塔里木盆地早寒武世风化—热液耦合过程及其地质意义

何涛华，李文浩，杨二强，卢双舫，潘文庆，张宝收，应俊锋，朱鹏飞，王秀哲

(1.中国石油大学(华东)深层油气重点实验室，山东 青岛 266580； 2.中国石油大学(华东)地球科学与技术学院，山东 青岛 266580； 3.中国石油塔里木油田分公司 勘探开发研究院，新疆 库尔勒 841000)

0 引言

塔北轮探1井在8.2 km埋深处获得高产油气流(产油133.46 m3/d，产气4.87×104m3/d)，再次印证塔里木盆地是一个具有丰富深层—超深层油气资源的含油气盆地，也是中国唯一大规模生产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来自寒武系—下奥陶统(C-—O1)和中上奥陶统(O2-3)两套烃源岩[4,6-10]，但未明确烃源岩的具体来源或发育环境，并非C-—O1和O2-3都能成为烃源岩，如广泛发育的下寒武统白云岩、中寒武统膏盐岩和中上奥陶统灰岩难以达到烃源岩标准[11-12]。根据250口探井的C-—O1烃源岩资料，采用BasinMod软件计算不同地质历史时期烃源岩的成熟度，加里东运动期C-—O1烃源岩成熟度达到过成熟阶段(Ro>2.0%)，不再具有生油的可能；志留纪之后，构造活动频繁，导致C-—O1烃源岩早期生成的原油几乎全部遭到破坏，其中志留系大面积分布的沥青砂显示下古生界生成的原油至少损失133亿t[8,13]。此外，O2-3烃源岩总有机碳质量分数普遍较低(w(TOC)<0.5%)，虽然也存在部分总有机碳质量分数较高的O2-3烃源岩，但这类烃源岩累计厚度有限且分布范围小，不足以形成大规模有效烃源岩，如塔西北地区的O2-3萨尔干组黑色页岩(厚度为6.0～13.4 m)、塔中地区和北部坳陷的中奥陶统一间房组暗色泥岩(厚度小于10.0 m)，以及塔北、塔中和巴楚地区的上奥陶统良里塔格组富有机质泥质灰岩(厚度小于25.0 m)[6,8,14]。因此，明确研究区主力烃源岩及其发育环境，对研究区下一步油气勘探开发具有理论和现实意义。

探井和野外露头剖面数量的增加，以及探井深度的扩大(轮探1井完钻于8 884.0 m)表明，塔西北阿克苏地区下寒武统玉尔吐斯组(C-1y)烃源岩有机质成熟度相对较低，塔西北、塔北和塔东地区也有该地层的存在。地震解释表明，该地层几乎分布于整个盆地，厚度最高为100.0 m；总有机碳质量分数极高(w(TOC)>5.0 %)，烃源岩厚度普遍大于20.0 m。此外，塔中、塔北重大油气田主要分布于该套烃源岩周缘，推断烃源岩是研究区丰富海相油气资源的主要贡献者[3,5,8,11]。人们对该套烃源岩的发育机制存在较大争议，如塔西北露头C-1y被认为沉积于局限浅水陆棚、开阔陆棚、潮间—潮下带至外缓坡中下部或深水盆地等环境[15-18]，而井下C-1y被认为发育于半局限—局限蒸发台地、潮坪或滨岸等环境[19-20]。这些结果影响塔里木盆地下古生界富有机质烃源岩的分布预测及深层油气勘探。

早寒武世处于全球气候由冰室气候向温室气候转变过渡时期，风化作用逐渐增强，受冰川融化的影响，全球海平面上升；同时，海底火山/热液活动强烈[21]。其中，陆源风化和海底火山/热液活动是海洋生物营养元素的重要来源，是生烃母质相关生物勃发的物质基础，促进富有机质烃源岩的形成[21-23]。以塔里木盆地西北地区的什艾日克(SARK)剖面和肖尔布拉克(XEBLK)剖面C-1y为研究对象，利用总有机碳、热解、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测试分析，研究塔里木盆地早寒武世风化作用、热液活动及其对有机质富集的影响，探讨C-1y优质烃源岩有机质富集规律，建立风化—热液耦合作用下的有机质富集模式，为塔里木盆地深层油气勘探提供参考；此外，风化—热液耦合模式可对无机矿产资源(磷矿、钡矿等)勘探、早寒武世生命演化研究提供思路。

1 区域地质概况

塔里木盆地位于中国西北部，面积为5.6×105km2，古生界海相组合埋深大，主要埋深为6～12 km。塔里木板块形成于晚元古宙，于早震旦纪发生裂解；柯坪地区隆起抬升，造成寒武系与埃迪卡拉系之间存在沉积间断。随早古生代地壳拉伸作用加强，南天山洋开始裂陷，阿克苏及塔北地区开始下沉，C-1y沉积时期发生大规模海侵，形成一套厚度为20.0～40.0 m的海相地层，柯坪地区SARK剖面露头、塔北的星火1、旗探1及轮探1井揭示地层的存在[3,24]。台盆区海相地层分布较广，自下而上主要发育下寒武统玉尔吐斯组(C-1y)、肖尔布拉克组(C-1x)、吾松格尔组(C-1w)，中寒武统沙依里克组(C-2s)、阿瓦塔格组(C-2a)，上寒武统丘里塔格组(C-3q)，中下奥陶统蓬莱坝组(O1p)、鹰山组(O1-2y)、一间房组(O2yj)，上奥陶统恰尔巴克组(O3q)、良里塔格组(O3l)、桑塔木组(O3s)。其中，C-1y在塔东地区被命名为西山布拉克组，O1-2y和O2yj在塔东地区被命名为黑土凹组，O2yj和O3q在塔西北地区被命名为萨尔干组。

受新元古代“柯坪运动”的影响，区域性地壳上升运动造成上震旦统奇格布拉克组顶部遭受不同程度剥蚀，剥蚀幅度自西向东加大，反映C-1y发育时期的古地貌呈东高西低趋势，柯坪地区东部为C-1y发育时期的风化物源方向[8]。塔里木盆地震旦纪—寒武纪玄武岩在盆地东北缘和西北缘广泛出露，后期发育三次大规模地质热事件(奥陶纪、二叠纪和白垩纪)。此外，寒武系在塔北、塔中、巴楚和塔东地区出现热液活动的痕迹，反映C-1y沉积时期可能受到下伏岩浆房产生的热液影响[2]。为综合研究风化—热液对C-1y烃源岩有机质富集的影响，剖面选定在典型风化—热液叠合的塔里木盆地西北缘阿克苏地区(见图1)。该地区野外露头显示，C-1y岩性组合自下而上可分为三段，即底部的硅质页岩系，频繁夹杂薄层页岩、磷结核与重晶石；中部的黑色页岩，夹薄层硅质页岩与一层灰岩；顶部主要为白云岩。

2 样品采集与实验

C-1y在塔西北阿克苏地区出露完整，研究样品主要采自阿克苏地区西南部30 km处的XEBLK剖面和SARK剖面(见图1)，在连续厚度不足16.0 m的C-1y黑色页岩系剖面共整理42个样品(见图1)。所采样品为受现代风化溶蚀作用影响较弱的新鲜岩样，并用玛瑙研钵研磨至80和200目粉末，以备TOC、热解、干酪根碳同位素、主量元素、微量元素及稀土元素测试分析。由于样品类型多样、空间覆盖均匀、测试方法齐全，分析主要以测试结果为主，在连续剖面综合分析时结合收集资料进行验证。用于实验的23个样品包括SARK剖面C-1y中部的黑色页岩及薄夹层硅质页岩(BS)样品12块、底部的厚层硅质页岩(SR)6块，XEBLK剖面C-1y底部的SR样品5块。实验过程包括：

图1 塔西北地质概况及取样位置(据文献[22]修改)

(1)TOC测试。首先采用体积分数为10%的HCl处理实验样品，去除无机碳；然后用LECO CS-600碳硫分析仪进行检测。

(2)热解实验。取烘干的80目粉末样品100 mg，置于Rock-Eval VI分析仪进行检测，获取相应热解参数。

(3)采用玻片法分析主量元素。首先，将500 mg烘干的200目岩石样品粉末置于温度为1 000 ℃的马沸炉高温煅烧12 h，除去有机质和残留的水分；然后，称取残样质量并计算烧失量，再将残余样品与8倍于残余样品质量的四硼酸锂均匀混合，并倒入温度为1 100 ℃的铂金坩埚中高温煅烧至熔融，制成玻璃片；最后，在Thermo fisher ARL 9900 X线荧光光谱仪上进行检测。

(4)采用酸溶法分析微量元素。首先，将50 mg干燥粉末样品(200目)与1.0 mL HF置于Teflon罐中混合，在温度为120 ℃的热板上加热至湿盐态，以除去大部分Si；然后，添加1.5 mL体积分数为100%的HF与1.0 mL体积分数为100%的HNO3，置于温度为190 ℃的炉中烘烤72 h，再添加1.0 mL体积分数为100%的HNO3并转移到温度为160 ℃的热板上加热至湿盐态，去除残样中的过剩Si；之后，添加3.0 mL体积分数为30%的稀HNO3，并置于温度为120 ℃的热板上加热12 h，待Teflon罐冷却后添加足够的去离子水稀释定容至50 mL，以备测试用；最后，用Aurora M90仪器测试微量元素。

(5)稀土元素测试。主要采用ELEMENT XR等离子体质谱仪(ICP-MS)进行测试。

(6)干酪根碳同位素。首先，将80 g干燥粉末样品(>80目)用索氏抽提抽72 h；然后，将抽提的样品用体积分数为100%的HCl和HF处理，分别去除样品中的碳酸盐和硅酸盐；之后，用去离子水清洗至中性(pH≈7.0)，得到干酪根粉末；最后，用EA-MAT 253 PLUS联用仪检测干酪根碳同位素，检测误差小于5%。

此外，选取TOC质量分数较高的2块页岩和2块硅质页岩，以及来自塔中、塔北和塔西南的3个典型油样(分别来自塔中12、英买2和玛4井)，进行芳基类异戊二烯烃的测试和鉴定，测试过程见文献[22]。该化合物系列特征离子为m/z=133，随碳数的增加，m/z=134离子强度相对增加，且C10～C31系列碳数中C12、C17、C23、C28出现相对丰度低值，指示烷基侧链具有类异戊二烯烃的骨架结构特征。

3 结果与讨论

3.1 生烃潜力

TOC、有机质类型、成熟度，氯仿沥青“A”、氢指数及生烃潜量(S1+S2)等地球化学指标可以有效指示烃源岩的生烃潜力[25-26]。对于高—过成熟的古老烃源岩，由于发生大量生、排烃，造成烃源岩内富氢组分大量损失，使部分地球化学指标失去指示生烃潜力的功能，尤其是氯仿沥青“A”、氢指数和生烃潜量(S1+S2)明显降低。TOC质量分数在生、排烃过程中变化相对较小，在高—过成熟阶段仍能反映烃源岩的古生烃潜力[27-28]。因此，主要根据TOC、有机质类型和成熟度探讨研究区烃源岩的生烃潜力。

XEBLK剖面SR的TOC质量分数普遍偏低，主要分布在0.01%～0.50%之间，平均为0.23%，为非烃源岩级别；同时期发育的邻近SARK剖面SR的TOC质量分数相对较高，主要分布在0.93%～3.37%，平均为1.65%，为好烃源岩级别。SARK剖面BS的TOC质量分数普遍较高，主要分布在6.55%～13.17%之间，平均为9.89%，为非常好的烃源岩(见图2)。这种明显的有机质富集差异可能与沉积时期海洋古生产力和保存条件密切相关。

图2 C-1y黑色页岩系生烃潜力

干酪根碳同位素测试结果较轻，变化范围为-36.67‰～-34.77‰，平均为-35.57‰，有机质类型为Ⅰ型，可能与较高的古生产力有关；因为浮游植物在光合作用过程中优先俘获富含12C的无机碳并将其转化成自身有机质，生物死亡后残留有机质碳同位素较轻[29]。

裂解烃S2潜量较低，普遍低于0.50 mg/g，使热解峰温Tmax偏高，最高为560 ℃，平均为493 ℃，指示Tmax不适合表征成熟度。采用相对可靠的沥青质反射率转化的等效成熟度(EqRo)，探讨研究区烃源岩的成熟度。塔西北C-1y烃源岩EqRo约为1.3%，表明成熟度处于成熟—高成熟阶段，而非过成熟阶段，与文献[30]C-1y烃源岩(星火1井)EqRo约为1.5%一致，表明该地层至今处于生烃阶段(EqRo=0.7%～2.0%)。现今生烃潜量(S1+S2)普遍较低，分布在0.01～2.52 mg/g之间，平均为0.38 mg/g，可能与较强的生、排烃过程有关。此外，塔北最新探井(轮探1井)揭示，埋深约为8.7 km的C-1y烃源岩连续厚度约为26.0 m[3]，其EqRo约为1.7%。

塔西北及塔北的C-1y发育一套富有机质烃源岩，有机质丰度高，类型好，分布面积广，厚度大，已经历大量生、排烃阶段，是研究区丰富的重要油气资源。

3.2 风化作用

3.2.1 强度表征

目前，用于表征风化作用强度的指标有帕克风化指数(WIP)[31]、化学蚀变指数(CIA)[32]、斜长石蚀变指数(PIA)[33]、镁质指数(MgI)[34]和镁质蚀变指数(MIA)等[35]。各参数有自身应用条件，一般不建议同时使用，如WIP主要用来表征硅酸盐岩的风化程度，MIA主要用来表征玄武岩的风化程度，MgI主要用来评价镁铁质岩石中含Mg矿物的风化程度。主量元素测试结果表明，沉积物硅质质量分数普遍较高(w(SiO2)≈90%)，WIP是探讨目的层风化作用的最佳选择[31]。此外，由于Ti元素主要来自陆源，在重矿物中相对富集，通常以风成路径(aeolian pathways)输入海洋，由此建立的陆源碎屑输入指数(TI)也能反映物理风化作用强度[36-37]。

相对较高的WIP指示相对较强的物理风化作用，往往伴随陆源风成输入较高[31]；相对较低的WIP指示意义相反。XEBLK剖面SR的WIP主要分布在0.79%～4.69%之间，平均为2.67%；SARK剖面SR的WIP主要分布在2.29%～3.23%之间，平均为2.61%；SARK剖面BS的WIP主要分布在24.33%～50.68%之间，平均为34.94%，表明SR发育时期的物理风化作用强度比BS发育时期的更弱。与此类似，研究区页岩TI分布与WIP分布一致，SR发育时期TI普遍偏低，分布在1.00%～7.00%之间，平均为3.22%；BS发育时期TI主要分布在18.60%～25.89%之间，平均为22.39%，表明研究区黑色页岩系沉积时期物理风化作用相对较强。

3.2.2 物质基础

根据C-1y黑色页岩系地球化学特征(见图3)，WIP与Fe元素的质量分数之间具有明显的正相关关系(见图3(a))，且总铁质量分数普遍低于澳大利亚太古代页岩(PAAS)及上地壳(UCC)的标准质量分数(5.00%～7.22%)[37]，指示该元素质量分数可能主要受陆源输入的影响，而不是受热液的控制。Fe是海洋浮游生物生长必不可缺的元素，尤其在浮游植物光合作用、呼吸作用、蛋白质合成等新陈代谢过程中具有不可替代的作用，因此Fe元素的供应控制大部分海域的生物产率[22,38]。研究区Fe元素的输入，促进表层水体Fe元素的富集及浮游生物的大量繁殖，为沉积物中有机质的富集提供良好的物质基础(见图3(c))。大量陆源输入稀释古生产力，导致沉积物有机质偏低[39]；研究区陆源输入的相对增加有利于有机质的富集(见图3(d))，原因是陆源碎屑为水体中溶解有机质提供吸附介质，有利于有机质的沉降，最终使有机质聚集。

图3 C-1y黑色页岩系地球化学特征

与Ti元素相反，Al元素主要富集在以高岭石、蒙脱石为主的细粒铝硅酸盐组分中，在温暖潮湿气候条件下经历强烈化学风化作用而大量发育，并主要以河流形式输入海洋。由于不受氧化还原及成岩作用的影响，w(Al)/w(Ti)可以用来反映气候条件，其中较高的w(Al)/w(Ti)指示潮湿气候，陆源输入以河流输入为主；较低的w(Al)/w(Ti)指示干旱气候，陆源输入以风成输入为主。富有机质的BS主要发育于偏干旱气候条件，贫有机质的SR主要发育于潮湿气候条件(见图3(h))。这与成岩校正的化学蚀变指数(CIA)判识结果一致(以CIA<60%为主，气候整体处于半干旱—半湿润环境)[39-40]，即在相对干旱的气候条件下，较强的物理风化作用携带的营养物质促成表层浮游生物的勃发，有限的陆源输入加强溶解有机质的吸附和沉降，为富有机质烃源岩的发育奠定良好的物质基础。

3.3 热液活动

3.3.1 证据

无论是深海高温喷流、中低温扩散流，还是浅海中低温热液活动，直接向海水注入大量富含各种元素(Si和Ba等)的热液及还原性气体(H2S)，通过扩散作用影响沉积物元素富集[40]。张春宇等总结富Si元素地层的硅质来源，认为Si元素主要来自大陆风化硅酸盐和硅铝酸盐、火山喷发或海底热液活动携带的深层硅，或来自繁盛的硅质浮游生物，如放射虫、海绵骨针和硅藻等[41]。C-1y发育时期风化作用较弱，陆源输入较低，镜下观察未发现陆源碎屑硅，因此可排除大陆风化的贡献；此外，在该地层中几乎未发现丰富的硅质浮游生物化石，说明生物来源的可能性也较小。

元素Al和Ti与陆源输入相关，w(Al)/w(Al+Fe+Mn)与w(Fe)/w(Ti)随时间变化较小，可用于热液作用的评估[42]。热液普遍亏损Al和Ti，且随热液沉积混入程度越高，w(Al)/w(Al+Fe+Mn)越低，w(Fe)/w(Ti)越高；当w(Al)/w(Al+Fe+Mn)<0.60或w(Fe)/w(Ti)>15.00时，指示沉积物含有热液来源[42-44]。由图3(f)可知，随热液活动强度的增加，硅质页岩更加发育；当热液活动强度减弱时，黑色页岩更加发育。

元素Eu和Ce的异常常被用于反映热液沉积。无论是BS还是SR，沉积时期存在明显的Eu正异常(Eu/Eu*>1)和Ce负异常(Ce/Ce*<1)[21-22]。其中，Eu正异常有两种类型，一种为海底热液沉积，另一种为未分异的安山质岛弧岩浆输入。由于未有C-1y岩浆岩发育的报道，Eu正异常指示热液成因：海底Eu3+被还原成Eu2+，之后Eu2+极易被热液喷发的热液矿物颗粒吸附，使沉积物中Eu大量富集。对不同沉积环境的硅质沉积物进行Ce异常分析，Ce负异常主要出现于大洋盆地及洋中脊环境，Ce正异常主要出现于陆相沉积环境。测试结果显示Ce/Ce*为0.38～0.61，平均为0.48，反映C-1y沉积时期可能受海底热液活动的影响。此外，Al-Fe-Mn热液判识三角图(见图4)及w(Th)/w(U)-w(Y)/w(Ho)交会图(见图5(d))指示热液成因[42,45]，PAAS标准化稀土元素配分模式(见图5(a-b))的轻稀土富集也指示热液沉积[46-48]。在下伏震旦系白云岩中可见被大量硅质脉充填的热液向海底渗漏的通道；SR底部发育层状硅质岩和重晶石，包裹体测试显示富硅、富钡两类低温—高盐热液事件，其中富硅热液沉积时温度为70～107 ℃，NaCl质量分数为20.0%～26.0%；富钡热液沉积时温度为190～198 ℃，NaCl质量分数为15.0%～19.0%；同期海水中NaCl质量分数约为3.2%[41,49]。因此，研究区C-1y烃源岩中丰富的硅主要来源于海底热液活动。

图4 C-1y黑色页岩系Al-Fe-Mn热液判识三角图

图5 C-1y黑色页岩系稀土元素分布特征

3.3.2 与古海洋生产力关系

热液活动携带大量Zn、Ba、Cu等营养元素进入水体，造成表层水体生物勃发[18]。研究区检测到这些元素的富集，其中Zn、Ba、Cu最高质量分数分别为5.491×10-3、85.425×10-3和0.500×10-3，与PAAS对应的元素质量分数相比，分别富集65、131和10倍(PAAS中Zn的质量分数为0.085×10-3、Ba的质量分数为0.650×10-3、Cu的质量分数为0.050×10-3)[37]，反映明显的热液活动贡献。硅质页岩TOC质量分数未随这些元素(Zn、Ba、Cu等)质量分数的增加而相应增加，而是表现明显相反的变化(以w(TOC)<1.00%为主)，表明热液活动带来的过量营养元素并未促进生物勃发。这可能与陆源营养元素Fe的输入不足有关，导致浮游生物生存环境相对缺Fe，抑制古海洋生产力的提高[18]。

此外，SR含有丰富的Si，SiO2质量分数为78.31%～92.81%，平均为89.15%，反映硅质页岩可能是热液活动的产物；BS的SiO2质量分数明显较低，为20.29%～75.84%，平均为51.67%，与PAAS的SiO2质量分数(62.80%)相近，反映硅质页岩发育受热液活动影响较小。由图3(g)可知，SiO2质量分数与TOC质量分数之间具有明显的负相关关系，表明过量的热液SiO2沉积速率较快，稀释古海洋生产力，导致沉积物有机质丰度相对更低。

3.3.3 诱发硫化缺氧环境

海底热液活动往往伴随深部还原性气体(H2S、CH4和H2)的释放，造成氧化还原敏感元素(V、Ni、Mo和U等)的相对富集[50-51]。当海底热液成因H2S过多时，向浅层透光水域扩散，使深水动植物中毒。如二叠纪—三叠纪海洋大量发育的硫细菌指示，该时期生物大量灭绝的原因是H2S中毒；现代黑海水深约60 m处发育大量以H2S为食的硫细菌，使60 m以下水体的动植物稀缺[52-53]。在C-1y烃源岩中检测到丰富的芳基类异戊二烯烃(见图6)，主要指示生活在透光厌氧带的绿硫菌生源[52,54]。C-1y烃源岩沉积时期也发育透光厌氧带。在营养供给充足时，该透光厌氧带以上浮游生物繁盛，以下为缺氧环境，致使表层水体浮游生物死亡，尸体在沉降过程中有效保存下来。

图6 芳基类异戊二烯烃鉴定及生源栖息环境

图7 C-1y黑色页岩系沉积环境

热液活动对有机质的富集具有两面性：一方面，热液活动携带的还原性气体(如H2S等)诱发硫化缺氧环境，有利于有机质的保存；另一方面，当热液活动较强时，携带的丰富SiO2对古海洋生产力起较强的稀释作用，不利于烃源岩有机质的富集。

4 风化—热液耦合过程及沉积模式

震旦纪—寒武纪转折时期(尤其是早寒武世)，全球海陆环境发生重大变化，最典型的是海洋频繁的热液活动与陆地的巨大风化不整合，同时还发生生物大爆炸(后生动物崛起)[49]。由SARK剖面C-1y黑色页岩系地球化学特征(见图8，其中三角形数据来自于文献[5,21])可知，塔西北C-1y硅质泥岩与黑色页岩有机质富集主要受风化作用与热液活动的共同约束，TOC质量分数与帕克风化指数WIP，以及相关营养元素质量分数分布形态一致，而与w(SiO2)和w(Al)/w(Al+Fe+Mn)热液强弱指标分布形态相反，建立研究区早寒武世风化—热液耦合作用下的有机质富集模式[22](见图9)。

图8 SARK剖面C-1y黑色页岩系地球化学特征

图9 早寒武世风化—热液耦合作用下的有机质富集模式

早寒武世，全球处于大冰期之后的冰川快速消融期，海平面快速上升，大气圈CO2体积分数较高，O2体积分数较低；海底裂谷盆地或裂陷地槽发育，不存在大规模碰撞造山带[58]。此时，塔里木盆地位于赤道附近(约北纬15°)，并与澳大利亚之间发育洋中脊及转换断层，气候整体以半湿润—半干旱为主，风化作用较强，以物理风化为主[59]。风化作用侵蚀大量陆地岩石，一方面将硅酸盐岩转化成碳酸盐岩，消耗大量CO2；另一方面将岩石中的Fe等营养物质携带至海洋表层，使表层透光带浮游植物勃发，通过光合作用转化并以生物有机质的形式固定大量CO2。此时，海洋发生频繁的热液活动，伴随大量深地营养物质(Si、Ba、Zn、Cu等)和H2S释放进入海洋，前者与陆源营养物质协同促进浮游生物进一步勃发而消耗CO2，后者诱发深层水体硫化缺氧环境及浅层水体的透光厌氧带，避免生物有机体沉降通过水柱过程被氧化降解，从而有效保存大量有机碳。当海洋热液活动强烈而风化作用较弱时，虽然热液营养物质极度丰富，但风化来源生物生长必须的营养物质(如Fe元素)供给不足，导致沉积水体营养元素失衡，抑制浮游生物的勃发，降低有机质输入量；同时，过量的热液硅输入(SiO2质量分数最高超过90%)及其快速沉积稀释有限的古海洋生产力，使C-1y下段硅质页岩TOC质量分数普遍较低，主要分布在0.23%～1.65%之间。当海洋热液活动较弱而风化作用强烈时，热液营养物质虽然有限但依然相对充足，与风化来源生物生长必须的营养物质协同诱发浮游生物的繁盛，极大增加生物有机质来源。同时，热液硅来源有限，沉积速率较低，大量陆源输入为水体中可溶有机质提供充分的吸附质点，促进有机质的吸附和沉降，该过程受到热液成因的硫化缺氧环境保护，使C-1y中段泥页岩TOC质量分数大量富集(平均为9.89%)。因此，早寒武世风化—热液耦合过程促进富有机质烃源岩的形成，为塔里木盆地丰富的油气资源奠定重要的物质基础。

从碳循环角度，风化—热液耦合作用通过有机和无机两种固碳方式单向不断地增大大气中的CO2的消耗，同时不断通过光合作用提升大气中的O2体积分数。O2体积分数的不断增加促使单向消耗O2生物的发育，即后生动物的崛起[60]。早寒武世大规模、频繁的风化—热液耦合过程可能是寒武系生物大爆炸的关键因素之一。从无机矿产资源角度，风化—热液耦合作用通过化学溶蚀和沉淀作用，促进Ba、P等成矿元素大量富集。早寒武世风化—热液现象在全球普遍发育，风化—热液过程对于国内外相应地层油气勘探、无机矿产勘察及生命演化研究具有一定的启示作用。

5 地质意义

早寒武世塔里木盆地风化—热液耦合过程诱发特殊生物标志化合物(芳基类异戊二烯烃)的形成。原油中该化合物系列单体碳同位素主要分布在-25‰～-14‰之间，普遍约为-18‰，整体明显偏重，指示绿硫菌来源。截至目前，塔里木盆地下古生界烃源岩中有且仅有C-1y黑色页岩系(泥质页岩和硅质页岩)检测到该化合物系列，早寒武世风化—热液耦合过程诱发的芳基类异戊二烯烃指示绿硫菌生源。虽然下古生界原油含有丰富的芳基类异戊二烯烃系列化合物，但在所有寒武系—奥陶系烃源岩中未检测到化合物，研究区必然发育一类包含化合物的烃源岩，且对现今丰富油气资源做出重要贡献[61-62]。根据该化合物的质量色谱图(见图10)对比，风化—热液耦合过程诱发的烃源岩与塔中、塔北和塔西南原油具有良好的亲缘关系[63]。最新探井(星火1、旗探1、轮探1井等)及地震解释结果[61,64]表明，C-1y烃源岩在塔北地区分布较广，盛产油气的塔中、塔北隆起主要分布于烃源岩沉积中心周缘(见图11)。透光厌氧环境下发育的烃源岩有机质丰度高，分布广，为研究区丰富油气资源做出重要贡献。

图10 基于芳基类异戊二烯烃的油源对比

图11 塔里木盆地下寒武统烃源岩等厚图(据文献[61,63]修改)

6 结论

(1)塔里木盆地早寒武世风化—热液耦合过程促进下寒武统富有机质页岩的发育。其中，风化作用一方面带来大量营养物质，促进浮游生物的勃发；另一方面提供丰富的吸附介质，促进海洋有机质沉积。热液活动一方面带来丰富的营养物质，促进浮游生物的繁盛；另一方面携带大量还原性气体(如H2S)，诱发巨厚的硫化缺氧水体，避免有机质沉降过程中被巨厚水柱氧化而消耗，为有机质沉降和保存提供重要保障。

(2)强风化与弱热液活动耦合促进塔西北C-1y烃源岩有机质高度富集，总有机碳质量分数最高为13.17%；耦合背景下发育的特殊、稳定生物标志化合物(芳基类异戊二烯烃)的油源对比显示，烃源岩为研究区丰富的海相油气资源做出重要贡献。

(3)风化—热液耦合过程通过矿物风化和光合作用增加CO2的固定，促进大气O2体积分数的提升；在油气领域促进下寒武统富有机质烃源岩的形成，为下古生界深层—超深层油气资源提供重要物质基础；在生命演化领域促进寒武纪生命大爆发，在无机矿产勘查领域有利于热液、风化矿产资源的富集。

致谢：长江大学朱翠山老师在芳基类异戊二烯烃鉴定方面提供技术答疑；中国石油塔里木油田分公司勘探开发研究院杨海军教授级高级工程师、南京大学地球科学与工程学院杨涛副教授、中国科学院地质与地球物理研究所吴亚生副研究员在新疆采集野外露头样品、沉积、古生物、古海洋及油源对比方面提供地质背景信息和帮助。