沈安江，趙文智，胡安平，佘敏，陳婭娜，王小芳

（1.中國石油杭州地質(zhì)研究院；2.中國石油集團碳酸鹽巖儲集層重點實驗室；3.中國石油勘探開發(fā)研究院）

海相碳酸鹽巖儲集層發(fā)育主控因素

沈安江1,2，趙文智3，胡安平1,2，佘敏1,2，陳婭娜1，王小芳1

（1.中國石油杭州地質(zhì)研究院；2.中國石油集團碳酸鹽巖儲集層重點實驗室；3.中國石油勘探開發(fā)研究院）

通過對塔里木和四川盆地礁灘、巖溶和白云巖儲集層的實例解剖，深入分析碳酸鹽巖儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎，碳酸鹽巖儲集層孔隙發(fā)育、調(diào)整和保存的機理及環(huán)境，厘清不同類型碳酸鹽巖儲集層發(fā)育的主控因素。碳酸鹽巖儲集層發(fā)育受控于3個因素：①礁灘相沉積，其不僅是礁灘儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎，同樣是白云巖儲集層和巖溶儲集層發(fā)育非常重要的物質(zhì)基礎；②表生環(huán)境，碳酸鹽巖儲集層孔隙主要形成于表生環(huán)境，可以是沉積原生孔隙，也可以是早表生及晚表生期淡水溶蝕形成的次生溶孔（洞）；③埋藏環(huán)境，埋藏環(huán)境是碳酸鹽巖儲集層孔隙保存和調(diào)整的場所。沒有單一成因的古老海相碳酸鹽巖儲集層，其成因為上述3個控制因素的疊加，儲集層發(fā)育的主控因素分別為礁灘相沉積、表生巖溶作用、蒸發(fā)相帶、埋藏-熱液溶蝕作用時，分別形成礁灘儲集層、巖溶儲集層、沉積型白云巖儲集層和埋藏-熱液改造型白云巖儲集層。圖6表5參22

碳酸鹽巖儲集層；主控因素；礁灘儲集層；巖溶儲集層；白云巖儲集層；表生環(huán)境；埋藏環(huán)境

1 研究背景

長期以來，海相碳酸鹽巖儲集層成因是地質(zhì)學家們關注的焦點，有學者根據(jù)儲集層的成因建立了碳酸鹽巖儲集層的分類（見表1）[1-3]，將碳酸鹽巖儲集層劃分為相控型和成巖型兩大類。礁灘儲集層被認為是相控型，沉積相是其儲集層發(fā)育的主控因素；巖溶儲集層被認為是成巖型，表生巖溶作用是儲集層發(fā)育的主控因素；沉積型白云巖儲集層的形成主要與干旱氣候有關，被認為是相控型，而埋藏-熱液改造型白云巖儲集層與埋藏成巖改造作用有關，被認為是成巖型。該成因分類基本代表了目前國內(nèi)外海相碳酸鹽巖儲集層成因研究的最新進展。但事實上，碳酸鹽巖儲集層是地質(zhì)歷史時期各種地質(zhì)作用疊加的結果，即使是相控型儲集層，孔隙可以形成于沉積作用，也可以形成于表生巖溶及埋藏溶蝕作用，只是決定儲集層分布的主控因素是沉積相帶而已。本文通過對塔里木和四川盆地礁灘、巖溶和白云巖儲集層的實例解剖，深入分析碳酸鹽巖儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎，碳酸鹽巖儲集層孔隙發(fā)育、調(diào)整和保存的機理及環(huán)境，厘清不同類型碳酸鹽巖儲集層的主控因素，從孔隙發(fā)育階段的角度深化了碳酸鹽巖儲集層成因認識，以期對碳酸鹽巖儲集層分布預測提供指導。

2 儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎

塔里木和四川盆地的勘探實踐證實，礁灘相沉積不僅是礁灘儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎，同樣也是白云巖儲集層和巖溶儲集層發(fā)育非常重要的物質(zhì)基礎（見表1），其原因是礁灘相沉積具有較高的初始孔隙度（原生孔隙）和文石、高鎂方解石等不穩(wěn)定礦物含量，不穩(wěn)定礦物在早表生期的溶解可以形成組構選擇性溶孔，與初始孔隙一起為后期的成巖改造提供更好的介質(zhì)通道。

表1 中國海相碳酸鹽巖儲集層成因分類及巖性特征（據(jù)文獻[1-3]修改）

2.1 礁灘儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎

四川盆地二疊系長興組生物礁儲集層的孔隙載體為與礁核伴生的白云石化的生屑灘，殘留生屑結構，發(fā)育晶間孔和晶間溶孔[4]（見圖1a）；三疊系飛仙關組鮞粒灘儲集層也強烈白云石化，殘留鮞粒結構，發(fā)育鮞?？?、晶間孔和晶間溶孔[5]（見圖1b、1c）；寒武系龍王廟組顆粒灘白云巖儲集層的原巖為鮞?；?guī)r和生屑灰?guī)r，發(fā)育粒間孔、晶間孔和晶間溶孔[6]（見圖1d、1e）。塔里木盆地塔中地區(qū)良里塔格組礁灘儲集層以生屑灰?guī)r、砂屑灰?guī)r為主，未發(fā)生白云石化，發(fā)育粒間孔、粒內(nèi)溶孔和粒間溶孔[7-8]（見圖1f、1g）。由此可見，礁灘相沉積是礁灘儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎。

2.2 白云巖儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎

回流滲透白云巖儲集層的原巖以多孔的礁灘相沉積為主，如方1井的下寒武統(tǒng)藻礁白云巖（見圖1h）、牙哈7X-1井的中寒武統(tǒng)顆粒白云巖（見圖1i），藻格架孔、粒間孔和鮞模孔發(fā)育，原巖孔隙為重鹵水的滲透提供了通道并導致白云石化，殘留原巖結構[9-10]。

埋藏白云巖儲集層雖然是埋藏白云石化的產(chǎn)物，但埋藏白云石化作用具有很大的巖性選擇性，顯然早期多孔的礁灘相沉積能夠為成巖流體提供更好的通道，更易于發(fā)生白云石化，不但白云石化的速度更快，形成的白云石晶體也更粗大。這很好地解釋了礁灘相白云巖可以出現(xiàn)在從古生界到新生界所有時代地層中，而非礁灘相細粒白云巖主要見于古生界的原因，原巖物性控制了白云石化的速度，原巖粒度控制了白云石晶體的大小。塔里木盆地上寒武統(tǒng)和蓬萊壩組普遍發(fā)育以礁灘相沉積為原巖的埋藏白云巖，殘留原巖結構[11]。

熱液白云巖儲集層的原巖同樣以多孔的礁灘相沉積為主，如塔里木盆地奧陶系鷹山組下段的云灰?guī)r地層，白云巖呈斑塊狀、透鏡狀和準層狀分布于灰?guī)r地層中，云灰比約為1/2，灰?guī)r致密無孔，儲集空間發(fā)育于白云巖中，以晶間孔和晶間溶孔為主，平均孔隙度為8%～12%，原巖為多孔的顆粒灘相沉積，被認為是沿層面、斷裂及滲透層運移的熱液導致非均質(zhì)白云石化的產(chǎn)物，殘留顆粒結構[12-14]，中古9井、古隆1井、古城6井、古城8井在這套云灰?guī)r地層中均見到高產(chǎn)工業(yè)氣流。

綜上，礁灘相沉積是白云巖儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎。唯一例外的是薩布哈白云巖儲集層，其以含石膏斑塊或結核的泥晶白云巖為主，石膏斑塊或結核溶解形成膏模孔，與礁灘相沉積的關系不大，如牙哈5井、牙哈10井的膏云巖[9]。

圖1 礁灘相儲集層巖心薄片照片

2.3 巖溶儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎

一般認為巖溶儲集層的儲集空間以非組構選擇性溶蝕孔洞、洞穴和溶縫為主，不具有礁灘儲集層和白云巖儲集層的強烈?guī)r性選擇性，但據(jù)塔里木盆地巖溶儲集層的統(tǒng)計，巖溶洞穴和孔洞主要見于泥?；?guī)r中，少量見于顆?；?guī)r、粒泥灰?guī)r和泥晶灰?guī)r中（見表2、表3）。

不整合面及斷裂是巖溶縫洞發(fā)育的最主要控制因素，巖溶縫洞主要分布在不整合面之下0～100 m范圍，沿斷裂呈串珠狀分布或沿潛水面呈準層狀分布[15]，輪古西可識別出4期準層狀分布的巖溶縫洞體系。但不整合面之下或斷層兩側巖溶縫洞的發(fā)育程度則受巖性控制，泥?；?guī)r是巖溶縫洞及孔洞發(fā)育的首選巖性，其次是粒泥灰?guī)r、泥晶灰?guī)r及顆?；?guī)r。

不同巖性碳酸鹽巖溶蝕實驗也證明了上述觀點。溶蝕實驗采用泥晶灰?guī)r、泥粒灰?guī)r和顆?；?guī)r3組樣品，采自塔里木盆地奧陶系鷹山組，對樣品表面進行拋光，采用CO2飽和溶液對樣品進行表面溶蝕實驗，CO2飽和壓力2 MPa，采用開放、連續(xù)流動體系，流速1 mL/min，實驗時間10 h，實驗溫度30 ℃，壓力5 MPa。

實驗結果顯示，白云巖的溶解速率遠小于灰?guī)r（見圖2a），導致白云石表面突出，方解石溶蝕形成凹坑。亮晶方解石膠結物的溶解速率遠小于灰泥顆粒（見圖2b），導致亮晶方解石膠結物突出，灰泥顆粒溶蝕形成凹坑，灰泥顆粒內(nèi)微孔發(fā)育（見圖2c）?；夷嗟娜芪g速率遠小于灰泥顆粒（見圖2d），灰泥顆粒溶蝕形成孔隙，灰泥區(qū)域溶蝕較弱。由白云石到亮晶方解石、灰泥及灰泥顆粒，溶解速率依次增大（見圖2e、2f），白云石幾乎不發(fā)生溶蝕，亮晶方解石比灰泥及灰泥顆粒難溶蝕得多，灰泥及灰泥顆粒易溶蝕，且灰泥顆粒比灰泥的溶蝕速率要大。這說明泥粒灰?guī)r最容易溶蝕形成孔洞及洞穴，不僅是因為灰泥顆粒相對易溶的緣故，顆粒周緣灰泥溶蝕還導致顆?？逅桶徇\，加大了機械溶蝕速度。亮晶方解石膠結的顆?；?guī)r，顆粒如果由棘屑、亮晶方解石等不易溶的組分構成，則很難通過表生溶蝕作用形成孔隙，即使是灰泥顆粒，由于亮晶方解石膠結致密，流體難以進入，也很難發(fā)生表生溶蝕作用?；夷嗟娜芪g速率遠小于灰泥顆粒，導致粒泥灰?guī)r、泥晶灰?guī)r中的溶蝕孔洞不發(fā)育。這很好地解釋了泥?；?guī)r是塔里木盆地巖溶縫洞及孔洞最發(fā)育的巖性，為不整合面之下巖溶縫洞及孔洞富集區(qū)優(yōu)選提供了依據(jù)。

表2 塔里木盆地碳酸鹽巖洞穴圍巖巖性特征統(tǒng)計

表3 塔里木盆地碳酸鹽巖孔洞發(fā)育段巖性特征統(tǒng)計

圖2 不同巖性碳酸鹽巖溶蝕實驗掃描電鏡照片

3 儲集層孔隙發(fā)育環(huán)境

孔隙發(fā)育的場所也是地質(zhì)學家們長期關注的焦點，主流觀點認為孔隙既可以形成于表生環(huán)境，也可以形成于埋藏環(huán)境。本文通過對塔里木和四川盆地礁灘、巖溶和白云巖儲集層的實例解剖，認為碳酸鹽巖儲集層孔隙主要形成于表生環(huán)境，目前深埋于地下的碳酸鹽巖儲集層孔隙是對表生環(huán)境形成孔隙的繼承和調(diào)整。

表生環(huán)境碳酸鹽巖儲集層孔隙有3方面成因：沉積原生孔隙，早表生環(huán)境不穩(wěn)定礦物（文石、高鎂方解石等）溶蝕形成組構選擇性溶孔以及晚表生環(huán)境碳酸鹽巖溶蝕形成非組構選擇性溶蝕孔洞，3者構成了碳酸鹽巖儲集空間的主體。

3.1 沉積原生孔隙

碳酸鹽巖原生孔隙類型比碎屑巖要復雜得多，除粒間孔外還有其特有的粒內(nèi)孔或體腔孔、窗格孔、遮蔽孔和格架孔等，原生孔隙度可達40%～70%，遠高于碎屑巖的25%～40%[16]。但由于碳酸鹽巖的高化學活動性和早成巖特性，原生孔隙大多通過膠結或充填作用被破壞，或被溶蝕擴大，失去原生孔隙的識別特征，與碎屑巖主要通過壓實作用減孔、殘留原生粒間孔不同。盡管碳酸鹽巖經(jīng)歷漫長的成巖改造后，原生孔隙難以保存或因溶蝕擴大而難以識別，但粒間孔、格架孔等在塔里木盆地和四川盆地碳酸鹽巖儲集層中也很常見（見圖1b、1e、1h、1i）。

3.2 早表生次生孔隙

碳酸鹽巖的高化學活動性導致了次生孔隙的發(fā)育。盡管碳酸鹽巖的高化學活動性貫穿于整個埋藏史，但最為強烈的孔隙改造發(fā)生在成巖早期，層序界面之下的沉積物暴露于大氣淡水并發(fā)生溶蝕，形成的孔隙以基質(zhì)孔為主，具有強烈的組構選擇性。

以塔里木盆地良里塔格組礁灘儲集層為例，同生期海平面下降導致良里塔格組泥晶棘屑灰?guī)r暴露，被大氣淡水溶蝕，形成組構選擇性溶孔[7]。塔中62井測試井段為4 703.50～4 770.00 m，厚66.50 m，日產(chǎn)油38 m3，日產(chǎn)氣29 762 m3。測試段4 706.00～4 759.00 m有取心，經(jīng)鑄體薄片鑒定，有效儲集層巖性為泥晶棘屑灰?guī)r，共3層10 m，與含亮晶方解石泥晶棘屑灰?guī)r、含藻泥晶棘屑灰?guī)r呈不等厚互層，上覆生屑泥晶灰?guī)r（見圖3）。高分辨率層序地層研究揭示，在高位體系域向上變淺準層序組上部發(fā)育的臺緣礁灘沉積，最易暴露和受大氣淡水淋濾形成溶孔，而且越緊鄰三級層序界面的準層序組，溶蝕作用越強烈，儲集層厚度越大，垂向上呈多層段相互疊置分布。緊鄰儲集層之下的含亮晶方解石泥晶棘屑灰?guī)r段、含藻泥晶棘屑灰?guī)r段，粒間往往見大量滲流沉積物，再往深處才變?yōu)槲词苡绊憥?，構成完整的淡水溶蝕帶—滲流物充填帶—未受影響帶的淋溶漸變剖面。塔中62井良里塔格組礁灘儲集層的垂向剖面表明，組構選擇性溶孔主要是同生期大氣淡水溶蝕的產(chǎn)物。

四川盆地高石梯—磨溪地區(qū)龍王廟組顆粒灘白云巖儲集層具有與塔中良里塔格組礁灘儲集層相同的特征。磨溪21井龍王廟組厚120 m，其中砂屑白云巖厚70 m，垂向上由泥晶白云巖→致密粉晶砂屑白云巖→致密細晶砂屑白云巖→孔隙型細晶砂屑白云巖（孔隙度大于2%）構成3期向上變淺的旋回，有效儲集層（孔隙度大于2%）位于旋回上部，厚度分別為2 m、6 m和5 m，占砂屑白云巖總厚度的18.60%，既有對原生孔隙的繼承，又有淡水溶蝕的增孔。

3.3 晚表生次生孔隙

晚表生巖溶作用的對象已不是碳酸鹽沉積物，而是被重新抬升到地表的碳酸鹽巖地層，形成巖溶縫洞、孔洞等非組構選擇性溶蝕孔洞，具強烈的非均質(zhì)性。

晚表生巖溶作用有3種形式：①沿大型的潛山不整合面分布，如塔北地區(qū)輪南低凸起奧陶系鷹山組與其上覆石炭系砂泥巖之間，經(jīng)歷了長達120 Ma的地層剝蝕和缺失，鷹山組峰丘地貌特征明顯，潛山高度可達數(shù)百米，儲集空間以大型巖溶縫洞為主，集中分布在不整合面之下0～100 m范圍內(nèi)。②沿碳酸鹽巖地層內(nèi)幕的層間間斷面或剝蝕面分布，如塔中—巴楚地區(qū)大面積缺失一間房組和吐木休克組，鷹山組裸露區(qū)為灰云巖山地，上覆良里塔格組，其間經(jīng)歷了長達10 Ma年

的地層缺失，儲集空間以孔洞為主，少量巖溶縫洞，塔北南緣一間房組和鷹山組具類似巖溶特征[17]。③沿斷裂分布，如塔北西部英買1-2井區(qū)的鷹山組和一間房組，巖溶縫洞沿斷裂帶呈網(wǎng)狀、柵狀分布，而非準層狀分布，發(fā)育于連續(xù)沉積的地層序列中，之間沒有明顯的地層缺失和不整合，導致縫洞垂向上的分布跨度也大得多[18]。

圖3 塔中62井4 710～4 767 m井段巖性、物性及層序地層特征（GR—自然伽馬；RLLd—深側向電阻率；RLLs—淺側向電阻率）

綜上所述，表生環(huán)境是儲集層孔隙發(fā)育非常重要的場所，因為只有表生環(huán)境才是最完全的開放體系，富含CO2的大氣淡水能得到及時補充，溶解的產(chǎn)物能及時被搬運走，為規(guī)?？紫兜陌l(fā)育創(chuàng)造了優(yōu)越條件，而且這些孔隙被埋藏后為埋藏成巖流體提供了運移通道。

4 儲集層孔隙調(diào)整和保存環(huán)境

埋藏環(huán)境下碳酸鹽巖溶蝕增孔這一觀點現(xiàn)已為地質(zhì)學家們所接受。本文通過對塔里木和四川盆地礁灘、巖溶和白云巖儲集層的實例解剖，認為埋藏期碳酸鹽巖孔隙的改造作用主要是通過溶蝕(有機酸溶蝕、硫酸鹽熱化學還原反應TSR及熱液溶蝕等作用)和沉淀作用對先存孔隙進行調(diào)整,先存孔隙發(fā)育帶控制埋藏溶孔的分布，開放體系高勢能區(qū)是孔隙建造的場所，低勢能區(qū)是孔隙破壞的場所，封閉體系是先存孔隙的保存場所。

4.1 埋藏環(huán)境的孔隙建造作用

埋藏環(huán)境下碳酸鹽巖在有機酸溶蝕、TSR、熱液溶蝕等的作用下發(fā)生埋藏溶蝕作用可以形成溶蝕孔洞[19-21]。為定量研究埋藏溶蝕作用對儲集層物性的貢獻，特選取具一定初始孔隙度和滲透率的鮞粒云巖、粉細晶白云巖、砂屑白云巖樣品，開展溶蝕量定量模擬實驗。實驗使用濃度為2 mol/L的乙酸溶液，開放、流動體系，內(nèi)部溶蝕，乙酸溶液流速為1 mL/min，共開展了9個溫壓點的模擬實驗，每個溫壓點的模擬實驗時間為30 min。模擬實驗結果顯示，不同孔喉結構的白云巖達到化學熱力學平衡的溫壓點均不同，對于孔隙型儲集層，入口壓力不到1 MPa，流體即通過巖石樣品并迅速達

到化學平衡，此后隨溫度、壓力的升高，溶液中的（Ca2++Mg2+）濃度逐漸下降。對于裂縫-孔洞型儲集層，入口壓力大于5 MPa，流體才通過巖石樣品，并隨著溫度、壓力的升高，溶液中的（Ca2++Mg2+）濃度逐漸上升，在135 ℃、40 MPa時與孔隙型儲集層達到化學熱力學平衡共同點。達到平衡之后，無論是孔隙型儲集層還是裂縫-孔洞型儲集層，隨溫度、壓力的升高，溶液中的（Ca2++Mg2+）濃度雖有所下降（溶解度降低），但總體趨于穩(wěn)定（見圖4）。模擬封閉體系，實驗樣品從130 ℃、40 MPa至189 ℃、60 MPa，溶液中（Ca2++Mg2+）濃度保持不變，保持化學平衡狀態(tài)；模擬開放體系，實驗樣品從135 ℃、40 MPa至189 ℃、60 MPa，（Ca2++Mg2+）濃度雖有所下降但總體趨于穩(wěn)定并達到化學平衡的溶解過程，溶蝕后樣品質(zhì)量平均減少1.29%，滲透率增加（4.75～7.48）×10?3μm2，孔隙度增加2%～3%，孔喉結構明顯變好（見表4）。這說明達到化學平衡之后，如果是封閉體系，溶蝕和沉淀作用達到平衡，先存孔隙可以得到很好的保存；如果是開放體系，飽和介質(zhì)不斷地被運移走，并被欠飽和介質(zhì)所替代，溶蝕作用大于沉淀作用，在漫長的埋藏溶蝕作用下可以形成規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲集層。開放體系的上傾方向更有利于飽和介質(zhì)的運移和欠飽和介質(zhì)的補充。

圖4 溶蝕量定量模擬實驗結果

表4 溶蝕量定量模擬實驗前后孔喉特征的變化

地質(zhì)歷史時期，通過有機酸溶蝕、TSR、熱液溶蝕等作用形成的埋藏溶孔非常常見。白云巖儲集層中發(fā)育的非組構選擇性溶孔和孔洞均為埋藏溶蝕作用的產(chǎn)物，如塔里木盆地塔深1井、塔中7井上寒武統(tǒng)和東河25井蓬萊壩組白云巖中發(fā)育的溶蝕孔洞（見圖5a、5b）、四川盆地龍王廟組和飛仙關組白云巖中發(fā)育的溶蝕孔洞，白云石被溶蝕成港灣狀（見圖1a—1e），這顯然不是表生環(huán)境大氣淡水溶蝕形成的?；?guī)r儲集層中發(fā)育的非組構選擇性溶孔和孔洞有時很難判斷是晚表生溶蝕孔還是埋藏溶蝕孔，只能通過伴生的熱液活動現(xiàn)象及地球化學指標作出定性判斷，一個典型的案例是塔中良里塔格組礁灘儲集層埋藏溶蝕孔的識別。塔中良里塔格組礁灘儲集層埋藏溶蝕孔主要來源于埋藏方解石膠結物的溶蝕，鏡下顯示其被溶蝕成港灣狀（圖1f—1g），對孔隙的貢獻率達30%以上，對埋藏方解石膠結物的判斷依據(jù)其產(chǎn)狀、包裹體溫度、陰極發(fā)光、同位素和稀土元素等地球化學特征。

4.2 埋藏環(huán)境的孔隙破壞作用

埋藏環(huán)境下既可通過有機酸溶蝕、TSR、熱液溶蝕等的溶蝕作用新增孔隙，也有溶解產(chǎn)物的沉淀作用破壞孔隙，但不論是溶蝕作用還是沉淀作用，都是在繼承了表生環(huán)境孔隙的開放體系中進行的，物性對溶蝕強度影響模擬實驗（見圖6）結果證實了這一點。選取砂屑灰?guī)r和砂屑云巖樣品，砂屑灰?guī)r的孔隙度為4.44%，滲透率為3.6×10?3μm2，砂屑云巖的孔隙度為19.76%，滲透率為1.71×10?3μm2，使用的流體為濃度1 mol/L的乙酸溶液，開放、流動體系，流速為1 mL/min，共開展了9個溫壓點的模擬實驗，每個溫壓點的模擬實驗時間為30 min。巖性對溶蝕強度影響模擬實驗已證實灰?guī)r的溶蝕強度遠大于白云巖，但此模擬實驗的結果是隨溫壓的升高，白云巖的溶蝕強度大于灰?guī)r，原因在于砂屑云巖的物性比砂屑灰?guī)r好，不僅增大了砂屑云巖的溶蝕比表面積，而且飽和的成巖流體更易于運移。這說明埋藏環(huán)境下巖石的孔隙大小和連通性控制溶蝕強度，甚至比礦物成分的控制作用更強，很好地解釋了碳酸鹽巖的埋藏溶蝕和沉淀作用主要受層序界面（或暴露面）控制的原因：先存的孔隙為有機酸溶蝕、TSR和熱液溶蝕等埋藏溶蝕介質(zhì)提供了通道，較大的孔隙度和較好的連通性增大了碳酸鹽巖的溶蝕強度，導致大量溶蝕孔洞沿先存孔隙發(fā)育

帶的上傾方向疊加發(fā)育，孔隙增加，而沉淀作用則沿先存孔隙發(fā)育帶的下傾方向發(fā)育，破壞孔隙。

圖5 埋藏環(huán)境的孔隙建造和破壞作用

圖6 物性對溶蝕強度影響模擬實驗結果

四川盆地高石梯—磨溪地區(qū)震旦系燈影組為一個典型的開放體系沉淀作用案例。燈影組發(fā)育兩期層間巖溶作用，燈二段沉積期末，桐灣運動Ⅰ幕使川中燈二段抬升遭受風化剝蝕，形成燈二段頂部的層間巖溶儲集層，燈四段沉積期末，由于受桐灣運動Ⅱ幕抬升的影響，燈四段遭受不同程度的淋濾和剝蝕，造成地層厚度差異較大，局部地區(qū)（如威遠、資陽地區(qū)）燈三段也部分或完全被剝蝕，燈二段直接為下寒武統(tǒng)覆蓋呈不整合接觸，形成燈影組頂部的層間巖溶儲集層[22]。儲集空間為數(shù)厘米—數(shù)十厘米級的孔洞，為不同期次的膠結物所填充，形成“雪花”狀或“葡萄花邊”狀構造，殘留部分孔洞（見圖5c、5d）。由圍巖向孔洞中央的膠結次序依次為圍巖→暗色花邊白云石→淺色花邊白云石→細—粗晶白云石→鞍狀白云石（見圖5e、5f），根據(jù)陰極發(fā)光、微量元素、碳氧穩(wěn)定同位素、鍶同位素、稀土元素、包裹體均一溫度、D47同位素古地溫（Carbonate clumped isotope）等檢測，綜合分析認為圍巖形成于海水環(huán)境，暗色花邊白云石形成于淺埋藏地層鹵水環(huán)境，淺色花邊白云石形成于中埋藏地層鹵水環(huán)境，細—粗晶白云石形成于中深埋藏—抬升地層鹵水環(huán)境，鞍狀白云石形成于熱液環(huán)境（見表5）。

研究揭示充填孔洞的不同期次的膠結物均形成于埋藏成巖環(huán)境。南江楊壩剖面和峨邊先鋒剖面震旦系燈影組二段藻紋層白云巖的縫洞率高達30%以上，被葡萄花邊狀白云石充填后的殘留縫洞率為5%～10%不等，埋藏環(huán)境能形成如此規(guī)模的膠結物，必然要在高勢能區(qū)存在大規(guī)模的溶解，為低勢能區(qū)葡萄花邊狀白云石沉淀提供過飽和的成巖流體或物源。

表5 燈影組葡萄花邊白云巖各組構特征及成巖環(huán)境解釋

封閉體系對先存孔隙的保存作用不難理解，因封閉體系當溶蝕和沉淀作用達到化學平衡時，既不形成孔隙也不破壞孔隙，是先存孔隙得以保存的重要場所，開放體系則存在孔隙建造與破壞兩種現(xiàn)象，但均發(fā)生在表生環(huán)境形成的孔隙發(fā)育帶中。事實上，在漫長的埋藏環(huán)境中，絕對的封閉體系非常罕見，開放體系與封閉體系會交替發(fā)生，開放體系的高勢能區(qū)和低勢能區(qū)也會發(fā)生換位，儲集層分布預測要充分考慮這些因素。

綜上所述，沒有單一成因的古老海相碳酸鹽巖儲集層，其成因為上述3個控制因素的疊加，不同主控因素構成了不同成因類型儲集層。如果礁灘相沉積是儲集層發(fā)育的主控因素，儲集層分布受礁灘相沉積控制，則稱其為礁灘儲集層。如果儲集層發(fā)育的主控因素為表生巖溶作用，儲集層分布受不整合面控制，則稱其為巖溶儲集層。如果蒸發(fā)相帶是白云巖儲集層發(fā)育的主控因素，儲集層分布于膏云巖過渡帶，則稱其為沉積型白云巖儲集層；埋藏-熱液溶蝕是白云巖儲集層發(fā)育的主控因素，儲集層分布受先存孔隙發(fā)育帶控制，則稱為埋藏-熱液改造型白云巖儲集層。

5 結論

基于塔里木和四川盆地碳酸鹽巖儲集層的實例分析，認為碳酸鹽巖儲集層發(fā)育受控于3個因素：①礁灘相沉積，其不僅是礁灘儲集層發(fā)育的物質(zhì)基礎，同樣是白云巖儲集層和巖溶儲集層發(fā)育非常重要的物質(zhì)基礎；②表生環(huán)境，碳酸鹽巖儲集層孔隙主要形成于表生環(huán)境，可以是沉積原生孔隙，也可以是早表生及晚表生期淡水溶蝕形成的次生溶孔（洞）；③埋藏環(huán)境，埋藏環(huán)境是碳酸鹽巖儲集層孔隙保存和調(diào)整的場所，封閉體系使先存孔隙得以保存，先存孔隙發(fā)育帶控制埋藏溶孔的分布，開放體系高勢能區(qū)是孔隙建造的場所，低勢能區(qū)是孔隙破壞的場所，埋藏期孔隙的改造作用主要是通過溶蝕（有機酸溶蝕、TSR及熱液溶蝕等作用）和沉淀作用改造先存孔隙。

碳酸鹽巖儲集層發(fā)育控制因素認識對儲集層分布預測具重要指導意義。礁灘相沉積、層序界面（暴露面或剝蝕面）、埋藏期長期處于高勢能區(qū)是儲集層發(fā)育的必要條件，層序界面之下的礁灘相沉積決定了埋藏前儲集層發(fā)育的先天條件，繼承了表生環(huán)境孔隙的開放體系高勢能區(qū)和封閉體系控制了孔隙的進一步發(fā)育和保存。如何判識開放體系和封閉體系及其相互交替、如何判識開放體系的高勢能區(qū)和低勢能區(qū)及相互換位是儲集層分布預測的關鍵。

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（編輯 黃昌武）

Major factors controlling the development of marine carbonate reservoirs

Shen Anjiang1,2,Zhao Wenzhi3,Hu Anping1,2,She Min1,2,Chen Yana1,Wang Xiaofang1
(1.PetroChina Hangzhou Institute of Petroleum Geology,Hangzhou 310023,China;2.Key Laboratory of Carbonate Reservoirs,CNPC,Hangzhou 310023,China;3.PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration &Development,Beijing 100083,China)

Through case study of reef-shoal,karst and dolostone reservoirs in the Tarim and Sichuan Basins,the material base and the mechanisms of porosity creation,modification and preservation of carbonate reservoirs were examined carefully in order to figure out the major factors controlling the development of various types of carbonate reservoirs.Three factors control the development of carbonate reservoirs:(1)carbonate sediments of reef-shoal facies are the material base for not only reef-shoal reservoirs,but also dolostone and karst reservoirs;(2)epigenetic environment is crucial for porosity creation,i.e.reservoir space in ancient carbonates includes primary depositional porosity and/or secondary dissolution pores caused by epigenetic,freshwater dissolution;and(3)burial environment is the setting for porosity modification and preservation.There is no carbonate reservoirs of solely one origin,carbonate reservoirs are all the products of the combined effect of the above three factors.The four main controlling factors,reef-shoal sediments,epigenetic karstification,evaporation facies belt and burial-thermal fluid dissolution give rise to the reef-shoal,karst,sedimentary dolostone and burial-hydrothermal alteration dolostone reservoirs respectively.

carbonate reservoir;main controlling factor;reef-shoal reservoir;karst reservoir;dolostone reservoir;epigenetic environment;burial environment

國家科技重大專項“大型油氣田及煤層氣開發(fā)”（2011ZX05004-002）；中國石油集團科技重大專項“深層油氣勘探開發(fā)關鍵技術研究”（2014E-32-02）

TE122.2

A

1000-0747(2015)05-0545-10

10.11698/PED.2015.05.01

沈安江（1965-），男，浙江蘭溪人，博士，中國石油杭州地質(zhì)研究院教授級高級工程師，主要從事碳酸鹽巖儲集層方面的研究。地址：浙江省杭州市西湖區(qū)西溪路920號，中國石油杭州地質(zhì)研究院海相油氣地質(zhì)研究所，郵政編碼：310023。E-mail：shenaj_hz@petrochina.com.cn

2014-12-29

2015-05-11