准噶尔盆地面积约13× 10⁴ km², 是中国西部重要的含油气盆地之一, 其周缘被哈拉阿拉特山、青格里底山、克拉美丽山、博格达山、伊林黑比尔根山和扎伊尔山所围限(张国俊, 1995; 陈业全和王伟锋, 2004), 盆地包括6个二级构造单元, 分别为: 乌伦古坳陷、陆梁隆起、中央坳陷、南部断褶带、西部隆起和东部隆起(图 1-a)。近年来, 针对砂砾岩油气藏的勘探持续获得重大突破, 掀起了新一轮勘探热潮(唐勇等, 2019; 杨帆等, 2019)。其中, 隶属于中央坳陷的玛湖凹陷是近年来准噶尔盆地勘探重点地区。在地质演化过程中, 玛湖凹陷受到附近冲断活动的影响, 经历了3个主要的构造旋回, 分别为泥盆纪至早石炭世、晚石炭世至三叠纪、侏罗纪至第四纪。

图 1

Fig.1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 1 准噶尔盆地构造单元划分及研究区位置(a)和区内钻测井分布情况(b)Fig.1 Location of study area and tectonic units in Junggar Basin(a)and wells distribution(b)

前人的研究已经指出, 玛湖凹陷二叠纪至三叠纪的沉积相类型包括: 冲积扇、 扇三角洲、 河流三角洲和湖泊(丘东洲, 1994; 何登发等, 2018)。 在前石炭系结晶基底之上, 凹陷中沉积了从二叠系佳木河组到第四系巨厚地层, 其中, 三叠系克拉玛依组上段(T₂k₂)被划分为5个砂层组(S₁-S₅), 总厚度150~200 m, 地层单层厚度较薄, 介于10~60 m之间, 上覆地层为白碱组(T₃b)厚层泥岩。 本文的研究目的层为最顶部的第1个砂层组(S₁), 钻井和露头资料揭示其岩性包括: 粗砾岩、 细砾岩、 砂砾岩、 砂岩、 粉砂岩和泥岩等。 这些岩性被认为形成于辫状河、 三角洲、 扇— 三角洲及湖泊相(刘顺生等, 1999; 何苗等, 2017), 未见关于S₁中发育曲流河的报道。 作为全区分布的白碱滩组厚层泥岩之下的第1套砂砾岩粗粒沉积, S₁的沉积相和储集层发育情况是非常重要的一项研究内容。

文中所采用的三维地震覆盖面积约600 km², 是面元为12.5 m× 12.5 m的高密度地震资料, 整体频带宽度为10~70 Hz, 主频为30 Hz, 采样间隔2 ms。重点关注的S₁砂层组所在的T₂k₂, 地震主频高达35 Hz。鉴于目标层平均层速度约为4300 m/s, 因此该地震资料在目标层的纵向分辨率约为30 m, 品质较高。

在地震覆盖范围内, 钻穿目的层S₁的井总计35口, 所有井都有常规测井曲线数据(包括GR、RT、AC和RHOB), 其中, 18口井有孔隙度测井曲线, 14口井有岩心资料(图 1-b)。这些井资料可以保证利用测井曲线和地震资料来识别和预测岩性与物性的准确性。

采用的研究方法包括地震地貌学和地震岩性学2种, 前者主要用于定性恢复沉积相和砂体展布, 后者主要用来定量表征储集层。具体而言, 在沉积相和砂体展布定性预测过程中, 首先是利用层拉平技术, 将白碱滩组底界面(即克拉玛依组顶界面)拉平, 得到的图件可视为S₁沉积古地貌, 然后对相位旋转之后的地震数据体进行分频处理, 分成3个分频数据体并分别提取平均振幅属性, 将3幅分频振幅属性图进行RGB三色融合, 最后结合古地貌和分频融合属性得到沉积相与砂体定性展布。在储集层定量表征过程中, 首先是在-90° 相位数据体上提取目的层S₁的一系列地震属性, 然后优选与井点储集层厚度相关性较好的地震属性并对其进行主因子分析, 最后将前2个主因子与井点储集层厚度拟合, 把得到的拟合关系式应用到前2个主因子之上, 即可定量算得储集层厚度分布。

1.3.1 地震地貌学恢复沉积相与砂体展布

根据钻井揭示的地层和岩性厚度分布和平均层速度统计, 将20 m、30 m和50 m作为薄层、中层和厚层的厚度, 据此计算其所对应的调谐频率为54 Hz、36 Hz和22 Hz, 对相位旋转之后的数据体进行分频, 得到分频地震数据体(图 2-a, 2-b, 2-c), 然后提取目的层S₁的平均振幅属性, 得到分频振幅属性(图 2-d, 2-e, 2-f)。图2中可以看出, 随着频率的增加, 剖面上地震同相轴逐渐变细, 目的层S₁从低频剖面上的1个粗波峰渐变成高频剖面上的1个细波峰。从平均振幅属性平面图上看, 低频振幅属性图反映厚层大面积地分布在研究区中部, 高频振幅属性图反映了薄层主要散布在西北部、东部和东南部地区。

图 2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 玛湖凹陷西北部三叠系克拉玛依组S1层分频地震剖面特征(a、b、c)与分频平均振幅属性平面特征(d、e、f)(AA'位置见图1-b)Fig.2 Characteristics of frequency-decomposed seismic profiles(a、b、c)and lateral average amplitude maps(d、e、f) of layer S1 of the Trassic Karamay Formation in northwestern Mahu sag (location of AA' in Fig.1-b)

利用层拉平技术恢复的古地貌揭示, 研究区内主要发育3个古高地: 东北角、西南部和东南部(图 3-a)。这3个地区的薄层、中层和厚层砂体均不甚发育, 在振幅图上表现为低振幅值(图 2-d, 2-e, 2-f中的深蓝色)。将3个分频振幅属性图进行RGB三色融合之后, 生成砂/砾岩岩相定性平面分布图(图 3-b)。其中, 红色代表厚层、蓝色代表薄层、绿色代表中层。厚层主要发育在由红虚线勾勒出的研究区中部(区域C), 呈扇形。中厚层则发育在由黑实线勾勒出的研究区西北部(区域A)和由黑虚线勾勒出的研究区中部(区域B)。

图 3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 3 玛湖凹陷西北部三叠系克拉玛依组S1层古地貌恢复结果(a)与沉积相平面分布图(b)Fig.3 Recovered palaeotopography(a)and sedimentary facies distribution(b)of layer S1 of the Trassic Karamay Formation in Mahu sag

对比古地貌图和岩相定性分布图可见, 中厚层砂砾岩主要分布在地貌低部位的高可容纳空间地区(图 3-a中的区域A和C), 体现了典型的“ 沟谷控砂” 规律。另外, 利用地震地貌学基本原理, 从岩相定性分布图上可以看出, 明显存在2个沉积体系: 西北部的曲流河沉积体系(区域A)和中部的冲积扇沉积体系(区域C)。其中, 冲积扇沉积体系的沉积物厚度明显大于曲流河沉积体系, 两者平面距离最小处不足2 km。将几口典型井中S₁段的测井曲线投影到图中, 特别是X723和FN401这2口井的岩性垂向叠置关系表现出典型的冲积扇反旋回和曲流河二元结构的特点, 进一步证实了2个沉积体系的存在。

根据沃尔索相律(Middleton, 1973), 研究区目的层中的曲流河和冲积扇是不应该紧邻发育的。这一看似矛盾的岩相平面分布特征, 可以通过精细的地震剖面标定与观察得到解释(图 4)。如前所述, 岩相图是将提取自S₁的平均振幅属性通过三色融合技术生成的。该过程中使用的时窗选取原则是白碱滩组厚层泥岩底界下的第1个波峰强反射, 也就是白碱滩组底界之下约20 ms(将第1个波峰包络进来)的范围。油田勘探实践发现, 该界面之下的第1套砂砾岩粗粒沉积具有很好的成藏条件。然而, 从地震剖面可以看出, 实际上白碱滩组底界面之下的第1个波峰并非严格等时。位于剖面中间的井(X723)中, 岩性组合反映了典型的砾岩— 泥岩— 粉砂岩混杂的冲积扇扇中沉积。位于剖面两侧的2口井(FN407和M7)岩性旋回揭示, 顶部的岩性旋回(S_1a)为砂岩— 粉砂岩— 泥岩构成的河流相特征, 而真正的含有砾岩— 泥岩— 粉砂岩混杂的冲积扇沉积特征的旋回则出现在2口井的较深部(S_1b), 对应于剖面中顶部波峰之下的第1套黑色波峰反射同相轴。也就是说, 在侧翼2口井所在剖面上, 真正与中间钻井冲积扇沉积等时的是2口井下部的同相轴(剖面上由蓝色虚线勾勒出来的范围), 而非顶部的第1个波峰。

图 4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 玛湖凹陷西北部三叠系克拉玛依组S1层过2个岩相的任意地震剖面与井标定情况(BB'位置见图1-b)Fig.4 Seismic profile with well calibration across two lithofacies of layer S1 of the Trassic Karamay Formation in Mahu sag (location of BB' in Fig.1-b)

通过以上分析可得出结论, 图 3所反映的地震岩相图实际上是2个时期沉积相的叠置。首先是在研究区中部(乃至全区范围)沉积了冲积扇体系, 之后, 在其两翼(西北部和东南部)发育了河流相沉积。

1.3.2 地震岩性学定量刻画储集层分布

利用主因子分析技术处理地震属性系列, 得到相应的主因子。将前2个主因子与井点处实际储集层厚度拟合, 进而计算出储集层厚度分布图(图 5)。

图 5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 5 玛湖凹陷西北部三叠系克拉玛依组S1层储集层厚度定量分布及单井油气水产量Fig.5 Quantitative distribution of reservoir and the production of single well of layer S1 of the Trassic Karamay Formation in Mahu sag

目的层S₁的储集层厚度介于0~10 m之间, 在研究区内广泛分布, 主要围绕两大区域: 河流相沉积区(点坝, 区域A)和冲积扇相沉积区(扇缘, 区域B)。尽管2个沉积体系中的储集层平均厚度接近(6~8 m), 但是2个区域内单井油气产量却差异明显。与河流体系相关的钻井(黑色箭头所指)油气产量明显高于与冲积扇沉积体系相关的钻井(白色箭头所指)(图5)。结合定性岩相恢复结果, 不难解释这一现象。区域A所围限的曲流河相关储集层大多形成于河流点坝沉积, 其成分成熟度和结构成熟度均应高于区域B所围限的扇缘沉积, 可能导致同等厚度的河流点坝储集层具有更好的孔渗条件, 因而可以较好地解释其中所钻井的产能更高。

高磨地区地处川中, 构造上隶属于川中古隆起平缓构造区的威远至龙女寺构造群。从平面上看, 高磨地区现今构造总体为古隆起背景之上的1个鼻状突起, 自西向北东方向倾伏。高磨地区实际上是由南北2个构造圈闭构成, 南部为高石梯构造圈闭, 北部为磨溪构造圈闭(图 6-a)。其中, 后者是安岳气田龙王庙组产层的主要分布地区。高磨地区沉积地层发育在前震旦系花岗岩基底之上, 经过陡山沱组泥页岩和砂砾岩等沉积之后, 在上震旦统灯影组沉积了藻云岩夹泥岩。下寒武统筇竹寺组和沧浪铺组主要发育粉砂岩和页岩间互沉积, 目的层龙王庙组白云岩地层厚度介于10~80 m之间, 被上覆中寒武统高台组砂泥岩所覆盖(图 6-b), 上寒武统洗象池群则以砂屑白云岩和鲕粒白云岩为特征(汪泽成等, 2016)。龙王庙组的白云岩为滩相白云岩, 储集层的孔隙类型包括溶孔、 晶间孔和残余粒间孔, 孔隙的存在降低了白云岩的速度和密度(亦即降低了波阻抗), 因此在地震资料上有所响应。

图 6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 6 川中高磨地区安岳气田井点位置(a)和综合岩性柱(b)Fig.6 Location of wells(a)and comprehensive lithologic column(b)in Anyue Gas Field in Gaomo area of Central Sichuan Basin

采集于2011年的面积为2500 km²的三维地震数据, 面元20 m× 20 m, 在龙王庙组分布范围内的频率带宽为10~60 Hz, 主频30 Hz, 地震垂向分辨率约为50 m。由于龙王庙组白云岩上下均被波阻抗较低的碎屑岩所围限, 因此地震资料的信噪比相对较高。这种得天独厚的岩性组合, 有效提高了地震资料的探测能力。

研究区三维地震测网范围内, 钻穿龙王庙组的共计35口井(图 6-a), 每口井都有AC、RHOB等常规测井曲线数据, 为精细井震标定奠定资料基础。与此同时, 每口井在龙王庙组都有测井解释孔隙度资料, 为计算龙王庙组孔隙度并将其与地震资料做关联提供了条件。

针对龙王庙组白云岩地层, 在古地貌恢复的基础上, 为了实现利用地震沉积学方法定性和定量计算储集层平面分布的目标, 制定了如下研究流程。首先, 在-90° 地震数据体上精细解释了龙王庙组, 利用层拉平技术, 恢复了沉积古地貌。第2步, 利用分频技术, 将相位旋转之后的地震数据体分成高、中、低3个频段分频体, 在分频体上提取了对储集层厚度敏感的平均振幅属性, 得到薄、中、厚储集层的平面振幅属性分布图。第3步, 利用RGB三色融合技术, 将3张分频振幅属性分布图融合成定性储集层厚度预测图。第4步, 将-90° 相位地震数据体分为7个分频体, 分别提取7个分频体的平均振幅属性。第5步, 利用PCA方法分析7个分频振幅属性, 将前2个主因子与井点处解释的储集层厚度拟合, 得到拟合关系式。第6步, 将前2个主因子代入拟合关系式, 计算获得储集层厚度定量预测结果。

2.3.1 古地貌及其与走滑断裂的关系

结合研究区的构造演化史和地层发育情况, 通过层拉平的方式, 定性恢复了龙王庙组沉积古地貌(图 7-a)。研究区整体西北高、东南低, 表现为宽缓的浅水陆棚特征。磨溪构造总体位于高地之上斜坡部位, 而高石梯构造则是位于上斜坡至下斜坡部位。研究区被几条大断裂和若干伴生小断裂所切割, 形成类似地堑— 地垒的地貌特征。其中, 近南北向的大断裂(A-A')是继承自震旦纪的一条深大断裂, 是德阳— 安岳裂陷槽东缘断裂(杜金虎等, 2016), 不具走滑性质。

图 7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 7 川中高磨地区龙王庙组沉积古地貌与同沉积走滑断裂分布(a)和圣安德烈斯断裂体系与底形分布(b)Fig.7 Distribution of topography and syndepositional strike-slip faults in the Longwangmiao Formation in Gaomo area of Central Sichuan Basin (a) and modern San Andreas Fault Zone and related topography(b)

北东— 南西向的另一条大断裂(B-B')则是1条寒武纪持续活动的同沉积走滑断裂。该断裂平面呈帚状展布, 由北东向南西方向散开, 具右旋特征。走滑断裂体系主断层(B-B')及伴生的一系列次级走滑断裂, 对古地貌的调整作用非常明显。实际上, 同沉积走滑断裂控制地形地貌的现代实例也很常见, 现今美国圣安德烈斯大断裂就是典型代表(图 7-b)。在右旋走滑断裂体系的控制下, 洛杉矶海岸及浅海陆棚之上的次盆(地堑)和水下隆起(地垒)的分布, 与走滑断裂具有很好的对应关系。

2.3.2 白云岩储集层定性预测

已经有学者指出, 地震振幅属性能够反映储集层(李操, 2014), 然而直接应用振幅预测储集层物性往往会受到复杂岩性的干扰。但研究目的层龙王庙组因为其岩性单一(白云岩), 大大降低了岩性对于振幅属性预测储集层的干扰。

根据实钻钻井数据和孔隙度测井解释数据, 统计出井点处的龙王庙组地层厚度和储集层(孔隙度大于4%)累计厚度, 进而利用内插法绘制出基于测井解释数据的储集层平面分布图(图 8-a)。从图8中可以看出, 研究区内龙王庙组白云岩储集层厚度介于0~60 m之间, 平均厚度约30 m。储集层厚度与古地貌(图 7-a)具有较好的对应关系, 厚储集层基本位于古地貌高部位周边的上斜坡位置。同时, 储集层平面分布受控于走滑断裂体系, 而继承自震旦纪的近南北向大断裂对于储集层厚度的影响不大。

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 川中高磨地区利用测井数据内插储集层厚度(a)与三色融合地震属性得到的定性储集层厚度(b)Fig.8 Reservoir thickness derived by inserting well data(a)and qualitative reservoir thickness derived by RGB blending seismic attributes(b)in Gaomo area of Central Sichuan Basin

根据井点解释储集层厚度的分布特点, 选取70 m、45 m和33 m作为厚、中、薄储集层的代表厚度值, 计算了其所对应的低、中、高调谐频率值分别为18 Hz、28 Hz和38 Hz。在这3个频段分频数据体上, 提取了平均振幅属性。然后利用RGB三色融合技术(红色代表低频厚储集层、绿色代表中频中等厚度储集层、蓝色代表高频薄储集层), 得到了研究区内龙王庙组白云岩储集层厚度定性分布(图 8-b)。

与井数据内插得到的储集层厚度相比, 三色融合储集层厚度分布图反映了大致相同的趋势(西北厚、东南薄), 古地貌和断层对储集层厚度分布的控制作用同样明显。同时, 融合储集层厚度图上反映了更多细节, 特别是反映了少井或者无井地区的储集层分布情况, 体现了地震资料预测储集层的优势。对比磨溪构造和高石梯构造储集层分布特征发现: 磨溪构造发育的储集层厚度更大、面积更广, 表现为块状连片厚储集层特征; 高石梯构造发育的储集层整体厚度较小、面积局限, 平面上表现为环带状分布的特征。这可能是由2个构造圈闭所处的古地貌存在差异所导致: 磨溪构造紧邻古地貌高地的上斜坡部位, 而高石梯构造则地处远离古地貌高部位的中下斜坡位置。

2.3.3 白云岩储集层定量预测

为了更好地指导龙王庙组气藏的勘探与开发, 除了定性刻画不同厚度规模储集层的平面分布之外, 还有必要开展储集层厚度定量预测, 因此, 引入了主因子分析技术。

如前所述, 将-90° 数据体由低到高分成7个分频体之后, 分别提取了目的层龙王庙组的平均振幅属性, 继而进行了主因子分析。在得到的7个主因子中, 前2个主因子含有绝大部分的原有信息, 可以作为自变量进行拟合运算。实际上, 第1个主因子已经能基本反映厚储集层平面分布情况(图 9-a)。

图 9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 9 川中高磨地区利用振幅属性主因子分析结果(a和b)拟合计算的储集层厚度定量分布(c)Fig.9 Quantitatively distribution of reservoir(c)calculated by principle components derived from seismic attributes(a and b)in Gaomo area of Central Sichuan Basin

求取前2个主因子在井点处的数值, 将其与井点测井解释储集层累计厚度作拟合, 下列关系式给出了比较理想的相关关系(R=0.78)。利用该关系式对前2个主因子进行运算, 得到了研究区龙王庙组白云岩储集层的厚度平面分布图(图 9-c)。

z=a+bx+cx2+dy1+ex+fy+gy2

其中, z是井点处储集层厚度, x是第1个主因子在井点处的数值, y是第2个主因子在井点处的数值, 常数系数a至g分别是: a=26.40、 b=-64.79、 c=36.75、 d=40.53、 e=-1.58、 f=3.51、 g=4.82。

从图9中可以看出, 厚度大于30 m的中厚储集层的分布情况与定性储集层预测结果类似, 大部分位于磨溪构造, 少部分处在高石梯构造。厚度大于50 m的厚储集层大部分发育在磨溪构造。虽然与定性储集层分布图反映的趋势大体一致, 但是量化预测结果揭示出更多的细节差异。例如, 在定性图上, 磨溪地区厚储集层呈连片分布, 平面均质性较好。但是在定量图上, 磨溪构造的这些厚储集层并非连片分布, 而是存在较强的平面非均质性。这一认识, 为后续的滚动勘探和气田开发提供了更为精细的重要参考。

四川盆地面积约18× 10⁴ km², 是在扬子地台基础上发育起来的大型沉积盆地, 其周围被龙门山、米仓山、大巴山、七曜山、娄山和大凉山所环绕(黄汲清, 1954)。在早三叠世嘉陵江组沉积时期, 四川盆地岩相古地理包括深海、古陆、局限台地和开阔台地(王宓君等, 1989)。海水分别从西北、东北和东南3个方向侵入四川盆地(田在艺和张庆春, 1997), 盆地从海相环境向陆相环境过渡(图 10-a)。此时, 研究区位于低纬度区, 气候从半干旱向干旱转变(Weidlich, 2007; 徐国盛等, 2011)。从早三叠世开始, 研究区周边地区开始逐渐隆升, 导致了相对局限的沉积环境。盆地西南部地区, 季节性活跃的河流将碎屑物质从康滇古陆搬运进入盆地发生沉积(吴应林等, 1989)。

图 10

Fig.10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 10 四川盆地三叠系嘉陵江组岩相古地理(a)与层序地层划分(b)Fig.10 Lithofacies palaeogeography(a)and sequence stratigraphy(b)of the Triassic Jialingjiang Formation in Sichuan Basin

嘉陵江组(T₁j)自下而上可分为嘉1段至嘉5段(T₁j₁-T₁j₅)共5段, 其中, 嘉1段和嘉3段由灰岩构成; 嘉2段包括膏岩、白云岩、灰岩和碎屑岩; 嘉4段和嘉5段则发育膏岩、白云岩、灰岩和盐岩(图 10-b)。嘉陵江组地层可划分为3个三级层序, 自下而上分别为: 嘉1段至嘉2段(层序1)、嘉3段至嘉4段(层序2)、嘉5段(层序3)。其中, 研究目的层嘉2下亚段(T₁j₂^L)的厚度在平面上较为稳定, 地层厚度相对较薄(介于10~70 m), 平均厚约50 m, 在-90° 相位旋转后的地震剖面上对应1个波谷(Hu et al., 2017)。

T₁j₂^L中的碎屑岩呈现灰绿色, 由泥岩和粉砂岩隔夹层组成, 推测其形成于陆相沉积环境(Zhao et al., 2018)。 泥质灰岩呈深灰色薄层状, 推测其形成于海陆过渡环境。 浅灰色白云岩孔隙十分发育, 表现为针孔状特征, 根据薄片测定数据, 其孔隙度最高可达20%, 平均为8%左右。 膏质云岩和云质膏岩也很常见, 发育典型的揉皱变形层理。 随着蒸发强度的增加, 出现了膏岩(硬石膏)沉积, 为白色或者浅灰色块状特征。 这些岩性垂向间互频繁、 横向相变迅速, 为混积岩相研究提供了良好的解剖区。

选取的面积约2500 km²的高品质三维地震数据, 面元大小为20 m× 20 m, 频带宽为0~60 Hz。 目的层T₁j₂^L的深度为3000~3500 m, 该深度范围所对应地震数据的主频约30 Hz。 根据声波时差测井和岩心测试数据, 估算目的段地层的速度约为6000 m/s, 据此计算的地震垂向分辨率为50 m。

三维地震覆盖区内钻穿T₁j₂^L的井有31口(图 11), 这些钻井都有岩屑录井和测井曲线数据。测井曲线包括GR、AC和RHOB等常规曲线。其中, 3口井为取心井。对采自这3口取心井的500余块岩心样品进行了薄片、物性、矿物含量等实验室分析测试, 大量的分析测试数据为不同岩性关键参数的确定奠定了基础。

图 11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 11 四川盆地高磨地区位置及钻穿目的层的井分布Fig.11 Location of Gaomo area in Sichuan Basin and distribution of wells drilling through the target layer

为了确定混积环境下的岩相分布, 制定了针对性的技术方案。综合利用岩心分析数据、测井解释数据和地震属性分析数据等, 首先找到不同岩性的各项地球物理参数特征, 据此计算不同岩性含量在井点处的数值并利用地震资料预测其平面分布, 进而根据平面岩性组合确定岩相分布。

具体步骤如下。第1步, 利用采自岩心的碳酸盐岩、膏岩和碎屑岩样品进行孔隙度、渗透率、密度和矿物含量分析, 确定了不同岩性的各项参数分布。第2步, 提取被测试岩心样品所对应深度的GR、AC和RHOB等测井曲线数值, 建立不同岩性的实验室测试分析参数与测井参数之间的对应关系。利用这种岩心— 曲线对应关系, 将测井数据解译为岩性信息, 这样就在所有具备曲线而无取心的井中, 解释出了T₁j₂^L的岩性发育情况。按此方法, 可以计算每口井中不同岩性的累计厚度。不同岩性的累计厚度除以T₁j₂^L的地层厚度, 即可获得井上不同岩性的百分含量这一关键参数。第3步, 基于精细井震标定, 在-90° 相位地震数据体上提取了T₁j₂^L的多种层间地震属性。第4步, 根据井点处地震属性值与岩性含量之间的相关性, 优选相关性较好的地震属性, 进行主因子分析, 获得的前2个主因子与井点处的岩性含量进行拟合, 得到拟合关系式。第5步, 将前2个主因子代入该拟合关系式, 即可获得不同岩性(蒸发岩、碳酸盐岩和碎屑岩)在平面上的百分含量分布图。第6步, 将3种岩性百分含量分布图进行三色融合, 就得到了研究区范围内目的层岩相分布。

3.3.1 岩心分析与测井数据分析结果

利用岩心分析(矿物成分、薄片鉴定等), 可以根据矿物组分和物性情况识别出5种不同的岩性/岩相, 分别是膏岩、碎屑岩、致密白云岩、灰岩和多孔白云岩。结合相应深度的测井曲线参数, 分析了不同岩性的曲线参数分布特征(图 12)。从图中可以看出, 碎屑岩的GR值最高(图 12-a), 据此可将GR值高于45 API的曲线对应的岩性解释为碎屑岩。从不同岩性的密度分布范围来看, 膏岩的密度最高(图 12-b), 将密度值大于2.89 g/cm³的曲线段解释为膏岩。识别出碎屑岩和膏岩之后, 剩下的岩性包括致密白云岩、灰岩和多孔白云岩, 很难通过GR和RHOB将三者区分开。同时, 三者的AC分布范围也很相近(图 12-c), 因此将其归为碳酸盐岩这一大项。

图 12

Fig.12

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 12 四川盆地高磨地区基于钻测井资料的T1j2L不同岩性关键参数Fig.12 Key factors for different lithologies in T1j2L based on well data in Gaomo area of Sichuan Basin

利用RHOB和AC计算了不同岩性波阻抗(AI)的分布情况(图 12-d)。可以看出, 不同岩性的AI数值分布范围有搭接, 但大部分岩性分布的主峰是错开的。其中, 致密白云岩的AI值最高, 其次是膏岩, 碎屑岩的AI值最低, 多孔白云岩和灰岩的AI主峰基本重叠。这种AI的分布特征, 意味着利用地震数据几乎不可能将灰岩和多孔白云岩完全分开。同时, 在地震数据上应该有不同的响应(因为三者的AI主峰有差异), 尽管如此, 地震数据很难明确地将混积环境下的这几种岩性一一甄别(因为AI分布有重叠)。

3.3.2 主因子分析结果

正是由于AI的上述特征, 导致利用单一地震属性难以区分不同的岩性。为了解决这一问题, 本文引入主因子分析技术, 对地震属性进行重构分析, 将其中的岩性信息优化提取形成线性不相关的主因子。具体实施过程中, 分别针对碎屑岩(Sc)、膏岩(An)和碳酸盐岩(Ca), 根据井点处岩性百分含量与不同地震属性之间的相关性, 分别优选了3组(对应3种岩性)相关性较好的地震属性, 然后对优选出来地震属性分别进行主因子分析。其中, 针对碎屑岩选择的地震属性主要为振幅、弧长和频率; 针对碳酸盐岩选择的地震属性主要为振幅、频率和能量; 针对膏岩选择的地震属性主要为频率、振幅、能量和有效带宽。

主因子分析结果(图 13)显示, 对于3种岩性而言, 主因子所含有的原有地震属性逐渐减少, 而前2个主因子涵盖了原有属性中绝大部分信息(75%以上), 因此可以利用这2个主因子代表原有地震属性进行拟合运算。这种做法不但减少了参与运算的自变量个数、降低了拟合难度, 而且最大限度地保留了原有地震属性中蕴含的岩性信息, 在保证精度的前提下, 提高了拟合运算效率。

图 13

Fig.13

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 13 四川盆地高磨地区T1j2L 3种岩性地震属性主因子分析结果特征图Fig.13 PCA results of seismic attributes generated for three lithologies of T1j2L in Gaomo area of Sichuan Basin

3.3.3 岩性含量拟合计算结果

利用3种岩性所对应的前2个主因子与井点处岩性含量分别拟合得到的公式, 分别计算3种岩性的平面分布(图 14-a, 14-b, 14-c)。其中, 膏岩含量(图 14-a)从研究区西南部的5%经中南部的15%, 逐渐增加至中北部的20%以上, 再往东北角, 膏岩含量略有降低至约18%。研究区内的碎屑岩含量高值(> 25%)主要分布在研究区西南部和南部地区, 而在研究区西北部和北部, 碎屑岩含量大多低于10%。其他地区的碎屑岩含量介于10%~20%之间, 碎屑岩含量分区性明显(图 14-b)。碳酸盐岩在研究区内广泛分布, 但分布情况复杂。除了西南部地区含量较低之外, 其他地区的碳酸盐岩含量均高于65%。其中, 高值区(> 70%)集中分布在中南部和东北部, 中值区(65%~70%)分布在中北部地区(图 14-c)。

图 14

Fig.14

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 14 四川盆地高磨地区不同岩性(a、b、c)百分含量平面分布情况及RGB岩相特征(d)Fig.14 Distribution maps of lithology content(a、b、c)and the RGB lithofacies map(d)in Gaomo area of Sichuan Basin

3.3.4 混积岩相分布特征

分别获取3种岩性含量平面分布之后, 将这3种岩性作为3个端元, 利用RGB三色融合技术, 将3种岩性含量转化成相应的岩相, 例如膏岩含量高指示膏岩岩相、碎屑岩含量高指示碎屑岩岩相、碳酸盐岩含量高指示碳酸盐岩岩相, 据此原则可以将融合图解释为岩相图(图 14-d)。其中, 红色代表膏岩、蓝色代表碎屑岩、绿色代表碳酸盐岩。从岩相图上可以看出, 岩相分带性比较明显, 共分为5个区域(即由红色虚线分割开的A至E)。其中, 区域A以碎屑岩为主, 含有痕量的碳酸盐岩。区域B是碎屑岩和碳酸盐岩共存的地区, 表现为海陆过渡沉积特征。区域C以碳酸盐岩为主, 反映了正常海沉积。区域D是研究区内面积最大的, 其岩性组合为膏岩和碳酸盐岩, 北部局部地区还含有痕量的碎屑岩, 这种岩性组合是一种典型的局限环境。在位于东北角的区域E, 岩性组合相对简单, 以碳酸盐岩为主, 膏岩含量明显降低至痕量, 表现出由局限环境向半局限或开阔环境的过渡。

结合研究区所处的区域岩相古地理背景(图 10-a), 分析认为, T₁j₂^L沉积时期研究区自西南向东北, 由陆相(A)经过海陆过渡相(B), 变成了局限潟湖相(D), 最后以(半)开阔海相(E)结束(图 14-d)。尽管分带性明显, 但是除了陆相区域之外, 其他各个岩相区大多呈现斑块或补丁状特征, 指示其强烈的平面非均质性。实际上, 这恰恰反映了混积环境的一大特点: 平面上随着沉积环境的快速变化导致岩相的快速变迁。澳大利亚圣诞岛的现代沉积, 就是碎屑岩— 蒸发岩— 碳酸盐岩混积环境的典型实例(图 15)。

图 15

Fig.15

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 15 澳大利亚圣诞岛上发育的碎屑岩— 碳酸盐岩— 蒸发岩混积体系的现代实例Fig.15 Modern analogy for mixed siliciclastic-carbonate-evaporite systems on the Christmas Island in Australia

该岛南部为陆地, 有若干河流自南向北注入。岛上的大部分地区被周边的障壁从开阔的太平洋隔离开, 构成局限— 半局限沉积环境, 形成了若干潟湖。位于西北部的潮道沟通了广海与局限环境, 自西北向东南, 水体颜色从蔚蓝色向墨绿色变化, 这种水体颜色的变化也是水体盐度或局限程度增加的反映。有报道指出, 在该沉积环境中, 距离潮道较近、水体盐度接近正常海水的编号为10的潟湖中, 正在发生碳酸盐沉淀。而在距离潮道较远、盐度异常高的编号为14和22的潟湖中, 正在发生石膏沉淀(Schoonmaker et al., 1985; Trichet et al., 2001)。其中所形成的石膏在后续的沉积埋藏过程中脱水, 就会形成类似于高磨地区T₁j₂^L中的膏岩(硬石膏)。圣诞岛现今混积环境, 在短短几千米的范围内, 就表现出斑块状的强烈岩相非均质特征, 很好地类比了位于川中地区面积约2500 km²的研究区内岩相的平面非均质性。