海相碳酸盐岩储集层发育主控因素

沈安江，赵文智，胡安平，佘敏，陈娅娜，王小芳

（1.中国石油杭州地质研究院；2.中国石油集团碳酸盐岩储集层重点实验室；3.中国石油勘探开发研究院）

海相碳酸盐岩储集层发育主控因素

沈安江1,2，赵文智3，胡安平1,2，佘敏1,2，陈娅娜1，王小芳1

（1.中国石油杭州地质研究院；2.中国石油集团碳酸盐岩储集层重点实验室；3.中国石油勘探开发研究院）

通过对塔里木和四川盆地礁滩、岩溶和白云岩储集层的实例解剖，深入分析碳酸盐岩储集层发育的物质基础，碳酸盐岩储集层孔隙发育、调整和保存的机理及环境，厘清不同类型碳酸盐岩储集层发育的主控因素。碳酸盐岩储集层发育受控于3个因素：①礁滩相沉积，其不仅是礁滩储集层发育的物质基础，同样是白云岩储集层和岩溶储集层发育非常重要的物质基础；②表生环境，碳酸盐岩储集层孔隙主要形成于表生环境，可以是沉积原生孔隙，也可以是早表生及晚表生期淡水溶蚀形成的次生溶孔（洞）；③埋藏环境，埋藏环境是碳酸盐岩储集层孔隙保存和调整的场所。没有单一成因的古老海相碳酸盐岩储集层，其成因为上述3个控制因素的叠加，储集层发育的主控因素分别为礁滩相沉积、表生岩溶作用、蒸发相带、埋藏-热液溶蚀作用时，分别形成礁滩储集层、岩溶储集层、沉积型白云岩储集层和埋藏-热液改造型白云岩储集层。图6表5参22

碳酸盐岩储集层；主控因素；礁滩储集层；岩溶储集层；白云岩储集层；表生环境；埋藏环境

1 研究背景

长期以来，海相碳酸盐岩储集层成因是地质学家们关注的焦点，有学者根据储集层的成因建立了碳酸盐岩储集层的分类（见表1）[1-3]，将碳酸盐岩储集层划分为相控型和成岩型两大类。礁滩储集层被认为是相控型，沉积相是其储集层发育的主控因素；岩溶储集层被认为是成岩型，表生岩溶作用是储集层发育的主控因素；沉积型白云岩储集层的形成主要与干旱气候有关，被认为是相控型，而埋藏-热液改造型白云岩储集层与埋藏成岩改造作用有关，被认为是成岩型。该成因分类基本代表了目前国内外海相碳酸盐岩储集层成因研究的最新进展。但事实上，碳酸盐岩储集层是地质历史时期各种地质作用叠加的结果，即使是相控型储集层，孔隙可以形成于沉积作用，也可以形成于表生岩溶及埋藏溶蚀作用，只是决定储集层分布的主控因素是沉积相带而已。本文通过对塔里木和四川盆地礁滩、岩溶和白云岩储集层的实例解剖，深入分析碳酸盐岩储集层发育的物质基础，碳酸盐岩储集层孔隙发育、调整和保存的机理及环境，厘清不同类型碳酸盐岩储集层的主控因素，从孔隙发育阶段的角度深化了碳酸盐岩储集层成因认识，以期对碳酸盐岩储集层分布预测提供指导。

2 储集层发育的物质基础

塔里木和四川盆地的勘探实践证实，礁滩相沉积不仅是礁滩储集层发育的物质基础，同样也是白云岩储集层和岩溶储集层发育非常重要的物质基础（见表1），其原因是礁滩相沉积具有较高的初始孔隙度（原生孔隙）和文石、高镁方解石等不稳定矿物含量，不稳定矿物在早表生期的溶解可以形成组构选择性溶孔，与初始孔隙一起为后期的成岩改造提供更好的介质通道。

表1 中国海相碳酸盐岩储集层成因分类及岩性特征（据文献[1-3]修改）

2.1 礁滩储集层发育的物质基础

四川盆地二叠系长兴组生物礁储集层的孔隙载体为与礁核伴生的白云石化的生屑滩，残留生屑结构，发育晶间孔和晶间溶孔[4]（见图1a）；三叠系飞仙关组鲕粒滩储集层也强烈白云石化，残留鲕粒结构，发育鲕模孔、晶间孔和晶间溶孔[5]（见图1b、1c）；寒武系龙王庙组颗粒滩白云岩储集层的原岩为鲕粒灰岩和生屑灰岩，发育粒间孔、晶间孔和晶间溶孔[6]（见图1d、1e）。塔里木盆地塔中地区良里塔格组礁滩储集层以生屑灰岩、砂屑灰岩为主，未发生白云石化，发育粒间孔、粒内溶孔和粒间溶孔[7-8]（见图1f、1g）。由此可见，礁滩相沉积是礁滩储集层发育的物质基础。

2.2 白云岩储集层发育的物质基础

回流渗透白云岩储集层的原岩以多孔的礁滩相沉积为主，如方1井的下寒武统藻礁白云岩（见图1h）、牙哈7X-1井的中寒武统颗粒白云岩（见图1i），藻格架孔、粒间孔和鲕模孔发育，原岩孔隙为重卤水的渗透提供了通道并导致白云石化，残留原岩结构[9-10]。

埋藏白云岩储集层虽然是埋藏白云石化的产物，但埋藏白云石化作用具有很大的岩性选择性，显然早期多孔的礁滩相沉积能够为成岩流体提供更好的通道，更易于发生白云石化，不但白云石化的速度更快，形成的白云石晶体也更粗大。这很好地解释了礁滩相白云岩可以出现在从古生界到新生界所有时代地层中，而非礁滩相细粒白云岩主要见于古生界的原因，原岩物性控制了白云石化的速度，原岩粒度控制了白云石晶体的大小。塔里木盆地上寒武统和蓬莱坝组普遍发育以礁滩相沉积为原岩的埋藏白云岩，残留原岩结构[11]。

热液白云岩储集层的原岩同样以多孔的礁滩相沉积为主，如塔里木盆地奥陶系鹰山组下段的云灰岩地层，白云岩呈斑块状、透镜状和准层状分布于灰岩地层中，云灰比约为1/2，灰岩致密无孔，储集空间发育于白云岩中，以晶间孔和晶间溶孔为主，平均孔隙度为8%～12%，原岩为多孔的颗粒滩相沉积，被认为是沿层面、断裂及渗透层运移的热液导致非均质白云石化的产物，残留颗粒结构[12-14]，中古9井、古隆1井、古城6井、古城8井在这套云灰岩地层中均见到高产工业气流。

综上，礁滩相沉积是白云岩储集层发育的物质基础。唯一例外的是萨布哈白云岩储集层，其以含石膏斑块或结核的泥晶白云岩为主，石膏斑块或结核溶解形成膏模孔，与礁滩相沉积的关系不大，如牙哈5井、牙哈10井的膏云岩[9]。

图1 礁滩相储集层岩心薄片照片

2.3 岩溶储集层发育的物质基础

一般认为岩溶储集层的储集空间以非组构选择性溶蚀孔洞、洞穴和溶缝为主，不具有礁滩储集层和白云岩储集层的强烈岩性选择性，但据塔里木盆地岩溶储集层的统计，岩溶洞穴和孔洞主要见于泥粒灰岩中，少量见于颗粒灰岩、粒泥灰岩和泥晶灰岩中（见表2、表3）。

不整合面及断裂是岩溶缝洞发育的最主要控制因素，岩溶缝洞主要分布在不整合面之下0～100 m范围，沿断裂呈串珠状分布或沿潜水面呈准层状分布[15]，轮古西可识别出4期准层状分布的岩溶缝洞体系。但不整合面之下或断层两侧岩溶缝洞的发育程度则受岩性控制，泥粒灰岩是岩溶缝洞及孔洞发育的首选岩性，其次是粒泥灰岩、泥晶灰岩及颗粒灰岩。

不同岩性碳酸盐岩溶蚀实验也证明了上述观点。溶蚀实验采用泥晶灰岩、泥粒灰岩和颗粒灰岩3组样品，采自塔里木盆地奥陶系鹰山组，对样品表面进行抛光，采用CO2饱和溶液对样品进行表面溶蚀实验，CO2饱和压力2 MPa，采用开放、连续流动体系，流速1 mL/min，实验时间10 h，实验温度30 ℃，压力5 MPa。

实验结果显示，白云岩的溶解速率远小于灰岩（见图2a），导致白云石表面突出，方解石溶蚀形成凹坑。亮晶方解石胶结物的溶解速率远小于灰泥颗粒（见图2b），导致亮晶方解石胶结物突出，灰泥颗粒溶蚀形成凹坑，灰泥颗粒内微孔发育（见图2c）。灰泥的溶蚀速率远小于灰泥颗粒（见图2d），灰泥颗粒溶蚀形成孔隙，灰泥区域溶蚀较弱。由白云石到亮晶方解石、灰泥及灰泥颗粒，溶解速率依次增大（见图2e、2f），白云石几乎不发生溶蚀，亮晶方解石比灰泥及灰泥颗粒难溶蚀得多，灰泥及灰泥颗粒易溶蚀，且灰泥颗粒比灰泥的溶蚀速率要大。这说明泥粒灰岩最容易溶蚀形成孔洞及洞穴，不仅是因为灰泥颗粒相对易溶的缘故，颗粒周缘灰泥溶蚀还导致颗粒垮塌和搬运，加大了机械溶蚀速度。亮晶方解石胶结的颗粒灰岩，颗粒如果由棘屑、亮晶方解石等不易溶的组分构成，则很难通过表生溶蚀作用形成孔隙，即使是灰泥颗粒，由于亮晶方解石胶结致密，流体难以进入，也很难发生表生溶蚀作用。灰泥的溶蚀速率远小于灰泥颗粒，导致粒泥灰岩、泥晶灰岩中的溶蚀孔洞不发育。这很好地解释了泥粒灰岩是塔里木盆地岩溶缝洞及孔洞最发育的岩性，为不整合面之下岩溶缝洞及孔洞富集区优选提供了依据。

表2 塔里木盆地碳酸盐岩洞穴围岩岩性特征统计

表3 塔里木盆地碳酸盐岩孔洞发育段岩性特征统计

图2 不同岩性碳酸盐岩溶蚀实验扫描电镜照片

3 储集层孔隙发育环境

孔隙发育的场所也是地质学家们长期关注的焦点，主流观点认为孔隙既可以形成于表生环境，也可以形成于埋藏环境。本文通过对塔里木和四川盆地礁滩、岩溶和白云岩储集层的实例解剖，认为碳酸盐岩储集层孔隙主要形成于表生环境，目前深埋于地下的碳酸盐岩储集层孔隙是对表生环境形成孔隙的继承和调整。

表生环境碳酸盐岩储集层孔隙有3方面成因：沉积原生孔隙，早表生环境不稳定矿物（文石、高镁方解石等）溶蚀形成组构选择性溶孔以及晚表生环境碳酸盐岩溶蚀形成非组构选择性溶蚀孔洞，3者构成了碳酸盐岩储集空间的主体。

3.1 沉积原生孔隙

碳酸盐岩原生孔隙类型比碎屑岩要复杂得多，除粒间孔外还有其特有的粒内孔或体腔孔、窗格孔、遮蔽孔和格架孔等，原生孔隙度可达40%～70%，远高于碎屑岩的25%～40%[16]。但由于碳酸盐岩的高化学活动性和早成岩特性，原生孔隙大多通过胶结或充填作用被破坏，或被溶蚀扩大，失去原生孔隙的识别特征，与碎屑岩主要通过压实作用减孔、残留原生粒间孔不同。尽管碳酸盐岩经历漫长的成岩改造后，原生孔隙难以保存或因溶蚀扩大而难以识别，但粒间孔、格架孔等在塔里木盆地和四川盆地碳酸盐岩储集层中也很常见（见图1b、1e、1h、1i）。

3.2 早表生次生孔隙

碳酸盐岩的高化学活动性导致了次生孔隙的发育。尽管碳酸盐岩的高化学活动性贯穿于整个埋藏史，但最为强烈的孔隙改造发生在成岩早期，层序界面之下的沉积物暴露于大气淡水并发生溶蚀，形成的孔隙以基质孔为主，具有强烈的组构选择性。

以塔里木盆地良里塔格组礁滩储集层为例，同生期海平面下降导致良里塔格组泥晶棘屑灰岩暴露，被大气淡水溶蚀，形成组构选择性溶孔[7]。塔中62井测试井段为4 703.50～4 770.00 m，厚66.50 m，日产油38 m3，日产气29 762 m3。测试段4 706.00～4 759.00 m有取心，经铸体薄片鉴定，有效储集层岩性为泥晶棘屑灰岩，共3层10 m，与含亮晶方解石泥晶棘屑灰岩、含藻泥晶棘屑灰岩呈不等厚互层，上覆生屑泥晶灰岩（见图3）。高分辨率层序地层研究揭示，在高位体系域向上变浅准层序组上部发育的台缘礁滩沉积，最易暴露和受大气淡水淋滤形成溶孔，而且越紧邻三级层序界面的准层序组，溶蚀作用越强烈，储集层厚度越大，垂向上呈多层段相互叠置分布。紧邻储集层之下的含亮晶方解石泥晶棘屑灰岩段、含藻泥晶棘屑灰岩段，粒间往往见大量渗流沉积物，再往深处才变为未受影响带，构成完整的淡水溶蚀带—渗流物充填带—未受影响带的淋溶渐变剖面。塔中62井良里塔格组礁滩储集层的垂向剖面表明，组构选择性溶孔主要是同生期大气淡水溶蚀的产物。

四川盆地高石梯—磨溪地区龙王庙组颗粒滩白云岩储集层具有与塔中良里塔格组礁滩储集层相同的特征。磨溪21井龙王庙组厚120 m，其中砂屑白云岩厚70 m，垂向上由泥晶白云岩→致密粉晶砂屑白云岩→致密细晶砂屑白云岩→孔隙型细晶砂屑白云岩（孔隙度大于2%）构成3期向上变浅的旋回，有效储集层（孔隙度大于2%）位于旋回上部，厚度分别为2 m、6 m和5 m，占砂屑白云岩总厚度的18.60%，既有对原生孔隙的继承，又有淡水溶蚀的增孔。

3.3 晚表生次生孔隙

晚表生岩溶作用的对象已不是碳酸盐沉积物，而是被重新抬升到地表的碳酸盐岩地层，形成岩溶缝洞、孔洞等非组构选择性溶蚀孔洞，具强烈的非均质性。

晚表生岩溶作用有3种形式：①沿大型的潜山不整合面分布，如塔北地区轮南低凸起奥陶系鹰山组与其上覆石炭系砂泥岩之间，经历了长达120 Ma的地层剥蚀和缺失，鹰山组峰丘地貌特征明显，潜山高度可达数百米，储集空间以大型岩溶缝洞为主，集中分布在不整合面之下0～100 m范围内。②沿碳酸盐岩地层内幕的层间间断面或剥蚀面分布，如塔中—巴楚地区大面积缺失一间房组和吐木休克组，鹰山组裸露区为灰云岩山地，上覆良里塔格组，其间经历了长达10 Ma年

的地层缺失，储集空间以孔洞为主，少量岩溶缝洞，塔北南缘一间房组和鹰山组具类似岩溶特征[17]。③沿断裂分布，如塔北西部英买1-2井区的鹰山组和一间房组，岩溶缝洞沿断裂带呈网状、栅状分布，而非准层状分布，发育于连续沉积的地层序列中，之间没有明显的地层缺失和不整合，导致缝洞垂向上的分布跨度也大得多[18]。

图3 塔中62井4 710～4 767 m井段岩性、物性及层序地层特征（GR—自然伽马；RLLd—深侧向电阻率；RLLs—浅侧向电阻率）

综上所述，表生环境是储集层孔隙发育非常重要的场所，因为只有表生环境才是最完全的开放体系，富含CO2的大气淡水能得到及时补充，溶解的产物能及时被搬运走，为规模孔隙的发育创造了优越条件，而且这些孔隙被埋藏后为埋藏成岩流体提供了运移通道。

4 储集层孔隙调整和保存环境

埋藏环境下碳酸盐岩溶蚀增孔这一观点现已为地质学家们所接受。本文通过对塔里木和四川盆地礁滩、岩溶和白云岩储集层的实例解剖，认为埋藏期碳酸盐岩孔隙的改造作用主要是通过溶蚀(有机酸溶蚀、硫酸盐热化学还原反应TSR及热液溶蚀等作用)和沉淀作用对先存孔隙进行调整,先存孔隙发育带控制埋藏溶孔的分布，开放体系高势能区是孔隙建造的场所，低势能区是孔隙破坏的场所，封闭体系是先存孔隙的保存场所。

4.1 埋藏环境的孔隙建造作用

埋藏环境下碳酸盐岩在有机酸溶蚀、TSR、热液溶蚀等的作用下发生埋藏溶蚀作用可以形成溶蚀孔洞[19-21]。为定量研究埋藏溶蚀作用对储集层物性的贡献，特选取具一定初始孔隙度和渗透率的鲕粒云岩、粉细晶白云岩、砂屑白云岩样品，开展溶蚀量定量模拟实验。实验使用浓度为2 mol/L的乙酸溶液，开放、流动体系，内部溶蚀，乙酸溶液流速为1 mL/min，共开展了9个温压点的模拟实验，每个温压点的模拟实验时间为30 min。模拟实验结果显示，不同孔喉结构的白云岩达到化学热力学平衡的温压点均不同，对于孔隙型储集层，入口压力不到1 MPa，流体即通过岩石样品并迅速达

到化学平衡，此后随温度、压力的升高，溶液中的（Ca2++Mg2+）浓度逐渐下降。对于裂缝-孔洞型储集层，入口压力大于5 MPa，流体才通过岩石样品，并随着温度、压力的升高，溶液中的（Ca2++Mg2+）浓度逐渐上升，在135 ℃、40 MPa时与孔隙型储集层达到化学热力学平衡共同点。达到平衡之后，无论是孔隙型储集层还是裂缝-孔洞型储集层，随温度、压力的升高，溶液中的（Ca2++Mg2+）浓度虽有所下降（溶解度降低），但总体趋于稳定（见图4）。模拟封闭体系，实验样品从130 ℃、40 MPa至189 ℃、60 MPa，溶液中（Ca2++Mg2+）浓度保持不变，保持化学平衡状态；模拟开放体系，实验样品从135 ℃、40 MPa至189 ℃、60 MPa，（Ca2++Mg2+）浓度虽有所下降但总体趋于稳定并达到化学平衡的溶解过程，溶蚀后样品质量平均减少1.29%，渗透率增加（4.75～7.48）×10−3μm2，孔隙度增加2%～3%，孔喉结构明显变好（见表4）。这说明达到化学平衡之后，如果是封闭体系，溶蚀和沉淀作用达到平衡，先存孔隙可以得到很好的保存；如果是开放体系，饱和介质不断地被运移走，并被欠饱和介质所替代，溶蚀作用大于沉淀作用，在漫长的埋藏溶蚀作用下可以形成规模优质储集层。开放体系的上倾方向更有利于饱和介质的运移和欠饱和介质的补充。

图4 溶蚀量定量模拟实验结果

表4 溶蚀量定量模拟实验前后孔喉特征的变化

地质历史时期，通过有机酸溶蚀、TSR、热液溶蚀等作用形成的埋藏溶孔非常常见。白云岩储集层中发育的非组构选择性溶孔和孔洞均为埋藏溶蚀作用的产物，如塔里木盆地塔深1井、塔中7井上寒武统和东河25井蓬莱坝组白云岩中发育的溶蚀孔洞（见图5a、5b）、四川盆地龙王庙组和飞仙关组白云岩中发育的溶蚀孔洞，白云石被溶蚀成港湾状（见图1a—1e），这显然不是表生环境大气淡水溶蚀形成的。灰岩储集层中发育的非组构选择性溶孔和孔洞有时很难判断是晚表生溶蚀孔还是埋藏溶蚀孔，只能通过伴生的热液活动现象及地球化学指标作出定性判断，一个典型的案例是塔中良里塔格组礁滩储集层埋藏溶蚀孔的识别。塔中良里塔格组礁滩储集层埋藏溶蚀孔主要来源于埋藏方解石胶结物的溶蚀，镜下显示其被溶蚀成港湾状（图1f—1g），对孔隙的贡献率达30%以上，对埋藏方解石胶结物的判断依据其产状、包裹体温度、阴极发光、同位素和稀土元素等地球化学特征。

4.2 埋藏环境的孔隙破坏作用

埋藏环境下既可通过有机酸溶蚀、TSR、热液溶蚀等的溶蚀作用新增孔隙，也有溶解产物的沉淀作用破坏孔隙，但不论是溶蚀作用还是沉淀作用，都是在继承了表生环境孔隙的开放体系中进行的，物性对溶蚀强度影响模拟实验（见图6）结果证实了这一点。选取砂屑灰岩和砂屑云岩样品，砂屑灰岩的孔隙度为4.44%，渗透率为3.6×10−3μm2，砂屑云岩的孔隙度为19.76%，渗透率为1.71×10−3μm2，使用的流体为浓度1 mol/L的乙酸溶液，开放、流动体系，流速为1 mL/min，共开展了9个温压点的模拟实验，每个温压点的模拟实验时间为30 min。岩性对溶蚀强度影响模拟实验已证实灰岩的溶蚀强度远大于白云岩，但此模拟实验的结果是随温压的升高，白云岩的溶蚀强度大于灰岩，原因在于砂屑云岩的物性比砂屑灰岩好，不仅增大了砂屑云岩的溶蚀比表面积，而且饱和的成岩流体更易于运移。这说明埋藏环境下岩石的孔隙大小和连通性控制溶蚀强度，甚至比矿物成分的控制作用更强，很好地解释了碳酸盐岩的埋藏溶蚀和沉淀作用主要受层序界面（或暴露面）控制的原因：先存的孔隙为有机酸溶蚀、TSR和热液溶蚀等埋藏溶蚀介质提供了通道，较大的孔隙度和较好的连通性增大了碳酸盐岩的溶蚀强度，导致大量溶蚀孔洞沿先存孔隙发育

带的上倾方向叠加发育，孔隙增加，而沉淀作用则沿先存孔隙发育带的下倾方向发育，破坏孔隙。

图5 埋藏环境的孔隙建造和破坏作用

图6 物性对溶蚀强度影响模拟实验结果

四川盆地高石梯—磨溪地区震旦系灯影组为一个典型的开放体系沉淀作用案例。灯影组发育两期层间岩溶作用，灯二段沉积期末，桐湾运动Ⅰ幕使川中灯二段抬升遭受风化剥蚀，形成灯二段顶部的层间岩溶储集层，灯四段沉积期末，由于受桐湾运动Ⅱ幕抬升的影响，灯四段遭受不同程度的淋滤和剥蚀，造成地层厚度差异较大，局部地区（如威远、资阳地区）灯三段也部分或完全被剥蚀，灯二段直接为下寒武统覆盖呈不整合接触，形成灯影组顶部的层间岩溶储集层[22]。储集空间为数厘米—数十厘米级的孔洞，为不同期次的胶结物所填充，形成“雪花”状或“葡萄花边”状构造，残留部分孔洞（见图5c、5d）。由围岩向孔洞中央的胶结次序依次为围岩→暗色花边白云石→浅色花边白云石→细—粗晶白云石→鞍状白云石（见图5e、5f），根据阴极发光、微量元素、碳氧稳定同位素、锶同位素、稀土元素、包裹体均一温度、D47同位素古地温（Carbonate clumped isotope）等检测，综合分析认为围岩形成于海水环境，暗色花边白云石形成于浅埋藏地层卤水环境，浅色花边白云石形成于中埋藏地层卤水环境，细—粗晶白云石形成于中深埋藏—抬升地层卤水环境，鞍状白云石形成于热液环境（见表5）。

研究揭示充填孔洞的不同期次的胶结物均形成于埋藏成岩环境。南江杨坝剖面和峨边先锋剖面震旦系灯影组二段藻纹层白云岩的缝洞率高达30%以上，被葡萄花边状白云石充填后的残留缝洞率为5%～10%不等，埋藏环境能形成如此规模的胶结物，必然要在高势能区存在大规模的溶解，为低势能区葡萄花边状白云石沉淀提供过饱和的成岩流体或物源。

表5 灯影组葡萄花边白云岩各组构特征及成岩环境解释

封闭体系对先存孔隙的保存作用不难理解，因封闭体系当溶蚀和沉淀作用达到化学平衡时，既不形成孔隙也不破坏孔隙，是先存孔隙得以保存的重要场所，开放体系则存在孔隙建造与破坏两种现象，但均发生在表生环境形成的孔隙发育带中。事实上，在漫长的埋藏环境中，绝对的封闭体系非常罕见，开放体系与封闭体系会交替发生，开放体系的高势能区和低势能区也会发生换位，储集层分布预测要充分考虑这些因素。

综上所述，没有单一成因的古老海相碳酸盐岩储集层，其成因为上述3个控制因素的叠加，不同主控因素构成了不同成因类型储集层。如果礁滩相沉积是储集层发育的主控因素，储集层分布受礁滩相沉积控制，则称其为礁滩储集层。如果储集层发育的主控因素为表生岩溶作用，储集层分布受不整合面控制，则称其为岩溶储集层。如果蒸发相带是白云岩储集层发育的主控因素，储集层分布于膏云岩过渡带，则称其为沉积型白云岩储集层；埋藏-热液溶蚀是白云岩储集层发育的主控因素，储集层分布受先存孔隙发育带控制，则称为埋藏-热液改造型白云岩储集层。

5 结论

基于塔里木和四川盆地碳酸盐岩储集层的实例分析，认为碳酸盐岩储集层发育受控于3个因素：①礁滩相沉积，其不仅是礁滩储集层发育的物质基础，同样是白云岩储集层和岩溶储集层发育非常重要的物质基础；②表生环境，碳酸盐岩储集层孔隙主要形成于表生环境，可以是沉积原生孔隙，也可以是早表生及晚表生期淡水溶蚀形成的次生溶孔（洞）；③埋藏环境，埋藏环境是碳酸盐岩储集层孔隙保存和调整的场所，封闭体系使先存孔隙得以保存，先存孔隙发育带控制埋藏溶孔的分布，开放体系高势能区是孔隙建造的场所，低势能区是孔隙破坏的场所，埋藏期孔隙的改造作用主要是通过溶蚀（有机酸溶蚀、TSR及热液溶蚀等作用）和沉淀作用改造先存孔隙。

碳酸盐岩储集层发育控制因素认识对储集层分布预测具重要指导意义。礁滩相沉积、层序界面（暴露面或剥蚀面）、埋藏期长期处于高势能区是储集层发育的必要条件，层序界面之下的礁滩相沉积决定了埋藏前储集层发育的先天条件，继承了表生环境孔隙的开放体系高势能区和封闭体系控制了孔隙的进一步发育和保存。如何判识开放体系和封闭体系及其相互交替、如何判识开放体系的高势能区和低势能区及相互换位是储集层分布预测的关键。

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（编辑 黄昌武）

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

国家科技重大专项“大型油气田及煤层气开发”（2011ZX05004-002）；中国石油集团科技重大专项“深层油气勘探开发关键技术研究”（2014E-32-02）

TE122.2

A

1000-0747(2015)05-0545-10

10.11698/PED.2015.05.01

沈安江（1965-），男，浙江兰溪人，博士，中国石油杭州地质研究院教授级高级工程师，主要从事碳酸盐岩储集层方面的研究。地址：浙江省杭州市西湖区西溪路920号，中国石油杭州地质研究院海相油气地质研究所，邮政编码：310023。E-mail：shenaj_hz@petrochina.com.cn

2014-12-29

2015-05-11