陆相断陷盆地易发育细粒碳酸盐物质与其存在多个可提供Ca²⁺、Mg²⁺和CO₃^2-等物质的来源途径有关^{[7, 17]}。此次研究发现, 物源区岩石组成、盆内水体生物化学条件和沉积时期的火山热液活动是细粒碳酸盐物质大量发育在中国陆相断陷盆地的主要因素。

2.1.1 陆地物源

湖泊中碳酸盐物质的聚集主要取决于暴露在地表或地下的碳酸盐岩或富钙岩石的数量^[17]。灰岩、白云岩、大理岩、玄武岩和碳酸岩都可以经风化淋滤释放钙离子, 为碳酸盐矿物结晶提供物质保障^[18]。一般而言, 物源区以碳酸盐岩为主时, 盆内将主要充填富含碳酸盐物质的沉积物; 当源区既有碳酸盐岩基岩也有硅质碎屑基岩时, 盆内碳酸盐沉积物的分布将会受物质输入的类型和位置等因素影响; 而当物源区含有较少碳酸盐岩时, 盆内仅能形成少量含碳酸盐成分的沉积物^[17]。渤海湾盆地始新统湖相地层大多发育在寒武系— 奥陶系海相碳酸盐岩基底之上, 暴露在地表的海相碳酸盐岩可为陆相湖盆提供碳酸盐质碎屑及其溶解后的离子物质。以束鹿凹陷为例, 其是一个典型的受控于碳酸盐岩物源的断陷盆地, 发育在其西侧宁晋凸起和东侧新河凸起的海相碳酸盐岩地层是该盆地的主要物源区^[19]。碎屑输入是其盆内碳酸盐物质堆积的重要来源, 因而在沙三段下亚段发育有大量的碳酸盐质角砾岩和碳酸盐质细碎屑沉积岩^[20]。由于碳酸盐物质易分解, 大量的陆源碳酸盐质碎屑在搬运过程中分散成碳酸盐质粉砂和泥并在盆地深处形成碳酸盐质细粒沉积岩（见图2a、图2b）。此外, 在暖湿气候条件下, 大量的碳酸盐物质以离子或胶体形式通过化学风化进入湖盆, 也为盆内充填细粒碳酸盐物质提供了物质保障^[20]。因而在束鹿凹陷沙三段下亚段中, 碳酸盐物质成为细粒沉积岩最主要的组成成分（见表1）。需要注意的是, 物源区发育碳酸盐岩并不是湖盆内充填碳酸盐质细粒沉积岩的必要条件, 其主要控制了后者的发育规模。

图2

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	图2 不同来源的细粒碳酸盐物质特征 （a）ST3井, 3 816.86 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 陆源碳酸盐碎屑颗粒; （b）ST3井, 3 817.01 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 陆源云质碎屑颗粒[20]; （c）ST1H井, 4 206.60 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 有机丝带与生物诱导成因方解石[20]; （d）NY1井, 3 333.71 m, 东营凹陷沙四段上亚段, 钙质超微化石[4]; （e）LT1井, 1 136.73 m, 滦平盆地西瓜园组, 微晶白云岩; （f）LT1井, 958.06 m, 滦平盆地西瓜园组, 凝灰质微晶白云岩

2.1.2 盆内生物供源

生物供源是陆相湖盆中内源碳酸盐物质来源的重要途径。尽管蒸发过程中常伴随有碳酸盐矿物的生成, 但方解石结晶所需的化学动力与溶液浓度并不对方解石沉淀起控制作用。在没有藻类等生物参与的情况下, 湖泊中难以形成成规模的白垩沉积^[21]。湖泊中的浮游藻类和细菌可以通过自身新陈代谢作用降低周围水体的CO₂分压, 提高pH值, 并使化学平衡从HCO₃^-向CO₃^2-增加方向转移, 从而创造出有利于方解石结晶的微环境^{[6, 20]}。由于细胞表面带有负电荷, 带有正电荷的金属离子（如Ca²⁺）会吸附在细菌表面^[22], 因此细胞壁可以作为方解石成核的基底^[23]。这一类成因的方解石称为生物诱导方解石。生物分泌的胞外聚合物中的多糖物质可以作为催化剂弱化Mg²⁺与H₂O之间的结合, 降低白云石所需的能量^[24]。因而微生物及其有机物质的存在也是湖盆内白云石结晶的先决条件, 有机环境导致的白云石结晶也被认为是生物影响的沉淀物质^[25]。因为自生碳酸盐矿物与生物及其有机质在成因上具有密切联系, 这些无机和有机物质在形成的沉积物中也是共存的, 因而形成了特殊的沉积现象。如细粒碳酸盐矿物晶体内部可因残余有机物质降解而形成晶内孔^[26]。部分有机体残余留下的有机质薄膜和有机丝带也会围绕在碳酸盐晶体周围（见图2c）。此外, 生物有机体还可以通过自身有机大分子组成的有机基质来控制生物矿化作用, 形成钙质生物体, 并演化成具有特殊形态的超微化石（见图2d）。因此, 盆内生物生命活动产生的水化学条件变化是使水体中先存的Ca²⁺和Mg²⁺结晶形成碳酸盐晶体的主要机制。

2.1.3 火山热液来源

火山喷发及其伴生的热液涌入可提高环境中的CO₂含量和水体的碱度, 带来Ca²⁺、Mg²⁺等离子, 创造出有利于碳酸盐物质结晶的环境^[7]。陆相断陷盆地由于构造活跃, 常伴随有火山活动, 如在准噶尔盆地吉木萨尔凹陷和滦平盆地等区域皆发现有大量的凝灰质细碎屑物质^{[27, 28]}, 因而火山热液物质也为陆相断陷盆地内细粒碳酸盐物质发育提供了物质保障。一方面, 富Ca²⁺、Mg²⁺、Fe²⁺和CO₃^2-的热液注入可以在短期内提高泉眼或断层附近水体中矿物结晶所需的离子浓度和结晶温度, 直接沉淀出富Fe、Mg的碳酸盐矿物^[29]; 另一方面, 注入水体的热液流体可向四周扩散, 并提高了周围水体的温度, 既有利于微生物的勃发, 又为水层中与生物活动相关的生物化学反应提供物质^[30]。在火山活动背景影响下, 滦平盆地下白垩统西瓜园组中发育了含有微晶云质纹层的细粒沉积岩（见图2e）。

2.1.4 混合来源

陆相盆地细粒物质来源研究的复杂性在于不同的来源类型可能同时存在于同一区域, 从而形成混合来源的沉积物质^[31], 如陆源碎屑与碳酸盐的混合, 凝灰物质与碳酸盐的混合, 以及热液矿物与碳酸盐的混合等。其特点是在层内出现多物源物质的混积, 由此区别于单一物源下形成的物质组成较为单一的沉积层。以滦平盆地为例, 其部分沉积纹层内出现了自生结晶的微晶白云石和火山灰物质（见图2f）。多物源物质不仅发生沉积上的组合, 在成因上也有促进关系, 如火山灰中凝灰物质的水解蚀变作用可释放出Mg²⁺而有助于白云石的沉淀^[27]。这类混合来源物质组合在多个陆相盆地内可发现, 如江汉盆地中自生白云石与自生钠长石的组合^[4], 渤海湾盆地陆源碳酸盐岩屑与自生方解石的组合^[20]等。

2.1.5 其他来源

可为断陷湖盆提供细粒碳酸盐矿物结晶所需物质的来源类型还包括侵入湖盆的海水^[32], 其不仅影响湖盆水体的盐度, 也带来大量的离子（SO₄^2-、Mg²⁺等）、营养物质和海洋生物。此外, 埋藏成岩阶段, 受有机质演化影响也可形成富HCO₃^-流体, 在地层中改造或结晶出碳酸盐晶体^[2]。

进入湖盆的多源细粒碳酸盐物质在沉积和成岩演化阶段通过物理、化学和生物过程的相互作用, 形成具有不同特征的碳酸盐质细粒沉积岩^[4]。

2.2.1 物理作用

物理沉积作用是指在沉积过程中以机械搬运为主, 包含悬浮沉积、底流改造和波浪、风暴、地震诱导的密度流沉积等^{[33, 34, 35]}。以束鹿凹陷为例, 大量的陆源碳酸盐质碎屑物质以碎屑流形式进入该湖盆^[19], 随后演化成浊流使细碎屑物质进入湖盆深处, 并沉积形成具有正粒序特征的粉砂质纹层（见图3a、图3b）。黏土级的碳酸盐泥悬浮在水层中, 经沉降形成纹层发育的碳酸盐质细粒沉积岩（见图3c）, 不同纹层的陆源碳酸盐细碎屑的含量和粒度具有差异（见图3d）, 反映了陆源物质供给的周期性变化。已沉积的碳酸盐质细粒沉积岩被底流侵蚀、搬运和再沉积形成具有透镜体结构的纹层^[36]（见图3b）。此外, 研究发现断陷湖盆的构造活动可引发地震、湖啸等事件, 导致已沉积物因液化、再悬浮形成浑浊层, 随后快速沉降形成厚层的块状细粒沉积岩^[33]（见图3e、图3f）。

图3

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	图3 物理作用形成的碳酸盐质细粒沉积岩特征 （a）ST3井, 3 817.90 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 纹层状碳酸盐质粉砂岩; （b）ST3井, 3 797.77 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 纹层状碳酸盐质粉砂岩中的粒序纹层和透镜体; （c）ST3井, 3 809.50~3 809.80 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 纹层状碳酸盐质泥岩; （d）ST3井, 3 676.60 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 纹层状碳酸盐质泥岩; （e）ST3井, 3 897.30~3 897.60 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 块状碳酸盐质泥岩; （f）ST3井, 3 997.31 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 块状碳酸盐质泥岩

因此, 物理作用下形成的碳酸盐质细粒沉积岩类型按照成因和沉积特征可分为纹层状碳酸盐质粉砂岩、纹层状碳酸盐质泥岩和块状碳酸盐质泥岩（见图3）。

2.2.2 生物化学作用

碳酸盐质细粒沉积岩的生物化学作用是由一系列有机反应和微生物生命活动所触发的^{[4, 37]}。该沉积作用下形成的碳酸盐质细粒沉积岩以发育自生碳酸盐纹层为特征。以渤海湾始新统湖相地层为例, 具有韵律式纹层特征的碳酸盐质细粒沉积岩是由经微生物诱导结晶形成的方解石纹层和含有机质的黏土纹层组合而形成^[38]（见图4a、图4b）。其形成受气候和水文环境变化导致的湖盆内物质供给和沉积作用周期性变化有关^[20]。在江汉盆地始新统湖相地层中, 发育有由黄色白云质纹层和灰色灰泥纹层组合而形成的碳酸盐质细粒沉积岩（见图4c）, 并具有较高的TOC值, 白云质纹层内的白云石的成因被认为与微生物有关^[12]。火山热液物质的进入也可以导致盆内营养物质富集^[7], 从而使藻类勃发, 发生生物化学作用, 形成自生碳酸盐纹层（见图4d）。

图4

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	图4 生物化学和化学作用形成的碳酸盐质细粒沉积岩特征 （a）ST1H井, 4 206.37 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 韵律型纹层状灰质泥岩; （b）为a荧光照片, 亮黄色为有机质纹层, 方解石发黄绿光; （c）BY2井, 2 816.49~2 816.59 m, 潜江凹陷潜三段下亚段, 韵律型纹层状白云质泥岩; （d）LT1井, 1 241.40 m, 滦平盆地西瓜园组, 纹层状白云质泥岩, 发育泥晶白云石纹层与凝灰质纹层; （e）FY1井, 3 332.64 m, 东营凹陷沙四段上亚段, 夹有亮晶方解石脉的韵律型纹层状灰质泥岩; （f）FY1井, 3 397.56 m, 东营凹陷沙四段上亚段, 亮晶方解石纹层与富有机质泥质纹层

2.2.3 化学作用

碳酸盐质细粒沉积岩的化学作用可在特殊环境下发生, 如强烈蒸发和热液涌入导致局部离子浓度过饱和, 可通过化学作用直接沉淀出碳酸盐物质, 形成以化学结晶物质为主要组成的碳酸盐质细粒沉积岩。如在江汉盆地始新统湖相盐间地层中, 靠近蒸发岩一侧的白云质细粒沉积岩有机质含量低, 且出现钙芒硝和硬石膏等蒸发矿物, 蒸发浓缩导致的化学作用可能是其形成的主要因素^[12]。

化学作用也是成岩阶段物质改造的主要机制。地层内富HCO₃^-流体可引发已形成的碳酸盐物质发生变化^[37]。在有机质热成熟过程中, 排出的有机酸可溶解原始方解石纹层, 产生的流体在层间重结晶形成亮晶方解石^[10], 从而形成发育有亮晶纹层的碳酸盐质细粒沉积岩（见图4e、图4f）。

多源物质供给是陆相断陷盆地富集细粒碳酸盐物质的主要原因。中国主要陆相断陷盆地周缘多发育有由碳酸盐岩和玄武岩等含钙基岩组成的物源区^{[19, 39]}, 其物理和化学风化产物可为盆内碳酸盐物质充填提供物质基础。盆地构造演化产生的火山活动可通过向盆内提供碱性流体进一步增强或弥补物源区的物质供应, 导致盆内Ca²⁺、Mg²⁺和CO₃^2-等物质富集。渤海湾盆地、江汉盆地、准噶尔盆地和滦平盆地等区域均可在碳酸盐质细粒沉积岩发育层段内发现与火山活动相关的沉积物^{[4, 28, 29, 39, 40]}。由陆源和火山活动输入到盆内的离子物质可在盆内微生物活动参与下结晶生成内源自生碳酸盐物质。因此, 内源物质的生成是断陷湖盆充填碳酸盐物质的稳定机制, 而陆源和火山热液来源则是物质生成的基础保障, 其彼此间存在着紧密的联系, 在盆内形成混合物质来源。多源物质供给也导致了盆内存在多个沉积作用, 在物理、化学和生物化学作用共同影响下, 形成了多种不同类型的碳酸盐质细粒沉积岩（见图5）。正因为陆相断陷湖盆存在多源物质供应机制和多元沉积过程的相互促进和影响, 使得其盆内形成的碳酸盐质细粒沉积岩的物质组成和沉积特征在空间上变化较快、多种岩相类型共存, 导致地层非均质性较强, 并进一步影响到页岩油气在碳酸盐质细粒沉积岩内的生成与富集。

图5

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	图5 碳酸盐质细粒沉积岩多源成因模式[4]

内源型甜点是指在以盆内自生物质为主要组成的细粒沉积岩内部形成的油气富集。该甜点岩相载体主要为发育自生碳酸盐纹层的碳酸盐质泥岩。主要出现在中国东部渤海湾盆地、南襄盆地和江汉盆地等地。

由于陆相页岩储集层自身成熟度偏低, 有机质孔发育有限, 因而烃类多富集在无机矿物晶间和晶内孔^[42]。碳酸盐物质由于对烃类吸附作用较弱, 更易富集游离烃^{[43, 44]}。在渤海湾盆地始新统湖相地层中, 自生方解石纹层可发育晶间孔和晶内孔, 其中晶间孔中充填有烃类物质（见图6a）。此外, 在成岩阶段形成的亮晶纹层可以使地层中层间缝隙更为发育, 加之晶间孔缝发育, 更利于烃类的运聚（见图6b）。

图6

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	图6 内源型甜点储集岩相储集空间类型与烃类富集特征 （a）ST1H井, 4 209.30 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 方解石晶间孔/晶内孔[42]; （b）NY1井, 3 464.89 m, 东营凹陷沙四段上亚段, 亮晶纹层层间缝; （c）ST1H井, 4 207.89 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 层状有机质[4]; （d）BY1井, 3 126.32 m, 潜江凹陷潜三段下亚段, 分散状有机质[4]; （e）FY1井, 3 182.69~3 183.69 m, 东营凹陷沙三段下亚段, 韵律型纹层状灰质泥岩与发育亮晶纹层的韵律型纹层状灰质泥岩, 红色箭头指示潜在的烃类运移方向

受自生碳酸盐纹层的成因控制^{[20, 41]}, 有机质多发育在这些纹层的附近或其内部（见图6c、图6d）。因而生烃母质排出的烃类可直接就近富集在自生碳酸盐纹层内, 形成原位自储型的油气甜点。受成岩阶段富HCO₃^-流体的影响, 局部因碳酸盐物质重塑而形成亮晶化层段（见图6e）。相比于原始沉积的碳酸盐纹层, 亮晶纹层的储集物性更佳, 可成为页岩油气聚集的有利位置^[45], 因而在自生自储型甜点内部也可因物质结构的变化发生内部的烃类运聚。

根据内源型甜点的油气聚集模式, 烃类的生成和运聚被限制在岩相内部, 因此页岩油气甜点的形成取决于载体岩相的生烃潜力与储集能力。以东营凹陷NY1井沙四段上亚段为例, 该地层主要由富有机质的碳酸盐质细粒沉积岩和黏土质细粒沉积岩组成（见图7）。根据游离烃含量（S₁）和含油饱和度指数（OSI）可以发现烃类主要富集在亮晶化和白云石化明显的碳酸盐质细粒沉积岩内, 这是因为亮晶方解石和白云石的基质孔隙更为发育。此外, 由于烃类的迁移受限, 有机质的成熟度也是该甜点形成的重要因素。随着R_o值增加, 烃转化率（S₁/（S₁+S₂））明显上升, 这也是下部地层相比于上部地层含油性更好的一个原因。因此, 针对内源型甜点的识别和评价, 既要考虑储集岩相自身在生储上的潜质, 也要结合热演化程度开展分析。此外, 因为成岩作用对岩相内物质转化和物性条件的改善发挥重要作用, 需充分研究细粒碳酸盐物质在沉积-成岩过程中的演化机制。

图7

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	图7 东营凹陷NY1井沙四段上亚段岩相、有机地球化学和矿物组成综合柱状图（S1— 游离烃含量, mg/g; S2— 裂解烃含量, mg/g; OSI— 含油饱和度指数）

陆源型甜点是指在以陆源碎屑物质组成的沉积层中的油气富集。陆源型甜点以鄂尔多斯盆地延长组泥岩和粉砂岩发育层段最为典型^[46], 碳酸盐质细粒沉积岩发育的盆地内也有发现, 如沾化凹陷、束鹿凹陷等^[47]。

受陆源物质输入和物理沉积作用控制, 在断陷湖盆内可发育由碎屑颗粒组成的沉积体。相比于黏土质细粒沉积岩, 这些粉砂颗粒的抗压实能力较强, 因而保留有颗粒间孔隙。以束鹿凹陷沙三段下亚段为例, 由于该地层埋深较大, 受压实作用影响, 地层整体孔渗性偏低^[14]。以生物化学作用为主沉积形成的韵律型纹层状灰质泥岩因物性较差难以有效富集油气, 因而内源型甜点的发育规模有限。受该盆地强陆源物质输入影响, 在沙三段下亚段沉积了由陆源碳酸盐质碎屑组成的粉砂岩和角砾岩^[19]。在这些碳酸盐质碎屑颗粒间保留有较多的粒间孔缝等储集空间（见图8a、图8b）, 因而这些碎屑沉积层对改善致密地层的储集物性有较好的表现。

图8

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	图8 陆源型甜点储集岩相储集特征[42] （a）ST3井, 3 803.80 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 碎屑矿物粒间孔; （b）ST3井, 3 801.57 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 粒间孔与粒间缝

受陆源物质输入导致有机质保存条件变差的影响^[47], 在陆源碎屑沉积岩邻近地层发育的碳酸盐质细粒沉积岩的有机质丰富较低, 难以形成有效的烃源岩。如束鹿凹陷沙三段下亚段中纹层状碳酸盐质粉砂岩和与其邻近的事件成因的纹层状灰质泥岩TOC值偏低（见图9）。因此陆源型甜点形成的一个条件是发育连接储集层和有效烃源岩的运移通道。束鹿凹陷沙三段下亚段下部裂缝密度较大, 且多发育高角度裂缝, 这有利于连接高有机质丰度的烃源岩和碎屑沉积体, 从而使烃类聚集在碳酸盐质粉砂岩和砾岩中形成陆源型甜点^[47]（见图9）。

图9

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	图9 束鹿凹陷ST1H井沙三段下亚段岩相、裂缝密度和有机地球化学综合柱状图[42]

火山热液型甜点是指在以火山热液物质为主组成的岩相内的油气富集。典型的实例是准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组^[15]和滦平盆地西瓜园组^[28]。火山喷发及其伴生的热液活动可以在断陷盆地内形成凝灰岩和白云岩^[30], 其中（沉）凝灰岩为火山活动的直接产物, 白云岩或为热液直接沉淀产物, 或为热液促使的生物活动导致的内源物质。受火山热液影响形成的沉积层主要储集空间类型为凝灰质颗粒粒间孔和白云石晶间孔（见图10）。以吉木萨尔凹陷为例, 已有研究指出中二叠统芦草沟组中凝灰岩和凝灰质白云岩含油性最好^[27], 甜点出现在凝灰质物质含量较高处（见图11）。由于火山热液物质富含营养元素, 利于生物生长, 可导致事件发生后有机质的富集, 在该背景下形成的白云质细粒沉积岩具有较好的生烃潜力。相比于陆源型甜点, 火山热液型甜点的储集层和烃源岩在空间上更为相近或属于同一岩相, 因而具有源储一体的特点（见图11）。此外, 火山喷发物质中的过渡金属元素对烃源岩生烃有一定的催化作用^[48], 利于克服陆相地层成熟度偏低的缺陷, 使烃源岩提前排烃。

图10

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	图10 火山热液型甜点储集空间特征 （a）LT1井, 992.20 m, 滦平盆地西瓜园组, 烃类充填在凝灰质颗粒粒间孔中; （b）LT1井, 958.06 m, 滦平盆地西瓜园组, 烃类充填在白云石晶间孔中

图11

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	图11 吉木萨尔凹陷芦草沟组地质综合柱状图[27]

混源型甜点是指在多物源沉积体系下形成的混合细粒沉积岩中的油气富集。相比于单物源控制下形成的甜点类型, 混源型甜点岩相的形成过程中主控物源特征不明显, 细粒物质以混积形式聚集。火山热液型甜点岩相类型中除了包括机械沉积的凝灰岩和化学沉积的热液物质外, 还可能出现生物化学作用形成的内源物质, 因而也可视为混源型甜点的一类。此外, 陆源输入的碳酸盐碎屑可以与内源结晶的自生碳酸盐物质混积形成另一种混源型甜点。如束鹿凹陷沙三段下亚段中, 因碎屑流侵蚀, 导致已沉积的韵律型纹层状灰质泥岩再次被搬运, 与陆源碳酸盐质碎屑颗粒混合在一起沉积（见图12a）。内源沉积体中的生烃母质排出的烃类物质可经微裂隙直接运移至陆源白云质碎屑颗粒处并充填在其晶间孔中, 形成混源型油气聚集甜点（见图12b、图12c）。因而相比于陆源型甜点, 混源型甜点对构造裂缝发育的要求相对较低。

图12

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	图12 混源型甜点储集岩相特征[42] （a）ST2X井, 3 724.55~3 3724.94 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 混源型碳酸盐质沉积岩; （b）ST2X井, 3 722.71 m, 束鹿凹陷沙三段下亚段, 碳酸盐碎屑颗粒与异常压力缝; （c）为b的荧光照片