張鳳奇,孫 越,劉思瑤,李艷霞,孫建博,王鳳琴,劉 剛,陳紅果

1.西安石油大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院,西安 710065;2.西安石油大學(xué) 陜西省油氣成藏地質(zhì)學(xué)重點實驗室,西安 710065;3.陜西延長石油(集團)有限責(zé)任公司 研究院,西安 710075

近年來,我國頁巖油勘探不斷取得重大突破,技術(shù)可采儲量僅次于美國和俄羅斯[1-2],2022年頁巖層系石油產(chǎn)量約1 600×104t[3],其中,鄂爾多斯盆地長73頁巖油是典型的陸相頁巖油,頁巖油氣資源豐富[4-7]。目前,三疊系延長組長73亞段具有明顯的異常低壓特征,但在早白堊世末期其主要表現(xiàn)為異常高壓[7]。異常壓力形成和演化的定量評價,對于研究頁巖油的生成、運移、富集和保存等具有重要意義[8-9]。以往研究認為,長7段在早白堊世末期的超壓形成機制主要為欠壓實作用和生烴作用[7,10-11];而鄂爾多斯盆地伊陜斜坡長7段形成過程中經(jīng)歷了四期構(gòu)造抬升,其中喜馬拉雅晚期以來的構(gòu)造抬升最為強烈,抬升幅度為900～1 150 m[12],晚期構(gòu)造抬升作用導(dǎo)致其形成了異常低壓[13-14]。前人多通過地層孔隙回彈和溫度降低產(chǎn)生的降壓量,來定量計算構(gòu)造抬升導(dǎo)致的異常低壓,該評價多針對砂巖,未見對泥頁巖的定量評價[14-15]。另外,地層大幅構(gòu)造抬升過程中很容易引起其形成脆性破裂產(chǎn)生微裂縫而泄壓[16-19],該作用在超壓泥頁巖中尤為常見。然而,針對研究區(qū)晚期經(jīng)歷大幅度構(gòu)造抬升的泥頁巖地層異常低壓或近常壓形成過程的定量評價時,前人沒有考慮該作用的影響。為此,本文以鄂爾多斯盆地延安地區(qū)長73亞段為研究對象,根據(jù)測井、錄井、實測壓力和實測溫度等資料,利用改進的超壓判識圖版,判識目的層地質(zhì)歷史時期超壓的形成機制;運用數(shù)值模擬技術(shù),重建早白堊世末期之前目的層不同巖性地層超壓的演化史;結(jié)合實際地質(zhì)情況,考慮泥頁巖脆性破裂,定量恢復(fù)晚白堊世以來不同巖性地層壓力降低的演化過程,進一步探討總結(jié)其異常低壓的形成演化對頁巖油富集的影響。該研究可為相似地質(zhì)條件下異常低壓的形成、演化定量評價提供新思路,同時也可為異常低壓頁巖油藏的勘探起到一定的指導(dǎo)作用。

1 地質(zhì)背景

鄂爾多斯盆地構(gòu)造比較穩(wěn)定,是我國典型的克拉通盆地,與呂梁山、太行山、賀蘭山、六盤山和陰山等接壤,由6個構(gòu)造單元組成(圖1a)[20]。研究區(qū)位于延安地區(qū)富縣—甘泉縣—志丹縣境內(nèi)(圖1b),構(gòu)造位置上處于鄂爾多斯盆地伊陜斜坡南部。伊陜斜坡整體是一個西傾單斜,傾角小于1°[21]。研究區(qū)延長組主要受到了印支期、燕山期和喜馬拉雅造山期構(gòu)造運動的影響。三疊紀末期受印支運動影響,盆地由華北克拉通坳陷盆地轉(zhuǎn)變?yōu)閮?nèi)陸差異沉降盆地,地層經(jīng)歷了一次剝蝕事件后盆地沉積呈東北長斜坡、西南短斜坡樣式;中侏羅世—晚侏羅世末期受燕山運動的影響,地層經(jīng)歷了兩次剝蝕事件,盆地古構(gòu)造格局呈北西向傾斜的單斜;早白堊世末期以來受喜馬拉雅構(gòu)造活動影響,地層遭受地質(zhì)歷史時期最嚴重的一次剝蝕事件,盆地整體抬升,造就了現(xiàn)今東南高、西北低的斜坡構(gòu)造特征[12,22]。

圖1 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)構(gòu)造位置(a)及研究井位分布(b)

研究區(qū)延長組自上而下發(fā)育長1—長10等10個油層組,主要為湖泊—三角洲沉積(圖2a);長7沉積期湖泊為鼎盛發(fā)展階段,長7段自上而下分為長71、長72和長73三個亞段[23],其中長73亞段是本次研究的目的層(圖2b),也是頁巖油的富集層段[24-27]。

圖2 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)巖性柱狀圖

長73亞段發(fā)育有一套富有機質(zhì)泥頁巖夾薄層狀粉—細砂巖組合[4],其中富有機質(zhì)泥頁巖的有機質(zhì)類型以Ⅱ1型為主,總有機碳(TOC)含量為0.46%～25.46%,主要為2%～4%[28-29],有機質(zhì)-成熟度(Ro)為0.7%～1.3%,對應(yīng)生油窗口[29-32],具備良好的生油氣潛力;粉砂巖孔隙度主要為3%～8%,滲透率主要在(0.01～0.03)×10-3μm2之間;細砂巖孔隙度主要為2%～6%,滲透率主要在(0.01～0.03)×10-3μm2之間[6]。長73亞段縱向上存在多種巖性組合類型,不同巖性組合方式反映了烴源巖和儲集層空間疊置關(guān)系,總體可分為“泥—砂—泥”型和“純泥頁巖”型2大類;2種類型的差別主要是砂體厚度不同,前者砂體厚度通常為5～10 m,后者砂體厚度小于2 m(圖3)。

圖3 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)延長組長73亞段巖性組合類型

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

本次研究收集了10口井的測井?dāng)?shù)據(jù),測井系列主要有聲波時差、密度、電阻率、中子孔隙度和自然伽馬曲線,這些數(shù)據(jù)由延長石油(集團)有限公司提供,主要用于分析研究區(qū)泥巖壓實特征及其超壓形成機制。另外,本次研究還獲得了延長石油(集團)有限公司提供的有效實測壓力數(shù)據(jù)和實測地層溫度,這些數(shù)據(jù)可用來對本次模擬計算的結(jié)果進行約束,以增強計算結(jié)果的可靠性。

2.2 超壓的測井響應(yīng)及其成因判識方法

以往的研究認為,鄂爾多斯盆地伊陜斜坡延長組長7段地層超壓成因主要為欠壓實作用和生烴作用,聲波時差和電阻率對這2種成因類型的超壓具有良好的響應(yīng)[33-34],通常可用來解釋超壓的成因。此外,實測孔隙度是反映地層壓實特征最直接有效的指標,但受限于昂貴的取心成本,很少去測量泥巖層段的孔隙度,但可通過密度和聲波時差測井?dāng)?shù)據(jù)換算出泥巖孔隙度[33-34],分別由式(1)和式(2)換算得到密度孔隙度和聲波孔隙度。

(1)

(2)

式中:φdensity為密度孔隙度,%;ρma是巖石的基質(zhì)密度,按泥巖和有機質(zhì)比例分配,其中,泥巖的基質(zhì)密度取2.71 g/cm3[35],有機質(zhì)的基質(zhì)密度取1.60 g/cm3[36];ρb是通過密度測井測得的體積密度,g/cm3;ρf是孔隙流體密度,取1.02 g/cm3。φSonic為聲波孔隙度,%;Δt為聲波時差測井值,μs/m;Δtma為泥巖骨架聲波時差,μs/m;Cp為利用密度孔隙度和聲波時差擬合所得到的校正系數(shù)[33];Δtf為孔隙流體聲波時差,取620 μs/m[33]。

綜上,本文使用聲波時差、電阻率、密度、中子孔隙度和密度孔隙度的組合來分析研究區(qū)地層的泥巖壓實特征,并對超壓成因進行初步判斷。通常,欠壓實作用和生烴作用引起的超壓在測井響應(yīng)上存在一定差異,欠壓實作用的測井特征表明,隨著埋深的增加,聲波時差增大或聲波速度減小,密度明顯減小;生烴作用的測井特征表明,隨著埋深的增加,聲波時差增大或聲波速度減小,密度保持不變或小幅度減小[33-34,37]。另外,在聲波速度-密度交會圖中,欠壓實增壓的數(shù)據(jù)點往往落在加載曲線上,而生烴增壓的數(shù)據(jù)點則偏離加載曲線,落到卸載曲線上。因此,針對這2種成因機制,前人主要是通過泥巖壓實特征和聲波速度—密度交會圖法來進行超壓成因判識[33-34]。

2.3 超壓的數(shù)值模擬

數(shù)值模擬被廣泛應(yīng)用于地層壓力演化的定量分析[38-39]。本文通過選取合適的地層參數(shù)以及邊界條件,重建了研究區(qū)單井的埋藏史、熱史,并在此基礎(chǔ)上進一步恢復(fù)了目的層在早白堊世末期最大埋深時期之前的超壓形成演化過程。

2.3.1 數(shù)值模擬原理

本次模擬中的單井埋藏史模型采用反演回剝法[36],烴源巖熱演化史模型采用Easy%Ro模型[40]。另外,目前主流盆地模擬軟件如PetroMod和BasinMod等,在埋藏史和熱演化史的應(yīng)用中已經(jīng)非常成熟[36],這些盆地模擬軟件在恢復(fù)壓力演化過程中,沒有考慮生油氣增壓作用或考慮時僅認為與溫度和生成油氣量多少有關(guān),同時孔隙空間對壓力的影響也并未考慮[36,41]。針對上述問題,郭小文等[42-43]綜合考慮了生油氣過程中孔隙水和油的排出、氫指數(shù)對生油的影響、生油氣過程中產(chǎn)生的超壓對孔隙水壓縮和干酪根壓實作用、壓實使石油密度變化等因素的基礎(chǔ)上,提出了生油氣增壓的評價模型,并在單井埋藏史、熱史模型的基礎(chǔ)上,重-建了生烴增壓的演化過程。本次研究基于埋藏史和熱史恢復(fù)結(jié)果,進一步通過郭小文等[42-43]提出的生烴增壓模型,定量恢復(fù)地質(zhì)歷史時期的生烴增壓演化史。該模型考慮了孔隙空間對壓力的影響,壓力模型如下:

烴源巖排烴前生烴增壓模型為

(3)

式中:P是排烴前生烴增壓量,MPa;Ph是靜水壓力,MPa;其中,A、B、C分別為

(4)

(5)

(6)

式中:IH是氫指數(shù),mg/g;F是烴源巖轉(zhuǎn)化率;Cw、Ck和Co分別是水、干酪根和石油的壓縮系數(shù),MPa-1;Vwl是地層水的體積,cm3;Mkl、Mg、Mo和Mgr分別是干酪根、油、天然氣和殘留在孔隙中天然氣的質(zhì)量,g;ρo、ρk和ρg分別是地表處石油、干酪根和標準狀態(tài)下天然氣的密度,g/cm3;TD是溫度壓縮因子,℃;其中,a、b分別為

(7)

(8)

式中:Tc是天然氣臨界溫度,取值190 K。

烴源巖排烴后生烴增壓模型為

(9)

式中:P′是排烴后生烴增壓量,MPa;Ph是靜水壓力,MPa;其中,A′、B′、C′分別為

(10)

(11)

(12)

2.3.2 模擬參數(shù)的選取

合理選取模擬參數(shù)是數(shù)值模擬的關(guān)鍵[44]。在本次研究中,現(xiàn)今地層厚度和地層巖性等基礎(chǔ)參數(shù)通過研究區(qū)測井、錄井和巖心樣品資料獲得;地質(zhì)事件時間參考陳瑞銀等[45]的研究成果;研究區(qū)多期構(gòu)造運動的剝蝕厚度參考陳瑞銀等[12]研究成果(表1);模擬有機質(zhì)類型取Ⅱ1型,氫指數(shù)(IH)?、?型干酪根的經(jīng)驗值550 mg/g[46];總有機碳(TOC)是在現(xiàn)有實測TOC約束下通過測井?dāng)?shù)據(jù)建立ΔlogR評價模型[47]獲得;古熱流參數(shù)參考任戰(zhàn)利等(2021)對鄂爾多斯盆地地?zé)嵫莼芯縖48]和中國大陸地區(qū)大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)匯編(第四版)[49],結(jié)合研究區(qū)實測地層溫度與實測Ro不斷微調(diào)熱流參數(shù),使模擬結(jié)果與實際情況吻合,最終確定研究區(qū)現(xiàn)今熱流為67 mW/m2,古熱流在100 Ma時達到高峰,取值范圍在81～95 mW/ m2之間(圖4)。

表1 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)代表井地層剝蝕量

圖4 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)古熱流隨時間演化圖修改自參考文獻[48]。

2.4 壓力下降的計算方法

2.4.1 孔隙回彈與溫度降低導(dǎo)致的壓力下降

在以往針對晚期遭受大規(guī)模構(gòu)造抬升運動盆地的研究中,孔隙回彈和溫度降低被認為是引起地層壓力降低的主要因素[14-15]。RUSSELL[50]測定地層水的壓縮系數(shù)是3×10-4MPa-1,砂巖的壓縮系數(shù)是1×10-3MPa-1。此外,依據(jù)測井解釋,長73亞段中泥頁巖楊氏模量在5～14 GPa之間,泊松比為0.23～0.24,通過公式(13)計算得出研究區(qū)長73亞段泥頁巖壓縮系數(shù)為(1.1～3.3)×10-4MPa-1。

(13)

式中:Cr是巖石壓縮系數(shù),MPa-1;ν是泊松比;E是楊氏模量,MPa。假設(shè)地層孔隙中只存在地層水,經(jīng)過簡單推算可知,地層水膨脹所增加的體積約為砂巖回彈所增加體積的1/3,而泥頁巖的壓縮系數(shù)與地層水接近,說明孔隙體積回彈對泥頁巖內(nèi)部壓力的影響非常微弱。前人在研究與鄂爾多斯盆地具有同樣抬升背景的四川盆地中得出相同認識[51]。由此,因孔隙回彈引起的砂巖層地層壓力降壓量可由公式(14)計算[52]。

(14)

式中:ΔP是地層壓力變化量,MPa;ν是泊松比,取0.3;Cr是巖石壓縮系數(shù),泥頁巖和砂巖分別取4×10-4MPa-1和1×10-3MPa-1;Cw是水的壓縮系數(shù),取3×10-4MPa-1;ρr是地層平均密度,取2.44×103kg/m3;g是重力加速度,取9.8 m/s2;Δh是地層剝蝕厚度,m。

另外,地層抬升過程中,溫度會隨著地層抬升而下降,HODGMAN[53]測得地層水的膨脹系數(shù)為400×10-6℃-1,地層巖石膨脹系數(shù)為9×10-6℃-1。由此可看出,地層水遇冷收縮的體積遠大于地層巖石遇冷收縮的體積,隨著地層溫度下降地層孔隙體積相對增大,導(dǎo)致地層壓力降低。研究區(qū)長7段在早白堊世末期到達最大埋深,隨后地層發(fā)生構(gòu)造抬升,地層溫度隨著下降。通過公式(15)～(17)可計算出由地層溫度引起的異常壓力變化[14]。砂巖孔隙度通過實測物性資料獲得,取平均值8.66%,泥巖孔隙度取前人實測平均值1.5%[54-55],抬升階段溫度降低量通過盆地模擬結(jié)果獲取。

ΔV=ΔT[βwφ+βr(1-φ)]

(15)

ΔV=V0-V

(16)

(17)

式中:ΔV是體積變化量,m3;ΔT是溫度變化量,℃;βw是地層水膨脹系數(shù),取400×10-6℃-1;βr是巖石膨脹系數(shù),取9×10-6℃-1;φ是地層孔隙度,%;V0是初始液體體積,m3;V是變化后液體體積,m3;ΔP是地層壓力變化量,MPa;βf是地層中液體壓縮系數(shù),為了簡化計算,本文假設(shè)地層孔隙流體為地層水,取值3×10-4MPa-1。

2.4.2 超壓泥頁巖脆性破裂泄壓量計算

泥頁巖的延—脆性與泥頁巖天然裂縫是否發(fā)育密切相關(guān)[56-57],脆性泥頁巖更易形成天然裂縫[58]。早先的研究認為,在經(jīng)歷大幅度構(gòu)造抬升的盆地中地層的泥頁巖極易發(fā)生脆性破裂泄壓[19]。INGRAM等[16-17]通過泥頁巖超固結(jié)比(OCR,over consolidation ratio)來對泥頁巖脆性程度進行定量表征,認為當(dāng)OCR超過一定閾值則表示該套泥巖完全轉(zhuǎn)變?yōu)榇嘈浴ＭǔＵJ為正常泥頁巖的OCR等于1,當(dāng)OCR值大于2.6[18],泥頁巖將變?yōu)榇嘈浴１疚募僭O(shè)在抬升過程中長73亞段底部僅存在構(gòu)造抬升引起的孔隙回彈和地層溫度下降這2種降壓機制,將前文模擬恢復(fù)的壓力通過換算得出不同地質(zhì)歷史時期對應(yīng)的垂向有效應(yīng)力(上述2種降壓機制情況下的垂向有效應(yīng)力),通過公式(18)獲得最大埋深以來不同地質(zhì)歷史時期的OCR值,以此推算出泥頁巖達到門限值(即OCR為2.6)的時間(OCR門限時間)。

(18)

式中:OCR是超固結(jié)比;Peffmax是地質(zhì)歷史時期最大垂向有效應(yīng)力,MPa;Peffactual是現(xiàn)今垂向有效應(yīng)力,MPa。

以往的研究認為構(gòu)造運動引起的構(gòu)造抬升剝蝕量大的盆地,其脆性泥頁巖往往會發(fā)生破裂泄壓[19]。研究區(qū)長7段泥頁巖中脆性礦物石英含量為19.0%～57.6%,平均為31.3%[59]。另外,前人[60]通過三軸實驗、Kaiser實驗以及劈拉實驗獲得研究區(qū)長7段泥頁巖脆性指數(shù)BRIT,長7段泥頁巖的BRIT值在26%～63%之間,指示長7段泥頁巖在地質(zhì)歷史時期已經(jīng)轉(zhuǎn)變?yōu)榇嘈?。研究區(qū)長7段自晚白堊世末期經(jīng)歷了一次大規(guī)模構(gòu)造抬升運動,變脆后的泥頁巖極有可能在后續(xù)構(gòu)造抬升過程中發(fā)生脆性破裂,從而使得地層壓力下降。有證據(jù)顯示,前人[61]通過野外露頭觀測、地震各向異性計算和成像測井識別,指出研究區(qū)長73亞段泥頁巖和砂巖中均發(fā)育有大量傾角大于80°的高角-度裂縫,這些裂縫大多形成于早白堊世晚期之后的構(gòu)造抬升運動中,其中長7段泥頁巖內(nèi)的微裂縫在熒光下可見吸附烴類,約有12%的裂縫中發(fā)現(xiàn)了油氣運移的痕跡。同時,前人[62]對晚期形成的方解石脈填充裂縫中包裹體進行了均一溫度測試,結(jié)果表明鄂爾多斯盆地南部地區(qū)中生界在古近紀(60.0～36.5 Ma)發(fā)生過一次油氣充注事件。綜上,本文認為研究區(qū)長73亞段富有機質(zhì)泥頁巖轉(zhuǎn)變?yōu)閺姶嘈灾蟀l(fā)生了脆性破裂,壓力快速降低至靜水壓力,假設(shè)這一過程所需時間為5 Ma,進而計算出該泥頁巖的脆性破裂泄壓量。

3 結(jié)果與討論

3.1 儲層實測壓力分布特征

儲層實測壓力能夠很好地反映現(xiàn)今儲層實際壓力特征,本文共統(tǒng)計了研究區(qū)17個有效實測壓力數(shù)據(jù),結(jié)果表明,延長組砂巖儲層實測壓力系數(shù)隨深度的增加其壓力系數(shù)變化不大,分布范圍在0.50～0.83之間,平均值為0.69(圖5),研究區(qū)延長組砂巖儲層廣泛發(fā)育異常低壓。

圖5 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)儲層壓力系數(shù)與深度關(guān)系

3.2 泥巖壓實特征以及超壓成因判識結(jié)果

以研究區(qū)YY22和YS2井為例,泥巖壓實特征結(jié)果顯示:YY22和YS2井分別在1 320 m和1 660 m以上整體表現(xiàn)為正常壓實特征;在該界面以下,隨著埋深的增加,聲波時差增大,密度減小,地層電阻率異常大,中子孔隙度和測井計算孔隙度異常大,該現(xiàn)象表明在這一層段地層孔隙度出現(xiàn)異常高值,出現(xiàn)了明顯的欠壓實特征,其反映了早白堊世末期的壓實特征(圖6a-b)。

圖6 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)代表井泥巖壓實特征

聲波速度—密度交會圖版結(jié)果顯示,研究區(qū)不同位置長73亞段油頁巖層段的數(shù)據(jù)點整體密度偏低,其中大多數(shù)井的數(shù)據(jù)點偏離了加載曲線(圖7a-d);另外有少數(shù)井?dāng)?shù)據(jù)點偏離該趨勢不明顯,或落在了其加載曲線上(圖7e-f)。鄂爾多斯盆地延長組純泥頁巖密度經(jīng)驗值為2.6 g/cm3[63],而研究區(qū)的這些井遠遠小于這一值。分析認為,造成這一現(xiàn)象的原因是因為研究區(qū)長73亞段泥頁巖的碳質(zhì)含量較多,導(dǎo)致其數(shù)據(jù)點的密度偏低,聲波速度偏大。偏離聲波速度值利用李超等[64]提出的校正方法,計算得知長73亞段聲波速度由于有機碳的存在大約偏離了0.2 km/s,密度大約偏離了0.06～0.09 g/cm3,剔除掉泥頁巖中碳質(zhì)含量對密度和聲波速度的影響,原本未偏離加載曲線的數(shù)據(jù)點也會表現(xiàn)出偏離加載曲線(圖8),圖版判識結(jié)果指示地質(zhì)歷史時期超壓有生烴作用的貢獻。綜上,生烴作用和欠壓實作用是研究區(qū)長73亞段泥巖層早白堊世末期(最大埋深時期)超壓的主要成因。

圖7 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)單井泥巖聲波速度—密度交會圖

圖8 碳質(zhì)泥巖校正聲波速度—密度交會圖版

3.3 盆地模擬恢復(fù)結(jié)果

本次選取研究區(qū)YS2、YY1和YY22這3口不同位置的單井,重建其埋藏史、熱史和最大埋深之前的壓力演化史。以YY22井為例,其巖性組合為“泥—砂—泥”型,熱模擬結(jié)果與實測值約束良好(圖9),說明數(shù)值模擬結(jié)果可靠。距今160 Ma時,長73亞段鏡質(zhì)體反射率(Ro)達到了0.5%(圖9),內(nèi)部2套烴源巖均開始生烴,生烴增壓和欠壓實增壓開始形成,但增速相對緩慢;距今145 Ma時,長73亞段頂部烴源巖生烴增壓和欠壓實增壓分別增加至7.59 MPa和 0.96 MPa,底部烴源巖中生烴增壓和欠壓實增壓增加至3.88 MPa和0.87 MPa;距今100 Ma時,地層達到了最大埋深,Ro達到了0.7%,烴源巖開始大量生油,對應(yīng)的生烴增壓和欠壓實增壓達到最大值,長73亞段頂部烴源巖生烴增壓和欠壓實增壓分別增加至14.63 MPa和2.53 MPa,底部烴源巖中生烴增壓和欠壓實增壓增加至7.94 MPa和2.46 MPa(圖10)。另外,長73亞段儲層模擬結(jié)果顯示,儲層超壓不發(fā)育,欠壓實作用很微弱(表2)。

表2 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)代表井長73亞段模擬參數(shù)及其地層壓力模擬結(jié)果

圖9 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)YY22井埋藏史和熱史模擬結(jié)果實測TOC和實測Ro來自于參考文獻[65]。

此外,YS2和YY1井的埋藏史、熱史和壓力演化史之間演化趨勢差異較小,其長73亞段烴源巖的生烴增壓和欠壓實增壓均在早白堊世末期達到最大值(表2)。

3.4 孔隙回彈與溫度降低降壓量計算結(jié)果

在僅考慮地層孔隙回彈和溫度降低這2種降壓機制,計算YS2、YY1和YY22井長7段砂巖和泥頁巖的降壓量。計算結(jié)果表明:晚白堊世至今,地層孔隙回彈使得長73亞段砂巖壓力下降了8.67～10.60 MPa,平均降壓9.63 MPa;溫度降低使得長7段砂巖壓力下降了12.31～12.41 MPa,平均降壓12.36 MPa,長73亞段泥頁巖壓力下降了4.26～4.45 MPa,平均降壓4.32 MPa(表3)。

表3 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)長73亞段不同巖性孔隙回彈和溫度降低引起的降壓量

假定鄂爾多斯盆地延長組長7地層僅存在孔隙回彈與溫度降低2種降壓機制,進而換算得到現(xiàn)今地層壓力系數(shù)。依據(jù)實測壓力數(shù)據(jù)可知,現(xiàn)今長7段砂巖壓力系數(shù)為0.50～0.83,而計算的儲層壓力系數(shù)結(jié)果則為0.15～0.32(表3),遠小于現(xiàn)今實測壓力,說明在晚期大規(guī)模構(gòu)造抬升過程中,除上述2種降壓機制外,儲層中還有其他增壓機制。另外,長73亞段泥頁巖的壓力系數(shù)普遍大于1.6,甚至更高(表3),與實際鉆井過程中鉆井液密度一般選用1.0～1.2不符,顯然僅靠溫度降低并不能使得長73亞段泥頁巖壓力降低至近常壓。

3.5 泥頁巖的脆性破裂泄壓量計算結(jié)果

在前文所得結(jié)果的前提下,計算超壓泥頁巖的OCR門限時間,結(jié)果顯示:研究區(qū)3口典型井長73亞段的富有機質(zhì)泥頁巖在古近紀以來均已從延性轉(zhuǎn)變?yōu)閺姶嘈?但是它們之間的OCR門限時間存在較大的差異,分布在33.49～76.50 Ma之間,脆性破裂泄壓量分布在14.82～25.24 MPa之間(表4)。依據(jù)計算結(jié)果來看,TOC含量與OCR門限時間相關(guān)性良好,富有機質(zhì)泥頁巖的OCR門限時間越早(圖11)。

表4 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)長73亞段富有機質(zhì)泥頁巖OCR門限時間及脆性破裂泄壓量計算結(jié)果

圖11 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)長73亞段泥頁巖TOC與OCR門限時間關(guān)系

另外,泥頁巖OCR門限時間一定程度上也受構(gòu)造抬升量的影響,YY1井長73亞段底部泥頁巖與YS2井長73亞段2套泥頁巖的TOC含量及溫度降低引起的降壓量相近,但是前者所受的構(gòu)造抬升量更大,其OCR門限時間更早(表4)。

3.6 泥頁巖脆性破裂對地層壓力演化的影響

研究區(qū)長73亞段不同單井早白堊世末期(即最大埋深)之前的地層壓力演化差異不大,前文已有描述,而自晚白堊世以來的構(gòu)造抬升的壓力演化過程則存在明顯差異。結(jié)合前文孔隙回彈和溫度降低降壓量計算結(jié)果與超壓泥頁巖脆性破裂泄壓分析結(jié)果,重建了YS2、YY1和YY22井自晚白堊世以來長73亞段砂巖和富有機質(zhì)泥頁巖的地層壓力演化過程,其降壓過程可分為3個階段,但值得注意的是這3個階段在不同單井以及不同巖性中是不同步的,主要取決于OCR門限時間。第一階段為抬升初期至OCR門限時間,層內(nèi)泥頁巖受溫度降低的影響,壓力開始下降,這一過程一直持續(xù)至該泥頁巖的OCR達到門限值;隨后進入第二階段,富有機質(zhì)泥頁巖發(fā)生脆性破裂,其內(nèi)部早期積累的大量超壓流體快速排至鄰近儲層,使得鄰近儲層壓力增加,自身地層壓力快速降低至靜水壓力;第三階段,壓力快速釋放后富有機質(zhì)泥頁巖中的裂縫開始閉合,再次形成了密閉空間,內(nèi)部由于溫度降低繼續(xù)降壓,但其地層壓力相對于靜水壓力卻在增加,這一過程一直持續(xù)至今,部分富有機質(zhì)泥頁巖內(nèi)部現(xiàn)今仍可能發(fā)育一定程度的超壓(圖12)。

圖12 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)代表井長73亞段富有機質(zhì)泥頁巖晚白堊世以來的地層壓力演化

另外,對于前文所述長73亞段砂巖層內(nèi)部可能存在的增壓機制問題,分析認為砂巖增壓機制是鄰近富有機質(zhì)泥頁巖的超壓傳遞作用,伴隨著油氣充注進入砂巖,富有機質(zhì)泥頁巖內(nèi)部的超壓傳遞至砂巖使得其壓力增加。研究區(qū)長73亞段砂巖現(xiàn)今壓力系數(shù)平均為0.69(圖5),超壓傳遞使砂巖中流體壓力的增加值為現(xiàn)今實測地層壓力與上述數(shù)值模擬和地質(zhì)評價得到的地層壓力之間的差值,因此,這一增壓機制將使得儲層壓力增加6.47～7.45 MPa。早先的研究指出,鄂爾多斯盆地南部延長組經(jīng)歷了2次大規(guī)模成藏期,分別為早白堊世晚期(120～100 Ma)和晚白堊世至新近紀(60.0～36.5 Ma)[62,66]。分析認為,在早白堊世晚期,長73亞段富有機質(zhì)泥頁巖達到成熟階段,與砂巖儲層之間的過剩壓力差并不是很大,運移通道主要是早期小幅度構(gòu)造抬升時產(chǎn)生的微裂縫[67];而自晚白堊世以來,研究區(qū)遭受了一起大規(guī)模構(gòu)造抬升運動[12,45],富有機質(zhì)泥頁巖與砂巖儲層之間的過剩壓力差越來越大,同時也會產(chǎn)生大量的微裂縫,種種因素表明,晚白堊世至新近紀成藏期有著更好的生排烴條件。由此假定在早白堊世晚期成藏期超壓傳遞量占砂巖層總超壓傳遞量的1/4;晚白堊世至新近紀成藏期超壓傳遞量占砂巖層總超壓傳遞量的3/4,基于這一認識,本文恢復(fù)了儲層地層壓力演化過程(圖13)。

3.7 泥頁巖脆性破裂對頁巖油富集的影響

研究區(qū)長73亞段富有機質(zhì)泥頁巖排烴過程中,浮力作用非常有限,影響油氣運移的主要動力是源儲之間的過剩壓力差[68]。長73亞段在經(jīng)歷早白堊世晚期成藏期之后,開始持續(xù)抬升,層內(nèi)富有機質(zhì)泥頁巖停止生烴,在溫度降低作用下其內(nèi)部地層壓力緩慢下降,但其OCR仍隨著上覆地層的抬升剝蝕而增大,直至富有機質(zhì)泥頁巖OCR突破門限值發(fā)生脆性破裂,其內(nèi)部生成的油氣將會在16～22 MPa過剩壓力差作用下快速運移至鄰近儲層,同時地層壓力快速釋放至近靜水壓力,關(guān)于這一過程及其相關(guān)證據(jù)在前文3.4.2小節(jié)已有論述。以研究區(qū)東部YY1井和西部YS2井為代表的2種巖性組合類型,來探討富有機質(zhì)泥頁巖脆性破裂對頁巖油富集的影響。

對于東部YY1井“純泥頁巖”型來說,其長73亞段頂部富有機質(zhì)泥頁巖TOC含量要高于其底部富有機質(zhì)泥頁巖,這就導(dǎo)致在長73亞段頂、底2段富有機質(zhì)泥頁巖的破裂排烴時間不同步,頂部OCR門限時間要早于底部富有機質(zhì)泥頁巖。當(dāng)頂部泥頁巖發(fā)生脆性破裂排烴的時候,底部泥頁巖可以在下方起到封堵油氣運移的作用,使得長73亞段頂部富有機質(zhì)泥頁巖油氣向上部鄰近砂巖中運移而形成油氣聚集;隨后的持續(xù)抬升,使得底部泥頁巖也發(fā)生脆性破裂排烴,頂部富有機質(zhì)泥頁巖先前產(chǎn)生的裂縫早已閉合,在上部起到封堵油氣運移的作用,而使得油氣向下部長8段運聚成藏(圖14a)。

圖14 鄂爾多斯盆地延安地區(qū)長73亞段頁巖油富集模式

對于研究區(qū)西部YS2井“泥—砂—泥”型來說,其長73亞段頂、底富有機質(zhì)泥頁巖TOC含量接近,其中部夾有一段細—粉砂巖,二者的OCR破裂門限時間相接近。當(dāng)該井長73亞段頂、底富有機質(zhì)泥頁巖突破OCR門限發(fā)生脆性破裂時,頂、底富有機質(zhì)泥頁巖中的油氣會部分運移到中間砂體。值得注意的是,當(dāng)頂部富有機質(zhì)泥頁巖脆性破裂時,底部富有機質(zhì)泥頁巖未發(fā)生破裂,可以有效阻止油氣向下運移;而當(dāng)?shù)撞扛挥袡C質(zhì)泥頁巖脆性破裂時,頂部富有機質(zhì)泥頁巖產(chǎn)生的微裂縫已經(jīng)閉合,另外其仍與下覆砂巖層保持著約1.42～6.80 MPa的過剩壓力差,進一步增強了封堵油氣的能力,在長73亞段砂巖內(nèi)部形成油氣聚集(圖14b)。

4 結(jié)論

(1)鄂爾多斯盆地伊陜斜坡延長組長73亞段富有機質(zhì)泥頁巖在早白堊世末期廣泛發(fā)育超壓,其古超壓形成機制為生烴作用和欠壓實作用;生烴作用和欠壓實作用引起的增壓量分別為7.94～21.48 MPa和1.49～2.56 MPa。

(2)研究區(qū)長73亞段砂巖中孔隙回彈和溫度降低使其分別降壓8.67～10.60 MPa和12.31～12.41 MPa;除此之外,砂巖內(nèi)部由于鄰近富有機質(zhì)泥頁巖的超壓傳遞使得其壓力增加了6.47～7.45 MPa,最終在上述作用的影響下形成了現(xiàn)今砂巖層的異常低壓。另外,研究區(qū)長73亞段泥頁巖中由溫度降低和脆性破裂泄壓導(dǎo)致的降壓量分別在4.26～4.45 MPa和14.82～25.24 MPa之間,其脆性破裂泄壓起到了主導(dǎo)作用。

(3)研究區(qū)長73亞段富有機質(zhì)泥頁巖發(fā)生脆性破裂的時間存在差異,這一差異影響了層內(nèi)頁巖油的富集規(guī)律。當(dāng)富有機質(zhì)泥頁巖發(fā)生脆性破裂時,其內(nèi)部發(fā)育超壓,與砂巖層存在16～22 MPa的過剩壓力差,提供了強勁的油氣運移動力。另外,后期保存過程中,富有機質(zhì)泥頁巖早先開啟的微裂縫已經(jīng)閉合,與鄰近砂巖層始終保持著1.42～6.80 MPa的過剩壓力差,加強了油氣封堵能力,使得夾在富有機質(zhì)泥頁巖中的砂巖層油氣富集程度較高。

利益沖突聲明/Conflict of Interests

所有作者聲明不存在利益沖突。

All authors disclose no relevant conflict of interests.

作者貢獻/Authors’Contributions

張鳳奇和孫越參與實驗設(shè)計和論文寫作;劉思瑤、陳紅果完成實驗操作;李艷霞、孫建博、王鳳琴、劉剛參與論文修改。所有作者均閱讀并同意最終稿件的提交。

The manuscript was designed and written by ZHANG Fengqi and SUN Yue. The experimental operation was completed by LIU Siyao and CHEN Hongguo. The manuscript was revised by LI Yanxia, SUN Jianbo, WANG Fengqin and LIU Gang. All the authors have read the last version of paper and consented for submission.