DreamBlooms/HansPub-15000-to-45000 huggingface dataset:
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user: 2. 剖面简介 文星场剖面地理上位于重庆市北碚区天府镇，古地理上位于蓬溪–武胜台凹的东南方向，与遂宁台内高带相邻，属于典型的台内生物礁剖面(图1)。 图1. 研究区及区域长兴组开阔台地沉积格局及地震预层成果图(据文献 [ 28 ] ，有修改) “生物礁规模较小，造礁生物数量少，单层厚度薄，无明显的白云石化现象”是文星场长兴组生物礁剖面的典型特点。除此之外，在剖面的中上部燧石结核发育，并呈明显的顺层状产出，是文星场剖面的又一大特点。结合前人对该地区的研究成果 [ 29 ] [ 30 ] [ 31 ] ，认为文星场剖面主要以开阔台地相沉积为主，并发育台内礁、台内滩等亚相和生屑滩、障积礁、生屑滩、滩间等微相，其中在剖面的底部和上部发育有生物礁，其规模小，以障积礁为主。其次，该剖面岩石类型相对单一，主要以灰岩为主，包括：泥晶灰岩，生物礁灰岩，生屑灰岩以及含燧石结核生屑灰岩。在岩相分析的基础上，结合前人对碳氧同位素与层序之间的关系及对该地区层序的研究 [ 32 ] ，将长兴组划分出2个三级II型层序，又进一步识别划分出5个四级层序，在海侵体系域内和高位体系域内均有障积礁的发育。根据碳氧同位素值“上升–下降”的变化特征，将碳氧同位素值的变化划分出4个周期性“升降”的旋回，且每个周期内岩性不同，碳氧同位素值也存在差异(图2)。 图2. 文星场剖面长兴组综合柱状图
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user: 3. 样品的采集与处理 该次采样主要沿剖面由底到顶进行，并避开构造断裂带，方解石脉以及溶洞等部位，以保证样品的有效性。数据分析在长江大学湖盆沉积实验室-Gasbench II气体同位素质谱仪上采用磷酸法进行实验分析，δ ( 13 C PDB )和δ ( 18 O PDB )的标准偏差分别为±0.2‰和±0.3‰。测得数据15组，第3组和13组为生物礁灰岩，笔者将对所测样品值进行详细的处理与分析。 碳酸盐岩极容易遭受成岩作用的改造，而成岩作用贯穿整个沉积成岩史，为保证所测数据的有效性，对所测样品值进行检验是必要的。前人对样品原始性的检测通常采用4种标准 [ 9 ] [ 10 ] [ 22 ] ：① Z值(古盐度公式)： Z = 2.048 × [ δ ( 13 C PDB ) + 50 ] + 0.498 × [ δ ( 18 O PDB ) + 50 ] ，当Z > 120，样品为海相灰岩，反之则为非海相；② 当δ ( 18 O PDB )值 < −10.000‰时，表明样品受到了强烈的成岩作用的改造，不能够反映当时海水的碳氧同位素组成，应于剔除；③ δ ( 13 C PDB )和δ ( 18 O PDB )的相关性，当δ ( 13 C PDB )和δ ( 18 O PDB )呈不明显的相关性时，能反映当时海水的碳氧同位素组成；④ Mn/Sr比值：当Mn/Sr < 10时(更严格的是<2或3)，表明样品还未受到强烈的蚀变作用，说明样品能够很好地反映海水的组成。但也有的学者研究表明 [ 22 ] ，将检验标准②中样品剔除临界值设置的越苛刻，所剩样品的δ ( 13 C PDB )和δ ( 18 O PDB )的相关性越弱，则能更好地反映海相碳酸盐岩原始碳氧组分。 因此，笔者也通过对样品临界值逐级的设置，对所测样品进行了筛选，具体如下：① Z值均大于120 (表1)，说明样品全部为海相灰岩；② 当以δ ( 18 O PDB ) < −10.000‰为剔除标准时，全岩样品δ ( 13 C PDB )和δ ( 18 O PDB )的相关系数R为0.459565，相关性较强(图3(a))，说明海相碳酸盐岩在成岩过程中，一部分样品不能反映海水的原始组分，在建立演化曲线并分析古环境的变化及与生物礁之间的关系时，应该剔除(图3)；③ 当以δ ( 18 O PDB ) < −7.500‰为剔除标准时，全岩样品δ ( 13 C PDB )和δ ( 18 O PDB )值的相关系数R为0.459565，相关性较强(图3(b))，说明在海相碳酸盐岩成岩过程中，仍然有一部分样品不能很好地反应海水的原始组分，应于剔除；④ 当条件进一步苛刻，以δ ( 18 O PDB ) < −7.000‰为剔除标准时，所剩样品的δ ( 13 C PDB )和δ ( 18 O PDB )的相关系数R为0.253969 (图3(c))，相关性很弱，说明剩余样品能较好地反映海洋原始海水的组分。 Table 1 The test data of carbon and oxygen isotope in Changxing Formation of Wenxingchang Profil 样品编号 样品位置 岩性特征 δ ( 13 C PDB )/‰ δ ( 18 O PDB )/‰ Z/1 WXC-1 1层 泥晶灰岩 1.912 －6.657 127.901 WXC-2 2层 生屑灰岩 1.789 －7.067 127.445 WXC-3 3层 生物礁灰岩 3.596 －5.849 131.752 WXC-4 4层 生屑灰岩 4.627 －6.173 133.702 WXC-5 5层 含鲕粒生屑灰岩 3.605 －6.164 131.613 WXC-6 6层 有孔虫屑灰岩 3.836 －7.000 131.718 WXC-7 7层 含燧石结核生屑灰岩 3.534 －6.093 131.459 WXC-8 8层 生屑灰岩 3.699 －6.244 131.705 WXC-9 9层 生屑灰岩 3.037 －6.604 130.231 WXC-10 10层 生屑灰岩 3.025 －6.304 130.359 WXC-11 11层 含燧石结核生屑灰岩 3.086 －6.840 130.214 WXC-12 12层 生屑灰岩 3.597 －6.321 131.519 WXC-13 13层 生物礁灰岩 3.040 －6.024 130.731 WXC-14 14层 生屑灰岩 3.369 －6.182 131.121 WXC-15 15层 含燧石结核生屑灰岩 2.388 －6.296 129.055 表1. 文星场剖面长兴组碳氧同位素测试数据一览 图3. 碳氧同位素值相关性分析
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user: 4. 碳氧同位素的组成特征 4.1. 碳同位素的组成特征 通过样品的筛选后，由图4可知，δ ( 13 C PDB )的值整体偏正，主要分布在1.912‰~4.627‰，以大于3.000‰者居多，均分布在非礁相中。对比发现，岩性不同对应的碳同位素值也不同，泥晶灰岩的δ ( 13 C PDB )为1.912‰，生屑灰岩的δ ( 13 C PDB )主要分布在3.025‰~4.627‰范围内，平均值为3.596‰；含燧石结核生屑灰岩的δ ( 13 C PDB )主要分布在2.388‰~3.534‰，平均值为3.00‰，而礁灰岩δ ( 13 C PDB )主要分布在3.140‰~3.596‰范围内，平均值为3.368‰，很明显泥晶灰岩的δ ( 13 C PDB )最小，其次为含燧石结核生屑灰岩，而生屑灰岩和礁灰岩具有较高的δ ( 13 C PDB )。但总体来讲，以礁相的δ ( 13 C PDB )最高(表2)。 图4. 碳氧同位素组成特征与岩性的关系 Table 2 The contrast of average value of carbon and oxygen isotope between reef facies and no-reef facies 相带 岩性 δ ( 13 C PDB )平均值/‰ δ ( 18 O PDB )平均值/‰ 礁相 生物礁灰岩 3.368 −5.937 非礁相 泥晶灰岩 3.307 −6.414 生屑灰岩 含燧石结核灰岩 表2. 礁相和非礁相碳氧同位素平均值对比 4.2. 氧同位素的组成特征 如图4所示，δ ( 18 O PDB )值整体偏负，主要分布在−7.000‰~−5.849‰，以−6.200‰左右较多，最大值为−5.849‰出现在礁相中，而最小值为−7.000‰出现在非礁相中。其次氧同位素值同样具有随岩性不同 δ ( 18 O PDB )值不同的特征：泥晶灰岩的δ ( 18 O PDB )值为−6.657‰，生屑灰岩的δ ( 18 O PDB )值主要分布在−7.000‰~−6.164‰，平均均值为−6.374‰；含燧石结核生屑灰岩主要分布在−6.840‰~−6.183‰，平均值为−6.440‰；而礁灰岩δ ( 18 O PDB )主要分布在−6.024‰~−5.849‰，平均值为−5.937‰；很明显礁灰岩的δ ( 18 O PDB )的值最大，生屑灰岩及含燧石结核灰岩的δ ( 18 O PDB )次之，泥晶灰岩的δ ( 18 O PDB )最小。但总体来讲，礁相的δ ( 18 O PDB )最高(表2)。 4.3. 碳氧同位素值特征对比 通过与Veizer等 [ 28 ] 所测的全球碳氧同位素值对比(表3)发现：文星场地区碳氧同位素值均在全球二叠系碳氧同位素分布范围之内，具有一定的可对比性。与前人对川东地区二叠系长兴组对比发现：文星场地区碳同位素值的分布与宣汉渡口地区相似，与普光及开江、梁平地区存在差异，而氧同位素值因地域不同呈现出的变化较大。整体而言，碳同位素值虽有变化，但幅度小，而氧同位素值则变化幅度明显。 此外，对文星场地区碳氧同位素值与岩性的关系分析(图4)表明，碳同位素值明显受岩性变化的影响：泥晶灰岩、生屑灰岩、含燧石结核生屑灰岩、燧石结核灰岩及生物礁灰岩的δ ( 13 C PDB )值都不相同，而氧同位素值则不尽然。尽管非礁相中对应岩性的氧同位素值和礁相对应氧同位素值存在明显的差异，但在非礁相中生屑灰岩与含燧石结核灰岩具有相近的δ ( 18 O PDB )平均值，碳同位素值却相差甚远。其次通过碳氧同位素值整体对比发现(图5)，碳同位素值整体偏正，而氧同位素值整体偏负；再次，碳同位素值的变化趋势与氧同位素值的变化趋势一致，即碳同位素值由低升高时，氧同位素值也表现为由低升高。 图5. 碳氧同位素值特征对比 Table 3 The contrast of carbon and oxygen isotope values between global areas and Eastern Sichuan Are 区域 年份 来源 层位 δ ( 13 C PDB ) 分布范围/‰ δ ( 13 C PDB ) 平均值/‰ δ ( 18 O PDB ) 分布范围/‰ δ ( 18 O PDB ) 平均值/‰ Bochum and Ottawa 1999 [ 26 ] P −4.000~7.000 - −10.000~3.000 - 宣汉渡口 2016 [ 22 ] P 2 ch 1.930~4.610 3.810 −7.160~−4.800 −5.6500 宣汉渡口 2016 [ 21 ] P 2 ch 1.982~4.611 3.812 −4.797~−6.395 −5.6510 文星场剖面 2016 本文 P 2 ch 1.912~4.627 3.316 −6.903~−5.849 −6.3389 表3. 全球碳氧同位素值与川东地区碳氧同位素值对比 注：P为二叠系；P 2 ch为上二叠统长兴组。
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user: 5. 碳氧同位素的地质意义及与生物礁发育的关系 5.1. 碳氧同位素的地质意义 地球化学同位素具有一定的同位素时代效应 [ 33 ] ，即海相化学沉积物中同位素组成在不同地质历史时期的演变过程中呈现出某些规律性特征的变化，而在文星场生物礁剖面上碳氧同位素值的变化也具有一定的规律。 如图6所示，根据碳氧同位素值的变化趋势及规律，可将文星场生物礁滩剖面的碳氧同位素值划分出4个周期性“升降”的变化，碳同位素变化趋势与海平面升降变化符合。 图6. 碳氧同位素值变化与海平面升降变化的关系 第一周期中，岩性以生物礁灰岩和生屑灰岩为主，其碳同位素值呈现出第一个由“上升转至下降”的变化，而氧同位素值则呈现出第一个由“上升转为下降”的变化。而该周期内，海侵的规模“由大逐渐减小”，海平面出现“由升高转为下降”的变化，与碳同位素值的变化趋势符合。表明海平升降变化与碳同位素值的变化一致。此外氧同位素值的变化与温度和盐度的变化具有一定的关系。该周期内氧同位素表现为“先上升，后下降”，表明温度呈现出“先下降后上升”，盐度则是“先高后低”。 第二周期中，岩性主要以生屑灰岩和含燧石生屑灰岩为主，在该周期的底部发育燧石结核灰岩，其上发育生屑灰岩，而含燧石结核生屑灰岩主要分布在该周期的顶部，对应的碳同位素值呈现出“底部上升，中上部下降”的变化，而氧同位素值则呈现出“先上升，再下降”的变化，并在局部出现小的波动。该周期内的碳同位素值的峰值小于第一周期的峰值，而氧同位素值的负峰值也小于第一周期的，表明海侵的范围在减小，但仍具有波动，而致使海平面升降出现波动，表现在碳同位素值变化上则呈现“先上升，后下降”的现象。而氧同位素的变化说明，该周期内温度继承第一周期的上升趋势，之后继续升高，而盐度在继承第一周期升高的基础上，表现为“逐渐下降”。 第三周期中，岩性主要以生屑灰岩和生物礁灰岩为主，该周期内碳同位素值同样呈现出“先上升，后下降”的变化，但其峰值要略小于第二周期的，而氧同位素值则表现为“持续的上升”，其负峰值自然大于第二周期的。该现象表明：海侵范围在持续的减小，海平面随之持续下降，但海侵仍具有波动，相应的海平面升降仍具有波动，表现在碳同位素值上则为“先上升，后下降”的变化。此时氧同位素值变化说明，在继承第二周期温度升高的基础上，温度转为持续的下降。 第四周期中，岩性以含燧石结核生屑灰岩和生屑灰岩为主，该周期为碳氧同位素周期性变化的最后一个周期，其变化特征仍然具有继承性。碳同位素继续呈现出“先上升，后下降”的特征，该周期内峰值与第三周期持平，但其下降幅度明显增大，而氧同位素则表现为“先下降，后上升”，其上升幅度明显减小，该周期内负峰值也明显小于第三周期。该现象表明，继第三周期海平面周期性升降后，最后一轮的海平面上升至最高后，大幅度的下降，推测可能由海侵转为海退，同时氧同位素的变化表明：继第三周期温度降低后，至该周期温度出现回升，盐度降低。 此外在第一、三周期内发育有海绵生物礁，岩性以泥晶海绵礁灰岩为主，对应两期礁灰岩处，其碳氧同位素存在差异。第一周期内的生物礁灰岩，碳氧同位素值出现“双高”特征，表明该期内生物礁发育在海平面上升时期，为退积型生物礁，古海水温度相对低，盐度略高；第三周期内的生物礁灰岩，其碳氧同位素值出现“一高一低”的特征，即碳同位素值相对低，并低于第一周期内生物礁灰岩的δ ( 13 C PDB )值，而氧同位素值相对高，表明第三周期内的生物礁发育在海平面下降时，为进积型生物礁，而此时古海水的温度相对较低，盐度略高。 5.2. 碳氧同位素特征与生物礁之间的关系 根据碳氧同位素的地质意义，即：δ ( 13 C PDB )值的变化能反映海平面的升降变化；δ ( 18 O PDB )值能反映古海水温度和盐度的变化，认为海平面的升降控制了生物礁的发育及其类型，而古海水的温度及盐度影响造礁生物的生长发育，从文星场生物礁氧同位素的值来看，生物礁发育的古环境温度要低一些，盐度要略高一些。 然而文星场生物礁碳氧同位素的组成特征与岩性之间的关系表明，文星场生物礁灰岩碳同位素值明显高于其他岩性的碳同位素值，对此笔者有3种解释：① 海侵背景下，海平面上升，某一时间段内，水深及盐度等条件达到造礁生物的生长的理想条件，造礁生物开始生长，生物产率高，有机碳被快速埋藏，但是，此时的文星场可能处于古地貌的低洼部位，导致相对水深增大，使有机碳得以埋藏保存，而未被氧化，同时海侵使得陆地面积减小，带入海洋环境的剥蚀有机碳也减少，导致沉积的无机碳酸盐岩具有高的δ ( 13 C PDB )值；② 在晚二叠世构造拉张背景下，峨眉运动导致地幔岩浆上涌，致使海洋环境发生改变，进而影响古海水碳同位素组成，使得礁相具有高值；③ 同时该剖面发育大量的燧石结核，有的呈带状顺层分布，通过对碳氧同位素组成特征与岩性之间关系对比研究发现，生屑灰岩和含燧石结核生屑灰岩具有相同的δ ( 18 O PDB )值，却具有不同的δ ( 13 C PDB )值，根据其形态产状表明，在成岩早期由热水、玄武岩淋滤及上升流供源所形成燧石结核时，同时也改变了碳酸盐(盐)沉积物组分，影响了古海水的碳同位素组分，从而导致碳同位素值异常。
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user: 6. 结论与讨论 1) 通过对数据的原始性检验，以δ ( 18 O PDB )分别<−10.000‰，<−7.500‰和<−7.000‰为筛选标准，筛选后样品δ ( 13 C PDB )与δ ( 18 O PDB )相关系数为0.25396，相关性很弱，证明文星场剖面生物礁相碳酸盐岩保持了原始的碳、氧同位素组成。 2) 通过碳氧同位素的组成与岩性之间的关系对比研究发现，虽然整体礁相δ ( 13 C PDB )与δ ( 18 O PDB )最高，但岩性不同对应的碳氧同位素值也不同：泥晶灰岩的δ ( 13 C PDB )为1.912‰，生屑灰岩的δ ( 13 C PDB )平均值为3.398‰，含燧石结核生屑灰岩的δ ( 13 C PDB )为3.000‰，生物礁灰岩的δ ( 13 C PDB )为3.368‰，很明显生屑灰岩和生物礁灰岩具有较高的δ ( 13 C PDB )值；而δ ( 18 O PDB )值则不尽然，非礁相中的生屑灰岩和含燧石结核生屑灰岩具有相近的δ ( 18 O PDB )值，但其对应的δ ( 13 C PDB )值却相差甚远。除此之外，文星场生物礁剖面δ ( 13 C PDB )值整体偏正，而δ ( 18 O PDB )值整体偏负，两者值的变化趋势呈现出一定的正比关系，即：碳同位素值“由低升高”时，氧同位素值也为表现为“由低升高”。 3) 由碳氧同位素值与海平面升降之间的关系表明，碳同位素值能够反映海平面升降的变化，而海平面升降的变化又控制了生物礁的生长发育，影响生物产率，进而影响δ ( 13 C PDB )值，同时海平面升降又控制海洋中有机碳的埋藏速率，进一步对δ ( 13 C PDB )值产生影响。其次，生物礁生长发育时，古海水盐度要高略高一些。此外通过对生物礁相和非生物礁相的碳氧同位素值分析发现，礁相δ ( 13 C PDB )值和δ ( 18 O PDB )值均高于非礁相的碳氧同位素值，特别是礁相δ ( 13 C PDB )值要高于非礁相δ ( 13 C PDB )值这一现象与一般生物礁相碳同位素值的规律相反，可能受以下因素影响：① 文星场地区古地貌相对低洼，海侵背景下，海平面上升，水体变深，使有机质得以埋藏保存；同时海侵使得陆地面积减小，带入海洋环境的剥蚀有机碳也减少，导致沉积的无机碳酸盐岩具有高的δ ( 13 C PDB )值；② 受峨眉运动的影响，岩浆地幔上涌，改变了古海洋的海水环境，进而影响了碳氧同位素组分；③ 通过对岩性与碳氧同位素之间的关系分析表明，燧石结核对氧同位素的组成无明显影响，却对δ ( 13 C PDB )值有明显的影响，而文星场生物礁剖面发育有大量的燧石结核，推测燧石结核的出现也可能造成礁相碳同位素值的异常高。
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user: 摘 要 哈日凹陷哈参1井巴音戈壁组试气获得突破对银额盆地意义重大，预示着盆地中部具有一定的油气勘探潜力。但天然气是来自于中生界还是古生界存在争议，气源的不确定性严重影响了对气藏的认识，制约了对油气藏的预测和勘探方向的选择。主要开展哈参1井天然气地球化学特征和气源对比研究，结果表明：哈参1井巴音戈壁组天然气干燥系数为0.81~0.86，属于湿气，成因类型为油型气，热演化程度为高成熟天然气。碳同位素和生物标志化合物对比结果表明，哈参1井巴音戈壁组天然气伴生凝析油特征与巴音戈壁组烃源岩相似程度高，气藏的气源岩推测为巴音戈壁组烃源岩。虽然凝析油的甾烷特征与二叠系露头烃源岩有着相似性，但其他生物标志化合物特征表现出明显的差别，且二叠系未钻遇有效烃源岩，其气源贡献还有待于进一步研究。 关键词 :气源对比，地球化学特征，天然气，哈参1井，哈日凹陷，银额盆地 Copyright © 2017 by authors， Yangtze University and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 银额盆地是在前寒武纪结晶地块和古生代褶皱基底基础上发育起来的中新生代沉积盆地 [ 1 ] ，中、新生界有效沉积岩面积约10.4 × 10 4 km 2 [ 2 ] ，是中国西北地区一个大型沉积盆地。盆地整体勘探程度较低，东部查干凹陷勘探程度高、勘探效果好 [ 3 ] [ 4 ] ，下白垩统发现三千多万吨石油储量；盆地西部的天草凹陷、路井凹陷下白垩统巴音戈壁组也有零星的油气发现 [ 5 ] ；然而盆地中部的油气勘探一直未能取得突破。近期，哈日凹陷哈参1井巴音戈壁组试气获得了日产9 × 10 4 m 3 的工业气流，预示着盆地中部具有一定的油气勘探潜力。但天然气是来自于中生界还是古生界存在着很大的争议，气源的不确定性严重影响了对气藏的认识，制约了对油气藏的预测和勘探方向的选择。笔者通过对哈参1井天然气地球化学特征研究和气源对比分析，以期为进一步认识该气藏特征和油气资源潜力预测提供依据。
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user: 2. 烃源岩概况 哈日凹陷位于银额盆地北部，是苏红图坳陷西部的一个次级构造单元，近南北向展布，面积约为1500 km 2 (图1)。潜在烃源岩主要分布在下白垩统的巴音戈壁组(K 1 b)、苏红图组(K 1 s)和银根组(K 1 y)，岩性主要为半深湖–深湖相白云质泥岩、灰质泥岩、泥页岩等。卢进才 [ 6 ] 、陈践发 [ 7 ] 等通过对露头烃源岩的研究认为，银额盆地石炭系(C)–二叠系(P)发育了浅海陆棚相为主的多套烃源岩，这些烃源岩厚度较大，有机碳质量分数(w(TOC))中等–好，干酪根类型以II型为主，热演化程度处于成熟–高成熟阶段。哈日凹陷钻井揭穿的石炭系–二叠系地层较少，未发现有效烃源岩，且底部地层岩石见轻微变质，石炭系–二叠系烃源岩存在与否、变质程度等均需要钻井资料的进一步证实。 图1. 银额盆地哈日凹陷构造位置图 对取自哈参1井的烃源岩样品开展分析测试，哈日凹陷烃源岩特征如下。 K 1 y烃源岩w (TOC)平均值为5.12%，生烃潜量(w (S 1 + S 2 ))平均为33.76 mg/g，氯仿沥青“A”质量分数(w (“A”))平均为0.328%。有机质类型为I~II 1 型。镜质组反射率(R o )平均值为0.62%，最大热解峰温(T max )平均值为 433 ℃ ，甾烷成熟度指标C 29 αββ/(ααα + αββ)平均值为0.02，C 29 20S/20 (S + R)平均值为0.13。K 1 y烃源岩评价为有机质丰度极高、腐泥型、低成熟–成熟烃源岩。 K 1 s烃源岩w(TOC)平均值为1.07%，w (S 1 + S 2 )平均值为5.57 mg/g，w (“A”)平均值为0.052%。有机质类型为II 1 ~II 2 型。R o 平均值为0.76%，T max 平均值为 440 ℃ ，C 29 αββ/(ααα + αββ)平均值为0.24，C 29 20S/20 (S + R)平均值为0.32。烃源岩为有机质丰度中等、混合型、成熟烃源岩。 K 1 b烃源岩w (TOC)平均值为0.66%，w (S 1 + S 2 )平均值为0.24 mg/g，w (“A”)平均值为0.006%。有机质类型为II 1 ~II 2 型。R o 平均值为2.00%，T max 平均值为 492 ℃ ，C 29 αββ/(ααα + αββ)平均值为0.51，C 29 20S/20 (S + R)平均值为0.36。烃源岩为有机质丰度较低、混合型、高成熟烃源岩。
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user: 3. 天然气地球化学特征 3.1. 化学组分 测试分析的7个天然气样品中，烃类气体占92.38%~98.43%，其中甲烷体积分数为74.44%~84.16%，C 2 + 以上重烃体积分数平均值为16.85%，干燥系数(C 1 /C 1-5 )为0.81~0.86，属于湿气(表1，图2)。甲烷含量可以反映天然气成熟度，成熟度越高，天然气甲烷含量越高，重烃含量越低 [ 8 ] [ 9 ] 。哈参1井巴音戈壁组天然气甲烷含量中等，指示着天然气成熟度不是很高。非烃气体含量较低，主要为N 2 和CO 2 ，总体积分数为1.57%~7.62%，平均为6.01%。N 2 体积分数介于1.57%~6.18%之间，平均为4.84%；CO 2 体积分数介于0%~0.82%之间，平均为0.26%；7个样品中只有1个样品检测出H 2 S，体积分数为0.35%。按照石油天然气行业标准 [ 10 ] ，天然气为低含N 2 、低含CO 2 、微含硫–中含硫气藏(表1，图2)。 图2. 哈参1井天然气化学组分折线图 Table 1 Natural gas chemical composition and parameters in well Hacan 样品编号 层位 各组分及其体积分数/% C 1 /C 1 - 5 CH 4 C 2 + H 2 He N 2 O 2 H 2 S CO 2 15HC1-1 K 1 b 74.57 17.81 0.44 0.04 6.08 0.40 0.00 0.66 0.81 15HC1-2 K 1 b 74.51 18.04 0.38 0.04 6.06 0.40 0.00 0.57 0.81 15HC1-3 K 1 b 75.12 17.58 0.56 0.04 5.81 0.27 0.00 0.62 0.81 15HC1-4 K 1 b 74.44 17.96 0.36 0.04 6.18 0.47 0.00 0.54 0.81 15HC1-5 K 1 b 74.86 18.22 0.39 0.04 5.71 0.24 0.00 0.54 0.81 15HC1-6 K 1 b 84.16 14.27 0.00 0.00 1.57 0.00 0.00 0.00 0.86 15HC1-7 K 1 b 82.33 14.04 0.00 0.00 2.46 0.00 0.35 0.82 0.85 表1. 哈参1井天然气化学组分及参数 3.2. 天然气碳同位素组成 测试分析的5个天然气样品甲烷碳同位素值变化不大，为−38.76‰~−38.73‰，平均−38.75‰。乙烷碳同位素值为−27.12‰~−26.90‰，平均－27.04‰。丙烷碳同位素值为−35.92‰~−25.09‰，平均−27.59‰。除1个样品外，其余样品呈现常规天然气δ 13 C 1 < δ 13 C 2 < δ 13 C 3 的特征(表2)。CO 2 具有多种成因和来源，有碳酸盐岩分解的无机成因，也有干酪跟热降解、有机酸脱羧、有机质氧化或水解等有机成因。因此，CO 2 碳同位素一般变化范围较大 [ 9 ] 。哈参1井CO 2 碳同位素较重，平均为−10.12‰。 Table 2 The data table of carbon isotope of natural gas in well Hacan 样品编号 层位 碳同位素/‰ R o /% (据Sthal) R o /% (据戴金星) R o /% (据沈平) CH 4 C 2 H 6 C 3 H 8 CO 2 15HC1-1 K 1 b −38.75 −27.12 −35.92 −9.57 1.55 1.65 1.62 15HC1-2 K 1 b −38.76 −27.07 −25.80 −10.09 1.55 1.65 1.62 15HC1-3 K 1 b −38.73 −27.01 −25.09 −10.33 1.56 1.66 1.63 15HC1-4 K 1 b −38.73 −27.08 −25.60 −10.45 1.56 1.66 1.63 15HC1-5 K 1 b −38.76 −26.90 −25.53 −10.16 1.55 1.65 1.62 表2. 哈参1井天然气碳同位素数据表 3.3. 天然气成因类型 天然气中烷烃气的组分和烷烃气碳同位素值是判别天然气成因类型的重要依据，油型气甲烷碳同位素值一般在−55‰~−30‰之间，甲苯/苯小于1；煤成气甲烷碳同位素值一般在−43‰~−10‰之间，甲苯/苯大于1 [ 11 ] [ 12 ] [ 13 ] [ 14 ] [ 15 ] 。哈参1井天然气δ 13 C 1 平均值为－38.75‰，甲苯/苯为0.93，倾向于油型气。在图3天然气鉴别图版中，除了样品15HC1-1由于δ 13 C 3 值较轻而落在混合气区外，其余4个天然气样品基本落在油型气区，综合判定天然气为油型气。“Bernard”天然气分类图版 [ 9 ] [ 11 ] 表明(图4)，天然气为热成因气，推测为热降解气。 图3. 哈参1井δ 13 C 1 -δ 13 C 2 -δ 13 C 3 天然气成因鉴别图(底图据文献 [ 11 ] [ 15 ] ) 图4. 哈参1井天然气“Bernard”分类图版(底图据文献 [ 9 ] [ 11 ] ) 3.4. 天然气成熟度 前人研究表明，随着热演化程度的增加，天然气碳同位素值变重，相邻碳数化合物的碳同位素差值变小，尤其是甲烷碳同位素值受热成熟作用的影响更大 [ 9 ] [ 16 ] 。国内外不少学者开展天然气甲烷碳同位素与气源岩R o 相关性研究，建立了δ 13 C 1 -R o 的回归公式 [ 17 ] [ 18 ] 。依据Sthal、戴金星、沈平等 [ 18 ] 不同学者的研究成果，计算得出天然气R o 为1.55%~1.65%，平均为1.60% (表2)，属高成熟天然气。 轻烃组分中环烷烃的热稳定性低于链烷烃和芳香烃，它们对热演化的敏感性使之成为成熟度参数的主要选择对象 [ 19 ] 。依据Thompson的正庚烷指数和异庚烷指数成熟度判别标准 [ 20 ] ，哈参1井凝析油为高–过成熟凝析油(图5)。 图5. 哈参1井凝析油轻烃组分成熟度划分图(底图据文献 [ 20 ] )
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user: 4. 气源分析 由于天然气组分较轻，可检测的参数较少，而烃源岩轻烃组分缺失，使得天然气气源对比工作往往很难开展 [ 16 ] 。哈参1井K 1 b天然气伴生有少量的凝析油，该次研究试图利用凝析油的碳同位素和生物标志化合物等开展气源对比研究。 4.1. 碳同位素特征及气源 干酪根碳同位素值主要受沉积环境、母质类型及碳同位素的分馏作用的影响，可用于气源对比研究中 [ 21 ] [ 22 ] 。哈参1井K 1 y的9个烃源岩样品的δ 13 C为−29.9‰~−26.7‰，平均为−28.5‰。K 1 s的6个烃源岩样品δ 13 C为−28.5‰~−20.4‰，平均为−23.8‰。K 1 b的7个烃源岩样品δ 13 C为−28.5‰~−23.8‰，平均为－25.9‰。K 1 b凝析油样品1个，δ 13 C为−25.8‰。K 1 b凝析油与K 1 b烃源岩δ 13 C值最为接近(图6)，指示着它们之间有着成因上的联系。 图6. 哈日凹陷不同层段烃源岩与凝析油δ 13 C对比图 4.2. 生物标志物及气源 生物标志化合物对油气生成的母质类型、成熟度及演化、油气运移等有很好的指示作用，广泛应用于油/气源对比研究中 [ 23 ] [ 24 ] 。 4.2.1. 藿烷类化合物 K 1 y烃源岩藿烷类化合物表现为“高伽马蜡烷、低Ts和Tm、低C 29 降藿烷”的特征(图7(a))。伽马蜡烷指数(伽马蜡烷/C 30 藿烷)为0.40~0.54，平均为0.50，代表着沉积水体分层、强还原沉积环境。Ts和Tm含量极低，部分样品未检测出Ts，Ts/Tm平均为0.20，表明烃源岩成熟度低。C 29 降藿烷含量较低，C 30 莫烷含量中等。 K 1 s烃源岩表现为“低伽马蜡烷、低Ts、较高Tm、高C 29 降藿烷”的特征(图7(b))。伽马蜡烷指数为0.16~0.39，平均为0.24。Ts含量极低，但Tm含量较高，Ts/Tm平均为0.41，表明成熟度较银根组烃源岩高。C 29 降藿烷含量较高，C 30 莫烷含量也较高。 K 1 b烃源岩表现为“低伽马蜡烷、中等Ts和Tm、高C 29 降藿烷”的特征(图7(c))。伽马蜡烷指数为0.18~0.32，平均为0.22。Ts、Tm含量均较高，Ts/Tm平均为0.75，表明烃源岩成熟度较高。C 29 降藿烷含量较高，C 30 莫烷含量中等。 图7. 哈日凹陷不同层段烃源岩、凝析油m/z = 191和m/z = 217质量色谱图 P露头烃源岩表现为“低伽马蜡烷、中等Ts和Tm、中等C 29 降藿烷、高C 32 二升 藿烷”的特征(图7(d))。伽马蜡烷指数为0.23~0.27，平均为0.24。Ts、Tm含量均较高，Ts/Tm平均为0.79，表明烃源岩成熟度较高。C 29 降藿烷含量中等，C 30 莫烷含量低，C 32 二升 藿烷含量较高，有别于别的层段的烃源岩。 凝析油藿烷类化合物表现为“低伽马蜡烷、中等Ts和Tm、高C 29 降藿烷”的特征(图7(e))。伽马蜡烷指数为0.19。Ts、Tm含量均较高，Ts/Tm为0.96，表明生油母质成熟度较高。C 29 降藿烷含量较高，C 30 莫烷含量中等。从藿烷类化合物对比结果来看，K 1 b凝析油与K 1 b烃源岩特征最为相似，与其他层段的烃源岩特征有着明显的不同。 C 31 ~C 35 升 藿烷的分子生物标志物分布可以用来判断烃源岩的热演化程度，也能反映沉积环境，用于油/气源对比研究中 [ 25 ] 。哈日凹陷各层段烃源岩C 31 ~C 35 升 藿烷分布特征有着明显的差别(图8)：K 1 y烃源岩表现为“小幅折线型”，C 32 升 藿烷含量高，与C 31 升 藿烷含量相当；K 1 s烃源岩为“下凹型”，C 31 升 藿烷含量很高，C 32 升 藿烷含量很低；K 1 b烃源岩表现为“均匀降低型”，C 31 ~C 35 升 藿烷含量依次减低；P的露头烃源岩为“大幅折线型”，C 32 升 藿烷和C 35 升 藿烷含量为零，C 33 升 藿烷和C 34 升 藿烷含量相对较高。哈参1井K 1 b凝析油升藿烷分布特征为“均匀降低型”，与K 1 b烃源岩具有相似性。 图8. 哈日凹陷不同层段烃源岩、凝析油升藿烷分布曲线 4.2.2. 甾烷类化合物 K 1 y和K 1 s烃源岩C 27 、C 28 和C 29 规则甾烷分布特征呈现反“L”型，K 1 b为“L”型，P露头烃源岩呈现不对称“V”字型，K 1 b凝析油呈现“L”型(图7)。K 1 b凝析油与K 1 b烃源岩在甾烷分布特征上具有相似性，表现出成因上的联系。 C 27 、C 28 和C 29 规则甾烷三角图(图9)和甾烷相对组成交会图(图10)均可看出，K 1 b和P烃源岩特征相近，它们与K 1 y、K 1 s烃源岩特征明显不同，可以区分开来。哈参1井K 1 b凝析油与K 1 b、P烃源岩落在同一区域，特征较为相近。 K 1 b和P烃源岩C 27 、C 28 和C 29 甾烷特征相近，说明其古气候、古沉积环境较为相似，常规甾烷系列生物标志化合物差别非常小，需要通过特殊生物标志化合物才可能对其区分 [ 26 ] 。 图9. 哈日凹陷不同层段烃源岩、凝析油甾烷组成三角图 图10. 哈日凹陷不同层段烃源岩、凝析油甾烷相对组成交会图 无论是碳同位素特征，还是生物标志化合物特征，哈参1井K 1 b天然气伴生凝析油都表现出与K 1 b烃源岩较高的相似性，表明两者成因上的联系。虽然凝析油在甾烷特征上与P露头烃源岩有着相似性，但在其他生物标志化合物上有着明显的差别。同时，P未钻遇有效烃源岩，P烃源岩的气源贡献还有待于进一步研究。
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user: 5. 结论及认识 1) 哈参1井巴音戈壁组天然气干燥系数为0.81~0.86，属于湿气。按照无机成分划分，气藏为低含N 2 、低含CO 2 、微含硫–中含硫气藏。天然气成因类型为油型气，热演化程度方面属于高成熟天然气。 2) 碳同位素和生物标志化合物对比结果表明：哈参1井巴音戈壁组天然气伴生凝析油与巴音戈壁组烃源岩特征相似性程度较高，气藏的气源岩推测为巴音戈壁组烃源岩。虽然凝析油在甾烷特征上与二叠系露头烃源岩有着相似性，但在其他生物标志化合物上有着明显的差别，且二叠系未钻遇有效烃源岩，二叠系烃源岩的气源贡献还有待于进一步研究。
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user: 摘 要 手机已经成为人们必不可少的通讯工具，但是经常对手机的来电铃声模式在响铃和静音之间不断地转换，这不仅花费时间，而且有时候因为忘记关闭静音设置带来诸多的麻烦和不便。本文通过JAVA + JDK技术和SQLite数据库及Android技术开发一款音效管理手机软件解决这一问题。 关键词 :手机音效，定时静音，铃声设置，SQLite Copyright © 2017 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 据工信部统计2017年上半年中国手机用户数量达到了11亿，另外随着智能机的普及，手机已经成为人们日常生活的必备工具。但是在一些特定应用环境下，人们需要对手机的信息提示音进行特别的设置，比如上课时需要设置为静音模式等，然而这些需求也常常带来一些不便。人们往往因为繁忙忘记将手机提示的静音关闭，错过一些重要的信息或者电话，或者因为忘记设置静音而尴尬，另外，有时我们也需要为个别的联系人设置不同的来电铃声，然而现在的智能手机缺少一款这样的统一音效管理应用。 本文基于以上背景，又因在目前的手机操作系统中，Android操作系统仍占有最大的比例，所以设计开发了一款基于Android平台 [ 1 ] [ 2 ] 的手机音效管理软件，以解决手机音效带来的不便。该软件包含了自定义静音、整时静音、教学静音、静音白名单、来电铃声设置五大功能。
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user: 3. 测试 3.1. 测试环境介绍 本系统的功能使用Android模拟器和安卓真机两种方式测试验证。其中Android模拟器只测试定时静音功能，真机测试全部功能。 1、Android模拟器 (1) 测试环境搭建：Android Studio2.2，Android SDK，java jdk7。 (2) 模拟器环境： 测试使用的安卓模拟器的基本参数配置如表1所示。 2、安卓真机 按照本系统支持的最低版本，将软件安装在不同版本Android操作系统的手机上，针对不同版本的手机做相同功能测试。测试真机的基本参数如表2所示。 3.2. 测试策略 测试时，将生成的软件安装包安装在测试机上，正常打开软件。测试中需要验证： 1) 不同模式的定时静音是否可以正常设置。 2) 静音时白名单是否作用。 3) 联系人来电铃声设置是否成功。 4) 需要权限的功能在相应权限禁止时是否仍然能够运行。 5) 任务信息在设备屏幕上显示是否正常。 6) 软件运行中是否具有前台服务(下拉通知栏是否正常显示)。 7) 后台服务的双进程守护的通信是否良好。 8) 客户端与数据库数据交互是否正常。 9) 软件是否接受已注册的系统广播。 10) 系统接受广播后是否可以启动后台服务的相关功能。 3.3. 测试结果 3.3.1. 功能验证 在测试机正常使用，并且可以正常通信下，测试结果如表3所示。 说明：“√”表示功能验证通过，“—”表示未验证。因模拟器无法接受手机来电，所以白名单和来电铃声功能不能再模拟器验证，只能在真机上验证。 分析表3的测试结果表明，按照测试策略的要求，在模拟器和真机上对各功能的验证都达到系统的要求，所有功能全部实现。 部分可视功能的验证结果如下： Table 1 Simulator Parameters Configuratio 模拟器 API CPU/ABI Android版本 内存大小 1 21 x86 Android 5.0 1 GB 2 23 x86_64 Android 6.0 2 GB 3 24 X86 Android 7.0 2 GB 表1. 模拟器参数配置表 Table 2 Testing machine parameter 测试机1 测试机1 测试机3 Android版本 Android 5.0 Android 6.0 Android 7.0 处理器 四核1.2 GHz 八核最高2.0 GHz 八核最高2.3 GHz 运行内存 2Gigabytes 3Gigabytes 4Gigabytes 内核版本 3.10.28-svn3245 3.10.94 android@localhost #1 Fri Jan 20 03:20:10 CST 2017 4.1.18-g09ffadf android@localhost #1 Wed Sep 13 02:13:29 CST 2017 表2. 测试机参数表 Table 3 Test results of system functio 功能 自定义模式 整时模式 教学模式 白名单设置 来电铃声设置 模拟器1 √ √ √ — — 模拟器2 √ √ √ — — 模拟器3 √ √ √ — — 测试机1 √ √ √ √ √ 测试机2 √ √ √ √ √ 测试机3 √ √ √ √ √ 表3. 系统功能测试结果 1) 自定义定时静音模式，设定时间段06:09~06:15，重复周期为“定时一次”，静音模式为静音，任务标签为test。当前系统时间在静音时间段外和时间段内的结果如图8(a)和图8(b)所示，状态栏的“☆”图标为静音标志。 2) 整时定时静音模式，按照图9(a)所示的信息设置静音任务，图9(b)，图9(c)为设置结果和系统时间。 从结果图中可以看出当前的定时静音任务的各项设置和系统时间系统，所以当天手机模式改变，图(b)中的振动图标表明任务设置成功。 3) 教学定时静音模式，选择夏令作息测试。按照图10(a)所示的信息设置静音任务，图10(b)和图10(c) 图8. 自定义定时静音测试结果 图9. 整时定时静音测试结果 图10. 教学定时静音测试结果 分别为不同时间段的手机状态。 从结果图(b)中可以看出在任务时间段内，手机状态更改为任务设置的状态(状态栏的“☆”图标)，功能测试正常。 3.3.2. 性能分析 测试过程中，在不同版本的Android系统测试机上验证了所有的功能。数据输入可控，界面数据显示正常；操作中界面切换和功能使用流畅；后台服务常驻正常，除人为的释放资源外，可以保证日常的使用；前台服务运行正常；软件运行之后占用的内存空间最多几十兆。 总体而言，软件系统的性能良好，可作为一般性的使用。
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user: 4. 结束语 本文系统实现了基于Android操作系统的音效管家，包括手机定时静音、静音白名单、来电铃声等功能。系统数据的存储使用轻量型的嵌入式关系模式数据库SQLite，运算速度快且占用系统资源少，减少数据库访问延迟；数据的操作使用开源的Android数据库框架LitePal，使用类的对象映射模式对传输数据进行封装；在不同厂商不同版本的手机上测试，软件运行良好。相对同类相似软件，本系统将手机几种不同的功能结合使用，相当于其他几款软件的结合，使用方便，适用于大多数人群；系统维护简单。
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user: 摘 要 以准噶尔盆地西北缘二叠系火山岩为研究对象，利用FMI (Fullbore Formation MicroImager)测井技术，结合常规测井资料及钻井取心资料，在岩心刻度测井的基础上，总结了不同岩性的典型曲线特征，对研究区的复杂火山岩地层岩性进行了有效划分和识别，建立了岩性综合识别的标准。 关键词 :FMI测井，岩性识别，火山岩，准噶尔盆地 Copyright © 2017 by author， Yangtze University and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 准噶尔盆地西北缘二叠系火山岩地层岩性复杂，识别难度大。近年来，先后在准噶尔盆地西北缘石炭系和二叠系发现了多个火山岩油气藏，但是，如何确定火山岩的岩性，进而对火山岩储层进行有效评价，一直是困扰勘探开发工作的一大难题。 通过录井岩屑资料确定的岩性定名存在不确定性，岩心资料、薄片资料虽然是精确，但又存在成本过高、工艺复杂、资料有限的缺点。常规测井资料尽管可以对岩石成分进行有效识别，但无法获取岩石的结构信息，很难区分成分相同的火山熔岩和火山碎屑岩。通过FMI (Fullbore Formation MicroImager)测井资料，可以获取地下连续的岩石电成像资料，再进行钻井取心标定，结合常规测井资料就可以准确地对岩性进行识别 [ 1 ] [ 2 ] 。
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user: 2. 方法原理 2.1. 常规测井确定岩石成分 研究区火山岩主要由火山熔岩和火山碎屑岩两大类组成。从火山岩矿物成分的差异入手 [ 3 ] ，对火山岩的岩石物理性质及相应的测井特征进行了研究。火山熔岩由基性到酸性可进一步划分为4大类岩石：玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩。酸性的流纹岩中，铀、钍、钾等放射性元素的含量最高，而基性的玄武岩放射性元素含量最低。因此，可以通过反映反射性强弱的自然伽马曲线对不同成分的火山岩进行区分。受矿物成分控制，中子曲线和密度曲线对玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩的反应也很灵敏。因此，优选自然伽马、中子、密度等常规测井曲线可以对火山岩成分进行识别。 研究区玄武岩二氧化硅体积分数相对较低，在48%~52%之间，铁镁质矿物含量相对较高，表现为岩石颜色深、密度较大；安山岩二氧化硅体积分数在52%~63%之间，铁镁质矿物含量中等，岩石颜色较深、密度中等；英安岩二氧化硅体积分数在63%~68%之间，铁镁质矿物含量中等，岩石颜色较浅、密度较低；流纹岩二氧化硅体积分数最高，在68%~77%之间，铁镁质矿物含量很低，岩石颜色最浅、密度相对最低 [ 4 ] (图1)。 图1. 研究区火山岩矿物成分组成 但是，对于火山碎屑岩而言，其矿物成分与火山熔岩基本一致，但存在岩石结构上的差异，因此无法通过常规测井曲线进行区分，必须结合成像测井进行识别。 2.2. FMI测井区分火山熔岩与火山碎屑岩 成像测井的优点是显示直观，可以清楚地反映火山碎屑岩在颗粒大小、形状、磨圆等方面的差异。火山碎屑岩与火山熔岩分别具有不同的结构和构造特征 [ 5 ] [ 6 ] 。通过粒度的差异，可以识别集块结构、火山角砾结构、凝灰结构等，进而将火山碎屑岩划分为火山集块岩、火山角砾岩、凝灰岩等。同时在成像上也可以识别出熔结结构、碎屑熔结结构等，可以反映出火山岩碎屑岩成因上差异。
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user: 3. 火山岩岩性识别 FMI测井是目前石油行业中应用最广泛的成像测井技术。FMI测井仪的8个极板上共装有192个微电极，因此具有很高的纵向和横向分辨率(0.2 in)，可以清楚地反映井壁地层各种尺度的岩性、结构、构造及井壁结构微细的变化，如裂缝、层理、结核、砾石颗粒、微断层、井壁崩落等 [ 7 ] 。 在岩心刻度的基础上，通过FMI图像的分析，同时结合常规测井曲线及岩心描述等资料，总结出了研究区不同的火山岩在FMI图像、岩心及常规曲线上的典型特征 [ 8 ] 。 1) 玄武岩：岩心观察颜色较深，岩石中橄榄石、辉石等暗色矿物含量很高，中子孔隙度、密度相对较高，中子–密度镜像特征明显；FMI图像上以块状结构为主，见气孔、溶蚀孔、杏仁构造、高阻缝等(图2、表1)。 2) 安山岩：岩心观察颜色较深，岩石中橄榄石、辉石等暗色矿物较玄武岩略低，中子孔隙度、密度相对较高，中子–密度镜像特征较为明显；FMI图像上流动构造较发育，见气孔、溶蚀孔、杏仁构造、枕状构造等(图2、表1)。 图2. 安山岩与玄武岩FMI图像特征 表1. 火山熔岩岩性划分标准 3) 英安岩：岩心观察颜色较浅，岩石中石英、长石等浅色矿物较高，中子孔隙度、密度较安山岩低，中子–密度交会镜像特征较为明显；FMI图像上流动构造发育，见气孔、溶蚀孔、变形构造等(图3、表1)。 4) 流纹岩：岩心观察颜色很浅，岩石中石英、长石等浅色矿物很高，中子孔隙度、密度相对较低，中子–密度交会镜像特征不明显；FMI图像上流纹构造发育，见气孔、溶蚀孔、变形构造等(图3、表1)。 5) 火山碎屑岩：火山碎屑岩自然伽马变化相对较大；火山碎屑岩一般都具有一定的原生孔隙度，部分井段还发育气孔和次生溶孔，因此电阻率相对火山熔岩明显偏低；岩性按照粒度大小，由粗到细分为火山集块岩、火山角砾岩、角砾凝灰岩和凝灰岩(图4)。 图3. 流纹岩与英安岩FMI图像特征 图4. 火山碎屑岩FMI图像特征
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user: 4. 结语 通过FMI图像特征，结合常规测井曲线及岩心资料，总结了不同岩性的典型特征，对准噶尔盆地西北缘二叠系火山岩的岩性进行了有效识别和划分，建立了岩性综合识别标准。火山碎屑岩可以通过FMI图像上粒度的差异进行区分；火山熔岩可以通过FMI图像特征结合自然伽马、密度、中子等常规测井曲线特征进行区分。需要注意的是，不同地区、同一地区不同层系之间，火山岩的FMI图像和常规测井曲线特征均可能存在一定差异，需通过足够的岩心分析资料对FMI图像特征进行刻度，才能使识别结果更加精确。
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user: 摘 要 哈萨克斯坦K油田部分油层电阻率较低，测井解释为油水同层，但经试油验证为油层。为了提高测井解释符合率，采用电阻率与自然伽马交会图分析技术分析了该油田低阻油层成因，认为该油田高矿化度地层水及岩石孔隙中束缚水、毛细管水是形成低阻油层的原因，并总结了两类低阻油层识别方法。利用建立的低阻油层识别图版对该油田老井进行复查，并提供试油建议，3个潜力层试油均出油，说明该低阻油层识别方法切实可行。 关键词 :交会图，低阻油层，老井复查，试油 Copyright © 2017 by authors， Yangtze University and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 在当前油价低靡的市场环境下，通过老井复查寻找漏失层或者新的潜力层是节约成本、挖潜增效、提高经济储量的最有效方式之一 [ 1 ] [ 2 ] [ 3 ] 。由于受多种复杂因素的影响，低阻油层的电阻率明显低于常规油层，其常规测井响应特征不明显，使得测井信息对该类储层识别的能力降低，常被解释为油水同层或水层，甚至被漏掉，因此低阻油层是老井复查的重要研究对象 [ 4 ] 。国内外关于低阻油层的成因和评价技术取得了很多可喜成果 [ 4 ] - [ 10 ] ，其研究方法也存在多样性，目前常用的测井识别方法有核磁共振双TW (等待时间)测井识别法 [ 11 ] 、阵列感应测井识别法 [ 12 ] 、测井交会图分析法 [ 13 ] [ 15 ] [ 16 ] 、人工神经网络法 [ 14 ] 等。笔者认为测井交会图分析法是可操作性最强、最经济的低阻油层识别方法。 哈萨克斯坦K油田的低阻油层区位于某盆地的东南部，受西北–东南向断层控制，目的层为侏罗纪砂泥岩地层。自2014年K油田完钻于下侏罗系发现油气层以来，研究区共有12口井钻遇该地层。在此之前，对侏罗系油层的认识一般为：物性较好，油层电阻率一般大于3.0 Ω∙m (如图1所示的K8井1~3号层)。然而研究区发现的低阻油层，其电阻率为2.0 Ω∙m左右(如图2所示的K9井7号层)，解释为油水 图1. K8井测井解释图 同层，但试油证实为油层。因此，有必要对K油田的低阻油层成因及识别方法进行研究，以提高测井解释符合率。 由于K油田下侏罗系仅有12口井的常规测井资料，给该区低阻油层研究造成一定困难。为此，笔者采用测井交会图分析法对该区低阻油层成因进行了研究，认为该区高矿化度地层水 [ 15 ] [ 16 ] 是形成低阻油层的内在原因；低电阻率泥浆对颗粒粗、泥质含量低的砂岩的侵入 [ 15 ] 是形成低阻油层的外在原因；颗粒细、泥质含量高的砂岩孔隙中的毛细管水、束缚水 [ 12 ] [ 16 ] 是形成低阻油气层的主要原因。笔者以试油资料为约束，建立了低阻油层识别图版，对K油田12口老井进行复查分析，提出了30.6 m的潜力层或漏失层，3个潜力层试油均出油，说明该油田的低阻油层识别方法是切实可行的。 图2. K9井测井解释图
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user: 2. 成因分析及识别方法 2.1. 自然伽马曲线标准化 自然伽马测井曲线的变化与砂岩颗粒中值曲线的变化有较好的对应关系，砂岩粒径大小与沉积环境、沉积速度及颗粒吸附放射性物质的能力有关，颗粒愈细，沉积愈慢，吸附放射性愈强 [ 19 ] 。通过分析认为，研究区孔隙结构是受岩石颗粒粗细控制的，孔隙结构的直接表征参数是渗透率 [ 17 ] [ 18 ] ，孔隙结构好，渗透率高。因此，要了解该地区低阻油层孔隙结构特点，需要对q API 进行标准化 [ 13 ] 。选择研究区12口井J 3 a泥岩段的q API 制作直方图，对比发现q API 主要分布在113 API左右，将12口井J 3 a泥岩的q API 全部归一化到113 API (图3)。 图3. 研究区12口井J 3 a层组q API 标准化后的直方图 2.2. 成因分析 对12口井中经试油验证为油层、油水同层、水层的资料点的深感应电阻率(ρ ild )和标准化后的q API 进行统计，制作ρ ild − q API 交会图(如图4所示)，得出如下规律： 1) 岩性规律：以q API = 65 API为分界线，65 API ≤ q API < 90 API是细粉砂岩、泥质粉砂岩；q API < 65 API是颗粒相对较粗的中细砂岩和部分粗砂岩；q API ≥ 90 API是泥岩。 2) 不同岩性纯油层电阻率的下限值不同：对于65 API ≤ q API < 90 API的细粉砂岩、泥质粉砂岩，由于颗粒细、泥质含量高，形成的束缚水、毛细管水含量高 [ 12 ] [ 16 ] ，其纯油的ρ ild 下限值在1.5~1.6 Ω∙m，属于研究区第1类低阻油层；对于q API < 65 API的中细砂岩和粗砂岩，由于粗砂岩含泥质低、物性特别好，泥浆侵入深，当泥浆滤液矿化度高时，侵入影响造成油层电阻率比其他低矿化度泥浆滤液井油层的测量值偏低 [ 15 ] [ 20 ] ，该类储层纯油的ρ ild 下限值在1.8~2.0 Ω∙m，属于研究区第2类低阻油层。 3) 各类储层中存在解释失误层的原因不同：对于65 API ≤ q API < 90 API的储层，主要为用错油层电阻率下限标准，用粗砂岩颗粒标准判断细砂岩颗粒储层；对于q API < 65 API的储层，由于盐水泥浆侵入影响，渗透率高，泥浆侵入较深，导致电阻率测井值较低。 图4. 试油层ρ ild − q API 交会图 图5是泥浆侵入对地层真电阻率的影响图 [ 20 ] ，淡水泥浆会出现增阻侵入，咸水泥浆会出现减阻侵入。尤其是利用咸水泥浆钻井时，由于咸水泥浆与地层水相比，具有较高的矿化度和较强的导电能力，当咸水泥浆滤液侵入砂岩水层时，在井壁附近冲洗带和侵入带内会引起地层水电阻率降低，会出现减阻侵入特征。当咸水泥浆滤液侵入砂岩油气层时，在井壁附近冲洗带内的油气一部分被驱赶，同样会出现减阻侵入的特征。对于气层和渗透性较好的地层，会产生较深的泥浆侵入带，对视电阻率曲线的影响更加严重，致使视电阻率与地层真电阻率差别较大，造成油层与水层的误判。 2.3. 识别方法 综上分析认为，研究区存在2类低阻油层：第1类低阻油层主要依据q API ，当65 API ≤ q API ≤ 90 API、ρ ild ≥ 1.5 Ω∙m时，为纯油层；第2类低阻油层的标准是，ρ m < 0.3 Ω∙m，U sp 呈无异常或大幅度正异常 [ 19 ] ，q API ≤ 40 API的砂层，ρ ild ≥ 1.8 Ω∙m，解释为油层。 图5. 泥浆侵入对地层电阻率的影响