致密砂巖氣藏充注模擬實驗及氣藏特征
——以川中地區上三疊統須家河組砂巖氣藏為例

2020-04-14 06:26:38謝增業楊春龍王小娟郝翠果國建英郝愛勝

天然氣工業 2020年11期

謝增業楊春龍李劍金惠王小娟郝翠果張璐國建英郝愛勝

1.中國石油勘探開發研究院 2.中國石油天然氣集團有限公司天然氣成藏與開發重點實驗室3.中國石油西南油氣田公司勘探開發研究院

0 引言

致密砂巖氣是中國天然氣重要的組成部分之一[1-2]，并且隨著天然氣勘探的不斷深入和資源劣質化的加劇，其占比還將逐漸增大。截至2018 年底，我國探明致密砂巖氣儲量為5.5×1012m3，占全國天然氣探明總儲量（12.3×1012m3）的45%。天然氣在低孔、低滲—特低滲致密砂巖儲層中的流動性差，使得氣藏中的氣、水關系復雜[3-5]。2005 年以來，已在四川盆地中部（以下簡稱川中地區）上三疊統須家河組發現廣安、合川、安岳、充西及蓬萊等一批大中型氣田（藏），天然氣儲量規模達萬億立方米[6-8]，但氣藏普遍含水，含水飽和度介于20%～60%（主峰介于35%～50%），含氣飽和度介于40%～80%（主峰介于50%～65%）。川中地區須家河組烴源巖總生氣強度一般小于20×108m3/km2[9]，其中，須家河組一段、二段生烴強度大多小于5×108m3/km2[10]。低生氣強度區（生氣強度小于20×108m3/km2）形成低含氣飽和度大中型氣田的關鍵控制因素和如何來定量表征含氣飽和度與主控因素的關系是亟待解決的難題。盡管早期的研究認為致密砂巖氣具有“源儲交互疊置、孔縫網狀輸導、近源高效聚集”[9]以及大面積“連續型”[11]成藏機制，但仍不能合理解釋低生氣強度區高含水大中型氣田的本質特征。針對這一問題，筆者在分析總結前人的研究成果及須家河組致密砂巖常規儲層物性的基礎上，應用基于低場核磁共振與高壓驅替裝置有機結合的天然氣運聚模擬實驗設備，開展了川中地區須家河組致密砂巖在不同驅替壓力下氮氣驅替水過程的無損在線動態模擬實驗，研究不同壓力下氣、水在巖石中的賦存及流動特征，定量表征流體飽和度與充注壓力、巖石孔徑等的關系，深化致密砂巖氣富集機理的認識，以期為拓展須家河組乃至其他地區致密砂巖氣的勘探領域提供理論技術支持。

1 地質背景

四川盆地須家河組是在中三疊世雷口坡期侵蝕面基礎上沉積的陸相煤系碎屑巖，上覆地層為下侏羅統珍珠沖組雜色或紫紅色泥砂巖，下伏地層為中三疊統雷口坡組碳酸鹽巖。地層自西向東逐漸抬升，為一平緩大斜坡（傾角介于2°～3°）。須家河組自下而上可細分為6 個巖性段，依次定名為須一段（T3x1）、須二段（T3x2）、須三段（T3x3）、須四段（T3x4）、須五段（T3x5）和須六段（T3x6）[12]，其中，T3x1、T3x3、T3x5以煤系泥巖為主，是主要的烴源層，各段內泥巖層間的砂巖也可以成為儲集層；T3x2、T3x4、T3x6以砂巖為主，是主要的儲集層，各層段內砂巖層間的少量薄煤層（煤線）或碳質泥巖也可以成為烴源層。烴源層和儲集層的交替發育構成了須家河組獨特的源儲交互疊置結構（圖1）[9,13]，是烴源巖生成的油氣就近運移聚集成藏的重要地質基礎[14]。須家河組烴源巖總生氣強度大于50×108m3/km2的區域主要分布在川西中南部地區，川中—川西過渡帶為20×108～50×108m3/km2，盆地中東部廣大地區以小于20×108m3/km2為主（圖1），尤其是川中地區，各層段的生氣強度均較低，T3x1、T3x3和T3x5生氣強度分別為1×108～4×108m3/km2、2×108～4×108m3/km2和5×108～10×108m3/km2[10]。T3x2、T3x4、T3x6儲層巖石類型均主要為長石石英砂巖、長石巖屑砂巖和巖屑石英砂巖，只是T3x6儲層的巖屑石英砂巖相對比例略大；儲集空間為殘余原生粒間孔隙、次生溶孔（包括粒間溶孔、粒內溶孔）和裂縫；孔隙度均主要介于5%～10%；滲透率主要介于0.01～1.00 mD[15]。杜金虎等[15]將須家河組儲層孔隙結構分為4類：Ⅰ類孔隙度大于12%，主力孔喉介于0.250～6.136μm；Ⅱ類孔隙度介于10%～12%，主力孔喉介于0.025～2.611 μm；Ⅲ類孔隙度介于7%～10%，主力孔喉介于0.025～1.022 μm；Ⅳ類孔隙度小于7%，主力孔喉0.007～0.406 μm，并認為第Ⅱ、Ⅲ類是須家河組儲層的主要孔隙結構類型。

2 模擬實驗樣品與方法

2.1 模擬實驗樣品

模擬實驗樣品采自川中地區安岳、合川、蓬萊和金華等氣田或者含氣構造，樣品的基本物性參數如表1 所示。驅替用氣體為氮氣。

2.2 實驗方法原理與條件

核磁共振主要測量巖石孔隙中含氫流體的弛豫特征，是一種快速、無損的分析技術[16]。通過檢測儲層流體中的氫質子在磁場中產生的共振信號，不僅可獲得儲層的有效孔隙度、滲透率等常規物性參數[17]，而且可以定量表征樣品的孔隙結構（孔徑分布）[16,18-22]、巖石中流體的賦存狀態[23]、束縛流體及可動流體飽和度[17,24-26]等重要參數。

圖1 四川盆地須家河組氣藏分布及生儲蓋層組合柱狀圖

表1 四川盆地須家河組致密砂巖模擬實驗樣品儲層物性參數表

孔隙流體的橫向弛豫時間（T2）主要受自由弛豫、表面弛豫和擴散弛豫的影響，可以用式（1）表示[27-28]。

式中T2是孔隙流體的橫向弛豫時間，ms；T2B是橫向自由弛豫時間，ms；T2S是橫向表面弛豫時間，ms；T2D是橫向擴散弛豫時間，ms。

自由弛豫是流體本身的核磁共振弛豫性質，它由流體的物理性質（黏度、化學成分等）決定，同時還受溫度、壓力等環境因素的影響。表面弛豫是孔隙中的流體分子與固體顆粒表面不斷碰撞造成能量衰減的過程，其表達式為[29]：

式中ρ2表示巖石橫向表面弛豫強度，cm/ms；S表示孔隙的表面積，cm2；V表示孔隙的體積，cm3。

存在固定磁場梯度時，分子擴散引起的增強橫向弛豫速率稱為擴散弛豫，其表達式為[30]：

式中D表示流體的擴散系數，cm2/s；γ表示氫核的旋磁比，無量綱；G表示磁場梯度，T/cm；TE表示脈沖序列（Carr Purcel Meiboom Gill，簡稱CPMG）的回波間隔時間[28]，ms。

由于T2B的數值通常介于2 000～3 000 ms，要比T2大得多，并且主磁場是均勻場（G=0），TE使用最小回波間隔，因此T2D和T2B可以忽略，如式（4）[29-30]。

式中Fs表示幾何形狀因子。球狀孔隙，Fs=3；柱狀孔隙，Fs=2。

濕陷性黃土地質、液化地質、軟土等不良地質對管道埋深也有一定影響。但是，以往的設計工作者由于地質條件和水文資料不好把握，所以在設計時一般都忽略這些因素，這也是今后設計和施工單位需密切關注的一個工作重點。

由式（4）可知，孔隙內流體的弛豫時間和孔隙半徑呈正相關關系，孔隙越小，比表面積越大，表面相互作用的影響越強烈，T2時間也越短。因此，可利用T2分布來評價孔隙大小及其孔徑分布。

模擬實驗由中國石油天然氣集團有限公司天然氣成藏與開發重點實驗室完成。使用的設備是高溫高壓一維驅替模擬與低場核磁共振分析儀聯機在線檢測的天然氣成藏與開發可視化動態模擬系統（MacroMR12-150H-HTHP-I），核磁共振分析儀主頻為12 MHz，專用巖心夾持器耐溫為150 ℃，耐壓70 MPa[31]。該設備的主要優勢是實現了設備允許范圍內任意溫度壓力下的連續無損在線檢測，可定量表征巖石含氣飽和度與充注壓力、巖石物性參數（尤其是孔徑大小）之間的關系，省去了研究可動流體飽和度的離心環節[32]或常規驅替過程與核磁共振分析各自獨立進行的繁瑣環節[23,26]，也提高了實驗結果的精度。

實驗是在室溫下進行的，主要實驗步驟如下：①將選取的樣品進行烘干、抽真空，在30 MPa 下加壓飽和水24 h，使巖心孔隙中充分飽和水。②將已飽和水的巖樣裝進由聚四氟乙烯材料構成的高溫高壓無磁巖心夾持器中，并連接好巖心夾持器兩端氣路。③測試巖心飽和水狀態的T2譜，主要測試參數為回波間隔0.300 ms，等待時間40 000 ms，回波個數15 000，累加次數64。④測試不同充注壓力下巖心剩余水狀態的T2譜。根據實驗需要設計若干驅替壓力點，從低壓開始，檢測每個壓力點的T2譜；每個壓力點需重復多次檢測，選取T2譜不再變化或變化較小時的檢測結果代表該壓力點的T2譜值；其他壓力點的T2譜依照同樣的流程進行檢測。⑤根據不同驅替壓力下得到的T2譜數據可以計算出巖心的孔徑分布、含水（氣）飽和度等參數。

3 實驗結果

3.1 巖石孔隙內水賦存特征

每一塊巖樣完全飽和水（0 MPa）的T2譜曲線與橫坐標軸所圍成的包絡面積代表全部充填水的孔隙（連通孔隙）空間，此時含水飽和度為100%[23]。同樣，不同驅替壓力下每條T2譜曲線的包絡面積代表的是該狀態下水所充填的孔隙空間，此時的含水飽和度即為該狀態下巖石中的殘余水飽和度，完全飽和水的T2譜曲線與某一壓力下的T2譜曲線所包圍的面積代表了該壓力驅動所引起的可動水的變化量。從T2弛豫時間與巖石孔徑大小的對應關系可知，T2弛豫時間越大，表明巖樣的大孔徑所占比例越高[33-34]。

將岳12 井和金華2 井各3 塊不同孔滲的巖樣在不同含水狀態下的核磁T2譜曲線列于圖2。由圖2可見，不同巖樣T2譜曲線分布形態差異很大。多數T2譜為雙峰形態，且孔隙度、滲透率相對高樣品的曲線右峰（T2弛豫時間長）較大，包絡面積大，說明其大孔隙較多，其中的水可動性強；孔隙度、滲透率越低的巖樣，曲線右峰越小，以左峰（T2弛豫時間短）為主，包絡面積小，以小孔隙為主，其中水的可動性差。岳12-1、岳12-2 為單峰或近于單峰形態，包絡面積大，說明其大孔隙較多，其中的水可動性強。

圖2 須二段致密砂巖在不同驅替壓力下的T2 譜曲線圖

比較不同壓力下的T2譜曲線（圖2）可以發現，隨著驅替壓力的增大，同一巖樣的T2譜曲線逐漸向左下方移動，說明氣體驅替致密砂巖孔隙中水的過程是“漸進式”的，在相對低壓下即可驅替出巖樣中較大孔徑的孔隙中水，此時相對小孔徑孔隙中的水仍然殘留在巖樣中；隨著驅替壓力的增大，則可以逐步將不同孔徑孔隙中的可動水甚至束縛水依次驅出。因此，根據完全飽和水與某一壓力的T2譜曲線之間的面積分布及大小可定量表征可動水來自哪些孔隙空間及相應的量。總體上，有隨巖樣孔隙度、滲透率增大，可動水比例增大、最終殘余水飽和度降低的趨勢，如蓬萊7 井2 個孔隙度、滲透率相對較高的樣品，其最終剩余含水飽和度最低，介于11%～23%；金華2 井3 個樣品物性條件相對較差，其最終剩余含水飽和度最高，介于35%～53%；岳12 井2 個樣品的物性居中，其最終剩余含水飽和度（22%～27%）介于兩者之間（圖3）。

3.2 巖石孔徑分布特征

圖3 須二段致密砂巖儲層含水飽和度與驅替壓力關系圖

由式（4）可見，孔隙半徑r與核磁T2值成正比，它們之間存在一個系數C（Fs·ρ2）。對于一個巖心樣品而言，巖石橫向表面弛豫強度ρ2、孔隙形狀因子Fs均可近似看作是常數，因此系數C也應是一個定值，C值確定后即可將核磁共振T2值換算為孔隙半徑。許多學者將核磁共振T2值與壓汞實驗方法相結合來確定C值[18-21]。筆者通過壓汞與核磁方法得到的須家河組致密砂巖C值為0.035 μm/ms，并利用C值將核磁共振T2值換算為孔隙半徑。計算結果表明，不同區域須家河組儲層孔徑主要介于0.010～10.000 μm（主峰介于0.010～1.000 μm，其中孔隙度大于7%孔徑介于0.010～1.000 μm 的樣品占總孔喉的56%～75%），小于0.010 μm 和大于10.000 μm 的孔徑所占比例較小（圖4）。該結果與本文參考文獻[15]利用多種資料確定的須家河組不同級別儲層主力孔喉分布范圍（孔徑介于0.025～2.611 μm 占總孔喉的65%～70%）接近。不同孔徑的發育程度直接影響儲層儲集性能的好壞，實際上決定其對儲層最終含氣飽和度大小的貢獻比例。

圖4 須二段致密砂巖儲層孔徑頻率分布直方圖

3.3 不同孔徑儲集空間對含氣飽和度的貢獻

圖5 為蓬萊7-1 樣品在不同驅替壓力下各孔徑范圍的累計含氣飽和度變化趨勢圖。由圖可見，該樣品累計含氣飽和度為89.0%，對總含氣飽和度貢獻最大的是孔徑介于0.100～1.000 μm 的儲集空間，占39.4%；其次是孔徑介于1.000～10.000 μm 的儲集空間，占32.0%；孔徑介于0.010～0.100 μm 的儲集空間也有較大貢獻，占22.0%；孔徑大于10.000 μm 和小于0.010 μm 的儲集空間貢獻分別為4.5%和2.0%。這些孔徑對含氣飽和度的貢獻大小與其在整個巖樣孔徑分布中所占比例密切相關，如孔徑介于0.100～1.000 μm、1.000～10.00 μm 和0.010～0.100 μm 在整個孔徑分布中的比例分別為38.4%、29.0%和25.7%（圖4）。其他樣品對含氣飽和度貢獻大的也主要是孔徑介于0.010～10.000 μm 的儲集空間，只是不同樣品各自的比例不同而已（表2）。不同孔徑儲集空間對含氣飽和度的貢獻比例與該孔徑在巖樣中所占比例具有較好的相關性（圖6），如1.000～10.000 μm 和0.010～0.100 μm 的孔徑，含氣飽和度貢獻比例與孔徑占比之間的判定系數為0.882 1 和0.842 3；而10.000～100.000 μm 和0.001～0.010 μm 的判定系數分別為0.835 6 和0.929 0。這說明孔徑大小對含氣飽和度大小起非常重要作用，對須家河組含氣飽和度貢獻最大的是孔徑0.100～10.000 μm的儲集空間。

表2 須二段砂巖儲層不同孔徑儲集空間的含氣飽和度貢獻統計表

圖5 蓬萊7-1 樣品砂巖儲層不同孔徑的含氣飽和度與充注壓力關系圖

圖6 不同孔徑的含氣飽和度貢獻比例與孔徑占比關系圖

4 須家河組致密砂巖氣藏特征

4.1 須家河組氣藏含氣飽和度

川中地區已發現的須家河組氣藏普遍呈現低含氣飽和度的特征，含氣飽和度介于40%～80%，主體介于50%～65%[31]（圖7-a）。層系上，T3x6氣藏含氣飽和度基本小于60%（圖7-b）；T3x4和T3x2氣藏含氣飽和度均以50%～65%為主（圖7-a），但不同氣藏略有差異。如T3x4氣藏含氣飽和度介于50%～65%的比例，充西氣田為77.8%、荷包場氣田為80.4%、廣安氣田為86.1%（圖7-c）；含氣飽和度小于50%的比例，充西氣田為0、荷包場氣田為6.7%、廣安氣田為10.2%；含氣飽和度大于65%的比例，充西氣田為22.2%、荷包場氣田為12.8%、廣安氣田為3.7%。T3x2氣藏含氣飽和度介于50%～65%的比例，蓬萊氣田為82.5%、合川氣田為81.2%、安岳氣田為78.0%、荷包場氣田為76.8%（圖7-d）；含氣飽和度小于50%的比例，蓬萊氣田為9.7%、合川氣田為2.9%、安岳氣田為8.5%、荷包場氣田為15.5%；含氣飽和度大于65%的比例，蓬萊氣田為7.8%、合川氣田為15.9%、安岳氣田為13.3%、荷包場氣田為7.7%。這些氣藏含氣飽和度較低也就意味著含水飽和度較高，氣水分布整體呈現區域大面積含氣、氣水混雜分布、氣水界限不明顯等特征[4-5]。

4.2 須家河組天然氣規模富集機制

圖7 須家河組氣藏含氣飽和度分布直方圖

小壓差驅動與相對大孔徑空間儲集的耦合是低生氣強度區致密砂巖形成高含水飽和度大中型氣田的重要機制。早期的研究已從定性、半定量角度討論了須家河組天然氣近源聚集[9,14]以及大面積“連續型”[11]成藏機制，但仍未真正揭示其規模成藏且高含水的本質特征。模擬實驗結果表明，不同孔徑儲集空間含氣飽和度達到飽和狀態所需的壓力是有差別的，以蓬萊7-1 樣品為例（圖5），大于1.000 μm孔徑儲集空間在較低壓力下即可基本達到飽和，如10.000～100.000 μm 和1.000～10.000 μm 孔徑儲集空間分別在1.5 MPa 和2.5 MPa 壓力下達到總量的90%和95%。0.010～1.000 μm 孔徑儲集空間則需要在較大壓力下才能完全充滿，如0.100～1.000 μm孔徑儲集空間在2.5 MPa 壓力下僅充注55%，15.5 MPa 壓力下達到總量的95%，隨壓力繼續增大，含氣飽和度仍有緩慢增加的趨勢；0.010～0.100 μm孔徑儲集空間在6.5 MPa 壓力下僅達到總量的60%，19.0 MPa 壓力下達到90%，隨壓力增大，含氣飽和度同樣有小幅度緩慢增加的趨勢。小于0.010 μm 孔徑儲集空間，無論多大壓力下充注量均為微量，對含氣飽和度總量的貢獻很小。縱觀整個巖樣的含氣飽和度，3.5 MPa 壓力下即達到總量的70%。除合川5 樣品外，其他樣品含氣飽和度也基本是在3.0～5.5 MPa 壓力下達到總量的70%（圖8），后期大壓力下的充注主要進入小孔徑儲集空間，總量小且增加緩慢，因此，后期大壓力驅動對含氣飽和度總體貢獻相對較小。根據模擬實驗結果，結合烴源巖生氣強度低（T3x1、T3x2生氣強度多小于5×108m3/km2）、氣藏壓力演化史（剩余壓差介于5～25 MPa）[35]和儲層孔徑分布（0.010～10.000 μm）的特點，認為小壓差（3.0～5.5 MPa）驅動、相對大孔徑（大于0.100 μm）空間儲集的耦合是須家河組天然氣可以形成規模富集、但氣藏含水飽和度較高的主要原因。