塔里木盆地寒武系膏鹽巖對鹽下白云巖儲層的影響

劉麗紅，高永進，王丹丹，白忠凱，張遠銀，韓 淼

(中國地質調查局 油氣資源調查中心， 北京 100083)

鹽下白云巖是指鹽巖覆蓋下的白云巖。所謂鹽巖，是一種純化學成因的巖石，由蒸發海水或湖泊作用沉淀形成，主要由鉀、鈉、鈣、鎂的鹵化物及硫酸鹽礦物組成。膏鹽巖是鹽巖的一種，是由石膏和硬石膏組成的鹽巖，常分布在鹽巖的下部。在干旱的塔里木盆地，海水蒸發濃縮沉積了巨厚層蒸發巖，由于蒸發巖通常具有極低的孔隙度、滲透率和很強的塑性流動性，即使經歷構造擠壓及成巖改造也能保持良好的封閉能力，因此可以成為有效蓋層(金之鈞等， 2010)。據全球大型油氣田蓋層統計，泥頁巖分布面積占80%以上，但是所封蓋的石油儲量僅占全球石油儲量的22%，而膏鹽巖分布面積雖然僅占8%，卻封蓋了全球總油氣儲量的55%，表明膏鹽巖蓋層對油氣聚集與保存具有重要意義(金之均等， 2006)。塔里木盆地寒武系蓋層主要分為鹽湖相蓋層、膏云坪相蓋層和泥云坪相蓋層(杜金虎等， 2016)，本文主要介紹膏鹽巖對鹽下白云巖儲層的影響。

與膏鹽巖有關的油氣資源潛力巨大，全球30.6%的碳酸鹽巖油氣田位于膏鹽巖之下，儲層占碳酸鹽巖總儲量的46.2%(劉朝全等， 2016； 穆龍新， 2017)。據統計，與膏鹽巖有關的油氣田主要分布在北半球(聶鴻宇等， 2018)，中東是碳酸鹽巖-膏鹽巖共生組合蘊藏油氣田數最多的地區，儲量占中東碳酸鹽巖總儲量的40%(胡安平等， 2019)。塔里木盆地寒武系鹽下白云巖作為重要的儲量增長點和戰略接替區已顯示出巨大的勘探潛力和良好的勘探前景，中寒武統膏鹽巖“白被子”分布面積大于12×104km2(鄭和榮等， 2007)，可以作為有效的區域蓋層。然而，繼中深1井和中深5井獲得油氣突破以來(王招明等， 2014)，一直未取得重大突破，后續鉆井接連失利。隨著氣候條件由潮濕到干旱的逐漸變化，鹽下白云巖類型由島嶼白云巖、微生物白云巖逐漸過渡到蒸發白云巖(薩布哈或滲透回流白云巖)(趙文智等， 2018)，塔里木盆地寒武系鹽下主要發育蒸發白云巖和微生物白云巖。前人對膏鹽巖下白云巖儲層特征、形成機理及控制因素進行了較多研究(邵龍義等， 2002； 金振奎等， 2012； 鄭劍鋒等， 2013； 黃擎宇等， 2013； 胡文瑄等， 2014)，然而有關膏鹽巖對白云石儲層的影響機制研究較少。塔里木盆地寒武系白云巖儲層孔隙發育受多種因素控制，如受原始沉積環境、準同生溶蝕作用和熱液溶蝕作用等影響(黃擎宇等， 2016)，膏鹽巖的存在對白云巖儲層發育具有哪些影響有待進一步研究。在前人研究基礎之上，本文總結了塔里木盆地寒武系白云巖儲層特征，并探討了膏鹽層的發育對白云巖儲層的影響，以期為鹽下白云巖儲層勘探提供指導。

1 地質背景

按照中國地質調查局(張君峰等， 2020； Bai Zhongkaietal., 2020)最新劃分方案，塔里木盆地可劃分為“五隆五坳”構造單元，隆起區主要包括塔中隆起、巴楚隆起、塔東隆起、塔北隆起和柯坪隆起區，鉆遇寒武系地層鉆井主要位于塔中、巴楚隆起及其以北地區，主要發育的露頭剖面包括什艾日克剖面、肖爾布拉克西溝剖面、昆蓋闊坦剖面、蘇蓋特布拉克剖面、金磷礦剖面和肖爾布拉克剖面等(圖1)。區內鉆遇寒武系地層的鉆井包括新蘇參1井、新柯地1井、柯坪1井、柯探1井、方1井、同1井、康2井、和田1井、和4井、中探1井、塔參1井、中深1井、中深5井等20余口井。塔里木盆地寒武系總體表現為“西臺東盆”的古地理格局(席斌斌等， 2015)，塔里木盆地西北部地區寒武系地層依據膏鹽巖的分布可劃分為鹽下白云巖段(肖爾布拉克組)、下膏鹽巖段(吾松格爾組)、鹽間云質灰巖段(沙依里克組)、上膏鹽巖段(阿瓦塔格組)和鹽上白云巖段 (丘里塔格組) (黃擎宇等， 2016) (圖2)。 膏鹽巖的分布以巴楚地區為中心向鄰區展布，其中巴楚地區累積厚度可達120～500 m，塔中地區厚度減薄至30～140 m(程麗娟等， 2020)。膏鹽巖的廣泛分布表明塔里木盆地在該時期處于干旱-極度干旱的古氣候條件(曹自成等， 2020)。

圖 1 塔里木盆地構造分區及寒武系露頭剖面、鉆井位置圖(底圖引自張君鋒等， 2020)

2 碳酸鹽巖-膏鹽巖組合研究現狀

碳酸鹽巖-膏巖組合包括以下幾種類型：島嶼白云巖-膏鹽巖組合、微生物白云巖-膏鹽巖組合(巴西桑托斯盆地)、蒸發白云巖-膏鹽巖組合(鄂爾多斯盆地馬家溝組中組合)。隨著氣候條件由潮濕向干旱變遷，在同生期和準同生期應該依次發育島嶼白云巖、微生物白云巖、蒸發白云巖和膏鹽巖(趙文智等， 2018)，但是由于氣候變化的不完整性，在膏鹽巖下這3類白云巖并不連續出現(圖3)，如四川盆地雷口坡組僅發育微生物白云巖和蒸發白云巖，缺少潮濕氣候條件下的島嶼白云巖，而燈影組只發育微生物白云巖，說明氣候條件未達到極度干旱條件。鄂爾多斯盆地東南部馬家溝組發育蒸發白云巖和少量微生物白云巖，代表了極度干旱氣候條件的間歇性淡化(Hu Anpingetal., 2019)。西沙石島中新統-上新統只發育島嶼白云巖，說明氣候未達到干旱氣候條件。

前人對塔里木盆地寒武系白云巖儲層進行了大量研究，不同地區識別出不同類型的白云巖。葉德勝(1992)最初將塔里木盆地北部地區寒武系白云巖劃分為藻紋層白云巖、微晶白云巖、顆粒白云巖及結晶白云巖。邵龍義等(2002)根據巴楚地區寒武系白云巖的形態將其劃分為泥粉晶白云巖、細晶白云巖、鈣質白云巖和砂糖狀白云巖。金振奎等(2012)根據白云石晶體大小在塔東地區識別出3種類型的白云巖，即泥-粉晶白云巖、細晶白云巖和中-粗晶白云巖。胡文瑄等(2014)在塔里木盆地柯坪地區識別出疊層石白云巖和凝塊石白云巖兩種微生物白云巖類型。黃擎宇等(2016)將巴楚地區寒武系白云巖劃分為顆粒白云巖、結晶白云巖和微生物白云巖。在前人研究基礎上，結合現有的觀察資料和研究結果，總結出塔里木盆地寒武系膏鹽巖下主要發育微生物白云巖和結晶白云巖兩種類型的白云巖，微生物白云巖又可分為凝塊石白云巖、疊層石白云巖和泡沫綿石白云巖。微生物白云巖通常與微生物的活動有關，Vasconcelos等(1995)認為硫酸鹽還原菌可以促進原生白云石的沉淀，Warthmann等(2005)認為產甲烷菌也可以誘導產生原生白云石，Hu等(2019)利用嗜鹽菌在實驗室反應72 h， 生成了與Vasconcelos和Warthmann等提到的具有相同結構特征的白云石，說明較高鹽度下嗜鹽菌的存在可促進白云石的沉淀，形成微生物白云巖，鹽度過低則不能形成白云石，說明微生物白云巖形成于相對干旱的氣候條件下。隨著鹽度的進一步增加，已不適宜嗜鹽菌的生長，微生物白云巖不再沉淀(Hu Anpingetal., 2019)。

圖 3 碳酸鹽巖-膏鹽巖組合類型(趙文智等， 2018)

結晶白云巖主要包括泥微晶白云巖、晶粒白云巖和顆粒白云巖，而顆粒白云巖也主要由泥粉晶構成，少量由細晶構成。前人研究認為，塔里木盆地寒武系白云巖主要形成于準同生期-淺埋藏期，主要為薩布哈和滲透回流作用下的產物，只有少量的細晶白云巖形成于中晚期埋藏白云石化作用(沈安江等， 2016)。在干旱的氣候條件下，即蒸發背景下形成的薩布哈白云巖和滲透回流白云巖，統稱為蒸發白云巖。塔里木盆地肖爾布拉克組膏鹽巖下發育微生物白云巖和蒸發白云巖，說明氣候條件逐漸由半干旱向干旱氣候條件轉換。

塔里木盆地寒武系儲集空間類型包括微生物白云巖格架孔、中-粗晶白云巖的晶間孔、硬石膏溶解形成的鑄模孔、深埋溶蝕作用形成的溶蝕擴大孔以及溶蝕垮塌作用形成的角礫間孔，局部地區發育縫合線和裂縫(云露等， 2008； 田雷等， 2015； 黃擎宇等， 2016)。其中，受膏鹽巖作用影響的白云巖儲層類型可劃分為膏溶孔型白云巖儲層、晶間孔型白云巖儲層和溶蝕孔型白云巖儲層3大類，本文主要探討受膏鹽巖作用影響的白云巖儲層成因。

3 膏鹽巖對白云石化作用的影響

3.1 石膏和硬石膏的沉淀促進白云石化作用的發生

膏鹽巖對碳酸鹽巖儲層孔隙的影響體現在白云石化作用、石膏溶蝕作用或膏巖層封蓋作用等方面。碳酸鹽巖-膏鹽巖組合通常發育在海相或陸表海環境，當海水逐漸蒸發濃縮時存在一個礦物沉淀序列，即首先是CaCO3沉淀，然后是蒸發巖礦物組合CaSO4等沉淀，最后是鹵族化合物KCl等。在蒸發沉積的早期，以文石形式沉淀的CaCO3和以石膏形式沉淀的CaSO4構成蒸發沉積序列的最主要組成部分。現代海水大多對白云石是過飽和的，蒸發海水環境更有利于發生白云石化作用(Hardie， 1987； Machel， 2004)。由于潮上暴露環境水動力條件弱，長期暴露地表，氣候干燥，蒸發作用強烈，Ca2+逐漸析出，剩余鹵水中Mg/Ca值逐漸升高，克服白云石化的Mg2+的動力學障礙而形成白云巖(Morrow， 1982)，即準同生白云巖。沉淀出文石和石膏的蒸發海水具有較高的密度，可以形成有效的水動力系統，為附近的碳酸鹽地層發生白云石化運送Mg2+(黃可可等， 2014)。

在現代蒸發海水環境中形成的白云石通常有序度很低，并且Ca2+含量較高，構成原白云巖或高鈣白云巖(Gaines， 1977； Reeder， 1983)，而古代白云石通常有序度很高，且不易溶解，因此，前人認為，白云石的形成會隨著時間的推移逐漸發生結構和組分的調整，隨著埋藏溫度和深度的增加而發生重結晶作用(Hardie， 1987)，如塔中地區寒武系中-粗晶白云巖可能為粉-細晶白云巖在熱液作用下重結晶作用形成的(趙闖等， 2012)。

3.2 硫酸鹽還原作用有利于白云石的沉淀

4 膏鹽巖對白云巖儲層孔隙的影響

4.1 膏溶孔型白云巖儲層的形成

在蒸發潮坪環境，石膏的沉淀不僅有利于準同生白云石化作用的發生，而且為后來的溶蝕作用奠定了物質基礎。與膏鹽巖地層相伴生的最常見的孔隙空間類型是膏溶孔，通常出現在潮下或薩布哈環境的泥晶白云巖中。膏溶孔是一種選擇性溶蝕孔隙，是由于(硬)石膏結核的選擇性溶蝕淋濾而形成的(圖4)，因而可稱作(硬)石膏結核鑄模孔，所形成的儲層類型即為膏溶孔型白云巖儲層。

硬石膏的溶解度是白云石的2 087倍，石膏的溶解度是白云石的2 200倍(方少仙等， 2009)。在表生期大氣淡水作用下，硬石膏首先溶解轉化成石膏，而石膏可迅速溶解于大氣淡水而形成膏溶孔。在硬石膏轉化為石膏的過程中，體積通常會增加30%，對圍巖產生極大的膨脹力。而石膏溶解后又會釋壓，這一過程反復進行，在圍巖基質中產生裂碎縫，在大氣淡水作用中發生擴溶，同時為大氣淡水提供運移通道，更進一步促進了溶解作用的進行。因此，在巖心中通常看到含硬石膏結核粉晶白云巖通常較發育膏溶孔和微裂縫，而與之相鄰的白云巖地層中僅有微弱的巖溶現象。石膏和硬石膏更多地集中在薩布哈序列的頂部分布，這些硫酸鹽的溶解會形成溶蝕垮塌角礫巖并產生大量的孔隙(Loucks and Anderson， 1985)。

圖 4 碳酸鹽巖儲層孔隙系統形成演化過程(Ruzyla and Friedman， 1985)

4.2 晶間孔型白云巖儲層的形成

碳酸鹽巖地層常與膏鹽巖地層交互出現，主要原因是膏鹽巖的沉積代表了蒸發濃縮的沉積環境，而高度濃縮的海水提供Mg2+作用于下覆灰巖地層，易于發生白云石化作用，即準同生白云石化作用，而淡水溶蝕作用緊隨白云石化作用發生。實際上，淡水回流不僅可以造成白云石化的泥質沉積物溶解，同時可以造成未白云石化的文石、鎂方解石或方解石的溶解，使原來呈漂浮狀的白云石菱面體演化為晶粒支撐結構，造成晶間孔發育(圖4)。同時，大氣淡水的進入還會使原來處于亞穩定狀態的白云巖通過重結晶作用而變得穩定，淡水循環的影響是控制薩布哈有關的孔隙形成的重要因素。

含硬石膏結核泥粉晶白云巖中，硬石膏結核的數量和孔徑大小往往和基質白云巖的晶體大小成正比，即硬石膏結核數量越多，孔徑越大，基質白云巖的晶體越大，晶間孔越發育，構成原生沉積期的孔隙系統。其主要原因是，在干旱蒸發條件下，當海水濃度濃縮至原體積的19%以下時，海水鹽度大概為15%～17%，硬石膏開始從海水中沉淀(方少仙等， 2013)。在白云石交代方解石到硬石膏沉淀前的一段時間內，海水的濃度一直保持較高的水平，但是沒有達到硬石膏沉淀的極限值，這個時間持續的越長，沉淀的白云石晶體越大，晶間孔越發育。甚至有些高鹽度海水在未沉淀硬石膏之前，就已開始淡化，因此，僅生成泥粉晶白云巖到細粉晶白云巖，白云石晶體大小與濃縮海水持續時間長短有關。如果海水不斷濃縮至硬石膏沉淀的這個過程持續時間較短，則易于生成含硬石膏結核泥-微晶白云巖。如果硬石膏沉淀時間較長，則在硬石膏沉淀期間，白云石晶體繼續沉淀，晶體大小通常較大，可達細粉晶甚至中粗晶結構，晶間孔發育，是原生沉積期的主要孔隙類型，該類白云巖由于發育時間充足，通常有序度較高，形成晶間孔型白云巖儲層。

4.3 膏鹽巖的封蓋作用對白云巖地層的影響

塔里木盆地北部地區在加里東-海西運動中經歷了顯著的抬升，奧陶系地層受喀斯特作用影響進入表生成巖階段，形成重要的喀斯特油氣藏。然而，奧陶系底部的蓬萊壩組和寒武系地層并未經歷喀斯特作用，其埋藏深度抬升將近 1 000 m的深度(黃思靜等， 2010)(圖5)，使其深埋藏條件下處于平衡狀態的高溫流體由于地層溫度的降低而變得不飽和，碳酸鹽礦物發生溶解形成次生孔隙，這就是所謂的倒退溶解模式(黃思靜等， 2009)。

由于膏鹽巖的熱導率高，導熱性強，有利于地層溫度的降低，鹽下及鹽間白云巖地層容易發生倒退溶蝕作用。同時，由于膏鹽層的封蓋能力強，形成超壓系統，在一定程度上減緩了壓實作用的發生，有利于鹽下地層孔隙的保存。

圖 5 塔里木盆地TC1井埋藏史圖(據Cai et al., 2001)

4.4 硫酸鹽溶解對白云石溶解的影響

4.5 熱化學硫酸鹽還原作用對儲層孔隙的影響(溶蝕孔型白云巖儲層的形成)

熱化學硫酸鹽還原作用(TSR)是指烴類與硫酸鹽巖在熱動力條件驅動下發生的熱化學還原反應(張水昌等， 2008)。盡管TSR發生的最低溫度尚存爭議，但現有研究表明，TSR反應的最低溫度范圍為100～140℃(Machel, 1998)，因此，當必要的反應物如硫酸鹽、有機質存在的條件下，只要溫度達到這一范圍即可發生TSR反應(Macheletal., 2001)。塔里木盆地寒武紀地層沉積以后經歷快速深埋，在寒武紀末期埋藏深度即已達到3 000 m，埋藏地溫超過120℃(圖5)，達到了TSR所需的溫度條件。在加里東-海西運動中經歷短暫抬升后一直處于持續埋深的過程，當前深度為最大埋深，因此，塔里木盆地寒武紀可能仍在發生著TSR作用，由已有鉆井產出的天然氣組分中具有較低的δ13C值的CO2即可能來自TSR反應(Caietal., 2001)。

TSR反應的另一必要條件就是溶解的CaSO4，岳長濤等(2003)通過實驗證實硬石膏固體與甲烷氣體在650℃下才能反應，這樣高的溫度在地層中很難達到。盡管塔里木盆地發育巨厚層的膏鹽巖，但是這些膏鹽巖只有溶于水才具有化學反應活性(劉麗紅等， 2019)，因此，反應是否發生取決于地層中的殘余水。地下鹵水主要與蒸發巖有關，來源于蒸發巖間流體或者蒸發巖在地下溶解產生的流體。在膏鹽巖地層沉積時，由于周期性海平面變化，受大氣淡水影響，膏鹽巖部分溶解下滲到下覆寒武系地層中使其具有高礦化度的孔隙水。大約74%以上的油田水為咸水或鹵水，且大多數比海水咸(Stoessell and Moore， 1983)。鉆井及地下水分析資料表明，塔里木盆地北部地區地層水礦化度很高(一般>100 000 mg/L)，為CaCl2型礦化水(葉德勝， 1994)。當地層快速埋深到一定溫度條件時，孔隙水中的CaSO4與下部玉爾吐斯生成的烴類氣體發生TSR反應，產生H2S和CO2。塔中地區中深1井和中深1C井下寒武統天然氣的H2S含量分別為3.25%～5.02%和8.15%～8.20%(張紀智等， 2017)，即可能為熱化學硫酸鹽還原作用產生。H2S和CO2是典型的酸性氣體，溶于水后生成H+，被認為是深埋溶蝕作用發生的主要溶解介質(朱光有等， 2005； 黃思靜等， 2009)，碳酸鹽巖在酸性介質條件下發生溶蝕會形成次生孔隙。

5 結論

(1) 塔里木盆地寒武系鹽下白云巖主要包括微生物白云巖和結晶白云巖兩大類，其中微生物白云巖又可細分為凝塊石白云巖、疊層石白云巖和泡沫綿石白云巖，與微生物活動有關，為半干旱氣候條件下形成。而結晶白云巖主要為泥微晶白云巖、晶粒白云巖和顆粒白云巖，為干旱氣候條件下形成的白云巖，塔里木盆地肖爾布拉克組膏鹽巖下發育微生物白云巖和結晶白云巖，說明氣候條件逐漸由半干旱向干旱氣候條件轉換。

(2) 塔里木盆地寒武系與膏鹽巖有關的儲層類型包括膏溶孔型白云巖儲層、晶間孔型白云巖儲層和溶蝕孔型白云巖儲層。膏溶孔型白云巖儲層主要分布在向上變淺的層序頂部，晶間孔型儲層主要受蒸發環境中淡水循環以及重結晶作用的影響，而溶蝕孔型白云巖儲層主要受熱化學硫酸鹽還原作用控制。

(4) 膏鹽巖對白云巖儲層孔隙的影響主要體現在以下幾方面： 含硬石膏結核泥粉晶白云巖易于形成膏溶孔型白云巖儲層；膏鹽層較高的熱導率有利于倒退溶蝕作用的發生；近地表低溫條件下硫酸鹽的溶解有利于白云石的沉淀；熱化學硫酸鹽還原作用形成酸性氣體有利于深埋溶蝕作用，形成溶蝕孔型白云巖儲層。

(5) 膏鹽巖不僅可以作為油氣儲層有效的蓋層，而且對白云巖儲層具有建設性作用，因此鹽下白云巖通常可以成為有利的儲層，具備良好的油氣勘探前景。

致謝本文在成文過程中得到了北京大學劉波研究員和石開波博士的指導，審稿專家給論文提出了許多建設性的意見，在此一并致謝！