王愛國, 王震亮, 冷先剛，吳小寧， 蒲 磊,袁 旭 ,惠 濤, 趙 健

(1.二氧化碳捕集與封存技術(shù)國家地方聯(lián)合工程研究中心,陜西西安 710069; 2.西北大學地質(zhì)學系,陜西西安 710069;3.中國石油長慶油田分公司,陜西西安 710021; 4.陜西延長石油國際勘探開發(fā)工程有限公司,陜西西安 710075;5.中國石油青海油田分公司,甘肅敦煌 736202)

鈣質(zhì)夾層是指碳酸鹽膠結(jié)的致密砂巖,其空間分布具有較強的隨機性,很難被沉積微相、構(gòu)造、埋深、基準面等因素準確限定[1-4]。作為儲層中的流體滲流屏障,鈣質(zhì)夾層不但是油田開發(fā)后期剩余油分布的重要控制因素[5-6],而且還可與其他致密夾層構(gòu)成三維空間結(jié)構(gòu),控制后期的流體活動和油氣運聚[1,7-9]。前人已經(jīng)發(fā)現(xiàn)砂體本身及其上下泥巖的成巖演化能夠提供大量的Ca2+、Mg2+、HCO3-等,是碳酸鹽膠結(jié)物的重要物質(zhì)來源[10-11]。在深埋階段,泥巖(烴源巖)中的流體進入鄰近砂體并在砂-泥巖界面處沉淀出碳酸鹽膠結(jié)物的模式,被認為是砂體“頂鈣”和(或)“底鈣”的重要成因[10,12-14]。作為成巖作用的結(jié)果[15],鈣質(zhì)夾層在同生、表生與深埋成巖階段均可形成[5,16-17],其成因機制也多種多樣。很多學者從碳酸鹽膠結(jié)物成因的角度分析了鈣質(zhì)膠結(jié)層的成因[2,16-27],并提出了諸多成因模式,如淺埋藏淡水沉淀、蒸發(fā)沉淀、表生作用、生物作用、埋藏成巖作用等。然而這些模式基本上都認為鈣質(zhì)夾層是碳酸鹽礦物沉淀后“一步而蹴”的,忽視了其與相鄰高孔滲層的成因關(guān)系。N1井為近幾年柴北緣西段天然氣勘探的突破井,在其侏羅系獲得高產(chǎn)油氣。該井侏羅系鈣質(zhì)夾層發(fā)育,并與氣層頻繁互層。筆者以N1井為例,通過詳細的鏡下觀察和地球化學分析,從成巖演化的角度探討埋藏成巖階段一類鈣質(zhì)夾層的形成過程。

1 地質(zhì)背景

柴達木盆地位于青藏高原北部,是在前侏羅系基底上發(fā)育起來的一個中、新生代陸內(nèi)沉積盆地[28]。在柴達木盆地北緣西段,中生界僅殘存下侏羅統(tǒng),以河流和沼澤相為主[29];新生界則相對完整,整體上為一套辮狀河—三角洲—湖相沉積[30]。下侏羅統(tǒng)是研究區(qū)的有效烴源巖,分布于一里坪坳陷和昆特依凹陷(圖1(a),據(jù)羅曉容[29]，修改),范圍約2.1×104km2[31]。有機碳介于1.97%～2.7%,為好—中等烴源巖。有機質(zhì)類型以Ⅲ型為主,Ⅱ型次之。熱演化程度高(鏡質(zhì)體反射率Ro>1.3%),正處于生氣階段[32]。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)概況Fig.1 Geological conditions of study area

N1井位于阿爾金山前一鼻隆構(gòu)造高點,自上而下共鉆遇上干柴溝組(N1g)、下干柴組(E3g)、路樂河組(E1-2l)和下侏羅統(tǒng)大煤溝組(J1d)。J1d主要由泥巖、砂質(zhì)泥巖和砂礫巖(圖1(b))組成。該組內(nèi)部綜合解釋的干層、氣層在縱向上交替頻繁(圖1(b))。取心段深度為2 223.47～2 232.90 m,取心率100%。對取心層段試氣,日產(chǎn)氣大于2×104m3、油1 t,水少量,試氣結(jié)論為氣層。

2 樣品與方法

本研究從N1井J1d巖心中采集了8個樣品,從E3g巖心中采集了1個砂巖樣品以作對比(樣品信息見表1)。每個樣品均磨制鑄體(鑄體為紅色)和包裹體兩套薄片。使用鐵氰化鉀和茜素紅混合溶液對鑄體薄片染色以識別碳酸鹽膠結(jié)物。在Olympus BX51顯微鏡(帶100 W高壓汞燈)下,對這些薄片進行巖相學、熒光和流體包裹體觀察。對于鏡下無法確認的細小礦物和物質(zhì),將薄片鍍金后置于FEI Quanta 400 FEG掃描電鏡中,采用背散射模式對其觀察并打能譜。對于碳酸鹽膠結(jié)物較發(fā)育的樣品,使用BⅡ CLF-1陰極發(fā)光儀(CL)對其開展了陰極發(fā)光測試,操作電壓 5～8 kV,電子束流300～500 μA。方解石脈體中流體包裹體的均一溫度(Th)和冰點(Tm)在Linkam THMSG 600型冷熱臺上測定,測定精度為0.1 ℃。初始升溫速率不超過20 ℃/min,臨近均一時升溫速率小于2 ℃/min。上述實驗在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。

根據(jù)鑄體薄片和CL觀察結(jié)果,在中科院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素分析實驗室,采用了全巖和微區(qū)兩種碳氧同位素(δ13C和δ18O)測試方法。方解石含量較高(大于5%)且無明顯CL光帶的樣品,剔除方解石脈后研磨。然后用磷酸法[33]釋放CO2,在Finnigan MAT253質(zhì)譜儀中測定了全巖碳氧同位素,分析精度0.1‰(表1)。對含有不同CL光帶的方解石脈,利用微鉆在不同光帶鉆孔采集10～50 μg粉末[34],按照Zhai等[35]的方法在Kiel IV碳酸鹽反應裝置與Finnigan MAT253質(zhì)譜儀聯(lián)機裝置中在線測定了微區(qū)碳氧同位素,分析精度0.1‰(表2)。

表1 N1井侏羅系巖心段內(nèi)的成巖礦物和全巖碳氧同位素Table 1 Diagenetic minerals in Jurassic core section and whole-rock carbon, oxygen isotopes

表2 巖心段內(nèi)方解石脈體不同陰極發(fā)光帶的碳氧同位素Table 2 Carbon and oxygen isotopes of CL-defined zones in calcite veins in core

3 結(jié)果分析

3.1 巖石學特征

N1井侏羅系取心段長約9.5 m,巖性較均一,整體上為一灰色、灰白色厚層砂礫巖體,層理不發(fā)育,未見泥質(zhì)巖和沉積隔夾層,見數(shù)條方解石脈(圖2)。巖心不含油,故鈣質(zhì)夾層的宏觀界線不明顯。但該巖心段實測物性(孔隙度和滲透率)和測井曲線(聲波時差和深側(cè)向電阻率)表現(xiàn)出強烈的非均質(zhì)性:致密層和高孔滲層交替出現(xiàn)。鏡下觀察顯示致密層實際上為方解石膠結(jié)的致密砂巖(圖2),即鈣質(zhì)夾層。鈣質(zhì)夾層單層厚度不等,最厚可達1.6 m,表現(xiàn)為低孔滲、低聲波時差、高深側(cè)向電阻率。

圖2 N1井侏羅系取心段測井曲線、巖心錄井、實測孔滲、成巖特征和鈣質(zhì)夾層分布Fig.2 Logging curves, core profile, measured porosity, measured permeability, diagenetic feature and calcareous interlayer ditribution in Jurassic core section of well N1

鏡下觀察發(fā)現(xiàn),侏羅系巖心以粗—巨粒(粒徑為0.5～2.0 mm)為主并含礫(粒徑大于2 mm),分選中—差,磨圓度為次棱—次圓,點或點—線接觸(圖2、3)。石英、長石、巖屑含量分別為7%～28% (平均19%),5%～16% (平均11%) 和33%～62% (平均49%)。根據(jù)Folk砂巖分類[36],這些樣品均為巖屑砂巖。巖屑以變質(zhì)巖巖屑為主,少量軟碎屑,未見碳酸鹽巖巖屑。面孔率介于0～19%。低面孔率樣品取自鈣質(zhì)夾層,方解石膠結(jié)物含量較高而高嶺石含量較低(圖2(a)、(c))。與之相反的是,高面孔率樣品方解石含量非常低,溶蝕孔隙和高嶺石較發(fā)育(如圖2(b))。E3g樣品為細粒長石砂巖,雖含方解石膠結(jié)物,但面孔率也較高(表1)。

巖心中的自生礦物以方解石、高嶺石為主,并含少量的碳質(zhì)瀝青和黃鐵礦。方解石充填粒間孔 (圖2(b)、圖3(c))、粒內(nèi)孔(圖2(c))和裂縫 (圖4(c)、(d)),交代顆粒和高嶺石(圖2(c)、圖3(c)),含量高達25%。CL結(jié)果顯示,充填孔隙的方解石多數(shù)不發(fā)光或發(fā)弱光(圖4(a)),少量發(fā)亮光(圖4(b))。方解石脈顯現(xiàn)清晰的CL光帶,包括邊緣的暗帶(Ca1) 和核部的亮帶 (Ca2) (圖4(c)、(d)),揭示了兩期方解石膠結(jié),并且Ca1早于Ca2。該觀察結(jié)果還獲得了碳氧同位素的支持。

圖3 N1井侏羅系巖心的成巖特征Fig.3 Diagenetic feature in Jurassic core section of well N1

高孔滲層溶蝕作用強烈,形成港灣狀的顆粒邊緣和粒內(nèi)孔(圖2(b)、圖3(a))。方解石也是被溶蝕的對象,可見方解石粒內(nèi)孔(圖2(b))和溶蝕殘余(圖3(a))。高嶺石分布于粒間孔和顆粒邊緣,呈片狀、蠕蟲狀,含量0～7%(圖2、3),與溶蝕作用有關(guān)。高嶺石集合體的晶間孔被一種暗色物質(zhì)充填。掃描電鏡揭示該物質(zhì)不顯晶形并含有較高的碳元素,推測其為碳質(zhì)瀝青(圖3(c)、(d))。碳質(zhì)瀝青浸染的高嶺石被Ca1交代(圖3(c)),表明Ca1晚于這期油氣充注。

在紫外線照射下,研究還發(fā)現(xiàn)了油質(zhì)瀝青。如圖3(b)所示,發(fā)藍白色熒光的瀝青(Hy2)充填溶蝕孔隙。附近吼道內(nèi)的瀝青(Hy1)發(fā)出黃色熒光。

3.2 碳氧同位素

極低的碳酸鹽巖屑和單一的方解石膠結(jié)物使得全巖分析結(jié)果實際上反映的是砂巖孔隙中方解石的碳氧同位素組成。又由于充填孔隙的方解石CL光帶不發(fā)育,全巖分析揭示的是單期方解石的同位素結(jié)果(圖5，其中方框為柴達木盆地新生代沉積碳酸鹽巖的碳氧同位素分布范圍，數(shù)據(jù)引自尹成明等[37])。圖5中明顯分離的兩個點群(Ca1,Ca2)進一步證實了這一分析。全巖和微區(qū)分析結(jié)果顯示,方解石的δ13C和δ18O 分別為-9.4‰～-7.0‰和-14.1‰～-6.4‰,均明顯低于盆地內(nèi)的沉積碳酸鹽巖。方解石脈不同CL光帶的δ13C相對穩(wěn)定,而亮光帶中的δ18O明顯小于暗光帶的值(表2、圖4(c)、(d))。根據(jù)CL特征和碳氧同位素組成,巖心中的方解石可分為兩期,分別對應于Ca1和Ca2(圖5)。

3.3 流體包裹體

在方解石脈中發(fā)現(xiàn)的鹽水包裹體(表3)通常為氣液兩相,氣液比小于0.2。較大的(粒徑大于5 μm)且保存完好的鹽水包裹體被挑出用于均一溫度測試(表3)。測試結(jié)果表明,Th介于 77.1～162.4 ℃,并呈現(xiàn)兩個群體(圖6)。第一個群體對應于Ca1,其沉淀溫度為 80～100 ℃。第二個群體對應于Ca2,其沉淀溫度為120～150 ℃。Tm介于-2.0～-5.1 ℃,無明顯的群組特征。此外,在侏羅系砂巖中的石英顆粒愈合縫內(nèi)還發(fā)現(xiàn)了發(fā)黃色熒光的油包裹體。

圖4 方解石膠結(jié)物的CL特征及CL光帶中的碳氧同位素Fig.4 CL characteristics of calcite cements and isotopic compositions of two CL-defined zones

圖5 N1井巖心中方解石膠結(jié)物碳氧同位素分布Fig.5 Scatter diagram of δ13C and δ18 O values for calcite cements from core section of well N1

圖6 方解石脈中鹽水包裹體均一溫度統(tǒng)計直方圖Fig.6 Homogenization temperature histogram for aqueous inclusions in calcite veins

表3 方解石脈中鹽水包裹體的均一溫度(Th)和冰點(Tm)Table 3 Homogenization temperatures (Th) and final melting temperatures (Tm) of aqueous inclusions in calcite veins

4 討 論

4.1 方解石成因

在柴北緣西段,由于地層中的碳酸鹽巖碎屑非常少[38-42],有機質(zhì)和古湖水應該是地層孔隙流體中有機碳和無機碳的兩大來源。碳同位素在以往研究中被廣泛用于碳源示蹤[43-45]。有機質(zhì)分散于細粒沉積巖(如泥巖)中,其δ13CPDB以高負值為特征,其值介于-35‰～-20‰[46-48]。古湖水不但能直接沉淀碳酸鹽膠結(jié)物和湖相碳酸鹽地層,而且在沉積物埋藏過程中還會演化為孔隙水或地質(zhì)流體。古湖水及其衍生物(湖相碳酸鹽和埋藏孔隙水)都是研究地區(qū)成巖階段方解石膠結(jié)物潛在的無機碳源。由于碳酸鹽巖從湖水中沉淀時,碳同位素分餾較小,因而可作為古湖水碳同位素的記錄者[49]。完好保存的湖相碳酸鹽巖在柴達木盆地西部古近系—新近系廣泛發(fā)育[37,50-52]。為了揭示新生代的環(huán)境變化,尹成明等[37]曾系統(tǒng)測試了各層組湖相碳酸鹽的碳氧同位素。測得的δ13CPDB和δ18OPDB分別為-5.5‰～-1.4‰和-8.4‰～-2.7‰(圖5)。該碳同位素范圍即為新生代古湖水的碳同位素組成范圍。

N1井巖心中方解石的碳同位素均輕于沉積碳酸鹽巖,表明成巖流體較古湖水富集輕碳(12C)。鑒于柴北緣廣泛發(fā)育下侏羅統(tǒng)烴源巖、方解石膠結(jié)物晚于油氣充注(圖3(c))、方解石脈中鹽水包裹體的均一溫度高于77.1 ℃(表3)、N1井區(qū)存在油氣運聚,12C很可能來自烴源巖,與有機質(zhì)熱降解和含烴流體活動相關(guān)。也就是說,N1井砂巖儲層中方解石膠結(jié)物的成因與烴源巖排出的成巖-成烴流體活動密切相關(guān)。

許多地質(zhì)因素,如烴源巖的非均質(zhì)性、有機-無機碳混合比例,都會導致方解石的δ13CPDB發(fā)生變化。然而兩期方解石的δ13CPDB非常接近(-9.4‰～-7.0‰),兩期包裹體的冰點也比較接近(-2.0～-5.1℃),表明沉淀方解石膠結(jié)物的流體很可能同源。在這種情況下,變化較大的 δ18OPDB(-14.1‰～-6.4‰)反映了不同的方解石沉淀溫度[54]。兩個主要因素(來自烴源巖的不同期次的成巖流體和不同方解石沉淀深度) 都會影響沉淀溫度。毫無疑問,由于深度相近(2 225.37～2 232.90 m),Ca1和Ca2間的δ18OPDB差別是由不同的成巖流體期次造成的。

對于不同深度樣品間δ18OPDB差別,流體期次和沉淀深度都要考慮。樣1的深度比Ca1和Ca2淺了1 070 m,氧同位素比它們分別高了4.03‰ 和7.24‰。為了確定氧同位素差別的原因,首先評估沉淀Ca1和Ca2的兩期流體。假設方解石沉淀過程中氧同位素達到平衡,利用氧同位素分餾方程[53]、Th和方解石的δ18OPDB計算了這兩期成巖流體的氧同位素，分別為-30.5‰～-26.9‰和-29.2～25.7‰(表4)。根據(jù)古近紀以來的地溫梯度(3.0～2.1 ℃/100 m)[28,54],如果這兩期成巖流體都流經(jīng)樣1的深度并沉淀出方解石,則利用氧同位素分餾方程計算出的方解石δ18OPDB分別為-10.2‰～-3.6‰和-14.3‰～-7.8‰。通過對比發(fā)現(xiàn)前者與樣1的實測值(-6.4‰,表2)十分吻合。因此樣1中的方解石很可能也沉淀于沉淀Ca1的成巖流體。

綜上所述,N1井侏羅系巖心中的方解石膠結(jié)物的成因與兩期同源的成巖-成烴流體活動有關(guān)。其中第一期流體很可能進入了淺部砂層并沉淀方解石膠結(jié)物。

表4 沉淀Ca1和Ca2的成巖流體的氧同位素值Table 4 δ 18O values calculated for digenetic fluids precipitating Ca1 and Ca2

4.2 成巖演化過程

干酪根熱降解釋放出的二氧化碳和羧酸溶入孔隙水會形成酸性流體[55-58]。一旦這些酸性流體進入儲層,會溶蝕長石、巖屑以及前期的碳酸鹽膠結(jié)物,形成溶蝕孔隙、自生石英和高嶺石[58]。 隨著水巖反應或者熱脫羧作用逐漸消耗有機酸[58],成巖環(huán)境勢必從酸性逐漸演化為堿性。最終碳酸鹽膠結(jié)沉淀下來并填充孔隙[59]。

高嶺石被瀝青浸染,表明高嶺石早于油氣充注(圖3(c)、(d))。 隨后,瀝青浸染的高嶺石又被Ca1交代(圖3(c))。這些產(chǎn)狀關(guān)系揭示了高嶺石—瀝青—Ca1的成巖序列,對應于酸性—油氣充注—堿性流體序列?？梢?烴源巖在排出酸性流體后,緊接著排出了烴類流體。兩期油氣充注(Hy1,Hy2)和兩期同源有機成因方解石(Ca1,Ca2)表明,上述流體序列在同一儲層內(nèi)可能發(fā)生了兩次(I期和Ⅱ期)。相應的巖心段經(jīng)歷的完整的成巖序列應該為高嶺石—Hy1—Ca1—溶蝕、高嶺石—Hy2—Ca2。

除壓實作用外,N1井侏羅系巖心段內(nèi)的成巖演化過程完全受控于烴源巖中流體的排放。正是由于烴源巖的兩次生排烴過程,導致N1井侏羅系儲層發(fā)生了兩輪相似的成巖演化過程。

4.3 鈣質(zhì)夾層成因模式

根據(jù)上述成巖序列可以看出,I期酸性流體活動進入砂巖后才開啟成巖演化進程。在I期酸性流體活動之前,儲層應該含有大量的原生孔隙。酸性流體進入后,產(chǎn)生了溶蝕孔隙和高嶺石。雖然高嶺石會堵塞孔隙,但Hy1的注入與散失表明原生孔隙、次生溶蝕孔隙以及高嶺石晶間孔的疊加使得當時的儲層應該仍具有較高的滲透性。隨后,Cal完全填充孔隙,形成Ca1膠結(jié)層(如圖2(a))。

盡管缺乏同位素數(shù)據(jù),但根據(jù)成巖序列可以推斷溶蝕殘余方解石(圖2(b)、圖3(a))應該對應于Ca1。說明夾于鈣質(zhì)夾層中間的高孔滲層之前也被Ca1膠結(jié)。此外,巖心觀察和鏡下觀察顯示,整個侏羅系巖心段巖性相近,均為含礫砂巖,塑性巖屑和沉積隔夾層不發(fā)育(圖2)。因此Ca1很可能將整個巖心段完全膠結(jié),形成Ca1膠結(jié)型致密層(圖7(a))。如果將淺層的樣1考慮在內(nèi),Ca1可能將N1井E3g以下的所有砂巖孔隙都完全填充。

圖7 N1井侏羅系巖心段成巖演化與鈣質(zhì)夾層成因模式Fig.7 Model diagram of diagenetic evolution and formation of calcareous interlayer for Jurassic core section of well N1

Ca1的溶蝕表明,Ca1膠結(jié)后發(fā)生了Ⅱ期酸性流體活動。酸性流體可能多點注入并溶蝕圍巖中的碎屑顆粒和Ca1,形成高孔滲層。隨著有機酸的消耗,一部分Ca1膠結(jié)致密層被保留下來,從而形成含殘余方解石的高孔滲層和Ca1膠結(jié)致密層共存的格局(圖7(b))。溶蝕孔隙中的Hy2(圖3(a)、(b)),揭示了溶蝕成因高孔滲層為隨后的Hy2運聚提供了空間條件(圖7(c))。取心段富烴貧水的事實表明:① Hy2在此聚集成藏;② 晚期Ca2的沉淀應該占據(jù)了孔隙水的位置而形成Ca2膠結(jié)致密層(圖2(c)、圖7(d))。

總之,N1井侏羅系巖心段中的鈣質(zhì)夾層并不是方解石直接沉淀而成的,而是形成于較為復雜的烴源巖控制的成巖演化過程,是早期Ca1溶蝕殘余和晚期Ca2膠結(jié)疊加的結(jié)果。鈣質(zhì)夾層與相鄰高孔滲層并不是相互獨立的,而是具有密切的成因聯(lián)系。

4.4 鈣質(zhì)夾層對油氣運聚的影響

Hy1充注早于兩期方解石膠結(jié),而Hy2充注晚于Ca1鈣質(zhì)夾層。因此鈣質(zhì)夾層對Hy1運移影響不大,但對Hy2運聚具有明顯的控制作用。Hy2不得不沿Ca1鈣質(zhì)夾層分割的高孔滲層運移,并很容易聚集于Ca1鈣質(zhì)夾層構(gòu)成的巖性圈閉中,而Ca2鈣質(zhì)夾層會進一步強化這種巖性圈閉。在油氣開發(fā)階段,N1井的快速掉產(chǎn)以及周邊開發(fā)井的低產(chǎn),表明該井的氣藏空間延伸較小,縱向上與干層頻互層的氣層很可能是一個個小型巖性圈閉氣藏。

5 結(jié) 論

(1)N1井侏羅系巖心為含礫粗巨粒巖屑砂巖,不含沉積隔夾層,但鈣質(zhì)夾層發(fā)育,并與高孔滲層頻互層。鈣質(zhì)夾層內(nèi)方解石膠結(jié)發(fā)育且存在兩期。其碳源均為侏羅系烴源巖,與干酪根熱降解有關(guān)。高孔滲層內(nèi)溶蝕強烈,高嶺石發(fā)育,可見方解石溶蝕殘余。

(2)在埋藏成巖階段,N1井侏羅系儲層的成巖演化強烈受控于烴源巖的生排烴過程。烴源巖排出的兩期有機流體流入N1井侏羅系儲層后,導致儲層經(jīng)歷了兩期“酸性—油氣—堿性”流體活動。Ca1填充整個巖心段后,被Ⅱ期酸性流體不均一溶蝕,形成了Ca1型鈣質(zhì)夾層和溶蝕成因高孔滲層,并為Ⅱ期油氣充注提供了空間。最后,Ca2沉淀,形成Ca2型鈣質(zhì)夾層。

(3)多期的油氣充注及其伴生的酸性和堿性流體活動,導致儲層發(fā)生多期的溶蝕、膠結(jié)作用。早期鈣質(zhì)溶蝕殘余和晚期鈣質(zhì)膠結(jié)的疊加導致同一砂體內(nèi)鈣質(zhì)夾層與高孔滲層交替頻繁。因此在深埋階段,溶蝕作用對鈣質(zhì)夾層的形成具有重要作用。

(4)N1井中的鈣質(zhì)夾層對I期油氣運移影響不大,但對 Ⅱ 期油氣運聚具有明顯的控制作用。Ⅱ 期油氣不得不沿早期鈣質(zhì)夾層分割的高孔滲層運移,并很容易聚集于這些鈣質(zhì)夾層構(gòu)成的巖性圈閉中。晚期形成的鈣質(zhì)夾層進一步強化了這種巖性圈閉。因此深埋成巖階段形成的鈣質(zhì)夾層對油氣運聚的影響不可一概而論,應從成巖演化的角度辯證地分析。