徐家围子地层压力预测

本文主要内容

前言

1、地层压力计算模型研究

2、岩石力学参数计算

3、地应力计算模型

4、井壁稳定力学计算

5、压力剖面计算

6、结论

刖百

(-)课题研究意义

国家经济建设的快速发展对原油的需求量逐年加大，为弥补原油产量的不

足，大庆油田开始以气补油，勘探开发向深层气方向发展。徐家围子断陷位于松

辽盆地的中央地带，区块内含有丰富的天然气资源，是大庆外围油气开发的重点。

油田深层气井钻井数量增多，2006年深层气井的钻井数量达到60口以上，并有

逐年增多趋势，气层开发对固井质量的要求也越来越高。因此，固好深层气井，

减少固井事故的发生，保证后期产能作业过程中不发生环空气窜，是实现“原油

硬稳定，天然气快发展”目标的关键所在。

徐家围子断陷深井井深从3185m至4763m,平均井深4128m,并且沉积不完

整，存在沉积缺失的现象，异常高压和低压同时存在，封固段从722m至4213m,

有些井为了满足勘探要求，水泥浆直接返到地面，封固段长、施工作业量大增加

了固井施工难度，固井质量不易得到保证。由于本区块深层压力系统复杂，在同

一井段内存在多套压力系统，火山岩天然裂缝的存在使得岩石容易破裂，地层孔

隙压力和破裂压力非常接近，固井施工时水泥浆密度窗口较窄，水泥浆密度过小

不能压稳地层引起环空气窜，影响固井施工及固井胶结质量；水泥浆密度过大时

容易压漏地层，导致固井作业失败，造成巨大的经济损失。

尽管多年来压力预测技术得到了进一步的发展和应用，但由于区块地质情况

的复杂性，井下事故的发生现象依然十分严重。据统计，徐家围子地区在2005

年间共发生井涌15井次，井漏110井次，卡钻30余井次，复杂事故20余井次,

各类事故的损失时间达2X10%左右，经济损失惨重。

因此在徐家围子地区开展压力剖面研究具有十分重要的意义，对本地区的勘

探和开发都起着十分重要的作用。压力剖面的准确计算，对合理高速的开发本区

块的油气资源、安全生产、提高经济效益方面都有益处，具有重要的理论及现场

应用价值。

该项目通过分析徐家围子断陷压力形成机理及地质特征，在深入研究现有压

力计算方法的基础上，建立火山岩地层孔隙压力计算模型及破裂压力计算模型，

从而确定安全合理的固井水泥浆密度窗口，减少因井壁破裂等固井事故所造成的

巨大经济损失，同时有效的减少了环空气窜的可能性，为固井施工的顺利进行和

提高固井质量提供有效地技术支持，具有显著的经济和社会效益。

(-)课题研究内容

石油工业中用于计算地层压力和破裂压力的方法很多，由于测井资料受人为

因素影响少，且能随井深连续变化，被公认为计算地层压力和破裂压力较为理想

的方法。目前，用测井资料估算砂泥岩地层压力剖面的方法与技术较为成熟，但

是这些方法在计算压力剖面时需要利用纯泥岩段的测井数据。由于徐家围子断陷

火山岩剖面中缺少大段的纯泥岩层，目的层附近的泥岩段资料数据点贫乏，有的

井段甚至根本不存在泥岩层段，因此使用传统的方法无法获得真正连续的地层压

力和破裂压力。

由于传统计算地层孔隙压力和破裂压力的方法都是针对泥页岩地层开展的，

传统的计算方法对于火山岩地层来说并不适用。地层孔隙压力和破裂压力面临着

隐蔽的地层参数、地下应力场随时间动态变化等挑战，研究结果具有很大的不确

定性，因此压力剖面的研究要紧密结合本油田的地质构造与岩性特性，开展火山

岩力学参数特征研究，研究声波测井与火山岩岩石力学参数之间的相关关系，建

立符合火山岩地层计算地层孔隙压力和破裂压力的新模型。因此，本文从以下儿

个方面进行研究：

(1)徐家围子断陷异常压力形成机理研究；

(2)火山岩剖面地层压力计算方法研究；

(3)区块地应力计算模型研究；

(4)确定火山岩岩石力学参数计算方法以及动、静态弹性参数的转换关系;

(5)构建井壁岩石坍塌压力和破裂压力剖面；

(6)确定安全水泥浆密度窗口；

(7)编制压力剖面计算软件。

在上述理论与实验研究的基础上，通过编制压力剖面计算软件，较为准确

的确定安全合理的水泥浆密度，为固井施工提供技术支持，提高固井质量，减少

井漏等固井事故的发生，增加经济效益。

1、地层压力计算模型研究

1.1区域概况

1.1.1地层特征

大庆油田深部火山岩天然气储层主要分布在松辽盆地北部的徐家围子地区。

徐家围子断陷深层自下而上发育的地层有火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库

组与泉头组一二段，火山岩主要发育于火石岭组和营城组。

表1徐家围子断陷岩性描述

组段岩性剖面岩石组合

:暗紫色泥岩夹薄层砂岩

^r-n

泉头组中上部暗紫色、紫红色泥岩夹

一二三…

・♦♦1薄层砂岩，底部中薄层砂岩夹泥岩

•♦J

四►--I暗紫色泥岩夹中、薄层砂岩

fc

三厚层砂岩夹薄层泥岩

登娄库组■■~~n

■•••।厚层泥岩夹薄层砂岩

度1中厚层砾岩

I■oc|

四VV凝灰质砂岩夹泥岩

VVV中、基性火山岩夹酸性火山岩

营城组二..-1

4411凝灰质砂岩、砂岩、泥岩互层

八f\

—■八

114D中、厚层流吻岩，火山碎屑岩

QI41

111»上部灰黑色泥岩夹薄层砾岩、砂岩，

二

沙河子组下部厚层砾岩与泥岩互层，中部含煤层

—>pao-«厚层砾岩夹灰黑色泥岩和煤层

y77

aa厚层中酸性火山岩夹砾岩、泥岩

火石岭组

一上部灰黑色泥岩与砾岩、砂岩互层，含煤层

泉头组岩性主要以暗紫色和灰绿色泥岩、粉砂岩为主，其中泉二段泥岩占

85%〜90%,泉一段相对泉二段岩性颜色更深，整个泉头组以河流和湖泊相沉积环

境为主。登楼库四段岩性为灰绿色泥岩、粉砂岩以及灰色细砂岩，沉积环境为河

流和滨浅湖相；登三段岩性以灰白色砂岩为主，偶夹灰褐色泥岩、粉砂岩，主要

为河流沉积环境；登二段岩性主要为灰色泥岩、粉砂岩和灰白色细砂岩，泥岩含

量接近80%,主要为湖泊和河流沉积环境；登一段岩性以杂色砾岩、砂岩为主，

为冲积扇沉积环境。营城组岩性以灰黑色泥岩、杂色砾岩夹煤层和中酸性火山岩

为主，沉积环境包括湖泊、扇三角洲、河流以及沼泽。沙河子组由暗色泥岩、粉

砂岩、杂色砂砾岩夹煤层组成，属湖泊、三角洲、沼泽及河流沉积环境。火石岭

组由厚层安山岩和安山质火山碎屑岩组成，岩性包括灰黑色、紫灰色安山岩、安

山质火山角砾岩、英安岩、安山质角砾熔岩、玄武安山岩等。

火山岩储层作为复杂而特殊的油气储层，其研究在国内外是一个新的研究领

域。徐深气田位于松辽盆地徐家围子断陷升平-兴城构造带上,该区火山岩纵向上

主要分布在深部地层（火石岭组、沙河子组、营城组）中，在火山活动期火山熔岩

和火山碎屑岩以层状、互层状产出，在火山喷发间歇期沉积了陆源碎屑岩。火山

岩的纵向分布反映了火山喷发具有多期次、多旋回,复杂沉积韵律,因而造成了火

山岩储层具有岩性多变、气水关系复杂等特点。

1.1.2火山岩储层特征

主要储集空间类型有气孔、气孔被充填后的残余孔、杏仁体内孔、球粒流纹

岩中流纹质玻璃脱玻化产生的微孔隙、长石溶蚀孔、火山灰溶蚀孔、碳酸盐溶蚀

孔、石英晶屑溶蚀孔、砾间孔、球粒周边及粒间收缩缝、裂缝及微裂缝等类型。

其中气孔、球粒流纹岩中流纹质玻璃脱玻化产生的微孔隙、长石溶蚀孔、火山灰

溶蚀孔、裂缝及微裂缝等是主要的孔隙类型。以上各类储集空间一般不单独存在,

而是以某种组合形式出现。储集空间与储集岩岩石类型有着密切的关系，不同的

岩石类型有着不同类型的储集空间组合。

火山岩储集层的储集空间可分为原生和次生两大类：原生储集空间包括岩浆

喷发与冷却过程中由岩浆挥发的气体和下伏岩石的蒸汽流所造成的气孔和空洞，

岩浆冷却与结晶、凝缩过程中所形成的裂缝和屑间、晶间孔隙。岩浆冷却凝缩自

生碎裂裂缝，最大可达4mm以上。

次生储集空间类型指火山岩经受火山期后的热液蚀变、地下水的溶蚀和构造

应力作用所形成的储集空间,主要包括各种次生矿物的孔隙、溶蚀孔洞和构造裂

缝。次生储集空间往往追踪叠加于原生储集空间，大大改善了火山岩储集层的物

性,在风化侵蚀带和构造破碎带更加发育完善。

与沉积岩相比,火山岩岩石的矿物成分要复杂得多。沉积岩的骨架由较少的

矿物成分组成，如砂岩主要由石英和长石构成，碳酸盐岩主要由方解石和白云石

构成，一般骨架的矿物成分不会随着深度发生较大的变化。而火山岩的岩石骨架

中，矿物成分不仅有石英、长石,而且还含有橄榄石、辉石、角闪石、云母等暗色

矿物，特别是火山岩多呈玻璃质状态,镜下分析也难以准确给出火山岩矿物的成

分和含量,只能由化学分析给出火山岩的各种氧化物的含量，因此确定火山岩的

岩性和识别不同火山岩是非常困难的。

本区火山岩熔岩主要有：流纹岩、英安岩、安山岩、玄武岩、粗面岩、粗安

岩和安粗岩等；火山碎屑岩有：集块岩、角砾岩、凝灰岩和沉凝灰岩等；熔岩与

火山碎屑岩的过渡型有：熔结集块岩、熔结角砾岩、熔结凝灰岩等。

本区深层天然气源岩主要分布在侏罗系沙河子组、白垩系登楼库组二段，以

及泉头组一、二段，储层主要分布在侏罗系营城组、白垩系登一段、登三段和登

四段。

火山岩储集空间孔隙的形成都和岩浆的化学组成及岩浆的物理化学性质有

关，也和冷却后形成的岩石的物理化学环境有关。即孔隙的形成是物理作用及物

理化学作用的结果。

火山岩气孔是形成好储层的重要因素之一，原生气孔的形成以及气孔的多

少取决于岩浆中所含的挥发分。

流纹质玻璃的脱玻化可以产生相当数量的微孔隙，球粒流纹岩中流纹质玻

璃脱玻化作用是孔隙形成的重要成因之一。

长石溶蚀形成孔隙本区火山岩长石的溶蚀孔隙主要为斑晶、晶屑、微晶

以及脱玻化形成的长石的溶蚀。酸性流体与长石反应达到化学平衡，从而导致了

长石组分的溶蚀。无机酸和钾长石、钠长石反应形成高岭石、石英及钾、钠离子,

钾、钠离子被流体带出，产生孔隙。有机酸对长石的溶蚀与无机酸不同，有机酸

可使长石中的A1"形成络合物，被流体带走而产生孔隙。

火山灰及粘土矿物的溶蚀火山灰是指粒度小于2mm的半塑性的玻屑，半塑

性的玻屑是不稳定的，当物理环境发生变化时，就会发生脱玻化作用，最终形成

颗粒细小的石英和长石，同时释放出一定的空间。另一方面，由于半塑性的玻屑

以及形成的石英和长石颗粒细小、表面积大，容易遭受到流体的作用的影响而发

生溶蚀或蚀变,从而形成孔隙。

碳酸盐的溶蚀碳酸盐矿物比较活泼，在碱性条件下易发生沉淀，在酸性

条件下溶蚀。当流体为碱性环境时发生碳酸盐矿物的大量沉淀，堵塞孔隙，在酸

性条件下又发生溶蚀形成孔隙。

综合核磁、铸体薄片观察结果和孔渗资料，初步认为有效孔隙主要和长石

溶蚀变岩屑中气孔被钠长石等矿物充填后的残余孔、碳酸盐的溶蚀、微裂隙、火

山灰强烈溶蚀有关,而微孔隙主要来自于火山灰的弱溶蚀。

1.1.3区域压力分布

根据本区深层已经积累的钻井压力测试资料，充分利用压力与测井数据的关

系对井间地区泉头组及其以下层位进行压力计算。根据压力系数计算结果并参考

他人成果，提出本区压力分类方案：超低压，小于0.90；低压，0.9-0.98；常压,

0.98-1.02；高压，1.02〜1.12；超高压，大于1.12。分析表明,登四段为低压，登

三段以常压为主，登一、二段主要为高压，营城组以高压为主，沙河子组主要为

低压，火石岭组则表现为低压和超高压。

图1-1压力系数分布图

从异常压力剖面和平面形态来看，它们往往呈椭圆形封隔体，在主要断层处

也表现为半椭圆形。异常压力流体封隔体是沉积盆地中一个被封闭起来的相对独

立的水力与化学体系，在一定时期内，它与周围环境没有明显的物质交换。当封

隔体内的孔隙流体压力大于静水压力时，称之为高压流体封隔体；反之，称之为

低压流体封隔体。封闭层能有效阻止封隔体与周围环境进行物质交换，它的识别

对研究异常压力流体封隔体非常重要。根据近几年的研究成果，封闭层既可以是

低孔隙度、低渗透率的泥岩、膏岩层，也可以是地层尖灭带、断层带以及致密胶

结带等。本区的封闭层有三种类型：（1）区域性泥岩层，如沙河子组泥岩、登二

段泥岩、泉一、二段泥岩，它们构成较高一级封隔体（如火石岭组低压封隔体、

营城组登一段高压封隔体等）的封闭层；（2）局部成岩作用差异层，它们构成某

层位内分布的次一级封隔体（如登二段、营城组中分布的一系列小封隔体）的封

闭层，这种类型的封闭层常常是泥岩与粉砂质泥岩的薄层互层组合；（3）断层带

封闭层，它们构成大型封隔体的侧向封闭层。

1.1.4异常压力成因

（1）异常高压成因

关于异常高压成因的观点很多，综合起来主要包括泥岩差异压实、构造作用

（如抬升、褶皱、断层滑塌、泥岩或盐岩刺穿等）、煌的生成、水热增压、粘土

矿物转化、石膏向硬石膏转化、差异渗透以及等势面的不规则等。虽然影响异常

高压的因素很多，但就某一具体沉积盆地而言常常是一种或几种因素起了关键作

用。本区深层异常高压主要出现在2600〜3500m的深度，经过综合分析认为蜂的

生成、泥岩差异压实和粘土矿物转化是其形成的主要因素。

1）煌的生成

随地层埋藏深度的增大，有机质向煌的转变会导致流体体积的增加，特别是

甲烷的形成已被证实是许多油气藏中异常高压产生的重要原因。本区最显著的异

常高压层位是登楼库组的二段，源岩有机碳含量为0.74%,氯仿沥青“A”0.088%,

总煌0.0213%,干酪根类型为II-111型，属较好烧源岩。在2600〜3500m深度，

镜质体反射率R。为1.8%〜2.2%,由松辽盆地炫源岩生煌模式可知，这一阶段正

是天然气形成的主要时期。

热裂解使干酪根C-C键断裂，甲烷的生成量越来越多，同时也产生大量的

水和非燃气体（主要是CO2）,这些流体的体积比原来有机物质的体积大约增加

2〜3倍・，因此引起孔隙流体的压力大幅度提高。烧类气体和非烧类气体先在水中

饱和，之后又形成大量游离气体，它们不仅堵塞孔隙通道，而且当温度升高时还

进一步膨胀。

2）泥岩的差异压实

泥岩的压实程度与岩性中矿物成分、颗粒大小、沉积速率、地温及构造应力

等因素有关。本区泥岩孔隙度与深度的关系如图1-2所示，在2600m以下孔隙

度具有明显增高的现象，表明有欠压实作用存在。欠压实作用是由于压实作用与

排水作用不平衡的结果。产生欠压实i般需要三个条件：上覆沉积物厚度大、泥

岩本身厚度大以及沉积速率高。在这样的条件下，泥岩排出孔隙流体的过程中因

其上下与储集层相邻的部分首先压实，排出孔隙流体，形成上下致密层，孔隙流

体向外排出受到限制，滞留其内承压产生了异常孔隙流体压力，形成超压封闭，

导致异常压力的产生。从沉积学角度看，三角洲前缘、三角洲间湾以及中深湖环

境容易产生欠压实作用（如图1-3所示）。因为三角洲与中深湖的转换地带存在

地形坡度的突然变化，而由于沉积物供给充分，沉积速率高，致使下伏层泥岩中

的水不能及时排出。中深湖环境以泥岩沉积物为主，粗碎屑少，随泥岩厚度的增

大，深部泥岩的孔隙度也会偏离正常压实曲线。

孔隙度/%

3500

图1-2徐家围子断陷泥岩孔隙度随深度的变化

图1-3昌德东地区营城组上部压力系数与沉积环境关系示

3）粘土矿物的转变

根据本区粘土矿物分析结果，蒙脱石向伊利石转变大约发生在1300〜3000m

深度，对应的镜质体反射率凡为0.6%〜2.0%,恰好与生睡窗对应。当蒙脱石向

伊利石转变时大约脱出相当于泥岩总体积10%〜15%的水量，因此由于过量水体

排出受阻而引起流体压力的增大。

（2）异常低压成因

除因油气、地下水开采而导致压力降低外，目前对异常低压的成因认识主要

包括地层抬升与剥蚀、饱和天然气藏的埋深、非均衡流、封闭层的泄露与流体的

排出、水平面降低以及冻土带退化等。对这些因素归纳综合，会发现可以将低压

的形成归因于三大类，即承压系统的等高位置的变化、孔隙空间体积的增大以及

流体体积的减小。本区深层异常低压的成因主要由地层抬升剥蚀和流体的排出而

引起。

1）地层的抬升剥蚀

本区深层地层曾经多次遭受抬升与剥蚀，其中主要包括火石岭末期、沙河子

晚期和末期、营城末期、登楼库末期以及泉头末期。地下岩层被抬升后，地层温

度降低,流体体积也就相应减小,岩石的弹性回升效应也会导致孔隙体积的增大,

从而引起孔隙压力的下降。在实际研究中发现，并非所有的地层抬升剥蚀都可以

导致异常低压的产生，这与遭受剥蚀地层的上覆地层的岩性和沉积状况有关。•

种情况是，在遭受剥蚀之后，盆地迅速沉降，并在上覆层位沉积厚层的泥岩，这

样泥岩可以起到封闭层的作用，剥蚀面上、下可以成为两个独立的系统，流体不

能进行流动和物质交换，因此遭受剥蚀地层中的异常低压现象就会得以保存。例

如火石岭组之上沉积了沙河子组厚层泥岩，登楼库组四段之上沉积了厚层泉头组

一、二段泥岩，火石岭组和登四段中的低压保存至今。另利情况是，在遭受剥

蚀之后，盆地缓慢沉降，粗碎屑大量供应，剥蚀面上、下为互相开放体系，流体

可以流动和进行物质交换，这样在下伏地层中的低压现象就不会维持太久。例如

营城组和登娄库组之间的界面是重要区域性剥蚀面，但因该面上下都沉积了粗碎

屑物质，营城组中因抬升剥蚀而引起的异常压力未能保存下来。

2）流体的排出

地下流体（油、天然气、水等）从地层中排出后，会导致地层压力的减小，

从而形成低压异常。本区沙河子组泥岩为主力燃源岩，生煌史分析结果表明，沙

河子组有三次生气高峰期：第一次在营城组沉积末期，适逢当时构造活动强烈，

岩浆喷出、地层抬升剥蚀以及断层活动导致所形成的天然气大量散失，难以聚集

成藏；第二次在泉头组沉积时，天然气在异常高压驱替下大量向营城组和登一段

运移；第三次在嫩江组沉积后，虽然天然气的生成量较前两次少，但被溶解和吸

附的比例却大大降低，大量气体也向营城组和登一段运移，对气藏的形成起着重

要作用。正是由于沙河子组所生成的姓已经发生运移和散失，所以造成地层中出

现低压异常。

本区深层异常压力包括超低压、低压、高压、超高压几种类型，它们多以椭

圆形或半椭圆形的封隔体形式存在。异常高压形成因素中，夕空的生成、泥岩差异

压实和粘土矿物转变表现最为突出，三角洲前缘与中深湖沉积环境更容易产生高

压。异常低压的形成则主要归因于地层的抬升剥蚀和流体的排出，其中因地层抬

升剥蚀而产生的低压的保存状况与盆地的沉降速率和上覆地层的岩性有关。

L2砂泥岩地层压力计算技术

1.2.1地层压力计算的基础理论

目前.，用于计算泥页岩层原始地层孔隙压力的方法很多，主要有钻前的地震

资料法，钻井过程中的钻井参数法以及钻井后的测井资料法。各种地层孔隙压力

的计算方法都离不开以下三个基础理论。

（1）压实理论

在沉积岩中，正常沉积条件下，随着上覆地层压力Po的增加，泥岩的孔隙

度例如卜，。的减小量与上覆地层压力Po的增量dPo及孔隙尺寸有关，即正常压

实地层中泥岩孔隙度是深度”的函数。也就是说正常压力地层中，随着井深〃

的增加，岩石孔隙度减小。如果随着井深增加，岩石孔隙度增大，则说明该地段

地层压力异常。压实理论是支持de指数，声波时差等地层压力预测技术的理论

基础之一。

（2）有效应力理论

上覆地层压力5是由岩石颗粒之间相互接触的骨架应力和孔隙压力Pp来

支撑的（图1-4）。孔隙应力是拉应力，它能降低由于外部压力而作用在岩石骨架

上的应力。这两个参数能合并为一个简单的函数，即有效应力。有效应力理论是

支持de指数、声波时差、电阻率测井、补偿密度测井等地层压力监测方法的理

论基础。它能计算出一个或两个参数变化的综合影响，有效应力5,定义为：

5"/一/(1-1)

式中：。为孔隙压力系数，它最早是由Biot引入的，所以又称为Biot系数，其

意义是孔隙压力对岩石骨架应力贡献的大小，对于渗透性很好的岩石可以取。=

lo

图1-4岩石骨架应力图

(3)均衡理论

均衡理论指出，在压实与排泄过程平衡时，泥页岩地层与相邻的砂岩地层间

的孔隙压力近似相等。之所以使用均衡理论，是因为地层孔隙压力的计算是从泥

页岩的压实分析出发的，计算中首先得到的是泥岩地层的孔隙压力，砂岩地层由

于其孔隙度更多地受岩石骨架颗粒和沉积环境的影响，而不能很好地反映地层的

压实状况，但其孔隙连通性较好，不会出现压力突变，故其孔隙压力值也就为上

覆泥岩层孔隙压力与由深度差引起的静液柱压力之和。均衡理论也是支持地层压

力预测技术不可缺少的基础理论。

122地层压力计算方法简介

从60年代初，意识到地层孔隙压力在油气钻井中的重要性并开始探索预测

其值的方法开始，己有40年的历史了，相继提出了许多计算的方法。但严格来

讲，到现在为止，地层孔隙压力的准确确定这个问题还是没有得到彻底的解决。

目前世界上许多研究者还在研究探索新的方法，尤其是进入90年代以来，地层

孔隙压力预测在地质、钻井、测井、物探等领域再次成为研究的热点。

一般来说，可以将地层孔隙压力研究分为两个阶段，经验半经验阶段

(1965~1987年)和逐步科学化阶段(1987年〜至今)。

经验半经验阶段提出的方法国内外一般称为传统方法。这些方法己使用了数

十年，而且目前在国内外尤其在国内仍作为标准方法来使用。随着油气勘探深度

和难度的增加，传统方法的缺陷逐渐暴露出来，已满足不了现代油气勘探的需要。

原始地层孔隙压力预测方法都是基于压实理论、均衡理论及有效应力理论。

预测方法有标准化钻速法、地球物理方法（地震波）、测井（声波时差等）。目前应

用某一种方法是很难准确评价一个地区或区块的地层孔隙压力，往往需要采用多

种方法进行综合分析和解释。

（1）地球物理勘探方法

在地球物理勘探中，常用地震勘探来预测异常地层压力。除地震勘探方法外,

重力勘探、磁法勘探和电法勘探均可作为异常地层压力预测的一种辅助手段。但

是，磁法和电法勘探只限于在深度相当浅的地区使用。地震勘探预测地层压力是

一种钻前预测地层压力的方法，有助于确定合理的钻井液密度和井身结构，对保

护油气层将起到很大的作用。

利用地震资料进行地层压力预测，因为在正常情况下，地震速度随深度的增

加而增加，当出现超压带时，常常伴随有高孔隙度、高地温、低密度、低速度等

特征，这正是利用地震层速度或波阻抗研究超压层的理论基础。岩石物理实验表

明：超压层，无论是压实成因的、构造成因的、还是热成因的，均表现为低速响

应。可见，用地震资料进行地层压力的钻前预测，关键是取准层速度。

超压层的预测主要是利用超压层具有低速异常的特点。然而，低速异常并非

是超压层的唯一地震响应。在沉积岩剖面中，影响速度的因素是多方面的，以砂

岩为例，局部的低速异常可能是煌类聚集的标志，也可能是欠压实的反映，它也

可能暗示着泥质含量的增高或孔隙的良好发育，在所有这些可能中，某些可能是

互相依存的，如煌类聚集与孔隙发育等，而另一些可能则是互相排斥的，如泥岩

含量增高与欠压实，正因为如此，决定了地震地层压力具有多解性和近似性。

地震地层压力预测的关键一步在于排除多解性，其次才是精度的改善。鉴于

目前所用地震预测方法本身固有的缺陷，这方面问题只能通过加强综合研究和提

高地震速度精度两个途径来缓解，这就是说，一方面利用一切可能获得的资料相

互印证，确定低速度异常的唯一合理解，以提高超压层定性判别的可靠性。另一

方面，尽可能提高地震速度计算的精度，以降低超压层深度和压力定量估算的误

差。

地震波资料预测地层孔隙压力的方法主要有正常趋势线法和直接预测法两

种。正常趋势线法是先建立正常压实地层地震波速度随井深变化的关系式，根据

异常高压地层地震波速度与同深度正常压实地层地震波速度的差异来预测地层

孔隙压力的高低。直接预测法是不需要建立正常趋势线，而是通过直接建立地震

波速度与地层压力之间的关系。

尽管地震资料来源广泛，但由于地震波速度受多种因素影响，使该方法的预

测精度受到限制。其主要原因如下：

1）压实理论并非是异常高压的唯一原因，此外还有流体膨胀等因素；

2）引起波速异常的原因也不仅只是异常高压，除此之外还有流体饱和度、

油气聚集程度、断层、裂缝发育程度等；

3）地层波速度解释不准确，受地震方法、仪器设备等影响。

（2）钻井资料分析法

利用钻井过程中反映的信息可以监测地层孔隙压力。常用的方法有页岩密度

法、de指数法、机械钻速法等。其中以de指数法应用得最为广泛。

de指数法是利用泥页岩压实规律和压差对机械钻速的影响规律来检测地层

压力的一•种方法，也是钻井过程中地层压力检测的一种重要方法。

1）d（de）指数检侧原理

机械钻速是钻压、转速、钻头类型及尺寸、水力参数、钻井液性能、地层岩

性等因素的函数。若其它因素一定时，只考虑压差对钻速的影响，则机械钻速随

着压差的减小而增大。

在正常地层压力情况下，如岩性和钻井条件不变，机械钻速随井深的增加而

下降。当钻入压力过渡带之后，由于压差减小，岩石孔隙度增大，机械钻速加快。

d指数则正是利用这种差异预报异常高压。d指数是基于宾汉钻速方程建立的，

宾汉在不考虑水力因素的影响下建立了钻速方程：

V=KN°—（1-2）

式中：V为机械钻速，m/h；K为岩石可钻性系数；N为转速，rpm；e为转速指

数；P为钻压，kN；以为钻头尺寸，mm；d为钻压指数。

根据室内及油田钻井试验，发现软岩石的转速指数e接近1。假设钻井条件

（水力因素和钻头类型）和岩性不变（同层位均质泥页岩），则K为常数。取K=l,

方程两边取对数，且采用统一单位，上式变为：

,0.0547V

1g2一

d=,0.0684P（，'3）

&

根据油田选用参数范围可以得到：0，0547V<K00684P<1,因此上式中

ND

分子、分母均为负数。经分析可知：1g竺业的绝对值与机械钻速V成反比。

N

因此d指数与机械钻速V也成反比。进而d指数与压差大小有关，即正常

压力情况下，机械钻速随井深增加而减小，d指数随井深增加而增加。当进入压

力过渡带和异常高压带地层，实际d指数较正常值偏小，如图1-5所示，d指数

正是基于这一原则来检测地层压力。

f

图1-5d-H曲线

由于当钻入压力过渡带时，一般情况要提高钻井液密度来平衡地层压力，因

而引起钻井液密度变化，进而影响d指数的正常变化规律，为了消除钻井液密度

变化影响，Rehm和Meclendon在1971年提出了修正的d指数法，即de指数法。

dc=d*(1-4)

PmR

式中：de为修正的d指数，无因次；夕,成为实际钻井液密度，g/cn?；例.为正常

3

地层压力当量密度，g/cm0

目前根据de指数偏离值计算地层压力的方法有A.M诺玛纳公式、等效深度

法、伊顿法、康布法等。下面介绍常用的A.M诺玛法和等效深度法。

A.M诺玛法：

式中：用为所求井深地层压力当量密度，g/cn?；4为所求井深正常地层压力当

量密度，g/cn?；儿“为所求井深的正常小指数；心。为所求井深的实际de指数。

等效深度法：

由于de指数反映了泥页岩的压实程度，若地层具有相等的de指数，则可视

其骨架应力相等。由于上覆地层压力总是等于骨架应力o■和地层压力与之和，所

以利用de指数相等，骨架应力相等原理，通过找出异常地层压力下井深〃的de

指数值与正常地层压力下de指数值相等的井深HE,求出异常高压地层的地层压

力：

P产HGLHE（G「GN）（1-6）

式中：匕为所求深度的地层压力，Mpa；H为所求地层压力点的深度，m；Go

为上覆地层压力梯度，MPa/m；HE为等效深度,m；G,v为等效深度处的正常地

层压力梯度，MPa/mo

0.51.52.5

de指数

图1-7d指数与de指数曲线对比

2）返出泥浆温度

由于异常高压带常常伴随着异常高温的出现，所以在钻遇异常高压地层时，

地层温度随深度增加而升高的速度远远超过了正常的情况，因此泥浆出口管返出

来的泥浆有温度突然升高的现象，根据这个现象判断可能钻遇了高异常地层压力

过渡带。

图1-8为中国海一口井根据返出泥浆温度与相邻的井深资料绘制的关系曲

线。该曲线清楚地表明，在进入超高压井段前，返出泥浆的温度梯度突然增高到

18.2℃/100mo温度梯度突变的地方往往就是高压异常过渡带的顶部位置。

3）页岩岩屑密度和钻井速度

在钻井过程中，页岩岩屑密度分析是预测异常高压地层的行之有效的方法。

因为在异常高压地层过渡带，页岩是欠压实的，页岩岩屑的密度将会急剧变小而

偏离正常压实趋势线。但是，如果页岩中含有大量的碳酸盐矿物和重矿物时，就

会影响预测的精度，所以应当对这些矿物的含量进行校正同时.，在页岩岩屑密度

急剧变小的欠压实区，钻井的钻速也出现明显的加快，在正常压实的砂-页岩剖

面中，由于页岩的密度随井深的增加而加大，因此，当钻压、转速、钻头类型以

及水力条件一定时页岩的钻速随井深的增加而减小，但是，当钻入高异常地层压

力过渡带时，钻速就立即增大，有时钻速可超过正常压实页岩的钻速的两倍。根

据钻速突然加大的现象，也可判定地下可能存在高压异常的地层压力过渡带。

除以上方法之外，钻井过程中，转盘扭矩突然增加，起钻时阻力增大，出现

井涌以及井漏等现象均可作为钻遇高压异常地层的显示。

（3）地球物理测井方法

利用地球物理测井预测异常高压地层压力的方法比较多，包括电阻率测井、

声波测井、密度测井、脉冲中子测井、自然电位测井、核磁共振测井以及伽马射

线光谱分析等，但目前广泛采用的是电阻率测井、声波测井以及密度测井。

在目前的技术条件下，测井资料反映地层的信息最为详尽，由于测井资料直

接取自地层内部，还具有纵向连续性好、分辨率高和数据可靠性高的优点，所以

能更直截更真实地反映地层的情况。而地层的声速速度、密度、电阻率等参数都

与地层孔隙压力存在一定关系，表现出一定的规律性。因此，可以根据地层的这

些测井数据预测地层孔隙压力。从现有文献看，应用测井方法预测地层孔隙压力

的测井资料主要有：声波时差测井曲线AC、地层密度测井曲线DEN、电阻率测

井曲线Rt、中子孔隙度侧井曲线CNL、自然伽马测井曲线GR、自然伽马能谱曲

线NGS、自然电位测井曲线SP、地层温度测井曲线和重复电缆地层测试资料RFT

等。

1）电阻率测井

由地层由地层的电学性质可知，影响地层电阻率的因素有岩石性质、孔隙度、

孔隙中所含流体的矿化度、地层温度等。如果岩石为纯页岩，且地层水矿化度为

定值，则地层的电阻率主要受孔隙度的影响。在正常压实的情况下，页岩或泥岩

的孔隙度随埋藏深度的增加而减小，而电阻率则随埋藏深度的增加而加大。倘若

钻遇高压异常地层压力井段，由于孔隙度的增加，其中所含地层水的数量增加，

因而页岩电阻率必然朝着降低的方向偏离正常趋势线。正常趋势线的绘制是在半

对数坐标上，以钻井纯页岩段的电阻率的对数值作为横坐标，以相应井深为纵坐

标，将页岩电阻率数据按相应深度点在坐标纸上，便获得了一离散点图，然后用

回归分析法求出电阻率对数值与井深的关系曲线，曲线上开始偏离正常趋势线的

位置即为异常带的顶部位置。

2）声波测井

声波测井所记录的纵向传播速度主要是岩性和孔隙度的函数；对页岩和泥岩

而言，声波测井曲线基本上为一条反映孔隙度变化的曲线，在正常压实情况下，

声波传播时间将随埋藏深度的增加而减小，而声波传播速度则随埋藏深度的增加

而增大，如遇异常地层压力过渡带，泥岩孔隙度增加，声波时差将偏离正常压实

趋势线。因此用声波测井预测异常压力时，首先建立该地区的正常压实趋势线，

以此作为研究预测地层压力的图版，用实测声波时差一深度（At-H）数据与图版

中正常趋势线的声波时差对比来确定异常压力的深度位置，与电阻率测井相比，

声波测井不受井眼大小、地层温度和地层水含盐量变化的影响，故精度高、效果

较好。

除上述测井方法预测地层压力以外，还有页岩密度测井、自然电位测井等，

只要能与孔隙度或地层速度建立起有关联的变量，都可以作为预测的参数，其原

理类似于电阻率和声波测井。利用测井资料预测地层孔隙压力的优点可以归纳为

一下儿点：

①能预测出较准确的地层孔隙压力纵向剖面；

②对构造比较清楚的地区，借助于数□己钻井测井资料建立的地层孔隙压力

剖面，可以分析地层孔隙压力纵横向的分布特征，为钻井设计和石油地质研究提

供必要的基础参数，也利于相邻构造或地区待钻井地层孔隙压力的预测；

③通过与地震速度资料预测结果及随钻资料监测结果进行综合对比分析，可

以提高地层孔隙压力预测与随钻监测的精度。

1.3徐家围子断陷地层压力计算方法研究

1.3.1传统地层压力计算方法的局限性

石油勘探阶段确定地层压力的方法很多，大体上可分为钻井前用地震资料预

测地层压力、钻井过程中用随钻录井资料监测地层压力和钻井完成后用测井资料

检测地层压力的方法。

上述方法中，只有地震资料预测地层压力才是真正意义上的预测，其它都是

事后技术。该方法的准确与否取决于地震层速度是否准确和精细。目前地震资料

受采集和处理技术条件的限制，地震层速度是速度层的平均速度，由于地震垂向

分辨率的限制，一般解释的速度层厚度在3050m。而且随着井深的增加，解释的

层速度与实际层速度的误差越来越大，如在4000m深度处，层速度误差可达到

300m/s,致使换算出的地层压力误差也较大。因此该方法仅适用于新区新井，在

无其它资料可利用的情况下粗略地预测地层压力，作为钻井设计参考。

用随钻录井资料监测地层压力的方法，对于及时发现压力变化很有好处，其

最具代表性的方法是de指数法。该方法是在Bingham钻速方程的基础上建立起

来的一种定量监测地层压力的方法。其计算式为该方法的准确与否，取决于在泥

页岩地层中钻进时的钻压，转速，钻时，钻头直径，钻井液密度和正常地层压力

当量密度，这六个参数的准确与否。由于在钻井过程中，上述参数是变化的，而

且地层岩性又不易准确地确定，致使值变化较大，难于排除异常数据，因此检测

精度不高。

测井资料检测地层压力的方法是钻井完成后的事后技术。在测井资料中，声

速测井较密度测井、电阻率测井等受井眼、地层条件等因素的影响较小，而且资

料齐全，利用声波时差检测地层孔隙压力具有代表性和普遍性。目前常用的检测

地层孔隙压力的泥岩声波时差方法是Hottman等人于1965年提出的,理论依据是

“泥质沉积物不平衡压实造成地层欠压实并产生异常高地层孔隙压力”这一最普

遍的异常高压成压机制。正常压实情况下，随埋深增加泥岩垂直有效应力增大,

孔隙度减小,假定其孔隙度与埋深有如下关系：

©=2（1-7）

式中：C为与地区及地质年代有关的系数；/7为深度。

显然，在孔隙度为对数横坐标、深度为普通纵坐标的半对数坐标系中，孔隙

度与深度的关系为随深度逐渐减小的直线关系，该直线称为“正常压实趋势线”。

对于欠压实泥岩，孔隙度比正常压实情况偏大，即偏离了正常压实趋势线，

按照不平衡压实理论，则认为该处存在异常高压。泥页岩的声波时差与孔隙度有

良好的相关关系,在正常压实情况下,可以建立时差与深度的函数关系,在形式上

与上式完全相同。因此,存在“泥岩正常压实声波时差趋势线”，可根据测井声波

时差值是否偏离正常趋势线来定性判断是否存在异常高压。若测井时差偏离了其

正常压实趋势线（偏大），则认为存在异常高压。一般通过等效深度法、经验系数

法、Eaton公式法等方法定量确定地层孔隙压力。

而传统的利用声波时差检测地层孔隙压力的方法最大的局限性在于都要确

定正常趋势线（如声波时差和井深关系的趋势线等），正常趋势线的确定往往带有

主观性，需要研究者具有相当丰富的经验和对所预测地区的地层孔隙压力情况有

相当的了解，对干非连续沉积地层而言，需要建立多条趋势线，有时在某些层段

甚至还无法建立趋势线，增加了趋势线建立的难度。若正常趋势线确定不合理，

地层孔隙压力的检测结果肯定不会准确，这在新探区的使用受到一定限制，而正

是新探区更需要比较合理的确定地层孔隙压力剖面。

实际应用中已经出现了很多难以用现有理论解释的现象，人们也只是习惯于

用实测的数据来“校正”预测模型的参数，而很少进行深入的研究。众所周知，

利用测井资料进行孔隙压力检测的基础是假设地层沉积过程中的欠压实会引起

地层异常高压和地层孔隙度增大。但是，至今也很少有数据能说明在超压带中同

种类型的页岩孔隙度比正常压实带中的页岩孔隙度大多少，以及如何利用标准测

井资料来检测这种孔隙度差值。

传统的地层压力预测方法已经使用了几十年，对于安全快速钻井做出了重要

的贡献。但随着钻井技术的不断发展，其局限性也逐渐暴露出来，其主要缺陷可

以归纳为以下几点：

（1）不适用非泥岩地层，对于比较复杂的地层无法获得真正连续的地层孔

隙压力剖面；

（2）不适用于不平衡压实以外的异常高压机制（生烧作用）引起的异常高

压;

（3）假定正常压实情况下泥页岩孔隙度与深度的关系符合关系式。;次优卜，

从而得出在半对数坐标系中泥岩正常压实趋势线为直线的结论。严格来说这一结

论并不正确，因为随压实程度的提高，声波速度增加的程度将逐渐变慢，达到一

定的深度后声波速度将儿乎不再随深度变化，而不是沿传统的正常趋势线无限延

伸下去。

（4）确定测井参数（如声波时差比值、电阻率比值等）与地层孔隙压力之

间的经验关系（如经验关系图版、公式），需要大量的地层孔隙压力实测数据，

且属于纯经验做法，缺乏比较坚实的理论基础。

传统的泥页岩压实理论用等效深度法可以较为准确的计算砂泥岩剖面的地

层孔隙压力，但该法计算地层压力时需要利用纯泥岩段的测井数据来制作正常压

实趋势线。徐家围子断陷深层天然气储层中缺少大段的纯泥岩层，目的层附近的

泥岩段资料数据点缺乏，难于建立正常的压实趋势方程，而且由于本区异常压力

形成的机理包括不平衡压实以外的异常压力机制，进而导致利用等效深度法计算

地层压力的准确度不高，因此必须寻找一种适合于非泥页岩层不平衡压实以外的

异常压力储层计算方法。

1.3.2徐家围子断陷地层压力计算方法研究

针对传统检测地层压力方法存在的不足，本研究在改进和完善传统方法的同

时，提出了一些实践证明是有效和可行的新方法。为了更为准确的计算该区的地

层压力，本文将泉头组及其以上地层、登娄库组作为沉积岩层，营城组、沙河子

组、火石岭组作为火山岩层来研究，该方法首先针对检测地区的沉积岩和火山岩

地质构造特征进行分析研究，确定该地区各层位地层压力成因，最后综合得到分

层地层压力计算模型。

沉积物压实过程,从力学角度讲,受有效应力定理控制,而孔隙度的变化和孔

隙流体高压的形成等过程,其力学关系符合该定理。因此,孔隙高压形成可以由其

得到解释,利用有效应力定理可以确定地层压力。研究岩石加载和卸载关系是为

了确定有效应力,进而计算孔隙压力。若岩石在压实过程中有效应力一直保持增

加状态,压实过后也保持压实过程中的最大应力值，则有效应力应按加载曲线确

定。如果由于象水热增压或地层剥蚀等原因发生卸载且目前的有效应力低于原始

压实过程中曾经有过的最大应力，则有效应力按卸载曲线确定。

研究发现,岩石的有效应力与某些岩石力学参数密切相关,而岩石力学参

数又可以由声波测井资料求取,这样利用测井资料就可以间接地求得有效应力。

实际资料表明，有效应力与横、纵波时差之比存在良好的指数函数关系。同时已

有实验研究表明，当应力方向与声波测量方向一致时,对声波速度大小的影响较

大；而当应力方向与声波测量方向相互垂直时,对声波速度大小儿乎没有什么影

响。这就使得对岩石力学参数与有效应力关系的研究变得较为简单可行,即只需

考虑岩石力学参数测量方向上有效应力的状态。

为了研究有效应力与横纵波时差之比之间的函数关系，我们进行了以下实

验：

(1)试验目的：

①研究有效应力与横纵波时差比的函数关系；

②研究横纵波时差比随埋藏深度的变化规律；

③建立有效应力与横纵波时差比和埋藏深度的函数关系。

(2)试验设备

本实验采用美国MTS公司根据储层条件下储层物性研究需要而研制的

“MTS岩石物理参数测试系统”。

该系统以数字电液伺服岩石试验机为基础，能够在模拟地层条件(温度：200

℃,围压：140MPa,孔压：70MPa,轴向力：1600KN)下测试岩石的横纵波时

差。

岩石超生波测试子系统是“MTS岩石物理参数测试系统”的一个重要组成

部分。该系统可以测试单轴加载、三轴加载以及控制岩石样品孔隙内压、温度等

条件下岩样的横纵波时差。岩石超生波测定仪包括信号器、示波器及发射探头和

接受探头，仪器采用脉冲工作方式，每秒钟向所测岩样发射脉冲，并在指定地点

接受声波信号。

图1-9纵、横波时差测定装置

其主要系统结构如图1-9所示，利用岩石力学实验系统加载，用超声波岩石

参数测定仪测定岩石试件的纵横波时差，通过伺服控制系统可以按事先设定的程

序给岩样加轴压、围压和孔隙压力。

测试时在换能器和岩样之间加上耦合剂，以保证岩样与换能器间的耦合，使

声波能较好的进入岩样。

（3）试验样品的采集

试验样品来自徐家围子地区沉积岩和火山岩钻井岩心，岩心埋藏深度间隔

为：沉积岩500m,火山岩200m。

（4）试验样品的制作

为满足“MTS岩石物理参数测试系统”的试验要求，我们制作的样品均以

圆柱体为标准试样，规格均为（|）25mmx50mm,且符合如下精度要求：

①岩样直径变化范围为：24.58〜25.2mm,长度变化范围为：47〜55mm。

②整个岩样其直径的变化不超过0.1mm。

③端面平整、光滑，两端面平行误差最大不超过0.05mm,端面平整度误差

最大不超过0.02mmo

④端面垂直轴线，最大偏差不超过0.25。。

⑤岩样周边光滑，边缘无缺角和掉块。

（5）地层环境的模拟

1）地层温度的确定

地层温度一般随着埋藏深度的增加呈线性增加：

t=t0+H-dt

式中：f为某一埋深下的温度，°C；历为地表温度，℃；山为低温梯度，°C/100m；

H为深度,100m。

根据徐家围子地区已固井的测温数据表明，该区地温梯度比较高。兴城鼻状

构造区内的深井地温梯度一般约在3.8℃/100m左右，丰乐低凸起及升平构造内

的深井地温梯度一般约在3.9~4.1℃/100m左右，试验中采用的地温梯度为dt=

3.9℃/100mo

2）地层压力的确定

岩石样品的所有参数的测定都要恢复到原始地层压力，所得结果才具有实际

意义。在试验中我们采取下面的方式控制试验压力：

孑L压：P„（MPa）

P100

围压：P,="（MPa）

"100

其中，外和阴别为孔隙流体的密度和上覆地层平均密度，单位为g/cnA

我们以每10°C为一个测点，以温度为参数计算各测点的压力变化。

（6）测试资料处理

测试系统主要是测试超声波透过岩样的传播时间。若初至波的干扰较小时,

拾取容易；若存在干扰，需进行一些压制噪声（如滤波）处理，才能准确拾取其

初至波。

（7）试验结果分析

1）埋藏深度对横纵波时差之比的影响

为了研究岩样横纵波时差随埋藏深度的变化规律，我们在模拟地层环境的温

压条件下进行了岩样的超声波测试，模拟温度为35〜200°C,模拟深度为

1000〜5000m,并且对沉积岩和火山岩分别进行试验。

170

160

150

140

130

120

110

100

90

80

70

60

50

40

50010001500200025003000350040004500

深度/m

图1-10沉积岩横纵波时差随埋藏深度的变化

50010001500200025003000350040004500

深度/m

图1-11沉积岩横纵波时差比随埋藏深度的变化

2O

1O

£

/0O

s

m9O

、w

s8O

塔7O

/6O

举5O

4O

363O

00370080

图1-12火山岩横纵波时差随埋藏深度的变化

1.725

1.720

1.715

1.710

1.705

1.700

1.695

1.690

1.685

1.680

1.675

O

36003700380039004000410042004300

深度/m

图1-13火山岩横纵波时差比随埋藏深度的变化

图1-10〜1.13可以看出，无论是沉积岩还是火山岩，其横、纵波时差随埋藏

深度的增加而减小，横纵波时差比也随着埋藏深度的增加而减小。

3）有效应力对横纵波时差的影响

孔压和围压对声波参数的影响最终表现为有效应力的影响，为此我们用试验

机加压系统对岩心加压，模拟地层条件下岩心所承受的有效应力，测量岩心在不

同的有效应力作用下的声波时差特征。

•7O

1

16O

1

15O

1

14O

4

13O

1

12O

1

11O

1O

H0

9O

8O

7O

6O

5O

O

4

有效应力/MPa

图1-14沉积岩横纵波时差随有效应力的变化

1.82

图1-15沉积岩横纵波时差比随有效应力的变化

120

110

100

90

80

70

60

50

40

4445464748495051525354

有效应力/MPa

图1-16火山岩横纵波时差随有效应力的变化

1.725

1.720

1.715

1.71S0

1.705

1.70a0

1.695

1.690

1.685

1.680

1.675

4445464748495051525354

有效应力/MPa

图1-17火山岩横纵波时差比随有效应力的变化

图1/4〜1-17是横纵波时差随有效应力的变化关系图。从图中可以看出，横

纵波时差随有效应力的增大而减小，横纵波时差比也随有效应力的增大而减小。

由以上试验结果可以看出，横纵波时差比与埋藏深度存在一定的函数关系,

有效应力与横纵波时差比也存在着一定的函数关系，由于在正常埋藏地层有效应

力随着埋藏深度呈线性增加，为此我们可以把有效应力看成是横纵波时差比和埋

藏深度的二参数函数，即：

b、T=f(DTS/DTC,h)(1-8)

由Terzaghi定理可知，若已知某地层的上覆岩层压力和