劉景東，張存劍，蔣有錄，王良軍，曾 韜，王 威

(1.中國石油大學(華東)山東省深層油氣重點實驗室，山東青島 266580； 2.中國石油大學(華東)山東省油藏地質(zhì) 重點實驗室，山東青島 266580； 3.中國石油大學(華東)地球科學與技術(shù)學院，山東青島 266580； 4.中國石化勘探分公司，四川成都 610041)

異常壓力在沉積盆地中廣泛存在，全球已發(fā)現(xiàn)180多個存在異常壓力盆地，其中絕大部分為超壓盆地[1]。異常高壓的存在不僅影響油氣的生成[2]，同時也是油氣成藏的動力來源[3]，并影響油氣的分布。然而，關(guān)于含油氣盆地的超壓成因機制與地層古壓力精確恢復一直是研究的難點。根據(jù)前人提出的超壓形成機制分類方案，超壓成因主要包括不均衡壓實、流體膨脹和壓力傳遞[4-5]等，且不均衡壓實和流體膨脹被認為是超壓形成的主要原因[6-7]。不均衡壓實存在垂向與側(cè)向兩種情況，二者均可形成超壓，分別主要發(fā)育于沉積速率較快的新生代盆地[8]和構(gòu)造擠壓型盆地[5]。對于流體膨脹引起的超壓，較多聚焦于生烴作用造成的影響，如Ungerer等[9]通過模擬發(fā)現(xiàn)干酪根生成天然氣可造成的流體膨脹量超過50%。關(guān)于超壓成因機制的具體判識方法，主要是基于不同成因超壓在測井參數(shù)上的響應存在差異，如Bowers等[10]提出利用加載-卸載曲線對超壓成因進行判識，并得到一定的應用與發(fā)展[11]。目前，含油氣盆地古壓力的恢復方法主要包括流體包裹體PVTx模擬法[12]、PIT法[13]、鹽度-均一溫度法[14]和盆地模擬法等。Aplin等[12]首先提出利用流體包裹體均一溫度、氣液比等數(shù)據(jù)通過PVTx模擬恢復包裹體組分和捕獲壓力；Liu等[15]、米敬奎等[16]也利用PVTx模擬方法對塔里木盆地、鄂爾多斯盆地的流體包裹體捕獲壓力進行了恢復；Liu等[17]則利用盆地模擬法對渤海灣盆地霸縣凹陷不均衡壓實成因超壓進行了恢復。然而由于不同類型盆地及不同類型儲層的埋藏-熱演化史、流體包裹體發(fā)育等存在較大差異，造成古壓力恢復存在較多的不確定性，如何準確獲得古壓力演化史仍是目前亟需解決的關(guān)鍵問題。近年來，四川盆地常規(guī)和非常規(guī)天然氣資源勘探取得一系列突破，其中非常規(guī)致密氣地質(zhì)資源量達5.87×1012m3[18]，展示了巨大的勘探潛力。四川盆地須家河組致密砂巖氣在該盆地致密氣勘探中占據(jù)重要地位，近源、源內(nèi)聚集是須家河組致密砂巖氣藏形成的重要特征，但由于構(gòu)造演化復雜、儲層異常致密，儲層古壓力恢復及其演化史研究較為困難且研究相對薄弱，制約了對油氣成藏機制的深入認識。筆者以四川盆地元壩地區(qū)須家河組須三段源內(nèi)致密砂巖儲層為研究對象，首先運用流體包裹體PVTx法對單井儲層古壓力進行恢復，然后以恢復的古壓力作為過程約束、現(xiàn)今實測壓力作為最終約束，利用盆地模擬法對須三段儲層古壓力演化史進行研究，并進一步分析古壓力演化的主控因素，以期為盆地須家河組致密砂巖氣勘探和地層壓力預測提供參考。

1 地質(zhì)概況

圖1 四川盆地元壩地區(qū)構(gòu)造位置(據(jù)文獻[19]，修改)及須家河組綜合柱狀圖Fig.1 Structural location of Yuanba areain Sichuan Basin (After citation[19], modified) and stratum histogram of Xujiahe Formation

2 實測地層壓力

圖2 元壩地區(qū)陸相地層實測地層壓力與壓力系數(shù)縱向分布Fig.2 Vertical distribution for measured formation pressure and pressure coefficient of continental strata in Yuanba area

3 古壓力恢復

3.1 流體包裹體PVTx法恢復單井古壓力

流體包裹體PVTx法恢復古壓力，主要是基于迭代計算，使所設定初始組分的包裹體氣液比(Fv)與室溫下測定的包裹體氣液比達到匹配，從而來求取包裹體最小捕獲壓力[20]。其中包裹體均一溫度(Th)和氣液比是該方法準確獲取古壓力的關(guān)鍵參數(shù)[12]。

3.1.1 包裹體巖相學特征

利用德國ZEISS AXIO Imager D1m多功能研究級顯微鏡對研究區(qū)須三段致密砂巖儲層的流體包裹體進行鏡下觀察。須三段儲層中發(fā)育烴類、鹽水等多種類型的包裹體，其中烴類包裹體以氣烴包裹體為主，其次為含瀝青包裹體，石油包裹體少見，這與須三段的Ⅱ2-Ⅲ型有機質(zhì)類型有關(guān)。顯微鏡透射光下的氣烴包裹體及其伴生的鹽水包裹體多呈串珠狀或成群分布于石英顆粒愈合裂縫中(圖3)，僅少量鹽水包裹體分布于石英次生加大邊中，而且大多數(shù)包裹體個體較小，多介于5～12 μm。其中氣烴包裹體在透射光下呈無色透明狀，內(nèi)部為均一氣相(圖3(a)和(c))；與氣烴包裹體伴生的鹽水包裹體主要呈無色透明狀，形態(tài)以橢圓—次圓狀或短條狀為主，內(nèi)部多為氣液兩相，且液相約占包裹體視面積的80%～90%，氣相呈氣泡狀做無規(guī)則運動，氣泡邊界多呈灰色；透射光下的瀝青包裹體呈黑色，多分布于石英顆粒愈合裂縫中(圖3(c))。紫外光下的氣烴包裹體、鹽水包裹體不可見或發(fā)微弱白色熒光(圖3(b)和(d))，瀝青包裹體可見微弱白色熒光(圖3(d))。

圖3 須三段儲層包裹體鏡下特征Fig.3 Characteristics of fluid inclusions of reservoir in the Third Member of Xujiahe Formation

3.1.2 包裹體均一溫度

包裹體均一溫度代表了其被捕獲時的地層溫度，而與烴類包裹體伴生的鹽水包裹體由于其均一溫度的穩(wěn)定性較高，可以較好地反映捕獲溫度[21-22]。選取與烴類包裹體伴生的含氣烴鹽水包裹體和鹽水包裹體，利用Linkam THMS600型冷熱臺對其進行了均一溫度測試。測試結(jié)果顯示(圖4)，研究區(qū)須三段儲層與烴類包裹體伴生的鹽水包裹體均一溫度范圍介于94.2～179 ℃，統(tǒng)計柱狀圖顯示存在兩個峰值區(qū)間，分別為100～130 ℃和140～160 ℃。

3.1.3 包裹體氣液比

激光掃描共聚焦顯微鏡(CLSM)通過測定烴類包裹體的體積及其氣泡體積，計算出氣液比，是準確獲取氣液比的主要方法[23]。但對于研究區(qū)的氣烴包裹體或含氣烴鹽水包裹體，不發(fā)熒光或熒光微弱，無法直接使用CLSM精確測定包裹體的氣液比。周振柱等[24]曾提出一種原理類似于CLSM的包裹體氣液比分析方法，首先利用高分辨率顯微鏡通過按一定步長調(diào)節(jié)焦距獲取一系列包裹體切片，并利用繪圖軟件計算不同切片的包裹體及其氣泡面積，然后對包裹體面積-步長和氣泡面積-步長關(guān)系分別進行擬合，獲取二者函數(shù)并積分，可以獲取包裹體氣液比，該方法也得到了一定應用。采用同樣的方法，對須三段儲層的含氣烴鹽水包裹體的氣液比進行分析。結(jié)果顯示，須三段儲層含氣烴鹽水包裹體氣液比變化范圍為12.0%～18.4%。

圖4 須三段儲層烴類包裹體伴生的鹽水 包裹體均一溫度分布Fig.4 Homogenization temperature distribution of brine inclusions associated with hydrocarbon inclusions of reservoir in the Third Member of Xujiahe Formation

3.1.4 包裹體組分

利用PVTx法對包裹體捕獲壓力進行模擬時，需要設定包裹體初始組分。激光拉曼光譜是測定儲層中包裹體氣體成分的主要手段[20]。在室溫(20 ℃)下利用激光拉曼光譜對須三段儲層含氣烴鹽水包裹體成分進行測試，但結(jié)果僅顯示出包裹體宿主礦物信息，對于含氣烴鹽水包裹體中有機組分無法準確測定。故利用現(xiàn)今氣藏中天然氣組分(有機組分：CH4、C2H6、C3H8、iC4、nC4、iC5、nC5，無機組分：CO2、N2、H2)來近似代替包裹體中的氣態(tài)烴類組分，并將其設置為初始組分。通過迭代模擬，發(fā)現(xiàn)須三段致密砂巖儲層含氣烴鹽水包裹體烴類組分中CH4含量最高，隨碳原子數(shù)增多,其組分含量逐漸降低(表1)；無機組分含量少于有機組分，且各無機組分的含量無明顯規(guī)律。

表1 須三段儲層含氣烴鹽水包裹體模擬組分組成Table 1 Simulation components of brine inclusions with gaseous hydrocarbon of reservoir in the Third Member of Xujiahe Formation

3.1.5 古壓力恢復

在獲取上述包裹體的基本參數(shù)后，利用PVTx法對須三段致密砂巖儲層的含氣烴鹽水包裹體古壓力進行了模擬，同時結(jié)合包裹體均一溫度對包裹體捕獲時間進行了分析。模擬結(jié)果顯示(表2)，須三段儲層古壓力在中侏羅世至早白堊世(J2—K1)呈逐漸增大的趨勢，模擬的古壓力分布范圍介于46.3～84.1 MPa，壓力系數(shù)介于1.14～2.04。

表2 元壩地區(qū)須三段儲層古壓力模擬結(jié)果Table 2 Paleo-pressure simulation results of reservoir in the Third Member of Xujiahe Formation in Yuanba area

3.2 盆地模擬法模擬古壓力演化史

為獲得相對準確、完整的古壓力演化史，以前述包裹體PVTx法獲得的古壓力作為過程約束，以實測地層壓力作為最終約束，采用盆地模擬法對須三段致密砂巖儲層的古壓力演化史進行了模擬。

模擬結(jié)果如圖5所示，須三段致密砂巖儲層地層壓力演化整體表現(xiàn)出“增加(J1—J3中期)、降低(J3晚期)、再增加(K1)、再降低(K2—現(xiàn)今)”的變化趨勢，部分井在新近紀—第四紀表現(xiàn)出弱增加的趨勢。從各地質(zhì)時期的地層壓力發(fā)育情況來看，研究區(qū)須三段儲層在中侏羅世普遍開始出現(xiàn)超壓，但壓力系數(shù)僅約1.1；中侏羅世晚期至晚侏羅世中期，地層壓力開始迅速增加，晚侏羅世中期的最大地層壓力和剩余壓力分別達80和35 MPa，對應的壓力系數(shù)最大約1.77；受晚侏羅世晚期的構(gòu)造抬升等因素影響，地層壓力和超壓規(guī)模出現(xiàn)小幅度的降低；早白堊世以來，地層壓力又再次不斷增加，早白堊世末期的最大地層壓力和剩余壓力分別達100和42 MPa，地層壓力系數(shù)約1.77；晚白堊世以來的持續(xù)隆升和地層剝蝕，導致地層壓力開始較大幅度降低，而局部受構(gòu)造擠壓影響，地層壓力在新近紀以來有再次升高的趨勢，但增加幅度相對較低。

圖5 元壩地區(qū)單井須三段儲層古壓力演化史Fig.5 Paleo-pressure evolution of reservoir in the Third Member of Xujiahe Formation in Yuanba area

3.3 關(guān)鍵充注期古壓力平面分布

根據(jù)烴源巖主生排烴期法和流體包裹體法，并結(jié)合前人對元壩地區(qū)須家河組天然氣成藏期的研究[25]，須三段天然氣的主要充注期為中侏羅世—晚侏羅世(J2—J3)和早白堊世(K1)。根據(jù)流體包裹體PVTx法和盆地模擬法，在對單井須三段儲層古壓力恢復的基礎上，編制了須三段在關(guān)鍵充注期(晚侏羅世和早白堊世)的地層剩余壓力平面分布圖。晚侏羅世早期，須三段儲層剩余壓力整體較小，變化范圍介于1.0～5.0 MPa，表現(xiàn)為由北西向南東方向降低的趨勢，其中YB21井和YL12井-YL8井位置為主要超壓發(fā)育中心，剩余壓力約5.0 MPa(圖6(a))。早白堊世晚期，須三段儲層剩余壓力整體較高(圖6(b))，變化范圍介于12.0～24.0 MPa，同樣表現(xiàn)出由北西向南東方向降低的趨勢，其中YB21井-YL11井-YL30井位置為超壓發(fā)育中心，剩余壓力可達21.0～25.0 MPa。整體上，儲層剩余壓力分布與須三段烴源巖生烴強度表現(xiàn)為西部整體高于東部的變化規(guī)律相一致，從而為天然氣運移聚集提供了動力條件。

圖6 須三段儲層在關(guān)鍵充注期的剩余壓力平面分布Fig.6 Plane distribution of reservoir excessive pressure at critical charging period in the Third Member of Xujiahe Formation

4 地層壓力演化主控因素

根據(jù)超壓地層的測井響應差異可以有效判斷超壓成因類型，其中常用的參數(shù)包括聲波時差、電阻率、密度及垂向有效應力[4-5]。對于垂向壓實不均衡型超壓，主要表現(xiàn)為地層流體承擔了一部分上覆地層產(chǎn)生的壓力，具有聲波時差、垂向有效應力增大，電阻率和密度減小的特征[7, 11]；由于密閉條件下生烴等流體膨脹作用產(chǎn)生的超壓，其可以打開靈活的“連通孔”而無法打開“存儲孔”[4]，測井曲線表現(xiàn)為聲波時差、電阻率增大，垂向有效應力減小，密度不變或略有減小[11]；由構(gòu)造擠壓機制產(chǎn)生的超壓則表現(xiàn)為聲波時差減小，電阻率和密度增大，而垂向有效應力不變[26]。泥巖聲波時差和電阻率對地應力響應的靈敏度不同，在強構(gòu)造擠壓應力下泥巖電阻率靈敏度更高[26]。因此選用測井電阻率、密度及垂向有效應力交會圖來判識超壓成因類型。

須三段超壓地層在垂向有效應力-電阻率交會圖(圖7(a))上，表現(xiàn)為垂向有效應力減小、電阻率增大和垂向有效應力不變、電阻率增大兩種情況，分別表示流體膨脹和構(gòu)造擠壓成因機制。在密度-電阻率交會圖(圖7(b))上，表現(xiàn)為密度不變、電阻率增大和密度與電阻率同時增大兩種情況，也分別表示流體膨脹和構(gòu)造擠壓成因機制。因此須三段超壓成因類型主要為流體膨脹和構(gòu)造擠壓作用，根據(jù)數(shù)據(jù)點的分布情況認為流體膨脹作用對超壓的貢獻要明顯多于構(gòu)造擠壓作用。

圖7 元壩地區(qū)超壓成因類型的測井判識圖Fig.7 Log identification for genetic type of overpressure in Yuanba area

研究區(qū)須三段主要為“源夾儲”型的源儲組合關(guān)系，其中烴源巖有機質(zhì)類型為Ⅱ2-Ⅲ型，現(xiàn)今TOC最大可達6.0%，且處于高成熟—過成熟階段，具備生成大量天然氣的有利條件。通過對比研究區(qū)單井地層壓力與烴源巖有機碳(TOC)的吻合關(guān)系可知(圖8)，研究區(qū)陸相層系特別是須家河組剩余壓力隨著烴源巖TOC的增大而增大，反映了生烴作用導致流體膨脹是須三段超壓形成的主要成因，此類超壓主要形成于大量生排烴期。

除生烴作用主導的流體膨脹增壓外，構(gòu)造活動也是須三段超壓發(fā)育的重要因素。地層在強烈構(gòu)造擠壓活動下發(fā)生抬升剝蝕，由于上覆地層負荷減小、地層溫度降低，巖石骨架發(fā)生回彈，地層流體體積收縮而引起孔隙空間變大，地層壓力降低[27]。由研究區(qū)構(gòu)造發(fā)育史可知，受到燕山—喜山運動期的龍門山、大巴山和米倉山等構(gòu)造帶的推覆擠壓作用，使部分地層產(chǎn)生褶皺和斷裂，然而研究區(qū)現(xiàn)今構(gòu)造相對低緩，且斷裂以四級斷層為主，反映了研究區(qū)經(jīng)歷了一定構(gòu)造擠壓作用，但構(gòu)造擠壓作用下形成的超壓幅度可能偏低于生烴作用，如李軍等[28]估算了構(gòu)造擠壓對川東北地區(qū)超壓的貢獻量，其中元壩地區(qū)增壓量平均占剩余壓力的39.14%，而對于須三段烴源巖層系來說，該比例應該低于39.14%。

需要考慮的是，生烴作用和構(gòu)造擠壓作用形成的超壓受燕山—喜山期的多期構(gòu)造活動影響，也會不斷釋放，超壓的保存條件對于超壓同樣具有重要的控制作用。從源儲配置關(guān)系來看，須三段致密砂巖儲層上下被烴源巖層包夾，具備相對較好的保存條件。對于須三段儲層，則經(jīng)歷了強壓實、強膠結(jié)和交代等3種主要破壞性成巖作用(圖9)，鏡下可見云母顆粒被壓彎呈“拱橋狀”(圖9(a))、巖石顆粒呈點—短線狀接觸(圖9(b))、方解石孔隙式膠結(jié)(圖9(b)和(c))以及方解石交代巖屑顆粒(圖9(d))等。這些成巖作用導致須三段儲層物性極差，現(xiàn)今孔隙度集中分布于1.0%～4.0%，滲透率集中分布于(0.001～0.1)×10-3μm2，為“特低孔、低滲”儲層。須三段儲層的強壓實作用和強膠結(jié)作用導致儲層致密化主要發(fā)生于天然氣大量生排烴期之初的中—晚侏羅世，即發(fā)生在大規(guī)模超壓形成之前，這使得超壓能夠得到較大程度的保存。

圖8 YL30井陸相地層剩余壓力與TOC隨深度變化關(guān)系Fig.8 Relationship between excessive pressure and TOC variation with depth in well YL30

圖9 元壩地區(qū)須三段儲層破壞性成巖作用照片F(xiàn)ig.9 Photos of destructive diagenesis of reservoir in the Third Member of Xujiahe Formation in Yuanba area

綜上，認為烴源巖生烴作用、構(gòu)造活動、源儲配置關(guān)系及儲層致密化對元壩地區(qū)須三段致密砂巖儲層壓力演化具有重要的控制作用。其中中侏羅世至晚侏羅世中期(J1—J3中期)，受早期生排烴作用影響，須三段出現(xiàn)超壓并逐漸增加；受晚侏羅世晚期(J3晚期)的構(gòu)造抬升剝蝕等因素影響，地層壓力和超壓規(guī)模開始降低，但由于儲層致密化使得超壓得到較大程度的保存；早白堊世(K1)以來，須三段烴源巖有機質(zhì)成熟度Ro達2.0%，天然氣大量生成并快速充注進入源內(nèi)致密砂巖儲層，此時由于儲層的強烈致密化，使孔隙流體無法及時排出，導致須三段儲層剩余壓力迅速增加。晚白堊世(K2)以來發(fā)生強烈的構(gòu)造隆升和地層剝蝕，生烴增壓停止，雖然該時期構(gòu)造擠壓會產(chǎn)生一定程度的超壓且儲層已經(jīng)致密化，但構(gòu)造作用下形成的斷層、裂縫使儲層超壓得到較大幅度的釋放，僅局部由于新近紀以來構(gòu)造擠壓產(chǎn)生的超壓規(guī)模略大于同步的超壓釋放影響，導致剩余壓力有小幅度增加的趨勢。

5 結(jié) 論

(1)元壩地區(qū)陸相地層由中侏羅統(tǒng)上沙溪廟組(J2s)開始發(fā)育超壓，須家河組須三段地層壓力變化范圍較大，介于45.4～93.8 MPa，壓力系數(shù)多介于1.05～1.93，屬于常壓—強超壓。

(2)元壩地區(qū)須三段儲層壓力整體表現(xiàn)出“增加(J1-J3中期)、降低(J3晚期)、再增加(K1)、再降低(K2-現(xiàn)今)”的演化趨勢。其中，晚侏羅世早期和早白堊世晚期的剩余壓力最大分別達5.0 MPa和24.0 MPa；平面上，關(guān)鍵期的剩余壓力表現(xiàn)出由北西向南東方向降低的趨勢。

(3)烴源巖生烴、構(gòu)造活動、源儲配置及儲層致密化是元壩地區(qū)須三段致密砂巖儲層壓力演化的主要控制因素。中侏羅世至早白堊世的生烴增壓作用明顯，“源夾儲”型的配置關(guān)系及儲層致密化使超壓得到有效保存，晚侏羅世晚期和早白堊世以來的構(gòu)造擠壓作用不僅形成超壓，也導致隆升剝蝕并形成斷層、裂縫，使超壓得到較大程度釋放。