构造抬升区泥页岩脆性破裂泄压特征及对页岩油富集的影响——以延安地区延长组长73亚段为例

张凤奇,孙 越,刘思瑶,李艳霞,孙建博,王凤琴,刘 刚,陈红果

1.西安石油大学 地球科学与工程学院,西安 710065;2.西安石油大学 陕西省油气成藏地质学重点实验室,西安 710065;3.陕西延长石油(集团)有限责任公司 研究院,西安 710075

近年来,我国页岩油勘探不断取得重大突破,技术可采储量仅次于美国和俄罗斯[1-2],2022年页岩层系石油产量约1 600×104t[3],其中,鄂尔多斯盆地长73页岩油是典型的陆相页岩油,页岩油气资源丰富[4-7]。目前,三叠系延长组长73亚段具有明显的异常低压特征,但在早白垩世末期其主要表现为异常高压[7]。异常压力形成和演化的定量评价,对于研究页岩油的生成、运移、富集和保存等具有重要意义[8-9]。以往研究认为,长7段在早白垩世末期的超压形成机制主要为欠压实作用和生烃作用[7,10-11];而鄂尔多斯盆地伊陕斜坡长7段形成过程中经历了四期构造抬升,其中喜马拉雅晚期以来的构造抬升最为强烈,抬升幅度为900～1 150 m[12],晚期构造抬升作用导致其形成了异常低压[13-14]。前人多通过地层孔隙回弹和温度降低产生的降压量,来定量计算构造抬升导致的异常低压,该评价多针对砂岩,未见对泥页岩的定量评价[14-15]。另外,地层大幅构造抬升过程中很容易引起其形成脆性破裂产生微裂缝而泄压[16-19],该作用在超压泥页岩中尤为常见。然而,针对研究区晚期经历大幅度构造抬升的泥页岩地层异常低压或近常压形成过程的定量评价时,前人没有考虑该作用的影响。为此,本文以鄂尔多斯盆地延安地区长73亚段为研究对象,根据测井、录井、实测压力和实测温度等资料,利用改进的超压判识图版,判识目的层地质历史时期超压的形成机制;运用数值模拟技术,重建早白垩世末期之前目的层不同岩性地层超压的演化史;结合实际地质情况,考虑泥页岩脆性破裂,定量恢复晚白垩世以来不同岩性地层压力降低的演化过程,进一步探讨总结其异常低压的形成演化对页岩油富集的影响。该研究可为相似地质条件下异常低压的形成、演化定量评价提供新思路,同时也可为异常低压页岩油藏的勘探起到一定的指导作用。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地构造比较稳定,是我国典型的克拉通盆地,与吕梁山、太行山、贺兰山、六盘山和阴山等接壤,由6个构造单元组成(图1a)[20]。研究区位于延安地区富县—甘泉县—志丹县境内(图1b),构造位置上处于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡南部。伊陕斜坡整体是一个西倾单斜,倾角小于1°[21]。研究区延长组主要受到了印支期、燕山期和喜马拉雅造山期构造运动的影响。三叠纪末期受印支运动影响,盆地由华北克拉通坳陷盆地转变为内陆差异沉降盆地,地层经历了一次剥蚀事件后盆地沉积呈东北长斜坡、西南短斜坡样式;中侏罗世—晚侏罗世末期受燕山运动的影响,地层经历了两次剥蚀事件,盆地古构造格局呈北西向倾斜的单斜;早白垩世末期以来受喜马拉雅构造活动影响,地层遭受地质历史时期最严重的一次剥蚀事件,盆地整体抬升,造就了现今东南高、西北低的斜坡构造特征[12,22]。

图1 鄂尔多斯盆地延安地区构造位置(a)及研究井位分布(b)

研究区延长组自上而下发育长1—长10等10个油层组,主要为湖泊—三角洲沉积(图2a);长7沉积期湖泊为鼎盛发展阶段,长7段自上而下分为长71、长72和长73三个亚段[23],其中长73亚段是本次研究的目的层(图2b),也是页岩油的富集层段[24-27]。

图2 鄂尔多斯盆地延安地区岩性柱状图

长73亚段发育有一套富有机质泥页岩夹薄层状粉—细砂岩组合[4],其中富有机质泥页岩的有机质类型以Ⅱ1型为主,总有机碳(TOC)含量为0.46%～25.46%,主要为2%～4%[28-29],有机质-成熟度(Ro)为0.7%～1.3%,对应生油窗口[29-32],具备良好的生油气潜力;粉砂岩孔隙度主要为3%～8%,渗透率主要在(0.01～0.03)×10-3μm2之间;细砂岩孔隙度主要为2%～6%,渗透率主要在(0.01～0.03)×10-3μm2之间[6]。长73亚段纵向上存在多种岩性组合类型,不同岩性组合方式反映了烃源岩和储集层空间叠置关系,总体可分为“泥—砂—泥”型和“纯泥页岩”型2大类;2种类型的差别主要是砂体厚度不同,前者砂体厚度通常为5～10 m,后者砂体厚度小于2 m(图3)。

图3 鄂尔多斯盆地延安地区延长组长73亚段岩性组合类型

2 数据与方法

2.1 数据来源

本次研究收集了10口井的测井数据,测井系列主要有声波时差、密度、电阻率、中子孔隙度和自然伽马曲线,这些数据由延长石油(集团)有限公司提供,主要用于分析研究区泥岩压实特征及其超压形成机制。另外,本次研究还获得了延长石油(集团)有限公司提供的有效实测压力数据和实测地层温度,这些数据可用来对本次模拟计算的结果进行约束,以增强计算结果的可靠性。

2.2 超压的测井响应及其成因判识方法

以往的研究认为,鄂尔多斯盆地伊陕斜坡延长组长7段地层超压成因主要为欠压实作用和生烃作用,声波时差和电阻率对这2种成因类型的超压具有良好的响应[33-34],通常可用来解释超压的成因。此外,实测孔隙度是反映地层压实特征最直接有效的指标,但受限于昂贵的取心成本,很少去测量泥岩层段的孔隙度,但可通过密度和声波时差测井数据换算出泥岩孔隙度[33-34],分别由式(1)和式(2)换算得到密度孔隙度和声波孔隙度。

(1)

(2)

式中:φdensity为密度孔隙度,%;ρma是岩石的基质密度,按泥岩和有机质比例分配,其中,泥岩的基质密度取2.71 g/cm3[35],有机质的基质密度取1.60 g/cm3[36];ρb是通过密度测井测得的体积密度,g/cm3;ρf是孔隙流体密度,取1.02 g/cm3。φSonic为声波孔隙度,%;Δt为声波时差测井值,μs/m;Δtma为泥岩骨架声波时差,μs/m;Cp为利用密度孔隙度和声波时差拟合所得到的校正系数[33];Δtf为孔隙流体声波时差,取620 μs/m[33]。

综上,本文使用声波时差、电阻率、密度、中子孔隙度和密度孔隙度的组合来分析研究区地层的泥岩压实特征,并对超压成因进行初步判断。通常,欠压实作用和生烃作用引起的超压在测井响应上存在一定差异,欠压实作用的测井特征表明,随着埋深的增加,声波时差增大或声波速度减小,密度明显减小;生烃作用的测井特征表明,随着埋深的增加,声波时差增大或声波速度减小,密度保持不变或小幅度减小[33-34,37]。另外,在声波速度-密度交会图中,欠压实增压的数据点往往落在加载曲线上,而生烃增压的数据点则偏离加载曲线,落到卸载曲线上。因此,针对这2种成因机制,前人主要是通过泥岩压实特征和声波速度—密度交会图法来进行超压成因判识[33-34]。

2.3 超压的数值模拟

数值模拟被广泛应用于地层压力演化的定量分析[38-39]。本文通过选取合适的地层参数以及边界条件,重建了研究区单井的埋藏史、热史,并在此基础上进一步恢复了目的层在早白垩世末期最大埋深时期之前的超压形成演化过程。

2.3.1 数值模拟原理

本次模拟中的单井埋藏史模型采用反演回剥法[36],烃源岩热演化史模型采用Easy%Ro模型[40]。另外,目前主流盆地模拟软件如PetroMod和BasinMod等,在埋藏史和热演化史的应用中已经非常成熟[36],这些盆地模拟软件在恢复压力演化过程中,没有考虑生油气增压作用或考虑时仅认为与温度和生成油气量多少有关,同时孔隙空间对压力的影响也并未考虑[36,41]。针对上述问题,郭小文等[42-43]综合考虑了生油气过程中孔隙水和油的排出、氢指数对生油的影响、生油气过程中产生的超压对孔隙水压缩和干酪根压实作用、压实使石油密度变化等因素的基础上,提出了生油气增压的评价模型,并在单井埋藏史、热史模型的基础上,重-建了生烃增压的演化过程。本次研究基于埋藏史和热史恢复结果,进一步通过郭小文等[42-43]提出的生烃增压模型,定量恢复地质历史时期的生烃增压演化史。该模型考虑了孔隙空间对压力的影响,压力模型如下:

烃源岩排烃前生烃增压模型为

(3)

式中:P是排烃前生烃增压量,MPa;Ph是静水压力,MPa;其中,A、B、C分别为

(4)

(5)

(6)

式中:IH是氢指数,mg/g;F是烃源岩转化率;Cw、Ck和Co分别是水、干酪根和石油的压缩系数,MPa-1;Vwl是地层水的体积,cm3;Mkl、Mg、Mo和Mgr分别是干酪根、油、天然气和残留在孔隙中天然气的质量,g;ρo、ρk和ρg分别是地表处石油、干酪根和标准状态下天然气的密度,g/cm3;TD是温度压缩因子,℃;其中,a、b分别为

(7)

(8)

式中:Tc是天然气临界温度,取值190 K。

烃源岩排烃后生烃增压模型为

(9)

式中:P′是排烃后生烃增压量,MPa;Ph是静水压力,MPa;其中,A′、B′、C′分别为

(10)

(11)

(12)

2.3.2 模拟参数的选取

合理选取模拟参数是数值模拟的关键[44]。在本次研究中,现今地层厚度和地层岩性等基础参数通过研究区测井、录井和岩心样品资料获得;地质事件时间参考陈瑞银等[45]的研究成果;研究区多期构造运动的剥蚀厚度参考陈瑞银等[12]研究成果(表1);模拟有机质类型取Ⅱ1型,氢指数(IH)取Ⅱ1型干酪根的经验值550 mg/g[46];总有机碳(TOC)是在现有实测TOC约束下通过测井数据建立ΔlogR评价模型[47]获得;古热流参数参考任战利等(2021)对鄂尔多斯盆地地热演化研究[48]和中国大陆地区大地热流数据汇编(第四版)[49],结合研究区实测地层温度与实测Ro不断微调热流参数,使模拟结果与实际情况吻合,最终确定研究区现今热流为67 mW/m2,古热流在100 Ma时达到高峰,取值范围在81～95 mW/ m2之间(图4)。

表1 鄂尔多斯盆地延安地区代表井地层剥蚀量

图4 鄂尔多斯盆地延安地区古热流随时间演化图修改自参考文献[48]。

2.4 压力下降的计算方法

2.4.1 孔隙回弹与温度降低导致的压力下降

在以往针对晚期遭受大规模构造抬升运动盆地的研究中,孔隙回弹和温度降低被认为是引起地层压力降低的主要因素[14-15]。RUSSELL[50]测定地层水的压缩系数是3×10-4MPa-1,砂岩的压缩系数是1×10-3MPa-1。此外,依据测井解释,长73亚段中泥页岩杨氏模量在5～14 GPa之间,泊松比为0.23～0.24,通过公式(13)计算得出研究区长73亚段泥页岩压缩系数为(1.1～3.3)×10-4MPa-1。

(13)

式中:Cr是岩石压缩系数,MPa-1;ν是泊松比;E是杨氏模量,MPa。假设地层孔隙中只存在地层水,经过简单推算可知,地层水膨胀所增加的体积约为砂岩回弹所增加体积的1/3,而泥页岩的压缩系数与地层水接近,说明孔隙体积回弹对泥页岩内部压力的影响非常微弱。前人在研究与鄂尔多斯盆地具有同样抬升背景的四川盆地中得出相同认识[51]。由此,因孔隙回弹引起的砂岩层地层压力降压量可由公式(14)计算[52]。

(14)

式中:ΔP是地层压力变化量,MPa;ν是泊松比,取0.3;Cr是岩石压缩系数,泥页岩和砂岩分别取4×10-4MPa-1和1×10-3MPa-1;Cw是水的压缩系数,取3×10-4MPa-1;ρr是地层平均密度,取2.44×103kg/m3;g是重力加速度,取9.8 m/s2;Δh是地层剥蚀厚度,m。

另外,地层抬升过程中,温度会随着地层抬升而下降,HODGMAN[53]测得地层水的膨胀系数为400×10-6℃-1,地层岩石膨胀系数为9×10-6℃-1。由此可看出,地层水遇冷收缩的体积远大于地层岩石遇冷收缩的体积,随着地层温度下降地层孔隙体积相对增大,导致地层压力降低。研究区长7段在早白垩世末期到达最大埋深,随后地层发生构造抬升,地层温度随着下降。通过公式(15)～(17)可计算出由地层温度引起的异常压力变化[14]。砂岩孔隙度通过实测物性资料获得,取平均值8.66%,泥岩孔隙度取前人实测平均值1.5%[54-55],抬升阶段温度降低量通过盆地模拟结果获取。

ΔV=ΔT[βwφ+βr(1-φ)]

(15)

ΔV=V0-V

(16)

(17)

式中:ΔV是体积变化量,m3;ΔT是温度变化量,℃;βw是地层水膨胀系数,取400×10-6℃-1;βr是岩石膨胀系数,取9×10-6℃-1;φ是地层孔隙度,%;V0是初始液体体积,m3;V是变化后液体体积,m3;ΔP是地层压力变化量,MPa;βf是地层中液体压缩系数,为了简化计算,本文假设地层孔隙流体为地层水,取值3×10-4MPa-1。

2.4.2 超压泥页岩脆性破裂泄压量计算

泥页岩的延—脆性与泥页岩天然裂缝是否发育密切相关[56-57],脆性泥页岩更易形成天然裂缝[58]。早先的研究认为,在经历大幅度构造抬升的盆地中地层的泥页岩极易发生脆性破裂泄压[19]。INGRAM等[16-17]通过泥页岩超固结比(OCR,over consolidation ratio)来对泥页岩脆性程度进行定量表征,认为当OCR超过一定阈值则表示该套泥岩完全转变为脆性。通常认为正常泥页岩的OCR等于1,当OCR值大于2.6[18],泥页岩将变为脆性。本文假设在抬升过程中长73亚段底部仅存在构造抬升引起的孔隙回弹和地层温度下降这2种降压机制,将前文模拟恢复的压力通过换算得出不同地质历史时期对应的垂向有效应力(上述2种降压机制情况下的垂向有效应力),通过公式(18)获得最大埋深以来不同地质历史时期的OCR值,以此推算出泥页岩达到门限值(即OCR为2.6)的时间(OCR门限时间)。

(18)

式中:OCR是超固结比;Peffmax是地质历史时期最大垂向有效应力,MPa;Peffactual是现今垂向有效应力,MPa。

以往的研究认为构造运动引起的构造抬升剥蚀量大的盆地,其脆性泥页岩往往会发生破裂泄压[19]。研究区长7段泥页岩中脆性矿物石英含量为19.0%～57.6%,平均为31.3%[59]。另外,前人[60]通过三轴实验、Kaiser实验以及劈拉实验获得研究区长7段泥页岩脆性指数BRIT,长7段泥页岩的BRIT值在26%～63%之间,指示长7段泥页岩在地质历史时期已经转变为脆性。研究区长7段自晚白垩世末期经历了一次大规模构造抬升运动,变脆后的泥页岩极有可能在后续构造抬升过程中发生脆性破裂,从而使得地层压力下降。有证据显示,前人[61]通过野外露头观测、地震各向异性计算和成像测井识别,指出研究区长73亚段泥页岩和砂岩中均发育有大量倾角大于80°的高角-度裂缝,这些裂缝大多形成于早白垩世晚期之后的构造抬升运动中,其中长7段泥页岩内的微裂缝在荧光下可见吸附烃类,约有12%的裂缝中发现了油气运移的痕迹。同时,前人[62]对晚期形成的方解石脉填充裂缝中包裹体进行了均一温度测试,结果表明鄂尔多斯盆地南部地区中生界在古近纪(60.0～36.5 Ma)发生过一次油气充注事件。综上,本文认为研究区长73亚段富有机质泥页岩转变为强脆性之后发生了脆性破裂,压力快速降低至静水压力,假设这一过程所需时间为5 Ma,进而计算出该泥页岩的脆性破裂泄压量。

3 结果与讨论

3.1 储层实测压力分布特征

储层实测压力能够很好地反映现今储层实际压力特征,本文共统计了研究区17个有效实测压力数据,结果表明,延长组砂岩储层实测压力系数随深度的增加其压力系数变化不大,分布范围在0.50～0.83之间,平均值为0.69(图5),研究区延长组砂岩储层广泛发育异常低压。

图5 鄂尔多斯盆地延安地区储层压力系数与深度关系

3.2 泥岩压实特征以及超压成因判识结果

以研究区YY22和YS2井为例,泥岩压实特征结果显示:YY22和YS2井分别在1 320 m和1 660 m以上整体表现为正常压实特征;在该界面以下,随着埋深的增加,声波时差增大,密度减小,地层电阻率异常大,中子孔隙度和测井计算孔隙度异常大,该现象表明在这一层段地层孔隙度出现异常高值,出现了明显的欠压实特征,其反映了早白垩世末期的压实特征(图6a-b)。

图6 鄂尔多斯盆地延安地区代表井泥岩压实特征

声波速度—密度交会图版结果显示,研究区不同位置长73亚段油页岩层段的数据点整体密度偏低,其中大多数井的数据点偏离了加载曲线(图7a-d);另外有少数井数据点偏离该趋势不明显,或落在了其加载曲线上(图7e-f)。鄂尔多斯盆地延长组纯泥页岩密度经验值为2.6 g/cm3[63],而研究区的这些井远远小于这一值。分析认为,造成这一现象的原因是因为研究区长73亚段泥页岩的碳质含量较多,导致其数据点的密度偏低,声波速度偏大。偏离声波速度值利用李超等[64]提出的校正方法,计算得知长73亚段声波速度由于有机碳的存在大约偏离了0.2 km/s,密度大约偏离了0.06～0.09 g/cm3,剔除掉泥页岩中碳质含量对密度和声波速度的影响,原本未偏离加载曲线的数据点也会表现出偏离加载曲线(图8),图版判识结果指示地质历史时期超压有生烃作用的贡献。综上,生烃作用和欠压实作用是研究区长73亚段泥岩层早白垩世末期(最大埋深时期)超压的主要成因。

图7 鄂尔多斯盆地延安地区单井泥岩声波速度—密度交会图

图8 碳质泥岩校正声波速度—密度交会图版

3.3 盆地模拟恢复结果

本次选取研究区YS2、YY1和YY22这3口不同位置的单井,重建其埋藏史、热史和最大埋深之前的压力演化史。以YY22井为例,其岩性组合为“泥—砂—泥”型,热模拟结果与实测值约束良好(图9),说明数值模拟结果可靠。距今160 Ma时,长73亚段镜质体反射率(Ro)达到了0.5%(图9),内部2套烃源岩均开始生烃,生烃增压和欠压实增压开始形成,但增速相对缓慢;距今145 Ma时,长73亚段顶部烃源岩生烃增压和欠压实增压分别增加至7.59 MPa和 0.96 MPa,底部烃源岩中生烃增压和欠压实增压增加至3.88 MPa和0.87 MPa;距今100 Ma时,地层达到了最大埋深,Ro达到了0.7%,烃源岩开始大量生油,对应的生烃增压和欠压实增压达到最大值,长73亚段顶部烃源岩生烃增压和欠压实增压分别增加至14.63 MPa和2.53 MPa,底部烃源岩中生烃增压和欠压实增压增加至7.94 MPa和2.46 MPa(图10)。另外,长73亚段储层模拟结果显示,储层超压不发育,欠压实作用很微弱(表2)。

表2 鄂尔多斯盆地延安地区代表井长73亚段模拟参数及其地层压力模拟结果

图9 鄂尔多斯盆地延安地区YY22井埋藏史和热史模拟结果实测TOC和实测Ro来自于参考文献[65]。

此外,YS2和YY1井的埋藏史、热史和压力演化史之间演化趋势差异较小,其长73亚段烃源岩的生烃增压和欠压实增压均在早白垩世末期达到最大值(表2)。

3.4 孔隙回弹与温度降低降压量计算结果

在仅考虑地层孔隙回弹和温度降低这2种降压机制,计算YS2、YY1和YY22井长7段砂岩和泥页岩的降压量。计算结果表明:晚白垩世至今,地层孔隙回弹使得长73亚段砂岩压力下降了8.67～10.60 MPa,平均降压9.63 MPa;温度降低使得长7段砂岩压力下降了12.31～12.41 MPa,平均降压12.36 MPa,长73亚段泥页岩压力下降了4.26～4.45 MPa,平均降压4.32 MPa(表3)。

表3 鄂尔多斯盆地延安地区长73亚段不同岩性孔隙回弹和温度降低引起的降压量

假定鄂尔多斯盆地延长组长7地层仅存在孔隙回弹与温度降低2种降压机制,进而换算得到现今地层压力系数。依据实测压力数据可知,现今长7段砂岩压力系数为0.50～0.83,而计算的储层压力系数结果则为0.15～0.32(表3),远小于现今实测压力,说明在晚期大规模构造抬升过程中,除上述2种降压机制外,储层中还有其他增压机制。另外,长73亚段泥页岩的压力系数普遍大于1.6,甚至更高(表3),与实际钻井过程中钻井液密度一般选用1.0～1.2不符,显然仅靠温度降低并不能使得长73亚段泥页岩压力降低至近常压。

3.5 泥页岩的脆性破裂泄压量计算结果

在前文所得结果的前提下,计算超压泥页岩的OCR门限时间,结果显示:研究区3口典型井长73亚段的富有机质泥页岩在古近纪以来均已从延性转变为强脆性,但是它们之间的OCR门限时间存在较大的差异,分布在33.49～76.50 Ma之间,脆性破裂泄压量分布在14.82～25.24 MPa之间(表4)。依据计算结果来看,TOC含量与OCR门限时间相关性良好,富有机质泥页岩的OCR门限时间越早(图11)。

表4 鄂尔多斯盆地延安地区长73亚段富有机质泥页岩OCR门限时间及脆性破裂泄压量计算结果

图11 鄂尔多斯盆地延安地区长73亚段泥页岩TOC与OCR门限时间关系

另外,泥页岩OCR门限时间一定程度上也受构造抬升量的影响,YY1井长73亚段底部泥页岩与YS2井长73亚段2套泥页岩的TOC含量及温度降低引起的降压量相近,但是前者所受的构造抬升量更大,其OCR门限时间更早(表4)。

3.6 泥页岩脆性破裂对地层压力演化的影响

研究区长73亚段不同单井早白垩世末期(即最大埋深)之前的地层压力演化差异不大,前文已有描述,而自晚白垩世以来的构造抬升的压力演化过程则存在明显差异。结合前文孔隙回弹和温度降低降压量计算结果与超压泥页岩脆性破裂泄压分析结果,重建了YS2、YY1和YY22井自晚白垩世以来长73亚段砂岩和富有机质泥页岩的地层压力演化过程,其降压过程可分为3个阶段,但值得注意的是这3个阶段在不同单井以及不同岩性中是不同步的,主要取决于OCR门限时间。第一阶段为抬升初期至OCR门限时间,层内泥页岩受温度降低的影响,压力开始下降,这一过程一直持续至该泥页岩的OCR达到门限值;随后进入第二阶段,富有机质泥页岩发生脆性破裂,其内部早期积累的大量超压流体快速排至邻近储层,使得邻近储层压力增加,自身地层压力快速降低至静水压力;第三阶段,压力快速释放后富有机质泥页岩中的裂缝开始闭合,再次形成了密闭空间,内部由于温度降低继续降压,但其地层压力相对于静水压力却在增加,这一过程一直持续至今,部分富有机质泥页岩内部现今仍可能发育一定程度的超压(图12)。

图12 鄂尔多斯盆地延安地区代表井长73亚段富有机质泥页岩晚白垩世以来的地层压力演化

另外,对于前文所述长73亚段砂岩层内部可能存在的增压机制问题,分析认为砂岩增压机制是邻近富有机质泥页岩的超压传递作用,伴随着油气充注进入砂岩,富有机质泥页岩内部的超压传递至砂岩使得其压力增加。研究区长73亚段砂岩现今压力系数平均为0.69(图5),超压传递使砂岩中流体压力的增加值为现今实测地层压力与上述数值模拟和地质评价得到的地层压力之间的差值,因此,这一增压机制将使得储层压力增加6.47～7.45 MPa。早先的研究指出,鄂尔多斯盆地南部延长组经历了2次大规模成藏期,分别为早白垩世晚期(120～100 Ma)和晚白垩世至新近纪(60.0～36.5 Ma)[62,66]。分析认为,在早白垩世晚期,长73亚段富有机质泥页岩达到成熟阶段,与砂岩储层之间的过剩压力差并不是很大,运移通道主要是早期小幅度构造抬升时产生的微裂缝[67];而自晚白垩世以来,研究区遭受了一起大规模构造抬升运动[12,45],富有机质泥页岩与砂岩储层之间的过剩压力差越来越大,同时也会产生大量的微裂缝,种种因素表明,晚白垩世至新近纪成藏期有着更好的生排烃条件。由此假定在早白垩世晚期成藏期超压传递量占砂岩层总超压传递量的1/4;晚白垩世至新近纪成藏期超压传递量占砂岩层总超压传递量的3/4,基于这一认识,本文恢复了储层地层压力演化过程(图13)。

3.7 泥页岩脆性破裂对页岩油富集的影响

研究区长73亚段富有机质泥页岩排烃过程中,浮力作用非常有限,影响油气运移的主要动力是源储之间的过剩压力差[68]。长73亚段在经历早白垩世晚期成藏期之后,开始持续抬升,层内富有机质泥页岩停止生烃,在温度降低作用下其内部地层压力缓慢下降,但其OCR仍随着上覆地层的抬升剥蚀而增大,直至富有机质泥页岩OCR突破门限值发生脆性破裂,其内部生成的油气将会在16～22 MPa过剩压力差作用下快速运移至邻近储层,同时地层压力快速释放至近静水压力,关于这一过程及其相关证据在前文3.4.2小节已有论述。以研究区东部YY1井和西部YS2井为代表的2种岩性组合类型,来探讨富有机质泥页岩脆性破裂对页岩油富集的影响。

对于东部YY1井“纯泥页岩”型来说,其长73亚段顶部富有机质泥页岩TOC含量要高于其底部富有机质泥页岩,这就导致在长73亚段顶、底2段富有机质泥页岩的破裂排烃时间不同步,顶部OCR门限时间要早于底部富有机质泥页岩。当顶部泥页岩发生脆性破裂排烃的时候,底部泥页岩可以在下方起到封堵油气运移的作用,使得长73亚段顶部富有机质泥页岩油气向上部邻近砂岩中运移而形成油气聚集;随后的持续抬升,使得底部泥页岩也发生脆性破裂排烃,顶部富有机质泥页岩先前产生的裂缝早已闭合,在上部起到封堵油气运移的作用,而使得油气向下部长8段运聚成藏(图14a)。

图14 鄂尔多斯盆地延安地区长73亚段页岩油富集模式

对于研究区西部YS2井“泥—砂—泥”型来说,其长73亚段顶、底富有机质泥页岩TOC含量接近,其中部夹有一段细—粉砂岩,二者的OCR破裂门限时间相接近。当该井长73亚段顶、底富有机质泥页岩突破OCR门限发生脆性破裂时,顶、底富有机质泥页岩中的油气会部分运移到中间砂体。值得注意的是,当顶部富有机质泥页岩脆性破裂时,底部富有机质泥页岩未发生破裂,可以有效阻止油气向下运移;而当底部富有机质泥页岩脆性破裂时,顶部富有机质泥页岩产生的微裂缝已经闭合,另外其仍与下覆砂岩层保持着约1.42～6.80 MPa的过剩压力差,进一步增强了封堵油气的能力,在长73亚段砂岩内部形成油气聚集(图14b)。

4 结论

(1)鄂尔多斯盆地伊陕斜坡延长组长73亚段富有机质泥页岩在早白垩世末期广泛发育超压,其古超压形成机制为生烃作用和欠压实作用;生烃作用和欠压实作用引起的增压量分别为7.94～21.48 MPa和1.49～2.56 MPa。

(2)研究区长73亚段砂岩中孔隙回弹和温度降低使其分别降压8.67～10.60 MPa和12.31～12.41 MPa;除此之外,砂岩内部由于邻近富有机质泥页岩的超压传递使得其压力增加了6.47～7.45 MPa,最终在上述作用的影响下形成了现今砂岩层的异常低压。另外,研究区长73亚段泥页岩中由温度降低和脆性破裂泄压导致的降压量分别在4.26～4.45 MPa和14.82～25.24 MPa之间,其脆性破裂泄压起到了主导作用。

(3)研究区长73亚段富有机质泥页岩发生脆性破裂的时间存在差异,这一差异影响了层内页岩油的富集规律。当富有机质泥页岩发生脆性破裂时,其内部发育超压,与砂岩层存在16～22 MPa的过剩压力差,提供了强劲的油气运移动力。另外,后期保存过程中,富有机质泥页岩早先开启的微裂缝已经闭合,与邻近砂岩层始终保持着1.42～6.80 MPa的过剩压力差,加强了油气封堵能力,使得夹在富有机质泥页岩中的砂岩层油气富集程度较高。

利益冲突声明/Conflict of Interests

所有作者声明不存在利益冲突。

All authors disclose no relevant conflict of interests.

作者贡献/Authors’Contributions

张凤奇和孙越参与实验设计和论文写作;刘思瑶、陈红果完成实验操作;李艳霞、孙建博、王凤琴、刘刚参与论文修改。所有作者均阅读并同意最终稿件的提交。

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.