致密砂巖儲(chǔ)層烴類充注和成藏機(jī)制研究

致密砂巖儲(chǔ)層烴類充注和成藏機(jī)制研究

作為一個(gè)分布廣泛、油氣資源潛力巨大的不規(guī)則儲(chǔ)層，致密砂巖儲(chǔ)層越來(lái)越受到重視。此外，松遼盆地、博爾德盆地、蘇魯克盆地、漢江、塔利木和圖哈盆地也發(fā)現(xiàn)了致密砂巖[2.5]。目前,對(duì)致密儲(chǔ)層致密化控制因素研究已經(jīng)取得了重要進(jìn)展:認(rèn)識(shí)到沉積作用是形成低滲透儲(chǔ)層的最基本因素;后期強(qiáng)烈成巖改造起著決定性作用.前人研究還指出:成巖晚期的碳酸鹽膠結(jié)是儲(chǔ)層致密化的關(guān)鍵,例如,鄂爾多斯盆地低滲、特低滲儲(chǔ)層致密化過(guò)程主要取決于成巖晚期的碳酸鹽巖膠結(jié);四川隆昌北須家河組須二段儲(chǔ)層分析同樣表明方解石膠結(jié)物含量與儲(chǔ)層孔隙度和滲透率呈反比,當(dāng)方解石膠結(jié)物含量超過(guò)5%時(shí),儲(chǔ)層孔、滲迅速降低.致密砂巖氣藏作為一類被揭示時(shí)間較短的新型氣藏,研究程度相對(duì)較淺.目前,對(duì)儲(chǔ)層致密化機(jī)制的認(rèn)識(shí)多為定性或描述性評(píng)價(jià),缺乏定量評(píng)價(jià)的相關(guān)手段和方法,這限制了對(duì)致密儲(chǔ)層在何種成熟度、埋藏深度和溫壓條件下開(kāi)始大規(guī)模致密化的認(rèn)識(shí),也限制了對(duì)這類油氣藏充注歷史和成藏機(jī)制的認(rèn)識(shí),制約了致密儲(chǔ)層有效性研究.事實(shí)上,煤系有機(jī)質(zhì)在成巖過(guò)程中的生氣行為,及所帶來(lái)的一系列有機(jī)-無(wú)機(jī)、水-巖-烴的相互作用應(yīng)該是造成煤系地層中儲(chǔ)集體致密化的關(guān)鍵因素之一.煤系有機(jī)質(zhì)在整個(gè)演化過(guò)程中均能夠釋放一定規(guī)模的CO2,這些CO2跟地層水中的金屬離子Ca/Mg/Fe相互結(jié)合,形成諸如方解石、菱鐵礦等碳酸鹽礦物,在合適的地層環(huán)境下,這些礦物在儲(chǔ)層孔隙中沉淀,逐漸堵塞孔隙導(dǎo)致儲(chǔ)層致密化.這可以很好解釋為何“中國(guó)低孔滲油氣田主要分布于大規(guī)模淺水三角洲沉積體系,尤以煤系地層廣泛發(fā)育”這一現(xiàn)象.本文擬通過(guò)恢復(fù)煤系地層自沉積之初的生物化學(xué)作用階段至成熟、過(guò)成熟階段整個(gè)演化歷程中CO2生成動(dòng)力學(xué)過(guò)程,計(jì)算CO2產(chǎn)生量及其完全轉(zhuǎn)化為碳酸鹽沉淀所占用體積,以此表述其可能會(huì)造成的儲(chǔ)層縮孔率.在此基礎(chǔ)上,分析非烴類氣和烴類氣生成過(guò)程間的匹配關(guān)系,從而確定致密化儲(chǔ)層成藏和致密化過(guò)程的關(guān)系.本項(xiàng)研究有助于揭示煤系儲(chǔ)層致密化機(jī)理、了解致密化儲(chǔ)層天然氣充注機(jī)制、預(yù)測(cè)和評(píng)價(jià)致密砂巖氣藏.1煤系總烴源巖的o/c原子特征煤系地層中有機(jī)質(zhì)類型以Ⅲ型為主,含有少量的Ⅱ2型;有機(jī)質(zhì)以陸源輸入為主,富含雜原子化合物,O原子含量高(圖1).低成熟煤的O/C原子比多數(shù)超過(guò)0.2,而Ⅰ型、Ⅱ型有機(jī)質(zhì)O/C原子比大多小于<0.1.有機(jī)質(zhì)組成的差異決定了煤系烴源巖以生氣為主,且在其生氣過(guò)程中伴生大量的非烴類氣體,如CO2,H2S和N2等.2無(wú)機(jī)非烴氣體有機(jī)質(zhì)的特征在沉積盆地內(nèi),煤系有機(jī)質(zhì)生成CO2和H2S等非烴類氣體的過(guò)程不容易被檢測(cè)到,因?yàn)樵谂璧丨h(huán)境內(nèi),有機(jī)-無(wú)機(jī),水-巖-烴-非烴氣相互作用隨時(shí)隨地在進(jìn)行.這些非烴類氣很容易與地層水中金屬離子結(jié)合,以固態(tài)自生礦物形式沉淀下來(lái).而自生礦物在盆地內(nèi)極為常見(jiàn).因此,本文對(duì)這些無(wú)機(jī)非烴氣體自煤系有機(jī)質(zhì)中生成的討論更多是基于機(jī)理性認(rèn)識(shí)與模擬實(shí)驗(yàn)的結(jié)果.煤系有機(jī)質(zhì)具有全過(guò)程生氣的特征.埋藏初始階段至低熟階段可以生成大量生物氣;隨著成熟度升高,生成大量熱成因氣.整個(gè)生氣過(guò)程中均能產(chǎn)生豐富的CO2及一定量H2S.統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn),并非所有的煤系地層具有高含硫特征,僅在厭氧、強(qiáng)還原環(huán)境下H2S量較高.因此,針對(duì)H2S含量不等、形成環(huán)境特殊的特點(diǎn),本文不做過(guò)多討論.但不可否認(rèn),在厭氧、強(qiáng)還原等特殊環(huán)境下沉積的煤系地層,H2S所造成的黃鐵礦沉淀也會(huì)對(duì)儲(chǔ)層孔滲產(chǎn)生一定影響.2.1柴達(dá)木盆地三湖地區(qū)第四系自生植物沉積相特征有機(jī)質(zhì)自沉積之初,開(kāi)始經(jīng)歷各種生物化學(xué)作用,從有氧呼吸、硝酸鹽還原、硫酸鹽還原到生物氣生成階段,這個(gè)過(guò)程會(huì)有99%以上的有機(jī)質(zhì)被消耗在消耗大量有機(jī)質(zhì)的同時(shí),產(chǎn)生大量的CO2,H2S和CH4等.下式為生物甲烷生成過(guò)程有機(jī)質(zhì)轉(zhuǎn)化的簡(jiǎn)化化學(xué)方程式:有機(jī)質(zhì)+H2O→2CH4+CO2由上式可見(jiàn),在生物氣產(chǎn)生過(guò)程中,被消耗的有機(jī)碳中約2/3最終轉(zhuǎn)化為CH4,1/3轉(zhuǎn)化為CO2,這個(gè)氣體組分特征跟農(nóng)用沼氣池產(chǎn)生的生物氣組分特征十分吻合.然而,現(xiàn)今發(fā)現(xiàn)的大多數(shù)生物氣藏中CO2含量都非常低,普遍<1%,其中柴達(dá)木盆地三湖地區(qū)第四系幾個(gè)生物氣藏CO2含量絕大多數(shù)為0.1%~0.2%.沉積有機(jī)質(zhì)生成的CO2有多種去向,如在開(kāi)放-半開(kāi)放地層條件下的逸散、水溶等,而以自生碳酸鹽沉淀的方式被消耗無(wú)疑是普遍而重要的一種(圖2).從圖2可見(jiàn),自有機(jī)質(zhì)層往外,有一層黃鐵礦礦物層,然后是方解石沉積層,其中黃鐵礦是生物氣作用階段之前的硫酸鹽還原階段所產(chǎn)生的H2S,結(jié)合地層水中的Fe2+/Fe3+沉淀下來(lái).由此可見(jiàn),弱成巖階段大量的自生礦物沉淀是生物化學(xué)作用階段大規(guī)模非烴類氣體的重要?dú)w宿.其實(shí),這些有機(jī)來(lái)源的碳酸鹽的存在早已引起學(xué)者的關(guān)注,并希望借助其示蹤生物氣生成過(guò)程.柴達(dá)木盆地三湖地區(qū)第四系中以炭質(zhì)泥巖為主的源巖層段(TOC平均為9%)具有明顯的孔隙度、滲透率降低趨勢(shì),跟有機(jī)質(zhì)豐度低的灰色泥巖為主的非主力源巖層段(TOC約0.3%)相比孔隙度降低了5%(圖3).對(duì)比樣品來(lái)自同一口井100m范圍內(nèi)呈互層沉積的富有機(jī)質(zhì)炭質(zhì)泥巖和貧有機(jī)質(zhì)灰色泥巖雖然這兩種沉積物形成的原始地質(zhì)環(huán)境存在一定差異,但同為泥巖,只是有機(jī)質(zhì)含量有明顯差異;另外此處為統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù),地質(zhì)因素的影響會(huì)因?yàn)閿?shù)據(jù)點(diǎn)增多而有所弱化.值得注意的是,柴東炭質(zhì)泥巖跟煤系地層相比有機(jī)質(zhì)豐度要低很多,前者TOC介于2%~40%平均僅9%,而煤中有機(jī)碳含量一般在50%以上,煤在弱成巖階段所產(chǎn)生的CO2無(wú)疑要遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)柴東地區(qū)碳質(zhì)泥巖所能產(chǎn)生的數(shù)量.事實(shí)上,經(jīng)典成巖階段劃分中已經(jīng)指出在Ro為0.2%~0.4%之間是第一期成巖階段,大量自生礦物沉淀是該成巖階段的重要特征之一,而生物化學(xué)作用無(wú)疑是其中的主要影響因素.2.2dddm隨著埋藏深度增加,煤系源巖步入成熟階段,逐漸產(chǎn)生大量的熱成因氣,該過(guò)程同時(shí)伴生豐富的CO2等非烴類氣.圖4展示了準(zhǔn)噶爾盆地彩8井侏羅系煤(埋深:2257~2259m;Ro:0.59%;H/C:0.75;TOC:67.01%)在高壓釜+黃金管限定體系熱模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果.結(jié)果表明,CO2是煤所產(chǎn)生的天然氣中重要組分.在低溫階段(T<400℃),CO2產(chǎn)量較高,幾乎全部以CO2為主;隨后產(chǎn)量增加趨勢(shì)相對(duì)緩慢(T:400~500℃);高溫階段又有相對(duì)較快的增長(zhǎng)(T>500℃).實(shí)驗(yàn)溫度范圍內(nèi),CO2在天然氣中所占比例(CO2/(CO2+C1~5))變化較大,區(qū)間為90%~40%.尤其是低溫?zé)崮M階段,CO2比例高達(dá)90%以上,隨溫度增加,甲烷大量生成,CO2比例有所降低,但基本穩(wěn)定在40%左右.由此可見(jiàn),模擬實(shí)驗(yàn)400℃之前,CO2產(chǎn)量比烴類氣產(chǎn)量還高;400~600℃之間,最低不少于甲烷產(chǎn)量的2/3.由此可見(jiàn),如果沒(méi)有其他消耗或損失,CO2在天然氣中的聚集濃度應(yīng)該最小不低于40%(圖5).在包裹體記載的生氣歷史中也檢測(cè)到高比例的富CO2天然氣存在,如鄂爾多斯盆地石英包裹體中CO2含量高達(dá)59.4%.然而,由中國(guó)各大典型煤成氣藏天然氣組分特征可知,CO2體積分?jǐn)?shù)最高不超過(guò)4%.如此巨大數(shù)量差異的CO2到了鄰近的儲(chǔ)集層,煤系儲(chǔ)層成了固化CO2的最好藏所.煤系有機(jī)質(zhì)在生氣過(guò)程中伴生的大量CO2主要以自生碳酸鹽形式被固化在儲(chǔ)層孔隙中,逐漸堵塞孔隙造成了儲(chǔ)層致密化.張哨楠等在研究鄂爾多斯盆地延長(zhǎng)組儲(chǔ)層時(shí)發(fā)現(xiàn)導(dǎo)致儲(chǔ)層致密的是成巖晚期的鐵方解石膠結(jié),這些鐵方解石的uf06413C相對(duì)較輕,為-4.26‰~-8.02‰;uf06418O也較輕為-18.95‰~-22.9‰.他們分析認(rèn)為如此輕穩(wěn)定同位素組成的C/O主要來(lái)自烴源巖中有機(jī)質(zhì)發(fā)生熱脫羧釋放的CO2.對(duì)四川盆地上三疊統(tǒng)須家河組儲(chǔ)層分析同樣表明:方解石膠結(jié)物含量與儲(chǔ)層孔隙度呈反比,孔隙度超過(guò)10%的砂巖儲(chǔ)集體中碳酸鹽膠結(jié)物含量普遍小于5%(圖6).盡管沒(méi)有區(qū)分碳酸鹽究竟為原生或自生、外來(lái)CO2還是煤系本源CO2所導(dǎo)致的自生沉淀,但致密砂巖和非致密砂巖儲(chǔ)層內(nèi)碳酸鹽含量的差異,無(wú)疑表明碳酸鹽沉淀可以造成砂巖儲(chǔ)層致密化.因此,源巖大規(guī)模生成的CO2一旦進(jìn)入儲(chǔ)集空間并以碳酸鹽形式沉淀,就可能最終導(dǎo)致儲(chǔ)層致密化進(jìn)程.因此,可以容易理解為什么我國(guó)低滲透致密儲(chǔ)層普遍為源巖與儲(chǔ)層大范圍疊置或互層這一現(xiàn)象.CO2轉(zhuǎn)化為自生礦物沉淀也是目前國(guó)內(nèi)外考慮進(jìn)行CO2埋存的一個(gè)重要方向和途徑.3不同產(chǎn)氣期對(duì)煤的致油作用為定量評(píng)價(jià)煤系有機(jī)質(zhì)生氣行為對(duì)儲(chǔ)層致密化的影響,我們通過(guò)數(shù)學(xué)模擬的方法,計(jì)算了煤在不同演化階段所能產(chǎn)生的CO2數(shù)量,進(jìn)而獲得CO2全部轉(zhuǎn)化為碳酸鹽沉淀占用的孔隙空間體積.本文按照理想條件下,CO2全部以碳酸鹽膠結(jié)物形式被轉(zhuǎn)化計(jì)算其中煤樣為準(zhǔn)噶爾盆地煤(Ro=0.59%;TOC=67%).在生物化學(xué)作用階段,按照傳統(tǒng)觀點(diǎn),有機(jī)碳中10%可以為微生物利用、并最終轉(zhuǎn)化為生物氣其中1/3的部分生成CO2.因此,該階段,1t煤可以產(chǎn)生50m3的CO2,若這些CO2最終全部轉(zhuǎn)化為方解石沉淀,則單位體積的煤可產(chǎn)生的方解石沉淀體積為0.074m3.這意味著如果不考慮其他因素,單純由于產(chǎn)甲烷作用階段,有機(jī)質(zhì)釋放CO2并全部轉(zhuǎn)化為方解石膠結(jié)導(dǎo)致縮孔率達(dá)18.5%(沉積原始孔隙度按照40%計(jì)算).當(dāng)然,由于這個(gè)過(guò)程發(fā)生在淺埋藏、弱成巖階段,沉積物處于松散狀態(tài),普遍具有高孔、高滲現(xiàn)象,即使全部CO2轉(zhuǎn)化為沉淀,也不足以使煤系儲(chǔ)層發(fā)生致密化作用,但在進(jìn)一步埋藏壓實(shí)過(guò)程中會(huì)影響儲(chǔ)層的成巖演化與孔滲條件.在成巖階段,煤生成C1~5和CO2的動(dòng)力學(xué)過(guò)程具有不同步性.早期弱成巖階段(Ro<0.7%)和晚期高過(guò)成熟階段(Ro為1.8%~2.4%)有兩期CO2規(guī)模產(chǎn)氣期,跟多期烴類氣規(guī)模產(chǎn)氣期有所區(qū)別(圖7).成巖作用中間階段(Ro為0.8%~1.8%)是烴類氣的主要生成期,此時(shí)CO2的生成速率相對(duì)較低.CO2的這種生成特征主要由煤自身的結(jié)構(gòu)所決定.早期的CO2釋放為支鏈位置的O,低溫?zé)崃ψ饔孟潞苋菀酌撾x;而晚期的則為鍵合在煤環(huán)狀結(jié)構(gòu)內(nèi)部的O,隨著煤進(jìn)一步縮合、芳構(gòu)化而被釋放.從模擬結(jié)果可見(jiàn),熱演化階段,單位體積煤可產(chǎn)生的方解石沉淀體積高達(dá)0.25m3;尤其是Ro在1.8%之后的高過(guò)成熟階段,產(chǎn)生的方解石沉淀體積可達(dá)0.15m3.此時(shí)隨著埋藏深度的增加,儲(chǔ)層巖石大多經(jīng)歷了強(qiáng)烈的壓實(shí)改造作用,如果發(fā)生大規(guī)模的自生碳酸鹽膠結(jié)勢(shì)必導(dǎo)致儲(chǔ)層嚴(yán)重致密化.事實(shí)上,中國(guó)兩大煤系致密化儲(chǔ)層區(qū)所對(duì)應(yīng)的烴源巖成熟度都很高,鄂爾多斯盆地上古生界烴源巖主體部分1.0%≤Ro≤2.8%;四川盆地上三疊統(tǒng)須家河組烴源巖成熟度相對(duì)較低,基本分布在1.0%~2.0%之間,有部分地區(qū)Ro>2.0%;而國(guó)外實(shí)例研究也表明致密砂巖氣主要儲(chǔ)集干燥系數(shù)較高的干氣.由此可見(jiàn),依據(jù)煤系生烴歷史、CO2生成歷史、儲(chǔ)層孔隙演化史分析,基本可以確定具體地區(qū)儲(chǔ)層致密化時(shí)間;通過(guò)對(duì)致密儲(chǔ)層天然氣性質(zhì)分析可以間接確定烴類氣充注時(shí)間及天然氣的主要生成階段,研究它們和CO2關(guān)鍵生成期的匹配性,就可以確定儲(chǔ)層致密化過(guò)程與天然氣充注過(guò)程的關(guān)系,從而確定致密儲(chǔ)層成藏機(jī)制.4儲(chǔ)層致密化過(guò)程煤系有機(jī)質(zhì)具有生成大規(guī)模CO2的能力,CO2量可占到天然氣生成體積的1/3甚至更多,這個(gè)比例跟國(guó)內(nèi)外典型煤成氣藏中低含量CO2的事實(shí)不相吻合.這是因?yàn)樵诔练e盆地內(nèi),CO2與地層水中的金屬離子結(jié)合,產(chǎn)生大量碳酸鹽沉淀,CO2以非氣態(tài)形式被轉(zhuǎn)化,這和許多致密儲(chǔ)層高含碳酸鹽膠結(jié)物相吻合.通過(guò)對(duì)煤系有機(jī)質(zhì)生氣過(guò)程的動(dòng)力學(xué)模擬,可以確定1m3(單位體積)煤所產(chǎn)生的CO2,如全部轉(zhuǎn)化為碳酸鹽沉淀,可達(dá)0.34m3.該過(guò)程可能是導(dǎo)致煤系儲(chǔ)層致密化的關(guān)鍵控制因素.加