四川盆地的三叠系与侏罗系是我国致密砂岩气的主要勘探开发对象^[1-2]，复杂地质条件和非均质性给致密砂岩气藏的勘探开发带来了诸多挑战，尤其是侏罗系沙溪庙组，与新场气田沙溪庙组的毯状砂体（砂体宽5~15 km）以及苏里格气田石盒子组的辫状河道砂体（砂体宽5~20 km）相比^[3]，梓潼地区沙一段的水下分流河道砂体宽度通常小于1.5 km，横向展布稳定，具有典型的窄河道（宽度较窄且稳定展布的条带状砂体^[4]）特征，地质条件更为复杂，使得气藏的勘探开发工作面临较大挑战。在油气勘探与开发的过程中，储层特征的研究至关重要^[5-7]。现阶段的研究多侧重于沉积作用和成岩作用对储层特征的控制^[8-10]，对不同砂体构型的内在差异及其对储层物性和流体行为的影响关注较少。尽管国内外学者在砂体构型及其储层特征方面进行了广泛地研究^[11-13]，研究重点仍主要放在单一砂体的连通性上^[14-16]，未能全面揭示不同构型砂体间的储层非均质性及其演化规律，限制了对储层质量的综合评估。为弥补这一不足，须寻找不同构型砂体之间的典型差异。考虑到钙质夹层作为砂体重要的内部结构，且属于储层演化的过渡性产物^[17]，其可以作为揭示不同构型砂体之间典型差异的重要抓手。钙质夹层一般是由碳酸钙矿物充填砂岩孔隙构成，具有较高的致密性和硬度，且常常在砂岩中与砂体交替出现^[18]，作为致密砂岩中一种重要的岩石类型，对储层的物理特性及其分布模式有显著影响^[19]。钙质夹层不仅自身会影响储层的渗透性和孔隙度，还对油气的聚集和迁移过程起着关键作用^[20]。因此，理解钙质夹层的形成机制及其与砂体的相互作用，对提高储层评价的准确性具有重要意义。

尽管已有研究探讨了梓潼或相邻地区沙一段的地质特征^[21-23]，但对其砂体构型及钙质夹层的系统性研究仍显不足，尤其缺乏对其在成岩演化过程中的具体作用的深入分析。从梓潼地区沙一段不同砂体的储层特征着手，识别出典型砂体中的钙质夹层，并建立其不同阶段的成因模式，重点深化钙质夹层在沉积环境和成岩演化中的指示意义，从而反映各类构型砂体的沉积环境及其储层特征的演化，进一步理解砂体构型与储层质量的内在联系，以期为后续油气勘探与开发提供实践参考。

四川盆地位于扬子板块西缘，以刚性花岗岩为基底，构成多旋回叠合盆地。盆地主要经历了沉降过程，在构造和沉积上表现出多旋回特征。自中三叠世以来，受到印支、燕山和喜马拉雅运动的影响，形成了现今的构造格局，周围被多个断褶带环绕，内部则划分为6个一级构造带^[24-25]。梓潼地区位于四川盆地西北部的川北古中凹陷低缓带西南侧，沙溪庙组整体为一套陆相碎屑岩沉积^[26]，以多旋回发育的砂岩和泥岩为主，反映出强烈的水动力变化和沉积环境的多样性。沙一段是沙溪庙组的重要组成部分，砂体展布呈北西—南东向，沉积厚度稳定，横向连续性较好，垂向上参照5套砂体划分为5个砂组，其中1砂组和4砂组为主要的产气层段，具有较高的储层物性和含气性，具备良好的勘探开发潜力（图 1）。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 川西北梓潼地区构造位置（a）、沙一段1砂组和4砂组砂体展布（b）及侏罗系岩性地层综合柱状图（c） Fig. 1 Structural location of Zitong area (a), distribution of sand bodies of the first member of Shaximiao Formation (b) and stratigraphic column of Jurassic (c) in northwestern Sichuan Basin

川西北梓潼地区沙一段地层沉积于曲流河三角洲前缘沉积体系^[27]，储层砂体主要为水下分流河道和河口坝等微相。沉积微相控制着砂体的岩石学特征及储集性能，沉积环境对砂体的成分和结构影响显著，是研究区储层强非均质性的物质基础，展现出其独特的储层特征。

沙一段砂岩的纵向变化体现了不同时期沉积环境的差异，导致1砂组和4砂组在沉积特征上表现出显著差异，特别体现在粒度、颗粒分选和碎屑组分方面。岩心及镜下薄片的观察与统计结果表明：1砂组以细砂岩和细—中砂岩为主，占比达60.7%，颗粒分选中等至良好，磨圆度表现为次棱角至次圆状，主要为孔隙式胶结；4砂组主要由中砂岩和粗—中砂岩组成，占比达66.8%，颗粒分选从较差到中等不等，磨圆度为次棱角状。碎屑三端元图显示出1砂组主要岩性为长石岩屑砂岩，4砂组主要岩性为岩屑长石砂岩（图 2a），这些差异均反映了不同时期沉积环境对沉积物颗粒特征的控制作用。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 川西北梓潼地区沙一段1砂组和4砂组砂岩类型及组分 Fig. 2 Sandstone types and component of sand group 1 and 4 in the first member of Shaximiao Formation in Zitong Area, northwestern Sichuan Basin

结合小提琴图分析，仅石英含量在1砂组和4砂组中接近正态分布，分布范围较为集中，反映了石英成分在不同砂组中的相对稳定性。长石和岩屑的含量分布差异显著，1砂组的长石含量呈现正偏特征，在较低位集中；岩屑含量呈现负偏特征，在较高位集中。4砂组的长石与岩屑含量则呈相反趋势，甚至具有双峰特征（图 2b）。这些碎屑组分的非正态分布特征表明，即使在同一旋回时期，沉积作用对碎屑组分的控制作用差异明显。

岩心铸体薄片与扫描电镜分析表明，梓潼地区沙一段致密砂岩储集空间主要有3种类型，分别为原生孔隙、次生孔隙和微裂缝，其中原生孔隙是储集空间最主要的孔隙类型^[28]，孔隙的赋存情况一定程度上反映了储层演化过程。

原生孔隙是在沉积物或沉积岩形成过程中，颗粒之间自然存在的空隙，受后期改造作用较弱，通常是油气储层的主要储集空间。残余粒间孔是砂岩储层中最常见的原生孔隙，形状不规则，常呈三角形、四边形等（图 3a，3b），强水动力沉积环境下，砂岩粒度较大，此类孔隙尤为发育。次生孔隙是在砂岩形成后，由各种地质作用使得原生孔隙的扩大或新孔隙的形成而形成的孔、洞、缝。次生孔隙主要通过成岩作用过程中的矿物溶蚀及重结晶等机制形成，主要包括粒间溶孔、粒内溶孔和晶间孔。粒间溶孔由颗粒之间的胶结物或矿物自身溶解形成，改善了孔隙的连通性（图 3c）；粒内溶孔是颗粒内部的矿物被溶解而形成的孔隙，常见于不稳定矿物，如长石、方解石的溶蚀，4砂组中丰富的浊沸石也能为溶孔提供物质基础（图 3d，3e）；晶间孔由结晶岩石中的重结晶或矿物转化形成，主要发育于黏土矿物间，梓潼地区沙一段黏土矿物胶结物含量不高，改善作用不明显（图 3f，3g）。微裂缝宽度在微米级到毫米级，长度从几毫米到几厘米不等，形态多样，受沉积物粒度、结构和外部应力影响。沉积成因的微裂缝由不均匀压实或矿物晶格调整产生，通常沿砂粒接触面或矿物边界发育；构造成因的微裂缝受构造应力影响，常呈线性、平行排列；成岩过程中矿物溶解、压溶也会产生微裂缝，常见于压实强或流体流动区域，通常较短（图 3h，3i）。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 川西北梓潼地区沙一段储层孔隙特征 （a）残余粒间孔，4砂组，W3井，3 023.4 m，铸体薄片，单偏光；（b）残余粒间孔，4砂组，W2井，2 992.6 m，铸体薄片，单偏光；（c）粒间溶蚀孔，1砂组，W4井，3 182.0 m，铸体薄片，单偏光；（d）长石粒内溶孔，4砂组，W3井，3 030.4 m，铸体薄片，单偏光；（e）岩屑溶孔，4砂组，W6井，2 990.5 m，铸体薄片，单偏光；（f）晶间孔，毛发状伊蒙混层，1砂组，W4井，3 203.5 m，扫描电镜；（g）晶间孔，针叶状绿泥石，1砂组，W2井，3 180.8 m，扫描电镜；（h）微裂缝，1砂组，W203井，3 072.5 m，铸体薄片，单偏光；（i）微裂缝，1砂组，W2井，3 168.2 m，铸体薄片，单偏光。 Fig. 3 Reservoir pore characteristics of the first member of Shaximiao Formation in Zitong Area, northwestern Sichuan Basin

根据孔渗测试结果，研究区沙一段砂岩样品的孔隙度为1.37%~11.40%，平均值为7.21%；渗透率为0.005~13.900 mD，平均值为0.380 mD。为深入分析不同砂组的孔隙度与渗透率之间的关系，绘制多口井各砂组的孔-渗交会图，并计算每个砂组中对数渗透率与孔隙度的拟合斜率（S_logK-φ）。通过交会图可以看出，各砂组的孔隙度与渗透率的相关性存在一定差异（图 4）。

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 川西北梓潼地区沙一段孔-渗交会关系及斜率特征 Fig. 4 Porosity-permeability crossplot and slope characteristics of the first member of Shaximiao Formation in Zitong Area, northwestern Sichuan Basin

值得注意的是，W4井1砂组（W4-1）砂岩的孔隙度虽然相对较低，但其拟合斜率却显著高于其他井（图 4）。S_logK−φ反映了孔隙度与对数渗透率之间的变化关系，斜率较大表明在孔隙度变化较小时，渗透率变化较大。可推知该井砂体的微观孔喉结构更为有效地连通，有助于渗透性的提升。以上现象可能与砂体的成岩作用、颗粒分选性或特殊的孔喉结构等因素有关，从而使得渗透率的敏感性更强，表现出较高的渗透率水平。

岩心观察发现，钙质夹层颜色与其他砂岩差距不大，多为浅灰白色，肉眼难以区分，当钙质胶结物中混入少量的铁元素，并在沉积环境存在一定的氧化条件时，呈现淡粉红色^[29]（图 5a），在稀盐酸作用下会产生大量气泡，质地较为致密，硬度较大，用小刀划刻时比其他岩石更难留下痕迹。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 川西北梓潼地区沙一段钙质夹层识别标志 Fig. 5 Identification markers for calcareous interlayers in the first member of Shaximiao Formation in Zitong area, northwestern Sichuan Basin

铸体薄片中，方解石在染色处理下更显清晰，方解石胶结物以晶体的形式在颗粒间生长，或包裹在颗粒周围，填充了原有的孔隙空间，使孔隙度显著降低，甚至完全消失，反映出该钙质夹层的致密性（图 5b）。致密特征在很大程度上降低了储层的渗透性和流体运移能力。

通过绘制多段钙质夹层及相邻砂体的测井参数蛛网图^[30]可以发现，钙质夹层在测井响应中表现为较低的自然伽马值（GR）和较高的密度值（DEN），反映出方解石胶结物中放射性元素含量较低，钙质胶结导致砂体致密。此外，钙质夹层的补偿中子（CNL）较低，表明孔隙空间被钙质填充，导致氢含量减少，而井径测井（CAL）与相邻砂体差距不大，说明钙质夹层的井壁稳定性与相邻砂体类似。电阻率（RT）较高，反映了钙质夹层的低孔隙度及较少的导电流体含量。声波时差（AC）较小，表明钙质夹层的岩石硬度和致密性较大，声波传播速度较快（图 5c）。以上测井参数共同反映了钙质夹层的致密性、低孔隙度和高硬度的特征，鉴于梓潼地区部分钻井测井曲线不全，本次研究主要依据自然伽马（GR）、声波时差（AC）和电阻率（RT）对1砂组和4砂组的主要砂体进行标定，结果表明，钙质夹层在测井响应中表现出明显的低声波时差（AC）和高电阻率（RT）的特征，在曲线上通常呈“鼓包”或“尖峰”状^[17]，测井响应特征明显不同于相邻岩性（图 5d）。

1砂组和4砂组测井纵向标定钙质夹层，并将砂体纵向上均匀划分为10等份，统计每等份中钙质夹层厚度的占比情况（图 6a），可以发现，钙质夹层主要发育于砂体的顶部和底部附近（图 6b），这可能与沉积环境中水动力条件的变化有关，导致这些位置更易形成胶结物。而在砂体中部，钙质夹层相对较少，且其单层厚度通常小于1 m，显示出钙质夹层的局限性和不连续性，意味着钙质夹层对储层的整体孔隙度和渗透率的影响可能较小，但在夹层发育的区域，其胶结效应可能会降低局部的渗透性，形成隔水层或影响储层的连通性。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 川西北梓潼地区沙一段钙质夹层在砂体中的发育情况 Fig. 6 Development of calcareous interlayers within sand bodies in the first member of Shaximiao Formation in Zitong area, northwestern Sichuan Basin

结合沉积相的平面展布规律可以进一步发现，研究区1砂组东侧砂体的钙质夹层更加发育，尤其是在河口坝沉积微相附近，如W6和W203井的钙质夹层尤为发育。而在西侧的W4井，钙质夹层几乎不发育（图 7a）。4砂组多口取心井均可见钙质夹层，但其钙质夹层的单层厚度较1砂组钙质夹层更薄，反映了其沉积环境的变化或胶结过程的差异。此外，4砂组的钙质夹层分布情况在平面上差异较小，表现出较为均匀的特征，表明平面上的钙质胶结作用在4砂组的沉积背景下较为一致（图 7b）。

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 川西北梓潼地区沙一段沉积相展布及钙质夹层平面分布情况 Fig. 7 Sedimentary facies distribution and planar distribution of calcareous interlayers in the first member of Shaximiao Formation in Zitong area, northwestern Sichuan Basin

通过对铸体薄片的阴极发光观察，发现研究区砂岩储层的钙质胶结具有明显的分期特征，这为钙质胶结的演化过程提供了重要线索。结合以往研究成果，研究区沙溪庙组的方解石胶结温度可分为2个主要区间，钙质胶结可以划分为2个主要阶段：同生—早成岩阶段与中成岩阶段^{[28, 31-32]}。

虽然2个阶段的钙质胶结在阴极发光下均表现为亮黄色—橙黄色，但他们的形成环境和充填特征存在显著差异^[33]。同生—早成岩阶段的钙质胶结物具有细粒状特征，分散充填在碎屑颗粒之间，主要由泥晶方解石构成（图 8a，8b），形成于低温低压的环境中，表明其在沉积后的早期阶段形成，与沉积作用直接相关，具有较好的连通性和局部分布特征。中成岩阶段的钙质胶结物则为亮晶方解石，胶结物由较大的单晶组成，通常与同生—早成岩阶段的Ⅰ期方解石胶结物共生，表现为相邻粒间孔所充填的Ⅱ期方解石具有一致的理解，或生长于早期细粒方解石当中（图 8c，8d），也可呈不规则状充填于不稳定矿物的溶蚀孔之间，似在溶蚀空间中“塞满”（图 8e）；综上可知，随着埋藏深度的增加，压力和温度逐渐升高，方解石的重结晶作用明显，形成较大的结晶颗粒，致密性较强。2期方解石胶结的叠加作用最终导致致密钙质夹层的形成，使储层孔隙几乎不发育，较大程度上降低了储层物性（图 8f）。

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 川西北梓潼地区沙一段钙质胶结镜下特征 （a）粒状方解石，4砂组，W3井，3 030.0 m，阴极发光；（b）泥晶方解石，1砂组，W2井，3 171.2 m，铸体薄片，正交偏光；（c）2期方解石共存，1砂组，W2井，3 185.0 m，铸体薄片，正交偏光；（d）Ⅱ期方解石生长于Ⅰ期方解石之间，1砂组，W203井，3 090.8 m，扫描电镜，氩离子剖光；（e）Ⅱ期方解石充填溶蚀孔，4砂组，W2井，2 984.8 m，阴极发光；（f）2期方解石致密胶结，1砂组，W6井，3 173.5 m，铸体薄片，单偏光。 Fig. 8 Microscopic characteristics of calcareous cementation in the first member of Shaximiao Formation in Zitong Area, northwestern Sichuan Basin

梓潼地区沙一段储层砂体为三角洲前缘沉积，在同生—早成岩阶段，沉积后未经历显著压实，呈现未固结至弱固结状态，为Ⅰ期方解石胶结的形成提供了有利条件。三角洲推进过程中，携带大量的Ca²⁺和CO₃^2-进入湖盆水体（图 9a）。沉积初期，孔隙水在砂体中流动活跃，在弱碱性环境下，孔隙水中的Ca²⁺和CO₃^2-过饱和沉淀充填颗粒间，形成早期钙质夹层（图 9b，9c）。由于砂体顶部直接与沉积水体接触，容易形成砂体顶部钙质夹层；而底部颗粒较粗且孔隙更发育，孔隙水流动更加活跃，也易于形成底部钙质夹层，因此研究区沙一段钙质夹层主要发育于沉积砂体的顶部和底部附近。

图 9

Fig. 9

下载原图 图 9 川西北梓潼地区沙一段钙质夹层成因模式 Fig. 9 Genetic models of calcareous interlayers in the first member of Shaximiao Formation in Zitong area, northwestern Sichuan Basin

随着埋藏深度地增加，地层压力增大，强烈的压实作用使砂岩原生孔隙减少。中成岩阶段A期泥岩脱水作用增强，大量含Ca²⁺，CO₃^2-等离子的地层水排出并通过扩散作用填充至砂体孔隙中^[34-35]（图 9e）。同时，受早成岩阶段A期—中成岩阶段A期早期烃源岩热演化影响而形成有机酸环境，砂岩中的不稳定组分（岩屑、长石和早期方解石）发生溶蚀，释放出更多的Ca²⁺，CO₃^2-等离子，有机质生烃过程释放的CO₂溶解于孔隙流体，也能作为Ⅱ期方解石的物质来源（图 9d）。当孔隙水中的Ca²⁺和CO₃^2-离子浓度过饱和时，方解石会再次结晶析出，并优先充填于次生孔隙中，形成新一期钙质胶结（图 8f），特别是在物性较好、连通性较好的砂体中部和底部发育良好。

研究区沙一段储层沉积微相主要为水下分流河道与河口坝，砂体叠置关系复杂，根据Miall在1988年提出的储集层构型要素分析法^[36]，本次重点针对5级构型界面所限定的构型单元进行研究，以复合砂体为研究对象，可以了解不同砂体中钙质夹层的发育情况，分析不同砂体储层的质量差异。

根据研究区沉积微相平面展布规律（参见图 7），可将沙一段砂体划分为3类主要叠置构型，各构型的钙质夹层发育情况一定程度上反映了其沉积环境特征。Ⅰ类平直河道垂向叠置砂体：1砂组西侧水下分流河道（如W4井）较为平直，且砂体宽度较小，表明该砂体为多期水下分流河道垂向叠置而成（图 7a）；钙质夹层缺失，指示了沉积环境具有较强的水动力作用，河道内水流能量高，钙质溶解和搬运速度快（图 10a）。Ⅱ类曲流河道侧向切叠砂体：4砂组砂体呈明显的条带状展布，条带宽度较大，GR曲线会在砂体内部出现较高的回返，且未见明显的河口坝沉积特征，表明4砂组沉积时期水下分流河道弯曲程度较大，河道侧向迁移频繁（图 7b），弯曲河道中的河道侧缘钙质夹层较为发育，指示弯曲河道的水动力条件变化较大；在河道凹岸处，由于水流速度减慢，沉积物的沉降作用增强，为钙质矿物的沉淀创造了有利条件，易于形成钙质胶结物（图 10b）。Ⅲ类坝上河复合砂体：由于河口坝广泛发育，1砂组东侧砂体呈连片展布，钻井显示出河口坝与水下分流河道垂向叠置的关系（图 7a），钙质夹层最为发育，指示其位于河流与湖泊的交汇区；在水动力减弱的河口，由于沉积物沉降速度的增加和局部沉积区间Ca²⁺和CO₃^2-等离子浓度的升高，钙质胶结作用增强，同时有机质和易溶矿物的存在进一步促进钙质地沉淀（图 10c）。

图 10

Fig. 10

下载原图 图 10 川西北梓潼地区沙一段砂体构型模式 Fig. 10 Sand body configuration models of the first member of Shaximiao Formation in Zitong Area, northwestern Sichuan Basin

通过钙质夹层的厚度占比与气测全烃的交会关系（图 11a）可知，随着钙质夹层发育地增加，气测全烃值整体呈下降趋势，其中钙质夹层发育的Ⅱ，Ⅲ类构型砂体油气响应相对较差，表明钙质夹层发育情况与储层质量密切相关，因此可结合钙质夹层的2期成因模式来分析不同构型砂体中钙质夹层对储层质量的影响。

图 11

Fig. 11

下载原图 图 11 川西北梓潼地区沙一段不同构型砂体储层质量特征 Fig. 11 Reservoir quality characteristics of sand bodies with different configurations in the first member of Shaximiao Formation of Zitong area, northwestern Sichuan Basin

根据对不同沉积环境下的钙质夹层特征地分析，钙质夹层的发育情况可以很好地反映砂岩沉积的水体环境，除了其自身的致密性外，钙质夹层的存在也会影响后期成岩流体的运移，进而影响成岩演化进程。从砂岩样本中分离出黏土矿物进行XRD分析，检测结果表明：钙质夹层欠发育的Ⅰ类构型砂体具有较高含量的伊蒙混层与较低含量的绿泥石（图 11b），表明该砂体所经历的成岩作用相对较弱，蒙脱石尚未完全转化为伊利石，砂体内部也没有足够的碱性环境来促进绿泥石的大量形成^[37]，该现象反映了Ⅰ类构型砂体具有较好的孔隙连通性，孔隙水在砂体中能够自由流动，这种流体流动性抑制了局部离子的浓缩和积累，减少了钙质或其他矿物的沉淀与结晶，孔隙结构遭受破坏程度较低，有利于油气的储集。但是Ⅲ类构型砂体经历了较强的成岩改造作用，中成岩阶段的钙质胶结作用使得该构型砂体的钙质夹层更加发育。Ⅱ类构型砂体所经历的成岩作用则在Ⅰ类和Ⅲ类构型砂体之间，孔隙改造程度中等。

在沉积-成岩联合作用下，不同构型砂体的储层质量出现差异。综上所述，Ⅰ类构型砂体的油气显示较好（图 11a），孔-渗交会斜率高，但其孔隙度可能并不是最高的（如图 4中的W4-1砂体），因此可以推断，除了孔隙大小，孔隙结构也对储层质量具有重要意义^[38-40]。以往学者研究表明，致密砂岩中较大孔径的孔隙对渗透率作主要贡献^[41]，研究区3类构型砂体样本的高压压汞测试显示，砂岩孔径均呈双峰态分布（图 11c）。其中Ⅰ类和Ⅱ类构型砂体均以大孔径孔隙为主，具有形成优质储层的基本特征，而Ⅱ类构型砂体受河道频繁侧向迁移的影响，单砂体旋回顶部粒度通常较小，且泥质含量较高，加之少量钙质夹层的发育，均对油气运移产生了不利影响，因此Ⅰ类构型砂体质量优于Ⅱ类构型砂体；Ⅲ类构型砂体频繁发育钙质夹层，砂岩孔径整体较小，且双峰高度相对持平，存在大量0.01~0.10 μm的小孔径孔隙，不利于孔隙连通，且该砂体沉积于弱水动力环境，原生孔隙较小，又发育大量钙质夹层，最终导致其储层质量相对较差。

（1）川西北梓潼地区沙一段储层具有强非均质性，1砂组主要为岩屑长石砂岩，4砂组主要为长石岩屑砂岩，表明砂体的沉积环境随旋回时期变化而变化，储集空间以原生孔隙为主，在同一砂组不同钻井中的储层特征差异明显，反映了沉积过程中的地质变化和环境条件的多样性。

（2）研究区钙质夹层通常呈浅灰白色、质地致密、硬度较高且遇酸冒泡，电测曲线以低自然伽马（GR）、高电阻率（RT）及低声波时差（AC）为主要特征。钙质夹层主要发育于砂体的顶底部，1砂组钙质夹层更容易形成于河口坝沉积微相，4砂组钙质夹层平面分布较为均匀。

（3）研究区钙质夹层的垂向与平面分布情况及钙质胶结物在砂岩中的赋存形式，可以明确同生—早成岩阶段和中成岩阶段2大阶段的胶结机制。在同生—早成岩阶段，钙质胶结主要与沉积环境中的离子过饱和沉淀过程相关，形成早期的钙质夹层。在中成岩阶段，钙质胶结反映了砂岩储层的成岩演化，地层的压实、矿物溶蚀以及有机质生烃等均可为Ⅱ期钙质胶结提供物质来源。

（4）研究区储层可划分为3类构型砂体，钙质夹层的发育情况及其成因模式可揭示不同构型砂体的沉积环境与成岩演化进程，在沉积-成岩联合控制下，不同构型砂体的储层质量不同，储层质量由好到差依次为：Ⅰ类平直河道垂向叠置砂体、Ⅱ类曲流河道侧向切叠砂体和Ⅲ类坝上河复合砂体。