润湿性影响下低渗透储层地层水矿化度预测——以鄂尔多斯盆地陇东地区三叠系延长组长81段为例

冯 程， 樊海涛， 石玉江， 陈雪昆， 李高仁， 毛志强

[1.中国石油大学(北京)克拉玛依校区 石油学院,新疆 克拉玛依 834000; 2.中国石油 新疆油田分公司 勘探开发研究院,新疆 克拉玛依 834000; 3.中国石油 长庆油田分公司,陕西 西安 710018; 4.中国石油 新疆油田分公司 采油一厂,新疆 克拉玛依 834000; 5.中国石油大学(北京) 地球物理学院,北京 102249]

Archie公式表明，地层水矿化度(电阻率)是决定储层电阻率大小的重要因素[1]。而不同储层地层水由于原始沉积相类型、水体埋深温度和压力条件，成岩作用阶段储层与大气水、地表水相互作用以及油气成藏机制差别等因素影响[2]，其矿化度可能相差很大。因此，准确地获取地层水矿化度对于储层评价具有重要意义。

目前，通常用于确定地层水矿化度的方法有：地层水分析法、地区经验法、自然电位法以及电阻率～孔隙度组合法等。其中，地层水分析法是最直接、精度最高的方法，但会往往受限于分析资料数量。地区经验法是假设同一地区地层水矿化度变化很小，将已经确定的地层水矿化度直接应用于该区其他未知地层水矿化度井，该方法依赖研究人员对地区的了解程度，并在地层水矿化度变化大的地区很难应用。自然电位法[3-6]和电阻率～孔隙度组合法[7-10]均是以测井资料为基础的间接计算方法。前者基于自然电位异常幅度大小取决于地层水和泥浆滤液矿化度的差异，有很好的岩石物理基础，但计算过程较为复杂，且不适用于油层。后者基础为Archie公式[1]，计算过程简单，但仍然不适用于油层。此外，研究人员利用核磁测井也实现了地层水矿化度预测[11,12]。除了上述利用储层段测井资料预测地层水矿化度的方法，研究人员还发展了通过储层邻近泥岩信息预测地层水矿化度的方法[13-15]。

如图1所示，陇东地区位于鄂尔多斯盆地西南部，研究区北起环县，南至孟坝，西达吴城子乡，东到马岭，区域构造横跨陕北斜坡和天环坳陷(图1)。该区三叠系延长组长81段深度大于2 000 m，属于典型低渗透储层，是延长组主力含油层系，油层大量发育。然而，测试资料表明，长81段地层水矿化度变化很大，相对于钻井数量，地层水分析资料很有限。同时，由于长81段还受到复杂润湿性影响[16,17]，导致常用于确定地层水矿化度的方法基本失效。因此，在假设储层地层水矿化度近似等于邻近泥岩层束缚水矿化度的前提下，通过电阻率和校正后声波时差交会图，提出一种利用邻近泥岩信息确定储层地层水矿化度的方法，以期为润湿性影响下低渗透储层地层水矿化度预测提供一种可行的解决办法。

1 地层水矿化度变化大

通过对陇东地区69口井长81储层地层水分析资料的统计和直方图分析，如表1和图2所示，长81储层地层水矿化度变化范围大，普遍介于10～70 g/L，部分储层可低于10 g/L或高于80 g/L，导致储层含油饱和度预测困难。由于地层水分析资料相对有限，且地区经验法无法适用，故需要利用测井资料计算，以丰富长81储层地层水矿化度资料。

图1 鄂尔多斯盆地陇东地区(图中方框范围)地理及构造位置示意图Fig.1 The schematic map displaying the geographic location(see the black wireframe) and tectonic setting of Longdong area,Ordos Basin

表1 鄂尔多斯盆地陇东地区长81段地层水矿化度实验结果Table 1 Test results of formation water salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin

图2 陇东地区长81储层地层水矿化度分布直方图Fig.2 The histogram of formation water salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin

2 地层水矿化度预测困难

目前，自然电位法以及储层电阻率-孔隙度组合法均是利用测井资料计算地层水矿化度的常用方法。然而，在复杂润湿性影响下，部分产水层电阻率异常高，使得电阻率-孔隙度组合法无法取得好效果。此外，高阻产水层自然电位幅度差明显偏小，也不能反映地层水矿化度和泥浆矿化度的差异。

如图3所示，该图为研究区A井长81段测井解释成果图，该井段表现为异常高电阻率，其试油层段为2 185～2 188 m，试油结果为产水6.2 m3/d，无油花。图中第1道为电阻率测井曲线道，红色实线为深电阻率曲线，选取试油层段电阻率值为50 Ω·m，孔隙度取值为11%，Archie公式[1]中地区系数、胶结指数和饱和度指数分别取值为1、1、2和2，计算得到长81段地层水矿化度为4.5 g/L。图中第3道为岩性测井曲线道，蓝色虚线为自然电位曲线，试油层段自然电位幅度差小于10 mV，按照利用自然电位计算地层水矿化度的流程[5]，计算得到长81段地层水矿化度为3.6 g/L。然而，实际地层水分析总矿化度为47.70 g/L，以上两种计算结果与实际结果均相差十几倍。因此，对于复杂润湿性影响的储层，基于自然电位和储层电阻率～孔隙度组合预测地层水矿化度的常用方法均无法适用。

3 利用邻近泥岩信息预测地层水矿化度

1986年和1995年， Dusenbery和Osoba、 Cannon分别基于Archie公式、Waxman-smits公式提出了利用邻近泥岩信息预测地层水矿化度的方法[13-14]。其认为在沉积过程中，经过压实作用以后，砂岩和邻近泥岩段水达到基本平衡，两者矿化度近似相等。因此，在储层没有被水淹的前提下，可以假设邻近泥岩层粘土颗粒表面吸附水以及微毛细管水矿化度与储层地层水矿化度近似相等。如果能够获取邻近泥岩层中束缚水矿化度信息，就可以确定储层地层水矿化度。

图3 鄂尔多斯盆地陇东地区A井长81段测井解释成果图Fig.3 Log interpretation results of the Chang 81 member in Well A,Longdong area，Ordos Basin

3.1 邻近泥岩层声波时差压实校正

在泥岩成岩过程中，压实作用是最主要的成岩作用。在压实作用过程中泥岩体积大量减小，即泥岩的孔隙度大量变小。因此，随着埋藏深度增加，需要对泥岩层中声波时差进行压实校正。采用的压实校正方法基于压实作用前后岩石骨架体积不变原理[18]，认为在泥岩压实作用过程中，随着埋藏深度增加，泥岩孔隙度减小，而骨架体积不变。在压实作用下，泥岩孔隙度的变化随着埋藏深度增加呈指数减小[19]，如式(1)所示。

ΦH=Φ0e-CH

(1)

式中：ΦH为埋藏深度为H处泥岩孔隙度，%；Φ0为地表沉积泥岩孔隙度，%；C为常数，其大小根据实际测井资料来确定；H为泥岩埋藏深度，m。

选择2 400 m为标准深度H标，将埋藏深度为H处泥岩孔隙度校正为标准深度H标下的值。得到下式：

(2)

式中：Φ标为埋藏深度为2 400 m处泥岩孔隙度，%。

泥岩孔隙度很难确定，在实际应用中通常将孔隙度转换为声波时差。根据岩石体积模型，可用声波时差将泥岩孔隙度φ表示为：

(3)

式中：Δt为泥岩声波时差，μs/m；Δtma为泥岩骨架声波时差，利用研究层段泥质含量最高部分所对应声波时差值代替，μs/m；Δtf为孔隙流体声波时差，μs/m。

将式(3)代入式(2)，得到下式：

(4)

式中：Δt标为标准深度泥岩声波时差，μs/m；ΔtH为埋藏深度泥岩声波时差，μs/m。

通过式(4)可以将不同深度泥岩声波时差校正至2 400 m时对应结果，以完成泥岩层中声波时差压实校正。

3.2 地层水矿化度预测图版

目前，还没有定量的理论公式描述泥岩中电阻率、孔隙度与束缚水矿化度的关系，故利用Archie公式近似反映其关系。如式(5)所示，当a、b、m、n、Sw和Rw均固定时，Rt和Φ之间呈现幂函数相关关系。当地层水电阻率Rw(矿化度Cw)变化时，Rt和Φ之间呈现不同幂函数相关关系。故可以利用不同地层水矿化度Cw下Rt和Φ之间呈现的特定幂函数相关关系，预测地层水矿化度Cw分布区间。

(5)

式中：a和b为地区系数；m为胶结指数；n为饱和度指数；Φ为孔隙度，%；Sw为含水饱和度，%；Rw为地层水电阻率，Ω·m；Rt为原状地层电阻率，Ω·m。

然而，泥岩层孔隙度很难通过测井资料计算，故通过校正后的声波时差变化来反映孔隙度的变化。进而利用泥岩层电阻率和声波时差的变化趋势来反映泥岩中束缚水矿化度的变化，即反映相邻储层中地层水矿化度的变化。因此，建立邻近泥岩层电阻率与校正后声波时差交会图版来确定储层地层水矿化度。具体流程如下：

1) 基于陇东地区长81段具有地层水分析资料井，选取邻近泥岩层中稳定部分(高自然伽马、未扩径和低电阻率)，读取电阻率和声波时差数据。

2) 利用上述方法对选取泥岩段声波时差值进行压实校正。

3) 将研究区地层水矿化度按“0～20,20～40,40～60以及大于60 g/L”分为4类。

4) 利用电阻率和校正后声波时差建立陇东地区长81段地层水矿化度预测图版(图4)。

如图4所示，地层水矿化度小于20 g/L的数据点在图中右上角，如圆形数据点所示。20～40,40～60 g/L的数据点位于中间，分别如正方形、三角形数据点所示。地层水矿化度大于60 g/L 的数据点在图中最靠近坐标轴的左下角，如菱形数据所示。同时，这4类不同地层水矿化度层段的电阻率和声波时差变化趋势区分比较明显，根据其变化趋势，通过三段式画出不同矿化度区间的分界线(图4)，该分界线与幂函数曲线形态相似，符合Archie公式中电阻率和孔隙度的关系，具有理论依据。因此，根据该图版可确定陇东地区长81储层地层水矿化度。

3.3 地层水矿化度预测图版检验

基于上述分析，研究区A井长81段无法通过自然电位和储层电阻率～孔隙度组合预测地层水矿化度，为了检验建立的地层水矿化度预测图版(图4)的可靠性，选取图3中2 191～2 194 m泥岩段，按照上述流程，得到如图5a所示结果。结果显示，A井长81段邻近泥岩段大部分数据点分布在图版中两条虚线之间，另有少部分数据点分布在点虚线左下。因此，预测A井长81段地层水矿化度位于40～60 g/L，且更靠近60 g/L，实际地层水分析总矿化度为47.70 g/L，预测结果与实际结果相近。此外，选取研究区B井和C井长81段邻近泥岩段数据，利用上述流程计算得到结果分别如图5b和5c所示，预测地层水矿化度分别为大于60 g/L和小于20 g/L，实验分析地层水矿化度分别为64.62 g/L和18.6 g/L，两者相符。因此，上述对比结果验证了利用电阻率和校正后声波时差交会图预测地层水矿化度的可靠性。

图4 鄂尔多斯盆地陇东地区长81段不同矿化度下电阻率～校正后声波时差交会图Fig.4 The resistivity vs.corrected interval transit time under various salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin(for modeling)

3.4 地层水矿化度平面分布

利用上述图版预测了陇东地区另外106口井长81储层地层水矿化度，并结合69口井地层水分析资料，绘制了地层水矿化度平面分布等值线图(图6)。图中，四种不同颜色区域分别代表四种不同地层水矿化度，其中，浅色部分代表地层水矿化度小于20 g/L的区域，在研究区矿化度最低，主要分布在西北部，其他区域呈零星分布。次浅色部分代表地层水矿化度为20～40 g/L的区域，这部分是研究区最主要矿化度分布区域，分布面积最大。次深色部分代表地层水矿化度为40～60 g/L的区域，主要分布在研究区中部、西部以及南部。深色部分代表地层水矿化度大于60 g/L的区域，这是研究区地层水矿化度最大的井所在位置，与40～60 g/L的区域分布特征相似，呈不连续分布状态。

图5 鄂尔多斯盆地陇东地区长81段不同矿化度下电阻率～校正后声波时差交会图Fig.5 The resistivity vs.corrected interval transit time under various salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin(for testing)

图6 鄂尔多斯盆地陇东地区长81段地层水矿化度平面分布Fig.6 The contour map of formation water salinity in the Chang 81 member,Longdong area，Ordos Basin

现有资料分析结果表明，陇东地区长81段整体地层水矿化度变化大，平面上呈现区域性分布，具有一定规律。这样的规律可能受控于多种因素共同作用[20-24]，只有结合现今储层特征以及地质背景研究，才能对此有更为深入的认识。因此，陇东地区长81段地层水矿化度平面分布的具体分布规律和成因机制还有待进一步研究。

4 结论

通过获取邻近泥岩层中稳定部分(高自然伽马、未扩径和低电阻率)电阻率和声波时差数据，并基于压实作用前后岩石骨架体积不变原理对声波时差数据进行压实校正，建立了陇东地区长81储层不同矿化度下电阻率～校正后声波时差交会图版，进而提出了一种利用邻近泥岩信息确定储层地层水矿化度的方法。解决了复杂润湿性影响下自然电位法以及储层电阻率～孔隙度组合法等常用方法失效带来的困难，为润湿性影响下低渗透储层地层水矿化度的预测提供了一种可行的解决办法，并具有普遍适用性。同时，利用预测的地层水矿化度和地层水分析数据绘制了陇东地区长81段地层水矿化度平面分布等值线图，有助于地层水矿化度的准确选择和平面分布规律研究。