导致包体流体热膨胀和压力增高,发生流体泄漏甚至变空,或者再一次被流体充填,这两种作用都会降低包体的密度,因而使均一温度升高,形成另一平衡温度,此时包体的均一温度高于其形成时的温度,是其形成过程中的最大温度(Tpeak)。Prezbindows等(1987),Wagner等(1982)研究也认为高温加热作用会使均一温度(Th)接近于最大温度(Tpeak)。当然有些学者认为在一个样品中并不是所有包体都是通过再均衡作用达到了最大温度(Goldstein,1986,1990)。事实上,实际工作中研究发现,矿物包体记录了一个复杂的地热演化历史,沉积岩成岩作用及包体产状以及二者之间的关系对解释包体均一温度时显得尤为重要。
从均一温度测量结果看,我国华北东部石炭-二叠系石灰岩中自生方解石矿物包体均一温度有两组,一组为120℃±15℃,另一组为145℃±15℃,最高温度为159℃。石灰岩方解石脉中包体均一温度也有两组,一组为90~120℃,另一组为118~134℃。二叠系石英砂岩中石英次生加大边非常发育,测得其中包体均一温度为117~142℃,石英颗粒胶结物温度与之相似。以上这些温度均代表了其形成时的当时温度,方解石脉中的温度代表了后期沿裂隙活动的热液温度。
Barker(1990)曾详细研究镜质体反射率与包体均一温度之间的关系,根据大量流体包体温度测量,发现镜质体反射率的对数与包体均一温度(Th)之间存在良好的线性关系[84]
lnRo=0.00811Th-1.26 (6-4)
(相关系数r=0.93,回归点数n=115) 5.磷灰石裂变径迹法
磷灰石在沉积岩中分布广、对温度敏感、裂变径迹退火的温度范围与生油窗基本一致,所标定的温度比较精细,可反映不同地质时期古地温的变化,因而是较为理想的地质温度计。它还可用来研究盆地的物质来源、沉积层的形成年代与沉积速率、测定地层抬升速率与剥蚀厚度,以及判断断层的形成年代等。所以磷灰石裂变径迹法是研究沉积盆地发育史的有力工具,是近年来迅速发展的重要新研究领域。
烃源岩常含铀、钍等放射性元素,其原子核裂变可分自发裂变与诱发裂变。由于U238比U235
的丰度高139倍、Th/U比值小于10,所以在U和Th的自发裂变中,U238的贡献占99.9%以上,其他天然同位素可忽略不计;样品经中子反应堆辐照后产生诱发裂变,主要来自U235,而U238和Th232则可忽略不计。在裂变过程中,带电重粒子具很大能量,通过绝缘材料时可产生放射性损伤的狭窄痕迹,称为裂变径迹,它能被一定的化学试剂优先溶解,径迹经蚀刻扩大后,可在普通光学镜下观察。
统计磷灰石等测量矿物中辐照前的自发裂变径迹密度与辐照后的诱发裂变径迹密度,代入下式即可求得矿物的裂变径迹年龄:
?D?n???I??s) (6-5)
?D?f?i式中:t=矿物年龄(年);?D=铀的总衰变常数(1.55310-10年-1);?f=U238自发裂变衰变常数
t?1ln(1?(6.99310-17年-1);I=U235/U238同位素丰度比(7.2676310-3);σ=U235的热中子裂变截面(580310-24cm2);n=中子通量;ρs=自发裂变径迹密度;ρi=诱发裂变径迹密度。
所有矿物中的裂变径迹,都具有随温度增高而径迹密度减少和长度缩短直至完全消失的特
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性,这一特性称为退火。磷灰石的裂变径迹退火温度范围与生油窗基本对应,所以利用磷灰石裂变径迹来研究烃源岩有机质成熟的古地温,在石油地质学上具有重要意义。
澳大利亚奥特韦盆地深井资料表明(Gleadow等,1984):磷灰石裂变径迹年龄和长度均随井深增加而递减,从而测定每个样品裂变径迹退火的校正温度(TL)和校正年龄(tL),用以与现今井温(T)和地层年龄(tS)分别对比,即可讨论磷灰石样品的形成时间和物源,以及经历的古、今地温状况。
第2节 地压场与地层压力预测
一、地压场
地下渗透性地层中所含流体承受的压力,称为地层压力或孔隙流体压力,对油、气藏而言,可分别称为油层压力或气层压力。也可理解为油(气)藏内石油(或天然气)作用于围岩的压力。地层压力的通用单位是兆帕(MPa),1兆帕等于1,000,000帕(牛顿/米2),约为10大气压。获得地层压力数据后,编制地层压力等值线图或等数据体,即可反映地压场的变化。
有关地层压力、测压面及折算压力等概念已在第四章讲述,不再重复。
地压场是由地球重力所致。因此,深埋地下数百至数千米的油气层,其地层压力主要有两个来源:一为上覆岩层重量(岩石平均相对密度约为2.0~2.5)造成的岩石压力;另一为地层孔隙空间内地层水重量造成的水柱压力,或称孔隙流体压力。
岩石压力主要为岩层矿物颗粒的支架结构所承担,如支架坍塌,岩石压力就会将矿物颗粒挤在一起,减少孔隙空间,岩石压力遂传递到流体。因此,在一个与外界联系的储集层内,岩石压力的作用是暂时性的;而在孤立的砂岩透镜体、生物岩礁等若干与地面供水区似无联系的封闭圈闭中,岩石压力与孔隙中的流体呈弹性平衡,在这种情况下,岩石压力的作用才是永久性的。
所以，在一般情况下，我们所说的地层压力主要是由地层孔隙内水柱重量所引起的。这是永久性压力系统内压力的主要来源。如果地层水处于静止状态，产生静水压力，这种压力的作用方向铅直向下，即在同一层内海拔高程相同的各点压力相等。当静水压力平衡遭到破坏，地层水发生流动，就产生动水压力。在自然界大多数储集层内，供、泄水区海拔不同，测压面往往呈倾斜状，在动水压力作用下，液体能够在层内流动。所以，在储集层内水对任何一点所施的总压力就是静水压力与动水压力之和。而该点的总压力梯度就是这两种压力梯度的向量和。此外,渗透力、温度变化、次生沉淀或胶结等,也是地层压力的次要来源。
地层压力随深度的增加率,称为地层压力梯度,一般说来,有两种地层压力梯度:一是静水压力梯度,即在含水层内测压点之上随深度而增加的水柱压力,静水压力梯度约为每深10m增加1atm;另一种是动水压力梯度,它存在于有水流动的储集层中。
被井所钻开的地层中，井筒内的液柱高度就代表其地层压力的大小。在同地表连通的储集层中，在静止条件下(没有地层水的流动)，地层中自由水面的压力会与地表水面的一样，都是1大气压。造成储集层同地表连通的原因，可能是储集层直接出露地表，也可能是通过断层带与地表相通。在这种情况下，储集层中自由水面的位置决定于它出露地表的海拔高程、进水量及
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其它因素(如蒸发、渗滤等)。如果在地层中由于某种原因引起地层压力变化，那么它们必然会反映到这个储集层中自由水面的位置。在静止条件下，这个储集层中的压力永远不会高于液柱压力，这个液柱高度受储集层出露地表(或同地表连通的断层)的高程所控制。
假设同一储集层被若干口井钻开，层内没有水的流动，则不论这些井钻开储集层的构造部位如何，所有井内的液面都会处于同一海拔高度。连接这些液面的平面，即为测压面。如果这个储集层的测压面是水平的，那么这一系统是处在静水压力的均衡状态下，地层水是静止的；若测压面呈倾斜状，则该系统处于水动力作用下，地层水是流动的。
在特殊的地质环境里，超过静水压力的地层压力，称为异常高地层压力(超地层压力)；而当地层压力低于静水压力时，则为异常低地层压力(低地层压力)。近十年来，随着世界油气勘探的进展，发现高、低异常压力带越来越多。在美国墨西哥湾第三系、澳大利亚西北大陆架丹皮尔(Dampier)坳陷白垩系和侏罗系,都可见到异常高压带的区域性分布;而在加拿大阿尔伯达州的维京砂岩、美国圣胡安盆地、新墨西哥和科罗拉多州的三江盆地都是异常地压区的著名实例。
二、地层压力预测
通常在钻井或采油过程中,利用随钻测量、重复式地层测试器(Repeat Formation Test ,简称RFT)或深井压力计等手段,可以直接测量地层压力或油层压力,方便准确。
但是,在勘探新区或井下资料不多的地区,为给钻井工程提供地层压力预测数据以防井喷等事故,或在石油地质综合研究中探讨盆地内油气运移和聚集的规律,国外广泛利用页岩体积密度或地球物理资料进行盆地范围内的地层压力预测,探寻地压场的变化规律。常用的有等效深度法、Fillippone法等。
1.等效深度法(Equivalent Depth Method)[ ]
近些年来,在美国墨西哥湾等地区利用页岩体积密度值通过等效深度换算求取地层压力,效果很好。将页岩体积密度值对照相应的深度标在图上,可以确定正常趋势线。在异常高压带,页岩常呈欠压实状态,体积密度减小、孔隙度增加;所以,页岩体积密度值的任何减小都可反映这种异常高压环境的存在及其大小。
利用等效深度法或特定地区的经验曲线,可以由页岩密度资料来定量估算地层压力(图6-6):
Pf=GoDA—DE(Go—Gw) (6-6)
式中:Pf—孔隙流体压力,MPa;
DA—超压井段的对应深度,m; DE—对应DA的正常等效深度,m; Gw—静水压力梯度,Mpa/m; Go—上覆地层压力梯度,MPa/m。 图6-6 等效深度法图解 (据Fertl,1977)
例:在所有上覆地层压力梯度等于0.23Mpa/m(即2.31kg/cm2/m或1.01psi/ft),静水压力梯度等
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于0.01Mpa/m(即0.107kg/cm2/m或0.4651psi/ft)的区域,上述关系可简化为
Pf=DA-0.535DE (6-7)
此式已在美国墨西哥湾、欧洲北海及其他地区成功地被采用了。
尽管碳酸盐含量高、重矿物等因素有不良影响,但是在压力预测工作中,页岩体积密度等效深度法还是行之有效的。
应用声波测井资料也可藉助等效深度法预测异常地层压力。 2.Fillippone法
1979年美国加利福尼亚联合石油公司的W.R.Fillippone根据在墨西哥湾等地区利用测井、钻井、地震等多学科资料综合研究成果提出的。下述两套不依赖正常压实趋势线的实用公式:
Vmax?VintPov
Vmax?VminVmxp?VintPf?Pov
Vmxp?VmnpPf?
(6-8) (6-9)
式中:Pf为地层压力;Vmax、Vmin分别代表孔隙度近于零与刚性近于零时的地层速度,前者近似基质速度,后者近似孔隙流体速度;Vmxp、Vmnp分别表示地层的最大与最小压实速度 ;Vint为预测层组的层速度,由地震资料提供;Pov为上覆地层压力。
两套公式形式一样,只是Vmax、Vmin、Vmxp、Vmnp各自随深度变化的规律不同:
.Vo?3KTc?Vmax?14?.KT?Vmin?0.7Vo?05?.VoeaoT1?Vmxp?14 ?0.5aoT1V?0.7Ve?mnpo?(6?10)
(6?11)(6?12)(6?13)0.5a1T14
式(6-10)、(6-11)中,K=(Vσ-Vσo)/(T-To),Vσ、Vσo分别为T和To时刻的均方根速度,T和To
分别表示某层底、顶面的双程旅行时间;Vo=Vσ-KTo。式(6-12)、(6-13)中,Vo= V?1e4,V?1为
T1时刻的均方根速度,T1为计算点处的双程旅行时间,a1?e?V?1/10?1,a0?07.e?V0/10。
上覆地层压力Pov可用下述经验公式求得:
pov?0465.?H
(6-14)
式中:?为地层平均密度;H为计算点埋深;系数0.465为单位换算系数,也有人称其为静水压力梯度值。
这两套公式有一共同特点,都可计算出从浅至深各层速度点的压力值。它们不依赖正常压实趋势线,具有很大推广价值,特别是在新探区及海域,这种方法尤为适用。计算精度除与参数取值有关外,更需取决于工区实际情况与相应经验关系的吻合程度。我校在辽东湾辽西凹陷北洼首次应用取得了良好效果[ ]。实践证明,此法在我国许多探区应用效果均优于其它方法。
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第3节 地应力场及其与生运聚保的关系
一、地应力场的概念及研究方法
地壳或地球体内,应力状态随空间点的变化,称为地应力场。从广义讲,地质构造现象是总地应力决定的,后者包含受重力控制的上覆岩体重量造成的静地应力(垂向压应力)与受地壳构造运动控制的构造应力两部分。构造应力场是变化的,而静地应力场是相对恒定的,可见总地应力的变化主要是由构造应力场的变化引起的;因此,多数学者惯于采用狭义的概念,将静地应力视为地静压力,属地压场的范畴,而将地应力场又称为构造应力场。
地应力场一般随时间变化,但在一定地质阶段相对比较稳定。研究地应力场,就是研究地应力分布的规律性,确定地壳上某一点或某一地区,在特定地质时代和条件下,受力作用所引起的应力方向、性质、大小以及发展演化等特征。随着地质演化,一个地区常常经受多次不同方式的地壳运动,导致同一地区内,呈现出受不同时期不同性质地应力场作用所形成的各种地质构造及其叠加或改造的复杂景观。所以,只有最近一期地质构造,未经破坏或改造,才能确切反映这个时期的地应力场。
地应力场可按空间大小区分为全球、区域和局部地应力场;按时间区分为古地应力场和今地应力场;按主应力作用方式区分为挤压、拉张和剪切地应力场[ 17]。
地应力场的研究方法尚在探索中,归纳起来可分为正序和反序两类逻辑演绎法。 1.正序研究法
从已知地块或岩块的力学性质、外力作用方式等分析其应力分布状态,预测可能发生的变形部位及变形演变过程。今地应力场的研究多属此类。岩石力学试验、光测弹性模拟试验和计算机数理分析方法是其主要研究手段。例如前苏联全苏可燃矿产地质与开发研究所在滨里海盆地沉积岩系构造活动带的若干钻井及矿坑中,实际机械测定了不同深度下的地应力,发现无论垂向挤压应力值,还是水平挤压应力值,均可超过地静压力值的1~5倍或更多(图6-7)。可见沉积岩在地质动力体制下比在地静压力体制作用下,经受大得多的负荷和更强烈的改造。
图6-7 沉积岩中地应力超过地静压力的实测结果
(据Пецюха,1992)
2.反序研究法
是研究古地应力场的常用方法。通过实地测量、统计、分析构造运动留下的各种构造形迹及组合特点,反推当时的地应力场。例如石油大学(北京)李德同教授 在吐哈盆地实地测量了许多露头及岩心上的大量断层和裂缝的有关数据,用计算机数值模拟方法编制了侏罗纪的各种地应力场图件,探讨了油气运移的方向及途径。
最佳方法是将正序与反序结合,实地机械测定地应力,取样进行岩石力学试验,统计露头或岩
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李德同,吐哈盆地台北凹陷构造应力场和储层构造裂缝数值模拟研究,内部资料,1996。
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