碳酸盐岩建造，化石丰富，出露面积约20km2；上二叠统红岩井组（P2hn）主要分布于营毛沱幅中部西缘脑安口布呼都格以北，位于宽缓向斜构造的核部，出露面积约10km2，为一套陆相碎屑岩建造，并有少量的生物碎屑灰岩、硅质泥灰岩夹层。下二叠统哲斯组角度不整合覆于长城系古硐井岩群、蓟县系平头山组和中－上志留统公婆泉群之上或呈断层接触，其与上二叠统红岩井组平行不整合接触。
（二）实测剖面
甘肃省肃北蒙古族自治县营毛沱地区营毛沱幅脑安口布呼都格北下二叠统哲斯组实测地质剖面（图1-1-15）现列述于下：

图1-1-15 营毛沱－独山二叠系下统哲斯组地质剖面图

未顶见
下二叠统哲斯组（P1z）　 　 　 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　总厚＞646.62m
71层：硅铁质岩
72层：长石石英砂岩夹钙质砂岩
73层：灰色细砾岩、长石石英砂岩、钙质砂岩与砂质灰岩组成下粗上细的韵律层，单位韵律厚约3～5m 459.00m
74层：灰黑色钙质杂砂岩、钙质粉砂岩、硅质灰岩组成下粗上细之韵律式互层，单个韵律厚10～15m.灰色含细砾长石石英粗砂岩 　 　 　 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　146.10m
75层：含细砾长石石英粗砂岩 　 　 　 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　 21.60m
76层：灰黑色钙质杂砂岩 　 　 　 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　 19.92m
断层
77层：灰绿色云母石英片岩
下伏地层：古硐井岩群（ChG）灰绿色云母石英片岩
（三）岩石组合特征及时代归属
下二叠统哲斯组（P1z）：属一套滨海－陆相磨拉石－类复理石沉积建造，分上、中、下三个岩性段。下段岩性主要为褐红－褐黄色砾岩、细砾岩、含砾钙质粗砂岩、粉砂岩、局部夹薄层砂质灰岩；中段岩性主要为灰—青灰色、灰白色中厚层生物碎屑灰岩，泥质灰岩、钙质粗砂岩、粉砂岩，含腕足、腹足和海百合茎等化石；上段岩性主要为紫红色、黄绿色细砾岩、含细砾长石石英粗砂岩、长石石英粉砂岩互层夹少量薄层泥砂质灰岩等。地层中含有丰富的腕足类、珊瑚、头足类、腹足和海百合茎等化石。前人根据其中的雅可夫列夫贝Yakonlenia mammrnatiformis(Fred）、瓦冈贝Waageconcha sp.、新石燕Neo sp.irfer sp、线纹长身贝Linoproductus sp、围脊贝卵形种Marginiferaovalis Waagen、波斯通贝Bxuntnia sp.等，将其归属早二叠世。
上二叠统红岩井组（P2h）：为一套海陆交互相复理石建造。分上、下两个岩性段，下段岩性主要为灰黑色含炭粉砂岩、粉砂质页岩、黄绿色砾岩夹少量薄层生物碎屑灰岩；上段岩性主要灰色硬砂质长石砂岩、长石硬砂岩、长石石英粉砂岩夹泥质灰岩、炭质页岩、粉砂质页岩等。该组厚度约大于3000m。前人根据其中的主要化石组合：舌叶楔形种Glototphyllum Cuneatum(Schmalh)Zal，美羊齿相比于蔡氏种Callipteriscf Zeilleri Zal，美羊齿C.cf.inacnveia Gorelova cf、Iniopteris Sibirica Zal，脉羊齿Neuropteris? sp.，脐线螺Omphalonmea sp.、同脐螺Paromphalus cf、Kweitingensis Grabau Dyscritlla sp.等将其归属晚二叠世。
（四）地层含矿性
岩石地球化学测量显示，二叠系中，Ag,Hg元素相对富集，与地壳元素丰度相比较，Pb,Mo,As相对富集，为维氏值的1.37,4.61和4.12倍。从富集元素组合分析，在该套地层中重点关注与断裂构造作用有关的低温热液脉型矿化。
调查区该组地层中见有石英脉型金铜矿化，如红石滩铜矿点。区域上，甘、新交界一带产有石英脉型金矿床，如金窝子金矿床。

2. 中－下全新统(Qh_1－2)

主要分布在松嫩低平原、东西辽河平原和下辽河平原等地区。
(一)松嫩低平原区
分布在松嫩低平原顶部，按影像特征及岩性差异划分为早－中全新世湖积－沼泽堆积(Qhl－fl1－2)、湖沼堆积(Qhfl1－2)、湖积堆积(Qhl1－2)和冲积堆积(Qhal1－2)四个单元。
1.早－中全新世湖积－沼泽堆积物单元(Qhl－fl1－2)
广泛分布在松嫩低平原区的大庆、乾安、长岭隆起洼地等地区。总体岩性为粉砂层、灰黑色淤泥层、盐碱土。依出露地区不同，岩性略有差异。
分布在松嫩平原中西部和长岭弧形隆起低洼处等地区的早－中全新世湖积－沼泽堆积物单元(Qhl－fl1－2)，岩性多为灰黑色、黄灰色、黄褐色淤泥质亚砂土、亚粘土、盐碱土，夹有透镜状粉砂层和泥炭层，富含有机质及动植物遗体，见腹足类化石，有臭味，具水平层理，铁质浸染，透水性差，厚度为3～10m。
在ETM图像上，显白色团斑影纹(图版1.2.41)，反映盐碱土的特征。
出露于吉林省永吉三家子乡江南三队冲沟中的湖积－沼泽堆积出露较厚，其各层岩性如下。
吉林省永吉三家子乡江南三队湖沼堆积剖面(图1.2.31)

松辽平原第四纪地质环境与黑土退化


图1.2.31 吉林省永吉三家子乡江南三队剖面


松辽平原第四纪地质环境与黑土退化

下伏地层:
①②晚更新世湖相堆积
2.早－中全新世湖沼泽堆积物单元(Qhfl1－2)
分布在齐齐哈尔扎龙和地区。岩性为黑灰色淤泥、粉砂土和泥炭。
3.早－中全新世湖积物单元(Qhl1－2)
星散分布在低平原区的嫩江、松花江两岸及塔子城镇和白城冰水堆积扇山前缘等地。岩性为砂土、淤泥。
在ETM图像上，显黑色、绿色色彩(图版1.2.42)。
4.早－中全新世冲积物单元(Qhal1－2)
主要分布在东部区的松花江、第二松花江、拉林河、牤牛河、呼兰河、细鳞河、大泥河、溪浪河、岔河、饮马河、蛟流河、伊通河、西辽河、老哈河、教来河、牤河和新开河和西部的新开河、东西辽河等各河流的谷地中，形成上述河流的一级冲积阶地或高河漫滩。
出露于嫩江、松花江等河流的一级阶地和高漫滩早－中全新世冲积堆积物单元(Qhal1－2)，岩性因河流的不同而有所差异，但一般多见为砂、砂砾、淤泥和亚粘土堆积，厚度各地不尽相同。
拉林河太平川早－中全新世冲积堆积物单元(Qhal1－2)剖面(图1.2.32)

图1.2.32 拉林河太平川早－中全新世单元剖面


松辽平原第四纪地质环境与黑土退化

招苏太河大夫岭河段右岸冲积堆积物单元(Qhal1－2)剖面(图1.2.33)

图1.2.33 招苏太河大夫岭河段中全新世地层剖面


松辽平原第四纪地质环境与黑土退化


松辽平原第四纪地质环境与黑土退化

该剖面出露厚度4.29m。其中采集孢粉样8件，经中科院长春地理所夏玉梅等分析，结果表明，中－下全新统中孢粉含量丰富，8件样品共鉴定孢粉1199粒，分51种33个属。木本植物中针叶树主要是松(Pinus)，喜温阔叶树明显增多，在每块样品中有桦(Betula)、榆(Ulmus)，柳(Salix)。在剖面的第③层中还见到枫杨(Pterocarya)。草本植物占优势，种类多，含量丰富。杂类草中蒿占优势并有较多的中生草本植物，如菊(Compositae)、豆科(Leguminosae)、地榆(Sanquisorba)、石竹科(Caryophyllaceae)等。此外，尚有一定数量的水生木本植物，如花苕、香蒲、百合科等，蕨类孢子中水龙骨科(Polypodiaceae)占优势，其他有紫箕、木贼、槐叶萍、水韭等，可见当时有小片森林发育，草原茂盛。植被景观为针阔叶混交林，气候暖湿(表1.2.5)。该剖面中的第⑤层和第⑥层(上部)孢粉贫乏，这是受气候最适宜期中二次降温的影响所致。
表1.2.5 招苏太河大夫岭河段中全新世地层孢粉组合与植被景观简表


(二)东西辽河平原区
分布在东西辽河平原的顶部，按影像特征及岩性差异划分为早－中全新世湖冲积物单元(Qhal1－2)、湖积物单元(Qhl1－2)和风积物单元(Qheol2)。
1.早－中全新世冲积物单元(Qhal1－2)
出露于老哈河、东辽河等河流的一级阶地和高漫滩的早－中全新世冲积堆积物单元(Qhal1－2)，岩性由黄、土黄、黄白色的中细砂、细砂、粉细砂层组成。
2.早－中全新世湖积物单元(Qhl1－2)
奈曼旗东南采坑06－079点早全新世湖积单元观测剖面(图1.2.34)

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下伏地层:上更新统

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该剖面出露厚度9.5m。其中在第②层采集孢粉样一件，经中国地震局地质研究所麦学舜分析，结果表明，孢粉组合以乔木植物花粉为主，均占总数的82.5%，其中又以松、桦、铁衫粉为多，分别占60.2%，4.5%及5.8%;灌木及草本植物花粉较少，均占总数的13.6%，且于其中又以均占总数4.5%的蒿粉较多;蕨类植物孢子少，其中以水龙骨属孢子较多。

图1.2.34 奈曼旗东南采坑06－079点早全新世湖积堆积单元观测剖面

分析认为，该剖面沉积时期之植被为含一定量阔叶被子植物之针叶林或阔叶混交林，气候温和较湿或轻湿。
在②层采集的14C样品，经中国地震局地质研究所尹金辉等测定，距今年代为(11590±130)a。
昌图县大四家子乡南腰中全新世湖积堆积物单元(Qhl2)剖面(图1.2.35)

松辽平原第四纪地质环境与黑土退化


图1.2.35 昌图县大四家子乡南腰(Qhl2)剖面

辽宁省康平县小城子乡Q0701点中全新世湖积单元(Qh2l)实测剖面(图1.2.36)

图1.2.36 辽宁省康平县小城子乡Q0701点(Qhl2)实测剖面

上覆地层:上全新统

松辽平原第四纪地质环境与黑土退化

下伏地层:下更新统
(0)灰白色、灰黄色细石英砂砂
未见底
在该剖面①、②、③、④、⑤层中共采集8件14C样品，经中国地震局地质研究所尹金辉等测定，其测定结果见表1.2.6。
表1.2.6 辽宁省康平县小城子乡Q0701点14C测年结果


注:Q0701－4－2样品未测得结果。
从表1.2.6可见，该剖面地层年代应属于中全新世。
该剖面①层，埋深6.0～5.65m。14C年龄为5585～5664、5674～5711a(CalBP)，属于中全新世。沉积物为深灰褐色淤泥质粉砂，含有腐烂的植物根系，黄褐色团块，层理不明显。孢子花粉特征表明:乔木植物花粉占70.2%，松属含量占59.6%，为主要成分，除此之外还含有少量的冷杉、铁杉、桦属和栎属;灌木和草本植物花粉含量占19.2%，蒿属含量占5.8%，莎草科和禾本科均占2.9%，藜科和狐尾藻属占1.9%，榛属、麻黄属、菊科和毛莨科花粉含量各占1%;蕨类植物花粉占10.6%，水龙骨科(属)占7.6%，为主要属，其次含有少量的石松属、凤尾蕨属和真蕨纲。
该剖面②层，埋深5.65～5.2m。14C年龄为5054～5189a(CalBP)、5214～5225a(CalBP)、5233～5245a(CalBP)和5258～5311a(CalBP)四个年龄区间，属于中全新世。沉积物为灰、深灰色淤泥质粉砂、细粉砂，未见层理。孢子花粉特征表明:乔木植物花粉占74.6%，松属含量占57.1%，为主要成分，除此之外还含有冷杉、铁杉、桦属和桤木属及少量的榆属和椴属;灌木和草本植物花粉含量占16.7%，蒿属含量占5.8%，莎草科占3.2%，为优势组合，还见有禾本科、藜科、狐尾藻属、榛属、杜鹃科、鼠李科、伞形科和黑三棱科;蕨类植物花粉占8.7%，水龙骨科(属)孢子含量占7.1%，为主要属，其次含有少量的石松属和凤尾蕨属。
该剖面③层，埋深5.2～3.6m。沉积物为灰、浅灰色细粉砂，含淤泥质粉砂，未见层理。根据沉积物颜色和沉积物特征又细分为以下三层，分别为:
③－1层，埋深5.2～4.7m，14C年龄为4850～4980、4999～5038a(CalBP)，属于中全新世。孢子花粉特征表明:乔木植物花粉占84.2%，松属含量占65.3%，为主要成分，除此之外还含有冷杉、铁杉、柏科和桦属及少量的胡桃属和栎属;灌木和草本植物花粉含量占7.9%，蒿属含量占2.4%，狐尾藻属占1.6%，为优势组合，禾本科、蔷薇科、藜科、菊科和榛属花粉含量均占0.8%;蕨类植物花粉占7.9%，水龙骨科(属)孢子含量占5.5%，为主要属，其次含有少量的卷柏属、海金沙属和凤尾蕨属。
③－2层，埋深4.7～4.4m，14C年龄为4436～4623，4764～4787a(CalBP)，属中全新世。孢子花粉特征表明:乔木植物花粉占75.8%，松属含量占59.2%，为优势物种，除此之外还含有冷杉、铁杉、桦属及少量的鹅耳枥属和栎属;灌木和草本植物花粉含量占14.2%，蒿属、莎草科含量均为2.5%，为草本植物的优势组合，还出现了少量的禾本科、泽泻科、狐尾藻属、蔷薇科、伞形科、鼠李科、蓼属、藜科、麻黄属和榛属花粉;蕨类植物花粉占10%，铁线蕨属占5%，水龙骨科(属)孢子含量占3.3%，为蕨类植物的优势组合，其次含有少量的卷柏属和真蕨属。
③－3层，埋深4.4～3.6m。孢子花粉特征表明:乔木植物花粉占78.4%，松属含量占57.6%，为优势物种，除此之外还含有冷杉、铁杉、桦属和及少量的鹅耳枥属和栎属;灌木和草本植物花粉含量占12.8%，蒿属、莎草科含量均为2.5%，为优势组合，还出现了少量的禾本科、泽泻科、狐尾藻属、蔷薇科、伞形科、鼠李科、蓼属、藜科、麻黄属和榛属花粉;蕨类植物花粉占8.8%，其中水龙骨科(属)孢子含量达8%。
该剖面④层，埋深3.6～2.1m。沉积物为细粉砂，下部为土黄色，向上渐变过渡为黄色，细分为上下两层，分别为:
④－1层，埋深3.6～3.0m。孢子花粉特征表明:乔木植物花粉占88.2%，松属含量占72.3%，为优势物种，除此之外还含有冷杉、铁杉、桦属、桤木属、铁木属和柳属;灌木和草本植物花粉含量占8.4%，藜科花粉含量占2.5%，其次为莎草科、禾本科、黑三棱科和蓼属花粉;蕨类植物花粉仅占3.4%。
④－2层，埋深3.0～2.1m。孢子花粉特征表明:乔木植物花粉占82.9%，松属含量占62.8%，为优势物种，除此之外还含有冷杉、铁杉、桦属等;灌木和草本植物花粉含量仅占7%;蕨类植物花粉占10.1%，其中水龙骨科(属)孢子含量占7.8%。
该剖面⑤层，埋深2.1～1.0m。孢子花粉特征表明:乔木植物花粉占87.5%，松属含量占71.9%，为优势物种，除此之外还含有冷杉、铁杉、桦属和及少量的桤木属和榉属;灌木和草本植物花粉含量占7%，以蒿属和莎草科为优势组合;蕨类植物花粉占5.5%，其中水龙骨科(属)孢子含量达到4.7%。
该剖面⑥层，埋深1.0～0m。沉积物为土黄色现代风沙，具明显的纹层和斜交层理。
分析认为，该剖面沉积时期植被为以松为主要建群植物树种组成的针叶林，气候温和较湿或轻湿。从沉积环境分析来看，本剖面的第四纪地层经历了由湖沼相演变为沙地的过程。
库仑旗北塔木格尔06－084点中全新世湖积单元(Qhl2)观测剖面(图1.2.37)
上覆地层:晚更新世地层

松辽平原第四纪地质环境与黑土退化

下伏地层:上更新统

松辽平原第四纪地质环境与黑土退化


图1.2.37 库仑旗北塔木格尔06－084点观测剖面图

该剖面出露厚度3.6m。其中采集孢粉样2件，经中国地震局地质研究所麦学舜分析，结果表明，孢粉组合以乔木植物为主，占总数的51.3%～39.1%;灌木及草本植物占总数的36.1%～53.3%;蕨类植物，占总数的4.6%～7.6%。
分析认为，该剖面沉积时期植被为以松为主组成的针叶林及以蒿和藜等草本植物组成的稀树草原或稀林草原，气候温和清爽。
在②层和④层中各采集1件14C样品，经中国地震局地质研究所尹金辉等测定，距今年龄分别为(2530±70)a、(1130±60)a。
通辽花吐古拉嘎查北06－067点中全新世湖积单元(Qhl2)观测剖面(图1.2.38)

松辽平原第四纪地质环境与黑土退化


图1.2.38 06－067点观测剖面图1.取样点;2.风砂土;3.亚砂土;4.淤泥

该剖面出露厚度2.45m。其中在第③层采集孢粉样1件，经中国地震局地质研究所麦学舜分析，结果表明，孢粉组合以乔木植物花粉较多，占总数的81.7%，其中又以松居多，占总数的68.3%;灌木及草本植物花粉，占总数的12.4%，其中草本植物又以蒿及蕨类粉较多，占总数的4.3%;蕨类植物孢子少，其中又以水龙骨孢子及水龙骨属孢子较多，占总数的5.9%。
分析认为，该剖面沉积时期植被为针叶型之森林，气候为温和轻湿或轻润。
在第③层中采集1件14C样品，经中国地震局地质研究所尹金辉等测定，距今年龄为(4170±65)a。
从上述剖面可见，主体岩性为亚砂土、粉砂层、黑色淤泥层。呈互层结构，岩性组合稳定，水平层理明显，含贝壳和腹足类碎片，空间分布范围广泛，反映了湖泊沉积的环境特点。而不同剖面之孢粉组合均以乔木植物为主，反映气候温和轻湿的生长环境。
在内蒙古、辽宁省和吉林省，该套地层均划归为冲积成因或局部湖泊成因，并作为东西辽河和其他河流的一级阶地。但通过本次遥感调查，根据该套地层空间分布的稳定性，区域岩性的可比性，同时结合14C测年和孢粉资料，首次实现了东西辽河平原区域内的该套地层的统一划分，提高了该地区第四纪地质的研究程度，为深化松辽平原第四纪地质演化提供了翔实的地质依据。
3.中全新世风积物单元(Qheol2)
广泛分布在科尔沁沙漠和西辽河北部地区;另外，在松嫩平原长岭隆起的西端地区有少量出露。
岩性为土黄色沙层、深灰色古土壤层。该层划分与《吉林省区域地质志》古土壤层的14C年龄结果为距今(2730±170)a相一致。
(三)下辽河平原
分布在下辽河平原广大地区。按岩性特征差异划分为早－中全新世冲洪积(Qhpal1－2)和海积(Qhml2)两个单元。
1.早－中全新世冲洪积物单元(Qhpal1－2)
广泛分布于下辽河平原区。
岩性为粉砂、粉砂质粘土、淤泥层。典型岩性特征以沈阳道义屯实测剖面为代表。
2.中全新世海积物单元(Qhml2)
分布在盘山以南的广大滨海平原地区。为埋藏单元，埋深8.50～20.71m。属于第三次海侵的兴盛时期，称为盘山海侵。
岩性特征:埋深8.50～20.71m。此期是第三次海侵的兴盛时期，其岩性特征是:下部为灰色粉细砂亚粘土薄层，砂粒均匀，其粘土层中含有炭化植物碎屑。上部为灰黑色、深灰色亚粘土夹粉砂薄层，并含少许半炭化植物(图版1.2.43)。砂粒均匀，层中见有丰富的有孔虫化石可达10～18种，并含海相介形虫。
孢粉以木本植物为主，占23%～50%，栎属、椴、鹅耳枥属、榛属等;草本植物占39%～47%，以蒿属为主，阔叶林景观。古气候为湿润温暖。

3. 早古生界（Pz₁）

1.寒武系（）
寒武系在北山南带可分为下统双鹰山组和上统西双鹰山组，分述如下。
双鹰山组（1s）：分布范围较小，主要出露在肃北县大豁落井东至双鹰山南侧，向东西两侧急剧尖灭。该组是一套碎屑岩为主的灰黑色碳质板岩、千枚岩、黄褐色粉砂质板岩夹灰白色含三叶虫的粗晶灰岩和含铁质灰岩凸镜体，在千枚岩和板岩内常夹磷块岩或磷结核，构成方山口钒-磷-铀矿床的赋矿围岩之一（赵省民等，2003）。双鹰山组与洗肠井群碳酸盐岩呈平行不整合接触，而与上覆西双鹰山组硅质岩整合接触。地层形成时代为早寒武世。
西双鹰山组（1-3x）：主要分布在研究区大豁落井、红山-方山口、西双鹰山和月牙山一带。岩性组合为一套黑色硅质岩和薄层灰岩，硅质岩内常产出磷块岩和磷结核。岩层在双鹰山以西地区超覆于洗肠井群大理岩之上，其上又与奥陶系罗雅楚山平行不整合接触。地层时代从寒武世早期过渡至晚寒武世中期，具微弱的穿时现象。
2.奥陶系（O）
奥陶系在北山南带分为下统罗雅楚山组、中下统花牛山群、中上统锡林柯博组，分述如下。
罗雅楚山组（O1l）：该组集中分布在马鬃山南侧、罗雅楚山和营毛沱等地。岩性组合主要为长石石英砂岩、石英岩、硅质板岩构成互层，各地岩性差异不大，与下伏西双鹰山组呈连续沉积，局部为平行不整合接触。因与西双鹰山组呈连续沉积，故将该组时代定为早奥陶世。
花牛山群（O1-2H）：该群分布在研究区花牛山及其以东，延展80 km左右。主要由浅变质碎屑岩、碳酸盐岩及基性-酸性火山岩组成，地层上下界限不清。各地出露厚度不一，花牛山地区3100 m，花牛山以西643 m，长流水以南1668 m。该群时代暂定为早—中奥陶世。
锡林柯博组（O2-3x）：分布范围局限，主要在泽鲁木至大豁落井一带。该组以黑色硅质岩为主，夹泥灰岩及砂岩凸镜体。该套地层与下伏罗雅楚山组未直接接触，时代归中-晚奥陶世。
3.志留系（S）
志留系在北山南带出露零星，主要为出露于黑尖山一带的黑尖山组和分布于玉石山、白云山一带的公婆泉群，分述如下。
黑尖山组（S1h）：主要为一套浅海相沉积的含碳质、硅质和钙质的泥灰质岩石地层，与下伏罗雅楚山组呈断层接触，其上整合覆盖公婆泉组。根据岩层内含笔石化石，时代定为早志留世。
公婆泉组（S2g）：主要为一套海相中基性、中酸性火山岩夹大理岩，顶或底出露不全，厚度一般为760～2075 m。局部地段含珊瑚化石，时代为中—晚志留世。在该组中产出北山地区重要的铜矿床——公婆泉铜矿床（聂凤军等，2002a）。王伏泉等（1998）对公婆泉铜矿区志留系火山岩进行Rb-Sr全岩等时线年龄测定，获得的年龄为415.76±43.7 Ma，为晚志留世—早泥盆世。

4. 测量硫同位素组成δS的SO₂法

目前硫同位素δ34SCDT(‰)分析普遍采用SO2法。该法设备简单，操作方便，应用广泛。分析硫化物和硫酸钡中的硫同位素组成，使用同一台制样装置，投资少，设备利用率高。通过多年的实践，目前实验室采用的以氧化亚铜为氧化剂的硫化物直接高温氧化法和由硫酸钡制备SO2的五氧化二钒法，比以前采用的其他方法更简单，更节能，更环保。
方法提要
将待测试样和硫同位素工作标准用同一种高温氧化方法将硫元素全部转化为SO2气体，经气体质谱计测量，通过计算，即可得到待测样品的δ34S值。
不同种类的含硫试样，要选用不同的制样方法。对易于挑纯的硫化物单矿物，用直接高温氧化法制备SO2;而对于硫酸盐矿物、岩石、土壤、空气和水中的硫、自然硫和难以挑纯的硫化物，需要先经化学处理，提纯为BaSO4，再用五氧化二钒法制备SO2。
仪器和装置
气体质谱计MAT-251EM、MAT-252。
玛瑙乳钵。
干燥器。
保温杯。
升降架。
真空机械泵。
玻璃扩散泵。
复合真空计。
热偶真空计。
动圈式控制器。
可控硅电压调整器。
分析天平。
电炉800W。
硅碳棒高温反应炉。
箱式高温炉。
高温炉。
制样装置由硫化物单矿物制备SO2的直接高温氧化法及由BaSO4制备SO2的五氧化二钒法，使用的是同一台制样装置。见图87.13。
试剂和材料
由硫化物制备SO2的直接高温氧化法
氧化亚铜(Cu2O)分析纯。
盐酸。

图87.13 分析硫同位素的制样装置图

去离子水。
液氮。
真空油脂。
瓷舟72mm或77mm。
石英舟。
磁铁。
石英管。
热偶规管。
电离规管。
高纯钢瓶SO2。
硫同位素工作标准GBW04414及GBW04415。
由BaSO4制备SO2的五氧化二钒法
无水碳酸钠。
氧化锌。
氯酸钾。
氯化钡。
无水乙醇。
甲基橙指示剂。
盐酸。
去离子水。
石英砂。
五氧化二钒。
铜丝纯度99.99%，Φ0.4mm。
液氮。
变色硅胶。
硫同位素标准物质GBW-04414和GBW-04415。
高纯钢瓶SO2。
瓷坩埚18mL，30mL，10mL。
玻璃烧杯、玻棒及表面皿250mL及400mL。
电炉2kW、800W。
可调变压器。
过滤玻璃漏斗。
滤纸国产快速滤纸及进口致密滤纸(Whatman42)。
瓷舟72mm或77mm。
真空油脂。
扩散泵用真空硅油。
分析步骤
(1)试样制备
A.由硫化物制备SO2的直接高温氧化法。
硫化物可直接与氧化剂高温反应产生二氧化硫，常用氧化剂有氧化铜和氧化亚铜。
反应原理(以MeS表示硫化物):

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

反应①需要的反应温度高达1150～1200℃，反应②的反应温度为900℃左右，所以选择氧化亚铜作氧化剂。
a.准备工作。
纯化氧化亚铜试剂。将粉末状分析纯氧化亚铜试剂装入两个特制石英舟，把石英舟分别置于制样装置的两个石英管内，推至反应炉中央，冷阱套液氮，启动机械泵，小心反复开、关活塞V2、V4和V5，先抽真空一段时间后，再边抽真空边缓慢升炉温，至800℃。真空抽至1.5Pa左右，关闭反应炉电源，边抽真空边降温。炉温降至300℃后，关活塞V4、V5和V2，关机械泵。降至室温后，取出石英舟，用玛瑙乳钵将纯化好的氧化亚铜试剂研细，储于干燥器备用。
处理瓷舟。瓷舟先用自来水浸泡、冲洗，除去杂质，再用6mol/LHCl煮沸数分钟，以自来水洗净后用去离子水冲洗三遍，电炉烘干，放入高温炉，于1100℃灼烧30min。冷却后装入干燥器备用。
称样。矿样用玛瑙乳钵研磨至100目左右，按表87.17所示比例称取矿样和氧化亚铜试剂并充分混合均匀。
表87.17 各种硫化物的分析条件


续表


b.二氧化硫(SO2)的制备。
装样。将称好并混匀的试样倒入瓷舟，瓷舟置入制备系统的石英管中，再依次放入带有铁螺母的石英杆，戴上玻璃磨口帽。
启动制样装置的真空系统、反应炉升温。开启机械泵，关闭活塞1，将活塞2转向扩散泵，待真空达3Pa后，开扩散泵电炉和冷却水，开反应炉电源，使其升温，20min后，扩散泵进入工作状态。
冷阱套上液氮，将活塞2转向熔样系统，打开活塞4、5及样品管活塞抽低真空，当真空度达到3Pa后，将活塞2转向扩散泵，活塞3转向熔样系统，抽高真空。
反应。当炉温达到指定温度，真空达2.0×10-2Pa后，关闭活塞4、5，用磁铁把装有试样的瓷舟推入反应炉中央，样品管套液氮，捕集生成的SO2。
纯化二氧化硫。反应进行约20min，热偶真空计指针不再上升，反应完毕，生成的SO2被冷冻入样品管。将套在样品管外的液氮升高，打开活塞4(或5)，用扩散泵抽真空，抽走剩余的氧气及其他杂质气体，纯化SO2，当真空度达到3Pa时，关闭样品管活塞及活塞4(或5)，取下样品管，用质谱计测量硫同位素组成。
标准样品。每天跟随两对或三对GBW04414和GBW04415工作标准样品(Ag2S)，以完全相同的步骤进行分析。
B.由BaSO4制备SO2的五氧化二钒法。
反应原理:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

反应①需要温度高达1400℃才能进行，加入V2O5，可使反应①的反应温度大大降低:

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a.准备工作。
矿样处理。固体矿样采用碳酸钠-氧化锌半熔法处理:将含有约20mg硫元素的矿样(已磨碎至-200目)置于装有4g碳酸钠-氧化锌混合熔剂的瓷坩埚中(若试样为重晶石，则需加入4～5mg氯酸钾)，混匀，上面覆盖一层1～2g碳酸钠-氧化锌混合熔剂，置高温炉中，微开炉门，从室温开始逐渐升温至900℃，保持30min，取出。将坩埚置于250mL烧杯中，加入50mL热水，煮沸数分钟(如有绿色锰酸盐，加数滴乙醇还原)，捣碎熔块，用快速滤纸过滤，滤液用400mL烧杯承接，滤渣在烧杯中用热的20g/LNa2CO3溶液洗涤4～5次，移至漏斗，再洗7～8次。在滤液中加2滴1%甲基橙指示剂，以HCl调pH值至终点，并过量1.5mL，用水稀释体积至300mL，加热煮沸数分钟，赶尽二氧化碳，趁热加入10mL100g/LBaCl2溶液，煮沸并保温30min，放置过夜。沉淀用进口致密滤纸过滤，用热的去离子水洗涤至无Cl-为止(约洗15次左右)，将沉淀及滤纸移至10mL瓷坩埚中，烘干，灰化，在800℃灼烧1h，即得到纯净的BaSO4。
水样先滤去固体杂质，按SO42-的含量决定取样量，使最终得到的硫酸钡为20～100mg。卤水样需要稀释，而含SO42-量少的淡水样需蒸发浓缩。后续处理方法与上述固体试样的滤液相同。
五氧化二钒试剂的处理。将分析纯五氧化二钒试剂装在瓷皿中，置于高温炉中，升温至500℃，恒温1h，取出，储于干燥器备用。
石英砂的处理。将不含包体的石英玻璃粉碎，过筛，用6mol/LHCl煮沸，自来水及去离子水洗净，105℃烘干，保存于干燥器中备用。
铜丝。剪成1cm左右长度，储于干燥器备用。
瓷舟。与硫化物相同。
b.SO2的制备。
称取20mg试样预处理得到的BaSO4，按BaSO4、V2O5及石英砂的质量比例(1+3.5+3.5)混匀，装入瓷舟，表面覆盖一层铜丝(～0.4g)。将瓷舟和带铁螺母的石英杆依次装入制样系统的石英管中。按与硫化物试样相同的操作程序制备SO2，反应温度980℃，反应时间20min。
每天跟随两对或三对硫同位素工作标准GBW04414和GBW04415，这两个标准物质与待测试样一样，事先经碳酸钠-氧化锌混合熔剂半熔法处理，从硫化银转化为BaSO4。
(2)质谱测量
无论用哪种方法制备的SO2，都是用气体同位素质谱计按规定程序进行硫同位素组成分析，未知和标准试样制出的SO2，都相对于高纯钢瓶SO2参考气进行测量，以多接收器分别接收质量数为66、64和65的离子，由未知试样(或标准试样)对参考气不少于6次比较测量数据计算测定结果的平均值δ66和标准偏差σ。
计算公式为:

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式中:SA为被测试样;RE代表质谱测量用的参考气;ST1和ST2分别代表标准物质GBW-04414和GBW-04415;CDT代表硫同位素国际标准;δ34SST1-CDT=-0.07‰;
δ34SST2-CDT=22.15‰。
方法的精度、重现性和准确度
通过对已知δ34SCDT(‰)数值的国内和国际样品多次测量表明，其测得的δ34SCDT(‰)值标准偏差(1σ)≤±0.2‰。本方法的精密度为±0.2‰。其准确度由标准物质的分析结果间接给出，一般情况好于±0.2‰。
注意事项
1)为得到精度好、准确度高的分析结果，必须保证:①制样装置的玻璃系统有良好的密封性，静态真空好。②反应完全，试样中全部的硫元素都转化成SO2，所以要控制好反应条件，如试样与氧化剂的配比、反应温度、反应时间等。③试样的纯度好，达99%以上。
2)有些特殊样品，如试样量小，或要求高精度高准确度的硫同位素测量结果，或不但要测定试样的δ34S，还要分析其δ33S和δ36S值，SO2法就不适用了，要用SF6法(见87.5.2)。这需要先将试样用碳酸钠-氧化锌半熔法制成BaSO4，再用三酸法将BaSO4转化成Ag2S，以供SF6法分析之用。三酸法制备Ag2S见附录87.5A。
参考文献
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郑淑蕙，等.1986.稳定同位素地球化学分析.北京:北京大学出版社
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5. 东天山-北山古陆系统北界的划分

本书已概略提及发育在红石山断裂带以北的雀儿山－英安山地区的钙碱性系列的火山岩。埃达克岩和TTG组合是一套较经典的岛弧类型火成组合，可为代表哈萨克斯坦板块向东天山－北山古陆系统之下俯冲的一种构造－岩石标志，归属上还应属东天山古陆系统陆缘增生地体的部分，而真正的板块构造缝合带还应在雀儿山－英安岛弧带以北的蒙古共和国境内。
对雀儿山－英安山或北山地区岛弧带位置问题，谢春林等（2009）曾专门撰文作过分析和讨论。主要论据和结论为：
（1）该地带不存在古老陆壳基底，主要由古生代一套活动型陆缘沉积相构成；
（2）中奥陶世－早石炭世的火山岩沉积岩系的地球化学特征，具板块俯冲带上的火山岛弧性质。含火山岩的重要时代地层可包括中奥陶世咸水湖组的安山岩、英安岩夹安山玄武岩和流纹岩组合，中－晚志留世公婆泉群的安山岩、流纹岩，英安岩夹少量玄武岩组合，早泥盆世大南湖组的英安岩和流纹岩组合，早－中泥盆世雀儿山群的安山玄武岩、安山岩－英安岩和同质凝灰岩组合，中泥盆世头苏泉组的安山岩流纹岩和少量玄武岩组合，早石炭世录条山组的安山岩、玻基玄武岩及流纹岩和少量玄武岩组合，早二叠世双堡塘组的基性火山岩组合等。总体上，发育在雀儿山－英安岩一带的火山作用相对以中酸性的安山岩、英安岩和流纹岩类为主，玄武岩类较少。
所见不同时代火山岩在岩石地球化学特征上（表2-7-1），除个别样品在AFM图中为拉斑玄武岩成分系列外，其余均落在钙碱性系列成分区内，并一致表现出一种从玄武岩（或安山玄武岩）－安山岩－英安岩－流纹岩向富碱低m/f 和B/S比值的成分演化趋势（图2-7-1）。这一特征在（Na2O+K2O)-SiO2-K20图解中，除中奥陶世咸水湖的玄武岩，泥盆纪的个别玄武岩或安山岩为碱性岩系或高钾－钾玄武岩成分系列外，其余不管是玄武岩、安山岩或是英安岩、流纹岩均在亚碱性岩系或低－中钾钙碱性成分系列范围（图2-7-2、2-7-3）。其成分特征完全与“岛弧火山岩有较多钙碱性火山岩，英安岩和流纹岩也可占相当数量”的特点相一致（张旗，1995）。
在稀土和微量元素地球化学特征上（表2-7-2）。所见从中奥陶世咸水湖组的玄武岩、英安岩组合到中泥盆世泥盆世头苏泉组的安山－流纹岩组合，其稀土与微量元素的丰度和球粒陨石标准化图式较一致地保持着一种逐渐过渡演变趋势是由一种具微弱正铕异常的平坦型到明显负铕异常的右倾富集型的稀土分配图式，一致的富Sr、K、Rb、Ba、Th等大离子亲石元素和相对亏损Zr、Hf、Y、Yb、er等高场强元素，以及一致的出现Nb、Ta谷等，完全展现出一种岛弧类型火山岩地球化学特征。
表2-7-1 北山雀儿山－英安山地区不同时代地层中火山岩主元素数据表　单位：%



图2-7-1 雀儿山－英安山地区不同时代火山岩w(Na2O+K2O)% -w(Ti-TFe-P2O5)%及m/f-B/s比值图解

（据1:25万红宝石幅区域地质调查报告，甘肃地调局，2004）

图2-7-2 甘肃北山雀儿山－英安山地区火山岩（Na2O+K2O)-SiO2图解（据Irvine etal,1971)

1—咸水湖组（O2）;2—公婆泉群（S1-2）;3—大南湖组（d1）;4—雀儿山群（d1-2）;5—头苏泉组（d2）

图2-7-3 雀儿山－英安岩地区不同时代火山岩REE分配模式（a）和微量元素蛛网图（b）（一）


图2-7-3 雀儿山－英安岩地区不同时代火山岩REE分配模式（a）和微量元素蛛网图（b）（二）

1—中奥陶统咸水湖组火山岩；2—中上志留统公婆泉群火山岩；3—下中泥盆统雀儿山群玄武岩、安山玄武岩；4—下中泥盆统雀儿山群安山岩；5—中泥盆统头苏泉组火山岩；6—下泥盆统大南湖组火山岩；7—下中泥盆统雀儿山群流纹岩
发育有俯冲消减洋壳有关的TTG 和埃达克岩的岛弧特征的火成构造组合。相对而言，所见这类岩石形成时代一般滞后于火山沉积作用。最早为早石炭世红石山北坡序列的角闪石英闪长岩、角闪英云闪长岩、角闪二长花岗岩和钾长花岗岩，最晚为三叠纪马鞍山、小草湖序列的石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩组合，其间还有晚石炭世－早二叠世的大鱼山、双沟山、四顶黑山系列和二叠纪干河梁序列。其中的大鱼山序列由闪长岩、角闪石英闪长岩、英云闪长岩、二长花岗岩和钾长花岗岩等岩石单元构成；双沟山序列为闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩组合；四顶黑山为石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、钾长花岗岩系列岩石组合；而二叠纪干河梁序列由石英闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩、钾长花岗岩等岩石单元构成（图2-7-4）。
另外，刘明强等（2007）研究的埃达克岩主要涉及晚石炭世到二叠纪的双沟山南、四顶黑山和干河梁序列的石英闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩；三叠纪的马鞍山、小草湖序列的二长花岗岩、花岗闪长岩，英云闪长岩和石英闪长岩等。实际上，具埃达克质成分的岩石还可包括部分火山岩类，如中奥陶世咸水湖组中的英安岩、中－晚志留世公婆泉群中的英安岩，以及中泥盆世头苏泉组中的安山岩等。这说明与俯冲洋壳板块有关的埃达克质岩石可从中奥陶世连续发育到三叠纪。
表现岩石地球化学特征上，最明显的特征是该区几乎缺少碰撞造山带中常见的S型花岗岩类，且除较晚时代（干河梁、马鞍山、小草湖）中少量的钾长花岗岩核二长花岗岩类的成分为高钾钙碱性的A型花岗岩类外（表2-7-3，图2-7-5、2-7-6），其余均为中钾钙碱Ⅰ型花岗岩（图1-7-5(a）、1-7-5(b）类，并大体与不同时代地层中的火山岩相似。稀土元素丰度和图式是一致的从平坦型到轻稀土富集的右倾型，负铕异常越来越明显；微量元素也以相对亏损高场强元素，而富集大离子亲石元素及出现Nb-Ta谷等（图2-7-7），显示出发育在该地域内的火山岩和中酸性侵入岩有相似源区成分特性，或者说，二者都源于同一成分源区岩石的局部熔融。这点，从Na-K-Ca成分图解中也可较清楚地表现出来（图2-7-8）。除部分二长花岗岩和钾长花岗岩的成分有向富钾方向演化趋势外，其余的闪长岩和石英闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩和石炭－二叠纪序列的二长花岗岩，与不同时代地层中的安山岩、英安岩和流纹岩几乎都落于TTTG组合或奥长花岗岩成分范围。
表2-7-2 甘肃北山雀儿山－英安山地区不同时代地层中火山岩微量元素数据表　单位：×10-6



图2-7-4 甘肃北山雀儿山－英安山地区地质构造略图（据1:250000红宝石幅区调报告，2004修编）

1—第四系—新近系；2—白垩系—侏罗系；3—下二叠统双堡塘组；4—下石炭统白山组；5—下石炭统扫子山组：6—下石炭统绿条山组；7—中泥盆统头苏泉组：8—下中泥盆统雀儿山群；9—下泥盆统大南湖组；10 —中上志留统公婆泉群；11—中奥陶统咸水湖组；12—前长城系小红山片麻岩套；13—早三叠世小草湖序列；14—早三叠世马鞍山序列 15—中二叠世干河粱序列：16—晚石炭世—早二叠世四顶黑山序列：17—晚石炭—早二叠世双沟山南序列：18—晚石炭—早二叠世大鱼山序列；19—早石炭世红石山北坡序列；20—基性杂岩（辉长岩）体；21—超基性岩体：22—不整合接触界线；23—地质界线；24 断层（F1、F2—红石山断裂带；F2—四顶黑山—双沟山断裂）；Ⅰ—北山岛弧带；Ⅱ—白山晚古生代弧后盆地。
表2-7-3 甘肃北山雀儿山－英安山地区不同时代地层中火山岩主元素数据表　单位：×10-6



图2-7-5 雀儿山－黑鹰山地区中酸性火山岩和中酸性侵入岩成分

（a）雀儿山－黑鹰山地区中酸性火山岩和中酸性侵入岩wSiO2% -wK2O%成分图解（据Rober和Clemen,s1993)（b）雀儿山－英安山地区中酸性侵入岩Na2O-K2O成分图解（据Irvine etal.1971)1—二长花岗岩；2—钾长花岗岩；3 —英云闪长岩；4—花岗闪长岩；5—石英闪长岩；6—闪长岩
Pitcher(1983）曾提出过“Ⅰ型花岗岩产于火山弧（岛弧、活动陆缘）与壳－幔岩浆作用有关”的结论。而对TTG组合，目前认为它可以发育在岛弧环境，也可发育在大陆边缘环境。两者的差别主要是前者伴生有较多石英二长闪长岩和少量二长花岗岩，后者却相反（邓晋福，2004）。Johannes等（1996）汇总了众多有角闪岩脱水熔融产生的熔体组成（在0.69,0.8,1.0,1.5,1.6,2.0Ga条件下）得出“他们大体上为T1T2，有少量G1G2，……，但亦有少量石英标准矿物＜20，而相当于石英闪长岩和闪长岩，因此，自然界TTG常与石英闪长岩和闪长岩共生在一起”。按雀儿山－英安山地区所见不同时代中的中酸性侵入岩序列（石炭－三叠纪）中普遍存在或有较多数量的二长花岗岩和钾长花岗岩类岩石组合分析，更多方面同大陆边缘弧环境较近似。Condie(1982）也曾提到过“大陆边缘弧（科迪勒拉型）主要由TTG组合的大量安山岩和英安岩或Ⅰ型花岗岩类构成”。但不管是岛弧或大陆边缘弧的TTTG，它们都应源于一种玄武岩源，而且这种玄武岩源既可以是底侵的玄武岩类，也可以是俯冲洋壳板片的玄武岩（邓晋福等，2004）。不过，前已知该区是缺少古老陆壳基底的，这也就排除底侵玄武岩源的可能性。

图2-7-6 雀儿山—英安山地区中酸性侵入岩SiO2-K2O成分图解　（据Irvin eT al,1971)

1—红石山北坡序列；2 —大鱼山序列；3—双沟山南序列；4—四顶黑山序列；5—干河梁序列；6—马鞍山序列；7—小草湖序列
另一方面，所见埃达克岩类，除少数样品的岩石成分和特征值与王焰等（2000）报道的SL Helens山埃达克岩稍有差别外，同Defant等（1999）研究提出的“埃达克岩系指地球化学特征不同于正常弧安山岩－英安岩类，它是热的俯冲板片熔融产生的安山岩－英安岩－钠质流纹岩类的集合名词，并相当于高Al2O3的TTG组合”的基本特征相一致。王焰等（2000）也指出“埃达克岩不是地幔楔的部分熔融产生，而是消减板片直接部分熔融形成的：……，而消减板片主要具MORB特征的洋壳及少量深海沉积物组成。因此埃达克岩成分是中酸性的，不可能出现玄武岩”，并认为“它是俯冲作用开始的一种标志”。实验岩石学资料证明，蚀变玄武岩在高压（>IGPa）下经脱水并发生部分熔融可形成埃达克质岩浆（Srem,et al,1978;Ellis et al,1986;Rapp et al,1991;Holloway et al,1972）。这方面说明埃达克岩形成源区的MORB洋壳属性，另一方面提示，它确实是消减带上岛弧环境的一种特殊类型岩石组合。根据形成时限，这种随板块俯冲消减的MORB洋壳部分熔融作用，或者说被消减的洋壳残余，可从中奥陶世一致存在到三叠纪。这可由早石炭世红石山北坡序列一套富有角闪石类矿物的岩石出现所说明（Barbarin,1999）。
因此，雀儿山－英安山区不同时代火山岩和中酸性侵入岩类都应源于一种俯冲洋壳板片玄武岩的部分熔融。或者说，二者本来就是相同成分系列岩石的不同集合名词，它们都代表着一种与洋壳俯冲消减作用有关的岛弧带存在重要的岩石标志。

图2-7-7 北山雀儿山－英安山地区中酸性侵入岩（一）（a)REE分配模式


图2-7-7 北山雀儿山－英安山地区中酸性侵入岩（二）（b）和微量元素蛛网图

1—早石炭世红石山北坡序列；2 晚石炭－早二叠世大鱼山序列、3—晚石炭世－早二叠世双沟山南序列；4—晚石炭－早二叠世四顶黑山序列：5—中二叠世干河梁超单元；6—三叠纪马鞍山超单元；7—三叠纪小草湖超单元

图2-7-8 雀儿山－黑鹰山地区中酸性火山岩、侵入岩Na-Ca-K成分图解（图例同图2-5）

δ闪长岩；石英闪长岩；δr 英云闪长岩；δr 花岗闪长岩；ro斜长花岗岩；ηr二长花岗岩；r花岗岩；ξr钾长花岗岩；○英安岩和流纹岩；△安山岩

图2-7-9 甘肃北山地区构造单元划分（1-2级）示意图

Ⅰ—东天山古陆构造系统；I1—雀儿山－英安山岛弧带；Ⅰ2—白山晚古生代弧后盆地裂陷带；Ⅰ3—北山中央古陆断隆带；Ⅱ—塔里木古陆构造系统：Ⅱ1塔里木古陆缘裂谷裂陷带；Ⅱ2红柳园－大奇山－天纹晚古生代裂谷带；Ⅱ3—塔里木前陆基地带
表2-7-4 甘肃北山雀儿山－英安山地区不同时代地层中火山岩微量元素数据表　单位：×10-6


所见火山岩和中酸性侵入岩有随时代变新出现一种从不成熟岛弧－成熟岛弧－成熟大陆边缘弧的岩石类型组合和成分的演化趋势。有关这方面，按Miyashiro(1974）对岛弧和大陆边缘弧的火山岩系列的详细对比研究所得出的“不成熟岛弧以玄武岩和玄武安山岩（AB）为主，成熟岛弧以安山岩（A）和英安岩（D）为主，而成熟大陆岛弧则以安山岩（A）、英安岩（D）和流纹岩为主”的结论。所见雀儿山－英安岩地区的火山岩和中酸性侵入岩，似乎既有不成熟岛弧，也有成熟岛弧和成熟大陆边缘弧的综合性特征。实际上，按该地带恰处于古亚洲大洋南缘的特殊位置，它们分别恰好记录着古亚洲大洋从开始到消亡（寒武纪—二叠、三叠纪的整个发育和演化过程。具体说，中奥陶世的玄武岩、安山岩和部分英安岩组合，志留纪的安山岩、英安岩和部分玄武岩组合，可代表古亚洲大洋发育其间或开始闭合消亡的一种不成熟岛弧产物。特别中奥陶世咸水泉组中的碱性玄武岩的出现以及英安岩的埃达克质成分，似乎标志着开始闭合和初期消减的洋壳，还处于不成熟状态，而且还有深海沉积物同时被消减，从而出现具海山性质和富大离子活动性元素的碱性玄武岩和埃达克质的英安岩（李昌年，1992）。对这方面，Pearce等（1982）曾利用元素的活动性判别过不同构造环境的玄武岩，提出“岛弧处于板块消减带，大洋板块俯冲必然带着活动性元素的离子进入岛弧带下的地幔，使得该环境下形成的玄武岩较其它环境下形成的玄武岩更富活动性元素”。进入泥盆到早石炭世，所形成的是TTG组合和埃达克质的安山岩和英安岩为主，部分含玄武岩、流纹岩组合，显示一种古亚洲大洋发育晚期进入俯冲消亡阶段成熟岛弧的岩浆作用特性；至晚石炭－三叠纪，大洋闭合消亡进入大陆边缘弧演化过程，这由TTG和埃达克质中酸性侵入岩发育情况可说明。对含角闪石类矿物的钙碱性花岗岩（低钾高钙），Barbarin(1999）曾明确提出“与俯冲作用有关”的结论。
所见中酸性侵入岩在产出和分布上，有从北往南时代逐渐变新和岩石成分向高SiO2和K2O演化趋势，即从石炭－二叠纪的红石山北坡序列的闪长岩－石英闪长岩－英云闪长岩－花岗闪长岩－二长花岗岩为主的组合，到三叠纪马鞍山小草湖序列的花岗闪长岩－二长花岗岩为主的组合；成分从低－中钾钙碱性I型花岗岩类到高钾钙碱的A型花岗岩类等。在这方面，Pitcher(1993）曾总结过太平洋东岸科迪勒拉（包括安第斯）活动大陆边缘的火成组合成因，得出“向大洋一侧分布辉长岩－闪长岩－英云闪长岩－花岗闪长岩组合（主要是与地幔有关的源、包括洋壳），陆内一侧分布花岗闪长岩－花岗岩组合”，这同雀儿山－英安山地区岛弧带中的中酸性侵入岩的岩石类型组合和成分演化趋势有某些相似性。这就更加说明，雀儿山－英安山地区实属古亚洲大洋向南朝东天山古陆系统之下俯冲而发育在消减带上的岛弧带。
至于中酸性侵入岩的岩浆作用滞后俯冲作用的现象，邓晋福等（2004）认为“由于在俯冲阶段源区发育产生岩浆的热条件，俯冲洋壳和上覆地幔楔都比较（冷），地温达不到源岩的固相线温度（即起始熔融温度……在停止俯冲。洋壳闭合碰撞拼合一段时间后，由于某种原因（诸如陆内汇聚、软流圈上隆、断裂诱发等），改变了源区热状态，将地温提高到源区的初始熔融温度以上，使之部分熔融产生岩浆。这种岩浆在形成时间上滞后于俯冲作用，喷发于大陆环境，但在成分上却含有古俯冲洋壳和大洋岩石圈信息或称（俯冲带组分SZC），是古洋壳和古活动陆缘的历史见证）”。事实上，在雀儿山－英安山地区所见的这种中酸性岩浆侵入滞后于板块俯冲的现象，恰好是古亚洲大洋在南缘俯冲消亡过程中从岛弧转变为大陆边缘弧的最好例证。且按古陆系统隶属关系，该岛弧带应属东天山古陆系统北部陆缘增生地体的部分。这也就是说，哈萨克斯坦板块和东天山古陆系统的分界或缝合带，还应在雀儿山－英安山岛弧带以北的外蒙境内，其位置应紧贴岛弧带不远。

6. 大气圈自由氧（O₂）的历史

现代大气圈中的氧几乎全由光合作用产生。也可在大气圈上层通过 H2O分子的光解作用而产生很少量的氧。氧可通过生物的呼吸及其机体的腐烂自大气圈移出，这些作用可视为光合作用的反过程。实际上，由光合作用产生的氧在一年内有近50%被消耗于有机质的氧化。假如没有风化过程中有机质和硫化物等矿物氧化的消耗，大气圈的 O2含量将在10000年内增加两倍（Holland，et al.，1986）。

图9.6 地质时代中光合作用释放O2的积累史

根据地质历史中多方面的记录，迄今对大气圈自由氧水平的演化历史已有了初步了解。尽管产生氧的光合作用在地球早期就有发生（见后面生物圈的演化），但截至2.0 Ga 前地球大气圈曾保持缺乏自由氧的状态。其依据是：①在新太古代，尤其古元古代曾有大量化学沉积成因的条带状铁建造（BIF）形成，其中w（Fe+3）/［w（Fe+2）+w（Fe+3）］比值介于0.3～0.6的范围内，这表明随着能进行光合作用的微生物增多，海水中的O2含量也在增长，致使Fe+2与溶解于水中的O2发生反应生成BIF沉积，同时，在此过程中只有部分Fe+2氧化成为Fe+3，证明海水的Fe+2已耗尽了溶解态的O2，不可能有自由氧自海洋逸出进入大气圈（Cloud，1973；Francois and Gerard，1986）；②新太古代—古元古代（2.8～2.3 Ga）形成的碎屑沉积成因的晶质铀矿（U2UO7，其中以U+4为主，部分氧化为U+6）和黄铁矿矿床已在世界几个地方发现，而中元古代以后此类矿床就几乎未见，鉴于晶质铀矿与黄铁矿在氧化条件下均不稳定并迅速分解，它们新太古代和古元古代的主要矿床能在砾岩和石英岩中保存，本身就表明当时地表的风化过程未能使铀和铁完全被氧化和分解，这也有助于说明在2.0 Ga 之前大气圈的O2水平很低（Condie，1989）；③红层是3价铁氧化物胶结的碎屑沉积岩。它们一般形成于河流或冲积环境中，其红色胶结物是地表氧化作用的产物（Kolk，1976），因此需要有O2存在于大气圈中，在地质记录中，红层直到大约2.4 Ga前才开始出现，这一事实同样表明太古宙大气圈中O2水平是很低的；④蒸发成因的硫酸盐（石膏和硬石膏）大约自2.0 Ga前才开始大量出现。鉴于它们的沉淀需要海水和大气圈中的自由氧，其出现的时代也支持大气圈的O2水平在古元古代之后发生迅速增长，这一认识与根据红层作出的推断一致；⑤对2.0 Ga 前古风化壳中的古土壤研究的结果表明，花岗岩上的古土壤中铁以3价铁的氧化物形式被保存，在镁铁质岩石风化壳中大量铁自土壤淋失，铁在这两类古土壤中的不同行为能够为前寒武纪大气圈中PO2/PCO2比值提供一种约束，因为在现代的风化条件下花岗岩和镁铁质岩的土壤都是充分氧化的，然而2.0 Ga前的情况则是大气圈O2水平能使花岗岩风化释放的Fe2+全部氧化，但还不足以使玄武岩风化释出的Fe2+全部氧化，表明当时大气圈的O2仍未达到现代的水平（Retallack，et al.，1984；Holland，et al.，1986）。
地球大气圈约在2.0 Ga 前由缺乏自由氧向含自由氧的过渡还得到生物演化方面记录的支持，这将留在后面讨论。近年的研究表明，以前将大气圈在2.0 Ga 之前缺自由氧仅归因于海水中O2与Fe+2的反应以及铁氧化物随条带状铁建造沉淀的认识看来不够全面。新的计算表明，早期海洋中Fe+2的量不足以消耗海水中的全部O2（Towe，1990；Kump and Holland，1992），前寒武纪的海洋中其他还原性离子和离子团的氧化作用也可能起过作用。例如，H2S（S-2）、Mn+2等（Walker and Brimblecombe，1985），其中S-2的氧化使在当时的海水中逐渐积累。只有当所有还原性物质全部被从海洋水中清除时，过剩的 O2才能在海水中聚积，并向大气圈扩散。值得注意的是，红层最早出现的时间大致与条带状铁建造最晚沉积的时间相吻合（有稍稍的重叠）（图9.6），这进一步证明在 O2向大气圈扩散之前大洋中全部还原态的 Fe 已被清除干净（Schlesinger，1997）。
首先进入大气圈的O2很可能立刻卷入了与大气圈还原性气体的反应，以及参与了出露于当时光秃地表的矿物的风化（氧化）作用（Holland，et al.，1989）。当光合作用产生O2的速率超过还原性物质氧化消耗 O2的速率时，氧开始在大气圈中逐渐积累，并逐步达到现今含量为 21%的水平。大气圈氧含量最早可能于志留纪（430 Ma）达到 21%的水平，此后其含量可能在 15%至35%的范围内波动（Berner and Canfield，1989）。什么因素使氧浓度保持在如此稳定的水平呢?Walker（1980）考查了全部能影响大气圈氧的氧化-还原反应后，提出氧的质量平衡取决于O2与沉积岩中有机物质长期净掩埋量之间的反消长关系。如果大气圈O2增长了，就会有更多的有机物质遭受氧化分解，从而阻止O2的进一步增长。
光合作用释放出的O2大概是独一无二、最重要的影响地表地球化学的因素。自由氧在大气圈中的积累已经造成2.0 Ga前至今地表的长期氧化状态。然而由光合作用演化出的全部氧中，只有大约2%还居留在现今的大气圈中；其余的均被掩埋于各种被氧化的沉积物中，包括条带状铁建造和红层（图9.6）。曾在地表被释放的自由氧的总量，当然是按化学计量方式，由地壳中的还原态碳，包括煤、石油和其他生物成因的还原态化合物（诸如，沉积黄铁矿等）的总储量所平衡。沉积岩中有机碳储存量的现今估计值为1.56×1022g（Des Marais et al.，1992），这代表着生物地球化学自生命出现以来累计的净产量。
现代人类在短时期内（相对地质时代的一瞬间）大规模地采掘和燃烧煤、石油等，并大量砍伐森林，造成大量CO2被迅速释放进入大气圈，同时降低了光合作用消耗CO2与产生O2的速率，这就突发性地破坏了上述O2和CO2循环的平衡，使温室气体CO2以自然界相反过程来不及抵消的速度在大气圈中积累起来，从而增强温室效应，使地球变暖。人类这些违犯自然界客观规律的行为，必将引发严重的生存环境危机。

7. 腰英台低渗油藏CO₂驱替特征及优化开采研究

王 锐 吕成远 伦增珉 赵志峰 王海涛
（中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083）
摘 要 腰英台油田是低孔、低渗透油藏，原油含蜡量较高，CO2驱很难达到真正混相。通过该油田长岩心CO2驱替实验，明确了低渗透油藏CO2驱过程中的注采参数变化规律。CO2的注入压力变化较大，呈现出先升后降的趋势，CO2驱属于混相、近混相和非混相的交替变化过程。基于CO2驱提高采收率机理，修正了经典的毛管数理论。结合CO2溶解前后流体高温高压物性实验和不同条件下的长岩心驱替实验，运用该理论评价并优化了腰英台油田低渗透油藏CO2驱的注采参数，确定了该油田CO2驱的临界毛管数区域，并得到了该油田最佳的注入速度和油藏平均压力。
关键词 低渗透 CO2驱 驱替特征 混相 临界毛管数
Study on CO2 Displacement Characteristics and OptimizationMethod for Yaoyingtai Low Permeability Reservoirs
WNAG Rui，LV Chengyuan，LUN Zengmin，ZHAO Zhifeng，WANG Haitao（SINOPEC Exploration ＆ Production Research Institute，Beijing 100083，China）
Abstract Yaoyingtai Oilfield has low porosity and low permeability，wax content is high in crude oil，and miscibility is hard to achieve in CO2 flooding.The characteristics of injection-production parameters were tested through CO2 flooding in long low permeability cores.The results show that the injection pressure of CO2 increases at first and then decreases.CO2 flooding is an alternative process among miscible flooding，near miscible flooding and immiscible flooding.Based on the mechanisms of CO2 flooding，the classical capillary number was revised.Moreover，the theory was applied to evaluate the injection-production parameters of CO2 flooding in Yangyingtai low permeability reservoirs combining PVT parameters before and after CO2 dissolving into crude oil.Eventually，the critical capillary number of CO2 flooding was determined to design optimum injection rate and reservoirs average pressure.
Key words low permeability reservoirs；CO2 flooding；displacement characteristics；miscibility；critical capillary number
大多数气驱过程均被划分为非混相驱和混相驱。非混相过程中，注入气通过与油藏流体的相互作用，使得原油黏度降低、体积膨胀，驱替相与被驱替相的流度比改善，界面张力降低，从而增大了毛管数，降低了残余油饱和度，提高了原油采收率。在混相驱中，注入气与原油间的界面张力为零，毛管数增至无穷大，驱替相与被驱替相间形成混相，驱替效果达到最佳。当地层压力大于最小混相压力时为混相驱，小于最小混相压力时为非混相驱［1］。
气驱过程中是否必须达到混相或非混相的程度或近混相一直是争论的焦点。1986年，Zick首次提出了近混相的概念，并在Shyeh-Yung的长细管实验中得到了验证，即在最小混相压力以下时，CO2驱采收率不会急剧降低［2，3］。Christensen观察到多次接触混相过程中很难区分混相和非混相过程。这就导致实际驱替过程中存在着诸多不确定性，实际油藏中的诸多因素引起的注入性损失或压力保持失败均会导致混相和非混相过程存在波动［4］。Rogers和Grigg认为毛管数中界面张力是最敏感、最容易改变的参数，因此混相驱中降低界面张力是成本相对较低的措施。但是，非混相、近混相、混相驱的界面张力值存在重叠区域。在改善毛管数时，黏滞力也是一个必须考虑的因素。而黏滞力与油藏非均质性、岩石的物理性质、油藏中的窜流等因素紧密相关［5］。Rao认为当混相状态达到时，非水湿油藏中化学物改变油藏润湿性的作用可能没有水湿油藏中混相作用最大化孔隙驱替效率显得重要。计秉玉等考虑了低渗透油藏中压力分布的不均匀性，提出了混相体积系数、半混相体积系数和非混相体积系数的概念，综合考虑了油藏压力分布对CO2驱混相状态的影响［6］。
在油藏条件下，混相与非混相没有严格的界限，仅仅以最小混相压力来评价CO2驱，特别是在低渗透油藏中的驱油效果存在着严重的不足和缺陷。本文针对腰英台油田腰西区块的油藏特征，结合CO2与油藏流体的相态变化规律及界面特性，进行了CO2驱长岩心实验，并运用修正的经典毛管数理论对该油藏CO2驱效果进行了综合评价。
1 腰英台低渗油藏CO2驱替特征
腰英台腰西区块油藏温度为97.53℃，原始地层压力为22.64MPa。地层原油黏度为2.12mPa·s，密度为0.7792g/cm3，属于含蜡量较高的轻质黑油油藏。选取腰英台油田现场岩心6块，用热缩套拼接后装入铅套夹持器中。在油藏温度下，将岩心抽空24h后，直接饱和原油，并在一定回压下进行CO2驱替实验，实验完毕后用石油醚和酒精清洗岩心至产出液清澈为止，重复上述操作，完成不同回压条件下的驱替实验。
1.1 低渗透油藏CO2驱注入压力变化特征
在CO2驱油矿场试验中，观察到一些不用于常规开发方式的生产特征，油藏条件下的生产特征影响因素众多，难以分析压力的变化原因［7～9］。通过低渗透长岩心CO2注入实验，可以观察到注入端驱替压力的变化特征，结果如图1所示。其中，岩心长度为30.4cm，直径为2.54cm，渗透率为4.034×10-3μm2，孔隙度为16.4％。
从图1中可以看出，CO2驱存在一定的启动压力，当驱替压力大于该值后，CO2才能注入岩心中。CO2从注入到产出，其注入压力变化范围为1.0～3.5MPa。CO2驱注入压力变化曲线可分为3个阶段，即压力上升阶段、压力急剧降低阶段、压力稳定阶段。压力上升阶段为CO2与原油两相流动区域，由于毛管力及两相流动阻力，导致注入压力不断升高。压力急剧下降的原因有两种：CO2在原油中的溶解效应造成压力缓慢降低；CO2气体突破使得流动阻力降低。压力稳定阶段为气体完全突破阶段，即产出端气油比较大，此时的压降主要是由于气体流动产生的。

图1 低渗透长岩心CO2驱注入压力变化曲线

1.2 低渗透油藏CO2驱产油特征曲线
通过低渗透长岩心CO2驱替实验，记录并观察CO2驱产油及采收率变化规律，结果如图2所示。

图2 低渗透长岩心CO2驱产油特征曲线

从图2中可知，CO2注入初始阶段，原油产出较少。随着CO2注入量的增大，采油速度缓慢增大。当注入压力达到最大时，采油速度最大。当注入压力急剧降低时，采油速度缓慢下降。当注入气完全突破时，采油速度急剧降低。
通过对低渗透长岩心CO2驱替特征的认识可知，在CO2注入过程中，驱替压力是一个先升后降的动态过程，相应的产油规律也表现出相应的特征。显然，在常规长细管法测得的最小混相压力以上注入CO2，并不能保证驱替过程中或者注采压力的沿程分布在最小混相压力以上，即实际CO2驱替过程中很难达到真正混相，而是混相、近混相和非混相交替变化。因此，本文从这一角度出发，综合考虑了CO2与原油的相互作用，确定了优化评价CO2驱替效果的方法。
2 腰英台低渗油藏CO2驱优化开采方法
2.1 CO2与油藏原油相互作用后的参数变化
CO2注入油藏后，与油藏流体间的相互作用将会使其性质产生较大的变化，进而对原油的产出产生较大影响。通过CO2与原油的高压物性实验，得到了CO2对原油性质的影响规律。
2.1.1 不同压力下原油中CO2的溶解特性
在油藏温度下，通过高温高压PVT系统测量不同压力下的CO2在腰英台原油中溶解规律，结果如图3所示。

图3 单位摩尔原油中溶解气体量与压力的关系

从图3中可知，随着体系压力的增大，CO2在原油中的溶解度增大。在实验压力范围内，通过回归，得到单位摩尔原油中溶解CO2的量与体系压力p的关系式，拟合相关系数为0.995。

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2.1.2 CO2溶解前后的流体黏度比变化
当CO2溶解进入原油后，驱替相与被驱替相的黏度比会产生变化，通过高温高压毛细管黏度计测量得到不同压力下溶解CO2后的黏度比，结果如图4所示。

图4 溶解CO2 前后CO2 与原油教度比变化曲线

从图4中可知，在溶解CO2前后，CO2与原油的黏度比即驱替相与被驱替相之比随着CO2溶解的增大而增大，且当CO2溶解量较大时，两者的黏度比变化变缓。通过回归得到黏度比变化值与单位摩尔原油中溶解的CO2的量的关系式，拟合系数为0.971。

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为溶解CO2后的气液黏度比，μg/μo为溶解CO2前两者的黏度比。
2.1.3 CO2溶解后原油的膨胀系数
随着CO2溶解进入原油中，原油的体积会产生膨胀，这种膨胀作用将有利于原油的产出。通过体积膨胀实验，研究了不同注入比时的原油的体积膨胀系数（图5）。

图5 溶解CO2后的体积膨胀系数变化曲线

由图5可知，随着溶解CO2量的增大，原油的体积膨胀系数也逐步增大。通过回归，得到体积膨胀系数与单位摩尔原油中溶解气量的关系式，拟合系数为0.996。

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式中：β＝Vog/ Vo，Vog为溶解CO2后的原油体积，Vo为未溶解CO2时的原油体积。
2.1.4 CO2与原油间的界面张力变化
CO2注入油藏后，CO2不断抽提原油中的轻质组分，同时CO2不断溶解进入原油中，使得原油与CO2间的界面张力不断降低。通过高温高压界面张力仪进行了腰英台油藏温度下压力对CO2/原油间界面张力的影响实验（图6）。

图6 CO2与原油间的界面张力与体系压力的关系

从图6可知，CO2与原油的界面张力随着体系压力的增大逐步降低。当体系压力较大时，CO2与原油间的界面张力降低幅度变缓，但并没有达到零值。通过回归得到界面张力值与体系压力的关系式，拟合系数0.998。

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式中：σog为CO2与原油间的界面张力；p为体系压力。
2.2 低渗透油藏CO2驱的综合评价方法
CO2注入过程中，在较高压力下，CO2与原油间的界面张力值没有达到零值，且驱替压力是一个动态变化量，随着驱替过程的进行，驱替压力会降低，表明腰英台油田CO2驱很难达到真正混相，其应该是一个混相、近混相和非混相的渐变过程。那么，如何评价CO2驱的综合驱油效果。最初人们研究混相驱的出发点是毛管数的定义，即毛管数中界面张力是最敏感、最容易改变的参数，既可以达到零值，又能增至无穷大。腰英台油田原油与CO2的界面张力值在很高的压力下不为零。因此，应该从最初的毛管数理论来评价CO2驱。本文综合考虑了CO2溶解进入原油前后两个状态下油藏原油物性的变化，并结合不同注入速度和油藏压力下的驱油实验，通过修正的毛管数理论来优化CO2驱的注采参数。
2.2.1 修正毛管数理论
经典的毛管数理论是为了研究水驱或气驱过程中残余油与毛管数之间的关系，毛管数即为黏滞力与毛管力之比，与流体黏度、驱替速度和界面张力有关。气驱提高采收率机理除了与上述因素有关外，还包括气体的溶解膨胀作用、黏度降低作用、界面张力降低作用、黏度比改善作用等。因此，应该综合上述因素，对毛管数进行修正，如下所示：

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式中：v为渗流速度；β为体积膨胀系数；α为黏度比改善系数；n为常数；σog为油气界面张力；θ为气液润湿接触角；μo为注入气体的黏度。
气体溶解进入原油后，体积发生膨胀，促进了原油的产出，即使得原油流动速度增大；原油黏度降低，降低了流动阻力；同时，气油的黏度比改善有利于提高平面波及效率，抑制黏性指进的发生；CO2与原油间的相互作用降低了相间的界面张力。气驱过程中，体积膨胀系数的增大、原油黏度的降低、气油黏度比的改善为驱油的有利因素，油气界面张力为驱油的阻力。根据Habermann关于气驱过程中黏度比对平面波及效率的影响研究，取n＝0.2734［10］。根据实验测得CO2驱过程中的润湿接触角接近0°，故忽略润湿性的变化。
2.2.2 低渗油藏CO2驱实验综合评价
在腰英台低渗长岩心中分别进行了不同注入速度（0.08、0.10、0.15、0.20、0.40、0.80mL/min）和不同油藏压力（7.66、12.05、18.05、22.05、26.05、30.05、34.05MPa）下的CO2驱油实验，通过修正毛管数综合评价并优选注采参数，结果如图7所示。

图7 CO2驱过程中毛管数与残余油饱和度之间的关系

从图7中可以看到，CO2驱毛管数与残余油饱和度的关系可分为两个区域：残余油饱和度快速降低区、残余油饱和度缓慢降低区。在第一个区域中，随着毛管数的缓慢增大，残余油饱和度急剧降低；在第二个区域中，随着毛管数的持续增大，残余油饱和度降低幅度变缓。两个区域交叉的区域为临界毛管数区域，即毛管数在5.0×10-5～6.0×10-5之间。当毛管数超过该区域后，随着毛管数的增大，残余油饱和度降低幅度很小，即增大毛管数对于提高原油采收率作用不大。在临界毛管数区域内，注入速度为0.4mL/min，油藏平均压力在27.2～31.4MPa之间，CO2驱能达到最佳驱油效果。
3 结 论
1）腰英台低渗透油藏CO2驱替过程中，注入压力先升后降，注采参数呈现出相应的变化趋势。基于这种驱替特征，CO2的驱替过程应为混相驱、近混相驱和非混相驱的交替变化过程。
2）CO2溶解前后，油藏流体物性参数变化较大。随着溶解CO2量的增大，气油黏度比逐步改善，原油体积膨胀系数逐步增大。同时，CO2与原油的相互作用使得相间界面张力逐步降低。当体系压力较高时，CO2与原油间的界面张力并没有达到零值。
3）基于CO2驱提高采收率机理，修正了经典毛管数理论。运用该理论优化并评价了该油藏CO2的注采参数，确定了临界毛管数区域为：5.0×10-5～6.0×10-5，即最佳的驱替条件为：注入速度0.4mL/min，油藏平均压力27.2～31.4MPa。
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8. K₂煤层煤中黄铁矿的特征及其可选性预测

摘 要 对四川天府矿务局磨心坡矿 K2煤层( 主采煤层) 煤中硫的主要赋存形式———黄铁矿进行了详细研究，从宏观和微观上揭示了它的粒度、形态、分布、嵌布等特征，并据此对 K2煤层煤中硫的可选性进行了评价。

任德贻煤岩学和煤地球化学论文选辑

一、概述
四川大气污染严重，主要由燃煤引起。西南地区是我国聚煤区中含硫量最高的地区，天府矿区位于四川省东部，矿区内的硫含量达 3% 以上，属高硫煤。因此，国家科委九五攻关项目“粉煤深度脱硫降灰关键技术研究”选择了天府矿区磨心坡选煤厂作为研究对象。
1.煤层特征
K2煤层位于龙潭组第一段(P2l1)下部，结构复杂，含2～4层夹矸，其中厚0.1m左右的两层高岭石夹矸位于煤层下部。煤层稳定，厚2.23～5.80m，平均厚3.88m，全区可采，为本区主采煤层，煤厚变异系数为21.30%，可采性指数1.00，属稳定煤层。
顶板为深灰色含黄铁矿结核泥岩，底板为灰色黏土岩
2.煤岩特征
从宏观上观察，按照相对光泽强度，可划分出4种宏观煤岩类型［1］，即光亮煤、半亮煤、半暗煤和暗淡煤。以半亮煤和光亮煤为主，其次为半暗煤和暗淡煤，并且，从底板到顶板光泽有增强的趋势(图1)。结构以条带状、线理状结构为主，可见透镜状、似均一状结构。

图1 K2煤层煤岩柱状图

显微镜下观察和定量分析结果(表1和表2)表明如下特征:
不同煤岩类型分层的显微组分构成差别较大，但总的规律是:从光亮煤、半亮煤、半暗煤到暗淡煤，镜质组含量降低，惰质组含量增高;本区煤层属焦煤，所以，几乎不见壳质组。
镜质组中以基质镜质体为主，均质镜质体次之，含少量结构镜质体;惰质组一般以丝质体为主，其次是半丝质体及碎屑惰质体，偶见粗粒体和微粒体。全层混合样的镜质组含量为66.1%，半镜质组含量为8.0%，惰质组含量为17.0%。
矿物含量较少，以黏土为主，其次为黄铁矿，还有少量石英和方解石。
3.煤化学特征
表3是钻孔煤心煤样的分析资料，根据我国煤炭灰分分级和硫分分级标准，从表中可以看出，原煤灰分平均为22.76%，属中灰分煤(20.01%～30.00%);硫分平均为3.5%，属高硫煤(>3.00%)。硫含量高，且主要是黄铁矿硫，约占全硫的74%。
表1 K2煤层粉煤光片显微组分定量统计单位:%


表2 K2煤层各分层块煤光片显微组分定量统计单位:%


表3 K2煤层煤的工业分析和硫分分析


二、K2煤层煤中黄铁矿特征
磨心坡矿煤层中硫主要是来自黄铁矿，因此深入研究黄铁矿的赋存特征，可为评价该地区煤层可选性及脱硫工艺提供依据，有效降低煤中硫含量。
1.黄铁矿的宏观形态特征
笔者从宏观上将黄铁矿归纳为以下几种类型:①条带状黄铁矿，黄铁矿条带平行或大致平行层理，由自形晶、他形晶紧密堆积而成，条带之间距离较小，主要分布在暗淡煤分层中;②薄膜状黄铁矿，呈薄膜状附着在镜煤和亮煤的内生裂隙表面，其大小受裂隙面控制;③结核状黄铁矿，呈球形或似球形、纺锤形，大的直径可达10cm，小的仅1mm左右;④浸染状黄铁矿，主要由细粒—中粒自形晶、他形晶组成，较均匀地分布在煤层中，可呈星散状、云雾状集合体;⑤脉状黄铁矿，黄铁矿充填于次生裂隙中形成黄铁矿脉，与层理斜交，沿裂隙延伸;⑥透镜状黄铁矿，由细小的黄铁矿晶粒密集堆积而成呈透镜体。其中以条带状、浸染状黄铁矿居多，其他次之。
2.黄铁矿的显微形态特征
在显微镜下研究，笔者将黄铁矿划分为以下几种显微类型:①晶粒状黄铁矿，黄铁矿晶体为立方体、八面体，晶粒大小一般为5～20μm，有部分为不完整晶形，有些晶粒有次生长大现象;②充填型黄铁矿，黄铁矿充填于丝质体胞腔、结构镜质体细胞间隙或均质镜质体裂纹中，其形态和大小取决于所充填的空间形态和大小，可呈条带状、不规则粒状;③浸染状黄铁矿，颗粒为几个微米的黄铁矿均匀分布于基质镜质体或结构镜质体胞腔中，这部分黄铁矿很难脱除;④莓球状黄铁矿，由黄铁矿微粒组成，呈球形或椭球形，莓球直径一般为10～50μm，一般成群出现;⑤生物结构黄铁矿，黄铁矿呈同心圆状分布。其中晶粒状，浸染状、充填型黄铁矿居多，其他较少。
3.黄铁矿的嵌布特征
通过显微镜观察，可将黄铁矿的嵌布特征归纳为以下几种类型(图2):

图2 黄铁矿的嵌布类型

(1)煤粒(图2(a))中无可见黄铁矿，但含有与有机质结合的硫，这种硫主要来源于成煤植物和泥炭化过程中的微生物作用，目前对这种有机硫尚无经济、技术上可行的办法。
(2)煤粒(图2(b))中含有极细小(小于1μm)的黄铁矿微粒，呈浸染状分布，对这种黄铁矿亦无有效的脱除方法。
(3)煤粒(图2(c))中含有一些散布于煤的显微组分，特别是均质镜质体胞腔中的细粒黄铁矿，若煤的破碎粒度不够细，此类黄铁矿颗粒常存在于洗选精煤中。
(4)煤粒(图2(d))中包裹着较大的黄铁矿颗粒。此种煤粒主要存在于中煤或尾煤中，也可能存在于精煤中，这主要取决于煤粒中黄铁矿的相对含量。
(5)煤粒(图2(e)至(g)中存在着成层分布的黄铁矿或大块黄铁矿结核，它们可以通过物理方法较容易彻底地选除。
4.黄铁矿的粒度分布特征
在显微镜下对K2煤层全层混合样及分层样中黄铁矿的粒度进行了统计，算出了各粒度级别的百分含量。可以看出，<5μm和5～10μm黄铁矿颗粒所占比例较大，给洗选带来了困难。越靠近底板，黄铁矿的含量越高，而且，粒度较小部分所占比例也越大(表4和图3)。
表4 K2煤层煤中黄铁矿粒度分析 单位:μm



图3 K2煤层黄铁矿及其粒纵向变化曲线

5.用煤岩学方法评价煤的可选性
根据煤炭标准MT620-93规定的用样密度组成的煤岩学方法预测煤的可选性［2］，从表5中可知K2煤层可选性较好，靠近底板，相对难选。
表5 据计算出的精煤产率评价煤的可选性


三、结论
煤中黄铁矿的可选性主要取决于黄铁矿的粒度分布、赋存条件和嵌布特征等［3～4］。综上所述，对K2煤层煤中硫的可选性作出如下评价:
(1)K2煤层煤中以黄铁矿硫为主，约占全硫的74%，因此用常规的物理脱硫方法降低全硫含量是可能的。
(2)黄铁矿的粒度分布、赋存特征方面，从分层粉样的黄铁矿粒度分析中可以看出，粒度较细的黄铁矿颗粒所占比例较大，且多是浸染状黄铁矿，因此这部分黄铁矿用常规脱硫方法降硫较困难，但这部分黄铁矿主要集中在下部分层中，可考虑用分采、分运方法，同时可考虑用高梯度磁选等方法脱除细粒黄铁矿。
(3)黄铁矿的嵌布特征方面，图2中(e)、(f)、(g)类型的煤粒占有一定比例，也有利于黄铁矿的物理脱除。
参 考 文 献
［1］ 杨起，韩德馨 . 中国煤田地质学( 上册) . 北京: 煤炭工业出版社，1979
［2］ 韩德馨 . 中国煤岩学 . 徐州: 中国矿业大学出版社，1996
［3］ 张强 . 选矿概论 . 北京: 冶金工业出版社，1984
［4］ 张亚云 . 应用煤岩学基础 . 北京: 冶金工业出版社，1990
Characteristics of Pyrites in Coal and Its Prediction of Preparability
Liu Fuhai，Ren Deyi
( Beijing Graduate School，China University of Mining and Technology)
Abstract: The features of size，shape，distriution，embedment and composition of pyrites which are main form of sulphur in coal of K2Coal Seams in Mo Xinpo Mine of Tianfu Mining Area，are described in detail from both microscopic and macroscopic analysis. The preparability of pyrits has also been evaluated.
Key words: coal，pyrite，preparability
( 本文由刘付海、任德贻合著，原载《中国煤田地质》，1998 年第 10 卷第 3 期)