文華國，霍飛，郭佩，甯濛，梁金同，鐘怡江，蘇中堂，徐文禮，劉四兵，溫龍彬，蔣華川

1.成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，成都 610059

2.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室（成都理工大學(xué)），成都 610059

3.中石油集團(tuán)碳酸鹽巖儲層重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室成都理工大學(xué)分室，成都 610059

0 引言

白云巖是由白云石[CaMg（CO3）2]形成的一類常見碳酸鹽巖[1]。理想的白云石晶體簡單且高度有序，由鈣離子層和鎂離子層交替與碳酸根離子層互層排列組成。然而，如此常見的一種巖石，其成因卻是困擾地質(zhì)學(xué)界200 多年的“白云巖問題”[2]，它主要體現(xiàn)在兩個方面：一是白云巖在前寒武紀(jì)和古生代及中生代地層中極其普遍，但在白云石過飽和的現(xiàn)代海水中卻十分罕見；二是在常溫、無機(jī)實(shí)驗(yàn)室條件下，白云石并不能直接沉淀[3]。因此很難通過“將今論古”的地質(zhì)思維來解釋在地史時期具有廣泛時空分布的白云巖的成因。蒸發(fā)巖是由湖盆、海盆中的鹵水經(jīng)蒸發(fā)、濃縮，鹽類物質(zhì)按照不同的溶解度結(jié)晶而形成的一類化學(xué)沉積巖[4]，主要由氯化物（石鹽、鉀鹽、光鹵石等）、硫酸鹽（石膏、硬石膏、芒硝、無水芒硝、雜鹵石等）、硝酸鹽（硝石等）、碳酸鹽（蘇打石、天然堿等）和硼酸鹽（硼砂等）等礦物組成[4-6]。通常沉積蒸發(fā)巖的同時，也往往形成多種白云巖，這種伴生現(xiàn)象在地層中呈規(guī)律性分布，形成了白云巖與蒸發(fā)巖共生體系[7]。

白云巖—蒸發(fā)巖共生體系具有廣泛的時空分布特征，從前寒武紀(jì)至全新世均有發(fā)育，并且在全球尺度可追蹤。目前白云巖—蒸發(fā)巖共生體系（以下簡稱共生體系）在古氣候、古環(huán)境重建和油氣勘探中扮演著越來越重要的角色，并引起了國際上諸多學(xué)者的關(guān)注[7-10]。如在白云巖—蒸發(fā)巖共生體系中已發(fā)現(xiàn)了優(yōu)越的儲蓋組合和豐富的油氣資源，顯示出很好的勘探潛力，包括：桑托斯盆地、阿姆河盆地、西伯利亞盆地等[11-12]，國內(nèi)的塔里木盆地、鄂爾多斯盆地和四川盆地等。盡管前期部分學(xué)者開展了相關(guān)的研究，如共生體系中白云巖成因研究[13-14]、白云巖的油氣儲集特征[14-16]、蒸發(fā)巖形成過程[17]、儲（白云巖）蓋（蒸發(fā)巖）組合對于油氣儲集的影響[18]、蒸發(fā)巖對于儲層的影響[19]、古氣候變遷決定了共生組合序列及有利的儲集組合特征[7]等角度進(jìn)行了討論，但共生體系在形成過程中受復(fù)雜的沉積—成巖條件影響，其時空分布、沉積特征、礦物組合、地球化學(xué)特征、微生物作用、流體來源、流體運(yùn)移路徑、流體驅(qū)動力、古氣候記錄等系列科學(xué)問題有待深入研究和揭示。若能針對共生體系開展系統(tǒng)研究，或許可以為解決“白云巖（白云石）問題”提供新思路，也將推動對白云巖—蒸發(fā)巖共生體系這一重要基礎(chǔ)地質(zhì)問題的揭示，同時為共生體系內(nèi)油氣資源勘探取得突破提供指導(dǎo)。本文在國內(nèi)外大量文獻(xiàn)調(diào)研的基礎(chǔ)上，結(jié)合研究團(tuán)隊(duì)對白云巖—蒸發(fā)巖共生體系的認(rèn)識，探討了白云巖—蒸發(fā)巖共生關(guān)系的發(fā)育特征、成巖作用及流體特征、形成過程、控制因素及研究意義，提出了該共生體系研究存在的問題及下一步研究方向，并為未來研究提供啟示。

1 共生體系全球時空分布特征

對白云巖—蒸發(fā)巖共生體系的系統(tǒng)研究有助于理解大陸、海洋（包括海水、沉積巖和玄武巖等）和大氣間長期物質(zhì)循環(huán)。本次研究調(diào)研了全球范圍內(nèi)共生體系相關(guān)資料，建立了相關(guān)數(shù)據(jù)庫，開展了系統(tǒng)總結(jié)對比，發(fā)現(xiàn)白云巖—蒸發(fā)巖共生現(xiàn)象在全球范圍內(nèi)不同地質(zhì)歷史時期普遍存在，但目前共生體系的研究仍處于初級階段。本次研究發(fā)現(xiàn)的共生體系時空分布特點(diǎn)如下：

已有文獻(xiàn)報道的共生體系廣泛分布于51 個地區(qū)，以北半球?yàn)橹饕植紖^(qū)，且亞洲分布最多；其次為歐洲和北美洲，非洲分布相對較少；此外在南美洲及大洋洲也有零星分布（圖1）。文獻(xiàn)報道的共生體系分布層位眾多，從前寒武紀(jì)到第四紀(jì)均有分布，具體如下。

（1）前寒武紀(jì)主要發(fā)育在亞洲，如中國四川盆地[20]、阿曼Salt 盆地[21]、印度Bikaner-Nagaur 盆地[22]，此外還有澳大利亞Amadeus 盆地[23]和加拿大Victoria島[24]；

（2）寒武紀(jì)大都發(fā)育于亞洲（圖1），如中國四川盆地[25-26]、塔里木盆地[27-28]、松遼盆地[29]、渤海灣盆地[30]和阿曼Salt盆地[31]；

（3）奧陶紀(jì)和志留紀(jì)數(shù)量明顯減少，主要分布于北美洲（圖1，2），如美國Williston 盆地[32]、美國Northern lower Michigan[33]和加拿大Michigan 盆 地[34]，其次在中國鄂爾多斯盆地[14,19,35]和澳大利亞Carnarvon 盆地[36]也有分布；

（4）泥盆紀(jì)和石炭紀(jì)共生體系分布同樣較少，均分布于北半球（圖1，2），如加拿大Alberta 盆地[37]、愛爾蘭The Leinster Massif[38]、哈薩克斯坦Caspian 盆地[39]和中國四川盆地[40]等；

（5）二疊紀(jì)共生體系數(shù)量急劇增加，在全球范圍內(nèi)有14 個地區(qū)分布（圖1，2），主要集中于歐洲和亞洲，如德國Hessian 盆地[41]、伊朗Zagros 盆地[42]和中國準(zhǔn)噶爾盆地[43]等，其次在北美洲和南美洲也有少量分布，如美國Oklahoma[44]和巴西Paraná Basin[45]等；

（6）三疊紀(jì)和侏羅紀(jì)共生體系數(shù)量較二疊紀(jì)明顯降低，全部分布于亞洲（圖1，2），如中國四川盆地[46-47]、江漢盆地[48]和伊朗Salman Oil Field[49]等；

（7）白堊紀(jì)共生體系數(shù)量相對增加，主要分布于亞洲和非洲（圖1，2），如伊朗Irankuh Mining District[50]、埃及The Gulf of Sue[51]、利比亞Kufra Basin[52]等，歐洲僅西班牙Camerous 盆地見相關(guān)報道[53]；

（8）古近紀(jì)、新近紀(jì)和第四紀(jì)共生體系總體數(shù)量較少，集中分布于歐洲和亞洲（圖1，2），如土耳其Sivas盆地[54]、西班牙Baza 盆地[55]和中國柴達(dá)木盆地[56]等。

圖1 白云巖—蒸發(fā)巖共生體系全球展布Fig.1 Global distribution of the dolostone-evaporite paragenesis system

Warren[17]對新元古代以來全球蒸發(fā)巖沉積量與全球板塊構(gòu)造旋回對比發(fā)現(xiàn)，顯生宙以來的造山運(yùn)動、板塊拼合以及初期的大陸裂解都形成了大量的蒸發(fā)巖。這是因?yàn)榈刭|(zhì)歷史時期的大量蒸發(fā)巖沉積通常發(fā)生于海平面以下的坳陷內(nèi)，而且水體必須局限。據(jù)統(tǒng)計，地質(zhì)歷史時期蒸發(fā)巖大量發(fā)育的構(gòu)造位置[17]，主要分為以下四種：1）大陸裂谷，通常發(fā)生在威爾遜旋回大陸開始裂解時期；2）大陸板塊開始匯聚時形成的前陸盆地；3）大陸或者板塊內(nèi)部的坳陷；4）在轉(zhuǎn)換或走滑構(gòu)造背景下快速沉降的大陸地殼的局部地方。這些構(gòu)造位置可以發(fā)育大量的蒸發(fā)巖，但是否有利于形成白云巖與蒸發(fā)巖共生體系需進(jìn)一步研究。

圖2 白云巖—蒸發(fā)巖共生體系在地質(zhì)歷史時期發(fā)育程度Fig.2 Age distribution of the dolostone-evaporite paragenesis system

此外，值得注意的是，本次調(diào)研發(fā)現(xiàn)，相較于全球其他地區(qū)，共生體系在四川盆地被報道的層位最多（圖1）。盡管共生體系蘊(yùn)含著豐富的油氣資源，但目前專門研究各時期共生體系的報道極少，因此，有必要系統(tǒng)開展各時期共生體系研究。

2 共生體系發(fā)育特征

2.1 共生體系的巖性組合序列

共生體系具有獨(dú)特的巖性組合序列[7,57]，可劃分為五類（圖3），包括：1）白云巖與蒸發(fā)巖互層，2）厚層白云巖上覆于厚層蒸發(fā)巖，3）厚層蒸發(fā)巖上覆于厚層白云巖，4）厚層白云巖夾薄層蒸發(fā)巖，5）厚層蒸發(fā)巖夾薄層白云巖。

（1）白云巖與蒸發(fā)巖互層：該類巖性組合是共生體系中最常見的一種（圖3、圖4a），主要受氣候與海平面多期快速變化影響[7,20-21,24,59]。不同地區(qū)單個旋回因沉積環(huán)境、氣候因素等具有不同特征，如加拿大Northwest Territories 地區(qū)Ten Stone 組發(fā)育的白云巖與石膏互層，因低鹽度海水的突然侵入顯示出白云巖與蒸發(fā)巖的突變接觸[22]，而在鄂爾多斯盆地靳2井下奧陶統(tǒng)馬家溝組五段發(fā)育白云巖與膏鹽巖互層，且向上膏鹽巖含量逐漸增加序列，反映了氣候逐漸變干旱[7]。

（2）厚層白云巖上覆于厚層蒸發(fā)巖（圖3、圖4b）：該類巖性組合可反映氣候由干旱向潮濕遷移，如四川盆地中三疊統(tǒng)雷口坡組依次出現(xiàn)膏鹽巖、膏云巖、藻云巖、藻灰?guī)r組合序列，指示了氣候的逐漸潮濕過程[7]；也可能反映的是海水的淡化過程，如阿曼南部Minassa-1 井中沉積的一套共生組合，自下而上由硬石膏逐漸向白云巖轉(zhuǎn)變，表明同期海水鹽度逐漸降低[31]。

（3）厚層蒸發(fā)巖上覆于厚層白云巖（圖3、圖4c）：該類巖性組合的形成可分為兩種情況，一種是蒸發(fā)巖直接沉積于早期形成的白云巖上，如意大利墨西拿地區(qū)沉積的共生體系由于地中海處于封閉環(huán)境，隨著海水蒸發(fā)，深水層硫酸鹽的消耗量大于其注入量，導(dǎo)致發(fā)育了一套下部白云巖、上部蒸發(fā)巖的沉積序列[60]；另一種則是蒸發(fā)巖覆蓋在灰?guī)r上，后期發(fā)生白云石化[42]。

（4）厚層白云巖夾薄層蒸發(fā)巖：蒸發(fā)巖常呈薄層狀夾于白云巖中，或以膠結(jié)物、結(jié)核等形式發(fā)育在白云巖裂縫中（圖3、圖4d，e）[15,59,62]。如四川盆地三疊系嘉陵江組雙15 井發(fā)育于淺水局限臺地的白云巖，其發(fā)育的裂縫中常充填有薄層狀石膏。

（5）厚層蒸發(fā)巖夾薄層白云巖（圖3、圖4f）：蒸發(fā)巖中發(fā)育的白云巖可能由滲透回流作用形成，也可能由微生物誘導(dǎo)形成[7,63]。如四川盆地雷口坡組中46 井中發(fā)育一套典型的蒸發(fā)巖夾白云巖組合，其頂?shù)拙鶠檎舭l(fā)巖，中部夾薄層白云巖層，其主要由滲透回流作用形成；在塔里木盆地和田1 井中寒武統(tǒng)膏巖層段發(fā)現(xiàn)有原生球形白云石，研究推測為微生物誘導(dǎo)的原生白云石[64]，形成環(huán)境相較于蒸發(fā)巖更為濕潤。

圖3 白云巖與蒸發(fā)巖共生組合類型（據(jù)文獻(xiàn)[7,42,58]修改）A.白云巖與蒸發(fā)巖互層；B.厚層白云巖上覆于厚層蒸發(fā)巖；C.厚層蒸發(fā)巖上覆于厚層白云巖；D.厚層白云巖夾薄層蒸發(fā)巖；E.厚層蒸發(fā)巖夾薄層白云巖Fig.3 Combination patterns of dolostone and evaporate (modified from references[7,42,58])

圖4 白云巖—蒸發(fā)巖體系的典型巖性組合（a）白云巖與蒸發(fā)巖互層分布，加拿大Northwest Territories地區(qū)Ten Stone組[24]；（b）白云巖沉積于蒸發(fā)巖之上，阿曼Ara群，Minassa-1井，3 449.8 m[31]；（c）蒸發(fā)巖沉積于白云巖之上，四川盆地雷口坡組，中46井，3 199.3 m；（d）白云巖夾蒸發(fā)巖，挪威斯匹次卑爾根島下二疊統(tǒng)Gipshuken組[61]；（e）蒸發(fā)巖充填于白云巖裂縫中，四川盆地嘉陵江組，雙15井，3 213.74 m；（f）蒸發(fā)巖夾白云巖，四川盆地雷口坡組，中46井，3 286.8 mFig.4 Typical lithological associations of the dolostone-evaporite paragenesis system

2.2 共生體系中的蒸發(fā)巖發(fā)育特征

共生體系中的蒸發(fā)巖類主要包括石膏巖和鹽巖兩種，根據(jù)其形態(tài)和結(jié)構(gòu)特征可將石膏巖進(jìn)一步劃分為5類：薄層狀、塊狀、雞籠鐵絲狀、結(jié)核狀、角礫狀石膏巖，而鹽巖主要為石鹽。

（1）薄層狀石膏：該類石膏呈薄層狀或浪成波紋狀與薄層泥晶白云巖交替出現(xiàn)（圖5a）。石膏單層厚毫米—厘米級不等，其內(nèi)少見生物化石或生物擾動痕跡，表明該種高鹽度環(huán)境不適合生物生長[65]。微觀尺度下，石膏晶體以聚集體的形式分布于深色富含粘土白云巖的基質(zhì)中，呈自形—半自形晶，石膏晶體粒度一般在0.2～0.5 mm，有時呈聚片雙晶（圖5b），如意大利南部Messinian 階[65]、澳大利亞Amadeus Basin新元古界Gillen組[66]和塔里木盆地寒武系等[6]。

（2）塊狀石膏：無明顯內(nèi)部結(jié)構(gòu)，層厚在3 cm 到幾米不等，巖性致密，呈淺灰色或乳白色（圖5c），主要由密集堆積的晶體組成，如突尼斯Chott el Gharsa 地區(qū)第四紀(jì)早期[67]和鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組[58]。

（3）雞籠鐵絲狀石膏：可看作淺色石膏結(jié)核被不規(guī)則細(xì)長的深色沉積物分隔開，如碳酸鹽黏土基質(zhì)/或有機(jī)物質(zhì)，呈“雞籠鐵絲”狀（圖5d），如伊朗波斯灣侏羅系Surmeh 組[49]和土耳其Sivas 盆地Tuzhisar組[54]。

（4）結(jié)核狀石膏：該類石膏最為常見，如四川盆地三疊系雷口坡組[68]、西班牙Baza 盆地第四系[55]，其通常有兩種存在形式，一是以分散的球形或橢球形結(jié)核產(chǎn)出于白云巖中（圖5g），結(jié)核大小從幾毫米到幾厘米不等；二是呈斷續(xù)相連的透鏡狀結(jié)核產(chǎn)出于薄層狀白云巖中（圖5e）。結(jié)核中石膏晶體通常呈不規(guī)則粒狀或細(xì)小板狀（圖5g）。

（5）角礫狀硬石膏：角礫狀結(jié)構(gòu)，硬石膏與白云巖角礫常由暗色泥巖分割開，呈灰白色，大小在0.2～5 cm 不等，次圓狀—次棱角狀，宏觀及微觀下，角礫巖塊呈定向排列（圖5f）。值得注意的是，硬石膏與白云巖互層后被分裂成碎屑，這可能與原巖被剝離或其本身塑性特征有關(guān)。

（6）石鹽：褐紅色、淺灰色或無色、中細(xì)粒、半自形—它形粒狀晶體。褐紅色石鹽由小晶體組成，通常與硬石膏結(jié)核接觸（圖5h），如四川盆地三疊系嘉陵江組和雷口坡組[69]。

圖5 白云巖—蒸發(fā)巖體系中蒸發(fā)巖典型特征（a）層狀微晶石膏與泥晶白云巖呈韻律層，地中海中部Messinian階，意大利[65]；（b）石膏聚集體，具有聚片雙晶的特征（紅色箭頭），塔里木盆地寒武系[6]；（c）淺灰色塊狀石膏，鄂爾多斯盆地馬家溝組[58]；（d）“雞籠鐵絲”狀石膏，被不規(guī)則細(xì)長的碳酸鹽黏土基質(zhì)分隔開，SW Sivas盆地Tuzhisar組，土耳其[54]）；（e）白云巖中斷續(xù)相連的透鏡狀石膏結(jié)核，四川盆地雷口坡組，中46井，3 213.6 m；(f)石膏和碳酸鹽組成的角礫巖，塔里木盆地寒武系，ZS5井，6 194 m[59]；（g）橢球狀石膏結(jié)核，波斯灣盆地Salman 油田Surmeh 組，伊朗[49]；（h）褐紅色石鹽，四川盆地嘉陵江組，萬鹽104井，3 072.68 mFig.5 Typical characteristics of evaporites in the dolostone-evaporite paragenesis system

2.3 共生體系中的白云巖發(fā)育特征

共生體系中常見的白云巖類型包括晶粒白云巖、顆粒白云巖和微生物白云巖三大類，進(jìn)一步可劃分為如下五類。

2.3.1 晶粒白云巖

共生體系中晶粒白云巖主要為泥粉晶白云巖，為準(zhǔn)同生期白云石化作用的產(chǎn)物。其形成與干旱氣候條件下高鹽度鹵水的快速交代有關(guān)，因白云石結(jié)晶速度相對較快，因此白云石晶體較小，自形程度較差，以泥微晶白云巖為主，一般伴有少量的粉砂、泥質(zhì)和生物碎屑等。宏觀巖性上泥微晶白云巖呈灰褐色、土黃色，整體為塊狀，層理不發(fā)育，常含有石膏、鹽巖等蒸發(fā)巖，石膏呈結(jié)核狀、柱狀，常被溶蝕為蜂窩狀或局部富集狀分布于白云巖中[70]。鏡下泥晶或微晶白云巖以暗色為主，可見水平薄層狀構(gòu)造，常與白色膏巖互層分布，或是白云巖中夾有大量石膏斑塊、結(jié)核（圖6a，b），而此類石膏常被大氣淡水溶蝕形成膏模孔，可作為一種良好的儲集空間類型（圖6c）[58-59]，如四川盆地寒武系滄浪鋪組、洗象池組、龍王廟組、三疊系雷口坡組、嘉陵江組等。

2.3.2 顆粒白云巖

共生體系中顆粒白云巖主要為鮞粒白云巖和砂礫屑白云巖。

①鮞粒白云巖常發(fā)育于淺灘環(huán)境中，主要由滲透回流白云石化作用而致[13]。宏觀上呈淺灰—灰褐色，以中—薄層狀或透鏡狀為主，微觀鏡下可見鮞粒由泥微晶—粉晶白云巖組成，呈圓球狀或橢球狀，分選性與磨圓度均較好，鮞粒含量60%～80%，粒間有白云石和石膏膠結(jié)物（圖6d），如四川盆地三疊系雷口坡組。

②砂礫屑白云巖，其原巖多為砂礫屑微—粉晶灰?guī)r，經(jīng)較強(qiáng)白云石化作用后形成殘余砂屑白云巖，主要發(fā)育于鹽下高地貌潮下淺灘環(huán)境。砂屑分選較好，為次圓狀—次棱角狀，砂屑含量40%～60%，粒度介于0.2～1.5 mm，砂礫屑成分主要為微—粉晶白云石、泥微晶白云石，砂屑往往與生物屑伴生，常見介形蟲（圖6e），如四川盆地寒武系洗象池組、三疊系嘉陵江組。

2.3.3 微生物誘導(dǎo)沉淀白云巖

共生體系中還可見由微生物誘導(dǎo)而沉淀的白云巖，主要包括疊層石白云巖和凝塊石白云巖。該類白云巖在掃描電鏡下常呈球狀、啞鈴狀和紡錘狀等（圖6f，g）[72]。

①疊層石白云巖呈泥—微晶結(jié)構(gòu)，常見有疊層石構(gòu)造發(fā)育，暗層為藻白云石，明亮層以微晶白云石為主，白云石含量變化范圍較大75%～98%，一般在90%左右，疊層石間充填石膏及藻屑，格架孔中亦常有石膏充填，偶有亮晶方解石，石膏含量1%～12%不等，泥質(zhì)含量較少1%～5%。亮層內(nèi)發(fā)育原生生物格架孔，孔徑大小約20～200 μm，面孔率約6%～15%，部分孔隙被明亮方解石及硬石膏充填（圖6h），如鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組。

②凝塊石白云巖呈深灰色—灰黑色，呈透鏡狀或丘狀產(chǎn)出，具有凝塊結(jié)構(gòu)，微觀鏡下凝塊石由暗色凝塊和淺色凝塊間膠結(jié)物組成，暗色凝塊多呈不規(guī)則狀，個體大小不一，成分以泥—粉晶白云石為主，凝塊彼此連接成網(wǎng)狀格架，格架間充填淺色的亮晶膠結(jié)物（圖6i），如塔里木盆地寒武系。

圖6 白云巖—蒸發(fā)巖共生體系中白云巖典型特征（a）泥晶白云巖（黃色箭頭）與膏巖（綠色箭頭）水平互層，單偏光，鄂爾多斯盆地馬家溝組[71]；（b）泥晶白云巖中的膏模孔（GP），單偏光，鄂爾多斯盆地馬家溝組[58]；（c）泥晶白云巖中硬石膏被溶解形成鑄?？祝{(lán)色鑄體，單偏光，塔里木盆地中下寒武統(tǒng)，YH10井；（d）鮞粒白云巖，單偏光，四川盆地雷口坡組，雙探102井，5 127.57 m；（e）砂屑白云巖，可見石膏膠結(jié)物，四川盆地嘉陵江組，TF7井，1 351.03 m；（f，g）微生物介導(dǎo)白云石，呈啞鈴形、球形[72]；（h）疊層石白云巖，含石膏，鄂爾多斯盆地馬家溝組，米75井，2 548.5 m；（h）微生物白云巖，格架孔被硬石膏充填，塔里木盆地中下寒武統(tǒng)[6]Fig.6 Typical characteristics of dolostones in the dolostone-evaporite paragenesis system

2.4 共生體系發(fā)育的特殊性與普遍性規(guī)律

（1）特殊性

①特殊的沉積環(huán)境。共生體系僅發(fā)育于水體相對局限的沉積環(huán)境，如潮坪—潮上帶、潟湖、局限—蒸發(fā)臺地等。

②多樣的共生巖性組合。共生體系可以是同一時期的形成，也可以是不同時期的形成，可劃分為5種獨(dú)特的巖性組合序列。

③共生體系下白云石粒徑較小，白云石晶體大小主要為泥晶級和微晶級，僅少數(shù)可達(dá)粉晶級。

④共生體系下白云石成因多樣。既有嗜鹽細(xì)菌的大量繁殖并誘導(dǎo)形成的原生白云石，也有富Mg2+流體作用形成的次生白云石，具體成因還有待揭示。

⑤共生體系中蒸發(fā)巖作為一種化學(xué)沉積巖，記錄了古環(huán)境、古氣候、古海水化學(xué)性質(zhì)等信息；共生體系下微生物誘導(dǎo)形成的原生白云石可反應(yīng)沉積期微生物的形成與演化等信息；而高M(jìn)g2+流體作用形成的白云石可揭示成巖演化信息、成巖流體信息等。因此，共生體系對于地球地質(zhì)歷史演化的理解具有特殊意義。

（2）普遍性

①共生組合普遍發(fā)育于海相和陸相咸水盆地（或鹽湖）中。

②共生體系下白云巖孔隙發(fā)育，儲集性能好，與其上覆發(fā)育的蒸發(fā)巖可構(gòu)成良好的儲蓋組合。

③共生體系中普遍具有原生和交代作用共同形成的白云石。

④共生體系普遍形成于海平面較低、水體局限、氣候干旱的環(huán)境，因?yàn)槌练e區(qū)的蒸發(fā)量遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于其降水量是蒸發(fā)巖形成的必要條件。

⑤橫向上呈連片分布，縱向上白云巖與蒸發(fā)巖交替出現(xiàn)。

2.5 共生體系的地球化學(xué)特征

有關(guān)共生體系的地球化學(xué)特征研究報道極少，本次研究通過梳理已發(fā)表資料，結(jié)合作者認(rèn)識大致歸納為以下幾點(diǎn)。

共生體系下白云巖通常具有如下地球化學(xué)特征：1）較高的Sr 和Na 含量，表明其形成于鹽度較高的環(huán)境[35]；2）δCe和δEu弱負(fù)異常或無異常，指示該類白云巖形成于弱氧化—弱還原環(huán)境，且未遭受大規(guī)模熱液流體影響[19]；3）δ13C 和δ18O 相比海水或海水膠結(jié)物更偏正[13,15,30]；4）較低的包裹體溫度（校正溫度約25 ℃）[35]；5）喜氧喜鹽微生物白云巖的δ13C 為-10‰（PDB）左右，δ18O則一直較穩(wěn)定，為2‰～3‰（PDB）[73]；6）硫酸鹽還原菌白云巖的δ13C 介于-5‰～-10‰（PDB），δ18O為2‰～5‰（PDB）[73]。

共生體系下蒸發(fā)巖通常具有的地球化學(xué)特征包括：1）較高的δ34S 值，代表封閉的咸水條件[10,74]；硬石膏的高δ34S值代表了高溫及缺氧條件[75]；2）白云巖中大多數(shù)巖鹽膠結(jié)物具有更高的溴含量（平均Br純巖鹽=79×10-6；平均Br碳酸鹽中巖鹽=213×10-6）[76]；3）蒸發(fā)過程中石膏更富集18O，如塔里木盆地寒武系ZS-5井的硬石膏δ18O值介于10.9‰～15.7‰（SMOW）[73]。

要全面了解共生體系中白云巖和蒸發(fā)巖的沉積—成巖演化特征，古環(huán)境、古氣候以及古海水信息等，就必須系統(tǒng)地比較不同沉積環(huán)境的共生體系地球化學(xué)特征，特別關(guān)注周期性變化。然而，針對共生體系下白云巖和蒸發(fā)巖的可用地球化學(xué)分析較少，目前很難對共生體系下的地球化學(xué)特征進(jìn)行系統(tǒng)研究，在以后的工作中建議區(qū)分不同巖石類型或巖石組合針對不同科學(xué)問題開展相應(yīng)地球化學(xué)特征研究。

2.6 共生體系中的微生物白云巖形成與沉積序列

共生體系中可以觀察到微生物作用的痕跡[77]。由于蒸發(fā)巖與白云巖共生體系形成在較干旱的氣候背景中，隨著鹽度升高，嗜鹽古菌或硫酸鹽還原菌、產(chǎn)甲烷古菌開始繁盛。國內(nèi)研究人員通過Natrinemassp.（極端嗜鹽古菌，圖6h）、Haloferax volcanii（沃氏富鹽菌圖I）作用72 h后沉淀了白云石，與Vasconceloset al.[78]和Warthmannet al.[79]實(shí)驗(yàn)沉淀的白云石具相似的球形特征，研究發(fā)現(xiàn)嗜鹽古菌表面的羧基官能團(tuán)對白云石沉淀起到重要作用。實(shí)驗(yàn)雖然證實(shí)了蒸發(fā)環(huán)境雖然有利于嗜鹽古菌的繁衍，但短時間蒸發(fā)過程不會顯著影響微生物誘導(dǎo)原白云石沉淀，只有鹽度高到嗜鹽古菌繁盛的鹽度范圍，才會導(dǎo)致嗜鹽古菌的大量繁殖并誘導(dǎo)形成白云石。

隨著氣候進(jìn)一步干旱、鹽度繼續(xù)升高，嗜鹽古菌或其他細(xì)菌開始死亡，出現(xiàn)石膏結(jié)核沉淀，形成膏云巖，當(dāng)鹽度增高至350‰時，開始出現(xiàn)石膏或石鹽沉積[7]?？梢?，雖然高鹽度環(huán)境中衍生出的微生物對白云石的形成具有一定的貢獻(xiàn)，但鹽度不能高于嗜鹽古菌的生存范圍[80-81]，鹽度超過微生物生存范圍后將不利于微生物白云石化作用進(jìn)行。因此，沉積序列上常表現(xiàn)為微生物白云巖→膏云巖→膏鹽巖的組合[7]。

3 共生體系的成巖作用及流體特征

3.1 成巖作用類型劃分

目前，針對共生體系成巖作用的研究較少，尚未見共生體系下的成巖作用類型專題研究。但沉積—成巖環(huán)境不同，其成巖演化序列必然存在差異，除了生物作用外，共生體系中普遍存在復(fù)雜的成巖作用[82]。

蒸發(fā)巖經(jīng)歷的成巖作用主要分為三個方面：1）同生—準(zhǔn)同生期，受大氣降水、地層水等流體的直接作用，蒸發(fā)巖類受巖溶作用改造，形成溶蝕洞穴，導(dǎo)致蒸發(fā)巖的局部缺失，如西西里[83]、美國大部分州[84]、西班牙[85]等地。2）除巖溶作用外，蒸發(fā)巖隨埋深增加受到水動力條件和區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力環(huán)境的影響發(fā)生側(cè)向運(yùn)移或向上流動，導(dǎo)致局部區(qū)域蒸發(fā)巖缺失[5]。3）蒸發(fā)巖中的硫酸鹽礦物發(fā)生熱化學(xué)還原作用（TSR）促使孔滲增加，這不僅可以改變白云巖孔滲關(guān)系[86]，還可為蒸發(fā)流體提供良好運(yùn)移路徑，有利于共生體系中大規(guī)模白云巖的形成。

共生體系中白云巖經(jīng)歷的成巖作用主要包括：白云石化作用、去白云石化作用、溶解作用[4]。

（1）白云石化作用

①同生—準(zhǔn)同生階段，成巖作用包括膠結(jié)作用、選擇性溶蝕作用以及白云石化作用。第一、二期方解石膠結(jié)物發(fā)生白云石化作用會發(fā)育較多的晶間孔，經(jīng)過同生—準(zhǔn)同生期溶蝕作用，可發(fā)育一定數(shù)量的粒內(nèi)溶孔、鑄模孔和粒間溶孔[87]；②淺埋藏—較深埋藏的成巖階段，沉積物遭受來自上覆地層的機(jī)械壓實(shí)，隨晚期成巖階段埋藏深度不斷增大，重結(jié)晶作用使共生體系中早期形成的泥—粉晶白云石轉(zhuǎn)變?yōu)榉邸?xì)晶白云石[88]。

（2）去白云石化作用

共生體系中的白云石發(fā)生去白云石化作用，是一種重要成巖作用類型[89]，流體性質(zhì)被認(rèn)為是影響去白云石化作用的關(guān)鍵。早在20 世紀(jì)初，有學(xué)者就發(fā)現(xiàn)了一種與蒸發(fā)巖相關(guān)的去白云石化作用[90]。伴隨著硬石膏的溶解增加了成巖流體中Ca2+含量，導(dǎo)致Ca/Mg值增高，促進(jìn)白云石被方解石交代。去白云石化作用主要發(fā)生在晶體生長快、有序度差、存在缺陷的白云石晶體邊緣。一般認(rèn)為，共生體系下的白云石容易發(fā)生去白云石化作用，如西班牙Ebra 盆地[91]和Calatayud 盆地[92]，瑞士和法國Jura 山[93]，意大利阿爾卑斯山南部[94]等。

（3）溶解作用

共生體系下溶解作用常與其他成巖作用同時進(jìn)行，如在近地表發(fā)生同生—準(zhǔn)同生期海水、大氣水等溶解方解石顆粒和未完全白云石化顆粒，在白云石基質(zhì)中產(chǎn)生粒間溶孔，另外蒸發(fā)巖也經(jīng)常被大氣水溶解，形成明顯的孔隙，這為與白云石化作用有關(guān)的高M(jìn)g/Ca流體提供了運(yùn)移通道；到了中—晚埋藏階段受熱液、有機(jī)酸等流體不僅可將硬石膏、石鹽等進(jìn)行溶解形成孔隙，也可將白云石溶解形成大量的粒間溶孔和粒內(nèi)溶孔，這些過程無疑可為油氣賦存提供有利條件[19]。

3.2 成巖流體特征及運(yùn)移路徑

共生體系中蒸發(fā)巖是由日光蒸發(fā)驅(qū)動地表鹵水和近地表鹵水飽和而沉淀的物質(zhì)，記錄了古環(huán)境、古氣候以及古海水等信息。以石鹽為例，原生流體包裹體的均一溫度能反演蒸發(fā)盆地的古溫度[95]，元素含量可用于重建古海水化學(xué)成分[96-97]。

共生體系下發(fā)生白云石化作用的流體來源主要為高鹽度、高M(jìn)g/Ca 的鹽水。蒸發(fā)條件下，蒸發(fā)巖的形成會消耗流體中的Ca2+，使流體具有較高的Mg/Ca值，存在灰質(zhì)前驅(qū)物的情況下，這種高鹽度的鹵水會交代灰質(zhì)沉積物，從而形成白云石，與此同時，CaSO4在強(qiáng)烈的蒸發(fā)過程中沉淀形成蒸發(fā)巖。共生體系有利于白云石形成的條件包括：1）鎂離子濃度隨海水蒸發(fā)逐漸增加；2）有機(jī)物分解消耗硫酸根離子；3）碳酸根離子含量增加[60,98]，如在熱帶低緯度的威利斯頓盆地上Katian統(tǒng)地區(qū)隨著蒸發(fā)巖沉淀，攜帶高M(jìn)g2+的鹽水滲透回流導(dǎo)致淺潮間帶沉積層的白云石化作用，形成共生體系[32,84]。

針對共生體系成巖流體運(yùn)移路徑的研究極少，但前人常利用C、O、Sr 等傳統(tǒng)同位素與同期海水進(jìn)行對比或根據(jù)數(shù)值的不同變化進(jìn)行模擬，分析成巖流體來源、性質(zhì)等[99-104]。而Mg 同位素作為一種新興的非傳統(tǒng)同位素地球化學(xué)手段，對成巖流體運(yùn)移路徑的研究有著良好的效果。共生體系形成時的強(qiáng)蒸發(fā)過程導(dǎo)致的分餾會使同時期的海水逐漸富集26Mg，導(dǎo)致后期形成的白云巖Mg同位素變重，在垂向剖面中δ26Mg呈向上增加趨勢，瑞利分餾模型可以對這一過程進(jìn)行模擬。近源白云石化流體的垂向遷移會在垂向剖面上形成δ26Mg白云巖向下增加的趨勢，δ26Mg白云巖的絕對值受δ26Mg流體的影響而改變，但δ26Mg白云巖向下變重這一趨勢不會改變；在遠(yuǎn)源白云石化流體遷移過程中，富Mg流體在靜水壓力梯度的作用下可能發(fā)生橫向遷移，隨著遷移距離的增大，δ26Mg白云巖逐漸變重，但在與源區(qū)距離相等的垂向剖面上，其δ26Mg保持不變，δ26Mg白云巖的絕對值會白云石化流通Mg 同位素組成、距離源區(qū)的距離、流體遷移速率等因素影響，而δ26Mg白云巖在垂向上的趨勢不會改變[105]。因此，可以利用Mg 同位素來判斷白云巖—蒸發(fā)巖共生體系中白云巖的Mg2+來源及白云石化流體演化路徑，這也是我們后期研究共生體系成巖流體的重點(diǎn)。

4 共生體系形成過程

4.1 共生體系下蒸發(fā)巖成因

如果蒸發(fā)巖完全由蒸發(fā)作用形成，則海水要蒸發(fā)掉40%以上，鹽度達(dá)19%（正常海水鹽度3.5%）時才開始沉淀[5]。蒸發(fā)巖可被細(xì)分為蒸發(fā)堿土碳酸鹽（文石、低鎂方解石和高鎂方解石）和蒸發(fā)巖鹽（石膏、硬石膏、石鹽、天然堿、光鹵石等）[5]。其中，膏鹽巖在蒸發(fā)巖中是較為常見的類型，分布規(guī)模較大[6]。盡管前人提出了各種假說來解釋蒸發(fā)巖成因，但大規(guī)模蒸發(fā)巖成因仍不清晰。目前，“潮上薩布哈”和“水下濃縮沉淀”兩種模式用于解釋淺層蒸發(fā)巖的成因得到較多認(rèn)可（圖7）。無論何種成因模式，蒸發(fā)巖礦物的形成都需要同時具備下列三項(xiàng)基本條件：1）水體富含各種鹽類溶質(zhì)；2）干旱氣候條件；3）局限環(huán)境。蒸發(fā)巖礦物的形成需要太陽能的蒸發(fā)效應(yīng)，但不同水體在蒸發(fā)作用過程中有不同的礦物析出序列。

圖7 海相臺地蒸發(fā)巖、盆地蒸發(fā)巖成因示意圖（據(jù)文獻(xiàn)[4]修改）Fig.7 Schematic diagram of the genesis of marine platform evaporite and basinwide evaporite (modified from reference[4])

以現(xiàn)代海水為例[17]，海水蒸發(fā)濃縮至原始海水的1.5～3 倍時，和一部分的Ca2+開始被消耗，形成碳酸鹽；蒸發(fā)濃縮至5～6 倍時，消耗殆盡，硫酸鈣開始析出，和Ca2+繼續(xù)被消耗，直到Ca2+消耗殆盡（現(xiàn)代海水摩爾含量大于Ca2+）；當(dāng)蒸發(fā)濃縮至10～11倍時，石鹽開始析出，Na+和Cl-開始消耗，在此階段，鹵水中主要含有Na+、Cl-、Mg2+、K+和，隨著石鹽不斷析出，Na+含量不斷減少，鹵水中主含Mg2+；當(dāng)蒸發(fā)濃縮至60～70 倍時，Mg 鹽開始析出，隨著Mg鹽的析出，鹵水變得更加富K+，此時繼續(xù)蒸發(fā)，將析出鉀鹽鎂礬和光鹵石等礦物。

不僅是海水可以形成大規(guī)模的蒸發(fā)巖，陸相鹽湖也可形成大規(guī)模的蒸發(fā)巖，如大多數(shù)第四紀(jì)以來的石鹽鹵水皆來自于陸相鹽湖[106]，這種非海相蒸發(fā)巖也引起了學(xué)界重視，如對中國內(nèi)陸青海湖的研究揭示了完全不同于海水的析鹽序列和礦物組合[107]。這些各具特色的海相/非海相蒸發(fā)巖研究，豐富了蒸發(fā)巖研究體系。

4.2 共生體系下白云巖成因

自1791 年，法國學(xué)者Deodal de Dolomieu 首次描述白云石后，白云石成因一直是學(xué)界關(guān)注和研究的熱點(diǎn)，目前已有眾多白云石化模式被提出，如薩布哈模式[108]、滲透回流模式[109]、混合水模式[110]、埋藏模式[111]、熱對流模式[112]和微生物模式[113]等（圖8）。

圖8 典型的白云石化模式及其水文過程示意圖（據(jù)文獻(xiàn)[113-114]修改）（a）薩布哈模式；（b）滲透回流模式；（c）混合水模式；（d）海水熱對流模式；（e）埋藏模式；（f）微生物模式Fig.8 Schematic diagram of typical dolomitization model and its hydrological process (modified from references[113-114])

而共生體系中的白云巖成因類型主要與薩布哈、滲流回流以及微生物白云石化作用有關(guān)。一方面，蒸發(fā)會增加海水鹽度，促使嗜鹽微生物大量繁衍并誘導(dǎo)白云石沉淀，同時沉淀蒸發(fā)巖，導(dǎo)致潮上帶粒間水的Mg/Ca 值增加[6]，這有利于文石或方解石發(fā)生白云石化。白云石化作用降低了沉積物中孔隙流體的Mg/Ca值，增加了Ca2+濃度，進(jìn)而又會促進(jìn)了蒸發(fā)巖的形成[6]。因此只要有周期性的海水輸入，薩布哈受限鹽水環(huán)境中就會持續(xù)發(fā)生白云石化作用并形成白云巖[6]。另一方面，Mg2+的濃度隨著鹽度的增加而增大，在重力或濃度梯度的驅(qū)動下高M(jìn)g/Ca 流體發(fā)生滲透回流，使下伏的碳酸鹽巖前驅(qū)物發(fā)生白云石化。

4.3 共生體系形成模式

根據(jù)古地理背景，白云巖和蒸發(fā)巖的形成環(huán)境主要有兩種類型：1）碳酸鹽臺地邊緣的大型半局限盆地；2）面向公海的碳酸鹽巖邊緣或屏障后面的蒸發(fā)盆地和潟湖[115]。

受到全球海平面波動或者區(qū)域構(gòu)造抬升的影響，限制了局部地區(qū)與大洋水體間的交換。在海侵階段，隨著海平面上升，通常以沉積灰?guī)r為主，但隨著海平面下降至無法與大洋進(jìn)行水體交換，氣候干旱，鹽分不斷積累，半封閉咸水環(huán)境下含鹽量增加至鹽類礦物析出，從而形成蒸發(fā)巖；蒸發(fā)巖的沉淀會消耗水體中的鈣離子，使鹵水中富含鎂離子，這種高鹽度的鹵水會向下運(yùn)移交代灰?guī)r沉積物，從而形成白云巖，這類可促進(jìn)白云石化的海水被認(rèn)為具有高溫、高鹽度、高M(jìn)g/Ca值的特性[116]。高鹽度環(huán)境也適宜嗜鹽類微生物的繁衍，對共生體系中白云巖的形成也具有貢獻(xiàn)[80-81]。但隨著氣候變的極度干旱，含鹽量急劇增加，嗜鹽類細(xì)菌消亡，大量蒸發(fā)巖形成，白云巖減少，逐漸過渡為鹽巖（圖9）。因此，共生體系的形成源于較高鹽度下白云巖的形成和蒸發(fā)巖的沉淀，并受到生物地球化學(xué)過程影響和多期成巖作用疊加改造[80]。

圖9 白云巖—蒸發(fā)巖共生體系形成模式Fig.9 Formation model of dolostone-evaporite paragenesis system

5 白云巖—蒸發(fā)巖共生體系與儲層形成關(guān)系

白云巖與蒸發(fā)巖共生體系在世界范圍內(nèi)自震旦系到古近系具有廣泛分布，其蘊(yùn)藏著豐富的油氣資源[59,117-118]。盡管蒸發(fā)巖占世界沉積巖的比例不到2%，但世界上最大的油田中有一半是由蒸發(fā)巖封閉的[5]。因此，共生體系中蒸發(fā)巖封閉性良好，控油氣能力強(qiáng),具有成為良好蓋層的潛力[119-121]。白云巖—蒸發(fā)巖共生體系中以蒸發(fā)巖作為蓋層的典型盆地主要有沙特Ghawar油氣田[122]、卡塔爾—伊朗North-Pars氣田[7]、塔里木盆地[121,123]、鄂爾多斯盆地[124]、四川盆地[125]等。在共生體系中蒸發(fā)巖除了能作為良好的蓋層外，其對儲層形成等方面有著至關(guān)重要的影響，主要體現(xiàn)在以下幾個方面。

（1）白云石化作用

共生體系發(fā)育的蒸發(fā)環(huán)境有利于白云石化作用進(jìn)行，使得方解石被白云石替代，導(dǎo)致其體積縮小約14.8%，從而提升原生孔隙度[126]，此外白云巖具有良好抗壓實(shí)性和脆性，往往能形成較好的儲層。

（2）BSR作用

共生體系中微生物對儲層也有一定影響，蒸發(fā)巖與下伏泥巖或灰?guī)r接觸位置，有利于微生物硫酸鹽作用(BSR)生成白云巖，同時硬石膏中的S6+還原為S2-生成H2S[127]，硫化氫氣體溶于水形成酸性流體會對儲層進(jìn)行溶蝕，形成溶蝕孔洞。另外，微生物形成的“格架孔”本身也是良好的儲集空間[128]。

（3）孔隙的形成與保存作用

蒸發(fā)巖具有密度穩(wěn)定、熱導(dǎo)電率的特性[129]，因而使得其下部的白云巖層中的熱量較低，減緩了成巖作用的進(jìn)程，并且蒸發(fā)巖層對壓實(shí)作用有一定的抑制作用[130]，因此共生體系中蒸發(fā)巖的存在有利于下部白云巖的孔隙保存。

（4）共生體系中蒸發(fā)巖溶解作用

共生體系中蒸發(fā)巖常呈結(jié)核狀或薄層狀與白云巖共生，其本身屬于易溶組分，極易受到大氣淡水或地下水的淋濾而發(fā)生溶蝕，常形成膏?？住⒏嗳芙堑[礫間孔[126]，另外在埋藏期即使沒有流體的介入，石膏向硬石膏轉(zhuǎn)化的過程，會釋放結(jié)晶水，其與有機(jī)酸結(jié)合形成酸性流體，增強(qiáng)水/巖反應(yīng)，促進(jìn)了次生溶孔的發(fā)育[131]。

（5）TSR作用

共生體系中蒸發(fā)巖的存在還會促進(jìn)硫酸鹽還原作用（TSR）[59,132]，海相碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層的形成與硫酸鹽的還原作用密不可分，而蒸發(fā)巖則為硫酸鹽還原反應(yīng)的順利進(jìn)行提供了物質(zhì)基礎(chǔ)。如我國塔里木盆地寒武系[121]、鄂爾多斯盆地馬家溝組[124]、四川盆地雷口坡組[133]等常在深埋藏條件下，上覆地層高成熟的烴類向下運(yùn)移至共生體系中與膏鹽巖組分常發(fā)生硫酸鹽還原作用，而產(chǎn)生H2S進(jìn)而形成具有腐蝕性的氫硫酸，會對早期形成的孔隙進(jìn)一步溶蝕擴(kuò)大，對于儲層物性的提升有著關(guān)鍵性的作用，此外，伴隨著硫酸鹽還原作用的進(jìn)行，膏鹽因提供供應(yīng)，而發(fā)生溶解，也會形成一系列孔隙，進(jìn)一步改善了儲層物性。

6 共生體系的主控因素

通過調(diào)研認(rèn)為，共生體系的主控因素可能與海平面變化、古氣候轉(zhuǎn)變和古環(huán)境變遷密切相關(guān)[134-135]。

6.1 海平面變化

海平面較低時，水體循環(huán)較差，海水得不到及時補(bǔ)充，蒸發(fā)作用下，鹽度勢必升高，嗜鹽類微生物大量繁衍及高M(jìn)g/Ca流體的滲透回流都可形成白云石；隨著蒸發(fā)的繼續(xù)進(jìn)行，鹽度持續(xù)升高，逐漸開始形成蒸發(fā)巖[136]。在海平面波動下，轉(zhuǎn)入海侵階段時，海水鹽度降低至白云石形成時的鹽度，將重啟白云石化作用。因此，周期性的海水輸入，在受限鹽水環(huán)境中將依次形成白云石和蒸發(fā)巖。但海侵規(guī)模較大，水體循環(huán)流暢時，則主要發(fā)育泥晶灰?guī)r和顆?；?guī)r，僅夾少量白云巖。

相似的研究實(shí)例如阿曼南部新元古代末期—早寒武世Ara 群，被劃分為六個白云巖—蒸發(fā)巖層序，在低位體系域時主要發(fā)育蒸發(fā)巖，其上部的海侵體系域及高位體系域以白云巖為主含少量蒸發(fā)巖[21]；塔里木盆地下寒武統(tǒng)至中寒武統(tǒng)白云巖與蒸發(fā)巖垂向發(fā)育特征也是由于海侵和海退頻繁交替導(dǎo)致白云巖與蒸發(fā)巖在垂向上交替分布[6]；鄂爾多斯盆地下奧陶統(tǒng)馬家溝組馬五段自下而上巖性依次為藻紋層白云巖、藻砂屑白云巖、含膏紋層白云巖、膏云巖和膏鹽巖，也明顯受控于海平面變化[137]。因此，海平面的循環(huán)變化是共生體系形成的關(guān)鍵。

6.2 古氣候

前人研究認(rèn)為白云巖是干旱環(huán)境下的產(chǎn)物，蒸發(fā)巖代表的是一種極度干旱的環(huán)境，而微生物白云巖則代表著相對潮濕—半干旱的過渡環(huán)境[7,138]。因此，氣候的變遷決定了共生體系的巖性組合序列，如美國Williston盆地Red River組巖性自下而上為微生物白云巖、膏云巖和膏巖[32]，該類巖性垂向變化明顯受控于氣候影響，反映沉積期氣候由相對潮濕向干旱環(huán)境的變遷。而在四川盆地中三疊統(tǒng)雷口坡組和埃及Maghra El-Bahari 組正好出現(xiàn)與前者相反的現(xiàn)象，即氣候由干旱向相對潮濕的轉(zhuǎn)變，巖性由下至上依次為膏巖、膏云巖和微生物白云巖[7]。但并非所有共生體系的巖性序列如上述這般完整，氣候的突變也會導(dǎo)致某種巖性的缺失，如微生物白云巖被膏云巖所取代，在美國Oklahoma Blaine 組[139]、四川盆地嘉陵江組[140]和伊朗Sachun組[141]等常見此類微生物白云巖不發(fā)育的現(xiàn)象，這可能是氣候突然極度干旱，鹽度突變超出嗜鹽微生物的適宜范圍所致，鹽度進(jìn)一步升高到140‰以上時才直接沉淀了膏鹽巖[7]。因此，古氣候是共生體系形成的不可或缺的因素。

6.3 沉積環(huán)境

共生體系下白云巖與蒸發(fā)巖密切相關(guān)，其可由沉積形成，如微生物介導(dǎo)形成原生白云石與沉積析出的鹽類礦物互層產(chǎn)出；也可由成巖作用形成，如強(qiáng)蒸發(fā)環(huán)境形成高M(jìn)g/Ca流體交代方解石形成白云石，在地層中表現(xiàn)為橫向上呈連片分布，縱向上白云巖與蒸發(fā)巖呈交替狀分布[142-145]。

共生體系的發(fā)育首先需要水體相對局限，因此沉積環(huán)境是共生體系發(fā)育的基礎(chǔ)。其主要發(fā)育于潮坪的潮上帶、局限潟湖及蒸發(fā)盆地三類水體較為局限的沉積環(huán)境，前者有利于潮上薩布哈白云石化作用，后兩者有利于滲透回流白云石化作用。潮上薩布哈位于平均高潮線之上，受海水作用較小，呈半干旱—干旱狀態(tài)。海洋水體和大陸水的蒸發(fā)作用可使薩布哈環(huán)境下孔隙流體達(dá)到蒸發(fā)巖礦物飽和度，從而發(fā)生沉淀。這種沉淀會引起孔隙流體的Mg/Ca 急劇增高，有利于白云石的形成[106]。因此，薩布哈環(huán)境下常形成共生體系，近年的國內(nèi)外研究中也證實(shí)了這一點(diǎn)，如美國威林斯頓盆地奧陶系Red River組、伊朗Zagros Basin Dalan 組和中國松遼盆地饅頭組等[29,42,146]。

相比之下，局限潟湖和蒸發(fā)臺地的水體相對較深，鹽度較高且穩(wěn)定。由于海平面下降，并受古隆起或礁灘體的隔擋，局限潟湖和蒸發(fā)臺地與外海間的水體交換受限，沉積物沉淀受鹽度梯度控制，高鹽度水體流入洼地形成厚層蒸發(fā)巖礦物，從而促使富鎂離子的鹵水向下回流滲透發(fā)生白云石化作用，如澳大利亞Carnarvon Basin Coburn 組[36]、四川盆地寒武系、三疊系嘉陵江組[147]和塔里木盆地寒武系[27]等蒸發(fā)巖在沉積中心呈環(huán)狀分布，外圍可見白云巖，未見暴露痕跡，已有研究認(rèn)為其主要沉積于局限臺地潟湖或蒸發(fā)臺地[148-150]。因此，沉積環(huán)境是共生體系形成的基礎(chǔ)。

7 共生體系主要研究方法

關(guān)于白云巖與蒸發(fā)巖共生體系的研究還處于起步階段，目前針對共生體系的研究方法主要包括：實(shí)驗(yàn)?zāi)M研究、沉積結(jié)構(gòu)特征研究、微體古生物研究和地球化學(xué)研究等方法。具體如下：

（1）實(shí)驗(yàn)?zāi)M研究

通過海水蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)可重建古海水和鹵水成分[151-153]，這一研究方法需要結(jié)合理論計算、實(shí)驗(yàn)?zāi)M和現(xiàn)場勘察[154-155]。目前盛行的實(shí)驗(yàn)?zāi)M研究包括：在海水蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)?zāi)M中評估古今海水成分的差異[156]，以及在海水蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)中評估同位素地球化學(xué)分餾程度[157]等。

（2）沉積結(jié)構(gòu)特征研究

關(guān)于共生體系沉積結(jié)構(gòu)的研究，常規(guī)運(yùn)用蒸發(fā)鹽與白云巖的宏觀結(jié)構(gòu)進(jìn)行沉積微相的劃分[5]。但由于古代蒸發(fā)巖極易溶解，導(dǎo)致古代蒸發(fā)巖大都以溶蝕角礫出露，使得前人研究多基于巖心、測井、地震等地下資料進(jìn)行分析[5,158]。目前相關(guān)研究主要通過尋找發(fā)育完好的野外剖面露頭，以更直觀的研究共生體系沉積特征[61]。此外，在對共生體系的研究中應(yīng)關(guān)注更微觀的沉積結(jié)構(gòu)變化，如開展顯微藻紋層結(jié)構(gòu)、球粒結(jié)構(gòu)、凝塊結(jié)構(gòu)等的劃分和總結(jié)[159]，以及對似球粒狀結(jié)構(gòu)的納米級顯微觀察分析[160]等。

（3）微體古生物研究

共生體系中沉積的蒸發(fā)巖礦物結(jié)晶速度較快，可快速埋藏細(xì)胞并完整保存化石[161]；共生體系中的泥微晶白云石也能夠完好的保存微體化石[162]，因此非常有利于微體化石的識別。通過微體古生物的識別，可更加準(zhǔn)確的恢復(fù)共生體系形成環(huán)境，如藻類或藍(lán)細(xì)菌可判斷沉積水體較淺且位于透光帶內(nèi)[163-164]；通過統(tǒng)計賦存的藍(lán)細(xì)菌、廣鹽硅藻、狹鹽硅藻、絮狀“海雪”等有機(jī)體殘留物數(shù)量，可判斷沉積期水柱生產(chǎn)力[162]；借助硅藻對環(huán)境變化的敏感反應(yīng)，可解釋沉積期海底的物理化學(xué)條件以及硅藻對海洋生態(tài)系統(tǒng)和硅循環(huán)的潛在影響[165]。

（4）地球化學(xué)研究

通過同位素、元素等在地質(zhì)歷史中所發(fā)生的變化進(jìn)行共生體系中的白云巖研究，如通過Sr 同位素分析技術(shù)分析白云石化流體運(yùn)移路徑，探討白云石化流體與海水間的關(guān)系[166]；運(yùn)用常量、微量元素和穩(wěn)定同位素等地化手段判斷白云巖沉積和成巖環(huán)境[104]；通過白云石化成巖環(huán)境的分析來判斷優(yōu)質(zhì)儲層發(fā)育條件[167-168]；恢復(fù)白云巖形成時古溫度區(qū)間，推斷白云巖成巖環(huán)境[167]等。這些手段雖然對于白云巖形成機(jī)制方面具有卓越的進(jìn)展，但是需要綜合多種地球化學(xué)分析結(jié)果，且由于地化分析的多解性因素，在判斷白云石化過程及Mg 離子的來源時不能提供唯一的約束。近年來隨著技術(shù)革新，研究手段已經(jīng)不僅僅局限于野外考察和室內(nèi)常規(guī)的地球化學(xué)測試分析，更加先進(jìn)的技術(shù)也應(yīng)用到白云巖研究中，例如LA-ICP-MS、納米離子探針、原位同位素、場發(fā)射電子探針等，加之利用計算機(jī)進(jìn)行數(shù)值模擬，建立新的白云石化過程模型，Ca 同位素、S 同位素、團(tuán)簇同位素、Mg 同位素都可以為共生體系研究提供強(qiáng)大的推動力。共生體系中蒸發(fā)巖是恢復(fù)古氣候記錄的較好替代指標(biāo)，亦可通過上述手段對共生體系中蒸發(fā)巖進(jìn)行研究，恢復(fù)共生體系形成時的古氣候變化，這對于地質(zhì)歷史演化具有極重要的科學(xué)意義。

8 研究意義及展望

8.1 研究意義

（1）從前寒武紀(jì)至全新世，白云巖常與蒸發(fā)巖密切共生，且遍及全球，然而其共生發(fā)育特征、形成過程、主控因素和發(fā)育機(jī)制目前尚不清楚。若能厘清二者間的共生關(guān)系、形成過程及影響因素，可以深化關(guān)于“白云石問題”的認(rèn)識。

（2）共生體系既承載了沉積時期的古環(huán)境、古氣候以及古海水化學(xué)等信息，也記錄了成巖期流體演化過程，這可以促進(jìn)對地球地質(zhì)歷史演化的理解。因此，系統(tǒng)開展共生體系沉積、成巖的研究，能提供更多有關(guān)地球地質(zhì)歷史演化方面的認(rèn)識。

（3）在全球地質(zhì)歷史演化中，共生體系普遍存在于所有類型的含油氣盆地，油氣勘探工作者對共生體系重視程度逐漸提高，若能厘清共生體系的成因機(jī)制，可能對油氣勘探具有重要指導(dǎo)意義。

（4）共生體系的發(fā)育是蒸發(fā)巖與白云巖從沉積到成巖系統(tǒng)過程高度關(guān)聯(lián)的結(jié)果，是良好的古環(huán)境恢復(fù)替代指標(biāo)及成巖指示工具。

（5）共生體系在地質(zhì)歷史時期廣泛發(fā)育，將其與碳酸鹽巖研究相結(jié)合，將進(jìn)一步豐富和完善沉積學(xué)理論。

8.2 存在問題及下步展望

盡管前期積累了一定的研究成果，但共生體系在形成過程中受復(fù)雜的沉積—成巖作用影響，其時空分布、沉積特征、礦物組合、地球化學(xué)特征、微生物作用、流體來源、流體運(yùn)移路徑、流體驅(qū)動力、古氣候記錄等系列科學(xué)問題有待深入研究。

隨著科技進(jìn)步帶來的實(shí)驗(yàn)手段革新，建議在白云巖—蒸發(fā)巖共生體系研究中加強(qiáng)如下六方面研究：

（1）共生體系形成環(huán)境與成因的指標(biāo)（如Mg 同位素數(shù)值模擬、微生物遺跡等）建立，并利用高分辨率沉積學(xué)和微觀地層學(xué)揭示共生體系沉積動力學(xué)機(jī)制和控制因素。

（2）共生體系中礦物組合、形態(tài)特征及相對含量與古氣候、古環(huán)境的耦合性。

（3）微生物與非生物因素對共生體系中白云石形成的影響以及識別標(biāo)志。

（4）共生體系的礦物學(xué)與地球化學(xué)特征在沉積—成巖作用過程中的變化及其影響機(jī)制。

（5）共生體系的古氣候研究。

（6）隨鹽度增加，高M(jìn)g2+/Ca2+流體會導(dǎo)致前驅(qū)物發(fā)生白云石化作用，形成白云巖，隨鹽度繼續(xù)升高，白云巖減少，開始沉積蒸發(fā)巖，但隨著蒸發(fā)巖的沉淀移除了大量的Ca2+，Mg2+/Ca2+極大提高，理論上可以繼續(xù)發(fā)生白云石化作用[27,169-172]，但轉(zhuǎn)變過程中的白云石化機(jī)制及物質(zhì)循環(huán)有待深入研究。