白云岩—蒸发岩共生体系研究进展及展望

文华国，霍飞，郭佩，甯濛，梁金同，钟怡江，苏中堂，徐文礼，刘四兵，温龙彬，蒋华川

1.成都理工大学沉积地质研究院，成都 610059

2.油气藏地质及开发工程国家重点实验室（成都理工大学），成都 610059

3.中石油集团碳酸盐岩储层重点实验室成都理工大学分室，成都 610059

0 引言

白云岩是由白云石[CaMg（CO3）2]形成的一类常见碳酸盐岩[1]。理想的白云石晶体简单且高度有序，由钙离子层和镁离子层交替与碳酸根离子层互层排列组成。然而，如此常见的一种岩石，其成因却是困扰地质学界200 多年的“白云岩问题”[2]，它主要体现在两个方面：一是白云岩在前寒武纪和古生代及中生代地层中极其普遍，但在白云石过饱和的现代海水中却十分罕见；二是在常温、无机实验室条件下，白云石并不能直接沉淀[3]。因此很难通过“将今论古”的地质思维来解释在地史时期具有广泛时空分布的白云岩的成因。蒸发岩是由湖盆、海盆中的卤水经蒸发、浓缩，盐类物质按照不同的溶解度结晶而形成的一类化学沉积岩[4]，主要由氯化物（石盐、钾盐、光卤石等）、硫酸盐（石膏、硬石膏、芒硝、无水芒硝、杂卤石等）、硝酸盐（硝石等）、碳酸盐（苏打石、天然碱等）和硼酸盐（硼砂等）等矿物组成[4-6]。通常沉积蒸发岩的同时，也往往形成多种白云岩，这种伴生现象在地层中呈规律性分布，形成了白云岩与蒸发岩共生体系[7]。

白云岩—蒸发岩共生体系具有广泛的时空分布特征，从前寒武纪至全新世均有发育，并且在全球尺度可追踪。目前白云岩—蒸发岩共生体系（以下简称共生体系）在古气候、古环境重建和油气勘探中扮演着越来越重要的角色，并引起了国际上诸多学者的关注[7-10]。如在白云岩—蒸发岩共生体系中已发现了优越的储盖组合和丰富的油气资源，显示出很好的勘探潜力，包括：桑托斯盆地、阿姆河盆地、西伯利亚盆地等[11-12]，国内的塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和四川盆地等。尽管前期部分学者开展了相关的研究，如共生体系中白云岩成因研究[13-14]、白云岩的油气储集特征[14-16]、蒸发岩形成过程[17]、储（白云岩）盖（蒸发岩）组合对于油气储集的影响[18]、蒸发岩对于储层的影响[19]、古气候变迁决定了共生组合序列及有利的储集组合特征[7]等角度进行了讨论，但共生体系在形成过程中受复杂的沉积—成岩条件影响，其时空分布、沉积特征、矿物组合、地球化学特征、微生物作用、流体来源、流体运移路径、流体驱动力、古气候记录等系列科学问题有待深入研究和揭示。若能针对共生体系开展系统研究，或许可以为解决“白云岩（白云石）问题”提供新思路，也将推动对白云岩—蒸发岩共生体系这一重要基础地质问题的揭示，同时为共生体系内油气资源勘探取得突破提供指导。本文在国内外大量文献调研的基础上，结合研究团队对白云岩—蒸发岩共生体系的认识，探讨了白云岩—蒸发岩共生关系的发育特征、成岩作用及流体特征、形成过程、控制因素及研究意义，提出了该共生体系研究存在的问题及下一步研究方向，并为未来研究提供启示。

1 共生体系全球时空分布特征

对白云岩—蒸发岩共生体系的系统研究有助于理解大陆、海洋（包括海水、沉积岩和玄武岩等）和大气间长期物质循环。本次研究调研了全球范围内共生体系相关资料，建立了相关数据库，开展了系统总结对比，发现白云岩—蒸发岩共生现象在全球范围内不同地质历史时期普遍存在，但目前共生体系的研究仍处于初级阶段。本次研究发现的共生体系时空分布特点如下：

已有文献报道的共生体系广泛分布于51 个地区，以北半球为主要分布区，且亚洲分布最多；其次为欧洲和北美洲，非洲分布相对较少；此外在南美洲及大洋洲也有零星分布（图1）。文献报道的共生体系分布层位众多，从前寒武纪到第四纪均有分布，具体如下。

（1）前寒武纪主要发育在亚洲，如中国四川盆地[20]、阿曼Salt 盆地[21]、印度Bikaner-Nagaur 盆地[22]，此外还有澳大利亚Amadeus 盆地[23]和加拿大Victoria岛[24]；

（2）寒武纪大都发育于亚洲（图1），如中国四川盆地[25-26]、塔里木盆地[27-28]、松辽盆地[29]、渤海湾盆地[30]和阿曼Salt盆地[31]；

（3）奥陶纪和志留纪数量明显减少，主要分布于北美洲（图1，2），如美国Williston 盆地[32]、美国Northern lower Michigan[33]和加拿大Michigan 盆 地[34]，其次在中国鄂尔多斯盆地[14,19,35]和澳大利亚Carnarvon 盆地[36]也有分布；

（4）泥盆纪和石炭纪共生体系分布同样较少，均分布于北半球（图1，2），如加拿大Alberta 盆地[37]、爱尔兰The Leinster Massif[38]、哈萨克斯坦Caspian 盆地[39]和中国四川盆地[40]等；

（5）二叠纪共生体系数量急剧增加，在全球范围内有14 个地区分布（图1，2），主要集中于欧洲和亚洲，如德国Hessian 盆地[41]、伊朗Zagros 盆地[42]和中国准噶尔盆地[43]等，其次在北美洲和南美洲也有少量分布，如美国Oklahoma[44]和巴西Paraná Basin[45]等；

（6）三叠纪和侏罗纪共生体系数量较二叠纪明显降低，全部分布于亚洲（图1，2），如中国四川盆地[46-47]、江汉盆地[48]和伊朗Salman Oil Field[49]等；

（7）白垩纪共生体系数量相对增加，主要分布于亚洲和非洲（图1，2），如伊朗Irankuh Mining District[50]、埃及The Gulf of Sue[51]、利比亚Kufra Basin[52]等，欧洲仅西班牙Camerous 盆地见相关报道[53]；

（8）古近纪、新近纪和第四纪共生体系总体数量较少，集中分布于欧洲和亚洲（图1，2），如土耳其Sivas盆地[54]、西班牙Baza 盆地[55]和中国柴达木盆地[56]等。

图1 白云岩—蒸发岩共生体系全球展布Fig.1 Global distribution of the dolostone-evaporite paragenesis system

Warren[17]对新元古代以来全球蒸发岩沉积量与全球板块构造旋回对比发现，显生宙以来的造山运动、板块拼合以及初期的大陆裂解都形成了大量的蒸发岩。这是因为地质历史时期的大量蒸发岩沉积通常发生于海平面以下的坳陷内，而且水体必须局限。据统计，地质历史时期蒸发岩大量发育的构造位置[17]，主要分为以下四种：1）大陆裂谷，通常发生在威尔逊旋回大陆开始裂解时期；2）大陆板块开始汇聚时形成的前陆盆地；3）大陆或者板块内部的坳陷；4）在转换或走滑构造背景下快速沉降的大陆地壳的局部地方。这些构造位置可以发育大量的蒸发岩，但是否有利于形成白云岩与蒸发岩共生体系需进一步研究。

图2 白云岩—蒸发岩共生体系在地质历史时期发育程度Fig.2 Age distribution of the dolostone-evaporite paragenesis system

此外，值得注意的是，本次调研发现，相较于全球其他地区，共生体系在四川盆地被报道的层位最多（图1）。尽管共生体系蕴含着丰富的油气资源，但目前专门研究各时期共生体系的报道极少，因此，有必要系统开展各时期共生体系研究。

2 共生体系发育特征

2.1 共生体系的岩性组合序列

共生体系具有独特的岩性组合序列[7,57]，可划分为五类（图3），包括：1）白云岩与蒸发岩互层，2）厚层白云岩上覆于厚层蒸发岩，3）厚层蒸发岩上覆于厚层白云岩，4）厚层白云岩夹薄层蒸发岩，5）厚层蒸发岩夹薄层白云岩。

（1）白云岩与蒸发岩互层：该类岩性组合是共生体系中最常见的一种（图3、图4a），主要受气候与海平面多期快速变化影响[7,20-21,24,59]。不同地区单个旋回因沉积环境、气候因素等具有不同特征，如加拿大Northwest Territories 地区Ten Stone 组发育的白云岩与石膏互层，因低盐度海水的突然侵入显示出白云岩与蒸发岩的突变接触[22]，而在鄂尔多斯盆地靳2井下奥陶统马家沟组五段发育白云岩与膏盐岩互层，且向上膏盐岩含量逐渐增加序列，反映了气候逐渐变干旱[7]。

（2）厚层白云岩上覆于厚层蒸发岩（图3、图4b）：该类岩性组合可反映气候由干旱向潮湿迁移，如四川盆地中三叠统雷口坡组依次出现膏盐岩、膏云岩、藻云岩、藻灰岩组合序列，指示了气候的逐渐潮湿过程[7]；也可能反映的是海水的淡化过程，如阿曼南部Minassa-1 井中沉积的一套共生组合，自下而上由硬石膏逐渐向白云岩转变，表明同期海水盐度逐渐降低[31]。

（3）厚层蒸发岩上覆于厚层白云岩（图3、图4c）：该类岩性组合的形成可分为两种情况，一种是蒸发岩直接沉积于早期形成的白云岩上，如意大利墨西拿地区沉积的共生体系由于地中海处于封闭环境，随着海水蒸发，深水层硫酸盐的消耗量大于其注入量，导致发育了一套下部白云岩、上部蒸发岩的沉积序列[60]；另一种则是蒸发岩覆盖在灰岩上，后期发生白云石化[42]。

（4）厚层白云岩夹薄层蒸发岩：蒸发岩常呈薄层状夹于白云岩中，或以胶结物、结核等形式发育在白云岩裂缝中（图3、图4d，e）[15,59,62]。如四川盆地三叠系嘉陵江组双15 井发育于浅水局限台地的白云岩，其发育的裂缝中常充填有薄层状石膏。

（5）厚层蒸发岩夹薄层白云岩（图3、图4f）：蒸发岩中发育的白云岩可能由渗透回流作用形成，也可能由微生物诱导形成[7,63]。如四川盆地雷口坡组中46 井中发育一套典型的蒸发岩夹白云岩组合，其顶底均为蒸发岩，中部夹薄层白云岩层，其主要由渗透回流作用形成；在塔里木盆地和田1 井中寒武统膏岩层段发现有原生球形白云石，研究推测为微生物诱导的原生白云石[64]，形成环境相较于蒸发岩更为湿润。

图3 白云岩与蒸发岩共生组合类型（据文献[7,42,58]修改）A.白云岩与蒸发岩互层；B.厚层白云岩上覆于厚层蒸发岩；C.厚层蒸发岩上覆于厚层白云岩；D.厚层白云岩夹薄层蒸发岩；E.厚层蒸发岩夹薄层白云岩Fig.3 Combination patterns of dolostone and evaporate (modified from references[7,42,58])

图4 白云岩—蒸发岩体系的典型岩性组合（a）白云岩与蒸发岩互层分布，加拿大Northwest Territories地区Ten Stone组[24]；（b）白云岩沉积于蒸发岩之上，阿曼Ara群，Minassa-1井，3 449.8 m[31]；（c）蒸发岩沉积于白云岩之上，四川盆地雷口坡组，中46井，3 199.3 m；（d）白云岩夹蒸发岩，挪威斯匹次卑尔根岛下二叠统Gipshuken组[61]；（e）蒸发岩充填于白云岩裂缝中，四川盆地嘉陵江组，双15井，3 213.74 m；（f）蒸发岩夹白云岩，四川盆地雷口坡组，中46井，3 286.8 mFig.4 Typical lithological associations of the dolostone-evaporite paragenesis system

2.2 共生体系中的蒸发岩发育特征

共生体系中的蒸发岩类主要包括石膏岩和盐岩两种，根据其形态和结构特征可将石膏岩进一步划分为5类：薄层状、块状、鸡笼铁丝状、结核状、角砾状石膏岩，而盐岩主要为石盐。

（1）薄层状石膏：该类石膏呈薄层状或浪成波纹状与薄层泥晶白云岩交替出现（图5a）。石膏单层厚毫米—厘米级不等，其内少见生物化石或生物扰动痕迹，表明该种高盐度环境不适合生物生长[65]。微观尺度下，石膏晶体以聚集体的形式分布于深色富含粘土白云岩的基质中，呈自形—半自形晶，石膏晶体粒度一般在0.2～0.5 mm，有时呈聚片双晶（图5b），如意大利南部Messinian 阶[65]、澳大利亚Amadeus Basin新元古界Gillen组[66]和塔里木盆地寒武系等[6]。

（2）块状石膏：无明显内部结构，层厚在3 cm 到几米不等，岩性致密，呈浅灰色或乳白色（图5c），主要由密集堆积的晶体组成，如突尼斯Chott el Gharsa 地区第四纪早期[67]和鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组[58]。

（3）鸡笼铁丝状石膏：可看作浅色石膏结核被不规则细长的深色沉积物分隔开，如碳酸盐黏土基质/或有机物质，呈“鸡笼铁丝”状（图5d），如伊朗波斯湾侏罗系Surmeh 组[49]和土耳其Sivas 盆地Tuzhisar组[54]。

（4）结核状石膏：该类石膏最为常见，如四川盆地三叠系雷口坡组[68]、西班牙Baza 盆地第四系[55]，其通常有两种存在形式，一是以分散的球形或椭球形结核产出于白云岩中（图5g），结核大小从几毫米到几厘米不等；二是呈断续相连的透镜状结核产出于薄层状白云岩中（图5e）。结核中石膏晶体通常呈不规则粒状或细小板状（图5g）。

（5）角砾状硬石膏：角砾状结构，硬石膏与白云岩角砾常由暗色泥岩分割开，呈灰白色，大小在0.2～5 cm 不等，次圆状—次棱角状，宏观及微观下，角砾岩块呈定向排列（图5f）。值得注意的是，硬石膏与白云岩互层后被分裂成碎屑，这可能与原岩被剥离或其本身塑性特征有关。

（6）石盐：褐红色、浅灰色或无色、中细粒、半自形—它形粒状晶体。褐红色石盐由小晶体组成，通常与硬石膏结核接触（图5h），如四川盆地三叠系嘉陵江组和雷口坡组[69]。

图5 白云岩—蒸发岩体系中蒸发岩典型特征（a）层状微晶石膏与泥晶白云岩呈韵律层，地中海中部Messinian阶，意大利[65]；（b）石膏聚集体，具有聚片双晶的特征（红色箭头），塔里木盆地寒武系[6]；（c）浅灰色块状石膏，鄂尔多斯盆地马家沟组[58]；（d）“鸡笼铁丝”状石膏，被不规则细长的碳酸盐黏土基质分隔开，SW Sivas盆地Tuzhisar组，土耳其[54]）；（e）白云岩中断续相连的透镜状石膏结核，四川盆地雷口坡组，中46井，3 213.6 m；(f)石膏和碳酸盐组成的角砾岩，塔里木盆地寒武系，ZS5井，6 194 m[59]；（g）椭球状石膏结核，波斯湾盆地Salman 油田Surmeh 组，伊朗[49]；（h）褐红色石盐，四川盆地嘉陵江组，万盐104井，3 072.68 mFig.5 Typical characteristics of evaporites in the dolostone-evaporite paragenesis system

2.3 共生体系中的白云岩发育特征

共生体系中常见的白云岩类型包括晶粒白云岩、颗粒白云岩和微生物白云岩三大类，进一步可划分为如下五类。

2.3.1 晶粒白云岩

共生体系中晶粒白云岩主要为泥粉晶白云岩，为准同生期白云石化作用的产物。其形成与干旱气候条件下高盐度卤水的快速交代有关，因白云石结晶速度相对较快，因此白云石晶体较小，自形程度较差，以泥微晶白云岩为主，一般伴有少量的粉砂、泥质和生物碎屑等。宏观岩性上泥微晶白云岩呈灰褐色、土黄色，整体为块状，层理不发育，常含有石膏、盐岩等蒸发岩，石膏呈结核状、柱状，常被溶蚀为蜂窝状或局部富集状分布于白云岩中[70]。镜下泥晶或微晶白云岩以暗色为主，可见水平薄层状构造，常与白色膏岩互层分布，或是白云岩中夹有大量石膏斑块、结核（图6a，b），而此类石膏常被大气淡水溶蚀形成膏模孔，可作为一种良好的储集空间类型（图6c）[58-59]，如四川盆地寒武系沧浪铺组、洗象池组、龙王庙组、三叠系雷口坡组、嘉陵江组等。

2.3.2 颗粒白云岩

共生体系中颗粒白云岩主要为鲕粒白云岩和砂砾屑白云岩。

①鲕粒白云岩常发育于浅滩环境中，主要由渗透回流白云石化作用而致[13]。宏观上呈浅灰—灰褐色，以中—薄层状或透镜状为主，微观镜下可见鲕粒由泥微晶—粉晶白云岩组成，呈圆球状或椭球状，分选性与磨圆度均较好，鲕粒含量60%～80%，粒间有白云石和石膏胶结物（图6d），如四川盆地三叠系雷口坡组。

②砂砾屑白云岩，其原岩多为砂砾屑微—粉晶灰岩，经较强白云石化作用后形成残余砂屑白云岩，主要发育于盐下高地貌潮下浅滩环境。砂屑分选较好，为次圆状—次棱角状，砂屑含量40%～60%，粒度介于0.2～1.5 mm，砂砾屑成分主要为微—粉晶白云石、泥微晶白云石，砂屑往往与生物屑伴生，常见介形虫（图6e），如四川盆地寒武系洗象池组、三叠系嘉陵江组。

2.3.3 微生物诱导沉淀白云岩

共生体系中还可见由微生物诱导而沉淀的白云岩，主要包括叠层石白云岩和凝块石白云岩。该类白云岩在扫描电镜下常呈球状、哑铃状和纺锤状等（图6f，g）[72]。

①叠层石白云岩呈泥—微晶结构，常见有叠层石构造发育，暗层为藻白云石，明亮层以微晶白云石为主，白云石含量变化范围较大75%～98%，一般在90%左右，叠层石间充填石膏及藻屑，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，泥质含量较少1%～5%。亮层内发育原生生物格架孔，孔径大小约20～200 μm，面孔率约6%～15%，部分孔隙被明亮方解石及硬石膏充填（图6h），如鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组。

②凝块石白云岩呈深灰色—灰黑色，呈透镜状或丘状产出，具有凝块结构，微观镜下凝块石由暗色凝块和浅色凝块间胶结物组成，暗色凝块多呈不规则状，个体大小不一，成分以泥—粉晶白云石为主，凝块彼此连接成网状格架，格架间充填浅色的亮晶胶结物（图6i），如塔里木盆地寒武系。

图6 白云岩—蒸发岩共生体系中白云岩典型特征（a）泥晶白云岩（黄色箭头）与膏岩（绿色箭头）水平互层，单偏光，鄂尔多斯盆地马家沟组[71]；（b）泥晶白云岩中的膏模孔（GP），单偏光，鄂尔多斯盆地马家沟组[58]；（c）泥晶白云岩中硬石膏被溶解形成铸模孔，蓝色铸体，单偏光，塔里木盆地中下寒武统，YH10井；（d）鲕粒白云岩，单偏光，四川盆地雷口坡组，双探102井，5 127.57 m；（e）砂屑白云岩，可见石膏胶结物，四川盆地嘉陵江组，TF7井，1 351.03 m；（f，g）微生物介导白云石，呈哑铃形、球形[72]；（h）叠层石白云岩，含石膏，鄂尔多斯盆地马家沟组，米75井，2 548.5 m；（h）微生物白云岩，格架孔被硬石膏充填，塔里木盆地中下寒武统[6]Fig.6 Typical characteristics of dolostones in the dolostone-evaporite paragenesis system

2.4 共生体系发育的特殊性与普遍性规律

（1）特殊性

①特殊的沉积环境。共生体系仅发育于水体相对局限的沉积环境，如潮坪—潮上带、潟湖、局限—蒸发台地等。

②多样的共生岩性组合。共生体系可以是同一时期的形成，也可以是不同时期的形成，可划分为5种独特的岩性组合序列。

③共生体系下白云石粒径较小，白云石晶体大小主要为泥晶级和微晶级，仅少数可达粉晶级。

④共生体系下白云石成因多样。既有嗜盐细菌的大量繁殖并诱导形成的原生白云石，也有富Mg2+流体作用形成的次生白云石，具体成因还有待揭示。

⑤共生体系中蒸发岩作为一种化学沉积岩，记录了古环境、古气候、古海水化学性质等信息；共生体系下微生物诱导形成的原生白云石可反应沉积期微生物的形成与演化等信息；而高Mg2+流体作用形成的白云石可揭示成岩演化信息、成岩流体信息等。因此，共生体系对于地球地质历史演化的理解具有特殊意义。

（2）普遍性

①共生组合普遍发育于海相和陆相咸水盆地（或盐湖）中。

②共生体系下白云岩孔隙发育，储集性能好，与其上覆发育的蒸发岩可构成良好的储盖组合。

③共生体系中普遍具有原生和交代作用共同形成的白云石。

④共生体系普遍形成于海平面较低、水体局限、气候干旱的环境，因为沉积区的蒸发量远远大于其降水量是蒸发岩形成的必要条件。

⑤横向上呈连片分布，纵向上白云岩与蒸发岩交替出现。

2.5 共生体系的地球化学特征

有关共生体系的地球化学特征研究报道极少，本次研究通过梳理已发表资料，结合作者认识大致归纳为以下几点。

共生体系下白云岩通常具有如下地球化学特征：1）较高的Sr 和Na 含量，表明其形成于盐度较高的环境[35]；2）δCe和δEu弱负异常或无异常，指示该类白云岩形成于弱氧化—弱还原环境，且未遭受大规模热液流体影响[19]；3）δ13C 和δ18O 相比海水或海水胶结物更偏正[13,15,30]；4）较低的包裹体温度（校正温度约25 ℃）[35]；5）喜氧喜盐微生物白云岩的δ13C 为-10‰（PDB）左右，δ18O则一直较稳定，为2‰～3‰（PDB）[73]；6）硫酸盐还原菌白云岩的δ13C 介于-5‰～-10‰（PDB），δ18O为2‰～5‰（PDB）[73]。

共生体系下蒸发岩通常具有的地球化学特征包括：1）较高的δ34S 值，代表封闭的咸水条件[10,74]；硬石膏的高δ34S值代表了高温及缺氧条件[75]；2）白云岩中大多数岩盐胶结物具有更高的溴含量（平均Br纯岩盐=79×10-6；平均Br碳酸盐中岩盐=213×10-6）[76]；3）蒸发过程中石膏更富集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]。

要全面了解共生体系中白云岩和蒸发岩的沉积—成岩演化特征，古环境、古气候以及古海水信息等，就必须系统地比较不同沉积环境的共生体系地球化学特征，特别关注周期性变化。然而，针对共生体系下白云岩和蒸发岩的可用地球化学分析较少，目前很难对共生体系下的地球化学特征进行系统研究，在以后的工作中建议区分不同岩石类型或岩石组合针对不同科学问题开展相应地球化学特征研究。

2.6 共生体系中的微生物白云岩形成与沉积序列

共生体系中可以观察到微生物作用的痕迹[77]。由于蒸发岩与白云岩共生体系形成在较干旱的气候背景中，随着盐度升高，嗜盐古菌或硫酸盐还原菌、产甲烷古菌开始繁盛。国内研究人员通过Natrinemassp.（极端嗜盐古菌，图6h）、Haloferax volcanii（沃氏富盐菌图I）作用72 h后沉淀了白云石，与Vasconceloset al.[78]和Warthmannet al.[79]实验沉淀的白云石具相似的球形特征，研究发现嗜盐古菌表面的羧基官能团对白云石沉淀起到重要作用。实验虽然证实了蒸发环境虽然有利于嗜盐古菌的繁衍，但短时间蒸发过程不会显著影响微生物诱导原白云石沉淀，只有盐度高到嗜盐古菌繁盛的盐度范围，才会导致嗜盐古菌的大量繁殖并诱导形成白云石。

随着气候进一步干旱、盐度继续升高，嗜盐古菌或其他细菌开始死亡，出现石膏结核沉淀，形成膏云岩，当盐度增高至350‰时，开始出现石膏或石盐沉积[7]。可见，虽然高盐度环境中衍生出的微生物对白云石的形成具有一定的贡献，但盐度不能高于嗜盐古菌的生存范围[80-81]，盐度超过微生物生存范围后将不利于微生物白云石化作用进行。因此，沉积序列上常表现为微生物白云岩→膏云岩→膏盐岩的组合[7]。

3 共生体系的成岩作用及流体特征

3.1 成岩作用类型划分

目前，针对共生体系成岩作用的研究较少，尚未见共生体系下的成岩作用类型专题研究。但沉积—成岩环境不同，其成岩演化序列必然存在差异，除了生物作用外，共生体系中普遍存在复杂的成岩作用[82]。

蒸发岩经历的成岩作用主要分为三个方面：1）同生—准同生期，受大气降水、地层水等流体的直接作用，蒸发岩类受岩溶作用改造，形成溶蚀洞穴，导致蒸发岩的局部缺失，如西西里[83]、美国大部分州[84]、西班牙[85]等地。2）除岩溶作用外，蒸发岩随埋深增加受到水动力条件和区域构造应力环境的影响发生侧向运移或向上流动，导致局部区域蒸发岩缺失[5]。3）蒸发岩中的硫酸盐矿物发生热化学还原作用（TSR）促使孔渗增加，这不仅可以改变白云岩孔渗关系[86]，还可为蒸发流体提供良好运移路径，有利于共生体系中大规模白云岩的形成。

共生体系中白云岩经历的成岩作用主要包括：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—准同生阶段，成岩作用包括胶结作用、选择性溶蚀作用以及白云石化作用。第一、二期方解石胶结物发生白云石化作用会发育较多的晶间孔，经过同生—准同生期溶蚀作用，可发育一定数量的粒内溶孔、铸模孔和粒间溶孔[87]；②浅埋藏—较深埋藏的成岩阶段，沉积物遭受来自上覆地层的机械压实，随晚期成岩阶段埋藏深度不断增大，重结晶作用使共生体系中早期形成的泥—粉晶白云石转变为粉—细晶白云石[88]。

（2）去白云石化作用

共生体系中的白云石发生去白云石化作用，是一种重要成岩作用类型[89]，流体性质被认为是影响去白云石化作用的关键。早在20 世纪初，有学者就发现了一种与蒸发岩相关的去白云石化作用[90]。伴随着硬石膏的溶解增加了成岩流体中Ca2+含量，导致Ca/Mg值增高，促进白云石被方解石交代。去白云石化作用主要发生在晶体生长快、有序度差、存在缺陷的白云石晶体边缘。一般认为，共生体系下的白云石容易发生去白云石化作用，如西班牙Ebra 盆地[91]和Calatayud 盆地[92]，瑞士和法国Jura 山[93]，意大利阿尔卑斯山南部[94]等。

（3）溶解作用

共生体系下溶解作用常与其他成岩作用同时进行，如在近地表发生同生—准同生期海水、大气水等溶解方解石颗粒和未完全白云石化颗粒，在白云石基质中产生粒间溶孔，另外蒸发岩也经常被大气水溶解，形成明显的孔隙，这为与白云石化作用有关的高Mg/Ca流体提供了运移通道；到了中—晚埋藏阶段受热液、有机酸等流体不仅可将硬石膏、石盐等进行溶解形成孔隙，也可将白云石溶解形成大量的粒间溶孔和粒内溶孔，这些过程无疑可为油气赋存提供有利条件[19]。

3.2 成岩流体特征及运移路径

共生体系中蒸发岩是由日光蒸发驱动地表卤水和近地表卤水饱和而沉淀的物质，记录了古环境、古气候以及古海水等信息。以石盐为例，原生流体包裹体的均一温度能反演蒸发盆地的古温度[95]，元素含量可用于重建古海水化学成分[96-97]。

共生体系下发生白云石化作用的流体来源主要为高盐度、高Mg/Ca 的盐水。蒸发条件下，蒸发岩的形成会消耗流体中的Ca2+，使流体具有较高的Mg/Ca值，存在灰质前驱物的情况下，这种高盐度的卤水会交代灰质沉积物，从而形成白云石，与此同时，CaSO4在强烈的蒸发过程中沉淀形成蒸发岩。共生体系有利于白云石形成的条件包括：1）镁离子浓度随海水蒸发逐渐增加；2）有机物分解消耗硫酸根离子；3）碳酸根离子含量增加[60,98]，如在热带低纬度的威利斯顿盆地上Katian统地区随着蒸发岩沉淀，携带高Mg2+的盐水渗透回流导致浅潮间带沉积层的白云石化作用，形成共生体系[32,84]。

针对共生体系成岩流体运移路径的研究极少，但前人常利用C、O、Sr 等传统同位素与同期海水进行对比或根据数值的不同变化进行模拟，分析成岩流体来源、性质等[99-104]。而Mg 同位素作为一种新兴的非传统同位素地球化学手段，对成岩流体运移路径的研究有着良好的效果。共生体系形成时的强蒸发过程导致的分馏会使同时期的海水逐渐富集26Mg，导致后期形成的白云岩Mg同位素变重，在垂向剖面中δ26Mg呈向上增加趋势，瑞利分馏模型可以对这一过程进行模拟。近源白云石化流体的垂向迁移会在垂向剖面上形成δ26Mg白云岩向下增加的趋势，δ26Mg白云岩的绝对值受δ26Mg流体的影响而改变，但δ26Mg白云岩向下变重这一趋势不会改变；在远源白云石化流体迁移过程中，富Mg流体在静水压力梯度的作用下可能发生横向迁移，随着迁移距离的增大，δ26Mg白云岩逐渐变重，但在与源区距离相等的垂向剖面上，其δ26Mg保持不变，δ26Mg白云岩的绝对值会白云石化流通Mg 同位素组成、距离源区的距离、流体迁移速率等因素影响，而δ26Mg白云岩在垂向上的趋势不会改变[105]。因此，可以利用Mg 同位素来判断白云岩—蒸发岩共生体系中白云岩的Mg2+来源及白云石化流体演化路径，这也是我们后期研究共生体系成岩流体的重点。

4 共生体系形成过程

4.1 共生体系下蒸发岩成因

如果蒸发岩完全由蒸发作用形成，则海水要蒸发掉40%以上，盐度达19%（正常海水盐度3.5%）时才开始沉淀[5]。蒸发岩可被细分为蒸发碱土碳酸盐（文石、低镁方解石和高镁方解石）和蒸发岩盐（石膏、硬石膏、石盐、天然碱、光卤石等）[5]。其中，膏盐岩在蒸发岩中是较为常见的类型，分布规模较大[6]。尽管前人提出了各种假说来解释蒸发岩成因，但大规模蒸发岩成因仍不清晰。目前，“潮上萨布哈”和“水下浓缩沉淀”两种模式用于解释浅层蒸发岩的成因得到较多认可（图7）。无论何种成因模式，蒸发岩矿物的形成都需要同时具备下列三项基本条件：1）水体富含各种盐类溶质；2）干旱气候条件；3）局限环境。蒸发岩矿物的形成需要太阳能的蒸发效应，但不同水体在蒸发作用过程中有不同的矿物析出序列。

图7 海相台地蒸发岩、盆地蒸发岩成因示意图（据文献[4]修改）Fig.7 Schematic diagram of the genesis of marine platform evaporite and basinwide evaporite (modified from reference[4])

以现代海水为例[17]，海水蒸发浓缩至原始海水的1.5～3 倍时，和一部分的Ca2+开始被消耗，形成碳酸盐；蒸发浓缩至5～6 倍时，消耗殆尽，硫酸钙开始析出，和Ca2+继续被消耗，直到Ca2+消耗殆尽（现代海水摩尔含量大于Ca2+）；当蒸发浓缩至10～11倍时，石盐开始析出，Na+和Cl-开始消耗，在此阶段，卤水中主要含有Na+、Cl-、Mg2+、K+和，随着石盐不断析出，Na+含量不断减少，卤水中主含Mg2+；当蒸发浓缩至60～70 倍时，Mg 盐开始析出，随着Mg盐的析出，卤水变得更加富K+，此时继续蒸发，将析出钾盐镁矾和光卤石等矿物。

不仅是海水可以形成大规模的蒸发岩，陆相盐湖也可形成大规模的蒸发岩，如大多数第四纪以来的石盐卤水皆来自于陆相盐湖[106]，这种非海相蒸发岩也引起了学界重视，如对中国内陆青海湖的研究揭示了完全不同于海水的析盐序列和矿物组合[107]。这些各具特色的海相/非海相蒸发岩研究，丰富了蒸发岩研究体系。

4.2 共生体系下白云岩成因

自1791 年，法国学者Deodal de Dolomieu 首次描述白云石后，白云石成因一直是学界关注和研究的热点，目前已有众多白云石化模式被提出，如萨布哈模式[108]、渗透回流模式[109]、混合水模式[110]、埋藏模式[111]、热对流模式[112]和微生物模式[113]等（图8）。

图8 典型的白云石化模式及其水文过程示意图（据文献[113-114]修改）（a）萨布哈模式；（b）渗透回流模式；（c）混合水模式；（d）海水热对流模式；（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])

而共生体系中的白云岩成因类型主要与萨布哈、渗流回流以及微生物白云石化作用有关。一方面，蒸发会增加海水盐度，促使嗜盐微生物大量繁衍并诱导白云石沉淀，同时沉淀蒸发岩，导致潮上带粒间水的Mg/Ca 值增加[6]，这有利于文石或方解石发生白云石化。白云石化作用降低了沉积物中孔隙流体的Mg/Ca值，增加了Ca2+浓度，进而又会促进了蒸发岩的形成[6]。因此只要有周期性的海水输入，萨布哈受限盐水环境中就会持续发生白云石化作用并形成白云岩[6]。另一方面，Mg2+的浓度随着盐度的增加而增大，在重力或浓度梯度的驱动下高Mg/Ca 流体发生渗透回流，使下伏的碳酸盐岩前驱物发生白云石化。

4.3 共生体系形成模式

根据古地理背景，白云岩和蒸发岩的形成环境主要有两种类型：1）碳酸盐台地边缘的大型半局限盆地；2）面向公海的碳酸盐岩边缘或屏障后面的蒸发盆地和潟湖[115]。

受到全球海平面波动或者区域构造抬升的影响，限制了局部地区与大洋水体间的交换。在海侵阶段，随着海平面上升，通常以沉积灰岩为主，但随着海平面下降至无法与大洋进行水体交换，气候干旱，盐分不断积累，半封闭咸水环境下含盐量增加至盐类矿物析出，从而形成蒸发岩；蒸发岩的沉淀会消耗水体中的钙离子，使卤水中富含镁离子，这种高盐度的卤水会向下运移交代灰岩沉积物，从而形成白云岩，这类可促进白云石化的海水被认为具有高温、高盐度、高Mg/Ca值的特性[116]。高盐度环境也适宜嗜盐类微生物的繁衍，对共生体系中白云岩的形成也具有贡献[80-81]。但随着气候变的极度干旱，含盐量急剧增加，嗜盐类细菌消亡，大量蒸发岩形成，白云岩减少，逐渐过渡为盐岩（图9）。因此，共生体系的形成源于较高盐度下白云岩的形成和蒸发岩的沉淀，并受到生物地球化学过程影响和多期成岩作用叠加改造[80]。

图9 白云岩—蒸发岩共生体系形成模式Fig.9 Formation model of dolostone-evaporite paragenesis system

5 白云岩—蒸发岩共生体系与储层形成关系

白云岩与蒸发岩共生体系在世界范围内自震旦系到古近系具有广泛分布，其蕴藏着丰富的油气资源[59,117-118]。尽管蒸发岩占世界沉积岩的比例不到2%，但世界上最大的油田中有一半是由蒸发岩封闭的[5]。因此，共生体系中蒸发岩封闭性良好，控油气能力强,具有成为良好盖层的潜力[119-121]。白云岩—蒸发岩共生体系中以蒸发岩作为盖层的典型盆地主要有沙特Ghawar油气田[122]、卡塔尔—伊朗North-Pars气田[7]、塔里木盆地[121,123]、鄂尔多斯盆地[124]、四川盆地[125]等。在共生体系中蒸发岩除了能作为良好的盖层外，其对储层形成等方面有着至关重要的影响，主要体现在以下几个方面。

（1）白云石化作用

共生体系发育的蒸发环境有利于白云石化作用进行，使得方解石被白云石替代，导致其体积缩小约14.8%，从而提升原生孔隙度[126]，此外白云岩具有良好抗压实性和脆性，往往能形成较好的储层。

（2）BSR作用

共生体系中微生物对储层也有一定影响，蒸发岩与下伏泥岩或灰岩接触位置，有利于微生物硫酸盐作用(BSR)生成白云岩，同时硬石膏中的S6+还原为S2-生成H2S[127]，硫化氢气体溶于水形成酸性流体会对储层进行溶蚀，形成溶蚀孔洞。另外，微生物形成的“格架孔”本身也是良好的储集空间[128]。

（3）孔隙的形成与保存作用

蒸发岩具有密度稳定、热导电率的特性[129]，因而使得其下部的白云岩层中的热量较低，减缓了成岩作用的进程，并且蒸发岩层对压实作用有一定的抑制作用[130]，因此共生体系中蒸发岩的存在有利于下部白云岩的孔隙保存。

（4）共生体系中蒸发岩溶解作用

共生体系中蒸发岩常呈结核状或薄层状与白云岩共生，其本身属于易溶组分，极易受到大气淡水或地下水的淋滤而发生溶蚀，常形成膏模孔、膏溶角砾砾间孔[126]，另外在埋藏期即使没有流体的介入，石膏向硬石膏转化的过程，会释放结晶水，其与有机酸结合形成酸性流体，增强水/岩反应，促进了次生溶孔的发育[131]。

（5）TSR作用

共生体系中蒸发岩的存在还会促进硫酸盐还原作用（TSR）[59,132]，海相碳酸盐岩优质储层的形成与硫酸盐的还原作用密不可分，而蒸发岩则为硫酸盐还原反应的顺利进行提供了物质基础。如我国塔里木盆地寒武系[121]、鄂尔多斯盆地马家沟组[124]、四川盆地雷口坡组[133]等常在深埋藏条件下，上覆地层高成熟的烃类向下运移至共生体系中与膏盐岩组分常发生硫酸盐还原作用，而产生H2S进而形成具有腐蚀性的氢硫酸，会对早期形成的孔隙进一步溶蚀扩大，对于储层物性的提升有着关键性的作用，此外，伴随着硫酸盐还原作用的进行，膏盐因提供供应，而发生溶解，也会形成一系列孔隙，进一步改善了储层物性。

6 共生体系的主控因素

通过调研认为，共生体系的主控因素可能与海平面变化、古气候转变和古环境变迁密切相关[134-135]。

6.1 海平面变化

海平面较低时，水体循环较差，海水得不到及时补充，蒸发作用下，盐度势必升高，嗜盐类微生物大量繁衍及高Mg/Ca流体的渗透回流都可形成白云石；随着蒸发的继续进行，盐度持续升高，逐渐开始形成蒸发岩[136]。在海平面波动下，转入海侵阶段时，海水盐度降低至白云石形成时的盐度，将重启白云石化作用。因此，周期性的海水输入，在受限盐水环境中将依次形成白云石和蒸发岩。但海侵规模较大，水体循环流畅时，则主要发育泥晶灰岩和颗粒灰岩，仅夹少量白云岩。

相似的研究实例如阿曼南部新元古代末期—早寒武世Ara 群，被划分为六个白云岩—蒸发岩层序，在低位体系域时主要发育蒸发岩，其上部的海侵体系域及高位体系域以白云岩为主含少量蒸发岩[21]；塔里木盆地下寒武统至中寒武统白云岩与蒸发岩垂向发育特征也是由于海侵和海退频繁交替导致白云岩与蒸发岩在垂向上交替分布[6]；鄂尔多斯盆地下奥陶统马家沟组马五段自下而上岩性依次为藻纹层白云岩、藻砂屑白云岩、含膏纹层白云岩、膏云岩和膏盐岩，也明显受控于海平面变化[137]。因此，海平面的循环变化是共生体系形成的关键。

6.2 古气候

前人研究认为白云岩是干旱环境下的产物，蒸发岩代表的是一种极度干旱的环境，而微生物白云岩则代表着相对潮湿—半干旱的过渡环境[7,138]。因此，气候的变迁决定了共生体系的岩性组合序列，如美国Williston盆地Red River组岩性自下而上为微生物白云岩、膏云岩和膏岩[32]，该类岩性垂向变化明显受控于气候影响，反映沉积期气候由相对潮湿向干旱环境的变迁。而在四川盆地中三叠统雷口坡组和埃及Maghra El-Bahari 组正好出现与前者相反的现象，即气候由干旱向相对潮湿的转变，岩性由下至上依次为膏岩、膏云岩和微生物白云岩[7]。但并非所有共生体系的岩性序列如上述这般完整，气候的突变也会导致某种岩性的缺失，如微生物白云岩被膏云岩所取代，在美国Oklahoma Blaine 组[139]、四川盆地嘉陵江组[140]和伊朗Sachun组[141]等常见此类微生物白云岩不发育的现象，这可能是气候突然极度干旱，盐度突变超出嗜盐微生物的适宜范围所致，盐度进一步升高到140‰以上时才直接沉淀了膏盐岩[7]。因此，古气候是共生体系形成的不可或缺的因素。

6.3 沉积环境

共生体系下白云岩与蒸发岩密切相关，其可由沉积形成，如微生物介导形成原生白云石与沉积析出的盐类矿物互层产出；也可由成岩作用形成，如强蒸发环境形成高Mg/Ca流体交代方解石形成白云石，在地层中表现为横向上呈连片分布，纵向上白云岩与蒸发岩呈交替状分布[142-145]。

共生体系的发育首先需要水体相对局限，因此沉积环境是共生体系发育的基础。其主要发育于潮坪的潮上带、局限潟湖及蒸发盆地三类水体较为局限的沉积环境，前者有利于潮上萨布哈白云石化作用，后两者有利于渗透回流白云石化作用。潮上萨布哈位于平均高潮线之上，受海水作用较小，呈半干旱—干旱状态。海洋水体和大陆水的蒸发作用可使萨布哈环境下孔隙流体达到蒸发岩矿物饱和度，从而发生沉淀。这种沉淀会引起孔隙流体的Mg/Ca 急剧增高，有利于白云石的形成[106]。因此，萨布哈环境下常形成共生体系，近年的国内外研究中也证实了这一点，如美国威林斯顿盆地奥陶系Red River组、伊朗Zagros Basin Dalan 组和中国松辽盆地馒头组等[29,42,146]。

相比之下，局限潟湖和蒸发台地的水体相对较深，盐度较高且稳定。由于海平面下降，并受古隆起或礁滩体的隔挡，局限潟湖和蒸发台地与外海间的水体交换受限，沉积物沉淀受盐度梯度控制，高盐度水体流入洼地形成厚层蒸发岩矿物，从而促使富镁离子的卤水向下回流渗透发生白云石化作用，如澳大利亚Carnarvon Basin Coburn 组[36]、四川盆地寒武系、三叠系嘉陵江组[147]和塔里木盆地寒武系[27]等蒸发岩在沉积中心呈环状分布，外围可见白云岩，未见暴露痕迹，已有研究认为其主要沉积于局限台地潟湖或蒸发台地[148-150]。因此，沉积环境是共生体系形成的基础。

7 共生体系主要研究方法

关于白云岩与蒸发岩共生体系的研究还处于起步阶段，目前针对共生体系的研究方法主要包括：实验模拟研究、沉积结构特征研究、微体古生物研究和地球化学研究等方法。具体如下：

（1）实验模拟研究

通过海水蒸发实验可重建古海水和卤水成分[151-153]，这一研究方法需要结合理论计算、实验模拟和现场勘察[154-155]。目前盛行的实验模拟研究包括：在海水蒸发实验模拟中评估古今海水成分的差异[156]，以及在海水蒸发实验中评估同位素地球化学分馏程度[157]等。

（2）沉积结构特征研究

关于共生体系沉积结构的研究，常规运用蒸发盐与白云岩的宏观结构进行沉积微相的划分[5]。但由于古代蒸发岩极易溶解，导致古代蒸发岩大都以溶蚀角砾出露，使得前人研究多基于岩心、测井、地震等地下资料进行分析[5,158]。目前相关研究主要通过寻找发育完好的野外剖面露头，以更直观的研究共生体系沉积特征[61]。此外，在对共生体系的研究中应关注更微观的沉积结构变化，如开展显微藻纹层结构、球粒结构、凝块结构等的划分和总结[159]，以及对似球粒状结构的纳米级显微观察分析[160]等。

（3）微体古生物研究

共生体系中沉积的蒸发岩矿物结晶速度较快，可快速埋藏细胞并完整保存化石[161]；共生体系中的泥微晶白云石也能够完好的保存微体化石[162]，因此非常有利于微体化石的识别。通过微体古生物的识别，可更加准确的恢复共生体系形成环境，如藻类或蓝细菌可判断沉积水体较浅且位于透光带内[163-164]；通过统计赋存的蓝细菌、广盐硅藻、狭盐硅藻、絮状“海雪”等有机体残留物数量，可判断沉积期水柱生产力[162]；借助硅藻对环境变化的敏感反应，可解释沉积期海底的物理化学条件以及硅藻对海洋生态系统和硅循环的潜在影响[165]。

（4）地球化学研究

通过同位素、元素等在地质历史中所发生的变化进行共生体系中的白云岩研究，如通过Sr 同位素分析技术分析白云石化流体运移路径，探讨白云石化流体与海水间的关系[166]；运用常量、微量元素和稳定同位素等地化手段判断白云岩沉积和成岩环境[104]；通过白云石化成岩环境的分析来判断优质储层发育条件[167-168]；恢复白云岩形成时古温度区间，推断白云岩成岩环境[167]等。这些手段虽然对于白云岩形成机制方面具有卓越的进展，但是需要综合多种地球化学分析结果，且由于地化分析的多解性因素，在判断白云石化过程及Mg 离子的来源时不能提供唯一的约束。近年来随着技术革新，研究手段已经不仅仅局限于野外考察和室内常规的地球化学测试分析，更加先进的技术也应用到白云岩研究中，例如LA-ICP-MS、纳米离子探针、原位同位素、场发射电子探针等，加之利用计算机进行数值模拟，建立新的白云石化过程模型，Ca 同位素、S 同位素、团簇同位素、Mg 同位素都可以为共生体系研究提供强大的推动力。共生体系中蒸发岩是恢复古气候记录的较好替代指标，亦可通过上述手段对共生体系中蒸发岩进行研究，恢复共生体系形成时的古气候变化，这对于地质历史演化具有极重要的科学意义。

8 研究意义及展望

8.1 研究意义

（1）从前寒武纪至全新世，白云岩常与蒸发岩密切共生，且遍及全球，然而其共生发育特征、形成过程、主控因素和发育机制目前尚不清楚。若能厘清二者间的共生关系、形成过程及影响因素，可以深化关于“白云石问题”的认识。

（2）共生体系既承载了沉积时期的古环境、古气候以及古海水化学等信息，也记录了成岩期流体演化过程，这可以促进对地球地质历史演化的理解。因此，系统开展共生体系沉积、成岩的研究，能提供更多有关地球地质历史演化方面的认识。

（3）在全球地质历史演化中，共生体系普遍存在于所有类型的含油气盆地，油气勘探工作者对共生体系重视程度逐渐提高，若能厘清共生体系的成因机制，可能对油气勘探具有重要指导意义。

（4）共生体系的发育是蒸发岩与白云岩从沉积到成岩系统过程高度关联的结果，是良好的古环境恢复替代指标及成岩指示工具。

（5）共生体系在地质历史时期广泛发育，将其与碳酸盐岩研究相结合，将进一步丰富和完善沉积学理论。

8.2 存在问题及下步展望

尽管前期积累了一定的研究成果，但共生体系在形成过程中受复杂的沉积—成岩作用影响，其时空分布、沉积特征、矿物组合、地球化学特征、微生物作用、流体来源、流体运移路径、流体驱动力、古气候记录等系列科学问题有待深入研究。

随着科技进步带来的实验手段革新，建议在白云岩—蒸发岩共生体系研究中加强如下六方面研究：

（1）共生体系形成环境与成因的指标（如Mg 同位素数值模拟、微生物遗迹等）建立，并利用高分辨率沉积学和微观地层学揭示共生体系沉积动力学机制和控制因素。

（2）共生体系中矿物组合、形态特征及相对含量与古气候、古环境的耦合性。

（3）微生物与非生物因素对共生体系中白云石形成的影响以及识别标志。

（4）共生体系的矿物学与地球化学特征在沉积—成岩作用过程中的变化及其影响机制。

（5）共生体系的古气候研究。

（6）随盐度增加，高Mg2+/Ca2+流体会导致前驱物发生白云石化作用，形成白云岩，随盐度继续升高，白云岩减少，开始沉积蒸发岩，但随着蒸发岩的沉淀移除了大量的Ca2+，Mg2+/Ca2+极大提高，理论上可以继续发生白云石化作用[27,169-172]，但转变过程中的白云石化机制及物质循环有待深入研究。