热液流体一般是指流体温度比所经围岩地层温度高的流体(Machel and Lonnee, 2002)，具有深部向浅部活动的特征(Cai et al., 2008)，部分可能来自地壳深部或地幔(杜乐天和王驹，1993；毛景文和李晓峰，2004)。

由于热液流体富含CO₂等多种挥发分和阴阳离子(Navon et al., 1988；Bell and Rossman, 1992；张铭杰等，2000)，并能携带大量的热能(金之钧等，2002)，能对沉积盆地中油气成藏产生了显著的影响，已得到许多学者的广泛的关注。如，可以通过溶蚀改造作用改善碳酸盐岩的储集性能(Lv et al., 2008；朱东亚等，2008；金之钧等，2006; Lavoie et al., 2005)，使灰岩发生热液白云岩化形成优质白云岩储层(Lavoie et al., 2005；Smith, 2006；刘树根等，2008；陈代钊，2008)，通过对烃源岩的加氢作用提高生烃产率(金之钧等，2002)，促使沉积有机质成熟生烃(Hu et al., 2002；Simoneit et al., 2004)，促使烃源岩热演化(Raymond and Murchison, 1992；Zhu et al., 2007) 等。

针对塔里木盆地的热液活动也有了较多的研究。这些研究主要集中在两个方面，一方面通过流体包裹体测温和地球化学方面的证据揭示了塔里木盆地热液流体活动的存在(钱一雄等，2005；金之钧等，2006；Cai et al., 2007, 2008；蔡春芳等，2009)，另一方面深入探讨了热液流体对下古生界优质碳酸盐岩储层发育所产生的生影响(金之钧等，2006；钱一雄等，2006；Wu et al., 2007；陈代钊，2008；朱东亚等，2008；李开开等，2010)。但热液流体作用对塔里木盆地油气运移是否产生影响，目前尚没有这方面的研究。

热液流体活动对油气运移的影响在国内外关注的还都比较少。虽然有学者认为热液活动能促使油气向浅部运移成藏(孙樯等，2000；张铭杰，2006)，但所取得的认识以理论推测为主，还没有实际资料的证实。

本文以塔里木盆地为例，首先通过流体包裹体、碳氧和锶同位素方面的数据论述了塔里木盆地奥陶系灰岩中的部分方解石脉的形成与热液流体作用有关；然后再进一步探讨论证了热液流体活动对油气运移的影响。

塔里木盆地分别在震旦-寒武纪、早奥陶世、二叠纪和白垩纪的时候经历了四次地质热事件(Chen et al., 1997)，其中二叠纪岩浆作用最为强烈，在塔里木盆地分布最为广泛，影响也最大。早二叠世未，受北面古天山褶皱带形成及南缘古特提斯洋俯冲活动的影响，塔里木盆地发生伸展作用，并处于大陆裂谷型的构造环境，导致盆地中部、西部及北部地区出现大范围岩浆侵入及火山喷发活动(贾承造等，1995)。在塔北地区既有基性火山岩活动，也有中酸性火山岩活动(罗静兰等，2006)。

塔里木盆地经过长期的、多期次的强烈的构造演化，盆地内下切至深部地壳的断裂普遍发育，断裂可达50~60km (贾承造，1997)(图 1)。这些大型断裂和与之相连的小的断裂构成了深部岩浆和热液流体向上运移的通道体系。

图 1

Fig. 1

图 1 塔里木盆地断裂构造单元划分与井位分布图 Fig. 1 Faults, tectonic units and well location in the Tarim Basin

在前寒武系沉积基底之上沉积了寒武系至新近系的巨厚沉积物。其中寒武系主要包括潮坪、台地和台地边缘的泥岩、碳酸盐岩和蒸发岩沉积；奥陶系主要包括台地和台地边缘斜坡相碳酸盐岩和砂泥质碎屑岩沉积。寒武系和中上奥陶统的泥岩和泥灰岩是塔里木盆地的重要烃源岩(梁狄刚等，2000；张水昌等, 2000a, b；Liu, 1998；Xiao et al., 2000)，早在加里东期和晚海西期就已经开始成熟生烃(张水昌等, 2000a, b；邬光辉等，2008)。

塔里木盆地奥陶系灰岩中间有大量的方解石，或以胶结物的形式充填于生屑灰岩或颗粒灰岩的粒间或粒内孔隙中(图 2a)，或以脉的形式充填于灰岩的裂缝中(图 2b)。本次研究主要选取来自塔里木盆地塔北和塔中地区的25口钻井的36个奥陶系岩心样品。其中，孔中充填的方解石样品4个，方解石脉样品13个，灰岩围岩样品15个。所选取样品的井位分布见图 1，一些选取方解石脉样品的钻井位于切穿基底的深大断裂附近。所做的研究包括薄片观察、流体包裹体测温、流体包裹成分组成以及碳、氧和锶同位素分析等。

图 2

Fig. 2

图 2 塔里木盆地奥陶系灰岩中的方解石及方解石中的流体包裹体 (a)-灰岩孔隙中充填的方解石胶结物，塔北塔河油田沙110井，奥陶系一间房组(O2yj)，6304.07m，岩心照片；(b)-灰岩中的方解石脉，塔北塔河油田T737井，奥陶系一间房组(O2yj)，5806.35m；(c)-灰岩中的方解石脉中发育大量气液两相流体包裹体，塔北塔河油田T737井，奥陶系一间房组(O2yj)，5806.35m，单偏光照片；(d)-灰岩中的方解石脉中发育大量气液两相流体包裹体，部分包裹体为油气包裹体，液相部分在紫外光下发亮黄色荧光，照片c对应的紫外光下照片 Fig. 2 Calcites filling in the Ordovician limestone of the Tarim Basin and fluid inclusions in the calcites

用于薄片观察的样品双面剖光至0.03mm厚，用于流体包裹体测温的样品双面剖光至0.2mm厚。流体包裹体测温在Linkam-TH600冷热台上进行。经温度校正后，开始升温速率为15℃/min，在包裹体中气泡明显变小、接近均一时，升温速率降至1℃/min，均一温度测试精度为±1℃。流体包裹体激光拉曼在LABHR-VIS LabRAM HR800显微激光拉曼光谱仪上进行。流体包裹体热爆法测试时，先挑选一定数量20~50目纯净的方解石颗粒，用Prisma TM QMS200型四极质谱仪进行气体成分组成的测试。

为了做地球化学分析，把包含方解石样品的灰岩岩心粉碎成几个毫米大小的小碎块，然后精心挑选出纯净的方解石颗粒和灰岩围岩。所选出的样品最后研磨成小于200目的粉末用于碳、氧和锶同位素分析。碳氧同位素分析用100%磷酸法，在Mat252质谱仪上进行。锶同位素测定在Finnigan MAT Triton TI质普仪上进行，测得的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值按照⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.1194的质量分馏标准进行校正。测得的NBS987标准样品锶同位素平均值为0.710273±0.000012。流体包裹体测温、C、O同位素分析在南京大学内生金属矿床国家重点实验室完成，锶同位素、包裹体激光拉曼和爆裂法成分组成分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成。

对塔里木盆地奥陶系灰岩和灰岩中的方解石所进行的流体包裹体测温和碳氧以及锶同位素分析结果见表 1。流体包裹体激光拉曼分析结果见图 3，爆裂法成分组成分析结果见表 2。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 塔里木盆地奥陶系方解石脉及灰岩碳氧锶同位素和流体包裹体测温结果 Table 1 Results of fluid inclusions and carbon, oxygen and strontium isotopes for the Ordovician calcite and limestone in the Tarim Basin 井位 深度(m) 层位 87Sr/86Sr δ13CPDB δ18OPDB δ18OSMOW 均一温度(℃) 盐度(wt%NaCleqv) (‰) 范围 平均 范围 平均 孔中充填方解石 AD3 6526.7 O2yj 0.708825 -0.69 -7.53 23.10 38.9~70.2 48.6 8.4~13.4 11.4 S110 6302.09 O2yj 0.708328 -0.19 -8.36 22.24 54.2~85.7 66.6 7.3~10.1 8.6 T738 6068.81 O1-2y 0.708483 -0.72 -5.75 24.93 50.1~73.1 59.7 5.1~10.1 6.9 S94 5960.5 O1 0.70871 -0.15 -9.42 21.15 50.2~90.2 65.3 5.0~8.8 6.6 平均 0.708587 -0.44 -7.77 22.86 CⅠ方解石脉 S91 5693.38 O1 0.708921 1.87 -7.93 22.69 59.0~89.7 69.8 7.3~12.5 9.2 S112-1 6289.04 O2yj 0.708176 0.9 -8 22.61 63.0~86.0 74.4 5.1~8.7 6.6 S60 5518.01 O2yj 0.708723 0.6 -6.2 24.47 51.0~80.0 66.1 8.8~9.2 9.1 GL1 6454.18 O1p 0.708647 -1.8 -8.4 22.20 S91* 5693.72 O1 0.708779 1.5 -8.5 22.10 平均 0.708649 0.6 -7.8 22.82 CⅡ方解石脉 T737 5806.35 O2yj 0.709328 -2.6 -10.8 19.73 141.2~179.2 158.1 10.2~10.7 10.5 TZ12 5217 O1 0.709137 -1.7 -8.4 22.20 145.1~198.7 172.5 7.2~17.5 13.2 中4 4908.22 O3l 0.709891 -3.9 -9 21.58 155.9~199.1 180 10.4~16.2 14 中16 4755.65 O1 0.709413 -4.49 -14.28 16.14 125.0~189.6 152.9 13.7~21.6 18.9 中4 4909.12 O3l 0.709513 -1.22 -9.26 21.31 125.6~152.3 142.1 13.7~16.7 15 TZ12 5216.51 O1 0.709103 -1.7 -12.75 17.72 108.7~173.5 139.2 13.4~19.9 16.9 T740 6162.64 O2yj 0.709325 -5.67 -10.77 19.76 129.7~166.9 144.2 13.7~19.2 16.8 中3 3837.87 O1 0.710593 -2.34 -7.88 22.74 98.1~138.2 121.7 9.7~15.0 11.9 平均 0.709538 -2.95 -10.39 20.15 奥陶系灰岩 Tz44 4850.2 O3l 0.708418 0.5 -6.7 23.95 Tz44 4846.6 O3l 0.708397 0.9 -5.1 25.60 Tz12 4711.8 O3l 0.708276 0.7 -7.2 23.44 Tz12 4742 O3l 0.708269 1.2 -4.7 26.01 S76 5583.57 O2yj 0.708765 2 -6.4 24.26 S100 5617.63 O2yj 0.708764 0.9 -6.6 24.06 S102 6046.22 O2yj 0.708741 0.5 -6.7 23.95 S109 6250.63 O2yj 0.708782 0.4 -7 23.64 T115 5586.4 O2yj 0.708802 0.5 -5.8 24.88 YQ3 5726.52 O1-2y 0.708869 -0.82 -7 23.64 S99* 6173.8 O2yj 0.708813 0.3 -6.3 24.37 S114 6413.39 O1-2y 0.708692 -0.3 -6.3 24.37 S114 6461.31 O1-2y 0.708718 -0.8 -5.7 24.98 T901 5572.2 O2yj 0.70815 0.1 -7.6 23.03 T901 5550.4 O2yj 0.708632 0.8 -6.1 24.57 平均 0.708606 0.5 -6.3 24.37 注：δ18OSMOW=δ18OPDB×1.03086+30.86(沈渭洲，1997)

表 1 塔里木盆地奥陶系方解石脉及灰岩碳氧锶同位素和流体包裹体测温结果 Table 1 Results of fluid inclusions and carbon, oxygen and strontium isotopes for the Ordovician calcite and limestone in the Tarim Basin

图 3

Fig. 3

图 3 CⅡ方解石脉中流体包裹体激光拉曼分析 该样品为所在井位为中16井，深度为4755.65m，层位为O1；类似的还有S15、TZ18等井的样品 Fig. 3 Raman spectroscopic analysis result of the fluid inclusion in the CⅡ calcite vein

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 塔里木盆地奥陶系CⅡ方解石脉中流体包裹体爆裂法成分组成分析结果 Table 2 Compositions of the fluid inclusions in the Ordovician CⅡ calcite veins in the Tarim Basin analyzed by acoustic decrepitation 井位 深度(m) 层位 气体成分组成(%) H2O N2 Ar CO2 CH4 C2H6 T737 5806.35 O2yj 92.29 0.35 0.06 4.71 1.62 0.76 T740 6162.64 O2yj 80.12 0.9 0.15 8.89 8.33 1.61 TZ12 5216.51 O1 81.83 2.62 0.81 6.59 5.99 2.15 中3 3837.87 O1y 96.73 0.27 0.04 2.7 0.18 0.08 中16 4755.65 O1 77.04 0.92 0.27 20.15 1.46 0.16

表 2 塔里木盆地奥陶系CⅡ方解石脉中流体包裹体爆裂法成分组成分析结果 Table 2 Compositions of the fluid inclusions in the Ordovician CⅡ calcite veins in the Tarim Basin analyzed by acoustic decrepitation

塔里木盆地塔北和塔中地区奥陶系灰岩的氧同位素δ¹⁸O_PDB值位于-7.2‰~-4.7‰之间，平均值为-6.3‰；δ¹³C_PDB值位于-0.8‰~+2.0‰之间，平均值为+0.5‰。灰岩碳和氧同位素组成与世界范围奥陶系碳酸盐岩碳和氧同位素组成相一致(Veizer et al., 1999)。灰岩锶同位素⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值位于0.708150~0.708869之间，平均值为0.708606，位于Denison et al.(1998)所确定的奥陶系海相沉积碳酸盐岩的范围之内。碳、氧和锶同位素组成表明这些灰岩为正常的沉积碳酸盐岩，其形成流体为海水。

孔中充填方解石胶结物的流体包裹体均一温度较低，各样品均一温度主峰区间多在50~80℃之间(表 1)，主峰区间平均温度在48.6~66.6℃左右；并且具有相对较低的盐度，各样品盐度平均在6.6%~11.4% NaCleqv) 之间。孔中充填方解石碳同位素的δ¹³C_PDB值位于-0.72‰~-0.19‰之间，平均值为-0.44‰，与灰岩围岩的碳同位素组成基本一致。氧同位素δ¹⁸O_PDB值位于-9.42‰~-5.75‰之间，平均值为-7.77‰。锶同位素⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值位于0.708710~0.709328之间，平均值为0.708587。孔中方解石锶同位素⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值与灰岩围岩基本一致。

从分析测试结果来看，塔里木盆地不同井位灰岩裂缝中的方解石脉有着较大的差别(表 1、图 4和图 5)。这些方解石脉可分为两类，一类方解石脉(CⅠ) 具有较低的均一温度和盐度，以及较低的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值(表 1和图 5)，与孔中充填方解石胶结物特征相同；另一类方解石脉(CⅡ) 则与之相反，具有较高的均一温度、盐度和较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值，并具有较低的δ¹⁸O和δ¹³C值(表 1和图 4)。

图 4

Fig. 4

图 4 塔里木盆地奥陶系方解石和灰岩碳氧同位素组成 Fig. 4 Carbon and oxygen isotope compositions of the Ordovician calcite and limestone in the Tarim Basin

图 5

Fig. 5

图 5 塔里木盆地奥陶系方解石和灰岩锶同位素组成 Fig. 5 Strontium isotope compositions of the Ordovician calcite and limestone in the Tarim Basin

CⅠ方解石脉的均一温度主峰区间位于50~90℃之间(表 1)，主峰区间平均温度在66.1~74.4℃之间；盐度平均在6.6%~9.2% NaCleqv) 之间。碳同位素的δ¹³C_PDB值位于-1.80‰~+1.87‰之间，平均值为0.60‰。氧同位素δ¹⁸O_PDB值位于-8.50‰~-6.20‰之间，平均值为-7.80‰。锶同位素⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值位于0.708176~0.708921之间，平均值为0.708649。

CⅡ方解石脉的均一温度主峰区间位于90~200℃之间(表 1)，主峰区间平均温度在120.0~180.0℃之间；盐度平均在10.5%~18.9% NaCleqv) 之间。碳同位素的δ¹³C_PDB值位于-5.67‰~-1.22‰之间，平均值为-2.95‰。氧同位素δ¹⁸O_PDB值位于-14.75‰~-7.88‰之间，平均值为-10.39‰。锶同位素⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值位于0.709103~0.710593之间，平均值为0.709538。

塔里木盆地下古生界碳酸盐岩地层中活跃的流体类型主要有三种(Cai et al., 2001, 2008; Li et al., 2011)，(1) 下渗的大气降水，(2) 地层水，和(3) 从盆地深部自下而上运移的热液流体。在这几种流体作用下，都能沉淀形成方解石。所选取的孔中充填的方解石、CⅠ和CⅡ方解石脉在流体包裹体温度盐度以及碳氧和锶同位素组成上有着一定的区别，下文将从流体包裹体测温、氧同位素和锶同位素组成方面进一步确定各自对应的流体类型。

塔里木盆地经历了几次大的构造运动事件，下古生界地层经历了多次的构造抬升和沉降(邬光辉等，2009；陈瑞银等，2009)，最终在白垩纪之后进入快速沉降，盆地大部分地区现今的埋深最深(陈瑞银等，2009)。根据叶德胜等(2000)的塔北埋藏史-热史和赵宗举等(2005)的塔中埋藏史-热史，在现今时期这两个地区奥陶系灰岩围岩处于最深埋藏深度并具有最高埋藏温度。所以可以根据现今地温梯度2℃/100m (李慧莉等，2005) 和地表温度20℃来计算采样位置处灰岩围岩地层经历的最高埋藏温度(表 3)。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 塔里木盆地奥陶系方解石实测均一温度和计算得到的灰岩围岩埋藏温度结果表 Table 3 Results of the homogenization temperatures of the fluid inclusion in the Ordovician calcite and the calculated burial temperatures for the limestone in the Tarim Basin 井位 深度(m) 层位 均一温度平均值(℃) 计算温度(℃) 孔中充填方解石 AD3 6526.70 O2yj 48.0 150.5 S110 6302.09 O2yj 66.6 146.0 T738 6068.81 O1-2y 59.7 141.4 S94 5960.50 O1 65.3 139.2 CⅠ方解石脉 S91 5693.38 O1 69.8 133.9 S112-1 6289.04 O2yj 74.4 145.8 S60 5518.01 O2yj 66.1 130.4 CⅡ方解石脉 T737 5806.35 O2yj 158.1 136.1 TZ12 5217.00 O1 172.5 124.3 中4 4908.22 O3l 180.0 118.2 中16 4755.65 O1 152.9 115.1 中4 4909.12 O3l 142.1 118.2 TZ12 5216.51 O1 139.2 124.3 中3 3837.87 O1 121.7 96.8 T740 6162.64 O2yj 144.2 143.3

表 3 塔里木盆地奥陶系方解石实测均一温度和计算得到的灰岩围岩埋藏温度结果表 Table 3 Results of the homogenization temperatures of the fluid inclusion in the Ordovician calcite and the calculated burial temperatures for the limestone in the Tarim Basin

从表 3可以看出，孔中充填方解石和CⅠ方解石脉流体包裹体均一温度都要低于根据埋藏深度计算的埋藏温度。根据均一温度和计算地层温度的关系，这两种类型方解石的形成时的埋藏深度要远低于现今埋藏深度。但CⅡ方解石脉流体包裹体均一温度都高于埋藏温度，表明沉淀方解石的流体温度要高于围岩地层的温度，此种类型的流体是典型的深部热液流体(Machel and Lonnee, 2002；Davis and Smith，2006)。Cai et al.(2008)和Li et al.(2011)也从方解石形成温度高于埋藏温度的角度证实了塔里木盆地下古生界地层中热液流体活动的存在。

早古生代寒武-奥陶纪时期海水δ¹⁸O_SMOW值位于-8‰~-3‰之间(图 6)(Veizer et al., 1997)，低于现今海水δ¹⁸O_SMOW值(0‰左右)。塔里木盆地早古生代时期是一个在大洋中向北漂移的小型板块，晚石炭世至三叠纪时向北拼接于欧亚大陆板块边缘(贾承造, 1999, 2009)，所以塔里木盆地古生代时期一直处于海中或滨海环境。在海域和近海附近的大气降水的δ¹⁸O_SMOW平均值大概比海水低3‰左右(Gat, 1996)，所以根据寒武-奥陶纪时期海水δ¹⁸O_SMOW值可以推测当时大气降水的δ¹⁸O_SMOW值大概在-11‰~-6‰左右(图 6)。

图 6

Fig. 6

图 6 塔里木盆地奥陶系方解石δ18OPDB和均一温度关系图 寒武纪-奥陶纪海水氧同位素组成变化范围根据Veizer et al.(1997)确定，δ18OSMOW值位于-8‰~-3‰之间；大气降水比当时海水氧同位素组成偏轻3‰左右(Gat, 1996)，δ18OSMOW值位于-11‰~-6‰之间；地层水范围根据Cai et al.(2001)和蔡春芳等(2009)的研究成果确定，δ18OSMOW值位于-4‰~+5‰之间；热液流体的δ18OSMOW值最高可达+10‰~+12‰(Friedman and O’Neil, 1977；郑永飞和陈江峰，2000)，随着与地层流体的混合而逐渐降低，直至最后完全表现出地层水的特征.流体δ18O等值线根据Friedman and O’Neil (1977)方解石-流体氧同位素分馏系数绘制 Fig. 6 Relationship between δ18OPDB values and homogenization temperatures of the Ordovician calcite in the Tarim Basin

地表大气降水能够沿断裂下渗到地下数千米深处，已被研究所证实(Matthews et al., 1999；Morrison，1994)。塔里木盆地切穿基底和沉积盖层的断裂非常发育(贾承造，1997)，经历了多次的构造抬升过程(邬光辉等，2009；陈瑞银等，2009)，下古生界碳酸盐岩受大气降水溶蚀改造作用强烈(闫相宾等，2005；苗继军等，2007)。

原始地层水是封存于沉积岩中的海水或大气降水，随着埋藏深度的增加和温度的增加，通过持续的水岩相互作用，赋存于地层孔隙中的地层水的δ¹⁸O_SMOW会逐渐增加(Gat, 1996)。根据蔡春芳等(2009)和Cai et al. (2001)的研究成果，塔里木盆地地层水的δ¹⁸O_SMOW值位于-4‰~+5‰之间。

与岩浆作用有关的深部热液流体由于与岩浆发生氧同位素的交换而通常具有较重的氧同位素组成。如与原始幔源岩浆平衡的岩浆热液流体的氧同位素组成与原始幔源岩浆相似，其δ¹⁸O_SMOW在+5‰~+7‰之间；大部分高温下与岩浆平衡的岩浆热液的δ¹⁸O位于+6‰~+8‰之间(郑永飞和陈江峰，2000)；与花岗岩平衡的热液流体的δ¹⁸O_SMOW值在+5.5‰~+12‰之间(郑永飞和陈江峰，2000)。

热液流体并不一定都与岩浆直接发生作用，在较高温度下与围岩矿物发生同位素交换也能导致较重的氧同位素组成。如在150℃左右，与碳酸盐岩作用达到平衡的流体δ¹⁸O_SMOW值为+10‰±3‰，与石英达到平衡的流体δ¹⁸O_SMOW值为0~+10‰，(Friedman and O’Neil, 1977)；与粘土/云母矿物达到平衡的流体δ¹⁸O_SMOW值为+3‰~+7‰之间(Sheppard et al., 1969；Savin and Epstein, 1970)。Kesler et al.(1997)研究发现MVT铅锌矿床矿物包裹体水氧同位素δ¹⁸O_SMOW值达+7‰，认为是与围岩发生水岩反应的结果。Spencer (1987)研究也认为流体氧同位素组成偏重是深部来源热液流体的一种典型特征。

上述几种类型的流体氧同位素组成范围见图 6；根据氧同位素组成和流体包裹体均一温度值，所测试的方解石数据点也投在了图 6中。从图 6中可以看出，无论是孔中充填的方解石还是裂缝中的方解石脉都不位于大气降水和海水的氧同位素组成范围内。孔中充填方解石和CⅠ方解石脉位于相同的流体氧同位素区域内，属于地层水的氧同位素组成范围。CⅡ方解石脉与孔中充填方解石和CⅠ方解石脉有着明显的区别，对应的流体具有较重的氧同位素组成(图 6)；从前面的分析可知，这些较重氧同位素组成的流体为热液流体。TZ12井和中16井的两个CⅡ方解石脉样品对应的流体的δ¹⁸O_SMOW值相对较低(图 6)，是热液流体与地层水发生一定程度混合的结果。

⁸⁷Sr一般来源于放射性元素Rb的衰变，丰度随时间和地点改变而改变；⁸⁶Sr则不属于放射性成因，丰度较为固定。长英质碎屑岩和泥岩中通常会含有较多的放射性成因⁸⁷Sr，具有较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值，如Winter et al.(1997)从大西洋中部Alpha洋脊晚新生代沉积物中分离出的硅酸盐碎屑物质组分的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值位于0.713100~0.725100之间。地幔部分熔融所形成的基性岩浆岩通常具有较低的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值，大约在0.7044左右(张云霄等，2000)；但中酸性火成岩也由于含有较多的放射性成因⁸⁷Sr而会具有较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值。

保存在灰岩地层中的地层水长期与灰岩作用，其锶同位素组成已经与灰岩围岩达到了平衡。从地层水中沉淀形成的方解石的锶同位素组也应与灰岩围岩一致。本次研究中，孔中充填的方解石与灰岩的锶同位素组成较为一致(图 5)，应是从地层水中沉淀形成。CⅠ方解石脉除碳氧同位素组成与孔中充填方解石相一致外(图 4)，其锶同位素组成与灰岩和孔中充填的方解石也都较为一致(图 5)，表明CⅠ方解石也应是从地层水中沉淀形成。

CⅡ方解石脉无论在碳氧同位素组成(图 4) 还是在锶同位素组成上(图 5) 都与灰岩围岩、孔中方解石和CⅠ方解石脉有着显著的区别。其⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值显著高于上述几种类型样品。地表大气降水对砂泥质碎屑物质的风化淋滤可以使流体中富集⁸⁷Sr，部分学者也认为塔北奥陶系碳酸盐岩中具有较高⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值的方解石脉是从大气降水中形成的(刘存革等，2007；张涛和蔡希源，2007；刘春燕等，2006)。但前文依据方解石氧同位素和流体包裹体均一温度(图 6) 所得到的结果不支持这种类型的方解石是从大气降水中沉淀形成的。

塔里木盆地广泛发育的二叠纪火山岩既有基性火山岩(玄武岩为主) 也有中酸性火山岩(英安岩为主)(罗静兰等，2006)。虽然岩浆活动相关的热液流体一开始不一定有较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值。但在热液流体沿断裂向上运移过程中，会与盆地深部的沙泥质碎屑沉积地层发生作用，从而获得了较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值。从热液流体中沉淀形成的CⅡ方解石脉也会具有相对较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值。

流体包裹体测温、碳氧和锶同位素测试分析结果表明了塔里木盆地奥陶系灰岩地层中的部分方解石脉(CⅡ方解石脉) 是从热液流体中沉淀形成的。CⅡ方解石脉中的流体包裹体成分组成和CⅡ方解石脉的碳同位素组成表明了热液流体在活动过程中对油气运移产生了一定的影响。

在CⅡ方解石脉中，除能见到大量气液两相盐水包裹体外，还能发现一定数量的油气包裹体。油气包裹体大小与盐水包裹体类似，多数为十几至二十几个微米大小。液相部分在透射光下呈褐黄色，在紫外光照射激发下，可见亮黄色的荧光(图 2)，表明为油气包裹体。

激光拉曼分析结果发现CⅡ方解石脉中流体包裹体的气相成分除含有一定量的CO₂外，还检测到一定量的CH₄(图 3)。通过热爆法对CⅡ方解石脉中的流体包裹体成分检测也发现了CO₂和CH₄共存的特点，并且还检测到了一定量的C₂H₆(表 2)。

热液流体成因的CⅡ方解石脉中油气包裹体的存在以及气相成分中有机的CH₄和C₂H₆与CO₂共存的特点，表明热液流体在自下而上活动过程中曾携带了一部分油气至浅部地层。方解石脉在从热液流体中沉淀的同时捕获了所携带的部分油气。

从图 4可以看出，多数CⅡ方解石脉的碳同位素组成δ¹³C_PDB值低于灰岩围岩和地层水中形成的方解石(孔中的方解石和CⅠ方解石脉)，δ¹³C_PDB值最低达-5.67‰。

方解石的碳同位素组成由溶液中的碳酸根或CO₂决定。通常有机成因的碳酸根(CO₃^2-) 或CO₂具有较低的碳同位素值，其δ¹³C_PDB值一般低于-20‰(Irwin et al., . 1977；Cai et al., 2002)，受此影响的碳酸盐岩矿物也会具有较轻的碳同位素组成。因此，CⅡ方解石脉碳同位素组成偏轻的原因应是热液流体在自下而上活动过程中有有机成因的CO₂/CO₃^2-混入进来，导致热液流体中的CO₂/CO₃^2-的δ¹³C_PDB值降低。

与岩浆火山活动有关的热液流体之所以能够促使地层中的油气发生运移，是由其温压特征和成分组成决定的。热液流体在地下深处通常具有较高的温度和压力，并富含CO₂，是其能溶解携带油气、促使油气向浅部运移的决定性因素。

CO₂的临界温度和压力分别为30.98℃和7.38MPa (卢焕章等，2004)，按照静水和静岩压力梯度分别为10MPa/km和26MPa/km以及20℃/km的地温梯度来算，CO₂在地表几百米深度之下就一直处于超临界状态。超临界状态下，CO₂密度接近于液体、粘土接近于气体、对有机物质的溶解能力非常强(Hyatt, 1984)，这一特性已广泛应用于植物油的提取(Stahl et al., 1980)、制药等有机处理领域(Subramaniam et al., 1997)。对油气来说，超临界态的CO₂也是一个非常好的溶剂，能溶解携带油气向浅部地层运移。实验表明，在压力低于20MPa时，CO₂中主要萃取溶解C₂₀以下组分；随着压力的增加，剩余重质组分逐渐开始溶解(李孟涛等，2006)。另外，由于CO₂为非极性分子，多数的烃类组分也为非极性分子(如各种烷烃组分等)，所以从相同分子极性这一特点上来说油气较易于溶解到其中。

CO₂的存在除增加油气在热液流体中的溶解能力之外，还能使油水之间的界面张力降低、降低原油粘度、减小油气运动阻力等(李孟涛等，2006；谷丽冰等，2007)；此外，热液流体较高的温度也能显著降低原油的粘度，有利于油气在富水地层中的传输运移。

塔里木盆地奥陶系及之下地层发育有寒武系和中上奥陶统的烃源岩(梁狄刚等，2000；张水昌等, 2000a, b；Liu, 1998；Xiao et al., 2000)，早在加里东期和晚海西期就已经开始成熟生烃(邬光辉等，2008；张水昌等, 2000a, b)，并在加里东晚期的志留纪至中晚泥盆世、海西晚期的早二叠世以及燕山至喜山期形成大规模的油气聚集。

海西晚期二叠纪岩浆火山活动伴生大量富含CO₂的深部热液流体的活动。由于富含CO₂等挥发组分和具有较高的温度，热液流体主要沿着断裂裂缝体系自深部向浅部运移。富CO₂的热液流体在自下而上活动过程中，当经过已经成熟生烃的寒武系或中上奥陶统烃源岩地层或含油气的储集层时，不但能溶解油气以均一相的方式向浅部运移；而且还能对油气进行加热，降低其粘度，以混相的方式携带油气向浅部地层运移。随着向奥陶系至石炭系等浅部运移，温度压力的降低，所携带的油气逐渐从热液流体中分离出来，在适当的部位聚集成藏。奥陶系碳酸盐岩经历了加里东中期、海西早期和海西晚期的岩溶作用(闫相宾等，2005；苗继军等，2007)，热液流体作用可以促使油气在这些岩溶孔洞中聚集成藏，或者在志留系至石炭系的砂岩中聚集成藏。

流体包裹体测温和同位素组成特征表明塔里木盆地奥陶系灰岩中的部分方解石脉的形成与深部热液流体活动有关。热液流体具有较高的温度和压力并富含CO₂等组分，不但能通过降低原油粘度和减小油水界面张力来减小油气运移阻力而且还能通过溶解来携带油气，从而促使了油气在地层中的运移。热液成因方解石脉中的包裹体富含有机组分的特点证实了热液流体沿断裂裂缝体系自深部向浅部运移过程中携带并促使了油气向浅部地层运移。