致密砂巖儲層烴類充注和成藏機制研究

致密砂巖儲層烴類充注和成藏機制研究

作為一個分布廣泛、油氣資源潛力巨大的不規(guī)則儲層，致密砂巖儲層越來越受到重視。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,對致密儲層致密化控制因素研究已經(jīng)取得了重要進展:認識到沉積作用是形成低滲透儲層的最基本因素;后期強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)是儲層致密化的關(guān)鍵,例如,鄂爾多斯盆地低滲、特低滲儲層致密化過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層分析同樣表明方解石膠結(jié)物含量與儲層孔隙度和滲透率呈反比,當方解石膠結(jié)物含量超過5%時,儲層孔、滲迅速降低.致密砂巖氣藏作為一類被揭示時間較短的新型氣藏,研究程度相對較淺.目前,對儲層致密化機制的認識多為定性或描述性評價,缺乏定量評價的相關(guān)手段和方法,這限制了對致密儲層在何種成熟度、埋藏深度和溫壓條件下開始大規(guī)模致密化的認識,也限制了對這類油氣藏充注歷史和成藏機制的認識,制約了致密儲層有效性研究.事實上,煤系有機質(zhì)在成巖過程中的生氣行為,及所帶來的一系列有機-無機、水-巖-烴的相互作用應該是造成煤系地層中儲集體致密化的關(guān)鍵因素之一.煤系有機質(zhì)在整個演化過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,這些礦物在儲層孔隙中沉淀,逐漸堵塞孔隙導致儲層致密化.這可以很好解釋為何“中國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.本文擬通過恢復煤系地層自沉積之初的生物化學作用階段至成熟、過成熟階段整個演化歷程中CO2生成動力學過程,計算CO2產(chǎn)生量及其完全轉(zhuǎn)化為碳酸鹽沉淀所占用體積,以此表述其可能會造成的儲層縮孔率.在此基礎(chǔ)上,分析非烴類氣和烴類氣生成過程間的匹配關(guān)系,從而確定致密化儲層成藏和致密化過程的關(guān)系.本項研究有助于揭示煤系儲層致密化機理、了解致密化儲層天然氣充注機制、預測和評價致密砂巖氣藏.1煤系總烴源巖的o/c原子特征煤系地層中有機質(zhì)類型以Ⅲ型為主,含有少量的Ⅱ2型;有機質(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0.2,而Ⅰ型、Ⅱ型有機質(zhì)O/C原子比大多小于<0.1.有機質(zhì)組成的差異決定了煤系烴源巖以生氣為主,且在其生氣過程中伴生大量的非烴類氣體,如CO2,H2S和N2等.2無機非烴氣體有機質(zhì)的特征在沉積盆地內(nèi),煤系有機質(zhì)生成CO2和H2S等非烴類氣體的過程不容易被檢測到,因為在盆地環(huán)境內(nèi),有機-無機,水-巖-烴-非烴氣相互作用隨時隨地在進行.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.而自生礦物在盆地內(nèi)極為常見.因此,本文對這些無機非烴氣體自煤系有機質(zhì)中生成的討論更多是基于機理性認識與模擬實驗的結(jié)果.煤系有機質(zhì)具有全過程生氣的特征.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.整個生氣過程中均能產(chǎn)生豐富的CO2及一定量H2S.統(tǒng)計發(fā)現(xiàn),并非所有的煤系地層具有高含硫特征,僅在厭氧、強還原環(huán)境下H2S量較高.因此,針對H2S含量不等、形成環(huán)境特殊的特點,本文不做過多討論.但不可否認,在厭氧、強還原等特殊環(huán)境下沉積的煤系地層,H2S所造成的黃鐵礦沉淀也會對儲層孔滲產(chǎn)生一定影響.2.1柴達木盆地三湖地區(qū)第四系自生植物沉積相特征有機質(zhì)自沉積之初,開始經(jīng)歷各種生物化學作用,從有氧呼吸、硝酸鹽還原、硫酸鹽還原到生物氣生成階段,這個過程會有99%以上的有機質(zhì)被消耗在消耗大量有機質(zhì)的同時,產(chǎn)生大量的CO2,H2S和CH4等.下式為生物甲烷生成過程有機質(zhì)轉(zhuǎn)化的簡化化學方程式:有機質(zhì)+H2O→2CH4+CO2由上式可見,在生物氣產(chǎn)生過程中,被消耗的有機碳中約2/3最終轉(zhuǎn)化為CH4,1/3轉(zhuǎn)化為CO2,這個氣體組分特征跟農(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%,其中柴達木盆地三湖地區(qū)第四系幾個生物氣藏CO2含量絕大多數(shù)為0.1%~0.2%.沉積有機質(zhì)生成的CO2有多種去向,如在開放-半開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疑是普遍而重要的一種(圖2).從圖2可見,自有機質(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.由此可見,弱成巖階段大量的自生礦物沉淀是生物化學作用階段大規(guī)模非烴類氣體的重要歸宿.其實,這些有機來源的碳酸鹽的存在早已引起學者的關(guān)注,并希望借助其示蹤生物氣生成過程.柴達木盆地三湖地區(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,跟有機質(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).對比樣品來自同一口井100m范圍內(nèi)呈互層沉積的富有機質(zhì)炭質(zhì)泥巖和貧有機質(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,只是有機質(zhì)含量有明顯差異;另外此處為統(tǒng)計數(shù)據(jù),地質(zhì)因素的影響會因為數(shù)據(jù)點增多而有所弱化.值得注意的是,柴東炭質(zhì)泥巖跟煤系地層相比有機質(zhì)豐度要低很多,前者TOC介于2%~40%平均僅9%,而煤中有機碳含量一般在50%以上,煤在弱成巖階段所產(chǎn)生的CO2無疑要遠遠超過柴東地區(qū)碳質(zhì)泥巖所能產(chǎn)生的數(shù)量.事實上,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,而生物化學作用無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,該過程同時伴生豐富的CO2等非烴類氣.圖4展示了準噶爾盆地彩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驗結(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)量增加趨勢相對緩慢(T:400~500℃);高溫階段又有相對較快的增長(T>500℃).實驗溫度范圍內(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%.尤其是低溫熱模擬階段,CO2比例高達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,模擬實驗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,如果沒有其他消耗或損失,CO2在天然氣中的聚集濃度應該最小不低于40%(圖5).在包裹體記載的生氣歷史中也檢測到高比例的富CO2天然氣存在,如鄂爾多斯盆地石英包裹體中CO2含量高達59.4%.然而,由中國各大典型煤成氣藏天然氣組分特征可知,CO2體積分數(shù)最高不超過4%.如此巨大數(shù)量差異的CO2到了鄰近的儲集層,煤系儲層成了固化CO2的最好藏所.煤系有機質(zhì)在生氣過程中伴生的大量CO2主要以自生碳酸鹽形式被固化在儲層孔隙中,逐漸堵塞孔隙造成了儲層致密化.張哨楠等在研究鄂爾多斯盆地延長組儲層時發(fā)現(xiàn)導致儲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相對較輕,為-4.26‰~-8.02‰;uf06418O也較輕為-18.95‰~-22.9‰.他們分析認為如此輕穩(wěn)定同位素組成的C/O主要來自烴源巖中有機質(zhì)發(fā)生熱脫羧釋放的CO2.對四川盆地上三疊統(tǒng)須家河組儲層分析同樣表明:方解石膠結(jié)物含量與儲層孔隙度呈反比,孔隙度超過10%的砂巖儲集體中碳酸鹽膠結(jié)物含量普遍小于5%(圖6).盡管沒有區(qū)分碳酸鹽究竟為原生或自生、外來CO2還是煤系本源CO2所導致的自生沉淀,但致密砂巖和非致密砂巖儲層內(nèi)碳酸鹽含量的差異,無疑表明碳酸鹽沉淀可以造成砂巖儲層致密化.因此,源巖大規(guī)模生成的CO2一旦進入儲集空間并以碳酸鹽形式沉淀,就可能最終導致儲層致密化進程.因此,可以容易理解為什么我國低滲透致密儲層普遍為源巖與儲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內(nèi)外考慮進行CO2埋存的一個重要方向和途徑.3不同產(chǎn)氣期對煤的致油作用為定量評價煤系有機質(zhì)生氣行為對儲層致密化的影響,我們通過數(shù)學模擬的方法,計算了煤在不同演化階段所能產(chǎn)生的CO2數(shù)量,進而獲得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)化計算其中煤樣為準噶爾盆地煤(Ro=0.59%;TOC=67%).在生物化學作用階段,按照傳統(tǒng)觀點,有機碳中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,有機質(zhì)釋放CO2并全部轉(zhuǎn)化為方解石膠結(jié)導致縮孔率達18.5%(沉積原始孔隙度按照40%計算).當然,由于這個過程發(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,也不足以使煤系儲層發(fā)生致密化作用,但在進一步埋藏壓實過程中會影響儲層的成巖演化與孔滲條件.在成巖階段,煤生成C1~5和CO2的動力學過程具有不同步性.早期弱成巖階段(Ro<0.7%)和晚期高過成熟階段(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CO2的生成速率相對較低.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,低溫熱力作用下很容易脫離;而晚期的則為鍵合在煤環(huán)狀結(jié)構(gòu)內(nèi)部的O,隨著煤進一步縮合、芳構(gòu)化而被釋放.從模擬結(jié)果可見,熱演化階段,單位體積煤可產(chǎn)生的方解石沉淀體積高達0.25m3;尤其是Ro在1.8%之后的高過成熟階段,產(chǎn)生的方解石沉淀體積可達0.15m3.此時隨著埋藏深度的增加,儲層巖石大多經(jīng)歷了強烈的壓實改造作用,如果發(fā)生大規(guī)模的自生碳酸鹽膠結(jié)勢必導致儲層嚴重致密化.事實上,中國兩大煤系致密化儲層區(qū)所對應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較低,基本分布在1.0%~2.0%之間,有部分地區(qū)Ro>2.0%;而國外實例研究也表明致密砂巖氣主要儲集干燥系數(shù)較高的干氣.由此可見,依據(jù)煤系生烴歷史、CO2生成歷史、儲層孔隙演化史分析,基本可以確定具體地區(qū)儲層致密化時間;通過對致密儲層天然氣性質(zhì)分析可以間接確定烴類氣充注時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,就可以確定儲層致密化過程與天然氣充注過程的關(guān)系,從而確定致密儲層成藏機制.4儲層致密化過程煤系有機質(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,這個比例跟國內(nèi)外典型煤成氣藏中低含量CO2的事實不相吻合.這是因為在沉積盆地內(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,這和許多致密儲層高含碳酸鹽膠結(jié)物相吻合.通過對煤系有機質(zhì)生氣過程的動力學模擬,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0.34m3.該過程可能是導致煤系儲層致密化的關(guān)鍵控制因素.加