1 引言

生物礁作为碳酸盐岩油气藏中最优质储层之一，其发育需要特殊的沉积环境 (钟建华等, 2005)，生物礁的规模和平面分布特征决定了生物礁油气藏勘探的难易程度，发育规模较大、分布较为连续的生物礁在地震资料上有较为清晰的影像特征，发育规模小、平面上呈点状叠置分布的生物礁连通性较差，非均质性较强，对通过地震技术来识别与预测生物礁储层带来了较大的挑战，从而使生物礁油气藏具有隐蔽性和勘探的复杂性。由于生物礁油气藏油气丰度和产量高，分布规律性较强，因此，生物礁是碳酸盐岩油气区重点关注的勘探目标。目前世界上已发现生物礁油气田主要分布在亚太、中东、北美、俄罗斯等地区 (贾振远等, 1989; 张鑫等, 2015)。我国四川盆地、珠江口盆地、琼东南盆地、鄂尔多斯盆地、塔里木盆地也相继发现了一批生物礁油气田 (顾家裕等, 2001; 何起祥和张明书, 1986; 李勇等, 2006; Ma et al., 2011; Chen et al., 2012)，其中四川盆地生物礁气藏和与生物礁相关的滩相气藏的勘探历史长达30余年，从二十世纪八十年代起，礁滩相储层预测与勘探就已经引起了勘探工作者的高度重视，并提出了很多有意义的以地震资料为主的生物礁、滩定性识别与预测方法 (王一刚等, 2008; 陈太源, 1989; 刘划一等, 1999; 刘殊等, 2006; 陈勇等, 2013)。随着勘探技术的不断进步，在地震、地质资料相结合来识别生物礁的形态和展布这一方面已得到了长足发展，尤其是通过生物礁露头来刻画生物礁内部结构及岩性特征、成礁旋回和通过地震沉积学、碳酸岩孔隙结构模型来定量预测生物礁平面分布及生物礁储层孔隙度的文献也有许多 (Tian et al., 2016; 张纪喜, 2016; Wang et al., 2016; 刘玲等, 2015; 黄捍东等, 2011; Jiang et al., 2011)，这些方法与技术所产生的研究成果对生物礁油气藏的勘探发挥了重要作用。目前四川盆地已发现长兴组生物礁油气藏20余个，其中川南地区发现早志留世生物礁 (张廷山等, 1999; 郭英海等, 2004)，20世纪末在川东北地区先后发现铁山、天东、黄龙场长兴组生物礁气藏，21世纪初又在川东北和川北的七里北、高峰场、毛坝、普光、龙岗、元坝、涪陵等地区长兴组地层相继发现了较大规模生物礁气藏 (舒志国, 2014)。因此，生物礁气藏和与生物礁伴生的滩相气藏在四川盆地仍然具有巨大的勘探潜力 (周路等, 2016)。

四川盆地北部位于扬子板块北缘，北与秦岭造山带、西与甘孜-松潘构造带和龙门山逆冲推覆构造带、东北与大巴山逆冲推覆构造带相邻。近年来，中石化和中石油两大石油公司在该区上二叠统长兴组生物礁和下三叠统飞仙关组鲕粒滩天然气勘探取得了重大突破，普光、龙岗、元坝气田的发现进一步揭示了环“开江-梁平海槽”生物礁与鲕滩天然气勘探的巨大潜力。开江-梁平海槽是王一刚等 (1998)提出的，初步认为其成因与峨眉“地裂运动”和南秦岭洋勉略-紫阳洋盆裂陷有关。根据近年来马永生等 (2006)对开江-梁平海槽的研究，开江-梁平地区在晚二叠世长兴组-早三叠世印支早期只是碳酸盐岩台地中相对深水的台棚 (缓坡) 沉积环境，不宜称之为海槽，本文中也采用了开江-梁平台棚的提法。前人对四川盆地长兴组生物礁特征及分布开展了大量研究工作，特别是针对元坝、龙岗、普光、黑池梁、黄龙场及五百梯等生物礁气藏的研究尤为突出，但是这些生物礁气藏的研究都相对独立，研究范围往往仅局限于某个区块，极少有以整个川北地区为研究对象，综合两大石油公司所采集的二维、三维地震资料及钻井资料在区域上来描述生物礁地震响应及分布规律的研究成果。

本文在前人研究工作基础之上，充分利用了中石油和中石化两大石油公司近年来在四川盆地北部地区所采集的近500余条区域二维地震资料、重点区块三维地震资料和主要生物礁钻、测井资料，结合川北地区长兴组生物礁的岩石物理特征，运用地震模型正演方法分析长兴组生物礁及其围岩的地震响应特征，建立了叠合盆地复杂构造背景下台地边缘礁的地震识别方法，并对不同地区生物礁形态及其地震响应特征的差异性进行了分析 (Ran and Ding, 2014)。通过二、三维连片地震相 (主要包括反射波的振幅、连续性、频率和外部形态等特征) 分析与井下岩性岩相特征相结合的方法从区域上来探寻整个川北地区长兴组生物礁的分布规律 (周路等, 2001, 2016)，以期为四川盆地北部地区长兴组生物礁分布与整体勘探提供依据。

2 井下生物礁相岩性与电性特征

四川盆地北部上二叠统的沉积环境是在西南高、北东低的侵蚀平面上，随海侵逐渐加大的过程中发展起来的以碳酸盐缓坡为主体的沉积环境 (王一刚等, 2009; 陈洪德等, 2014)，生物礁主要发育于长兴组中上部。根据四川盆地长兴组生物礁发育的沉积相带和位置，将生物礁类型主要分为台地边缘礁和台内点礁，部分学者将长兴组的台内点礁也统一到台地边缘礁的范畴，依据台地边缘生物礁发育位置分别定义为广海边缘生物礁和潮道边缘生物礁 (邓剑等, 2014)。

台地边缘礁平面分布较广，礁体厚度也较大，随海平面升降变化纵向上一般发育有2期或2期以上的成礁岩性旋回，礁基 (生屑滩)-礁核 (生物礁)-礁盖 (生屑滩或潮坪)-礁核 (生物礁)-礁盖 (生屑滩或潮坪)。礁基位于生物礁底部，主要由浅滩相砂屑、生物碎屑灰岩构成，作为生物礁生长发育的基垫。礁核主要由海绵障积岩、海绵骨架岩、海绵粘结岩所组成，在外观上显示为波状起伏并向上突起的块状结构，无层理。礁盖由于处于生物礁发育末期，白云石化程度较高，岩石类型包括泥晶白云岩、纹层状白云岩、残余鲕粒白云岩等，后生溶蚀孔隙非常发育，成层分布，有的已被方解石充填，有的被沥青充填, 有的未被充填，易构成优质储集层，是长兴组生物礁气藏优质储集层主要分布位置 (牟传龙等, 2004)。平面上, 台地边缘生物礁可划分为礁核、礁前、礁后及礁间等相带，优质储集层主要分布在礁核顶部及礁后，潮坪带厚度大且孔隙发育较好。礁前陡坡主要由塌积角砾岩构成，角砾成分主要为礁灰岩块体、白云岩及泥灰岩，角砾岩之间主要为灰泥充填，储层不发育。礁后沉积为正常海水的碳酸盐岩或陆源碳酸盐岩 (殷积峰等, 2007)。

点礁是在碳酸盐缓坡或台地上随机分散分布的小礁体。面积一般较小，在井下都是单井钻遇，出露地表的直径一般不超过2km。点礁具对称分布的特点，没有礁前、礁后相带组合的差别，且礁核相灰泥含量较边缘礁的高 (洪海涛等, 2008)。

近年来四川盆地北部有多口探井在长兴组钻遇生物礁灰岩，如lg1、pg6、yb1、mb3等。lg1井在长兴组钻遇了灰质白云岩、白云岩、礁灰岩和生物碎屑灰岩四个岩性段 (图 1a)，通过对钻遇岩性进行分析，可以发现lg1井钻遇生物礁从下至上发育了多套反映生物礁随海平面变化而周期生长的旋回。该生物礁云岩段累计厚35m，礁灰岩段累计厚75m，生物碎屑灰岩段累计厚205m。从生物礁储层纵向分布来看，礁盖储层最发育，物性最好，岩性以生屑白云岩为主，含云生屑灰岩次之；生物礁核部储层也相对发育，物性较好，岩性以生物礁灰岩及生屑灰岩为主 (厚东琳等, 2013)。位于宣汉县境内的pg6井在长兴组从上至下分别钻遇白云岩、礁核云岩与礁核灰岩、礁基灰岩段，礁盖白云岩和礁核云岩溶孔丰富，具有很好的储集性能。

与lg1井相邻的lg10井在长兴组未钻遇生物礁，而是厚度较薄的暗色泥岩，夹有薄层含有机质硅质生屑灰岩，揭示了水体较深的沉积环境，并不有利于生物礁的生长发育。通过对lg1和lg10的测井曲线分析，生物礁顶部云岩GR值较高，声波时差较大且曲线锯齿特征较为明显，礁核处生物礁灰岩、生物碎屑灰岩GR值较小且曲线平滑。生物碎屑灰岩声波时间较周围礁灰岩声波时差值偏大。对地层含气性敏感的深、浅侧向电阻率曲线在长兴组起伏较大，总体而言，灰岩段的深、浅侧向电阻率值大于云岩段的深、浅侧向电阻率值，在含有生物碎屑或者生物礁的灰岩段，深、浅侧向电阻率值之间出现较大的差值。

3 生物礁模型正演分析

为了更好地在实际地震剖面上识别出潜在的生物礁，首先设计了丘状生物礁理论模型 (图 2)，规模与川北地区长兴组实钻生物礁相接近。礁盖白云岩宽度1200m，最厚处60m，向两翼逐渐减薄直至尖灭，生物礁下覆地层为在四川盆地区域分布的龙潭组泥岩，厚度100m。设计生物礁理论模型需要参考的主要物性特征参数有岩性、声波速度、密度、孔隙度、含气饱和度，这些参与正演的物性特征参数主要从四川盆地北部已有钻、测井资料中统计出 (表 1)。我们通过统计出的部分井长兴组生物礁储层物性特征参数分析，认为生物礁储层的声波速度和密度主要由岩性、孔隙度和含气饱和度所决定，一般而言，生物礁顶部的白云岩、灰质白云岩声波速度、密度显著低于生物礁核部致密礁灰岩、礁间灰岩和飞仙关组内部致密灰岩的声波速度、密度。为了找出对生物礁地震反射特征影响较大的敏感物性特征参数，模型正演过程主要按照以下两个方面来进行:① 孔隙度不变，含气饱和度变化；② 含气饱和度不变、孔隙度变化。

通过对四川盆地北部实际地震资料的主频分析，为了较好地区分不同物性生物礁储层的地震反射特征，选用30Hz雷克子波以自激自收的方式对理论生物礁模型进行正演，通过正演结果可以看出当礁盖白云岩储层孔隙度变化，含气饱和度不变时，由于孔隙度的增加而增大了礁盖白云岩储层和围岩礁灰岩之间的阻抗差，使得礁盖白云岩顶、底界面反射振幅逐渐增强并出现了一定程度的底界面下拉现象。当礁盖白云岩储层孔隙度不变，含气饱和度逐渐增强时，生物礁盖白云岩储层顶底界面反射有一定程度增强，底界面下拉现象并不明显，随着生物礁储层厚度减薄，地震反射的调谐作用也比较明显。通过这一组不同物性特征参数理论模型正演，可以进一步说明生物礁储层异常反射特征受孔隙度影响比含气饱和度影响要大。

在生物礁理论模型正演基础之上，以lg1~lg10的长兴组地层对比模型为基础，结合川北地区井下岩性资料并和实际地震资料解释方案设计了过井剖面lg1~lg10的长兴组开阔台地-台地边缘生物礁-斜坡-海盆地质模型 (图 3)。模型中台地边缘生物礁宽度大约为2000m，lg1井钻遇长兴组地层厚度在开阔台地处大约为280m，台地边缘礁最厚处大约为300m，岩性以礁灰岩和云岩为主，而与台地斜坡相邻的海盆中lg10井钻遇长兴组地层厚度陡降为40m，岩性以暗色泥岩为主。在模型中，根据lg1井长兴组生物礁岩性特征，设计了台缘礁由下至上主要发育了两个成礁旋回，厚度大约为280m，生物礁顶部主要为生物碎屑白云岩和生物碎屑灰岩，在各成礁旋回内部主要为生物碎屑灰岩与礁灰岩互层，由于生物碎屑灰岩与礁灰岩的速度相近，没有明显的阻抗差，在设计地质模型时将成礁旋回简化，能反应生物礁层状结构即可。部分井在礁后开阔台地钻遇厚层致密灰岩，在地质模型中也得以反映出来，该厚层致密灰岩夹有厚度较薄的生物碎屑灰岩，向上在开阔台地顶部发育一套薄层生物碎屑白云岩。随着水深的增加，长兴组生物礁顶部岩性逐渐由生物碎屑白云岩向灰岩、泥晶灰岩过渡，且灰岩的泥质含量也在逐渐增加。

在建立台地边缘生物礁的实际地质模型中，充分运用单井声波速度和密度曲线的高频信息，从细节上刻画台地边缘生物礁内部岩石物性变化特征，确保地质模型并不是横向不变的层状模型，相反，不仅要满足地质模型和单井岩石物性特征的一致性外，还要通过相控的方法在模型中离井较远处设立一系列控制基点，以反距离加权的方法计算其地层速度和密度，以达到地层速度沿层随埋深逐渐变化的目的。在过开阔台地-台地边缘生物礁-斜坡-海盆地质模型的基础之上，采用简单直观的射线追踪地震正演方法 (Bube and Washbourne, 2008)，以30Hz正极性雷克子波的自激自收方式进行正演数值模拟 (Jason et al., 2007)。将模型正演后的地震记录与钻遇生物礁的实际地震剖面进行对比 (周路等, 2016)(图 4、图 5、图 6、图 7)。从图中可以看出生物礁地质模型的地震响应特征与生物礁实际地震反射特征具有很大的相似性，这表明通过地震解释建立的台缘生物礁模型是可信的，地震剖面上长兴组生物礁及其与围岩之间所表现的异常反射特征是主要是由生物礁储层孔隙度所决定，与含油气性关系不大，该异常反射特征可以指导四川盆地北部地区长兴组台地边缘生物礁的地震识别。

4 生物礁相地震响应特征

通过地震模型正演分析和已知井下生物礁相地震地质层位标定结果，建立了四川盆地北部地区长兴组生物礁的地震响应特征。

4.1 生物礁外部形状

生物礁由于发育在台地边缘岩隆地带，且造礁生物生长速率快，其厚度比同期四周沉积物明显增厚，因而在有生物礁分布的层位上沿相邻两同相轴追踪时，厚度明显增大位置则可能反映生物礁发育的范围。地震剖面上丘状 (图 6)、透镜状反射外形是生物礁最典型的反射特征，若在礁前带存在大量角砾岩或者靠近断层，礁的外部形状在地震剖面上较难识别。

4.2 生物礁体顶、底界面反射特征

生物礁的顶部处于台地边缘隆起部位，生长较快，水深较浅，经过长期海水和淡水所主导的白云石化作用、后期多成因白云石化作用的叠加 (范嘉松和吴亚生, 2002)，以及成岩后的侵蚀淋滤作用，在生物礁的顶部发育孔隙度较大的白云岩，孔隙度大小对声波速度和密度有决定性影响，相反孔隙内流体成分对声波速度和密度影响没有孔隙大小影响大。礁盖白云岩与上覆飞仙关组底部灰岩段和下伏礁灰岩之间均存在较大的波阻抗差 (胡伟光等, 2010)，因此，长兴组台地边缘礁礁盖白云岩顶界面表现为连续强振幅波谷反射，而礁灰岩的顶部表现为连续强振幅波峰反射，即礁盖白云岩可带来相对振幅较强的亮点反射特征 (图 4)。由于礁核灰岩与长兴组下部灰岩的波阻抗差不明显，因此，生物礁底界面反射特征不明显，总体上是以弱振幅反射为主。

4.3 生物礁内部反射特征

生物礁是由丰富的造礁生物及附礁生物形成的块状格架地质体，沉积层理不清楚，故生物礁内部反射多以断续弱振幅反射为主 (图 5、图 6、图 7)，龙岗气田生物礁内部由于礁核灰岩与礁基灰岩波阻抗差较小而表现为弱振幅反射 (图 5)，普光气田生物礁内部由于礁核白云岩含有大量的溶孔而出现较连续的强振幅反射 (马永生等, 2007)，当生物礁在其生长发育过程中，伴随海水的进退而出现礁、滩互层特征时，生物礁内部也可出现层状较强振幅连续反射结构 (郭建宇等, 2006)。

4.4 礁体周缘反射特征

由于生物礁的生长速率远比同期周缘沉积物高，两者沉积厚度相差悬殊，因而出现礁翼沉积物向礁体周缘上超的现象 (贺振华等, 2009; 肖秋红等, 2012)(图 7)，在地震剖面上根据上超点的位置即可判定礁体的边缘轮廓。随着围岩与礁体之间岩性界面发生突变，可能在生物礁的边缘位置上产生绕射波。

一方面生物礁厚度比周缘同期沉积物明显增大，另一方面礁体的抗压强度远比围岩大，因此，礁体上覆地层由于差异压实作用而产生披覆构造，披覆构造变形程度向上逐渐减弱。礁体与围岩的岩性差异越大，这种披盖反射现象就越明显 (Brown et al., 1996)(图 7)。

由于长兴组底部灰岩与龙潭组泥岩存在波阻抗差很大的岩性界面，使长兴组底界面多表现为连续强振幅波谷反射。在开阔台地和陆棚区中未发育生物礁的地段，长兴组顶界面多表现为连续中强振幅的波峰反射特征 (图 5、图 6、图 7)。

4.5 生物礁底部的上凸或下凹现象

当礁体厚度较大，礁体与围岩存在明显速度差时，在时间剖面上礁体底部就会出现上凸或下凹现象。礁体速度大于围岩时，则礁体底界面及以下地层都会出现上拉 (上凸) 反射现象，当礁体速度低于围岩速度时，礁体底界面及以下地层都会形成下拉 (下凹) 反射特征 (肖秋红等, 2012)，当礁体速度与围岩速度差异不大时，礁体底界面近于平直，上拉或下拉的程度与礁体厚度及礁体与围岩波阻抗差的大小成正比 (马永生, 1999)(图 7)。

5 地震相分析

根据普光-龙岗-元坝地区长兴组地震反射特征，在礁滩储层的地震相识别和分析中以振幅、频率、相位、外部反射形态和内部反射结构为主，反射连续性和接触关系为辅。根据长兴组中上部地震相参数变化特征，通过波形聚类分析将四川盆地北部地区长兴组划分为5种主要地震相类型，在整个四川盆地北部地区各地震相分布范围主要以北西向为主 (图 8)。由南西至北东主要分布着较连续亚平行中振幅席状反射地震相、断续杂乱丘状弱振幅反射地震相、斜交前积中强振幅反射地震相、连续平行强振幅席状反射地震相和弱振幅较连续-断续平行席状反射地震相。将已有钻井的单井沉积相特征与井旁地震相特征对比表明，这五类地震相及其分布区域与长兴组所发育的开阔台地相、台地边缘生物礁相、台地前缘斜坡相、台棚相、海盆相分布区 (马永生等, 2007; 牟传龙等, 2007) 有良好的对应关系 (表 2、图 9)。其中通江-巴中一带长兴组的厚度很薄，在地震剖面上其反射波形特征表现为弱振幅较连续-断续平行席状反射，其分布范围与前人所指出的广元-旺苍海盆相对应较好 (马永生等, 2007)。在宣汉-开江一带，长兴组的厚度介于台缘斜坡与海盆之间，其地震相特征主要表现为连续平行强振幅席状反射特征，反映了水动力条件较弱的沉积环境。断续杂乱丘状弱振幅反射相带沿着通江-宣汉一带以东和阆中-仪陇一带以东呈条带状分布，反映了浅水高能的沉积环境。

(1) 开阔台地相地震相特征：开阔台地相分布区地震相典型特征为较连续亚平行中振幅席状反射 (汪晴川等, 2008)(图 9、图 10)，地层厚度比较稳定，mb6、p1、pg1、pg4等井均钻遇该套地层，主要岩性为反映浅水低能沉积环境的深灰色亮晶鲕粒灰岩、亮晶生屑灰岩、生屑泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩、泥晶灰岩、泥晶白云岩。在平面上开阔台地相主要分布在阆中-仪陇西南侧和通江-宣汉以东地区 (图 8)。

(2) 海盆相地震相特征：海盆相典型地震相特征为弱振幅较连续-断续平行席状反射 (图 11)，长兴组地层厚度在该范围内急剧减薄但平面分布稳定，反射波能量最弱且横向变化稳定。lg10、yb4、hb1、hb2等井钻遇该地层，地层岩性主要为深灰、灰黑色薄层硅质岩夹泥页岩、薄层泥晶灰岩，发育深水遗迹化石，含有硅质放射虫及骨针等古生物，反映了深水低能沉积环境。该地震相在平面上分布范围较大，主要分布在通江-巴中一带 (图 8)，与前人所提出的广元-旺苍海盆相位置有一定的对应关系 (王一刚等, 2001; 马永生等, 2006)。

(3) 台棚相地震相特征：台棚相典型地震相特征为连续平行强振幅席状反射 (图 12)，该沉积相区内地层厚度分布稳定，连续平行的波组特征反映了较稳定的水动力环境。sm1、lb1、lx1等井钻遇台棚相沉积地层，岩性主要为深灰色泥晶灰岩夹泥质灰岩及泥灰岩，台棚相主要分布在达州-宣汉一带及其以北的川东北地区 (图 8)。

(4) 台地前缘斜坡相地震相特征：台地前缘斜坡地震相典型特征为斜交前积反射 (图 11、图 12、图 13、图 14)，相区分布在台地边缘生物礁相与海盆相-台棚相之间的过渡地带，向海盆方向长兴组地层厚度短距离内急剧减小。前积层倾角随着向盆地方向的延伸而逐渐减缓。靠近台棚或者海盆方向反射波振幅较强连续性较好，靠近台地边缘生物礁相内部反射层增多，反射波振幅下降，连续性变差 (毕长春等, 2007)。yb5、yb6、mb2等井钻遇该相区沉积地层，岩性主要为深灰色泥晶灰岩、泥晶生屑灰岩、硅质灰岩、生物扰动灰岩夹瘤状灰岩，反映了水深变化较快。总体上，台棚-海盆相西侧台缘斜坡宽于东侧的台缘斜坡。

(5) 台地边缘生物礁相地震相特征：台地边缘生物礁地震相典型特征为断续杂乱丘状弱振幅反射 (图 5、图 6、图 7)，分布在开阔台地相与台地前缘斜坡相之间，沉积地层厚度较大，在平面上呈狭窄条带状分布 (图 8)。台地边缘生物礁相和台地前缘斜坡相在地震资料上有较明显的界限 (图 5、图 9、图 10、图 14)，普光、龙岗和元坝等地区大多数探井均钻遇了这套生物礁地层，岩性主要为深灰色生物礁灰岩或生物礁白云岩。

6 生物礁分布规律

通过对四川盆地北部长兴组地震相分析，并结合前人对该区的沉积相研究成果，划出了四川盆地北部地区长兴组各沉积相带的大致分布范围 (图 15)。从图中可以看出，沿巴中-达州-开江一线分别分布着长兴期较深水沉积的广元-旺苍海盆 (碳酸盐岩台地深水陆棚) 的南区部分和较浅水沉积的开江-梁平台棚 (碳酸盐岩台地浅水陆棚) 的北区部分。台地边缘生物礁相带环海盆-台棚相分布，平面上在东西两侧分别呈条带状分布 (刘治成等, 2011; 纪学武等, 2012)，在通江-宣汉-开江一线东侧，台地边缘生物礁相带沿lj3-pg6-mb3-p2井一带呈北西向展布 (Ma et al., 2007; 王春梅等, 2011)，该生物礁相带平均宽度约3.2km，延伸长度大于120km。该地区目前已发现普光、毛坝、黄龙等长兴组生物礁气田，向北在通江铁厂河一带也发现长兴组生物礁露头。

在巴中-达州-开江一线西侧，台地边缘生物礁相带沿铁山南-lg6-lg24-lg12-lg9-lg8-yb3-yb2-jm1井一带呈北西向展布，生物礁相带平均宽度约7km，延伸长度约176km。该地区早期仅在铁山南地区发现有生物礁。2002年兰贵等在相带北段江油二郎庙地区见有海绵、珊瑚组成的生物岩隆 (陈宗清, 2008)，近期随着龙岗、元坝长兴组生物礁气田的重大发现，进一步明确了沿铁山南-龙岗-元坝-江油二郎庙一带发育有长兴组生物礁储集层。

图 15表明四川盆地北部地区长兴组台地边缘生物礁相分布面积大于2000km²，勘探成果表明环海盆-台棚的台地边缘生物礁相带是长兴组天然气富集最有利地区，目前四川盆地北部地区已获长兴组生物礁气藏储量近1×10¹²m³(洪海涛等, 2008)。因此，四川盆地北部长兴组生物礁气藏具有巨大的勘探潜力，随着勘探的不断深入，长兴组生物礁气藏将会取得更大的发现。

7 结论

(1) 本文根据四川盆地北部地区钻遇长兴组生物礁的岩性、物性资料而开展的生物礁正演数字模拟结果表明，生物礁顶部异常强振幅反射特征主要受生物礁储层孔隙度大小所影响，而与含油气饱和度关系不大。当含油气饱和度不变时，孔隙度越大，生物礁储层异常强振幅反射特征越明显；当储层孔隙度不变时，随着生物礁储层含油气饱和度增大，生物礁储层的异常振幅反射特征并没有明显变化。其次实际过井的台地边缘生物礁模型正演结果能够较好地反映出台地边缘生物礁在实际地震剖面上的响应特征，有助于对生物礁的地震识别，并且在大范围二维连片地震解释的基础上结合地震相分析来研究生物礁的分布范围。该方法在大范围区域或是局部地区均能适用。

(2) 四川盆地北部地区长兴组生物礁在地震剖面上具有明显的地震响应特征，主要为断续杂乱丘状弱振幅反射，其地震相与沉积相带具有良好的对应关系。通过这一对应关系能够预测出研究区内生物礁相的平面分布规律。

(3) 在前人研究基础之上，本文首次针对四川盆地北部地区长兴组生物礁相及其相带组合特征进行大范围二维地震连片综合分析，认为长兴组存在环台棚-海盆相的台地前缘斜坡-台地边缘生物礁相-开阔台地相沉积体系，台棚-海盆相东侧台地边缘生物礁相沿lj3-pg6-mb3-p2井一带呈北西向展布，台棚-海盆相西侧台地边缘生物礁相沿铁山南-lg6-lg24-lg12-lg9-lg8-yb3-yb2-jm1井一带呈北西向展布，与前人的最新研究成果是一致的。并且整个区域内台地边缘生物礁相分布规律较强，分布面积大。在台棚-海盆相西侧台地边缘生物礁目前勘探程度较高的情况下，台棚-海盆相东侧，特别是东北侧台地边缘生物礁由于构造复杂，二维地震资料成像效果较差，生物礁分布范围还存在一定的不确定性，建议在台棚-海盆相东侧地震资料覆盖较少的构造复杂区部署宽方位三维地震，以进一步落实台棚-海盆相东侧生物礁相分布范围和有利勘探区。

致谢 感谢中国石油西南油气田分公司、中国石油川庆钻探工程有限公司地球物理勘探公司和中国石化西南油气田分公司、南方勘探分公司提供了本文研究所需要的地震资料和井下资料。