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盆地模拟

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盆地 模拟
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盆地模拟的概念与内涵,3、模拟流程:,——内涵,盆地分析,地质建模,数学模型,软件编程,目标模拟,,1,盆地模拟原理方法,,,运聚史,综合评价,生烃史,排烃史,地史,热史,,,,,五史模拟,,3,盆地模拟方法——地史,,,考虑因素,模拟内容,技术方法,构造与负荷沉降沉积压实异常压力剥蚀事件断裂事件沉积间断海平面与古水深,Mckenzie的纯剪切法Airy地壳均衡法挠曲均衡法回剥技术超压技术回剥与超压结合技术平衡剖面技术,沉降史埋藏史构造演化史,3,沉降史,沉降史恢复,盆地的大小 几何形态 构造特征,基底的沉降,盆地的形成,沉积物的充填,进一步沉降,,,,,沉降史,1、构造因素,岩石圈伸展减薄;2、热力作用因素,岩石圈冷却收缩;3、沉积物负荷引起的均衡补偿作用;4、地壳深部的变质作用;5、板内应力作用。,沉降史的形成机制,沉降史,Mckenzie纯剪切模型,均衡原理: Airy均衡模式 挠曲均衡(Flexure),,,沉降史,Mckenzie纯剪切模型,初始沉降(Si):岩石圈减薄引起的沉降冷却沉降(Sh):岩石圈冷却引起的沉降,构造沉降 = 初始沉降 + 冷却沉降,,沉降史,Airy均衡模式,Iw+C c+ M m =Hs+C c+ (M - DL)m,DL——负荷沉降,,负荷沉降是建立在艾利(Atry)地壳均衡原理之上的c该学说认为,当盆地基底因某种动力作用产生沉降时,地壳表面形成的空间将由水来充填。由于沉积作用,这些水域全部(a)或部分(b)由沉积物取代。这样,由于密度的增加,地壳表面将产生一定的负荷沉降(DL),从而达到地壳变形前后的均衡。 固4—14中,I为原始洼地的水深(m).H为沉积物填充深度(m),Wd为沉积时水深(m),C、M分别为地壳和地慢厚度(m),  w、 w 、 c 、 m分别代表水、沉积物(平均)、地壳和地幔的密度。,沉降史,Airy均衡模式,DL——负荷沉降DL = ———— * H,m - w,s - w,构造沉降DT= 总沉降 - 负荷沉降DL,沉降史,挠曲均衡(Flexure),DT =  (———— * H - ———— * SL ) + ( Wd - SL ),沉降史,挠曲均衡(Flexure),m - s,m - w,DT——构造沉降,m - w,w,沉降史,总沉降 = 沉积物厚度 + 古水深 = 构造沉降 + 负荷沉降,,埋藏史,压实作用与孔隙度变化规律地层压力埋藏史恢复剥蚀厚度恢复,,,,,,,,埋 藏 史,埋藏史,压实作用与孔隙度变化规律,埋藏史,压实作用与孔隙度变化规律,1、孔隙度与深度的关系  = 0 * exp(-CZ) 0 —— 地表孔隙度; C —— 压实系数。2、欠压实层孔隙度变化 分层分段处理3、次生孔隙度变化 统计建摸,埋藏史,地层压力,静岩压力: p0 = D [(1 -  )s + w ] g 静水压力: phy = D . w . g 地层压力: p = phy骨架压力: phy = p0 - phy有效压力: phy = p0 - p,埋藏史,地层压力,异常压力 异常高压异常低压 过剩压力超压压力系数 压力梯度,,,,,,,,,地层压力分类,压力梯度,kPa/m 压力系数 压力分类,< 9.28,9.28 ~ 10.41,10.41 ~ 13.58,> 13.58,< 0.9,0.9 ~ 1.06,1.06 ~ 1.38,> 1.38,异常低压,常 压,高压异常,异常高压,埋藏史,埋藏史恢复,分 段 回 剥 技 术 超 压 技 术剥 蚀 厚 度 恢 复,,,,孔隙度变化是不可逆性的; 同一地层(同一井点)只遭到一次剥蚀; 已知剥蚀厚度、剥蚀时间; 已知孔隙度随深度的变化。,埋藏史,分 段 回 剥 技 术,前提条件,,,,,01-5-30,盆模,20,正演模型,地层的现今厚度、现今孔隙度和原始孔隙度,地层的原始厚度,地层的沉降速率,相应的沉降时间,孔---深曲线,被压实后的缩减厚度,与现在实际厚度比较,,,正确,重新调整参数,,不正确,01-5-30,盆模,21,反演模型--------回剥技术基本原理: 地层随埋藏深度增大,厚度变小,但其骨架厚度基本不变,唯一变化的是其孔隙度,除非发生剥蚀或断层等。可以按照现今的地层厚度,一层层地剥去,并恢复在地史中的厚度。厚度恢复的依据是 孔隙度————深度曲线去压实作用的数学模型,Hs—地层的骨架厚度,mZ1-----地层的顶界深度,mZ2------地层的底界深度,mΦ(z)---孔---深曲线,01-5-30,盆模,22,同一地层中不同岩性的压实程度不同,具有不同的孔隙度——深度曲线,如果由n种岩性,则地层孔隙度——深度曲线为:Φi(Z)-----单种岩性的孔——深关系式值Pi------地层中第 i 种岩性的含量, 小数,已知目标层顶、底界埋深,求骨架厚度;,埋藏史,分 段 回 剥 技 术,,Hs—地层的骨架厚度,mZ1-----地层的顶界深度,mZ2------地层的底界深度,mΦ(z)---孔---深曲线,埋藏史,分 段 回 剥 技 术,回剥柱状图,埋藏史,埋藏史恢复,埋藏史,剥蚀厚度恢复,测井法,,埋藏史,剥蚀厚度恢复,数值模拟法,,埋藏史,剥蚀厚度恢复,地震解释法,,埋藏史,剥蚀厚度恢复,趋势面分析法,,盆地模拟方法——热史,,,考虑因素,模拟内容,技术方法,盆地成因类型地温场热源热成因机制地温场特征: 热导率 地温梯度 大地热流值,构造热演化法古温标法结合法Ro计算方法: 最大温度法 Ro-TTI关系法 Easy%Ro法,热流史地温史有机质 演化史,01-5-30,盆模,31,地温场与热史恢复,,地温场的一般知识,,,不同盆地类型地温场及演化特征,,,热史重建,,,,构造热演化法,古温标法,结合法,01-5-30,盆模,32,一、地热与油气,地温是控制油气生成和聚集的重要因素之一统计表明,油田储量与热流关系密切石油储量与地温梯度关系密切地热对沉积盆地的成岩作用也具有很大的影响盆地的古地温与盆地的沉降发育历史有关地热是沉积盆地向油气盆地转化的关键因素。地热与地质时间的综合就是沉积盆地的热演化史,01-5-30,盆模,33,统计表明,油田储量与热流关系密切,01-5-30,盆模,34,石油储量与地温梯度关系密切地温梯度: 石油储量密度 天然气储量密度高值区 >4.0 比中值区高9倍 比中值区高5.6倍 比低值区高120倍 比低值区高28倍 中值区2~4 低值区<2,对于油气的生成而言,时间因素可以补偿地温的不足,01-5-30,盆模,35,地热对沉积盆地的成岩作用也具有很大的影响,01-5-30,盆模,36,地热的构造意义在于它是促使盆地沉降的驱动力 有机质热解成烃的地球化学过程,实质上就是由地热能转化为油气热能的过程,即吸热反应过程。油气所具有的内能既包含了有机质从生物能继承下来的能量,又包含了新增加的所吸收的地热能。??,01-5-30,盆模,37,二、地温场及沉积盆地的热状态,地球的热源,,外部热源(宇宙热源)内部热源(行星热源),,,太阳辐射热潮汐摩擦热宇宙射线陨石坠落产生的热能放射性衰变热地球转动热地球残余热重力分异热,01-5-30,盆模,38,01-5-30,盆模,39,(一)地球内部的热能地球内热的主要来源是放射性元素的衰变热主要的放射性元素是 U、Th、K ,岩石的生热率大小取决于它们含量U、Th、K大部分集中于偏酸性的岩浆岩中,且主要集中于地壳及地幔顶部变质岩中产热率随变质程度的增高而降低,沉积岩产热率很低,01-5-30,盆模,40,01-5-30,盆模,41,,(二)地温场的有关概念地温-----指地下岩石中各点的温度值地温场——某一瞬间地下温度的空间分布岩石的温度在介质中分布状况与空间和时间四维坐标有关 T=f(x,y,z,t)稳态地温场——场内各点的温度不随时间而变化非稳态地温场——场内各点的温度随时间而变化地质历史时间某一时刻的地温场为稳态场地质历史时期的地温场为非稳态场,01-5-30,盆模,42,1、地热的传递 热的传递方式:传导、对流、辐射 地壳是由固态岩石组成的,故热传导是其主要方式。沉积盆地的热能主要以传导传热方式进行。 在沉积盆地的热史研究中,对热传导往往作如下假设:在一个给定时间内,地温只沿垂直地表方向发生变化一定范围内(如同一岩层)的介质是各向同性的固体,及在所有方向上以及点与点之间的温度变化都是连续的,01-5-30,盆模,43,根据热力学第二定律:一个密闭系统内部的温度差将随着时间的推移而均一化设介质的热导率为k,则单位时间内流过单位面积的热流量(q)为:q-热流量,mw/m2 k-热导率,w/(m.℃)dT/dZ---温度梯度, ℃/km,01-5-30,盆模,44,2、大地热流 大地热流—在单位时间内以热传导方式从地球表面单位面积散失的热流量 按照前述假设,并定义从内部往外流的大地热流是正值,观察点在地史中某一时刻的大地热流值为:,Q(t)-某一时刻(t)的大地热流,mw/m2 k-热导率,w/(m.℃)dT/dZ---垂向温度梯度, ℃/km,地温场的一般知识,3. 地温场的描述参数 a. 地温(T)和地温梯度(GradT) b. 岩石热导率(岩石的导热能力) 实测或估算,估算用以下公式: k(z) = (kf)  (ks)1- 式中, kf — 孔隙流体的热导率 ks — 岩石骨架的热导率 C. 热流(热导率与地温梯度的乘积),地温场的一般知识,4. 我国沉积盆地地温梯度特征 a. 东部及西南部盆地地温梯度明显高于西北部盆地 b. 东部盆地的地温梯多在3 - 40C/100 m,最高可达 60C/100 m;东南沿海区盆地的地温梯度为2.5 - 3.5 0C/100 m;西部盆地为“南高北低”:西藏及云南西部盆 地为2.5 - 3 0C/100 m,最高可达5 - 7 0C/100 m;柴达木 及河西走廊地区为2.5 - 3 0C/100 m;塔里木盆地、准噶 尔盆地多在1 .5 - 2.5 0C/100 m。 c . 一般沿盆地构造呈闭合型分布,盆地构造中部高部位 常有相对高温区。由于热的非稳态效应。 d . 沉积年代较早的盆地,一般地温梯度较低。,地温场的一般知识,5. 我国沉积盆地大地热流特征 a. 大陆地区热流平均值63-68 mw/m2,总体具有“东高西 低、南高北低”的特征。 b. 东部盆地的热流值普遍明显高于中西部盆地,热流值 为60-70 mw/m2。 c . 中西部盆地具有中等或低热流的特点,包括陕甘宁、 四川、塔里木、柴达木等,平均值为50 - 55 mw/m2 。 d . 西藏、云南地区的一些盆地有明显的高热流,如楚雄 盆地、伦坡拉盆地等,最高可达140 mw/m2 。,不同盆地类型的地温场及演化特征,1. 大陆裂谷和被动大陆边缘盆地 1)形成机制: 由于地幔热物质上涌造成地壳的伸展减薄、在地壳均 衡机制作用下造成的沉降、沉积。 2)沉积特征: 分为早期的快速沉降裂陷期和后期的整体缓慢沉降坳 陷期。 3)热流特征: 热成因型盆地,整体具有高热流,且随着时间的推移, 由于地幔热物质的逐渐泠却而减小。 4)实例:东部拉张盆地。,不同盆地类型的地温场及演化特征,2. 克拉通盆地 1)形成机制: 假说较多,但通常认为是由于壳内花岗岩侵 入或者地壳深部变质作用引起。 2)沉积特征: 拥有大范围、大规模的的倾斜平缓沉积岩,记录上100 Ma 的连续沉降和沉积过程。 3)热流特征: 热流场稳定,热流值较低,一般在30 - 50mw/m2之间。 4)实例:塔里木盆地古生界。,不同盆地类型的地温场及演化特征,3. 前陆盆地 1)形成机制: 由于碰撞造山作用引起造山带核部之下岩层的均衡沉 降和邻近的前陆地层的向下弯曲,形成一个迅速沉积 的来自临近山脉物源的前渊。 2)沉积特征: 近物源、快速堆积,后期长时间的抬升剥蚀。 3)热流特征: 盆地形成与地壳深部热源无关,基底热流变化较小, 几乎为常数。 4)实例:柴达木盆地,塔里木盆地中新生代盆地,不同盆地类型的地温场及演化特征,4. 拉分(走滑)盆地 1)形成机制: 沿平移断层侧向拉开而形成的沉积空间,通常沿主控 断层呈长带状分布。 2)沉积特征: 和裂谷盆地类似。 3)热流特征: 盆地形成与地壳深部热源有一定关系,但相对裂谷盆 地来说,热流值一般较低。 4)实例:美国的 Los Angeles 盆地。,热史重建,1. 构造热演化法 1)原理: 对于热成因型盆地(裂谷盆地),热演化特征直接决 定了盆地的形成发育过程。因而在岩石圈尺度下,通 过正演盆地的发育过程(构造格架)而获得热演化史。 2)特点: 大尺度,反映盆地总体规律,一般精度较低。 3)缺陷: 没有考虑沉积物中的古温标,不能反映局部热状况。 4)模型:如 Mckenzie 的均匀伸展模型。,热史重建,2. 古温标法 1)原理: 沉积地层中的古温标如:Ro、矿物包裹体、磷灰石裂 变径迹、粘土矿物转换率等记录了其本身在地质历史 时期的受热史,因而通过反演其形成过程并与现今温 标值一致而重建热史。 2)特点: 小尺度,反映古温标样品处局部热状况,有较高精度。 3)缺陷: 如果不考虑盆地形成过程,多解性。有些只反映所承 受的最大温度。,热史重建,3. 古温标法  镜质体反射率Ro法  Ro值计算模型  利用Ro资料模拟热史的步骤  应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建,3.1 镜质体反射率Ro值计算模型 1)模型分类:  温度函数(最大温度模型)  时间  温度函数(Ro  TTI 模型)  化学动力学模型(Easy%Ro 模型) 2)最大温度模型 (Barker): Ro是其经历的最高温度的单一函数,加热时间可以不 考虑。公式: Ro = exp(0.0078Tmax -1.2) Ro = a * exp*(b*Tmax),,镜质体反射率Ro法热史重建,3) Ro  TTI 模型: Lopatin 提出的时间  温度指数公式为: TTI =,计算出TTI值后,建立TTI与Ro 的对应关系。 Welte 和Yukler(1981)提出的通用模型为: Ro = 1.301*lg(TTI)  0.5282BASIMS系统采用利用实测结果进行分段线性回归的办法。,,镜质体反射率Ro法热史重建,4) Easy%Ro 模型(化学动力学模型): Burnham 和 Sweeney (1989) 提出了镜质体反射率Ro 计算的化学动力学模型,其反应活化能采用频带分布,即将Ro的成熟过程视作为若干个平行反应,并通过实测数据建立了Ro与降解率之间的关系(VITRIMAT模型)。1990年进行了简化改进,称 Easy%Ro 模型。 Ro = exp(-1.6 + 3.7 * Fk) 其中,Fk  第K个埋藏点化学动力学反应程度(降解率),镜质体反射率Ro法热史重建,,式中,fi  第 i种反应的权系数,I = 1, 2,。。。,20; Iik  见下式; tk  某地层底界的第k个埋藏点的埋藏时间,Ma; Tk 某地层底界的第k个埋藏点的古温度,0C。,镜质体反射率Ro法热史重建,,式中,A  频率因子,其值为1*1013S-1 Ei  活化能,kcal/mol; R  气体常数,1.986cal/(mol*K); a1,a2,b1,b2为常数。,镜质体反射率Ro法热史重建,3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤 (1)重建地质埋藏史(包括剥蚀史) (2)假定地温史(地温梯度史或热流史),结 合埋藏史得到的各地层底界的深度得到古 温度 (3)利用任一Ro值计算模型计算各地层的Ro 史,最终得出各地层底界的Ro现今值 (4)与实测Ro值对比,视拟合效果重复上述 过程,直到满意为止,,镜质体反射率Ro法热史重建,3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤,,镜质体反射率Ro法热史重建,3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤 排除多解性  分段、交互正演的Easy%Ro模块:,,镜质体反射率Ro法热史重建,3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤 无能为力的情况: 在顺序沉降、各地层的最大沉积厚度都在今天的情况下,Ro值的大小可能完全取决于今天的热效应。,,只能依据盆地构造性质、构造演化历史进行推测。,镜质体反射率Ro法热史重建,3.3 应用实例,,,,磷灰石裂变径迹法热史重建,4. 古温标法  磷灰石裂变径迹法  基本原理  热指标及其意义  裂变径迹退火动力学模型  单样品交互热史模拟模块  AFTA  相对于Ro指标的优势,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.1 基本原理 磷灰石裂变径迹具有以下特性: (1)径迹发生的稳定性(恒定的速率) (2)径迹发生的连续性(随地质时间不断形成) (3)退火性  在受热条件下,径迹缩短甚至完 全消失。退火温度区间:500C~1250C (4)退火作用的唯一性:只决定于热作用 因而在了解其退火机制的前提下,可通过模拟径迹的形成过程而得到正确的热历史。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.2 热指标及其意义 (1)裂变径迹年龄 在没有发生退火的情况下, 样品经历的地质时间越长,则产生的径迹越多,因而观测到的径迹密度越大,因而通过考察样品的径迹密度及其铀浓度,就可求得裂变径迹年龄。 如果样品经历过热事件,则所形成的径迹将发生相应程度的退火,由此而得到的径迹年龄将小于样品的真实年龄,称为表观年龄。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.2 热指标及其意义 (2)平均裂变径迹长度 初始形成的径迹(未退火)的平均长度是一个固定的常数:16.3±0.9 m。随着所经受的温度-时间的增加,退火作用加强,平均裂变径迹长度减小。 对于同一地质年代(同一沉积层)的样品,平均裂变径迹长度越小,表明其所经受的古温度愈高。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.2 热指标及其意义 (3)裂变径迹长度分布 所经历的地质时间与温度史(具体受热历史)的综合反应。特定的热历史将导致特定的径迹长度分布。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型 (1)温度  时间互补原理 大量实验与观测数据表明:在恒温条件下,裂变径迹的退火温度与时间遵循互补原理,即: ln(t)= a + b/T 式中 t  时间,s; T  温度,K; a,b  代定系数。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型 (2)长度分布y(l)计算 大量实测数据及实验数据统计表明,拥有平均长度la的同一组径迹其长度分布比较接近高斯分布:,式中 y (l)  该组径迹中长度为 l 的径迹条数 S  该组径迹分布的标准偏差,实验数据 表明,S随 la的减小而增大,用最小二 乘法拟合成双曲线为: S = 1/(0.0986la- 0.22),磷灰石裂变径迹法热史重建,4.4 单样品交互热史模拟模块  AFTA 采取交互正演的办法来反推样品的受热史。具体做法如下: (1)根据样品实测的径迹长度分布形态,假 定其受热路径  温度史。 (2)利用退火的动力学模型模拟计算该受热 路径下所能形成的径迹长度分布。 (3)和实测的径迹长度分布对比,视差异程 度调整受热路径并模拟计算,直至较好拟 合为止。,4.4 单样品交互热史模拟模块  AFTA 输出结果:, 温度史 径迹退火轨迹 拟合效果对比 径迹年龄曲线,磷灰石裂变径迹法热史重建,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.5 相对于Ro指标的优势 (1)不但能反映样品所承受的最新的、最大热 事件的温度,并且能给出其地质时间。 (2)能反映达到最高温度后的具体泠却过程。,结合法热史重建,5. 结合法  构造动力学与古温标相结合 (1) 定义:已知今热流、今地温并依据一定的构造演化模型来求取古热流、古地温的一种正、反演技术,即在埋藏史的基础上,假定古今热流之间遵循某种关系,再加上古温标的约束,从而得出古热流与古地温。,结合法热史重建,5. 结合法  构造动力学与古温标相结合 (2)一般步骤 :  求今热流;  假定古今热流关系求古热流;  求古地温;  通过古温标(Ro)检验而调整最佳古、今热 流关系因子;  最终确定古热流史,从而得到古温度史。,结合法热史重建,5. 结合法  构造动力学与古温标相结合 (3)求今热流 : Q0 = K0 *GT0 式中 K0  平均热导率值,cal/(cm s 0C) GT0  平均地温值,0C/(100m) (4)假定古今热流关系求古热流: Q(t)= Q0(1 + t) 根据构造演化特征,采用多段线性模型: Q(t)= Q0i [1 + i(t - ti)],结合法热史重建,5. 结合法  构造动力学与古温标相结合 (5)已知古热流求古地温 : 式中 T(z,t)  古地温,0C; Ts(t)  平均地温值,0C/(100m) k(z)  平均热导率值,cal/(cm s 0C) z  埋藏深度,m;,结合法热史重建,5. 结合法  构造动力学与古温标相结合 (5)利用地温史计算Ro来检验  的正确性: 式中 I(tbk)  时间温度效应因子(n个); 而I(tbk) 与Ro存在以下关系:,0,T(z, tb)<22,盆地模拟方法——生烃史,,,考虑因素,模拟内容,技术方法,有机质类型有机质丰度演化程度生烃潜力源岩厚度、类型,化学动力学法: 单组分 多组分图版法: 降解率曲线 产烃率曲线,生烃量生烃时间,3,生烃史,化学动力学法: 单组分 多组分热解模拟法: Rock - Eval热解仪评价结果 热压模拟结果,,,,,生烃史,化学动力学法,生烃史,平行一级动力学方程: dX/dt = - ki Xij阿仑尼乌斯公式: ki = Ai exp( Ei/RT )降解率计算公式: Dj = [ Xj0 -  Xij ] . 100,化学动力学法,,,,生烃史,累积降解率史,生烃史,瞬时生烃史,生烃史,生烃潜量活化能频率因子(指前因子),,影响生烃量的主要参数(化学动力学法),,,,生烃史,应用热压模拟结果计算生烃量,,,,热解模拟法,生烃史,降解率曲线图版,生烃史,Tmax 与 Ro 的关系,,生烃史,降解率——Ro关系曲线计算生烃史,E = ——— (Z2-Z1)*Pm**Cr* Cr *— *dRo,Ro2 - Ro1,10-8,D,0.083,生烃史,降解率、气态烃/总烃与Ro关系曲线,生烃史,应用热压模拟结果计算生烃量,产油率曲线,产气率曲线,,,生烃史,应用热压模拟结果计算生烃量,产油率曲线,,生烃史,应用热压模拟结果计算生烃量,产气率曲线的校正,,,,,,,气,油,,,a,,b,b≥a,生烃史,碳恢复系数的求取,,生烃史,碳恢复系数的求取,Cf = CTOC / Cr Cr = (100 - D) * CTOC / 100Cf = 100 / (100 - D )D——降解率;CTOC ——总有机碳;Cr ——残余有机碳。,,生烃史,烃源岩厚度有机碳含量成熟度(Ro)降解率(产油产气率),,影响生烃量的主要参数(热降解法),,,,,生烃史,应用热压模拟结果计算生烃量,裂解生气量的校正,,原则上,产气率图版是在实验室密闭系统下获得的,即假设源岩已生成的油在过成熟状态下逐渐向气态转化;但实际地质条件下,源岩不断地向储层运移,已排出的油只有部分裂解成气。BASIMS提供了用户交互输入接口,以确定实际条件下储集层中的裂解气比例。,盆地模拟方法——排烃史,,,考虑因素,模拟内容,技术方法,初 次 运 移 相 态初 次 运 移 动 力排 油 临 界 饱 和 度,压 实 排 油 法压 差 排 油 法物 质 平 衡 排 气 法,排烃量排烃时间,3,排 烃 史, 排油史 排气史,初次运移相态初次运移动力初次运移史,排烃史,石油运移相态,水溶相运移油相运移气溶(载)相运移扩散相运移,排烃史,石油初次运移动力,水溶相运移的动力 上覆沉积负荷——瞬时剩余地层压力 油相运移的动力 异常地层压力扩散相运移的动力 有机质网络中沥青分子浓度差、扩散活化能气溶(载)相运移的动力 浮力、异常地层压力、扩散作用力,排烃史,排油临界饱和度,Hunt (1961, 1979 ) 0.2 - 0.9 %Philip (1965 ) 0.25 %Tissot (1971 ) 0.1 - 0.9 %Dickey (1975 ) 1.0 - 20 %Brooks (1977 ) 0.1 - 0.9 %Momper (1978 ) 0.08 - 0.08 %Ungerer (1987 ) > 20 %陈发景等 ( 1986 ) > 1 %,,,,,,,,,,,BASIMS特点: 考虑泥岩、灰岩、煤三种源岩的临界饱和度;由用户定义。,排烃史,排油史计算,排油驱动力临界饱和度,,,{,压实排油压差排油,排 油 时 间排 油 量,,,油相运移模式,排烃史,压实排油法,V0 ( 1 -  ) = V ( 1 -  )V0 = V ( 1 -  ) / ( 1 - 0 )V = V0 - V --排出的液体体积,Cex = V / V --排出系数 = V / [V0 0 ] = ( 0 -  ) / [( 1 -  ) 0 ],骨架不变原理,排液量 = 源岩体积的缩小量,,,01-5-30,盆模,106,01-5-30,盆模,107,01-5-30,盆模,108,01-5-30,盆模,109,排烃史,压差排油法, 砂泥岩交错的地层; 大套纯泥岩层。,适用条件:,,,排烃史,排 气 史, 水溶相 油溶相 游离相 扩散相,天然气的运移相态:,,,,,,,,,排烃史,排 气 史,天然气物质平衡运移原理,Q排 = Q生 - ( Q吸 + Q溶 ) = Q生 - ( Q吸 + Q油溶 + Q水溶 ),,排烃史,天然气在水中的溶解规律,温度对天然气溶解度的影响,,排烃史,天然气在水中的溶解规律,压力对天然气溶解度的影响,,排烃史,天然气在水中的溶解规律,矿化度对天然气溶解度的影响,,排烃史,水溶解气量计算,残余水溶解气量 =Vw*Rsw Rsw = R’sw*ScR’sw = 0.1781[A + B(145.038p)+C(145.038p)1.96]Sc = 1 - [0.0753 - 0.000173(1.8T+32)]r盐 式中:p——地层压力; T——地温; A, B, C——与温度有关的系数。,排烃史,天然气在油中的溶解规律,天然气在油中的溶解度 比在水中大10倍,天然气在轻油中的溶 解度比在重油中大,湿气比干气更 易溶于石油中,纯气比含氮气更易溶于石油中,,,,,排烃史,残余油溶解气量 =Vor*Rs = [(E生油 - E 排油)/o]*Rs o = (Rs *gs + os)/Bo,油溶解气量计算,排烃史,烃源岩对天然气的吸附作用,q =  x,q——吸附量;——吸附常数;x——浓度。,
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