中國碳酸鹽巖沉積儲層理論進展與海相大油氣田發現

趙文智 沈安江 喬占峰 張建勇 倪新鋒

（ 1 中國石油勘探開發研究院趙文智院士工作室；2 中國石油天然氣集團有限公司碳酸鹽巖儲層重點實驗室；3 中國石油杭州地質研究院 ）

0 引言

20世紀碳酸鹽巖沉積儲層研究歸結起來，可分為3個階段：（1）50年代聚焦于碳酸鹽巖成因和巖石分類研究，標志性成果有Folk等的碳酸鹽巖分類[1]、Ginsburg等的碳酸鹽巖沉積作用研究[2-3]；（2）60—90年代初聚焦于碳酸鹽巖沉積建模[3-4]、成巖作用和白云石化機理研究[5-11]，各種巖石地球化學分析手段被應用于沉積環境解釋和成巖作用研究中，為70—80年代碳酸鹽巖油氣儲量增長高峰期的到來提供了有力支撐，尤其是80年代末至90年代初層序地層理論的提出給碳酸鹽巖研究帶來了一場變革[12-14]；（3）90年代出現了通過露頭層序地層解釋和追蹤進行儲層地質建模的高潮[15-17]，目的是對碳酸鹽巖儲層非均質性進行表征。

進入21世紀以來，碳酸鹽巖沉積儲層研究的方法和手段更為綜合，認識也進一步深化和升華，表現在4個方面：（1）層序地層理論技術為碳酸鹽巖儲層成因和分布預測提供了手段與途徑，尤其是海平面變化對早期孔隙發育帶的控制，為深層碳酸鹽巖有利儲集相帶分布預測奠定了理論基礎；（2）基于構造史、巖石特征、水文地質與層序地層綜合分析和巖石地球化學的綜合應用，對埋藏環境中儲層成巖—孔隙演化特征的認識，既更為深入，也出現了理論升華；（3）白云巖成因、白云石化對孔隙發育的貢獻再次引起人們研究的興趣[18-20]與理論認識的發展，認識到白云石化作用是一種膠結現象，白云巖中的孔隙是殘留和繼承的問題；（4）受油氣勘探實踐的驅動，地質、錄井、試油、測井、巖石地球化學和地震資料被綜合應用于碳酸鹽巖沉積儲層研究與分布預測中，使認識精度大為提高。

中國碳酸鹽巖沉積儲層研究始于20世紀70年代，以馮增昭的譯著《地質歷史時期碳酸鹽巖沉積相》為標志，通過引進和消化吸收，跟跑國際研究前沿，為20世紀70年代至21世紀初中國碳酸鹽巖油氣勘探的發現和發展做出了重要貢獻，如20世紀70—80年代發現的任丘、尚店、蘇橋和靜安堡等油田，20世紀90年代至21世紀初發現的靖邊、五百梯、和田河、塔河、羅家寨、千米橋、樁西、鐵山坡、渡口河等多個油氣田。這些油氣田以小型、中型為主，主要為潛山巖溶風化殼儲層，少量為臺緣礁灘白云巖儲層，最老的層位為奧陶系，埋藏深度大多小于5000m。

中國海相碳酸鹽巖分布面積大于455×104km2，勘探領域廣。據全國第四輪油氣資源評價結果，石油地質資源量為340×108t、截至目前已探明15.50×108t，天然氣地質資源量為24.30×1012m3、已探明3.20×1012m3?？傮w來看，油氣資源探明率極低，勘探潛力很大。與國外相比，中國海相碳酸鹽巖具克拉通臺地面積小、年代老、埋藏深、改造強等特點。要進一步擴大勘探成果，剩余勘探領域面臨四大理論難題：（1）全球碳酸鹽巖油氣勘探實踐證實，臺緣帶是規模儲層發育區，但由于中國克拉通臺地面積小，臺緣帶大多數被破壞或被俯沖至造山帶之下，臺內儲層規模和分布規律認識不清；（2）中國海相碳酸鹽巖往往位于疊合盆地下構造層，埋深多大于5000m，經歷復雜構造—成巖改造，深層碳酸鹽巖儲層規模、發育主控因素和分布規律不詳；（3）除礁灘（白云巖）儲層和潛山巖溶風化殼儲層外，中國巨厚碳酸鹽巖層系內幕受多旋回構造運動和斷裂活動作用及影響，儲層發育與分布特征知之不多；（4）中國碳酸鹽巖層系年代老，尤其是中—新元古界和下古生界鹽下微生物白云巖十分發育，古老微生物碳酸鹽巖儲層是否有效與有效儲層保持機理不明。

圍繞上述諸多挑戰，依托國家油氣重大專項“十一五”至“十三五”碳酸鹽巖項目和中國石油天然氣集團有限公司碳酸鹽巖儲層重點實驗室，有針對性開展了碳酸鹽巖沉積儲層攻關研究，取得4項理論認識創新，相關理論進展為塔里木盆地塔中、輪古、哈拉哈塘和順北及四川盆地普光、元壩、安岳等大型油氣田的發現既有指導意義，也為相關發現所證實。

1 對多個小克拉通內裂陷帶的識別評價推動碳酸鹽巖勘探領域由臺緣拓展至臺內

與巖溶儲層相比，礁灘（白云巖）儲層是在均質性與分布范圍方面更為優質的儲層。全球已探明的80%碳酸鹽巖油氣儲量均與礁灘（白云巖）儲層有關[21]。在過去數十年里，全球碳酸鹽巖油氣勘探發現的大油氣田主要集中在臺緣帶，因為臺緣帶礁灘儲層規模大，沉積相帶分布規律，側向連續性好，而且與烴源灶緊鄰，具有良好的成藏條件。中國海相碳酸鹽巖位于疊合盆地下構造層，克拉通臺地面積小，臺緣帶大多被造山作用破壞或被俯沖到造山帶之下。在21世紀初之前，中國在碳酸鹽巖層系發現的大油氣田以潛山巖溶風化殼儲層為主，如塔里木盆地的塔河油田、鄂爾多斯盆地的靖邊氣田與渤海灣盆地任丘大油田等；在臺內發現的礁灘（白云巖）型油氣田的儲量規模均比較小，如四川盆地的五百梯、羅家寨、鐵山坡、渡口河等氣田。而且對臺內礁灘（白云巖）儲層分布規律與側向連續性的認識遠不如臺緣礁灘（白云巖）儲層，且儲層質量也較差，能否找到大型礁灘（白云巖）型油氣田成為臺內拓展勘探領域與資源潛力評價面臨的重要挑戰。

受“十一五”期間發現普光大氣田的啟發，板塊邊緣由三叉裂谷系伸向臺地內部的一支“衰亡臂”，在其周緣也可以發育有規模的礁灘（白云巖）儲層，臺地內部如果存在類似隆洼相間的構造—古地理背景，洼陷周緣也會發育有規模的礁灘（白云巖）儲層。據此將臺地內部拓展勘探領域聚焦于臺內隆洼格局的刻畫上，在震旦系—寒武系發現了德陽—安岳臺內裂陷帶，這為安岳龍王廟組緩坡顆粒灘（白云巖）型大氣田的發現所證實，探明天然氣地質儲量4400×108m3。

1.1 臺內裂陷的識別與演化特征

臺內裂陷是指碳酸鹽臺地內由基底斷裂的拉張或走滑拉分作用，誘發盆地基底發生差異沉降而形成的帶狀沉降區域，基底為陸殼，深度達數百米至千米，寬度達數十至上百千米，長度達百千米至數百千米[22]。臺內裂陷具以下5個識別標志：（1）裂陷和臺地具明顯不同的地層序列和沉積特征；（2）裂陷與臺地的地層厚度有明顯差異；（3）裂陷與臺地的過渡帶具明顯的臺緣帶或分界斷裂；（4）臺地邊緣進積型沉積體特征明顯；（5）裂陷帶常引起重力負異常。這些標志為臺內裂陷識別提供了依據，圖1為四川盆地燈影組—龍王廟組厚度圖，揭示了四川盆地德陽—安岳臺內裂陷的分布。

圖1 四川盆地燈影組—龍王廟組厚度圖Fig.1 Strata thickness maps of the Sinian Dengying Formation-Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin

圖2 “兩類臺緣”和“雙灘帶”沉積模式Fig.2 Deposition modes of“two types of platform margins”and“bi-shoal facies zones”

德陽—安岳臺內裂陷經歷了初始裂陷、裂陷鼎盛和裂陷填平補齊3個階段。燈二段沉積期為小克拉通淺水臺地發育階段，在四川盆地西北緣的江油一帶發育臺內裂陷的雛形；燈二段沉積之后由于燈影組沉積期的拉張環境，發育南北向斷裂，形成北西—南東向的侵蝕谷和臺內裂陷，由江油向南可延伸到德陽—安岳一帶，甚至一直延伸到蜀南地區。燈四段沉積期進入臺內裂陷發育鼎盛階段，裂陷內的燈四段為欠補償深水沉積，裂陷周緣的臺緣帶發育礁灘（白云巖）儲層。早寒武世進入填平補齊階段，裂陷內地層厚度明顯大于同期裂陷周緣和臺內地層厚度，也是麥地坪組和筇竹寺組兩套烴源巖發育的重要階段。

1.2 臺內裂陷關聯的成藏組合

德陽—安岳臺內裂陷發育和演化控制了臺內兩大類成藏組合。

（1）控制兩套規模優質儲集體發育。一是燈影組，與臺內裂陷發育相關的裂陷周緣丘灘白云巖儲層；二是龍王廟組，與臺內裂陷演化末期填平補齊相關的碳酸鹽緩坡顆粒灘白云巖儲層，并建立了“兩類臺緣”和“雙灘帶”沉積模式（圖2）。

（2）控制生烴中心發育（圖2、圖3）。筇竹寺組烴源巖沿裂陷展布方向沉積厚度最大，一般為300～ 350m，裂陷兩側厚度明顯減薄，一般為100～300m，裂陷主體部位筇竹寺組烴源巖厚度是鄰區的2～5倍。麥地坪組烴源巖主要分布在裂陷內，厚度為50～100m，而周緣地區僅為1～5m，兩者相差10倍以上。

烴源巖和儲集體的時空配置構成兩類成藏組合（圖3）。一是麥地坪組、筇竹寺組烴源巖與燈二段和燈四段儲集體構成旁生側儲型成藏組合（烴源巖與儲層對接）或上生下儲型成藏組合（不整合面和斷層是油氣運移的通道）；二是麥地坪組、筇竹寺組烴源巖與龍王廟組碳酸鹽緩坡顆粒灘白云巖儲層構成下生上儲型成藏組合，斷層是油氣運移的主要通道。

圖3 四川盆地燈影組—下寒武統成藏組合示意圖[23]Fig.3 Schematic hydrocarbon accumulation assemblages of the Sinian Dengying Formation-Lower Cambrian in Sichuan Basin [23]

1.3 臺內裂陷成因及對勘探的啟示

泛大陸裂解是小克拉通內裂陷發育的主要控制因素，是基底斷裂拉張或走滑拉分作用的驅動力。羅迪尼亞（Rodinia）泛大陸裂解與新元古代晚期興凱地裂運動的發生為德陽—安岳臺內裂陷的發育提供了基本地質背景，南盤江地區泥盆紀—石炭紀臺內裂陷的發育與岡瓦納（Gondwana）泛大陸裂解有關，開江—梁平臺內裂陷的發育則受控于潘基亞（Pangea）泛大陸的裂解。

塔里木盆地晚震旦世—奧陶紀發育巨厚層碳酸鹽巖層系，受羅迪尼亞泛大陸裂解影響，也發育臺內裂陷。根據現有地震資料揭示，已初步識別出晚震旦世庫滿裂陷和塔西南裂陷。四川盆地晚震旦世—中三疊世發育大套巨厚層碳酸鹽巖層系，經歷了羅迪尼亞、岡瓦納和潘基亞泛大陸裂解事件，震旦紀—寒武紀、泥盆紀—石炭紀、二疊紀—早中三疊世均發育臺內裂陷。鄂爾多斯盆地中—新元古代—奧陶紀發育大套巨厚層碳酸鹽巖層系，經歷了哥倫比亞（Columbia）、羅迪尼亞泛大陸裂解事件，長城紀、薊縣紀和震旦紀—寒武紀也發育臺內裂陷，已初步識別了長城紀—薊縣紀賀蘭、定邊、晉陜和豫陜4個裂陷。中國小克拉通臺內裂陷的發育具有普遍性。

德陽—安岳臺內裂陷帶的勘探實踐，證實中國小克拉通臺內具有較大勘探潛力，值得期待。除臺緣帶外，具備裂陷發育的臺內區同樣可以發現大油氣田?；谂_內裂陷演化建立的“兩類臺緣”和“雙灘帶”沉積模式，不但豐富了碳酸鹽巖沉積學內涵，而且為勘探領域由臺緣拓展至臺內奠定了理論基礎。

2 內幕巖溶儲層新類型的發現助推勘探領域由潛山區拓展至內幕區

巖溶作用是指水對可溶性巖石的化學溶蝕、機械侵蝕、物質遷移和再沉積的綜合地質作用過程，以及由此所產生的地質現象的統稱。巖溶作用往往形成規模不等的溶孔、溶洞及溶縫。巖溶儲層儲集空間以溶孔、溶洞及溶縫為特征，具有極強的非均質性[24]。傳統意義上的巖溶儲層均與明顯的地表剝蝕和峰丘地貌有關，或與大型角度不整合面有關，巖溶縫洞沿大型不整合面或峰丘地貌呈準層狀分布[25-26]，集中分布在不整合面之下0～50m的范圍內。如塔里木盆地塔北地區輪南油田和塔河油田，奧陶系鷹山組潛山巖溶儲層上覆石炭系陸相砂泥巖，之間代表長達120Ma的地層剝蝕和缺失；又如鄂爾多斯盆地靖邊氣田，奧陶系馬家溝組白云巖風化殼儲層上覆石炭系本溪組陸相砂泥巖，之間代表長達100Ma的地層剝蝕和缺失。

中國海相碳酸鹽巖分布面積雖廣，但按傳統巖溶儲層的概念去定義和評價，巖溶儲層的勘探范圍僅限于潛山區，分布面積有限。塔里木盆地塔北哈拉哈塘大油田和順北大油田的發現證實，碳酸鹽巖巖溶縫洞的分布不僅僅限于潛山區，廣大的碳酸鹽巖內幕區同樣發育巖溶縫洞，與中短期的地層剝蝕作用有關，被稱為層間巖溶作用，如在后期構造演化期形成斜坡地貌，還可疊加順層巖溶作用改造，形成的順層巖溶規模更大。碳酸鹽巖內幕區還發育一類特殊的巖溶儲層，即受斷裂控制的斷溶體儲層，如塔北哈拉哈塘、順北地區和英買1-2井區均發育這類儲層?；谒锬九璧貖W陶系巖溶勘探實踐提出的巖溶儲層細分方案和分布規律認識列于表1，不但豐富了碳酸鹽巖儲層地質學內涵，而且使勘探領域由潛山區拓展到內幕區，由原來尋找與大型角度不整合面相關的潛山區巖溶縫洞儲層，拓展到尋找碳酸鹽巖內幕區層間巖溶儲層、順層巖溶儲層和斷溶體儲層，使勘探領域明顯擴大，并為塔里木盆地塔北南斜坡哈拉哈塘油田、順北油田的發現所證實。實際上，多類型不整合面、構造斜坡和大型基底斷裂帶均可控制巖溶作用類型（層間巖溶作用、順層巖溶作用、潛山巖溶作用和斷溶作用）和巖溶縫洞體的發育，是評價落實有規模的巖溶儲集體分布、勘探發現新儲量的重要方向。

塔里木盆地巖溶儲層勘探可劃分為3個階段：一是2008年之前的潛山巖溶儲層勘探階段，勘探領域集中在潛山區；二是2008—2015年的碳酸鹽巖內幕層間（順層）巖溶勘探階段，認識到除潛山巖溶外，碳酸鹽巖內幕受層間巖溶作用改造，同樣發育巖溶儲層，勘探領域由潛山區拓展到內幕區，推動整個塔北隆起南斜坡成為勘探的主戰場，并為勘探發現所證實（圖4）；三是2016—2020年的斷溶體儲層勘探階段，發現沿斷裂系統同樣可以發育巖溶縫洞體，不受潛山或層間巖溶面的控制，并為哈拉哈塘油田和順北油田的發現所證實（圖5）。

盡管內幕巖溶儲層的成因還有爭議，但內幕巖溶儲層的發現與勘探突破，推動巖溶儲層只分布于潛山區的傳統認識發生重大改變，而且層間巖溶儲層更具規模，勘探潛力更大。這一認識創新不但填補了國內外巖溶儲層研究的空白，而且對中國小克拉通臺地碳酸鹽巖油氣勘探具有重要的指導意義。

表1 塔里木盆地、四川盆地和鄂爾多斯盆地巖溶儲層分類Table 1 Classification of karst reservoirs in Tarim Basin, Sichuan Basin, and Ordos Basin

圖4 塔里木盆地巖溶模式圖與油氣勘探領域Fig.4 Karstification modes and corresponding exploration fields in Tarim Basin

圖5 順北油田斷溶體儲層分布圖[27]Fig.5 Distribution of fault karst reservoir in Shunbei Oilfield in Tarim Basin [27]

表2揭示了塔里木盆地、四川盆地和鄂爾多斯盆地各類巖溶儲層的勘探現狀，其中塔里木盆地塔北輪南低凸起鷹山組石灰巖潛山巖溶儲層、牙哈—英買力地區寒武系斷隆區白云巖風化殼儲層、塔中北斜坡鷹山組層間巖溶儲層、塔北南緣斜坡區一間房組及鷹山組順層巖溶儲層，以及英買1-2井區、富滿和順北地區一間房組及鷹山組斷溶體儲層已取得重大勘探發現；四川盆地三疊系雷口坡組和鄂爾多斯盆地馬家溝組鹽上白云巖風化殼儲層也有較大規模的勘探發現。

四川盆地加里東期的樂山—龍女寺古隆起、印支期的開江古隆起和瀘州古隆起及周緣具備潛山（風化殼）巖溶儲層及順層巖溶儲層發育的地質背景；川東高陡構造帶石炭系及川西南地區茅口組和嘉陵江組具備斷溶體儲層發育的地質條件；四川盆地震旦紀末、寒武紀末和奧陶紀末均發生大規模的海平面下降，為層間巖溶儲層的發育提供了地質背景。

表2 中國海相含油氣盆地巖溶儲層類型及分布Table 2 Types and distribution of karst reservoirs in marine proliferous basins in China

鄂爾多斯盆地除馬家溝組頂發育白云巖風化殼儲層外，盆地西緣奧陶系具備與塔北南斜坡奧陶系相似的地質背景，有利于順層巖溶儲層的發育；此外，天1井、天深1井、李1井、鄂6井、鄂8井及鄂9井在奧陶系克里摩里組、桌子山組均見不同程度的鉆井液漏失和放空，揭示順層巖溶作用的存在。

3 深層碳酸鹽巖儲層分布具有相控性，助推勘探領域由淺層拓展至深層—超深層

中國小克拉通海相碳酸鹽巖位于疊合盆地最底部構造層，具有年代老和埋藏深的特點，由于碳酸鹽巖強化學活動性和經歷漫長的成巖改造作用，大多數學者[28-32]認為深層碳酸鹽巖以埋藏溶蝕孔洞為主，有機酸溶蝕、硫酸鹽熱化學還原反應（TSR）、熱液活動是埋藏溶蝕孔洞發育的關鍵。深層碳酸鹽巖通過有機酸溶蝕、TSR、熱液活動可以形成埋藏溶蝕孔洞，已被眾多科學家普遍接受，但這種儲層成因觀點顯然沒有回答勘探家所關注的深層碳酸鹽巖儲層的規模性和可預測性問題，對指導深層油氣勘探有局限性。通過“十三五”研究攻關，提出了深層碳酸鹽巖儲層成因新認識，即深層碳酸鹽巖優質儲層分布的相控論，這一新認識為深層碳酸鹽巖儲層規模發育和可預測性提供了理論基礎，也確立了深層碳酸鹽巖油氣勘探的地位和信心。

3.1 深層碳酸鹽巖儲層具有相控性，原巖為礁灘沉積體

前已述及，深層碳酸鹽巖發育顆粒型儲層和溶蝕孔洞型儲層兩大類。其中，溶蝕型儲層中既有顆粒碳酸鹽巖儲層被溶蝕改造的亞類，也有受斷裂和不整合淋濾作用形成的溶蝕儲層。關于顆粒型碳酸鹽巖儲層，不論是經過溶濾的還是經過深成巖作用疊加改造的，其原巖沉積的原始孔隙性特征均對深層規模儲層發育具有重要控制作用。

白云巖儲層可分為兩類，一類是保留或殘留原巖礁灘結構的白云巖儲層，另一類是晶粒白云巖儲層。前者的原巖應為礁灘相沉積（圖6a、b），沉積原生孔為主，少量溶蝕孔洞；后者通過“錐光”“熒光”等原巖結構恢復技術，發現原巖也為礁灘相沉積，最為典型的案例是四川盆地二疊系棲霞組細—中晶白云巖儲層（圖6c、d），原巖為砂屑生屑灰巖，晶間孔和晶間溶孔實際上是對原巖粒間孔、粒內孔（體腔孔）和溶孔的繼承和調整，并非為白云石化作用的產物。塔里木盆地英買力地區下奧陶統蓬萊壩組細—中晶白云巖儲層的原巖同樣為礁灘相沉積。值得探索的是，細—中晶白云巖的原巖顆粒結構易于恢復，而中—粗晶、粗晶、巨晶白云巖的原巖結構難以恢復，這可能受控于以下兩個方面的原因：一是原巖顆粒粒度大于白云石晶體粒度時，原巖顆粒結構易于恢復 （圖6e），原巖顆粒粒度小于白云石晶體粒度時，原巖顆粒結構難以恢復（圖6f）；二是晶粒粗的白云石晶體經歷了更強烈的重結晶作用，或者本身就是沉淀形成的，不存在原巖組構恢復的問題。

圖6 兩類白云巖的原巖特征Fig.6 Microscopic characteristics of parent rocks of the two types of dolomites

溶蝕模擬實驗證實巖溶縫洞的發育具有巖性選擇性[33]，主要發育于泥?；規r中，顆?；規r、粒泥灰巖和泥晶灰巖中少見，并為塔里木盆地一間房組—鷹山組巖溶縫洞（孔洞）圍巖的巖性統計數據所證實。巖溶縫洞的發育離不開不整合面、層間巖溶面和斷裂，但巖溶縫洞的富集受巖性控制。

3.2 沉積和表生環境對深層碳酸鹽巖儲層孔隙發育具有重要控制作用

碳酸鹽巖儲層孔隙有3種成因：一是原生沉積孔隙，二是早表生成巖環境不穩定礦物（文石、高鎂方解石等）溶解形成的組構選擇性溶孔，三是晚表生成巖環境碳酸鹽巖溶蝕形成的非組構選擇性溶蝕孔洞。盡管碳酸鹽巖的強化學活動性貫穿于整個埋藏過程，但最為強烈的增孔事件多發生在表生環境，因為只有表生環境才是完全的開放體系，且富含CO2的大氣淡水能夠得到及時補充，溶解產物能及時被搬運，為規模溶蝕創造了優越條件，而且這些溶蝕孔洞為埋藏成巖流體提供了運移通道。盡管碳酸鹽巖原生孔隙難以保存或因溶蝕擴大而難以識別，但粒間孔、格架孔等原生孔隙在塔里木盆地和四川盆地深層碳酸鹽巖儲層中是很常見的。

3.3 埋藏環境是深層碳酸鹽巖儲層孔隙貧化和富集調整的重要環境場所

埋藏環境通過溶蝕作用可以增加孔隙空間這一觀點已為地質學家所接受。本文通過塔里木盆地、四川盆地和鄂爾多斯盆地碳酸鹽巖儲層實例解剖，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、TSR及熱液等作用)和沉淀作用，使先期存在的孔隙得到富集或貧化，先期存在的孔隙發育帶控制埋藏溶孔的分布。在開放體系中處于高勢能區的孔隙會發生建設性增大過程，是孔隙建造的主要場所，而低勢能區是孔隙被堵塞破壞的部位；封閉體系則是先存孔隙得以保存的場所。通過先存孔隙的富集或貧化，使深層優質儲層得以形成或被劣質化。在建設性埋藏作用發生部位，其意義遠大于原生孔隙的地位[33]。

3.4 白云石化與熱液作用在深層碳酸鹽巖儲層孔隙發育中的地位

有關白云石化在孔隙建造和破壞中的作用，長期以來均是爭論的焦點[34-35]。由于深層碳酸鹽巖儲集空間主要發育于礁灘（白云巖）中，白云石化被認為對孔隙發育有重要貢獻[7，11，18-19]。然而，白云石化作用對孔隙的貢獻有些被夸大，因為白云巖中的孔隙實際上是對原巖原始孔隙的繼承和調整，一部分是原始孔隙的保持，一部分是在原始孔隙基礎上通過溶蝕作用孔隙增大[36]，如果沒有原始孔隙的存在，則白云石化的增孔作用也有限。但白云石化作用對早期孔隙的保存還是具有重要作用，這一點值得特別強調。與石灰巖相比，白云巖具有更大的脆性和抗壓實—壓溶能力，縫合線不發育，這些特性為深層白云巖孔隙（原生孔、表生溶孔和埋藏溶孔）的保存提供了剛性格架，減小了被壓實和進一步被膠結充填的可能性。

熱液是指從外部（一般來自地殼深部）進入碳酸鹽巖地層，且溫度明顯高于圍巖（＞5℃）的礦化流體[37]，一般均與切割較深的大斷裂密切相關。在拉張斷裂的上盤、走滑斷裂及拉張斷裂和走滑斷裂的交叉部位，往往是熱液活動的集中分布區。熱液對圍巖的改造作用體現在3個方面：一是“熱液巖溶作用”[20，38-39]在圍巖中形成溶蝕孔洞，甚至可造成巖層的局部垮塌和角礫巖化，形成體積更大的儲集空間；二是交代圍巖或沉淀白云石形成熱液白云巖；三是熱液礦物在先存孔隙、斷裂/裂隙中沉淀，堵塞孔隙空間。所以，熱液活動在局部范圍可以形成溶蝕孔洞，但規模與分布存在不確定性，受控于熱液活動規模，也可以對先存孔隙產生破壞作用。熱液活動需要有斷裂、不整合面和高滲透層存在以作為熱液流動的通道，其對先存儲集空間的存在具有指示意義，但對深層孔隙發育的建設性作用則變化較大，需視具體情況而有不同評價。

深層碳酸鹽巖儲層主要以礁灘（白云巖）為主，分布具有相控性和可預測性。明確了礁灘沉積、蒸發潮坪、層序界面、暴露面、不整合面、古隆起和斷裂系統控制深層碳酸鹽巖規模優質儲層的分布?；谏鲜稣J識進展，近幾年在三大克拉通海相盆地分布區，圍繞深層碳酸鹽巖部署了一批風險探井，如塔里木盆地的和田2、楚探1、輪探1、柯探1、喬探1、中寒1和紅探1等井，四川盆地的雙探1、雙探2、雙探3、磨溪56、五探1、樓探1、角探1、蓬探1、充探1等井，以及鄂爾多斯盆地的桃77、桃59、桃90、統99、統74、蓮92、靳6和靳12等井，鉆探證實深層碳酸鹽巖規模優質儲層的存在，進一步堅定了深層碳酸鹽巖勘探的信心。

4 古老微生物碳酸鹽巖具備“三元”控儲特征，推動中—新元古界和寒武系鹽下油氣勘探發展

中國海相碳酸鹽巖除具有埋藏深、改造強的特點外，還有年代古老、成巖演化程度高的問題。四川盆地新元古界震旦系、塔里木盆地震旦系及寒武系鹽下、鄂爾多斯盆地寒武系鹽下及薊縣系等層系均廣泛發育微生物白云巖，這些經歷漫長成巖作用改造的古老微生物碳酸鹽巖是否發育有效儲層，是制約勘探能否取得突破發展的關鍵問題之一。本文通過對現代微生物沉積物、現代鹽湖沉積物研究和微生物有機質早期低溫降解生酸模擬實驗、微生物有機質晚期熱解生酸模擬實驗與微生物誘導原生白云石沉淀模擬實驗等，揭示微生物碳酸鹽巖儲層成因及其發育特征。研究取得的重要進展是，微生物碳酸鹽巖沉積要形成有效儲層取決于三要素的有機配合：一是具備高初始孔隙度；二是富含微生物有機質；三是易于發生早期白云石化。為此提出微生物碳酸鹽巖“三元”控儲新認識。

4.1 疊層石和凝塊石沉積是微生物碳酸鹽巖儲層發育的基礎

微生物碳酸鹽巖包括疊層石、凝塊石、樹枝石、均一石、核形石和紋理石6類[40]。中國中—新生代微生物碳酸鹽巖儲層主要發育于陸相沉積湖盆中，如中國東部眾多盆地及柴達木盆地、塔里木盆地的古近系微生物碳酸鹽巖儲層[41-49]。既有疊層石和凝塊石灰巖，也有疊層石和凝塊石白云巖，手標本呈蜂窩狀產狀，儲層物性極佳。疊層石和凝塊石白云巖儲層主要分布于碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積體系中，從已有觀察研究看，白云石化對儲層的發育似乎沒有實質性影響。中國前寒武紀、古生代及早—中三疊世海相微生物碳酸鹽巖儲層以疊層石和凝塊石白云巖為主，也主要分布于碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積體系，如四川盆地燈影組、嘉陵江組、雷口坡組一段至三段及塔里木盆地寒武系鹽下疊層石和凝塊石白云巖儲層等；未發生白云石化的疊層石和凝塊石灰巖往往致密無孔，如四川盆地雷口坡組四段[50]，這些古老的微生物碳酸鹽巖的白云石化似乎對儲層發育的控制作用更明顯，顯然與陸相微生物碳酸鹽巖有所不同。

無論是疊層石和凝塊石灰巖儲層，還是疊層石和凝塊石白云巖儲層，儲集空間均以原生藻格架孔為主，白云石化對孔隙的增加沒有實質性貢獻[51]。巴哈馬臺地現代微生物沉積物研究也揭示，疊層石灰巖具有很高的初始孔隙度，初始孔隙一部分為沉積原生孔，一部分為微生物有機質腐爛以后形成的孔隙。這些孔隙既是中國中—新生代湖相微生物碳酸鹽巖儲層發育的主要儲集空間，也是前寒武紀及古生代海相微生物碳酸鹽巖儲層發育的主要孔隙空間。所不同的是，古老微生物碳酸鹽巖儲層中存在的孔隙空間大多是在初始孔隙基礎上，經過建設性改造成巖作用，部分得到繼承，部分發生調整，部分孔隙空間增大，也有部分孔隙空間縮小，即初始孔隙發育的疊層石和凝塊石沉積是儲層發育的基礎。對于中國古老海相疊層石和凝塊石白云巖儲層而言，這些初始孔隙是如何在經歷漫長埋藏歷史過程而得以保存下來，后文在討論微生物碳酸鹽巖儲層成因的控制因素時會具體說明，在此不再贅述。

4.2 微生物有機質降解和熱解生酸是初始孔隙得以保持的關鍵因素

前人對巴哈馬臺地現代微生物沉積物特征研究，不但揭示了疊層石灰巖具有很高的初始孔隙度，而且發現微生物碳酸鹽巖富含有機質，這些有機質的腐爛不但可以釋放出大量的初始孔隙，而且早期低溫降解和晚期熱解生成的有機酸也對碳酸鹽沉積物具有溶蝕作用，也有利于初始孔隙在漫長埋藏過程中的保持甚至增大，這是微生物碳酸鹽巖儲層發育的第二個主控因素[33]。

微生物有機質降解和熱解生酸模擬實驗也揭示了這一特征。由于疊層石和凝塊石沉積的微生物有機質含量豐富，在生物降解和熱裂解階段的生酸量較大，使疊層石和凝塊石長期處于酸性環境中，除有機酸溶蝕成孔外，也有利于初始孔隙的保持，模擬實驗很好地解釋了古老疊層石和凝塊石白云巖儲層為何能像古近系疊層石、凝塊石儲層一樣發育優質儲層的原因。這些古老的微生物碳酸鹽巖儲層不僅孔隙發育，而且孔隙中很少有亮晶方解石或白云石膠結物。

同時，碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積體系，因石膏的沉淀會導致硫酸根（SO42-）濃度降低，這有利于硝酸鹽還原生酸過程和Fe氧化物還原生酸作用的發生，使生酸強度明顯提高，更有利于初始孔隙的保持和擴容。埋藏環境石膏溶解產生的硫酸根（SO42-）也有利于硫酸鹽熱化學還原反應的發生，因而對溶蝕孔洞的發育也是一個建設性因素。

4.3 古老碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積體系中微生物碳酸鹽巖易發生早期白云石化，有利于優質儲層集中于疊層石和凝塊石白云巖層系

現代鹽湖沉積物特征研究及微生物誘導原白云石沉淀模擬實驗，均揭示碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積體系易于發育沉淀和交代兩類早期低溫白云巖。雖然白云石化對儲集空間的增加沒有實質貢獻[52]，但早期白云石化使微生物白云巖在埋藏環境中經歷的成巖改造與石灰巖完全不同，總體看對初始孔隙的保存是有利的[53-54]，表現在4個方面：一是早期白云石化導致早期固結（巴哈馬臺地現代微生物碳酸鹽沉積已發生固結或半固結），使密度加大，抗壓實能力增強，這是微生物白云巖能保留更多原生孔的原因之一；二是微生物白云巖的抗壓溶能力遠大于石灰巖，而壓溶作用的產物往往為孔隙中的方解石充填提供物質，這是埋藏環境下微生物白云巖先存孔隙得到更多保留的重要原因；三是深埋環境中白云巖比石灰巖更容易被有機酸溶解形成次生溶孔[55-57]；四是白云巖比石灰巖具有更大的脆性，易于形成機械破碎裂縫和礫間孔。

4.4 古老微生物碳酸鹽巖儲層主要分布于疊層石和凝塊石沉積相帶，主要發育于碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積體系

前人[51，58-59]對微生物碳酸鹽巖的研究集中在巖石特征和分類上，對微生物碳酸鹽巖巖石類型及組合的環境意義、巖相古地理特征及沉積模式的認識還不夠深入。通過對鄂爾多斯盆地靳2井、金粟山露頭及四川盆地鴨深1井、西桑托斯盆地RJS井這4條剖面微生物碳酸鹽巖巖石特征及組合序列研究[60]，建立了緩坡沉積體系和鑲邊沉積體系兩類沉積模式（圖7），為疊層石和凝塊石碳酸鹽巖有利相帶分布預測提供了依據。

從緩坡微生物碳酸鹽巖沉積模式看，疊層石碳酸鹽巖主要分布在正常浪基面與平均低潮線之間的內緩坡相帶，凝塊石碳酸鹽巖則主要分布在風暴浪基面與正常浪基面之間的中緩坡相帶，凝塊石沉積水體的深度大于疊層石沉積[61]，這樣的緩坡微生物碳酸鹽巖沉積模式以四川盆地震旦系疊層石和凝塊石白云巖儲層為代表。從鑲邊沉積體系微生物碳酸鹽巖沉積模式看，疊層石碳酸鹽巖主要分布在正常浪基面與平均低潮線之間的碳酸鹽臺地（潟湖），凝塊石碳酸鹽巖主要分布在風暴浪基面與正常浪基面之間的臺緣前斜坡，以塔里木盆地寒武系肖爾布拉克組、四川盆地雷口坡組疊層石和凝塊石白云巖儲層發育分布為代表。

圖7 微生物碳酸鹽巖沉積模式Fig.7 Deposition mode of microbial carbonate rocks

不同類型的微生物碳酸鹽巖可以出現在同一沉積環境中，同樣的不同沉積環境也可以出現同一類型的微生物碳酸鹽巖。在尺度上，小環境中出現的沉積物及組合與大環境形成的沉積特征也具相似性。不同地質歷史時期均可以發育緩坡和鑲邊微生物碳酸鹽巖沉積，但隱生宙以緩坡沉積體系為主，顯生宙則以鑲邊沉積體系為主。

有研究認為[62]，碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積體系隨氣候由潮濕向干旱遷移，碳酸鹽巖沉積由下往上依次出現凝塊石白云巖、藻砂屑白云巖、疊層石白云巖、席（丘）狀微生物白云巖、膏云巖、膏鹽巖、鹽巖組合序列，反之亦然。氣候突變會導致某些巖性段的缺失，這為通過古氣候研究，預測碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積組合中儲層的分布提供了依據。

緩坡沉積體系隨氣候由潮濕向干旱遷移，碳酸鹽巖沉積由下往上依次發育凝塊石白云巖儲層和疊層石白云巖儲層，氣候的多期次旋回變化可以使儲層在垂向發生多層疊置。鑲邊沉積體系由于鑲邊臺緣的存在，增加了一套藻砂屑白云巖儲層，隨氣候由潮濕向干旱遷移，由下往上依次發育凝塊石白云巖儲層→藻砂屑白云巖儲層→疊層石白云巖儲層，氣候的多期次旋回變化也可以導致儲層在垂向上多套疊置。

上述理論認識有力推動了四川盆地震旦系燈影組儲量規模達萬億立方米氣藏群的發現和塔里木盆地寒武系鹽下風險勘探的突破。中國陸上克拉通盆地區發育的海相層系存在3套碳酸鹽巖—膏鹽巖組合：一是燈影組—中下寒武統，以塔里木盆地和四川盆地為代表；二是下奧陶統，以鄂爾多斯盆地為代表；三是中—下三疊統，以四川盆地為代表。同時，中國東部眾多陸相沉積盆地，以及柴達木盆地和塔里木盆地的古近系也發育碳酸鹽巖—膏鹽巖組合，其中發育的微生物白云巖儲層不僅有規模，而且品質也較好，值 得下一步勘探期待。

5 結論

經過10余年探索總結，中國碳酸鹽巖沉積儲層研究已經取得了重要進展，這些認識進展有效指導了陸上三大克拉通盆地區圍繞碳酸鹽巖層系的油氣勘探，發現了數個大中型油氣田，有力支撐了中國陸上油氣儲量、產量增長。但是，也應該清醒地認識到，想要對中國陸上廣泛發育的碳酸鹽巖沉積儲層有一個更為客觀的認識和評價，仍有很長的路要走。概括起來，主要有以下5個方面：（1）個性化沉積相模式的建立及其在指導生產實踐中的應用，就是要系統建立基于年代學、反映緯度特征和有尺度涵義的沉積相模式，并應用于相應層系（年代）、盆地（緯度）和區塊（尺度）的巖相古地理研究與編圖中，從而避免簡單套用前人的沉積相模式，前期攻關建立的“兩類臺緣”和“雙灘帶”沉積模式就是很好的創新案例；（2）儲層成因和分布規律的認識有待深化，尤其是白云石化對成儲貢獻量化評價問題，因為深層碳酸鹽巖儲層主要是白云巖，白云石化對儲層孔隙空間的貢獻比例值得未來研究求證；（3）多尺度碳酸鹽巖儲層表征、建模與應用，包括宏觀尺度、油藏尺度和微觀尺度3個層面的儲層非均質性表征、分布評價與建模，這是實現碳酸鹽巖有利儲層分布預測、探井井位優選和高效開發井部署的重要保證；（4）相關實驗新技術開發，尤其是涉及儲層地球化學和儲層溶蝕模擬的實驗新技術，將為儲層成因研究提供有效途徑；（5）地球物理技術的升級發展將為碳酸鹽巖巖相識別和儲層預測提供利器，包括測井巖相和儲層識別技術(常規和成像測井)及基于儲層地質模型的地震巖相識別與儲層預測技術等。