根據(jù)低角度前積地震反射特征劃分分流砂壩型淺水三角洲相帶

周 琨

（中國(guó)石化勝利油田分公司物探研究院，山東東營(yíng) 257022）

0 引言

淺水三角洲的概念自1954 年由Fisk 等［1］正式提出以來，經(jīng)過不斷研究以及在勘探實(shí)踐中的不斷發(fā)展日趨完善。20 世紀(jì)80 年代至今，在中國(guó)諸多含油氣盆地內(nèi)均發(fā)現(xiàn)淺水三角洲，前人圍繞其形成機(jī)制、構(gòu)造背景、沉積模式及成藏條件等方面展開了一系列相關(guān)研究［2-8］。與常規(guī)三角洲不同，淺水三角洲沉積具有盆大水淺、構(gòu)造沉降穩(wěn)定、物源供給充足且地形坡度平緩、湖平面升降頻繁等特點(diǎn)［6］。人們從三角洲供源系統(tǒng)［3］、分叉參數(shù)［7］和沉積骨架［8］等多角度研究淺水三角洲，其中根據(jù)不同的沉積骨架將淺水三角洲分為分流砂壩型和分流河道型。

分流砂壩型在平面上多呈朵葉狀、坨狀分布，相對(duì)于分流河道型受湖浪改造作用較大；分流河道型多呈條帶狀分布［9］，河道砂體下切作用較強(qiáng)，形態(tài)隨水流能量改變而呈多樣性［7］。分流砂壩型外前緣亞相發(fā)育范圍較廣，即扇主體多位于枯水期湖平面之下，而分流河道型則與之相反，其內(nèi)前緣亞相更發(fā)育［10］。因此，在垂向上分流砂壩型多呈均質(zhì)韻律或反韻律特征［11］，而分流河道型則呈多期疊置的正韻律特點(diǎn)［12］。

前人主要研究了分流河道型，對(duì)于分流砂壩型多為沉積模式研究。張昌民等［8］、金振奎等［13］通過考察鄱陽(yáng)湖、洞庭湖的現(xiàn)代沉積建立了三角洲沉積模式；尹太舉等［11］利用水槽模擬實(shí)驗(yàn)研究三角洲朵體的發(fā)育過程、展布形態(tài)；吳穹螈等［9］利用開發(fā)井區(qū)的密井網(wǎng)資料精細(xì)刻畫分流砂壩朵體內(nèi)部構(gòu)型單元并建立構(gòu)型模式，為剩余油挖潛提供技術(shù)支持。

目前對(duì)處于勘探階段地區(qū)的分流砂壩型儲(chǔ)層預(yù)測(cè)的實(shí)例較少，針對(duì)少井地區(qū)及淺水三角洲儲(chǔ)層相對(duì)較薄、橫向砂體變化快的特點(diǎn)，主要應(yīng)用地震沉積學(xué)［2，4］、地震屬性融合［14-15］等技術(shù)手段刻畫砂體。本文以準(zhǔn)噶爾盆地腹地盆1 井西凹陷Z6 區(qū)塊侏羅系三工河組儲(chǔ)層為例，在分流砂壩型沉積模式的指導(dǎo)下，利用正演模擬分析儲(chǔ)層地震響應(yīng)特征，通過優(yōu)選地震屬性預(yù)測(cè)分流砂壩展布范圍及淺水三角洲前緣儲(chǔ)層，為下一步勘探指明方向。

1 地質(zhì)概況

1.1 區(qū)域地質(zhì)背景

Z6區(qū)塊位于準(zhǔn)噶爾盆地腹地盆1井西凹陷東側(cè)，北、東分別與石西凸起、莫北凸起相鄰，南部為莫索灣凸起，主要物源來自北東東方向［5］（圖1）。早中侏羅世，準(zhǔn)噶爾盆地在晚三疊世形成的大型坳陷湖盆背景上繼續(xù)沉積，進(jìn)入斷陷—伸展階段［16］，盆地整體處于緩慢沉降狀態(tài)，構(gòu)造活動(dòng)穩(wěn)定［10］；位于盆地中央的凹陷湖盆邊緣斜坡帶地形平緩，氣候濕潤(rùn)、物源充足，廣泛發(fā)育淺水三角洲沉積體系［5］。

圖1 準(zhǔn)噶爾盆地Z6 區(qū)塊位置

Z6 區(qū)塊下侏羅統(tǒng)三工河組（J1s）自下而上分為一段（J1s1）、二段（J1s2）和三段（J1s3）。J1s2又細(xì)分為上（J1s22）、下（J1s21）亞段，J1s21主要發(fā)育厚層塊狀中粗砂巖，J1s22底部發(fā)育一套厚約8～25 m 的粉細(xì)砂巖。根據(jù)前人研究成果［17］，J1s 分為2 個(gè)三級(jí)層序以及5 個(gè)體系域（圖2）。三級(jí)層序界面位于J1s21厚層砂巖頂部，在野外露頭和鉆井巖心上均能看到明顯的風(fēng)化殼及沖刷面特征［18］。界面之下隨著可容空間與沉積物供給量比值（A/S）減小，砂體厚度逐漸增大； 界面之上A/S 值逐步增大，砂體向上減薄，最終沉積厚層泥巖。每一期體系域分界面GR 曲線均呈較明顯的突變特征，水進(jìn)域向高位域轉(zhuǎn)換的湖泛面附近發(fā)育穩(wěn)定的泥巖沉積。

J1s22的砂巖儲(chǔ)層與J1s3的厚層泥巖共同構(gòu)成了準(zhǔn)噶爾盆地腹地重要的儲(chǔ)蓋組合之一［17］，是油氣運(yùn)聚的主要場(chǎng)所，也是本次研究的目標(biāo)儲(chǔ)層。

1.2 儲(chǔ)層預(yù)測(cè)難點(diǎn)

目前Z6 區(qū)塊儲(chǔ)層預(yù)測(cè)主要存在以下難點(diǎn)：①鉆井分布不均，多集中在東側(cè)，難以分析西側(cè)砂體發(fā)育范圍及有利沉積相帶展布特征；②目標(biāo)儲(chǔ)層砂泥巖構(gòu)成復(fù)雜，既有厚層塊狀砂體，也有薄層單砂體及砂泥巖互層，砂體厚度局部變化較大，難以準(zhǔn)確刻畫砂體邊界；③部分井區(qū)砂、泥巖波阻抗特征相近，單憑地震反射振幅特征難以區(qū)分，應(yīng)用常規(guī)疊后地震反演等技術(shù)無法有效預(yù)測(cè)儲(chǔ)層展布范圍。

本文借助三維地震及鉆井資料，結(jié)合前人的淺水三角洲沉積特征研究成果，建立適合Z6 區(qū)塊的沉積模式和正演模型，通過砂體地震響應(yīng)特征分析、地震屬性優(yōu)選，預(yù)測(cè)有利儲(chǔ)層展布范圍。

2 淺水三角洲沉積模式

2.1 沉積微相特征

根據(jù)前人對(duì)現(xiàn)代三角洲沉積模式的研究［8，13］，認(rèn)為較低的可容納空間、較大的砂體沉積速率以及不穩(wěn)定的沉積物供給通道是分流砂壩型淺水三角洲形成的基本條件。三角洲前緣亞相主要包括分流砂壩、分流間灣、廢棄河道及席狀砂等微相（圖3）。分流砂壩在平面上多呈朵狀、坨狀，剖面上呈“底平頂凸”形態(tài)，壩體中間厚、四周薄。分流砂壩之間一般以分流間灣泥巖互相分割，多是與砂體同時(shí)期沉積的產(chǎn)物。河道沉積會(huì)因分流作用而弱化，并伴隨著水動(dòng)力條件的減弱在后期廢棄，即在沉積后期細(xì)粒沉積物會(huì)在局部地區(qū)就地卸載，形成以砂質(zhì)泥巖為主的廢棄河道。受水進(jìn)期湖浪作用影響，一部分砂壩會(huì)在后期被改造成連片發(fā)育的薄層席狀砂，以粉砂巖、泥質(zhì)粉砂巖為主。

圖3 淺水三角洲沉積微相分布示意圖［8］

2.2 巖心、測(cè)井相、地震反射特征

Z6區(qū)塊在J1s沉積期構(gòu)造背景穩(wěn)定，地勢(shì)平緩、湖盆寬廣，為近物源沉積環(huán)境且沉積物供給充足，湖平面升降頻繁，具備發(fā)育淺水三角洲的基本條件。在盆大水淺的沉積背景下，即便是小幅度的湖平面升降也會(huì)導(dǎo)致較大的水域面積變化，伴隨著長(zhǎng)距離湖岸線遷移，供給水道改道頻繁，難以穩(wěn)定發(fā)育。因此沉積區(qū)的地貌被反復(fù)改造，砂體前積或側(cè)積遷移，呈朵體形態(tài)疊置。因此，淺水三角洲在巖心、測(cè)井相、地震反射特征等方面有別于常規(guī)三角洲。

由Z6 區(qū)塊的巖心照片可以識(shí)別楔狀交錯(cuò)層理（圖4a）和沖刷面、泥礫定向排列（圖4b）等沉積構(gòu)造。粒度累積概率曲線也呈以跳躍組分和懸浮組分為主的兩段式（圖5）［19］，反映了強(qiáng)水動(dòng)力條件的牽引流沉積特征［3］；植物碳屑和泥巖碎屑代表淺而動(dòng)蕩的湖水環(huán)境。測(cè)井曲線形態(tài)多呈齒化箱型的均質(zhì)韻律，部分井J1s22底部可見向上變粗的反旋回粒序特征（圖6），反映砂體內(nèi)部被多次沖刷改造；“鐘形”的正韻律（分流河道）沉積不發(fā)育［9，11］。在以西山窯組（J2x）煤系地層為標(biāo)準(zhǔn)層拉平的地震剖面（圖7）上，目的層呈亞平行、不連續(xù)反射結(jié)構(gòu)的低角度前積地震反射特征，這種隱性前積現(xiàn)象是淺水三角洲典型的地震沉積學(xué)特征［4］。

圖4 Z6 區(qū)塊J1s22巖心沉積構(gòu)造

圖5 M17 及QS1 井J1s22粒度累積概率曲線［19］

圖6 Z6 井J1s22垂向相序（均值韻律與反韻律疊加）

圖7 J1s22低角度前積地震反射特征（J2x 煤層拉平）

2.3 沉積模式

結(jié)合Z6 區(qū)塊鉆井資料、地震反射特征及現(xiàn)代沉積的研究成果，認(rèn)為該區(qū)發(fā)育典型的分流砂壩型淺水三角洲。分流砂壩是淺水三角洲的沉積骨架，在沉積區(qū)內(nèi)多呈疊覆式連片分布；砂壩會(huì)在一定區(qū)域內(nèi)尖滅，不同位置的砂壩沉積厚度一定程度上受沉積時(shí)古地形影響；分流河道下切作用較弱，主要為供源通道。最終呈現(xiàn)以分流砂壩為優(yōu)勢(shì)儲(chǔ)層、分流間灣為分流砂壩的間隔、分流河道廢棄充填的沉積特征。

3 有利儲(chǔ)層展布范圍預(yù)測(cè)

3.1 儲(chǔ)層巖石物理特征及地震響應(yīng)特征

本文依據(jù)現(xiàn)有的沉積模式作為指導(dǎo)，首先研究目標(biāo)儲(chǔ)層測(cè)井巖石物理特征、地震響應(yīng)特征。

利用Z6 區(qū)塊已有的19 口井?dāng)?shù)據(jù)精細(xì)對(duì)比地層，并分層段統(tǒng)計(jì)巖石物理參數(shù)。該區(qū)J1s21由平均厚度約為80 m 的厚層高速砂巖與頂部厚度為5～14 m 的高位域向低位域轉(zhuǎn)換期的低速泥巖組成；J1s22由平均厚度約為20 m 的分流砂壩砂巖復(fù)合體與頂部厚度約為30 m 的水進(jìn)域低速砂質(zhì)泥巖段組成。J1s3整體由高位域高速泥巖組成，厚度約為95～110 m；J1s3底部是一套厚度為3～5 m 的水進(jìn)域向高位域轉(zhuǎn)換期的湖泛面泥巖段，速度和密度呈異常低值特征，且在全區(qū)分布穩(wěn)定，是識(shí)別J1s3和J1s2的重要標(biāo)志（圖8左）。

圖8 單井巖石物理特征分析（左）及J1s 巖性組合正演波形拆分（右）

鉆井聲波和密度數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)以及合成記錄井震標(biāo)定結(jié)果表明，J1s22整體呈“2 波峰+1 波谷”地震反射特征，而砂巖儲(chǔ)層主要對(duì)應(yīng)雙軸反射內(nèi)部的波谷區(qū)域。通過J1s3、J1s2巖性組合正演波形拆分可見，受J1s3底部極低速泥巖和J1s22砂泥巖組合的調(diào)諧效應(yīng)的影響，目標(biāo)砂體部分呈波谷反射特征（圖8 右）。此外，Z6 區(qū)塊的分流砂壩砂巖與分流間灣泥巖的巖石物理特征基本相近（圖9），與上覆水進(jìn)期泥巖組成的“泥+砂”或“泥+泥”巖性組合在地震剖面上均呈強(qiáng)波谷地震響應(yīng)特征（圖10）。該區(qū)塊砂、泥巖波阻抗值相近的特點(diǎn)也難以應(yīng)用疊后地震反演等技術(shù)，因此嘗試根據(jù)分流砂壩的前積及側(cè)積地震反射特征預(yù)測(cè)儲(chǔ)層。

圖9 J1s22不同巖性速度—密度交會(huì)圖

圖10 不同巖性的巖石物理特征

3.2 正演模擬分析

本文主要采用褶積正演模擬方法［20］，并使用雷克子波作為震源。在模型建立過程中，J1s3的高速厚層泥巖、底部的極低速泥巖以及J1s21的厚層砂巖的厚度和速度都非常穩(wěn)定，而J1s22的砂巖厚度和速度、J1s21頂部的泥巖厚度變化非常大。因此將J1s21頂部的泥巖段和整個(gè)目的層J1s22合并建模，綜合考慮J1s22的砂巖和泥巖速度并統(tǒng)一賦值（砂巖速度取值4500 m/s，泥巖速度取值4200 m/s），取地震主頻為40 Hz，重點(diǎn)模擬砂體厚度及形態(tài)變化對(duì)地震反射特征的影響，包括砂體尖滅、疊置、前積等。最終通過反復(fù)調(diào)整砂泥巖組合，得到的正演結(jié)果與地質(zhì)模型及實(shí)際地震剖面較吻合（圖11）。

圖11 順物源（左）及垂直物源（右）方向的地質(zhì)模型、地震剖面及正演結(jié)果

由正演結(jié)果可見：?jiǎn)紊绑w儲(chǔ)層厚度越大，振幅越大；厚層泥巖與疊置砂巖振幅基本相近，難以區(qū)分；在分流砂壩前積或側(cè)積尖滅處出現(xiàn)地震波形突變或同相軸中斷，在靠近J1s22底部、砂體下超尖滅處尤為明顯；分流間灣泥巖一般發(fā)育在分流砂壩側(cè)緣，其低速泥巖與下伏薄層砂巖及上覆高速泥巖疊加，使目的層J1s22頻率增大。

3.3 地震屬性分析

根據(jù)Z6 區(qū)塊目的層及其上、下界面地震反射特征，廣泛提取振幅類、頻譜類和“三瞬”類屬性，篩選具有明確地質(zhì)意義的地震屬性，同時(shí)借助鉆井巖性數(shù)據(jù)，優(yōu)選可表征沉積模式的地震屬性。分析認(rèn)為，均方根振幅、弧長(zhǎng)、瞬時(shí)相位和瞬時(shí)頻率等屬性能更好地反映J1s22的地質(zhì)特征。

均方根振幅（圖12a）與砂巖厚度之間的相關(guān)性較強(qiáng)，尤其是較大振幅對(duì)應(yīng)厚層砂巖，適用于分辨波阻抗差值較大的地質(zhì)體［21-23］；弧長(zhǎng)（圖12b）屬于頻譜類屬性［21］，主要適用于區(qū)分振幅特征相同、頻率有差別的地層，可以有效區(qū)分富砂或富泥的情況。上述兩種屬性的平面特征相似：在砂巖儲(chǔ)層較厚的位置（QS201井、Z6 井附近），振幅和弧長(zhǎng)屬性值均偏大；對(duì)于薄層砂體（QS1 井、QS8 井）分辨不清，也無法準(zhǔn)確區(qū)分厚層低速泥巖（QS3井）和砂巖，僅能指示有利相帶的大致區(qū)域。

圖12 Z6 區(qū)塊J1s22均方根振幅（a）、弧長(zhǎng)（b）、瞬時(shí)相位（c）及瞬時(shí)頻率（d）屬性

瞬時(shí)相位（圖12c）反映了地震波穿過不同巖性地質(zhì)體時(shí)引起的相位變化特征，是度量同相軸連續(xù)性的參數(shù)，有利于判別砂體尖滅、河道、斷層等地層不連續(xù)的地質(zhì)現(xiàn)象［24］。瞬時(shí)相位不受地震振幅的影響，適用于砂泥巖反射能量相近的情況［25］。由圖12c 可見，分流砂壩前積或側(cè)積造成的地震波形變化呈明顯的“斷崖式”瞬時(shí)相位特征，即高相位值（紅色，QS1 井、QS201 井）與低相位值（藍(lán)綠色，QS3 井）突變形成的邊界（圖12c 紅色箭頭處）——砂泥巖邊界，非常清楚地刻畫了分流砂壩邊界。

瞬時(shí)頻率（圖12d）是瞬時(shí)相位對(duì)時(shí)間的偏導(dǎo)數(shù)，可指示地層巖性變化，一般認(rèn)為其突變值指示砂體尖滅或油水界面［25］。由正演結(jié)果可見間灣泥巖與壩砂交界處的頻率發(fā)生了明顯變化（圖11），在圖12d 中更明顯，即低頻砂巖（棕黃色）與高頻泥巖（深藍(lán)色）的邊界線較明確，尤其在Z6 區(qū)塊北部（圖12d 的紅色箭頭處），更清晰地刻畫了分流間灣邊界。

3.4 沉積相帶劃分及砂體預(yù)測(cè)結(jié)果

正演模擬和地震屬性分析結(jié)果表明，在Z6 區(qū)塊均方根振幅（圖12a）、弧長(zhǎng)（圖12b）屬性可以指示厚層砂巖發(fā)育區(qū)域，瞬時(shí)相位（圖12c）、瞬時(shí)頻率（圖12d）屬性可以刻畫砂泥巖邊界。因此根據(jù)圖12，可以刻畫該區(qū)沉積相帶展布范圍，并描述有利儲(chǔ)層的邊界形態(tài)。

圖13 為Z6 區(qū)塊J1s22沉積微相圖。由圖可見：總體上，分流砂壩砂體在全區(qū)均有分布，呈條狀、朵葉狀、坨狀展布；分流砂壩之間以分流間灣相隔；分流河道作為沉積背景以砂質(zhì)泥巖、泥巖充填特征為主，與分流間灣難以區(qū)分。具體表現(xiàn)為：靠近物源方向，砂體受分流河道控制較明顯，呈條狀特征（①、②）；靠近湖中心位置，砂體受湖浪改造作用更明顯，呈坨狀、朵葉狀（③、④）。預(yù)測(cè)的儲(chǔ)層展布范圍與鉆井資料揭示的砂泥巖發(fā)育情況吻合較好，說明在少井情況下，通過分析有效的地震屬性可合理地刻畫分流砂壩型淺水三角洲砂體邊界。

圖13 Z6 區(qū)塊J1s22沉積微相圖

4 結(jié)論

（1）低角度前積或側(cè)積對(duì)于下伏地層地震波形的影響是判斷砂體邊界的關(guān)鍵，適用于劃分分流砂壩型淺水三角洲沉積相帶，對(duì)勘探階段預(yù)測(cè)有利儲(chǔ)層的延展范圍尤為關(guān)鍵。

（2）相較于傳統(tǒng)的振幅類屬性，瞬時(shí)相位和瞬時(shí)頻率屬性更清晰地刻畫了Z6 區(qū)塊分流砂壩和分流間灣邊界，尤其是瞬時(shí)相位屬性不受振幅影響，對(duì)于巖性尖滅等地質(zhì)體的相位變化也十分敏感。

（3）在沉積模式的指導(dǎo)下，利用地震屬性分析預(yù)測(cè)的分流砂壩砂體展布范圍與鉆井資料揭示的砂、泥巖發(fā)育情況吻合較好，說明在少井情況下，通過分析有效的地震屬性可合理地刻畫分流砂壩型淺水三角洲砂體邊界。