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
2. CNPC Key Laboratory of Carbonate Reservoirs
20世纪50年代碳酸盐岩储层研究聚焦于岩石成因和分类研究[1-3]，野外和显微镜下观察是主要研究手段；60—90年代初聚焦于沉积建模[4-5]、成岩作用和白云石化机理研究[6-10]，各种岩石地球化学分析（如元素分析、同位素分析）是主要研究手段；80年代末至90年代层序地层理论[11-13]使得储层地质建模工作出现了高潮[14-16]，各种常规的物性检测和孔喉结构表征技术被用于储层研究。进入21世纪，除层序地层理论继续统领储层研究外，技术进步为储层深化研究提供了保障，表现在5个方面：（1）元素和同位素地球化学分析被广泛应用于沉积和成岩环境解释，尤其是大气淡水环境碳酸盐胶结物地球化学识别图版的建立，为海平面变化对早期孔隙发育控制的理解奠定了理论基础；（2）白云岩孔隙成因再次引起了人们的研究兴趣[17-18]，白云石沉淀模拟实验[19-20]、元素和同位素地球化学分析的广泛应用[21]，使人们进一步认识到白云石化作用是一种胶结现象，白云岩中的孔隙是对原岩孔隙的继承和调整[22-23]；（3）元素和同位素地球化学分析、包裹体均一温度测试技术和高温高压模拟技术的综合应用，使人们对埋藏环境孔隙成因和分布、储层成岩—孔隙演化特征的认识更为深刻；（4）受油气勘探的驱动，测井技术和地震技术被广泛应用于碳酸盐岩储层识别和预测中[24-25]；（5）核磁共振、场发射扫描电镜、环境扫描电镜、工业CT等先进的仪器设备被广泛应用于储层微观孔喉结构表征和三维成像上[26]，不但深化了孔隙成因认识，而且为高效开发井部署提供了依据。
中国海相碳酸盐岩地层年代老、埋藏深、储层改造强，导致储层非均质性强、成因复杂，因此规模储层发育潜力评价与分布预测难，这就需要更加先进的碳酸盐岩储层评价与预测技术应对这些挑战[27-28]。围绕这些挑战，依托国家“十一五”“十二五”“十三五”碳酸盐岩油气专项（2008ZX05004、2011ZX05004、2016ZX05004）和中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室，开展有针对性的碳酸盐岩储层评价与预测技术攻关，在储层非均质性表征、微区多参数地球化学实验分析、高温高压储层模拟、储层识别与预测4个方面取得重大技术进展，标志着碳酸盐岩储层评价与预测配套技术系列的建成，由技术的跟跑者成为技术的引领者。
本文重点阐述高温高压储层模拟和微区多参数地球化学实验分析两个方面的技术创新，高温高压储层模拟是正演孔隙形成过程的重要实验技术，揭示孔隙成因机制及分布规律；微区多参数地球化学实验分析技术提供“高分辨率、原位、多参数”的地球化学数据，解决碳酸盐岩形成时间、温度、流体属性3个关键信息，反演成岩—孔隙演化过程。储层模拟技术和微区多参数地球化学实验分析技术相结合，为储层成岩过程、成因与分布、成藏过程研究提供了重要技术手段。
1 碳酸盐岩储层模拟技术 1.1 储层模拟技术进展孔隙形成与保存模拟实验是在实验室重现溶蚀与沉淀过程，认识深层碳酸盐岩孔隙发育主控因素和分布规律的重要手段。“十二五”期间，依托中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室，自主研制了高温高压溶解动力学物理模拟装置，可在常温常压至400℃、100MPa条件下，模拟地下真实地质背景的岩石内部流体流动和水—岩反应，揭示碳酸盐岩储层岩性、物性、孔喉结构类型、温度、压力、流体属性、流速对溶蚀和沉淀作用的控制，为深层碳酸盐岩埋藏溶蚀孔洞发育样式和分布规律认识提供实验数据。
高温高压溶解动力学物理模拟装置存在3个方面的局限性：一是非连续流，无法实现多阶段跨构造期溶蚀—沉淀过程重现；二是渗透率离线检测，无法实时监测溶蚀过程中孔喉结构的变化；三是反应前后溶蚀产物离线检测，检测速度慢，检测精度低（离线过程中样品被污染）。据此，“十三五”期间，对高温高压溶解动力学物理模拟装置进行3个方面的改进：一是多阶段—连续流装置实现了仿真地层环境下岩石—流体持续化学反应模拟，为跨成岩阶段溶蚀—沉淀过程重现提供了有效手段；二是渗透率在线检测和可视化装置实现了高温高压反应过程中渗透率实时快速检测，提供了溶蚀过程中孔喉结构变化的定量表征方法；三是高温高压流体原位检测装置与激光拉曼装置连用，实现了岩石—流体化学反应前后流体组分与含量的原位动态检测，检测速度提高5倍。上述3项技术创新为中国复杂海相碳酸盐岩储层模拟提供了手段。
1.2 储层模拟技术应用通过开展一系列不同岩性、不同温度压力条件、不同流体条件的溶蚀模拟实验，指出温度、有机酸浓度、输导能力和溶蚀时长主控埋藏溶蚀孔洞的发育。平面上，埋藏溶蚀孔洞沿先存孔隙发育带、不整合面、断裂系统继承性分布，离烃源岩越近（有机酸浓度越高），埋藏溶蚀孔洞越发育。垂向上，埋藏溶蚀作用呈事件式发生，成孔高峰期地层温度为70~100℃，与烃源岩生烃及生酸高峰期一致，经历成孔高峰期温度窗口的时间越长，溶蚀作用越强烈，埋藏溶蚀孔洞越发育。据此建立了“1表4图”的埋藏溶蚀孔洞预测技术流程和规范（图 1），即通过模拟实验，明确埋藏溶蚀孔洞发育的主控因素和分布规律，基于主控因素编制系列单因素图，综合各单因素图和单井控制点定量预测埋藏溶蚀孔洞的分布。
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图 1 碳酸盐岩埋藏溶蚀孔洞预测技术流程 Fig. 1 Technical process for prediction of buried dissolution vugs of carbonate rocks |
表 1为四川盆地寒武系龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔洞预测案例[29]。通过储层物性对溶蚀强度影响模拟实验、温度—有机酸浓度—碳酸盐岩溶蚀量关系模拟实验，明确渗流通道（暴露面、层序界面、不整合面、断裂系统和高孔渗层）、有机酸浓度、古隆起及斜坡（有机酸运移的指向区）、溶蚀时长对埋藏溶蚀孔洞发育丰度的控制，编制了龙王庙组埋藏前先存孔隙评价图、筇竹寺组生烃和生酸强度图、龙王庙组经历70~100℃温度窗生酸高峰期古隆起和断裂分布图、龙王庙组经历70~100℃温度窗溶蚀高峰期埋藏时间等值线图，实现龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔洞的定量预测。
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表 1 四川盆地寒武系龙王庙组白云岩储层埋藏溶蚀孔洞控制因素[29] Table 1 Control factors on the development of buried dissolution vugs of dolomite reservoir of the Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin [29] |
模拟实验还揭示岩性和初始孔喉结构控制埋藏溶蚀孔洞的4种发育样式和演化路径[30-32]。一是孔（洞）型白云岩储层，埋藏成岩流体呈弥散状进入孔隙体系，增加了溶蚀的比表面积，增加的是基质孔隙度，形成扩大的溶蚀孔（洞），增孔增渗明显，孔喉结构类型不变（图 2a、b）；二是裂缝—孔（洞）型白云岩储层，由于裂缝的存在，埋藏成岩流体大多沿着裂缝运移（裂缝起到流体运移高速通道的作用），很少呈弥散状进入孔隙体系，沿裂缝形成扩大的溶缝及溶蚀孔洞，增加的是缝洞孔隙度而非基质孔隙度，渗透率可以增加3个数量级，增渗明显，增孔不明显，孔喉结构类型不变（图 2c—e）；三是孔隙型石灰岩储层，埋藏成岩流体虽然最初也呈弥散状进入孔隙体系，但由于石灰岩比白云岩易溶蚀，持续的溶蚀作用将导致孔隙格架的全部溶蚀或垮塌，形成缝洞型孔隙组合（图 2f、g）；四是裂缝型石灰岩储层，埋藏成岩流体大多沿裂缝运移，形成扩大的溶缝及溶蚀孔洞，增加的是缝洞孔隙度而非基质孔隙度，渗透率可以增加3个数量级，形成缝洞型孔隙组合（图 2h、i）。上述实验结果揭示了深层碳酸盐岩储层经历漫长溶蚀改造过程中孔喉结构的演变规律及主控因素，岩性和初始孔喉结构控制了碳酸盐岩储层孔喉结构的变化，这很好地解释了深层白云岩储层以孔（洞）型、裂缝—孔（洞）型为主，深层石灰岩储层以缝洞型为主的原因，深层古老碳酸盐岩很难见到孔隙型石灰岩储层。
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图 2 碳酸盐岩岩性、初始孔喉结构与埋藏溶蚀孔洞发育样式及演化路径的关系图 Fig. 2 Relationship between lithology, initial pore throat structure of carbonate rocks and development pattern and evolution pathway of buried dissolution vugs （a）孔隙型白云岩，孔隙度为10.15%，渗透率为6.18mD，样品来自四川盆地飞仙关组；（b）与（a）同一样品，经溶蚀反应后，孔隙度为15.35%，渗透率为13.38mD，孔喉结构类型未变（孔隙型）；（c）裂缝—孔洞型白云岩，孔隙度为10.80%，渗透率为32.41mD，样品来自四川盆地龙王庙组；（d）与（c）同一样品，经溶蚀反应后，渗透率可以增加3个数量级，增渗明显，增孔不明显（增加的是缝洞孔隙度），孔喉结构类型不变；（e）同（c）与（d），溶缝进一步扩大，从（c）—（d）—（e）体现了明显增缝的过程，增孔不明显；（f）孔隙型石灰岩，孔隙度为7.08%，渗透率为0.65mD，样品来自塔里木盆地一间房组和鹰山组；（g）与（f）同一样品，增渗明显，增孔不明显（增加的是缝洞孔隙度），最终演变为缝洞型储层；（h）裂缝型石灰岩，孔隙度为2.79%，渗透率为3.34mD，样品来自塔里木盆地一间房组和鹰山组；(i)与(h)同一样品，溶蚀作用使裂缝进一步扩大，增渗明显，增孔不明显（增加的是缝洞孔隙度），最终演变为缝洞型储层 |
碳酸盐岩以结构组分为单元的原位取样是基于地球化学分析开展碳酸盐岩储层成因研究的关键。在岩石组分与结构分析基础上，牙钻—微钻—激光提供3个尺度的微区取样方法，超净实验室为微量元素及Ca/Mg/Sr等同位素化学分离提供保障，实现了溶液法和激光法两种手段的检测，建立了碳酸盐矿物激光原位U—Pb同位素测年、石英激光原位U—Pb同位素测年、沥青（原油、烃源岩）Re—Os同位素测年、团簇同位素测温、微量—稀土元素激光面扫成像、微区/激光Sr同位素测试、Ca/Mg同位素测试、激光原位C—O稳定同位素测试等特色测试技术（图 3），解决了古老海相碳酸盐矿物的定年、定温和流体属性示踪难题，为碳酸盐岩成储和油气成藏地质过程重建提供了利器。
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图 3 以定年、定温、定流体属性为核心的微区多参数地球化学实验分析技术系列 Fig. 3 Micro-area multi-parameter geochemical experiment technology series with the core of determining the timing, temperature and fluid properties |
激光原位U—Pb同位素测年技术已被广泛应用于高U矿物（如锆石、磷灰石等）的高精度测年上，成为地质年代学领域最常用的测年方法。与锆石、磷灰石U—Pb同位素测年技术一样，碳酸盐矿物中放射性同位素的衰变定律构成通过放射性同位素测试计算矿物形成年龄的科学理论支撑。原溶液法U—Pb测年技术由于以下3个方面的技术局限性使得碳酸盐矿物测年精度和成功率低。一是超低U含量检测，U—Pb同位素测年要求待测样品具较高U含量，而碳酸盐矿物U含量比锆石低几个数量级，难以获得有效的238U信息；二是缺少合适的标样，已有方解石标样由于年代效应无法满足中国震旦系—上古生界古老碳酸盐矿物的测年需求，同时由于基质效应，也无法满足白云石矿物的测年需求；三是粉末样品制备难度大，U—Pb同位素溶液法等时线测年需要6~8份、每份200mg的单结构粉末平行样品，而古老海相碳酸盐岩因强烈的成岩作用难以钻取足够量的样品。
针对上述技术局限性，通过技术改进，建立了适用于中国古老海相碳酸盐矿物（方解石和白云石）的激光原位U—Pb同位素测年技术[33]。一是改进设备，安装IC5（Ion Countor 5，打拿级离子计数器）专用于测试超低含量的238U，使U检测极限低至10μg/kg，能满足90%以上碳酸盐矿物U含量检测的需求；二是开发标样，通过开发绝对年龄209.1Ma±1.3Ma的方解石标样，解决了WC-1标样不稳定及ASH-15标样偏年轻（年龄3.085Ma）[34-35]的问题，同时开发了绝对年龄233.8Ma±6.4Ma的白云石标样，解决了基质效应的问题；三是MC—ICP—MS增挂RESOLution LR-S155激光剥蚀系统，实现了U—Pb同位素测年由溶液法向激光法的升级，碳酸盐矿物结构组分直径大于100μm就能进行激光法测试。与同位素稀释法相比，激光剥蚀方法具有高分辨率、高成功率和精度、高分析速度等优势。
与锆石U—Pb同位素测年技术相比，碳酸盐矿物激光原位U—Pb同位素测年技术具明显优势。沉积岩中的锆石同位素年龄只代表其母岩年龄，而且不能记录成岩演化年龄，因埋藏成岩过程中不会形成新的锆石；而碳酸盐矿物的同位素年龄代表该矿物形成的年龄，因埋藏成岩过程中会形成多期次的碳酸盐矿物，故可以记录成岩演化年龄。
2.1.2 碳酸盐矿物团簇同位素（Δ47）测温技术团簇同位素（Δ47）是近10年新兴的一种同位素地球化学指标，被广泛应用于古温度重建和成岩流体示踪等研究中。碳酸盐矿物团簇同位素温度计原理是基于碳酸盐矿物中CO2质量数为47的同位素的浓度（13C—18O化学键的浓度）只取决于温度，而与成岩流体的δ13C和δ18O无关，因此可根据CO2质量数为47的同位素的浓度求解出温度。团簇同位素Δ47的计算公式[36-37]为
| $ {\Delta _{47}} = [({R^{47}}/{R^{47*}} - 1) - ({R^{46}}/{R^{46*}} - 1) - ({R^{45}}/{R^{45*}} - 1)] \times 1000 $ |
式中R47、R46、R45——分别为样品测得的CO2质量数为47、46、45成分与质量数为44成分的比值；R47*、R46*、R45*——分别为随机分布的CO2质量数为47、46、45成分与质量数为44成分的比值。
与传统的氧同位素相比，团簇同位素温度计的优势主要体现在：（1）指标意义明确，为温度指示参数；（2）不受成岩流体影响，只受碳酸盐矿物生长温度的影响，因此能更明确地限定成岩温度; （3）不需同时测定母体的同位素信号（母体的同位素信号往往很难获得）。
团簇同位素的测试方法与传统稳定同位素相比较为复杂，主要分为CO2提纯和测试两部分[38]。将测得的Δ47值根据标准化方法[39]进行数据标准化，标准化后的Δ47-raw值运用团簇同位素实验室之间的CO2气体平衡转换标尺CDES（Carbon Dioxide Equilibrate Scale）[40]进行转换，以便于实验室间的数据对比。最后用Swart等提出的公式[41]计算处理后的Δ47值对应的温度。
团簇同位素测试技术解决了无法获取包裹体均一温度矿物（缺少盐水包裹体）形成温度的问题，同时通过含烃类包裹体宿主矿物（无伴生盐水包裹体）团簇同位素测试，解决了烃类捕获温度的问题，为油气成藏史重建提供重要参数。该技术还为成岩流体属性示踪提供了参数，因碳酸盐矿物δ18O值受温度、成岩流体属性和分馏系数控制，通过团簇同位素（Δ47）测试获取矿物形成温度，再测试矿物的δ18O值，就能求解成岩流体属性（分馏系数是常量）。
通过团簇同位素测温（Δ47温度）技术的成功引进，一是自主设计和组装了样品前处理装置，解决了团簇同位素（Δ47）测试中两个关键技术难题，即建立加热气与平衡气线性回归及经验转换方程；二是3个国际标样的测试结果与标准真值的误差低于3%（ETH-3标样真值为0.695，测试值为0.708；NIST-88B标样真值为0.650，测试值为0.640；ETH-1标样真值为0.286，测试值为0.310），且重复性好，与迈阿密大学同位素实验室测试的平行样品数据可对比性好，已符合投产条件。
2.1.3 碳酸盐矿物微量—稀土元素激光面扫成像技术微量元素指在矿物或介质中含量低于0.005%~ 0.01%的元素，约有70种，用于碳酸盐(岩)研究的微量元素主要有Sr、Mg、B、Ba、Na、Fe和Mn等。稀土元素包括15个从La到Lu（原子序数为57~71）的镧系元素，碳酸盐(岩)研究中还包括化学性质类似的钇(Y）（原子序数为39)。利用微量—稀土元素确定成岩作用发生的成岩环境得到了广泛的认同[42-45]。
通过百级的超净实验室和激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA—ICP—MS)，可以同时开展溶液法和激光法微量—稀土元素测定，检测的极限为1×10-12。溶液法微量—稀土元素测定至少需要50mg的粉末样品，主要适用于全岩（或大结构组分）检测，不适用于微区结构组分的检测，测得的数据可能代表几种微区结构组分的混合值，数据的地质意义解释具有很大的不确定性。激光法微量—稀土元素测定虽然解决了原位微区结构组分检测的问题，但与溶液法一样，检测结果仅代表点上的一组数据，不能反映碳酸盐矿物生长过程中微量—稀土元素的变化和成岩环境、成岩流体属性的变迁。
针对上述局限性，中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室引进了四级杆（iCAP RQ）电感耦合等离子体质谱仪（ICP—MS）与激光剥蚀系统（RESOLution LR-S155），建立了激光点—线—面扫描的技术流程，开发了碳酸盐矿物微量—稀土元素激光面扫成像技术（图 4），通过激光法点—线—面扫描，生成微量—稀土元素平面分布图像（图 5），直观反映了碳酸盐矿物生长过程中微量—稀土元素分布特征，指示成岩环境和成岩流体属性的变化。
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图 4 碳酸盐矿物微量—稀土元素激光面扫成像技术流程 Fig. 4 Technical process of laser area scanning imaging of trace-rare earth elements of carbonate minerals |
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图 5 微量—稀土元素激光面扫图像 Fig. 5 Laser area scanning image of trace-rare earth elements （a）先锋剖面震旦系灯影组葡萄花边状白云岩，黄色区域为微量—稀土元素激光面扫区域；（b）对应（a）黄色框线面扫区域阴极发光特征；（c）Mn含量平面分布图；（d）Fe含量平面分布图；（e）La含量平面分布图；（f）Ce含量平面分布图；（g）Eu含量平面分布图；（h）Yb含量平面分布图 |
微量—稀土激光面扫成像技术与测年技术结合，不但帮助快速找到高238U含量的区域用于测年，大幅提高测年的效率、精度和成功率，而且可以对成岩产物的成因、成岩过程和环境变迁做出更符合地质实际的解释。与阴极发光特征结合，可以探讨微量—稀土元素种类、含量、比值对发光特征的控制（图 5）。
通过四级杆（iCAP RQ）电感耦合等离子体质谱仪（ICP—MS）与激光剥蚀系统（RESOLution LR-S155）的改进，以及Quad Lock装置的使用，降低了信噪比，提高灵敏度2~3倍，空间分辨率由间隔5μm降到1μm，面扫效率提高5~10倍。
2.1.4 碳酸盐矿物激光原位C—O稳定同位素在线取样测定技术碳和氧不存在放射性衰变或诱发裂变特征，为稳定同位素。碳有3个同位素（12C、13C、14C），对应的质量数（质子数+中子数）分别为12、13和14；氧有3个同位素（16O、17O、18O），对应的质量数分别为16、17和18。同位素丰度指某种元素的各种同位素原子数相对于其原子总数的百分比，同位素比值指某种元素的两种同位素丰度之比。由于自然界不同样品的同位素含量差异甚微，用同位素丰度或比值很难显示这种微小的差异，故引入δ值，δ值指某一元素样品中的两种稳定同位素比值相对于某种标准物质对应比值的千分差值。样品的δ值为正数时，表示样品比标准物质富含重同位素，相反表示贫重同位素。同位素分馏指某一系统中某元素的各种同位素原子或分子以不同的比值分配到各种物质或矿物相中的作用，同位素分馏系数指某一组分（如成岩矿物）中两种同位素丰度之比与另一相关组分（如成岩介质）的相应比值之商。同位素分馏除受体系内物质的化学成分、矿物晶体结构等内在因素控制外，温度、压力和溶液性质是重要的外部控制因素，据此可以通过同位素比值推测成岩矿物的成岩流体属性和温度、压力条件[46]。
由于碳酸盐岩结构组分复杂多样，因此需要开展结构组分为单元的碳氧稳定同位素分析，从而研究碳酸盐岩储层成因。对于难以获取实体样的微区组构，国外有学者[47]提出利用激光将碳酸盐矿物转化为CO2气体，再由质谱仪进行碳、氧稳定同位素测试的设想，国内[48]研制了碳酸盐矿物微区结构组分激光取样装置。这是一种“离线取样”，取样装置未与质谱仪连接，需人工收集CO2气体再由质谱仪进行检测。离线取样采用抽真空的纯化设备，抽真空所需时间长，单样采集时间在两小时以上，效率低。同时，收集到的CO2气体进行转移时会导致损耗和污染，往往无法满足测试要求，导致测试成功率不高。
针对离线取样存在的弊端，通过对激光取样装置的前置系统、CO2净化系统及收集传输系统进行改造，形成在线取样技术。其工艺流程为在密闭系统中，通过显微镜用氦氖激光器找到样品盒中待检测的目标，启动钇铝石榴石激光，高温下使碳酸盐矿物发生分解产生CO2，用载气（氦气）将CO2依次通过冷阱、水阱、石英毛细管进行提纯，最终输送至质谱仪进行测试，整个过程实现实时在线。与离线取样相比，在线取样面积减少67%，测试效率提高10倍，分析精度提高1倍。
2.1.5 碳酸盐矿物Sr同位素测试技术锶是一种稳定同位素，有88Sr、87Sr、86Sr、84Sr四个稳定同位素，从元素合成至今，88Sr、87Sr、86S、84Sr的相对丰度没有发生变化，分别为82.58%、9.86%、7.00%和0.56%。但87Sr却不断随时间推移而增长，这与87Rb放射性同位素衰变有关，其变化程度不仅受年代效应的影响，还与Rb和Sr的地球化学性质及各种地质地球化学作用有关，据此可以通过同位素比值推测成岩矿物的成岩流体属性和年代意义[49-50]。习惯上采用87Sr/86Sr来表示Sr同位素的变化[46]。
“十二五”期间，中国石油天然气集团公司碳酸盐岩储层重点实验室建立了溶液法Sr同位素测试技术，由于样品用量为100mg，故主要用于全岩Sr同位素分析。后来通过样品化学处理流程的优化，样品用量降为1mg，大幅提高了微区成岩组构开展Sr同位素测试的覆盖面和成功率。近两年又开发了激光Sr同位素测试技术，大幅提高了检测成功率和效率。全岩、微区和激光Sr同位素测试技术参数和优缺点对比见表 2。
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表 2 全岩、微区和激光Sr同位素测试技术参数和优缺点对比表 Table 2 Technical parameters and comparison of whole rock, micro-area and laser Sr isotope experiments |
“十三五”期间，中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室还开发了Ca/Mg同位素测试、石英激光原位U—Pb同位素测年技术、沥青（原油、烃源岩）Re—Os同位素测年技术等。
2.2 微区多参数地球化学实验分析技术应用微区多参数实验分析技术被广泛应用于塔里木盆地寒武系盐下肖尔布拉克组[51]、上震旦统奇格布拉克组[52]，四川盆地灯影组[53]、龙王庙组[54]、栖霞组[55]、茅口组[56]和鄂尔多斯盆地马家沟组[57]白云岩储层的成因研究，为盆地构造—埋藏史重建、储层成岩—孔隙演化史重建、油气成藏史重建等提供了技术支撑。
2.2.1 构造—埋藏史恢复精确约束构造—埋藏史恢复对成烃和成藏研究非常重要，前人基于区域地质背景、地层剥蚀厚度、构造运动幕次认识等恢复构造—埋藏史，存在不确定性，因为地层剥蚀厚度难以恢复。
在成岩作用和成岩序列研究的基础上，应用U—Pb同位素定年技术、团簇同位素测温技术，获取每一期碳酸盐成岩矿物的绝对年龄和温度。理论上，任何一期碳酸盐成岩矿物均是绝对年龄坐标系下特定埋藏深度（温度）条件下的产物，在地质年龄、埋深（温度）坐标系中的投点是唯一的，据此建立的构造—埋藏史也是唯一的[58-59]。将碳酸盐矿物U—Pb同位素年龄和Δ47温度投到基于区域地质背景、地层剥蚀厚度、构造运动幕次等地质认识所建立的构造—埋藏史曲线上，如果地质年龄、古地温和埋藏深度具有一一对应关系（能投到曲线上），则构造—埋藏史曲线被视为是可靠的；如果地质年龄、古地温和埋藏深度不具有一一对应关系，则要不断地调整埋藏深度（说明对地层剥蚀厚度的恢复不可靠），直至3个参数拟合到曲线的同一个点上，这时所建立的构造—埋藏史曲线是地质年龄、古地温和埋藏深度归一的曲线，具有唯一性。
碳酸盐成岩矿物的期次越多，获取的U—Pb同位素年龄、团簇同位素温度点就越多，对应的构造—埋藏史曲线的控制点就越多，重建的曲线就越准确。图 6为塔里木盆地阿克苏地区震旦系奇格布拉克组构造—埋藏史曲线重建的案例。
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图 6 塔里木盆地阿克苏地区震旦系奇格布拉克组构造—埋藏史曲线[58] Fig. 6 Structural-burial history of the Sinian Chigbluk Formation in Aksu area in Tarim Basin [58] |
储层发育段并不总是油气层段，也常见水层或干层，这除了缺烃源外，还和孔隙发育时间与油气运移时间不匹配有关，因此油气运移前有效孔隙判识是储层研究面临的关键问题。
在显微镜下研究成岩作用和成岩序列的基础上，分析孔隙类型和成因，包括沉积原生孔、表生溶蚀孔洞和埋藏溶蚀孔洞，建立孔隙与碳酸盐沉积组构、成岩组构之间的相互关系，明确充填减孔和溶蚀增孔事件与序列，建立对应的成岩—孔隙演化序列。成岩组构的年龄代表充填减孔的年龄，溶蚀增孔年龄晚于被溶蚀成岩组构的年龄。基于上述原则，在显微镜下统计成岩组构和溶蚀孔洞的面积，即可建立绝对年龄坐标系下定量的成岩—孔隙演化史曲线，再结合烃源岩生排烃史，即可判识油气运移前的有效孔隙[33, 60]。
碳酸盐成岩组构的期次越多，对应的成岩—孔隙演化史曲线的控制点就越多，重建的曲线就越准确。图 7中绿色曲线就是四川盆地川中地区灯影组储层成岩—孔隙演化史曲线重建的案例，假设微生物碳酸盐岩初始原生孔隙度为40%，埋藏过程主体是成岩组构充填减孔的过程，与生油高峰期伴生的有机酸溶蚀可形成少量的溶蚀孔洞，志留纪末生油高峰期孔隙度可达到15%，二叠纪末生油高峰期孔隙度可达到10%，印支期—燕山期天然气聚集时的孔隙度仍可达到8%。
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图 7 四川盆地川中地区灯影组构造—埋藏史、成岩—孔隙演化史、油气成藏期次重建[29, 60] Fig. 7 Reconstruction of structural-burial history, diagenesis-porosity evolution history, and hydrocarbon accumulation periods of Dengying Formation in the Central Sichuan Basin[29, 60]> |
地质综合分析法、包裹体均一温度法等重建油气成藏史存在多解性和不确定性，如包裹体均一温度法，往往用与烃类包裹体共生的盐水包裹体均一温度代表烃类捕获的温度，但很难在同一宿主矿物中找到共生的烃类包裹体和盐水包裹体，成功率低；同时用烃类包裹体捕获温度推测其捕获时间对叠合盆地而言存在多解性，一个温度也有可能对应几个不同的地质时间。
基于烃类包裹体宿主矿物同位素年龄和团簇同位素（Δ47）温度测定，确定烃类包裹体捕获的时间和温度，同时结合前述的绝对年龄坐标系下定量的构造—埋藏史、成岩—孔隙演化史，即可分析烃源岩的生排烃史和油气成藏史。该技术的关键是在显微镜下找到原生的烃类包裹体，观察烃类包裹体的丰度和相态特征，对烃类包裹体宿主矿物同时开展U—Pb同位素测年、团簇同位素（Δ47）测温工作，获得的年龄代表烃类包裹体捕获的年龄（或油气成藏期的年龄），获得的温度可以换算成烃类包裹体捕获的深度。即使受多旋回构造升降运动的影响，该年龄和温度在目的层系构造—埋藏史曲线上的投点是唯一的，同时还可以通过烃源岩的构造—埋藏史曲线和生排烃史的校正，提高油气成藏史分析的可靠度。
图 7为四川盆地川中地区灯影组天然气藏成藏史重建的案例[60]，基于含烃类包裹体宿主矿物的同位素年龄和团簇同位素温度，推断气藏经历了3期成藏。第Ⅰ期石油成藏高峰期为志留纪末期，但烃源岩供烃是个持续的过程，最早可以提前到早—中奥陶世，这可能是很多学者认为灯影组天然气是在奥陶纪—志留纪成藏的主要原因；第Ⅱ期石油成藏高峰期为二叠纪末—早三叠世，持续供烃时间可以推迟到中—晚三叠世之交；第Ⅲ期天然气成藏高峰期为燕山期，但可以持续到喜马拉雅期。这一认识与川中地区筇竹寺组烃源岩的构造—埋藏史和生排烃史的时间和深度是一致的。
2.2.4 白云石化路径的成储效应针对石灰岩经历白云石化后有的成为优质白云岩储层，有的则为致密白云岩的科学问题，本文以塔里木盆地、四川盆地和鄂尔多斯盆地多层系白云岩为研究对象，应用地质、微区地球化学（白云石有序度、Mg同位素、碳氧稳定同位素、锶同位素、微量元素等）和团簇同位素测温、U—Pb同位素测年等技术手段，开展白云石化路径的成储效应评价研究。
在岩石薄片观察基础上，识别出保留原岩结构白云岩（泥晶结构）、埋藏交代白云岩Ⅰ（半自形—自形细晶、中晶、粗晶结构）、埋藏交代白云岩Ⅱ（他形—半自形细晶、中晶、粗晶结构）、埋藏沉淀白云石和粗晶鞍状白云石5种结构组分，前三者以岩石的形式存在，后两者以充填孔洞和裂缝的白云石矿物形式存在，建立了地质和地球化学特征识别图版（图 8、图 9）。基于5种白云石结构组分的识别，建立了3类（白云岩保持型、白云岩改造型和石灰岩埋藏白云石化型）6种白云石化路径（表 3），指出白云石化前的原岩初始孔隙和白云石化路径主控白云岩储层的发育，明确白云岩保持型和白云岩改造型白云石化路径的成储效应最佳，因为白云岩储层的孔隙是对原岩孔隙的继承和调整，白云石化作用本身对孔隙新增的贡献不大，但早期白云石化作用导致岩石具较强的抗压实和压溶能力，有利于先存孔隙的保存[23]。石灰岩埋藏白云石化型往往因埋藏白云石化前，石灰岩经历压实和压溶作用，初始孔隙消失殆尽，加上白云石化作用对孔隙新增的贡献不大，难以形成有效储层。
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图 8 中国重点碳酸盐岩盆地5种白云石地球化学特征图版 Fig. 8 Geochemical characteristics of five types of dolomites in key carbonate basins in China |
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图 9 埋藏交代白云岩Ⅰ和埋藏交代白云岩Ⅱ地球化学特征图版 Fig. 9 Geochemical characteristics of buried metasomatic dolomiteⅠand buried metasomatic dolomiteⅡ |
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表 3 中国重点碳酸盐岩盆地白云石化成岩路径及成储效应评价表 Table 3 Evaluation of dolomitization diagenetic pathway and its effect on reservoir development in key carbonate basins in China |
由于中国海相碳酸盐岩年代老、埋藏深、经历多旋回构造—成岩叠加改造，导致储层非均质性强、成因复杂，本文依托国家“十一五”“十二五”“十三五”碳酸盐岩油气专项和中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室开展针对性实验技术攻关，取得两个方面的技术进展：（1）针对原有储层模拟装置的非连续流、渗透率离线检测、反应前后溶蚀产物离线检测等方面的局限性，对高温高压溶解动力学物理模拟装置进行3个方面的改进，包括多阶段—连续流装置、渗透率在线检测和可视化装置、流体原位检测装置的改进，建立了适用于中国多旋回叠合盆地古老深层碳酸盐岩储层模拟实验技术，为埋藏溶蚀孔洞预测和评价、埋藏环境孔喉结构发育样式和演化路径研究提供了手段；（2）针对古老碳酸盐岩定年、定温、定流体属性3个关键难题，建立了以碳酸盐矿物激光原位U—Pb同位素测年为核心的微区多参数实验分析技术，为构造—埋藏史恢复、成岩—孔隙演化史重建和油气成藏史重建提供有效手段，为碳酸盐岩油气勘探评价提供了利器。
碳酸盐岩储层模拟与微区多参数地球化学实验技术虽然取得了重要进展，但仍然有漫长的路要走，表现在以下两个方面：（1）为更好地正演储层成因，需开发更先进的模拟实验装置，以满足不同地质条件下碳酸盐岩储层的溶蚀和沉淀实验模拟，实现溶蚀产物的在线检测和溶蚀过程的可视化；（2）为更好地反演储层成因，需要建立更为先进适用的岩石地球化学分析技术，降低取样难度，提高检测成功率，如由全岩溶液法向微区激光原位检测技术发展，通过激光面扫成像和剥蚀技术的引入，检测成果由提供单点数据向二维、三维成像技术发展。
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