碳酸盐岩随着埋深的增加, 受到温度、压力、流体等多种环境因素影响, 发生压实、压溶、胶结等成岩作用, 导致岩石孔隙度不断减小。有些学者提出, 埋深超过3 500 m、岩石孔隙度小于3%的地层已不具备勘探价值^[6]。但元坝长兴组生物礁储集层埋深7 000 m左右, 孔隙却非常发育, 因此亟需理论指导和印证。

2.1.1 元坝地区“ 早滩晚礁、多期叠置、成排成带” 的沉积模式

通过对晚二叠世发育的等斜缓坡— 镶边台地动态沉积演化过程及区域沉积格架的恢复, 建立元坝地区“ 早滩晚礁、多期叠置、成排成带” 的沉积模式, 突破前期该区处于广旺海槽深水沉积的认识。2000年以前, 普遍认为四川盆地北部地区（简称川北地区）长兴组沉积期为深水缓坡— 陆棚相低能沉积环境, 并不存在沉积高能区。经过野外露头资料的重新认识, 结合地震沉积学研究, 认为川北地区存在隆洼相间的沉积格局, 深水相主要发育在开江— 梁平地区, 而环开江— 梁平陆棚两侧存在台缘高能相带。这种沉积格局主要受控于构造作用, 早二叠世末, 受到峨眉地裂运动的作用, 川北地区发生构造拉张或热沉降作用^{[7, 8]}, 开江— 梁平陆棚在茅口组沉积晚期已有雏形, 随着构造作用进一步加剧, 开江— 梁平陆棚在长兴组沉积期达到成型阶段, 受差异沉降作用的影响, 在陆棚两侧开始发育碳酸盐岩礁滩体沉积。

通过野外露头高频层序精细分析、地震沉积学研究, 运用岩相、测井相、地震相等多种分析手段, 重新恢复元坝地区3期动态演化过程：吴家坪组沉积期为等斜缓坡沉积发育模式、长兴组沉积早期发育生屑滩形成远端变陡缓坡的沉积模式、长兴组中晚沉积期叠置发育的生物礁形成镶边台地沉积模式。据此重建跨相带区域沉积格架, 建立“ 早滩晚礁、多期叠置、成排成带” 的大型生物礁发育模式^[5]（见图2）。元坝地区长兴组礁滩在时间上具有“ 早滩、晚礁” 的发育特征, 在分布上具有“ 前礁、后滩” 的发育特征。“ 早滩” 主要指在长兴组沉积早期, 地貌相对高部位形成生屑滩体, 受海平面升降及沉积速率的影响, 多呈现叠置连片分布。“ 晚礁” 指早期生屑滩在温度和盐度等适宜条件下, 随着造礁生物的发育迅速生长为生物礁体沉积。由于受到构造坡折带与沉积坡折带的双重作用控制, 生物礁滩体多呈现“ 成排成带” 的分布特征（见图3）, 台缘生物礁受到海浪作用发生破碎, 在其向陆一侧往往形成生物碎屑滩沉积, 即为“ 前礁、后滩” 的沉积面貌^{[9, 10]}。钻探证实台地边缘发育3排大型生物礁带, 礁滩复合体厚度70~180 m, 单个礁体面积为4~20 km²。

图2

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	图2 元坝地区长兴组台地边缘生物礁沉积演化模式图

图3

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	图3 元坝地区长兴组沉积晚期沉积相图

2.1.2 早期暴露溶蚀、浅埋白云石化和超压造缝共同控制优质储集层形成与发育

通过储集层岩石学、成岩孔隙演化、碳氧同位素研究以及碳酸盐岩溶蚀动力学实验模拟, 揭示元坝地区长兴组超深层礁盖白云岩优质储集层形成的机理和过程。

①早期暴露溶蚀作用形成的溶蚀孔隙和通道是生物礁盖优质储集层形成的基础。通过对元坝地区生物礁储集层孔隙空间类型进行定性及定量分析, 认为早期暴露溶蚀作用对储集层孔隙贡献较大。由于礁滩相总体属于正地形, 在其生长、发育过程中, 对海平面的升降比较敏感。海平面的周期性升降, 使得礁、滩频繁出露水面而遭受暴露, 接受大气淡水淋滤, 或大气淡水与海水混合水的溶蚀作用^{[11, 12, 13]}, 从而形成大量选择性的粒内孔（包括铸模孔）。通常粒内孔的发育程度可指示大气淡水溶蚀形成孔隙作用的强弱, 如果未形成铸模孔, 则表明与之相关的溶蚀是小规模溶蚀, 并未造成明显的孔隙增加, 与之相关的孔隙类型仍以粒间孔为主。除此之外, 暴露溶蚀作用还可形成粒间孔、溶洞和生物体腔孔等（见图4）, 为储集层孔隙发育奠定基础。

图4

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	图4 元坝地区早期暴露溶蚀作用形成储集层孔隙类型 （a）元坝104井, 长兴组, 6 708.97 m, 珊瑚礁溶孔白云岩, 珊瑚体腔孔和铸模孔发育, 铸体薄片, 单偏光; （b）元坝9井, 长兴组, 6 845.00 m, 溶孔白云岩, 溶蚀形成生物体腔孔, 单偏光

②浅埋藏白云石化作用不仅增加孔隙空间, 也是孔隙保存的关键。白云石化作用被认为有利于储集层储渗空间的形成, 是碳酸盐岩储集层发育的建设性因素。就碳酸盐岩储集层而言, 无论在岩石颗粒体积减少情况下新增孔隙空间, 还是在抗压实作用有利于原生孔隙保存下来方面, 白云岩均优于灰岩^[14]。

元坝地区长兴组台地边缘生物礁优质储集层以白云岩为主, 据岩心样品统计, 长兴组白云岩孔隙度主要分布在5%~10%, 其次分布在2%~5%; 渗透率主要分布在（0.1~10.0）× 10^-3 μ m², 其次分布在（0.001~0.100）× 10^-3 μ m²（见图5）, 反映元坝地区长兴组白云岩储集层物性较好。优质白云岩储集层主要为中— 细晶结构, 生屑结构破坏严重, 多具有残余影像结构, 晶间孔多见沥青贴边发育, 说明白云石化时间早于烃类充注^[15]。这种储集层的形成受控于沉积相和成岩环境。浅埋藏期, 岩石已经完全脱离沉积流体的影响, 进入区域成岩流体活动范围, 成岩作用主要是对已经形成的岩石进行改造。埋藏早期, 孔隙水复杂, 离子浓度较海水低, 胶结物常呈粗大的镶嵌状晶体。随着沉积物的继续埋藏, 脱离大气淡水和海水影响, 水的补给复杂, 孔隙水的成分也复杂, 随着温度及压力的变化, 有机质热解产生的有机酸加入孔隙水, 引发部分礁滩相白云岩发生非选择性溶蚀, 形成各种类型的溶孔、溶洞、溶缝, 成为好的储集空间, 且在增加孔隙空间的同时, 提高了储集层骨架颗粒间的支撑能力, 是储集层在后期深埋过程中可长期保持良好物性的关键。

图5

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	图5 长兴组白云岩储集层孔隙度、渗透率分布直方图

③液态烃深埋裂解形成强超压, “ 超压造缝” 改善了储集层渗透性, 同时也是油气高产富集的重要因素^[5]。元坝地区生物礁储集层基质孔渗性差, 非均质性强, 对元坝地区长兴组生物礁储集层孔渗关系进行统计分析表明, 高孔隙度储集层具有高渗的特征, 孔渗关系呈正相关性, 然而在低孔隙度层段也存在中高渗透率的异常值, 说明裂缝对储集层物性起到了很大的改善作用。对元坝气田岩心、薄片、成像测井、裂隙形成的岩石力学实验等资料的研究发现, 长兴组白云岩储集层段裂缝发育, 以低角度微细裂缝为主, 同时与沥青相伴生。元坝地区整体处于弱变形改造区, 构造作用形成的裂缝并不发育。运用PVTsim热动力学软件, 利用包裹体在均一温度下气体完全溶解的特性, 结合包裹体气液比和均一温度等参数, 模拟含烃盐水包裹体的组分和最小捕获压力, 建立包裹体的等容线方程; 结合含烃盐水包裹体捕获温度比均一温度略高2 ℃的认识, 求取包裹体的捕获压力, 进而恢复川东北元坝地区长兴组气藏的古压力, 古压力与古埋深所对应的古静水压力相除, 可以得到古流体压力系数。根据长兴组储集层中26个包裹体数据, 运用PVTsim软件模拟获得的古流体压力系数平均值可达1.77, 从而确定生物礁相对封闭体系液态烃深埋裂解成气过程中可形成压力系数平均值高达1.77的强超压。超压系统会使脆性的岩石产生大量的微细裂缝, 由此提出液态烃深埋裂解导致超压裂缝的形成机理, 为寻找元坝地区超深层生物礁气田高产富集因素提供理论基础^[7]。

2.1.3“ 孔缝耦合” 控制超深层优质储集层发育

研究表明, 元坝地区长兴组超深层生物礁储集层孔隙空间来源于暴露溶蚀作用形成的选择性溶蚀的粒内溶孔、鲕模孔、生物体腔溶孔, 以及浅埋藏白云石化作用、有机酸溶蚀作用形成的非选择性溶蚀的晶间溶孔及粒间溶孔。液态烃深埋裂解形成的超压使得储集层岩石发育诸多微细裂缝, 改善了储集层的渗透性。孔隙型储集层的孔渗关系呈一元线性正相关关系, 即孔隙度越高, 渗透率越高。但占有较大比例的裂缝-孔隙型储集层, 则表现为孔隙度较低, 渗透率却很高, 孔渗关系呈非线性关系, 认为是超压缝提高了储集层的渗透性。总体来讲, 这种“ 孔缝耦合” 综合效应控制了元坝地区超深层生物礁白云岩优质储集层的发育。

基于上述原因, 元坝地区超深层生物礁白云岩优质储集层不能应用传统的孔隙度-渗透率一元线性关系模型来简单评价, 应该充分考虑中低孔隙度、高渗透率储集层的影响。为了更加准确地评价超深层储集层, 本文基于孔隙结构搭建孔隙度与渗透率之间的多参数解释模型, 建立元坝地区超深层生物礁非均质“ 孔缝双元结构” 储集层地质模型（见图6）, 为超深层领域储集层综合评价及地球物理预测奠定理论基础。

图6

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	图6 元坝地区生物礁“ 孔缝双元结构” 储集层模式图

2.2.1 川北地区二叠系主力烃源岩

通过天然气组分含量对比分析, 认为元坝地区超深层大气田天然气类型主要为古油藏原油的裂解气, 同时也可能混有少量烃源岩干酪根裂解气^[16]。对于超深层高热演化天然气的气源, 通常采用残留固体沥青与烃源岩碳同位素组成对比的方法来确定。元坝地区超深层大气田储集层沥青的δ ¹³C值主要为-28.5‰ ~-26.6‰ （见图7）, 大隆组干酪根的δ ¹³C值为-27.7‰ ~-24.9‰ , 吴家坪组干酪根的δ ¹³C值为-27.8‰ ~-24.8‰ , 下二叠统干酪根的δ ¹³C值为-28.9‰ ~-25.3‰ ^[17]。受埋深影响, 元坝地区志留系与寒武系烃源岩未取到相关样品, 但川东北地区露头资料显示志留系干酪根的δ ¹³C值为-32.0‰ ~-28.8‰ , 寒武系干酪根的δ ¹³C值为-35.0‰ ~-31.6‰ ^[18]。按照上述沥青与烃源岩干酪根同位素的关系, 认为志留系和寒武系烃源岩比长兴组储集层沥青δ ¹³C值轻很多, 沥青碳同位素组成与二叠系烃源岩相近, 同时考虑到下二叠统烃源岩有机质含量相对较低, 且厚度薄, 认为生烃能力有限。而上二叠统烃源岩厚度大, 有机质含量高, 其中大隆组烃源厚20~60 m, 有机碳含量大于0.5%; 吴家坪组烃源岩厚50~120 m, 有机碳含量为0.5%~5.0%。综合上述分析认为元坝地区长兴组气藏天然气主要来源于吴家坪组— 大隆组烃源岩。

图7

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	图7 元坝气田长兴组天然气乙烷、沥青与各层系烃源岩干酪根δ 13C值分布对比图

2.2.2 超深层生物礁成藏模式

元坝超深层缺乏断层或不整合面等优越输导条件, 主要由层间缝、节理缝和连通性的白云岩储集层构成^[17]。白云岩储集层面积大, 侧向叠合、连片分布, 储集层的物性条件好, 具有大面积汇聚和输导油气的能力。节理缝主要是垂直层面的中— 高角度裂缝, 在元坝地区的岩心上常见此类裂缝, 裂缝面有擦痕, 多充填沥青, 是古原油垂向运移的有效通道。层间缝是不同岩性段之间的层面缝, 在侧向挤压的背景下, 这些层面往往是应变的薄弱面, 发生岩层张开或剪切形变, 在岩心上多为低角度层面缝, 发育擦痕, 也可见沥青充填。这种由层间缝、节理缝和输导层构成的输导体系是有效的, 促使烃源岩排出的原油聚集成藏。

元坝超深层大气田古油藏研究表明, 靠近台缘外侧生物礁带的古油藏充满度高于台缘内侧, 具有近源富集的特点。古油藏分布具有“ 横向近灶、纵向近源” 的特征。“ 横向近灶” 表现为邻近大隆组生烃中心, 大隆组泥岩厚20~30 m, 平均有机碳含量2.38%, 平面分布受控于沉积相带, 主要发育于陆棚相区。“ 纵向近源” 表现为底部发育吴家坪组烃源岩, 厚30~80 m, 平均有机碳含量2.63%, 据元坝3井钻井资料揭示, 元坝地区吴家坪组下部地层含有较多的暗色泥岩和泥灰岩, TOC值大于0.5%的层段累计厚度可达80 m。两套优质烃源岩生烃强度达（30~70）× 10⁸ m³/km², 元坝气田邻近二叠系吴家坪组— 大隆组的生烃灶, 具有充足的油气来源（见图8）。

图8

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	图8 川东北吴家坪组烃源岩生烃强度分布图

元坝地区断层不发育和完整膏泥岩封闭使得天然气在调整再聚集过程中得以持续保存。经古油藏恢复计算出的原油裂解气量约为3 300× 10⁸ m³, 现今元坝气田探明的天然气储量约为2 000× 10⁸ m³, 表明天然气在调整再聚集过程中的保存条件良好。研究区嘉陵江组— 雷口坡组膏岩层的总累计厚度为300~600 m, 且该区构造变形弱, 无断层切穿上覆嘉陵江组— 雷口坡组膏泥岩盖层, 是天然气得以保存的关键。

2.2.3 超深层生物礁大气田成藏演化模式

元坝气田的天然气聚集成藏过程可归纳为如下3个阶段：古油藏形成、古气藏形成和天然气调整再聚集（见图9）。

图9

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	图9 元坝生物礁气藏成藏演化模式图（剖面位置见图3） P2d— 大隆组; P2w— 吴家坪组; P2c— 长兴组; T1f1— 3— 飞仙关组一段— 三段; T1f4— 飞仙关组四段

古油藏形成阶段：晚三叠世— 早侏罗世, 上二叠统吴家坪组烃源岩与大隆组烃源岩已经成熟并进入生油窗, 元坝地区紧邻北部生烃中心, 生成的原油主要沿裂缝垂向和侧向运移至礁滩岩性圈闭聚集, 形成多个独立的礁滩相岩性古油藏。

古气藏形成阶段：中侏罗世— 早白垩世, 古原油发生裂解, 古岩性气藏形成。随着地层的持续埋深, 储集层温度逐渐超过150 ℃, 在地层埋深最大期（早白垩世）, 储集层温度超过200 ℃。根据前人研究, 150 ℃是地层条件下原油稳定存在的上限^[19]。因此, 原油在该阶段发生裂解, 完成了油到气的相态转化。在原油裂解过程中会产生超压, 部分天然气可能沿裂缝发生再运移。

天然气调整再聚集阶段：晚白垩世— 现今, 随着晚期构造变动, 天然气调整再聚集。受北部九龙山背斜隆起的影响, 元坝27井区地层持续整体抬升, 天然气向北再次运移与聚集, 岩性气藏最终形成。受天然气调整再聚集的影响, 位于现今相对高部位的元坝27井— 元坝204井— 元坝2井区未见地层水, 构造低部位元坝9井— 元坝16井— 元坝123井区存在底水。此阶段的各礁滩岩性圈闭仍然具有独立的气-水界面, 如元坝16井和元坝9井区的气-水界面不同, 并且构造高部位天然气的H₂S含量要低于构造低部位且含水圈闭。

3.1.1 超深弱反射层地震采集处理技术

元坝地区长兴组礁滩储集层埋深大, 完钻井深普遍大于7 000 m, 复杂地表和地下条件下采集的地震资料主要存在以下4个问题：①采集时炮与炮之间品质、能量、频率等方面差异较大, 干扰波类型多且能量强; ②山区地形起伏很大, 地表高程变化剧烈, 低速带横向变化快, 静校正问题较严重; ③海相目的层资料信噪比、分辨率偏低, 高频成分衰减快, 内幕反射能量弱; ④绕射较发育, 波场复杂, 速度场空变大, 准确成像难度较大。

针对上述问题, 首先, 利用介质和激发最佳匹配的饱和激发技术, 提升激发弹性波能量; 其次, 通过层析成像静校正与分频静校正技术减少了高频成分因静校正问题而产生的损失, 确保超深层地震资料的分辨率; 再次, 基于各向异性和吸收衰减介质模型, 面向超深层储集层弱信号构建矢量面元信号道集, 压制干扰波和补偿弱信号振幅能量; 最后, 建立以基于起伏地表的精细速度建模技术和基于层位约束反射波网格层析速度迭代优化技术为核心的叠前时间偏移处理流程, 改善了成像效果。与老资料（见图10a）相比, 新资料在埋深7 000 m左右目的层有效能量提高70%以上（见图10b）, 频带范围由原来的8~50 Hz拓展到4~80 Hz, 主频提高15~18 Hz（见图10c）。同时, 新采集、处理地震资料对礁滩内幕及边界的反映更为清晰（见图10a、图10b）。

图10

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	图10 过元坝28井老地震剖面（a）、新地震剖面（b）及对应的频谱（c）

3.1.2 基于孔缝双元结构模型的孔隙结构参数反演技术

碳酸盐岩沉积环境及后期成岩作用对岩石孔隙度、孔隙大小、孔隙形状、孔隙连通性等结构的改变是造成储集层非均质性的重要因素, 这些因素造成了碳酸盐岩孔隙度-声波速度关系、孔隙度-渗透率关系的复杂性, 增加了碳酸盐岩储集层渗透性评价的难度。元坝地区碳酸盐岩储集层孔隙结构复杂, 深部碳酸盐岩白云石化程度、溶蚀作用、胶结作用和裂缝发育程度的差异造成孔隙度-渗透率关系、孔隙度-声波速度关系存在多解性, 在相同孔隙度下, 声波速度数据差异较大^[20], 因此利用传统的一元孔隙度-声波速度Wyllie模型等地球物理方法预测渗透率存在较大误差。对这一问题, 结合元坝地区大量岩心实验室力学测试数据, 对孙氏模型进行了简化, 获得孔隙结构参数的计算公式^[21]。利用该式根据不同孔隙结构参数建立描述孔隙度-渗透率关系的二元模型, 由此预测低孔高渗储集层孔隙度-渗透率关系的准确性明显更高（见图11）。

图11

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	图11 传统孔隙度-渗透率关系（a）和基于孔隙结构参数建立的孔隙度-渗透率关系（b）

通过纵波速度与孔隙度交会图可知, 圆形孔隙储集层速度明显偏高, 同时裂缝型储集层则速度明显偏低（见图12）, 这与相同应力状态下, 不同孔隙形态的碳酸盐岩表现出的应力-应变状态不同有关^[22]。利用二元模型预测渗透率效果较好, 与岩心实测渗透率数据吻合性较好。

图12

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	图12 元坝地区孔缝双元结构孔隙结构参数-速度模型

3.1.3 超深生物礁储集层高精度气水识别技术

对元坝地区50个礁滩相碳酸盐岩岩样在饱和气与饱和水情况下进行弹性参数测试分析（见表1）, 分析结果显示, 拉梅常数是对气水最为敏感的弹性参数。白云岩和灰岩的饱和气岩样拉梅常数（λ ）明显比饱和水岩样要小, 平均值分别约低7.54 GPa和7.26 GPa, 相对变化率达到31.87%和17.42%。

表1

表1

表1 饱和气与饱和水礁滩相碳酸盐岩岩样弹性参数对照表 岩性 饱和流体性质 拉梅常数/GPa 体积模量/GPa 泊松比 纵波速度/（m· s-1） 横波速度/（m· s-1） 剪切模量/GPa 白云岩 饱和气 23.69 36.30 0.30 4 865 2 688 48.92 饱和水 31.23 43.95 0.28 5 177 2 722 49.08 灰岩 饱和气 41.71 60.11 0.29 5 977 3 195 27.60 饱和水 48.97 68.83 0.32 6 261 3 219 27.71 全部岩样 饱和气 37.74 54.87 0.29 5 732 3 083 25.69 饱和水 45.07 63.35 0.31 6 022 3 109 25.81

表1 饱和气与饱和水礁滩相碳酸盐岩岩样弹性参数对照表

拉梅常数乘以密度（ρ ）较拉梅常数更易于反演实现且反演精度更高, 该参数对含气层最为敏感。元坝103井含气时λ ρ 下降幅度为31.59%, 与实验室测试数据存在较高的一致性^[23]。

元坝地区优质礁滩储集层在叠前地震道集资料上表现为第三类AVO异常, 在进行提高信噪比、分辨率和恢复相对振幅变化关系的预处理基础上, 开展叠前同时反演得到λ ρ 数据体。含气储集层的λ ρ 值主要分布在90~100 GPa· g/cm³, 含水储集层的λ ρ 值主要分布在100~120 GPa· g/cm³, 反演结果与实际钻井测试情况存在较好的一致性。

3.2.1 复杂超深井井身结构优化技术

针对元坝地区浅表地层不稳定、中深部地层多压力系统及多产层发育的实际情况, 将传统的井身结构设计方法改为自中间向两端设计, 即以第一套重点防范层上层套管为基点向上、下端推算, 顺次确定各层套管尺寸、钻头尺寸。

采用减薄接箍方法设计超深井非常规井身结构（见图13）, 与常规井身结构相比增加2层次套管。以钻杆接头为基点双向递推形成全新的特种井身结构与常规井身结构相比增加3层次套管。通过井身结构优化, 有效解决了套管层次不够、陆相地层大井眼可钻性差、钻井复杂故障多等以前一直难以解决的难题, 大幅度提高了钻探能力。

图13

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	图13 元坝1井非常规5开次井身结构图

3.2.2 复杂超深井高效钻井技术

以气体取代钻井液, 结合雾化钻井、泡沫钻井, 元坝地区陆相地层上部平均机械钻速为常规钻井液钻井的4~6倍, 研发并成功应用与气体钻井配套的PDC（聚晶金刚石复合片）钻头以及直径444.5 mm以上大尺寸井眼气体钻井工艺, 普遍钻深达到3 400 m左右。采用PDC钻头+螺杆、孕镶金刚石钻头+高速涡轮、扭力冲击发生器、旋冲钻具、混合钻头等钻井技术, 大幅提高了陆相地层下部、中部和深部海相地层的机械钻速（见图14）。研发新型复杂多面体高强度刚性颗粒堵漏材料, 形成复杂超深井桥浆堵漏技术, 高密度条件下地层承压能力平均提高0.4 g/cm³。研发新型防气窜水泥浆体系, 固井质量合格率由82.98%提高到100.00%。集成超深定向井技术, 可顺利完成6 800~7 200 m垂深、1 000~1 500 m大位移斜井和水平井施工。

图14

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	图14 元坝气田钻井提速前后各段地层机械钻速对比图

3.2.3“ 四高一超” 气藏APR（环空压力响应）酸压测试技术

提出高温、高压、高含硫、高产、超深（简称“ 四高一超” ）条件下管柱应力与伸缩补偿、抗H₂S和CO₂腐蚀等技术, 形成适合超深含硫井APR测试管柱系列, 满足超深井安全测试需要^[5]。形成超深高温、高含硫酸性气藏超高压高效酸压改造技术, 研制出密度至1.8 g/cm³的高温缓速防硫加重酸液体系（见图15）, 该酸液体系摩阻仅为清水的25%~35%, 缓速率是常规酸液缓速率的50%以上, 160 ℃时加重酸腐蚀速率小于28.6 g/（m²· h）。研制出高温多级架桥粒子测试堵漏浆体系和多级段塞式注入工艺, 形成小井眼、小间隙、大酸蚀裂缝快速堵漏压井技术。元坝1井常规测试产气1 504.0 m³/d, 酸压改造后产气50.3× 10⁴ m³/d, 实现了元坝大气田的发现。后期成功酸压改造26口井39层, 其中10口井日产气超百万立方米。

图15

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	图15 元坝气田加重胶凝酸155 ℃条件下流变曲线

3.2.4 高含硫超深层试气的地面安全控制技术

研发出防硫整体式结构、多重密封技术的FF级高压防硫采气井口, 设计出液控式“ 四闸板” 防硫高压防喷器组合和安全联动装置, 形成高压动态井口密封技术。开发出国产110SS气密封油管, 性能达到API 5CT/ISO 13679和ISO15156/NACE MR0175标准。设计出高抗腐蚀的FF级105 MPa三级测试流程和国产化紧急关断装置, 研制有线和无线传输数据自动采集装置。配套研发高能电子点火系统, 实现放喷口远程自动电子点火。针对地层破裂压力高的储集层, 配套140 MPa HH级超高压采气树及辅助设备, 形成多方位立体地面安全控制系统集成技术, 满足了“ 四高一超” 气田对地面流程的需要。