关闭

关闭

封号提示

内容

首页 岩石物理学讲义.doc

岩石物理学讲义.doc

岩石物理学讲义.doc

上传者: 飞吧美丽的蝴蝶q 2017-09-30 评分 5 0 200 27 907 暂无简介 简介 举报

简介:本文档为《岩石物理学讲义doc》,可适用于工程科技领域,主题内容包含岩石物理学讲义本课程是地球物理探测专业的一门专业课。课程目的是通过各种教学环节使学生正确认识和理解地球中岩石的诸多物理性质(尤其是岩石的弹性性质)与符等。

岩石物理学讲义本课程是地球物理探测专业的一门专业课。课程目的是通过各种教学环节使学生正确认识和理解地球中岩石的诸多物理性质(尤其是岩石的弹性性质)与岩石本身特性间的一些基本关系熟悉基本的岩石物理概念和理论了解获取岩石物理性质的一些基本方法和岩石物理参数应用方面的知。为以后从事与地震勘探、资源环境和地质灾害方面的工作和科学研究打下基础。本课程内容主要针对油气地球物理探测领域其中包括:岩石物理学的基本概念基本理论知识实验过程和技术岩石的分类和特点、岩石的孔隙和裂隙、岩石中的流体和流动、岩石的弹性和波的传播衰减、岩石的电学和热学性质以及岩石特性在地震勘探中的应用。第一章引言(学时)岩石物理学的概念及发展概况、研究意义和应用方向本课程的特点和安排。第二章地球上的岩石(学时)地球上的岩石和矿物岩石的分类和特点油气储层岩石的特点。第三章储层岩石的多孔特性(学时)岩石的骨架、密度孔隙、裂隙和孔洞孔隙率、裂隙的基本概念孔隙和裂隙的几何形态相关的介质模型。孔隙中的流体流体的流动饱和度和渗透率双相介质中的概念第四章岩石的弹性(学时)岩石应力-应变概念岩石的弹性常数岩石的各向异性和理论。第五章岩石中弹性波速度和衰减(学时)岩石中的弹性波传播的基本概念波在分界面上的反射和折射岩石的速度各向异性波速和衰减的实验测试原理和技术弹性波传播衰减的基本知识衰减实验测试的结果衰减机制和理论第六章岩石速度的影响因素(学时)岩石速度的影响因素定性描述波速与岩石物性的经验关系孔隙、压力温度、流体等因素的影响速度的各向异性第七章流体饱和岩石中波的传播(学时)有效介质模型流体置换方程Biot理论和实验观测第八章岩石的其它物理性质(学时)岩石的电学性质岩石的热学性质核磁共振第九章石油地球物理中的应用(学时)地震勘探中的应用测井中的应用。研究岩石物理学的意义在石油工业的研究本课程的内容、特点和时间安排。地球上的岩石和矿物矿物定义岩石定义岩石的尺度微构造(microstructure)均匀介质与非均质岩石的分类成岩过程三种岩石火成岩概念沉积岩概念变质岩概念岩石成岩的旋回(rockcycle)岩石的特点高压高温环境多孔介质长期作用最广泛应用的材料油气藏储层的岩石油气藏储层的地质环境沉积结构:盆地概念?储层圈闭沉积岩储层岩石的分类和成分碳氢化合物源岩与碳氢化合物产生现场条件多孔岩石的骨架颗粒密度岩石颗粒粒度测试表示形态沉积物的纵波速度相当精确但是实际测得的横波速度不等于零。如果海底悬浮物的Vs等于零那么海底水平检波器将难以记录到Ps转换波。Hamilton()给出了海底沉积物的Vs测定值此结果表明大约海底以下m处Vs梯度发生变化。Marfurt(个人通信)强调这种Vs梯度变化对于在海底多分量数据中PP波和PS波的分离非常重要。而且浅层海底沉积物的有效压力与超高压力下的沉积物类似。这里的孔隙压力接近上覆压力(有效压力很小)纵波速度减小.但相比而言横波速度下降得更快:如同浅层海底沉积。在检验一个未公开的非零井源距VSP资料时有位作者特别强调了地的这种快速下降。从VSP资料得到的PP渡质量很差在异常压力起始点以下难以成像构造细节。但是PS转换渡却能够清晰地将储层和断层面成像出来。严格地讲上节给出的各种模型并没有形成波在多孔介质传播的理论仅给出了一些经验公式。或者是对一些实验结果的解释。许多沉积岩由充满流体的多孔骨架介质组成。骨架可能是在受覆盖层重力作用以及某种胶结作用下的许多颗粒构成。骨架可以是具有相互连接的溶道和岩孔的连续脉石也可以是充满裂缝的岩体。人们对孔隙充满油和天然气的情况特别感兴趣因为流体含量对地震波的可能影响及多孔介质的其它特性是值得注意的。在地球物理文献中众多的多孔介质波传播理论中Gassmann方程是最广泛使用的因为这个方程较易求出一些参数值。Gassmann方程把流体饱和岩石的有效体积模量用基质体积模量(K)、ma干燥体积模量(K)、孔隙流体体积模量(K)以及孔隙度四个参量表示出来。dryfl为了以最少的简化假设来探讨流体对岩石的弹性模量的影响这一问题。Gassmann(ab)假定骨架介质的性质能够以某种方法测出并推导了充满性质己知液体的岩石特性的表达式。在这一推导中假定液体和固体之间的相列运动较之充波岩石本身的运动来说小到可以忽略不计这在低频时可得到直观的证明。他指出骨架的任何各向异性性质也对饱和岩石起作用。为简单起见.我们讨论两种情况:骨裂介质由固有的各向同性的弹性同体组成以及骨架介质是平均各向同性的。Gassmann假设流体和骨架是一起运动的所以密度ρ=(-Ф)ρФρ同时流体和骨架之mafl间不会发生任何相互作用即切变模型不变。Gassmann方程是根据岩石基本弹性性质的考虑直接得出的。在方程的推导中使用了另一个弹性常数K并考虑了一个封闭的流体和系统。考虑一个外部受到流体静压力(围压)p的作用内部孔隙压力为p的岩石。在外部围压P变化时孔隙体积必然被压缩而且因为是不排水情况孔P隙液体又不能向外流出所以孔隙压力必然要随围压的变化而变化即有压差。Gassmann()方程是利用骨架特性来计算流体置换对地震特性的影响。它利用固体基质、骨架和孔隙流体的已知体积模量来计算孔隙流体饱和介质的体积模量。对于岩石来说固体基质是由形成岩石的矿物组成的骨架涉及到构架岩石的模型而孔隙流体可能是气体、原油、水或三者的混合物。Gassmann岩石流体系统是如此复杂以至于对于这个系统事实上所有的理论都不得不做出假设来简化数学计算。Gassmann方程的基本假设是:)岩石(基质和骨架)宏观上是均或多孔介质匀各向同性的)所有孔隙都是连通或相通的)所有孔隙都充满流体(液体、气体或混和物))研究中的岩石流体系统是封闭的(不排液))当岩石被波激励时流体和固体岩石之间的相对运动相比较于饱和岩石自己的运动是可以小到忽略不计的。)孔隙流体不对固体骨架产生软化或硬化的。和固体相互作用这些假设其中的一些很明显的列在Gassmann的文章里而有一些却只是隐含着的。假设条件()是多孔介质中波传播的普遍理论适合的条件它确保了波长大于颗粒和孔隙尺寸。对于大多数岩石频率范围从地震频率到实验室频率的波一般能符合这个假设。Brown和Korringa()曾将Gassmann方程扩展到各向异性岩石。假设条件()着岩石具有高孔隙度和高渗透率岩石中不存在孤立或连通性差的孔隙。暗示这个假设的目的在于确保在半个波时期的时间内波传播引发的孔隙流体流动的充分均衡。因此孔隙连通性与波长或频率有关。对于Gassmann方程在假设无限波长(零频率波)的前提下无论孔隙的相互连通性如何大多数岩石都能够符合这个假设。对于地震波来说由于砂岩的高孔隙度和高渗透率所以只有未固结的砂层能近似地符合这个假设(Wanga)。对于诸如测井和实验室所用的那些高频率波大多数岩石不能符合这个假设条件。因而测井或实验室测量的速度常常高于用Gassmann方程计算出的结果。假设条件()意味着饱和流体的粘度是零。这个假设的目的在于再一次确保孔隙流体流动的充分均衡。这个假设也与波长或频率有关如果波的频率为零任何粘度的流体将在半波长的时间框架(无限时间)内均衡。如果粘度是零孔隙流体将很容易均衡。实际上由于所有的流体都具有限定的粘度同时所有的波都有限定的波长利用Gassmann方程的大多数计算都将违反这个假设条件。假设()和()是关键之点并且构成了Gassmann方程的本质。它们意味着波的频率是零这或许是实验室和测井所测量的体积模量或速度高于Gassmann方程计算结果的原因所在。在限定的频率处在固体基质和孔隙流体之间将发生相对运动从而波是弥散的。孔隙流体与岩石基质之间体积模量和剪切模量的高差异及有限的波长造成了孔隙流体和岩石骨架之间的相对运动。假设条件()意味着对于实验室岩石样品来说岩石流体系统在边界上是封闭的所以在岩样表面上没有流体能够流进流出。对于一个非常大的体积v(比如油藏中的储层)其中的一部分岩石体积为v系统v必定位于v之内在v距v表面这样一段距离内波通过所产生的应力变化不会造成v表面任何可观的流体流动。这是用Gassmann方程计算孔隙流体变化对地震特性影响的关键因为如果系统是开放的由于孔隙流体变化造成的地震特性改变则将仅与流体密度变化有关。假设()是Gassmann方程的关键性的假设和实质。它要求波频率为零(或波长有限)。它也可能就是为什么测量数据(体积模量或速度)总是高于那些Gassmann方程计算的原因因为在高频率固体基质和孔隙流体的相对运动将会发生所以波会分散。孔隙流体和岩石基质的相对运动是由有限波长和孔隙流体与岩石基质体积和切变模量的高对比度所造成的。假设条件()消除了岩石基质和孔隙流体之间的任何化学物理相互作用的影响。实际上孔隙流体将不可避免地与岩石的固体基质发生相互作用以改变表面能量。当岩石为流体所饱和时流体可以削弱或者强化岩石基质。例如当疏松砂粒与重油混合时该混合物将具有更高的体积模量和剪切模量。当含泥砂岩以淡水饱和时岩石基质经常受粘土的膨胀而被削弱。一种极端的情况是干燥的粘土(粘土水混合)比水饱和粘土具有更高的弹性模量这就是为什么在实验室内不应过份地干燥页岩岩样的部分原因。这也强调了对Gassmann方程输入的“干燥”骨架体积模量应该在不可还原的流体饱和条件下获取。Gassmann在推导前先给出方程中各个参数的含义。把岩石中各种矿物称为岩石的基质基质包含各种颗粒里面没有孔隙基质的密度就是颗粒密度用ρm表示。体积模量为Km。岩石中除掉孔隙连通部分称为岩石的骨架值得注意是骨架中有可能含有不流动的液体它与干噪岩石状态近似但ρ并不一定相等。骨架密度和体积模量用和K表示。dd一个封闭的液体饱和岩石立方体其各面都承受一压强增量Δp即有体积模量k。在液体饱和岩石单位面积上的总力定义为一般形式的法向应力有Δp=-p=p=p骨架承受的力:Δpd=-pdxx=pdyy=pdzz总压强为骨架的压强Δpd和液体的压强Δpf之和Δp=Δpd+Δpf岩石体积的总变化量是流体体积和固体体积之和ΔV=ΔVm+ΔVf流体体积变化量对应于流体压强的变化为:ΔVf=-VφΔpfkf流体压强的变化同样引起固体的收缩:ΔVm=-(-φ)VΔpfkm还有骨架的压强变化引起固体体积的变化:ΔVm=-VΔpdkm岩石体积的总变化为ΔVV=(ΔVm+ΔVm+ΔVf)VΔVV=φkf(υ)kmΔpfΔpdkm从另一方面考虑岩石的变化:由于骨架压强单独变化从岩石的体积模量定义需要有的体积变化为ΔV=-VΔpkdd如果流体压强增加整修骨架收缩为保持骨架上受到的压强为常数必须将各个面更虽靠近即产生另一个体积的变化ΔV=-VΔpkfm对应于Δp和Δp有dfΔVV=ΔpkΔpkfmd岩石的体积为*k=Δp(ΔVV)Δp=Δp+ΔpkdΔVV=ΔpkΔpkdΔVV=φk(υ)kΔpΔp解上三方程整理后可得(),KKdm()*K,KdK,,,d,KKKfmm*式中K是以体积模量为K的流体所饱和的岩石的体积模量K是骨架体积模量K是基质(颗fdm*粒)体积模量而φ是孔隙度。岩石的剪切模量G不受流体饱和的影响所以*G=G()d*式中G是岩石的骨架剪切模量。饱和岩石的密度ρ简化为d*ρ=ρφρ()df*式中ρ和ρ分别是流体饱和和干燥岩石的密度而ρ是孔隙流体的密度。请注意ρ=(φ)ρdfdm其中ρ是基质(颗粒)密度。m利用测量到的骨架岩石的速度计算骨架部分的体积模量和剪切模量:K=ρ(V()V)()ddpsG=ρV()dds重要的是这里指出了骨架模量不同于干燥模量。对Gassmann方程的正确应用应在湿润流体(通常为水)的残余饱和度(irreduciblesaturation)条件下测量骨架模量。残余流体是岩石骨架的一部分不是孔隙空间。实验室岩样的过分干燥将导致错误的Gassmann结果。利用Wood’s方程(Wood)可以计算出混合流体的体积模量K:fK=SKSKSK()fwwoogg式中KK和K分别是水、原油和气体的体积模量SS和S分别是水、原油及气体的wogwog饱和度表示为孔隙空间的容积组成部分即SSS=。方程()意味着孔隙流体在孔隙中wog是均匀分布的。混合流体的体积密度由下式计算:ρ=SρSρSρ()fwwoogg式中ρρ和ρ分别是水、原油和气体的体积密度。wog如在()–()式中所见Gassmann方程要求若干输入参数来计算流体对地震速度的影响包括通常多在实验室测得的干燥骨架体积模量和剪切模量、孔隙度、颗粒密度以及流体体积模量(不可压缩率)。如果没有实验室数据可供使用这些参数往往也能通过测井资料或经验关系式测量或估算出来。例如孔隙度能从中子或声波测井中求得如果已知或由声波测井数据获得了其它输入参数用反向Gassmann方程可估算出干燥骨架模量。在假定岩性不变的前提下这些信息也能从同一口井中的气水和油水饱和剖面求取。然而测井导出的参数通常是不精确的因为它们是间接的测量方法并且受井眼条件、饱和状态及岩性变化的影响。根据()式可导出空骨架的体积模量为和G:mm输入的颗粒(基质)体积模量和剪切模量是来自组成岩石的矿物的模量如果岩石的矿物成分是已知的利用VoightReussHill(VRH)平均(Hill)可计算出有效KM=(MM)()VR式中M是有效颗粒模量(也可以是K或G)M是Voigt()平均值mmV而M是Reuss()平均值R式中c和M分别是第i个分量的体积系数和模量。有效介质宏观上为各向同性。Hashin和Shtrikmanii()提出了对M的很严密的界定但很复杂的估算。出于实用的目的当分量的弹性常量不是普遍的不同时用VRH和HashinShtrikman模型可得到类似的结果。Wang(a)对Gassmann预测结果和实验室数据之间进行了广泛的比较其结果表明对于具有高纵横比()相互连通孔隙的岩石如在高有效压力下未固结的纯砂层和砂岩在Gassmann方程计算的和实验室测量的地震速度之间存在小的差别(二维孔隙的纵横比被定义为长轴除以短轴它总是小于或等于)。对于孔隙纵横比极小(<<)的岩石诸如欠压实颗粒、裂缝或裂隙在地震频率下所测量的速度可能比Gassmann计算值更接近于实验室测量值。对于这些岩石尤其是当其为高粘度孔隙流体所饱和时会在很低的频率处发生显著的波弥散以至地震和实验室频率都处于同样的“高”频带。对于具有低纵横比孔隙介质的岩石在地震频率下所测定的速度高于Gassmann计算值但低于实验室测量值。然而在人们能够在实验室或野外条件下严格验证Gassmann方程之前地震数据相对于Gassmann方程预测结果和实验室测量数据之偏差的真实大小仍将是未知的。Wang(a)也比较了流体置换对地震特性影响的Gassmann结果和实验室结果两者吻合得非常好说明在不可还原的水饱和条件或可湿条件下可以测得向Gassmann方程提供的骨架特性(KG和ρ)。图显示了流体置换(水和CO注入)对砂层、砂岩及白云岩纵波速度(V)dddP的影响。流体置换造成Gassmann方程所计算V的变化非常接近于实验室测量的结果(图a)。对p于横波速度(图b)Gassmann方程预测结果稍大于实验室测得的流体置换的影响。图所示的结果表明尽管不是岩石所必备的但只要可能涉及良好连通的大孔隙中的流体其流体置换过程就近似符合Gassmann假设条件。因此只要在不可还原的水饱和条件下测得输入骨架特性由Gassmann预测的和实验室测量到的流体置换对地震特性的影响就可以直接被运用于D地震可行性研究和解释。Biot(ab)将Gassmann方程推广到了全频带范围。在零频率情况下Biot理论简化为Gassmann方程。在非限定频率情况下Biot理论可以由一组解析方程式描述(Geertsma和Smit)。然而由于对大多数储层岩石来说零频率和非限定频率之间所计算出的速度差别通常不到所以Biot理论预测出速度对频率几砂层、砂岩及白云岩中流体臵换(水和CO注入)乎没有依赖关系(WinklerWang和对纵波速度影响(图a)和横波速度影响(图b)Nura)。其结果是流体置换分析仍经常采用的是Gassmann方程而非Biot的全的Gassmann方程计算结果与实验室测量结果交会频理论。图。圆点为水注入砂岩和砂层三角为CO注入白云岩。除了Gassmann和Biot理论之外还存在许多其它模型全面的回顾总结请参见Wang和Nur()及Mavko等()。第三节Biot理论、理论Gassmann理论依赖几个假设如流体无粘滞性流体与骨架之间的相互运动忽略不计等。这此假设在低频时是合理的。但并没有指明频率的多少是低频。另一方面如果考虑流体的粘滞性和相对运动势必会产生能量的耗损Gassmann理论无法计算这一耗损。显然Gassmann理论与实验室的高频测试有差异。Biot理论将低频范围限制在:f<(ηΦπκρ)fBiot理论的基本参数与Gassmann方程一致还需关于流体性质的参数以及耦合系统中的新参数。流体参数:粘滞度η和渗透度κ。耦合系统新参数:)复数粘滞度骨架内流体以某种低频振动流体的压力通过粘滞阻力F(ω)传递给骨架。复=ηF(ω)c数粘滞度为)临界频率ω=ηΦκρf=ηΦπκρ。ηcff)结构因子(扭曲度)αBiot理论涉及一系列理论推导。可参阅Biot在发表的文章。Biot理论最大的特点是预测了在饱和多孔介质中存在两种类型的膨胀波在非粘滞性流体情况波传播无频散和衰减在粘滞流体中有耗散并与固体和流体的相对速度平方成正比。比例系数与粘滞度和渗透率有关。、Biot模型的定性描述上一节描述了饱和多孔隙介质内波传播模拟方法。所提模型揭示了在这样一种介质之内存在有三种波动传播换言之就是两种压缩波和一种剪切波。这种模型的特点和主要意义就在于预测第二类压缩波或幔波。因此从实验上确认存在有这样一种慢波以证明Biot理论之有效性是很必要的。我们将首先描述PIona()从实验上验证这种理论时所实现的定性步骤过程然后描述所得结果。饱和多孔隙介质是由固相与液相相互渗透所形成的一种介质。所谓双相介质其中之一就是固相构成所涉及物体的基质而第二种就是液相构成其饱和流体。这种相互渗透以两种不同方式出现如图示意(Plona)。(图a是液相中存在不连续性在连续性固相的背景上由一组不连通的孔隙组成。在第二种情形中(图b)固相与液相都是连续的。两种类型的波(一种是压缩波一种是剪切波)可在各向同性固体中传播而在液体中仅只有一种类型的波、即一种压缩波能传播。饱和多孔隙介质既然由双相所构成一种是固体而第二种是液体因而看来合乎逻辑地应能够观察到三种波即两种压缩波和一种剪切波。要使这点成立那就有必要使液相和固相是连续的。按这种方式波就能够在给定的一种相之内传播。这意味着多孔隙介质必须属以上所述的第二种类型(图b)。图饱和多孔隙介质结构示意图(据Plona)事实上对每种天然的多孔隙介质两种类型的孔隙率(非连通孔隙与连通孔隙)全都有所以参与慢波运动的液体只不过是一部分包含在连通孔隙率内的液体。最后重要的是要认识到那种人们据以进行思考的粗略想象即在两种压缩波中间有一种在液体之内运动而第二种在固体内运动那是不成立的。实际上多孔隙介质是一种由彼此耦合的固相与液相所构成的物质将样品描绘为两个弹簧所组成的系统其固有振动由一个同相振动和一个异相振动构成就可以导出更为精确的形象概念。这两种类型的运动先前在节中已经作过模拟和讨论了这个评论将会有助于我们更清晰地理解为观察到一个渐近的慢波所需的必要条件。如果液体不是粘滞的那就无粘滞耦合力出现在液体与同体之间的分界面上而与此相反若是液体非常粘滞那就存在有巨大的耦合力阻止了差异流动运动这点清楚地表明隙间流体的粘滞性之重要性。此外众所周知粘滞耦合力的强度有赖于入射波频率在无限大频率时一个粘滞流体的表现就好像是已经不存在粘滞性了而在低频时即使低粘滞性也能够引起显著的耦合。实际上考虑这种粘滞力的强度时可以观察到它随着离开液体与固体分界面距离之增大而迅速减小(图)。而且这种影响可以用某个趋肤深度ds来表示其特征这个趋肤深度(skindepth)就是,ds,,,它与粘滞系数的平方根呈正比而与频率的平方根和流体密度的平方根呈反比。这就清楚地表明在流体粘滞性降低而波的频率增大时慢波的传播就变得更为可观测了。式(-)中的密度项在此处使我们回想起令任何质量开始运动时的惯性问题。因此对于观察Biot机制以及对于一个给定的样品这种深度ds应该非常之小于孔隙的平均通达半径是非常重要的。图由毛细管壁突然运动而形成的流体速度分布侧面示意图例如在砂岩中的平均通达半径相当大在渗透率范围为几个mD(毫达西)至mD(毫达西)情形下大约为至µm。这暗示着对于超声模型试验利用水作为饱和流体时趋肤深度约为至µm。对于能够直接观察到慢波来说趋肤深度对通达半径的比值因此是过高了因为流体与基质分界面上的粘滞影响已经胜过流体与基质之间出现异相运动的可能性。这意味着必须间接观测慢波比方说分析不同记录信号所经受的特征变化来实现间接观测。简言之我已经表明为观察到一个渐进的慢波就需要具备下列性质:()液相与固相的连续性开放系统。()入射波含有高频成分。()低饱和流体粘滞性(高液体渗透率)。()高饱和流体密度(不太重要)。()高孔隙大小和高孔隙通达半径()高绝对渗透率。为清楚地观察到上面所述两种运动(同相与异相)流体与固体之间的速度差异必须高到足以保证两种运动之间有显著分离。因之重要的是要有一种比固体基质更能压缩很多的流体。、饱和多孔隙介质中慢纵波实验观测Plona实验结果作过这些开场白之后Plona的实验看来似乎是简单的。实际上要观察到慢波有必要允许流体与固体可运动从而使波的发射与记录均远离该固体。这意味着要避免将传感器粘着于样品上那样会有碍于记录慢波。实验在充水水槽内进行(Plona,)所发射信号对该多孔隙介质的入射角能够变动用以观察过程的角度依赖关系(图)。所使用的换能器具有中心频率为MHz。不同波的速度观测精度为%。一些理论模型用来模拟多孔岩石的一些特殊的物理属性及一些参数性质。这些模型建立了一个物理概念:理想的多孔介质是怎样来影响物理属性的。然而和实际的岩石相比这些模型却过于简单。大多数的模型能够用一种或更多种任意的参数来预测岩石属性但是不能够用来实现实际岩石的预测。人们做了许多努力(Schwartz,)来建立多孔岩石模型(Barryman,)但是成果却十分有限。理论模型在地学科学方面的应用还处在一个有限的水平上。为了确定岩石物性和参数的关系实验室就进行了相应的研究。只有通过对岩石样品的实验研究才能提供一些相关的制约因素和最高质量的数据。基于实验数据速度和岩石参数之间的物理关系才能确定。这些关系可能延伸到一个比较大的范围甚至无法测定。许多测定的数据比如记录井间数据VSP地震数据由于缺少参数控制而显得不十分可靠。测量方法的标准和解释必须依靠于实验室核心方法和岩石物理学知识。尽管许多经验关系的确定都基于测量所得的数据。当面对一个边缘盆地时如果没有该地区的核心数据没有人能预测出其岩石物性。为了了解岩石你必须检验和测试它们。不同盆地或是不同构成又或是不同地形外貌的岩石可能完全不相同。在了解它们的特性之前你必须测试它们。无论什么时候在地震剖面上识别振幅异常诀窍是辨刖出哪些岩石特性的变化引起振幅改变。为了有助于问题的解决需要使用一些关于影响速度因素的经验法则即关于速度如何被下列因素的变化影响:()弹性模量()密度()不同的环境条件。下面列出的是一些影响速度的主要因素见图。流体的密度对于未固结碎屑岩孔隙流体的变化对岩石速度的影响很大。随着孔隙流体密度的增加岩石速度也增加。然而对于固结良好的岩石孔隙度的变化比孔隙流体的变化对岩石速度的影响更大。基质的密度致密的岩石般比密度较小的岩石的速度要高。对于浅层湿的未固结的岩石密度的变化经常是影响反射系数的主要因素。图影响地震速度因素的定性描述地质年代/深度地质年代本身不影响岩石的速度:而是所有别的因素都随时间变化比如胶结程度的增加、孔隙度的减小、压实和成岩程度的减弱。在fft(m)深度内随着微裂缝逐渐闭合高速岩石的速度随深度迅速增加。随深度的进一步增加.速度的增加变得缓慢最后达到接近零孔隙度的岩石的速度。对于未固结岩石速度随深度线性增加或者更确切地说.是随有效压力的增加而增加这将在后面进行讨论。含水饱和度如上所述如果孔隙流体密度增加纵波速度也增加。但是速度随孔隙流体密度的增加不一定是线性的对于浅层未固结沉积岩.与水饱和状态相比孔隙中含少量气将会使岩石速度大幅度下降。但足如果岩石中已饱和~的气那么含气饱和度的进步升高对岩石速度的影响却较小。不幸的是这意味着有经济价值的气藏与衰竭的气藏有几乎相同的纵波地震振幅。孔隙度近几年来测井分析家推导出许多经验公式使用声波旅行时(速度的倒数)来估算储层孔隙度孔隙度改变了岩石的密度和弹性模量孔隙度增加导致速度降低。胶结程度颗粒的胶结程度通常随地质年代的增加而加强引起孔隙度的减小和岩石弹性模量的增加。因而胶结使岩石速度增加。孔隙压力和上覆压力分析速度时有必要将上覆压力和孔隙压力起来考虑。地层的上覆压力来自于它上面岩石的总重量包括孔隙中的流体。如果岩石与地表具有静水压力连通那么岩石中的孔隙压力等于与地层深度等高的盐水柱底部的压力(即静水压力)。如果上覆压力增加而孔隙压力保持不变那么岩体基质将被挤压得越紧密岩石弹性模量将增加而密度变化不大。相似地如果孔隙压力增加而上覆压力不变.那么孔隙流体承受的上覆压力部分将增加岩石就显得较软地层速度较低。这一种情况属于异常压力地层。上覆压力减去孔隙压力称为有效压力。如果有效压力保持不变那么速度将不会有明显的变化。假设上覆压力的梯度为psi/ft孔隙压力的梯度为psi/ft那么作用在岩石上的有效压力将以psi/ft的量增加因此速度通常随深度增加。泥质含量通常情下纵波速度随泥质含量的增加而降低。但并不总是这样的。速度是变大还是变小取决于泥质在岩石中的状态:填充孔隙、破坏颗粒的接触或足替换部分骨架。从以上列出的种种因素来看哪个因素对速度的影响最大呢?一般来说.在一个地区必须找出影响速度的主要因素。进行区域或局部振幅解释时在趋势分析中要引入不同的因素作为滤波器或变量。从理论上讲地震速度不会必然地随体积密度增加。例如与白云岩相比硬石膏具有更高的体积密度但却有更低的速度。进而对部分气水饱和岩石加入更多的水以增加体积密度但也将降低速度因为加入的水增加了体积密度但不改变体积模量。确实存在地震速度随体积密度增加的经验关,,VP系式其中的之一是Gardner等()给出的经典关系:式中V是纵波速度(fts)ρ是体积密度(gcm)。然而Gardner等的关系式仅考虑从水饱和沉积p岩石的体积密度来估算纵波速度。虽然Gardner等根据()式处理了所有沉积岩石(作为单独一组)确实给出了不同岩性的独立曲线但这样一来对所有沉积岩石就只存在单一的V-ρ关系了。pGardner等人的平均变换在砂岩与页岩的趋势线之间。Castagna()扩充了Gardner的工作得出了不同岩性的速度密度变换式如图。修改后的变换式如下(单位分别是gmc和fts):砂岩:,,VP页岩:,,VP石灰岩:,,VP白云岩:,,VP硬石膏:,,VPWang(b)也基于岩性将沉积岩石划分为若干小组并且开发了一组V和V与体积密度ps之间的关系式。这些关系式基于大批量的实验室数据(超过个数据点)适用于各种岩性和饱和度。图a显示了Gardner等()通常对水饱和储层岩石V低估而对水饱和页岩V高估的那pp一条关系曲线(虚线)并给出了Wang’s(b)在岩性已知前提下精制的关系曲线(实线)。它们也适用于气饱和岩石。图b示出了在体积密度和V之间同样存在的系统关系。这些结果类似于sCastagna等()的研究结果。图沉积岩石V(图a)和V(图b)随体积密度的变化曲线。Gardner等()通常对水饱和储层岩石V低psp估而对水饱和页岩V高估的那一条关系曲线见图a中虚线所示。p地震特性也受岩石的基质结构所控制诸如颗粒颗粒接触关系、圆度、分选性、胶结程度等等颗粒颗粒接触关系差通常导致很低的地震速度和波阻抗而胶结程度明显地增强地震特性。因为颗粒之间的接触区域大所以大颗粒的砂层比细颗粒砂层呈现更高的地震速度。分选性差的砂层呈现较高的地震速度因为分选性差降低了孔隙度。Spencer等()认为未固结砂层的分选性和颗粒尺寸会影响未固结砂层的VV和泊松比。砂粒的圆度或有角性也会影响地震速度和VpspV:圆滑的颗粒导致更好的颗粒接触关系从而具有更高的速度。因为沉积岩石的基质难以量化s且难有岩芯来描述所以基质结构对地震特性的影响也就难以量化了。这个问题目需要作进一步的研究。对于给定的孔隙度与孔隙纵横比分布储层岩石中白云岩具有最高的V其后是石灰岩、砂岩p及未固结砂层。如果降低V的话则其顺序将有所不同可能的顺序是砂岩、白云岩、石灰岩及未固s结砂层。由此可知石灰岩具有最高的VV比其后为白云岩、深埋未固结砂层及砂岩。浅的未固ps结砂层由于颗粒接触差可能会有非常高的VV但如果在压力下颗粒的相互接触一但变好则未ps固结砂层通常显示比碳酸盐岩低的VV比。因此VV比的差异性为岩性识别提供了工具手段。psps当然由于存在孔隙纵横比分布、裂隙排列、压力影响等多种因素速度值和VV是很复杂的。ps页岩是储层的盖层岩石它也具有不同的速度和波阻抗。然而页岩总是具有比储层砂层高的VV比。因此当盖层泥岩与储层砂岩具有相似的P波阻抗时它们的S波阻抗不同。MacLeodps等()给出了北海Alba油田的例子由于盖层泥岩和储层砂层之间具有相似的P波阻抗海上拖缆P波地震数据不足以定义油藏边界线。但是在储层顶部S波阻抗差很大通过利用P波和S转换波成功地实现了储层成像。岩石的速度和波阻抗随着孔隙度的增高而减小。然而速度或波阻抗相对于孔隙度的这种关系仅仅是在统计意义上有效因为与孔隙度相比岩石的地震特性受孔隙形状的影响更大(例如Kuster和Toksoz)。例如与具有高纵横比球形孔隙的岩石相比具有低纵横比扁平孔隙的岩石可能具有更低的地震速度因为扁平孔隙比球形孔隙的可压缩率高得多。由此可以推论速度或波阻抗相对孔隙度关系的扩散性可以部分地归因于岩石样品中孔隙形状的差别。然而沉积岩石中的孔隙形状变化多端且难以量化衡量。实际上对于油藏储层中的每一种岩相必须建立起孔隙度和地震特性之间的统计关系包括其标准偏差。许多储集砂层和砂岩中含有粘土。粘土对地震特性的影响进一步取决于粘土微粒在岩石中的位置和粘土类型。如果粘土是岩石基质的一部分以及如果粘土比石英更可压缩则速度和波阻抗将随着粘土含量的增加而减小。Han,Nur和Morgan()认为:如果岩石孔隙内充填的是粘土其纵波速度要比充填液体的速度慢会使横波速度降低。除了密度影响外充填粘土的孔隙对地震特性几乎没有影响除非孔隙完全被填满。Tosaya和Nur()等首先研究了孔隙度和粘土含量对地震速度的联合影响。Han等()扩展了这种研究并基于约块砂岩样品的实验室测量V=V一aФ一aC()ppo结果开发了速度、孔隙度及粘土含量之间的一组经验关系式。该关系式的线性形式为和V=V一bФ一bC()sso式中Ф和C分别是以体积百分数表示的孔隙度和粘土含量V和V是纵波和横波速度(kms)。psa、a、b、b为回归常数是上覆岩层净压力的函数(表)。()和()式清楚地显示出V和V随着孔隙度和粘土含量的增加而统计性地降低。这些ps关系式没有考虑粘土微粒在岩石中的位置它们仅仅是经验性的没有物理上的必要性。EberhartPhillips等()进一步将Han等()的回归公式推广到包括压力。Castagna等()报告了从测井数据推导出的类似()和()式的关系式。表关于()和()式的回归常量VaaVbbposo水饱和MPaMpaMpaMpaMpa空气饱和Mpa颗粒接触与固结对速度的影响压力地震P波和S波的速度和波阻抗随上覆岩层净压力的增加而增加。然而地震特性和上覆岩层净压力之间的关系是非线性的:在上覆岩层净压力低的地方地震特性增加更快(高斜率)。因此在诸如D和AVO等地震应用中知道储层压力状态是十分重要的。例如图给出了砂岩中V相p对于上覆岩层净压力的关系曲线。上覆岩层净压力从增加至psi引起V有的增加p而当上覆岩层净压力以相同的增量从增至psi仅导致的V增高。p在常规生产和强化开采(EOR)过程中储层压力和流体饱和度都发生变化。压力和饱和度的影响可以相互加强或彼此竞争。所造成地震特性(速度和波阻抗)的变化取决于压力和饱和度变化的综合影响。例如在水驱动过程中水置换了原油所以含油饱和度降低在此期间由于生产可能引起储层压力下跌从而导致上覆储层净压力增加。含油饱和度和储层压力的降低将使P波速度和波阻抗增加所以说这两种影响相互加强。反之在注水过程中注入的水置换了原油使得含油饱和度降低(含水饱和度增高)但是储层压力是典型地随着水的注入而增加导致上覆储层净压力下降。含油饱和度变低将增高P波速度和波阻抗而储层压力变高将降低P波速度和波阻抗。其结果是在这种情况下饱和度和压力部分地或整体地彼此竞争抵消了对地震特性的相互影响。这两个例子说明在规划和定时进行D地震测量时弄清储层内部作用过程和岩石特性变化的重要性。图砂岩中V相对于上覆岩层净压力的关系曲线。上覆岩层净压力从增加至psi引起V有的增pp加而当上覆岩层净压力以相同的增量从增至psi仅导致的V增高。p温度当温度升高时气饱和或水饱和岩石的地震速度和波阻抗仅稍有增加(TimurWang和Nurb)。然而当岩石为原油饱和时地震特性可以随着温度的增加而大幅度地降低尤其是在含重油的未固结砂层中。油气饱和岩石速度对温度的这种依赖关系为热EOR的地震监测提供了物理基础。Tosaya等()首先显示了重油砂层纵波速度引人注目的降低。当温度从增至C时V几乎下降了至!这样巨大的降低部分地是由于原油的可压缩率增加所造p成。进而V降低的部分原因是在Tosaya等的实验中异常高的孔隙压力所致:当岩心加热时孔p隙空间内部的原油膨胀得非常快而孔隙压力通道被压力管外部的冷稠油所堵塞。尽管如此Vp降低的量级是那样惊人有必要值得进一步研究。Wang和Nur(b)测量了多种重油砂岩和油气饱和岩石他们的结果说明V和V随着温ps度的增加而降低。在他们的实验中避免了超压问题并且发现当温度从增至C时V降低p了以上。图a和b分别给出了重油砂岩V和V随温度变化的曲线。实验中V和V是随温度变化从室psps温(F或C)到F(C)来测定的。在图a中随着温度从增至C时V降低p了约图b表明温度从增至C时V也降低了约。因为V理论上不受流体所影ss响图b上的V降低是岩石骨架变化和岩石流体相互作用的结果。因为重油是粘稠的在原油和s岩石颗粒之间存在一种很强的界面力(一种模拟是用于铺路的沥青)。当温度增加时原油的粘滞性和界面力减小砂岩颗粒松开致使体积模量和剪切刚度降低。图重油砂岩V(图a)和V(图b)随温度变化的曲线。随着温度从增至C时V和V都降低了约psps当岩石内的水转变为蒸气(图a顶端两条曲线)温度在至C之间的低孔隙压力(和psi)情况下V的降低显示出一个台阶其降低幅度额外增加了约而V由于水变蒸汽大约增高了。ps当水趋于转变为蒸气(顶端两条曲线)温度在至C之间的低孔隙压力(和psi)情况下V的降低显示出一个台阶其降低幅度额外增加了约。而V由于水变蒸汽大约增高ps了。V降低幅度的额外增加是因为蒸汽比热水可压缩率高所致(图a)。V增高是由于蒸汽体ps积膨胀置换了孔隙空间外的液体而使体积密度降低所致。临界孔隙率多孔岩石的边界弹性模量虽然如今在井中一般都采集偶极声速测井数据但日常仍需要从可供使用的V数据导出Vps因为现有的大量老资料都只有单极测井数据。Castagna等()曾出版了描述水饱和碎屑硅酸盐岩V与V的经验关系式。这种相互关系就是所谓的泥岩线:psV=V(kms)()ps虽然泥岩线在其它关系式难以适用时可用于横波速度求取但它存在一些明显的弊端:()它对未固结软砂层和一些岩化净砂层用已知的V估算出的V值过低()仅对于水饱和弹性岩石是ps有效的。Krief等()提出了一个建立干燥岩石剪切模量与Biot系数(Biot)关系的模型。对于流体饱和岩石作者利用Gassmann方程(Gassmann)给出了包括流体饱和岩石纵波和横波平方项的直线关系式:式中V和V分别为流体饱和岩石的纵波速度和横波速度V和V分别是岩石固体基质(矿p,sats,satp,ms,m物)的纵波速度和横波速度而V是孔隙流体的纵波速度。fKrief等()的模型假定骨架的VV等于固体基质的VV。这只有对石英砂层和砂岩psps来说是近似真实的。所以()式不能用于除砂层和砂岩之外的其它岩石。Greenberg和Castagna()提出了一个估算多孔岩石横波速度的迭代模型该模型结合Gassmann方程与VoigtReussHill速度平均以求得横波速度。这个模型要求输入的参数是岩性、饱V比值。Murphy等也给出一组骨架体积模量和剪切模量与孔隙度之间的ps和度、孔隙度及纵波速度。关系式。对于孔隙度小于或等于时骨架体积模量和剪切模量是孔隙度的二阶多项式函数:Murphy等()观测了石英砂层的骨架剪切模量与体积模量之比接近等于的常数值由此得到常数为的VK=(一)()ФФdG=(一ФФ)()d对于大于的孔隙度关系式成为指数型:K=exp(一Ф)()dG=exp(一Ф)()d式中K和G分别是骨架岩石(带有空孔隙的岩石)的体积模量和剪切模量(Gpa)是孔隙度Фdd(容积百分数)。当孔隙度、密度及横波速度数据可供使用时用G=ρV和()或()式能够计算出剪ds切模量。然后对两个G值进行比较如果两者接近岩石是砂层如果用G=ρV计算的骨架剪dds切模量显著低于()或()式计算的G则岩石是泥岩。dMurphy等()用一个更大的数据组对Wang(c)的结果进行了比较:对于粒状物质、砂层及砂岩骨架剪切模量与体积模量之比的平均值为。这对应于约的骨架VV比(泊ps松比为)。一般说来图说明了在碎屑粒状岩石骨架的体积模量(K)和剪切模量(G)dd之间存在着线性关系。这也与Castagna等()的结论吻合他们发现碎屑岩的骨架体积模量和剪切模量相互近似相等。VVps长期以来普遍认同的是VV能用作为岩性指示标记(例如TathamDomenico)。ps页岩(假设为各向同性)总是具有比储层砂层高的VV。在碳酸盐岩中Rafavich等()说ps明VV能用来从白云岩中区分石灰岩。Wilkens等()认为VV是硅质石灰岩矿物成分的一psps个很好的判别标记。Wang和Szata()给出的数据显示在礁外环境中的无孔隙石灰岩和多孔白云岩能具有相似的波阻抗但却有明显不同的VV或波阻抗比值。图a和b显示了他们的研ps究结果即分别相对于P波和S波阻抗的波阻抗比。在储层(多孔白云岩)和非储层(无孔隙石灰岩)岩石之间存在着清晰的分离关系。Wang和Szata的岩石物理结果用多分量地震资料成功地进行了野外验证其目标在于从无孔隙石灰岩中识别多孔白云岩储层。VV或波阻抗比也已成功地用于直接碳氢检测尤其是AVO技术。因为横波对流体的变化ps不敏感而纵波有明显反映所以在流体类型和饱和度变化时将导致VV的改变。对于这个论题ps的全面回顾请见Castagna和Backus()。图碎屑粒状岩石骨架的体积模量(K)和剪切d模量(G)之间存在的线性关系。R是相关系数。d图碳酸盐岩波阻抗比分别相对于P波阻抗和S波阻抗的关系曲线。在储层(多孔白云岩)和非储层(无孔隙石灰岩)岩石之间存在着清晰的分离关系。P是压力差(上覆岩层净压力)。d勘探地震学的最终任务之一是描述和绘制储层中孔隙流体及其类型和分布图。为了实现这个目标由地震数据必须能够求解储层中不同孔隙流体之间的可压缩性对比因此必须充分了解孔隙流体的地震特性。Batzle和Wang()基于他们自己掌握的数据以及有关文献总结了通常所遇到的孔隙流体的地震特性。现在它们的相互关系被广泛应用于石油工业。Batzle和Wang()提出了一组计算天然气的体积模量和密度的方程式。因为大多数天然气在储层条件下是绝对可压缩的在地震模拟中多数情况下天然气的体积模量(不可压缩率)可设置为至GPa。在对流体饱和岩石所计算的地震特性中天然气体积模量的误差将产生很小的不确定性。在一些文献中(如Younglove和Ely())可以查到甲烷、乙烷及丁烷的热物理特性值包括声波速度和体积密度以及其它物理参数。CO经常被注入到油气储层中以便置换原油置换过程可以是混溶或非混溶的取决于压力和温度。进而许多天然气藏产生必须被处理的相当大量的CO一种处理方法是将它再注入地层中去。利用地震技术能够监控CO注入及其置换过程(Langan等)唯一的条件是注入的CO引起地层岩石的地震特性发生足够的变化。因此为模拟和解释地震数据需要了解CO的特性。Vargaftik()给出了一些作为压力和温度的函数的CO特性数据。原油的体积模量和密度随着压力的增大而增加随温度的升高而减小。Batzle和Wang()提出了一组计算随压力和温度变化的原油特性的经验公式:,,,,,,,,,,,V,,TP,,TP,,,,,,,,,,,,,K=ρV式中ρV和K分别是在压力P(MPa)和温度T(C)时的密度(gcm)速度(ms)以及体积模量(kPa)ρ是在C和一个大气压下所测得的参考密度。方程()和()仅对死油是有效的(不含溶解气的原油)。对于活油(含溶解气的原油)需在()式中用饱和密度ρ替代ρ在()中用伪密度ρ’替代ρ:G称为地层体积因子G是气体的比重(相对于空气而言)R是气-油比(GOR)单位:升升(G升升=ftbbl)。水是一种具有若干异常特性的流体(部分地由于水分子的电子极性):()在大气压力下水的密度在C时达到最大值()对于它的分子重量来说水有异常高的沸点和熔点()不同于油气液体的声速度随着温度的增加而单调减少在大气压强下水的声速随温度增加而增大在大约C时达到最大值然后随温度的进一步升高而减小。利用Batzle和Wang()文献中所总结的公式可以计算出脱气水和盐水的声速与体积密度:和ρ分别为水和盐水的体积密度V和V分别是水和盐水的速度S是以重量百分数表示wbwb式中ρ的盐浓度T为温度(C)而P是压力(Mpa)。常量w可在Batzle和Wang()文献中找到。ij计算出速度和体积密度后由()式就能够求得体积模量。Dodson和Standing()发现对于少量的溶解气来说水的可压缩率随着水中所包含溶解气的气-水比而近线性地增大:β=β(+R)()GBG式中β是含有溶解气的水的可压缩率β是脱气水的可压缩率R是气-水比(升升)。SergeevGBG()也曾报告过可压缩率随着盐水中的溶解气量而显著增大。多年来一直利用()式估算水和盐水随溶解气量而变化的可压缩率。然而这个方程式所预测水的可压缩率对溶解气量的依赖过高。举例来说对于升升的气-水比(ftbbl)将使可压缩性增加!Osif()研究了盐、气体、温度及压力对水的可压缩率的影响与Dodson和Standing()的结论相反Osif的结果显示溶解气对水和盐水的可压缩率几乎没有影响。Osif的研究结果得到Liu()的确认他研究了溶解的甲烷、氮气、CO及氨气对水中声速的影响。其结果显示甲烷和氮气在水中的溶解量对声速几乎没有影响而CO和NH在水中的溶解明显提高了声速度。在CO-水的溶解中当室温下约psi的CO被溶解到水中时声速度增大了约ms(大约)。在NH-水的溶解中室温下溶解到水中约psi的NH声速增大约ms(大约)。如此大的增加幅度说明在实用中不能被忽略。蒸汽和热水的声学特性对D地震监测数据的模拟和解释来说是很重要的。美国机械工程师协会(ASME)出版了水和蒸汽相对于压力和温度变化的特定量表(Meyer等)。用下式可由该特定量数据换算出等温体积模量数据:,PK,,,T,,式中v是给出的特定量P为压力(Mpa)而K是等温体积模量(Mpa)。T由于声速受绝热体积模量和体积密度所控制必须将等温体积模量K转换为绝热体积模量K:TCPK,KTC,和C分别是常压力和常容量下的比热。在实验室中不容易精确地获得C和C在我们的pvpv计算中通常假设C对C的比值为。pv图a显示了水和蒸汽的绝热体积模量相对于温度和压力的变化曲线。随着水转变为蒸气体式中C积模量曲线急剧下跌。图b示出了水和蒸汽的体积密度相对于温度和压力的变化。当水逐渐转变为蒸气体积密度曲线也急剧下落。温度升高至在C左右时水的体积模量一直在增加其后随温度的进一步增加则体积模量减小。对于流体流动的特性在这里不作讨论(例如钻井泥浆)相关内容请参见Wang和Nur()。图水和蒸汽的绝热体积模量(图a)及体积密度(图b)相对于温度和压力的变化曲线。随着水逐渐转变为蒸气体积模量和体积密度曲线都急剧下降。D地震油藏监测和反射系数随入射角变化分析(振幅随偏移距变化(AVO))的关键因素之一是对流体饱和及置换的地震响应。以更低可压缩流体饱和的岩石其P波速度和波阻抗更高。因为流体没有任何刚性所以横波速度和波阻抗受孔隙流体的影响少得多。因而含有更低可压缩流体的岩石具有更高的速度比(VV)。V和VV对孔隙流体类型的这种依赖关系是用反射系数pspps随入射角变化分析技术进行直接碳氢检测和流体描述的物理基础。速度和波阻抗对孔隙流体类型和饱和度的依赖关系使D地震方法成为油藏流体成图和监测的一种强有力的工具。虽然良好的孔隙流体可压缩率对比对D和AVO分析来说是必要的但这些条件并不是充分的因为地震反射系数既依赖于流体特性还依赖于岩石特性。流体对具有刚性孔隙的岩石(硬岩石)总是比对具有柔性孔隙的岩石(软岩石)的影响要小。图示出了块注水砂岩和砂层样品相对于孔隙度的P波波阻抗变化曲线。趋向于具有坚硬弹性骨架的低孔隙度岩石显示出注水对地震波阻抗的影响很小。然而流体饱和的影响是受孔隙的可压缩性(或孔隙形状)所控制的并不完全受孔隙度影响。具有裂缝或裂隙的岩石无论孔隙度可能多么低总是显示出流体饱对地震速度有很大的影响。这是因为裂缝和裂隙是非常柔顺的。图块注水砂岩和砂层岩样相对于孔隙度的P波波阻抗变化曲线。趋于具有坚硬弹性骨架的低孔隙度岩石显示出注水对地震波阻抗的影响很小。流体饱和对速度各向异性许多含油气储层都埋藏相对较深从几百至几千米深度。这意味着储层岩石上方覆盖着巨厚的非储层地层。进而许多含油气储层是被内在各向异性的厚实非渗透页岩所密封。地震波传播到储层之前必先穿过这些盖层岩石。因此对地震成像来说了解泥岩特性和各向异性是很重要的。海湾地区地震剖面考虑了各向异性的偏移结果与未考虑各向异性的偏移图象相比显示出储层和断层更为明确的图象(Meadows和Abriel)。然而直到现在研究页岩地震速度和各向异性的岩石物理数据仍不充足很大程度上是因为页岩的实验室测量方法要耗费大量时间。因为需要至少五种独立的测量来描述横向各向同性(TI)介质传统上要求三个单独的相邻岩芯塞。岩石中存在两种类型的各向异性:固有各向异性和诱发各向异性。固有各向异性由细长颗粒或孔隙的选择性排布和良好层理所引起。沉积岩石中的固有各向异性通常表现为横向各向同性的形式因此需要五个独立的弹性常量来描述岩石的弹性特性。大多数页岩是固有地横向同性。Kaarsberg()可能是第一个研究页岩的声学性质的。其后许多作者基于一定量的数据提出了泥岩特性和各向异性的研究结果(例如Jones和WangTosayaLo等Vernik和NurHornbyJohnston和ChristensenVernik和Liu)。所测量的所有页岩都显示出相当程度的地震各向异性其范围从百分之几到高达。诱发各向异性是应力各向异性和地层裂缝所造成。Nur和Simmons()是首先研究应力诱发各向异性的。应力各向异性优选定向排布孔隙、颗粒、裂缝及裂隙所以换句话说各向同性岩石变成为地震意义上的各向异性。图给出了对盐水饱和软泥岩所测量的纵波和横波速度。纵波和横波速度分别显示出大约和大约的各向异性。从许多泥岩各向异性的实验室测量结果来看我认为P波图盐水饱和软泥岩所测量的纵波和横波速度。和S波具有多达的速度各向异性。很明显三种V值分别是在与对称轴呈p这样高量级的各向异性在地震处理和解释中是的传播方向上测得的两种横波速度值是不能被忽略的。在与对称轴呈的传播方向上(SH波和SV波的偏振分别与对称轴呈和)测得的。第八章岩石的其它物理性质(略)第九章石油地球物理中的应用(略)

类似资料

该用户的其他资料

单晶硅棒项目.doc

广西苍梧县氮肥厂煤渣堆爆炸.doc

刘翔今明或进行跟腱手术 小贝医生主刀望延续生涯.doc

赤橙黄绿青蓝紫谁持彩练当空舞 赤橙黄绿青蓝紫谁持彩练当空舞给力(余姚市新建小学十件新事)一.doc

以歌词为背景 巧设疑增效率.doc

职业精品

精彩专题

用户评论

0/200
    暂无评论
上传我的资料

精选资料

热门资料排行换一换

  • 顾颉刚:顾颉刚民俗学论集.pdf

  • 波浪理论新解(实战篇).pdf

  • 亚当理论.文字版.pdf

  • 语法问题探讨集_邢福义.pdf

  • 疯狂、惊恐和崩溃:金融危机史(第…

  • 经济学是什么.pdf

  • 金融市场技术分析.pdf

  • 中国文学研究现代化进程.王瑶主编…

  • 国际法(王铁崖主编).pdf

  • 资料评价:

    / 130
    所需积分:0 立即下载

    意见
    反馈

    返回
    顶部