第6章 石油地质学

第六章 地温场、地压场、地应力场与油气藏形成的关系

提要

本章内容系90年代石油地质学重要进展之一,对现代油气勘探及综合研究有深远的指导意义。在阐明“三场”的基本概念及特点后,分别探讨流体压力封存箱、凝析气藏的形成与分布、固态气体水合物等与“三场”密切相关、乃至涉及21世纪油气勘探领域的问题。

近十年来,国内外石油地质界注意到地温场、地压场、水动力场、地应力场、化学场、生物场等在油气藏形成分布中有着重要的控制作用。美国、澳大利亚学者曾研究地温、地压与气田形成分布的关系;前苏联学者以实测地应力为主,结合地静压力、温度研究总结了田吉兹超级油田的形成模式;我国学者曾在教材《石油地质学》中辟专章讨论温度、压力与油气藏形成的关系;近几年来,在某些大型石油地质综合研究中更将“场”的作用列入了课题内容。

然而,大家对这些“场”及其相互关系的理解却颇有出入。冷静分析上述各种“场”的因果关系,易于辨识只有地温场、地压场、地应力场等“三场”系受地球内能控制,是地球内部能量以不同形式在地壳上的表现,因而是最本质的,其他场均系派生的。地球内部的热能通过导热率不同的岩石在地壳上显示出地温场;地球内部的重力能通过岩石圈反映为地压场;在地球自转过程中,受向心力与离心力的作用,物质分异并转动,在地壳上呈现出挤压、剪切、拉张等性质各异的地应力场。这“三场”相互之间彼此联系与影响。正是“三场”的作用,地壳上形成海盆、湖盆等各种水域,才衍生出水动力场;有了水体才有助出现化学场与生物场,后二者也相互联系和相互制约。以上各种场的相互关系应如图6-1所示。综合这些场的作用,在含油气盆地内才出现流体压力封存箱与油气系统等地质实体,后二者之间自然也互有联系和影响(图6-1)。

图6-1 各种场及其与油气分布的关系

流体压力封存箱和油气系统都是90年代以来在国外石油地质界兴起的新概念、新理论、新方法,是石油地质学原理的重要进展,引起广大石油地质学家们的普遍关注。它们是将盆地中的烃源层、储集层、盖层、上覆岩系等基本地质要素和油气生成、运移、聚集、保存(或逸散)等基本成藏作用纳入统一的时间、空间范围内进行静态、动态相结合的综合研究,阐明油气藏形成机制及分布规律,从而指导油气勘探。这种新型的石油地质综合研究正在发展为成藏动力学。

第1节 地温场与古地温研究

一、地温场

地温场乃是地球内部热能通过导热率不同的岩石在地壳上的表现。地表流出温泉、深井温度升高及火山喷出炽热物质,都表明地下是热的。在地表上层(深约20~130m)之下,地温随埋藏深

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度而有规律地逐渐增加,即每加深一定深度便升高一定温度。现将深度每增加100m所升高的温度,称为地温梯度(或地热增温率),以℃/100m表示。取得地下温度或地温梯度后,编绘等值线图,即可反映地温场的变化。

地球内部的热能可能来自地核里的热源,包括融熔岩浆、放射性元素蜕变、地热的辐射与对流、地壳变动时的颗粒摩擦热,以及渗透层内的放热化学反应等,不过后二者多为暂时的或局部的。岩石的导热率系指在温度差为1℃时,每秒钟内能透过厚1cm、面积1cm2的平板的热力,以卡为单位。岩石的导热率因其成分和结构而异,一般按下列顺序递增:疏松干岩石、煤岩、粘土岩、砂岩、碳酸盐岩、盐岩、变质岩及岩浆岩。在同一热源下,导热率小的地区地温梯度较高。若干常见物质的导热率见表6-1。各地区地温梯度的变化正是具有不同导热率的各种热源的综合结果。

表6-1 若干常见物质的导热率 (据美国度量衡局公报14号) 物 质 玄武岩 白 垩 地壳(平均) 花岗岩 石灰岩 镁质碳酸盐岩 * 1 cal=4.1868J;

** 砂岩导热率数据有误,应小于石灰岩。

现今地温场可以通过钻井井温测量结果或大地热流值测试记录计算编图来研究。由于泥浆散热性能及岩石导热率等因素的差异,测出的井温资料不能完全反映真实的地下温度,但可对同一深度进行多次测量加以校正;也可藉助采油温度来校正,如在尼日尔河三角洲12个海上油气田3050m(10000ft)深处采油温度与电测温度之间平均差值约为22%,作为校正系数,将该区未测采油温度的所有油气田同一深度的电测温度校正为真正的地层温度。

取得真正的地下温度资料后,即可计算地温梯度

导热率, cal* (平常温度时的近似值) 0.0052 0.0020 0.004 0.004~0.005 0.00029 0.00023~0.00025 砂 岩 板 岩 石 油 水(0℃) 水(20℃) 物 质 导热率, cal (平常温度时的近似值) 0.0055** 0.00470 0.000355 0.00120 0.00143 ??TH??0 H (6-1)

式中:?—地温梯度,℃/100m;

TH—在井深Hm处的井底地下温度,℃;

?0—年平均地面温度,℃。

图6-2为我国大陆主要沉积盆地的大地热流值分布概貌,尽管有些盆地尚无测试记录,但也可反映出明显的规律:藏滇地区和东部沿海地区均接近喜马拉雅期构造活动强烈地带,呈高热流特征;西北塔里木等古老稳定陆块上的大型盆地,显示低热流值;介于其间的鄂尔多斯和四川等大

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型盆地热流值也表明了过渡性特征。图6-2还说明在同一大型盆地内,如渤海湾盆地断块翘倾使基岩埋深差异显著,隆起区与坳陷区热流值差别可达2-3倍。图中给出的各盆地平均热流值则反映了盆地深部的基本地热特征。

热流值变化范围平均热流值测点数

近代板块构造学说强调沿巨大断裂系的热流及火山活动，沿沉积盆地的边界大断裂带常见分布许多地热点就是最好的证明。如果板块未分离，造成热膨胀接触，热流从深处上升；如果板块分离，热膨胀溢出，热液会强烈上升到地表。所以，沿着大断裂带常常出现高地温梯度。在欧洲北海根据井下资料计算地温梯度高达3.5~5.0℃/100米；这里的古地温研究表明高地温梯度多在断层带附近出现，并在晚第三纪时已达到那个温度，比现在测量的地温高。

图6-2 中国大陆主要沉积盆地大地热流分布概貌

(据汪集 等,1990)

1.松辽; 2.辽河;3.冀鲁; 4.豫皖; 5.苏北; 6.南襄; 7.江汉;8.福州; 9.漳州; 10.北部湾;11.昆明 12.楚雄; 13.腾冲; 14.羊卓雍-普莫雍湖;15.伦坡拉;16.鄂尔多斯; 17.四川; 18.甘南;19.柴达木; 20.塔里木; 21.准噶尔;22.吐哈; 23.酒泉;24.二连;25.海拉尔

在大陆边缘的三角洲沉积发育地区，也常常出现高地温梯度。一方面这里是快速沉降区域，环绕三角洲出现许多同生断层，成为地下热液上升的良好通道；另一方面快速沉降可以埋藏巨厚页岩，特别是含蒙脱石页岩，引起欠压实作用并形成承压页岩，而承压页岩的导热率低，起着良好的隔绝作用，造成异常高的地下温度。例如，尼日尔河三角洲地温梯度高达1.84~5.47℃/100m(或1.00~3.00F/100ft)。从河流相砂岩低于1.84℃/100m(或1.00F/100ft)到近海沉积约增达2.73℃/100m(或1.5F/100ft)，至外围三角洲连续页岩中的最大值高达5.47℃/100米(或3.0F/100ft)。

一般说来,地温梯度高有利于沉积岩中的有机质向油气转化,世界上许多大油田同高地温梯度带有关,生油窗埋深一般为2000~3000m或者更浅,例如欧洲北海盆地及我国的松辽、渤海湾等盆地;而地温梯度低(尤其是古地温梯度)或多次上升剥蚀则可延缓烃源岩的热成熟作用,如低地温的塔里木和准噶尔盆地,在5000m以下超深部石油仍可保持液态,阿尔及利亚哈西2迈萨乌德大油田的志留系黑色页岩油源则与长期上升延迟成熟有关。所以欲查明各沉积盆地不同地质时代沉积岩中原始有机质的成熟时期,必须研究这些沉积岩在地史上所经历的古地温。

二、古地温的测定

在地质历史上，岩层遭受褶皱、剥蚀以及岩浆活动，往往造成古、今地温的很大差别。因

????此，在地壳运动强烈的地区，用现今的地温梯度估价烃源岩中原始有机质的成熟度是不可靠的，应该尽可能恢复古地温，探求烃源岩经受的最高温度。在石油地质研究中，测定地质历史过程中沉积岩经受最高温度的方法有很多，目前国外多借助于镜质体反射率、孢子的颜色、自生矿

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物、流体包裹体及磷灰石裂变径迹等，通过对比这些指标与已知温度梯度的关系，或者通过实验测定反应的动力学方程式来求得。

(一) 镜质体反射率(R0)法

在第二章已论及镜质体反射率是一种较好的成熟度指标。随着温度升高，反应时间延长，

镜质体逐渐降解演化，颜色愈益加深，反射率逐步增大且不可逆。可见，镜质体反射率与温度、时间之间存在一定的函数关系，反射率的大小直接反映经受的最高温度。因此，根据沉积岩中镜质体的反射率可以估算在地质历史上经受的最高古地温。由图6-3可以看出镜质体反射率与温度、时间之间的关系，它既可表示在恒温下加热一定时间所得到的反射率值，也可反映在同一时间内温度变化所造成反射率值的差别。于是，对已知地质时代的沉积岩，测定出其中所含镜质体的反射率后，就可以推算其所经受的最高古地温。 图6-3 镜质体反射率与温度、时间的关系图

(据B.S.Cooper，1977)

由于在热演化过程中，镜质体的降解程度与反射率的增加是一致的，因此也可以通过电子计算机模拟得出各地区镜质体降解率与反射率的对应关系曲线(图6-4)。然后，系统测定探井中岩石的镜质体反射率，由图6-4得出相应这些反射率值的镜质体降解率，代入阿伦纽斯方程式即可求出地下古地温。

T?E

R?ln(A/K) (6-2)

式中K—镜质体降解率；

T—绝对温度,K； E—活化能; R—气体常数。

图6-4 镜质体降解率与反射率的对应曲线

Barker(1986)专门研究过镜质体反射率与古地温之间的关系,通过600多个镜质体反射率

[83]

?R0值与对应的最高温度Tpeak统计分析得出

(6-3)

lnR0=0.0078Tpeak-1.2

Barker认为上式具有普遍性,是一种较好的地质温度计。 2.孢子颜色和热变指数法

这是一种简便快速的方法。随着沉积物埋藏深度加大，其中所含的孢子、花粉、藻类等有

机物在热演化过程中颜色逐渐加深、热变指数增大，具有不可逆性。因此，根据孢子的颜色及

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有机质的热变指数，也可以反过来求得所经受的最高古地温。图6-5表明随温度升高孢子颜色的变化情况，并加注孢子颜色指标和热变指数。这个方法在北美、西欧及其他地区已得到广泛应用，并且证明同煤的牌号及镜质体反射率的资料非常吻合。

图6-5 孢子颜色、热变指数与温度的关系

在碳酸盐岩所含牙形石的埋藏过程中,经受热温度与时间作用,也会产生颜色的不可逆变化,因此,采用牙形石色变指数也可探求古地温,并可与其他有机质成熟度指标相对应(据Epstein,1977)。

3.自生矿物法

沉积岩中的自生矿物受周围环境影响会发生不同的变化：碳酸盐类及硫酸盐类矿物易受化

学因素的作用；而粘土矿物、沸石、二氧化硅三种矿物系列的演变则同温度、压力及反应时间等物理因素密切相关，不可逆转。因此，可以应用粘土矿物、沸石、二氧化硅这三种矿物系列来研究古地温(Aoyagyi, 1994)。这些系列矿物转化的温度范围如下[82]：

℃137℃???蒙-伊混合层????伊利石 粘土矿物系列 蒙脱石?104℃116℃138℃???斜发沸石????方沸石和(或)片沸石????浊沸石和(或) 沸石系列 火山玻璃?56钠长石；

67℃℃??低温石英。 二氧化硅系列 非晶质二氧化硅?45???低温方石英(方英石)?? 将沉积岩样品送实验室鉴定上述三个系列的自生矿物，综合分析所含的矿物类别，即可根

据自生矿物系列的转化受古地温控制且不可逆转的原则，来判断岩样在地质史上曾经受的最高古地温。

4.流体包裹体法

流体包裹体(Fluid inclusion)是在矿物结晶生长过程中被包裹在矿物晶体缺陷中的流体,可以有单相、双相或多相流体包裹体(以下简称包体)。流体包体广泛应用于矿床学、岩石学(变质岩、沉积岩、岩浆岩)、地球化学及石油地质学中,可用之来研究成岩成矿(包括油、气)物质来源、物理-化学环境条件,以及流体的性质、经历、水岩反应、地壳演化等诸方面的问题。

流体包裹体在地质研究上最重要的一个应用就是确定古地温。包体测温方法有均一法、爆裂法和淬火法等,目前在石油地质上最常用的是用均一法来测量包体温度,称之为均一温度(Homogenization temperature)。

在常温常压下见到的包裹体往往含气相与液相两种流体,在冷热台上升温加热,在显微镜下可见两相转化为单相流体,这时记录的温度即为均一温度。

一般认为均一温度代表包体形成温度的下限。但是有些研究表明均一温度代表了包体形成过程中经历的最高温度。如美国著名学者Barker根据大量的实验室研究认为[84],沉积岩中矿物(如方解石)流体包体,当温度超过其初始捕集(initial entrapment)形成温度时,会发生再均衡作用而

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导致包体流体热膨胀和压力增高,发生流体泄漏甚至变空,或者再一次被流体充填,这两种作用都会降低包体的密度,因而使均一温度升高,形成另一平衡温度,此时包体的均一温度高于其形成时的温度,是其形成过程中的最大温度(Tpeak)。Prezbindows等(1987),Wagner等(1982)研究也认为高温加热作用会使均一温度(Th)接近于最大温度(Tpeak)。当然有些学者认为在一个样品中并不是所有包体都是通过再均衡作用达到了最大温度(Goldstein,1986,1990)。事实上,实际工作中研究发现,矿物包体记录了一个复杂的地热演化历史,沉积岩成岩作用及包体产状以及二者之间的关系对解释包体均一温度时显得尤为重要。

从均一温度测量结果看,我国华北东部石炭-二叠系石灰岩中自生方解石矿物包体均一温度有两组,一组为120℃±15℃,另一组为145℃±15℃,最高温度为159℃。石灰岩方解石脉中包体均一温度也有两组,一组为90~120℃,另一组为118~134℃。二叠系石英砂岩中石英次生加大边非常发育,测得其中包体均一温度为117~142℃,石英颗粒胶结物温度与之相似。以上这些温度均代表了其形成时的当时温度,方解石脉中的温度代表了后期沿裂隙活动的热液温度。

Barker(1990)曾详细研究镜质体反射率与包体均一温度之间的关系,根据大量流体包体温度测量,发现镜质体反射率的对数与包体均一温度(Th)之间存在良好的线性关系[84]

lnRo=0.00811Th-1.26 (6-4)

(相关系数r=0.93,回归点数n=115) 5.磷灰石裂变径迹法

磷灰石在沉积岩中分布广、对温度敏感、裂变径迹退火的温度范围与生油窗基本一致,所标定的温度比较精细,可反映不同地质时期古地温的变化,因而是较为理想的地质温度计。它还可用来研究盆地的物质来源、沉积层的形成年代与沉积速率、测定地层抬升速率与剥蚀厚度,以及判断断层的形成年代等。所以磷灰石裂变径迹法是研究沉积盆地发育史的有力工具,是近年来迅速发展的重要新研究领域。

烃源岩常含铀、钍等放射性元素,其原子核裂变可分自发裂变与诱发裂变。由于U238比U235

的丰度高139倍、Th/U比值小于10,所以在U和Th的自发裂变中,U238的贡献占99.9%以上,其他天然同位素可忽略不计;样品经中子反应堆辐照后产生诱发裂变,主要来自U235,而U238和Th232则可忽略不计。在裂变过程中,带电重粒子具很大能量,通过绝缘材料时可产生放射性损伤的狭窄痕迹,称为裂变径迹,它能被一定的化学试剂优先溶解,径迹经蚀刻扩大后,可在普通光学镜下观察。

统计磷灰石等测量矿物中辐照前的自发裂变径迹密度与辐照后的诱发裂变径迹密度,代入下式即可求得矿物的裂变径迹年龄:

?D?n???I??s) (6-5)

?D?f?i式中:t=矿物年龄(年);?D=铀的总衰变常数(1.55310-10年-1);?f=U238自发裂变衰变常数

t?1ln(1?(6.99310-17年-1);I=U235/U238同位素丰度比(7.2676310-3);σ=U235的热中子裂变截面(580310-24cm2);n=中子通量;ρs=自发裂变径迹密度;ρi=诱发裂变径迹密度。

所有矿物中的裂变径迹,都具有随温度增高而径迹密度减少和长度缩短直至完全消失的特

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性,这一特性称为退火。磷灰石的裂变径迹退火温度范围与生油窗基本对应,所以利用磷灰石裂变径迹来研究烃源岩有机质成熟的古地温,在石油地质学上具有重要意义。

澳大利亚奥特韦盆地深井资料表明(Gleadow等,1984):磷灰石裂变径迹年龄和长度均随井深增加而递减,从而测定每个样品裂变径迹退火的校正温度(TL)和校正年龄(tL),用以与现今井温(T)和地层年龄(tS)分别对比,即可讨论磷灰石样品的形成时间和物源,以及经历的古、今地温状况。

第2节 地压场与地层压力预测

一、地压场

地下渗透性地层中所含流体承受的压力,称为地层压力或孔隙流体压力,对油、气藏而言,可分别称为油层压力或气层压力。也可理解为油(气)藏内石油(或天然气)作用于围岩的压力。地层压力的通用单位是兆帕(MPa),1兆帕等于1,000,000帕(牛顿/米2),约为10大气压。获得地层压力数据后,编制地层压力等值线图或等数据体,即可反映地压场的变化。

有关地层压力、测压面及折算压力等概念已在第四章讲述,不再重复。

地压场是由地球重力所致。因此,深埋地下数百至数千米的油气层,其地层压力主要有两个来源:一为上覆岩层重量(岩石平均相对密度约为2.0~2.5)造成的岩石压力;另一为地层孔隙空间内地层水重量造成的水柱压力,或称孔隙流体压力。

岩石压力主要为岩层矿物颗粒的支架结构所承担,如支架坍塌,岩石压力就会将矿物颗粒挤在一起,减少孔隙空间,岩石压力遂传递到流体。因此,在一个与外界联系的储集层内,岩石压力的作用是暂时性的;而在孤立的砂岩透镜体、生物岩礁等若干与地面供水区似无联系的封闭圈闭中,岩石压力与孔隙中的流体呈弹性平衡,在这种情况下,岩石压力的作用才是永久性的。

所以，在一般情况下，我们所说的地层压力主要是由地层孔隙内水柱重量所引起的。这是永久性压力系统内压力的主要来源。如果地层水处于静止状态，产生静水压力，这种压力的作用方向铅直向下，即在同一层内海拔高程相同的各点压力相等。当静水压力平衡遭到破坏，地层水发生流动，就产生动水压力。在自然界大多数储集层内，供、泄水区海拔不同，测压面往往呈倾斜状，在动水压力作用下，液体能够在层内流动。所以，在储集层内水对任何一点所施的总压力就是静水压力与动水压力之和。而该点的总压力梯度就是这两种压力梯度的向量和。此外,渗透力、温度变化、次生沉淀或胶结等,也是地层压力的次要来源。

地层压力随深度的增加率,称为地层压力梯度,一般说来,有两种地层压力梯度:一是静水压力梯度,即在含水层内测压点之上随深度而增加的水柱压力,静水压力梯度约为每深10m增加1atm;另一种是动水压力梯度,它存在于有水流动的储集层中。

被井所钻开的地层中，井筒内的液柱高度就代表其地层压力的大小。在同地表连通的储集层中，在静止条件下(没有地层水的流动)，地层中自由水面的压力会与地表水面的一样，都是1大气压。造成储集层同地表连通的原因，可能是储集层直接出露地表，也可能是通过断层带与地表相通。在这种情况下，储集层中自由水面的位置决定于它出露地表的海拔高程、进水量及

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其它因素(如蒸发、渗滤等)。如果在地层中由于某种原因引起地层压力变化，那么它们必然会反映到这个储集层中自由水面的位置。在静止条件下，这个储集层中的压力永远不会高于液柱压力，这个液柱高度受储集层出露地表(或同地表连通的断层)的高程所控制。

假设同一储集层被若干口井钻开，层内没有水的流动，则不论这些井钻开储集层的构造部位如何，所有井内的液面都会处于同一海拔高度。连接这些液面的平面，即为测压面。如果这个储集层的测压面是水平的，那么这一系统是处在静水压力的均衡状态下，地层水是静止的；若测压面呈倾斜状，则该系统处于水动力作用下，地层水是流动的。

在特殊的地质环境里，超过静水压力的地层压力，称为异常高地层压力(超地层压力)；而当地层压力低于静水压力时，则为异常低地层压力(低地层压力)。近十年来，随着世界油气勘探的进展，发现高、低异常压力带越来越多。在美国墨西哥湾第三系、澳大利亚西北大陆架丹皮尔(Dampier)坳陷白垩系和侏罗系,都可见到异常高压带的区域性分布;而在加拿大阿尔伯达州的维京砂岩、美国圣胡安盆地、新墨西哥和科罗拉多州的三江盆地都是异常地压区的著名实例。

二、地层压力预测

通常在钻井或采油过程中,利用随钻测量、重复式地层测试器(Repeat Formation Test ,简称RFT)或深井压力计等手段,可以直接测量地层压力或油层压力,方便准确。

但是,在勘探新区或井下资料不多的地区,为给钻井工程提供地层压力预测数据以防井喷等事故,或在石油地质综合研究中探讨盆地内油气运移和聚集的规律,国外广泛利用页岩体积密度或地球物理资料进行盆地范围内的地层压力预测,探寻地压场的变化规律。常用的有等效深度法、Fillippone法等。

1.等效深度法(Equivalent Depth Method)[ ]

近些年来,在美国墨西哥湾等地区利用页岩体积密度值通过等效深度换算求取地层压力,效果很好。将页岩体积密度值对照相应的深度标在图上,可以确定正常趋势线。在异常高压带,页岩常呈欠压实状态,体积密度减小、孔隙度增加;所以,页岩体积密度值的任何减小都可反映这种异常高压环境的存在及其大小。

利用等效深度法或特定地区的经验曲线,可以由页岩密度资料来定量估算地层压力(图6-6):

Pf=GoDA—DE(Go—Gw) (6-6)

式中:Pf—孔隙流体压力,MPa;

DA—超压井段的对应深度,m; DE—对应DA的正常等效深度,m; Gw—静水压力梯度,Mpa/m; Go—上覆地层压力梯度,MPa/m。 图6-6 等效深度法图解 (据Fertl,1977)

例:在所有上覆地层压力梯度等于0.23Mpa/m(即2.31kg/cm2/m或1.01psi/ft),静水压力梯度等

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于0.01Mpa/m(即0.107kg/cm2/m或0.4651psi/ft)的区域,上述关系可简化为

Pf=DA-0.535DE (6-7)

此式已在美国墨西哥湾、欧洲北海及其他地区成功地被采用了。

尽管碳酸盐含量高、重矿物等因素有不良影响,但是在压力预测工作中,页岩体积密度等效深度法还是行之有效的。

应用声波测井资料也可藉助等效深度法预测异常地层压力。 2.Fillippone法

1979年美国加利福尼亚联合石油公司的W.R.Fillippone根据在墨西哥湾等地区利用测井、钻井、地震等多学科资料综合研究成果提出的。下述两套不依赖正常压实趋势线的实用公式:

Vmax?VintPov

Vmax?VminVmxp?VintPf?Pov

Vmxp?VmnpPf?

(6-8) (6-9)

式中:Pf为地层压力;Vmax、Vmin分别代表孔隙度近于零与刚性近于零时的地层速度,前者近似基质速度,后者近似孔隙流体速度;Vmxp、Vmnp分别表示地层的最大与最小压实速度 ;Vint为预测层组的层速度,由地震资料提供;Pov为上覆地层压力。

两套公式形式一样,只是Vmax、Vmin、Vmxp、Vmnp各自随深度变化的规律不同:

.Vo?3KTc?Vmax?14?.KT?Vmin?0.7Vo?05?.VoeaoT1?Vmxp?14 ?0.5aoT1V?0.7Ve?mnpo?(6?10)

(6?11)(6?12)(6?13)0.5a1T14

式(6-10)、(6-11)中,K=(Vσ-Vσo)/(T-To),Vσ、Vσo分别为T和To时刻的均方根速度,T和To

分别表示某层底、顶面的双程旅行时间;Vo=Vσ-KTo。式(6-12)、(6-13)中,Vo= V?1e4,V?1为

T1时刻的均方根速度,T1为计算点处的双程旅行时间,a1?e?V?1/10?1,a0?07.e?V0/10。

上覆地层压力Pov可用下述经验公式求得:

pov?0465.?H

(6-14)

式中:?为地层平均密度;H为计算点埋深;系数0.465为单位换算系数,也有人称其为静水压力梯度值。

这两套公式有一共同特点,都可计算出从浅至深各层速度点的压力值。它们不依赖正常压实趋势线,具有很大推广价值,特别是在新探区及海域,这种方法尤为适用。计算精度除与参数取值有关外,更需取决于工区实际情况与相应经验关系的吻合程度。我校在辽东湾辽西凹陷北洼首次应用取得了良好效果[ ]。实践证明,此法在我国许多探区应用效果均优于其它方法。

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第3节 地应力场及其与生运聚保的关系

一、地应力场的概念及研究方法

地壳或地球体内,应力状态随空间点的变化,称为地应力场。从广义讲,地质构造现象是总地应力决定的,后者包含受重力控制的上覆岩体重量造成的静地应力(垂向压应力)与受地壳构造运动控制的构造应力两部分。构造应力场是变化的,而静地应力场是相对恒定的,可见总地应力的变化主要是由构造应力场的变化引起的;因此,多数学者惯于采用狭义的概念,将静地应力视为地静压力,属地压场的范畴,而将地应力场又称为构造应力场。

地应力场一般随时间变化,但在一定地质阶段相对比较稳定。研究地应力场,就是研究地应力分布的规律性,确定地壳上某一点或某一地区,在特定地质时代和条件下,受力作用所引起的应力方向、性质、大小以及发展演化等特征。随着地质演化,一个地区常常经受多次不同方式的地壳运动,导致同一地区内,呈现出受不同时期不同性质地应力场作用所形成的各种地质构造及其叠加或改造的复杂景观。所以,只有最近一期地质构造,未经破坏或改造,才能确切反映这个时期的地应力场。

地应力场可按空间大小区分为全球、区域和局部地应力场;按时间区分为古地应力场和今地应力场;按主应力作用方式区分为挤压、拉张和剪切地应力场[ 17]。

地应力场的研究方法尚在探索中,归纳起来可分为正序和反序两类逻辑演绎法。 1.正序研究法

从已知地块或岩块的力学性质、外力作用方式等分析其应力分布状态,预测可能发生的变形部位及变形演变过程。今地应力场的研究多属此类。岩石力学试验、光测弹性模拟试验和计算机数理分析方法是其主要研究手段。例如前苏联全苏可燃矿产地质与开发研究所在滨里海盆地沉积岩系构造活动带的若干钻井及矿坑中,实际机械测定了不同深度下的地应力,发现无论垂向挤压应力值,还是水平挤压应力值,均可超过地静压力值的1~5倍或更多(图6-7)。可见沉积岩在地质动力体制下比在地静压力体制作用下,经受大得多的负荷和更强烈的改造。

图6-7 沉积岩中地应力超过地静压力的实测结果

(据Пецюха,1992)

2.反序研究法

是研究古地应力场的常用方法。通过实地测量、统计、分析构造运动留下的各种构造形迹及组合特点,反推当时的地应力场。例如石油大学(北京)李德同教授 在吐哈盆地实地测量了许多露头及岩心上的大量断层和裂缝的有关数据,用计算机数值模拟方法编制了侏罗纪的各种地应力场图件,探讨了油气运移的方向及途径。

最佳方法是将正序与反序结合,实地机械测定地应力,取样进行岩石力学试验,统计露头或岩

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①

李德同,吐哈盆地台北凹陷构造应力场和储层构造裂缝数值模拟研究,内部资料,1996。

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心上的各种构造形迹及组合,然后用计算机数值模拟,编制全区的地应力场有关图件,才能更逼近实际地应力分布的变化规律。

二、地应力场与油气藏形成分布的关系

在含油气盆地内开展地应力场研究,直接关系到油气生成、运移、聚集、保存或破坏等全过程的研究。从国内外研究现状分析,地应力场研究与油气藏形成分布存在下列关系:

(1) 地应力场的性质控制着烃源岩有机质成熟演化的力学化学效应;

(2) 地应力场的性质影响着烃源岩和储集岩微裂缝的形成分布、储集层次生孔隙发育带的形成分布;

(3) 地应力场特征影响着油气初次运移和二次运移的方向、通道及强度;

(4) 地应力场形成、演化直接控制各类二级构造带、各类构造圈闭、断层、裂缝以及地层不整合的形成与演化,影响油气运移和聚集,与油气藏的形成、类型及分布有密切关系;

(5) 地应力场的发展变化与油气藏的保存或破坏也有着紧密联系。

总之,地应力场的特点与演化,对含油气盆地内油气藏、油气田、油气聚集带的形成、类型及分布具有重要的控制作用。

第4节 “三场”研究实例

一、美国南路易斯安那Bayou-Calin湖砂区应用地温场与地压场研究气田

在墨西哥湾盆地北部有一个同生断层带弧形分布网,其北为含盐凹陷。Bayou-Calin湖砂区位于弧形同生断层带中段,已发现湖砂、东湖砂及Bayou-Calin三个气田,分别属于同生断层下降盘背斜圈闭、上升盘背斜圈闭及二者以北的地层圈闭。在这些已知气田上研究地温场与地压场的特征,总结经验,再去预测同生断层带的未知气田,获得良好效果。

根据已知气田上的浅井资料分别编制了地压与地温等值线图,再用深井结合地震勘探资料编制出四个深度基准面(3048,3658,4267,4877m)的地温等值线图。

由地压等值线图划分水压带与增压带(高压异常带): 地静压力系数 水压带0.465 (9.31b/gal泥浆) 增压带1.00(201b/gal泥浆) 地温梯度 水压带0.56℃/30m(1F/100ft) 增压带顶2.78℃/30m(5F/100ft) 通过上述地温场与地压场制图,结合构造图分析,得出下列结论:

(1) 增压带顶多分布在构造高点及同生断层下降盘的滚动背斜,且增压带顶若在构造高点还会具有热异常。

(2) 四个深度基准面等温图表明构造高点与地温高点相关,弧形断裂带以北含盐凹陷边缘沿盐体刺穿处也有热异常;所以在生产构造高点及含盐凹陷边缘盐丘构造低处呈地温高异常。

(3) 利用浅井资料进行地温场、地压场制图,可为该区未钻探的同生断层滚动背斜指明含油

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气远景。

类似应用地温场与地压场,在澳大利亚、新西兰研究气田分布规律也见到明显效果。 但是,同样在美国也发现一些非构造圈闭大气田位于向斜及翼部,呈异常低压,例如圣胡安、胡哥顿、莫罗、瓦腾伯格等,多因上覆地层遭剥蚀,孔隙体积扩大,导致地温、地压降低。

所以,在应用地温场与地压场研究各盆地油气藏形成分布规律时,必须结合该地区地质构造发育史进行具体分析,才会得出切合实际的科学结论。

二、前苏联田吉兹超级油田的“三场”研究

田吉兹油田是前苏联在第二次世界大战后,继发现西西伯利亚众多大油、气田后,在滨里海盆地找到的又一个古生界海相生物礁深部超级油田,可采储量约为253108t,引起国际关注。这个油田是反映基底隆起的大型穹窿,面积580km2,下二叠统亚丁斯克组暗色泥岩夹泥灰岩及石灰岩为烃源层,在构造顶部厚约10~80m,翼部及洼陷逾1000m;孔谷尔组含盐岩系厚达400~2500m,是良好盖层;储集层则为石炭系巨厚生物礁碳酸盐岩。可见生储盖及圈闭条件十分理想,为形成大油气田创造了极为有利的地质背景。全苏可燃矿产地质与开发研究所在此开展了以地应力(构造应力)为主、兼顾温度和压力的综合性实验模拟研究。这样将地应力场、地温场、地压场综合研究,在世界上尚属首例。归纳起来,他们进行了下列诸方面的基础研究。

(1) 在钻井和矿坑中,实际机械测定了不同深度下的地应力,发现垂向挤压应力和水平挤压应力均超过地静压力1~5倍或更多(见图6-7)。

(2) 地静压力(埋藏深度)对应力、应变的影响。由于地静压力受埋藏深度的制约,在不同埋深下地静压力差别很大,而构造应力对沉积岩变形的影响,又取决于上覆岩系静止负荷所造成的全方向压力值(即地静压力)。现以泥质烃源岩为例,在埋深1100m时,经受的地静压力为25MPa,烃源岩承受的最大构造应力值不超过100MPa,否则岩石会破裂,这时塑性变形约为8~10%。若埋深4300m,经受的地静压力增达100MPa,则构造应力最大值可达210~220MPa,这时形变值会很高,达25%~30%(图6-8)。 图6-8 地静压力对岩石应力-应变的影响

(3) 岩石矿物基质成分及性质对应力、应变的影响。如图6-8所示,a、b分别为页岩与碳酸盐岩的应力-应变曲线,二者矿物基质成分及性质不同,即使在相同的地静压力下,其应力、应变关系差异显著。例如当埋藏深度均为4300m时,经受的地静压力均为100MPa,如上所述,对页岩而言,可塑性较强,构造应力最大值达210~220MPa,形变值可高达25%~30%;而对碳酸盐岩而言,脆性较大,在同样地静压力下,欲使形变值达到25%,所需构造应力达250MPa以上。

(4) 地层温度对应力、应变的影响。随着埋藏深度增加,不仅地静压力增大,地层温度亦会升高。以泥晶生物灰岩为例,开展了两组模拟试验。一组地静压力为50MPa时,温度从20℃升高到100℃;另一组地静压力为120MPa时,温度从20℃升高到200℃。对同一类岩石样品,两组试验均表明,在埋藏深度下,地温若超过100℃的高温,岩石塑性变形所需的构造应力值会降低,而形变值却可增加一倍或更多(图6-9)。

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图6-9 温度对应力-应变的影响

(5) 烃源岩孔隙流体压力对应力、应变的影响:在地静压力为70MPa、温度为135℃的条件下,以孔隙流体压力不同的两组粉砂岩样品开展了应力-应变模拟试验,发现孔隙流体压力增加会使塑性变形所需应力值降低,形变值反而显著增大(图6-10)。

(6) 烃源岩塑性变形阶段会出现解压实现象(体积增大),乃微裂缝发育所致(图6-11)。模拟试验是在室温条件下,地静压力为66MPa时进行的,在生物灰岩塑性变形过程中,出现两次解压实现象,体积变大,产生两期微裂缝,尤以第二期最为发育,这对改善储集条件具有重要意义。

(7) 基底断块向上覆层系挤压的应力、应变特征。设基底断块表面是平的,所占面积在盆地发育过程中为常数不变,但其上覆沉积岩系厚度则会变化:长期沉降阶段增加,抬升剥蚀阶段减少。所以,在地质发展不同阶段,各方向的地应力值是不同的,并非在任何情况下都能保证上覆层系中形成各方向均一的构造应力和岩石变形作用。

图6-12表示在相对均一的岩系中,沿断块表面向上挤压应力、剪切应力和拉张应力的形成与分布,自下而上形成三个带: 图6-10 孔隙流体压力对应力-应变的影响

图6-11 室温下生物灰岩塑性变形阶段的解压实现象

图6-12 由基底断块向上覆沉积岩系挤压造成的变形作用带

(1) 不可逆挤压压实带 (2) 塑性剪切带 (3) 扩张带

这三个带均属内部变形作用带,其周围尚有外部带以保证侧向扩张作用和形成三个内部变形带。

在内带与外带之间为一环形临界带,剪切应力胜过向上挤压应力,造成一系列自下而上发育的断裂与基底断块面相交,断裂倾角取决于上覆岩系的牢度和厚度。

如果上覆岩系中有巨厚塑性岩系时,这种环状分布的断裂可以减缓或停止发育,田吉兹油田拥有巨厚塑性碳酸盐岩、泥质岩及含盐岩系就是证明。

通过以上研究,可以总结田吉兹油田的形成模式如图6-13所示。

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图6-13 田吉兹超级油田的形成模式

(据Пецюха,1992)

根据物探资料,埋深13km的基底断块顶部面积约400km2。其上可分三个应力-应变带: (1) 不可逆挤压压实带,厚4000m,由上元古界至中泥盆统海相碎屑岩系组成;

(2) 塑性剪切带,厚4800m,由上泥盆统至中石炭统碳酸盐岩、下二叠统亚丁斯克组海相泥质岩和孔谷尔组含盐岩系底部组成;

(3) 拉张带,厚4000m,包括孔谷尔组含盐岩系主要部分及中、新生界陆相地层。此带挤压应力的影响已消失,岩石处于地静压力作用下,下伏碳酸盐岩块体向上拱造成拉张应力十分活跃。

含盐岩系改变了原始产状,向上覆薄弱带挤压,在隆起顶部地应力最强处盐岩变薄,翼部最弱处变厚甚至形成盐丘。

上述塑性剪切变形带值得特别重视:烃源岩在力学化学作用下,有机质成熟大量生烃;储集层次生孔隙及微裂缝形成作用活跃,显著改善了储层条件。

在塑性变形带,亚丁斯克组泥质岩系经受强烈改造,形成碱、无机酸、有机酸、无机矿物化合物,以及包含烃类、胶质、沥青质等有机矿物化合物,后者可渗透到下伏碳酸盐岩生物礁块体中。

上述各种酸溶入地层水沿着沉积间断面发生强烈溶蚀、白云岩化、重结晶、硅化等后生作用,形成大量次生孔隙,在3900~4600m,可见泥浆漏失现象;同时在塑性变形带解压实作用下产生大量微裂缝,增大了储集层的容积。

所以,塑性变形带恰与生油窗对应,又是储集空间发育期,有利于油气生成、储集并聚集成藏,才形成了这个储量达25亿吨的超级油田。

应该指出,上述两个实例都只从不同角度涉及到“三场”研究的一部分,我国许多“九五”科技攻关项目已注意开展“三场”与油气藏形成分布关系的研究,这是石油地质综合研究的一个重要新领域,能有力促进油气勘探,定会结出丰硕之果。

第5节 流体压力封存箱

在世界许多含油气盆地的勘探开发过程中,经常发现超压或欠压等异常地层压力,美国石油地质学家J.M.Hunt(1990)综合大量实例,正式发表重要论文阐述流体压力封存箱的概念,指出在全球180个沉积盆地都发现了流体封存箱,其中160个具有重要的地质意义[105]。

一、异常地层压力

前已述及,地层压力(Pf)是作用于地层孔隙空间流体(油、气、水)上的压力。正常地层压力可由地表至地下任意点地层水的静水压头(静水压力)来表示;而背离正常地层压力趋势线的地层压力,均为异常地层压力。超过静水压力的地层压力,属异常高地层压力(超压,Surpressures或Overpressures);低于静水压力者,则为异常低地层压力(欠压,Subpressures或 underpressures)。Hunt明确提出了鉴别标准:

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在自由状态下的边界值

淡水 压力梯度9.79 Kpa/m (0.43 psi/ft) 饱和盐水 压力梯度11.90 Kpa/m(0.53psi/ft) >边界值 超压 <边界值 欠压

自然界造成异常地层压力的原因很多,常为多种因素综合作用所致,详细分析可归纳出下列主要原因[ 47]:

1.流体热增压作用：这是地层中产生超压的首要原因。随着地层埋藏深度加大，经受地温升高，导至有机质成熟生成大量石油和天然气，地层水也会出现水热增压现象，在烃源层及储集层中都会造成异常高地层压力，在含油气盆地中这是非常普遍的事实。

2.剥蚀作用:在幼年期地貌区,剥蚀作用常常引起地形起伏甚大,而测压面的位置未变,于是测压面与地面的高低关系可能因地而异(图6-14),造成A、B两个油藏分别出现压力过剩与压力不足的现象。

在一些高原地区,河流侵蚀形成深山峡谷,泄水区海拔很低,测压面横穿圈闭(图6-15),导致油藏内的地层压力非常低,只有1个大气压,石油遂浮在水面上。 图6-14 测压面与地面的不同关系造成地层压力过剩和不足

图6-15 测压面横穿圈闭造成地层压力异常低

3.断裂与岩性封闭作用:在厚层泥岩中所夹的砂岩透镜体油藏，原来埋藏较深，原始地层压力较大。后来，在块断升降运动作用下，油藏所在断块上升，深度变浅，但原始地层压力仍然保持下来，形成高压异常(图6-16(a))；相反，如图6-16(b)所示，也可造成低压异常。这种现象在我国东部裂谷盆地断裂发育的地区是常可见到的。

4.刺穿作用:在不均衡压力作用下，可塑性岩层发生侵入刺穿作用，可使上覆一些软的页岩和未固结砂层发生挤压与断裂变动，减少孔隙容积，流体压力增大，造成高压异常。在盐丘和泥火山发育区经常出现高压异常，就是这种原因。如美国墨西哥湾沿岸盐丘油田区(图6-17)及里海阿普赛伦半岛泥火山油田区都常常发现高压异常的油藏。 图6-16 断裂与岩性封闭作用造成的压力异常

(a)高压异常；(b)低压异常

图6-17 墨西哥湾盐丘油田区100多口油井的地层压力与深度的关系 大黑点-弗里奥组；小黑点-考克菲尔德组；+-阿那华克组

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5.浮力作用:气、油、水的密度差引起的浮力作用，也可使油气藏内出现过剩压力。如图

6-18表示一个背斜气藏，下为边水所限，测压面处于水平状态。通过储集层内A、B、C、D四点的压力分析便可看出浮力作用造成的压力异常。

图6-18 背斜气藏内的压力分析图

设气-水界面上的A点与水层中的B点海拔高度相同，两点的压力相等。而海拔高度相同的C、D两点，分别位于气藏内部和水层之中，由下式可知两点的压力不等，气藏内的C点具有过剩压力：

?Pg?Pc?PD?hg(?w??g)10 (6-15)

式中hg—C、D点与气-水界面的海拔高差；

?w、?g—地层条件下水、气的密度。

可见，背斜气藏内任何一点的地层压力都大于其静水压力，这个过剩压力同该点至气水界

面的距离及地层条件下的气、水密度差成正比。在气-水界面上的A点，hg=0，则过剩压力为零，即地层压力等于静水压力；而在气藏顶点hg最大，过剩压力也是最大。换言之，背斜气藏内的过剩压力是从顶点向翼部逐渐减小。

同理，在油藏内的过剩压力可以表示为:

?Po?ho(?w??o) (6-16)

10式中ho--测压点至油-水界面的海拔高差；

?o--地层条件下石油的密度。

在油气藏的气顶中任何一点的过剩压力为:

?Pg?o?ho(?w??o)?hg(?w??g)10 (6-17)

式中ho--油气藏内含油部分的高度；

hg--气顶中测压点至气-油界面的海拔高差。

不过，应该指出：由于气-水密度差大于油-水密度差，因而在同样条件下，气藏内的过剩

Pc=PD+ΔPg (6-18)

压力常比油藏内的大。另一方面，由(6-15)式可知

即油气藏内任一点的地层压力等于其静水压力与过剩压力之和。一般说来，静水压力占主要地位，而过剩压力只起次要作用，所以，背斜油气藏内地层压力的变化规律仍然和静水压力的变化规律往往相符，即从背斜油气藏顶部向翼部地层压力逐渐增大。

6.粘土矿物成岩演变:近二十年来，对粘土矿物成岩演变过程的研究，已经取得许多重要成果。M.C.Powers于1976年提出了粘土矿物的压实演变模式，指出在蒙脱石向伊利石转化的过程中，有大量层间水从蒙脱石层中转移到颗粒之间成为粒间水。我国松辽盆地白垩系和东营

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凹陷第三系的系统研究都一致证明：蒙脱石向伊利石转化能够析出大量层间水，并使粘土岩体积缩小。这种变化对于形成异常高地层压力有着重要意义。

蒙脱石以含大量吸附水和层间水为特征，结晶水含量较少；伊利石中结晶水和吸附水含量近于相等；而泥岩中的绿泥石则以含结晶水为主，吸附水含量很少。随着粘土沉积物的埋藏深度加大，地下温度升高，粘土矿物的演变显示出阶段性。松辽盆地白垩系粘土矿物的纵向演变可分为三个阶段(表6-2)。

表6-2 松辽盆地白垩系粘土矿物的演变特征[ ] 阶 段 I II III

深度,米 >1200~1300 >1600~2000 >3000 温度,℃ 80 115~120 170~175

在这个演变过程中，蒙脱石逐渐向伊利石和绿泥石转化，粘土矿物的吸附水含量及吸附水/结晶水的含量比值都会不断减少(见表6-3)，析出大量吸附水。东营凹陷从孔隙度、电子显微镜、X-射线衍射、差热、红外光谱等方面分析，都表明深度在2100~2700米时，为第三系粘土岩的压实突变阶段，孔隙度从16%骤减至5%，蒙脱石向伊利石大量转化,释放更多的层间水，引起粘土岩体积剧变。所以，在封闭的地质环境里，随着粘土岩埋藏深度的增加，地下温度逐步升高，当温度达到80℃时，蒙脱石向蒙脱石-伊利石混合层转化，释放大量吸附水，导致形成异常高的地层压力。

表6-3 粘土矿物脱水特征的纵向变化[ ] 粘土矿物演变阶段 分散性 蒙脱石-伊利石 蒙脱石-绿泥石 类别 含量 蒙脱石 混 合 层 混合层 吸附水含量,% 吸附水/结晶水

>10 >2.0 10~5 2.0~1.5

总之，在自然界里，造成油气藏内地层压力异常的原因很多，这里无法一一列举。必须根据各地区的地质条件进行具体分析，才可能作出正确的判断，以便指导油气田勘探及开采工作。

二、流体压力封存箱的基本概念及类型

现代沉降盆地常具有两个或多个水文地质系统,呈现双或多水力系统的层状排列(图6-19)。图中上部为正常压力系统、下部为异常压力系统,其间被封闭层所分隔:水平封闭层划分主箱,垂直封闭层将主箱进一步划分为次箱。因此,可以将沉积盆地内由封闭层分割的异常压力系统,称为流体压力封存箱,箱内生、储、盖条件俱全,常由主箱与次箱组成。 图6-19 现代沉降盆地双水力系统的层状排列图

实例:尼日尔、马哈卡姆、墨西哥湾沿岸、加拿大北极区、下马格达勒纳等三角洲盆地

5~3 1.5~1.0 分 散 性 绿 泥 石 <3 <1.0 粘土矿物的演变特征 出现蒙脱石-伊利石混合层 出现蒙脱石-绿泥石混合层 出现分散性绿泥石 -17-

流体压力封存箱有两种类型:一为超压封存箱,孔隙流体支撑盖层及上覆岩石—流体的重量;另一为欠压封存箱,岩石基质支撑盖层及上覆岩石—流体的重量。图6-20表达了两类封存箱的压力—深度关系。 图6-20 超压与欠压两类封存箱的模式图

(据Hunt,1990,修改) 左-超压封存箱; 右-欠压封存箱

位于美国俄克拉何马州与得克萨斯州交界处的阿马里洛隆起上的Keyes气田为一欠压封存箱的典型实例(6-21),由于曾上升剥蚀掉1500m上覆地层,欠压1300psi,上覆负荷全由含气砂岩的基质骨架支撑。该气田有Blaine硬石膏和威灵顿岩盐两个封闭层,构成两个欠压封存箱,都是正常压力梯度,产气层在下封存箱内。而位于罗马尼亚特兰西瓦尼亚盆地中部的Ernie穹窿则是一个超压封存箱的典型实例,有一个封闭层,其上的中新统 Buglovian 组为正常压力梯度,符合静水压力的深度变化;其下的中新统Tortonian组则为超压封存箱(6-22)。 图6-21 美国Keyes气田的压力-深度梯度图

(据Powley,1980)

图6-22 罗马尼西Ernie穹窿的压力-深度梯度图

(据Powley,1980)

三、封闭层的成因及特征

由上可知,封闭层是形成与分隔流体封存箱的关键。封闭层并不是常说的油气藏的盖层,它常与穿越不同地层界面、岩性岩相界面、构造界面的同温层有关,在该温度条件下,矿化作用、充填作用??等成岩后生作用,造成渗透率近于零的封闭层。封闭层若为碳酸盐岩,多由硅化所致:若为页岩(泥岩)则常与钙化有关。在镜质体反射率达到0.9%时,干酪根已进入生油高峰期,释放大量二氧化碳,有助碳酸盐大量溶解形成次生孔隙发育带;当这种碳酸盐溶液向上运移至镜质体反射率为0.4~0.5%处,碳酸盐再沉淀,形成顶部封闭层,这时恰为生油窗开始处。因此,石油常生成于封闭层之下的封存箱内。

在正在沉降、平均地温梯度的沉积盆地内,封闭层一般分布在3048m(10000ft)深处,例如: 北海埃科菲斯克油田区3293m(10800ft)

印度尼西亚马哈卡姆三角洲Handil油田在3000m(9840ft)、Badak油田3293m(10800ft) 美国得克萨斯3350m(11000ft) 意大利波河盆地西南部3800m(12470ft)

美国库克湾盆地封闭层较厚,顶深3230m(10600ft)

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中国东濮凹陷主封闭层2500~3000m

假若封闭层较厚,为一层组,可由非渗透层与渗透层互层组成。例如库克湾盆地封闭层厚约1000m(3280ft),如图6-23所示,它穿越了侏罗系、白垩系及第三系等层系界面,由渗透层与非渗透层互层组成,封闭层顶深3230m(10600ft)。封闭层之上是陆相为主的第三系碎屑岩,属正常压力系统:封闭层之下为超压封存箱,包含第三系、白垩系、侏罗系及更老层系。盆地西侧的四口井均钻遇超压封存箱,而东侧的一口井最深处仍为正常压力,表明其西有一垂直封闭层断层,此井恰位于封存箱之外(见图6-23AB剖面)。烃源岩属中侏罗统,深逾4572m(15000ft);石油产自直接覆盖封闭层的储层(见图6-23的压力-深度梯度图),深部的湿气产层却在封闭层内。

图6-23 美国阿拉斯加库克湾盆地超压封存箱

(据Hunt,1990修改) a.库克湾盆地平面位置图; b.AB剖面图;

c.库克湾油田压力-深度梯度图

在美国加利福尼亚州还发现一个厚封闭层内砂岩产气的实例。南萨克拉门托山谷Willows-Beehive Bend气田的封闭层由薄矿化层夹块状砂岩组成,厚约300m(1000ft),其中有一层厚18m(60ft)的未矿化砂岩,自1938年1月产气以来,已产气几十年,气源来自封闭层之下的Forbes页岩(图6-24)。 图6-24 美国加利福尼亚Willows-Beehive Bend气田的压力-深度梯度图

(据Powley,1980)

断层带也可构成封闭层,将主箱分割成次级封存箱。美国墨西哥湾沿岸区第三系每隔几公里就有一个断层封割的小封存箱,各自成为单独的压力系统;欧洲北海盆地中央维京地堑东、西两侧有一系列狭窄断块,均有垂直封闭层,每个断块具有独立的压力系统,自成一个小流体封存箱;在中国渤海湾盆地也会存在许多这类封存箱。

埃科菲斯克大油田位于北海中央地堑挪威海域,由图6-25看出该区存在上、下两个流体封存箱,其水平封闭层的深度分别在1830m(6000ft)和3300m(10800ft),下封闭层明显穿越了不同时代的层系界面及不同构造界面;上侏罗统Kimmeridgian页岩为烃源岩,多数石油聚集在下封闭层正上方的上封存箱下部的白垩层中(见图6-25压力-深度梯度图),最终储量达400亿桶。邻近的埃尔德菲斯克、托尔等油气田也是如此,系由下封存箱内烃源层有机质成熟生烃后热膨胀突破下封闭层垂向运移聚集于上封存箱下部白垩层之故。Hunt很重视埃科菲斯克等大油田和库克湾油田石油大量聚集部位与封存箱封闭层之间的关系。

此外,在箱内、箱缘,只要具备圈闭条件同样可以成藏。 图6-25 北海埃科菲斯克大油田区的流体封存箱

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(据Hunt,1990)

a.上、下流体封存箱剖面图;

b. 埃科菲斯克等油田压力-深度梯度图

四、结论

1.世界许多沉积盆地具有两个或多个水文地质系统。浅者属正常静水压力系统,在正在沉降、平均地温梯度的盆地可深达3048m(10000ft);深者属被封存的异常流体压力系统,多超压,若曾上升剥蚀,也可欠压。

2.超压流体封存箱顶部地温多在90~100℃(194~212°F),低于干酪根生油高峰期,所以多数油气应生成于箱内。

3.封闭层常与穿越地层界面、岩性岩相界面、构造界面的同温层有关,在封闭层内渗透率可近于零(矿化、充填??),若封闭层较厚也可夹有渗透带。

4.封闭层有些位于烃源岩与油气储集层之间,表明约几千年一次的间歇式封闭层破裂可以伴随箱内油气垂向运移,多数油气趋向于聚集在紧邻封闭层之上的储集层中;若封闭层具有互层式渗透层,也可聚集于封闭层内的储集层中。箱内、箱缘只要具备圈闭条件也可能成藏。

第6节 固态气体水合物

固态气体水合物是一个崭新的潜在能源资源领域,在地壳上分布很广,预计到21世纪将会成为烃类勘探、开发和利用的重要能源物质。

一、基本概念

固态气体水合物(Solid Gas Hydrate)系指在特定的压力与温度条件下,甲烷气体分子天然地被封闭在水分子的扩大晶格中,呈固态的结晶化合物,亦称冰冻甲烷或水化甲烷。有时乙烷、丙烷、异丁烷、二氧化碳及硫化氢也可与甲烷一起形成固态混合气体水合物。这些气体可以是来自洋底沉积物之下深度不大的生物成因气,也可以是沿海底断裂来自深处的非生物成因气。这类固态气体水合物可以成为深部气藏的良好盖层,也可以形成气体水合物气田。

本世纪60年代首先在前苏联西西伯利亚北极气田中发现冰冻甲烷,至70年代在该区发现储量巨大的气体水合物气田梅索雅卡后,才引起人们的重视,其天然气总储量约为431011m3,其中有54%是呈气体水合物产出(Katz,1971)。后来在北极许多油气田中都见到过固态气体水合物;1980年初美国深海钻探的钻井船,甚至发现在墨西哥和中美洲附近的太平洋中,广泛分布着冰冻甲烷地层,并取得许多岩心。经过多年勘探,迄今发现西半球北美洲周缘许多海域都蕴藏着气体水合物资源(图6-26):从北阿拉斯加、白令海、加利福尼亚近海、中美洲海沟、巴拿马盆地、哥伦比亚盆地、墨西哥湾、布莱克-巴哈马海岭、巴尔的摩峡谷、至东加拿大近海估算的气体水合物远景资源量可逾760~291531012ft3。图6-27表明了已知和预测气体水合物矿床五十余个的全球分布概况,估计我国至少在东南沿海也会蕴藏着丰富的气体水合物资源。

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图6-26 西半球气体水合物远景分布区 图6-27 气体水合物矿床的全球分布略图

(据Kvenvolden等,修改) 黑方块:大陆(永久冻土层)预测矿床 黑圆点:海洋(水生)沉积物预测矿床 黑菱形块:已发现的矿床

二、理化性质

正是由于气体水合物在地壳上分布较广,将会成为下个世纪的重要潜在能源资源,人们开始重视研究其物理、化学性质及成因。

固态气体水合物属包体化合物的一种特殊范畴,由天然的两种分子合成:客体(一种成分)被包围在主体(另一种成分)内,二者之间没有化学键相联接。根据晶格空腔的大小,可将气体水合物的冰状笼形结晶形式区分为两类单位晶格结构(图6-28): 图6-28 气体水合物中的气体分子和气/水分子比率关系图

(据J.M.Hunt,1979)

结构I水合物:每个单位晶格含46个水分子,能容纳直径小于5.8A(5.8310-10m)的客体分子8个,理想化学分子式为X.5.75H2O,X为客体分子, CH4、H2S、C2H6、CO2、N2等气体适合于这类结构。结构I水合物的结晶形式如图6-29所示:单位晶格的空腔有大小之分,结构I水合物在大腔内呈14面体(12个五边形、2个六边形晶面),在小腔内呈全由五边形晶面组成的12面体。

图6-29 结构I和II气体水合物的多面体晶形

(圆圈代表氧原子,直线为其间的氢键)

结构II水合物:每个单位晶格含136个水分子,能容纳直径不超过6.7A的客体分子8个,理想化学分子式为X.17H2O,C3H8和i-C4H10适合于这类结构。由图6-29看出结构II水合物的结晶形式:在大腔内呈16面体(12个五边形、4个六边形晶面),在小腔内亦呈12面体。

上述两类结构水合物的特性参数可见表6-4。

表6-4 两类结构气体水合物的特性 特 性 单位晶格大小,A 12面体数量(小腔) 14面体数量(大腔) 16面体数量(大腔) 单位晶格的水分子数 ???结构I 12.03 2 6 - 46 结构II 17.31 16 - 8 136 -21-

配位数,小腔 配位数,大腔 单位晶格的小腔 直径,A 单位晶格的大腔 直径,A 小腔数/水分子,V1 大腔数/水分子,V2 最佳气体直径/空腔直径比率 ??20 24 2 7.88 6 8.60 1/23 3/23 0.44 20 28 16 7.82 8 9.46 2/17 1/17 0.44 n-C4H10和C5H12等因分子直径太大,不能形成气体水合物。

三、形成与分布

气体水合物的形成同压力、温度有密切关系。图6-30表示甲烷和0.6比重天然气的压力—温度图解,水合物由于压力加大而形成、温度升高而分解。若比较甲烷水合物与混有CH4、C2H6、C3H8、i-C4H10、CO2、H2S等比重为0.6的混合气水合物时:在4.4℃时,形成甲烷水合物需压力600绝对磅/英寸2,0.6比重混合气水合物只需250绝对磅/英寸2。在标准温度压力下,每立方米水合物约含甲烷60~172米3,比游离态能储集更多气体,所以,固态气体水合物是一种含气丰度极大的天然气资源。 图6-30 气体水合物的压力-温度图解

(据D.L.Katz等,1959)

如图6-30所示,气体水合物的形成要求压力随温度线性升高而呈对数地增加,因而在大多数沉积盆地中,压力增加的幅度都远远无法满足这个要求,水合物在21-27℃温度下都将分解,因而形成水合物的深度下限约在1524m,随各地地温梯度的不同而有所变化。

卡兹(D.L.Katz,1971)提出一幅温度—深度曲线来预测气体水合物出现的深度 (图6-31)。图中表示甲烷和0.6比重天然气的水合物曲线,假设每英尺深度增加静压0.435磅/英寸2;图上画了辛普森角、普鲁德霍湾及梅索雅卡气田的温度资料。阴影部分代表气体水合物形成的深度及厚度:在辛普森角地温梯度大,形成的气体水合物带甚薄,甲烷水合物厚仅100m左右,0.6比重天然气水合物厚579m;普鲁德霍湾甲烷水合物深度在213-1067m,比重0.6天然气可延至1219m;梅索雅卡气田实测水合物深度范围在305-870m,比计算深度略浅。 图6-31 预测气体水合物深度和厚度的深度-温度曲线

(据Katz,1971)

H.D.Hedberg(1979)设计了一幅叠加的海洋地质剖面来表达甲烷水合物的形成条件(图6-32):底图为纵坐标表示深度的海洋地质剖面,水深1000m,从1000-3000m深处为富含甲烷的沉积层,

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厚2000m;另一幅是由纵坐标深度代表压力、横坐标为温度构成的压力-温度关系图,图上一条曲线代表地温梯度,另一条为甲烷水合物的理论压力-温度关系曲线。将两幅图叠加在一起即可看出:两条曲线交点的深度约为1800m,其上的卵状层段即为甲烷水合物形成带,厚约700m;由此往更深处,由于地温升高使冰融化而不能形成水合物,仅为沉积层孔隙中所含的水和甲烷。上述甲烷水合物带具有良好的封闭性能,可以充当下伏油气藏的致密盖层。 图6-32 沉积层内甲烷水合物的形成带

(据Hedberg,1979)

气体水合物的上述形成机理就控制了其分布特征,在地温低而水深大的高压低温水体中,才有利于形成气体水合物,所以它们多分布在极地、永久冻土带及大洋海底。北极地区永久冻土带一般厚250-600m,最厚可达1000m,据前苏联学者估计西西伯利亚气体水合物中的天然气储量可达1531012m3;南极洲是一个冰盖极厚的新领域,厚达2000-5000m,其下可形成1000-2000m气体水合物,可能拥有巨大的天然气资源,尚待证实;在洋底沉积物中气体水合物的分布仍受温度-压力制约,北冰洋在水深超过335m、亚热带水深逾610m的洋底沉积物中都发现了气体水合物。海洋水体的高压作用也有助形成气体水合物:若表层水温接近0℃,在水深3000m的深海区,甲烷水合物带可厚达1000m左右;而在表层水温为4℃的水深1000m陆坡,甲烷水合物带尚可厚达400m左右。

气体水合物的勘探、研究程度都很低,但是可以通过地震勘探、录井及测井过程来识别它们。天然气水合物在地震反射剖面上易呈现平行洋底、斜交地层层理的连续等深面,地震传播速度由1.85km/s增至2.69km/s(据R.D.Stoll等,1971);如果水合物层之下为游离气气藏,则地震传播速度由近3km/s骤减至0.5-0.2km/s,形成亮点。著名的深海钻探计划(DSDP)钻遇气体水合物时,发现钻时剧增,由不到1s/m增至5-6s/m,在中美洲附近的太平洋底还取得了甲烷水合物岩心。英国石油公司在加拿大北部麦肯齐三角洲钻遇气体水合物时,发现泥浆气读数显著增大、声波测井速度增加、双感应横向测井显示高电阻率。

总之,固态气体水合物是一个潜在的巨大能源新领域,不但本身含丰富的天然气资源,可供勘探、开发与利用,而且还可充当良好盖层保护下伏油气藏。

第7节 凝析气藏的形成与分布[47]

物理学告诉我们:在任一物系内等温加压引起凝结,减压导致蒸发。这只在一定温度、压力范围内是正确的,逾此范围会出现逆蒸发和逆凝结现象,即物系的等温减压引起凝结,等温加压导致蒸发。在油气藏勘探及开采实践中,常常碰见这种现象:在地下深处高温高压条件下的烃类气体,经采到地面后,温度、压力降低,反而凝结为液态,成为凝析油,这种气藏就是凝析气藏。我国黄骅坳陷板桥气田和四川盆地黄瓜山气田所产出的白色及浅黄色轻质凝析汽油都是典型的例子,近几年在塔里木盆地发现了塔中隆起奥陶系和石炭系凝析气藏、塔北吉拉克三叠系凝析气藏等等众多不同时代的凝析气藏。近十几年来,在世界各国的许多产油气区域内,发现在深逾

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3000~4000m或更深的圈闭中,多产凝析气及天然气,缺乏液态石油。因此,凝析气藏的形成及分布问题是一个值得研究的新课题。

一、临界温度与临界压力

液体能维持液相的最高温度,称为该物质的临界温度。高于临界温度时,不论压力多大,它也不能凝为液体。在临界温度时该物质气体液化所需的最低压力,称为临界压力。这两个概念可以通过分析任一物系的PVT关系曲线得到较深刻的理解。

图6-33是根据实验求得的关于丙烷的一些PVT关系曲线。由71.1℃P-V曲线看出:当压力由小增大时,丙烷体积起初随压力加大而缩小;过A点(压力为28atm)后,体积继续缩小,但压力却保持不变;过B点后,即使加极大压力,体积也没有多大改变。87.8℃的P-V曲线与此条性质相同,所不同的只是水平线段A’B’随温度升高而渐渐缩短。最后在96.8℃时缩成一点K,在此温度以上的曲线,水平线段完全消失。 图6-33 丙烷的PVT关系曲线

上述现象的物理意义是:在71.1℃时,丙烷被压缩到A开始液化;随着压力增加,气体渐减少,液体渐增多,因液体的克分子体积远小于气体,故体积逐渐减少;达到B点时,气体已经全部液化,此时由于液体的压缩性甚小,所以加极大的压力,体积也没有多大变化。从A点到B点压力并没有改变,这表明液体在一定温度下,有一定的饱和蒸气压。A到B的过程中液相与气相共存。温度升高,液体的饱和蒸气压也增大。

K点为一分界点,K点以上的P-V曲线不出现气-液共存的情况。说明在这个温度以上,气体在任何压力下都不能液化。因此,将K点称为临界点,该点的温度、压力即为临界温度和临界压力。

任何物系处于临界状态的特点是:共存的气、液两相间的差别都消失了。例如此时蒸气的摩尔体积等于液体的摩尔体积,两者的密度没有差别等。

临界温度和临界压力是各种物质的特性常数,一定物质就有其一定数值。纯烃类的临界条件已研究较多,现将某些烃类的临界参数列入表6-5。

表6-5 若干物质的临界参数 物质名称 水 二氧化碳 氮 硫化氢 甲烷 乙烷 丙烷 正丁烷 临界温度(℃) 临界压力(atm) 374.2 31.0 -146.9 100.4 -82.1 32.3 96.8 152.0 218.5 72.9 33.5 88.9 45.8 48.2 42.0 36.0 物质名称 正戊烷 异戊烷 环己烷 正己烷 正庚烷 正辛烷 正癸烷 正十一烷 临界温度(℃) 临界压力(atm) 198.0 187.8 280.0 234.7 267.0 296.7 346.3 369.4 33.3 32.9 40.0 29.9 27.0 24.6 21.2 19.0 -24-

异丁烷 环戊烷 134.9 238.6 36.0 44.6 正十二烷 390.6 18.5 如果在液态烃中加入甲烷等气态烃,则可降低物系的临界温度。图6-34表示二元正烷烃物系的临界点演化轨迹,图中各曲线表明了各二元混合物临界点的变化特征。以甲烷-正癸烷为例,正癸烷的临界点C,其相应温度为625F、压力为3501b/in2(绝对压力)。如果随着甲烷数量增加,

?正癸烷逐渐被混合,临界点沿C-B曲线移动,这表明混合物中甲烷的百分含量渐增,气体压力也加大,于是在逐渐降低温度的情况下,能使液态正癸烷气化。同理,在乙烷、丙烷等等气态烃的数量增加,也会有助于液态烃类溶解于气相。由此可以推论:在自然条件下,随着地下深处压力和温度的增加,含有各种甲烷同系物的压缩气能够溶解液态烃越来越多;与此相反,当气相所处的压力和温度逐渐降低,则早先溶于气相的液态烃又会逐渐分离出来。这样,就为凝析气藏的形成奠定了基础。

图6-34 二元正烷烃物系的临界轨迹

二、凝析气藏的形成条件及分布规律

石油和天然气都是成分复杂的多族分烃类混合物，因此，为了阐明凝析气藏的形成条件，还必须分析多族分烃类物系在地层条件下的变化。图6-35表示某种多族分烃类物系在不同温度和压力下的物理状态。K为其临界点，临界温度为52.8℃。K1为临界凝结温度(或称最高临界温度)，代表气、液两相并存时的最高温度。曲线4为气体开始析离液体的泡点曲线，其外为纯液相；曲线5为液体开始凝结脱离气体的露点曲线，其外侧为纯气相；在4、5两曲线所包范围内，混合物处于双相状态(液态和气态)，各等百分率线表示物系中液体的百分含量。

在地层埋藏较浅、地层温度低于临界温度时，物系的相态变化符合正常的凝结和蒸发概念。例如，在25℃时(见图6-35)，随着压力加大，物系中凝结的液体逐渐增多，至压力超过180大气压(C1点)时，物系就全部凝结为液体。 在这种情况下不可能形成凝析气藏。

而当地层埋藏较深、地层温度介于临界温度与临界凝结温度之间的情况下，物系的相态变化就比较复杂。例如在图6-35所示82.5℃时，低压下物系呈双相状态，但以气相为主，物系中液体所占体积小于5~10%；随着压力加大，凝结的液体逐渐增多；当压力增至155大气压(B2点)时，凝结的液体数量最多，占物系总体积的10%；如果压力继续增加，凝结的液体反而气化，液体的数量逐渐减少；至压力增达187atm大气压(B1点)时，凝析物就全部转化为气态了。所以对82.5℃时的这个物系而言，在低于155atm时属正常的凝结和蒸发，而在高于155atm时则属逆凝结和逆蒸发的范畴。换言之，在地层埋藏较深，地层温度介于某种烃类物系的临界温度与临界凝结温度之间，地层压力超过露点压力(如图6-35中的B点)时，这种烃类就可以形成凝析气藏。

图6-35 多族分烃类物系的相图

1-压力超过泡点压力的油藏；2-压力超过露点压力的凝析气藏；3-单相气藏(纯气藏)；4-泡

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点曲线；5-露点曲线；6-物系中液体所占体积百分率；K-临界点(T=52.8℃)；K1-临界凝结温度；A-纯气藏；B-凝析气藏；C-含溶解气的油藏；D-油气藏

同理,可对各种化学组成的石油-天然气物系作出相图,形状与图6-35相似,这样就可分析该物系发生逆凝结和逆蒸发的必要条件,从而各种成分凝析气藏的形成条件便可知晓。

通过上述多族分烃类物系的相图分析,不难看出凝析气藏的形成必须具备两个条件： (1) 在烃类物系中气体数量必须胜过液体数量,才能为液相反溶于气相创造条件。在图6-35所示的某种多族分烃类物系中,气体体积相当于液体体积的5~20倍或更多。

(2) 地层埋藏较深,地层温度介于烃类物系的临界温度与临界凝结温度之间,地层压力超过该温度时的露点压力,这种物系才可能发生显著的逆蒸发现象。

所以,随着储集层的埋藏深度加大,地层压力和地层温度都会随之增加。当地层温度达到油-气物系的临界温度后,地层压力愈大,油-气物系愈易转化为单相气态,大大促进了地下深处储集层内的油气运移和聚集,形成凝析气藏。

形成凝析气藏所要求的特殊条件,决定了它在地壳上的分布必然有一定范围，正如图6-35所示,A,B,C,D代表四种油气藏类型。A型地层压力为246atm,温度为148.9℃,超过临界凝结温度121.1℃,若等温开发(即压力沿A-A1线降低),物系始终处于气相,为纯气藏;但若采至地面,温度、压力都降低,就如A-A2曲线所示,进入双相区后,便可在地表分离器中析出少量液体(凝析油)。C型的原始地层压力大于饱和压力,温度却低于临界温度,为含溶解气的纯油藏,在等温开发时,随着压力降低至C1后,溶解气逐渐游离,油气比增大,油藏能量会迅速减小。当原始地层压力与温度的组合位于泡点曲线和露点曲线所包围的双相区时,如D点所示,则具有原生游离气顶,是为油气藏;其中气体与液体的体积百分比变化范围很大,视地层温度及压力而定。只有B型地层温度介于临界温度与临界凝结温度之间,若等温开发,压力沿B-B1-B2-B3逐步降低,当压力降至低于露点压力187atm(B1点)后,在地层中便可逆凝结为液体,即为凝析油,这与A型纯气藏不同,属于典型的凝析气藏。由此可见,凝析气藏和纯气藏的地层温度分别超过烃类物系的临界温度及临界凝结温度,这表明它们的埋藏深度都较大,多分布在地下3000~4000m或更深处。例如,法国拉克气田, 是在3500~4000m深的石灰岩和白云岩中,发现了可采储量达20003108m3的巨大气藏,气体中凝析物含量很高,却未发现液态石油。在意大利米兰以东发现的马洛萨凝析气田,深5600m,压力1050atm,温度153℃[ ]。美国近二十几年的深井钻探结果,更有力地证明了上述分布规律:在以中、新生界为钻探对象的墨西哥湾盆地,深度超过4500m处是以天然气和凝析气聚集为主,气井占60~68%,油井占32~40%;在以古生界为钻探对象的二叠盆地,超过4500m深处存在着凝析气藏和纯气藏,气井占90~100%,油井极少。在此深度内拥有探明储量达2000~40003108m3的大气藏,单井产量可高达48003104m3/d。从整个盆地计算,单位面积内天然气和凝析气储量达355003104m3/km2。所以,今后在部署深部地层勘探时,需要特别注意凝析气藏和纯气藏的分布。

应该指出:石油和天然气都是成分复杂的混合物,其临界条件甚为复杂,例如石油-甲烷物系必须加压至1000atm以上,才能变为单相气态。但是,若干重要的实验证明:流体性质及外界条件等多种因素都可以改变油-气物系的临界压力[2]。

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(1) 在石油-甲烷物系中,存在甲烷最近的同系物时,可以大大降低其临界压力,便于石油向气相过渡。例如用丙烷、乙烷等甲烷同系物加入石油-甲烷物系,临界压力可减至110atm。

(2) 石油比重愈小,临界压力愈低;而重质高含硫石油在500atm时也不能转化为气态。 (3) 用二氧化碳代替甲烷,可以降低油-气物系的临界压力。

(4) 岩石的存在可以降低油-气物系的临界压力(剧烈者可降低42%),特别是对高胶质石油影响更剧。

(5) 岩石中含水时会增大油-气物系的临界压力。

由此可知,对成分复杂的石油-天然气物系而言,必须综合分析油和气的化学组成及其所在岩石的特征,才能正确判断油-气物系是否达到临界状态。并且,正是由于包括流体性质及外界条件等许多因素均可降低油-气物系的临界压力,因此,即便在不太深的层段,也可望找到凝析气藏。

三、地下油气藏相态的识别

地下油气藏相态的识别方法尚在探讨中,有些只不过是经验统计法,只能供参考,希大家在实践中不断总结上升,力求完善识别方法。

1.编制油-气物系的相图

这是最可靠的识别方法,需要收集地层压力、地层温度及地层条件下油-气物系的烃类组分百分含量,才能编制烃类物系的相图(如图6-35)。但是,这些数据往往在油气田投入开发或开采过程中才易系统收集,或通过模拟试验求得。因此,在盆地或油气田勘探早期,编制相图难度较大,通过试油、测井取得部分数据,配合模拟试验,只能做些初步预测。

2.根据油气成分的经验预测法

这些方法多系前苏联学者的经验总结。 (1) 统计法

利用烃类气体的成分Z值,可助鉴别油气藏的相态类型。

Z=A+B

式中 A=C2/C3

B?Z>450 80

(2) 综合分析法

C1?C2?C3?C4

C5?纯气藏 凝析气藏 带油环凝析气藏 凝析气油藏 油 藏

F?C2?C3?C4++

,C,C/C5l5,C2/C3是与油气藏类型有关的四项指标。 ?C5 -27-

0.88C5??0.99C1/C5??0.97C2/C3?0.99FZ1?3.71 ??0.79C5?0.99C1/C5?0.95C2/C3?0.99FZ2?3.71Z1和Z2<17

1721.0

油藏、含凝析气顶油藏 带油环凝析气藏 纯凝析气藏

(3) 前苏联20个含油气盆地统计资料

??发现C2、C2/C3 、100C2/(C3+C4)、100C2/C1四项指标有助划分油气藏类型(表6-6)。

表6-6 油气藏相态类型的识别 C2H6+(%) 20~70 10~30 5~15 0.1~5

四、应用实例

近几年来,塔里木盆地油气勘探取得了显著成果,吸引了不少外国石油公司投资勘探。除找到一批油田外,在塔中、塔北及塔西南还发现了许多凝析气藏,产层时代广泛分布于奥陶系、石炭系、三叠系、侏罗系、白垩系、下第三系及上第三系,格外引人注目。现简介两个实例如下。

1.塔中隆起塔中1井凝析气藏

塔中地区已发现塔中1井奥陶系风化壳凝析气藏、塔中6井石炭系背斜构造凝析气藏及塔中101井石炭系地层超覆凝析气藏(图6-36)。

图6-36 塔中6-塔中101-塔中1凝析气藏示意剖面图

塔中1井位于塔中1号巨型断垒背斜东部,石炭系不整合覆盖在下奥陶统、中上奥陶统及泥盆系之上。塔中1井见下奥陶统直接与石炭系不整合接触,石炭系呈披覆背斜盖在下奥陶统白云岩古潜山圈闭上,白云岩的孔洞缝构成良好的储集空间,石炭系下部厚逾百米的泥岩充作良好盖层。塔中隆起周围凹陷发育大量烃源岩,提供油气资源量近303108t,其中气占1/3以上。塔中1井属古潜山溶洞-裂缝型底水块状凝析气藏,气柱高81.5m,底水界面深3661m。图6-37为塔中1井凝析气藏的流体相图,原始含气饱和度80%,地层温度119℃,地层压力41.98MPa,露点压力40.77MPa。

图6-37 塔中1井凝析气藏流体相图

2.塔北隆起英买力英买7-19下第三系凝析气藏

C2H6/C3H8 0.5~1.3 1.0~3.0 2.2~6.0 4.0~160 100C2H6/(C3H8+C4H10) 100C2H6+/CH4 20~80 50~200 170~400 300~10500 30~600 10~40 5~15 0.1~5 类 型 油 藏 油环凝析气藏 凝析气藏 气 藏 -28-

在塔北隆起轮台断隆西段英买7断裂构造带上分布着7个局部构造,其中英买7、9、17、19、21等构造均获高产油气流,预计该区下第三系凝析气藏可望成为塔北千亿m3大气田的目标之一。

英买7-19构造位于英买7号断裂构造带中部,有东、西两个高点,幅度分别为65m和45m;自上而下由第四系、上第三系、下第三系、白垩系、侏罗系及下奥陶统组成,缺失三叠系-中上奥陶统。凝析气藏产层属渐新统粉、细砂岩,其上有含膏泥岩、石膏等良好盖层,图6-38为英买7-19号构造下第三系综合柱状图。油气来源于北侧库车坳陷侏罗系-三叠系烃源岩。

图6-38 英买7-19号构造下第三系综合柱状图

英买7-19下第三系凝析气藏受背斜及断层控制,带油环,油气高度65m,气柱近60m,且与圈闭幅度基本一致,油环厚5m左右。图6-39是英买7-19号下第三系凝析气藏的流体相图,露点压力46.3MPa,地层压力51.45MPa,地露压差为5.15MPa,地层温度107℃。据历次试油结果,综合油气比为4226m3/m3，平均凝析油含量179g/m3。

英买7井之下尚钻遇奥陶系白云岩潜山小油藏,井深5211m处进入潜山,储集空间为构造缝、溶洞、溶孔,基质孔隙度仅1~2%。经试油折算油220m3/d、气2780m3/d,油气比12.6m3/m3。属底水块状油藏,含油高度78m。 图6-39 英买7-19井下第三系流体相图

思 考 题

1.为什么地温场、地压场、地应力场是控制油气藏形成及分布的最本质的因素? 2.何谓流体压力封存箱?形成封存箱的关键因素是什么?如何用来分析和指导油气勘探? 3.何谓固态气体水合物?其形成条件如何?为什么它可能成为21世纪油气勘探的新领域? 4.凝析气藏形成的主要条件有哪些?它的分布规律如何?

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