靳2井下奥陶统马家沟组马五₆— 马五₁₀亚段是典型的碳酸盐岩-膏盐岩组合（见图1）, 主要由藻纹层白云岩、藻叠层白云岩、藻砂屑白云岩、膏云岩和膏岩组成, 总体反映了微生物白云岩→ 膏云岩→ 膏盐岩→ 泥晶灰岩的岩性组合序列特征。

图1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图1 鄂尔多斯盆地靳2井下奥陶统马家沟组五段沉积储集层综合柱状图

由下向上膏盐岩含量逐渐增加, 反映气候逐渐变干旱的旋回。旋回的下部以藻纹层/藻叠层/藻砂屑白云岩与泥晶白云岩互层或夹层为特征; 旋回的中部藻纹层/藻叠层/藻砂屑白云岩明显减少, 以膏云岩为主, 含藻纹层/藻叠层白云岩透镜体或薄层, 夹薄层膏岩; 旋回的上部为大套的膏岩, 夹薄层膏云岩、藻纹层/藻叠层白云岩。马五₅亚段相变为泥晶灰岩, 代表另一个由潮湿向干旱气候旋回的开始。大旋回中的每种岩性又由若干个小旋回构成, 如主体为微生物白云岩, 夹薄层膏云岩; 主体为膏云岩, 夹薄层微生物白云岩及膏岩; 主体为膏岩, 夹薄层的膏云岩及微生物白云岩。大旋回是区域古气候变迁的产物, 小旋回可能与古地貌特征的差异有关。

金粟山露头剖面马家沟组六段下部主要为藻灰岩和生屑灰岩, 藻灰岩包括藻纹层灰岩、藻叠层灰岩、藻砂屑灰岩, 上部主要为藻纹层白云岩、藻叠层白云岩、藻砂屑白云岩段, 由下向上, 微生物碳酸盐岩含量逐渐增加（见图2）。在露头剖面上部并没有出现靳2井出现过的膏云岩和膏盐岩段, 有两种可能性, 一是露头地层出露不全, 尤其是膏盐岩, 很容易被溶蚀、风化和覆盖, 二是在这个地区古气候旋回未出现极度干旱阶段, 缺膏云岩和膏盐岩段。但在下部却出现了靳2井未曾出现的生屑/藻纹层/藻叠层/藻砂屑灰岩, 这也有两种可能, 一是靳2井未钻遇生屑/藻纹层/藻叠层/藻砂屑灰岩段, 二是未经历潮湿气候阶段, 缺生屑/藻纹层/藻叠层/藻砂屑灰岩段。

图2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 鄂尔多斯盆地金粟山露头下奥陶统马六段沉积储集层综合柱状图

从靳2井和金粟山露头剖面均发育藻纹层/藻叠层/藻砂屑白云岩段分析, 可以建立起气候由潮湿到干旱旋回完整的岩性组合序列, 即由下向上依次为微生物灰岩/生屑灰岩→ 微生物白云岩→ 膏云岩→ 膏盐岩组合序列, 是气候变迁的必然响应, 气候的突变或旋回序列的不完整会导致岩性组合序列的不完整。

巴西A盆地B井下白垩统Ariri-Barra Velha组提供了一个气候由潮湿突变到干旱时, 岩性组合序列呈突变式变化的案例（见图3）。Barra Velha组为泥晶灰岩、生屑灰岩和藻灰岩组合, 向上直接突变为Ariri组膏盐岩, 缺微生物白云岩、膏云岩等过渡岩性。

图3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 巴西A盆地B井下白垩统Ariri-Barra Velha组沉积储集层综合柱状图

比较分析, 可以看出巴西A盆地B井下白垩统和靳2井马家沟组马五₆亚段到马五₅亚段记录了两种相反的气候突变。巴西A盆地B井下白垩统记录了气候由潮湿突变到干旱时的岩性组合, 由Barra Velha组的泥晶灰岩、生屑灰岩和藻灰岩向上直接突变为Ariri组膏盐岩; 靳2井马五₆亚段到马五₅亚段记录了相反气候突变的岩性组合, 由极度干旱气候的膏盐岩突变到潮湿气候的泥晶灰岩。这进一步说明气候的突变或旋回序列的不完整会导致岩性组合序列的不完整, 也解释了有的碳酸盐岩-膏盐岩成藏组合中缺微生物白云岩和膏云岩储集层的问题。

四川盆地鸭深1井中三叠统雷口坡组剖面提供了一个气候由干旱向潮湿迁移时, 岩性组合呈反旋回的案例（见图4）。在海侵体系域中, 随着气候由干旱向潮湿迁移, 岩性依次出现膏盐岩→ 膏云岩→ 藻云岩（主要包括藻纹层白云岩、藻叠层白云岩、藻砂屑白云岩）→ 藻灰岩组合序列。

图4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 四川盆地鸭深1井中三叠统雷口坡组沉积储集层综合柱状图

比较分析鸭深1井雷口坡组和靳2井马家沟组所记录的气候变化, 可以得出气候由干旱向潮湿迁移具两种形式。一是以靳2井马家沟组为代表的突变式, 由马五₆亚段到马五₅亚段, 气候由极度干旱的膏盐岩段突变到潮湿气候的泥晶灰岩段; 二是以鸭深1井雷口坡组为代表的渐变式, 膏盐岩和灰岩段之间出现膏云岩、微生物白云岩等过渡岩性。这更揭示了碳酸盐岩-膏盐岩组合, 随气候由潮湿向干旱变迁或由干旱向潮湿变迁, 岩性由灰岩→ 微生物白云岩→ 膏云岩→ 膏盐岩组合序列的必然性, 反之亦然。

总之, 碳酸盐岩与膏盐岩沉积体系古气候变迁与岩性组合序列关系密切。潮湿气候背景以正常海相灰岩（泥晶灰岩、生屑/藻纹层/藻叠层/藻砂屑灰岩）沉积为特征。随着气候逐渐变得干旱和盐度的升高, 嗜盐古菌或硫酸盐还原菌、产甲烷古菌开始繁盛, 有利于微生物白云岩的发育, 美国犹它州大盐湖盐度15%~25%, 58种古菌和42种细菌微生物席快速生长^[21]。随着气候进一步的干旱和盐度的升高, 古菌或细菌死亡, 开始出现石膏结核沉淀, 形成膏云岩。当盐度大于350‰ 时, 开始出现石膏或石盐沉积^[22], 形成成层的膏盐岩。故灰岩、微生物白云岩、膏云岩和膏盐岩组合序列的变化是古气候变迁的响应, 既可以渐变, 也可以突变, 既可以由潮湿→ 干旱的正旋回, 也可以由干旱→ 潮湿的反旋回。通过以上碳酸盐岩-膏盐岩岩性组合序列的研究揭示该沉积体系中主要发育两类白云岩, 即微生物白云岩和膏云岩, 下文就对这两类白云岩成因进行详细阐述。

Land^[24]指出在地表温压条件下（小于50 ℃, 数米深压力）经历32年的地质作用也未能通过纯无机途径产生白云石, 由此人们把白云岩成因研究转向有机成因上, 并开展了微生物诱导白云石化的实验研究。微生物无处不在, 碳酸盐岩-膏盐岩组合序列下部的微生物灰岩的存在足以说明并不是所有的微生物都能诱导白云石的沉淀, 其可能与特殊类型的微生物有关。Vasconcelos等^[25]通过实验指出硫酸盐还原菌能够诱导白云石的沉淀, Warthmann等^[26]通过实验指出产甲烷菌能够诱导白云石的沉淀, Kenward等^[27]将实验室沉淀的白云石与拉戈阿韦梅利亚咸化海岸的白云石进行比较, 两者具相似的球形和低有序度特征, 进而推断特殊类型的微生物（硫酸盐还原菌、产甲烷菌）是沉淀原白云石的条件。

前人实验已揭示硫酸盐还原菌和产甲烷菌可诱导沉淀原白云石。而较高盐度环境中嗜盐古菌较容易大量繁盛, 考虑到碳酸盐岩-膏盐岩体系中较干旱气候背景, 本文开展了嗜盐古菌诱导白云石沉淀的实验研究, 实验结果来自中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室, 发现嗜盐古菌能够诱导原白云石的沉淀。Natrinemas sp.（极端嗜盐古菌）作用72 h后沉淀了原白云石（见图5a）, Haloferax volcanii（沃氏富盐菌）作用72 h后沉淀了原白云石（见图5b、图5c）, 与Vasconcelos等^[25]和Warthmann等^[26]实验沉淀的原白云石具相似的球形特征。实验还发现较高的细胞浓度有利于原白云石沉淀（见图6a）, 低盐度时, 无原白云石沉淀, 提高盐度可以增加细胞表面羧基密度, 促进原白云石沉淀（见图6b、图6c）, 短时间蒸发过程不显著影响微生物诱导原白云石沉淀。高盐度环境嗜盐古菌细胞表面的羧基官能团对白云石沉淀起到重要作用。

图5

Figure Option ViewDownloadNew Window

图5 嗜盐古菌诱导原白云石沉淀实验（实验结果来自中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室） （a）Natrinemas sp.作用72 h后形成的球形原白云石; （b）Haloferax volcanii作用72 h后形成的纺锤形原白云石; （c）Haloferax volcanii作用48 h后形成的球形原白云石; （d）内蒙古吉布胡郞图诺尔现代盐湖松散沉积物切片扫描电镜下照片和能谱测试结果, 球形白云石; （e）狮49-1井, 3 764.20 m, 古近系下干柴沟组上段（E32）藻灰岩, 岩石呈蜂窝状, 藻架孔发育, 孔隙度达到20%; （f）高深1井, 5 880 m, 岩心, 中元古界蓟县系雾迷山组, 微生物白云岩, 叠加显生宙岩溶改造后, 孔隙度可以达到15%; （g）牙哈10井, 岩心4-10/25, 下寒武统, 泥晶白云岩, 膏模孔发育; （h）龙岗001-11井, 6 086.50 m, 下三叠统飞仙关组, 鲕粒白云岩, 鲕模孔发育, 未见方解石或白云石胶结物, 铸体薄片, 单偏光; （i）龙岗001-11井, 6 088.50 m, 飞仙关组, 泥晶砂屑生屑灰岩, 缝合线, 粒间孔和体腔孔被完全亮晶方解石充填, 压溶产物为胶结物提供来源, 铸体薄片, 单偏光;

图6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图6 原白云石沉积实验后X衍射图谱

上述实验研究结果足以证实碳酸盐岩-膏盐岩组合中, 微生物白云岩发育的必然性, 只要盐度高到适合嗜盐古菌繁盛的盐度范围, 就会导致嗜盐古菌的大量繁殖并诱导原白云石沉淀, 形成微生物白云岩。海水中Mg²⁺、Ca²⁺是以水化合物或络合物的形式存在, 而Mg²⁺与水之间的静电引力比Ca²⁺与水之间和Mg²⁺与CO₃^2-之间的静电引力大, 低温条件下低Mg²⁺浓度不易使Mg²⁺进入到碳酸钙晶格中形成白云石, 较高盐度和温度会导致海水中Mg²⁺浓度升高, 微生物作用可以克服Mg²⁺与水之间的静电引力, 增大Mg²⁺与CO₃^2-之间的静电引力, 使Mg²⁺更容易进入到碳酸钙晶格中, 诱导白云石沉淀。

原白云石沉淀实验的成功导致“ 微生物诱导原白云石沉淀说” 盛行, 把地质历史时期保留原岩结构的白云岩均纳入微生物诱导沉淀成因。但事实上, 地质历史时期与膏盐岩伴生的泥晶白云岩和膏云岩, 并没有明显的微生物结构, 而且大面积分布, 如鄂尔多斯盆地马家沟组^[28]、四川盆地嘉陵江组和雷口坡组^[29]、塔里木盆地寒武系^[30]盐下大量发育的泥晶白云岩和膏云岩, 难以用“ 微生物诱导原白云石沉淀说” 来解释其成因。

笔者考察了内蒙古吉布胡郞图诺尔、噶布金托呼各克、都兰油泥泉3个盐湖和塔日根、塔日根诺尔、达布散诺尔、敦德诺尔、布日德诺尔、呼吉日诺尔6个非盐湖。3个盐湖的盐度分别为57.4 g/L、120‰ 和100‰ , 取松散沉积物样分析揭示无任何微生物痕迹, 经X衍射分析, 盐湖底沉积物中发现X衍射峰值为30.95° 的原白云石, 镜下观察白云石含量达30%~40%（见图5d）, 而盐湖周边沉积物中无白云石, 非盐湖沉积物无论在湖底还是在湖缘均无白云石。这说明在高盐碱度环境不需要微生物诱导, 也可以形成白云石。前人实验已经证实地表温压条件下（小于50 ℃, 数米深压力）无法沉淀原白云石^[24], 一般认为低温白云石有两种成因, 包括微生物诱导沉淀成因和交代成因, 而此实验的盐湖中沉积物分析揭示无微生物痕迹, 故这些白云石是早期交代成因的, 而非直接从湖水中沉淀的产物, 形成的白云岩以泥晶白云岩为主, 含石膏斑块和结核, 无藻纹层、藻叠层等微生物构造。

这不但很好地解释了地质历史时期绝大多数与干旱气候相关的泥晶白云岩和膏云岩的成因, 而且揭示了微生物白云岩与膏云岩上下叠置序列的必然性。当盐度在适宜嗜盐古菌繁盛的范围时（35‰ ~100‰ ）, 嗜盐古菌的繁盛和诱导原白云石沉淀, 导致微生物白云岩大量发育, 当气候进一步干旱, 盐度进一步升高至超出嗜盐古菌适宜繁殖的盐度范围时, 嗜盐古菌死亡, 微生物白云岩为膏云岩所取代, 石膏结核和斑块的大量出现暗示了超出嗜盐古菌繁盛的盐度范围, 当气候极度干旱, 盐度进一步升高时（大于350‰ ）, 膏云岩为膏盐岩取代, 除非气候变迁发生突变和逆转。

微生物碳酸盐岩是该类储集层发育的物质基础, 是原生孔隙的载体。巴哈马台地现代微生物碳酸盐岩考察揭示, 无论是潟湖底部石化的微生物碳酸盐岩, 还是潟湖边缘未石化的微生物席, 原生孔孔隙度最大可达54%（见图7）。此外, 东西伯利亚地区新元古界发育晚里菲期和晚文德期两套微生物白云岩储集层, 以原生孔为主, 晚里菲期微生物白云岩储集层孔隙度超过10%, 晚文德期微生物白云岩孔隙度为7%~10%, 油气可采储量达22× 10⁸t^{[34, 35]}。华北任丘蓟县系雾迷山组微生物白云岩储集层在原生孔隙基础上叠加显生宙岩溶改造后, 孔隙度可以达到15%（见图5g）。

图7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7 巴哈马台地现代微生物碳酸盐岩岩石和孔隙特征 （a）巴哈马crooked岛内湖泊分布图; （b）穿过巴哈马crooked岛内湖泊的地质剖面A— A° , 剖面位置见图a; （c）湖泊边缘未石化的微生物席; （d）图c的局部放大, 主要由微生物粘附灰泥构成, 孔隙度可以达到60%; （e）湖泊中央石化的微生物岩; （f— h）E的局部放大, 不同部位孔隙度有较大差异, 分别为54%、40%和14%

微生物早期降解形成的CO₂气体有利于孔隙发育和保存。微生物通过厌氧呼吸、发酵、硝酸盐还原作用导致的早期低温降解形成的CO₂气体使碳酸盐岩地层孔隙水处于酸性环境^[36], 这可能是微生物白云岩缺乏方解石或白云石胶结物的原因之一（干旱气候背景碳酸钙产率低也是重要原因之一）, 有利于次生孔隙的形成和先存孔隙的保存。

微生物碳酸盐岩热解形成的CO₂气体和有机酸有利于孔隙发育和保存。选取3组样品, 开展微生物碳酸盐岩生烃模拟实验研究。第1组为取自柴达木盆地古近系的微生物碳酸盐岩样品, TOC值为0.30%, S₁（含游离烃量）为0.04 mg/g, S₂（热解烃）为0.18 mg/g, HI（氢指数）为60 mg/g, R_o值为0.42%, 现今处于未成熟— 低成熟阶段, 地质历史上未经历生烃高峰; 第2组为取自泌阳凹陷古近系的灰色泥岩, TOC值为2.64%, S₂值为15.83 mg/g, HI值为600 mg/g, R_o值为0.38%; 第3组为取自禄劝茂山剖面中二叠统的泥灰岩, TOC值为3.33%, S₁值为1.11 mg/g, S₂值为13.9 mg/g, HI值为403 mg/g, R_o值为0.42%。模拟实验由中国石化无锡石油地质研究所完成, 实验设备是无锡石油地质研究所自行研制的地层孔隙热压模拟实验仪, 型号为DK-III, 实验条件见参考文献[37]。模拟实验在封闭条件下进行加水热解, 起始温度设为280 ℃, 最高温度为380 ℃。所有温度点按1 ℃/min的升温速率升至设定温度, 恒温48小时, 再降温至150 ℃时收集烃类气体与无机气体产物进行测试分析^[37]。

实验结果（见图8）揭示微生物碳酸盐岩的油产率、烃气产率均不亚于灰色泥岩、泥灰岩, 具备生烃的潜力, 与黑色泥岩相比, 虽然不是优质烃源岩, 但有规模, 可能是现实的烃源岩。模拟实验进一步揭示, 微生物碳酸盐岩热解生烃过程中还伴生CO₂气体和有机酸的形成, 从图8可见, 微生物碳酸盐岩的CO₂气体产率随温度升高明显增加, 也明显高于灰色泥岩和泥灰岩, 其意义在于构建了微生物碳酸盐岩地层孔隙水的酸性环境, 阻止了埋藏期方解石或白云石胶结物的沉淀, 有利于次生孔隙的形成和先存孔隙的保存。

图8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图8 藻灰岩、灰色泥岩、泥灰岩热解生烃和生酸模拟实验结果（据文献[37]）

微生物白云岩早期白云石化有利于孔隙的保存。如前文所述, 微生物白云岩是微生物诱导沉淀成因的, 埋藏前就已经是富集藻架孔的白云岩, 该类白云岩在埋藏环境下经历的压实压溶作用与灰岩完全不同。首先由于早期白云石化导致的密度加大（大于灰岩）和早期固结（巴哈马台地现代微生物岩已发生固结）, 白云岩的抗压实能力要大于灰岩, 这是微生物白云岩能保留更多沉积原生孔的原因之一。其次, 微生物白云岩的抗压溶能力远大于灰岩, 在灰岩中常见的压溶缝合线在白云岩中几乎见不到, 这也是埋藏环境下微生物白云岩先存孔隙得到更多保留的重要原因。一个典型的案例是四川盆地龙岗地区飞仙关组6 085~6 090 m井段的岩心, 在6 088 m处为白云岩（6 085~6 088 m）和灰岩（6 088~6 090 m）的分界线, 白云岩段无缝合线, 几乎见不到方解石或白云石胶结物充填, 鲕模孔保留完好（见图5h）, 灰岩段缝合线发育, 粒间孔、体腔孔和铸模孔被亮晶方解石完全充填（见图5i）, 压溶的产物为方解石胶结物提供了物源。

膏盐岩是非常优质的区域盖层, 下伏3套碳酸盐岩储集层, 分别为微生物/生屑灰岩、微生物白云岩和膏云岩储集层。烃源可以来自于碳酸盐岩-膏盐岩组合体系外, 也可部分来自于体系内的微生物岩热解。

位于卡塔尔-伊朗境内的全球最大气田North-Pars气田属于该类组合^[38]（见图9）。该气田位于卡塔尔半岛东北波斯湾浅海内, 探明天然气可采储量36.73× 10¹²m³。气田主要产层为二叠系Khuff组白云岩和微生物灰岩, 主要盖层是二叠系中部的Sudair组硬石膏层及页岩, 主要气源岩是寒武系和奥陶系浅海相泥页岩。非洲古近系Zeit Bay和Ras Fanar油气田也属于这种类型^[11]。

膏盐岩是非常优质的区域盖层, 下伏微生物灰岩/生屑灰岩储集层。烃源主要来自碳酸盐岩-膏盐岩组合之外, 组合内的微生物碳酸盐岩可提供少量的烃源。

全球最大的油气田沙特Ghawar油气田属于该组合类型^[11]（见图10）, 探明可采储量油90.11× 10⁸t, 天然气5.27× 10¹²m³。主要产层为侏罗系Arab组微生物灰岩、生屑灰岩、砂屑生屑灰岩, 烃源岩主要为下部的Tuwaiq组灰质泥岩生油岩, 盖层为膏盐岩。中亚-俄罗斯的中二叠统Tengiz、Korofevskoy、Zhanazhol、Urikhtau、Karachaganak油气田也属于这种类型^[39]。

膏盐岩是非常优质的区域盖层, 下伏微生物白云岩和膏云岩两套储集层, 两套白云岩储集层可以同时出现, 也可能只出现一套。烃源可以来自于碳酸盐岩-膏盐岩组合体系外, 也可部分来自于体系内的微生物碳酸盐岩热解。

亚太油气区中三叠统Wuolonghe油气田和下奥陶统Jingbian油气田属于该组合类型^[38], 中国四川盆地嘉陵江组和雷口坡组气藏^[40]、鄂尔多斯盆地马家沟组中组合（马五₆亚段— 马五₁₀亚段）气藏也属于这种组合类型^[6]（见图11）, 塔里木盆地寒武系盐下白云岩属于这类勘探领域。鄂尔多斯盆地马家沟组中组合探明天然气地质储量2 007× 10⁸m³。

图9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图9 卡塔尔-伊朗North-Pars气藏剖面（据文献[38]修改）

图10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图10 沙特Ghawar油气藏剖面（据文献[11]修改）

图11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图11 鄂尔多斯盆地马家沟组中组合气藏剖面（据文献[6]修改）

前3种储盖组合是古气候由潮湿变干旱背景下的组合类型。在古气候由干旱变潮湿背景下形成的岩性组合序列中, 膏盐岩→ 膏云岩→ 微生物白云岩与上覆致密碳酸盐岩或碎屑岩形成的储盖组合中也有油气藏发现。在这种组合中, 储集层为膏云岩与微生物白云岩, 盖层为致密碳酸盐岩或细粒碎屑岩地层, 而非膏盐岩层, 由于下伏膏盐岩层的隔挡作用, 烃源主要来自于上覆的新地层。

鄂尔多斯盆地马家沟组上组合（马五₁亚段— 马五₄亚段）属于膏盐岩→ 膏云岩→ 微生物白云岩→ 细粒碎屑岩组合的气藏^[41]（见图12）, 以膏云岩储集层为主, 膏模孔是主要储集空间, 气源被认为主要来自于上覆石炭系沼泽相沉积, 盖层为石炭系细粒碎屑岩, 探明天然气地质储量6 547× 10⁸m³。从目前掌握的资料和油气发现统计来看, 碳酸盐岩-膏盐岩体系绝大多数的油气藏分布于以上4种储盖组合中, 显然与地质历史时期古气候变迁的内在规律有关。通过以上研究揭示微生物灰岩/生屑灰岩→ 微生物白云岩→ 膏云岩→ 膏盐岩组合、微生物灰岩/生屑灰岩→ 膏盐岩组合、微生物白云岩→ 膏云岩→ 膏盐岩组合和膏云岩→ 微生物白云岩→ 致密碳酸盐岩或碎屑岩组合是现实的储盖组合, 勘探前景值得期待, 但不能排除其他储盖组合油气藏的存在, 这也正是该沉积体系储盖组合研究的意义所在。

图12

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图12 鄂尔多斯盆地马家沟组上组合气藏剖面（据文献[41]修改）