石油勘探与开发 >

2022 , Vol. 49 >Issue 6: 1080 - 1093

DOI: https://doi.org/10.11698/PED.20220170

油气勘探

济阳坳陷古近系沙河街组湖相富有机质页岩白云石成因及成岩演化

  • 滕建彬 , 1, 2, 3 ,
  • 邱隆伟 1 ,
  • 张守鹏 2, 3 ,
  • 马存飞 1
展开
  • 1.中国石油大学（华东）地球科学与技术学院，山东青岛 266580
  • 2.中国石化胜利油田分公司勘探开发研究院，山东东营 257015
  • 3.中国石化页岩油气勘探开发重点实验室，北京 100083

滕建彬（1980-），男，山东青州人，中国石化胜利油田分公司勘探开发研究院研究员（自然科学），主要从事油气储集层成因、成岩演化及储集性评价研究。地址：山东省东营市东营区聊城路2号，中国石化胜利油田分公司勘探开发研究院。邮政编码：257000。E-mail：

收稿日期: 2022-03-08

  修回日期: 2022-10-07

  网络出版日期: 2022-11-17

基金资助

国家自然科学基金项目(42172153)

国家自然科学基金项目(41802172)

中国石化重点实验室项目“济阳坳陷古近系细粒沉积特征与古湖泊演化”(KL21042)

胜利油田分公司项目“东营凹陷沙四段页岩沉积成岩事件与孔缝成因研究”(YKS2101)

收起

Origin and diagenetic evolution of dolomites in Paleogene Shahejie Formation lacustrine organic shale of Jiyang Depression, Bohai Bay Basin, East China

  • TENG Jianbin , 1, 2, 3 ,
  • QIU Longwei 1 ,
  • ZHANG Shoupeng 2, 3 ,
  • MA Cunfei 1
Expand
  • 1. School of Geosciences, China University of Petroleum (East China), Qingdao 266580, China
  • 2. Exploration and Development Research Institute, Shengli Oilfield Company, Sinopec, Dongying 257015, China
  • 3. Key Laboratory of Shale Oil/Gas Exploration and Production, Sinopec, Beijing 100083, China

Received date: 2022-03-08

  Revised date: 2022-10-07

  Online published: 2022-11-17

Fold

摘要

通过岩石学、X衍射全岩成分分析、稳定碳氧同位素组成分析，以及微量元素和稀土元素组成分析，对济阳坳陷古近系沙河街组页岩中白云石的成因进行研究。结果表明，研究区沙河街组湖相富有机质页岩中的白云岩发育规模小，可识别出3种白云石矿物：原生白云石（D1）、准同生白云石（D2）和铁白云石（Ak）。D1具有原生球形白云石的结构，高镁高钙，白云石有序度为0.3~0.5，且普遍具有外缘次生加大现象和内核溶蚀孔共存的特征；D2有序度为0.5~0.7，具有次生加大、高镁高钙和含铁锰元素的特点；Ak具有高有序度（0.7~0.9）、菱形晶、高镁、高钙和高铁的特征。在利用碳氧同位素组成和稀土元素分馏特征佐证泥晶方解石为原生成因的基础上，根据共生白云石和泥晶方解石之间的氧同位素组成分馏方程，计算得到研究区页岩中白云石的形成温度为36.76~45.83 ℃，属于湖相低温白云石。此外，基于原生和准同生白云石晶体的熟化生长机制，恢复了与研究区沙河街组湖相页岩成岩环境相对应的白云石成岩序列和白云石化作用进程。

关键词： 济阳坳陷; 古近系沙河街组; 富有机质页岩; 白云石成因; 同位素分馏; 稀土元素; 成岩演化; 白云石有序度

本文引用格式

滕建彬 , 邱隆伟 , 张守鹏 , 马存飞 . 济阳坳陷古近系沙河街组湖相富有机质页岩白云石成因及成岩演化[J]. 石油勘探与开发, 2022 , 49(6) : 1080 -1093 . DOI: 10.11698/PED.20220170

Abstract

The origin of dolomite in Shahejie Formation shale of Jiyang Depression in eastern China were studied by means of petrologic identification, compositional analysis by X-ray diffraction, stable carbon and oxygen isotopic composition, and trace element and rare earth element analyses. The results show that the development of dolomite is limited in the lacustrine organic rich shale of Shahejie Formation in the study area. Three kinds of dolomite minerals can be identified: primary dolomite (D1), penecontemporaneous dolomite (D2), and ankerite (Ak). D1 has the structure of primary spherical dolomite, high magnesium and high calcium, with order degree of 0.3-0.5, and is characterized by the intracrystalline corrosion and coexistence of secondary enlargement along the outer edge. D2 has the characteristics of secondary enlargement, order degree of 0.5-0.7, high magnesium, high calcium and containing a little iron and manganese elements. Ak is characterized by high order degree of 0.7-0.9, rhombic crystal, high magnesium, high calcium and high iron. The micritic calcite belongs to primary origin on the basis of the carbon and oxygen isotopic compositions and the fractionation characteristics of rare earth elements. According to the oxygen isotopic fractionation equation between paragenetic dolomite and calcite, it is calculated that the formation temperature of dolomite in the shale is between 36.76-45.83 ℃, belonging to lacustrine low-temperature dolomite. Based on the maturation and growth mechanism of primary and penecontemporaneous dolomite crystals, a dolomite diagenetic sequence and the dolomitization process are proposed, which is corresponding to the diagenetic environment of Shahejie Formation shale in the study area.

Key words： Jiyang Depression; lower Sha3 Member; upper Sha 4 Member; organic shale; dolomite; isotope fractionation; rare earth element; diagenetic evolution

0 引言

白云石的形成和演化过程具有复杂的成核和沉淀动力学机制，是地学领域一个重要的科学问题[1⇓⇓⇓-5]。它既可以来自于生物诱导条件下的微生物原生成因，也可来源于埋藏白云石化，亦可源于孔隙热液交代成因。迄今为止，科学界已发表了众多白云岩成因假说和成果，包括原生成因、微生物成因、渗透回流、热液成因、埋藏白云石化、准同生白云石化作用等[6⇓⇓⇓-10]。虽然在一些现代湖泊和海湾中发现了低温白云石，但对其形成的动力学和地球化学机制仍不明了，而关于古湖泊中白云石的形成问题更是科学研究的难点。通过培养实验，已有研究证实了原生白云石的形成过程，并找到了揭示原生白云石或富钙白云石成核机制的新线索[5⇓-7]，即细胞外聚合物（EPS）起到了关键作用，细菌细胞壁包含有机阴离子官能团，可能会促进钙离子和镁离子的结合，从而克服镁离子水化和成核障碍[7⇓-9]。在富有机质的沉积物中，硫酸盐还原菌参与了原生白云石和高镁方解石的形成。虽然最先形成的微纳米球形白云石在沉积物中经历埋藏成岩、重结晶和有序化，原始的球形结构很难被保存和识别，但是仍在一些古老的白云质叠层石中发现了类似球形白云石结构[9]。近年来，新的实验研究和分子动力学模拟发现，黏土矿物不仅有助于镁离子置换进入菱面体白云石中，还可促进微区溶质的过饱和[5⇓⇓-8]。
近年来，中国陆相和海相页岩层系油气勘探均获得重大突破。以济阳坳陷为代表的陆相湖盆，于半深湖—深湖相中发育了大套古近系沙河街组页岩沉积，主体岩性为富有机质泥质灰岩和灰质泥岩，TOC值为2%~5%，具有优越的生烃条件[11⇓⇓⇓⇓-16]。沙河街组页岩主体处于中成岩阶段，黏土矿物转化、碳酸盐矿物重结晶、碳酸盐矿物溶蚀、白云石化及有机质生烃增压等成岩事件是研究区页岩油成储成藏的关键要素[12-13]。既然白云石化是评价页岩储集层成岩演化的重要指标，白云石成因与成岩过程的研究就显得十分重要。因为白云石晶体记录了大量的有关于形成环境、结晶速率、晶体生长特征和流体性质方面的地质信息[3⇓-5,7⇓⇓⇓ -11]，所以可用以揭示在其形成和成岩演化过程中经历的交代、重结晶、铁白云石化、去白云石化、离子置换等一系列成岩作用[16⇓⇓⇓-20]。
利用场发射扫描电子显微镜进行岩石矿物微纳米形貌分析，同时借助能谱仪测定矿物的元素组成和主要元素的质量百分含量，可定量化对比不同晶型白云石的元素组成差异，这也是现今国际上研究白云石元素组成和形成过程的重要手段[14,16,19]。
济阳坳陷大套白云岩主要发育在下古生界奥陶系冶里组—亮甲山组和寒武系凤山组，厚度为90~120 m。而沙河街组湖相页岩中的白云岩单层厚度一般小于30 cm，呈纹层状和层状产出于灰质白云岩和白云质灰岩中。页岩油勘探实践表明，虽然济阳坳陷沙河街组湖相页岩中的白云岩厚度和范围非常有限，但是由于封闭环境中的白云石化作用是一种建设性成岩过程，可改善孔隙发育程度，有利于烃类储集与渗流[12-13]。因而页岩沉积中的薄层白云岩往往具有优越的储集性和渗透能力[12⇓⇓-15]，易于成为页岩油气的良好产层。根据准同生白云石化和构造热液白云石化模式[10,20]，难以解释济阳坳陷湖相页岩中白云石的零星分布或薄层产出的原因。为此，本文通过分析页岩中白云石的发育特点、碳酸盐矿物的碳氧同位素组成、分馏特征，以及稀土元素的成岩环境，揭示流体与岩石的相互作用，阐明白云石的成因、演化及成岩序列。

1 地质背景

济阳坳陷位于渤海湾盆地西南部，夹持于埕宁隆起和鲁西隆起之间，近东西走向，属于一级负向构造单元，具有“北断南超”箕状构造特征。以古生界基岩为底，济阳坳陷自南向北发育了东营、惠民、沾化、车镇4个次级凹陷（见图1）。湖盆于始新世早期进入断陷稳定期，构造运动相对稳定，沉积了巨厚的沙三段下亚段和沙四段上亚段暗色页岩。其中车镇凹陷和沾化凹陷沙三段下亚段的页岩厚度为300~450 m，东营凹陷和惠民凹陷沙三段下亚段的页岩厚度为200~250 m。车镇凹陷和惠民凹陷沙四段上亚段的页岩厚度为50~120 m，东营凹陷和沾化凹陷沙四段上亚段的页岩厚度为250~300 m。据页岩油资源评价最新结果，东营凹陷和沾化凹陷沙四段上亚段和沙三段下亚段烃源岩的生油潜力最优越[11]。为推进济阳坳陷沙河街组页岩油勘探大突破，优先选择在东营凹陷和沾化凹陷钻探了4口专探井，系统取心1 130余米，自上而下钻遇沙三段下亚段、沙四段上亚段烃源岩，岩石类型包括互层的白云质泥岩、泥质（云）灰岩、灰质泥岩与（云）灰岩等。
图1 济阳坳陷构造概要及地层综合柱状图

2 样品与测试方法

本项研究的样品采自济阳坳陷11口探井的沙河街组岩心，其中沾化凹陷5口，东营凹陷6口，岩心长度累计1 260余米，共计3 501块次。利用蔡司偏光显微镜（AxioimagerA2POL）开展岩石学分析，利用FEI场发射扫描电子显微镜（Quanta 450 FEG）进行岩石矿物微纳米形貌分析，利用能谱仪（GENESIS-EDX_PV 8362/10）测定元素组成，利用菲利普X射线衍射仪（D/max-2500PC型）分析全岩矿物组分，执行标准SY/T 5163—2018，测定功率18 kW，衍射角20°~157°。采用Agilent7900型激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（La-ICP-MS）测定常微量和稀土元素，配备NWR193UC激光剥蚀系统，激光束斑30 μm，剥蚀深度20~30 μm，激光脉冲10 Hz，能量34~40 mJ。He气作为载气，选用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610作为外标。利用MAT251同位素质谱仪测定碳氧同位素组成，执行标准SY/T 5238—2019，测试精度及误差范围：碳同位素值为±0.2‰，氧同位素值为±0.3‰。

3 白云石的分布与赋存

3.1 白云石的宏观分布

济阳坳陷古近系沙河街组页岩中的白云岩主要分布在半深湖—深湖环境中的局限洼地处，多含泥质和灰质，主要为过渡类的泥质白云岩、白云质泥岩、灰质白云岩、含灰质白云岩，厚度超30 cm的纯白云岩层非常少见。由于其成因机制不清楚，目前平面上无法预测其分布。从樊页1井至牛页1井的连井剖面（见图2）可以看出，沙四段上亚段页岩的埋藏深度为2 950~3 470 m。白云岩完全夹在纹层状泥质灰岩和灰质泥岩中，或与泥质粉砂岩、粉砂质泥岩互层。单层厚度一般为0.5~20.0 cm，多层累计厚度一般不超过5 m，横向连续性差。沙四段上亚段下部为低能静水环境下沉积的泥质白云岩和白云岩，夹持于纹层状泥质灰岩中，向上过渡为纹层状泥质灰岩与灰质泥岩互层，在互层中仍可见厚0.5~5.0 cm的泥晶白云石纹层。虽然泥质白云岩和灰质白云岩夹层的发育规模小，仅占页岩层系的5%~15%，不是主体岩相，但是这类静水低能环境的沉积物在区内广泛分布于页岩层系中，横向变化大、连续性差。
图2 东营凹陷樊页1井—牛页1井沙四段上亚段连井剖面
尽管研究区页岩层系中缺乏白云岩，但是页岩的矿物组分中却不缺乏白云石。页岩样品的X衍射全岩分析数据表明，白云石作为一种常见矿物，广泛见于东营凹陷的牛庄洼陷（牛页1井）、利津洼陷（利页1井）、博兴洼陷（樊页1井），以及沾化凹陷的渤南洼陷（罗69井）的4口页岩油专探井岩心中。在（含）白云质泥岩和灰岩中，白云石作为岩石次要矿物，绝对百分含量一般低于20%。但在泥质白云岩和泥灰质白云岩中，白云石的绝对含量可高于40%。

3.2 白云石的产状与赋存特征

以牛页1井沙三段下亚段至沙四段上亚段页岩为例，页岩中的白云石主要有3种分布形式（见图3），纹层—层状分布、晶粒状分散分布，少量呈波状和透镜状分布。
图3 牛页1井沙河街组页岩白云石的3种产状的薄片照片

（a）3 326.24 m，白云石含量58%，纹层状分布；（b）3 354.69 m，白云石含量23%，纹层状分布；（c）3 372.65 m，白云石含量38%，白云石集合体被黏土、有机质、长英质分割呈波状和透镜状，可能受湖水底流影响；（d）3 375.30 m，白云石含量30%，纹层状分布；（e）3 391.02 m，白云石含量64%，纹层状分布；（f）3 420.39 m，白云石含量52%，纹层状分布；（g）3 426.36 m，白云石含量49%，分散分布在黏土和有机质纹层中；（h）3 467.08 m，白云石含量90%，泥晶白云岩，见藻孔；（i）3 468.40 m，白云石含量89%，泥晶白云岩；（j）3 337.31 m，白云石与炭化有机质；（k）3 441.33 m，白云石含量12%，产出于黏土与有机质纹层中；（l）3 441.87 m，白云石含量13%，分散分布于泥质灰岩的黏土与有机质纹层中

3.2.1 纹层—层状分布白云石

常见于含白云质泥质灰岩、泥质白云岩、含泥白云岩、含灰质泥质白云岩、白云质灰岩、泥晶白云岩等岩性中。显微晶—微晶白云石集合体呈纹层状分布，纹层厚度一般为0.1~0.7 mm，纹层近乎平直延伸，连续性好（见图3a），常见与泥晶方解石纹层（厚度0.2~0.4 mm）间互（见图3b），与黏土有机质纹层（厚度0.1~0.5 mm）间互（见图3c），被富含黄铁矿的黏土有机质纹层夹持（见图3d），纹层间界线清晰，未受交代作用破坏，保留了沉积时的特点。纹层状白云石条带不具备白云石脉特征（见图3e、图3f），部分被黏土纹层和有机质纹层夹持的白云石微含铁，茜素红染色呈浅蓝色（见图3g）。
泥晶白云岩呈层状产出，几乎全由晶粒小于5 μm的泥晶白云石构成（见图3h、图3i），结构均匀，具显微层理，呈近水平状和微小波状，同样未受交代作用的改造，纹层厚度一般为0.3~0.6 mm，生物残体很少见，纹层中发育少量藻类铸模孔（见图3h）。泥晶白云石晶体大小均一，它形晶，少许黄铁矿晶体分布其中。

3.2.2 晶粒状分散分布白云石

在富有机质块状和纹层状灰质泥岩中，晶粒状分散分布的白云石几乎全部产出于黏土、长英质和有机质的混合纹层中。细晶白云石结晶程度高，常与炭质共存（见图3j），晶体直径100~300 μm，是周围黏土和长英质矿物粒径的几百倍。这类白云石矿物来自于埋藏早期有机质的炭化过程，细胞外聚合物含有机阴离子官能团，可促进钙离子和镁离子的结合，克服镁离子水化和成核障碍，形成细晶白云石[4⇓⇓-7]。在压实作用下，塑性的黏土矿物发生褶皱变形包裹白云石。
在纹层状富有机质泥质灰岩中，泥晶方解石纹层与黏土、长英质和有机质的混合纹层间互，显微晶—微晶白云石分散分布于混合纹层之中（见图3k），白云石的粒径普遍大于其他物质组分。常见黏土、黄铁矿、白云石、长英质和有机质的复杂混合纹层中富集球粒状黄铁矿。晶粒状白云石要么孤立分布，要么分散分布于黏土、长英质和有机质的混合纹层中，与方解石界线截然，无任何交代现象。微晶白云石嵌入泥晶方解石纹层中的现象（见图3k）和呈碎屑状分散分布于黏土中的现象（见图3l）均表明白云石的形成早于页岩固结成岩。

3.2.3 波状和透镜状分布白云石

见少量透镜状分布的白云岩，新鲜面呈灰黑色，层厚0.1~0.3 mm，白云石晶粒结构，晶粒直径1~5 μm。白云岩透镜体长轴近水平定向分布，被黏土、长英质碎屑和有机质混合沉积物分隔，具有细粒混积特征[13]。偶见波状分布的白云石集合体，被黏土、有机质、长英质等物质错断，推测其受事件性湖水底流的影响（见图3c）。泥晶方解石集合体可能受微生物藻席影响，部分呈微型透镜状或丘状，与波状白云石纹层间互发育。波状白云岩新鲜面大多呈灰白色，泥晶结构，波状构造，白云石晶体直径一般小于1 μm，少量1~3 μm。部分波状白云岩新鲜面呈灰褐色，晶粒结构，岩石中见同生钙藻，藻孔内充填方解石（见图3h）。

3.3 白云石晶型与类型

为了从微观形貌和元素含量上进一步区分白云石的类型，利用扫描电镜-能谱元素分析，准确识别白云石的内核和外缘、铁白云石等特征。根据利页1、樊页1、牛页1等井岩心的岩石学分析和能谱元素测定，识别出3种白云石矿物：自生白云石（D1）、准同生白云石（D2）和铁白云石（Ak）。
D1识别标志：白云石结晶程度低，形似微米球，直径1~15 μm，横切面呈圆形或椭圆形，元素组成上具有高镁高钙、几乎不含铁的特征，D1常发育晶内溶蚀孔。测得7个自生白云石的元素质量分数，Mg为8.03%~11.21%，平均为9.10%；Ca为10.20%~37.43%，平均为14.75%；Fe为0~1.79%，平均为1.32%。
D2识别标志：结晶程度较D1略高，常附着于D1表面呈次生加大生长，直径2~5 μm，元素组成上具有高镁高钙、微含铁元素的特点，且越靠晶体边缘Fe含量越高，少部分晶体边缘呈菱形晶。测得5个准同生白云石的元素质量分数，Mg为2.40%~7.09%，平均为5.20%；Ca为11.02%~34.45%，平均为23.61%；Fe为2.42%~3.90%，平均为2.90%。
Ak识别标志：结晶程度最高，横切面呈菱形，直径2~9 μm，常附着于D1表面呈次生加大生长，元素组成上具有高镁、高钙、高含铁的特点，常具雾心亮边结构。测得17个铁白云石的元素质量分数，Mg为2.84%~6.17%，平均为4.54%；Ca为2.47%~38.03%，平均为18.64%；Fe为4.13%~15.07%，平均为7.45%。
在背散射扫描电子显微镜（SEM）图像中，由于铁含量的差异，铁白云石晶体比白云石晶体成像相对更亮。约60%的白云石晶体保留了其原始形态，约40%的白云石晶体形成了次生加大边缘，次生加大边缘由环带状结构的亚微晶—微晶白云石组成（见图4）。白云石和铁白云石的分布具有选择性，黏土、长英质矿物和有机质的混合纹层中常见白云石和铁白云石产出，泥晶方解石纹层中极少见白云石和铁白云石产出。这与微生物诱导原生白云石易发育于黏土、长英质和有机质等同沉积物质中的相关认识相一致[21⇓-23]。
图4 牛页1井3 296 m井深沙三段下亚段页岩中白云石等矿物的微形貌与能谱图

Ak—铁白云石；Cc—方解石；Clay—黏土；D1—自生白云石；D2—准同生白云石；Ic—菱铁矿；Pr—黄铁矿；Q—石英颗粒（a）白云石和铁白云石微晶—细晶分散分布；（b）白云石和铁白云石微晶—细晶分散分布，个别微晶—细晶结构；（c）白云石和铁白云石微晶—细晶分散分布，铁白云石生长期次明显，见晶内溶蚀；（d）铁白云石晶内溶蚀现象；（e）菱铁矿、黄铁矿、铁白云石和方解石共生；（f）菱铁矿、白云石和铁白云石共生

4 白云石的成因与演化序列

4.1 沉积成岩环境

4.1.1 沉积环境与碳酸盐矿物成因

沉积环境包括湖盆类型、气候条件、沉积介质的物理化学条件等要素，控制了水体性质与白云石的成因类型。古近纪济阳古湖泊为相对封闭的湖盆，沙四段上亚段—沙三段下亚段沉积时期，古气候由干热向潮湿转化，S/Fe值大于1和黄铁矿富集均反映了该时期为稳定的还原性水体环境，页岩纹层细密程度受盐度分层与物源供给速率低的影响，页理发育表明页岩形成于半深湖—深湖静水环境中[11⇓-13]。
研究区12口井147个样品（页岩和地层水样品）的碳氧同位素组成测定结果显示，东营凹陷沙三段下亚段δ13C值为1.8‰~6.5‰，平均为3.5‰。沙四段上亚段δ13C值为-4.8‰~6.5‰，平均为2.5‰。东营凹陷沙三段下亚段δ18O为-11.4‰~-7.1‰，平均为-8.6‰。沙四段上亚段δ18O值为-13.0‰~-3.4‰，平均为-9.1‰。沾化凹陷沙三段下亚段δ13C值为1.7‰~4.7‰，平均为3.4‰。沙四段上亚段δ13C值为-6.7‰~-3.0‰，平均为-5.1‰。沾化凹陷沙三段下亚段δ18O值为-11.1‰~7.0‰，平均为-9.5‰。沙四段上亚段δ18O值为-13.3‰~-5.6‰，平均为-9.1‰。
利用碳酸盐碳氧同位素组成分析可区分碳酸盐矿物的成因，即甲烷细菌活动生成生物气、细菌硫酸盐还原、有机质脱羧生烃3种主导同位素分馏的机制[16⇓-18,24 -25]。东营凹陷沙三段下亚段样品的碳氧同位素组成均分布于①区（见图5），沙四段上亚段样品分布于①区和③区；沾化凹陷沙三段下亚段样品的碳氧同位素组成均分布于①区，沙四段上亚段少量样品点分布于②和③区[16,18]。图5中①区代表封闭成岩环境，碳酸盐的同位素组成主要受甲烷细菌活动生成生物气的影响；②区代表半封闭成岩环境，碳酸盐成因与有机质脱羧作用相关；③区代表开放成岩环境，隶属埋藏较浅时与硫酸盐还原作用有关的碳酸盐。东营凹陷沙三段下亚段样品的碳氧同位素组成散点全部落在①区（见图5），表明了甲烷为主体的生物气对页岩中碳酸盐矿物δ13C的组成影响最大，δ18O值强烈偏负表明后期经历了封闭环境中的溶蚀与重结晶作用的改造。沙四段上亚段少量页岩样品的C和O同位素值落在③区，极可能与硫酸盐还原作用有关。
图5 济阳坳陷沙河街组页岩中碳酸盐的碳氧同位素组成散点图
选取牛页1井和樊页1井沙四段上亚段的页岩样品，分离亮晶和泥晶方解石，碳氧同位素组成检测结果表明，二者的δ13C值相近，δ18O值差别大（见图5a）。泥晶方解石δ13C值为0.2‰~4.8‰，平均为3.1‰。亮晶方解石的δ13C值为2.8‰~6.5‰，平均为4.1‰。泥晶方解石的δ18O值为-11.5‰~-8.4‰，平均为-9.4‰。亮晶方解石的δ18O值为-13.2‰~-5.7‰，平均为-11.1‰。
前人研究认为大气中无机碳的δ13C值约为-7‰[22⇓-24]。当碳为有机来源时，其δ13C值变化范围宽，一般为-33‰~-18‰[18]。在碳酸盐矿物析出结晶的过程中，碳同位素组成发生分馏作用，造成新生碳酸盐矿物的碳同位素组成一般比母源碳同位素组成偏重9‰~10‰[16⇓-18]。如果碳酸盐矿物的碳全部来自于有机质，δ13C值为-23‰~-8‰，而当碳酸盐胶结物的碳全部为无机来源时，其δ13C值可达3‰[18]。研究区样品中的亮晶方解石和泥晶方解石主要为无机碳库来源，泥晶方解石更倾向于湖盆生物-化学碳酸盐成因，δ18O值域表明其经历过较弱的氧同位素组成分馏[16⇓⇓⇓-20,26]。亮晶方解石的δ18O值更为偏负，表明其经历过强烈的重结晶和氧同位素组成分馏作用。
测得牛页1井5块页岩（深度为3 439.23~3 489.79 m）中白云石的δ13C值为-4.81‰~-3.09‰，δ18O值为-4.50‰~-2.17‰。产自相邻纹层的泥晶方解石δ13C值为-0.42‰~-5.83‰，δ18O值为-9.38‰~-6.76‰。假若白云石与泥晶方解石均来自古湖泊水体的生物化学沉淀，则二者与古湖水之间存在密切的氧同位素组成分馏关系。根据共生白云石和方解石的氧同位素组成，由白云石-方解石之间的氧同位素组成分馏方程可计算白云石形成温度[26-27]。
1000lnα=0.45×106T-2-0.4（100<T≤.650）
1000lnα=0.52×106T-2-0.5（0≤T≤100）
根据（1）式计算得到的白云石形成温度为17.85~26.53 ℃，根据（2）式计算的白云石形成温度为36.76~45.83 ℃，显然属于湖相低温白云石的形成温度。碳氧同位素组成数据点落在③区开放成岩环境，属于埋藏较浅时与硫酸盐还原作用有关的碳酸盐矿物，这是研究区页岩层系内白云石为原生和准同生白云石最有力的证据之一。

4.1.2 元素与环境响应

激光烧蚀电感耦合等离子体质谱主微量元素分析结果表明，原生沉积物（泥质和泥晶方解石纹层）中的Th和U元素的富集程度高于成岩方解石脉（见表1）。以东营凹陷牛55-X1井富有机质纹层状泥质亮晶灰岩为例，4种组分之间的常微量元素分布特征具有明显差异，亮晶方解石脉和泥晶方解石富集Ca元素。泥质纹层由黏土矿物、长英质矿物和有机质组成，Al、Si、Mn、Fe元素最为富集。泥质纹层与亮晶方解石纹层接触面富集Sr元素，亮晶方解石脉具有显著的Sr正异常，反映了Sr在流体成岩过程中积极参与的特点。Th和U含量由高到低的顺序为：泥质纹层、泥晶方解石、泥质纹层与亮晶方解石纹层接触面、亮晶方解石脉，反映出原生沉积物中的Th和U元素在压实成岩过程中的再分配顺序（见表1）。Th和U元素难溶于地层水，易于被黏土和有机质吸附，因而亮晶方解石脉相对亏损Th和U元素。
表1 研究区牛55-X1井3 350 m深度段页岩4种组分Th和U含量
组分类型 Th含量/10-6 U含量/10-6
范围 平均值 范围 平均值
亮晶方解石脉 0.003~3.990 0.873 0.004~3.140 0.700
泥质与亮晶方解石接触面 0.800~1.570 1.150 0.720~1.610 1.140
泥质纹层 4.880~6.710 5.270 3.920~6.690 4.710
泥晶方解石 2.380~5.160 3.790 1.890~5.140 3.260
稀土元素分馏特征可用于区分页岩中的原生沉积层和成岩脉体[28-29]。泥晶方解石和泥质纹层的轻重稀土元素含量比平均值分别为20.28（范围9.40~29.07）和11.65（范围6.96~15.92），轻、重稀土元素分异较明显。4种组分的稀土元素分布模式表现为原生沉积物相对富集轻稀土元素，亏损重稀土元素（见图6）。因为稀土元素难溶于水，所以从原生沉积物层进入地层水的稀土含量非常少，成岩流体沉淀形成的方解石脉轻稀土元素和重稀土元素明显低于原始沉积的泥质和泥晶方解石（见图6），表现为弱负异常和亏损特征。与北美页岩相比，4种组分均表现为δCe弱负异常和δEu弱正异常的特点（见图6）。泥晶方解石、泥质纹层与亮晶方解石纹层接触面的铈异常程度（Ceanom）平均值均大于-0.1，Ce表现为正异常，属于有利于有机质保存的还原环境[20,28 -29]。亮晶方解石脉的Ceanom平均值为-0.16，表明Ce3+在成岩脉体中的分异模式不同于原生沉积物。从（La/Sm）cn（所测样品的镧（La）与钐（Sm）元素经北美页岩标准化后的比值）和（Gd/Yb）cn（所测样品的钆（Gd）与镱（Yb）元素经北美页岩标准化后的比值）反映的轻、重稀土元素之间的分异程度看，由强到弱的顺序为：泥质纹层与亮晶方解石纹层接触面、泥晶方解石、方解石脉、泥质纹层。
图6 纹层状泥质亮晶灰岩标准化稀土元素分布
综上，常微量元素和稀土元素特征反映了泥晶方解石和泥质纹层沉积埋藏后，经历了一系列复杂活跃的流体成岩作用。页岩层系作为白云石的母岩岩层，早期成岩流体性质以碱性为主，浅埋藏阶段有机质发酵生成的腐殖酸可导致地层水向弱酸性短暂转变，中深埋藏阶段（古温度85~140 ℃）有机质热演化生成大量有机酸，促使成岩流体向中酸性转变，溶蚀碳酸盐矿物，生成CO2进入地层水，与Na+结合形成Na2CO3和NaHCO3等强碱弱酸盐，使得页岩中的成岩流体性质表现出由碱性—弱酸性—弱碱性—中酸性—弱碱性（弱酸性）的交替变化[12-13]。在此影响下，碳酸盐矿物的溶蚀和沉淀交替发生，表现在不同组分具有不同的稀土元素配分特点。

4.2 白云石和铁白云石的成因

4.2.1 白云石的形成与熟化

上述研究中发现的白云石期次生长现象可能指向原生和准同生白云石发生熟化及其重结晶作用过程。本次研究捕捉到了页岩中存在2种白云石期次生长和含铁化现象（见图7a）：①具有白云石内核D1和含铁白云石外缘D2，内核白云石D1切面呈次圆形，发育微纳米级晶内溶蚀孔，具有高镁高钙、几乎不含铁的特点。D2紧贴内核D1边缘生长，发育菱形晶，具有高镁高钙、含铁锰元素的特点。②具有白云石内核D1和铁白云石Ak外缘，D1菱形嵌晶结构十分规则（见图7b），常见晶内溶蚀孔，具有高镁高钙、微含铁的特点。Ak沿内核边缘次生加大，具有高镁、钙和铁共存的特点。
图7 重点井白云石D1、D2和Ak晶体SEM图像与能谱图

Ak—铁白云石；D1—自生白云石；D2—准同生白云石（a）新义深9井，3 381.20 m，D1晶内溶蚀孔和次生加大D2，次圆形晶体切面；（b）义32井，2 894.50 m，D1晶内溶蚀孔与外缘Ak的菱形晶切面

白云石D1普遍具有高镁高钙、有序度低的特征，类似于高镁方解石或无序白云石[7-8,22,24]。泥晶白云石D1与碎屑颗粒、黏土矿物呈结构混合或呈渐变接触，表明D1与碎屑颗粒几乎同期沉积。D1的微纳米球形切面结构与微生物培养实验诱导的白云石，以及现代沉积发现的白云石结构相似[3-4,22,25]。白云石微纳米球形结构通常被认为是白云岩微生物成因的典型标志[1⇓⇓-4,21⇓ -23]。大量纳米球状白云石可充当白云石的原始成核点，聚集成微米球状白云石[21⇓-23]。细菌产生的细胞外聚合物结合金属阳离子，在白云石沉淀过程中充当酸性有机模板作用[22]。在硫酸盐还原菌降解有机质的过程中，硫酸盐还原反应生成的H2S与孔隙水中的Fe2+结合生成黄铁矿[18,22]。鉴于研究区黄铁矿与泥晶白云石共生于同一纹层中，故推测诱导白云石沉淀的微生物可能来自硫酸盐还原菌。缺氧环境条件下，Fe3+被还原成Fe2+进入白云石晶格，形成微含铁白云石D2亚微米菱形晶（见图7a）。随着埋深进一步增加，地层温度和压力升高，富Mg2+和Fe2+孔隙流体促使菱形铁白云石Ak开始形成，但仍处于浅埋藏（1 500 m以浅）未经过强烈机械压实的环境中。
众多研究证实，在湖水-沉积物界面缺氧条件下，硫酸盐还原菌可诱导生成次圆形态的白云石[7⇓-9,24⇓ -26]。研究区沙河街组页岩样品中普遍发育切面为次圆形态的白云石D1，可以作为研究区沙河街组页岩经历过硫酸盐还原作用的标志[21-22]。通过生物诱导作用直接矿物沉淀形成的白云石，后期经历溶蚀、抑或次生加大熟化，均会遗留成岩“印记”[3,30⇓⇓ -33]。D1发育显著的溶蚀孔，表明D1具有不稳定性，极可能来自于白云石形成的前驱体[3-4,6 -7,24]或高镁方解石中间体[22,24,30 -31]。较小的表面能促进前驱体优先成核并生长为中间白云石。含晶格缺陷的中间白云石被腐殖酸溶蚀形成微纳米级溶孔，微环境转变为碱性环境后再结晶形成D2。在还原环境下，Fe2+取代Mg2+和Ca2+形成含铁白云石和铁白云石。Ak极少见溶蚀孔和D2的菱形边缘佐证了碱性环境在外缘形成过程中的主导作用[9,34 -35]。
白云石D1和D2具有次圆形和不规则形态，部分具有次生加大边。铁白云石Ak一般具有菱形晶和期次生长特征。这些差异现象均指向白云石正在经历含铁化、重结晶和有序化重组过程[21,30 -31]。研究区沙河街组页岩中泥晶—微晶白云石的有序度为0.30~0.70，其中白云石D1有序度为0.30~0.50，白云石D2有序度为0.50~0.70，普遍偏低，倾向于原生和准同生快速结晶成因。沉淀于灰泥沉积物中的准同生白云石大多属于富钙白云石[16⇓⇓-19]，研究中发现的D1普遍具有富钙和晶内溶蚀的特点，符合原生或准同生白云石低有序度和欠稳定的特征[7⇓-9,21]。

4.2.2 盐度条件与镁离子来源

盐度条件和钙镁离子浓度是决定白云石生成的先决条件[4⇓⇓⇓-8,10]。济阳坳陷沙四段上亚段较沙三段下亚段页岩更富含碳酸盐矿物[11⇓-13]，白云石含量更高。Sr/Ba值和Mg/Ca值反映的盐度趋势与白云石绝对含量的纵向变化趋势一致，沙四段上亚段沉积期较沙三段下亚段沉积期的古湖水明显具有更高的盐度，表明古气候控制的湖水盐度条件是研究区镁离子浓缩的最直接影响因素。沙三下亚段至沙四段上亚段页岩的δ13C值呈现出由偏正向偏负转变的明显趋势，不仅表明来自湿润半咸化环境与干旱咸化环境中形成的碳酸盐矿物具有不同的碳同位素组成分馏特点，还反映了干旱咸化湖盆易于沉淀更多的藻类诱发碳酸盐矿物，这是济阳坳陷沙四段上亚段咸化富烃的根源[11]。
湖相沉积物中镁离子的主要来源包括原始湖泊水、入侵海水、热水热液3大类[36⇓⇓⇓-40]。在温热和干旱环境中，古湖泊水体蒸发浓缩形成的原始湖泊流体直接为原生和准同生白云石的形成提供镁离子。诸如渤海湾盆地塘沽地区沙三段[38]、歧口凹陷沙河街组沙一段[41]的湖相泥晶白云岩均来自于原始湖泊咸化。近海地区的海侵可为湖盆提供大量的Mg2+，海侵白云岩的87Sr/86Sr值一般接近或略高于同期海水[38-39]。测得牛庄洼陷10块页岩中碳酸盐矿物的87Sr/86Sr值为0.710 7~0.711 6，平均值为0.711 1，表明研究区存在海侵供应镁离子的可能性。来自热卤水和地幔热液等深部流体的热水热液可促使泥质灰岩被交代为泥质白云岩[39,42]，地幔流体在向上运移的过程中，促使超基性岩发生蛇纹石化，释放出镁离子和铁族金属元素，形成规模化的白云岩层，且伴生萤石、片钠铝石等特征矿物[39,43]。研究区页岩层系中的白云岩规模小、横向连续性差，无萤石、片钠铝石等特征矿物，显然不具备热水热液成因白云岩的产状和特点。

4.3 白云石成岩演化序列

在地表条件下微生物的诱导作用可以克服白云石形成的两个动力学障碍：低CO32-活度和Mg2+的水合能，促使原生白云石沉淀。原生白云石主要受硫酸盐还原、产甲烷和细菌有氧氧化等微生物模式主导[18-19,21,24]。
前人研究认为，D1形成于湖相白云石过饱和环境或硫酸盐还原带，D2的形成晚于D1，可能形成于硫酸盐还原带或硫酸盐还原—甲烷细菌带[21,32⇓⇓ -35,42]。常见菱铁矿和黄铁矿自形晶嵌入铁白云石中的现象，表明菱铁矿和黄铁矿的形成早于铁白云石Ak。多晶态和次生加大结构反映了铁白云石形成于细粒沉积物完全固结成岩之前，埋深小于1 500 m，处于页岩原型孔隙的早期[43]，否则自形晶铁白云石及其规则状次生加大边缺乏生长空间。
根据研究区沙河街组页岩孔隙度随埋深的变化特点、页岩成岩作用与增孔减孔关系[12-13]、页岩中硫酸盐还原菌和产甲烷菌的检测结果[36]，可综合判定白云石成岩序列与埋深之间的关系。研究区浅埋藏松散细粒沉积物自沉积压实至固结成岩阶段，白云石的成岩序列见图8。在白云石熟化过程中，虽然白云石个体和成岩微环境存在差异，但是从D1到D2，再到Ak，白云石有序度不断升高。现今测得白云石的有序度为0.30~0.92，实际表现的是处于不同成岩演化阶段的白云石有序度。从古湖泊水体中以生物化学方式直接沉淀出来的原生白云石D1，有序度为0.11~0.30，接近于无序状态。埋深0~500 m时，D1发生熟化，有序度为0.30~0.50，菱铁矿、草莓状黄铁矿形成。埋深为500~1500 m时，腐殖酸等酸性流体溶蚀D1，形成晶内溶蚀孔。至硫酸盐还原—产甲烷菌活动带，D1次生加大形成D2，D2的有序度一般为0.50~0.70，形成环带结构的Ak，有序度可达0.90。埋深1 500~2 500 m时，白云石进一步熟化。埋深大于2 500 m后，干酪根生烃排出有机酸，溶蚀铁白云石和菱铁矿等矿物。
图8 济阳坳陷沙河街组页岩中白云石的生成环境与成岩演化模式图
根据济阳坳陷沙河街组页岩中的原油微生物模拟实验[36]，可进一步推测各带的埋深（见图8）。白云石D1生成于湖相白云石过饱和条件下的生物化学沉淀作用，也可形成于埋深几十厘米至500 m的硫酸盐还原带，菱铁矿和黄铁矿同期形成。埋深500~800 m，腐殖酸、碳酸和硫化氢作为主要的酸性介质[12-13]，溶蚀D1形成晶内溶蚀孔。进入硫酸盐还原菌—产甲烷菌过渡带（1 000~1 500 m），孔隙流体由弱酸性向弱碱性转变，蒙皂石开始大量向伊蒙混层和伊利石转化，释放镁离子至孔隙水中，二价铁镁离子浓度升高，D2沿着D1边缘次生加大生长，或部分充填D1早期的溶蚀孔洞，此阶段Ak开始结晶，发育环带结构。埋深至1500 m，地温约为70 ℃，机械压实作用持续促使沉积物中的自由孔隙水逸出，岩石密度增大，孔隙度由40%~50%迅速降至20%左右，页岩的孔隙结构趋于成型，大致对应于Mastalerz原型孔隙的早期[43]。埋深至2 500 m左右后，压实固结的页岩开始进入生油窗，有机质热演化产生大量有机酸，孔隙流体由弱酸性转变为中酸性[12]。Ro值升至0.7%~0.9%，对应于3 300~3 700 m埋深段，有机酸生成量达到高峰，强烈溶蚀菱铁矿、方解石和铁白云石，形成溶蚀孔隙发育段。
综上，研究区沙河街组白云石成岩演化过程包括从原生白云石D1沉淀，至准同生白云石D2和铁白云石Ak生成于埋深小于1 500 m的浅埋藏阶段，再到随页岩层系埋藏至现今3 000~4 000 m的深度，直至白云石和铁白云石发生熟化的整个过程。期间经历了早期腐殖酸溶蚀和晚期有机酸溶蚀，最终演化为现今的白云石产状。根据济阳坳陷页岩热解数据建立的演化剖面和地层测试超压数据剖面[44]，页岩在2 800~2 900 m深度段逐渐进入滞留烃量高峰区间（烃源岩生烃门限为2 200~2 500 m深度段，各凹陷温压条件有差异，门限不同）。埋深3 300~3 700 m的烃源岩，剩余压力由10 MPa增至25 MPa[37]。页岩溶蚀发育段即源自超压带内有机酸等流体对碳酸盐矿物的强烈溶蚀作用[43-44]。

5 结论

济阳坳陷沙河街组页岩中发育自生白云石D1、准同生白云石D2和铁白云石Ak。D1具有低有序度（0.3~0.5），原生球形白云石结构，高镁高钙，外缘次生加大和内核溶蚀孔共存的特征；D2具有中等有序度（0.5~0.7），次生加大、高镁高钙和含铁锰元素的特点；Ak具有高有序度（0.7~0.9）、菱形晶、高镁、高钙和高铁的特征。甲烷气生成阶段的产甲烷气作用对碳酸盐矿物中碳氧同位素组成分馏具有重要影响。研究区沙河街组页岩中的白云石不具备深埋白云石化和热液白云石化的特点，利用原生成因和准同生、后期含铁化和熟化进程来阐释白云石呈纹层—层状、晶粒状、波状和透镜状分布的特点更为合理。白云石D1形成于湖相白云石过饱和生物化学沉淀，D2和Ak主要形成于硫酸盐还原带和产甲烷菌活动带。研究区沙河街组页岩层系中白云石的成岩演化经历了原生阶段、准同生阶段、再熟化阶段和有机酸溶蚀阶段。D1先后经历了晶内溶蚀、次生加大边D2生成、铁白云石Ak形成以及遭受有机酸溶蚀的过程，反映了白云石在成岩演化过程中经历了一系列复杂的成岩事件。
符号注释：
α——白云石-方解石之间的氧同位素组成分馏系数，无因次；GR——自然伽马，API；T——热力学温度；℃；R25——6.35 cm（2.5 in）电阻率，Ω·m；Rt——电阻率，Ω·m；∆t——声波时差，μs/m。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
[1]
ROBERTS J A, KENWARD P A, FOWLE D A, et al. Surface chemistry allows for abiotic precipitation of dolomite at low temperature[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2013, 110(36): 14540-14545.

DOI PMID

[2]
GREGG J M, BISH D L, KACZMAREK S E, et al. Mineralogy, nucleation and growth of dolomite in the laboratory and sedimentary environment: A review[J]. Sedimentology, 2015, 62(6): 1749-1769.

DOI

[3]
PETRASH D A, BIALIK O M, BONTOGNALI T R R, et al. Microbially catalyzed dolomite formation: From near-surface to burial[J]. Earth-Science Reviews, 2017, 171: 558-582.

DOI

[4]
WEN Y X, SÁNCHEZ-ROMÁN M, LI Y L, et al. Nucleation and stabilization of Eocene dolomite in evaporative lacustrine deposits from central Tibetan plateau[J]. Sedimentology, 2020, 67(6): 3333-3354.

[5]
RIECHELMANN S, MAVROMATIS V, BUHL D, et al. Controls on formation and alteration of early diagenetic dolomite: A multi-proxy δ44/40Ca, δ26Mg, δ18O and δ13C approach[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2020, 283: 167-183.

DOI

[6]
芦飞凡, 谭秀成, 钟原, 等. 四川盆地西北部二叠系栖霞组准同生期砂糖状白云岩特征及成因[J]. 石油勘探与开发, 2020, 47(6): 1134-1148, 1173.

LU Feifan, TAN Xiucheng, ZHONG Yuan, et al. Origin of the penecontemporaneous sucrosic dolomite in the Permian Qixia Formation, northwestern Sichuan Basin, SW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2020, 47(6): 1134-1148, 1173.

[7]
KENWARD P A, FOWLE D A, GOLDSTEIN R H, et al. Ordered low-temperature dolomite mediated by carboxyl-group density of microbial cell walls[J]. AAPG Bulletin, 2013, 97(11): 2113-2125.

DOI

[8]
CASADO A I, ALONSO-ZARZA A M, LA IGLESIA Á. Morphology and origin of dolomite in paleosols and lacustrine sequences. Examples from the Miocene of the Madrid Basin[J]. Sedimentary Geology, 2014, 312: 50-62.

DOI

[9]
BUSTILLO M A, ARMENTEROS I, HUERTA P. Dolomitization, gypsum calcitization and silicification in carbonate-evaporite shallow lacustrine deposits[J]. Sedimentology, 2017, 64(4): 1147-1172.

DOI

[10]
冯军, 张亚金, 张振伟, 等. 塔里木盆地古城地区奥陶系滩相白云岩气藏特征及主控因素[J]. 石油勘探与开发, 2022, 49(1): 45-55.

FENG Jun, ZHANG Yajin, ZHANG Zhenwei, et al. Characteristics and main control factors of Ordovician shoal dolomite gas reservoir in Gucheng area, Tarim Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2022, 49(1): 45-55.

[11]
宋明水, 刘惠民, 王勇, 等. 济阳坳陷古近系页岩油富集规律认识与勘探实践[J]. 石油勘探与开发, 2020, 47(2): 225-235.

SONG Mingshui, LIU Huimin, WANG Yong, et al. Enrichment rules and exploration practices of Paleogene shale oil in Jiyang Depression, Bohai Bay Basin, China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2020, 47(2): 225-235.

DOI

[12]
张顺. 东营凹陷页岩储层成岩作用及增孔和减孔机制[J]. 中国矿业大学学报, 2018, 47(3): 562-578.

ZHANG Shun. Diagenesis and mechanism of shale reservoir pore incerase and reduction in Dongying Sag[J]. Journal of China University of Mining & Technology, 2018, 47(3): 562-578.

[13]
滕建彬, 刘惠民, 邱隆伟, 等. 东营凹陷古近系湖相细粒混积岩沉积成岩特征[J]. 地球科学, 2020, 45(10): 3808-3826.

TENG Jianbin, LIU Huimin, QIU Longwei, et al. Sedimentary and diagenetic characteristics of lacustrine fine-grained hybrid rock in Paleogene Formation in Dongying Sag[J]. Earth Science, 2020, 45(10): 3808-3826.

[14]
YANG Y Q, QIU L W, GREGG J, et al. Formation of fine crystalline dolomites in lacustrine carbonates of the Eocene Sikou Depression, Bohai Bay Basin, east China[J]. Petroleum Science, 2016, 13(4): 642-656.

DOI

[15]
金之钧, 朱如凯, 梁新平, 等. 当前陆相页岩油勘探开发值得关注的几个问题[J]. 石油勘探与开发, 2021, 48(6): 1276-1287.

JIN Zhijun, ZHU Rukai, LIANG Xinping, et al. Several issues worthy of attention in current lacustrine shale oil exploration and development[J]. Petroleum Exploration and Development, 2021, 48(6): 1276-1287.

[16]
蔡观强, 郭锋, 刘显太, 等. 东营凹陷沙河街组沉积岩碳氧同位素组成的古环境记录[J]. 地球与环境, 2009, 37(4): 347-354.

CAI Guanqiang, GUO Feng, LIU Xiantai, et al. Carbon and oxygen isotope characteristics and palaeoenvironmental implications of lacustrine carbonate rocks from the Shahejie Formation in the Dongying Sag[J]. Earth and Environment, 2009, 37(4): 347-354.

[17]
彭威龙, 刘全有, 胡国艺, 等. 天然气形成过程中碳同位素分馏机理: 来自热模拟实验的地球化学证据[J]. 石油勘探与开发, 2020, 47(5): 972-983.

PENG Weilong, LIU Quanyou, HU Guoyi, et al. Mechanisms of carbon isotope fractionation in the process of natural gas generation: Geochemical evidence from thermal simulation experiment[J]. Petroleum Exploration and Development, 2020, 47(5): 972-983.

[18]
郭宏莉, 王大锐. 塔里木油气区砂岩储集层碳酸盐胶结物的同位素组成与成因分析[J]. 石油勘探与开发, 1999, 26(3): 31-32.

GUO Hongli, WANG Darui. Stable isotopic composition and origin analysis of the carbonate cements within sandstone reservoirs of Tarim oilgas bearing area[J]. Petroleum Exploration and Development, 1999, 26(3): 31-32.

[19]
沈安江, 罗宪婴, 胡安平, 等. 从准同生到埋藏环境的白云石化路径及其成储效应[J]. 石油勘探与开发, 2022, 49(4): 637-647.

SHEN Anjiang, LUO Xianying, HU Anping, et al. Dolomitization evolution and its effects on hydrocarbon reservoir formation from penecontemporaneous to deep burial environment[J]. Petroleum Exploration and Development, 2022, 49(4): 637-647.

[20]
SHIELDS G, STILLE P. Diagenetic constraints on the use of cerium anomalies as palaeoseawater redox proxies: An isotopic and REE study of Cambrian phosphorites[J]. Chemical Geology, 2001, 175(1/2): 29-48.

DOI

[21]
BOJANOWSKI M J. Authigenic dolomites in the Eocene-Oligocene organic carbon-rich shales from the Polish Outer Carpathians: Evidence of past gas production and possible gas hydrate formation in the Silesian Basin[J]. Marine and Petroleum Geology, 2014, 51: 117-135.

DOI

[22]
SÁNCHEZ-ROMÁN M, VASCONCELOS C, SCHMID T, et al. Aerobic microbial dolomite at the nanometer scale: Implications for the geologic record[J]. Geology, 2008, 36(11): 879-882.

DOI

[23]
PERRI E, TUCKER M. Bacterial fossils and microbial dolomite in Triassic stromatolites[J]. Geology, 2007, 35(3): 207-210.

DOI

[24]
MCKENZIE J A, VASCONCELOS C. Dolomite mountains and the origin of the dolomite rock of which they mainly consist: Historical developments and new perspectives[J]. Sedimentology, 2009, 56(1): 205-219.

DOI

[25]
WRIGHT D T, WACEY D. Precipitation of dolomite using sulphate-reducing bacteria from the Coorong Region, south Australia: Significance and implications[J]. Sedimentology, 2005, 52(5): 987-1008.

DOI

[26]
SHEPPARD S M F, SCHWARCZ H P. Fractionation of carbon and oxygen isotopes and magnesium between coexisting metamorphic calcite and dolomite[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1970, 26(3): 161-198.

DOI

[27]
CARMICHAEL S. Formation of replacement dolomite by infiltration of diffuse effluent: Latemar carbonate buildup, dolomites, northern Italy[D]. Baltimore: Johns Hopkins University, 2007.

[28]
MURRAY R W, BUCHHOLTZ TEN BRINK M R, JONES D L, et al. Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale[J]. Geology, 1990, 18(3): 268-271.

DOI

[29]
VITAL H, STATTEGGER K, GARBE-SCHOENBERG C D. Composition and trace-element geochemistry of detrital clay and heavy-mineral suites of the lowermost Amazon River: A provenance study[J]. Journal of Sedimentary Research, 1999, 69(3): 563-575.

DOI

[30]
CHAI L, NAVROTSKY A. Synthesis, characterization, and energetics of solid solution along the dolomite-ankerite join, and implications for the stability of ordered CaFe(CO3)2[J]. American Mineralogist, 1996, 81(9/10): 1141-1147.

DOI

[31]
HILSCHER G, ROGL P, ZEMANN J, et al. Low-temperature magnetic investigation of ankerite[J]. European Journal of Mineralogy, 2005, 17(1): 103-105.

DOI

[32]
MEISTER P, REYES C, BEAUMONT W, et al. Calcium and magnesium-limited dolomite precipitation at Deep Springs Lake, California[J]. Sedimentology, 2011, 58(7): 1810-1830.

DOI

[33]
VANDEGINSTE V, SNELL O, HALL M R, et al. Acceleration of dolomitization by zinc in saline waters[J]. Nature Communications, 2019, 10(1): 1851.

DOI PMID

[34]
MODICA C J, LAPIERRE S G. Estimation of kerogen porosity in source rocks as a function of thermal transformation: Example from the Mowry Shale in the Powder River Basin of Wyoming[J]. AAPG Bulletin, 2012, 96(1): 87-108.

DOI

[35]
MURPHY J T Jr, LOWENSTEIN T K, PIETRAS J T. Preservation of primary lake signatures in alkaline earth carbonates of the Eocene Green River Wilkins Peak-Laney Member transition zone[J]. Sedimentary Geology, 2014, 314: 75-91.

DOI

[36]
罗霞, 刘华, 王玉林, 等. 渤海湾盆地济阳坳陷气源岩和原油生物模拟实验研究[J]. 石油实验地质, 2007, 29(4): 426-431.

LUO Xia, LIU Hua, WANG Yulin, et al. Simulation experiment of biogenic gas from source rock and biodegradation of crude oil in the Jiyang Depression, the Bohai Bay Basin[J]. Petroleum Geology and Experiment, 2007, 29(4): 426-431.

[37]
郝芳, 姜建群, 邹华耀, 等. 超压对有机质热演化的差异抑制作用及层次[J]. 中国科学: 地球科学, 2004, 34(5): 443-451.

HAO Fang, JIANG Jianqun, ZOU Huayao, et al. The overpressure differently and levelly retard the organic matter evolution[J]. SCIENCE CHINA Earth Sciences, 2004, 34(5): 443-451.

[38]
姚婷婷, 朱红涛, 杨香华, 等. 渤海湾盆地黄河口凹陷沙河街组白云岩成因机理[J]. 地球科学, 2020, 45(10): 3567-3578.

YAO Tingting, ZHU Hongtao, YANG Xianghua, et al. Dolomite origin of Shahejie Formation in Huanghekou Sag, Bohai Bay Basin[J]. Earth Science, 2020, 45(10): 3567-3578.

[39]
胡文瑄. 盆地深部流体主要来源及判识标志研究[J]. 矿物岩石地球化学通报, 2016, 35(5): 817-826.

HU Wenxuan. Origin and indicators of deep-seated fluids in sedimentary basins[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2016, 35(5): 817-826.

[40]
赵文智, 沈安江, 乔占峰, 等. 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, et al. Genetic types and distinguished characteristics of dolomite and the origin of dolomite reservoirs[J]. Petroleum Exploration and Development, 2018, 45(6): 923-935.

[41]
陈世悦, 李聪, 杨勇强, 等. 黄骅坳陷歧口凹陷沙一下亚段湖相白云岩形成环境[J]. 地质学报, 2012, 86(10): 1679-1687.

CHEN Shiyue, LI Cong, YANG Yongqiang, et al. Deposition environment of the lacustrine dolomite in Sha-1 lower submember of the Qikou Sag, Huanghua Depression[J]. Acta Geologica Sinica, 2012, 86(10): 1679-1687.

[42]
KNITTEL K, BOETIUS A. Anaerobic oxidation of methane: Progress with an unknown process[J]. Annual Review of Microbiology, 2009, 63: 311-334.

DOI PMID

[43]
MASTALERZ M, SCHIMMELMANN A, DROBNIAK A, et al. Porosity of Devonian and Mississippian New Albany Shale across a maturation gradient: Insights from organic petrology, gas adsorption, and mercury intrusion[J]. AAPG Bulletin, 2013, 97(10): 1621-1643.

DOI

[44]
包友书. 济阳坳陷超压和应力场对页岩油富集的影响[J]. 断块油气田, 2018, 25(5): 585-588.

BAO Youshu. Influence of overpressure and stress on shale oil enrichment in Jiyang Depression[J]. Fault-Block Oil and Gas Field, 2018, 25(5): 585-588.

Options
文章导航

/

〈 〉

版权所有：《石油勘探与开发》编辑部；《石油勘探与开发（英文）》编辑部
地址：北京市海淀区学院路20号，中国石油勘探开发研究院数据中心605室　

京ICP备15044687号    技术支持：北京玛格泰克科技发展有限公司