碳酸盐岩储层特征与有效储层的预测

1. 碳酸盐岩储层特征与有效储层的预测

碳酸盐岩储层是海相层序中最常见的一类储层，也是海相层序在石油地质条件上有别于陆相层序的一个重要方面。海相碳酸盐岩作为储层的最大特点是储集物性的非均质性强。由这类储层产生的圈闭和形成的相关油气藏有较大的隐蔽性，对其分布的预测难度较大。最近10年来，随着在鄂尔多斯盆地中部发现靖边古生界大气田，在塔里木盆地发现塔河、塔中与和田河奥陶系大中型油田和气田，在四川盆地石炭系、二叠系与三叠系发现相国寺、傅家庙、渡口河、阳高寺与磨溪等一系列碳酸盐岩气田，使对碳酸盐岩储层特征的认识与有效储层的预测技术有了很大进展。
（一）碳酸盐岩储层发育特征与分布规律
碳酸盐岩储层在我国海相层序中分布的时代从前寒武系到中新生界共10个系21个地层组（表1-1），时代跨度很大。碳酸盐岩作为储层，一类是原生的，包括颗粒碳酸盐岩
表1-1 中国海相碳酸盐岩油气层分布表


（如生物灰岩、鲕滩灰岩、原生白云岩）、礁体等。这类储层以原生孔隙为主，或在原生孔隙基础上，经过一定程度的溶蚀加大而保存下来者，一般多以粒间孔、粒（体）内孔为主，晶间孔次之。对原生型碳酸盐岩储层分布的预测首先需要搞清沉积背景和沉积环境，在此基础上，借助钻井揭示的蛛丝马迹，通过与地震资料结合达到对储集体的有效预测。
四川盆地川东北部地区三叠系飞仙关组鲕滩灰岩储层属于原生型碳酸盐岩储层。它主要是孔隙性鲕粒白云岩，已获天然气探明地质储量336.06×108 m3 ，其中渡口河气田探明天然气地质储量271.65×108 m3 ，单井日产气可达111.47×104 m3 （铁山11井），成为川东继石炭系之后重要的接替层系。鲕滩灰岩储层的发育主要受沉积背景、沉积相带和成岩作用控制。三叠纪早期飞仙关组沉积时期，古地貌和构造格局存在差异性，由此造成飞仙关组地层厚度、岩性、结构在横向上均有较大差别。海槽中鲕粒灰岩不发育，泥质增多，形成泥晶及细粉晶白云岩。渡口河气田处在海槽边缘浅滩这样的地貌高带上发育了厚度达100 m、呈条带状、错落叠置分布的滩相鲕粒灰岩。处在该位置的鲕滩灰岩储层，受海水较频繁进退、间歇性海水盐度变化及间断暴露出海平面的作用，使早期白云岩化得以进行，并发生溶蚀作用，故形成了孔隙性较理想的储渗体（图1-8）。鲕滩灰岩储层以鲕粒溶孔云岩、残余鲕粒灰质云岩为主，粒内、粒间溶孔最多，约占全部孔隙的 80%；原生粒间、粒内孔次之，约占15%；晶间孔、铸模孔等约占全部孔隙的5%。渡口河气田飞仙关组鲕滩灰岩储层孔隙度值分布在0.53%～25.22%，一般6.5%～12.3%，平均孔隙度达9.0%。有效厚度15～70 m不等，储集性能优良。

图1-8 开江-梁平海槽剖面示意图

近年来，在南海北部大陆架东沙隆起碳酸盐岩台地上发现了礁（滩）型油气田，其第三系海相生物礁及生物滩储层是我国最年轻的原生型的极其重要的碳酸盐岩储层，其中流花11-1油田是储量逾2×108 t的大油田。这些礁（滩）的分布具有以下特点：海侵期是礁的繁盛期；海平面上升速率超过或与礁的生长速率同步时，有利于礁的生长；随海侵范围扩大，生物礁由隆起边缘向高部位逐渐发展；生物礁分布受古地貌控制，多发育于古地形高处（断层上升盘、地垒和古潜山等）。礁（滩）储层受成岩改造后，以粒间溶孔、粒内溶孔等为主，次为溶缝、缝合线、裂缝及晶间孔，储层物性好。孔隙型储层孔隙度大于20%，渗透率大于300×10-3μm2 ，是高孔隙、高渗透性的优质储层，与强溶解、强白垩化作用有关；裂缝-孔隙型储层孔隙度10%～25%，渗透率（100～300）×10-3μm2 ，与中等胶结、弱溶解、弱白垩化有关；孔隙-裂缝型储层，孔隙度小于 10%，渗透率小于100×10-3μm2 ，受极少溶解、强胶结和无白垩化作用控制。
另一类碳酸盐岩储层主要受成岩后生作用控制，即孔隙的增加是由于各种成岩作用造成的，如果没有这些次生作用，就不能形成有效的储层（图1-9）。这种储层在中国海相碳酸盐岩储层中占主导地位。促进碳酸盐岩储层孔隙增加的成岩作用主要有溶解作用（其中又包括非岩溶化溶解作用和岩溶化溶解作用）、断裂作用、白云岩化作用等。在其中一种或多种作用控制下，形成了不同类型的碳酸盐岩储层，如主要受风化壳岩溶和非岩溶化溶蚀作用形成的鄂尔多斯盆地中部奥陶系大气田储层；主要受溶蚀作用和白云岩化作用形成的川东石炭系气田储层；主要受风化壳岩溶和破裂作用控制形成的轮南地区奥陶系油气田储层、和田河气田储层；主要受埋藏溶蚀作用和断裂作用控制的塔中地区奥陶系储层。
对于鄂尔多斯盆地中部气田奥陶系储层的形成，沉积相带是基础，风化壳岩溶和同生岩溶作用等是关键。早奥陶世马家沟期，盆地中部普遍发育蒸发潮坪沉积。不同潮坪微相中岩性组合和次生孔隙组合不同。在含膏云坪、藻泥云坪微相带中的白云岩，是发育溶蚀孔洞的主要岩石组合；在云坪、灰云坪微相带中的白云岩是发育晶间孔、晶间溶孔的主要岩石组合；在云灰坪、泥云坪微相带中的白云岩是发育晶间孔、晶间溶孔的主要岩石组合。它们在盆地中部形成了一个南北长约200 km、宽约30～40 km的有利微相带，奠定天然气储层大面积发育的基础。在此基础上，由于先后发育的同生岩溶、风化壳岩溶和埋藏岩溶作用的叠加，造就广泛分布的风化壳储集体。在潮坪环境发育过程中，由于周期性暴露，含膏云坪微相带中产生同生岩溶；奥陶系沉积后，加里东运动使盆地整体抬升，奥陶系经历长达1.3亿年的风化剥蚀，形成对储层发育有重要意义的风化壳及其古岩溶体系。大气淡水的长期淋滤，导致碳酸盐岩和蒸发岩类的强烈溶蚀，在同生岩溶的基础上，进一步发育溶孔、溶洞和岩溶管道。处于隆、坳过渡带的岩溶台地孔、洞、缝网络广泛发育，风化壳深度稳定，垂向分带性明显，垂直岩溶带溶蚀孔洞发育，是气藏主力气层发育段。在风化壳进入深埋藏阶段，有机质脱羧基作用产生的压实水进入风化壳，进行溶蚀改造。上述风化壳储层储集空间以溶蚀孔为主，其次为晶间、膏模孔等，裂缝为岩溶缝等。主要储层类型为裂缝溶孔型白云岩，孔隙度平均值5.3%～6.7%，渗透率一般 1×10-3μm2 左右，高者可达62×10-3μm2。
川东地区发育的石炭系藻白云岩、角砾状白云岩夹生物灰岩储层分布广，是一系列大中型气田的重要储层。其发育特征与鄂尔多斯盆地中部大气田奥陶系相似。该地区上石炭统白云岩储层形成于潮坪环境，同生成岩过程中经历多次暴露、淡水淋滤溶解、白云岩化作用；沉积后抬升，遭受长期风化剥蚀和淋滤溶解，溶洞、溶孔较为发育。有利储层包括溶孔砂屑白云岩、生物碎屑白云岩、粉晶白云岩、角砾状白云岩等。川东地区孔隙度大于3%的上石炭统有效储层厚度一般为 10～34 m，为大面积连片分布的裂缝-孔隙型储层，是大中型气田群的主要产层。
轮南地区油气田（藏）（包括塔河油田）、和田河气田的奥陶系储层是由于风化壳岩溶作用和破裂作用造成的缝洞型碳酸盐岩储层。

图1-9 缝洞系统演化模式图

轮南地区（包括塔河油田）奥陶系碳酸盐岩储层中发现了一系列油气藏，特别是发现了塔河亿吨级油田，成为极其重要的储层。其主要岩石类型为台地边缘、开阔台地相粒屑灰岩、生屑灰岩等。由于长期的成岩作用，其基质孔隙度和渗透率都很低，破裂作用形成的构造裂缝及风化壳岩溶作用形成的溶孔、溶洞和溶缝是最重要的储集空间，储层非均质性强，储层类型主要是孔洞-裂缝型和裂缝-孔洞型。对这套储层的形成，高能环境下形成的粒屑灰岩是有利条件，风化壳岩溶作用和破裂作用是关键。轮南地区奥陶系一间房组和大湾组为沉积于台地边缘浅滩和台地内斜坡浅滩的粒屑灰岩、生屑灰岩，质纯，有利于风化壳溶蚀和裂缝发育。油气的主要储集空间———溶蚀孔洞的发育与风化壳岩溶作用有关。轮南地区奥陶系灰岩在海西早期运动被剥露地表前已成致密灰岩。早海西运动抬升，形成潜山，在泥盆纪晚期—石炭纪初期岩溶作用形成大量次生溶蚀孔洞；石炭纪初期（杜内期）海侵过程中，在稍高层位发育另一岩溶带；海西运动末期至印支运动初期，潜山除再次遭受抬升、剥蚀和发生岩溶外，构造变形形成一系列断裂和裂缝（图 1-10）。溶蚀孔洞的发育在垂向上受岩溶分带的制约，横向上与岩溶古地貌关系密切。距风化壳顶面100 m范围内是岩溶最发育的层段；平面上，岩溶斜坡、岩溶高地边缘、岩溶残丘是岩溶带最厚、溶蚀孔洞较发育的地区，是优质储层形成的有利地带。在中新生代的埋藏过程中，有机质热演化产生的酸性水可沿裂缝和孔隙渗入，使原有的孔、洞、缝发生扩溶，进一步改善储层。裂缝发育程度一方面决定岩溶发育的初始条件，其次是将孔、洞串联起来，成为油气渗滤通道，它的形成主要与构造应力作用有关。

图1-10 轮南地区奥陶系风化壳形成模式示意图

塔里木盆地塔中Ⅰ号断裂带奥陶系碳酸盐岩储层发育不同于风化壳储层的发育，主要与埋藏溶蚀、断裂作用有关（图1-11）。塔中Ⅰ号断裂是塔中凸起与其北侧满加尔凹陷的分界，长期发育并控制奥陶系沉积相的展布。Ⅰ号断裂上盘发育有利的台地边缘（陆棚）礁滩沉积相带，虽在后期成岩作用中原生孔隙已消失殆尽，但这种原始沉积相带有利于溶蚀作用和破裂。在中深埋藏阶段，来源于深部及凹陷方向的CO2、有机酸和 H2 S，沿断裂带运移，使奥陶系灰岩发生溶蚀。溶蚀作用主要有 3 期，与 3 次油气运移事件相一致，形成裂缝-孔洞型储层和孔隙-裂缝型储层，目前已发现以此为储层的多个油气藏。

图1-11 塔中地区中上奥陶统碳酸盐岩埋藏期酸性流体运移模式示意图

可以看出，中国海相碳酸盐岩储层因时代较老，以次生型为主，且成因类型多样，非均质性强，隐蔽性大，预测难度也大，而时代较新的碳酸盐岩可发育原生型储层，受原始沉积相控制程度较高，预测相对较易。
（二）碳酸盐岩有效储层的预测技术
碳酸盐岩储层以其后生改造作用显著、非均质性和隐蔽性强为鲜明特点，因此对其预测一直是一项难度很大的课题。近年来通过攻关，已取得长足进展。
碳酸盐岩储层预测方法和技术可以概括为两大类，即地质分析法和地球物理探测法，近年来又逐渐表现为由这两种技术相结合而发展起来的地质-地球物理综合预测技术。
1.地质分析法
地质分析法即是依据碳酸盐岩储层发育的主控因素，预测有利储集体的分布，它包括沉积相分析、成岩相分析、构造裂缝分析。
沉积相分析是碳酸盐岩储层预测的基础。原生孔隙发育及有利于后期次生孔隙发育的相带为有利储层发育带。碳酸盐岩沉积相分布，在台地边缘为高能碳酸盐砂或礁发育区，向台地内部和盆地方向则分别变为潮坪、萨布哈及坡前碎屑流等环境。中国已发现的碳酸盐岩储层发育的主要沉积相包括：潮坪相，如四川盆地震旦系、石炭系，鄂尔多斯盆地奥陶系，塔里木盆地石炭系，渤海湾盆地的中新元古界、奥陶系，它们频繁暴露于大气环境，处于变盐度环境，有利于同生溶蚀作用改造，改善储层；礁（滩）相，如四川盆地东部二叠系长兴组陆棚边缘礁、点礁，三叠系飞仙关组鲕滩灰岩，塔里木盆地塔中Ⅰ号断裂带上盘奥陶系礁滩灰岩、轮南潜山奥陶系粒屑、生屑灰岩，东沙隆起第三系礁滩，它们形成于相对高能环境，质纯，原生孔隙发育，当原生孔隙消失时仍有助于后期的溶蚀作用和破裂作用。
成岩相即成岩环境的“物质表现”。碳酸盐岩储层性质受成岩作用影响极大。通过对成岩作用的分析，可以预测有利成岩相的发育，进而预测有利储集体的分布。促使孔隙度增加的成岩作用主要有同生期溶蚀作用、风化壳岩溶作用、埋藏岩溶作用、白云岩化作用。同生期溶蚀作用与沉积物间歇性暴露于大气水环境有关，主要发生在潮上、潮间以及台缘、台内的礁（滩）相，从而形成粒间、粒内溶孔；由于构造抬升、剥蚀、淋滤而发生的风化壳岩溶作用，在中国古老碳酸盐岩储层形成中极为重要，也较普遍。有效储层的分布垂向上具分带性，平面上受岩溶地貌单元控制。通过岩溶体系研究，可以较好地预测有利岩溶储层分布，例如：利用层拉平技术和三维可视化技术将轮南奥陶系潜山顶面沿上覆石炭系双峰灰岩（标志层）拉平，此时的奥陶系顶面可视为海西早期岩溶发育时的古地貌，进一步标定古水系展布，为预测岩溶储层发育奠定了基础。
白云岩化作用可发生于潮坪环境、埋藏环境等，其中潮坪或浅水礁（滩）沉积物的白云岩化作用对改善储层意义较大。
构造裂缝分析包括根据裂缝形成机理及通过应力场分析再现裂缝发育规律。构造裂缝形成与局部构造的形态、岩石物理性质、地层厚度以及地层埋藏深度等相关。裂缝通常在构造的端部最发育，它可以出现在陡窄背斜的顶部，或高点复杂化的宽缓背斜的顶部或不对称背斜的陡翼上。张裂缝发育程度与地层变形曲率成正比。依据这些特点可以预测裂缝带集中分布的部位。对裂缝的研究可以通过岩心观察、地表露头研究以及微裂缝研究去进行。近年来，国内预测碳酸盐岩裂缝发育还采用了有限元应力场数值模拟及差异应力场分析方法，通过获得最大、最小主应力和剪应力分布，预测裂缝发育级别和裂缝密集带分布。
2.地球物理探测法
1）据地震反射特征识别碳酸盐岩储集体
对于一些原生性质的礁、滩储集体，它们在地震反射剖面上具有独特的反射结构。
生物礁在地层中往往呈岩隆状凸起，因而在时间剖面上呈丘状凸起，轮廓清楚，顶部具强反射，内部为杂乱反射或无反射，两侧有向岩隆上超反射结构，上覆沉积常见披覆构造，当礁岩与下伏围岩声速差异较大时，底面反射同相轴可能上提或下拉。据此，在南海北部陆架第三系碳酸盐岩台地边缘发现了一系列礁体。在塔里木盆地某地区也发现了一系列为礁丘反映的“丘状异常体”（图1-12），礁丘发育时代为中奥陶世，呈丘状或金字塔状外形，内部反射结构杂乱，翼部具有向“丘状异常体”超覆减薄现象。
川东三叠系飞仙关组鲕滩地震反射特征亦很清晰。在渡口河地区，飞仙关组储层段与非储层段声波时差有明显差异，平均相差达1660 m/s，由此形成强振幅反射，即亮点。区内鲕滩灰岩储层即表现为，在弱或极弱反射背景下出现了强或较强的反射段。
对于像塔河油田奥陶系那样由孔、洞、缝构成的储层，其在地震响应上也有相应的特征。①缝洞系统对地震波有较强的吸收和衰减作用：地震波通过缝洞系统尤其是其充满天然气后，会出现频率降低、振幅减弱的地震异常；②缝洞系统是一个地震低速异常体：缝洞系统及其被油、气、水充填后，相对于致密基质岩块来说，是一地震低速异常体或低阻抗体；③缝洞系统为地震波的散射和绕射创造了条件：在地震剖面上，缝洞系统常表现为相干性差、反射杂乱、同相轴时强时弱、断续出现或存在复合波等异常特征；④纵波的各向异性：利用纵波不同方位的振幅特性可判断裂缝的走向；⑤横波分裂：根据快、慢横波的时差、波形、振幅衰减、频率变化等研究裂隙的方位。

图1-12 塔里木盆地某地区“丘状异常体”典型剖面

2）测井信息与地震处理结合，形成的储层预测技术
近年来，在塔里木盆地轮南奥陶系碳酸盐岩风化壳油气藏（包括塔河油田）勘探过程中，逐渐形成了一套先进的碳酸盐岩储层预测技术系列，包括碳酸盐岩储层地震资料精细成像处理技术、储层预测的地震技术、储层识别与评价的测井技术等（据99—111项目研究成果）。
（1）利用碳酸盐岩储层精细成像处理技术对塔河油田进行三维连片精细处理，对奥陶系风化面进行了精细刻画。
（2）在轮南潜山（包括塔河油田）采用的碳酸盐岩储层预测技术，具体包括地震属性提取技术、三维地震相干体技术、三维可视化解释技术、地震测井联合反演技术和检测裂缝及溶洞VSP技术。
a.地震属性参数提取：为了消除地震反射振幅本身存在的差异对振幅属性分析的影响，应用振幅横向变化率来预测储层，结果表明振幅横向变化率较大的区域与裂缝带或溶洞的发育有关。
b.三维地震相干体分析技术：利用联片三维地震资料相干数据分析表明，裂隙、溶洞发育，矿物、泥质和碎屑充填程度低，而产量和储量丰度较高的地区，处于相干性较弱的区域。
c.三维可视化解释：利用三维可视化技术和地震数据体层拉平（古构造近似恢复）技术相结合的方法，对古地貌、古水系的恢复，为古岩溶体系的展布及有利储层的预测、储层地质模式的建立提供了可靠依据。
d.地震测井联合反演技术：利用钻井资料和联片三维地震保幅数据体针对奥陶系碳酸盐岩储层进行反演处理研究。通过地震测井联合反演波阻抗结果预测，下奥陶统储层发育与上、下岩溶带有关，储层主要分布在风化面以下 150～200 m范围以内（图 1-13），主要储集体和油气产层多发育在下奥陶统顶部风化面以下60～90 m。

图1-13 轮南地区奥陶系风化壳油气藏模式示意图

（3）碳酸盐岩储层识别与评价的测井技术
主要包括声波电视成像测井技术和长源距声波全波测井技术等。
a.声波电视成像测井技术：通过对塔河油田声波电视测井数据处理，将声波电视幅度图像和传播时间图并排显示，可进行与井眼相交的倾斜裂缝、张开裂缝、闭合裂缝对比分析，根据从声波电视图像上提取的各井裂缝倾向、倾角信息，作出各井奥陶系井段的裂缝产状施密特图，较客观地描述裂缝-孔洞型储层特征。
b.长源距声波全波测井技术：运用长源距声波全波测井测得的一段数据，编辑“裂缝指示”曲线，建立塔河油田综合裂缝概率模型。
3）碳酸盐岩储层油气判别技术
对塔河油田碳酸盐岩储层的含油气性，主要利用模式识别、稳健烃类检测系统、多参数聚类分析技术进行了研究探索。
（1）模式识别预测含油气性：利用模式识别处理技术进行碳酸盐岩储层含油气性预测，预测成功率为60%左右。本模式识别方法只是二维油气预测，预测精度受到一定限制。
（2）稳健烃类检测系统应用：通过对已知钻井的分析和预测井的验证，“稳健烃类检测系统”反映下奥陶统碳酸盐岩储层含油性最敏感的特征参数 F w，其响应特征为：对于高产油井，Fw存在良好的低异常；对于干井，Fw 为高值；对于低产井或中等偏低产量的井，Fw存在不显著的低异常。
（3）多参数聚类分析技术：利用二维交会的方式，将沿层任意两种地球物理参数进行分析，如平均相干、振幅的二维交会图，或利用三种参数进行交会分析，如平均相干、波阻抗、振幅的三维交会图，进行含油气性预测，也取得了较好效果。
（4）碳酸盐岩储层含油气性综合预测：充分利用模式识别、烃类检测的二维预测结果，综合利用振幅、振幅变化率、相干、波阻抗、层速度等多种参数平面分布特征与油气的对应关系，结合已完钻井油气成果与古地貌、古水系的对比研究成果，综合判识储层含油性，效果更加明显。
（5）碳酸盐岩储层识别技术：这一预测技术经过在塔河油田的探索性研究、应用，已初见成效。主要是多方位地震资料各向异性处理技术、构造应力场分析技术和频率差异分析溶蚀识别技术。
通过这一技术的探索应用和上述各种地球物理参数的分析评价，综合钻井、岩心等资料，可预测碳酸盐岩裂缝及溶洞型储层的有利发育区带，进而对储层的区域分布进行综合评价预测。
4）非地震技术
在判别塔里木盆地“丘状异常体”地质属性为“火成岩”、“礁丘异常体”、“局部发育的砂体”中，采用了高精度航磁资料进行正演计算及数据处理，排除了其为火成岩体的可能性。再结合速度分析，认为这些异常体为礁丘的反映。
除此之外，高精度重力勘探、重力测井技术、遥感技术在碳酸盐岩储层及储集体预测中亦具有一定的应用价值。
上述分析表明，碳酸盐岩储层具有显著的非均质性和隐蔽性，预测难度较大。其分布受原始沉积相带及成岩后生作用控制。原生性的储层受沉积相带的控制较明显，通过沉积相研究并结合地震预测可以较好地圈定其分布范围。而在海相碳酸盐岩储层中占主导地位的，主要是由成岩和后生作用形成的储层，预测难度就很大。对其分布范围的客观预测除要寻找有利于后期储层发育的高能沉积相带外，还要找寻溶解作用、断裂作用和白云岩化作用的有利区带，由于这些作用时空上的不均一性，因而要完全掌握它的规律难度很大，甚至在有些情况下还不可能。这就只能依靠综合研究的不断深化和新技术的应用，逐步去逼近客观实际。碳酸盐岩储层的预测技术正在不断发展中。通过地震反射特征、地震属性分析、测井信息评价、测井-地震联合反演以及非地震技术，预测有利储层的分布。但应该承认，目前技术还只能对碳酸盐岩非均质储层的分布给出轮廓性的预测，要描述储层发育的细节，一方面要提高预测的精度，另一方面要想方设法描述空间分布的连续性。应该说，发展碳酸盐岩储层预测技术还任重而道远。

2. 碳酸盐岩储层物性的控制因素

控制碳酸盐岩储层物性的因素主要可以概括为沉积环境、成岩作用和构造活动3个方面。储层储集条件的好坏及后期变化和改造均与沉积物类型和沉积环境有明显关系，因而沉积环境对碳酸盐岩储层的发育具有重要的控制作用。由于碳酸盐岩储层岩石学上的特殊性，对成岩作用异常敏感，成岩作用可以对岩石的原始结构进行大规模的改造，使岩石的孔隙类型、孔隙结构特征发生变化，从而在一定程度上对储层物性的好坏起决定作用。构造抬升所造成的沉积间断面和不整合面附近的岩溶作用可以形成岩溶型储层，同时可以形成与构造作用相关的各种节理、裂缝，对于连通孔隙、增加储层的渗透性有非常重要的作用。

图2-34 不同阶段不同地点成岩作用引起的孔隙变化

（一）沉积环境与储层的发育特点
碳酸盐岩储层可出现在含油气盆地的各种圈闭类型中，包括构造和构造相关圈闭、古地形圈闭、地层圈闭（沉积和成岩相变化）及水动力圈闭等，但无论是何种类型圈闭中的储层，其储层储集条件的好坏和后期变化和改造均与沉积物类型和沉积环境有明显关系，因而沉积环境对碳酸盐岩储层的发育具有重要的控制作用。在碳酸盐沉积物中，原生孔隙的发育程度主要决定于沉积环境中水动力能量的高低及生物的生长方式，高的水动力能量是浅滩带中形成粗大粒间孔隙的直接原因，如鲕粒灰岩和其他砂屑灰岩等，在动能较低的环境中，可以堆积微小生物或破碎的贝壳，形成细小的粒间孔隙，同时在中高能环境生物碎屑灰岩中，如厚壳蛤、有孔虫、双壳类富集时，粒内孔隙也是极为重要的储集空间。生物生长对原生孔隙的发育也有明显影响，如造礁生物形成的骨架孔隙（如珊瑚等），但这种孔隙易于受后期成岩作用的改变。碳酸盐沉积中，有利于储层储集空间发育的部位有其特定的沉积环境条件（图2-35）。

图2-35 碳酸盐岩储层分布和发育的沉积环境格架

沉积型储层的发育主要受沉积环境和岩相控制，主要包括生物礁体储层、潮缘相储层、碳酸盐滩坝储层和重力流沉积储层，其次也包括深海白垩类储层等。其中，礁、滩及与构造有关的滩礁储层中拥有丰富的油气资源，在世界范围不乏大型和巨型油气田。统计数据表明，其所拥有的可采储量占世界总量的19%，占碳酸盐岩储层储量的 70%，世界上现已发现的3个超大型油田，整个或部分是以礁、滩作为储层的，如沙特阿拉伯的加瓦尔油田（储量87×108 t）和Rurnaila油田（储量20×108 t）、伊拉克的基尔库克油田（储量23×108 t）。
1.内陆架环境中的碳酸盐岩储层
潮缘相（peritidal facies）。潮缘相包括潮上和潮间沉积环境，虽然潮缘沉积大多数存在于内陆架背景，但在台地其他地方也可以发育，如在台地边缘和中陆架背景暴露水面的岛屿上也可发育。发育位置一般在滨岸潮坪、岛屿背风侧和礁后陆架，主要的储层为风成碳酸盐岩和海滩碳酸盐砂沉积，另外包括潮道砂沉积等，岩性上既有灰岩也有白云岩，其中发育各种类型的孔隙，常见的孔隙类型包括晶间孔（白云岩）、窗孔状孔隙及铸模孔和溶蚀孔洞，其孔隙度和渗透率变化较大，其中风成和海滩碳酸盐砂孔、渗相对较高。潮缘沉积的一个重要特点是在原始沉积相组合中伴生有非渗透的封盖层，极易形成有利于油气形成的地层圈闭条件，如在干旱气候条件下，在海退或进积沉积体系中，潮上带蒸发岩沉积可在上倾方向形成侧向封堵或上覆盖层，使油气聚集于孔隙性潮坪沉积中，同样在海进或向上变深的沉积序列中，也可形成有效的地层圈闭（图 2-36）。在潮湿气候条件下，致密灰岩和煤系也可提供侧向或垂向封堵作用，形成潮缘地层油气圈闭。
2.内陆架-台地边缘环境储层
在现代和古代碳酸盐沉积中，内陆架-台地边缘环境中储层最为发育，其发育程度和位置根据台地类型的差别而有所不同，但最为常见的储层为碳酸盐砂滩和礁体。
（1）碳酸盐砂滩（图2-37）：沉积于台地浅水高能环境，可形成于几种特定的沉积环境条件下。①沿台地边缘背风侧，形成鲕滩灰岩、礁坪生物碎屑砂；②在中、内陆架水流搅动带，形成鲕粒、生物碎屑、藻灰结核（核形石）和球粒潮坝或砂洲；③外陆架大型岛屿的背风侧，形成广泛分布的生物碎屑砂滩；④海边砂滩和潮道砂体，形成鲕粒、球粒和生物碎屑砂。在以上这些背景条件下，由于快速沉积物加积和海平面下降可使这些砂体周期暴露水面，造成砂体和相邻相带的快速变化。总之，碳酸盐砂滩沉积通常由分选良好的泥粒灰岩和颗粒岩组成，粒间、粒内、铸模孔隙发育，发育纹理、粒序及交错层理和强烈生物扰动，孔、渗条件普遍较好，储层大部分非均质性不明显。

图2-36 潮缘环境对油气聚集的控制作用

（2）生物礁体：是碳酸盐岩储层中最为重要的类型之一，根据形态可分为堡礁、圆丘礁、斑礁、环礁等，依发育程度分生物滩、灰泥丘、生物丘、圆丘礁和堡礁。礁体可发育于陆架及陆架边缘地带，前者礁体规模较小，包括生物丘、圆丘礁、补丁礁和边缘礁等，后者规模大，主要以堡礁为主。另外礁体也可发育于陆坡上斜坡地带（塔礁）。根据生物类型，划分为珊瑚、海绵、藻、生物碎屑等礁体类型。原始沉积的生物礁体普遍具有良好的储集性能，表现为高孔隙度特征，能否形成良好的油气储层，关键在后期的成岩变化。
3.台地前环境储层（包括碳酸盐滩和环礁、陆坡、盆地等环境）
该环境包括原地生物礁体（尖头礁或塔礁）、大型碳酸盐浅滩或环礁，斜坡到盆地由台地起源的碎屑沉积及远洋或半远洋碳酸盐岩和相关的硅质骨骼碎屑等储层。
（1）尖头礁或塔礁：发育于台地前缘背景，特点是高/宽比大，平面上呈近圆形或椭圆形，垂向上储层渗透性可高可低，主要依赖于内部岩性和后期的成岩变化，侧向与蒸发岩或盆地泥晶灰岩伴生，在垂向上或侧向上易于形成封堵而形成地层-构造圈闭。古代实例如密执安盆地志留系塔礁（图2-32）。
（2）大型环礁和近海浅滩复合体：在现代和古代碳酸盐环境中，环礁（围绕浅或深的中央潟湖边缘分布的环状礁体）和碳酸盐浅滩（远滨，浅水台地）形成的各种类型油气储层在世界许多盆地中广为发育，并且通常为页岩和蒸发岩所包围，形成了许多大型油气聚集层，大型环礁储层实例如典型的二叠盆地马蹄形礁（石炭—二叠纪）（图2-38），而近海大型浅滩复合体典型实例如巴哈马礁（白垩纪—现代）和阿尔伯达盆地泥盆系近海浅滩（图2-39），其储层包括边缘礁和颗粒灰岩滩、滩内补丁礁、环礁、潟湖相和潮缘相，其沉积厚度通常较大，物性条件较好。

图2-37 浅陆架和潮缘环境碳酸盐砂储层的几何分布

（3）斜坡到盆地相储层：台地、环礁和碳酸盐滩向海方向的斜坡和盆地环境中包括两种成因的碳酸盐岩油气储层，即①起源于浅水区而沉积于台地前的再沉积碎屑储层；②开阔大洋中从表面水沉降形成的半远洋和远洋细粒骨骼和相关的陆源碎屑储层。其中以再沉积台地碎屑储层最为常见，特别在克拉通内盆地中。
再沉积台地碎屑岩储层是指浅水陆架（台地、滩和环礁）及上斜坡起源碳酸盐碎屑通过各种重力块体搬运机制而在相邻深水斜坡或盆地背景中的沉积体（图 2-40）。包括岩崩沉积，如沿海底断层崖和峡谷壁形成的滚动和自由掉落块体或碎屑颗粒沉积、礁前砾岩和角砾岩等；由半固结和部分岩化岩体的滑动而形成的滑动或滑塌沉积；各种沉积物重力流沉积，如浊流、颗粒流、液化沉积物沉积和碎屑流沉积。其中，在现代沉积物和古代岩石中，浊流和碎屑流沉积是斜坡和盆地环境中最为常见的再沉积碎屑储层，它们既可直接沉积于台地边缘附近，也可搬运很远距离而远离台地边缘，而逐渐融入典型的薄层远洋和半远洋盆地沉积当中。再沉积碎屑储层的成分复杂，颗粒大小从泥晶灰岩—颗粒岩—巨砾岩不等，其层序和几何形态与相邻的盆地类型、沉积物搬运方式、台地—斜坡的角度、碎屑源为点源或线状源等有很大关系，孔隙体系表现为明显的复杂性和多变性，与沉积物原始结构成分及沉积水深、距台地远近、以及同沉积和沉积后孔隙的改造等有关。常见的储层形成模式包括海底扇、斜坡裙、片状碳酸盐碎屑流沉积等。

图2-38 得克萨斯二叠盆地北部中陆盆地省油田及马蹄环礁（C-P）等厚图


图2-39 加拿大西部阿尔伯达盆地横穿泥盆系 Golden Spike油田及近海碳酸盐浅滩复合体岩相剖面图

远洋和半远洋沉积储层指半远洋细粒碳酸盐岩和陆源碎屑及远洋碳酸盐岩沉积。一般其自身的储集物性较差，储层形成的关键在于是否存在裂隙和白云岩化作用，该类储层中最为常见的是深海白垩沉积。

图2-40 不同类型台地再沉积台地碎屑的类型和分布模式

（二）成岩作用在碳酸盐岩储层形成过程中的作用
1.成岩作用与孔隙形成作用
在成岩作用过程中部分原生孔隙可以得以继承和保存，如粒间孔隙、粒内孔隙、晶间孔隙、各种微孔隙（白垩）、生物钻孔和潜穴、骨架孔隙和窗格状孔隙等（图2-41）。碳酸盐岩储层由于早期成岩胶结作用强烈，与碎屑岩相比在早期成岩作用阶段就已损失了大量孔隙，在其之后的成岩作用过程中，由于碳酸盐胶结作用使岩石在早期固化，可以抵抗机械和化学压实作用而在坚硬的岩石骨架中保存有残留的各种原生孔隙。但与碎屑岩相比，主要由原生孔隙组成的储层是很少的，而大部分碳酸盐岩储层主要由次生孔隙构成。

图2-41 与沉积环境和相关因素有关的原生孔隙分布

碳酸盐矿物和非碳酸盐矿物的溶解作用可以使原生孔隙增大或产生新的孔隙，它是碳酸盐岩储层中发现的大部分孔隙形成的主要原因，如颗粒和岩层的溶解作用形成的铸模孔、溶蚀孔、洞等。碳酸盐岩中的任何组分均可发生不同程度的溶解作用。在早期地表成岩环境中，溶蚀孔隙主要是文石、镁方解石、方解石和硫酸盐矿物；在浅埋藏成岩环境中，文石和方解石是主要的溶蚀矿物；在地下成岩环境中，大部分次生孔隙由方解石、白云石及硫酸钙矿物溶解形成；在晚期表生成岩环境中，蒸发岩类矿物和碳酸盐矿物可发生溶解作用，从而在白云岩和灰岩中形成岩溶孔隙，一般而言，石膏、硬石膏、文石和镁方解石在灰岩和白云岩中优先或选择性溶解。地下溶解作用和（或）近地表不整合中的溶解作用由于产生了更多的次生孔隙，从而使许多碳酸盐岩储层的储集性能大幅度提高。实际上，在一些碳酸盐岩油气藏中，所有的有效孔隙都是由溶解作用产生的，该类储层主要形成于深埋环境或古岩溶中。
在碳酸盐岩储层中，油气产在白云岩中要比在灰岩中更多些，实际上更多的油气产在经过白云岩化或重结晶作用的灰岩中，主要是由于白云岩化作用可以使岩石孔隙度提高，大大改善碳酸盐岩储层的储集性能。其主要原因有以下几种理论：一是分子交代，这是著名的古典理论，认为灰岩被白云石分子交换时，其体积会收缩 12%～13%；二是淋滤作用，认为碳酸盐岩通过淋滤作用将其中方解石大部分溶去，使岩石中白云石含量相对增多而变成白云岩；三是溶解-沉淀作用，当含镁地下水在岩层中循环时，就产生溶解和沉淀作用，当溶解作用超过沉淀作用时就产生孔隙；四是一般的重结晶作用是使颗粒变粗，但当镁质含量增加时，不仅使颗粒变粗，同时使方解石转变为白云石，从而可能使孔隙扩大和渗透率增加。
同时在后期成岩和构造变动过程中可形成大量次生孔隙，如颗粒、角砾的破碎、角砾化及断层角砾形成的孔隙，节理和断裂作用形成的裂隙等。
2.成岩作用与孔隙破坏作用
碳酸盐沉积物的显著特点是早成岩及胶结作用强烈，胶结作用使碳酸盐沉积物中的孔隙减少，对孔隙具有明显的破坏作用，包括正常的碳酸盐的胶结作用、次生加大胶结作用、非碳酸盐矿物的胶结作用（如硫酸盐、盐矿物及燧石等）。在大多数碳酸盐岩储层中，地表胶结物和埋藏胶结物的分布都不均匀一致，这就是造成储层非均质性的一个重要因素。
埋藏成岩过程中的压实作用会使浅处尚未岩化的粒状灰岩、砾状灰岩的孔隙度减小。在无塑性颗粒的情况下，孔隙度的损失通常可高达 10%，如果塑性颗粒含量高，那么就可能损失所有的粒间孔隙，灰泥经机械压实作用所损失的孔隙度可以高达30%。
引起碳酸盐岩储层质量降低的另一个因素是压溶作用，随着埋藏的加深，压实作用在深部表现为压溶作用，原始的点状接触转变为长条状、凹凸状和缝合线接触，由于压溶引起的 CaCO3 可以作为方解石胶结物重新沉淀在孔隙和裂隙之中，从而使颗粒灰岩中的孔隙丧失殆尽，并使沉积物的厚度大幅度减小。
成岩作用与孔隙形成和破坏作用特征见图2-42。
（三）构造作用对碳酸盐岩储层的影响
构造作用对碳酸盐岩储层的影响主要表现在两个方面：一是由于构造抬升所造成的沉积间断面和不整合面附近的岩溶作用；二是与构造作用相关的各种节理、裂缝和裂隙。
1.构造作用与古岩溶
在世界范围内存在大量与沉积间断或不整合面有关的古岩溶型油气储层，如美国得克萨斯州西部中陆盆地下奥陶统顶部岩溶储层，堪萨斯州古隆起阿巴克尔灰岩（—C3-O1 ）的古岩溶储层，得克萨斯州西部二叠纪 San Andres 组中的 Yates 油田，墨西哥白垩纪 Golden Lane大油田，阿拉伯迪拜白垩纪阿尔都-森诺曼组礁灰岩岩溶储层，我国鄂尔多斯盆地下奥陶统马五段白云岩中天然气储层，四川盆地震旦系、石炭系、二叠系天然气储层，塔里木盆地寒武—奥陶系储层，渤海湾盆地任丘油田中上元古宇储层等均与古岩溶有关。这些古岩溶储层具有共同的特点，即①储集空间主要由岩溶作用形成的孔、洞、缝所组成，大小差别大，形状极不规则；②古岩溶地貌对储集性能具有明显影响，岩溶盆地中表现为岩溶物质的沉淀作用，可形成区域封堵，岩溶高地和岩溶斜坡储集条件普遍较好，在潜流带上部，最有利于水平溶蚀孔洞体系发育，古岩溶储层分布广且较稳定；③由于岩溶作用具有双重性，即一些地方溶蚀，必将造成另一些地方沉淀充填，从而造成古岩溶储层孔、洞、缝的分布在垂向和横向上的非均质性，这也是油气勘探中一直困扰人们的难题，也就是国内石油工作者常遇到的“潜山内幕”的识别和评价问题。
岩溶作用是碳酸盐岩溶解作用最为常见的方式，主要是通过水对可溶性岩石的溶蚀作用来实现的，在地质历史时期，分布最广而且对油气储层具有重要意义的可溶岩是碳酸盐岩，碳酸盐岩的厚度、化学成分、矿物成分和岩石结构及类型对岩溶的发育程度和发育特征均有明显影响。对于形成古岩溶型油气储层最有利的岩溶层是岩性单一、质纯、性脆、裂缝及次生孔隙均较发育的厚层细晶-粉晶白云岩及礁灰岩，微晶灰岩与白云岩互层的岩溶层组一般不利于形成大的溶蚀孔洞，但可选择性顺层溶蚀形成溶洞和溶缝，亮晶灰岩溶蚀速度一般较低，但当厚度较大、连续性好及次生孔隙和裂隙发育时，也可以形成很好的古岩溶型储层。有利于古岩溶发育的气候条件为炎热、潮湿的气候环境，其发育位置常处于沉积间断面和不整合面附近，区域地质构造对岩溶分区、可溶性岩层展布及产状和岩溶地貌等具有控制作用（图2-43）。

图2-42 成岩作用阶段与孔隙形成和破坏的关系

碳酸盐岩中与古岩溶有关的油气储层是近十几年来石油地质学家十分关注的问题，特别是关于古岩溶发育规律、储层分布及非均质性研究和岩溶型储层的预测和评价方面都是石油地质工作者仔细探索的课题。从国内外勘探实践表明，岩溶型储层在世界范围内是普遍发育的，可以形成“新生古储”或“古生新储”等潜山类油气藏，我国的任丘油田就很有代表性。

图2-43 岩溶型储层构造控制作用

2.构造作用与裂缝型储层
裂隙对于碳酸盐岩层中油气渗滤-储集起了极为重要的作用。而裂隙的发育程度主要取决于构造因素及岩性因素。构造因素对于裂隙发育的影响极为明显，通常认为岩层褶皱曲率最大的地方裂隙最发育，也是产油最丰富的地带。在梳状对称背斜中，构造顶部裂隙较发育；而在两翼较陡的箱状或似箱状背斜中，在翼部转折端裂隙较发育。裂隙主要发育于平行褶皱轴的方向，在横切面上作辐射状分布。裂隙孔隙度主要与褶皱半径及岩层厚度有关，当岩层厚度愈大而褶皱半径愈小时，则裂隙孔隙度愈大。例如基尔库克油田的生产井绝大多数分布在两翼上，构造顶部的井很少。在委内瑞拉马拉开波湖区马腊-拉帕斯裂隙性油田上，褶皱弯曲程度与产油率之间有着明显的关系，两个油田之间的鞍部为平缓的褶皱，不产油，拉帕斯油田的高产井都在背斜顶部附近，离构造顶部越远，产油率就越下降；在马腊-拉帕斯构造的倾伏端，油井的产量都很低。马腊油田的产油率比拉帕斯油田产量低，但较均匀，因为马腊构造的褶皱比较平缓。
在碳酸盐岩层中裂隙发育程度除了与褶皱弯曲程度有关外，亦与张力、压力等应力分布有关。最终形成的裂隙有些张开，也有些被紧密挤压，对油气储集和渗滤来说，张开裂隙起着重要作用。因此在不对称背斜上，由于应力条件不同，裂隙发育比较复杂。张节理常发育为两个组系：一个组系在缓翼上，走向与背斜轴平行；另一张开裂隙系分布在背斜倾伏端，形成两组与轴斜交的裂隙。相反在陡翼上代表一挤压带，这里裂隙都是闭合的。因此如土耳其莱曼油田，虽然在陡翼打了很密的井，但产油较多的井都在缓翼上。伊朗西南部油田过去认为裂隙密度最大的地方常在背斜顶部及陡峭的西南翼弯曲部分，最近发现在背斜的倾伏端上裂隙最密集，井产量最高。
此外，岩性因素对裂隙发育也起了重要影响，例如一个较脆性的岩层，即使在构造条件上处于不利于裂隙发育的地带，裂隙发育可能良好；相反，一个柔性岩层，即使处在构造条件很有利于裂隙发生的地区，也可能不发育裂隙或发育很差。一般认为裂隙发育程度由白云岩→灰岩→泥灰岩→石膏→盐岩依次递减。根据岩石化学分析结果，灰岩越纯，裂隙越发育。值得注意的是岩石中裂隙发育程度，常常与岩石的次生变化有关，特别是白云岩化作用及重结晶作用是增加碳酸盐岩层中构造裂隙和成岩-构造裂隙的主要因素，由于白云岩化作用或重结晶作用结果使岩石原始结构破坏，容易产生裂隙。如伊尔库茨克冰城围场寒武系白云岩中见有这种关系。非重结晶白云岩的裂隙平均密度为10 条/m，平均裂隙渗透率为12×10-3μm2 ，重结晶白云岩中裂隙平均密度为 22 条/m，平均裂隙渗透率为38×10-3μm2。
另一方面，也应该注意到，即使在同一地点、同一岩性情况下，由于岩层厚度不同，裂隙发育程度也有所不同。为了确定裂隙发育地带，在油气调查勘探工作初期可以通过对航空照片的解释进行裂隙研究。同时根据地表露头进行裂隙测量，将可得出更确切的资料。
综上得知，碳酸盐岩储集岩中孔隙及裂隙的分布控制着油气聚集，而这些孔隙及裂隙的发生及发育，常常与该区地质结构有关。因此必须对一个地区的沉积和构造发展史进行详细研究后，才可以推断碳酸盐岩层中孔隙、裂隙发育地带及形成条件，以预测碳酸盐岩地层中油气聚集特点，从而更有效地进行油气勘探。裂缝的形成可以由多种因素引起，如岩石成岩过程中伴生的裂缝、地层负荷改变引起的裂缝、风化作用形成的裂缝、孔隙流体压力改变也可产生裂缝，但常见而且具有一定规模和意义的裂缝则是由构造作用形成的，与构造作用有关的裂缝其成因较为复杂，它既可以是区域构造形成的裂缝，也可以是与褶皱作用、断层活动等相关的裂缝。一般区域性裂缝规模较大，具有相对持续性和连续性特点，通常是油气运移的通道。与断层相关裂缝发育部位相对局限，通常发育于断层两侧一定范围内，对储层有利的一面是可增加孔隙的连通性和渗透率，同时起到油气通道的作用。而可能真正起到对油气储集和孔隙连通作用的应该是与褶皱有关的裂缝和裂隙，特别在脆性地层发育的地区更具代表性（图 2-44）。另外成岩裂缝、地层负荷改变产生的裂缝对油气的储集也具有重要意义，如一些泥灰岩或钙质泥岩沉积由压实失水形成裂缝，冲断层发育地带由于冲断活动停止，平行冲断层方向发生松弛及后来的剥蚀减压，从而形成张裂缝和释放裂缝。
裂缝储层的研究和勘探常常是非常复杂的。裂缝的分布不仅与区域构造、局部构造有关，而且与构造形态、岩石厚度、岩石物理性质及埋藏深度等有密切联系，研究裂缝的发育规律，必须了解和掌握一个地区的区域构造和局部构造应力场及其变化特点，研究岩石的成岩变化过程，研究裂缝的发育期次和先后关系及裂缝的组合关系及其相应成因，在此基础上才能作到对裂缝发育的预测和评价，才能了解与油气运移和聚集的关系，进一步指导对裂缝性储层的油气勘探。

图2-44 川东南地区下三叠统嘉陵江组储层模式

（四）碳酸盐岩储层的分类评价
对于碳酸盐岩储层的评价问题，国内外不同学者从不同角度和不同地区出发及对评价要素的侧重不同，提出了多种评价方案，目前还很难说那种方案更为全面和适用。结合国内外有关资料，以四川盆地碳酸盐岩储层研究为基础，罗蛰潭等（1978）根据岩石学特征和毛细管压力提出了适合于我国碳酸盐岩储层评价的体系和方法，这里作简要介绍。
1.分类评价方法
首先，用铸体薄片观察储集岩的岩石学特征，包括颗粒大小、形状和表面形态、孔隙和喉道大小、形态及连通情况；岩石矿物成分和定名；孔隙成因及次生变化，胶结物及胶结类型，裂缝发育情况；测定面孔率；确定孔隙及组合类型等。其有助于对定量毛细管压力资料的解释。
其次，根据表2-6所示的分类体系将毛细管压力曲线参数分成 4 组对储集岩进行分类和评价。表中4组参数不需要同时使用，一般只选择较为适用的1组就能描述储集岩特征。除上述4组中17个参数外，分类时必须要考虑孔隙度和渗透率两个参数。
利用上述原则和参数对四川盆地二叠系、三叠系碳酸盐岩储层进行了分类评价（表2-7），在300多块井下岩样及部分露头样品分析资料基础上将储集岩分为5大类。
表2-6 毛细管压力曲线参数分组表


注：1atm（标准大气压）=101325Pa，下同。（据罗蛰潭等，1978）
表2-7 四川盆地二叠系、三叠系部分碳酸盐岩样品的岩性及毛细管压力特征


2.碳酸盐岩储层分类评价
类型Ⅰ———好储集岩：主要特征是发育数量较多的溶孔，四川盆地三叠系个别层段发育该类储集岩。其评价特征见表2-7。当钻遇该类储集岩时，可获高产气流。
类型Ⅱ———中等产能储集岩：以溶孔为主，同时也有一定数量的粒间孔。该类储层孔隙度相对较高，但渗透率较低，喉道细小，详细特征见表 2-7。该类储集岩由于渗透率较低，必须要采用增产措施提高气井产能，四川盆地三叠系地层中多见。
类型Ⅲ———小产能储集岩：孔隙为部分溶孔、局部较大的晶间孔及负鲕孔，物性条件较差，详细特征见表2-7。该类储层只有低的自然产能，酸化压裂后可达中等产能。在四川盆地二叠系、三叠系中均有发育。
类型Ⅳ———差储集岩：孔隙主要为晶间孔，极少量溶孔，孔、渗均很低，只有很低的储集潜能和很微弱的气体产能，详细特征见表 2-7。孔隙度高一些的岩石（2%～4%）通过增产措施也只能达到低产能水平，在四川盆地中分布较广。
类型Ⅴ———非储集岩：孔隙条件极差，孔隙度小于 2%，渗透率低于（0.03～0.04）×10-3μm2 ，岩石中细晶成分占75%以上，基本不具备储集岩的性质。详细特征见表2-7。该类岩石在四川盆地二叠系普遍发育，在储量计算时要注意对它的评价。

3. 碳酸盐岩储层特征

（一）海相碳酸盐岩储层的岩石学特征
碳酸盐岩按成分分为灰岩和白云岩两种基本类型，同时它们与粘土岩、碎屑岩之间也常出现过渡岩石类型。矿物成分最常见由方解石和白云石按不同比例混合而成，其次是方解石、白云石与粘土质之间的混合，少数可见到它们与陆源粉砂的混积岩，及与菱铁矿、石膏、硬石膏、盐岩等的混合类型。根据成分、成因、结构和储层意义，划分为灰岩、白云岩和生物岩（礁体）3大类型。
1.灰岩
根据灰岩中颗粒/灰泥比、亮晶/灰泥比及颗粒类型等多种因素，进一步划分为内碎屑灰岩、生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩、球粒灰岩、团块灰岩、藻灰岩和泥晶灰岩。
内碎屑灰岩：依内碎屑大小分为砾屑灰岩、砂屑灰岩和粉屑灰岩。它们均为早期沉积的灰岩经水流再次搬运沉积而成，根据颗粒的多少、水动力的强弱表现为微晶或亮晶结构。我国华北地区寒武系和奥陶系普遍发育的竹叶状灰岩就是一种典型的砾屑灰岩，这种岩石的成因可能是产于潮上带的微晶泥灰岩，发生干裂形成泥裂片，经潮水和河水的冲刷磨蚀改造所致，多代表了水动力较强或有底冲刷的沉积环境。砂屑灰岩是内碎屑灰岩中更为常见的类型，通常具有交错层理、波痕及各种冲刷构造，粉屑灰岩形成的水动力条件较弱。砾屑和砂屑灰岩多产于台地边缘浅滩相，能量高，多为亮晶胶结，孔隙度常较高，可成为良好的油气储层。
生物碎屑灰岩：或称为骨屑灰岩、介屑灰岩。岩石中的颗粒主要由各种生物遗体所组成，根据沉积时水动力强弱，胶结物部分可能是微晶（或泥晶）的，也可能是亮晶的。如纺锤虫灰岩、有孔虫灰岩等介壳灰岩。一般岩石质纯，厚层块状，微晶或亮晶胶结，代表陆棚浅水、正常盐度和清水环境产物，具有较好的储集条件。
鲕粒灰岩：一般鲕粒含量大于岩石组分含量的 50%，按填隙物性质可分为亮晶鲕粒灰岩和微晶鲕粒灰岩。通常形成于温暖浅水，搅动剧烈，强烈蒸发的环境，常产于碳酸盐岩台地边缘浅滩（鲕滩），也可产于潮汐砂坝或潮汐三角洲地区。鲕粒间多为亮晶胶结，粒间孔发育，若有早期暴露及淡水改造，则粒间及粒内孔均很发育，而成为良好的油气储集空间。我国川东地区飞仙关组鲕滩储层即为其典型代表。
球粒灰岩：常见为藻团或粪粒灰岩，粒度较小（多为粉砂级），球粒由微晶碳酸盐矿物组成，富含有机质。球粒灰岩形成的水动力能量不高，常产于礁后潟湖环境。
团块灰岩：古代岩石中不常见，一般不呈单独的团块灰岩产出，只有少数团块与生物碎屑或鲕粒共生，常见与藻灰岩共生。
藻灰岩：指由蓝藻、红藻、绿藻及其他藻类相关形成的灰岩。除可形成单独的藻屑和粘结岩外，根据构造形态可分为层纹石、叠层石、核形石和凝块石，前两者多产于潮上-潮间带，后两者多产于潮间—潮下带。藻类对其他生物和粒屑可起粘结和缠绕作用，构成粘结岩及泥晶粒屑（呈藻屑）灰岩，特别是在浅滩和礁的岩石中，藻类起很大作用。藻灰岩对油气的生储均具有重要意义。
泥晶灰岩：主要由小于0.03 mm的微晶、泥晶方解石组成的岩石。这种灰岩是水动力条件最弱或静水环境的产物，其形成条件与泥质岩相似。其中，最为典型的是白垩，它是一种柔软、易碎的粉末状的微晶灰岩，含有99%以上的碳酸盐矿物（方解石或文石），主要由颗粒藻、钙球等浮游的微体化石组成，粒径小于5μm，一般为0.005～0.002 mm，白垩多形成在半深海—深海环境，可与现代深海的抱球虫软泥相比，与粘土岩一样具有高的绝对孔隙度，具有一定的储集条件。
2.白云岩
根据白云岩的成因和产状可分为同生白云岩、碎屑白云岩、成岩白云岩和后生白云岩。
同生白云岩：是指在沉积环境中，在沉积后期形成的白云岩，即指原生沉淀的白云岩和准同生交代的白云岩。绝大多数白云岩是在广大的陆棚上由无机作用形成的，常形成于潮上或潮间带，在地质剖面上常与石膏、硬石膏、盐岩等蒸发岩共生。
碎屑白云岩：在潮间和潮上坪形成的白云岩，经过潮汐、风暴的冲刷、破碎、改造、搬运再沉积成碎屑白云岩（砾屑白云岩）或形成砾屑灰岩中的内碎屑白云岩块或碎屑白云岩晶屑。在潟湖、盐盆中，由于盐水干枯，边缘早先形成的白云岩，经过干裂、破碎、再堆积，也可形成（砾状或角砾状）砾屑白云岩。
成岩白云岩：指沉积物在固结过程中，碳酸钙被交代而形成的白云岩。可以通过对碳酸盐沉积物层内或地层不连续面的交代而形成，或海水通过潮上坪沉积物向上的散发作用而形成。
后生白云岩：是指在沉积岩形成之后的构造因素控制下，在局部范围内，灰岩被白云石交代而成的白云岩，这种白云岩和灰岩中的断层和裂隙有密切的关系。这种交代白云岩与灰岩常呈侧向过渡或突变式接触，常呈断层或裂隙充填物形式出现。
由于白云岩性脆易碎，易出现各种裂缝，同时其特殊的晶体组构，晶间孔隙发育，储集性能较好，是碳酸盐岩中重要的储层类型。
3.生物岩或生物礁
这里把生物岩或生物礁单独进行讨论，主要是考虑它在成因上的特殊性。许多研究者将礁体定义为：与周围地形相比有一定幅度由原地生物建隆形成的厚层碳酸盐沉积物堆积体，同时许多研究者又根据生物建隆的抗浪性和是否具有同沉积胶结作用，划分为“生态”礁和非生态礁（地层礁），这与组成生物建隆的生物和碎屑是否能形成固体骨架有关。形成生物岩或生物礁的主要生物包括珊瑚、藻、有孔虫、软体动物、头足类和层孔虫等。
根据礁体的岩性特征可划分为骨架岩、障积岩和粘结岩。这3种造礁岩石的结构反映了造礁生物的3种抗浪的作用方式或成礁方式。
骨架岩（framestone）：原地块状化石构成坚固骨架，基质（灰泥）、胶结物及孔隙充填骨架间的空间，由直立坚硬的形体所构成。
障积岩（bafflestone）：即障积灰岩或生物捕集灰岩，沉积物含有丰富的茎状（枝状）化石遗体，成为基质堆积的一种障壁，使细的灰泥得以沉积下来。
粘结岩（bindstone）：由生物的粘结作用形成。当生物分泌有机质时，通过生物化学作用而使海水中碳酸钙沉淀在生物体的周围。这种岩石的特点是没有连生硬体的生物骨架。
一个完整的生物礁体通常由礁核相、礁前相和礁后相 3 部分组成。礁核相是礁的主体，主要由造礁生物组成；礁核向陆地一侧为礁后相，其岩石大部分由来自礁的化石碎屑、砂屑灰岩、泥晶灰岩所组成，朝陆地方向延展，与以白云岩、砂岩及红色泥岩、硬石膏为代表的潟湖相交接；礁前相是礁核向海一侧以礁碎屑为主的堆积，向海盆逐渐与盆地相沉积物呈指状交接。
按形态划分为点礁、丘状礁、宝塔礁、马蹄形礁、环礁、小环礁和层状礁等。
点礁（patch reef）也称斑点礁或补丁礁，礁体呈圆形或不规则状，是在潟湖或滨外海底较小隆起上形成的孤立的小礁体。
丘状礁（knoll reef）：孤立近圆形分布于浪基面以下较深水的碳酸盐岩堆积体。
宝塔礁（pinnacle reef）：向上变小的锥状礁体。因成礁期海底持续下降而形成。多出现在深水带。
马蹄形礁（horseshoe reef）：多分布于开阔海盆中，向风一侧礁体发育，背风一侧不发育，礁体凸面迎风。
环礁（atoll）：礁体围绕海底比较大的隆起边缘生长，连接成环状，中心部分凹下成潟湖，它出现在滨外广海中。
小环礁（faro）：位于障壁岛（礁）的向陆一侧，是一种环状的生物堆积，中心的潟湖很浅。
层状礁：分布面积很大，位于碳酸盐台地上，相当于生物层礁。
礁体在现代和古代碳酸盐台地均有分布（图 2-29），依其发育位置和环境特点可分为4种类型：近海岸高能边缘礁体、陆架礁体、台地边缘礁体（或障壁礁体）和上斜坡生物建隆或礁体。
近海岸高能边缘礁体：通常发育于近海岸带，沉积环境水体能量高，其沉积特点与几何形态类似于台地边缘礁体。
陆架礁体：可以发育于陆架上各种水体能量和不同深度的环境条件下，基于几何形态、生物组成、内部结构和岩性特点可划分为点礁、补丁礁、灰泥堆、生物丘、生物滩和圆丘礁等。
台地边缘礁体（或障壁礁体）：该类礁体一般沿台地边缘具有相对较好的侧向连续性，但由于受潮流、礁体类型和发育程度不同的影响，其断续程度不一。根据水动力条件、生物种类及发育程度，台地边缘礁体存在三大类型（图2-30，Wilson，1974）。
上斜坡生物建隆或礁体：分布于上斜坡背景、台地边缘向海一侧，这些礁体通常具有较大的高/宽比和近圆形或稍伸长状外形。
（二）海相碳酸盐岩储层中的孔隙类型和特点
碳酸盐岩储层的岩性类型主要为灰岩和白云岩，其发育的沉积环境可以涉及滨海—深海盆地的广大范围，而碳酸盐岩储层发育的主要环境和相带包括潮坪相带、各种浅水台地陆架相（包括生物碎屑和鲕粒滩、礁体及浅滩砂体等），陆架边缘建隆（礁和砂滩）及位于陆架斜坡和盆地相中再沉积的陆架碎屑物质。
由于碳酸盐岩的复杂性和储层的非均质性，孔隙体系与碎屑岩相比要复杂得多，包括孔隙的大小、形态、规模变化不一，以及孔隙连通性和各种微孔隙、裂隙特性的变化等。碳酸盐岩的孔隙主要由原生孔隙和次生孔隙组成，由于碳酸盐岩多为生物成因，因而颗粒内部和颗粒之间、礁体生物骨架中存在大量的原生孔隙，加之碳酸盐岩在后期埋藏成岩过程中的各种复杂变化，可以形成各种次生孔隙类型和改造型孔隙及微孔隙等，因而孔隙的分类不仅要考虑孔隙的类型和成因，同时要结合它们的结构关系等，就目前的各种分类方案中，Choquette和 Pary（1970）的分类相对全面并得到了广泛应用。分类方案见图 2-31所示。

图2-29 碳酸盐台地礁环境略图


图2-30 碳酸盐台地边缘礁体类型


图2-31 Choquette和 Pray（1970）的孔隙分类方案

该方案中提出了“组构选择孔隙”和“非组构选择孔隙”两个概念。组构选择孔隙指孔隙的发育遵从沉积物或岩石中沉积颗粒和成岩组分的空间排列方式，如原生粒间孔、次生的铸模孔等；非组构选择孔隙指孔隙发育不遵从沉积物或岩石中沉积颗粒和成岩组分的空间排列方式的组构，如孔洞和裂缝等。
1.原生孔隙
指在沉积时就存在或产生的孔隙，主要有以下几类。
粒间孔隙：系存在于碳酸盐颗粒之间的孔隙，其形态似碎屑岩的砂粒间孔，但它们更复杂。按颗粒类型不同可有鲕间孔、砂屑间孔、砾屑间孔、生物间孔等。
遮蔽孔隙：指由于大颗粒（如生物）之间的遮蔽，使其下无沉积物而保留的孔隙。
粒内孔隙：存在于碳酸盐颗粒本身之内的孔隙，如生物（腹足类、双壳类、介形虫等）的体腔孔。
生物骨架孔隙：为生物骨架存在而形成的孔隙。
生物钻孔孔隙：即虫孔构造未被充填者。
鸟眼孔隙：指未被充填的鸟眼构造。
2.次生孔隙
指在沉积之后，在成岩后生及表生阶段的改造过程中产生的孔隙。主要有以下几类。
粒内溶孔：指原颗粒在后来经溶蚀作用而产生的孔隙。
铸模孔：当溶蚀作用继续进行时，粒内溶孔进一步扩大，直到把整个颗粒或晶粒全部溶蚀掉，而保留一个与原颗粒形态和大小一样的孔隙时，便称为溶模孔隙或铸模孔隙。常见的有鲕模孔、生物铸模孔及（石）膏或盐岩模孔。
粒间溶孔：由次生溶蚀作用产生的粒间孔。
晶间孔：多存在于晶粒状白云岩中的白云石晶体之间，是因灰岩的白云岩化而产生的孔隙，其孔隙小，但孔隙度可很高。
窗格状孔隙：沿层理面或节理面溶蚀而成的孔隙。
裂缝：由应力或收缩破裂所形成。
孔洞：由铸模孔溶蚀加大，裂隙、层理面或节理面的加宽和联合而成。
（三）海相碳酸盐岩储层类型和特征
海相地层中油气储层发育，类型多样，大类包括砂岩和碳酸盐岩两大类。根据岩性、岩相及成因可进一步划分为：浅海高能滩坝砂岩、近海三角洲砂体、海底扇及浊积扇砂体、潮缘白云岩储层、浅海高能浅滩碳酸盐鲕粒灰岩及砂屑灰岩储层、礁体、碳酸盐岩岩溶储层及裂缝性储层等。
1.浅海高能滩坝砂岩及三角洲砂体
浅海高能滩坝砂岩及三角洲砂体是海相盆地中最为广泛发育的储集体，其中在克拉通裂谷型盆地及被动大陆边缘型盆地中最为发育，如北海盆地、墨西哥湾沿岸盆地及西西伯利亚盆地北部等，由于经历了充分分选和磨圆，砂岩成分成熟度较高，物性普遍条件较好，特别是在浅埋条件下，物性条件极好，如墨西哥湾三角洲和海岸相储层中的东德克萨斯大油田储层，平均孔隙度 25%，渗透率 1000×10-3μm2 ，最大为 4000×10-3μm2 ，深部储油气层由于受沉积相、成岩作用影响，物性变化较大，孔隙度从小于15%到大于20%，渗透率从小于0.5×10-3μm2 到500×10-3μm2 ，储集空间既有原生粒间孔也有次生孔隙和微孔隙等。
2.海相灰岩储层
在海相含油气盆地中广为发育，其中高能滩坝鲕粒灰岩、砂屑灰岩是其主要的储集岩类，在许多大型含油气盆地，如波斯湾的侏罗系和白垩系、威利斯顿盆地下石炭统、墨西哥湾沿岸斯马科佛组（侏罗系）和白垩系斯利戈组等均发育高能滩坝鲕粒灰岩及砂屑灰岩储层，我国四川盆地川东地区三叠系飞仙关组鲕粒灰岩已成为重要的天然气储层。该类储层通常具有良好的孔渗条件，孔隙度一般可达10%～25%，渗透率平均在10×10-3μm2 以上，最高可达15000×10-3μm2 ，其分布呈带状分布，厚度较大，是非常重要的碳酸盐岩储层类型。
3.生物礁
碳酸盐台地上发育的礁体是最为常见的油气储层类型，在世界上许多盆地中均由其形成大型油田，礁体储层在志留系—第三系中最为重要。由于其具有重要的学术和经济意义，已有大量文献对现代和古代礁体类型、形态、形成背景、生物组成和演化及成岩作用进行了大量深入细致的研究。
比较典型的有密执安盆地中志留统塔礁储层（图 2-32），加拿大阿尔伯达省北部中泥盆统礁储层（图 2-33），礁体的储集性为良到优，其孔隙度变化很大，可从 3%～37%，平均孔隙度可达 10%左右，渗透率变化也较大，而且横向和垂向上也有差异，通常横向渗透率大于垂向渗透率，渗透率可从129×10-3μm2 到近1680×10-3μm2 ，礁体本身千姿百态，如边缘礁、环礁、弓形环礁、斑块礁及塔礁或堡礁等。加拿大阿尔伯达省彩虹（Rainbow）礁体由大小不同的礁岩隆组成，大的可长达 6 km左右，最小的只有几米，最大岩隆可突起海底近300 m，密执安盆地中发育的塔礁可达 90～180 m。因而礁体储层可能具有很高的生产能力，而且开采整个礁体仅仅需要几口井，含油饱和度大，约为85%～90%，原地石油的一次采收率可很高（约40%～50%），从而使该类储层成为引人注目的重要勘探目的层。

图2-32 密执安盆地中、上志留统横剖面示意图

4.白云岩储层
潮缘白云岩及蚀变白云岩也是重要的碳酸盐岩储层类型，在许多海相含油气盆地中均有发育，密执安盆地的一个大油田已从蚀变的白云岩中产出了3亿多吨油当量的油气。威利斯顿盆地奥陶系红河组潮缘白云岩储层及阿基垣（Aquitaine）盆地侏罗系潮缘白云岩储层均为重要的产层，白云岩中粒间孔、晶间孔、溶蚀孔洞、铸模孔隙发育，在晶间孔隙发育良好的地方，孔隙度可达20%，渗透率超过100×10-3μm2。
5.岩溶型储层
克拉通盆地在盆地发育演化过程中，由于地台层序沉积之后的抬升及海平面下降而发生剥蚀，特别是构造抬升而发生沉积间断及风化淋滤作用，使早期形成的台地相碳酸盐岩发生溶蚀作用，形成岩溶型碳酸盐岩储层，溶蚀型孔、洞、缝储层在一些海相含油气盆地中可作为重要的储层类型，特别是在不整合面发育的多旋回含油气盆地中，如三叠盆地、东西伯利亚盆地、塔里木盆地（塔河油田）、鄂尔多斯盆地（中部大气田）和四川盆地（威远气田）。

图2-33 加拿大西部中泥盆统彩虹油田岩石地层横剖面示意图

6.裂缝型储层
碳酸盐岩储层中的孔隙，除了原生孔隙及次生孔隙和孔洞外，裂隙起了重要的作用。裂隙不仅增加孔隙度，更重要的是增加渗透性。裂隙常常把原生孔隙和次生孔隙连接起来，形成渗滤-储集系统。因此在裂缝型碳酸盐岩储层中，油气产量主要决定于裂隙的发育程度。根据裂缝型储层的渗滤-储集特点可以分为两类：一类是岩石中粒间孔隙很小，孔隙性及渗透性都是裂隙产生的；另一类是有适当数量的粒间孔隙，裂隙主要促使渗透性大大增高，前者是真正意义上的裂缝型储层。裂缝型储层主要与后期构造活动有关。伊朗西南部油田就是裂隙性灰岩产油的著名例子，石油主要产自第三系阿斯玛丽灰岩；苏联高加索东北部山前带中的谢利油田，石油主要产自白垩系裂隙性灰岩中；此外如我国四川盆地震旦系也发育该类储层，石油的聚集与背斜上裂隙的密集程度有关。

4. 碳酸盐岩储层沉积环境

无论是在古代岩石中还是现代海洋中，碳酸盐岩和碳酸盐沉积物在世界范围内广为分布，而且主要分布于大陆架环境，在滨海、陆坡及深大洋中也有不同程度发育。陆架碳酸盐主要分布于北纬 30°到南纬 30°之间，但并不局限于此，例如，在澳大利亚南部的外海（南纬32°～40°）有数千平方千米现正在堆积着实际上是纯陆架性的碳酸盐沉积，同样的沉积物还呈分散小块堆积于西爱尔兰和西苏格兰的一些地区。
碳酸盐岩的岩石学特征、成分特征及生物生态特点、储层分布和特征等均决定于沉积环境。控制碳酸盐沉积作用的主要环境参数包括：温度、水深、CO2 的平衡、底质性质、水体混浊度、光照、沉积作用、盐度和压力，其中最主要的参数是温度和水深，特别是水深在不同程度上控制着光照、压力和温度。温度不仅决定海水中碳酸钙的饱和度，而且还控制着生物的分布（图2-20）。根据水深，海洋环境可划分为三个带：
滨海带（eulittoral）：指潮间带延伸到水深约 50 m之处的浅水地带，但对碳酸盐岩来说，造礁生物大量繁殖和非骨骼沉积物形成的最大深度约 15～20 m，这一深度可能是更为合理的下限值。
浅海带（sublittoral）：指从浅海的滨海带下限到深海环境之间的过渡带，该带以光照、温度的降低及压力的增大为特点。其深度范围一般包括大陆架和大陆坡的上部。
深海带（deep sea）：指深度超过 200 m 的深水环境，该带光合作用实际上已不复存在，产生碳酸盐岩的底栖生物群落的分布受到限制，所表现出的沉积作用主要是远洋沉积作用、深海浊流沉积作用等。
根据大的沉积环境背景可以将海洋沉积环境划分为陆架、陆坡和深海盆。陆架水深通常为0～200 m，坡度的突变把陆架边缘与水体较深的洋盆区别开来，洋盆中的水深一般大于1000 m（图2-21）。
（一）碳酸盐岩沉积环境
1.陆架沉积环境
根据地貌、水动力条件、盐度、透光性等各种特征，陆架环境可以进一步细分。由于这些因素的变化和相互作用，使古代和现代陆架环境中见到的碳酸盐岩沉积类型和特点丰富多样。断续横穿陆架的障壁或浅滩，是一种重要的地形限定标志，障壁本身也具有复杂多样的形态特点，例如伴生的礁岩隆、天然堤、三角洲、沙丘、障壁坝、潮坪、潮沟、潟湖以及向周围环境中倾泻各种物质的有效侵蚀区，同时，障壁地形的起伏直接影响周围水体的能量、温度和化学特征（充氧程度和盐度），进而影响障壁两侧生物发育特点和沉积颗粒的大小、分选等，相应对海相烃源岩和储层的发育具有明显控制作用。障壁的存在不仅造成内陆架和外陆架环境之间的差异，而且，大型障壁或堡坝的存在可以使陆架上出现陆表海（epicontinental sea）和陆缘海之分（图2-22）。障壁沉积物主要为高能环境下的各种砂坝、生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩、生物礁体等，是潜在的油气储集体。

图2-20 世界海洋中与温度有关的生物带的分布


图2-21 各种沉积环境示意图


图2-22 陆表海与陆缘海和大陆架的关系

陆架环境可进一步划分为内陆架和外陆架两种，其间为障壁所分隔。内陆架包括潮上带、潮间带、潮下带和潟湖等环境，为一局限海环境。
（1）潮上带：潮上带可再分为萨布哈（盐滩）、盐沼、卤水塘和岸塘等几种亚环境，它们发育于海水正常影响的范围之上，偶尔也被海水淹没，沉积物特征主要受气候影响，干旱区出现萨布哈，潮湿气候区发育广阔的盐沼，沉积物包括纹层状碳酸盐岩和球粒状粉砂岩及蒸发岩类。
（2）潮间带：是一个周期性地露出水面又被淹没的地区，以韵律性沉积为特点，可进一步分为前滨“岸边湖泊”、潮沟、天然堤、红树林沼泽和滩脊等亚环境。沉积物主要为白云岩、蒸发岩、藻坪叠层石和泥质灰砂等。
（3）潮下带：为最低潮线以下的地带，通常为一种低能环境，但在海流和波浪活动强烈的地区，能量仍可很高，此带中可以有珊瑚存在，有鲕粒发育，或出现水道、三角洲和生物碎屑滩，它是碳酸盐沉积的重要环境。
（4）潟湖环境：发育于潮下带，由障壁将其与广海分隔开，并以排水口与广海相连，是低潮时仍充满残留海水的障壁后面的浅水盆地。其无论在古代或现代均普遍分布。根据水流的注入情况和气候条件的变化，可分为淡化潟湖和咸化潟湖，淡化潟湖如为碎屑沉积，则以钙质粉砂岩、粘土岩和粉砂质粘土岩为主，如为碳酸盐岩沉积，以泥晶、微晶灰岩、含泥云灰岩为主，水体能量为安静—间歇动荡环境；咸化潟湖产生于干旱气候条件，生物属种单调，以细粒沉积和蒸发岩类沉积为主。
外陆架指障壁至陆架坡折地带之间的地区，通常为低能水动力环境，其发育宽度和程度主要受障壁类型和位置所控制，沉积物一般为低能泥晶或微晶灰岩，当障壁为陆架边缘生物礁体时，外陆架范围极窄，多数情况是礁体前缘直接与陆坡相接。
2.陆坡沉积环境
在陆架和深洋盆之间，为陆坡沉积环境区，以陆架坡折区和陆坡变缓为标志，沉积物主要由块体重力搬运方式形成，由斜坡上部或陆架坡折带沉积物发生破坏（通过周期性触发）而在陆坡上再沉积而形成。具体可包括：①岩崩沉积，石化的大块岩块由于破碎掉落再沉积而成，常可与泥石流相伴生；②滑动、滑塌沉积，由半固结沉积物块体沿破裂的底面移动再沉积就位所致；③在海底峡谷或陆坡表面形成的重力流沉积，包括泥石流、颗粒流、液化沉积物流和浊流沉积；④在陆坡下部由大洋底流活动而形成的等深流沉积。
3.深海盆沉积环境
这一环境发育均一的相对单调的沉积物类型，同时伴有漫长的无沉积期。在靠近陆坡地带可以发育远端浊积岩层序，而在广阔的大部分深海盆则发育细粒泥灰岩、钙质泥页岩、硅质泥岩和粘土岩。控制深海沉积的主要因素有两个：方解石补偿深度（CCD）和表层水的肥度。在 CCD以下，洋底就基本上不堆积方解石了，即生物成因碳酸盐岩的溶解速率和物质供应速率处于平衡状态。现代大洋中，CCD以上可堆积由有孔虫和超微化石低镁方解石质骨骼组成的钙质软泥，在 CCD以下，可形成放射虫和硅藻软泥及粘土。在海水肥度高的地区，在 CCD附近或之下可有一些生物成因的钙质沉积物，而在大洋中贫瘠的地区，由于生物稀少，主要堆积来源于风成、火山和宇宙物质的红粘土。
（二）碳酸盐台地
以上简要讨论了碳酸盐岩沉积形成的多种环境类型。根据对现代和古代碳酸盐岩沉积的研究表明，碳酸盐岩沉积主要可概括为 4 种类型：深海碳酸盐沉积，碳酸盐重力流沉积，钙质砂、钙质粉砂和灰泥及海岸陆棚沉积以及生物礁。而对古代地层及油气生成和聚集最具有意义的是后两种类型，它们组成了碳酸盐岩地层的大部分，同时形成于浅水坡度平缓的广阔地带，通常称之为碳酸盐台地，这一认识已为广大地质学家和石油地质工作者所接受。地质学家根据现代及古代碳酸盐沉积（岩）的大量研究工作，提出了一些碳酸盐沉积的模式，其中以Wilson（1975）的著名论著为代表。鉴于碳酸盐岩台地所具有的独特意义，这里将对其进行较为详细分析，以便为后续章节的论述奠定基础。
碳酸盐台地可发育于各种古构造环境中，其中以被动大陆边缘、克拉通内盆地、前陆盆地、弧后盆地等最为发育，根据其成因可划分为5种常见的成因类型（图2-23），即镶边陆架型台地（rimmed shelf）、缓坡型台地（ramp shelf）、孤立台地（isolated platform）、淹没型台地（drowned platform）和陆表海型台地（epicontinental platform）。每一种类型可以根据台地与台地边缘及其斜坡特征进一步细分，而且这5大类台地在一定的地质条件下可以相互转化。
1.镶边陆架型台地
镶边陆架型台地的显著特点在于向陆地一侧为台地潟湖环境，在靠近陆地的滨岸主要发育潮坪沉积，而在台地边缘向海一侧常发育连续到半连续的碳酸盐礁体或浅滩，而且在台地与深水盆地间有一明显的坡折变化，台地边缘的礁体和浅滩一般位于陆架和陆坡转折地带，因而形象地称该类台地为镶边陆架型台地，其规模通常在几千米到上百千米。进一步可将其分为3种类型（图2-24，Read，1985），即沉积型或增生型边缘镶边陆架台地、超越型边缘镶边陆架台地和侵蚀型边缘镶边陆架台地。
2.缓坡型台地
缓坡型台地以其相对平缓的坡降（一般＜1°）和较低的水动力条件与其他台地类型相区别，沉积物特征表现为近海岸的高能浅滩颗粒灰岩向海方向逐渐变成较深水的细粒碳酸盐沉积物并最终转变为盆地泥质岩类。在缓坡型台地中大型礁体极少发育，仅发育小型补丁礁、礁滩或生物丘。根据水体深度变化、水体水动力能量及相应的沉积物特征可划分为5个环境带和相应的沉积相，即内缓坡、浅缓坡、深缓坡、外缓坡和盆地相带（图 2-25）。

图2-23 碳酸盐台地主要成因类型略图

根据滨岸到盆地的几何形态可进一步划分为 3 种类型：单斜型缓坡台地（homoclinal ramp）、远端陡峭型缓坡台地（distally steepened ramp）和具滨外浅滩型缓坡台地（ramp with offshore bank）（Read，1982，1985；Chen和 Webster，1994）。
3.陆表海型台地
陆表海型台地是指地形平坦延伸极广的浅海沉积环境，该类沉积仅保存于古代沉积岩中，现代海洋中并无类似物。其沉积水体一般不超过10m，由于潮汐作用为广阔平坦的极浅海海底阻滞而能量逐渐消耗，在大部分时间里陆表海台地是一个较为安静而低能的环境，其正常浪基面深度很浅，一般小于5m，陆表海中主要的水动力作用和沉积作用来源于风暴事件。潮坪环境沉积、潮流沉积及风暴沉积组成了陆表海沉积的主体。根据 Irwin（1965）对陆表海的研究，提出沉积作用带可分为 X、Y、Z 3 个带（图2-26），X带为浪基面以下的低能开阔海环境，向岸过渡为较窄而具高能水动力条件的Y带，Z带为一宽阔（可达数百千米）的极浅水地带，为低能的潮坪沉积环境。
陆表海型台地由于原始地形和差异沉降及后期沉积作用而呈现出高低不平的现象，存在众多平缓起伏的潮上岛屿和潮间浅滩、线状水道和长条带点礁等。沉积物包括潮坪灰泥、白云岩沉积、叠层石和干旱气候条件下的蒸发盐岩类沉积，潮下灰泥、鲕粒灰岩、颗粒灰岩、浅滩灰砂、风暴形成的介壳层或砾屑灰岩等。

图2-24 镶边陆架台地的类型


图2-25 缓坡型台地沉积特征

4.孤立型台地
孤立型台地是一种特殊类型的碳酸盐台地（图 2-27），所谓“孤立”即不与陆架相连，其周围被深海水所包围，大小可以从几十千米到几百千米宽，台地周缘与深海水间为陡峭的边缘斜坡。其沉积水动力条件与其他台地类型有很大差别，主要取决于波浪和风暴作用强度，而朝风向和背风向不同位置的台地边缘具有不同的沉积特征，朝风向边缘由于水动力作用强烈，一般沉积物较少，而背风向边缘沉积较为丰富，多为球粒碳酸盐沉积物。孤立台地内部沉积物受水体深度的影响较大，如果台地内部水体较浅（＜20 m），沉积物为非生物骨骼质球粒砂和泥的旋回沉积，若水体较深，则以骨骼碎屑泥质碳酸盐为主。同时在台地边缘常伴有生物礁体或鲕粒浅滩及风成岛屿。其斜坡沉积特征类似于镶边陆架台地边缘斜坡。

图2-26 陆表海型碳酸盐台地水动力能量分带


图2-27 孤立型碳酸盐台地

5.淹没型台地
顾名思义，淹没台地指早期台地由于沉降作用或海平面上升超过其本身的加积作用，遭受初期或完全的淹没作用所致。引起碳酸盐台地被淹没的主要因素包括快速的海平面上升和碳酸盐产率的大幅减少（Tucker和 Wright，1990），其中海平面的上升可能与断层诱发的沉降作用、气候变化引起冰川消融及大洋中脊扩张等多种因素有关，碳酸盐产率的减少则与水体介质条件、营养物质的缺乏、气候变化、水体加深等因素有关。总之，由于沉积物的沉积速率跟不上快速海平面上升而导致台地被淹没。碳酸盐台地一旦被淹没，其沉积作用的特点与早期台地相比发生了很大变化，首先其沉积水体明显加深，浅水沉积相类型不复存在，而代之以深水碳酸盐沉积和远洋或半远洋沉积为特点，表现为结核状至薄层状细粒灰岩和薄页岩夹层沉积。
台地的淹没作用可分为初期淹没、完全淹没两种。初期淹没则指快速海平面上升使台地淹没，之后海平面停止上升，台地通过碳酸盐的连续沉积或碎屑物的堆积而使台地恢复到浅水环境，台地总体淹没的程度相对较弱；完全淹没台地指台地被淹没至透光带以下，从而使沉积作用异常缓慢，需要相对长的时间才能恢复到浅水条件。所淹没的台地类型可以包括上述所论及的各种台地类型，如缓坡型台地、镶边陆架型台地、陆表海型台地和孤立台地。
6.台地类型的演化
前面讨论的5种碳酸盐台地类型是几种典型的端元类型，它们之间在一定的地质条件下可以相互转化。如随着台地边缘斜坡逐渐变陡，单斜缓坡型可向远端陡峭型缓坡或镶边陆架型台地转化，同样镶边陆架型台地通过断裂下掉可向侵蚀型、悬崖超越型、增生型和缓坡型台地转化，早期台地通过边缘海增生而转化为孤立台地等，即一种台地类型不是一成不变的，随地质条件的变化可向其他台地类型转化。图2-28以缓坡型台地为例反映出台地的演化及其与其他类型台地间的转化关系。

图2-28 缓坡型台地的演化及与其他类型台地的关系

5. 致密碳酸盐岩储层

中国碳酸盐岩储层主要是湖相沉积形成的。包括二叠纪、白垩纪、古近纪及新近纪，空间上分布较广。
在湖盆形成、发育和萎缩的发展阶段中，湖相碳酸盐岩一般发育于构造活动相对稳定、湖盆水体持续扩张的阶段。
湖相碳酸盐岩主要特点：①广泛分布于浅水区。②具有层数多、单层薄、呈韵律性变化等特点。③岩性多样、受相带控制明显，不同相带上的碳酸盐岩类型，在平面上呈连续或不连续的带状环湖岸分布，滩相和礁相在滨浅湖区相对隆起的正地形顶部或斜坡地带发育，以泥质白云岩等。④产状因沉积相的差异而不同，多呈薄层状夹在黑色泥岩中。⑤湖相碳酸盐岩中陆源碎屑的混杂更为普遍。中国典型湖相碳酸盐岩以四川盆地侏罗系大安寨组、渤海湾盆地济阳坳陷古近系纯化镇组、黄骅坳陷古近系沙河街组、松辽盆地下白垩统、陕甘宁盆地上三叠统、山东平邑盆地古近系、广东三水盆地古近系、江汉盆地古近系潜江组、东濮凹陷古近系沙河街组、泌阳凹陷古近系核桃园组为主。另在，准噶尔盆地中二叠统等也有发育。
3.1.2.1 致密湖相碳酸盐岩储层类型及储集性
湖相碳酸盐岩储层多为裂缝—孔隙双重介质，物性总体较差(表3.4)，以基质孔隙为主，基质孔隙发育程度决定储层有效性，裂缝发育程度决定产能高低。

表3.4 中国部分地区湖相碳酸盐岩储层物性特征

按岩石类型，湖相碳酸盐岩可分为泥灰岩、泥云岩和泥云灰岩3类储层。按储集空间类型，可分为4种：①孔隙型，常见孔隙类型有粒间孔隙、晶间孔隙、生物格架孔隙等，储集性能较好；②溶蚀孔洞型，孔隙类型以溶蚀孔隙及溶洞为主，物性条件好；③裂缝型，多见于较薄的脆性碳酸盐岩，裂缝既是储集空间，又是油气运移通道，多属于中、低孔隙度储层，分布面积有限；④复合型，原生孔隙、次生孔隙和裂缝三者同时出现或出现其中的两种。
准噶尔盆地吉木萨尔、沙帐、玛湖地区二叠系粉砂质云岩、泥质云岩、云质粉砂岩储层致密，局部发育溶孔型与裂缝型储层泥云岩主要储集空间为溶孔、溶洞、晶间孔、晶间溶孔及微裂缝；以细小孔喉为主，纳米级孔隙与裂缝较为发育。如火北2井2320.8m段储层致密，常规显微镜下分析为微层状含粉砂质泥质云岩，未见可视孔隙，扫描电镜下发现大量纳米级晶间缝，2625.5m段核磁有效孔隙小于5%，可动流体孔隙小于3%，岩性为泥质云岩。
3.1.2.2 致密湖相碳酸盐岩储层成因
湖相碳酸盐岩主要经历了同生、潜流、淡水渗流、浅埋藏及深埋藏等5种成岩环境和多种成岩作用，对储集性影响较大的成岩作用有白云石化、同生胶结、大气渗流溶蚀、深层溶蚀和构造裂缝作用。不同成岩环境中，碳酸盐岩溶蚀作用发育程度不同，溶蚀作用在大大改善储层物性的同时，也使孔隙度在垂向上非均质性进一步增强。白云石化作用包括准同生白云石化和埋藏白云石化作用，受控于岩相。破坏性成岩作用有压实作用、胶结作用和充填作用等。
四川盆地侏罗系大安寨段灰岩储集性能的主要影响因素是裂缝，包括壳间缝、壳与胶结物之间的溶解缝，如构造缝和构造溶解缝—孔隙、壳内晶间孔—壳内晶间溶孔、溶孔—溶洞。
准噶尔盆地二叠系泥质白云岩致密储层，由于受成岩介质及有机质演化影响，成岩作用复杂，曾发生过白云石化、铁白云石化、方沸石化、去白云石化、硅化、钠长石化、方解石化、菱铁矿化、膏化、去膏化、黄铁矿化等多种成岩作用，对后期储层物性影响明显，尤其是白云石化作用对储层物性具明显改善作用。部分白云质岩中溶孔较发育，溶蚀孔发育程度与暴露时间长短、白云石含量及有机酸溶蚀作用有关，具选择性溶蚀特点。溶蚀作用的强弱与碳酸盐岩含量关系密切，溶蚀作用发生于云质岩含量较高的层段。微晶云岩、砂屑云岩与砂质云岩溶蚀作用较强，泥质云岩溶蚀较弱。
准噶尔盆地二叠系致密碳酸盐层“甜点”的形成及其控制因素有以下3种：①吉木萨尔凹陷芦草沟组云质岩溶蚀孔发育，云质岩储层储集性受云质、砂、粉砂含量多少影响明显；②克拉美丽山前凹陷二叠系平地泉组一段发育致密云质岩储层，局部发育溶孔型与裂缝型两类“甜点”，溶孔型“甜点”主要受沉积微相控制；③玛湖凹陷二叠系风城组储层中，风三段云质岩较发育，富有机质泥岩与云质岩呈互层，发育溶孔及微裂缝型“甜点”。
3.1.2.3 致密湖相碳酸盐岩储层形成与分布
湖相碳酸盐岩多形成于水动力条件较弱的湖湾环境。在陆源碎屑供应不足的湖湾区，水至深水区可形成泥云岩和泥灰岩。多以互层形式分布在碎屑岩剖面，厚度比例一般不到总厚度的15%～30%。

6. 碳酸盐岩储层的成岩作用特征

原生孔隙是在沉积作用过程中形成的，直接受沉积环境的控制，但在其沉积之后的埋藏成岩变化过程中，碳酸盐岩孔隙体系将会经历巨大的改造和变化，存在次生孔隙的发育和孔隙的破坏正反两个方面。成岩作用对于碳酸盐岩储层的影响要较碎屑岩储层更加明显，意义更加深远。
（一）碳酸盐岩成岩环境与成岩作用特征
1.碳酸盐岩成岩环境
从碳酸盐岩孔隙流体性质分析，存在 3 类主要的成岩环境带，即大气淡水成岩环境带、海水成岩环境带和地层水成岩环境带。其中，大气淡水成岩环境带和海水成岩环境带为地表或近地表环境，地层水成岩环境带以埋藏深处提供的卤水成岩作用为特征。在不同的成岩环境带具有不同的成岩作用特征。
（1）大气淡水成岩环境带
大气淡水成岩环境带以暴露于空气中为特征。大气淡水组成的孔隙流体对碳酸盐沉积物（岩）呈欠饱和状态，可溶解碳酸盐颗粒及基质，形成次生孔隙，同时溶解的碳酸盐物质可转移到它处沉淀，作为碳酸盐胶结物充填孔隙。该环境可分为两种情况，一是沉积物形成之后较短时期内暴露地表而发生的与大气淡水作用相关的成岩作用，另一种是经过一定地质时期埋藏成岩作用的碳酸盐岩，由于地壳构造运动抬升重新暴露地表，形成表生期大气淡水成岩环境。
（2）海水成岩环境带
海水成岩环境带以沉积物沉积之后尚未脱离原始海水介质条件下发生的各种成岩作用为特点。可进一步划分为蒸发海水成岩环境和正常海水成岩环境。蒸发海水成岩环境所产生的超盐度海水（60%～80%）使刚刚沉积的碳酸盐沉积物与蒸发海水发生相互作用，可发生大规模的白云岩化作用，对改造碳酸盐岩原生孔隙起到显著的控制作用。正常海水成岩环境胶结作用是其主要的成岩作用方式。
（3）地层水成岩环境带
地层水成岩环境带的特征是随沉积物的埋深孔隙流体已无近地表水的参与，孔隙水是地层中的封存水，即可以是大气淡水与海水的混合液，或经过高温高压的岩石与地层水的相互作用形成的化学混合卤水。在岩石和孔隙水的相互作用过程中，可以发生胶结作用、交代作用、溶解作用和重结晶作用，同时在高温高压条件下可发生压溶作用，特别是与有机质热降解产生的大量有机酸有关的局部欠饱和状态可以导致与溶解作用有关的次生孔隙。
2.成岩作用特征
碳酸盐岩与碎屑岩的成岩作用特征有很大的差异，对孔隙的发育和演化影响的方式和程度也有差别。首先表现在压实作用的不同，压实作用在碳酸盐岩成岩变化过程中的影响不明显，而对于碎屑岩起着重要作用；其次，碳酸盐岩的胶结作用在近地表或早期成岩阶段就已大规模发生，碎屑岩的胶结作用则是随埋深逐渐发生；第三，由于岩石学特征的差异，碳酸盐岩较碎屑岩更易发生各种类型的溶解作用、重结晶作用、白云岩化作用和各种后生变化。从而在孔隙类型、孔隙结构和孔隙演化等方面，碳酸盐岩有其自身特点。
（1）压实作用：包括机械压实作用和化学压实作用。其中机械压实作用主要对泥晶灰岩等低能沉积环境产物起较大的作用，而对各种颗粒岩和生物骨架岩由于在大幅度埋深以前的早期胶结作用使其固化，机械压实作用不明显。随着埋深加大，温度和压力增加，碳酸盐颗粒接触处发生压溶作用（化学压实作用），从而在没有应力作用的颗粒表面沉淀，最终导致缝合线接触。
（2）胶结作用：所谓胶结作用是指碳酸盐颗粒或矿物彼此粘结在一起，变成坚固岩石的作用。碳酸盐沉积物的胶结作用常是通过晶体在孔隙空间中的生长、碳酸盐泥的压缩和质点间的压溶作用完成的。现代碳酸盐沉积物的孔隙度一般是 40%～70%，而大多数灰岩的孔隙度小于 5%，主要是通过胶结作用使孔隙变小，并压实、固结而形成坚硬的岩石。碳酸盐沉积物的大规模胶结作用基本在近地表的渗流带和潜流带就已基本完成。碳酸盐岩胶结物主要为方解石，其次有白云石、硬石膏、天青石等。
（3）溶解作用：碳酸盐岩对于溶解作用尤为敏感，溶解作用可发生在成岩作用的各个阶段。一是早期成岩暴露受到富含 CO2 的大气水的淋滤发生溶解作用，使得鲕粒、藻球粒、藻屑、软体动物等溶解而形成铸模孔隙；二是在深埋地层水成岩环境下，有机质热降解产生的大量有机酸局部欠饱和状态可以导致部分（颗粒、胶结物等）碳酸盐矿物的溶解作用，形成各种溶蚀次生孔隙；三是表生成岩阶段地表水的溶解作用，特别是在古侵蚀面淡水渗流带的溶解作用可以对早先充填孔隙的盐类及碳酸盐矿物溶解起到很大作用，并可沿构造裂隙、节理缝溶蚀产生大量的溶孔、溶洞和溶缝。溶解作用对于碳酸盐岩储层的形成和发育具有重要意义。
（4）重结晶作用：重结晶作用是作用前后的矿物成分不变，而晶体大小、形状和方位发生了变化的作用。一般情况是晶体增大（进变重结晶），特殊情况下也可使晶体缩小（退变重结晶）。进变重结晶指沉积物埋藏以后，由于温度压力的增大，各种结构组分（灰泥、胶结物及颗粒）结晶程度增高、晶粒增大的过程；退变重结晶指鲕粒、骨粒等的泥晶化作用，可以通过生物钻孔、颗粒和生物的压碎等泥晶化实现。
（5）白云岩化作用：白云岩化作用主要指灰泥或灰岩中的方解石、文石或高镁方解石被白云石交代的作用。白云岩化作用可发生在不同的成岩阶段。
准同生白云岩化作用指灰泥尚在其原沉积环境中就被白云石交代而形成白云岩，其特点是白云石晶体呈自形—半自形，泥晶—微晶，成层分布，通常出现在潮上带潟湖、盐湖及潮上坪等环境。
成岩白云岩化作用指碳酸盐沉积物沉积之后，在其成岩过程中，由于邻近蒸发潮坪或咸化潟湖的高镁重盐水，向海方向倒流（称盐水回流或渗滤回流）并渗入多孔的碳酸钙沉积物中，而发生的白云岩化作用，成岩白云岩在碳酸钙沉积物内部或沿地层不整合面形成。成岩白云石常呈菱形的自形—半自形，晶体较大，有环带构造。
后生白云岩化作用指在构造作用下，地层中被压挤出的残余海水或深部地下盐水（也可能是岩浆残余水）沿层面、背斜轴部及断裂附近排泄，引起附近多孔的灰岩发生白云岩化作用。后生白云岩化常形成不规则的透镜体、脉状、蜂窝状夹于灰岩中，其分布局限、延长不远，没有一定层位，可切割层理层面，并常分布于裂隙发育地带。
由于灰岩被白云石交代后，体积减小约 12.3%，同时存在大量晶间孔和较强的抗压实性，所以白云岩储层对油气的储集具有重要意义。
（二）成岩作用阶段与孔隙演化
根据碳酸盐沉积的成岩变化特点可划分为早成岩作用阶段、中成岩作用阶段和晚成岩作用阶段。不同的阶段其成岩作用的特点不同，对储层的影响方式和影响程度也不同。
1.早期成岩作用
指沉积物沉积之后，在近地表水参与下的各种成岩变化，包括渗流带（潜水面之上）、淡水潜水带和海水潜水带（潜水面以下）。成岩作用特点是沉积早期形成的孔隙发生改变或破坏。包括沉积物沉积之后未石化和石化作用两个阶段。
石化作用前改变孔隙的各种作用包括：生物扰动、掘穴、藻类和细菌作用及有机质的分解作用及干化作用等。在沉积物沉积之后与水界面接触之时，各种生物作用和物理作用发育，在沉积物表面附近生物扰动和掘穴可形成部分孔隙网络，同时藻类、细菌等微生物使颗粒表面受到严重腐蚀和微晶化，能够产生有利于以后溶解作用或使颗粒不致外延增生的条件，从而对孔隙起到保存和延续的作用。另外，沉积之后水的动力作用可使沉积物被重新改造成角砾岩或砾岩，细粒灰泥可被捕集或渗入高能带已有沉积物孔隙中，特别在颗粒岩、粘结岩、生物碎屑岩中表现更加明显。钙质骨骼中有机质的分解可产生粒内孔隙，如一些藻丝沉积、有机质的腐烂分解可形成窗格状孔隙。其次，沉积物的干化作用可形成收缩裂隙体系，并能引起角砾化作用。
石化作用指在渗流带或潜水带通过各种物理作用和化学作用固结成岩的过程。石化作用的标志是通过文石及方解石的沉淀产生胶结作用，同时可以发生蒸发岩类的沉淀和溶解，在石化阶段随水介质条件的变化，方解石和文石不但存在沉淀作用也存在溶解现象。白云岩化作用也是该阶段普遍见到的一种成岩现象。胶结作用的方式包括颗粒周围包壳胶结、呈晶簇状嵌晶胶结和大晶体沉淀胶结等。早期成岩胶结以礁岩隆中最为典型。
2.中期成岩作用（埋藏成岩作用）
指沉积物从已脱离地表水的影响开始到再次被重新带到地表时的各种成岩过程，主要受深度、温度、地层水介质、埋藏时间、构造活动及其强度和持续时间及性质的影响。成岩作用方式包括压实作用、压溶作用、胶结作用、白云岩化作用、重结晶作用和构造的挤压和拉张作用。
沉积物埋藏之后，随着时间的推移和深度的加大，压实作用使颗粒重新排列、孔隙减小、脆性颗粒和碎屑发生破碎，在颗粒接触处，可发生压溶作用，形成缝合线，压溶产生的方解石可起到进一步胶结和充填孔隙的作用。同时在不断增加的温压条件下，早期成岩阶段较为稳定的碳酸盐岩也会发生变化，进一步发生各种类型的胶结作用、重结晶作用、溶蚀溶解作用和白云岩化作用等，从而使孔隙体系进一步被改造。在埋藏成岩作用过程中，构造运动强弱程度和性质对碳酸盐岩孔隙体系也起到明显影响，无论是挤压或拉张作用，均会使碳酸盐岩发生破裂而形成各种裂缝，在一定程度上对碳酸盐储层改善起到重要作用。
3.晚期成岩作用（晚期地表蚀变）
沉积物在经历早期成岩和中期成岩作用之后，通过构造运动使其抬升出露地表，所经受的成岩变化过程称为晚期成岩作用。晚期成岩作用对油气储层具有很重要的意义，世界上许多大型碳酸盐岩潜山储层的发育均与晚期成岩作用有密切关系。其成岩变化主要表现在：①碳酸盐岩抬升剥蚀所导致的减压作用能形成大量的破裂和节理；②抬升剥蚀及大气水的淋滤作用可使岩石发生大规模溶解作用，从而形成溶孔、洞和缝隙，同时还可出现白云岩化作用和去白云岩化作用，引起岩石的矿物学变化，对孔隙的类型和特点进行改变。
成岩作用对孔隙变化的影响见图2-34。

7. 碳酸盐岩储层的成岩作用特征

有两个区别：
一是沉积产生的位置不同，砂岩是异地生成的，而碳酸盐岩是原地生成的；二是碳酸盐矿物的化学活性比较高。第二个差异对成岩作用和储层性质有重要意义。除了碳酸盐岩结核和土壤发育之外，大部分硅质碎屑地层的早期成岩作用仅起次要作用，而碳酸盐岩的特点却在于广泛的早期成岩作用和孔隙度改变。