碎屑岩储层碳酸盐胶结物成因研究进展

张青青，刘可禹，刘太勋，孙润平，孟 阳

1中国石油大学（华东）地球科学与技术学院；2青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室；3中海石油（中国）有限公司深圳分公司研究院；4中石化胜利油田分公司油气开发管理中心

0 前 言

碳酸盐胶结物是碎屑岩储层中最丰富的自生矿物之一［1］。前人的研究表明，碳酸盐胶结尤其是中晚期碳酸盐胶结多为破坏性成岩作用，能显著降低储层的孔隙度和渗透率，影响储层质量［2-4］和开发过程中的流体流动［5］，在宏观上侧向延伸广的连续分布的致密胶结层可引起储层垂向分隔，成为流体流动的屏障和油气的遮挡层［5-6］。碳酸盐矿物对温压、流体酸碱性等变化敏感，孔隙流体性质的变化极易影响其溶解-沉淀过程［7-8］。碳酸盐胶结物复杂的成因问题一直困扰地质学家［9-10］，目前尚未有学者对其进行系统梳理和论述；人们对海相地层中碳酸盐胶结的成因机制缺乏系统了解，对不同成因机制下碳酸盐胶结物的特征、分布规律及控制因素等也缺乏足够的认识。本文通过充分调研国内外相关文献，对碳酸盐胶结物的基本特征、物质来源和成因机制进行了系统梳理，总结了不同成因机制下碳酸盐胶结物矿物类型及特征、控制因素和分布规律等，最后强调了在进行成因分析时需要注意的问题，以期深化对碎屑岩碳酸盐胶结成因理论的系统认识，并为实际工区的研究工作提供理论依据。

1 碳酸盐胶结物基本特征

1.1 矿物特征及溶解-沉淀影响因素

碳酸盐胶结物矿物类型多样，主要包括方解石、白云石、铁方解石、铁白云石、菱铁矿、片钠铝石等，它们各自具有不同的产状，其中方解石多呈连晶状（图1a）或晶粒状（图1b），铁方解石多呈晶粒状（图1c），白云石和铁白云石多呈半自形—自形菱面体状（图1d）等，菱铁矿多呈晶粒状（图1e），而片钠铝石常呈放射状（图1f）、针柱状等。碳酸盐矿物的溶解-沉淀平衡受到温度、压力、孔隙水化学（离子活度、pH值、盐度、溶解的有机化合物）的影响［7-8,11-12］。温度升高，碳酸盐矿物的溶解度明显降低；CO2分压降低或pH升高，均有利于碳酸盐矿物的沉淀。白云石和铁白云石的稳定关系取决于温度和Fe2+/Mg2+活度比，方解石、白云石和菱镁矿之间的平衡关系取决于温度和Mg2+/Ca2+活度比［11］。HCO3-浓度增加有利于方解石、白云石沉淀［13］；溶液（如氯化钠溶液）盐度升高，会促进碳酸盐矿物的溶解；而由于同离子效应，Ca2+、Mg2+浓度的升高，则不利于碳酸盐矿物的溶解［14］。CO2、乙酸和H2S等不同酸性流体溶蚀能力达到最强时的温度区间不同，分别对应于60～90℃、90℃附近和120～150℃［15］。

图1 碎屑岩储层不同碳酸盐胶结物的微观特征Fig.1 Microscopic characteristics of different carbonate cements in clastic reservoirs

1.2 胶结期次

碳酸盐胶结物具有多期次的特征，可以形成于同生期—晚成岩期的各个阶段，早期碳酸盐胶结物可发生溶解或交代作用而形成晚期的碳酸盐胶结物［6,16-17］。自浅层到深层氧化带、硝酸盐还原带、锰还原带、铁还原带、硫酸盐还原带、甲烷生成带、有机质脱羧带可分别形成不含铁的方解石和白云石、富铁锰的方解石和白云石、菱锰矿、菱铁矿、不含铁的方解石和白云石、铁方解石和铁白云石、含镁菱铁矿和含铁菱镁矿、含铁碳酸盐［11］。

1.3 分布特征

碳酸盐胶结物分布模式多样（图2），常在砂泥岩接触面及其附近［3-4,6,17-25］（图2a）分布，可呈现多种胶结样式，如砂岩层整体被致密胶结［4,19-20］（图2a中①）、顶底均被胶结［3-4,6,17,19,22-23］、仅底部被胶结［18,20］（即“底钙”，图2a中的③和④）、仅顶部被胶结（即“顶钙”）［21,24-25］。此外碳酸盐胶结物也可在高孔高渗带［26-27］、富生物碎屑层［9,19,28-30］（图2b中①）、油水界面［26,31］、沿层理方向［20,32-33］（图2b中②和③）、潜流带和渗流带交接处［32］、断层（图2c中①）或裂缝附近［20,34］等分布，在富生物碎屑层中，由于生物碎屑丰度和产状的差异，碳酸盐胶结层可呈现不同的产状［29］。碳酸盐胶结物宏观分布规模不一（图2），常呈结核状分布［5,19-20,29,35］，结核可呈球状、扁球形、长球形、平板形等规则和不规则形态（图2a—2e），且结核大小不一，可小至几厘米（图2d中①），也可长达数米（图2b—2e），也可以侧向分布稳定延伸达数百至数千米的连续胶结层存在［4-6,9,21,24-25,29,35］。

图2 意大利亚平宁山北部古近系—新近系露头砂岩中方解石胶结物的差异分布样式（据文献［20］）Fig.2 Differential distribution patterns of calcite cements in Paleogene-Neogene sandstones exposed in the northern Apennines,Italy(cited from reference［20］)

2 碳酸盐胶结物的物质来源

碳酸盐胶结物的物质来源可分为内源和外源2种，其中内源是指来源于砂体内部的充填于砂体孔隙中的流体，外源则是指来源于砂体以外的流体及其携带的各种物质。

2.1 内源

碳酸盐胶结物的内部物质来源主要包括碳酸盐岩岩屑和生物碎屑的溶解、钙长石的溶解、原生沉积流体及铝硅酸盐的水化作用等，此外，早期碳酸盐胶结物溶解和暗色矿物的溶解或交代作用等也可以提供一定的物质来源。

（1）碳酸盐岩岩屑和生物碎屑的溶解

与陆相地层相比，海相地层更富有生物碎屑［36］，碳酸盐岩岩屑和生物碎屑的溶解是海相地层中一种重要的内部物质来源，可以为碳酸盐胶结提供钙源和碳源［2,5,25,28-29,37-38］。尤其是对于浅海相地层，生物碎屑被认为是砂岩内碳酸盐胶结物的最主要物质来源［29］。此外，碳酸盐岩岩屑的溶解还能提供部分镁源［1,35,37］。

（2）钙长石的溶解

在一定的物理化学条件下，斜长石中的钙长石与H+反应，生成高岭石，形成各种类型的溶蚀孔隙，释放出Ca2+进入溶液，该反应提供的Ca2+可以进入到碳酸盐胶结物中［2,12,16,23,38］。当钙长石含量丰富时，它的溶解是碎屑岩碳酸盐胶结物钙离子的重要内部来源之一。

（3）原生沉积流体

原生沉积水可以为碳酸盐胶结物提供一定的物质来源，碳酸盐矿物可从过饱和的原生沉积水沉淀［2,16］。原生沉积水的化学性质主要受沉积环境及气候影响［39-40］，处于干旱封闭的盐湖环境下的化学物质容易按照氧化物→磷酸盐矿物→硅酸盐矿物→碳酸盐矿物→硫酸盐矿物→卤化物矿物的顺序发生化学沉积分异作用而逐渐沉淀。

（4）铝硅酸盐矿物的水化作用

在各种岩屑尤其是火山岩岩屑的构成矿物中，铝硅酸盐矿物与水接触后会转变成含水或含水较多的矿物，该过程可以提供一定的钙源［2,40］，如火山岩岩屑的绢云母化等。尤其是在火山岩岩屑发育的地层，它也可以作为一种重要的钙源。

（5）其他途径

其他途径包括早期碳酸盐胶结物的溶解及暗色矿物的溶解或交代作用等。早期碳酸盐胶结物的溶解可以为晚期碳酸盐（主要是含铁碳酸盐）胶结物的形成提供一定的物质来源［6,16-17］。砂岩中暗色矿物溶解或交代作用也可以为含铁碳酸盐胶结物的沉淀提供部分铁和镁源［4,6,18-19］，不少学者在研究中发现铁白云石交代黑云母并沿着黑云母节理面发育的现象［4,19］。

2.2 外源

碳酸盐胶结物的外部物质来源包括泥岩的成岩作用和来源于砂体以外的碳酸盐岩的溶解等，其中泥岩的成岩作用是碳酸盐胶结物的一种主要的外部物质来源。

（1）泥岩的成岩作用

泥岩内部的有机质、碳酸盐矿物、黏土矿物等的成岩作用均能为碳酸盐胶结提供重要的物质来源。泥岩中有机质在不同埋深、不同作用带发生不同的地球化学反应，从浅到深分别为细菌氧化作用、硫酸盐还原作用、细菌发酵作用、有机酸脱羧作用等，这些反应均可以生成CO2［41］，尤其有机酸脱羧作用可以为碳酸盐胶结提供重要碳源［2-4,6,16-18,22-23,38,42］。泥岩中碳酸盐矿物发生溶解，可以提供一定的碳源和钙源［4,23］。随着埋深的增加，泥岩中黏土矿物不断发生转化，尤其是蒙脱石向伊利石逐渐转化，可以释放出大量Ca2+、Mg2+、Fe3+等金属阳离子，促进含铁碳酸盐胶结物的形成［2-4,6,12,16-18,23,43］。富含金属离子、CO2和碳酸氢盐的流体可以从泥岩进入砂岩，从而为砂岩中碳酸盐胶结提供物质基础。

（2）其他途径

储层在埋藏过程中可能会受到其他流体如深部流体［16,34,44-47］、大气水［48-49］、海水［21,35］等的影响，这些外部流体也可以为碳酸盐胶结提供部分物质来源。其中，部分富铁、镁质深部流体还能提供一定量的铁源和镁源，从而促进铁白云石的形成［47］。此外，来源于砂体以外的碳酸盐岩的溶解也可以提供一定的物质来源［5,50］。

3 碳酸盐胶结物成因机制及分布规律

3.1 碳酸盐胶结物成因机制

碳酸盐胶结物可通过不同的成因机制形成，这些机制主要包括砂泥岩协同成岩作用、蒸发作用、生物碎屑溶解再沉淀作用、沉积速率控制作用、热对流作用、深部热流体作用等。

3.1.1 砂泥岩协同成岩作用

泥岩的成岩作用和砂泥岩之间的物质传输是砂岩中碳酸盐胶结的关键。扩散作用作为砂泥岩之间短距离物质传输的主要机制越来越得到认可［4,17,42,51］，但关于早期砂泥岩之间的物质传输方式，也有学者认为是泥岩中压实流体经平流作用运移至砂岩［4,52］。砂泥岩协同成岩作用形成碳酸盐胶结最常见的成因机理为：泥岩中有机质在不同埋深发生不同地球化学反应，这些反应均可以生成CO2［41,53］，提供重要碳源；而黏土矿物尤其是蒙脱石在埋藏过程中会发生伊利石化，释放大量的Ca2+、Fe3+、Mg2+等金属阳离子［43］；此外，泥岩中碳酸盐矿物的存在和被溶解也常可以为砂岩中胶结物的形成提供重要碳源和钙源［4,23］，使得泥岩和砂岩之间产生浓度梯度。在浓度梯度作用下，富含金属离子、CO2和碳酸氢盐的流体通过扩散作用从泥岩进入砂岩［51］。该机制得到了成岩数值模拟结果的验证［17］：如图3所示，在简化的一维砂泥岩系统成岩数值模拟中（图3a），随着模拟时间增加，泥岩中同一位置示踪剂和各离子浓度逐渐减小，泥岩和砂岩之间示踪剂和各离子浓度差异逐渐减小（图3b—3f）；同一模拟时间，随着距砂泥界面距离的增加，砂岩中各物质浓度先减小后基本稳定（图3b—3f），反映了泥岩中离子向砂岩中扩散的规律。在新的物理化学环境中，初始的物理化学平衡被打破，因此，使碳酸盐胶结物首先在砂泥岩界面发生沉淀（图2a）。但也有学者认为突变接触的砂泥之间由于存在浓度梯度可以发生物质传输，而渐变接触的砂泥之间由于浓度梯度太小几乎无物质传输［42］。

图3 一维砂泥岩系统中距砂泥岩界面不同位置不同模拟时间各物质浓度变化（据文献［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］)

在砂泥岩界面附近形成的主要为晚期含铁碳酸盐胶结物［4,23］。钟大康等［22］从泥岩成岩演化的角度指出：泥岩在浅—中等埋藏条件下主要排出低矿化度、富含有机酸的流体，在砂泥岩界面附近溶蚀作用强于内部；而在深埋条件下，从泥岩中排出的是富含金属离子的高矿化度碱性流体，进入砂岩后易在砂泥岩界面形成胶结，因此砂泥岩界面附近胶结强于内部，且多形成含铁碳酸盐胶结。此外，砂泥岩协同成岩作用还可以形成早期的碳酸盐胶结物，一般主要是方解石胶结物［4,22］，形成的方解石均匀分布在砂岩内部［22］或主要分布在砂岩中部［4］或在砂泥岩界面分布［17］。

不同的砂泥岩组合方式及砂泥岩相对厚度比例对砂泥岩界面附近的胶结程度影响很大［22］。当砂岩厚度为中—厚层时，常表现为从砂岩内某一点到砂泥岩界面，碳酸盐胶结物含量逐渐增加的特征［3-4,6,17,23,42］（图4）。

图4 南堡凹陷滩海地区沙一段碳酸盐胶结物含量与距砂泥岩界面距离的关系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

统计表明，南堡凹陷滩海地区沙一段碳酸盐胶结物含量随着距离砂泥岩界面的增大而减小：当距砂泥岩界面距离大于1.3 m时，碳酸盐胶结物含量普遍小于10%；当砂岩厚度较薄时，砂岩几乎被全部胶结。因此，在深水浊积岩沉积远端或朵叶体（图5）、近岸水下扇的扇缘、滩坝的滩席和坝侧缘常见砂体被全部胶结的特征［4-6,36,54］。

图5 碳酸盐胶结物在深水砂岩垂向和平面相中的分布（据文献［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 蒸发作用

蒸发作用形成碳酸盐胶结物的机理在于，蒸发量大于降水量时，处于沉积期或准同生期的沉积物粒间水不断蒸发，使得孔隙水浓度逐渐变大，引起孔隙水过饱和而发生沉淀。同时随着蒸发作用的进行，沉积物下部与海（湖）水沟通的孔隙会从海（湖）水中获取补给，就像泵汲一样，使沉积物粒间水的含盐度大大提高，促进碳酸盐矿物沉淀。Fried⁃man等［55］将这一作用称为“毛细管浓缩作用”，指出毛细管浓缩作用可以形成高Mg/Ca的卤水。

Hsü等［56］通过实验证明了这一机理，并指出实验证实通过蒸发泵诱发的流动速率仅由蒸发作用直接控制。在相同的蒸发条件下，通过粗砂岩和细砂岩的线性流体速率近似相同，然而流动遵循达西定律，由于介质渗透率固定，因此在相对非渗透的粉砂岩中的水力梯度实际上比在高渗透的砂岩中大得多，由蒸发作用诱导的水力向上运动可以作为在气候干热的滨岸平原将含镁流体运移到相对非渗透性沉积物中的一种有效机制。通过岩心和显微观察，姜洪福等［33］对青海湖现代滨岸砂体沉积层理和钙质致密层开展研究，认为塔里木盆地东河塘石炭系CⅢ油层滨岸厚层块状砂岩中大量发育的沿斜层理分布的钙质致密胶结层是蒸发泵作用形成的：在蒸发泵作用下，富含钙离子的卤水不断蒸发浓缩，逐渐沿相对较高渗的斜层理沉淀，最终形成钙质致密层。

蒸发作用主要发生在气候干热、蒸发量大于降水量的地区（如滨岸），主要形成白云石、方解石等胶结物［33,57］。蒸发泵作用现已被普遍用来解释准同生白云岩的成因［58-60］。

3.1.3 生物碎屑溶解再沉淀作用

生物碳酸盐与方解石胶结物的平衡面（图6中A和B）存在差异，生物碳酸盐在沉积埋藏过程中更易发生溶解，当生物碎屑发生溶解，孔隙水中钙质浓度超过方解石胶结物的平衡面后优先在成核点（如图6中①、②和③）附近胶结形成钙质结核［29］（图6），它的形成会降低结核附近孔隙水中溶解的钙质浓度，促进结核周围的生物碎屑溶解，溶解离子沿着浓度梯度扩散和以胶结物的形式在结核表面沉淀，结核不断生长，直至单位时间生物碎屑溶解量与成核点周围方解石胶结物沉淀量达到平衡（图6中围绕成核点以ri为半径的周围区域），最终演变成钙质团块［29］。当生物碎屑供应充足，相邻成核点间距较小（如图6中①和②），不同成核点的影响范围发生重叠，钙质结核在生长过程中逐渐发生合并（图6），最终可形成侧向连续、延伸广的胶结层［29］。

图6 不同方解石胶结物成核点的影响范围及相互作用（据文献［29］）Fig.6 Influence ranges and interaction of several calcite cement nuclei(cited from reference［29］)

对于在成核点附近逐渐沉淀和钙质团块发生合并这种认识，学者Bjørkum等［61］通过对英格兰下侏罗统露头Bridport砂岩中侧向连续展布的方解石胶结层的研究得到了证实：胶结层的δ13C值为-2.2‰～-0.5‰，而δ18O值在-9.2‰～-4.8‰的范围内变化，而且δ18O值围绕少数核心呈放射状向外减小，表明侧向连续展布的方解石胶结层的主要物质来源是生物碳酸盐岩岩屑，是从若干成核点处开始逐渐向外生长，不同成核点处碳酸盐胶结同步发生，最终发生合并。碳酸盐胶结层的几何形状受控于生物碎屑的丰度和原始分布，根据生物碎屑的丰度差异，可分别形成离散的结核、层控结核和连续胶结层［29］（图2b中①，图7a—7c）。

珠江口盆地西江凹陷番禺地区珠江组的岩心中可见碳酸盐胶结呈离散结核状和连续胶结层（图7a），镜下显示其主要胶结矿物为铁方解石，常与生物碎屑伴生（图7d，7e），整体呈基底-孔隙式胶结。2口取心井9块样品的碳氧同位素测试表明其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为碳酸盐胶结物提供了主要碳源。在岩心标定测井的基础上，测井识别和井间对比分析表明其可以形成侧向延伸达数百到数千米的胶结层（图8）。

图7 滨浅海相砂岩中碳酸盐胶结物岩心、露头及镜下特征Fig.7 Core,outcrop,and microscopic characteristics of carbonate cements in coastal-shallow marine sandstones

图8 番禺地区珠江组R17和R18油层碳酸盐胶结层近南北向连井对比剖面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

与陆相环境相比，海相尤其是滨浅海相沉积环境富含碳酸盐和硅质生物碎屑，可分别作为CaCO3和SiO2的内部来源，促进早成岩时期方解石或硅质胶结［36］。Walderhaug等［29］指出浅海相砂岩内部方解石胶结物的唯一重要来源通常是生物碳酸盐岩岩屑，因此这是一种在滨浅海相易发生的碳酸盐成因机制。该机制形成的胶结物以（铁）方解石为主，这种机制为滨浅海相侧向延伸广的连续碳酸盐胶结层提供了一种合理成因解释［9,25,29,57,62］。

3.1.4 沉积速率控制作用

缓慢的沉积速率延长了沉积物的保留时间，促进了Ca2+和HCO3-等离子从上覆海水或海底附近细菌活动带扩散进入沉积物孔隙水中，因此促进了早期碳酸盐胶结物的形成［9,21,24,35］。一旦沉积物中方解石胶结物的成核作用发生（如在生物碎屑周围），就形成了上覆海水和孔隙水碳酸盐沉淀位置之间的Ca2+和HCO3-的化学梯度［24］。Kantorow⁃icz等［9］指出沉积速率对海相砂岩碳酸盐胶结样式有重要影响：随着沉积速率增大，形成的碳酸盐胶结层的连续性变差（图9）。当沉积物缓慢埋藏时，沉积物发生氧化作用，易形成侧向连续稳定分布的胶结层（图9中的路径A）；当沉积物沉积速率增大，沉积物以发生硫酸盐还原作用为主，易形成层控结核（图9中的路径B）；随着沉积物沉积速率进一步增大，沉积物以发生细菌发酵作用为主，易形成离散结核（图9中的路径C）。

图9 海相砂岩中沉积速率对碳酸盐胶结样式的影响（据文献［9］）Fig.9 Schematic illustration of the impact of deposition rate on carbonate cementation styles in marine sandstones(cited from reference［9］)

这种机制下的碳酸盐结核生长从沉积物-水界面下部开始，但是在成岩作用中会持续发生［35］，形成的胶结物以方解石和铁白云石为主。海泛的发生会降低沉积速率，延长沉积物作用时间［9,21,35］；同时它有利于生物碎屑的富集［21,30,36］，生物碎屑作为成核点，可促进碳酸盐胶结。因此，常见碳酸盐胶结物富集于准层序界面、海侵面和最大海泛面的下部［21,24-25,30,35-36,57］。

3.1.5 热循环对流作用

热循环对流是两块平板之间所夹的流体在下部受热、上部冷却时所产生的循环对流形式，其主要驱动力来自于温度梯度导致的微小密度差［63］。在热循环对流传输机制下，热流体从砂体的底部由下向上流动，在上倾部位急转向上垂直流动直至砂体顶部，流体再沿砂体顶界由上而下流动，在下倾部位急转向下垂直流动至砂体底部，最终形成热循环对流［64］。对流过程中的温度变化会引起溶解度对温度变化敏感的自生矿物的重新分布［65］。由于石英的溶解度与温度呈正比，而碳酸盐矿物的溶解度与温度呈反比，因此在热对流过程中，会将石英从热域迁移至冷域沉淀，而将碳酸盐矿物从冷域迁移至热域沉淀，导致碳酸盐胶结物在砂体下部或构造低部位富集［66］（图10）。

图10 东营凹陷古近系深层碎屑岩薄板状热循环对流成岩模式（据文献［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］)

热对流的发生与否取决于瑞利数（R）的大小。Wood等［63］的理论和实验表明当平板倾角不为0°时，更易产生热对流。沉积盆地中能否发生热对流可根据R=1.2×10-2×△T/H×K×H2判断，其中△T/H为地温梯度（单位：℃/m），K为地层渗透率（单位：10-3μm2），H为地层厚度（单位：m）［68］，因此热对流更易发生在地层倾角大、渗透性好的地层。而在等温线倾斜的场合总能产生热对流，这种热对流一般称为非瑞利对流，发生这种热对流的介质包括火成岩侵入体、盐丘和活跃断层周围的岩体等［68］。该机制形成的碳酸盐胶结物以（铁）方解石、铁白云石为主［64,69］。

3.1.6 深部热流体作用

热流体是其温度比所经围岩地层温度高的地质流体［70］，主要包括壳源热流体、烃源热流体和幔源热流体3种类型［71］，通常沿断裂从地层深部向浅部运移［72］。热流体富含CO2等挥发组分，能提供大量热量，促进有机质热演化和短期内发生大规模生烃作用［73］，加速黏土矿物的转化［44-47］，使砂岩储层发生热液蚀变作用而形成一系列热液矿物组合等［44-47,74］，引起碳酸盐岩的白云石化［75-76］。深部热流体作用形成碳酸盐胶结物的机理在于：富含CO2的高温热流体沿断层上涌，在流体向上运移过程中，可对围岩等进行溶蚀，长石等矿物的溶蚀使流体的盐度和碱度增大，当富CO2的热流体温度降低到一定程度时，会造成储层中绿泥石等黏土矿物异常演化，释放出大量的Fe2+、Mg2+，促进铁白云石等矿物的沉淀［45］（图11）。

图11 深部富CO2热流体作用下铁白云石的形成模式示意图（据［45］修改）Fig.11 Schematic illustration of ankerite formation pattern under the action of deep CO2-rich hydrothermal fluid(modified from reference［45］)

这种机制易发生在热流体发育且有深大断裂沟通的地区，形成的碳酸盐胶结物以铁白云石为主，还常见片钠铝石和菱铁矿等［44-47,74］，碳酸盐胶结物的分布受热流体和深大断裂的控制。

除上述几大成因机制外，大气水-海水混合作用［38,50,77］、重结晶作用［42,54,78］等也可形成碳酸盐胶结物。有时碳酸盐胶结并不是单一机制形成的，而是多种机制共同作用的结果［21,30,79］。El-Ghali等［79］通过对巴黎盆地河流和浅海相砂岩碳酸盐胶结物的研究表明，生物碎屑的存在进一步促进了准层序界面、海侵面和最大海泛面下的方解石和白云石胶结。

3.2 不同成因机制下碳酸盐胶结物分布规律

在对不同成因机制论述的基础上，对各主要成因机制下碳酸盐胶结物的分布特征、矿物类型与控制因素等进行了总结（表1）。砂泥岩协同成岩作用主要发生在三角洲、浊积岩等砂泥配置良好的相带，碳酸盐胶结物主要分布在砂泥界面附近，形成的胶结矿物类型以铁方解石和铁白云石为主，方解石和白云石也较常见。蒸发作用主要发生在气候干热、蒸发量大于降水量的地区，如滨岸和潟湖相，碳酸盐胶结物分布无明显规律，矿物类型以白云石、方解石为主。生物碎屑溶解再沉淀作用多发生在滨浅海、海陆过渡相，碳酸盐胶结物分布在富生物碎屑层，形成的胶结矿物类型以（铁）方解石为主。沉积速率控制作用主要发生在海陆过渡相、滨浅海相地层，碳酸盐胶结物在准层序界面、海侵面或最大海泛面下常见，矿物类型以方解石和铁白云石为主。热对流作用易发生在地层倾角大、渗透性好的地层或岩浆侵入体、盐丘等特殊地质体周围，胶结物分布在有明显温度梯度的地质体或砂体下部，形成的胶结矿物类型以（铁）方解石、铁白云石为主。深部热流体作用易发生在热流体发育且有深大断裂沟通的地区，胶结物分布在热流体活动带及断层附近，矿物类型以铁白云石为主，也常见片钠铝石和菱铁矿。

总体而言，不同成因机制下形成的碳酸盐胶结物的分布特征、矿物类型及控制因素等存在一定差异，但不同的成因机制形成的碳酸盐胶结物可能有相同的矿物类型和相似的分布特征（表1）。对比陆相和海相地层，在陆相碎屑岩储层中，砂泥岩协同成岩作用是形成碳酸盐胶结物的最重要机制，但在海陆过渡相—海相地层中，除了砂泥岩协同成岩作用外，生物碎屑溶解沉淀作用、沉积速率控制作用也是重要的碳酸盐胶结物形成机制。

表1 不同成因机制下形成的碳酸盐胶结物的分布规律Table 1 Distribution of carbonate cements formed under different genetic mechanisms

4 需要注意的问题

在对成因机制及分布规律论述的基础上，鉴于碳酸盐胶结物物质来源复杂，海陆过渡相—海相地层与陆相地层沉积控制因素及物质组分存在差异，以及不同的成因机制形成的碳酸盐胶结物可能有相同的矿物类型和分布特征，因此应特别注意以下几个问题：

（1）应注意利用δ13C值判断物质来源的不确定性。碳酸盐胶结物成因分析最常见的手段是碳氧同位素测试，依据δ13C值确定其物质来源，进一步分析其成因。但碳酸盐胶结物物质来源复杂，仅依据δ13C判断其来源存在以下一些问题：①碳酸盐岩岩屑或生物碎屑的存在会对结果产生干扰；②碳酸盐胶结物常常表现为多期次、多类型的特征；③尽管不同来源的CO2其δ13C值存在差异［2］，而且处于不同演化阶段的有机质生成的CO2的δ13C值也存在差异［41］，但这些来源的CO2其δ13C值存在一定的重叠区间；④即使对于单一期次、单一类型的碳酸盐胶结物，其碳源也常常表现为多源混合的特征［5］。对于问题①和②，主要可以通过改进测试方法，利用微钻取样分析或激光微探针分析等加以解决，这些方法可以大大地降低母岩组分或其他类型或期次碳酸盐胶结物对δ13C的影响［80-81］。对于问题③和④，可以以微观精细表征为基础，结合研究区地质背景分析，将碳氧同位素分析和其他测试手段（如流体包裹体测试）相结合来综合分析碳酸盐胶结物的成因。通过微观精细表征，初步明确碳酸盐胶结物的类型、特征、形成先后关系等；再结合研究区的地质条件和碳同位素结果，分析可能的流体和物质来源；最后通过碳氧同位素组成和流体包裹体均一温度等对结果进行约束，从而明确碳酸盐胶结物的成因［3-4］。

（2）在海陆过渡相—海相地层中，应重视层序地层和沉积环境对碳酸盐胶结的作用。海陆过渡相—海相地层与陆相地层的沉积控制因素及物质组分存在差异，在海陆过渡相—海相地层中，沉积物受到全球海平面变化的影响，海泛的发生会降低沉积速率，而且海洋环境中尤其是滨浅海环境更富有生物碎屑，这些因素使得层序地层和沉积环境对海陆过渡相—海相地层中碳酸盐胶结起着重要的作用，尤其是对早期的碳酸盐胶结有重要影响，需要给予重视。

（3）应注意相同的矿物类型（如“铁白云石”）或相似的分布特征（如“顶钙”）成因的多解性。经典的铁白云石形成模式认为铁白云石主要分布在相对深埋地层，是晚期成岩阶段的产物，这主要与泥岩中黏土矿物的转化尤其是蒙脱石向伊利石转化提供Fe3+和Mg2+有关［2-4,6,12,16-18,23,43］。但深部热流体作用［34,44-47,74］、沉积速率控制作用［21,35］、大气淡水淋滤作用［1,37］等也可形成铁白云石。在陆相地层中，“顶钙”的形成一般受控于邻近泥岩，是砂泥岩协同作用的结果［3-4,6,17-19,22-23］。但在海相地层中，“顶钙”的形成可能与海泛面或准层序界面等密切相关［21,24,35］，或者受到生物碎屑富集的控制［25］。

5 结论

（1）碳酸盐胶结物具有多矿物类型、多期次和多种分布形式的特征。不同的碳酸盐矿物微观特征存在差异，其溶解-沉淀平衡受到温度、压力、孔隙水化学等的影响；碳酸盐胶结物可以在同生期—深成岩的各个阶段形成；碳酸盐胶结物分布模式多样，分布规模不一。

（2）碳酸盐胶结物的物质来源包括内源和外源，内源主要包括碳酸盐岩岩屑或生物碎屑的溶解、钙长石溶解、原生沉积流体、铝硅酸盐的水化作用等；碳酸盐胶结物的外部物质来源主要包括泥岩的成岩作用。

（3）碳酸盐胶结物可以由砂泥岩协同成岩作用、蒸发作用、生物碎屑溶解再沉淀作用、沉积速率控制作用、热对流作用、深部热流体作用等机制形成。在陆相碎屑岩储层中，砂泥岩协同成岩作用是形成碳酸盐胶结的最重要机制，但在海陆过渡相—海相地层中，除了砂泥岩协同成岩作用外，生物碎屑溶解沉淀作用、沉积速率控制作用也是重要的碳酸盐胶结物形成机制。不同成因机制下形成的碳酸盐胶结物的矿物类型及特征、控制因素及分布规律存在差异。

（4）碳酸盐胶结物成因研究应注意利用δ13C值判断物质来源存在不确定性，应重视层序地层和沉积环境在海陆过渡相—海相地层中对碳酸盐胶结的作用，应注意相同的矿物类型（如“铁白云石”）或分布（如“顶钙”）成因的多解性。