張青青，劉可禹，劉太勛，孫潤平，孟 陽

1中國石油大學（華東）地球科學與技術學院；2青島海洋科學與技術國家實驗室海洋礦產(chǎn)資源評價與探測技術功能實驗室；3中海石油（中國）有限公司深圳分公司研究院；4中石化勝利油田分公司油氣開發(fā)管理中心

0 前 言

碳酸鹽膠結(jié)物是碎屑巖儲層中最豐富的自生礦物之一［1］。前人的研究表明，碳酸鹽膠結(jié)尤其是中晚期碳酸鹽膠結(jié)多為破壞性成巖作用，能顯著降低儲層的孔隙度和滲透率，影響儲層質(zhì)量［2-4］和開發(fā)過程中的流體流動［5］，在宏觀上側(cè)向延伸廣的連續(xù)分布的致密膠結(jié)層可引起儲層垂向分隔，成為流體流動的屏障和油氣的遮擋層［5-6］。碳酸鹽礦物對溫壓、流體酸堿性等變化敏感，孔隙流體性質(zhì)的變化極易影響其溶解-沉淀過程［7-8］。碳酸鹽膠結(jié)物復雜的成因問題一直困擾地質(zhì)學家［9-10］，目前尚未有學者對其進行系統(tǒng)梳理和論述；人們對海相地層中碳酸鹽膠結(jié)的成因機制缺乏系統(tǒng)了解，對不同成因機制下碳酸鹽膠結(jié)物的特征、分布規(guī)律及控制因素等也缺乏足夠的認識。本文通過充分調(diào)研國內(nèi)外相關文獻，對碳酸鹽膠結(jié)物的基本特征、物質(zhì)來源和成因機制進行了系統(tǒng)梳理，總結(jié)了不同成因機制下碳酸鹽膠結(jié)物礦物類型及特征、控制因素和分布規(guī)律等，最后強調(diào)了在進行成因分析時需要注意的問題，以期深化對碎屑巖碳酸鹽膠結(jié)成因理論的系統(tǒng)認識，并為實際工區(qū)的研究工作提供理論依據(jù)。

1 碳酸鹽膠結(jié)物基本特征

1.1 礦物特征及溶解-沉淀影響因素

碳酸鹽膠結(jié)物礦物類型多樣，主要包括方解石、白云石、鐵方解石、鐵白云石、菱鐵礦、片鈉鋁石等，它們各自具有不同的產(chǎn)狀，其中方解石多呈連晶狀（圖1a）或晶粒狀（圖1b），鐵方解石多呈晶粒狀（圖1c），白云石和鐵白云石多呈半自形—自形菱面體狀（圖1d）等，菱鐵礦多呈晶粒狀（圖1e），而片鈉鋁石常呈放射狀（圖1f）、針柱狀等。碳酸鹽礦物的溶解-沉淀平衡受到溫度、壓力、孔隙水化學（離子活度、pH值、鹽度、溶解的有機化合物）的影響［7-8,11-12］。溫度升高，碳酸鹽礦物的溶解度明顯降低；CO2分壓降低或pH升高，均有利于碳酸鹽礦物的沉淀。白云石和鐵白云石的穩(wěn)定關系取決于溫度和Fe2+/Mg2+活度比，方解石、白云石和菱鎂礦之間的平衡關系取決于溫度和Mg2+/Ca2+活度比［11］。HCO3-濃度增加有利于方解石、白云石沉淀［13］；溶液（如氯化鈉溶液）鹽度升高，會促進碳酸鹽礦物的溶解；而由于同離子效應，Ca2+、Mg2+濃度的升高，則不利于碳酸鹽礦物的溶解［14］。CO2、乙酸和H2S等不同酸性流體溶蝕能力達到最強時的溫度區(qū)間不同，分別對應于60～90℃、90℃附近和120～150℃［15］。

圖1 碎屑巖儲層不同碳酸鹽膠結(jié)物的微觀特征Fig.1 Microscopic characteristics of different carbonate cements in clastic reservoirs

1.2 膠結(jié)期次

碳酸鹽膠結(jié)物具有多期次的特征，可以形成于同生期—晚成巖期的各個階段，早期碳酸鹽膠結(jié)物可發(fā)生溶解或交代作用而形成晚期的碳酸鹽膠結(jié)物［6,16-17］。自淺層到深層氧化帶、硝酸鹽還原帶、錳還原帶、鐵還原帶、硫酸鹽還原帶、甲烷生成帶、有機質(zhì)脫羧帶可分別形成不含鐵的方解石和白云石、富鐵錳的方解石和白云石、菱錳礦、菱鐵礦、不含鐵的方解石和白云石、鐵方解石和鐵白云石、含鎂菱鐵礦和含鐵菱鎂礦、含鐵碳酸鹽［11］。

1.3 分布特征

碳酸鹽膠結(jié)物分布模式多樣（圖2），常在砂泥巖接觸面及其附近［3-4,6,17-25］（圖2a）分布，可呈現(xiàn)多種膠結(jié)樣式，如砂巖層整體被致密膠結(jié)［4,19-20］（圖2a中①）、頂?shù)拙荒z結(jié)［3-4,6,17,19,22-23］、僅底部被膠結(jié)［18,20］（即“底鈣”，圖2a中的③和④）、僅頂部被膠結(jié)（即“頂鈣”）［21,24-25］。此外碳酸鹽膠結(jié)物也可在高孔高滲帶［26-27］、富生物碎屑層［9,19,28-30］（圖2b中①）、油水界面［26,31］、沿層理方向［20,32-33］（圖2b中②和③）、潛流帶和滲流帶交接處［32］、斷層（圖2c中①）或裂縫附近［20,34］等分布，在富生物碎屑層中，由于生物碎屑豐度和產(chǎn)狀的差異，碳酸鹽膠結(jié)層可呈現(xiàn)不同的產(chǎn)狀［29］。碳酸鹽膠結(jié)物宏觀分布規(guī)模不一（圖2），常呈結(jié)核狀分布［5,19-20,29,35］，結(jié)核可呈球狀、扁球形、長球形、平板形等規(guī)則和不規(guī)則形態(tài)（圖2a—2e），且結(jié)核大小不一，可小至幾厘米（圖2d中①），也可長達數(shù)米（圖2b—2e），也可以側(cè)向分布穩(wěn)定延伸達數(shù)百至數(shù)千米的連續(xù)膠結(jié)層存在［4-6,9,21,24-25,29,35］。

圖2 意大利亞平寧山北部古近系—新近系露頭砂巖中方解石膠結(jié)物的差異分布樣式（據(jù)文獻［20］）Fig.2 Differential distribution patterns of calcite cements in Paleogene-Neogene sandstones exposed in the northern Apennines,Italy(cited from reference［20］)

2 碳酸鹽膠結(jié)物的物質(zhì)來源

碳酸鹽膠結(jié)物的物質(zhì)來源可分為內(nèi)源和外源2種，其中內(nèi)源是指來源于砂體內(nèi)部的充填于砂體孔隙中的流體，外源則是指來源于砂體以外的流體及其攜帶的各種物質(zhì)。

2.1 內(nèi)源

碳酸鹽膠結(jié)物的內(nèi)部物質(zhì)來源主要包括碳酸鹽巖巖屑和生物碎屑的溶解、鈣長石的溶解、原生沉積流體及鋁硅酸鹽的水化作用等，此外，早期碳酸鹽膠結(jié)物溶解和暗色礦物的溶解或交代作用等也可以提供一定的物質(zhì)來源。

（1）碳酸鹽巖巖屑和生物碎屑的溶解

與陸相地層相比，海相地層更富有生物碎屑［36］，碳酸鹽巖巖屑和生物碎屑的溶解是海相地層中一種重要的內(nèi)部物質(zhì)來源，可以為碳酸鹽膠結(jié)提供鈣源和碳源［2,5,25,28-29,37-38］。尤其是對于淺海相地層，生物碎屑被認為是砂巖內(nèi)碳酸鹽膠結(jié)物的最主要物質(zhì)來源［29］。此外，碳酸鹽巖巖屑的溶解還能提供部分鎂源［1,35,37］。

（2）鈣長石的溶解

在一定的物理化學條件下，斜長石中的鈣長石與H+反應，生成高嶺石，形成各種類型的溶蝕孔隙，釋放出Ca2+進入溶液，該反應提供的Ca2+可以進入到碳酸鹽膠結(jié)物中［2,12,16,23,38］。當鈣長石含量豐富時，它的溶解是碎屑巖碳酸鹽膠結(jié)物鈣離子的重要內(nèi)部來源之一。

（3）原生沉積流體

原生沉積水可以為碳酸鹽膠結(jié)物提供一定的物質(zhì)來源，碳酸鹽礦物可從過飽和的原生沉積水沉淀［2,16］。原生沉積水的化學性質(zhì)主要受沉積環(huán)境及氣候影響［39-40］，處于干旱封閉的鹽湖環(huán)境下的化學物質(zhì)容易按照氧化物→磷酸鹽礦物→硅酸鹽礦物→碳酸鹽礦物→硫酸鹽礦物→鹵化物礦物的順序發(fā)生化學沉積分異作用而逐漸沉淀。

（4）鋁硅酸鹽礦物的水化作用

在各種巖屑尤其是火山巖巖屑的構(gòu)成礦物中，鋁硅酸鹽礦物與水接觸后會轉(zhuǎn)變成含水或含水較多的礦物，該過程可以提供一定的鈣源［2,40］，如火山巖巖屑的絹云母化等。尤其是在火山巖巖屑發(fā)育的地層，它也可以作為一種重要的鈣源。

（5）其他途徑

其他途徑包括早期碳酸鹽膠結(jié)物的溶解及暗色礦物的溶解或交代作用等。早期碳酸鹽膠結(jié)物的溶解可以為晚期碳酸鹽（主要是含鐵碳酸鹽）膠結(jié)物的形成提供一定的物質(zhì)來源［6,16-17］。砂巖中暗色礦物溶解或交代作用也可以為含鐵碳酸鹽膠結(jié)物的沉淀提供部分鐵和鎂源［4,6,18-19］，不少學者在研究中發(fā)現(xiàn)鐵白云石交代黑云母并沿著黑云母節(jié)理面發(fā)育的現(xiàn)象［4,19］。

2.2 外源

碳酸鹽膠結(jié)物的外部物質(zhì)來源包括泥巖的成巖作用和來源于砂體以外的碳酸鹽巖的溶解等，其中泥巖的成巖作用是碳酸鹽膠結(jié)物的一種主要的外部物質(zhì)來源。

（1）泥巖的成巖作用

泥巖內(nèi)部的有機質(zhì)、碳酸鹽礦物、黏土礦物等的成巖作用均能為碳酸鹽膠結(jié)提供重要的物質(zhì)來源。泥巖中有機質(zhì)在不同埋深、不同作用帶發(fā)生不同的地球化學反應，從淺到深分別為細菌氧化作用、硫酸鹽還原作用、細菌發(fā)酵作用、有機酸脫羧作用等，這些反應均可以生成CO2［41］，尤其有機酸脫羧作用可以為碳酸鹽膠結(jié)提供重要碳源［2-4,6,16-18,22-23,38,42］。泥巖中碳酸鹽礦物發(fā)生溶解，可以提供一定的碳源和鈣源［4,23］。隨著埋深的增加，泥巖中黏土礦物不斷發(fā)生轉(zhuǎn)化，尤其是蒙脫石向伊利石逐漸轉(zhuǎn)化，可以釋放出大量Ca2+、Mg2+、Fe3+等金屬陽離子，促進含鐵碳酸鹽膠結(jié)物的形成［2-4,6,12,16-18,23,43］。富含金屬離子、CO2和碳酸氫鹽的流體可以從泥巖進入砂巖，從而為砂巖中碳酸鹽膠結(jié)提供物質(zhì)基礎。

（2）其他途徑

儲層在埋藏過程中可能會受到其他流體如深部流體［16,34,44-47］、大氣水［48-49］、海水［21,35］等的影響，這些外部流體也可以為碳酸鹽膠結(jié)提供部分物質(zhì)來源。其中，部分富鐵、鎂質(zhì)深部流體還能提供一定量的鐵源和鎂源，從而促進鐵白云石的形成［47］。此外，來源于砂體以外的碳酸鹽巖的溶解也可以提供一定的物質(zhì)來源［5,50］。

3 碳酸鹽膠結(jié)物成因機制及分布規(guī)律

3.1 碳酸鹽膠結(jié)物成因機制

碳酸鹽膠結(jié)物可通過不同的成因機制形成，這些機制主要包括砂泥巖協(xié)同成巖作用、蒸發(fā)作用、生物碎屑溶解再沉淀作用、沉積速率控制作用、熱對流作用、深部熱流體作用等。

3.1.1 砂泥巖協(xié)同成巖作用

泥巖的成巖作用和砂泥巖之間的物質(zhì)傳輸是砂巖中碳酸鹽膠結(jié)的關鍵。擴散作用作為砂泥巖之間短距離物質(zhì)傳輸?shù)闹饕獧C制越來越得到認可［4,17,42,51］，但關于早期砂泥巖之間的物質(zhì)傳輸方式，也有學者認為是泥巖中壓實流體經(jīng)平流作用運移至砂巖［4,52］。砂泥巖協(xié)同成巖作用形成碳酸鹽膠結(jié)最常見的成因機理為：泥巖中有機質(zhì)在不同埋深發(fā)生不同地球化學反應，這些反應均可以生成CO2［41,53］，提供重要碳源；而黏土礦物尤其是蒙脫石在埋藏過程中會發(fā)生伊利石化，釋放大量的Ca2+、Fe3+、Mg2+等金屬陽離子［43］；此外，泥巖中碳酸鹽礦物的存在和被溶解也常可以為砂巖中膠結(jié)物的形成提供重要碳源和鈣源［4,23］，使得泥巖和砂巖之間產(chǎn)生濃度梯度。在濃度梯度作用下，富含金屬離子、CO2和碳酸氫鹽的流體通過擴散作用從泥巖進入砂巖［51］。該機制得到了成巖數(shù)值模擬結(jié)果的驗證［17］：如圖3所示，在簡化的一維砂泥巖系統(tǒng)成巖數(shù)值模擬中（圖3a），隨著模擬時間增加，泥巖中同一位置示蹤劑和各離子濃度逐漸減小，泥巖和砂巖之間示蹤劑和各離子濃度差異逐漸減小（圖3b—3f）；同一模擬時間，隨著距砂泥界面距離的增加，砂巖中各物質(zhì)濃度先減小后基本穩(wěn)定（圖3b—3f），反映了泥巖中離子向砂巖中擴散的規(guī)律。在新的物理化學環(huán)境中，初始的物理化學平衡被打破，因此，使碳酸鹽膠結(jié)物首先在砂泥巖界面發(fā)生沉淀（圖2a）。但也有學者認為突變接觸的砂泥之間由于存在濃度梯度可以發(fā)生物質(zhì)傳輸，而漸變接觸的砂泥之間由于濃度梯度太小幾乎無物質(zhì)傳輸［42］。

圖3 一維砂泥巖系統(tǒng)中距砂泥巖界面不同位置不同模擬時間各物質(zhì)濃度變化（據(jù)文獻［17］）Fig.3 Variations of ion concentrations with different distances from the sandstone-shale interface and different modelling time of a simplified sandstone-shale system(cited from reference［17］)

在砂泥巖界面附近形成的主要為晚期含鐵碳酸鹽膠結(jié)物［4,23］。鐘大康等［22］從泥巖成巖演化的角度指出：泥巖在淺—中等埋藏條件下主要排出低礦化度、富含有機酸的流體，在砂泥巖界面附近溶蝕作用強于內(nèi)部；而在深埋條件下，從泥巖中排出的是富含金屬離子的高礦化度堿性流體，進入砂巖后易在砂泥巖界面形成膠結(jié)，因此砂泥巖界面附近膠結(jié)強于內(nèi)部，且多形成含鐵碳酸鹽膠結(jié)。此外，砂泥巖協(xié)同成巖作用還可以形成早期的碳酸鹽膠結(jié)物，一般主要是方解石膠結(jié)物［4,22］，形成的方解石均勻分布在砂巖內(nèi)部［22］或主要分布在砂巖中部［4］或在砂泥巖界面分布［17］。

不同的砂泥巖組合方式及砂泥巖相對厚度比例對砂泥巖界面附近的膠結(jié)程度影響很大［22］。當砂巖厚度為中—厚層時，常表現(xiàn)為從砂巖內(nèi)某一點到砂泥巖界面，碳酸鹽膠結(jié)物含量逐漸增加的特征［3-4,6,17,23,42］（圖4）。

圖4 南堡凹陷灘海地區(qū)沙一段碳酸鹽膠結(jié)物含量與距砂泥巖界面距離的關系Fig.4 Relationship between abundances of carbonate cements and distances to mudstone-sandstone interface of the E s1 reservoir in the offshore area of Nannpu Sag

統(tǒng)計表明，南堡凹陷灘海地區(qū)沙一段碳酸鹽膠結(jié)物含量隨著距離砂泥巖界面的增大而減小：當距砂泥巖界面距離大于1.3 m時，碳酸鹽膠結(jié)物含量普遍小于10%；當砂巖厚度較薄時，砂巖幾乎被全部膠結(jié)。因此，在深水濁積巖沉積遠端或朵葉體（圖5）、近岸水下扇的扇緣、灘壩的灘席和壩側(cè)緣常見砂體被全部膠結(jié)的特征［4-6,36,54］。

圖5 碳酸鹽膠結(jié)物在深水砂巖垂向和平面相中的分布（據(jù)文獻［5］和［36］）Fig.5 Distribution of carbonate cements in vertical and planar facies of deep-water sandstones(cited from reference［5,36］)

3.1.2 蒸發(fā)作用

蒸發(fā)作用形成碳酸鹽膠結(jié)物的機理在于，蒸發(fā)量大于降水量時，處于沉積期或準同生期的沉積物粒間水不斷蒸發(fā)，使得孔隙水濃度逐漸變大，引起孔隙水過飽和而發(fā)生沉淀。同時隨著蒸發(fā)作用的進行，沉積物下部與海（湖）水溝通的孔隙會從海（湖）水中獲取補給，就像泵汲一樣，使沉積物粒間水的含鹽度大大提高，促進碳酸鹽礦物沉淀。Fried?man等［55］將這一作用稱為“毛細管濃縮作用”，指出毛細管濃縮作用可以形成高Mg/Ca的鹵水。

Hsü等［56］通過實驗證明了這一機理，并指出實驗證實通過蒸發(fā)泵誘發(fā)的流動速率僅由蒸發(fā)作用直接控制。在相同的蒸發(fā)條件下，通過粗砂巖和細砂巖的線性流體速率近似相同，然而流動遵循達西定律，由于介質(zhì)滲透率固定，因此在相對非滲透的粉砂巖中的水力梯度實際上比在高滲透的砂巖中大得多，由蒸發(fā)作用誘導的水力向上運動可以作為在氣候干熱的濱岸平原將含鎂流體運移到相對非滲透性沉積物中的一種有效機制。通過巖心和顯微觀察，姜洪福等［33］對青海湖現(xiàn)代濱岸砂體沉積層理和鈣質(zhì)致密層開展研究，認為塔里木盆地東河塘石炭系CⅢ油層濱岸厚層塊狀砂巖中大量發(fā)育的沿斜層理分布的鈣質(zhì)致密膠結(jié)層是蒸發(fā)泵作用形成的：在蒸發(fā)泵作用下，富含鈣離子的鹵水不斷蒸發(fā)濃縮，逐漸沿相對較高滲的斜層理沉淀，最終形成鈣質(zhì)致密層。

蒸發(fā)作用主要發(fā)生在氣候干熱、蒸發(fā)量大于降水量的地區(qū)（如濱岸），主要形成白云石、方解石等膠結(jié)物［33,57］。蒸發(fā)泵作用現(xiàn)已被普遍用來解釋準同生白云巖的成因［58-60］。

3.1.3 生物碎屑溶解再沉淀作用

生物碳酸鹽與方解石膠結(jié)物的平衡面（圖6中A和B）存在差異，生物碳酸鹽在沉積埋藏過程中更易發(fā)生溶解，當生物碎屑發(fā)生溶解，孔隙水中鈣質(zhì)濃度超過方解石膠結(jié)物的平衡面后優(yōu)先在成核點（如圖6中①、②和③）附近膠結(jié)形成鈣質(zhì)結(jié)核［29］（圖6），它的形成會降低結(jié)核附近孔隙水中溶解的鈣質(zhì)濃度，促進結(jié)核周圍的生物碎屑溶解，溶解離子沿著濃度梯度擴散和以膠結(jié)物的形式在結(jié)核表面沉淀，結(jié)核不斷生長，直至單位時間生物碎屑溶解量與成核點周圍方解石膠結(jié)物沉淀量達到平衡（圖6中圍繞成核點以ri為半徑的周圍區(qū)域），最終演變成鈣質(zhì)團塊［29］。當生物碎屑供應充足，相鄰成核點間距較?。ㄈ鐖D6中①和②），不同成核點的影響范圍發(fā)生重疊，鈣質(zhì)結(jié)核在生長過程中逐漸發(fā)生合并（圖6），最終可形成側(cè)向連續(xù)、延伸廣的膠結(jié)層［29］。

圖6 不同方解石膠結(jié)物成核點的影響范圍及相互作用（據(jù)文獻［29］）Fig.6 Influence ranges and interaction of several calcite cement nuclei(cited from reference［29］)

對于在成核點附近逐漸沉淀和鈣質(zhì)團塊發(fā)生合并這種認識，學者Bj?rkum等［61］通過對英格蘭下侏羅統(tǒng)露頭Bridport砂巖中側(cè)向連續(xù)展布的方解石膠結(jié)層的研究得到了證實：膠結(jié)層的δ13C值為-2.2‰～-0.5‰，而δ18O值在-9.2‰～-4.8‰的范圍內(nèi)變化，而且δ18O值圍繞少數(shù)核心呈放射狀向外減小，表明側(cè)向連續(xù)展布的方解石膠結(jié)層的主要物質(zhì)來源是生物碳酸鹽巖巖屑，是從若干成核點處開始逐漸向外生長，不同成核點處碳酸鹽膠結(jié)同步發(fā)生，最終發(fā)生合并。碳酸鹽膠結(jié)層的幾何形狀受控于生物碎屑的豐度和原始分布，根據(jù)生物碎屑的豐度差異，可分別形成離散的結(jié)核、層控結(jié)核和連續(xù)膠結(jié)層［29］（圖2b中①，圖7a—7c）。

珠江口盆地西江凹陷番禺地區(qū)珠江組的巖心中可見碳酸鹽膠結(jié)呈離散結(jié)核狀和連續(xù)膠結(jié)層（圖7a），鏡下顯示其主要膠結(jié)礦物為鐵方解石，常與生物碎屑伴生（圖7d，7e），整體呈基底-孔隙式膠結(jié)。2口取心井9塊樣品的碳氧同位素測試表明其δ13C值介于-2.8‰～-1.03‰，δ18O值介于-10.2‰～-8.78‰，反映生物碎屑的溶解為碳酸鹽膠結(jié)物提供了主要碳源。在巖心標定測井的基礎上，測井識別和井間對比分析表明其可以形成側(cè)向延伸達數(shù)百到數(shù)千米的膠結(jié)層（圖8）。

圖7 濱淺海相砂巖中碳酸鹽膠結(jié)物巖心、露頭及鏡下特征Fig.7 Core,outcrop,and microscopic characteristics of carbonate cements in coastal-shallow marine sandstones

圖8 番禺地區(qū)珠江組R17和R18油層碳酸鹽膠結(jié)層近南北向連井對比剖面Fig.8 North-south well connection correlational profile of carbonate-cemented layers of the R17 and R18 oil layers of Zhujiang Formation in the Panyu area

與陸相環(huán)境相比，海相尤其是濱淺海相沉積環(huán)境富含碳酸鹽和硅質(zhì)生物碎屑，可分別作為CaCO3和SiO2的內(nèi)部來源，促進早成巖時期方解石或硅質(zhì)膠結(jié)［36］。Walderhaug等［29］指出淺海相砂巖內(nèi)部方解石膠結(jié)物的唯一重要來源通常是生物碳酸鹽巖巖屑，因此這是一種在濱淺海相易發(fā)生的碳酸鹽成因機制。該機制形成的膠結(jié)物以（鐵）方解石為主，這種機制為濱淺海相側(cè)向延伸廣的連續(xù)碳酸鹽膠結(jié)層提供了一種合理成因解釋［9,25,29,57,62］。

3.1.4 沉積速率控制作用

緩慢的沉積速率延長了沉積物的保留時間，促進了Ca2+和HCO3-等離子從上覆海水或海底附近細菌活動帶擴散進入沉積物孔隙水中，因此促進了早期碳酸鹽膠結(jié)物的形成［9,21,24,35］。一旦沉積物中方解石膠結(jié)物的成核作用發(fā)生（如在生物碎屑周圍），就形成了上覆海水和孔隙水碳酸鹽沉淀位置之間的Ca2+和HCO3-的化學梯度［24］。Kantorow?icz等［9］指出沉積速率對海相砂巖碳酸鹽膠結(jié)樣式有重要影響：隨著沉積速率增大，形成的碳酸鹽膠結(jié)層的連續(xù)性變差（圖9）。當沉積物緩慢埋藏時，沉積物發(fā)生氧化作用，易形成側(cè)向連續(xù)穩(wěn)定分布的膠結(jié)層（圖9中的路徑A）；當沉積物沉積速率增大，沉積物以發(fā)生硫酸鹽還原作用為主，易形成層控結(jié)核（圖9中的路徑B）；隨著沉積物沉積速率進一步增大，沉積物以發(fā)生細菌發(fā)酵作用為主，易形成離散結(jié)核（圖9中的路徑C）。

圖9 海相砂巖中沉積速率對碳酸鹽膠結(jié)樣式的影響（據(jù)文獻［9］）Fig.9 Schematic illustration of the impact of deposition rate on carbonate cementation styles in marine sandstones(cited from reference［9］)

這種機制下的碳酸鹽結(jié)核生長從沉積物-水界面下部開始，但是在成巖作用中會持續(xù)發(fā)生［35］，形成的膠結(jié)物以方解石和鐵白云石為主。海泛的發(fā)生會降低沉積速率，延長沉積物作用時間［9,21,35］；同時它有利于生物碎屑的富集［21,30,36］，生物碎屑作為成核點，可促進碳酸鹽膠結(jié)。因此，常見碳酸鹽膠結(jié)物富集于準層序界面、海侵面和最大海泛面的下部［21,24-25,30,35-36,57］。

3.1.5 熱循環(huán)對流作用

熱循環(huán)對流是兩塊平板之間所夾的流體在下部受熱、上部冷卻時所產(chǎn)生的循環(huán)對流形式，其主要驅(qū)動力來自于溫度梯度導致的微小密度差［63］。在熱循環(huán)對流傳輸機制下，熱流體從砂體的底部由下向上流動，在上傾部位急轉(zhuǎn)向上垂直流動直至砂體頂部，流體再沿砂體頂界由上而下流動，在下傾部位急轉(zhuǎn)向下垂直流動至砂體底部，最終形成熱循環(huán)對流［64］。對流過程中的溫度變化會引起溶解度對溫度變化敏感的自生礦物的重新分布［65］。由于石英的溶解度與溫度呈正比，而碳酸鹽礦物的溶解度與溫度呈反比，因此在熱對流過程中，會將石英從熱域遷移至冷域沉淀，而將碳酸鹽礦物從冷域遷移至熱域沉淀，導致碳酸鹽膠結(jié)物在砂體下部或構(gòu)造低部位富集［66］（圖10）。

圖10 東營凹陷古近系深層碎屑巖薄板狀熱循環(huán)對流成巖模式（據(jù)文獻［67］）Fig.10 Thermal convection diagenetic model of thin-plate type in the deep Paleogene clastic rocks in the Dongying Sag(cited from reference［67］)

熱對流的發(fā)生與否取決于瑞利數(shù)（R）的大小。Wood等［63］的理論和實驗表明當平板傾角不為0°時，更易產(chǎn)生熱對流。沉積盆地中能否發(fā)生熱對流可根據(jù)R=1.2×10-2×△T/H×K×H2判斷，其中△T/H為地溫梯度（單位：℃/m），K為地層滲透率（單位：10-3μm2），H為地層厚度（單位：m）［68］，因此熱對流更易發(fā)生在地層傾角大、滲透性好的地層。而在等溫線傾斜的場合總能產(chǎn)生熱對流，這種熱對流一般稱為非瑞利對流，發(fā)生這種熱對流的介質(zhì)包括火成巖侵入體、鹽丘和活躍斷層周圍的巖體等［68］。該機制形成的碳酸鹽膠結(jié)物以（鐵）方解石、鐵白云石為主［64,69］。

3.1.6 深部熱流體作用

熱流體是其溫度比所經(jīng)圍巖地層溫度高的地質(zhì)流體［70］，主要包括殼源熱流體、烴源熱流體和幔源熱流體3種類型［71］，通常沿斷裂從地層深部向淺部運移［72］。熱流體富含CO2等揮發(fā)組分，能提供大量熱量，促進有機質(zhì)熱演化和短期內(nèi)發(fā)生大規(guī)模生烴作用［73］，加速黏土礦物的轉(zhuǎn)化［44-47］，使砂巖儲層發(fā)生熱液蝕變作用而形成一系列熱液礦物組合等［44-47,74］，引起碳酸鹽巖的白云石化［75-76］。深部熱流體作用形成碳酸鹽膠結(jié)物的機理在于：富含CO2的高溫熱流體沿斷層上涌，在流體向上運移過程中，可對圍巖等進行溶蝕，長石等礦物的溶蝕使流體的鹽度和堿度增大，當富CO2的熱流體溫度降低到一定程度時，會造成儲層中綠泥石等黏土礦物異常演化，釋放出大量的Fe2+、Mg2+，促進鐵白云石等礦物的沉淀［45］（圖11）。

圖11 深部富CO2熱流體作用下鐵白云石的形成模式示意圖（據(jù)［45］修改）Fig.11 Schematic illustration of ankerite formation pattern under the action of deep CO2-rich hydrothermal fluid(modified from reference［45］)

這種機制易發(fā)生在熱流體發(fā)育且有深大斷裂溝通的地區(qū)，形成的碳酸鹽膠結(jié)物以鐵白云石為主，還常見片鈉鋁石和菱鐵礦等［44-47,74］，碳酸鹽膠結(jié)物的分布受熱流體和深大斷裂的控制。

除上述幾大成因機制外，大氣水-海水混合作用［38,50,77］、重結(jié)晶作用［42,54,78］等也可形成碳酸鹽膠結(jié)物。有時碳酸鹽膠結(jié)并不是單一機制形成的，而是多種機制共同作用的結(jié)果［21,30,79］。El-Ghali等［79］通過對巴黎盆地河流和淺海相砂巖碳酸鹽膠結(jié)物的研究表明，生物碎屑的存在進一步促進了準層序界面、海侵面和最大海泛面下的方解石和白云石膠結(jié)。

3.2 不同成因機制下碳酸鹽膠結(jié)物分布規(guī)律

在對不同成因機制論述的基礎上，對各主要成因機制下碳酸鹽膠結(jié)物的分布特征、礦物類型與控制因素等進行了總結(jié)（表1）。砂泥巖協(xié)同成巖作用主要發(fā)生在三角洲、濁積巖等砂泥配置良好的相帶，碳酸鹽膠結(jié)物主要分布在砂泥界面附近，形成的膠結(jié)礦物類型以鐵方解石和鐵白云石為主，方解石和白云石也較常見。蒸發(fā)作用主要發(fā)生在氣候干熱、蒸發(fā)量大于降水量的地區(qū)，如濱岸和潟湖相，碳酸鹽膠結(jié)物分布無明顯規(guī)律，礦物類型以白云石、方解石為主。生物碎屑溶解再沉淀作用多發(fā)生在濱淺海、海陸過渡相，碳酸鹽膠結(jié)物分布在富生物碎屑層，形成的膠結(jié)礦物類型以（鐵）方解石為主。沉積速率控制作用主要發(fā)生在海陸過渡相、濱淺海相地層，碳酸鹽膠結(jié)物在準層序界面、海侵面或最大海泛面下常見，礦物類型以方解石和鐵白云石為主。熱對流作用易發(fā)生在地層傾角大、滲透性好的地層或巖漿侵入體、鹽丘等特殊地質(zhì)體周圍，膠結(jié)物分布在有明顯溫度梯度的地質(zhì)體或砂體下部，形成的膠結(jié)礦物類型以（鐵）方解石、鐵白云石為主。深部熱流體作用易發(fā)生在熱流體發(fā)育且有深大斷裂溝通的地區(qū)，膠結(jié)物分布在熱流體活動帶及斷層附近，礦物類型以鐵白云石為主，也常見片鈉鋁石和菱鐵礦。

總體而言，不同成因機制下形成的碳酸鹽膠結(jié)物的分布特征、礦物類型及控制因素等存在一定差異，但不同的成因機制形成的碳酸鹽膠結(jié)物可能有相同的礦物類型和相似的分布特征（表1）。對比陸相和海相地層，在陸相碎屑巖儲層中，砂泥巖協(xié)同成巖作用是形成碳酸鹽膠結(jié)物的最重要機制，但在海陸過渡相—海相地層中，除了砂泥巖協(xié)同成巖作用外，生物碎屑溶解沉淀作用、沉積速率控制作用也是重要的碳酸鹽膠結(jié)物形成機制。

表1 不同成因機制下形成的碳酸鹽膠結(jié)物的分布規(guī)律Table 1 Distribution of carbonate cements formed under different genetic mechanisms

4 需要注意的問題

在對成因機制及分布規(guī)律論述的基礎上，鑒于碳酸鹽膠結(jié)物物質(zhì)來源復雜，海陸過渡相—海相地層與陸相地層沉積控制因素及物質(zhì)組分存在差異，以及不同的成因機制形成的碳酸鹽膠結(jié)物可能有相同的礦物類型和分布特征，因此應特別注意以下幾個問題：

（1）應注意利用δ13C值判斷物質(zhì)來源的不確定性。碳酸鹽膠結(jié)物成因分析最常見的手段是碳氧同位素測試，依據(jù)δ13C值確定其物質(zhì)來源，進一步分析其成因。但碳酸鹽膠結(jié)物物質(zhì)來源復雜，僅依據(jù)δ13C判斷其來源存在以下一些問題：①碳酸鹽巖巖屑或生物碎屑的存在會對結(jié)果產(chǎn)生干擾；②碳酸鹽膠結(jié)物常常表現(xiàn)為多期次、多類型的特征；③盡管不同來源的CO2其δ13C值存在差異［2］，而且處于不同演化階段的有機質(zhì)生成的CO2的δ13C值也存在差異［41］，但這些來源的CO2其δ13C值存在一定的重疊區(qū)間；④即使對于單一期次、單一類型的碳酸鹽膠結(jié)物，其碳源也常常表現(xiàn)為多源混合的特征［5］。對于問題①和②，主要可以通過改進測試方法，利用微鉆取樣分析或激光微探針分析等加以解決，這些方法可以大大地降低母巖組分或其他類型或期次碳酸鹽膠結(jié)物對δ13C的影響［80-81］。對于問題③和④，可以以微觀精細表征為基礎，結(jié)合研究區(qū)地質(zhì)背景分析，將碳氧同位素分析和其他測試手段（如流體包裹體測試）相結(jié)合來綜合分析碳酸鹽膠結(jié)物的成因。通過微觀精細表征，初步明確碳酸鹽膠結(jié)物的類型、特征、形成先后關系等；再結(jié)合研究區(qū)的地質(zhì)條件和碳同位素結(jié)果，分析可能的流體和物質(zhì)來源；最后通過碳氧同位素組成和流體包裹體均一溫度等對結(jié)果進行約束，從而明確碳酸鹽膠結(jié)物的成因［3-4］。

（2）在海陸過渡相—海相地層中，應重視層序地層和沉積環(huán)境對碳酸鹽膠結(jié)的作用。海陸過渡相—海相地層與陸相地層的沉積控制因素及物質(zhì)組分存在差異，在海陸過渡相—海相地層中，沉積物受到全球海平面變化的影響，海泛的發(fā)生會降低沉積速率，而且海洋環(huán)境中尤其是濱淺海環(huán)境更富有生物碎屑，這些因素使得層序地層和沉積環(huán)境對海陸過渡相—海相地層中碳酸鹽膠結(jié)起著重要的作用，尤其是對早期的碳酸鹽膠結(jié)有重要影響，需要給予重視。

（3）應注意相同的礦物類型（如“鐵白云石”）或相似的分布特征（如“頂鈣”）成因的多解性。經(jīng)典的鐵白云石形成模式認為鐵白云石主要分布在相對深埋地層，是晚期成巖階段的產(chǎn)物，這主要與泥巖中黏土礦物的轉(zhuǎn)化尤其是蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化提供Fe3+和Mg2+有關［2-4,6,12,16-18,23,43］。但深部熱流體作用［34,44-47,74］、沉積速率控制作用［21,35］、大氣淡水淋濾作用［1,37］等也可形成鐵白云石。在陸相地層中，“頂鈣”的形成一般受控于鄰近泥巖，是砂泥巖協(xié)同作用的結(jié)果［3-4,6,17-19,22-23］。但在海相地層中，“頂鈣”的形成可能與海泛面或準層序界面等密切相關［21,24,35］，或者受到生物碎屑富集的控制［25］。

5 結(jié)論

（1）碳酸鹽膠結(jié)物具有多礦物類型、多期次和多種分布形式的特征。不同的碳酸鹽礦物微觀特征存在差異，其溶解-沉淀平衡受到溫度、壓力、孔隙水化學等的影響；碳酸鹽膠結(jié)物可以在同生期—深成巖的各個階段形成；碳酸鹽膠結(jié)物分布模式多樣，分布規(guī)模不一。

（2）碳酸鹽膠結(jié)物的物質(zhì)來源包括內(nèi)源和外源，內(nèi)源主要包括碳酸鹽巖巖屑或生物碎屑的溶解、鈣長石溶解、原生沉積流體、鋁硅酸鹽的水化作用等；碳酸鹽膠結(jié)物的外部物質(zhì)來源主要包括泥巖的成巖作用。

（3）碳酸鹽膠結(jié)物可以由砂泥巖協(xié)同成巖作用、蒸發(fā)作用、生物碎屑溶解再沉淀作用、沉積速率控制作用、熱對流作用、深部熱流體作用等機制形成。在陸相碎屑巖儲層中，砂泥巖協(xié)同成巖作用是形成碳酸鹽膠結(jié)的最重要機制，但在海陸過渡相—海相地層中，除了砂泥巖協(xié)同成巖作用外，生物碎屑溶解沉淀作用、沉積速率控制作用也是重要的碳酸鹽膠結(jié)物形成機制。不同成因機制下形成的碳酸鹽膠結(jié)物的礦物類型及特征、控制因素及分布規(guī)律存在差異。

（4）碳酸鹽膠結(jié)物成因研究應注意利用δ13C值判斷物質(zhì)來源存在不確定性，應重視層序地層和沉積環(huán)境在海陸過渡相—海相地層中對碳酸鹽膠結(jié)的作用，應注意相同的礦物類型（如“鐵白云石”）或分布（如“頂鈣”）成因的多解性。