潤濕性影響下低滲透儲層地層水礦化度預(yù)測
——以鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)三疊系延長組長81段為例

馮 程， 樊海濤， 石玉江， 陳雪昆， 李高仁， 毛志強

[1.中國石油大學(北京)克拉瑪依校區(qū) 石油學院,新疆 克拉瑪依 834000; 2.中國石油 新疆油田分公司 勘探開發(fā)研究院,新疆 克拉瑪依 834000; 3.中國石油 長慶油田分公司,陜西 西安 710018; 4.中國石油 新疆油田分公司 采油一廠,新疆 克拉瑪依 834000; 5.中國石油大學(北京) 地球物理學院,北京 102249]

Archie公式表明，地層水礦化度(電阻率)是決定儲層電阻率大小的重要因素[1]。而不同儲層地層水由于原始沉積相類型、水體埋深溫度和壓力條件，成巖作用階段儲層與大氣水、地表水相互作用以及油氣成藏機制差別等因素影響[2]，其礦化度可能相差很大。因此，準確地獲取地層水礦化度對于儲層評價具有重要意義。

目前，通常用于確定地層水礦化度的方法有：地層水分析法、地區(qū)經(jīng)驗法、自然電位法以及電阻率～孔隙度組合法等。其中，地層水分析法是最直接、精度最高的方法，但會往往受限于分析資料數(shù)量。地區(qū)經(jīng)驗法是假設(shè)同一地區(qū)地層水礦化度變化很小，將已經(jīng)確定的地層水礦化度直接應(yīng)用于該區(qū)其他未知地層水礦化度井，該方法依賴研究人員對地區(qū)的了解程度，并在地層水礦化度變化大的地區(qū)很難應(yīng)用。自然電位法[3-6]和電阻率～孔隙度組合法[7-10]均是以測井資料為基礎(chǔ)的間接計算方法。前者基于自然電位異常幅度大小取決于地層水和泥漿濾液礦化度的差異，有很好的巖石物理基礎(chǔ)，但計算過程較為復(fù)雜，且不適用于油層。后者基礎(chǔ)為Archie公式[1]，計算過程簡單，但仍然不適用于油層。此外，研究人員利用核磁測井也實現(xiàn)了地層水礦化度預(yù)測[11,12]。除了上述利用儲層段測井資料預(yù)測地層水礦化度的方法，研究人員還發(fā)展了通過儲層鄰近泥巖信息預(yù)測地層水礦化度的方法[13-15]。

如圖1所示，隴東地區(qū)位于鄂爾多斯盆地西南部，研究區(qū)北起環(huán)縣，南至孟壩，西達吳城子鄉(xiāng)，東到馬嶺，區(qū)域構(gòu)造橫跨陜北斜坡和天環(huán)坳陷(圖1)。該區(qū)三疊系延長組長81段深度大于2 000 m，屬于典型低滲透儲層，是延長組主力含油層系，油層大量發(fā)育。然而，測試資料表明，長81段地層水礦化度變化很大，相對于鉆井數(shù)量，地層水分析資料很有限。同時，由于長81段還受到復(fù)雜潤濕性影響[16,17]，導致常用于確定地層水礦化度的方法基本失效。因此，在假設(shè)儲層地層水礦化度近似等于鄰近泥巖層束縛水礦化度的前提下，通過電阻率和校正后聲波時差交會圖，提出一種利用鄰近泥巖信息確定儲層地層水礦化度的方法，以期為潤濕性影響下低滲透儲層地層水礦化度預(yù)測提供一種可行的解決辦法。

1 地層水礦化度變化大

通過對隴東地區(qū)69口井長81儲層地層水分析資料的統(tǒng)計和直方圖分析，如表1和圖2所示，長81儲層地層水礦化度變化范圍大，普遍介于10～70 g/L，部分儲層可低于10 g/L或高于80 g/L，導致儲層含油飽和度預(yù)測困難。由于地層水分析資料相對有限，且地區(qū)經(jīng)驗法無法適用，故需要利用測井資料計算，以豐富長81儲層地層水礦化度資料。

圖1 鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)(圖中方框范圍)地理及構(gòu)造位置示意圖Fig.1 The schematic map displaying the geographic location(see the black wireframe) and tectonic setting of Longdong area,Ordos Basin

表1 鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長81段地層水礦化度實驗結(jié)果Table 1 Test results of formation water salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin

圖2 隴東地區(qū)長81儲層地層水礦化度分布直方圖Fig.2 The histogram of formation water salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin

2 地層水礦化度預(yù)測困難

目前，自然電位法以及儲層電阻率-孔隙度組合法均是利用測井資料計算地層水礦化度的常用方法。然而，在復(fù)雜潤濕性影響下，部分產(chǎn)水層電阻率異常高，使得電阻率-孔隙度組合法無法取得好效果。此外，高阻產(chǎn)水層自然電位幅度差明顯偏小，也不能反映地層水礦化度和泥漿礦化度的差異。

如圖3所示，該圖為研究區(qū)A井長81段測井解釋成果圖，該井段表現(xiàn)為異常高電阻率，其試油層段為2 185～2 188 m，試油結(jié)果為產(chǎn)水6.2 m3/d，無油花。圖中第1道為電阻率測井曲線道，紅色實線為深電阻率曲線，選取試油層段電阻率值為50 Ω·m，孔隙度取值為11%，Archie公式[1]中地區(qū)系數(shù)、膠結(jié)指數(shù)和飽和度指數(shù)分別取值為1、1、2和2，計算得到長81段地層水礦化度為4.5 g/L。圖中第3道為巖性測井曲線道，藍色虛線為自然電位曲線，試油層段自然電位幅度差小于10 mV，按照利用自然電位計算地層水礦化度的流程[5]，計算得到長81段地層水礦化度為3.6 g/L。然而，實際地層水分析總礦化度為47.70 g/L，以上兩種計算結(jié)果與實際結(jié)果均相差十幾倍。因此，對于復(fù)雜潤濕性影響的儲層，基于自然電位和儲層電阻率～孔隙度組合預(yù)測地層水礦化度的常用方法均無法適用。

3 利用鄰近泥巖信息預(yù)測地層水礦化度

1986年和1995年， Dusenbery和Osoba、 Cannon分別基于Archie公式、Waxman-smits公式提出了利用鄰近泥巖信息預(yù)測地層水礦化度的方法[13-14]。其認為在沉積過程中，經(jīng)過壓實作用以后，砂巖和鄰近泥巖段水達到基本平衡，兩者礦化度近似相等。因此，在儲層沒有被水淹的前提下，可以假設(shè)鄰近泥巖層粘土顆粒表面吸附水以及微毛細管水礦化度與儲層地層水礦化度近似相等。如果能夠獲取鄰近泥巖層中束縛水礦化度信息，就可以確定儲層地層水礦化度。

圖3 鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)A井長81段測井解釋成果圖Fig.3 Log interpretation results of the Chang 81 member in Well A,Longdong area，Ordos Basin

3.1 鄰近泥巖層聲波時差壓實校正

在泥巖成巖過程中，壓實作用是最主要的成巖作用。在壓實作用過程中泥巖體積大量減小，即泥巖的孔隙度大量變小。因此，隨著埋藏深度增加，需要對泥巖層中聲波時差進行壓實校正。采用的壓實校正方法基于壓實作用前后巖石骨架體積不變原理[18]，認為在泥巖壓實作用過程中，隨著埋藏深度增加，泥巖孔隙度減小，而骨架體積不變。在壓實作用下，泥巖孔隙度的變化隨著埋藏深度增加呈指數(shù)減小[19]，如式(1)所示。

ΦH=Φ0e-CH

(1)

式中：ΦH為埋藏深度為H處泥巖孔隙度，%；Φ0為地表沉積泥巖孔隙度，%；C為常數(shù)，其大小根據(jù)實際測井資料來確定；H為泥巖埋藏深度，m。

選擇2 400 m為標準深度H標，將埋藏深度為H處泥巖孔隙度校正為標準深度H標下的值。得到下式：

(2)

式中：Φ標為埋藏深度為2 400 m處泥巖孔隙度，%。

泥巖孔隙度很難確定，在實際應(yīng)用中通常將孔隙度轉(zhuǎn)換為聲波時差。根據(jù)巖石體積模型，可用聲波時差將泥巖孔隙度φ表示為：

(3)

式中：Δt為泥巖聲波時差，μs/m；Δtma為泥巖骨架聲波時差，利用研究層段泥質(zhì)含量最高部分所對應(yīng)聲波時差值代替，μs/m；Δtf為孔隙流體聲波時差，μs/m。

將式(3)代入式(2)，得到下式：

(4)

式中：Δt標為標準深度泥巖聲波時差，μs/m；ΔtH為埋藏深度泥巖聲波時差，μs/m。

通過式(4)可以將不同深度泥巖聲波時差校正至2 400 m時對應(yīng)結(jié)果，以完成泥巖層中聲波時差壓實校正。

3.2 地層水礦化度預(yù)測圖版

目前，還沒有定量的理論公式描述泥巖中電阻率、孔隙度與束縛水礦化度的關(guān)系，故利用Archie公式近似反映其關(guān)系。如式(5)所示，當a、b、m、n、Sw和Rw均固定時，Rt和Φ之間呈現(xiàn)冪函數(shù)相關(guān)關(guān)系。當?shù)貙铀娮杪蔙w(礦化度Cw)變化時，Rt和Φ之間呈現(xiàn)不同冪函數(shù)相關(guān)關(guān)系。故可以利用不同地層水礦化度Cw下Rt和Φ之間呈現(xiàn)的特定冪函數(shù)相關(guān)關(guān)系，預(yù)測地層水礦化度Cw分布區(qū)間。

(5)

式中：a和b為地區(qū)系數(shù)；m為膠結(jié)指數(shù)；n為飽和度指數(shù)；Φ為孔隙度，%；Sw為含水飽和度，%；Rw為地層水電阻率，Ω·m；Rt為原狀地層電阻率，Ω·m。

然而，泥巖層孔隙度很難通過測井資料計算，故通過校正后的聲波時差變化來反映孔隙度的變化。進而利用泥巖層電阻率和聲波時差的變化趨勢來反映泥巖中束縛水礦化度的變化，即反映相鄰儲層中地層水礦化度的變化。因此，建立鄰近泥巖層電阻率與校正后聲波時差交會圖版來確定儲層地層水礦化度。具體流程如下：

1) 基于隴東地區(qū)長81段具有地層水分析資料井，選取鄰近泥巖層中穩(wěn)定部分(高自然伽馬、未擴徑和低電阻率)，讀取電阻率和聲波時差數(shù)據(jù)。

2) 利用上述方法對選取泥巖段聲波時差值進行壓實校正。

3) 將研究區(qū)地層水礦化度按“0～20,20～40,40～60以及大于60 g/L”分為4類。

4) 利用電阻率和校正后聲波時差建立隴東地區(qū)長81段地層水礦化度預(yù)測圖版(圖4)。

如圖4所示，地層水礦化度小于20 g/L的數(shù)據(jù)點在圖中右上角，如圓形數(shù)據(jù)點所示。20～40,40～60 g/L的數(shù)據(jù)點位于中間，分別如正方形、三角形數(shù)據(jù)點所示。地層水礦化度大于60 g/L 的數(shù)據(jù)點在圖中最靠近坐標軸的左下角，如菱形數(shù)據(jù)所示。同時，這4類不同地層水礦化度層段的電阻率和聲波時差變化趨勢區(qū)分比較明顯，根據(jù)其變化趨勢，通過三段式畫出不同礦化度區(qū)間的分界線(圖4)，該分界線與冪函數(shù)曲線形態(tài)相似，符合Archie公式中電阻率和孔隙度的關(guān)系，具有理論依據(jù)。因此，根據(jù)該圖版可確定隴東地區(qū)長81儲層地層水礦化度。

3.3 地層水礦化度預(yù)測圖版檢驗

基于上述分析，研究區(qū)A井長81段無法通過自然電位和儲層電阻率～孔隙度組合預(yù)測地層水礦化度，為了檢驗建立的地層水礦化度預(yù)測圖版(圖4)的可靠性，選取圖3中2 191～2 194 m泥巖段，按照上述流程，得到如圖5a所示結(jié)果。結(jié)果顯示，A井長81段鄰近泥巖段大部分數(shù)據(jù)點分布在圖版中兩條虛線之間，另有少部分數(shù)據(jù)點分布在點虛線左下。因此，預(yù)測A井長81段地層水礦化度位于40～60 g/L，且更靠近60 g/L，實際地層水分析總礦化度為47.70 g/L，預(yù)測結(jié)果與實際結(jié)果相近。此外，選取研究區(qū)B井和C井長81段鄰近泥巖段數(shù)據(jù)，利用上述流程計算得到結(jié)果分別如圖5b和5c所示，預(yù)測地層水礦化度分別為大于60 g/L和小于20 g/L，實驗分析地層水礦化度分別為64.62 g/L和18.6 g/L，兩者相符。因此，上述對比結(jié)果驗證了利用電阻率和校正后聲波時差交會圖預(yù)測地層水礦化度的可靠性。

圖4 鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長81段不同礦化度下電阻率～校正后聲波時差交會圖Fig.4 The resistivity vs.corrected interval transit time under various salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin(for modeling)

3.4 地層水礦化度平面分布

利用上述圖版預(yù)測了隴東地區(qū)另外106口井長81儲層地層水礦化度，并結(jié)合69口井地層水分析資料，繪制了地層水礦化度平面分布等值線圖(圖6)。圖中，四種不同顏色區(qū)域分別代表四種不同地層水礦化度，其中，淺色部分代表地層水礦化度小于20 g/L的區(qū)域，在研究區(qū)礦化度最低，主要分布在西北部，其他區(qū)域呈零星分布。次淺色部分代表地層水礦化度為20～40 g/L的區(qū)域，這部分是研究區(qū)最主要礦化度分布區(qū)域，分布面積最大。次深色部分代表地層水礦化度為40～60 g/L的區(qū)域，主要分布在研究區(qū)中部、西部以及南部。深色部分代表地層水礦化度大于60 g/L的區(qū)域，這是研究區(qū)地層水礦化度最大的井所在位置，與40～60 g/L的區(qū)域分布特征相似，呈不連續(xù)分布狀態(tài)。

圖5 鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長81段不同礦化度下電阻率～校正后聲波時差交會圖Fig.5 The resistivity vs.corrected interval transit time under various salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin(for testing)

圖6 鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長81段地層水礦化度平面分布Fig.6 The contour map of formation water salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin

現(xiàn)有資料分析結(jié)果表明，隴東地區(qū)長81段整體地層水礦化度變化大，平面上呈現(xiàn)區(qū)域性分布，具有一定規(guī)律。這樣的規(guī)律可能受控于多種因素共同作用[20-24]，只有結(jié)合現(xiàn)今儲層特征以及地質(zhì)背景研究，才能對此有更為深入的認識。因此，隴東地區(qū)長81段地層水礦化度平面分布的具體分布規(guī)律和成因機制還有待進一步研究。

4 結(jié)論

通過獲取鄰近泥巖層中穩(wěn)定部分(高自然伽馬、未擴徑和低電阻率)電阻率和聲波時差數(shù)據(jù)，并基于壓實作用前后巖石骨架體積不變原理對聲波時差數(shù)據(jù)進行壓實校正，建立了隴東地區(qū)長81儲層不同礦化度下電阻率～校正后聲波時差交會圖版，進而提出了一種利用鄰近泥巖信息確定儲層地層水礦化度的方法。解決了復(fù)雜潤濕性影響下自然電位法以及儲層電阻率～孔隙度組合法等常用方法失效帶來的困難，為潤濕性影響下低滲透儲層地層水礦化度的預(yù)測提供了一種可行的解決辦法，并具有普遍適用性。同時，利用預(yù)測的地層水礦化度和地層水分析數(shù)據(jù)繪制了隴東地區(qū)長81段地層水礦化度平面分布等值線圖，有助于地層水礦化度的準確選擇和平面分布規(guī)律研究。