鄂爾多斯盆地蘇里格地區(qū)奧陶系馬家溝組白云石化

付金華，王寶清，孫六一，包洪平，徐 波

(1.中國石油 長慶油田公司 勘探開發(fā)研究院，西安 710018； 2.西安石油大學，西安 710065)

大約80%的北美碳酸鹽巖儲層是白云巖，全世界50%以上的碳酸鹽巖儲層是白云巖[1]。初步估計，中國至少有2/3以上的碳酸鹽巖儲層是白云巖或與白云巖有關(guān)。鄂爾多斯盆地下古生界天然氣主要儲藏在經(jīng)巖溶作用改造的碳酸鹽巖中，巖溶作用是提高這些巖石儲集性能的關(guān)鍵[2-4]。然而，巖石的儲集性能不但與巖溶作用強度有關(guān)，還與白云石化作用及其產(chǎn)生的結(jié)構(gòu)密切相關(guān)。在相同的巖溶作用下，由白云石化產(chǎn)生的孔隙度高、孔隙結(jié)構(gòu)好的巖石的儲集性能往往得以較大的提高。由白云石化產(chǎn)生的晶粒白云巖，即使沒有經(jīng)歷巖溶作用改造，也可以成為很好的儲集巖。因此研究白云石化作用對了解儲集巖的分布規(guī)律具有重要意義。

筆者對蘇里格地區(qū)馬家溝組碳酸鹽巖的成巖作用曾研究過[3]。自上次研究以來，本區(qū)又有大量鉆井鉆遇馬家溝組地層。本研究在詳細觀察新、老井巖心的基礎(chǔ)上，采集必要的樣品，分析化驗，用當前國內(nèi)外白云石化最新理論分析實際材料，完成此文。

1 地質(zhì)背景、地層和沉積環(huán)境

鄂爾多斯盆地位于華北地臺西部，蘇里格地區(qū)位于鄂爾多斯盆地的中北部、中央古隆起東北側(cè)，區(qū)域構(gòu)造屬于伊陜斜坡北部中帶(圖1)。奧陶系馬家溝組為一套碳酸鹽巖為主，夾蒸發(fā)巖的地層[5-6]。蘇里格地區(qū)奧陶系頂部地層為馬家溝組五段(簡稱馬五段)，鉆遇最低的層位是馬家溝組四段(簡稱馬四段)，僅少數(shù)井鉆遇馬四段。馬四段為深灰、灰色厚層、塊狀微—粉晶白云質(zhì)石灰?guī)r，灰色顆粒石灰?guī)r夾晶粒白云巖；上部白云巖偶含石膏假晶及石英粉砂，中下部含生物碎屑、砂礫屑。馬五段以白云巖為主，夾石灰?guī)r及蒸發(fā)巖，縱向上巖性變化大，厚度大(32.5～357 m)。

中奧陶統(tǒng)馬家溝組沉積時期鄂爾多斯盆地總的來說是一個局限的陸表海環(huán)境。馬四段沉積時期是華北地臺最大的海侵期，氣候又轉(zhuǎn)為濕熱，鄂爾多斯盆地的陸棚區(qū)主要為石灰?guī)r分布區(qū)。海水由東、南、西三方入侵，在(內(nèi))陸棚盆地的坳陷中心水體深，循環(huán)較差，鹽度相對較高，除石灰?guī)r外還有較多的白云巖形成，最終發(fā)育成為白云巖—石灰?guī)r盆地。其內(nèi)盆緣主要發(fā)育為含白云巖的石灰?guī)r盆緣坪，向外盆緣則過渡為石灰?guī)r盆緣坪。北部石灰?guī)r淺灘比較發(fā)育，南部白云巖—石灰?guī)r淺灘比較發(fā)育。馬五段沉積時期，華北地臺轉(zhuǎn)變?yōu)楦珊笛谉岬臍夂?，盆地基底抬升，海平面下降。盆地?nèi)補給的海水少，海水循環(huán)差，鹽度高，沉積了硬石膏巖、石鹽巖及少量白云巖，成為含白云巖的硬石膏—白云巖盆地。盆地邊緣鹽度較低，發(fā)育硬石膏—白云巖盆緣坪、含石灰?guī)r、硬石膏的白云巖盆緣坪。西部水下隆起和北部鄰近古陸的地帶受淡水影響大的地區(qū)，沒有膏鹽沉積，為白云巖沉積區(qū)[7]。

圖1 鄂爾多斯盆地構(gòu)造分區(qū)及蘇里格地區(qū)位置Fig.1 Tectonic division of Ordos Basin and location of Sulige region

2 白云石的特征

2.1 白云石的一般特征

白云石晶體直徑10～500 μm，它形—半自形—自形。馬五段白云石以半自形或它形泥晶結(jié)構(gòu)為主。馬四段白云石晶體較大，直徑可大于200 μm，甚至達500 μm。3 938個樣品中，有3 829個樣品含白云石，最大含量為98%。白云石可以成為白云巖、含石灰質(zhì)白云巖或石灰質(zhì)白云巖的主要礦物，也可以是石灰?guī)r類或硬石膏巖的次要礦物。根據(jù)巖心觀察、常規(guī)偏光顯微鏡和陰極發(fā)光顯微鏡下特征，結(jié)合地球化學特征，白云石可以分為3類：Ⅰ類白云石為泥晶白云石，少數(shù)為粉晶(圖版A,B)，形成于同生或準同生作用階段；Ⅱ類白云石為細—中晶白云石，個別為粗晶，為自形或半自形結(jié)構(gòu)(圖版C,D,F,G)，往往具有較鮮艷的陰極發(fā)光，有時具有陰極發(fā)光環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖版G)，也形成于同生或準同生作用階段，但與Ⅰ類白云石的沉積、成巖環(huán)境不同，常形成于較為開闊的環(huán)境中；Ⅲ類白云石充填于溶蝕孔、縫或角礫間孔中(圖版B,E)，為粉—中晶，晶體大小變化較大，自形程度高于Ⅰ類，一般低于Ⅱ類。這些白云石往往有較高的鐵含量，成為鐵白云石；常具有弱的或無陰極發(fā)光。

2.2 白云石主要元素和微量元素含量

電子探針分析得出的白云石的主要元素和微量元素含量示于表1，其中包括了部分鐵白云石。白云石以明顯高的Fe含量和低的Na,Mn,Sr含量為特征。

現(xiàn)代海洋白云石以高的Na,Sr含量為特征，加勒比、阿拉伯海灣、得克薩斯的現(xiàn)代海洋白云石Na含量達(3000～10000)×10-6[8]；而大多數(shù)古代白云石Na含量僅有(900～1 000)×10-6[9]。本次所研究的白云石的Na平均含量與上述的大多數(shù)古代白云石Na含量的下限相當；但最大值遠高于大多數(shù)古代白云巖，落入現(xiàn)代海洋白云石Na含量范圍內(nèi)。本研究白云石Na含量變化很大(表1)，說明白云石形成于鹽度較高的海水中，原始白云石具有高的Na含量；在成巖作用過程中由于淡水淋濾和埋藏作用，Na含量降低，由于成巖作用對白云石的影響不均勻，現(xiàn)在白云石的Na含量表現(xiàn)出很大的變化。

表1 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組白云石主要元素和微量元素含量Table 1 Main and trace elements concentration in dolomites from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

在相對封閉的體系中，水—巖石反應(yīng)弱，母體碳酸鹽的礦物成分對微量元素的影響是重要的。具有(10 000～80 000)×10-6高的Sr含量的海相文石將形成(600～5 000)×10-6的Sr含量的白云石。海相高鎂方解石和低鎂方解石(Sr含量(2 000～10 000)×10-6)將形成具有Sr含量(300～2 000)×10-6的白云石，但是具有很低的Sr含量的成巖低鎂方解石母體將形成很低的Sr含量的白云石[9]。所研究的白云石具有很低的Sr含量(表1)，可能白云石化的母體是低鎂方解石；淡水淋濾也是造成Sr含量低的原因。

在成巖碳酸鹽相中Fe和Mn的濃度取決于其來源和孔隙水的氧化—還原電位[10]。隨著成巖作用強度的增加，F(xiàn)e和Mn的含量有增加的趨勢[11]。原因在于：Fe和Mn在海水中含量很低，因海水處于氧化條件；而在成巖孔隙水溶液中含量高，因孔隙水處于還原條件?，F(xiàn)代海洋環(huán)境中，以文石為主的灰泥以低的Fe含量[(1 800～9 730)×10-6，平均4 720×10-6)][12]和Mn含量(小于200×10-6)[13]為特征。所研究的白云石具有高的Fe含量(表1)，這是由于埋藏作用所致；低的Mn含量(表1)是由于低的Mn地球化學背景所致。

2.3 白云石碳氧穩(wěn)定同位素成分

根據(jù)取自3 045.10～4 300.05 m的150個白云石樣品分析，δ18O值在-16.00‰～-5.73‰之間，平均-8.11‰，中值-7.15‰；δ13C值在-11.46‰～1.90‰之間，平均0.01‰，中值0.48‰(表2,圖2)。

不同沉積環(huán)境和不同地質(zhì)時代的碳酸鹽同位素值有所差異，并且在成巖作用過程中會有所變化。一般來說，海相碳酸鹽較淡水碳酸鹽有較高的δ18O值，隨著埋藏加深，介質(zhì)溫度升高，δ18O值降低，地質(zhì)時代越老，δ18O值越低。淡水相碳酸鹽的δ18O值一般較海相的低，變化范圍也較大，與地質(zhì)年代之間的關(guān)系也沒有明顯的規(guī)律性[3,14]，其原因是淡水氧同位素值一般比海水輕。隨著淡水淋濾作用的加強和埋藏作用的加深，碳酸鹽礦物的δ18O值降低。

表2 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組白云石氧、碳同位素，CaCO3,MgCO3含量和有序度Table 2 Oxygen and carbon isotope, and CaCO3, MgCO3 concentration,and degrees of order in dolomites from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

圖2 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組白云石δ18O值與δ13C值關(guān)系Fig.2 Relationship between δ18O and δ13C of dolomites from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

經(jīng)歷了埋藏變化的白云石的氧同位素演化反映了白云石流體沉淀溫度和同位素成分的變化。流體成分受溫度和CaCO3母體成分的影響。由于大多數(shù)孔隙流體含豐富的氧，母體礦物的同位素成分僅僅在以低的水—巖石反應(yīng)為特征的封閉體系中得以保存。在大多數(shù)情況下，成巖作用范圍的白云石化發(fā)生在開放體系中，始終伴隨著孔隙水的流動。因此，很多地下白云石的同位素成分反映了變化的孔隙流體成分和溫度。

白云石的δ18O平均值較大多數(shù)學者所統(tǒng)計的奧陶紀生物和非生物成因的方解石的δ18O值[15-17]明顯低。根據(jù)Land所引用的實驗資料，在25 ℃時白云石的δ18O值較與之共生的方解石的高出2‰～4‰[18]。所研究的白云石的δ18O值不但不高于大多數(shù)學者統(tǒng)計的值，反而較低，說明白云石在成巖作用過程中受到淡水淋濾作用和埋藏作用的影響。Ⅱ類白云石的δ18O值落入Ⅰ類白云石δ18O值的范圍(圖2)，說明這2類白云石形成的時間相近?？偟膩碚f，Ⅲ類白云石較Ⅰ、Ⅱ類白云石較低的δ18O值(圖2)，原因在于Ⅲ類白云石形成于晚成巖作用階段，在埋藏環(huán)境下受高溫影響較大。

現(xiàn)代海洋碳酸鹽的δ13C值大約在-2‰～4‰范圍內(nèi)[19]，多數(shù)古代碳酸鹽臺地的δ13C值也在此范圍內(nèi)。在開啟體系與大氣CO2進行交換的地表環(huán)境中所沉淀的碳酸鹽具有相同的同位素成分值，這種共同性反映著地表水與來自大氣CO2層的碳的平衡關(guān)系。因此，同期沉淀的海相和大氣碳酸鹽可能難以根據(jù)它們的碳同位素成分區(qū)分開，然而，當水滲過包含由有機質(zhì)氧化形成的CO2的沉積土壤帶時，大氣淡水的同位素成分會很快發(fā)生變化。有機來源的CO2比大氣碳成分輕得多，其δ13C值為-25‰～-16‰[20]。當?shù)貙又械挠袡C質(zhì)成熟時釋放出的CO2溶解于孔隙水時，也將使孔隙水的δ13C值降低[10]。所研究的大部分白云石的δ13C值在上述的現(xiàn)代海洋碳酸鹽和古代碳酸鹽臺地的δ13C值的范圍內(nèi)，少數(shù)樣品略低，個別樣品明顯偏低(表2,圖2)。少數(shù)樣品的δ13C值略低，是淡水淋濾的結(jié)果，且這些淡水淋濾過土壤帶；個別樣品明顯偏低，可能是孔隙水中溶解了有機質(zhì)成熟時釋放出的CO2。

顯微激光采樣分析得出的δ18O和δ13C值示于圖3，同一巖石樣品的2種不同碳酸鹽組分用帶箭頭的實線連結(jié)，箭頭的始端為母巖碳酸鹽組分(泥晶白云石或泥晶白云石角礫、泥晶方解石)，箭頭的末端為孔縫中充填的白云石，大多數(shù)孔縫充填白云石有較低的δ18O和δ13C值，說明孔縫充填的白云石形成較晚。

2.5 白云石的MgCO3含量和有序度

白云石中MgCO3的摩爾分數(shù)為42.32%～48.99%，平均46.05%，中值45.88%；白云石的有序度為0.51～0.77，平均0.62，中值0.61(表2)。大部分白云石具有低的有序度，以較低的MgCO3含量，非理想配比的CaCO3和MgCO3含量為特征，原始沉積的白云石為Ca白云石。由于快速和過度白云石化，準同生期或早成巖作用階段形成的白云石往往具有較低的有序度；隨后，由于淡水淋濾和埋藏深度的增加，白云石晶體將變得有序和理想配比?，F(xiàn)在白云石的有序度和CaCO3和MgCO3含量仍然存在較大的差異，說明淋濾作用和埋藏作用對白云石的影響是不均勻的。所有的Ⅱ類白云石較Ⅰ類白云石有較高的有序度，所有的Ⅲ類白云石又較Ⅱ類白云石有較高的有序度；原因在于Ⅰ類白云石生成于高鹽度的陸表海環(huán)境，白云石化速度快；Ⅲ類白云石是在埋藏條件下沉淀的，其飽和度低于Ⅰ,Ⅱ類白云石。

圖3鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組激光顯微采樣碳酸鹽組分δ18O值與δ13C值關(guān)系Fig.3 Relationship between δ18O and δ13C of carbonate components of laser-collected samples from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

2.6 白云石的鍶同位素

白云石的87Sr/86Sr值示于表3。如果白云石沒有重結(jié)晶，早期成巖作用階段形成的白云石的87Sr/86Sr值反映了原始海水的鍶同位素成分[21]。Ⅰ,Ⅱ類白云石形成于同生期或準同生期，白云石的87Sr/86Sr值均反映了原始海水的鍶同位素成分。全球奧陶系海相碳酸鹽鍶同位素總體上表現(xiàn)為87Sr/86Sr值的單調(diào)下降。按國際地層表(2008)[22]，中、上奧陶統(tǒng)界線為461 Ma，對應(yīng)的87Sr/86Sr值為0.708 6[23-24]。蘇里格地區(qū)原始沉積的碳酸鹽巖和碳酸鹽巖溶角礫巖的87Sr/86Sr值除一個樣品為0.707 977，小于0.708 2外，其余30個樣品的87Sr/86Sr值均大于0.708 6。

埋藏成巖過程中鋁硅酸鹽礦物的溶解可向海相碳酸鹽礦物提供放射性成因的鍶，并造成其鍶同位素比值的增加。馬家溝組上覆地層為石炭—二疊系煤系地層，孔隙水溶液為酸性，可造成硅酸鹽礦物的溶解，最終使得87Sr/86Sr值增加。再者，奧陶系沉積后的鄂爾多斯盆地的整體抬升，使得大氣淡水對硅酸鹽的溶解，向海相碳酸鹽提供了殼源鍶，87Sr/86Sr值得以增加，因此，石灰?guī)r、白云巖和白云質(zhì)角礫巖都以具有較高的87Sr/86Sr值為特征。深部流體作用(包括同期火山物質(zhì)的溶解)可向碳酸鹽提供深源鍶，而降低87Sr/86Sr值，馬家溝組的孔、縫充填方解石基本上沉淀于埋藏階段，因而具有比母巖低的87Sr/86Sr值。Ⅲ類白云石較Ⅰ,Ⅱ類白云石的87Sr/86Sr值有較大的分布范圍，主要在于埋藏孔隙水溶液滲透的差異所至。

表3 鄂爾多斯盆地奧陶系馬家溝組各類白云石的87Sr/86Sr值Table 3 Values of 87Sr/86Sr for dolomites from Ordovician Majiagou Formation in Sulige region, Ordos Basin

3 白云石形成機理

自1791年Déodat Dolomieu發(fā)現(xiàn)白云石以來，白云石的成因和形成機理一直是沉積學爭論的問題，提出了很多白云石形成模式。然而，長期存在的問題仍然沒有解決，這些問題包括地質(zhì)時期白云石分布的不平衡，在復制現(xiàn)代白云石形成環(huán)境的實驗室中無法沉淀出白云石。

根據(jù)位于非尋常的水文和氣候背景的巴西Lagoa Vermelha海岸潟湖研究，Vasconcelos 和 McKenzie (1997) 提出了新的白云石形成的微生物模式[25]。該地區(qū)以半干燥的氣候為絕對優(yōu)勢。旱季時潟湖極高的鹽度，強烈的蒸發(fā)提高了鹽度，降低了潟湖水面，使得海水流入，提供了微生物作用的離子。在潮濕季節(jié)降雨量超過蒸發(fā)量，引起鹽度強烈變化，有時達到半咸水狀態(tài)。短期內(nèi)超咸水和半咸水之間的變化反映在Lagoa Vermelha潟湖沉積物中不同的碳酸鹽礦物。白云石明顯沉淀于超咸水條件下，而高鎂方解石形成于中等鹽度條件下，低鎂方解石形成于半咸水條件下。

Lagoa Vermelha潟湖沉積物—水界面為厭氧條件，形成了黑色的富碳有機質(zhì)軟泥。微生物活動明顯促使了軟泥層中碳酸鹽礦物的沉淀。潟湖鹽度變化對微生物數(shù)量的影響可能表現(xiàn)為水—軟泥界面的不同的新陳代謝作用。在極高的鹽度條件下，硫酸鹽還原生物可能變得更活躍。

如前所述，馬五段沉積時期，華北地臺轉(zhuǎn)變?yōu)楦珊笛谉岬臍夂颍璧鼗滋?，海平面下降。盆地?nèi)補給的海水少，海水循環(huán)差，鹽度高，其沉積環(huán)境與現(xiàn)代的巴西Lagoa Vermelha潟湖和澳大利亞Coorong潟湖相似。馬四段沉積晚期沉積環(huán)境也變得封閉，鹽度高。因此微生物白云石化模式可以很好地解釋本研究的白云石形成機理。馬五段形成于高鹽度的白云石高度飽和的環(huán)境下，白云石沉淀太快，過度白云石化，孔隙不發(fā)育。馬五段的淺灘地帶和馬四段的大部分地帶沉積于相對開放的環(huán)境，白云石化速度較慢，有利于較大晶體的白云石和晶間孔的形成。

4 結(jié)論

1)蘇里格地區(qū)馬家溝組白云石形成于海水循環(huán)較差，鹽度較高的環(huán)境下。 根據(jù)產(chǎn)狀和形成時間，白云石可以分為3類：Ⅰ,Ⅱ類白云石形成于同生或準同生作用階段，Ⅱ類白云石的形成環(huán)境較Ⅰ類開放，Ⅲ類白云石形成于埋藏期。

2)白云石以變化較高的Na含量、低的Sr和Mn含量、高的鐵含量為特征；大部分白云石具有低的δ18O值，系淡水淋濾和埋藏作用所致。大部分白云石的δ13C值在現(xiàn)代海洋碳酸鹽和古代碳酸鹽臺地的δ13C值的范圍內(nèi)，受有機質(zhì)影響小。

3)白云石具有較低的MgCO3含量和低的有序度，說明原始沉淀的白云石是Ca白云石。

4)由于淡水淋濾白云石具有較高的87Sr/86Sr值。

5)白云石由微生物白云石機理形成。馬五段白云石沉淀過快，孔隙不發(fā)育；馬五段的淺灘地帶和大部分馬四段白云石沉淀較慢，晶間孔相對發(fā)育。

參考文獻:

[1] Zenger D H, Dunham J B, Ethington R L. eds. Concepts and models of dolomitization, SEPM Special Publication 28[C]. Tulsa: SEPM, 1980:320.

[2] 王寶清. 山西省柳林奧陶系古巖溶頂部儲層及控制因素[J]. 地質(zhì)論評,1996,42(S1)：130-136.

[3] 王寶清,章貴松. 鄂爾多斯盆地蘇里格地區(qū)奧陶系古巖溶儲層成巖作用[J]. 石油實驗地質(zhì),2006,28(6)：518-522.

[4] 黃擎宇,張哨楠,丁曉琪,等. 鄂爾多斯盆地西南緣奧陶系馬家溝組白云巖成因研究[J]. 石油實驗地質(zhì),2010,32(2)：147-153.

[5] 何江,方少仙,侯方浩,等. 鄂爾多斯盆地中部氣田中奧陶統(tǒng)馬家溝組巖溶型儲層特征[J]. 石油與天然氣地質(zhì),2009,30(3)：350-356.

[6] 侯方浩,方少仙,趙敬松,等. 鄂爾多斯盆地奧陶系碳酸鹽巖儲層圖集[M]. 成都：四川人民出版社,2002:178.

[7] 侯方浩,方少仙,董兆雄,等.鄂爾多斯盆地中奧陶統(tǒng)馬家溝組沉積環(huán)境與巖相發(fā)育特征[J]. 沉積學報,2003，21(1): 106-112.

[8] Land L S, Hoops G K. Sodium in carbonate sediments and rocks: a possible index to the salinity of diagenetic solutions[J]. Journal of Sedimentary Petrology, 1973,43(3):614-617.

[9] Warren J. Dolomite: occurrence, evolution and economically important associations[J]. Earth-Science Reviews,2000,52(1-3):1-81.

[10] 王寶清,王鳳琴,魏新善,等. 鄂爾多斯盆地東部太原組古巖溶特征[J]. 地質(zhì)學報,2006,80(5):700-704.

[11] Tucker M E, Wirght V P. Carbonate Sedimentology[M]. Oxford: Blackwell Scientific Publications,1990:482.

[12] Milliman J D. Recent sedimentary carbonates I: marine carbonates[M]. Berlin: Springer-Verlag,1974:375.

[13] Rao C P. Petrography, trace elements and oxygen and carbon isotopes of Gorden Group carbonates (Ordovician), Florentine Valley, Tasmania, Australia[J]. Sedimentary Geology, 1990,66(1-2),83-97.

[14] 劉德良,孫先如,李振生,等. 鄂爾多斯盆地奧陶系白云巖碳氧同位素分析[J]. 石油實驗地質(zhì),2006,28(2):155-161.

[15] Given R K, Lohmann K C. Derivation of the original isotopic composition of Permian marine cements[J]. Journal of Sedimentary Research, 1985,55(3):430-439.

[16] Popp B N, Anderson T F, Sandbeg P A. Brachipods as indicators of original isotopic compositions in some Paleozoic limestones[J]. Geological Society of America Bulletin, 1986,97(10):1262-1269.

[17] Qing H, Veizer J. Oxygen and carbon isotopic composition of Ordovician brachiopods: implication for coeval seawater[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1994,58(2):4429-4442.

[18] Land L S. The isotopic and trace element geochemistry of dolomite: The state of the art [C]//Zenger D H, Dunham J B, Ethington R L, eds. Concepts and models of dolomitization, SEPM Special Publication 28. Tulsa: SEPM, 1980:87-110.

[19] Gross D G. Variations in the18O/16O and13C/12C rations of diagenetically altered limestones in the Bermuda Islands[J]. Journal of Geology, 1964,72(2):170-194.

[20] Lohmann K C. Geochemical patterns of meteoric diagenetic systems and their application to studies of paleokast[C]//James N P, Choquette P W, eds. Paleokarst. New York:Spriger-Verlag, 1988:58-80.

[21] Azmy K, Knight I, Lavoie D, et al. Origin of dolomites in the Boat Harbour Formation, St.George, in western Newfoundland, Canada: implications for porosity development[J]. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 2009,57(1):81-104.

[22] 章森桂,張允白,嚴惠君. “國際地層表”(2008)簡介[J]. 地層學雜志,2009,33(1)：1-10.

[23] McArhur J M, Howarth R J, Bailey T R. Strontium isotope stratigraphy: Lowess Version 3: best fit to the marine Sr isotope curve for 0-509 Ma and accompanying look-up table for deriving numerical age[J]. Journal Geology, 2001,109(2):155-170.

[24] 黃思靜,石和,張萌,等. 鍶同位素地層學在奧陶系海相地層定年中的應(yīng)用[J]. 沉積學報,2004,22(1):1-5.

[25] Vasconcelos C, McKenzie J A. Microbial mediation of mo-dern dolomite precipitation and diagenesis under anoxic conditions (Lagoa Vermelha, Rio de Janeiro, Brazil)[J]. Journal of Sedimentary Research, 1997,67(3):378-390.

[26] Wright D T, Wacey D. Pricipitation of dolomite using sulpate-reducing bacteria from the Coorong Region, South Australia: significance and implications[J]. Sedimentology, 2005,52(5):987-1008.