薛秀杰，操應(yīng)長(zhǎng)，王 健，張青青，賈艷聰

（中國(guó)石油大學(xué) （華東）地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，山東 青島 266580）

引言

目前對(duì)砂巖儲(chǔ)層的評(píng)價(jià)多把砂層看作一個(gè)整體，探討其儲(chǔ)集空間、儲(chǔ)集物性、孔隙演化與成巖作用等，而很少關(guān)注到砂-泥巖接觸界面的溶解-沉淀反應(yīng)及其引起的砂-泥巖界面附近與砂巖內(nèi)部之間的物性差異。砂-泥巖接觸界面是含油氣盆地中流體-巖石相互作用的活躍地帶，常常發(fā)生強(qiáng)烈的礦物沉淀或溶解作用，形成膠結(jié)物或產(chǎn)生次生孔隙［1-3］。砂-泥巖界面附近砂體常由于鈣質(zhì)、鐵質(zhì)、硅質(zhì)等膠結(jié)物的富集形成致密的膠結(jié)殼，膠結(jié)殼的存在造成砂-泥巖界面附近與砂巖內(nèi)部之間的物性產(chǎn)生差異以及從界面向砂層內(nèi)部物性發(fā)生規(guī)律性變化［4］。國(guó)內(nèi)外學(xué)者在埃塞俄比亞 Blue Nile盆地Debre Libanose砂巖、美國(guó)懷俄明州Frontier組三角洲砂巖、埃及西奈半島下石炭統(tǒng)克拉通砂巖、寧波盆地白堊系方巖組砂巖等的成巖作用研究中發(fā)現(xiàn)了鈣質(zhì)膠結(jié)殼、鐵質(zhì)膠結(jié)殼、硅質(zhì)膠結(jié)殼、膏鹽殼的存在［5-8］，但并未對(duì)膠結(jié)殼的發(fā)育規(guī)律及形成機(jī)理進(jìn)行深入的研究。筆者在東營(yíng)凹陷南坡沙河街組四段上亞段（簡(jiǎn)稱沙四上亞段，Es4－s）灘壩儲(chǔ)層的研究中，發(fā)現(xiàn)砂-泥巖界面由于碳酸鹽膠結(jié)物的富集形成致密膠結(jié)殼使得砂-泥巖界面附近與砂體內(nèi)部物性出現(xiàn)規(guī)律變化，由此對(duì)碳酸鹽膠結(jié)殼的發(fā)育規(guī)律和控制因素進(jìn)行探討，總結(jié)了膠結(jié)殼的形成機(jī)制及對(duì)儲(chǔ)層的影響。

1 地質(zhì)背景

東營(yíng)凹陷是渤海灣盆地濟(jì)陽(yáng)坳陷的一個(gè)次級(jí)構(gòu)造單元，是一個(gè)北陡南緩、北斷南超的中新生代陸相斷陷湖盆。古近系主要發(fā)育孔店組、沙河街組和東營(yíng)組，其中沙河街組地層分布范圍廣、厚度大，自下而上依次分為沙河街組四段、三段、二段和一段。沙河街組四段沉積時(shí)期為東營(yíng)斷陷湖盆初始裂陷與裂陷伸展的過(guò)渡時(shí)期，盆地南部斜坡帶古地勢(shì)相對(duì)平緩，陸源碎屑物質(zhì)供給較為充足［9］，在廣闊的濱淺湖地區(qū)發(fā)育了廣泛的灘壩沉積（圖1）。沙四上亞段沉積時(shí)期，氣候由干旱向潮濕轉(zhuǎn)變，盆地南部緩坡帶具有十分明顯的平盆廣水特征，濱淺湖沉積十分發(fā)育，濱淺湖泥巖顏色主要為灰色、淺灰色及灰綠色等還原色及過(guò)渡色，體現(xiàn)了半干旱背景下的干濕氣候頻繁交替。地層巖性主要為細(xì)砂巖、粉砂巖、灰質(zhì)粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖及泥巖，砂體厚度相對(duì)較薄，主要分布在0.5～3.5m之間，與濱淺湖泥巖頻繁互層，反映了湖平面變化相對(duì)頻繁的特征。

圖1 東營(yíng)凹陷南坡構(gòu)造位置及沙四上亞段灘壩砂體沉積分布Fig.1 Tectonic setting of the south slope and distribution of beach-bar sandbodies in the upper part of the fourth member of the Shahejie Formation in the Dongying depression

2 碳酸鹽膠結(jié)殼發(fā)育特征

2.1 碳酸鹽膠結(jié)物特征

東營(yíng)凹陷南坡沙四上亞段灘壩砂體以中-細(xì)粒長(zhǎng)石巖屑砂巖和巖屑長(zhǎng)石砂巖為主，整體上成分成熟度和結(jié)構(gòu)成熟度中等。砂巖膠結(jié)作用類型多樣，可見碳酸鹽膠結(jié)、硅質(zhì)膠結(jié)和黃鐵礦膠結(jié)等，其中碳酸鹽膠結(jié)最為發(fā)育。碳酸鹽膠結(jié)物具有多期膠結(jié)的特征，早期形成的碳酸鹽膠結(jié)物以不含鐵的方解石為主。早期細(xì)晶方解石均勻充填粒間孔隙，以基底式膠結(jié)為主（圖2a），碎屑顆粒漂浮在膠結(jié)物中，未遭受壓實(shí)改造，說(shuō)明膠結(jié)作用發(fā)生在機(jī)械壓實(shí)之前；晚期形成的碳酸鹽膠結(jié)物主要有方解石、白云石以及含鐵方解石、含鐵白云石（圖2b-f），?？梢娡砥诤F碳酸鹽膠結(jié)物交代早期不含鐵碳酸鹽膠結(jié)物。晚期碳酸鹽膠結(jié)物主要分布在砂-泥巖接觸界面附近，呈他形粒狀細(xì)晶交代碎屑顆粒，或呈中-粗晶充填粒間孔隙，多為孔隙式膠結(jié)和接觸式膠結(jié)（圖2h-j）。碳酸鹽膠結(jié)物的產(chǎn)狀主要存在以下3種形式：①基底式膠結(jié)，顆粒之間不接觸，漂浮在碳酸鹽膠結(jié)物之內(nèi)（圖2a）；②孔隙式膠結(jié)，碳酸鹽膠結(jié)物充填于粒間孔隙，顆粒之間以點(diǎn)接觸為主（圖2i-j）；③接觸式膠結(jié)，碳酸鹽膠結(jié)物充填在顆粒之間，碎屑顆粒呈點(diǎn)-線接觸（圖2i）。

圖2 東營(yíng)凹陷沙四上亞段灘壩儲(chǔ)層碳酸鹽膠結(jié)物特征Fig.2 Carbonate cementation of beach-bar reservoirs in the upper part of the fourth member of the Shahejie Formation in the Dongying depression

2.2 碳酸鹽膠結(jié)殼特征

東營(yíng)凹陷南坡沙四上亞段灘壩砂體的鑄體薄片和掃描電鏡觀察表明，在碳酸鹽膠結(jié)物相對(duì)發(fā)育的儲(chǔ)層中，砂體邊部的碳酸鹽膠結(jié)程度強(qiáng)于砂體內(nèi)部。通過(guò)對(duì)研究區(qū)8口取心井37個(gè)砂巖樣品鑄體薄片鏡下碳酸鹽膠結(jié)物含量與溶蝕面孔率定量統(tǒng)計(jì)計(jì)算，自砂-泥巖接觸界面向砂體內(nèi)部膠結(jié)物含量逐漸減少（圖3a），而溶蝕面孔率呈現(xiàn)相反的特征（圖3b）。碳酸鹽膠結(jié)物對(duì)儲(chǔ)層以破壞性作用為主，砂巖實(shí)測(cè)物性與碳酸鹽膠結(jié)物含量呈明顯的鏡像關(guān)系，砂-泥巖界面處由于碳酸鹽強(qiáng)膠結(jié)使得砂體邊部物性極低，形成致密的膠結(jié)殼，從砂體邊部向砂體內(nèi)部物性逐漸變好，砂體內(nèi)部物性較好且趨于穩(wěn)定（圖3c-d）。

不同砂體厚度和砂泥巖組合樣式其膠結(jié)殼的發(fā)育特征也不同。東營(yíng)凹陷沙四段沉積時(shí)期，湖平面變化相對(duì)頻繁，砂巖和泥巖多以頻繁互層的形式出現(xiàn)，砂體厚度以中薄層為主。根據(jù)研究區(qū)20口取心井399.7m巖心的巖性統(tǒng)計(jì)分析，共發(fā)育砂巖地層166.7m，單層平均厚度0.91m；泥巖地層233m，單層平均厚度1.25m。其中，厚度≥1.0m的砂體共50層，平均厚度2.21m；厚度＜1.0m的砂體共133層，平均厚度0.42m。當(dāng)砂體較厚（單層砂體厚度≥1.0m）時(shí)，與砂巖臨近的泥巖地層相對(duì)較薄，砂地比普遍在0.4以上，砂體內(nèi)碳酸鹽膠結(jié)物主要集中在臨近在砂-泥巖界面的砂體邊部形成膠結(jié)殼，砂體中部碳酸鹽含量較低，自砂-泥巖界面處向砂體內(nèi)部出現(xiàn)明顯的物性過(guò)渡帶，過(guò)渡帶厚度約為砂體厚度的1／5～1／6，且砂體上部物性過(guò)渡帶厚度通常小于砂體下部物性過(guò)渡帶，砂體中部出現(xiàn)物性平穩(wěn)段。碳酸鹽膠結(jié)物多以孔隙式膠結(jié)為主，局部地層可見基底式膠結(jié)。以高890井2596.7～2600.1m段為例，該段為厚度相對(duì)較大的粉細(xì)砂巖段，上、下泥巖厚度相對(duì)較薄，鑄體薄片下觀察到砂體邊部碳酸鹽膠結(jié)作用強(qiáng)而砂體內(nèi)部膠結(jié)作用弱的現(xiàn)象。砂體上、下兩端出現(xiàn)明顯的物性過(guò)渡帶，砂體上部物性過(guò)渡帶約為0.5m，砂體下部物性過(guò)渡帶約為0.8m，砂泥巖界面處孔隙度小于15%。向砂體中部物性逐漸變好，到距砂泥巖界面一定距離后物性趨于平穩(wěn)，砂體中部孔隙度可達(dá)25%左右，滲透率可達(dá)100×10-3μm2以上（圖4）。

圖3 東營(yíng)凹陷沙四上亞段儲(chǔ)層碳酸鹽膠結(jié)物含量、溶蝕面孔率、物性與距砂泥巖界面距離的關(guān)系Fig.3 Relationship between cement content，dissolution plane porosity，physical property and the distance from the sandstonemudstone interface in the reservoirs from the upper part of the fourth member of the Shahejie Formation in the Dongying depression

當(dāng)砂體較薄（單層砂體厚度＜1.0m）時(shí)，上、下泥巖相對(duì)較厚，砂地比多小于0.2，砂體內(nèi)碳酸鹽膠結(jié)強(qiáng)烈，多形成基底式膠結(jié)，膠結(jié)殼發(fā)育且致密，砂體物性整體較差，以特低滲-超低滲為主。以高351井2445.75～2446.25m段為例，該段為上、下厚層泥巖所夾的薄層粉砂巖，砂體整體物性差，孔隙度＜12%，滲透率約為1.0×10-3μm2。砂-泥巖接觸界面處均為基底式方解石膠結(jié)，孔隙不發(fā)育，物性最差，自界面處向砂體內(nèi)部物性相對(duì)變好，物性平穩(wěn)段不明顯（圖5）。

圖4 高890井砂體膠結(jié)殼發(fā)育特征Fig.4 Development of carbonate cementation layer in Gao-890 well

圖5 高351井砂體膠結(jié)殼發(fā)育特征Fig.5 Development of carbonate cementation layer in Gao-351 well

3 膠結(jié)殼發(fā)育控制因素

研究表明，泥巖中的流體是砂巖成巖反應(yīng)的物質(zhì)來(lái)源和基礎(chǔ)［10-11］，砂體中膠結(jié)作用的強(qiáng)弱受臨近泥巖的影響較大，包括泥巖的厚度、成分、生排烴過(guò)程，以及泥巖黏土礦物轉(zhuǎn)化等。在砂泥巖的地層序列中，泥巖中的黏土礦物及有機(jī)質(zhì)在成巖作用的過(guò)程中析出的大量有機(jī)和無(wú)機(jī)組分，隨著壓實(shí)流體進(jìn)入砂巖，對(duì)砂巖的孔隙演化和成巖作用具有重要影響［12-15］。此外，碳酸鹽可容空間與物質(zhì)傳遞［16］、砂體的厚度及巖性組合樣式都對(duì)膠結(jié)殼的發(fā)育有影響［13］。

3.1 泥巖中碳酸鹽的含量

碳酸鹽膠結(jié)物的形成需要 Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋、CO3

2-等組分，除去砂巖自身提供外，上、下泥巖中的流體是砂巖成巖反應(yīng)的物質(zhì)來(lái)源和基礎(chǔ)。東營(yíng)凹陷南坡沙四段灘壩沉積的互層泥巖為半干旱堿性水體環(huán)境下形成的［12］，沉積時(shí)泥巖中碳酸鹽含量高（表1）。泥巖在早期正常壓實(shí)過(guò)程中，孔隙壓力較高，碳酸鹽礦物溶解度大。隨著壓實(shí)作用的進(jìn)行，從泥巖中排出大量的高濃度碳酸鹽流體，當(dāng)這些高濃度流體進(jìn)入臨近的砂巖層時(shí)，由于流體壓力的降低而發(fā)生沉淀［13］。泥巖在壓實(shí)過(guò)程中排出的孔隙流體造成碳酸鹽在砂體內(nèi)不斷富集，發(fā)生大規(guī)模碳酸鹽沉淀［17-18］。當(dāng)砂體厚度較小時(shí)，上、下泥巖較厚，整個(gè)砂體發(fā)生大規(guī)模碳酸鹽沉淀，碳酸鹽膠結(jié)物均勻充填粒間孔隙，多形成碳酸鹽基底式膠結(jié)，儲(chǔ)層孔隙基本不發(fā)育，膠結(jié)致密形成膠結(jié)殼；當(dāng)砂體厚度較大時(shí)，從泥巖中排出的孔隙流體相對(duì)較少，砂體邊部碳酸鹽膠結(jié)物含量高，砂體中部沉淀碳酸鹽含量較少。

表1 東營(yíng)凹陷沙四段泥巖成分特征Table 1 Compositions in the mudstones from the fourth member of the Shahejie Formation in the Dongying depression

3.2 泥巖黏土礦物轉(zhuǎn)化及有機(jī)質(zhì)演化

隨著埋藏深度的增加，泥巖中的黏土礦物發(fā)生一系列轉(zhuǎn)化，轉(zhuǎn)化過(guò)程中析出大量層間水和堿性金屬離子。同時(shí)泥巖中的有機(jī)質(zhì)開始大量向油氣轉(zhuǎn)化，伴隨著烴類的生成還有大量的有機(jī)酸、CO2和水等有機(jī)-無(wú)機(jī)組分。該時(shí)期是砂-泥巖之間地球化學(xué)反應(yīng)和物質(zhì)交換最為活躍的時(shí)期，也是對(duì)砂巖膠結(jié)作用影響最大的時(shí)期。

東營(yíng)凹陷沙四上亞段沉積時(shí)期氣候相對(duì)干旱，水體鹽度高，湖水富含多種金屬陽(yáng)離子［19］，較高的古地溫梯度、金屬陽(yáng)離子含量以及湖水鹽度促進(jìn)了泥巖中黏土礦物的轉(zhuǎn)化［20］。當(dāng)砂泥巖地 層埋藏深度為800～1600m時(shí)，泥巖中的蒙脫石逐漸向伊蒙混層轉(zhuǎn)化，脫出吸附在黏土顆粒表面的吸附水和少量的層間水，這些吸附水和層間水與部分Ca2＋一起進(jìn)入鄰近砂體，形成早期的方解石膠結(jié)。當(dāng)埋藏深度達(dá)到1600～2400m時(shí)，古地溫約為70℃ ～120℃，這時(shí)泥巖中的黏土礦物開始迅速轉(zhuǎn)化（圖6），即高嶺石和蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化，脫出部分Fe3＋和大量的層間水。與此同時(shí)，F(xiàn)e3＋的無(wú)機(jī)氧化作用和溫度的熱催化作用使得泥巖中的有機(jī)質(zhì)脫羧并產(chǎn)生有機(jī)酸和CO2，形成溶解能力較強(qiáng)的酸性水［21-23］。但由于泥巖本身碳酸鹽礦物含量較高（表1），生成的酸性流體先與泥巖中的碳酸鹽反應(yīng)，使得水介質(zhì)pH值升高，Ca2＋、Mg2＋含量增大，因此進(jìn)入砂巖的流體對(duì)硅酸鹽礦物和碳酸鹽礦物的溶解能力相對(duì)較弱；當(dāng)水介質(zhì)相對(duì)于碳酸鈣飽和時(shí)，流體進(jìn)入砂巖儲(chǔ)層后與孔隙水混合還會(huì)產(chǎn)生碳酸鹽沉淀［15］。當(dāng)烴源巖進(jìn)入生烴高峰，剩余的酸性水逐漸進(jìn)入鄰近砂巖，使粒間早期碳酸鹽膠結(jié)物和長(zhǎng)石產(chǎn)生溶蝕作用，同時(shí)也為晚期膠結(jié)物的形成提供了一定的可容空間。當(dāng)埋藏深度超過(guò)2400m之后，混層礦物進(jìn)一步向伊利石轉(zhuǎn)化，這時(shí)黏土礦物主要為少量的蒙脫石與混層比較低的混層礦物，轉(zhuǎn)化過(guò)程中產(chǎn)生的Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋等堿金屬離子逐漸進(jìn)入地層孔隙水［24］，有機(jī)質(zhì)成熟產(chǎn)生的 CO2與 Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋等堿金屬離子反應(yīng)在砂巖中形成方解石、白云石以及（含）鐵方解石、（含）鐵白云石等晚期碳酸鹽膠結(jié)。此時(shí)黏土礦物所釋放出的流體主要在砂-泥巖界面附近的接觸帶發(fā)生沉淀反應(yīng)［4］，因此越靠近砂泥巖接觸界面，碳酸鹽膠結(jié)作用越強(qiáng)烈，早期和晚期碳酸鹽共存堵塞孔隙和喉道，形成致密膠結(jié)殼。

圖6 東營(yíng)凹陷沙四上亞段泥巖黏土礦物含量及垂向分布特征Fig.6 Content and distribution of clay minerals in the mudstones from the upper part of the fourth member of the Shahejie Formation in the Dongying depression

3.3 可容空間與物質(zhì)傳遞

膠結(jié)物的形成需要一定的可容空間。埋藏早期砂巖壓實(shí)作用弱，砂巖中的孔隙主要為壓實(shí)殘余的原生粒間孔隙，孔隙空間較為發(fā)育，為早期碳酸鹽膠結(jié)物的沉淀提供了足夠的可容空間；有機(jī)質(zhì)演化過(guò)程中排出的酸性水進(jìn)入砂巖產(chǎn)生的溶蝕孔隙也為晚期膠結(jié)物的形成提供了一定的可容空間。初始孔滲條件好也為泥巖在早期壓實(shí)作用下向臨近砂體排出的高濃度碳酸鹽流體進(jìn)入砂體提供了良好的流動(dòng)條件。早期地層處于正常壓實(shí)段時(shí)，泥巖壓實(shí)流體能夠順利地排出，由于自下向上運(yùn)移進(jìn)入砂體要比自上向下進(jìn)入砂體更有利［8］，自下向上排驅(qū)進(jìn)入砂體的壓實(shí)流體的量要大于自上向下運(yùn)移進(jìn)入砂體的量，因此，與上覆泥巖接觸的砂體上部排入的高濃度碳酸鹽流體的量高于與下伏泥巖接觸的砂體下部排入的流體量。當(dāng)砂體較厚時(shí)，不同部位排驅(qū)進(jìn)入砂體的壓實(shí)流體的量不同造成上部和下部的物性過(guò)渡段的厚度具有差異，一般砂體下部物性過(guò)渡段厚度大于砂體上部；當(dāng)砂體較薄時(shí)，排驅(qū)進(jìn)入砂體的流體的量足夠多，使得砂體內(nèi)部早期碳酸鹽膠結(jié)整體均較為強(qiáng)烈，砂體上部與下部物性過(guò)渡段差異性不顯著。隨著壓實(shí)作用的加強(qiáng)和早期碳酸鹽膠結(jié)的影響，砂體物性逐漸變差，砂-泥巖之間的物質(zhì)傳遞能力變差。當(dāng)埋藏深度超過(guò)2400m之后，碎屑顆粒的骨架不再發(fā)生變化，晚期形成的碳酸鹽膠結(jié)物主要在砂體的邊部發(fā)生沉淀形成致密的膠結(jié)殼。尤其是薄層砂體，由于早期碳酸鹽基底式膠結(jié)使得儲(chǔ)層物性極差，膠結(jié)致密使得流體流動(dòng)能力和物質(zhì)交換能力明顯降低，后期的溶蝕作用及晚期碳酸鹽膠結(jié)均較弱。

3.4 砂體的厚度及巖性組合

東營(yíng)凹陷沙四上亞段灘壩沉積為典型的砂-泥巖互層地層，砂體多以中-薄層為主，研究發(fā)現(xiàn)碳酸鹽膠結(jié)物的含量與砂體厚度呈負(fù)相關(guān)關(guān)系（圖7）。泥巖早期正常壓實(shí)排替的壓實(shí)流體主要來(lái)自于泥巖邊部，隨著上覆負(fù)荷增大，將會(huì)形成異常流體壓力，引起毛管壓力增加對(duì)流體排驅(qū)的阻礙，因此，排出的流體并不會(huì)因?yàn)槟鄮r厚度增大而無(wú)限增大。當(dāng)砂體較薄（單層砂體厚度＜1.0m）時(shí)，砂地比多小于0.2，上、下泥巖相對(duì)較厚，上、下泥巖排出的高濃度碳酸鹽流體很快從砂-泥巖接觸界面進(jìn)入砂體，充足的碳酸鹽膠結(jié)物來(lái)源使得整個(gè)砂體碳酸鹽膠結(jié)強(qiáng)烈，形成基底式膠結(jié)，造成砂體物性普遍較低；當(dāng)砂體較厚（單層砂體厚度≥1.0m）時(shí)，砂地比普遍在0.4以上，與厚層砂巖相比，臨近的泥巖地層相對(duì)較薄，上、下泥巖排出的碳酸鹽流體相對(duì)較少，而發(fā)生碳酸鹽膠結(jié)的孔隙空間較為充足，使得膠結(jié)物主要集中在砂體的邊部，以孔隙式膠結(jié)為主。尤其是當(dāng)砂體上覆泥巖厚、下伏泥巖薄或者上覆泥巖薄、下伏泥巖厚時(shí)，膠結(jié)物只在靠近厚層泥巖的砂體邊部富集形成膠結(jié)殼，出現(xiàn)“頂鈣”或“底鈣”的現(xiàn)象。而臨近泥巖較薄時(shí)，砂體碳酸鹽膠結(jié)弱，膠結(jié)殼不發(fā)育，進(jìn)一步說(shuō)明了砂巖中碳酸鹽膠結(jié)物的形成與臨近砂巖的泥巖地層有很大的關(guān)系。

圖7 碳酸鹽膠結(jié)物含量與砂體厚度的關(guān)系Fig.7 Relationship between the contents of carbonate cements and thickness of sandstones

4 膠結(jié)殼形成機(jī)制及對(duì)儲(chǔ)層的影響

4.1 膠結(jié)殼形成機(jī)制

根據(jù)東營(yíng)凹陷南坡沙四上亞段灘壩儲(chǔ)層碳酸鹽膠結(jié)殼的發(fā)育特征，結(jié)合膠結(jié)殼發(fā)育的控制因素，將膠結(jié)殼分為兩種類型：早期碳酸鹽基底式膠結(jié)成因膠結(jié)殼及晚期碳酸鹽強(qiáng)膠結(jié)成因膠結(jié)殼（圖8）。

東營(yíng)凹陷沙四段沉積時(shí)期氣候干旱，水體環(huán)境較為封閉，泥巖為半干旱堿性水體環(huán)境下形成的，沉積時(shí)碳酸鹽含量高。埋藏初期泥巖在壓實(shí)過(guò)程中排出大量的堿性孔隙水，當(dāng)這些高碳酸鹽濃度流體進(jìn)入臨近的砂巖層時(shí)，造成碳酸鹽在砂體內(nèi)不斷富集，發(fā)生大規(guī)模碳酸鹽沉淀。同時(shí)泥巖中的蒙脫石慢慢向伊蒙混層轉(zhuǎn)化，脫出少量的層間水以及吸附于黏土顆粒表面的吸附水與部分Ca2＋進(jìn)入鄰近砂巖形成早期碳酸鹽膠結(jié)。當(dāng)砂體厚度較小時(shí)，多形成碳酸鹽基底式膠結(jié)，儲(chǔ)層孔隙基本不發(fā)育，膠結(jié)致密形成膠結(jié)殼；當(dāng)砂體厚度較大時(shí)，從泥巖中排出的孔隙流體相對(duì)較少，砂體邊部碳酸鹽膠結(jié)物含量相對(duì)較高，砂體中部沉淀碳酸鹽含量較少，未形成致密膠結(jié)殼。當(dāng)埋藏深度達(dá)到1600～2400m時(shí)，泥巖中的黏土礦物開始發(fā)生快速轉(zhuǎn)化脫出少量Fe3＋和大量層間水，同時(shí)在Fe3＋的無(wú)機(jī)氧化作用和溫度的熱催化作用下泥巖中的有機(jī)質(zhì)開始脫羧產(chǎn)生有機(jī)酸以及CO2，形成溶解能力較強(qiáng)的酸性水，與泥巖中碳酸鹽反應(yīng)后剩余的酸性水進(jìn)入鄰近砂巖，使早期碳酸鹽膠結(jié)物和長(zhǎng)石產(chǎn)生溶蝕作用，為晚期碳酸鹽膠結(jié)提供了一定的可容空間。薄層砂體由于早期碳酸鹽基底式膠結(jié)使得砂體物性低，流體流動(dòng)性差，溶蝕作用主要發(fā)生在砂體的邊部且相對(duì)較弱；厚層砂體物性相對(duì)較好，酸性流體進(jìn)入砂體可以產(chǎn)生較大規(guī)模溶蝕。當(dāng)埋藏深度超過(guò)2400m時(shí)，混層礦物進(jìn)一步向伊利石轉(zhuǎn)化，轉(zhuǎn)化過(guò)程中產(chǎn)生的Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋等堿金屬離子進(jìn)入地層與有機(jī)質(zhì)成熟產(chǎn)生的CO2在砂巖中形成晚期碳酸鹽膠結(jié)，此時(shí)黏土礦物所釋放出的流體主要在砂-泥巖界面附近的接觸帶發(fā)生沉淀反應(yīng)。厚層砂體越靠近砂-泥巖接觸界面，碳酸鹽膠結(jié)作用越強(qiáng)烈，晚期碳酸鹽及溶解剩余的早期碳酸鹽共存，堵塞孔隙和喉道，形成致密的碳酸鹽膠結(jié)殼。砂體中部未發(fā)生碳酸鹽強(qiáng)膠結(jié)，剩余粒間孔隙和溶蝕孔隙得以保存下來(lái)，物性相對(duì)較好；薄層砂體在晚期碳酸鹽膠結(jié)之后物性進(jìn)一步變差，早期形成的膠結(jié)殼更加致密。

4.2 膠結(jié)殼對(duì)儲(chǔ)層的影響

前人研究證明，碳酸鹽膠結(jié)作用對(duì)儲(chǔ)層的影響多是負(fù)面的［25］，膠結(jié)物占據(jù)砂體的孔隙空間，堵塞了孔隙和喉道，研究區(qū)儲(chǔ)層中碳酸鹽膠結(jié)物含量與儲(chǔ)層物性的負(fù)相關(guān)關(guān)系證實(shí)了這一點(diǎn)。碳酸鹽膠結(jié)殼的存在使得砂體邊部形成物性過(guò)渡帶，雖然對(duì)儲(chǔ)層物性具有破壞性作用，但強(qiáng)膠結(jié)形成的致密層可以形成異常壓力系統(tǒng)，對(duì)油氣的保存十分有利［26］。特別是“頂鈣”發(fā)育而“底鈣”不發(fā)育的儲(chǔ)層，砂體頂部基底式碳酸鹽膠結(jié)可以作為良好的蓋層，有利于油氣的充注和保護(hù)［27］。此外，早期碳酸鹽膠結(jié)物在占據(jù)孔隙空間的同時(shí)，也增強(qiáng)了巖石的抗壓實(shí)能力，對(duì)巖石骨架顆粒具有固結(jié)作用，屬于典型的“保持性成巖作用”，后期的溶解作用還可以形成次生孔隙，進(jìn)而改善儲(chǔ)層物性。因此，碳酸鹽膠結(jié)對(duì)儲(chǔ)層質(zhì)量并非簡(jiǎn)單的“破壞性成巖作用”，總結(jié)碳酸鹽膠結(jié)殼的發(fā)育規(guī)律及控制因素對(duì)于儲(chǔ)層物性預(yù)測(cè)以及確定油氣運(yùn)聚成藏具有重要的意義。

5 結(jié)論

（1）東營(yíng)凹陷南坡沙四上亞段發(fā)育了廣泛的濱淺湖灘壩沉積，儲(chǔ)層碳酸鹽膠結(jié)作用強(qiáng)烈且具有多期膠結(jié)的特征，常在砂體邊部富集形成致密的膠結(jié)殼。碳酸鹽膠結(jié)物含量由砂-泥巖界面處向砂體內(nèi)部逐漸減少，砂體中部膠結(jié)物含量少且相對(duì)穩(wěn)定，自砂體邊部向砂體內(nèi)部形成明顯的物性過(guò)渡帶。砂-泥巖接觸界面處膠結(jié)物含量高，多為基底式膠結(jié)，砂體中部膠結(jié)物含量少，以孔隙式膠結(jié)為主。

圖8 碳酸鹽膠結(jié)殼形成模式Fig.8 Genetic model for the carbonate cementation layer

（2）東營(yíng)凹陷南坡沙四上亞段灘壩沉積的泥巖為半干旱堿性水體環(huán)境下形成的，沉積時(shí)泥巖中高碳酸鹽濃度流體為早期碳酸鹽膠結(jié)提供了充足的物質(zhì)來(lái)源。泥巖黏土礦物轉(zhuǎn)化和有機(jī)質(zhì)演化析出有機(jī)-無(wú)機(jī)組分對(duì)砂巖碳酸鹽膠結(jié)物的形成和孔隙演化具有重要影響，特別是晚期形成的Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋等堿金屬離子為晚期碳酸鹽的沉淀提供了物質(zhì)來(lái)源。膠結(jié)殼的發(fā)育還受碳酸鹽膠結(jié)作用發(fā)生所需的可容空間以及砂-泥巖之間的物質(zhì)傳遞能力的控制。砂體厚度及巖性組合也影響了膠結(jié)殼的發(fā)育，膠結(jié)殼多形成于臨近厚層泥巖的砂體邊部，且砂體越薄膠結(jié)殼越致密，物性越差。

（3）根據(jù)膠結(jié)殼的發(fā)育特征和控制因素，膠結(jié)殼可以劃分為早期碳酸鹽基底式膠結(jié)成因膠結(jié)殼和晚期碳酸鹽強(qiáng)膠結(jié)成因膠結(jié)殼兩種類型。碳酸鹽膠結(jié)殼對(duì)儲(chǔ)層質(zhì)量并非簡(jiǎn)單的“破壞性成巖作用”，早期碳酸鹽膠結(jié)對(duì)儲(chǔ)層的抗壓實(shí)效應(yīng)和致密層構(gòu)成的異常壓力系統(tǒng)為儲(chǔ)層后期溶蝕孔隙的發(fā)育和油氣的充注與保存提供了有利的條件。

參考文獻(xiàn)：

［1］ Morad S.Geochemical history of Calcite Precipitation in Tertiary Sandstones， NorthernApennines， Italy［A ］.Carbonate Cementation in Sandstones：Distribution Patterns and Geochemical Evolution.Blackwell Publishing Ltd.2009.213－239.

［2］ Worden R H，Matray J M.Carbonate Cement in the Triassic Chaunoy Formation of the Paris Basin：Distribution and Effect on Flow Properties ［A］.Carbonate Cementation in Sandstones：Distribution Patterns and Geochemical Evolution ［C］.Oxford：Blackwell Publishing Ltd.，1998.163－178.

［3］ Boles J R.Carbonate cementation in Tertiary sandstones，San Joaquin basin，California ［J］.Spec.Publs.Int.Ass.Sediment，1998，26：261－284.

［4］ 鐘大康，朱筱敏，張琴.不同埋深條件下砂泥巖互層中砂巖儲(chǔ)層物性變化規(guī)律［J］.地質(zhì)學(xué)報(bào)，2004，78（6）：863 －871.

［5］ Wolela A.Diagenetic evolution and reservoir potential of the Barremiane Cenomanian Debre Libanose Sandstone，Blue Nile（Abay）Basin，Ethiopia ［J］.Cretaceous Research，2012，36：83－95.

［6］ White C D，Willis B J，Novakovic D.Calcite cement distribution and its effect on fluid flow in a deltaic sandstone，F(xiàn)rontier Formation，Wyoming ［J］.AAPG Bulletin，2002，86（12）：2007－2021.

［7］ Salem A M K，Abdel-Wahab A，Mcbride E F.Diagenesis of shallowly buried cratonic sandstones，southwest Sinai，Egypt［J］.Sedimentary Geology，1998，119（3 －4）：311 －335.

［8］ 王行信，周書欣.泥巖成巖作用對(duì)砂巖儲(chǔ)層膠結(jié)作用的影響［J］.石油學(xué)報(bào)，1992，13（4）：20 －30.

［9］ 操應(yīng)長(zhǎng)，王健，劉惠民，等.東營(yíng)凹陷南坡沙四上亞段灘壩砂體的沉積特征及模式［J］.中國(guó)石油大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），2009，33（6）：5 －10.

［10］ Morad S.Carbonate cementation in sandstones：distribution patterns and geochemical evolution ［J］.Blackwell Publishing Ltd.2009.

［11］ Scotchman I C，Carr A D，Astin T R，et al.Pore fluid evolution in the Kimmeridge Clay Formation of the UK Outer Moray Firth：implications for sandstone diagenesis［J］.Marine＆ Petroleum Geology，2002，19（3）：247 －273.

［12］ 王健，操應(yīng)長(zhǎng)，高永進(jìn)，等.東營(yíng)凹陷古近系紅層儲(chǔ)層成巖作用特征及形成機(jī)制［J］.石油學(xué)報(bào)，2013，34（2）：283 －292.

［13］ 張永旺，曾濺輝，高霞，等.東營(yíng)凹陷古近系儲(chǔ)層碳酸鹽膠結(jié)物分布特征及主控因素［J］.吉林大學(xué)學(xué)報(bào)（地球科學(xué)版），2009，39（1）：16 －22.

［14］ Leo Lynch F.Mineral／water interaction，fluid flow，and Frio sandstones diagenesis：Evidence from the rocks［J］.AAPG Bulletin，1996，80（4）：486 －504.

［15］ 曾濺輝.東營(yíng)凹陷第三系水-巖作用對(duì)儲(chǔ)層孔隙發(fā)育的影響［J］.石油學(xué)報(bào)，2001，22（4）：39 －43.

［16］ 孫海濤，鐘大康，劉洛夫，等.沾化凹陷沙河街組砂巖透鏡體表面與內(nèi)部碳酸鹽膠結(jié)作用的差異及其成因［J］.石油學(xué)報(bào)，2010，31（2）：246 －252.

［17］ Mazzulo S J，Harris P M.Mesogenetic dissolution and its role porosity developmentincarbonatereservoirs ［J］.AAPG Bulletin，1992，76（5）：607 －620.

［18］ Goldstein R H.Fluid inclusions in sedimentary and diagenetic systems ［J］.Lithos，2001，55（1）：159 －193.

［19］ 錢凱，王素民，劉淑范，等.東營(yíng)凹陷早第三紀(jì)湖水鹽度的計(jì)算［J］.石油學(xué)報(bào)，1982，3（4）：95 －102.

［20］ 趙杏媛，陳洪起.我國(guó)含油盆地黏土礦物分布特征及控制因素［J］.石油學(xué)報(bào)，1988，9（3）：28 －36.

［21］ Surdam R C，Boese S W，Crossey L J.The chemistry of secondary porosity［A］.Mc Donald D A，Surdam R C.Clastic Diagenesis［C］.AAPG Memoir，1984，37：127 －149.

［22］ Surdam R C，Crossey L J，Hangen E S，et al.Organic interaction and sandstone diagenisis［J］.AAPG Bulletin，1989，73（1）：1 －23.

［23］ Surdam R C，Jiao Z S，MacGowan D B.Redox reaction involving hydrocarbons and mineral oxidants：A mechanism for significant porosity enhancement in sandstones［J］.AAPG Bulletin，1993，77（9）：1509 －1518.

［24］ 隋風(fēng)貴，劉慶，張林曄.濟(jì)陽(yáng)斷陷盆地?zé)N源巖成巖演化及其排烴意義［J］.石油學(xué)報(bào)，2007，28（6）：12 －16.

［25］ Chi G，Giles P S，Williamson M A，et al.Diagenetic history and porosity evolution of Upper Carboniferous sandstones from the Spring Valley ＃1 well，Maritimes Basin，Canada － implications forreservoirdevelopment［J］.JournalofGeochemical Exploration，2003，80（2）：171 －191.

［26］ 查明，曲江秀，張衛(wèi)海.異常高壓與油氣成藏機(jī)理［J］.石油勘探與開發(fā)，2002，29（1）：19 －23.

［27］ 劉春燕，鄭和榮，胡宗全，等.碎屑巖中的碳酸鹽膠結(jié)特征——以鄂爾多斯盆地南部富縣地區(qū)延長(zhǎng)組長(zhǎng)6砂體為例［J］.中國(guó)科學(xué)：地球科學(xué)，2012，42（11）：1681 －1689.