鄂尔多斯盆地苏里格地区奥陶系马家沟组白云石化

付金华，王宝清，孙六一，包洪平，徐 波

(1.中国石油 长庆油田公司 勘探开发研究院，西安 710018； 2.西安石油大学，西安 710065)

大约80%的北美碳酸盐岩储层是白云岩，全世界50%以上的碳酸盐岩储层是白云岩[1]。初步估计，中国至少有2/3以上的碳酸盐岩储层是白云岩或与白云岩有关。鄂尔多斯盆地下古生界天然气主要储藏在经岩溶作用改造的碳酸盐岩中，岩溶作用是提高这些岩石储集性能的关键[2-4]。然而，岩石的储集性能不但与岩溶作用强度有关，还与白云石化作用及其产生的结构密切相关。在相同的岩溶作用下，由白云石化产生的孔隙度高、孔隙结构好的岩石的储集性能往往得以较大的提高。由白云石化产生的晶粒白云岩，即使没有经历岩溶作用改造，也可以成为很好的储集岩。因此研究白云石化作用对了解储集岩的分布规律具有重要意义。

笔者对苏里格地区马家沟组碳酸盐岩的成岩作用曾研究过[3]。自上次研究以来，本区又有大量钻井钻遇马家沟组地层。本研究在详细观察新、老井岩心的基础上，采集必要的样品，分析化验，用当前国内外白云石化最新理论分析实际材料，完成此文。

1 地质背景、地层和沉积环境

鄂尔多斯盆地位于华北地台西部，苏里格地区位于鄂尔多斯盆地的中北部、中央古隆起东北侧，区域构造属于伊陕斜坡北部中带(图1)。奥陶系马家沟组为一套碳酸盐岩为主，夹蒸发岩的地层[5-6]。苏里格地区奥陶系顶部地层为马家沟组五段(简称马五段)，钻遇最低的层位是马家沟组四段(简称马四段)，仅少数井钻遇马四段。马四段为深灰、灰色厚层、块状微—粉晶白云质石灰岩，灰色颗粒石灰岩夹晶粒白云岩；上部白云岩偶含石膏假晶及石英粉砂，中下部含生物碎屑、砂砾屑。马五段以白云岩为主，夹石灰岩及蒸发岩，纵向上岩性变化大，厚度大(32.5～357 m)。

中奥陶统马家沟组沉积时期鄂尔多斯盆地总的来说是一个局限的陆表海环境。马四段沉积时期是华北地台最大的海侵期，气候又转为湿热，鄂尔多斯盆地的陆棚区主要为石灰岩分布区。海水由东、南、西三方入侵，在(内)陆棚盆地的坳陷中心水体深，循环较差，盐度相对较高，除石灰岩外还有较多的白云岩形成，最终发育成为白云岩—石灰岩盆地。其内盆缘主要发育为含白云岩的石灰岩盆缘坪，向外盆缘则过渡为石灰岩盆缘坪。北部石灰岩浅滩比较发育，南部白云岩—石灰岩浅滩比较发育。马五段沉积时期，华北地台转变为干旱炎热的气候，盆地基底抬升，海平面下降。盆地内补给的海水少，海水循环差，盐度高，沉积了硬石膏岩、石盐岩及少量白云岩，成为含白云岩的硬石膏—白云岩盆地。盆地边缘盐度较低，发育硬石膏—白云岩盆缘坪、含石灰岩、硬石膏的白云岩盆缘坪。西部水下隆起和北部邻近古陆的地带受淡水影响大的地区，没有膏盐沉积，为白云岩沉积区[7]。

图1 鄂尔多斯盆地构造分区及苏里格地区位置Fig.1 Tectonic division of Ordos Basin and location of Sulige region

2 白云石的特征

2.1 白云石的一般特征

白云石晶体直径10～500 μm，它形—半自形—自形。马五段白云石以半自形或它形泥晶结构为主。马四段白云石晶体较大，直径可大于200 μm，甚至达500 μm。3 938个样品中，有3 829个样品含白云石，最大含量为98%。白云石可以成为白云岩、含石灰质白云岩或石灰质白云岩的主要矿物，也可以是石灰岩类或硬石膏岩的次要矿物。根据岩心观察、常规偏光显微镜和阴极发光显微镜下特征，结合地球化学特征，白云石可以分为3类：Ⅰ类白云石为泥晶白云石，少数为粉晶(图版A,B)，形成于同生或准同生作用阶段；Ⅱ类白云石为细—中晶白云石，个别为粗晶，为自形或半自形结构(图版C,D,F,G)，往往具有较鲜艳的阴极发光，有时具有阴极发光环带结构(图版G)，也形成于同生或准同生作用阶段，但与Ⅰ类白云石的沉积、成岩环境不同，常形成于较为开阔的环境中；Ⅲ类白云石充填于溶蚀孔、缝或角砾间孔中(图版B,E)，为粉—中晶，晶体大小变化较大，自形程度高于Ⅰ类，一般低于Ⅱ类。这些白云石往往有较高的铁含量，成为铁白云石；常具有弱的或无阴极发光。

2.2 白云石主要元素和微量元素含量

电子探针分析得出的白云石的主要元素和微量元素含量示于表1，其中包括了部分铁白云石。白云石以明显高的Fe含量和低的Na,Mn,Sr含量为特征。

现代海洋白云石以高的Na,Sr含量为特征，加勒比、阿拉伯海湾、得克萨斯的现代海洋白云石Na含量达(3000～10000)×10-6[8]；而大多数古代白云石Na含量仅有(900～1 000)×10-6[9]。本次所研究的白云石的Na平均含量与上述的大多数古代白云石Na含量的下限相当；但最大值远高于大多数古代白云岩，落入现代海洋白云石Na含量范围内。本研究白云石Na含量变化很大(表1)，说明白云石形成于盐度较高的海水中，原始白云石具有高的Na含量；在成岩作用过程中由于淡水淋滤和埋藏作用，Na含量降低，由于成岩作用对白云石的影响不均匀，现在白云石的Na含量表现出很大的变化。

表1 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组白云石主要元素和微量元素含量Table 1 Main and trace elements concentration in dolomites from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

在相对封闭的体系中，水—岩石反应弱，母体碳酸盐的矿物成分对微量元素的影响是重要的。具有(10 000～80 000)×10-6高的Sr含量的海相文石将形成(600～5 000)×10-6的Sr含量的白云石。海相高镁方解石和低镁方解石(Sr含量(2 000～10 000)×10-6)将形成具有Sr含量(300～2 000)×10-6的白云石，但是具有很低的Sr含量的成岩低镁方解石母体将形成很低的Sr含量的白云石[9]。所研究的白云石具有很低的Sr含量(表1)，可能白云石化的母体是低镁方解石；淡水淋滤也是造成Sr含量低的原因。

在成岩碳酸盐相中Fe和Mn的浓度取决于其来源和孔隙水的氧化—还原电位[10]。随着成岩作用强度的增加，Fe和Mn的含量有增加的趋势[11]。原因在于：Fe和Mn在海水中含量很低，因海水处于氧化条件；而在成岩孔隙水溶液中含量高，因孔隙水处于还原条件。现代海洋环境中，以文石为主的灰泥以低的Fe含量[(1 800～9 730)×10-6，平均4 720×10-6)][12]和Mn含量(小于200×10-6)[13]为特征。所研究的白云石具有高的Fe含量(表1)，这是由于埋藏作用所致；低的Mn含量(表1)是由于低的Mn地球化学背景所致。

2.3 白云石碳氧稳定同位素成分

根据取自3 045.10～4 300.05 m的150个白云石样品分析，δ18O值在-16.00‰～-5.73‰之间，平均-8.11‰，中值-7.15‰；δ13C值在-11.46‰～1.90‰之间，平均0.01‰，中值0.48‰(表2,图2)。

不同沉积环境和不同地质时代的碳酸盐同位素值有所差异，并且在成岩作用过程中会有所变化。一般来说，海相碳酸盐较淡水碳酸盐有较高的δ18O值，随着埋藏加深，介质温度升高，δ18O值降低，地质时代越老，δ18O值越低。淡水相碳酸盐的δ18O值一般较海相的低，变化范围也较大，与地质年代之间的关系也没有明显的规律性[3,14]，其原因是淡水氧同位素值一般比海水轻。随着淡水淋滤作用的加强和埋藏作用的加深，碳酸盐矿物的δ18O值降低。

表2 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组白云石氧、碳同位素，CaCO3,MgCO3含量和有序度Table 2 Oxygen and carbon isotope, and CaCO3, MgCO3 concentration,and degrees of order in dolomites from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

图2 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组白云石δ18O值与δ13C值关系Fig.2 Relationship between δ18O and δ13C of dolomites from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

经历了埋藏变化的白云石的氧同位素演化反映了白云石流体沉淀温度和同位素成分的变化。流体成分受温度和CaCO3母体成分的影响。由于大多数孔隙流体含丰富的氧，母体矿物的同位素成分仅仅在以低的水—岩石反应为特征的封闭体系中得以保存。在大多数情况下，成岩作用范围的白云石化发生在开放体系中，始终伴随着孔隙水的流动。因此，很多地下白云石的同位素成分反映了变化的孔隙流体成分和温度。

白云石的δ18O平均值较大多数学者所统计的奥陶纪生物和非生物成因的方解石的δ18O值[15-17]明显低。根据Land所引用的实验资料，在25 ℃时白云石的δ18O值较与之共生的方解石的高出2‰～4‰[18]。所研究的白云石的δ18O值不但不高于大多数学者统计的值，反而较低，说明白云石在成岩作用过程中受到淡水淋滤作用和埋藏作用的影响。Ⅱ类白云石的δ18O值落入Ⅰ类白云石δ18O值的范围(图2)，说明这2类白云石形成的时间相近。总的来说，Ⅲ类白云石较Ⅰ、Ⅱ类白云石较低的δ18O值(图2)，原因在于Ⅲ类白云石形成于晚成岩作用阶段，在埋藏环境下受高温影响较大。

现代海洋碳酸盐的δ13C值大约在-2‰～4‰范围内[19]，多数古代碳酸盐台地的δ13C值也在此范围内。在开启体系与大气CO2进行交换的地表环境中所沉淀的碳酸盐具有相同的同位素成分值，这种共同性反映着地表水与来自大气CO2层的碳的平衡关系。因此，同期沉淀的海相和大气碳酸盐可能难以根据它们的碳同位素成分区分开，然而，当水渗过包含由有机质氧化形成的CO2的沉积土壤带时，大气淡水的同位素成分会很快发生变化。有机来源的CO2比大气碳成分轻得多，其δ13C值为-25‰～-16‰[20]。当地层中的有机质成熟时释放出的CO2溶解于孔隙水时，也将使孔隙水的δ13C值降低[10]。所研究的大部分白云石的δ13C值在上述的现代海洋碳酸盐和古代碳酸盐台地的δ13C值的范围内，少数样品略低，个别样品明显偏低(表2,图2)。少数样品的δ13C值略低，是淡水淋滤的结果，且这些淡水淋滤过土壤带；个别样品明显偏低，可能是孔隙水中溶解了有机质成熟时释放出的CO2。

显微激光采样分析得出的δ18O和δ13C值示于图3，同一岩石样品的2种不同碳酸盐组分用带箭头的实线连结，箭头的始端为母岩碳酸盐组分(泥晶白云石或泥晶白云石角砾、泥晶方解石)，箭头的末端为孔缝中充填的白云石，大多数孔缝充填白云石有较低的δ18O和δ13C值，说明孔缝充填的白云石形成较晚。

2.5 白云石的MgCO3含量和有序度

白云石中MgCO3的摩尔分数为42.32%～48.99%，平均46.05%，中值45.88%；白云石的有序度为0.51～0.77，平均0.62，中值0.61(表2)。大部分白云石具有低的有序度，以较低的MgCO3含量，非理想配比的CaCO3和MgCO3含量为特征，原始沉积的白云石为Ca白云石。由于快速和过度白云石化，准同生期或早成岩作用阶段形成的白云石往往具有较低的有序度；随后，由于淡水淋滤和埋藏深度的增加，白云石晶体将变得有序和理想配比。现在白云石的有序度和CaCO3和MgCO3含量仍然存在较大的差异，说明淋滤作用和埋藏作用对白云石的影响是不均匀的。所有的Ⅱ类白云石较Ⅰ类白云石有较高的有序度，所有的Ⅲ类白云石又较Ⅱ类白云石有较高的有序度；原因在于Ⅰ类白云石生成于高盐度的陆表海环境，白云石化速度快；Ⅲ类白云石是在埋藏条件下沉淀的，其饱和度低于Ⅰ,Ⅱ类白云石。

图3鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组激光显微采样碳酸盐组分δ18O值与δ13C值关系Fig.3 Relationship between δ18O and δ13C of carbonate components of laser-collected samples from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

2.6 白云石的锶同位素

白云石的87Sr/86Sr值示于表3。如果白云石没有重结晶，早期成岩作用阶段形成的白云石的87Sr/86Sr值反映了原始海水的锶同位素成分[21]。Ⅰ,Ⅱ类白云石形成于同生期或准同生期，白云石的87Sr/86Sr值均反映了原始海水的锶同位素成分。全球奥陶系海相碳酸盐锶同位素总体上表现为87Sr/86Sr值的单调下降。按国际地层表(2008)[22]，中、上奥陶统界线为461 Ma，对应的87Sr/86Sr值为0.708 6[23-24]。苏里格地区原始沉积的碳酸盐岩和碳酸盐岩溶角砾岩的87Sr/86Sr值除一个样品为0.707 977，小于0.708 2外，其余30个样品的87Sr/86Sr值均大于0.708 6。

埋藏成岩过程中铝硅酸盐矿物的溶解可向海相碳酸盐矿物提供放射性成因的锶，并造成其锶同位素比值的增加。马家沟组上覆地层为石炭—二叠系煤系地层，孔隙水溶液为酸性，可造成硅酸盐矿物的溶解，最终使得87Sr/86Sr值增加。再者，奥陶系沉积后的鄂尔多斯盆地的整体抬升，使得大气淡水对硅酸盐的溶解，向海相碳酸盐提供了壳源锶，87Sr/86Sr值得以增加，因此，石灰岩、白云岩和白云质角砾岩都以具有较高的87Sr/86Sr值为特征。深部流体作用(包括同期火山物质的溶解)可向碳酸盐提供深源锶，而降低87Sr/86Sr值，马家沟组的孔、缝充填方解石基本上沉淀于埋藏阶段，因而具有比母岩低的87Sr/86Sr值。Ⅲ类白云石较Ⅰ,Ⅱ类白云石的87Sr/86Sr值有较大的分布范围，主要在于埋藏孔隙水溶液渗透的差异所至。

表3 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组各类白云石的87Sr/86Sr值Table 3 Values of 87Sr/86Sr for dolomites from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

3 白云石形成机理

自1791年Déodat Dolomieu发现白云石以来，白云石的成因和形成机理一直是沉积学争论的问题，提出了很多白云石形成模式。然而，长期存在的问题仍然没有解决，这些问题包括地质时期白云石分布的不平衡，在复制现代白云石形成环境的实验室中无法沉淀出白云石。

根据位于非寻常的水文和气候背景的巴西Lagoa Vermelha海岸潟湖研究，Vasconcelos 和 McKenzie (1997) 提出了新的白云石形成的微生物模式[25]。该地区以半干燥的气候为绝对优势。旱季时潟湖极高的盐度，强烈的蒸发提高了盐度，降低了潟湖水面，使得海水流入，提供了微生物作用的离子。在潮湿季节降雨量超过蒸发量，引起盐度强烈变化，有时达到半咸水状态。短期内超咸水和半咸水之间的变化反映在Lagoa Vermelha潟湖沉积物中不同的碳酸盐矿物。白云石明显沉淀于超咸水条件下，而高镁方解石形成于中等盐度条件下，低镁方解石形成于半咸水条件下。

Lagoa Vermelha潟湖沉积物—水界面为厌氧条件，形成了黑色的富碳有机质软泥。微生物活动明显促使了软泥层中碳酸盐矿物的沉淀。潟湖盐度变化对微生物数量的影响可能表现为水—软泥界面的不同的新陈代谢作用。在极高的盐度条件下，硫酸盐还原生物可能变得更活跃。

如前所述，马五段沉积时期，华北地台转变为干旱炎热的气候，盆地基底抬升，海平面下降。盆地内补给的海水少，海水循环差，盐度高，其沉积环境与现代的巴西Lagoa Vermelha潟湖和澳大利亚Coorong潟湖相似。马四段沉积晚期沉积环境也变得封闭，盐度高。因此微生物白云石化模式可以很好地解释本研究的白云石形成机理。马五段形成于高盐度的白云石高度饱和的环境下，白云石沉淀太快，过度白云石化，孔隙不发育。马五段的浅滩地带和马四段的大部分地带沉积于相对开放的环境，白云石化速度较慢，有利于较大晶体的白云石和晶间孔的形成。

4 结论

1)苏里格地区马家沟组白云石形成于海水循环较差，盐度较高的环境下。 根据产状和形成时间，白云石可以分为3类：Ⅰ,Ⅱ类白云石形成于同生或准同生作用阶段，Ⅱ类白云石的形成环境较Ⅰ类开放，Ⅲ类白云石形成于埋藏期。

2)白云石以变化较高的Na含量、低的Sr和Mn含量、高的铁含量为特征；大部分白云石具有低的δ18O值，系淡水淋滤和埋藏作用所致。大部分白云石的δ13C值在现代海洋碳酸盐和古代碳酸盐台地的δ13C值的范围内，受有机质影响小。

3)白云石具有较低的MgCO3含量和低的有序度，说明原始沉淀的白云石是Ca白云石。

4)由于淡水淋滤白云石具有较高的87Sr/86Sr值。

5)白云石由微生物白云石机理形成。马五段白云石沉淀过快，孔隙不发育；马五段的浅滩地带和大部分马四段白云石沉淀较慢，晶间孔相对发育。

参考文献:

[1] Zenger D H, Dunham J B, Ethington R L. eds. Concepts and models of dolomitization, SEPM Special Publication 28[C]. Tulsa: SEPM, 1980:320.

[2] 王宝清. 山西省柳林奥陶系古岩溶顶部储层及控制因素[J]. 地质论评,1996,42(S1)：130-136.

[3] 王宝清,章贵松. 鄂尔多斯盆地苏里格地区奥陶系古岩溶储层成岩作用[J]. 石油实验地质,2006,28(6)：518-522.

[4] 黄擎宇,张哨楠,丁晓琪,等. 鄂尔多斯盆地西南缘奥陶系马家沟组白云岩成因研究[J]. 石油实验地质,2010,32(2)：147-153.

[5] 何江,方少仙,侯方浩,等. 鄂尔多斯盆地中部气田中奥陶统马家沟组岩溶型储层特征[J]. 石油与天然气地质,2009,30(3)：350-356.

[6] 侯方浩,方少仙,赵敬松,等. 鄂尔多斯盆地奥陶系碳酸盐岩储层图集[M]. 成都：四川人民出版社,2002:178.

[7] 侯方浩,方少仙,董兆雄,等.鄂尔多斯盆地中奥陶统马家沟组沉积环境与岩相发育特征[J]. 沉积学报,2003，21(1): 106-112.

[8] Land L S, Hoops G K. Sodium in carbonate sediments and rocks: a possible index to the salinity of diagenetic solutions[J]. Journal of Sedimentary Petrology, 1973,43(3):614-617.

[9] Warren J. Dolomite: occurrence, evolution and economically important associations[J]. Earth-Science Reviews,2000,52(1-3):1-81.

[10] 王宝清,王凤琴,魏新善,等. 鄂尔多斯盆地东部太原组古岩溶特征[J]. 地质学报,2006,80(5):700-704.

[11] Tucker M E, Wirght V P. Carbonate Sedimentology[M]. Oxford: Blackwell Scientific Publications,1990:482.

[12] Milliman J D. Recent sedimentary carbonates I: marine carbonates[M]. Berlin: Springer-Verlag,1974:375.

[13] Rao C P. Petrography, trace elements and oxygen and carbon isotopes of Gorden Group carbonates (Ordovician), Florentine Valley, Tasmania, Australia[J]. Sedimentary Geology, 1990,66(1-2),83-97.

[14] 刘德良,孙先如,李振生,等. 鄂尔多斯盆地奥陶系白云岩碳氧同位素分析[J]. 石油实验地质,2006,28(2):155-161.

[15] Given R K, Lohmann K C. Derivation of the original isotopic composition of Permian marine cements[J]. Journal of Sedimentary Research, 1985,55(3):430-439.

[16] Popp B N, Anderson T F, Sandbeg P A. Brachipods as indicators of original isotopic compositions in some Paleozoic limestones[J]. Geological Society of America Bulletin, 1986,97(10):1262-1269.

[17] Qing H, Veizer J. Oxygen and carbon isotopic composition of Ordovician brachiopods: implication for coeval seawater[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1994,58(2):4429-4442.

[18] Land L S. The isotopic and trace element geochemistry of dolomite: The state of the art [C]//Zenger D H, Dunham J B, Ethington R L, eds. Concepts and models of dolomitization, SEPM Special Publication 28. Tulsa: SEPM, 1980:87-110.

[19] Gross D G. Variations in the18O/16O and13C/12C rations of diagenetically altered limestones in the Bermuda Islands[J]. Journal of Geology, 1964,72(2):170-194.

[20] Lohmann K C. Geochemical patterns of meteoric diagenetic systems and their application to studies of paleokast[C]//James N P, Choquette P W, eds. Paleokarst. New York:Spriger-Verlag, 1988:58-80.

[21] Azmy K, Knight I, Lavoie D, et al. Origin of dolomites in the Boat Harbour Formation, St.George, in western Newfoundland, Canada: implications for porosity development[J]. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 2009,57(1):81-104.

[22] 章森桂,张允白,严惠君. “国际地层表”(2008)简介[J]. 地层学杂志,2009,33(1)：1-10.

[23] McArhur J M, Howarth R J, Bailey T R. Strontium isotope stratigraphy: Lowess Version 3: best fit to the marine Sr isotope curve for 0-509 Ma and accompanying look-up table for deriving numerical age[J]. Journal Geology, 2001,109(2):155-170.

[24] 黄思静,石和,张萌,等. 锶同位素地层学在奥陶系海相地层定年中的应用[J]. 沉积学报,2004,22(1):1-5.

[25] Vasconcelos C, McKenzie J A. Microbial mediation of mo-dern dolomite precipitation and diagenesis under anoxic conditions (Lagoa Vermelha, Rio de Janeiro, Brazil)[J]. Journal of Sedimentary Research, 1997,67(3):378-390.

[26] Wright D T, Wacey D. Pricipitation of dolomite using sulpate-reducing bacteria from the Coorong Region, South Australia: significance and implications[J]. Sedimentology, 2005,52(5):987-1008.