作者：（美）艾伦,（美）威金斯
出版社：石油工业出版社
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白云岩储层 ：白云岩成因与分布地球化学分析技术试读：
中文版序
本书是由Allan和Wiggins两位专家应AAPG邀请，将自己多年的研究成果进行系统梳理后，联手合作的一本书。此书是AAPG提供给美国石油公司进修的教材，首次详细地介绍了白云岩成因分析的地球化学技术，为白云岩成因分析建立了地球化学分析图版，系统阐述了白云岩成因研究的无机地球化学分析技术、流体包裹体技术、锶同位素和微量元素分析四大关键技术，对每项技术的原理、数据、图版以及案例都进行了详细的分析，并在此基础上对不同成因白云岩提出了鉴别标志。本书最后提供了所有的同位素分析数据，详细地介绍了每一项技术的具体操作流程和技术研究局限性，书中所阐述的技术、模式和数据，都是进行白云岩成因分析的重要内容，是进行白云岩成因分析不可多得的一本参考书。
我国碳酸盐岩的研究如今进入一个高峰期，地质学家致力于碳酸盐岩油气勘探与开发的研究，并翻译了多本有关国外碳酸盐岩研究的书籍，为我国碳酸盐岩油气勘探提供了众多的理论基础。白云岩作为碳酸盐岩的重要岩石类型，其成因特征及地球化学分析图版，国内尚无系统的研究。本书可以说是白云岩成因研究和分析最系统的一本专著，是目前国内外白云岩成因研究的必要参考书，其提出的白云石化作用的模板和图版都堪称经典，并被国内外众多学者引用，此书的翻译与出版能够起到以下三方面作用：①解决我国目前尚无一本专门针对白云岩进行详细地球化学分析的专著的局面；②解决了在塔里木盆地深层、鄂尔多斯盆地和四川盆地众多白云岩成因复杂、成因判别标准混乱，尚无统一的白云岩成因判别图版的问题；③本书提供大量的地球化学判别方法和数据，弥补了我国对白云岩油气勘探所需相关地球化学分析数据的不足，为我国白云岩油气勘探提供了重要的数据支持。
中国石油勘探开发研究院长期以来坚持海相碳酸盐岩的研究，并培养了一大批研究碳酸盐岩的专家和学者，该译著的出版将丰富我国海相碳酸盐岩研究的方法，并推动白云岩油气勘探开发的进程，在此表示祝贺。
原版序一
本书对于从事白云岩油气开发的地质工作者来说是一本有借鉴价值的书籍。如今，地质学家将许多地球化学及岩相学方法应用于白云岩的研究。这本书的主旨就是将这些方法和技术相结合，用于进一步了解白云岩的成因与分布。
本书介绍了当今流行的白云石化模型，内容分为两部分。第一部分，讨论了相关的地球化学技术。包括地层水分析（稳定H、O同位素，溶解化学），白云石稳定C、O同位素，流体包裹体，锶同位素及微量元素的应用。当我第一次看到这部分时，我对此感到怀疑，毕竟有许多权威的书籍和文献对这些方法进行过更深的阐述。然而，在更加详细的阅读之后，我发现这一部分有很多有用并且独特的方面。首先，这些技术没有讨论一些抽象的理论术语，而是注重它们在白云石研究中的专业应用。例如，地层水的组成是用于研究不同的过程是如何使得流体进入白云石化的岩石中，以及这些过程在水化学中是如何被识别的。另外，这部分有许多非常有用的参考图表。附录提供了一份综合性的C、O同位素数据列表，用于分析不同地质时代（寒武纪至今）的海相碳酸盐岩以及“早”或“晚”成因的白云石，这对白云石C—O成分的对比很有帮助。
第二部分对于不同环境中的白云石化作用进行了实例研究，包括：潮下—潮上带白云石（美国蒙大拿州Red River组；美国西得克萨斯州San Andres组）；回流白云石（美国东得克萨斯州Smackover组；美国密歇根州北部Niagara组）；海相及混合带白云石（美国伊利诺伊州Ste.Genevieve组）和埋藏白云石（美国密歇根盆地Trenton组；沙特阿拉伯白垩系和侏罗系；加拿大艾伯塔盆地Nisku组）。这些实例研究比较简短，但提供了足够的信息来展示地球化学技术，有助于我们对白云石体系的理解。
该书风格明晰，避免使用难懂的术语或对其进行了解释，这使得本书很容易被非专业的地质工作者或者地质学专业的学生理解。书中的图片清晰整齐，有些图片是从一些白云石短期课程的幻灯片中获得的。
本书作者的目标是将地球化学技术传授给石油公司的地质工作者，我不确定作者是否完成了这个目标。我估计这些地质工作者应该会愿意与一些碳酸盐岩专家一起工作，而不是自己进行研究。虽然如此，这本书将会使得普通的地质工作者了解为了研究岩石应该去做什么。甚至对于碳酸盐岩专家来说，这本书将会是一本可以收藏的有利用价值的参考书。这本书对于进行白云石研究的大学生和研究生来说也是一本有用的参考书。T.P.BurchetteBP Exploration,Sunbury,UK
原版序二
白云石化作用的发生与地下油气储层的孔隙度产生和演化的关系是复杂的。虽然有上千种著作涉及白云岩和白云石化作用的内容，但这些内容理论性强，实用性欠缺，让人难以理解，对于生产和实际操作指导意义不大。本书内容通俗易懂，简明扼要地阐述了白云岩储层的形成及演化特征。
白云岩的形成与地下流体的地球化学作用、流体流向、水文沉积作用和盆地的构造演化是密不可分的。本书的第一部分讨论了白云岩成因分析的无机地球化学技术。由于白云石化作用是一个复杂的、多个过程的综合，需要有经验的工作者对其氧、碳、锶同位素、稀有元素、流体包裹体和阴极发光特征进行细致的工作，才能真正地了解白云石化作用的过程。此部分中针对氧同位素的数据分析提出了详细的方法，例如通过对古埋深—古温度的分析，来厘定白云石化作用发生的时间。
本书的第二部分根据世界各地不同白云岩的成因模式（白云石化流体的特征及白云石作用的时间等），详述了不同成因白云岩油气藏的勘探史。尤为重要的是，详述了这些白云岩的成因与其对应的岩层几何形态展布的关系。该部分，不仅指出钻探之前在各种相似临界条件下如何预测和模拟油藏几何形态，而且阐述了如何有效地利用流体单元和岩石物理学的概念来解释油气田开发中已发现的白云岩储层的成因问题。例如与潮下带和潮上带的流体循环有关的白云石化作用（奥陶系红河组与二叠系San Andres组），回流白云石化作用（志留系尼亚加拉统与侏罗系Smackover组），海相与混合白云石化作用（奥陶系Trenton，泥盆纪Nisku，沙特阿拉伯白垩系与侏罗系）。
此外本书还提供了详细完整的20页参考文献。整体上，本书内容丰富，而且在附录中提供了完整的实验数据和相关图版，对我们更好地认识白云岩储层特征具有很大的帮助。S.J.Mazzullo and G.V.Chilingarian(Wichita,Kans.)(Los Angeles,Calif.)
原版前言
本书是为了解决如何以简洁明晰的语言阐述无机地球化学技术在白云岩油气藏研究中的应用而作，通过使用一些常用的通俗易懂的地球化学术语，力求将这种有用的地球化学技术介绍给油气勘探家。
白云石化过程可以改善储层的物性，这一认识直接影响着油气田的勘探开发战略，而对于白云石化过程的认识将有助于预测油气藏的位置、形状及其连续性，无机地球化学技术可以加深对这种过程的认识。由于目前还没有专门讲述地球化学技术在白云岩储层中应用的文献供油气地质家参考，地质家不得不直接去钻研一些地球化学的著作。遗憾的是，这些著作往往专业性太强，并不适合地质家研究分析和应用。本书应用了许多先进的技术来研究白云石化作用，这将帮助地质家客观地评价和正确理解白云石化研究的地球化学数据和相关解释，从而可以应用于他们自己的有关白云岩的地球化学研究之中。
本书的第一部分介绍了不同地球化学技术，主要详细解释了如何更好地应用它们来解释数据，识别和避免一些通常容易遇到的误区和认识上的误解。本部分的许多技术都可以应用到石灰岩的储层成岩作用研究中去。
第二部分主要介绍了不同白云石化环境中形成的油气藏的典型案例。这些例子被用来展示地球化学技术如何应用于地层学、构造学、岩相学以及沉积学等研究中，用以识别白云石化流体的来源。这些案例可以作为地质学家的样板，帮助他们利用地球化学数据来评价白云岩储层，并判别有利的储层和区带的白云石化模式。
我们希望这本书能够帮助地质家更好地理解和利用多种地球化学技术手段来解释白云岩储层的相关科学问题，并鼓励地质家应用地球化学技术研究碳酸盐岩的油气勘探与开发。J.R.艾伦W.D.威金斯
1 绪言
在碳酸盐岩体系中，白云岩通常能形成最好的储层。碳酸盐的沉积物以及岩石的白云石化将会增加晶体的尺寸以及孔隙间喉道的半径；同时，使孔隙边缘变得光滑而不粗糙。这些综合作用会大大提高碳酸盐岩的渗透率。因此，从某种意义上讲，白云岩形成优质的储层，加上以致密灰岩作围岩所构成的盖层，白云石化作用“创造”了储层。但作为白云石化的结果，白云石岩化的孔隙度在单一白云石化作用下并没有得到想象中那样很大的提升，只有通过对骨架颗粒或者蒸发岩进行淋滤或裂缝化，其孔隙度才会得到较为明显的提高。
许多白云石化环境已经证实，有关其成因演化和储层展布的认识直接决定了勘探部署。因此，在一个盆地勘探开发历史中，对于早期白云石化主控因素的确切认识，就显得十分重要了。
除此之外，与方解石相比，白云石的活性较差，其孔隙度随着深度的增大，损失比石灰岩要小很多（图1.1），其通常比石灰岩有更大的“经济埋深”。因此在碳酸盐岩中白云岩的空间展布直接决定了优质储层的分布。石灰岩发生白云石化的水文条件控制了白云岩体的外部形态（比如，潮上的白云石化可以形成薄层横向延伸的储层，而在地下受断层控制的白云石化可以形成垂向线状延伸的窄条状的储层），因此，为了预测白云岩优质储层的空间分布特征，首先要确定其是哪一种类型白云石化过程所形成的白云岩。图1.1 南佛罗里达盆地的石灰岩与白云岩的平均孔隙度随深度变化图孔隙度资料来源于井下重力测量及声波、中子和密度测井。尽管孔隙度在任意深度变化都比较大，但对于石灰岩和白云岩，平均孔隙度与深度的变化存在一定的差异。在小于5600ft的深度，石灰岩的平均孔隙度要高于白云岩。而在大于5600ft的深度，白云岩的平均孔隙度要高于石灰岩，这是因为成岩作用和重结晶作用对白云岩影响较小，所以其孔隙度的损失要小于石灰岩
无机地球化学技术研究的目的在于提高对白云岩优质储层形成过程的理解，从而有助于搞清优质储层的特征。比如，热液白云岩地球化学证据可以加深对深部断层的认识，这些深部断层是白云石化热液的运移通道，可以在地震反射剖面和井资料上得以识别。低温和高盐度的白云岩的地球化学证据的收集，主要集中于萨布哈沉积相的研究，这项工作主要通过取心观察和识别古海岸线位置来完成。地球化学技术有助于理解白云岩储层的演化和获得一种成功的勘探模式。尽管地球化学技术有时候所提供的是模棱两可的结果，而且在实验中，失败是常常发生的，原因在于缺乏整合多种类型的证据和太过依靠单一的某一项技术（比如，稳定同位素等）。无机地球化学技术最重要的价值在于其限定了白云石化模式，并将注意力集中在潜在的储层上。通常情况下需要将无机地球化学技术与其他研究结合起来，当把这些方法综合起来后，就可以为地质学家分析一口井提供真实有效的信息。
本书可以用于指导帮助地质家有计划地开展对白云岩地球化学技术应用的研究，或者可以作为解释收集到的地球化学数据的一本手册。本书的每章都可以成为一个独立应用的内容。第2章讲述用于解决白云岩问题的常见地球化学技术。第3章研究包括了：不同白云石化环境中形成的白云岩储层，以及如何应用第二章所分析的技术再结合其他形式的资料来识别每一种环境的方法。
1.1 白云石化模式
石灰岩白云石化，必须具备以下两种条件：①充足的镁离子供给；②必要的运移机制，能够使镁离子被运抵白云石化所发生的位置，要使白云石化反应完成，成千上万的孔隙流体必须相互交换并达到平衡。在大多数情况下，镁的来源主要由海水、海水派生出来的水或者是卤水所供给。这样的话，认清水文体系对“汲取”白云石化流体通过石灰岩这一步就显得十分重要了，因为这是判定白云岩起源的重要一步。在开始讨论地球化学技术之前，先简明扼要的介绍每一种最基本的白云石化模式。更为详尽的讨论可以参考Morrow（1982b），Land（1986）以及Morse和Mackenzie（1990）的文章。在本书的第三章将非常详尽地描述白云石化模式对油气储层形成所起的重要作用。
白云岩形成于高盐度或接近于高盐度环境，海水中的镁钙比值会在海水被蒸发再沉积后得到极大的提升。特别是石膏和硬石膏的沉淀会使得海水中的钙被移除，而留下没有变化的镁。萨布哈白云岩（图1.2A）形成于干旱地区，风暴迫使海水向陆地方向运移并越过潮缘沉积区。蒸发作用导致蒸发矿物沉淀，形成密度递增的高浓度的卤水向下运移，使得下部的石灰岩被白云石化。这样，流体的水压差就提供了水文上的“泵”。萨布哈的白云岩很容易被识别，因为它的出现总是伴随着潮上的沉积物和其他许多特征，比如藻叠层石、瘤状硬石膏、风成沉积互层等。
回流白云岩（图1.2B）形成于受限的潟湖和盆地的下伏地层中，在这里蒸发作用十分的强烈，导致卤水浓缩及蒸发盐类的沉淀。向下以及向海方向流动的卤水使得下伏的沉积物再一次被白云石化。然而，在这种情况下，下伏沉积物的白云石化不仅会发生在潮上带，而是可以出现在任何的沉积相中。
海水和大气淡水混合区模式（图1.2C）是建立在混合大气淡水和海水能够产生一种流体的构想上，而这种流体是不饱和的方解石、文石以及过饱和的白云石的流体。海水提供了镁离子，水压差提供了“泵”。尽管这种模式已经被广泛引用，以解释湖水蒸发所产生的古代的白云石化地层问题，但是在很多方面还是不完善。在一些现代的混合地区白云岩几乎全部缺失了，而事实上对于白云岩来说，相对于任何大气淡水与海水的混合流体，单一的海水是超饱和状态的，这两点通常是最容易被指出和引起争议的问题，这就使得正常海水白云石化得到越来越多的关注。
近年来发表的许多论文中都有充足的证据证明海水的白云石化作用。海水白云石化（图1.2D）所需的Mg离子直接来源于海水中。Mg离子的运移要么通过潮汐的汲取作用，要么是通过垂直补给的大陆边缘受地热加热作用影响的海水。埋藏白云岩（图1.2E）形成于钙质沉积物岩化作用后的地下环境中。随着温度的增加，形成白云岩所需要的Mg/Ca将会降低，大量的地下水转化成了白云石化溶液。经常被论及的埋藏白云石化流体包括：①富镁的残余蒸发卤水；②调整海水；③经压实作用形成的页岩流体。这些水体可以通过多孔的含水层或者沿着断层等多种运移机制抵达白云石化作用发生的区域。这些流体驱动机制包括沉积物压实、热对流以及因地形或构造运动而产生的驱动作用等。图1.2 白云石化的水文环境示意图白云石化环境的水文作用控制着白云岩的形状、规模及白云岩产出的位置
1.2 白云岩岩石学特征
尽管白云石晶体大小和晶体结构对储层演化和孔隙分布起着非常重要的作用，但是它们受白云石化环境的影响却微乎其微。然而，据晶体大小和晶体结构却能识别一些特殊的事件类型。因此，在学习本书中地球化学分析技术之前，将简单介绍一下白云岩岩石学特征。1.2.1 微晶结构
在白云石中（特指晶体大小小于10μm）通常被认为是镁离子饱和程度超高的白云石，它克服了动力障碍而成核，使得该类白云石在许多成核区域快速沉淀（Sibly，1991）。微晶结构通常与萨布哈的白云岩相关，在其他白云石化环境中则少见。特别是当微晶结构与潮上蒸发岩相联系时，通常指示的是早期的近地表的白云岩。1.2.2 鞍状白云石
有时称为异形的白云岩，其特征是粗糙的结晶度（晶体大小在150μm到几毫米），具有弯曲的晶面和解理、波状消光以及大量的气液包裹体，颜色由乳白到棕色。该类白云岩通常作为石灰岩的替代物发育在没有被胶结的缝隙和晶洞中（Radke和Mathis，1980）。因为鞍状白云岩常伴随着烃类和热液矿物的产出，高温是它的地球化学特征，当发生置换反应时，横切面呈层状或柱状，形成一种典型的地层界限，鞍状白云岩通常被认为是晚期和高温的相标志。1.2.3 荧光显微技术
有时可被用来识别广泛分布的白云石化碳酸盐岩中颗粒的类别以及沉积结构（Dravis和Yurewicz，1985）。入射蓝光过滤器的荧光会引起保存在颗粒中的残余有机质发出荧光，这可以在白云石化作用抹去几乎所有的原生结构的情况下，依然可以使我们识别母岩的沉积环境。而且如果这项技术利用成功的话，还能够提供解释白云石化环境的有用信息（比如，用荧光显微术就可以识别开阔海中的粒屑灰岩是否受到潮上带的白云石化作用）。遗憾的是，荧光显微技术只有在少数情形下才能成功实现上述功能。
2 无机地球化学分析技术
2.1 分析方法
本章描述了无机地球化学技术能够用于推测白云岩的成因，并且可以建立一套辨别成因的标准，地质家可以根据这个标准来揭示白云岩的相关地球化学特征。
研究白云岩的主要目的在于更好地理解和认识控制白云岩地层单元的展布和赋存特征的关键因素——判定其是否是受岩性地层或者构造控制等。地球化学分析技术是实现这一目标最有效手段：（1）产出地层水分析：
①氧和氢同位素组成；
②溶质浓度。（2）白云岩分析：
①氧与碳同位素组成；
②流体包裹体均一化温度和含盐度；
③锶同位素组成；
④微量元素的浓度（尤其是铁和锰）。
地层水分析技术用于解释白云岩是形成于现代的淡水还是形成于地层水中。当分析其产生于地层水中时，就要提出一些相关的问题“这些水是来自蒸发岩孔隙中排出的水，还是侵入的大气淡水或海水？”以及“这些水是否曾经存在于白云石化灰岩中？”
白云岩分析技术用于解释不同物理和化学环境中形成的白云岩。当进行这项分析时，需要认真考虑一些相关的问题：“在什么温度和深度下才会发生白云石化作用？”，“含盐流体对白云石化起到一个怎么样的作用？”以及“有机质的成熟和降解产物还有硅质碎屑成岩作用在对白云岩的化学组成分析上起到多大程度的帮助？”。
表2.1展示的是一系列目前应用的各种技术序列及其涉及的相关问题。图2.1展示的是做这些地球化学分析在商业实验室中需要花费的时间量。
本章将介绍并且讨论地球化学分析技术在白云岩研究中常见的用法以及如何更好地应用这些技术去处理数据和提取信息，并且避免一些常见的错误和认识上的误区。为了更有效地达到这个目的，本书还提供了一些勘探家的建设性意见。
开始进行研究时，在选定要分析的样品之前，应当回头考虑一下本章所提出的各项技术。首先，勘探工作者应当明确需要做哪一项分析，然后再有针对性地研究本书的一些相应章节和一些引用的文献。地球化学分析完成后，地球化学分析结果应当与地层学、构造学以及沉积相的分析结果相结合，并与本书第3章所述的研究实例做比较。表2.1 目前论及的白云石化模型的相关问题和分析技术图2.1 地球化学分析研究所需时间流程图
2.2 地层水的分析
沉积盆地中存在的多种类型的流体使得白云岩呈区域性和规模性分布成为可能。最主要的流体类型为与蒸发相关的卤水、侵入的大气淡水和海水。
在许多盆地的部分深层中，如今已经被卤水所渗透，这种来自蒸发盐岩承载的间隙水可以从产出层位向上和向下运移。例如，墨西哥湾沿岸的Louann盐的间隙水（侏罗系）向上运移到了白垩系储层中。向下运移的例子发生在密歇根盆地，志留系的卤水向下运移到了奥陶系的储层中。这里所提到的卤水，都来源于从蒸发岩层中排挤出来的水体，他们是“剩余的蒸发盐岩卤水”（Carpenter，1978；Hanor，1987），为可溶盐沉淀后产出的剩余流体；地下的卤水同样也可由于盐岩的溶解而产生，然而这些流体通常不能产出大量白云岩，因为它们缺乏充足的镁离子供给（详见Land和Prezbindowski，1981和1985）。
接下来的两部分讲述的是研究地层水的方法及思路，特别是研究卤水的一些方法，以便确定卤水的来源以及它们促进形成白云石化的能力。
稳定同位素是在讨论地层流体时最先要面对的问题。读者在继续阅读本章之前请先参考附录I中同位素的资料，里面有同位素名词和标准的介绍。在完成同位素的讨论分析后，将解释为何评价溶解于地层水中的溶质具有重要意义。2.2.1 稳定同位素1816
在水中存在许多十分重要的稳定同位素，如δO，δO，218H（亦称重氢D）以及1H。水中的同位素成分体现在δO和δD（详见附录Ⅰ对该名词的定义）。所提到的水体是“轻的”指的是水体中18匮乏 O和D这类重同位素，而“重”则指的是水体中富含这些同位素。稳定同位素中的氧和氢同位素可以用来测试采出的样品水究竟是来自大气淡水、海水还是蒸发盐水，以及这种水体能否与碳酸盐岩进行广泛的反应。18
在标准的δO和δD交会图中，常见的三种水体类型是：①大气淡水；②海水或者蒸发海水；③通过水岩反应而改变了同位素成分的水体。下面对各种情形分别论述。18（1）大气淡水：全球雨水和雪中的δO—δD都存在着一种很强的交互关系（图2.2）：在海水蒸发期间，较轻的水分子（与海水相比161其包含有更多的 O和 H）将从海水中被选择性的蒸发出来，这样，雨水中的重/轻分子的比值要比海水的比值低。但随着纬度的增18加、海拔的升高以及向内陆地区的深入，大气淡水同位素中的 O和D更容易衰变，这是由大气的极向运移模式以及陆上循环和冷却模式决定的（图2.3）。随着纬度、海拔的升高以及向内陆地区的深入，16氧和氢的同位素的比率将减轻（较轻同位素如 O和1H的比率的增加），原因在于各种蒸发—沉积事件的发生以及由于大量来自赤道和内陆的热带气团的流失引起的气温降低从而导致气液分化。在高纬度18地区，大陆地下水 O和D，在大气降水线（MWL）的左侧，远离热带、沿海降水区，这些地点接近于海水（图2.2中的海水标准平均值的和SMOW）。在碳酸盐岩沉积演化早期，热带雨水经常影响到碳酸盐岩的成岩作用（Choquette和Pray的“早期成岩作用”，1970），然而在高纬度地区，陆地雨水对碳酸盐成岩作用影响很久，在岩化作用后，高纬度地区发生构造抬升，雨水进入了大气循环区（Choquette和Pray的“后期形成作用”，1970）。（2）海水：作为对白云石化过程产生重要作用的流体，做出了18δO和δD的成因图解（图2.2为标准平均海水）。以萨布哈环境为例，当海水蒸发时，其同位素成分沿着高湿度线和低湿度线运移（轨迹如图2.4所示）。蒸发的线路可以描绘为一个“钩状”的轨迹（图2.5中的线路E）。形成线路E的原因是由于含水盐在受到巨大的离子力时引起18O的分离，随着盐度的增加，游离水中的同位素成分变得更轻。大多残余卤水低于或在这条轨迹线附近（Knauth和Beeunas，1969）。18图2.2 δO和δD交会图利用稳定同位素来确定大气淡水的来源是很容易的，因为在世界范围内，大气淡水里的氧和氢的同18位素都有着很明显的对应关系。在海水蒸发过程中，水分子包含着一小部分的 O和D，这比从海洋中选择性蒸发的海水的含量要少。水蒸气悬浮在海水的上方，直到其冷凝成为露点而下降。在雨水1818凝聚成为积雨云期间，雨水中的 O和D都得到了丰富，而云中残留的湿润空气则变得缺乏 O和D。当聚集的空气向南极迁移时，内陆以及更高的区域的海拔都在增加，温度在降低，雨水中的这两种同位素就会急剧的消失，沿着大气淡水这条线可以观测到数据的次序分布图2.3 北美雨水和雪的δD等值线（‰）雨水和雪中的氧和氢的同位素随着纬度的提升和内陆地区的深入，同位素会有系统性的改变。这个等值线图所示的是北美地区D的沉积，展示出沿着洛基山处于高纬度环境下沉积聚集的轻质同位素。18可以根据 O资料构建一张类似的图图2.4 海水同位素、高纬度大气淡水同位素及水岩相互作用产生的同位素变化随湿度变化图海水同位素组构的轨迹图和处于高纬度的大气淡水在低湿度和高湿度环境下蒸发的情况。所注的所有水体，包括大气淡水，当其遭受蒸发时将会沿着预定的轨迹运行。蒸发轨迹斜线随着湿度而变化，在高湿度环境下，轨迹线会变得更陡。海水组分的改变将会受到水体岩石的交互作用的影响，显示出“水岩交互作用”这条轨迹线（3）水岩反应改变了同位素成分的水体：在沉降盆地中，任何流体都可以在埋藏期被加热，在温度逐渐升高的过程中，碳酸盐岩矿物被溶解和再沉淀（Choquette和Pray的“中期成岩作用”，1970），1816此时，一些在碳酸盐岩矿物中的 O与地层水中的 O发生交换，导1818致矿物中的 O降低，而水中的 O含量却有所增加（Land，1980）。18地层水被标绘于大气淡水线的右侧，沿着正的 O的轨迹不变，δD随着温度的升高，很有可能与碳酸盐矿物发生广泛的反应（Line W.R.I，图2.4）。这意味着蒸发的最终产物与水岩相互作用的产物都可以形成相似的同位素成分，也就是，这两个过程使得白云岩中的 18O富集起来。
任意的一种或者所有的这三种基本水体模式都可以在地下混合起来，混合同位素成分水体成为重的平均同位素的成分。例如，图2.5中所示从蒸发岩中排出的卤水出现在很深的地下，卤水与大气淡水标绘在了混合线上。
需要说明的是，应当考虑到同位素资料的背景位于加拿大西部的艾伯塔盆地（图2.6）。图2.6所示为表层大气淡水样品中的氢氧同位素成分，这些大气淡水来自艾伯塔以及东北部的不列颠哥伦比亚的湖水、河流以及较浅的井水。利用这一点，就可以确定地层水是混合同位素水体还是海水蒸发形成的卤水，通过大量的处于升温条件下的水18岩（主要是地下的白云石化）相互反应，可以进一步使 O富集。18图2.5 不同水体混合过程中δO和δD迁移轨迹图海水蒸发卤水和流体都是水岩作用的产物，混合的大气淡水或海水，在大气淡水线的右侧。具有代表性的是，蒸发卤水作为混合倾向终结的一个点。在这个例子中，海水流体开始于SMOW组分，蒸发后到达了点A处。在这个地质时期较晚阶段，当卤水和交换大气淡水混合在一起时（点B），卤水的组分将会被取代，将会从点A到点B运移，能否进行大量的替换取决于比例（50∶50的大气淡水∶卤水混和流体位于C点，而75∶25的混合流体位于D点）。如果卤水为从石盐基质蒸发物流出的间隙水，其起始点应接近于E点。任一混合流体的进一步蒸发将会迫使它们的同位素组分沿着近于平行的线延伸下去，这条线位于SMOW和点A之间18图2.6 艾伯塔盆地表层淡水与油气田地层水δO和δD交会图艾伯塔盆地绝大多数的地层水混合的线标绘于图2.4中的低湿度古卤水（泥盆纪）及水岩交互作用线（本图右上部）和现代大气水（在本图中的左下部）之间。地层水中位于大气淡水线附近的样品来源于白垩纪和较晚的沉积物中2.2.2 溶解物
石油公司通常通过对含盐建造地层水进行分析，来确定其主要的流体成分、次要流体成分并了解流体中阳离子和负离子的浓度，从而揭示这些地层水的来源和演化。对储层溶解物的观察主要有2个目标：①判别流体的来源；②确定它是否有过白云石化历史。
在海水蒸发期间，其中浓缩的溶解物发生的变化是可预测的（图2.7）。因为所有的地层水都来源于海水，可以利用最初的或没有改变的海水中溶解物的分子作为基线来追踪地层水的历史。在海水蒸发过程中，利用溴的浓度变化（其并非沉淀出），来对比从岩盐中沉淀出来的浓缩元素的变化量，从而揭示海水中卤水的历史，识别被稀释过、或者掺杂了可溶性盐、或者已经经历了简单的蒸发—沉淀过程的卤水。图2.7 海水蒸发期间溶解物变化趋势图海水中溶解物在蒸发期间的聚集变化是可以预测的。Ca的移除开始于石膏开始沉积时，随着石膏的沉积，Na和Cl依次被移除。即使在石盐稳定的区域，Cl也会持续的在海水中聚集增加，但是比以前的速率有所减缓。同样的，直到卤水形成，将会看到Mg（如镁硫酸盐）和K（杂卤石）的排除。而在卤水中的Br被保存于整个地层中。Cl的趋势线则显得格外的重要
交会图中的惰性离子与活性离子的对比对于追踪地层水的来源和演化非常有用。最常见的交会离子为Br，它能够在海水蒸发和次生岩/水相互作用的时候得到保存，而Cl却得不到很好的保存。尽管油田对卤水研究通常不分析Br，但还是要经常用到不同的活性参数（如果能够获取相关的Br数据，那么Br—Cl交会图仍然是值得推荐的评价技术）。
Carpenter（1978）给出了这样一个比值：（Ca+Mg+Sr-SO-4HCOmeq/L）/[Br，mg/L]大约等于1.0的海水系数。在海水蒸发过程3中，这个比值仍然持续的接近一个杂盐开始沉积的点（好于最初的岩盐沉积）。这样一种关系得以维持的原因在于大量置换式的反应虽然影响了分子中的离子，但这些置换反应只改变了某些离子（如Ca，Mg，Sr，SO以及HCO）的含量，并非所有的离子都会被改变。由43于这个比值接近1.0，Br（mg/L）和Ca+Mg+Sr-SO-HCO（meq/L）43经常用于交会图和计算当中。
Cl和（Ca+Mg+Sr-SO-HCO）参数在溶液之中一直保持不变，43并且在海水蒸发浓缩过程中以1∶1的比例递增，直到石盐达到饱和为止。一旦石盐开始沉积，矿物中的Cl就会被吸收，并且溶液中Cl的积累会变得十分缓慢。图2.8是惰性参数Ca+Mg+Sr-SO-HCO（meq/L）43与活性参数Cl（mg/L）的对数交会图。图2.8 [Ca+Mg+Sr-SO-HCO（meq/L）]与[Cl（mg/L）]的对数交会图43用来追踪海水流体历史的简便方法是通过非惰性离子的交会图（如Cl）与惰性离子参数进行对比，如（Ca+Mg+Sr-SO-HCO），这样两种离子的比值就会保持在流体中直到达到石盐沉淀析出点上，在43这里，Cl将会被移除。水体数据落在斜线的右侧区域，这区域是原始石盐开始沉积区，海水卤水的浓缩蒸发主要开始于石盐基质的蒸发。我们注意到趋势线的形状可以通过图9所展示的Cl与Br来识别。图9所示的Br和Cl的对照图，是一种很简便的用于跟踪流体成分的方法，然而，当无法获取Br的资料时，也可以利用图2.8来进行流体分析
在石盐开始沉积的那个点上伴随着Cl开始被移除，海水蒸发线的那条斜率也开始发生急剧的变化。在海水蒸发线的左边是单一的蒸发和浓缩海水线。在斜线的右侧是原始的蒸发浓缩的孔隙水，这些水来自石盐（孔隙石盐卤水），在该线下所描绘的很有可能是孔隙石盐卤水和低盐度水相混合的水体，比如，图2.9A中为海水或者淡水。在图2.9B中，卤水那条线画在了蒸发海水的上面，通过溶解石盐来补偿蒸发海水中的Na—Cl。惰性离子与Cl的对比可以用来确定地层水是否来源于海水、蒸发海水、孔隙石盐卤水、溶解的石盐卤水或者确定它是否是上述的混合流体，图2.10展示了这种技术在得克萨斯州滨岸的应用。
分析到这里并没有结束。蒸发的卤水超过了石盐的饱和度，极大的丰富了其中的Mg，这样它就成为白云石化的重要媒介。如果能从惰性离子和非惰性离子的交会图中识别出石盐卤水，那就要对盆地在埋藏成岩期间产出白云岩要持怀疑态度了。为了进一步确定现今的蒸发卤水底层流体是否参与了白云石化的反应，可以确定在储层的温度条件下Ca/Mg的活性比，并与那些已知的方解石与白云石稳定边界的比值（Carpenter，1980）以及初期的Ca/Mg的放射性比值（海水蒸发达到岩盐的饱和度）进行比较。如果Ca/Mg的活性比值因为孔隙石盐卤水而增加，那么这种地层流体就很可能参与了石灰岩的白云石化（图2.11）。图2.9 [Ca+Mg+Sr-SO-HCO（meq/L）与[Cl（mg/L）]的对数交会图43（A）在图2.8中引用的水体线可能描绘到蒸发趋势线的外侧，而在图2.11A中，这两条线都描绘在了趋势线的下面，为海水卤水（A点）与具有较低盐度的水体（B点）混合蒸发浓缩的产物。从正常海水的补充到卤水A点演化的原因是卤水成分沿着曲线运移，这些曲线会聚于海水线上。在混合水体中海水的比例指示的是水平的等浓度线（常量组分线）。（B）水体线描绘在蒸发趋势线的上部，它是岩盐溶解的产物。等浓度线指示的是海水来源的卤水中氯化物的比例，对岩盐的溶解有助于提高其比例。这种形式的流体会减少白云石化的概率（Land和Prezbindowski，1981和1985）图2.10 美国得克萨斯州滨岸富含石盐溶解物与蒸发浓缩海水溶解物中溴和TDS散点图Br和全部溶解的固体物质（TDS）资料来源于Alabama-Mississippi沿海海湾地区，展现出始新统Wilcox 地层和白垩系。这个散点图叙述了Wilcox的样品富集岩盐溶解物，因为它们紧邻的盐丘穿透了Wilcox地层，而在白垩系为游离状态的岩盐溶解物
例如，在图2.11中，一种没有被改造的孔隙石盐卤水（在图2.7或图2.8中都有使用）应当落在石盐饱和线的右侧，远离白云石的稳定区；然而，如果将其落在或者接近方解石和白云石的均值线上，那么就会流失大量的镁离子，从而不能发生白云石化作用。对这种流体最简单的解释就是有充足的镁离子，在高蒸发环境下，当石灰岩被埋藏期间，产生的孔隙石盐卤水与其他孔隙流体混合，并运移到石灰岩之中，从而将石灰岩白云石化。一旦卤水中的Ca/Mg的比值上升到一定的数值时，这个数值等于方解石加上白云石的值，白云石化将会停止，尽管卤水可能运移到其他更深的石灰岩中，但是白云石将不会再产出。图2.11 地层水与方解石/白云石稳定界限的Ca/Mg、流体温度交会图为了测试残余蒸发卤水是否扮演白云石化的流体，将地层水的Ca/Mg比值、流体温度与已知方解石/白云石稳定区域界限的值进行对比（Carpenter，1980）。卤水中含有较低的Ca/Mg比率原因在于石膏、硬石膏和其他蒸发矿物的沉积，但是并不包含白云石化作用，在稳定分布的白云石区域指示出这种流体仍然含有较高白云石化的潜质。另一方面，当这种流体已经形成了大量的白云岩，将会使得Mg有所损耗，此外本图还展示了从方解石稳定产物过渡到白云石稳定产物的过程
总的来说，同位素和化学信息背景可以用于阐明地下流体的来源和运移机制。在进行地层水资料包括稳定同位素和溶解物浓度等数据的处理时，需要作出如下评价：①流体是否来自海水、大气淡水、蒸发盐或者三者的混合体（通过使用稳定同位素和惰性离子与氯化物图表进行识别）；②流体是否与碳酸盐岩相互反应（通过稳定同位素标示）；③流体是否参与了石灰岩白云石化（通过Ca/Mg的活性比率与温度标绘相比较）。
2.3 白云岩中的氧同位素
提高温度和增强“大气淡水的影响”（通过纬度的增加、海拔的18升高以及远离海洋来降低雨水和纯净地下水中的δO）迫使碳酸盐岩氧同位素呈负值（图2.12；Taylor，1974）然而因为白云岩很少形18成于大气淡水之中，白云岩中贫乏的 O通常被用来指示在高温下的18沉积。温度和δO的关系将会在下面解释。图2.12 温度、蒸发作用及稀释作用对碳氧同位素影响示意图归纳总结了温度、蒸发物、稀释了的白云化流体的影响，此外增加了白云岩中甲烷生成作用和有机质氧化释放的CO同位素成分。通过白云岩同位素的比率和海水碳酸盐岩基线的对比（图件中心部2位），可以对白云岩形成环境有一个感性的认识18
碳酸盐岩矿物与其沉积时原始流体相比，富集 O，造成矿物中1816的 O和 O的比值相比原始流体要大。采用通常的分馏法从原始流1816体和矿物中分离出的 O和 O少之又少，增加温度效果也不明显，1816这就意味着，结晶温度越高，矿物和原始流体中的 O/O的比率越接近。我们需要考虑方解石和平均标准海水在较高温度下消失的不同之处，并且考虑这些是如何影响到方解石的δ值（表2.2）。表2.2 方解石与平均标准海水氧同位素变化统计表
温度变化决定了碳酸盐岩矿物氧同位素的比率，对地质家来说是一个很有用的地质温度计。下面的这个公式来自Friedman和O’Neil（1977），它通常被用来模拟白云石化时的温度：18
这个等式有两个未知数：水中的氧同位素值（δO）以及温water18度（T）。有一个已知数值：白云岩中的氧同位素成分（δO）。dol18
我们经常需要计算出温度的数值，但是只有δO是可以测量dol1818出来，所以有必要限制δO的值。一种估计δO的方法是利waterwater用流体包裹体的均一化温度（T，此温度为两相包裹体所有——液h体和气体——在加温过程中会变为一种相态，这样就给宿主矿物晶体提供了结晶时所需的最低温度）来进行估算，这样可以从样品中同时收集到流体包裹体和同位素的两方面的信息。对于那些缺乏流体包裹体信息的样品，在这个同位素温度的等式（2.1）中T能被T所取h1818代，需要利用计算出的δO和δO来获取出白云石化的温waterdol18度。一种常见的可替代的方法是在地质推理基础上估计δO，然water18后再替换掉等式（2.1）中的估值，计算T值。然而，如果对δOwater估计的数值是不确定的，那么计算T的误差就会非常大。1818
更妥当的做法是避免预测δO。因为δO是不确定的，waterwater在大多数情况下，最好的办法就是首先区分出高温（埋藏）白云岩和低温（近地表）白云岩。这可以通过以下两种方法来实现：第一种方法，对于不知道来源的白云岩，在近地表温度下，需要将其与海相碳酸盐沉积物相比较。第二，将不知道来源的白云岩和其他已经通过独立方法（流体包裹体或者结合相关的矿床、矿层研究）获知的白云岩相比较。2.3.1 方法1——与海相碳酸盐对比
要区分高温或低温白云岩，需要将白云岩中的氧同位素成分与没有改变的原始海相碳酸钙相比较。
在地表温度下，达到或接近海水同位素的均衡状态下，海相碳酸盐沉积物、贝类物质和原始胶结物形成了低镁方解石、高镁方解石及霰石。尽管海相碳酸盐（CaCO）以及早期的白云岩（CaMg（CO）33）拥有不同的矿物，他们的同位素成分却彼此相关联具有可预测的2趋势。因此，海相碳酸盐岩的同位素成分可以提供一条有用的基线，可以利用这条基线对白云岩中的同位素成分进行比较。
这条海水基线随着地质时代而改变。研究表明，原始的海相碳酸盐物质的同位素成分曾经发生了缓慢性的变化，是否把这变化归因于海水的温度改变或者海水中同位素成分的改变，这个问题仍然处于讨论之中。然而，因为可以测量出贝壳中的同位素值和海水中无脊椎动物的骨架（腕足类、箭石属、软体动物、有孔虫）以及海相碳酸盐胶结物的同位素值，因此可以从这些海相碳酸盐中的同位素值的资料背景中估计出每一个地质年代。
在大气淡水和埋藏期高温环境中发生的成岩作用，对于大多数负1813值数据，需要重新设定δO值。通常情况下对应的较轻的δC只发生微小的变化（James和Choquette，1983）。海相碳酸盐岩数据中1813δO和δC富集的最大值通常被认为是原始海相碳酸盐岩同位素组成的最好的估算值。
目前已有两种方法被用来估计原始海洋同位素值了。Lohmann和他的同事的研究主要局限在与碳酸盐胶结物相关的研究。通过部分被改造过的样品分析，可以揭示成岩趋势，利用这种成岩趋势，他们已经推算出“最小变化的”海相碳酸盐岩数值（图2.13），其方法在附录Ⅱ里有详细描述。图2.14归纳总结了所有这类研究的结果（来自Lohmann和Walker，1989）。1813图2.13 早期文石δO和δC协变量的趋势线通过对二叠系礁复合体中早期文石海水胶结物的多种同位素的分析，对得克萨斯州西部和新墨西哥1813趋势线上的3个样品点进行了定义（线A、B、C），δO和δC协变量的趋势线表示不同成分的非发1813光和发光方解石的混合比例。δO和δC在发光方解石比例降低时变为较正的值。三条趋势线集中1813于单一值，-2.5‰δO和+5.3‰δC，这可以被解读成不发光方解石的成分（如海水胶结物），大的圆圈代表了在解释中存在的一些错误1813图2.14 无机海相碳酸盐胶结物中δO和δC随时间变化曲线1813在无机的海相碳酸盐胶结物（虚线和实线）中，δO和δC在受到海洋和大气因素的影响下发生了细微的变化，这些因素主要包括：保存于极地冰盖下水体同位素相对贫乏，极地深海中的大量水体1813循环，热带水体表层温度的改变等。这张图所展示的δO和δC值可以很好的用来估算海水碳酸盐1813胶结物同位素值，对每一个地质时期的δO和δC，综合分析它们的成岩趋势来确定它们的最重值
专家们尝试用不同的方法研究了海水中的软体贝壳和骨架中的同位素值，众多学者又在这一领域发展了一系列的岩石学、矿物学以及微量元素标准的研究，以此用来确认“最小变化”的样品。这些独立的同位素依据的标准，在计算这些同位素比率之前，可以利用这个标准来消除后期成岩作用对样品的影响。Popp等（1986）发表了被认1813为是古生代的腕足类贝壳“最小变化的”的 O和 C数据，并利用阴极发光和示踪元素分析技术研究这些样品受成岩作用的影响。图2.15是他们分析得到的腕足类数据与Lohmann和Walker的海水胶结物数据的比较图。这两份数据在总体上是一致的，但是在胶结物和化石方面仍存在一些分歧，有人试图利用简单的一个点数据来阐述古代每一个时期的海相碳酸盐岩的同位素值，如图2.14所示那样，但是这样做也许把问题过于简单化了。1813图2.15 不同年代地层δO和δC值变化图1813将通过阴极发光显微镜观察到的腕足生物改变部分的δO和δC值（实心方块，来自Popp等，181986a）与估算出的最少改变量的海相碳酸盐胶结物（阴影矩形，来自Lohmann及其助手）的δO13和δC值相对比。海相无脊椎动物和海相胶结物的背景资料一般来说都是相同的，但是在一些部分上会有分歧，对分歧原因的讨论见附录Ⅱ
本书提供的方法是从丰富的资源中收集数据，构建每一个地质时18期的海相碳酸盐岩物质的δO跨度的丰值。碳、氧同位素在海相碳酸盐物质中存在于整个显生宙，在附录Ⅱ中收录了所有搜集的数据。18从每一个资料综合分析所得的最富集的δO值被用来构建“最小变18化的”δO跨度值，对于每一个地质时期，这些数值代表了海相碳1818酸盐岩的基线，每一个地质时期的δO跨度反映了那个时期中δO的变化范围。
所有的结果归纳到了附录Ⅱ中图Ⅱ.1到图Ⅱ.14。附录Ⅱ中讲述了如何用这种方法构建这些数值。
图2.16描绘的是海相碳酸盐胶结物同位素变化与白云岩同位素的变化关系，可以用海相碳酸盐岩同位素的基线来解释白云岩同位素的信息。这个信息构建于附录Ⅱ中表Ⅱ.1和Ⅱ.2。全新世和上新—更新世早期的潮上带、萨布哈、海相、海水及大气降水混合带的白云岩形成于近地表的海洋卤水、海水以及低温条件下海水—大气淡水混合18流体中。这些环境下的δO成分与在全新世海水中均衡沉积下来的腕足动物、软体动物和有孔类以及碳酸盐岩胶结物相比，具有相近或18者更为丰富的 O值。人们在世界范围内早已发现海相碳酸盐岩成分中的方解石和文石与早期白云岩的关系，即使早期白云石化流体与海水中的方解石和在地表温度下形成的白云石相比，在每一立方厘米的分馏海水中具有更多可变同位素值。形成于其他地质时期的早期白云岩应该与同时期形成的海洋无脊椎动物和海相碳酸盐岩表现出类似的关系；形成于较高温度下的晚期埋藏白云岩跟各个海相碳酸盐岩的基18线相比，O较为贫乏。18图2.16 白云岩与海相碳酸盐胶结物中δO值对比变化范围图全新世和上新—更新世的“早期”萨布哈、潮上带、潮下带以及海水—大气淡水混合区的白云岩（穿过n的众多矩形方块）的碳同位素值与全新世时期分布在腕足生物、软体生物和有孔虫亚纲和海18相碳酸盐胶结物中的δO相比较，前者由低镁方解石、高镁方解石和文石组成（阴影区域）。早期18白云岩中的δO成分与海相碳酸盐物质相比具有近似或者更高的值。形成于埋藏期间晚期的高温白18云岩，所以应该具有负的δO值，因此画在了阴影部分的左边。全新世海相碳酸盐的资料（阴影区域）收录在附录Ⅱ中表Ⅱ.1，而早期白云岩（穿过n的矩形方块）收录在附录Ⅱ中表Ⅱ.1
图2.17A和图2.17B是该项技术的应用实例，从阿拉伯半岛的二叠系到密歇根盆地的奥陶系白云岩都应用了这项技术。这些数据显示了18海相无脊椎动物和海相碳酸盐胶结物中的δO“最小变化量”范围，这些数据限定了二叠纪和奥陶纪海相碳酸盐岩的基线。阿拉伯半18岛的白云岩δO的数值与二叠纪海相碳酸盐岩油田的数值相符，表明白云岩是低温成因，但密歇根盆地的白云岩与奥陶纪海相碳酸盐岩18地区白云岩相比，其δO则非常的轻，指示该地区的白云岩是高温成因可以根据附录Ⅱ中的数据生成任何时期到寒武纪的白云岩的这种类型的曲线。图2.17 （A）来自阿拉伯湾二叠纪的保存结构和毁坏结构的交代白云岩碳氧同位素值与分布在二叠纪的海相碳酸盐无脊椎动物和海相碳酸盐胶结物中的最小改变18（如重同位素）的δO范围对比。大多数的白云岩值落在了海相碳酸盐物质的同位素值的范围，表明白云岩为低温成因。有一些同位素值降低到二叠系海相碳酸盐区域的左侧，是由于这些样品的组构特征与其他白云岩一致，可以判定为白云18岩，而且这些白云岩在埋藏期高温环境下发生部分重结晶，其δO成分就转变为较轻的数值。（B）来自密歇根盆地奥陶系交代白云岩与白云岩胶结物的碳氧同位18素值与奥陶系的海相无脊椎动物和海相碳酸盐胶结物中最少改变的δO值对比。18交代白云岩和白云岩胶结物与奥陶系的海相碳酸盐物质比较，具有贫乏的 O值，这表明在温度升高时，发生了沉积和重结晶作用。交代白云岩和白云岩胶结物具有相似的同位素值意味着它们形成于相似的温度条件下的同一种流体中
近期的白云岩研究采用多种化学计量法，结构比较杂乱多样，并有扇形环带样式，而且这些特征并不局限于古老的重结晶和稳定的白18云岩。白云岩重结晶和稳定化的结果使得δO的值变轻，由此导致萨布哈环境下形成的白云岩可能在埋藏期间损失低温下的氧同位素特征。幸运的是，正如我们可以在下一章节看到的完全再平衡相对是罕见的，但寻求其他解释白云岩成因的方法是很有必要的。2.3.2 方法2——不同白云石间对比
此种确定未知白云岩成因的方法就是将该白云岩的同位素值与“低温”以及“高温”下形成的白云岩的同位素值做比较，这些白云岩的成因在之前就通过相关技术构建出来。相关的证据链可能包括岩石学特征（如波状消光），地层的关系（如沉积相中的整合或者交叉等）以及其他的地球化学参数（比如示踪元素和微量元素、锶同位素以及流体包裹体等）。
早期的低温白云岩形成于潮上带、萨布哈、回流区、海水、海水和大气淡水混合流体的环境中，处于地表或者近地表的位置。对于早期低温下形成于不同环境、地点的以及不同时期的白云岩的碳氧同位素的范围列于附录Ⅲ的表格Ⅲ.1中。尽管有时候这些证据用来构建白云石化形成的环境有些主观，但是从淡海水到咸水，流体对白云石化程度起到一定的作用，一些早期的白云岩可能在晚期埋藏中部分重结晶，差不多64个低温白云石化例子中的4个被罗列在附录Ⅲ的表Ⅲ.118中，它们的δO值比-6.5‰PDB更偏正些（图2.18）。
在埋藏期形成的晚期高温白云岩，通常以多种相态出现：以胶结物形式充填于裂缝、晶洞以及粒间孔隙中；以及作为矿床沉积物出现的热液白云岩脉。晚期白云岩在均一化温度大于50℃时通常包含着两种相态的流体包裹体，许多白云岩具有弯曲的晶面结构或者是马鞍状的晶体形态和波状消光——这两种特征通常伴随着高温沉积环境而出现（Radke 和Mathis，1980）。在本书引用的54个高温白云岩中除了1个例子外，其他53个数据都被列在了附录Ⅲ和表格Ⅲ.2中，其18δO值比-2.5‰（PDB）要偏负一些。
这样，可以总结出这样一个结论：比-2.5‰（PDB）的数值偏正的白云岩为低温成因，比-6.5‰（PDB）偏负的白云岩为高温成因。然而，有的超幅地区会出现-6.5‰～-2.5‰之间的数值。在这个地区，白云岩成因可能会是两者之一。
白云岩成因分析的结果曾被用来界定油气藏位置和研究一些在埋藏期部分重结晶的低温白云岩，但在确定白云岩成因环境时存在着不确定的因素，因此不要把油气藏的边界范围限定的太死，而应将其作为解释白云岩成因的一种指导。也许可以发现例外，但是油气藏的边界通常是可以通过相关资料的支持得到很好的界定的。
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