1. 沉积盆地流体-岩石相互作用研究方法和手段
在盆地沉积物埋藏后所经历的成岩过程中，会发生复杂的微生物、有机质、水、岩之间的相互作用过程。若烃类发生侵位，还涉及烃类参与的反应。传统上往往将它们单独地分别研究。流体-岩石相互作用研究力图将烃源岩、储集岩矿物和孔隙流体（油、气、水）及其中的微生物作为一个完整的地球化学系统来研究其相互作用，这就要求进行沉积学、水文地质学、同位素地球化学、微生物学等多学科交叉研究，将地质观察、实验模拟、计算机模拟结合在一起，解决一些单一学科的问题。下面介绍实验地球化学测试、实验室模拟、热力学理论计算等方面的研究方法。计算机软件模拟将专门分章讨论。
一、实验地球化学测试
沉积盆地流体-岩石相互作用研究需要对储层中油、气、水、岩进行全面的分析。所分析的项目及数量取决于研究的内容和目标，不能一概而论。
1.分析测试内容
岩石分析岩石的矿物成分、化学组成和储层物性；碳酸盐胶结物的碳、氧、锶同位素组成；硫酸盐和硫化物的产状、矿物习性、硫同位素组成；粘土矿物的X射线衍射分析和氧同位素分析。
流体包裹体分析流体包裹体包括液相和气相包裹体，液相又包括水相和烃类。均一化温度是各类流体包裹体常分析的内容，用以确定胶结物形成时期、油气注入时间。对于水相包裹体，需测定Na、K、Ca、Cl组成及盐度，用激光拉曼光谱测定溶解的CH4、H2S、CO2气体质量分数，H2S硫同位素和CO2的碳同位素。对烃类包裹体则可进行全烃色谱分析，以确定是否发生蚀变。
油田水分析用毛细管等速电泳或高效液相色谱（HPLC）分析有机酸中甲酸、乙酸、丙酸、丁酸、苯甲酸等的浓度及总量。利用等离子发射光谱（ICP）分析微量元素K、Sr、Mn、Al、Fe、Zn、B、Li、Cs、Cd等。用钼-硅法分析其中二氧化硅的含量。用质谱仪分析碳、氢、氧、硫、锶、硼的同位素组成。
烃类分析分析稠油或沥青的物性和族组成、气相色谱特征、生物标志物和硫同位素，并与正常原油对比，以研究其成因机制。分析伴生气的气体组分和碳、硫同位素。
2.分析测试技术
国内众多的实验室已建立起了成熟的方法，来分析上述岩石学、流体包裹体及烃类分析的项目。唯粘土矿物（高岭石、蒙脱石和伊利石）的氧同位素分析国内尚未开展，但国外已有报道。油田水有机组分、微量元素及同位素分析，尚未为人熟知，有必要简要介绍。
1）有机酸分析技术
（1）等速电泳法（ITP）该法采用在中空的毛细管内进行恒流电泳的独特的分离分析方法。油水样经水相蒸发预处理，除去大量无机盐类后，即可直接进样进行有机酸分离。所用仪器为瑞典LKB-2127等速电泳仪及岛津IP-2A型等速电泳仪，检测器为电导检测器、紫外检测器及电位梯度检测器，配以200mm×0.5mm聚四氟乙烯毛细管（LKB-2127）及50cm×1mm、100cm×0.5mm两级聚四氟乙烯毛细管（IP-2A）。采用电解质溶液及尾随电解质溶液分别为组氨酸盐＋组氨酸溶液及2-N吗啉代乙磺酸溶液，或为HCl＋β-丙氨酸溶液及正己酸溶液。水相蒸发处理过程为：取水样低温蒸发，调至酸性，然后以丙酮洗涤过滤，再调节至碱性，浓缩定容。方法的回收率及相对标准偏差分别为96%～105%和2.4%～7.6%。
（2）区带电泳法（CZE）由于油田水中Cl-干扰测定结果，等速电泳法需对样品进行水相蒸发预处理，采用区带电泳法则避免了上述预处理。所用仪器为惠普HP3PCE高效毛细管电泳仪，毛细管为50cm×50μm内径熔融石英毛细管（有效长度48.5cm），检测器为二极管阵列检测器。电解质体系为：①邻苯二甲酸氢钾＋十六烷基三甲基溴化铵，pH=6.0；②3,5-二硝基苯甲酸＋十六烷基三甲基溴化铵＋5%甲醇，pH=9.0。检测波长为254nm及210nm，间接检测，压力样进，油田水样过滤后，即可直接进样进行有机酸分离。方法的相对标准偏差为1.1%～3.5%。
（3）毛细管气相色谱法（GC）利用AT1000大口径极性毛细管柱，对油田水中C2—C5一元羧酸进行分离分析。对油田水以水相蒸发除去大量无机盐类后，经浓缩再直接进样，无需酸化和萃取。方法回收率和相对标准偏差分别为79.6%～100%及1.9%～6.4%。
2）同步辐射X射线荧光分析
利用北京正负电子对撞机国家实验室同步辐射装置，在专用模式下进行工作。实验测试时，样品受同步辐射X射线激发，发生电离，被电离的原子产生次级特征X射线。每种元素有其固有的特征X射线能量及相应的特征波长，用Si（Li）探测器测定这些特征X射线的能量可判断元素的类别；根据测得的待测元素的特征X射线荧光计数与相同实验条件下标样所测的该元素的计数比较，可得出元素的含量。
由于同步辐射具有高亮度、高准直、线偏振及宽频可调等优异特性，因而用于样品的微量元素分析时灵敏度高，对制样要求简单，可在保持样品原始状态下进行测定，并能在相同的实验条件下同时测定一个油田水样品中的20多种微量元素，检测下限可达10-6量级。
3）δD、δ18O、δ34S和87Sr/86Sr的测定
δD的测试采用的是高纯锌（Zn）还原法，即将2μL水样在390℃下经过锌还原出氢气，然后用MAT251质谱仪测定氢气的D/H值。δ18O的测量采用CO2-H2O平衡法，即将一定量的CO2高纯钢瓶二氧化碳与2mL水样平衡，用MAT251型质谱仪测定平衡后CO2的18O/16O。δD、δ18O测试结果均以SMOW（标准平均大洋水）为标准给出，其标准偏差分别为1‰～2‰和0.20‰～0.30‰。
δ34S硫化物硫同位素分析方法是，将硫化物与一定比例CuO混合，在1100℃下真空燃烧制备纯的SO2气体。硫酸盐、自然硫或岩石中微量硫，均采用埃斯卡试剂处理，转化为氧同位素基本纯的硫酸钡。制样时，称取一定量的BaSO4、V2O5、SiO2（比例为1∶3.5∶3.5），混合均匀后放入瓷瓶内，并在其上覆盖一层铜丝，在980℃的真空热解下，制备纯的SO2气，然后用MAT251型质谱计测定34S/32S值。δ34S值以CDT（为迪亚布洛峡谷陨石中的陨硫铁）标准给出。其标准偏差为±0.10‰～0.30‰。
87Sr/86Sr测定方法是，取一定量地层水，用超纯HCl酸化，经过标准离子交换技术分离后，在MTA261型多接收器质谱仪上进行测定。溶解碳酸盐全岩、胶结物是用超纯的HCl，溶解页岩采用超纯HF和HClO4试剂。分析精度0.00003～0.00007。其中，地层水样来自中途测试或完井测试。但是，这类样品不可能有足够的采样覆盖面，尤其在井内更是如此。最有效的弥补方法是使用岩心样品，这就涉及岩心的保护及其水的离心分离。在应用了低浸染取心技术（即最大限度地减少泥浆对水的污染）以后，这种方法非常实用。还有一种是RSA法，即残余盐分析法。在实验室中用超纯水浸滤未经保护的常规岩心，以溶解孔隙中的盐。这种盐是岩心在储藏期间从蒸发的地层水中沉淀出来的。由于不可能浸滤出100%的盐类物质，所以浸滤出的盐不保留原始地层水总体化学性质。但是通过对RSA法的有效性严格检验后，发现锶同位素87Sr/86Sr比值却不受影响。在取样过程中必须避免在岩心边缘、裂隙面和含有高渗透性岩石的部位取样，筛去具有污染特征的数据（取决于渗透性与87Sr/86Sr之间的关系），还要沿一些岩样的半径方向测定RSA法的数据特征，以此来校验岩心中央未被污染水的稳定比值。与多种钻井泥浆渗透液相比，地层水中的高Sr含量意味着水中87Sr/86Sr比对污染作用相对地不太敏感。比较而言，地层水的87Sr/86Sr比值为0.705～0.730，砂岩中矿物的87Sr/86Sr比值变化范围更大：斜长石或碳酸盐小于0.710，钾长石大于0.730，而云母大于0.800。可见，用RSA法可以将油田水87Sr/86Sr比值十分精确地测定出来（Smalley,1987）。
二、实验室模拟
模拟实验是在实验室中通过控制实验条件来模拟自然条件下流体-岩石相互作用的过程。模拟实验包括动力学和热力学两种模拟方法。中国地质科学院张荣华研究员一直在模拟研究开放体系中方解石、萤石等矿物-水的反应动力学。而沉积盆地水-岩反应更常发生在半封闭-半开放体系中。模拟的内容包括：有机酸、CO2的生成；有机组分（原油、有机酸等）参与的水-岩相互作用；金属有机配位化合物稳定性的实验测量等。常用的模拟实验方法是流动或动态实验装置（Barth等，1988；杨俊杰等，1995）。该方法是将反应溶液从一端注入，并在控制的温度、流速下与反应容器中涂有环氧树脂的岩心发生作用。反应溶液可以是各种合成地层水，可含有机酸或原油。在不同的持续时间里从另一端收集反应后的溶液，观测水化学的变化。另一方法采用间歇反应器（静态装置），反应容器可用不锈钢、钛制成。采集并分析经不同时间反应后的溶液，对比实验前后岩石的显微特征、物性或原油性质的变化，以达到模拟研究流体-岩石相互作用的目的。
三、热力学理论计算
热力学理论计算方法是运用热力学定律，对地球化学反应和过程进行理论计算来推断和解释各种地球化学现象（梅廉夫等，1994），可为实验结果的延拓、解释和检验提供理论依据。倪师军等（1993）根据流体包裹体温度、压力、成分及Eh-pH值，计算了成岩流体与矿物相互作用的趋势。而自由能更广泛应用于化学反应趋势的预测上。McBride（1987）、罗明高（1995）以反应的自由能模拟计算了成岩作用的序列；Meshri（1990）对比研究了碳酸和有机酸的热力学反应能力，计算了碳酸盐矿物方解石和铝硅酸盐矿物长石的溶解趋势和向粘土矿物转化趋势。Giles（1990）利用质量传递方程研究了矿物溶解-沉淀、离子迁移能力对次生孔隙和总孔隙度变化的影响。可见，热力学理论计算已用于地质现象的解释和预测上，是计算机软件模拟的基础。但相对而言，考虑的因素较为单一。
2. 研究思路、研究内容与研究方法
层序地层分析的基本思路可概括为:从地表露头或钻孔岩心的研究入手，综合利用钻孔测井曲线和地震剖面资料，以沉积盆地整体性为着眼点，根据构造－沉积－热体制以及沉积间断和沉积环境演化特点将盆地划分为不同层次结构的建造块，然后详细解剖不同层次或级别的建造块的内外沉积构成，综合解释沉积体系和成因相的空间配置关系，在此基础上，建立沉积盆地的等时地层格架和盆地演化模式，进而达到对盆地含油气特征的评价和预测。简单地说，层序地层分析就是从沉积学和地层学两方面对沉积盆地进行系统工程的研究，因此，层序地层分析更好地揭示了沉积体的空间分布规律，也更有利于含油气盆地生储盖配套研究和储集层的预测。
本书以层序地层学为研究主线，研究三亚组、梅山组、黄流组和莺歌海组沉积体系构成，建立盆地等时地层格架，查明不同体系域内主要储层砂体的分布，为该区储层(储集体)和有利的构造－岩性圈闭的预测提供地质依据。同时结合天然气成藏条件分析，研究隐蔽油气藏成藏特征和规律，构建构造活动型盆地层序地层分析和油气成藏模式研究的系统思路和方法体系。具体的研究内容和研究路线如下(图1－5)。
1.区域构造与盆地内部构造演化特征研究
考虑到莺歌海盆地演化受区域构造活动的控制作用显着，本书从区域构造活动入手，着重分析印支地块的构造活动特征以及对莺歌海盆地的形成与演化的控制，以助于探讨莺歌海盆地的发育机制。此外，莺歌海盆地内部构造特征的分析是进行构造古地貌恢复以及层序地层解释的基础。
2.层序地层格架分析
应用层序地层学的基本观点，以研究区常规地震剖面资料和高分辨率地震剖面资料为基础，根据层序界面的地震相特征，并综合考虑全球海平面变化特征、钻井标定等，进行层序地层的划分与对比;根据地震反射特征，结合强制海退的概念，进行层序单元内部构成的识别与解释，通过地震资料的解释建立盆地层序地层格架，以及反映各沉积体系域构成特征的平面图、剖面图的编制。
同时，选取具有代表性的钻井资料进行精细的观察、分析，划分不同级别的层序单元和沉积体系域。具体包括从岩性相、测井相、地震相等方面进行沉积环境和层序地层单元的分析，通过各个基本要素的综合分析，确定各级层序地层单元的各种沉积体系沉积特征及内部构成特征。研究过程突出了以下几个方面:①单井沉积相分析:一方面是通过钻井岩心提取各种相标志信息，包括岩石颜色、岩石类型、碎屑颗粒结构、沉积构造、古生物、地球化学标志等，绘制代表层段的高频层序关系图;另一方面根据多种电性曲线形态特征及其组合特点、准层序的叠加方式，绘制其层序展布、体系域类型、沉积相特征及其各微相类型图;②强调利用高分辨率过井地震剖面配合，强调剖面的分析与单井分析的相互校正与验证;③井间的层序地层和沉积相的对比分析，可进行四级层序或体系域的划分和对比。
图1－5 层序构成样式及构造控制作用的研究流程
3.层序内部构成特征、层序类型、层序发育样式分析
综合地震与钻井的层序地层解释结果，进行层序地层的构成特征分析，包括各沉积体系域构成特征、时空展布规律等。重点研究对象放在与油气勘探关系密切的低位域沉积特征的研究之上。将层序地层分析与构造地层分析相结合，以大量的地震解释为基础，以盆地内不同构造发育部位对沉积的控制为出发点，对莺歌海盆地层序类型、发育样式等进行分析。
4.沉降史模拟与盆地古地貌恢复
通过定量－半定量的分析方法，采用回剥分析原理，以地层解释、沉积环境解释为基础，以沉降史二维模拟软件为依托，对盆地3个主要沉积时期的构造古地貌进行定量－半定量的恢复，重建沉积时期的地貌形态。通过总沉降量等值线图的编制，进行盆地构造活动强弱差异性分析。通过构造古地貌图的编制，进行构造单元特征研究与划分。
5.构造对沉积的控制作用分析
综合层序地层解释结果、体系域构成特征、层序类型以及层序发育样式的研究与构造地层分析相结合，进行构造对体系域发育特征、层序类型以及层序发育样式的控制作用分析，探讨低位域的形成模式与主要控制因素。
6.天然气成藏模式分析与有利储集体预测
根据以上研究内容取得的认识，综合前人在该区域已经取得的成果，从烃源岩、储集体、生储盖组合特征分析入手，进行成藏组合特征分析，并在此基础上，提炼出本区的成藏模式，预测有利的区带。
3. 美国二叠盆地白云岩储层特征和研究方法
美国得克萨斯州奥斯町大学经济地质局对各种类型油气储层作了大量研究，对于碳酸盐岩溶蚀地貌形成的储层也进行了深入研究，其中对二叠盆地艾伦伯格群白云岩溶蚀孔洞及其角砾岩储集空间的研究成果（Kerans，1988）比较突出。
二叠盆地位于得克萨斯州，属于早古生代克拉通盆地，以碳酸盐岩沉积为主，其中在奥陶系发生过3次规模较大的沉积间断（图1-1），并且在下奥陶统白云岩顶部（即艾伦伯格群顶部）形成风化淋滤作用带，成为重要的油气储集相带。下面就以具有古喀斯特地貌特征的艾伦伯格群白云岩为例，介绍溶蚀孔洞和裂缝等储集空间的形成特征和分布规律。
（一）艾伦伯格群白云岩地质特征
角砾岩和裂缝是艾伦伯格群（特别是上部60～120m范围内）最显着的岩石学特征，目前钻井所取岩心中有1/3是角砾岩，有人称其为“破裂白云岩”。角砾岩主要是喀斯特垮塌作用形成的，裂缝也主要是在喀斯特发育过程中形成的，当然构造活动可能引起局部的裂缝和角砾岩形成。风化淋滤作用导致角砾岩和裂缝的成因有3条依据：①精细的沉积相研究指出艾伦伯格群没有角砾岩相带；②喀斯特角砾化作用控制了艾伦伯格群白云岩的储层性质和非均质性，而构造角砾化的控制作用不很明显；③喀斯特模式成为该类储层非均质性的预测工具，而构造活动产生的裂缝则不能完全解释储集空间的分布规律。
艾伦伯格群的角砾岩可分成两种类型：①喀斯特角砾化作用原地形成的裂缝和镶嵌状角砾岩；②基质或碎屑支撑的混杂角砾岩，即由原生碎屑和重力滑塌碎屑混合形成的角砾岩。这两种类型的角砾岩有的可以进行井间对比（即艾伦伯格群上部90～120m），有的钻井厚度可达180m，但是无法跟其他井对比，说明变化很大。其中可作井间对比的储集相带是由3种岩性组成的：下部为原生白云岩，溶蚀孔洞发育；中部为两种角砾岩组成，其下段为厚度较大的具有碎屑充填的混杂角砾岩，上段为粘土等碎屑支撑的角砾岩；上部为厚度较薄的碎裂白云岩。它们的垂向变化及其电性特征见图1-2所示。其中粘土等碎屑支撑的角砾岩在自然伽马和电阻率等测井曲线上最容易识别，所以成为混杂角砾岩和碎裂白云岩的对比标志。
图1-1 美国二叠盆地下古生界简化柱状图和艾伦伯格群岩性特征图
（二）角砾状白云岩的喀斯特成因模式
上述的混杂角砾岩和碎屑支撑的角砾岩是在碳酸盐溶洞中形成的溶洞充填沉积物（图1-3），其中的粘土和硅质碎屑可能是从围岩和上覆地层中搬运而来的。溶洞充填物距离艾伦伯格群与上覆辛普森群之间的不整合面一般约30m，表明该区溶洞形成期具有一个稳定的区域潜水面，因为潜水面附近的渗流作用使碳酸盐岩快速溶蚀，溶洞可以快速扩大。
位于原生白云岩之上的碎裂白云岩和镶嵌状白云质角砾岩是溶洞顶部垮塌作用形成的（图1-3）。在此之上才形成溶洞充填物（混杂角砾岩和碎屑支撑角砾岩）。
原生白云岩的裂缝和溶蚀孔洞是在风化淋滤过程中形成的。此外，在上覆辛普森群沉积时，地下水活动及其性质变化也促使一些裂缝和溶蚀孔洞形成。同时在辛普森群沉积和埋藏过程中，由于艾伦伯格群白云岩溶蚀孔洞发育不均衡，或由于角砾充填的不均匀，它们受到的压实作用也不均衡，以致产生了更多的裂缝。因为溶洞顶层的裂缝和角砾岩中很少发现辛普森群的碎屑物质，所以溶蚀孔洞主要是在辛普森群沉积之前发育的。那些没有被艾伦伯格群或辛普森群充填的溶蚀孔洞，由风化淋滤产生的裂缝及差异压实作用而导致了溶洞顶部的垮塌，形成混杂-垮塌式角砾岩，而不是形成原地的裂缝镶嵌状白云质角砾岩。
（三）艾伦伯格群古喀斯特形成的模式
艾伦伯格群沉积后海平面下降，二叠盆地成为广泛出露的碳酸盐台地。在大气水和残余海水交互作用下，形成了由潜水面控制的区域白云岩溶蚀现象，并形成大面积的（约12950km2）喀斯特地貌。上述可以进行井间对比的角砾岩组合就是在区域喀斯特地貌中形成的。
艾伦伯格群沉积后的古喀斯特明显地受潜水面控制。根据多方面研究，其古潜水面距风化面（即现今的艾伦伯格群与辛普森群之间的不整合面）的深度约为30～60m，而且延续了相当长的时间。图1-3所示的碎屑支撑的艾伦伯格角砾岩（垮塌堆积物下部），是溶洞发育结束期沉积形成的。由于淡水和残余海水在构造裂隙中的渗流，使溶蚀作用可以深达300m。
图1-2 艾伦伯格群上部分布较广、井间可对比的含砾白云岩岩性组成及电性特征
中奥陶世初期，海平面上升，辛普森群开始沉积，艾伦伯格群白云岩的溶蚀和溶洞充填作用逐渐中止。但是，局部地区由于辛普森群的差异压实作用，造成溶洞顶部垮塌，形成垮塌角砾岩，同时形成艾伦伯格群和辛普森群混合碎屑充填物。
随着辛普森群的继续沉积，艾伦伯格群埋藏深度加大，原来没有完全充填的溶蚀孔洞周围裂缝继续发育，洞顶白云岩的垮塌作用和洞内的角砾岩继续形成。此时，即埋藏-压实作用导致的溶洞垮塌作用形成的角砾岩，是储集物性最好的溶蚀垮塌相带储层（图1-4）。其他储集物性较好的相带是靠近原生白云岩的下部垮塌角砾岩（图1-2）。
（四）构造裂缝和孔隙度的发育
艾伦伯格群白云岩的裂缝发育主要受控于自身的成岩作用史，即埋藏—抬升风化—埋藏的历史。有些研究人员认为，虽然艾伦伯格群在沉积之后的中奥陶世初期—晚奥陶世末期经历了风化淋滤，产生了许多裂缝和溶蚀垮塌现象，但是得克萨斯州中西部古生代末期（宾夕法尼亚期）的前陆造山运动产生的裂缝更加明显，而且使奥陶纪形成的白云质角砾岩孔隙得以连通、孔隙度扩大，储集性能得以改善。宾夕法尼亚期的裂缝切割了溶洞充填的角砾和白云质胶结物，也是鉴别晚期裂缝与早期裂缝的依据。
图1-3 艾伦伯格群白云质砾岩成因模式图
图1-4 艾伦伯格群溶蚀的孔洞在辛普森群沉积埋藏过程中形成储集性能很好的洞顶垮塌角
与喀斯特有成因联系的裂缝一般顺层分布，局限在角砾岩相带之上30m的厚度范围内。而与晚期构造活动有关的裂缝随机地分布在整个艾伦伯格群白云岩层之内。
（五）古喀斯特控制的储层非均质性
在地表条件下的风化和喀斯特溶蚀垮塌作用，使艾伦伯格群白云岩成为储层起了决定性的作用。由于原生的艾伦伯格群白云岩非常致密，基本上不发育粒间孔隙和晶间孔隙，而碎裂、溶蚀、垮塌形成的裂缝、溶蚀孔洞和角砾岩产生了大量储集空间。但是这种储集空间具有明显的垂向和横向非均质性：垂向非均质性主要是由溶蚀孔洞、裂隙和角砾岩垂向上分带作用造成的，与上述的角砾岩、溶洞充填物相带有关；横向非均质性主要是在喀斯特时期，地下水运动受到不渗透的垮塌物的阻拦而改变流向形成的溶蚀孔洞在水平方向不连续的现象。
利用油藏开发中的试井资料可以判断喀斯特地貌形成的储层非均质性，而岩心观察很难发现该类储层垂向和横向非均质性。但是试井资料无法区分裂缝是构造成因的，还是喀斯特成因的，只能依靠裂缝与角砾及其胶结物的切割关系判断裂缝的成因和期次。