0 引言

可地浸砂岩型铀矿勘探工作的调查选区以及钻探孔的原位验证工作往往利用已有的油田井或者煤田井，并且已经取得了相应的成果^[1-3]。但是这些井的测井曲线系列不全，普遍只有井径、自然电位、自然伽马、视电阻率、密度和声波时差等6条测井曲线，有的井中测井曲线甚至更少^{[2, 4-5]}。如果想求取孔隙度参数可以利用密度和声波时差两条曲线。由于铀矿层位埋藏较浅，地层普遍疏松，声波时差曲线会出现严重跳动以及异常增大等无规律失真现象，不能进行孔隙度的求取，而砂岩型铀矿由于其具有高放射性，直接影响了放射性测井曲线值，使得自然伽马值异常升高，密度值异常降低^{[4, 6]}；遂考虑对密度曲线进行校正并利用其计算孔隙度参数。自然伽马求取泥质体积分数是最常用的方法，但是高放射性的存在也使得泥质体积分数的求取变得不可信。随着铀矿勘查和开发工作的进行，无论对于前期有利成矿带的预测，还是对于后期地浸采铀布孔技术都需要对砂岩的孔隙度、渗透率和泥质体积分数等参数做充分的考虑^[7-10]。所以，利用有效的方法消除高放射性的干扰，使得利用测井曲线能准确求得砂体的孔隙度、渗透率和泥质体积分数等参数是十分有必要且有意义的。

作为储层表征的核心内容，储层非均质性一直是研究者关注的焦点^[11-12]。在分析研究铀成矿机理与空间定位的过程中，有学者引入石油地质学中的非均质性概念，并给出平面与垂向非均质性控制下的铀成矿规律^[13-14]，随后又有学者对铀矿地质中的非均质性进行了大量的研究^[15-20]。他们的研究多集中于砂体厚度、泥岩隔层厚度、粒度变化、含砂率、砂体形态与走向等能展现控制水流且控制氧化还原带的外部宏观因素。而砂体的孔隙度、渗透率和泥质体积分数等参数是可以直接控制砂体中水流动力与铀运移的参数，是内部微观非均质的反映。随着寻找铀矿工作的进行，在松辽盆地北部大庆长垣南部四方台组发现了工业级铀矿体的存在^[21]。在前人对松辽盆地北部含铀矿地层的研究工作中，对铀矿化特征^[22]、含矿层位的岩石学特征^[23]、砂岩型铀矿的赋存状态^[24]、含铀矿层的成岩物源以及成矿铀源^[25-26]、含铀岩层中岩石粒度及其指示的沉积环境^[27]和四方台组的沉积相进行了相关的研究分析与总结^[28-32]。通过研究，在研究区内四方台组底部发现了广泛发育的厚砂体，为刻画单砂体展布以及对单砂体内部均质性的表征十分有利。遂考虑以由测井、录井信息为依托构建的宏观控矿条件为方向，以单砂体孔隙度、渗透率和泥质体积分数等表征内部微观特征的因素为主要分析内容，对可地浸砂岩型铀成矿控矿因素进行研究，以增加关于有利于铀成矿地质条件的依据，为综合方法勘探砂岩型铀矿提供参考。

1 研究区地质概况

松辽盆地是一个展布方向为北北东的大型含油、气、铀沉积盆地，地处我国东北地区。松辽盆地横跨吉林省、辽宁省、黑龙江省、内蒙古自治区，盆地四周被丘陵山脉环绕。其南部为康平—法库丘陵，北部与小兴安岭毗邻，东部接壤张广才岭，西部挨着大兴安岭。松辽盆地基底为前古生代及古生代变质岩，盆地总面积超过26万km²。根据盆地的形态、构造和基底等方面特征，松辽盆地被分为6个一级构造单元(图 1)，分别为中央坳陷区、东北隆起区、东南隆起区、西南隆起区、西部斜坡区和北部倾没区^[33-34]。

研究区所在区域为二级构造单元：松辽盆地大庆长垣南部，地处盆地北部内一级构造单元中央坳陷区内(图 1)。研究区内钻遇地层从老到新分别为上白垩统、第三系、第四系，主要研究地层为上白垩统四方台组。四方台组底部不整合接触于嫩江组，顶部整合接触于明水组，四方台组底部发育一套辫状河砂岩，且底部辫状河砂体是主要的含铀层段。底部砂岩厚度大、分布广，为全区孔隙度、渗透率和泥质体积分数等参数在全区分布的刻画提供了良好的条件^{[21, 32]}。

2 含铀砂岩测井曲线校正技术 2.1 密度曲线校正 2.1.1 校正方法

密度测井利用放射性源照射地层，产生伽马射线，伽马射线与物质相互作用产生的康普顿效应与地层密度有对应关系，以此求得地层密度^[35]。对于无扩径、厚层、高放射性砂岩层：当地层中不存在高放射性时，地层的放射性背景值相较于放射源的放射性可以忽略；当放射性过高时，地层的放射性会与源发出的射线进行叠加，导致测井仪测得的计数率变高，密度值变低^[36-37]。自然伽马是研究地层中矿体天然放射性的测井方法，我们的目标是用自然伽马曲线测得的地层放射性数据来校正地层的密度曲线。

选取研究中ZKDX00-01井405~415 m井段的高放射性含铀砂岩层段。可以看到，层段井径无扩径现象，电阻率和声波时差变化范围小，密度下降，自然伽马明显增高(图 2)。根据电阻率曲线和声波时差曲线的稳定我们可以推断出此层段的岩性物性变化并不大，说明密度曲线值的明显降低和自然伽马曲线值的明显升高是由于含铀造成的。

在寻找自然伽马与密度的关系之前，我们对处理的数据做几点说明：

1) 本文想找到的是密度减少量与取对数自然伽马增高量之间的关系。

2) 密度减少量由密度值减去“基值”而得到。“基值”确定在曲线由高值突变到低值处，即由不含铀到含铀的转变处。需要指出的是，“基值”是根据经验确定的。例如本文中确定“基值”为2.20 g/cm³。

3) 自然伽马增高量由自然伽马值减去“基值”而得到。同密度基值确定方法相同，自然伽马值的突变点即为“基值”点。由于自然伽马基值相对于含铀的自然伽马值很小，故不用做减去“基值”的步骤，对最后的影响几乎可以忽略，同时还可以精简流程。

对井ZKDX00-01含铀异常井段作密度减少量与取对数自然伽马值的关系图(图 3)。我们可以看到，当lg GR=3.35(即GR=2 238 cps左右)时，存在数值分界点(图 3中以红、黑两色区分)，分界点左侧数据点整体趋势缓，分界点右侧数据点整体趋势变陡。这说明，随着自然伽马值增大到分界点后，地层中的放射性对密度曲线的影响变大。

拟合图 3中数据，得到

相关系数的平方R²为0.978，说明利用分段函数可以很好地表示两个变量间的关系。

2.1.2 校正结果

通过上文的校正方法对其他井的高放射含铀砂岩层进行校正。

选取含有岩心数据的ZKDX00-03井304~313 m层段，对含有铀矿的层段对密度曲线进行校正(图 4)。经过对比可以发现，经过校正的密度曲线更符合实际取心的密度值，对于准确计算孔隙度和渗透率有着很好的保障。

2.2 自然伽马曲线重构

常规资料求取泥质体积分数的方法一般包括利用自然伽马、自然电位、电阻率和密度-中子交会等测井曲线求取方法^[38-39]。由于高放射性的影响，使得自然伽马曲线不能直接用于泥质体积分数的求取^[40]。自然电位曲线由于受到很多因素的影响，所以会出现基线偏移的情况。单独利用电阻率求取泥质体积分数需要电阻率分辨率高^[41-42]。本文所处理的资料中没有中子测井资料，且声波曲线由于地层浅、岩层疏松等原因表现为异常增大。用未经过处理的自然电位曲线直接计算泥质体积分数是不可靠的，对于只有基线偏移现象的曲线，我们只做曲线偏移处理。考虑到以上原因，本文选用自然电位、电阻率、密度和声波时差等曲线，采用多元回归的方法对自然伽马曲线进行重构。在重构之前，我们需要对自然电位曲线进行基线偏移校正。

2.2.1 自然电位基线偏移校正

我们进行自然电位基线偏移的校正公式为

式中：h₀、h₁、h₂分别为当前校正点深度、校正段第一点和最后一点的校正深度；ΔV_SP、V_{SP, c}、V_SP1、V_SP2、V_SP0、V_SP分别为自然电位校正量、自然电位基值、校正段第一点和最后一点的自然电位、校正前、后的自然电位。

选取ZKDX04-03井250~420 m井段作图 5。可以看到：井段中未经校正的自然电位曲线随深度增加存在泥岩基线偏移的现象；经过自然电位基线校正后，泥岩基线偏移现象消失，同时不改变砂泥岩之间的幅值差，经过基线校正后的自然电位泥岩基线均为130 mV(图 5)。

2.2.2 重构方法

1) 对自然电位曲线基线进行校正时，需分段校正，保证这一段基线的偏移是随深度线性偏移，且在选择基线时要以其他曲线作为参考，保证选择较纯泥岩作为基线。如果实测的曲线难以完成校正工作，可以不将自然电位曲线纳入重构中。

2) 不同岩性或者同一岩性不同物性的电阻率变化往往较大，所以对电阻率的曲线进行对数处理，以消除电阻率曲线中突变点的过多影响。

3) 重构过程中包含声波时差曲线，前文提到声波时差未经压实，所以不能参与孔隙度的计算。但由于声波时差曲线与电阻率对铀的放射性不敏感(图 2)，故将其参与自然伽马曲线的重构。

4) 运用层序地层学理论进行层序划分，判断其所属的层组，要选取同一层组的曲线进行重构。即使是相同的岩性，不同沉积相的测井值变化也很大，选择同一层组的测井数据可以保证数值在某一范围内波动较小。

2.2.3 重构结果

自然电位曲线经过校正步骤之后，可以参与自然伽马曲线的重构，利用未受铀影响的层段对受铀影响层段进行重构。重构曲线的公式为

式中：GR₀为重构后的自然伽马；R_a为视电阻率；AC为声波时差。R²=0.86，说明重构的自然伽马曲线可信度高，可以用来求取泥质体积分数。

选取两口井的含铀井段，将重构后的曲线与原始曲线作对比(图 6)。可以看出，重构后的自然伽马值已经消除了铀的影响。

通过以上的自然伽马曲线重构和密度曲线校正，可以对高放射性含铀砂岩进行校正，达到准确求取孔隙度、泥质体积分数等参数的目的。

3 四方台组测井非均质性表征

通过查阅前人相关资料以及利用测井、录井等资料^[32]，追踪出了四方台组底部厚层砂岩。利用上文的重构与校正技术，保障全区孔隙度、渗透率和泥质体积分数等测井参数不受高放射性铀的影响，能够进行准确求取。同时，对它们的展布进行了刻画。

泥质体积分数求取公式为:

式中：GR_max、GR_min分别为自然伽马最大值和最小值；V_sh为泥质体积分数；g为地层系数，新地层取3.7，老地层取2.0，文中取3.7。

孔隙度求取公式为

式中：DEN为密度；φ为孔隙度。R²=0.938，说明此式可以很好地表示两个变量间的关系。

渗透率求取公式为

式中：K为绝对渗透率；S_w为束缚水饱和度，取定值50%。

利用以上的参数求取公式对四方台组底部砂岩进行参数计算，并成图分析。

图 7为四方台组底部砂岩孔隙度分布，可以看出铀矿出现的地方并不是孔隙度最大的地方，也不是孔隙度最小的地方，而是由孔隙度由大到小的过渡位置。同样地，图 8为四方台组底部砂岩渗透率分布，图 9为四方台组底部砂岩泥质体积分数分布，它们表现出来的共性为铀矿化均是发育在物性过渡的地方，这种特征的表现是宏观上砂体厚度、泥岩层厚度等参数无法表达出来的。

从图 7和图 8两张图中，我们可以看到：高孔隙度、高渗透性地层中，铀矿化的发育不明显；低孔隙度、低渗透性地层不利于铀矿成矿；铀矿化出现最有利的位置为中、低孔隙度和中渗透性地层，即铀矿化出现最多的部位，是地层从高渗透性向低渗透性过渡、大孔隙向小孔隙过渡的地带。根据可地浸砂岩铀成矿规律及理论，可以比较好地解释这个现象, 即随着地下含铀流体在地层中的运移，由于地层孔隙及地层渗透性的改变，地下的地球化学环境也在发生变化，而在地层从高渗透性向低渗透性过渡、大孔隙向小孔隙过渡的地带，亦可能是地下地球化学环境从氧化环境过渡到还原环境的转换地带，也就是地球化学障，这个地带正是铀元素发生沉淀、聚集成矿的有利部位。

泥质体积分数与孔渗条件有着紧密的关联，两者的相关性为负相关(图 7、图 8、图 9)。同时，泥质体积分数高，意味着可能是还原环境，泥质体积分数低，主要表现为氧化环境的特征；砂岩地层从泥质体积分数低过渡到泥质体积分数高的地层，表现了地球化学特征发生了变化，从氧化环境过渡到了还原环境，而铀矿化就在这种过渡环境下发生了沉淀、聚集成矿。

4 结论

1) 密度校正过程中存在一些干扰因素，当测井曲线系列较少时，本文给出了利用升高的自然伽马曲线校正密度曲线的方法，以及利用其他不受放射性影响曲线重构自然伽马曲线的方法。与岩心分析数据对比，利用校正后的测井资料进行孔隙度、渗透率和泥质体积分数计算，其结果是比较准确和可信的，得到的孔隙度、渗透率和泥质体积分数展布，比较好地反映了研究区的地层物性分布特征。

2) 孔隙度、渗透率、泥质体积分数等参数变化的地方产生铀矿是砂体非均质性控矿的直接证据。虽然测井显示的数据是不连续的，但是纵观全区，也能看到产生铀矿的砂体并不是孔渗性质最好的地方，也不是最差的地方，而是处于由高孔隙度、渗透率向低孔隙度、渗透率过渡的地方。同时，孔隙度、渗透率、泥质体积分数的不同也是砂岩相变的有利表现形式。