Natural Gas Geoscience >

2020 , Vol. 31 >Issue 11: 1562 - 1573

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2020.08.003

Characteristics and genetic mechanism of carbonate cements in Upper Paleozoic tight sandstones， southwestern Ordos Basin

  • Kun-peng SONG , 1 ,
  • Jing-lan LUO , 1 ,
  • Xin-she LIU 2 ,
  • Yun-dong HOU 2 ,
  • Wei-yan SHENG 1 ,
  • Jiang-jun CAO 1 ,
  • Qian-ru MAO 1
Expand
  • 1. State Key Laboratory of Continental Dynamics，Northwest University，Xi’an 710069，China
  • 2. Research Institute of Exploration and Development，Changqing Oil Field Company，PetroChina，Xi’an 710021，China

Received date: 2020-05-23

  Revised date: 2020-08-06

  Online published: 2020-11-24

Fold

Highlights

This study performed the analysis of genetic mechanism of carbonate cements from the tight sandstone reservoir of He8 member of Upper Paleozoic in southwestern Ordos Basin， based on measurement of thin sections identification， scanning electron microscopy， electron microprobe， micro-area carbon and oxygen isotope， homogenization temperature and laser Raman composition analysis of fluid inclusions. In this study， a comparative analysis was made between the drilling core in the basin and the outcrop in the southwest margin of the basin. The results show that there are four stages of carbonate cementation. （1） During the syngenetic stage， carbonate cement precipitated directly from the carbonate supersaturated sedimentary water， which was formed before the hydrocarbon charge. （2） The formation of carbonate cements in period B of early diagenetic stage and period A of middle diagenetic stage was related to organic carbon sources provided by hydrocarbon generation and expulsion in source rock. （3） Carbonate cements formed in uplift stage of the basin during middle diagenetic stage was affected by inorganic carbon sources such as atmospheric precipitation. The hydrocarbon charge of the southwestern margin of the basin started at the early stage of source rock evolution（around 80 ℃）， a large-scale carbonate cement of organic carbon origin was formed in the period B of early diagenetic stage. The major hydrocarbon charge inside the basin began after the maturity of source rock （about 120 ℃）， and carbonate cement of organic carbon origin was mainly formed in the period A stage of middle diagenetic stage.

Cite this article

Kun-peng SONG , Jing-lan LUO , Xin-she LIU , Yun-dong HOU , Wei-yan SHENG , Jiang-jun CAO , Qian-ru MAO . Characteristics and genetic mechanism of carbonate cements in Upper Paleozoic tight sandstones， southwestern Ordos Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2020 , 31(11) : 1562 -1573 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2020.08.003

0 引言

鄂尔多斯盆地西南部天然气的勘探始于20世纪70年代末，近10年的勘探相继在该区二叠系发现了3个主力含气砂带，成为盆地上古生界致密砂岩气储量接替区之一［1-3］。鄂尔多斯盆地上古生界储层属于低孔低渗—致密储层，孔隙结构复杂，孔喉连通性较差，非均质性较强，成岩作用是造成上古生界储层致密的重要因素之一［4-5］。成岩作用中，除压实作用外，储层致密化主要受碳酸盐、硅质（石英次生加大与粒间微晶硅质）、黏土矿物伊/蒙混层及伊利石等胶结作用的控制。上古生界储层中主要的碳酸盐胶结物为方解石、含铁方解石［5-9］。前人对于碳酸盐胶结物的成因及形成时间存在不同认识：胡宗全［7］研究认为，受煤系烃源岩影响，储层成岩早期为酸性环境，方解石主要形成于晚白垩世地层抬升之后的成岩晚期碱性环境中；而刘晓鹏［10］报道了形成于硅质一期加大之前的基底式方解石胶结，提出部分方解石的形成早于天然气充注。此外，前人对上古生界天然气储层成岩作用及碳酸盐胶结物的研究主要集中在盆地北部和中部，盆地西南部上古生界储层的相关精细研究相对薄弱。
本文以鄂尔多斯盆地西南部下石盒子组盒8段为例，将钻井岩心与野外露头相结合，在野外露头剖面调研、岩心观察描述、岩石薄片镜下观察与鉴定等岩相学研究基础上，利用流体包裹体均一温度与激光拉曼成分分析、碳酸盐胶结物的微区碳氧同位素、扫描电镜等分析测试方法，讨论盆地西南部上古生界盒8段下部储层中碳酸盐胶结作用期次、碳酸盐胶结物类型及成因、以及与烃类充注的关系。

1 研究区地质概况

研究区主体位于鄂尔多斯盆地西倾单斜的平缓斜坡带，北起泾川、南至环县、西起平凉、东至甘泉（图1）。该区上古生界地层自下而上发育二叠系太原组、山西组、石盒子组和石千峰组，大部分区域缺失石炭系本溪组。上古生界烃源岩主要为山西组、太原组煤层和暗色泥岩，储集层段主要为二叠系山西组、下石盒子组［11-12］。其中，下石盒子组盒8段发育辫状河三角洲沉积，陆源碎屑供应充足，水动力强，河道沉积占主要地位，呈现出大范围的连片砂体，为重要储集层段［13-14］。
图1 研究区域构造地理位置(据文献[15])

Fig.1 Tectonic geographical location of the study area (according to Ref.[15])

2 样品与实验方法

本研究分析测试样品分别采自鄂尔多斯盆地西南部取心井砂岩岩心（11口井、23块）和西南缘出露较好的平凉二道沟剖面盒8段（20块），主要运用了以下研究手段与分析测试方法开展研究。除部分样品的微区碳、氧同位素分析在中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院完成外，其余分析测试均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。
（1）岩石薄片镜下观察、鉴定与统计。使用茜素红和铁氰化钾混合液对普通薄片、铸体薄片染色，在显微镜下鉴定岩石学组分、观察成岩作用现象及其特征，重点观察确定碳酸盐胶结作用期次以及各期次碳酸盐矿物类型、产状、形成序列等岩相学特征。然后对各期次、各类型碳酸盐矿物进行碳、氧同位素和电子探针成分分析，根据分析所得的同位素特征和矿物成分，结合流体包裹体均一温度与成分测定，进一步明确各类型碳酸盐胶结物特征及其形成期次。
（2）流体包裹体成分分析和均一温度测试。本研究未在碳酸盐胶结物中观察到符合测试要求的流体包裹体。所以，选择石英加大边上或裂隙中记录了流体活动的气、液两相包裹体进行分析测试。流体包裹体成分分析在Renishaw invia显微激光拉曼光谱仪上进行，Ar+激光器波长为 514.5 nm，空间分辨率横向为1 μm，纵向为2 μm。流体包裹体均一温度测试在LINKAM-600 冷热台上进行，实验温度为20~25 ℃，精度为±1 ℃。
（3）碳、氧稳定同位素分析。在碳酸盐胶结物岩相学研究的基础上，对发育规模较大的碳酸盐胶结物样品使用微钻取样仪，在手标本上钻取各类碳酸盐胶结物粉末样品，利用磷酸溶解法进行分析。将标样和粉末样品溶于70 ℃下100%H3PO4中，充分反应后收集释放的CO2，使用MAT 253气体稳定同位素比值质谱仪进行测试分析。分析结果采用PDB标准，δ13C和δ18O的标准偏差小于0.2‰（实验在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成）。
对于规模较小，钻具取样受到限制的碳酸盐胶结物，采用激光微区取样法进行分析测试。方法是将样品磨制成厚约50~100 μm的薄片，利用烤箱加热去除样品中的有机质和水分，将取样激光束聚焦在选取的样品靶位上加热分解取样，将产生的气体进行真空液氮冷冻提纯后导入气体同位素质谱仪（MAT251/252）。分析精度可达±0.22‰（在中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院完成）。
（4）扫描电镜分析。扫描电镜分析仪器为FEI Quanta 400 FEG环境扫描电子显微镜。主要技术指标：真空度Lower IGP<5×10-4 Pa；Upper IGP<5×10-7
Pa，加速电压500~30 kV，像散小于或等于50 μm，放大倍数在7~106倍之间；图像分辨率≤3.5 nm。
（5）电子探针元素分析。砂岩样品中碳酸盐胶结物原位微区元素组成分析仪器为JEOLJXA-8230电子探针显微分析仪，实验条件：加速电压为15 kV，电子束电流为10 nA，电子束斑直径为2 μm，测试元素主要包括Ca、Mg、Fe、Mn、Cr、Sr等12种元素，分析误差小于3%。

3 碳酸盐胶结物特征

3.1 岩相学特征

本研究通过43块砂岩（露头剖面20块、岩心23块砂岩样品）的薄片镜下观察、扫描电镜等分析方法，分别研究了露头与钻井岩心盒8段砂岩中的碳酸盐胶结作用期次、各期碳酸盐胶结物的特征。结果表明，盒8砂岩中存在4期碳酸盐胶结作用，碳酸盐胶结物包括基底式胶结的泥晶方解石、连晶式胶结的亮晶方解石、方解石条带等，以方解石和含铁方解石为主，具有多期次、类型复杂的特征。
露头剖面砂岩中的碳酸盐胶结作用可分为4期：Ⅰ期碳酸盐胶结为泥晶方解石，呈基底式胶结［图2（a）］。Ⅱ期碳酸盐胶结为亮晶方解石，胶结物由较大的单晶组成，胶结区域整体消光均匀且聚片双晶取向一致［图2（b）］。能谱分析显示该期方解石含铁（图3）。Ⅲ期碳酸盐胶结形成于溶蚀作用后，具有2种产状：充填含不透明残留物溶蚀缝内的方解石条带［图2（c），图2 （d）］与发育于致密砂岩内部、被染色剂染为紫红色的小规模含铁方解石［图2（e）］。Ⅳ期碳酸盐胶结为沿宽度稳定裂隙发育的亮晶方解石，切穿部分矿物颗粒［图2（f）］，可见裂隙边缘的部分石英颗粒被溶蚀［图2（g）］。
图2 碳酸盐胶结物显微镜下特征

Fig.2 Photomicrographs of carbonate cements

图3 典型碳酸盐胶结物扫描电镜照片和能谱特征

注：发育双晶的亮晶方解石；露头样品，18EDG-7-01

Fig.3 Scanning electron micrograph and energy spectrum characteristics of typical carbonate cement

盆地内部钻井岩心砂岩采自11口井，碳酸盐胶结物类型较复杂，碳酸盐胶结作用主要分为3期：Ⅰ期碳酸盐胶结与露头砂岩中Ⅱ期碳酸盐为同一期胶结产物，为发育双晶的亮晶方解石，呈连晶式胶结、交代矿物颗粒及其黏土膜，该期方解石胶结规模较小［图2（h）］。Ⅱ期碳酸盐胶结物对应露头砂岩中的Ⅲ期碳酸盐胶结物，早期形成的碳酸盐胶结物或岩屑被溶解后，方解石再次沉淀［图2（j），图2（k）］，部分方解石与前期形成的碳酸盐胶结物之间存在完整的黏土膜［图2（i）］。Ⅲ期碳酸盐胶结对应露头砂岩中的Ⅳ期碳酸盐胶结作用，亮晶方解石沿着石英被溶蚀形成的溶蚀裂缝发育［图2（l）］，部分石英颗粒被溶蚀裂缝切穿。
(a)泥晶方解石呈基底式胶结。露头样品，18EDG-4-02，正交偏光。(b)发育双晶的亮晶方解石，胶结区域消光一致。露头样品，18EDG-7-01，正交偏光。(c)、(d)方解石沿溶蚀缝发育，沿途矿物颗粒被溶蚀。露头样品，18EDG-6，单偏光及正交偏光。(e)含铁方解石被染为紫红色。露头样品，18PL2-3-02，单偏光。(f)、(g)染为红色的方解石沿切穿整个薄片的裂隙发育。露头样品，18EDG-10-02，单偏光及正交偏光。(h)亮晶方解石呈连晶式胶结，交代部分矿物颗粒。陇21井（3 910.45 m），Long21-04,正交偏光。(i) 方解石与前期的碳酸盐胶结物之间存在完整的黏土膜。陇22井（3 550.1 m），Long22-03,正交偏光。(j)、(k)溶解再沉淀的方解石。陇14井（3 904 m），Long14-4,洛2井（2 914 m），Luo2-02,正交偏光。(l)方解石沿着石英被溶蚀形成的通道发育，并交代石英和高岭石等矿物。陇14井（3 905 m），Long14-02,正交偏光

3.2 碳、氧同位素特征

在碳酸盐胶结物岩相学研究的基础上，对10个钻井岩心砂岩样品和16个露头砂岩样品进行钻具微区取样或薄片激光微区取样后进行碳、氧同位素分析，分析结果见表1。露头砂岩样品中Ⅰ期、Ⅱ期碳酸盐胶结物碳同位素值偏高（δ13CPDB=-8‰~-6‰），Ⅲ期碳酸盐胶结物碳同位素值较低（δ13CPDB=-15‰~-8.6‰），Ⅳ期碳酸盐胶结物碳同位素值（δ13CPDB=-9.5‰~-7‰）介于二者之间。Ⅰ期（δ18OPDB=-10.9‰~-9.9‰）、Ⅱ期（δ18OPDB=-12.6‰~-11.7‰）、Ⅲ期（δ18OPDB=-14.7‰~-12.4‰）碳酸盐胶结物的氧同位素值依次变低，Ⅳ期碳酸盐胶结物氧同位素值（δ18OPDB=-12‰~-8.7‰）与Ⅰ期、Ⅱ期相近。钻井岩心砂岩样品中，Ⅰ期碳酸盐胶结物的碳、氧同位素值（δ13CPDB=-14.9‰~-10‰，δ18OPDB=-14.9‰~-14‰）相对于Ⅲ期碳酸盐胶结物（δ13CPDB=-5.3‰，δ18OPDB=-8.6‰）明显偏低，Ⅱ期碳酸盐胶结物具有更低的氧同位素值（δ18OPDB=-18‰~-15‰）和分布范围较广的碳同位素值（δ13CPDB=-14.6‰~-4.1‰）。
表1 研究区盒8段各期碳酸盐胶结物的碳、氧稳定同位素特征

Table 1 Stable carbon and oxygen isotopic characteristics of carbonate cement in He8 member of study area

编号 样品来源

胶结

期次

 取样方法

δ13C/‰

(PDB)

δ18O/‰

(PDB)

古盐度

(Z)

 古温度/℃

δ18OSMOW

=-6.5‰

δ18OSMOW

=-1.5‰

δ18OSMOW

=-0‰
CT2-02 城探2（3 811.1 m） Ⅰ期 钻具微区取样 -10.0 -14.0 99.9 93.2 107.2
Long21-04b 陇21（3 910.4 m） Ⅰ期 钻具微区取样 -10.4 -14.9 98.6 101.3 116.4
Long21-04a 陇21（3 910.4 m） Ⅰ期 钻具微区取样 -10.5 -14.8 98.5 101.0 116.0
Long22-03b 陇22（3 550.1 m） Ⅱ期 钻具微区取样 -14.9 -14.3 89.7 96.4 110.9
Long22-03a 陇22（3 550.1 m） Ⅱ期 钻具微区取样 -14.4 -14.5 90.5 97.9 112.6
ZT2-03 镇探2（5 033.5 m） Ⅱ期 钻具微区取样 -6.5 -15.1 106.5 104.0 119.4
Long14-04 陇14（3 904.0 m） Ⅱ期 钻具微区取样 -4.1 -15.0 111.5 102.9 118.1
Luo-02b 洛2（2 914.0 m） Ⅱ期 激光微取样法 -14.6 -17.0 89.0 123.9 156.1
Luo-02a 洛2（2 914.0 m） Ⅱ期 激光微取样法 -12.6 -18.0 92.5 136.2 141.9
Long14-02 陇14（3 905.0 m） Ⅲ期 激光微取样法 -5.3 -8.6 112.2 52.8 62.6
18PL2-02a 露头 Ⅰ期 激光微取样法 -8.0 -9.9 106.0 32.2
18PL2-02b 露头 Ⅰ期 激光微取样法 -7.3 -9.9 107.5 32.1
18EDG4-02b 露头 Ⅰ期 钻具微区取样 -6.1 -10.7 109.5 36.3
18EDG4-02a 露头 Ⅰ期 钻具微区取样 -6.0 -10.9 109.6 37.0
18EDG7-01c 露头 Ⅱ期 钻具微区取样 -6.9 -12.6 106.9 81.3 94.0
18EDG7-01b 露头 Ⅱ期 钻具微区取样 -6.8 -12.3 107.3 79.0 91.4
18EDG7-01a 露头 Ⅱ期 钻具微区取样 -6.6 -11.7 107.9 74.4 86.4
18EDG-6b 露头 Ⅲ期 钻具微区取样 -8.6 -12.4 103.6 80.0 92.5
18EDG-6a 露头 Ⅲ期 钻具微区取样 -9.2 -13.5 101.8 88.6 102.1
18PL2-03b 露头 Ⅲ期 激光微取样法 -15.0 -14.7 89.3 99.9 114.7
18EDG10-02c 露头 Ⅳ期 钻具微区取样 -7.9 -8.8 106.7 54.1 64.0
18EDG10-02b 露头 Ⅳ期 钻具微区取样 -8.1 -10.1 105.6 63.1 73.8
18EDG10-02a 露头 Ⅳ期 钻具微区取样 -8.1 -8.7 106.5 53.6 63.4
18EDG1-02c 露头 Ⅳ期 钻具微区取样 -7.0 -12.0 106.9 76.8 89.0
18EDG1-02b 露头 Ⅳ期 钻具微区取样 -9.5 -10.5 102.7 65.7 76.7
18EDG1-02a 露头 Ⅳ期 钻具微区取样 -7.1 -11.8 106.9 75.4 87.5

注：样品来源列中岩心样品具深度信息，露头样品无深度信息

4 流体包裹体分析

4.1 包裹体岩相学特征

流体包裹体是成岩成矿流体在矿物结晶生长过程中被封存于矿物晶格缺陷或穴窝而形成的封闭体系，记录了流体温度、成分等信息［16］。盒8段砂岩中的流体包裹体岩相学研究表明，包裹体包括液相单相包裹体、气液两相包裹体、气液固三相包裹体，主要为气液两相流体包裹体。其中，露头砂岩样品中的成岩流体包裹体大小为［（2.2 μm×4.5 μm）~（8.4 μm×13.1 μm）］，气/液比变化范围在5%~25%之间，包裹体主要发育在石英表面愈合裂隙中以及石英颗粒内部［图4（a），图4（b）］。钻井岩心样品中的成岩流体包裹体大小为［（3 μm×6 μm）~（8 μm×12 μm）］，气/液比较低（8%~20%），主要发育在石英次生加大边以及未切穿颗粒的石英表面愈合裂隙中，少量位于石英颗粒内部［图4（c），图4（d）］。在方解石胶结物中没有发现可以用于均一温度测试的包裹体。
图4 盒8段流体包裹体岩相学特征

（a）沿石英颗粒愈合裂隙分布的包裹体。露头样品，18EDG-7-02，单偏光。（b）在石英颗粒内部连片分布的包裹体露头样品。18EDG-12，单偏光。（c）在石英次生加大边中分布的包裹体。陇14井，390 4 m，单偏光。（d）在石英次生加大边中分布的包裹体。庆探4井，432 5.75 m，单偏光

Fig.4 Petrographic characteristics of fluid inclusions in He8 member

4.2 包裹体均一温度及成分特征

为对比西南缘野外露头和盆地内部钻井岩心烃类充注过程，本研究选择了55个（27个来自于岩心样品，28个来自露头样品）气液两相流体包裹体进行激光拉曼和均一温度测试。测试结果显示，钻井岩心样品中包裹体均一温度分布在110~170 ℃之间，总体上呈连续分布（图5）。
图5 研究区盒8段流体包裹体均一温度分布范围

Fig.5 Homogeneous temperature distribution range of fluid inclusions in He8 member of study area

其中，主要成分为SO2、CH4和C2H6的包裹体在122.4~167.3 ℃之间均有发育，而以SO2和CH4为主要成分的包裹体［图6（a）］普遍具有较高的均一温度（152.7~165.6 ℃）。野外露头样品中包裹体均一温度介于80~250 ℃之间，主要集中在110~180 ℃之间，高温（180~250 ℃）和低温（80~110 ℃）区间分布不连续（图5）。其中，主要成分为SO2、CH4、C2H6、C3H8、C6H6的包裹体均一温度偏低（82.5~148.2 ℃），而以SO2和CH4为主要成分、偶尔含有C4H6或C3H8的包裹体［图6（b）］通常具有较高的均一温度（132.6~178.3 ℃）。
图6 盒8段典型流体包裹体激光拉曼谱图

(a)钻井岩心样品中包体成分：SO2，CH4，C2H6。谱线1对应包体均一温度为167.3 ℃（S318井，3 004.9 m），谱线2对应包体均一温度为146.9 ℃（CT2井，3 811.12 m），谱线3对应包体均一温度为122.4 ℃（CT2井，3 800.8 m），谱线4对应包体均一温度为165.6 ℃（Long14井，3 904 m），谱线5对应包体均一温度为152.7 ℃（Xiang1井，3 698.5 m）。(b)野外露头样品包体成分：SO2，C4H6，C3H8，CH4，C2H6，C6H6。谱线1对应包体均一温度为82.5 ℃（露头，18EDG-9-05），谱线2对应包体均一温度为148.2 ℃（露头，18EDG-9-05），谱线3对应包体均一温度为178.3 ℃（露头，18EDG-12），谱线4对应包体均一温度为164.7 ℃（露头，18EDG-7-01），谱线5对应包体均一温度为132.6 ℃（露头，18EDG-8-02）

Fig.6 Laser Raman spectrum of typical fluid inclusions in He8 member

5 讨论

5.1 盒8段致密砂岩的烃类充注过程

鄂尔多斯盆地上古生界烃源岩主要为二叠系山西组、石炭系太原组煤系气源岩［17-18］。在其热演化过程的低—中成熟阶段（R O≈0.5%~1.3%，T≈80~140 ℃），有机质热降解生成轻质油和C2—C4重烃气；高—过成熟阶段（R O>1.3%，T≥140 ℃），有机质在热力作用下发生热裂解作用，其中的高分子化合物或前期生成的液态烃逐渐向热稳定性高的方向演化，生成以CH4为主的干气［19］。
西南缘盒8段野外露头样品中的流体包裹体记录了烃源岩演化早期（80 ℃±）的含重烃（C2H6、C3H8、C6H6）的初始充注和烃源岩高—过成熟阶段以SO2、CH4为主的烃类充注（110~180 ℃）［图7（a）］。早期被捕获的油包裹体随埋藏深度加大发生热裂解，使得包体内组分、压力发生变化，进而导致均一温度改变，包体均一温度不连续。而盆地内部钻井岩心样品中的流体包裹体主要记录了烃源岩高—过成熟阶段以CH4为主、含少量C2H6的多阶段天然气连续充注过程（110~170 ℃），未捕捉到烃源岩演化早期的烃类充注［图7（b）］。这可能是由于盆地内部上古生界天然气运移的动力主要来自烃源岩生烃增压与源储烃浓度差［20］，而烃源岩生烃早期，有机质成熟度低，生排烃规模小，天然气从烃源岩排出后短距离运移至邻近的山1段储层中富集，常常因为气源不足，使得相邻的盒8段可能无法有效充注［4］。这在一定程度上表明，西南缘油气充注早于盆地内部，符合前人提出的盆地西南部油气运移总趋势：即晚三叠世—中侏罗世油气由盆地西南部高势区向盆内庆阳—宁县一带低势区运移［12］的规律。
图7 鄂尔多斯盆地西南部上古生界埋藏—热演化史(据文献[22-23])

（a）庆探1井埋藏—热演化史；（b）露头剖面埋藏—热演化史

Fig.7 Buried thermal evolution history of the Upper Paleozoic reservoir in the southwestern Ordos Basin(according to Refs. [22-23])

5.2 盒8段致密砂岩中碳酸盐胶结物物质来源

盆内岩心样品中，Ⅰ期亮晶方解石形成于压实作用影响下砂岩固结过程中，在应力诱导下发育双晶，Ⅱ期方解石形成于砂岩中的岩屑、先期碳酸盐矿物被溶蚀后，其碳同位素均≤-4.1‰，主要集中在-10‰~-14.9‰之间，与有机碳源成因的碳酸盐（δ13CPDB=-23‰~-8‰）［21］相近（图8）。其中，Ⅱ期碳酸盐胶结物的碳同位素值差异较大，部分样品的碳同位素值偏高（δ13CPDB=-6.5‰~-4.1‰），可能系该碳酸盐胶结物不同程度地继承了砂岩中先存碳酸盐矿物溶蚀提供的无机碳源。Ⅲ期亮晶方解石形成于构造抬升过程中，发育于裂隙溶蚀扩展而成的通道中，其δ13CPDB值为-5.3‰，落于“成岩碳酸盐”区（图8），表明该期碳酸盐受到大气降水（δ13CPDB=-8‰~-5‰）［24］等无机碳源的影响。
图8 盒8砂岩储层中碳酸盐胶结物物质来源判识（据文献[25]）

Fig.8 Identification of carbonate cement material source in He8 sandstone reservoir (according to Ref.[25])

西南缘露头样品中，Ⅰ期泥晶方解石使被胶结砂岩中碎屑颗粒呈悬浮状，彼此间不接触或点接触［图2（a）］，形成于机械压实作用之前，此时烃类充注尚未开始，其碳同位素值（δ13CPDB=-8‰~-6‰）与大气降水（δ13CPDB=-8~-5‰）［24］相近。Ⅱ期、Ⅲ期碳酸盐胶结与盆内Ⅰ期、Ⅱ期碳酸盐胶结岩相学特征相似，但绝大部分胶结物的碳、氧同位素值相对偏高，推测除受到大气降水淋滤改造外，烃类充注过程可能对其形成起主要控制作用：盆地西南缘油气充注早于盆地内部，有机碳源更早地影响了西南缘储层中碳酸盐的溶解—沉淀平衡过程，使得露头样品中与有机碳源有关的碳酸盐胶结物先于盆内形成。Ⅲ期碳酸盐胶结物中仅小规模含铁方解石［图2（e）］的碳、氧同位素特征（δ13CPDB=-15‰，δ18OPDB=-14.7‰）与岩心样品中Ⅱ期碳酸盐胶结物完全一致，可能缘于该类方解石小规模发育于致密砂岩内部，受大气降水影响小，在一定程度上支持露头Ⅲ期碳酸盐胶结物和盆内Ⅱ期碳酸盐胶结物的对应关系。Ⅳ期碳酸盐胶结与盆内Ⅲ期碳酸盐胶结对应，其δ13CPDB=-9.5‰~-7.1‰，δ18OPDB=-8.7‰~-12‰，落于Ⅰ区和Ⅲ区边界附近（图8），主要受大气降水等无机碳源的影响。

5.3 盒8段致密砂岩中碳酸盐胶结物形成过程

通过对碳酸盐胶结物碳、氧稳定同位素的研究分析，可以对比和恢复碳酸盐矿物结晶时的温度和流体成分，厘清胶结物的形成过程［26-28］。
根据KEITH等［29］提出的利用石灰岩的δ13C和δ18O值区分海相石灰岩和淡水石灰岩的经验公式分析碳酸盐胶结物：
Z = 2.048 × δ 13 C + 50 + 0.498 × δ 18 O + 50
式中：δ13C、δ18O均为PDB标准，当Z值大于120时为海相石灰岩，小于120时为淡水石灰岩。样品Z值为89~112.2，均小于120（表1），指示碳酸盐胶结物形成于陆相淡水环境。
大陆水体中碳酸盐的沉淀基本上由碳酸盐矿物系统的热力学控制［30］。可以根据方解石—水分馏公式来恢复方解石结晶温度［31］：
1    000   L n α 方解石-水=2.78×106×T -2-2.89
式中： α 方 解 石 - 水 = [ 1 + ( δ 18 O 方 解 石 / 1    000 ) ] / [ 1 + ( δ 18 O 流 体 / 1    000 ) ]；T是开尔文温度；α方解石—水是分馏因子；其中δ18O方解石、δ18O流体均为PDB标准，PDB标准与SMOW标准的转化，采用偏差方程［32］：
δ 18 O S M O W = 1.030   86 × δ 18 O P D B + 30.86
砂岩中胶结物的δ18O流体是由沉积时孔隙流体的性质决定的。根据现代全球大气降水的δ18O纬度梯度［24］，由于鄂尔多斯盆地西南部纬度约为35°N，盆地西南部大气降水的δ18OSMOW值约在-5‰~-8‰之间，平均值为-6.5‰，可用来计算泥晶方解石的结晶温度。由于盒8段砂岩中的碳酸盐胶结物几乎都具有偏负的δ18O值（<-10%），所以它们主要形成于后期成岩作用过程中［33］。前人研究表明，随埋藏深度增加，孔隙水同位素组成受到流体—岩石相互作用的影响而具有较高的δ18O值［34］，假设孔隙水δ18OSMOW值分别为-1.5‰或0。当将-1.5‰作为孔隙水的δ18OSMOW值时，有机碳源成因的方解石胶结物的结晶温度范围为80~136.2 ℃（表1），与含铁方解石包体均一温度（105~130 ℃）［7］基本一致。因此，假设孔隙水的δ18OSMOW值为-1.5‰用于计算后期成岩过程中形成的方解石的结晶温度是可行的。
由于露头样品Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ期碳酸盐胶结物和岩心样品Ⅲ期碳酸盐胶结物受到大气降水不同程度的改造，无法对样品的δ18O值进行统一校正，导致部分结晶温度计算结果与埋藏史—热演化史不一致，所以本研究主要关注整体温度区间。露头样品中碳酸盐的结晶温度在32.1~99.9 ℃之间，考虑到露头长期受大气降水淋滤作用之影响使计算结果偏低，认为整体温度区间对应同生成岩阶段—中成岩阶段。盆地内（岩心样品）Ⅰ期、Ⅱ期碳酸盐胶结物的形成温度主要集中在93.2~136.2 ℃之间，对应早成岩阶段B期—中成岩阶段A期。Ⅲ期碳酸盐胶结物形成于盆地抬升阶段（温度52.8℃； δ18OPDB=-8.6‰，δ13CPDB=-5.3‰），明显受到大气降水的影响。
前人研究认为，鄂尔多斯盆地上古生界储层受煤系烃源岩影响，早成岩阶段处于酸性环境，含铁方解石包体均一温度较集中（105~130 ℃），由于最大埋藏深度处的高温高压环境不利于方解石沉淀，所以，有机碳源成因的方解石胶结物主要形成于晚白垩世地层抬升过程中［7］。但近年来，实验岩石学模拟近地表到深埋藏环境下（从30 ℃、5 MPa至187 ℃、60 MPa）的碳酸盐岩溶蚀规律发现，低温、高压有利于溶蚀反应进行，其中温度控制效应更强。在深埋藏环境中酸性流体供应结束的情况下，随埋深增加碳酸盐发生沉淀［35-36］。砂岩的水—岩反应实验研究显示，常见的乙酸、草酸类有机酸体系反应前后pH值变化大，可从酸性变为弱碱性，从而有利于碳酸盐沉淀［36］。研究表明，深埋高温环境中碳酸盐的溶蚀—沉淀反应受 p C O 2影响较大，局部条件下即使酸性环境也有可能形成碳酸盐沉淀［37］。盆地西南部上古生界盒8段储层中大部分碳酸盐胶结物形成于早成岩—中成岩阶段有机酸体系反应后形成的局部碱性环境中，在深埋藏过程（最大埋深处地层温度大于180 ℃，羧酸根阴离子完全脱羧［38］）中，孔隙流体的极低速度降低了孔隙流体中物质传输的可能性［37］，升高的 p C O 2仅能在非常局部的尺度上使方解石溶解并重新沉淀为更稳定的矿物相，大部分前期形成的碳酸盐胶结物得以保存下来。综合盆地西南缘露头样品和盆地内部岩心样品中碳酸盐胶结物的岩相学，碳、氧同位素特征以及流体包裹体等研究，碳酸盐胶结物的形成过程总结如下：
（1）同生成岩阶段：盆地西南缘露头盒8储层尚未受到下伏煤系地层的影响，泥晶方解石直接从大气降水控制的碳酸盐过饱和的沉积水中析出，具有相对较高的碳、氧同位素值（δ13CPDB=-6‰~-8‰，δ18OPDB=-9.9‰~-10.9‰），形成温度约为32.1~37 ℃。
（2）早成岩阶段B期：烃源岩中的有机质开始成熟、生烃并产生有机酸，有机酸在一定条件下发生脱羧产生CH4和CO2，并在应力诱导下形成发育双晶的含铁亮晶方解石连晶式胶结，其碳同位素值相对较低（δ13CPDB=-6.6‰~-10.5‰），形成温度较低（74.4~101.3 ℃左右）。与盆地内部盒8储层相比，该期碳酸盐胶结作用在露头砂岩中较发育，可能是由于盆地西南缘盒8储层中的烃类充注始于烃源岩演化早期（80 ℃左右），有机碳源较早地影响了早成岩阶段该碳酸盐胶结物的形成。
（3）中成岩阶段A期：砂岩完全固结，有机质大量生烃，流体中有机碳含量升高。本阶段形成的碳酸盐胶结物受早期无机碳源成因碳酸盐矿物溶蚀产物不同程度的影响，碳同位素值差异较大（δ13CPDB=-4‰~-15‰左右）。其氧同位素值为-12.4‰~-18‰，主要形成温度在80~136.2 ℃之间。盆地内部含烃流体包裹体记录与油气充注期次研究表明，规模较大的烃类充注发生在烃源岩成熟之后（120 ℃左右），该期有机碳源成因的碳酸盐胶结物在钻井岩心中较发育，主要形成于中成岩阶段。
（4）晚期盆地抬升阶段：含铁方解石沿裂隙和碱性流体溶蚀石英形成的通道发育，相对于中成岩阶段碳酸盐胶结物，该期碳酸盐胶结物在地层抬升过程中受到大气降水等无机碳源的影响，碳、氧同位素值偏高（δ13CPDB=-5.3‰~-9.5‰，δ18OPDB=-8.6‰~-12‰），形成温度在52.8~76.8 ℃之间。

5.4 盒8段致密砂岩中碳酸盐胶结物与储层致密化关系

胶结作用和压实作用是导致上古生界盒8段致密砂岩储层致密化的主要成岩作用［8，39］。成岩阶段早期发生的压实作用使塑性组分变形、弯曲，刚性颗粒破裂，矿物颗粒接触关系发生变化，最终导致原始孔隙大量丧失；而胶结作用常常由于砂岩类型及其胶结物类型、含量以及赋存状态的差异，对各砂岩储层物性造成不同的影响［6，8］。
碳酸盐胶结物含量与孔隙度、渗透率的线性拟合显示出较低的拟合值，相关关系不明显（图9）。这可能是由于局部小规模钙质胶结砂岩中碳酸盐胶结物的含量对储集空间和孔隙连通性没有决定性的影响，而基底式或连晶式钙质胶结砂岩中的碳酸盐胶结物直接占据大量储集空间、堵塞喉道，使储层致密化［40］。结合前文对碳酸盐胶结物类型和形成过程的分析可知，盒8段致密砂岩中钙质胶结主导的储层致密化主要发生在烃类充注早期。
图9 胶结物含量与孔隙度和渗透率的关系

Fig.9 Diagram of cement content vs porosity and permeability

6 结论

（1）鄂尔多斯盆地西南部上古生界盒8段储层中的碳酸盐胶结物主要为方解石和含铁方解石。
（2）盆地西南部上古生界盒8段储层中发育4期碳酸盐胶结作用。同生成岩阶段碳酸盐胶结物仅在西南缘露头发育，为直接从碳酸盐过饱和的沉积水中析出的产物，形成于烃类充注之前；早成岩阶段晚期、中成岩阶段碳酸盐胶结物的形成与烃源岩生烃、排烃提供的有机碳源有关；晚期盆地抬升阶段形成的碳酸盐胶结物受到大气降水等无机碳源的影响。
（3）盆地西南缘盒8储层中的烃类充注始于烃源岩演化早期（80 ℃左右），在早成岩阶段B期形成规模较大的有机碳源成因的碳酸盐胶结物；盆地内部规模较大的烃类充注发生在烃源岩成熟之后（120 ℃左右），有机碳源成因的碳酸盐胶结物主要形成于中成岩阶段A期。
（4）盒8段致密砂岩中基底式或连晶式碳酸盐胶结主导的致密化主要发生在烃类充注早期。

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