咸水层CO2地质封存测井资料评价研究进展

南德,靳志强,王海朋,吕子蔚,王兵

(1.油气资源与探测国家重点实验室,中国石油大学(北京),北京102249;2.中国石油集团测井有限公司辽河分公司,辽宁盘锦124010)

0 引 言

目前普遍认为在CO2地质封存中,咸水层储存CO2是具有广阔前景的,广义上的咸水层主要指地层水矿化度大于1 g/L的地层。当含水层中的地层水埋深大于800 m时,一般为矿化度较高的咸水,不适合饮用,可用于CO2封存。根据CO2密度随温度和压力的变化特征,在环境地表温度25 ℃、压力0.1 MPa下,CO2为气体,密度为1.8 kg/m3(这些条件下空气的密度为1.2 kg/m3)。假设地温梯度为30 ℃/km,压力梯度为10.5 MPa/km,在注入深度大于800 m时,CO2可以以超临界流体的形式储存。超临界CO2的密度在地下800 m处约为260 kg/m3,单位体积的CO2储存量远高于较浅深度的气体储有量[1]。目前美国能源部根据美国海相沉积地层地层水矿化度特征,将可用于CO2封存的咸水层定义为矿化度大于10 g/L的咸水层,欧洲部分国家也借鉴此标准[2]。中国沉积盆地地层以陆相碎屑岩为主,与国外典型海相沉积层相比地层水矿化度较低,目前还没有针对中国特色陆相沉积盆地深部可用于CO2封存的咸水层矿化度依据,也没有系统完整的评价咸水层的方法,利用测井方法理论与资料对咸水层进行研究是一个新的方向。

目前对于咸水层的评价主要是针对咸水层中CO2储存影响因素的相关研究。Torn等[3]使用组分模拟器TOUGH 2-ECO2N和CMG-GEM对美国俄亥俄州西蒙山砂岩中的CO2储存进行建模,定性研究了绝对渗透率、总孔隙度、终点饱和度、束缚水饱和度、温度、水相矿化度、纵横向渗透率比、CO2在盐水中的扩散系数和射孔段相对深度等参数对咸水层中CO2长期储存和总储存能力的影响程度。其结果表明:绝对渗透率、总孔隙度、咸水层厚度、渗透率各向异性对于咸水层中的CO2长期储存和总储存能力的影响程度较大。

Meggyesy等[4]利用高分辨率伽马、补偿中子、补偿密度、电成像、侧向测井,以及数字声波、组合核磁共振、地层微成像仪和特定井段的电子捕获光谱仪等进行测试,并利用实验室中采集和研究的井壁岩心与地震数据,提炼并分析了研究区的完整地层结构;电缆测井砂岩段孔隙度为4%～6%,认为该地区适合CO2储存。

Sifuentes等[5]基于数值实验来量化咸水层中影响CO2储存的参数,认为水平渗透率是溶解度和剩余物圈闭机制的主要和直接影响因素。Edem等[6]研究了不同盐型和盐浓度对咸水层CO2封存过程中注入能力的影响,认为低盐浓度下CO2—盐水—岩石的相互作用占主导地位,而高盐浓度下CO2溶解作用占据主导地位,所以咸水层矿物浓度对于咸水层的评价至关重要。Schembre等[7]研究了井内压力干扰的重要性和其对注入能力的影响。Mo等[8]用black-oil模拟深部咸水层,研究储层厚度、压力对于CO2储存的影响。Taheri等[9]利用数值模拟认为渗透率和渗透率各向异性比是深部咸水层中CO2在流体混合过程中最重要的参数。

Alvarado等[10]设计了不同的孔隙度模型并考虑天然裂缝的影响,在模型中对于储集层的CO2捕集效率最重要的影响因素为孔隙度、渗透率和深度,并且验证了天然裂缝的存在对储层容量有影响。Xue等[11]在实验室测量含水多孔砂岩中注入CO2时的纵波速度和电阻率,并与现场数据对比,发现CO2饱和度与电阻率值之间存在明显的单调增长关系;当CO2饱和度达到20%时,砂岩中纵波速度的敏感性降低,即咸水层中电阻率与纵波速度是监测CO2的重要参数。Nguyen等[12]通过对中国神华碳库场地的地质建模,认为渗透率和连通性可能影响了高注入能力和最小压力的恢复。Zulqarnain等[13]利用压力、温度、总面积、总地层厚度、总孔隙度等信息模拟计算了CO2储层(包括咸水层)的储存能力。

Basbug等[14]建立了深部咸水层CO2封存的数值模型,认为初始压力、渗透率是影响咸水层中CO2饱和度的重要参数,地层水矿化度是影响CO2溶蚀过程的重要因素。Jin等[15]利用孔隙度、地层压力等参数建立深部咸水层模型并计算CO2储存量。Zeidouni等[16]研究了含水层中盐沉降和CO2侵入对不同参数的敏感性,其中盐水盐度和水相相对渗透率是最敏感的影响因素。Mo等[17]利用black-oil模拟了CO2在咸水层中的混合过程,说明溶解是CO2在深层咸水层中储存的主要机制,而盐水矿化度与类型是最主要的影响因素。Zhao等[18]利用核磁共振微成像系统研究了地层中超临界CO2的驱替作用,孔隙中流体的密度与黏度是关键影响因素。

综上所述,咸水层评价参数众多,其中咸水层矿化度、电阻率、纵波速度、孔隙度、渗透率以及渗透率各向异性是影响咸水层中CO2溶解机制、储存容量和长期储存的重要因素。除了咸水层矿化度,测井解释中对于上述参数进行评价的理论方法已经较为成熟,本文将重点关注测井对咸水层矿化度的评价。

1 测井评价地层水矿化度的方法

目前,通过测井方法间接计算地层水矿化度的方法主要包括自然电位法、电阻率-孔隙度组合法、核磁共振预测法、储层邻近泥岩信息预测法、中子诱导地层自然伽马能谱法和正演模拟法等。最准确直接求取地层水矿化度的方法是地层水分析方法,不过该方法往往因为岩石地层水采样费时费力,无法大范围使用。而地区经验法则是基于以往地层水资料所得,如果地层水矿化程度变动很大则其精确度也有限。

自然电位法[19-23]基于自然电位的异常幅度间接计算地层水电阻率与矿化度含量之间的关系,理论比较完善,但计算繁琐。电阻率-孔隙度组合法[24-26]根据Archie公式反推[19]间接计算地层水电阻率,计算简单。核磁共振测井利用质量增益参数Q与地层水矿化度建立关系对地层水矿化度进行预测[27-28]。利用中子诱导的自然伽马能谱进行地层水矿化度计算时,将Cl元素视为地层水矿化度的指示元素,通过建立Cl元素计数与地层水矿化度的关系计算矿化度[29]。由于压实和沉积作用,邻近的泥岩性质和储层地层水性质相似,可以通过储层邻近泥岩孔隙度、水层矿化度预测储层中地层水矿化度[30-33]。在常规地层中测井正演模拟可利用Archie模型等传统导电模型估算地层水电导率[39-41]。

1.1 自然电位法求地层水电阻率

1.1.1自然电位测井原理

自然电位的产生是由正负离子的扩散形成,因此,可以利用自然电位测井资料计算地层水矿化度。一般认为地层水中最主要的盐为NaCl、NaHCO3、MgCl2和CaCl2等,其在水溶液中完全电离。

在储层即砂岩中,黏土矿物较少导致几乎没有离子双电层。测井过程中当原状地层水含盐浓度(Cw)大于冲洗带钻井液滤液含盐浓度(Cmf)时,2种溶液的接触面可视为由无数细小的孔隙组成的半透膜,由于浓度差会发生离子扩散并且正负离子扩散速度不同,最终导致在钻井液滤液一侧形成负电,原状地层水一侧形成正电,即形成扩散电动势。

(1)

式中,Ed为扩散电动势,mV;Rmf为钻井液滤液电阻率,Ω·m;Rw为地层水电阻率,Ω·m;Kd为扩散电动势系数,无量纲,与正负离子迁移率和温度有关,当温度溶液类型固定时为常数。

在砂泥岩剖面井内,由于含有黏土矿物,会产生离子双电层,双电层扩散层中阳离子发生扩散,由扩散过程形成的电位差称为扩散吸附电动势。

(2)

式中,Eda为扩散吸附电动势,mV;Kda为扩散吸附电位系数,无量纲,与正负离子迁移率和温度有关。

1.1.2自然电位的计算

完全含水岩石的静自然电位为

(3)

式中,SSP为静自然电位,mV;k为自然电位系数,无量纲,与溶液绝对温度和离子交换量有关。

综合各种测井资料,当地层水矿化度基本不变,层厚3 m以上时,地层电阻率最小。完全不含油气的地层对应的自然电位异常幅度最大值一般视为SSP,或一般将较纯砂岩与较纯泥岩对应的自然电位值的差视为SSP。

事实上,地层水中矿化度与地层水电阻率并非简单的线性关系,在对数坐标系上也不会始终保持直线的对应关系,但是地层水等效电阻率(Rwe)与其矿化度在对数坐标系中一直都是线性的[21],钻井液滤液等效电阻率(Rmfe)与其矿化度在对数坐标系中也是线性的,因此,式(3)改写成为

(4)

1.1.3自然电位系数k的计算

为了便于计算自然电位系数,将式(4)的k值表示为地层温度的函数

k=70.7(237+T)/298

(5)

式中,T为地层温度, ℃。

T1=T0+G·D/100

(6)

式中,T1为给定深度处的地层温度, ℃;T0为地表恒温层平均温度(中国的标准平均温度为18 ℃);D为地层中部深度,m;G为地温梯度(每100 m增加的温度), ℃/100 m[34]。

1.1.4等效电阻率的计算

由式(4)得到钻井液滤液等效电阻率。

(7)

式中,钻井液滤液等效电阻率(Rmfe)可查图版得到。

由式(8)得到地层水等效电阻率。

(8)

自然电位方法的理论较为完善,但是计算复杂并且容易受到钻井液、围岩以及过滤电位的影响[35-36]。

1.2 电阻率-孔隙度组合法求地层水电阻率

电阻率-孔隙度组合法利用Archie公式的推导变形求取地层水电阻率,这是目前计算地层水电阻率最常用的方法。但利用电阻率-孔隙度组合法求取地层水电阻率时解释层段必须选用层厚大、含水率为100%的标准水层,并且具有较大的孔隙度。解释层段还应是纯砂岩地层,当地层内存在泥质时会造成导电能力增加,加大计算误差。

电阻率-孔隙度组合法利用Archie公式反演得到地层水电阻率与含水饱和度(Sw)、地层真实电阻率(Rt)、有效孔隙度(φ)、胶结指数(m)、岩性系数(a、b)与饱和度指数(n)之间的关系。地层水电阻率与含水饱和度、地层真实电阻率、孔隙度、胶结指数、饱和度指数成正比,与岩性指数(a、b)成反比。通过测井资料,读出所需的参数,带入推导出来的公式,计算得出地层水电阻率。

(9)

在含水率为100%的标准水层处,此时Sw=1,n=1。根据式(9)Rt与Rw呈正比,令Archie公式中岩性系数a=b=1,则

Rw=Rtφm

(10)

根据电阻率—孔隙度交会图(见图1),找到水线,任取一点,读出该点的孔隙度和电阻率,进而求出地层水电阻率。邻近泥岩预测的方法适用于地层水成分含量变化幅度小并且解释层段含有标准水层的砂岩地区(泥质含量较低)[37]。

图1 电阻率—孔隙度交会图法确定地层水电阻率

1.3 核磁共振测井预测地层水电阻率

核磁共振测井提供了一种独立的孔隙度测量方法,广泛用于储层流体的识别和定量评价。由于核磁共振测井探测深度浅,因此,利用核磁共振测井测得的含水饱和度代表了侵入层的含水饱和度。

为了进行质量控制,核磁共振测井提供质量增益参数(Q),如果将核磁共振测井仪器(MReXSM)置于高电阻的环境中,则Q值是对仪器谐振电路(天线)性能的衡量,且与谐振频率有关。由于温度会影响电路元件(电感、电容和电阻)的性能,所以Q值也受温度的影响。由此可见,Q值受到仪器电路以及由于导电损失造成的井眼和地层负载的影响。Q值可以通过实验和建模来确定,另一方面,环境和地层载荷对Q值的影响可以用来估算地层矿化度。

(1)根据Q值确定近井电阻率(见图2),每个地区均有其对应关系。

图2 某井质量增益与地层浅电阻率关系图

lgRxo,shallow=ζlgQ+η

(11)

式中,Rxo,shallow为视浅电阻率,Ω·m;ζ、η均为地区经验系数。

(2)基于核磁共振测井的流体分型技术,确定与含油气孔隙度相对应的部分孔隙度,并使用核磁共振测井确定的总孔隙度和含油气孔隙度之间的差异作为含水孔隙度[42]。假设储层的含油气孔隙度具有极大的电阻率,从而可以将其含水孔隙度与冲洗带电阻率、Q的测量结果进行关联。

(3)结合基于核磁共振测井的冲洗带电阻率,并使用Pickett-plot图版(见图3、图4),确定地层水电阻率Rw。虽然核磁共振测井的响应信号比较微弱,常常导致高信噪比的情况出现,但Q值不会出现相同的问题,因为测量Q值不会直接检测到核磁共振质子信号。Q值是测井仪器和井眼环境共同作用下的值,需要通过实验建模排除仪器电路的影响,同时进行环境校正[42]。对于电阻率较大的地层,Q值对地层电阻率比较敏感,反之则不够敏感,所以此方法适用于油基钻井液。

图3 纯砂岩Pickett-plot图版

图4 泥质砂岩Pickett-plot图版

1.4 中子俘获自然伽马能谱预测地层水电阻率

氯含量是衡量地层水矿化度的一个关键指标。氯和其他地层元素的特征自然伽马射线在俘获自然伽马能谱上重叠。利用加权最小二乘法,可以求解特定能量范围的俘获谱,从而得到与氯有关的自然伽马计数,然后用热中子计数比计算地层孔隙度。结合与氯有关的自然伽马计数、热中子计数和孔隙度,导出水的盐度。同时,自然伽马射线时间谱的地层电导率信息可作为地层水矿化度结果的参考参数。

在中子俘获自然伽马能谱测井过程中,脉冲中子源(D -T发生器)发射的中子与工具周围的核素相互作用,中子能量将衰减到热中子阶段(0.025 eV)。通过非弹性散射和热中子俘获诱导自然伽马射线。在热中子俘获反应中,接近平衡温度的中子被目标核(如Cl、H、Si等)吸收,并释放出一组不同的特征自然伽马射线能量去激发。与地层矿化度密切相关的氯元素与常见的地层元素(Si、Ca、Fe、Na)相比具有较高的热中子俘获截面(见图5)。因此,地层水矿化度可以通过氯发出的自然伽马射线计数确定。

图5 元素俘获截面比较*非法定计量单位,1 b=10-28 m2

但地层水中氯元素的含量低于地层基质中Si、Ca、Fe元素的含量,能谱中的氯特征自然伽马射线峰也会受到其他元素的影响,特别是在低能量范围(康普顿散射平台重叠)。因此,采用最小二乘法进行能谱分析,选择能量范围5.2～7.8 MeV进行氯特征自然伽马射线产率计算。模拟5.2～7.8 MeV的单元素自然伽马能谱设为矩阵A。矩阵数据的每一列表示单元素在不同能量仓中的自然伽马射线计数。将检测到的光谱设为向量X,则不同元素(包括氯元素)的特征自然伽马射线计数(向量Y)为

Y=(ATA)-1ATX

(12)

理论上,计算得到氯的自然伽马射线数(ycl)由氯的含量和热中子通量决定。计算地层水矿化度需要考虑井眼水矿化度(Cw0)和地层孔隙度(φF)。通过试井作业和井眼测试结果可以确定井眼水矿化度。地层孔隙度可以通过密度、中子孔隙度或声波孔隙度计算。因此,地层矿化度可用下式计算

(13)

式中,SAL为地层水矿化度,mg/L;K1和K2由已知矿化度和孔隙度的实验井标定;Nth为热中子通量。

利用该方法计算地层水矿化度不受油基钻井液或水基钻井液的影响,应用范围较广。但其受到岩性、孔隙度和井眼流体盐度效应的影响,需要利用特定方法进行校正,计算较为复杂繁琐。

1.5 储层邻近泥岩信息预测地层水矿化度

利用电阻率-孔隙度组合法求地层水电阻率,主要是利用Archie公式的变形计算得出结果,但Archie公式只适用于纯砂岩地层。当地层中存在泥质时,地层会存在较大的导电性,在利用Archie公式计算地层水电阻率时误差会变大。而在地质沉积的过程中,砂岩内的地层水会以束缚水的形式吸附在泥岩中,所以其束缚水的电阻率与储层内地层水电阻率大致相同,其束缚水的电阻率变化可以反应储层地层水电阻率的变化[29-37],故地层中存在泥质时,可利用储层邻近泥岩信息预测地层水电阻率。由于地层水电阻率的计算与孔隙度、饱和度等因素都有关系,且孔隙度可以利用声波测井中的声波时差进行计算,故通过分析邻近泥岩段电阻率与储层地层水电阻率的测井资料,得到邻层泥岩电阻率、声波时差和储层地层水电阻率之间的联系,并且推导出其中存在的函数关系。

图6是当声波时差处于不同范围时,储层地层水电阻率与邻近泥岩段电阻率之间的关系图版。由图6可见,储层地层水电阻率随着邻近泥岩段电阻率的升高而升高,呈正相关关系。当声波时差大于300 μs/m时,变化速度最快。图7是邻近泥岩段电阻率与储层地层水电阻率的比值与泥岩声波时差之间的关系图版。由图7可见,纵轴数值与横轴数值呈负指数相关,纵轴数值低时声波时差变化幅度较大,纵轴数值高时声波时差变化幅度较小。

图6 地层水电阻率与邻近泥岩段电阻率的关系

图7 泥岩段电阻率与地层水电阻率的比值与泥岩声波时差关系

1.6 正演模拟预测地层水电导率

在常规无黏土地层中,使用Archie模型等传统导电模型估算地层水电导率。在这个模型中,假设盐水单独构成岩石内部的导电网络,岩石内部的导电网络是均匀的。在含有大量黏土、黄铁矿或其他导电岩石组分的岩石中,岩石导电组分仅为盐水的假设不成立。而富含有机质的泥岩在岩石组构(即岩石组分的空间分布)方面很复杂[38-39],传统导电模型估算地层水电阻率不适用,这影响了油气储量的估算,同时也影响了电阻率测量。故引进正演模拟的方法计算地层水电导率。富含有机质的泥岩电阻率正演模拟工作流程中的正演模型包括应用孔隙组合建模理论[38]来计算岩石的电导率,包括黏土、干酪根、黄铁矿和黏土束缚水的电导率。用正演模型估计富含有机质的泥岩电阻率需要按顺序执行以下步骤。

(1)黏土是以盐水为背景介质中的第1个包裹体。计算黏土和盐水混合物的电导率需要输入黏土和盐水的电导率值,归一化成盐水和黏土体积的盐水量,以及与包裹体有关的几何模型参数(去极化因子)。

(14)

式中,σw,c为盐水和黏土混合物的电导率,S/m;σw为盐水的电导率,S/m;σc为黏土的电导率,S/m;Mw,c为归一化后的盐水和黏土混合物的体积浓度;Lc为包含物几何形状的函数,无量纲。

(2)进入黏土和盐水介质中的下一个包裹体是黄铁矿。计算黄铁矿、黏土和盐水的混合物电导率,需要输入黏土和盐水混合物的电导率和黄铁矿的电导率。其他输入参数包括盐水和黏土的体积浓度归一化值,以及与黄铁矿夹杂物相关的几何模型参数(去极化因子)。

(15)

式中,σw,c,p为盐水、黏土和黄铁矿混合物的电导率,S/m;σp为黄铁矿的电导率,S/m;Mw,c,p为归一化后的盐水、黏土和黄铁矿混合物的总体积浓度;Lp为与黄铁矿夹杂物相关的几何模型参数,无量纲。

(3)干酪根是下一个进入黏土、盐水和黄铁矿介质中的包裹体。计算这种有效介质的电导率需要输入上一步中混合物的电导率、干酪根的电导率以及盐水、黏土和黄铁矿混合物的体积浓度归一化后的值,包括与包裹体有关的几何模型参数(去极化因子)。

(16)

式中,σw,c,p,k为盐水、黏土、黄铁矿和干酪根的混合物的电导率,S/m;σk为干酪根的电导率,S/m;Mw,c,p,k为盐水、黏土和黄铁矿混合物的体积浓度归一化后的值;Lk为与干酪根包裹体有关的几何模型参数,无量纲。

(4)其余的不导电颗粒在包裹体中被添加到黏土、盐水、黄铁矿和干酪根的介质中。计算这种有效介质的电导率(岩石的电导率),需要输入上一步中混合物的电导率、不导电颗粒的电导率以及盐水、黏土、黄铁矿和干酪根混合物的体积浓度归一化后的值,其几何模型参数(去极化因子)与非导电颗粒进入介质有关。

(17)

式中,σw,c,p,k,n为合并后盐水混合物的电导率,S/m;σn为导电组件的电导率,S/m;Mw,c,p,k,n为盐水、黏土、黄铁矿、干酪根混合物的体积浓度归一化的值;Ln为与非导电颗粒夹杂到混合物相关的几何模型参数,无量纲。

1.7 地层水矿化度与电阻率转换

图8为斯伦贝谢公司制作的地层水电阻率、矿化度、温度的关系图版。知道电阻率、矿化度和温度之中的任意2个量,由图版可求出另外一个量。

图8 地层水电阻率与温度和矿化度的关系图版

2 自然电位法求取地层水矿化度的实例

图9为东部某油田XX井的测井综合解释图。XX井水资料分析矿化度为31 470 mg/L。由图9可知2 122.8～2 128.6 m层段为含水砂岩层,Ed为21.63 mV;2 291.7～2 303.3 m层段为泥岩层,Eda为75.61 mV,代入式(3)得到SSP为-53.98 mV。2个层段深度均大于800 m,研究区地表恒温层平均温度T0为10 ℃,地温梯度G为2.1 ℃/100 m,水层深度取中部深度2 126.5 m,代入式(6)、式(7)得地层温度T为54.656 5 ℃,自然电位系数k为77.735 7。

图9 XX井测井解释成果图*非法定计量单位,1 mD=9.87×10-4 μm2

钻井液密度为1.08 g/cm3、温度为20.3 ℃,则钻井液电阻率为1.12 Ω·m,代入式(8)可得Rwe为0.103 6 Ω·m,由地层水电阻率与温度和矿化度的关系图版可知Cw为36 287.376 mg/L。将自然电位法的计算结果与水资料分析结果对比可知,测井资料间接计算地层水矿化度的方法误差较小,具有较高的可信度。

3 结论与展望

(1)介绍了在咸水层中利用自然电位法、电阻率-孔隙度组合法、核磁共振测井Q值法、中子俘获自然伽马能谱测井、储层邻近泥岩信息正演模拟预测地层水电导率以及6种测井方法计算地层水电阻率,从而间接计算地层水矿化度的方法。

(2)影响地层水电阻率的因素众多,地层水电阻率与温度呈负相关的关系,而地层压力的增加会影响温度;同时盐离子的种类也会导致地层水电阻率的变化,相同含量的不同种类离子也会使地层水电阻率不同。即影响地层水电阻率的因素复杂,地层水矿化度只是众多影响因素的主要方面。

(3)目前地层水电阻率与地层水矿化度并没有明确的转换关系,大多依赖地层水分析而确定的电阻率—矿化度图版,这一方面还需要更多的研究。