0 引言

自Zeng et al.^[1-4]在Geophysics期刊上发表一系列文章提出利用地层切片进行沉积学解释以来, 地震沉积学(Seismic Sedimentology)作为继地震地层学、层序地层学之后的又一新兴交叉学科, 逐渐走入研究者的视野。随着2005年2月地震沉积学国际会议在美国休斯顿的召开, 该学说进一步引起了沉积学界的广泛关注。该理论引入国内以后, 前期主要以概念理论体系阐述^[5-8]、适用条件分析^[9]和海相地层^[10-11]相关研究为主; 目前, 学者们逐步将地震沉积学应用于各类主要陆相沉积体系的研究之中, 尤其在重力流^[12-14]、浊积扇^[15-17]、滑塌扇^[18]等事件沉积以及深水沉积^[19-20]、滩坝^[21-22]、近岸水下扇^[23]等沉积体中取得了较为丰硕的成果, 而对于浅水湖泊三角洲沉积的研究, 受纵向砂泥岩薄互层十分发育等因素影响, 利用地震资料进行开发阶段所需精度的砂体分布预测时存在一定难度, 因此相关研究较少。

乾安地区青三段沉积时期为三角洲前缘沉积, 本文以地震沉积学理论为指导, 结合研究区沉积背景, 采用相位调整—地震相—地层切片的综合研究方法, 对研究区三角洲前缘砂体的展布特征进行详细刻画。

1 研究区地质概况

乾安地区位于松辽盆地南部中央坳陷区长岭凹陷北部的NEE向背斜构造之上(图 1a, b)。区内钻井钻遇地层由断陷期和拗陷期所发育的2套地层组成, 其中, 下白垩统火石岭组、沙河子组、营城组为断陷期沉积地层, 下白垩统登楼库组为断—拗转换期沉积地层, 下白垩统泉头组、上白垩统青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组和明水组为拗陷期沉积地层^[24]。本次研究目的层为上白垩统青山口组三段, 为松辽盆地南部主力产油层高台子油层(图 1c)。

松辽盆地拗陷期湖盆发育经历了“两兴—两衰”的阶段变化, 青山口组一段、嫩江组一段沉积时期为盆地内两次大规模的湖泛期, 其余沉积时期为湖盆衰退阶段^[25]。泉头组四段沉积时期, 盆地内主要发育大型河流相沉积, 沿盆地边缘向着分布范围很小的湖泊水体方向, 依次发育曲流河—网状河—浅水三角洲—湖泊相沉积, 该时期乾安地区主要以网状河沉积为主(图 2a); 青山口组一段沉积时期, 盆地内湖泊范围最大, 乾安地区主要以滨浅湖—半深湖沉积为主(图 2b); 青山口组二段、三段沉积期为基准面上升到最高之后的下降期, 湖区面积快速大幅减小至上一阶段的三分之一, 盆地西南部三角洲向湖盆中心推进约50 km, 此时盆地西南部(包括乾安地区)形成了以浅水三角洲前缘储层为主的高台子油层的广泛分布区(图 2c); 姚家组一、二段沉积时期基准面继续下降, 湖泊面积小于青三段, 湖泊中心向南部推进, 此时乾安地区以滨浅湖沉积为主(图 2d); 姚家组三段—嫩江组一段沉积期为基准面快速上升至最高的阶段, 为松辽盆地拗陷期第二次大规模湖泛期, 湖泊水体覆盖了近乎盆地中南部的广大地区, 仅在盆地北部发育三角洲—湖泊沉积体系, 此时乾安地区处于半深湖—深湖沉积之中(图 2e); 嫩江组二段沉积时期, 受盆地东部抬升影响, 盆地开始形成以东部物源供给为主的高角度三角洲—湖泊沉积体系, 此时乾安地区仍以半深湖—深湖沉积为主(图 2f)。

2 地震沉积学研究 2.1 高分辨率层序地层格架

建立高分辨率层序地层格架为地震沉积学研究的开展提供了必要的基础, 是地震沉积学研究中不可或缺的第一步^[26-27]。由于高分辨率层序地层研究目的是建立小尺度时间单元的等时地层格架, 这对研究资料的精度提出了较高的要求。因此本次研究中采用蓝色滤波的方法来提高地震资料的分辨率。该方法首先使用自回归—移动平均系数来计算蓝色滤波器, 然后用生成的滤波器对常规反褶积后的结果进行滤波, 补偿反射系数序列的蓝色部分, 从而使处理过的地震数据更加接近反射序列的真实特征, 这样地震剖面的分辨率得到了改善, 同时也规避了很多假象^[28]。

本次研究目的层段为青山口组三段, 岩性以灰色粉砂岩、泥质粉砂岩和紫红色泥岩为主, 少量细砂岩, 平均厚度约380 m左右, 自下而上划分为12个砂层组。本次研究综合应用地震、钻井和测井资料, 在高分辨率层序地层界面识别、层序划分和层序格架内地层叠置特征分析的基础上, 将松辽盆地南部乾安地区上白垩统青山口组三段地层划分为SQ1~SQ2共2个三级层序, 其中SQ1在青三段内仅在下部发育湖退体系域, SQ2在青三段上部发育湖退和湖侵体系域; 将2个三级层序进一步划分为12个四级层序(HFSQ1~HFSQ12), 其中SQ1内自下而上划分为HFSQ1~HFSQ6共6个四级层序, SQ2内自下而上划分为HFSQ7~HFSQ12共6个四级层序(图 3)。

青三段SQ1层序内仅发育湖退体系域, SQ1层序早期(HFSQ1~HFSQ3层序)岩性以泥质岩为主, 随着湖平面逐渐降低, 砂岩含量逐渐增加, 该时期测井曲线形态主要表现为漏斗型; SQ1层序晚期(HFSQ4~HFSQ6层序)岩性主要为砂质岩, 该时期测井曲线形态主要表现为钟型。青三段SQ2层序沉积时期, 湖平面变化表现为湖退背景下湖平面小幅回升又下降, 因此SQ2层序湖侵体系域(HFSQ7~HFSQ10层序)内砂泥岩薄互层相对发育, 测井曲线形态为锯齿型; 随着湖平面的再次下降, SQ2层序湖退体系域(HFSQ11~HFSQ12)内砂质含量相对上升, 该时期测井曲线形态以钟型为主。

2.2 地震岩性学研究

地震沉积学研究主要包括两个方面研究内容, 一是地震岩性学(Seismic lithology), 二是地震地貌学(Seismic geomorphology)。地震岩性学的主要内容是将地震数据体转换为测井岩性数据体, 建立岩性—波阻抗之间的对应关系; 而地震地貌学是将地震数据进一步转换成含有岩性标记的沉积相平面图。其中涉及到的关键技术包括地震子波90°相位转换和地层切片技术。

地震子波90°相位转换的目的是为了建立地震反射轴与薄层砂体之间的对应关系^[26]。图 4展示了乾安地区过乾107井地震剖面相位调整前后的对比, 从图中几处重点突出部位的薄层砂体来看, 转换后均与地震剖面上一组高振幅同相轴相对应, 显示出了较好的相关性。但由于陆相浅水三角洲沉积的特点是纵向上砂泥岩薄互层极为发育, 这样并非所有薄层砂体与相位转换后的地震同相轴均显示良好相关, 这一点从乾107井岩性—波阻抗交会图中也能看出来(图 5), 单一岩性间不存在明显的波阻抗差异, 即单一岩性与地震剖面反射同相轴间没有一一对应关系。

地震反射同相轴地质意义的标定是对地层切片展开地质解释的基础。由于研究区单一岩性层与同相轴之间没有一一对应关系, 因此本次研究试图建立复合岩性层与同相轴之间的相互对应关系, 选取高分辨率层序格架中具有代表性的层序来统计不同岩性组合的砂岩百分比含量和砂岩厚度与波阻抗之间的关系。针对区内30余口取芯井的典型层序段砂岩厚度、砂岩百分比含量与波阻抗关系的统计结果表明, 砂岩厚度大于8 m、砂岩百分比含量大于30%的复合岩性层波阻抗值明显大于砂岩厚度小于5 m、砂岩百分比含量小于15%的岩层波阻抗值(图 6), 砂岩厚度、砂岩百分比含量与波阻抗间具有良好的正相关性, 证明研究区地震反射同相轴与复合岩性层对应。结合地震剖面与岩芯对比的结果来看, 研究区偏砂相大致与红色波峰相对应, 而偏泥相大致与黑色波谷相对应(图 4)。虽然这种同相轴的极性变化对于单一岩性的地震岩性学解释意义不大, 但是对于90°相位转换后的地震剖面来说, 同相轴(无论是偏砂相或偏泥相)的横向变化仍然反映了相对波阻抗的变化, 进而在地层切片上可以通过相对振幅变化对岩性变化进行合理预测。

2.3 地震相、典型切片解释

地层切片制作的目的是为了保证地层切片的沉积学解释是建立在地质等时的基础之上, 通过在两个等时同相轴之间线性内插获得一系列的具有等时意义的切片, 相较于时间切片和沿层切片来说, 对于任何产状地层均更加适用。前人研究中在提取切片时, 通常以三级层序或体系域界面作为约束进行内插, 而三级层序一般对应于开发地层阶段的油层单元, 内插出来的切片对于勘探阶段或开发早期来说较之于时间切片和沿层切片更加逼近等时意义, 然而由于陆相浅水三角洲沉积纵向薄互层极为发育, 岩性纵向变化很快, 可以认为油层内不同部位沉积速率存在不一致的现象, 此时再在三级层序内提取切片, 会在提取过程中逐渐偏离等时界面。所以本次研究中以四级层序(一般对应砂组)边界做为边界约束, 在四级层序内提取地层切片来开展地层切片沉积学解释, 符合开发后期沉积相研究的实际需求。本文选取HFSQ1~HFSQ12四级层序内A~L共12张典型地层切片(图 3), 结合地震相、测井响应特征、砂岩厚度和砂地比特征, 对三角洲前缘储层砂体(尤其是水下分流河道砂体)的形态、发育过程展开了研究, 研究区共识别出3种类型水下分流河道砂体。

2.3.1 枝状水下分流河道

在HFSQ6层序内的F均方根振幅属性切片上可识别出枝状水下分流河道, 呈分支树杈状, 发育于研究区西南侧, 顺西北向东南展布, 宽度在410~750 m之间。其中, 地层切片上红色、黄色强振幅为枝状水下分流河道主体, 振幅值在69.2~75.3之间, 砂岩厚度10.4~18.27 m, 砂地比43.51%~79.86%, 岩性以粉砂岩或泥质粉砂岩为主; 绿色中振幅代表水下天然堤微相, 振幅值在42.4~55.1之间, 砂岩厚度5~8.6 m, 砂地比20.48~36.85%(表 1), 岩性以泥质粉砂岩、泥岩薄互层为主; 蓝色弱振幅代表水下分流河道间湾或滨浅湖微相, 振幅值在14.5~26.1之间, 岩性以粉砂质泥岩或泥岩为主体(图 7a, b)。

从过乾13-13井—乾3-7井的地震竖切剖面来看, 枝状水下分流河道顺物源方向表现为强振幅连续指状地震相(图 7c); 从过乾3-11井—乾6-13井的地震横切剖面上来看, 枝状水下分流河道垂直物源方向上表现为强振幅叠瓦状和透镜状(图 7d)。叠瓦状反映多个枝状水下分流河道砂体横向叠置展布特征, 透镜状反映单一枝状水下分流河道砂体横向展布特征。

2.3.2 曲流状水下分流河道

在HFSQ6层序内的F均方根振幅属性切片上可识别出2条曲流状水下分流河道, 发育于研究区东北侧, 垂直物源方向呈条带状展布, 宽度在270~680 m之间(图 7a, b), 振幅值在68.3~97.2之间, 砂岩厚度在5.77~9.7 m之间, 砂地比在22.72%~37.54%之间(表 1), 岩性以薄层粉砂岩和泥质粉砂岩为主。从过乾24-22井的横切面地震剖面来看, 曲流状水下分流河道表现为强振幅不连续的短轴状地震相(图 7c)。

2.3.3 末端水下分流河道

在HFSQ2层序内的B均方根振幅属性切片上可识别出末端水下分流河道, 顺物源方向自西南向东北展布。切片上红色、黄色高振幅区域代表末端水下分流河道微相, 振幅值在63.6~103.5之间, 砂岩厚度在5~8.8 m之间, 砂地比在32.4%~55.24%之间, 岩性以泥质粉砂岩为主体; 绿色中等振幅区域代表前缘砂席微相, 振幅值在42.7~58.2之间, 砂岩厚度在2.31~4.2 m之间, 砂地比在14.71%~26.75%之间, 岩性以薄层粉砂岩为主体; 蓝色低振幅区域代表水下分流河道间湾或滨浅湖沉积, 振幅值在10.1~22.1之间, 岩性以泥岩为主体(图 8a, b)。

从过乾24-3井—乾24-1井—乾24-10井的竖切地震剖面上可以看出, 末端水下分流河道砂体在顺物源方向地震剖面上表现为中等振幅较连续蠕虫状地震相, 前缘砂席表现为弱振幅连续指状地震相(图 8c); 从过乾2-12井—乾8-12井—乾28-10井的横切地震剖面上可以看出, 末端水下分流河道砂体在垂直物源方向地震剖面上表现为中等振幅较连续叠瓦状和透镜状地震相, 前缘砂席表现为弱振幅连续楔状地震相(图 8d)。

3 讨论

由上所述, 综合利用地层切片属性解释成果(表 1, 2)和地震相特征, 可以清晰的识别出研究区青三段发育的水下分流河道砂体类型、特征。因此, 本文分别选取SQ1和SQ2内的6张典型地层切片, 对高分辨率层序地层格架内自下而上各类型水下分流河道砂体的分布及演化规律展开了研究。

3.1 SQ1三级层序内沉积演化

SQ1三级层序内青三段发育早期为基准面上升到高点之后的下降期, 此时研究区尚处于水深较深的沉积背景下。地层切片上的绿色—红色高振幅值区域分布面积较广, 振幅值中等(图 9a, c, e, g), 此时研究区主要发育末端水下分流河道砂体和前缘席状砂体(图 9b, d, f, h), 其中, 末端水下分流河道砂体顺物源自西南向东北展布, 前缘席状砂体围绕水道砂体呈扇状分布, 自下而上末端水下分流河道砂体分叉逐渐增多, 规模逐渐增大。SQ1三级层序晚期基准面持续下降, 此时研究区所处水体环境迅速变为浅水区域。地层切片上的绿色~红色高振幅区域分布范围小, 呈条带状分布, 振幅值较高, 表明此时研究区主要发育枝状水下分流河道砂体和曲流状水下分流河道砂体, 发育规模小(图 9i~l)。其中, 枝状水下分流河道砂体可见由东南—西北和由西北—东南方向呈树枝状展布, 曲流状水下分流河道砂体可见顺物源西南—东北方向展布, 亦可见多条垂直物源方向展布。

3.2 SQ2三级层序内沉积演化

SQ2三级层序内湖侵体系域期间, 基准面开始逐渐缓慢上升。地层切片上绿色—红色高振幅值区分布面积由小逐渐增大, 由条带状逐渐变为扇状分布(图 10a, c, e)。湖侵体系域早期主要以枝状水下分流河道砂体为主, 自西北向东南方向展布(图 10b); 湖侵体系域晚期顺物源方向展布的末端水下分流河道砂体开始出现且逐渐增多, 反映沉积水体的相对上升(图 10d, f)。SQ2三级层序内湖退体系域期间, 基准面开始快速下降, 地层切片上高振幅值区域分布范围缩小(图 10g, i, k), 以枝状水下分流河道砂体和曲流状水下分流河道砂体为主, 该阶段河道主要呈顺物源方向展布(图 10h, j, l)。

3.3 青三段沉积演化模式

乾安地区青三段沉积时期, 主要接受来自盆地西南部保康水系的物源供给, 研究区内主要发育浅水三角洲前缘亚相沉积。SQ1湖退体系域早期, 湖平面位置高, 研究区主要发育自西南向东北方向展布的末端水下分流河道和前缘砂席沉积(图 11a); SQ1湖退体系域晚期-SQ2湖侵体系域早期, 湖平面位置显著降低, 湖泊水体向盆地中央快速退却, 此时研究区主要发育枝状水下分流河道和曲流状水下分流河道(图 11b); SQ2湖侵体系域晚期, 湖平面位置相对升高, 顺物源方向展布的末端水下分流河道和前缘砂席开始出现, 并逐渐增多(图 11c); SQ2湖退体系域时期, 湖泊水体再次向陆地方向缓慢扩张, 末端水下分流河道和前缘砂席逐渐减少, 枝状水下分流河道和曲流状水下分流河道逐渐增多(图 11d)。青三段时期, 乾安地区主要发育枝状水下分流河道、曲流状水下分流河道和末端水下分流河道3类水下分流河道砂体, 同时可见前缘砂席和水下天然堤砂体。在该时期松辽盆地整体处于大型湖退的背景下, 乾安地区青三段沉积水体表现为大幅变浅—小幅升高—复变浅的动态变化过程。

4 结论

(1) 乾安地区上白垩统青三段处于松辽盆地拗陷期第一次大规模湖泛之后的湖盆衰退期, 主要发育以水下分流河道为主的三角洲前缘沉积。将青三段地层划分为2个三级层序和12个四级层序。

(2) 地震资料相位调整之后, 地震反射轴与薄层砂体之间对应关系有所改善, 仍无法建立单一岩性与地震同相轴之间的对应关系。根据陆相浅水三角洲前缘沉积砂泥岩薄互层极为发育的特点, 将地震反射同相轴与具有沉积学意义的复合岩相之间建立起对应关系, 研究区内偏砂相与红色波峰对应, 偏泥相与黑色波谷对应。

(3) 在四级层序边界约束下提取地层切片, 更好的满足了开发阶段陆相三角洲前缘沉积学研究所需等时精度。通过对典型均方根属性切片的地质解释, 发现研究区发育水下分流河道、水下天然堤和前缘砂席等沉积砂体, 其中水下分流河道主要有3种类型, 分别为枝状水下分流河道、曲流状水下分流河道和末端水下分流河道。各类型河道对应地震相特征各不相同, 主要包括叠瓦状、透镜状、短轴状、指状、蠕虫状和楔状。

(4) 地层切片分析表明SQ1早期以末端水下分流河道和前缘砂席为主, 分布范围广; SQ1晚期以枝状水下分流河道和曲流状水下分流河道为主, 分布范围缩小; SQ2湖侵体系域早期以枝状水下分流河道为主, 湖侵体系域晚期以末端水下分流河道和前缘砂席为主。SQ2湖退体系域以曲流状水下分流河道为主。整个青三段沉积时期, 末端水下分流河道主要为顺物源方向呈扇状分布, 枝状水下分流河道主要为由西北至东南方向呈树枝状展布, 曲流状水下分流河道主要为垂直物源方向呈条带状分布。

致谢: 在论文撰写过程中使用了东方地球物理公司物探技术研究中心提供的GeoEast软件, 并受到了崔京彬、李全虎等专家的亲切指导, 在此一并感谢。