礁滩体是全球海相碳酸盐岩油气赋存的重要储集体类型。国外在生物礁及颗粒滩相储集体中已发现了63个大油气田，占碳酸盐岩大油气田的31%^[1]。川东及周缘地区关于长兴组生物礁储层的研究自上世纪70—80年代开始，其中建16井(日产81.74×10⁴ m³)和石宝1井(日产37.2×10⁴ m³)是较具代表的第一批礁型气藏，由此拉开了长兴组生物礁勘探开发的序幕。特别是开江—梁平海槽概念提出后^[2]，在台缘礁滩大油气聚集带成藏理论指导下^[3-4]，一大批大型气田的相继发现使我国生物礁油气藏的研究更加炙热^[5-6]。而对于川东地区台内礁的发现和研究始于1983年，强子同、郭一华等在北碚老龙洞首次发现了长兴组台内生物礁，随后在1984年发现了文星场生物礁组合，并详细研究了造礁生物类型、礁岩类型、成岩环境及储集空间类型等^[7]。随后几年，邻水椿木坪、华蓥涧水沟^[8]、丰都太运等地面生物礁先后被发现，地下生物礁如板东、双龙、卧龙河、涞滩、张家场、广安等礁型气藏也依次被揭示，川东地区的台内礁滩储层由此被列为重要的勘探对象。近年来，处于台地内部的卧龙河潜伏构造又陆续有新的发现，完钻的125口井中钻获长兴组生物礁井8口；2012年根据卧龙河最新地震解释成果部署钻探的卧061-1井成功钻遇生物礁并获工业气流，资源量丰富；2013年在拔山寺向斜钻探的泰来2井在长兴组获日产气可达几十万方。这批井的成功钻探表明川东台内礁滩储层具有较好的勘探前景。

总的来说，川东地区二叠系礁滩气藏勘探已取得较大成效，已经掌握了台缘礁的基本分布规律，如具有明显的穿时性，连续沉积厚度大，分布面积广，沿台缘带条带状分布，沉积相、相对海平面变化、白云石化强度、埋藏期成岩作用和流体活动对台缘礁滩储层的分布具有明显的控制作用等^{[3, 9-11]}。相对于台缘礁滩，台内礁滩储层的分布局限，受局部地貌高地、海平面下降、白云石化作用等控制明显，礁滩发育期次较少，储层连续沉积厚度较小，整体研究程度较低，其气藏规模小、预测难、勘探成功率低等也是该区台内礁滩油气勘探面临的现实问题。因而，本文拟以台地内部地区的卧龙河—洋渡溪构造区带为例，结合野外剖面观察、最新的钻测井和地震解释成果资料综合研究，分析长兴组层序地层格架下沉积格局，落实台内礁滩储集体的分布规律，为进一步探索台内生物礁滩储层预测评价提供参考。

1 地质概况

卧龙河—洋渡溪区带位于重庆市垫江、忠县和石柱境内，处于川东高陡褶皱带的中南部，主要包括卧龙河、苟家场、苟西、大池干井南部、洋渡溪等构造带^[12]，面积约700 km²(图 1)。研究区长兴组划分为三段(图 2)：一段为褐灰、深灰色泥—粉晶灰岩夹灰黑色泥晶灰岩、硅质泥晶灰岩，部分为燧石结核灰岩，平均厚73 m，自然伽马值相对较高，为25~35 API，一般以泥页岩或泥灰岩出现作为分层标准；二段以浅灰色、灰色泥—粉晶白云岩、溶孔云岩、灰质云岩和灰色、深灰色泥晶灰岩为主，局部发育礁灰岩、礁角砾灰岩、亮晶生屑灰岩和生屑白云岩，平均厚56 m，总体自然伽马值较低，一般在10~20 API左右；三段以深灰色泥晶灰岩为主，部分井发育深灰色和灰黑色燧石结核灰岩、微晶生屑灰岩，局部发育礁灰岩、溶孔云岩，平均厚65 m，自然伽马值一般在15~25 API左右。

2 台内礁滩沉积背景

通过对研究区长兴组岩石学特征、古生物特征以及岩芯观察资料及前人研究成果^[13-14]，认为长兴早期，海平面迅速上升，该时期还未形成台地，表现为缓坡沉积模式(也有学者称之为缓坡型台地)；长兴中期，水体变浅，研究区转变为开阔台地沉积，台内礁滩较为发育；长兴晚期，海平面短暂上升，沉积一套滩间海泥晶灰岩，后期随着海平面开始下降，台内礁滩相对发育(图 2)。

2.1 碳酸盐岩缓坡相

认为长兴组早期发育碳酸盐岩浅水缓坡，主要有以下证据^[14-16]：①从区域地貌上看，该区龙潭期—长兴早期不具备碳酸盐台地沉积(镶边陆棚/台地)的基本特征；②区域上缺乏对连陆浅水台地区起障壁作用的高能边缘相带；③缺乏台缘斜坡相带，该斜坡相以重力流沉积为特征，但由于长兴初期未形成连续的高能滩障壁，不存在连续的陡斜坡，故缺失该相带；④分布广泛的浅海碳酸盐岩缺乏碳酸盐台地台内相带的分化；⑤区域上岩屑录井资料显示，研究区长兴组早期以泥岩、泥灰岩、燧石结核灰岩或含硅灰岩沉积为主，普遍不发育台内滩沉积和大套深水硅质灰岩或页岩沉积。碳酸盐岩缓坡本质上属于陆棚沉积环境，发育于长兴组一段沉积期，即在海平面上升初期，主要为浅水缓坡沉积(图 3A)。

2.2 开阔台地相

该相带位于台地边缘滩相带之后，水体较浅，一般不超过一百米，由于它与广海连通性较好，海水循环畅通，所以其盐度正常，生物也繁盛。该相带可分为3个亚相：台内滩亚相、台内礁亚相、滩间海亚相(图 3B)。

(1)台内滩亚相

该亚相发育于开阔台地内部的地貌相对较高的区域，沉积物以颗粒岩为主，由生物碎屑滩、暴露生物碎屑滩和滩间三个微相组成。在生物碎屑沉积物中，生物颗粒在波浪、潮汐等水动力条件下搬运沉积，生态上不能相容的生物群常混合出现，但多呈破碎状，生物屑磨圆度较好(图 4A)。相对于生物碎屑滩，暴露生物碎屑滩沉积地貌更高，成岩过程中常发生白云石化作用，岩性多以生屑云岩为主(图 4B)。在滩地之间还存在一些地势相对低洼的区域，即滩间微相，水深位于正常浪基面之下，水体能量相对较低，沉积物以深灰色—灰色泥晶灰岩和含生屑灰岩为主。台内滩在空间展布上常呈透镜状，一般厚度不大，具有平面上分布不规则、纵向上不稳定的特征。该亚相主要分布于长二段或长三段，长一段不发育。

(2)台内礁亚相

台内礁规模较台缘礁明显要小，无明显礁前和礁后区别，不发育礁前角砾岩，平面上多呈点状分布，也被称作台内点礁。造礁生物以原地群居的海绵、藻类为主，附礁生物有蜓、有孔虫、腕足等。礁基多为生物碎屑灰(云)岩或泥晶生物碎屑灰岩形成的生物硬底；礁核主要由障积礁灰(云)岩及黏结灰(云)岩等组成(图 4C~F)；礁盖由生屑灰岩或残余生屑白云岩等颗粒岩组成。区内台内礁纵向上主要分布于长二段或长三段的高位体系域，常与礁顶的生物碎屑滩连续沉积形成礁滩复合体。

(3)滩间海亚相

该亚相发育于开阔台地亚相环境中相对深水低能区域，岩性主要为深灰、灰色泥晶灰岩(图 2)，呈薄层—页状，水平层理发育，泥质含量较高，可富含有机质。纵向上发育于长兴组二段。

又根据前人资料，长兴组沉积进入中期后，随着海平面继续上升，海西运动的拉张作用以及其他构造断裂作用形成了开江—梁平海槽南缘的镶边台地、开江—梁平海槽与城口—鄂西海槽之间的孤立台地^[3]。可见研究区处于镶边台地内部，长兴组中—晚期以开阔台地沉积为主(图 3B)。

3 层序地层格架下沉积格局及台内礁滩分布

通过对典型单井和野外剖面的层序界面识别，长兴组底部与下伏龙潭组整合接触，顶部受海西构造运动影响而遭受不同程度的剥蚀作用，层序界面表现为淹没不整合接触界面和岩性—岩相转换界面^{[13, 16]}；长二段与长三段之间为局部暴露不整合接触界面，长兴组顶与飞仙关组底为区域暴露不整合接触界面。在层序界面识别及内部构造特征分析的基础上，将长兴组划为2个Ⅱ型三级层序(Sq1和Sq2)，层序内部均发育两个完整的体系域，即海侵体系域(TST)和高位体系域(HST)。其中Sq1相当于长一段、长二段；Sq2则与长三段对应。以地质资料为基础，连井沉积相对比分析表明(图 5)，纵向上自下而上依次发育碳酸盐岩缓坡和碳酸盐岩开阔台地，礁、滩沉积主要发育于Sq1和Sq2的高位体系域，横向上不连续出现，区域上主要分布于卧龙河构造和丰都太运附近；区域上礁滩分布层位也存在变化，西部卧龙河构造、双龙构造主要发育于Sq2-HST，而东部在Sq1和Sq2高位体系域均有分布，且以Sq1-HST更为发育。

3.1 Sq1海侵体系域沉积格局

长兴组Sq1-TST沉积时期继承了龙潭期的沉积格局，继晚二叠世龙潭期之后海平面继续上升，向古陆方向退积，但构造上相对较稳定，此时开江—梁平海槽还未形成。研究区以泥灰岩为主，含少量燧石结核，区域内不发育台地边缘沉积，整体以浅水缓坡亚相为主，在卧龙河构造区带可见少量的低能生物碎屑滩，主要集中在卧74、卧76和卧91等井区，未发现生物礁沉积(图 6A)。

3.2 Sq1高位体系域沉积格局

Sq1-HST，海平面缓慢下降，在海西运动的拉张作用及构造断裂综合作用下，开江—梁平海槽(陆棚)逐渐形成，沿海槽边缘带发育台缘高能带，研究区也由缓坡模式转为台地模式，整体属于开阔台地相沉积。该时期，区域上水体整体变浅，生物礁滩相对于Sq1-TST时期有所发育，主要散布于卧龙河构造带上。其中，生物礁主要发育于卧061-1、双18和丰都太运剖面(图 6B)。

3.3 Sq2海侵体系域沉积格局

到Sq2-TST时期，研究区再次经历海平面上升的过程，但水体总体上较Sq1浅，沉积格局较Sq1-HST时期并未发生很大变化，以泥—粉晶灰岩和白云质灰岩沉积为主。但由于水体的上升，不再适合生物礁发育，礁滩规模大幅度减小，仅在卧76井区发育小规模的台内滩，在丰都太运剖面发育小型的台内礁沉积(图 6C)。

3.4 Sq2高位体系域沉积格局

Sq2-HST时期，海平面再次下降，研究区仍处于开阔台地沉积区，礁滩较Sq2-TST时期有所发育，其发育规模和分布范围相比于Sq1-HST时期要小。台内礁分布在卧132井、卧061-1井、卧117、卧118、卧118-1井区，双15、双18井区和丰都太运剖面；台内滩则零星分布，该段地层呈现明显的南北厚中间薄的特征(图 6D)。

4 台内礁滩储层主控因素及有利储集体展布 4.1 储层主控因素分析

在上述沉积相研究的基础上，根据苟西2、双18、池24、卧102、卧118、卧117、卧061-1等多口取芯井物性分析资料，结合不同微相及岩石组合物性分析结果，表明：①碳酸盐岩缓坡沉积主要以含燧石结核灰岩、泥晶灰岩为主，孔隙度多小于1%，少部分孔隙度为1%~2%，渗透率基本小于0.01×10^-3 μm²；②台内滩沉积以生物碎屑灰岩、生物碎屑云岩、粉晶云岩为主，孔隙度分布范围为0.4%~21.11%，平均值为5.56%；渗透率分布范围为(0.01~518.5)×10^-3 μm²，平均值为8.09×10^-3 μm²；③台内礁沉积以生物礁岩和云化的灰岩为主，孔隙度分布范围在1.4%~15.12%之间，平均值为4.2%，渗透率分布范围为(0.01~204.5)×10^-3 μm²；④滩间海沉积以泥晶灰岩为主，孔隙度主要集中在1%~2%之间，渗透率平均为0.03×10^-3 μm²。根据不同岩性的孔隙度分布情况来看，(残余)颗粒白云岩和粉晶白云岩孔隙度最高，如溶孔残余颗粒白云岩孔隙度平均值为7.24%，粉晶白云岩孔隙度平均值为4.83%；其次为灰质云岩类，平均值为2.46%；而灰岩类孔隙度普遍低于2%。

由此分析表明，台内礁滩沉积储集物性最好；白云岩物性远好于灰岩类，白云石化作用是形成优质储集体的关键成岩作用^[4]。根据单井及连井对比情况来看(图 5)，白云岩常与礁滩沉积相伴生，溶蚀作用强的岩石类型普遍分布于礁滩沉积的顶部，说明研究区有利储集体分布受相带控制明显，即与台内礁滩沉积密切相关。因而，明确台内礁滩的分布规律是预测有利储集体展布的关键。

4.2 台内礁滩分布规律及有利储集体展布

前人根据台内已知礁滩体初步明确了其分布规律^[17-20]，认为在晚二叠世拉张背景下，台地内部也出现拉张坳陷，提出在四川盆地中东部地区存在两个适合礁滩发育的地貌高带：遂宁台内地貌高带和广安台内地貌高带，并认为台内高带之间可能为地貌上低洼的地区—蓬溪—武胜台凹^{[3, 17]}，礁滩具有沿台内地貌高带发育的规律^{[3, 21]}。

本文以最新钻井资料、典型礁滩剖面资料为基础，结合最新地震解释资料(据2013年西南油气田分公司解释成果)，预测研究区及周缘长兴组存在顺着上述两个台内高地展布的有利台内礁滩储集体发育带(图 7)，进一步验证了台内礁滩的分布有沿着南部和北部地貌高带分布的规律性(图 8)。研究区长兴组主体上以开阔台地沉积为主，台地内部分异为不同的地貌单元，在区内可能存在连续的台凹区，沿台凹两侧的台内高地发育断续分布台内礁滩，其中台内礁主要发育于卧龙河构造和大池干井构造的南、北端，台内滩则相对集中于卧龙河构造带内，其在台内高带和台凹皆有发育，但台凹内部滩发育少、沉积厚度和发育规模也较小。统计各构造带白云岩储集体分布情况来看，主要分布于卧061-1、卧118、双15等井区，最大厚度可达40 m，表明卧龙河构造带的物性特征比其他构造带要好，为储集体发育最有利区。

实钻结果已经证明卧061-1、卧118、双15井区以及卧102、卧117井区存在生物礁滩。而根据地质、地震资料预测的有利区带分布于研究区南部和北部(图 8)，横跨卧龙河构造带、双龙构造带、苟家场构造带、大池干井构造带以及洋渡溪构造带，如大池干井构造带的南端和北端均存在生物礁滩沉积，且规模相对较大，但目前尚未有钻井钻遇，有待进一步证实。值得注意的是，2013年在北部台内高地完钻的洋渡4井未揭示生物礁的存在，而在研究区东南角丰都—石柱一带，野外剖面观察中普遍见生物碎屑滩和生物礁，如石柱冷水溪、打风坳剖面生物碎屑滩普遍发育，丰都太运生物礁发育，因而该区是否有高能沉积环境存在尚需通过进一步的地震手段或钻井来证实，也可能是该区未来台内礁滩储集体勘探的重要方向。

5 结论

(1) 研究区长兴组存在“缓坡”和“镶边台地”两种沉积模式，但以台地模式为主。其中早期发育浅水缓坡沉积体系；中—晚期发育碳酸盐岩台地沉积体系，开阔台地相构成该区主要沉积类型，进一步划分为台内礁、台内滩、滩间海等多个亚相。

(2) 长兴组划分为两个三级层序，Sq1-TST以缓坡沉积为主，Sq1-HST~Sq2发育开阔台地沉积，台内礁滩主要发育于高位体系域，横向上不连续出现、分布层位也有变化。区域上主要分布于卧龙河构造和丰都太运附近，西侧卧龙河构造、双龙构造主要发育于Sq2-HST，而东侧在Sq1和Sq2高位体系域均有分布，且以Sq1-HST更为发育。

(3) 台内礁滩相带是储集体发育的主要控制因素，也是优质储集体发育的有利部位。台内地貌高地对于控制礁滩分布具有重要作用，研究区存在顺着遂宁、广安两个台内高地展布的有利台内礁滩储集体，呈南、北两带横跨研究区各构造带，地质和地震认识的礁滩储集体绝大多数均分布在有利储层分布区内，南部高带可能是该区未来台内礁滩储集体勘探的重要方向。