南德,靳志強,王海朋,呂子蔚,王兵

(1.油氣資源與探測國家重點實驗室,中國石油大學(xué)(北京),北京102249;2.中國石油集團測井有限公司遼河分公司,遼寧盤錦124010)

0 引 言

目前普遍認為在CO2地質(zhì)封存中,咸水層儲存CO2是具有廣闊前景的,廣義上的咸水層主要指地層水礦化度大于1 g/L的地層。當(dāng)含水層中的地層水埋深大于800 m時,一般為礦化度較高的咸水,不適合飲用,可用于CO2封存。根據(jù)CO2密度隨溫度和壓力的變化特征,在環(huán)境地表溫度25 ℃、壓力0.1 MPa下,CO2為氣體,密度為1.8 kg/m3(這些條件下空氣的密度為1.2 kg/m3)。假設(shè)地溫梯度為30 ℃/km,壓力梯度為10.5 MPa/km,在注入深度大于800 m時,CO2可以以超臨界流體的形式儲存。超臨界CO2的密度在地下800 m處約為260 kg/m3,單位體積的CO2儲存量遠高于較淺深度的氣體儲有量[1]。目前美國能源部根據(jù)美國海相沉積地層地層水礦化度特征,將可用于CO2封存的咸水層定義為礦化度大于10 g/L的咸水層,歐洲部分國家也借鑒此標(biāo)準(zhǔn)[2]。中國沉積盆地地層以陸相碎屑巖為主,與國外典型海相沉積層相比地層水礦化度較低,目前還沒有針對中國特色陸相沉積盆地深部可用于CO2封存的咸水層礦化度依據(jù),也沒有系統(tǒng)完整的評價咸水層的方法,利用測井方法理論與資料對咸水層進行研究是一個新的方向。

目前對于咸水層的評價主要是針對咸水層中CO2儲存影響因素的相關(guān)研究。Torn等[3]使用組分模擬器TOUGH 2-ECO2N和CMG-GEM對美國俄亥俄州西蒙山砂巖中的CO2儲存進行建模,定性研究了絕對滲透率、總孔隙度、終點飽和度、束縛水飽和度、溫度、水相礦化度、縱橫向滲透率比、CO2在鹽水中的擴散系數(shù)和射孔段相對深度等參數(shù)對咸水層中CO2長期儲存和總儲存能力的影響程度。其結(jié)果表明:絕對滲透率、總孔隙度、咸水層厚度、滲透率各向異性對于咸水層中的CO2長期儲存和總儲存能力的影響程度較大。

Meggyesy等[4]利用高分辨率伽馬、補償中子、補償密度、電成像、側(cè)向測井,以及數(shù)字聲波、組合核磁共振、地層微成像儀和特定井段的電子捕獲光譜儀等進行測試,并利用實驗室中采集和研究的井壁巖心與地震數(shù)據(jù),提煉并分析了研究區(qū)的完整地層結(jié)構(gòu);電纜測井砂巖段孔隙度為4%～6%,認為該地區(qū)適合CO2儲存。

Sifuentes等[5]基于數(shù)值實驗來量化咸水層中影響CO2儲存的參數(shù),認為水平滲透率是溶解度和剩余物圈閉機制的主要和直接影響因素。Edem等[6]研究了不同鹽型和鹽濃度對咸水層CO2封存過程中注入能力的影響,認為低鹽濃度下CO2—鹽水—巖石的相互作用占主導(dǎo)地位,而高鹽濃度下CO2溶解作用占據(jù)主導(dǎo)地位,所以咸水層礦物濃度對于咸水層的評價至關(guān)重要。Schembre等[7]研究了井內(nèi)壓力干擾的重要性和其對注入能力的影響。Mo等[8]用black-oil模擬深部咸水層,研究儲層厚度、壓力對于CO2儲存的影響。Taheri等[9]利用數(shù)值模擬認為滲透率和滲透率各向異性比是深部咸水層中CO2在流體混合過程中最重要的參數(shù)。

Alvarado等[10]設(shè)計了不同的孔隙度模型并考慮天然裂縫的影響,在模型中對于儲集層的CO2捕集效率最重要的影響因素為孔隙度、滲透率和深度,并且驗證了天然裂縫的存在對儲層容量有影響。Xue等[11]在實驗室測量含水多孔砂巖中注入CO2時的縱波速度和電阻率,并與現(xiàn)場數(shù)據(jù)對比,發(fā)現(xiàn)CO2飽和度與電阻率值之間存在明顯的單調(diào)增長關(guān)系;當(dāng)CO2飽和度達到20%時,砂巖中縱波速度的敏感性降低,即咸水層中電阻率與縱波速度是監(jiān)測CO2的重要參數(shù)。Nguyen等[12]通過對中國神華碳庫場地的地質(zhì)建模,認為滲透率和連通性可能影響了高注入能力和最小壓力的恢復(fù)。Zulqarnain等[13]利用壓力、溫度、總面積、總地層厚度、總孔隙度等信息模擬計算了CO2儲層(包括咸水層)的儲存能力。

Basbug等[14]建立了深部咸水層CO2封存的數(shù)值模型,認為初始壓力、滲透率是影響咸水層中CO2飽和度的重要參數(shù),地層水礦化度是影響CO2溶蝕過程的重要因素。Jin等[15]利用孔隙度、地層壓力等參數(shù)建立深部咸水層模型并計算CO2儲存量。Zeidouni等[16]研究了含水層中鹽沉降和CO2侵入對不同參數(shù)的敏感性,其中鹽水鹽度和水相相對滲透率是最敏感的影響因素。Mo等[17]利用black-oil模擬了CO2在咸水層中的混合過程,說明溶解是CO2在深層咸水層中儲存的主要機制,而鹽水礦化度與類型是最主要的影響因素。Zhao等[18]利用核磁共振微成像系統(tǒng)研究了地層中超臨界CO2的驅(qū)替作用,孔隙中流體的密度與黏度是關(guān)鍵影響因素。

綜上所述,咸水層評價參數(shù)眾多,其中咸水層礦化度、電阻率、縱波速度、孔隙度、滲透率以及滲透率各向異性是影響咸水層中CO2溶解機制、儲存容量和長期儲存的重要因素。除了咸水層礦化度,測井解釋中對于上述參數(shù)進行評價的理論方法已經(jīng)較為成熟,本文將重點關(guān)注測井對咸水層礦化度的評價。

1 測井評價地層水礦化度的方法

目前,通過測井方法間接計算地層水礦化度的方法主要包括自然電位法、電阻率-孔隙度組合法、核磁共振預(yù)測法、儲層鄰近泥巖信息預(yù)測法、中子誘導(dǎo)地層自然伽馬能譜法和正演模擬法等。最準(zhǔn)確直接求取地層水礦化度的方法是地層水分析方法,不過該方法往往因為巖石地層水采樣費時費力,無法大范圍使用。而地區(qū)經(jīng)驗法則是基于以往地層水資料所得,如果地層水礦化程度變動很大則其精確度也有限。

自然電位法[19-23]基于自然電位的異常幅度間接計算地層水電阻率與礦化度含量之間的關(guān)系,理論比較完善,但計算繁瑣。電阻率-孔隙度組合法[24-26]根據(jù)Archie公式反推[19]間接計算地層水電阻率,計算簡單。核磁共振測井利用質(zhì)量增益參數(shù)Q與地層水礦化度建立關(guān)系對地層水礦化度進行預(yù)測[27-28]。利用中子誘導(dǎo)的自然伽馬能譜進行地層水礦化度計算時,將Cl元素視為地層水礦化度的指示元素,通過建立Cl元素計數(shù)與地層水礦化度的關(guān)系計算礦化度[29]。由于壓實和沉積作用,鄰近的泥巖性質(zhì)和儲層地層水性質(zhì)相似,可以通過儲層鄰近泥巖孔隙度、水層礦化度預(yù)測儲層中地層水礦化度[30-33]。在常規(guī)地層中測井正演模擬可利用Archie模型等傳統(tǒng)導(dǎo)電模型估算地層水電導(dǎo)率[39-41]。

1.1 自然電位法求地層水電阻率

1.1.1自然電位測井原理

自然電位的產(chǎn)生是由正負離子的擴散形成,因此,可以利用自然電位測井資料計算地層水礦化度。一般認為地層水中最主要的鹽為NaCl、NaHCO3、MgCl2和CaCl2等,其在水溶液中完全電離。

在儲層即砂巖中,黏土礦物較少導(dǎo)致幾乎沒有離子雙電層。測井過程中當(dāng)原狀地層水含鹽濃度(Cw)大于沖洗帶鉆井液濾液含鹽濃度(Cmf)時,2種溶液的接觸面可視為由無數(shù)細小的孔隙組成的半透膜,由于濃度差會發(fā)生離子擴散并且正負離子擴散速度不同,最終導(dǎo)致在鉆井液濾液一側(cè)形成負電,原狀地層水一側(cè)形成正電,即形成擴散電動勢。

(1)

式中,Ed為擴散電動勢,mV;Rmf為鉆井液濾液電阻率,Ω·m;Rw為地層水電阻率,Ω·m;Kd為擴散電動勢系數(shù),無量綱,與正負離子遷移率和溫度有關(guān),當(dāng)溫度溶液類型固定時為常數(shù)。

在砂泥巖剖面井內(nèi),由于含有黏土礦物,會產(chǎn)生離子雙電層,雙電層擴散層中陽離子發(fā)生擴散,由擴散過程形成的電位差稱為擴散吸附電動勢。

(2)

式中,Eda為擴散吸附電動勢,mV;Kda為擴散吸附電位系數(shù),無量綱,與正負離子遷移率和溫度有關(guān)。

1.1.2自然電位的計算

完全含水巖石的靜自然電位為

(3)

式中,SSP為靜自然電位,mV;k為自然電位系數(shù),無量綱,與溶液絕對溫度和離子交換量有關(guān)。

綜合各種測井資料,當(dāng)?shù)貙铀V化度基本不變,層厚3 m以上時,地層電阻率最小。完全不含油氣的地層對應(yīng)的自然電位異常幅度最大值一般視為SSP,或一般將較純砂巖與較純泥巖對應(yīng)的自然電位值的差視為SSP。

事實上,地層水中礦化度與地層水電阻率并非簡單的線性關(guān)系,在對數(shù)坐標(biāo)系上也不會始終保持直線的對應(yīng)關(guān)系,但是地層水等效電阻率(Rwe)與其礦化度在對數(shù)坐標(biāo)系中一直都是線性的[21],鉆井液濾液等效電阻率(Rmfe)與其礦化度在對數(shù)坐標(biāo)系中也是線性的,因此,式(3)改寫成為

(4)

1.1.3自然電位系數(shù)k的計算

為了便于計算自然電位系數(shù),將式(4)的k值表示為地層溫度的函數(shù)

k=70.7(237+T)/298

(5)

式中,T為地層溫度, ℃。

T1=T0+G·D/100

(6)

式中,T1為給定深度處的地層溫度, ℃;T0為地表恒溫層平均溫度(中國的標(biāo)準(zhǔn)平均溫度為18 ℃);D為地層中部深度,m;G為地溫梯度(每100 m增加的溫度), ℃/100 m[34]。

1.1.4等效電阻率的計算

由式(4)得到鉆井液濾液等效電阻率。

(7)

式中,鉆井液濾液等效電阻率(Rmfe)可查圖版得到。

由式(8)得到地層水等效電阻率。

(8)

自然電位方法的理論較為完善,但是計算復(fù)雜并且容易受到鉆井液、圍巖以及過濾電位的影響[35-36]。

1.2 電阻率-孔隙度組合法求地層水電阻率

電阻率-孔隙度組合法利用Archie公式的推導(dǎo)變形求取地層水電阻率,這是目前計算地層水電阻率最常用的方法。但利用電阻率-孔隙度組合法求取地層水電阻率時解釋層段必須選用層厚大、含水率為100%的標(biāo)準(zhǔn)水層,并且具有較大的孔隙度。解釋層段還應(yīng)是純砂巖地層,當(dāng)?shù)貙觾?nèi)存在泥質(zhì)時會造成導(dǎo)電能力增加,加大計算誤差。

電阻率-孔隙度組合法利用Archie公式反演得到地層水電阻率與含水飽和度(Sw)、地層真實電阻率(Rt)、有效孔隙度(φ)、膠結(jié)指數(shù)(m)、巖性系數(shù)(a、b)與飽和度指數(shù)(n)之間的關(guān)系。地層水電阻率與含水飽和度、地層真實電阻率、孔隙度、膠結(jié)指數(shù)、飽和度指數(shù)成正比,與巖性指數(shù)(a、b)成反比。通過測井資料,讀出所需的參數(shù),帶入推導(dǎo)出來的公式,計算得出地層水電阻率。

(9)

在含水率為100%的標(biāo)準(zhǔn)水層處,此時Sw=1,n=1。根據(jù)式(9)Rt與Rw呈正比,令A(yù)rchie公式中巖性系數(shù)a=b=1,則

Rw=Rtφm

(10)

根據(jù)電阻率—孔隙度交會圖(見圖1),找到水線,任取一點,讀出該點的孔隙度和電阻率,進而求出地層水電阻率。鄰近泥巖預(yù)測的方法適用于地層水成分含量變化幅度小并且解釋層段含有標(biāo)準(zhǔn)水層的砂巖地區(qū)(泥質(zhì)含量較低)[37]。

圖1 電阻率—孔隙度交會圖法確定地層水電阻率

1.3 核磁共振測井預(yù)測地層水電阻率

核磁共振測井提供了一種獨立的孔隙度測量方法,廣泛用于儲層流體的識別和定量評價。由于核磁共振測井探測深度淺,因此,利用核磁共振測井測得的含水飽和度代表了侵入層的含水飽和度。

為了進行質(zhì)量控制,核磁共振測井提供質(zhì)量增益參數(shù)(Q),如果將核磁共振測井儀器(MReXSM)置于高電阻的環(huán)境中,則Q值是對儀器諧振電路(天線)性能的衡量,且與諧振頻率有關(guān)。由于溫度會影響電路元件(電感、電容和電阻)的性能,所以Q值也受溫度的影響。由此可見,Q值受到儀器電路以及由于導(dǎo)電損失造成的井眼和地層負載的影響。Q值可以通過實驗和建模來確定,另一方面,環(huán)境和地層載荷對Q值的影響可以用來估算地層礦化度。

(1)根據(jù)Q值確定近井電阻率(見圖2),每個地區(qū)均有其對應(yīng)關(guān)系。

圖2 某井質(zhì)量增益與地層淺電阻率關(guān)系圖

lgRxo,shallow=ζlgQ+η

(11)

式中,Rxo,shallow為視淺電阻率,Ω·m;ζ、η均為地區(qū)經(jīng)驗系數(shù)。

(2)基于核磁共振測井的流體分型技術(shù),確定與含油氣孔隙度相對應(yīng)的部分孔隙度,并使用核磁共振測井確定的總孔隙度和含油氣孔隙度之間的差異作為含水孔隙度[42]。假設(shè)儲層的含油氣孔隙度具有極大的電阻率,從而可以將其含水孔隙度與沖洗帶電阻率、Q的測量結(jié)果進行關(guān)聯(lián)。

(3)結(jié)合基于核磁共振測井的沖洗帶電阻率,并使用Pickett-plot圖版(見圖3、圖4),確定地層水電阻率Rw。雖然核磁共振測井的響應(yīng)信號比較微弱,常常導(dǎo)致高信噪比的情況出現(xiàn),但Q值不會出現(xiàn)相同的問題,因為測量Q值不會直接檢測到核磁共振質(zhì)子信號。Q值是測井儀器和井眼環(huán)境共同作用下的值,需要通過實驗建模排除儀器電路的影響,同時進行環(huán)境校正[42]。對于電阻率較大的地層,Q值對地層電阻率比較敏感,反之則不夠敏感,所以此方法適用于油基鉆井液。

圖3 純砂巖Pickett-plot圖版

圖4 泥質(zhì)砂巖Pickett-plot圖版

1.4 中子俘獲自然伽馬能譜預(yù)測地層水電阻率

氯含量是衡量地層水礦化度的一個關(guān)鍵指標(biāo)。氯和其他地層元素的特征自然伽馬射線在俘獲自然伽馬能譜上重疊。利用加權(quán)最小二乘法,可以求解特定能量范圍的俘獲譜,從而得到與氯有關(guān)的自然伽馬計數(shù),然后用熱中子計數(shù)比計算地層孔隙度。結(jié)合與氯有關(guān)的自然伽馬計數(shù)、熱中子計數(shù)和孔隙度,導(dǎo)出水的鹽度。同時,自然伽馬射線時間譜的地層電導(dǎo)率信息可作為地層水礦化度結(jié)果的參考參數(shù)。

在中子俘獲自然伽馬能譜測井過程中,脈沖中子源(D -T發(fā)生器)發(fā)射的中子與工具周圍的核素相互作用,中子能量將衰減到熱中子階段(0.025 eV)。通過非彈性散射和熱中子俘獲誘導(dǎo)自然伽馬射線。在熱中子俘獲反應(yīng)中,接近平衡溫度的中子被目標(biāo)核(如Cl、H、Si等)吸收,并釋放出一組不同的特征自然伽馬射線能量去激發(fā)。與地層礦化度密切相關(guān)的氯元素與常見的地層元素(Si、Ca、Fe、Na)相比具有較高的熱中子俘獲截面(見圖5)。因此,地層水礦化度可以通過氯發(fā)出的自然伽馬射線計數(shù)確定。

圖5 元素俘獲截面比較*非法定計量單位,1 b=10-28 m2

但地層水中氯元素的含量低于地層基質(zhì)中Si、Ca、Fe元素的含量,能譜中的氯特征自然伽馬射線峰也會受到其他元素的影響,特別是在低能量范圍(康普頓散射平臺重疊)。因此,采用最小二乘法進行能譜分析,選擇能量范圍5.2～7.8 MeV進行氯特征自然伽馬射線產(chǎn)率計算。模擬5.2～7.8 MeV的單元素自然伽馬能譜設(shè)為矩陣A。矩陣數(shù)據(jù)的每一列表示單元素在不同能量倉中的自然伽馬射線計數(shù)。將檢測到的光譜設(shè)為向量X,則不同元素(包括氯元素)的特征自然伽馬射線計數(shù)(向量Y)為

Y=(ATA)-1ATX

(12)

理論上,計算得到氯的自然伽馬射線數(shù)(ycl)由氯的含量和熱中子通量決定。計算地層水礦化度需要考慮井眼水礦化度(Cw0)和地層孔隙度(φF)。通過試井作業(yè)和井眼測試結(jié)果可以確定井眼水礦化度。地層孔隙度可以通過密度、中子孔隙度或聲波孔隙度計算。因此,地層礦化度可用下式計算

(13)

式中,SAL為地層水礦化度,mg/L;K1和K2由已知礦化度和孔隙度的實驗井標(biāo)定;Nth為熱中子通量。

利用該方法計算地層水礦化度不受油基鉆井液或水基鉆井液的影響,應(yīng)用范圍較廣。但其受到巖性、孔隙度和井眼流體鹽度效應(yīng)的影響,需要利用特定方法進行校正,計算較為復(fù)雜繁瑣。

1.5 儲層鄰近泥巖信息預(yù)測地層水礦化度

利用電阻率-孔隙度組合法求地層水電阻率,主要是利用Archie公式的變形計算得出結(jié)果,但Archie公式只適用于純砂巖地層。當(dāng)?shù)貙又写嬖谀噘|(zhì)時,地層會存在較大的導(dǎo)電性,在利用Archie公式計算地層水電阻率時誤差會變大。而在地質(zhì)沉積的過程中,砂巖內(nèi)的地層水會以束縛水的形式吸附在泥巖中,所以其束縛水的電阻率與儲層內(nèi)地層水電阻率大致相同,其束縛水的電阻率變化可以反應(yīng)儲層地層水電阻率的變化[29-37],故地層中存在泥質(zhì)時,可利用儲層鄰近泥巖信息預(yù)測地層水電阻率。由于地層水電阻率的計算與孔隙度、飽和度等因素都有關(guān)系,且孔隙度可以利用聲波測井中的聲波時差進行計算,故通過分析鄰近泥巖段電阻率與儲層地層水電阻率的測井資料,得到鄰層泥巖電阻率、聲波時差和儲層地層水電阻率之間的聯(lián)系,并且推導(dǎo)出其中存在的函數(shù)關(guān)系。

圖6是當(dāng)聲波時差處于不同范圍時,儲層地層水電阻率與鄰近泥巖段電阻率之間的關(guān)系圖版。由圖6可見,儲層地層水電阻率隨著鄰近泥巖段電阻率的升高而升高,呈正相關(guān)關(guān)系。當(dāng)聲波時差大于300 μs/m時,變化速度最快。圖7是鄰近泥巖段電阻率與儲層地層水電阻率的比值與泥巖聲波時差之間的關(guān)系圖版。由圖7可見,縱軸數(shù)值與橫軸數(shù)值呈負指數(shù)相關(guān),縱軸數(shù)值低時聲波時差變化幅度較大,縱軸數(shù)值高時聲波時差變化幅度較小。

圖6 地層水電阻率與鄰近泥巖段電阻率的關(guān)系

圖7 泥巖段電阻率與地層水電阻率的比值與泥巖聲波時差關(guān)系

1.6 正演模擬預(yù)測地層水電導(dǎo)率

在常規(guī)無黏土地層中,使用Archie模型等傳統(tǒng)導(dǎo)電模型估算地層水電導(dǎo)率。在這個模型中,假設(shè)鹽水單獨構(gòu)成巖石內(nèi)部的導(dǎo)電網(wǎng)絡(luò),巖石內(nèi)部的導(dǎo)電網(wǎng)絡(luò)是均勻的。在含有大量黏土、黃鐵礦或其他導(dǎo)電巖石組分的巖石中,巖石導(dǎo)電組分僅為鹽水的假設(shè)不成立。而富含有機質(zhì)的泥巖在巖石組構(gòu)(即巖石組分的空間分布)方面很復(fù)雜[38-39],傳統(tǒng)導(dǎo)電模型估算地層水電阻率不適用,這影響了油氣儲量的估算,同時也影響了電阻率測量。故引進正演模擬的方法計算地層水電導(dǎo)率。富含有機質(zhì)的泥巖電阻率正演模擬工作流程中的正演模型包括應(yīng)用孔隙組合建模理論[38]來計算巖石的電導(dǎo)率,包括黏土、干酪根、黃鐵礦和黏土束縛水的電導(dǎo)率。用正演模型估計富含有機質(zhì)的泥巖電阻率需要按順序執(zhí)行以下步驟。

(1)黏土是以鹽水為背景介質(zhì)中的第1個包裹體。計算黏土和鹽水混合物的電導(dǎo)率需要輸入黏土和鹽水的電導(dǎo)率值,歸一化成鹽水和黏土體積的鹽水量,以及與包裹體有關(guān)的幾何模型參數(shù)(去極化因子)。

(14)

式中,σw,c為鹽水和黏土混合物的電導(dǎo)率,S/m;σw為鹽水的電導(dǎo)率,S/m;σc為黏土的電導(dǎo)率,S/m;Mw,c為歸一化后的鹽水和黏土混合物的體積濃度;Lc為包含物幾何形狀的函數(shù),無量綱。

(2)進入黏土和鹽水介質(zhì)中的下一個包裹體是黃鐵礦。計算黃鐵礦、黏土和鹽水的混合物電導(dǎo)率,需要輸入黏土和鹽水混合物的電導(dǎo)率和黃鐵礦的電導(dǎo)率。其他輸入?yún)?shù)包括鹽水和黏土的體積濃度歸一化值,以及與黃鐵礦夾雜物相關(guān)的幾何模型參數(shù)(去極化因子)。

(15)

式中,σw,c,p為鹽水、黏土和黃鐵礦混合物的電導(dǎo)率,S/m;σp為黃鐵礦的電導(dǎo)率,S/m;Mw,c,p為歸一化后的鹽水、黏土和黃鐵礦混合物的總體積濃度;Lp為與黃鐵礦夾雜物相關(guān)的幾何模型參數(shù),無量綱。

(3)干酪根是下一個進入黏土、鹽水和黃鐵礦介質(zhì)中的包裹體。計算這種有效介質(zhì)的電導(dǎo)率需要輸入上一步中混合物的電導(dǎo)率、干酪根的電導(dǎo)率以及鹽水、黏土和黃鐵礦混合物的體積濃度歸一化后的值,包括與包裹體有關(guān)的幾何模型參數(shù)(去極化因子)。

(16)

式中,σw,c,p,k為鹽水、黏土、黃鐵礦和干酪根的混合物的電導(dǎo)率,S/m;σk為干酪根的電導(dǎo)率,S/m;Mw,c,p,k為鹽水、黏土和黃鐵礦混合物的體積濃度歸一化后的值;Lk為與干酪根包裹體有關(guān)的幾何模型參數(shù),無量綱。

(4)其余的不導(dǎo)電顆粒在包裹體中被添加到黏土、鹽水、黃鐵礦和干酪根的介質(zhì)中。計算這種有效介質(zhì)的電導(dǎo)率(巖石的電導(dǎo)率),需要輸入上一步中混合物的電導(dǎo)率、不導(dǎo)電顆粒的電導(dǎo)率以及鹽水、黏土、黃鐵礦和干酪根混合物的體積濃度歸一化后的值,其幾何模型參數(shù)(去極化因子)與非導(dǎo)電顆粒進入介質(zhì)有關(guān)。

(17)

式中,σw,c,p,k,n為合并后鹽水混合物的電導(dǎo)率,S/m;σn為導(dǎo)電組件的電導(dǎo)率,S/m;Mw,c,p,k,n為鹽水、黏土、黃鐵礦、干酪根混合物的體積濃度歸一化的值;Ln為與非導(dǎo)電顆粒夾雜到混合物相關(guān)的幾何模型參數(shù),無量綱。

1.7 地層水礦化度與電阻率轉(zhuǎn)換

圖8為斯倫貝謝公司制作的地層水電阻率、礦化度、溫度的關(guān)系圖版。知道電阻率、礦化度和溫度之中的任意2個量,由圖版可求出另外一個量。

圖8 地層水電阻率與溫度和礦化度的關(guān)系圖版

2 自然電位法求取地層水礦化度的實例

圖9為東部某油田XX井的測井綜合解釋圖。XX井水資料分析礦化度為31 470 mg/L。由圖9可知2 122.8～2 128.6 m層段為含水砂巖層,Ed為21.63 mV;2 291.7～2 303.3 m層段為泥巖層,Eda為75.61 mV,代入式(3)得到SSP為-53.98 mV。2個層段深度均大于800 m,研究區(qū)地表恒溫層平均溫度T0為10 ℃,地溫梯度G為2.1 ℃/100 m,水層深度取中部深度2 126.5 m,代入式(6)、式(7)得地層溫度T為54.656 5 ℃,自然電位系數(shù)k為77.735 7。

圖9 XX井測井解釋成果圖*非法定計量單位,1 mD=9.87×10-4 μm2

鉆井液密度為1.08 g/cm3、溫度為20.3 ℃,則鉆井液電阻率為1.12 Ω·m,代入式(8)可得Rwe為0.103 6 Ω·m,由地層水電阻率與溫度和礦化度的關(guān)系圖版可知Cw為36 287.376 mg/L。將自然電位法的計算結(jié)果與水資料分析結(jié)果對比可知,測井資料間接計算地層水礦化度的方法誤差較小,具有較高的可信度。

3 結(jié)論與展望

(1)介紹了在咸水層中利用自然電位法、電阻率-孔隙度組合法、核磁共振測井Q值法、中子俘獲自然伽馬能譜測井、儲層鄰近泥巖信息正演模擬預(yù)測地層水電導(dǎo)率以及6種測井方法計算地層水電阻率,從而間接計算地層水礦化度的方法。

(2)影響地層水電阻率的因素眾多,地層水電阻率與溫度呈負相關(guān)的關(guān)系,而地層壓力的增加會影響溫度;同時鹽離子的種類也會導(dǎo)致地層水電阻率的變化,相同含量的不同種類離子也會使地層水電阻率不同。即影響地層水電阻率的因素復(fù)雜,地層水礦化度只是眾多影響因素的主要方面。

(3)目前地層水電阻率與地層水礦化度并沒有明確的轉(zhuǎn)換關(guān)系,大多依賴地層水分析而確定的電阻率—礦化度圖版,這一方面還需要更多的研究。