在沉积盆地内，流体在沿砂体或裂缝流动的过程中，往往会与围岩发生复杂的流体—岩石相互作用，从而形成一些成岩矿物。碳酸盐胶结物是砂岩储层中常见的一类成岩产物，具有分布普遍性、形成多期性、成因多样性的重要特点^{[1, 2]}。它充填裂缝和孔隙，对储层物性主要起破坏性作用，是致密储层、岩性圈闭等形成的主要原因之一^{[3, 4, 5]}，也是分析盆地边界断层是否能够作为油气运移通道，促使油气发生幕式运移的重要证据^{[6, 7]}。不同的成岩环境下，碳酸盐胶结物中碳氧同位素组成有明显的差别和一定的规律，可为判断其形成时的地球化学环境特征和物质来源等提供重要信息，特别是碳同位素组成可以指示成岩流体中碳的来源。碳酸盐胶结物的化学性质活泼，对孔隙流体的酸碱性异常敏感，极易发生溶解—沉淀—再溶解—再沉淀过程，因而是成岩环境酸碱度变化的良好矿物指示计^[1]。因而，碳酸盐胶结物常被用来分析成岩环境及成岩流体的演化^{[8, 9]}。

柴达木盆地鄂博梁构造带勘探难度大、勘探程度较低，目前对其储层特征及控制因素、流体活动规律等的研究还不够深入，在一定程度上制约了该区油气成藏规律的认识和油气的进一步勘探。前人曾在盆地西部古近纪致密盐湖碳酸盐岩储层内发现了裂隙胶结物^[10]。本文作者在野外和岩芯观察发现，该区砂岩储层中含有大量的碳酸盐胶结物，因而查明其成因机理，探讨与油气充注的关系，是十分必要的。本文综合岩石学、矿物学、地球化学等多种研究方法和手段，探讨了柴北缘西段鄂博梁构造带侏罗系、古近系、新近系储层中碳酸盐胶结物的成因机制及其油气地质意义。

柴达木盆地位于青藏高原北部，是在前侏罗系基底上发育起来的一个中、新生代陆内沉积盆地。四周被祁连山、阿尔金山和昆仑山脉包围，大致呈一不规则菱形，面积约 12×10⁴ km^{2[8, 9]}。鄂博梁构造带位于盆地中北部，由一系列北西—南东向延伸的大型背斜构造(图 1)，自西向东依次为鄂博梁I号、鄂博梁II号、葫芦山、鄂博梁III号、鸭湖构造。

图 1 柴达木盆地北缘西段鄂博梁构造带范围及所处的构造单元 Fig. 1 The range of Eboliang structure belt in the west section of the northern margin of Qaidam Basin and its tectonic unit

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鄂博梁构造带的构造演化与柴北缘的形成和演化紧密相关，经历了早—中侏罗世的断坳盆地、晚侏罗世—白垩纪的坳陷盆地、白垩纪末期的挤压抬升剥蚀、古近纪坳陷盆地和新近纪挤压坳陷盆地等演化阶段^[11]。其中，E²₃和N³₂~Q是柴北缘构造圈闭形成和调整改造的两个主要时期^{[12, 13]}。区内不同构造的活动时间具有明显差异^[14]，鄂博梁构造带主要形成于新近系N¹₂以后，即从鄂博梁I号开始，向东依次形成鄂博梁Ⅰ号、鄂博梁Ⅱ号、葫芦山、鄂博梁III号等构造。 由于中生代晚期的抬升剥蚀，侏罗系仅残存下侏罗统，以河流和沼泽相为主^[15]。古近系、新近系发育较完整，整体上为一套辫状河—三角洲—湖相沉积。下侏罗统是本区的有效烃源岩，主要分布于一里坪坳陷和昆特依凹陷，分布范围约2×10⁴ km^2[13]。

本次研究从6口探井和野外露头共采集了36个样品。每个样品均磨制铸体、荧光和光片三套薄片。使用铁氰化钾和茜素红的混合溶液对铸体薄片染色，染色后方解石呈橘红色，含铁方解石呈紫红色或深红色，含铁白云石呈蓝色。本研究在西北大学大陆动力学国家重点实验室，采用Olympus BX51荧光/偏光显微镜对薄片进行岩相学、荧光观察。对于镜下无法确认的细小矿物和物质，利用FEI Quanta 400 FEG扫描电镜进行观察、分析，并给出相关矿物的能谱曲线。阴极发光测试在BII CLF-1阴极发光仪下完成。铸体薄片观察和阴极发光测试后，选择碳酸盐胶结物类型单一且含量较高的岩芯样品，研磨后用磷酸法释放CO₂在Finnigan MAT253质谱仪中测定了碳酸盐胶结物的碳氧同位素，分析精度±0.1‰。对于具有不同阴极发光条带的方解石脉体，利用微钻对不同发光条带钻孔取样，孔径0.5~0.9 mm，然后在Kiel IV碳酸盐反应装置与Finnigan MAT253质谱联机装置中在线测定了其碳氧同位素，分析精度±0.1‰。微钻取样与碳氧同位素测试工作在中科院地质与地球物理研究所完成。

经镜下观察，鄂博梁构造带储层中的胶结物类型在不同构造间存在明显差异：鄂博梁I号构造以高岭石和方解石为主，鄂博梁III号—鸭湖构造以含铁白云石、含铁方解石、硬石膏为主(图 2)，揭示了鄂博梁构造带流体活动的差异性。同时也看出，碳酸盐胶结物是鄂博梁构造带的最为发育的胶结物。

图 2 鄂博梁构造带储层胶结物含量分布 Fig. 2 Cement content distribution in reservoir rocks in Eboliang structure belt

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碳酸盐胶结物充填粒间孔隙和裂缝，交代碎屑颗粒、杂基和早期的胶结物(图 4)，对储集空间破坏严重。为了刻画它们对储集空间的改造程度，定义“碳酸盐胶结强度”如下：

碳酸盐胶结强度＝碳酸盐胶结物含量/(总面孔率＋总胶结物)×100%(1) 碳酸盐胶结强度越大，表明碳酸盐胶结物对储集空间的占有率越大，当碳酸盐胶结强度达到100%时，表明储层被碳酸盐胶结物完全胶结。经计算(图 3)，鄂博梁构造带碳酸盐胶结强度分布不均一，在25%~100%之间。其中，鄂博梁I号构造碳酸盐胶结强度较大，EI2井和露头几乎被碳酸盐胶结物完全充填。其它井碳酸盐胶结强度较低的原因除了存在其它胶结物外，最主要的原因是存在溶蚀作用。溶蚀作用主要表现为各种易溶的组分发生部分、甚至全部溶蚀，并形成多种类型的次生孔隙。如图 5所示，在1.4 m的范围内，岩石类型变化不大，顶端和底端方解石胶结作用发育，孔隙被完全充填(图 5A，C)，但在中间部位溶蚀作用发生，可见碎屑和方解石溶蚀(图 5B)，其发育的孔隙全部为溶蚀孔隙。

图 3 鄂博梁构造带储层中碳酸盐胶结强度分布 Fig. 3 Carbonate cementation intensity distribution in reservoir rocks in Eboliang structure belt

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图 4 鄂博梁构造带储层中碳酸盐胶结物的产状 a.方解石孔隙型胶结，鄂博梁I号构造，野外露头；b.方解石交代石英岩岩屑，EI2井，4 048.78 m；c.方解石交代杂基，EI2井，4 838.74 m；d.方解石交代沥青浸染的高岭石，N1井，2 232.9 m；e.含铁方解石交代硬石膏，YC3井，4 048.31 m；f.含铁方解石交代含铁白云石，ES2井，3 032.73 m。 Fig. 4 Occurrence of carbonate cements in reservoir rocks in Eboliang structure belt a. calcite in pore,outcrop in Eboliang I structure; b. the replacement of quartzite lithic by calcite,EI2 Well,4 048.78 m; c. the replacement of matrix by calcite,EI2 Well,4 838.74 m; d. the replacement of asphalt disseminated kaolinite by calcite,N1 Well,2 232.9 m ; e. the replacement of anhydrite by Fe-rich calcite,YC3 Well,4 048.31 m; f. the replacement of Fe-rich dolmite by Fe-rich calcite,ES2 Well,3 032.73 m.

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图 5 鄂博梁I号构造N1井2 226.07~2 227.47 m(J1)范围内的成岩特征 Fig. 5 Diagenetic characteristics in 2 226.07~2 227.47 m(J1)of N1 Well in Eboliang I structure

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由于流体活动的不均一性，鄂博梁构造带不同构造间甚至不同井间的成岩作用序列存在一定的差别。如N1井，方解石交代沥青浸染的高岭石，揭示了高岭石—油气充注—方解石的成岩序列(图 4d)。随后，方解石被酸性流体溶蚀，溶蚀孔隙又被第II期油气充填(图 5、图 6)；而在EI2井，方解石交代碎屑颗粒和杂基，是储层中唯一的胶结物；在鄂博梁III号—鸭湖构造，含铁方解石晚于硬石膏和含铁白云石(图 4e,f)，而早于溶蚀作用。 整体上，鄂博梁构造带可见三期古流体活动，分别发生在E²₃~N₁、N¹₂~N²₂、N³₂以来三个地质时期，每一期流体均始于有利于形成溶蚀孔隙的酸性流体，其后发生油气充注，结束于碱性流体进入、储层胶结。因受构造演化、流体活动、油气成藏条件的限制，鄂博梁Ⅲ号构造新生界仅发育后两期流体活动。

图 6 鄂博梁I号构造N1井2 229.72 m处铸体薄片和荧光薄片的显微照片 Fig. 6 Micrographs of cast and fluorescence thin section of reservoir rocks in 2 229.72 m of N1 Well in Eboliang I structure

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在阴极发光显微镜下，方解石胶结物主体不发光，边缘发暗红色光(图 7)；图 10中，方解石脉体自边缘至核部呈现无光、红色、橘黄色光带，说明在鄂博梁I号构造可能存在多期碱性流体活动。含铁方解石通体发红色光(图 8)，颜色较纯，说明在鄂博梁III号—鸭湖构造可能只经历了一期碱性流体活动。

图 7 方解石胶结物的阴极发光特征(N1井，2 232.57 m) Fig. 7 Cathodoluminescence characteristics of calcite cements (N1 Well,2 232.57 m)

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图 8 含铁方解石胶结物的阴极发光特征(ES2井，3 032.73 m) Fig. 8 Cathodoluminescence characteristics of Fe-rich calcite cements(ES2 Well,3 032.73 m)

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研究区方解石胶结物碳、氧同位素分布范围为：-13.47‰＜δ¹³C_PDB＜2.54‰，-15.93‰＜δ¹⁸O_PDB＜-4.74‰(表 1、图 9)。碳、氧同位素分布较散，揭示了方解石胶结物成因较复杂。而含铁方解石胶结物的碳、氧同位素分布则相对集中，具有相同的成因^[16]。N1井中方解石脉体不同阴极发光条带的碳、氧同位素呈现两个明显的点群，反映了两期碱性流体活动(表 2、图 9)。

图 9 鄂博梁构造带碳酸盐胶结物和脉体的碳、氧同位素分布 Fig. 9 Carbon and oxygen isotope distribution of carbonate cements and veins in Eboliang structure belt

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在沉积盆地内，沉积碳酸盐和有机质是两种主要的碳储集，二者在碳同位素上差别明显。大多数海相碳酸盐岩的δ¹³C_PDB为-4‰~4‰，而有机碳明显偏负，介于-35‰~-20‰^[16]。柴达木盆地侏罗系的烃源岩和古近系、新近系的沉积碳酸盐是本区的两大碳源。在鄂博梁构造带，前人尚未对沉积碳酸盐的碳、氧同位素作系统测试，但据尹成明^[17]对邻区红三旱地区(见图 1)的研究，古近系沉积碳酸盐的碳、氧同位素的分布区间为-5.5‰＜δ ¹³C_PDB＜-0.3‰，-8.4‰＜δ ¹⁸O_PDB＜-3.9‰(图 9中方框)。在本次测试样品中，样6为灰质泥岩(表 1)，其碳、氧同位素亦落入此范围。因此，将此分布区间作为研究区沉积碳酸盐碳、氧同位素的分布范围。

碳同位素分馏对温度不敏感，其值主要反映了不同碳源的混合程度，而氧同位素分馏明显受控于温度^[19]。据研究，温度每变化6℃~10℃将导致形成的白云石的δ¹⁸O_PDB发生1‰的漂移^{[18, 19]}。在N1井2 232.57 m处的方解石脉体中，各个阴极发光带的碳同位素比较稳定，但明显偏负，表明存在有机碳的混入。氧同位素具有明显的差异性，且方解石形成时间越晚，其值越偏负，揭示了形成方解石脉体的流体温度越来越高(图 10)。从氧同位素上看，至少存在两期混有有机CO₂的碱性流体活动。

图 10 解石脉体不同阴极发光带的C、O同位素(N1，2 232.57 m) Fig. 10 Carbon and oxygen isotope distribution in different cathodoluminescence stripes of calcite veins

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在含该方解石脉体的样品中，也存在非常发育的方解石胶结物(图 9，样2)。通过对比，发现方解石胶结物的碳、氧同位素与第I期方解石脉体的非常接近，说明方解石胶结物应该为第I期碱性流体活动的产物。另外，N1井浅层的样1与第I、II期方解石脉的碳同位素也相似，但氧同位素分别偏正3.39‰~4.45‰、6.69‰~7.32‰(图 9)。这两个样品深度相差1 070 m，以古近纪以来2.2~2.7 ℃/100m的古地温梯度计算，地层古地温相差24℃~29℃。按上述温度对δ¹⁸O_PDB的影响程度估算，该温差将导致方解石胶结物的δ¹⁸O_PDB相差2.4‰~4.8‰，恰好与样1与第I期方解石脉体的δ¹⁸O_PDB差值相符合，说明样1也是第I期碱性流体活动产物。利用同样的方法，EI2井中样4的氧同位素也与第I期碱性流体的一致，因此二者在时间上是相近的。在碳同位素方面，样4明显偏负，说明有机碳的混入程度较高，这可能与样4邻近大面积的厚层烃源岩，“近水楼台先得月”有关(图 1)。

古近纪和新近纪柴达木盆地为盐湖沉积^{[10, 17, 20, 21]}，发育灰质泥岩、泥灰岩、白云岩、膏岩等蒸发岩地层(表 3)。这些地层排出的压实水中，富含Ca²⁺、Mg²⁺和HCO^-₃等离子。在条件合适的情况下，这些流体会进入砂岩储层形成碳酸盐胶结物。在这个过程中，碳同位素分馏不明显，但由于地层温度升高，氧同位素会发生负向偏移。与沉积碳酸盐相比，新近系含铁方解石(图 9，样7~12)碳同位素相近，氧同位素负向漂移，其成因与沉积碳酸岩地层排出的流体有关。如表 3所示，研究区鄂博梁III—鸭湖构造沉积碳酸盐地层不发育，且比样品位置浅。邻区红三旱地区沉积碳酸盐发育且广泛分布于新近系中，结合坳陷—构造带的空间配置关系(图 1)，鄂博梁III—鸭湖构造储层中含铁方解石的成因应该为一里坪坳陷内沉积碳酸盐地层的压实排水。

样5采自鄂博梁I号构造的野外露头，地层较新(N₂¹)，碎屑颗粒点接触，微晶方解石完全充填粒间孔隙(图 4a)，其碳氧同位素落入沉积碳酸盐域(图 9)，表明该微晶方解石形成时间较早，很可能在同生—准同生作用时期形成。 沉积有机质在演化过程中一般会经历氧化作用、细菌硫酸盐还原作用、甲烷生成作用和有机质脱羧作用。其中，只有甲烷生成作用带内生成的碳酸盐相对富集¹³C，其δ¹³C_PDB可高达15‰^[16]。由此可见，高δ¹³C_PDB的样3的形成可能与甲烷生成作用有关。

总之，研究区至少存在四种碳酸盐胶结物成因机制：①有机质脱羧作用；②同生—准同生作用；③甲烷生成作用；④沉积碳酸盐压实水沉淀作用。其中，与①有关的碱性流体活动至少存在两期^[22]。

(1) 与有机质脱羧作用有关的碳酸盐胶结物稍晚于油气充注，可作为油气充注或运移的特征自生矿物。鄂博梁构造带西端侏罗系储层中的碳酸盐胶结物均为此类胶结物，可见其与侏罗系烃源岩的密切关系。而在古近系和新近系储层中，与有机质脱羧作用有关的碳酸盐胶结物仅出现在N1井中，其原因可能与N1井区侏罗系存在流体上移的通道(如断层)有关。N1井区后来发生的溶蚀作用以及油气充注，也应与断层对流体的垂向输导有关。

(2) 鄂博梁I号构造内，来自侏罗系的碱性流体活动、古近系—新近系的同生—准同生作用和甲烷生成作用形成的碳酸盐胶结物，将储层改造为致密储层。但后期的酸性流体活动又将部分致密储层溶蚀改造，释放出部分储集空间，因溶蚀的不均一性又可形成侧向封堵，从而有利于形成岩性圈闭。因而，岩性油气藏可作为鄂博梁I号构造下一步的勘探重点。而在鄂博梁III号—鸭湖构造，新近系储层中碳酸盐胶结物的形成与有机质脱羧作用无关，油气运聚可能发生在含铁方解石胶结之后。