地震识别砂体技术

第一节河道砂体形态研究河道砂是河流相储层中最主要和最重要的油气富集场所，因此河道沉积的研究比较系统和深入，国内外相关的文献和研究成果十分丰富，针对研究目标和对象有现代河流沉积、露头剖面砂体、石油钻井三种不同研究体系。

因研究的对象和目标的差异，对河道的认识有着不同的的侧重，因侧重面的不同导致对河道砂体几何形态的认识上有很大的差异。

利用现代河流沉积和露头沉积研究成果去认识古代河道容易导致认识的偏差，人们对古代河道的认识停留在用现代河流臆测古代河流的程度上；对聚集油气的河道砂体的认识则受勘探阶段和钻井密度的限制，在不同的井网密度阶段下，对河道砂体的认识程度存在很大的不同，因此，我们利用与汪家屯气田河流沉积有关的文献和研究成果，分析河道砂体沉积环境、形成过程、保存条件，总结砂体的四维时空规律，充分认识汪家屯气田河道砂体在空间上可能的展布规律和存在的三维几何形态，通过地震属性成像技术和属性数字地质统计相关分析，从几何形态模型和数字地质方面，识别河流沉积保留下的砂体。

1.国外研究现状河流分类Leopold(1957)和Wolman（1957）最初将河道体系划分为顺直河、辫状河和曲流河，已为沉积学者所通用。

Schumm(1968)根据搬运方式又提出一种分类方案，将河道分为三种类型：即悬载河、混载河、底载河，对现代河流较适用，对古代河流意义不大。

B.R.Rust（1978）对河型分类，分为辫状河、曲流河、网状河、顺直河，这一方案在石油业得到广泛认可。

早在50年代Leopold(1957)和Wolman（1957）就建立了河道宽度和曲流带长度的关系以及曲流半径和曲流长度的关系，Strokes(1961)测量了Mesaverd 组河道砂体大小，厚0.6-30.5m，宽1.5-61.0m，长4.5-12km。

Knutson(1971,1976)研究Colorado西部河道砂得出曲流河的宽厚比为14：1。

Campbell研究新墨西哥Morrison组Westwater Canyon 砂岩段，总结低弯度辫状河，单个河道平均宽度183m，厚度4m，厚宽比46：1。

Cowan(1991)研究表明，如果砂岩厚度大于12m，就是由几个河道砂体复合而成，指出辫状河道体系平均宽度500m，厚度7m，厚宽比70：1。

在曲流河点坝中一个侧积体的最大宽度大致是2/3河宽。

以上河道砂学者的研究现代沉积、露头，还是停留在对河道的静态平面二维或者是剖面二维认识认识上，虽然对于河道的认识有指导作用，但对储集油气的河道砂来说研究还很不够。

只有对砂体的三维空间几何形态认识的基础上，我们才能够识别和寻找河道砂体。

2．大庆油田钻井研究砂体平面形态钻井研究河道几何形态需要有足够的井网密度，钻井揭示河道是一维的，多口井连的剖面是二维，无论研究的如何精细也不能给出河道在空间的展布几何形态，只有在满足研究需要的足够大的一定区域和密集井网的测井、录井、取心充足的资料背景下，通过特定的砂体对比和组合手段，才可能完整认识保留下的河流沉积砂体类型、微相、三维形态。

我们有幸得到了大庆萨中开发区高密度的井网砂体资料。

大庆油田萨中开发区为萨尔图油田中部，面积116km2，萨、葡、高油层高密度的井网为认识砂体提供了很好的例证。

高、葡、萨油层是在青山口组-姚家组-嫩江组早期，松辽盆地由水退转水进时期，形成的大型浅水湖盆条件下的河流-三角洲沉积。

由于沉积过程中沉积条件的差异，形成了许多形态、规模和物性等各异的砂体。

在12.3口/km2井网下砂体呈现大面积分布，而在123.7口/km2井网下砂体是零散的，小范围的、孤立的单一窄砂体。

SⅡ5+6b 三角洲内前缘过渡砂体，在12.3口/km2井网下砂体为宽的带状，在26.7、45.4、70.4、84、123.7口/km2网下砂体由条带宽变窄，由直流变弯曲，由连续变零散。

图20在SⅡ2b分流平原低弯度分流河道砂体，同样方法研究，发现随井网密度增加到123.7口/km2，由多条河道变为零散的砂体。

图21可以看出，井网密度不同，对砂体的认识程度不同，只有在较密的井网下才能揭示砂体的真实的空间分布情况。

大面积砂体在密井网下是局部密集分散不连通的单砂体。

3.汪家屯气田河道砂形态扶余和杨大城子油储层为白垩系下统泉头组三、四段河流三角洲-浅湖相沉积，储层砂体是以分流河道为主的粉砂岩，分流河道砂一般厚度2-5m，决口沉积砂体厚度1-2m，席状砂一般小于2m，储层渗透性差，属于低、特低渗透储层，有效渗透率0.02—6.0×10-3 μm2，孔隙结构复杂，为原生粒间缩小孔和微孔，有效孔隙度8.8—19%，单砂体厚度较薄，现有井网认识砂体呈条带状、透镜状分布，砂体规模小，横向连通性差。

扶杨油层河道表现为正韵律，测井曲线上表现为幅度中等齿状钟型（图22），沉积物呈带状、网状分布，砂体的叠置横切面表现为透镜状孤立式或多边分叉式。

对于分流河道沉积的的河口坝，也是零散断续的，河口坝是洪水期河流水动力强大时期携带的粗粒砂，在河流水动力减弱后在河床中间的沉积物，如此反复加高增宽，由于对水流阻挡作用，导致水流速度减缓和河道分流，当河道淤塞后，河道中沉积物泥岩含量高，砂岩厚度薄，废弃河道为泥河道。

对于曲流河由于向凹岸侧积砂体，侧向侵蚀凸岸，往往侧积砂体是比河道宽的成片的月牙状砂体，河流截弯取直改道后的废弃河道也不再有砂岩供应，只有在河漫滩后才有水流携带沉积物供给，因此，这样的废弃河道在河道砂岩之上是泥岩或者砂泥岩互层，河道砂较点砂坝厚度薄。

点砂坝分布在河道两侧、且被河道切割成的“糖葫芦”状砂体。

因此，扶杨油层河道砂体不是连续的，不是以完整河道形态出现的，如果不认识到这一点，对扶杨油层河道砂识别就有可能走进误区。

而只有特定沉积条件水下河道可以完成保存，在广阔的水体空间的流动悬浮粉砂粒随水流往前搬运，河道中的砂在运动中不断地被掏洗干净，并且后来随即被巨厚的泥沉积掩埋，从而得以保留下来，河道砂被厚的泥岩包裹，泥岩厚度在30m 以上，而河道是微不足道的弱势相，河道地质尺寸比优势沉积相小很多，河道宽度100-200m，厚度1-3m，这种沉积条件的海底或湖底的水下河道在地震切片为河道形态。

例如松辽盆地西部的萨尔图油层的河道见图23。

“在陆相沉积的盆地中河道是不稳定的，它来回摆动，老的河道不断地被改造，切片上有长、也有圆的，杂乱一片。

陆上的辫状河沉积在坡度较陡处，主要靠重力冲开前进的道路。

而曲流河在坡度较小的平原区沉积，它的前进主要靠‘侧蚀作用’向前摆动。

”“陆地上的曲流河、辫状河都力求把盆地填平，河流的平面摆动相当频繁，所以它不断地决口、改道，像翻土机一样把泥沙来回搬家。

从而也把自己的形态弄得十分复杂，难以研究，很难确切地划定河道、点砂坝，牛轭湖。

但是在适当的波阻抗差别下，人们还是可以根据振幅差异指出哪里含砂量多。

” （工程院士李庆中）4．结论认识汪家屯气田扶杨油层河道砂体是不连续的，不是以完整河道形态出现的，而是以孤立的分散的砂体出现，空间三维几何尺寸，按其沉积环境分析，河道砂体厚度4-8m,宽度在100-800m之间,长度在0.5-2km,宽厚比在1：20-1：70正常范围之间，长宽比3：1-5：1。

第二节地震识别河道砂体的理论基础一、岩石物理特性地层的波阻抗差值界面产生地震反射波，地震反射波包含着反射层的岩性信息。

在油层顶底和内部都存在有强弱不同的波阻抗差差界面，因此，产生了强弱不同的反射波。

扶杨油层是由不同速度、密度的钙质粉砂岩、过渡岩性、粉砂岩和泥岩组成，它们具有不同的波阻抗值。

为此，我们从声波时差测井资料入手分析各种岩性的速度变化范围，从中发现和找到预测砂岩的机理和方法。

各岩性的速度大小据测井资料统计：钙质粉砂岩速度：4200m/s－4500m/s，密度2.3-2.5粉砂岩速度：4000m/s－4440m/s，密度2.4-2.6过渡岩性速度：3770m/s－4200m/s，密度2.37-2.57纯泥岩速度：3550m/s－3870m/s，密度2.2-2.4不同岩性的速度存在差异，同一岩性速度基本相同。

由于组成油层的泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、粉砂岩、钙质粉砂岩单层厚度均很小，厚度在0.5－8m之间，厚度小于1/16波长，在目前地震分辨率条件下，油层内部单层岩性不能直接用时间厚度分辨，只能利用地震振幅、频率、相位属性预测。

一个地震波形包含的属性信息是与之相对应的岩性信息，当包含的岩性较多时，求解不具有唯一性，属性与岩性的关系具有多解。

因此，许多研究都是简化成二元介质。

二元介质是两种速度、密度完全不同的岩性，与波形属性具有唯一关系，但实际情况是复杂的，并不存在简单的二元介质组成的地层。

我们研究的油层是由四元介质组成，不同的岩性波阻抗可能相同，可能地震响应相同，地震属性相同，给利用属性区分岩性的差异带来难度。

二、河道砂地震响应模型研究河流沉积韵律地层是一个高砂岩含量沉积阶段与一个低砂岩含量沉积阶段的组合，相当于河流沉积与河间洼地的组合，或者是一个低水位到洪水期的一个完整旋回。

当厚度与1/4地震波长相当的时候，与地震波调谐形成反射，每个反射层都是一个等时沉积韵律的反映。

因此，地震反射波峰和波谷是厚度相当地震分辨率的一个或一个以上韵律层的顶底反射。

波峰是高含砂韵律的反射，波谷是低含砂韵律的反射。

对于正旋回韵律，顶面为波峰，底面为波谷。

根据调谐厚度理论和反射系数，反射振幅基本上只与砂岩厚度有关，与砂岩厚度成正比。

研究沉积韵律的砂岩厚度与反射振幅的关系，假设V1、V2为两个韵律层的地层速度，Vs、Vm为砂岩速度和泥岩速度，两个韵律层砂地比为n1、n2，V1=Vm+（Vs－Vm）n1 ，V2=Vm+（Vs－Vm）n2其之间的地震反射系数：R=（V2ρ2－V1ρ1）/（V2ρ2+V1ρ1）由于密度数值较小，差异可以忽略，那么R=（n2－n1）（Vs－Vm）由于在一个地区砂岩速度和泥岩速度比较稳定，Vs－Vm为常数，因此，地震反射系数只和砂地比有关。

如果反射韵律层的上覆地层砂地比值稳定不变，那么反射系数只与韵律层自身的砂岩厚度有关，由于反射波振幅子波与系数的褶积，因此振幅与砂岩厚度成正比。

对于河流沉积环境来说，上覆地层砂地比往往是不稳定的，因此，反射振幅并不单单与韵律层自身的砂岩厚度有关，而是与上覆地层及韵律层自身两者的砂地比（或砂岩含量）有关。

因它们的相互变化而变化，这对识别河道砂体十分不利，导致地震属性准确识别每一期河道十分困难。

地震正演模型研究成果表明(见图24)，薄互层中厚度小于1/8波长（V/8f）的单层用直接的时差或振幅方法是无法分辨的，其原因是每个单层顶底反射系数是相反的，产生的反射信号时差很小，近于反向叠加，信号叠加干涉结果是相互抵消，因此，地震反射波是一组薄互层的整体反射，不论砂层的波阻抗差与围岩相比大，或小或接近，都不能产生单独的反射波，而是反射波中包含其对反射能量的贡献量。