鄂尔多斯盆地马五5亚段白云岩化成因模式

宁博，王起琮，李百强，朱云飞，靳程光，闫佐

（1.西安石油大学地球科学与工程学院，西安710065；2.中国石油新疆油田分公司彩南油田作业区，新疆阜康831511）

鄂尔多斯盆地马五5亚段白云岩化成因模式

宁博1，王起琮1，李百强1，朱云飞2，靳程光1，闫佐1

（1.西安石油大学地球科学与工程学院，西安710065；2.中国石油新疆油田分公司彩南油田作业区，新疆阜康831511）

用地球化学法分析探讨了鄂尔多斯盆地马五5亚段的成岩机制。兴县关家崖剖面马五5亚段岩性自上而下主要由粉晶白云岩、灰斑白云岩及白云斑灰岩构成，属一完整的沉积旋回，白云石的含量、粒径、有序度自上而下逐渐减小。粉晶白云岩的碳氧同位素明显偏负，白云斑以及灰岩基质的δ18O偏负，但δ13C与奥陶纪海水接近，87Sr/86Sr值明显升高。研究表明，马五5亚段的原始沉积序列为泥晶灰岩、含粒及泥粒灰岩、生物扰动灰岩、砂屑灰岩，最后到泥晶白云岩，随着海平面的降低，蒸发浓缩海水依次从潮上、潮下带，最后到浅埋藏环境进行各类白云岩化作用，粉晶白云岩和白云斑灰岩成因为浓缩海水的回流渗透作用。

鄂尔多斯盆地；马家沟组；地球化学特征；电子探针；白云岩化成因模式

下奥陶统马家沟组马五5亚段是鄂尔多斯盆地近年天然气勘探与开发获得重大突破的主要层系，2010年苏里格气田苏203井马五5亚段产天然气104× 104m3/d，成为马五5亚段标志性的勘探与开发成果[1]。为进一步阐明马五5亚段独特的沉积与成岩特征，笔者对兴县关家崖剖面的马五5亚段进行了详细踏勘与测量。

兴县关家崖剖面位于鄂尔多斯盆地东缘的晋西挠褶带中段（图1），是盆地东缘奥陶系重点剖面之一（图2）。文献［2］根据野外地质勘察资料，对兴县奥陶系露头剖面进行了系统研究，明确了该区奥陶系的发育情况，但有关关家崖剖面马五段的岩性特征介绍较少。本文根据野外观察测量数据、岩样显微光学和地球化学实验数据，论述马五5亚段白云斑灰岩的岩相及地球化学特征，重点探讨马五5亚段白云岩的成因机理。

1　地层特征

鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组属于碳酸盐台地相沉积，根据岩性特征可划分为6段，马一、马三、马五段的岩性组合以蒸发台地亚相准同生泥晶白云岩夹蒸发岩为特征，马二、马四、马六段的岩性组合以开阔台地亚相的泥晶灰岩夹成岩白云岩为特征。马五段是盆地内天然气赋存的主要层位，根据岩性特征划分为10个亚段，马五10、马五8、马五6、马五4—马五1亚段以准同生泥晶白云岩为主；马五9、马五7、马五5亚段以泥晶石灰岩为主；其中马五4—马五1亚段是盆地内天然气赋存及生产的主要层段[3]，而马五5亚段则是近年天然气增储上产的主要层段。

图1　兴县关家崖剖面构造位置

山西兴县关家崖剖面出露马五7—马五3亚段，马五2亚段—马六段剥蚀殆尽，马五3亚段顶部为不整合面，上覆石炭系本溪组铝土岩（图2）。关家崖马家沟组实测剖面走向30°，局部构造为一低缓背斜构造，背斜轴部走向300°，背斜右翼倾角较大，平均20°，背斜左翼地层倾角较小，平均5°.背斜核部出露马五7亚段，向翼部依次出露马五6—马五3亚段。其中马五7亚段及马五5亚段以白云斑灰岩及薄层粉晶白云岩为主，马五6、马五4和马五3亚段以泥晶白云岩、次生灰岩及泥质岩为主，马五3亚段上部为风化壳岩溶角砾岩，有溶洞发育，偶见小型石钟乳及石笋，岩溶角砾岩之上为本溪组底部的杂色铝土岩。

2　岩相特征

关家崖剖面出露完整的马五5亚段，其厚度为26m，中部以白云斑灰岩及灰斑白云岩为主，顶、底部为厚度近1m的核形石灰岩。

2.1岩石宏观特征

白云斑灰岩又称豹皮灰岩[4-5]，露头上泥晶灰岩基质呈灰色或深灰色，白云岩斑块呈浅黄色或灰黄色，形似豹斑；白云斑灰岩之上白云斑数量逐渐增多且连片分布，残余灰质呈斑状分布，形成灰斑白云岩。

图2　兴县关家崖剖面马家沟组实测剖面

关家崖剖面马五5亚段发育8个形成于海平面下降及水体变浅的沉积旋回（图3），中部的沉积旋回厚度较大，平均5.5m，自下而上由泥晶灰岩、白云斑灰岩、灰斑白云岩及粉晶白云岩构成（图4a）；顶、底部的沉积旋回厚度相对较薄，平均2m，自下而上由核形石灰岩、白云斑灰岩及细粉晶白云岩构成（图4b）。

沉积旋回中的白云斑数量自下而上逐渐增多，连续性逐渐变好；旋回上部的白云斑多为水平延伸的不规则斑块，下部多为垂直延伸的斑块，层面上白云斑呈形态各异的条状。形态特征揭示出白云斑形成于生物潜穴中疏松灰质组分的白云岩化作用（图4c）。水平层面和沉积间断面上的各类虫孔构造以及层内大量的腕足、棘皮、三叶虫等生物碎屑（图4d，图4e）表明，沉积过程中伴随着频繁的生物扰动。层面上除了大量生物遗迹之外，还见浅水成因的小型波痕构造（图4f），同时在岩层中普遍发育大型的风暴丘状层理（图4a）。

2.2岩相微观特征

白云斑灰岩的岩石薄片中可见形态各异并相互连通的白云斑，其边缘平整或与基质过渡（图5a），具明显的生物钻孔特征，邻近白云斑的灰岩基质中含星散状分布的自形白云石,灰岩基质中常见介形虫、三叶虫、棘皮类等生物化石碎片和碎屑（图5b）。

白云斑灰岩及灰斑白云岩上部的细粉晶白云岩普遍具有残余砂屑，白云石晶间为残余灰质组分（图5c）。

细粉晶白云岩、灰斑白云岩及白云斑灰岩中，白云石均呈粉晶自形—半自形状，粒径为0.05~0.10mm，多具雾心亮边结构（图5c）。在一个完整的沉积旋回中，白云石含量自粉晶白云岩、灰斑白云岩到白云斑灰岩自上而下逐渐降低，晶体粒径逐渐减小，白云石有序度由1.00下降至0.71（表1），显示出向下渗透的浓缩海水在白云岩化作用过程中，随着海水中的Mg2+不断置换方解石中的Ca2+，Mg2+离子浓度逐步减小，白云化程度逐渐下降。

白云斑的阴极发光整体偏暗，白云石呈暗红色，晶体边缘发光较为明亮，显示出多期白云岩化作用的特征；残余灰岩基质不发光（图5d）。文献［6］认为，Mn2+含量决定了碳酸盐矿物的阴极发光性，由于海水中Mn2+含量（7.3×10-9）偏低，因此海相碳酸盐岩的阴极发光整体偏暗[7]。

后期被方解石胶结物充填的裂隙，同时切割白云斑和基质（图5a），裂缝方解石胶结物的阴极发光呈亮黄色，含大量气液包裹体，具成岩后期地下热液成因的特征（图5d）。

图3　关家崖剖面马五5亚段综合柱状剖面

3　地球化学特征

3.1碳氧稳定同位素

碳酸盐岩中的碳、氧稳定同位素组成主要受沉积及成岩环境影响。一般情况下，随沉积与成岩介质盐度升高，碳酸盐岩的δ13C和δ18O增大；随环境温度升高，δ18O明显下降[8-10]。文献［11］等根据大量实验数据，确定了奥陶纪正常海水环境方解石胶结物及生物化石的碳、氧稳定同位素组成，即δ18O为-6.6‰~-4.0‰，δ13C为-2.0‰~0.5‰；并且随埋藏深度增加及地层温度升高，δ18O降低，随介质盐度升高，δ18O增加，随淡水影响程度增加，δ13C降低[12]。

前人根据大量δ13C和δ18O分析数据，确定了估算温度及介质盐度的经验公式[13-15]。本文应用经验公式（1）[13-14］估算环境温度；应用经验公式（2）[15］估算成岩介质的盐度；应用经验公式（3）[16-17]判断成岩介质条件。

式中t——环境温度，℃；

δ18OwSMOW——古海水氧同位素（SMOW标准，奥陶纪海水取-1.5‰）[10]；

S——介质盐度，%；

Z——盐度参数，Z大于120为海水环境，Z小于120为淡水环境，Z等于120不定型。

马五5亚段的碳、氧稳定同位素分析结果表明（表1），粉晶白云岩、白云斑以及灰岩基质的δ18O普遍小于-8‰，与奥陶纪海水相比明显偏负；白云斑及灰岩基质δ13C平均-1.25‰，接近奥陶纪海水的δ13C，粉晶白云岩的δ13C平均-2.51‰，较奥陶纪海水相对偏负。

公式（1）计算结果成岩温度为52~63℃，粉晶白云岩的成岩温度相对较高；公式（2）计算的介质盐度为2.4%~2.6%，平均2.5%；公式（3）计算的Z值为116~121，粉晶白云岩较白云斑灰岩的Z值稍低。

图4　兴县关家崖剖面马五5亚段沉积旋回与沉积构造

图5　关家崖剖面马五5亚段白云斑灰岩的显微结构特征

偏负的δ18O以及偏高的地层温度表明，马五5段无论是白云岩还是灰岩基质在埋藏过程中，普遍受到大于50℃的地下热液影响，导致18O在水、岩同位素交换与分馏过程中大量流失，使计算的正常海水成因的泥晶灰岩基质的盐度远低于3.5%的正常海水盐度，Z值低于120的海相指标，从而使根据δ18O获得的各类指标失去了判断环境介质盐度的意义，但S值和Z值样品位置见图3.随深度升高的变化，显示出随海平面降低，地表淡水的影响程度从白云斑灰岩到粉晶白云岩有逐渐增强的趋势。

表1　关家崖剖面马五5亚段粉晶白云岩及白云斑灰岩地球化学分析数据

3.2锶同位素

海相碳酸盐岩中锶同位素组成受陆源锶和幔源锶的控制。陆源锶来源于陆壳铝硅酸盐，其中含大量铷（87Ru）衰变产物87Sr，具有较高的锶同位素比值，河流及湖泊的87Sr/86Sr值为0.712±0.001[18]；幔源锶源自于随洋中脊增生涌入的地下热液，其中87Sr含量低，具极低的锶同位素比值，其87Sr/86Sr值为0.703[19]。因此海水中如果有大量陆源锶输入，87Sr/86Sr值随即增高，而有大量壳源锶加入会使87Sr/86Sr值显著降低[20]。

文献［20］的研究成果表明，由于晚寒武世—奥陶纪的全球淹没事件，以及陆表海及其沉积物对放射性锶的封存作用，导致此阶段海水的87Sr/86Sr值随年代变新而降低，奥陶纪海水的87Sr/86Sr值为0.708 7~0.708 6，平均0.708 78.

马五5亚段白云斑灰岩中白云斑及灰岩基质的87Sr/86Sr值分别为0.708 774~0.708 804和0.708 648~ 0.708 670，显示出灰岩基质和白云斑与奥陶纪海水的87Sr/86Sr值相近，且白云斑87Sr/86Sr值相对较高；粉晶白云岩的87Sr/86Sr值为0.709 259~0.709 281，明显高于奥陶纪海水87Sr/86Sr值。分析数据显示，海平面下降造成蒸发台地暴露地表，含大量陆源锶的地表水汇入，提高了蒸发台地孔隙水的87Sr/86Sr值，从而使交代成因的残余结构粉晶白云岩以及斑状白云岩块的87Sr/86Sr值明显高于沉积期海水的87Sr/86Sr值[21]（图6）。

3.3微量元素

不同的成岩环境形成的碳酸盐岩具有特征不同的主、微量元素含量及组合，其中Sr，Na，Fe，Mn以及Cl，Br，I的相对含量及分布表现尤为突出。Sr主要富集于海水，Na反应成岩介质的盐度，而Mn，Fe则主要富集于大气淡水。文献［22］根据大量分析数据指出，如果岩石样品中的Mn/Sr值小于3，表生期成岩作用对样品的影响可以忽略不计。据微量元素分析数据（表2）计算，白云斑灰岩中白云石的Mn/Sr值均小于0.1，说明该样品未经历表生期成岩作用改造，样品主微量元素的相对含量及组合主要反映成岩流体的性质。

图6　关家崖剖面马五5亚段粉晶白云岩及白云斑灰岩与奥陶纪海水87Sr/86Sr的对比

表2　关家崖剖面马五5亚段白云斑灰岩氧化物及元素分析数据%

应用电子探针技术对马五5亚段白云斑灰岩的白云石晶体及灰岩基质的微量元素含量进行测定（图5f）。图5f中⑥~①测试点按成岩序列进行排序，⑥和⑤是正常海水环境中的灰泥组分，②是白云石晶核，①，③，④依次为晶核之外的白云石环带。

分析结果表明（表2），从灰岩基质到白云石晶体，Ca含量逐渐减少，Mg含量逐渐上升，显示白云岩化进程中Mg2+对Ca2+的逐渐替换，最后趋于平衡的过程（图7a）。

图7　马五5亚段白云斑灰岩主、微量元素特征

白云石晶核中I的含量最高，说明交代流体为海水；随着白云岩化作用进行，白云石环带中的Ⅰ含量逐渐减少。白云石晶体中的Cl和Br含量高于灰岩基质，并且其含量从白云石晶核到环带逐渐减小，说明白云岩化流体是蒸发作用形成的浓缩海水（图7b）。

交代过程中，由于方解石中的Sr不断进入液相，因此从白云石晶核到环带，Sr含量逐渐减少。由于Mn2+在相对还原的环境中有利于进入白云石晶格；因此从白云石环带到晶核Mn含量逐渐增加。另外由于缺少陆源离子的输入，白云石中的铁、锰离子绝对含量相对较低。白云岩化过程由于钠离子直径大，难以进入白云石晶格，因此白云石Na含量整体偏低，但白云石晶核及中心部位的Na含量仍然相对较高，体现了白云岩化流体具有较高盐度的特征（图7c）。

图8　鄂尔多斯盆地马五5亚段粉晶白云岩及白云斑灰岩的回流渗透白云化模式

4　白云岩化机理及其模式

白云斑灰岩样品主要取自马五5亚段中部，粉晶白云岩样品取自马五5亚段顶部，其中白云石皆为自形—半自形晶体。一个完整准层序的岩相组合自下而上为泥晶灰岩、白云斑灰岩、灰斑白云岩、粉晶白云岩以及泥晶白云岩（图8a）。根据残余结构及沉积构造，结合各项地球化学分析数据，进行原岩恢复，得到其原始沉积序列，即自下而上为泥晶灰岩、含粒及泥粒灰岩、生物潜穴灰岩、砂屑灰岩及泥晶白云岩（图8b）。

由原始岩相构成的沉积序列形成于海平面下降以及水体变浅及暴露的过程。海平面迅速上升至高位后，沉积与成岩环境皆为开阔台地，水体较深，不利于生物繁殖，以较深水环境的悬浮灰泥沉积为主；随着海平面下降，水体透光度及营养丰度增加，浮游及底栖生物大量繁殖，提高了碳酸盐岩产率，形成含生屑及发育大量生物潜穴的灰泥；海平面进一步降低，水动力增强，潮下浅滩及滩坝沉积了以碳酸盐砂屑为主的各类内碎屑，潮间带形成了藻垫与灰泥交互层，潮上带则为频繁的风暴作用搬运而来的灰泥及灰屑沉积物。

由现存岩相构成的成岩序列最初形成于海平面下降到最低位之后的近地表浅埋藏成岩环境，之后又经历了深埋藏环境的成岩改造作用。在浅埋藏阶段大部分沉积区转化为潮上带的蒸发台地，部分低洼区形成了与广海隔绝的澙湖。潮上带由蒸发作用产生的高密度浓缩海水先使表层灰泥（文石及高镁方解石）白云石化，形成准同生泥晶白云岩，之后剩余的浓缩海水在重力及浓度扩散作用下，向下伏渗透性地层回流[23]，首先交代砂屑灰岩，形成残余结构粉晶白云岩，之后沿生物钻孔继续向下渗透，交代潜穴中的疏松灰质形成白云斑，同时向周围未固结或弱固结的灰岩基质渗透，形成星散状白云石，白云斑边缘平整度显示出灰岩基质的固结程度。由于白云岩化过程中Mg2+逐渐消耗减少，使向下的白云岩化作用逐渐减弱并停止，岩性由灰斑白云岩过渡为白云斑灰岩及泥晶灰岩（图8a）。

潮间及潮下带的浓缩海水在微生物白云岩化作用下形成泥晶白云岩。

潮上带源源不断的海水及Mg2+，来源于孔隙水蒸发驱动的上行泵吸海水[23]以及频繁的风暴作用，雨水及河流提供了淡水及大量Al3+，Fe2+，Mn2+及87Sr等具陆相特征的元素及同位素。在强烈蒸发作用下，潮上局部地区形成盐沼，大部分为白云坪或盐坪，孔隙水始终保持着高盐度状态。

5　白云岩化模式对储集层的影响

马五5亚段属于中部含气组合，据研究，该段储集层主要分布于古隆起东部，并围绕古隆起呈环带状分布，储集层发育主要受沉积相控制，属于开阔台地浅滩相[1]。

马五5亚段此类储集层连通性较好，但是分布相对局限（图5e），在大牛地气田已获得高产的天然气产流，据报道D66井日产气达49 657m3.上述研究结果表明，浓缩海水的回流渗透白云化成岩作用环境使得该段颗粒灰岩转化为晶间孔隙较为发育的白云岩，经后期淡水以及混合水对晶间残余灰质的淋滤改造，增加了晶间孔隙。该类受白云岩化控制的储集层分布范围主要受沉积微相控制，因此寻找颗粒滩、藻屑滩经白云岩化后的滩相岩相圈闭成为发现该类储集层的关键。

6　结论

（1）兴县关家崖剖面马五5亚段岩性主要由粉晶白云岩、灰斑白云岩及白云斑灰岩构成，白云斑自下而上数量逐渐增多并且连续性变好；白云斑的多少及分布模式受底栖生物潜穴的数量及分布控制，岩层顶界面具大量生物遗迹，并发育小型波痕。

（2）粉晶白云岩、灰斑白云岩及白云斑灰岩中的白云石呈细粉晶自形—半自形状，为一个完整的沉积旋回，其含量和粒径自上而下逐渐减少，阴极发光下晶体呈暗红色，晶体边缘发光较明亮，残余灰岩基质发光暗淡。白云石中多见盐水包裹体，气液两相包裹体常见于方解石胶结物中。

（3）在一个完整的沉积旋回中，白云石有序度自下而上逐渐升高。随着海平面降低，淡水影响的增强使得粉晶白云岩的碳、氧同位素明显偏负，白云斑以及灰岩基质的δ18O偏负，但δ13C与奥陶纪海水接近，而陆源锶的加入使得粉晶白云岩和白云斑中的87Sr/86Sr明显升高。浓缩海水成分的白云岩化流体使得白云斑白云石晶核中Ⅰ和Cl具高值，并且随着白云岩化进行，该值逐渐减小，缺少陆源离子的输入，使得白云石中的铁、锰离子绝对含量相对较低。

（4）马五5亚段成岩序列自下而上为泥晶灰岩、白云斑灰岩、灰斑白云岩、粉晶白云岩、最后到泥晶白云岩，呈现出明确岩相分布规律。粉晶白云岩及白云斑形成于浓缩海水回流渗透作用；其原岩形成于海平面降低的过程，原始沉积序列为泥晶灰岩、含粒及粒泥灰岩、生物扰动灰岩、砂屑灰岩最后到泥晶白云岩。

（5）马五5亚段储集层发育主要受沉积微相控制，分布受白云岩化滩相岩性圈闭影响，主要位于古隆起东部，呈环带分布。

［1］杨华，包洪兴.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 Hongxing.Characteristics ofhydrocarbon accumula⁃tion in themiddle Ordovician assemblages and theirsignificance for gas exploration in the Ordos basin［J］.Natural Gas Industry，2011，31（12）：11-20.

［2］徐论勋，王宝清.陕甘宁盆地东缘上马家沟组五段一亚段小层划分及与盆内地层的对比［J］.石油与天然气地质，1995，16（1）：45-54.

Xu Lunxun，Wang Baoqing.Stratigraphic classification and correla⁃tion of1st submember of5th member，upperMajiagou formation ineastmargin of Shanganning basin［J］.Oil&Gas Geology，1995，16（1）：45-54.

［3］赵淑平，王起琮.鄂尔多斯盆地大牛地气田马家沟组古岩溶储集层特征［J］.新疆石油地质，2012，33（2）：170-174.

Zhao Shuping，Wang Qicong.Characteristics of Majiagou palaeo⁃karstic reservoir ofOrdovician in Daniudi gas field ofOrdos basin［J］.Xinjiang Petroleum Geology，2012，33（2）：170-174.

［4］武永强，吴卓丹.太原西山奥陶系豹皮灰岩的成因［J］.山西矿业学院学报，1995，13（2）：161-166.

Wu Yongqiang，Wu Zhuodan.The origin ofBaopi⁃limestones in or⁃dovician of Taiyuan Xishan［J］.Journal of Shanxi Institute ofMin⁃ing，1995，13（2）：161-166.

［5］陈战杰，张镔.关于豹皮灰岩的成因［J］.矿物岩石，1991，11（2）：41-46.

Chen Zhanjie，Zhang Bin.About the cause ofleopard skin limestone［J］.JournalofMineralogy and Petrology，1991，11（2）：41-46.

［6］Pierson B J.The control ofcathodoluminescence in dolomite by iron andmanganese［J］.Sedimentology，1981，28（5）：601-610.

［7］黄思静.碳酸盐岩的成岩作用［M］.北京：地质出版社，2010：104-114.

Huang Sijing.Diagenesis ofcarbonate rocks［M］.Beijing：Geological Publishing House，2010：104-114.

［8］刘小平，吴欣松，张祥忠.轮古西地区奥陶系碳酸盐岩古岩溶储层碳、氧同位素地球化学特征［J］.西安石油大学学报：自然科学版，2004，19（4）：69-71.

Liu Xiaoping，Wu Xinsong，Zhang Xiangzhong.Geochemistry char⁃acteristicsofcarbon and oxygen isotopesofOrdovician carbonate pa⁃laeokarst reservoir in the western region ofLungu，Talimu basin［J］. Journal of Xi'an Shiyou University：Natural Science Edition，2004，19（4）：69-71.

［9］李洪英，赫英，杨磊，等.鄂尔多斯盆地石油中沥青的地球化学特征［J］.新疆石油地质，2009，30（3）：313-315.

LiHongying，He Ying，Yang Lei，etal.Geochemical characteristics ofoilbitumen in Ordosbasin［J］.Xinjiang Petroleum Geology，2009，30（3）：313-315.

［10］刘德良，孙先如.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.Analysis ofcarbon and oxygen isotope on the Ordovician dolostones in the Ordosbasin［J］.Petroleum Geolo⁃gy&Experiment，2006，28（2）：155-161.

［11］Lohmann K R，Walker JCG.Theδ18O record ofPhanerozoic abiot⁃icmarine calcite cements［J］.GeophysicalResearch Letters，1989，16：319-322.

［12］黄思静，刘树根，李国蓉，等.奥陶系海相碳酸盐锶同位素组成及受成岩流体的影响［J］.成都理工大学学报：自然科学版，2004，31（1）：1-6.

Huang Sijing，Liu Shugen，LiGuorong，etal.Strontium isotope com⁃position ofmarine carbonate and the influence ofdiagenetic fluid on it in Ordovician［J］.Journal ofChengdu University ofTechnolo⁃gy：Natural Science Edition，2004，31（1）：1-6.

［13］Gasse F，Fontes JC，Plaziat JC，etal.Biologicalremains，geochem⁃ istry and stable isotopes for the reconstruction of environmental and hydrological changes in the Holocene lakes from North Sahara［J］.Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology，1987，60：1-46.

［14］杨丽丽，巩恩普，张永利，等.黔南宾夕法尼亚亚纪珊瑚礁相腕足动物氧同位素组成及其古水温信息［J］.沉积学报，2011，29（3）：458-463.

Yang Lili，Gong Enpu，Zhang Yongli，etal.Oxygen isotope ofBra⁃chiopods from the Pennsylvanian coral reefarea in south Guizhou province and its significance［J］.Acta Sedimentologica Sinica，2011，29（3）：458-463.

［15］武汉地质学院地球化学教研室编.地球化学［M］.北京：科学出版社，1979.

Wuhan Institute of Geological Geochemistry Teaching and Re⁃search Section.Geochemistry［M］.Beijing：Science Press，1979.

［16］KeithtM H，Weber JN.Carbon and oxygen stable isotopic compo⁃sition ofselected limestones and fossils［J］.Geochim.Cosmochim. Acta，1964，28（11）：1 787-1 816.

［17］李定龙.皖北奥陶系古Caixia岩溶及其环境地球化学特征研究［M］.北京：石油工业出版社，2001：53-54.

Li Dinglong.The Geochemical characteristics ofpalaeokarstic and environmental in Ordovician ofnorthern Anhui［M］.Beijing：Petro⁃leum Industry Press，2001：53-54.

［18］黄思静.碳酸盐岩的成岩作用［M］.北京：地质出版社，2010：44-53.

Huang Sijing.Diagenesis ofcarbonate rocks［M］.Beijing：Geologi⁃cal Publishing House，2010：44-53.

［19］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，etal.Isotope characteris⁃tics ofdolomite from the fifth member of the Ordovician Majiagou formation,the Ordos basin［J］.Journal ofGeochemistry，2009，38（5）：472-479.

［20］BurkeW H，Denison RE，Hetherington EA，etal.Variation ofsea water87Sr/86Sr throughout Phanerozoic time［J］.Geology，1982，10：516-519.

［21］姚泾利，王保全，王一，等.到鄂尔多斯盆地下奥陶统马家沟组马五段白云岩的地球化学特征［J］.沉积学报，2009，27（3）：381-389.

Yao Jingli，Wang Baoquan，Wang Yi，etal.Geochemical character⁃istics of dolomites in Lower Ordovician Majiagou formation,Ordos basin［J］.Acta Sadimentologica Sinica，2009，27（3）：381-389.

［22］Kaufman A J，Jacobsen SB，Knoll A H.The Vendian record ofSr and C isotopic variations in seawater：implications for tectonicsand paleoclimate［J］.Earth PlanetSci.Lett.，1993，120（3）：409-430.

［23］黄思静.碳酸盐岩的成岩作用［M］.北京：地质出版社，2010：252-267.

Huang Sijing.Diagenesis ofcarbonate rocks［M］.Beijing：Geologi⁃calPublishing House，2010：252-267.

Genetic M odelfor M 5⁃5 Sub⁃M ember Dolom itization ofM ajiegou Formation in Ordos Basin

NINGBo1,WANGQicong1,LIBaiqiang1,ZHUYunfei2,JINChengguang1,YAN Zuo1
(1.SchoolofEarth Science and Engineering,Xi’an Shiyou University,Xi’an,Shaanxi710065,China;2.Cainan Field Operation District, XinjiangOilfield Company,PetroChina,Fukang,Xinjiang 831511,China)

Thispaperanalyzesand discussed the diageneticmechanism forM5⁃5 sub⁃memberofMajiagou formation in Ordosbasin by geo⁃chemistry approaches.The M5⁃5 sub⁃member in Guanjiaya section is composed ofpowdercrystal dolomite,calcareous dolomite and dolo⁃mitic limestone,belonging to a complete sedimentary cyclewhere the content,particle size and degree oforderare gradually reduced from top to bottom.The powercrystaldolomite’s carbon⁃oxygen isotope ratio is obviously negative,theδ18O ofcalcareousand limestonematrix is partially negative,but theirδ13C values are close to the Ordovician water,and the87Sr/86Srratio is significantly increased.The results show that the originalsedimentary sequence ofthis sub⁃memberis characterized bymicrite,packstone,disturbed biomicrite,calcarenite,and do⁃lomicrite.With the loss ofthee sea level,evaporated and concentrated seawaterstarted various dolomitizations in turn from supratidal zone to subtidalzone until shallow burial environment.The powdercrystal dolomite and dolomitic limestone originate in the reflux percolation of concentrated seawater.

Ordosbasin;Majiagou formation;geochemistry;electronmicroprobe;dolomitization genesismodel

TE112.221

A

1001-3873（2015）05-0531-08

10.7657/XJPG20150506

2015-04-03

2015-05-29

国家油气重大专项（2011ZX05005-004-08HZ）

宁博（1990-），男，陕西咸阳人，硕士研究生，石油地质学，（Tel）13892097963（E-mail）919107789@qq.com.