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通过测井分析评价烃源岩摘要使用来自德国北部奥尔托阿尔波西多尼亚页岩三种连续取芯切片（不成熟的，成熟和过成熟阶段）对测井数据中烃源岩进行性可行评价。应用测井曲线中自然γ射线（K，U，Th），体积密度，声波时差和电阻率曲线，并将其作为裂缝控制中井眼探测器。这些曲线数据的选取与源丰富的参数，烃含量和成熟度相关。三维交叉图中显示了井与井中相比较，成熟度和烃含量。当前的应用对于简单地址历史时期盆地中碎屑烃源岩是有限的。然而，通过测井分析烃源岩的特征仍然是一个快速而经济的方法。没有校准的核心数据时，可能进行从井到井的相对“快看”比较。在并且相对“快看”比较很容易地在钻井地点执行。当然，有机地球化学和岩石物性参数之间的简单相关是不完善的。这是因为测井响应很复杂，它受矿物和岩石孔隙的流体性质以及有机物的影响。关键词：排烃（碳氢化合物）；生成（碳氢化合物）；下萨克森州盆地；成熟（有机物）；岩石物性评价（烃源岩）；波西多尼亚页岩；重新分配（的碳氢化合物）；三维盆地分析；期；测井分析简况换句话说，我们使用的是有机地球化学的方法来定义源岩特征，其中将重点放在一个盆地范围内应用。目前的方法不同的在于对烃源岩属性更全面的理解，即总有机碳含量，含油量和成熟度与岩石物性参数的相关性。一些研究通过常规测井资料来评价烃源岩的生烃潜力，这主要是通过识别有机丰富的区域（例如Schmoker,1979,1981;Fertl,1983;SehmokerandHester,1983;Autrice和Dumesnil,1984;Meyer和Nederlof,1984;Mann等人,1986）。实例烃源岩物性评价选作为当前实例。这个实例是基于阿尔波西多尼亚页岩段的三个连续取芯。（Gaertner等人,1968).在汉诺威下萨克森州盆地南部的边缘南部各个钻井点位于半实物仿真向斜的内部或附近。（图1）。从钻井现场wenzen-1001（未成熟，0.48%Rm）到钻井现场dielmissen-1001（成熟，0.68%Rm）再到钻井现场haddessen-1001（过熟，1.45%Rm）的成岩/退化阶段（根据Littke和rullkotter，1987年镜质体反射率数据），由于接近深部侵入热源，因此称为viotho岩体（插入图1）。该侵入体的特征类似于布拉姆舍岩体（Reich，1933）其已被检测到，并且通过重磁异常将它分离（Reich，1948）。现在这些侵入体局部变化的影响已被大量有机物的性质和岩石基质所证实。例如，有机质成熟度的影响已经由绘制镜质体反射率轮廓(Teichmfiller等人,1984)和分析细粒沉积物中有机质含量数量和成分(Leythaeuser等人,1979;Rullk6tter等人,1987)所强调。火山玻璃岩(Brockamp,1976)，粘土矿物和长石(Brauckm)-ann,1984)的成岩变化以及通过比较岩石的物理性质(Mann,1987)证明了岩石基质的影响。它可以假定岩浆侵入开始时同时形成沉降在尼欧克姆期/阿尔布边界的下萨克森州盆地的大断层，并且至少至少持续到土伦（Stadler和teichmfiller，1971）。方法岩石物性测井分析以下是市售的用于下托阿尔页岩实例“斯伦贝谢”的方法：自然伽马能谱（U，Th，K），体积密度，几种电阻率测井和井眼探测仪。图1。研究区内半实物仿真向斜浅钻井地点以及在德国侏罗纪地层的半实物仿真向斜内镜质体反射率轮廓。（Bartenstein等人,1971，Koch和Arnemann,1975后修改）钻井位置：(WEN)Wenzen-1001;(DIE)Dielmissen-1001;(HAD)Haddessen-1001.一般的方法采用不同组合岩石参数测井。个人测井参数必须根据盆地的地质情况，和钻孔条件选择。有机地球化学对149个样本进行地球化学分析。所有样品对于岩性和结构采用相对均匀的间隔。开放或重新密封裂缝，可以避免有大化石的样品。此外，碳酸盐含量近似的值是由总碳含量减去有机碳含量（两者均取决于LECO），然后乘以不同的8.333；计算假设方解石是唯一的碳酸盐相。由LECO和岩石热解分析每个裂缝，应用行之有效的方法来分别确定（1）源丰富的总有机碳（TOC）含量，及（2）游离烃含量（$1峰）和成熟（Tin）。图1，研究领域半实物仿真向斜以及该反射率等值线的N-德国侏罗纪地层内的半实物仿真向斜的位置浅钻位置（后巴滕斯坦等人修改，1971;Koch和Arnemann，1975）。地点是：（WEN）Wenzen-1001;（DIE）Dielmissen-1001;（HAD）Haddessen-1001。结果与讨论地层控制和相比较开始评价盆地烃源岩的生烃潜力之前，应确保所有井段使用，代表地层等值。首先，粗略的井间对比仅由各个区间顶部和底部来定义，这或许以大量测井参数中的某一个为基础。然而，烃源岩每个单位较详细的地层相关需要一个比较明确的标志层对比，沉积环境的变化从井到井和从亚基到亚基，或两者。此外，大量的有机物质往往是结合了100多个API的伽玛射线单位的高自然伽马读数.这种类型的碎屑烃源岩则一般称为“热页岩”[例如在北海的许多地区Kimmeridge粘土形成（Cornford，1984）]，并且在许多情况下，铀是高γ射线强度的主要原因(Bjorlykke等人,1975)。由于有机材料的物理性质，增加的有机质含量减少了体积密度，但提高了音速传播时间和电阻率（如果没有有机质含量时比较相同的页岩）。岩石物性烃源岩评价图2，在钻头地点Wenzen-1001，Dielmissen-1001和Haddessen-1001,来自标志层El2，3（主要是由高堆积密度的峰确定）和由从钍加钾（CGR测井伽玛射线强度地层对比跟踪）并从铀钍加上加钾（SGR日志跟踪）。同时，非常高的体积密度和光电效应峰以及绝对和相对浓度的钾，钍和铀在钻井位置Wenzendielmissen和haddessen的黑侏罗统ε页岩中为相关性提供了基础，（图2，为CGR和SGR给出唯一清晰的测井的痕迹）。他们表示在底部（EL），中（E2）和顶部（E3）的岩石序列三个的侵蚀事件。这些标志层代表古土壤（EL）或是由结核，贝壳或骨床，箭石喙和黄铁矿或磷酸盐的鹅卵石（板的组合。从图2可以看出这个标志层代表一个角度不整合，可能包含一个相当大的时间差。地层观测者罗雪尔（1983）表明标志层E3代表侏罗纪早期(关于IMy,VanHinte,1976)，其中三个菊石带用来可以识别（Hoffman，1968）。事件1展现在连续沉积记录中普遍存在的一项突破(Jenkyns,1985;Cope等人,1980)并产生了黑色页岩沉积条件。事件2是最可能接近于“kloake”(Kfispert,1983)。烃源岩的沉积环境由钍/铀比作为规定标准(Adams和Weaver,1958,Hassan等人,1976)。对三个钻探地点多尔斯阶页岩研究，这比值小于2，说明这是一个海相还原环境。单元1中的铀含量平均比单元2中的值下降了0.3。因此，在低铀含量沉积物（LUC）认为是被存放在一个富氧环境下而不是高含铀量的沉积物（HUC）相（参见Haven等人1988）。其他原因如改变铀源的形成不同的铀含量，通过通路转移到有机物以外的海水中碳酸盐络合物（UO2（CO3）3）4（Schwochau，1979），或鉴于西欧的立宛陶沉积物（Fleet等，1987）沉积的非常均匀，可以排除不同类型的有机物质（Rullkutter等人，1988）或者被认为不太重要（磷酸盐）。烃源岩的沉积环境由钍/铀比作为规定标准(Adams和Weaver,1958,Hassan等人,1976)。对三个钻探地点多尔斯阶页岩研究，这比值小于2，说明这是一个海相还原环境。单元1中的铀含量平均比单元2中的值下降了0.3。因此，在低铀含量沉积物（LUC）认为是被存放在一个富氧环境下而不是高含铀量的沉积物（HUC）相（参见Haven等人1988）。其他原因如改变铀源的形成不同的铀含量，通过通路转移到有机物以外的海水中碳酸盐络合物（UO2（CO3）3）4（Schwochau，1979），或鉴于西欧的Liassic沉积物（Fleet等，1987）沉积的非常均匀，可以排除不同类型的有机物质（Rullkutter等人，1988）或者被认为不太重要（磷酸盐）。评价有机质含量用作烃源层所需的岩石的基本参数是细粒浸染有机物的含量。这是通过总有机碳含量来表示的。TOC含量和岩石物理测井技术计算所形成不同地层特性之间的关系在井场Wenzen一直看成未成熟黑侏罗统（Mann等人，1986），从伽玛射线中最好的相关性已被观测到光谱的铀含量记录。在这里，我们简要地研究和讨论黑侏罗统页岩成熟和过度成熟的部分的这种关系（分别钻孔Dielmissen和Haddessen），并比较它在未成熟部分的相关性。类似Wenzen部分，我们发现铀和TOC含量（图3）之间的两个关系可以表示为（分别LUC和HUC）低和高铀含量相。然而，铀和TOC的比值随着成熟度的增加而增加，因为有机碳用于了生烃。为了确定源岩丰富度，这意味着铀和TOC含量之间的单一相关性无法建立，并且只要成熟方面并不包括在评估中由这样的相关性得出的结论是具有误导性的。因此，需要两个另外的岩石物理参数;其中之一认为是，成岩/深成作用阶段，另一个其中认为是当前的碳氢化合物含量。铀和TOC含量之间的相关性扰动经常遇到的烃源岩的时间间隔已达到排烃阶段。碳氢化合物由于略有不同岩石物理性质（孔隙度，裂缝，方解石/粘土矿物比率）初次运移局部导致耗尽或富集区，然后其TOC含就不同，尽管不成熟有机物的初始量可能是非常相似（图3中的比较钻孔Dielmissen，LUC相）。评价成岩/深成作用阶段在知识的现阶段，我们仍然远离由嵌入变量组成一个占主导地位的岩石基质的有机物质（例如像镜质体反射率）特定属性的岩石物理分析。其结果是一个人通过使用电阻率测井作为间接成熟度指标（Smagala等人，1984）来确定的碳氢化合物含量。但是，具体的岩石物理性质在一定范围内的有机质成熟度阶段经常改变。这是特别的情况下（a）碎屑源岩（b）盆地中一个简单的地质历史，其中压实温度确定岩石基质的不可逆的成岩演化;即密度或孔隙度的增加和减少。因此，在许多页岩中任何孔隙度测井，声波，密度，中子，甚至更好的组合中子密度测井可能适用于识别的相对，不同成岩序列的岩石系列，并且有机物同一时间的演变。各种孔隙度测井组合应该尽可能消除岩石组合物（例如，由于黄铁矿高密度的影响）的影响。当然，与正常压力区值比较之前，页岩在超压带测井值必须首先进行纠正。从半实物仿真向斜下托页岩，就成熟度的考虑我们使用了密度测井。在图4所有的测井派生密度值都与既定的，有机地球化学成熟度指标“TEL”（最大热解降解温度）。虽然从每个井眼的样品组密度和T-值的显示了相当大的散射范围（由于岩石基质和实验局限性的组合物产生的变化），通过热分解温度所分析的整体成熟的趋势在体积密度显示非常好。评价烃含量烃与含水带的确定是电阻率测井（如阿斯奎斯，1982;塞拉，1984）的定义域。因为岩石的基质是不导电的，岩石的传输电流的能力几乎完全的水在孔隙中进行。作为烃类也是不导电的，形成地层电阻率随着孔隙中烃的饱和度增大而增加。对于区域研究的深入阅读的电阻率的装置，如感应测井，测井或长间隔的电测井资料一般可以应用。另一方面，聚焦微测井对分辨薄的烃源岩段床相当有大的优势。在这两种情况下电阻率需要校正温度（1984Meyer和Nederlof）。我们研究的下托阿尔页岩由于钻孔的浅薄的是没有必要修正。从钻孔的钻孔随成熟度的提高地层真电阻率（Rt）的变化：（a）不成熟的阶段（0.48%Rm），40-70ohmm（b）成熟期（0.68%室Rm），200-300ohmm（c）过成熟阶段（1.45%Rm），30-40ohmm因此，在电阻率值正确表达三个特征阶段之前和生烃（比较Meissner，1978）之后。在这种情况下不成熟，过成熟