四川盆地海相碳酸盐岩大气田形成主控因素与勘探思路

2021-07-15李建忠谷志东鲁卫华翟秀芬刘桂侠赵容容

天然气工业 2021年6期

李建忠谷志东鲁卫华姜华翟秀芬刘桂侠赵容容

1.中国石油勘探开发研究院 2.中国石油西南油气田公司

0 引言

海相碳酸盐岩油气田的油气产量约占世界油气总产量的60%，已成为世界油气勘探的重要领域[1-2]。四川盆地海相碳酸盐岩天然气资源丰富，资源量约占该盆地常规天然气总资源量的85%[3]。四川盆地海相碳酸盐岩勘探历史悠久，是我国最早开展碳酸盐岩油气勘探的地区，1959年发现了我国第一个大气田——卧龙河气田，1964年发现了我国最古老的震旦系气田——威远气田，2012年发现了我国单体规模最大的气藏——安岳气田龙王庙组气藏，四川盆地已成为我国最重要的天然气区之一[3-5]。

自1953年开始大规模勘探至2019年底，四川盆地历经60余年勘探共发现了135个气田，累计探明常规天然气储量约4.0×1012m3，其中海相碳酸盐岩累计探明天然气储量约2.63×1012m3，约占66%。按照《石油天然气储量计算规范：DZ/T 0217—2005》将天然气储量大于300×108m3作为大气田的标准[6-7]。四川盆地探明海相碳酸盐岩大气田12个，累计探明天然气储量为2.2×1012m3，约占海相碳酸盐岩天然气探明储量的84%，在探明储量中占有主体地位。因此，研究海相碳酸盐岩大气田形成主控因素与勘探思路，对四川盆地未来天然气勘探具有重要意义。

四川盆地海相碳酸盐岩发育层系多、演化历史长、埋藏深度大，大气田形成条件和分布规律复杂。前人对四川盆地海相碳酸盐岩大气田形成控制因素持续开展攻关研究，提出了“源控论”[8-9]、“古隆起控制论”[10-11]、“深大断裂控制论”[12]、“拉张槽控制论”[13]与“裂隆耦合控藏论”[14]等认识，并指出了四川盆地天然气勘探思路和勘探方向[3,15-27]，这些观点与认识有效地指导了四川盆地不同阶段海相碳酸盐岩天然气勘探。笔者在前人研究认识的基础上，在分析盆地内海相碳酸盐岩大气田基本特征的基础上，重点阐述海相碳酸盐岩大气田形成的主控因素，提出了应采取的勘探思路与评价方法，以期对四川盆地海相碳酸盐岩天然气勘探有所帮助。

1 海相碳酸盐岩大气田基本地质特征

四川盆地地层序列由震旦系—中三叠统海相层序与上三叠统—第四系陆相层序所组成。海相层序厚度介于4 000～7 000 m，由海相碳酸盐岩、蒸发岩夹碎屑岩组成。由于地层时代老、埋藏深、烃源岩热演化程度高，海相层序自下而上均以产气为主。四川盆地已发现的12个海相碳酸盐岩大气田平面上分布于川中、川东和川北地区（图1、表1），纵向上发育于上震旦统灯影组，下寒武统龙王庙组，上石炭统黄龙组，上二叠统长兴组，下三叠统飞仙关组、嘉陵江组与中三叠统雷口坡组（图2、表1）。

1.1 烃源岩特征

海相碳酸盐岩大气田的形成同样遵循“源控论”[9,28]，且由于海相层系演化历史长，油气散失量大，主力生烃中心对大气田的控制作用更为明显。威远气田灯影组气藏、安岳气田灯影组气藏与龙王庙组气藏天然气来源于下寒武统麦地坪组与筇竹寺组，大天池、卧龙河等气田的石炭系气藏天然气源自下志留统龙马溪组，普光、罗家寨、龙岗等气田的二叠系、三叠系礁滩气藏天然气主要源自上二叠统龙潭组（图1、2，表1）。龙潭组烃源岩在盆地内广泛分布，其他烃源岩主要发育于台内坳槽与隆起周缘坳陷[20,29-32]，大气田均位于主力生烃中心附近。

表1 四川盆地海相碳酸盐岩大气田基本情况统计表

下寒武统烃源岩由麦地坪组、筇竹寺组暗色泥岩、页岩组成，在四川盆地德阳—安岳台内坳槽最为发育，厚度介于300～450 m，总有机碳含量介于2%～3%，生烃强度介于40×108～120×108m3/km2，有机质类型为腐泥型，处于高—过成熟演化阶段。下志留统烃源岩由龙马溪组黑色富含笔石页岩、泥岩组成，主要分布在川东、川南地区，厚度介于400～700 m，总有机碳含量大于2%，生气强度介于60×108～120×108m3/km2，有机质类型为腐泥型，处于高—过成熟演化阶段。上二叠统烃源岩由龙潭组海陆过渡相煤系、暗色泥岩与大隆组斜坡—盆地相暗色硅质岩与泥岩组成，在川北开江—梁平海槽内厚度介于30～120 m，总有机碳含量大于3%，生气强度介于20×108～40×108m3/km2，有机质类型为腐泥型—混合型，也处于高—过成熟演化阶段（图1、2）[3,26]。

1.2 储层特征

四川盆地海相碳酸盐岩大气田的储层主要为生物礁（丘）和颗粒滩等高能沉积相带及后期经历白云石化、岩溶等建设性成岩作用所形成。安岳气田灯影组储层岩性主要为微生物丘滩岩溶白云岩，龙王庙组储层为颗粒滩岩溶白云岩，川东石炭系黄龙组储层岩性主要为潮坪相白云岩，普光、龙岗等气田长兴组储层岩性主要为台缘礁滩白云岩，飞仙关组储层岩性主要为台缘鲕粒滩白云岩，磨溪气田嘉陵江组储层岩性为鲕粒滩石灰岩。

安岳气田、威远气田灯影组发育四川盆地最古老微生物丘滩体岩溶储层。储层纵向上发育于灯二段、灯四段，平面上环台内坳槽两侧台缘带分布；岩性以砂屑云岩、微生物凝块云岩、叠层石云岩为主；储集空间主要为残余孔隙、孔洞和溶洞（图3-a）。储层发育受台内坳槽两侧台缘带丘滩体与后期大面积岩溶作用叠加改造控制[5,33]。

安岳气田龙王庙组发育碳酸盐岩缓坡颗粒滩岩溶储层。龙王庙组沉积期，四川盆地处于西高东低的缓坡环境，颗粒滩发育在内缓坡古地貌高带；岩性以砂屑云岩、鲕粒云岩、晶粒云岩为主；储集空间主要为粒间孔、晶间（溶）孔和溶蚀孔洞（图3-b）。储层发育受控于缓坡颗粒滩与准同生期溶蚀、白云岩化、埋藏溶蚀作用与乐山—龙女寺古隆起共同控制[5,34-35]。

石炭系黄龙组发育潮坪相白云岩储层。黄龙组沉积时期，受东北与西北两大潮汐体系影响，粒屑滩发育于潮坪体系的潮沟之间；储层以砂屑云岩、角砾云岩、细粉晶云岩为主；储集空间包括粒内（间）溶孔、铸模孔、膏模孔等（图3-c）。储层发育受粒屑滩微相与白云岩化、云南运动所导致的溶蚀改造等控制[36-37]。

普光、罗家寨等气田长兴组发育生物礁储层，飞仙关组发育鲕粒滩储层，均受环开江—梁平海槽台缘带控制。长兴组储层由生物礁及与礁相关滩相组成，以礁核顶部的晶粒云岩、残余生屑云岩、砂屑云岩为主；储集空间为晶间孔和晶间溶孔（图3-d）。长兴组生物礁储层形成受海槽台缘礁滩相带与海平面频繁升降导致的溶蚀作用共同控制[1,35,38-39]。飞仙关组储层主要发育于飞一段—飞三段，岩性以鲕粒云岩和残余鲕粒云岩为主，储集空间以鲕模孔、粒间孔、晶间（溶）孔为主（图3-e）。飞仙关组储层形成受开江—梁平海槽台缘鲕粒滩相与准同生期白云岩化、后期埋藏溶蚀作用等控制[34,38,40-41]。

磨溪气田嘉陵江组发育鲕粒滩相石灰岩储层。嘉二段沉积期，川中地区发育云坪微相、鲕粒滩微相、砂屑滩微相，控制了鲕粒灰岩、砂屑灰岩等储层分布；储集空间以粒内溶孔、铸模孔、残余粒间孔为主（图3-f）。储层形成受沉积古地貌、古气候及相对海平面变化共同控制[42-43]。

1.3 盖层特征

盖层及封盖条件是天然气成藏的重要因素，区域性盖层决定大气田形成和保持。海相碳酸盐岩大气田的盖层可分为蒸发岩、泥页岩和致密碳酸盐岩3类，其中蒸发岩的封盖性能最好，泥页岩次之，致密碳酸盐岩相对较差。

四川盆地海相碳酸盐岩大气田区域性盖层主要包括三叠系蒸发岩、寒武系泥页岩和二叠系海陆过渡相泥岩，其中嘉陵江组、雷口坡组蒸发岩是四川盆地分布范围最广、厚度最大的区域性盖层，是川东长兴组—飞仙关组礁滩气藏、川中磨溪气田嘉陵江组与雷口坡组气藏的直接与区域性盖层，也是川东石炭系黄龙组气藏的区域性盖层。筇竹寺组厚层泥页岩不仅是安岳气田灯影组气藏的主力烃源岩，也是安岳气田灯影组气藏的直接与区域性盖层。中二叠统梁山组发育一套海陆过渡相含铝土质泥岩，是川东石炭系黄龙组气藏的直接盖层，高台组膏盐岩、泥岩是安岳气田龙王庙组气藏的直接盖层，受乐山—龙女寺古隆起形成影响，梁山组泥岩也直接封盖龙王庙组气藏（图2）。除上述主要区域性盖层外，其他层系发育的泥页岩与致密泥灰岩在对大气田的封盖中也起到重要作用，如栖霞组、茅口组致密泥灰岩也是川中龙王庙组与川东石炭系黄龙组气藏的重要盖层。

1.4 生储盖组合特征

良好的生储盖组合是海相碳酸盐岩大气田形成的重要条件。安岳、威远气田灯影组气藏主力烃源岩为位于台内坳槽麦地坪组、筇竹寺组页岩、泥岩，储层为环台内坳槽两侧台缘带高能丘滩体岩溶白云岩，盖层为麦地坪组、筇竹寺组页岩、泥岩，纵向上形成下生上储良好的生储盖组合（图4）。安岳气田龙王庙组气藏主力烃源岩同为台内坳槽麦地坪组、筇竹寺组页岩、泥岩，储层为碳酸盐岩缓坡背景下的颗粒滩相白云岩，盖层为中寒武统高台组泥岩与中二叠统梁山组泥岩，形成下生上储良好的生储盖组合（图4）。

川东石炭系黄龙组气藏主力烃源岩为龙马溪组泥岩、页岩，储层为白云岩，直接盖层为梁山组泥岩与栖霞组—茅口组致密泥灰岩，区域盖层为嘉陵江组和雷口坡组蒸发岩，形成下生上储良好的生储盖组合（图4）。普光、罗家寨等大气田长兴组—飞仙关组气藏主力烃源岩为龙潭组煤层、泥岩，储层为台缘礁滩相白云岩，飞仙关组上部的蒸发岩、泥岩构成直接盖层，嘉陵江组和雷口坡组巨厚蒸发层为区域性盖层，形成下生上储良好的生储盖组合（图5）。磨溪气田雷口坡组与嘉陵江组气藏主力烃源岩为龙潭组煤层、泥岩，储层为台内颗粒滩相白云岩与石灰岩，盖层为嘉陵江组和雷口坡组蒸发岩，形成下生上储的生储盖组合（图5）。

2 海相碳酸盐岩大气田形成的主控因素

海相碳酸盐岩大气田的形成是各种成藏地质要素与成藏过程最佳耦合的结果，其形成与富集主要受控于盆地“隆坳格局”所产生的有利沉积相带，本质上受控于盆地发育的构造岩相古地理环境。

2.1 古构造背景与构造演化控制盆地“隆坳格局”的形成与分布，进而控制烃源岩和规模储层形成与分布

2.1.1 古构造背景与构造演化控制盆地“隆坳格局”形成与分布

海相碳酸盐岩大油气田的形成与分布受盆地发育古构造背景控制，统计表明大油气田在特提斯构造域最为富集，在被动大陆边缘、陆陆碰撞形成的前陆盆地与早期裂谷—晚期坳陷的3类盆地最为发育[2,37]。构造演化控制含油气盆地形成、烃源岩与储层等有利沉积相带分布与成藏的全过程[4]，构造—古地理位置不同的沉积盆地，油气富集程度明显不同[29]。

古板块恢复显示，震旦纪—三叠纪，冈瓦纳大陆逐渐拼合完成，其后发生裂解向泛大陆拼合[44]。该时期四川盆地所属扬子地块经历了两个大的构造演化旋回，分别为震旦纪—志留纪构造演化旋回和泥盆纪—中三叠世构造演化旋回[20,44]。震旦纪—志留纪构造演化旋回响应于冈瓦纳大陆的拼合，扬子地块由大洋中的孤立块体逐渐漂移至冈瓦纳大陆北缘，经历了由被动大陆边缘向前陆盆地的转换。在被动大陆边缘及热沉降阶段，被动边缘的不规则性及热沉降的差异性导致扬子地块内部形成“隆坳相间”的构造格局，四川盆地在震旦纪形成“宣汉—开江隆起”[30]和“德阳—安岳台内坳槽”（图6-a）。在陆—陆（弧—陆）碰撞所产生的前陆盆地阶段，再次在扬子地块内部形成“隆坳相间”的构造格局，四川盆地在晚奥陶世—志留纪形成乐山—龙女寺古隆起（图6-b）。泥盆纪—中三叠世构造演化旋回响应于冈瓦纳大陆的裂解，也响应于古特提斯洋的打开与闭合，扬子地块逐渐从冈瓦纳大陆分离，经历了被动大陆边缘向前陆盆地新一轮演化。在二叠纪构造热沉降阶段，由于构造沉降差异在四川盆地内形成北西—南东向“三隆三坳”的古构造格局（图6-c）；在晚三叠世前陆盆地演化阶段形成开江、泸州古隆起，再次形成“隆坳格局”（图6-d）。

因此，孕育于冈瓦纳大陆的拼合与裂解、古特提斯洋打开与闭合的古构造背景，经历了由被动大陆边缘伸展构造体制向前陆盆地挤压构造体制的两期转换，四川盆地形成了震旦纪“德阳—安岳台内坳槽”、二叠纪“开江—梁平海槽”等以伸展为主和晚奥陶世—志留纪“乐山—龙女寺古隆起”、晚三叠世“开江、泸州古隆起”等以挤压为主的多期“隆坳格局”。

2.1.2 “隆坳格局”控制了台内坳槽主力烃源岩的形成与分布

优质烃源岩的发育是海相碳酸盐岩大气田形成必不可少的物质基础[31,45]，海相烃源岩的发育与古气候、古环境和古构造密切相关，盆地“隆坳格局”对烃源岩发育具有明显的控制作用[46]。海相优质烃源岩主要发育于被动大陆边缘背景下的裂谷、克拉通内裂谷、克拉通内坳陷盆地和克拉通边缘坳陷盆地，烃源岩发育最有利的沉积相带为盆地相、斜坡相和台内洼地相[20,29,31]。

四川盆地震旦纪形成的德阳—安岳台内坳槽控制了麦地坪组与筇竹寺组优质烃源岩的形成与分布，该套烃源岩沿台内坳槽北西—南东向分布，受控于震旦纪末期台内坳槽的形成与寒武纪初期海平面的快速上升。晚奥陶世—早志留世，受乐山—龙女寺古隆起形成影响，沿乐山—龙女寺古隆起周缘的前渊深水盆地为富有机质的滞留环境，沉积了龙马溪组黑色页岩。上二叠统龙潭组烃源岩主要沿开江—梁平海槽斜坡、盆地相分布（图1）。

2.1.3 “隆坳格局”控制了台缘礁（丘）滩体与颗粒滩体规模储层的形成与分布

碳酸盐岩优质储层发育受控于原始高能沉积相带与后期建设性成岩作用，高能沉积相带指由古地貌或微古地貌高带所控制的生物礁（丘）与颗粒滩体，后期建设性成岩作用指白云石化作用、岩溶作用与微裂缝等。勘探实践表明四川盆地海相碳酸盐岩大气田最优质储层为生物礁（丘）滩与颗粒滩[23,37-39,47-51]，形成与分布受古地貌高带所控制。四川盆地形成的“隆坳格局”控制了礁滩等有利沉积相带的分布，进而控制了规模储层的形成与分布。台内坳槽周缘的古地貌高带有利于生物礁（丘）和颗粒滩的发育。

震旦纪，四川盆地沿台内坳槽两侧台缘为高能沉积环境，发育叠层石、层纹石等微生物丘滩体，微生物丘滩体后期叠加岩溶作用形成灯影组优质储层（图7）。晚二叠世，受区域伸展作用在四川盆地形成北西—南东向“三隆三坳”的古构造格局，在古地貌高带有利于长兴组高能生物礁、生屑滩体的发育。早三叠世，川北地区继承了晚二叠世的古构造格局，在开江—梁平海槽台地边缘沉积了飞仙关组高能鲕粒滩体，随开江—梁平海槽的逐渐充填演化过程，在斜坡部位也发育厚层鲕粒滩体（图8）。

2.2 古隆起控制高能沉积相带、大面积岩溶储层与古油藏、古气藏的分布

2.2.1 古隆起、古斜坡的（微）古地貌高带控制了高能颗粒滩体的分布

除碳酸盐岩台地边缘的古地貌高带外，碳酸盐岩台内受古隆起、古斜坡控制而形成的（微）古地貌高带控制了台内颗粒滩体的大面积发育。龙王庙组沉积期，四川盆地整体处于西北高、东南低的古斜坡环境，形成了由北西向南东方向倾斜的碳酸盐岩缓坡，龙王庙组在古地貌高带沉积了大面积展布的颗粒滩体。由于碳酸盐岩缓坡坡度小，颗粒滩体宽度大，海平面轻微的升降就可导致滩体作大范围的迁移，形成台内大面积层状展布的颗粒滩储层，垂向上多期次叠置发育[34,50]。

2.2.2 古隆起控制岩溶风化壳储层的大面积分布

古隆起在演化过程中由于长期遭受风化淋滤而形成大型不整合，不整合面之下有利于岩溶风化壳储层的大面积发育[20,26]。震旦纪—中三叠世，四川盆地发育多期大规模的区域抬升运动，在盆地内形成多期大规模古隆起，古隆起控制了不整合面之下大面积岩溶储层的发育。晚奥陶世—志留纪构造运动显著改善了川中龙王庙组储层的储集性能，云南运动使川东石炭系黄龙组储层广泛发育溶蚀孔洞。

2.2.3 古隆起控制古油藏、古气藏的分布

长期发育的古隆起及其斜坡区发育构造、岩性地层圈闭，且处于油气运聚的有利指向区，控制了油气藏的形成与分布[45]。四川盆地晚奥陶世—志留纪构造运动形成的乐山—龙女寺古隆起控制了震旦系—下古生界古油藏、古气藏的分布。乐山—龙女寺古隆起形成于志留纪末，而筇竹寺组的生油高峰在泥盆纪—二叠纪，因此古隆起的分布控制了古油藏的分布，进而控制了古油藏裂解的古气藏分布。石炭纪—晚三叠世构造运动形成的开江古隆起控制了川东石炭系黄龙组气藏的分布。开江古隆起形成于石炭纪末，而龙马溪组烃源岩的生油高峰在中三叠世末，开江古隆起对黄龙组古油藏、古气藏分布有明显的控制作用[24,31]。

2.3 区域性与直接盖层控制大气田的空间分布与富集

四川盆地海相碳酸盐岩地质时代古老，烃源岩热演化程度高，以生气为主，且经历多期构造运动，因此，盖层条件直接决定大气田能否形成。盖层包括区域性盖层和直接盖层两种类型。四川盆地海相碳酸盐岩大气田的盖层以区域性展布的蒸发岩与泥页岩为主，它们主要发育于古构造相对低的地理位置，如台内坳槽与古隆起周缘的斜坡区。

安岳气田灯影组气藏形成的重要因素是筇竹寺组大面积分布泥岩、页岩的有效封堵；安岳气田龙王庙组气藏形成的重要因素是高台组泥岩、梁山组泥岩的良好封堵作用；川东石炭系黄龙组气藏的形成是梁山组泥岩封堵作用结果；川北长兴组—飞仙关组礁滩气藏的形成是嘉陵江组、雷口坡组巨厚蒸发岩的区域性封盖作用与飞仙关组泥岩直接封堵作用的结果。

3 海相碳酸盐岩大气田勘探思路与评价方法

3.1 勘探思路

综上所述表明，盆地“隆坳格局”及其影响的有利沉积相带控制了海相碳酸盐岩大气田形成与分布，据此提出如下勘探思路。

3.1.1 隆坳格局定区带

明确盆地的“隆坳格局”是划分有利沉积相带的基础。“隆坳格局定区带”是指基于露头、钻井、地震资料精细刻画某一地质时期盆地的“隆坳格局”，明确有效烃源岩、有利沉积相带的平面分布，进而优选有利的勘探区带。震旦纪—早寒武世，四川盆地内形成“宣汉—开江隆起”与“德阳—安岳台内坳槽”同期发育的“大隆大坳”的古构造格局。台内坳槽有利于下寒武统优质烃源岩与台缘灯影组高能丘滩体的发育。因此，紧邻台内坳槽的灯影组台缘带是非常有利的勘探区带。

3.1.2 地貌高带找滩体

在优选有利勘探区带宏观展布的基础上，应在古构造、古地貌相对高部位刻画高能颗粒滩体的平面展布。“地貌高带找滩体”指基于地震资料常规、相位属性等刻画礁滩异常体，进一步精细刻画生物礁（丘）或颗粒滩体的平面分布。生物礁（丘）常表现为丘状杂乱反射、厚度增加特征，颗粒滩体常表现为“亮点”反射特征。龙王庙组储层主要为发育于碳酸盐岩缓坡的高能颗粒滩体，受古地貌变化与海平面升降影响，常表现为纵向叠置、平面分带的特征（图9）。

3.1.3 地震预测找储层

高能礁（丘）滩体是优质储层发育的基础，优质储层形成还取决于后期是否经历建设性成岩作用改造，如白云石化作用、岩溶作用等。因此，在明确礁（丘）滩体空间展布的基础上，应进一步明确礁（丘）滩体内部优质储层的空间分布。“地震预测找储层”指在明确储层地震响应的基础上，应用地震反演与属性提取等不同方法与技术进一步刻画优质储层的空间分布，达到进一步缩小勘探靶区的目的。

3.1.4 古今圈闭定目标

在明确有利储层空间分布的基础上，基于烃源岩、储层、盖层等成藏要素综合分析，可以确定钻探目标。“古今圈闭定目标”指应用地球物理资料刻画有利勘探区带的构造、岩性地层或复合圈闭的平面分布与发育规模，并结合储层预测结果、成藏条件分析，优选圈闭确定最终的钻探目标。

3.2 评价方法

决定海相碳酸盐岩大气田形成关键的因素是原始高能沉积相带的分布与规模。海相碳酸盐岩大气田的评价，最重要的是对某一地质时期盆地岩相古地理格局、古地貌高能沉积相带分布与生物礁（丘）、颗粒滩体分布的评价。

3.2.1 井—震—露头综合分析明确盆地岩相古地理格局

评价盆地某一地质历史时期的岩相古地理格局，即对盆地“隆坳格局”的评价，隆起带是原始高能沉积相带分布最有利区域，坳槽带是烃源岩发育最有利区域。首先，需要宏观分析盆地所处的板块构造环境，如伸展还是挤压构造环境，进一步明确主体构造的走向；其次，基于露头、钻井与地震资料系统分析盆地古构造、古地貌分布及宏观沉积相带的展布，即需要明确盆地古隆起、碳酸盐岩台地、台地边缘与台内坳槽的宏观分布；最后，精细厘定古隆起、台地边缘与台内坳槽的展布范围，确定有利的勘探区带。该评价方法关键性成果图件是盆地范围的岩相古地理图。

3.2.2 印模法、残厚法与地震相精细刻画礁（丘）滩体高能相带

原始高能沉积相带指发育于古地貌高带的生物礁（丘）与颗粒滩体，通常在地震剖面上具有明显的外形轮廓，对其评价可进一步缩小勘探靶区。首先，基于岩相古地理图在毗邻坳槽的隆起带刻画生物礁（丘）等台地边缘高能相带的平面分布；其次，在台地边缘刻画颗粒滩体的平面分布；最后，在台内刻画以点礁、台内滩为主的高能沉积相带。刻画高能沉积相带常用的方法包括印模法、残厚法、相位法、层拉平法、亮点法等，成果图件包括古地貌图、沉积相剖面图、层拉平地震剖面图等。

3.2.3 生—储—盖综合评价有利勘探区带与目标

在明确了生物礁（丘）、颗粒滩平面分布的基础上，综合预测有利目标区的平面分布，除要开展储层预测、烃类检测等地震方法外，还需要综合考虑圈闭因素与成藏要素的匹配。储层预测、流体检测等地震方法是指针对地震资料好的区域对储层平面展布与流体情况进行预测；圈闭评价包括对构造圈闭、岩性地层圈闭与复合圈闭的评价，由于礁（丘）滩相储层的岩性地层圈闭、复合圈闭较为发育，因此精细厘定圈闭的边界非常重要。成藏评价包括对源—储配置关系、成藏过程与盖层保存条件等进行评价。该评价方法关键性成果图件包括圈闭平面分布图、储层预测平面图、流体平面分布图等。