塔里木盆地是我国最大的富含油气资源的大型复合型克拉通盆地，发育多期次的含油气地层序列，并且均有工业性油气流产出[1]。塔里木盆地下古生界发育良好的烃源岩，以下寒武统玉尔吐斯组为代表[2-4]。优质的烃源岩与其上覆地层中的白云岩储层、厚层膏岩和泥岩构成良好的“生-储-盖”组合[5]，对油气勘探及开采有重要意义。随着塔里木盆地油气勘探的深入，在塔北西部上寒武统下丘里塔格组的内幕白云岩中发现工业油流，取得领域级别的勘探突破。塔北地区上寒武统下丘里塔格组广泛发育近千米厚的白云岩，且邻近北部坳陷和库车坳陷，具有良好的双源供烃的油气地质条件。经过近二十年的勘探，近期完钻的位于英买力低凸起的 XT1井在上寒武统下丘里塔格组内幕白云岩段钻揭优质储层，气测结果良好，表明该区域该层位广泛分布的内幕白云岩具有良好的勘探前景。
一些学者探讨了塔北地区下丘里塔格组白云岩储层发育的主控因素，并对其做过不同的成因分类。黄理力[6]将塔北地区下丘里塔格组白云岩储层分为同生-准同生白云岩储层、表生岩溶型储层、热液岩溶型储层和表生-热液叠合岩溶型储层，申滔[7]认为下丘里塔格组白云岩储层“沉积相是基础，构造活动及潜山风化壳岩溶影响了储层的分布”，韩浩东[8]和王晓丽等[9]对包括下丘里塔格组在内的寒武系白云岩储层进行分类和储层主控因素研究，认为滩相沉积、早期白云石化、同生岩溶和热液岩溶等因素综合控制了优质储层的分布。
现有研究主要认为塔里木盆地寒武系储-盖组合以中寒武统的膏盐岩作为区域盖层，下寒武统的白云岩作为储层。因此，对上寒武统下丘里塔格组的研究和勘探实践较为薄弱，特别是关于内幕区下丘里塔格组白云岩储层究竟是同生-准同生成因还是热液溶解成因的问题，存在巨大的争议。
硅质是碳酸盐岩中一种常见的组分，其来源与地质构造背景、火山活动、热液活动以及生物繁盛密切相关。因此，对硅质组分成因和沉积环境的研究，不仅能够揭示其形成机制，还能为恢复古盆地的构造-沉积演化以及评价烃源岩发育条件提供关键信息。塔北地区内幕区下丘里塔格组白云岩储层中发现大量硅质沉积，为判断白云岩储层的成因奠定了良好的基础。
一些学者基于同位素和元素等地球化学指标探讨该地区寒武系地层中硅质的来源。孙省利等[10]利用 Th/U和 Sr/Ba等微量元素及稀土元素指标研究该地区肖尔布拉克剖面的硅质岩，认为这套硅质岩属于海底热水沉积型，其形成环境为大陆边缘深海槽。于炳松等[11]同样利用上述指标研究肖尔布拉克剖面的硅质岩，认为是上升洋流将大洋盆地中的物质携带到大陆边缘陆棚环境中发生沉积，形成这套硅质岩。陈永权等[12]利用硅氧同位素指标研究该地区寒武系地层中下寒武统层状硅质岩和上寒武统硅化岩，认为其中的层状硅质岩来自海水沉淀。银雪琴等[13]基于主量元素指标以及上述微量元素指标，认为在这些硅质岩的成岩过程中叠加了少量热水沉积建造，沉积环境为离大陆边缘有一定距离的大洋盆地。
然而，由于没有找到合适的地球化学指标，对于塔里木盆地西部寒武统硅质岩的成因，一直存在争议，对硅质岩成因的研究长期处于摸索阶段，亟待选择更加可靠的指标来开展研究。
本研究基于锗硅比值(Ge/Si)、主量和微量元素含量等地球化学指标，恢复塔北地区下丘里塔格组内幕区下丘里塔格组的沉积环境，以期对其中白云岩储层的成因有更好的认识。
1 区域地质背景
塔里木盆地(塔里木板块)是中国大陆板块中主要的构造单元，也是最古老的大陆板块之一，被北部的天山断裂带、西南部的昆仑断裂带和东南部的阿尔金隆起包围[14]。塔里木板块的基底是前寒武纪岩体，由暗灰色的角闪岩、灰色片麻岩和花岗片麻岩等组成。塔里木盆地是世界上最大的含油气陆内盆地之一，也是中国重要的海相油气高产率克拉通盆地。晚古生代碳酸盐岩储层是油气开发的重点区域，奥陶系是目前找到的含油气最多的储库。
下丘里塔格组沉积于晚寒武世，该时期塔北地区位于发育初期的南天山洋的南部边缘[14]，并经历裂谷后的沉降作用和大规模海进，沉积了分布面积广阔的玉尔吐斯组层状硅质岩和黑色页岩[15]。塔北地区下丘里塔格组的沉积水体较为开阔，岩相以泥晶白云岩、团块白云岩、球粒白云岩、内碎屑白云岩和结晶白云岩为主，沉积旋回具有下段为潮下带、上段为潮下带至潮间带的特征，指示由浅海相向海陆过渡相转变的沉积环境演化过程[16]。
本研究涉及的 1个剖面和 8口钻井的位置见图1。永安坝剖面(图2)位于图木舒克市永安坝水库以东，地层出露良好，其中下丘里塔格组发育一套以细晶白云岩和中晶白云岩为主的中-薄层至块状白云岩，可见溶蚀孔洞、缝合线和硅质条带。8口钻井中，TuoT1井和 KuoT1井位于塔北地区的秋里塔格构造带，XY4井位于塔北地区的轮台凸起，LT1井位于马纳火成岩弧形带，YT1井位于塔北地区的英买力低凸起，XiaT1井、MP1井和 LunT1井位于塔北隆起东部的轮南低凸起。自北东向南西，从潮萍相向台地相过渡。我们在上述剖面和钻井进行采样，对其中硅质沉积进行岩石学和地球化学研究。
图1 塔里木盆地北部构造分区示意图
Fig.1 Schematic map of tectonic units of the Northern Tarim Basin
图2 塔北地区下丘里塔格组永安坝剖面地层示意图
Fig.2 Schematic stratigraphic column of the Lower Qiulitage Formation at the Yonganba section in Northern Tarim Basin
下丘里塔格组的硅质沉积主要以 3种形式产出:1) 交代原始颗粒结构的硅质岩(图3(d)和(e)); 2) 裂缝充填的脉状硅质(图3(c)和(f)); 3) 角砾状硅质岩(图3(a)和(h))。显微镜下可见硅质部分保留白云石残余结构(图3(b)和(g))，指示硅化为后期成岩作用产物。研究区的硅质岩颜色较深，多呈灰黑色和黑色，具薄层状构造。岩石致密坚硬，断口呈贝壳状。在显微镜下，硅质岩主要由微晶-隐晶石英集合体组成，含量大于 90%，呈等轴粒状或纤维状，粒径一般小于 10 μm。部分样品中可见少量放射虫化石的幻影(图3(c))，但基本上被后期成岩作用改造和重结晶。此外，岩石中含少量黏土矿物、有机质和黄铁矿等，它们构成岩石中的纹层或杂质。
图3 塔内地区下丘里塔格组白云岩基岩与赋存硅质成分岩石学特征
Fig.3 Transmitted light photomicrographs of siliceous components from the Xiaqiulitage Formation in the western margin of Northern Tarim Basin
(a) 硅质条带，TuoT1 井; (b) 含云硅质岩，保留原生结构，TuoT1 井; (c) 脉状硅质集合体，永安坝剖面; (d) 残余细晶云岩，硅质充填，XY4 井; (e) 含云硅质灰岩，保留原生结构，TuoT1 井; (f) 孔洞中生长的两期次硅质组分，KuoT1 井; (g) 残余细晶云岩，硅质充填，永安坝剖面; (h) 白云石被部分交代的云质硅质岩，LT1 井。qz: 石英; dol: 白云石; cal: 方解石
2 实验方法
本研究涉及的实验均在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。
1) 碳酸盐岩组分的溶解。称取约 200 mg样品粉末于 10 mL离心管中，加入 5 mL 0.5 M醋酸溶液，超声震荡离心管 1小时，静置 8小时，重复 3次，使粉末与溶液充分接触。将离心管取出，在离心机中以 3200 r/min的转速分离 10分钟，转移溶液，保留离心管底部的固体组分，用 5 mL 1 N盐酸清洗固体。将清洗液在离心机中以 3200 r/min的转速分离10分钟，用 5 mL去离子水清洗，再将清洗液在离心机中以 3200 r/min的转速分离 10分钟。重复操作上述流程 2～3次，确保完全去除碳酸盐岩组分。
2) 硅质组分的溶解。用去离子水将步骤 1中残留的碎屑清洗 5次，去除其表面残留的离子，然后烘干，重新称量，放入 PFA溶样罐中，加入足量的浓硝酸和浓氢氟酸(HF)(3:1)，置于 180℃恒温电热板上，加热 72小时，待固体完全溶解后将溶液蒸干，加入 5 mL 2%的 HNO3，转移至 10 mL离心管中待测。
3) 硅质组分 Ge/Si值的测定。从溶解的硅质组分样品中取出一部分，根据样品质量计算稀释倍数，用等离子体发光光谱仪 ICP-OES测试主量及部分微量元素，另一部分稀释后用等离子体质谱仪 ICPMS测试 Ge含量。
3 测试结果
从表1可以看出，下丘里塔格组硅质组分含量较高(硅化程度较高)，而陆源输入组分(Al2O3)和碳酸盐组分(MgO+CaO)含量较少。所有硅质岩的 Ge/Si值均极低，平均值为 0.54 μmol/mol，与主量元素和微量元素含量无明显的相关性(图4)。
表1 塔内地区下丘里塔格组硅质组分样品的主量元素含量、Ge/Si 比值以及碳酸盐组分的 Ba 含量
Table 1 Elemental compositions and Ge/Si ratios of cherts and Ba concentration of carbonates from the Xiaqiulitage Formation in the western margin of Northern Tarim Basin
样品号 含量/% Ge/(μg·g-1)CaO MgO Al2O3 Fe2O3 K2O Na2O SiO2 Si(Ge/Si)/(μmol·mol-1)Ba/(μg·g-1)xq-1-1 0.20 0.08 1.68 17.93 0.44 0.30 79.65 37.17 2.63 2.73 226.77 xq-1-2 0.02 0.10 1.30 1.25 0.37 0.08 96.99 45.26 0.41 0.35 184.21 xq-1-3 0.25 0.09 0.92 1.01 0.25 0.11 97.71 45.60 0.38 0.32 383.56 xq-1-4 0.06 0.03 0.43 1.40 0.09 0.09 97.99 45.73 0.47 0.40 69.84 xq-2-1 2.00 1.26 0.39 0.87 0.07 0.04 98.64 46.03 0.30 0.25 35.34 xq-2-2 0.36 0.26 0.30 0.25 0.04 0.06 99.35 46.36 0.15 0.12 206.45 xq-2-3 0.03 0.01 0.33 0.38 0.05 0.04 99.21 46.30 0.15 0.13 28.57 xq-2-4 - 0.02 0.31 0.52 0.04 0.05 99.08 46.24 0.18 0.15 25.60 xq-3-1 0.19 0.06 0.69 0.84 0.17 0.11 98.19 45.82 0.34 0.29 189.29 xq-3-2 0.03 0.04 0.62 0.84 0.20 0.08 98.25 45.85 0.36 0.30 92.63 xq-3-3 2.08 1.53 0.28 0.74 0.10 0.03 98.85 46.13 0.30 0.25 334.14 xq-3-4 1.58 1.14 0.20 0.63 0.08 0.04 99.06 46.23 0.23 0.19 334.66 xq-4-1 0.11 0.09 0.37 0.80 0.07 0.07 98.69 46.05 0.28 0.23 80.32 xq-5-1 0.39 24.43 12.50 4.28 5.60 0.38 77.24 36.05 1.80 1.93 2024.10 xq-6-1 0.05 1.46 0.79 0.26 0.50 0.23 96.71 45.13 0.17 0.14 -xq-6-2 0.06 0.78 1.93 - 0.37 0.16 96.72 45.13 0.31 0.27 -xq-6-3 9.24 14.88 4.02 3.25 1.24 1.97 65.40 30.52 0.57 0.72 -xq-7-1 0.25 1.26 2.03 0.01 4.39 0.27 91.78 42.83 0.82 0.73 -xq-7-2 0.59 1.57 2.75 0.09 3.34 0.44 91.21 42.57 0.72 0.65 -xq-8-1 0.49 1.02 1.92 0.15 1.85 0.63 93.96 43.85 0.61 0.53 -xq-8-2 0.37 0.80 1.48 2.57 3.96 2.45 88.38 41.24 1.14 1.07 -xq-9-1 - - 0.08 0.38 0.03 0.02 99.49 46.43 0.14 0.12 6.40
说明: “-”表示低于检测限。
图4 塔北地区下丘里塔格组硅质组分地球化学数据二元交叉图
Fig.4 Crossplots of geochemical data of cherts from Xiaqiulitage Formaition in the Northern Tarim Basin
4 讨论
4.1 塔北地区下丘里塔格组硅质组分的来源
本研究将硅质组分的锗/硅比值(Ge/Si)作为硅质来源的判别指标。Ge与 Si同属元素周期表中第Ⅳ主族，二者具有高度相似的化学性质与离子半径[17]。在母岩风化作用过程中，Ge会更多地进入黏土矿物中，因此河水中 Ge/Si值相对较低，并且 Ge的这种分馏行为与原岩的 Ge含量关系不大，主要取决于风化强度[18]。河水中溶解态锗酸(Ge(OH)4)和硅酸(Si(OH)4)含量较低，Ge/Si值范围较窄(0.1～3 μmol/mol)[19]。据计算，全球河水平均 Ge/Si值约为0.54 μmol/mol[20]。然而，地下深处的热液流体中 Ge浓度非常高，因此来自热液的硅质岩通常也保留这一特征。因高温水-岩反应过程中 Ge-Si化合物热力学行为的差异，热液流体通常表现出更高的 Ge/Si比值(4～25 μmol/mol)[21-23]，大部分比值介于 8～13 μmol/mol之间[24]。现代海洋受来自洋中脊的热液流体以及来自大陆的河水影响，Ge/Si值稳定在0.72 μmol/mol[25]。因此，在不同地质储库中，Ge/Si比值存在显著的分异[26-28]，沉积成因硅质组分的 Ge/Si比值与岩浆热液成因硅质组分中 Ge/Si值的差异可高达一个数量级以上。上述地质端元的 Ge/Si比值差异为硅质沉积物的源区判别提供了非常有效的地球化学依据，通过分析岩石样品的 Ge/Si比值特征，可有效地示踪硅质来源并约束其成因机制。
Al2O3的主要来源为陆源碎屑物质，且 Al2O3，Fe2O3，MgO和 K2O含量之间无明显相关性(图4)，指示样品成分来源非单一的陆源碎屑，海水原生沉淀提供了大量物质来源。本研究分析的样品除 YT1井外，Al2O3含量普遍较低，说明陆源碎屑对样品的污染影响较小。同时，Ge/Si值与 Al2O3含量无良好的线性关系(图4)，说明样品的 Ge/Si值不受陆源碎屑控制。样品的 Ge/Si值均<3 μmol/mol，大部分样品的 Ge/Si比值接近原始海水值，显著低于热液流体值。另外，根据 Al2O3，Fe2O3和 Ba含量判断，样品为非生物成因，更接近热水成因[29]。结合以上几点，可以判断样品中硅质组分主要来源于海水的原生沉淀，在成岩过程中或者成岩后，通过静岩压力或热液活化实现聚集，形成结核或带状脉体。部分样品的 Ge/Si值高于海水平均值，可能是在一定程度上受到热液流体影响，且远离马纳火成岩体样品的 Ge/Si值普遍低于接近马纳火成岩体的样品，说明热液流体在一定程度上改造了孔隙水，使得 Ge/Si比值略微升高。
4.2 上寒武统硅质组分的来源对储层发育的指示意义成因机制讨论
基于上述地球化学证据，我们认为塔北地区西部上寒武统硅质组分并非热液成因，而是形成于海水中的原生沉淀。
对于前中生代的海相硅质组分，其硅质来源和沉淀机制一直是地质学界探讨的焦点，主要存在无机化学沉淀和生物成因两种观点[30-31]。在前寒武纪，由于缺乏大规模利用硅质的生物，海水中溶解SiO2浓度非常高，接近过饱和状态[30]。因此，硅质岩主要通过无机化学沉淀形成。例如，太古宙巴克礁(Buck Reef)的条带状黑白燧石岩就主要通过无机硅沉淀形成，白色层几乎纯由微石英组成，黑色层则混有碎屑碳质物质和微生物席残余[32]。这种无机沉淀受温度及河流输入等因素影响，在温暖时期，河流输入的富硅海水可导致硅饱和; 在寒冷时期，则可能出现大规模硅沉淀。进入显生宙后，尤其随着寒武纪生命大爆发，出现以海绵和放射虫为代表的泌硅生物[31]。这些生物的繁盛开始显著地影响海洋的硅循环。然而，直到中生代，随着硅藻和放射虫的大规模扩张，生物成因才彻底主导全球海洋的硅循环。例如，晚奥陶世至早志留世期间，扬子海的生物硅累积与全球气候波动、广泛上升流以及火山活动可能存在关联[33]。
寒武纪处于从“无机海洋”向“生物海洋”过渡的关键时期。此时，虽然泌硅生物已经出现，但其在全球范围内的丰度和固硅效率远不及现代海洋[31]。因此，寒武纪海水中 SiO2的浓度依然显著高于现代，为无机和生物两种机制的共同作用提供了条件。
在排除热液主导机制后，溶解在海水中的硅需要通过某种机制达到过饱和才能发生沉淀。结合寒武纪的海洋环境，推测主要存在两种沉淀方式。1)无机化学沉淀: 在特定的物理化学条件下，海水中的硅直接沉淀，形成非晶质 SiO2 (蛋白石-A)[34]，驱动沉淀的因素主要有蒸发作用、pH值和温度的变化以及阳离子和黏土矿物的吸附作用。2) 生物诱导(介导)沉淀: 寒武纪的海绵和可能有的放射虫等生物从海水中摄取溶解的硅，用于构建骨针或骨骼，当这些生物死亡后，其硅质骨骼在沉积物-海水界面附近或沉积物中溶解并再沉淀[35]。Li等[36]对华南板块的研究表明，Permian时期的生物硅质岩揭示了硅循环对晚古生代冰期消退过程的响应。这种生物“泵”入沉积系统的作用，极大地提高了局部沉积物孔隙水中的硅浓度，从而促进了非晶质 SiO2的沉淀和后续的成岩转化。即使这些生物骨骼的化石保存不佳或未被识别，其对硅质富集的“催化”作用也不可忽视。Guan等[37]指出，早寒武世塔里木盆地柯坪地区硅质岩的 Ge/Si值和微量元素组成可能指示其形成于沉积环境。
关于塔里木盆地上寒武统硅质岩的沉积成因，存在多种观点: 1) 热水沉积成因，形成于大陆边缘深海槽环境[10]; 2) 远洋物质搬运成因，硅质岩的物质源自大洋盆地，由上升洋流搬运至大陆边缘陆棚环境沉积而成[11]; 3) 海水直接沉淀成因[12]; 4) 混合沉积成因[13]。本研究通过 Ge/Si值的限定，首先排除热液输入为主要物质来源的可能。除少部分 Ge/Si值偏高的样品外，不同井位样品的 Ge/Si值差异较小，与样品的空间分布无关，即与大洋盆地的距离无关。据此可以推断，硅质组分可以通过海水直接沉淀形成。因此，针对塔北地区西部油气储层的研究应重点考虑不同时期的海洋沉积环境，如海水的氧化还原状态、氧化还原界面的分布、海水硅饱和度以及硅的赋存形式等。
结合区域地质背景，塔里木盆地在晚寒武世处于被动大陆边缘环境，富含营养盐和溶解硅的深层海水通过上升洋流被带到大陆架区域，不仅为浮游生物提供了物质来源，更重要的是将高浓度的硅带到海水表层。在大陆架和台地边缘的复杂环境中，蒸发、水体混合等无机化学作用与海绵等生物的固硅作用相互叠加，共同促使海水中的硅达到过饱和。生物的固硅作用可能在局部创造了高硅浓度的微环境，而无机沉淀则可能是更大范围内的主要机制。这些最初以蛋白石-A形式沉淀的硅质，在随后的埋藏成岩过程中逐渐脱水，并转化为更稳定的蛋白石-CT，最终形成我们今天观察到的石英质硅质组分。
值得注意的是，塔北地区西部样品的 Al2O3含量普遍高于东部，可能说明在当时的沉积环境中，水动力自东向西逐渐减小，使得少量陆源碎屑在水动力弱的位置沉降，与前人对塔北地区寒武系地层沉积相的划分一致。
5 结论
1) 塔北地区西部上寒武统下丘里塔格组的硅质来源以海水沉淀为主，热液起到改造局部的作用。部分样品 Ge/Si值升高(大于海水平均值)且与Fe2O3含量正相关，反映近马纳火成岩体区域孔隙水受热液流体改造，导致硅质局部富集。
2) 本研究通过 Ge/Si值分析，排除了研究区热液主导硅质来源的可能性。因此，对研究区油气储层的研究应聚焦于古海洋环境特征。
3) 研究区晚寒武世沉积环境具有东西向水动力分异的特征。自北东向南西，水动力减弱，导致细粒碎屑在西部富集。这种规律与前人的沉积相划分方案一致，佐证了古地理格局重建的可靠性。
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