1.中國地質大學資源學院，湖北武漢430074；2.中國石化南方勘探公司，四川成都610041；3.油氣藏地質與開發工程國家重點實驗室(成都理工大學)，四川成都610059；4.成都理工大學沈積地質研究所，四川成都610059。
元壩氣田是繼普光氣田之後我國在四川盆地發現的又壹大型礁灘巖性氣藏，其儲層主要發育在長興組臺地邊緣礁灘相，但目前對元壩長興組礁灘體的研究很少。本章以井震結合為基礎，研究了元壩地區長興組臺地邊緣生物礁灘的生長、發育及其控制因素。結果表明，元壩地區長興組臺地邊緣生物礁灘存在5個重疊的高頻生長單元，生物礁灘在平面上具有向西北方向遷移的特征。元壩地區長興組臺地邊緣礁灘的發育受海平面變化、季風、洋流和潮汐作用控制，其中短期海平面變化控制礁灘內部的高頻生長單元重疊。季風和洋流控制著礁石和海灘的西北遷移；潮汐作用直接導致了壹系列垂直於礁灘的潮汐通道的發育。
元壩地區，長興組，上二疊統，礁灘體臺地邊緣
1簡介
元壩氣田位於四川省廣元、南充、巴中三市，是繼我國最大海相氣田普光氣田之後，四川盆地又壹個儲量達1000億立方米的大型巖性氣藏。壹期天然氣探明地質儲量1.592.53×1.08 m3，氣藏埋深6,240 ~ 6,950m，是我國最大的海上氣田。主要儲層為長興組-飛仙關組礁灘相儲層。
元壩地區勘探始於2001。自2003年以來，收集了200k m的二維地震數據和2280k m2的三維地震數據。元壩1井2007年天然氣產量為50.3×104m3。目前，元壩地區已鉆試采的17口海相探井中，已有16口獲得海相儲層工業氣流，其中7口井9層日產天然氣超百萬立方米，表明元壩地區臺緣礁灘帶油氣勘探潛力和客觀前景巨大。
精細沈積建模是地震沈積學研究的基礎，特別是它能在高精度等時框架內動態恢復沈積體系的三維空間分布和演化，是現代沈積學研究的主要方向。由於地表露頭在識別高頻旋回界面和高頻層序單元的時空分布方面具有獨特的優勢，可以動態分析沈積體系隨時間的變化規律，而不是過去單壹時間段的靜態沈積模型或相模型分析，因此建立的露頭沈積模型可以客觀地代表地下沈積儲層的分布。本章介紹了塔裏木盆地奧陶系臺地邊緣礁灘體系(焦陽泉、容暉和王睿等)。，2011)和川東北長興組生物礁露頭精細建模(吳，焦玉強，榮H等，2012)為借鑒(圖1，圖2)。
圖1塔裏木盆地巴楚地區壹間房組礁灘體露頭建模(根據焦陽泉、容暉、王睿2011)。
圖2川東北開縣紅花組和漫月甘泉長興組生物礁灘露頭建模(根據吳，焦玉強，榮H等，2012)。
圖3現代大堡礁海灘的微相類型和組合(根據Google earth衛星照片，2013)
2區域地質背景
2.1沈積環境和沈積相
元壩地區位於九龍山背斜、赤溪凹陷和蒼溪-巴中低緩構造帶的結合部。其結構壹般較為平坦，構造變形較弱。長興組沈積時期，整個川東北地區主要為開闊臺地相、臺地邊緣礁灘相、臺地邊緣斜坡相和陸棚相(圖4a)。
元壩地區位於開江-梁平大陸架西側，整個地區以低角度的寬緩臺地邊緣為特征。臺地邊緣的生物礁和海灘發育，呈之字形分布，形成邊緣復雜的臺地邊緣(圖4b)。上二疊統長興組沈積時期，在川東北整體沈降的背景下，劃分了元壩地區的古地理面貌，東北沈降速度快，幅度大，成為深水區，沈積了壹套矽質巖。而西南地區沈降較小，為碳酸鹽臺地沈積環境，臺地與陸架之間發育臺緣礁和斜坡。長興末期發生大規模海退，導致碳酸鹽臺地環境演化為臺地蒸發巖環境，沈積泥晶白雲巖和泥質白雲巖。臺地邊緣礁灘的高地貌區成為裸露淺灘，鮞狀灰巖沈積(，牟傳龍，郭，2006)。
自普光氣田發現以來，大量學者對川東北和元壩地區進行了研究，對該地區的沈積相類型和特征有了較詳細的認識(段金寶、黃仁春、程等。, 2008;程錦祥、譚和郭同樓等。, 2010;陳·，2008)。本章根據前人的研究，結合巖心、測井、露頭等資料，對元壩地區長興組沈積相類型及特征進行了研究。總體而言，元壩地區長興組沈積時期主要發育開闊臺地相、臺地邊緣灘礁相、臺地邊緣斜坡相和陸棚相。
圖4川東北地區二疊系長興組沈積相圖(a)(根據馬，牟春林，譚等，2007；陳·，2008，修訂版)；研究區上二疊統長興組礁灘三維圖像(b)
2.2地層學和層序地層學
王、包C、樓Z等人(1989)對四川盆地地層進行了詳細研究，發現整個元壩地區的地層從前寒武紀發展到三疊紀(圖5a)，其中海相碳酸鹽巖地層主要發育在二疊紀和三疊紀，而二疊紀以礁灰巖為主。由於這壹時期川東北地區經歷了多期的變形和成巖作用，礁灘在這壹時期得以保存。
元壩地區長興組下部主要由灰巖和生物碎屑灰巖組成，上部主要由生物碎屑灘灰巖組成。沈積相主要為臺地邊緣灘相生物礁。長興組末期，由於海退，生物碎屑灘體出露，形成白雲巖生物碎屑灰巖和白雲巖，是長興組最重要的儲層(圖5b)。因此，總體上元壩地區長興組具有上礁下灘和礁灘的特征。
目前，元壩地區長興組層序地層學研究較少。郭同樓(2011)、王、郭同樓、傅(2011)對元壩地區長興組進行了層序地層學研究，將其劃分為兩個ⅲ級層序，分別識別出海侵體系域和高體系域。本章長興組層序劃分方案與之壹致。長興組劃分為兩個層序——SQP 2ch 1和SQP2c h2，結合小波變換進壹步劃分高頻。其中SQP2ch1的海侵體系域可劃分為1個準層序組和2個準層序組，高體系域可劃分為1個準層序組和3個準層序。SQP2c h2的海侵體系域可劃分為2個準層序組和4個準層序。高體系域可分為3個準層序組和4個準層序(圖5b)。SQP2ch1主要發育生物碎屑灘，SQP2c h2主要發育生物礁灘。長興組層序的總體特征是下部層序為海灘建造，上部層序為生物礁建造。
圖5四川盆地綜合地層柱狀圖(a)及川東北元壩地區YB27井長興組層序地層分析圖(根據趙、徐CC、王TS等2011修改)。
3數據和方法
3.1數據
研究區域主要為元壩地區元壩2井區，使用的資料包括218 km2的三維地震資料、地震工區及鄰區普光氣田13口井的數字測井資料(工區內有10口井)、3口井的巖心和顯微薄片。
3.2方法
在本研究中，對每個井的層序進行了劃分。由於本次研究主要依靠地震剖面分析，界面的識別和標定對本次研究非常重要，因此井的地震標定尤為關鍵。本文采用Landmark軟件制作合成記錄，合成記錄由聲波測井(測速)和地震子波生成。通過合成記錄將井與地震嚴格匹配，地震剖面的反射軸被賦予了特定的地質意義。同時建立了元壩地區長興組臺地邊緣礁灘體的地質-地球物理響應模板(圖6)。在此基礎上，通過地震剖面分析和地震屬性提取，對研究區長興組礁灘體的生長發育進行了深入、準確的研究。
元壩地區長興組臺地邊緣灘微相生物礁的地質地球物理特征。
4研究成果
4.1礁灘體的生長發育特征
礁灘獨特的古地貌、構造、結構和巖石學特征，決定了來自礁灘的許多地震反射參數，如振幅、能量、頻率、連續性等都不同於圍巖，使得礁灘的地震反射結構特征具有壹定的特殊性。
通過過YB27井的地震剖面可以看出，礁灘體主要發育在長興組上部層序SQP2ch2中，長興組下伏地層(吳家坪組頂界面)表現為強振幅反射，為碳酸鹽臺地反射，為生物礁灘體的發育提供了穩定的基礎。礁灘明顯呈丘狀，頂部顯示強振幅反射特征；礁灘兩翼可見明顯的上升流現象；礁灘形狀不對稱，礁灘向海側坡度較陡，而向陸側坡度較緩。SQP2ch2礁灘內部可劃分為五個高頻旋回，反映出礁灘經歷了五個生長階段，其中前兩個階段為向臺地的退積，後三個階段為礁灘的主要發育階段，為向海的進積(圖7)。
通過對壹系列穿越YB27井壹個分支的NW向地震剖面的分析，可以看出SQP2c h2的礁灘發育也具有早期向平臺退積，晚期向海進積的特點(圖8)。但從Y B204井YB2井地震剖面可以看出，SQP2ch2礁灘的發育具有多期旋回，早期向臺地退積，晚期向海進積(圖9)。
從西北方向沿臺地邊緣穿過礁灘的地震剖面可以看出，研究區礁灘的發育表現出向西北方向不斷遷移的特征。其中，壹個經過Y B27井的西北礁灘可以識別出6個持續遷移期(圖10)，壹個經過YB204—YB2井的西北礁灘可以識別出4個持續向西北遷移期(見圖10)
元壩地區長興組礁灘地震特征及等時地層分析。
TWT=雙向旅行時間，位置如圖4所示。
4.2生物礁和海灘的平面分布特征
沈積微相的平面表征是有效儲層預測的基礎，但礁灘沈積微相由於多期次、相變快、鉆井少，在平面上描述非常困難。基於此，不同學者對礁灘的特征進行了各種嘗試，包括屬性提取、分頻處理、小波變換、多態分析等手段，以期準確描述礁灘微相的平面分布特征。
本次研究通過多種技術手段的對比，認為地震的均方根振幅屬性對沈積微相的空間組成有很好的響應。因此，經過優化，以均方根振幅屬性提取和分析技術為主要手段來描述礁灘微相的空間分布。
在屬性分析的基礎上，結合鉆井位置和地質分析，綜合描述了礁灘的空間分布，認為長興組臺地邊緣的礁灘空間分布差異明顯。元壩地區自西向東和東北方向依次發育開闊臺地、臺地邊緣礁灘體和臺地邊緣斜坡，可以反映臺地邊緣礁灘體沈積微相的精細組成特征。壹般礁灘體呈手指狀向西北延伸，礁核、前礁灘、後礁灘明顯，如YB27井所在的礁核。區內發育內生碎屑灘，主要分布在生物礁周圍，壹般表現為窄波前寬後波的特征。以灘間海相沈積為主，開闊臺地廣泛發育臺內碎屑灘(圖11)。
圖8北西向礁灘穿越YB27井地震剖面分析圖。
4.3沈積模型
作者通過點(井)、線(地震剖面)、面(地震屬性)、體(古地貌)的分析，提出了元壩地區長興組臺地邊緣礁灘體的發育模式(圖12)。長興組沈積時期，元壩地區發育壹套邊緣復雜的臺緣礁灘體，生物礁灘體發育總體呈西北方向帶狀分布，具有向西北方向遷移的特點，是在季風和洋流共同作用下形成的。另壹方面，在垂直於臺地邊緣的方向上，由於海平面的變化，礁灘內有許多疊加的高頻旋回，其中早期向臺地退積，晚期向海退積。
5討論
、郭同樓、傅等(2002)、、牟傳龍、郭同樓等(2005)、、牟傳龍、郭等(2006)、馬、張SC、郭天樂等(2008)、段金寶、黃仁春、程等。蔡希元(2011)等人對其沈積特征和演化過程進行了詳細研究，但未對長興組礁灘的內部生長、發育和控制因素進行研究。
圖9 Yb 204—YB2井北西向分布的礁灘體地震剖面分析圖。
圖10元壩地區西北部YB27井經過的礁灘體(A)和元壩地區西北部YB204—YB2井經過的礁灘體(B)地震剖面解釋。
該曲線是瞬時相位曲線，TWT=往返時間，其位置如圖4B所示。
圖11顯示地震對臺地礁灘微相的均方根振幅。
根據元壩地區長興組礁灘的地質-地球物理響應模板可知，黃色區域主要代表礁灘的礁核主體部分，紅色區域代表礁的礁前和礁後灘發育區，綠色部分反映礁的邊緣部分，主要是礁前和礁後灘的邊緣薄層，藍綠色區域為灘間海沈積，純藍色區域主要為臺地邊緣斜坡，斜坡內藍綠色部分可能為礁前滑塌。
圖12元壩地區長興組復雜邊緣型臺地礁灘形成模式
5.1海平面變化對礁灘生長的影響
不同時期的海平面變化是碳酸鹽沈積的主要控制因素(Christopher G，Kendall SC和Schlager W，1981；JF特區政府，1988；漢福德CR和勞克斯RG，1993).短期海平面變化的記錄往往保存在地臺頂部和盆地地區的沈積旋回中(Droxler AW，Schlager W和Jourdan A，1983；勞克斯RG和沙利文PA，1987)，而長期海平面變化通常是由地震波識別的沈積序列反映的(薩爾格JF，1988；漢福德CR和勞克斯RG，1993).
已有研究證明，研究區礁灘的形成壹般是在海侵的環境下，即長期海平面變化相對上升(牟傳龍、譚、於謙等。, 2004).然而，在研究區內，短周期海平面變化對礁灘形成的影響至今尚未研究。本研究通過對單個礁灘內部結構的精細解剖，發現研究區長興組礁灘的形成有五個高頻旋回(圖5)，對應五個短周期海平面，其中早期兩階段退積礁灘生長對應兩階段短周期海平面上升，晚期三階段遞進礁灘生長與之對應。
5.2季風和海流對礁灘生長的影響
雖然海平面的變化可以解釋礁灘高頻期的礁灘生長和疊加關系，但在本研究中，元壩地區長興組礁灘是壹個復雜的邊緣礁灘(圖4b，圖5，圖11)，其特殊的分布特征顯然不能用海平面的變化來解釋。
季風的變化不僅極大地影響了輸運到盆地區域的沈積物的數量，而且影響了臺地內沈積物的進積方向(Hine AC和Neumann AC，1977；Steven LB、Randal D和Kissling DM等人，2004年).在單向信風的影響下，泥沙會沿背風方向延伸，而迎風面的近海輸送很小。上二疊統長興組沈積時期，川東北是特提斯海的壹部分。帕裏什·JT和多伊爾·賈(1984)、帕裏什·JT(1993)、齊格勒·阿姆、赫爾弗·ML和羅利·DB(1997)、穆蒂·MM(1995)、、劉本培、(1999)、·新河和趙昆(2002)發現，晚二疊世本區有壹個來自東南方向的季風，在這個季風的影響下，根據前人的研究，在研究區長興組沈積時期，礁灘體明顯向海比向臺地陡。Stenven LB，Randal和Kissing DM等人(2004)認為礁灘體不對稱結構形成的主要原因是礁灘體受到風浪或流向大海的洋流的影響。元壩地區的礁灘整體上呈西北方向進積，可以大致判斷導致其向西北方向遷移的主要因素是洋流和季風的共同作用(圖12)。
5.3潮汐作用對生物礁和海灘發育的影響
目前關於潮汐對礁灘生長影響的研究很少，但毫無疑問，潮汐對礁灘生長是有影響的。本研究通過長興組礁灘三維古地貌圖(圖4b)和元壩地區長興組沈積相分布圖(圖5)可以發現，在臺地邊緣斜坡附近有壹系列垂直於礁灘的溝槽，很可能是潮汐作用形成的潮汐通道。同時發現有證據證明川東北長興組沈積時期存在潮汐通道。巖心和顯微鏡觀察表明，巖心宏觀上可見潮汐層理結構(圖13a)，顯微鏡下可見生物碎屑顆粒長軸，具有壹定的分選性和圓度(圖13b)，說明受潮汐影響明顯。
圖13有潮汐通道的證據。a為Pg2井巖心，具潮汐層理構造，為元壩鄰區普光氣田井。b是YB27井在顯微鏡下的照片，碎片顆粒的長軸具有方向性，具有壹定的分選性和研磨性。
6結論
本章在前人研究的基礎上，結合地震、巖心、地震屬性等資料。對川東北元壩地區長興組臺地邊緣礁灘體的生長發育及其控制因素進行了研究，主要結論如下:
1)通過地震剖面精細解剖，確定礁灘體的生長垂直於臺地邊緣(東北方向)，具有早期向臺地退積，晚期向海進積的多期疊加特征；沿臺地邊緣(西北)，長興組礁灘的發育具有不斷向西北遷移的特征。
2)提出元壩地區長興組臺地邊緣礁灘發育模式。
3)通過分析發現，短周期海平面變化控制著礁灘中重疊的高頻生長單元；季風和洋流控制元壩地區長興組礁灘向西北方向遷移。潮汐對長興組生物礁、灘的形成也有壹定的影響，導致發育壹系列垂直於礁、灘的潮汐通道。
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