四川盆地南部寒武系碳酸盐岩成岩作用特征及对储层的影响

雷和金，李国蓉，2，周吉羚，高鱼伟，申 滔，符 浩，李 辉

（1.成都理工大学 能源学院，四川 成都 610059； 2.成都理工大学 油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川 成都 610059）

0 引言

碳酸盐岩储层油气资源丰富，它蕴含的油气约为世界油气资源的1／2[1－4].由于成岩作用及储渗空间演化具有复杂性[5－6]，增加碳酸盐岩储层的开采难度.在沉积过程中，碳酸盐岩孔隙演化在一定程度上受成岩作用控制[6－7]，成岩作用与储渗空间演化分析是油气开采的重要向导[7]，因此成岩作用的研究对碳酸盐岩储层的勘探与开发具有重要的指导意义.

近年来，随着威远气田的发现，使四川盆地寒武系油气潜力得到重新认识.2012年，川中古隆起磨溪地区发现龙王庙组气藏，探明含气面积为779.9km2，探明油气储量达到4 403.8×108m3[8].徐春春等[9]通过构造运动及成烃演化分析油气聚集规律；邹才能等[8]通过对寒武系岩相古地理、沉积相、成藏等方面研究分析储层形成机制与分布区块；袁立等[10]通过对层序及沉积特征方面研究探讨储层的发育分布；徐世琦等[11]利用构造与沉积相分析有利的油气聚集场所.对四川盆地寒武系成岩作用研究相对较少，根据乐山范店、金沙岩孔、金佛山三汇场剖面样品的岩石学特征，结合地球化学资料，笔者分析成岩作用类型，研究储渗空间形成的机制，进而探讨储层形成的主控因素，为研究区储层演化研究、油气勘探理论与实践提供依据.

1 区域地质概况

四川盆地是在上扬子克拉通基础上发展起来的大型多旋回叠合盆地，是上扬子克拉通内受北东向和北西向交叉的深大断裂控制形成的菱形构造盆地.研究区位于四川盆地南部，东至丰都、道真，南至叙永、兴文，西以甘洛、宝兴为界，北至大邑、简阳、遂宁一带（见图1）.由于寒武系地层较老，在漫长的地层演化过程中，构造运动复杂，先后经历加里东、遵义、海西等多次构造运动，从而形成现今复杂的地貌特征.

图1 研究区构造带划分Fig.1 The tectonic location map in the study area

2 成岩作用特征

在漫长的成岩演化过程中，四川盆地南部寒武系碳酸盐岩地层成岩作用较为复杂，不同成岩阶段经历成岩作用形成现今的孔隙体系.根据研究区乐山范店、金沙岩孔、金佛山三汇场等岩石薄片的观察和分析，可识别的成岩作用类型包括海底胶结作用、白云石化作用、溶蚀作用、压实压溶作用、破裂作用、重结晶作用和充填作用等（见图2）.

2.1 白云石化作用

通过岩心、岩屑薄片观察与分析，识别4类白云石化作用，即蒸发泵、渗透回流、埋藏和热液.同生期蒸发泵、渗透回流白云石化作用主要形成粉—微晶白云石、细—粉晶它形白云石（见图2（b））；这两类白云石在研究区发育最为广泛，且白云石化较为彻底，难以辨别原岩组构.浅埋藏白云石化作用主要在研究区细晶雾芯亮边白云石、细晶半自形—它形白云石中可见.热液白云石化作用识别标志为构造裂缝和溶蚀缝洞内鞍状白云石；这类白云石为典型的热液矿物，通常晶体巨大，为粗晶—极粗晶，具有波状消光特征.

2.2 溶蚀作用

研究区寒武系碳酸盐岩主要存在3期溶蚀作用：第一期溶蚀作用为研究区发生时间最早的，发生于同生成岩阶段，识别标志为颗粒铸模孔、粒间溶孔、粒内溶孔，可见沥青充填（见图2（g）），主要发育于潮坪亚相，台内滩也有发育.第二期溶蚀作用表现为不规则溶蚀缝洞及膏溶孔洞的形成（见图2（h）），识别标志为缝洞内鞍状白云石生长，部分有长柱状石英晶体生长，在潮坪亚相和泻湖亚相较为发育，由于缝洞内被鞍状白云石和石英等热液矿物充填，推测溶蚀作用发生于中—晚成岩阶段，与热液作用有关.第三期溶蚀作用为发生时间最晚的，发育不受沉积相影响，为表生期大气水溶蚀，识别标志为晶间溶孔的发育，以及在盐膏部位发生的溶蚀而形成的膏模孔等，局部可见方解石充填（见图2（i））.由于受构造作用影响，地层抬升后暴露地表，大气水进入白云岩斑块部位，对晶间充填物进行选择性溶蚀，从而形成晶间溶孔.

2.3 海底胶结作用

研究区海底胶结作用主要在海底成岩、埋藏成岩环境中发育（见图2（a））.由于海底胶结作用发生时间比较早，形成的方解石主要以泥晶、微晶为主，海底胶结作用在研究区发育并不普遍，只在潮间带、生物礁等特定沉积环境发育，显示胶结作用较弱、局部发育的特征.埋藏环境中，海底胶结作用主要表现为方解石、沥青充填胶结于次生溶蚀孔、洞、缝.

2.4 压实压溶作用

压实压溶作用是碳酸盐岩地层中最为普遍的成岩作用之一，主要发生在埋藏成岩环境中，埋藏深度和上覆载荷厚度是最主要的控制因素，以压溶缝合线发育为标志（见图2（c））.通过研究区薄片观察，在乐山范店、金佛山三汇场剖面可见明显的压实压溶作用现象.压实作用造成沉积物脱水，颗粒间距离变小，从而导致孔隙度降低、岩石密度增大.另外，方解石胶结所需的CaCO3部分来源于压溶作用的产物.因此，压实压溶作用对研究区碳酸盐岩储集性具有较大的破坏作用.

图2 研究区地层成岩作用类型Fig.2 Diagenesis types in the study area

2.5 破裂作用

碳酸盐岩具有脆性，易发育破裂作用；破裂作用能够产生构造裂缝、破碎带和断裂等，有利于改善碳酸盐岩地层的储渗性能，提供油气的运移通道.寒武系地层先后经过多次构造运动，如遵义上升运动、海西早期广西祁连运动等，导致研究区破裂作用较为发育.通过岩心和薄片观察，结合地质背景，发现存在3期构造裂缝为加里东运动、印支运动、喜马拉雅运动的产物.第一期构造裂缝缝内基本已被充填，局部可见构造裂缝被溶蚀缝切割现象（见图2（d））；第二期构造裂缝缝内可见方解石半充填或充填；第三期构造裂缝产状不一，基本未被充填（见图2（e）），可见沿缝溶蚀孔洞，有利于储层储渗空间的形成.

2.6 重结晶作用

研究区重结晶作用主要发生于埋藏成岩环境.通过薄片观察，重结晶后原岩组构破坏较大，难以辨别.在同生成岩阶段，基本不发生重结晶作用，随着埋藏加深，重结晶作用主要表现为白云石晶体由粉晶、微晶向细晶结构的转变[12]，白云石晶体的增大导致晶间孔相对于重结晶前更为发育[13]，且晶间孔内可见沥青充填，说明曾为有效的油气储集空间，对储层的发育具有一定的贡献作用.

2.7 充填作用

作为成岩作用的产物——充填物保留一些成岩演化及油气藏形成、破坏的信息[14].研究区样品大多只见一个世代的充填矿物，局部可见两个世代的充填矿物[14].充填矿物可为白云石、方解石、沥青等.研究区常见鞍状白云石充填溶蚀孔缝和构造裂缝，方解石或白云石充填于溶蚀孔洞（见图2（f）），充填作用的发育使油气藏储渗空间大大降低，具有较大破坏作用.

3 成岩作用序列

根据成岩作用时间的差异性及成岩环境的不同划分4个阶段，即同生成岩阶段对应海底成岩环境、早成岩阶段对应浅—中埋藏环境、中成岩阶段对应中—深埋藏环境、晚成岩阶段对应深埋藏环境（见图3）.

图3 研究区成岩序列及储层演化Fig.3 The sequence of diagenesis and reservoir evolution in the stady area

由图3可知，根据对储层储集性的影响可将成岩作用分为建设性与破坏性[15－20].其中胶结作用、压实压溶作用、充填作用导致储层储渗空间的减少，对储层储集性具有破坏性的作用；多期白云石化作用、多期溶蚀作用、重结晶作用、破裂作用等有利于储层储渗空间的形成，对储层储集性具有建设性的作用.

4 碳氧同位素特征

碳氧同位素在一定程度上可以反映样品的成岩蚀变程度，并且可以很好地指示岩样形成的古盐度和古温度.人们利用碳氧同位素值分析碳酸盐岩成岩流体来源与成岩环境[21－24].

由于构造运动较为频繁，研究区碳酸盐岩地层导致原生沉积特征并不是影响储层储集性的主要控制因素，后期成岩作用所形成的次生孔洞缝对储层的影响更为重要.研究区白云岩储层及溶蚀孔洞缝、晶间孔洞缝等储集空间广泛发育，表明优质储层形成的主控因素主要为多期溶蚀作用和白云石化作用.其中白云石化作用是基础，溶蚀作用是关键.以3个剖面的白云石、方解石样品为研究对象，根据碳氧同位素特征，分析溶蚀作用与白云石化作用流体来源，从而解释成岩作用机理及储渗意义.

4.1 白云石δ13CPDB、δ18 OPDB值特征

实验共采集21个样品，其中有7个采集于乐山范店剖面，4个采集于金沙岩孔剖面，5个采集于金佛山三汇场剖面，金石1井、西门1井共采集5个样品（见表1）.

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利用投点绘制不同白云岩碳氧同位素值交汇图，并根据δ13CPDB、δ18OPDB值特征的差异性划分为两个区域（见图4）：

区域Ⅰ：岩石类型包括粉—微晶白云岩、细—粉晶白云岩、细晶白云岩，δ13CPDB、δ18OPDB值较为相似且相对较大，指示成岩流体的相似性.粉—微晶白云岩δ13CPDB值分布在－1.87‰～－0.93‰之间，平均为－0.68‰；δ18OPDB值分布在－4.48‰～－6.25‰之间，平均为－5.58‰.细—粉晶白石岩δ13CPDB值分布在－1.87‰～－2.49‰之间，平均为－2.11‰；δ18OPDB值主要分布在－6.27‰～－7.20‰之间，平均为－6.75‰.细晶白云岩δ13CPDB值分布在－1.87‰～－1.98‰之间，平均为－1.92‰；δ18OPDB值分布在－6.85‰～－7.20‰之间，平均为－7.02‰.

区域Ⅱ：岩石类型主要为鞍状白云石，δ18OPDB值出现异常偏低现象．溶蚀孔洞内充填的鞍状白云石δ13CPDB、δ18OPDB值具明显降低趋势．在该区域所有白云石类型中δ13CPDB、δ18OPDB值最小，δ13CPDB值分布在0．34‰～－4．76‰之间，平均为－2．31‰；δ18OPDB值分布在－8．88‰～－12．64‰之间，平均为－10．81‰．膏溶孔洞内充填的鞍状白云石δ13CPDB、δ18OPDB值较低，δ13CPDB值分布在－1．01‰～－1．87‰之间，平均为－1．31‰；δ18OPDB值分布在－9．12‰～－10．53‰之间，平均为－9．75‰．

图4 研究区白云石δ13 CPDB、δ18 OPDB值交汇Fig.4 Theδ13 CPDB，δ18 OPDBvalue intersection graph of dolomite

4.2 成岩流体δ13CPDB、δ18 OPDB值特征

4.2.1 白云石化作用

杜小弟等研究海相碳酸盐岩在寒武纪时期δ18OPDB值平均为－4.00‰～－6.00‰[24].同生成岩期形成的粉—微晶白云岩、细—粉晶白云岩δ18OPDB值平均分别为－5.58‰、－6.75‰，相对较高，多分布于研究区潮坪沉积相带，表征白云石化模式为超咸水环境的蒸发泵、渗透回流模式，其白云石化作用流体为正常或经蒸发浓缩的海水，成岩环境盐度较高，因此δ18OPDB值较高.早成岩期形成的细晶白云石δ18OPDB值平均为－7.02‰，近似于该区域海水δ18OPDB值，因此白云石化流体为孔隙中渗流的海水及层间地层水.溶蚀孔洞内鞍状白云石δ18OPDB值分布在－7.98‰～－12.64‰之间，相对较低，分布较散.表明鞍状白云石受到热液作用，受埋藏深度的影响成岩温度较高，促进氧同位素的热分馏作用[25]，使δ18OPDB值具有明显的负向偏移趋势.研究区粉—微晶白云岩→细—粉晶白云岩→细晶白云岩→鞍状白云石δ18OPDB值呈明显的递减趋势（见图5），说明δ18OPDB值与埋藏深度呈负相关性.

研究区白云岩δ13CPDB值相对于δ18OPDB值变化较小，主要分布在0.00‰～－3.00‰之间，粉—微晶白云岩δ13CPDB值平均为－0.86‰，与未受成岩作用改造的海相灰岩δ13CPDB值（0.93‰～－1.10‰）相近，原因主要为粉—微晶白云石是由文石、方解石等碳酸钙矿物发生交代作用而形成的，且碳的来源为同时期的海水，对研究区正常海相灰岩δ13CPDB值具有一定的继承性.细晶白云岩δ13CPDB值逐渐降低，但氧同位素值变化不大，不受大气淡水的影响，是由富含轻碳同位素的有机质生烃产生的CO2所致.受热液流体的影响，鞍状白云石δ13CPDB值相对于正常的碳酸盐岩逐渐减小.

研究区白云岩δ18OPDB值分布相对较广，对成岩蚀变强弱变化更为灵敏.研究区不同白云石化模式形成的白云岩δ18OPDB值具有明显差异，同生成岩阶段蒸发泵、渗透回流白云石化作用形成的粉—微晶白云岩δ18OPDB值最高；中—晚成岩阶段热液白云石化作用形成的鞍状白云石δ18OPDB值最低；早成岩阶段形成的细晶白云岩δ18OPDB值介于两者之间.δ18OPDB值主要受温度、盐度的影响.通常情况下，随埋深加大，温度升高，δ18OPDB值降低；盐度越高，δ18OPDB值相对较大.δ13CPDB值主要受有机质生烃和热液流体的影响，缺乏淡水淋滤作用.

4.2.2 溶蚀作用

第一期溶蚀作用形成的铸模孔、粒内溶孔等溶蚀孔隙多被沥青充填，难以形成有效的储集空间，因此溶蚀作用储集意义不大.第二期和第三期溶蚀作用是研究区储层储渗空间形成的关键（见图6）.由图6可知，两期溶蚀作用碳氧同位素值具有明显差异，第二期溶蚀作用受热液作用的影响，溶蚀孔洞内充填的鞍状白云石δ18OPDB值较低，在－7.98‰～－12.64‰之间；受温度和流体介质的影响，δ13CPDB值相对未受改造的白云石有所降低，主要在0.34‰～－2.00‰之间.第三期溶蚀作用孔洞缝内充填的方解石δ18OPDB、δ13CPDB值大幅度降低，具有研究区最低的δ18OPDB、δ13CPDB值，揭示溶蚀作用流体来源为大气淡水.

图5 不同类型白云岩δ18 OPDB值特征Fig.5 δ18 OPDBalue feature of different types of dolomite

图6 溶蚀孔隙内充填物δ13 CPDB、δ18 OPDB值特征Fig.6 Theδ13 CPDB，δ18 OPDBvalue feature of filling material in dissolution pore

5 成岩作用对储层的影响

5.1 溶蚀作用

同生成岩期大气水溶蚀作用主要形成粒间溶孔、粒内溶孔、膏模孔，形成的孔隙大多被沥青占据，说明储集空间内曾发生液态原油运聚成藏过程，是生油期的有效储集空间，对研究区古油气藏的形成具有重要意义.然而，由于液态石油转化为沥青，并充填这些储集空间，极大地破坏储层的储集意义，在液态石油未完全转化为沥青及被沥青占据的区域，仍是有效的储集空间.

埋藏期溶蚀作用主要为外源热液流体侵入而发生的热液溶蚀，主要形成不规则缝洞、膏溶孔洞.热液流体侵入过程中，往往沿裂缝、缝合线、先前缝洞发生溶蚀作用.该类溶蚀形成的储渗空间通常未被充填，或局部可见鞍状白云石、石英等热液矿物生长，对优质白云岩储层的形成具有重要意义.

表生期溶蚀主要表现为膏模孔、晶间溶孔的发育.该类孔隙通常由构造运动抬升至地表而发生溶蚀作用，形成的溶蚀孔洞通常较大.这类溶蚀作用与区域构造运动具有密切关系，构造运动形成的断裂系统为成岩流体提供运移通道，孔隙是区域构造运动与成岩作用相互结合而形成的.通过薄片观察，该类孔隙内部干净，缺乏沥青充填物，有利于油气藏储集空间的形成.

5.2 白云石化作用

四川盆地南部地区寒武系碳酸盐岩地层白云石化作用比较普遍，白云石化作用通常有利于储层的形成.相比灰岩，白云石易产生晶间孔，相应的白云岩地层更易发育储集空间；白云岩具有更强的抗压性，其原生孔隙更易保存；当温度在55℃以上时，白云石有更大的溶解性，更易发育溶蚀孔隙[26－27].

成岩环境的不同导致白云石化模式具有差异性[28－30]，研究区主要有蒸发泵、渗透回流、埋藏、热液等白云石化作用.蒸发泵与渗透回流白云石化作用形成粉—微晶白云岩、细—粉晶白云岩，为同生期海相沉积物及蒸发作用高盐度海水白云石化作用的产物，成岩流体Mg2＋的来源主要为沉积物中孔隙水及高盐度海水.由于Mg2＋供给充足，该类白云石化作用成岩环境盐度高，导致形成的白云石结晶速度较快，有序度较低.白云石化作用是方解石微溶解—白云石微沉淀的过程，结晶速度较快，溶解速度与沉淀速度大致相当，白云石晶体间形成镶嵌状接触，缺乏晶间孔的发育，所以难以构成储层（见图7（a））.

浅埋藏白云岩化作用形成的细晶白云岩为埋藏条件、海水渗流与层间地层水的综合作用的产物.作用机制为浅埋藏环境下，来源于封存孔隙的海水和文石、高镁方解石稳定化过程中释放出来进入地层水中的Mg2＋，由于受压实作用驱动，成岩流体在沉积物中渗透运动，从而导致沉积物发生白云石化.由于Mg2＋供给受到一定的限制，形成的白云石结晶速度较缓慢，因此溶解速度大于沉淀速度，晶间孔发育，有利于发育有效的储集空间（见图7（b））.

热液白云石化作用形成的鞍状白云石为埋藏条件、构造作用、地层外部热液的共同作用的产物，结合研究区包裹体均一化温度显示，该类白云石温度在150～220℃之间，显示成岩温度较高.该类白云石化与断裂构造作用有关[31]，外来热液流体沿着断裂系统进入早期的碳酸盐岩地层，在构造裂缝和溶蚀缝洞内发生白云石沉淀，从而形成研究区鞍状白云石.热液白云石化伴随的热液溶蚀、热液破裂作用有助于储层储渗空间的形成（见图7（c））.

图7 研究区白云石化模式Fig.7 Dolomitization mode in the study area

6 结论

（1）研究区白云石样品δ13CPDB值主要受到有机质生烃及热液流体的影响，缺乏淡水淋滤作用.相对于δ13CPDB值，δ18OPDB值对成岩蚀变强弱更为灵敏，主要影响因素为温度、盐度.通常情况下，随埋深加大，温度升高，δ18OPDB值降低；盐度越高，δ18OPDB值相对较大.研究区粉—微晶白云岩→细—粉晶白云岩→细晶白云岩→鞍状白云石δ18OPDB值呈明显的递减趋势.

（2）根据成岩作用对储层储集性的影响，可划分为建设性（白云石化作用、溶蚀作用、重结晶作用、破裂作用）及破坏性（胶结作用、压实压溶作用、充填作用）成岩作用.

（3）白云岩储层及晶间孔、溶蚀孔隙的发育表明，多期白云石化作用和溶蚀作用为研究区储层的主控因素，其中白云石化作用是优质储层形成的基础，溶蚀作用是关键.成岩早期埋藏白云石化作用形成的细晶白云岩结晶速度慢，晶形较好，晶间孔发育，具有较好的储渗空间；中—深埋藏阶段形成的鞍形白云石晶体较粗，受热液作用影响，溶蚀缝洞发育，为储层提供有效储渗空间.

（References）：

[1]Choquette P W，Pray L C.Geologic nomenclature and classification of porosity in sedimentary carbonatese[J].American Association Petroleum Geologists Bulletin，1970，54（2）：207－250.

[2]Ahr W M.Early diagenetic microporosity in the Cotton Valley limestone of east Texas[J].Sedimentary Geology，1989，63（3／4）：275－292.

[3]Budd D A.Micro－rhombic calcite and microporosity in limestones：A geochemical study of the lower Cretaceous Thamama group，U.A.E[J].Sedimentary Geology，1989，63（3／4）：293－311.

[4]Moshier S O.Microporosity in micriticlimestones：A review [J].Sedimentary Geology，1989，63（3／4）：191－213.

[5]Heydari E.Porosity loss fluid flow，and mass transfer in limestone reservoirs application to the upper Jurassic smackover formation，mississippi[J].American Association Petroleum Geologists Bulletin，2000，84（1）：100－118.

[6]艾华国，兰林英，张克银.塔里木盆地不整合面下的碳酸盐岩成岩作用及孔隙特征[J].新疆石油地质，1998，19（2）：112－120.Ai Huaguo，Lan Linying，Zhang Keyin.Origin classification of carbon and hydrogen isotopes and their distribution regular in Tarim basin[J].Xinjiang Petroleum Geology，1998，19（2）：112－120.

[7]杜叶龙，李双应，王冰，等.安徽无为—巢湖地区中下二叠统碳酸盐岩成岩作用[J].地质学报，2011，85（4）：544－549.Du Yelong，Li Shuangying，Wang Bing，et al.Diagenesis of the Lower－Middle Permian Carbonate in the Wuwei—Chaohu area，Anhui province[J].Acta Geologica Sinica，2011，85（4）：544－549.

[8]邹才能，杜金虎，徐春春，等.四川盆地震旦系—寒武系特大型气田形成分布、资源潜力及勘探发现[J].石油勘探与开发，2014，40（3）：279－293.Zou Caineng，Du Jinhu，Xu Chunchun，et al.Formation，distribution，resource potential and discovery of the Sinian Cambrian giant gas field，Sichuan basin，SW China[J].Petroleum Exploration and Development，2014，40（3）：279－293.

[9]徐春春，沈平，杨跃明，等.乐山—龙女寺古隆起震旦系—下寒武统龙王庙组天然气成藏条件与富集规律[J].天然气工业，2014，34（3）：1－6.Xu Chunchun，Shen Ping，Yang Yueming，et al.Accumulation conditions and enrichment patterns of natural gas in the Lower Cambrian Longwangmiao formation reservoirs of the Leshan－Longnusi paleohigh Sichuan basin[J].Natural Gas Industry，2014，34（3）：1－6.

[10]袁立，姚君波，李国蓉，等.四川盆地中一七寒武统层序地层划分与沉积模式[J].海相油气地质，2013，18（3）：19－27.Yuan Li，Yao Junbo，Li Guorong，et al.Division and sedimentary model of middle－upper Cambrian sequence strata in Sichuan basin[J].Marine Origin Petroleum Geology，2013，18（3）：19－27.

[11]徐世琦，张光荣，王欣.古隆起带寒武系洗象池群油气勘探前景分析[J].天然气勘探与开发，2006，29（4）：4－8.Xu Shiqi，Zhang Guangrong，Wang Xin.Oil－gas exploration prospect analysis of Cambrian Xixiangchi group in paleouplift belt[J].Petroleum Exploration and Development，2006，29（4）：4－8.

[12]范筱聪，孟祥豪，徐梅桂，等.巴麦地区石炭系小海子组储层特征及控制因素分析[J].东北石油大学学报，2012，36（4）：19－23.Fan Xiaocong，Meng Xianghao，Xu Meigui，et al.Reservior characteristics of Carboniferous Xiaohaizi formation in Bamai region and their main control factors[J].Journal of Northest Petroleum University，2012，36（4）：19－23.

[13]邓长瑜，张秀莲，陈建文，等.黔东南地区寒武系碳酸盐岩成岩作用分析[J].沉积学报，2004，22（4）：590－594.Deng Changyu，Zhang Xiulian，Chen Jianwen，et al.The analysis of sequence stratigraphy and diagenesis for the carbonates of Cambrian in the southeast of Guizhou province[J].Scta Sedimentologica Sinica，2004，22（4）：590－594.

[14]黄文明，刘树根，马文辛，等.深层海相碳酸盐岩优质储层的形成、保存和破坏机制——以四川盆地震旦系一志留系为例[J].地质科学，2011，46（3）：875－895.Huang Wenming，Liu Shugen，Ma Wenxin，et al.Lower paleozoic carbonate diagenesis feature and controlling over reservoirs in southern north China[J].Chines Journal of Geology，2011，46（3）：875－895.

[15]姜超，邓爱居，李凤群，等.饶阳凹陷武强地区沙二—沙三段储层成岩作用分析[J].东北石油大学学报，2014，38（5）：1－6.Jiang Chao，Deng Aiju，Li Fengqun，et al.Diagenesis analysis of reservoirs in Es2and Es3in Wuqiang area of Raoyang sag[J].Journal of Northest Petroleum University，2014，38（5）：1－6.

[16]林小兵，李国忠，田景春，等.黔南石炭系层序地层格架中碳酸盐岩成岩作用研究[J].成都理工大学学报：自然科学版，2007，34（3）：268－271.Lin Xiaobing，Li Guozhong，Tian Jingchun，et al.Study on diagenesis of the carbonate rocks in the Carboniferous sequence stratigraphic framework of south Guizhou[J].Journal of Chengdu University of Technology：Science ＆ Technology Edition，2007，34（3）：268－271.

[17]杨伟，胡明毅，宋海敬，等.四川盆地南部中一上寒武统储层成岩作用[J].海相油气地质，2008，13（4）：30－35.Yang Wei，Hu Mingyi，Song Haijing，et al.Diagenesis of middleand upper Cambrian reservoirs in southern part of Sichuan basin[J].Marine Origin Petroleum Geology，2008，13（4）：30－35.

[18]时国，田景春，吴永良，等.南华北地区下古生界碳酸盐岩成岩作用及其对储层的影响[J].地质科技情报，2010，29（2）：11－14.Shi Guo，Tian Jingchun，Wu Yongliang，et al.Lower Paleozoic carbonate diagenesis feature and controlling over reservoirs in southern north China[J].Geological Science and Technology Information，2010，29（2）：11－14.

[19]黄擎宇，刘迪，叶宁，等.塔里木盆地寒武系白云岩储层特征及成岩作用[J].东北石油大学学报，2013，36（6）：63－74.Huang Qingyu，Liu Di，Ye Ning，et al.Reservoir characteristics and diagenesis of Cambrain dolomite in Tarim basin[J].Journal of Northest Petroleum University，2013，36（6）：63－74.

[20]张学丰，胡文瑄，张军涛，等.塔里木盆地下奥陶统白云岩化流体来源的地球化学分析[J].地学前缘，2008，15（2）：80－89.Zhang Xuefeng，Hu Wenxuan，Zhang Juntao，et al.Geochemical analyses on dolomitizing fluids of lower Ordovician carbonate reservoir in Tarim basin[J].Earth Science Frontiers，2008，15（2）：80－89.

[21]李倩文，金振奎，姜福杰.白云岩成因碳氧同位素分析方法初探——以北京燕山地区元古界白云岩为例[J].岩性油气藏，2014，26（4）：118－121.Li Qianwen，Jin Zhenkui，Jiang Fujie.Carbon and oxygen isotope analysis method for dolomite formation mechanism：A case study from Proterozoic dolomite in Yanshan area[J].Lithologic Reservoirs，2014，26（4）：118－121.

[22]郭福生，潘家永，刘林清，等.浙江江山石炭—二叠系碳酸盐岩碳氧同位素特征研究[J].地球化学，2004，33（1）：l－8.Guo Fusheng，Pan Jiayong，Liu Linqing，et al.Carbon and oxygen characteristics of carbonate rocks of Carboniferous—Permian in Jiangshan，Zhejiang province[J].Geochimica，2004，33（1）：l－8.

[23]彭苏萍，何宏，邵龙义，等.塔里木盆地碳酸盐岩碳同位素组成特征[J].中国矿业大学学报，2002，31（4）：353－357.Peng Suping，He Hong，Shao Longyi，et al.Carbon isotopic compositions of the Cambrian—Ordovician carbonates in Tarim basin[J].Joumal of China University of Mining ＆ Technology，2002，31（4）：353－357.

[24]杜小弟，刘万洙，王东坡.碳氧同位素与海平面变化——以新疆柯坪地区上震旦统—奥陶系碳氧同位素剖面为例[J].世界地质，1994，13（3）：120－123.Du Xiaodi，Liu Wanzhu，Wang Dongpo.Carbon，oxygen isotope and sea level changes：A case study ofδ13C、δ18O section of upper Sinian to Ordovician in Keping area，Xinjiang[J].Global geology，1994，13（3）：120－123（in chinese）.

[25]李辉，李国蓉，罗韵，等.塔河地区奥陶系碳酸盐岩储层深部热液特征分析[J].东北石油大学学报，2014，38（6）：12－16.Li Hui，Li Guorong，Luo Yun，et al.Analysis of characteristics of deep hydrothermal fluids in Ordovician carbonate reservoir in Tahe area[J].Journal of Northest Petroleum University，2014，38（6）：12－16.

[26]黄文明，刘树根，张长俊，等.四川盆地寒武系储层特征及优质储层形成机理[J].石油与天然气地质，2009，30（5）：566－575.Huang Wenming，Liu Shugen，Zhang Changjun，et al.Reservoir characteristics and formation mechanism of the high quality Cambrain reservoirs in Sichuan basin[J].Oil＆Gas Geology，2009，30（5）：566－575.

[27]刘树根，黄文明，张长俊，等.四川盆地白云岩成因的研究现状及存在问题[J].岩性油气藏，2008，20（2）：7－10.Liu Shugen，Huang Wenming，Zhang Changjun，et al.Research status of dolomite genesis and its problems in Sichuan basin[J].Ithologic Reservoirs，2008，20（2）：7－10.

[28]盛贤才，郭战峰，刘新民.秦岭—大别造山带南侧兴山地区中上寒武统白云岩储层特征[J].石油实验地质，2009，31（2）：172－176.Sheng Xiancai，Guo Zhanfeng，Liu Xinmin.Characteristics of middle－upper Cambrian dolomite reservior in the Xingshan area of the southern margin of Qinling and Dabie orogenic belt[J].Petroleum Geology Experiment，2009，31（2）：172－176.

[29]陈永权，周新源，杨文静.塔里木盆地寒武系白云岩的主要成因类型及其储层评价[J].海相油气地质，2009，14（4）：10－17.Chen Yongquan，Zhou Xinyuan，Yang Wenjing.Genesis of Cambrian dolostone and the reservoir evaluation in Tarim basin[J].Marine Origin Petroleum Geology，2009，14（4）：10－17.

[30]Badiozamani K.The dorag dolomitization model：Application to the middle Ordovician of Wisconsin[J].J.Sediment Petrol，1973，43（4）：965－984.

[31]Davies G R，Smith L B.Structurally controlled hydrothermal dolomite reservoir facies：Anoverriew [J].AAPG Bulletin，2006，90（11）：1641－1690.