基于溶蚀模拟实验的碳酸盐岩埋藏溶蚀孔洞预测方法——以四川盆地龙王庙组储层为例

沈安江，乔占峰，佘 敏，蒙绍兴，张 杰，王 鑫

(1.中国石油 杭州地质研究院，浙江 杭州 310023；2.中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室，浙江 杭州 310023)

中国古老海相碳酸盐岩经历了深埋、高温、高压作用和长期成岩叠加改造[1-3],溶蚀形成的次生孔隙和洞穴成为重要的油气储集空间[4-7]。但是，目前关于碳酸盐岩溶蚀主要形成环境以及规模溶蚀发生的有利条件等问题存在疑问，一定程度上影响了深层碳酸盐岩规模储层的有效预测。部分学者强调了早期成岩作用的重要性[8-12]，也有学者却认为埋藏溶蚀作用才是规模储层发育的关键[13-18]，还有学者提出埋藏溶蚀增加的孔隙度有限，表现为孔隙“运移”(即贫化和富集)[19]，这种孔隙度增加过程往往与油气运移同步发生，对深层碳酸盐岩油气藏形成具有重要的科学意义[20-22]。目前，早成岩岩溶和表生岩溶这种发生在地表或近地表环境下溶蚀作用对储层形成的重要性已经被普遍接受。但是，由于埋藏溶蚀产生的孔隙缺乏定量数据的支持，埋藏成岩阶段的流体活动对碳酸盐岩储集层贡献问题尚存质疑[23-26]，导致埋藏溶蚀孔洞发育与否及其主控因素和分布规律成为长期以来储层地质学家面临的科学难题之一，同时又对深层优质碳酸盐岩储层预测和评价具重要意义。

本文以四川盆地龙王庙组白云岩储层为例，开展储层物性对溶蚀强度的影响以及有机酸浓度、碳酸盐岩溶蚀量和温度三者关系的模拟实验，探索埋藏溶蚀孔洞发育主控因素和分布规律，进而预测了龙王庙组埋藏溶蚀孔洞的分布。最后，通过整合龙王庙组白云岩溶蚀孔洞预测涉及的溶蚀模拟实验，构建了碳酸盐岩溶蚀孔洞预测技术及流程，为碳酸盐岩储层埋藏溶蚀孔洞分布预测和定性-半定量评价提供了技术手段。

1 碳酸盐岩埋藏溶蚀模拟实验

碳酸盐岩高温高压溶蚀模拟实验是指在开放-封闭体系、动态-静态环境和不同温压条件(常温～400 ℃、常压～100 MPa)下，定量模拟岩石内部的岩石-流体化学反应，原位分析反应后流体的组分与含量[27]。通过分析在逼近真实埋藏成岩环境下的岩石属性、酸性流体介质和埋藏环境(主要是温度)等3个要素对埋藏溶蚀强度的影响，揭示了深层碳酸盐岩储层孔隙发育的主控因素、规模和分布规律。

1.1 碳酸盐岩埋藏溶蚀孔洞平面发育特征

选取砂屑灰岩和砂屑白云岩两种主要的储集岩样品，开展不同温压条件下的溶蚀模拟实验，以探索不同岩石类型对埋藏溶蚀的控制作用，讨论埋藏溶蚀孔洞平面分布是否具有相控性或岩性选择性的问题。砂屑灰岩的孔隙度为4.44%，渗透率为3.6×10-3μm2，砂屑白云岩的孔隙度为19.76%，渗透率为1.71×10-3μm2，均以孔隙为储集空间，无裂缝发育。实验流体为浓度1%的乙酸溶液，流速为1 mL/min，模拟开放-流动体系，共开展了11个温压点的模拟实验，每个温压点的模拟实验时间为30 min。

在酸性环境下，灰岩比白云岩更易溶,这也是岩心观察时通过滴酸是否起泡鉴别灰岩和白云岩的基本原理。但是实验结果显示，在50～120 ℃范围时白云岩和灰岩样品的离子浓度接近，随着温度和压力的升高，白云岩溶解产物的离子浓度甚至比灰岩溶解产物的离子浓度高得多(图1a)，与通常认为的灰岩较白云岩更易溶的认识不一致。事实上，溶解产物离子浓度的高低(溶蚀强度)不单受溶解度控制，还受溶解的比表面积控制，埋藏环境下岩石的孔隙度大小和连通性控制溶蚀强度，甚至比矿物成分(体现在溶解度上)的控制作用更强[28]。由于砂屑云岩样比砂屑灰岩样的孔隙度要大得多，意味着溶蚀的比表面积也比砂屑灰岩更大，即使在白云岩溶解度比灰岩小的情况下，白云岩溶解产物的离子浓度也显著高于灰岩溶解产物的离子浓度。

图1 碳酸盐岩埋藏溶蚀模拟实验Fig.1 Modelling results of burial dissolution in carbonatesa.储层物性对溶蚀强度影响；b.有机酸浓度与碳酸盐岩溶蚀量关系；c.地层水条件下温度与碳酸盐岩溶蚀量关系，紫色条带指示溶蚀高峰窗；d.全球有机酸浓度与地层温度相关性统计[29]；e.温度-有机酸浓度-碳酸盐岩溶蚀量关系(有机酸浓度变化见图1d)

该实验条件与结果类比于地下条件后可知，埋藏溶蚀强度受先期孔隙发育程度的显著控制。由于深层条件下，颗粒灰岩基质孔已基本被充填，而云化颗粒滩，特别是经历暴露溶蚀改造后，更易发育较大规模的孔隙，也成为了更有利于受埋藏溶蚀改造的区域。此外，沿断裂或不整合面也常发育大量的孔隙(裂缝)带，且本身也是埋藏流体的运移通道，也容易接受较高强度的埋藏溶蚀改造。因此，总体上，埋藏溶蚀孔洞的发育表现为具有较好的相控性和面控性。该认识很好地解释了龙王庙组白云岩埋藏及热液溶蚀作用形成的溶蚀孔洞主要受地质界面(暴露面、层序界面、不整合面和断裂系统)控制的原因。先存的储集空间，尤其是白云岩在高压过程中往往易形成裂缝，为有机酸、TSR(热化学硫酸盐还原作用)和热液等埋藏溶蚀介质提供了通道，好的孔隙度和连通性提升了白云岩的溶蚀强度，导致大量埋藏溶蚀孔洞沿先存的孔隙发育带和地质界面发育。

1.2 碳酸盐岩埋藏溶蚀孔洞垂向发育特征

Meshri[30]结合关于油气储层地层水中有机酸的研究，认为烃源岩热演化可以释放大量短链有机酸，且有机酸供给H+的能力是碳酸的6～350倍，有机酸钙的溶解度比碳酸氢钙的溶解度高几个数量级。越来越多的研究表明，地层水中的有机酸在碳酸盐岩埋藏溶蚀中的作用比CO2更重要[31]。有鉴于此，为探索地层条件下有机酸埋藏溶蚀发育规律，开展了有机酸浓度与碳酸盐岩溶蚀量关系、温度与碳酸盐岩溶蚀量关系、温度-有机酸浓度-碳酸盐岩溶蚀量关系模拟实验，定量认识埋藏背景下温度和有机酸浓度与碳酸盐岩溶蚀量的相关性。实验样品为灰质云岩(方解石含量为49.70%，白云石含量为49.20%)。为尽可能模拟地层流体，取流体中硫酸钠浓度为4.012 g/L,氯化钙浓度为1.143 g/L，氯化镁浓度为5.133 g/L。实验采用连续流-开放体系，流速恒定为0.20 mL/min。

1) 有机酸浓度与碳酸盐岩溶蚀量关系模拟实验

关于“有机质热成熟过程会产生侵蚀性有机酸”的认识已达成共识[32-36]，但几乎未开展过有机酸浓度与溶蚀量关系的定量研究。本文开展了相同温度和压力下，同一碳酸盐岩样品在不同浓度有机酸地层水中的溶蚀实验，结果显示，在相同温度条件下，地层水中有机酸浓度等量增加时，碳酸盐岩溶蚀量呈加速增加。温度在50～120 ℃，地层水中有机酸浓度在2～8 g/L范围内，碳酸盐岩的溶蚀量(溶蚀释放出的Ca2+，Mg2+合量)在18.53～68.33 m mol/L(图1b)。以50 ℃的实验数据为例，当地层水中有机酸浓度由2 g/L增加到4 g/L时，碳酸盐岩饱和溶蚀量的增量为7.75 m mol/L，当地层水中有机酸浓度由4 g/L增加到6 g/L时，碳酸盐岩饱和溶蚀量的增量为11.29 m mol/L，当地层水中有机酸浓度由6 g/L增加到8 g/L时，碳酸盐岩饱和溶蚀量的增量为19.81 m mol/L。此外，该模拟实验还揭示出在同等压力和有机酸浓度的条件下，随着温度的升高，碳酸盐岩饱和溶蚀量是降低的，即溶解度随温度升高而降低。

2) 温度与碳酸盐岩溶蚀量关系模拟实验

3) 温度-有机酸浓度-碳酸盐岩溶蚀量关系模拟实验

在以上有机酸浓度、温度与碳酸盐岩溶蚀量相关性模拟实验结果认识的基础上，参考全球地层水中有机酸浓度与地层温度统计结果(图1d)，确定不同地层温度及对应的有机酸浓度，开展温度-有机酸浓度-碳酸盐岩溶蚀量模拟实验。实验结果表明(图1e)，在50～140 ℃范围内，地层水中有机酸浓度由2 g/L上升至8 g/L再降到2 g/L，对应的碳酸盐岩溶蚀量由29.48 m mol/L上升至58.57 m mol/L再降到13.07 m mol/L。碳酸盐岩溶蚀量与地层温度的关系具有先增后降的特征，温度在70～100 ℃时形成一个溶蚀高峰窗口；温度小于70 ℃时，虽然碳酸盐岩具有较高的饱和溶蚀度，但此时烃源岩刚进入生烃窗口，生成的烃和有机酸均有限，难以形成大量的埋藏溶蚀孔洞；温度大于100 ℃时，碳酸盐岩的饱和溶蚀度降低，生成烃和有机酸的量也随着烃源岩的高成熟而大为降低，更难以形成大规模的埋藏溶蚀孔洞。

温度-有机酸浓度-碳酸盐岩溶蚀量关系模拟实验结果表明，在真实地层条件下碳酸盐岩埋藏溶孔存在一个“成孔高峰期”，其生成呈事件式发生，即在特定的埋藏温度(70～100 ℃)和有机酸浓度等条件的匹配下可形成大规模的孔隙，可作为深层规模优质储层形成发育的重要补充。成孔高峰期的温度、深度和有机酸浓度条件，构成了通过埋藏史、温压史和流体史预测埋藏溶孔富集程度的理论基础。

以上4个模拟实验揭示了高渗透层和地质界面(暴露面、层间岩溶面、不整合面、断裂系统等)、酸性流体浓度以及温度主控埋藏溶蚀孔洞的发育和分布。平面上，埋藏环境下的溶蚀作用主要沿高渗透层和地质界面分布，高渗透层和地质界面是有机酸、TSR和热液等强溶蚀性成岩介质的最佳通道。垂向上，埋藏溶孔的生成呈事件式发生，在70～100 ℃温度段(对应的深度段视地温梯度的不同而改变)存在一个“成孔高峰窗口”，而且与烃源岩生烃高峰窗口是一致的，即有机酸埋藏溶孔规模形成与烃源岩规模生烃时伴生大量有机酸息息相关。

2 碳酸盐岩埋藏溶蚀孔洞预测案例

溶蚀模拟实验揭示了埋藏溶蚀孔洞发育主控因素和分布规律认识，为通过盆地构造-埋藏史、热史和烃源岩生烃史分析，预测和评价碳酸盐岩储层埋藏溶蚀孔洞分布提供了理论依据。本文以四川盆地川中地区寒武系龙王庙组颗粒滩白云岩储层为例，进行埋藏溶蚀孔洞的分布预测和评价。

2.1 龙王庙组颗粒滩白云岩储层特征和成因

龙王庙组白云岩包括颗粒白云岩、残留颗粒结构粉细晶白云岩及泥晶白云岩等，其中颗粒白云岩和残留颗粒结构粉细晶白云岩是主要储集岩，储集空间主要由粒间孔、晶间孔、晶间溶孔、溶蚀孔洞及裂缝组成。按孔径大小，可将储集空间划分为微孔隙(<0.01 mm)、小孔隙(0.01～0.5 mm)、大孔隙(0.5～2 mm)、孔洞(2～50 mm)和缝洞(>50 mm)等5种类型。前人对龙王庙组储层成因有颗粒滩控型储层成因观和颗粒滩与表生岩溶共控型储层成因观。

颗粒滩控型储层成因观认为储层是形成于颗粒滩叠加准同生溶蚀作用[38-39]。颗粒白云岩中发育原生粒间孔(图2a)，残留颗粒结构粉细晶白云岩中的晶间孔具有粒间孔的幻影(图2b)，且储层主要发育于向上变浅旋回上部的颗粒滩体中，足以证明颗粒滩沉积物对储层发育的控制作用。此外，与高频海平面变化相关的沉积物暴露和溶蚀作用，可以使沉积原生孔被进一步溶蚀扩大，形成部分溶蚀孔洞，具有一定的增孔效应[40]。但用颗粒滩控型储层成因观无法解释大孔隙及孔洞的大量存在，这些非组构选择性溶蚀孔洞(图2c，d)显然不是原生孔或准同生期的溶蚀孔洞。

图2 川中地区龙王庙组白云岩储层岩心和显微特征Fig.2 Core and thin section images showing the dolomite reservoir features of the Longwangmiao Formation in the central Sichuan Basina.鲕粒白云岩,鲕粒由泥晶白云石构成,粒间孔发育,几乎不见白云石胶结物,磨溪17井，埋深4 663.97 m,铸体，单偏光；b.粉细晶白云岩，残留颗粒结构粉细晶白云岩中的晶间孔具有粒间孔的幻影，有可能是对原岩孔隙的继承和调整，磨溪17井,埋深4 612.50～4 612.61 m,铸体,单偏光；c.粉细晶白云岩,非组构选择性溶蚀孔洞为自形晶白云石胶结物充填,磨溪23井,埋深4 809.70 m,岩心；d.粉细晶白云岩,非组构选择性溶蚀孔洞为鞍状白云石(SD)部分充填,磨溪101井,埋深2 306.50 m,岩心；e.粉细晶残余颗粒结构白云岩,粒间充满沥青(5%),见晶间溶孔、晶 模孔和粒间残余溶孔，未被溶解的白云石晶体残留边缘，磨溪13井,埋深4 575.19 m，铸体，单偏光；f.视域同图2e，正交光

颗粒滩与表生岩溶共控型储层成因观认为非组构选择性溶蚀形成的大孔隙及孔洞是与早加里东运动相关的表生岩溶作用的产物[41-42]。然而，据沈安江等的研究[43-44]，认为龙王庙组白云岩是早期渗透回流白云石化或蒸发泵白云石化作用的产物，也就是说龙王庙组受早加里东运动影响被抬升到地表接受岩溶改造之前已经是白云岩地层了。众所周知，通常条件下白云岩在表生大气淡水环境较难被溶蚀，增孔效应有限，多表现为先期孔隙的溶蚀扩大，或新增的裂缝和溶缝以提高渗透性为主。如塔里木盆地英买力地区潜山面之下上寒武统—下奥陶统蓬莱坝组优质白云岩储层，其储集空间主体并非形成于表生岩溶作用，而是表现为对不整合面之下白云岩体的剥蚀以及储层物性的改善[45]，且改造深度不超过50 m，四川盆地雷口坡组顶部的白云岩风化壳储层也是先存白云岩储层被抬升到地表接受剥蚀，而不是抬升剥蚀形成白云岩储层[46-47]。尽管也存在白云岩地层经表生岩溶改造形成储层的实例，如鄂尔多斯盆地马家沟组，但其地层中石膏含量较高，可在大气水环境下显著促进岩溶作用发生，因此具有一定的特殊性。而且，研究层位岩心观察未见白云石渗流粉砂以及岩溶角砾岩等岩溶改造的典型证据，因此不支持非组构溶蚀孔洞为表生岩溶成因。

Shen Anjiang等[44]通过岩石学和地球化学手段提出埋藏溶蚀作用对龙王庙组非组构选择溶蚀孔洞的形成发挥了重要作用。部分岩石学证据包括：①部分粒间孔扩大孔边缘可见明显的溶蚀改造特征(图2b)，显然为白云石化作用之后发生，且缺乏常见的渗流粉砂，埋藏期溶蚀改造的可能性大；②溶蚀孔洞中常见充填有中-粗晶白云石和鞍状白云石，为埋藏期流体活动的产物；③溶蚀孔洞中可见有的白云石被溶成港湾状(图2c，d)，有的整个白云石被溶蚀形成白云石铸模孔(图2e，f)。以上证据揭示龙王庙组储层在埋藏期经历了多期次、较长时期的溶蚀作用改造，对储集空间的溶扩和连通性改善起到了重要作用。经大量岩石薄片的复查，在局部层段埋藏成因溶蚀孔洞对储集空间的贡献率达到50%以上，平均贡献率可达20%～30%，其增量对深部储层的优质化发育具有重要意义，也是储层预测和评价的重点。

综上，认为龙王庙组白云岩储层成因受颗粒滩-准同生期溶蚀-埋藏溶蚀共同控制，颗粒滩是储层发育的基础，准同生期溶蚀形成的组构选择性溶蚀孔洞对埋藏前的总孔隙度有一定贡献，埋藏溶蚀孔洞是深层优质储层发育的关键。

2.2 基于埋藏溶蚀孔洞成因认识的单因素图件编制

基于溶蚀模拟实验(图1)的埋藏溶蚀孔洞发育主控因素和分布规律认识，为龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔洞分布预测、深层优质储层预测和评价提供了依据。

考虑到高孔渗层、暴露面、不整合面和断裂系统对埋藏溶蚀孔洞平面分布的控制，编制了龙王庙组颗粒滩体分布图、不整合面和断裂分布图[48-49]。评价埋藏前的孔隙发育强度，显然滩体、不整合面和断裂最发育的地区，最有利于埋藏溶蚀作用发生，也是埋藏溶蚀孔洞发育潜力最大的地区。考虑到有机酸浓度对埋藏溶蚀孔洞丰度的控制及龙王庙组烃源主要来自下伏地层筇竹寺组的地质认识[50]，需要编制筇竹寺组生烃与供酸强度等值线图，有机酸浓度最高的地区也是埋藏溶蚀孔洞发育潜力最大的地区。考虑到断裂和古隆起不但是烃类运移的通道和指向区，也是有机酸运移的通道和指向区[51]，需要编制龙王庙组经历70～100 ℃温度窗古隆起和断裂分布图。此时，大量生成的有机酸通过断裂运移到目的层的古隆起高部位，增加了有机酸的浓度，大大提升了埋藏溶蚀孔洞的发育潜力。埋藏溶蚀作用持续的时间也是埋藏溶蚀孔洞丰度非常重要的控制因素。显然，龙王庙组白云岩储层经历70～100 ℃温度窗(按川中地区地温梯度折算的埋深为1 740～2 850 m)的时间越长，埋藏溶蚀作用的时间也越长，埋藏溶蚀孔洞发育的潜力也越大，这就需要编制龙王庙组经历70～100 ℃温度窗埋藏时间(Ma)等值线图。上述4张工业化基础图件是龙王庙组埋藏溶蚀孔洞分布预测和评价的基础。

根据上述分析，利用露头、井、地震资料，并综合前人的成烃、成储、成藏和构造方面的研究成果[52-59]，在区域地质背景、盆地构造-埋藏史、盆地热史分析的基础上，首先编制四川盆地龙王庙组岩相古地理与先存孔隙(埋藏前孔隙)评价图(图3)，其中通过镜下观察，判识埋藏溶蚀孔隙、沉积原生孔与准同生期表生溶孔及比例，沉积原生孔与准同生期表生溶孔构成埋藏前孔隙，通过关键井点埋藏前孔隙度数值控制编制图3；再依次编制下寒武统筇竹寺组生烃与供酸强度等值线图(图4a)、龙王庙组经历70～100 ℃温度窗古隆起和断裂分布图(图4b)、龙王庙组经历70～100 ℃温度窗埋藏时间(Ma)等值线图(图4c)，最终为龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔洞预测与评价奠定了基础。

图3 四川盆地龙王庙组岩相古地理与先存孔隙评价Fig.3 Map showing the paleogeography and preexisting porosity evaluation of the Longwangmiao Formation,Sichuan Basin

图4 四川盆地龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔洞预测与评价Fig.4 Maps showing the prediction of factors controlling the burial dissolved vugs of dolomite reservoirs in the Longwangmiao Formation,Sichuan Basina.下寒武统筇竹寺组生烃与供酸强度等值线图；b.龙王庙组经历70～100 ℃温度窗古隆起和断裂分布图；c.龙王庙组经历70～100 ℃温度窗埋藏时间(Ma)等值线图

2.3 龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔洞预测与评价

威远—安岳—遂宁—南充—盐亭一带礁滩体最发育，而且紧邻成都—资阳—雅安—乐山剥蚀区，各种潜在的暴露面、层序界面和不整合面发育(图3)，为有机酸运移提供了很好的通道，是埋藏溶蚀孔洞最为发育的地区。威远—安岳—遂宁—南充一带为生烃和生酸中心，有机酸浓度最高(图4a)，有利于埋藏溶蚀孔洞的发育。威远—安岳—遂宁—南充—盐亭一带龙王庙组埋藏深度为1 740～2 850 m时处于古隆起发育区，而且断裂系统发育(图4b)，为有机酸沿断裂向古隆起运移提供了通道，提升了埋藏溶蚀孔洞发育的潜力。威远—安岳—遂宁—南充—盐亭一带龙王庙组是经历70～100 ℃温度窗埋藏时间最长的地区之一(图4c)，埋藏溶蚀作用充分，埋藏溶蚀孔洞形成的潜力最大。

上述单因素图件均同时指示威远—安岳—遂宁—南充—盐亭一带是埋藏溶蚀孔洞最为发育的地区，由古隆起向周缘，埋藏溶蚀孔洞发育丰度呈逐渐降低的趋势。在此规律性认识的基础上，通过关键井点埋藏溶蚀孔隙度数值的控制，即可编制四川盆地龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔隙度分布图(图5)。

图5 四川盆地龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔隙度分布Fig.5 Map showing the dissolution porosity of dolomite reservoirs in the Longwangmiao Formation,Sichuan Basin

叠合图3和图5，编制了四川盆地龙王庙组颗粒滩白云岩储层分布与评价图(图6)。颗粒滩经准同生期溶蚀和埋藏溶蚀叠加改造后，储层物性得到改善，评价级别得到提高，并为近两年所钻探的南充1、合探1和五探1井所证实。根据预测，南充1和合探1井位于Ⅱ类储层分布区，实钻钻遇龙王庙组颗粒滩白云岩储层厚度分别为16.6和21.4 m，平均孔隙度分别为4.9%和4.5%，平均渗透率分别为1.24×10-3，1.09×10-3μm2，五探1井位于Ⅲ类储层分布区，实钻钻遇龙王庙组颗粒滩白云岩储层18 m，平均孔隙度为3.3%，平均渗透率为0.26×10-3μm2。

图6 四川盆地龙王庙组白云岩储层分布与评价Fig.6 Map showing the distribution and evaluation of dolomite reservoirs in the Longwangmiao Formation,Sichuan Basin

3 埋藏溶蚀孔洞预测理论与技术流程

在四川盆地龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔洞预测案例的基础上，将实验结果、地质认识和技术进行整合，构建了碳酸盐岩埋藏溶蚀孔洞预测理论与技术。

1) 碳酸盐岩埋藏溶蚀孔洞发育主控因素和分布规律

① 主控因素：高渗透层和流体通道、酸性流体浓度、温度主控埋藏溶蚀孔洞的发育；

② 分布规律：平面上，埋藏溶蚀孔洞沿高渗透层、暴露面、层序界面、不整合面和断裂系统分布；垂向上，埋藏溶孔的生成呈事件式发生，存在一个“成孔高峰期”，在特定深度段的温度(70～100 ℃)和高浓度酸性流体的匹配下可以形成大量的溶蚀孔洞。

2) 碳酸盐岩溶蚀孔洞预测技术流程

① 碳酸盐岩储层成因分析技术：明确储层发育主控因素、溶蚀孔洞成因和期次、不同成因类型储集空间(沉积原生孔、准同生期溶蚀孔洞和埋藏溶蚀孔洞)的贡献率；

② 碳酸盐岩岩相古地理恢复技术：揭示储层发育有利相带和礁滩体的分布，编制沉积期岩相古地理图(沉积原生孔)；

③ 碳酸盐岩沉积古地貌恢复技术：沉积高古地貌是礁滩体的有利分布区，沉积高古地貌与礁滩体的叠合区是准同生期溶蚀孔洞的有利分布区；编制沉积期古地貌图，与岩相古地理图叠合，编制埋藏前孔隙评价图(沉积原生孔+准同生溶蚀孔洞)；

④ 溶蚀模拟实验技术：埋藏溶蚀孔洞发育控制因素和分布规律；

⑤ 古隆起和断裂解释技术：古隆起和断裂是有机酸运移的指向区，主控埋藏溶蚀强度、有利发育区和埋藏溶孔丰度，编制目的层经历70～100 ℃温度窗时古隆起和断裂分布图；

⑥ 构造-埋藏史恢复技术：恢复储层发育层段经历埋藏溶蚀成孔高峰温度段的时长，经历时间越长，溶蚀强度越大，溶蚀孔洞丰度越大；编制目的层经历70～100 ℃温度窗时埋藏时间(Ma)等值线图；

⑦ 烃源岩生烃和生酸强度恢复技术：生酸强度越大，有机酸浓度和溶蚀强度就越大，溶蚀孔洞丰度也就越大，编制烃源岩经历70～100 ℃温度窗生烃和生酸强度图；

⑧ 编制埋藏溶蚀孔洞分布与评价图和储层分布与评价图。

该流程适用于所有碳酸盐岩储层的埋藏溶蚀孔洞预测，因为同种成因机制的深部埋藏溶蚀孔洞的分布规律是相似的，无非是针对不同的研究对象和地质要素编制相应的图表。

4 结论与存在问题

通过逼近真实地层环境条件下的碳酸盐岩溶蚀模拟实验，认识埋藏溶蚀孔洞形成机制和发育控制因素，进而通过一系列单因素图件的编制，预测了四川盆地龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔隙度分布，构建了碳酸盐岩溶蚀孔洞预测技术流程。

1) 溶蚀模拟实验揭示高渗透层和流体通道、酸性流体浓度、温度主控埋藏溶蚀孔洞的发育，指出层序界面、断裂和高孔渗层主控埋藏溶蚀孔洞的平面分布，垂向上埋藏溶孔的生成呈事件式发生，存在一个“成孔高峰期”，在特定深度段的温度(70～100 ℃)和高浓度酸性流体的匹配下可以形成大量的溶蚀孔洞。

2) 基于埋藏溶蚀孔洞发育主控因素和分布规律认识，通过四川盆地筇竹寺组烃源岩在70～100 ℃温度窗生烃和生酸强度图、龙王庙组经历70～100 ℃温度窗时古隆起和断裂分布图、龙王庙组经历70～100 ℃温度窗时埋藏时间(Ma)等值线图的编制，定量预测了龙王庙组埋藏溶蚀孔洞的分布。

3) 通过整合龙王庙组白云岩溶蚀孔洞预测涉及的溶蚀模拟实验及相关图件的编制，构建了碳酸盐岩溶蚀孔洞预测理论和技术流程，实现了碳酸盐岩埋藏溶蚀孔洞分布预测和定性-半定量评价。

需要指出的是，储层成因分析是决定该技术应用成效的关键，深部埋藏溶蚀孔洞发育的控制因素很多，不同的控制因素导致不同的埋藏溶蚀孔洞的分布规律。本文提出的“成孔高峰窗口”是基于与烃源岩生烃伴生的有机酸为主要酸性流体来源的埋藏溶蚀孔洞发育和分布模规律，其不一定适用于如热液等其他酸性流体，还需要开展以热液为主控因素的储层模拟实验，揭示埋藏溶蚀孔洞的分布规律。