浅析中国湖相白云岩主要的成因模式和沉积环境

牛元哲，王骁睿

（1.西北大学地质学系，陕西西安710069；2.中国石油长庆油田分公司第二采油厂，甘肃庆阳745100）

浅析中国湖相白云岩主要的成因模式和沉积环境

牛元哲1，王骁睿2

（1.西北大学地质学系，陕西西安710069；2.中国石油长庆油田分公司第二采油厂，甘肃庆阳745100）

由于中国大陆自晚古生代以来海西运动，特别是印支运动以后，得到空前发展。中、新生代陆相的沉积盆地星罗棋布。在中国，湖相碳酸盐岩的分布，主要集中在中、新生代，空间上遍布全国各类陆盆中。湖相白云岩多数为次生白云岩，准同生白云岩较为少见，次生白云岩对于反演成岩过程中的沉积环境有很好的指示作用。通过对不同成因模式的湖相白云岩的分析有助于还原沉积环境，再结合不同地区的岩石组合，生物化石组合和地球化学特征，可以更准确的推测当时的古环境古气候。

湖相白云岩；沉积环境；岩石学特征；成岩模式；白云化作用

随着人们对陆相沉积盆地油气资源和其他沉积以及层控矿床普查勘探工作的深入进行，沉积盆地中湖相沉积体及沉积相的研究也慢慢进入人们的视线。然而海相白云岩一直是人们不断研究的热点。为了更好的分析研究白云石问题，本文将尝试着从湖相白云岩的角度出发，来总结前人的研究，分析湖相白云岩的形态特征、成因模式、地球化学特征以及对沉积环境的反演。

1 国内外研究现状

对于湖相白云岩的研究湖相白云岩在“白云石（岩）问题”的研究中应有一席之地。就沉积环境而言，海相白云岩占据了绝对优势，不过全新世以来的湖相白云岩受到后期成岩作用的影响较少。国外对于湖相白云岩地层的研究较多，如约旦峡谷-死海地堑的晚第三纪-更新世地层，美国落基山脉中部的瓦萨其-绿河-尤因他组早新生代地层，美国犹他州中南部弗拉格斯塔夫古新世地层[1]，法国南部晚白垩-早晚第三纪的湖相及成上白云岩。以及现代湖相白云岩沉积如库龙地区湖相白云岩[2]犹他州大盐湖中白云石沉积，加利福尼亚南部索尔顿湖中白云石沉积[3]等；国内对于湖相白云岩的研究也不在少数如松辽盆地嫩江组白云岩[4]，南-襄盆地泌阳凹陷古近系地层[5-8]，江汉盆地潜江凹陷古近系[9，10]、渤海湾盆地和辽东湾盆地古近系[11，12]，广东三水盆地古近系等以及现在湖水沉积的青海湖白云岩沉积，青海小柴旦盐湖白云石沉积[25]等。通过利用这些湖相白云岩的岩石特征、岩石组合以及地球化学特征来反演沉积环境以及更好的了解白云岩（石）问题，提供了一个更好更有利的途径[13-15]。

2 湖相白云岩与海相白云岩的区别

2.1 湖相白云岩与海相白云岩在岩石学特征上的区别（见表1）

2.2 湖相白云岩与海相白云岩在地球化学特征上的差别

2.2.1 X衍射分析结合其他资料显示，湖相白云岩的有序度一般较低。甘肃天水周家山和山东枣庄第三系湖相泥晶白云岩有序度分别为0.481和0.483济阳坳陷中的BS3-12、YS4等井的始新统湖相泥晶白云岩和藻白云岩的有序度更是低了，甚至已经到了0.2[29]。海相成因的白云岩其有序度的差别还是比较大的，一般情况下同生和准同生的白云岩有序度较低，但较老地层的白云岩有序度会比新地层的要高一些[11]。根据黄志诚等[16]对海相白云岩数据做的统计分析资料中，测得海相白云岩有序度最低为0.6，多半以上有序度大于0.7。可见，海相白云岩有序度通常高于湖相白云岩[17-21]。

表1 湖相白云岩与海相白云岩在岩石学特征上的区别

2.2.2 碳氧同位素特征湖相白云岩中碳同位素主要随盐度的变化而变化。由于大气中二氧化碳含量很少，溶解在淡水中的二氧化碳多来自土壤和腐殖质，而土壤和腐殖质中的二氧化碳和δ13C的值是高负，因此湖相白云岩δ13C变化较快，变化幅度也比较大。本研究团队对三门峡地区的碳氧同位素的分析测试中得到的结果（见表2）。

δ13C为较高负值，与临河凹陷、河南泌阳坳陷具有相同的特征，δ18O为1左右，从-6.5到0.9，据[50]测得青藏高原北部新生代地层中δ18O介于-2到2。该研究区的数据也基本与之吻合。

2.2.3 微量元素湖相白云岩中经常含有多种微量元素或者痕量元素[35]。湖相白云岩中微量元素种类通常较为齐全，但其组合面貌和特征元素含量与海相白云岩相比，则因湖水与海水的明显差异而有很大不同[36-39]。如在湖相白云岩中Sr和Ba都是高丰度的微量元素，如济阳坳陷沙河街组的白云岩，是海侵作用的结果。岩石中的B、Sr、Ba等元素均具有较高的丰度[33]。各地湖相白云岩中Ba含量变化不大，但是Sr的含量变化却很大。较高Sr含量往往说明白云岩是在高盐度环境下形成的，也说明发生白云化的时间较早，使得Sr没有大量流失。现代海水中的Sr含量一般介于1 000× 10-6～1 200×10-6，而湖湘白云岩中Sr的含量往往低于这个值[27]，而且常有较大幅度的变化。Ba也可以灵敏地指示沉积环境，湖相白云岩中的Ba含量高于海相沉积物,海相白云岩中Ba含量通常为10×10-6～30×10-6，很少超过200×10-6[31]。本研究团队在对三门峡凹陷白云石成因的研究上得出Sr的数据含量（见表3）。

表3中可以看出，Sr和Ba的含量特征，可以明显的说明湖相白云岩Sr、Ba含量与海相的差别。

表2 三门峡地区白云石碳氧同位素一览表

3 湖相白云岩的成因模式

深入了解湖相白云岩形成机理和地质特征，有助于恢复或再造沉积、成岩环境和正确评价成岩地质体的含矿性。对于白云岩的成因问题湖相白云岩的研究较多的借鉴海相白云岩的成因模式。

3.1 原生沉淀作用

质子交换膜燃料电池是一个多输入、多输出、不确定的非线性时变的强耦合系统[21]，冷启动过程中受系统结构、操作参数和其他因素影响，为了实现PEMFC冷启动，目前国内外许多学者对其冷启动方法进行研究，以此来实现电池冷启动。文中主要介绍其冷启动研究现状。

理论上，直接化学沉淀的原生白云岩应该是存在的，但是到目前为止，还没有找到没有争议、有过硬证据的实例。目前对于原生沉淀作用的白云石，出现了生物成因白云岩和热液成因白云岩，这都引起了人们的极大兴趣并提高了进一步的研究热情，国外比较典型的例子有库龙潟湖C.C.Vonderborch在湖中选取的样品中发现有球粒状白云石，并通过地化数据对其进行定向定量分析，测得球粒状白云石含有蛋白石状的硅质成分。他推测这可能与白云石的形成有关[23，24]。

表3 三门峡地区白云石微量元素Sr、Ba含量一览表

3.2 蒸发作用-准同生白云化作用

在湖水中强蒸发的环境下首先有石膏先沉淀出来，从而使Mg2+/Ca2+比值增高[26]，导致沉淀物中方解石或文石发生白云化作用。在国内新近纪发现的白云岩常常与石膏共生。如内蒙临河坳陷中薄层的泥晶白云岩与石膏共生，石膏大规模生成并形成了矿床，与此相同的还有河南三门峡凹陷、东营凹陷、沁阳凹陷、歧口凹陷等都普遍有蒸发作用形成的泥晶白云岩[40]。

3.3 回流渗透白云化作用

由于毛细管浓缩作用或蒸发泵作用所形成的高Mg2+/Ca2+比率的粒间水所引起的表层碳酸钙沉积物的准同生白云化作用[41]。比如东营凹陷沙四段白云岩夹层的主要成因之一：毛细管浓缩作用形成的白云石通常含膏质和陆源碎屑，主要分布在滨湖以上沉积环境中。回流渗透作用形成的白云石含一些生物和碎屑，多发育生物白云岩和砂屑白云岩。

3.4 埋藏白云化作用

近年来对埋藏白云化的概念进一步扩展，不仅指白云石在埋藏条件下的一种形成机理，而且更多是指在早期成岩及成岩过程中已经发生白云化的基础上，在埋藏阶段对白云化程度得到加强或调整（白云岩重结晶）。

3.5 热液白云化作用

近20多年来，对构造-热液白云岩化作用和该类型白云岩的研究成为一种流行模式[28-30]。构造-热液（温度上高于围岩10℃的热流体）白云岩化作用是指在构造控制的断裂系统中，深部的热液流体沿着断裂系统运移至浅层灰岩或白云岩中，使灰岩发生白云化，使白云岩发生重结晶或过度白云化，并且形成大量的机制交代性和胶结型鞍状白云石[32]。由于鞍形白云石常与其他热液成因矿物共生，所以一般把它作为热液白云岩作用的重要标志，但并不是唯一标志。如卿海若[22]的非热液成因的鞍形白云石一文中提到，在构造稳定的克拉通内部，白云石能够在成岩过程中通过埋藏压实和白云石自我调节的云化作用形成鞍形白云石。而非热液成因的鞍形白云石由于与原白云石同源，因此具有相似的微量元素，结合它分布的局限性可以将其与热液成因的鞍形白云石相区别。非热液成因的鞍形白云石可能较为常见，但是热液白云岩常常在规模上还有晶体生长的完善程度都远远大于非热液成因的鞍形白云石，在这种情况下，热液白云石有可能被过分的强调而非热液成因的鞍形白云石则被低估了。

3.6 生物成因白云岩作用

这是最近比较流行的一种白云石的成岩模式[34]，早在1906年，俄罗斯生物学家Georgi A Nadson就发现：硫酸盐还原细菌在缺氧条件下，可以沉淀出少量白云石，但是这一发现并未引起人们的重视。Vasconcelos et al（1995）首次发现，在硫酸盐还原细菌参与可以形成非常有序的白云石。之后Vasconcelos and McKenzie（1997）报道了巴西里约热内卢州附近的Lagoa Vermelha潟湖地表常温环境中黑色富含有机质沉积物中的白云石沉淀。这种模式被其称为微生物白云石（岩）模式。Warthmann et al.（2000）进行了模拟巴西Lagoa Vermelha潟湖缺氧沉积环境下白云石的沉淀实验。实验结果不但生成了白云石还与湖中的白云石形态极为相似。除了硫还原细菌能有效的生成白云石外，还有很多学者通过产甲烷古菌和嗜盐好氧细菌都有白云石的沉淀生成。与此相比，国内对于微生物白云石的模式的研究也是紧紧追随国外研究的步伐。如于炳松等（2007）利用扫描电镜等测试手段对青海湖底现代沉积物中的球状白云石几何体进行了仔细鉴定，发现其形态特征与文献中报道的具有文生物细胞体形态的白云石几何体极为相似，因此认为其属于微生物成因[42]。

4 湖相白云岩反演沉积环境

湖相白云岩尽管在类型和岩石特征等多方面与海相白云岩有很多相似之处，但是其形成条件和沉积环境却是都有很大的差别。相比之下古气候、古水动力、古介质等因素对湖相沉积的影响远远大于海相沉积。在湖盆体系中，气候温暖湿润的时候，雨量增大，地表径流可以带入大量陆源碎屑物质和Mg2+和Ca2+。气候趋向于干旱，陆源物质减少，水体清澈，生物繁盛，此阶段会有大量的生物碳酸盐沉积。当气候进一步干旱的时候，湖水发生咸化，不利于生物生长，这个阶段会有陆源砂泥和纯净的灰泥沉积，同时灰泥也会受干湿气候的交替影响发生白云化作用，从而形成多旋回的沉积韵律。由此可见，除了盐湖可有各类白云岩外，淡水-半咸水湖同样可形成类型复杂的白云岩，只不过是成因上有所不同罢了[43-45]。

在不同的沉积相中形成的白云岩也有不同的特征，根据湖泊的水文情况，可分为水文出口湖、水文封闭湖（包括常年水文封闭湖和间歇性水文封闭湖）。但是水文出口湖中，湖水通过河流的流入和沉积来平衡蒸发量和外流量。湖水处于淡水至微咸水状态，其碳酸盐沉积物中的主要矿物是低镁方解石。在水文封闭湖中主要特点是蒸发量超过流入量且没有外流。这就产生两大特点：首先，湖面的快速变化是由降雨量和流失量的变化引起的；第二，水中溶质含量特别是Mg2+/Ca2+比会很高，钙的减少可能是由早期沉积作用引起的。盐湖的环境和岩相已经由Eugster和Hardie等做了总结。如扁平砾石（内碎屑）砾岩（砾屑碳酸盐岩），由白云岩泥岩碎屑构成，砾石被解释为换前进期间重新加工撕裂的岩屑；球粒状颗粒灰岩。有两种岩相，一是薄层浪成波痕或浪成纹层的白云石球粒状颗粒灰岩，二是泥裂白云质泥岩。这些已分别被解释为波动、波浪影响的潮滩带及露出水面的泥坪沉积物；白云质泥岩薄层，含有粉砂级球粒的纹理及粒级纹层。然而有些泥岩是沉积在更深的常年湖环境中，而另一些泥岩则代表盐碱滩至干泥坪沉积物；油页岩由富含有机质的白云质纹层和油页岩角砾构成。油页岩具有泥裂且与天然碱地层有关。角砾岩或许是由泥裂页岩再造形成的。油页岩还含有碎屑白云质球粒状粉砂透镜体，这些粉砂被认为是波浪作用的证据。有机质被解释为是浮游“藻类”大量繁殖和有机软泥沉淀的产物[46，47]。

按照水深和水动力条件划分相带，则在湖相沉积中白云岩主要出现的相带还是比较广泛的。例如在济阳坳陷中的白云岩沉积模式是滨湖带的泥坪-藻坪含有隐晶白云岩、含颗粒隐晶白云岩、含白云质砂屑泥灰岩；滨湖带的岸滩有鲕粒白云岩，含核形石砂屑白云岩，藻团粒白云岩（有的含砂），生物内碎屑白云岩等；在浅湖中的湖湾含有隐晶质白云岩，含颗粒隐晶质白云岩，粪球里白云岩；浅湖中的浅滩-藻礁中有生物内碎屑白云岩，藻团粒白云岩，藻礁白云岩，蠕虫管白云岩；半深湖相中有含颗粒隐晶质白云岩，隐晶白云岩；在深湖中主要为泥岩，但是也发育有叶状泥质白云岩，隐晶白云岩等[48，49]。

5 小结

中国湖相白云岩的研究还处于初始阶段，对湖相白云岩的研究应该引起人们的注意，并对其进行更深入的了解和研究。

（1）中国湖相白云岩的沉积相相对来说出露还是比较完整的，同时国内一些大型油田如大庆、胜利、大港等油田就是在陆相盆地找到的。这些资源的勘察和一些沉积矿床的开采都需要进一步的对湖相沉积进行研究，白云岩是湖湘沉积中重要的储集层，所以对其研究仍然是非常重要的。

（2）虽然湖相白云岩跟海相白云岩有很大的差异，但是由于湖相沉积研究程度的不够成熟，对于海相白云岩的借鉴还是必不可少的。

（3）有效的根据湖相白云岩的形态特点、地化特征以及与白云岩伴生的矿物组合，可以有效的反映古沉积环境，对于陆相沉积环境分析提供一个新的视角和思路。

［1］Rhodes W.Fairbridge Georage V Chilingar，Carbonate Rocks Origin，Occurrence and Classification［J］．Development in Sedimentology，1967.

［2］Von der Borch C C，Jones J B．Spherular modern dolomite from the Coorong area，South Australia［J］．Sedimentology，1976，（23）∶587-591.

［3］PATRICK MEISTER，CAROLINA REYES，WILL BEAUMONT.Calcium and magnesium-limited dolomite precipitation at Deep Springs Lake，California［J］．SEDIMENTOLOGY，2011，（58）：1810-1830.

［4］王国栋，程日辉，王璞，等.松辽盆地嫩江组白云岩形成机理-以松科1井南孔为例［J］．地质学报，2008，82（1）：48-54.

［5］赵宝生，刘桂兰，张本书，等.泌阳凹陷白云岩系储层特征研究［J］.石油地质与工程，2010，24（5）：13-15+52.

［6］王宁，杜海鹏，刘淑侠，等.泌阳凹陷白云岩区储层识别方法研究［J］.内蒙古石油化工，2010，（10）：201-203.

［7］常炳章，张弛，曲天虹，等.泌阳凹陷深凹区白云岩裂缝预测研究［J］.石油天然气学报，2009，31（3）：202-206.

［8］黄杏珍，邵宏瞬，闫存凤，等.泌阳凹陷下第三系湖相白云岩形成条件［J］.沉积学报，2001，19（2）：207-213.

［9］柯小平，覃建雄，李余生，等.江汉盐湖盆地盐间白云岩特征及成因分析［J］.沉积与特提斯地质，2009，29（3）：1-8.

［10］陈树杰，赵薇.汉江盆地前景凹陷盐间泥质白云岩油藏储层物性特征探讨［J］.长江大学报，2010，7（1）：168-170.

［11］廖静，董兆雄，翟桂云，等.渤海湾盆地歧口凹陷沙河街组一段下亚段湖相白云岩及其与海相白云岩的差异［J］.海相油气地质，2008，13（1）：18-24.

［12］戴朝成，郑荣才，文华国，等.辽东盆地沙河街组湖相白云岩成因研究［J］.成都理工大学学报，2008，35（2）：187-192.

［13］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］．新疆油气地质，1998，19（2）：112-120.

［14］高梅生，郑荣才，文华国，等.川东北下三叠统飞仙关组白云岩成因-来自岩石结构的证据［J］.成都理工大学报，2007，34（3）：297-303.

［15］黄翠蓉，张光荣，王英华.我国部分地区白云岩岩石矿物学研究及其意义［J］.地质论评，1987，33（5）：449-460.

［16］黄志诚，杨守业，陈智娜.原生白云石与交代白云石的矿物学对比研究［J］.中国科学（D辑），1996，26（6）：544-550.

［17］黄鹏.湖相碳酸盐岩沉积演化特征研究［J］.石油地质，2011，（1）：136-137.

［18］李得立，谭先锋，夏敏全，等.东营凹陷沙四段湖相白云岩沉积特征及成因［J］.断块油气田，2010，（4）：418-422.

［19］李红，柳益群，梁浩，等．三塘湖盆地中二叠统芦草沟组湖相白云岩成因［J］．古地理学报，2012，14（1）∶45-58.

［20］雷川，李红，杨锐，等.新疆乌鲁木齐地区中二叠统芦草沟组湖相微生物成因白云石特征［J］．古地理学报，2012，14（6）：767-775.

［21］李红，柳益群.“白云石（岩）问题”与湖相白云岩研究［J］．沉积学报，2013，31（2）：302-314.

［22］卿海若，陈代钊.非热液成因的鞍形白云石：来自加拿大来自加拿大萨斯喀彻温省东南部奥陶系Yeoman组的岩石学和地球化学证据［J］.沉积学报，2010，28（5）：980-986.

［23］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）：10-15.

［24］王英华，等.中国湖相碳酸盐岩［M］.北京：中国矿业大学出版社，1993.

［25］夏文杰，李秀华．青海小柴旦盐湖湖滩岩中原生白云石的发现及其意义［J］．沉积学报，1986，4（2）∶19-24.

［26］杨威，王清华，刘效曾.塔里木盆地和田河气田下奥陶统白云岩成因［J］.沉积学报，2000，18（4）∶544-547

［27］由雪莲，等.微生物白云岩模式研究进展［J］.地学前缘，2011，18（4）：52-62.

［28］张玉宾.济阳坳陷始新统藻白云岩成岩演化探讨［J］.石油实验地质，1994，16（1）∶53-59.

［29］翟永红，郭成贤.中扬子台地北缘灯影组碳酸盐岩成岩作用序列及成岩模式［J］.地质地球化学，1997，（2）：45-52.

［30］朱梅湘，等.中下扬子区三叠纪海相碳酸盐岩成岩作用和成岩环境［J］.古地理学报，2000，2（4）：43-49.

［31］张晓宝，王志勇，徐永昌.特殊碳同位素组成白云岩的发现及其意义［J］.沉积学报，2000，18（3）∶449-451.

［32］朱筱敏.沉积岩石学［M］.北京：石油工业出版社，2008.

［33］周韬，王满，容毅.湖相白云岩与海相白云岩地球化学特征对比研究［J］.内江科技，2011，（7）：11-12.

［34］郑荣才，等.川东地区飞仙关组白云岩成岩作用与系统划分［J］.中国地质大学报，2011，36（4）：659-666.

［35］A.T.Brasier，A.E.Fallick，A.R.Prave.Coastal sabkha dolomites and calcitised sulphates preserving the Lomagundi-Jatuli carbon isotope signal［J］.Precambrian Research，2011，（189）：193-211.

［36］Ana I.Casado，Ana M.Alonso-Zarza，ángel La Iglesia.Morphology and origin of dolomite in paleosols and lacustrine sequences［J］.Examples from the Miocene of the Madrid Basin，Chemical Geology，2014，（312）：50-62.

［37］Blas Valero-Garcés，Mario Morellón，Ana Moreno.Lacustrine carbonates of Iberian Karst Lakes∶Sources，processes and depositional environments［J］.Sedimentary Geology，2014，（299）∶1-29.

［38］F.Ayllón-Quevedo，V.Souza-Egipsy，M.E.Sanz-Montero. Fluid inclusion analysis of twinned selenite gypsum beds from the Miocene of the Madrid basin（Spain）［J］.Implication on dolomite bioformation，ScienceDirect，2007，（201）：211-230.

［39］Fawn M.Last，William M.Last.Norman M.Halden.Modern andlateHolocenedolomiteformation∶ManitoLake，Saskatchewan，Canada［J］.SedimentaryGeology，2012，（281）∶222-237.

［40］Fawn M.Last，William M.Last，Norman M.Halden.Modern andlateHolocenedolomiteformation∶ManitoLake，Saskatchewan，Canada［J］.Sedimentary Geology，2012，（281）：222-237.

［41］John Warren.Dolomite：occurrence，evolution and economically important association［J］.Earth-Scinence Reviews，2000，（52）∶1-81.

［42］Jean-Robert Disnar，Maya Stefanova，Jean-Gabriel Bréhéret.Microbial mat development and dolomite formation under pre-evaporitic conditions during the Atlantic in a temperate area.The Sarliève Lake（French Massif Central）［J］. Organic Geochemistry，2011，（42）：1089-1098.

［43］J.L.Díaz-Hernández，A.Sánchez-Navas，E.Reyes.Isotopic evidence for dolomite formation in soils［J］.Chemical Geology，2013，（347）：20-33.

［44］MeisterP，ReyesC．Calcium and magnesiumlimited dolomite precipitation at Deep Springs Lake［J］.California∶Sedimentology，2011，（58）：1810-1830.

［45］Mo′nica Sa′nchez-Roma′n，Judith A.McKenzie，Angela de Luca Rebello Wagener.Experimentally determined biomediated Sr partition coefficient for dolomite∶Significance and implication for natural dolomite［J］.ScienceDirect，2011，（75）：887-904.

［46］Pu Xiugang，Zhou Lihong，Xiao Dunqing.Lacustrine carbonates in the southwest margin of the Qikou Sag，Huanghua Depression，BohaiBayBasin［J］.ScienceDirect，2011，38（2）：136-144.

［47］Shicai Deng.Microbial dolomite precipitation using sulfate reducing and halophilic bacteria：Results from Qinghai Lake，Tibetan Plateau，NW China［J］.Chemical Geology，2010，（278）∶151-159.

［48］William M.Last.Lacustrine.dolomite-an overview of modern，Holocene，and Pleistocene occurrences［J］.Earth-science Reviews，1990，（27）∶221-263.

［49］Warren J K．Sedimentology and mineralogy of dolomite Coorong lakes，South Australia［J］．Journal of Sedimentary Petrology，1990，（60）：843-858.

［50］伊海生，林金辉，周恳恳，等.青藏高原北部新生代湖相碳酸盐岩碳氧同位素特征及古环境意义［J］．古地理学报，2007，9（3）：303-312.

A brief analysis introduction of lacustrine dolomite in China and its genesis model and depositional environment

NIU Yuanzhe1，WANG Xiaorui2
（1.Department of Geology，Northwestern University，Xi'an Shanxi 710069，China；2.Oil Production Plant 2 of PetroChina Changqing Oilfield Company，Qingyang Gansu 745100，China）

China mainland was unprecedentedly developed since late Paleozoic hercynian orogeny,especially after indosinian movement.Mesozoic and Cenozoic terrestrial basins distribute broadly.In China,the lacustrine carbonates mainly distribute in Mesozoic and Cenozoic and is widely distributed in various terrestrial basins.The secondary dolomite is the dominated fancies of the lacustrine dolomite,penecontemporary doiostone is relatively rare.The secondary dolomite is an indicator of inversion diagenesis process of depositional environment.Analysis on different genetic model of lacustrine dolomite can be the key to deoxidize sedimentary environment,combined with rocks unites in multi-area,fossil assemblage and geochemical analysis can accurately reveal the palaeoenvironment and palaeoclimate.

lacustrine dolomite；depositional environment；petrological properties；diagenesis model；dolomitization

TE122.22

A

1673-5285（2016）01-0066-06

10.3969/j.issn.1673-5285.2016.01.018

2015－12-05

牛元哲，男，西北大学地质学系在读硕士研究生，邮箱：414078817@qq.com。