砂岩成岩相地震预测——以松辽盆地齐家凹陷青山口组为例

曾洪流，朱筱敏，朱如凯，张庆石

（1.Bureau of Economic Geology, Jackson School of Geosciences, The University of Texas at Austin；2.中国石油大学（北京）；3.中国石油勘探开发研究院；4.大庆油田有限责任公司勘探开发研究院）

0 引言

储集层成岩相是影响油气储集层质量的一个重要因素，多年来国内外对成岩相的研究主要局限于岩心和镜下薄片研究，很少有人将地震资料直接用于描述和预测成岩相。理论上，只要某特定成岩作用对成岩相单元岩体的声学特性有显著影响，就可利用地震信息预测该成岩相。例如，碎屑岩沉积盆地中砂岩储集层普遍受到碳酸盐（方解石、白云石等）胶结作用的改造，砂岩孔隙中碳酸盐胶结物所占比例差异会导致岩石地震波速度、密度的差异，如果碳酸盐胶结物与其他胶结物的地震波速度、密度差别较大，且碳酸盐胶结物所占比例较大，其地震波速度、密度与围岩相比可能会有比较明显的差异。例如，方解石（基质为主）胶结物的纵波速度（vp）为6.53 km/s，密度（ρb）为 2.71 g/cm3，波阻抗（Z）为 1.77×106g/（cm2·s），其与泥质（各种黏土成岩矿物组成的胶结物，包括基质和微孔隙，vp=4.00 km/s，ρb=2.50 g/cm3，Z=1×106g/（cm2·s））之间波阻抗相差较大（达44%），地震检测应当相对容易。利用地震资料描述和预测成岩相的主要挑战在于建立岩心成岩相与可检测的地震属性之间的联系，及用地震资料划分成岩相单元并识别成岩相。

Dutta等人首次试图将砂岩中的钙质胶结物含量与砂岩声波波阻抗联系起来，并讨论了胶结物矿物成分、胶结物含量、泥质含量、粒度、胶结层位、层序地层界面等对波阻抗的影响，但作者未能将井和模型分析的结果与实际地震资料的解释结果联系起来并付诸实践[1]。笔者基于松辽盆地齐家凹陷白垩系青山口组陆相砂岩大量取心及实验室岩矿分析资料，以及相对高质量的三维地震数据，尝试通过岩心分析确立其成岩相和成岩序列，用测井曲线建立主要成岩相与地震参数之间的联系，划分其地震沉积学和成岩相单元，最终利用地震资料预测成岩相。

受地震资料分辨率的限制，常规地震地层学作图手段（如地震层序划分和剖面地震相分析）无法达到地震成岩相分析要求的精度，目前唯一能从常规叠后地震资料提取相对高分辨率（单个同相轴成像，10 m以下薄层检测效果）地震地质图像的解释工具是地震沉积学。地震岩性学和地震地貌学是地震沉积学的两个组成部分，用地震岩性学方法将三维地震数据体转化为测井岩性数据体，在该岩性数据体中，使测井岩性曲线（如自然伽马和自然电位）在一个小的允许误差范围内尽量符合井旁地震道，以保证测井资料与地震数据在储集层尺度的最佳拟合；运用地震地貌学可以以地层切片为载体将地震数据进一步转换为含有岩性标记的沉积相和成岩相平面图。因此，地震岩性体的建立和地层切片的制作是目前砂岩成岩相地震成像的基本条件[2-5]。

1 高精度层序格架与成岩相单元关系

松辽盆地白垩系泉头组—嫩江组发育典型大型坳陷型陆相湖盆沉积[6-7]，齐家凹陷位于松辽盆地西北部（见图1），西、北面与盆地斜坡连接，东部与大庆长垣毗邻，本次研究目的层段青山口组厚400～500 m，地层层序的划分沿用前期地震沉积学的成果[8]。遵循层序地层学原则，主要依据沉积层序中的最大洪泛面确立钻井-地震地层格架。在三维地震体中追踪了青山口组4个比较连续的地震层位（见图2），这些层位大多对应于最大洪泛面，具有等时地层意义。根据测井曲线层序地层分析和地震相特征分析，进一步在青山口组划分了3个三级层序和6个四级层序。依据自然伽马、自然电位曲线旋回特征和地震同相轴趋势可进一步追踪五级层序，但地震剖面上的五级层序边界解释受地震资料分辨率限制，不能保证等时，仅有象征意义，地层切片反映五级层序最具地质意义。

图1 松辽盆地齐家地区位置及三维地震测网分布图[8]

图2 松辽盆地齐家地区连井地震剖面A—Aʹ的井-震对比和青山口组层序划分[8]

青山口组三维地震资料的主频约为50 Hz，对应的调谐厚度（地震分辨率极限）为10 ms，对于纵波速度为4 000 m/s的砂岩，对应厚度为20 m，这个厚度限定了本区地震地层研究的最小作图单元。由于五级层序（中、短期基准面旋回）的平均厚度约为10～50 m，与最小作图单元厚度大致相当，因此，地震同相轴与五级层序（G11—G42）对应关系良好。每个五级层序平均包括两个地震同相轴，图 2下部红色同相轴大致对应基准面上升半旋回，上部黑色同相轴大致对应基准面下降半旋回。

Taylor等人观察野外露头发现，砂岩中碳酸盐胶结物的分布与沉积环境和地层结构有关[9]。松辽盆地白垩系各种砂岩成岩相的母体均为湖相砂岩，由于湖相砂体的分布受湖盆沉积体系的控制，影响砂岩成岩作用的一些因素如砂质颗粒成分、大小、分选及泥质含量、孔隙水矿化度等，均与沉积环境有关。因此，成岩相单元与沉积相单元之间具有内在联系。为研究方便，本文假设主要成岩相单元和沉积相单元大致相同，则成岩相单元的地震划分与地震沉积相划分一致。由此推论，在利用地震资料研究成岩相时，20 m不仅是地层研究的最小作图单元，也是成岩相作图的最小单元。当然，成岩相的实际厚度与检测率极限有关，笔者甚至可在一定条件下检测到厚度为3～4 m的成岩相。

2 钙质胶结和泥质胶结砂岩成岩相

根据大量岩心、铸体薄片、普通岩石薄片及扫描电镜资料分析，齐家凹陷青山口组储集层主要为方解石胶结或泥质胶结细长石细砂岩（见图 3、图 4），少量为介形虫屑灰岩。砂岩中长石含量 36%～46%，石英含量36%～53%，岩屑含量12%～24%，岩屑类型主要为火山岩屑。岩石颗粒粒径约0.02～0.16 mm，分选中等—好，磨圆以次圆状为主；表现为较高成分成熟度、中等结构成熟度的岩石学特征。部分岩石组分中含较多的介形虫碎屑和碳酸盐胶结物。

由于胶结和压实作用，青山口组砂岩固结致密，颗粒呈点—线接触（见图 3a、图 4a），见石英次生加大，孔隙为原生粒间孔、粒间-粒内孔的混合类型，碳酸盐胶结物为含铁方解石和白云石（见图3a），黏土矿物以伊蒙混层为主，并发育伊利石和绿泥石胶结物（见图4b），以上特征表明青山口组处于中成岩阶段早期。砂岩储集层经历了压实、方解石胶结、长石和少量方解石胶结物溶蚀等一系列成岩过程，构成的成岩序列为：早期压实—方解石胶结—长石溶蚀—方解石交代石英颗粒，偶见压溶作用等。

图3 古933井2 145.8 m方解石胶结细粒岩屑长石砂岩照片

在各种成岩作用中，对储集层质量影响最大的成岩作用是方解石胶结，其发育程度（含量）直接影响孔隙度大小和渗透性。高方解石胶结（绝对含量大于10%）砂岩（见图3）的粒间孔大多已被堵死，孔隙度很低，扫描电镜下几乎看不到任何粒间孔（见图3b）；对比之下，低方解石胶结（绝对含量小于 10%）砂岩（见图4）的粒间孔保留较好，孔隙度较高，扫描电镜下粒间孔部分保留，有少量针状伊利石和叶片状绿泥石充填（见图4b）。从成岩相角度出发，高方解石胶结砂岩属钙质砂岩，含大量方解石胶结物，因此可将“钙质砂岩”命名为方解石胶结砂岩相；类似地，高孔隙、低方解石胶结砂岩一般有适量泥质矿物存在，故将低方解石含量砂岩命名为泥质胶结砂岩相。以下主要讨论这两种成岩相的地震定性判别问题。

3 方解石胶结砂岩相和泥质胶结砂岩相的地震判别依据

图4 金56井1 658.5 m泥质胶结细粒岩屑长石砂岩照片

成岩相的地震判别依据来源于对连续取心井段岩心样品的镜下分析和实验室测定资料的系统解剖。如在齐家凹陷金44井中，砂岩岩心薄片观察测定的钙质胶结物（方解石）含量与岩心实测孔隙度（有效孔隙度）存在线性关系（见图5）：当孔隙胶结物中方解石相对含量从0增加到40%左右时，孔隙度从16%左右降低到小于4%。因此孔隙胶结物中方解石的比例直接影响砂岩储集层质量，方解石含量越高，储集层质量越差。孔隙胶结物中方解石相对含量与泥质相对含量也有一定关系（见图 5、图 6）。岩心薄片统计的泥质胶结物（伊利石、伊蒙混层、绿泥石等）相对含量为2%～20%，其对应的方解石相对含量为0～45%。整体而言，砂岩胶结物中泥质含量适度增加将导致方解石含量降低（见图6），或储集层质量变好（孔隙度增高，见图 5）。换言之，由于沉积水动力作用，砂粒之间可有少量泥质存在的相带（如河道充填砂体）后期方解石胶结弱，孔隙保存较好；泥质含量较少的沉积相带，如沿岸砂坝、三角洲前缘席状砂等，可导致后期方解石强胶结，对砂岩成岩后孔隙保存不利。

图5 岩心薄片测定的钙质胶结物（方解石）含量与岩心实测孔隙度之间关系

图6 薄片测定的孔隙胶结物中方解石相对含量与泥质相对含量的关系

进一步分析表明，青山口组砂岩方解石含量与其波阻抗和密度均呈线性正相关关系（见图7，由于用声波速度曲线代替实验室测定岩样速度，增加了误差，图上显示的相关度可能与实际情况有偏差）。根据这个关系，10%的方解石含量变化将导致约0.02～0.03的反射系数变化，足以产生可检测的地震信号。如果再加入岩性的影响，就可讨论用波阻抗预测成岩相的可能性。图 8为利用测井曲线计算的不同岩性波阻抗、有效孔隙度和泥质含量之间的关系，图中 4种主要岩性的物性分区比较清楚：泥岩和其他岩类的区分主要考虑泥质含量；泥质胶结砂岩与方解石胶结砂岩、灰岩的区别表现在有效孔隙度；方解石胶结砂岩与灰岩的差别是方解石含量。半深湖泥岩与方解石胶结砂岩用波阻抗很容易判别；泥质胶结砂岩波阻抗整体比方解石胶结砂岩低，通常情况下应当可以分辨；但滨浅湖泥岩与泥质胶结砂岩波阻抗相近，容易造成混淆，在解释中需要综合考虑其他因素（如地层切片上解释的沉积特征的差别）。

图7 青山口组砂岩方解石含量与密度和波阻抗关系

图8 4种主要岩性波阻抗、有效孔隙度和泥质相对含量分布特征

4 90°相位地震振幅的相对波阻抗含义

利用地震资料进行高分辨率地震成岩相分析，最好首先将一个三维地震数据体转化为一个地层岩性数据体。在这种地层岩性数据体上进行地层切片，可以将物理意义上的地震属性转换为含有岩性标记的高分辨率沉积相和成岩相平面图。在目前技术条件下，实现常规地震资料岩性标定的最经济有效的方法是地震道 90°相位化[10-11]。90°相位子波将地震响应的主波瓣最大振幅点移至薄层中间点，此时的地震响应对应薄层中点，而不是对应薄层的顶或底面，这使主要地震同相轴对应于地质上定义的储集层单元，如砂岩层。这样在0～1个波长范围内，地震极性可与岩性相对应。虽然当地层厚度小于四分之一波长时并不非常准确，但地层的顶底面可以被确定在振幅过零点上。当将这些改进应用于实际资料时，地震同相轴和薄地层岩性单元之间将建立一一对应关系，将使沉积岩性的地震解释工作，如区分砂岩和泥岩，变得更容易[4]，而这些解释上的优点在零相位资料和其他相位资料中并不存在。另外，地震资料的岩性转换也可通过地震反演技术、地震属性分析和时频分析技术实现。

当地层中的岩性类型比较复杂，尤其还要考虑成岩变化时，对地震属性的岩性标定将是一个复杂过程。从金44井自然电位和声波速度曲线分析情况看（见图9），青山口组的岩性-速度关系相当复杂，如泥岩包括青一段低速半深湖泥岩及青二、三段的高速浅湖—滨浅湖泥岩，速度差别较大，砂岩包括相对低速的泥质胶结砂岩及相对高速的方解石胶结砂岩，方解石胶结砂岩速度低于但接近灰岩，而且，岩性-速度（波阻抗）分布还与深度有一定关系，并明显受到层序发育的影响。在这种情况下，用剖面上90°相位地震振幅直接判断岩性和成岩相会有较高的多解性，但至少能看到90°相位地震数据体与相对地震波阻抗的密切联系。如在金44井连井地震剖面上（见图10），虽然自然电位和自然伽马曲线显示砂、泥岩在剖面上的分布与地震同相轴关系不是很密切，但按同相轴平均的测井速度曲线却与地震同相轴极性有很好的对比关系，表现为相对高波阻抗同相轴（红色正极性）指示测井高速层，而相对低波阻抗同相轴（黑色负极性）指示测井低速层，这种对应关系为用地震相对波阻抗检测方解石胶结砂岩相和泥质胶结砂岩相提供了基础。

为减少成岩相地震预测的多解性，应当采用地层切片，而不是地震剖面作为解释平台[12]。平均速度与地震同相轴极性的吻合（见图 10）说明地震反射极性和平均振幅主要反映沉积层序（湖水进退或体系域迁移）的旋回性，而不是沉积体系内部的岩性岩相变化。使用地层切片可以很方便地消除这种系统误差，即忽略振幅在剖面上的绝对变化，只观察其在平面（切片）上的相对变化。此外，使用地层切片可以充分利用振幅形态显示的地震地貌学特征，从而在振幅（波阻抗）相近的情况下，根据相带的差别解释岩性和成岩相，以降低解释的不确定性。

5 青山口组地震成岩相分析

成岩相的地震判别应当在地震沉积相解释的基础上进行，因为：①假定主要成岩相单元与沉积相单元大致一致，成岩相的分布与沉积相的分布有内在联系，预测沉积相有助于预测成岩相；②某些成岩相容易与波阻抗相近的其他成岩相或岩相混淆，在沉积相背景下判断成岩相应当能有效地减小误差。

图9 金44井主要岩性和砂岩成岩相的测井曲线解释

图10 金44井过井90°相位地震剖面[8]

图11 是取自青山口组高频层序G31下部的振幅地层切片。由于采用黑白色标，大量河道状低（负）振幅异常体清晰可见，但其他形态的地震地貌单元不易判别。同一地层切片采用光谱色标（见图 12）改善了多种非河道型地震地貌的识别，包括沿河道边缘分布的不规则窄带状相对低振幅带，河道前端的叶状（朵状）相对低振幅体，与河道大致呈90°交角的相对低振幅带和相对高振幅带，以及分布在河道区前端的席状和不规则形状的相对低振幅带和相对高振幅带。根据相对振幅与相对波阻抗的对应关系（见图10），可以解释与各地貌单元对应的岩性。河道内最可能充填砂岩；河道边缘、叶状体和带状体可能为砂岩、粉砂岩或泥岩；席状体则可能为泥岩（低振幅、低电阻率）或介形灰岩（高振幅、高电阻率）。综合上述分析，研究区地震沉积学作图单元可解释为湖相浅水三角洲沉积体系（见图13），来自东北（大庆长垣）方向物源的大量砂泥沉积物经分流河道搬运进入浅水湖盆，砂质沉积物主要沉积在河道，河口坝沉积物一部分堆积形成叶状体，一部分则经波浪和沿岸流作用改造，形成三角洲前缘席状砂体。三角洲发育经历了多个前积期，岸线逐渐向前迁移，形成的三角洲前缘席状砂体多呈与分流河道正交的条带状。

图11 代表高频层序G31下部低位体系域的振幅地层切片（黑白色标）

图12 代表高频层序G31下部低位体系域的振幅地层切片（光谱色标）

图13 由图12 解释的G31下部低位期浅水三角洲沉积相图

成岩相地震判别的主要依据是砂岩中方解石胶结物含量与波阻抗的关系（见图7）。泥质胶结砂岩相（方解石绝对含量小于 10%）波阻抗较小（一般小于1.15×106g/（cm2·s），见图8），在地层切片上振幅偏低；相反，方解石胶结砂岩相（方解石绝对含量大于10%）波阻抗较大（一般大于 1.15×106g/（cm2·s），见图 8），在地层切片上振幅偏高。其他岩性的存在对两种成岩相的地震判别也会有一定干扰，高波阻抗灰岩的反射振幅偏强，与方解石胶结砂岩相类似，不易区分，但它们同属非储集层相，在应用上没有区分必要。滨浅湖泥岩与泥质胶结砂岩相波阻抗类似，解释时容易混淆，只有在沉积相带清楚时才有可能分开。按照这些标准，可将地震沉积相图（见图 13）转换成成岩相图（见图14）：分流河道发育泥质胶结砂岩相；分流河道边缘、三角洲前缘朵状体及低幅/低阻三角洲前缘席状砂体均发育泥质胶结砂岩相（也可能外缘混有泥岩），而高幅/高阻三角洲前缘席状砂体应对应方解石胶结砂岩相。最后，根据相带位置可划分席状相，再根据振幅和相对波阻抗大小将它们细分为浅湖泥岩沉积区和介形滩灰岩沉积区。现有井的测井曲线可用于标定成岩相图的解释成果，如三角洲前缘席状砂体中的方解石胶结砂岩相在井中对应于高声波速度层，而在所有钻遇泥质胶结砂岩相的井中，声波速度都明显降低，笔者总结的高频层序G31下部各相带的地震地貌学特征、振幅和波阻抗特征、岩性和沉积相解释以及对应的地震成岩相分析结论如表1所示。

图14 G31下部低位体系域地震成岩相图

从地震成岩相分析可以看出，齐家凹陷青山口组的主要有利油气储集层是分流河道泥质胶结砂岩。河道砂体沉积时未经过充分淘洗，颗粒之间含有一定量泥质。这些泥质对埋藏后成岩作用过程中阻碍方解石胶结、保存原生粒间孔隙起到了重要作用。当然，也有一部分河道砂体最终还是被方解石胶结，波阻抗增加，可能已经失去了河道地震振幅特征（比较图13沉积相图中解释的河道与图12在地层切片上实际识别的河道）。分流河道边缘、三角洲前缘朵状体及低幅/低阻三角洲前缘席状砂体的泥质胶结砂岩、粉砂岩也有一定勘探潜力。分流河道相泥质胶结砂岩应当是今后齐家凹陷岩性地层圈闭钻探的主要目标。

表1 G31下部低位体系域地震沉积学和地震成岩相特征

砂岩成岩相地震检测研究刚刚开始，还有许多问题需要探讨，如：判断波阻抗相近的不同成岩相时存在多解性，需根据不同情况寻找对成岩相更加敏感的地震属性；对地层单元和成岩单元、沉积相和成岩相关系的了解还很肤浅；地震相和成岩相的标定是定性的，还有一定随意性等等，仅凭一个研究实例还很难解决这些问题。

6 结论

用地震资料划分地层和成岩相单元、建立岩心成岩相与地震属性的联系以及寻找有效的地震成岩相成图方法，是地震成岩相研究的 3个关键步骤。在松辽盆地齐家凹陷青山口组砂泥岩层段通过高分辨率井-震层序对比和地层切片的制作，建立了储集层尺度（20 m，检测率极限3～4 m）的沉积层序和成岩相单元格架。基于岩心的砂岩成岩相分析揭示了压实、方解石胶结、长石颗粒和方解石胶结物溶蚀等一系列成岩现象并证实方解石胶结作用是影响储集层质量的最重要的成岩作用，方解石含量较低的泥质胶结砂岩是主要储集层。通过对孔隙度、泥质含量、方解石含量和波阻抗等储集层参数和岩石物性的分析，得出了方解石含量和储集层孔隙度与波阻抗的关系，并认定泥质胶结砂岩相和方解石胶结砂岩相是适用于地震检测的主要成岩相单元。通过90°相位化处理将地震数据体转换成地震岩性体，用作成岩相的振幅（波阻抗）检测信号。在用地震岩性体制作的地层切片上，识别了湖相浅水三角洲沉积体系。在沉积相图上分析沉积相、波阻抗和成岩相的关系，最终作出了高分辨率层序的成岩相图，可作为今后在齐家凹陷寻找岩性地层圈闭的参考依据。

致谢：参加本课题研究的还有孙玉、王瑞、周川闽、白斌等，在此一并表示感谢。

[1]Dutta T, Mukerji T, Mavko G.How does carbonate cementation in sandstones affect seismic response?[R].Tulsa: SEG Las Vegas 2008 Annual Meeting, 2008.

[2]Zeng Hongliu, Backus M M, Barrow K T, et al.Stratal slicing: Part I:Realistic 3-D seismic model[J].Geophysics, 1998, 63(2): 502-513.

[3]Zeng Hongliu, Henry S C, Riola J P.Stratal slicing: Part Ⅱ: Real 3-D seismic data[J].Geophysics, 1998, 63(2): 514-522.

[4]Zeng Hongliu, Hentz T F.High-frequency sequence stratigraphy from seismic sedimentology: Applied to Miocene, Vermilion Block 50, Tiger Shoal area, offshore Louisiana[J].AAPG Bulletin, 2004,88(2): 153-174.

[5]曾洪流.地震沉积学在中国: 回顾和展望[J].沉积学报, 2011,29(3): 61-70.Zeng Hongliu.Seismic sedimentology in China: A review[J].Acta Sedimentologica Sinica, 2011, 29(3): 61-70.

[6]Yang W L.Daqing Oilfield, People’s Republic of China, a giant field with non-marine origin[J].AAPG Bulletin, 1985, 69: 1101-1111.

[7]Feng Z Q, Jia C Z, Xie X N, et al.Tectonostratigraphic units and stratigraphic sequences of the nonmarine Songliao Basin, northeast China[J].Basin Research, 2010, 22: 79-95.

[8]曾洪流, 朱筱敏, 朱如凯, 等.陆相坳陷型盆地地震沉积学研究规范[J].石油勘探与开发, 2012, 39(3): 275-284.Zeng Hongliu, Zhu Xiaomin, Zhu Rukai, et al.Guidelines for seismic sedimentologic study in non-marine postrift basins[J].Petroleum Exploration and Development, 2012, 39(3): 275-284.

[9]Taylor K G, Gawthorpe R L, Curtis C D, et al.Carbonate cementation in a sequence-stratigraphic framework: Upper Cretaceous sandstones,Book Cliffs, Utah-Colorado[J].Journal of Sedimentary Research,2000, 70(2): 360-372.

[10]Zeng Hongliu, Backus M M.Interpretive advantages of 90°-phase wavelets: Part 1: Modeling[J].Geophysics, 2005, 70(3): 7-15.

[11]Zeng Hongliu, Backus M M.Interpretive advantages of 90°-phase wavelets: Part 2: Seismic applications[J]: Geophysics, 2005, 70(3):17-24.

[12]张宪国, 林承焰, 张涛, 等.大港滩海地区地震沉积学研究[J].石油勘探与开发, 2011, 38(1): 40-46.Zhang Xianguo, Lin Chengyan, Zhang Tao, et al.Seismic sedimentologic research in shallow sea areas, Dagang[J].Petroleum Exploration and Development, 2011, 38(1): 40-46.