趙文智，沈安江 ，周進(jìn)高 ，王小芳 ，陸俊明

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

0 引言

礁灘儲集層是碳酸鹽巖層系油氣勘探最重要的對象之一，其中已發(fā)現(xiàn)了大量高豐度油氣藏，據(jù)統(tǒng)計，全球226個大中型及以上碳酸鹽巖油氣藏（占全球碳酸鹽巖油氣儲量的90%）[1-2]中礁灘油氣藏為98個，占43.4%。其中，顆粒灘儲集層46個，生物礁儲集層52個，主要分布于泥盆系、石炭系、二疊系、侏羅系、白堊系和第三系。近年來，中國塔里木和四川盆地礁灘油氣藏勘探也取得了重要進(jìn)展，先后發(fā)現(xiàn)了塔中奧陶系良里塔格組生物礁油氣藏[3-4]和四川盆地寒武系龍王廟組顆粒灘氣藏、二疊系長興組生物礁氣藏和三疊系飛仙關(guān)組鮞粒灘氣藏等[5-6]。

礁灘沉積是石油地質(zhì)學(xué)家和勘探家長期關(guān)注研究的熱點之一，已經(jīng)在礁灘類型、特征和成因方面取得了較豐富的地質(zhì)認(rèn)識，但在礁灘有效儲集層研究方面仍存在兩方面問題，制約了礁灘有效儲集層的評價和預(yù)測：①未對礁灘儲集層類型作詳細(xì)劃分，制約了礁灘有效儲集層分布評價；②對礁灘儲集層孔隙成因和非均質(zhì)性研究較少，制約了有效儲集層的預(yù)測。本文以塔里木、四川盆地礁灘儲集層解剖為重點，深入分析礁灘儲集層的孔隙成因和儲集層非均質(zhì)性，分礁和灘兩類儲集層分析有效儲集層分布，并揭示其分布規(guī)律，以期為礁灘有效儲集層評價和預(yù)測提供新思路和有效途徑。

1 礁灘儲集層的類型

礁灘儲集層的概念比較籠統(tǒng)，按傳統(tǒng)觀點，礁灘儲集層是指與礁格架相關(guān)的礁與灘的復(fù)合體[7-8]，但事實上礁和灘是在兩個完全不同的生長和發(fā)育環(huán)境下形成的地質(zhì)體，有不同的骨架、巖性、沉積相和分布特征，筆者認(rèn)為應(yīng)分開描述評價。本文所指礁灘儲集層包括具有生物格架結(jié)構(gòu)的生物礁和不具生物格架結(jié)構(gòu)的顆粒灘兩個端元，與前者相關(guān)的灘往往由生屑構(gòu)成，與生物格架生長、破碎和骨屑再沉積密切相關(guān)，生物格架和生屑灘共同構(gòu)成生物礁體；后者往往由鮞粒、砂屑和生屑等構(gòu)成，可以是單一顆粒類型的灘，如鮞粒灘、砂屑灘和生屑灘，也可以是復(fù)合顆粒類型的灘體。

碳酸鹽臺地可分為鑲邊臺地和緩坡臺地。鑲邊臺地有沉積型和構(gòu)造型兩種成因[9-11]，沉積型鑲邊一般都與生物礁生長形成抗浪格架有關(guān)，顆粒灘沉積很難形成鑲邊臺緣，往往以碳酸鹽緩坡出現(xiàn)。受斷層控制的構(gòu)造型鑲邊臺緣則可以同時發(fā)育生物礁和顆粒灘，所以，生物礁可細(xì)分為臺緣生物礁和臺內(nèi)生物礁兩類，而顆粒灘在碳酸鹽緩坡環(huán)境很難分出臺緣顆粒灘和臺內(nèi)顆粒灘，只有在受斷層控制的陡坡環(huán)境才有臺緣顆粒灘和臺內(nèi)顆粒灘之分。本文將礁灘體儲集層細(xì)分為2類4亞類（見表1），該方案的提出對不同類型礁灘體儲集層發(fā)育規(guī)模和有利區(qū)帶評價具重要指導(dǎo)意義。

表1 礁灘儲集層分類、形成地質(zhì)背景和分布規(guī)模

總體看，鑲邊臺地臺緣帶可發(fā)育規(guī)模生物礁和顆粒灘，而臺內(nèi)因受障壁島影響，水體能量總體偏弱，生物礁和顆粒灘多以零星發(fā)育為主。在緩坡環(huán)境，高能帶往往側(cè)向遷移，臺內(nèi)可規(guī)模發(fā)育顆粒灘。

2 礁灘儲集層孔隙成因

塔里木和四川盆地礁灘體沉積較發(fā)育，從寒武系至三疊系呈多層段分布，且已成為重要勘探對象，并取得了良好的油氣勘探成效，如在塔中地區(qū)上奧陶統(tǒng)良里塔格組發(fā)現(xiàn)了礁灘油氣藏，在川東北地區(qū)環(huán)開江—梁平陸棚帶發(fā)現(xiàn)了數(shù)個二疊系長興組礁灘氣藏和三疊系飛仙關(guān)組鮞灘氣藏，在川中地區(qū)發(fā)現(xiàn)了高石梯—磨溪寒武系龍王廟組顆粒灘氣藏等。本文以塔里木盆地塔中上奧陶統(tǒng)良里塔格組和四川盆地川東北地區(qū)環(huán)開江—梁平陸棚上二疊統(tǒng)長興組為例，解剖討論生物礁儲集層的孔隙成因；以四川盆地川中地區(qū)高石梯—磨溪寒武系龍王廟組為例，研究討論顆粒灘儲集層的孔隙成因。

2.1 生物礁儲集層孔隙成因

2.1.1 塔中地區(qū)上奧陶統(tǒng)良里塔格組生物礁儲集層

在塔中古隆起下奧陶統(tǒng)鷹山組長期裸露的巖溶斜坡背景上，海平面上升期沉積了上奧陶統(tǒng)良里塔格組碳酸鹽巖，自下而上由含泥灰?guī)r段—顆?；?guī)r段—泥質(zhì)條帶灰?guī)r段構(gòu)成，并可識別出 5期進(jìn)積型臺緣生物礁（見圖1），厚300～500 m，儲集層累計厚度30～50 m，以良二段最為發(fā)育。生物礁主要分布在巴楚—塔中臺地北緣東段的塔中Ⅰ號坡折帶上，南北寬1～20 km，東西長260 km。

從露頭和巖心看，生物礁礁核規(guī)模不大，零星分布。巴楚露頭區(qū)僅見2 m×3 m至10 m×20 m規(guī)模不等的珊瑚-層孔蟲格架巖、托盤類-海綿-苔蘚蟲障積巖及藻粘結(jié)巖等，附礁生物以腹足和棘皮類為主，致密無孔。井下僅在塔中33井和塔中44井見有與露頭礁核相相似的格架巖、障積巖和藻粘結(jié)巖，厚5～10 m，也致密無孔，其他井所見均以顆?；?guī)r沉積為主，顆?；?guī)r的顆粒含量大于 70%，呈顆粒支撐，成分以生屑或由生屑構(gòu)成的砂/礫屑為主，尤以棘屑最為富集，大面積分布，規(guī)模較大。這說明塔中地區(qū)發(fā)育的生物礁具“小礁大灘”特點，礁核相規(guī)模小，而伴生的灘相沉積則規(guī)模較大。這代表了一種生物發(fā)育和波浪擾動能量高低頻繁變化的環(huán)境，且適宜生物生長的環(huán)境時間短而波浪擾動環(huán)境時間長，所以生物生長尚未形成堅固的格架就被波浪打碎，成為灘相沉積的主要物源，并將生屑或砂/礫屑搬運(yùn)至很遠(yuǎn)，形成小礁大灘沉積體。

圖1 塔中Ⅰ號坡折帶上奧陶統(tǒng)良里塔格組生物礁發(fā)育期次及遷移規(guī)律[12]

據(jù)露頭和井下觀察，礁核相格架巖和障積巖致密無孔，灘相顆?；?guī)r是孔隙發(fā)育主要層段。儲集空間以溶蝕孔洞（1～5 mm）、粒間溶孔和粒內(nèi)溶孔（見圖2）為主，順層分布，見少量大型溶洞和裂縫，主要沿斷裂帶分布。最大孔隙度12.74%，平均孔隙度2.03%，滲透率（0.02～840.00）×10?3μm2，平均 8.39×10?3μm2，儲集層具強(qiáng)非均質(zhì)性。

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），未見礁核相。高分辨率層序地層研究揭示，在高位體系域向上變淺準(zhǔn)層序組上部發(fā)育的臺緣生物礁，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(zhǔn)層序組，溶蝕作用越強(qiáng)烈，儲集層厚度越大，垂向上呈多層段相互疊置分布（見圖 3）。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В瑯?gòu)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—塔中82井區(qū)良里塔格組生物礁儲集層的垂向剖面表明，組構(gòu)選擇性溶孔主要是同生期大氣淡水溶蝕產(chǎn)物[13]。

圖2 塔中地區(qū)上奧陶統(tǒng)良里塔格組臺緣帶礁灘儲集層巖心和薄片照片

圖3 塔中62井4 710～4 767 m井段海平面升降旋回導(dǎo)致的3次淡水溶蝕帶—滲流物充填帶—未受影響帶完整的淋溶剖面旋回與3套儲集層發(fā)育的關(guān)系（GR—自然伽馬；Rd—深電阻率；Rs—淺電阻率）

塔中Ⅰ號坡折帶臺緣外帶塔中 24井區(qū)、塔中 62井區(qū)和塔中82井區(qū)（見圖1）的上奧陶統(tǒng)良里塔格組頂部，都存在不同程度的表生期巖溶作用。良一段（泥質(zhì)條帶灰?guī)r段）在塔中Ⅰ號帶中段部分剝蝕，在東段全部剝蝕，同一地層組在中、東段高差近百米，說明良里塔格組沉積末期海平面下降達(dá)百米以上[14]。表生期巖溶作用強(qiáng)度大于同生期受海平面升降控制的大氣淡水溶蝕作用，因而沿不整合面、斷裂或裂縫形成大型溶洞，這些中等尺度的溶洞部分為角礫、泥質(zhì)和方解石充填，部分現(xiàn)今仍得到保存，對儲集空間有增容作用。

埋藏成巖期可以形成非組構(gòu)選擇性溶孔、孔洞或溶洞，這與有機(jī)酸、盆地?zé)猁u水、熱液活動及TSR（硫酸鹽熱化學(xué)還原）作用密切相關(guān)，往往沿著滲透層、不整合面、斷層或裂縫帶分布[15-19]。塔里木盆地塔中45井良里塔格組6 073～6 105 m鉆遇螢石發(fā)育段，累計厚度12 m，縫洞發(fā)育，是典型的熱液活動產(chǎn)物。塔中62—塔中82井區(qū)和塔中24—塔中26井區(qū)各種類型的溶蝕孔洞都較發(fā)育，是有機(jī)酸、盆地?zé)猁u水活動及TSR作用的產(chǎn)物，一些埋藏期形成的方解石膠結(jié)物（包裹體溫度140～160 ℃）也被溶蝕。該區(qū)埋藏溶蝕作用對孔隙的貢獻(xiàn)率達(dá)20%以上。

2.1.2 川東北環(huán)開江—梁平陸棚區(qū)上二疊統(tǒng)長興組生物礁儲集層

四川盆地川東北環(huán)開江—梁平陸棚區(qū)上二疊統(tǒng)長興組也發(fā)育一套臺緣生物礁，寬1～5 km，厚300～500 m，由礁核相和礁蓋相組成，垂向上有3個次旋回（見圖4）。礁核相主要是海綿障積巖，致密無孔或見少量的格架孔，并為亮晶方解石充填，未見白云石化。礁蓋相由具有殘留生屑/砂屑結(jié)構(gòu)的細(xì)—中晶白云巖構(gòu)成，有學(xué)者認(rèn)為是埋藏白云巖[20-21]，孔隙度3%～13%，滲透率平均 1×10?3μm2，儲集層累計厚度 30～50 m。礁核相海綿障積巖由于致密無孔，云化介質(zhì)難以進(jìn)入，所以孔隙不發(fā)育。而緊鄰的礁蓋相生屑/砂屑灰?guī)r具有較高的孔隙度和滲透率，云化介質(zhì)易于進(jìn)入而發(fā)生強(qiáng)烈的白云石化作用，說明巖石埋藏前的原生孔隙結(jié)構(gòu)決定了埋藏白云石化程度。從對塔中良里塔格組和川東北長興組生物礁觀察看，埋藏前的巖石孔隙既有原生孔隙，也有同生期海平面下降導(dǎo)致生物礁暴露產(chǎn)生的大氣淡水溶蝕次生孔隙，是生物礁儲集層儲集空間發(fā)育的主體。白云石化作用不新增孔隙[22]，白云巖中的晶間孔是對先前存在的孔隙的繼承和再調(diào)整。與塔中良里塔格組生物礁不同，川東北地區(qū)的長興組生物礁未見表生期巖溶作用形成的溶蝕縫洞，而埋藏溶蝕作用更強(qiáng)烈，形成的非組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞對總孔隙度的貢獻(xiàn)率達(dá)40%以上。

圖4 環(huán)開江—梁平海槽長興組—飛仙關(guān)組加積—進(jìn)積型鑲邊臺緣生物礁發(fā)育模式

綜上所述，生物礁儲集層的發(fā)育主要受控于以下4個因素：①臺緣帶多孔灘相顆?；?guī)r，為儲集層發(fā)育奠定了基礎(chǔ)；②相對海平面下降、生物礁暴露和大氣淡水溶蝕作用，導(dǎo)致發(fā)育組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞，在原生孔隙基礎(chǔ)上進(jìn)一步擴(kuò)容，構(gòu)成生物礁儲集層儲集空間的主體；③沿斷裂和裂縫發(fā)育的溶洞是生物礁儲集層儲集空間的重要補(bǔ)充，主要形成于表生巖溶作用發(fā)生的層段；④埋藏溶蝕作用、熱液作用可以形成非組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞和溶洞，或疊加改造先前存在的儲集空間，是生物礁儲集空間的重要補(bǔ)充。

2.2 顆粒灘儲集層孔隙成因

四川盆地寒武系龍王廟組顆粒灘發(fā)育于碳酸鹽臺地內(nèi)部，灘體以透鏡狀順層大面積分布，單個灘體厚2～20 m，寬0.5～2.0 km，垂向上發(fā)育3期，側(cè)向上交錯疊置，累計厚度約50～80 m，復(fù)合灘體規(guī)模在數(shù)百平方千米，普遍發(fā)生白云石化[23]。巖石類型有鮞粒白云巖、結(jié)晶白云巖（細(xì)晶白云巖為主，少量中晶白云巖）和泥晶白云巖。鮞粒白云巖的原巖為鮞粒灰?guī)r，粒間孔發(fā)育（見圖 5），平均孔隙度 3.50%，平均滲透率0.10×10?3μm2；細(xì)晶白云巖的原巖可能為砂屑生屑灰?guī)r，偶見生屑?xì)埩艚Y(jié)構(gòu)，晶間孔溶蝕孔洞發(fā)育（見圖 5），平均孔隙度 5.50%，平均滲透率 2.0×10?3μm2；泥晶白云巖的原巖可能為泥晶灰?guī)r，代表灘體間的低能沉積，致密無孔。

這套白云巖儲集層曾被認(rèn)為是埋藏白云石化和熱液作用的產(chǎn)物[24]。趙文智等[22]研究后認(rèn)為，這套白云巖儲集層的大部分孔隙在埋藏前就已經(jīng)存在了，既有原生孔，也有因同生期海平面下降、灘體暴露溶蝕形成的次生溶孔。鮞粒灘和生屑灘是儲集層發(fā)育的主體，但并不是所有的鮞粒灘和生屑灘都是儲集層。有效儲集層呈層狀分布，受層序界面控制，這在磨溪 8井、磨溪11井、磨溪13井、磨溪17井儲集層分布中反映得非常明顯（見圖 6）。鮞粒白云巖儲集層中的粒間孔是典型的原生孔（見圖5a、5b），細(xì)晶白云巖中的晶間孔（見圖 5c、5d）主要是埋藏前已經(jīng)存在孔隙的再擴(kuò)大，并不是白云石化作用的產(chǎn)物[22]。

巖心和薄片中所見的大量非組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞（見圖 5e、5f）與有機(jī)酸、盆地?zé)猁u水、熱液活動及TSR作用有關(guān)。埋藏溶蝕作用擴(kuò)大的孔隙體積占孔隙總體積的50%以上。儲集層模擬實驗已經(jīng)證實：巖性、物性、流體屬性、溫度、壓力和流速控制巖石的溶解速率[25]，在特定的物性、流體屬性、溫度、壓力和流速條件下，灰?guī)r的溶解速率大于白云巖，隨溫度、壓力的升高，溶解速率逐漸趨于一致。本次儲集層模擬實驗選擇了鮞?；?guī)r和鮞粒白云巖兩組樣品，前者孔隙度為 4.44%，滲透率為 1.71×10?3μm2，后者孔隙度為 19.76%，滲透率為 3.60×10?3μm2。由實驗結(jié)果（見圖7）可見，高溫高壓條件下鮞粒白云巖溶蝕強(qiáng)度遠(yuǎn)大于鮞?；?guī)r，表明埋藏環(huán)境下，巖石物性對溶蝕速率的影響遠(yuǎn)大于巖性。這很好地解釋了埋藏及熱液溶蝕作用形成的溶蝕孔洞也主要受層序界面控制的原因：先前存在的粒間孔和晶間孔為埋藏溶蝕作用的發(fā)生提供了重要條件。較好的孔隙度和連通性使白云巖的溶蝕作用更易于發(fā)生，從而形成了大量溶蝕孔洞。

圖5 四川盆地寒武系龍王廟組臺內(nèi)灘儲集層巖心和薄片特征

圖6 磨溪11井單井沉積相及儲集層分布柱狀圖（ρ—密度；Δt—聲波時差；Rt—電阻率）

綜上所述，顆粒灘儲集層的發(fā)育主要受控于以下3個因素：①臺緣及臺內(nèi)孔隙型灘相顆?；?guī)r，為有效儲集層發(fā)育奠定基礎(chǔ)；②相對海平面下降期顆粒灘暴露和大氣淡水溶蝕，導(dǎo)致巖石組構(gòu)選擇性溶蝕，孔洞發(fā)育，溶蝕孔洞是在原生孔隙基礎(chǔ)上的增容擴(kuò)大，是顆粒灘儲集層儲集空間的主體；③埋藏溶蝕作用、熱液作用，形成巖石非組構(gòu)選擇性溶蝕孔洞，或疊加改造前期的儲集空間，是顆粒灘儲集層儲集空間的重要補(bǔ)充。

總之，生物礁和顆粒灘的儲集空間主要形成于同生期和埋藏期兩個階段。同生期孔隙發(fā)育受原巖（礁相和灘相灰?guī)r）組構(gòu)特征及與層序界面相關(guān)的溶蝕作用控制，而埋藏期孔隙發(fā)育和分布則受同生期孔隙發(fā)育程度和分布特征控制，以次生孔隙為主，與現(xiàn)代生物礁中所見原生孔隙分布特征完全不同。白云石化作用對新增孔隙的意義不大，但形成的白云石格架對新增孔隙的保存有重要意義[22]。

圖7 鮞粒灰?guī)r和鮞粒白云巖溶蝕模擬實驗

3 礁灘儲集層的非均質(zhì)性

3.1 生物礁儲集層的非均質(zhì)性

儲集層地質(zhì)建模是表征儲集層非均質(zhì)性最重要的手段之一。通過對塔里木盆地巴楚地區(qū)奧陶系1∶50 000地質(zhì)填圖發(fā)現(xiàn)，一間房組露頭生物礁多達(dá)90余個，是以臺緣生物礁為主的礁體密集發(fā)育區(qū)，表現(xiàn)出生物礁規(guī)模大、小礁大灘的特征。臺內(nèi)生物礁則零星發(fā)育，生物礁規(guī)模小，呈小礁小灘特征。通過對 6個典型生物礁（其中4個位于臺緣，2個位于臺內(nèi)）的解剖，建立了生物礁的微相類型及組合，并對各微相巖石特征和物性特征進(jìn)行了描述。在此基礎(chǔ)上，提出了臺緣礁及礁間、臺內(nèi)礁及礁間兩種背景下的儲集層地質(zhì)模型（見圖8），該模型清晰展示了生物礁儲集層的非均質(zhì)性與有效儲集層的分布特征。

圖8 巴楚地區(qū)一間房組露頭生物礁儲集層地質(zhì)模型[26]

臺緣生物礁分為礁前和礁后兩部分。礁前由于受到波浪或風(fēng)暴浪的作用和影響，以發(fā)育疙瘩狀灰?guī)r為特征，而礁后則缺少疙瘩狀灰?guī)r。臺內(nèi)生物礁沒有礁前和礁后之分。根據(jù)組構(gòu)單元巖石類型、在礁體的位置分布、顆粒含量及粒度、沉積結(jié)構(gòu)特征等，把生物礁分成礁基Ⅰ、礁基Ⅱ、礁核、礁內(nèi)灘、礁坪、礁翼、礁蓋等微相單元。其中礁基位于臺緣（內(nèi)）灘上，整體發(fā)育于灘間海棘屑泥晶灰?guī)r背景，礁翼還發(fā)育小型灰泥丘（見圖8）。

鑄體薄片鑒定及物性分析表明，礁基、礁翼、礁內(nèi)灘、臺緣（內(nèi)）灘及礁坪均可發(fā)育有效儲集層（Ⅰ、Ⅱ類儲集層），平均孔隙度分別為 5.30%和3.75%，但對儲集層貢獻(xiàn)最大的是臺緣（內(nèi)）灘和礁基，它們構(gòu)成了有效儲集層的主體。礁核和礁蓋不是有效儲集層。

數(shù)量較多、規(guī)模較大的臺緣生物礁呈現(xiàn)“小礁大灘”特征，礁體與礁體間距在300～500 m，灘相沉積則彼此連接成片。在礁基向礁間延伸的灘相沉積中，中高能灘為Ⅰ類儲集層，平均孔隙度為4.46%，中低能灘為Ⅱ類儲集層，平均孔隙度為2.81%，其余均為Ⅳ類儲集層，這導(dǎo)致臺緣有效儲集層（主要為臺緣灘、礁基及礁間灘相沉積）分布范圍廣，厚度大，連續(xù)性好。

臺內(nèi)區(qū)則零星發(fā)育規(guī)模較小的生物礁，相關(guān)的灘體規(guī)模也較小。礁體間距約2～3 km，灘相沉積彼此不連通。在礁基向礁間延伸的灘相沉積中，不論是中高能灘、中低能灘還是灘間海均為Ⅳ類儲集層。因此臺內(nèi)有效儲集層（主要為臺內(nèi)灘及礁基）分布局限，厚度小且連續(xù)性差。

3.2 顆粒灘儲集層的非均質(zhì)性

前已述及，川中地區(qū)寒武系龍王廟組臺內(nèi)顆粒灘儲集層具有明顯的非均質(zhì)性，有效儲集層與致密層在垂向上相互疊置，側(cè)向上則呈準(zhǔn)層狀分布，分布范圍受灘體規(guī)模和疊置方式控制。

環(huán)開江—梁平陸棚區(qū)三疊系飛仙關(guān)組二段臺緣顆粒灘儲集層與川中龍王廟組臺內(nèi)顆粒灘儲集層具有相似的成因和非均質(zhì)性。飛二段鮞粒白云巖儲集層主要分布于開江—梁平陸棚西側(cè)劍門—龍崗臺緣帶以及川東北地區(qū)孤立碳酸鹽臺地西側(cè)的普光—羅家寨臺緣帶。劍門—龍崗臺緣帶發(fā)育2～4個鮞粒灘旋回（見圖9），旋回上部為白云巖段，儲集層較發(fā)育，主要有鮞粒白云巖、殘留鮞粒白云巖及細(xì)中晶白云巖，粒間孔、鮞?？准熬чg（溶）孔發(fā)育。旋回下部為致密灰?guī)r段，兩者垂向上相互疊置，共發(fā)育2～4套儲集層段，累計厚30～40 m，寬2～4 km，孔隙度0.65%～26.80%，平均 9.02%，滲透率（0.01～858.00）×10?3μm2，平均34.6×10?3μm2。由臺緣帶向臺內(nèi)，白云石化作用有變?nèi)醯内厔荩覂瘜雍穸茸儽?、物性變差?？傮w上由旋回的底部到旋回的頂部，孔隙度和滲透率逐漸增大。

圖9 顆粒灘儲集層巖性非均質(zhì)性圖

上述案例揭示顆粒灘和生物礁具有不同的非均質(zhì)性特點，有效儲集層在顆粒灘和生物礁中分布也不同，這與生物礁比顆粒灘具有更復(fù)雜的微相組合有關(guān)。

綜上所述，無論是臺緣生物礁還是臺內(nèi)生物礁都有強(qiáng)烈的非均質(zhì)性，并不是整個生物礁體中都有儲集層分布，伴生的灘相沉積才是孔隙型儲集層發(fā)育的主體，礁核相往往致密無孔。顆粒灘的非均質(zhì)性則體現(xiàn)在垂向上有效儲集層與致密層呈相互疊置，其中原巖組構(gòu)與孔隙類型控制了其非均質(zhì)性分布?？梢?，有效儲集層在生物礁和顆粒灘中分布比較復(fù)雜，但也有規(guī)律可尋并可預(yù)測。

4 礁灘儲集層分布

4.1 礁灘儲集層發(fā)育潛力

4.1.1 生物礁儲集層

本文討論的塔中地區(qū)良里塔格組、巴楚地區(qū)一間房組以及環(huán)開江—梁平陸棚區(qū)長興組生物礁儲集層，較充分地展示了臺緣生物礁“小礁大灘”的特點，而且孔隙性較好的儲集層段主要發(fā)育在灘相中，礁核相比較致密，這就決定了臺緣帶生物礁因灘相比較發(fā)育而有規(guī)模儲集層，而臺內(nèi)生物礁沉積因“小礁小灘”特點，導(dǎo)致有效儲集層呈零星分布，規(guī)模有限。前人在塔中地區(qū)良里塔格組臺內(nèi)及川中地區(qū)長興組臺內(nèi)沉積中曾識別出很多生物礁[27-28]，但勘探效果并不理想，關(guān)鍵原因之一就是儲集層規(guī)模不確定。可見，臺緣帶生物礁沉積依然是最現(xiàn)實的找油氣領(lǐng)域。

4.1.2 顆粒灘儲集層

四川盆地寒武系龍王廟組、三疊系飛仙關(guān)組發(fā)育的顆粒灘儲集層說明顆粒灘可以廣布于臺緣及臺內(nèi)，雖然垂向上存在較強(qiáng)的非均質(zhì)性，但均有規(guī)模儲集層發(fā)育。環(huán)開江—梁平陸棚區(qū)三疊系飛仙關(guān)組一、二段鮞粒灘分布面積近 3 000 km2，有效儲集層厚度 50～100 m；飛仙關(guān)組三段臺內(nèi)顆粒灘分布面積（2～3）×104km2，灘體厚度 30～50 m。寒武系龍王廟組臺內(nèi)顆粒灘分布面積（2～3）×104km2，是由3期灘相沉積側(cè)向遷移形成的復(fù)合體（見圖10），復(fù)合灘體厚度50～80 m。此外，四川盆地寒武系高臺組和洗象池組也發(fā)育臺內(nèi)顆粒灘，是非常重要的勘探層系，值得高度重視。塔里木盆地上寒武統(tǒng)及奧陶系蓬萊壩組、鄂爾多斯盆地馬家溝組中下組合中發(fā)育的白云巖，從殘留顆粒結(jié)構(gòu)看，原巖也是顆粒灘沉積，分布范圍也比較大。

圖10 四川盆地寒武系龍王廟組緩坡型碳酸鹽臺地臺內(nèi)灘分布圖

與生物礁相比，顆粒灘不易形成抗浪格架，沒有明顯的鑲邊臺緣，高能帶灘相沉積受海平面升降和波浪作用的影響發(fā)生遷移，搬運(yùn)距離可以很遠(yuǎn)，在緩坡型碳酸鹽臺地內(nèi)形成廣布的顆粒灘（見圖11）。

總之，顆粒灘儲集層的發(fā)育規(guī)模和概率遠(yuǎn)大于生物礁儲集層，因而其勘探的地位和意義也更大。對礁灘儲集層的勘探應(yīng)把重點放在顆粒灘儲集層上，對生物礁的預(yù)測和評價應(yīng)視礁體發(fā)育的古地理位置、規(guī)模與繼承性而區(qū)別對待，規(guī)模太小的礁體因儲集層不發(fā)育或雖有發(fā)育規(guī)模也偏小，可不作為重點。

圖11 緩坡型碳酸鹽臺地沉積模式圖[29]

4.2 礁灘儲集層分布規(guī)律

表 2是在前述對礁和灘兩類儲集層發(fā)育特征解剖研究的基礎(chǔ)上總結(jié)提出的有關(guān)礁灘儲集層的分布規(guī)律?？梢婅傔吿妓猁}臺地臺緣生物礁及顆粒灘與緩坡碳酸鹽臺地發(fā)育的臺內(nèi)灘，是礁灘儲集層規(guī)模分布的兩大主要相帶，因而也是最現(xiàn)實的勘探對象。

表2 礁灘儲集層類型、特征、成因和分布規(guī)律

5 結(jié)論

根據(jù)是否有生物格架、臺地邊緣類型及古地理背景，礁灘儲集層可劃分為生物礁儲集層和顆粒灘儲集層兩大類，前者與生物格架有關(guān)，可細(xì)分為臺緣生物礁和臺內(nèi)生物礁儲集層，后者與生物格架無關(guān)，可細(xì)分為臺緣顆粒灘和臺內(nèi)顆粒灘儲集層。礁灘儲集層的儲集空間主要形成于同生期和埋藏期兩個階段，同生期孔隙受原巖組構(gòu)和與層序界面有關(guān)的溶蝕作用控制，埋藏期孔隙的發(fā)育和分布受同生期孔隙發(fā)育程度和分布的控制，在繼承的基礎(chǔ)上多數(shù)呈增容擴(kuò)大發(fā)展。礁灘儲集層具有較強(qiáng)烈的非均質(zhì)性，并不是整個生物礁都是有效儲集層，伴生的灘相沉積才是儲集層主要發(fā)育層段；大套的顆粒灘也不都是有效儲集層，有效儲集層與致密層垂向上往往呈疊置發(fā)育。從目前已揭示的勘探成果看，中國陸上海相層系中發(fā)育顆粒灘儲集層，規(guī)模要大于生物礁儲集層，且較有規(guī)模的生物礁儲集層也主要分布在臺緣帶，臺內(nèi)點礁難以形成規(guī)模儲集層；顆粒灘儲集層則在臺緣和臺內(nèi)均呈規(guī)模發(fā)育。

[1]白國平.世界碳酸鹽巖大油氣田分布特征[J].古地理學(xué)報, 2006,8(2): 242-250.Bai Guoping.Distribution patterns of giant carbonate fields in the world[J].Journal of Palaeogeography, 2006, 8(2): 242-250.

[2]江懷友, 宋新民, 王元基, 等.世界海相碳酸鹽巖油氣勘探開發(fā)現(xiàn)狀與展望[J].海洋石油, 2008, 28(4): 6-13.Jiang Huaiyou, Song Xinmin, Wang Yuanji, et al.Current situation and forecast of the world’s carbonate oil and gas exploration and development[J].Offshore Oil, 2008, 28(4): 6-13.

[3]趙文智, 沈安江, 胡素云, 等.中國碳酸鹽巖儲集層大型化發(fā)育的地質(zhì)條件與分布特征[J].石油勘探與開發(fā), 2012, 39(1): 1-12.Zhao Wenzhi, Shen Anjiang, Hu Suyun, et al.Geological conditions and distributional features of large-scale carbonate reservoirs onshore China[J].Petroleum Exploration and Development, 2012,39(1): 1-12.

[4]鄔光輝, 李洪輝, 張立平, 等.塔里木盆地麥蓋提斜坡奧陶系風(fēng)化殼成藏條件[J].石油勘探與開發(fā), 2012, 39(2): 144-153.Wu Guanghui, Li Honghui, Zhang Liping, et al.Reservoir-forming conditions of the Ordovician weathering crust in the Maigaiti slope,Tarim Basin, NW China[J].Petroleum Exploration and Development,2012, 39(2): 144-153.

[5]赫云蘭, 付孝悅, 劉波, 等.川東北飛仙關(guān)組鮞灘沉積與成巖對儲集層的控制[J].石油勘探與開發(fā), 2012, 39(4): 434-443.He Yunlan, Fu Xiaoyue, Liu Bo, et al.Control of oolitic beaches sedimentation and diagenesis on reservoirs in Feixianguan Formation,northeastern Sichuan Basin[J].Petroleum Exploration and Development, 2012, 39(4): 434-443.

[6]湯濟(jì)廣, 胡望水, 李偉, 等.古地貌與不整合動態(tài)結(jié)合預(yù)測風(fēng)化殼巖溶儲集層分布: 以四川盆地樂山—龍女寺古隆起燈影組為例[J].石油勘探與開發(fā), 2013, 40(6): 674-681.Tang Jiguang, Hu Wangshui, Li Wei, et al.Prediction of weathering paleokarst reservoirs by combining paleokarst landform with unconformity: A case study of Sinian Dengying Formation in Leshan-Longnüsi paleo-uplift, Sichuan Basin[J].Petroleum Exploration and Development, 2013, 40(6): 674-681.

[7]范嘉松, 張維.生物礁的基本概念、分類及識別特征[J].巖石學(xué)報,1985, 1(3): 45-59.Fan Jiasong, Zhang Wei.On the basic concept and classification of organic reefs and their main identifying criteria[J].Acta Petrologica Sinica, 1985, 1(3): 45-59.

[8]鐘建華, 溫志峰, 李勇, 等.生物礁的研究現(xiàn)狀與發(fā)展趨勢[J].地質(zhì)論評, 2005, 51(3): 288-300.Zhong Jianhua, Wen Zhifeng, Li Yong, et al.Organic reefs study:Concept, classification, characteristics, history and development[J].Geological Review, 2005, 51(3): 288-300.

[9]顧家裕, 馬鋒, 季麗丹.碳酸鹽巖臺地類型、特征及主控因素[J].古地理學(xué)報, 2009, 11(1): 21-27.Gu Jiayu, Ma Feng, Ji Lidan.Types, characteristics and main controlling factors of carbonate platform[J].Journal of Palaeogeography, 2009, 11(1): 21-27.

[10]馮增昭.沉積巖石學(xué)[M].北京: 石油工業(yè)出版社, 1991.Feng Zengzhao.Sedimentary petrology[M].Beijing: Petroleum Industry Press, 1991.

[11]Tucker M E, Wright V P.Carbonate sedimentology[M].Oxford:Blackwell Science Ltd, 1990: 200-482.

[12]趙文智, 沈安江, 潘文慶, 等.碳酸鹽巖巖溶儲層類型研究及對勘探的指導(dǎo)意義: 以塔里木盆地巖溶儲層為例[J].巖石學(xué)報,2013, 29(9): 3213-3222.Zhao Wenzhi, Shen Anjiang, Pan Wenqing, et al.A research on carbonate karst reservoirs classification and its implication on hydrocarbon exploration: Cases studies from Tarim Basin[J].Acta Petrologica Sinica, 2013, 29(9): 3213- 3222.

[13]沈安江, 王招明, 楊海軍, 等.塔里木盆地塔中地區(qū)奧陶系碳酸鹽巖儲層成因類型、特征及油氣勘探潛力[J].海相油氣地質(zhì), 2006,11(4): 1-12.Shen Anjiang, Wang Zhaoming, Yang Haijun, et al.Genesis classification and characteristics of Ordovician carbonate reservoirs and petroleum exploration potential in Tazhong Region, Tarim Basin[J].Marine Origin Petroleum Geology, 2006, 11(4): 1-12.

[14]彭莉, 劉小平, 林暢松, 等.塔中隆起晚奧陶世古地貌及其沉積相特征[J].石油地球物理勘探, 2009, 44(6): 767-775.Peng Li, Liu Xiaoping, Lin Changsong, et al.Late Ordovician palaeogeomorphology and its sedimentary facies characteristics in central Tarim uplift[J].Oil Geophysical Prospecting, 2009, 44(6):767-772.

[15]Davis G R, Smith L B.Structurally controlled hydrothermal dolomite reservoir facies: An overview[J].AAPG Bulletin, 2006, 89:1641-1690.

[16]朱光有, 張水昌, 梁英波, 等.TSR對深部碳酸鹽巖儲層的溶蝕改造: 四川盆地深部碳酸鹽巖優(yōu)質(zhì)儲層形成的重要方式[J].巖石學(xué)報, 2006, 22(8): 2182-2194.Zhu Guangyou, Zhang Shuichang, Liang Yingbo, et al.Dissolution and alteration of the deep carbonate reservoirs by TSR: An important type of deep-buried high-quality carbonate reservoirs in Sichuan Basin[J].Acta Petrologica Sinica, 2006, 22(8): 2182-2194.

[17]蔣小瓊, 王恕一, 范明, 等.埋藏成巖環(huán)境碳酸鹽巖溶蝕作用模擬實驗研究[J].石油實驗地質(zhì), 2008, 30(6): 643-646.Jiang Xiaoqiong, Wang Shuyi, Fan Ming, et al.Study of simulation experiment for carbonate rocks dissolution in burial diagenetic environment[J].Petroleum Geology & Experiment, 2008, 30(6):643-646.

[18]趙文智, 沈安江, 胡素云, 等.塔里木盆地寒武—奧陶系白云巖儲層類型和分布特征[J].巖石學(xué)報, 2012, 28(3): 758-768.Zhao Wenzhi, Shen Anjiang, Hu Suyun, et al.Types and distributional features of Cambrian-Ordovician dolostone reservoirs in Tarim Basin, northwestern China[J].Acta Petrologica Sinica, 2012,28(3): 758-768.

[19]楊海軍, 李開開, 潘文慶, 等.塔中地區(qū)奧陶系埋藏?zé)嵋喝芪g流體活動及其對深部儲層的改造作用[J].巖石學(xué)報, 2012, 28(3):783-792.Yang Haijun, Li Kaikai, Pan Wenqing, et al.Burial hydrothermal dissolution fluid activity and its transforming effect on the reservoirs in Ordovician in Central Tarim[J].Acta Petrologica Sinica, 2012,28(3): 783-792.

[20]鄭榮才, 胡忠貴, 馮青平, 等.川東北地區(qū)長興組白云巖儲層的成因研究[J].礦物巖石, 2007, 27(4): 78-84.Zheng Rongcai, Hu Zhonggui, Feng Qingping, et al.Genesis of dolomite reservoir of the Changxing Formation of upper Permian,northeast Sichuan Basin[J].Journal of Mineralogy and Petrology,2007, 27(4): 78-84.

[21]史建南, 鄭榮才, 馮青平, 等.川東北長興組埋藏白云石化流體來源與油氣倒灌式成藏[J].天然氣工業(yè), 2009, 29(3): 5-8.Shi Jiannan, Zheng Rongcai, Feng Qingping, et al.Fluid origin of burial dolomitization and hydrocarbon accumulation model of backward charging in Changxing Formation, NE Sichuan Basin[J].Natural Gas Industry, 2009, 29(3): 5-8.

[22]趙文智, 沈安江, 鄭劍鋒, 等.塔里木、四川及鄂爾多斯盆地白云巖儲層孔隙成因探討及對儲層預(yù)測的指導(dǎo)意義[J].中國科學(xué): 地球科學(xué), 待刊.Zhao Wenzhi, Shen Anjiang, Zheng Jianfeng, et al.A discussion on the pore space origin of dolomite reservoirs from Tarim, Sichuan and Ordos Basin, and its implication on reservoirs prediction[J].Science in China: Earth Sciences, In Press.

[23]姚根順, 周進(jìn)高, 鄒偉宏, 等.四川盆地下寒武統(tǒng)龍王廟組顆粒灘特征及分布規(guī)律[J].海相油氣地質(zhì), 2013, 18(4):1-8.Yao Genshun, Zhou Jingao, Zou Weihong, et al.Characteristics and distribution rule of Lower Cambrian Longwangmiao grain beach in Sichuan Basin[J].Marine Origin Petroleum Geology, 2013, 18(4):1-8.

[24]鄒才能, 徐春春, 汪澤成, 等.四川盆地臺緣帶礁灘大氣區(qū)地質(zhì)特征與形成條件[J].石油勘探與開發(fā), 2011, 38(6): 641-651.Zou Caineng, Xu Chunchun, Wang Zecheng, et al.Geological characteristics and forming conditions of the large platform margin reef-shoal gas province in the Sichuan Basin[J].Petroleum Exploration and Development, 2011, 38(6): 641-651.

[25]佘敏, 壽建峰, 賀訓(xùn)云, 等.碳酸鹽巖溶蝕機(jī)制的實驗討論: 表面溶蝕與內(nèi)部溶蝕對比[J].海相油氣地質(zhì), 2013, 18(3): 55-61.She Min, Shou Jianfeng, He Xunyun, et al.Experiment of dissolution mechanism of carbonate rocks: Surface dissolution and internal dissolution[J].Marine Origin Petroleum Geology, 2013, 18(3):55-61.

[26]沈安江, 鄭劍鋒, 顧喬元.巴楚地區(qū)一間房組露頭礁灘復(fù)合體儲層地質(zhì)建模及對塔中地區(qū)油氣勘探的啟示[J].地質(zhì)通報, 2008,27(1): 137-148.Shen Anjiang, Zheng Jianfeng, Gu Qiaoyuan.Reservoir geological models of reef complexes in the Middle Ordovician Yijianfang Formation in the Bachu Area, Tarim Basin, and its implications for hydrocarbon exploration in the Tazhong Area, Xinjiang, China[J].Geological Bulletin of China, 2008, 27(1): 137-148.

[27]鄔光輝, 黃廣建, 王振宇, 等.塔中奧陶系生物礁地震識別與預(yù)測[J].天然氣工業(yè), 2007, 27(4): 40-44.Wu Guanghui, Huang Guangjian, Wang Zhenyu, et al.The seismic identification and prediction of the reef in the Ordovician of the central Tarim Basin[J].Natural Gas Industry, 2007, 27(4): 40-44.

[28]屠志慧, 孔令霞, 張奇, 等.四川盆地川中地區(qū)長興組地震相特征研究[J].天然氣勘探與開發(fā), 2011, 34(3): 8-17.Tu Zhihui, Kong Lingxia, Zhang Qi, et al.Seismic facies features of Changxing Formation, central Sichuan Basin[J].Natural Gas Exploration and Development, 2011, 34(3): 8-17.

[29]Moore C H.Carbonate diagenesis and porosity[M].Amsterdam:Elsevier Science Publisher, 2001: 1-16.