塔里木盆地早寒武世風化—熱液耦合過程及其地質意義

何濤華，李文浩，楊二強，盧雙舫，潘文慶，張寶收，應俊鋒，朱鵬飛，王秀哲

(1.中國石油大學(華東)深層油氣重點實驗室，山東 青島 266580； 2.中國石油大學(華東)地球科學與技術學院，山東 青島 266580； 3.中國石油塔里木油田分公司 勘探開發(fā)研究院，新疆 庫爾勒 841000)

0 引言

塔北輪探1井在8.2 km埋深處獲得高產油氣流(產油133.46 m3/d，產氣4.87×104m3/d)，再次印證塔里木盆地是一個具有豐富深層—超深層油氣資源的含油氣盆地，也是中國唯一大規(guī)模生產海相原油的克拉通盆地[1-5]。塔里木盆地下古生界海相原油主要來自寒武系—下奧陶統(C-—O1)和中上奧陶統(O2-3)兩套烴源巖[4,6-10]，但未明確烴源巖的具體來源或發(fā)育環(huán)境，并非C-—O1和O2-3都能成為烴源巖，如廣泛發(fā)育的下寒武統白云巖、中寒武統膏鹽巖和中上奧陶統灰?guī)r難以達到烴源巖標準[11-12]。根據250口探井的C-—O1烴源巖資料，采用BasinMod軟件計算不同地質歷史時期烴源巖的成熟度，加里東運動期C-—O1烴源巖成熟度達到過成熟階段(Ro>2.0%)，不再具有生油的可能；志留紀之后，構造活動頻繁，導致C-—O1烴源巖早期生成的原油幾乎全部遭到破壞，其中志留系大面積分布的瀝青砂顯示下古生界生成的原油至少損失133億t[8,13]。此外，O2-3烴源巖總有機碳質量分數普遍較低(w(TOC)<0.5%)，雖然也存在部分總有機碳質量分數較高的O2-3烴源巖，但這類烴源巖累計厚度有限且分布范圍小，不足以形成大規(guī)模有效烴源巖，如塔西北地區(qū)的O2-3薩爾干組黑色頁巖(厚度為6.0～13.4 m)、塔中地區(qū)和北部坳陷的中奧陶統一間房組暗色泥巖(厚度小于10.0 m)，以及塔北、塔中和巴楚地區(qū)的上奧陶統良里塔格組富有機質泥質灰?guī)r(厚度小于25.0 m)[6,8,14]。因此，明確研究區(qū)主力烴源巖及其發(fā)育環(huán)境，對研究區(qū)下一步油氣勘探開發(fā)具有理論和現實意義。

探井和野外露頭剖面數量的增加，以及探井深度的擴大(輪探1井完鉆于8 884.0 m)表明，塔西北阿克蘇地區(qū)下寒武統玉爾吐斯組(C-1y)烴源巖有機質成熟度相對較低，塔西北、塔北和塔東地區(qū)也有該地層的存在。地震解釋表明，該地層幾乎分布于整個盆地，厚度最高為100.0 m；總有機碳質量分數極高(w(TOC)>5.0 %)，烴源巖厚度普遍大于20.0 m。此外，塔中、塔北重大油氣田主要分布于該套烴源巖周緣，推斷烴源巖是研究區(qū)豐富海相油氣資源的主要貢獻者[3,5,8,11]。人們對該套烴源巖的發(fā)育機制存在較大爭議，如塔西北露頭C-1y被認為沉積于局限淺水陸棚、開闊陸棚、潮間—潮下帶至外緩坡中下部或深水盆地等環(huán)境[15-18]，而井下C-1y被認為發(fā)育于半局限—局限蒸發(fā)臺地、潮坪或濱岸等環(huán)境[19-20]。這些結果影響塔里木盆地下古生界富有機質烴源巖的分布預測及深層油氣勘探。

早寒武世處于全球氣候由冰室氣候向溫室氣候轉變過渡時期，風化作用逐漸增強，受冰川融化的影響，全球海平面上升；同時，海底火山/熱液活動強烈[21]。其中，陸源風化和海底火山/熱液活動是海洋生物營養(yǎng)元素的重要來源，是生烴母質相關生物勃發(fā)的物質基礎，促進富有機質烴源巖的形成[21-23]。以塔里木盆地西北地區(qū)的什艾日克(SARK)剖面和肖爾布拉克(XEBLK)剖面C-1y為研究對象，利用總有機碳、熱解、干酪根碳同位素、主量元素、微量元素、稀土元素及硅同位素等測試分析，研究塔里木盆地早寒武世風化作用、熱液活動及其對有機質富集的影響，探討C-1y優(yōu)質烴源巖有機質富集規(guī)律，建立風化—熱液耦合作用下的有機質富集模式，為塔里木盆地深層油氣勘探提供參考；此外，風化—熱液耦合模式可對無機礦產資源(磷礦、鋇礦等)勘探、早寒武世生命演化研究提供思路。

1 區(qū)域地質概況

塔里木盆地位于中國西北部，面積為5.6×105km2，古生界海相組合埋深大，主要埋深為6～12 km。塔里木板塊形成于晚元古宙，于早震旦紀發(fā)生裂解；柯坪地區(qū)隆起抬升，造成寒武系與埃迪卡拉系之間存在沉積間斷。隨早古生代地殼拉伸作用加強，南天山洋開始裂陷，阿克蘇及塔北地區(qū)開始下沉，C-1y沉積時期發(fā)生大規(guī)模海侵，形成一套厚度為20.0～40.0 m的海相地層，柯坪地區(qū)SARK剖面露頭、塔北的星火1、旗探1及輪探1井揭示地層的存在[3,24]。臺盆區(qū)海相地層分布較廣，自下而上主要發(fā)育下寒武統玉爾吐斯組(C-1y)、肖爾布拉克組(C-1x)、吾松格爾組(C-1w)，中寒武統沙依里克組(C-2s)、阿瓦塔格組(C-2a)，上寒武統丘里塔格組(C-3q)，中下奧陶統蓬萊壩組(O1p)、鷹山組(O1-2y)、一間房組(O2yj)，上奧陶統恰爾巴克組(O3q)、良里塔格組(O3l)、桑塔木組(O3s)。其中，C-1y在塔東地區(qū)被命名為西山布拉克組，O1-2y和O2yj在塔東地區(qū)被命名為黑土凹組，O2yj和O3q在塔西北地區(qū)被命名為薩爾干組。

受新元古代“柯坪運動”的影響，區(qū)域性地殼上升運動造成上震旦統奇格布拉克組頂部遭受不同程度剝蝕，剝蝕幅度自西向東加大，反映C-1y發(fā)育時期的古地貌呈東高西低趨勢，柯坪地區(qū)東部為C-1y發(fā)育時期的風化物源方向[8]。塔里木盆地震旦紀—寒武紀玄武巖在盆地東北緣和西北緣廣泛出露，后期發(fā)育三次大規(guī)模地質熱事件(奧陶紀、二疊紀和白堊紀)。此外，寒武系在塔北、塔中、巴楚和塔東地區(qū)出現熱液活動的痕跡，反映C-1y沉積時期可能受到下伏巖漿房產生的熱液影響[2]。為綜合研究風化—熱液對C-1y烴源巖有機質富集的影響，剖面選定在典型風化—熱液疊合的塔里木盆地西北緣阿克蘇地區(qū)(見圖1)。該地區(qū)野外露頭顯示，C-1y巖性組合自下而上可分為三段，即底部的硅質頁巖系，頻繁夾雜薄層頁巖、磷結核與重晶石；中部的黑色頁巖，夾薄層硅質頁巖與一層灰?guī)r；頂部主要為白云巖。

2 樣品采集與實驗

C-1y在塔西北阿克蘇地區(qū)出露完整，研究樣品主要采自阿克蘇地區(qū)西南部30 km處的XEBLK剖面和SARK剖面(見圖1)，在連續(xù)厚度不足16.0 m的C-1y黑色頁巖系剖面共整理42個樣品(見圖1)。所采樣品為受現代風化溶蝕作用影響較弱的新鮮巖樣，并用瑪瑙研缽研磨至80和200目粉末，以備TOC、熱解、干酪根碳同位素、主量元素、微量元素及稀土元素測試分析。由于樣品類型多樣、空間覆蓋均勻、測試方法齊全，分析主要以測試結果為主，在連續(xù)剖面綜合分析時結合收集資料進行驗證。用于實驗的23個樣品包括SARK剖面C-1y中部的黑色頁巖及薄夾層硅質頁巖(BS)樣品12塊、底部的厚層硅質頁巖(SR)6塊，XEBLK剖面C-1y底部的SR樣品5塊。實驗過程包括：

圖1 塔西北地質概況及取樣位置(據文獻[22]修改)

(1)TOC測試。首先采用體積分數為10%的HCl處理實驗樣品，去除無機碳；然后用LECO CS-600碳硫分析儀進行檢測。

(2)熱解實驗。取烘干的80目粉末樣品100 mg，置于Rock-Eval VI分析儀進行檢測，獲取相應熱解參數。

(3)采用玻片法分析主量元素。首先，將500 mg烘干的200目巖石樣品粉末置于溫度為1 000 ℃的馬沸爐高溫煅燒12 h，除去有機質和殘留的水分；然后，稱取殘樣質量并計算燒失量，再將殘余樣品與8倍于殘余樣品質量的四硼酸鋰均勻混合，并倒入溫度為1 100 ℃的鉑金坩堝中高溫煅燒至熔融，制成玻璃片；最后，在Thermo fisher ARL 9900 X線熒光光譜儀上進行檢測。

(4)采用酸溶法分析微量元素。首先，將50 mg干燥粉末樣品(200目)與1.0 mL HF置于Teflon罐中混合，在溫度為120 ℃的熱板上加熱至濕鹽態(tài)，以除去大部分Si；然后，添加1.5 mL體積分數為100%的HF與1.0 mL體積分數為100%的HNO3，置于溫度為190 ℃的爐中烘烤72 h，再添加1.0 mL體積分數為100%的HNO3并轉移到溫度為160 ℃的熱板上加熱至濕鹽態(tài)，去除殘樣中的過剩Si；之后，添加3.0 mL體積分數為30%的稀HNO3，并置于溫度為120 ℃的熱板上加熱12 h，待Teflon罐冷卻后添加足夠的去離子水稀釋定容至50 mL，以備測試用；最后，用Aurora M90儀器測試微量元素。

(5)稀土元素測試。主要采用ELEMENT XR等離子體質譜儀(ICP-MS)進行測試。

(6)干酪根碳同位素。首先，將80 g干燥粉末樣品(>80目)用索氏抽提抽72 h；然后，將抽提的樣品用體積分數為100%的HCl和HF處理，分別去除樣品中的碳酸鹽和硅酸鹽；之后，用去離子水清洗至中性(pH≈7.0)，得到干酪根粉末；最后，用EA-MAT 253 PLUS聯用儀檢測干酪根碳同位素，檢測誤差小于5%。

此外，選取TOC質量分數較高的2塊頁巖和2塊硅質頁巖，以及來自塔中、塔北和塔西南的3個典型油樣(分別來自塔中12、英買2和瑪4井)，進行芳基類異戊二烯烴的測試和鑒定，測試過程見文獻[22]。該化合物系列特征離子為m/z=133，隨碳數的增加，m/z=134離子強度相對增加，且C10～C31系列碳數中C12、C17、C23、C28出現相對豐度低值，指示烷基側鏈具有類異戊二烯烴的骨架結構特征。

3 結果與討論

3.1 生烴潛力

TOC、有機質類型、成熟度，氯仿瀝青“A”、氫指數及生烴潛量(S1+S2)等地球化學指標可以有效指示烴源巖的生烴潛力[25-26]。對于高—過成熟的古老烴源巖，由于發(fā)生大量生、排烴，造成烴源巖內富氫組分大量損失，使部分地球化學指標失去指示生烴潛力的功能，尤其是氯仿瀝青“A”、氫指數和生烴潛量(S1+S2)明顯降低。TOC質量分數在生、排烴過程中變化相對較小，在高—過成熟階段仍能反映烴源巖的古生烴潛力[27-28]。因此，主要根據TOC、有機質類型和成熟度探討研究區(qū)烴源巖的生烴潛力。

XEBLK剖面SR的TOC質量分數普遍偏低，主要分布在0.01%～0.50%之間，平均為0.23%，為非烴源巖級別；同時期發(fā)育的鄰近SARK剖面SR的TOC質量分數相對較高，主要分布在0.93%～3.37%，平均為1.65%，為好烴源巖級別。SARK剖面BS的TOC質量分數普遍較高，主要分布在6.55%～13.17%之間，平均為9.89%，為非常好的烴源巖(見圖2)。這種明顯的有機質富集差異可能與沉積時期海洋古生產力和保存條件密切相關。

圖2 C-1y黑色頁巖系生烴潛力

干酪根碳同位素測試結果較輕，變化范圍為-36.67‰～-34.77‰，平均為-35.57‰，有機質類型為Ⅰ型，可能與較高的古生產力有關；因為浮游植物在光合作用過程中優(yōu)先俘獲富含12C的無機碳并將其轉化成自身有機質，生物死亡后殘留有機質碳同位素較輕[29]。

裂解烴S2潛量較低，普遍低于0.50 mg/g，使熱解峰溫Tmax偏高，最高為560 ℃，平均為493 ℃，指示Tmax不適合表征成熟度。采用相對可靠的瀝青質反射率轉化的等效成熟度(EqRo)，探討研究區(qū)烴源巖的成熟度。塔西北C-1y烴源巖EqRo約為1.3%，表明成熟度處于成熟—高成熟階段，而非過成熟階段，與文獻[30]C-1y烴源巖(星火1井)EqRo約為1.5%一致，表明該地層至今處于生烴階段(EqRo=0.7%～2.0%)。現今生烴潛量(S1+S2)普遍較低，分布在0.01～2.52 mg/g之間，平均為0.38 mg/g，可能與較強的生、排烴過程有關。此外，塔北最新探井(輪探1井)揭示，埋深約為8.7 km的C-1y烴源巖連續(xù)厚度約為26.0 m[3]，其EqRo約為1.7%。

塔西北及塔北的C-1y發(fā)育一套富有機質烴源巖，有機質豐度高，類型好，分布面積廣，厚度大，已經歷大量生、排烴階段，是研究區(qū)豐富的重要油氣資源。

3.2 風化作用

3.2.1 強度表征

目前，用于表征風化作用強度的指標有帕克風化指數(WIP)[31]、化學蝕變指數(CIA)[32]、斜長石蝕變指數(PIA)[33]、鎂質指數(MgI)[34]和鎂質蝕變指數(MIA)等[35]。各參數有自身應用條件，一般不建議同時使用，如WIP主要用來表征硅酸鹽巖的風化程度，MIA主要用來表征玄武巖的風化程度，MgI主要用來評價鎂鐵質巖石中含Mg礦物的風化程度。主量元素測試結果表明，沉積物硅質質量分數普遍較高(w(SiO2)≈90%)，WIP是探討目的層風化作用的最佳選擇[31]。此外，由于Ti元素主要來自陸源，在重礦物中相對富集，通常以風成路徑(aeolian pathways)輸入海洋，由此建立的陸源碎屑輸入指數(TI)也能反映物理風化作用強度[36-37]。

相對較高的WIP指示相對較強的物理風化作用，往往伴隨陸源風成輸入較高[31]；相對較低的WIP指示意義相反。XEBLK剖面SR的WIP主要分布在0.79%～4.69%之間，平均為2.67%；SARK剖面SR的WIP主要分布在2.29%～3.23%之間，平均為2.61%；SARK剖面BS的WIP主要分布在24.33%～50.68%之間，平均為34.94%，表明SR發(fā)育時期的物理風化作用強度比BS發(fā)育時期的更弱。與此類似，研究區(qū)頁巖TI分布與WIP分布一致，SR發(fā)育時期TI普遍偏低，分布在1.00%～7.00%之間，平均為3.22%；BS發(fā)育時期TI主要分布在18.60%～25.89%之間，平均為22.39%，表明研究區(qū)黑色頁巖系沉積時期物理風化作用相對較強。

3.2.2 物質基礎

根據C-1y黑色頁巖系地球化學特征(見圖3)，WIP與Fe元素的質量分數之間具有明顯的正相關關系(見圖3(a))，且總鐵質量分數普遍低于澳大利亞太古代頁巖(PAAS)及上地殼(UCC)的標準質量分數(5.00%～7.22%)[37]，指示該元素質量分數可能主要受陸源輸入的影響，而不是受熱液的控制。Fe是海洋浮游生物生長必不可缺的元素，尤其在浮游植物光合作用、呼吸作用、蛋白質合成等新陳代謝過程中具有不可替代的作用，因此Fe元素的供應控制大部分海域的生物產率[22,38]。研究區(qū)Fe元素的輸入，促進表層水體Fe元素的富集及浮游生物的大量繁殖，為沉積物中有機質的富集提供良好的物質基礎(見圖3(c))。大量陸源輸入稀釋古生產力，導致沉積物有機質偏低[39]；研究區(qū)陸源輸入的相對增加有利于有機質的富集(見圖3(d))，原因是陸源碎屑為水體中溶解有機質提供吸附介質，有利于有機質的沉降，最終使有機質聚集。

圖3 C-1y黑色頁巖系地球化學特征

與Ti元素相反，Al元素主要富集在以高嶺石、蒙脫石為主的細粒鋁硅酸鹽組分中，在溫暖潮濕氣候條件下經歷強烈化學風化作用而大量發(fā)育，并主要以河流形式輸入海洋。由于不受氧化還原及成巖作用的影響，w(Al)/w(Ti)可以用來反映氣候條件，其中較高的w(Al)/w(Ti)指示潮濕氣候，陸源輸入以河流輸入為主；較低的w(Al)/w(Ti)指示干旱氣候，陸源輸入以風成輸入為主。富有機質的BS主要發(fā)育于偏干旱氣候條件，貧有機質的SR主要發(fā)育于潮濕氣候條件(見圖3(h))。這與成巖校正的化學蝕變指數(CIA)判識結果一致(以CIA<60%為主，氣候整體處于半干旱—半濕潤環(huán)境)[39-40]，即在相對干旱的氣候條件下，較強的物理風化作用攜帶的營養(yǎng)物質促成表層浮游生物的勃發(fā)，有限的陸源輸入加強溶解有機質的吸附和沉降，為富有機質烴源巖的發(fā)育奠定良好的物質基礎。

3.3 熱液活動

3.3.1 證據

無論是深海高溫噴流、中低溫擴散流，還是淺海中低溫熱液活動，直接向海水注入大量富含各種元素(Si和Ba等)的熱液及還原性氣體(H2S)，通過擴散作用影響沉積物元素富集[40]。張春宇等總結富Si元素地層的硅質來源，認為Si元素主要來自大陸風化硅酸鹽和硅鋁酸鹽、火山噴發(fā)或海底熱液活動攜帶的深層硅，或來自繁盛的硅質浮游生物，如放射蟲、海綿骨針和硅藻等[41]。C-1y發(fā)育時期風化作用較弱，陸源輸入較低，鏡下觀察未發(fā)現陸源碎屑硅，因此可排除大陸風化的貢獻；此外，在該地層中幾乎未發(fā)現豐富的硅質浮游生物化石，說明生物來源的可能性也較小。

元素Al和Ti與陸源輸入相關，w(Al)/w(Al+Fe+Mn)與w(Fe)/w(Ti)隨時間變化較小，可用于熱液作用的評估[42]。熱液普遍虧損Al和Ti，且隨熱液沉積混入程度越高，w(Al)/w(Al+Fe+Mn)越低，w(Fe)/w(Ti)越高；當w(Al)/w(Al+Fe+Mn)<0.60或w(Fe)/w(Ti)>15.00時，指示沉積物含有熱液來源[42-44]。由圖3(f)可知，隨熱液活動強度的增加，硅質頁巖更加發(fā)育；當熱液活動強度減弱時，黑色頁巖更加發(fā)育。

元素Eu和Ce的異常常被用于反映熱液沉積。無論是BS還是SR，沉積時期存在明顯的Eu正異常(Eu/Eu*>1)和Ce負異常(Ce/Ce*<1)[21-22]。其中，Eu正異常有兩種類型，一種為海底熱液沉積，另一種為未分異的安山質島弧巖漿輸入。由于未有C-1y巖漿巖發(fā)育的報道，Eu正異常指示熱液成因：海底Eu3+被還原成Eu2+，之后Eu2+極易被熱液噴發(fā)的熱液礦物顆粒吸附，使沉積物中Eu大量富集。對不同沉積環(huán)境的硅質沉積物進行Ce異常分析，Ce負異常主要出現于大洋盆地及洋中脊環(huán)境，Ce正異常主要出現于陸相沉積環(huán)境。測試結果顯示Ce/Ce*為0.38～0.61，平均為0.48，反映C-1y沉積時期可能受海底熱液活動的影響。此外，Al-Fe-Mn熱液判識三角圖(見圖4)及w(Th)/w(U)-w(Y)/w(Ho)交會圖(見圖5(d))指示熱液成因[42,45]，PAAS標準化稀土元素配分模式(見圖5(a-b))的輕稀土富集也指示熱液沉積[46-48]。在下伏震旦系白云巖中可見被大量硅質脈充填的熱液向海底滲漏的通道；SR底部發(fā)育層狀硅質巖和重晶石，包裹體測試顯示富硅、富鋇兩類低溫—高鹽熱液事件，其中富硅熱液沉積時溫度為70～107 ℃，NaCl質量分數為20.0%～26.0%；富鋇熱液沉積時溫度為190～198 ℃，NaCl質量分數為15.0%～19.0%；同期海水中NaCl質量分數約為3.2%[41,49]。因此，研究區(qū)C-1y烴源巖中豐富的硅主要來源于海底熱液活動。

圖4 C-1y黑色頁巖系Al-Fe-Mn熱液判識三角圖

圖5 C-1y黑色頁巖系稀土元素分布特征

3.3.2 與古海洋生產力關系

熱液活動攜帶大量Zn、Ba、Cu等營養(yǎng)元素進入水體，造成表層水體生物勃發(fā)[18]。研究區(qū)檢測到這些元素的富集，其中Zn、Ba、Cu最高質量分數分別為5.491×10-3、85.425×10-3和0.500×10-3，與PAAS對應的元素質量分數相比，分別富集65、131和10倍(PAAS中Zn的質量分數為0.085×10-3、Ba的質量分數為0.650×10-3、Cu的質量分數為0.050×10-3)[37]，反映明顯的熱液活動貢獻。硅質頁巖TOC質量分數未隨這些元素(Zn、Ba、Cu等)質量分數的增加而相應增加，而是表現明顯相反的變化(以w(TOC)<1.00%為主)，表明熱液活動帶來的過量營養(yǎng)元素并未促進生物勃發(fā)。這可能與陸源營養(yǎng)元素Fe的輸入不足有關，導致浮游生物生存環(huán)境相對缺Fe，抑制古海洋生產力的提高[18]。

此外，SR含有豐富的Si，SiO2質量分數為78.31%～92.81%，平均為89.15%，反映硅質頁巖可能是熱液活動的產物；BS的SiO2質量分數明顯較低，為20.29%～75.84%，平均為51.67%，與PAAS的SiO2質量分數(62.80%)相近，反映硅質頁巖發(fā)育受熱液活動影響較小。由圖3(g)可知，SiO2質量分數與TOC質量分數之間具有明顯的負相關關系，表明過量的熱液SiO2沉積速率較快，稀釋古海洋生產力，導致沉積物有機質豐度相對更低。

3.3.3 誘發(fā)硫化缺氧環(huán)境

海底熱液活動往往伴隨深部還原性氣體(H2S、CH4和H2)的釋放，造成氧化還原敏感元素(V、Ni、Mo和U等)的相對富集[50-51]。當海底熱液成因H2S過多時，向淺層透光水域擴散，使深水動植物中毒。如二疊紀—三疊紀海洋大量發(fā)育的硫細菌指示，該時期生物大量滅絕的原因是H2S中毒；現代黑海水深約60 m處發(fā)育大量以H2S為食的硫細菌，使60 m以下水體的動植物稀缺[52-53]。在C-1y烴源巖中檢測到豐富的芳基類異戊二烯烴(見圖6)，主要指示生活在透光厭氧帶的綠硫菌生源[52,54]。C-1y烴源巖沉積時期也發(fā)育透光厭氧帶。在營養(yǎng)供給充足時，該透光厭氧帶以上浮游生物繁盛，以下為缺氧環(huán)境，致使表層水體浮游生物死亡，尸體在沉降過程中有效保存下來。

圖6 芳基類異戊二烯烴鑒定及生源棲息環(huán)境

圖7 C-1y黑色頁巖系沉積環(huán)境

熱液活動對有機質的富集具有兩面性：一方面，熱液活動攜帶的還原性氣體(如H2S等)誘發(fā)硫化缺氧環(huán)境，有利于有機質的保存；另一方面，當熱液活動較強時，攜帶的豐富SiO2對古海洋生產力起較強的稀釋作用，不利于烴源巖有機質的富集。

4 風化—熱液耦合過程及沉積模式

震旦紀—寒武紀轉折時期(尤其是早寒武世)，全球海陸環(huán)境發(fā)生重大變化，最典型的是海洋頻繁的熱液活動與陸地的巨大風化不整合，同時還發(fā)生生物大爆炸(后生動物崛起)[49]。由SARK剖面C-1y黑色頁巖系地球化學特征(見圖8，其中三角形數據來自于文獻[5,21])可知，塔西北C-1y硅質泥巖與黑色頁巖有機質富集主要受風化作用與熱液活動的共同約束，TOC質量分數與帕克風化指數WIP，以及相關營養(yǎng)元素質量分數分布形態(tài)一致，而與w(SiO2)和w(Al)/w(Al+Fe+Mn)熱液強弱指標分布形態(tài)相反，建立研究區(qū)早寒武世風化—熱液耦合作用下的有機質富集模式[22](見圖9)。

圖8 SARK剖面C-1y黑色頁巖系地球化學特征

圖9 早寒武世風化—熱液耦合作用下的有機質富集模式

早寒武世，全球處于大冰期之后的冰川快速消融期，海平面快速上升，大氣圈CO2體積分數較高，O2體積分數較低；海底裂谷盆地或裂陷地槽發(fā)育，不存在大規(guī)模碰撞造山帶[58]。此時，塔里木盆地位于赤道附近(約北緯15°)，并與澳大利亞之間發(fā)育洋中脊及轉換斷層，氣候整體以半濕潤—半干旱為主，風化作用較強，以物理風化為主[59]。風化作用侵蝕大量陸地巖石，一方面將硅酸鹽巖轉化成碳酸鹽巖，消耗大量CO2；另一方面將巖石中的Fe等營養(yǎng)物質攜帶至海洋表層，使表層透光帶浮游植物勃發(fā)，通過光合作用轉化并以生物有機質的形式固定大量CO2。此時，海洋發(fā)生頻繁的熱液活動，伴隨大量深地營養(yǎng)物質(Si、Ba、Zn、Cu等)和H2S釋放進入海洋，前者與陸源營養(yǎng)物質協同促進浮游生物進一步勃發(fā)而消耗CO2，后者誘發(fā)深層水體硫化缺氧環(huán)境及淺層水體的透光厭氧帶，避免生物有機體沉降通過水柱過程被氧化降解，從而有效保存大量有機碳。當海洋熱液活動強烈而風化作用較弱時，雖然熱液營養(yǎng)物質極度豐富，但風化來源生物生長必須的營養(yǎng)物質(如Fe元素)供給不足，導致沉積水體營養(yǎng)元素失衡，抑制浮游生物的勃發(fā)，降低有機質輸入量；同時，過量的熱液硅輸入(SiO2質量分數最高超過90%)及其快速沉積稀釋有限的古海洋生產力，使C-1y下段硅質頁巖TOC質量分數普遍較低，主要分布在0.23%～1.65%之間。當海洋熱液活動較弱而風化作用強烈時，熱液營養(yǎng)物質雖然有限但依然相對充足，與風化來源生物生長必須的營養(yǎng)物質協同誘發(fā)浮游生物的繁盛，極大增加生物有機質來源。同時，熱液硅來源有限，沉積速率較低，大量陸源輸入為水體中可溶有機質提供充分的吸附質點，促進有機質的吸附和沉降，該過程受到熱液成因的硫化缺氧環(huán)境保護，使C-1y中段泥頁巖TOC質量分數大量富集(平均為9.89%)。因此，早寒武世風化—熱液耦合過程促進富有機質烴源巖的形成，為塔里木盆地豐富的油氣資源奠定重要的物質基礎。

從碳循環(huán)角度，風化—熱液耦合作用通過有機和無機兩種固碳方式單向不斷地增大大氣中的CO2的消耗，同時不斷通過光合作用提升大氣中的O2體積分數。O2體積分數的不斷增加促使單向消耗O2生物的發(fā)育，即后生動物的崛起[60]。早寒武世大規(guī)模、頻繁的風化—熱液耦合過程可能是寒武系生物大爆炸的關鍵因素之一。從無機礦產資源角度，風化—熱液耦合作用通過化學溶蝕和沉淀作用，促進Ba、P等成礦元素大量富集。早寒武世風化—熱液現象在全球普遍發(fā)育，風化—熱液過程對于國內外相應地層油氣勘探、無機礦產勘察及生命演化研究具有一定的啟示作用。

5 地質意義

早寒武世塔里木盆地風化—熱液耦合過程誘發(fā)特殊生物標志化合物(芳基類異戊二烯烴)的形成。原油中該化合物系列單體碳同位素主要分布在-25‰～-14‰之間，普遍約為-18‰，整體明顯偏重，指示綠硫菌來源。截至目前，塔里木盆地下古生界烴源巖中有且僅有C-1y黑色頁巖系(泥質頁巖和硅質頁巖)檢測到該化合物系列，早寒武世風化—熱液耦合過程誘發(fā)的芳基類異戊二烯烴指示綠硫菌生源。雖然下古生界原油含有豐富的芳基類異戊二烯烴系列化合物，但在所有寒武系—奧陶系烴源巖中未檢測到化合物，研究區(qū)必然發(fā)育一類包含化合物的烴源巖，且對現今豐富油氣資源做出重要貢獻[61-62]。根據該化合物的質量色譜圖(見圖10)對比，風化—熱液耦合過程誘發(fā)的烴源巖與塔中、塔北和塔西南原油具有良好的親緣關系[63]。最新探井(星火1、旗探1、輪探1井等)及地震解釋結果[61,64]表明，C-1y烴源巖在塔北地區(qū)分布較廣，盛產油氣的塔中、塔北隆起主要分布于烴源巖沉積中心周緣(見圖11)。透光厭氧環(huán)境下發(fā)育的烴源巖有機質豐度高，分布廣，為研究區(qū)豐富油氣資源做出重要貢獻。

圖10 基于芳基類異戊二烯烴的油源對比

圖11 塔里木盆地下寒武統烴源巖等厚圖(據文獻[61,63]修改)

6 結論

(1)塔里木盆地早寒武世風化—熱液耦合過程促進下寒武統富有機質頁巖的發(fā)育。其中，風化作用一方面帶來大量營養(yǎng)物質，促進浮游生物的勃發(fā)；另一方面提供豐富的吸附介質，促進海洋有機質沉積。熱液活動一方面帶來豐富的營養(yǎng)物質，促進浮游生物的繁盛；另一方面攜帶大量還原性氣體(如H2S)，誘發(fā)巨厚的硫化缺氧水體，避免有機質沉降過程中被巨厚水柱氧化而消耗，為有機質沉降和保存提供重要保障。

(2)強風化與弱熱液活動耦合促進塔西北C-1y烴源巖有機質高度富集，總有機碳質量分數最高為13.17%；耦合背景下發(fā)育的特殊、穩(wěn)定生物標志化合物(芳基類異戊二烯烴)的油源對比顯示，烴源巖為研究區(qū)豐富的海相油氣資源做出重要貢獻。

(3)風化—熱液耦合過程通過礦物風化和光合作用增加CO2的固定，促進大氣O2體積分數的提升；在油氣領域促進下寒武統富有機質烴源巖的形成，為下古生界深層—超深層油氣資源提供重要物質基礎；在生命演化領域促進寒武紀生命大爆發(fā)，在無機礦產勘查領域有利于熱液、風化礦產資源的富集。

致謝：長江大學朱翠山老師在芳基類異戊二烯烴鑒定方面提供技術答疑；中國石油塔里木油田分公司勘探開發(fā)研究院楊海軍教授級高級工程師、南京大學地球科學與工程學院楊濤副教授、中國科學院地質與地球物理研究所吳亞生副研究員在新疆采集野外露頭樣品、沉積、古生物、古海洋及油源對比方面提供地質背景信息和幫助。