高溫超壓儲層孔隙演化的物理模擬實驗

尤 麗 曲希玉 鐘 佳 李 才 吳仕玖 高 媛 ,3 崔京鋼

1.中海石油（中國）有限公司湛江分公司 2.中國石油大學（華東）3.中國石化華東油氣分公司泰州采油廠 4.中國石油勘探開發研究院實驗研究中心

0 引言

孔隙度是表征儲層物性的重要參數之一，也是控制油氣運移的關鍵因素，分析地史過程中的孔隙演化規律對于明確各成藏要素之間的匹配關系、評價油氣勘探潛力具有重要意義[1-2]。目前，常用的儲層孔隙演化模擬方法主要包括數值模擬法[3-4]、反演回剝法[5]和物理實驗模擬法[6-7]。物理模擬實驗可以直觀地再現地史中的成巖過程，多用于探討在不同組構、溫度、壓力及流體作用下儲層孔隙演化的規律。前人開展了大量的機械壓實與水—巖反應模擬，并在不同組構砂巖在壓實過程中的減孔效應及與上覆壓力之間的關系[8-10]、礦物與流體之間的相關作用[11-12]等方面取得了成果與認識。然而，前人進行的儲層物理模擬實驗，多是模擬正常上覆壓力壓實條件下的儲層演化過程，而對于異常高壓沉積盆地的儲層模擬則甚少。為此，筆者開展上覆壓力與流體壓力共同作用下的模擬，以期進一步明確超壓對于儲層孔隙演化的定量化影響程度。

瓊東南盆地中央坳陷帶西部樂東—陵水凹陷，具有典型的高溫超壓特征，是瓊東南盆地油氣增儲上產重要的勘探領域[13]。中新統黃流組峽谷水道和中新統梅山組海底扇是該區的主要儲集體，峽谷水道具有多期疊置、橫向變化大，儲層物性整體好的特點[14-15]；海底扇具有多物源供應、沉積樣式多變，儲層非均質性較強的特點[16]。前人對于該區研究多集中于沉積特征及演化規律方面[14,16]，而對水道—海底扇砂巖在不同溫、壓背景下的儲層演化特征及主控因素等問題則仍認識不清。筆者在樂東—陵水凹陷獨特的沉積、成巖背景下溫壓場劃分的基礎上，采用正常、超壓與水—巖反應模擬實驗的方法，明確水道—海底扇砂體在不同溫壓場背景下的孔隙演化特征，探討超壓、流體對儲層孔隙演化的影響，以期確定優質儲層的主控因素、明確優質儲層的形成機理與分布特征。

1 實驗背景

樂東—陵水凹陷具有高溫超壓特征，平均地溫梯度介于3.7～4.0 ℃/100 m，壓力系數介于1.2～2.0，超壓主要分布在黃流組及以下地層[17]。以地溫梯度3.7 ℃/100 m、壓力系數1.3和1.8為界，將凹陷區目的層黃流組—梅山組的溫壓場劃分為南部斜坡高溫常壓區、北部斜坡高溫超壓區和凹陷中心高溫強超壓區。研究區中新統儲層埋深介于3 500～4 800 m，鏡質體反射率介于0.6%～0.8%，伊/蒙混層中蒙脫石含量介于5%～60%，處于中成巖A1階段末期—中成巖A2階段早期，碎屑顆粒呈點、線及凹凸接觸。中新統儲層流體包裹體特征與均一溫度分布特征顯示[18]，凹陷區發育3期烴類流體充注和一期CO2流體充注，第一期為低成熟油充注，包裹體均一溫度介于90～120 ℃；第二期為高成熟油氣充注，包裹體均一溫度介于120～140 ℃；第三期為天然氣充注，包裹體均一溫度介于140～160 ℃。CO2流體充注發生在天然氣充注晚期，與天然氣同期的包裹體均一溫度介于160～180 ℃，富CO2包裹體的均一溫度介于238～248 ℃。其中，第二、三期烴類充注，對應上新世鶯歌海期是主力生烴期。

2 實驗方案

2.1 人造巖樣

根據凹陷區的溫壓場特征，結合沉積砂體的儲層巖石學特征，劃分出高溫超壓海底扇砂體、高溫常壓水道砂體、高溫強超壓水道—海底扇砂體等3種類型砂體。統計每種類型砂體巖石的碎屑組分、黏土礦物類型及各類型含量與碎屑顆粒粒徑分布，對其含量進行歸一化處理（巖屑用典型代表礦物平均含量代替），得到每類砂體巖石礦物的相對含量（表1）。根據碎屑組分的類型，準備對應礦物單礦物，并粉碎成對應碎屑粒級的顆粒。將粉碎好的碎屑顆粒，以經過歸一化處理的各礦物的相對百分含量，以質量百分含量，配制3組直徑為3 cm、高為7 cm的“人造巖樣”，作為機械壓實模擬實驗和水—巖反應模擬實驗的樣品。

表1 不同類型砂體人造巖樣的碎屑組分含量表

2.2 實驗流體類型

凹陷區黃流組和梅山組之間存在區域不整合[19]，考慮大氣淡水的淋濾作用和有機質熱演化過程中產生的有機酸溶解作用，筆者選取了大氣淡水和有機酸兩種流體進行實驗。其中，大氣淡水淋濾作用主要發生在中新世早—中期，對應為早成巖A期；鏡質體反射率介于0.5%～0.7%時，為有機酸大量生排期，對應有機酸充注時期為中成巖A1期。根據凹陷區的偏腐泥混合型干酪根熱解排出的有機酸種類和數量，用甲酸、乙酸和草酸配制有機酸溶液，其pH值為3.83。參考國內外大氣降水數據，選取與瓊東南盆地地層水組成較接近的大氣降水成分配置大氣淡水溶液[12]，其pH值為5.80。

2.3 實驗儀器

本實驗使用的實驗儀器為“儲層成巖模擬系統”[7]，該系統由壓力供給系統、流體注入系統、控制系統和6個耐高溫高壓的反應爐體等4部分組成，最高模擬溫度可達500 ℃，最大靜巖壓力為275 MPa，最大流體壓力為120 MPa[6]，可模擬不同溫度、壓力及流體介質條件下的儲層成巖作用與孔隙演化過程。該模擬系統可滿足不同流體分階段充注和取樣的需要，可在封閉、半封閉或開放模式下實現多樣品、長時間的壓實成巖和溶蝕改造的演化模擬實驗。

2.4 實驗溫壓條件

模擬實驗的溫度、壓力條件是根據所選取的不同成巖階段補償恢復而來，早成巖A末—B初期的補償溫壓條件為170 ℃、137.5 MPa，中成巖A1期的補償溫壓條件為200 ℃、165.0 MPa，中成巖A2期的補償溫壓條件為230 ℃、192.5 MPa[6]，壓力為靜巖壓力。

樂東—陵水凹陷的超壓大約在距今5.3 Ma形成[20]，對應的成巖階段為早成巖A末—B初期。為了排除不同流體對儲層的影響，選用加入蒸餾水流體壓力來模擬超壓環境。不同成巖階段的孔隙流體壓力（表2）是通過經驗公式（p＝壓力系數×海拔深度×0.009 8）進行計算?？紤]實驗安全性，計算實際流體壓力超過70 MPa時，實驗孔隙流體壓力以 70 MPa進行模擬。

由于有機酸溶液的充注時間為中成巖A1期，以對應補償溫度200 ℃與補償壓力165.0 MPa，進行有機酸充注模擬實驗。大氣淡水的充注時間為早成巖A期，考慮實驗模擬壓實時間較短，為了保證實驗樣品成型，筆者選用早成巖A末—B初期的補償壓力137.5 MPa，早成巖A期的溫度150 ℃進行實驗。

2.5 實驗流程

2.5.1 正常壓實模擬實驗

將配制的1號、2號、3號“人造巖樣”樣品，各分成3份，用去離子水浸泡2天，然后分組裝入不同的反應爐體。根據選定的不同成巖階段的補償溫度和靜巖壓力，以一定升溫升壓速率，分別升溫升壓至170 ℃、137.5 MPa，至 200 ℃、165.0 MPa，至 230 ℃、192.5 MPa，對應進行早成巖A末—B初期、中成巖A1期、中成巖A2期的壓實模擬，對應達到補償溫度壓力后，恒溫恒壓保持到實驗結束。

2.5.2 超壓壓實模擬實驗

將配制的1號、3號“人造巖樣”樣品，各分為3組，用去離子水浸泡2天，然后分別裝入不同的反應爐體中，分別進行根據不同成巖階段的超壓壓實模擬實驗。正常升溫、升壓，溫度升到早成巖A末—B初期補償的溫度170 ℃時，注入蒸餾水模擬超壓的形成，使裝有第1組的1號和3號樣品反應釜的流體壓力分別為41 MPa、46 MPa，然后恒溫恒壓保持，為早成巖A末—B初期的超壓壓實模擬；其余反應爐體繼續升溫升壓至200 ℃時，對應第2組1號和3號樣品的流體壓力增至分別為60 MPa和70 MPa，然后恒溫恒壓保持，為中成巖A1期的超壓壓實模擬；繼續使溫度升至230 ℃，對應第3組的1號和3號樣品的最終流體壓力均為70 MPa，然后恒溫恒壓保持，為中成巖A2期的超壓壓實模擬。

表2 不同成巖階段的流體壓力數據表

2.5.3 壓實—溶蝕一體化模擬實驗

配好1號、2號和3號碎屑樣品，其中2號樣品分成2組，用去離子水浸泡2天，分別裝入不同的反應爐體中。正常升溫升壓，當升溫至150 ℃時，向其中一個2號樣品中注入大氣淡水溶液，后繼續升溫升壓至早成巖A末—B初期的補償溫壓條件為170 ℃、137.5 MPa；當升溫至200 ℃時分別向1號、另一個2號和3號樣品中注入有機酸溶液，后繼續升溫升壓至中成巖A1期的補償溫壓條件為200 ℃、165.0 MPa。

3 實驗結果

實驗結束后，收集反應液，并將套管剖開取出“人造巖心”樣。由于部分實驗樣品未全部成型為完整的柱狀樣品，有部分破裂或破碎，筆者切制巖樣進行鑄體薄片觀察與掃描電鏡分析，對反應液前后進行了離子濃度分析。測得的面孔率如表3所示，離子濃度分析數據如表4所示。

3.1 正常壓實模擬實驗結果

正常壓實條件下，1號、2號和3號巖樣各成巖階段的樣品面孔率（圖1-a）與孔隙面貌特征表明，同一樣品隨著成巖階段的增大，孔隙連通性逐漸變差，面孔率逐漸降低。同一成巖階段，2號樣品（高溫常壓晚期水道砂巖樣）的面孔率要大于1號樣品（高溫超壓海底扇砂巖樣）和3號樣品（高溫強超壓早期水道—海底扇砂巖樣）。這主要由于水道砂巖樣品較海底扇砂巖樣品黏土含量較少，相同成巖期壓實作用較弱。

3.2 超壓壓實模擬與正常壓實模擬實驗結果對比

超壓壓實模擬實驗結果表明（圖1-b），隨著埋深的增加，受壓實作用的影響，超壓模擬實驗1號和3號樣品的面孔率均呈減小的趨勢，但在同一成巖階段，同一樣品超壓壓實模擬實驗樣品的面孔率明顯高于正常壓實模擬實驗樣品的面孔率。1號樣品在早成巖A末—B初期的正常壓實和超壓壓實模擬實驗的面孔率分別為32.89%和34.43%，差值為1.54%；在中成巖A1期的正常壓實與超壓壓實模擬實驗的面孔率分別為31.73%和32.96%，差值為1.23%。3號樣品在早成巖A末—B初期的正常壓實和超壓壓實模擬實驗的面孔率分別為32.41%和35.87%，差值為3.46%；在中成巖A1期的正常壓實與超壓壓實模擬實驗的面孔率分別為26.42%和33.16%，差值可達6.74%（表3）。通過上述對比可以看出，超壓對于儲層孔隙具有一定的保護作用，且超壓越強對儲層孔隙的保護作用更強。

表3 不同成巖階段的壓實模擬與水—巖模擬巖樣面孔率數據表

表4 有機酸與大氣淡水模擬反應液、原溶液離子濃度數據表

圖1 壓實模擬及水—巖模擬實驗面孔率隨深度變化圖

3.3 水—巖反應模擬與正常壓實模擬實驗結果對比

有機酸、大氣淡水的水—巖模擬實驗與正常壓實模擬實驗樣品的面孔率對比發現，同一成巖階段，同一樣品的水—巖模擬實驗的面孔率明顯高于正常壓實模擬實驗的面孔率（圖1-c～d、表3）。

1、2、3號樣品有機酸水—巖模擬實驗的面孔率分別為33.53%、32.79%、33.80%，同期壓實模擬實驗的面孔率分別為31.73%、31.83%、26.42%，對應分別相差1.8%、0.96%、7.38%。這表明有機酸對于儲層的物性有一定的改善作用。對比有機酸模擬實驗反應液與原溶液離子濃度（表4），1、2、3號樣品有機酸模擬實驗反應液中的Si4-、Ca2+、K+濃度，較原溶液明顯偏高，說明有機酸與巖樣發生較強烈的反應，以增加長石溶解產生的離子為主。結合有機酸對單礦物溶蝕實驗表明，有機酸溶蝕的礦物主要為長石，且隨著溫度的增加，長石的溶解程度更強，斜長石強于鉀長石（圖2）；石英在溫度小于150 ℃時基本不溶蝕，隨溫度升高，石英的溶蝕程度逐漸增強，壓力對石英溶蝕影響較弱。

2號樣品大氣淡水水—巖模擬實驗的面孔率為35.75%，略高于同期壓實模擬實驗的面孔率35.56%，相差0.19%，說明大氣淡水對儲層物性的影響微弱。實驗后反應液與原溶液離子濃度對比發現（表4），大氣淡水模擬實驗反應液中的K+、Mg2+與Ca2+、Al3+濃度，較原溶液有微弱減少或增加，而Na+、Si4-濃度具有明顯地減少或增多，推測有新礦物生成。

圖2 有機酸—長石反應溶蝕及新礦物沉淀掃描電鏡照片

4 討論

綜合成巖恢復的孔隙演化曲線、實驗模擬的面孔率演化、現今實測儲層物性特征及各成巖期模擬巖樣的孔隙面貌與典型成巖現象分析，建立不同溫壓場條件下的儲層孔隙演化模式（圖3～5）。

4.1 高溫常壓儲層演化模式

樂東—陵水凹陷南坡具有高溫常壓背景，壓實作用是儲層孔隙減少的主要原因，早期壓實減孔最高可達13.2%，其次為膠結作用的減孔，尤以早期黏土礦物膠結的減孔作用更大，晚期碳酸鹽膠結一定程度降低孔隙。早期大氣淡水與晚期有機酸等影響的溶解作用，明顯改善孔隙，使現今孔隙面貌與模擬孔隙演化結果總體相近（圖3）。陵水X區明顯優于演化曲線，主要與強烈溶解與快速升溫引起的欠壓實有關。

在早成巖A末期，由于大氣淡水淋濾作用的影響，發生早期溶蝕，增孔量約為5.66%。儲層正常壓實與大氣淡水水—巖模擬實驗結果對比，短時間的大氣淡水水—巖模擬實驗的面孔率已微高于同時期正常壓實模擬實驗的面孔率，證實了大氣淡水對研究區儲層孔隙有一定改善作用。

在中成巖A1晚期，由于有機酸等流體的影響，使長石、碳酸鹽膠結物及石英等發生溶蝕，提供一定量的次生孔隙，增孔量達5.34%。儲層有機酸水—巖模擬實驗的面孔率比同期正常壓實模擬實驗的面孔率增加僅1%，推測隨著埋深增加，有機酸等流體作用更強，產生大量次生孔隙，改善儲層，形成現今的孔隙面貌。

4.2 高溫超壓儲層演化模式

樂東—陵水凹陷北坡具有高溫超壓背景，壓實作用是儲層孔隙減少的主要原因，以早期壓實減孔程度最強，早成巖A期壓實減孔可達15.75%，中成巖A2期壓實減孔僅為3.24%；其次為膠結作用的減孔，早期黏土礦物與晚期碳酸鹽、硅質膠結減孔量分別為4.87%、4.55%；早期超壓保護與晚期流體影響的溶解作用，明顯改善孔隙，使現今孔隙面貌與模擬孔隙演化結果總體趨勢相近（圖4）。

圖3 樂東—陵水凹陷高溫常壓儲層演化模式圖

圖4 樂東—陵水凹陷高溫超壓儲層演化模式圖

圖5 樂東—陵水凹陷高溫、強超壓儲層演化模式圖

在早成巖A末—早成巖B初期開始發育異常超壓，保護孔隙，增孔約2.5%，超壓壓實模擬實驗的面孔率較同期正常壓實模擬實驗的面孔率明顯增加1.55%?？梢?，超壓對該區原生孔隙具有一定的保護作用，且隨著埋深的增加，其?？壮潭仍綇?。

在中成巖A1晚期，由于有機酸的充注以及晚期CO2的侵入，使長石、碳酸鹽膠結物等發生溶蝕，提供一定量的次生孔隙，增孔達3.29%。儲層有機酸水—巖模擬實驗的面孔率比同期正常壓實模擬實驗的面孔率增加了1.80%，證實研究區有機酸對儲層物性具有顯著的改善作用。

模擬實驗結果表明，該區正常壓實與超壓壓實，在早成巖A末—B初期減孔量分別為7.11%、5.57%，相差1.54%。進一步計算[21]，研究區地層壓力每超過靜水壓力約13 MPa，可保存的原生孔隙約1.54%，相當于地層壓力每超過靜水壓力8 MPa可保存的原生孔隙為1.0%。

4.3 高溫強超壓儲層演化模式

樂東—陵水凹陷中心具有高溫強超壓背景，壓實作用是儲層孔隙減少的主要原因，早成巖A期壓實減孔高達18.01%，中成巖A2期壓實減孔為4.61%；其次為膠結作用的減孔，早期綠泥石及伊/蒙混層與晚期白云石、硅質膠結減孔量分別為3.92%、5.66%；早期超壓充注保護與晚期有機酸等流體影響的溶解作用，明顯改善儲層，使儲層現今孔隙面貌明顯好于正常壓實下的孔隙面貌（圖5）。

由于在早成巖A末—早成巖B初期形成超壓，對原生孔隙有一定的保護作用。壓實模擬實驗的面孔率變化曲線也驗證了這一點，超壓壓實模擬實驗的面孔率明顯高于同期正常壓實模擬實驗的面孔率，最高可達6.7%，同時，自早成巖A末—B初期至中成巖A1期，正常壓實模擬實驗的面孔率減少量為6.0%，而超壓壓實模擬實驗的面孔率減少量僅為2.7%，體現了超壓的?？鬃饔?。

在中成巖A1晚期，由于有機酸的充注及晚期CO2的侵入，使長石、碳酸鹽膠結物等發生溶蝕，提供一定量的次生孔隙，增孔達3.3%。儲層有機酸水—巖模擬實驗的面孔率比同期正常壓實模擬實驗的面孔率增加了7.39%，在超壓?？椎幕A上增加了0.65%。

模擬實驗結果表明，該區正常壓實與超壓壓實在早成巖A末—B初期減孔量分別7.59%、4.13%，相差3.46%；在中成巖A1期減孔量分別為13.58%、6.84%，相差6.74%。進一步計算[21]，研究區地層壓力每超過靜水壓力13 MPa、30 MPa，可分別保存的原生孔隙約為3.46%、6.74%，明顯較樂東—陵水凹陷北坡高溫超壓區對應保存的原生孔隙多，相當于地層壓力每超過靜水壓力4 MPa可保存的原生孔隙為1%。

綜上所述，高溫常壓背景下，溶蝕作用為建設性成巖作用，有機酸充注及大氣淡水淋濾對次生孔隙的形成具有重要的貢獻；高溫超壓及強超壓背景下，除了有機酸溶蝕作用外，超壓對原生孔隙的保護作用對儲層物性的影響至關重要，且超壓越強對孔隙的保護越強，超壓區的樂東—陵水凹陷北坡、強超壓區的樂東—陵水凹陷中心分別在地層壓力每超過靜水壓力8 MPa、4 MPa時，其對應保護的原生孔隙約為1%。

5 結論

1）以地溫梯度3.7 ℃/100 m、壓力系數1.3和1.8為界，樂東—陵水凹陷中新統儲層砂體的溫壓場可劃分為高溫常壓區、高溫超壓區和高溫強區。該區中新統儲層埋深介于3 500～4 800 m，處于中成巖A1末期—中成巖A2早期，碎屑顆粒呈點、線及凹凸接觸，發育3期烴類流體充注和一期CO2流體充注。

2）超壓和強超壓對于儲層原生孔隙具有一定的保護作用，與正常壓實的面孔率差值可達1.23%～6.74%，地層壓力每超過靜水壓力8 MPa、4 MPa時，其對應保護的原生孔隙約為1%；有機酸溶蝕作用對儲層次生孔隙具有較大的貢獻，與正常壓實的面孔率差值為0.96%～7.38%；大氣淡水淋濾作用對儲層物性的影響微弱，與正常壓實的面孔率差值僅為0.19%。

3）綜合儲層孔隙演化及物理模擬實驗的結果，建立了不同溫壓場背景下的孔隙演化模式，確定有機酸溶蝕是高溫常壓背景下儲層中最具建設性的成巖作用；超壓對原生孔隙的保護是高溫超壓和強超壓背景下儲層中最具建設性的作用，且隨超壓的增強，超壓?？鬃饔迷龃?。