21世纪以来,在海洋深水盐下地层取得了一系列重大油气发现,特别是巴西东部桑托斯盆地已成为南大西洋两岸可采储量最大的盆地(Anjos
et al.,
2024;冯志强等,
2024)。作为桑托斯盆地油气主要储集层的Itapema(ITP)组和Barra Velha(BVE)组湖相碳酸盐岩,尤其是组构特殊的BVE组碳酸盐岩,也因之备受学术界关注。
桑托斯盆地BVE组碳酸盐岩主要发育原位(in-situ)碳酸盐岩和改造(reworked)碳酸盐岩两大类岩相(Terra
et al.,
2010;Gomes
et al.,
2020;Wright and Barnett,
2020;De Ros and Oliveira,
2023;Anjos
et al.,
2024)。原位碳酸盐岩以圆球状、灌木丛状方解石颗粒骨架和镁质黏土基质为特征(Wright and Barnett,
2015;Gomes
et al.,
2020,
2025;Carvalho
et al.,
2022;De Ros and Oliveira,
2023;Schrank
et al.,
2024),与常见的海相和湖相碳酸盐岩(Wright and Barnett,
2015;杨柳等,
2023)明显不同,因此笔者采用“原位(in-situ)”的译名,以区别以往习惯称谓的“原地(相对于异地)”沉积。
针对BVE组碳酸盐岩的分类命名和成因,国内外已经开展了大量研究,虽取得了很多成果,但成因问题尚未得到有效解决,仍存在微生物成因和化学成因的争议(Muniz and Bosence,
2015;Wright and Barnett,
2015,
2020;Saller
et al.,
2016;Wright,
2022;Rossoni
et al.,
2024)。这一争议导致对该套岩石具有完全不同的分类命名方案(Terra
et al.,
2010;De Ros and Oliveira,
2023),严重制约了对BVE组储集层的描述和预测。
笔者旨在全面梳理、分析和总结桑托斯盆地BVE组原位碳酸盐岩在岩石组构、分类命名和岩石成因方面取得的主要认识和进展,凝练科学问题,提出进一步研究的重点方向,为深入揭示这套碳酸盐岩的成因机制提供参考。
1 区域地质背景
桑托斯盆地位于南大西洋西侧的巴西东部海域,北与坎波斯盆地相邻,南接佩洛塔斯盆地,面积约32.7×10
4 km
2,水深0~3200 m(Meisling
et al.,
2001)。该盆地整体呈北东—南西走向,具隆坳相间的构造格局(
图1)。桑托斯盆地属于典型的大西洋型被动大陆边缘盆地,形成于冈瓦纳大陆解体和自南向北的南大西洋张开时期(Chang
et al.,
1992;郭建宇等,
2009),自早白垩世至今,先后经历了裂谷期、过渡期和漂移期等构造演化过程(
图2),可分为断陷、拗陷和被动大陆边缘3个构造阶段(Chang
et al.,
1992;杨柳等,
2023)。
在断陷阶段(早白垩世欧特里夫期—阿普特期早期),桑托斯盆地构造活动强烈,断裂广泛发育,出现多个NE向的大型隆起和坳陷带,呈隆坳相间的断陷结构(康洪全等,
2016),南部边界为里奥格兰德转换断裂带。欧特里夫期,在大规模火山活动的影响下(Moulin
et al.,
2010),盆地内发育一套Camboriu组玄武岩。巴雷姆期早—中期,主要发育Picarras组河流、三角洲及湖相沉积,其中深湖—半深湖水体深度大,发育厚层泥页岩。
巴雷姆期晚期至阿普特期早期为ITP组沉积时期,受相对封闭的裂陷环境及近赤道地区强烈蒸发作用的影响,湖水深度有所变浅,其中滨湖区仍发育河流及三角洲沉积,位于湖盆古隆起之上的浅湖区发育一套介壳灰岩,半深湖—深湖区以泥质灰岩和泥岩沉积为主(汪新伟等,
2013;康洪全等,
2016;窦立荣等,
2024)。ITP组沉积末期,在南美洲和非洲板块之间发育窄洋壳,并发生热隆升,出现一次大的沉积间断。伴随着窄洋壳的形成,出现强烈的岩浆活动,在盆地南部边界的里奥格兰德转换断裂带形成近东西向的Rio Grande隆起—Walvis火山岩高地(Chang
et al.,
1992;窦立荣等,
2024)。
至阿普特期中期,裂谷作用减弱,桑托斯盆地进入较稳定的拗陷阶段(Chaboureau
et al.,
2013)。受火山岩高地横向阻挡的控制,BVE组沉积时期该盆地整体为海水循环受限的潟湖环境,除盆地边缘发育碎屑岩沉积外,主要形成一套分布广泛的湖相碳酸盐沉积(Chang
et al.,
1992;窦立荣等,
2024),其中古隆起上前期出现的较大个体介壳类生物已经随着盐度增高而灭绝,取而代之的是完全不同的碳酸盐岩沉积建造。BVE组内部发育1期不整合,将BVE组分为下段和上段两部分。至阿普特期晚期,随着水体盐度不断增加,在碳酸盐岩沉积建造之上发育一套由薄层硬石膏和厚层盐岩组成的Ariri组蒸发岩层系(汪新伟等,
2013;何赛等,
2022;窦立荣等,
2024)。
自阿尔布期开始,随着洋中脊的形成和洋壳的扩张,桑托斯盆地进入被动大陆边缘演化阶段,沉积了一套巨厚的海相地层。其中,阿尔布期以浅海碳酸盐沉积为主; 晚白垩世赛诺曼期—土伦期随着全球性海平面上升,主要发育一套海相泥页岩。漂移晚期发育巨厚的海相泥岩,局部夹有浊积砂岩(汪新伟等,
2013;窦立荣等,
2024)。
受构造运动、火山活动、气候变化、南部海侵等内外动力地质作用的综合影响,在断陷至拗陷阶段,即巴雷姆期至阿普特期,桑托斯盆地经历了淡水湖—咸水湖—盐湖的演化过程(Pietzsch
et al.,
2018),其中BVE组形成于咸水湖阶段(杨柳等,
2023)。
2 BVE组原位碳酸盐岩组构特征与分类:研究现状
在BVE组碳酸盐岩中,原位、改造、结晶等类型碳酸盐岩均有发育,但主要以原位和改造碳酸盐岩为主(Terra
et al.,
2010;Anjos
et al.,
2024)。BVE组原位碳酸盐岩组构特殊,不同于传统的海相和湖相碳酸盐岩(Wright and Barnett,
2015;杨柳等,
2023)。
2.1 组构特征
桑托斯盆地BVE组原位碳酸盐岩由骨架/颗粒、基质、胶结物和孔隙构成(
图3;
图4;
图5)。
骨架/颗粒成分以方解石为主,形态主要分为2类(
图3;
图4)。一类呈圆球状(
图3),最大直径接近2 mm,磨圆度较高,正交偏光镜下具有典型的十字消光现象,英文中称其为“spherulite”(Terra
et al.,
2010;Gomes
et al.,
2020;Wright and Barnett,
2020;De Ros and Oliveira,
2023;Rebelo
et al.,
2023),国内将其翻译为“球粒”(朱奕璇等,
2022;黄继新等,
2023;孙海涛等,
2023;杨柳等,
2023)。
然而,在碳酸盐岩领域早已有“球粒”的概念,主要是指机械成因的内碎屑或生物成因的粪球粒, 而BVE组圆球状颗粒的特征和成因(见后文)均与已有“球粒”不同,故考虑到该圆球状颗粒主要由放射状的方解石晶体集合体组成(Farias
et al.,
2019),笔者建议将其称为“球晶”。另一类呈不同形态的树状(
图4),如灌木状(arbustiform)、乔木状(arborescent)、树枝状(dendriform)、纹层状—柱状分枝(laminar to columnar branched)等(Terra
et al.,
2010;Rodriguez-Berriguete
et al.,
2022),高度可达20 mm(Wright and Barnett,
2015),一般高度大于宽度(Farias
et al.,
2019),正交偏光下发育波状消光现象。早期认为其是微生物成因,因此称之为“叠层石”(stromatolite)(Terra
et al.,
2010);之后,越来越多的学者认为这类组分属于化学成因(Wright and Barnett,
2015;Farias
et al.,
2019;Basso
et al.,
2021;Rodriguez-Berriguete
et al.,
2022;Fontaneta
et al.,
2024),并依其显微光学形态称之为“灌木(shrub)”或“束状壳(fascicular crust)”(Gomes
et al.,
2020;Wright and Barnett,
2020;Carramal
et al.,
2022;Carvalho
et al.,
2022;De Ros and Oliveira,
2023)。国内学者多接受其为“微生物成因”观点(张德民等,
2018;罗晓彤等,
2020;贾怀存等,
2021;朱奕璇等,
2022;黄继新等,
2023),近年来部分学者也开始接受“化学成因”的观点,并称其为“灌木颗粒”(杨柳等,
2023)或“丛晶/枝晶、扇晶”(孙海涛等,
2023)。考虑到岩石命名的简洁性,笔者建议将其称为“树晶”。
基质主要由镁质黏土组成(
图5),含少量陆源泥质组分,是否还含有沉积成因的泥晶方解石目前尚存在争议(Gomes
et al.,
2020;De Ros and Oliveira,
2023;Schrank
et al.,
2024)。镁质黏土为自生矿物,主要由硅镁石、皂石和蜡蛇纹石组成(Netto
et al.,
2022a,
2022b),在桑托斯盆地发育广泛(Carramal
et al.,
2022),是原位碳酸盐岩的重要组分之一(Tosca and Wright,
2014;Gomes
et al.,
2020;Carvalho
et al.,
2022;De Ros and Oliveira,
2023;Schrank
et al.,
2024)。
原位碳酸盐岩遭受的成岩改造作用较为复杂,以胶结、溶解作用最为重要,先后经历了多期白云石化作用、硅化作用和溶解作用(康洪全等,
2018;Azerêdo
et al.,
2021;Carvalho
et al.,
2022;Schrank
et al.,
2024;Gomes
et al.,
2025)。
白云石化作用形成微晶、 菱形、薄片状、半自形—他形、鞍状等多种不同形态的白云石,硅化作用形成隐晶—微晶、粉—细晶、燧石、石英边等多种形态的石英(Carvalho
et al.,
2022; Schrank
et al.,
2024;Gomes
et al.,
2025)。此外,胶结物中也含有少量方解石、片钠铝石等(Carvalho
et al.,
2022;Schrank
et al.,
2024)。溶解作用形成多种类型的次生孔隙,其与原生孔隙叠加,构成BVE组优质储集层(Azerêdo
et al.,
2021)。
2.2 岩石分类
目前国际上公开发表的、有一定影响的BVE组原位碳酸盐岩分类命名方案共有4种(
表1),分别为Terra等(
2010)的微生物分类方案及Wright和Barnett(
2017,
2020)、Gomes等(
2020)、De Ros和Oliveira(
2023)的无机分类方案。
在Terra等(
2010)的分类方案中,作者认为不同形态的树晶均是叠层石,原位碳酸盐岩主体为微生物岩,主要发育粘结灰岩(boundstone)、形态各异的叠层石(stromatolite)、凝块石(thrombolite)、树枝石(dendrolite)、均一石(leiolite)、球晶岩(spherulitite)、热泉钙华(travertine)等岩石类型。目前,巴西国家石油公司仍在使用这套分类方案(Anjos
et al.,
2024)。
随着对BVE组原位碳酸盐岩研究的深入,越来越多的学者认为树晶和球晶主要为化学成因(Wright and Barnett,
2015;Herlinger
et al.,
2017;Farias
et al.,
2019;Lima and De Ros,
2019;Wright,
2022)。基于桑托斯盆地10个油田中的19口井共计3502张BVE组岩石薄片,Wright和Barnett(
2017,
2020)提出了该套原位碳酸盐岩的第1个无机分类命名方案(
图6-A),认为其主要发育3种岩相,并根据组分类型和结构成因分别命名为: 主要由树晶构成的树晶骨架灰岩(shrub framestone,F1)、主要由球晶组成的球晶浮石岩(spherulite floatstone,F2)及主要由细粒组分组成的纹层状钙质泥岩(laminated calcimudstone,F3)。
对于F1和F2岩相,根据镁质黏土含量、孔隙及硅质/白云石交代/胶结作用,可进一步划分出不同的亚相。该分类方案的代号式命名(如: F1a1、F2a3)不容易被记忆,难以和特定岩石类型联系起来(De Ros and Oliveira,
2023),且分类方案没有明确各个岩相类型所对应的组构含量,从而限制了这一分类方案的推广和应用。
基于桑托斯盆地外高地(东部隆起带的中部)8口井的1921个样品分析,Gomes等(
2020)提出了另一种三组分定量分类命名方案(
图6-B)。在这种分类方案中,三组分分别为球晶、树晶和泥质,在其作为三端元而构成的三角图中,BVE组原位碳酸盐岩共可划分出9种岩石类型,分别为: 树晶灰岩(shrubstone)、球晶灰岩(spherulitestone)、泥岩(mudstone)、树晶质球晶灰岩(shrubby spherulitestone)、球晶质树晶灰岩(spherulitic shrubstone)、含泥球晶质树晶灰岩(spherulitic shrubstone with mud)、含泥树晶质球晶灰岩(shrubby spherulitestone with mud)、泥质球晶灰岩(muddy spherulitestone)和球晶质泥岩(spherulitic mudstone)。
De Ros和Oliveira(
2023)也赞同Gomes等(
2020)的三端元分类,但认为该方案侧重于储集层岩石类型、缺少泥质树晶灰岩(muddy shrubstone)等岩类,并且泥岩没有包含镁质黏土被方解石、白云石和硅质交代而形成的细粒岩石。基于此,De Ros和Oliveira(
2023)提出了优化版的分类方案(
图6-C),将BVE组原位碳酸盐岩划分成6种岩石类型,分别为: 树晶灰岩(shrubstone)、球晶灰岩(spherulstone)、泥岩(mudstone)、树晶球晶灰岩(shrub-spherulstone)、泥质树晶灰岩(muddy shrubstone)和泥质球晶灰岩(muddy spherulstone)。其中,泥质组分包括自生镁质黏土、陆源泥及交代形成的方解石、白云石和硅质微晶。对于泥质组分的粒径界限,De Ros和Oliveira(
2023)建议采用Folk(
1968)提出的方案,将泥质组分的粒径上限定为62 μm。在研究BVE组原位碳酸盐岩成岩演化时,Rossoni等(
2024)引用了这一分类方案。
由于样品的缺乏,国内学者对桑托斯盆地BVE组原位碳酸盐岩的岩石学分类研究较少,主要是继承Terra等(
2010)的观点,认为BVE组原位碳酸盐岩是微生物岩,但岩石分类命名方案也不尽相同(
表1)。康洪全等(
2018)、贾怀存等(
2021)将球晶解释为鲕粒,认为BVE组发育不同形态的叠层石灰岩和鲕粒灰岩。罗晓彤等(
2020)将树晶解释为枝状石,认为BVE 组发育叠层石灰岩、枝状石灰岩、 球状微生物灰岩、层纹石灰岩和核形石灰岩等。朱奕璇等(
2022)通过对12口井的533块井壁取心、102 m 钻井取心以及917块薄片等资料的研究和分析,认为BVE 组原位碳酸盐岩以微生物碳酸盐岩为主,可细分为叠层石灰岩、球粒微生物岩和层纹岩3类,黄继新等(
2023)则将其分别命名为叠层石灰岩、球粒灰岩和层纹岩。
孙海涛等(
2023)、杨柳等(
2023)接受了BVE组原位碳酸盐岩为化学成因的观点,其中杨柳等(
2023)将其划分为灌木颗粒灰岩、球粒灰岩和泥晶灰岩3类。然而,这类分类方案虽有很大进步,但仍没有考虑到镁质黏土组分及与之相关的岩石类型。
综上所述,BVE组原位碳酸盐岩的分类命名存在微生物分类和无机分类2种方案的巨大争议。其中,微生物分类以Terra 等(
2010)为代表,目前在油气勘探开发中应用广泛,而无机分类则以De Ros和Oliveira(
2023)为代表,且该方案一经提出就立即引起了学者的关注和应用。
3 BVE组原位碳酸盐岩成因:认识及争议
从上述分析可以看出,目前对桑托斯盆地BVE组原位碳酸盐岩分类命名还存在巨大争议,而争议的根本原因在于对这类碳酸盐岩的结构组分和岩石的成因认识尚存在分歧。BVE组原位碳酸盐岩的主要组分是树晶、球晶和镁质黏土(Wright and Barnett,
2015,
2020;Gomes
et al.,
2020;De Ros and Oliveira,
2023;Rebelo
et al.,
2023)。
总体来说,目前对作为基质存在的镁质黏土的关注相对较少,对其成因的认识还需要更多的证据来支持。鉴于树晶和球晶为明显的骨架/颗粒,以及树晶灰岩和球晶灰岩作为储集层的重要性,学者对树晶和球晶成因的研究较多,且多和岩石成因研究相结合,并形成了多种观点和认识(
表2)。
3.1 镁质黏土的成因
镁质黏土作为背景沉积物质,纹层结构被球晶和树晶切断,因此应是形成时间最早的沉积物(如,Wright and Barnett,
2015;Carramal
et al.,
2022;Carvalho
et al.,
2022;Schrank
et al.,
2024;Gomes
et al.,
2025)。镁质黏土主要由硅镁石、皂石和蜡蛇纹石组成(Netto
et al.,
2022a,
2022b),其中硅镁石和蜡蛇纹石是盆地内的新生矿物,形成并稳定于高碱度环境中(pH>9,Tosca and Masterson,
2014;或pH值为10~10.5,Tutolo and Tosca,
2018),是大西洋两岸被动大陆边缘盆地盐下沉积的特色矿物。镁质黏土因具有特殊的成分和结构致使其对沉积化学环境很是敏感,其形成和稳定受流体pH值、盐度、Mg/Si值、碎屑输入等多种因素的控制,最初可能以胶体形式沉淀(Tosca and Masterson,
2014;Tosca and Wright,
2014)。Wright(
2012)探讨了BVE组镁质黏土的成因,认为其形成于流经基性火山岩地体的河流和热泉补给的湖泊环境,该类环境具有高碱、富Si和Mg的水体条件,有利于镁质黏土的沉淀。Souza-Egipsy等(
2005)曾在美国加利福尼亚碱性Mono湖的冷泉微生物岩中发现这种镁质硅酸盐沉积物, 一些学者主张生物膜薄层中Mg-Si的富集为微生物过程影响或导致镁质黏土矿化提供了证据(Bontognali
et al.,
2010;Burne
et al.,
2014;Pace
et al.,
2016),微生物结构为镁质黏土成核提供了有利的基质(substrate)。Carramal等(
2022)则认为如果镁质黏土的形成受微生物影响或控制的话,那么镁质黏土的分布就会被局限于特定的岩相类型中,但在桑托斯盆地及南大西洋两岸的多个盆地中,镁质黏土作为背景沉积却是广泛发育(Sabato Ceraldi and Green,
2016;Lima and De Ros,
2019;Carramal
et al.,
2022;Schrank
et al.,
2024),
这与局限的特定相类型分布相矛盾。 同时,对镁质黏土的微观特征和结构成分分析显示,镁质黏土具有均一的化学成分和高有序度,不含有微生物结构,因此Netto等(
2022a,
2022b)认为在镁质黏土形成过程中不存在微生物活动。
3.2 湖相微生物成因
桑托斯盆地BVE组原位碳酸盐岩的微生物成因是由Terra等(
2010)以岩石分类命名形式提出的。之后,在坎波斯盆地同层位的Macabu组碳酸盐岩薄片中观察到指示海藻或纤维状蓝藻细菌存在的具有微晶壁的丝状体,并在图像测井中发现与“叠层石”结构相似的向上凸起的层状结构,因此Muniz(
2013)支持微生物成因这一观点,并利用成像测井资料建立了陆相微生物沉积模式,认为4种岩相分别形成于深水、中层水、浅水和近地表环境中,其中叠层石发育于可以受到波浪影响的中层水环境中,层纹石和页岩发育于风暴浪基面以下的深水环境中(Muniz,
2013;Muniz and Bosence,
2015)。
再后,在大西洋东岸安哥拉宽扎(Kwanza)盆地同时期地层的部分树晶顶部识别出微晶化和侵蚀湾现象,Saller等(
2016)认为其可能与微生物活动有关。同时,树晶向上垂向生长和形成沉积高地的能力与现代珊瑚和珊瑚藻礁类似,垂向向光生长的特征与光合微生物类似,因此也被作为树晶为微生物成因的证据(Sabato Ceraldi and Green,
2016;Saller
et al.,
2016)。而对于球晶来说,虽然其与镁质黏土共生,但也可以单独存在,故Saller等(
2016)认为球晶沉淀于其他类型的湖底沉积物中,甚至可能是微生物胶体中。
C-O同位素研究显示,大西洋两岸的4个盆地(巴西桑托斯盆地和坎波斯盆地,安哥拉宽扎盆地和卡宾达(Cabinda)盆地)具有一致的C-O同位素特征(
${\delta }^{18}{\mathrm{O}}_{\mathrm{V}\mathrm{P}\mathrm{D}\mathrm{B}}$值主要在-3‰~+4‰之间,
${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{V}\mathrm{P}\mathrm{D}\mathrm{B}}$值主要为0.5‰~3.6‰,
图7)。偏正的C-O同位素组成、未发现明显的海相化石、生物多样性低、微生物岩广泛发育、自生硅镁石发育,指示原位碳酸盐岩形成于高盐、高碱、孤立的湖盆中(Sabato Ceraldi and Green,
2016;Saller
et al.,
2016)。
结合更多的文献调研结果来看,原位碳酸盐岩为微生物成因的证据并不充分(
表2),每项证据均存在一定缺陷。例如,证据1为薄片中观察到具有微晶壁的丝状体(Muniz,
2013),这仅来自于少量岩心和井壁取心资料,因此虽然局部可能发育微生物岩,但其空间分布范围尚不可知。证据2为图像测井中发现的向上凸起的层状结构(Muniz,
2013),但这种结构是否只有叠层石可以形成,且其空间分布范围如何,都需要进一步的研究。证据3为在部分树晶顶部识别出微晶化和侵蚀湾(Saller
et al.,
2016),其与微生物活动产物相似,但是否为微生物作用形成还需更多证据; 且即使是微生物作用形成的,但微晶化和侵蚀湾都发生在部分树晶的顶部,故只能说明部分树晶沉积晚期或沉积后受到微生物作用的影响,不能证明所有树晶都是微生物成因。证据4为树晶垂向向光生长的习性和形成沉积高地的能力(Sabato Ceraldi and Green,
2016;Saller
et al.,
2016),虽然这种特征与光合微生物相似,但能否说明其就是光合微生物作用形成尚不确定。
3.3 湖相化学成因
通过类比湖相微生物岩主要发育模式,Wright(
2012)对桑托斯盆地BVE组原位碳酸盐岩的微生物成因提出了质疑。他们对Lula地区多口钻井约1400 m岩心和超过3400张薄片的检查显示,BVE组碳酸盐岩缺乏微生物特征,与经典叠层石相似的微生物宏观结构岩心占比低于1%,薄片中微观证据占比0.05%(Wright and Barnett,
2015),微生物岩(叠层石、树枝石、似核形石和层纹石)仅发现于BVE组顶部20~30 m(Wright and Barnett,
2015;Wright,
2022)。后续大量研究也显示,在岩石组构中未发现明显的微生物结构和物质(Herlinger
et al.,
2017;Farias
et al.,
2019;Basso
et al.,
2021;Netto
et al.,
2022a;Rossoni
et al.,
2024)。
广泛发育的树晶由密实的纤维状—叶片状晶体集合体构成,这与Chafetz和Guidry(
1999)定义的晶体树晶(crystal shrub)非常相似(
图8; Basso
et al.,
2021),而球晶则发育放射纤维状晶体结构。据此,大量学者解释和赞同树晶、球晶主要为化学成因,但不排除沉积过程中存在微生物的影响(Wright and Barnett,
2015;Farias
et al.,
2019;Lima and De Ros,
2019;Carvalho
et al.,
2022;Rossoni
et al.,
2024)。
在一些钻井中发现, BVE组碳酸盐岩发育明显的韵律层序(
图9), 该层序厚0.75~5 m, 主要由3个相组成, 自下而上分别为薄层状含动物化石和硅质结核的钙质泥岩(相3)、 球晶浮石岩(相2)和树晶骨架灰岩(相1), 反映了其从洪泛开始到蒸发水体变浅的沉积过程。
洪泛导致水体变深, 湖水的碱度和盐度降低, 介形类动物等可以生存, 在较低能环境(可能浪基面以下)中沉积薄层钙质泥岩, 并形成硅质结核(相3); 随着蒸发作用的进行, 水体碱度和盐度升高, 当pH值达到10时沉淀镁质黏土胶体(Tutolo and Tosca,
2018), 球晶在胶体中成核并生长, 形成球晶浮石岩(相2); 虽然镁质黏土胶体沉淀时的基质不适合树晶成核和生长, 但当镁质黏土胶体沉淀减少时, 生长的球晶达到胶体-水界面, 在相2的顶部形成球晶的不对称生长, 并进一步长成树晶, 形成树晶骨架灰岩(相1)(Wright and Barnett,
2015; Wright,
2022)。
对桑托斯盆地BVE组和相邻坎波斯盆地Macabu组碳酸盐岩的大量研究(Herlinger
et al.,
2017;Lima and De Ros,
2019;Carvalho
et al.,
2022;Rossoni
et al.,
2024;Schrank
et al.,
2024)也显示,球晶切断镁质黏土的纹层结构,且部分含镁质黏土包裹体,表明其为交代镁质黏土生长,是早期成岩阶段的产物。先沉积的镁质黏土作为基质,球晶在其中生长,其上是同沉积的树晶。而部分树晶也切断了镁质黏土的纹层结构,说明这些树晶也形成于早期成岩环境中(Carramal
et al.,
2022;Carvalho
et al.,
2022;Rossoni
et al.,
2024;Schrank
et al.,
2024)。
在BVE组顶部50 m厚的岩石中,
${\delta }^{18}{\mathrm{O}}_{\mathrm{V}\mathrm{P}\mathrm{D}\mathrm{B}}$值为-2‰~+3‰,
${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{V}\mathrm{P}\mathrm{D}\mathrm{B}}$值为1‰~3‰(
图7),与现今碱性湖泊相似;
87Sr/
86Sr值为0.7133~0.7138,且含球晶相中发现钾盐晶体,显示强烈的蒸发环境; 依据团簇同位素测得的古温度为46~73 ℃,Farias等(
2019)解释碳酸盐沉淀时有热泉/热液进入湖水。结合岩相学特征,建立了BVE组碳酸盐岩的蒸发沉积模式,其不同于传统的石膏—石盐蒸发序列,而是体现为碳酸盐—石盐蒸发序列。Farias等(
2019)解释了这种不同寻常的转换,认为其源于准同生期玄武岩风化形成的富含
${\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-}$的卤水和富含CaCl
2的热液卤水混合形成的混合卤水,使古湖泊在
${\mathrm{S}\mathrm{O}}_{4}^{2-}$和Mg
2+浓度较低的情况下达到CaCO
3饱和,从而沉淀了大量灰岩。考虑到埋藏成岩过程中团簇同位素重排的可能性,Lawson等(
2023)则将2个最低温度(36~38 ℃)解释为沉积温度,以此计算出湖水
${\delta }^{18}{\mathrm{O}}_{\mathrm{V}\mathrm{S}\mathrm{M}\mathrm{O}\mathrm{W}}$值为2‰~5‰,这与相对干旱炎热环境下高蒸发的湖水一致。
Wright(
2022)对碳酸盐岩的成因进行了综述,认为BVE组原位碳酸盐岩是显生宙地质记录中已识别出的形成于巨大超碱性湖泊系统的最大的化学碳酸盐工厂。可识别的微生物岩非常少,几乎所有碳酸盐岩都是化学成因,因此BVE组原位碳酸盐岩可能沉淀于由蒸发形成的超碱性浅湖水体中。碳酸盐组分很可能来自于镁铁质岩石的交代蚀变,如与大西洋张开相关的大陆溢流玄武岩;其组分中可能有一些更古老大陆基底的贡献,很可能也有地幔CO
2的重要贡献(Wright,
2022)。
3.4 湖相微生物和化学成因
在承认BVE组原位碳酸盐岩树晶和球晶为化学成因的基础上,部分学者强调微生物在其生长过程中具有促进和/或驱动作用(Mercedes-Martín
et al.,
2017,
2019;Chafetz
et al.,
2018;Kirkham and Tucker,
2018;Claes
et al.,
2021)。
鉴于桑托斯盆地内发育大量玄武岩,Mercedes-Martín等(
2017)将其与苏格兰石炭系East Kirkton灰岩类比,建立了富含球晶的碱性火山湖沉积模式,认为方解石球晶成核发生在海滨区的沉积物和水体界面,由高碱度、富含Ca-Mg的水化学环境和微生物衍生的胶体胞外聚合物共同驱动,然而East Kirkton灰岩的球晶中含有丰富的藻类包裹体,镁质黏土不发育,岩石组构与BVE组有很大差异。Mercedes-Martín等(
2019)利用东非裂谷Baringo湖的化学数据模拟碱性火山湖的水化学演化,探讨了水体渗漏、湖泊蒸发和湖泊补给(包括河流、热液和海水)及部分二氧化碳压力的水深效应对BVE组湖相矿物组合静态沉淀的影响,且各影响因素占比改变会引起矿物组合的变化,这为认识BVE组湖水化学环境提供了很好的参考。模拟结果虽然可以产生球晶和镁质黏土沉淀,但镁质黏土主要为海泡石,不能形成硅镁石沉淀,表明Baringo湖的碱性火山湖泊环境难以达到BVE组沉积时期碳酸盐沉积的湖水化学环境。
通过对多个热泉沉积和微生物岩的类比研究,有学者认为球晶是以微生物或它们的产物为核进行无机生长的,皮层沉淀过程受到细菌的影响(Chafetz
et al.,
2018;Kirkham and Tucker,
2018)。对巴西东北部阿拉里皮盆地富含有机质和黏土的碳酸盐质页岩中方解石球晶的微观研究也得出类似的结论(Claes
et al.,
2021)。在碳酸盐质页岩中石膏的出现、方解石肺泡蜂窝状球晶结构、黄铁矿在球晶与基质接触处的优先富集以及球晶内部的穿孔现象,表明在浅水蒸发沉积条件下存在细菌活动(Claes
et al.,
2021),但在桑托斯盆地和相邻的坎波斯盆地,未见相关报道。
对于球晶的形成阶段则有不同的认识。类比研究依据未在球晶内发现沉积物包裹体、球晶之间为接触压实,认为球晶生长在水—沉积物界面,而非沉积物内部(Chafetz
et al.,
2018)。直接研究依据球晶与黏土层之间的切割关系,认为球晶形成于未固结到早成岩环境中; 偏负的C-O同位素组成(
${\delta }^{18}{\mathrm{O}}_{\mathrm{V}\mathrm{P}\mathrm{D}\mathrm{B}}$值为-8.2‰~-5.7‰,
${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{V}\mathrm{P}\mathrm{D}\mathrm{B}}$值为-7.8‰~-2.1‰;
图10),被解释为强烈的成岩改造(Claes
et al.,
2021)。
通过类比微生物岩,Kirkham和Tucker(
2018)认为树晶在水体中纵向向光生长的强烈习性指示微生物光合作用驱动,而非完全的非生物成因。
通过树晶微观形态研究,Rodriguez-Berriguete等(
2022)认为不同形态的树晶成因也不相同: 灌木状、乔木状和树枝状树晶发育纤维状结构,向外辐射排列,垂直或略微倾斜于基质生长,为无机成因,其中树枝状树晶与热泉沉积的树突结构相似,沉积时可能有水下热液的加入; 纹层状—柱状分支树晶类似于叠层石柱状中观构造的整体形态,沉积时CaCO
3饱和度较低,受微生物影响较大。
3.5 热泉钙华成因
鉴于树晶晶体特征与现代热泉钙华非生物产物的相似性,多位学者探讨了 BVE组原位碳酸盐岩热泉成因的可能性。Wright和Barnett(
2015)、Farais等(2019)发现BVE组碳酸盐岩缺乏热泉喷流来源的证据,如瀑布特征、豆粒、碳酸盐浮石、喷口和气泡球、大型水生植物等,认为形态结构的相似性仅反映了类似的沉积过程,即源自高饱和度溶液的快速沉淀,而不是形成于热泉环境。同时,BVE组层状碳酸盐岩的区域性大面积分布和丘状构造,亦不同于热泉沉积; 碳酸盐岩氧同位素指示的低温沉积,也不符合热泉的高温特征; 且树晶相与正常湖相沉积重复互层的沉积序列,显示树晶相是正常的、可重复的湖相沉积(Saller
et al.,
2016;Farias
et al.,
2019)。以上证据均不支持BVE组树晶灰岩为热泉钙华沉积(Sabato Ceraldi and Green,
2016;Pietzsch
et al.,
2020)。
近年来出现冷泉钙华的报道。Terra等(
2023)在Atpu地区1口井的BVE组下段90 m厚的岩心上部识别出12 m厚的冷泉钙华沉积,并划分为植物冷泉钙华(phytohermal tufa)、丝状冷泉钙华(filamentous tufa)、似核形石冷泉钙华(oncolith tufa)和泡沫岩(微生物垫)(foam rock)4个岩相,据此建立了热泉弧模型,并解释这套岩石形成于热泉弧的远端。Fontaneta等(
2024)在Lula地区1口井的BVE组上段中识别出12个微相和3个相组合(阶地斜坡、平滑斜坡和积水平地),结合C-O同位素组成(
${\delta }^{13}{\mathrm{C}}_{\mathrm{V}\mathrm{P}\mathrm{D}\mathrm{B}}$值为-4.8‰~1.4‰,
${\delta }^{18}{\mathrm{O}}_{\mathrm{V}\mathrm{P}\mathrm{D}\mathrm{B}}$值为-4.0‰~1.5‰;
图7),将其解释为热泉钙华沉积系统的中间到远端沉积,认为该岩石形成于近地表条件,流体来源于活动断层,沉积于高盐、碱性湖泊中,可能有甲烷渗透的贡献。
4 BVE组原位碳酸盐岩研究:问题与展望
目前虽然对桑托斯盆地BVE组这类特殊原位碳酸盐岩的岩石组构、分类命名及组构和岩石的成因开展了大量研究,但一些关键科学问题尚未得到有效解决。
4.1 沉积环境
BVE组原位碳酸盐岩的形成环境有湖相和热泉2种不同观点。多数研究成果支持其为湖相沉积(
表2),也依据未发现热泉喷流证据、岩石的区域性大范围分布、氧同位素组成和岩石的多层重复分布等证据,排除了这套碳酸盐岩为热泉钙华成因的可能性(Wright and Barnett,
2015;Sabato Ceraldi and Green,
2016;Saller
et al.,
2016;Farias
et al.,
2019;Pietzsch
et al.,
2020),但近年来冷泉钙华的报道(Terra
et al.,
2023;Fontaneta
et al.,
2024)解释了部分地区存在热泉沉积环境。
全球不同沉积环境中的碳酸盐岩C-O同位素汇编(
图7)显示,除报道的冷泉钙华沉积(Fontaneta
et al.,
2024)外,大部分原位碳酸盐岩的C-O同位素数据相互重叠,且分布在蒸发碱性湖泊范围内,同时也分布在湖相方解石或文石热泉和冷泉钙华沉积(calcitic or aragonitic travertine and tufa,简称CATT)范围内。湖相CATT的数据来源于有热液混入湖水形成的冷泉钙华沉积(Benson
et al.,
1996;Li
et al.,
2008)和湖相热液烟囱沉积(Stoffers and Botz,
1994;Dekov
et al.,
2014),其岩相特征与原位碳酸盐岩明显不同,且空间分布局限,因此不支持区域性大面积分布的原位碳酸盐岩形成于湖相CATT环境,C-O同位素组成的一致性可能是形成碳酸盐的不同来源物质的C、O同位素不同比例混合的结果。考虑到镁质黏土的稳定条件(pH值大于9,Tosca and Masterson,
2014;或pH值为10~10.5,Tutolo and Tosca,
2018)和岩石的Sr同位素特征(
87Sr/
86Sr值为0.712~0.714,Pietzsch
et al.,
2018;Farias
et al.,
2019),支持原位碳酸盐岩沉积于蒸发碱性湖泊环境(
图7)。冷泉钙华沉积(Fontaneta
et al.,
2024)分布在来自超镁铁质岩的表生CATT范围内,说明局部地区可能存在与超镁铁岩有关的热液流体的混入,但热液流体混入的时间是沉积时期还是成岩时期,目前尚不清楚。
4.2 湖水化学特征和物质来源
与组构和岩石成因相伴生的问题是形成BVE组碳酸盐沉积的湖水化学条件和物质来源。
BVE组碳酸盐岩中生物多样性低(Sabato Ceraldi and Green,
2016)、未发现海相化石(Saller
et al.,
2016)、沉积大量硅镁石和蜡蛇纹石(Tosca and Wright,
2014;Tutolo and Tosca,
2018;Carramal
et al.,
2022)、高
87Sr/
86Sr值(Pietzsch
et al.,
2018;Farias
et al.,
2019)及稳定的碳同位素组成(Pietzsch
et al.,
2020),指示当时为高咸、高碱、高蒸发的湖泊环境(Sabato Ceraldi and Green,
2016;Saller
et al.,
2016;Pietzsch
et al.,
2018,
2020;Wright,
2022;Fontaneta
et al.,
2024)。依据氧同位素的大范围变化(Sabato Ceraldi and Green,
2016;Saller
et al.,
2016)和团簇同位素计算的
${\delta }^{18}{\mathrm{O}}_{\mathrm{S}\mathrm{M}\mathrm{O}\mathrm{W}}$值(Farias
et al.,
2019),有学者解释当时的湖泊是封闭和孤立的,但该数据没有考虑氧同位素和团簇同位素受到后期成岩改造的影响,推测的可信度还有待考证。关于水体温度和深度目前探讨较少,尚需进一步研究。
BVE组碳酸盐岩在大西洋两岸被动大陆边缘盆地中广泛发育,厚度达500 m(Sabato Ceraldi and Green,
2016)。若要形成这样一套大范围、巨厚的碳酸盐沉积,需要巨量的Mg、Si、Ca和CO
2,但对于这些物质的来源目前尚未有明确的认识(Carvalho
et al.,
2022;Schrank
et al.,
2024),仅提出几个可能的来源,包括早期溢流玄武岩的风化淋滤(Farias
et al.,
2019;Gomes
et al.,
2025)、盆内玄武岩的交代蚀变(Wright,
2022)、长英质大陆地壳(Pietzsch
et al.,
2018)、海水渗流(Farias
et al.,
2019)、地幔上涌和蛇纹石化(Lima
et al.,
2020)等。
4.3 主要组分的形成机制
镁质黏土是最早的沉积产物已基本成为共识(Wright and Barnett,
2015;Carramal
et al.,
2022;Carvalho
et al.,
2022;Gomes
et al.,
2025;Schrank
et al.,
2024),但对镁质黏土的成因研究较少。镁质黏土形成于高碱性环境(pH值为10~10.5,Tutolo and Tosca,
2018),最初可能以胶体形式沉淀(Tosca and Masterson,
2014;Tosca and Wright,
2014),但沉积过程中是否有微生物参与尚未有定论。
方解石树晶也多被解释为沉积阶段产物(Terra
et al.,
2010;Sabato Ceraldi and Green,
2016;Kirkham and Tucker,
2018;Farias
et al.,
2019;Rodriguez-Berriguete
et al.,
2022),仅部分切断镁质黏土纹层结构的树晶被解释为早期成岩阶段产物(Carramal
et al.,
2022;Carvalho
et al.,
2022;Rossoni
et al.,
2024;Schrank
et al.,
2024)。对树晶的成因争议较大,多数研究认为以化学成因为主(Wright and Barnett,
2015;Herlinger
et al.,
2017;Farias
et al.,
2019;Carvalho
et al.,
2022;Rossoni
et al.,
2024),但也存在微生物成因为主(Terra
et al.,
2010;Muniz and Bosence,
2015;Sabato Ceraldi and Green,
2016;Saller
et al.,
2016)、微生物和化学共同作用(Kirkham and Tucker,
2018)等不同观点,还有研究认为不同形态的树晶成因也不一样(Rodriguez-Berriguete
et al.,
2022)。
对于方解石球晶的形成阶段,大量研究成果支持其形成于早期成岩阶段(Wright and Barnett,
2015;Herlinger
et al.,
2017;Farias
et al.,
2019;Carvalho
et al.,
2022;Rossoni
et al.,
2024),但也有研究成果认为球晶是沉积阶段产物(Saller
et al.,
2016;Chafetz
et al.,
2018;Terra
et al.,
2023)。同样,对于球晶的成因,多数研究成果认为是化学成因为主(Wright and Barnett,
2015;Herlinger
et al.,
2017;Farias
et al.,
2019;Carvalho
et al.,
2022;Schrank
et al.,
2024),但也有研究认为是微生物和化学共同作用(Chafetz
et al.,
2018;Kirkham and Tucker,
2018;Claes
et al.,
2021;Terra
et al.,
2023)或微生物成因为主(Saller
et al.,
2016)。
总体来说,目前对于岩石3个主要组分的形成阶段争议较小,但对其成因争议较大,焦点是各类组分形成过程中微生物是否参与及其发挥的作用。微生物结构微小,被方解石捕获后很快就腐败分解(Krumbein
et al.,
1977;Krumbein,
1979),现今在岩石中难以找到微生物存在的证据,仅在微生物被捕获处可能会留下微米级的孔隙(Chafetz,
2013),而这种微米级的孔隙在薄片尺度为主的微观研究中难以识别,尚需要开展高分辨率的显微结构和图像分析(Chafetz
et al.,
2018)。另外,切断镁质黏土纹层结构的球晶和树晶被认为生长在尚未固结的镁质黏土中,解释为早期成岩环境产物(Wright and Barnett,
2015;Herlinger
et al.,
2017;Lima and De Ros,
2019;Carvalho
et al.,
2022;Schrank
et al.,
2024)。严格来讲,这些球晶和树晶是否生长于准同生成岩环境,它们的同位素组成能否代表湖水化学条件,目前尚未见讨论。虽然对树晶和球晶的原位C-O同位素研究较少,但有限的数据显示不同盆地中的树晶和球晶C-O同位素组成存在差异(
图10),其中桑托斯盆地BVE组树晶和球晶具有不同的C-O同位素分布区间,均分布在全岩范围内; 坎波斯盆地Macabu组的球晶也多分布在全岩范围内,但与BVE组球晶分布范围不同,其分散在BVE组树晶和球晶分布范围内; Macabu组的树晶发生了重结晶作用,氧同位素明显负偏; 阿拉里皮盆地Barbalha组球晶则具有明显偏负的C-O同位素组成,可能受到强烈的成岩改造(Claes
et al.,
2021)。上述特征说明树晶和球晶的C-O同位素组成受到后期成岩和/或热液的改造会发生明显改变,故研究过程中需要注意对后期成岩和/或热液作用的甄别,同时不同地区和/或不同层位的树晶和球晶的C-O同位素特征可能存在一定差异,这也需要更多的工作来证实。
4.4 未来研究方向
基于对BVE组原位碳酸盐岩主要组分和岩石成因的认识和科学问题的梳理,笔者建议下一步应聚焦以下研究方向。
1)环境介质参数的恢复和获取。目前对湖水化学的研究取得了一些定性的成果,但相关的C-O-Sr-团簇同位素数据均基于全岩分析,包含了大量的成岩信息。建议下一步针对沉积组分开展配套的原位同位素分析,获得相对准确的环境介质参数,更为确切地反映岩石沉积时的湖水环境条件。同时,加强对近现代相同类型岩石和沉积环境的考察和对比,以今论古,协助恢复BVE组沉积时的湖水化学环境。
2)碳酸盐岩物质来源分析。形成BVE组原位碳酸盐岩需要巨量的Mg、Si、Ca和CO2。考虑到氧同位素对温度比较敏感,下一步建议采用沉积组分的原位镁同位素、硅同位素、钙同位素和碳同位素,结合配套的数值模拟,综合示踪岩石的物质来源。
3)主要组分的成因。目前研究中采用的薄片尺度微观研究和全岩同位素分析,不仅难以观察到组构的精细结构,也难以排除后期埋藏和/或热液成岩作用(Lima
et al.,
2020;Carvalho
et al.,
2022;Gomes
et al.,
2025)的影响。考虑到球晶核心的有无及树晶的复杂形态,建议在精细微观岩相学研究的基础上,配套开展高精度显微结构和图像分析及原位主微量、同位素测试,对不同特征的主要组分进行对比研究,并开展配套的矿物生长实验(Mercedes-Martín
et al.,
2021,
2022),以明确其成因及差异。
4)岩石的成因。BVE组原位碳酸盐岩是在特定构造阶段和古气候条件下地质综合作用的产物。因此,建议在上述微观研究、配套实验和配套数值模拟及现代考察的基础上,结合岩石的时空分布及盆地古构造、古气候变化等地球动力学因素,综合分析这套岩石的成因问题。
5 结论
1)桑托斯盆地BVE组原位碳酸盐岩主要由方解石树晶、方解石球晶和镁质黏土组成,其分类命名方案存在微生物分类和无机分类的巨大争议。
2)原位碳酸盐岩的岩石成因存在湖相微生物成因、湖相化学成因、湖相微生物和化学共同作用、热泉钙华成因等不同观点。越来越多的研究成果支持湖相化学成因为主的观点,但微生物是否参与及其参与的过程、机制和功效尚不清楚,局部是否发育热泉钙华沉积也需要更多的证据。
3)古生物化石、自生黏土矿物、C-O-Sr同位素等指标的综合研究显示,BVE组碳酸盐沉积环境为高盐、高碱、高蒸发的湖泊,但水体温度和深度、Mg-Si-Ca等物质来源、碳酸盐形成阶段或沉积—成岩叠加过程和效应等尚不清楚。
4)以环境介质参数、物质来源、主要组分成因等研究为切入点,开展配套的高精度显微特征、原位主微量元素和多系列同位素分析,配套实验和数值模拟,结合多尺度时空分布研究和现代考察,是认识BVE组原位碳酸盐岩成因和形成演化的重要途径。
京公网安备11010202008535号
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