鄂尔多斯盆地高家河地区山西组二段下部地震沉积学研究

赖生华，白 璞，叶 超，张 磊，迟 静

(1.西安石油大学，西安 710065；2.陕西延长石油(集团)有限责任公司，西安 710000；3.中国石油 长庆油田分公司，西安 710018)

在早二叠世山西组沉积时期，由于满蒙洋壳向华北克拉通板块剧烈俯冲，鄂尔多斯盆地此时主要为三角洲沉积环境[1-3]；山西组二段(以下简称山二段)沉积期为浅水型三角洲沉积环境[2-5]。本次研究范围高家河三维区面积为144 km2(图1)，山西组二段主要为下三角洲平原亚相，发育分流河道、分流间洼地、沼泽等沉积微相。

山西组二段是研究区天然气主要产层之一。勘探表明，研究区地震反射差，砂泥岩纵波传播速度比较接近，煤层对地震反射干扰强，而采用传统的地震研究方法，比如地震地层学[6-8]、地震属性提取技术[9-12]、传统的地震沉积学[13-30]等，使得沉积相预测精度较低，勘探成功率难以提高。因此，本文首先基于该区三维地震、钻井和测井资料及部分井的测井解释孔隙度成果，以及山二段岩石物理特征的研究，提出了可靠的识别岩性的标准。其次，对90°相位地震数据体[29-30]进行时间—频率扫描分析，确定煤层地震反射频率特征及频带宽；通过设计的地震滤波器，尽量消除煤岩对地震反射的干扰；基于对露头、岩心进行的高分辨层序地层学研究、现代地震沉积学理论，在三维地震数据体中创建高精度等时地层框架，建立等时地层切片与高频地层旋回之间的对应关系。最后，将地质研究方法，测井相分析、地震相识别等理论与技术有机结合起来，将具有不同地震反射主频的等时地层切片所具有的沉积学意义进行精细解释与提取，利用混合频率显示方法[31]，确定沉积相平面分布规律。

图1 鄂尔多斯盆地构造单元及研究区范围

1 山二段岩石物性特征

研究区山二段厚度一般为50～60 m，在S207井达到最大厚度70 m。砂岩厚度分布极不均匀，在Y123井处砂岩最不发育，累计厚度只有4.88 m，但在S229井，砂岩达到最大厚度47.38 m；砂岩平均声波速度为4 695 m/s。泥岩发育极不均匀，在S229井仅为8.13 m，而在S204井达52 m，远高于其余区域，为泥岩最发育地区；泥岩声波平均速度为4 329 m/s，稍低于砂岩速度。单井煤层累积厚度小于8 m，平均声波速度为3 067 m/s。因此，研究区山二段煤层的声波速度远低于砂岩和泥岩的声波传播速度。

山二段煤层密度一般小于2 g/cm3，煤层测井解释有效孔隙度较高，一般高于5%，据此可以有效地区分砂岩、泥岩和煤层。

山二段纵波传播时差、泥质含量、孔隙度的统计表明，砂岩、泥岩和煤层明显不同。 图2左上角区域有效孔隙度高于5%，最高可达15%，泥质含量小于50%，声波速度低于3 500 m/s，为煤层分布区域。左下角区域有效孔隙度变化大，介于1.5%～15%；纵波速度较高，平均可达4 720 m/s，最高达到5 000 m/s；泥质含量低，最高不超过50%，为砂岩发育区域。通过细分该区域，可以进一步划分为高孔隙砂岩区和致密砂岩发育区。前者泥质含量小于25%，孔隙度大于5%；后者泥质含量较高，孔隙度较低；但二者的纵波传播速度基本相同。右上角区域岩石致密，有效孔隙度低，泥质含量高于50%，纵波速度变化大(4 000～4 700 m/s)，为泥岩分布区域(图2)。去掉煤层后，砂、泥岩的纵波速度变化呈近似线性关系，随着泥质含量增加，速度降低，即砂岩中纵波传播速度较泥岩中的高。这表明在90°相位地震数据中，薄砂岩层应对应于波谷地震反射同相轴。但是，致密砂岩和高孔隙砂岩具有相似的声学特征和相同的地震反射特征，即利用振幅可以区分开砂、泥岩，但不能区分致密砂岩和高孔隙砂岩。

2 煤层地震反射频率及反射特征

山二段含煤丰富，目的层段煤层具有多种多样的空间分布特征。总结起来有如下3种分布情形：

图2 鄂尔多斯盆地延长地区高家河山二段声波时差—泥质含量—孔隙度散点图

(1)煤、砂互层型；(2)泥、煤、砂、泥四端元型；(3)复杂型，即泥、煤、泥、砂、岩复杂韵律型[32]。

煤层纵波速度低于3 500 m/s，与围岩形成巨大的波阻抗差异，煤层在地震剖面上常常形成明显的强地震反射同相轴。研究区山二段煤层的厚度不同，具有不同的调谐频率，利用时频分析可以确定不同煤层的调谐频率。煤层地震反射复杂，有的煤层位于地震波谷反射同相轴，而有的煤层则对应于地震波峰反射同相轴。如S222井山二段多数煤层调谐频率介于40～45 Hz；而底部煤层较厚，调谐频率降至35 Hz。A、C、D煤层对应于地震波谷反射同相轴，而B和E煤层则对应于地震波峰反射同相轴(图3)。

研究表明：(1)山二段发育2种调谐频率，分别为30～35 Hz和40～45 Hz的煤层；(2)山二段煤层地震干涉作用强烈。随着频率降低，干涉作用增强，高于60 Hz的频率成分，煤层干涉作用减弱；随着远离煤层，干涉作用减弱，并且地震干涉偏向低频端。

因此，利用地震能量特征研究山二段沉积体系时，所选的地层切片应尽量远离煤层，所采用的能量应该高于60 Hz的频率成分。

为了利用地震信息研究岩性，必须尽量降低煤层的干涉作用，突出研究层段的地震反射信息。因此，本文利用高通滤波器降低低于60 Hz的地震反射能量，减少煤层的影响，突出有效地震信息。研究表明，高通滤波极大地降低了地震低频部分的能量，煤层地震反射及干涉作用得到有效压制。

3 地层切片沉积体系解释

图3 鄂尔多斯盆地延长地区高家河S222井旁地震道煤层频谱分析

本文通过对井旁地震道进行时间—频率扫描分析，结果表明，当地震反射频率不低于60 Hz、不高于90 Hz时，山二段底部北岔沟砂岩地震反射能量较强，而其他频率的地震反射能量较弱。

根据地震调谐理论，沉积体厚度不同，地震调谐频率也不同，因此，解释规模各异的沉积体，理应采用不同的地震最佳频率[34]。本文采用地震分频技术，提取不同频率的能量等时地层切片，以此来更加清晰地反映在不同水动力条件下形成的、大小、形态、成因不同的沉积体系。

从地震调谐理论可知，当地震反射频率较低时，如60 Hz地震反射频率，可以较好地反映水动力能量较强的、厚度较厚的、主水道和决口扇沉积体。在Slice279能量等时地层切片中，60 Hz频率最强地震反射能量具有3种走向的条带状分布样式。具体的分布样式如下：先南北、后东西、再南北走向样式，主要沿S231、S232、S208、S24井一线分布；北西、南东走向样式，主要沿S212、Y127、S209井一线分布；北东、南西走向样式，主要沿S226井边缘分布[34]。

由地震勘探原理可知，随着地震反射频率的不断提高，地震波的分辨能力越来越强。在地震反射能量地层切片Slice279中，70 Hz频率地震反射识别出一向东凹陷，呈半月形，向上游发散的包络线为细圆弧状，内部为碎斑状强地震反射样式，如S246井至S221井区域就是这种地震反射样式(图4)。

总之，研究区Slice279等时能量地层切片中，70 Hz地震反射频率所反映出的走向为南北向、向东凹陷、向上游发散、砂岩位置及规模不断变化的圆弧形碎斑状强地震反射能量，可能代表了河道不断迁移、不断废弃的复杂河道事件。从河流沉积上来看，这一带主要为曲流边滩、流槽、废弃河道组成的复合体，即地貌学上的鬃岗地形。

将录井资料、测井资料和地震资料相结合，Slice279等时能量地层切片内高频(85Hz)地震反射，可能反映了河流洪水导致的决口沉积体中砂岩规模小、厚薄不均匀、斑块状分布的特征。如，短轴—蠕虫状中—强地震能量样式出现在Y218井区，目的层中下部砂岩横向分布不稳定，变化快，纵向上呈正粒序分布特征，应该是反映了决口小水道沉积(图4)。

图4 鄂尔多斯盆地延长地区高家河三维区Slice279切片沉积体系解释

4 基于混合频率显示沉积体系变化

混合频率显示是近年提出的一种地震数据显示方式。这种显示方式是利用分频技术，将地震数据分解成离散的低频、中频和高频3个能量数据体，然后，将这3个不同频率的数据体进行RGB模式混合显示，以此创建彩色数据体[31]。

对于不同频率段中能量相近的区域，采用该显示技术将会使这些区域更加明显可见。从理论上说，该显示技术可以增强共性，突出主要矛盾，弱化个性，抑制差异。通过分频之后，有的沉积体在高、中、低频数据体中都表现为强地震反射，那么在混合频率形成的彩色数据体中，这种沉积体将呈现出近似于白色的特征，这就导致该沉积体与围岩的色彩差异达到最大化，使得该沉积体最容易识别。反之，对于在高、中、低频数据体中都表现出弱反射的沉积体，采用任何单个的频率段都不容易进行识别。在这种情况下，如果将高、中、低频数据体进行混合频率显示，则会使单一频率的弱地震反射沉积体转换成接近黑色的区域，这将使得在单频条件下难以识别的沉积体，在混频状况下特别明显可见。

当然，在利用混合频率进行显示时，首先要研究目的层中沉积体的地质特征，了解不同沉积体的规模、厚薄等，以确定不同沉积体的调谐频率；其次，对井旁地震道进行频率—时间扫描，分析不同沉积体在不同频率状况下的地震反射能量，以确定地震反射能量达到最强时的调谐频率；最后，利用分频技术提取不同频率数据体，结合时频分析所得到的调谐频率，选择高、中、低频数据体进行混合频率显示，这样就可以在混频显示图中呈现出更加丰富、明显的沉积现象，有利于更精确地分析沉积体系分布特征。

对通过本文目的层山二段下部的Slice279等时能量地层切片，基于对不同规模沉积体进行调谐频率分析，最终选择用来进行混合频率显示的3个频率端元分别是低端频率为60 Hz(红)、中端频率为70 Hz(绿)、高端频率为80 Hz(兰)。结合钻井资料，与单频显示比较(图4)，河道侧向迁移(鬃岗地形)、边滩显示特征更为明显(图5)。混频显示表明了部分废弃河道砂体较河道砂体薄，而侧向迁移形成的边滩较河道砂体厚；在边滩中，可见自中心向边缘变薄的特征(图5)。

图5 鄂尔多斯盆地延长地区高家河三维区山二段

5 山二段沉积体系平面分布

根据对岩心和野外露头研究，研究区山二段下三角洲平原环境主要发育分流河道、分流间洼地和平原沼泽等微相，偶见决口扇微相。

分流河道微相是下三角洲平原环境的主要组成部分。根据Y120井岩心观察，分流河道沉积的岩石类型一般由分选不好的含砾粗砂岩、粗砂、中砂、细砂等组成。砂岩的成分成熟度和结构成熟度都较低。砂岩底部发育块状层理、粒序层理和平行层理，中上部发育板状交错层理和槽状交错层理等；在较细的沉积物中也常出现各种中—小型交错层理。砂岩底面具有明显的底面冲刷构造，冲刷面上砾石成层定向分布，构成叠瓦状构造，砾石的最大扁平面倾向河流上游。分流河道沉积具有明显的正旋回剖面结构或均一型剖面结构。分流河道砂体的形态在平面上为长形，有时分叉；在剖面上呈对称的透镜状。砂体常沉陷于下伏的泥岩层内，其中部最厚最粗，向两端变薄变细。分流河道砂体的电测曲线特征一般为中—高幅的齿化或微齿化的钟形组合型或箱形—钟形组合型，底部多为突变接触方式，顶部突变或渐变。

分流间洼地是分流河道间的相对低凹地区，水动力较弱，环境较为闭塞。根据对韩城剖面的观察，沉积物多为泥岩、砂质泥岩，含少量纹层状粉砂岩；沉积构造以水平层理和块状层理为主，可见沙纹交错层理；从微相的共生关系看，常与分流河道微相、天然堤微相和平原沼泽微相共生。GR曲线明显偏低，靠近基线，且起伏平缓。

平原沼泽微相在山二段三角洲平原上分布比较广，岩性以灰黑色、深灰色泥岩、碳质泥岩、砂质泥岩为主，夹薄层细砂岩、粉砂岩，薄层煤层(煤线)发育，见丰富的植物茎、植物化石碎片及垂直虫孔，常发育水平层理、块状层理和砂纹交错层理。GR曲线表现为靠近基线的明显偏低的不规则齿状起伏。

采用混合频率显示方式，对山二段下部沉积体系的分布特征进行了预测。山二段下部沉积时期，主要发育浅水型三角洲下三角洲平原亚相，分流水道发育。下三角洲平原上的分流水道主要有3种走向：(1)呈先南北、后东西、再南北走向，沿S229、S228、S232、S208、Y124井边缘分布。在该分流河道中，在S231附近可能发育一个具有一定规模的曲流边滩。(2)呈北西—南东走向，主要沿S212、Y127、S209井一线分布。(3)呈近东西走向，主要体现在沿S210、S226井发育一规模较大的河道侧向迁移带，该带发育大规模河道边滩、流槽和废弃河道(图7)。此外，规模较小的分流水道可能也分布在研究区东部、东北部；决口沉积主要分布在Y287井区。研究区北部泥岩最为发育，夹薄层砂岩，但局部富集砂岩(图7)。

6 结论

(1)鄂尔多斯盆地延长地区高家河三维区山二段砂岩平均纵波传播速度为4 720 m/s，个别井致密砂岩可达5 882 m/s；泥岩纵波传播速度介于4 000～4 700 m/s。在90°相位地震数据中，薄砂岩层对应于波谷地震反射同相轴。致密砂岩和高孔隙砂岩具有相似的声学特征和相同的地震反射特征，利用振幅可以区分开砂、泥岩，但不能区分致密砂岩和高孔隙砂岩。

(2)山二段发育2种调谐频率分别为30～35 Hz和40～45 Hz的煤层，地震干涉作用强烈。随着频率降低，干涉作用增强；高于60 Hz的频率成分，煤层干涉作用减弱；随着远离煤层，干涉作用减弱。

图6 鄂尔多斯盆地延长地区高家河三维区山二段下部沉积相对比剖面

图7 鄂尔多斯盆地延长地区高家河三维区山二段下部沉积体系平面分布

(3)山二段下部沉积时期，主要发育浅水型三角洲下三角洲平原亚相，分流水道发育，主要有3种走向：呈先南北、后东西、再南北走向，沿S229、S228、S232、S208、Y124井边缘分布；北西—南东走向，主要沿S212、Y127、S209井一线分布；近东西走向，主要沿S210、S226井发育一规模较大的河道侧向迁移带。