川中高磨地区震旦系灯影组三、四段层序沉积与储集层分布

2022-10-27谭磊刘宏陈康倪华玲周刚张旋严威钟原吕文正谭秀成张坤

石油勘探与开发 2022年5期

谭磊，刘宏，陈康，倪华玲，周刚，张旋，严威，钟原，吕文正，谭秀成，张坤

（1.西南石油大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都 610500；2.西南石油大学天然气地质四川省重点实验室，成都 610500；3.中国石油碳酸盐岩储层重点实验室西南石油大学沉积研究室，成都 610500；4.中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，成都 610041；5.中国石油东方地球物理公司西南物探研究院，成都 610213）

0 引言

随着油气勘探开发的深入，深层—超深层古老碳酸盐岩成为全球重要的油气勘探开发领域[1-5]。四川盆地震旦系灯影组油气资源丰富，作为国内重点勘探开发层系，相继发现了威远、资阳、安岳等大型气田[6]。其中，川中安岳气田高石梯—磨溪地区（简称高磨地区）震旦系灯影组四段（简称灯四段）储集层年代古老、深埋大（埋深大于5 000 m）、非均质性强、预测难度大，是学者们对深层—超深层古老碳酸盐岩储集层研究的重点对象[7-12]。

钻探和研究结果表明，高磨地区灯四段储集层为一套丘滩相岩溶型白云岩储集层，而且台缘地区储集层发育情况较广大台内地区好[12-14]。目前有关灯四段储集层的主控因素仍争议较大，主流观点认为桐湾运动引起的灯四段表生岩溶作用是其储集层发育的主控因素[9-10,15-16]，高磨台缘属“侵蚀型”台缘，表生岩溶作用强于台内地区，储集层发育情况好[8,14,17-19]。也有观点认为沉积分异是储集层分异的前提，“沉积型”台缘的形成是高磨台缘与台内地区储集层差异的根本原因，表生岩溶作用只是在此基础之上加以改造优化[7]。随着研究的深入，有学者明确提出了灯四段储集层有别于表生岩溶控储的现象[7,11,20]：首先，从野外露头及钻井资料上看，桐湾Ⅱ幕主要表现为对灯四段顶部地层的剥蚀移除，其残余地层遭受的表生岩溶作用深度有限，表生岩溶组构集中在不整合面下仅几米至十几米范围内；其次，储集空间具明显的组构选择性，少见非选择性溶蚀形成的大型—超大型缝洞体；此外，储集层分布具有单层薄、层数多、垂向上自底到顶均有发育、横向上呈顺层分布的特点，并且在不具溶蚀特征的致密硅质层之下孔洞层仍然发育。这些现象在本次研究中得到了进一步证实。显然，与桐湾运动有关的表生岩溶作用并不是灯四段储集层发育的主控因素，储集层是由丘滩复合体与层序界面相关的早期（同生—准同生期）溶蚀作用共同控制的，沉积相可大致反映储集层的分布，此类储集层在层序地层格架下具有较好的规律性及可预测性[7,20]。然而，已有的研究很少涉及高磨地区灯四段内部详细的层序地层划分与对比，阻碍了层序地层格架下的储集层精准预测。为此，本文结合前人成果认识，充分利用已有丰富的岩心、薄片、测录井及三维地震等资料，采用地质、测井、地震紧密结合的研究方法，在明确研究区灯四段镶边台地体系沉积特征的基础上，识别层序地层界面，将灯影组三段+四段作为一个整体开展层序地层划分，搭建井-震等时地层格架，分析层序格架下的沉积演化过程及沉积相展布，阐明层序格架内灯四段储集层发育特征及时空展布规律，指出优质储集层的勘探方向。

1 地质背景

研究区高磨地区位于四川盆地中部，构造上处于加里东古隆中斜平缓构造区乐山—龙女寺古隆起的中部，地理位置处于安岳县、遂宁市、岳池县和大足县之间。本文重点研究区域为高磨11块三维连片地震覆盖区，工区面积7 600 km2，区内钻井资料丰富（见图1）。

四川盆地为中上扬子地块之上的叠合盆地，是中国最古老的含油气盆地之一[21]。扬子古陆在新元古代Rodinia超大陆裂解的背景下整体处于拉张应力环境，并伴随着多期裂谷活动[14]。受此影响，四川盆地在震旦系沉积之前盆内并非铁板一块，而是呈现出隆坳相间的构造特征，控制了上扬子地区在震旦纪—早寒武世的沉积格局[14]。同时，桐湾运动多幕次的地壳差异隆升活动，使区域上至少形成灯二段顶、灯四段顶两个不整合界面，分别对应桐湾Ⅰ幕和Ⅱ幕，也有学者在下寒武统麦地坪组顶部识别出不整合面，将其判识为桐湾Ⅲ幕[22]。由于区内钻井未钻遇麦地坪组，文中暂且将灯四段顶部不整合界面视为桐湾Ⅱ幕形成。此外，研究区西侧发育一个沿德阳—安岳—泸州一线南北向分布的凹槽，该凹槽由灯二段和灯四段两期构成（见图 1）。由于其形成机制与形成时间仍存在巨大争论，暂时称之为“德阳—安岳裂陷槽”[14,17]。通过梳理前人观点，笔者认为灯影组沉积前的负地貌[23]、区域拉张[24]及不均匀沉降[22]作用决定了裂陷槽发育的规模及形态，桐湾运动在此基础上加以“修饰”，裂陷槽的形成与演化控制了灯影组台地沉积相带的分异。

图1 研究区位置及震旦系综合柱状示意图

包括研究区在内的四川盆地震旦系灯影组以浅水碳酸盐台地沉积为主，总体上表现为一个向上变浅的沉积序列，自下而上可划分为 4段[25]。除去裂陷槽内因后期剥蚀缺失灯四段、灯三段及部分灯二段以外，区内灯影组发育相对完整。其中灯一段岩性以泥粉晶白云岩为主，夹少量微生物白云岩。灯二段发育大量富微生物岩类，主要岩性包括叠层石白云岩、凝块白云岩、（黏结）砂屑白云岩、少量泥粉晶白云岩及岩溶角砾白云岩等，与上覆灯三段呈不整合接触。灯三段为一套大规模快速海侵形成的暗色薄层为主的泥页岩、泥质粉砂岩及泥质白云岩，与上覆灯四段为连续沉积，呈整合接触。位于灯影组上部的灯四段自下而上可进一步划分成灯四段下亚段及灯四段上亚段两个亚段[19]，其岩性与灯二段相似，以偶见硅质白云岩有别于灯二段，与上覆寒武系不整合接触（见图1）。

2 沉积相类型与特征

高磨地区灯四段以发育镶边台地沉积体系为典型特征[17,26-27]，其中可识别出局限台地、台地边缘、斜坡—盆地等沉积相，而灯三段则主要发育混积台地沉积。

2.1 局限台地相

局限台地处于台地边缘背后，受台缘丘滩组成的镶边体系的阻隔，水体能量相对较弱，以沉积多种类型的白云岩为主。主要发育台内微生物丘、台内颗粒滩、丘（滩）间海、局限潟湖等亚相。微生物丘发育于浪基面附近，主要由格架白云岩（见图2a）、凝块白云岩（见图2b、图2c）及叠层石白云岩（见图2d、图2e）等高能碳酸盐岩组成。颗粒滩多发育于微生物丘顶部，岩性以（黏结）砂屑白云岩为主，颗粒间多为亮晶胶结（见图2f）。丘（滩）间海及局限潟湖则以沉积泥晶白云岩（见图2g）及含硅质泥晶白云岩为主，微生物及颗粒含量均较低。

2.2 台地边缘相

台地边缘沿碳酸盐台地与裂陷槽之间的坡折带展布，分布于研究区西侧，面向外海，受波浪扰动的影响大，水体能量高，微生物增殖繁盛，地层厚度明显增大（见图1）。主要发育台缘微生物丘、台缘颗粒滩、丘（滩）间海等亚相。微生物丘及颗粒滩亚相较局限台地分布范围及发育规模有所扩大，丘（滩）间海规模范围缩小。

2.3 斜坡—盆地相

虽然区内缺少钻遇斜坡—盆地相的探井，但从以下相关证据可以推测裂陷槽内发育有斜坡—盆地相沉积：①灯四段从台地上向裂陷槽内地层减薄，地震相由台地丘状杂乱、断续弱反射向槽内平行连续强反射过渡[28]；②裂陷槽内的GS17井及ZY1井证实槽内发育疙瘩状泥质白云岩及薄层泥质白云岩[6-7]；③川西北地区裂陷槽内向台地上发育了完整的深水盆地—斜坡—浅水台缘、台地的相序组合[14,17]。

2.4 混积台地相

混积台地相主要发育于灯三段，为桐湾Ⅰ幕运动抬升剥蚀后的海侵沉积产物。在区内岩性岩相变化快，其中南东侧高石梯—龙女寺地区以泥质白云岩夹泥质条带沉积为主，指示低能的泥云坪沉积特征；磨溪以北地区砂质含量增多，以砂质白云岩、含砂泥晶白云岩（见图2h）为主，推测往北地貌变低，能量增强，为砂云坪沉积。

图2 灯影组SQ3和SQ4层序宏微观沉积特征及储集层特征

3 层序地层特征

前人以中上扬子地区为研究对象，认为灯影组可划分为4个三级层序（见图3a、图3b）[30-31]，但由于资料受限，难以对四川盆地内灯影组各层序进行对比研究。近年来，盆内井震资料逐渐丰富，有学者开展了地腹灯影组内部层序的识别[17,20,23,32]，其中灯一段+灯二段对应两个三级层序（SQ1、SQ2）；灯三段+灯四段对应两个三级层序（SQ3、SQ4）。但是 SQ3、SQ4层序界面识别及地层格架还存在较大差异[17,20,23,32]（见图 3c—图 3e）。本文在前人研究基础框架上，运用Vail经典层序地层学原理[33]，基于最新的井震资料对灯三段+灯四段进行整体考虑与解译，识别出灯三段底界面（SB3界面，Ⅰ型）、灯四段下亚段与上亚段界面（SB4界面，Ⅱ型）和灯四段与寒武系界面（SB5界面，Ⅰ型）3个三级层序界面，据此将灯三段+灯四段划分为两个三级层序，自下而上分别标示为SQ3和SQ4，每个层序均由下部的海侵域和上部的高位域组成（见图1、图3f）。

图3 中上扬子地区灯影组和四川盆地灯三段+灯四段层序地层划分方案对比

3.1 层序界面特征

3.1.1 SB3界面（灯三段底界）

SB3界面为桐湾Ⅰ幕形成的不整合面，是Ⅰ型层序界面，界面之下灯二段为浅水碳酸盐台地沉积[34]，主要发育浅灰色微生物白云岩，界面之上灯三段在不同地区特征有所差异，具体到研究区表现为混积台地沉积，岩性包括暗黑色的泥页岩、泥质白云岩及少量泥质粉砂岩。自然伽马曲线由界面之下的箱状平滑低值向上转化为齿状—尖峰状高值。成像测井上，界面之下为亮黄色块状沉积，可见孤立或密集孔洞发育，界面之上转变为暗褐色与亮褐色薄互层沉积（见图4a）。地震上表现由低波阻抗向高波阻抗转化界面，为波峰反射（见图 5），西侧裂陷槽边缘可见削截反射，局部地区界面之上可见上超反射，该界面可识别及追踪性强（见图6）。

3.1.2 SB4界面（灯四段下亚段与灯四段上亚段界面）

SB4界面为一典型岩性转换面，不同井区特征有所差异，局部井区表现为早期（同生期—准同生期）暴露面，是Ⅱ型层序界面，界面之下多为凝块白云岩、（黏结）砂屑白云岩等高能相岩类（见图4b、图4c），或是发育早期暴露形成的角砾白云岩（见图4d），界面之上突变为低能的暗灰色泥晶白云岩（见图 4c）或亮灰色硅质白云岩（见图4d）。自然伽马曲线由箱状—微齿状低值转化为微齿状—齿状中高值（见图 4b—图4d）。成像测井上，界面之下为亮黄色块状沉积，部分井可见孔洞发育，界面多表现为暗褐—暗黑色薄层条带特征（见图 4b、图 4d）。该界面在地震剖面上表现为由低波阻抗向高阻抗转化界面，为波峰反射（见图5），可识别和可追踪性较强（见图6）。

3.1.3 SB5界面（灯四段顶界）

SB5界面为桐湾Ⅱ幕形成的不整合面，属于Ⅰ型层序界面。该界面之下灯四段为浅水碳酸盐台地沉积[34]，主要发育浅灰色微生物白云岩，可见岩溶角砾及溶沟等表生岩溶组构。界面之上是寒武系筇竹寺组，表现为深水陆棚沉积，岩性以暗黑色炭质泥页岩为主[35]。自然伽马曲线由箱状—微齿状低值转化为尖峰状高值。成像测井上，界面之下为亮黄色块状沉积，孔洞发育，界面之上转变为暗褐色与亮褐色薄互层沉积（见图4e）。地震剖面上表现为由低波阻抗向高波阻抗转化界面，为波峰反射（见图5），西侧裂陷槽边缘可见削截反射，界面之上见上超反射，SQ5界面可识别及追踪性强（见图6）。

图4 灯影组SQ3与SQ4层序界面岩性及电性特征

图5 灯影组SQ3与SQ4层序界面地震响应特征

3.2 层序划分及展布特征

3.2.1 井-震层序划分及对比

SQ3和SQ4两个三级层序在横向上发育完整，尽管地层岩性和厚度存在变化，但均具有良好的等时性，可对比性强（见图6、图7）。

图6 灯影组SQ3与SQ4层序地震对比剖面（龙王庙组底界拉平，剖面位置见图1）

SQ3层序在西侧的 GS2、MX22井区，自然伽马曲线由海侵域内的尖峰状高值向高位域内的微齿状中低值过渡；在GS18、MX10井区以东，自然伽马曲线由尖峰状高值向齿状中低值过渡。该层序地层厚度差异较大，厚度范围为115～238 m。由GS2、MX22井区向东地层具有减薄趋势，同时GS2井区略厚于MX22井区（见图 7）。地震剖面上由“三峰两谷”向“两峰一谷”过渡（见图6）。

SQ4层序在西侧的GS2、MX22井区，自然伽马曲线由海侵域内的微齿状低值向高位域内的平滑箱状低值过渡；在GS18、MX10井区以东，自然伽马曲线由齿状中低值向微齿状中低值过渡。受灯影组沉积末期地层填平补齐及桐湾Ⅱ幕影响，SQ4厚度分布趋于稳定，各井区厚度较SQ3差异减小，厚度范围为153～270 m（见图7）。地震剖面表现为稳定的“两峰一谷”地震反射特征（见图 6）。从地层厚度、测井相及地震相特征推测：研究区西侧与东侧地区存在明显的沉积分异，且GS2井区丘滩建造明显强于MX22井区（见图7）。

图7 灯影组SQ3与SQ4层序及其沉积相横向对比剖面（SB4界面拉平，剖面位置见图1）

3.2.2 层序平面展布特征

在层序界面精细追踪解释及时深转换等工作后，得到各层序厚度平面分布图（见图8）。SQ3层序厚度平面分异性强，地层整体西厚东薄，MX22井—高石梯—GS105井区一线受裂陷槽边缘控制，表现为一南北向的条带状地层厚值区。在广大台内地区，受到沉积地貌高地的影响，MX51井—MX147井、MX13井—MX57井—MX129井及GS20井—GS127井一线呈现出南西—北东走向的 3条地层增厚条带，其中潼南县南东侧地区厚度最大（见图8a）。

图8 灯影组SQ3层序（a）与SQ4层序（b）厚度平面分布图

SQ4层序厚度分布格局较SQ3有了较大变动，北西厚南东薄。推测SQ4沉积期北西侧受到断裂活动影响，持续下沉，可容空间增大，地层变厚。在 MX51井—MX147井、MX13井—MX57井—MX129井及GS20井—GS127井一线呈现出南西—北东向的地层减薄条带。整体来看，SQ4层序表现出对下伏地层的填平补齐，但SQ4层序受包括桐湾运动在内的多因素影响[17]，其残余厚度相较SQ3层序对原始沉积特征响应能力变弱（见图8b）。

4 沉积演化过程及沉积相展布

基于沉积相和层序地层特征分析，高磨地区灯影组SQ3+SQ4沉积期整体呈现出由混积台地向碳酸盐台地转化的过程。研究表明，灯影组的沉积及构造活动具有明显继承性：地震剖面上见明显的灯一+灯二段、灯三段及寒武系由西向东、由北向南超覆于下伏地层的特征，暗示区内灯影组沉积前、桐湾Ⅰ幕及桐湾Ⅱ幕结束时古地貌均呈现出西低东高，北低南高的特征（见图6）。

4.1 SQ3层序沉积演化过程及沉积相展布

SQ3时期相对海平面表现出快速海侵—缓慢海退的特点[36]。SQ3海侵域（相当于灯三段）时期，整个四川盆地发生大规模海侵，同时汉南及康滇古陆出露，大量陆源碎屑物质注入盆地内部，古陆周缘表现为滨岸或潮坪沉积[29]，远离古陆的盆地内表现为混积台地或陆棚沉积。研究区内SQ3海侵域沉积，成分复杂，整体上以陆源碎屑与碳酸盐混合沉积为特征，北部MX22井区发育白云质细砂岩、泥质粉砂岩、砂质白云岩、含砂泥晶白云岩夹暗黑灰色泥岩等；南侧GS1井区及东侧MX8井—MX148井区，沉积地貌变高，砂质含量逐渐减少，岩性过渡为灰色泥质白云岩夹少量砂质白云岩等。SQ3海侵域沉积表现出对下伏古地貌的填平补齐，地震剖面上见明显的上超反射特征[19]（见图6）。

SQ3高位域（灯四段下亚段）沉积时期，以发育镶边碳酸盐台地体系为典型特征，相带东西分异明显，西部为斜坡—盆地相，东部为局限台地相，二者之间发育近南北向展布的台地边缘相，大致沿 MX22井—高石梯—GS105井一带延展（见图9a），为一窄相带。值得注意的是，该台缘南段的高石梯台缘，由于较台缘北段的遂宁西侧台缘带（遂宁西台缘带）具有较高的沉积地貌而率先处于浪基面附近，台缘丘滩生长速率高。相比之下，遂宁西台缘带则主要受控于坡折带，外海波浪在坡折处聚集，丘滩体得以快速生长。由于台缘丘滩建造对西侧波浪的遮蔽作用，台内地区波浪扰动深度减小，能量减弱，加之整体地貌平缓，丘滩体发育程度受限，相对孤立，仅在局部微地貌高地增殖建造（见图10a）。至SQ3沉积结束时，丘滩体使古地貌差异变大，台内地区存在规模不等的局部微地貌凸起（见图9a、图10b）。

图9 灯影组SQ3层序高位域（a）与SQ4层序（b）沉积相平面展布图

图10 灯影组SQ3—SQ4层序沉积演化模式图（剖面位置见图1）

4.2 SQ4层序沉积演化过程及沉积相展布

SQ4层序（灯四段上亚段）沉积时期，水体整体偏浅，相对海平面变化表现出缓慢海侵—快速海退的特点[36]。SQ4层序继续以发育镶边碳酸盐台地体系为典型特征，沉积相带分布继承了SQ3高位域的格局，继续保持相带东西分异和南北成带的特征，但台缘带及丘滩体分布规模有所扩大（见图9b）。

SQ4海侵域沉积时期丘滩建造速率与可容空间增长速率匹配关系良好，沉积地貌高地丘滩整体表现为垂向加积，厚度大，沉积地貌低地厚度偏薄（见图10b）。SQ4高位域丘滩体垂向与侧向加积共存，横向叠置迁移速度快，面积扩大（见图9b），地层表现为对早期地貌的填平补齐（见图10c）。结合SQ3层序厚度（见图8a）及SQ3+SQ4层序总厚度（见图1），可以推测SQ4沉积结束时，终结了灯四段镶边台地的演化（见图10c），在桐湾Ⅱ幕运动的影响下，灯影组遭受风化剥蚀，形成了现今的面貌（见图10d）。

5 储集层分布特征

研究区内灯四段储集层相控特征明显，储集岩与微生物丘滩沉积密切相关，主要包括格架白云岩（见图2a），凝块白云岩（见图2b、图2c）、叠层石白云岩（见图 2d、图 2e）、（黏结）砂屑白云岩（见图 2f），见少量的角砾白云岩（见图2i）。储集空间具明显的组构选择性，以原生孔和同生—准同生期溶蚀孔洞为主（见图2）。

5.1 高频层序及丘滩沉积旋回内储集层分布

灯四段内可以进一步识别出多个高频层序，单个高频层序通常以发育向上变浅的沉积序列为典型特征，从下到上多由（含微生物）泥晶白云岩、叠层石白云岩、凝块白云岩构成，也可视为向上变浅的丘滩沉积旋回。单旋回规模呈米级特征，顶底常被早期高频暴露面所夹持。如图11所示，该旋回底部泥晶白云岩与含微生物泥晶白云岩致密无孔（见图 11a）。向上过渡为叠层石白云岩，发育顺层状的层间格架溶蚀孔洞（见图 11b），面孔率为 1%～3%。分散状凝块白云岩中发育格架孔洞（见图11c），孔径为0.5～1.5 cm，面孔率为 1%～3%。旋回中上部的格架状凝块白云岩依然发育溶蚀孔洞，孔径为 0.5～2.0 cm，面孔率为2%～4%。顶部发育早期暴露形成的岩溶角砾白云岩，角砾为凝块白云岩。由此可见，高频层序内的储集层多发育于向上变浅旋回的上部，与早期暴露相关。

图11 MX105井灯四段部分典型层段向上变浅序列特征

5.2 三级层序格架内储集层分布

三级层序格架内储集层具有以下时空展布规律：①SQ4层序较SQ3层序储集层更发育（见图 12a、图12b）；②各层序的高位域内储集层较海侵域发育（见图 12c）；③各层序的高位域储集层可对比性强，纵向分布稳定，厚度大，海侵域储集层可对比性差，纵向分布分散，厚度薄（见图7）；④区带上，高石梯台缘带储集层发育情况最优，遂宁西台缘带次之，台内带最差（见图 12a、图 12b）。由此可见，区内灯四段储集层同时受控于高频向上变浅旋回及三级层序。

图12 单井储能系数对不同沉积相带以及高位域、海侵域对比图[19]

6 有利储集区带预测

鉴于现有三维地震资料仅能对三级层序进行可靠识别与刻画，因此本文在三级层序格架内储集层分布规律基础上，综合灯四段沉积演化过程及储集层特征，刻画了3类有利储集区带：SQ3高石梯台缘相区、SQ4台缘相区及SQ4台内古地貌高地丘滩相区（见图13a）。

图13 灯四段有利储集区带预测图（a）与SQ3层序高位域地层厚度图（b）

SQ3高石梯台缘相区：就SQ3层序储集层而言，桐湾Ⅱ幕表生岩溶作用深度有限，储集空间以原生孔隙和同生—准同生期溶蚀孔洞为主体。SQ3高位域时期高石梯台缘带古地貌较遂宁西台缘带高，长时间处于浪基面之上，丘滩体原始孔喉结构较好。随着相对海平面下降，高石梯台缘带更易发生早期小规模暴露，遭受大气淡水溶蚀，储集层储集性能得到优化，虽然此类储集层单层厚度有限，但是在垂向高频叠置的情况下，规模仍然可观。相比之下，遂宁西台缘带丘滩体的发育规模和早期暴露频率远不及高石梯台缘带，储集空间以原生孔隙为主，储集层规模有限。台内地区则以低能丘滩沉积为主，原始孔喉结构较差，早期溶蚀改造弱，成储潜力受限（见图 12a）。据此，以磨溪①号断裂为界，刻画出SQ3高石梯台缘相区860 km2，平均储能系数为1.14。

SQ4台缘相区：SQ4台缘带较SQ3台缘带丘滩体厚度大，面积广（见图 9），丘滩体原始孔喉结构有所提升，叠加早期溶蚀改造，储集层已具备较为优越的储渗性能。随后桐湾Ⅱ幕运动使研究区抬升暴露，岩溶地貌整体西低东高[19]，大气淡水进一步对原有储集空间扩溶，位于裂陷槽边缘的台缘区岩溶水直接向西泄出，抑制了溶蚀产物的机械沉积及化学沉淀，充填孔洞占比小（见表1），最终形成优质的孔洞型储集层。该区面积达1 360 km2，平均储能系数为2.04。

SQ4台内古地貌高地丘滩相区：前文已述，研究区台内丘滩生长主要受到古地貌的控制。SQ3高位域沉积期，在古地貌高地，丘滩建造速率快，厚度大；在古地貌低地，主要发育丘（滩）间海沉积，厚度小。SQ3层序沉积结束后未遭受剥蚀，所以SQ3沉积后地貌（即SQ4沉积前地貌）可使用SQ3高位域地层厚度进行定性表征，厚度越大，古地貌越高。据此，本文依托三维地震资料解释，采用SQ3高位域地层厚度来精细地刻画SQ4沉积前古地貌（见图13b）。

据岩心精细观察统计结果（见表1），MX117井单旋回内高能丘滩相厚度、占比及孔洞段占比，均比MX8井和 MX51井高；MX51井单旋回厚度、泥晶白云岩厚度及占比，也比MX8井和MX117井高。这些岩石学及储集层特征以 MX117井沉积古地貌最高，MX8井次之，MX51井最低的特征一致（见图13b）。此外，SQ3高位域厚度与丘地比及各层序储集层发育情况呈正相关关系（见图14），证实了古地貌恢复结果的合理性。所以，SQ4沉积期台内北东—南西走向的丘滩发育带，在早期岩溶与表生岩溶的叠加改造下，有望形成规模可观的优质储集层。通过拟合趋势线，以储能系数大于1为标准，刻画该区面积达2 625 km2，平均储能系数为1.22。