川西中二叠统栖霞组白云岩特征与成因

韩月卿，张军涛，何治亮，金振奎，韩文彪，高 平，郝运轻，孙 炜，武重阳

［1.中国石化 深部地质与资源重点实验室，北京 102206；2.中国石化 石油勘探开发研究院，北京 102206；3.中国石化集团公司，北京 100728；4.中国石油大学（北京）地球科学学院，北京 102249；5 中国地质大学（北京）能源学院，北京 100083］

“白云岩问题”已困扰地质学界200 余年，至今仍悬而未决［1-2］。科学家先后提出了微生物介导［3］、混合水［4］、渗透回流［5］、萨布哈［6］、断控热液［7］等不同模式来解释不同地区不同类型的白云岩。白云岩是重要的油气储集层，半数碳酸盐岩油气藏发育于白云岩中。中国的碳酸盐岩油气藏，包括威远、靖边、普光、元坝及安岳-磨溪等大型气田储层都属于白云岩储层，因此对其的研究更为重要［8］。

近年来，川西地区栖霞组也发现了优质白云岩储层，获得了油气突破，彰显了白云岩巨大的勘探潜力。中国石油在川西南平落坝地区（平探1 井）［9］、川西北双鱼石区块的栖霞组白云岩储层都获得了高产工业气流［10］。但是栖霞组白云岩分布具有很强的非均质性，厚度变化大，矿2井栖霞组白云岩总厚47 m，相邻的矿3 井中却未见白云岩发育［11］。因此，川西栖霞组油气勘探关键在于认识白云岩的分布规律，进而探索白云岩的形成机制。

关于四川盆地栖霞组白云岩的成因已有大量研究，但争议很大，主要的5 种成因假设分别是热液白云岩化［12-14］、埋藏白云岩化［15］、玄武岩淋滤白云岩化［16］和准同生期白云岩化［17-18］。其中热液白云岩化成因是目前的主流观点，因为白云岩储层中常见斑马状构造，溶蚀缝洞中充填鞍状白云石、石英和萤石等热液矿物，断裂可作为富镁热液流体的运移通道［12-13］。但是，部分白云岩层状发育，与断裂关系并不明显，地球化学分析显示白云岩化流体与同时期海水相似，与传统的热液差异较大，所以有学者认为大部分白云岩形成于准同生期［17-18］。对白云岩的成因和主控因素的认识存在分歧，不利于了解其储层分布规律，也一定程度上制约了勘探进程。

基于川西露头剖面和钻井实测，通过薄片观察、阴极发光、扫描电镜、碳-氧同位素、锶同位素测试等方法，本研究系统梳理了川西不同位置栖霞组白云岩空间展布特征，结合矿物岩石学和地球化学特征划分了栖霞组白云岩的类型，详细探讨了不同类型白云岩的成因机制，综合认为栖霞组白云岩是多期多类型白云岩化流体叠加作用的结果。

1 地质背景

四川盆地中二叠统分为早期沉积的栖霞组和晚期沉积的茅口组。在栖霞组沉积早期，四川盆地经历了大规模海侵，水体相对较深，主要以开阔台地相为主［19］，但是川西地区处于台地到斜坡的过渡带，局部地势稍高，发育少量台缘滩，广海一侧发育斜坡相。栖霞组沉积中晚期海平面下降，发育高位体系域，川西地区开始大面积发育台地边缘沉积（图1a）。栖（栖霞组）一段以深灰色含生屑灰泥灰岩、灰泥生屑灰岩为主，夹薄层泥晶-细晶白云岩和灰质泥岩，下部泥质含量较高，见腕足类、介壳类、有孔虫等生物碎屑。栖二段水体浅，能量高，阳光和氧气充足，生物生长迅速，进入大规模成滩期；岩性以浅灰色、灰白色亮晶生屑灰岩、灰泥生屑灰岩、云质灰岩、白云岩为主（图1b），见珊瑚、苔藓虫、有孔虫、藻类等生物碎屑。在茅口组沉积期，四川盆地又一次转变为相对深水的沉积环境。茅口组沉积末期，峨眉山地幔柱不断上涌造成四川盆地差异抬升，使得中二叠系地层暴露风化，遭受淋滤剥蚀，茅口组广泛发育岩溶地貌［20］。同时，峨眉山大火成岩省热事件（ELIP）也影响了四川盆地中二叠统白云岩化过程。

图1 川西栖二段沉积相平面图（a）和水根头剖面中二叠统栖霞组岩性柱状图（b）Fig.1 Map of the sedimentary facies in the second member of the Qixia Formation（a）and lithological column of the Qixia Formation in the middle Permian of the Shuigengtou outcrop（b），western Sichuan Basin

川西地区栖霞组白云岩主要分布在大邑—广元一线，但厚度变化很大，分布非常不均匀（图2）。研究区最北边的双汇剖面栖一段中部斑状云质灰岩厚约7 m，栖二段上部发育24 m 厚的斑状云质灰岩，云斑内发育方解石晶洞，基岩为深灰色生屑灰岩。上江沟剖面栖霞组斑状云质灰岩和层状白云岩厚达80 m，单层厚度变化较大。栖一段以斑状云质灰岩为主，与生屑质灰泥灰岩互层，单层厚1～4 m；栖二段斑状云质灰岩最厚可达30 m，还夹有4 m 厚的层状白云岩，基岩以浅灰色亮晶生屑灰岩为主。水根头剖面栖霞组由下向上发育灰白色薄层白云岩和多套斑状云质灰岩，与生屑质灰泥灰岩互层，总厚约30 m。栖一段斑状云质灰岩单层厚1～3 m，栖二段斑状云质灰岩总厚度15 m，但白云岩化程度不高。北川地区栖一段未见白云岩发育，通口剖面栖二段发育20 m 厚深灰色粗晶白云岩，与亮晶生屑灰岩伴生，茶坪上剖面栖二段见60 cm 厚砂糖状白云岩和20 m 厚层斑状云质灰岩，富含珊瑚、腹足类、介壳类等生物化石。绵阳安县的双电剖面在栖一段和栖二段均发育浅灰色斑状云质灰岩，总厚18 m，栖一段斑状云质灰岩单层厚5 m 左右，灰岩中可见被完全云化的四射珊瑚礁。栖二段斑状云质灰岩略厚，约8 m，多为藻灰岩云化或生屑体腔云化，裂缝内充填白云石。栖霞组向南至大飞水又变浅，在栖二段中上部发育厚3 m 砂糖状云岩，表面可见斑马状裂缝，裂缝内见乳白色白云石和透明方解石胶结物。总体来看，川西栖霞组白云岩分布具有较强的非均质性。

图2 川西中二叠统栖霞组白云岩分布对比（剖面位置见图1）Fig.2 Correlation of the Middle Permian Qixia Formation dolostones cross various outcrops，western Sichuan Basin（see Fig.1 for the location）

2 岩石学特征

基于钻井岩心和野外剖面的详细观察及显微镜下分析，川西地区栖霞组按照晶体结构可划分为3 种基质白云岩和1 种白云石胶结物：即泥-粉晶白云岩、细晶白云岩、中-粗晶白云岩和白云石胶结物。

2.1 泥-粉晶白云岩

泥-粉晶白云岩（Md1）主要发育在栖一段底部，分布不连续，零星地见于川西北的部分剖面和钻井，如广元-上江沟、江油-水根头等剖面。每个剖面的白云岩厚度也有较大差异，上江沟剖面最厚，约2 m，水根头剖面最薄，仅70 cm；泥-粉晶白云岩多呈层状或纹层产出（图3a）。

图3 川西地区栖霞组白云岩宏观特征野外照片Fig.3 Macro features of dolostone in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

在显微镜下，泥-粉晶白云石粒径一般小于100 µm，晶粒结构主要为半自形-他形晶，常见黄铁矿呈星点状或集合体（图4a，b）。在扫描电镜下，可见黄铁矿颗粒呈草莓状（图4d），部分泥晶白云石呈球粒状、哑铃状和花椰菜状（图4c，e，f）。

图4 川西地区栖霞组泥-粉晶白云岩岩石学特征显微照片Fig.4 Petrological features of micritic-very fine crystalline dolostone in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

2.2 细晶白云岩

细晶白云岩（Md2）在栖一段和栖二段都有发育，厚度多从几米到十几米，不连续地分布于上江沟、水根头、双电、通口等剖面，一般为斑状或层状，当以斑状产出时，深灰色不规则条带状斑块为白云石，浅灰色基质为生屑颗粒灰岩（图3b）。

在显微镜下，细晶白云石晶形主要为自形-半自形晶，晶粒大小为100～250 µm 。白云石多具有雾心亮边结构，在阴极发光下，晶体内部呈棕色-暗红色，由内向外先变亮再变暗（图5a，b）。部分细晶白云石晶粒间也能见到泥-粉晶白云石。在扫描电镜下，细晶白云石具有较好的晶形，但当白云岩化程度过高时，可过渡到半自形到他形，存在过度白云岩化（图5h）。部分白云石表面还可见溶蚀孔缝（图5c）。在与粉晶白云岩相邻层段，细晶白云石粒间也能见到黄铁矿集合体（图5d-g）和草莓状黄铁矿（图5f）。

图5 川西地区栖霞组细晶白云岩岩石学特征显微照片Fig.5 Petrological features of fine crystalline dolostone in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

2.3 中-粗晶白云岩

中-粗晶白云岩（Md3）主要发育在栖二段，分布不均匀，厚度变化也较大，在大飞水剖面仅厚3 m，上江沟剖面厚达25 m。当云化作用较强时，中-粗晶白云岩呈条带状分布于细晶白云岩之上，颜色较浅，形似斑状（图3d），内部发育不规则溶蚀孔洞，充填白云石和

方解石（图3d）。野外剖面上也常见斑马状构造，即深灰色中-粗晶白云岩发育裂缝，内有白色鞍状白云石和透明巨晶方解石充填（图3e，f）。

在显微镜下，中-粗晶白云石晶形主要为非平直晶面他形晶（图6a，b），晶体大小为250～2 000 µm，在阴极发光下，晶体多表现为内部暗、外部亮。部分样品中，晶间孔非常发育（图6d，e）。在扫描电镜下，白云石晶体表面可见大量的溶孔和溶缝（图6c，f）。

图6 川西地区栖霞组中-粗晶白云石岩石学特征显微照片Fig.6 Petrological features of medium to coarse crystalline dolostone in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

2.4 白云石胶结物

白云石胶结物（Cd）主要发育在栖二段中-粗晶白云岩（Md3）中，在宏观上表现为乳白色胶结物充填于裂缝或溶蚀孔洞中，与深灰色围岩构成斑马纹状（图3e，f）。白云石胶结物主要为鞍形白云石，晶面弯曲，在阴极发光下可见环带状结构（图7a，b），在正交光下表现出波状消光特征（图7c），扫描电镜下可见白云石晶面明显弯曲（图7e，f）。部分鞍形白云石被后期流体挤压破碎（图7d）。

图7 川西地区栖霞组白云石胶结物岩石学特征显微照片Fig.7 Petrological features of dolomite cement in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

3 地球化学特征

3.1 碳、氧同位素

在白云岩岩石学分类的基础上，本次研究对不同类型的白云石及其灰质成分进行了碳、氧同位素分析，结果显示不同地层、不同类型的白云石碳、氧同位素差异较大（图8）。

图8 川西地区栖一段（a）和栖二段（b）碳酸盐岩碳、氧同位素散点图Fig.8 Scatter diagrams of carbon and oxygen isotopes in carbonates of the first（a）and second（b）members of Qixia Formation，western Sichuan Basin

从层位上来看，栖一段的δ13C（VPDB）分布在-3.276 ‰～4.233 ‰，栖二段的δ13C（VPDB）与之相近，但范围更大，在-2.800 ‰～5.637 ‰；栖一段的δ18O（VPDB）分布在-7.490 ‰～-0.634 ‰，栖二段的δ18O（VPDB）更为负偏，分布在-13.300 ‰～-2.850 ‰。

从类型上来看，栖一段的泥-粉晶白云石δ13C（VPDB）为-3.276 ‰和-2.416 ‰，栖霞组细晶、中晶、粗晶白云石和基岩灰质成分的δ13C（VPDB）在0.180 ‰～5.637 ‰，均为正值，基本都处于二叠纪同期海相碳酸盐岩δ13C（VPDB）的变化范围内［21-22］。栖二段的部分鞍形白云石δ13C（VPDB）明显负偏。栖一段泥-粉晶白 云石的δ18O（VPDB）为-2.161 ‰和-0.835 ‰，处于二叠纪海水数值范围内。栖霞组细晶白云石的δ18O（VPDB）在-5.988 ‰～-0.634 ‰，均高于基岩中的灰质成分，其范围在-7.490 ‰～-1.506 ‰，但都处于海水数值范围内。栖霞组细晶白云石的δ13C（VPDB）在1.021 ‰～4.818 ‰，也高于基岩中灰质成分的δ13C（VPDB），其范围在0.180 ‰～4.327 ‰，可能是海水白云岩化过程中氧同位素的分馏所致。栖霞组晶粒较小的中晶白云石δ18O（VPDB）在-6.574 ‰～-5.796 ‰，中-粗晶白云石的δ18O（VPDB）在-8.500 ‰～-7.326 ‰，δ18O（VPDB）随白云石晶体不断增大而负偏，略低于正常海水数值范围，δ13C（VPDB）均处于正常海水数值范围内。鞍形白云石的δ18O（VPDB）最为负偏，其范围在-13.300 ‰～-8.000 ‰，远低于二叠纪海水数值，δ13C（VPDB）波动较大，在-2.800 ‰～2.900 ‰。

3.2 锶同位素比值

研究区基质灰岩的87Sr/86Sr含量比值为0.707 601，分布于二叠纪海水87Sr/86Sr 比值范围内［21-22］（图9）。细晶白云石Md2 的87Sr/86Sr 值在0.707 555～0.707 857，也处于二叠纪海水范围内［10］。中-粗晶白云石Md3的87Sr/86Sr值在0.707 672～0.708 407，部分高于二叠纪海水数值范围。鞍形白云石Cd 的87Sr/86Sr 值在0.708 201～0.708 436，均高于二叠纪海水数值范围。

图9 川西地区栖霞组碳酸盐岩锶同位素组成特征Fig.9 Sr isotope compositions of carbonates in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

4 成因分析

川西栖霞组白云岩是多期、多种成因类型白云岩叠加过程的产物，受到沉积环境和峨眉山大火成岩省热事件的共同影响。

4.1 沉积环境

在栖霞组沉积时期，整个四川盆地都处于热带-亚热带地区［23］，早期气候温暖潮湿，晚期较为干旱［24-25］，生物繁盛，珊瑚、苔藓虫、海绵、介壳类、蜓类大量发育。区域内未见膏盐岩等蒸发盐沉积物，因此就整个沉积环境而言，栖霞组不适合生成大规模白云岩。但是川西地区处于整个四川盆地相对较高的位置，局部可能存在适合白云岩化的环境。

在栖一段沉积期，水体相对较深，灰泥含量较高。川西地区水体相对较浅，能够形成一些小规模的浅滩，其以亮晶生屑灰岩或生屑颗粒灰岩沉积为主，而在滩间或滩后，可能发育一些小型潟湖，由于受到局限，在海退时其水体盐度可能升高，可能发育泥-粉晶白云岩。

在栖二段沉积时期，川西地区地貌相对较高，台地边缘浅滩相更为发育，沉积期水体较浅，在滩间或滩后的小潟湖内，局部水体盐度升高，有利于发生后续的白云岩化作用。

4.2 峨眉山大火成岩省热事件

发生于上扬子地区的中、晚二叠世的峨眉山地裂事件造成了扬子板块西缘地壳快速差异抬升，随后喷发出巨量的玄武岩，形成了出露面积达25×104km2的峨眉山大火成岩省（ELIP），是中国华南地区一次非常重要的地质热事件［26-27］，主体喷发时间约为260～257 Ma［28］。峨眉山大火成岩省引发的拉张伸展作用，影响了中二叠统生屑滩的发育及其平面展布，进而控制了油气储层的发育状况。

除此之外，在峨眉山火成岩大规模爆发之前，峨眉山大火成岩省就已经对四川盆地起到了明显的地热增温效应。朱传庆等［29］在对四川盆地古热流的恢复中发现，距今290 Ma 时川西南地区的热流值就出现了异常，超过了80 mW/m2，越靠近峨眉山喷发区的区域，热流值越高。盆地达到最高古热流的时期（259 Ma）正是中、晚二叠世的分界，也是峨眉山玄武岩的主要喷发期，盆地西南热流值超过了90 mW/m2。这表明在早二叠世栖霞组沉积期，峨眉山大火成岩省岩浆就开始活跃。

温度是突破动力学屏障的重要方式，在常温下很难合成白云石，当达到一定温度时，白云岩化变得相对容易［30］。因此，峨眉山岩浆活动带来的增温效使栖霞组白云岩化作用的发生有了可能。

4.3 微生物介导白云岩化作用

泥-粉晶白云岩（Md1）可能是微生物介导成因的白云岩。泥-粉晶白云岩具有较细的晶粒（图4a，b），在扫描电镜下，部分泥晶白云石具有球粒状、哑铃状、花椰菜状结构（图4c，e，f），这正是微生物介导白云石的典型特征［31-32］。这类白云石还伴生黄铁矿，部分黄铁矿为草莓状（图4d），也有微生物硫酸盐还原菌参与的标志［33］。在二叠系中，前人还发现了菌类微生物参与建造的微生物灰泥丘［34］。另外，这类白云石的δ18C值相较于其他类型白云石明显偏负（图8a），也说明其形成过程有微生物的参与［33］。

微生物介导白云石在同沉积期就可以形成，Mg离子主要来自海水（图10a）。其形成受到细菌硫酸盐还原作用的影响，微生物代谢活动可以提高细胞外微环境中的pH 值和Mg/Ca 含量比值，并能加速镁离子的去水合作用，胞外聚合物还能为白云石沉淀提供质点，进而催化白云石在地表温压条件下的沉淀结晶［32，35，36］。虽然中二叠世时四川盆地基本属于正常海水，但在川西地区相对较浅，发育的滩间和潟湖内水体盐度较高，而这种咸化的海水条件有利于硫酸盐还原菌等微生物活动［35］，为白云石成核提供了极好的介质条件。

图10 川西地区栖霞组白云岩发育模式Fig.10 Genetic models of dolostones in the Qixia Formation，western Sichuan Basin

在埋藏后，这类白云石不断生长和“成熟”，晶体也逐渐由球粒状、哑铃状、花椰菜状演化成标准菱面体，所以即使是泥-粉晶白云岩中的白云石晶体也多为自形-半自形，在后续的白云岩化过程中起到一个“晶核”的作用［37］。在与泥-粉晶白云岩相邻层段的细晶白云石粒间也能见到草莓状黄铁矿，说明这些细晶白云石可能也形成于同一环境，也有可能是由泥-粉晶白云石生长演化而来（图5d—g）。

4.4 回流渗透白云岩化作用

川西栖霞组细晶白云岩多为浅埋藏期回流渗透白云岩化作用而成。细晶白云岩晶体较粗，晶形多为自形-半自形（图5a，b），自形程度较高，不同于同生-准同生期白云石。另外，白云岩中不含石膏等蒸发盐矿物，也不同于准同生期萨布哈白云岩化作用。

细晶白云岩发生白云岩化的流体来源主要是海水。白云岩δ13C（VPDB）和δ18O（VPDB）均处于二叠纪正常海水δ13C 范围内（图8a，b），虽然略高于方解石的δ13C（VPDB）和δ18O（VPDB），但这是白云岩化过程中的同位素分馏导致的，指示白云岩形成于具蒸发背景的局限水体中［21］。细晶白云石的锶同位素比值也处于二叠纪海水数值范围内（图9），也印证了白云岩化流体是海水。这些同位素特征与前人的研究结果一致，川北野外剖面旺苍双汇、南江桥亭等栖霞组细晶白云岩的地球化学特征也表明白云石化流体依旧为海水［38］。

浅埋藏期白云岩化具有选择性，往往优先发育在原始物性较好的岩石上。川西栖霞组发育有台缘浅滩，位于水体较浅的古地貌高地，容易发生准同生期溶蚀，而具有更好的初始物性和渗透性，且栖霞期存在多期短暂海退，出现多次短暂暴露，地层接受多次准同生期溶蚀改造［18，39］。斑状白云质灰岩中的云斑可能就是在准同生期溶蚀后白云岩化的产物［40-41］。层状的细晶白云岩中也能见到大量的颗粒，有学者通过恢复后也认为这类岩石主要为浅滩相环境［9］。

栖霞组沉积期，川西较高古地貌的相对局限环境为浅埋藏期白云岩化提供镁离子源。高频向上变浅丘滩序列建造可引起丘滩叠置迁移，导致滩后局部海域封隔受限，从而具备中等盐度回流渗透白云石化的古环境基础。高频海平面变化与沉积微古地貌高地频繁暴露，极易引起海水不同程度的咸化，而这种密度较大咸化海水会在重力和盐度的驱使下，向下向前期物性相对较好的浅滩相沉积物运移，发生回流渗透白云石化［43］（图10b）。由于水体咸度并未达到石膏沉淀的饱和度，所以亦被称为中等盐度回流渗透白云石化［43］，这与地层中未见石膏相吻合。这种丘滩体叠置迁移也会导致白云岩化发育层位和区域不稳定，白云岩分布情况也印证了这一特征。

中等盐度回流渗透白云岩化模式，是指中等盐度流体在回流渗透的驱动下形成的白云岩。中等盐度流体一般是指盐度高于海水但低于石膏大量沉淀的微咸流体，盐度在37 ‰～140 ‰［44］。此模式也为匈牙利Dachstein 台地上 三叠统 白云岩［45］、地中海西部Peritidal 地区下侏罗统白云岩［46］及四川盆地中部地区下寒武统龙王庙组白云岩所证实［47］。

4.5 热流体调整改造作用

中-粗晶白云岩是受到峨眉山大火成岩省影响的热流体调整形成的（图10c）。中-粗晶白云岩形成于更高的温度。中粗晶-白云石相较于其他类型白云岩，晶体更大也更不规则，δ18O（VPDB）均低于正常海水数值范围（图8b），说明其受到了后期流体的改造［49］，同时伴生的鞍形白云石具有弯曲的晶面、波状消光（图6e），指示较高的形成温度［49］，这与中二叠世末的峨眉山大火成岩活动达到顶峰，古地温流体温度达到较高值有关。

在中-粗晶白云石中，尤其是在阴极发光下，仍可见具有平直晶面细晶白云石的残余结构（图6a，b），这说明其可能来源于细晶白云岩重结晶或热调整。

相关的热调整机制可能存在两种模式：一种是受到来自或穿碎屑岩层热流体的直接影响；一种仅为热增温调整。二者对基质白云岩的影响存在明显差异。前者的产物中-粗晶白云岩常发育斑马纹，溶蚀缝也较为发育（图3e，f），溶蚀孔隙内充填鞍状白云石，而白云石的87Sr/86Sr 值高（图9），也显示受到了来自或穿碎屑岩层热流体的影响，因为地质体中碎屑岩层具有比海相层系和岩浆岩更高的87Sr/86Sr 值，鞍状白云石的87Sr/86Sr 值均高于同期海水数值说明其沉淀于来自或穿碎屑岩层的热流体。而后者的产物中-粗晶白云岩中斑马纹常不发育，鞍状白云石也较少见，87Sr/86Sr值部分处于海水数值范围内（图9），说明热改造流体仍属于海水。

在峨眉山大火成岩省的活跃期，在断裂发育区，来自或穿碎屑岩层的热流体经断裂向上运移，进入物性较好的细晶白云岩发育区，引发水压破裂造缝、重结晶和热调整作用，并在孔隙内沉淀鞍状白云石，地化数据上表现为低δ13C（VPDB）和δ18O（VPDB）（图8），高87Sr/86Sr 值（图9）。在断裂相对不发育区，同样受热增温效应影响而发生的热调整和重结晶作用使晶体变粗，但由于缺乏外来流体的影响，地化特征上仅表现为低氧、碳同位素值和与海水相近锶同位素比值。

5 结论

1）川西地区栖霞组白云岩多呈斑状或层状分布。白云石类型包括泥-粉晶白云石、细晶白云石、中-粗晶白云石和白云石胶结物，是多期、多类型白云岩化流体叠加作用的产物。受同生-准同生期微生物介导白云岩化作用、浅埋藏期回流渗透白云岩化作用和埋藏期热液白云岩化作用的影响，早期的两种白云岩化作用奠定了白云岩发育的基础，后期热液作用又对局部地区进行了改造。

2）泥-粉晶白云岩（Md1）主要发育于栖霞组底部，多呈层状或纹层状，也见斑状发育，主要为半自形晶-他形晶，常与草莓状黄铁矿伴生，部分泥晶白云石呈球粒状、哑铃状和花椰菜状，表明泥-粉晶白云石可能为微生物介导作用而生成。细晶白云岩（Md2）在栖一段和栖二段都有发育，一般为斑状或层状，主要为自形-半自形晶，多具有雾心亮边结构，在阴极发光下晶体内部呈棕色-暗红色，由内向外先变亮、后变暗。白云岩具有明显的残余粒屑结构，表明前驱岩性为颗粒灰岩，可能是浅埋藏期中等盐度回流渗透白云岩化作用的产物。中-粗晶白云岩主要发育在栖二段，呈斑状或层状，主要为非平直晶面他形晶，阴极发光下多表现为内部暗、外部亮的特征。中-粗晶白云岩的87Sr/86Sr值仍处于海水数值范围内，未见鞍形白云石，可能是细晶白云岩重结晶或热调整的产物。当与鞍形白云石等热液矿物伴生时说明受到了来自或穿碎屑岩层热流体的直接影响。

3）浅埋藏期的回流渗透白云岩化作用对于栖霞组白云岩储层的形成十分关键，同生期微生物介导白云岩化作用为后续的白云岩化过程提供了晶核，后期的热流体对局部地区的栖霞组碳酸盐岩进行了调整和改造。

致谢：感谢核工业北京地质研究院于阿朋老师协助完成扫描电镜观察工作，感谢朱东亚教授和钱一雄教授对本文提出的修改意见！