中國碳酸鹽巖沉積儲(chǔ)層理論進(jìn)展與海相大油氣田發(fā)現(xiàn)

趙文智 沈安江 喬占峰 張建勇 倪新鋒

（ 1 中國石油勘探開發(fā)研究院趙文智院士工作室；2 中國石油天然氣集團(tuán)有限公司碳酸鹽巖儲(chǔ)層重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室；3 中國石油杭州地質(zhì)研究院 ）

0 引言

20世紀(jì)碳酸鹽巖沉積儲(chǔ)層研究歸結(jié)起來，可分為3個(gè)階段：（1）50年代聚焦于碳酸鹽巖成因和巖石分類研究，標(biāo)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(jī)理研究[5-11]，各種巖石地球化學(xué)分析手段被應(yīng)用于沉積環(huán)境解釋和成巖作用研究中，為70—80年代碳酸鹽巖油氣儲(chǔ)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(xiàn)了通過露頭層序地層解釋和追蹤進(jìn)行儲(chǔ)層地質(zhì)建模的高潮[15-17]，目的是對(duì)碳酸鹽巖儲(chǔ)層非均質(zhì)性進(jìn)行表征。

進(jìn)入21世紀(jì)以來，碳酸鹽巖沉積儲(chǔ)層研究的方法和手段更為綜合，認(rèn)識(shí)也進(jìn)一步深化和升華，表現(xiàn)在4個(gè)方面：（1）層序地層理論技術(shù)為碳酸鹽巖儲(chǔ)層成因和分布預(yù)測提供了手段與途徑，尤其是海平面變化對(duì)早期孔隙發(fā)育帶的控制，為深層碳酸鹽巖有利儲(chǔ)集相帶分布預(yù)測奠定了理論基礎(chǔ)；（2）基于構(gòu)造史、巖石特征、水文地質(zhì)與層序地層綜合分析和巖石地球化學(xué)的綜合應(yīng)用，對(duì)埋藏環(huán)境中儲(chǔ)層成巖—孔隙演化特征的認(rèn)識(shí)，既更為深入，也出現(xiàn)了理論升華；（3）白云巖成因、白云石化對(duì)孔隙發(fā)育的貢獻(xiàn)再次引起人們研究的興趣[18-20]與理論認(rèn)識(shí)的發(fā)展，認(rèn)識(shí)到白云石化作用是一種膠結(jié)現(xiàn)象，白云巖中的孔隙是殘留和繼承的問題；（4）受油氣勘探實(shí)踐的驅(qū)動(dòng)，地質(zhì)、錄井、試油、測井、巖石地球化學(xué)和地震資料被綜合應(yīng)用于碳酸鹽巖沉積儲(chǔ)層研究與分布預(yù)測中，使認(rèn)識(shí)精度大為提高。

中國碳酸鹽巖沉積儲(chǔ)層研究始于20世紀(jì)70年代，以馮增昭的譯著《地質(zhì)歷史時(shí)期碳酸鹽巖沉積相》為標(biāo)志，通過引進(jìn)和消化吸收，跟跑國際研究前沿，為20世紀(jì)70年代至21世紀(jì)初中國碳酸鹽巖油氣勘探的發(fā)現(xiàn)和發(fā)展做出了重要貢獻(xiàn)，如20世紀(jì)70—80年代發(fā)現(xiàn)的任丘、尚店、蘇橋和靜安堡等油田，20世紀(jì)90年代至21世紀(jì)初發(fā)現(xiàn)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(gè)油氣田。這些油氣田以小型、中型為主，主要為潛山巖溶風(fēng)化殼儲(chǔ)層，少量為臺(tái)緣礁灘白云巖儲(chǔ)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(lǐng)域廣。據(jù)全國第四輪油氣資源評(píng)價(jià)結(jié)果，石油地質(zhì)資源量為340×108t、截至目前已探明15.50×108t，天然氣地質(zhì)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(tái)地面積小、年代老、埋藏深、改造強(qiáng)等特點(diǎn)。要進(jìn)一步擴(kuò)大勘探成果，剩余勘探領(lǐng)域面臨四大理論難題：（1）全球碳酸鹽巖油氣勘探實(shí)踐證實(shí)，臺(tái)緣帶是規(guī)模儲(chǔ)層發(fā)育區(qū)，但由于中國克拉通臺(tái)地面積小，臺(tái)緣帶大多數(shù)被破壞或被俯沖至造山帶之下，臺(tái)內(nèi)儲(chǔ)層規(guī)模和分布規(guī)律認(rèn)識(shí)不清；（2）中國海相碳酸鹽巖往往位于疊合盆地下構(gòu)造層，埋深多大于5000m，經(jīng)歷復(fù)雜構(gòu)造—成巖改造，深層碳酸鹽巖儲(chǔ)層規(guī)模、發(fā)育主控因素和分布規(guī)律不詳；（3）除礁灘（白云巖）儲(chǔ)層和潛山巖溶風(fēng)化殼儲(chǔ)層外，中國巨厚碳酸鹽巖層系內(nèi)幕受多旋回構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和斷裂活動(dòng)作用及影響，儲(chǔ)層發(fā)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(fā)育，古老微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層是否有效與有效儲(chǔ)層保持機(jī)理不明。

圍繞上述諸多挑戰(zhàn)，依托國家油氣重大專項(xiàng)“十一五”至“十三五”碳酸鹽巖項(xiàng)目和中國石油天然氣集團(tuán)有限公司碳酸鹽巖儲(chǔ)層重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，有針對(duì)性開展了碳酸鹽巖沉積儲(chǔ)層攻關(guān)研究，取得4項(xiàng)理論認(rèn)識(shí)創(chuàng)新，相關(guān)理論進(jìn)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(fā)現(xiàn)既有指導(dǎo)意義，也為相關(guān)發(fā)現(xiàn)所證實(shí)。

1 對(duì)多個(gè)小克拉通內(nèi)裂陷帶的識(shí)別評(píng)價(jià)推動(dòng)碳酸鹽巖勘探領(lǐng)域由臺(tái)緣拓展至臺(tái)內(nèi)

與巖溶儲(chǔ)層相比，礁灘（白云巖）儲(chǔ)層是在均質(zhì)性與分布范圍方面更為優(yōu)質(zhì)的儲(chǔ)層。全球已探明的80%碳酸鹽巖油氣儲(chǔ)量均與礁灘（白云巖）儲(chǔ)層有關(guān)[21]。在過去數(shù)十年里，全球碳酸鹽巖油氣勘探發(fā)現(xiàn)的大油氣田主要集中在臺(tái)緣帶，因?yàn)榕_(tái)緣帶礁灘儲(chǔ)層規(guī)模大，沉積相帶分布規(guī)律，側(cè)向連續(xù)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(gòu)造層，克拉通臺(tái)地面積小，臺(tái)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(jì)初之前，中國在碳酸鹽巖層系發(fā)現(xiàn)的大油氣田以潛山巖溶風(fēng)化殼儲(chǔ)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(tái)內(nèi)發(fā)現(xiàn)的礁灘（白云巖）型油氣田的儲(chǔ)量規(guī)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(duì)臺(tái)內(nèi)礁灘（白云巖）儲(chǔ)層分布規(guī)律與側(cè)向連續(xù)性的認(rèn)識(shí)遠(yuǎn)不如臺(tái)緣礁灘（白云巖）儲(chǔ)層，且儲(chǔ)層質(zhì)量也較差，能否找到大型礁灘（白云巖）型油氣田成為臺(tái)內(nèi)拓展勘探領(lǐng)域與資源潛力評(píng)價(jià)面臨的重要挑戰(zhàn)。

受“十一五”期間發(fā)現(xiàn)普光大氣田的啟發(fā)，板塊邊緣由三叉裂谷系伸向臺(tái)地內(nèi)部的一支“衰亡臂”，在其周緣也可以發(fā)育有規(guī)模的礁灘（白云巖）儲(chǔ)層，臺(tái)地內(nèi)部如果存在類似隆洼相間的構(gòu)造—古地理背景，洼陷周緣也會(huì)發(fā)育有規(guī)模的礁灘（白云巖）儲(chǔ)層。據(jù)此將臺(tái)地內(nèi)部拓展勘探領(lǐng)域聚焦于臺(tái)內(nèi)隆洼格局的刻畫上，在震旦系—寒武系發(fā)現(xiàn)了德陽—安岳臺(tái)內(nèi)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(fā)現(xiàn)所證實(shí)，探明天然氣地質(zhì)儲(chǔ)量4400×108m3。

1.1 臺(tái)內(nèi)裂陷的識(shí)別與演化特征

臺(tái)內(nèi)裂陷是指碳酸鹽臺(tái)地內(nèi)由基底斷裂的拉張或走滑拉分作用，誘發(fā)盆地基底發(fā)生差異沉降而形成的帶狀沉降區(qū)域，基底為陸殼，深度達(dá)數(shù)百米至千米，寬度達(dá)數(shù)十至上百千米，長度達(dá)百千米至數(shù)百千米[22]。臺(tái)內(nèi)裂陷具以下5個(gè)識(shí)別標(biāo)志：（1）裂陷和臺(tái)地具明顯不同的地層序列和沉積特征；（2）裂陷與臺(tái)地的地層厚度有明顯差異；（3）裂陷與臺(tái)地的過渡帶具明顯的臺(tái)緣帶或分界斷裂；（4）臺(tái)地邊緣進(jìn)積型沉積體特征明顯；（5）裂陷帶常引起重力負(fù)異常。這些標(biāo)志為臺(tái)內(nèi)裂陷識(shí)別提供了依據(jù)，圖1為四川盆地?zé)粲敖M—龍王廟組厚度圖，揭示了四川盆地德陽—安岳臺(tái)內(nèi)裂陷的分布。

圖1 四川盆地?zé)粲敖M—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(tái)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(tái)內(nèi)裂陷經(jīng)歷了初始裂陷、裂陷鼎盛和裂陷填平補(bǔ)齊3個(gè)階段。燈二段沉積期為小克拉通淺水臺(tái)地發(fā)育階段，在四川盆地西北緣的江油一帶發(fā)育臺(tái)內(nèi)裂陷的雛形；燈二段沉積之后由于燈影組沉積期的拉張環(huán)境，發(fā)育南北向斷裂，形成北西—南東向的侵蝕谷和臺(tái)內(nèi)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(qū)。燈四段沉積期進(jìn)入臺(tái)內(nèi)裂陷發(fā)育鼎盛階段，裂陷內(nèi)的燈四段為欠補(bǔ)償深水沉積，裂陷周緣的臺(tái)緣帶發(fā)育礁灘（白云巖）儲(chǔ)層。早寒武世進(jìn)入填平補(bǔ)齊階段，裂陷內(nèi)地層厚度明顯大于同期裂陷周緣和臺(tái)內(nèi)地層厚度，也是麥地坪組和筇竹寺組兩套烴源巖發(fā)育的重要階段。

1.2 臺(tái)內(nèi)裂陷關(guān)聯(lián)的成藏組合

德陽—安岳臺(tái)內(nèi)裂陷發(fā)育和演化控制了臺(tái)內(nèi)兩大類成藏組合。

（1）控制兩套規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)集體發(fā)育。一是燈影組，與臺(tái)內(nèi)裂陷發(fā)育相關(guān)的裂陷周緣丘灘白云巖儲(chǔ)層；二是龍王廟組，與臺(tái)內(nèi)裂陷演化末期填平補(bǔ)齊相關(guān)的碳酸鹽緩坡顆粒灘白云巖儲(chǔ)層，并建立了“兩類臺(tái)緣”和“雙灘帶”沉積模式（圖2）。

（2）控制生烴中心發(fā)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(cè)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(qū)的2～5倍。麥地坪組烴源巖主要分布在裂陷內(nèi)，厚度為50～100m，而周緣地區(qū)僅為1～5m，兩者相差10倍以上。

烴源巖和儲(chǔ)集體的時(shí)空配置構(gòu)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(chǔ)集體構(gòu)成旁生側(cè)儲(chǔ)型成藏組合（烴源巖與儲(chǔ)層對(duì)接）或上生下儲(chǔ)型成藏組合（不整合面和斷層是油氣運(yùn)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(chǔ)層構(gòu)成下生上儲(chǔ)型成藏組合，斷層是油氣運(yùn)移的主要通道。

圖3 四川盆地?zé)粲敖M—下寒武統(tǒng)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(tái)內(nèi)裂陷成因及對(duì)勘探的啟示

泛大陸裂解是小克拉通內(nèi)裂陷發(fā)育的主要控制因素，是基底斷裂拉張或走滑拉分作用的驅(qū)動(dòng)力。羅迪尼亞（Rodinia）泛大陸裂解與新元古代晚期興凱地裂運(yùn)動(dòng)的發(fā)生為德陽—安岳臺(tái)內(nèi)裂陷的發(fā)育提供了基本地質(zhì)背景，南盤江地區(qū)泥盆紀(jì)—石炭紀(jì)臺(tái)內(nèi)裂陷的發(fā)育與岡瓦納（Gondwana）泛大陸裂解有關(guān)，開江—梁平臺(tái)內(nèi)裂陷的發(fā)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(jì)發(fā)育巨厚層碳酸鹽巖層系，受羅迪尼亞泛大陸裂解影響，也發(fā)育臺(tái)內(nèi)裂陷。根據(jù)現(xiàn)有地震資料揭示，已初步識(shí)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(fā)育大套巨厚層碳酸鹽巖層系，經(jīng)歷了羅迪尼亞、岡瓦納和潘基亞泛大陸裂解事件，震旦紀(jì)—寒武紀(jì)、泥盆紀(jì)—石炭紀(jì)、二疊紀(jì)—早中三疊世均發(fā)育臺(tái)內(nèi)裂陷。鄂爾多斯盆地中—新元古代—奧陶紀(jì)發(fā)育大套巨厚層碳酸鹽巖層系，經(jīng)歷了哥倫比亞（Columbia）、羅迪尼亞泛大陸裂解事件，長城紀(jì)、薊縣紀(jì)和震旦紀(jì)—寒武紀(jì)也發(fā)育臺(tái)內(nèi)裂陷，已初步識(shí)別了長城紀(jì)—薊縣紀(jì)賀蘭、定邊、晉陜和豫陜4個(gè)裂陷。中國小克拉通臺(tái)內(nèi)裂陷的發(fā)育具有普遍性。

德陽—安岳臺(tái)內(nèi)裂陷帶的勘探實(shí)踐，證實(shí)中國小克拉通臺(tái)內(nèi)具有較大勘探潛力，值得期待。除臺(tái)緣帶外，具備裂陷發(fā)育的臺(tái)內(nèi)區(qū)同樣可以發(fā)現(xiàn)大油氣田?；谂_(tái)內(nèi)裂陷演化建立的“兩類臺(tái)緣”和“雙灘帶”沉積模式，不但豐富了碳酸鹽巖沉積學(xué)內(nèi)涵，而且為勘探領(lǐng)域由臺(tái)緣拓展至臺(tái)內(nèi)奠定了理論基礎(chǔ)。

2 內(nèi)幕巖溶儲(chǔ)層新類型的發(fā)現(xiàn)助推勘探領(lǐng)域由潛山區(qū)拓展至內(nèi)幕區(qū)

巖溶作用是指水對(duì)可溶性巖石的化學(xué)溶蝕、機(jī)械侵蝕、物質(zhì)遷移和再沉積的綜合地質(zhì)作用過程，以及由此所產(chǎn)生的地質(zhì)現(xiàn)象的統(tǒng)稱。巖溶作用往往形成規(guī)模不等的溶孔、溶洞及溶縫。巖溶儲(chǔ)層儲(chǔ)集空間以溶孔、溶洞及溶縫為特征，具有極強(qiáng)的非均質(zhì)性[24]。傳統(tǒng)意義上的巖溶儲(chǔ)層均與明顯的地表剝蝕和峰丘地貌有關(guān)，或與大型角度不整合面有關(guān)，巖溶縫洞沿大型不整合面或峰丘地貌呈準(zhǔn)層狀分布[25-26]，集中分布在不整合面之下0～50m的范圍內(nèi)。如塔里木盆地塔北地區(qū)輪南油田和塔河油田，奧陶系鷹山組潛山巖溶儲(chǔ)層上覆石炭系陸相砂泥巖，之間代表長達(dá)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(fēng)化殼儲(chǔ)層上覆石炭系本溪組陸相砂泥巖，之間代表長達(dá)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(tǒng)巖溶儲(chǔ)層的概念去定義和評(píng)價(jià)，巖溶儲(chǔ)層的勘探范圍僅限于潛山區(qū)，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(fā)現(xiàn)證實(shí)，碳酸鹽巖巖溶縫洞的分布不僅僅限于潛山區(qū)，廣大的碳酸鹽巖內(nèi)幕區(qū)同樣發(fā)育巖溶縫洞，與中短期的地層剝蝕作用有關(guān)，被稱為層間巖溶作用，如在后期構(gòu)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(guī)模更大。碳酸鹽巖內(nèi)幕區(qū)還發(fā)育一類特殊的巖溶儲(chǔ)層，即受斷裂控制的斷溶體儲(chǔ)層，如塔北哈拉哈塘、順北地區(qū)和英買1-2井區(qū)均發(fā)育這類儲(chǔ)層?；谒锬九璧貖W陶系巖溶勘探實(shí)踐提出的巖溶儲(chǔ)層細(xì)分方案和分布規(guī)律認(rèn)識(shí)列于表1，不但豐富了碳酸鹽巖儲(chǔ)層地質(zhì)學(xué)內(nèi)涵，而且使勘探領(lǐng)域由潛山區(qū)拓展到內(nèi)幕區(qū)，由原來尋找與大型角度不整合面相關(guān)的潛山區(qū)巖溶縫洞儲(chǔ)層，拓展到尋找碳酸鹽巖內(nèi)幕區(qū)層間巖溶儲(chǔ)層、順層巖溶儲(chǔ)層和斷溶體儲(chǔ)層，使勘探領(lǐng)域明顯擴(kuò)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(fā)現(xiàn)所證實(shí)。實(shí)際上，多類型不整合面、構(gòu)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(fā)育，是評(píng)價(jià)落實(shí)有規(guī)模的巖溶儲(chǔ)集體分布、勘探發(fā)現(xiàn)新儲(chǔ)量的重要方向。

塔里木盆地巖溶儲(chǔ)層勘探可劃分為3個(gè)階段：一是2008年之前的潛山巖溶儲(chǔ)層勘探階段，勘探領(lǐng)域集中在潛山區(qū)；二是2008—2015年的碳酸鹽巖內(nèi)幕層間（順層）巖溶勘探階段，認(rèn)識(shí)到除潛山巖溶外，碳酸鹽巖內(nèi)幕受層間巖溶作用改造，同樣發(fā)育巖溶儲(chǔ)層，勘探領(lǐng)域由潛山區(qū)拓展到內(nèi)幕區(qū)，推動(dòng)整個(gè)塔北隆起南斜坡成為勘探的主戰(zhàn)場，并為勘探發(fā)現(xiàn)所證實(shí)（圖4）；三是2016—2020年的斷溶體儲(chǔ)層勘探階段，發(fā)現(xiàn)沿?cái)嗔严到y(tǒng)同樣可以發(fā)育巖溶縫洞體，不受潛山或?qū)娱g巖溶面的控制，并為哈拉哈塘油田和順北油田的發(fā)現(xiàn)所證實(shí)（圖5）。

盡管內(nèi)幕巖溶儲(chǔ)層的成因還有爭議，但內(nèi)幕巖溶儲(chǔ)層的發(fā)現(xiàn)與勘探突破，推動(dòng)巖溶儲(chǔ)層只分布于潛山區(qū)的傳統(tǒng)認(rèn)識(shí)發(fā)生重大改變，而且層間巖溶儲(chǔ)層更具規(guī)模，勘探潛力更大。這一認(rèn)識(shí)創(chuàng)新不但填補(bǔ)了國內(nèi)外巖溶儲(chǔ)層研究的空白，而且對(duì)中國小克拉通臺(tái)地碳酸鹽巖油氣勘探具有重要的指導(dǎo)意義。

表1 塔里木盆地、四川盆地和鄂爾多斯盆地巖溶儲(chǔ)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(lǐng)域Fig.4 Karstification modes and corresponding exploration fields in Tarim Basin

圖5 順北油田斷溶體儲(chǔ)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(chǔ)層的勘探現(xiàn)狀，其中塔里木盆地塔北輪南低凸起鷹山組石灰?guī)r潛山巖溶儲(chǔ)層、牙哈—英買力地區(qū)寒武系斷隆區(qū)白云巖風(fēng)化殼儲(chǔ)層、塔中北斜坡鷹山組層間巖溶儲(chǔ)層、塔北南緣斜坡區(qū)一間房組及鷹山組順層巖溶儲(chǔ)層，以及英買1-2井區(qū)、富滿和順北地區(qū)一間房組及鷹山組斷溶體儲(chǔ)層已取得重大勘探發(fā)現(xiàn)；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(fēng)化殼儲(chǔ)層也有較大規(guī)模的勘探發(fā)現(xiàn)。

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(fēng)化殼）巖溶儲(chǔ)層及順層巖溶儲(chǔ)層發(fā)育的地質(zhì)背景；川東高陡構(gòu)造帶石炭系及川西南地區(qū)茅口組和嘉陵江組具備斷溶體儲(chǔ)層發(fā)育的地質(zhì)條件；四川盆地震旦紀(jì)末、寒武紀(jì)末和奧陶紀(jì)末均發(fā)生大規(guī)模的海平面下降，為層間巖溶儲(chǔ)層的發(fā)育提供了地質(zhì)背景。

表2 中國海相含油氣盆地巖溶儲(chǔ)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(fā)育白云巖風(fēng)化殼儲(chǔ)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(zhì)背景，有利于順層巖溶儲(chǔ)層的發(fā)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(chǔ)層分布具有相控性，助推勘探領(lǐng)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(gòu)造層，具有年代老和埋藏深的特點(diǎn)，由于碳酸鹽巖強(qiáng)化學(xué)活動(dòng)性和經(jīng)歷漫長的成巖改造作用，大多數(shù)學(xué)者[28-32]認(rèn)為深層碳酸鹽巖以埋藏溶蝕孔洞為主，有機(jī)酸溶蝕、硫酸鹽熱化學(xué)還原反應(yīng)（TSR）、熱液活動(dòng)是埋藏溶蝕孔洞發(fā)育的關(guān)鍵。深層碳酸鹽巖通過有機(jī)酸溶蝕、TSR、熱液活動(dòng)可以形成埋藏溶蝕孔洞，已被眾多科學(xué)家普遍接受，但這種儲(chǔ)層成因觀點(diǎn)顯然沒有回答勘探家所關(guān)注的深層碳酸鹽巖儲(chǔ)層的規(guī)模性和可預(yù)測性問題，對(duì)指導(dǎo)深層油氣勘探有局限性。通過“十三五”研究攻關(guān)，提出了深層碳酸鹽巖儲(chǔ)層成因新認(rèn)識(shí)，即深層碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層分布的相控論，這一新認(rèn)識(shí)為深層碳酸鹽巖儲(chǔ)層規(guī)模發(fā)育和可預(yù)測性提供了理論基礎(chǔ)，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(chǔ)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(fā)育顆粒型儲(chǔ)層和溶蝕孔洞型儲(chǔ)層兩大類。其中，溶蝕型儲(chǔ)層中既有顆粒碳酸鹽巖儲(chǔ)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(chǔ)層。關(guān)于顆粒型碳酸鹽巖儲(chǔ)層，不論是經(jīng)過溶濾的還是經(jīng)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(duì)深層規(guī)模儲(chǔ)層發(fā)育具有重要控制作用。

白云巖儲(chǔ)層可分為兩類，一類是保留或殘留原巖礁灘結(jié)構(gòu)的白云巖儲(chǔ)層，另一類是晶粒白云巖儲(chǔ)層。前者的原巖應(yīng)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(jié)構(gòu)恢復(fù)技術(shù)，發(fā)現(xiàn)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(xì)—中晶白云巖儲(chǔ)層（圖6c、d），原巖為砂屑生屑灰?guī)r，晶間孔和晶間溶孔實(shí)際上是對(duì)原巖粒間孔、粒內(nèi)孔（體腔孔）和溶孔的繼承和調(diào)整，并非為白云石化作用的產(chǎn)物。塔里木盆地英買力地區(qū)下奧陶統(tǒng)蓬萊壩組細(xì)—中晶白云巖儲(chǔ)層的原巖同樣為礁灘相沉積。值得探索的是，細(xì)—中晶白云巖的原巖顆粒結(jié)構(gòu)易于恢復(fù)，而中—粗晶、粗晶、巨晶白云巖的原巖結(jié)構(gòu)難以恢復(fù)，這可能受控于以下兩個(gè)方面的原因：一是原巖顆粒粒度大于白云石晶體粒度時(shí)，原巖顆粒結(jié)構(gòu)易于恢復(fù) （圖6e），原巖顆粒粒度小于白云石晶體粒度時(shí)，原巖顆粒結(jié)構(gòu)難以恢復(fù)（圖6f）；二是晶粒粗的白云石晶體經(jīng)歷了更強(qiáng)烈的重結(jié)晶作用，或者本身就是沉淀形成的，不存在原巖組構(gòu)恢復(fù)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(shí)驗(yàn)證實(shí)巖溶縫洞的發(fā)育具有巖性選擇性[33]，主要發(fā)育于泥?；?guī)r中，顆?；?guī)r、粒泥灰?guī)r和泥晶灰?guī)r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(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)所證實(shí)。巖溶縫洞的發(fā)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(huán)境對(duì)深層碳酸鹽巖儲(chǔ)層孔隙發(fā)育具有重要控制作用

碳酸鹽巖儲(chǔ)層孔隙有3種成因：一是原生沉積孔隙，二是早表生成巖環(huán)境不穩(wěn)定礦物（文石、高鎂方解石等）溶解形成的組構(gòu)選擇性溶孔，三是晚表生成巖環(huán)境碳酸鹽巖溶蝕形成的非組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞。盡管碳酸鹽巖的強(qiáng)化學(xué)活動(dòng)性貫穿于整個(gè)埋藏過程，但最為強(qiáng)烈的增孔事件多發(fā)生在表生環(huán)境，因?yàn)橹挥斜砩h(huán)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(shí)補(bǔ)充，溶解產(chǎn)物能及時(shí)被搬運(yùn)，為規(guī)模溶蝕創(chuàng)造了優(yōu)越條件，而且這些溶蝕孔洞為埋藏成巖流體提供了運(yùn)移通道。盡管碳酸鹽巖原生孔隙難以保存或因溶蝕擴(kuò)大而難以識(shí)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(chǔ)層中是很常見的。

3.3 埋藏環(huán)境是深層碳酸鹽巖儲(chǔ)層孔隙貧化和富集調(diào)整的重要環(huán)境場所

埋藏環(huán)境通過溶蝕作用可以增加孔隙空間這一觀點(diǎn)已為地質(zhì)學(xué)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(chǔ)層實(shí)例解剖，認(rèn)為埋藏期碳酸鹽巖孔隙的改造作用主要是通過溶蝕(有機(jī)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(fā)育帶控制埋藏溶孔的分布。在開放體系中處于高勢(shì)能區(qū)的孔隙會(huì)發(fā)生建設(shè)性增大過程，是孔隙建造的主要場所，而低勢(shì)能區(qū)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(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層得以形成或被劣質(zhì)化。在建設(shè)性埋藏作用發(fā)生部位，其意義遠(yuǎn)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(chǔ)層孔隙發(fā)育中的地位

有關(guān)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(diǎn)[34-35]。由于深層碳酸鹽巖儲(chǔ)集空間主要發(fā)育于礁灘（白云巖）中，白云石化被認(rèn)為對(duì)孔隙發(fā)育有重要貢獻(xiàn)[7，11，18-19]。然而，白云石化作用對(duì)孔隙的貢獻(xiàn)有些被夸大，因?yàn)榘自茙r中的孔隙實(shí)際上是對(duì)原巖原始孔隙的繼承和調(diào)整，一部分是原始孔隙的保持，一部分是在原始孔隙基礎(chǔ)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(duì)早期孔隙的保存還是具有重要作用，這一點(diǎn)值得特別強(qiáng)調(diào)。與石灰?guī)r相比，白云巖具有更大的脆性和抗壓實(shí)—壓溶能力，縫合線不發(fā)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(shí)和進(jìn)一步被膠結(jié)充填的可能性。

熱液是指從外部（一般來自地殼深部）進(jìn)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(guān)。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(dòng)的集中分布區(qū)。熱液對(duì)圍巖的改造作用體現(xiàn)在3個(gè)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(chǔ)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(dòng)在局部范圍可以形成溶蝕孔洞，但規(guī)模與分布存在不確定性，受控于熱液活動(dòng)規(guī)模，也可以對(duì)先存孔隙產(chǎn)生破壞作用。熱液活動(dòng)需要有斷裂、不整合面和高滲透層存在以作為熱液流動(dòng)的通道，其對(duì)先存儲(chǔ)集空間的存在具有指示意義，但對(duì)深層孔隙發(fā)育的建設(shè)性作用則變化較大，需視具體情況而有不同評(píng)價(jià)。

深層碳酸鹽巖儲(chǔ)層主要以礁灘（白云巖）為主，分布具有相控性和可預(yù)測性。明確了礁灘沉積、蒸發(fā)潮坪、層序界面、暴露面、不整合面、古隆起和斷裂系統(tǒng)控制深層碳酸鹽巖規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的分布?；谏鲜稣J(rèn)識(shí)進(jìn)展，近幾年在三大克拉通海相盆地分布區(qū)，圍繞深層碳酸鹽巖部署了一批風(fēng)險(xiǎn)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(tǒng)99、統(tǒng)74、蓮92、靳6和靳12等井，鉆探證實(shí)深層碳酸鹽巖規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的存在，進(jìn)一步堅(jiān)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(chǔ)特征，推動(dòng)中—新元古界和寒武系鹽下油氣勘探發(fā)展

中國海相碳酸鹽巖除具有埋藏深、改造強(qiáng)的特點(diǎn)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(fā)育微生物白云巖，這些經(jīng)歷漫長成巖作用改造的古老微生物碳酸鹽巖是否發(fā)育有效儲(chǔ)層，是制約勘探能否取得突破發(fā)展的關(guān)鍵問題之一。本文通過對(duì)現(xiàn)代微生物沉積物、現(xiàn)代鹽湖沉積物研究和微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解生酸模擬實(shí)驗(yàn)、微生物有機(jī)質(zhì)晚期熱解生酸模擬實(shí)驗(yàn)與微生物誘導(dǎo)原生白云石沉淀模擬實(shí)驗(yàn)等，揭示微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層成因及其發(fā)育特征。研究取得的重要進(jìn)展是，微生物碳酸鹽巖沉積要形成有效儲(chǔ)層取決于三要素的有機(jī)配合：一是具備高初始孔隙度；二是富含微生物有機(jī)質(zhì)；三是易于發(fā)生早期白云石化。為此提出微生物碳酸鹽巖“三元”控儲(chǔ)新認(rèn)識(shí)。

4.1 疊層石和凝塊石沉積是微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育的基礎(chǔ)

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(chǔ)層主要發(fā)育于陸相沉積湖盆中，如中國東部眾多盆地及柴達(dá)木盆地、塔里木盆地的古近系微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層[41-49]。既有疊層石和凝塊石灰?guī)r，也有疊層石和凝塊石白云巖，手標(biāo)本呈蜂窩狀產(chǎn)狀，儲(chǔ)層物性極佳。疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)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(duì)儲(chǔ)層的發(fā)育似乎沒有實(shí)質(zhì)性影響。中國前寒武紀(jì)、古生代及早—中三疊世海相微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)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?zé)粲敖M、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(chǔ)層等；未發(fā)生白云石化的疊層石和凝塊石灰?guī)r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(duì)儲(chǔ)層發(fā)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?guī)r儲(chǔ)層，還是疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層，儲(chǔ)集空間均以原生藻格架孔為主，白云石化對(duì)孔隙的增加沒有實(shí)質(zhì)性貢獻(xiàn)[51]。巴哈馬臺(tái)地現(xiàn)代微生物沉積物研究也揭示，疊層石灰?guī)r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(jī)質(zhì)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(chǔ)層發(fā)育的主要儲(chǔ)集空間，也是前寒武紀(jì)及古生代海相微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育的主要孔隙空間。所不同的是，古老微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層中存在的孔隙空間大多是在初始孔隙基礎(chǔ)上，經(jīng)過建設(shè)性改造成巖作用，部分得到繼承，部分發(fā)生調(diào)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(fā)育的疊層石和凝塊石沉積是儲(chǔ)層發(fā)育的基礎(chǔ)。對(duì)于中國古老海相疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層而言，這些初始孔隙是如何在經(jīng)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(chǔ)層成因的控制因素時(shí)會(huì)具體說明，在此不再贅述。

4.2 微生物有機(jī)質(zhì)降解和熱解生酸是初始孔隙得以保持的關(guān)鍵因素

前人對(duì)巴哈馬臺(tái)地現(xiàn)代微生物沉積物特征研究，不但揭示了疊層石灰?guī)r具有很高的初始孔隙度，而且發(fā)現(xiàn)微生物碳酸鹽巖富含有機(jī)質(zhì)，這些有機(jī)質(zhì)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(jī)酸也對(duì)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(chǔ)層發(fā)育的第二個(gè)主控因素[33]。

微生物有機(jī)質(zhì)降解和熱解生酸模擬實(shí)驗(yàn)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(jī)質(zhì)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(huán)境中，除有機(jī)酸溶蝕成孔外，也有利于初始孔隙的保持，模擬實(shí)驗(yàn)很好地解釋了古老疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層為何能像古近系疊層石、凝塊石儲(chǔ)層一樣發(fā)育優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層的原因。這些古老的微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層不僅孔隙發(fā)育，而且孔隙中很少有亮晶方解石或白云石膠結(jié)物。

同時(shí)，碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積體系，因石膏的沉淀會(huì)導(dǎo)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(fā)生，使生酸強(qiáng)度明顯提高，更有利于初始孔隙的保持和擴(kuò)容。埋藏環(huán)境石膏溶解產(chǎn)生的硫酸根（SO42-）也有利于硫酸鹽熱化學(xué)還原反應(yīng)的發(fā)生，因而對(duì)溶蝕孔洞的發(fā)育也是一個(gè)建設(shè)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(fā)生早期白云石化，有利于優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層集中于疊層石和凝塊石白云巖層系

現(xiàn)代鹽湖沉積物特征研究及微生物誘導(dǎo)原白云石沉淀模擬實(shí)驗(yàn)，均揭示碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積體系易于發(fā)育沉淀和交代兩類早期低溫白云巖。雖然白云石化對(duì)儲(chǔ)集空間的增加沒有實(shí)質(zhì)貢獻(xiàn)[52]，但早期白云石化使微生物白云巖在埋藏環(huán)境中經(jīng)歷的成巖改造與石灰?guī)r完全不同，總體看對(duì)初始孔隙的保存是有利的[53-54]，表現(xiàn)在4個(gè)方面：一是早期白云石化導(dǎo)致早期固結(jié)（巴哈馬臺(tái)地現(xiàn)代微生物碳酸鹽沉積已發(fā)生固結(jié)或半固結(jié)），使密度加大，抗壓實(shí)能力增強(qiáng)，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(yuǎn)大于石灰?guī)r，而壓溶作用的產(chǎn)物往往為孔隙中的方解石充填提供物質(zhì)，這是埋藏環(huán)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(huán)境中白云巖比石灰?guī)r更容易被有機(jī)酸溶解形成次生溶孔[55-57]；四是白云巖比石灰?guī)r具有更大的脆性，易于形成機(jī)械破碎裂縫和礫間孔。

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

前人[51，58-59]對(duì)微生物碳酸鹽巖的研究集中在巖石特征和分類上，對(duì)微生物碳酸鹽巖巖石類型及組合的環(huán)境意義、巖相古地理特征及沉積模式的認(rèn)識(shí)還不夠深入。通過對(duì)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(yù)測提供了依據(jù)。

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(nèi)緩坡相帶，凝塊石碳酸鹽巖則主要分布在風(fēng)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(chǔ)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(tái)地（潟湖），凝塊石碳酸鹽巖主要分布在風(fēng)暴浪基面與正常浪基面之間的臺(tái)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(chǔ)層發(fā)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(xiàn)在同一沉積環(huán)境中，同樣的不同沉積環(huán)境也可以出現(xiàn)同一類型的微生物碳酸鹽巖。在尺度上，小環(huán)境中出現(xiàn)的沉積物及組合與大環(huán)境形成的沉積特征也具相似性。不同地質(zhì)歷史時(shí)期均可以發(fā)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(rèn)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(xiàn)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(huì)導(dǎo)致某些巖性段的缺失，這為通過古氣候研究，預(yù)測碳酸鹽巖—膏鹽巖沉積組合中儲(chǔ)層的分布提供了依據(jù)。

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(fā)育凝塊石白云巖儲(chǔ)層和疊層石白云巖儲(chǔ)層，氣候的多期次旋回變化可以使儲(chǔ)層在垂向發(fā)生多層疊置。鑲邊沉積體系由于鑲邊臺(tái)緣的存在，增加了一套藻砂屑白云巖儲(chǔ)層，隨氣候由潮濕向干旱遷移，由下往上依次發(fā)育凝塊石白云巖儲(chǔ)層→藻砂屑白云巖儲(chǔ)層→疊層石白云巖儲(chǔ)層，氣候的多期次旋回變化也可以導(dǎo)致儲(chǔ)層在垂向上多套疊置。

上述理論認(rèn)識(shí)有力推動(dòng)了四川盆地震旦系燈影組儲(chǔ)量規(guī)模達(dá)萬億立方米氣藏群的發(fā)現(xiàn)和塔里木盆地寒武系鹽下風(fēng)險(xiǎn)勘探的突破。中國陸上克拉通盆地區(qū)發(fā)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(tǒng)，以塔里木盆地和四川盆地為代表；二是下奧陶統(tǒng)，以鄂爾多斯盆地為代表；三是中—下三疊統(tǒng)，以四川盆地為代表。同時(shí)，中國東部眾多陸相沉積盆地，以及柴達(dá)木盆地和塔里木盆地的古近系也發(fā)育碳酸鹽巖—膏鹽巖組合，其中發(fā)育的微生物白云巖儲(chǔ)層不僅有規(guī)模，而且品質(zhì)也較好，值 得下一步勘探期待。

5 結(jié)論

經(jīng)過10余年探索總結(jié)，中國碳酸鹽巖沉積儲(chǔ)層研究已經(jīng)取得了重要進(jìn)展，這些認(rèn)識(shí)進(jìn)展有效指導(dǎo)了陸上三大克拉通盆地區(qū)圍繞碳酸鹽巖層系的油氣勘探，發(fā)現(xiàn)了數(shù)個(gè)大中型油氣田，有力支撐了中國陸上油氣儲(chǔ)量、產(chǎn)量增長。但是，也應(yīng)該清醒地認(rèn)識(shí)到，想要對(duì)中國陸上廣泛發(fā)育的碳酸鹽巖沉積儲(chǔ)層有一個(gè)更為客觀的認(rèn)識(shí)和評(píng)價(jià)，仍有很長的路要走。概括起來，主要有以下5個(gè)方面：（1）個(gè)性化沉積相模式的建立及其在指導(dǎo)生產(chǎn)實(shí)踐中的應(yīng)用，就是要系統(tǒng)建立基于年代學(xué)、反映緯度特征和有尺度涵義的沉積相模式，并應(yīng)用于相應(yīng)層系（年代）、盆地（緯度）和區(qū)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(guān)建立的“兩類臺(tái)緣”和“雙灘帶”沉積模式就是很好的創(chuàng)新案例；（2）儲(chǔ)層成因和分布規(guī)律的認(rèn)識(shí)有待深化，尤其是白云石化對(duì)成儲(chǔ)貢獻(xiàn)量化評(píng)價(jià)問題，因?yàn)樯顚犹妓猁}巖儲(chǔ)層主要是白云巖，白云石化對(duì)儲(chǔ)層孔隙空間的貢獻(xiàn)比例值得未來研究求證；（3）多尺度碳酸鹽巖儲(chǔ)層表征、建模與應(yīng)用，包括宏觀尺度、油藏尺度和微觀尺度3個(gè)層面的儲(chǔ)層非均質(zhì)性表征、分布評(píng)價(jià)與建模，這是實(shí)現(xiàn)碳酸鹽巖有利儲(chǔ)層分布預(yù)測、探井井位優(yōu)選和高效開發(fā)井部署的重要保證；（4）相關(guān)實(shí)驗(yàn)新技術(shù)開發(fā)，尤其是涉及儲(chǔ)層地球化學(xué)和儲(chǔ)層溶蝕模擬的實(shí)驗(yàn)新技術(shù)，將為儲(chǔ)層成因研究提供有效途徑；（5）地球物理技術(shù)的升級(jí)發(fā)展將為碳酸鹽巖巖相識(shí)別和儲(chǔ)層預(yù)測提供利器，包括測井巖相和儲(chǔ)層識(shí)別技術(shù)(常規(guī)和成像測井)及基于儲(chǔ)層地質(zhì)模型的地震巖相識(shí)別與儲(chǔ)層預(yù)測技術(shù)等。