2. 中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院, 北京 100083
3. 中国北方车辆研究所, 北京 100072
2. School of Geophysics and Information Technology, China University of Geosciences(Beijing), Beijing 100083, China
3. China North Vehicle Research Institute, Beijing 100072, China
水合物作为一种储量巨大、洁净的新型替代能源而受到普遍的关注,目前世界上已经在100多个地区间接或直接发现了水合物赋存区.我国于2008年11月在祁连山冻土区钻获水合物样品(Zhu et al., 2010;刘杰等,2017),这是我国冻土区首次钻获并检测出水合物实物样品,也是世界上第一次在中纬度高原冻土区发现水合物,有望成为中国最具潜力的水合物战略勘探区(祝有海等,2011).祁连山冻土区发现的水合物具有冻土层薄、埋深较浅、气体组分复杂、横向分布连续性较差等显著特点,不同于国外极地冻土区发现的水合物,应为一种新类型水合物(祝有海等,2010).因此,我国陆域冻土区水合物勘探有其自身特殊性,相比国外极地冻土区水合物勘探更为困难.由于我国陆域冻土区水合物调查研究起步较晚,相关的地球物理勘查方法迄今为止还很少用于冻土区水合物勘探中,在水合物储层物性参数研究、地球物理响应特征研究及水合物饱和度估算研究等方面相关的研究成果鲜有报道(张志厚等,2007;徐明才等,2012;刘杰,2015;谈顺佳等,2015;肖昆等,2017).
在水合物地球物理勘探方面,目前主要实施的有效勘探方法包括:地震和地球物理测井,而这两种勘探方法都是基于地层物性参数的差异来开展的,因此含水合物储层的物性参数研究对我国冻土区水合物的地球物理探测显得尤为重要.对于冻土区水合物地震和地球物理测井勘探方法,主要可通过速度分析来估算水合物孔隙度、饱和度等参数,同时可借鉴广泛应用于海域水合物储层的预测和识别的AVO(地震反射波振幅随偏移距变化)分析技术来估算水合物储层的弹性参数等(徐明才等,2013;于常青等,2015).然而,这些分析技术关键需要获得的地层参数都是弹性波速度(纵波速度、横波速度),而在缺少实验分析数据的条件下,这些参数可以依据岩石物理理论和相关孔隙介质理论得到,大致可分为三种:等效介质理论、自适应理论和接触介质理论.其中,等效介质理论在水合物储层物性参数研究方面应用最为广泛,该理论将岩石总体的物性参数视为岩石各个组成部分物性参数的综合响应,具体可用速度和密度参数来表征地层岩石的弹性性质,它可以由组成岩石各个矿物成分的弹性模量及其所占百分含量来推算干燥岩石等效模量、密度等物理参数,当地层岩石孔隙加入流体后,则可以推算出含流体的岩石等效物理参数,进而得到不同流体状态下地层岩石的速度参数(Voigt, 1928;Reuss, 1929;Wood, 1930;Hill, 1952;Wyllie et al., 1956;Raymer et al., 1980).因此,本文选取等效介质理论开展祁连山冻土区水合物储层声波速度数值模拟工作,为该区水合物储层的地球物理探测与识别提供技术支持.
本文首先根据孔隙型水合物的岩石微观赋存模型,建立符合祁连山冻土区的水合物岩石物理模型;然后基于等效介质理论的弹性波速度模型,结合水合物饱和度的变化特征,建立研究区的正演模拟速度模型;最后利用研究区不同的水合物储层模型验证建立的速度模型的正确性.
1 水合物岩石微观模型水合物在地层岩石中的分布形式,直接影响地层岩石的物理性质,因此对研究区开展水合物相关地球物理工作来说,岩石微观模型的建立是十分重要的.
现今已发现的水合物主要赋存于海底和极地永冻土中,且在零上、零下温度环境皆可存在(Sloan, 1990).根据前人研究,水合物主要分布于岩石的孔隙和裂缝中,钻获的水合物实物样品表明水合物可以多种充填方式存在:①充填于较大的岩石粒间孔隙;②以球粒状散布于细粒岩石中;③以固态形式充填于岩石裂缝中;④大块水合物伴随少量沉积物.
根据祁连山冻土区已钻获的水合物实物样品可知,目前该地区水合物的产出方法分为两种:①以浸染状赋存于砂岩、粉砂岩的孔隙中,水合物肉眼难以观测;②以薄层状、片状、团状赋存于泥岩、油页岩的裂隙面中,单层仅仅数毫米厚,肉眼可以观测(祝有海等,2009).因此,当水合物以孔隙充填的方式存在时,可以考虑两种岩石微观模型,即水合物在孔隙空间中以悬浮、半悬浮(或颗粒接触)出现(图 1).对于模型A,水合物悬浮于岩石孔隙的孔隙流体中,只对孔隙流体的体积模量造成影响;对于模型B,水合物与岩石骨架接触且成为其一部分,致使有效孔隙度与岩石刚度减小.因此,在估算水合物地层岩石弹性模量对地层物性参数(纵波速度、横波速度、密度)的影响时,可利用模型A、B.
为了将水合物微观分布状态与地层物性参数联系起来,可以借助基于等效介质理论的弹性波速度模型(Helgerud et al., 1999).该模型是基于等效介质理论建立的,考虑了岩石弹性力学和统计学,兼顾了波传播介质的微观和宏观两个方面,具有相对较广的使用范围(李红星等,2009).在实际运用该模型时可将含水合物地层视为等效均匀介质,并且微观分布模式影响其弹性参数,进而来研究其弹性波特征.根据等效介质理论,含水合物地层的纵、横波速度表达式为
(1) |
(2) |
式中,Vp、Vs分别为纵、横波速度;Ksat为饱和流体地层岩石的体积模量;μsat为饱和流体地层岩石的剪切模量;ρb为地层岩石的密度.
为了确定研究区水合物储层的物性参数(Vp、Vs、ρb),只需确定Ksat和μsat,这两个参数的计算可利用基于等效介质理论的弹性波速度模型正演模拟得到.该模型考虑了地层岩石矿物组分、孔隙度、水合物饱和度变化对地层物性参数的影响,能够用于模拟祁连山冻土区水合物储层的变化特征.
祁连山冻土区冻土层厚度平均值为95 m,而目前所钻获的水合物实物样品的赋存深度均在133 m之下(卢振权等,2010),基于此研究区水合物地层的岩石矿物组分模型(图 2)设置如下:固体骨架部分由石英、方解石、粘土组成;流体部分由束缚水、自由水、水合物组成.
假设Vq、Vc、Vcl、Vh、Vw分别表示石英、方解石、粘土、水合物、水的体积百分比,用φ、Sw、Sh分别表示地层岩石孔隙度、含水饱和度、水合物饱和度,则对于模型A和B满足关系式为
(3) |
(4) |
(5) |
(6) |
根据Hertz-Mindin理论(Mindlin, 1949),首先可以计算出临界孔隙度φc(一般为40%)(Nur et al., 1998)干岩石的有效体积模量KHM和剪切模量μHM,公式为
(7) |
(8) |
式中,μ和v分别为岩石骨架的剪切模量和泊松比;n为在单位体积内颗粒平均接触的数目,取为9(Murphy, 1982);P为有效压力,其数学表达式为
(9) |
式中,ρb、ρw分别为地层岩石和水的体积密度;g为重力加速度;D为埋深.泊松比v的计算公式为
(10) |
式中,K、μ为岩石骨架的体积模量与剪切模量.K和μ的计算公式为(Hill, 1952):
(11) |
(12) |
式中,fi为岩石骨架中第i种组分的体积百分比;Ki和μi分别为第i种组分的体积模量和剪切模量;m为岩石骨架中各组分的种类.
在确定了KHM和μHM之后,便可以计算干岩石骨架的体积模量Kdry和剪切模量μdry(Dvorkin et al., 1999),公式为
(13) |
(14) |
式中,
最后,利用Gassmann方程便可以计算得到饱和流体地层岩石的Ksat和μsat(Gassmann,1951),公式为
(15) |
(16) |
式中,Kf为孔隙空间中流体的体积模量.
对于水合物岩石微观模型A:由于水合物当作孔隙流体的一部分,故此时孔隙流体的Kf为Kf和水合物的体积模量(Kh)按水合物饱和度所占比例的平均,故式(15)中的Kf应该替换为Kf,公式为
(17) |
对于水合物岩石微观模型B:水合物当作岩石骨架的一部分,从而导致岩石孔隙的有效孔隙度减小,此时的φeff为
(18) |
同时,岩石骨架的弹性模量也发生改变,根据Hill平均,式(11)和(12)中fi应该替换为fi,公式为
(19) |
而水合物在岩石骨架中的体积百分比为
(20) |
最后,水合物地层岩石密度ρb的计算公式为
(21) |
式中,ρs、ρf为别为岩石骨架和孔隙流体的体积密度,公式为
(22) |
在实际水合物赋存地层中,当地层岩石孔隙中水合物饱和度趋近零时,水合物则会悬浮于岩石孔隙流体中,微观分布模式更加接近于悬浮模式,即接近于模型A;当地层岩石孔隙中水合物饱和度趋近一时,水合物必然会和岩石骨架颗粒产生接触,成为岩石骨架的一部分,此时水合物微观分布模式更加接近于颗粒接触模式,也即接近于模型B.因此,水合物的微观分布模式与岩石孔隙中水合物的多少关系密切,可用水合物饱和度来表征.据此含水合物地层更好反映水合物微观分布模式的等效介质模型应是介于模型A和模型B之间,为了简化模型,可将水合物饱和度对于水合物地层纵、横波速度的影响视为简单的线性关系,进而得到研究区水合物地层的速度模型X,其数学关系式为
(23) |
(24) |
式中,Vpa、Vpb、Vpx分别为水合物模型A、B、X的纵波速度,Vsa、Vsb、Vsx分别为水合物模型A、B、X的横波速度,Sh为水合物饱和度.
为了更好的对比分析上述三种水合物速度模型,以下首先建立相关的水合物储层模型,分析速度模型所预测的纵横波速度随水合物饱和度及孔隙度的变化规律.祁连山冻土区水合物主要储集层岩性为砂岩和泥岩,而水合物赋存于泥岩的裂隙中,据此选取水合物储集层岩性为砂岩(祝有海等,2009).假设砂岩孔隙度为φ,根据一般砂岩骨架各矿物组分所占百分比,结合祁连山冻土区钻探孔的岩心全岩矿物测试结果(庞守吉,2012),设置石英所占体积百分比为75(1-φ),方解石所占体积百分比为5(1-φ),粘土所占体积百分比为20(1-φ),骨架各矿物组分、纯水合物和自由水的弹性参数取值参考了前人研究的取值,具体参数取值见表 1(Helgerud et al., 1999;Tinivella, 1999).利用式(1)和式(2)就可以分别正演模拟得到模型A、B条件下的纵横波速度、密度等弹性参数,从而得到模型X条件下的纵横波速度.
首先设置地层孔隙度恒定(φ=30%),分析水合物地层纵横波速度随水合物饱和度的变化(图 3);再设置水合物饱和度恒定(Sh=30%),分析水合物地层纵横波速度随地层孔隙度的变化(图 4).从图 3中可知:随着水合物饱和度逐渐增大,模型A、B、X的纵横波速度逐渐增大;当水合物饱和度较低(Sh<50%),模型X的纵横波速度(Vpx、Vsx)更接近于模型A的纵横波速度(Vpa、Vsa);当水合物饱和度较高(Sh>50%),模型X的纵横波速度(Vpx、Vsx)更接近于模型B的纵横波速度(Vpb、Vsb).从图 4中可知:随着地层孔隙度逐渐增大,模型A、B、X的纵横波速度逐渐减小;模型X的纵横波速度与模型A的纵横波速度较为接近,更接近于悬浮模式.
从以上分析可知,模型X相对于模型A和模型B更加能够体现出水合物饱和度对水合物微观分布模型的影响,使得预测的纵横波速度相对更加接近实际情况.据此,选取速度模型X作为祁连山冻土区水合物储层的正演模拟速度模型.根据祁连山冻土区水合物的实际赋存状态,改变水合物储层的厚度、孔隙度、水合物饱和度,利用建立的正演模拟速度模型X便可以正演模拟得到不同水合物储层的弹性参数(纵波速度、横波速度、密度),为研究区开展相关地震勘探与测井评价工作奠定基础.
4 结论 4.1根据水合物赋存于地层岩石孔隙中的分布状态与水合物饱和度的关系,发现水合物的微观分布模式与岩石孔隙中水合物的多少关系密切,可用水合物饱和度来表征.
4.2利用基于岩石物理模型的等效介质理论,结合水合物饱和度的变化特征,建立了祁连山冻土区孔隙型水合物储层的正演模拟速度模型.
4.3研究区建立的正演模拟速度模型更加能够体现出水合物饱和度对水合物微观分布模型的影响,使得预测的纵横波速度相对更加接近实际情况,对于研究区水合物地震勘探与地层测井评价具有一定的实际应用价值.
致谢 感谢中国地质调查局油气资源调查中心卢振权研究员在项目研究期间给与的帮助,感谢审稿专家宝贵的意见和建议,感谢地球物理学进展编辑部的支持和帮助.[] | Dvorkin J, Prasad M, Sakai A, et al. 1999. Elasticity of marine sediments:Rock physics modeling[J]. Geophysical Research Letters, 26(12): 1781–1784. DOI:10.1029/1999GL900332 |
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