引言

低渗致密砂岩油藏作为一种非常规油藏，由于其潜在的巨大资源量已成为近年来国内外研究热点和前沿问题^[1-2]，其具有岩性致密、低孔低渗、侧向非均质性强、油水关系复杂、甜点规模小等特点^[3]。碳酸盐胶结物是低渗致密砂岩储层中常见的成岩矿物之一，其常常形成非渗透性的钙质胶结条带而隔挡储层内部的流体渗流，具有多成因、多期次和普遍分布的特点。国内外学者曾对碳酸盐胶结物做了大量研究，认为碳酸盐胶结物具有多时空性，不同期次的碳酸盐胶结物记录了成岩过程中岩石和流体组分的变化，并占据岩石孔隙空间，使物性变差^[4-5]；不同类型的碳酸盐胶结物具有不同的碳源和钙源，其成因机理也不尽相同^[6-8]；在沉积盆地内部的不同沉积体系，碳酸盐胶结物的赋存方式和特征变化明显，总体以随机分布模式为主，受沉积微相和基准面旋回、断层、古地貌的影响^[9-16]。

然而，已有研究多关注于碳酸盐胶结物的成因机理、阶段性演化及对储层质量的影响，同一沉积体系内部钙质胶结条带发育控制因素及其空间展布模式还不甚清楚。华庆长8油藏储量丰富，但有利区分散，单个油藏规模较小，后期筛选难度大，加强该方面研究对优质储层勘探、开发区的合理选取及高效开发尤为重要。

因此，本文以鄂尔多斯盆地华庆地区长8油组为例，综合铸体薄片，物性分析等多种分析化验手段，探讨密井网条件下钙质胶结条带的发育控制因素和空间展布，进一步揭示低渗致密砂岩储层内部非均质性，为油田合理开发和调整提供科学依据。

1 地质概况

华庆地区位于鄂尔多斯盆地西南部，面积约0.43$\times 10^4$~km²，区域构造位于伊陕斜坡构造内(图 1)，为一个东高西低的单斜构造。长8期，鄂尔多斯盆地基底仍然处于沉降的过程，整体仍处于湖盆的发展阶段。东北方向的曲流河和西南方向的辫状河汇聚于浅湖中形成浅水三角洲沉积体系，研究区主要位于三角洲前缘相带^[17]。

长8储层具有较低的成分成熟度和较高的结构成熟度，主要的岩石类型为岩屑质长石砂岩和长石质岩屑砂岩(图 2)，胶结物含量较高，平均值为8.3%。砂岩粒度以细砂岩为主，分选中等—好，磨圆以次棱角状为主。长8油组经历了长时间的深埋藏，储层平均孔隙度为9.01%，平均渗透率为0.8 mD，为典型的低渗致密储层，储层质量的主控成岩作用为压实、胶结和溶蚀作用。碎屑颗粒间以点—线接触为主，镜下可见云母压实变形、石英多期次生加大，铁方解石等晚期碳酸盐胶结物大量发育，孔隙类型主要为原生粒间孔和粒内溶孔(图 3)，镜质体反射率($R_{\rm{o}}$)为0.77%~1.05%，表明目前长8储层处于中成岩A期。

2 沉积特征

华庆地区位于鄂尔多斯盆地沉积中心，长8期，东北、西南物源汇聚于此形成浅水三角洲沉积体系，主要发育分流河道、河口坝、分流间湾和半深湖—深湖等4种沉积微相(图 4)。

分流河道呈典型的正韵律，砂体形态顶平底凸，曲线呈钟形、箱型和齿化钟形。河口坝为分流河道入湖后卸载粗粒物质所形成，垂向上呈反韵律，砂体形态底平顶凸，曲线呈漏斗形或箱型。长8期，华庆地区为浅水环境，坡度小，河口坝多沉积于远离湖岸线的分流河道末端处，向湖盆中心延伸。由于河口坝不同部位的发育规模和储层物性不尽相同，因此，将河口坝细分为坝主体和坝缘，坝主体为河口坝主体部分，厚度一般大于2 m；坝缘主要位于坝主体两侧，包括坝侧缘及席状砂，厚度一般小于2 m，和坝主体相比，坝缘规模小、物性差。分流间湾主要为分流河道间的泥岩和分流河道侧缘的薄层溢岸砂体，半深湖—深湖沉积主要为深灰色—灰绿色湖相泥岩、粉砂质泥岩，多发育于华庆地区中部湖盆中心。

根据成因类型可将砂体划分为分流河道复合体、河口坝复合体和分流河道-河口坝复合体。分流河道复合体主要发育于基准面上升的背景下，受可容空间和沉积物供给量比值(A/S比)的变化影响，分流河道复合体呈现出两种表现形式，即水动力较强的切叠式和可容空间较高，保留完整的“二元结构”。

河口坝复合体则主要发育于基准面下降背景下，当A/S$\gg$ 1时，水体较深，多期河口坝之间的泥质沉积保留下来。长8期，湖盆仍处于发展阶段，受多物源影响，水体反复频繁，沉积沉降速率差异不大，此时中期基准面相对平衡，而短期基准面下降和上升记录则被保存下来，形成分流河道-河口坝复合体，该类复合体可细分为分流河道-河口坝式和河口坝-分流河道式。总体上，长8储层砂体组合样式多样，不同组合样式的砂体后期发生胶结，在空间上所呈现的分布也不尽相同。

3 钙质胶结条带基本特征

钙质胶结条带为胶结作用形成的非渗透条带，钙质胶结条带发育与否很大程度上受控于砂岩顶底界面附近泥页岩的发育程度^[18]。黏土矿物成岩热演化为后期钙质胶结条带的形成提供了Ca$^{2+}$、Mg$^{2+}$、Fe$^{3+}$等物质基础^[19-20]，当泥页岩厚度较薄时，其形成的Ca$^{2+}$、Mg$^{2+}$、Fe$^{3+}$量较少，其向周围砂体扩散的能力和范围有限，此时砂体难以捕获这些成岩离子形成钙质胶结条带。

钙质胶结条带在工业上多表现为干层，研究区试油结果和启动压力梯度资料表明，干层的物性上限为0.3 mD。本次研究采用视胶结率来定量表征胶结强度，其计算公式为

$B = \frac{{{V_1}}}{{{V_1} + V}}$

(1)

式中：

$B$—视胶结率，无因次；

$V_1$—胶结物体积，cm³；

$V$—粒间体积，cm³。

胶结物体积和粒间孔隙体积主要是通过岩石薄片进行估算。

研究发现，当砂体镜下视胶结率大于70%时，该砂体渗透率小于0.3 mD(图 5)，即当砂体视胶结率达到70%以上时，定义为钙质胶结条带。

钙质胶结条带的主要组分为自生碳酸盐胶结物，关于其形成机制的研究主要集中在物质来源方面，即碳源和钙源。碳源分为内源和外源，内源为湖相原生碳酸盐胶结物和大气溶解的CO$_2$，外源为烃源岩中有机质热演化形成的有机酸等酸性流体^[22]。华庆地区自生碳酸盐胶结物孔隙水主要来源于陆相环境，普遍认为其碳源主要为有机酸^[23]。而对陆相碎屑岩而言，碳酸盐胶结物钙源有以下4种：(1) 长石颗粒溶蚀；(2) 黏土矿物成岩热演化；(3) 碳酸盐岩屑溶解再沉淀；(4) 铝硅酸盐水化作用^[24-26]。其中，硅铝酸盐水化作用发生于早成岩A期，碳酸盐岩屑溶解再沉淀需要有良好孔隙通道和有机酸注入，以上两点研究区并不具备，同时，镜下可见铁方解石充填长石溶孔。因此，认为钙源主要为黏土矿物成岩热演化，其次为长石溶蚀。

钙质胶结条带岩性为钙质砂岩，岩芯观察中发现，发育钙质胶结条带的同一岩性段岩芯具有明显的颜色界限，以白505井岩芯(2 308.7 m)为例，左侧岩芯富含油呈灰黑色，右侧不含油呈灰白色(图 6)，滴酸剧烈起泡。这一现象反映出右侧砂体发生强烈胶结形成了胶结条带。钙质胶结条带具有良好的测井响应，声波时差为190 212 µs/m，曲线呈明显尖峰状(钙尖)，电阻率大于25 $\Omega\cdot$m，密度大于2.52 g/cm³。

4 发育控制因素

华庆地区长8油组广泛发育钙质胶结条带，笔者从其发育位置角度出发，将钙质胶结条带划分为3类：全胶结式、中部式和顶底式钙质胶结条带，并深入探究其发育主控因素。研究表明，不同发育位置的钙质胶结条带，其发育控制因素也不尽相同。

全胶结式胶结条带多出现在粗粒薄层砂体中，砂体附近常分布极厚泥页岩或砂泥岩薄互层。随着压实作用进行，该泥页岩或砂泥岩薄互层所释放的高浓度碳酸盐流体可达砂体孔隙体积的10倍以上，其进入临近砂岩后流体压力迅速下降而沉淀，造成碳酸盐的迅速富集^[27-28]。此类胶结条带发育主要受控于粒度，两者具有良好的正相关性(图 7)，砂体粒度越粗，其抗压实能力越强，可供胶结的孔隙空间越大，后期成岩流体注入时，迅速胶结致密。此类胶结条带厚度一般小于3 m，当砂体顶底泥页岩厚度极大时，厚度可达4 m。

顶底式胶结条带在华庆地区最为常见，其钙质来源为“原地”砂体顶底的泥页岩，砂体粒度越粗，钙质胶结条带厚度越大(图 7)。同时，在考虑泥页岩成岩热演化对上下相邻段砂体产生均等贡献的条件下，发现该类钙质胶结条带厚度与顶底泥页岩厚度呈一定的正相关性，并且此线性关系可分为两段。即泥页岩厚度较小时，随着泥页岩厚度的增大，胶结条带厚度明显增大；泥页岩厚度较大时，胶结条带厚度增幅较小，趋于稳定(图 8)。

这说明，此类砂体顶底粒度较粗，压实后可供后期胶结的孔隙空间较大，当泥页岩厚度较小时，其提供的成岩离子完全被粗粒砂体所捕获，此时砂体相对处于“欠补偿”状态；当泥页岩厚度逐渐增大时，胶结条带厚度增幅逐渐变小，砂体已由“欠补偿”状态转变为“饱和”状态，泥页岩提供的成岩离子过剩。此时，钙质胶结条带厚度的限定因素则是砂体粒度。研究区该类胶结条带最为常见，厚度多为2~5 m，局部可达5 m以上，总体上看，其厚度主要受粒度及泥页岩发育程度综合控制，泥页岩是基础条件，粒度中值是核心因素。

研究发现，华庆地区长8油组复合砂体中部也发育钙质胶结条带，其并不是随机离散式分布，而是呈一定规律发育于构型界面(不同期次砂体切叠处)附近。该类胶结条带距顶底泥页岩距离较大，主要的钙质来源为“外源”泥页岩，即相邻区域发育的厚层泥页岩。厚层泥页岩成岩热演化中释放大量高浓度碳酸盐流体，同时，地层压力的下降也加速了其扩散。当其扩散至相邻砂体时，易沿着不同构型界面迅速进入该砂体发生胶结。同时，砂体中部长石溶孔较为发育，长石溶蚀越剧烈，释成岩矿物离子越多，扩散能力越强，其在不同期砂体界面较粗的位置所形成的胶结带厚度越大(图 9)，这也一定程度促进了钙质胶结的进行。研究区该类胶结条带厚度较小，一般小于2 m，这主要是由于砂体中部构型界面附近其俘获的成岩流体较少，同时，即便研究区长石溶孔发育程度相对较高，但长石溶蚀提供成岩所需矿物离子的能力仍然十分有限。

5 空间展布 5.1 垂向分布

华庆地区长8油组钙质胶结条带的垂向分布主要受沉积微相组合和构型界面控制，根据其组合关系的差异，垂向上将华庆地区长8储层钙质胶结条带划分为顶部胶结、底部胶结、顶底胶结、中部胶结、顶—中胶结、中—底胶结、顶—中—底胶结及全胶结等8种分布样式(图 10)，所占比例分别为5.7%、40.9%、22.8%、7.3%、7.8%、10.6%、1.9%、3.0%。

其中，顶(底)式胶结多发育于单一期次厚层分流河道、河口坝中，中部胶结多发育于多期砂体切叠所形成的复合分流河道-河口坝中，全胶结式胶结条带多发育于单一期次薄层分流河道、河口坝中，而顶—中式、中—底式、顶—中—底式胶结条带则受短期基准面旋回升降影响，同一中期基准面旋回控制下，不同短期基准面变化导致了沉积微相组合的差异，进而使得钙质胶结条带的分布样式不尽相同。

华庆地区具有丰富的密井网资料，平均井距约200 m，井控程度较高。从连井剖面上可以看出，砂体内部钙质胶结条带组合形式多样，分流河道底部和河口坝顶部的胶结条带发育程度较高，其延伸距离可达600 m，而砂体中部离散出现的钙质胶结条带延伸距离有限，一般小于200 m(图 11)。

5.2 平面分布

长8期，华庆地区发育东北—西南混源浅水三角洲沉积体系，钙质胶结条带平面分布具有明显规律性。即从研究区东北、西南部往中部湖盆区，钙质胶结条带发育程度逐渐增加。而通过对研究区中部白455密井网区进行分析发现，平面上钙质胶结条带的分布也呈现明显规律性，其主要分布于优势相带的中心部位，即呈团块状、条带状分布于研究区中部远离物源的分流河道末端及其附近河口坝中部，而河口坝边部和靠近物源的主干分流河道则不甚发育(图 12)。这主要是由于随着搬运距离的增加，刚性颗粒含量逐渐上升，岩石成分、结构成熟度逐渐变好，砂体的抗压实能力得到明显改善，大量原生孔隙得到保存，为后期碳酸盐胶结提供了空间。其次，随着岩石颗粒分选、磨圆逐渐变好，泥质含量逐渐减少，岩石孔隙结构情况也得到明显改善，有利于富碳酸盐流体的运移。研究区中部位于湖盆沉积中心，其背景为湖相，末端分流河道入湖后水体能力逐渐减弱趋于平稳，有利于沉积物卸载沉积。同时四周湖相泥页岩发育程度高，泥页岩中的黏土矿物转化提供大量的钙质，而介形虫、瓣鳃类生物主要出现于半深湖—深湖环境，两者共同作用促进了钙质胶结的形成。

5.3 空间展布模式

华庆地区长8油组发育浅水曲流河—辫状河三角洲沉积体系，砂体内部钙质胶结条带广泛发育。垂向上，其分布受到沉积微相组合和构型界面的控制，平面上则主要呈条带状、团块状分布于分流河道末端及其附近的河口坝中部。

总体上，研究区钙质胶结条带表现为厚层粗粒砂体内部“顶底胶结厚延伸远-中部胶结薄延伸近”和薄层砂体“整体胶结薄延伸近”的空间展布模式(图 13)。

6 结论

(1) 钙质胶结条带为灰白色钙质砂岩，主要组分为晚期铁方解石，钙质来源为泥页岩成岩热演化和长石颗粒溶蚀所释放的成岩矿物离子。

(2) 不同发育位置的钙质胶结条带发育控制因素不同。全胶结式和顶底式钙质胶结条带钙质来源为“原地”泥页岩，中部式则主要为“外源”泥页岩，其次为长石溶蚀。全胶结式钙质胶结条带发育主要受控于粒度，中部式胶结条带主要受粒度和长石溶蚀影响，顶底式胶结条带则主要受到粒度和泥页岩发育程度配置关系影响。

(3) 不同沉积微相组合和构型界面控制了钙质胶结条带的垂向分布，研究区以底部胶结和顶底式胶结为主，延伸距离远，而中部式胶结发育规模小延伸距离短。平面上钙质胶结条带主要呈团块状、条带状分布于研究区中部远离物源的分流河道末端及其附近河口坝中部。

(4) 华庆地区长8油组胶结条带广泛发育，总体上表现为厚层粗粒砂体内部“顶底胶结厚延伸远-中部胶结薄延伸近”和薄层砂体“整体胶结薄延伸近”的空间展布模式。