古隆起在四川盆地台内碳酸盐岩丘滩体规模成储中的作用

杨 威 魏国齐 谢武仁 刘满仓 苏 楠 金 惠 武赛军 沈珏红 郝翠果 王小丹

中国石油勘探开发研究院

0 引言

四川盆地是我国重要的含油气沉积盆地和天然气生产基地，现今盆地面积约18×104km2，沉积层厚度超过10 000 m，由海相、陆相沉积地层叠合而成，海相地层为震旦系—中三叠统，以海相碳酸盐岩为主；陆相地层为上三叠统—新近系，以碎屑岩为主[1]。在四川盆地海相和陆相地层中，已发现20多个产油气层系[2]，天然气探明储量超过4×1012m3。发育于海相碳酸盐岩储层中的天然气探明储量约占总探明储量的70%。其中，台地边缘礁（丘、滩）约占65%，如上震旦统灯影组、上二叠统长兴组—下三叠统飞仙关组台缘礁（丘、滩）气藏；另外的35%天然气储量发育于台内碳酸盐岩储层中，如下寒武统龙王庙组、上石炭统黄龙组等[2]。四川盆地台内碳酸盐岩储层主要为生物丘—颗粒滩复合体以及颗粒滩，以下笔者统一用“台内丘滩体”来代表。对于台内丘滩体储层的特征、发育的主控因素及展布特征，前人已做过大量的研究。总体来说，四川盆地多层系发育，以颗粒滩为主；一般单层厚度较小、累计厚度较大，以低孔低渗为主，非均质性较强；丘滩体溶蚀作用和白云石化作用对储层发育有重要影响[3-5]。要加快发现大中型气田的勘探步伐，寻找规模油气储层是关键。关于“规模储层”的定义，学术界的认识尚未统一[4-6]，笔者在此将其定义为：具有较好的储渗能力，能连续分布较大面积或有较大累计厚度，能发现天然气探明储量大于300×108m3大气田的储层。分析台内丘滩体形成规模储层的发育机制，预测其分布是油气勘探研究的重要内容[6]。在我国3大海相盆地研究过程中，发现古隆起在储层和油气藏形成中起重要作用[7-11]。前人的研究认为，四川盆地海相地层沉积期发育4个古隆起[12-15]，对碳酸盐岩储层发育和油气成藏具有重要的控制作用，但前期研究主要集中在单个古隆起对具体层系储层和成藏的控制[16-20]，如高石梯—磨溪古隆起主要控制灯影组、龙王庙组储层的形成等[15]，但对于四川盆地的古隆起控制哪些台内规模储层的形成、其如何控制台内规模储层的发育认识还不够深入，影响了对全盆地台内油气勘探潜力的评价和判断。为此，笔者在研究四川盆地高石梯—磨溪古隆起、乐山—龙女寺古隆起、泸州古隆起和开江古隆起等4个古隆起形成、演化的基础上[12-15]，通过对比相关台内碳酸盐岩储层的特征，探究了古隆起控制台内规模储层的发育机制，分析了主要层系台内规模储层分布范围，以期为油气勘探部署提供依据。

1 古隆起的基本特征

在上扬子克拉通演化过程中，四川盆地形成了高石梯—磨溪、乐山—龙女寺、泸州和开江等4个古隆起[21-25]，每个古隆起发育于不同时期，分布在盆地的不同区域，经历不同的演化阶段（图1）。

1.1 高石梯—磨溪古隆起

“高石梯—磨溪古隆起”是2015年魏国齐等[15]提出的，其位于四川盆地中部，发育于震旦纪—早寒武世，与桐湾运动有关的巨型同沉积水下隆起。该古隆起核部位于高石梯—磨溪地区，灯影组及其相邻层位自震旦纪至今一直处于古隆起高部位，始终独立发育统一巨型圈闭构造，构造长期稳定发展。该古隆起西至高石梯、东至广安，南至重庆、北至南部，面积约3.2×104km2（图1）。该古隆起发育时期、地质结构、构造形态、形成演化等构造特征明显有别于乐山—龙女寺古隆起，对震旦系、寒武系的沉积、成储和成藏有重要影响[3,15-16]。

1.2 乐山—龙女寺古隆起

乐山—龙女寺古隆起主要发育于加里东期，是四川盆地规模大、延续时间长、剥蚀幅度大、覆盖面积广的巨型隆起（图1），从1964年开始认识该古隆起以来，一直为国内外地质专家研究的焦点[12,16-18]。该古隆起由寒武纪开始发育以来，是一个继承性的、呈北东东向的大型鼻状隆起，一直延续到二叠系沉积前。该古隆起核部位于雅安、乐山、资阳一带，其形态为一不对称的具有裙边状的巨型隆起，几乎占据整个四川盆地。隆起核部的川西南部剥蚀至灯影组三段，由川西南部向东南、东北方向依次剥蚀至下寒武统、中上寒武统、下奥陶统，外围为中上奥陶统及志留系。一般以志留系全剥蚀区为该古隆起核部的范围，面积约6.25×104km2（图1）。

1.3 泸州古隆起

泸州古隆起位于四川盆地东南部、华蓥山构造带南端，最早由安作相于1962年发现并命名，之后众多学者进行了研究[14,19-22]。泸州古隆起发育于印支期，核部位于泸州一带，呈北东向延伸；地层最大剥蚀到下三叠统嘉陵江组三段，往外依次为嘉四—嘉五段、中三叠统雷口坡组，最大剥蚀厚度达千米以上。雷口坡组缺失范围面积约2.2×104km2（图1），嘉陵江组被剥蚀范围面积约3.4×104km2。泸州古隆起的发育经历了嘉陵江组沉积期的萌芽、雷口坡组沉积期的发育、上三叠统须家河组沉积期的消亡3个阶段（图1）。

图1 四川盆地主要古隆起分布、发育时代与地层系统图

1.4 开江古隆起

开江古隆起位于川东北地区，与泸州古隆起是一个整体[13,23]，具有相似特征，是中三叠世末期印支运动基本定型的北东向的侵蚀古隆起。隆起核部位于开江地区，剥蚀到雷口坡组一段，雷口坡组二段剥蚀面积约0.7×104km2（图1）。该古隆起可能在石炭纪末开始发育成古构造，在开江、梁平一带石炭系遭受剥蚀，在达州、开江、梁平一带中二叠统茅口组被剥蚀[1,13]；中三叠世末印支运动在该古构造基础发展，形成了开江古隆起，一直到晚三叠世末结束（图1）。

2 古隆起影响台内规模储层发育的作用机制

碳酸盐岩储层的发育主要受沉积作用和成岩作用的控制[24-27]，古隆起也是从沉积和成岩作用两个方面来控制台内储层的形成，其中包括控制台内规模颗粒滩的沉积、控制层间岩溶作用和准同生白云石化作用，控制后期风化壳岩溶作用和破裂作用。

2.1 控制台内规模丘滩体沉积

台内丘滩体是控制台内规模优质储层发育的重要因素，是台内规模储层形成的物质基础。从孔渗条件来看，台内丘滩体比台内云坪、潟湖储集体的储层质量好很多。如川中地区龙王庙组颗粒滩储层的平均孔隙度为4.04%、云坪—潟湖沉积储层的平均孔隙度为1.74%，雷口坡组一段颗粒滩储层平均孔隙度为5.54%、云坪—潟湖沉积储层的平均孔隙度为3.75%，黄龙组颗粒滩储层平均孔隙度为6.00%、云坪—潟湖沉积储层的平均孔隙度为3.70%。

台内丘滩体的沉积主要由古隆起和海平面变化共同控制，形成台内规模丘滩体需有持续的古地貌高和频繁的海平面升降。古隆起形成的古地貌高和海平面之间形成一个水体能量较强的坡折带，沿坡折带海水能量充足、氧气和养料丰富，有利于生物大量生长，产生大量颗粒沉积物，一次海平面上升，沉积一条沿古隆起坡折带分布的丘滩体。水上古隆起和水下古隆起由于坡折带的位置不同，形成的丘滩体发育于古隆起的不同部位。在海平面上升过程中，水下古隆起的坡折带开始在古隆起核部边缘，丘滩体也沉积在古隆起核部的边缘；随着海平面上升，丘滩体逐渐由核部边缘向核部的中心迁移，一期海平面上升可在古隆起核部沉积一期丘滩体（图2-a），如高石梯—磨溪古隆起控制的龙王庙组台内颗粒滩主要分布于古隆起核部[28]。水上古隆起的坡折带一直在古隆起斜坡区，古隆起核部接受剥蚀，丘滩体在斜坡区沉积。丘滩体首先沉积在斜坡区的低部位，随着海平面上升，坡折带向核部方向迁移，丘滩体逐渐由斜坡区低部位向高部位迁移（图2-b），如乐山—龙女寺古隆起斜坡部位沉积的黄龙组颗粒滩。

图2 古隆起控制台内颗粒滩沉积模式图

台内丘滩体发育的规模、厚度、连续性，与隆起幅度、海平面升降的期次、海水能量、海水深度等多因素有关。如果隆起幅度大，在海平面频繁升降过程中，沉积的多期台内丘滩体侧向迁移范围小，晚期滩体叠加在早期滩体之上，形成叠合面积大、累积较厚的规模台内丘滩体，如川中地区龙王庙组主要有4期颗粒滩叠加，在高石梯—磨溪古隆起核部形成连续分布、厚度较大，面积较大的规模储集体[28]。如果隆起幅度小、古地貌平缓、水体较浅、海平面升降幅度小，成滩期次少、迁移范围大，形成丘滩体具有面积较大、厚度较小的特征。如川中地区雷口坡组一段颗粒滩体，沿泸州—开江古隆起斜坡带呈条带状分布，层数少、单层厚度小、累积厚度较小。在相同古地貌条件下，如果海平面升降频繁，颗粒滩单层厚度小，与局限潮坪沉积互层频繁，形成单层厚度较小、泥质岩夹层较多的颗粒滩储集体，如沿乐山—龙女寺古隆起分布大面积的寒武系洗象池群台内颗粒滩，单层滩体厚度介于1～3 m，常见颗粒滩与泥质云岩互层展布。

2.2 控制层间岩溶作用和准同生白云石化作用

层间岩溶作用对台内丘滩体形成规模储层意义重大，也是古隆起控制台内规模储层形成的重要因素[3]。海平面上升，以丘滩体沉积为主；海平面下降，台内丘滩体可能出现短暂的暴露，发育层间岩溶作用，同时发生准同生白云石化作用，形成大量粒内溶孔、溶洞、铸模孔及白云石晶间孔等，为储层后期进一步改造提供物质基础。

2.2.1 层间岩溶作用

全球海平面一直在频繁升降，海平面上升，沉积一期丘滩体（图2-a、b）；海平面下降，由于丘滩体位于古地貌高、发育于古隆起核部或斜坡部位，易暴露出海平面，接受大气淡水溶蚀作用，形成大量的顺层分布孔洞和粒内溶孔（图2-c、d）。如峨边先锋剖面灯影组二段可见到明显顺层分布的溶蚀孔洞（图3-a），是层间岩溶作用的产物。发生层间溶蚀作用时，丘滩体未完全固结或未胶结，常出现仅颗粒全部或部分溶蚀、也有仅颗粒外缘溶蚀的现象，如龙王庙组、洗象池群颗粒滩中有颗粒内部被溶的现象（图3-b、c），黄龙组、嘉陵江组和雷口坡组有颗粒全部或部分或边缘被溶蚀的现象（图3-d～f），其中有的颗粒仅外圈层被溶蚀或仅溶蚀颗粒上部，说明发生层间岩溶的时间较短，如石炭系和雷口坡组颗粒滩中此类现象较明显（图3-d、f）。随海平面一次又一次升降，沉积第2期、第3期丘滩体，每一期丘滩体沉积后都发育层间岩溶作用。如此，多期丘滩体叠合在一起，形成大面积分布、厚层块状且发育大量层间溶孔溶洞的台内丘滩体储层，如龙王庙组主要发育3～4期滩体，每一期滩体的上部储层相对发育[28]。层间溶蚀产生的孔洞在后期成岩过程中很可能部分或全部被方解石、白云石、石英等颗粒充填（图3-b）；也可能被后期溶蚀作用和破裂作用改造扩大（图3-g～i），形成优质规模储层；也可能早期形成的层间溶蚀孔洞被方解石等充填后，再被后期埋藏溶蚀作用、风化壳溶蚀作用等改造成有效储层（图3-d）。

图3 台内丘滩体储层特征典型照片

2.2.2 准同生白云石化作用

台内丘滩体储层一般为白云岩，在层间岩溶作用发育的同时，台内丘滩体发生准同生期白云石化作用[4-5,28]。从龙王庙组、石炭系、嘉陵江组和雷口坡组等台内丘滩体白云岩的碳/氧同位素值等地球化学分析结果来看，台内丘滩体白云岩主要为准同生期渗透回流白云石化作用形成。δ13C值一般介于0～6%、平均值为2.6‰，δ18O值一般介于0～－4‰、平均值为－3.2‰；在碳/氧同位素值关系图上，可明显看到石炭系、雷口坡组几乎全部样品和嘉陵江组大部分样品落在准同生白云石化作用的区间（图4）；仅少数嘉陵江组样品的白云石化作用可能与后期埋藏作用有关。白云岩有序度一般介于0.5～0.7，盐度指数一般介于125～133，都指示其主要形成于准同生期海水盐度较高的蒸发环境。

图4 台内丘滩体白云岩碳/氧同位素值关系图

海平面下降，古隆起作用控制台内丘滩体发生层间岩溶作用，同时也发生准同生白云石化作用。一期海平面上升丘滩体沉积后，海平面开始下降，古隆起核部或斜坡部位的丘滩体暴露出海平面，大气淡水除溶蚀核部或斜坡部位的丘滩体，也从古隆起核部沿着斜坡上未完全胶结的丘滩体向下运移，发生顺层岩溶作用；在海平面与古隆起接触的区域由于蒸发作用，高盐度的海水由古隆起斜坡向上运移，在丘滩体内外海水和淡水形成完整的循环体系，发生渗透回流白云石化作用。刚暴露出海平面的丘滩体内部海水盐浓度升高、Ca2+和Mg2+等离子浓度变高，使丘滩体发生白云石化作用，形成准同生白云岩（图2-c、d）。随着海平面频繁升降，古隆起控制的丘滩体不断沉积、不断发生层间岩溶作用和白云石化作用，形成大量的溶蚀孔洞和白云石晶间孔。如果有多期丘滩体叠加，则形成大面积厚层块状规模丘滩体白云岩储层，如川中地区台内灯影组丘滩体、龙王庙组颗粒滩储层厚度较大；如果丘滩体沉积期次少，则形成白云岩储层厚度较小，如果分布稳定、面积较大，也可能成为规模储层，如雷口坡组一段颗粒滩储层。

2.3 控制风化壳岩溶作用和破裂作用

台内丘滩体沉积之后，一般都要经历后期的埋藏、抬升、暴露等构造过程，进一步发生埋藏成岩作用、风化壳岩溶作用、破裂作用等。与古隆起作用有关，且有利于台内规模丘滩体储层形成的有风化壳岩溶作用和破裂作用。

2.3.1 风化壳岩溶作用

古隆起对台内丘滩体发生风化壳岩溶作用有较强的控制作用，有两种模式：①古隆起核部和斜坡部位的台内丘滩体沉积后、埋藏前，可能由于构造运动，海平面大幅下降，导致古隆起大面积暴露出海平面，同时暴露的丘滩体和古隆起一起发生较强烈的风化壳岩溶作用。如灯影组二段、四段台内丘滩体沉积之后，发生了桐湾运动的一、二幕[29]，使古隆起核部的台内丘滩体发生较强烈的风化壳岩溶作用，形成了大面积厚层状规模丘滩体储层；洗象池群和黄龙组颗粒滩也与灯影组丘滩体相似，加里东构造运动导致其核部和斜坡部位的颗粒滩发生大规模风化壳岩溶作用，形成规模储层。②古隆起核部或斜坡部位丘滩体埋藏后，由于构造运动被抬升暴露发生风化壳岩溶作用，古隆起核部暴露被剥蚀，大气淡水垂直向下渗透，核部的丘滩体被大量溶蚀、剥蚀，产生大量的溶蚀孔洞，改造丘滩体早期产生的溶孔溶洞和白云石晶间孔，使储层质量更好；同时，由于古隆起顶部地层剥蚀，使斜坡部位的地层成为单斜，大气淡水沿可渗透的丘滩体由古隆起顶部向斜坡运移，发生顺层岩溶作用，将古隆起斜坡部位的未发生暴露的丘滩体进一步溶蚀改造，形成规模储层，如泸州古隆起上或周围沉积嘉陵江组多层台内颗粒滩（图5-a），古隆起顶部剥蚀到嘉二段，嘉二段颗粒滩发生风化壳岩溶作用，而顶部被全剥蚀的嘉三、嘉四、嘉五段成为单斜地层，暴露部分的颗粒滩发生风化壳岩溶作用，大气淡水沿倾斜地层向未暴露的部分颗粒滩方向运移，使未暴露的嘉三、嘉四、嘉五段颗粒滩发生顺层岩溶作用，改造早期的溶孔溶洞和白云石晶间孔，形成有效储层（图5-b、c）。同样，乐山—龙女寺古隆起顶部位于四川盆地西南部剥蚀到灯影组，灯影组、龙王庙组、洗象池群等长期暴露，丘滩体发生风化壳溶蚀作用；顺着这几套丘滩体，大气淡水向古隆起下部运移，丘滩体储层被进一步溶蚀改造，扩大早期形成储集空间，也能产生新的溶蚀孔洞，提高储层的渗滤性。

图5 古隆起控制风化壳岩溶作用和破裂作用模式图

2.3.2 破裂作用

四川盆地经历了多期大型构造运动[30]，古隆起是构造运动的产物，如乐山—龙女寺古隆起是加里东运动的产物，泸州和开江古隆起是印支运动的产物。古隆起在形成过程中，核部是构造应力最强的区域，产生大量的构造裂缝。裂缝后期可能被沥青、白云石、石英等部分或全充填，也可被后期构造运动和成岩作用所改造（图3-h、i）。如泸州古隆起的形成使其核部嘉陵江组发生强烈变形，形成大量的构造裂缝（图5-b），随着古隆起继续发展，核部暴露发生风化壳岩溶作用，顶部逐渐剥蚀夷平，溶蚀作用对构造裂缝进行扩溶改造，如泸州古隆起核部的嘉陵江组被剥蚀到嘉二段，发育大量裂缝，以及被溶蚀扩大和改造的裂缝，以小型的高角度缝和垂直缝为主（图3-h、i，图 5-c）。

古隆起形成的裂缝在喜马拉雅期会被进一步改造，裂缝对现今气藏的高产起到重要作用，古隆起对丘滩体在后期发生破裂作用也有一定的控制作用，为台内规模丘滩体储层的形成起到重要作用。

3 古隆起控制的台内规模丘滩体储层特征与分布

3.1 高石梯—磨溪古隆起控制灯影组和龙王庙组台内丘滩体规模成储

高石梯—磨溪古隆起在灯二段沉积期已有雏形，一直延续到龙王庙组沉积之后[15]。因此，其对灯影组二段、四段台内丘滩体和龙王庙组台内颗粒滩的沉积和成岩作用都有较重要的控制作用。该古隆起为水下隆起，其核部水体有一定深度，故其控制台内丘滩体主要分布于核部，在海平面的频繁升降过程中，丘滩体主要分布于古隆起核部、多期叠合、厚度较大。如川中地区龙王庙组主要有4期颗粒滩叠加，具有明显向古隆起核部超覆的特点[28]。灯影组二段、四段台内丘滩体与龙王庙组颗粒滩沉积相似，经历的成岩作用也相似，在沉积过程中，发生层间岩溶作用和准同生白云石化作用，成岩后发生风化壳岩溶作用和破裂作用。灯影组二段、四段台内丘滩体则经历了桐湾运动一、二幕的作用[30]，使古隆起核部的台内丘滩体发生较强烈的风化壳岩溶作用，进一步改造储层，形成以溶蚀孔洞为主要储集空间的优质储层。

3.1.1 灯影组台内丘滩体储层

灯影组台内规模储层主要位于川中地区高石梯—磨溪古隆起的核部，通过地震和井资料预测分布面积约1.0×104km2（图6-a）。台内丘滩体主要由藻丘和颗粒滩复合而成，藻丘主要为球粒状凝块石和泡沫绵层白云岩以及叠层石、层纹石白云岩等，颗粒滩主要为藻砂屑滩（图2-a）。由于台内丘滩体规模较小、抗浪构造不发育，单个丘滩体厚度一般介于5～20 m、呈透镜状，核部的藻丘和颗粒滩较厚，向翼部变薄。灯二段和灯四段都可能发育多期丘滩体叠合的现象，累计厚度一般介于20～80 m，最大可达100 m。如磨溪地区3口井的台内丘滩体发育2～5期，单层厚度介于5～25 m，累计厚度介于50～100 m（图6-b）。台内丘滩体储层主要储集空间为溶孔、溶洞和裂缝，平均孔隙度为3.46%、平均渗透率为0.46 mD，较台缘丘滩体差[3]。该套台内丘滩体规模储层已形成大气藏，多口探井钻遇该套储层、获得高产，如台内的高石118井、磨溪123井在灯四段分别获得100×l04m3/d、62×l04m3/d的高产气流。

3.1.2 龙王庙组台内颗粒滩储层

龙王庙组台内规模颗粒滩主要发育于高石梯—磨溪古隆起的核部，通过地震和探井资料预测颗粒滩分布面积约1.5×104km2（图6-c），颗粒滩主要为砂屑滩、鲕粒滩、砂砾屑滩等，形成砂屑云岩、鲕粒云岩和含砾砂屑云岩等，颗粒云岩之间夹有泥晶—粉晶云岩、泥质云岩等。颗粒滩体单个滩体有规模较大，单层厚度较大，一般介于5～20 m；累计厚度较大，一般介于20～75 m。如磨溪8气田颗粒滩由3～4期滩体叠合而成，较为连续，累计厚度一般大于50 m（图6-d）。主要储集空间为溶孔、溶洞和裂缝，颗粒滩白云岩平均孔隙度为4.04%，平均渗透率为5.59 mD。古隆起核部储层较翼部好，单个颗粒滩体优质储层主要发育于滩体上部、距滩顶面10 m内相对较好。在这套台内颗粒滩规模储层上，已发现探明磨溪8大气田，天然气探明储量约4 400×l08m3，储层质量好，多数井日产气量超过100×l04m3[3]。

图6 高石梯—磨溪古隆起控制的台内规模丘滩体储层展布特征图

3.2 乐山—龙女寺古隆起控制洗象池群和黄龙组台内颗粒滩规模成储层

乐山—龙女寺古隆起主要控制洗象池群和黄龙组台内颗粒滩的沉积，洗象池群沉积期该古隆起为水下古隆起，但核部水体浅，以蒸发台地沉积为主，颗粒滩不发育，后期由于该古隆起持续发育，核部洗象池群被暴露剥蚀殆尽。在古隆起斜坡区坡折带，由于水体能量变化，沉积厚度相对较大的颗粒滩，沿古隆起边缘分布。黄龙组沉积期，乐山—龙女寺古隆起为水上古隆起，颗粒滩主要分布于古隆起的外围斜坡部位。由于古隆起的存在，洗象池群和黄龙组颗粒滩在沉积的过程中，都发生了层间岩溶作用和准同生白云石化作用；沉积后，都有过一段时间的暴露[1]，发生风化壳岩溶作用，对颗粒滩储层进行再次改造。

乐山—龙女寺古隆起的持续发育，使灯影组、龙王庙组和洗象池群等地层发生倾斜，核部地层被大幅剥蚀，台内丘滩体又发生一期风化壳岩溶作用，同时大气淡水顺层向下运移，使丘滩体储层发生顺层岩溶作用。加里东期构造运动和古隆起隆升作用，使台内丘滩体储层发生构造破裂作用，形成大量构造裂缝，虽后期有部分被充填，但对储层渗滤能力的改善有重要作用。

3.2.1 洗象池群台内颗粒滩储层

洗象池群颗粒滩的发育主要受乐山—龙女寺古隆起控制，通过地震和钻井资料预测颗粒滩规模储层主要发育于川中地区，沿古隆起斜坡呈条带状分布，面积约1.7×104km2（图7-a）。颗粒主要有鲕粒、砂屑、砾屑等，形成鲕粒云岩、砂屑云岩等，常夹泥粉晶云岩和泥质云岩，颗粒滩常与泥质云岩互层分布，单层厚度较小，一般介于0.5～2.0 m，层数多、累计厚度大，介于50～80 m（图7-b）。储集空间为主要溶孔、溶洞和裂缝，威远构造多口井统计，孔隙度介于2.00%～9.16%，平均值为3.26%；渗透率介于0.01～38.90 mD，平均值为1.34 mD。广探2井洗象池群颗粒滩储层单层厚介于2～5 m、累计厚度约50 m（图7-b），有效储层厚度约20 m，平均孔隙度为4.48%，平均渗透率为0.43 mD。该套储层尚未发现大气田，近期有多井获突破，如高石16井发现优质储层厚近20 m，测试获得天然气产量为7.8×l04m3/d，说明该领域有较大的勘探潜力。

图7 乐山—龙女寺古隆起控制的台内规模颗粒滩储层展布特征图

3.2.2 黄龙组台内颗粒滩储层

黄龙组台内颗粒滩主要发育于川东地区、乐山—龙女寺古隆起的斜坡部位，面积约3×104km2（图7-c）。颗粒沉积物主要为砂砾屑、藻团块、鲕粒和生物碎屑等，粒屑含量较高，形成砾屑滩、砂屑滩、生屑滩和鲕滩等，岩性主要有颗粒云岩、溶孔颗粒云岩和溶孔云岩，颗粒滩之间主要发育泥粉晶云岩。纵向上一般由2～5个颗粒滩叠合，单层厚一般介于2～10 m，累计厚度一般介于10～30 m，最大厚度超过50 m（图7-d）。储集空间主要为溶孔、溶洞和裂缝，颗粒云岩储层物性最好，孔隙度介于2.00%～20.40%，平均值为6.00%；渗透率介于0.01～77.30 mD，平均值为0.88 mD。该套台内颗粒滩规模储层是四川盆地的重要天然气储层，目前已在川东地区发现了卧龙河、大天池共两个大型气田和多个中型气田，天然气探明储量近2 000×l08m3。

3.3 泸州—开江古隆起控制嘉陵江组和雷口坡组台内颗粒滩规模成储

泸州古隆起和开江古隆起在嘉陵江期、雷口坡期为水下古隆起，控制了嘉陵江组和雷口坡组台内颗粒滩的沉积，由于沉积水体浅、台地较闭塞、能量小，古隆起核部以蒸发台地沉积为主[31-32]，颗粒滩不发育。在古隆起斜坡区存在古地貌坡折带，沿坡折带沉积水体能量较大，发育累计厚度较大、分布较稳定的台内颗粒滩。由于古地貌平缓，沉积水体较浅，海平面频繁升降，使单个滩体分布面积较大、单层厚度小、含泥质岩夹层多。古隆起持续隆升，核部地层被剥蚀，顶部的颗粒滩和泥粉晶云岩发育风化壳岩溶作用，可成为较好的岩溶储层；斜坡部位沉积的颗粒滩可由顶部的大气淡水沿层向下运移，发生顺层岩溶作用，使颗粒滩储层得到一定的改善。同时，构造持续隆升使古隆起核部和斜坡部位发生破裂作用，形成大量构造缝（图5），对储层渗滤性有较大的改善。

3.3.1 嘉陵江组台内颗粒滩储层

嘉陵江组台内颗粒滩在盆地内都有分布，纵向上较分散，嘉一—嘉五段都有分布。分布比较集中、有一定规模的颗粒滩呈两个条带分布于泸州—开江古隆起斜坡部位，总面积约3.5×104km2（图8-a）。主要以鲕粒、砂屑和生屑等颗粒形成的亮晶砂屑云（灰）岩、（砂屑幻影）粉晶云岩、鲕粒云（灰）岩、生屑云（灰）岩为主，发育鲕粒滩、砂屑滩和生屑滩等。单个颗粒滩的厚度一般介于2～5 m，普遍小于10 m，单层储层有效厚度普遍介于1～5 m；如川中地区磨溪气田嘉陵江组发育2～5层颗粒滩，累计厚度介于20～50 m，储层厚度介于10～30 m（图8-b）。嘉陵江组台内颗粒滩储层孔隙度介于2.00%～22.64%，平均值为4.98%；渗透率介于0.001～56.700 mD，平均值为0.100 mD。该套台内颗粒滩储层主要在川东、川南地区形成小型气藏，在川中地区形成磨溪嘉陵江组大气藏，天然气探明储量约326×l08m3。

图8 泸州—开江古隆起控制的台内规模颗粒滩储层展布特征图

3.3.2 雷口坡组台内颗粒滩储层

雷口坡组一段下部（常称“雷一1”）发育一套台内规模颗粒滩，沿泸州—开江古隆起的斜坡部位呈4个条带分布，面积约1×104km2（图8-c）。颗粒主要有生屑、砂屑和鲕粒等，颗粒滩主要为砂屑滩、鲕粒滩、生屑滩等，岩性主要为薄—中层亮晶砂屑云（灰）岩、鲕粒云（灰）岩、藻屑云（灰）岩等，中间夹微粉晶云岩。颗粒滩单层厚度小，一般介于1～3 m。如川中地区发育两期颗粒滩，累计厚度一般介于3～10 m，最大厚度可达18 m（图8-d）。储集空间以溶孔为主，包括粒内溶蚀和粒间溶孔以及少量晶间孔和裂缝，颗粒滩孔隙度介于2.00%～31.80%，平均值为4.12%；渗透率一般介于0.01～10.00 mD，最大可达576.00 mD，平均为2.93 mD。该套台内颗粒滩是四川盆地雷口坡组一套重要的规模油气储层，目前已发现磨溪雷口坡组气藏，天然气探明储量近350×l08m3。

4 结论

1）四川盆地发育的高石梯—磨溪古隆起、乐山—龙女寺古隆起、泸州古隆起和开江古隆起等4个古隆起对台内碳酸盐岩规模储层的形成起重要的建设性作用。

2）古隆起对台内规模储层发育控制的机制是控制台内规模丘滩体的沉积、台内丘滩体层间岩溶作用和准同生期白云石化作用、后期丘滩体的风化壳岩溶作用和破裂作用。

3）四川盆地发育灯影组、龙王庙组、洗象池群、黄龙组、嘉陵江和雷口坡组等6套台内规模丘滩体储层，为台内油气规模成藏提供储层基础。高石梯—磨溪古隆起主要控制灯影组和龙王庙组台内丘滩体规模成储，乐山—龙女寺古隆起主要控制洗象池群和黄龙组台内丘滩体规模成储，泸州—开江古隆起主要控制嘉陵江和雷口坡组台内丘滩体规模成储。