南海神狐海域水合物三相混合层测井评价方法研究

谢莹峰，陆敬安，匡增桂，康冬菊，王 通，蔡慧敏

(1.南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)，广东 广州 511458；2.中国地质调查局广州海洋地质调查局，广东 广州 510760；3.斯伦贝谢中国地球科学与石油工程研究院，北京 100015)

0 引 言

天然气水合物是在一定的高压和低温环境条件下，由水分子和天然气组成的类冰状固态化合物[1]。许多学者报道了在大西洋西部布莱克海台实施的大洋钻探计划ODP164航次的995站位[2]，在美国俄勒冈岸外水合物脊实施的ODP204航次的1244站位[3]、1245站位[3]、1247站位[3]和1249站位[4]，以及在南海神狐海域实施的GMGS3、GMGS5和GMGS6航次的GMGS3/5-SH17站位[5-7](GMGS3和GMGS5航次在同一站位SH17中实施了钻探)、GMGS6-SH02站位[5]中，存在水合物和游离气共存现象，即孔隙空间内充填水合物、游离气以及水，形成了水合物三相混合层。地层含少量的游离气，对横波速度的影响可以忽略不计，但对纵波速度影响很大[8]。三相混合层存在纵波速度低于饱含水的地层纵波速度背景值，但横波速度高于饱含水的地层横波速度背景值的响应特征[6]，广州海洋地质调查局2018年在南海神狐海域GMGS3/5-SH17站位的三相混合层进行了取心，发现了氯离子浓度异常降低的证据[5-6]，从而证实了水合物和游离气的共存。

水合物饱和度主要通过基于电阻率测井的阿尔奇公式、密度-核磁共振测井联合方法、各种形式的三相声波方程以及基于岩石物理模型的弹性速度模拟方法[9-10]来求取。三相混合层中的游离气饱和度以及水合物饱和度可以利用纵波和横波速度基于岩石物理模型的弹性速度模拟法[2-3,6-8]计算得到。含气量以及气体在孔隙空间中的分布模式决定了纵波速度的下降值，因此利用弹性速度计算游离气饱和度存在较大的不确定性[3]。此外，深水浅部疏松地层含气会导致测井仪器接收到的地层声波信号大大减弱，波列间相关性变差，数据处理过程中提取声波速度的不确定性较强，甚至无法提取到准确的声波速度，例如中国首次海域水合物试采井SHSC-4井中的235.7～242.5 mbsf(meters below sea floor，1 mbsf示海底面以下1 m深度)层段无法提取出纵波时差[11]。一些学者通过密度和核磁共振测井联合方法[6]估算出了三相混合层的游离气饱和度和水合物饱和度，但是核磁共振测井是一种特殊的测井方法，其费用成本高，水合物钻井过程中并非每口井均可开展核磁共振测井。密度和中子孔隙度测井是常规的测井方法，两者在含气层具有明显的测井响应特征，因此本研究将探索密度和中子孔隙度相结合的三相混合层含气饱和度计算方法。本文将结合水合物钻探GMGS3航次和GMGS5航次的随钻测井数据以及取心分析资料，利用岩心刻度测井方法开展神狐海域水合物、游离气和水三相混合层的综合测井评价方法研究。

1 区域地质背景

神狐海域位于中国南海北部陆坡，构造上隶属珠江口盆地珠二坳陷白云凹陷(图1)[12]。该海域海底地形较平坦(平均坡度约为3°)，总体趋势北高南低，从西到东发育了17条近南北向的陆坡限制型海底峡谷，海底峡谷与海底山脊相间排列[13-14]。多期构造运动使得地层呈现出典型的断陷裂谷和坳陷沉降双层结构[15]，自下而上依次发育陆相裂陷、海陆过渡相和海相坳陷沉积地层，总体上呈海进趋势。始新统文昌组和恩平组发育总有机碳含量高且成熟度高的主力烃源岩[14,16]，产生地层深部热解气。中新统的珠江组、韩江组、粤海组以及上新统万山组沉积物厚度大、有机质成熟度低，生成大量浅部生物成因气[13-14,17]。深部热解气与浅部生物成因气为水合物的形成提供充足的气源[18-19]。区域内断层、泥底辟以及气烟囱等构成了气体运移通道，且大部分与似海底反射层(bottom simulating reflector ,简称BSR)直接沟通[20]。

2 数据与方法

2.1 数 据

2015年中国地质调查局广州海洋地质调查局在南海神狐海域开展水合物钻探GMGS3航次，斯伦贝谢公司提供了随钻测井航次服务，获取了GMGS3-SH17站位的侧向电阻率、电阻率成像、井径、自然伽马、体积密度、补偿中子孔隙度、感应电阻率、元素俘获能谱(包括硅、钙、铁、硫、钛、钆等元素的相对含量)、纵波时差以及横波时差等随钻测井数据；英国GEOTEK公司提供了取心航段服务，获取了GMGS3-SH17站位孔隙水氯离子浓度、原位温度以及原位压力测试等数据。2018年广州海洋地质调查局在神狐海域开展水合物钻探GMGS5航次，在GMGS3-SH17站位重新进行了取心，但没有开展随钻测井作业，与GMGS3航次不同的是，GMGS5航次获取了该站位252 mbsf以下的孔隙水氯离子浓度数据及其他岩心数据。

2.2 测井和取心数据识别三相混合层

2.2.1 氯离子浓度异常降低识别

水合物分解后产生的淡水淡化了沉积物粒间孔隙中的原生地层水，因此非保压岩心中的氯离子浓度异常降低指示了水合物层的存在。钻探初期认为GMGS3-SH17站位205～252 mbsf为水合物层，252.0～286.4 mbsf为游离气层[21]。2018年广州海洋地质调查局水合物钻探GMGS5航次在GMGS3-SH17站位井重新进行了取心，发现取心深度252 mbsf以下游离气层中仍存在氯离子浓度异常降低现象[5-6]，从而证实了水合物、游离气和水三相混合层的存在。

2.2.2 测井识别

识别天然气水合物层的明显测井响应特征为其比上覆和下伏含水地层具有较高的电阻率及声波速度[22-23]。水的密度值为1 g/cm3，结构I型水合物的密度为0.92 g/cm3[24]，接近水的密度；水的含氢指数为1，结构I型水合物的含氢指数为1.06[25]，接近水的含氢指数。因此，岩性和物性相近的水合物层与饱含水地层具有近似的密度测井值和中子孔隙度值。

与水合物层相比，纵波时差增大、密度变小和中子孔隙度减小，这些测井响应特征指示了地层的含气性。当全井段的岩性较为相近，饱含水地层的横波速度和密度均会随埋深逐渐增大，因此可以利用公式(1)拟合得到地层的剪切模量μ背景值曲线，为一条逐渐增大的斜线。

(1)

式中：μ为地层剪切模量，单位Pa；Vs为地层横波速度，单位m/s；ρ为地层密度，单位kg/m3。

地层发育水合物引起横波速度以及剪切模量明显增大，而地层含气或含水均不改变岩石本身的剪切模量μ[26]。当含气地层的剪切模量仍大于背景曲线，可推断为水合物、游离气和水的三相混合层。

2.3 三相混合层饱和度评价

2.3.1 元素俘获能谱与密度测井计算地层孔隙度

常规测井解释是通过自然伽马、中子孔隙度和密度测井来确定岩性，但无法准确识别岩石矿物组分。GMGS3-SH17井通过斯伦贝谢公司的NeoScope仪器获取了地层的元素俘获能谱信息，直接测量了地层的矿物元素成分，主要包括硅(Si)、钙(Ca)、铁(Fe)、硫(S)、钛(Ti)、钆(Gd)等元素的相对含量[27-28]。其中Si元素主要与石英密切相关；Ca元素主要与方解石和白云石密切相关；利用S元素和Ca元素可以计算石膏的含量；S元素和Fe元素与黄铁矿和菱铁矿等有关；铝(Al)元素与黏土矿物(高岭石、伊利石、蒙脱石、绿泥石、海绿石等)含量密切相关，但由于Al元素的测量比较困难，一般通过Si、Ca、Fe等元素来确定黏土矿物的含量。通过氧闭合技术[29-30]将元素的相对含量转换成元素绝对含量百分比，再根据岩性模型确定地层矿物含量。

神狐海域水合物层的岩石骨架由石英和钙质组成，孔隙空间内填充水和水合物，因此可以写出密度测井的测井响应方程(公式(2))。因为地层水和水合物的密度相近，所以取ρw=ρh=1 g/cm3，则得到简化的地层孔隙度计算公式(公式(3))。

ρb=(1-Vsh-φ)ρma+Vshρsh+

ρwφSw+ρhφ(1-Sw)

(2)

(3)

ρma=ρquaVqua+ρcalVcal

(4)

式中：ρb为密度测井值；ρma、ρsh、ρw、ρh、ρqua、ρcal分别为骨架、泥质、地层水、水合物、石英以及方解石的密度，g/cm3；Vsh、Vqua、Vcal分别为元素俘获能谱解释得到的泥质、石英和钙质的体积分数；φ为地层孔隙度，体积分数；Sw为地层含水饱和度，体积分数。

2.3.2 Arp公式计算地层水电阻率

GMGS3/5-SH17井的地温梯度为42.4 ℃/km，已知地层水矿化度为32 100 mg/L。利用以Arp公式[31](公式(5))为依据制作而成的斯伦贝谢公司NaCl溶液电阻率图版[32]，可得到地层水电阻率。

(5)

式中：T1、T2为地层温度，℃；R1为T1温度下的地层水电阻率，Ω·m；R2为T2温度下的地层水电阻率，Ω·m。

2.3.3 测井和取心数据确定岩电参数

100%饱含水的纯岩石R0与地层水电阻率Rw的比值定义为地层因数F，含油气纯岩石电阻率Rt与100%饱含水的纯岩石R0的比值定义为电阻增大系数I[33]。阿尔奇公式(公式(6))中，岩性系数a和孔隙指数m是相互制约的，当a和m值都变化时，它们很难与某一地层因素有密切联系，而是各种因素的综合反映[32,34]。

(6)

同样在阿尔奇公式(公式(7))中，系数b和饱和指数n也是相互制约的。

(7)

因此一般令系数a、b均等于1，通过地层因数F与孔隙度φ在双对数坐标下的关系得到m值，利用电阻增大系数I与含水饱和度Sw在双对数坐标下的关系得到n值。孔隙指数m能够从水合物层上覆饱含水地层中获取；饱和指数n大小与储层岩性有关，n的取值范围在1.715 0(未固结地层)与2.166 1(砂岩)之间，通常取值为1.938 6或者2[35-37]。

GMGS3/5-SH17井解释井段的岩性较为相近，因此可以利用水合物层上部以及下部的饱含水地层的电阻率和孔隙度交会图(图2)来得到孔隙指数m。由图2可知，GMGS3/5-SH17井的孔隙指数m等于2.275。通过结合GMGS3/5-SH17井水合物层的电阻率和岩心分析含水饱和度交会图(图3)来确定地层的饱和指数n。由图3可知，GMGS3/5-SH17井的饱和指数n等于1.769。

2.3.4 电阻率法求取含水饱和度

因为神狐海域水合物地层的泥质含量较高，所以采用印度尼西亚方程计算地层含水饱和度[21]：

(8)

式中：Rt、Rsh、Rw分别为地层电阻率、泥岩电阻率、地层水电阻率，Ω·m；Vsh为泥质含量，体积分数；a为岩性系数；m为孔隙指数，取值2.275；n为饱和指数，取值1.769；φe为有效孔隙度，体积分数。

2.3.5 密度-中子孔隙度双参数模型计算游离气饱和度

2.3.5.1 密度-中子孔隙度双参数模型构建

利用GMGS3/5-SH17站位获取的氯离子淡化数据，通过公式(9)计算出氯离子淡化水合物饱和度[37]：

(9)

式中：Clb为原生地层的孔隙水氯离子浓度背景值，mmol/L；Cl为水合物分解后的孔隙水氯离子浓度，mmol/L；c为常数，本次取值为1.257[38]。

三相混合层孔隙空间由水合物、游离气及水充填，已知印度尼西亚方程计算的地层含水饱和度Sw和氯离子淡化水合物饱和度Sh，可以通过公式(10)得到岩心分析含气饱和度：

Sg=1-Sw-Sh

(10)

式中：Sg、Sw、Sh分别为含气饱和度、含水饱和度以及水合物饱和度，体积分数。

岩性和物性相近的水合物层与饱含水地层具有近似的密度测井值和中子孔隙度值，因此可以得到GMGS3/5-SH17井的密度背景值曲线以及中子孔隙度背景值曲线。地层含气导致密度和中子孔隙度显著减小，因此定义含气地层密度相对于密度背景值的减少值ΔRHON：

ΔRHON=RHONbase-RHON

(11)

式中：RHONbase为密度背景值，g/cm3；RHON为地层密度测井值，g/cm3。

定义含气地层中子孔隙度相对于中子孔隙度背景值的减少值ΔTNPH：

ΔTNPH=TNPHbase-TNPH

(12)

式中：TNPHbase为中子孔隙度背景值，体积分数；TNPH为中子孔隙度测井值，体积分数。

岩心分析含气饱和度与密度的减少值、中子孔隙度的减少值均呈较好的线性关系(图4)，因此可以通过二元线性回归拟合方法，建立密度-中子孔隙度双参数三相混合层含气饱和度Sg计算模型：

Sg=dΔTNPH+eΔRHON+f

(13)

式中：d、e、f为拟合系数。

2.3.5.2 二元线性回归求解

二元线性回归是通过对一个因变量(y)与两个自变量(x1，x2)的相关性分析，因变量与自变量的线性回归模型如下：

y=dx1+ex2+f

(14)

式中：y为三相混合层的含气饱和度Sg；x1为含气地层中子孔隙度相对于中子孔隙度背景值的减少值ΔTNPH；x2为含气地层密度相对于密度背景值的减少值ΔRHON。

按照最小二乘原理，拟合出系数d、e需满足以下方程组[39]：

(15)

其中：

(16)

(17)

(18)

(19)

(20)

(21)

(22)

(23)

(24)

(25)

已知n=21个不同深度下的ΔTNPH、ΔRHON以及Sg值，可计算出利用二元线性回归方法求解密度-中子孔隙度双参数模型系数的相关参数值(表1)。

表1 利用二元线性回归方法求解密度-中子孔隙度双参数模型系数的参数

Sg=0.918ΔTNPH+0.812ΔRHON-0.061

(26)

可通过复相关系数R和标准误差S进行回归可靠程度检验，R越接近1，S越接近0，得到的回归方程越理想。相关系数R和标准误差S的计算公式如下：

(27)

(28)

式中：Sx为回归平方和；Sy为剩余标准离差；n为观测个数，本次观测个数n=21；L为自变量个数，本次二元线性回归中L=2。

将相应的数据代入公式(27)和公式(28)中，求得复相关系数R=0.979，标准误差S=0.017，说明密度-中子孔隙度双参数回归模型是理想可行的。

3 评价结果及方法应用

3.1 储层分层

从GMGS3/5-SH17井随钻测井曲线和氯离子浓度异常图(图5)可以看出，190～290 mbsf井段的自然伽马值较为稳定，即岩性较为相近。205～252 mbsf层段的电阻率较上覆地层升高，中子孔隙度与密度无明显变化，纵波与横波时差均较上覆地层明显减小，因此推断为水合物层。252～272 mbsf层段纵波时差增大，密度变小，中子孔隙度减小，这些测井响应特征指示了地层的含气性；而252～272 mbsf含气层段的剪切模量大于背景曲线，这是地层中含有水合物的标志；同时结合该井GMGS5水合物钻探航次的孔隙水氯离子浓度异常降低证据，确定该层段为水合物、游离气以及水三相混合层。272.0～286.4 mbsf层段的电阻率值仍大于背景值，密度与中子孔隙度较背景值均减小，剪切模量基本等于背景曲线，因此推断为气层。

3.2 三相混合层测井评价结果

从GMGS3/5-SH17井元素俘获能谱处理图(图6)可知，由元素俘获能谱计算得到的泥质含量、石英含量和钙质含量与岩心分析结果吻合较好，因此元素俘获能谱与密度测井结合可以提高地层孔隙度计算的精确度。从GMGS3/5-SH17井测井综合解释图(图7)的第6道可以看出，在水合物层，由印度尼西亚方程计算得到的含水饱和度与GMGS3、GMGS5水合物钻探航次的孔隙水氯离子淡化水合物在反向刻度下饱和度具有很好的一致性，说明了储层参数求解方法是准确的。因此也认为在三相混合层，在利用印度尼西亚方程计算地层含水饱和度Sw以及孔隙水氯离子淡化确定水合物饱和度Sh基础上，通过1-Sw-Sh的方法确定岩心分析气饱和度的结果是准确的。

另外，从图7第7道可知，通过密度-中子孔隙度双参数模型计算得到三相混合层的含气饱和度与岩心分析含气饱和度吻合度很高。在三相混合层，在利用印度尼西亚方程计算地层含水饱和度Sw以及利用密度-中子孔隙度双参数模型计算含气饱和度Sg的基础上，再通过1-Sw-Sg的方法确定水合物饱和度。从图7第8道可知，综合评价得到三相混合层的含水合物饱和度与GMGS5水合物钻探航次的孔隙水氯离子淡化水合物饱和度具有很好的一致性，证明了模型的准确性。综上，本文研究的水合物三相混合层测井评价方法是可行而可靠的。

针对272.0～286.4 mbsf气层，在利用印度尼西亚方程计算地层含水饱和度Sw的基础上，通过1-Sw的方法确定含气饱和度。GMGS3/5-SH17井水合物层、三相混合层以及气层的测井综合评价结果为：205～252 mbsf水合物层的含水合物饱和度范围为15.0%～57.4%，均值为36.6%。252～272 mbsf三相混合层中，含水合物饱和度范围为2.7%～24.8%，均值为14.8%；含游离气饱和度范围为0～35.6%，均值为14.0%。272.0～286.4 mbsf游离气层的含气饱和度范围为0.1%～20.0%，均值为9.6%。

在三相混合层中，图7第7道计算的含气饱和度与图7第8道的含水合物饱和度的趋势比较一致，含气饱和度高，含水合物饱和度也高，其原因是：地层能否发育高饱和度水合物首先取决于气量的供给。

3.3 三相混合层测井评价方法应用

将上述形成的三相混合层的综合评价方法应用于图1中的GMGS6-SH02井的水合物储层评价，该井为神狐海域第二轮水合物试采前预钻的探井，用于了解水合物储层特性[6]。从GMGS6-SH02井测井综合解释图(图8)可以看出，207.8～255.0 mbsf层段的纵波与横波时差均较上覆地层减小，中子孔隙度与密度无明显变化，电阻率升高，由此推断为水合物层。与水合物层相比，255～297 mbsf层段的纵波时差增大，密度变小，中子孔隙度减小，这些测井响应特征指示了地层的含气性。由图8第8道地层剖面图可知，该井200～300 mbsf层段的岩性较为相近，255～278 mbsf层段的剪切模量大于背景曲线，这是地层中含有水合物的标志，因此推断为水合物、游离气和水的三相混合层。278～297 mbsf层段的电阻率值仍大于背景值，密度与中子孔隙度较背景值均减小，剪切模量基本等于背景曲线，因此推断为气层。

通过测井综合评价，计算出GMGS6-SH02井207.8～255.0 mbsf水合物层的含水合物饱和度范围为0～48.7%，均值为31.1%。255～278 mbsf三相混合层中，含水合物饱和度范围为3.2%～25.5%，均值为13.5%；含游离气饱和度范围为0～31.2%，均值为15.7%。278～297 mbsf游离气层的含气饱和度范围为2.4%～17.0%，均值为7.9%。

4 结 论

(1)与水合物层相比，水合物、游离气和水三相混合层的密度和中子孔隙度值均减小，纵波速度下降；与气层相比，三相混合层的剪切模量仍大于背景值，岩心孔隙水氯离子浓度降低。据此可定性识别出三相混合层。

(2)元素俘获能谱计算得到的泥质含量、石英含量和钙质含量与岩心分析结果吻合较好，因此元素俘获能谱与密度测井结合可以提高水合物地层孔隙度的计算精确度。

(3)利用密度-中子孔隙度双参数含气饱和度模型与印度尼西亚方程结合求取三相混合层的水合物饱和度与孔隙水氯离子淡化水合物饱和度吻合度较高，说明本文提出的三相混合层测井评价方法是可行而可靠的。