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泥页岩埋藏过程孔隙度演化与预测模型探讨

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页岩 埋藏 过程 孔隙 演化 预测 模型 探讨
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非常规天然气收稿日期 :2013-02-18;修回日期 :2013-04-18.基金项目 :国家重大科技专项 “岩性地层区带 、圈闭评价与储层预测技术研究 ”课题 (编号 :2011ZX05001);中国石油勘探开发研究院创新课题 “泥页岩 、致密砂岩孔隙演化与油气成藏数值模拟 ”(编号 :2011Y005);中国石油重大科技专项 “中国石油第四次油气资源评价 ”(编号 :2012E-0501201)联合资助.作者简介 :郭秋麟 (1963-),男 ,福建龙海人 ,教授级高级工程师 ,博士 ,主要从事油气资源评价 、盆地评价与数值模拟等研究.E-mail:qlguo@petrochina.com.cn.泥页岩埋藏过程孔隙度演化与预测模型探讨郭秋麟1,陈晓明1,宋焕琪2,郑曼1,黄金亮1,陈宁生1,高日丽1(1.中国石油勘探开发研究院 ,北京100083;2.中国石油大学 (北京 ),北京102249)摘要 :统计分析了国内外大量实测及测井解释孔隙度数据 ,揭示泥页岩孔隙度演化规律 ,指出孔隙度变化过程的差异 ,划分出正常压实和欠压实孔隙演化区 。从3个方面探讨了引起孔隙度差异的原因 :①处于生油高峰期的优质烃源岩 ,生烃过程中产生的超压减缓了孔隙度变小的速率 ,是泥页岩在中深层还保持相对较大孔隙度的主要因素 ,超压贡献的孔隙度超过5%;②处于生气中晚期的优质烃源岩 ,生烃过程形成的有机质纳米孔隙是深层富含有机质泥页岩孔隙度增加的另一个重要因素 ,有机质纳米孔贡献泥页岩孔隙度达到1.8%;③有机酸对脆性矿物的溶蚀作用对泥页岩孔隙增大贡献比预想的小 。根据以上认识 ,建立了3段式的正常压实模型 、欠压实模型以及有机质纳米孔校正模型 ,分析了模型关键参数 ,提出了有机质面孔率的估算模板 。应用实例证明这些模型具有实用价值 ,可促进页岩气 、页岩油等非常规油气资源评价及勘探开发技术的发展 。关键词 :页岩孔隙 ;压实 ;超压 ;有机质纳米孔 ;页岩气 ;页岩油 ;埋藏史中图分类号 :TE122.2+3   文献标志码 :A   文章编号 :1672-1926(2013)03-0439-11引用格式 :Guo Qiulin,Chen Xiaoming,SongHuanqi,et al.Evolution and models of shale porosityduringburial process[J].Natural Gas Geoscience,2013,24(3):439-449.[郭秋麟 ,陈晓明 ,宋焕琪 ,等.泥页岩埋藏过程孔隙度演化与预测模型探讨 [J].天然气地球科学 ,2013,24(3):439-449.]0 引言泥 页 岩 分 布 广 泛 ,约 占 沉 积 岩 总 体 积 的60%[1],是油气勘探开发过程中重要的研究对象 。近年来 ,随着美国页岩气 、页岩油等非常规资源勘探开发的高速发展以及中国非常规油气的突破 ,泥页岩孔隙大小及其演化规律 ,已成为当下非常规油气工作者研究的热点 。目前 ,国内尚未建立泥页岩孔隙度测试标准 ,对泥页岩孔隙度演化规律与影响因素的探讨非常必要 。早在20世纪30年代 ,Athy[2]就已经指出 ,在正常压实条件下泥页岩孔隙度与埋深之间存在指数关系 ,之后人们在分析泥页岩压实程度时大都运用这个指数关系式[3-5]。在拟合孔隙度与深度关系方面 ,许多学者做了大量的研究工作 。1959年 ,Rubey等[6]建立了指数关系模型 ,该模型在盆地模拟中广泛应用[7-9];1978年 ,Seley[10]收集整理了许多盆地中泥岩孔隙度与埋深关系的数据 ,编制了孔隙度与埋深关系散点交会图 ,该图清楚地表明 ,埋深500m以浅地层孔隙度急剧降低 ,到深处3 000m以深孔隙度变化很小 ;1985年 ,Baldwin等[11]提出了改进型的指数模型 ;1989年 ,姚秀云等[12]利用大庆油田16口井的资料拟合了正常压实和欠压实段泥岩孔隙度与深度的关系 ;1998年 ,Giles等[13]建立了孔隙度与有效应力的关系式 ;2005年 ,Alen等[14]认为孔隙变化受许多因素影响 ,包括岩性 、岩相 (颗粒大小 、分选 、泥质成分 )、框架颗粒的组成 、温度 (胶结作用 、黏土矿物转化和压溶作用 )和时间 ,很难用单一第24卷 第3期2013年6月天然气地球科学NATURAL GAS GEOSCIENCEVol.24No.3Jun. 2013的关系表示 ,但是在某一深度阶段可以用最简单的线性关系表示 。2007年 ,刘震等[15]根据黏弹塑性体应力 ———应变模型推导出匀速埋藏条件下地层孔隙度是埋深和经历时间的双元函数 。在实验模拟方面 ,1985年 ,贝丰等[16]开展了典型干黏土的压实实验 ,建立了泥岩孔隙度随压力的变化过程 ;1989年 ,陈发景等[17]分别对现代淤泥和古代泥岩进行压实模拟实验 ,再现了泥岩孔隙度随埋深的变化规律 。泥页岩属于非常规储层 ,岩心取样及孔隙度测试数据非常少 ,实验测试的孔隙度精度较低 ,测井解释的泥页岩孔隙度误差也较大 ,这阻碍了研究工作的深入开展 。随着成岩模拟实验技术的发展[18],场发射扫描电镜测试分辨率的提高[19],三维CT纳米级测试技术的应用 ,特别是泥页岩有机碳纳米孔的发现[20-26],为建立更精确的泥页岩孔隙度演化模型奠定了基础 。本文采用大量的测试数据 、模拟数据 、测井解释数据及统计数据 ,进行对比和相互验证 ,揭示泥页岩在埋藏过程中的孔隙度演化规律 。在此基础上 ,讨论超压 、有机质纳米孔和溶蚀作用对孔隙度的影响 ,并建立3段式的正常压实模型 、欠压实模型以及有机质纳米孔校正模型 ,提出了有机质面孔率的估算模板 。应用实例证明这些模型具有实用价值 。1 泥页岩埋藏过程孔隙演化趋势1.1 数据统计分析1.1.1 泥页岩地表孔隙度为了清楚地了解孔隙度演化过程 ,首先需要确定原始孔隙度 (习惯称泥页岩地表孔隙度 ,一般用符号φ0表示 )。泥页岩地表孔隙度一般用未埋藏的淤泥 、沉积物 、黏土或浅层的泥岩等样品的实测孔隙度来代替 ,其 值 分 布 在45%~80%之 间 ,平 均 值 为60.5%。国内学者测试或采用的数值偏低 ,在45%~62%之间 ,平均值为55%(表1);国外学者测试或采用的数值较高 ,平均值为64.4%(表1)。以上结果说明 ,不同类型泥页岩的地表孔隙度虽然变化较大 ,但其值集中在60%附近 。表 1泥页岩地表孔隙度沉积物类型微山湖湖底20m淤泥三水盆地泥质沉积物典型干黏土 东湖现代淤泥黄骅凹陷泥岩和泌阳凹陷泥岩海底黏土孔隙度 /% 5360  45  62  55  70~80资料来源 张敦祥[27],1979 张博全等[28],1992 贝丰等[16],1985 陈发景等[17],1989 Dickinson[29],1953沉积物类型 页岩 泥岩 泥页岩 泥岩 泥页岩 泥页岩孔隙度 /% 6352  45~70  60~65  70  71资料来源Sclater等[30],1980Hegarty等[31],1988Giles等[13],1998Roy[32],2007Underdown等[33],2008Vejbk[34],20081.1.2 泥页岩孔隙度演化趋势国外大量的统计数据表明 ,泥页岩在埋藏过程中孔隙度随深度增加而变小 (图1)。图1的18条曲线中 ,第16条比较具有代表性 (接近平均值 )。以该曲线为例 ,泥页岩在埋藏较浅时孔隙度随深度增加而快速变小 ,在1 000m时 ,平均孔隙度已从地表时的60%降 到27%,约 每100m下 降3.3%;在2 000m时 ,平均孔隙度已下降到16%,约每100m下降1.1%;在3 000m时 ,平均孔隙度已下降到11%,约每100m下降0.5%。在4 000m以深 ,孔隙度变化缓慢 。为了对比国内外泥页岩孔隙度演化规律 ,本文按东部 (渤海湾盆地沙河街组 )、中部 (四川盆地须家河组和鄂尔多斯盆地延长组 )和西部 (准噶尔盆地平地泉组 )统计泥页岩岩心实测孔隙度 ,按东部 (东营凹陷 、板桥凹陷和沧东 —南皮凹陷 )、南部 (莺歌海盆地 )和西部 (准噶尔盆地 )统计泥页岩测井解释孔隙度 (图2),统计结果揭示国内与国外具有相似的规律 ,其中曲线3(准噶尔盆地东部泥岩 )具有代表性 ,在1 000m、2 000m和3 000m处 ,孔 隙 度 分 别 为25%、13%和6%。相比图1的第16条曲线 ,曲线3的孔隙度下降更快些 。将国内外代表性2条曲线折中 ,在1 000m、2 000m、3 000m、3 500m和4 000m处 ,孔隙度分别为26%、14.5%、8.5%、7%和6%。总之 ,从沉积开始到压实 、成岩 、生烃与排烃等过程中 ,泥页岩孔隙演化趋势是由大变小 ,在某个特殊阶段可能会有所变大 ,但在这之后会继续变小或保持稳定 。1.1.3 泥页岩孔隙度演化过程的差异为了更好地解释它们的差异 ,将图1分上 、下2044 天然气地球科学Vol.24 个区 :上区属于正常地层 、正常压实泥页岩的孔隙度变化区 ;下区属于厚层 、欠压实泥页岩 (多数为优质烃源岩 )的孔隙变化区 。图1中16号曲线为2区的分界线 ,左上方的红色虚线为上区的外分界线 ,它代表孔隙度变化速率最快的泥页岩的压实曲线 ———最大压实界限 ;右下方红色虚线为下区的外分界线 ,代表孔隙度变化速率最慢的泥页岩的压实曲线 ———最大欠压实界限 。图1和图2中2条红色虚线 (最大压实界限和最大欠压实界限 )揭示了泥页岩孔隙度变化的另一个特点 ,即不同地区 、不同地层泥页岩的孔隙度变化速率差别很大 ,导致同一深度孔隙度相差很大 ,如在3 000m处 ,孔隙度最小值为2.3%,最大值为17%,相差7.39倍 。有许多因素影响孔隙度的演化过程 。图 1国外泥页岩孔隙度随埋深变化趋势统计结果 (据 Giles等[13],1998)1为 Athy,1930;2为 Hosoi,1963;3为 Meade,1966;4为 Hedberg,1936;5为 Magara,1968;6为 Weler,1959;7、8为 Offshore sara-wak;9为 Preshlyakov,1960;10为 Foster &Whalen,1966;11为 Offshore Brunei;12为 60Ma shale with net/gross shale=0.7;13为 Ham,1966;14为 OffshoreNigeria;15为 Sclater &Chirsitie,1980;16为 10Ma shale with net/gross=0.7,Dzevanshir等,1986;17为 Falvey &Deighton,1982;18为 Dickinson,1953图 2国内泥页岩孔隙度随埋深变化趋势统计结果1为东营凹陷北部地区;2为东营凹陷古近系泥岩;3为准噶尔盆地东部地区;4为沧东—南皮凹陷 ;5为黄骅坳陷板桥凹陷;6为莺歌海盆地1.2 实验模拟为了更深入地了解泥页岩孔隙变化规律 ,特别是生烃或其他原因引起的超压对孔隙度演化过程的影响 ,本文开展了现代淤泥成岩实验模拟 。1.2.1 样品及实验条件实验样品分别采自南京市附近的湖泊淤泥144 No.3        郭秋麟等 :泥页岩埋藏过程孔隙度演化与预测模型探讨(0724-1~0724-7)和长江淤泥 (0824-1~0824-7)各7个样品 。前者黏土矿物总量平均为45%,以伊蒙混层和伊利石黏土为主 ,其他矿物以石英为主 ,平均含量为48%;后者黏土矿物总量平均为43%,以伊蒙混 层 为 主 ,其 他 矿 物 以 石 英 为 主 ,平 均 含 量 为46%。为了能更真实地反映演化过程 ,本文模拟突出以下几个特点 :①实验时间较长 ,最长达319h;②温度 高 ,最 高 温 为441℃;③压 力 大 ,最 大 达 到132MPa;④考虑水岩反应的需要 ,留少量孔隙水 ;⑤实验过程为封闭系统 。每组实际测试6个样品 ,测试结果见表2,其中0724-3号和0724-6号样品做实验时破碎 ,未能测得孔隙度数据 。1.2.2 成岩实验与前人实验对比贝丰等[16]和陈发景等[17]是我国干泥岩和现代淤泥压实模拟实验开展较早 、成效较好的学者 ,他们的实验结果被后人广泛引用 。本文成岩实验与前人实验相比 ,区别在于 :①前者为封闭系统 ,后者为开放系统 ;②前者既加压又加温 ,后者只加压 ;③前者有生油 、气量出现 ,后者没有 ;④在同一深度 (如4 000m处 ),前者孔隙度为26%,后者为8%,两者相差18%。以上区别最终体现在图3:本文的实验为压实→生烃→超压的欠压实过程 ,孔隙度曲线位于下侧(欠压实区一侧 );前人的实验为压实→脱水的正常压实过程 ,孔隙度曲线位于上侧 (正常压实区一侧 )。因此 ,前人的实验为正常压实过程的实验 ;本文的实验为生烃 、超压与欠压实过程的实验 。1.2.3 时间效应对实验结果的影响刘震等[15]认为 ,时间对孔隙度影响较大 。图3中实验得到的孔隙度曲线明显偏下侧 ,这说明实验表 2现代淤泥成岩实验模拟结果湖泊淤泥样品号 0724-6  0724-5  0724-4  0724-3  0724-2  0724-1时间 /h247  247  247  247  247  247温度 /℃ 221.3264.6  314.3  349.1  390.6  436.1压力 /MPa66  78  90  102  114  126等价埋深 /m2 269  2 737  3 158  3 579  4 000  4 421孔隙度 /% 36.932.6  26.7  27.5长江淤泥样品号 0824-5  0824-4  0824-6  0824-3  0824-2  0824-1时间 /h319  319  319  319  319  319温度 /℃ 245.4284.1  330  371  404  441压力 /MPa72  84  96  108  120  132等价埋深 /m2 526  2 947  3 368  3 789  4 210  4 631孔隙度 /% 38.142.6  30.9  29.5  27.7  19.9注 :按 28.5MPa的压力折算 1000m图 3现代淤泥压实与成岩实验模拟孔隙度1为武汉东湖现代淤泥压实模拟结果[17];2为典型干泥土压实模拟结果[16];3为曲线 2校正曲线(×60%);4为曲线 2校正曲线(×80%);5为南京地区现代淤泥成岩模拟实验实测点(●)所成曲线 ;6为曲线 5校正曲线(×60%);7为曲线 5校正曲线(×80%)244 天然气地球科学Vol.24 时间确实影响了孔隙度的变化过程 。压实实验时间是用天计算的 ,而地质时间是用百万年计算的 ,两者相差巨大 。实验时间不够 ,压实不彻底 ,岩石固结不紧 ,易疏松 ,造成实测孔隙度偏大 。正常压实过程的孔隙度曲线应该位于上区的中部 ,欠压实曲线应该位于下区的中下部 。按这样的折中方法校正 ,经过时间校正后的实验曲线见图3,即时间校正后的孔隙度约为原来的60%~80%,绝对值相差在4%~14%之间 。2 超压 、有机质纳米孔和溶蚀作用对孔隙度的影响研究发现 ,富含有机质的烃源岩在生烃阶段孔隙度往往比其他泥页岩孔隙度大 ,这与大量生油气阶段形成的超压 、有机质纳米孔以及有机酸引起的溶蚀作用有关 。2.1 超压与欠压实对孔隙度的影响超压的成因很多[34,36-38],除了生烃作用以外主要还有差异压实作用 、构造应力和水热作用等 ,相比之下 ,生烃作用和差异压实作用是最主要的2种成因[39-41]。富含有机质泥页岩在生烃期间 ,引起的超压与欠压实 ,使孔隙度减少损失 。典型泥岩层孔隙减少损失量可以达到5%~17%(表3),这一结果与本文的实验结果较一致 ,可见欠压实对孔隙变化影响很大 。总结前人的研究成果[8-9],用图4来解释正常压实泥页岩层和欠压实泥页岩层的孔隙度演化过程 。正常压实的孔隙度演化过程是 :A→B→C→D,即快速压实 、缓慢压实和停滞压实3个过程 。欠压实的孔隙度演化过程是 :1→2→3→4→5,即快速压实 、平稳压实 、较快压实和缓慢压实4个过程 。表 3超压与欠压实使孔隙度减少损失量盆地或地区 辽河断陷 鄂尔多斯盆地 松辽盆地 珠江口盆地泥页岩 沙三段泥页岩 长 7段泥岩 青山口组泥岩 文昌组泥岩平均埋深 /m1 400~2 500  2 200~2 700  2 000~2 400  3 500~3 700孔隙度减少损失量 /% 9~13  13~17  5~10  5~15  11资料来源 陈凯等[42],2012 刘震等[43],2012 庞雄奇[9],2003 据张洋等[44]测井数据换算 ,2010图 4正常压实与欠压实泥页岩孔隙演化对比随着埋深的加大 、生烃的结束以及长时间的压力释放 ,欠压实现象逐渐消失 ,孔隙演化逐步回到正常压实趋势 。因此 ,欠压实的影响范围 (深度 )有限 。2.2 有机质纳米孔对孔隙度的影响泥页岩孔隙主要由粒间孔 、有机质纳米孔和溶蚀孔3部分构成 。有机质纳米孔是指干酪根向油气的热转化过程中 ,在有机体内残留的纳米级孔隙 。由于泥页岩中有机质含量 (TOC)是以重量百分比来表示的 ,它的体积百分比大约是重量百分比的2倍 。Jarvie等[21]认为 ,对于6.41%质量的TOC平均值 ,如果有机质的密度为1.18g/cm3,那么TOC的体积百分比大约是12.7%。当热成熟度处于生干气窗时 (RO=1.4%),有 机 质 分 解 大 约 可 产 生4.3%的 体 积 孔 隙 度 。对 于Barnett页 岩 ,Son-dergeld[22]测试了9个样品 ,有机质纳米孔平均为2.2%,最小为1.5%,最大为3.2%;Loucks等[23]测试结果是 ,纳米孔隙直径分布在5~750nm之间 ,平均为100nm,孔隙体积为5%。2009年 ,Wang等[24]根据假设的纳米孔占有机质体积为10%,估算了Barnett、Marcelus和Haynevil这3套不同页岩的平均有机质纳米孔孔隙 ,分别为1%、1.2%和0.7%。我国四川盆地威远地区和长宁地区 ,泥页岩有机质纳米孔也比较发育 。统计结果揭示 :①有机质纳米344 No.3        郭秋麟等 :泥页岩埋藏过程孔隙度演化与预测模型探讨孔占泥页岩总孔隙平均为31.74%,占岩石体积平均为1.8%;②有机质纳米孔与TOC含量和RO值成正比 ,TOC值大于3%,RO值大于1.3%是形成有机质纳米孔的有利条件 (表4)。表 4实测泥页岩有机质纳米孔统计结果泥页岩 BarnettHaynevil  Marcelus四川长宁龙马溪组四川威远龙马溪组鄂尔多斯盆地延长组平均TOC/% 5  3.5  6  3.3  2.7  6.1  4.4RO/% 1.5  1.8  1.05  3.08  2.42  0.73  1.76总孔隙 /% 512  6.5  5.88  5.46  1.9  6.12有机质纳米孔/%占有机质体积 3034  4  10~25  8~15  1~5  14.7占岩石体积 4.293.6  0.5  1.35  0.70  0.38  1.80占总孔隙体积 85.830.0  7.7  34.2  12.8  20.0  31.74资料来源总孔 隙 度 ,TOC;RO:据Wang等[24],2009;Milner等[25],2010。纳米孔占有机质体积 :据Curtis等[26],2010长芯 1井 23个样品 、宁 201井 8个样品实测结果威 远 201 井 10个样品实测结果4个 样 品 的 有 机质和 15个样品的孔隙实测数据2.3 有机酸对脆性矿物的溶解作用生烃过程产生的有机酸对泥页岩中碳酸盐岩 、长石等易溶矿物起到溶蚀作用 。四川长宁龙马溪组长芯1井23个样品统计结果得到 :①脆性矿物占68.8%,脆性矿物内的孔隙度约2%,脆性矿物内的孔隙占泥页岩体积约1.3%。②脆性矿物内的孔隙占泥页岩总孔隙26.7%(表5)。总体看 ,有机酸的生成以及相应的溶蚀作用对总孔隙的影响不大 ,对泥页岩孔隙增大贡献比预想的小 。原因是泥页岩内的孔隙比常规储层内的孔隙小 ,且渗透性差 ,流体交换不明显 ,溶蚀作用 、交代作用等成岩作用不如常规储层内强烈 。表 5四川龙马溪组脆性矿物内的孔隙占总孔隙比例样品号 深度 /m主要矿物含量 /%脆性矿物 黏土矿物 有机碳总孔隙度 /%矿物内孔隙占总孔隙比例 /%脆性矿物 黏土层 有机质1  114.0  48.3  51.7  1.33  6.55  14.3  75.5  10.22  115.0  50.1  49.4  1.49  6.39  15.2  73.9  10.93  116.0  50.2  49.8  1.71  6.43  15.1  74.0  10.94  117.0  47.9  52.1  1.31  6.76  13.7  73.3  13.05  119.0  53.8  46.2  1.65  6.54  15.7  66.6  17.76  121.0  38.4  61.6  1.86  8.18  8.8  69.8  21.37  123.0  72.1  24.1  4.18  5.41  25.0  41.3  33.78  124.0  76.2  20.2  3.79  5.12  27.9  36.5  35.69  125.0  78.5  18.2  3.06  4.90  30.1  34.5  35.410  126.0  74.4  22.3  3.6  5.32  26.2  38.8  35.011  138.8  78.4  18.7  3.39  4.43  33.8  39.8  26.312  140.0  80.4  18.2  3.65  4.61  33.1  37.0  29.813  142.0  83.2  15.4  3.99  4.58  34.3  31.3  34.314  143.0  79.2  19.2  8.36  4.67  32.2  38.6  29.215  144.1  84.8  12.4  7.55  3.94  41.1  29.7  29.216  145.2  70.9  24.7  3.75  4.63  29.5  50.7  19.917  146.3  90.4  8  4.21  3.36  51.9  22.7  25.418  147.3  82.5  15.7  2.69  4.17  37.8  35.5  26.619  149.0  79.6  18.7  3.16  4.81  31.3  36.3  32.520  150.0  79.9  18.9  2  4.50  36.8  41.7  21.421  151.4  69.5  28.2  4.15  5.69  23.0  46.0  31.122  152.3  69.7  29.1  3.47  5.27  25.2  52.0  22.723  153.0  45.1  52.8  2.61  6.74  12.9  74.6  12.5平均值 68.829.4  3.3  5.3  26.7  48.7  24.6444 天然气地球科学Vol.24 3 泥页岩埋藏过程孔隙度演化预测模型3.1 分段正常压实与欠压实模型3.1.1 正常压实模型图1、图2和图3基本反映了泥页岩正常压实过程的孔隙度随埋深变化规律 ,即浅部 (<2 000m)快速压实 ,中部 (2 000~3 500m)缓慢压实和深部基本停止压实 。根据图4,孔隙度变化模型可按埋深分3段表示 :φ=φ0e-c1×h(h<2 000±500m)φ=φse-c2×h(h<3 500±500m)φ=a×h+b   (h≥3 500±500m烅烄烆)(1)式 (1)中 :φ为孔隙度 ,%;φ0为地表孔隙度 ,%;φs为该曲线延长到地表时的孔隙度 ,%;h为埋深 ,m;c1、c2为压实系数 ,km-1;a为直线斜率 ,m-1;b为直线截距 ,无量纲 。3.1.2 欠压实模型对于 厚 度 大 于25m[9]且 富 含 有 机 质 的 泥 页岩 ———优质烃源岩 ,在压实过程中由于有机质热演化与生烃 ,常形成超压与欠压实 ,因此需要采用欠压实模型 。根据图4,前3段的孔隙度变化模型为 :φ=φ0e-c1×h(RO<0.5%±0.1%)φ=a×h+b   (RO<1.3%±0.2%)φ=φse-c2×h(RO≥1.3%±0.2%烅烄烆)(2)式 (2)中符号意义同式 (1)中 ,但参数数值大小不同 。上2式中 ,c1、c2和φs均为回归系数 ,不同地区有不同的数值 。3.1.3 实例沧东 —南皮凹陷位于黄骅坳陷南部 ,发育古近系孔店组 、沙河街组 、东营组及新近系馆陶组 、明化镇组和第四系 。古近系岩性以湖相砂 、泥岩为主 ,其中孔店组二段 、沙河街组三段及沙河街组一段的湖相泥岩 、油页岩为主要生油岩 。据40多口井的测井数据分析 ,生油岩普遍存在超压和欠压实现象[45]。女28井是其中1口典型井 ,在2 100m以浅为正常压实 ,在2 400~2 800m之 间 欠 压 实 最 明 显 ,在3 200m以深又趋于正常压实 。用分段正常压实与欠压实模型式 (1)和式 (2)分别拟合孔隙度与深度的关系 ,得到图5,图5中各曲线的关键参数见表6。3.2 有机质纳米孔校正模型3.2.1 校正模型富含有机质的泥页岩中 ,干酪根转化成烃类的过程中形成有机质纳米孔 ,根据体积守恒原则 ,有机质纳米孔隙度可用以下经验公式表示 :φm=2×TOC1-p/100×p/100(3)式 (3)中 :φm为有机质纳米孔隙度 ,%;TOC为有机质重量百分含量 ,%;p为有机质面孔率 ,即有机质纳米孔隙面积占有机质面积的比例 ,%。图 5沧东 —南皮凹陷女 28井泥岩孔隙度演化曲线3.2.2 关键参数 ———有机质面孔率通过对四川盆地 、鄂尔多斯盆地 、塔里木盆地和张家界野外露头页岩有机质纳米孔镜下观测 ,初步建立有机质面孔率与干酪根类型 、有机质成熟度关系 (表7)。有机质面孔率与干酪根类型 、有机质成熟度 、上覆盖层厚度等因素有关 :①同等条件下 ,Ⅰ型干酪根比Ⅱ型和Ⅲ型干酪根有更高的面孔率 ,Ⅲ型干酪根面孔率很低 (表7);②有机质成熟度RO值小于1%时 ,面孔率很低 ,大于1.3%时才有较高的面孔率出现 ,即成熟度越高 ,面孔率就越大 (表7);③压实作用可使纳米孔隙受到影响 ,在相同的成熟阶段 ,上覆盖层厚度越小 ,保留的孔隙越大 、越多 ,面孔率也越544 No.3        郭秋麟等 :泥页岩埋藏过程孔隙度演化与预测模型探讨高 。另外 ,沉积物源及成岩作用也在一定程度上影响有机质面孔率的发育 ,如生物硅质物源容易形成格架 ,可以减缓对有机质的压实影响 ,有利于有机质孔的保存 。表 6沧东 —南皮凹陷女 28井泥岩孔隙度模型参数正常压实(非烃源层 )深度 :小于 2100m深度 :大于 2100m阶段 :快速压实 阶段 :缓慢压实模型 :指数模型 模型 :指数模型参数 1:φ0=70%参数 1:φs=15%参数 2:C=0.7km-1参数 2:C=0.3km-1欠压实(优质烃源层 )深度 :小于 1800m深度 :1800~2 900m深度 :大于 2900m阶段 :较快压实 阶段 :平稳压实 阶段 :较快压实模型 :指数模型 模型 :线性模型 模型 :指数模型参数 1:φ0=70%参数 1:a=0.00667m-1参数 1:φs=90%参数 2:C=0.45km-1参数 2:b=30% 参数 2:C=0.65km-1注 :模型及参数说明见式 (1)和式 (2)表 7有机质面孔率与干酪根类型 、有机质成熟度关系干酪根类型RO/%<0.6  0.6~1.3  1.3~1.8  1.8~2.5 >2.5有机质面孔率/%Ⅰ干酪根 0 0~8  8~15  15~25  25~40Ⅱ干酪根 0 0~7  7~13  13~23  23~35Ⅲ干酪根 0 0~1  1~2  2~3  3~6平均 02.7  7.7  13.5  223.2.3 实例选取实例样品共12块 ,涵盖有机质类型包括Ⅰ类 、Ⅱ类和Ⅲ类3种 ,成熟度RO最低值为0.8%,最高值为2.6%(表8)。有机质纳米孔估算模型采用式 (3),其中有机质面孔率采用经验值 (表7)。模型估算孔隙度绝对误差平均为0.19%,相对误差平均为16%。总体看 ,绝对误差在较合理范围 ,但相对误差较大 。随着测试数据的积累 ,表7中的参数值还将不断改进 。相对误差较大的样品具有以下共同特点 :①成熟度低 ,RO值小于1.0%;②有机质类型为Ⅲ型 ;③现今埋深大 ,如 塔 里 木 盆 地YD2-45样 品 埋 深 大 于4 600m;④有机质面孔率低 ,一般小于5%。因此 ,该模型比较适用于有机质类型为Ⅰ型和Ⅱ型 、RO值表 8不同地区有机质纳米孔估算值样品代号 盆地 /地区 TOC/%干酪根类型RO/%有机质面孔率 /%实测值 估算值估算有机质孔隙度 /%估算误差相对误差/%W201 四川威远 0.7 Ⅰ 2.6  25  26  0.49  0.03  2V101-7 四川威远 1.1 Ⅱ 2  18  16  0.42 -0.06 -8N201 四川长宁 1.35 Ⅰ 2.2  26  21  0.72 -0.23 -15Fa-6 四川长宁 2.2 Ⅱ 2.4  20  22  1.24  0.14  8Fa-8 四川长宁 2.5 Ⅱ 2.4  19  22  1.41  0.24  13ZJJ-1 张家界野外露头 7.7 Ⅰ 2.6  20  23  4.60  0.75  12JM104 四川剑门 10.3 Ⅲ 2.1  2  2.5  0.53  0.11  24YD2-45 塔里木盆地 1.3 I 1.8  11  15  0.46  0.14  31ML1-32 塔里木盆地 1.3 Ⅰ 0.8  2.5  2  0.05 -0.01 -15Bai406 鄂尔多斯盆地 4 Ⅱ 0.92  3  2.5  0.21 -0.04 -16Bai478 鄂尔多斯盆地 2.1 Ⅱ 0.92  2  2.5  0.11  0.02  23J57 鄂尔多斯盆地 25 Ⅲ 2.1  3.5  2.5  1.28 -0.53 -28644 天然气地球科学Vol.24 大于1.0%、现今埋深小于5 000m的泥页岩 。4 结论(1)根据国外18位作者的统计数据 ,结合我国东部 、中部 、西部和南部海域盆地的岩心实测数据与测井解释数据表明 ,泥页岩在埋藏过程中孔隙度随深度增加而变小 ,浅层快速变小 ,深层缓慢变小 。在1 000m、2 000m、3 000m、3 500m和4 000m处 ,泥页岩孔隙度平均分别为26%、14.5%、8.5%、7%和6%。但是 ,不同地区 、不同地层泥页岩的孔隙度变化速率差别很大 ,如在3 000m处 ,孔隙度最小值为2.3%,最大值为17%,相差7倍多 。(2)本文实验为压实→生烃→超压的欠压实过程 ,孔隙度曲线位于欠压实区 ;前人的实验为压实→脱水的正常压实过程 ,孔隙度曲线位于正常压实区 。在4 000m处 ,前者孔隙度为26%,后者为8%。实验时间确实影响了孔隙度的变化过程 。实验时间不够 ,压实不彻底 ,岩石固结不紧 ,易疏松 ,造成实测孔隙度偏大 。经过时间校正后的孔隙度约为原来的60%~80%,绝对值相差在4%~14%之间 。(3)泥页岩埋藏演化过程中 ,不同阶段泥页岩孔隙度影响因素不同 。处于生油高峰期的优质烃源岩 ,生烃过程中产生的超压减缓了孔隙度变小的速率 ,是泥页岩在中深层还保持相对较大孔隙度的主要因素 ,超压贡献的孔隙度超过5%。处于生气中晚期的优质烃源岩 ,生烃过程形成的有机质纳米孔隙是深层富含有机质泥页岩孔隙度增加另一个重要因素 ,有机质纳米孔贡献泥页岩孔隙度平均达到1.8%。有机酸对脆性矿物的溶蚀作用 、对泥页岩孔隙增大贡献比预想的小 。(4)3段式的正常压实模型与欠压实模型基本能够反映泥页岩孔隙度演化规律 ;有机质纳米孔校正模型的关键参数是有机质面孔率 ,其值大小与干酪根类型 、有机质成熟度和上覆盖层厚度等有关 。(5)目前 ,国内尚未建立泥页岩孔隙度测试标准 ,实验测试的孔隙度精度较低 ,测井解释的孔隙度误差也较大 ,岩样测试数据不多 ,使得本领域的研究难度大 、争论多 。望本文能起到抛砖引玉的作用 ,有更多的专家 、学者参与探讨 。参考文献 (References):[1]Miao Jianyu,Zhu Zongqi,Liu Wenrong,et al.Characteristicsof pore structures of Paleogene-Neogene argilaceous rocks inthe 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