各主要盆地储层特征
寒武系—奥陶系储层以碳酸盐岩为主。碳酸盐岩储层研究采用了地震、测井、钻井岩心测试等综合分析方法（强子同，1998）。根据成因可将华北碳酸盐岩储层分为3类：①风化壳型储层；②白云岩类内幕型储层；③断裂岩溶带型储层。这几类储层可以相互过渡、复合或重叠。
1.储集空间
储集空间类型可分为孔、洞、缝三大类。其大小悬殊，分布不均。主要储集空间为次生成因（孟万斌，刘家铎，1999），多由构造作用和溶蚀作用形成，组合成为裂缝-孔洞型储层、裂缝-孔隙型储层和孔隙-裂缝型储层（李丕龙、张善文等，2003）。
总体上，潜山顶部以垂向溶蚀为主，发育风化壳型储层。储集空间以角砾间（溶）孔、洞和裂缝（含溶蚀缝）为主（图3-3-28a、b）。断层附近以侧向溶蚀为主，发育断裂岩溶带型储层（孔凡仙，林会喜，2000）。储集空间以角砾间溶孔、洞和溶蚀缝为主（图3-3-28c、d）。潜山内幕型储层以冶里组—亮甲山组为代表。储集空间以晶间溶孔、洞和溶蚀缝为主（图3-3-28e、f），明显受裂缝控制，常见缝、洞一体化现象。
2.物性特征
寒武系—奥陶系储层跨越多个层位，横向变化大，孔、渗参数统计结果（图3-3-29）显示有如下规律。
（1）奥陶系孔隙度明显优于寒武系
奥陶系各组平均孔隙度介于3.58%～10.68%之间，平均孔隙度为7.96%，峰峰组平均孔隙度最高（10.68%）。寒武系各组平均孔隙度介于1.61%～1.9%之间，平均孔隙度为1.64%。
（2）奥陶系渗透率总体优于寒武系
奥陶系各组平均渗透率介于16.7×10-3～357.5×10-3μm2之间，平均渗透率为60.08×10-3μm2，冶里组平均渗透率最高，为357.5×10-3μm2。寒武系各组平均渗透率介于24.4×10-3～38×10-3μm2之间，平均渗透率为26×10-3μm2。（图3-3-29）。
图3-3-28 渤海湾盆地寒武系—奥陶系主要储集空间类型
a—车古201 ；b—渤93 ；c—河北邯郸；d—桩古39 ；e—河北邯郸；f—车59
分析储层展布范围和厚度变化，发现渤海湾盆地寒武系—奥陶系内幕型储层物性以冶里组和亮甲山组最好，平均孔隙度和渗透率分别为5.34%、357.5×10-3μm2和5.38%、97×10-3μm2。
3.有效储层下限界定
综合分析黄骅坳陷和济阳坳陷的寒武系—奥陶系潜山储层测井参数与含油性关系（罗利等，2001），可以确定有效储层孔隙度下限为2.5%（图3-3-30a、b、e）、渗透率下限为1×10-3μm2（图3-3-30c、d）。同时，研究区潜山勘探经验表明（黎洪等，2002），如果裂缝发育，有效储层孔隙度下限小于2%（图3-3-30b）。
（一）储层优选
1.选取原则
适宜规模化CO2地质封存的储层应具备如下基本条件：相互连通的孔隙度大、渗透率高，储层条件下CO2的密度足够大以确保经济可行性；储层灌注能力足够大以避免灌注过程中地层压力过高（Doughty et al.，2008）。Bachu（2003）提出了一套储层选取原则，主要考虑盆地特征、储层特征以及社会经济等因素。具体选取原则、方法和步骤如下。
（1）盆地特征：包括盆地类型、构造背景、水动力条件、地温体系、盆地资源和成熟度等。
盆地类型和构造背景：适用于CO2封存的储层应处在构造相对稳定的区域，避免因构造活动导致CO2逸散出来。较为有利的盆地类型是内陆克拉通盆地、前缘盆地和被动大陆边缘盆地。
水动力条件和地温体系：为有效封存CO2，降低风险，盆地流体体系应该处于深部且为区域规模，受地形变化或剥蚀反弹驱动。另外，冷盆比热盆更利于封存，因为冷盆地表温度和地温梯度都较低，这样CO2在相对较浅的深度就可具有较高的密度。
盆地资源和成熟度：查明盆地内是否存在油气或矿产资源和开发利用程度。比较理想的情况是盆地曾富含油气且基本开采枯竭，这表明盆地储层物性好，并且发育有封存所需的盖层和地质圈闭，同时钻探资料丰富，施工基础设施条件相对较好。
（2）储层特征：包括地质特征、盖层封堵性、储层大小和储层深度等。
地质特征：断层、断裂和不整合等构造可能构成CO2向上运移的通道而泄漏地表，不利于封存。地层有一定角度倾斜可增加残余气封存，减少可动CO2含量，利于封存。另外地层倾斜可加强垂向运移，缩短最大水平运移距离（Hesse et al.，2006）。
盖层封堵性：储层上覆盖层必须是不（或低）渗透低孔隙度的地层，以阻止CO2垂向运移，使其长期稳定封存于储层内（Bentham and Kirby，2005）。因此，需要查明盖层的性质，寻找有效的储盖层组合，确保CO2地质封存的安全性。
储层大小：储层必须有足够大的空间，以封存大量的CO2。
储层深度：理想的储层埋藏深度，即可使CO2处于超临界状态的深度为800m以下，在此条件下CO2具有液体的密度，可以大量封存，同时又能像气体一样运移。
另外，要求孔隙度和渗透率较大，CO2容易灌注且可大量封存。储层流体性质和岩石矿物成分也直接影响着CO2的地质封存。如储层盐度较低时，CO2溶解度较高（APEC，2005）。
（3）社会经济因素：从封存安全性和有效性上讲，所选储层应符合法律要求并被公众认可和接受。第一，避免与矿产资源开发和地下水利用等发生冲突；第二，不危及生命安全，即不会给人类和动、植物造成伤害，CO2在封存期不发生泄漏（BachuS，2003）。
CO2封存的经济成本受多种因素影响，包括盆地所处位置（海上或陆地）、气候条件、CO2运输距离和灌注深度等。温和的气候条件、良好的基础设施和近碳源的内陆中等深度储层是节约成本的理想选择（Bachu S，2003；Gibson-Poole et al.，2007）。
2.单储层灌注能力模拟
通常选取储层时，需要进行谨慎的筛选和精细的地质特征描述。初步筛选时，需要评价盆地的适宜性并识别出可选储层。这一过程需要了解储层的地质背景，根据相关信息资料大致确定某些重要的储层特征参数，如储层体积大小、地下埋藏深度、孔隙度和渗透率等，为数值模拟提供必要的参数。同时运用常规油藏描述的研究方法，如对地质图、地球物理勘探、测井解释、岩心分析和压裂试验等资料的分析利用为储盖层筛选提供地质依据。
初步确定可选储层后，利用所建立的数值模型对各储层分别按照不同的灌注方案（给定速度、给定压力等）进行灌注能力模拟，掌握CO2在储层内的扩散速度、运动状态和各种状态的相互变化过程，计算单层封存量，优化灌注方案。
3.目标储层确定
根据单个储层灌注能力的模拟计算，对比各储层的最大灌注能力及封存量，确定具有最大单井灌注能力和单层封存量的储层以及对应的灌注方案，同时还要考虑CO2在储层中径向和垂向运移速度，以优选出封存量最大、安全性最好的储层。
（二）布井方案优化
1.灌注井布井方案模拟
通过对单井灌注能力的模拟，计算在给定灌注量的前提下所需灌注井的数量。通过数值模拟对多井布井方案进行优化，使它们既能完成目标封存量，又不出现井间互相干扰。
2.观测井布井方案模拟
封存场地地层的各向异性决定了灌注的CO2在储层中的各个方向上运移扩散速度不同。为了使监测井在预定的时间点能够监测到CO2的扩散情况，可以利用数值模拟技术对CO2扩散羽进行模拟预测，根据不同时间、不同方向扩散距离合理布置监测井。
（三）灌注方案优化
1.单层灌注方案模拟
采用给定灌注速率和给定灌注压力两种方式，对CO2封存场地各储层进行单层CO2灌注模拟，比较各储层在不同的灌注方式下CO2的扩散、运移情况，计算灌注能力和CO2穿透上覆盖层的时间等，对储层的封存能力和盖层的安全性进行评估。
2.多层统注方案模拟
在单层灌注模拟的基础上，结合其他可选储层进行多层统注模拟分析。灌注试验时，从底部储层开始射孔灌注，依次向上增加，直至所有的可选储层全部射开，灌注方式分别采用给定灌注速率和给定压力灌注。计算CO2的灌注能力，优选储层组合。
广泛，上覆青山口组超高压烃源泥岩，并有断层与其沟通疏导，具有得天独厚的油气成藏条件（图3-11）。
图3-11 松辽盆地地层岩性柱状剖面简图
中下白垩统泉头组的第三、第四段是深部咸水层和产油层位，平均厚度约50m，埋深约1200m。由于长山热电厂位于该油田附近，因此，该区域有可能成为CO2地质封存目标靶区。下白垩统夹杂了沉积于湖泊三角洲环境中的页岩、泥岩和砂岩（Huang et al.，2004），页岩和泥岩构成的盖层有利于CO2地质封存的安全性，故以下白垩统泉头组的第三、第四段中的砂岩为数值模拟的储层。
（二）二氧化碳地质捕集机理和相互转化模拟
为了预测CO2在储层中的扩散运移和不同CO2捕集方式之间量的转化情况，以及矿物捕集发生的时间和主要的固碳矿物等问题，数值模拟时利用更加详尽的建模区相关数据进一步丰富地质概念模型，针对CO2地质封存过程中的关键问题进行数值模拟。为了准确地计算CO2被不同捕集方式捕集的量和它们之间的转化情况，在模拟过程中设定以固定速率方式灌注。
1.地质概念模型和数值模型的建立
提取相关地层岩性的典型特征和具有代表性的参数，将建模区概化为一圆柱形、厚度为50m的均质二维砂岩体系的地质模型（图3-12）。在垂向上划分为5个模拟储层，每一储层厚度10m。水平方向上距离为10km，划分为50个径向网格，总共剖分为250个单元格。
灌注井附近为关键区域，剖分分辨率为0.2m，最外单元格设为具有无穷大体积的一类边界。CO2在底部灌注，注入的储层厚度为10m。CO2灌注速率为31.7kg/s（100×104t/a），灌注时间为100a，模拟时间为1 000a。模拟时采用多相流体和反应地球化学软件TOUGHREACT来进行模拟研究。
2.水文地质和水文地球化学条件
储层结构概化为以砂岩为主的均质多孔介质。岩石物理属性如孔隙度、渗透率来自于实验室测量和搜集得到的数据。
另外一些模型参数如毛细压力和相对渗透率等参数见表3-21（Wei Zhang et al.，2007）。垂向上压力分布采用静水重力平衡方法，重力系数取9.81。平衡后获得的顶层压力为12MPa，底层压力为12.9MPa。
储层储集岩矿物组成来自松辽盆地碎屑岩地层的岩矿分析成果（Wei Zhang et al.，2007）（表3-22）。因钠长石比钙长石不容易风化，在Audigane等的模型中（Audigane et al.，2007），斜长石的组成尚不确定。因此，本示例模拟时采用纯的钠长石来代替斜长石。
低温时，硅土的溶解受玉髓控制而不是石英（Pearce et al.，1996）。所以，玉髓被列为次生矿物。本示例模拟考虑到了灌注的CO2与围岩矿物发生化学反应时，可能产生的几乎所有的碳酸盐。这些碳酸盐的动力学参数和热力学参数参考现有的模拟研究以及室内试验和现场观测（Watson et al.，1994；Steefel et al.，1994）。
模型区深层地下水主要为NaHCO3型水。矿化度介于7 000～10 000mg/L之间。氯化物是重要的阴离子（浓度超过4 000mg/L）。在进行模拟反应前，首先进行水-岩地球化学模拟，通过平衡0.17M（mol/kg H2O）的氯化钠溶液生成类似于典型卤水成分，经合理的模拟时间来获得基本稳定的水相化学成分（表3-23）。
图3-12 CO2灌注二维径向井流模型示意图
表3-21 模型中应用的水文地质参数统计表
表3-22 模型中松辽盆地砂岩原生矿物初始体积分数及可能产生的次生矿物（体积分数为零）
表3-23 储层地下水化学成分的初始浓度
表3-23中的Iron包括Fe2＋、Fe3＋以及相关的化合物；Carbon指含C的物质总和；Sulfur是指含硫的组分总和。
3.矿物溶解和沉淀动力学
有些矿物反应速度很快是受平衡控制的，如方解石。而其他矿物的反应则是受动力学常数控制的，矿物溶解和沉淀的速度采用式（3-6）计算（Steefel et al.，1994）：
中国二氧化碳地质封存选址指南研究
式中：m为第m种矿物；rm为溶解/沉淀速度（正值表示溶解，负值表示沉淀）；km为与温度有关的速度常数，mol/m2·s；Am为比表面积；Km为每摩尔矿物与水反应的平衡常数；Qm为反应熵；αH＋为H＋活度；μ、v为由实验所确定的两个正参数。
对于很多矿物的速度常数k（T）可以用式（3-7）计算（Palandri et al.，2004）：
中国二氧化碳地质封存选址指南研究
式中：nu、H和OH分别为中性、酸性和碱性机制；Ea为活化能；k25为在25℃的速度常数；R为气体常数，8.31J/（mol·K）；T为绝对温度；α为反应活度。
涉及的矿物的溶解沉淀动力学参数取自搜集的数据（表3-24，Lasaga，1995）。
表3-24 模型中用到的矿物反应动力学参数
注：K25为25℃时的反应动力学常数，E为活化能。n为指数。
4.数值模拟结果分析
（1）超临界CO2扩散与液相溶解：图3-13显示了CO2饱和度在不同时间随空间分布情况。CO2灌注以后，超临界CO2从灌注井向储层扩散。灌注100年时，CO2两相区域已经扩散到径向距离4 000m左右（图3-13（a））。停止灌注后，CO2继续扩散，500年时CO2两相区域已经扩散到径向距离4 500m左右（图3-13（c）），1000年时扩散到5000m（图3-13（d））左右。从扩散速度来看，在灌注期间扩散得较快，年平均为40m；而停止灌注后，超临界CO2运移速度较慢，1 000年时年平均速度为1.111m。
图3-13 CO2饱和度在50年、100年、500年和1 000年后随空间变化分布图
图3-14为灌注的CO2被三种捕集方式捕集的量随时间变化曲线。可以看出在灌注期间CO2以气体（超临界态CO2，为方便称为“气体” CO2）的方式捕集的量最多。随着时间的演化，气体捕集的量减少，溶解于水相和矿物捕集的量逐渐增加。1 000年时，以气体的方式捕集的量为578×108kg，溶解于水相的量为222×108kg，矿物捕集量达到了200×108kg。虽然以矿物捕集的量最少，但是这些被捕集而固定下来的CO2可以被长时间地固定在深部地层中。本示例中，导致矿物捕集量较少的主要原因是因为模拟时，把斜长石用纯的钠长石来代替，因此，模拟得出的矿物捕集量是一个最保守的估计。
因超临界CO2的密度相对于咸水含水层中的地下水的密度较小，超临界CO2在沿着径向扩散的同时，受浮力作用，在储层中向上扩散（图3-12）。随着CO2的扩散，溶解于水相的CO2的量迅速增加。因超临界CO2溶于周围地下水而使该区域地下水的密度增加，在重力作用下，向下运动的CO2与在浮力作用下上升的CO2形成对流。此时，形成的混合物因密度大于咸水而开始下沉；随着溶解了CO2的咸水下沉而纯粹的咸水上浮，进一步增加了CO2的溶解量，也扩大了与CO2接触的咸水区域，从而扩大了CO2展布的面积，但尚不能使其均匀地分布于整个储层中（Hassanzadeh et al.，2007）。
随着地下水中CO2浓度的增加，地下水pH值逐渐降低。CO2灌注50年后，pH值在灌注井附近到达到3.1。随着酸度增加，如方解石等矿物与CO2发生化学反应而溶解，消耗水中的H＋与CO2，使pH的变化得以缓冲。停止灌注后消耗掉的CO2得不到及时补充，使得地下水的pH缓慢升高，在100年时pH值达到5.5左右（图3-15a），1000年以后达到6.0左右（图3-15b）。
图3-14 不同捕集方式捕集CO2量随时间变化曲线图
图3-15 pH值在100年和1000年时空间分布图
（2）矿物捕集：注入的CO2溶于地下水中引起pH的变化，介质中的酸碱度（pH）对大部分矿物的溶解-沉淀都有比较显著的影响，但对溶解度较大的盐类矿物影响不明显（韩吟文等，2003）。本示例研究中考虑到的能固定CO2的矿物包括方解石（CaCO3）、白云石［CaMg（CO3）2］、菱镁矿（MgCO3）、菱铁矿（FeCO3）、片钠铝石［NaAlCO3（OH）2］和铁白云石［CaMg0.3Fe0.7（CO3）2］（表3-22）等含碳酸盐矿物。
从图3-16 可以看出，在灌注期间即模拟的前50年内矿物捕集CO2的量几乎为零，当模拟时间超过80年以后才出现了极少量的矿物捕集。随着时间的推移，矿物的捕集量随之增加，100年时出现了少量的矿物捕集（图3-16a）。到1 000年时达到最大，单位体积储层介质可捕获4.37kg的CO2（图3-16b）。
图3-17 显示，铁白云石体积丰度变化在模拟时间内均为正值，说明此期间内铁白云石一直沉淀。模拟显示对CO2矿物封存起到主要作用的是铁白云石。菱镁矿100年内没有出现沉淀，大约500年时出现了少量的沉淀，1000年时体积分数产生的变化为10-5数量级，捕集量甚小，不能作为主要固定CO2的矿物。片钠铝石是在高CO2分压和富含钠铝硅酸盐溶液的条件下形成的，生成温度为25～100℃，形成于碱性流体、中性流体和弱酸性流体环境（曲希玉等，2008）。在本示例模拟过程中，灌注井附近CO2的分压没有超过180.0bar，且均呈强酸性，因此结果中没有显示片钠铝石沉淀。
在模拟时间内，周围地下水环境的pH值较低，方解石一直处于溶解状态，没有产生沉淀。同时也没有发现白云石产生。
5.主要结论
以松辽盆地下白垩统泉头组的第三、第四段中的砂岩作为CO2地质封存的目标储层，利用数值模拟方法对CO2地质封存的3种捕集方式进行了模拟分析，结果发现：
（1）CO2不同的捕集形式随着时间的变化而变化。灌注期间，大部分CO2以超临界形态存在于储层中，随时间增长，溶解于水中的CO2的量逐渐增加。停止灌注后，气体捕集量逐渐减少。由于CO2与水两相混合区的扩散、迁移和饱含CO2的地下水与非饱和地下水之间的对流混合，溶解于水的CO2显著增加，矿物捕集量随着时间的演化而增加。
图3-16 单位体积储层介质捕获CO2量（kg）在100年和1 000年空间分布图
图3-17 铁白云石500年（a）和1000年（b）时体积丰度空间分布图
（2）在灌注初期，随着CO2溶解于地下水，地下水的pH值开始降低。pH值的降低导致了方解石的溶解，同时消耗H＋和CO2。停止灌注后，CO2得不到及时补充，地下水的pH值有所增加。方解石一直处于溶解状态，同时没有发现白云石产生。菱镁矿发生沉淀时间较晚，且数量级较小，不能作为主要的固碳矿物；菱铁矿先产生沉淀后又全部溶解，不是稳定的固碳矿物，不能作为长期固定CO2。模拟过程中由于CO2分压过低以及储层环境偏酸性等原因没有出现片钠铝石沉淀。CO2矿物捕集过程中的主要固碳矿物为铁白云石。模拟显示，储层矿物捕集CO2的能力可以达到4.37kg/m3。
矿物捕集能力和原生矿物组分有关，如斜长石中钙的含量高，矿物的捕集量就高。如绿泥石含量高，矿物的捕集量就高。
（三）场地封存潜力及安全性评价
1.场地地质概况
据已有资料，本节重点研究盆地北部西部斜坡区、中央凹陷区和东南隆起区3个二级构造单元，包括西部超覆带、康泰隆起、龙虎泡阶地、齐家-古龙凹陷、大庆长恒、三肇凹陷、朝阳沟阶地、长春岭背斜和宾县凹陷等三级构造单元（图3-18）。
图3-18 松辽盆地构造单元划分及数值模拟场地位置图（据高瑞琪等，1997）
松辽盆地总体属湖泊-河流相沉积，岩性以砂岩、粉砂岩和泥岩为主。由此选择砂岩层作为储层。松辽盆地符合储层条件的地层包括：四方台组、嫩江组第三和第四段、姚家组、泉头组第一段、登娄库组第二和第三段。
从地层埋深来看，四方台组及嫩江组第三和第四段地层埋深小于800m，不符合CO2超临界状态的条件。姚家组地层在部分构造单元埋深为1000～2000m，CO2能以超临界状态封存。泉头组第一段、登娄库组第二和第三段地层大部分埋深大于2000m，符合埋深条件，但对CO2灌注的操作要求较高.经济成本相对较大.不适宜作为优先储层。初步确定姚家组地层作为优先封存地层。三肇凹陷单元又因其分布面积大、废弃井分布密度最小被认为最适宜作为CO2封存场地。选取松辽盆地三肇凹陷的姚家组地层作为CO2的封存地层。
模型选取三肇凹陷姚家组100m的砂岩地层作为模拟储层，二维模拟深度为1300～1400m，储层厚度为100m。
2.网格剖分
采用RZ2D型网格剖分，其中Z方向上100m，共剖分10个网格，每个网格10m。选取R方向上为10km。共剖分50个网格。这样剖分的网格总数为10×50＝500个。CO2灌注点设置在距模型底部15～20m的位置。
3.岩性参数的计算及选择
岩性参数中最重要的是孔隙度和渗透率，这两个参数都是随深度变化的。需要说明的是，模拟时将100m的岩层划分为10个储层，每个储层的孔隙度和渗透率相同，计算时选取埋深z为每层的中心点高程，利用相关计算公式计算孔隙度和渗透率，岩性参数、相对渗透系数和毛细压力模型等见表3-25。
表3-25 场地模型中应用的水文地质参数统计表
注：表中klr（液相的相对渗透率）、kgr（气相的相对渗透率）和Pcap（毛细压强）三栏中的S1指液体饱和度。
4.初始条件和边界条件
设定模型的初始压力为静水平衡压力。根据灌注点的压力条件，计算整个模型的压力分布。温度场的变化遵循地温梯度3.8℃/100m，计算后设置每个单元格的温度值，模拟过程中温度不变，为恒温模拟。模型的盐度和液相中CO2质量分数分别取0.4％和0。除CO2灌注点有CO2流入外，径向侧边界设为具有固定压强的无穷边界。CO2的矿物捕获是非常缓慢的过程，一般需要数千年的时间，在场地优选阶段暂不考虑矿物捕获。
根据所获得的场地的地质资料，建立二维径向地质模型对场地进行注入能力评价。在灌注模拟过程中分5个储层来注入，每次模拟一个储层。首先从最底层开始注入，然后依次向上。最后把5个储层的最大注入能力相加得到整个场地注入能力。为方便计算注入量，本次模拟采用固定速率的方式进行注入封存能力的估算。利用试探性注入方式通过模拟计算获取注入速率。注入时间为50a，模拟时间为100a。
5.模拟结果及分析
图3-19为该场地单储层注入时5个储层中CO2量变化模拟对比图。从中可以看出，单层注入时封存量最大的为上部的第一储层，注入速率达到0.70Mt/a，最小的为底部的第四储层，最大注入速率为0.45Mt/a，其他依次为第二储层为0.60Mt/a，第三储层最大注入速率为0.53Mt/a。按照此种单层固定速率注入方式计算，该灌注场地整体注入速率为2.28Mt/a。此注入速率是在不考虑各个储层之间影响前提下的估算值。
从各层注入能力来看，虽然储层深度越深越有利于CO2封存，但是由于储层压力随着深度增加而增加，注入量反而减小。相反，浅部储层由于压力小等原因注入量比深部大。
图3-20显示不同储层在灌注CO2时灌注井附近压力变化情况。从图中可以看出，4个灌注层内压力变化趋势基本上相同。在CO2灌注很短时间内，压力骤升到一个较高的峰值，达到205bar左右。之后，随着CO2的扩散，压力遂得以释放。由于维持着一个固定的灌注速率，CO2得到及时补充，压力一直维持着一个较高的值，其中第四储层的压力比其他储层要高，这主要是由于第四储层较深，初始的静水压力较高。当停止灌注CO2以后，储层的压力大幅度降低，基本上回落到初始的静水压力值，然后基本保持不变。
图3-19 封存场地不同储层中CO2量变化对比图
图3-20 封存场地不同储层压力变化对比图
从单个储层灌注能力来看，底部储层的灌注能力要低于上部储层，并且从压力的变化情况来看，底部储层的压力要比上部储层高得多。但是从安全角度分析，上部储层距离区域主力盖层的距离较近，一旦发生泄漏，上部储层的CO2会优先通过逃逸通道到达地表。
（四）灌注方案优化模拟
尽管深部咸水层中CO2封存量主要与储层本身性质有关，但储层改造等技术措施在一定程度可影响封存量。如果储层得以合理改造，可改善灌注条件，提高CO2封存量。因此，有必要对储层改造对CO2封存的影响进行分析，为灌注井完井方案提供依据。
采用前述场地所建的地质模型，设定不同层段射孔模型，从底部第1层开始，依次往上直至全部储层井段射开，进而分析射孔层段影响。考虑全部可选储层射孔的情况下，分别以给定速率和给定压力两种灌注方式对CO2灌注能力进行模拟，估算最大灌注量，优化灌注方案。
1.射孔层段
图3-21是深部咸水层中不同射孔层段条件下地质储层中CO2总量随时间变化关系曲线。
由图3-21可以看出，射孔层段越多，地质储层中的CO2量越大。其原因是射孔层段较多时，同样时间内压力升高幅度较低，CO2灌注速度下降之前，可在更长时间内以最大速度灌注。另外，比较全部4层射孔和仅底部1层射孔时地层中CO2总量的大小可以发现，射孔层段差异对CO2总量的影响程度较高。在模拟100年时为例，全部4层射孔时储层内CO2量为915×108kg，而底部单层射孔时为225×108kg，使CO2封存量升高幅度为306％。由此可见，在适宜的条件下，良好的储层改造可改善灌注条件。
2.不同的灌注方案对CO2注入量的影响
在实际灌注前，以多大的速率或者以何种方式进行灌注，才能既实现灌注量最大又能节约成本、降低实际操作难度是必须解决的技术问题。数值模拟可在所建的地质模型基础上，通过修改模型参数、模型边界和模型初始条件等方式实现不同灌注方案之间的对比，评估出封存场地最大封存量，选出最佳的灌注方案。本示例在讨论不同的灌注方案时主要以给定灌注速率和给定压力进行模拟。
（1）给定速率灌注：灌注速率过大，井内的CO2来不及扩散，积聚的CO2将导致灌注井内及井周围的压力急剧增加。井内高压要求提高相应的井口灌注压力，而井周围压力的升高易引起上覆盖层的破裂与失稳等一系列安全性问题产生。相反，灌注量过小将造成储层空间的闲置和无效运行成本的增加。通过数值模拟技术可以在红线压力范围内寻找出最佳的灌注速率与灌注量，优化灌注方案。
（2）给定压力灌注：进入到储层的CO2的量会随井内、外压力差变化而变化，起初由于井内、外压力差较大，CO2进入到储层的量多，随着CO2不断灌注，井内、外的压力差不断减小，甚至消失，此时CO2进入到储层中的量就会减少。
多层统注固定压力情况下的模拟同样采用灌注时间为50a。模拟时间为100a。按照给定压力方案进行灌注模拟时，处理井内各个层位压力时采用P0＋ρCOg△h的方法进行估算。其中，P0为静水压力平衡后获得的最上储层的压力；ρCO为超临界CO2的密度，根据实际平衡后的压力情况，取值700kg/m3。通过改变基础压力P0的倍数，不断增加井口的灌注压，且在灌注过程中压力保持恒定。
图3-22和图3-23为不同的灌注压力情况下，CO2进入储层的速率随时间变化曲线和灌注井附近第一储层压力随时间变化曲线。
从上图可以看出，当恒定压力灌注时，由于CO2的注入引起储层的压力不断变化（图3-23），导致井壁内、外压力差发生变化，根据达西定律，单位时间进入到储层的CO2的量相应发生变化（图3-22）。
图3-21 不同射孔层段条件下储层中CO2总量随时间变化曲线图
图3-22 不同灌注压力情况下单位时间CO2进入储层量变化对比图
图3-23 不同灌注压力情况下灌注井附近第一储层内压力变化对比图
图3-24 不同注入压力情况下储层中CO2总量变化对比图
从不同灌注压力下储层中CO2总量变化对比图3-24可以看出，压力越大进入到储层中的CO2就越多。但对应储层的压力亦相应增加大（图3-23）。100a时，当维持1.5P0时，进入地层的CO2量为6 863.99×108kg；当维持1.4P0时，进入地层的CO2量为5 612.53×108kg；当维持1.3P0时，进入地层的CO2量为4 323.50×108kg；当灌注压力维持1.2P0时，进入地层的CO2量为3026.70×108kg；当维持1.1P0时进入储层中的CO2量为1 725.72×108kg。
从增加幅度来看，从1.1P0增加到1.2P0，地层中CO2总量增加75.4％；从1.2P0增加到1.3P0时，地层中CO2总量增加42.8％；从1.3P0增加到1.4P0时，地层中CO2总量增加29.8％；从1.4P0增加到1.5P0时，地层中CO2总量增加22.3％。
综上所述，虽然高的灌注压力能够大幅度地增加地层中CO2的量，但同时也增加相应储层的压力。储层压力较高容易造成上覆盖层的破裂，形成CO2逃逸的通道，导致CO2的泄漏，并且加大了灌注工程实施的难度和经济的投入。从灌注压力的增加幅度与CO2进入储层量的增加幅度对比分析可以看出，当灌注压力在1.2～1.3P0时，CO2进入储层量的增加幅度较1.3～1.5P0时大。因此，综合考虑经济、安全和工程操作等因素，本示例模拟结果建议采用基础压力P0的1.2～1.3倍较为安全、经济。
1.塔里木盆地储层
塔里木盆地储层从震旦系到新近系各层系中均有分布。在中、新生界、志留系、泥盆系主要发育碎屑岩储层，上震旦统、寒武系、奥陶系主要发育碳酸盐岩储层，二叠系、石炭系既发育有碳酸盐岩储层，又发育有碎屑岩储层。由于地层的沉积环境，构造作用等影响，盆地内碳酸盐岩储层和碎屑岩储层的分布与发育情况有各自不同的特征。
(1)碳酸盐岩储层
1)震旦系储层。主要发育在上震旦统的上部，据沙雅隆起沙4井资料，储层岩性为藻白云岩、细晶白云岩、砾屑白云岩。孔隙类型以晶间孔和晶间溶孔为主，溶孔直径在50μm～1.6mm，溶孔之间连通性较好，裂缝发育程度中等，缝宽10～35μm，局部有方解石充填。储层类型为裂缝、孔、洞型。基质孔隙度在0.56%～13.3%之间，平均为4.45%，属于较好—好储层。
2)寒武系储层。主要发育在中寒武统。据沙雅隆起沙7井、英买34井等资料，储层岩性为细—粉晶白云岩、泥质白云岩夹砾屑白云岩及白云质泥岩。储集空间主要为晶间孔及晶间溶孔、溶洞，微裂隙较为发育。物性分析的基质孔隙度为2%～6%，平均为5.79%，属于中等—较好的储层。
3)奥陶系储层。主要发育在中下奥陶统。储层岩性有灰岩和白云岩两大类。在盆地中，白云岩储层大范围展布。是一套细—中晶为主的白云岩、砂砾屑白云岩和硅质白云岩，储集空间均以溶蚀孔、洞、缝为主，由于埋深普遍较大。已经在卡塔克隆起、沙雅隆起区钻遇较好的储层段。根据目前的钻探能力，有效的白云岩储层主要分布在这大型隆起区。灰岩储层岩性主要为微晶灰岩及球粒灰岩。以沙雅隆起阿克库勒地区最具代表性的14口钻井1093个岩心物性样品分析结果，灰岩储层的基块孔隙度为0.5%～5.3%，渗透率为0.5×10－3～10×10－3μm2，以差储层为主。由于塔里木盆地在加里东期、华力西期及印支－燕山期的构造抬升剥蚀，在沙雅隆起等地区中下奥陶统受到长期的不同程度的暴露、溶蚀，在风化面以下150～300m内形成了孔、洞、缝十分发育的古岩溶储层体，不仅可以作为油气运移的有利通道，同时也为油气聚集提供了良好储集空间，塔河地区最为典型(图5.21)。
图5.21 塔里木盆地塔河油田岩溶储层渗透空间类型
4)石炭系—下二叠统储层。主要发育在下石炭统巴楚组生屑灰岩段、上石炭统小海子组和下二叠统南闸组。巴楚组生屑岩段属于滨岸滩坝、台地浅滩和潮坪相沉积，储层中溶孔较发育，孔隙度一般可达3%～8%。巴楚组生屑灰岩在沙雅隆起和卡塔克隆起的厚度一般为30～40m，分布比较稳定，往西到巴楚隆起、麦盖提斜坡变厚到50～70m，岩性主要为生屑灰岩、砾屑灰岩、砂屑灰岩、鲕粒灰岩及泥岩白云岩和泥晶灰岩(图5.22)。
中国古生代海相油气地质学
图5.22 塔里木盆地滩相储层储渗空间类型特征|A—滩相颗粒灰岩中发育的粒内溶孔。塔河油田T727井O2yj5997m(－)长边长3.15mm;B—滩相颗粒灰岩中发育的粒间溶孔和粒内溶孔。塔中地区中4井O3l4902.00m(－)长边长3.15mm;C—礁云岩中骨架生物内溶蚀孔洞。普光气田PG6井P3ch5363.5m(－)长边长3.15mm;D—滩相鲕粒云岩中发育的粒内溶孔及粒间溶孔。普光气田PG2井T1f5185.9m(－)长边长3.15mm;E—滩相鲕粒灰岩中的鲕模孔及鲕内溶孔。川南地区坝19井T1j2168.5m(－)长边长3.15mm;F—滩相鲕粒|云岩中的粒间溶蚀孔洞、粒内溶孔，见自形石英生长。川南地区长14井Tj1500.2m(－)长边长3.15mm
上石炭统小海子组主要为台地相泥晶灰岩和颗粒灰岩，在沙雅隆起和卡塔克隆起的厚度为50～120m，在满加尔坳陷厚度在100～200m之间，巴楚隆起和麦盖提斜坡厚度为150～250m。在卡塔克隆起巴楚组生屑灰岩储层厚度在10～36m之间，孔隙度类型以粒间溶孔、晶间溶孔为主，物性分析孔隙度在0.41%～26.43%之间，平均为9.2%。在巴楚隆起－麦盖提斜坡地区，小海子组储层为滨岸滩坝相和台内浅滩相的颗粒灰岩、泥晶灰岩及白云岩，颗粒包括生物碎屑、鲕粒、砂屑、砾屑等。孔隙类型主要为粒间溶孔，孔隙度可达14.28%。
下二叠统南闸组碳酸盐岩储层主要分布在塔西南坳陷、巴楚隆起，属于浅海碳酸盐岩台地相和台地边缘相沉积。在巴楚隆起地区，南闸组储层主要为台地边缘相沉积，包括台缘生物礁和台缘浅滩亚相沉积。储层孔隙类型以晶间孔为主，孔隙度为2%～14%，渗透率在1.1×10－3～8.6×10－3μm2之间(表5.25)。
表5.25 巴楚隆起及邻区石炭系—下二叠统碳酸盐岩储层评价表
(2)碎屑岩储层
塔里木盆地碎屑岩储层以砂岩为主，岩石类型以低成熟度的长石砂岩和岩屑砂岩为主，其次是岩屑石英砂岩和长石石英砂岩。
1)志留系—泥盆系储层。主要发育在中—上志留统塔塔埃尔塔格组和上泥盆统东河塘组。中—上志留统砂岩储层主要分布于沙雅隆起和卡塔克隆起等地区，为海相临滨－前滨相沙滩沉积，砂体总厚度为100～300m左右，最大单层厚度可达38m。物性分析砂岩的孔隙度为2.99%～21.97%，一般为10%～11%，渗透率0.01×10－3～167.4×10－3μm2。上泥盆统东河砂岩段储层主要分布在沙雅隆起的东河塘－哈拉哈塘凹陷，草湖凹陷及卡塔克隆起。储层厚度在满参1井最大可达388.5m，在顺托果勒隆起地区为100～150m，属于障壁滨岸和前滨、临滨沉积。东河砂岩的矿物成熟度和结构成熟度都很高。
钻井资料表明，东河砂岩厚95～162m，地震相表现为空白反射特征，这主要反映了大套岩性较纯的滨岸相细砂岩、粉砂岩地层，其平面上主要分布在巴什托的西部与西北部。沉积相主要为滨岸海滩、砂坪微相。
2)下石炭统卡拉沙依组砂岩段。在研究区东部，卡拉沙依组上部有一套滨岸平原－沼泽相碎屑岩、碳质泥页岩夹煤线的地层。储集类型主要为岩屑细砂岩、长石岩屑细砂岩、石英粉砂岩、石英中砂岩及砂砾岩。石英含量为44%～95%;长石平均为5%;岩屑为4%～32%;填隙物平均为11%，其中泥质为5%，方解石为6%;分选好—中等，磨圆为次圆—次棱角状，孔隙－接触式胶结，颗粒以线－点式接触为主。
2.准噶尔盆地储层
据目前资料，该盆地石炭系—二叠系储层发育。既有碳酸盐岩，又有碎屑岩，但总体物性相对较差(表5.26)。
表5.26 准噶尔盆地石炭系—二叠系储层物性特征表
3.鄂尔多斯盆地储层
受古构造格局及不同时期沉积相带的控制，鄂尔多斯盆地奥陶系的储层类型主要包括东部米脂坳陷南部的盐下储集体、北部的岩溶残丘储集体、古隆起与米脂坳陷之间的风化壳岩溶储集体、古隆起鞍部的马四段白云岩储集体、中央古隆起西部的中奥陶世深水重力流储集类型，以及中央古隆起—韩城古隆起南部的礁滩型储集类型。
(1)盐下储集体
主要分布在盆地东部地区。鄂尔多斯盆地东部早奥陶世属膏盐湖沉积，奥陶纪马家沟期马一、马三、马五段是蒸发盐岩沉积的鼎盛时期，膏盐岩面积达5×104km2。受气候和海平面变化的影响，膏盐湖沉积与潮坪沉积交替出现，从而形成了白云岩与膏盐岩相互夹持的剖面序列。马五段中下部、马四段上部、马三段、马二段中上部普遍发育准同生白云岩、重结晶白云岩及生物碎屑、鲕粒滩和风暴滩相残余颗粒白云岩等储集岩类。
白云岩储层以晶间孔、晶间溶孔、膏盐晶模孔、针状溶孔、斑状溶孔为主，并有成岩缝、构造缝、岩溶缝伴生。除斑状溶孔充填程度较高外，其他孔隙基本未充填或半充填，孔隙面率一般1%～6%，最高可达8%～10%。根据孔隙、裂缝的数量、产状及组合关系，可将膏盐岩下伏白云岩储层分为孔隙型、裂隙－孔隙型和裂缝型3种类型(表5.27)。储层孔隙度一般1%～8%，最高可达12.8%。
表5.27 鄂尔多斯盆地盐下储层孔隙类型划分表
(2)岩溶残丘储集体
岩溶盆地可进一步划分为:盆地、残丘和沟槽。盆地和沟槽处于基准面之下，是主要的汇水区，长期积水;残丘处于基准面之上，虽能汇水，但不积水，其汇集的地下水又向更低的盆地和沟槽地区流动。通过石炭系本溪组厚度成图，可以镜像地反映本溪组沉积前岩溶盆地中的古地貌形态。由于鄂尔多斯盆地构造稳定，以整体沉降为主，这一古地貌形态也近似地反映了裸露风化壳期岩溶盆地中的古地形形态。从本溪组厚度图上可以看出，在裸露风化壳末期，鄂尔多斯盆地总体处于中部高、东西低的构造格局，在东部岩溶盆地中存在零星分布的岩溶残丘，主要集中于米脂附近，其与周围坳陷的幅度差虽仅为10m左右，但却控制着局部岩溶储层的发育。岩溶残丘的斜坡带，岩溶水动力分带明显，上部为渗流带岩溶，下部为潜流带岩溶，潜流带岩溶厚度大于渗流带岩溶厚度。渗流带水以垂直运动为主，常形成溶缝、垂直溶孔等。潜流带的地下水以水平运动为主，为地下水径流区，故在潜流带形成层间溶洞、层内溶缝及经过晶间孔、膏模孔溶蚀扩大的呈层状分布的溶孔、溶洞等。由于岩溶残丘斜坡位置渗流带、潜流带岩溶作用形成的孔、洞、缝发育，连通性好，以未充填、半充填为主，故储集条件好。中晚石炭世本溪期，鄂尔多斯盆地重新接受了沉积。海水自东向西推进，但此时海水的规模较小，在微隆起带附近由于大气淡水与海水的混合，容易发生混合水岩溶作用(图5.23)。同时由于微隆起带的存在，海水中携带的大量泥砂主要围绕微隆起带周围发生沉淀，从而有利于微隆起带上早期溶蚀孔洞的保存。本溪期沉积之后，岩溶体系由开放环境转变为封闭环境，决定该时期岩溶作用的主要因素是压释水及其早期孔洞的连通性，由于微隆起带早期孔洞保存较好，压释水溶蚀的物质能被带到其他区域发生沉淀，因而有利于岩溶作用的进一步发生。正是由于早期岩溶洼地中微隆起带的存在，才致使充填严重的东部岩溶洼地中仍然在局部存在孔隙保存较好的区域。
(3)风化壳岩溶储集体
奥陶纪马五期，由于海退，岩相古地理呈现陆→坪→滩→海的四重格局。尤其是在膏盐湖的周缘，含膏云坪相、云坪相广泛分布。在这些含膏云坪、云坪环境，由于准同生白云化作用，形成云坪型准同生白云岩。白云石为泥晶、粉晶结构，晶体之间缝合镶嵌接触，致密而均匀，孔隙结构不理想，储集性能较差。但由于在加里东抬升期，中部马五段准同生白云岩进入表生成岩环境，遭受风化、淡水溶蚀及膏盐矿物溶解。特别是中央古隆起的云坪相准同生白云岩分布区，古风化壳期位于靖边－志丹岩溶斜坡，岩溶发育，产生丰富的溶蚀孔、洞、缝及铸模孔、晶间溶孔，风化裂缝，可以形成裂缝－溶孔型、晶间孔型储层。因此盆地东部膏盐湖周缘，特别是毗邻中央古隆起东侧的云坪型准同生白云岩分布区为风化壳岩溶储层发育的有利区域(图5.24)。
图5.23 鄂尔多斯盆地微隆起(岩溶残丘)对岩溶作用的控制作用
(4)马四白云岩储集体
鄂尔多斯盆地奥陶系沉积时期处于“三隆两鞍一坳陷”的沉积格局，古隆起鞍部受频繁海水进退的影响，白云岩体发育。特别是天环坳陷北段白云岩体，南北长约200km，东西宽约40～80km，总面积约10000km2，呈现出一个超大型储集体的轮廓。对于这一特殊白云岩体的成因，目前主要认为是混合水白云岩化和后期的热水改造作用。
混合水白云岩化主要是由于当斜坡相的地层沉积时，古隆起处于暴露状念，自然降水沿着斜坡下降，在鞍部与海水混合，这种混合水的离子强度减弱，Ca2+/Mg2+比降低，从而使石灰岩白云岩化。天环北段处于祁连海和华北海连通的枢纽地带，自然是混合水白云岩化发育的理想区域。白云岩化过程中，以海洋渗透水、潜流水为主体，兼及陆海的回流渗透水的影响，具有多期次、多旋回、多类型的特征。热水白云岩化主要是由于后期深埋藏期的改造作用，天环北段紧邻西缘断褶带，后期构造活动强烈，断裂发育。断裂活动沟通了深部的热水和浅部的冷水，致使交代白云岩的发生。大量冷、热水水质分析结果资料表明，Ca2+与Mg2+的运移总是随地下水的流动而流动。当水温在45℃以上时，Ca2+的含量随水温升高而升高，Mg2+的含量则趋向于稳定在一定范围内。由于地层深部的热水和浅部的冷水因质量密度的不同及在静压力作用下而产生对流，上部的冷水把大量从泥质岩层中粘土矿物转换(蒙脱石相变为伊利石)和压实、压溶等成岩作用释出的Mg2+带到深部，而深部的热水又把大量Ca2+(富Ca2+热卤水和石膏溶解的Ca2+)带到浅部。对流作用长期进行，总的趋向是下部(老)地层贫Ca2+、富Mg2+，上部(新)地层则多Ca2+、少Mg2+。
(5)礁滩型陆储集体
主要分布中央隆起—韩城隆起的斜坡区。
图5.24 鄂尔多斯盆地奥陶纪马五晚期岩相古地理
(6)深水重力流型储层
主要分布古隆起西、南斜坡区。
4.华北地区储层
寒武系—奥陶系储层以碳酸盐岩为主。根据成因可以分为3类:风化壳型储层;白云岩类内幕型储层;断裂岩溶带型储层。这几类储层可以相互过渡、复合或重叠。
(1)储集空间
储集空间类型多，孔、洞、缝三大类均有，大小悬殊，分布不均。主要储集空间为次生成因，多由构造作用和溶蚀作用形成，组合成为裂缝－孔洞型储层，其次有裂缝－孔隙型和孔隙－裂缝型储层。
总体上，潜山顶部以垂向溶蚀为主，发育风化壳型储层;储集空间以角砾间(溶)孔洞和裂缝(含溶蚀缝)为主。断层附近以侧向溶蚀为主，发育断裂岩溶带型储层;储集空间以角砾间溶孔(洞和溶蚀缝为主，潜山内幕型储层以冶里组—亮甲山组为代表;储集空间以晶间溶孔)洞和溶蚀缝为主。明显受裂缝控制，沿裂缝为相对发育带，常缝、洞一体化。
(2)物性特征
寒武系—奥陶系储层层位多、横向变化大，孔渗参数统计结果(图5.25)表明:
1)奥陶系孔隙度明显优于寒武系。奥陶系各组平均孔隙度介于3.58%～10.68%之间，总平均孔隙度为7.96%，峰峰组平均孔隙度最高(10.68%);寒武系各组平均孔隙度介于1.61%～1.9%之间，总平均孔隙度为1.64%。
2)奥陶系渗透率总体优于寒武系。奥陶系各组平均渗透率介于16.7×10－3～357.5×10－3μm2之间，总平均渗透率为60.08×10－3μm2。冶里组平均渗透率最高，为357.5×10－3μm2。寒武系各组平均渗透率介于24.4×10－3～38×10－3μm2之间，总平均渗透率为26×10－3μm2。
图5.25 寒武系—奥陶系孔隙度、渗透率垂向分布(括号内为样品数)
综合储层展布范围和厚度，研究认为华北东部寒武系—奥陶系内幕型储层物性以冶里组和亮甲山组最好，平均孔隙度和渗透率分别为5.34%，357.5×10－3μm2和5.38%，97×10－3μm2。
5.四川盆地储集层
四川盆地储集岩发育，包括碎屑岩和碳酸盐岩两种类型，以碳酸盐岩为主，沉积环境的多样性，形成了盆地特有的储层组合(图5.26)。
碎屑岩的岩性为灰、浅灰色中至厚块状砂岩、含砾砂岩，分布于上三叠统须家河组、下侏罗统白田坝组和中侏罗统千佛岩组，厚249.56～572.53m。
碳酸盐岩的岩性复杂，以灰、浅灰、灰白色粒屑灰岩、鲕粒灰岩、生物礁灰岩、白云岩、残余鲕粒白云岩、溶孔白云岩为主，主要分布于上震旦统灯影组、上石炭统黄龙组、中二叠统栖霞组、上二叠统长兴组、下三叠统飞仙关组、下三叠统嘉陵江组和中三叠统雷口坡组，总碳酸盐岩厚298.94～1101.79m。即灯影组古暴露白云岩、黄龙组灰岩、栖霞组颗粒灰岩、长兴组礁滩白云岩、飞仙关组鲕粒滩白云岩、嘉陵江组古暴露白云岩、须家河组砂体、下侏罗统滨湖与介壳滩、千佛崖组滨湖砂体储层。其中灯影组古暴露白云岩、黄龙组灰岩、长兴组礁滩白云岩、飞仙关组鲕粒滩白云岩、嘉陵江组古暴露白云岩、须家河组砂体为重要的储集层系。
储层的孔隙度和渗透率一般都很低，碳酸盐岩平均孔隙度只有17%，砂岩为5.4%，渗透率均小于l×10－3μm2;只有少数几层的孔隙度较高，即雷口坡组三段、一段，嘉陵江组五段、四段，中石炭统和震旦系灯影组，个别样品孔隙度可达26%，但平均孔隙度也仅3%～6%，渗透率仍小于l×10－3μm2。这样低的孔渗条件，要形成好的气藏是很困难的，目前发现的高稳产气田储集层，都是裂缝－孔隙型(约占45%)或裂缝－洞穴型(约占40%)。
(1)碳酸盐岩储层特点
1)灯影组古暴露白云岩储层。岩性为灰、浅灰色白云岩、溶孔白云岩、细粒白云岩、致密块状硅质白云岩、结晶硅质白云岩，台地蒸发岩沉积，厚度200～400m。岩石中溶孔、针孔和晶洞发育，孔隙度为2%～4%，最高为8.8%，其中二段孔隙度最高，平均渗透率为4.2×10－3μm2。主要分布于灯三段和灯二段，横向分布全盆均有，是重要的储集层系。
2)黄龙组灰岩储层。岩性为灰—浅灰色灰岩、结晶灰岩、溶孔灰岩，开阔台地相沉积，平均厚度为13.2m，孔隙度5.49%，渗透率2.48×10－3μm2;主要分布于川东地区，以成为重要的单层。
3)栖霞组颗粒灰岩储层。岩性主要为灰、浅灰色中—厚块状颗粒灰岩、生物碎屑灰岩、砂屑灰岩、开阔台地相沉积。储层厚度35.34m(南江桥亭)，分布稳定，岩石中孔隙不发育，以晶间孔、晶间溶孔为主，发育大量的微细裂缝，多被方解石充填。孔隙度均小于1%，平均值为0.65%;渗透率相对较高，为0.0186×10－3～0.1894×10－3μm2，平均值为0.05×10－3μm2，典型的裂缝型储层。在大量的裂缝发育区.可成为较好的储层。
图5.26 四川盆地二叠系—侏罗系储层纵向分布示意图
4)长兴组礁滩相白云岩储层。岩性为灰、浅灰、灰白色海绵礁生物碎屑灰岩、砂屑亮晶灰岩、白云岩、残余鲕粒白云岩、溶孔白云岩，台缘礁滩相与开阔台地相沉积，厚度123.50～246.45m。台缘礁滩相的，长兴组由滩相—生物礁相—台地蒸发岩潮坪相—浅滩沉积相组成，岩性主要为灰、浅灰色生物礁灰岩、白云岩、残余鲕粒白云岩、溶孔白云岩、砂屑灰岩和砂屑白云岩，分布较为稳定，横向展布广，主要分布于通江铁厂河—通南巴构造黑池梁—宣汉盘龙洞(包括羊鼓洞)—黄龙场构造一带的东部地区。生物礁与其上的浅滩相互为消长关系，即生物礁厚度越大，滩相厚度越薄。反之，生物礁厚度越小，则滩相厚度大。储集性能，以生物礁之上的白云岩储集性最好，已在黄龙场构造黄龙4井、黄龙2井等获高产工业气流，盘龙洞发现古油藏，为重要的勘探目的层。开阔台地相模型，由开阔台地浅滩相沉积组成，岩性为灰、浅灰色砂屑灰岩、砂屑白云岩，主要分布于长兴组中上部，横向上常和生物礁滩伴生。储层主要分布于盆地东北部，为重要的储集层系。
5)飞仙关组鲕粒滩白云岩储层。飞仙关组是在二叠纪海平面下降后于飞仙关期的早期形成一次大规模海侵的基础上，随着海平面的下降逐渐形成和迁移的鲕粒滩。
飞仙关组是四川盆地重要的碳酸盐岩储集层，已成为重要的产层之一。岩性为灰、浅灰、灰白色鲕粒灰岩、砂屑亮晶灰岩、白云岩、残余鲕粒白云岩、溶孔白云岩，开阔台地滩相、台地蒸发岩暴露鲕滩沉积，厚度为56.10～275.00m，分布于飞一段至飞三段。横向展布稳定，飞二段主要分布于盆地东部，飞三段主要分布于北部。盆地东北部储层较为发育，已在达县－宣汉地区获得了重大的油气突破，是重要的储集层系。包括4种沉积地质模型，即南江桥亭模型、通江两河口模型、普光1井模型、坡1井模型(图5.27)。
图5.27 四川盆地北部通将—南江下三叠统飞仙关组沉积序列
南江桥亭模型飞一至飞四段由潟湖—局限台地—台地蒸发岩—开阔台地—局限台地序列组成，储层主要分布于飞三段，岩性以灰、深灰色鲕粒灰岩为主。开阔台地相沉积，规模较大，分布于通南巴构造及其以西的广大地区，孔隙不发育，裂缝型、裂缝－孔隙型储层，储集条件中等至较差，但飞三段顶部至飞四段底部储集性相对较好。
通江两河口模型以紫红、灰紫色泥灰岩、钙质泥岩为主，储层不发育，储集条件差。这种水动力条件，决定了流体－岩石相互作用具水平层状分布的特点，即溶孔沿水流压降方向顺层发育，从而造成溶蚀孔洞呈层状发育的特点。川东北普光大型气田普光2井飞仙关组储层次生孔洞的发育特点充分表明了地下深部酸性流体在上覆膏盐岩盖层的屏蔽遮挡下发生流体－岩石相互作用的特点。大型溶蚀孔洞呈层状分布，连通性较好，在扫描电镜下也可以清晰地看到大型溶蚀孔洞并连通(图5.28)。
图5.28 川东北普光2井飞仙关组储层岩心侧面照片及扫描电镜下孔洞特征
普光1井模型飞仙关组岩性为灰、浅灰色鲕粒白云岩、砂屑白云岩、溶孔白云岩组成，台地及台地蒸发岩沉积，储层分布于飞一至飞三段，规模大，横向上主要分布于宣汉普光一带，已获高产工业气流。
铁山坡1井模型储层分布于飞一至飞三段，以飞二段为主，岩性为灰、浅灰色白云岩、鲕粒灰岩，台地相沉积，规模较大，横向上主要分布于达县－宣汉地区，储集条件较好。目前已在渡4井(如渡口河构造、铁山坡构造、罗家寨构造等)有工业气流。
6)嘉陵江组古暴露白云岩储层。嘉陵江组是四川盆地的重要储层，已成为重要的产层之一。川东北地区嘉陵江组储层较为发育，分布稳定，横向展布广，盆地四周古暴露白云岩储层的广泛发育，有望成为重要的勘探目的层。
岩性为灰、浅灰色白云岩、鲕粒白云岩、角砾岩、潮坪－古岩溶、滩相沉积，储层累计厚度为24.00～301.50m，特别是嘉二段和嘉四段曾有多次暴露，形成古暴露储层。纵向上有白云岩和古暴露层叠置的特点;横向上广泛分布于北部地区，宣汉、通江、南江、旺苍、广元均有发育，且对比性较好。腹地以盐湖背景下的潮坪相沉积为主，通江、南江、巴东构造上发育大量的滩相白云岩，也是重要的储集层系。
7)雷口坡组白云岩储层。岩性为灰、浅灰色白云岩、泥晶白云岩，台地蒸发岩沉积，储层累计厚度50～223.5m。以溶蚀孔、晶间孔为主，微裂缝发育，多被方解石和沥青充填，孔隙度为0.57%～11.02%，平均值为3.29%，渗透率为0.0085×10－3～0.109×10－3μm2，平均值为0.04×10－3μm2，孔隙度均大于2%，平均值为5.15%。以Ⅲ，Ⅳ类储层为主，孔隙－裂缝型储层。纵向上，除南江桥亭苦竹村仅分布于顶部外，均为大套白云岩，灰岩组合;横向上分布广泛。显然，储层孔渗较低，盆地东北部南江桥亭—罐子坝一带孔隙较为发育，以Ⅲ类为主。由于南江桥亭苦竹村发现较好的裂缝型油气显示，且储层规模、厚度大，若裂缝发育，局部有望成为较好的储层。
(2)碎屑岩储层特点
四川盆地须家河组砂体极为发育，规模较大、横向展布稳定、分布较广，虽然已获得了较好的油气突破，但基本上为致密裂缝型储层，且非均质性较强，产能不稳定、差异大。研究发现，川东北地区北部地表剖面上的须家河组砂体，不但规模较大、分布稳定，且胶结疏松，孔隙发育，为较好的裂缝－孔隙型、孔隙型储层，局部有望成为重要的勘探目的层。岩性主要为灰色含砾砂岩、岩屑砂岩、岩屑石英砂岩，三角洲－河流与滨湖相沉积，规模巨大，储层累计厚度为143.00～395.00m。纵向上主要分布于须二段和须四段，横向分布全区。从沉积相分布看，砂体由北向南、由东向西延入覆盖区，地表胶结疏松，孔隙发育，为重要的储集层系之一。
6.关于海相碳酸盐岩后期充填
通过近年来的勘探实践，发育碳酸盐岩在成岩作用及其后期多因素的影响下，使原来形成的溶蚀缝洞被充填，以塔里木盆地塔河油田及塔中油田为例阐述后期充填的特征。
(1)缝洞充填的类型
1)物理作用充填，如原地下河、自身垮塌作用等，在塔河多井岩心中发现地下河流砂泥堆积和垮塌堆积。另在现代古岩溶洞穴内同样发现上述堆积。
2)化学作用充填:深埋后在地下水，热液作用下，使原碳酸岩发生化学作用，形成多种矿物，在缝－孔－洞中沉积。如方解石、白云石等。即现代岩溶洞穴中钟乳石等。
(2)缝洞充填的矿物成分
方解石、白云石、文石、黄铁矿、萤石等。
(3)缝洞充填程度
从塔河奥陶系灰岩充填程度分析，可分为3种，即:全充填、半充填和未充填(图5.29至图5.31)。
(4)缝洞充填的期次
以塔里木盆地塔河油田和四川盆地普光气田为例至少有3期充填，第一期早华力西期，第二期为晚华力西期，第三期为印支－喜马拉雅期。在钻井岩心上，可以看出早期缝洞充填被后期充填的裂缝切断现象十分明显。
在油气勘探实践中，必须认真研究碳酸岩缝洞充填的难题。充填的时间和程度，直接影响油气藏发现和产能。如塔里木盆地塔河油田北部于奇地区先部署的于奇1～4井，均未出工业油气田，发现奥陶系灰岩缝洞充填十分严重，但在附近又钻于奇5井奥陶系获高产油气流，这一实例充分说明这一点，在塔里木盆地塔中也有类似现象。
图5.29 塔里木盆地塔深1井第5回次岩心特征(半充填—未充填)
图5.30 四川盆地雷口塔组充填状况图
图5.31 四川盆地雷口塔组膏质白云岩中石膏沉淀与胶结作用
克拉通盆地基本地质特征
答：克拉通边缘盆地沉降幅度大(图 3-11),沉降差异也大,造成岩相分异明显,盆地边缘礁滩相、砂体发育,沉降中心静水环境烃源岩发育;而克拉通内盆地沉降速率低,沉积基准面变化迅速,沉积相带宽,造成储层数目多,但相对薄,规模不大且多不连续。克拉通边缘盆地较大的沉降幅度以及后期前陆盆地的叠置促使油气成熟。另外,由于...
开鲁盆地
答：3.生储盖组合特征 良好的生储盖条件是辽河外围盆地油气藏形成的重要条件。根据外围各含油气层生储盖的空间配置关系和组合分布特征,开鲁盆地5大凹陷的生储盖组合主要有垂向和侧向两大类。垂向组合一种是九佛堂、沙海组生油层与自身的砂岩交互层及上部的泥岩盖层形成自生自储式组合;还可以是九佛堂组或者沙海组生油岩...
各主要盆地生储盖组合
答：该盆地古生代海相生储盖主要有3套:寒武系—奥陶系和石炭系—二叠系自生自储组合及寒武系—奥陶系与上覆各时代(S—E)形成的生储盖组合(图5.32)。 图5.32塔里木盆地含油气综合柱状图 2.鄂尔多斯盆地生储盖组合 该盆地古生界生储盖组合可分为3套。 (1)自生自储组合 寒武系—奥陶系和石炭系—二叠系。(2)下生上储...
塔河地区泥盆系东河塘组储层特征研究
答：(2)储层的储集空间以原生粒间孔隙和次生溶蚀孔隙为主,其他类型孔隙较少。储层喉道分选中等偏差,除个别样品孔喉较大外,喉道多为细喉型,储层特征一般。 (3)本区东河砂岩储层主要经历了压实作用、胶结作用和溶蚀作用等成岩作用。根据储层物性以及发育状况,将研究区储层划分为3种储层类型。 致谢 研究工作得到中...
多玛—伦北盆地
答：多玛—伦北盆地内牛堡组的深灰色泥岩、页岩、泥晶灰岩和丁青湖组的灰色泥岩、页岩、油页岩均是较好的烃源岩。该套地层是相邻盆地—伦坡拉盆地的主要烃源岩;因此，伦北盆地应具有较好的油气资源勘探潜力，但目前尚无厚度资料和测试数据。按沉积相统计，厚度分别为 850m 和 200m。2. 储层特征 多玛—...
盆地结构特征
答：（4）单断反转式凹陷（洼槽）：这类凹陷的结构与单断断超式凹陷相似，不同的是这类凹陷后期构造发生反转，沉积中心产生转移，构造与储层不相匹配。这类凹陷如二连盆地巴音都兰凹陷。一般来讲，单断凹陷主要有两种类型，即单断断槽式和单断断超式。这两类凹陷（洼槽）的形成主要取决于伸展活动的方式...
盆地同生断层分布及特征
答：盆地北缘凡口矿床，其同生断裂导引深部建造的热液进入海底，在三级盆地沉积形成具有各种沉积组构的铅锌矿石。各矿床铅同位素组成特征，也能反映其控矿断裂所导引的物质循环深度和循环范围。图4-8 凡口矿区2 线剖面图 （据赖应篯，1986年资料改编）1—第四系；2—中上石炭统壶天群；3—下石炭统；4—...
陆良盆地
答：4.烃源岩分布特征 平面上烃源岩主要分布于盆地深湖—半深湖相带中。 表8-20-5 陆良盆地新近系泥岩镜质体反射率数据表 5.盆地天然气以生物成因气为主 主要特征为:高甲烷含量;低甲烷碳同位素值;富含N2。 (三)生储盖组合特征 1.储集层条件 陆良盆地储层岩性为粉砂岩、泥质粉砂岩。储层埋深浅,在420～710...
准噶尔和吐哈盆地层序地层格架
答：准噶尔盆地自晚古生代至第四纪经历了海西、印支、燕山和喜马拉雅构造旋回而形成的具有复杂构造演化特征的冲断挤压型叠合盆地,其中晚二叠世为单侧南侧逆冲盆地,造山带一侧为低角度逆冲断层,两盘重叠区宽,向上的拉伸应力难以有效抵消强大的构造负载,盆地内变形主要受控于构造负载导致的岩石圈挠曲变形,在造山带一侧形成前...
主要海相含油气盆地演化特征
答：进入被动陆缘阶段，陆架、陆坡和陆隆发育加积和前积建造，早期主要为碎屑物，其后为频繁的页岩和碳酸盐岩建造，最后形成宽广、很厚的海堤（图3-5d，e）。在宽广的大陆边缘缺氧带广泛发育烃源岩，并可广泛发育砂岩、碳酸盐岩储层。进入板块聚敛阶段，残留洋盆地近克拉通一侧继续沉降，于边缘坳陷盆地中...
