高温超压储层孔隙演化的物理模拟实验

尤 丽 曲希玉 钟 佳 李 才 吴仕玖 高 媛 ,3 崔京钢

1.中海石油（中国）有限公司湛江分公司 2.中国石油大学（华东）3.中国石化华东油气分公司泰州采油厂 4.中国石油勘探开发研究院实验研究中心

0 引言

孔隙度是表征储层物性的重要参数之一，也是控制油气运移的关键因素，分析地史过程中的孔隙演化规律对于明确各成藏要素之间的匹配关系、评价油气勘探潜力具有重要意义[1-2]。目前，常用的储层孔隙演化模拟方法主要包括数值模拟法[3-4]、反演回剥法[5]和物理实验模拟法[6-7]。物理模拟实验可以直观地再现地史中的成岩过程，多用于探讨在不同组构、温度、压力及流体作用下储层孔隙演化的规律。前人开展了大量的机械压实与水—岩反应模拟，并在不同组构砂岩在压实过程中的减孔效应及与上覆压力之间的关系[8-10]、矿物与流体之间的相关作用[11-12]等方面取得了成果与认识。然而，前人进行的储层物理模拟实验，多是模拟正常上覆压力压实条件下的储层演化过程，而对于异常高压沉积盆地的储层模拟则甚少。为此，笔者开展上覆压力与流体压力共同作用下的模拟，以期进一步明确超压对于储层孔隙演化的定量化影响程度。

琼东南盆地中央坳陷带西部乐东—陵水凹陷，具有典型的高温超压特征，是琼东南盆地油气增储上产重要的勘探领域[13]。中新统黄流组峡谷水道和中新统梅山组海底扇是该区的主要储集体，峡谷水道具有多期叠置、横向变化大，储层物性整体好的特点[14-15]；海底扇具有多物源供应、沉积样式多变，储层非均质性较强的特点[16]。前人对于该区研究多集中于沉积特征及演化规律方面[14,16]，而对水道—海底扇砂岩在不同温、压背景下的储层演化特征及主控因素等问题则仍认识不清。笔者在乐东—陵水凹陷独特的沉积、成岩背景下温压场划分的基础上，采用正常、超压与水—岩反应模拟实验的方法，明确水道—海底扇砂体在不同温压场背景下的孔隙演化特征，探讨超压、流体对储层孔隙演化的影响，以期确定优质储层的主控因素、明确优质储层的形成机理与分布特征。

1 实验背景

乐东—陵水凹陷具有高温超压特征，平均地温梯度介于3.7～4.0 ℃/100 m，压力系数介于1.2～2.0，超压主要分布在黄流组及以下地层[17]。以地温梯度3.7 ℃/100 m、压力系数1.3和1.8为界，将凹陷区目的层黄流组—梅山组的温压场划分为南部斜坡高温常压区、北部斜坡高温超压区和凹陷中心高温强超压区。研究区中新统储层埋深介于3 500～4 800 m，镜质体反射率介于0.6%～0.8%，伊/蒙混层中蒙脱石含量介于5%～60%，处于中成岩A1阶段末期—中成岩A2阶段早期，碎屑颗粒呈点、线及凹凸接触。中新统储层流体包裹体特征与均一温度分布特征显示[18]，凹陷区发育3期烃类流体充注和一期CO2流体充注，第一期为低成熟油充注，包裹体均一温度介于90～120 ℃；第二期为高成熟油气充注，包裹体均一温度介于120～140 ℃；第三期为天然气充注，包裹体均一温度介于140～160 ℃。CO2流体充注发生在天然气充注晚期，与天然气同期的包裹体均一温度介于160～180 ℃，富CO2包裹体的均一温度介于238～248 ℃。其中，第二、三期烃类充注，对应上新世莺歌海期是主力生烃期。

2 实验方案

2.1 人造岩样

根据凹陷区的温压场特征，结合沉积砂体的储层岩石学特征，划分出高温超压海底扇砂体、高温常压水道砂体、高温强超压水道—海底扇砂体等3种类型砂体。统计每种类型砂体岩石的碎屑组分、黏土矿物类型及各类型含量与碎屑颗粒粒径分布，对其含量进行归一化处理（岩屑用典型代表矿物平均含量代替），得到每类砂体岩石矿物的相对含量（表1）。根据碎屑组分的类型，准备对应矿物单矿物，并粉碎成对应碎屑粒级的颗粒。将粉碎好的碎屑颗粒，以经过归一化处理的各矿物的相对百分含量，以质量百分含量，配制3组直径为3 cm、高为7 cm的“人造岩样”，作为机械压实模拟实验和水—岩反应模拟实验的样品。

表1 不同类型砂体人造岩样的碎屑组分含量表

2.2 实验流体类型

凹陷区黄流组和梅山组之间存在区域不整合[19]，考虑大气淡水的淋滤作用和有机质热演化过程中产生的有机酸溶解作用，笔者选取了大气淡水和有机酸两种流体进行实验。其中，大气淡水淋滤作用主要发生在中新世早—中期，对应为早成岩A期；镜质体反射率介于0.5%～0.7%时，为有机酸大量生排期，对应有机酸充注时期为中成岩A1期。根据凹陷区的偏腐泥混合型干酪根热解排出的有机酸种类和数量，用甲酸、乙酸和草酸配制有机酸溶液，其pH值为3.83。参考国内外大气降水数据，选取与琼东南盆地地层水组成较接近的大气降水成分配置大气淡水溶液[12]，其pH值为5.80。

2.3 实验仪器

本实验使用的实验仪器为“储层成岩模拟系统”[7]，该系统由压力供给系统、流体注入系统、控制系统和6个耐高温高压的反应炉体等4部分组成，最高模拟温度可达500 ℃，最大静岩压力为275 MPa，最大流体压力为120 MPa[6]，可模拟不同温度、压力及流体介质条件下的储层成岩作用与孔隙演化过程。该模拟系统可满足不同流体分阶段充注和取样的需要，可在封闭、半封闭或开放模式下实现多样品、长时间的压实成岩和溶蚀改造的演化模拟实验。

2.4 实验温压条件

模拟实验的温度、压力条件是根据所选取的不同成岩阶段补偿恢复而来，早成岩A末—B初期的补偿温压条件为170 ℃、137.5 MPa，中成岩A1期的补偿温压条件为200 ℃、165.0 MPa，中成岩A2期的补偿温压条件为230 ℃、192.5 MPa[6]，压力为静岩压力。

乐东—陵水凹陷的超压大约在距今5.3 Ma形成[20]，对应的成岩阶段为早成岩A末—B初期。为了排除不同流体对储层的影响，选用加入蒸馏水流体压力来模拟超压环境。不同成岩阶段的孔隙流体压力（表2）是通过经验公式（p＝压力系数×海拔深度×0.009 8）进行计算。考虑实验安全性，计算实际流体压力超过70 MPa时，实验孔隙流体压力以 70 MPa进行模拟。

由于有机酸溶液的充注时间为中成岩A1期，以对应补偿温度200 ℃与补偿压力165.0 MPa，进行有机酸充注模拟实验。大气淡水的充注时间为早成岩A期，考虑实验模拟压实时间较短，为了保证实验样品成型，笔者选用早成岩A末—B初期的补偿压力137.5 MPa，早成岩A期的温度150 ℃进行实验。

2.5 实验流程

2.5.1 正常压实模拟实验

将配制的1号、2号、3号“人造岩样”样品，各分成3份，用去离子水浸泡2天，然后分组装入不同的反应炉体。根据选定的不同成岩阶段的补偿温度和静岩压力，以一定升温升压速率，分别升温升压至170 ℃、137.5 MPa，至 200 ℃、165.0 MPa，至 230 ℃、192.5 MPa，对应进行早成岩A末—B初期、中成岩A1期、中成岩A2期的压实模拟，对应达到补偿温度压力后，恒温恒压保持到实验结束。

2.5.2 超压压实模拟实验

将配制的1号、3号“人造岩样”样品，各分为3组，用去离子水浸泡2天，然后分别装入不同的反应炉体中，分别进行根据不同成岩阶段的超压压实模拟实验。正常升温、升压，温度升到早成岩A末—B初期补偿的温度170 ℃时，注入蒸馏水模拟超压的形成，使装有第1组的1号和3号样品反应釜的流体压力分别为41 MPa、46 MPa，然后恒温恒压保持，为早成岩A末—B初期的超压压实模拟；其余反应炉体继续升温升压至200 ℃时，对应第2组1号和3号样品的流体压力增至分别为60 MPa和70 MPa，然后恒温恒压保持，为中成岩A1期的超压压实模拟；继续使温度升至230 ℃，对应第3组的1号和3号样品的最终流体压力均为70 MPa，然后恒温恒压保持，为中成岩A2期的超压压实模拟。

表2 不同成岩阶段的流体压力数据表

2.5.3 压实—溶蚀一体化模拟实验

配好1号、2号和3号碎屑样品，其中2号样品分成2组，用去离子水浸泡2天，分别装入不同的反应炉体中。正常升温升压，当升温至150 ℃时，向其中一个2号样品中注入大气淡水溶液，后继续升温升压至早成岩A末—B初期的补偿温压条件为170 ℃、137.5 MPa；当升温至200 ℃时分别向1号、另一个2号和3号样品中注入有机酸溶液，后继续升温升压至中成岩A1期的补偿温压条件为200 ℃、165.0 MPa。

3 实验结果

实验结束后，收集反应液，并将套管剖开取出“人造岩心”样。由于部分实验样品未全部成型为完整的柱状样品，有部分破裂或破碎，笔者切制岩样进行铸体薄片观察与扫描电镜分析，对反应液前后进行了离子浓度分析。测得的面孔率如表3所示，离子浓度分析数据如表4所示。

3.1 正常压实模拟实验结果

正常压实条件下，1号、2号和3号岩样各成岩阶段的样品面孔率（图1-a）与孔隙面貌特征表明，同一样品随着成岩阶段的增大，孔隙连通性逐渐变差，面孔率逐渐降低。同一成岩阶段，2号样品（高温常压晚期水道砂岩样）的面孔率要大于1号样品（高温超压海底扇砂岩样）和3号样品（高温强超压早期水道—海底扇砂岩样）。这主要由于水道砂岩样品较海底扇砂岩样品黏土含量较少，相同成岩期压实作用较弱。

3.2 超压压实模拟与正常压实模拟实验结果对比

超压压实模拟实验结果表明（图1-b），随着埋深的增加，受压实作用的影响，超压模拟实验1号和3号样品的面孔率均呈减小的趋势，但在同一成岩阶段，同一样品超压压实模拟实验样品的面孔率明显高于正常压实模拟实验样品的面孔率。1号样品在早成岩A末—B初期的正常压实和超压压实模拟实验的面孔率分别为32.89%和34.43%，差值为1.54%；在中成岩A1期的正常压实与超压压实模拟实验的面孔率分别为31.73%和32.96%，差值为1.23%。3号样品在早成岩A末—B初期的正常压实和超压压实模拟实验的面孔率分别为32.41%和35.87%，差值为3.46%；在中成岩A1期的正常压实与超压压实模拟实验的面孔率分别为26.42%和33.16%，差值可达6.74%（表3）。通过上述对比可以看出，超压对于储层孔隙具有一定的保护作用，且超压越强对储层孔隙的保护作用更强。

表3 不同成岩阶段的压实模拟与水—岩模拟岩样面孔率数据表

表4 有机酸与大气淡水模拟反应液、原溶液离子浓度数据表

图1 压实模拟及水—岩模拟实验面孔率随深度变化图

3.3 水—岩反应模拟与正常压实模拟实验结果对比

有机酸、大气淡水的水—岩模拟实验与正常压实模拟实验样品的面孔率对比发现，同一成岩阶段，同一样品的水—岩模拟实验的面孔率明显高于正常压实模拟实验的面孔率（图1-c～d、表3）。

1、2、3号样品有机酸水—岩模拟实验的面孔率分别为33.53%、32.79%、33.80%，同期压实模拟实验的面孔率分别为31.73%、31.83%、26.42%，对应分别相差1.8%、0.96%、7.38%。这表明有机酸对于储层的物性有一定的改善作用。对比有机酸模拟实验反应液与原溶液离子浓度（表4），1、2、3号样品有机酸模拟实验反应液中的Si4-、Ca2+、K+浓度，较原溶液明显偏高，说明有机酸与岩样发生较强烈的反应，以增加长石溶解产生的离子为主。结合有机酸对单矿物溶蚀实验表明，有机酸溶蚀的矿物主要为长石，且随着温度的增加，长石的溶解程度更强，斜长石强于钾长石（图2）；石英在温度小于150 ℃时基本不溶蚀，随温度升高，石英的溶蚀程度逐渐增强，压力对石英溶蚀影响较弱。

2号样品大气淡水水—岩模拟实验的面孔率为35.75%，略高于同期压实模拟实验的面孔率35.56%，相差0.19%，说明大气淡水对储层物性的影响微弱。实验后反应液与原溶液离子浓度对比发现（表4），大气淡水模拟实验反应液中的K+、Mg2+与Ca2+、Al3+浓度，较原溶液有微弱减少或增加，而Na+、Si4-浓度具有明显地减少或增多，推测有新矿物生成。

图2 有机酸—长石反应溶蚀及新矿物沉淀扫描电镜照片

4 讨论

综合成岩恢复的孔隙演化曲线、实验模拟的面孔率演化、现今实测储层物性特征及各成岩期模拟岩样的孔隙面貌与典型成岩现象分析，建立不同温压场条件下的储层孔隙演化模式（图3～5）。

4.1 高温常压储层演化模式

乐东—陵水凹陷南坡具有高温常压背景，压实作用是储层孔隙减少的主要原因，早期压实减孔最高可达13.2%，其次为胶结作用的减孔，尤以早期黏土矿物胶结的减孔作用更大，晚期碳酸盐胶结一定程度降低孔隙。早期大气淡水与晚期有机酸等影响的溶解作用，明显改善孔隙，使现今孔隙面貌与模拟孔隙演化结果总体相近（图3）。陵水X区明显优于演化曲线，主要与强烈溶解与快速升温引起的欠压实有关。

在早成岩A末期，由于大气淡水淋滤作用的影响，发生早期溶蚀，增孔量约为5.66%。储层正常压实与大气淡水水—岩模拟实验结果对比，短时间的大气淡水水—岩模拟实验的面孔率已微高于同时期正常压实模拟实验的面孔率，证实了大气淡水对研究区储层孔隙有一定改善作用。

在中成岩A1晚期，由于有机酸等流体的影响，使长石、碳酸盐胶结物及石英等发生溶蚀，提供一定量的次生孔隙，增孔量达5.34%。储层有机酸水—岩模拟实验的面孔率比同期正常压实模拟实验的面孔率增加仅1%，推测随着埋深增加，有机酸等流体作用更强，产生大量次生孔隙，改善储层，形成现今的孔隙面貌。

4.2 高温超压储层演化模式

乐东—陵水凹陷北坡具有高温超压背景，压实作用是储层孔隙减少的主要原因，以早期压实减孔程度最强，早成岩A期压实减孔可达15.75%，中成岩A2期压实减孔仅为3.24%；其次为胶结作用的减孔，早期黏土矿物与晚期碳酸盐、硅质胶结减孔量分别为4.87%、4.55%；早期超压保护与晚期流体影响的溶解作用，明显改善孔隙，使现今孔隙面貌与模拟孔隙演化结果总体趋势相近（图4）。

图3 乐东—陵水凹陷高温常压储层演化模式图

图4 乐东—陵水凹陷高温超压储层演化模式图

图5 乐东—陵水凹陷高温、强超压储层演化模式图

在早成岩A末—早成岩B初期开始发育异常超压，保护孔隙，增孔约2.5%，超压压实模拟实验的面孔率较同期正常压实模拟实验的面孔率明显增加1.55%。可见，超压对该区原生孔隙具有一定的保护作用，且随着埋深的增加，其保孔程度越强。

在中成岩A1晚期，由于有机酸的充注以及晚期CO2的侵入，使长石、碳酸盐胶结物等发生溶蚀，提供一定量的次生孔隙，增孔达3.29%。储层有机酸水—岩模拟实验的面孔率比同期正常压实模拟实验的面孔率增加了1.80%，证实研究区有机酸对储层物性具有显著的改善作用。

模拟实验结果表明，该区正常压实与超压压实，在早成岩A末—B初期减孔量分别为7.11%、5.57%，相差1.54%。进一步计算[21]，研究区地层压力每超过静水压力约13 MPa，可保存的原生孔隙约1.54%，相当于地层压力每超过静水压力8 MPa可保存的原生孔隙为1.0%。

4.3 高温强超压储层演化模式

乐东—陵水凹陷中心具有高温强超压背景，压实作用是储层孔隙减少的主要原因，早成岩A期压实减孔高达18.01%，中成岩A2期压实减孔为4.61%；其次为胶结作用的减孔，早期绿泥石及伊/蒙混层与晚期白云石、硅质胶结减孔量分别为3.92%、5.66%；早期超压充注保护与晚期有机酸等流体影响的溶解作用，明显改善储层，使储层现今孔隙面貌明显好于正常压实下的孔隙面貌（图5）。

由于在早成岩A末—早成岩B初期形成超压，对原生孔隙有一定的保护作用。压实模拟实验的面孔率变化曲线也验证了这一点，超压压实模拟实验的面孔率明显高于同期正常压实模拟实验的面孔率，最高可达6.7%，同时，自早成岩A末—B初期至中成岩A1期，正常压实模拟实验的面孔率减少量为6.0%，而超压压实模拟实验的面孔率减少量仅为2.7%，体现了超压的保孔作用。

在中成岩A1晚期，由于有机酸的充注及晚期CO2的侵入，使长石、碳酸盐胶结物等发生溶蚀，提供一定量的次生孔隙，增孔达3.3%。储层有机酸水—岩模拟实验的面孔率比同期正常压实模拟实验的面孔率增加了7.39%，在超压保孔的基础上增加了0.65%。

模拟实验结果表明，该区正常压实与超压压实在早成岩A末—B初期减孔量分别7.59%、4.13%，相差3.46%；在中成岩A1期减孔量分别为13.58%、6.84%，相差6.74%。进一步计算[21]，研究区地层压力每超过静水压力13 MPa、30 MPa，可分别保存的原生孔隙约为3.46%、6.74%，明显较乐东—陵水凹陷北坡高温超压区对应保存的原生孔隙多，相当于地层压力每超过静水压力4 MPa可保存的原生孔隙为1%。

综上所述，高温常压背景下，溶蚀作用为建设性成岩作用，有机酸充注及大气淡水淋滤对次生孔隙的形成具有重要的贡献；高温超压及强超压背景下，除了有机酸溶蚀作用外，超压对原生孔隙的保护作用对储层物性的影响至关重要，且超压越强对孔隙的保护越强，超压区的乐东—陵水凹陷北坡、强超压区的乐东—陵水凹陷中心分别在地层压力每超过静水压力8 MPa、4 MPa时，其对应保护的原生孔隙约为1%。

5 结论

1）以地温梯度3.7 ℃/100 m、压力系数1.3和1.8为界，乐东—陵水凹陷中新统储层砂体的温压场可划分为高温常压区、高温超压区和高温强区。该区中新统储层埋深介于3 500～4 800 m，处于中成岩A1末期—中成岩A2早期，碎屑颗粒呈点、线及凹凸接触，发育3期烃类流体充注和一期CO2流体充注。

2）超压和强超压对于储层原生孔隙具有一定的保护作用，与正常压实的面孔率差值可达1.23%～6.74%，地层压力每超过静水压力8 MPa、4 MPa时，其对应保护的原生孔隙约为1%；有机酸溶蚀作用对储层次生孔隙具有较大的贡献，与正常压实的面孔率差值为0.96%～7.38%；大气淡水淋滤作用对储层物性的影响微弱，与正常压实的面孔率差值仅为0.19%。

3）综合储层孔隙演化及物理模拟实验的结果，建立了不同温压场背景下的孔隙演化模式，确定有机酸溶蚀是高温常压背景下储层中最具建设性的成岩作用；超压对原生孔隙的保护是高温超压和强超压背景下储层中最具建设性的作用，且随超压的增强，超压保孔作用增大。