泥頁巖孔隙演化及模型構建

泥頁巖孔隙演化及模型構建

0泥頁巖孔隙度演化規(guī)律及其演化泥巖分布廣泛，約占沉積巖總體積的60%。這是油氣勘探和開發(fā)的重要研究對象。近年來,隨著美國頁巖氣、頁巖油等非常規(guī)資源勘探開發(fā)的高速發(fā)展以及中國非常規(guī)油氣的突破,泥頁巖孔隙大小及其演化規(guī)律,已成為當下非常規(guī)油氣工作者研究的熱點。目前,國內尚未建立泥頁巖孔隙度測試標準,對泥頁巖孔隙度演化規(guī)律與影響因素的探討非常必要。早在20世紀30年代,Athy就已經(jīng)指出,在正常壓實條件下泥頁巖孔隙度與埋深之間存在指數(shù)關系,之后人們在分析泥頁巖壓實程度時大都運用這個指數(shù)關系式。在擬合孔隙度與深度關系方面,許多學者做了大量的研究工作。1959年,Rubey等建立了指數(shù)關系模型,該模型在盆地模擬中廣泛應用;1978年,Selley收集整理了許多盆地中泥巖孔隙度與埋深關系的數(shù)據(jù),編制了孔隙度與埋深關系散點交會圖,該圖清楚地表明,埋深500m以淺地層孔隙度急劇降低,到深處3000m以深孔隙度變化很小;1985年,Baldwin等提出了改進型的指數(shù)模型;1989年,姚秀云等利用大慶油田16口井的資料擬合了正常壓實和欠壓實段泥巖孔隙度與深度的關系;1998年,Giles等建立了孔隙度與有效應力的關系式;2005年,Allen等認為孔隙變化受許多因素影響,包括巖性、巖相(顆粒大小、分選、泥質成分)、框架顆粒的組成、溫度(膠結作用、黏土礦物轉化和壓溶作用)和時間,很難用單一的關系表示,但是在某一深度階段可以用最簡單的線性關系表示。2007年,劉震等根據(jù)黏彈塑性體應力——應變模型推導出勻速埋藏條件下地層孔隙度是埋深和經(jīng)歷時間的雙元函數(shù)。在實驗模擬方面,1985年,貝豐等開展了典型干黏土的壓實實驗,建立了泥巖孔隙度隨壓力的變化過程;1989年,陳發(fā)景等分別對現(xiàn)代淤泥和古代泥巖進行壓實模擬實驗,再現(xiàn)了泥巖孔隙度隨埋深的變化規(guī)律。泥頁巖屬于非常規(guī)儲層,巖心取樣及孔隙度測試數(shù)據(jù)非常少,實驗測試的孔隙度精度較低,測井解釋的泥頁巖孔隙度誤差也較大,這阻礙了研究工作的深入開展。隨著成巖模擬實驗技術的發(fā)展,場發(fā)射掃描電鏡測試分辨率的提高,三維CT納米級測試技術的應用,特別是泥頁巖有機碳納米孔的發(fā)現(xiàn)[20,21,22,23,24,25,26],為建立更精確的泥頁巖孔隙度演化模型奠定了基礎。本文采用大量的測試數(shù)據(jù)、模擬數(shù)據(jù)、測井解釋數(shù)據(jù)及統(tǒng)計數(shù)據(jù),進行對比和相互驗證,揭示泥頁巖在埋藏過程中的孔隙度演化規(guī)律。在此基礎上,討論超壓、有機質納米孔和溶蝕作用對孔隙度的影響,并建立3段式的正常壓實模型、欠壓實模型以及有機質納米孔校正模型,提出了有機質面孔率的估算模板。應用實例證明這些模型具有實用價值。1泥巖埋劑中的空隙發(fā)育趨勢1.1數(shù)據(jù)的統(tǒng)計分析1.1.1孔隙度的測定為了清楚地了解孔隙度演化過程,首先需要確定原始孔隙度(習慣稱泥頁巖地表孔隙度,一般用符號φ0表示)。泥頁巖地表孔隙度一般用未埋藏的淤泥、沉積物、黏土或淺層的泥巖等樣品的實測孔隙度來代替,其值分布在45%~80%之間,平均值為60.5%。國內學者測試或采用的數(shù)值偏低,在45%~62%之間,平均值為55%(表1);國外學者測試或采用的數(shù)值較高,平均值為64.4%(表1)。以上結果說明,不同類型泥頁巖的地表孔隙度雖然變化較大,但其值集中在60%附近。1.1.2孔隙度的變化國外大量的統(tǒng)計數(shù)據(jù)表明,泥頁巖在埋藏過程中孔隙度隨深度增加而變小(圖1)。圖1的18條曲線中,第16條比較具有代表性(接近平均值)。以該曲線為例,泥頁巖在埋藏較淺時孔隙度隨深度增加而快速變小,在1000m時,平均孔隙度已從地表時的60%降到27%,約每100m下降3.3%;在2000m時,平均孔隙度已下降到16%,約每100m下降1.1%;在3000m時,平均孔隙度已下降到11%,約每100m下降0.5%。在4000m以深,孔隙度變化緩慢。為了對比國內外泥頁巖孔隙度演化規(guī)律,本文按東部(渤海灣盆地沙河街組)、中部(四川盆地須家河組和鄂爾多斯盆地延長組)和西部(準噶爾盆地平地泉組)統(tǒng)計泥頁巖巖心實測孔隙度,按東部(東營凹陷、板橋凹陷和滄東—南皮凹陷)、南部(鶯歌海盆地)和西部(準噶爾盆地)統(tǒng)計泥頁巖測井解釋孔隙度(圖2),統(tǒng)計結果揭示國內與國外具有相似的規(guī)律,其中曲線3(準噶爾盆地東部泥巖)具有代表性,在1000m、2000m和3000m處,孔隙度分別為25%、13%和6%。相比圖1的第16條曲線,曲線3的孔隙度下降更快些。將國內外代表性2條曲線折中,在1000m、2000m、3000m、3500m和4000m處,孔隙度分別為26%、14.5%、8.5%、7%和6%?？傊?從沉積開始到壓實、成巖、生烴與排烴等過程中,泥頁巖孔隙演化趨勢是由大變小,在某個特殊階段可能會有所變大,但在這之后會繼續(xù)變小或保持穩(wěn)定。1.1.3下方最大壓實邊界為了更好地解釋它們的差異,將圖1分上、下2個區(qū):上區(qū)屬于正常地層、正常壓實泥頁巖的孔隙度變化區(qū);下區(qū)屬于厚層、欠壓實泥頁巖(多數(shù)為優(yōu)質烴源巖)的孔隙變化區(qū)。圖1中16號曲線為2區(qū)的分界線,左上方的紅色虛線為上區(qū)的外分界線,它代表孔隙度變化速率最快的泥頁巖的壓實曲線——最大壓實界限;右下方紅色虛線為下區(qū)的外分界線,代表孔隙度變化速率最慢的泥頁巖的壓實曲線——最大欠壓實界限。圖1和圖2中2條紅色虛線(最大壓實界限和最大欠壓實界限)揭示了泥頁巖孔隙度變化的另一個特點,即不同地區(qū)、不同地層泥頁巖的孔隙度變化速率差別很大,導致同一深度孔隙度相差很大,如在3000m處,孔隙度最小值為2.3%,最大值為17%,相差7.39倍。有許多因素影響孔隙度的演化過程。1.2實驗模擬為了更深入地了解泥頁巖孔隙變化規(guī)律,特別是生烴或其他原因引起的超壓對孔隙度演化過程的影響,本文開展了現(xiàn)代淤泥成巖實驗模擬。1.2.1充填礦物模擬實驗樣品分別采自南京市附近的湖泊淤泥(0724-1~0724-7)和長江淤泥(0824-1~0824-7)各7個樣品。前者黏土礦物總量平均為45%,以伊蒙混層和伊利石黏土為主,其他礦物以石英為主,平均含量為48%;后者黏土礦物總量平均為43%,以伊蒙混層為主,其他礦物以石英為主,平均含量為46%。為了能更真實地反映演化過程,本文模擬突出以下幾個特點:(1)實驗時間較長,最長達319h;(2)溫度高,最高溫為441℃;(3)壓力大,最大達到132MPa;(4)考慮水巖反應的需要,留少量孔隙水;(5)實驗過程為封閉系統(tǒng)。每組實際測試6個樣品,測試結果見表2,其中0724-3號和0724-6號樣品做實驗時破碎,未能測得孔隙度數(shù)據(jù)。1.2.2在同一深度上的對比貝豐等和陳發(fā)景等是我國干泥巖和現(xiàn)代淤泥壓實模擬實驗開展較早、成效較好的學者,他們的實驗結果被后人廣泛引用。本文成巖實驗與前人實驗相比,區(qū)別在于:(1)前者為封閉系統(tǒng),后者為開放系統(tǒng);(2)前者既加壓又加溫,后者只加壓;(3)前者有生油、氣量出現(xiàn),后者沒有;(4)在同一深度(如4000m處),前者孔隙度為26%,后者為8%,兩者相差18%。以上區(qū)別最終體現(xiàn)在圖3:本文的實驗為壓實→生烴→超壓的欠壓實過程,孔隙度曲線位于下側(欠壓實區(qū)一側);前人的實驗為壓實→脫水的正常壓實過程,孔隙度曲線位于上側(正常壓實區(qū)一側)。因此,前人的實驗為正常壓實過程的實驗;本文的實驗為生烴、超壓與欠壓實過程的實驗。1.2.3實驗地質時間和實驗過程的選取劉震等認為,時間對孔隙度影響較大。圖3中實驗得到的孔隙度曲線明顯偏下側,這說明實驗時間確實影響了孔隙度的變化過程。壓實實驗時間是用天計算的,而地質時間是用百萬年計算的,兩者相差巨大。實驗時間不夠,壓實不徹底,巖石固結不緊,易疏松,造成實測孔隙度偏大。正常壓實過程的孔隙度曲線應該位于上區(qū)的中部,欠壓實曲線應該位于下區(qū)的中下部。按這樣的折中方法校正,經(jīng)過時間校正后的實驗曲線見圖3,即時間校正后的孔隙度約為原來的60%~80%,絕對值相差在4%~14%之間。2儲頁巖孔隙度研究發(fā)現(xiàn),富含有機質的烴源巖在生烴階段孔隙度往往比其他泥頁巖孔隙度大,這與大量生油氣階段形成的超壓、有機質納米孔以及有機酸引起的溶蝕作用有關。2.1儲層孔隙度演化過程超壓的成因很多,除了生烴作用以外主要還有差異壓實作用、構造應力和水熱作用等,相比之下,生烴作用和差異壓實作用是最主要的2種成因。富含有機質泥頁巖在生烴期間,引起的超壓與欠壓實,使孔隙度減少損失。典型泥巖層孔隙減少損失量可以達到5%~17%(表3),這一結果與本文的實驗結果較一致,可見欠壓實對孔隙變化影響很大?？偨Y前人的研究成果,用圖4來解釋正常壓實泥頁巖層和欠壓實泥頁巖層的孔隙度演化過程。正常壓實的孔隙度演化過程是:A→B→C→D,即快速壓實、緩慢壓實和停滯壓實3個過程。欠壓實的孔隙度演化過程是:1→2→3→4→5,即快速壓實、平穩(wěn)壓實、較快壓實和緩慢壓實4個過程。隨著埋深的加大、生烴的結束以及長時間的壓力釋放,欠壓實現(xiàn)象逐漸消失,孔隙演化逐步回到正常壓實趨勢。因此,欠壓實的影響范圍(深度)有限。2.2有機質納米孔泥頁巖孔隙主要由粒間孔、有機質納米孔和溶蝕孔3部分構成。有機質納米孔是指干酪根向油氣的熱轉化過程中,在有機體內殘留的納米級孔隙。由于泥頁巖中有機質含量(TOC)是以重量百分比來表示的,它的體積百分比大約是重量百分比的2倍。Jarvie等認為,對于6.41%質量的TOC平均值,如果有機質的密度為1.18g/cm3,那么TOC的體積百分比大約是12.7%。當熱成熟度處于生干氣窗時(RO=1.4%),有機質分解大約可產(chǎn)生4.3%的體積孔隙度。對于Barnett頁巖,Sondergeld測試了9個樣品,有機質納米孔平均為2.2%,最小為1.5%,最大為3.2%;Loucks等測試結果是,納米孔隙直徑分布在5~750nm之間,平均為100nm,孔隙體積為5%。2009年,Wang等根據(jù)假設的納米孔占有機質體積為10%,估算了Barnett、Marcellus和Haynevill這3套不同頁巖的平均有機質納米孔孔隙,分別為1%、1.2%和0.7%。我國四川盆地威遠地區(qū)和長寧地區(qū),泥頁巖有機質納米孔也比較發(fā)育。統(tǒng)計結果揭示:(1)有機質納米孔占泥頁巖總孔隙平均為31.74%,占巖石體積平均為1.8%;(2)有機質納米孔與TOC含量和RO值成正比,TOC值大于3%,RO值大于1.3%是形成有機質納米孔的有利條件(表4)。2.3巖性礦物孔隙結構生烴過程產(chǎn)生的有機酸對泥頁巖中碳酸鹽巖、長石等易溶礦物起到溶蝕作用。四川長寧龍馬溪組長芯1井23個樣品統(tǒng)計結果得到:(1)脆性礦物占68.8%,脆性礦物內的孔隙度約2%,脆性礦物內的孔隙占泥頁巖體積約1.3%。(2)脆性礦物內的孔隙占泥頁巖總孔隙26.7%(表5)。總體看,有機酸的生成以及相應的溶蝕作用對總孔隙的影響不大,對泥頁巖孔隙增大貢獻比預想的小。原因是泥頁巖內的孔隙比常規(guī)儲層內的孔隙小,且滲透性差,流體交換不明顯,溶蝕作用、交代作用等成巖作用不如常規(guī)儲層內強烈。3預測的粘土嵌入過程中的空隙發(fā)育模型3.1正常壓層壓和不充分壓層的分解模型3.1.1地表孔隙度變化模型圖1、圖2和圖3基本反映了泥頁巖正常壓實過程的孔隙度隨埋深變化規(guī)律,即淺部(<2000m)快速壓實,中部(2000~3500m)緩慢壓實和深部基本停止壓實。根據(jù)圖4,孔隙度變化模型可按埋深分3段表示:式(1)中:φ為孔隙度,%;φ0為地表孔隙度,%;φs為該曲線延長到地表時的孔隙度,%;h為埋深,m;c1、c2為壓實系數(shù),km-1;a為直線斜率,m-1;b為直線截距,無量綱。3.1.2欠壓實模型對于厚度大于25m且富含有機質的泥頁巖——優(yōu)質烴源巖,在壓實過程中由于有機質熱演化與生烴,常形成超壓與欠壓實,因此需要采用欠壓實模型。根據(jù)圖4,前3段的孔隙度變化模型為:式(2)中符號意義同式(1)中,但參數(shù)數(shù)值大小不同。上2式中,c1、c2和φs均為回歸系數(shù),不同地區(qū)有不同的數(shù)值。3.1.3油氣巖情況調查法滄東—南皮凹陷位于黃驊坳陷南部,發(fā)育古近系孔店組、沙河街組、東營組及新近系館陶組、明化鎮(zhèn)組和第四系。古近系巖性以湖相砂、泥巖為主,其中孔店組二段、沙河街組三段及沙河街組一段的湖相泥巖、油頁巖為主要生油巖。據(jù)40多口井的測井數(shù)據(jù)分析,生油巖普遍存在超壓和欠壓實現(xiàn)象。女28井是其中1口典型井,在2100m以淺為正常壓實,在2400~2800m之間欠壓實最明顯,在3200m以深又趨于正常壓實。用分段正常壓實與欠壓實模型式(1)和式(2)分別擬合孔隙度與深度的關系,得到圖5,圖5中各曲線的關鍵參數(shù)見表6。3.2有機納米孔三維模型3.2.1有機質納米孔隙度的表征富含有機質的泥頁巖中,干酪根轉化成烴類的過程中形成有機質納米孔,根據(jù)體積守恒原則,有機質納米孔隙度可用以下經(jīng)驗公式表示:式(3)中:φm為有機質納米孔隙度,%;TOC為有機質重量百分含量,%;p為有機質面孔率,即有機質納米孔隙面積占有機質面積的比例,%。3.2.2型干結構干結構的表征通過對四川盆地、鄂爾多斯盆地、塔里木盆地和張家界野外露頭頁巖有機質納米孔鏡下觀測,初步建立有機質面孔率與干酪根類型、有機質成熟度關系(表7)。有機質面孔率與干酪根類型、有機質成熟度、上覆蓋層厚度等因素有關:(1)同等條件下,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)有機質成熟度RO值小于1%時,面孔率很低,大于1.3%時才有較高的面孔率出現(xiàn),即成熟度越高,面孔率就越大(表7);(3)壓實作用可使納米孔隙受到影響,在相同的成熟階段,上覆蓋層厚度越小,保留的孔隙越大、越多,面孔率也越高。另外,沉積物源及成巖作用也在一定程度上影響有機質面孔率的發(fā)育,如生物硅質物源容易形成格架,可以減緩對有機質的壓實影響,有利于有機質孔的保存。3.2.3培育平臺yd2-45細胞系統(tǒng)模型選取實例樣品共12塊,涵蓋有機質類型包括Ⅰ類、Ⅱ類和Ⅲ類3種,成熟度RO最低值為0.8%,最高值為2.6%(表8)。有機質納米孔估算模型采用式(3),其中有機質面孔率采用經(jīng)驗值(表7)。模型估算孔隙度絕對誤差平均為0.19%,相對誤差平均為16%?？傮w看,絕對誤差在較合理范圍,但相對誤差較大。隨著測試數(shù)據(jù)的積累,表7中的參數(shù)值還將不斷改進。相對誤差較大的樣品具有以下共同特點:(1)成熟度低,RO值小于1.0%;(2)有機質類型為Ⅲ型;(3)現(xiàn)今埋深大,如塔里木盆地YD2-45樣品埋深大于4600m;(4)有機質面孔率低,一般小于5%。因此,該模型比較適用于有機質類型為Ⅰ型和Ⅱ型、RO值大于1.0%、現(xiàn)今埋深小于5000m的泥頁巖。4儲頁巖孔隙度(1)根據(jù)國外18位作者的統(tǒng)計數(shù)據(jù),結合我國東部、中部、西部和南部海域盆地的巖心實測數(shù)據(jù)與測井解釋數(shù)據(jù)表明,泥頁巖在埋藏過程中孔隙度隨深度增加而變小,淺層快速變小,深層緩慢變小。在1000m、2000m、3000m、35