理学储集层参数PPT课件

1、二、确定泥质含量 第1页/共56页三、确定孔隙度 粒间孔隙度就是通常所说有效孔隙度，通常利用孔隙度测井方法(DEN，AC，CNL)确定，包括一种孔隙度测井方法，二种孔隙度测井交会方法等方法。1、一种孔隙度测井方法第2页/共56页注：Halite 岩盐 anhydrite 硬石膏, 无水石膏第3页/共56页Bcp=1.68-0.0002*Depth第4页/共56页第5页/共56页第6页/共56页注：Barite 重晶石第7页/共56页第8页/共56页第9页/共56页第10页/共56页第11页/共56页*例如:求岩石的孔隙度和矿物含量计算过程 minmaxminminmaxminSPSPSPSPV

2、GRGRGRGRVspGR),min(SPGRshVVV1)根据GR，SP求Vsh（1）需非线性校正（2）当Vsh 50%时，按泥岩处理 =0，Sw =1.0, Vsh =100, V1 =0, V2 =0.K=0当Vsh 50%时，按下述方法处理。2）进行泥质校正 )1()()1()(shbshshbbCshNshshNNCVVVV第12页/共56页3）求纯岩石的孔隙度和矿物含量 1212211221mamafmamamamabCNfmaNmaNmaNCVVVVV用矩阵表示为：CX=L其中：1112121fmamaNfNmaNma21mamaVVX1bCNCL则孔隙度和两种矿物的含量可以用解

3、常数阵的逆的方法得出：X=C-1L第13页/共56页测井孔隙度与岩心分析孔隙度比较 第14页/共56页第15页/共56页注：岩心分析深度与测井曲线深度归一 第16页/共56页注：注： 岩心归位岩心归位9009209409609801000DEPTHYang391301020304050POR760780800820840DEPTHYangq2001020304050POR6 8 07 2 07 6 08 0 08 4 0D E P T HY a n g q 301 02 03 04 05 0P O R 某油田收集到：扬3912、扬31109等2020余口井的取芯资料，并收集到与取心井相对应的测

4、井曲线资料，测井曲线主要有深、浅侧向电阻率，感应测井、深七测向、4 4米、0.50.5米、微电极、流体、井径、自然电位、声波。 基于岩心深度归位的基本原理，对泌阳凹陷北部斜坡的杨楼油田20 0余口井进行了岩心深度归位，归位的实例见图。第17页/共56页第18页/共56页四、确定含水饱和度1、纯地层（阿尔奇公式 (Archies Formula)） 第19页/共56页2 泥质砂岩地层第20页/共56页第21页/共56页（3）Qv型导电模型型导电模型( WSCM) Hill 和Millbun(1956) 对粘土的矿物的阳离子交换作用进行了实验研究，并用阳离子交换浓度代替泥质含量或粘土含量研究了泥质

5、砂岩的电导率和电化学电位。Waxman 和Smits(1968，1974)等在Hill 和Millbun研究的基础上进一步研究了泥质或粘土对泥质砂岩的电导率和电化学电位的影响，提出Qv 模型(或称WSCM) ： 12RSF RB QSFtwwvw式中Sw为与相互连通总孔隙有关的含水饱和度；F为相互连通总孔隙有关的地层因素；B是粘土阳离子交换的等价电导，是地层水电导率Cw的函数，即B=3.83(1 - 0.83 e -Cw/2)，此处B的经验关系式是在25oC对Na+得出的； Qv (Concentration of Clay Excangeable Cation，通常用Qv表示)为岩石的阳离子

6、交换浓度(容量)，Qv是CEC(Cation-Exchange Capacity-缩写为CEC，阳离子交换能力)的函数：QC E Cvtgt()1式中t是泥质砂岩的总孔隙度，小数；g是岩石的平均颗粒密度。 第22页/共56页归一化归一化Qv型导电模型型导电模型 由于泥质砂岩的阳离子交换浓度Qv这个参数是岩心样品实验室测量的，不能从实际测井资料得到，限制了WSCM的使用，Juhasz(1979) 提出归一化Qv的模型，即归一化Qv的参数Qvn：QQ vQVv nv shshtsht式中t为泥质砂岩的总孔隙度； tsh为泥岩的总孔隙度。用类似于AE求Sw：SRRRweS RRQ RSQRwwett

7、mnwtwshwvnwwtvnwsh1/()，式中Rwsh= tm Rsh； Swt为总含水饱和度。第23页/共56页注：粘土或泥质的电导率来源于它们的CEC 吸附水：通常粘土颗粒表面均带负电荷，而岩石中的水分子是一种电荷不完全平衡的极性分子，对外可显正、负两个极性，使粘土颗粒表面的负电荷可直接吸附极性分子中的阳离子(如Na+)，这些被吸附的极性水分子称吸附水。结合水：被吸附的阳离子又可与极性水分子结合，成为水合离子(这些与阳离子结合的极性水分子又称为结合水)。粘土水化作用：这样，粘土颗粒表面的负电荷可吸附极性分子中阳离子，又可通过这些阳离子与极性水分子结合，即在粘土颗粒表面形成一层薄水膜，

8、以上所述在粘土颗粒表面形成水膜过程称为粘土水化作用。阳离子交换：一般情况下粘土颗粒表面的负电荷吸附的阳离子是不能移动的，但这种吸附并不很紧密，在电场的作用下，吸附的阳离子可以与岩石中溶液的其它水合离子交换位置，引起导电现象，这种现象称为粘土矿物的阳离子交换(在泥质砂岩中，最常见的可交换阳离子是Na+，K+，Mg+，Ca+等离子）。粘土矿物的附加导电性：由粘土矿物的阳离子交换产生的导电性称为粘土矿物的附加导电性。 *因此，粘土或泥质的电导率来源于它们的CEC*第24页/共56页阳离子交换泥质第25页/共56页（4)双水模型 A、双水模型的有关参数及其相关关、双水模型的有关参数及其相关关系系双水模

9、型认为泥质砂岩中含有两种水：粘土表面附近的粘土水；离粘土表面较远的自由水(远水)，其模型中的有关参数描述如下： Swt=Swf+Sb 第26页/共56页（5）各向异性导电模型）各向异性导电模型 Bonnie(1993), Frisch et al(1993), Bittar and Rodney(1994), Jiangquing et al (1994) 已研究了电各向异性对电测井和地层评价的影响，但是，他们的研究都没有涉及到电各向异性对含水饱和度的影响。将电各向异性的原理用于求地层含水饱和度。 岩矿层的电各向异性 第27页/共56页 在大多数沉积岩中，具有明显的层状结构，其原因是成岩过程中

10、的巡回作用，导致二种矿物成分交替成层，即形成交互层，如图。根据电阻串联原理： umTrrrShRShRSLRumT21uummumumTHRHRLhRLhRSLShRShRR21211,21umumHHLhHLhH根据电阻并联原理： umLrrr111uummLSLRSLRSLR111uummuummuummLRHRHRSSRSSSLSLRSLRR/111第28页/共56页1,umuummHHSSHSSH各向异性系数： LTRR将以上所述的m、u分别表示为宏观孔隙m和微观孔隙u，宏观孔隙和微观孔隙分别满足阿尔奇公式，即： mmmmwmnwmRaRSumuuwunwuRaRS代入RT,RL公式式

11、便有： nwuumuuwuunwmmmmmwmmTSRaRHSRaRHR1nwuumuuwuunwmmmmmwmmLSRaRHSRaRHR1uummLRHRHR第29页/共56页（6）其他导电模型 Crane (1990)等提出扩展阿尔奇公式 (EAE)，将地层导电率方程扩展为：Ct= Ci，Ct为地层导电率；Ci为地层中第i种导电成分的导电率。他认为通常的导电成分有宏观孔隙，粗糙孔隙表面(指粘土覆盖的粒间孔隙的表面)，岩石骨架中的微孔隙及骨架导电矿物等。该模型得出的含水饱和度关系式为： A 扩展阿尔奇公式1113RSRRrtwimiimiwi 式中Sw1、Sw2和Sw3分别为宏观孔隙、粗糙孔

12、隙表面、微孔隙中的含水饱和度； 1、 2和3分别为宏观孔隙度、粗糙孔隙表面孔隙度和微孔隙度；m1、m2和m3分别为宏观孔隙、粗糙孔隙表面和微孔隙的经验系数。Crane认为该模型能够解释W-S，Archie等人提出的模型。 第30页/共56页B 岩石骨架导电模型岩石骨架导电模型(CRMM) Givens (1987) 认为：许多实际的岩层的导电性可以由两个平行的导电网络组成，一是含有自由流体的孔隙导电网络；其余是岩石骨架导电网络，岩石骨架由于含有导电矿物和(或)束缚水而导电；自由流体的孔隙导电网络服从阿尔奇地层因素和电阻率指数公式。因此根据电阻并联原理有：111rrrp xr式中r、rpx和rr

13、 分别为岩石、自由流体的孔隙导电网络和岩石骨架导电网络的电阻。由此式以及阿尔奇地层因素和电阻率指数公式得到含水饱和度公式： SRRbwwtmn111/参数b是一个常数，通过给定岩心资料分析计算得到。 考虑测井解释的方便，Givens推导出如下含水饱和度公式： SRRRwwmtrn111 /式中Rt、Rr和Rw分别为岩石电阻率、岩石骨架导电网络的电阻率和地层水电阻率。第31页/共56页五、确定束缚水饱和度岩石中的水包括： 1）可动水：可以自由流动的水 有条件下流动的水 2）束缚水：吸附在岩石颗粒表面的水 滞留在微小毛细管中的水求束缚水饱和度的经验公式有：第32页/共56页注：束缚水饱和度注：束缚

14、水饱和度 束缚水饱和度Swi是描述地层特性的一个非常重要的参数。它对于确定储层含水饱和度Sw、含水率、油水相对渗透率Kro、Krw等方面有重要意义。影响束缚水饱和度的因素很多，其主要影响因素有： (1) 泥质含量 泥质砂岩中的束缚水包括微孔隙中不能流动的水和吸附在岩石颗粒表面上的水，即在泥质中存在大量束缚水，所以储层中随泥质增大束缚水饱和度增大。 (2) 细粉砂含量 细粉砂含量是指泥质砂岩骨架中颗粒粒径在50-10m的成分占骨架重量的百分比。随细粉砂含量的增大，岩石颗粒表面的总面积（比面）增大，使束缚水饱和度增大。 第33页/共56页(3) 粒度中值 粒度中值是反映岩石颗粒粒径大小的一个量，粒

15、度中值越小，岩石颗粒粒径就越小。同时，岩石颗粒粒径小，也就反映泥质砂岩中泥质含量和细粉砂含量的增大，所以，随泥质砂岩粒度中值减小，束缚水饱和度增大。 (4)孔隙度 孔隙度的大小在较大程度上受地层压实、分选性(粒度)、泥质含量影响。孔隙度越小，分选性越差，粒度中值越小，泥质含量越大，所以，随泥质砂岩孔隙度减小，束缚水饱和度增大。 (5) 渗透率 渗透率对束缚水饱和度是一个综合影响因素，因渗透率与孔隙度、粒度中值、泥质含量等有关。第34页/共56页 综上所述，影响束缚水饱和度的因素有泥质含量、孔隙度、粒度中值、粉砂含量、渗透率等。因为束缚水饱和度影响因素多且复杂，很难从理论上直接推导确定束缚水饱和

16、度的测井解释方程，一般利用岩心分析束缚水饱和度、岩心分析孔隙度、岩心分析渗透率、测井计算泥质含量、测井计算粒度中值等资料统计得到的他们之间的关系式。第35页/共56页六、渗透率1、绝对渗透率、绝对渗透率 绝对渗透率是岩石中只有一种流体(油或气或水)时测量的渗透率，常用K表示。绝对渗透率只与岩石孔隙结构有关，而与流体性质无关。目前国内外广泛应用孔隙度和束缚水饱和度Swi统计它们与渗透率的关系，所建立的经验方程一般有如下形式：第36页/共56页2、油、水相对渗透率、油、水相对渗透率1） 有效渗透率、相对渗透率 有效渗透率：当两种或两种以上的流体通过岩石时，对其中某一种流体测得的渗透率，称为岩石对该

17、流体的有效渗透率或相渗透率。 相对渗透率：流体的有效渗透率与它在岩石中的相对含量有关，当流体的相对含量变化，有效渗透率变化，为此引入相对渗透率的概念。相对渗透率是岩石有效渗透率与绝对渗透率之比： 式中：Kro、Krg、Krw分别为油、气、水的相对渗透率Ko、Kg、Kw分别为油、气、水的相渗透率(有效渗透率),K为绝对渗透率。 将图分为A、B、C三个区域来分析：A区：SwKrw，在交叉点右侧KroKrw，该区是油水同时流动区。 C区：Kro很小，接近0，Krw很大，接近1，该区是完全产水区。第37页/共56页注：1）含水率： 在油水共产体系中，由达西定律可导出含水率： orowrwoorotwK

18、KagLPKVKF1sin1 式中：Fw为产液的含水率；g为重力加速度；水、油密度差；Vt为总流速；为地层倾角。 在储层水平时，即水驱油在水平方向上进行，毛管压力及重力加速度的影响可以忽略不计，此时，以上方程可以简化为：MKKForwwrow11111orowrwKKM由上式可知，含水率与M有关，而在油水粘度比大致一定时，M与油、水相对渗透率有关。当Kro很小，接近0，Krw较大，接近1时，Fw=1，即储层完全产水；当Kro很大，接近1，Krw较小1时，Fw=0，即储层完全产油；当0Krw1，0Kro1时，0FwRw水层:Rw=Rw第41页/共56页第42页/共56页第43页/共56页第44页/共56页计算Rw时可借鉴提出的几个公式： 第45页/共56页SP确定Rw流程图第46页/共56页 地层水电阻率与深度的关系，具有随深度加大减小，且具有分段特征，其关系如下：700-750米：750-850米：850-950米： R=0.807734498714889 F= 7.50863934786177Rw与Depth5、统计法第47页/共56页地层水分析矿化度和地层水电阻率 第48页/共56页第49页/共56页八、地区经验参数八、地区经验参数 m、n、a、b