第6章 石油地质学(2)

导致包体流体热膨胀和压力增高,发生流体泄漏甚至变空,或者再一次被流体充填,这两种作用都会降低包体的密度,因而使均一温度升高,形成另一平衡温度,此时包体的均一温度高于其形成时的温度,是其形成过程中的最大温度(Tpeak)。Prezbindows等(1987),Wagner等(1982)研究也认为高温加热作用会使均一温度(Th)接近于最大温度(Tpeak)。当然有些学者认为在一个样品中并不是所有包体都是通过再均衡作用达到了最大温度(Goldstein,1986,1990)。事实上,实际工作中研究发现,矿物包体记录了一个复杂的地热演化历史,沉积岩成岩作用及包体产状以及二者之间的关系对解释包体均一温度时显得尤为重要。

从均一温度测量结果看,我国华北东部石炭-二叠系石灰岩中自生方解石矿物包体均一温度有两组,一组为120℃±15℃,另一组为145℃±15℃,最高温度为159℃。石灰岩方解石脉中包体均一温度也有两组,一组为90~120℃,另一组为118~134℃。二叠系石英砂岩中石英次生加大边非常发育,测得其中包体均一温度为117~142℃,石英颗粒胶结物温度与之相似。以上这些温度均代表了其形成时的当时温度,方解石脉中的温度代表了后期沿裂隙活动的热液温度。

Barker(1990)曾详细研究镜质体反射率与包体均一温度之间的关系,根据大量流体包体温度测量,发现镜质体反射率的对数与包体均一温度(Th)之间存在良好的线性关系[84]

lnRo=0.00811Th-1.26 (6-4)

(相关系数r=0.93,回归点数n=115) 5.磷灰石裂变径迹法

磷灰石在沉积岩中分布广、对温度敏感、裂变径迹退火的温度范围与生油窗基本一致,所标定的温度比较精细,可反映不同地质时期古地温的变化,因而是较为理想的地质温度计。它还可用来研究盆地的物质来源、沉积层的形成年代与沉积速率、测定地层抬升速率与剥蚀厚度,以及判断断层的形成年代等。所以磷灰石裂变径迹法是研究沉积盆地发育史的有力工具,是近年来迅速发展的重要新研究领域。

烃源岩常含铀、钍等放射性元素,其原子核裂变可分自发裂变与诱发裂变。由于U238比U235

的丰度高139倍、Th/U比值小于10,所以在U和Th的自发裂变中,U238的贡献占99.9%以上,其他天然同位素可忽略不计;样品经中子反应堆辐照后产生诱发裂变,主要来自U235,而U238和Th232则可忽略不计。在裂变过程中,带电重粒子具很大能量,通过绝缘材料时可产生放射性损伤的狭窄痕迹,称为裂变径迹,它能被一定的化学试剂优先溶解,径迹经蚀刻扩大后,可在普通光学镜下观察。

统计磷灰石等测量矿物中辐照前的自发裂变径迹密度与辐照后的诱发裂变径迹密度,代入下式即可求得矿物的裂变径迹年龄:

?D?n???I??s) (6-5)

?D?f?i式中:t=矿物年龄(年);?D=铀的总衰变常数(1.55310-10年-1);?f=U238自发裂变衰变常数

t?1ln(1?(6.99310-17年-1);I=U235/U238同位素丰度比(7.2676310-3);σ=U235的热中子裂变截面(580310-24cm2);n=中子通量;ρs=自发裂变径迹密度;ρi=诱发裂变径迹密度。

所有矿物中的裂变径迹,都具有随温度增高而径迹密度减少和长度缩短直至完全消失的特

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性,这一特性称为退火。磷灰石的裂变径迹退火温度范围与生油窗基本对应,所以利用磷灰石裂变径迹来研究烃源岩有机质成熟的古地温,在石油地质学上具有重要意义。

澳大利亚奥特韦盆地深井资料表明(Gleadow等,1984):磷灰石裂变径迹年龄和长度均随井深增加而递减,从而测定每个样品裂变径迹退火的校正温度(TL)和校正年龄(tL),用以与现今井温(T)和地层年龄(tS)分别对比,即可讨论磷灰石样品的形成时间和物源,以及经历的古、今地温状况。

第2节 地压场与地层压力预测

一、地压场

地下渗透性地层中所含流体承受的压力,称为地层压力或孔隙流体压力,对油、气藏而言,可分别称为油层压力或气层压力。也可理解为油(气)藏内石油(或天然气)作用于围岩的压力。地层压力的通用单位是兆帕(MPa),1兆帕等于1,000,000帕(牛顿/米2),约为10大气压。获得地层压力数据后,编制地层压力等值线图或等数据体,即可反映地压场的变化。

有关地层压力、测压面及折算压力等概念已在第四章讲述,不再重复。

地压场是由地球重力所致。因此,深埋地下数百至数千米的油气层,其地层压力主要有两个来源:一为上覆岩层重量(岩石平均相对密度约为2.0~2.5)造成的岩石压力;另一为地层孔隙空间内地层水重量造成的水柱压力,或称孔隙流体压力。

岩石压力主要为岩层矿物颗粒的支架结构所承担,如支架坍塌,岩石压力就会将矿物颗粒挤在一起,减少孔隙空间,岩石压力遂传递到流体。因此,在一个与外界联系的储集层内,岩石压力的作用是暂时性的;而在孤立的砂岩透镜体、生物岩礁等若干与地面供水区似无联系的封闭圈闭中,岩石压力与孔隙中的流体呈弹性平衡,在这种情况下,岩石压力的作用才是永久性的。

所以，在一般情况下，我们所说的地层压力主要是由地层孔隙内水柱重量所引起的。这是永久性压力系统内压力的主要来源。如果地层水处于静止状态，产生静水压力，这种压力的作用方向铅直向下，即在同一层内海拔高程相同的各点压力相等。当静水压力平衡遭到破坏，地层水发生流动，就产生动水压力。在自然界大多数储集层内，供、泄水区海拔不同，测压面往往呈倾斜状，在动水压力作用下，液体能够在层内流动。所以，在储集层内水对任何一点所施的总压力就是静水压力与动水压力之和。而该点的总压力梯度就是这两种压力梯度的向量和。此外,渗透力、温度变化、次生沉淀或胶结等,也是地层压力的次要来源。

地层压力随深度的增加率,称为地层压力梯度,一般说来,有两种地层压力梯度:一是静水压力梯度,即在含水层内测压点之上随深度而增加的水柱压力,静水压力梯度约为每深10m增加1atm;另一种是动水压力梯度,它存在于有水流动的储集层中。

被井所钻开的地层中，井筒内的液柱高度就代表其地层压力的大小。在同地表连通的储集层中，在静止条件下(没有地层水的流动)，地层中自由水面的压力会与地表水面的一样，都是1大气压。造成储集层同地表连通的原因，可能是储集层直接出露地表，也可能是通过断层带与地表相通。在这种情况下，储集层中自由水面的位置决定于它出露地表的海拔高程、进水量及

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其它因素(如蒸发、渗滤等)。如果在地层中由于某种原因引起地层压力变化，那么它们必然会反映到这个储集层中自由水面的位置。在静止条件下，这个储集层中的压力永远不会高于液柱压力，这个液柱高度受储集层出露地表(或同地表连通的断层)的高程所控制。

假设同一储集层被若干口井钻开，层内没有水的流动，则不论这些井钻开储集层的构造部位如何，所有井内的液面都会处于同一海拔高度。连接这些液面的平面，即为测压面。如果这个储集层的测压面是水平的，那么这一系统是处在静水压力的均衡状态下，地层水是静止的；若测压面呈倾斜状，则该系统处于水动力作用下，地层水是流动的。

在特殊的地质环境里，超过静水压力的地层压力，称为异常高地层压力(超地层压力)；而当地层压力低于静水压力时，则为异常低地层压力(低地层压力)。近十年来，随着世界油气勘探的进展，发现高、低异常压力带越来越多。在美国墨西哥湾第三系、澳大利亚西北大陆架丹皮尔(Dampier)坳陷白垩系和侏罗系,都可见到异常高压 …… 此处隐藏：4949字，全部文档内容请下载后查看。喜欢就下载吧 ……