徐思陽 劉 巖 李可賽

成都理工大學(xué)能源學(xué)院

0 引言

隨著中國天然氣勘探開發(fā)的逐漸深入，深層致密砂巖儲層成為增儲上產(chǎn)的重要目標(biāo)，而致密砂巖儲層普遍具有低阻氣藏的特征。國內(nèi)外研究表明低阻氣藏的主要成因有束縛水飽和度過高、黏土附加導(dǎo)電作用大、高地層水礦化度、導(dǎo)電礦物孔隙結(jié)構(gòu)復(fù)雜、氣水分異作用、低阻鉆井液侵入、砂泥巖薄互層測井儀器分辨率不足等[1]。杭錦旗地區(qū)上古生界氣藏類型主要為巖性氣藏和構(gòu)造巖性復(fù)合氣藏，氣藏的分布受沉積相帶控制明顯，致密砂巖廣泛分布于此，但水驅(qū)效率低，采收率低，氣、水關(guān)系復(fù)雜[2]。受地層條件的影響，杭錦旗區(qū)塊石盒子組1段儲層在相同的電性特征條件下測試結(jié)果差異大，響應(yīng)機理復(fù)雜、含氣性評價存在多解性，流體性質(zhì)判別難。彭真（2016年）等人研究表明，杭錦旗低阻氣藏的成因主要為三個方面，黏土礦物含量，微孔隙發(fā)育和高地層水礦化度的影響[3]。常規(guī)的氣水識別方法包括直觀交會圖法、測井曲線重疊法、氣測綜合分析法等，近年來又出現(xiàn)成像測井、核磁共振等新測井技術(shù)，但這些方法都是從儲層的物理屬性出發(fā)，根據(jù)儲層氣水結(jié)構(gòu)引起的屬性差異來進行氣水層的識別與劃分，準(zhǔn)確率低且適應(yīng)條件有限[4-5]。地層水的化學(xué)特征中蘊含很多和氣藏相關(guān)的信息，包括氣藏的形成、分布規(guī)律和保存條件[6]。基于以上調(diào)研本文將深入分析地層水礦化度對地層電阻率和含氣飽和度的定量化影響，為該區(qū)含氣飽和度的解釋標(biāo)準(zhǔn)建立提供理論基礎(chǔ)。

本次研究區(qū)域位于杭錦旗南部，儲層類型以巖屑砂巖為主，巖屑石英砂巖、長石巖屑砂巖和石英砂巖次之[7]，礦物組成復(fù)雜、致密低滲且非均質(zhì)性強，因此有效儲層的識別具有一定難度。在低孔低滲儲層中，復(fù)雜的孔隙結(jié)構(gòu)降低了氣水層的電阻率之間的差異，利用巖石電阻率難以準(zhǔn)確計算含氣飽和度，導(dǎo)致測井流體識別困難[8-9]。水驅(qū)開發(fā)過程中地層水礦化度復(fù)雜變化是引起儲層電性參數(shù)變化的直接原因，地層溫度還會對氣層電學(xué)的參數(shù)產(chǎn)生影響，從而影響了阿爾奇公式確定的含水飽和度的計算精度[10]。筆者基于研究區(qū)的低阻成因，利用實驗分析化驗和測井資料，結(jié)合阿爾奇公式，綜合地質(zhì)因素對地層水電阻率和地層電阻率的影響進行分區(qū)討論，建立測井解釋地質(zhì)邊界，以此提高杭錦旗石盒子組1段氣水識別的解釋精度。

1 區(qū)域氣藏特征

杭錦旗地區(qū)位于鄂爾多斯盆地北部，橫跨伊盟隆起和伊陜斜坡2個一級構(gòu)造單元，伊盟北部隆起南側(cè)的泊爾江子斷裂橫穿整個區(qū)塊，整體呈現(xiàn)北高南低、東高西低的特征，內(nèi)部為向西傾斜的大單斜構(gòu)造，是鄂爾多斯盆地北部長期繼承性的古隆起區(qū)，也是天然氣運移的有利指向區(qū)（圖1）。研究區(qū)位于杭錦旗地區(qū)的南部,主要勘探層系為上古生界石炭系—二疊系，下石盒子組發(fā)育沖積平原背景下的辮狀河沉積，河道砂體的物性與含氣性具有良好的相關(guān)性，盒1段是河流相發(fā)育的鼎盛時期，水動力強且變化頻繁，為主要含氣層段[7、11]。砂巖儲層孔隙類型主要為殘余原生粒間孔、次生孔隙和高嶺石晶間孔，裂縫不發(fā)育，孔隙結(jié)構(gòu)可分為細(xì)喉微孔型、粗喉大孔型和細(xì)喉中孔型3類，其中以細(xì)喉中孔型為主[12]。研究層段石盒子組1段是以淺灰色細(xì)砂巖、粗砂巖、含礫粗砂巖為主的正粒序厚層砂巖，局部夾薄層棕褐色泥巖（圖2）。

圖1 杭錦旗研究區(qū)區(qū)域位置圖

圖2 杭錦旗地區(qū)上古生界綜合柱狀剖面圖

通過對3個研究區(qū)（A井區(qū)、B井區(qū)、C井區(qū)）盒1段22口鉆井測試層段產(chǎn)出的流體類型及對應(yīng)的電阻率值進行統(tǒng)計，研究區(qū)氣層、氣水同層、水層電阻率值存在大范圍重疊區(qū)，分區(qū)性差，流體性質(zhì)判別困難（圖3）。氣層低阻特征、氣水層和水層的高阻特征，無法進行精確的氣水識別。綜合以上所述，受地層環(huán)境的影響，研究區(qū)相同的電性特征與測試結(jié)果差異大，響應(yīng)機理復(fù)雜、儲層評價存在多解性，流體性質(zhì)判別難。

圖3 不同流體類型孔隙度對應(yīng)地層電阻率交會圖

經(jīng)生產(chǎn)資料和勘探結(jié)果證實，杭錦旗盒1段具有低阻氣藏特征[3]，但低阻條件下的流體產(chǎn)出類型可能不同。相同電性特征下測試結(jié)果差異大，導(dǎo)致儲層評價存在多解性，流體性質(zhì)判別難：例如X62井盒1段與X123井盒1段測井解釋孔隙度和泥質(zhì)含量值接近，但測試結(jié)論不同（表1）：X62井試氣結(jié)論為氣水同層，產(chǎn)氣量1 793 m3/d，產(chǎn)水量0.98 m3/d；X123井試氣結(jié)論為低產(chǎn)氣層，產(chǎn)氣量227.1 m3/d，可動水為 0（圖4、5）。

表1 單井巖石學(xué)特征對比表

圖4 X62井石盒子組1段氣水層測井解釋成果圖

2 地層水的特征

鄂爾多斯盆地杭錦旗地區(qū)上古生界地層水總礦化度范圍為13.831～89.445 g/L，屬于鹽水和鹵水的范疇，pH值在4.37～7.3，在強酸性和弱堿性之間[13]，地層水水型基本為CaCl2型水，其他水型極少，水文地質(zhì)條件較穩(wěn)定，利于氣藏后期的保存。受構(gòu)造和沉積相帶的共同作用，杭錦旗地區(qū)地層水總礦化度呈現(xiàn)出東西分區(qū)、南北分帶的特征[14]，研究區(qū)地層水礦化度從主斷裂帶向南、向北降低，斷裂帶北部礦化度值大部分20～40 g/L，其中A井區(qū)礦化度值變化較大，主要范圍為30～80g/L，B井區(qū)礦化度值主要40～60 g/L，C區(qū)礦化度主要范圍在20～40 g/L（圖6）。地層水礦化度數(shù)值范圍大，47%數(shù)據(jù)集中在20～40 g/L范圍內(nèi)，呈現(xiàn)弱主峰優(yōu)勢（圖7），40 g/L以上數(shù)據(jù)分布較平均（8%～10%）。高礦化度區(qū)域主要分布在3條主斷裂附近及少數(shù)構(gòu)造高點、小型斷裂附近及河道側(cè)翼,與Mg2+離子富集區(qū)對應(yīng)，說明高礦化度多數(shù)可能來自深部流體的進入。

圖7 杭錦旗地區(qū)石盒子組1段的地層水礦化度統(tǒng)計圖

地層水特征系數(shù)可以反映一定的水文地質(zhì)環(huán)境，以便進一步分析氣藏聚集與保存以及識別氣水層[14-15]（表2）。地層水特征系數(shù)表明，研究區(qū)石盒子組1段地層水整體封閉性較好，氣藏的保存條件較好，但是不同地區(qū)的封閉性存在不同。鈉氯系數(shù)( rNa+/ rCl-)是表征地層水濃縮變質(zhì)程度的重要參數(shù)，rNa+/ rCl-值越低，說明受滲入水的影響較小，對烴類的保存越有利[13、16]。研究區(qū)鈉氯系數(shù)在0.173～0.762之間，整體上呈比較還原的水體環(huán)境，地層水屬于封閉的狀態(tài)，利于形成氣藏儲存的空間；地層水變質(zhì)系數(shù)［( rCl－－rNa+) /rMg2+］的大小指示地層水運移過程中離子的置換程度，水巖作用越強，變質(zhì)系數(shù)越大[14]。研究區(qū)變質(zhì)系數(shù)較大，一般大于45，意味著成巖過程中離子交換的程度持久和徹底，地層水的變質(zhì)程度越深，有利于氣藏的聚集和保存；地層水脫硫系數(shù)(100 rSO42－/rCl－)表征地層水脫硫作用的強弱，脫硫系數(shù)就越小，說明地層封閉程度越好[13、17]，研究區(qū)脫硫系數(shù)整體上處于0～1之間,說明該區(qū)地層水還原徹底，儲存層保護條件好，屬于原生氣藏封閉性氯化鈣水體；堿交換系數(shù)IBE＝[（Cl--（Na+＋K＋）]/Cl-由Schoeller與1955年提出，反映水中陽離子與巖石顆粒表面吸附的陽離子發(fā)生交換的情況[17]。研究區(qū)所有樣品點堿交換指數(shù)均高于0.129，分布在0.238～0.923之間，可知該區(qū)地層水一般為來自古沉積水的油田水。

表2 研究區(qū)地層水化學(xué)特征參數(shù)統(tǒng)計表

3 地層溫度變化特征

氣藏往往在一定的溫度區(qū)間內(nèi)聚集，地溫梯度對氣藏的運移有控制作用[18-19]。地層溫度為氣藏提供能量，改變油氣的運移速度與規(guī)模，影響氣藏的生成、運移、聚集以及保存，制約成藏要素和成藏規(guī)模，已經(jīng)在多個勘探盆地上得到證實[19-20]。杭錦旗地區(qū)現(xiàn)今地溫梯度變化在2.27～2.90 ℃／hm，泊爾江海子斷裂帶以北地溫梯度范圍為2.27～2.36 ℃／hm，斷裂以南為2.42～2.70℃／hm，斷裂帶附近表現(xiàn)為2.72～2.90℃／hm[13]，可見在泊爾江海子斷裂帶的地溫梯度是最高的。結(jié)合杭錦旗地區(qū)地層水和地層溫度的分布特征，發(fā)現(xiàn)斷裂帶地溫梯度最高，對應(yīng)的地層水礦化度越高。全區(qū)來看，盒1段的地層溫度范圍為73～110℃，具有明顯分區(qū)性，對A井區(qū)、B井區(qū)、C井區(qū)盒1段底部的溫度進行統(tǒng)計，C井區(qū)（2.74 ℃/hm）的地溫梯度最大，A井區(qū)（2.70℃/hm）次之，B井區(qū)（2.63 ℃/hm）最小（圖8）。其中A井區(qū)因為埋深深度大，地層溫度主要集中在101～110℃，B井區(qū)地層溫度主要集中在91～95 ℃，C井區(qū)埋深淺，地層溫度主要集中在73 ～ 93 ℃。

圖8 研究區(qū)地層溫度—地溫梯度平面分布圖

4 地層水礦化度-溫度對含氣性影響分析

4.1 礦化度與電阻率的實際關(guān)系

4.1.1 礦化度與地層水電阻率關(guān)系

地層水電阻率的大小取決于地層水的礦物成分、礦化度的大小以及埋藏深度,不同的礦物成分、相同含量的不同礦物都造成導(dǎo)電性不同，從而地層水電阻率不同。一般來講地層水電阻率隨礦化度的增加而降低，礦化度越高，導(dǎo)電能力越強，埋藏越深[21]。對于研究區(qū)盒1段41口鉆井地層水礦化度和地層水電阻率統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)Cw=40 g/L （Rw=0.063 Ω m），是地層水電阻率變化差異性的重要界限（圖9），小于該界限時，地層水電阻率變化較大，變化范圍在0.06～0.18 Ω m之間；大于該界限時，地層水電阻率變化小，變化范圍在0.03～0.06 Ω m之間，地層水電阻率發(fā)生量級變化。

圖9 研究區(qū)礦化度—地層水電阻率關(guān)系圖

4.1.2 地層水礦化度與地層電阻率關(guān)系

地層電阻率是確定地層原始含烴飽和度的基本參量，測井結(jié)果受井徑、侵入帶電阻率、上下圍巖、礦化度及電極距等因素的影響。在水驅(qū)油過程中，由于較淡的注入水稀釋高礦化度的原始地層水，導(dǎo)致地層混合液電阻率不斷升高，使地層電阻率有增大的趨勢[22-23]。高礦化度地層水條件下，地層電阻率響應(yīng)差異較大，存在低阻氣層、氣水層現(xiàn)象，對后續(xù)流體識別工作開展影響較大。通過統(tǒng)計研究區(qū)60余口樣品數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)地層水礦化度和流體性質(zhì)關(guān)系密切（圖10），可以利用阿爾齊公式分析研究區(qū)儲層地層水礦化度的高低對地層電阻率的影響，阿爾奇公式如下：

圖10 不同流體類型礦化度-地層電阻率關(guān)系圖

式中Rw表示地層水電阻率， Ω m；q表示孔隙度；Rt表示地層電阻率，Ω m；a、b表示巖石系數(shù)；m表示膠結(jié)指數(shù)；n表示飽和度指數(shù)（表3所示）。

表3 研究區(qū)盒1段巖電參數(shù)表

根據(jù)研究區(qū)37口井及補充的22塊樣品的巖電報告，不同研究區(qū)盒1段的巖性系數(shù)a、b、m、n的取值選取如表3所示。

伴隨著地層水礦化度的增大，以Cw=40 g/L為分界限，Cw＜40 g/L地層中水層上限為15 Ω m，氣層下限為62 Ω m。Cw＞40 g/L地層中氣層下限降低，水層上限升高，分別為7 Ω m、30 Ω m，含水飽和度升高，氣層逐漸過渡成氣水層，即高礦化度條件氣層下限降低。Cw＞40 g/L時部分水層點及氣水層點落入建立的氣層下限以上，與氣層點重疊，可見相同的電性特征條件下測試結(jié)果差異大，導(dǎo)致研究區(qū)的儲層評價存在多解性，流體性質(zhì)判別難，因此需要進行分區(qū)討論。

4.2 地層水礦化度—地層溫度對電阻率的理論影響分析

4.2.1 對地層水電阻率的影響

為了弄清致密砂巖儲層中地層水礦化度、地層溫度與地層水電阻率之間的關(guān)系，基于體積模型理論，根據(jù)巖石骨架、孔隙流體（氣、水）和地層背景值并聯(lián)得到固定背景值，其中砂體以中/粗砂巖為主，骨架以石英/長石為主，孔隙度范圍主要集中在9.6%～14%，地層水水型以CaCl2為主，不同研究區(qū)系數(shù)選取存在差異。結(jié)合地層水測試數(shù)據(jù)擬合公式為：

式中a、b分別表示經(jīng)驗參數(shù)；Cw表示地層水礦化度，g/L；T、t0分別表示溫度、初始溫度，℃。

模擬地層水礦化度、溫度變化對地層水電阻率響應(yīng)（圖11，表4）。理論模擬結(jié)果表明：從數(shù)值上分析，地層水礦化度和地層溫度對地層水電阻率的影響相當(dāng)，變化幅度相差不大。低礦化度（＜40 g/L）時，受溫度影響Rw降低幅度較高，高礦化度條件（＞40 g/L）受溫度影響Rw降低幅度較低，相同礦化度不同溫度（90～10 ℃）的Rw變化為0.006～0.02 Ω m。地層水電阻率隨著地層水礦化度升高而降低，初期降低幅度較大，逐漸減緩，最后趨于穩(wěn)定，當(dāng)?shù)貙铀V化度較低時，不同礦化度條件下的關(guān)系曲線分開明顯，隨著礦化度的升高，即當(dāng)Cw>40 g/L，Rw值變化較小，100 ℃不同礦化度條件下的Rw變化為0.005～0.032 Ω m。

圖11 不同礦化度條件下地層溫度與地層水電阻率的關(guān)系圖

表4 礦化度與地層溫度變化對地層水電阻率響應(yīng)的差值表 單位：Ω m

4.2.2 對地層電阻率和含氣飽和度的影響

通過上述理論模擬還發(fā)現(xiàn)，在研究區(qū)主要礦化度和溫度分布范圍內(nèi)（圖12、表5、表6），含氣飽和度越高，地層礦化度和地層溫度對地層電阻率影響越大。同一礦化度的條件下，地層溫度對地層電阻率影響：高含氣飽和度的狀態(tài)大于低含氣飽和度的狀態(tài)，伴隨著含氣飽和度的降低，電阻率響應(yīng)的差異逐漸減小。高含氣飽和度（Sg=60%）狀態(tài)下理論響應(yīng)差值在6.72～2.3 Ω m，低含氣飽和度（Sg=20%）狀態(tài)下為3.35～1.15 Ω m，變化幅度較?。?.37～1.16 Ω m）；地層電阻率變化受礦化度影響大于受地層溫度影響，同一溫度下，含氣飽和度越高，地層水礦化度對地層電阻率造成的影響越大。高含氣飽和度（Sg=60%）狀態(tài)下理論響應(yīng)差值在13.16～11.54 Ω m，含氣飽和度（Sg=20%）狀態(tài)下為6.58～5.76 Ω m，變化幅度較大（6.58～5.78 Ω m）。綜上所述，地層水礦化度對地層電阻率的影響大于地層溫度的影響，含氣飽和度越高，影響越大。

圖12 不同含氣飽和度條件下礦化度變化對電阻率響應(yīng)的理論影響圖

表5 地層溫度85℃與100℃情況下的電阻率響應(yīng)差值表

表6 礦化度40 g/L與80 g/L情況下電阻率響應(yīng)差值表

5 應(yīng)用及效果

通過測試數(shù)據(jù)與原狀地層電阻率關(guān)系明確了受礦化度高低的影響，地層水電阻率的選取基于地層水性質(zhì)建立的測井解釋地質(zhì)邊界，以礦化度大于40 g/L地層水條件下，氣層的下限較低，小于40 g/L時，氣層的下限較高，因此下石盒子組以40 g/L為礦化度分區(qū)界限，從而保證地層水電阻率計算的準(zhǔn)確性。對C井區(qū)的X72井盒1段（表7，圖13），地層水電阻率為0.051 Ω m，無阻流量10 457 m3/d，校正前深側(cè)向電阻率值為31.254 Ω m，校正后為36.417 Ω m。地層水總礦化度為68.417 g/L，測井解釋孔隙度為10.36%，Rt＞Rxo，符合高礦化度具有低阻氣層。初始解釋結(jié)論為氣水層，射孔結(jié)論為氣層，經(jīng)過雙側(cè)向測井進行環(huán)境校正后，結(jié)合陣列感應(yīng)測井曲線反映的侵入關(guān)系，二次解釋結(jié)論應(yīng)為致密低產(chǎn)含水氣層，預(yù)測結(jié)果與測錄井及試氣結(jié)果基本一致。

圖13 X72井盒1段侵入校正后測井解釋成果圖

表7 X72井測井解釋校正前后對比表

6 結(jié)論

1）研究區(qū)盒1段的地層水整體封閉性、氣藏的保存條件較好。低礦化度區(qū)間內(nèi)電阻率變化大，主溫度區(qū)間內(nèi)電阻率響應(yīng)機理復(fù)雜，含氣性越高電阻率受礦化度和溫度影響越大：地層溫度和地層水礦化度對地層水電阻率的影響相當(dāng)，地層水礦化度對地層電阻率的影響大于地層溫度的影響。高礦化度地層水特征是造成低阻氣藏的關(guān)鍵因素之一。

2）通過測試數(shù)據(jù)與原狀地層電阻率關(guān)系明確了受礦化度高低的影響，氣層、氣水同層、水層的測井響應(yīng)值存在差異；Cw=40 g/L 是地層水電阻率變化差異性的重要界限，流體性質(zhì)與礦化度密切相關(guān)，Cw=40 g/L可以作為測井解釋的地質(zhì)邊界，建立不同地層水礦化度的背景值，研究地層電阻率與氣水關(guān)系。