0 前言
四川盆地天然气资源量丰富。“十三五”（2016—2020年）油气资源评价显示，四川盆地天然气资源总量约为40×1012 m3，居中国首位，但探明率相对较低，截至2022年底，探明地质储量约为7.5×1012 m³[3]，意味着四川盆地仍具有巨大的油气勘探开发潜力。对于四川盆地的天然气勘探而言，海相碳酸盐岩更是具有举足轻重的地位。海相层系资源量约占四川盆地常规天然气资源量的85%，探明储量占四川盆地常规天然气总探明储量的70%[4]，海相碳酸盐岩层系已成为四川盆地常规天然气效益开发的主力层系。截至2017年底，四川盆地海相碳酸盐岩层系已获探明地质储量23 435×108 m3。其中，大型、特大型气田共计8个，累计探明地质储量17 278×108 m3，占比73.7%；中型气田共计45个，探明天然气地质储量4 962×108 m3，占比21.2%。大中型气田合计探明天然气地质储量占比达到94.9%[5]。
目前，四川盆地是国内已发现油气碳酸盐岩层系最全的盆地，海相碳酸盐岩地层从震旦系至中三叠统均有发育，在四川盆地发现的30个工业油气产层中，海相碳酸盐岩产层达到21个。针对四川盆地海相碳酸盐岩储层的研究开始于20世纪80年代[6-7]。近年来，涉及海相碳酸盐岩油气田分布[5]、天然气富集规律[8]、全油气系统[9]及有利成藏条件[8-10]的综述以及深层—超深层碳酸盐岩储层研究[11-13]的文献较多，专门对整个盆地海相碳酸盐岩储层进行论述总结的文献相对较少[14-16]，而且由于涉及层位多，现有的文献论述缺乏系统性。本文在宏观构造-岩相古地理演化研究的基础上，结合近期勘探新苗头，针对四川盆地海相碳酸盐岩储层的类型、分布及主控因素进行系统地总结，明确碳酸盐岩规模优质储层的分布规律及勘探潜力，并提出未来潜在的勘探方向，以期为四川盆地天然气的增储上产提供依据和参考。
1 碳酸盐岩油气勘探历程与勘探成果
1.1 探索起步阶段（1950—1976年）
1.2 稳步增长阶段（1977—2010年）
该阶段实现了川东天然气勘探的大发现，是四川盆地天然气储量、产量第一个高速稳定增长时期。该阶段伊始，海相天然气勘探的主战场开始由川南转向川东，气藏类型由裂缝型转向孔隙型，以石炭系和二叠系—三叠系礁滩高含硫气藏勘探为主。这一阶段可以细分为3个时期：①1977—1995年以川东地区高陡构造石炭系勘探为主。1977年在相国寺构造X8井石炭系获气，开启了川东高陡构造石炭系气藏勘探[17]，之后相继发现了大池干、五百梯等一批石炭系大中型整装气藏（图1）。②1995—2002年以三叠系鲕粒滩气藏勘探为主。1995年，渡口河构造D1井在下三叠统飞仙关组钻获高产工业气流，从此开启了海槽边缘飞仙关组高含硫气藏的勘探序幕[17]，之后相继发现了罗家寨、渡口河、铁山坡等高产、高丰度气藏。③2003—2010年以二叠系—三叠系礁滩复合体气藏勘探为主。随着对开江—梁平海槽形成演化、台地边缘相分布，礁滩优质储层发育控制因素、成藏规律等方面研究的深化，以及储层地球物理预测及含气检测等方面取得重要进展，继三叠系鲕粒滩气藏之后，在开江—梁平海槽两侧陆续发现普光、龙岗、元坝等二叠系—三叠系礁滩复合体大型岩性气藏，探明储量超万亿方[18]。至此，四川盆地的天然气勘探进入川东石炭系黄龙组气藏与二叠系—三叠系礁滩高含硫气藏勘探并行的新时期。与此同时，川中—川南过渡带、川中磨溪、川西南部等地区的三叠系嘉陵江组、雷口坡组天然气勘探也相继获得突破，发现了麻柳场、磨溪等一批三叠系气藏。至2010年，四川盆地天然气年产量达到154.09×108 m3[18]，产能贡献以震旦系—古生界碳酸盐岩为主。
1.3 发展壮大阶段（2011年至今）
该阶段中国石油天然气股份有限公司已经引入风险勘探机制，以全新的模式进行油气勘探，是四川盆地天然气勘探“海陆并举、常非并重”的飞速发展壮大时期。
该阶段可细分为2个时期:①2011—2018年以安岳万亿方大气田建成为标志。2011年GAS1井震旦系灯影组风险勘探取得突破，2012年MX8井寒武系龙王庙组风险勘探取得突破，随后仅用几年时间完成了整体评价，发现了高石梯—磨溪地区特大气藏群，形成了主要受“四古”（古裂陷槽、古台地、古油裂解气、古隆起）共同控制气藏群的认识[19-20]。截至2018年底，磨溪寒武系龙王庙组气藏与高石梯—磨溪灯影组气藏累计获得天然气探明储量1.14×1012 m3[18]。同时期，川西北ST1井二叠系栖霞组、ST3井泥盆系观雾山组以及川中NC1井二叠系茅口组相继获得重大突破，揭示了上古生界海相碳酸盐岩的良好勘探前景。②2019年至今，碳酸盐岩的勘探发现进入全面开花时期。在安岳气田全面进入开发阶段后，综合地质研究认为古隆起北斜坡与安岳气田具有相似的含油气地质条件，具备万亿方资源规模，据此提出“跳出安岳找安岳，打造新的万亿气区、建设新的百亿气区”的奋斗目标。风险探井PengT1获得高产工业气流后，证实了北斜坡深层—超深层碳酸盐岩具备规模增储潜力[21-22]。目前已经在古隆起北斜坡区发现灯影组二段、灯影组四段、沧浪铺组、龙王庙组、茅口组和长兴组6套海相碳酸盐岩工业产层，截至2024年底累计提交三级储量11 404×108 m3，基本落实蓬莱万亿方大气田。此外，2021年至今，针对川中合川—龙女寺—南充等地区的茅口组滩相白云岩的勘探屡获突破，试采效果好，目前已累计提交探明储量超3 000×108 m3。至此，四川盆地正式迈入千亿方产量大气区的建设时代，其中海相碳酸盐岩的贡献居功至伟。
2 构造-岩相古地理演化
2.1 扬子构造旋回
2.1.1 构造背景
上扬子区在扬子旋回期整体处于挤压抬升至弱拉张转换的环境，该时期包括4个主要的构造运动，即晋宁运动、澄江运动、桐湾运动及兴凯地裂运动。
晋宁运动是滇东及扬子区发生在中元古代末期至新元古代早期的一次重大造山事件。最早由地质学家米士（P. Misch）于1942年在云南晋宁地区首次命名，指新元古代中期的一次区域性造山运动。其核心证据是云南晋宁、玉溪等地南华系“澄江砂岩”与下伏中元古界“昆阳群”之间的显著角度不整合面[24]。晋宁运动使前震旦纪地槽全面褶皱回返，扬子准地台固结为统一基底，四川盆地由此进入稳定的地台演化阶段。
早震旦世中晚期，在南沱组及陡山沱组沉积之后，扬子地台整体抬升为陆，局部地区剥蚀严重，史称澄江运动[25]。在四川盆地中部女基井可以看到灯影组下伏地层与火山岩接触，属于澄江构造运动的产物。晋宁运动形成扬子地块初始基底，而澄江运动进一步强化基底刚性，并伴随区域性剥蚀与沉积间断。
桐湾运动最早是指在湘西地区的构造不整合运动，表现为下寒武统五里牌组和南沱冰碛岩之间的不整合接触。四川盆地安岳大气田发现后，认为桐湾运动对该地区有着明显的影响。桐湾运动表现为幕式整体抬升[26]，使得灯影组沉积后发生大规模暴露并接受大气淡水淋滤，对四川盆地灯影组优质储层的形成起到了关键作用，形成古岩溶风化壳型储集体。
2.1.2 岩相古地理特征
上扬子区经历了陡山沱期滨岸—陆棚沉积之后，在灯影期进入了巨厚层海相碳酸盐岩沉积期。整个扬子区灯影组碳酸盐岩沉积物具有相似的特征，但局部受台内裂陷的控制而形成碳酸盐岩建造的差异性。在四川盆地范围内的岩相古地理格局主要受到兴凯地裂运动的影响，该时期形成的德阳—安岳台内裂陷[30]控制着沉积相带的展布。灯影组发育的沉积相类型主要包括：台地边缘、局限台地、斜坡—盆地（图3a）。其中局限台地是四川盆地内主要的沉积相带，台地边缘主要发育在裂陷周缘，具有古地貌高、水体能量强、暴露频次多的特点，是灯影期最有利的沉积相带。微生物丘滩体在台地边缘分布最广，微生物叠层、纹层、砂屑等结构发育，是灯影组优质储层发育的物质基础。
2.2 加里东构造旋回
2.2.1 构造背景
上扬子区在加里东构造旋回期处于局部挤压隆升环境。该时期包括3个主要的构造运动，即郁南运动、都匀运动及广西运动[31]。
郁南运动原指华南地区晚寒武世与早奥陶世之间发生的一次重要构造事件，在四川盆地表现为寒武纪与奥陶纪之交的大规模隆升[32]，属于川中（乐山—龙女寺）古隆起的隆升初始阶段，伴随相对海平面下降。
都匀运动的命名起源于贵州南部及中部，这些地区的下志留统普遍超覆于下奥陶统之上，这是滇桂—北越地块、华南陆块以及扬子陆块三者相互挤压形成的[33]。相较于贵州中南部而言，川中地区隆升幅度较小，从现今川中古隆起周缘的钻井可以看到，志留系以下的奥陶系与寒武系发育较为齐全，仅局部地区有一定的缺失，表明郁南运动时期川中地区尚未出露水面，主体仍表现为水下隆起。
广西运动原指广西泥盆系莲花山组和下伏下古生界龙山系之间的不整合，是与华南地区加里东运动相对应的地壳运动[34]。四川盆地主体缺失泥盆系—石炭系，川中局部地区甚至缺失中下志留统，这意味着广西运动时期四川盆地可能已经发生整体抬升，而川中古隆起此时已经出露水面。
2.2.2 岩相古地理特征
上扬子区经历了加里东期3个主要的构造运动后，川中古隆起经历了从水下隆起雏形至水上隆起成形的过程，因此该时期四川盆地的沉积格局主要受到川中古隆起的控制，尤其是寒武系—奥陶系的碳酸盐岩地层，高能滩大多围绕着川中古隆起形成环带状，只是不同时期古隆起范围不同导致滩带位置有一定的差异。其中，寒武系龙王庙组和洗象池组以碳酸盐岩沉积为主，沉积相主要为浅水台地或缓坡[35-36]（图3b），当时川中古隆起主体还未露出水面，有利高能滩带主要围绕水下古隆起相对高部位分布，只是随着海平面的阶段性变化，滩体迁移导致高能滩带位置发生变化，但整体上近平行于古隆起展布。局部地区膏质湖盆的存在，对滩体的走向有一定的影响。奥陶系碳酸盐岩主要发育在桐梓组、红花园组、宝塔组，沉积相类型与寒武系相似，主要发育浅水台地或缓坡沉积[37-38]（图3c），不同的是该时期川中古隆起主体已出露水面，混积相带整体南移。
2.3 海西构造旋回
2.3.1 构造背景
上扬子区在海西旋回期处于早期整体隆升、晚期局部拉张环境。该时期包括4个主要的构造运动，即柳江运动、云南运动、东吴运动以及峨眉地裂运动。
云南运动发生于石炭纪末期，对四川盆地的影响与柳江运动类似，都是以盆地整体抬升为主，仅川东局部地区在南北向挤压应力条件下形成凹陷区，石炭系部分地层得以沉积并保存（图3e）。
东吴运动原指南京地区下二叠统栖霞组与上二叠统龙潭组之间的角度不整合，后来研究认为东吴运动最多可以分为3幕或者4幕，跨度可以从早二叠世隆林末期至吴家坪晚期[39]，在四川盆地的表现总体以区域性抬升为主。
峨眉地裂运动是扬子板块二叠纪一次深部地幔柱诱发的板内裂谷事件，其本质是峨眉山地幔柱活动导致的区域性隆升及伸展裂陷，在晚二叠世玄武岩大规模喷发时达到顶峰[40]。峨眉地裂运动的表现除了川西南地区出现大面积火山岩之外，在茅口期—吴家坪期盆地内部（川东）出现了拉张作用，导致四川盆地沉积格局与栖霞期相比有了明显的变化。
2.3.2 岩相古地理特征
上扬子区在海西旋回早期抬升作用下几乎处于整体暴露环境，盆地经历了长期的夷平化作用，但加里东旋回形成的川中古隆起残余地貌仍对梁山期至茅口早期沉积有一定的影响，整体呈西高东低的地貌格局[41]。其中栖霞期盆地内主要发育浅水台地/缓坡沉积，在盆地西缘与广海相邻带发育台地边缘相，而川中古隆起东缘则主要发育台内高能滩（图3f）。经过了茅口早期海侵的填平补齐后，茅口中晚期沉积格局已经不受川中古隆起残余地貌的影响[42]，而峨眉地裂运动早期的作用开始显现，在拉张环境下川东地区沉积相带开始出现北西向展布的趋势，广元—开江—利川一带出现的大量富含硅质沉积物，应与深部幔源物质上涌有关[43]（图3g）。此时开江—梁平海槽已形成雏形，而在吴家坪期—长兴期海槽规模达到顶峰（图3h—3i），并在蓬溪—武胜地区也出现了次级台洼。继德阳—安岳裂陷之后，在四川盆地东部形成了新的槽-台相间格局，海槽边缘的礁滩带无疑成为了重要的储集相带。盆地西南部则由于峨眉山玄武岩的大规模喷发，形成古陆—火山岩相—冲积平原—混积台地的古地理格局。
2.4 印支构造旋回
2.4.1 构造背景
2.4.2 岩相古地理特征
三叠纪飞仙关期是海西旋回向印支旋回过渡转化的一个重要时期，该时期构造相对稳定，早期的岩相古地理整体继承了长兴期的台-槽相间格局，中后期逐渐填平补齐，整体以浅水碳酸盐台地沉积为主，海槽周缘发育台地边缘鲕粒滩（图3j），其与长兴期生物礁叠置形成礁滩复合体，是四川盆地最重要的有利储集相带之一。三叠纪嘉陵江期四川盆地已经进入印支旋回早幕，但整体构造相对稳定，处于局部弱挤压环境。盆地内主要发育台地—蒸发台地沉积体系（图3k），其中海侵期主要发育开阔台地，而高位域主要发育局限台地及蒸发台地[45]，与中晚寒武世的岩相古地理有一定的类似之处。川东及川南的局部地区发育台内颗粒滩相白云岩，可能与开江—泸州古隆起的早期活动有关[46]。三叠纪雷口坡期继承了嘉陵江期的沉积背景，主要发育局限台地—蒸发台地沉积体系[47]（图3l），该时期开江—泸州古隆起活动加剧，沿古隆起及潟湖周缘发育滩相白云岩，此外，川西海盆边缘也发现规模滩相白云岩。
3 优质碳酸盐岩储层类型、特征与分布
3.1 储层主要类型及特征
四川盆地海相碳酸盐岩储层类型的划分有两种主流方案：一种是按照储集空间的特征及不同储集空间的占比来分类，分为裂缝-孔隙型、裂缝-洞穴型、孔隙型以及裂缝型等4类[48]；另一种是按照储层成因叠加储层本身的特点来分类，分为礁滩储层、表生岩溶储层以及白云岩储层等3类[15]。本次研究储层分类方案本着简化、清晰及方便实用的原则，重点考虑了四川盆地碳酸盐岩主要储层形成的时间、沉积期水动力条件、储集空间类型等因素，将四川盆地常规海相碳酸盐岩储层划分为相控型及岩溶型2类（表1）。值得一提的是，近年来碳酸盐岩非常规储层勘探也取得了长足进展，如二叠系茅口组一段[49]及三叠系雷口坡组三段2亚段[50]均已获得高产工业气流。但目前针对这类储层的研究和认识总体尚浅，暂不进行详细论述。
表1 四川盆地海相碳酸盐岩主要储层分类及特征Table 1 Classification and characteristics of main reservoirs of marine carbonate rocks in the Sichuan Basin |
| 储层类型 | 主要储层岩性 | 储层主要 形成时期 | 沉积期主要 水动力条件 | 主要储集 空间类型 | 主要发育层位 |
|---|---|---|---|---|---|
| 相控型 | 藻（微生物）白云岩（包括藻叠层白云岩、藻纹层白云岩、藻粘结白云岩、藻凝块白云岩、藻团块白云岩、藻砂屑白云岩等类型） | 准同生期 | 中高能 | 格架孔、粒间孔、 裂缝 | 灯影组(Z2dn)、雷口坡组 |
| 颗粒（晶粒）白云岩（包括生物-生屑白云岩、砂砾屑白云岩、鲕粒白云岩、具有原始颗粒结构的晶粒白云岩等类型） | 准同生期 | 高能 | 粒内孔、粒间孔、 体腔孔、裂缝 | 龙王庙组、洗象池组、观雾山组、黄龙组、栖霞组、茅口组、长兴组、飞仙关组、嘉陵江组、雷口坡组 | |
| 生物-生屑灰岩 | 准同生期 | 高能 | 格架孔、铸模孔、体腔孔 | 茅口组、长兴组 | |
| 岩溶型 | 角砾状灰岩、角砾状白云岩、泥晶灰岩、泥晶白云岩、颗粒灰岩、颗粒白云岩、微生物白云岩、葡萄花边状白云岩 | 表生期 | 中高能 | 溶蚀孔洞、 角砾间孔洞、 裂缝 | 灯影组、宝塔组、 红花园组、黄龙组、 茅口组、雷口坡组 |
3.1.1 相控型储层岩性特征
相控型储层岩性主要有藻（微生物）白云岩、颗粒（晶粒）白云岩以及生物-生屑灰岩等3类，以白云岩为主。
颗粒（晶粒）白云岩 根据岩石中颗粒的类型，这类白云岩又可以分为生物-生屑白云岩（图4d，4e）、砂砾屑白云岩（图4f，4g）、鲕粒白云岩以及具有原始颗粒结构幻影的晶粒白云岩（图4h）。储集空间主要为粒内孔、粒间孔、体腔孔、铸模孔及裂缝。沉积期水动力能量较高，大部分颗粒都经历过淘洗，分选性普遍较好。该类储集岩纵向上从震旦系至三叠系均有发育，是四川盆地最重要的储集岩类型之一。基于以下原因，本文的分类中并未将晶粒白云岩单独列项：一是近年来的研究表明，一般粒度达到粉细晶以上的白云岩，原岩恢复过后或多或少都可以看到原岩的颗粒结构（图4i），沉积水动力条件强，符合高能相带特征；二是低能环境下的晶粒白云岩，一般粒度为泥晶—微晶—粉晶级别，属于低能蒸发环境下的沉积物，本身也不易形成规模分布的优质储层，因此不在此次分类中体现。
生物-生屑灰岩 在以往的四川盆地优质相控孔隙型储层的分类中，生屑灰岩很少受到重视。这类储层实测孔隙度一般小于1%，石灰岩勘探效果比较好的地区或者钻井，储集空间以大型岩溶缝洞为主。而在近年的钻探中屡屡见到基质孔发育的生物-生屑灰岩，以PS10井长兴组生物-生屑灰岩为例（图4j），储集空间主要为海绵生物礁格架孔、铸模孔、体腔孔、晶间孔等孔隙。该类储层后期非选择性溶蚀作用并不明显，认为主要形成于准同生期，沉积期水动力条件为中高能。
3.1.2 岩溶型储层岩性特征
3.2 优质储层分布及主控因素
关于四川盆地碳酸盐岩储层的主控因素一般有2种含义：一种就是比较宏观的主控因素，比如三元控储[51]、五因素控储[52]等观点；另一种是针对各个层系的相对局限、微观的主控因素[14-15]。从整个四川盆地海相碳酸盐岩的角度来看，优质储层的形成和宏观分布很大程度上受构造旋回内幕的挤压或拉张构造运动所控制，尤其是古隆起及古裂陷。其中古隆起的围斜部位（图5a）以及古裂陷两侧的地貌高带（图5b）尤为重要。究其原因：一是这些部位水体能量强，更容易形成高能礁滩骨架结构，为储层的发育奠定物质基础；二是这些位置更加容易形成泄流通道，使得富含二氧化碳弱酸性流体的大气淡水反复作用，更容易形成大规模岩溶储集空间；三是在浪基面附近频繁暴露条件下易产生蒸发及渗透回流作用，Mg2+更加容易富集并发生白云石化作用，可形成优质白云石化滩储层。此外，储层的局部非均质性则是受到其他不同的因素所影响，即每个时期优质储层的主控因素有一定的共性背景，也有一定的独特之处（表2）。如白云石化作用对于四川盆地二叠系而言是非常重要的成储因素，栖霞组、茅口组、长兴组中几乎只要找到白云岩，就等同于找到了优质储层。而震旦系灯影组的岩性几乎都是白云岩，优质储层的发育与白云石化作用的关系则不明显。因此，不同时期不同环境的储层微观主控因素是有区别的，下面围绕重点层位分别叙述。
图5 四川盆地古隆起、古裂陷控制优质碳酸盐岩储层宏观发育模式Fig. 5 Macroscopic development models of high-quality carbonate reservoirs controlled by ancient uplifts and ancient rifts respectively in the Sichuan Basin |
表2 四川盆地重点层系优质碳酸盐岩储层特征、主控因素及分布Table 2 Characteristics, main controlling factors, and distribution of high-quality carbonate reservoirs in the key formations of the Sichuan Basin |
| 发育层位 | 优质储层岩性 | 关键 构造运动 | 主控因素 | 储层 厚度/m | 储层物性 | 面积/ 104 km² | 主要 分布区域 | |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 孔隙度/% | 渗透率/ 10-3 μm2 | |||||||
| 震旦系灯影组 | 角砾状白云岩、 砂屑白云岩、 微生物相关白云岩 | 澄江运动 桐湾运动 兴凯地裂运动 | 沉积相 古地貌 岩溶作用 | 92~375 | 3~4 | 1~6 | 3~4 | 德阳—安岳裂陷槽两侧， 城口—鄂西海槽西缘 |
| 寒武系—奥陶系 （实例：龙王庙组） | 砂屑白云岩、 鲕粒白云岩、 晶粒白云岩 | 郁南运动 都匀运动 | 古地貌 白云石化 | 4~64.5 | 4~5 | 1~5 | 1.5~2 | 环川中古隆起东南缘 |
| 泥盆系观雾山组 | 生物白云岩、 角砾白云岩 | 广西运动 | 沉积相 白云石化 | 18~86 | 2.5~5 | 0.08~0.4 | 约0.32 | 盆地西缘沿龙门山一带 |
| 石炭系黄龙组 | 角砾白云岩、生物碎屑 白云岩、砂屑白云岩、 晶粒白云岩 | 柳江运动 | 古地貌 岩溶作用 | 5~30 | 2~8 | 0.01~5 | 约0.5 | 盆地东部邻水—达州 —忠县一带 |
| 二叠系栖霞组 | 晶粒白云岩、 豹斑状灰质白云岩 | 云南运动 峨眉地裂运动 | 古地貌 沉积相 白云石化 | 8~40 | 3.43 （平均值） | 9.98 （平均值） | 约1.2 | 川西广元—江油、 雅安—峨眉，川中 南充—磨溪—高石梯 |
| 二叠系茅口组 | 晶粒白云岩、 生屑白云岩、 灰质白云岩 | 东吴运动 峨眉地裂运动 | 古地貌 白云石化 岩溶作用 | 5~50 | 3.79 （平均值） | 1.49 （平均值） | 约1.2 | 盐亭—南充— 广安—合川 |
| 二叠系长兴组 | 生物白云岩 | 峨眉地裂运动 | 沉积相 白云石化 | 4~200 | 3.30 （平均值） | 0.01~1 | 约0.3 | 开江—梁平海槽及 蓬溪—武胜台洼两侧 |
| 三叠系飞仙关组 | 鲕粒白云岩 | 峨眉地裂运动 | 沉积相 白云石化 | 10~100 | 7.89 （平均值） | 44.12 （平均值） | 约0.5 | 开江—梁平海槽两侧 |
3.2.1 震旦系灯影组
震旦系灯影组是四川盆地第一套巨厚碳酸盐岩地层，与扬子旋回中澄江运动的整体抬升背景以及海水环境息息相关。灯影组沉积数百至上千米厚的白云岩地层，而白云岩本身更抗压实压溶作用，是四川盆地重要储集岩之一。灯影组白云岩储层孔隙度主要分布在3%~4%之间，渗透率主要为（1~6）×10-3 μm2，累计厚度介于92~375 m[19]，主要分布在德阳—安岳裂陷两侧及城口—鄂西海槽西缘（图3a），总面积约（3~4）×104 km²。灯影组优质储层的发育主要受沉积相、古地貌及岩溶作用的控制（表2）。澄江运动使得四川盆地大范围抬升，为浅水碳酸盐台地的发育奠定了基础。震旦中晚期的桐湾运动Ⅲ幕的抬升造成了灯影组发生大规模溶蚀作用，孔洞缝普遍发育。溶蚀作用除了形成大量储集空间外，也为后续多期次流体改造提供了通道[53]。兴凯地裂运动导致了德阳—安岳裂陷槽的形成，裂陷槽两侧的台地边缘相带水体能量更高，原始沉积物具有更好的颗粒/骨架结构，更容易在沉积期及抬升岩溶期形成格架孔（图4a）、粒间孔、岩溶孔洞（图4k）等类型丰富的储集空间。而灯影组储层非均性强的原因则主要和局部硅质、沥青等物质充填孔洞（图4c）有关。
3.2.2 寒武系—奥陶系
目前认为寒武系—奥陶系的碳酸盐岩规模优质储层主要发育在下寒武统龙王庙组，上寒武统洗象池组，下奥陶统桐梓组、红花园组，上奥陶统宝塔组也有发现。虽然涉及层位较多，但其分布均与在加里东旋回弱挤压环境下形成的几个古隆起有关，其中四川盆地内部以川中（乐山—龙女寺）古隆起的影响尤为如此，其对寒武系—奥陶系碳酸盐岩储层的形成与分布起有着极大的控制作用。以龙王庙组为例，优质白云岩储层孔隙度主要分布在4%~5%，渗透率主要为（1~5）×10-3 μm2，厚度从4 m至64.5 m不等[19]，主要分布在是环绕川中古隆起东南围斜部位，面积约（1.5~2）×104 km²（表2）。目前寒武系—奥陶系规模储层的发育主要受沉积古地貌及白云石化作用控制。已发现的优质储层以滩相白云岩为主，其沉积期的海水环境与灯影期相比已经发生明显区别，白云岩分布的区域大幅减少，因此明确滩相白云岩的分布规律是找到优质储层的核心。川东南地区寒武系发育大面积的膏岩，奥陶系白云岩中也可以看到大量的石膏假晶，表明寒武纪—奥陶纪的白云岩形成与蒸发浓缩、渗透回流等作用引起的Mg2+富集有很大的关系，因此古隆起与川东膏盐盆之间的沉积地貌高带是滩相白云岩储层发育的有利区，此外膏盐湖东南部也存在白云岩富集带（图3b）。
3.2.3 泥盆系观雾山组
海西旋回早期四川盆地以整体抬升为主。在以广西运动为主的构造活动影响下，泥盆纪四川盆地范围内几乎都已经抬升为陆，停止接受海相碳酸盐的沉积，仅在盆地西部即扬子板块被动大陆西缘发育NE—SW向条带状展布的碳酸盐岩。因此泥盆系碳酸盐岩储层的宏观展布也明显受构造整体抬升的控制。目前来看中泥盆统观雾山组生物礁滩分布厚度最大、范围最广、白云石化程度最高，是川西地区泥盆系最有利的储层发育层位（图3d），几乎只要有地层即有白云岩储层。观雾山组储层孔隙度主要分布在2.5%~5.0%，渗透率主要为（0.08~0.4）×10-3 μm2，厚度18~86 m不等[54]，主要分布在盆地西缘沿龙门山一带呈NE—SW向分布，面积约3 200 km²（表2）。泥盆系大多分布于盆地边界的外围，有利勘探面积大幅减少。观雾山组优质储层的分布主要受到沉积相带及白云石化作用的控制，台地边缘相带更有利于礁滩的生长且白云石化作用往往更强。
3.2.4 石炭系黄龙组
石炭纪上扬子区的构造背景发生了一定的变化，受柳江运动的差异性升降与局部裂陷影响，川东形成局部克拉通内部凹陷，在石炭纪接受了海相碳酸盐沉积（图3e）。石炭系储层主要为黄龙组滩相白云岩，孔隙度主要分布在2%~8%，渗透率主要为（0.01~5）×10-3 μm2，厚度5~30 m不等[55]，主要分布在盆地东部邻水—达州—忠县地区，面积约5 000 km²（表2）。黄龙组储层的发育主要受古地貌及岩溶作用的控制。川东石炭系黄龙组由于沉积期古地貌相对较高，海平面暴露频繁，白云石化作用相对比较普遍。因此优质储层的主控因素为古地貌及岩溶作用，地貌相对高的地区水体能量高，易形成滩相物质基础，加之暴露频繁，溶蚀作用对储层有着明显的改造作用，较为普遍的岩溶角砾现象就是暴露溶蚀作用最好的证明。
3.2.5 中二叠统栖霞组
海西中期构造相对稳定，盆地范围内经历了泥盆纪、石炭纪以及早二叠世的长期暴露夷平后，中二叠世迎来了又一次大规模的碳酸盐沉积。四川盆地在栖霞期并未发生大的构造运动，处于云南运动和东吴运动之间的一个相对稳定时期[56]。栖霞组储层主要为晶粒状白云岩，平均孔隙度为3.43%，平均渗透率为9.98 ×10-3 μm2，厚度8~40 m不等[41]，主要分布在盆地西缘广元—江油、雅安—峨眉一带以及川中南充—磨溪—高石梯一带，面积约1.2×104 km²。栖霞组储层主要受古地貌、沉积相及白云石化作用控制（表2），这三者相辅相成。栖霞组沉积期在一定程度上受到了加里东期古隆起残余地貌的影响，新刻画的川中古隆起东缘呈“S”形展布，沿古隆起东缘发育的台内高能滩是栖霞组白云岩薄储层的发育区（图3f）。此外受扬子板块被动大陆西缘控制，盆地西缘发育北东向台缘相带，是优质滩相白云岩厚储层的有利发育带（图3f）。这些地貌相对高的台缘-台内高能滩受蒸发及渗透回流作用影响，白云石化作用也更强。
3.2.6 中二叠统茅口组
海西旋回晚期四川盆地及周缘构造运动频发，先后经历了峨眉地裂运动及东吴运动，因此沉积相带的展布及有利储层分布的形态发生了明显的变化。茅口组储层主要为晶粒状白云岩，平均孔隙度为3.79%，平均渗透率为1.49×10-3 μm2[57]，厚度5~50 m不等[42]，主要分布在盐亭—南充—广安—合川一带，面积约1.2×104 km²。茅口组储层发育主要受古地貌、白云石化作用及岩溶作用所控制（表2）。首先峨眉地裂运动早期的拉张背景导致川东地区在茅口中晚期出现了北西—南东方向展布的台内洼地，洼地内沿断裂上涌的硅镁物质在海水中充斥，该区域内碳酸盐岩工厂建造几乎停滞，逐渐变为负地貌深水区，即开江—梁平海槽的雏形，海槽两侧地貌高带分布的白云石化滩无疑是优质储层的有利分布区（图3g）。值得一提的是，从目前的勘探现状来看，茅口组白云石化滩存在明显的迁移特征，层位涉及到茅二下亚段下部、茅二下亚段上部、茅二上亚段及茅三段，因此茅口组多期次白云石化滩的分布规律仍是近期研究的重点。此外，茅口组沉积结束后又发生了大规模的东吴运动，导致相对海平面大幅下降，川中—蜀南等地区经历了大规模的岩溶作用，导致岩溶缝洞型生屑灰岩储层广泛发育。
3.2.7 上二叠统长兴组—下三叠统飞仙关组
该套地层形成于峨眉地裂运动晚期，川中—川东地区继承了茅口晚期的弱拉张格局，其中茅口期形成雏形的开江—梁平海槽在长兴期达到鼎盛。此外，长兴期蓬溪—武胜台洼也开始成形。飞仙关期海槽、台洼则经历了充填和消亡的过程。环开江—梁平海槽长兴组生物白云岩储层平均孔隙度为3.3%，渗透率多在（0.01~1）×10-3 μm2之间，厚度4~200 m不等[58] ，主要分布在开江—梁平海槽及蓬溪—武胜台洼的两侧，面积约3 000 km²。飞仙关组优质鲕粒白云岩储层平均孔隙度为7.89%，平均渗透率为44.12×10-3 μm2，厚度10~100 m不等[59] ，主要分布在开江—梁平海槽的两侧，面积约5 000 km²。长兴组—飞仙关组白云岩储层主要受沉积相及白云石化作用控制。沿海槽两侧分布的台缘带是长兴组生物礁以及飞仙关组鲕粒滩优质储层发育的最有利相带（图3i，3j）。相控储层的特征在该时期得到了最大的体现，普光、龙岗、元坝、罗家寨、渡口河等一大批礁滩型气田均是在海槽两侧的台缘带发现的。
3.2.8 三叠系嘉陵江组—雷口坡组
四川盆地在三叠纪已经步入印支旋回，在嘉陵江期印支Ⅰ幕开启，构造活动样式已经由拉张活动变为局部挤压隆升，沉积环境也相应地由开阔台地为主演变为以蒸发台地为主。嘉陵江组、雷口坡组是四川盆地最后的两套海相碳酸盐岩，目前已获得探明储量1 709×108 m3[5]，但尚未发现大型气田；发育储层的亚段较多，平面上较为分散，集中分布的优质厚储层有待发掘。目前研究认为中三叠统碳酸盐岩储层主要与沉积相及古地貌相关。中三叠世开江—泸州古隆起可能已经在孕育中。因为在该时期，川东与蜀南地区除了出现膏质潟湖外，还在潟湖的边缘分布了大量的白云石化滩相储层（图3k），这可能与早期水下古隆起抬升，导致地貌增高、水动力条件增强而形成高能颗粒滩有关。雷口坡期继承了嘉陵江期的沉积背景，蒸发台地沉积体系也成为主导。不同的是开江—泸州古隆起在雷口坡中晚期已经逐渐成型，古隆起形成的障壁导致仪陇—资阳地区形成了大范围的膏质潟湖，潟湖周缘的白云石化滩成为储层有利发育区（图3l）。
4 碳酸盐岩油气勘探方向
以构造-岩相演化为基础，以规模有利储层分布为主要依据，结合烃源岩分布等成藏条件分析，梳理出四川盆地碳酸盐岩未来具备油气勘探潜力的领域及方向。
4.1 震旦系
4.2 下古生界
受兴凯运动拉张作用及加里东古隆起的影响，在环古隆起及古裂陷周缘形成了下生上储的优质成藏系统，其中磨溪气田下寒武统龙王庙组已提交天然气探明储量超4 500×108 m3 [18]。下古生界碳酸盐岩地层众多，除龙王庙组外，寒武系沧浪铺组、洗象池组，奥陶系桐梓组、红花园组、宝塔组等层位均发育滩相白云岩储层，同时具备良好的成藏条件。其中有些层系在近期的勘探中已经获得突破、看到了苗头，如JT1井下寒武统沧浪铺组测试获天然气51.62×104 m3/d[61]，WH1井上奥陶统宝塔组老井上试获气9.02×104 m3/d[62]。因此，川中古隆起东缘除龙王庙组外，多套下古生界碳酸盐岩是未来潜在的勘探领域（图6中的②）。
4.3 上古生界抬升期层系
受广西运动、柳江运动以及云南运动的影响，四川盆地主体地区抬升后在泥盆纪—石炭纪几乎未接受沉积，盆内仅川东局部地区发育石炭系，其中潮坪相白云岩与下伏志留系泥页岩形成了良好的源储配置关系，目前川东地区的黄龙组已经提交天然气探明储量超2 600×108 m3[18]，仍有一定的挖潜空间。四川盆地西缘是该时期更具备勘探潜力的地区。川西地区沿龙门山一带上古生界泥盆系至中二叠统均发育台地边缘相带，白云岩储层发育，与下伏以寒武系为主的烃源岩形成高效的成藏系统，目前仅川西北的双鱼石地区栖霞组实现规模开发。此外，川西南PT1井二叠系栖霞组获得高产工业气流，川西北ST3井泥盆系观雾山组首次获得工业气流，展示了川西上古生界多层系台缘带的良好勘探前景，是保障未来四川盆地天然气增储上产的重要领域（图6中的③）。
4.4 上古生界拉张早期层系
受峨眉地裂以及东吴运动的影响，晚古生代拉张早期沉积格局已经呈现北西—南东向展布。最新研究成果表明，四川盆地中东部地区茅口组已经受到峨眉地裂早幕运动的影响，开江—梁平海槽开始形成雏形[56]。不同的是茅口组白云石化滩带会随着构造-沉积的演化而迁移，由于大部分地区缺失泥盆系及石炭系的隔挡，因此川中—川东多期迁移的白云石化滩带与下部寒武系及志留系烃源岩形成良好的成藏系统。目前川中合川—龙女寺茅二下亚段上部、南充—八角场茅二上亚段白云石化滩已经获得突破并提交储量，而川东宣汉—万州茅二下亚段下部白云石化滩（图6中的④）及仪陇—渠县地区茅三段白云石化滩（图6中的⑤）已发现苗头，未来有望成为天然气增储接替领域。
4.5 上古生界拉张晚期层系
5 结论
（1）四川盆地海相地层共经历了扬子、加里东、海西、印支等4大构造旋回，包括13次重要的构造运动，这些构造运动决定了四川盆地的宏观沉积格局。其中11次以隆升为主的运动控制了大型台地/缓坡的沉积特征，而2次以拉张为主的运动则形成了槽-台相间的古地理格局。
（2）四川盆地常规海相碳酸盐岩储层类型可以简化分为相控型、岩溶型2类，优质储层的形成和宏观分布很大程度上受构造旋回内幕的挤压或拉张运动所控制，尤其是古隆起及古裂陷。因此优质储层主要分布在古隆起围斜部位以及古裂陷两侧的地貌高带。
（3）针对四川盆地碳酸盐岩共提出未来6个潜在的规模勘探领域：①德阳—安岳裂陷槽西侧灯影组台缘带；②川中古隆起东缘下古生界白云石化滩；③川西上古生界多层系台缘带；④川东宣汉—万州茅二下亚段下部白云石化滩；⑤川东仪陇—渠县茅三段白云石化滩；⑥蓬溪—武胜台洼边缘及台洼内长兴组礁滩相灰岩。
