川北閬中地區茅口組生屑灘識別

李素華 石國山 蔣能春 胡 昊 李 蓉 余 洋

(中國石化西南油氣分公司勘探開發研究院，四川成都 610041)

0 引言

近年來，四川盆地東北部開江—梁平陸棚兩側發現普光、龍崗、黃龍場、元壩等多個鑲邊臺緣生物礁灘氣藏，這些生物礁灘已成為增儲上產的重要領域[1]。

生物礁由具抗浪格架的造礁生物原地建造而成，一般厚度大，地震反射外形呈丘狀或透鏡狀，內部可呈多種層理結構，相比由無抗浪格架的生物碎屑組成的生屑灘而言更易識別[2-3]。目前生物礁識別技術較為完善，如利用井—震資料標定、正演模擬確定礁蓋、礁核及礁基的地震反射特征，分析不同儲層類型的地震響應特征[4-5]；利用古地貌、波形分類、地震屬性等確定生物礁沉積相和地震相展布特征[6-8]；應用三維可視化和多屬性融合技術等，刻畫生物礁邊界及空間展布特征[9]；應用時頻分析和頻譜成像技術等確定生物礁儲層的連通性及含油氣性[10-11]；根據沉積特征，利用測井和地震資料劃分生物礁沉積旋回、層序等[12]。但是，針對生屑灘識別的文獻資料很少，僅有學者在低勘探程度區通過平、剖面融合技術[13]將沉積相參與到生屑灘儲層建模中，而將生屑灘內部結構按塊狀簡單化處理。一般來說，生屑灘多呈薄層狀且非均質性強。在無鉆井資料情況下，前人利用三維地震資料開展古地貌和地震相分析，認為閬中地區中二疊統茅口組具備發育臺緣礁灘相儲層的有利條件[14]。近期鉆井揭示閬中地區處于碳酸鹽巖緩坡臺地相，鉆遇生屑灘白云巖儲層，氣測顯示良好，證實閬中地區茅口組具有較好的天然氣成藏條件及勘探潛力。但目前閬中地區勘探程度較低，未查明茅口組生屑灘分布規律，亟需加強薄層生屑灘的識別和內部結構刻畫，以指導下一步油氣勘探。

閬中地區茅口組生屑灘多期發育、疊置，精細刻畫生屑灘內部反射結構特征是識別多期疊置生屑灘的前提。因此，本文首先基于區域沉積背景，根據單井巖性相序組合劃分生屑灘發育期次，并利用測井和地震資料精細標定、確定不同期次生屑灘地震反射特征，利用正演模擬分析不同期次生屑灘地震反射特征變化的主要影響因素；其次，生屑灘埋藏深(大于6000m)、單層厚度小(1～26m)、非均質性強，現有地震資料分辨能力有限，難以識別生屑灘內部的隱性層序界面(在地震剖面上肉眼無法識別的客觀存在的層序界面)[15]，因此通過層序地層全局自動掃描解釋技術[16-17]建立生屑灘高頻層序地層格架，識別生屑灘內部的隱性地層結構，提取不同期次生屑灘頂、底層位，進行等時地層切片屬性分析，解決等比例地層劃分中的生屑灘穿時問題；最后，結合沉積相與地震相確定生屑灘發育區，利用等時地層切片甜點屬性分析不同期次生屑灘沉積演化過程，直觀展示了多期薄層生屑灘空間展布特征。期望該研究成果為下一步井位部署提供參考。

1 研究區概況

1.1 地質特征

閬中地區位于四川盆地川北坳陷南斜坡，現今形態為向南西方向上傾的單斜構造(圖1)。東吳運動使茅口組頂部剝蝕，缺失茅四段。茅口組殘留厚度約為240～260m，按巖性組合，自下而上可分為茅一段、茅二段和茅三段。

圖1 閬中—元壩地區構造位置圖

茅口組沉積期四川盆地為南西高、北東低的碳酸鹽巖緩坡型臺地[18]，經歷兩次大規模海侵—海退沉積旋回[19]。其中，茅一段—茅二段沉積期為第一旋回，茅三段—茅四段沉積期為第二旋回。茅二段沉積時期，閬中地區處于中緩坡邊緣，中西部發育高能生屑灘，向北東方向水體加深，逐漸過渡為外緩坡沉積。茅三段沉積時期，高能相帶向元壩地區遷移，元壩地區發育高能生屑灘；閬中地區中西部發育灰巖，東北部發育灰質泥巖。

閬中地區茅二段巖性主要為中—厚層生屑灰巖、粒屑灰巖、粉—中晶白云巖，夾薄層灘間泥晶灰巖；白云巖儲層主要發育于茅二段頂部，厚度約為10～23m，巖性為斑狀、脈狀或層狀細—中晶白云巖，儲集空間主要為晶間孔、晶間溶孔、擴溶縫等，溶蝕改造作用較明顯。實測巖心孔隙度為0.9%～12.3%，平均為3.3%，滲透率為0.002～16mD，平均為1.92mD，總體表現為低孔、低滲特征。茅二段頂部發育白云巖、灰巖角礫，且見多期滲流縫，說明茅二段頂部生屑灘經歷短暫暴露、溶蝕，在準同生期—早成巖期生屑灘發生白云巖化作用[20]。因此高能生屑灘疊加白云巖化作用是閬中地區茅口組儲層發育的關鍵因素。

1.2 地震反射特征

閬中地區與元壩地區茅口組內部地震反射特征存在明顯差異，生屑灘發育位置也不同。

在茅一段—茅二段沉積期，高能相帶主要分布在閬中地區。閬中地區茅一段—茅二段(圖2，對應茅口組底—茅三段底)厚度明顯大于元壩地區，高能生屑灘主要發育在茅二段內部(圖2a黃色充填部分)，表現為斜交、雜亂、空白、斷續、中弱振幅地震反射；而元壩地區生屑灘欠發育，茅一段—茅二段主要表現為平行連續反射。

在茅三段沉積期，高能相帶向元壩地區遷移，元壩地區茅三段厚度增大，高能生屑灘主要發育在茅三段頂部(圖2a中紅色充填部分)，主要表現為低頻、強波峰地震反射。

閬中地區茅口組在A、B井處地震反射特征亦存在明顯差異。A井處為斷續、雜亂、空白或弱振幅地震反射；B井處為層狀、疊置、斜交地震反射(圖2b黃線標注)。相位屬性主要反映地層的不連續性，可輔助識別地震層序和內部反射結構[21]。 A、B井紅色線段(圖2c)為茅二段生屑灘發育部位，證實生屑灘發育部位存在多期層序界面(圖2c黃線標注)。由圖2b、圖2c可見，B井右側茅三段底界之下仍有斷續、斜交地震反射，推測此處為生屑灘翼部；向右逐漸過渡為低頻、強振幅、平行連續地震反射，與B井左側生屑灘“斷續、雜亂、疊置、斜交、弱振幅”反射特征存在明顯差異。圖2b剖面右部茅三段灰質泥巖段(圖2b中黃色充填部分)可由元壩地區延伸到閬中地區，逐漸向左側A井、B井處過渡為灰巖沉積，因兩側地層厚度和巖性的差異，茅三段底由波峰反射逐漸過渡為波谷反射。

圖2 閬中—元壩地區連井剖面

2 生屑灘識別方法

閬中地區茅口組生屑灘多期疊置，內部結構復雜多變，同相軸橫向分布不連續。沿茅口組頂、底提取層間或時移的層位地震屬性不能真實反映不同期次生屑灘分布特征。因此，本文以生屑灘沉積背景為基礎，以生屑灘內部結構識別為主線，以自動掃描解釋技術為關鍵，結合井—震標定、期次劃分、正演模擬等措施精細刻畫生屑灘內部反射結構特征。在應用自動掃描解釋技術建立的高頻層序格架中，不同期次生屑灘疊置關系清楚；利用層序格架自動生成的層位堆(在地層格架的基礎上按地層展布趨勢生成的若干個層位)進行等時地層切片屬性分析，可表征不同期次生屑灘的等時沉積特征。生屑灘識別流程如圖3所示。

圖3 生屑灘識別技術流程

2.1 期次劃分

根據研究區沉積背景，結合巖性、電性等特征，茅二段生屑灘可劃分為三期(圖4)。

第Ⅰ期生屑灘GR曲線呈漏斗狀(下部低值、上部高值)，巖性主要為泥晶生屑灰巖、含泥質砂屑灰巖，可見腕足、蟲筳 類等化石。第Ⅱ期生屑灘GR值平穩，巖性單一，以生屑灰巖為主，生屑發育，常見腕足、有孔蟲、棘皮等化石。第Ⅲ期生屑灘GR值起伏頻繁，生屑灘經短暫暴露、溶蝕，發生白云巖化作用，由生屑灰巖轉變為白云巖。其中，A井生屑灘白云巖化程度較高，厚度大于B井，主要以細晶白云巖為主，晶間孔發育，晶體松散堆積。

經井—震標定，從茅口組頂部向下，A井三期生屑灘對應“一谷一峰”地震反射(圖4a)，B井三期生屑灘對應“兩谷兩峰”地震反射(圖4b)。第Ⅰ期生屑灘厚度較小(A井處厚度為1m，B井處厚度為12m)，常規地震資料難以區分第Ⅰ期和第Ⅱ期生屑灘(圖4a和圖4b右圖中紅色充填部分)，波谷—波峰反射為兩期生屑灘綜合響應。第Ⅲ期生屑灘(A井處厚度為24m，B井處厚度為26m)對應中強波谷(圖4a和圖4b右圖中黃色充填部分)，常規地震資料易于識別。

圖4 單井生屑灘期次劃分及合成地震記錄標定

2.2 正演模擬

確定生屑灘期次及地震反射特征后，可進一步利用波動方程正演模擬不同期次生屑灘地震反射特征。

2.2.1 模型建立

根據圖2b地層反射結構和鉆井揭示的速度、密度等參數(表1)，可建立地質—地震生屑灘正演模型(圖5)。自上而下地層依次為上二疊統吳家坪組泥巖、中二疊統茅三段灰巖(圖5a左部)、茅三段灰質泥巖(圖5a右部)、茅口組生屑灘(圖5a左部，生屑灘整體厚度變化不大，但上、中、下部灘體厚度和疊置關系有變化，其中，上部灘體最厚為126m、中部最厚為98m、下部最厚為118m，上、中、下部生屑灘外形參考圖2b地震反射結構)、茅口組致密灰巖(圖5a右部)、中二疊統棲霞組、志留系。分別建立白云巖不發育(圖5a上)和發育(圖5b上)兩種模型，且A井白云巖最厚為23m，B井白云巖最厚為12m。正演模型橫向長度為1000m，縱向深度為1000m。子波選用40Hz雷克子波，與實際地震資料主頻一致。

表1 實鉆地層參數表

2.2.2 正演模擬結果

正演模擬結果表明：①茅口組生屑灘地震反射外形呈丘形，內部多為空白、弱地震反射(圖5a左部和圖5b左部)。②茅口組生屑灘欠發育部位表現為低頻、強振幅、平行、連續反射，茅三段灰質泥巖低速層呈強波谷反射(圖5a右部和圖5b右部)。③圖5a

上部灘體(波阻抗值為15230.40m·s-1·g·cm-3)與上覆茅三段灰巖(波阻抗值為15196.00m·s-1·g·cm-3)、下伏中部灘體(波阻抗值為15930.00m·s-1·g·cm-3)之間存在波阻抗差。當上部灘體厚度大于90m時，其頂、底反射界面清楚；當上部灘體厚度為60～90m時，其頂、底反射界面為上強、下弱復波反射；當上部灘體厚度小于60m時，雙相位合并為一個相位，對應單一同相軸強反射，此時不易區分上部灘體底界面，只能通過左、右兩側同相軸分叉、合并來識別。④中部灘體與上部灘體之間存在波阻抗差，中部灘體頂界面反射清楚，為中強波峰反射。當厚層中部灘體(>90m)疊置在薄層下部灘體之上時，中部灘體內部出現弱波峰；當薄層中部灘體疊置在下部厚層(>90m)灘體之上時，下部灘體內部亦出現弱波峰，此時中部和下部灘體內部反射特征一致，在實際地震剖面中通常被解釋為同一期沉積的生屑灘，不易區分。⑤下部灘體在A、B兩井之間厚度較大(118m)，其他位置較薄(13～68m)，現有地震資料不易識別厚度小于四分之一波長(約為35m)的薄層灘體(圖5a下)。⑥白云巖儲層發育時(圖5b下)，明顯影響了茅口組頂部下方的波谷寬度，白云巖越厚，波谷越寬。

圖5 茅口組多期生屑灘模型(上)及正演結果(下)

生屑灘發育厚度大小及是否發育白云巖等因素影響生屑灘地震響應。生屑灘厚度越大及與圍巖波阻抗差值越大，越易識別。正演模擬結果與實際地震反射特征大體一致，證實利用地震波外形、內部結構及正演模擬技術判斷是否發育生屑灘的方法是可行的。但中部灘體和下部灘體厚度大小及疊置關系影響生屑灘發育期次的識別，且薄層灘體在現有常規地震資料上仍無法準確識別。

2.3 自動掃描解釋技術

傳統層序地層學在綜合分析野外露頭、鉆井、測井、地震等資料的基礎上，通過人工解釋連續性好的地震反射同相軸，劃分層序和建立層序格架[22-24]。該方法適用于地震資料品質好、同相軸連續、地層結構簡單的地質體，而對內部結構復雜的特殊地質體解釋難度大、效率低，且會丟失大量內部地層信息。層序地層全局自動掃描解釋技術以地震沉積學為指導，根據地震反射結構特征，利用算法直接從地震數據體計算得到層序地層格架，然后根據需要從層序地層格架的層位堆中提取目的層層位進行地質解釋，從而使特殊地質體的沉積演化過程更加清楚，大大提高了地震解釋質量和效率。層序地層全局自動解釋技術適合閬中地區薄層疊置生屑灘的識別，可充分挖掘生屑灘內部復雜結構中的隱性層序界面。

通過地震數據相似性和全局優化的節點連接方式建立生屑灘三維空間網格節點模型時，在遇到雜亂、斷續、弱地震反射情況下，會出現斷點、空點等現象，這時可通過茅口組頂、底層位約束或手動連接方式，確保三維空間網格節點分布的合理性，最終生成全局優化的生屑灘層序地層格架。

由圖6可見，根據A、B連井層序地層格架可自動識別茅口組多個隱性等時層序界面，層序內部丘狀、疊置、斜交反射結構清楚，其精度明顯高于圖2c相位剖面。

茅口組頂、底部為平行連續反射，內部不同層序厚度變化明顯，自下而上將厚度變化大的層序依次編為1～19號小層，其中1～4號小層較厚處主要分布在B井左、右兩側，依此類推5～7、8～10、11～13、14～16、17～19號小層直觀展示了厚度大的生屑灘發育位置和生屑灘之間的疊置關系，厚度大的生屑灘(1～4、5～7、8～10、11～13)自下而上依次向剖面左側披覆加積沉積。

經A、B兩井標定，茅口組三期生屑灘總體對應4～19號小層，第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ期生屑灘開始沉積時分別對應4、8、14號小層，三期生屑灘大致對應圖5上部和中部灘體。圖6第Ⅲ期生屑灘(對應14～19號小層)A井處厚度明顯大于B井處，對應白云巖儲層發育段，與實鉆結果吻合。

圖6 茅口組連井高頻層序地層格架

綜上所述，全局自動掃描解釋技術識別生屑灘內部小層精度明顯高于常規地震剖面，生屑灘發育規模、期次及疊置關系的特征清楚。

2.4 等時地層切片提取

切片技術在地貌、沉積研究等方面得到廣泛應用，通過動態瀏覽多個切片可分析特殊地質體的沉積演化過程。目前切片方法主要包括時間切片、沿層切片和地層切片等[25-28]。其中，時間切片沿某一固定時間軸提取；沿層切片沿某一解釋層位提取，前提條件是層位解釋精度高且層位應精確對應波峰或波谷最大絕對值位置；地層切片沿2個等時沉積界面，以平行頂界面、平行底界面或平行頂、底界面進行等比例提取，只有保證在最小時間單元內地質體沉積速率相等才具有等時性和實際意義。

閬中地區茅口組生屑灘發育部位地震反射結構復雜多變，使用時間切片和平行茅口組頂、底等比例地層切片(圖7a)均存在穿時現象，且人工解釋不同期次生屑灘頂、底層位費時、費力、多解性強。生屑灘內部的沿層切片不易通過人工解釋實現，而全局自動掃描解釋技術可得到反映生屑灘沉積的最小等時地層單元。根據標定結果，從茅口組高頻層序地層格架層位堆中提取不同期次生屑灘頂、底層位，結合平面與剖面分析地層切片屬性，可直觀展示不同期次生屑灘的沉積演化特征。

圖7 茅口組生屑灘等比例(a)、等時(b)地層層序結構劃分方案

圖7b為提取茅口組高頻層序地層格架層位堆中的部分層位建立的等時地層層序結構，疊合實際地震剖面，最大程度反映了不同期次生屑灘反射結構特征，較好地實現了生屑灘等時地層劃分。

3 生屑灘識別

經井—震標定，閬中地區茅口組發育三期生屑灘。結合正演模擬結果，三期生屑灘地震反射特征總體為“疊置、斜交、雜亂、弱振幅反射”。其中，第Ⅲ期生屑灘位于頂部，表現為茅口組頂部下方中強波谷—波峰地震反射，橫向連續性好，易于識別；第Ⅱ期和第Ⅰ期生屑灘綜合對應第Ⅲ期灘下方波峰—波谷—波峰地震反射，常規地震資料分辨能力有限，肉眼難以將二者分開。利用自動掃描解釋技術可確定小層及生屑灘內部反射結構，然后依據沉積背景，結合地震屬性、地震相和等時地層切片，就可以確定生屑灘發育區、不同期次生屑灘地震反射特征及等時沉積演化特征等。

3.1 生屑灘發育區

平均信噪比屬性可量化分析目標時窗內的數據質量，高值指示地震數據質量好；低值指示相鄰道之間相似性差，信噪比降低，可有效反映生屑灘不連續、雜亂反射結構等特征。

由圖8a可見，紫色區域(低信噪比)對應圖2b左部茅口組內部疊置、雜亂、斜交、斷續、空白、弱振幅反射；綠色區域(中低信噪比)對應圖2b茅三段灰質泥巖下方中強振幅、較連續、斜交地震反射；黃色區域(高信噪比)對應圖2b右側茅口組內部低頻、強振幅、平行、連續地震反射。A、B井均位于低信噪比的紫色區域，從而證實了生屑灘主要發育在研究區中西部。

閬中地區茅口組東、西部地震波形差異明顯。中西部發育高能生屑灘，地震波形雜亂、同相軸不連續、反射能量弱，向北東方向水體加深，地震波形逐漸過渡為平行連續、強振幅反射。利用地震波形的差異可反映地質體變化特征，該方法適用于非層狀和特殊巖性體的識別。

由圖8b可見，紅、綠、藍三類波形反映生屑灘主體、生屑灘翼部、生屑灘欠發育等三種地震反射特征(表2)。紫色區域(圖8a)和紅色波形(圖8b)相結合可有效反映生屑灘發育部位，生屑灘呈NW—SE向展布；綠色區域和綠色波形相結合可確定生屑灘翼部；黃色區域和藍色波形相結合可確定外緩坡深水區。由此可見，東北部生屑灘欠發育，與區域沉積相特征一致。

表2 閬中地區茅口組地震反射特征

圖8 閬中地區茅口組生屑灘發育區

3.2 生屑灘沉積演化特征

甜點屬性是反射強度(瞬時振幅)與瞬時頻率均方根的比值，其在碎屑巖地層中得到廣泛應用[29-30]。生屑灘為弱振幅、高頻反射，灰質泥巖為強振幅、低頻反射，甜點屬性可放大弱振幅生屑灘和強振幅灰質泥巖的差異，這為利用甜點屬性區分生屑灘與灰質泥巖沉積提供了依據。

確定生屑灘發育區后，結合地震剖面和等時地層切片甜點屬性，即可確定三期生屑灘地震反射特征、疊置關系和等時沉積演化過程(圖9)。

地震剖面中第Ⅰ期生屑灘(對應圖6中4～7號小層)主要表現為中弱波谷—波峰地震反射，局部出現透鏡狀、斜交地震反射(圖9a左，黃色充填部分)。依次類推，第Ⅱ期生屑灘(8～13號小層)主要表現為中弱波谷地震反射，局部出現透鏡狀地震反射(圖9b左，黃色充填部分)；第Ⅲ期生屑灘(14～19號小層)主要表現為中強波谷—波峰地震反射，分布穩定，橫向連續性好(圖9c左，黃色充填部分)。

圖9 不同期生屑灘地震剖面(左)及等時地層切片甜點屬性平面圖(右)

等時地層切片甜點屬性可動態演示每期生屑灘沉積時的平面特征。其中，第Ⅰ期生屑灘除工區西南部不發育外，其余地方均發育，利用該期生屑灘頂、底層位計算可知，厚度大的生屑灘主要發育在研究區東部(圖9a右)。隨著海平面波動，第Ⅱ期生屑灘范圍變小，厚度大的生屑灘分布在研究區中部(圖9b右)。第Ⅲ期生屑灘逐漸向工區南西方向遷移，厚度大的生屑灘在西南部發育(圖9c右)。

3.3 識別效果分析

前人將生屑灘作為整體，通過人工解釋出4個生屑灘(圖10)，并沿茅口組頂、底兩個等時沉積界面進行等比例地層劃分，明顯存在生屑灘穿時現象，且預測結果中A、B井處生屑灘欠發育，與實鉆不符。而本文生屑灘識別方法快速、高效，且準確地識別出三期生屑灘的空間展布，預測結果與A、B井實鉆、地震相及區域沉積相吻合，且生屑灘識別精度明顯更高。

圖10 閬中地區茅口組生屑灘等比例地層切片甜點屬性平面圖

4 結論

(1)基于生屑灘外部形態及內部反射結構建立了茅口組生屑灘儲層正演模型，證實生屑灘具有“疊置、斜交、雜亂、弱振幅”反射特征。結合井震標定、正演模擬、層序地層自動掃描解釋、等時地層切片、地震相等技術手段精細刻畫了生屑灘內部結構和不同期次生屑灘沉積演化特征，明確了茅口組主要發育三期生屑灘，平面上呈NW—SE向展布，縱向上由研究區北東向南西方向披覆加積沉積，優質白云巖儲層發育在第Ⅲ期生屑灘內。

(2)現有常規地震資料生屑灘內部結構復雜多變，人工解釋生屑灘難度大，且費時、費力，三維高精度地層自動掃描解釋技術利用地震反射結構特征和全局優化的節點連接方式快速建立生屑灘等時地層格架，可有效識別出三期生屑灘空間分布規律，對復雜生屑灘沉積結構等時識別能力明顯高于常規不等時地震屬性，是識別茅口組生屑灘沉積演化的有效技術。