引用本文
张喜, 张廷山, 雷卞军, 张婧璇, 张吉, 赵忠军, 雍锦杰. 鄂尔多斯盆地西北部奥陶系马五5亚段颗粒白云岩特征及成因 [J]. 石油勘探与开发, 2019,46(6): 1115-1127.
ZHANG Xi, ZHANG Tingshan, LEI Bianjun, ZHANG Jingxuan, ZHANG Ji, ZHAO Zhongjun, YONG Jinjie. Origin and characteristics of grain dolomite of Ordovician Ma55 Member in the northwest of Ordos Basin, NW China [J]. Petroleum Exploration & Development, 2019,46(6): 1115-1127.  
Doi: 10.11698/PED.2019.06.09
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鄂尔多斯盆地西北部奥陶系马五5亚段颗粒白云岩特征及成因
张喜1, 张廷山1, 雷卞军1, 张婧璇2, 张吉3, 赵忠军3, 雍锦杰1
1. 西南石油大学地球科学与技术学院, 成都610500
2. Royal Melbourne Institute of Technology University,Melbourne VIC3001,Australia
3. 中国石油长庆油田公司,西安 710018
联系作者简介：张廷山（1961-）,男,贵州贵阳人,博士,西南石油大学教授,博士生导师,从事非常规油气地质、储集层地质研究。地址：四川省成都市新都区新都大道8号,西南石油大学地球科学与技术学院,邮政编码：610500。E-mail：zts_3@126.com

第一作者简介：张喜（1988-）,男,湖北孝感人,西南石油大学博士,从事石油与天然气地质研究。地址：四川省成都市新都区新都大道8号,西南石油大学地球科学与技术学院,邮政编码：610500。E-mail：zshell@sina.com

收稿日期: 2019-02-17
基金项目: 国家科技重大专项“鄂尔多斯盆地大型低渗透岩性地层油气藏开发示范工程”（2016ZX05050）
摘要

基于钻井取心样品,通过岩石矿物学、地球化学等方法,探讨鄂尔多斯盆地西北部奥陶系马家沟组马五5亚段颗粒白云岩特征及成因。运用岩心、岩石薄片及扫描电镜观察、阴极发光特征分析、X-射线衍射分析、显微取样微量元素分析、激光取样 δ18O和 δ13C分析及包裹体均一温度等手段分析,证实颗粒白云岩是球状颗粒中的泥—粉晶白云石再结晶的产物,而不是颗粒灰岩白云化所致。在球状颗粒中,残留有与围岩泥晶白云岩中同样的石膏、石盐晶模;球状颗粒的组分（泥—粉晶白云石）与泥晶白云岩（泥晶白云石）微量元素特征、 δ18O、 δ13C值特征相近;颗粒白云岩球状颗粒之间的细—中晶白云石的Mn/Sr值约为5~8,而灰岩中的方解石、泥晶白云岩中的泥晶白云石、颗粒白云岩球状颗粒中的泥—粉晶白云石的Mn/Sr值约为0~2,表明颗粒白云岩经历强烈的成岩改造,包裹体均一温度（颗粒白云岩中细—中晶白云石约148.19 ℃、球状颗粒中的泥—粉晶白云石约122.60 ℃）,进一步佐证颗粒白云岩经历埋藏成岩作用改造、 δ18O和 δ13C值负偏移的变化,颗粒白云岩球状颗粒中泥—粉晶白云石的 δ18O和 δ13C值符合负偏移而灰岩中方解石不符合。此外,指出阐明颗粒白云岩“云质再结晶”成因对该类白云岩储集层的预测有重要意义。图13表1参42

关键词: 鄂尔多斯盆地; 奥陶系马家沟组; 微量元素; δ13C; δ18O; 包裹体; 成岩作用; 颗粒白云岩; 白云岩成因
中图分类号:TE122.1 文献标志码:A 文章编号:1000-0747(2019)06-1115-13
Origin and characteristics of grain dolomite of Ordovician Ma55 Member in the northwest of Ordos Basin, NW China
ZHANG Xi1, ZHANG Tingshan1, LEI Bianjun1, ZHANG Jingxuan2, ZHANG Ji3, ZHAO Zhongjun3, YONG Jinjie1
1. School of Geoscience and Technology, Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China
2. Royal Melbourne Institute of Technology University, Melbourne, VIC 3001, Australia
3. PetroChina Changqing Oilfield Company, Xi’an 710018, China;
Abstract

The origin of grain dolomite in M55 Member of Ordovician Majiagou Formation in northwestern Ordos Basin was studied by geochemical and petrological tests on core samples. Observation of cores, thin sections and casting thin sections, analysis of cathodoluminescence, X-ray diffraction, microscopic sampling of trace elements, laser sampling δ18O and δ13C, and fluid inclusion homogenization temperature were conducted. The results show that the dolomite is the product of recrystallization of micritic to crystal powder dolomite rather than the product of dolomitization of grain limestone. In the spherical grains are residual gypsum and halite pseudo crystals identical with those in the host micritic dolomite. The spherical particles of dolomite has similar trace elements and δ18O and δ13C characteristics to micritic dolomite. Furthermore, Mn/Sr ratio of the fine-medium dolomite between the dolomite grains is about 5-8, while Mn/Sr ratios of calcite in limestone, micritic dolostone in micritic dolomite, and micritic and powdery dolomite are about 0-2, indicating that the dolomite experienced strong diagenesis. Homogenization temperature of inclusions of fine-medium dolomite is about 148. 19 ℃, higher than that of inclusions in micritic to crystal powder dolomite (about 122.60 ℃), which also supports the conclusion that the grain dolomite experienced burial diagenesis and negative shift of δ18O and δ13C. The δ18O, δ13C values of micritic to crystal powder dolomite match with the negative migration, but those of calcite in limestone don’t. It is of great significance to elucidate the genesis of “dolomite recrystallization” for the prediction of such dolomite reservoirs.

Keyword: Ordos Basin; Ordovician Majiagou Formation; trace element; δ13C; δ18O; fluid inclusions; diagenesis; grain dolomite; dolomite origin
0 引言

白云岩成因研究已有200余年的历史, 作为油气最重要储集体之一的颗粒白云岩, 其成因为白云岩成因研究领域的热点、焦点和难点。2010年以来在鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组马五5亚段发现了能形成大规模优质储集体的颗粒白云岩[1], 此外在扬子地台黔北地区下三叠统茅草铺组、鄂西南恩施地区下三叠统嘉陵江组、华南上扬子区中部中— 上寒武统、四川盆地震旦系灯影组四段也发现了这种颗粒白云岩[2, 3, 4, 5, 6]。不同学者对不同地区颗粒白云岩的研究有不同的认识, 李国蓉、陈志远等认为颗粒白云岩是成岩早期海水-淡水混合白云石化作用的产物[6, 7]; 杨华、黄正良等认为是渗透回流白云石化作用, 后期广泛叠加了埋藏白云石化作用形成的[8, 9, 10]; 刘德良认为这种颗粒白云岩与成岩白云石化和埋藏白云石化共同作用有直接关系[11]; 张永生、王保全、苏中堂、付金华等认为是埋藏白云石化和局部存在的热液白云石化能够很好的解释其成因[12, 13, 14, 15]; Petrash D A、陈娅娜等认为早期低温微生物作用亦能形成颗粒白云岩丘滩复合体[16, 17]。

不少学者认为鄂尔多斯盆地西北部奥陶系马家沟组马五5亚段颗粒白云岩是回流渗透叠加埋藏成岩改造的产物[7, 8, 9, 10, 11, 18], 但其究竟是颗粒灰岩云化还是颗粒云岩“ 云质再结晶” 抑或微生物作用?尽管鄂尔多斯盆地马五5亚段有多口日产百万立方米的工业气流探井, 但该白云岩成因类型仍是亟待解决的勘探难题。针对这一问题, 笔者除了采用薄片观察、阴极发光、X-射线衍射、包裹体均一温度等一些常规的分析测试手段, 还采用了显微取样主微量元素分析、激光显微取样碳氧同位素组成分析[19], 旨在通过对颗粒白云岩进行精准取样分析, 探究颗粒白云岩成因。

1 研究区地质背景

鄂尔多斯盆地位于中国华北克拉通西部[20], 共划分为伊盟隆起、晋西挠褶带、伊陕斜坡、天环坳陷、西缘冲断带以及渭北隆起6个构造单元, 研究区位于盆地中部的伊陕斜坡构造单元。中奥陶统马家沟组自下而上依次分为马一段（O2m1）、马二段（O2m2）、马三段（O2m3）、马四段（O2m4）、马五段（O2m5）、马六段（O2m6）。其中, 马五段以白云岩为主, 其次为灰岩、泥岩、蒸发岩等, 该段自上而下划分为10个亚段, 即马五1（O2m51）至马五10（O2m510）亚段, 其中马五5亚段（O2m55）为研究层位。马五5亚段沉积期, 盆地为半局限台地沉积环境, 从西北缘到盆地东部, 依次为膏质云坪, 发育含石膏结核; （含灰）云坪, 发育灰质（含灰）白云岩; 灰坪, 发育灰岩（见图1）。马五5亚段突出表现为颗粒白云岩呈环带状分布在潮上— 潮间带, 剖面上发育泥晶白云岩、灰岩及颗粒白云岩3种主要岩石类型, 其中泥晶白云岩为颗粒白云岩的围岩, 主要矿物组分为泥晶白云石, 灰岩主要分布在马五5亚段的底部, 主要矿物组分为方解石（见图2）, 颗粒白云岩是由球状颗粒和球状颗粒间填隙物组成, 球状颗粒的主要矿物组分为泥— 粉晶白云石, 球状颗粒之间发育的填隙物为细— 中晶白云石（见图3）。为了使本文的论述过程更为简洁, 对下文中高频出现的几个关键词的特定含义作如下说明：泥晶白云石是指围岩中泥晶白云岩的矿物组分; 方解石是指灰岩中的矿物组分; 泥— 粉晶白云石是指颗粒白云岩中球状颗粒的主要矿物组分; 细— 中晶白云石是指颗粒白云岩中球状颗粒间填隙物的主要矿物组分。

图1 鄂尔多斯盆地马五5亚段沉积相展布（据文献[6]修改）

图2 L28井马五5亚段沉积、碳氧同位素组成、微量元素综合柱状图
（Pe— 光电吸收截面指数, 无因次, GR— 自然伽马, API）

图3 马五5亚段岩心、普通薄片、铸体薄片照片
（a）SD39-62C井, 3 202.76 m, 灰岩, 灰色, 岩心照片; （b）图中方解石被茜素红染成红色, 为（a）图岩心样品制作而成的普通薄片; （c）SD39-62C1井, 3 108.90 m, 泥晶白云岩, 岩心照片; （d）图中可见大量石盐晶模, 主要矿物为泥晶白云石, 为（c）图岩心样品制作而成的普通薄片; （e）SH196井, 3 048.10 m, 颗粒白云岩, 可见大量球状颗粒, 球状颗粒的组分为泥— 粉晶白云石, 砂屑颗粒之间被细— 中晶白云石充填, 晶间孔隙发育, 铸体薄片; （f）图中球状颗粒中发育石膏晶模, 为（e）图的10倍放大

2 岩心取样与测试分析方法
2.1 岩心取样

样品采自鄂尔多斯盆地西北部钻遇的马五5亚段白云岩的岩心, 共14口井（采样井号见图1）。其中, 依据不同深度, SD39-62C井取灰岩样品5块, SD39-57井取灰岩样品7块（见图3a）, SD39-62C1井取泥晶白云岩样品3块（见图3c）, 样品制备采用常规方法, 其余样品则取自余下12口井不同深度的颗粒白云岩（见图3e）。

为了精确提取颗粒白云岩球状颗粒中的泥— 粉晶白云石组分, 以及球状颗粒间填隙物中的细— 中晶白云石组分, 本次研究样品制备采用了微区取样制备法, 包括微观钻具取样和激光显微取样, 前者主要应用于微量元素分析, 而后者主要应用于碳氧同位素组成分析。微区取样技术能够分别精确提取颗粒白云岩中泥— 粉晶白云石和细— 中晶白云石样品, 确保样品的纯度以及测试结果的准确性和科学性。在微量元素实验样品制备时, 使用岩石组分微观取样机, 在计算机、电子显微系统下, 利用微观钻具来提取球状颗粒中泥— 粉晶白云石组分、球状颗粒之间充填的细— 中晶白云石组分（见图3e— 图3f）。

2.2 测试分析方法

对采集的样品主要进行了岩心观察、普通薄片和铸体薄片观察、X-射线衍射、包裹体和碳氧同位素组成等分析。扫描电镜分析应用美国FEI公司生产的Quantan250 FEG扫描电子显微镜（配Oxford INCAx- max 20能谱仪）; 流体包裹体均一和冰点温度分析仪器为英国 Linkam MDS 600冷热台（配Carl-Zeiss Axio- plan 2显微镜）; 主微量元素测试Na、Sr、Ba、Mn采用电感耦合等离子体发射光谱法, Fe元素采用重铬酸钾滴定法。

碳、氧同位素组成测试采用激光显微取样碳氧同位素组成分析仪, 将岩心样品制作成岩石薄片, 厚度约为80 μ m, 薄片的取样面不抛光, 将抛光面采用非环氧树脂材料粘接在玻璃上, 避免这种粘接材料在真空条件下释放气体, 影响δ 13C分析结果的准确性, 激光器输出波长为1 046 nm的相干激光束经显微镜光学聚焦系统聚焦在真空样品盒内的薄片样品上, 以足够的能量对样品微区加热（温度超过1 500 ℃）, 分解产生的CO2气体经过提纯净化后, 导入同位素质谱仪（MAT 252）的微量进样系统, 通过毛细管进入质谱仪测试系统, 测定CO2气体的δ 18O、δ 13C值。这种分析方法极大地提高了样品的空间分辨率, 使δ 18O、δ 13C有较好的分析精度。利用多组相同的样品, 分析对比灼蚀法（本文采用的激光灼蚀热解法）与酸蚀法（常规磷酸分解法）获取的实验数据, δ 13C无明显分馏现象, δ 18O存在分馏现象, 方解石偏负1.66‰ , 白云石偏负1.41‰ , 为了实现实验数据的普适性, 本文对使用激光灼蚀法获取的δ 13C、δ 18O数据进行了偏移校正, 校正后的实验数据如表1; 该数据表中, 泥晶白云岩（围岩）中的泥晶白云石矿物和灰岩中的方解石矿物是全岩样品, 颗粒白云岩中球状颗粒中的泥— 粉晶白云石组分和球状颗粒之间充填的细— 中晶白云石组分是微区微量样品。

表1 马五5亚段岩石样品地球化学分析数据
3 白云岩、灰岩岩石学与地球化学特征
3.1 岩石学特征

颗粒白云岩是指具有颗粒或颗粒幻影结构, 颗粒与颗粒间填隙物成分主要为白云石的一类白云岩。颗粒白云岩主要发育在马五5亚段的中上部（见图2）, 颜色呈浅灰色— 灰色（见图4a）。颗粒白云岩常保持原始的球状颗粒结构（见图3e、图4b）, 球状颗粒的主要组分为泥— 粉晶白云石, 在球状颗粒中, 可以看到保存完好的石膏假晶（见图3e— 图3f、图4f）。球状颗粒边缘的白云石基质在重结晶作用下, 转变为细— 中晶白云石, 晶形以半自形为主（见图4b）, 晶间孔隙发育（见图3e— 图3f）。当裂缝很发育时, 颗粒白云岩球状颗粒被裂缝切割, 地层流体更容易渗入球状颗粒内, 整个球状颗粒发生重结晶作用, 转化为细— 中晶白云石, 晶间孔隙极为发育（见图4c— 图4d）, 只能够观察到球状颗粒的幻影（见图4c— 图4e）。泥晶白云岩在马五5亚段全段发育（见图2）, 是颗粒白云岩的围岩, 颜色一般呈灰色— 深灰色, 主要矿物组分为泥晶白云石（见图3c— 图3d、图5）, 发育很好的原生沉积构造, 如鸟眼构造、石盐晶模、石膏晶模等沉积构造标志（见图5a— 图5d）。灰岩主要发育在马五5亚段的底部, 为浅灰色泥晶灰岩, 主要组分为亮晶方解石, 岩性较为致密（见图3a— 图3d）。

图4 颗粒白云岩岩心、普通薄片、铸体薄片及扫描电镜照片
（a）S203井, 3 921.25 m, 颗粒白云岩, 岩心照片; （b）SH36井, 3 113.72 m, 颗粒白云岩, 红色铸体薄片; （c）Z28井, 3 262.11 m, 颗粒白云岩, 裂缝附近晶间孔更发育, 普通薄片; （d）图c的局部放大; （e）SD37-58井, 3 118.00 m, 颗粒白云岩, 颗粒与颗粒间充填的白云石晶粒较粗, 为细— 中晶白云石, 普通薄片; （f）SD39-62C1井, 3 116.82 m, 颗粒白云岩, 阴极发光照片; （g）Z28井, 3 262.11 m, 颗粒白云岩, 裂缝型溶孔附近白云石晶形增大, 扫描电镜; （h）Z28井, 3 262.11 m, 裂缝附近白云石晶形增大, 扫描电镜

图5 SD39-62C1井泥晶白云岩普通薄片、扫描电镜及阴极发光照片
（a）3 116.38 m, 泥晶白云岩, 鸟眼孔, 普通薄片; （b）3 115.37 m, 泥晶白云岩, 石盐假晶, 普通薄片; （c）3 141.20 m, 泥晶白云岩, 细棒状石膏假晶, 普通薄片; （d）3 138.20 m, 泥晶云岩, 石膏假晶发育, 普通薄片; （e）3 107.45 m, 泥晶白云岩, 致密, 扫描电镜; （f）3 107.45 m, 泥晶白云岩, 阴极发光

颗粒白云岩球状颗粒和围岩泥晶白云岩有相同的矿物组分特征, 都保存了石盐晶模、石膏晶模等沉积构造标志（见图3e— 图3f、图5b— 图5d）, 而在灰岩中, 少见该类沉积构造标志。颗粒白云岩球状颗粒与泥晶白云岩不仅矿物组分相同, 而且发育相似的沉积构造标志, 据此可以推断, 颗粒白云岩球状颗粒与泥晶白云岩的基质均是来自准同生期形成的泥— 粉晶白云石。

3.2 地球化学特征

分析颗粒白云岩球状颗粒中泥— 粉晶白云石、颗粒白云岩球状颗粒之间细— 中晶白云石、颗粒白云岩的围岩泥晶白云岩中泥晶白云石、灰岩中方解石的地球化学特征, 包括X衍射及阴极发光特征、主、微量元素特征、δ 13C、δ 18O同位素组成。

3.2.1 X衍射及阴极发光特征

X-射线衍射分析表明, 泥晶白云石、泥— 粉晶白云石的有序度为0.57~0.82, 平均为0.75, Ca物质的量浓度平均为49.2%, 二者含量均较低（见表1）, 明显低于非蒸发环境下伴生的白云石; 阴极发光下白云石整体为较暗的棕红色（见图5f）。此类白云岩被认为是萨布哈环境准同生阶段的产物[2]。X-射线衍射分析表明, 细— 中晶白云石的有序度为0.88~0.93, 平均为0.90, Ca物质的量浓度接近50%（见表1）, 具有中等— 较好的有序度和标准的Mg/Ca值（1︰1）, 细— 中晶白云石晶体多曲面他形, 晶体中较脏, 边缘较干净, 伴生矿物少, 白云石矿物有足够的空间自由生成, MgCO3和CaCO3层排列几乎接近理想排列。在阴极发光条件下, 细— 中晶白云石发橙红色光, 边部可见很薄的亮橙黄色环边, 反映了重结晶作用的存在（见图4f）。

3.2.2 主、微量元素特征

3.2.2.1 Mn、Fe、Sr

微量元素反映了白云岩的沉积、成岩环境, 近地表早期氧化环境白云岩中Mn、Fe含量比深埋藏还原环境中白云岩中的含量低[20, 21, 22], 在埋藏成岩环境下, 埋藏压实过程中白云岩将不断地与孔隙流体发生物质交换。根据化学平衡原理, 增大反应压力时可逆反应会向着体积减小的方向进行。也就是说在埋藏压实过程中地层压力逐渐增大, 白云石晶格中的大半径阳离子会优先被小半径阳离子取代。因此在埋藏成岩作用过程中, 大离子金属元素含量将降低, 小离子金属元素含量将升高, Sr的含量降低, Fe和Mn含量升高[23]。

泥晶白云石、泥— 粉晶白云石具有低Mn、Fe特征, 细— 中晶白云石具有高Mn、Fe特征（见图6）, 说明泥晶白云石、泥— 粉晶白云石经历的埋藏成岩改造很弱, 而细— 中晶白云石经历了深埋藏强成岩改造, 泥晶白云石可以近似代表沉积期的准同生白云石, 这是泥晶白云石和泥— 粉晶白云石各项地球化学参数对比分析的前提。Mn/Sr值小于3也是识别样品未遭受明显埋藏成岩改造的重要依据, Mn/Sr值越大, 表明经历的埋藏成岩蚀变作用越强烈[24, 25, 26]。研究区细— 中晶白云石的Sr含量比方解石、泥— 粉晶白云石的低, Mn含量比方解石、泥晶白云石、泥— 粉晶白云石高（见图7）, 细— 中晶白云石的Mn/Sr值约为5~8, 而方解石、泥晶白云石、泥— 粉晶白云石的Mn/Sr值约为0~2（见图8）, 表明细— 中晶白云石经历明显的埋藏成岩改造。此外, 泥— 粉晶白云石具有与泥晶白云石相近的Mn、Fe含量及Mn/Sr值表明泥— 粉晶白云石是与泥晶白云石相同的准同生白云岩, 尽管经历了埋藏成岩作用, 但是泥— 粉晶白云石由于其岩性致密, 在裂缝未沟通的条件下, 成岩流体很难渗入, 经历的成岩蚀变很弱; 在裂缝附近, 通常成岩流体渗流过程中物质交换条件良好, 白云石晶形较大, 重结晶程度相对较高（见图4g、图4h）。

图6 泥晶白云石、泥— 粉晶白云石和细— 中晶白云石微量元素Fe-Mn交会图

图7 泥晶白云石、泥— 粉晶白云石、细— 中晶白云石和方解石微量元素Sr-Mn交会图

图8 泥晶白云石、泥— 粉晶白云石、细— 中晶白云石和方解石的微量元素的δ 18O值-Mn/Sr值交会图

3.2.2.2 Mg、Ca

主量元素特征分析表明, 方解石的MgO含量为0.32~7.68, CaO含量为41.34~59.51; 泥晶白云石的MgO含量为17.21~19.22, CaO含量为36.21~38.14; 泥— 粉晶白云石的MgO含量为16.28~26.37, CaO含量为27.61~37.72; 细— 中晶白云石的MgO含量为19.31~31.42, CaO含量为18.31~32.31（见表1）。如图9所示, 方解石具有低MgO高CaO的特征, 基本没发生白云化; 泥晶白云石, 泥— 粉晶白云石具有相似的MgO, CaO含量特征, 也表明颗粒白云岩球状颗粒中泥— 粉晶白云石与围岩泥晶白云岩中泥晶白云石具有相同的组分特征, 为准同生白云石; 细— 中晶白云石具有高MgO低CaO的特征, 具有线性负相关的关系, 负相关反映了白云岩发生重结晶[18], 因此, 颗粒白云岩经历了明显的重结晶作用, 但颗粒白云岩不同部位重结晶程度依然存在差异, 在裂缝连通的条件下, 成岩流体渗流能力强, 物质交换容易发生, 白云石重结晶程度高, 在裂缝发育的位置, 白云石晶形明显增大, 形成晶间孔隙（见图4g、图4h）, 在裂缝未连通处, 白云石晶形较小, 白云石重结晶不明显。

图9 泥晶白云石、泥— 粉晶白云石、细— 中晶白云石和方解石主量元素MgO-CaO交会图

3.2.3 δ 13C、δ 18O同位素组成

δ 13C、δ 18O测试数据显示, 泥— 粉晶白云石的δ 13C值为-2.0‰ ~-0.9‰ , 平均为-1.6‰ , δ 18O值为-7.7‰ ~-4.4‰ , 平均为-6.3‰ ; 细— 中晶白云石的δ 13C值为-2.8‰ ~-1.6‰ , 平均为-2.1‰ , δ 18O值为-11.7‰ ~-7.9‰ , 平均为-9.9‰ ; 方解石的δ 13C值为-3.2‰ ~-2.3‰ , 平均为-2.7‰ , δ 18O值为-10.1‰ ~-7.2‰ , 平均为-8.9‰ （见表1、图10）。温度和白云石形成溶液中的δ 18O值是直接决定白云石δ 18O分布的重要因素[9, 27]。当沉积环境中新鲜海水补给不足, 强烈蒸发而导致海水盐度增高时, 其沉积物中的δ 18O和δ 13C值增高[28]; 因此, 强蒸发高盐度的环境中形成的泥晶白云石、泥— 粉晶白云石（准同生白云石）、的δ 18O和δ 13C值比方解石、细— 中晶白云石高。此外, 成岩过程随着矿物相的转变, 矿物中18O、13C含量逐渐减少, 而孔隙水中的18O、13C含量增多, 矿物中18O、13C的不断被孔隙水带走使其含量降低, 矿物相变后, δ 18O、δ 13C通常偏负[29]。颗粒白云岩球状颗粒中泥— 粉晶白云石通过埋藏成岩改造, 发生重结晶作用, 18O、13C含量降低, δ 18O、δ 13C偏负, 转变成细— 中晶白云石, 形成具有晶间孔隙的颗粒白云岩, 与上述理论相符, 即泥— 粉晶白云石向细— 中晶白云石转化是合理的; 方解石与细— 中晶白云石相比, δ 18O一致, δ 13C偏正, 表明方解石通过埋藏成岩改造形成大规模细— 中晶白云石的可能性不大（见图10）。

图10 泥晶白云石、泥— 粉晶白云石、细— 中晶白云石和方解石的δ 13C、δ 18O交会图

4 颗粒白云岩成因及演化
4.1 颗粒白云岩成因

近年来大量报道颗粒白云岩的成因类型主要包括颗粒灰岩白云化和微生物作用[30], 颗粒灰岩云化形成颗粒白云岩的层组主要有：鄂西南恩施地区下三叠统嘉陵江组[2]、扬子地台黔北地区下三叠统茅草铺组[3]、华南上扬子区中部中— 上寒武统[4]、湖南石门中上寒武统[5]、塔里木盆地塔中地区中下奥陶统[31]、华北地台中北部寒武系— 奥陶系[32]和四川盆地东部下寒武统龙王庙组[33]; 此外, 还包括沙特阿拉伯中部二叠系— 三叠系Khuff组、阿联酋南部上侏罗统Arab组等[34, 35]。通过云化形成颗粒白云岩的颗粒灰岩通常沉积于开阔海潮下高能带。微生物作用形成的颗粒白云岩, 又称为微生物白云岩, 该类白云岩在全球范围广泛发育, 如四川盆地三叠系雷口坡组和震旦系灯影组以及塔里木盆地寒武系肖尔布拉克组中发育这种颗粒状微生物岩[36]; 澳大利亚南部Coorong地区现代沉积沉积物中以及匈牙利中北部Zsá mbé k盆地三叠系中均发育该类白云岩[37, 38]。赵文智等提出, 微生物白云岩通常形成于特定温度（30~45 ℃）、盐度（3.5%~10%）以及碱度（pH值大于8.5）的局限海（湖）浅水潮坪环境, 以上3个指标过高过低都不利于其形成, 过高则有利于蒸发岩的形成[30]。

本文研究的鄂尔多斯盆地中部马五5亚段中颗粒白云岩的球状颗粒中, 残留有石膏晶模、石盐晶模, 是潮上带暴露的标志（见图3f、图4c）, 显然不是有利于沉积颗粒灰岩形成的潮下高能带沉积环境。从马五5亚段颗粒白云岩的分布特征来看, 颗粒白云岩主要分布在云坪相带, 而不是有利于颗粒灰岩沉积的灰坪相带（见图1）。因此, 颗粒白云岩的球状颗粒原始的组分是准同生期云坪相带沉淀的泥— 粉晶白云石, 而不是灰坪相带沉淀的方解石, 马五5亚段中颗粒白云岩并非颗粒灰岩云化的产物。此外, 马五5亚段中的颗粒白云岩可见石膏晶模, 而微生物白云岩很难看到膏盐类伴生物[30], 亦不支持颗粒白云岩微生物成因。

本次研究通过流体包裹体恢复了沉积期的温度和海水的盐度、成岩期地温及地层流体的盐度。流体包裹体保存了原始成矿流体, 记录了矿物形成的条件和历史, 反映了成矿流体的性质。灰岩中方解石矿物、泥晶白云岩中石英矿物、颗粒白云岩球状颗粒中石英矿物以及球状颗粒间细— 中晶白云石矿物中赋存大量的流体包裹体。灰岩溶斑中方解石的包裹体均一温度平均值为60.4 ℃, 盐度平均值为9.75%; 泥— 粉晶白云岩石英中的包裹体均一温度平均值为117.4 ℃, 盐度平均值为24.73%; 颗粒白云岩球状颗粒间细— 中晶白云石包裹体均一温度平均值为146.3 ℃, 盐度平均值为24.39%（见图11）。鄂尔多斯盆地地层温度随埋深增加而升高, 呈稳定的直线关系, 现今地温梯度主要集中在2.4~3.1 ℃/100 m, 东高西低, 西北部平均地温梯度为2.5 ℃/100 m[39], 按照埋深3 100 m计算得出, 灰岩中的方解石、泥— 粉晶白云岩中石英、颗粒白云岩球状颗粒之间中的细— 中晶白云石形成时的温度为14.1, 24.9, 70.7 ℃。因此可以推断, 灰岩中的方解石是在正常海水环境下形成的, 具有较低的盐度; 颗粒白云岩球状颗粒中泥— 粉晶白云石是在地表环境下, 高温的蒸发环境下形成的, 具有相对较高盐度; 颗粒白云岩球状颗粒之间的细— 中晶白云石形成温度远高于地表温度, 是在一定的埋深条件下球状颗粒中泥— 粉晶白云石重结晶的产物, 盐度与球状颗粒中泥— 粉晶白云石一致, 说明在埋藏条件下细— 中晶白云石的成岩环境中, 地层水与准同生期泥— 粉晶白云石形成环境中海水的性质相近, Mg2+的来源为海水回流渗透[15]。

图11 泥晶白云岩、泥— 粉晶白云岩、颗粒白云岩和灰岩流体包裹体温度、盐度柱状分布图

颗粒白云岩球状颗粒组分沉淀的温度和盐度与泥晶白云岩相近, 而与灰岩差异很大, 证实了颗粒白云岩球状颗粒组分与泥晶白云岩同源, 都来源于准同生期沉淀的泥晶白云石, 而与灰岩不同源, 表明颗粒白云岩球状颗粒之间的细— 中晶白云石是球状颗粒中泥— 粉晶白云石重结晶的产物。此外, 尽管在局限海（湖）潮坪环境下, 微生物作用也能形成颗粒白云岩（微生物岩）, 但是鄂尔多斯盆地中部马五5亚段中的颗粒白云岩在沉积期, 水体温度平均约为24.9 ℃, 盐度平均约为24.39%, 温度偏低而盐度偏高, 不太适合微生物的生存, 亦不支持颗粒白云岩微生物成因。

碳氧同位素组成特征显示, 颗粒白云岩球状颗粒中泥— 粉晶白云石的δ 13C、δ 18O值与泥晶白云岩中泥晶白云石的δ 13C、δ 18O值几乎相同（见图10）, 这一结果表明, 颗粒白云岩球状颗粒组分与泥晶白云岩同源, 都来源于准同生期沉淀的泥晶白云石。δ 18O、δ 13C负偏移, 转变成细— 中晶白云石, 只有泥— 粉晶白云石向细— 中晶白云石转化, 才可能发生δ 18O、δ 13C负偏移（见图10）。此外, 本文前面论述的主微量元素、X衍射等地球化学特征, 也证实了颗粒白云岩球状颗粒组分与泥晶白云岩同源, 都来源于准同生期沉淀的泥晶白云石, 而与灰岩不同源, 支撑了颗粒白云岩是蒸发环境下形成的泥— 粉晶白云石在埋藏条件下重结晶的产物。

综上所述, 颗粒白云岩的“ 原形” 是准同生期局限海潮坪蒸发环境下, 在沉积地貌局部隆起部位形成由泥— 粉晶白云石组成的球状颗粒, 后期在埋藏条件下, 球状颗粒边缘或整个球状颗粒的泥— 粉晶白云石发生重结晶作用, 局部或全部转变为细— 中晶白云石, 形成具有晶间孔隙的白云岩储集层, 本文将泥— 粉晶白云石向细— 中晶白云石转化的重结晶过程称为“ 云质再结晶” 。此次通过对鄂尔多斯盆地中部马五5亚段中颗粒白云岩的研究, 认为“ 云质再结晶” 是颗粒白云岩的重要成因。此认识对预测该地区颗粒白云岩储集层的分布有重要意义, 原生的泥— 粉晶白云石颗粒主要发育在云坪（见图12）, 因此应考虑把云坪相带作为勘探靶区, 寻找这种能形成优质储集体的颗粒白云岩。此外, 在该盆地中东部奥陶系马家沟组马五7+9亚段、马二段和马四段发育的颗粒白云岩均是该成因, 颗粒白云岩主要发育在云坪相带[40, 41, 42]。

图12 马五5亚段S345井— S112井— S63井沉积相剖面图（剖面位置见图1）

4.2 颗粒白云岩演化

鄂尔多斯盆地西北部马家沟组马五5亚段泥— 粉晶白云岩是颗粒白云岩形成的基础, 在准同生期泥— 粉晶白云岩沉淀后（见图13a-Ⅰ ）, 间歇性暴露于干旱的环境中, 形成干裂碎屑（见图13a-Ⅱ ）, 随着海平面的上升, 干裂形成的碎屑在海水的搬运作用下杂乱堆积（见图13a-Ⅲ ）, 碎屑颗粒相互碰撞, 颗粒被逐渐磨圆, 伴随着海平面高频升降, 形成颗粒白云岩（见图13a-Ⅳ 、Ⅴ ）。马五5亚段泥— 粉晶白云岩沉积后, 马五1— 4亚段潮坪白云岩也开始沉积, 毛细管浓缩作用与高镁卤水回流渗透作用同时发生（见图13b-Ⅰ ）, 颗粒云岩粒间孔隙充填的白云石在回流渗透、浅埋藏条件下发生重结晶作用, 白云石晶粒增大, 在裂缝发育的地方, 地层水更容易到达, 这种重结晶作用会更为明显（见图13b-Ⅱ 、Ⅲ ）。深埋藏阶段（见图13c-Ⅰ ）, 地层温度进一步升高, 压释水向白云岩发育区渗透, 白云石再结晶, 晶形进一步增大, 变为细晶, 形成具有晶间孔隙的颗粒白云岩储集层（见图13c-Ⅱ 、Ⅲ ）。

图13 鄂尔多斯盆地西北部马家沟组马五5亚段颗粒白云岩演化模式

5 结论

鄂尔多斯盆地中部颗粒白云岩中球状颗粒的“ 原形” （泥— 粉晶白云石）形成于准同生期局限海干旱蒸发环境, 在残留球状颗粒中可见石膏晶模; 颗粒白云岩球状颗粒的组分泥— 粉晶白云石与围岩泥晶白云岩的组分泥晶白云石具有相似的组分、微量元素及碳氧同位素组成特征, 泥晶白云石、泥— 粉晶白云石形成于同一沉积环境; 在埋藏条件下, 颗粒白云岩球状颗粒中的泥— 粉晶白云石重结晶, 形成具有晶间空隙的白云岩储集层; 碳氧同位素组成特征表明, 泥— 粉晶白云石在埋藏成岩环境下向细— 中晶白云石转化, 符合δ 18O、δ 13C值负偏移, 而方解石不符合; 颗粒白云岩的球状颗粒形成于低温度高盐度的蒸发环境, 球状颗粒的微生物成因可能性不大; 细— 中晶白云石是球状颗粒中的泥— 粉晶白云石“ 云质再结晶” 的产物, 应把云坪相带作为颗粒白云岩储集层勘探的重点靶区。

参考文献
[1] 张喜. 苏里格东区奥陶系马五5亚段白云岩成因机理研究[D]. 成都: 西南石油大学, 2016.
ZHANG Xi. Genetic mechanism of dolomite in Ordovician of M55 in Eastern Sulige area[D]. Chengdu: Southwest Petroleum University, 2016. [本文引用:1]
[2] 胡广成, 鲍志东. 鄂西南下三叠统嘉陵江组二段白云岩化机制[J]. 矿物岩石, 2011, 31(3): 96-102.
HU Guangcheng, BAO Zhidong. Origin of dolomites in the second member of Jialingjiang Formation of Lower Triassic, Southwestern Hubei Province, China[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, 2011, 31(3): 96-102. [本文引用:3]
[3] 胡广成, 鲍志东, 刘桂珍, 等. 黔北地区下三叠统茅草铺组白云岩成因[J]. 大庆石油地质与开发, 2017, 37(2): 9-14.
HU Guangcheng, BAO Zhidong, LIU Guizhen, et al. Origins of the dolomite in Lower Triassic Maocaopu Formation of North Guizhou[J]. Petroleum Geology & Oilfield Development in Daqing, 2017, 37(2): 9-14. [本文引用:2]
[4] 袁鑫鹏, 刘建波. 湖北兴山古洞口剖面中-上寒武统白云岩特征及其古环境意义[J]. 古地理学报, 2013, 15(3): 363-382.
YUAN Xinpeng, LIU Jianbo. Characteristics and its palaeo- environmental significance of the Middle-Upper Cambrian dolostones of Gudongkou section at Xingshan, Hubei Province[J]. Journal of palaeogeography, 2013, 15(3): 363-382. [本文引用:2]
[5] 胡明毅. 湖南石门中上寒武统白云岩成因[J]. 石油与天然气地质, 1993, 14(2): 154-160.
HU Mingyi. Origin of middle-upper Cambrian dolomites in Shimen, Hunan[J]. Oil & Gas Geology, 1993, 14(2): 154-160. [本文引用:2]
[6] 李国蓉, 司俊霞, 石发展. 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组储渗空间类型与形成机制[J]. 成都理工学院学报, 1997, 24(1): 17-23.
LI Guorong, SI Junxia, SHI Fazhan. The types and genetic mechanism of storage space in Ordovician Majiagou Formation, Ordos Basin[J]. Journal of Chengdu University of Technology, 1997, 24(1): 17-23. [本文引用:2]
[7] 陈志远, 马振芳, 张锦泉. 鄂尔多斯盆地中部奥陶系马五段5亚段白云岩成因[J]. 石油勘探与开发, 1998, 25(6): 20-22.
CHEN Zhiyuan, MA Zhenfang, ZHANG Jinquan. Genesis of the dolomitein Ma55 subinterval Ordovician in central Ordos Basin[J]. Petroleum Exploration and Development, 1998, 25(6): 20-22. [本文引用:2]
[8] 杨华, 包洪平. 鄂尔多斯盆地奥陶系中组合成藏特征及勘探启示[J]. 天然气工业, 2011, 31(12): 11-20.
YANG Hua, BAO Hongping. Characteristics of hydrocarbon accumulation in the middle Ordovician assemblages and their significance for gas exploration in the Ordos Basin[J]. Natural Gas Industry, 2011, 31(12): 11-20. [本文引用:2]
[9] 杨华, 王宝清, 孙六一, 等. 鄂尔多斯盆地中奥陶统马家沟组碳酸盐岩碳、氧稳定同位素特征[J]. 天然气地球科学, 2012, 23(4): 616-625.
YANG Hua, WANG Baoqing, SUN Liuyi, et al. Characteristics of oxygen and carbon stable isotopes for middle Ordovician Majiagou Formation carbonate rocks in the Ordos Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2012, 23(4): 616-625. [本文引用:3]
[10] 黄正良, 包洪平, 任军峰, 等. 鄂尔多斯盆地南部奥陶系马家沟组白云岩特征及成因机理分析[J]. 现代地质, 2011, 25(5): 925-930.
HUANG Zhengliang, BAO Hongping, REN Junfeng, et al. Characteristics and genesis of dolomite in Majiagou Formation of Ordovician, South of Ordos Basin[J]. Geoscience, 2011, 25(5): 925-930. [本文引用:2]
[11] 刘德良, 孙先如, 李振生, 等. 鄂尔多斯盆地奥陶系白云岩碳氧同位素分析[J]. 石油实验地质, 2006, 28(2): 155-161.
LIU Deliang, SUN Xianru, LI Zhensheng, et al. Analysis of carbon and oxygen isotope on the Ordovician dolostones in the Ordos Basin[J]. Petroleum Geology & Experiment, 2006, 28(2): 155-161. [本文引用:2]
[12] 张永生. 鄂尔多斯地区奥陶系马家沟群中部块状白云岩的深埋藏白云石化机制[J]. 沉积学报, 2000, 18(3): 424-430.
ZHANG Yongsheng. Mechanism of deep burial dolomitization of Massive dolostones in the Middle Majiagou Group of the Ordovician, Ordos Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2000, 18(3): 424-430. [本文引用:1]
[13] 王保全, 强子同, 张帆, 等. 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组马五段白云岩的同位素地球化学特征[J]. 地球化学, 2009, 38(5): 472-479.
WANG Baoquan, QIANG Zitong, ZHANG Fan, et al. Isotope characteristics of dolomite from the fifth member of the Ordovician Majiagou Formation, the Ordos Basin[J]. Geochimica, 2009, 38(5): 472-479. [本文引用:1]
[14] 苏中堂, 陈洪德, 徐粉燕, 等. 鄂尔多斯盆地马家沟组白云岩地球化学特征及白云岩化机制分析[J]. 岩石学报, 2011, 27(8): 2230-2238.
SU Zhongtang, CHEN Hongde, XU Fenyan, et al. Geochemistry and dolo-mitization mechanism of Majiagou dolomites in Ordovician, Ordos, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2011, 27(8): 2230-2238. [本文引用:1]
[15] 付金华, 王宝清, 孙六一, 等. 鄂尔多斯盆地苏里格地区奥陶系马家沟组白云岩化[J]. 石油实验地质, 2011, 33(3): 266-273.
FU Jinhua, WANG Baoqing, SUN Liuyi, et al. Dolomitization of Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin[J]. Petroleum Geology & Experiment, 2011, 33(3): 266-273. [本文引用:2]
[16] PETRASH D A, BIALIK O M, BONTOGNALI T R, et al. Microbially catalyzed dolomite formation: From near-surface to burial[J]. Earth-Science Reviews, 2017, 171: 558-582. [本文引用:1]
[17] 陈娅娜, 沈安江, 潘立银, 等. 微生物白云岩储集层特征、成因和分布: 以四川盆地震旦系灯影组四段为例[J]. 石油勘探与开发, 2017, 44(5): 704-715.
CHEN Ya’na, SHEN Anjiang, PAN Liyin, et al. Features, origin and distribution of microbial dolomite reservoirs: A case study of 4th Member of Sinian Dengying Formation in Sichuan Basin, SW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2017, 44(5): 704-715. [本文引用:1]
[18] 贺训云, 寿建峰, 沈安江, 等. 白云岩地球化学特征及成因: 以鄂尔多斯盆地靖西马五段中组合为例[J]. 石油勘探与开发, 2014, 41(3): 375-384.
HE Xunyun, SHOU Jianfeng, SHEN Anjiang, et al. Geochemical characteristics and origin of dolomite: A case study from the middle assemblage of Majiagou Formation Member 5 of the west of Jingbian Gas Field, Ordos Basin, North China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2014, 41(3): 375-384. [本文引用:2]
[19] 强子同, 马德岩, 顾大镇, 等. 激光显微取样稳定同位素分析[J]. 天然气工业, 1996, 16(6): 87-89.
QIANG Zitong, MA Deyan, GU Dazhen, et al. The laser micro-sampling technique for analysis of isotope[J]. Natural Gas Industry, 1996, 16(6): 87-89. [本文引用:1]
[20] 李伟, 涂建琪, 张静, 等. 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组自源型天然气聚集与潜力分析[J]. 石油勘探与开发, 2017, 44(4): 521-530.
LI Wei, TU Jianqi, ZHANG Jing, et al. Accumulation and potential analysis of self-sourced natural gas in the Ordovician Majiagou Formation of Ordos Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2017, 44(4): 521-530. [本文引用:2]
[21] 顾家裕. 塔里木盆地下奥陶统白云岩特征及成因[J]. 新疆石油地质, 2000, 21(2): 120-122.
GU Jiayu. Characteristics and origin analysis of dolomite in Lower Ordovician of Tarim Basin[J]. Xinjiang Petroleum Geology, 2000, 21(2): 120-122. [本文引用:1]
[22] TUCKER M, WRIGHT V P. Carbonate sedimentology[M]. Oxford: Black-well Scientific Publications, 1990. [本文引用:1]
[23] 陈永权, 周新源. 白云岩埋藏成岩作用过程中的金属元素与同位素再分配规律与受控因素[J]. 海相油气地质, 2009, 14(3): 65-67.
CHEN Yongquan, ZHOU Xinyuan. Theory of ion radius: The reassigning theory of metal elements and isotopes during burial diagenesis process for dolostone[J]. Marine Origin Petroleum Geology, 2009, 14(3): 65-67. [本文引用:1]
[24] MALIVA R G, BUDD D A, CLAYTON E A, et al. Insights into the dolomiti-zation process and porosity modification in sucrosic dolostones, avon-park formation(Middle Eocene), East-Central Florida, U. S. A[J]. Journal of Sedimentary Research, 2011, 81(3): 218-232. [本文引用:1]
[25] SHEPPARD S M, SCHWARCZ H P. Fractionation of carbon and oxygen isotopes and magnesium between metamorphic calcite and dolomite[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1970, 26(3): 161-198. [本文引用:1]
[26] KAUFMAN A J, KNOLL A H. Neoproterozoic variations in the c-isotopic composition of seawater: Stratigraphic and biogeochemical implications[J]. Precambrian Research, 1995, 73(1/2/3/4): 27-49. [本文引用:1]
[27] 赵俊兴, 陈洪德, 张锦泉, 等. 鄂尔多斯盆地中部马五段白云岩成因机理研究[J]. 石油学报, 2005, 26(5): 38-41.
ZHAO Junxing, CHEN Hongde, ZHANG Jinquan, et al. Genesis of dolomite in the fifth member of Majiagou Formation in the middle Ordos Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2005, 26(5): 38-41. [本文引用:1]
[28] JAFFRÉS J B, SHIELDS G A, WALLMANN K. The oxygen isotope evolu-tion of seawater: A critical review of a long-stand ing controversy and an improved geological water cycle model for the past 3. 4 billion years[J]. Earth-Science Reviews, 2007, 83(1/2): 83-122. [本文引用:1]
[29] GESKE A, ZORLU J, RICHTER D K, et al. Impact of diagenesis and low grade metamorphosis on isotope( δ26Mg, δ13C, δ18O and 87Sr/86Sr) and elemental(Ca, Mg, Mn, Fe and Sr)[J]. Chemical Geology, 2012, 332/333(25): 45-64. [本文引用:1]
[30] 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. [本文引用:3]
[31] 张学丰, 李晓锋, 李宗杰, 等. 白云岩的残余结构及其沉积相的意义: 以塔中地区中—下奥陶统为例[J]. 石油与天然气地质, 2017, 38(4): 723-728.
ZHANG Xuefeng, LI Xiaofeng, LI Zongjie, et al. Relict texture of dolostones and its significance to sedimentary facies: A case study from the Middle-Lower Ordovician in Tazhong area, Tarim Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2017, 38(4): 723-728. [本文引用:1]
[32] 崔永谦, 汪建国, 田建章, 等. 华北地台中北部寒武系—奥陶系白云岩储层特征及主控因素[J]. 石油学报, 2018, 39(8): 892-901.
CUI Yongqian, WANG Jianguo, TIAN Jianzhang, et al. Reservoir characteristics and main controlling factors of Cambrian-Ordovician dolomite in the north central part of North China Platform[J]. Acta Petrolei Sinica, 2018, 39(8): 892-901. [本文引用:1]
[33] 孙海涛, 张玉银, 柳慧林, 等. 四川盆地东部下寒武统龙王庙组白云岩类型及其成因[J]. 石油与天然气地质, 2018, 39(2): 319-329.
SUN Haitao, ZHANG Yuyin, LIU Huilin, et al. Typological analysis and genetic mechanism of dolomite in the lower Cambrian Longwangmiao Formation, eastern Sichuan Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2018, 39(2): 319-329. [本文引用:1]
[34] ELTOM H A, KUBUR A K, ABDULRAZIQ A M, et al. Three- dimensional outcrop reservoir analog model: A case study of the Upper Khuff Formation oolitic carbonates, central Saudi Arabia[J]. Journal of Petroleum Science and Engineering, 2017, 150: 115-127. [本文引用:1]
[35] HOLLIS C, LAWRENCE D A, MATTHIEU DEVILLE de PERIÈRE, et al. Controls on porosity preservation within a Jurassic oolitic reservoir complex, UAE[J]. Marine and Petroleum Geology, 2017, 88: 888-906. [本文引用:1]
[36] 刘树根, 宋金民, 罗平, 等. 四川盆地深层微生物碳酸盐岩储层特征及其油气勘探前景[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 2016, 42(2): 130-151.
LIU Shugen, SONG Jinmin, LUO Ping, et al. Characteristics of microbial carbonate reservoir and its hydrocarbon exploring outlook in the Sichuan Basin, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology(Science & Technology Edition), 2016, 42(2): 130-151. [本文引用:1]
[37] WACEY D, WRIGHT D T, BOYCE A J. A stable isotope study of microbial dolomite formation in the Coorong Region, South Australia[J]. Chemical Geology, 2007, 244(1/2): 155-174. [本文引用:1]
[38] KINGA H, JÁNOS H, ZSÓFIA P, et al. Dolomitization of Triassic microbial mat deposits (Hungary): Origin of microcrystalline dolomite. Sedimentary[J]. Geology, 2015, 318: 113-129. [本文引用:1]
[39] 于强, 任战利, 倪军, 等. 鄂尔多斯盆地富县地区中生界热演化史探讨[J]. 西北大学学报(自然科学版) , 2012, 42(5): 801-804.
YU Qiang, REN Zhanli, NI Jun, et al. The thermal evolution history of Mesozoic, Fuxian exploratory area of Ordos Basin[J]. Journal of Northwest University(Natural Science Edition), 2012, 42(5): 801-804. [本文引用:1]
[40] 刘耘, 谭秀成, 刘显岩, 等. 鄂尔多斯盆地中部马五7亚段颗粒滩沉积特征及空间分布[J]. 沉积学报, 2018, 36(4): 797-806.
LIU Yun, TAN Xiucheng, LIU Xianyan, et al. Sedimentary characteristics and distribution of grain shoals of Ma57 sub-member in the Central Ordos Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2018, 36(4): 797-806. [本文引用:1]
[41] 于洲, 丁振纯, 王利花, 等. 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组五段膏盐下白云岩储层形成的主控因素[J]. 石油与天然气地质, 2018, 39(6): 1214-1218.
YU Zhou, DING Zhenchun, WANG Lihua, et al. Main factors controlling formation of dolomite reservoir underlying gypsum-salt layer in the 5 th member of Ordovician Majiagou Formation, Ordos Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2018, 39(6): 1214-1218. [本文引用:1]
[42] 吴东旭, 吴兴宁, 王少依, 等. 鄂尔多斯盆地奥陶系颗粒滩白云岩储层特征及主控因素[J]. 海相油气地质, 2017, 22(2): 40-48.
WU Dongxu, WU Xingning, WANG Shaoyi, et al. Characteristics and main controlling factors of Ordovician Grain beach dolomite reservoir in Ordos Basin[J]. Marine Origin Petroleum Geology, 2017, 22(2): 40-48. [本文引用:1]