古隆起在四川盆地臺內碳酸鹽巖丘灘體規(guī)模成儲中的作用

楊 威 魏國齊 謝武仁 劉滿倉 蘇 楠 金 惠 武賽軍 沈玨紅 郝翠果 王小丹

中國石油勘探開發(fā)研究院

0 引言

四川盆地是我國重要的含油氣沉積盆地和天然氣生產基地，現(xiàn)今盆地面積約18×104km2，沉積層厚度超過10 000 m，由海相、陸相沉積地層疊合而成，海相地層為震旦系—中三疊統(tǒng)，以海相碳酸鹽巖為主；陸相地層為上三疊統(tǒng)—新近系，以碎屑巖為主[1]。在四川盆地海相和陸相地層中，已發(fā)現(xiàn)20多個產油氣層系[2]，天然氣探明儲量超過4×1012m3。發(fā)育于海相碳酸鹽巖儲層中的天然氣探明儲量約占總探明儲量的70%。其中，臺地邊緣礁（丘、灘）約占65%，如上震旦統(tǒng)燈影組、上二疊統(tǒng)長興組—下三疊統(tǒng)飛仙關組臺緣礁（丘、灘）氣藏；另外的35%天然氣儲量發(fā)育于臺內碳酸鹽巖儲層中，如下寒武統(tǒng)龍王廟組、上石炭統(tǒng)黃龍組等[2]。四川盆地臺內碳酸鹽巖儲層主要為生物丘—顆粒灘復合體以及顆粒灘，以下筆者統(tǒng)一用“臺內丘灘體”來代表。對于臺內丘灘體儲層的特征、發(fā)育的主控因素及展布特征，前人已做過大量的研究?？傮w來說，四川盆地多層系發(fā)育，以顆粒灘為主；一般單層厚度較小、累計厚度較大，以低孔低滲為主，非均質性較強；丘灘體溶蝕作用和白云石化作用對儲層發(fā)育有重要影響[3-5]。要加快發(fā)現(xiàn)大中型氣田的勘探步伐，尋找規(guī)模油氣儲層是關鍵。關于“規(guī)模儲層”的定義，學術界的認識尚未統(tǒng)一[4-6]，筆者在此將其定義為：具有較好的儲滲能力，能連續(xù)分布較大面積或有較大累計厚度，能發(fā)現(xiàn)天然氣探明儲量大于300×108m3大氣田的儲層。分析臺內丘灘體形成規(guī)模儲層的發(fā)育機制，預測其分布是油氣勘探研究的重要內容[6]。在我國3大海相盆地研究過程中，發(fā)現(xiàn)古隆起在儲層和油氣藏形成中起重要作用[7-11]。前人的研究認為，四川盆地海相地層沉積期發(fā)育4個古隆起[12-15]，對碳酸鹽巖儲層發(fā)育和油氣成藏具有重要的控制作用，但前期研究主要集中在單個古隆起對具體層系儲層和成藏的控制[16-20]，如高石梯—磨溪古隆起主要控制燈影組、龍王廟組儲層的形成等[15]，但對于四川盆地的古隆起控制哪些臺內規(guī)模儲層的形成、其如何控制臺內規(guī)模儲層的發(fā)育認識還不夠深入，影響了對全盆地臺內油氣勘探潛力的評價和判斷。為此，筆者在研究四川盆地高石梯—磨溪古隆起、樂山—龍女寺古隆起、瀘州古隆起和開江古隆起等4個古隆起形成、演化的基礎上[12-15]，通過對比相關臺內碳酸鹽巖儲層的特征，探究了古隆起控制臺內規(guī)模儲層的發(fā)育機制，分析了主要層系臺內規(guī)模儲層分布范圍，以期為油氣勘探部署提供依據。

1 古隆起的基本特征

在上揚子克拉通演化過程中，四川盆地形成了高石梯—磨溪、樂山—龍女寺、瀘州和開江等4個古隆起[21-25]，每個古隆起發(fā)育于不同時期，分布在盆地的不同區(qū)域，經歷不同的演化階段（圖1）。

1.1 高石梯—磨溪古隆起

“高石梯—磨溪古隆起”是2015年魏國齊等[15]提出的，其位于四川盆地中部，發(fā)育于震旦紀—早寒武世，與桐灣運動有關的巨型同沉積水下隆起。該古隆起核部位于高石梯—磨溪地區(qū)，燈影組及其相鄰層位自震旦紀至今一直處于古隆起高部位，始終獨立發(fā)育統(tǒng)一巨型圈閉構造，構造長期穩(wěn)定發(fā)展。該古隆起西至高石梯、東至廣安，南至重慶、北至南部，面積約3.2×104km2（圖1）。該古隆起發(fā)育時期、地質結構、構造形態(tài)、形成演化等構造特征明顯有別于樂山—龍女寺古隆起，對震旦系、寒武系的沉積、成儲和成藏有重要影響[3,15-16]。

1.2 樂山—龍女寺古隆起

樂山—龍女寺古隆起主要發(fā)育于加里東期，是四川盆地規(guī)模大、延續(xù)時間長、剝蝕幅度大、覆蓋面積廣的巨型隆起（圖1），從1964年開始認識該古隆起以來，一直為國內外地質專家研究的焦點[12,16-18]。該古隆起由寒武紀開始發(fā)育以來，是一個繼承性的、呈北東東向的大型鼻狀隆起，一直延續(xù)到二疊系沉積前。該古隆起核部位于雅安、樂山、資陽一帶，其形態(tài)為一不對稱的具有裙邊狀的巨型隆起，幾乎占據整個四川盆地。隆起核部的川西南部剝蝕至燈影組三段，由川西南部向東南、東北方向依次剝蝕至下寒武統(tǒng)、中上寒武統(tǒng)、下奧陶統(tǒng)，外圍為中上奧陶統(tǒng)及志留系。一般以志留系全剝蝕區(qū)為該古隆起核部的范圍，面積約6.25×104km2（圖1）。

1.3 瀘州古隆起

瀘州古隆起位于四川盆地東南部、華鎣山構造帶南端，最早由安作相于1962年發(fā)現(xiàn)并命名，之后眾多學者進行了研究[14,19-22]。瀘州古隆起發(fā)育于印支期，核部位于瀘州一帶，呈北東向延伸；地層最大剝蝕到下三疊統(tǒng)嘉陵江組三段，往外依次為嘉四—嘉五段、中三疊統(tǒng)雷口坡組，最大剝蝕厚度達千米以上。雷口坡組缺失范圍面積約2.2×104km2（圖1），嘉陵江組被剝蝕范圍面積約3.4×104km2。瀘州古隆起的發(fā)育經歷了嘉陵江組沉積期的萌芽、雷口坡組沉積期的發(fā)育、上三疊統(tǒng)須家河組沉積期的消亡3個階段（圖1）。

圖1 四川盆地主要古隆起分布、發(fā)育時代與地層系統(tǒng)圖

1.4 開江古隆起

開江古隆起位于川東北地區(qū)，與瀘州古隆起是一個整體[13,23]，具有相似特征，是中三疊世末期印支運動基本定型的北東向的侵蝕古隆起。隆起核部位于開江地區(qū)，剝蝕到雷口坡組一段，雷口坡組二段剝蝕面積約0.7×104km2（圖1）。該古隆起可能在石炭紀末開始發(fā)育成古構造，在開江、梁平一帶石炭系遭受剝蝕，在達州、開江、梁平一帶中二疊統(tǒng)茅口組被剝蝕[1,13]；中三疊世末印支運動在該古構造基礎發(fā)展，形成了開江古隆起，一直到晚三疊世末結束（圖1）。

2 古隆起影響臺內規(guī)模儲層發(fā)育的作用機制

碳酸鹽巖儲層的發(fā)育主要受沉積作用和成巖作用的控制[24-27]，古隆起也是從沉積和成巖作用兩個方面來控制臺內儲層的形成，其中包括控制臺內規(guī)模顆粒灘的沉積、控制層間巖溶作用和準同生白云石化作用，控制后期風化殼巖溶作用和破裂作用。

2.1 控制臺內規(guī)模丘灘體沉積

臺內丘灘體是控制臺內規(guī)模優(yōu)質儲層發(fā)育的重要因素，是臺內規(guī)模儲層形成的物質基礎。從孔滲條件來看，臺內丘灘體比臺內云坪、潟湖儲集體的儲層質量好很多。如川中地區(qū)龍王廟組顆粒灘儲層的平均孔隙度為4.04%、云坪—潟湖沉積儲層的平均孔隙度為1.74%，雷口坡組一段顆粒灘儲層平均孔隙度為5.54%、云坪—潟湖沉積儲層的平均孔隙度為3.75%，黃龍組顆粒灘儲層平均孔隙度為6.00%、云坪—潟湖沉積儲層的平均孔隙度為3.70%。

臺內丘灘體的沉積主要由古隆起和海平面變化共同控制，形成臺內規(guī)模丘灘體需有持續(xù)的古地貌高和頻繁的海平面升降。古隆起形成的古地貌高和海平面之間形成一個水體能量較強的坡折帶，沿坡折帶海水能量充足、氧氣和養(yǎng)料豐富，有利于生物大量生長，產生大量顆粒沉積物，一次海平面上升，沉積一條沿古隆起坡折帶分布的丘灘體。水上古隆起和水下古隆起由于坡折帶的位置不同，形成的丘灘體發(fā)育于古隆起的不同部位。在海平面上升過程中，水下古隆起的坡折帶開始在古隆起核部邊緣，丘灘體也沉積在古隆起核部的邊緣；隨著海平面上升，丘灘體逐漸由核部邊緣向核部的中心遷移，一期海平面上升可在古隆起核部沉積一期丘灘體（圖2-a），如高石梯—磨溪古隆起控制的龍王廟組臺內顆粒灘主要分布于古隆起核部[28]。水上古隆起的坡折帶一直在古隆起斜坡區(qū)，古隆起核部接受剝蝕，丘灘體在斜坡區(qū)沉積。丘灘體首先沉積在斜坡區(qū)的低部位，隨著海平面上升，坡折帶向核部方向遷移，丘灘體逐漸由斜坡區(qū)低部位向高部位遷移（圖2-b），如樂山—龍女寺古隆起斜坡部位沉積的黃龍組顆粒灘。

圖2 古隆起控制臺內顆粒灘沉積模式圖

臺內丘灘體發(fā)育的規(guī)模、厚度、連續(xù)性，與隆起幅度、海平面升降的期次、海水能量、海水深度等多因素有關。如果隆起幅度大，在海平面頻繁升降過程中，沉積的多期臺內丘灘體側向遷移范圍小，晚期灘體疊加在早期灘體之上，形成疊合面積大、累積較厚的規(guī)模臺內丘灘體，如川中地區(qū)龍王廟組主要有4期顆粒灘疊加，在高石梯—磨溪古隆起核部形成連續(xù)分布、厚度較大，面積較大的規(guī)模儲集體[28]。如果隆起幅度小、古地貌平緩、水體較淺、海平面升降幅度小，成灘期次少、遷移范圍大，形成丘灘體具有面積較大、厚度較小的特征。如川中地區(qū)雷口坡組一段顆粒灘體，沿瀘州—開江古隆起斜坡帶呈條帶狀分布，層數少、單層厚度小、累積厚度較小。在相同古地貌條件下，如果海平面升降頻繁，顆粒灘單層厚度小，與局限潮坪沉積互層頻繁，形成單層厚度較小、泥質巖夾層較多的顆粒灘儲集體，如沿樂山—龍女寺古隆起分布大面積的寒武系洗象池群臺內顆粒灘，單層灘體厚度介于1～3 m，常見顆粒灘與泥質云巖互層展布。

2.2 控制層間巖溶作用和準同生白云石化作用

層間巖溶作用對臺內丘灘體形成規(guī)模儲層意義重大，也是古隆起控制臺內規(guī)模儲層形成的重要因素[3]。海平面上升，以丘灘體沉積為主；海平面下降，臺內丘灘體可能出現(xiàn)短暫的暴露，發(fā)育層間巖溶作用，同時發(fā)生準同生白云石化作用，形成大量粒內溶孔、溶洞、鑄?？准鞍自剖чg孔等，為儲層后期進一步改造提供物質基礎。

2.2.1 層間巖溶作用

全球海平面一直在頻繁升降，海平面上升，沉積一期丘灘體（圖2-a、b）；海平面下降，由于丘灘體位于古地貌高、發(fā)育于古隆起核部或斜坡部位，易暴露出海平面，接受大氣淡水溶蝕作用，形成大量的順層分布孔洞和粒內溶孔（圖2-c、d）。如峨邊先鋒剖面燈影組二段可見到明顯順層分布的溶蝕孔洞（圖3-a），是層間巖溶作用的產物。發(fā)生層間溶蝕作用時，丘灘體未完全固結或未膠結，常出現(xiàn)僅顆粒全部或部分溶蝕、也有僅顆粒外緣溶蝕的現(xiàn)象，如龍王廟組、洗象池群顆粒灘中有顆粒內部被溶的現(xiàn)象（圖3-b、c），黃龍組、嘉陵江組和雷口坡組有顆粒全部或部分或邊緣被溶蝕的現(xiàn)象（圖3-d～f），其中有的顆粒僅外圈層被溶蝕或僅溶蝕顆粒上部，說明發(fā)生層間巖溶的時間較短，如石炭系和雷口坡組顆粒灘中此類現(xiàn)象較明顯（圖3-d、f）。隨海平面一次又一次升降，沉積第2期、第3期丘灘體，每一期丘灘體沉積后都發(fā)育層間巖溶作用。如此，多期丘灘體疊合在一起，形成大面積分布、厚層塊狀且發(fā)育大量層間溶孔溶洞的臺內丘灘體儲層，如龍王廟組主要發(fā)育3～4期灘體，每一期灘體的上部儲層相對發(fā)育[28]。層間溶蝕產生的孔洞在后期成巖過程中很可能部分或全部被方解石、白云石、石英等顆粒充填（圖3-b）；也可能被后期溶蝕作用和破裂作用改造擴大（圖3-g～i），形成優(yōu)質規(guī)模儲層；也可能早期形成的層間溶蝕孔洞被方解石等充填后，再被后期埋藏溶蝕作用、風化殼溶蝕作用等改造成有效儲層（圖3-d）。

圖3 臺內丘灘體儲層特征典型照片

2.2.2 準同生白云石化作用

臺內丘灘體儲層一般為白云巖，在層間巖溶作用發(fā)育的同時，臺內丘灘體發(fā)生準同生期白云石化作用[4-5,28]。從龍王廟組、石炭系、嘉陵江組和雷口坡組等臺內丘灘體白云巖的碳/氧同位素值等地球化學分析結果來看，臺內丘灘體白云巖主要為準同生期滲透回流白云石化作用形成。δ13C值一般介于0～6%、平均值為2.6‰，δ18O值一般介于0～－4‰、平均值為－3.2‰；在碳/氧同位素值關系圖上，可明顯看到石炭系、雷口坡組幾乎全部樣品和嘉陵江組大部分樣品落在準同生白云石化作用的區(qū)間（圖4）；僅少數嘉陵江組樣品的白云石化作用可能與后期埋藏作用有關。白云巖有序度一般介于0.5～0.7，鹽度指數一般介于125～133，都指示其主要形成于準同生期海水鹽度較高的蒸發(fā)環(huán)境。

圖4 臺內丘灘體白云巖碳/氧同位素值關系圖

海平面下降，古隆起作用控制臺內丘灘體發(fā)生層間巖溶作用，同時也發(fā)生準同生白云石化作用。一期海平面上升丘灘體沉積后，海平面開始下降，古隆起核部或斜坡部位的丘灘體暴露出海平面，大氣淡水除溶蝕核部或斜坡部位的丘灘體，也從古隆起核部沿著斜坡上未完全膠結的丘灘體向下運移，發(fā)生順層巖溶作用；在海平面與古隆起接觸的區(qū)域由于蒸發(fā)作用，高鹽度的海水由古隆起斜坡向上運移，在丘灘體內外海水和淡水形成完整的循環(huán)體系，發(fā)生滲透回流白云石化作用。剛暴露出海平面的丘灘體內部海水鹽濃度升高、Ca2+和Mg2+等離子濃度變高，使丘灘體發(fā)生白云石化作用，形成準同生白云巖（圖2-c、d）。隨著海平面頻繁升降，古隆起控制的丘灘體不斷沉積、不斷發(fā)生層間巖溶作用和白云石化作用，形成大量的溶蝕孔洞和白云石晶間孔。如果有多期丘灘體疊加，則形成大面積厚層塊狀規(guī)模丘灘體白云巖儲層，如川中地區(qū)臺內燈影組丘灘體、龍王廟組顆粒灘儲層厚度較大；如果丘灘體沉積期次少，則形成白云巖儲層厚度較小，如果分布穩(wěn)定、面積較大，也可能成為規(guī)模儲層，如雷口坡組一段顆粒灘儲層。

2.3 控制風化殼巖溶作用和破裂作用

臺內丘灘體沉積之后，一般都要經歷后期的埋藏、抬升、暴露等構造過程，進一步發(fā)生埋藏成巖作用、風化殼巖溶作用、破裂作用等。與古隆起作用有關，且有利于臺內規(guī)模丘灘體儲層形成的有風化殼巖溶作用和破裂作用。

2.3.1 風化殼巖溶作用

古隆起對臺內丘灘體發(fā)生風化殼巖溶作用有較強的控制作用，有兩種模式：①古隆起核部和斜坡部位的臺內丘灘體沉積后、埋藏前，可能由于構造運動，海平面大幅下降，導致古隆起大面積暴露出海平面，同時暴露的丘灘體和古隆起一起發(fā)生較強烈的風化殼巖溶作用。如燈影組二段、四段臺內丘灘體沉積之后，發(fā)生了桐灣運動的一、二幕[29]，使古隆起核部的臺內丘灘體發(fā)生較強烈的風化殼巖溶作用，形成了大面積厚層狀規(guī)模丘灘體儲層；洗象池群和黃龍組顆粒灘也與燈影組丘灘體相似，加里東構造運動導致其核部和斜坡部位的顆粒灘發(fā)生大規(guī)模風化殼巖溶作用，形成規(guī)模儲層。②古隆起核部或斜坡部位丘灘體埋藏后，由于構造運動被抬升暴露發(fā)生風化殼巖溶作用，古隆起核部暴露被剝蝕，大氣淡水垂直向下滲透，核部的丘灘體被大量溶蝕、剝蝕，產生大量的溶蝕孔洞，改造丘灘體早期產生的溶孔溶洞和白云石晶間孔，使儲層質量更好；同時，由于古隆起頂部地層剝蝕，使斜坡部位的地層成為單斜，大氣淡水沿可滲透的丘灘體由古隆起頂部向斜坡運移，發(fā)生順層巖溶作用，將古隆起斜坡部位的未發(fā)生暴露的丘灘體進一步溶蝕改造，形成規(guī)模儲層，如瀘州古隆起上或周圍沉積嘉陵江組多層臺內顆粒灘（圖5-a），古隆起頂部剝蝕到嘉二段，嘉二段顆粒灘發(fā)生風化殼巖溶作用，而頂部被全剝蝕的嘉三、嘉四、嘉五段成為單斜地層，暴露部分的顆粒灘發(fā)生風化殼巖溶作用，大氣淡水沿傾斜地層向未暴露的部分顆粒灘方向運移，使未暴露的嘉三、嘉四、嘉五段顆粒灘發(fā)生順層巖溶作用，改造早期的溶孔溶洞和白云石晶間孔，形成有效儲層（圖5-b、c）。同樣，樂山—龍女寺古隆起頂部位于四川盆地西南部剝蝕到燈影組，燈影組、龍王廟組、洗象池群等長期暴露，丘灘體發(fā)生風化殼溶蝕作用；順著這幾套丘灘體，大氣淡水向古隆起下部運移，丘灘體儲層被進一步溶蝕改造，擴大早期形成儲集空間，也能產生新的溶蝕孔洞，提高儲層的滲濾性。

圖5 古隆起控制風化殼巖溶作用和破裂作用模式圖

2.3.2 破裂作用

四川盆地經歷了多期大型構造運動[30]，古隆起是構造運動的產物，如樂山—龍女寺古隆起是加里東運動的產物，瀘州和開江古隆起是印支運動的產物。古隆起在形成過程中，核部是構造應力最強的區(qū)域，產生大量的構造裂縫。裂縫后期可能被瀝青、白云石、石英等部分或全充填，也可被后期構造運動和成巖作用所改造（圖3-h、i）。如瀘州古隆起的形成使其核部嘉陵江組發(fā)生強烈變形，形成大量的構造裂縫（圖5-b），隨著古隆起繼續(xù)發(fā)展，核部暴露發(fā)生風化殼巖溶作用，頂部逐漸剝蝕夷平，溶蝕作用對構造裂縫進行擴溶改造，如瀘州古隆起核部的嘉陵江組被剝蝕到嘉二段，發(fā)育大量裂縫，以及被溶蝕擴大和改造的裂縫，以小型的高角度縫和垂直縫為主（圖3-h、i，圖 5-c）。

古隆起形成的裂縫在喜馬拉雅期會被進一步改造，裂縫對現(xiàn)今氣藏的高產起到重要作用，古隆起對丘灘體在后期發(fā)生破裂作用也有一定的控制作用，為臺內規(guī)模丘灘體儲層的形成起到重要作用。

3 古隆起控制的臺內規(guī)模丘灘體儲層特征與分布

3.1 高石梯—磨溪古隆起控制燈影組和龍王廟組臺內丘灘體規(guī)模成儲

高石梯—磨溪古隆起在燈二段沉積期已有雛形，一直延續(xù)到龍王廟組沉積之后[15]。因此，其對燈影組二段、四段臺內丘灘體和龍王廟組臺內顆粒灘的沉積和成巖作用都有較重要的控制作用。該古隆起為水下隆起，其核部水體有一定深度，故其控制臺內丘灘體主要分布于核部，在海平面的頻繁升降過程中，丘灘體主要分布于古隆起核部、多期疊合、厚度較大。如川中地區(qū)龍王廟組主要有4期顆粒灘疊加，具有明顯向古隆起核部超覆的特點[28]。燈影組二段、四段臺內丘灘體與龍王廟組顆粒灘沉積相似，經歷的成巖作用也相似，在沉積過程中，發(fā)生層間巖溶作用和準同生白云石化作用，成巖后發(fā)生風化殼巖溶作用和破裂作用。燈影組二段、四段臺內丘灘體則經歷了桐灣運動一、二幕的作用[30]，使古隆起核部的臺內丘灘體發(fā)生較強烈的風化殼巖溶作用，進一步改造儲層，形成以溶蝕孔洞為主要儲集空間的優(yōu)質儲層。

3.1.1 燈影組臺內丘灘體儲層

燈影組臺內規(guī)模儲層主要位于川中地區(qū)高石梯—磨溪古隆起的核部，通過地震和井資料預測分布面積約1.0×104km2（圖6-a）。臺內丘灘體主要由藻丘和顆粒灘復合而成，藻丘主要為球粒狀凝塊石和泡沫綿層白云巖以及疊層石、層紋石白云巖等，顆粒灘主要為藻砂屑灘（圖2-a）。由于臺內丘灘體規(guī)模較小、抗浪構造不發(fā)育，單個丘灘體厚度一般介于5～20 m、呈透鏡狀，核部的藻丘和顆粒灘較厚，向翼部變薄。燈二段和燈四段都可能發(fā)育多期丘灘體疊合的現(xiàn)象，累計厚度一般介于20～80 m，最大可達100 m。如磨溪地區(qū)3口井的臺內丘灘體發(fā)育2～5期，單層厚度介于5～25 m，累計厚度介于50～100 m（圖6-b）。臺內丘灘體儲層主要儲集空間為溶孔、溶洞和裂縫，平均孔隙度為3.46%、平均滲透率為0.46 mD，較臺緣丘灘體差[3]。該套臺內丘灘體規(guī)模儲層已形成大氣藏，多口探井鉆遇該套儲層、獲得高產，如臺內的高石118井、磨溪123井在燈四段分別獲得100×l04m3/d、62×l04m3/d的高產氣流。

3.1.2 龍王廟組臺內顆粒灘儲層

龍王廟組臺內規(guī)模顆粒灘主要發(fā)育于高石梯—磨溪古隆起的核部，通過地震和探井資料預測顆粒灘分布面積約1.5×104km2（圖6-c），顆粒灘主要為砂屑灘、鮞粒灘、砂礫屑灘等，形成砂屑云巖、鮞粒云巖和含礫砂屑云巖等，顆粒云巖之間夾有泥晶—粉晶云巖、泥質云巖等。顆粒灘體單個灘體有規(guī)模較大，單層厚度較大，一般介于5～20 m；累計厚度較大，一般介于20～75 m。如磨溪8氣田顆粒灘由3～4期灘體疊合而成，較為連續(xù)，累計厚度一般大于50 m（圖6-d）。主要儲集空間為溶孔、溶洞和裂縫，顆粒灘白云巖平均孔隙度為4.04%，平均滲透率為5.59 mD。古隆起核部儲層較翼部好，單個顆粒灘體優(yōu)質儲層主要發(fā)育于灘體上部、距灘頂面10 m內相對較好。在這套臺內顆粒灘規(guī)模儲層上，已發(fā)現(xiàn)探明磨溪8大氣田，天然氣探明儲量約4 400×l08m3，儲層質量好，多數井日產氣量超過100×l04m3[3]。

圖6 高石梯—磨溪古隆起控制的臺內規(guī)模丘灘體儲層展布特征圖

3.2 樂山—龍女寺古隆起控制洗象池群和黃龍組臺內顆粒灘規(guī)模成儲層

樂山—龍女寺古隆起主要控制洗象池群和黃龍組臺內顆粒灘的沉積，洗象池群沉積期該古隆起為水下古隆起，但核部水體淺，以蒸發(fā)臺地沉積為主，顆粒灘不發(fā)育，后期由于該古隆起持續(xù)發(fā)育，核部洗象池群被暴露剝蝕殆盡。在古隆起斜坡區(qū)坡折帶，由于水體能量變化，沉積厚度相對較大的顆粒灘，沿古隆起邊緣分布。黃龍組沉積期，樂山—龍女寺古隆起為水上古隆起，顆粒灘主要分布于古隆起的外圍斜坡部位。由于古隆起的存在，洗象池群和黃龍組顆粒灘在沉積的過程中，都發(fā)生了層間巖溶作用和準同生白云石化作用；沉積后，都有過一段時間的暴露[1]，發(fā)生風化殼巖溶作用，對顆粒灘儲層進行再次改造。

樂山—龍女寺古隆起的持續(xù)發(fā)育，使燈影組、龍王廟組和洗象池群等地層發(fā)生傾斜，核部地層被大幅剝蝕，臺內丘灘體又發(fā)生一期風化殼巖溶作用，同時大氣淡水順層向下運移，使丘灘體儲層發(fā)生順層巖溶作用。加里東期構造運動和古隆起隆升作用，使臺內丘灘體儲層發(fā)生構造破裂作用，形成大量構造裂縫，雖后期有部分被充填，但對儲層滲濾能力的改善有重要作用。

3.2.1 洗象池群臺內顆粒灘儲層

洗象池群顆粒灘的發(fā)育主要受樂山—龍女寺古隆起控制，通過地震和鉆井資料預測顆粒灘規(guī)模儲層主要發(fā)育于川中地區(qū)，沿古隆起斜坡呈條帶狀分布，面積約1.7×104km2（圖7-a）。顆粒主要有鮞粒、砂屑、礫屑等，形成鮞粒云巖、砂屑云巖等，常夾泥粉晶云巖和泥質云巖，顆粒灘常與泥質云巖互層分布，單層厚度較小，一般介于0.5～2.0 m，層數多、累計厚度大，介于50～80 m（圖7-b）。儲集空間為主要溶孔、溶洞和裂縫，威遠構造多口井統(tǒng)計，孔隙度介于2.00%～9.16%，平均值為3.26%；滲透率介于0.01～38.90 mD，平均值為1.34 mD。廣探2井洗象池群顆粒灘儲層單層厚介于2～5 m、累計厚度約50 m（圖7-b），有效儲層厚度約20 m，平均孔隙度為4.48%，平均滲透率為0.43 mD。該套儲層尚未發(fā)現(xiàn)大氣田，近期有多井獲突破，如高石16井發(fā)現(xiàn)優(yōu)質儲層厚近20 m，測試獲得天然氣產量為7.8×l04m3/d，說明該領域有較大的勘探潛力。

圖7 樂山—龍女寺古隆起控制的臺內規(guī)模顆粒灘儲層展布特征圖

3.2.2 黃龍組臺內顆粒灘儲層

黃龍組臺內顆粒灘主要發(fā)育于川東地區(qū)、樂山—龍女寺古隆起的斜坡部位，面積約3×104km2（圖7-c）。顆粒沉積物主要為砂礫屑、藻團塊、鮞粒和生物碎屑等，粒屑含量較高，形成礫屑灘、砂屑灘、生屑灘和鮞灘等，巖性主要有顆粒云巖、溶孔顆粒云巖和溶孔云巖，顆粒灘之間主要發(fā)育泥粉晶云巖?？v向上一般由2～5個顆粒灘疊合，單層厚一般介于2～10 m，累計厚度一般介于10～30 m，最大厚度超過50 m（圖7-d）。儲集空間主要為溶孔、溶洞和裂縫，顆粒云巖儲層物性最好，孔隙度介于2.00%～20.40%，平均值為6.00%；滲透率介于0.01～77.30 mD，平均值為0.88 mD。該套臺內顆粒灘規(guī)模儲層是四川盆地的重要天然氣儲層，目前已在川東地區(qū)發(fā)現(xiàn)了臥龍河、大天池共兩個大型氣田和多個中型氣田，天然氣探明儲量近2 000×l08m3。

3.3 瀘州—開江古隆起控制嘉陵江組和雷口坡組臺內顆粒灘規(guī)模成儲

瀘州古隆起和開江古隆起在嘉陵江期、雷口坡期為水下古隆起，控制了嘉陵江組和雷口坡組臺內顆粒灘的沉積，由于沉積水體淺、臺地較閉塞、能量小，古隆起核部以蒸發(fā)臺地沉積為主[31-32]，顆粒灘不發(fā)育。在古隆起斜坡區(qū)存在古地貌坡折帶，沿坡折帶沉積水體能量較大，發(fā)育累計厚度較大、分布較穩(wěn)定的臺內顆粒灘。由于古地貌平緩，沉積水體較淺，海平面頻繁升降，使單個灘體分布面積較大、單層厚度小、含泥質巖夾層多。古隆起持續(xù)隆升，核部地層被剝蝕，頂部的顆粒灘和泥粉晶云巖發(fā)育風化殼巖溶作用，可成為較好的巖溶儲層；斜坡部位沉積的顆粒灘可由頂部的大氣淡水沿層向下運移，發(fā)生順層巖溶作用，使顆粒灘儲層得到一定的改善。同時，構造持續(xù)隆升使古隆起核部和斜坡部位發(fā)生破裂作用，形成大量構造縫（圖5），對儲層滲濾性有較大的改善。

3.3.1 嘉陵江組臺內顆粒灘儲層

嘉陵江組臺內顆粒灘在盆地內都有分布，縱向上較分散，嘉一—嘉五段都有分布。分布比較集中、有一定規(guī)模的顆粒灘呈兩個條帶分布于瀘州—開江古隆起斜坡部位，總面積約3.5×104km2（圖8-a）。主要以鮞粒、砂屑和生屑等顆粒形成的亮晶砂屑云（灰）巖、（砂屑幻影）粉晶云巖、鮞粒云（灰）巖、生屑云（灰）巖為主，發(fā)育鮞粒灘、砂屑灘和生屑灘等。單個顆粒灘的厚度一般介于2～5 m，普遍小于10 m，單層儲層有效厚度普遍介于1～5 m；如川中地區(qū)磨溪氣田嘉陵江組發(fā)育2～5層顆粒灘，累計厚度介于20～50 m，儲層厚度介于10～30 m（圖8-b）。嘉陵江組臺內顆粒灘儲層孔隙度介于2.00%～22.64%，平均值為4.98%；滲透率介于0.001～56.700 mD，平均值為0.100 mD。該套臺內顆粒灘儲層主要在川東、川南地區(qū)形成小型氣藏，在川中地區(qū)形成磨溪嘉陵江組大氣藏，天然氣探明儲量約326×l08m3。

圖8 瀘州—開江古隆起控制的臺內規(guī)模顆粒灘儲層展布特征圖

3.3.2 雷口坡組臺內顆粒灘儲層

雷口坡組一段下部（常稱“雷一1”）發(fā)育一套臺內規(guī)模顆粒灘，沿瀘州—開江古隆起的斜坡部位呈4個條帶分布，面積約1×104km2（圖8-c）。顆粒主要有生屑、砂屑和鮞粒等，顆粒灘主要為砂屑灘、鮞粒灘、生屑灘等，巖性主要為薄—中層亮晶砂屑云（灰）巖、鮞粒云（灰）巖、藻屑云（灰）巖等，中間夾微粉晶云巖。顆粒灘單層厚度小，一般介于1～3 m。如川中地區(qū)發(fā)育兩期顆粒灘，累計厚度一般介于3～10 m，最大厚度可達18 m（圖8-d）。儲集空間以溶孔為主，包括粒內溶蝕和粒間溶孔以及少量晶間孔和裂縫，顆粒灘孔隙度介于2.00%～31.80%，平均值為4.12%；滲透率一般介于0.01～10.00 mD，最大可達576.00 mD，平均為2.93 mD。該套臺內顆粒灘是四川盆地雷口坡組一套重要的規(guī)模油氣儲層，目前已發(fā)現(xiàn)磨溪雷口坡組氣藏，天然氣探明儲量近350×l08m3。

4 結論

1）四川盆地發(fā)育的高石梯—磨溪古隆起、樂山—龍女寺古隆起、瀘州古隆起和開江古隆起等4個古隆起對臺內碳酸鹽巖規(guī)模儲層的形成起重要的建設性作用。

2）古隆起對臺內規(guī)模儲層發(fā)育控制的機制是控制臺內規(guī)模丘灘體的沉積、臺內丘灘體層間巖溶作用和準同生期白云石化作用、后期丘灘體的風化殼巖溶作用和破裂作用。

3）四川盆地發(fā)育燈影組、龍王廟組、洗象池群、黃龍組、嘉陵江和雷口坡組等6套臺內規(guī)模丘灘體儲層，為臺內油氣規(guī)模成藏提供儲層基礎。高石梯—磨溪古隆起主要控制燈影組和龍王廟組臺內丘灘體規(guī)模成儲，樂山—龍女寺古隆起主要控制洗象池群和黃龍組臺內丘灘體規(guī)模成儲，瀘州—開江古隆起主要控制嘉陵江和雷口坡組臺內丘灘體規(guī)模成儲。