王瑞地質大學
『壹』 准噶爾盆地晚古生代火山機構分布及其發育環境研究
毛 翔 李江海 王 洛
（北京大學石油與天然氣研究中心，北京大學地球與空間科學學院，北京 100871）
作者簡介：毛翔，男，研究生，E-mail：maoxiang.pku＠163.com。
摘 要：本文收集了北疆地區已報道的136處晚古生代火山機構，其中准噶爾盆地周緣23處，主要集中 於博羅科努山、博格達山以及克拉美麗山，涵蓋破火山口、火山穹窿、層狀火山、錐狀火山等多種火山機構 類型；准噶爾盆地內共發現、識別出火山機構85處，主要分布在西北緣克百斷裂帶、三處凹陷（三南凹陷、 滴水泉凹陷和五彩灣凹陷）及六處凸起（夏鹽凸起、三個泉凸起、滴北凸起、滴南凸起、滴水泉凸起和北三 台凸起）。盆內火山機構分布主要受海西期斷裂系控制，大致沿著NE、NWW兩個方向的斷裂展布，並在斷 裂交匯部位最為發育。由於後期改造，晚古生代火山岩普遍遭受剝蝕，且發生強烈變形和風化剝蝕、淋濾改 造，在目前深層地震資料條件下，難以識別出完整的火山機構。不同區域的火山機構破壞、改造方式不同： 在車排字凸起玄武岩區、石西凸起安山岩區以構造破壞為主，在北三台凸起以風化剝蝕、淋濾為主（與其在 石炭紀長期處於陸上環境相關），在五彩灣以埋藏為主。准噶爾盆地晚古生代火山機構分布集中的位置在泥盆 紀—早石炭世以海相環境為主，而晚石炭世—二疊紀以陸相環境為主，盆地和周邊火山岩反映了自水下向水 上、陸緣向陸內轉換的噴發環境變化趨勢。
關鍵詞：准噶爾盆地；火山機構；沉積環境
Study on the Distribution and Developmental Environment of the Late Paleozoic Volcanoes in Junggar Basin
Mao Xiang，Li Jianghai，Wang Luo
（Institute of Oil and Gas，Peking University；School of Earth and Space Science，Peking University，Beijing 100871，China）
Abstract：This paper collects and analyses the 136 Paleozoic volcanoes in north Xinjiang，including 23 volcanoes on the edge of Junggar Basin，which are clustered mainly in Boluokenu Mountain，Bogeda Mountain and Kerameili Mountain.They can be divided into 4 classes，such as calderas，volcanic domes，layered volcanoes and volcanic cones.There are also 85 volcanoes in Junggar Basin，which are primarily in the Ke-Bai fractured zone of the northwestern margin of Junggar Basin，3 depressions（Sannan Depression，Dishuiquan Depression and Wucaiwan Depression）and 6 uplifts（Xiayan Uplift，Sangequan Uplift，Dibei Uplift，Dinan Uplift，Dishuiquan Uplift and Beisantai Uplift）.The volcanoes inside the basin are principally controlled by Hercynian Fault Systems，along NE and NWW trending faults and most developed in the interjunctions of the faults.The long modification by late-stage weathering and leaching made the volcanoes difficult to identify from the seismic data under current level.The regional diversity of the volcanoes' damage modes and alteration styles is rather large：in the basalt area of Chepaizi Uplift and the andesite area of Shixi Uplift，tectonic is the primary damage mode；in Beisantai Uplift，weathering and leaching are the main factors（this might be e to the fact that this area was in a continental environment for a long time in Carboniferous）；and in Wucaiwan Depression，Burial is the governing factor.Most of the areas where the Paleozoic volcanoes are mainly distributed belonged to marine environment from Devonian to early Carboniferous and continental environment from late Carboniferous to Permian.The volcanic rocks both on the edge and in Junggar Basin show a variation trend of the eruption environment from undersea to continental and from continental margin to intracontinental.
Key words：Junggar Basin；Volcanoes；Sedimentary Environment
引言
准噶爾盆地位於我國新疆境內，北以中蒙邊界的阿爾泰山為界，南到博格達山、依連哈比爾尕山一 線，盆地呈三角形，東西長1120km，南北最寬處約800km，面積380000km2，為中國第二大盆地。盆 地海拔介於500m至1000m，大致上呈東高西低。
准噶爾盆地所屬的古亞洲洋構造域在晚古生代處在古亞洲洋洋盆向北漂移，洋殼逐漸消減、陸殼尚 未完全形成的轉換時期，地殼活動性強、火山活動頻繁，火山岩地層的分布約占整個盆地面積的三分之 二。近年來，在准噶爾盆地西北緣斷裂帶、東准噶爾陸東—五彩灣克拉美麗等地區晚古生界火山岩地層 中的油氣勘探中取得的大量突破表明，石炭紀—二疊紀火山岩已成為准噶爾盆地油氣勘探的重要目標 層。火山機構是岩漿到達地表的通道，其規模、分布特徵對於研究火山岩和火山岩儲層具有重要的指導 作用：因此，釐清准噶爾盆地的火山機構分布及其發育環境具有十分重要的意義。
針對晚古生代火山活動時期准噶爾盆地的構造背景與沉積環境，前人已做了大量的研究，如：靳軍 等［1］、吳曉智等［2］對整個准噶爾盆地甚至整個北疆地區石炭系的沉積環境進行了分析，趙霞等［3］、吳 小奇等［4］、王方正等［5］從地球化學角度對准噶爾盆地的五彩灣、陸梁等地區的構造背景進行了研究等。但是，現有的針對火山機構分布的研究多局限於准格爾盆地內的局部區域（如，文獻 ［6～8］），全盆 范圍的研究則多針對於火山岩的分布［2，9］，尚沒有針對整個准噶爾盆地范圍內火山機構特徵、分布及 其發育環境的研究。本文從收集前人在准噶爾盆地范圍內報道的火山機構入手，系統地總結了全盆 范圍內火山機構的分布特徵，並結合前人相關火山活動期間的沉積環境研究，對火山爆發環境進行 了分析。
1 地質背景
准噶爾盆地屬哈薩克板塊及其邊緣活動帶東延部分，位於中亞構造域（古生代）與特提斯構 造域（中新生代）之間，是塔里木板塊、哈薩克板塊、蒙古板塊、阿爾泰造山帶的交匯部位。盆 地西北緣為中生代逆沖構造帶、南緣為新近紀逆沖構造帶，東北緣古生代造山帶是推斷盆地腹地構造單 元性質的重要線索和依據。
從大地構造上看，准噶爾盆地處於中亞晚古生代兩大巨型馬蹄形島弧火山岩帶之間的增生楔雜岩之 間，為洋盆最晚閉合部位，相對於增生楔沉積，島弧雜岩帶具有剛性特徵。准噶爾盆地是典型的疊合盆 地，主要經歷了古生代末期島弧增生、陸塊拼合、中生代初熱點型伸展，以及新生代南緣前陸盆地發育 三大構造演化階段。
2 准噶爾盆地及其鄰近地區火山機構分布
北疆地區共發現、識別出晚古生代火山機構136處，位於周緣23處，位於准噶爾及三塘湖盆內 113處（圖1）。
2.1 准噶爾盆地周緣火山機構分布及其特徵
在准噶爾盆地周緣共報道火山機構23處，主要集中於博羅科努山、博格達山以及克拉美麗山，此 外吐哈盆地南部還有一些火山機構呈Ⅴ形分布。准噶爾周緣發現的火山機構涵蓋破火山口、火山穹窿、 層狀火山、錐狀火山等多種（殘余）火山機構類型。
圖1 北疆火山、石炭系-下二疊統火山岩分布圖（火山岩分布據文獻［10］；火山分布據文獻［6～8，14～17］）
破火山口包括爆發破火山口和塌陷破火山口兩類，分布數量較多，常具有以下特徵：(1)破火山口 形態多為圓形或橢圓形中心下凹的盆地；(2)面積1 ～5km2；(3)破火山口內出露的火山岩及火山碎屑岩 呈環形分布；(4)內部岩層產狀平緩，並向中心傾斜，外圍產狀變陡；(5)常有1個或數個火山通道，但 多被充填，火山頸具有環帶狀構造；(6)破火山口在平面上呈圓形、橢圓形或環形磁異常；(7)破火山口 內的火山碎屑岩常發育強烈的圍岩蝕變，並且分帶；(8)塌陷破火山口內分布有塌陷角礫岩。
准噶爾周緣火山穹窿以黑尖山特徵最為突出：(1)岩層呈環狀分布，向外傾斜；(2)頂部傾角平緩，一般為10°～20°，向邊部逐漸變陡；(3)在穹窿頂部中央一般存在1個到幾個火山通道，但多被充填，通道直徑約1km；(4)在通道周圍存在斷續環狀分布的火山角礫岩。此外，阿奇山地區的紅山爆發岩鍾 也是一種火山穹窿構造。
准噶爾周緣古火山機構大多經歷嚴重的風化剝蝕，很多都只保留了火山通道與火山頸，因此火山通 道與火山頸是本區內最為常見的古火山機構，其特徵如下：(1)多位於破火山口中心或火山穹窿頂部； (2)形態上多為圓形、橢圓形或近圓形；(3)直徑一般200～500m，但直徑幾十米與近千米的也有發現； (4)通道周圍環形、放射狀裂隙分布；(5)通道四周常有蝕變帶；(6)岩體柱狀節理發育，某些可見斑狀構 造和流動構造；(7)岩體與圍岩接觸帶陡立。
2.2 准噶爾盆地內部火山機構分布及其特徵
通過野外調查、文獻調研和地震解譯，在准噶爾盆地盆內發現共識別出火山機構85處，主要分布 在西北緣克百斷裂帶、三處凹陷（三南凹陷、滴水泉凹陷和五彩灣凹陷）及六處凸起（夏鹽凸起、三 個泉凸起、滴北凸起、滴南凸起、滴水泉凸起和北三台凸起）。
由於後期改造，石炭系火山岩普遍遭受剝蝕，且發生強烈變形和剝蝕風化淋濾的改造，在目前深層 地震資料條件下，難以識別出完整的火山機構，不同火山機構之間明常有斷層發育。不同區域的火山機 構破壞、改造方式不同：在車排字凸起玄武岩區、石西凸起安山岩區以構造破壞為主，在北三台凸起以 風化剝蝕、淋濾為主（與其在石炭紀長期處於陸上環境相關），在五彩灣以埋藏為主。
(1)准西北緣爆發相、火山通道相主要分布在主斷裂一帶，大體反映了火山機構的位置，火山岩性 以安山岩-凝灰岩、玄武岩為主，亦沿主斷裂分布，遠離主斷裂方向火山岩逐漸被沉積岩代替［6］。(2)北三台凸起火山機構由地震相反映出的具有長期繼承活動特點的火山通道相所揭示，石炭系井下鑽 遇岩性主要為火山岩和碎屑岩，火山岩岩性主要為綠色安山岩、安山質火山角礫岩，灰色凝灰岩、沉凝 灰岩，蛋青色玄武岩、玄武質火山角礫岩，紫色英安岩，肉紅色流紋岩、流紋質火山角礫岩，碎屑岩主 要為黃色凝灰質砂礫岩、砂岩、粉砂岩、泥岩不等厚互層［7］。(3)陸西地區實測得到7處火山機構［8］，火山岩在石炭系-下二疊統大面積出現，整體上以鹼性岩為主，由西北部的基性逐漸向南東過渡為中酸 性，火山岩岩相呈北東—南西向的條帶狀分布，西北部以噴溢相的基性火山岩為主，向東南依次過渡為 爆發相火山岩、噴溢相中性火山岩，向北西方向再次出現了爆發相火山岩，該地區東南角是噴溢相的中 酸性火山岩［18］。(4)陸東—五彩灣地區由於後期改造，石炭系火山岩普遍遭受剝蝕，且發生強烈的變 形、變位，在目前深層地震資料條件下，難以識別出完整的火山機構，石炭系被沉積碎屑岩分隔為劃 上、下2套火山岩層序，上部火山岩層序自下而上發育基性、中性和酸性火山岩，下部火山岩層序目前 還缺乏研究；其中滴南凸起上一系列縱、橫向疊置的火山岩體，主要沿滴水泉北斷裂和滴水泉斷裂呈串 珠狀分布，火山口常位於EW向與NE向基底斷裂交匯處，由此推測火山機構多表現為沿斷裂的裂隙式 噴發，常經歷多次噴發，形成多期次火山岩序列［17］。
2.3 構造地貌對火山分布的影響
准噶爾盆內古生代火山分布主要受海西期斷裂系控制，中生代斷裂對火山機構的抬升有重要影響。火山機構大致沿著兩個方向的斷裂展布：西北緣為北東向，盆地中北部為北西西向，盆地東部為北東向 展布，斷裂交匯部位，火山機構最為發育（圖2）。
圖2 准噶爾盆地內部火山機構-斷裂分布圖
構造、地貌對火山機構的分布具有重要影響，一般而言，斷裂帶控制火山機構的分布，如車排子凸 起紅車斷裂帶、陸東隆起、夏鹽凸起的東西兩側以及瑪湖凹陷、馬朗凹陷、五彩灣凹陷和滴南凸起；地 貌影響熔岩的流動，如准西北緣。
3 准噶爾盆地火山發育環境
以現有文獻資料為基礎，對盆內火山岩的年齡進行了調研，發現盆內火山岩以石炭紀為主，其中又 以早石炭世為主（圖3），同時也發育一些泥盆紀及二疊紀火山岩。從測年數據上看準噶爾盆地及周邊 部分地區的古生代—早中生代火山岩年齡分布比較廣泛，但以325～350Ma最多，其中335～340Ma為 其峰值（圖3，表1）。
圖3 准噶爾盆地火山岩測年年齡分布圖
表1 准噶爾火山岩年齡列表
續表
准噶爾盆地泥盆系—下石炭統以海相噴發火山岩為主（晚古生代火山機構分布集中區域在此時— 般為淺海到海陸交互環境，圖4上），而上石炭統—二疊系以陸相噴發火山岩為主（晚古生代火山機構 分布集中區域在此時一般為海陸交互—陸上環境，圖4下）。盆地和周邊火山岩反映了自水下向水上、 陸緣向陸內轉換的噴發環境變化趨勢。
圖4 北疆早石炭世（上）、晚石炭世（下）沉積環境—火山分布圖
晚古生代，隨著海西地槽封閉，本區海水逐漸向東南方向退去，至早二疊世，盆地東北緣以沖積 扇—河流環境為主，西北緣為殘留海環境，南緣以局限海環繞為主；中二疊世中期受北方槽區海水入侵 影響，在盆地東部形成了廣闊陸緣近海湖泊環境，至中二疊世晚期，北方海開始東退，湖泊范圍縮小，局部隆起遭受剝蝕；晚二疊世初期以河流—洪積扇環境為主，晚期地殼沉降，整個盆地東部皆顯示為— 個水進沉積序列，盆地腹部、西北緣等其它地區以洪積扇—河流沉積環境為主。
早石炭世西伯利亞與哈薩克板塊碰撞後，東、西准噶爾開始發生較大規模海侵［19］。這一時期的火 山活動主要集中於准噶爾盆地北部阿爾曼太—克拉美麗縫合帶後緣的濱淺海—次深海環境和烏倫古裂陷 區的海陸過渡環境。早石炭世晚期，海侵范圍擴大（圖4上）。該時期晚古生代火山機構分布集中的幾 個區域，盆地西北緣處於達拉布特—克拉美麗殘留洋邊緣，北三台凸起、三南凹陷處於陸上，滴水泉凹 陷、夏鹽凸起、三個泉凸起、滴北凸起和滴水泉凸起處於陸表海—濱淺海環境，五彩灣凹陷處於河湖環 境，而滴南凸起則處於陸表海與河湖環境的過渡位置。由此推測，早石炭世火山活動可能主要集中於陸 表海—濱淺海環境，其次為陸上—河湖環境。
晚石炭世早期，准噶爾盆地西北部、東部有限洋盆閉合，盆地西側、南側被潟湖—陸表海環繞，博 格達三叉裂谷、北天山洋地區為北疆僅有的深海及洋盆環境。西准噶爾達爾布特、東准噶爾克拉美麗山 前與中央隆起帶表現為陸內伸展構造環境，山前中—酸性火山岩沿斷裂帶廣泛發育，中央隆起帶沿繼承 性深大斷裂發育中—基性火山岩，形成海陸過渡相與濱海火山岩沉積組合［2］。晚古生代火山機構分布 集中的區域在該時期除盆地西北緣處於海陸過渡環境外，大部分處於陸上環境。由此推測，晚石炭世准 噶爾地區的火山活動大部分處於陸上，而前期早石炭世形成的火山機構在此時大部分已開始遭受風化剝 蝕。晚石炭世晚期，准噶爾區整體抬升，除西准噶爾托里以南、南准噶爾依連哈比爾尕—博格達山、克 拉美麗山前南坡等地區外，海水大面積退去［2］。
二疊紀時期，准噶爾地區處於西伯利亞和塔里木兩個火山岩省之間。早二疊紀，准噶爾盆地周緣海 槽已基本閉合，盆地內形成多個巨大的坳陷和多個隆起區；進入中晚二疊紀，沉積范圍擴大；二疊紀末 期盆地處於較為平坦狀態，二疊系頂部以較為穩定厚度在盆地中廣泛展布［2］。
4 火山岩油氣儲層實例分析
滴西地區是准噶爾盆地火山岩油氣儲層發育的重要區域之一，對滴西地區14口取心井共計約482m 岩心進行研究，發現該區發育有玄武岩、玄武安山岩、正長斑岩、二長斑岩、粗面岩、流紋岩、熔結凝 灰岩、凝灰岩、沉凝灰岩、熔結火山角礫岩、火山角礫岩、火山沉積岩等岩性。對巴山組火山岩進行全 鹼-二氧化硅圖（TAS圖版，圖5）分析，發現該火山岩主要由基性和酸性岩構成雙峰結構，中性岩不 太發育，該結構顯示其具有典型的裂谷火山岩特徵。
根據岩心觀察和薄片分析的岩性定名，對研究區單井進行測井岩性解釋，確定出井控區域岩相類 型，以岩性識別為基礎，以井震結合為方法，建立了不同岩相地震相模式和測井相模式，然後，通過對 均方根振幅、波形分類等多種屬性的綜合分析，圈定出了特徵不同的相帶，最後綜合考慮鑽井單井相劃 分以及地震剖面相劃分的結果和時間切片上識別出的火山口位置，做出了滴西地區火山岩相平面分布圖（圖6）。
研究區熔岩流呈扇形分布，頂端銜接噴發中心、向下游分叉，向低窪區流動，與沉積漸變；早期流 紋岩靠近火山中心分布，流動不遠、中期安山岩受北緣斷裂疊加、晚期玄武岩聚集受西緣低窪部位控 制。空落亞相環繞火山殘留的中心分布，火山噴發中心依次由東南向西北逐漸遷移。總體而言，研究區 岩相整體呈現西北部以中-基性溢流相為主，中部以爆發相和火山沉積相為主、東南部以中-酸性溢流 相為主的分布特點，不同井區主要岩相類型不同、特徵明顯。
圖5 滴西地區石炭系火山岩TAS圖解（據新疆油田資料）
圖6 滴西地區石炭系火山岩優勢岩性-岩相分布預測圖
5 結論
（1）北疆地區共發現、識別出晚古生代火山機構136處。
（2）准噶爾盆地周緣共報道火山機構23處，主要集中於博羅科努山、博格達山以及克拉美麗山，涵蓋破火山口、火山穹窿、層狀火山、錐狀火山等多種火山機構類型。
（3）在准噶爾盆地盆內發現共識別出火山機構85處，主要分布在西北緣克百斷裂帶、三處凹陷（三南凹陷、滴水泉凹陷和五彩灣凹陷）及六處凸起（夏鹽凸起、三個泉凸起、滴北凸起、滴南凸起、 滴水泉凸起和北三台凸起）；這些火山機構分布主要受海西期斷裂系控制，大致沿著兩個方向的斷裂展 布，西北緣為北東向，盆地中北部為北西西向，盆地東部為北東向展布，斷裂交匯部位，火山機構最為 發育。
（4）准噶爾盆地晚古生代火山機構分布集中的位置在泥盆紀—早石炭世以海相環境為主，而晚石 炭世—二疊紀以陸相環境為主：盆地和周邊火山岩反映了自水下向水上、陸緣向陸內轉換的噴發環境變 化趨勢。
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『貳』 哪個考研輔導機構好啊
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『叄』 第章 塔里木盆地柯坪—巴楚露頭區海相地層沉積體系的岩石物性研究
朱培民1 曾凡平1 海洋1 焦養泉2
1.中國地質大學地球物理與空間信息學院，湖北武漢 430074；2.中國地質大學構造與油氣資源教育部重點實驗室，湖北武漢 430074
摘要 為了對沉積體系中各種沉積環境地層的物性進行精細研究，對塔里木盆地柯坪-巴楚露頭區碳酸鹽台地邊緣沉積體系和碎屑濱岸帶沉積體系進行了系統取樣。在常溫常壓下對岩樣進行了超聲波縱、橫波速度測量和密度測量，主要獲得以下結論：①岩樣超聲波速度與岩樣所處的沉積環境關系密切，在生物礁灘剖面上，從礁基、礁核、到礁蓋（相當於台地邊緣淺海沉積）速度遞增；在三角洲沉積剖面上，從水下分流河道、河口壩到前緣泥速度遞增；②在生物礁灘剖面上，生物碎屑的含量是影響速度的主要因素。生物碎屑含量越高，速度越低；③生物礁內生物的大小與生長方向是控制岩樣速度各向異性的主要因素之一。
關鍵詞 超聲波 速度 生物礁 潮坪 三角洲 塔里木盆地 下古生界
1 引言
地震勘探的物理基礎是物性參數的差異，也是地質學家和地球物理學家從地震數據體上辨識地震相和沉積相的重要參考，其中速度是地震數據中最關鍵的物性參數。較直接的研究岩石的物性方法是測井或岩石的物性測量技術。本章採用室內物性測量方法，測量了塔里木盆地柯坪-巴楚露頭區碳酸鹽台地邊緣沉積體系和碎屑濱岸帶沉積體系中岩石的物性，為尋找各沉積相的聲波速度和密度的變化規律，為地下該類儲層的識別和預測提供岩性基礎和科學線索。
岩石超聲波測試結果被廣泛用於工程地質勘探和石油勘探領域。研究表明，通過密度、縱橫波速比或泊松比可以判斷岩石岩性（孟慶山和汪稔，2005），也有人直接研究過沉積岩本身的聲波衰減特性（安勇、牟永光和方朝亮，2006）。超聲波測量已成為岩石物性研究不可或缺的方法，但在以往的研究中，很少有人對沉積環境（沉積相）與沉積岩物性之間的關系進行過深入系統的研究。
露頭剖面記錄了豐富的沉積學信息，對露頭沉積體系作精細的超聲研究，總結和比較具備構成潛在儲層的沉積體系中與各種環境對應岩石的聲速特徵，可以准確地指導沉積體系的地質建模、地球物理正演，並作為地球物理反演的約束，有利於提高地震有利儲集相帶解釋精度和預測准確度。
奧陶系和志留系都是塔里木盆地重要的油氣勘探開發目的層（皮學軍、劉楚和陳穎等，2007；張俊、龐雄奇和劉洛夫等，2003）。塔里木盆地奧陶系儲層岩性以台地灘相灰岩及礁（丘）相灰岩為主（羅平、張興陽和顧家裕等，2003）。近十幾年來，在塔里木盆地先後發現和確認了巴楚、哈什西克兒、柯坪和輪南等4個地區的生物礁（李相明和楊申谷，2006；陸亞秋和龔一鳴，2007）。塔里木盆地誌留系儲層在柯坪地區、塔北地區以濱岸-淺海相碎屑岩沉積為主，在塔中地區以河口灣-潮坪沉積為主，而在塔東地區以陸相河流-辮狀河三角洲粗碎屑沉積為主（王成林、張惠良和李玉文等，2007）。本次研究對塔里木盆地柯坪-巴楚地區代表碳酸鹽台地邊緣沉積體系和碎屑濱岸帶沉積體系的典型剖面進行了系統的取樣，並在室內進行了岩石超聲波速度的測量，探索了各個沉積體系中岩石的速度變化特徵。
2 岩樣採集與說明
2.1 剖面位置
測試所用岩樣分別來自塔里木盆地的4個典型剖面（圖1）。第一、第二兩個剖面位於巴楚一間房地區的勒牙依里塔格山，屬奧陶系一間房組（O2y），為台地邊緣礁灘共生相。岩樣分別取自礁體的礁基、礁核和礁蓋（相當於台地邊緣淺海沉積）處。第三個剖面位於柯坪地區大灣溝，屬志留系塔塔爾塔格組（S1t），為三角洲前緣沉積。岩樣分別取自河口壩、水下分流河道、前緣泥等成因相。第四個剖面位於柯坪地區四十廠，屬志留系柯坪塔格組（S1k）的中上部，為潮坪沉積。具體的野外工作路線如圖1所示。
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2.2 岩樣說明
4個剖面中共選取25塊岩樣用於超聲波測試，將岩樣切割成長方體，待測面用砂紙打磨平整（圖2）。由於部分岩樣取樣的原始形狀極不規則，切割時僅保證了岩樣一個短軸和一個長軸滿足測量要求。短軸（a）長度均為0.05m，長軸（b）長度值從0.06m到0.12m不等（表1）。
圖2 取自大灣溝志留系塔塔爾塔格組（S1t）的第25號岩樣（5cm×5cm×9.7cm）照片
3 實驗方法
3.1 實驗設備
聲波速度測試所使用儀器是由中國科學院武漢岩土力學研究所研製生產的RSM-SY5智能聲波檢測儀，儀器時間解析度可達0.1μs。使用了兩種超聲換能器，其一是縱波換能器，由江漢測井研究所研製生產，接收頻率為50kHz；其二是橫波換能器，由武漢理工大學研製生產，接收頻率為（90±10）kHz。
超聲波速測量基本原理：岩樣聲速測量系統如圖3所示。測量時，超聲儀發出的電信號，通過探頭A（發射換能器）轉換為聲波，穿過岩樣至探頭B（接收換能器），再轉換為電信號至聲波儀。然後從計算機上讀出波在岩石中的傳播時間t 』（波形初至時間，如圖4所示），除去聲波通過探頭、耦合材料（探頭與岩樣之間的耦合劑）、儀器線路等附加延遲時間——校零t0，聲波在岩石中傳播的時間為t=t 』-t0。若岩樣長度為L，可計算出波速V=L/t。整個測量過程是在常溫常壓下進行的。
表1 岩樣超聲波速度測試結果
圖3 RSM-SY5超聲測量分析系統
3.2 波形檢測方法
據文獻（王讓甲，1997），在縱波波速測試中使用液體或乳狀物做耦合劑都可以達到很好的耦合效果。而橫波是剪切振動，只有能夠承受剪切力的材料才能作為橫波波速測試的耦合劑。本次實驗中，縱波波速測量使用的耦合劑是糊精，橫波波速測量使用的耦合劑是水楊酸苯酯。縱波橫波速度存在差異，橫波滯後於縱波其初至拾取存在一定的難度（魏建新和王椿鏞，2003），但橫波有一定的偏振性，旋轉發射換能器與接收換能器對應的角度，接收到的橫波振幅會呈現規律性的變化，利用這一特性可以識別出橫波並確定出初至時間。圖4中橫波（a）為橫波換能器測試第25號岩樣接收到的波形，橫波（b）為將接收換能器旋轉180°接收到波形，橫波首波振幅翻轉，圖4中可以清楚地識別出橫波初至時間。
圖4 第25號岩樣測試時顯示的聲波波形箭頭指向縱、橫波的初至時間
4 實驗結果及分析方法
岩樣聲波測試的結果列在表1中。速度測量分別沿圖2中所示岩樣的短軸（a）方向和長軸（b）方向。VP（a）和VS（a）分別表示沿短軸（a）方向測量的縱、橫波速度；VP（b）和VS（b）分別表示沿長軸（b）方向測量的縱、橫波速度。為了對岩樣速度各向異性的程度進行估計，引入了縱波速度各向異性程度指數KP和橫波速度各向異性程度指數KS，定義如下：
碳酸鹽台地邊緣帶沉積體系露頭研究及儲層建模
碳酸鹽台地邊緣帶沉積體系露頭研究及儲層建模
5 測量結果討論
5.1 生物礁灘剖面岩樣的速度特徵
生物礁灘剖面①、②（圖1）中，單個礁體規模較小，但礁體眾多，大多連成一片。礁體層位分布穩定，橫向延伸方向均可追尋到相應層位的其他礁體，縱向上礁體相互疊置。礁體一般由礁核、礁基和礁蓋部分組成（胡明毅、朱忠德和賀萍等，2002）。生物礁灘剖面用於超聲波測試的岩樣共15塊，根據岩樣在礁體中分布的位置不同，繪制了岩樣位置與其縱、橫波波速及平均速度關系圖（圖5，圖6）。
圖5 生物礁灘剖面岩樣縱波速度與岩樣在礁體中的位置關系
圖6 生物礁灘剖面岩樣橫波速度與岩樣在礁體中的位置關系
從圖5和圖6可以看出，無論縱波速度還是橫波速度，從礁基、礁核到礁蓋其平均值都逐漸增大。縱波速度增加幅度大於橫波。礁蓋岩樣速度測量值變化不大，而礁基和礁核兩個部位的岩樣兩個軸向的速度值差異明顯。圖7是用前面定義的速度各向異性程度指數KS和KP所做的交會圖。圖7中可以看出礁蓋岩樣速度各向異性程度指數基本集中在0%～10%范圍內，而礁基和礁核兩個部位的岩樣大多分布在20%～40%。礁基和礁核速度各向異性程度明顯高於礁蓋。
圖7 生物礁灘剖面橫波速度各向異性程度指數KS和縱波速度各向異性程度指數KP的交會圖
觀察生物礁灘剖面①、②，礁基多為灰色粗粒亮晶棘屑灰岩，顆粒含量很高，約佔80%以上，顆粒大小約1～4m m，以破碎的海百合莖干為主，如圖8b。礁核主要是由瓶筐石（Calathium）（胡明毅、朱忠德和賀萍等，2002；李相明和楊申谷，2006；焦養泉、榮輝和王瑞等，2011）組成的灰白色塊狀障積岩，造礁生物瓶筐石密集，占化石總量的80%以上，瓶筐石長度可達10c m，如圖8a。礁蓋多為成層性良好的中層生屑泥晶灰岩，其間常有小型礁灰岩塊夾雜其中，結構緻密。礁基的岩樣，海百合莖和其他生物碎屑雜亂排列，生物顆粒疏鬆；礁核的岩樣，瓶筐石的體腔被方解石充填或被溶蝕，部分岩樣沿生物體裂開形成較大的裂縫。這些生物化石的形狀、大小、生長方向以及裂縫都影響聲波在岩樣中的傳播速度。
圖8 礁核的主要造礁生物瓶筐石（a）和礁基生物碎屑的主要組成物海百合莖（b）
5.2 潮坪沉積剖面和三角洲前緣沉積剖面岩樣的速度特徵
柯坪-巴楚地區志留系自下而上分別為柯坪塔格組、塔塔爾塔格組和依木干他烏組（王成林、張惠良和李玉文等，2007）。剖面④中用於超聲測試的4塊岩樣均取自柯坪塔格組瀝青砂岩段（吳立群、焦養泉和榮輝，2011），屬於潮坪體系（表1）。剖面③用於超聲測試的6塊岩樣取自塔塔埃爾塔格組S1t，分別屬於三角洲前緣泥、河口壩、水下分流河道等成因相（表1）。兩個組的岩樣在時間上有一定的先後關系，沉積上也存在一定程度的聯系。把這10塊岩樣放在一起，根據其沉積環境不同，繪制了不同沉積體系與其縱、橫波波速關系圖（圖9，圖10）。
圖9 潮坪體系和三角洲前緣體系中各岩樣縱波速度變化關系
圖10 潮坪體系和三角洲前緣體系中各岩樣橫波速度變化關系
從圖9和圖10中可以看出，潮坪體系的4塊砂岩縱波速度和橫波速度相對穩定，分別在4000m/s，2500m/s左右，而取自三角洲前緣各種成因相的6塊岩樣速度差別明顯，以水下分流河道中的砂岩岩樣速度最低，第29號泥岩因裂開不考慮在內。兩種不同沉積環境下的速度各向異性程度如圖11（KS和KP交會圖）所示。圖11中，潮坪體系的4塊岩樣各向異性程度指數基本集中在0～10%范圍內，在10%邊緣的兩塊岩樣是第20號和第21號。三角洲前緣體系各向異性程度指數超過10%的岩樣都屬於水下分流河道。
圖11 潮坪體系和三角洲前緣體系中橫波速度各向異性程度指數KS和縱波速度各向異性程度指數KP的交會圖
從岩樣的照片（圖12）觀察，潮坪體系的4塊岩樣均被油浸。其中第20號岩樣見油浸痕跡，但顆粒間孔隙未見瀝青充填，第21號岩樣含大量生物碎屑，第22號和第23號顆粒間孔隙幾乎完全被瀝青充填，岩體呈黑色。三角洲前緣的6塊岩樣中，水下分流河道相中的岩樣砂體顆粒粗、孔隙結構發育，而接近前緣泥的岩樣，顆粒細小緻密。結合沉積的特點，三角洲前緣由岸向湖的方向沉積物的粒度逐漸變細，即由水下分流河道、河口壩到前緣泥的變化中，沉積物粒度逐漸變細（表1），而影響聲波傳播的孔隙越來越小，聲速逐漸增高。
6 結論與討論
通過對上述幾個露頭沉積體系中岩樣的超聲波速測試實驗，可以得出下面幾點認識：
1）岩樣超聲波速度與岩樣所處的沉積環境（沉積體系或成因相）密切相關，呈現一定變化規律。在生物礁灘剖面上，從礁基、礁核、到礁蓋速度遞增；在三角洲前緣沉積剖面中，從水下分流河道、河口壩到前緣泥速度遞增。利用岩石聲波速度測量結果與沉積環境的關系，以及變化規律指導沉積體系的建模是可行的。
圖12 潮坪相剖面和三角洲剖面岩樣切後新鮮面照片
20～23號屬於潮坪相剖面，24～29號屬於三角洲前緣沉積剖面
2）在生物礁灘剖面上，生物碎屑的含量是影響聲波速度的主要因素。生物碎屑含量越高，速度越低；在砂岩剖面上，孔隙是影響測量的主要因素，孔隙越小或充填程度越高，速度就越高。
3）在生物礁灘剖面上，生物的大小與生長方向是控制岩樣速度各向異性的主要因素之一，而砂岩剖面，我們初步認為與孔隙關系密切。礁灰岩速度的各向異性程度大於砂岩。
致謝 作者在野外岩樣採集過程中，受到中國地質大學（武漢）王瑞、王世虎、榮輝等同學的幫助。另外，武漢理工大學蔡蘭老師也曾在橫波測量方面給予指導，作者在此一並表示衷心感謝。
參考文獻
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『肆』 第章 川東北元壩地區上二疊統長興組台緣礁灘體生長特徵及控制因素分析
陸永潮1 付孝悅2 邢鳳存3,4 陳雷1 馬義權1 王超1
1.中國地質大學資源學院，湖北武漢 430074；2.中石化南方勘探分公司，四川成都 610041；3.油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室（成都理工大學），四川成都 610059；4.成都理工大學沉積地質研究院，四川成都 610059
摘要 元壩氣田是中國繼普光氣田之後在四川盆地發現的又一大型礁灘岩性氣藏，其儲層主要發育於長興組的台緣生物礁灘相，但是目前對於元壩長興組生物礁灘體研究甚少。本章在井震結合的基礎上，對元壩地區長興組台緣生物礁灘體的生長發育及其控制因素進行了研究，研究結果表明，元壩地區長興組台緣生物礁灘體內部發育5期相互疊置的高頻生長單元，同時在平面上生物礁灘體具有向西北方向遷移的特徵。元壩地區長興組台緣生物礁灘體的發育受控於海平面變化、季風、洋流以及潮汐作用，其中短周期的海平面變化控制了生物礁灘體內部相互疊置的高頻生長單元；季風及洋流控制了生物礁、灘體的北西向遷移；而潮汐作用直接導致了一系列垂直於礁灘體的潮汐水道的發育。
關鍵詞 生物礁灘體 台地邊緣 上二疊統長興組 元壩地區
1 引言
元壩氣田位於四川省廣元、南充和巴中市境內，是繼發現中國最大海相整裝氣田普光氣田之後，在四川盆地發現的又一個千億立方米儲量的大型岩性氣藏。第一期探明天然氣地質儲量1592.53×108m3，其氣藏埋深為6240～6950m，為國內埋深最大的海相氣田。主要儲層為長興組—飛仙關組的礁灘相儲層。
元壩地區的勘探始於2001年，2003年以來已經採集了200k m的2-D地震數據和2280k m2的3-D地震數據，2007年元壩1井試獲日產天然氣50.3×104m3。目前元壩地區17口已完鑽測試的海相探井中有16口井在海相儲層試獲工業氣流，其中7井9層試獲日產天然氣超百萬立方米，這預示著元壩地區台地邊緣礁灘帶油氣勘探具有巨大的潛力和客觀遠景。
精細沉積建模是地震沉積學研究的基礎，尤其是其可以在高精度等時框架中動態地恢復沉積體系的三維空間展布及其演化，是現代沉積學研究的主要方向。由於地表露頭對於識別高頻旋迴界面和高頻層序單元的時空展布具有得天獨厚的優勢，並可動態地分析沉積體系隨時間的變化規律，取代了過去在單個時間段內所進行的靜態的沉積模式或相模式分析的做法，因此所建立的露頭沉積模型可客觀地表徵地下沉積儲層的分布。本章在借鑒塔里木盆地奧陶系台緣礁灘體系（焦養泉、榮輝和王瑞等，2011）和川東北長興組生物礁露頭精細建模的基礎上（Wu LQ、Jiao YQ and Rong H et al.，2012）（圖1，圖2），結合現代礁灘體的平面分布模型（圖3），通過精細的井-震標定等方法，對元壩地區長興組生物礁灘體的沉積特徵和微相構成進行精細刻畫。
圖1 塔里木盆地巴楚地區一間房組生物礁灘體露頭建模（據焦養泉、榮輝和王瑞等，2011）
圖2 川東北開縣紅花、滿月甘泉長興組生物礁灘體露頭建模（據Wu LQ、Jiao YQ and Rong H et al.，2012）
圖3 現代大堡礁礁灘體微相類型及組合（據Google earth 衛星照片，2013）
2 區域地質背景
2.1 沉積環境及沉積相
元壩地區位於九龍山背斜、池溪凹陷和蒼溪-巴中低緩構造帶三者之間的交界處，其構造總體平緩，區內構造變形弱。長興組沉積期，整個川東北地區以開闊台地相、台緣礁灘相、台緣斜坡相和陸棚相沉積為主（圖4a）。
元壩地區位於開江-梁平陸棚的西側，整體表現為寬緩的低角度緩坡台緣，台緣上生物礁灘發育，呈「之」字形展布，構成復雜鑲邊的台地邊緣（圖4b）。上二疊統長興組沉積時期，在川東北地區整體下沉的背景下，元壩地區古地理面貌出現分化，東北部下沉速度快，沉降幅度大，成為深水區，沉積了一套硅質岩；而西南部地區沉降幅度小，為碳酸鹽台地沉積環境，在台地與陸棚之間發育了台地邊緣礁灘體及斜坡，長興期末發生大規模海退，導致碳酸鹽台地環境演變為台地蒸發岩環境，沉積了泥晶白雲岩及泥質白雲岩，台地邊緣礁灘體高地貌區成為暴露淺灘，沉積了鮞粒灰岩（馬永生、牟傳龍和郭旭升等，2006）。
自從普光大氣田發現以後，大量學者對川東北以及元壩地區開展了研究，對於該地區的沉積相類型及其特徵有了比較詳細的認識（段金寶、黃仁春和程勝輝等，2008；程錦翔、譚欽銀和郭彤樓等，2010；陳宗清，2008）。在本章中，根據前人的研究，同時結合岩心、測井、露頭等資料數據對元壩地區長興組的沉積相類型及其特徵進行了研究。總體來看，元壩地區長興組沉積時期主要發育了開闊台地相、台地邊緣生物礁灘體相、台地邊緣斜坡相以及陸棚相。
圖4 川東北上二疊統長興組沉積相（a）（據Ma YS、Mou CL and Tan QY et al.，2007；陳宗清，2008，有修改）；研究區上二疊統長興組生物礁灘體的3D圖像（b）
2.2 地層與層序地層
Wang BJ、Bao C and Lou Z et al.（1989）對四川盆地的地層進行了詳細的研究，在整個元壩地區地層從前寒武一直到三疊紀均有發育（圖5a），其中海相碳酸鹽岩地層主要發育於二疊紀和三疊紀，而二疊紀以礁灰岩為主，由於該時期川東北地區經歷了多期的變形及成岩作用，導致該時期的生物礁灘儲層尤為發育。
元壩地區的長興組下部以灰岩和生屑灰岩為主，主要為生屑灘沉積，上部則以生物礁灘灰岩為主，沉積相主要為台地邊緣生物礁灘相，長興組沉積末期，由於海退作用，導致生物礁灘體暴露，形成白雲質生屑灰岩以及白雲岩，其為長興組內最重要的儲層（圖5b）。因此總體來看，元壩地區長興組具有上礁下灘、礁灘共生的特點。
對於元壩地區長興組的層序地層學研究，目前研究甚少，郭彤樓（2011），王國茹、郭彤樓和付孝悅（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，每個層序識別出海侵體系域和高位體系域，並在每個體系域內劃分了高頻層序，同時確定了海平面變化曲線。本章對長興組的層序劃分方案與其一致，將長興組劃分為兩個層序——SQP2c h1和SQP2c h2，同時結合小波變換對高頻進行了更進一步的劃分。其中SQP2ch1的海侵體系域可劃分出1個准層序組和2個准層序，高位體系域可劃分出1個准層序組和3個准層序；SQP2c h2的海侵體系域則可劃分出2個准層序組和4個准層序；高位體系域可劃分出3個准層序組和4個准層序（圖5b）。SQP2ch1中以發育生屑灘為主，SQP2c h2則以發育生物礁灘為主，長興組層序的總體特徵為下部層序成灘，上部層序成礁。
圖5 四川盆地地層綜合柱狀圖（a）和川東北元壩地區YB27井長興組層序地層分析圖（b）（據Zhao WZ、Xu CC and Wang TS et al.，2011，有修改）
3 數據和方法
3.1 數據
本次研究區主要為元壩地區的元壩2井區，所用的數據包括218k m2的三維地震數據，地震工區內以及鄰區普光氣田的13口井的數字測井資料（有10口井位於工區內）以及3口井的岩心和鏡下薄片。
3.2 方法
在本次研究中，對每口井都進行了層序劃分，由於本次研究主要藉助於地震剖面分析，因此界面的識別和標定對於本次研究至關重要，因此井震標定顯得尤為關鍵，本文中利用Landmark軟體進行合成記錄，通過聲波測井（速度的測量）和地震子波來生成合成記錄。通過合成記錄嚴格將井與地震進行匹配，賦予地震剖面的反射軸具體的地質意義，同時建立了元壩地區長興組台緣礁灘體地質——地球物理響應模板（圖6），在此基礎上通過地震剖面分析以及地震屬性提取對研究區內長興組生物礁灘體的生長發育進行深入而准確的研究。
圖6 元壩地區長興組台地邊緣生物礁灘體微相的地質和地球物理特徵
4 研究結果
4.1 生物礁灘體生長發育特徵
生物礁灘體獨特的古地貌、結構、構造以及岩石學特徵決定了來自生物礁灘體的多種地震反射參數，如振幅、能量、頻率、連續性等都會與圍岩不同，使得生物礁灘體的地震反射結構特徵具有一定的特殊性。
通過穿越YB27井的地震剖面可以看出：礁灘體主要發育於長興組上部層序SQP2ch2內，長興組的下伏地層（吳家坪組頂界面）表現為強振幅反射，為碳酸鹽台地反射，其為生物礁灘體的發育提供了穩定的基底；生物礁灘體呈明顯的丘狀，頂部顯示出強振幅反射特徵；生物礁灘體的兩翼可見明顯的上超現象；生物礁灘體形態不對稱，生物礁灘體向海的一側坡度陡，而向陸一側，生物礁灘體坡度較緩。SQP2ch2生物礁灘體內部可以劃分成5個高頻旋迴，反映了生物礁灘體經歷了5期生長過程，其中前兩期表現為向台地退積，後三期為生物礁灘體的主體發育期，表現為向海進積（圖7）。
通過一系列橫切過YB27井一支北西向的地震剖面分析可見，SQP2c h2內生物礁灘體的發育同樣具有早期向台地退積後期向海進積的特徵（圖8）。而從橫切過Y B204井—YB2井的地震剖面也可看出SQP2ch2內的生物礁灘體發育具有多期旋迴，早期向台地退積，後期向海進積（圖9）。
通過北西向順台緣方向過生物礁灘體的地震剖面可以看出，研究區的生物礁灘體發育表現出不斷向西北方向遷移的特徵，其中過Y B27井的一支北西向的生物礁灘體可識別出6期不斷遷移的生物礁灘體（圖10），而過YB204—YB2井一支北西向的生物礁灘體則可識別出4期不斷向西北方向遷移的生物礁灘體（圖10）。
圖7 元壩地區長興組生物礁灘體地震特徵和等時地層分析圖
TWT=雙向旅行時間，位置顯示在圖4中
4.2 生物礁灘體平面展布特徵
沉積微相平面刻畫是有效儲層預測的基礎，但是由於生物礁灘體期次多，相變快，鑽孔少，因此在平面上對生物礁灘體的微相進行精細刻畫具有很大難度。基於此，不同學者針對生物礁灘體的特徵進行了各種嘗試，其中包括屬性提取、分頻處理、小波變換、多形分析等手段，以期能夠准確地刻畫出生物礁灘體各微相的平面展布特徵。
本研究中，通過多種技術手段對比認為，地震均方根振幅屬性對各沉積微相的空間構成有較好的響應性，因此，在經過優選之後，將均方根振幅屬性提取和分析技術作為刻畫生物礁灘體微相空間展布的主要手段。
在屬性分析基礎上，結合鑽孔定位、地質分析，對生物礁灘體空間展布進行了綜合刻畫，認為長興組台緣帶生物礁灘體空間分布具有明顯差異性。在元壩地區，由西部向東和東北方向依次發育開闊台地、台緣礁灘體以及台緣斜坡，並可體現出台緣生物礁灘體內部沉積微相精細構成特點。生物礁灘體總體呈指狀向西北方向延伸，礁核、礁前灘以及礁後灘明顯，如YB27井所處的礁核部位；區內生屑灘發育，主要位於生物礁的周圍，且總體表現出迎浪面窄背浪面寬的特點。灘間以灘間海沉積為主，開闊台地內廣泛發育台內生屑灘（圖11）。
圖8 橫切過YB27井一支北西向的生物礁灘體地震剖面分析圖
4.3 沉積模式
通過對點（井）、線（地震剖面）、面（地震屬性）、體（古地貌）的分析，筆者提出了元壩地區長興組台緣礁灘體的發育模式（圖12）。長興組沉積時期，元壩地區整體發育了一復雜鑲邊型的台緣礁灘體，生物礁灘體的發育總體呈北西向條帶狀展布，具有向西北方向遷移的特徵，該特徵是在季風、洋流的共同作用下形成的；而在垂直於台緣方向上，由於海平面的變換導致生物礁灘體內部發育了多期疊置的高頻旋迴，其中早期向台地退積，晚期向海進積。
5 討論
對於川東北以及元壩地區生物礁灘體，馬永生、郭彤樓和付孝悅等（2002），馬永生、牟傳龍和郭彤樓等（2005），馬永生、牟傳龍和郭旭升等（2006），Ma YS、Zhang SC and Guo TL et al.（2008），段金寶、黃仁春和程勝輝等（2008），蔡希源（2011）等均對其沉積特徵、演化過程進行了詳細的研究，但是均未對長興組生物礁灘體的內部生長、發育以及控制因素進行研究。
圖9 橫切過YB204—YB2井呈北西向展布的生物礁灘體地震剖面分析圖
圖10 元壩地區西北向過YB27井一支生物礁灘體的地震剖面解釋圖（a），元壩地區西北向過YB204—YB2井一支生物礁灘體的地震剖面解釋圖（b）
該剖面為瞬時相位剖面，TWT=雙程旅行時間，位置顯示於圖4B
圖11 地震均方根振幅對台緣生物礁灘體各微相的顯示圖
基於元壩地區長興組生物礁灘體地質-地球物理響應模板可知，黃色區域主要代表生物礁灘體的礁核主體部位，紅色區域代表生物礁的礁前和礁後灘發育區，綠色部分反映生物礁的邊緣部分，主要是礁前和礁後灘的邊緣薄層部位，藍色略帶綠色區域為灘間海沉積，純藍色區域則主要為台緣斜坡部位，斜坡內部的藍綠色部位可能為礁前滑塌
圖12 元壩地區長興組復雜鑲邊型台緣礁灘體形成模式圖
5.1 海平面變化對生物礁灘體生長的影響作用
不同周期的海平面變化是控制碳酸鹽沉積的主要控制因素（Christopher G、Kendall SC and Schlager W，1981 ；Sarg JF，1988 ；Handford CR and Loucks RG，1993）。短周期海平面變化的記錄常保存於台地頂部和盆地區域的沉積旋迴中（Droxler AW、Schlager W and Jourdan A，1983；Loucks RG and Sullivan PA，1987），而長周期的海平面變化通常通過地震波識別出的沉積層序反映出來（Sarg JF，1988；Handford CR and Loucks RG，1993）。
前人的研究已經證明研究區生物礁灘體的形成總體是在海侵環境下形成的，即長周期的海平面變化是相對上升的（牟傳龍、譚欽銀和余謙等，2004）。但是在研究區，對於短周期海平面變化對生物礁灘體形成的影響至今未有研究，而在本次研究中，通過對單個生物礁灘體內部結構進行精細解剖發現：研究區長興組生物礁灘體的形成具有5個高頻旋迴（圖5），其對應了5期短周期的海平面，其中早期的2期退積生物礁灘體生長對應於2期短周期的海平面上升過程，晚期的3期進積生物礁灘體生長對應了3期短周期的海平面下降過程。
5.2 季風、洋流對生物礁灘體生長的影響
雖然通過海平面的變化可以解釋生物礁灘體內部生物礁灘高頻周期內的生物礁灘生長疊置關系，但是在本次研究中，元壩地區長興組生物礁灘體在平面上為一復雜鑲邊型生物礁灘體（圖4b，圖5，圖11），其特殊的展布特徵明顯不能用海平面的變化來進行解釋。
季風的變化不但在很大程度上影響著搬運到盆地區域的沉積物數量，同時也影響台地內沉積物的進積方向（Hine AC and Neumann AC，1977 ；Steven LB、Randal D and Kissling DM et al.，2004）。在單信風的影響下，沉積物會沿著背風方向伸展，而迎風的一面岸外搬運量很小。上二疊統長興組沉積時期，川東北地區為特提斯海的一部分，Parrish JT and Doyle JA（1984）、Parrish JT（1993）、Ziegler AM、Hulver ML and Rowley DB（1997）、Mutti MM（1995）、顏佳新、劉本培和張海清（1999）、顏佳新和趙坤（2002）通過研究發現，晚二疊世該地區存在來自東南向的季風，在該季風的影響下在元壩所處的川東北地區發育一支從南部過來沿順時針方向的洋流（圖12）。而通過前面研究發現，研究區內長興組沉積時期，生物礁灘體向海一側明顯較向台地一側陡，Stenven LB、Randal D and Kissling DM et al.（2004）研究認為，導致生物礁灘體不對稱結構形成的主要原因是生物礁灘體向海一側受風浪或洋流影響所致。元壩地區生物礁灘體總體為向北西方向進積，因此，可以大致判定導致其向北西方向遷移的主要因素為洋流和季風共同作用所致（圖12）。
5.3 潮汐作用對生物礁灘體發育的影響
目前對於潮汐對生物礁灘體生長的影響的研究甚少，但是潮汐對於生物礁灘體生長具有影響作用是毋庸置疑的。在本次研究中通過長興組生物礁灘體三維古地貌圖（圖4b）和元壩地區長興組沉積相展布圖（圖5）可以發現，在靠近台緣斜坡的一支北西向的生物礁灘體中存在一系列垂直於生物礁灘體的溝槽，其很有可能為受潮汐作用影響而形成的潮道。同時在研究中發現，在川東北地區長興組沉積時期確實存在證據證明潮汐水道存在。其中岩心和鏡下觀察發現：宏觀上可在岩心上見到潮汐層理構造（圖13a），鏡下可見生物碎屑顆粒的長軸具有定向性，而且其具有一定的分選和磨圓度（圖13b），這說明其明顯受到潮汐的作用。
圖13 潮汐水道存在證據，a為Pg2井岩心，發育潮汐層理構造，該井為元壩鄰區普光氣田的井；b為YB27井鏡下照片，碎屑顆粒的長軸具有定向性，具有一定分選磨圓性
6 結論
本章在前人研究的基礎上，結合地震、岩心、地震屬性等資料對川東北元壩地區長興組台緣礁灘體生長發育及其受控因素進行了研究，主要取得了如下結論：
1）通過地震剖面精細解剖確定了垂直於台緣方向（北東方向），生物礁灘體的生長具有早期向台地退積、晚期向海進積的多期疊置特徵；順台緣方向（北西方向）長興組生物礁灘體的生長具有不斷向北西向遷移的特徵。
2）提出了元壩地區長興組台緣礁灘體的發育模式。
3）通過分析發現，短旋迴的海平面變化控制了生物礁灘體內部相互疊置的高頻生長單元；季風及洋流控制了元壩地區長興組生物礁灘體的北西向遷移；潮汐對長興組生物礁灘體的形成也具有一定影響，其作用導致了一系列垂直於礁灘體的潮汐水道的發育。
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『伍』 忻州一中2010高考
10140901150679 宋堯 663 上海交通大學(理工類)
10140901150625 李忻樂 644 上海交通大學(理工類)
10140901150385 王浩峰 642 浙江大學(理工類)
10140901151492 智偉 636 北京航空航天大學
10140901150678 郝斯騰 636 清華大學
10140901150677 韓哲 631 南開大學
10140901151323 尹午榮 627 上海交通大學(理工類)
10140901150339 張振華 625 西安交通大學(理工類)
10140901150910 馮淵 625 西安交通大學(理工類)
10140901150003 趙融通 624 南京大學(理工類)
10140901150623 郝斐 621 浙江大學(理工類)
10140901152868 岳雷 618 山東大學(理工類)
10140901150974 王斐 617 北京航空航天大學
10140901150220 檀政 617 南開大學
10140901150115 張進 616 北京航空航天大學
10140901150728 李昊 616 大連理工大學(理工類)
10140901150188 劉陽 616 天津大學
10140901150901 侯俊傑 615 天津大學
10140901150172 王楠 614 山東大學(理工類)
10140901150966 王臻 612 北京郵電大學
10140901152415 閆冬 612 山東大學(理工類)
10140901150841 張鵬 611 大連理工大學(理工類)
10140901153873 張昌鋒 611 華中科技大學(理工類)
10140901151020 李松梁 611 天津大學
10140901150648 何威 610 中國科學技術大學(理工類)
10140901153806 譚琦亓 610 中國農業大學
10140901150652 成壘釩 609 北京科技大學
10140901150242 李政 609 西安電子科技大學(理工類)
10140901150357 郭岩 607 首都醫科大學
10140901151002 張露方 606 北京交通大學
10140901150002 劉彥灼 606 哈爾濱工業大學(理工類)
10140901151018 徐小康 605 電子科技大學(理工類)
10140901150283 雷奇瑛 604 北京科技大學
10140901150060 劉鈺琛 604 華南理工大學(理工類)
10140901151024 郭桐 604 西北大學(理工類)
10140901150451 孟慶宇 603 天津大學
10140901150787 丁國昌 603 天津大學
10140901150977 趙彬 603 西安交通大學(理工類)
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10140901151013 王哲沛 602 華中科技大學(理工類)
10140901150226 朱子平 602 武漢大學(理工類)
10140901150398 劉博雅 601 同濟大學(理工類)
10140901150627 郭文韜 600 廈門大學(理工類)
10140901152915 張戌艷 599 電子科技大學(理工類)
10140901150680 劉灝 599 上海交通大學(理工類)自主招生
10140901150178 黃煜 599 四川大學(理工類)
10140901153681 張晏 599 中國地質大學(武漢)(理工類)
10140901150075 左婭妮 598 北京交通大學
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10140901150906 李如宏 593 哈爾濱工業大學(理工類)
10140901150165 司曄 593 北京郵電大學
10140901152445 連樂桐 593 四川大學(理工類)
10140901150336 高丹 592 長安大學(理工類)
10140901153745 王嘉賢 592 哈爾濱工業大學(理工類)
10140901150241 王斌 592 南京航空航天大學(理工類)
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10140901150349 李曄城 591 華東理工大學(理工類)
10140901153686 邊潔琳 591 四川大學(理工類)
10140901150167 馮懷臻 591 西南交通大學(理工類)
10140901151019 張秀麗 591 中國醫科大學(理工類)
10140901150170 王瑞 589 北京交通大學
10140901151087 尚靜燕 589 武漢理工大學(理工類)
10140901150916 李剛 589 西安交通大學(理工類)
10140901150516 馬嘉辰 588 哈爾濱工業大學(威海)(理工類)
10140901150566 王文賢 588 山東大學(理工類)
10140901153833 宿慧娟 588 四川大學(理工類)
10140901150836 李佳其 587 哈爾濱工業大學(理工類)
10140901150891 項陽 587 華北電力大學(保定)(理工類)
10140901150905 王艷寧 587 華北電力大學(北京)
10140901150972 樊少傑 587 吉林大學(理工類)
10140901150062 任永宏 587 南京航空航天大學(理工類)
10140901152804 王凱嘉 587 西安電子科技大學(理工類)
10140901150631 李麗姍 586 北京科技大學
10140901151003 關晉宇 586 北京理工大學(理工類)
10140901153751 張凱 586 華北電力大學(保定)(理工類)
10140901150638 張艷芬 586 山東大學(理工類)
10140901150113 苗建國 586 四川大學(理工類)
10140901150337 賈思宇 586 四川大學(理工類)
10140901151012 常艷芳 586 蘇州大學(理工類)
10140901150503 范佳 586 西北工業大學(理工類)
10140901150348 丁鑫 586 中國礦業大學(理工類)
10140901153369 劉偉 585 北京理工大學(理工類)
10140901152473 韓強 585 華北電力大學(北京)
10140901150121 張玉梁 585 西南交通大學(理工類)
10140901153931 閆青 584 安徽大學(理工類)
10140901150571 張陸 584 北京科技大學
10140901150773 張楊悅 584 大連海事大學(理工類)
10140901150118 楊志英 584 東北大學(理工類)
10140901150907 胡琳浩 584 華中科技大學(理工類)