东营凹陷南坡沙四上亚段滩坝储层碳酸盐胶结壳发育特征及控制因素

薛秀杰，操应长，王 健，张青青，贾艳聪

（中国石油大学 （华东）地球科学与技术学院，山东 青岛 266580）

引言

目前对砂岩储层的评价多把砂层看作一个整体，探讨其储集空间、储集物性、孔隙演化与成岩作用等，而很少关注到砂-泥岩接触界面的溶解-沉淀反应及其引起的砂-泥岩界面附近与砂岩内部之间的物性差异。砂-泥岩接触界面是含油气盆地中流体-岩石相互作用的活跃地带，常常发生强烈的矿物沉淀或溶解作用，形成胶结物或产生次生孔隙［1-3］。砂-泥岩界面附近砂体常由于钙质、铁质、硅质等胶结物的富集形成致密的胶结壳，胶结壳的存在造成砂-泥岩界面附近与砂岩内部之间的物性产生差异以及从界面向砂层内部物性发生规律性变化［4］。国内外学者在埃塞俄比亚 Blue Nile盆地Debre Libanose砂岩、美国怀俄明州Frontier组三角洲砂岩、埃及西奈半岛下石炭统克拉通砂岩、宁波盆地白垩系方岩组砂岩等的成岩作用研究中发现了钙质胶结壳、铁质胶结壳、硅质胶结壳、膏盐壳的存在［5-8］，但并未对胶结壳的发育规律及形成机理进行深入的研究。笔者在东营凹陷南坡沙河街组四段上亚段（简称沙四上亚段，Es4－s）滩坝储层的研究中，发现砂-泥岩界面由于碳酸盐胶结物的富集形成致密胶结壳使得砂-泥岩界面附近与砂体内部物性出现规律变化，由此对碳酸盐胶结壳的发育规律和控制因素进行探讨，总结了胶结壳的形成机制及对储层的影响。

1 地质背景

东营凹陷是渤海湾盆地济阳坳陷的一个次级构造单元，是一个北陡南缓、北断南超的中新生代陆相断陷湖盆。古近系主要发育孔店组、沙河街组和东营组，其中沙河街组地层分布范围广、厚度大，自下而上依次分为沙河街组四段、三段、二段和一段。沙河街组四段沉积时期为东营断陷湖盆初始裂陷与裂陷伸展的过渡时期，盆地南部斜坡带古地势相对平缓，陆源碎屑物质供给较为充足［9］，在广阔的滨浅湖地区发育了广泛的滩坝沉积（图1）。沙四上亚段沉积时期，气候由干旱向潮湿转变，盆地南部缓坡带具有十分明显的平盆广水特征，滨浅湖沉积十分发育，滨浅湖泥岩颜色主要为灰色、浅灰色及灰绿色等还原色及过渡色，体现了半干旱背景下的干湿气候频繁交替。地层岩性主要为细砂岩、粉砂岩、灰质粉砂岩、泥质粉砂岩及泥岩，砂体厚度相对较薄，主要分布在0.5～3.5m之间，与滨浅湖泥岩频繁互层，反映了湖平面变化相对频繁的特征。

图1 东营凹陷南坡构造位置及沙四上亚段滩坝砂体沉积分布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 碳酸盐胶结壳发育特征

2.1 碳酸盐胶结物特征

东营凹陷南坡沙四上亚段滩坝砂体以中-细粒长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩为主，整体上成分成熟度和结构成熟度中等。砂岩胶结作用类型多样，可见碳酸盐胶结、硅质胶结和黄铁矿胶结等，其中碳酸盐胶结最为发育。碳酸盐胶结物具有多期胶结的特征，早期形成的碳酸盐胶结物以不含铁的方解石为主。早期细晶方解石均匀充填粒间孔隙，以基底式胶结为主（图2a），碎屑颗粒漂浮在胶结物中，未遭受压实改造，说明胶结作用发生在机械压实之前；晚期形成的碳酸盐胶结物主要有方解石、白云石以及含铁方解石、含铁白云石（图2b-f），常可见晚期含铁碳酸盐胶结物交代早期不含铁碳酸盐胶结物。晚期碳酸盐胶结物主要分布在砂-泥岩接触界面附近，呈他形粒状细晶交代碎屑颗粒，或呈中-粗晶充填粒间孔隙，多为孔隙式胶结和接触式胶结（图2h-j）。碳酸盐胶结物的产状主要存在以下3种形式：①基底式胶结，颗粒之间不接触，漂浮在碳酸盐胶结物之内（图2a）；②孔隙式胶结，碳酸盐胶结物充填于粒间孔隙，颗粒之间以点接触为主（图2i-j）；③接触式胶结，碳酸盐胶结物充填在颗粒之间，碎屑颗粒呈点-线接触（图2i）。

图2 东营凹陷沙四上亚段滩坝储层碳酸盐胶结物特征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 碳酸盐胶结壳特征

东营凹陷南坡沙四上亚段滩坝砂体的铸体薄片和扫描电镜观察表明，在碳酸盐胶结物相对发育的储层中，砂体边部的碳酸盐胶结程度强于砂体内部。通过对研究区8口取心井37个砂岩样品铸体薄片镜下碳酸盐胶结物含量与溶蚀面孔率定量统计计算，自砂-泥岩接触界面向砂体内部胶结物含量逐渐减少（图3a），而溶蚀面孔率呈现相反的特征（图3b）。碳酸盐胶结物对储层以破坏性作用为主，砂岩实测物性与碳酸盐胶结物含量呈明显的镜像关系，砂-泥岩界面处由于碳酸盐强胶结使得砂体边部物性极低，形成致密的胶结壳，从砂体边部向砂体内部物性逐渐变好，砂体内部物性较好且趋于稳定（图3c-d）。

不同砂体厚度和砂泥岩组合样式其胶结壳的发育特征也不同。东营凹陷沙四段沉积时期，湖平面变化相对频繁，砂岩和泥岩多以频繁互层的形式出现，砂体厚度以中薄层为主。根据研究区20口取心井399.7m岩心的岩性统计分析，共发育砂岩地层166.7m，单层平均厚度0.91m；泥岩地层233m，单层平均厚度1.25m。其中，厚度≥1.0m的砂体共50层，平均厚度2.21m；厚度＜1.0m的砂体共133层，平均厚度0.42m。当砂体较厚（单层砂体厚度≥1.0m）时，与砂岩临近的泥岩地层相对较薄，砂地比普遍在0.4以上，砂体内碳酸盐胶结物主要集中在临近在砂-泥岩界面的砂体边部形成胶结壳，砂体中部碳酸盐含量较低，自砂-泥岩界面处向砂体内部出现明显的物性过渡带，过渡带厚度约为砂体厚度的1／5～1／6，且砂体上部物性过渡带厚度通常小于砂体下部物性过渡带，砂体中部出现物性平稳段。碳酸盐胶结物多以孔隙式胶结为主，局部地层可见基底式胶结。以高890井2596.7～2600.1m段为例，该段为厚度相对较大的粉细砂岩段，上、下泥岩厚度相对较薄，铸体薄片下观察到砂体边部碳酸盐胶结作用强而砂体内部胶结作用弱的现象。砂体上、下两端出现明显的物性过渡带，砂体上部物性过渡带约为0.5m，砂体下部物性过渡带约为0.8m，砂泥岩界面处孔隙度小于15%。向砂体中部物性逐渐变好，到距砂泥岩界面一定距离后物性趋于平稳，砂体中部孔隙度可达25%左右，渗透率可达100×10-3μm2以上（图4）。

图3 东营凹陷沙四上亚段储层碳酸盐胶结物含量、溶蚀面孔率、物性与距砂泥岩界面距离的关系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

当砂体较薄（单层砂体厚度＜1.0m）时，上、下泥岩相对较厚，砂地比多小于0.2，砂体内碳酸盐胶结强烈，多形成基底式胶结，胶结壳发育且致密，砂体物性整体较差，以特低渗-超低渗为主。以高351井2445.75～2446.25m段为例，该段为上、下厚层泥岩所夹的薄层粉砂岩，砂体整体物性差，孔隙度＜12%，渗透率约为1.0×10-3μm2。砂-泥岩接触界面处均为基底式方解石胶结，孔隙不发育，物性最差，自界面处向砂体内部物性相对变好，物性平稳段不明显（图5）。

图4 高890井砂体胶结壳发育特征Fig.4 Development of carbonate cementation layer in Gao-890 well

图5 高351井砂体胶结壳发育特征Fig.5 Development of carbonate cementation layer in Gao-351 well

3 胶结壳发育控制因素

研究表明，泥岩中的流体是砂岩成岩反应的物质来源和基础［10-11］，砂体中胶结作用的强弱受临近泥岩的影响较大，包括泥岩的厚度、成分、生排烃过程，以及泥岩黏土矿物转化等。在砂泥岩的地层序列中，泥岩中的黏土矿物及有机质在成岩作用的过程中析出的大量有机和无机组分，随着压实流体进入砂岩，对砂岩的孔隙演化和成岩作用具有重要影响［12-15］。此外，碳酸盐可容空间与物质传递［16］、砂体的厚度及岩性组合样式都对胶结壳的发育有影响［13］。

3.1 泥岩中碳酸盐的含量

碳酸盐胶结物的形成需要 Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋、CO3

2-等组分，除去砂岩自身提供外，上、下泥岩中的流体是砂岩成岩反应的物质来源和基础。东营凹陷南坡沙四段滩坝沉积的互层泥岩为半干旱碱性水体环境下形成的［12］，沉积时泥岩中碳酸盐含量高（表1）。泥岩在早期正常压实过程中，孔隙压力较高，碳酸盐矿物溶解度大。随着压实作用的进行，从泥岩中排出大量的高浓度碳酸盐流体，当这些高浓度流体进入临近的砂岩层时，由于流体压力的降低而发生沉淀［13］。泥岩在压实过程中排出的孔隙流体造成碳酸盐在砂体内不断富集，发生大规模碳酸盐沉淀［17-18］。当砂体厚度较小时，上、下泥岩较厚，整个砂体发生大规模碳酸盐沉淀，碳酸盐胶结物均匀充填粒间孔隙，多形成碳酸盐基底式胶结，储层孔隙基本不发育，胶结致密形成胶结壳；当砂体厚度较大时，从泥岩中排出的孔隙流体相对较少，砂体边部碳酸盐胶结物含量高，砂体中部沉淀碳酸盐含量较少。

表1 东营凹陷沙四段泥岩成分特征Table 1 Compositions in the mudstones from the fourth member of the Shahejie Formation in the Dongying depression

3.2 泥岩黏土矿物转化及有机质演化

随着埋藏深度的增加，泥岩中的黏土矿物发生一系列转化，转化过程中析出大量层间水和碱性金属离子。同时泥岩中的有机质开始大量向油气转化，伴随着烃类的生成还有大量的有机酸、CO2和水等有机-无机组分。该时期是砂-泥岩之间地球化学反应和物质交换最为活跃的时期，也是对砂岩胶结作用影响最大的时期。

东营凹陷沙四上亚段沉积时期气候相对干旱，水体盐度高，湖水富含多种金属阳离子［19］，较高的古地温梯度、金属阳离子含量以及湖水盐度促进了泥岩中黏土矿物的转化［20］。当砂泥岩地 层埋藏深度为800～1600m时，泥岩中的蒙脱石逐渐向伊蒙混层转化，脱出吸附在黏土颗粒表面的吸附水和少量的层间水，这些吸附水和层间水与部分Ca2＋一起进入邻近砂体，形成早期的方解石胶结。当埋藏深度达到1600～2400m时，古地温约为70℃ ～120℃，这时泥岩中的黏土矿物开始迅速转化（图6），即高岭石和蒙脱石向伊利石转化，脱出部分Fe3＋和大量的层间水。与此同时，Fe3＋的无机氧化作用和温度的热催化作用使得泥岩中的有机质脱羧并产生有机酸和CO2，形成溶解能力较强的酸性水［21-23］。但由于泥岩本身碳酸盐矿物含量较高（表1），生成的酸性流体先与泥岩中的碳酸盐反应，使得水介质pH值升高，Ca2＋、Mg2＋含量增大，因此进入砂岩的流体对硅酸盐矿物和碳酸盐矿物的溶解能力相对较弱；当水介质相对于碳酸钙饱和时，流体进入砂岩储层后与孔隙水混合还会产生碳酸盐沉淀［15］。当烃源岩进入生烃高峰，剩余的酸性水逐渐进入邻近砂岩，使粒间早期碳酸盐胶结物和长石产生溶蚀作用，同时也为晚期胶结物的形成提供了一定的可容空间。当埋藏深度超过2400m之后，混层矿物进一步向伊利石转化，这时黏土矿物主要为少量的蒙脱石与混层比较低的混层矿物，转化过程中产生的Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋等碱金属离子逐渐进入地层孔隙水［24］，有机质成熟产生的 CO2与 Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋等碱金属离子反应在砂岩中形成方解石、白云石以及（含）铁方解石、（含）铁白云石等晚期碳酸盐胶结。此时黏土矿物所释放出的流体主要在砂-泥岩界面附近的接触带发生沉淀反应［4］，因此越靠近砂泥岩接触界面，碳酸盐胶结作用越强烈，早期和晚期碳酸盐共存堵塞孔隙和喉道，形成致密胶结壳。

图6 东营凹陷沙四上亚段泥岩黏土矿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 可容空间与物质传递

胶结物的形成需要一定的可容空间。埋藏早期砂岩压实作用弱，砂岩中的孔隙主要为压实残余的原生粒间孔隙，孔隙空间较为发育，为早期碳酸盐胶结物的沉淀提供了足够的可容空间；有机质演化过程中排出的酸性水进入砂岩产生的溶蚀孔隙也为晚期胶结物的形成提供了一定的可容空间。初始孔渗条件好也为泥岩在早期压实作用下向临近砂体排出的高浓度碳酸盐流体进入砂体提供了良好的流动条件。早期地层处于正常压实段时，泥岩压实流体能够顺利地排出，由于自下向上运移进入砂体要比自上向下进入砂体更有利［8］，自下向上排驱进入砂体的压实流体的量要大于自上向下运移进入砂体的量，因此，与上覆泥岩接触的砂体上部排入的高浓度碳酸盐流体的量高于与下伏泥岩接触的砂体下部排入的流体量。当砂体较厚时，不同部位排驱进入砂体的压实流体的量不同造成上部和下部的物性过渡段的厚度具有差异，一般砂体下部物性过渡段厚度大于砂体上部；当砂体较薄时，排驱进入砂体的流体的量足够多，使得砂体内部早期碳酸盐胶结整体均较为强烈，砂体上部与下部物性过渡段差异性不显著。随着压实作用的加强和早期碳酸盐胶结的影响，砂体物性逐渐变差，砂-泥岩之间的物质传递能力变差。当埋藏深度超过2400m之后，碎屑颗粒的骨架不再发生变化，晚期形成的碳酸盐胶结物主要在砂体的边部发生沉淀形成致密的胶结壳。尤其是薄层砂体，由于早期碳酸盐基底式胶结使得储层物性极差，胶结致密使得流体流动能力和物质交换能力明显降低，后期的溶蚀作用及晚期碳酸盐胶结均较弱。

3.4 砂体的厚度及岩性组合

东营凹陷沙四上亚段滩坝沉积为典型的砂-泥岩互层地层，砂体多以中-薄层为主，研究发现碳酸盐胶结物的含量与砂体厚度呈负相关关系（图7）。泥岩早期正常压实排替的压实流体主要来自于泥岩边部，随着上覆负荷增大，将会形成异常流体压力，引起毛管压力增加对流体排驱的阻碍，因此，排出的流体并不会因为泥岩厚度增大而无限增大。当砂体较薄（单层砂体厚度＜1.0m）时，砂地比多小于0.2，上、下泥岩相对较厚，上、下泥岩排出的高浓度碳酸盐流体很快从砂-泥岩接触界面进入砂体，充足的碳酸盐胶结物来源使得整个砂体碳酸盐胶结强烈，形成基底式胶结，造成砂体物性普遍较低；当砂体较厚（单层砂体厚度≥1.0m）时，砂地比普遍在0.4以上，与厚层砂岩相比，临近的泥岩地层相对较薄，上、下泥岩排出的碳酸盐流体相对较少，而发生碳酸盐胶结的孔隙空间较为充足，使得胶结物主要集中在砂体的边部，以孔隙式胶结为主。尤其是当砂体上覆泥岩厚、下伏泥岩薄或者上覆泥岩薄、下伏泥岩厚时，胶结物只在靠近厚层泥岩的砂体边部富集形成胶结壳，出现“顶钙”或“底钙”的现象。而临近泥岩较薄时，砂体碳酸盐胶结弱，胶结壳不发育，进一步说明了砂岩中碳酸盐胶结物的形成与临近砂岩的泥岩地层有很大的关系。

图7 碳酸盐胶结物含量与砂体厚度的关系Fig.7 Relationship between the contents of carbonate cements and thickness of sandstones

4 胶结壳形成机制及对储层的影响

4.1 胶结壳形成机制

根据东营凹陷南坡沙四上亚段滩坝储层碳酸盐胶结壳的发育特征，结合胶结壳发育的控制因素，将胶结壳分为两种类型：早期碳酸盐基底式胶结成因胶结壳及晚期碳酸盐强胶结成因胶结壳（图8）。

东营凹陷沙四段沉积时期气候干旱，水体环境较为封闭，泥岩为半干旱碱性水体环境下形成的，沉积时碳酸盐含量高。埋藏初期泥岩在压实过程中排出大量的碱性孔隙水，当这些高碳酸盐浓度流体进入临近的砂岩层时，造成碳酸盐在砂体内不断富集，发生大规模碳酸盐沉淀。同时泥岩中的蒙脱石慢慢向伊蒙混层转化，脱出少量的层间水以及吸附于黏土颗粒表面的吸附水与部分Ca2＋进入邻近砂岩形成早期碳酸盐胶结。当砂体厚度较小时，多形成碳酸盐基底式胶结，储层孔隙基本不发育，胶结致密形成胶结壳；当砂体厚度较大时，从泥岩中排出的孔隙流体相对较少，砂体边部碳酸盐胶结物含量相对较高，砂体中部沉淀碳酸盐含量较少，未形成致密胶结壳。当埋藏深度达到1600～2400m时，泥岩中的黏土矿物开始发生快速转化脱出少量Fe3＋和大量层间水，同时在Fe3＋的无机氧化作用和温度的热催化作用下泥岩中的有机质开始脱羧产生有机酸以及CO2，形成溶解能力较强的酸性水，与泥岩中碳酸盐反应后剩余的酸性水进入邻近砂岩，使早期碳酸盐胶结物和长石产生溶蚀作用，为晚期碳酸盐胶结提供了一定的可容空间。薄层砂体由于早期碳酸盐基底式胶结使得砂体物性低，流体流动性差，溶蚀作用主要发生在砂体的边部且相对较弱；厚层砂体物性相对较好，酸性流体进入砂体可以产生较大规模溶蚀。当埋藏深度超过2400m时，混层矿物进一步向伊利石转化，转化过程中产生的Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋等碱金属离子进入地层与有机质成熟产生的CO2在砂岩中形成晚期碳酸盐胶结，此时黏土矿物所释放出的流体主要在砂-泥岩界面附近的接触带发生沉淀反应。厚层砂体越靠近砂-泥岩接触界面，碳酸盐胶结作用越强烈，晚期碳酸盐及溶解剩余的早期碳酸盐共存，堵塞孔隙和喉道，形成致密的碳酸盐胶结壳。砂体中部未发生碳酸盐强胶结，剩余粒间孔隙和溶蚀孔隙得以保存下来，物性相对较好；薄层砂体在晚期碳酸盐胶结之后物性进一步变差，早期形成的胶结壳更加致密。

4.2 胶结壳对储层的影响

前人研究证明，碳酸盐胶结作用对储层的影响多是负面的［25］，胶结物占据砂体的孔隙空间，堵塞了孔隙和喉道，研究区储层中碳酸盐胶结物含量与储层物性的负相关关系证实了这一点。碳酸盐胶结壳的存在使得砂体边部形成物性过渡带，虽然对储层物性具有破坏性作用，但强胶结形成的致密层可以形成异常压力系统，对油气的保存十分有利［26］。特别是“顶钙”发育而“底钙”不发育的储层，砂体顶部基底式碳酸盐胶结可以作为良好的盖层，有利于油气的充注和保护［27］。此外，早期碳酸盐胶结物在占据孔隙空间的同时，也增强了岩石的抗压实能力，对岩石骨架颗粒具有固结作用，属于典型的“保持性成岩作用”，后期的溶解作用还可以形成次生孔隙，进而改善储层物性。因此，碳酸盐胶结对储层质量并非简单的“破坏性成岩作用”，总结碳酸盐胶结壳的发育规律及控制因素对于储层物性预测以及确定油气运聚成藏具有重要的意义。

5 结论

（1）东营凹陷南坡沙四上亚段发育了广泛的滨浅湖滩坝沉积，储层碳酸盐胶结作用强烈且具有多期胶结的特征，常在砂体边部富集形成致密的胶结壳。碳酸盐胶结物含量由砂-泥岩界面处向砂体内部逐渐减少，砂体中部胶结物含量少且相对稳定，自砂体边部向砂体内部形成明显的物性过渡带。砂-泥岩接触界面处胶结物含量高，多为基底式胶结，砂体中部胶结物含量少，以孔隙式胶结为主。

图8 碳酸盐胶结壳形成模式Fig.8 Genetic model for the carbonate cementation layer

（2）东营凹陷南坡沙四上亚段滩坝沉积的泥岩为半干旱碱性水体环境下形成的，沉积时泥岩中高碳酸盐浓度流体为早期碳酸盐胶结提供了充足的物质来源。泥岩黏土矿物转化和有机质演化析出有机-无机组分对砂岩碳酸盐胶结物的形成和孔隙演化具有重要影响，特别是晚期形成的Ca2＋、Mg2＋、Fe2＋等碱金属离子为晚期碳酸盐的沉淀提供了物质来源。胶结壳的发育还受碳酸盐胶结作用发生所需的可容空间以及砂-泥岩之间的物质传递能力的控制。砂体厚度及岩性组合也影响了胶结壳的发育，胶结壳多形成于临近厚层泥岩的砂体边部，且砂体越薄胶结壳越致密，物性越差。

（3）根据胶结壳的发育特征和控制因素，胶结壳可以划分为早期碳酸盐基底式胶结成因胶结壳和晚期碳酸盐强胶结成因胶结壳两种类型。碳酸盐胶结壳对储层质量并非简单的“破坏性成岩作用”，早期碳酸盐胶结对储层的抗压实效应和致密层构成的异常压力系统为储层后期溶蚀孔隙的发育和油气的充注与保存提供了有利的条件。

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