0 引言
构造古地貌及其控制下的地层充填过程对碳酸盐岩沉积分异具有重要的控制作用，尤其是古地形发生突变的坡折带[1]，通常限定特定的相带或沉积体系而有利于油气富集成藏[2]。在四川盆地，深层海相碳酸盐岩油气勘探的重大突破往往伴随隆坳格局和坡折带的厘定，如海西构造旋回挤压-拉张关键转换期发育的环开江—梁平海槽台缘坡折带，控制了普光、元坝、渡口河、罗家寨、五百梯、龙岗等一系列二叠系、三叠系储量规模近万亿立方米的礁滩气田的发育分布[3]；而桐湾—加里东构造旋回拉张-挤压关键转换期发育的环绵阳—安岳裂陷槽台缘坡折带，也控制了震旦系—寒武系的威远、安岳及川中北斜坡等大型、特大型丘滩气田分布[4]；揭示了坡折带对沉积、储层及成藏的重要控制作用。然而，已有的研究多集中在张裂背景形成的断阶式坡折带或挠曲型坡折带[5]，而对挤压背景下坡折带发育特征、机制及控滩、控储研究鲜有报道，制约了这类构造沉积背景下的碳酸盐岩地层的油气勘探。
四川盆地寒武系洗象池组处于挤压环境[6-7]，钻探表明洗象池组颗粒滩及滩控储层多为亚米级薄韵律叠置[8]，但盆地东部和中部的PQ1井、GT2井皆钻揭了规模滩相储层[9]，指示洗象池组仍可发育规模储层，但对其发育分布规律仍认识不清，制约了该层系的勘探进程。众所周知，相控碳酸盐岩储层发育受古地理隆坳格局或沉积期地貌控制，而厘清地层充填过程和充填模式又是解决这一问题的关键。前人的研究主要依赖于野外露头和测井，认为除靠近古隆起具有削顶外，洗象池组内幕地层均发育齐全[10-11]，仅出现厚度变化；按此充填模式，古隆起向南东向出现如此大的厚度差异，只可能按向东南前积解释，且应在高值区出现深水沉积，但实际资料却不支持这一解释[12]。鉴于此，本文在归纳前人研究成果的基础上，充分利用研究区内82口钻井资料、7口取心井资料（GT2井、NC7井、BL1井、H12井、LG1井、WH1井、WY1H井）、2 065 km二维地震资料和10 115 km2的三维地震资料（高石梯—磨溪三维工区和威远三维工区），通过井-震地层充填样式分析，探讨洗象池组的地层充填过程和沉积前古地貌，进而揭示古地貌与颗粒滩和储层分布之间的相关性，明确有利勘探区带分布。
1 区域地质背景
四川盆地位于华南板块的西北侧，是一个巨大的菱形沉积盆地，在经历了多期的构造运动后，形成了现今的构造格局[13]，盆地大小约为19×104 km2。本次研究的区域位于四川盆地内的川中古隆中斜平缓带（见图1a ），位于此区域的乐山—龙女寺古隆起和环绵阳—安岳裂陷槽是两个最为重要的地质单元。
四川盆地寒武系自下而上可划分为下寒武统麦地坪组（—C1m）、筇竹寺组（—C1q）、沧浪铺组（—C1c）、龙王庙组（—C1l），中寒武统高台组（—C2g）和中上寒武统洗象池组（—C2—3x）[14]。早寒武世筇竹寺组沉积期，盆内发生大规模海侵，为相对深海环境下的陆棚相泥质岩沉积[15]；至沧浪铺组—龙王庙组沉积期，盆内受海退影响，以碳酸盐岩沉积为主[16-17]；高台组沉积期的海退、高部位暴露，且向低部位侧积，使沉积环境逐渐受限，局部发育蒸发岩沉积，碳酸盐台地范围进一步扩展[18]；洗象池组沉积期，受持续海侵的影响，沉积范围逐渐扩大，此时盆内总体为局限台地沉积[19]，根据岩性、电性组合特征，结合地震剖面（见图2 、图3 ），可将研究区内洗象池组由下至上划分为4段，底部洗一段和洗二段岩性主要为泥质白云岩夹泥—粉晶白云岩和颗粒白云岩，中上部洗三段和洗四段岩性主要为颗粒白云岩夹泥—粉晶白云岩（见图1c ）。
2 地层充填与多级超覆坡折带
2.1 多级坡折带古地貌
四川盆地寒武系洗象池组顶底皆以不整合面与上下地层区分而易于识别（见图1c ），争论的焦点在于地层充填过程和内幕地层划分，这制约了地层充填模式的建立和对沉积古环境的恢复。早期内幕地层划分主要通过野外露头、岩心、测井以及同位素地层等工作开展[22]，并认为除邻近乐山—龙女寺古隆起因剥蚀而缺失顶部地层以外，其余地区各亚段的地层发育齐全，这种充填模式仅能用深水前积模式解释，但与钻井和盆缘露头皆未发现深水沉积相矛盾。通过82口井地震合成记录和洗象池组顶、底层位标定，过MX201—GS10—GS108—GS124—GS101—GS32井的近南北向井-震剖面揭示（见图2 ），自古隆起向南，地层呈多台阶急剧变化；且在每一地层厚度快速变化点，皆存在地震同相轴的超覆尖灭现象，仅在乐山—龙女寺古隆起的尖灭线附近存在同相轴削截现象。
这一现象表明洗象池组沉积期地层充填具有从周缘向古隆起超覆的特征，而非前述的前积充填模式；按此充填模式，洗象池组沉积期的地层高值区不存在深水沉积是合理的，也指示洗象池组内幕地层对比不应遵从传统的各井区亚段发育齐全的原则，而应遵从由周缘向隆起方向，其接受沉积更晚，且顶部削蚀，为典型的“底超顶削”的浅水超覆沉积模式。在这一新的“底超顶削”的浅水超覆沉积模式指导下，地层急剧变化点即为坡折点位置（见图2 ）。虽然古隆起南斜坡受华蓥山断裂和褶皱的叠合影响，地震资料品质较差，但南东向区域地震剖面显示，这些超覆坡折带是普遍存在的（见图3 ）。
渐次向古隆起高部位超覆充填的现象表明，洗象池组的沉积是在西高东低的古地貌背景下进行的，北西向地层被剥蚀，表明北西向一直为地貌高点，不存在构造反转，为持续性隆起背景下的沉积，因此洗象池组的顶面可作为研究区内较好的古地貌恢复基准面，虽然由于加里东运动导致洗象池组在古地貌高点遭受了不同程度的剥蚀，但古隆起顶部地层厚度普遍较薄，剥蚀量校正对研究工区内古地貌整体特征及坡折带平面恢复结果的影响可以忽略不计，因此对2 065 km二维和10 115 km2的三维地震资料洗象池组顶、底层位进行追踪，采取印模法反演洗象池组沉积前古地貌，发现洗象池组时间厚度总体向南东增厚并在WY1H—ZS1—GS32—H12—NC7井、WH1—GS108—GS16—BL1—MX23井及古隆起南缘存在3个地层厚度急剧增厚带，其中邻近古隆起的坡折带是后期削蚀成因，其余两个为超覆坡折带，并向古隆起方向依次称为第1、第2超覆坡折带和第3剥蚀坡折带，揭示了古隆起南斜坡古地貌为具有向南东倾伏的多级坡折地貌（见图4 ）。
2.2 多级坡折带与浅水超覆沉积
2.2.1 内幕地层划分
根据前述的地层超覆充填模式和井-震标定结果，结合测录井资料和自然伽马旋回性，可将洗象池组内幕地层由下至上划分为4段，以下为各段划分的界面特征。
洗象池组顶、底界面：为区域性平行不整合面和岩性转换面（见图1c ）。界面上、下以高伽马泥岩与泥—粉晶白云岩或颗粒白云岩易于区分（见图5 ）；顶部界面地震同相轴标定于波峰，底部界面地震同相轴标定于波谷，具有良好的可追踪对比性（见图2 、图3 ）。
洗象池组内幕地层界面：为岩性转换界面（见图5 ）。界面之下为颗粒白云岩或泥—粉晶白云岩，自然伽马值较低；界面之上自然伽马值正向漂移，岩性多为泥质白云岩；地震同相轴均标定于波峰，具有良好的可追踪对比性（见图2 、图3 ）。
2.2.2 洗象池组内幕地层纵横向分布与充填过程
基于前述内幕地层划分方案、对区内82口井进行了内幕地层重新划分，建立的井-震对应的格架剖面也表明（见图2 、图5 ），洗象池组厚度向古隆起明显减薄，其减薄的根本原因在于向古隆起方向洗三段、洗四段开始接受沉积较晚；邻近古隆起的MX201井区因加里东期—海西期剥蚀而减薄（见图5 ）。纵向上，洗象池组薄滩体主要发育于洗三段和洗四段；横向上，相对规模的薄滩体集中发育于第1、第2超覆坡折带附近钻井处，指示超覆坡折带与颗粒滩分布具有一定的耦合关系（见图5 ）。
洗一段沉积期，中寒武世高台组沉积期的海退和暴露不整合之后，进入中晚寒武世洗象池组沉积期，上扬子台地持续沉降，海水由古隆起南缘开始侵入，并较长期间停滞于WY1H—ZS1—GS32—H12—NC7井一线的第1超覆坡折带，接受沉积形成洗一段。此时，沉积范围较小，海水局限，海域能量较低。区内洗一段厚度较薄，为0~40 m，并向南东渐次增厚（见图6a ）。洗二段沉积期，受缓慢海侵的持续影响，海水影响范围至WH1—GS108—GS16—MX23井一线的第2超覆坡折带，并长期停滞于此，沉积形成洗二段；洗二段厚度为0~80 m，总体向南东增厚（见图6b ）。此时，沉积范围仍较小，海域受限且能量较小，以低能沉积为主。洗三段沉积期，晚寒武世海侵达到最大，并随洗一段、洗二段沉积期的填平补齐，古地貌趋于平坦；此时，沉积范围达到最大，海域能量回升，有利于颗粒滩沉积发育；并受加里东期—海西期邻近古隆起剥蚀的影响，地层整体呈北西薄，南东厚的特征，厚度为0~140 m（见图6c ）。洗四段沉积早期，沉积范围和海域能量与洗三段沉积期相比整体具有继承性（见图6d ）；洗四段沉积晚期，可能受构造挤压活化和隆坳差异进一步增大的影响，海水向南东退却，地层向南东侧积，此时沉积范围减小，海域能量变弱，不利于颗粒滩发育，而以低能沉积为主（见图5 ）。
3 多级坡折地貌与颗粒滩及滩控储层的耦合关系
3.1 多级坡折带与颗粒滩的耦合关系
已有的研究表明，洗象池组以薄层颗粒白云岩发育为特征[23]。本次工作基于乐山—龙女寺古隆起南斜坡6口相对系统井宏微观分析发现，区内洗象池组岩性主要由薄层颗粒白云岩（部分可含不同程度的陆源砂）、粉—细晶白云岩、泥—粉晶白云岩和少量的白云质石英砂岩构成（见图7 ）。
图7 乐山—龙女寺古隆起南斜坡寒武系洗象池组主要岩石类型特征（a）BL1井，洗四段，4 617.60~4 617.69 m，灰色块状泥—粉晶白云岩，岩心；（b）BL1井，洗四段，4 617.60m，图a微观特征，泥—粉晶白云岩，网状缝发育，正交光；（c）GT2井，洗四段，5 323.22~5 323.45 m，浅灰色砂屑白云岩，岩心；（d）GT2井，洗四段，5 323.22 m，图c微观特征，砂屑白云岩，单偏光；（e）LG1井，洗四段，4 416.81~4 416.92 m，浅灰色鲕粒白云岩，岩心；（f）LG1井，洗四段，4 416.92 m，图e微观特征，残余鲕粒幻影的粉—细晶白云岩，单偏光；（g）GT2井，洗三段，5 357.34~5 357.44 m，浅灰色砾屑白云岩，岩心；（h）GT2井，洗三段，5 357.40 m，图g微观特征，砾屑白云岩，正交光；（i）NC7井，洗四段，5 026.19~5 026.58 m，灰色细晶白云岩，岩心；（j）NC7井，洗四段，5 026.19 m，图i微观特征，细晶白云岩，见砂屑幻影，单偏光；（k）NC7井，洗四段，4 995.01~4 995.23 m，底部为浅灰色正粒序白云质石英砂岩，向上突变为灰色泥晶白云岩，岩心；（l）NC7井，洗四段，4 995.23 m，图k岩心底部微观特征，白云质石英砂岩，单偏光 |
泥—粉晶白云岩为灰色或绿灰色、块状（见图7a ）、晶粒细小（见图7b ），形成于浪基面之下的局限海或滩间海环境。颗粒白云岩主要以砂屑白云岩（见图7c 、图7d ）为主，次为鲕粒白云岩（见图7e 、图7f ）和少量的砾屑白云岩（见图7g 、图7h ）；因处于浪基面之上而淘洗干净，颜色多为浅灰色，并受后期重结晶的影响而破坏原岩组构，呈现晶粒白云岩特征（见图7i 、图7j ）；这些颗粒白云岩可不同程度的混入陆源石英碎屑，而变为含砂质颗粒白云岩；纵向序列上以逆粒序发育为特征，为障壁滩、台内滩或潮缘滩沉积。此外，在高位晚期，陆源快速进积，其底常为暴露侵蚀面，呈正粒序（见图7k ），为薄层的白云质石英砂岩（见图7l ），如NC7井4 995.18~4 995.23 m井段的正粒序白云质石英砂岩，其可能为海侵初期的潮坪沉积（见图7k 、图7l ）；同时，也指示洗象池沉积期乐山—龙女寺古隆起具有供源能力，其主体应为古陆，而非沉积后再剥蚀。
3.1.1 颗粒滩的纵向发育特征
钻探结果表明，洗象池组以薄滩体发育为特征，其具有单滩体薄、横向变化快，纵向上多层叠置的典型特征（见图8 ）。根据GT2、BL1、NC7等3口井113个高频滩体发育旋回统计，单滩体厚度范围为0.08~2.30 m，一般小于1 m。其中GT2井5 314.72~5 359.75 m的45.03 m连续系统取心，共识别出49个高频向上变浅序列，其中发育49套滩，单滩体厚度0.09~2.30 m，平均厚度约0.74 m，颗粒滩累计厚度36.49 m；BL1井4 615.95~4 646.35 m的30.4 m连续系统取心，共识别出41个高频向上变浅序列，其中发育37套滩，单滩体厚度约0.08~1.19 m，平均厚度0.52 m，颗粒滩累计厚度19.27 m；NC7井4 990.77~4 997.67 m和5 024.86~5 033.87 m两次系统取心，共识别出23个高频向上变浅旋回，其中发育23套滩，单滩体厚度约0.08~1.04 m，平均厚度0.46 m，颗粒滩累计厚度10.67 m（见图9 ）。
典型的单滩体序列下部为灰色泥晶白云岩或绿灰色泥质白云岩，指示其沉积于浪基面之下的低能环境，可解释为局限海或滩间海；随沉积物堆积导致的水体变浅，沉积基准面逐渐处于浪基面之上，以发育高能颗粒滩沉积为特征，进而形成了局限潟湖或滩间海-颗粒滩的典型向上变浅序列。当然，在微地貌高地，可长期处于浪基面之上，其旋回缺失低能的滩间海沉积，而呈现薄层滩在垂向上直接叠置的滩体序列（见图8 ）。
3.1.2 颗粒滩平面分布及其与多级坡折带的耦合关系
值得注意的是，从垂直古隆起的对比剖面看，薄层颗粒滩集中发育于超覆尖灭点的向海方向（见图5 ），指示垂向上多韵律叠置发育的颗粒滩受超覆坡折带控制。通过区内82口井的测录井和取心标定统计各井颗粒滩的累计厚度，并从过颗粒滩累计厚度大的钻井地震剖面分析发现，其具有典型的丘形杂乱反射特征（见图10 ），按此特征圈定颗粒滩的发育区范围，并结合单井颗粒滩累计厚度统计，编制了研究区洗象池组颗粒滩厚度平面分布图（见图11 ），从图中可以看出，颗粒滩累计厚度较大的区域具有如下的分布特征：①环乐山—龙女寺古隆起沿超覆坡折带展布，其余地区零星分布；②分布于WH1—GS101—GS108—GS124—GS16—BL1—MX23井一线，颗粒滩累计厚度最大超过50 m，与第2超覆坡折带向海侧叠合；③分布于WY1H—ZS1—H12—NC7井一线，向北东延伸至GT2井区，此带颗粒滩累计最大厚度同样超过50 m，但滩体较厚的区域整体较第2超覆坡折带减少，与第1超覆坡折带向海侧叠合。
3.2 多级坡折地貌与滩控储层的耦合关系
3.2.1 洗象池组以滩控储层发育为特征
前已述及，研究区内洗象池组岩石类型简单，以颗粒白云岩、粉—细晶白云岩和泥—粉晶白云岩发育为主要特征，但并非这3种岩性皆能发育为储层。根据对研究区内系统取心、岩屑及薄片分析发现，区内几乎存在宏孔的储层皆发育于颗粒白云岩和粉—细晶白云岩中（见图12 ）。
图12 研究区洗象池组主要储集空间类型特征（a）GT2井，洗三段，5 348.40~5 348.50 m，浅灰色砂屑白云岩，小型顺层溶洞与溶孔，岩心；（b）GT2井，洗三段，5 348.60~5 348.83 m，浅灰色砂屑白云岩，小型顺层溶洞、溶孔与直立缝，岩心；（c）BL1井，洗四段，4 618.61~4 618.70 m，斜交缝与直立缝，岩心；（d）LG1井，洗四段，4 419.48~4 419.63 m，溶缝、溶孔与缝合线，岩心；（e）GT2井，洗三段，5 357.34 m，具砂屑幻影的细晶白云岩，发育小型溶洞，铸体薄片，单偏光；（f）GT2井，洗四段，5 337.27 m，粉—细晶白云岩，晶间溶孔和小型溶洞，铸体薄片，单偏光；（g）GT2井，洗四段，5 320.00 m，砂屑云岩，粒间溶孔，铸体薄片，单偏光；（h）NC7井，洗四段，4 992.95 m，岩溶角砾岩，胶结物残余晶间孔与海底环边胶结，铸体薄片，单偏光；（i）NC7井，洗四段，5 030.29 m，细晶白云岩，沿缝合线溶蚀的囊状溶洞，铸体薄片，单偏光；（j）BL1井，洗四段，4 634.75 m，粉晶白云岩，溶缝，普通薄片，单偏光 |
在这类滩控储层中，岩心上可见近水平状的小型溶洞、溶孔、溶缝（见图12a —图12d ）；微观储集空间类型主要包括小型溶洞、晶间溶孔、粒间溶孔、沿缝合线的囊状溶孔及裂缝（见图12e —图12j ），但以晶间溶孔和粒间溶孔最为发育，小型溶洞主要发育于GT2井局部层段（见图12a ）。值得注意的是，晶间溶孔主要发育于粉—细晶白云岩中，而这类白云岩往往具有残余颗粒幻影，表明其原岩仍为颗粒白云岩；储集类型主要为（裂缝）孔洞型和（裂缝）孔隙型[24]。综上认为洗象池组储层皆发育于颗粒滩中，为典型的滩控储层。
3.2.2 滩控储层与多级坡折带的耦合关系
基于前述分析发现，洗象池组储层皆发育于颗粒滩中。为了进一步查明颗粒滩与储层发育的关系，根据82口井取心资料和测井解释成果，统计了各井累计颗粒滩厚度和滩控储层厚度，发现滩体累计厚度和储层累计厚度具有良好的相关关系，相关系数达0.96（见图13 ），表明颗粒滩是储层形成的基础，因滩体具有正向建隆的地貌特征而易发生暴露遭受大气淡水淋滤，形成溶蚀孔洞，表现为“相控”型岩溶储集层，同时岩溶作用伴生低角度的网状裂缝，缝宽变化大，充填程度高（见图7a 、图7b ）。
根据这一认识，结合测井解释储层厚度和前述的颗粒滩厚度分布规律，编制了洗象池组洗三段和洗四段滩控储层厚度平面分布图（见图14 ），结果表明，这类滩控储层与超覆坡折带同样具有良好的耦合关系，滩控储层主要发育于第1超覆坡折和第2超覆坡折控制的两带颗粒滩内，且第2超覆坡折带滩控储层厚值区分布范围较第1超覆坡折带更广，滩控储层累计厚度最厚均可达到45 m。显示第1、第2超覆坡折带附近能长期处于浪基面以上，以高能颗粒滩沉积为主，并且在高频海平面升降的影响下，暴露溶蚀从而形成优质储层。
4 讨论
4.1 坡折带形成机制、坡折带控滩及滩控储层模式
在罗迪尼亚超大陆向冈瓦纳超大陆转换过程中[25-26]，基梅里微陆块、华南板块等沿着Kunnga缝合带于寒武纪逐渐拼接在东冈瓦纳大陆西缘[27]。早寒武世晚期，原特提斯洋洋壳沿三亚岛弧俯冲，此时华南板块东部仍为被动大陆边缘[28]，华南板块上持续发育的南华纪裂谷盆地内由碳酸盐岩和硅质碎屑岩充填（见图15a ）。中—晚寒武世，原特提斯洋逐渐消亡[29-30]导致冈瓦纳大陆北缘发生一系列大陆聚合和造山作用（距今490~540 Ma），奥陶纪琼中块体与三亚块体的拼贴代表华南板块于早奥陶世最终拼贴到西澳大利亚北缘（距今470~490 Ma）[31]。与此同时，与华南板块西缘衔接印度与羌塘块体虽然没有发生俯冲碰撞，但斜向挤压应力使得这些块体向华南板块西侧发生持续挤压逆冲[32]。华南板块东西两侧同时挤压造山作用形成大型对冲型构造，导致寒武纪华南地区呈现两侧高，中间低的古地理格局（见图15b ），相应地，从华夏至扬子地块依次充填了浊积岩、过渡带的泥质碳酸盐到扬子台地上的浅水碳酸盐岩。因此川中地区的隆坳格局更多受到扬子西缘挤压作用的影响，与印度—喜马拉雅块体向扬子挤压逆冲形成前陆盆地体系密切相关。自西向东依次形成克拉通内阿坝坳陷（前渊），川中古隆起（前隆）及其以东的隆后盆地。地震剖面上显示，洗象池组底部终止的西倾小型逆冲断层是对前陆挤压冲断体系的直接响应（见图2 ），反映了中晚寒武世由西向东的前展式逆冲挤压。构造传递过程直接导致地貌的急剧变化和坡折带的形成，进而控制了乐山—龙女寺古隆起南斜坡向东南以多级坡折倾伏的古地貌特征（见图4 ）。
洗象池组充填总体呈现持续向西的超覆特征，表明此时盆地可容纳空间持续增长。尽管此时盆地为挤压构造环境，但川中地区处于前陆体系的前隆和隆后地区，对挤压作用响应相对前陆冲断带较弱，对盆地总体格局影响有限。与此同时，中晚寒武世全球海平面持续上升，幅度为30~40 m[33]，为寒武系洗象池组沉积提供了足够的空间，抵消了挤压导致盆地的有限抬升。
环古隆起陆源混积特征（见图7k 、图7l ）指示了浅水环境的地质特征，与渐次超覆模式共同表明古隆起在洗象池组沉积期具有古陆特征，现今地层缺失并非单一的剥蚀成因。当持续海侵至坡折带时，岸线在坡折带较长时间停滞，在浪基面附近形成高能的沿岸砂坝沉积，并因高能相带较其他环境更高的CaCO3沉积速率而强化正形地貌特征[34]，甚至快速沉积至海平面附近接受大气淡水淋滤改造，并演变为障壁—潟湖—潮坪体系；若构造稳定均衡沉降和后期海侵逾越坡折带，这一先期的障壁滩沉积高地可长期继承发展形成台内高地，并控制后期的沉积（见图15c ）。
4.2 有利勘探区带
自2005年以来，在四川盆地乐山—龙女寺古隆起西南部的威远构造通过老井复查的方式，在寒武系洗象池组获多口工业气井和低产气井，累计测试产能约129.19×104 m3/d[35]，展示了该构造内寒武系洗象池组良好的勘探潜力。之后，在川东、高石梯—磨溪和广安地区的多口钻井均钻遇规模性滩相储层[36]，并在PQ1井、GS16井、BL1井、MX23井、NC1井获工业气流。这些钻探发现预示着除威远构造以外，四川盆地内其他地区洗象池组同样具备油气成藏条件。前已述及，洗象池组以滩控储层发育为特征，落实相对规模颗粒滩的分布是制约勘探效益的关键，但该类滩控储层非均质性较强，油气运聚受到构造背景下岩性的控制，圈闭类型主要为构造-岩性复合圈闭[37]。本次研究明确了地层浅水超覆沉积过程和坡折带控滩、颗粒滩控储模式，落实了两条有利滩控储层发育带和面积。因此结合油气测试结果，认为环第1超覆坡折带和第2超覆坡折带展布的颗粒滩是未来岩性油气藏的有利潜在目标，因而将其圈定为下一步的有利勘探区带。该区带面积3 340 km2，滩控储层厚度普遍大于20 m，建议将其作为下一步洗象池组台内规模性滩体勘探的重点区域，以期在这一领域获得更大的突破和发现（见图16 ）。
5 结论
洗象池组充填具典型的“底超顶削”浅水超覆沉积模式，反映了研究区洗象池组具有多级坡折、向南东倾伏的古地貌特征，并结合岩-电特征将洗象池内幕地层由下至上划分为4段，以超覆坡折带为界向古隆起方向逐渐缺失下部地层。
洗象池组颗粒滩多由砂屑白云岩和具颗粒幻影结构的粉—细晶白云岩组成，具有多层薄滩体（多小于1 m）频繁叠置的特点；储层储集岩类主要为颗粒白云岩和晶粒化颗粒白云岩，储集空间类型主要为粒间溶孔和晶间溶孔，辅以少量的小型溶洞和裂缝；多层叠置的颗粒滩及滩控储层纵向上均发育于洗象池组的洗三段和洗四段中，横向上呈窄带状分布于第1、第2超覆坡折带附近。
中晚寒武世，随着华南板块与罗迪尼亚超大陆的聚合进程，华南板块的西缘与羌塘—喜马拉雅地块相互作用，形成了北西—南东方向的挤压应力。在此背景下，四川盆地持续挤压，形成西倾的逆冲断层，且这些逆冲断层进一步影响了多级地貌坡折的形成。随后，持续的海侵过程使得岸线在坡折附近长时间停滞，进而促进了继承性障壁滩带与地貌高地的发育。此外，在高频沉积旋回的高位晚期阶段，这些区域易受到了大气淡水的淋滤作用，从而形成了滩控岩溶储层。