用渗流机理物理模拟技术研究气田出水机理——以涩北气田为例张培平
摘要：出水是制约涩北气田稳产及降低气田开采效益的主要因素，对出水机理的深入、全面认识，是涩北气田找水、防水和治水措施成功的前提，更是涩北气田产能建设及稳产目标实现的重要保障。涩北气田属于多层疏松砂岩的出水气藏，开采难度大，不确定性因素多，国内外相似气田的开发理论和开发经验都很缺乏。目前对其储层内气水渗流机理和出水机理的认识大部分仍然只是定性的，缺乏量化分析，无法对防水治水措施的制定提供操作性强的指导，迫切需要全面深化对疏松砂岩储层渗流机理的物理模拟研究。通过调研国内外在疏松砂岩岩心加工、储层物性参数测试的校正、渗流机理的微观物理模拟等方面的技术进展，结合气田储层物性特征、气水两相的渗流特征以及目前对气田出水规律的认识，探讨了气田出水机理物理模拟的实验技术思路，为下一步室内实验装置与实验方案的设计奠定了理论基础。
关键词：气；水；两相流动；出水；物理模拟；涩北气田
1 疏松砂岩的制样与岩心分析技术
1.1 取心技术
1.1.1疏松岩心
&&& 岩心筒起出地面后，用干净的擦拭物清除岩心上的钻井液或密闭液，将岩心按顺序依次放入低温冷冻箱中，冷冻12h以上后，送实验室。
1.1.2松散岩心
&&& 在岩心筒中放入特制的塑料套筒，岩心筒起出地面后，用干净的擦拭物清除套筒上的钻井液或密闭液。通常将塑料套筒切割成30cm长，按顺序依次放入低温冷冻箱中，在-20～-18℃冷冻状态下放置48h后，送实验室。
1.2 制样技术
&&& 制样时通过钻头上方特制的连接装置将液氮均匀地喷洒在冷冻岩心及钻头内，使岩心在钻取过程中一直保持冷冻坚硬状态。样品根据其分析用途，切割成2.5～10cm长岩心柱；放入低温冷冻箱中保存待用。
1.3 孔隙度测量
&&& 疏松砂岩包封样品的孔隙度宜采用氮气注入法测定，使用氮气孔隙度测定仪。
1.4 孔隙度校正
&&& 影响测试结果的主要因素有系统分析误差、岩心冷冻、降压膨胀、胶结物松散、岩心冷冻不实、岩心变形等。校正分为系统校正、冷冻岩心地面孔隙度校正和地下岩石孔隙度校正。
&&& 根据实验室测定的岩石压实及覆压资料，做出各层位对应岩样的地面孔隙度和地下孔隙度相关关系式。通过校正得到岩心的地下孔隙度。
1.5 饱和度测量
&&& 对于松散岩样，采用蒸馏抽提法测定饱和度。对于不同的气层，由于岩石和流体性质不同，天然气运移时水动力条件不一样，所以束缚水饱和度差别很大，一般为10%～50%。泥质含量越高，渗透性越差，微毛细管孔隙越发育，水对岩石的润湿性越好，气水界面张力越大，则油层中束缚水的含量就越高，知道束缚水饱和度，就能够计算出气层原始含气饱和度。
1.6 饱和度校正
&&& 影响饱和度测定结果的因素，主要包括：岩心从地下到地面后天然气的逸散、冷冻、降压。含水饱和度测定的校正大多是依据钻井液取心的校正方法进行的，主要是为了防止天然气挥发的影响。在实验室内，直接测定岩样的密度、孔隙度、干岩样质量、岩石总体积、岩石内含水后，利用公式计算出岩心的含水饱和度数据。
&&& 用孔隙度校正方法将实验室测的孔隙度校正为地下孔隙度，然后计算得到地下岩样含水饱和度值。
1.7 气水两相的相对渗透率测量
&&& 针对涩北疏松砂岩的出水机理研究认为，在不同渗流条件下流体饱和度和相对渗透率的测量技术非常关键。常规相对渗透率的测量技术多是针对油水两相设计的[1]。
&&& 相对于油水两相而言，由于气相压缩性大、黏度低、气水两相的渗流速度非常快，因此对实验装置的灵敏度和精度要求将更高。
1.8 压汞法毛细管压力曲线测定
&&& 通过施加压力使汞克服孔隙喉道的毛细管阻力而进入喉道，继而通过测定毛细管力来间接测定岩石的孔隙喉道大小分布。疏松砂岩毛细管力曲线测定有以下特点：①岩石孔隙体积测定中，首先进行去空白试验，即用孔隙体积减去包封样品外的包封套体积；②麻皮效应的校正，包括非润湿相汞由包封套外进入疏松砂岩岩心周围的麻皮效应和汞在岩样表面附着引起的虚假侵入麻皮效应；③总进汞饱和度测定中，应减去包封样品的麻皮效应所产生的误差值。
2 微观渗流物理模拟实验技术
2.1 一维饱和度测量技术
&&& 近年来，德士古公司、美孚开发中心、BP研究中心、斯坦福大学等对一维岩心饱和度的测量技术有了许多新发展。归纳起来，一维岩心饱和度测量技术主要有以下方法：①电阻率法；②X射线CT扫描；③X射线吸收；④放射性元素示踪法；⑤核磁共振[2]；⑥微波吸收[3]；⑦&射线衰减饱和度监测法。
2.2 二维可视化微观模拟技术
&&& 通过二维可视化物理模拟技术[4]，可以定性和定量地观察流体在地层内的流动变化。二维可视化物理模拟技术分为间接技术和直接技术。间接技术主要有X射线、&射线等菹接技术运用光源的照射，通过照相、摄像等使流动实验过程可视化，直接技术相对成熟。
&&& 微观二维物理模拟技术有以下优点：①通过选择恰当的示踪剂，显示复杂驱动体系中各组分在多孔介质中的流动过程；②研究驱替过程中水的波及范围，通过数字照相、灰度分析等技术手段，得到饱和度分布等数据[4]；③可设计直观的二维可视化物理模型，使实验操作简单化(图1)。
2.3 三维微观物理模拟技术
&&& 近年来，三维物理模拟技术应用于微观渗流实验得到了迅速发展。三维物理模拟技术可用于观测微观三维孔隙结构以及三维渗流动态。但目前仍存在着较大的问题：①观测视野以及模拟的对象太小；②实验设备、技术相对来说较为复杂。
2.4 物理模拟的技术难题
&&& 涩北气田储层成岩较差，难以获取完整的岩性，使岩心代表性差，限制了一些实验项目。目前存在以下技术难题：
2.4.1测试方法
&&& 对于束缚水、可动水的实验室模拟，将通过饱和度与相对渗透率的测定来表征。相对于油水两相，由于天然气的特殊性，实验难度大，需要设计新型的高精度实验仪器。
2.4.2岩心制备
&&& 气田储层岩石成岩性差，很多实验项目只能选择一些砂样制成人工样品进行模拟实验[5]。
2.4.3模型规模
&&& 气井出水的机理包括层内水和层间水的水窜，不仅要模拟气水向井筒内的径向流，还要涉及储层内层间的气水的线性窜流。因此所研究的区域应该是整个压降波及范围，不仅要考虑微观可动水，更应该考虑储层的宏观出水，对模型规模、实验设备和监测仪器提出了更高的要求。
2.4.4成果转化
&&& 室内模型的规模及实验条件是否具有代表性，研究成果如何运用到实际气井的出水动态的定量分析及防水治水的开发技术对策上，是出水机理物理模拟研究的技术难点。
3 出水机理模拟技术的新进展
3.1 研究内容不断深入
&&& 对于多孔介质内的渗流机理，其研究范围不断拓宽，研究内容不断深入。从常规的简单、单一渗流规律，发展到目前对于各种特殊储层特殊渗流规律的研究。所涉及的物理现象，从初期的等温、刚性、物理渗流发展到目前的非等温、弹性、考虑流体与介质各种物理化学反映的复杂渗流过程。
&&& 物理模拟的研究内容也不断深入，由单纯的定性机理研究向为数值模拟研究提供所需各种参数的定量模拟发展，从现象模拟向微观和宏观的动力学模拟发展。
3.2 研究方法不断改进
3.2.1宏观与微观模拟实验相结合
&&& 地层出水发生在不同的空间尺度，因此需要进行不同空间尺度下的模拟实验研究。
3.2.2实验模拟与数值模拟研究相结合
&&& 数值模拟是综合各种地质及开发的静、动态资料，借助计算机，从时空上定量重现出水及渗流的全过程。目前，数值模拟研究已经超前，而物理模拟研究相对滞后，对很多渗流规律，包括疏松砂岩的出水、出砂机理认识都还很不完善，运用常规商品化数值模拟进行模拟研究，将导致研究结果的可信度低，甚至造成开发决策的风险。
3.3 实验设备更趋于先进
&&& 1) 实验模型由单一功能向多功能应用发展，在一次实验过程中，能同时测量多类实验数据，便于缩短实验周期，而且由于是在相同条件下测量的，各类实验数据能具有更好的相关性。
&&& 2) 实验模型的尺寸向大型化发展。增大实验模型的尺寸，不仅可以使研究的问题与实际情况更接近，而且便于构造各种地质模型，便于安装更多的测量敏感元件，达到精细研究的目的。
&&& 3) 实验模型测量的精度要求更高，采用最先进的新技术，使实验更趋于自动化，许多参数更趋于在线测量。
4 实验研究取得的一些认识
4.1 束缚水赋存形式
4.1.1孔隙角隅水
&&& 气驱水孔道中的死角普遍存在残余水，这是残余水存在的主要形式。此类残余水可存在于两颗粒之间所夹的死角、矿物表面的沟槽或自生矿物生长造成的凹凸不平的颗粒表面等。
4.1.2微细孔隙及其包围的大孔隙中的残余水
&&& 这些微细孔隙并不连通，只是因其孔径十分细小，非润湿相(气)难以克服微细孔隙产生的毛细管阻力而进入这些孔隙。
4.1.3绕流形成的残余水
&&& 由于储集岩的非均质性，气驱水时水所受到的毛细管阻力也有较大的差异，驱替相(气)总是沿那些孔径较大而阻力较小的通道快速前进，产生绕流。绕流往往把大片的较小孔隙以及小孔隙包围的孔隙绕过，在这些孔隙中形成绕流型残余水。
4.2 可动水形成机理
&&& 束缚水的存在位置主要是岩石颗粒表面、死孔隙和细小的喉颈部位。当束缚水可动后，在喉道转弯处和孔道狭窄处聚集，形成段塞状的可动水，而在大孔道内可动水不易聚集。可动水的流动方式主要有贴壁流和段塞流。
&&& 随着压力的进一步降低，可动水越来越多，逐渐充填孔隙角隅和小孔道，小孔隙内形成连续流动，大孔道内则表现为贴壁流和溪状流，可动水将加速运移。包括以下几种典型的流动状态：①部分束缚水被气携带一起流动，穿过大部分孔隙；②附着在孔隙壁上的水在压力和气体流动产生的表面张力联合作用下，沿着孔隙壁向前爬行形成贴壁爬行流；③可动水逐渐聚集，形成段塞后，将堵塞气流动的通道，由于可动水段塞堵塞造成后续的气相压力不断升高，推动水柱向外流动；④当气相压力增加到能够克服水柱段塞阻力时，气从孔隙的轴心突入，并同时在孔壁上留下一层厚薄不同的水膜，水膜沿孔隙壁爬行，原来被堵塞的孔隙重新成为气流动的通道；⑤当段塞被突破，孔隙重新成为气液流动的通道后，可动水又开始聚集，并逐渐演变为下一个段塞，这个过程在气液流动过程中将循环往复，周而复始。
4.3 出水气藏开发的微观机理
&&& 在表面张力及毛细管力的作用下，水气界面形成一个凹向气相的弯液面，欲使气相驱动液相流向井筒，就必须克服这一毛细管阻力和流体的界面阻力，如果地层的能量不足以克服上述阻力，就不能把液相塞驱开而造成损害，即&气藏出水的二次污染&，由于天然气被可动水柱塞束缚在孔隙中，造成了天然气采收率的下降。
可动水主要存在于小孔隙和与孔隙相连的喉道处。在小孔隙中，可动水主要以段塞形式存在，并且不易流动，占据了流动通道；位于喉道中的可动水由于毛细管力作用，封闭了两侧的孔隙，减小了渗流通道，降低了气相渗流能力。
由于孔隙的微观非均质性，孔隙和喉道尺寸分布不均，打孔隙和小孔隙交互分布，可动水在小孔道中形成的段塞不仅堵塞了小孔道，在小孔隙包围大孔隙的情况下也使大大减小了天然气的流动空间，使气相渗透率急剧下降，导致气井的产能下降。
对于孔隙半径大、渗透率小的储层，可动水将大幅度降低天然气相渗透率，影响气井产能。
4.4 出水的主要影响因素
束缚水的影响因素包括：泥质含量、润湿性。可运用面积统计法评价不同泥质含量、不同润湿性条件下束缚水的分布特点及饱和度大小。
可动水流动状态的影响因素包括束缚水含量、束缚水分布等，运用面积统计法评价不同印象因素下束缚水的分布特点及饱和度大小。
影响因素的定性分析结论是：渗透率越大，残余水饱和度就越低；渗透率越低，孔喉就越细小，孔隙结构的非均质性也越强，微细孔隙及其包围大孔隙中的残余水和绕流形成的残余水数量也就越多，残余水饱和度越高。
5 结论和建议
笔者在调研国内外对气水两相渗流物理模拟实验技术研究的成果基础上，结合涩北气田的储层结构与渗流特征，探讨了涩北气田出水机理的物流模拟实验技术思路，为下一步室内实验装置与实验方案的设计奠定了理论基础。
下一步需要攻关的技术难题包括：
1) 在含水饱和度的测量和测井解释参数计算模型里，如何区分束缚水和可动水[6]？
2) 制造人造岩心进行模拟实验，如何提高及验证人造岩心的仿真程度？
3) &疏松砂岩&的疏松程度如何定量模拟？压实挤水和水窜水如何模拟？
4) 物理模拟的相似准则[6]如何确定？
&&& 5) 利用气驱水方式建立束缚水饱和度的过程中，不同的气驱压力、气驱速度、气驱面积大小都会影响测试结果，如何定量评价？
&&& 6) 保持真实岩样内的胶结物和孔隙充填物是建立束缚水饱和度的关键，但疏松砂岩磨片后很难保持成型，若要保持成型并且经受5～15MPa的实验压力范围(目前玻璃夹板模型的承压范围是0.08～0.1MPa，耐稳范围：小于等于80℃)，需要让岩样具有一定大小的规模，但其透光性又难以保证。需要进行单面可视化，即&实物成像&或&实物投影&。在这种模型中如何识别束缚水和可动水？
&&& 7) 岩样中束缚水变为可动水到可动水流出岩样存在时间滞后，如何利用物理原理和数学方法校正外部计量测定的可动水与岩样中可动水的对应关系？
&&& 8) 通过实验观测到，束缚水饱和度是气体渗流速度的函数，具有速敏。机理实验需要深入认识这个问题，从束缚水的存在形式上分析哪些束缚水是具有速敏？
[1] 周显民.喇嘛甸油田水/气相对渗透率曲线实验研究[J].大庆石油地质与开发，)：29-36.
[2] SETSER G，WILLIAMS M R. Measurement of remaining oil saturation in northern Michigan using nuclear magnetism log data and pressure core[C]∥SPE Annual Technical Conference and Exhibition，Las Vegas，Nevada：SPE，1985.
[3] 吴群，邓绍范，马汉炎.用于测定煤水分的微波传感器[J].传感器技术，)：31-34.
[4] 张景存，高树棠，梁桂卿.在微观薄层砂岩模型上驱油机理的直观研究[J].石油学报，)：77-82.
[5] 于宝，宋延杰，贾国彦，等.混合泥质砂岩人造岩心的设计和制作[J].大庆石油学院学报，)：88-90.
[6] 谭海芳，黄书坤.确定束缚水饱和度的方法研究[J].国外测井技术，)：23-24.
(本文作者：张培平 中国石油青海油田公司)
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储层岩石的孔隙度和渗透率
请问一下，储层岩石的孔隙度和渗透率是怎么测出来的，有没有计算公式呢，压汞实验和薄片分析都可以得出哪些参数呢，希望能帮我一下，谢谢！
岩石的孔隙度=（1-视密度/真密度）*100%，测定方法可以先测岩石的真密度和视密度，然后计算（参加GB/T 9 煤和岩石物理力学性质测定方法），或者用压汞法测出岩石的孔容后除以岩石体积得到。
渗透率的测定有稳态法和瞬态脉冲压力法两种，前者适合渗透率较大的岩石，后者适合致密的低渗岩石，公式网上随便搜一下文献就有。
压汞实验可以得到岩石的孔容、孔比表面积、孔径分布、毛管压力曲线、孔喉比、中值孔径、排驱压力、堆密度、表观密度、骨架密度、孔隙曲折度、孔隙喉道分选系数、孔隙喉道歪度以及分形维数等等
薄片分析可以比较直观地观测到具体孔隙和喉道的大小、形状、分布以及配置关系 岩石的孔隙度和渗透率通过仪器测出。
其它的楼上回答很精彩。 : Originally posted by jinkan at
岩石的孔隙度=（1-视密度/真密度）*100%，测定方法可以先测岩石的真密度和视密度，然后计算（参加GB/T 9 煤和岩石物理力学性质测定方法），或者用压汞法测出岩石的孔容后除以岩石体积得到。
渗透率的测 ... 非常感谢您的解答，我现在要尝试做这两个实验，请问您那里有比较详细的试验步骤、方案设计之类的资料吗，能不能给我发一些，谢谢您！我的邮箱。 : Originally posted by gaoda18 at
岩石的孔隙度和渗透率通过仪器测出。
其它的楼上回答很精彩。 请问您哪里有详细的资料吗，实验方案设计之类的，谢谢。 : Originally posted by wkrkairan at
非常感谢您的解答，我现在要尝试做这两个实验，请问您那里有比较详细的试验步骤、方案设计之类的资料吗，能不能给我发一些，谢谢您！我的邮箱。... 岩石的孔隙率、渗透率还有压汞、薄片分析都算是比较常规和基础的实验，许多仪器厂家有成套的仪器卖的。不知道你们实验室买了哪家的设备，按理说厂家来人调试的时候会给相应的技术文档，里面就有详细的仪器结构、原理以及操作步骤。
如果是送样出去做试验的话，建议还是跟测试单位要这方面的资料，不同的设备试验步骤肯定是不一样的。
试验方案根据试验目的的不同差别很大，建议还是多读参考文献，然后设计自己的方案。
原理的话，孔隙度测定可以参照《GB/T 9 煤和岩石物理力学性质测定方法 》；稳态法渗透率测定原理满世界都有；瞬态法可以参照李小春的《瞬态压力脉冲法及其在岩石三轴试验中的应用》；压汞可以看于兴河的《油气储层地质学基础》。上述资料在网上都能找到 : Originally posted by jinkan at
岩石的孔隙率、渗透率还有压汞、薄片分析都算是比较常规和基础的实验，许多仪器厂家有成套的仪器卖的。不知道你们实验室买了哪家的设备，按理说厂家来人调试的时候会给相应的技术文档，里面就有详细的仪器结构、原 ... 好的，非常感谢您，有问题了再向您请教，谢谢！ : Originally posted by wkrkairan at
请问您哪里有详细的资料吗，实验方案设计之类的，谢谢。... 网上一搜一大堆。 : Originally posted by gaoda18 at
网上一搜一大堆。... 但是我感觉都是写的很粗略，没有清晰的写出实验步骤、计算公式方法等，所以感觉不好理解。因为我之前没学过这方面的只是，完全是个外行。 我这边可以帮你测试岩石的真密度，有需要加Q : Originally posted by yin at
我这边可以帮你测试岩石的真密度，有需要加Q 好的，有需要了就联系你，请问你是哪个单位的啊 : Originally posted by wkrkairan at
好的，有需要了就联系你，请问你是哪个单位的啊... 这里面还是不要留单位名称的好，要不然会被当做广告屏蔽了的啊，呵呵，，， : Originally posted by yin at
这里面还是不要留单位名称的好，要不然会被当做广告屏蔽了的啊，呵呵，，，... 嗯，那好吧，私聊可以吧，呵呵，希望能进一步交流，多向你学习一下这方面的知识，我的QQ，邮箱 核磁共振也可以测试岩石的孔隙度和渗透率，而且对岩心样品没有损坏。可以测过之后再用同样的样品进行压汞等测试，并可以将结果进行对比，分析。 这个有专门的仪器测试的啊！ : Originally posted by 韩谨臣 at
这个有专门的仪器测试的啊！ 可以测煤的孔渗吗，哪些单位可以送样测试呢 : Originally posted by wkrkairan at
可以测煤的孔渗吗，哪些单位可以送样测试呢... 在西安的煤炭研究院可以测试煤的孔渗。西北大学可以测岩石的！ : Originally posted by 韩谨臣 at
在西安的煤炭研究院可以测试煤的孔渗。西北大学可以测岩石的！... 好的，非常感谢您 : Originally posted by wkrkairan at
好的，非常感谢您... 么事 上传我的文档
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第三章 岩石密度、孔隙度和渗透率
第三章岩石密度、孔隙度和渗透率3.1岩石的密度密度是岩石的一种固有性质。岩石密度是决定重力场的一个基本物理参数。密度又对岩石的其它许多物性有着重要影响，如弹性波速度、岩石强度、导电性和孔隙度等。岩石密度是重力法勘探和地震勘探中一个主要参数。在地壳中由于所经历的地质作用不同，所形成的岩石，其密度也具有相应变化。因此岩石密度不但是地球物理学研究的基本参数，也是研究地质问题的很重要信息。3.1.1密度的有关定义有关岩石密度的术语和定义，由于测试方法的不同，在不同的文献中的表述有所不同，所定义密度概念不一样。有一些密度定义在测量时容易实现，而且也能表示岩石密度特征。常见的概念如下：1）真密度岩石的质量/（岩石体积-孔隙度体积），即单位体积岩石的质量，体积中不包含任何孔隙体积。其量纲为g/cm3,T/m3。2）真比重岩石的质量/（同体积蒸馏水的质量），即岩石质量与同等体积水质量的比值，岩石体积中不包含任何孔隙体积。3）视密度岩石在空气中的重量/（岩石体积-孔隙体积），即单位体积岩石的重量，体积中不包含任何孔隙体积。其量纲为g/cm3,T/m3。4）视比重岩石在空气中的重量/同体积蒸馏水的重量（空气中干重-浸在水中的重量），即岩石重量与同等体积水重量的比值，岩石体积中不包含任何孔隙体积。5）体密度岩石在空气中的重量/（包括全部空隙在内的体积），即单位体积岩石的重量，此时的单位体积中包含各种孔隙的体积。6）体比重岩石在空气中重量/同体积水的重量（饱和重量-浸在水中重量），即岩石重量与同等体积水重量的比值，岩石此时的体积中包含各种孔隙的体积。17）粒密度对于粒状结构的岩石，可用粒密度来定义，即单位体积颗粒的质量，颗粒的总质量/颗粒的总体积，如下式表示：????ii?1ni8）堆密度对于松散堆积物可用堆密度来定义，即岩石（或矿物）颗粒自然堆积后单位体积的质量。3.1.2岩石密度的主要影响因素1）岩石中矿物成分岩石中矿物种类及含量是影响岩石密度的重要因素。显然，高密度矿物含量越多，岩石的密度就越大。因此不同的岩性具有不同的密度，不同种类的岩石具有不同的密度。如含金属矿物多的岩石其密度大于一般的造岩矿物形成的岩石。2）岩石的致密程度岩石的致密程度影响着各种岩石的密度性质。尤其是沉积岩成岩过程越彻底，岩石的孔隙度越少，含水量越小，岩石越致密，其密度就越大。变质作用也可使岩石变得致密，密度增大。如片麻岩的密度一般大于页岩密度。3）胶结物的种类岩石的内部结构中经常存在各种胶结物，如硅质、钙质和泥质等，其胶结物的种类和含量对岩石物性具有一定的影响。岩石中胶结物的种类的不同，其密度有所不同。硅质和钙质胶结的岩石，其密度大于泥质胶结的岩石。4）孔隙度发育程度岩石中的孔隙度（包括各种裂隙）越大，岩石的体密度越小。这种问题在各种岩石中普遍存在。因为自然界的岩石都不同程度的存在各种各样的空隙和裂隙。5）流体种类与饱和度多孔多相介质的岩石中，流体的种类和饱和度对岩石的密度有一定的影响，进而对地震波速度与能量吸收、导电性、介电性、极化率、岩石的导热性、岩石弹性、渗透系数以及一些力学性质都有不同程度的影响。6）温度和压力岩石的温压条件不但对密度，几乎对所有的物性都有重要影响。一般来说，温度增大密度减少，压力增大密度增大。地下的岩石均处在不同的温压环境中，因此不同环境下岩石的各种物性具有明显的差异性，同时物性的差异性也反映出了一定的地质环境。23.1.3实验室密度测定3.1.3.1颗粒密度测定岩石颗粒密度，是指岩石固体颗粒单位体积的质量。本节主要简单介绍比重瓶法和李氏(Lechatelier)比重瓶法测定岩石颗粒密度。1)比重瓶法取一定质量的岩石颗粒样品烘干，装入比重瓶秤其重量为m1，注入蒸馏水，使其分散，再注满比重瓶，静置数小时，秤其总质量为m2，倒出试样并再注满蒸馏水秤其质量为m3，利用下式计算。??msms?m3?m2ms?m1?m0(比重瓶的质量)2)李氏比重瓶法含有可溶性矿物成分的岩石样品，可采用该方法测定其颗粒密度。在李氏比重瓶中注入一定量的煤油，读取初始体积V1,再加入一定量的岩石颗粒样品，再读取由加样品的体积V2，可按下式计算。??msV2?V13)松散样品（砂，土壤）：设：m为装了岩样品的比重瓶质量，m'为比重瓶本身的质量，v为岩样体积：则：??(m?m')v（堆密度）3.1.3.1块体密度测定岩石块体密度是岩石块体（包括空隙在内）的单位体积的质量。根据试样含水状态，岩石块体密度可分为三种：天然含水状态密度、干密度（105-110度烘干）、饱和密度。能制成规则样品的岩石，宜采用量积法，除遇水崩解、溶解和干缩湿胀性岩石外，均可采用静液秤量法，凡不能采用上述方法测定的岩石，可采用蜡封法。1)量积法要准确地测量样品体积和一定状态下的质量。再用质量除以体积求取密度。32)蜡封法设ms为未涂石蜡干样本的质量，m1为涂石蜡样本的质量，m2为样本在水中的质量，?w为水的密度，?n为石蜡的密度，可按下式来计算岩石的块体密度。??ms(m1?m2)/?w?(m1?ms)/?n若未用石蜡涂时，或石蜡质量忽略不计时，则：??ms(ms?m2)/?w3）静液秤量法设：空气中的样品的质量为m，在空气中液体饱和后的质量为m1，饱和样品在液体中的质量为m2，则：??m?油m1?m24)自然状态的校正把岩心样本取出地表后，样本的体积以及空隙空间的体积变化一般很小，大致在0.002~0.004g/cm3，另外还要考虑在空隙中流体的成分的影响，校正公式如下：???k?(?液??水)k为液体的饱和度系数，?为孔隙度，?液为液体的密度，?水为水的密度5）分析仪器介绍中山美迪分析仪器厂研制生产的MDMDY-200型全自动密度仪是国内首创的全自动高精度密度测试仪。该仪器适用于测试固体粉末状，颗粒状，块状物质和液态物质的体积，真密度和视密度。可广泛用于煤炭，焦炭，石焦油，水煤浆，泥浆，金属，矿物岩石，土壤，粮食，医药，陶瓷，水泥，建材，耐火材料，电极材料，化肥，塑料，纤维，催化剂，涂料，化工产品等物质测试。仪器设计基于气体分子动力学原理，理想气态定律和固、气吸附与解吸理论。采用原子量和原子直径最小、无极性，在固体物质表明吸附性能最低的惰性气体―氦气为测试介质，测值更接近样品的真实密度。仪器采用PC微机控制，实现了密度测定的全自动运行。该仪器操作简单，使用方便，测试结果精度高，准确度好，是科研机构，质检部门，高等院校以及石油化工，煤炭，冶金，水电，交通，建材，粮食，医药等行业的厂矿企业进行产品研发和生产过程质量控制的有效工具，是密度测试的所选仪器。43.1.4野外测量方法1)伽马技术放射源发射的γ射线辐射入岩石，与岩石中的电子碰撞而产生散射与偏转（康普顿效应），用γ射线探测器再接收岩石散射的γ射线。其基本原理是返回到探测器的γ射线数量受产生散射物质的电子密度?e的控制。由元素构成物质：?e??b??2z??A??b为散射物的有效体密度，z为原子数，A为原子量由分子构成物质：?2zs??e??b??molwt???zs为构成分子原子数目总和，motwt为分子量?e??b?1?对于多数地层来说上式中的括号项??接近为1。因此，电子密度近似等于岩石的体密度。通过测量返回到探测器的γ射线数量的多少就可以确定物质的电子密，由电子密度求出岩石密度。用这种方法探测时，放射源的强度、放射源和接收器与岩石的距离大小特别重要。因此放射源经常要做标定，放射源和接收器与岩石的距离要满足要求，并保持稳定。2)波速法岩石的地震波速与岩石密度有着一定的相关性，具有复杂的函数关系。但岩石密度与波速的解析公式的确定还有难度，目前大多是通过对某类岩石进行速度和密度的实验统计，可以总结出近似的经验公式。各种岩石的近似公式较多，如克里斯坦森总结的细粒致密岩石的计算公式如下。??Vp?4.263.563)井中重力法确定岩石密度基本原理是测点的重力值与其周围所有物质的密度具有相关关系，因此利用井中重力值可以间接求出一定范围内岩石的密度。已知地球表面以下两点间重力差值，是自由空间异常和这两点间物质质量的函数，可以简单表示为g1?g2??g?F1?Z?F2?Z式中：F1=3.086/m（g.u.），地面每升高1米重力减少约3.086（g.u.）。F2=0.4193ρ/m（g.u.），地壳内物质每增厚1米，重力约增加0.419ρ（g.u）。5由此可得到密度的计算公式：??7.365??g0.419?Z?g：被测间隔的顶底之间的重力变化值?Z：为间隔之间的距离此种方法要求重力仪精度要高，两个测点的距离要适当的大，还可能需要做一些校正处理，实验显示，0.01Gal的重力仪，在50米深度间隔上可以测得与实验室测定相等的结果，其精度约为0.007-0.013g/cm3。一般来说，井中重力计测定结果比伽马法更精确，重力法测量的能够提供半径几百米内的密度值，而伽马法却只有20cm的半径范围。3.1.5矿物和岩石密度的分布特征1）矿物密度分布特征矿物密度的变化范围一般比较小，但类质同像系列矿物，层状结构硅酸盐矿物的密度变化较大一些。矿物密度的分布范围一般为1.93~5.2，造岩矿物的密度基本在2.5-3.0,岛状结构硅酸盐矿物的密度大于链状结构，而链状结构大于层状结构矿物。金属矿物的密度大于非金属矿物密度，基本在3.0-7.4之间，见表3-1。表3-1主要常见矿物密度表矿物名称化学分子式橄榄石石榴子石镁电气石普通辉石角闪石白云母黑云母伊利石高岭石蒙脱石蛇纹石绿泥石正长石微斜长石透长石斜长石石英白云石主要成因岩浆作用，接触交代各种地质作用气成热液作用岩浆作用岩浆作用，变质作用各种地质作用成因广泛风化作用，热液作用风化作用，热液作用风化作用热液变质热液变质沉积等岩浆作用岩浆作用，交代作用喷出岩，接触变质岩浆作用，变质作用各种地质作用沉积作用，热液作用密度g/cm33.22-4.393.5-4.23.03-3.252.96-3.963.02-3.452.77-2.882.7-3.32.6-2.92.61-2.682.0-3.02.52.68-3.402.55-2.632.56-2.632.56-2.622.632.652.86-2.93(Mg,Fe)[SiO4](Ca,Mg,Fe)3(Al,Fe)2[SiO4]3NaMg3Al6[Si6O18][BO3]3(OH)4Ca(Mg,Fe)[(Si,Al)2O6]Ca2Na(Mg,Fe)4(Al,Fe)[Si4O11]2(OH)2KAl2[AlSi3O10](OH)2K(Mg,Fe)3[AlSi3O10](OH)2KAl4[Al1?1.5Si7?6.5O20](OH)4Al4[Si4O10](OH)8Nax(H2O)4?Al2[AlxSi4?xO10](OH)2?Mg6[Si4O10](OH)8(Li,Al,Fe)m(Al,Si)4O10(OH)8K[AlSi3O8]K[AlSi3O8]K[AlSi3O8]Na1?xCax[(Alx?1Si3?x)O8]SiO2CaMg[CO3]26方解石磁铁矿赤铁矿褐铁矿刚玉黄铁矿磁黄铁矿黄铜矿方铅矿闪锌矿Ca[CO3]沉积热液风化等岩浆作用变质作用氧化变质岩浆作用风化作用沉积作用变质作用岩浆作用各种地质作用岩浆作用接触变质岩浆接触夹带热液岩浆作用岩浆接触交代热液2.72-2.944.80-5.205.0-5.33.3-43.94-4.104.90-5.204.60-4.704.1-4.37.4-7.63.9-4.2FeFe2O4Fe2O3铁的氢氧化物混合物Al2O4FeS2Fe1?xSCuFeS2PbSZnS2）岩石比重分布特征由于岩石的矿物成分和结构构造的可变性，一般来说岩石比重（或密度）变化范围较大，没有那一种岩石的比重是不可变的。另外，由于岩石中各种孔隙和裂隙等的影响使岩石体密度的变化范围更大。在三大岩中岩浆岩和变质岩的密度一般大于沉积岩，基性岩浆岩的密度大于酸性岩浆岩，侵入岩的比重一般大于喷出岩。一般化学沉积岩的密度大于碎屑沉积岩，钙质和硅质胶结沉积岩的密度大于泥质胶结沉积岩，海相沉积岩比重一般大于陆相沉积岩。在区域变质岩中深变质岩的密度一般大于浅变质岩，正变质岩比重大于副变质岩。对于同一种岩石而言，埋藏深的大于埋藏浅的，年代老的大于年代新的，原生岩石大于破碎风化后的岩石比重，见表3.2、表3-3、表3-4所示（其中数据仅供参考）。表3-2主要岩浆岩视比重表岩石名称辉长岩闪长岩花岗岩玄武岩安山岩流纹岩岩石名称白云岩石灰岩泥质石灰岩砂岩长石砂岩泥质砂岩主要矿物成分和特征辉石和斜长石。辉长和粗、中粒结构，块状构造角闪石，斜长石。中、粗粒结构，块状构造范围2.7-3.42.7-3.1平均3.052.902.752.952.852.60平均2.642.412.322.312.252.36石英，钾长石，斜长石，黑云母。花岗结构，块状2.4-3.1辉石和斜长石。隐晶质，斑状结构，气孔杏仁构造2.6-3.3角闪石，斜长石。斑状结构，具气孔杏仁构造酸性喷出岩，具斑状结构和流纹构造，基质隐晶表3-3主要沉积岩视比重表主要矿物成分和特征白云石，有隐晶质、细粒、粗粒结构方解石，隐晶致密状，稀盐酸强烈起泡泥质较高的石灰岩碎屑颗粒直径在2-0.1毫米，含量50%以上长石30%以上，石英，岩屑。有钙、泥质胶结胶结物主要为泥质72.5-3.22.3-2.9范围1.91-2.931.21-2.921.89-2.741.43-2.932.13-2.272.13-2.72凝灰质砂岩钙质砂岩页岩凝灰岩钾盐岩盐煤褐煤表土粘土白垩土铝矾土干砂石膏胶结物主要为火山灰胶结物主要为碳酸岩具有页状层理构造火山灰沉积岩，具凝灰结构。氯化钾,白色，含赤铁矿者为红色，产于干涸盐湖氯化钠,白色，典型的化学沉积岩石，粒状，块状可燃有机岩石，为生物沉积岩或柴煤，是煤化程度最低的矿产煤，燃烧易冒烟地表土高岭石，蒙脱石，伊利石和粉砂等构造成一水铝石、三水铝石，富含铝质矿物的化学岩石天然二水石膏，主要为化学沉积岩，致密块状2.58-2.712.19-2.751.38-2.861.33-2.851.90-2.002.10-2.201.20-1.701.10-1.301.10-2.001.50-2.202.40-2.501.40-1.702.20-2.402.632.492.471.981.952.151.451.201.651.852.202.451.552.30是一种疏松的土状石灰石，常含石英、长石、粘土1.80-2.60表3-4主要变质岩视比重表岩石名称片麻岩花岗片麻岩片状片麻岩黑云片麻岩片岩大理岩石英岩蛇纹岩板岩主要矿物成分及特征花岗变晶结构，片麻状构造，时具眼球构造花岗变晶结构，片麻状构造黑云母较多，花岗变晶结构，片麻状构造具片状和柱状矿物定向排列的片理构造。方解石，白云石。细粒-粗粒变晶结构，块状构造石英。粒状变晶结构，块状构造蛇纹石，滑石等。超基性岩蚀变而成，块状构造泥质、粉砂质或凝灰岩的区域变质岩，板状构造范围2.61-3.042.49-3.172.65-2.922.47-3.202.49-3.202.27-4.072.40-3.002.60-2.76平均3.732.672.732.732.832.762.672.682.64石英，长石，云母，角闪石。变晶结构，花岗构造2.49-3.363）地壳岩石比重（密度）特征据Touloukian等的资料（1982），几千块岩石标本比重的分析统计结果，火成岩比重变化范围在2.17~3.74，平均值为2.65。变质岩比重变化范围在1.91~3.15，平均值为2.71。沉积岩比重变化范围在1.05~3.34，平均为2.55。三大岩类比重变化范围在1.05~4.25，平均值为2.65。总体来看，变质岩比重略大于岩浆岩，岩浆岩的比重大于沉积岩。三大岩的平均值非常接近石英的比重值，进一步表明二氧化硅含量在地壳中占有重要地位，也表明石英矿物在地壳中为主要造岩矿物。见表3-5。洋壳岩石的密度大于陆壳岩石（见表3-6），地壳下部的硅镁层的密度大于地壳上部8的硅铝层密度。对于整个地球，地核密度为10-12g/cm3，外核密度为10.5g/cm3，内核为12.9g/cm3。地幔密度为3.5-6g/cm3，上地幔平均密度为3.5g/cm3，下地幔为5.4g/cm3。地壳密度为2.65-3.00g/cm3，总趋势是越向地心密度越大。地球平均密度为5.52g/cm3，据资料太阳平均密度（1.4g/cm3）比地球密度小的多，月球的平均密度（3.34g/cm3）也比地球小，相当于地球密度的3/5。表3-5三大岩石视比重表（据Touloukian等）岩石类型岩浆岩变质岩沉积岩矿物平均样品数目2187范围2.17-3.741.91-3.151.05-3.341.93-4.251.05-4.25真平均2.652.712.552.472.65样品数目174218范围1.35-3.742.18-4.071.33-4.411.72-5.071.33-5.07视平均2.652.772.333.092.55表3-6地壳密度表（据Touloukian等）岩石类型洋底岩石（玄武岩）洋底岩石（辉长岩）大陆花岗岩质物质地壳岩石平均值地质特征洋底基性喷出岩洋底基性侵入岩地壳硅铝层物质密度(g/cm3)2.46-2.952.962.702.60-2.75表3-7地球结构密度(g/cm3)表地球结构地壳(岩石圈)上地幔(岩石圈)下地幔(软流圈)外核（液态）内核（固态）幔核界面―古登堡面硅和硫等元素结构界面壳幔界面―莫霍面主要成分地壳下部为玄武岩超基性岩（橄榄岩）密度2.83.55.4主要为铁和镍,还有少量10.512.93.2孔隙度岩石由各种形状的固体物质颗粒组成，颗粒之间往往着存在空隙空间，除此之外还经常存在着各种各样的裂隙空间。在地下这些空隙中有可能包含流体（如地下水，石油和天然气等），这些流体可以沿着空隙流动。不同的岩石具有不同程度的空隙，衡量空9隙发育程度的量为孔隙度。岩石中的空隙有封闭的也有相互连通的，有三维分布的也有一维和二维分布的，孔隙的形状更是各种各样，千差万别。3.2.1孔隙度概念及计算测量方法孔隙度为岩石中孔隙的体积占岩石总体积的百分数，即孔隙度=空隙体积/总体积（固体+空隙），或（总体积-颗粒体积）/总体积。岩石中的孔隙度还可分为有效孔隙度（能使流体流动或相互连通空隙所具有的孔隙度）和残余孔隙度（不连通孔隙所具有的空隙度）两种。??V孔?100%V总1）孔隙度的计算测定方法测量孔隙度的方法很多，但基本原理是设法求出总体积（VT）、孔隙体积（Vp）或固体体积（VS），知道三个量中任意两个量，就可以求出孔隙度，如下式。??（1）孔隙度主要计算方法?V?n孔??i??100%，?V??V?n孔??w?100%，?V?VpVT?VT?VSVTV：总体积，Vi：空隙体积，Vw：饱和样品中水的体积，V：总体积?V?Vm?n孔???100%，Vm：固体质量聚合体积，V：总体积??V?n孔??Ga?Gd??100%，Ga：饱和样品比重，Gd：干样品比重最后计算方法说明如下：Ga?固体重?水重，同体积水重Gd??固体重同体积水重?ViVGa?Gd?水重同体积水重?水?V（空隙）i?水?V（总体积）2）孔隙度测量方法10（1）岩石总体积VT的测定几何法：适合于胶结较好，钻切不易破碎的岩石，直接测量其体积。封蜡法：适合于胶结疏松，易碎的岩石。Vt?W2?W3?w?W2?W1?pW1：岩石的干质量，W2：岩石封蜡后的质量，W3：封蜡岩石在水中的质量，?w：水密度，?p：蜡密度。饱和煤油法：适合于外表不规则的岩心。Vt?(W1?W2)/?0W1：饱和煤油岩在空气中重，W2：饱和煤油岩在煤油中重，?0：煤油密度。（2）岩石空隙体积Vp的测定饱和煤油法：Vp?(W2?W1)/?0W1：干岩在空气中重，W2：饱和煤油岩在空气中重，?0：煤油密度。气体膨胀法：当样品与标准室连通后，标准室空间体积与压力的积，等于样品室净空间体积与标准室空间体积的和与平衡压力的积。其平衡式如下：Vk?Pk?P?(Vp?Vk)Vp?Vk?(Pk?P)/P（3）岩石骨架体积Vs的测定固体比重法：利用固体体积计，把岩样捣碎，倒置，然后读出颗粒体积。气体平衡法：根据波义尔-马略特定律，在恒定温度下，岩心室体积一定，放入岩心室样品的固相体积越小，岩心室中气体所占体积越大，与标准室连通后，平衡压力越低；反之，当放入岩心室内的样品固相体积越大，平衡压力越高。其平衡式如下：P0(V0?Vs)?P1V1?P2(V0?Vs?V1)V0为岩心室体积，P0为大气压，V1和P1为标准室的体积与压力，Vs为样品固体部分的体积，P2为平衡压力。113.2.2孔隙度的主要影响因素1）颗粒物特征岩石中的矿物或碎屑物颗粒的粒度、颗粒的排列方式、粒度的均匀性、各粒级的含量以及颗粒的形状等都直接影响岩石的孔隙度。颗粒度均匀的岩石其孔隙度大于非均匀的岩石，大颗粒与细颗粒混合时，细颗粒越多其孔隙度越小。粒状、片状和柱状颗粒组成的岩石，一般粒状的孔隙度大于片状和柱状。等大球体颗粒立方排列时孔隙度为47.6%，而菱形排列时为25.9%。2）胶结程度自然界的岩石，在其孔隙中大多发育各种胶结物，如硅质、钙质和泥质等胶结物。因此胶结物越多，就占据的空隙越多，自然就影响到岩石的孔隙度。3）沉积方式对于沉积岩来说，不同的沉积方式形成的岩石，其孔隙度差别较大。一般来说，风成物的孔隙度小，而且风力搬运距离越远的堆积物其孔隙度越小。化学沉积物的空隙度非常小。水作用沉积物的孔隙度变化范围很大，快速堆积物的孔隙度一般大于缓慢堆积物的孔隙度。与沉积环境的关系比较密切，如河流相、湖波相和海洋相等，一般情况下，海洋相砂岩具有高的孔隙度。4）压实程度沉积物经后期的压实成岩作用，使得岩石体积变小，其中空隙减少，同时空隙中的流体也减少。因此岩石的压实程度越大，岩石的孔隙度越小。除此之外，在成岩过程中伴随着胶结物的产生，进而会降低孔隙度。5）裂隙发育程度对于岩浆岩、变质岩甚至沉积岩，在构造应力、风化作用、溶蚀作用下，岩石内部会产生各种各样的裂缝、裂隙和溶洞等，这些裂隙或溶洞的发育与否，决定着岩石孔隙度的大小。3.2.3岩石孔隙度分布特征自然界岩石的孔隙度，不但与岩石的种类有明显的关系，还与岩石形成后的各种地质作用的改造有很大的关系。因此岩石的孔隙度一般都有较大的分布范围，即是同种岩石在不同的构造部位，或地质环境下，其孔隙度或有很大的差异。表3-8、表3-9和表3-10列出了一些岩浆岩、沉积岩和变质岩的孔隙度分布情况，仅用来说明各类岩石孔隙度分布的一般特征。表3-8中，岩浆岩的孔隙度比较低，而且侵入岩浆岩的孔隙度明显低于喷出岩浆岩一个数量级。表3-9结果表明，沉积岩的孔隙度基本都比较高，其中碎屑沉积岩的孔隙度远远大于化学沉积岩，老地层砂岩的孔隙度小于新地层。表3-10变质岩的孔隙度普遍很低，其中化学岩的变质岩孔隙度仍很小，区域变质岩的孔隙度随变质程度增加而减小。12表3-8岩石名称辉长岩闪长岩花岗岩伟晶岩玄武岩英安岩流纹岩26441931.43.570.4样品数3岩浆岩的孔隙度（%）最大值0.62平均值0.30.63.00.90.932.7162115.0912最小值0.00表3-9沉积岩的孔隙度（%）岩石名称凝灰岩粘土岩奥陶系砂岩三叠系砂岩始新统砂岩粉砂岩白云岩石灰岩样品数446273最小值15.522.13.63.671.10.80.37最大值44.232.330.330.846.524.912.44.38平均值31.729.014.318.522.416.74.52.5表3-10岩石名称片麻岩片岩板岩页岩大理岩矽卡岩样品数变质岩的孔隙度（%）最大值1.84.14.39.71.18.5平均值1.21.62.24.50.92.4最小值0.70.30.11.40.70.6133.3渗透率自然界岩石中一般都存在着各种各样的裂纹和空隙等，在岩石内部这些空隙可以不同程度的相互连通，因而流体能够在一定程度上流过岩石，不同的岩石对流体的通过性能不同。对于多孔介质岩石，其中流体的流通性能是岩石输运性质的最重的因素，岩石中流体的渗透过程对许多科学领域都有重要影响。如：环境科学（如环境污染和治理）地震构造（流体的进入改变了孕震区的应力状态，影响到地震发生的机理）石油地质（油气的运移和储存与开采）成矿地质学（热液成矿地质理论）生态地质学和水文地球化学土力工程学（地下流体的存在与状态和地基稳定性直接有关）3.3.1渗透率概念及达西定律在一定的压力差下，岩石允许流体通过的性质称为岩石的渗透性。从数量上度量岩石渗透性的参数就叫岩石的渗透率。渗透率就是岩石允许流体通过的能力。或者说是表述流体流过岩石难易程度的物理参数，是描述岩石输运特性，制约渗透过程最关键的物理参数。1）渗透率绝对渗透率：是指当岩石只有一种流体通过，且流体不与岩石发生任何物理化学反应时，岩石允许该流体通过的能力。实质上任何一种流体都会或多或少地与岩石发生物理化学反应。绝对渗透率值是一个理论值。在实际的应用中，只能选用一种与岩石反应非常少的流体的单相渗透率来近似代替绝对渗透率。通常采用空气、氩气、氮气的渗透率作为绝对渗透率。绝对渗透率是岩石本身具有的固有性质，它只与岩石的空隙结构和孔隙度有关，与通过岩石的流体性质无关。有效渗透率：当岩石空隙中饱和两种或两种以上流体时，岩石让其中一种流体的通过能力称为有效渗透率或称为相渗透率。有效渗透率不仅与岩石孔隙结构有关，而且与流体饱和度和性质有关，并且流体的有效渗透率之和总是小于岩石的绝对渗透率。图3-1达西试验仪装置相对渗透率：多相流体共存时，每一相流体的有效渗透率与岩石绝对渗透率的比值。14同一岩石的相对渗透率之和总是小于1。2）达西定律（1）层流定律―达西（Darcy）定律法国水利学家Darcy在1956年发表了流体在多孔隙度介质中流动规律的实验结果，其实验仪器设计见图3-1。实验结果发现，无论砂层类型如何改变，流量总是与测压管水柱高差、砂层柱横截面积成正比，而与砂柱的长度成反比。实验总结的公式（达西定律）如下。Q?K?h?,lv?Q/??K?hlK:为比例系数（渗透系数），主要与岩石渗水性有关，同时与流经岩石的地下水的物理性质有关。?h：为水力梯度，即渗透沿中单位长度上的水头损失。lv：渗流速度：单位时间内单位截面积的流量。?：为过水断面（包括岩石颗粒和颗粒间空隙二部分）Q：单位时间内通过筒中砂的流量。将水头高度h1和h2换算成液面高度h时的压力P1和P2（折算压力），得出达西定律的一般表达式。Pr1??gh1?P1??gZ1Pr2??gh2?P2??gZ2Q?k?[(P1?P2)??g(Z1?Z2)]/l实验表明流体的粘度?对流量具有反比关系的影响，因此达西公式进一步表示为：Q?k?h?,?lv?Q/??k?h?lQ?k?[(P1?P2)??g(Z1?Z2)]/?l（2）广义达西（Darcy）定律对于实际中均匀的空隙介质，加上不均匀的流体（即多相）同时渗流时，常作非平面、非稳定的线性渗流，大量实验证明，达西定律也是适用的。当水头差和砂柱长度无限小时，广义达西定律为：v?k?g?dh????dl??（K??gk）?或当折算压力差值和砂柱长度无限小时为：15v?kd(P??gZ)/?dlk：固有渗透率（L2）?：流体粘度（ML?1t?1）：流体不同于固体，只要施加剪应力就会发生连续变形，流体的这种连续变形称为流动。同时流体也具有阻止变形的性质，一般称为流体的粘滞性。粘滞性是处于运动状态的流体阻止其产生剪切变形的性质的度量。v：单位面积上的流动速率（LT?1）流量dh：梯度，每单位长度的流动造成水头的变化量。dl?：流体密度（ML?3）g：重力加速度（Lt2）k：是多孔隙骨架的渗透率，它仅与岩石骨架的性质有关，是多孔岩石的固有属性，其量纲为(L2)。（3）渗透率单位CGS制：流量Q的单位是厘米3/秒，粘度的单位是达因.秒/厘米2，长度单位为厘米，面积为厘米2，压力用达因/厘米2，此时的渗透率单位为厘米2，在SI制中为米2。混合制单位：流量Q的单位是厘米3/秒，粘度的单位是厘泊，长度单位为厘米，面积为厘米2，压力单位是大气压。在混合单位制1秒内流过长为1cm,中，把在一个大气压下，截体积为1平方厘米的多孔介质时，粘度为1厘泊的1立方厘米流体,定义为1个达西（D），达西的数值太大，使用不方便，一般采用它的千分之一，称为毫达西(mD)。1D=1000mD1D=1.02×10cm?10?82?12m2?1?m2图3-2三轴压力渗透率测量装置3.3.2渗透率测量1)稳态法（达西法）基本上按和达西的实验方法一样，样品一端注入流体，另一端流出流体，关键是要16流体的流出达到稳态时，才能测量流量。此方法比较适合于一些渗透率较高的岩石（k&10?15m2）。k??lv/?h2）脉冲法对于渗透率很小的岩石，要达到稳态需要很长的时间，使用稳态法受到一定的限制。而脉冲法无需达到稳态，就可以测量，大大缩短了实验时间。实验装置见图3-2所示。实验的基本过程是，先在样品两端施加P2压力，然后突然提高样品上端压力到P1，不断测量样品上下端的压力。随着时间的延长上端压力会逐渐降低，下端压力逐渐增高，上下端最后平衡于某个压力，其变化过程可用下式表达，见图3-3（a）图示。上端：p1(t)?pf?p1?pfe??t下端：p2?t??pf?pf?p2e??t系数?与渗透率k成正比，在对数坐标系中可以由直线的斜率求出岩石的渗透率，见图3-3（b）所示。????图3-3压力脉冲法测量渗透率示意图3)周期加载法在样品的一端加随时间正弦变化的孔隙压力，测量岩样另一端对此周期加载的孔隙压力的振幅和相位的变化，对比岩石上下端的孔隙压力振幅和相位变化曲线，通过计算可以得到渗透率,见图3-4
所示。17图3-4周期加载中孔隙压力振幅和相位的变化（Kranz等,1990）3.3.3岩石渗透率的影响因素1)岩石种类岩石种类的不同，具有不同的空隙结构和孔隙度，因而渗透率具有很大的差异。例如砾岩和砂砾岩的k差别可达10?12m2或更大，即使是同一类岩石，由于生成环境和内部结构不同，k的变化也可以达几个数量级，至于不同的岩石，其k变化范围就更大了，可达近10个数量级。见图3-5所示。图3-5岩石渗透率范围（Brace,1980）图3-6岩渗透率和孔隙度关系2）孔隙度因素当给定岩石的组成之后，k随岩石孔隙度的增加而增加，砂岩的孔隙度和渗透率有一定的相关关系，见图3-6所示。3)空隙结构
对各种不同粒径的砂岩，渗透率随着粒径变小，在同样孔隙度下，渗透率要减小。18在同样孔隙度下，孔喉越小细小，而且细小的孔喉越多，会石岩石渗透率降低。4)压力因素岩石所受围在压力的增加，会使岩石中裂纹和孔隙逐渐闭合，减少流体在岩石中的渗透通道，从而导致岩石渗透率的减小，见图3-7所示。但岩石中孔隙压力的影响和围压增加的情况则相反。图3-7多裂纹花岗岩的渗透率与压力球状孔洞砂岩的渗透率与压力5）温度因素岩石受热后，由于组成岩石的各种矿物的热膨胀率不同，矿物颗粒边界会出现裂纹，并且会提高裂纹的连通性，从而提高了岩石的渗透率。如碳酸盐岩石加热至110-120℃时，热开裂形成的裂纹联通，导致岩石渗透率有8-10倍的增加，见图3-8所示。流体在岩石中运移中温度的升高，会使流体的粘度降低，增大岩石的渗透系数，增大流体的流量。图3-8碳酸盐热裂开与渗透率3.3.4岩石中渗透率分布特征岩石渗透率分布特征和孔隙度一样，除了与岩石种类有关外，更与岩石后期的地质作用有关。一般来说构造破碎、风化、溶蚀、生物等作用使岩石的渗透率增大，区域变质、接触交代变质、热变质等作用会使岩石的渗透率降低。如在表3-11中，花岗岩的渗透率非常低，但有裂隙和风化时，渗透率可增加几个数量级。辉绿岩经风化作用后渗透率大增。喷出岩浆岩的渗透率一般大于侵入岩。如在表3-12中，碎屑沉积岩的渗透率一般大于化学沉积岩，在碎屑岩中随着粒级
变细，粘土含量增加，其渗透率降低。19如在表3-13中，变质岩的渗透率都很低，但由于构造作用产生裂隙后，渗透率大幅度增加。表3-14列出了依据孔隙度和渗透率对储层的分级以及我国油田部分地层的渗透率。表3-11岩浆岩渗透率表（mD）岩石名称花岗岩有裂隙的花岗岩风化的花岗岩玄武岩有裂隙的玄武岩辉绿岩风化的辉绿岩凝灰岩有大孔隙的流纹岩4岩石名称白云岩（垂直实验）石灰岩（垂直实验）火山碎屑岩粘土岩（垂直实验）砂岩（垂直实验）细砂岩粉砂岩粘土质粉砂岩编号0.00030.13548.650.编号最小值0.0.00263最大值0.413457平均值0.渗透物水水水水水水水水水15.52415.54115.54517温度24孔隙度沉积岩渗透率表（mD）最小值0.最大值3.424.861035平均值1.50.490.20.03渗透水水水水水水水水15.515.515.515.511.733温度15.515.5孔隙度表3-13岩石名称有裂隙的片麻岩石英岩编号1319最小值0.变质岩渗透率表（mD）最大值平均值680.001渗透物水水1.9温度孔隙度20有裂隙的石英岩片岩有裂隙的片岩板岩0.2水水水水15.515.5140.表3-14级别特高高中低特低孔隙度&10-15&10油田储层孔渗一般分级、我国油田部分储层渗透率情况渗透率(md)&-100&10油田名称和层位大庆油田萨一组胜利油田沙二克拉玛依油田克上玉门油田M层辽河油田高10块莲花层绝对渗透率（md）300-0-120021
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