宋 剛，李海英，葉 寧，韓 俊，肖重陽(yáng)，魯子野，李映濤

1.中國(guó)石油化工集團(tuán)有限公司，北京 100728；2.中國(guó)石化 西北油田分公司 勘探開(kāi)發(fā)研究院，烏魯木齊 830011；3.西南石油大學(xué) 地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，成都 610050；4.中國(guó)石化 石油勘探開(kāi)發(fā)研究院，北京 102206

順托果勒低隆起是近10年來(lái)塔里木盆地油氣勘探的熱點(diǎn)地區(qū)[1-2]，沿著塔中Ⅰ號(hào)斷裂帶下盤(pán)從北西至南東平行展布的一組NNE和NE向走滑斷裂帶是區(qū)內(nèi)的重點(diǎn)勘探目標(biāo)[3]。大量地震和鉆井資料證實(shí)，這些NNE和NE向走滑斷裂帶控制了斷控縫洞型儲(chǔ)層和油氣藏的分布[4-8]，研究顯示順北地區(qū)18條主干走滑斷裂帶油氣地質(zhì)儲(chǔ)量約17億噸油當(dāng)量[9]。奧陶系一間房組和鷹山組碳酸鹽巖是工區(qū)內(nèi)主要的含油氣層系，走滑斷裂帶構(gòu)造破裂增容和斷裂流體對(duì)儲(chǔ)集空間的調(diào)整被認(rèn)為是該類(lèi)儲(chǔ)層主要的形成和演化機(jī)制[10-12]。因此，除了針對(duì)斷裂帶內(nèi)儲(chǔ)集空間的刻畫(huà)以外，研究伴隨著斷裂開(kāi)啟和再活動(dòng)的流體活動(dòng)特征也至關(guān)重要[12]。

斷裂流體的來(lái)源和活動(dòng)時(shí)間是斷裂流體研究的主要內(nèi)容，明確來(lái)源和活動(dòng)時(shí)間后，就能夠定性預(yù)測(cè)流體對(duì)儲(chǔ)層的改造形式和改造規(guī)模[13-14]。裂縫充填物(例如方解石、白云石、石英等礦物)記錄了親源流體信息，是研究斷裂流體的良好載體[15-20]。然而，要查明斷裂流體的來(lái)源和活動(dòng)時(shí)間面臨很多困難：(1)同一條裂縫中的充填物可能記錄了多期次的斷裂流體活動(dòng)，常規(guī)的全巖地球化學(xué)手段空間分辨率很難刻畫(huà)多期次流體的特征[21-22]；(2)沉積盆地缺乏良好的定年礦物，而順托果勒地區(qū)NNE和NE向走滑斷裂帶經(jīng)歷了多期構(gòu)造活動(dòng)，存在多次再活化[23-26]，使得常規(guī)手段研究順北地區(qū)斷裂流體活動(dòng)更加困難。

因此，為了克服空間分辨率的問(wèn)題，本研究針對(duì)順托果勒地區(qū)4號(hào)斷裂帶裂縫中的方解石，采用原位微量元素和原位鍶同位素來(lái)刻畫(huà)4號(hào)帶中的斷裂流體特征，并對(duì)該方解石進(jìn)行了U-Pb年齡測(cè)定，約束流體活動(dòng)的時(shí)間，最終確定4號(hào)帶中流體活動(dòng)的類(lèi)型和機(jī)制。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

順托果勒低隆位于塔里木盆地中部、塔中I號(hào)斷裂帶下盤(pán)，北鄰沙雅隆起、南接卡塔克隆起，東西向位于阿瓦提坳陷與滿(mǎn)加爾坳陷之間，是相對(duì)穩(wěn)定的古構(gòu)造單元(圖1a)。順托果勒地區(qū)的走滑斷裂帶經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化，以順北1號(hào)和5號(hào)斷裂帶為界，斷裂帶的演化具有明顯的“東西分區(qū)”的特點(diǎn)[2]。順北4號(hào)帶位于順北5號(hào)帶以東，加里東中期I幕(中奧陶世末)，由于塔里木板塊南緣的古昆侖洋板塊向北東方向俯沖，塔里木盆地受到來(lái)自南西向被動(dòng)的擠壓應(yīng)力，在該擠壓應(yīng)力的作用下，順托果勒地區(qū)形成了大量的NNE向區(qū)域節(jié)理[3,27]。加里東中期Ⅲ幕(晚奧陶世)，塔里木盆地東南緣阿爾金山碰撞造山，順托果勒地區(qū)NNE向區(qū)域節(jié)理發(fā)育為左行走滑斷裂，順北4號(hào)斷裂帶在這個(gè)時(shí)期為左行壓扭斷裂[2]。加里東晚期(中晚志留世)，塔里木盆地北緣的南天山洋處于擴(kuò)張階段，這一階段順北4號(hào)斷裂帶再次活動(dòng)，表現(xiàn)為NNE向的左行張扭斷裂。海西中晚期(石炭—二疊紀(jì))，塔里木盆地南緣進(jìn)入被動(dòng)大陸邊緣時(shí)期[28]，這一階段順北4號(hào)斷裂帶表現(xiàn)為NNE向的左行張扭斷裂。

順托果勒地區(qū)地層發(fā)育比較齊全，在寒武—奧陶紀(jì)順托果勒地區(qū)位于塔里木盆地碳酸鹽臺(tái)地東側(cè)，主要發(fā)育臺(tái)地邊緣、開(kāi)闊臺(tái)地相。寒武—奧陶系研究區(qū)主要以碳酸鹽巖為主(圖1b)，其中，寒武系巖性以白云巖為主，中—下寒武統(tǒng)發(fā)育少量膏巖；奧陶系自下往上可劃分為下奧陶統(tǒng)蓬萊壩組(O1p)，中—下奧陶統(tǒng)鷹山組(O1-2y)，中奧陶統(tǒng)一間房組(O2yj)，上奧陶統(tǒng)恰爾巴克組(O3q)，良里塔格組(O3l)，桑塔木組(O3s)，蓬萊壩組和鷹山組下段以白云巖為主，鷹山組上段和一間房組以顆粒含量較高的灰?guī)r為主，恰爾巴克組以紫紅色灰質(zhì)泥巖為主，而良里塔格組和桑塔木組分別以薄層灰?guī)r和泥灰?guī)r為主[29]。

順北油氣田已發(fā)現(xiàn)的油氣藏主要賦存在中下奧陶統(tǒng)鷹山組(O1-2y)和中奧陶統(tǒng)一間房組(O2yj)，其埋深超過(guò)7 km，為深層—超深層油氣藏，其中順北4號(hào)走滑斷裂帶是新近增儲(chǔ)上產(chǎn)的重要勘探區(qū)域，多口單井均已獲得重大油氣突破。實(shí)際勘探情況顯示，順北4號(hào)走滑斷裂帶儲(chǔ)層發(fā)育情況與該區(qū)其他走滑斷裂帶相似：中—下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖表生巖溶作用欠發(fā)育，主要發(fā)育受大/中型走滑斷裂帶控制的斷控縫洞型儲(chǔ)層(圖1b，圖2)。

2 樣品和實(shí)驗(yàn)方法

本研究針對(duì)部署在順托果勒地區(qū)順北4號(hào)走滑斷裂帶的順北A井、順北B井進(jìn)行了取樣分析，順北A和順北B井的樣品采集位置分別位于鉆井的直井段和水平段(圖2)，巖心樣品中裂縫發(fā)育情況較好，可以代表流體沿?cái)嗔选芽p體系對(duì)圍巖的改造。

圖2 塔里木盆地順北4號(hào)走滑斷裂帶中—下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育模式示意

巖相學(xué)的觀察在西南石油大學(xué)油氣藏地質(zhì)與開(kāi)發(fā)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，其中陰極發(fā)光分析在設(shè)備RELIOTRON Ⅲ上進(jìn)行，其工作電流約為300～500 μA，加速電壓為5～8 kV。此外，基于巖相學(xué)的觀察結(jié)果，針對(duì)裂縫充填的方解石進(jìn)行了原位微區(qū)Sr同位素比值、原位微量元素以及方解石的U-Pb測(cè)年分析。

方解石的原位微區(qū)Sr同位素比值測(cè)試在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用激光剝蝕多接收杯電感耦合等離子體質(zhì)譜(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剝蝕系統(tǒng)為Geolas HD(Coherent，德國(guó))，MC-ICP-MS為Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific，德國(guó))。激光剝蝕系統(tǒng)使用氦氣作為載氣。分析采用單點(diǎn)模式，激光束斑為160 μm，激光剝蝕速率為8～15 Hz，激光能量密度固定在約10.0 J/cm2。Sr同位素儀器質(zhì)量分餾校正通過(guò)指數(shù)法則校正，校正因子利用88Sr/86Sr=8.375 209估算獲得[30]。

方解石的原位微量元素實(shí)驗(yàn)在西南石油大學(xué)碳酸鹽巖沉積—成巖地球化學(xué)實(shí)驗(yàn)室完成。測(cè)試所用的激光剝蝕器型號(hào)為ESI Newwave193 nm ArF納秒準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)和Agilent 7800質(zhì)譜儀，激光束斑為80 μm，頻率為10 Hz。測(cè)試外標(biāo)為USGS MACS-3粉末壓餅，內(nèi)標(biāo)為測(cè)試組構(gòu)中的Ca，微量元素誤差小于10%。微量元素計(jì)算通過(guò)Iolite 4完成，流程見(jiàn)參考文獻(xiàn)[31]。

方解石U-Pb定年樣品的測(cè)試前處理過(guò)程為環(huán)氧樹(shù)脂澆鑄制靶(直徑為2.5 cm)、拋光后用MQ刷洗樣靶正面+超聲波清洗30 min，重復(fù)至少兩次，晾干或吹干。其后，激光剝蝕鈾鉛定年分析采用RESOlution激光剝蝕系統(tǒng)和Thermo Fisher iCAP RQ電感耦合等離子質(zhì)譜儀測(cè)定，所用標(biāo)樣來(lái)自塔里木盆地阿克蘇地區(qū)肖爾布拉克組的實(shí)驗(yàn)室內(nèi)部標(biāo)樣AHX-1D(年齡為(238.2±1.3) Ma)進(jìn)行校準(zhǔn)，分析流程與標(biāo)樣分析詳見(jiàn)參考文獻(xiàn)[32]。

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果及解釋

3.1 巖石學(xué)特征及成巖共生序列

位于4號(hào)走滑斷裂帶圍巖區(qū)(A井)和近斷裂帶內(nèi)部(B井)的實(shí)際鉆井揭示(圖2)，在一間房組的泥晶灰?guī)r中裂縫和孔洞較發(fā)育，但大多被方解石及少量鞍形白云石、石英所充填。其中，近層面或沿高角度裂縫邊緣分布的方解石(C1)為粒狀晶體，晶體大小介于50～200 μm(圖3a-d)，陰極射線下具有橙色的發(fā)光性(圖3c)；高角度裂縫通常被全充填或半充填(圖3d，e)，其主要的充填物為方解石(C2)，呈塊狀，其大小幾乎都超過(guò)500 μm(圖3f，h)，甚至可達(dá)數(shù)毫米，陰極射線下具有中等橙黃色的發(fā)光性(圖3g，i)；此外，部分裂縫中，C1和C2之后的殘余空間中還分布有鞍形白云石(SD)以及粒狀石英礦物(Qz)(圖3f)，分別具有中亮橙紅光和不發(fā)光的陰極發(fā)光性(圖3g)?？锥粗谐涮畹姆浇馐?VC)呈塊狀，晶體尺寸大于500 μm。

從巖心中可見(jiàn)上述裂縫均被順層縫合線切割(圖3a，d)，說(shuō)明C1、C2、SD和Qz的形成時(shí)間可能早于縫合線，而孔洞中充填的巨晶方解石(VC)切割了縫合線(圖3a)，表明VC的形成時(shí)間晚于縫合線。

圖3 塔里木盆地順北4號(hào)走滑斷裂帶中—下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖縫洞充填物特征

基于這些巖石學(xué)觀察，可以確定縫合線形成之前的早成巖作用包括破裂作用、方解石(C1和C2)的膠結(jié)作用、鞍形白云石(SD)和石英(QZ)膠結(jié)，晚成巖作用包括發(fā)生破裂/溶蝕作用以及孔洞中方解石(VC)的充填作用。故成巖序列可確定為C1→C2→SD→QZ→縫合線→VC(圖4)。

圖4 塔里木盆地順北4號(hào)走滑斷裂帶中下奧陶統(tǒng)成巖演化序列示意

3.2 原位鍶同位素和稀土元素

本研究針對(duì)順北4號(hào)斷裂帶取心段中5塊樣品的方解石C2進(jìn)行了原位鍶同位素測(cè)試，總計(jì)16個(gè)剝蝕點(diǎn)，其測(cè)試結(jié)果顯示87Sr/86Sr值介于0.708 498～0.709 177，平均值為0.708 990(表1)。

表1 塔里木盆地順北4號(hào)帶方解石C2的原位87Sr/86Sr比值

本研究還針對(duì)順北4號(hào)斷裂帶取心段中4塊樣品的方解石C2進(jìn)行了原位微量元素測(cè)試，共計(jì)12個(gè)剝蝕點(diǎn)(表2)。12個(gè)測(cè)試點(diǎn)的Al含量為(0.003～9.576)×10-6(平均1.156×10-6)，Sc含量為(0.017～0.550)×10-6(平均0.142×10-6)，Mn含量為(59.0～125.2)×10-6(平均112.8×10-6)，Sr含量為(105.4～599.3)×10-6(平均343.8×10-6)，Ba含量為(0.025～0.341)×10-6(平均0.164×10-6)。REE含量(∑REE)為(0.04～14.84)×10-6(平均值3.58×10-6)，Y/Ho值為30.0～87.2(平均值50.0)，Eu異常為1.34～8.39，Ce異常為0.58～1.05，其配型見(jiàn)圖5。

圖5 塔里木盆地順北地區(qū)中下奧陶統(tǒng)裂縫方解石充填物的原位稀土元素配型PAAS為澳大利亞太古宇后平均頁(yè)巖成分中的稀土元素。

所有樣品的Al和Sc含量均較低，可以排除樣品受到陸源碎屑混染的情況[33]；此外，所有樣品的Ba含量均較低，可以排除Eu的測(cè)試受到Ba影響的情況。因此，樣品獲得的稀土元素信號(hào)能帶代表方解石本身的稀土元素分布特征。

3.3 方解石U-Pb定年

針對(duì)兩件方解石樣品中的C2進(jìn)行了U-Pb定年。樣品SHB42-1共剝蝕了80個(gè)點(diǎn)，238U含量為(0.002～0.111)×10-6，總Pb含量為(0.026～0.424)×10-6，獲得的等時(shí)線年齡為(433±17) Ma，對(duì)應(yīng)于中奧陶世—早泥盆世(圖6a)。樣品SHB42-3共剝蝕了79個(gè)點(diǎn)，238U含量為(0.001～0.376)×10-6，總Pb含量為(0.004～0.520)×10-6，獲得的等時(shí)線年齡為(449±15) Ma，對(duì)應(yīng)于中奧陶世—早志留世(圖6b)。

圖6 塔里木盆地順北4號(hào)走滑斷裂帶中—下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖裂縫充填物的U-Pb定年結(jié)果圖中綠色數(shù)值為協(xié)和線的數(shù)學(xué)理論值。

4 討論

4.1 流體特征

稀土元素和鍶同位素是常用的沉積盆地碳酸鹽巖中流體的示蹤手段，本研究針對(duì)順北4號(hào)帶裂縫方解石C2進(jìn)行了原位鍶同位素和稀土元素分析，能夠幫助我們刻畫(huà)斷裂帶內(nèi)流體的特征。

原位稀土元素結(jié)果所展示的∑REE變化較大，在(0.03～14.84)×10-6之間，這可能與流體受?chē)鷰r改造的程度相關(guān)。但是，所有樣品均表現(xiàn)出3個(gè)重要的特征：Ce負(fù)異常(0.58～1.05)、Eu正異常(1.34～8.39)和高Y/Ho比值。

Eu是討論比較充分的一種變價(jià)稀土元素，具有Eu2+和Eu3+兩種離子形態(tài)[34-35]。在高溫(大約大于250 ℃)還原環(huán)境中，Eu3+被還原成Eu2+，由于Eu3+更容易被吸附且EuCl+在流體中穩(wěn)定性更強(qiáng)[36]，導(dǎo)致流體中Eu相對(duì)于其他REE富集。然而，由于Eu2+離子半徑大于Ca2+，因此，碳酸鹽礦物中出現(xiàn)Eu正異常說(shuō)明Eu是以Eu3+的形式存在的[35]?？偟膩?lái)說(shuō)，C2方解石中的Eu正異常說(shuō)明C2在從流體沉淀之前，流體經(jīng)歷過(guò)較高的溫度(大約大于250 ℃)，而C2沉淀時(shí)，流體溫度相對(duì)較低(大約小于250 ℃)[34,36]。

Ce同樣是一種變價(jià)稀土元素，具有Ce3+和Ce4+兩種離子形態(tài)。海水中，Ce3+被氧化成Ce4+，Ce4+更容易被錳鐵氧化物吸附，導(dǎo)致海水中Ce相對(duì)其他REE虧損，因此，海相碳酸鹽礦物中常出現(xiàn)Ce負(fù)異常[37]。然而，Eu正異常的存在說(shuō)明流體的溫度可能較高，在這種流體環(huán)境下，Ce3+被氧化成Ce4+所需要的氧逸度非常高，因此，C2方解石中出現(xiàn)的Ce負(fù)異常不太可能是流體中Ce發(fā)生分餾造成的，而更可能是流體繼承了源巖(或者流體淋濾過(guò)的巖層)的Ce負(fù)異常[38]。在海相碳酸鹽巖中最可能具有Ce負(fù)異常的源巖即為海相碳酸鹽巖本身，因此，Ce方解石中出現(xiàn)的Ce負(fù)異?？赡軄?lái)源于圍巖。

高Y/Ho比值可能有兩種情況：(1)流體中Cl-和F-作為REE搬運(yùn)的主要配體，導(dǎo)致Y相對(duì)于Ho富集[39]；(2)流體繼承了源巖(或者流體淋濾過(guò)的巖層)的高Y/Ho比值。Cl-和F-作為REE搬運(yùn)的主要配體需要流體具有較低的pH值(<6，酸性環(huán)境)[40]，碳酸鹽巖中顯然不可能存在pH值小于6的酸性流體長(zhǎng)距離運(yùn)移[41]。因此，C2方解石中較高的Y/Ho比值更可能是由于流體繼承了源巖(或者流體淋濾過(guò)的巖層)的高Y/Ho比值，而海相碳酸鹽巖中具有高Y/Ho比值的源巖即為海相碳酸鹽巖本身[42]。

同樣，C2方解石的87Sr/86Sr比值(0.708 498～0.709 177)與MCARTHUR等[43]報(bào)道的寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)海水的87Sr/86Sr比值(0.707 8～0.709 0)相當(dāng)，也與ZHU等[44]報(bào)道的塔里木盆地奧陶系灰?guī)r的87Sr/86Sr比值(0.708 150～0.709 104)相當(dāng)，說(shuō)明流體沒(méi)有顯著的淋濾富含長(zhǎng)英質(zhì)的巖層，或者流體已經(jīng)與碳酸鹽巖發(fā)生了充分的反應(yīng)。

綜上所述，C2方解石的87Sr/86Sr比值、Ce負(fù)異常和高Y/Ho比值說(shuō)明流體充分繼承了碳酸鹽巖圍巖的特征，而Eu正異常則說(shuō)明C2方解石在沉淀之前流體經(jīng)歷了較高的溫度。

4.2 流體活動(dòng)時(shí)間及流體活動(dòng)機(jī)制

通過(guò)對(duì)兩塊樣品方解石C2的U-Pb定年獲得的年齡分別為(433±17) Ma和(449±15) Ma，對(duì)應(yīng)于中奧陶世—早志留世，也即塔里木盆地的加里東中期Ⅰ幕和Ⅲ幕運(yùn)動(dòng)。這一時(shí)期，塔里木板塊南緣的古昆侖洋板塊向北東方向俯沖以及塔里木盆地東南緣阿爾金山碰撞造山，使得研究區(qū)內(nèi)整體處于擠壓背景。因此，順北4號(hào)帶裂縫方解石C2記錄的很可能是擠壓背景下的斷裂流體活動(dòng)，并且方解石C2的REE特征和配型也與前人報(bào)道的擠壓背景下的熱液礦物的REE特征相似[38,45]。

加里東中期Ⅰ幕運(yùn)動(dòng)(中奧陶世末)，塔里木板塊南緣的古昆侖洋板塊向北東方向俯沖，導(dǎo)致研究區(qū)內(nèi)受到擠壓，塔中Ⅰ號(hào)斷裂帶開(kāi)始形成西高東低的格局。最新的研究成果顯示，這一時(shí)期順托果勒地區(qū)只是形成了區(qū)域性節(jié)理[2-3]。而在塔里木盆地東南部，中寒武世—奧陶紀(jì)阿爾金山發(fā)生強(qiáng)烈俯沖，阿爾金洋盆閉合的時(shí)間大約為奧陶紀(jì)—志留紀(jì)[46]。這一時(shí)期，塔里木盆地東南部的強(qiáng)烈俯沖和洋盆閉合造成了自南東向北西方向的強(qiáng)烈擠壓應(yīng)力，這種區(qū)域擠壓應(yīng)力是塔中及順托果勒地區(qū)走滑斷裂體系的主要形成因素[2]，因此，順北4號(hào)斷裂帶C2方解石記錄的更可能是加里東中期Ⅲ幕運(yùn)動(dòng)的斷裂流體活動(dòng)。

擠壓背景下的斷裂流體活動(dòng)是一種研究程度相對(duì)較高的斷裂流體活動(dòng)模式，例如加拿大的科迪勒拉造山帶、意大利的亞平寧造山帶、美國(guó)的阿帕拉契亞造山帶等[47-49]。擠壓背景下，深層鹵水和下滲淡水分別在擠壓超壓和水頭的驅(qū)動(dòng)下從造山帶向盆地內(nèi)運(yùn)移，而前人估計(jì)的這類(lèi)流體的顯著影響碳酸鹽巖的范圍大約為100～200 km[47]。順北4號(hào)斷裂帶距塔里木盆地東南緣車(chē)爾臣斷裂和阿爾金造山帶均超過(guò)200 km，順北4號(hào)斷裂帶遠(yuǎn)離造山帶。此外，我們的研究顯示裂縫方解石C2的樣品分別來(lái)自走滑斷裂帶圍巖區(qū)(A井)和近斷裂帶內(nèi)部(B井)(圖2)，但其巖石學(xué)特征較為一致(圖3)，并且這些方解石都表現(xiàn)出了充分繼承碳酸鹽巖圍巖的地球化學(xué)特征，說(shuō)明流體由斷裂帶內(nèi)部向圍巖區(qū)運(yùn)移之前可能已經(jīng)與碳酸鹽巖發(fā)生了充分的反應(yīng)。因此，方解石C2的地球化學(xué)信號(hào)記錄了加里東中期Ⅲ幕阿爾金造山帶擠壓造山時(shí)期的遠(yuǎn)端斷裂流體活動(dòng)，由走滑斷裂活動(dòng)形成的裂縫體系及縫洞型儲(chǔ)集體為這些流體提供了運(yùn)移的通道和持續(xù)性水—巖反應(yīng)的場(chǎng)所(圖7)。

圖7 擠壓背景下斷裂流體活動(dòng)示意

5 結(jié)論

(1)通過(guò)對(duì)塔里木盆地順托果勒地區(qū)順北4號(hào)斷裂帶裂縫方解石C2的原位微量元素和原位鍶同位素的研究，發(fā)現(xiàn)方解石C2的87Sr/86Sr比值與寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)海水的87Sr/86Sr比值相當(dāng)，稀土元素表現(xiàn)出Ce負(fù)異常、Eu正異常和高Y/Ho比值的特征，這些特征顯示方解石C2記錄的斷裂流體經(jīng)歷了較高的溫度，并充分繼承了碳酸鹽巖圍巖的特征。

(2)順托果勒地區(qū)順北4號(hào)斷裂帶順北42井兩塊樣品中C2方解石的U-Pb測(cè)年結(jié)果分別為(433±17) Ma和(449±15) Ma，對(duì)應(yīng)于中奧陶世—早志留世的加里東中期Ⅰ幕和Ⅲ幕運(yùn)動(dòng)。由于加里東中期Ⅰ幕運(yùn)動(dòng)研究區(qū)內(nèi)構(gòu)造變形較弱，因此認(rèn)為方解石C2記錄了加里東中期Ⅲ幕阿爾金造山帶擠壓造山時(shí)期的遠(yuǎn)端斷裂流體活動(dòng)。