引用本文
赵文智, 沈安江, 乔占峰, 潘立银, 胡安平, 张杰. 白云岩成因类型、识别特征及储集空间成因[J]. 石油勘探与开发, 2018,45(6): 923-935.
ZHAO Wenzhi, SHEN Anjiang, QIAO Zhanfeng, PAN Liyin, HU Anping, ZHANG Jie. Genetic types and distinguished characteristics of dolomite and the origin of dolomite reservoirs[J]. Petroleum Exploration & Development, 2018,45(6): 923-935.  
Doi: 10.11698/PED.2018.06.01
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白云岩成因类型、识别特征及储集空间成因
赵文智1, 沈安江2,3, 乔占峰2,3, 潘立银2,3, 胡安平2,3, 张杰2,3
1. 中国石油勘探开发研究院,北京 100083
2. 中国石油杭州地质研究院,杭州 310023
3. 中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室,杭州 310023

第一作者简介：赵文智（1958-）,男,河北昌黎人,博士,中国石油勘探开发研究院教授级高级工程师,中国工程院院士,主要从事石油天然气地质综合研究和科研管理工作。地址：北京市海淀区学院路20号,中国石油勘探开发研究院,邮政编码：100083。E-mail：zwz@petrochina.com.cn

收稿日期: 2017-12-01
基金项目: 国家科技重大专项“大型油气田及煤层气开发”（2016ZX05004-002）
摘要

针对白云岩成因、原生白云石沉淀、白云岩孔隙成因等问题,在前人认识的基础上,补充四川和塔里木盆地典型案例的岩石学和地球化学特征分析工作,取得3项进展：①提出基于岩石特征、形成环境和时间序列的白云岩成因分类,不同成因白云岩之间的成岩域、特征域界线清晰,演化线索清楚,更具系统性和连续性;②建立不同成因白云岩的岩石学和地球化学特征识别标志,白云岩之间的岩石学和地球化学特征的变化具有规律性,是连续时间序列上形成环境变迁的响应;③重新评价白云石化作用对孔隙的贡献,阐明白云岩中的孔隙主要来自原岩的沉积原生孔、部分来自表生溶蚀和埋藏溶蚀作用,早期白云石化有利于孔隙的保存。这些认识对白云岩成因的理解、不同成因白云岩的判识具重要的理论意义,同时对白云岩储集层预测具有重要的指导意义。图6表4参53

关键词: 白云岩成因类型; 白云岩识别特征; 白云岩孔隙成因; 原生沉淀白云石; 沉积原生孔
中图分类号:TE112.115 文献标志码:A 文章编号:1000-0747(2018)06-0923-13
Genetic types and distinguished characteristics of dolomite and the origin of dolomite reservoirs
ZHAO Wenzhi1, SHEN Anjiang2,3, QIAO Zhanfeng2,3, PAN Liyin2,3, HU Anping2,3, ZHANG Jie2,3
1. Research Institute of Petroleum Exploration and Development, PetroChina, Beijing 100083, China
2. Hangzhou Institute of Petroleum Geology, PetroChina, Hangzhou 310023, China
3. Key Laboratory of Carbonate Reservoir, CNPC, Hangzhou 310023, China
Abstract

To find out the origin of dolomite, the precipitation of primary dolomite, and the formation of pores in dolomite, petrologic and geochemical characteristics of typical samples from Sichuan and Tarim Basin were analyzed based on the previous understandings, and three aspects of results were achieved. (1) A classification of dolomite origins based on petrologic features, forming environment and time sequence was proposed, which shows clear boundaries of diagenetic and characteristic realms and evolved clues between different types of dolomite. (2) Petrographic and geochemical identification marks for different types of dolomite were presented, revealing that the orderly geochemical variation of different types of dolomite is the response to the change of forming environment of dolomite during continuous time sequence. (3) The contribution of dolomitization to the formation of porosity was re-evaluated, revealing that the porosity in dolomite was mostly attributed to the primary pores and supergene dissolution and burial dissolution, and early dolomitization was conducive to the preservation of primary pores. These understandings are of great theoretical significance for identifying the origins and types of dolomite, and can guide the prediction of dolomite reservoirs.

Keyword: dolomite genetic types; dolomite distinguished characteristics; dolomite porosity origin; protodolomite; primary porosity
0 引言

白云岩储集层是非常重要的油气储集层。据全球226个大中型以上碳酸盐岩油气田（占全球碳酸盐岩油气储量的90%）的统计[1], 有102个油气田和50%的储量分布于白云岩储集层中。四川盆地碳酸盐岩气田90%以上的天然气储量富集于震旦系、寒武系、石炭系、二叠系和三叠系白云岩储集层中; 鄂尔多斯盆地靖边气田的储集层为奥陶系马家沟组白云岩储集层; 塔里木盆地寒武系及中下奥陶统蓬莱坝组、鹰山组白云岩储集层发育, 已发现以英买32井及山1井为代表的油气藏。正因为白云岩储集层重要的油气勘探价值, 白云岩一直是研究热点[2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9], 具体表现在以下3个方面的问题。

①白云岩成因分类问题。前人提出了很多白云石化模式解释白云岩的成因, 主流的白云石化模式有以下8种：渗透回流白云石化[10]、毛细管浓缩白云石化[11]、蒸发泵白云石化[12]、混合水白云石化[13]、调整-压实白云石化[3, 14]、埋藏-压实白云石化[15]、海水热对流白云石化[16]、构造热液白云石化[17]。不管有多少种白云石化模式, 白云石化作用不外乎发生于两大阶段, 一是准同生阶段, 二是埋藏阶段。目前已有的白云岩成因模式只是分别解释了某种或几种白云岩的成因, 缺乏白云岩成因类型的系统性和连续性, 这也是至今未能建立基于成因模式的白云岩成因分类的原因。

②（准）同生期原生白云石沉淀问题。室内模拟实验表明, 地表温压条件下（不高于50 ℃, 数米深埋藏压力）, 经过长达32年的沉淀反应, 也未能通过纯无机途径产生白云石[18]。在现代海岸咸化环境, 如阿布扎比的萨布哈（Abu Dhabi Sabkha）、库隆瀉湖（Coorong Lagoons）、拉戈阿韦梅利亚（Lagoa Vermelha）等, 通过硫酸盐还原菌[19, 20, 21, 22, 23]、嗜盐菌[24, 25, 26]和产甲烷菌[26, 27, 28]的作用可以在35~40 ℃的条件下沉淀球形原白云石。Warthmann等在实验室成功沉淀了原生白云石[21], 并将培养实验与拉戈阿韦梅利亚咸化海岸的白云石进行比较, 具相似的球形和低有序度特征, 进而指出特殊类型的微生物（如硫酸盐还原菌、嗜盐菌、产甲烷菌等）、一定的盐度（35‰ ~100‰ ）和碱度条件、一定的温度条件（30~45 ℃）、低硫酸根、高碳酸根和镁离子浓度是沉淀原生白云石的条件。微生物活动产生的胞外聚合物（EPS）是原生白云石沉淀的主要因素[23]。

③白云岩储集层孔隙成因问题。白云石化作用在孔隙建造和破坏中的作用, 长期以来都是争论的焦点[29, 30, 31]。由于储集空间主要发育于各类白云岩中, 即使是礁滩储集层, 储集空间也主要发育于白云石化的礁滩相沉积中, 主流观点认为白云岩储集层中的孔隙主要是白云石化作用的产物。Weyl根据质量守恒原理[32], 提出如果白云石化完全是分子对分子的交代, CO32-的来源也很局限, 那么, 方解石向较大密度白云石转化时, 理论上会导致孔隙度增加13%。然而, Lucia和Major指出：“ 分子对分子交代的白云石化理论不适用于所有碳酸盐岩的孔隙形成机理, 白云岩孔隙度总是等于或小于其原岩的值, 表明原岩特征可能是白云石化过程中影响孔隙变化的重要因素” [33]。Purser等则持较为折中的观点, 认为原岩（石灰岩）特征对白云岩孔隙度的影响固然很重要, 但CO32-来源与受局限的成岩环境也很重要, 只有在特定成岩环境下, 白云石化才能导致孔隙度的增加[34]。与白云石化相关的孔隙丧失在埋藏成岩环境是非常常见的, 尤其是通过封堵孔隙的鞍状白云石的沉淀[30, 35]。总之, 白云石化作用对白云岩孔隙形成的贡献尚无统一意见。

在调研前人研究成果基础上, 围绕四川、塔里木和鄂尔多斯等盆地重点白云岩地层, 开展了露头、岩心、薄片和阴极发光观察等岩石学分析, 以及白云石有序度、碳、氧同位素组成、锶同位素比值、微量元素、稀土元素、包裹体、同位素测温（D47）和同位素定年等地球化学测试共600余项次, 提出了以时间序列和形成环境变迁为主线的白云岩成因分类方案, 建立了不同成因类型白云岩的岩石和地球化学特征判识图版, 重新评价了白云石化作用对储集层孔隙形成的贡献。这些新认识不但具有重要的理论意义, 而且对白云岩储集层分布预测具有重要的现实意义。

1 白云岩成因类型

碳酸盐岩分类方案很多[36, 37], 但多以结构分类为主, 欠缺意见统一的成因分类方案。如Folk的碳酸盐岩分类主要是基于颗粒大小、磨圆度、分选性、叠置样式和颗粒成分[35]。Dunham的碳酸盐岩分类主要是基于可识别的原始结构组分的出现与否, 将可识别原岩结构组分的碳酸盐岩命名为泥晶灰岩、粒泥灰岩、泥粒灰岩、颗粒灰岩和粘结岩, 将原岩结构组分不可识别的碳酸盐岩命名为结晶灰岩[36], 仍回避了白云岩的分类问题。沈安江提出了白云岩的分类[38]（见表1）, 将白云岩划分为两大类。一类是原岩结构组分为可识别的, 这时, 石灰岩的划分方案适用于白云岩, 只要将石灰岩结构分类表中的灰岩改为白云岩即可, 如颗粒灰岩改为颗粒白云岩即可, 这类白云岩往往为同生或准同生沉淀或交代成因的白云岩; 另一类是原岩结构组分不可识别的, 如细晶白云岩、中晶白云岩等, 这类白云岩往往为次生交代或重结晶成因的, 按粒度大小可分别命名为粉晶、细晶、中晶、粗晶、巨晶白云岩, 与Dunham的结晶灰岩相对应。上述白云岩分类是基于结构、颗粒大小等的纯描述性分类, 并不是成因分类。Warren总结并讨论了10种白云石化作用模式[5], 对不同白云石化作用的发育机制和背景进行了分析, 但未能形成一个系统、成熟的白云岩成因分类方案。

表1 与Dunham石灰岩分类[36]相对应的白云岩分类[38]

本文综合白云岩的岩石学特征、形成环境和时间序列, 将白云岩划分为3类6亚类（见表2）, 这一分类方案的特点是提出白云岩类型是时间序列和形成环境演化的函数, 随着时间的推进（由早到晚, 由同生期到埋藏期）和成岩环境的演化（由潮湿到干旱, 由低温压到高温压, 由淡水、海水到埋藏、热液成岩介质）, 不同类型白云岩依次出现, 各类白云岩之间的成岩域、特征域的界线清晰, 各类白云岩之间演化线索清楚, 更具系统性和连续性。相比之下, 已有的白云石化模式只是解释了该分类方案中某种或几种白云岩的成因。

表2 白云岩类型、时间序列、形成环境及识别特征

从形成阶段看, 白云岩总体形成于（准）同生期和埋藏期两个阶段。

（准）同生期低温白云岩的发育与古气候古环境演化密切相关, 随气候由潮湿向干旱的变迁（温度、盐度和碱度逐渐升高）, 依次发育海水（岛屿）白云岩、微生物白云岩、蒸发（萨布哈或渗透回流）白云岩, 直至成层的膏盐岩沉积。微生物白云岩中很难见到伴生的膏盐岩结核或充填物, 而蒸发白云岩往往伴生有膏盐岩结核或充填物, 这是因为微生物最适宜生存的温度为30~45 ℃、盐度35‰ ~100‰ 、pH值大于8.5[21], 当温度、盐度和碱度参数高于这一指标时, 微生物难以生存, 微生物白云岩为蒸发白云岩替代, 当盐度大于350‰ 、pH值大于10时, 蒸发白云岩为层状膏盐岩替代。这里的海水（岛屿）白云岩应该定义为潮湿气候下形成的早期低温白云岩, 由于大量实例来自于现代海洋的岛屿环境, 故称为海水（岛屿）白云岩, 但不仅限于岛屿环境, 被认为与地热对流或地形驱动的水流引起的海水白云石化有关[4, 5]。低温白云石有沉淀（原白云石）和交代两种成因, 其中, 微生物白云岩为沉淀成因的原白云岩, 海水（岛屿）白云岩和蒸发白云岩为交代成因白云岩, 以藻云岩、泥粉晶白云岩和由泥粉晶构成的礁（丘）滩相白云岩为主, 保留原岩结构。一个完整的早期低温白云岩地层序列应该是随气候由潮湿向干旱的变迁, 海水（岛屿）白云岩、微生物白云岩、蒸发白云岩、膏盐层依次出现, 但由于古气候古环境演化的不完整性, 这3类白云岩和膏盐层在地质记录中并不一定连续出现。四川盆地雷口坡组由下至上发育多个微生物白云岩→ 蒸发白云岩→ 层状膏盐岩旋回序列, 缺早期代表潮湿气候背景的海水（岛屿）白云岩; 四川盆地震旦系灯影组只发育微生物白云岩, 缺乏代表潮湿气候背景的海水（岛屿）白云岩和极度干旱气候背景的蒸发白云岩、层状膏盐岩; 鄂尔多斯盆地马家沟组上组合发育多个蒸发白云岩→ 层状膏盐岩旋回, 夹少量微生物白云岩, 反映总体为极度干旱气候条件的间歇性淡化; 南海西沙群岛石岛中— 上新统只发育海水（岛屿）白云岩, 气候未达到干旱阶段（见图1）。

图1 （准）同生期低温白云岩发育序列

埋藏白云岩的原岩可以是早期低温白云岩, 也可以是灰岩, 以交代、重结晶和次生加大的形式发生, 形成残留颗粒结构和晶粒结构两类白云岩, 残留颗粒同样由晶粒白云石构成。随着埋藏白云石化程度的增加（埋藏深度增大、温度升高和白云石化作用时间加长）, 白云石晶体粒径逐渐增大; 白云石晶体粒径大于原岩颗粒粒径时, 原岩颗粒结构难以保留; 白云石晶体粒径小于原岩颗粒粒径时, 原岩颗粒结构易于保留。这是造成晶粒白云岩（细、中、粗、巨晶白云岩）有的仍残留原岩颗粒结构, 有的无残留颗粒结构的根本原因; 显然, 原岩的颗粒结构越细、埋藏白云石化程度越强, 越不利于原岩颗粒结构的保留, 这也很好地解释了残留颗粒结构主要见于细-中晶白云岩中的原因。

构造-热液白云岩是埋藏期由构造-热液作用形成的白云岩, 形成时间上和埋深上可脱离正常的埋藏演化序列, 与构造活动相关。常发育有两种产状。一是沿断裂系统、不整合面等深源流体通道发育的白云岩体, 呈透镜状、斑块状和栅状分布, 以交代或重结晶的中粗— 粗晶白云岩体为主, 原岩为灰岩或白云岩; 二是沿断裂系统、不整合面、溶蚀孔洞分布的粗晶— 巨晶白云岩, 以沉淀的鞍状白云石为主, 围岩为灰岩或白云岩。常伴生石英、萤石、金属硫化物（黄铁矿、方铅矿、闪锌矿）等热液矿物。

总之, 上述白云岩类型的划分方案总体上应属于成因分类, 随着时间的推移和成岩环境的变迁, 依次出现不同类型的白云岩, 更加突出了白云岩类型间的连续性和系统性。自然界中的所有白云岩都可以在上述时间序列和形成环境中找到相应的位置, 也就是说自然界中的所有白云岩都可以在表2的分类方案中找到自己的位置。

2 白云岩识别特征和成因

表2的白云岩类型划分方案给出的白云岩类型无论是岩石学特征、形成环境及时间序列的界线是清晰的, 这就为应用白云岩的岩石学特征、地球化学特征识别不同成因类型的白云岩奠定了基础。本文将通过大量的实例讨论表2所列的3类6亚类白云岩的岩石学和地球化学识别特征, 分析不同成因类型白云岩岩石学特征和地球化学特征的差异。

2.1 早期低温白云岩识别特征和成因

2.1.1 海水（岛屿）白云岩

前已述及, 海水（岛屿）白云岩应该定义为潮湿气候下形成的早期低温白云岩, 由于大量实例来自于现代海洋的岛屿环境（见表3）, 故称为海水（岛屿）白云岩, 但不仅限于岛屿环境。前人用混合水白云石化[13]和海水热对流白云石化[16]模式解释这类白云岩的成因。

表3 全球广泛分布的新生代海水（岛屿）白云岩

这类白云岩的地层时代为新近纪— 现代, 白云石化发生于准同生期, 周围被海水包围（孤立台地）, 成岩环境相对简单。白云岩或与之伴生的岩石年代新, 地层未经历过埋藏, 白云石化温度接近地表温度, 无后期埋藏成岩改造。以南海西沙群岛石岛中— 上新统为例阐述这类白云岩的岩石特征和地球化学特征[39]。小巴哈马浅滩[16]、太平洋Enewetak环礁[40]和加勒比海Cayman群岛[41]中— 上新统也发育有特征和成因相似的白云岩。

南海西沙群岛石岛西科1井中新统宣德组和上新统永乐组顶部均发育有沉积间断面（暴露面）及与之相关的生物碎屑白云岩和藻屑白云岩（图2a、2b）, 厚度分别为150 m和10 m, 原岩结构保存完好, 沉积原生孔及早表生暴露溶扩孔为主。X衍射揭示该类白云岩质纯和有序度低（0.4左右）, δ 13C、δ 18O均为正值（1‰ ~3‰ PDB）, 不具相关性, 与混合水白云石截然不同, δ 13C值随深度的变化趋势与全球同期海水变化趋势一致, 锶同位素比值位于同期海水范围内, 且变化趋势一致, 低Mn（小于40× 10-6）、低Fe（小于200× 10-6）和较高Sr（（150~250）× 10-6）含量, Sr-Fe、Sr-Mn之间无相关性, 稀土元素配分模式与现代海水类似, 氧同位素地质温度计（D47）揭示白云岩形成温度介于20~35 ℃, 白云石胶结物的同位素绝对年龄为5± 0.2 Ma, 这些均证实白云石化作用发生在沉积之后不久, 还未完全脱离海水成岩环境。

2.1.2 微生物白云岩

前已述及, 微生物白云岩指微生物活动导致的低温白云石沉淀形成的原生白云岩。特殊类型的微生物（硫酸盐还原菌、产甲烷古菌、蓝细菌等）、一定的盐度和碱度条件（盐度为35‰ ~100‰ , pH值大于8.5）、一定的温度条件（30~45 ℃）、低硫酸根和高碳酸根及镁离子浓度是低温天然白云石形成的条件。微生物活动产生的胞外聚合物（EPS）是导致白云石沉淀的主要因素[23], 高盐碱度环境嗜盐古菌通过细胞表面的羧基官能团作用促进白云石沉淀[42]。天然沉淀白云石与培养实验沉淀的白云石具有相似的球形、椭球形和哑铃状形态特征, 是微生物成因白云岩的重要识别标志[23]。现代微生物白云岩广布于阿布扎比、科隆瀉湖、拉戈阿韦梅利亚等萨布哈高盐碱度区域, 四川盆地震旦系灯影组和三叠系雷口坡组、塔里木盆地震旦系奇格布拉克组和寒武系肖尔布拉克组、华北蓟县系雾迷山组也规模发育微生物白云岩, 而且均为重要的油气储集层[43]。以阿布扎比（Abu Dhabi）萨布哈海岸微生物席内沉淀的原生白云石和四川盆地灯影组四段微生物白云岩为例, 阐述这类白云岩的岩石特征和地球化学特征。

阿布扎比现代海岸微生物席内（99.60%的微生物属种为Desulfovibrio brasiliensis）沉淀的原生白云石氧同位素组成为正-低负值（-3‰ ~7‰ PDB）, 碳同位素组成为低正值（0~2‰ PDB）[22]。这类白云岩往往以藻纹层、藻叠层、藻格架、藻砂屑、藻凝块白云岩为特征（见图2c）, 白云石具球形特征和胞外聚合物（EPS）, 原岩结构保留完好, 沉积原生孔及早表生暴露溶扩孔为主, 反映咸化环境与微生物有关的早期低温沉淀白云石特征[23]。

四川盆地灯影组四段微生物白云岩与阿布扎比海岸现代微生物白云岩具相似的岩石特征（见图2d、2e）, 白云石有序度为0.4~0.5, 氧同位素组成偏负（-8‰ ~-4‰ PDB）, 碳同位素组成为低正值（0~2‰ PDB）, 锶同位素比值与沉积期海水锶同位素比值参考值相

当[44], 富铁、低锶和锰, 阴极发光呈暗橙色, 氧同位素地质温度计（D47）揭示白云岩形成温度为30~35 ℃, 同位素绝对年龄为542~555 Ma, 与地层年龄一致。这些特征与阿布扎比现代海岸微生物白云岩具相似性, 但在某些特征上发生了变化, 如氧同位素组成更为偏负, 这与叠加埋藏成岩改造有关。

2.1.3 蒸发白云岩

早期低温白云石既有与微生物活动相关的原生沉淀白云石, 又有交代成因的蒸发白云石, 前人用渗透回流白云石化模式[10]、毛细管浓缩白云石化模式[11]和蒸发泵白云石化模式[12]解释这类白云岩的成因。蒸发白云岩形成于干旱— 蒸发性气候环境, 与微生物活动无关（因盐碱度过高导致微生物死亡）, 但比微生物白云岩具有更高的盐度（100‰ ~350‰ ）和碱度（pH值大于9）, 故其常伴生石膏结核或胶结物沉淀, 垂向上分布于微生物白云岩与膏盐岩之间。与蒸发环境相关的白云岩在各个时期广泛发育（见表4）, 以塔里木盆地中下寒武统白云岩为例（见图2f、2g）, 阐述这类白云岩的岩石特征和地球化学特征。鄂尔多斯盆地马家沟组（见图2h）和四川盆地雷口坡组（见图2i）均发育有这类白云岩, 且是重要的油气储集层。

图2 早期3类低温白云岩岩石特征
(a) 南海西沙群岛石岛, 西科1井, 中新统宣德组, 生屑白云岩, 粒间孔; （b）南海西沙群岛石岛, 西科1井, 中新统宣德组, 生屑白云岩, 粒间孔和生屑铸模孔, 白云石胶结物部分充填; （c）Abu Dhabi萨布哈海岸（据文献[22]）, 潮间带下部表层微生物席（Desulfovibrio brasiliensis）; （d）四川盆地, 磨溪17井, 5 067.35 m, 灯影组四段, 藻纹层或藻叠层白云岩, 藻架孔发育, 亮晶白云石胶结物; （e）四川盆地, 磨溪8井, 5 108.07 m, 灯四段, 藻纹层及藻叠层白云岩中的球形白云石; （f）塔里木盆地, 牙哈10井, 中下寒武统, 黄灰色膏质泥晶云岩, 蜂窝状或米粒状的膏模孔; （g）塔里木盆地, 牙哈7 X-1井, 5 833.00 m, 中寒武统, 颗粒白云岩, 粒间白云石胶结, 发育铸模孔和残留粒间孔; （h）鄂尔多斯盆地, 陕30井, 3 629.00 m, 马家沟组, 泥粉晶白云岩, 板状石膏铸模孔, 充填少量石英; （i）四川盆地, 中坝80井, 3 134.02 m, 雷口坡组, 藻格架白云岩, 等厚环边状白云石胶结物, 藻架孔和粒间孔。

表4 全球广泛发育的现代和地质历史时期的蒸发白云岩

塔里木盆地中下寒武统蒸发白云岩以含膏结核的泥晶白云岩、颗粒白云岩（粒间往往被石膏充填）为主, 上覆膏盐岩层, 原岩结构保留完好, 膏模孔、颗粒铸模孔、残留粒间孔为主（见图2f、2g）。白云石有序度为0.6~0.7, 碳稳定同位素组成为低正-低负值（-2‰ ~2‰ PDB）, 氧稳定同位素组成为低负值（-8‰ ~-4‰ PDB）, 锶同位素比值受壳源锶注入影响高于同期海水, 稀土元素配分模式与同期海水相当, Fe、Mn含量总体偏低, 不发光或发暗橙色光, 氧同位素地质温度计（D47）揭示白云岩形成温度为35~60 ℃, 形成时间与地层年龄相当或略晚。

（准）同生期3类低温白云岩的地球化学特征及变化趋势见图3。

图3 （准）同生期低温白云岩由海水（岛屿）白云岩→ 微生物白云岩→ 蒸发白云岩的地球化学特征及变化趋势
（a）白云石有序度总体偏低, 但有逐渐升高的趋势; （b）碳、氧稳定同位素组成由低正值逐渐向低负值偏移; （c）锶同位素比值由与同期海水参考值相当逐渐向高值偏移; （d）稀土元素由与同期海水参考值相当逐渐向高值偏移; （e）氧同位素温度（D47）为常温但有逐渐偏高的趋势; （f）同位素年龄与地层年龄相当或略晚

2.2 埋藏期结晶白云岩识别特征和成因

埋藏期白云石化作用形成晶粒结构和残留原岩结构两类白云岩。晶粒结构白云岩以细晶和中晶白云岩为主, 少量粗晶白云岩, 粗晶和巨晶白云岩主要见于构造-热液白云岩中, 发育晶间孔和晶间溶孔。残留原岩结构白云岩以颗粒白云岩为主, 颗粒由细、中晶白云石构成。

2.2.1 残留颗粒结构晶粒白云岩

这类白云岩的原岩可以是颗粒灰岩或蒸发白云岩。主要出现在粗颗粒结构的颗粒灰岩或蒸发白云岩中, 颗粒由细、中晶白云石构成, 细、中晶白云石的成因与晶粒结构白云岩相似, 通过埋藏环境的交代、重结晶和次生加大作用形成。正因为原岩颗粒粒度大于白云石晶粒的粒度, 原岩颗粒结构才能得以保留。晶粒结构白云岩与残留颗粒结构晶粒白云岩之间视原岩颗粒结构的保留程度, 可出现一系列的过渡类型, 故它们之间往往相互伴生或混生。以四川盆地飞仙关组鲕粒白云岩为例, 阐述这类白云岩的岩石特征和地球化学特征。

构成鲕粒白云岩的鲕粒由细晶和中晶白云石构成, 半自形— 自形晶, 粒间孔和鲕模孔发育, 方解石和白云石胶结物少见（见图4a、4b、4c）。白云石有序度0.5~0.8, 并随晶体的变大和自形程度的提高, 有序度逐渐升高, 碳稳定同位素组成为低正值（0.5‰ ~3‰ PDB）, 氧稳定同位素组成为低负值-高负值（-8‰ ~-4‰ PDB）, 并随晶体的变大和自形程度的提高, 向高负值偏移的趋势, 锶同位素比值接近于同期海水值, 轻稀土元素含量大于重稀土元素含量的配分模式反映了白云岩为埋藏成因[45], 较高的Fe、Mn含量（629.2× 10-6~1 194.0× 10-6、58.7× 10-6~83.8× 10-6）, 发强橙色光, 包裹体均一温度80~150 ℃不等, 与氧同位素地质温度计（D47）具有较高的一致性, 反映白云石形成于埋藏环境, 而且是多期次交代或重结晶作用的结果, 同位素定年揭示不同期次白云石的绝对年龄均晚于地层年龄。

图4 晚期3类埋藏、热液白云岩岩石特征
（a）四川盆地, 龙岗26井, 5 626.00 m, 飞仙关组, 粉细晶白云岩, 残留鲕粒结构, 粒间孔; （b）四川盆地, 罗家2井, 3 243.97 m, 飞仙关组, 细晶白云岩, 残留鲕粒结构, 粒间孔; （c）四川盆地, 龙岗28井, 5 976.00 m, 长兴组, 细晶白云岩, 残留颗粒结构, 晶间（溶）孔和体腔孔; （d）四川盆地, 矿2井, 2 423.00 m, 栖霞组, 砂糖状细中晶白云岩, 针孔状晶间孔发育, 岩心; （e）四川盆地, 矿2井, 2 423.55 m, 栖霞组, 细晶白云岩, 晶间（溶）孔; （f）视域同e, 原岩为砂屑生屑灰岩, 体腔孔和溶孔; （g）四川盆地, 双探8井, 7 328.60 m, 栖霞组, 中粗晶白云岩, 晶间（溶）孔; （h）四川盆地, 广元车家坝剖面, 栖霞组, 白云岩中的溶蚀孔洞部分为鞍状白云岩充填; （i）四川盆地, 露头剖面, 茅口组, 白云岩中的裂缝为鞍状白云石充填

2.2.2 晶粒结构白云岩

前已述及, 晶粒结构白云岩以细晶和中晶白云岩为主, 原岩主要为颗粒灰岩[38], 当晶粒粒度小于原岩颗粒粒度时, 原岩的颗粒结构可以得到较好的保存, 当晶粒粒度大于原岩颗粒粒度时, 原岩的颗粒结构则难以保存。随着埋藏深度的加大和白云石化作用时间的加长, 白云石晶体粒度逐渐增大。前人用埋藏-压实白云石化[15]、调整-压实白云石化[3, 14]解释这类白云岩的成因。晶粒结构白云岩在塔里木盆地上寒武统、奥陶系蓬莱坝组、鹰山组下段、鄂尔多斯盆地马四段及马五段中组合、四川盆地龙王庙组、栖霞组、长兴组和飞仙关组广布, 并往往与残留颗粒结构白云岩伴生。

以四川盆地栖霞组为例, 阐述这类白云岩的岩石特征和地球化学特征。与残留颗粒结构晶粒白云岩相比, 晶粒结构白云岩几乎见不到残留颗粒结构, 他形-半自形晶白云石为主（见图4d、4e、4f）, 晶体更为粗大, 镶嵌状接触, 晶间孔和晶间溶孔为主, 常见白云石胶结物。与残留颗粒结构晶粒白云岩具相似的地球化学特征及变化趋势, 数据变化跨度大, 反映埋藏环境持续多期次交代或重结晶的产物。

2.3 构造-热液白云岩识别特征和成因

以四川盆地栖霞组和茅口组为例。交代和沉淀两种作用导致构造-热液白云岩有两种产状。一是沿断裂系统、不整合面等深源流体通道分布的准层状、透镜状或斑块状白云岩体, 孔隙建造和破坏作用并重, 大部分孔隙是对原岩孔隙的继承, 由中粗-粗晶非典型鞍状白云石构成（见图4g）。深源富镁热液通过不整合面、断裂系统向上运移（温度比围岩环境略高：5 ℃或更高）, 导致邻近石灰岩发生交代白云石化形成白云岩体。前人用构造-热液白云石化[17]解释这类白云岩的成因。

二是沿断裂系统、不整合面、溶蚀孔洞发生沉淀形成鞍状白云石[17, 46], 由粗— 巨晶白云石构成, 围岩为灰岩或白云岩（见图4h、4i）。多以充填孔洞缝的胶结物形式产出, 以破坏孔隙为主, 残留孔洞缝。可单独产出, 也可与石英、萤石、重晶石、金属硫化物（黄铁矿、方铅矿、闪锌矿）等热液矿物共生。

构造-热液白云石具晶体粗大、弯曲的晶面、波状消光和相对较低的有序度（0.6~0.8）特征。流体包裹体均一温度和同位素温度（D47）（190~220 ℃）明显高于白云石形成时的地层埋藏温度, 流体中富集挥发分气体和18O, 高盐度（12%~25%）, 氧稳定同位素组成严重亏损（-25‰ ~-10‰ PDB）, 强烈发光或与不发光环带间互, 与Fe、Mn含量的变化有关。锶同位素比值（87Sr/86Sr）明显高于鞍状白云石赋存的围岩地层, 同位素定年揭示鞍状白云石的绝对年龄均晚于地层年龄。

埋藏期3类高温晶粒白云岩的地球化学特征及变化趋势见图5。

图5 埋藏期3类晶粒白云岩随埋深加大、温度升高的地球化学特征及变化趋势
（a）白云石有序度总体较高, 而且有逐渐偏高的趋势, 鞍状白云石有序度偏低; （b）氧稳定同位素组成由低负值逐渐向高负值偏移, 碳同位素组成可升高或降低; （c）锶同位素比值可接近或高于同期海水值, 鞍状白云石的锶同位素比值(87Sr/86Sr)明显高于其赋存的围岩地层; （d）轻稀土元素含量大于重稀土元素含量; （e）较高包裹体均一温度; （f）鞍状白云石氧同位素温度（D47）与包裹体均一温度具有较好的一致性, 显著高于围岩温度; （g）不同期次白云石的绝对年龄均晚于地层年龄。

需要指出的是, 鉴于白云岩形成后均会经历不同程度的后期成岩作用改造, 以上地球化学指标部分可能会发生一定程度的迁移, 因此在实际应用中需要结合成岩演化对地球化学数据进行具体分析。但尽管如此, 不同时间序列上形成的白云岩之间地球化学指标变化趋势应该是可以延续下来的。

3 白云岩的成储作用

前已述及, 白云岩储集层的孔隙成因一直是多年来的研究热点。根据大量实例中储集层孔隙类型及发育程度与白云石化的关系, 认为白云石化对孔隙形成的直接贡献有所夸大, 规模白云岩储集层中的孔隙主要来自对原生孔隙的继承和表生溶蚀, 部分来自埋藏溶蚀, 早期白云石化有利于孔隙的保存, 而非白云石化作用直接形成。

3.1 白云石化对孔隙建造的评价

基于理论计算结果, 封闭环境下白云石化过程中摩尔置换会导致岩石体积减小, 多数学者[32, 47, 48, 49]认为白云岩储集层中的孔隙是白云石化的产物; 黄思静等针对川东北飞仙关组晶粒白云岩储集层的地球化学分析, 提出了封闭体系下的埋藏白云石化作用可对储集层形成起重要作用[50]; 同时, 研究显示白云石化作用也会导致孔隙的破坏[29, 33, 51, 52]。因此, 总体上白云石化作用对储集层孔隙形成的贡献尚无定论。可接受的观点是根据地质条件和化学动力学反应差异, 白云石化作用可以破坏、保持或强化孔隙发育[5]。

本文针对3大盆地白云岩储集层实例的研究揭示了白云石化对孔隙改造作用的多样性, 主要体现在以下3个方面。

一是白云石化作用可以形成一定数量的孔隙。以塔中62井区良里塔格组部分云化生屑灰岩为例, 海绵骨针和组织均已发生不同程度的白云石化（见图6a、6b）, 成分以高钙白云石为主, 沿生物体自身结构分布。海绵组织在发生白云石化后明显增加了微孔缝（见图6c）。需要指出的是, 虽然该实例证明了白云石化对孔隙建造的存在, 但总体上, 由白云石化作用形成的孔隙对总体储集空间的贡献非常有限, 仅可能为后期成岩流体改造提供渗流通道, 本身无法构成规模优质储集层。

图6 白云岩储集层的储集空间类型和成因
（a）四川盆地, 龙岗001井, 长兴组, 背散射电子图像, 海绵骨针、海绵组织及海绵丝均已白云石化; （b）视域同a, Mg元素面分析图像, 背散射电子图像中的暗色组构皆由白云石组成; （c）视域a的局部放大, 背散射电子图像, 发生白云石化后产生的微孔隙（P）, 微孔隙主要发育于白云石（D）中, 方解石（L）中欠发育; （d）四川盆地, 罗家2井, 飞仙关组, 残留颗粒结构细晶白云岩, 鲕模孔; （e）塔里木盆地, 牙哈10井, 中下寒武统, 粉细晶白云岩, 埋藏溶蚀作用形成的非组构选择性溶孔; （f）四川盆地, 磨溪21井, 龙王庙组, 细晶白云岩, 白云石晶体铸模孔

二是早期白云石化有利于先存孔隙的保存。白云岩具非常强的抗压实能力, 使其具有很高的保存早期孔隙的能力。如表生环境下白云石的溶解能力远不及文石、高镁方解石及石膏等易溶矿物, 这些易溶矿物溶解形成的铸模孔之所以能得以保存, 是因为不易溶的白云石构成了铸模孔的格架（见图2f）。此外, 白云岩的抗压实导致几乎不产生压溶产物（缝合线主要见于灰岩中, 在白云岩中少见）, 缺乏埋藏胶结的物源, 这是早期与蒸发环境相关白云岩中缺乏胶结物而使先存孔隙得到保存的重要原因之一。白云岩的脆性特征容易产生脆性裂缝也是白云岩的储集层物性普遍好于灰岩的重要原因之一。

三是伴生的白云石胶结物和鞍状白云石沉淀破坏孔隙。白云石交代方解石之后如果白云石化流体继续持续供给, 就可能发生过度白云石化作用或是白云石的胶结作用, 如早表生期岩石经白云石化后, 粒间孔隙中沉淀形成的白云石胶结物（见图2b、2i）, 埋藏环境下的埋藏白云石化和热液白云石化在改造母岩或围岩的同时, 在孔洞、孔隙或裂缝中沉淀白云石, 均造成对溶蚀孔洞或裂缝的充填破坏。

3.2 白云岩储集层中的孔隙来源

虽然白云岩储集层中的孔隙主要不是来自于白云石化自身, 但仍可形成优质储集层。白云岩储集层中的孔隙主要来自于对原生孔隙的继承, 其次是早表生环境大气淡水溶蚀形成的溶扩孔和埋藏环境埋藏-热液溶蚀作用形成的溶蚀孔洞。

对于原岩结构保留完好或残留原岩结构的白云岩, 仍然保留了大量的粒间孔、格架孔（见图2d、2g、2i）、体腔孔、铸模孔（见图4c、图6d）和溶扩孔（原生孔被进一步溶蚀扩大）, 粒间孔、格架孔、体腔孔是沉积成因的原生孔隙, 铸模孔和扩溶孔与早表生大气淡水溶蚀有关。埋藏环境埋藏-热液溶蚀作用可以形成非组构选择性溶蚀孔洞（见图6e、6f）, 是白云岩储集层储集空间的重要补充。上述3种成因类型的孔隙构成了白云岩储集层储集空间的主体[53]。

4 结论

基于岩石特征、形成环境和时间序列等3个方面, 对白云岩成因进行了分类。（准）同生期低温白云石的发育与古气候古环境密切相关, 随气候由潮湿向干旱的变迁（温度、盐度和碱度的升高）, 依次发育海水（岛屿）白云岩、微生物白云岩、蒸发白云岩, 直至膏盐岩。（准）同生期低温白云石有沉淀（原白云石）和交代两种成因, （膏）泥晶白云岩和礁（丘）滩相白云岩为主, 原岩结构保留完好。埋藏期3类白云岩以晶粒白云岩为主, 原岩结构难以保留, 即使残留颗粒结构, 颗粒也由晶粒白云岩构成, 而且随着埋藏深度加大、成岩温度升高、白云石化作用时间加长, 成岩流体的变化, 白云石颗粒变粗变大, 自形程度变高。

6类白云岩的地球化学特征具明显的差异性和连续性, 但由于自然界有很多白云岩并非单一成因的, 早期低温白云岩可以叠加埋藏白云石化的改造, 埋藏期形成的晶粒结构白云岩可以叠加构造-热液白云石化的改造, 这大大增加了白云岩地球化学特征的复杂性, 需要分析随时间的推移和成岩环境的变迁, 岩石和地球化学特征的变化趋势, 给出更为综合和合理的成因解释。导致不同成因类型白云岩地球化学特征差异的原因还有待做更加深入的工作。

由于白云岩是非常重要的储集层, 储集层物性总体上好于灰岩, 白云石化被认为对孔隙建造有重要的贡献。笔者的研究认为白云石化能明显增加微孔缝, 对储集空间的贡献并不大, 但这些微孔隙的存在为成岩流体提供了通道, 为表生溶蚀、埋藏期规模白云石化和埋藏溶孔的发育奠定了基础。白云岩中的孔隙主要是对原生孔隙的继承和表生溶蚀作用, 部分来自于埋藏溶蚀作用, 过度白云石化作用导致的白云石胶结物和鞍状白云石沉淀可对孔隙造成破坏。早期白云石化有利于先存孔隙的保存（构成孔隙格架、抗压实、减少胶结物物源、产生脆性裂缝）。

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
[1] 白国平. 世界碳酸盐岩大油气田分布特征[J]. 古地理学报, 2006, 8(2): 241-250.
BAI Guoping. Distribution patterns of giant carbonate fields in the world[J]. Journal of Palaeogeography, 2006, 8(2): 241-250. [本文引用:1]
[2] LAND L S. The origin of massive dolomite[J]. Journal of Geological Education, 1985, 33(2): 112-125. [本文引用:1]
[3] HARDIE L A. Dolomitization: A critical view of some current views[J]. Journal of Sedimentary Research, 1987, 57(1): 166-183. [本文引用:3]
[4] BUDD D A. Cenozoic dolomites of carbonate island s: Their attributes and origin[J]. Earth-Science Reviews, 1997, 42(1/2): 1-47. [本文引用:2]
[5] WARREN J. Dolomite: Occurrence, evolution and economically important associations[J]. Earth-Science Reviews, 2000, 52(1): 1-81. [本文引用:4]
[6] MACHEL H G. Concepts and models of dolomitization: A critical reappraisal[C]//BRAITHWAITE C J R, RIZZI G, DARKE G. The geometry and petrogenesis of dolomite hydrocarbon reservoirs. London: Geological Society (London) Specia Publication, 2004, 235(1): 7-63. [本文引用:1]
[7] 张学丰, 刘波, 蔡忠贤, 等. 白云岩化作用与碳酸盐岩储层物性[J]. 地质科技情报, 2010, 29(3): 79-85.
ZHANG Xuefeng, LIU Bo, CAI Zhongxian, et al. Dolomitization and carbonate reservoir formation[J]. Geological Science and Technology Information, 2010, 29(3): 79-85. [本文引用:1]
[8] 黄思静. 碳酸盐岩的成岩作用[M]. 北京: 地质出版社, 2010.
HUANG Sijing. Carbonate diagenesis[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2010. [本文引用:1]
[9] 黄擎宇, 刘伟, 张艳秋, 等. 白云石化作用及白云岩储层研究进展[J]. 地球科学进展, 2015, 30(5): 539-551.
HUANG Qingyu, LIU Wei, ZHANG Yanqiu, et al. Progress of research on dolomitization and dolomite reservoir[J]. Advances in Earth Science, 2015, 30(5): 539-551. [本文引用:1]
[10] ADAMS J E, RHODES M L. Dolomitization by seepage refluxion[J]. AAPG Bulletin, 1961, 44(12): 1921-1920. [本文引用:2]
[11] BUSH P R. Some aspects of the diagenetic history of the sabkha in Abu Dhabi, Persian Gulf[C]//PURSER B H. The Persian Gulf. New York: Springer-Verlag, 1973: 395-407. [本文引用:2]
[12] MCKENZIE J A, HSU K J, SCHNEIDER J E. Movement of subsurface waters under the sabkha, Abu Dhabi, UAE, and its relation to evaporative dolomite genesis[C]//ZENGER D H, DUNHAM J B, ETHINGTON R L. Concepts and models of dolomitization. Tulsa: SEPM Special Publication, 1980, 28: 11-30. [本文引用:2]
[13] BADIOZAMANI K. The Dorag dolomitization model- application to the Middle Ordovician of Wiscons[J]. Journal of Sedimentary Petrology, 1973, 43(4): 965-984. [本文引用:2]
[14] MONTANEZ I P. Late diagenetic dolomitization of Lower Ordovician, Upper Knox Carbonates: A record of the hydrodynamic evolution of the southern Appalachian Basin[J]. AAPG Bulletin, 1994, 78(8): 1210-1239. [本文引用:2]
[15] MATTES B W, MOUNTJOY E W. Burial dolomitization of the Upper Devonian Miette buildup, Jasper National Park, Alberta[C]//ZENGER D H, DUNHAM J B, ETHINGTON R L. Concepts and models of dolomitization. Tulsa, OK: SEPM Special Publication, 1980, 28: 259-297. [本文引用:2]
[16] VAHRENKAMP V C, SWART P K. Late Cenozoic dolomites of the Bahamas: Metastable analogues for the genesis of ancient platform dolomites[C]//PURSER B, TUCKER M, ZENGER D. Dolomites (International Association of Sedimentologists Special Publication). Oxford: Blackwell Science, 1994, 21: 133-153. [本文引用:3]
[17] GRAHAM R DAVIS, LANGHORNE B, SMITH JR. Structurally controlled hydrothermal dolomite reservoir facies: An overview[J]. AAPG Bulletin, 2006, 90(11): 1641-1690. [本文引用:3]
[18] LAND L S. Failure to precipitate dolomite at 25 ℃ from dilute solution despite 1000-fold oversaturation after 32 years[J]. Aquatic Geochemistry, 1998, 4(3): 361-368. [本文引用:1]
[19] VASCONCELOS C, MCKENZIE J A, BERNASCONI S, et al. Microbial mediation as a possible mechanism for natural dolomite formation at low temperatures[J]. Nature, 1995, 377(6546): 220-222. [本文引用:1]
[20] VAN LITH Y, VASCONCELOS C, WARTHMANN R, et al. Bacterial sulfate reduction and salinity: Two controls on dolomite precipitation in Lagoa Vermelha and Brejo do Espinho (Brazil)[J]. Hydrobiologia, 2002, 485(1/2/3): 35-49. [本文引用:1]
[21] WARTHMANN R, VASCONCELOS C, SASS H, et al. Desulfovibrio brasiliensis sp. nov. , a moderate halophilic sulfate-reducing bacterium from Lagoa Vermelha (Brazil) mediating dolomite formation[J]. Extremophiles, 2005, 9(3): 255-261. [本文引用:3]
[22] BONTOGNALI T R R, VASCONCGELOS C, WARTHMANN R J, et al. Dolomite formation within microbial mats in the coastal sabkha of Abu Dhabi (United Arab Emirates)[J]. Sedimentology, 2010, 57(3): 824-844. [本文引用:2]
[23] BONTOGNALI TR R, VASCONCELOS C, WARTHMANN R J, et al. Dolomite-mediating bacterium isolated from the sabkha of Abu Dhabi(UAE)[J]. Terra Nova, 2012, 24(3): 248-254. [本文引用:5]
[24] SÁNCHEZ-ROMÁN M. Aerobic microbial dolomite at the nanometer scale: Implications for the geologic record[J]. Geology, 2008, 36(11): 879-882. [本文引用:1]
[25] SÁNCHEZ-ROMÁN M, MCKENZIE J A, DE LUCA REBELLO WAGENER A, et al. Presence of sulfate does not inhibit low-temperature dolomite precipitation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 285(1): 131-139. [本文引用:1]
[26] KENWARD P A. Ordered low-temperature dolomite mediated by carboxyl-group density of microbial cell walls[J]. AAPG Bulletin, 2013, 97(11): 2113-2125. [本文引用:2]
[27] ROBERTS J A, BENNETT P C, GONZALEZ L A, et al. Microbial precipitation of dolomite in methanogenic groundwater[J]. Geology, 2004, 32(4): 277-280. [本文引用:1]
[28] KENWARD P A, GOLDSTEIN R H, GONZALEZ L A, et al. Precipitation of low-temperature dolomite from an anaerobic microbial consortium: The role of methanogenic Archaea[J]. Geobiology, 2009, 7(5): 556-565. [本文引用:1]
[29] FAIRBRIDGE R W. The dolomite question[C]//LE BLANC R J, BREEDING J G. Regional aspects of carbonate deposition: A symposium sponsored by the society of economic paleontologists and mineralogists. Wisconsin: George Banta Company, 1957, 5: 125-178. [本文引用:2]
[30] MOORE C H. Carbonate diagenesis and porosity[M]. New York: Elsevier, 1989. [本文引用:2]
[31] LUCIA F J. Carbonate reservoir characterization[M]. Berlin: Springer-Verlag, 1999: 226. [本文引用:1]
[32] WEYL P K. Porosity through dolomitization: Conservation-of- mass requirements[J]. Journal of Sedimentary Research, 1960, 30(1): 85-90. [本文引用:2]
[33] LUCIA F J, MAJOR R P. Porosity evolution through hypersaline reflux dolomitization[C]//PURSER B, TUCKER M, ZENGER D. Dolomites (International Association of Sedimentologists Special Publication). Oxford: Blackwell Science, 1994, 21: 325-341. [本文引用:2]
[34] PURSER B H, BROWN A, AISSAOUI. Nature, origins and evolution of porosity in dolomites[C]//PURSER B, TUCKER M, ZENGER D. Dolomites (International Association of Sedimentologists Special Publication). Oxford: Blackwell Science, 1994, 21: 283-308. [本文引用:1]
[35] MOORE C H, HEYDARI E. Burial diagenesis and hydrocarbon migration in platform limestones: A conceptual model based on the Upper Jurassic of the Gulf Coast of USA[J]. AAPG Bulletin, 1989, 73(2): 166-181. [本文引用:2]
[36] FOLK R L. Practical petrographic classification of limestones[J]. AAPG Bulletin, 1959, 43(1): 1-38. [本文引用:2]
[37] DUNHAM G R. Classification of carbonate rocks according to depositional texture[C]//HAM W E. Classification of carbonate rocks, Tulsa, OK: AAPG Ehrenberg, 1962, 1: 108-121. [本文引用:1]
[38] 沈安江, 郑剑锋, 陈永权, 等. 塔里木盆地中下寒武统白云岩储集层特征､成因及分布[J]. 石油勘探与开发, 2016, 43(3): 340-349.
SHEN Anjiang, ZHENG Jianfeng, CHEN Yongquan, et al. Characteristics, origin and distribution of dolomite reservoirs in Lower-Middle Cambrian, Tarim Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2016, 43(3): 340-349. [本文引用:2]
[39] 张建勇, 郭庆新, 寿建峰, 等. 新近纪海平面变化对白云石化的控制及对古老层系白云岩成因的启示[J]. 海相油气地质, 2013, 18(4): 46-52.
ZHANG Jianyong, GUO Qingxin, SHOU Jianfeng, et al. Control of Neogene global eustasy on dolomitization: Revelation to the origin of dolomitization in paleostrata[J]. Marine Origin Petroleum Geology, 2013, 18(4): 46-52. [本文引用:1]
[40] SALLER A H, DICKSON J A D. Partial dolomitization of a Pennsylvanian limestone buildup by hydrothermal fluids and its effect on reservoir quality and performance[J]. AAPG Bulletin, 2011, 95(10): 1745-1762. [本文引用:1]
[41] BRIAN JONES, ROBERT W LUTH. Dolostones from Grand Cayman, British West Indies[J]. Journal of Sedimentary Research, 2002, 72(4): 559-569. [本文引用:1]
[42] LASIC D D. Applications of liposomes[C]//LIPOWSKY R Z, SACKMANN E. Structure and dynamics of membranes. Amsterdam, Netherland s: Elsevier, 1995: 491-519. [本文引用:1]
[43] 罗平, 王石, 李朋威, 等. 微生物碳酸盐岩油气储层研究现状与展望[J]. 沉积学报, 2013, 31(5): 807-823.
LUO Ping, WANG Shi, LI Pengwei, et al. Review and prospectives of microbial carbonate reservoirs[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2013, 31(5): 807-823. [本文引用:1]
[44] HALVERSON G P, DUDÁSF Ö, MALOOF A C, et al. Evolution of the 87Sr/86Sr composition of Neoproterozoic seawater[J]. Paleogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2007, 256(3/4): 103-129. [本文引用:1]
[45] 李鹏春, 陈广浩, 曾乔松, 等. 塔里木盆地塔中地区下奥陶统白云岩成因[J]. 沉积学报, 2011, 29(5): 842-856.
LI Pengchun, CHEN Guanghao, ZENG Qiaosong, et al. Genesis of Lower Ordovician dolomite in Central Tarim Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2011, 29(5): 842-856. [本文引用:1]
[46] WHITE D E. Thermal waters of volcanic origin[J]. Geological Society of America Bulletin, 1957, 68(12): 1637-1658. [本文引用:1]
[47] BRACH D K. Depositional and digenetic history of Pliocene- Pleistocene carbonates of northwestern Great Bahama Bank; evolution of a carbonate platform[D]. Miami: University of Miami, 1982: 600. [本文引用:1]
[48] 徐亮. 东营凹陷碳酸盐岩白云石化储层孔隙形成机理研究[J]. 矿物岩石地球化学通报, 2013, 32(4): 463-467.
XU Liang. Effects of dolomitization in carbonate rocks on reservoir porosity in the Dongying Depression[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2013, 32(4): 463-467. [本文引用:1]
[49] 韩银学, 李忠, 刘嘉庆, 等. 塔河地区鹰山组灰岩白云石化成因及其对储层的影响[J]. 地质科学, 2013, 48(3): 721-731.
HAN Yinxue, LI Zhong, LIU Jiaqing, et al. Genesis of dolomites in limestone of Yingshan Formation and their effects on poroperm characteristics of carbonate reservoir in Tahe area[J]. Chinese Journal of Geology, 2013, 48(3): 721-731. [本文引用:1]
[50] 黄思静, QING H R, 胡作维, 等. 封闭系统中的白云石化作用及其石油地质学和矿床学意义: 以四川盆地东北部三叠系飞仙关组碳酸盐岩为例[J]. 岩石学报, 2007, 23(11): 2955-2962.
HUANG Sijing, QING H R, HU Zuowei, et al. Closed-system dolomitization and the significance for petroleum and economic geology: An example from Feixianguan carbonates, Triassic, NE Sichuan basin of China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(11): 2955-2962. [本文引用:1]
[51] SCHMOKER J W, HALLEY R B. Carbonate porosity versus depth: A predictable relation for south Florida[J]. AAPG Bulletin, 1982, 66(12): 2561-2570. [本文引用:1]
[52] HALLEY R B, SCHMOKER J W. High porosity Cenozoic carbonate rocks of south Florida: Progressive loss of porosity with depth[J]. AAPG Bulletin, 1983, 67(2): 191-200. [本文引用:1]
[53] 沈安江, 赵文智, 胡安平, 等. 海相碳酸盐岩储集层发育主控因素[J]. 石油勘探与开发, 2015, 42(5): 545-554.
SHEN Anjiang, ZHAO Wenzhi, HU Anping, et al. Major factors controlling the development of marine carbonate reservoirs[J]. Petroleum Exploration and Development, 2015, 42(5): 545-554. [本文引用:1]