低勘探領域烴源巖參數早期預測及綜合評價

隨著油氣勘探的普遍深入，在成熟的勘探領域要取得新的發現難度越來越大。儲量和產量的增加難以滿足經濟增長和人們生活的需要。擴大勘探領域非常重要。我國深層、深水和新區等低勘探領域油氣資源豐富,探明率低,是今后油氣增儲上產的重要領域,也是目前眾多學者研究的熱點之一。有沒有烴源巖是低勘探領域早期評價要回答的首要問題,烴源巖研究對低勘探領域早期評價的重要性不言而喻。常規烴源巖研究主要分為有機地球化學和有機巖石學兩個領域。前者主要采用化學的方法,著重于總體化學性質評價和分子級層次的研究;后者則主要采用光學顯微鏡方法,著重于顯微層次的研究。有機地球化學廣泛應用熱解色譜質譜、化學降解、各種熱分析、熱模擬和熱解反應動力學等技術研究有機質的類型、豐度、成熟度、熱演化史和生烴潛力。而有機巖石學方法主要用透射光、反射光、熒光等對光片和薄片進行分析,從而得到沉積巖中分散有機質的特征參數。目前,以取心點烴源巖參數為約束條件,以測井資料為基礎的烴源巖評價方面已經發展了眾多的方法、主要有多測井組合法、多參數組合法、C/O能譜測井法、自然伽馬法、基于W-S方程的電阻率重疊法和雙孔隙度法、聲波測井法和孔隙度測井法等[11,12,13,11,12,13]。無論是用有機地球化學方法還是有機巖石學方法對烴源巖進行評價,其所需的資料大都來源于巖心樣品的分析化驗結果。低勘探領域鉆井稀少,取樣分析資料缺乏,難以滿足用有機地球化學和有機巖石學方法評價烴源巖對資料的要求,因此,對低勘探領域進行烴源巖評價用常規方法難以奏效。而烴源巖評價又是低勘探領域早期評價必不可少的環節。如何對鉆井稀少、取樣分析資料缺乏的低勘探領域進行烴源巖早期預測就成為勘探家面臨的一大難題。對于低勘探程度與烴源巖評價這一對矛盾來講,低勘探程度是不可改變的現實,而烴源巖評價對油氣勘探又不可或缺,解決矛盾的途徑只能是改變烴源巖評價所需的資料和方法以適應低勘探程度盆地烴源巖評價的需要。低勘探領域一般最先上馬的是二維地震和少量預探井。根據低勘探領域的這種資料條件和層序地層學方法在油氣勘探中廣泛應用的事實,本文以層序地層框架分析為基礎,運用地球物理預測技術對低勘探領域的烴源巖有利發育層段、厚度、和熱成熟度進行預測,并在此基礎上對低勘探領域烴源巖進行綜合評價。1層序格架與烴源巖目前,層序地層學在油氣勘探中已得到廣泛的應用。然而,其在烴源巖評價中的作用卻沒有得到足夠的重視。就海(湖)平面升降控制沉積環境、沉積相的特征和分布而言,層序地層演化階段對烴源巖的沉積起著極其重要的控制作用。因此,眾多學者[14,15,16,17,18,14,15,16,17,18]探討了層序格架與烴源巖的關系。盡管不同地區具體特征存在差異,但層序地層格架特征與烴源巖的發育存在密切關系的觀點已基本為人們所接受。1.1有機質含量與巖環境的關系湖盆烴源巖有機質主要是湖生浮游生物和部分搬運來的陸源有機質,巖石類型主要是泥(頁)巖。以強還原—還原、欠補償和弱水動力等沉積成巖環境為特征。有機質含量主要受控于沉積物/水體缺氧界面處的沉積速率。一旦缺氧條件具備,主要的控制因素即為沉積速率。沉積速率低,有機碳總量就高;反之,有機碳含量則低。在一定地史時期,沉積物中有機質含量取決于沉積物可容納空間和陸源碎屑輸入量的變化。若相對湖平面上升可容納空間變大,陸源碎屑向湖岸方向退積,注入湖中碎屑物質減少,相應沉積層段中的總有機質含量提高;反之,有機質含量降低。1.2陸相湖盆的控制作用在一個層序的垂向剖面中,有機質含量的分布具有明顯的規律性,凝縮段的有機質含量最高,由凝縮段向上或向下,有機質含量逐漸降低。從理論上說,凝縮段,尤其是那些在盆地內部由多個凝縮段疊合形成的大型復合凝縮段是沉積盆地中最好的、最重要的潛在生油層。在海相層序中,凝縮段一般對應最大湖泛面。而陸相湖盆同海盆不同,湖盆面積較小。層序特征受構造運動、氣候變化、物源供應、湖平面變化等多種因素控制。其中的任何一種因素都可能對烴源巖在層序中發育的具體層段產生重要影響。由于陸相湖盆的規模遠小于海盆,低水位時期水體規模小,分割性強,水體偏氧化環境,因此低水位體系域不利于烴源巖的發育。除低位體系域之外,湖侵體系域的底部、中部和上部以及高位體系域底部都可以成為陸相湖盆有利烴源巖的發育層段。具體情況要由層序及體系域的發育特征而定。1.3有利沉積層序地層特征不管烴源巖發育于盆地中的哪個具體部位,烴源巖的有利發育層段與層序格架的具體特征無疑有必然的聯系。而層序格架通過低勘探區塊比較普遍的地震資料和少量的鉆井資料即可以建立起來。因此層序及體系域方法是低勘探領域烴源巖發育層段預測的有力工具。凹陷B深水層序的分析結果表明,層序E湖侵體系域沉積凝縮段位于最大湖泛面的下部(圖1a)。二連盆地新區A層序T湖侵體系域厚度很小(圖1b),表明整個湖侵沉積期湖盆處于極度饑餓缺氧狀態,沉積速率極小。因此縱向上整個湖侵體系域都是烴源巖的有利發育層段。陸相沉積中還原環境的半深湖-深湖相暗色泥巖是主要生油巖。深湖和半深湖一般表現為強震幅-中高連續,低頻相,具平行或亞平行反射結構,外部形態多呈席狀。但也并非一成不變,例如二連盆地洪浩爾舒特凹陷的深湖-半深湖相在地震反射上就表現為空白相。對于低勘探領域,以地震相和沉積相模式為指導,在深入分析地震反射特征的基礎上,對比借鑒鄰區或中淺層的沉積相單元與地震反射結構的對應關系,即可確定低勘探區塊的有利生油相地震反射特征。通過地震反射特征的追蹤對比可以確定有利生油相的平面分布范圍。2地震地質條件烴源巖必須達到一定規模才能生成并排出具有商業價值油氣,但烴源巖厚度并非越大越好。Tissot(1984)曾提出排烴有效厚度為28m。而微裂隙排烴的支持者認為,烴源巖中心部分因異常高壓產生微裂隙,油氣可以以微裂隙幕式排烴方式排出。但地球化學資料表明厚層泥巖確實存在未(或較少)排烴層段1。不管烴源巖厚度與生排烴量的具體關系如何,厚度是烴源巖評價的一個重要指標,這是毫無疑問的。地震波通過不同巖性介質的傳播速度不同,那么沉積體系域內部巖性和巖相的橫向變化應該在地震層速度上有所反映。作為地震資料常規處理中間步驟的速度分析為巖性解釋提供了大量的速度譜及疊加速度信息,通過地震速度巖性定量解釋技術就可以轉換出地層泥巖指數,進而計算出泥巖總厚度。(1)陡傾地層的均方根速度由地震速度分析獲得的疊加速度譜提供了大量的疊加速度數據。對于水平層狀介質而言,疊加速度等于均方根速度,但是當地層變得陡傾時,疊加速度不等于均方根速度,這時由地震速度譜提供的疊加速度計算均方根速度將按下式求取:Vr=Vscosα(1)或Vr=Vs1+V2sΔt204L2√(2)Vr=Vs1+Vs2Δt024L2(2)此處,Vr為均方根速度,Vs是疊加速度,Δt0是水平間距為L的相鄰兩道上同一反射同相軸的時差,α為反射界面的傾角。(2)界面雙程旅行時間Vint=V2r,nt0,n?V2r,n?1t0,n?1t0,n?t0,n?1?????????????√(3)Vint=Vr,n2t0,n-Vr,n-12t0,n-1t0,n-t0,n-1(3)其中,Vint為層速度,Vr,n和Vr,n-1分別為第n個和第n-1個界面的均方根速度,t0,n和t0,n-1分別是第n個和第n-1個界面的雙程旅行時間。根據(3)式,可以將地層均方根速度轉換為層速度,層速度才是可以直接用于泥巖厚度計算的有用地層信息。(3)地震速度巖性分析法根據時間平均方程,砂泥巖地層的層速度與泥巖相對含量以及純砂巖和純泥巖的速度之間的關系可以用下式表達:Vint=PmVm+1?PmVs(4)Vint=ΡmVm+1-ΡmVs(4)其中,Vm和Vs分別為某一深度點的純泥巖和純砂巖的速度,由測井聲波時差壓實模型求得;Vint為該處的層速度,由地震速度求得;Pm為泥巖指數或泥巖百分比。對于地下給定的任一點,只要給定一個層速度值,就可以從(4)中求得相應的泥巖百分比。Hm=H總Pm(5)其中,H總為某一層的地層總厚度,Pm為該層的泥巖指數,任一層段的地層總厚度H總與泥巖指數Pm相乘即可求出這一層段的泥巖總厚度。二連盆地新區A洼陷內沒有一口探井,騰一層序湖侵體系域作為主力烴源巖層段,其泥巖厚度分布是重要的油氣評價因素。因此,利用地震速度巖性分析法獲得騰一層序湖侵體系域泥巖厚度分布圖是非常有必要的。二連盆地新區A洼陷騰一層序湖侵體系泥巖厚度預測結果(圖2)表明,湖侵體系域東西兩個湖心深洼區泥巖厚度最厚,中部有分割。東次洼的泥巖厚度略小于西次洼,厚層泥巖的發育部位與湖心位置相吻合。地震速度巖性分析法計算泥巖總厚度充分利用了地震速度譜資料,在一定程度上克服了少井甚至無井給烴源巖評價帶來的困難。雖然速度譜資料的縱向分辨率略低于鉆井資料,但在低勘探領域的烴源巖評價中仍不失為一種有效的方法。需要指出的是,地震速度巖性分析法預測的泥巖不一定是烴源巖,也可能是紅層。這種情況要根據沉積相展布特征和其他相關資料將紅層剔除,盡可能避免多解性的發生。3層序湖侵體系域烴源巖熱成熟度Schmoker(1984)提出碳酸鹽巖孔隙度與鏡質體反射率之間為乘方關系。Schmoker(1988)又指出砂巖孔隙度與其相鄰的泥巖有機質熱成熟度也有一定的關系。Hayes(1991)研究了泥巖成巖作用演化階段與鏡質體反射率的關系后指出,由鏡質體反射率可以預測泥巖孔隙演化的階段。劉震(1997)指出,泥巖壓實程度與熱成熟度之間存在密切聯系,泥巖孔隙度和泥巖鏡質體反射率實際上都是埋藏歷史對時間的積分。泥巖孔隙度與泥巖熱成熟度之間很可能是冪函數形式的經驗關系:Ro=a?b(6)其中Ro為鏡質體反射率,?為泥巖孔隙度,a,b均為常數。雙相介質的孔隙度與層速度之間遵循懷利公式,即1Vint=?Vf+1??Vma(7)1Vint=?Vf+1-?Vma(7)其中,Vint為泥巖層速度,?為孔隙度,Vf為流體速度,Vma為泥巖骨架顆粒速度。一般情況下Vf和Vma的變化遠遠小于Vint的變化,故可將它們視為常數。由于低勘探區塊無井或少井,實測鏡質體反射率數據極少。但是可以在與其演化特征相似的區域獲得一定數量的數據,如在深層區塊可以從中淺層取得Ro數據;深水區塊可以在相鄰的淺水區塊獲得相關數據;在勘探新區也可以用相鄰凹陷的數據。這樣,利用鏡質體反射率(Ro)實測值與對應的泥巖孔隙度值交會,按公式(5)進行擬合,即可得出鏡質體反射率(Ro)與孔隙度(?)的具體關系。由圖3可以看出,濟陽坳陷東營凹陷中淺層、珠江口盆地凹陷B北部邊緣隆起和二連盆地新區A洼陷鄰區鏡質體反射率預測模型擬合公式相關系數均較高,相關系數的平方分別達到了0.8606、0.9118和0.7304。表明烴源巖熱成熟度預測具有較大的可靠性。在預測數學模型建立之后,若已知低勘探區某一點任意深度的泥巖速度時,即可獲得該深度附近的泥巖的有機質熱成熟度。由測井聲波時差資料和地震速度譜資料均可獲得泥巖速度。由聲波時差獲得泥巖速度精度較高,而地震速度譜資料在橫向連續性上具有優勢,兩者各有千秋。不管怎樣,只要有上述兩種資料之一即可對烴源巖的熱演化程度進行初步預測(圖3)。凹陷B深水區鉆井很少,大部分井集中在北部淺水區的低隆起帶上,分布極為不均,不足以控制整個工區。如果單純依靠井資料對烴源巖熱成熟度進行預測,所得結果未免有失偏頗。因此,本文采用井資料和地震速度譜資料相結合的方法對凹陷B深水層序湖侵體系域烴源巖熱成熟度進行預測。以層序W為例,湖侵沉積期,由于湖平面上升較快,北部番禹低隆起物源供給減少,為主凹深湖盆中深湖相烴源巖發育創造有利條件。層序W湖侵體系域白云主洼烴源巖成熟度大于1.6,已經達到過成熟階段,主要以生氣為主。西北部低隆起與其他地區相比成熟度較高,并且沿物源方向向盆地內部越來越高(圖4a)。二連盆地新區A洼陷騰一層序湖侵體系域作為主力烴源巖層段,其泥巖熱成熟度分布是重要的油氣評價參數。由于洼陷內沒有一口探井,因此,本次研究利用與新區A演化特征相似的洪浩爾舒特凹陷烴源巖熱成熟度與孔隙度的關系預測新區A洼陷騰一層序湖侵體系域的烴源巖熱成熟度。二連盆地新區A阿爾善層序湖侵體系域90%以上的烴源巖都已成熟(圖4b),只有東次洼靠近北坡的一小塊烴源巖成熟度低于0.5?？傮w上烴源巖成熟度不高,Ro值一般不大于0.6,處于低成熟階段。東營凹陷沙三段鏡質體反射率實測數據較多,而深層沙四上段實測數據極少。如果單純依靠實測數據對烴源巖熱成熟度進行橫向預測,可靠程度明顯不足。本次研究中利用聲波時差速度求取孔隙度,然后,利用烴源巖熱成熟度與孔隙度的關系將聲波時差孔隙度轉化為烴源巖熱成熟度,實現熱成熟度數據的向下“延伸”。使烴源巖熱成熟度進行橫向預測的資料要求得到滿足。由圖4c可以看出,凹陷南部介于樊105井和柳參2井之間的部位Ro值大于0.5%的范圍大致同洼陷的中心部位重疊,并且從洼陷中心向周圍擴展,范圍也較大。鏡質體反射率最大值在0.65%以上,已經進入生烴期。而北部的牛11井附近和靠近東北邊界斷層的位置Ro值大于0.5%的范圍卻并不和洼陷的深洼區相重合,均偏離洼陷的最深部位,牛11井附近的有效烴源巖范圍偏離于洼陷西側,近東北邊界斷層有效烴源巖范圍明顯比洼陷中心偏北。4烴源巖厚度預測和評價烴源巖綜合評價是一項涉及多學科,極具挑戰性的工作。不同勘探區塊特征千差萬別,加之可用于烴源巖評價的方法多種多樣,因此,如何選擇適合研究區資料條件的預測評價方法和思路顯得尤為重要。根據低勘探領域的實際資料條件,本文選擇了如圖5所示的預測評價方法和思路。采用層序地層格架分析法預測烴源巖的有利發育層段;采用地震速度巖性分析法對烴源巖厚度進行預測;用鏡質體反射率地震預測法估算烴源巖成熟度。最后,結合烴源巖空間展布特征和質量對烴源巖做出綜合評價。凹陷B的烴源巖質量與分布主要受埋藏深度,層序發育特征和沉積體系展布三種因素控制。埋藏深度較深層序W烴源巖已達過成熟階段,而其上的層序E烴源巖仍處于生烴高峰。凹陷B烴源巖最有利的發育層段是湖侵體系域。優質烴源巖的分布與半深湖-深湖相有較好的對應關系。從烴源巖厚度來看,二連盆地新區A騰一層序湖侵體系域東西兩次洼相差不多,而東次洼的烴源巖成熟度要略高于西次洼。另外,東次洼烴源巖分布位置明顯向南偏,靠近凹陷南側斷層系,因此通道條件優于西次洼,綜合各種因素來看,騰一層序烴源條件是東次洼優于西次洼。綜合評價結果是東次洼略好于西次洼,但相差不多。總體上講,東營凹陷各主要洼陷深層沙四上段烴源巖都已達到成熟,可以為有效圈閉供烴,但成熟度不高,還未達到生烴高峰。5層序地層格架分析方法對低勘探盆地烴源巖預測的價值(1)本文