基于核磁共振弛豫法与冻融法的页岩有机孔计算方法

2022-04-23杨杨孙建孟崔瑞康周贤斌

测井技术 2022年1期

杨杨,孙建孟,崔瑞康,周贤斌

(1.中国石油西南油气田公司页岩气研究院,四川成都610056;2.中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛266580;3.中石化经纬有限公司华北测控公司,河南南阳473132)

0 引言

非常规油气藏在成藏机理和油气藏特征等方面与常规油气藏有区别,它是不能通过传统技术获得自然工业产量的连续或准连续型油气矿藏[1-2]。与砂岩等常规储层相比,页岩气储层孔喉半径小、孔隙结构复杂,常规测试方法很难表征页岩气储层的孔隙结构[3-4]。

国际纯化学和应用化学联合会将页岩孔隙划分为3类:微孔(孔隙半径<2.0 nm)、介孔(孔隙半径2.0～50.0 nm)、大孔(孔隙半径>50.0 nm),现阶段表征页岩孔隙结构的实验方法主要有图像分析法、流体注入法和非流体注入法[5-8]。近年来,国内外大量专家学者开展了利用核磁共振弛豫技术表征储层孔隙结构的研究。Ausbrooks等[9]首次利用核磁共振有效弛豫率构建了核磁共振T2谱与孔隙半径之间的分布关系曲线。Yakov等[10]提出可以利用横向弛豫时间T2与岩心刻度的毛细管压力转换,得到核磁共振T2谱与孔隙尺寸之间的转换关系。张超谟等[11-16]也做过核磁共振T2谱评价储层孔隙结构以及核磁共振T2谱转换为孔隙分布的研究。总体来说,前人将核磁共振T2谱通过由压汞实验获得的毛细管压力曲线转换为储层的孔隙分布。但是压汞实验存在一些缺陷,其测量下限较大,主要是测量大孔(孔隙半径>50.0 nm)分布,对页岩等致密地层不适用[17];测量过程中会对岩心造成人为破坏。这些缺陷会使得核磁共振T2谱利用毛细管压力曲线转换储层孔隙分布时存在较大误差。

核磁共振冻融法本质上是热力学方法,通过流体中的冻结熔融相变研究纳米尺度下的动力学变化,进而确定多孔材料的孔隙分布[18-20]。核磁共振冻融法孔隙半径测量范围在2.0～1 000.0 nm[21],适合页岩等致密地层,在测量过程中无损、快速,但是在页岩孔隙研究方面应用较少,仅有部分学者开展了相关尝试实验。张倩等[22]利用不同孔隙半径的标准材料将核磁共振冻融法、压汞法和氮气吸附法对比,并对比研究了块样和碎样之间的孔隙结构,为页岩微观孔隙研究提供了借鉴。李志清等[21,23-25]开展了页岩的核磁共振冻融法实验,将实验结果与压汞法、氮气吸附法、核磁共振弛豫测量法和聚焦离子束扫描电镜技术结果对比,探究了核磁共振冻融法的适用性和页岩的微观孔隙结构。但目前还鲜见核磁共振弛豫法与核磁共振冻融法结合表征深层页岩有机孔孔隙分布以及利用测井资料表征储层孔隙分布和有机孔孔隙度研究。

本文对四川盆地泸州地区龙马溪组深层页岩开展核磁共振弛豫实验和冻融实验,研究核磁共振横向弛豫T2谱和核磁共振冻融实验获得的孔隙分布之间的转换关系以及四川盆地泸州地区龙马溪组海相页岩的有机孔分布特征,并通过测井资料计算有机孔相关信息,以期为深层页岩气标定孔隙分布提供一种新的途径。

1 样品选择和实验

1.1 样品选择

选取四川盆地泸州地区A井11块岩心,岩心为龙马溪组和五峰组页岩,取样深度4 014～4 120 m。页岩样品总有机碳含量介于2.09%～5.31%,平均值为3.69%,表明研究区有机碳含量较高,且不同深度差别较大;页岩样品孔隙度介于4.17%～8.09%,平均值为5.84%,表明研究区地层物性较好。

1.2 核磁共振冻融实验

实验仪器型号为NMRC12-010V-T,其主体是一套带有低温装置的核磁共振系统,系统所用磁体为永磁体,主频率11.8 MHz,探头线圈尺寸10.0 mm,仪器死时间为60.0 μs。以尽量增大信噪比为前提选择仪器的基本参数:90°脉冲宽度4.0 μs,180°脉冲宽度8.0 μs,采样频率250.0 kHz,回波间隔0.1 ms。

制冷方式采用液体循环降温,温度媒介为电子氟化液FC770,冷源为-60.0 ℃的低温冷槽,通过外循环控制温度,并为样品提供一个稳定的温度环境,仪器的控温范围-35.0～10.0 ℃,温度波动±0.02 ℃。

1.3 核磁共振弛豫实验

岩心核磁共振弛豫实验采用MesoMR岩心核磁共振成像分析仪测量,仪器主要工作参数:测试温度32.0 ℃,工作频率21.3 MHz。该仪器具有测试速度快、重复测量稳定性好、信噪比高等特点。90°脉冲、180°脉冲可由宏命令自动搜寻;回波间隔任意可调,实验选取0.1 ms;等待恢复时间、接收增益、回波串长度等任意可调。该实验基本测试参数:回波间隔为0.1 ms,等待时间为10.0 s,回波数为2 048,扫描次数为64。

2 孔隙半径转换的理论分析和推导

核磁共振冻融技术利用孔隙半径尺寸与孔隙内部液体凝固温度之间的关系测量和计算介质内的孔隙分布,测量范围为2.0～1 000.0 nm。Gibbs-Thompson方程组是核磁共振冻融技术计算介质孔隙的基础,可以表示孔内晶体熔点变化

ΔTm=Tm-Tm(rc)=4σTm/rcρΔHf

(1)

式中,ΔTm为孔内晶体熔点变化量,K;Tm为材料的熔点,K;rc为孔隙半径,nm;Tm(rc)为半径为rc的晶体的熔点,K;σ为固液界面的表面能,mJ/m2;ΔHf为材料的熔化熵,J/(mol·K);ρ为表面弛豫率,10-7rad·S-1·T-1。

在实验时,对于同一物质,式(1)等号右侧除孔隙半径之外其他参数都可以看作常数,式(1)可以简化为

ΔTm=KGT/rc

(2)

式中,KGT为常数,无量纲,与液体本身特性有关。在实验过程中只需要确定常数KGT,将温度转换为孔隙半径,进而求得介质的孔隙分布。

根据核磁共振弛豫理论可知,在介质的孔隙空间里,岩石的表面弛豫可以表示为

(3)

式中,T2为横向弛豫时间,ms;T2B为流体的自由弛豫时间,ms;T2S为表面弛豫时间,ms;D为流体扩散系数,μm2/ms;γ为核旋磁比,MHz/T;G为磁场梯度,Gs/cm;TE为回波间隔,ms。

当介质中有且仅有一种流体时,式(3)可以简写为

(4)

式中,S为孔隙表面积,cm2;V为流体体积,cm3;S/V为比表面积,cm-1。

将介质的孔隙结构简化成柱状或者球状,式(4)可以简化为

(5)

式中,Fs为孔隙形状因子(球形为3,柱状为2),无量纲。

在实际地层中,由于地层孔隙结构复杂,通过大量的实验结果分析发现,T2与rc不是简单的正比关系,而是呈现幂函数关系[14]。

(6)

式中,n为转换系数,无量纲。

因为孔隙半径是孔喉半径和孔喉比之间的乘积,式(6)可以转换为

(7)

式中,a1为孔喉比,无量纲;rt为孔喉半径,nm。

(8)

式中,C为横向转换系数,无量纲。根据式(8)求得C和n值就可完成T2和rc之间的转换。

由于实际测量中无法直接测量C和n这2个参数值,因此,该研究根据核磁共振T2谱和核磁共振冻融结果的相关性,利用核磁共振冻融实验获得的孔隙分布曲线刻度核磁共振T2谱来获得转换系数C值和n值。

3 实验结果分析

3.1 核磁共振弛豫实验数据与冻融实验数据

研究区全部样品不同状态的核磁共振T2谱如图1所示,可以看出不同状态的页岩孔隙分布存在着明显的差异。如图1(a)所示页岩干样核磁共振弛豫信号主要集中在3.0 ms附近,此时的信号主要由固体有机质和黏土束缚水产生,页岩黏土含量越高,干样核磁共振弛豫信号越强,这表明此时核磁共振弛豫信号都是由黏土束缚水引起的;部分页岩在10.0 ms左右仍有核磁共振弛豫信号,可能是因为大孔隙内水未完全蒸发造成的。图1(b)所示页岩在经过21.0 MPa加压饱和水之后,水进入了孔隙之中,核磁共振弛豫信号增强,此时反映的是包括有机孔和无机孔在内的整个页岩的孔隙结构信息。页岩饱和水后呈单峰分布,弛豫时间峰值在10.0 ms以内,表明页岩主要是以中小孔隙为主。图1(c)所示页岩在经过21.0 MPa加压饱和油之后,油进入了页岩有机孔内,此时反映的是页岩有机孔的孔隙结构信息。页岩饱和油后,T2谱具有单峰、双峰和三峰分布特征;单峰分布的页岩T2谱主要集中在1.0 ms以下;与页岩饱和水核磁共振T2谱相比,双峰分布的页岩增多,横向弛豫时间主要在10.0 ms以下,左峰位于0.4 ms附近,右峰位于8.0 ms附近。

图1 A井不同状态页岩核磁共振T2谱

研究区全部样品的核磁共振冻融实验结果见图2,样品孔隙半径分布范围较广,介于2.0～800.0 nm。分析不同样品,发现提供孔隙体积的孔隙的半径主要集中在5.0～10.0 nm[见图2(a)],10.0 nm以上的孔分布较少。从微分孔隙分布图图2(b)可见,岩样都以半径为10.0 nm以下的小孔为主,且孔隙半径主要在5.0～8.0 nm,在小孔隙半径段,曲线大都具有多峰的特点,中、大孔很少。

图2 冻融法核磁共振实验结果

3.2 核磁共振孔隙半径曲线的转换

核磁共振弛豫测量技术可以反映岩石的所有孔隙体积,因此,可通过核磁共振冻融实验测量岩石的孔隙分布,将测量的孔隙体积累计分布曲线与核磁共振T2谱累计分布曲线对比,在相对应处取值,通过式(8)把核磁共振T2谱转换为孔隙分布曲线。由图3可见,页岩中的孔隙以半径小于10.0 nm的介孔为主,如果将所有孔隙一起分析会错过半径大于10.0 nm的孔隙。因此,需要以10.0 nm为界将孔隙分开分析,在利用T2谱换算孔隙半径时需要用不同的幂函数分段计算C和n值。据此根据核磁共振冻融实验获得的孔隙半径分布曲线,取得任意孔隙半径rc,确定累计分布,并利用该累计分布对其相对应的横向弛豫时间进行插值,最后将两者进行拟合,结果见图4。根据图4的拟合结果,得到H1样品所对应的C和n值。重复上述步骤,求得所有样品对应的C和n值(见表1)。

图3 H1孔隙分布曲线

图4 核磁共振横向弛豫时间与核磁共振冻融孔隙半径转换关系

表1 不同样品的C和n值

图5为经过上述方法转换后的核磁共振弛豫孔隙半径与核磁共振冻融孔隙半径分布图,由图5可以看出,2条曲线的分布趋势大致相同。但是在相同的孔隙半径下,核磁共振弛豫孔隙的含量总是高于核磁共振冻融孔隙含量,尤其是当孔隙半径大于10.0 nm时。造成这个差异的原因:在小孔隙中核磁共振弛豫孔隙包含了黏土和干酪根等基底信号;在孔隙半径大于10.0 nm时,由于核磁共振冻融实验测量时利用样品碎样,破碎样品时会将页岩样品大孔隙破碎进而导致实验测量时大孔隙含量减少。

图5 核磁共振弛豫孔隙与核磁共振冻融孔隙分布图

3.3 有机孔孔隙度计算模型

有机孔是深层页岩储集气体的主要空间,且随着有机质含量的增加,页岩气含量也显著增加,这与有机质含有大量的有机孔有关。研究区有机质含量与有机孔之间不是简单的正相关关系,因此,研究深层页岩中气体含量不仅需要研究有机孔的孔隙半径分布,还需要研究深层页岩中的有机孔孔隙度。

页岩气储层中发育有机孔和无机孔,有机孔具有强烈的油润湿性,无机孔具有强烈水润湿性,它们具有不同的核磁共振T2谱。基于页岩气储层中有机孔、无机孔润湿性差异,设计实验方法与流程,确定利用核磁共振横向弛豫时间表征深层页岩有机孔的方法。对页岩岩心采用加压方式饱和盐水,并进行核磁共振T2谱测量;烘干后采用加压方式饱和油,通过低速离心的方式将页岩裂缝中的油排出,并进行核磁共振T2谱测量,不同状态的核磁共振T2谱反映了页岩中不同的孔隙分布;最后利用核磁共振冻融实验确定孔隙分布,与核磁共振T2谱分布对比。为了验证这一定量关系,利用聚焦离子束扫描电镜技术测定岩心孔隙分布[26-27],其结果与利用横向弛豫时间分布确定的孔隙分布对比(见表2)。

表2 各岩样有机孔与无机孔信息表

通过核磁共振弛豫测量实验获得的有机孔孔隙度和通过聚焦离子束扫描电镜实验获得的有机孔孔隙度之间的对比结果见图6,对比发现这2种方法一致性较好,表明通过核磁共振弛豫测量实验得到的有机孔孔隙度结果可靠。

图6 核磁共振弛豫测量与扫描电镜测量的有机孔孔隙度对比图

将有机孔孔隙度与石英含量、束缚水饱和度、黄铁矿含量等测井数据进行单相关分析,分析结果(见表3)表明:有机孔孔隙度与石英含量、黄铁矿含量、束缚水饱和度和铀含量等具有相关性。页岩中有机孔孔隙度是由多种因素相互叠加、相互影响造成的,在分析时需要综合考虑各种因素的影响。

表3 有机孔影响因素分析表

依据表3,采用多元线性回归的方法计算页岩有机孔孔隙度

φ=2.92-0.04VQU+3.33Sir+0.33VU-

0.32VIL-0.28VPY

(9)

式中,φ为有机孔孔隙度,%;Sir为束缚水饱和度,%;VU为铀含量,10-6;VPY为黄铁矿含量,%;VQU为石英含量,%;VIL为伊利石含量,%。

4 孔隙特征分析

以页岩岩心H1为例,由图7(a)可见,页岩在烘干状态下仍有一定的核磁共振弛豫信号,主要是黏土结晶水和干酪根的含氢信息,该状态下信号量最低,经计算得到孔隙度为1.64%。饱和水页岩T2谱面积最大,且呈单峰分布,峰值在0.65 ms左右,此时反映整个页岩(包括有机孔和无机孔)的孔隙结构信息,经计算得到孔隙度,其值为8.09%。饱和油状态下T2谱呈双峰分布,左峰在0.2 ms左右,右峰在3.0 ms左右,反映页岩的有机孔孔隙分布不均一,不同孔隙半径的有机孔均发育,经计算得到孔隙度,其值为3.98%。饱和水和饱和油核磁共振T2谱在大于2.65 ms的范围内重叠,反映页岩中的大孔主要是有机孔;在小于2.65 ms的范围内,饱和水T2谱的值大于饱和油T2谱的值,主要是因为小于2.65 ms范围内还有部分无机黏土孔发育。

图7 H1页岩不同状态核磁共振谱对比

由图7(b)可以看出,H1页岩孔隙半径分布在4.0～500.0 nm,以半径为6.0 nm的介孔为主。饱和水状态下,孔隙半径峰值在6.4 nm左右,大无机孔的半径分布在21.0 nm左右,反映整个页岩(包括有机孔和无机孔)的孔隙结构信息。饱和油状态下孔隙半径呈双峰分布,左峰在5.2 nm左右,右峰在7.7 nm左右,反映页岩的有机孔孔隙分布不均一,大小孔隙半径的有机孔均发育。扫描电镜图片显示有机孔孔隙度为4.36%,有机孔最大孔隙半径在46.0 nm左右。当孔隙半径大于7.7 nm时,饱和油状态下的信号幅度大于饱和水状态下的信号幅度,反映页岩中的大孔主要是有机孔;当半径小于7.7 nm时,饱和水状态下的信号幅度大于饱和油状态下的信号幅度,主要是因为当半径小于7.7 nm时还有部分无机黏土孔发育。

5 有机孔测井计算实例分析

图8为A井的计算成果图。该井地层压力系数超过2.0,龙马溪组页岩埋藏深度大,埋藏深度在3 500 m以上,页岩气保存条件较好。利用式(9)结合测井资料计算了页岩的有机孔孔隙度,随着地层深度的增加,有机孔孔隙度呈现逐渐增大的趋势,表明页岩的有机孔逐渐增多,物性随深度增加逐渐变好。采用测井数据计算的有机孔孔隙度和岩心分析得到的有机孔孔隙度具有较好的对应性,证明式(9)在研究区可以很好地反映地层有机孔孔隙度。利用核磁共振冻融实验标定的转换核磁共振孔隙分布曲线关系计算了A井的孔隙半径,该井孔隙半径在5.0～800.0 nm,以半径小于10.0 nm的介孔为主。孔隙分布的峰值随着深度增加逐渐右移,在4 025 m以上的地层中,孔隙半径的峰值小于7.3 nm;在4 025～4 100 m的地层,孔隙半径的峰值在7.3 nm左右;在4 100 m以下的地层,孔隙半径的峰值大于7.3 nm,部分地层孔隙半径峰值在10.0 nm左右;在4 050 m以下的地层,孔隙半径峰值大于50.0 nm的大孔数量随着深度的增加逐渐增多,表明地层孔隙结构逐渐变好。研究区集中发育孔隙半径小于10.0 nm的介孔,与高之业等[28-30]对龙马溪组页岩储层的孔隙结构分析测试结果相一致。

图8 A井计算成果图*非法定计量单位,1 ft=12 in=0.304 8 m,下同

由表4可知,2号气层和3号气层的孔隙度、总有机碳含量等相差较小,但是这2个气层之间游离气含量差距较大。通过分析发现,2号气层孔隙半径峰值为11.2 nm,且分布有大量大孔,平均孔隙半径为18.9 nm;3号层孔隙半径峰值为7.8 nm,大孔数量较少,平均孔隙半径为10.1 nm,即2号层孔隙结构比3号层更好。良好的孔隙结构使得储层内游离气含量增大,储层中总含气量增大,从而使得储层在生产初期可以获得更高的产气量。