差异性成岩过程对百口泉组砂砾岩岩石物理特征的影响

邓继新， 柴康伟， 宋连腾， 刘忠华， 潘建国， 谭开俊， 王斌

1 油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学), 成都 610059 2 成都理工大学地球物理学院地球物理系, 成都 610059 3 中国石油勘探开发研究院, 北京 100083 4 中国石油勘探开发研究院西北分院, 兰州 720030

0 引言

国内以砂砾(中粒沉积)为主的传统领域原油产量逐年递减，同时新兴的页岩油(细粒沉积)增速尚不足以满足需求.因此国内中生代、新生代陆相湖盆沉积体系内的砂砾岩(粗粒沉积)油藏已经成为现阶段石油勘探开发的重要接替领域之一(邹才能等，2011；于兴河等，2018).尤其是近年在准噶尔盆地玛湖凹陷斜坡区三叠系百口泉组砾岩中发现了10亿吨级特大型油田，而该地区还具备再发现10亿吨级大型砂砾岩油田的可能，其资源前景十分可观(匡立春等，2014).

玛湖砂砾岩储层为典型的低孔、低渗成岩圈闭型油藏，表现为在差异性成岩作用下砂砾岩中的致密层演变为遮挡层，而物性相对较好的砂砾岩层作为圈闭内的有效储集体，砂砾岩体内由于近源和陆相沉积环境而具有较强的非均质性，增大了勘探开发的风险.对百口泉砂砾岩的岩石学特征、沉积环境及砂体分布规律已有较为明确的认识，提出了古沟槽中前积型扇三角洲沉积模式，明确了扇三角洲前缘亚相与平原亚相为主要的沉积相类型，指出大型缓坡扇三角洲前缘相砂砾岩是砂砾岩成岩圈闭形成的关键(瞿建华等，2013；朱宁等，2019).百口泉砂砾岩储层特征也有较为深入的研究，指出砂砾岩中不同的矿物组分、古地温、地层流体不同导致的成岩作用过程差异是造成物性变化的根本原因，明确了前缘相优质储层中发育“溶蚀改造型”和“深埋原生保存型”两种主要的孔隙类型(曲永强等，2015；靳军等，2016；朱宁等，2019).已有研究结果表明，百口泉组砂砾岩不同沉积环境下的沉积物自身的内在特征(碎屑组分和结构)在一定程度上制约着成岩作用的发生和发展，从而造成不同的成岩作用过程进而影响储层物性的演化进程，直接导致储层物性的差异，并由此影响储层的储集性能.同样，储层岩石作为不同沉积、成岩过程的产物，其岩石物理性质必然携带着反应不同地质过程的信息.而现有针对储层岩石的地震岩石性质研究主要关注于弹性性质变化规律的分析(史謌等，2003；李维新等，2009；印兴耀等，2015；邓继新等，2015，庞孟强等，2020)，并未置于特定地质过程中分析其“动态”变化规律，致使岩石物理研究缺乏明确的地质意义，也在很大程度上影响了储层地震预测和评价的精度.本文在对玛湖凹陷百口泉组砂砾岩系统岩石学特征与岩石物理特征测试基础上，结合沉积、成岩过程的厘定，分析成岩过程差异对不同沉积环境砂砾岩样品岩石物理特征的影响与控制作用，建立沉积环境、成岩过程、岩石结构以及岩石物理特征之间的响应关系，为砂砾岩储层测井解释和“甜点”地震预测提供岩石物理依据，并以期通过对特定储层的研究作为示例，形成在地质过程中研究岩石物理特征演化的新方法.

1 地质背景与岩石学特征

1.1 沉积环境与沉积相

准噶尔盆地西北缘的玛湖凹陷为克拉玛依逆掩断裂带的山前凹陷，以下二叠统佳木河组和风城组为主要烃源岩层，其上的二叠系乌尔禾组、三叠系百口泉是斜坡区重要的含油层系(陈发景等，2005；唐勇等，2014).凹陷斜坡带百口泉组发育大型扇三角洲沉积序列，岩性以灰色、褐红色砂砾岩为主，少量灰色细砂岩、含砾砂岩，厚度130～230 m(蔚远江等，2007；瞿建华等，2013).依据岩石粒度、颜色、砾石支撑方式、沉积构造等因素，可划分为7种沉积微相类型，即扇三角洲平原的辫状河道、泥石流和河道间，扇三角洲前缘的水下分流河道、水下分流河道间湾、河口砂坝，以及前扇三角洲(图1).其中可作为储层的扇三角洲骨架砂体主要由五类成因相类型构成，包括辫状河道、水下分流河道、河口砂坝、泥石流与碎屑流.辫状河道与泥石流微相以褐色砂砾岩为主，分选性差，杂基含量高，反映氧化环境中稳定水动力条件下的牵引流沉积特征.水下分流河道主要为灰色砂质砾岩或砂砾岩，具有同级砂质颗粒支撑，杂基含量较低，分选较好，反应还原环境中稳定水动力条件下的牵引流沉积特征.前缘砂坝主要为灰色含砾粗砂岩，杂基含量低，分选较好，亦反应还原环境中稳定水动力条件下的牵引流沉积特征.前缘碎屑流微相砂砾岩呈灰色或灰绿色，具有砂质颗粒支撑特征，反应还原环境中重力流沉积特征.按物源差异，可将玛湖凹陷百口泉组划分为玛西黄羊泉扇、玛北夏子街扇、玛东夏盐扇与玛南克拉玛依扇(唐勇等，2014；朱宁等，2019).本研究实验样品主要选自玛西黄羊泉扇和玛北夏子街扇.

图1 玛湖凹陷三叠系百口泉组扇三角洲微相单元构成模式图Fig.1 Schematic diagram showing the microfacies classification of the fan delta of Triassic Baikouquan formation in Mahu Sag

1.2 岩石学特征

依据样品岩屑和矿物组分实验数据分析可知，百口泉砂砾岩不同微相样品在岩石学特征上存在明显差异(图2).扇三角洲前缘砂坝含砾粗砂岩以岩屑石英砂岩与长石岩屑砂岩为主，样品中石英、长石和黏土平均含量分别为27.3%、18.2%与3.4%，凝灰岩岩屑和花岗岩岩屑平均含量分别为38.8%与11.7%.水下分流河道微相主要发育细粒长石岩屑砂砾岩，所含砾石成分主要为凝灰岩、流纹岩，其次为花岗岩、安山岩与硅质岩；砂质成分中石英、长石和黏土平均含量分别为18.4%、13.9%与4.6%，凝灰岩岩屑和花岗岩岩屑平均含量分别为51.8%与8.6%.扇三角洲平原辫状河微相主要发育细—中粒岩屑砂砾岩，在砾石与砂质组成类型上与前缘砂坝和水下分流河道微相相似；砂质组分中塑性凝灰岩与流纹岩岩屑含量增大，平均可达68.2%，而花岗岩等刚性碎屑含量较少，仅为5.2%；砂质组分中石英与长石含量亦表现出减小的趋势，而黏土含量则明显增大，样品中石英、长石和黏土平均含量分别为10.2%、6.6%与9.9%.前缘碎屑流与平原泥石流微相砂砾岩样品则均为岩屑砂岩，砾石成分除火山岩外亦出现少量泥砾；砂质中岩屑含量平均可达70%以上，泥质杂基含量超过15%，石英与长石含量较小，前缘碎屑流微相石英和长石含量平均仅为4.2%与3.0%，平原泥石流微相石英和长石含量平均为1.7%与1.2%.扇三角洲前缘砂坝、水下分流河道、辫状河道、碎屑流与泥石流五类骨架砂体样品表现出塑性岩屑与泥质含量依次增大，刚性花岗岩岩屑、石英以及长石含量逐渐减小的整体趋势.由不同微相样品组成成分分析可知，前缘砂坝和水下分流河道微相样品中花岗岩岩屑、石英等刚性颗粒含量较高，储层抗压实能力较强，对原生粒间孔保存更为有利；而扇三角洲平原辫状河与泥石流微相样品中较高的泥质杂基及塑性碎屑的含量则不利于压实过程中原生孔隙的保存.同时，前缘砂坝和水下分流河道微相样品中长石含量也相对较高，为后期溶蚀作用的发生奠定了基础.

百口泉组砂砾岩样品主要发育原生孔隙与次生孔隙两种主要类型，原生孔隙以残余粒间孔隙为主(图3a、d)，次生主要包括溶蚀孔、颗粒压碎缝与黏土收缩缝(图3b—d).溶蚀孔隙对百口泉组砂砾岩物性的改善具有重要作用，溶蚀孔隙多为火山岩或长石碎屑颗粒发生选择性溶蚀产生，长石颗粒内溶蚀表现出席状溶孔特征，部分长石颗粒边缘被溶蚀，使得原生粒间孔隙有所扩大，造成溶蚀的长石颗粒与周围颗粒呈不接触状态(图3a、d)；火山碎屑溶蚀多沿颗粒边缘，并向原生粒间孔隙扩展而形成扩大的粒间溶孔(图3c).颗粒压碎缝为岩石组成颗粒受侧向或纵向挤压时，颗粒接触点处承受的压力较大而产生的颗粒内部裂隙，且常伴随溶蚀作用沿缝扩溶(图3d).受刚性颗粒及长石含量差异的影响，作为储层的前缘水下分流河道与砂坝微相样品中孔隙类型以次生溶孔为主(图3a、b)，原生粒间孔次之.非储层的前缘碎屑流、平原辫状河与泥石流微相砂砾岩样品中溶蚀孔隙不发育，孔隙以原生粒间孔与黏土收缩缝为主，岩性致密(图3c、d).

1.3 成岩作用类型与岩石结构

研究区百口泉组砂砾岩经历的成岩作用类型较多，其中对砂砾岩储集空间的发育起控制作用的主要包括压实、溶蚀、胶结和交代作用等(曲永强等，2015；靳军等，2017；朱宁等，2019).受初始沉积物矿物组成差异的影响，不同微相岩石成岩过程存在差异，不但形成由致密带和有利储层带构成的成岩圈闭，也表现在不同微相岩石在岩石结构与岩石物理性质上具有明显差异.

图2 百口泉组不同微相砂岩类型三角图(a)及组成成分直方图(b)Fig.2 Rock classification(a) and composition histogram (b) of samples from Baikouquan formation, sorted by microfacies

图3 百口泉组砂砾岩样品孔隙特征(a) 前缘水下分流河道微相样品原生粒间孔与原生粒间孔溶蚀扩径; (b) 前缘砂坝微相样品粒内长石溶孔与原生粒间孔溶蚀扩径; (c) 平原微相样品火山岩屑粒内溶孔与颗粒压碎缝; (d) 平原泥石流样品颗粒压碎缝.Fig.3 Microphotos showing pore characteristics of samples from Baikouquan formation in thin section(a) Primary intergranular pore and the pore enlargement due to dissolution in samples from distributary channel of deltaic front; (b) Intragrain dissolution of feldspar in samples from deltaic front bar; (c) Intragrain dissolution of volcanic debris and grain crushing crack in samples from fan delta plain; (d) Grain crushing crack in samples from debris flow of fan delta plain.

图4 百口泉组不同微相砂砾岩成岩特征(a) 平原辫状河砂砾岩碎屑颗粒连续包壳黏土; (b) 包裹黏土平行颗粒边界; (c) 孔隙充填伊利石; (d) 前缘砂坝含砾粗砂岩石英次生加大; (e) 自生石英晶体; (f)颗粒边界自生石英胶结; (g) 前缘水下分流河道砂砾岩颗粒边界自生石英与黏土胶结; (h) 自生石英与 高岭石伴生; (i) 颗粒边界黏土胶结; (j) 前缘碎屑流砂砾岩钙质胶结; (k) 孔隙充填钙质; (l) 颗粒边界钙质胶结.Fig.4 Diagenetic characteristics of the Triassic Baikouquan formation reservoirs(a) Sandy conglomerate in braided channel of fan delta plain, showing continuous illitic coats in thin section; (b) Tangential illitic coats in SEM photomicrographs; (c) Pore-lining illite clays; (d) Gravelly sandstone in deltaic front bar, showing quartz overgrowths in thin section; (e) Euhedral overgrowths crystal; (f) Quartz cement on the grains boundary in SEM photomicrographs; (g) Sandy conglomerate in distributary channel of deltaic front, showing quartz and clay cement on the grains boundary in thin section; (h) Euhedral quartz cement and kaolinite showing accompanying relationship; (i) Clay cement on the grains boundary; (j) Sandy conglomerate in debris flow of deltaic front, showing carbonate cement in thin section; (k) Pore filling carbonate cement; (h) carbonate cement on the grains boundary.

图5 百口泉组砂砾岩成岩石序列示意图 R:岩屑, Q:碎屑石英, F: 长石, D-R:塑性岩屑, F-D:长石溶蚀, R-D:岩屑溶蚀, C-C:岩屑颗粒包裹黏土, Kao:高岭石, Ill:自生伊利石, QA:自生石英.Fig.5 Schematic diagram showing the diagenetic sequence of the sandy conglomerate of Baikouquan formation R: debris, R: detrital quartz, F: feldspar, D-R: ductile debris, F-D: feldspar dissolution, R-D: debris dissolution, C-C: clay coats, Kao: kaolinite, Ill: illite, QA: quartz overgrowths.

扇三角洲平原辫状河道微相砂砾岩由于刚性矿物占比较少，在早成岩阶段压实作用对储层物性的影响较大.随着埋藏过程中上覆压力的增加，大量塑性、半塑性岩屑(凝灰岩岩屑、变质板岩岩屑)挤入刚性火山岩碎屑颗粒间形成假杂基质，颗粒间呈线接触，直至凹凸接触最终出现压溶现象而呈缝合接触，原生粒间孔隙压实减孔明显(图4a).成岩早期初始沉积物受河流淡水冲刷的影响，悬浮于水中的碎屑黏土渗入颗粒中，并随水位下降吸附于颗粒表面形成环绕岩屑颗粒的黏土薄膜，表现为平行岩屑颗粒的连续包裹黏土，周期性水位升降使得黏土薄膜增厚；在成岩作用早期的碱性环境下，火山碎屑与火山玻璃易于在压实的作用下发生蚀变，也易于形成位于岩屑颗粒接触边界以及环绕岩屑颗粒的黏土类胶结(图4a、b).由于平原辫状河道砂砾岩中含有超过15%的刚性颗粒(石英与花岗岩岩屑)，对压实减孔有一定的抑制作用，保有少量原生粒间孔隙.当早侏罗世的第一期油气开始充注后(齐雯等，2015；孟祥超等，2016)，有机酸尚能够进入沉积物的孔隙中，致使长石、凝灰岩碎屑等不稳定矿物开始溶蚀.但由于平原辫状河道微相沉积物中主要可溶矿物长石的含量较少，而长石等矿物被溶蚀后会伴随自生高岭石在孔隙中沉淀，因此这期油气充注对岩石储集性能的改善较小.在地层埋深大于3000 m后，古地温大于80 ℃，黏土矿物中的高岭石开始向伊利石转化，形成孔隙桥联伊利石(图4a、b)，岩石的储集空间会进一步减少而致密化，也造成早白垩世第二期油气充注时，有机酸不能进入，溶蚀作用不再继续.平原辫状河道微相砂砾岩主要成岩作用表现为：填积→压实→早期淡水渗滤黏土与火山碎屑蚀变黏土的岩屑颗粒包裹式胶结→凝灰岩岩屑、长石的弱溶蚀→伊利石化，胶结物以连续颗粒包膜黏土为主(图5).扇三角洲平原泥石流微相的成岩环境与辫状河道微相的成岩环境类似，但由于沉积物主要矿物组成的差异，造成两者成岩过程略有差异.表现在泥石流微相沉积物中刚性颗粒含量更低，而塑性碎屑和泥质杂基含量更高，沉积物的抗压实能力要弱于辫状河道，压实作用导致的减孔更为明显，在压实阶段原生粒间孔隙消失殆尽而致密化，后期油气充注过程中有机酸难以进入孔隙中，几乎不发生溶蚀作用发生.同时，泥石流微相沉积物中以长石为主的可溶性矿物的含量也明显更低，有机酸对长石及胶结物的溶蚀作用也要弱于辫状河道微相.平原泥石流微相砂砾岩主要成岩作用表现为：填积→压实→早期淡水渗滤黏土与火山碎屑蚀变黏土的岩屑颗粒包裹式胶结→伊利石化，胶结物以黏土为主(图5).

三角洲前缘水下分流河道与前缘砂坝的成岩序列基本相同，与平原辫状河道砂砾岩的差异主要表现以下几点：(1)前缘砂坝被水流搬运的更远，经过长期的淘洗和搬运作用，初始沉积物分选性相对较好，而水下分流河道次之，表现为前缘砂坝→水下分流河道→辫状河道沉积物的原始孔隙度依次降低；(2)沉积物中刚性组分石英与花岗岩岩屑含量也呈现前缘砂坝→水下分流河道→辫状河道逐渐降低的趋势，而泥质杂基与半塑性凝灰岩岩屑含量则相反，致使河口砂坝→水下分流河道→辫状河道沉积物抵抗机械压实的作用逐渐增大，也使得前缘砂坝微相与水下分流河道微相岩石中保留了更多的原生孔隙；(3)前缘砂坝→水下分流河道→辫状河道沉积物中以长石为主的可溶矿物的含量表现出依次降低的趋势，因此长石溶蚀增孔作用在前缘砂坝微相与水下分流河道微相岩石中更强.在早成岩A期，水下分流河道与砂坝微相的成岩作用与平原亚相的成岩作用类似，主要以压实作用为主，但由于刚性组分及塑性组分的差异，前缘砂坝砂砾岩压实作用相对较弱，颗粒间以点、线接触为主，水下分流河道微相砂砾岩颗粒间则以线接触为主，原生粒间孔隙保存较好(图4d、g).早成岩A期至中成岩A1期，地层埋藏较浅，受碎屑石英压溶作用的影响形成围绕颗粒边缘的石英自生加大，即早期硅质胶结(图4f)；同时火山岩岩屑在压实的作用下发生蚀变，形成位于岩屑颗粒接触边界的早期黏土类胶结(图4g).前缘砂坝砂砾岩中石英含量相对较高，以石英次生加大为主要形式的硅质胶结作用较为普遍，而在水下分流河道微相砂砾岩中石英次生加大作用相对较弱.中成岩A2期，地层温度高于80℃，白垩纪早期的第二期油气充注开始(曲永强等，2015；靳军等，2017；朱宁等，2019).由于前缘水下分流河道与砂坝沉积物中原生粒间孔隙保存较好，有机酸易于注入，同时较高的长石含量提供了溶蚀作用的物质基础，长石溶蚀作用明显，对储层物性特征有明显的改善，形成次生孔隙发育带.长石溶蚀释放出的Al、Fe、Mg、SiO2、Ca等元素加入到孔隙水中导致自生石英及高岭石等新的自生矿物的生成，并呈伴生形式胶结于孔隙或碎屑颗粒表面，即后期硅质+黏土胶结作用(图4h).在古地温高于100 ℃后，高岭石开始向伊利石转化形成附着于岩屑颗粒表面或颗粒间的黏土胶结(图4i).前缘砂坝与水下分流河道砂砾岩主要成岩作用表现为：压实→早期自生石英胶结(石英次生加大)+火山碎屑蚀变黏土胶结→长石、凝灰岩岩屑溶蚀→自生高岭石、自生石英胶结→伊利石化(图5).前缘砂坝与水下分流河道砂砾岩均表现为硅质+黏土胶结，但由于前缘砂坝砂砾岩中碎屑石英与长英质花岗岩岩屑含量更高，早期呈石英次生加大形式的硅质胶结作用更为明显，具有从前缘砂坝砂砾岩的硅质胶结为主转变为水下分流河道砂砾岩的硅质+黏土胶结的总体规律.前缘碎屑流砂砾岩主要表现为同沉积期钙质胶结，仅少量颗粒呈点接触，碎屑颗粒漂浮状孤立分布于钙质胶结物中，具有典型基底式胶结特征，反应快速堆积的密度流沉积特征(图4j—l).

2 岩石物理特征

2.1 样品物性特征

百口泉组砂砾岩样品孔隙度主要分布于3%～13.5%之间，平均7.6%，渗透率变化范围为(0.016～14.5)×10-15m2，平均3.96×10-15m2，孔隙度与渗透率具有正相关性(图6a)，亦反应渗透率主要受孔隙度的控制.前缘砂坝→前缘水下分流河道→平原辫状河道→前缘碎屑流→平原泥石流物性依次变差，不同微相样品中原生孔隙与可溶蚀矿物含量的差异是造成这种变化的主要原因.前缘碎屑流微相样品由于快速堆积以及同沉积的钙质胶结，岩石致密化形成较早，后期热液不易进入孔隙，溶蚀作用相对较弱，物性也较差.同样由于沉积环境对粒度的控制作用，样品物性特征与粒度及泥质含量也表现出较好的相关性(图6b).三角洲前缘砂坝样品以含砾粗砂岩为主，刚性碎屑含量较高，分选性较好，泥质含量低，后期溶蚀作用发育，孔隙度与渗透率值相对最高.前缘水下分流河道以细砾砂砾岩为主，刚性碎屑含量较高，泥质杂基含量相对较低，造成孔隙度与渗透率值也相对较高.平原辫状河道以细-中粒砂砾岩为主，受泥质杂基含量高，分选性较差，塑性碎屑含量高以及长石等矿物含量较低的影响，溶蚀孔隙度及残余粒间孔隙均发育较差，致使样品孔隙度与渗透率也相对较低.

2.2 样品地震岩石物性特征

速度-密度定量关系常作为AVO属性反演与叠前弹性参数反演中重要的输入模型，以减少反演未知参数的数量而广泛运用.图7中给出饱水样品在模拟储层条件下的纵波波速与密度交会图，作为对比将岩石物理中普遍使用的纯砂岩、纯泥岩以及Gardner公式(碎屑岩平均)所给出的碎屑岩速度-密度关系线(Mavko et al.，2003)计算结果绘于图中.储层条件下样品纵、横波速度通过脉冲穿透法测量获得，纵波换能器频率850 kHz，横波换能器频率500 kHz.上述模型线依据常规碎屑岩实验或测井结果统计，所针对的碎屑岩储层以原生粒间孔隙为主，孔隙对储层岩石速度的影响表现在体积占比(孔隙度)而非孔隙形状，致使孔隙度对速度、密度的影响一致，造成该类储层岩石速度与密度之间符合简单统计模型.从图中可以看出，实验样品数据点较为分散，不同沉积环境样品在图中存在明显差异，且样品在整体上速度与密度之间不具有明显的统计关系.针对样品的岩石学特征分析可知，不同沉积微相样品均以原生粒间孔隙与次生溶蚀孔隙为主，两者在声弹性质上差异不大，即孔隙对样品速度的影响亦表现在含量差异而非孔隙结构.前缘亚相砂砾岩样品纵波速度-密度表现出较好的正相关关系，近似沿纯砂岩线分布，表现为孔隙度差异对速度及密度的影响，即砂坝含砾粗砂岩→水下分流河道砂砾岩→碎屑流砂砾岩孔隙度逐渐降低，纵波速度与密度增大；随着水下分流河道微相样品泥质增大，岩石骨架组成矿物自身密度差异对样品密度的影响得以体现(黏土颗粒密度2.56 g·cm-3小于石英颗粒密度2.65 g·cm-3)，使得其样品速度-密度关系逐渐靠近泥岩线.不同平原微相样品由于孔隙度整体较低，孔隙度对密度的影响弱于岩石骨架组成矿物自身密度差异对样品密度的影响；同时平原亚相砂砾岩以黏土胶结为主，即岩石骨架支撑颗粒具有从砂岩的石英颗粒支撑到泥、页岩黏土支撑的过渡特征.因此，平原辫状河道砂砾岩与泥石流砂砾岩微相样品随泥质含量的增加表现出密度逐渐减小，同时泥质含量的增加进一步降低岩石骨架的刚性，引起速度降低，造成平原亚相样品速度-密度关系表现出由砂岩线向泥岩线逐渐过渡的特征.

图6 百口泉组不同微相砂岩样品渗透率随孔隙度 变化关系(a)与渗透率随泥质含量变化关系(b)Fig.6 Crossplot of total porosity versus permeability (a) and clay content versus permeability (b) of samples from Baikouquan formation, sorted by microfacies

图7 百口泉组砂砾岩样品密度随纵波速度变化关系 泥岩线：ρ=1.75 ； 砂岩线：ρ=1.66 ; Gardner公式：ρ=1.741 .Fig.7 Bulk density as function of VP of samples from Baikouquan formation Gardner formula：ρ=1.741 .

纵、横波速度关系在地震勘探及储层评价中具有重要意义，相对于单独的纵波或纵波阻抗信息，纵、横波速度关系对储层特征变化更为敏感，可作为岩性与孔隙流体特征的指示参数.由于不同储层岩石沉积、成岩过程的差异，造成纵、横波速度关系具有区域性，对不同储层岩石纵、横波速度关系的重新厘定就显得十分必要.图8a中给出百口泉砂砾岩样品纵、横波速度关系，图中数据点均为模拟储层条件下该层样品的超声实验测量值，作为对比将岩石物理中普遍使用的碎屑岩(李庆忠线)、泥岩线纵、横波速度关系模型计算结果绘于图中.可以看出，百口泉样品纵、横波速度关系在整体上不具有统计关系，亦与李庆忠线及泥岩线存在较大差异，前缘砂坝样品数据点主要分布于泥岩线之下，而其余各微相样品数据点均位于泥岩线之上，前缘碎屑流、平原辫状河与泥石流微相岩样品则明显偏离泥岩线与李庆忠碎屑岩线.对样品按沉积微相进行分类，前缘相样品纵、横波线性关系更为明显，而平原相样品的纵、横波速度也具有较好的线性关系.由于岩石孔隙不论按其形状结构还是含量对纵、横波速度影响一致，造成岩性差异不大的样品其纵、横波速度之间均会有较好的变化关系.不难看出，岩石骨架支撑特征(胶结特征)对百口泉砂砾岩样品纵、横波速度关系影响更为明显，因此岩石结构(骨架颗粒支撑特征)相似的砂砾岩样品其纵、横波速度关系也会表现出较好的线性关系，致使前缘亚相样品与平原亚相砂砾岩样品纵、横波速度关系具有不同的线性统计关系，同时平原亚相砂砾岩样品与研究区湖相泥岩样品具有一致的统计关系，亦反映骨架支撑颗粒的相似性.

样品速度比(泊松比)特征决定于颗粒边界弹性状态(Digby，1981；Regnet et al.，2015).从百口泉三角洲前缘→三角洲平原样品，颗粒边界胶结特征从硅质胶结转变为泥质胶结，硅质胶结决定前缘样品具有典型砂岩的低泊松比(低速度)的特征，而颗粒间黏土胶结决定样品反映泥岩的特征而具有较高的泊松比(速度比).前缘碎屑流砂砾岩以钙质胶结与泥质胶结为主，方解石的泊松比介于泥质与硅质之间，致使碎屑流砂砾样品泊松比高于前缘砂坝与水下分流河道微相样品泊松比，而低于平原辫状河道与泥石流微相样品的泊松比.由于前缘砂体，砂坝→水下分流河道→碎屑流孔隙度依次降低，纵波速度呈逐渐增大的趋势；同时颗粒边界胶结特征也从砂坝微相的硅质胶结为主转变为水下分流河道微相的硅质+黏土胶结，再到碎屑流微相的钙质胶结为主，造成该系列样品表现出速度比(泊松比)随纵波速度的增大而逐渐增大的总体趋势(图8b).对于平原相砂砾岩，颗粒间以黏土胶结为主，同时凝灰岩等塑性碎屑含量也较高，致使样品表现出泥岩特征.随平原辫状河与泥石流微相样品黏土含量的增大，样品中以黏土作为岩石受力骨架的部分也相应增加，弹性性质也更接近于泥、页岩，使得纵波速度逐渐降低的同时泊松比逐渐增高.可以看出，前缘相砂砾岩样品与平原相砂砾岩样品在纵波速度(纵波阻抗)上存在重叠，但速度比(泊松比)差异明显，可利用速度比(泊松比)对研究区岩性进行区分(图8b).

速度-孔隙度变化方式是分析储层岩石地震弹性性质影响因素的重要表现形式，也是建立地震弹性参数与储层参数定量关系的主要方式.图9中给出储层条件下百口泉砂砾岩样品纵、横波速度随孔隙度的变化关系，作为对比将岩石物理中普遍使用的不同黏土含量砂岩速度-孔隙度统计模型线计算结果绘于图中(Mavko et al.，2003).图9中可以看出，百口泉砂砾岩样品速度与孔隙度在整体上具有负相性，但单一的统计关系不能较好的表征样品速度-孔隙度变化特征.在相同孔隙度下，纵、横波速度最大差异为分别为220 m·s-1和190 m·s-1，而在样品孔隙度变化范围内，纵、横波速度最大差异为分别为620 m·s-1和320 m·s-1，表明孔隙度而非孔隙结构是控制百口泉砂砾岩速度变化的第一级因素，也与样品孔隙类型特征一致.将样品按微相进行分类，不同微相样品速度-孔隙度关系具有明显的分层分布的特征，并表现出较好的线性变化特征(图9a).前缘砂坝微相样品纵波速度-孔隙度线性关系接近黏土含量5%的模型线，前缘水下分流河道与碎屑流微相样品表现为逐渐远离黏土含量5%模型线的趋势，而平原辫状河与泥石流微相样品纵波速度-孔隙度线性关系更在黏土含量15%模型线以下.横波速度-孔隙度线性关系亦具有相似趋势，前缘砂坝→前缘水下分流河道→平原辫状河道→平原泥石流样品逐渐偏离黏土含量5%的模型线(图9b)，表明岩石样品骨架中黏土或塑性碎屑等地震弹性性质偏塑性的矿物逐渐增多，亦或岩石受力骨架由刚性石英类(石英、花岗岩碎屑等)矿物转变为塑性、半塑性的黏土类(黏土、塑性碎屑等)矿物.

2.3 样品电性特征

图10中给出地层水(氯化钠矿化度8000 mg·L-1)饱和百口泉砂砾岩样品电阻率随密度变化特征，样品电阻率通过数字电桥仪器测定.可以看出，不同微相样品在密度-电阻率交汇图中亦具有分区分布的特征，前缘砂坝与水下分流河道微相样品电阻率主要集中于30～60 Ωm间，电阻率与密度之间具有正相关关系，反映样品孔隙度降低过程中富含离子的地层水含量降低对电阻率的影响.前缘碎屑流钙质胶结砂砾岩电阻率相对较高，电阻率值大于60 Ωm，且具有较大的变化范围，电阻率与密度之间也具有正相关关系，同样反映低孔隙度下地层水含量降低对电阻率的影响，以及样品中主要组成矿物的高电阻特征.平原相砂砾岩样品电阻率小于35 Ωm，平原泥石流微相样品的平均电阻率更低，平均仅有20.7 Ωm，样品电阻率与密度之间显示负相关关系，反映样品在较低孔隙度下(地层水含量差异不大)黏土含量增加造成的岩石骨架电阻率降低，黏土颗粒具有较大的表面积而易于吸附带电粒子，致使电阻率降低.根据样品电性差异性，可将样品分为三类分别对应前缘砂坝与水下分流河道储层砂砾岩(低电阻率与低密度)、平原辫状河与泥石流微相砂砾岩(低电阻率与高密度)与前缘碎屑流砂砾岩(电阻率与密度均相对较高).电阻率能够有效区分储层岩相的变化，密度能够有效反映前缘相带内储层的物性变化，两者相结合亦可对储层特征进行评价.

图8 百口泉组砂砾岩样品纵、横波速度关系(a)与纵波速度VP/VS变化关系(b)Fig.8 VS versus VP(a) and VP versus VP/VS ratio (b) of samples from Baikouquan formation

图9 百口泉组砂砾岩样品纵波速度-孔隙度变化关系(a)与横波速度-孔隙度变化关系(b)Fig.9 VP as function of porosity VS(a) and VS as function of porosity (b) of samples from Baikouquan formation

图10 百口泉组砂砾岩样品电阻率与密度变化关系Fig.10 Resistivity as function of density of samples from Baikouquan formation

3 结论

(1)百口泉组砂砾岩不同微相样品在主要矿物组成上具有明显差异，表现为扇三角洲前缘砂坝、水下分流河道、辫状河道、碎屑流与泥石流五类骨架砂体样品中塑性火山岩岩屑与泥质含量依次增大，刚性花岗岩岩屑、石英以及长石含量逐渐减小的整体趋势.

(2)受初始沉积物矿物组成差异的影响，不同微相岩石压实过程与成岩过程存在差异，形成不同的岩石微观结构，前缘砂坝→前缘水下分流河道→平原辫状河道→平原泥石流微相储层岩石机械压实作用依次增强，成岩作用表现为从砂坝微相样品的硅质胶结为主转变为水下分流河道微相样品的硅质+黏土胶结再到平原辫状河与泥石流微相样品的黏土包裹式胶结，而前缘碎屑流砂砾岩样品则主要表现为快速堆积的钙质基底式胶结，造成前缘砂坝→前缘水下分流河道→平原辫状河道→前缘碎屑流→平原泥石流样品物性依次变差.

(3)不同微相砂砾岩样品颗粒微观接触特征(胶结特征)控制了宏观岩石物理性质变化规律，表现为具有相同颗粒边界力学特征的同一微相样品具有一致的速度-密度、纵波速度-横波速度以及孔隙度-速度变化关系，也造成不同微相样品在纵、横波速度比上具有明显的差异，从而速度比可作为百口泉组砂砾岩储层预测的敏感弹性参数.

(4)成岩作用差异同样使不同微相样品的电阻率特征表现出规律性变化，表现为平原辫状河道(平原泥石流)→前缘砂坝→前缘水下分流河道→前缘碎屑流样品电阻率值依次增大，电阻率差异亦可用于区分不同微相砂砾岩样品.