0 引言
中三叠统雷口坡组是四川盆地重要的油气勘探层系之一［1-5］，资源量约为8 000×108 m3，探明率约为7%，勘探潜力较大。自20世纪60年代开始勘探以来，取得重要勘探成果，截至2020年底，钻遇雷口坡组的探井1 500多口，先后发现了中坝、磨溪、卧龙河等3个气田和观音场、罗渡溪、龙岗等多个含气构造，发现三级天然气地质储量约为4 000×108 m3 ［2-6］。随着勘探的进展，全盆地雷口坡组沉积、储层、成藏等方面研究取得了新认识，认为有利储集体控制储层的质量和分布，从而控制油气成藏［7-9］。前人开展了大量沉积相方面的研究［10-14］，编制了岩相古地理图，在沉积相模式认识方面存在一定的分歧，主要认为是雷口坡组为局限或开阔碳酸盐岩台地沉积［12，14］，也有认为四川盆地雷口坡期为受障壁影响的蒸发潟湖沉积，发育潟湖边缘坪、 潟湖、潮坪和台缘障壁等沉积亚相［13］。岩相古地理编图有整个上扬子台地的［15-16］，也有四川盆地内不同构造分区的，最近比较集中于川西地区［17-18］；也有在四川盆地范围内分层序或体系域编图的，有分10个层序、编10张图的［12］，有分4个层序、8个体系域编8张图的［14］。在储层研究方面，比较集中于川中雷一段颗粒滩储层和川西川中地区雷口坡组顶面风化壳储层［17-18］。总之，对四川盆地雷口坡组沉积相、岩相古地理和储集体方面的认识还不够系统和深入，规模储集体的特征和发育的主控因素不十分明确，影响盆地内规模储层的评价，从而制约全盆地油气勘探部署。本文通过对大量的野外露头、380多口探井及大量二、三维地震资料的研究，分析沉积相类型和特征，分析封闭碳酸盐岩台地沉积演化特征，以封闭型台地沉积模式和演化特征为基础，以4个岩性段为单元，应用单因素统计和多因素综合的定量编图方法［19］，编制全盆地岩相古地理图，评价规模储集体特征。所编的图件符合四川盆地雷口坡期构造格局，有利于生产过程中快速预测、识别规模储层段，更好地发挥岩相古地理在实践中的作用。成果对于提高对四川盆地碳酸盐岩沉积储层认识、指导雷口坡组油气勘探，具有重要的理论和实践意义。
1 沉积背景与地层特征
1.1 古地理格局
关于上扬子台地雷口坡期古地理格局，前人做过大量工作［20］。中生代以来，扬子台地地壳收缩，形成台地边缘下陷、内部上升的构造演化特征［20］。四川盆地作为上扬子台地的一部分，中三叠世雷口坡期的古地理格局整体表现为四周发育古陆、中间发育水下隆起的格局［11］。盆地西北侧龙门山岛链初步形成，西南侧为康滇古陆、东侧为江南古陆、北侧为米仓山古陆［1-2，13］，古陆的前缘方向有陆源碎屑沉积物向前延伸，可能影响到盆地内部的碳酸盐岩沉积。受印支运动的影响，扬子台地向四川、贵州方向萎缩，沿华蓥山断裂方向展布的泸州—开江古隆起开始形成［21-22］，在雷口坡组沉积早期，已呈现水下隆起［21］，影响盆地内水体的循环和沉积相展布（图1）。
雷口坡期，四川盆地主要海侵方向为西侧，松潘甘孜海槽的海水从盆地西侧越过龙门山岛链进入盆地。四川盆地还有2个次要海侵方向：一是东南角的右江海槽在康滇古陆和江南古陆之间通过一个较狭窄水道与盆地相连；二是东北角在江南古陆和米仓山古陆之间也有一个较狭窄水道与盆地相连（图1）。这2个次要海侵方向，水道较狭窄，在盆地内的影响范围有限。四川盆地整体呈现西低东高、相对平缓的沉积古地貌格局，盆地内海水较浅，沉积环境比较闭塞、海水循环受限、水动力条件弱，呈较封闭的碳酸盐岩台地沉积环境。
前人在古地磁方面的研究表明，扬子板块包括四川盆地，在中三叠世处于南纬17°附近，并逐渐向赤道方向迁移，比现今四川盆地所在的纬度低，雷口坡期四川盆地总体为炎热干旱的古气候［14］，致使扬子台地中三叠统发育大量石膏和膏盐岩。
1.2 地层
四川盆地中三叠统雷口坡组沉积时限约为12.2 Ma（247.2~235 Ma）［9］，顶底界线比较清楚，其底为“绿豆岩”［9］，与下伏嘉陵江组呈整合接触；其顶部为风化壳，与上覆上三叠统须家河组或天井山组呈角度不整合接触。雷口坡组分布很广，超出了现今盆地边界，根据钻井和地震资料分析，盆地内雷口坡组地层残留厚度为0~1 000 m，总体西厚东薄。因后期构造抬升接受剥蚀，各段分布范围不同，在泸州古隆起区被完全剥蚀，地层最厚的区域位于川西地区（图1）。根据岩性不同，雷口坡组由下至上分为雷一段、雷二段、雷三段和雷四段［23］，主要为碳酸盐岩和蒸发岩。雷一段为灰色、黄灰色泥质或膏质白云岩、颗粒灰（云）岩夹部分膏岩；雷二段以灰色白云岩、颗粒灰（云）岩、泥质灰岩（云）岩为主，夹薄层膏岩；雷三段以灰色泥晶云岩、泥质灰岩及灰岩为主，普遍含石膏；雷四段以灰白色块状硬石膏岩、膏质云和泥晶云岩为主，夹部分颗粒岩及泥灰岩（图2）。
通过层序地层划分，建立的等时地层格架，是进行岩相古地理编图的基础［12-13］，前人在四川盆地中三叠世雷口坡期层序地层划分方面做了大量工作，由于资料原因和研究区不同，在层序划分方面有一定的分歧，有分3、4、6个层序的［12-14］，在盆地内以整体分为4个层序、2个层序4个体系域比较常见［12-14］。盆地内雷口坡组与下伏嘉陵江组呈整合接触，雷口坡组顶面呈角度不整合面，存在削截等地震反射终止特征（图3）；在盆地内，雷口坡组地震反射层较连续，终止特征不明显，地震反射界面既能反应层序地层界面，又能反映岩性岩相变化及侧向延伸对比特征。通过钻井层位与地震反射界面的精细标定，认为地震反射界面与雷口坡组的岩性段基本对应（图2，图3），本文将岩性段作为等时地层格架进行岩相古地理编图。
2 沉积相类型和特征
通过露头、岩心、钻井、测井等资料，认为四川盆地内雷口坡组主要发育台地边缘、开阔台地、局限台地和蒸发台地等沉积相。形成雷一、二段为弱镶边封闭台地沉积体系，以局限台地相为主；雷三、四段为镶边碳酸盐岩台地沉积体系。
2.1 台地边缘相
雷口坡期，海水从松潘甘孜海槽通过龙门山岛链进入四川盆地，在台地的边缘可能存在一个古地形坡折，在坡折之上水体能量较高的区域，由于波浪和潮汐水流作用，该区域氧气养料充足、生物大量生长，产生大量的砂屑、生屑、鲕粒等颗粒物，形成亮晶砂屑云岩、亮晶生屑云岩和藻黏结云岩［图4（a）—图4（c）］等，主要在川西地区沿龙门山岛链分布，雷一、二段发育规模很小，雷三、四段发育规模较大，如让水1井、中46井、黄莲桥剖面、青林1井等和旺苍高阳剖面发育较厚的颗粒滩。例如旺苍高阳剖面台地边缘滩相厚约110 m，主要由砂屑云岩、砂砾屑云岩、生屑灰（云）岩、鲕粒灰（云）岩组成［图2（b）］；中46井雷口坡组三段整体为台地边缘滩相沉积，厚约115 m，主要由砂屑、砂砾屑白云岩组成［图5（a）］。
图4 典型岩性和沉积相特征照片(a)砂屑云岩,青林1井，雷三段，3 796 m；(b)泥粉晶生屑砂屑云岩，粒内、晶间溶孔，中46井，3 148.6 m，雷三段,铸体；(c)藻纹层泥晶云岩，溶蚀孔隙,龙岗23井,3 658.88 m，雷四段，铸体；(d)深灰色泥晶云岩夹灰色生屑云岩，旺苍高阳剖面，雷二段；(e)上部黑灰色泥云岩、下部泥质云岩与膏质云岩互层，见侵蚀面，合12井，2 393 m，雷一段；(f)含膏盐岩，兴华1井，3 326.4 m，雷一段；(g)灰色砂屑云岩、针孔发育，华西1井，2 692.5 m，雷一段；(h)粉晶生屑砂屑云岩，粒内、晶间溶孔，磨144井，2 673.6 m，雷一段，铸体；（i）含膏质针孔云岩，鸟眼构造，石膏充填，磨29井，2 790.5 m，雷一段 Fig.4 Characteristic photos of typical lithology and sedimentary facies |
2.2 开阔台地相
发育于台地边缘相带向台地一侧，沉积水深一般数米到十多米，与广海连通较好、海水循环较好、盐度基本正常，生物较丰富，可分为台内滩和滩间海亚相。
滩间海亚相是开阔台地内古地貌相对较低、水体较安静区域的沉积，分布面积较大。由于水体循环好、能量较低、盐度基本正常、生物繁盛，发育如腕足、棘皮动物，腹足、瓣鳃、介形虫等生物碎屑。主要为深灰色泥晶灰（云）岩、含颗粒泥晶灰（云）岩，含生屑或夹生物灰岩薄层［图4（d）］。在水体较深的区域，发育泥灰岩或泥页岩。主要发育于雷三段，在龙岗10、磨16、磨22等井都有发育，如旺苍高阳剖面雷三段发育深灰色泥晶云岩夹灰色生屑云岩［图4（d）］，泥晶云岩为滩间海沉积，生屑云岩为台内滩沉积。在龙岗10井的雷三段发育2个局限台地潟湖亚相到开阔台地滩间海亚相的旋回，滩间海亚相主要为灰色泥晶灰岩，中间夹一层或多层薄层石膏［图5（b）］，这可能是雷口坡期台地较封闭，当海平面下降，龙门山岛链关闭，台地内的海水大量蒸发，形成石膏层。
2.3 局限台地相
潟湖亚相位于局限台地内相对低洼、低能的区域，水体循环差、蒸发作用较强，发育微晶云岩、含灰云岩、泥晶云岩、含膏质云岩和膏盐岩等，见水平层理。雷口坡期台地环境封闭，潟湖亚相分布面积大、持续时间长，根据沉积环境和岩性不同，可分为云质潟湖和膏质潟湖。云质潟湖沉积以微晶—泥晶云岩、泥质云岩、含泥云灰岩等为主，常夹膏质云岩或与膏质云岩互层［图4（e）］；膏质潟湖以沉积含膏盐岩为主，常夹膏质泥晶云岩［图3（f）］。2类潟湖常伴生在一起［图5（a）—图5（c）］，由于环境封闭，与外海连通较差，水体能量较弱，古地貌平缓，海平面较高时，以沉积云质潟湖为主；海平面较低时，龙门山岛链关闭，台地内原有的海水蒸发、浓缩，形成膏质潟湖，沉积物以含膏盐岩为主。四川盆地雷口坡组潟湖亚相在全盆地大面积发育，纵向上以雷一、二、四段为主（图5）。
潮坪亚相发育于潟湖或台内滩亚相向陆方向，该相带位于平均高潮面之上，长期暴露于地表，海水大量蒸发，岩性以泥晶云岩为主，还有含泥质微晶云（灰）岩，常见厚层硬石膏。泥晶云岩中常见针状、柱状石膏晶体，含干裂、帐蓬构造、同生泥砾片、藻纹层、鸟眼构造等。如磨29井发育浅灰色含膏质针孔云岩，鸟眼构造被石膏充填［图4（i）］。常夹厚层硬石膏，如磨溪62井硬石膏累厚约71 m。
2.4 蒸发台地相
蒸发台地相是台地内远离广海、古地貌最高的区域，由于局限台地的阻隔，海水循环更加受阻、气候炎热干旱、蒸发作用强烈，以发育蒸发岩为特征。但由于蒸发台地与外海尚未完全隔绝，蒸发台地相石膏岩层中，常出现薄层准同生含膏云岩、薄层泥质岩和含膏质泥岩等夹层，常见泥坪、云坪、膏坪、灰坪及膏湖、萨布哈等微相沉积。由于江南古陆距四川盆地东缘有一定的距离，盆地东南角和东北角有2个狭窄的海侵通道，故近岸的蒸发台地相在盆地内不发育。受开江—泸州水下隆起的影响，在其东侧的雷一段、雷二段有所发育，该区随海平面升降、水体循环变化，发生蒸发台地相与局限台地相间互沉积的特征。
3 岩相古地理
图6 雷口坡组沉积相对比剖面[剖面位置见图1(a)]Fig.6 Sedimentary facies contrast profile of Leikoupo Formation [the position of the profile is shown in Fig.1(a)] |
3.1 沉积相对比
近东西向剖面从川西北地区的黄连桥剖面到川东地区的池24井，全长约400 km，地层厚度介于350~1 000 m之间。地层在川中地区的角13井最厚，向东急剧减薄，向西缓慢减薄，这与泸州—开江古隆起构造抬升及后期剥蚀作用有关。川西川中地区4段齐全，川东地区苟西1、池24井仅发育下部的3段。雷一段和雷二段岩性相似，主要为泥晶云岩、含膏云岩和颗粒云岩等，向上灰岩、泥灰岩、泥岩含量增多，膏岩总体含量增加，海平面呈下降趋势；川西地区的黄连桥剖面、中46井区以潮坪亚相为主，黄连桥剖面周围发育小范围的台内滩；关基井—苟西1井一线主要发育局限台地潟湖亚相，角13井、广3井一线雷一段发育范围较大的台内滩，池24井区以蒸发台地相为主。雷三段以颗粒云岩、泥晶云岩、灰岩、泥灰岩、膏岩等为主，川西地区黄连桥剖面、中46井一线主要发育台地边缘滩相，角13井—池42井一线以开阔台地滩间海亚相为主。雷四段以白云岩、膏岩、膏质云岩为主，在黄连桥剖面为台地边缘滩相，中46井—广3井一线以局限台地相为主［图6（a）］。
从窝深1井到坡4井近南北向剖面全长约500 km，地层厚度介于460~950 m之间。地层在川中地区的营22井最厚，向两侧依次减薄。从岩性上看，雷一段和雷二段相似，以泥质云岩、膏质云岩、膏盐岩沉积为主，向上泥灰岩、灰岩地层和膏岩含量继续增多，说明雷一、二段沉积期海平面总体呈上升趋势。雷三段以灰岩、泥灰岩夹膏岩沉积为主，雷四段以白云岩、泥质云岩为主。由于后期构造抬升遭受剥蚀，在坡4井雷三、四段全被剥蚀。从沉积相上看，整条剖面主要为局限台地云质潟湖亚相，川南地区雷一段发育局限台地潮坪亚相，川中地区雷一段下部发育一套较连续、厚度较小的台内滩，川北地区雷一段发育局限台地膏质潟湖沉积［图6（b）］。
3.2 岩相古地理
3.2.1 雷一段
雷一段沉积期，四川盆地沉积古地貌自西向东逐渐抬高，相带分带明显。盆地中部发育大面积的局限台地云质潟湖沉积，主要为含灰质云岩夹膏岩和颗粒云岩；云质潟湖中发育2个小范围的膏质潟湖，以膏云岩为主。在局限台地潟湖和潮坪亚相之间存在一个古地貌坡折，水体能量较高，形成的颗粒沉积物在坡折带一线沉积，形成较大面积的台内颗粒滩，由于台地内水体浅、沉积的时间短、颗粒沉积物量少，这期台内滩厚度小，一般介于3~10 m之间，最厚20 m左右。主要发育于云质潟湖东侧边界附近，呈4个相对独立的台内颗粒滩体。潟湖亚相向外发育一套沿盆地边界呈弧形的局限台地潮坪亚相沉积，其内部在川西地区的江油、雾1井区沿龙门山岛链发育范围较小的台内滩沉积。在川西地区通过龙门山岛链与台地内部相连的区域发育范围较小的开阔台地滩间海沉积。再向东，在池24井—池42井—涪陵一带古地貌更高，发育蒸发台地沉积［图7（a）］。
3.2.2 雷二段
雷二段沉积期，四川盆地沉积古地貌和相带展布格局基本继承了雷一段沉积期的特点，整体变化不大，可能全球海平面稍微升高。主要变化：①中部膏质潟湖面积明显缩小，东部蒸发台地相范围缩小；②从西南部、东南角和东北角开始有海水侵入，开阔台地滩间海沉积的范围有所增加；③泸州—开江古隆起的剥蚀范围进一步扩大，致使川东地区不发育局限台地潮坪沉积［图7（b）］。
3.2.3 雷三段
雷三段沉积期，又一次海平面上升，为四川盆地中三叠世雷口坡期海侵范围最大的时期，海水从盆地的西侧和东北角侵入，古地理格局与雷一、二段沉积期有较大变化。同时，由于弱镶边台地边缘的长期积累，台缘斜坡变陡，形成了镶边台地边缘，在盆地西部发育一个范围较大、厚层的台缘颗粒滩带，在台缘带上发育2个大型台缘颗粒滩，分布于雾1井、汉1井一线和黄连桥剖面、中46井、旺苍高阳剖面一线。台缘带向东发育开阔台地滩间海亚相沉积，再向东在盆地中部发育一个局限台地云质潟湖沉积，云质潟湖内发育一个面积约为2×104 km2的膏质潟湖。在盆地东北角发育一个开阔台地滩间海亚相沉积。盆地北部边缘和南部边缘在台地边缘滩的外侧发育局限台地潮坪亚相的沉积。泸州—开江古隆起的剥蚀范围进一步扩大［图7（c）］。
3.2.4 雷四段
雷四段沉积期，盆地内古地理格局在雷三段沉积期在基础上，整体海平面下降、台地上升，海侵范围缩小。盆地内基本为局限台地沉积，盆地中西部主要为局限台地云质潟湖沉积，内部有3个范围较小的台内滩；盆地西南部主要发育一范围较大的膏质潟湖。可能泸州—开江水下隆起的范围进一步扩大，川东地区发育范围较大的蒸发台地沉积，后来由于古隆起的作用，整个中东部几乎全部被剥蚀。在盆地西北缘发育小范围的台地边缘滩相沉积［图7（d）］，也有可能在盆地西部边界之外也有大范围的台地边缘滩相发育。
3.3 沉积相模式及演化
雷口坡组一、二段沉积期，台地较封闭，海平面较低，盆地西缘与广海相连，台地边缘无明显坡折，在台地边缘高能滩不发育，表现为弱镶边台地，台地内以局限台地沉积为主。由西向东依次为斜坡、台地边缘、局限台地和蒸发台地相，盆地内以局限台地相的潟湖、台内滩和潮坪亚相为主，潟湖以云质潟湖为主，膏质潟湖范围较小［图8（a）］。由于泸州—开江水下隆起的作用，发育一个较缓的坡折，在海平面上升过程中，坡折带海水能量较大，产生颗粒沉积物；同时，海水通过潮道将台地边缘的颗粒物搬运到潟湖边缘，沉积较大范围的台内滩，由于水体较浅、产生的颗粒沉积较少，加上从潮道搬运来的颗粒物有限，台内颗粒滩只沉积了一期。潟湖亚相以东的泸州—开江水下隆起之上水体更浅，以蒸发台地沉积为主。由于东北角、东南角还有2个次要海侵方向，周围的陆源沉积物对四川盆地范围内的沉积影响较小，故蒸发台地相发育范围较小，盆地范围内以局限台地相沉积为主［图8（a）］。
雷口坡组三段沉积期，海平面上升，沉积水体相对较深，由雷一、二段沉积期台缘滩的积累，台地边缘的坡折逐渐变陡，台地由弱镶边台地发展到镶边台地沉积。由于海平面上升，台缘水体能量加大，颗粒沉积物充足，在台地边缘沉积了分布范围和厚度较大的颗粒滩。沉积相分布与典型的镶边台地相似，由西向东发育斜坡、台地边缘相、开阔台地相和局限台地相［图8（b）］。在开阔台地相内以滩间海亚相为主，也发育少量台内滩；局限台地相分布范围有限，可能是后期印支运动的作用暴露被剥蚀。雷口坡组四段沉积期继承了雷三段沉积期的格局，由于海平面下降，盆地内海水变浅，台地边缘丘滩等相序整体向西迁移。
4 规模储集体储层特征
4.1 川西地区雷三、四段台地边缘颗粒滩储集体
4.1.1 储集体特征
川西地区沿龙门山一线，雷三、四段发育大型台地边缘颗粒滩［图4（b），图4（c）］，储层岩性主要为中—厚层状具溶孔亮晶砂屑云岩、鲕粒云岩、针孔藻屑云岩等，偶夹粉—微晶云岩，其中颗粒云岩储层最好，平均孔隙度可达5.54%［图9（a）］，占有效储层的80%左右。主要储集空间为溶孔、溶洞、裂缝和晶间孔，溶孔普遍发育、溶洞主要在风化壳顶部发育，裂缝在川西前陆盆地冲断带较发育，原生晶间孔基本没保存，几乎都被岩溶作用所改造。储层主要为低孔低渗性储层，1 257个孔隙度样品最小值为0.04%、最大值为25.3%、平均孔隙度为2.45%，840个渗透率样品最小值为0.000 06×10-3 μm2、最大值为286×10-3 μm2、平均渗透率为1.53×10-3 μm2，显示储层非均质性很强，58%的样品孔隙度小于2%，43.9%的样品渗透率小于0.01×10-3 μm2［图9（b），图9（c）］。也有局部地区储层质量较好，如中坝构造300个样品分析化验数据统计，储层孔隙度在3%~8%之间，最大可达25%，平均孔隙度为4.3%；80%以上的样品渗透率大于0.1×10-3 μm2。孔隙与渗透率的关系表现储层以裂缝—孔隙型储层为主。储层厚度较大，单层厚度一般介于5~20 m之间，累计厚度可达100 m以上，如中46井厚100 m以上［图5（a）］。
4.1.2 储层成因与分布
这套优质白云岩储层厚度大、规模大，是重要的油气储层，已发现中坝雷口坡组气田，探明地质储量超过80×108 m3， 也是川西地区新场、彭州、马井等含气构造的主要储层。其成储机制与四川盆地其他层系如飞仙关组、灯影组的台缘带相似，主要受台缘带储集体和成岩作用所控制［30-31］。台缘颗粒滩是规模储层发育的基础。能否成储，台缘颗粒 滩经历的岩溶作用、白云岩化作用和破裂作用改造也重要。其中，雷口坡组最重要岩溶作用是风化壳岩溶作用，雷口坡组沉积之后到上三叠统沉积之前，经历了长达5 Ma的暴露，在暴露过程中，发生了大规模的风化壳岩溶作用，形成大量的溶孔溶洞［图4（b），图4（c）］，大大改善台缘带的储集性能。
这套台缘颗粒滩白云岩储层沿四川盆地西侧边界呈北东向展布，主要分布于川西北广元—江油一带和川西南雅安一带，面积约为2×104 km2（图10），是可发现规模天然气藏的有利勘探区。
4.2 川中台内滩储集体
4.2.1 储集体特征
川中地区雷一段下部（常称“雷一1”）发育一套沉积于潟湖和潮坪之间的台内颗粒滩，颗粒主要有生屑、砂屑和鲕粒等，形成砂屑滩、鲕粒滩、生屑滩，岩性主要为薄—中层溶孔状亮晶砂屑云（灰）岩、鲕粒云（灰）岩、藻屑云（灰）岩等，偶夹微—粉晶白云岩、泥晶白云岩等［图4（g），图4（h）］，与川西雷三段台缘丘滩体储层一样，最好储层为颗粒云岩。这套颗粒滩储层质量较好，主要储集空间为粒内溶孔、粒间溶孔、晶间孔和裂缝；总体为低孔低渗性储层，3 900多个孔隙度样品显示孔隙度最小值为0.01%、最大值为31.8%、平均值为3.12%；2 900多个渗透率样品显示渗透率最小值为0.000 001×10-3 μm2、最大值为576×10-3 μm2、平均值为2.93×10-3 μm2 ［图9（d），图9（e）］。孔隙度与渗透率关系图显示储层主要为裂缝—孔隙性储层［图9（f）］。这套储层单层厚度小，一般介于1~3 m之间，累计厚度为5~10 m、最厚可达20 m。
4.2.2 储层成因与分布
这套颗粒滩储层是典型的台内滩储层，也是四川盆地雷口坡一套重要的天然气储层，已发现磨溪雷口坡组大气田，探明地质储层近350×108 m3。规模储层形成主要受颗粒滩、白云石化作用和岩溶作用等因素所控制，最好的储层为针孔状颗粒云岩，平均孔隙度为5.54%。台内颗粒滩的沉积由泸州—开江水下隆起和海平面变化共同控制，海平面上升，水下隆起的古地貌高和海平面之间形成一个能量相对较强的坡折带，沿坡折带海水能量充足、氧气和养料丰富，沉积一条沿泸州—开江水下隆起坡折带分布的颗粒滩体，由于台地封闭平缓，水体浅、能量低，形成颗粒滩层数少，单层厚度小，因大面积分布而成为规模颗粒滩体。海平面下降，颗粒之上可能沉积含石膏的蒸发环境沉积物；海平面继续下降，未完全胶结的颗粒暴露出水面，接受大气淡水溶蚀作用，形成大量的粒内溶孔、铸模孔。随后，又经历多种成岩作用，并在后期的构造运动中形成大量裂缝，形成现今的规模储层。
这套局限台地内的规模颗粒滩储层，主要沿着泸州—开江水下隆起的边缘呈条带状分布，总面积约2.5×104 km2（图10），是可形成规模天然气藏的有利勘探区。
4.3 勘探意义
这2套规模储集体通过多期多类型岩溶作用形成的规模储层在川西和川中地区大面积分布，具备形成大气田的成藏条件，都有大气田（藏）发现，是有利的勘探区。川西地区雷三、四段的台缘颗粒滩储层与下伏地层如寒武系筇竹寺组、中二叠统、雷口坡组等多套烃源岩，以及上覆地层上三叠统须家河组中的烃源岩组成良好的源储组合。喜马拉雅运动作用，川西前陆盆地形成，在川西台缘颗粒滩储层发育区发育成排成带的构造圈闭、构造岩性圈闭，形成的气藏单个可能不大，但多个构造气藏、构造—岩性气藏可形成规模的气藏群。川中地区雷一段下部颗粒滩储层单层厚度小、分布稳定、大面积分布，其下伏地层中发育多套烃源层，如寒武系筇竹寺组、志留系龙马溪组、中二叠统等多套优质烃源岩，通过众多断裂向上部雷口坡组储层供烃，形成较好的源储组合。雷口坡组颗粒滩储层可侧向尖灭或强烈非均质性，形成大面积岩性圈闭，形成大面积岩性气藏。因此，这2套规模储集体是大气田勘探的重要领域。
5 结论
（1）四川盆地雷口坡组沉积期海水主要从西侧进入，南、东、北3个方向封闭，形成较封闭的碳酸盐岩台地。雷一、二段沉积期为弱镶边碳酸盐岩台地，雷三、四段沉积期为镶边碳酸盐岩台地。盆地内主要发育台地边缘、开阔台地、局限台地和蒸发台地等沉积相，以局限台地相分布最为广泛，包括潟湖、台内滩和潮坪等亚相。
（2）雷口坡组发育2套规模颗粒滩储集体，台地边缘滩主要发育于川西北地区的雷三、四段，厚度一般大于50 m；规模台内滩主要发育于川中地区的雷一段下部，单层厚度小、分布稳定、面积大于20 000 km2、成规模。
（3）2套规模储集体经多期岩溶作用改造，形成质量较好的规模储层，具有较好的油气成藏条件，可形成规模气藏，是重要的天然气勘探领域。
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