核磁共振測井黏土束縛水計算新方法

陸云龍 崔云江 朱 猛 趙書錚

(中海石油(中國)有限公司天津分公司，天津 300459)

0 引言

黏土束縛水是黏土礦物顆粒表面吸附的極性水分子在黏土表面形成的一層薄水膜，它被靜電引力吸附于黏土顆粒表面，通常情況下不易流動。黏土表面的水膜雖然很薄，但因黏土顆粒極細，故具有較大的比表面積，能吸附大量的極性水分子，對巖石導電性[1]具有較大影響，導致電阻率、核磁共振、中子、密度等測井響應特征產(chǎn)生較大差異。因此，黏土束縛水評價對于儲層巖性、電性[2]、物性及含油氣性[3]關系研究具有重要意義。

20世紀50年代Hill等[4]開展了黏土礦物的電導率、陽離子交換量及電化學電位的早期測量。Grismer等[5]通過實驗測量研究了黏土表面吸附水的復雜物理—化學過程； Fukue等[6]進一步研究總結出黏土束縛水主要受弱結合水控制的結論。袁建濱[7]針對黏土礦物表面結合水進行了定量實驗測量，分析了黏土表面結合水的類型，厘清了不同黏土礦物吸附結合水的差異。Waxman等[8]將黏土束縛水引起的附加導電引入泥質(zhì)砂巖導電模型，校正黏土附加導電影響，用于飽和度計算。Clavier等[9]針對黏土束縛水產(chǎn)生的陽離子交換量不易計算的難題，提出雙水模型，通過擴散雙電層理論厘定陽離子交換量與黏土束縛水之間的關系； 賈景超等[10]進一步開展了不同黏土類型下這兩者之間相關性研究。崔云江等[11]通過常規(guī)測井計算黏土束縛水孔隙度(φcw)，進而計算擴散雙電層中低礦化度地層水條件下的陽離子交換量。

針對常規(guī)測井黏土束縛水計算難題，因核磁共振測井能測量不同尺寸孔隙中的含水體積，在黏土束縛水評價中具有較大潛力。目前核磁共振測井主要應用于孔隙度[12]、孔隙結構[13]評價，近年來通過可變T2截止值[14]的研究進一步提高測井評價精度，但對黏土束縛水的研究相對較少。張沖等[15]通過巖心實驗研究了核磁共振黏土束縛水與陽離子交換量之間的關系； 羅興平等[16]將該關系應用于核磁共振測井，計算黏土束縛水。上述研究均采用固定3ms截止值，導致黏土束縛水計算精度有限。王偉等[17]通過不同黏土類型測定黏土束縛水弛豫時間，認為黏土束縛水T2截止值為1.7ms，傳統(tǒng)3ms截止值的選取使得黏土束縛水的計算結果存在一定誤差。

本文通過陽離子交換能力與核磁共振實驗，確定黏土束縛水T2截止值與φcw之間的關系，建立了變黏土束縛水T2截止值計算模型； 通過核磁共振測井精細計算φcw，使其計算精度進一步提高。

1 核磁共振測井φcw計算方法

1.1 理論公式推導

Clavier等[9]認為泥質(zhì)砂巖儲層孔隙中除自由水以外，包含一定量黏土束縛水，分布在黏土顆粒表面，同時聚集了大量可交換的陽離子Na+，具有陽離子交換導電作用，且與黏土類型無關。陽離子交換量[18]由下式計算

(1)

式中：Qv為泥質(zhì)砂巖的陽離子交換量(mmol/cm3)；φcw為黏土束縛水孔隙度；φt為總孔隙度；α為Na+離子擴散層的擴散因子(無量綱)；VQ為Qv= 1mmol/cm3時黏土水占據(jù)的孔隙體積。

VQ、α的計算公式為

(2)

式中：T為地層溫度；Pw為地層水礦化度(mmol/cm3)；Pwo為Na+離子擴散層厚度在赫爾庫茲厚度時的地層水礦化度，通常為0.35mmol/cm3。

由于實驗室條件下Qv難以直接測量，通常測量陽離子交換能力(CCEC)[18]表征巖石的陽離子交換作用大小。CCEC代表每單位質(zhì)量干巖樣含有的可交換陽離子量(mmol/100g)，該值與Qv關系為

(3)

式中ρg為巖石的平均顆粒密度。

根據(jù)式(1)～式(3)可得到實驗室條件下的φcw計算公式

(4)

由式(4)可知，陽離子交換能力與黏土束縛水孔隙度總體上呈現(xiàn)正相關關系，即隨著陽離子交換能力的不斷增強，φcw逐漸增大，黏土導電能力逐漸增強，因此產(chǎn)生的黏土附加導電作用降低了油層電阻率，即形成低阻油層。

1.2 變黏土束縛水T2截止值確定方法

核磁共振測井主要測量地層中的氫核數(shù)，相比常規(guī)中子、密度等孔隙度測井方法，核磁共振測井能有效區(qū)分儲層中不同孔隙尺寸條件下的氫核數(shù)，可將孔隙大致劃分為三部分，即黏土束縛水、毛管束縛水、可動流體占據(jù)的孔隙體積(圖1)。因此，核磁共振測井在黏土束縛水評價中具有不可替代的優(yōu)勢。

圖1 核磁共振孔隙結構劃分示意圖

核磁共振T2譜計算φcw，需給定黏土束縛水弛豫時間截止值。傳統(tǒng)觀點認為，核磁共振3ms弛豫時間為黏土束縛水截止值時間，該值被廣泛應用于核磁共振測井φcw計算中，其公式為

(5)

式中：ti為弛豫時間；φti為ti弛豫時間對應的孔隙度分量；Tmin為最小弛豫時間。

鄧克俊等[19]統(tǒng)計了實驗條件下不同類型黏土T2弛豫時間分布，發(fā)現(xiàn)不同類型黏土T2弛豫時間分布范圍較廣(表1)。從表1可見，蒙脫石與伊利石弛豫時間較短，而高嶺石弛豫時間較長，傳統(tǒng)3ms弛豫時間截止值劃分φcw誤差較大。

采用式(4)對渤海QHD油田新近系館陶組巖心陽離子交換能力測量結果進行計算得到φcw。根據(jù)巖心核磁共振實驗結果，依據(jù)φcw值得到對應核磁共振T2譜黏土束縛水T2截止值(T2cc)，如表2所示?？梢姴煌瑤r心對應的T2cc分布范圍是0.54～3.92ms，與3ms差異較大。由于該區(qū)館陶組黏土成分以蒙脫石、伊蒙混層為主，黏土束縛水T2弛豫時間相對較低，與表1相關實驗結果有較好的對應關系，也進一步表明式(4)計算的φcw數(shù)據(jù)較可靠。

表2同時給出采用式(5)傳統(tǒng)3ms弛豫時間對核磁共振實驗(即核磁法)計算得到的φcw結果?？梢妭鹘y(tǒng)核磁法計算結果與Qv法差異較大，其絕對誤差分布范圍是0.03%～11.10%。因此，采用傳統(tǒng)固定3ms截止值計算的黏土束縛水存在較大誤差。

表1 不同類型黏土T2弛豫時間分布統(tǒng)計

表2 不同方法確定的φcw值及相關參數(shù)統(tǒng)計

通過表2可看出，傳統(tǒng)3ms核磁法確定的φcw與Qv法計算結果差異較大。選取表2中相對誤差較大的第1、第4號巖心和相對誤差較小的第13、第15號巖心核磁共振實驗T2譜做對比(圖2)。核磁共振實驗采用6s等待時間，回波間隔為0.6ms，回波個數(shù)選取18000，掃描次數(shù)為32。從圖2可看出，第1、第4號巖心小孔隙發(fā)育，束縛水含量高，而第13、第15號巖心大孔隙發(fā)育，束縛水含量低，因此隨著儲層孔隙結構變差，束縛水含量增高，傳統(tǒng)核磁法φcw計算誤差不斷增大。

圖2 不同孔隙結構樣品T2譜分布

由相同巖心核磁共振與陽離子交換實驗可知，核磁共振T2譜對應的T2cc已不再為定值，它受黏土類型及含量、孔隙結構等影響較大?，F(xiàn)今，核磁共振測井是確定φcw的首選測井項目，為此根據(jù)核磁共振測井資料確定合理的T2cc值，將成為φcw計算準確與否的關鍵。

由表2還可看出，φcw與T2cc并無較好的對應關系，直接通過T2cc計算φcw較困難。通過表2進一步發(fā)現(xiàn)，T2cc與φ3cw(3ms截止值對應的黏土束縛水孔隙度)具有一定的對應關系：在通常情況下(φcw較小)，當T2cc較低時，φ3cw較高； 當T2cc較高時，φ3cw較低。由于核磁共振測井能較好地獲取不同弛豫時間對應的孔隙度，因此通過建立T2cc與不同弛豫時間對應的孔隙度關系，即可得到可變的黏土束縛水T2截止值。為了確定不同弛豫時間對應的孔隙度與T2cc之間的相關性，分別統(tǒng)計弛豫時間為0.5、1.0、2.0、3.0、4.0、5.0ms時，對應的黏土束縛水體積與T2cc之間的相關性(圖3)，可見當弛豫時間為3.0ms時兩者相關性最高，進而選取φ3cw做回歸計算，建立φ3cw與T2cc的經(jīng)驗模型用于計算T2cc，此時T2cc不再為定值，計算的φcw更為準確。

由QHD油田館陶組陽離子交換能力與核磁共振實驗可知，φ3cw與T2cc相關性達到最高。圖4為φ3cw與T2cc交會圖，可看出該油田兩者存在較好的冪函數(shù)關系，相關系數(shù)達到0.9579，由此建立可變的T2cc計算公式

(6)

圖3 T2cc與不同弛豫時間對應的孔隙度相關性統(tǒng)計

圖4 QHD油田館陶組變黏土束縛水T2截止值確定方法

1.3 核磁共振測井φcw值計算新方法

通過測定、分析渤海新近系地層陽離子交換與核磁共振實驗數(shù)據(jù)，建立一種可變黏土束縛水T2截止值的計算方法，在此基礎上通過核磁共振測井資料實現(xiàn)儲層φcw精細評價。具體方法如下：

(1)開展巖心核磁共振與陽離子交換聯(lián)測實驗，根據(jù)陽離子交換能力計算φcw值；

(2)根據(jù)φcw計算核磁共振T2譜黏土束縛水弛豫時間截止值(T2cc)；

(3)建立T2cc與核磁共振不同弛豫時間對應的φcw交會圖，回歸分析并選取相關性最好的弛豫時間(Tbest)對應的φcw，進而得到Tbest與T2cc計算公式；

(4)通過核磁共振T2譜計算Tbest截止值對應的φcw，再依據(jù)步驟(3)確定的可變黏土束縛水截止值回歸公式求取T2cc，利用該值計算最終φcw，具體計算公式為

(7)

采用核磁共振測井資料根據(jù)上述步驟(1)～步驟(4)可準確地計算地層φcw。在此基礎上根據(jù)式(1)可計算陽離子交換量(Qv)，確定黏土附加導電影響，深入分析油層導電機理。

2 應用效果分析

CFD油田位于渤海西部海域，主要含油層系為新近系館陶組，以辮狀河沉積為主，館陶組巖性以細砂巖為主，砂巖厚度較大，儲層以正韻律沉積特征為主，部分儲層黏土含量較高，地層水礦化度較低，黏土附加導電明顯，低阻油層廣泛分布。

圖5為CFD油田9井φcw及陽離子交換量計算效果圖。該井實施了隨鉆伽馬、電阻率、核磁共振測井。通過自然伽馬(第1列黑線)、電阻率(第3列紅線)曲線特征，共解釋油、水層6小層并經(jīng)鉆采證實結論可靠。其中①、②、③、⑤小層為油層，④小層為差油層，⑥小層為水層。由電阻率曲線可看出： ①小層(1523～1527m)、②小層(1530～1540m)電阻率較低(約3Ω·m)，核磁T2譜顯示可動孔隙度較小(第4道)，黏土束縛水較高，為典型低阻油層； ③小層(1547～1552m)電阻率較高(18Ω·m)，核磁T2譜顯示可動孔隙度較大，為正常油層； ⑥小層(1565～1580m)電阻率較低，核磁可動孔隙較高，為水層。

對該井巖心開展了陽離子交換能力實驗測量，根據(jù)式(4)計算巖心φcw值，采用本文提供的實驗方法，通過建立T2cc的相關函數(shù)計算可變φcw截止值，進而通過該井核磁共振測井計算得到φcw值(第5列紅線)，可看出計算的φcw值與巖心計算結果較吻合，而通過傳統(tǒng)3ms黏土束縛水截止值計算得到的φcw(第5列藍線)與巖心計算結果差異較大，尤其在φcw值較大的儲層，兩者相差更明顯(表3)。

通過φcw與陽離子交換量計算效果可看出，導致①、②小層低阻油層的主要原因為黏土束縛水含量高，附加導電明顯，導致油層電阻率值降低明顯，而③、⑥小層φcw值較低，為正常油層和水層。

圖5 CFD油田9井測井解釋結果對比圖

表3 φcw計算精度對比表

3 結束語

(1)以擴散雙電層理論推導建立了陽離子交換能力與φcw之間的理論公式，通過陽離子交換實驗可較為準確地確定φcw。

(2)依據(jù)核磁共振—陽離子交換能力聯(lián)測實驗明確了傳統(tǒng)3ms固定黏土束縛水T2截止值計算φcw存在的弊端，且隨著孔隙結構逐漸變差，φcw值計算誤差逐漸加大。根據(jù)聯(lián)測實驗建立可變的黏土束縛水T2截止值計算模型，在此基礎上根據(jù)核磁共振測井資料可更準確地獲取φcw數(shù)據(jù)。