致密砂岩气藏充注模拟实验及气藏特征<br/>——以川中地区上三叠统须家河组砂岩气藏为例

致密砂岩气藏充注模拟实验及气藏特征
——以川中地区上三叠统须家河组砂岩气藏为例

2020-04-14谢增业杨春龙王小娟郝翠果国建英郝爱胜

天然气工业 2020年11期

谢增业杨春龙李剑金惠王小娟郝翠果张璐国建英郝爱胜

1.中国石油勘探开发研究院 2.中国石油天然气集团有限公司天然气成藏与开发重点实验室3.中国石油西南油气田公司勘探开发研究院

0 引言

致密砂岩气是中国天然气重要的组成部分之一[1-2]，并且随着天然气勘探的不断深入和资源劣质化的加剧，其占比还将逐渐增大。截至2018 年底，我国探明致密砂岩气储量为5.5×1012m3，占全国天然气探明总储量（12.3×1012m3）的45%。天然气在低孔、低渗—特低渗致密砂岩储层中的流动性差，使得气藏中的气、水关系复杂[3-5]。2005 年以来，已在四川盆地中部（以下简称川中地区）上三叠统须家河组发现广安、合川、安岳、充西及蓬莱等一批大中型气田（藏），天然气储量规模达万亿立方米[6-8]，但气藏普遍含水，含水饱和度介于20%～60%（主峰介于35%～50%），含气饱和度介于40%～80%（主峰介于50%～65%）。川中地区须家河组烃源岩总生气强度一般小于20×108m3/km2[9]，其中，须家河组一段、二段生烃强度大多小于5×108m3/km2[10]。低生气强度区（生气强度小于20×108m3/km2）形成低含气饱和度大中型气田的关键控制因素和如何来定量表征含气饱和度与主控因素的关系是亟待解决的难题。尽管早期的研究认为致密砂岩气具有“源储交互叠置、孔缝网状输导、近源高效聚集”[9]以及大面积“连续型”[11]成藏机制，但仍不能合理解释低生气强度区高含水大中型气田的本质特征。针对这一问题，笔者在分析总结前人的研究成果及须家河组致密砂岩常规储层物性的基础上，应用基于低场核磁共振与高压驱替装置有机结合的天然气运聚模拟实验设备，开展了川中地区须家河组致密砂岩在不同驱替压力下氮气驱替水过程的无损在线动态模拟实验，研究不同压力下气、水在岩石中的赋存及流动特征，定量表征流体饱和度与充注压力、岩石孔径等的关系，深化致密砂岩气富集机理的认识，以期为拓展须家河组乃至其他地区致密砂岩气的勘探领域提供理论技术支持。

1 地质背景

四川盆地须家河组是在中三叠世雷口坡期侵蚀面基础上沉积的陆相煤系碎屑岩，上覆地层为下侏罗统珍珠冲组杂色或紫红色泥砂岩，下伏地层为中三叠统雷口坡组碳酸盐岩。地层自西向东逐渐抬升，为一平缓大斜坡（倾角介于2°～3°）。须家河组自下而上可细分为6 个岩性段，依次定名为须一段（T3x1）、须二段（T3x2）、须三段（T3x3）、须四段（T3x4）、须五段（T3x5）和须六段（T3x6）[12]，其中，T3x1、T3x3、T3x5以煤系泥岩为主，是主要的烃源层，各段内泥岩层间的砂岩也可以成为储集层；T3x2、T3x4、T3x6以砂岩为主，是主要的储集层，各层段内砂岩层间的少量薄煤层（煤线）或碳质泥岩也可以成为烃源层。烃源层和储集层的交替发育构成了须家河组独特的源储交互叠置结构（图1）[9,13]，是烃源岩生成的油气就近运移聚集成藏的重要地质基础[14]。须家河组烃源岩总生气强度大于50×108m3/km2的区域主要分布在川西中南部地区，川中—川西过渡带为20×108～50×108m3/km2，盆地中东部广大地区以小于20×108m3/km2为主（图1），尤其是川中地区，各层段的生气强度均较低，T3x1、T3x3和T3x5生气强度分别为1×108～4×108m3/km2、2×108～4×108m3/km2和5×108～10×108m3/km2[10]。T3x2、T3x4、T3x6储层岩石类型均主要为长石石英砂岩、长石岩屑砂岩和岩屑石英砂岩，只是T3x6储层的岩屑石英砂岩相对比例略大；储集空间为残余原生粒间孔隙、次生溶孔（包括粒间溶孔、粒内溶孔）和裂缝；孔隙度均主要介于5%～10%；渗透率主要介于0.01～1.00 mD[15]。杜金虎等[15]将须家河组储层孔隙结构分为4类：Ⅰ类孔隙度大于12%，主力孔喉介于0.250～6.136µm；Ⅱ类孔隙度介于10%～12%，主力孔喉介于0.025～2.611 µm；Ⅲ类孔隙度介于7%～10%，主力孔喉介于0.025～1.022 µm；Ⅳ类孔隙度小于7%，主力孔喉0.007～0.406 µm，并认为第Ⅱ、Ⅲ类是须家河组储层的主要孔隙结构类型。

2 模拟实验样品与方法

2.1 模拟实验样品

模拟实验样品采自川中地区安岳、合川、蓬莱和金华等气田或者含气构造，样品的基本物性参数如表1 所示。驱替用气体为氮气。

2.2 实验方法原理与条件

核磁共振主要测量岩石孔隙中含氢流体的弛豫特征，是一种快速、无损的分析技术[16]。通过检测储层流体中的氢质子在磁场中产生的共振信号，不仅可获得储层的有效孔隙度、渗透率等常规物性参数[17]，而且可以定量表征样品的孔隙结构（孔径分布）[16,18-22]、岩石中流体的赋存状态[23]、束缚流体及可动流体饱和度[17,24-26]等重要参数。

图1 四川盆地须家河组气藏分布及生储盖层组合柱状图

表1 四川盆地须家河组致密砂岩模拟实验样品储层物性参数表

孔隙流体的横向弛豫时间（T2）主要受自由弛豫、表面弛豫和扩散弛豫的影响，可以用式（1）表示[27-28]。

式中T2是孔隙流体的横向弛豫时间，ms；T2B是横向自由弛豫时间，ms；T2S是横向表面弛豫时间，ms；T2D是横向扩散弛豫时间，ms。

自由弛豫是流体本身的核磁共振弛豫性质，它由流体的物理性质（黏度、化学成分等）决定，同时还受温度、压力等环境因素的影响。表面弛豫是孔隙中的流体分子与固体颗粒表面不断碰撞造成能量衰减的过程，其表达式为[29]：

式中ρ2表示岩石横向表面弛豫强度，cm/ms；S表示孔隙的表面积，cm2；V表示孔隙的体积，cm3。

存在固定磁场梯度时，分子扩散引起的增强横向弛豫速率称为扩散弛豫，其表达式为[30]：

式中D表示流体的扩散系数，cm2/s；γ表示氢核的旋磁比，无量纲；G表示磁场梯度，T/cm；TE表示脉冲序列（Carr Purcel Meiboom Gill，简称CPMG）的回波间隔时间[28]，ms。

由于T2B的数值通常介于2 000～3 000 ms，要比T2大得多，并且主磁场是均匀场（G=0），TE使用最小回波间隔，因此T2D和T2B可以忽略，如式（4）[29-30]。

式中Fs表示几何形状因子。球状孔隙，Fs=3；柱状孔隙，Fs=2。

湿陷性黄土地质、液化地质、软土等不良地质对管道埋深也有一定影响。但是，以往的设计工作者由于地质条件和水文资料不好把握，所以在设计时一般都忽略这些因素，这也是今后设计和施工单位需密切关注的一个工作重点。

由式（4）可知，孔隙内流体的弛豫时间和孔隙半径呈正相关关系，孔隙越小，比表面积越大，表面相互作用的影响越强烈，T2时间也越短。因此，可利用T2分布来评价孔隙大小及其孔径分布。

模拟实验由中国石油天然气集团有限公司天然气成藏与开发重点实验室完成。使用的设备是高温高压一维驱替模拟与低场核磁共振分析仪联机在线检测的天然气成藏与开发可视化动态模拟系统（MacroMR12-150H-HTHP-I），核磁共振分析仪主频为12 MHz，专用岩心夹持器耐温为150 ℃，耐压70 MPa[31]。该设备的主要优势是实现了设备允许范围内任意温度压力下的连续无损在线检测，可定量表征岩石含气饱和度与充注压力、岩石物性参数（尤其是孔径大小）之间的关系，省去了研究可动流体饱和度的离心环节[32]或常规驱替过程与核磁共振分析各自独立进行的繁琐环节[23,26]，也提高了实验结果的精度。

实验是在室温下进行的，主要实验步骤如下：①将选取的样品进行烘干、抽真空，在30 MPa 下加压饱和水24 h，使岩心孔隙中充分饱和水。②将已饱和水的岩样装进由聚四氟乙烯材料构成的高温高压无磁岩心夹持器中，并连接好岩心夹持器两端气路。③测试岩心饱和水状态的T2谱，主要测试参数为回波间隔0.300 ms，等待时间40 000 ms，回波个数15 000，累加次数64。④测试不同充注压力下岩心剩余水状态的T2谱。根据实验需要设计若干驱替压力点，从低压开始，检测每个压力点的T2谱；每个压力点需重复多次检测，选取T2谱不再变化或变化较小时的检测结果代表该压力点的T2谱值；其他压力点的T2谱依照同样的流程进行检测。⑤根据不同驱替压力下得到的T2谱数据可以计算出岩心的孔径分布、含水（气）饱和度等参数。

3 实验结果

3.1 岩石孔隙内水赋存特征

每一块岩样完全饱和水（0 MPa）的T2谱曲线与横坐标轴所围成的包络面积代表全部充填水的孔隙（连通孔隙）空间，此时含水饱和度为100%[23]。同样，不同驱替压力下每条T2谱曲线的包络面积代表的是该状态下水所充填的孔隙空间，此时的含水饱和度即为该状态下岩石中的残余水饱和度，完全饱和水的T2谱曲线与某一压力下的T2谱曲线所包围的面积代表了该压力驱动所引起的可动水的变化量。从T2弛豫时间与岩石孔径大小的对应关系可知，T2弛豫时间越大，表明岩样的大孔径所占比例越高[33-34]。

将岳12 井和金华2 井各3 块不同孔渗的岩样在不同含水状态下的核磁T2谱曲线列于图2。由图2可见，不同岩样T2谱曲线分布形态差异很大。多数T2谱为双峰形态，且孔隙度、渗透率相对高样品的曲线右峰（T2弛豫时间长）较大，包络面积大，说明其大孔隙较多，其中的水可动性强；孔隙度、渗透率越低的岩样，曲线右峰越小，以左峰（T2弛豫时间短）为主，包络面积小，以小孔隙为主，其中水的可动性差。岳12-1、岳12-2 为单峰或近于单峰形态，包络面积大，说明其大孔隙较多，其中的水可动性强。

图2 须二段致密砂岩在不同驱替压力下的T2 谱曲线图

比较不同压力下的T2谱曲线（图2）可以发现，随着驱替压力的增大，同一岩样的T2谱曲线逐渐向左下方移动，说明气体驱替致密砂岩孔隙中水的过程是“渐进式”的，在相对低压下即可驱替出岩样中较大孔径的孔隙中水，此时相对小孔径孔隙中的水仍然残留在岩样中；随着驱替压力的增大，则可以逐步将不同孔径孔隙中的可动水甚至束缚水依次驱出。因此，根据完全饱和水与某一压力的T2谱曲线之间的面积分布及大小可定量表征可动水来自哪些孔隙空间及相应的量。总体上，有随岩样孔隙度、渗透率增大，可动水比例增大、最终残余水饱和度降低的趋势，如蓬莱7 井2 个孔隙度、渗透率相对较高的样品，其最终剩余含水饱和度最低，介于11%～23%；金华2 井3 个样品物性条件相对较差，其最终剩余含水饱和度最高，介于35%～53%；岳12 井2 个样品的物性居中，其最终剩余含水饱和度（22%～27%）介于两者之间（图3）。

3.2 岩石孔径分布特征

图3 须二段致密砂岩储层含水饱和度与驱替压力关系图

由式（4）可见，孔隙半径r与核磁T2值成正比，它们之间存在一个系数C（Fs·ρ2）。对于一个岩心样品而言，岩石横向表面弛豫强度ρ2、孔隙形状因子Fs均可近似看作是常数，因此系数C也应是一个定值，C值确定后即可将核磁共振T2值换算为孔隙半径。许多学者将核磁共振T2值与压汞实验方法相结合来确定C值[18-21]。笔者通过压汞与核磁方法得到的须家河组致密砂岩C值为0.035 μm/ms，并利用C值将核磁共振T2值换算为孔隙半径。计算结果表明，不同区域须家河组储层孔径主要介于0.010～10.000 μm（主峰介于0.010～1.000 μm，其中孔隙度大于7%孔径介于0.010～1.000 μm 的样品占总孔喉的56%～75%），小于0.010 μm 和大于10.000 μm 的孔径所占比例较小（图4）。该结果与本文参考文献[15]利用多种资料确定的须家河组不同级别储层主力孔喉分布范围（孔径介于0.025～2.611 μm 占总孔喉的65%～70%）接近。不同孔径的发育程度直接影响储层储集性能的好坏，实际上决定其对储层最终含气饱和度大小的贡献比例。

图4 须二段致密砂岩储层孔径频率分布直方图

3.3 不同孔径储集空间对含气饱和度的贡献

图5 为蓬莱7-1 样品在不同驱替压力下各孔径范围的累计含气饱和度变化趋势图。由图可见，该样品累计含气饱和度为89.0%，对总含气饱和度贡献最大的是孔径介于0.100～1.000 μm 的储集空间，占39.4%；其次是孔径介于1.000～10.000 μm 的储集空间，占32.0%；孔径介于0.010～0.100 μm 的储集空间也有较大贡献，占22.0%；孔径大于10.000 μm 和小于0.010 μm 的储集空间贡献分别为4.5%和2.0%。这些孔径对含气饱和度的贡献大小与其在整个岩样孔径分布中所占比例密切相关，如孔径介于0.100～1.000 μm、1.000～10.00 μm 和0.010～0.100 μm 在整个孔径分布中的比例分别为38.4%、29.0%和25.7%（图4）。其他样品对含气饱和度贡献大的也主要是孔径介于0.010～10.000 μm 的储集空间，只是不同样品各自的比例不同而已（表2）。不同孔径储集空间对含气饱和度的贡献比例与该孔径在岩样中所占比例具有较好的相关性（图6），如1.000～10.000 μm 和0.010～0.100 μm 的孔径，含气饱和度贡献比例与孔径占比之间的判定系数为0.882 1 和0.842 3；而10.000～100.000 μm 和0.001～0.010 μm 的判定系数分别为0.835 6 和0.929 0。这说明孔径大小对含气饱和度大小起非常重要作用，对须家河组含气饱和度贡献最大的是孔径0.100～10.000 μm的储集空间。

表2 须二段砂岩储层不同孔径储集空间的含气饱和度贡献统计表

图5 蓬莱7-1 样品砂岩储层不同孔径的含气饱和度与充注压力关系图

图6 不同孔径的含气饱和度贡献比例与孔径占比关系图

4 须家河组致密砂岩气藏特征

4.1 须家河组气藏含气饱和度

川中地区已发现的须家河组气藏普遍呈现低含气饱和度的特征，含气饱和度介于40%～80%，主体介于50%～65%[31]（图7-a）。层系上，T3x6气藏含气饱和度基本小于60%（图7-b）；T3x4和T3x2气藏含气饱和度均以50%～65%为主（图7-a），但不同气藏略有差异。如T3x4气藏含气饱和度介于50%～65%的比例，充西气田为77.8%、荷包场气田为80.4%、广安气田为86.1%（图7-c）；含气饱和度小于50%的比例，充西气田为0、荷包场气田为6.7%、广安气田为10.2%；含气饱和度大于65%的比例，充西气田为22.2%、荷包场气田为12.8%、广安气田为3.7%。T3x2气藏含气饱和度介于50%～65%的比例，蓬莱气田为82.5%、合川气田为81.2%、安岳气田为78.0%、荷包场气田为76.8%（图7-d）；含气饱和度小于50%的比例，蓬莱气田为9.7%、合川气田为2.9%、安岳气田为8.5%、荷包场气田为15.5%；含气饱和度大于65%的比例，蓬莱气田为7.8%、合川气田为15.9%、安岳气田为13.3%、荷包场气田为7.7%。这些气藏含气饱和度较低也就意味着含水饱和度较高，气水分布整体呈现区域大面积含气、气水混杂分布、气水界限不明显等特征[4-5]。

4.2 须家河组天然气规模富集机制

图7 须家河组气藏含气饱和度分布直方图

小压差驱动与相对大孔径空间储集的耦合是低生气强度区致密砂岩形成高含水饱和度大中型气田的重要机制。早期的研究已从定性、半定量角度讨论了须家河组天然气近源聚集[9,14]以及大面积“连续型”[11]成藏机制，但仍未真正揭示其规模成藏且高含水的本质特征。模拟实验结果表明，不同孔径储集空间含气饱和度达到饱和状态所需的压力是有差别的，以蓬莱7-1 样品为例（图5），大于1.000 μm孔径储集空间在较低压力下即可基本达到饱和，如10.000～100.000 μm 和1.000～10.000 μm 孔径储集空间分别在1.5 MPa 和2.5 MPa 压力下达到总量的90%和95%。0.010～1.000 μm 孔径储集空间则需要在较大压力下才能完全充满，如0.100～1.000 μm孔径储集空间在2.5 MPa 压力下仅充注55%，15.5 MPa 压力下达到总量的95%，随压力继续增大，含气饱和度仍有缓慢增加的趋势；0.010～0.100 μm孔径储集空间在6.5 MPa 压力下仅达到总量的60%，19.0 MPa 压力下达到90%，随压力增大，含气饱和度同样有小幅度缓慢增加的趋势。小于0.010 μm 孔径储集空间，无论多大压力下充注量均为微量，对含气饱和度总量的贡献很小。纵观整个岩样的含气饱和度，3.5 MPa 压力下即达到总量的70%。除合川5 样品外，其他样品含气饱和度也基本是在3.0～5.5 MPa 压力下达到总量的70%（图8），后期大压力下的充注主要进入小孔径储集空间，总量小且增加缓慢，因此，后期大压力驱动对含气饱和度总体贡献相对较小。根据模拟实验结果，结合烃源岩生气强度低（T3x1、T3x2生气强度多小于5×108m3/km2）、气藏压力演化史（剩余压差介于5～25 MPa）[35]和储层孔径分布（0.010～10.000 µm）的特点，认为小压差（3.0～5.5 MPa）驱动、相对大孔径（大于0.100 μm）空间储集的耦合是须家河组天然气可以形成规模富集、但气藏含水饱和度较高的主要原因。