準(zhǔn)噶爾盆地南緣下組合儲(chǔ)層異常高壓成因機(jī)制及演化特征

張鳳奇,魯雪松,卓勤功,鐘紅利,張 佩,魏 馳,劉 偉

(1.西安石油大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院,陜西 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(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,陜西 西安 710065；3.中國石油 勘探開發(fā)研究院,北京 100083； 4.西安科技大學(xué) 地質(zhì)與環(huán)境學(xué)院,陜西 西安 710054)

準(zhǔn)噶爾盆地南緣與天山北部毗鄰，新生帶以來的天山隆升作用使得準(zhǔn)噶爾盆地南緣地區(qū)經(jīng)受了強(qiáng)烈的構(gòu)造擠壓作用，形成了多排沖斷褶皺帶[1]。在強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓影響下，這些沖斷褶皺帶地層中形成了強(qiáng)度不等的超壓[2-3]，前人主要針對(duì)研究區(qū)中、上組合超壓的成因開展了一些研究，有以下幾種觀點(diǎn)：①不均衡壓實(shí)為主要原因，后期構(gòu)造擠壓起到加強(qiáng)作用[4]；②不均衡壓實(shí)和構(gòu)造擠壓的共同影響，沒有明確各要素的貢獻(xiàn)大小[5-7]；③不均衡壓實(shí)、構(gòu)造擠壓、高流體勢(shì)承壓和斷層對(duì)水動(dòng)力的垂向貫通為主要成因，不同地區(qū)成因有差異，西部地區(qū)超壓的成因以壓實(shí)不均衡為主，東部則與構(gòu)造擠壓、斷層活動(dòng)導(dǎo)致的水動(dòng)力貫通等有關(guān)[8]；④不均衡壓實(shí)、構(gòu)造擠壓和超壓傳遞為主要成因，并認(rèn)為研究區(qū)霍瑪吐構(gòu)造帶古近系強(qiáng)超壓是在不均衡壓實(shí)和構(gòu)造擠壓作用所形成的地層高壓背景下，疊加了超壓傳遞而形成[2]。隨著勘探的不斷深入，勘探的目的層系逐漸向深部下組合轉(zhuǎn)移[9]，實(shí)測(cè)壓力資料顯示，研究區(qū)山前第一排構(gòu)造帶埋藏相對(duì)較淺的下組合儲(chǔ)層中發(fā)育弱超壓，而遠(yuǎn)離山前的第二排、第三排構(gòu)造帶和四棵樹凹陷東部深層下組合儲(chǔ)層中發(fā)育強(qiáng)超壓，目前對(duì)研究區(qū)下組合儲(chǔ)層超壓形成機(jī)制的研究較少，不同構(gòu)造部位超壓的差異性形成機(jī)制、演化特征及其對(duì)現(xiàn)今超壓形成的貢獻(xiàn)如何尚未揭示。本文通過國內(nèi)外最新研究進(jìn)展，總結(jié)構(gòu)造擠壓增壓的識(shí)別新模式；綜合各類資料獲得的地層壓力和砂巖、泥巖的綜合壓實(shí)曲線，探討超壓的測(cè)井響應(yīng)特征和砂巖、泥巖的綜合壓實(shí)特征；結(jié)合實(shí)際地質(zhì)資料、聲發(fā)射測(cè)定的古應(yīng)力和典型井的垂向有效應(yīng)力與聲波速度、密度與聲波速度的關(guān)系圖，綜合分析研究區(qū)不同構(gòu)造部位下組合儲(chǔ)層超壓的主要形成機(jī)制；與同時(shí)考慮構(gòu)造應(yīng)力和垂向載荷雙重作用的流體壓力數(shù)值模擬結(jié)合，定量分析各超壓形成機(jī)制的演化特征及對(duì)現(xiàn)今超壓形成的貢獻(xiàn)。該研究以期深化認(rèn)識(shí)研究區(qū)多因素復(fù)合成因下的超壓形成機(jī)制和演化特征，同時(shí)為研究區(qū)的油氣勘探提供指導(dǎo)作用。

1 研究區(qū)概況

準(zhǔn)噶爾盆地南緣位于準(zhǔn)噶爾盆地南部，北與昌吉凹陷相接，南與北天山相鄰，東起阜康斷裂帶，西到四棵樹凹陷，東西長500 km，南北寬40～60 km，面積為2.1×104km2，構(gòu)造位置為北天山山前坳陷(也稱為北天山山前沖斷帶)[10-11](圖1)。準(zhǔn)噶爾盆地南緣自二疊紀(jì)以來共經(jīng)歷了3期大的構(gòu)造演化階段而形成現(xiàn)今的構(gòu)造格局，這3期演化階段為：二疊紀(jì)—三疊紀(jì)前陸盆地演化階段、侏羅紀(jì)—古近紀(jì)陸內(nèi)拗陷演化階段及新近紀(jì)—第四紀(jì)再生前陸盆地演化階段[12]?，F(xiàn)今構(gòu)造上具有典型的“東西分段、南北分帶”的特征，可被進(jìn)一步劃分為3個(gè)二級(jí)構(gòu)造單元：四棵樹凹陷(西段)、山前沖斷帶(中段)和阜康斷裂帶(東段)，其中山前沖斷帶自南向北進(jìn)一步劃分為喀拉扎-齊古-托斯臺(tái)山前沖斷帶(第一排構(gòu)造帶)和霍爾果斯-瑪納斯-吐谷魯沖斷褶皺帶(第二排構(gòu)造帶)和獨(dú)山子-安集海河背斜帶(第三排構(gòu)造帶)3個(gè)次級(jí)構(gòu)造單元[1,10,13-14](圖1)。

由于新生代印度板塊與歐亞板塊的碰撞擠壓的遠(yuǎn)程效應(yīng)，天山開始大幅度隆升，不斷向北擠壓，在強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓下準(zhǔn)噶爾盆地南緣形成了構(gòu)造樣式復(fù)雜多樣的斷裂體系[12,15-16]，主要發(fā)育以烏魯木齊為界的兩大斷裂體系：博格達(dá)山斷裂體系(東段)和伊林黑比爾根山斷裂體系(西段)[17]。第一排喀拉扎-齊古-托斯臺(tái)山前沖斷帶主要發(fā)育近東西走向的山前推舉構(gòu)造帶[17-18]，由于中、新生代以來天山的向北擠壓作用，該構(gòu)造帶地層剝蝕嚴(yán)重，殘留者多為北翼發(fā)育的二疊系、三疊系和侏羅系構(gòu)成的次級(jí)褶皺構(gòu)造[2]；第二排沖斷褶皺帶主要包括霍爾果斯背斜、瑪納斯背斜和吐谷魯背斜，主要發(fā)育霍瑪吐滑脫斷裂及相關(guān)次級(jí)斷裂如霍爾果斯斷裂、吐谷魯斷裂和瑪納斯斷裂[17-18]；第三排沖斷褶皺帶主要包括安集海背斜和呼圖壁背斜，該構(gòu)造帶背斜基本為一東西向長軸背斜，北翼陡、南翼緩，背斜軸部遭受剝蝕[2,17]；四棵樹凹陷主要包括靠近山前的一系列南傾高角度逆沖斷層的山前褶皺帶、中央褶皺帶、北東撓褶帶和北部斜坡帶，這里中央褶皺帶主要包括受控于逆沖斷裂的卡因迪克背斜、卡東背斜、西湖和獨(dú)山子背斜[19-20]。

圖1 準(zhǔn)噶爾盆地南緣構(gòu)造位置(a)和單元?jiǎng)澐?b)Fig.1 Sketch map showing the tectonic locations(a) and unit divisions(b) at the southern margin of the Junggar Basin

研究區(qū)主要發(fā)育的地層自下而上為二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系、古近系、新近系和第四系，自二疊紀(jì)以來地層持續(xù)性沉積，沉積厚度一般在10 km以上，最大可達(dá)15 km[11]。研究區(qū)發(fā)育有5套烴源巖層：二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系和古近系，其中侏羅系為分布范圍較廣的主力烴源巖[11,21]。研究區(qū)儲(chǔ)層較多，主要為侏羅系、下白堊統(tǒng)清水河組、上白堊統(tǒng)東溝組、古近系紫泥泉子組和新近系沙灣組等，區(qū)域性蓋層主要為白堊系吐谷魯群、古近系安集海河組和新近系塔西河組[22-23]；縱向可劃分為上、中、下3大成藏組合，其中位于相對(duì)深部以三疊系、侏羅系為儲(chǔ)層、白堊系吐谷魯群為蓋層構(gòu)成的下部油氣成藏組合(以下簡稱為下組合)[24]為本次的研究對(duì)象。

2 主要超壓形成機(jī)制的識(shí)別及模式

有關(guān)超壓的形成機(jī)制前人研究較多，將其歸類后沉積盆地中超壓的主要形成機(jī)制有以下5種類型：不均衡壓實(shí)(垂向負(fù)荷為主)、流體膨脹、超壓傳遞、水平構(gòu)造擠壓和成巖作用等[25-30]，這里流體膨脹主要包括生烴作用、油裂解成氣和水熱作用[26]，成巖作用主要指蒙脫石向伊利石的轉(zhuǎn)化；上述超壓機(jī)制中流體膨脹、超壓傳遞和水平構(gòu)造擠壓等產(chǎn)生超壓后可引起上覆載荷的卸載，從而引起垂向有效應(yīng)力降低[28,31-33]；由于蒙脫石向伊利石的成巖轉(zhuǎn)化過程中可使層間水轉(zhuǎn)化為孔隙水、承載載荷顆粒的溶解及粘土礦物的選擇性定向排列等作用，這些綜合效應(yīng)可引起上覆載荷向流體轉(zhuǎn)化而產(chǎn)生超壓[27,29]。

正常壓實(shí)作用、流體膨脹和超壓傳遞增壓作用在孔隙度與埋深、地層壓力與埋深、垂向有效應(yīng)力與聲波速度和密度與聲波速度的關(guān)系圖中的變化詳見文獻(xiàn)[28]和文獻(xiàn)[32]，如圖2所示，這里不再贅述。

粘土礦物成巖作用引起流體增壓后孔隙度變化較小(圖2a和2b)，而密度會(huì)增大。因此，粘土礦物成巖作用引起的超壓地層中垂向有效應(yīng)力與聲波速度的變化關(guān)系將偏離正常壓實(shí)趨勢(shì)線，沿著圖2c中G—Hc趨勢(shì)線變化，而密度與聲波速度的變化關(guān)系將沿著圖2d中的G—Hc趨勢(shì)線變化[28,32,34-35]。

構(gòu)造擠壓可使地層產(chǎn)生側(cè)向壓實(shí)和超壓兩種效應(yīng)，這里分別簡稱為構(gòu)造壓實(shí)和構(gòu)造擠壓增壓。隨著對(duì)構(gòu)造壓實(shí)和構(gòu)造擠壓增壓的深入認(rèn)識(shí)，發(fā)現(xiàn)構(gòu)造擠壓增壓和垂向載荷增壓之間在一些方面，如垂向有效應(yīng)力與聲波速度的關(guān)系曲線上的變化趨勢(shì)還存在較大差異[28,34,36]。目前，針對(duì)構(gòu)造壓實(shí)和構(gòu)造擠壓增壓作用下孔隙度、地層壓力、垂向有效應(yīng)力及測(cè)井響應(yīng)變化特征等的認(rèn)識(shí)仍然較低。根據(jù)國內(nèi)外相關(guān)研究成果，本次新總結(jié)了構(gòu)造壓實(shí)和構(gòu)造擠壓增壓作用下孔隙度、地層壓力、垂向有效應(yīng)力和測(cè)井響應(yīng)變化特征(圖2)，為構(gòu)造擠壓增壓識(shí)別提供模式。

當(dāng)最大主應(yīng)力由垂向變?yōu)樗椒较蚝?，?gòu)造擠壓會(huì)引起地層進(jìn)一步壓實(shí)，在此過程中伴隨著地層流體的持續(xù)排出，地層孔隙度會(huì)隨之降低，這時(shí)與以垂向壓實(shí)為主相比，構(gòu)造擠壓和垂向負(fù)荷共同壓實(shí)作用下的地層孔隙度隨埋深變化趨勢(shì)會(huì)整體變小，而地層流體壓力仍為對(duì)應(yīng)埋深的靜水壓力。因此，在構(gòu)造壓實(shí)過程中，地層孔隙度和地層壓力隨埋深的變化趨勢(shì)線應(yīng)分別為圖2a和圖2b的A—B線。在構(gòu)造壓實(shí)過程中，地層中的聲波速度和垂向有效應(yīng)力的變化與在以垂向壓實(shí)為主階段類似，因此，在垂向有效應(yīng)力與聲波速度的關(guān)系圖中，構(gòu)造壓實(shí)作用下曲線的變化應(yīng)為圖2c的A—B所示。反映體積壓實(shí)的密度在構(gòu)造壓實(shí)和垂向壓實(shí)過程中是等效的，因此，聲波速度和密度的關(guān)系圖中構(gòu)造壓實(shí)的變化應(yīng)沿著垂向壓實(shí)的變化曲線[34]，如圖2d的A—B所示。與欠壓實(shí)增壓作用類似，構(gòu)造擠壓增壓作用是在側(cè)向構(gòu)造應(yīng)力增大過程中孔隙流體不能排出而形成的，因此，其增壓過程中孔隙度應(yīng)保持不變，而地層壓力隨著構(gòu)造應(yīng)力的增大而增大，這時(shí)該流體增壓會(huì)引起垂向有效應(yīng)力的降低[28,36]，而有效應(yīng)力的減小會(huì)引起聲波速度的降低[37-38]，所以構(gòu)造擠壓增壓過程中地層孔隙度和地層壓力的變化分別如圖2a和圖2b中B—C所示，該過程中垂向有效應(yīng)力與聲波速度的變化應(yīng)如圖2c中的B—C所示。由于構(gòu)造擠壓增壓過程中地層孔隙度基本是不變的，所以地層的密度應(yīng)不變，因此，該過程中聲波速度和密度的變化應(yīng)如圖2d中的B—C所示。

圖2 主要超壓形成機(jī)制識(shí)別模式(據(jù)文獻(xiàn)[28]、文獻(xiàn)[31]和文獻(xiàn)[34]修改)Fig.2 Models for differentiating the main overpressure mechanisms (modified after references[28],[31],and [34])a.孔隙度與深度關(guān)系；b.壓力與深度關(guān)系;c.垂向有效應(yīng)力與聲波速度關(guān)系;d.密度與聲波速度關(guān)系

3 超壓的測(cè)井響應(yīng)及砂、泥巖的綜合壓實(shí)特征

本次共收集了準(zhǔn)噶爾盆地南緣7口井下組合儲(chǔ)層14個(gè)深度點(diǎn)的實(shí)測(cè)地層壓力數(shù)據(jù)(圖3)，同時(shí)還運(yùn)用了泥漿密度和dc指數(shù)法獲得的地層壓力數(shù)據(jù)(圖4—圖6)，各類壓力資料綜合表明，研究區(qū)第一排構(gòu)造帶下組合侏羅系和三疊系普遍為弱超壓或常壓，第二排、第三排構(gòu)造帶和四棵樹凹陷下組合侏羅系齊古組普遍為強(qiáng)超壓。研究區(qū)鉆遇下組合的井主要集中在準(zhǔn)噶爾盆地南緣第一排構(gòu)造帶，而第二排、第三排構(gòu)造帶和四棵樹凹陷內(nèi)鉆遇下組合侏羅系的井僅有3口(均鉆遇深部齊古組)，資料較全的僅有Ds1和Xh1兩口井(井的位置如圖1b所示，位于第三排的Df1井下白堊統(tǒng)中下部和侏羅系無測(cè)井資料)。為了深入分析下組合超壓的形成機(jī)制，本次分別讀取了3口井砂巖和泥巖的聲波時(shí)差、電阻率、密度和中子孔隙度值(圖4—圖6)。通過地層壓力的縱向變化和地層壓力的測(cè)井響應(yīng)特征，可綜合確定Ds1井、Xh1井和T6井的超壓頂面，其埋深分別為2 485，1 890和1 350 m，Ds1井和Xh1井的超壓頂面分別位于安集海河組頂部和獨(dú)山子組中部，T6井的超壓頂面位于斷層上盤的中-上三疊統(tǒng)下部。

與聲波時(shí)差和電阻率測(cè)井相比，密度和中子孔隙度測(cè)井可更為準(zhǔn)確地反映體積孔隙度[39-40]，為此，本次選用密度和中子孔隙度測(cè)井來研究砂巖和泥巖地層的綜合壓實(shí)特征，這兩種測(cè)井隨埋深的變化趨勢(shì)不一致時(shí)，則主要以密度測(cè)井為主。從Xh1井、Ds1井和T6井泥巖和砂巖密度及中子孔隙度變化曲線可看出，其下組合泥巖和砂巖儲(chǔ)層密度和中子孔隙度的變化趨勢(shì)較為相似，與正常壓實(shí)趨勢(shì)相比，其中的大部分泥巖和砂巖均表現(xiàn)出相對(duì)低密度和相對(duì)高中子孔隙度的特征，表明這些地層形成了異常高孔隙度，從偏離正常壓實(shí)趨勢(shì)線的幅度來看，其下組合吐谷魯群部分泥巖和砂巖(Xh1井、Ds1井的呼圖壁組底部、清水河組和Xh1井勝金口組)和T6井?dāng)鄬由媳P的中-下三疊統(tǒng)下部和斷層下盤的中-上三疊統(tǒng)上部和中部局部泥巖和砂巖，偏離幅度相對(duì)較大，表明這些地層中形成了相對(duì)較大的異常高孔隙度(圖4—圖6)。結(jié)合實(shí)際地質(zhì)條件，推斷這些異常高孔隙度的形成與不均衡壓實(shí)密切相關(guān)，同時(shí)受到晚期構(gòu)造擠壓的影響。

圖3 準(zhǔn)噶爾盆地南緣下組合實(shí)測(cè)地層壓力分布Fig.3 Distribution of measured formation pressure in the lower play at the southern margin of the Junggar Basina.超壓與埋深關(guān)系；b.壓力系數(shù)與埋深關(guān)系

圖4 準(zhǔn)噶爾盆地南緣Ds1井砂、泥巖綜合壓實(shí)曲線及地層壓力分布Fig.4 Comprehensive compaction curves and formation pressure distribution of sandstone and mudstone from Well Ds1 at the southern margin of the Junggar Basin① 第四系；② 獨(dú)山子組；③ 塔西河組；④ 沙灣組；⑤ 安集海河組；⑥ 紫泥泉子組；⑦ 東溝組；⑧ 連木沁組；⑨ 勝金口組；⑩ 呼圖壁組； 清水河組； 齊古組

圖5 準(zhǔn)噶爾盆地南緣Xh1井砂、泥巖綜合壓實(shí)曲線及地層壓力分布Fig.5 Comprehensive compaction curves and formation pressure distribution of sandstone and mudstone from Well Xh1 at the southern margin of the Junggar Basin① 第四系；② 獨(dú)山子組；③ 塔西河組；④ 沙灣組；⑤ 安集海河組；⑥ 紫泥泉子組；⑦ 東溝組；⑧ 連木沁組；⑨ 勝金口組；⑩ 呼圖壁組； 清水河組； 齊古組； 西山窯組

4 下組合儲(chǔ)層超壓的主要形成機(jī)制

4.1 不均衡壓實(shí)作用

不均衡壓實(shí)作用的發(fā)生與地層發(fā)育的巖性組合及其沉積速率等地質(zhì)條件密切相關(guān)，地質(zhì)歷史時(shí)期經(jīng)歷較大沉積速率的較厚泥巖地層往往易發(fā)生不均衡壓實(shí)作用[2,41]，研究區(qū)安集海河組和吐谷魯群發(fā)育有較厚的泥巖和粉砂質(zhì)泥巖，為研究區(qū)較好的區(qū)域性蓋層[22-23]，鉆井資料統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)，安集海河組泥巖蓋層累計(jì)厚度一般分布在200～600 m，最厚約為1 840 m；吐谷魯群泥巖蓋層累計(jì)厚度一般分布在500～1 000 m，最厚約為1 900 m。這些發(fā)育的低滲透性巖層為不均衡壓實(shí)作用的發(fā)生提供了基礎(chǔ)條件。

研究區(qū)自新生代以來，沉積速率開始變大，沙灣期和塔西河期研究區(qū)沉積速率普遍在50～100 m/Ma；獨(dú)山子期，四棵樹凹陷東部獨(dú)山子背斜和西湖背斜翼部其沉積速率為230～330 m/Ma，四棵樹凹陷北部斜坡帶其沉積沉積速率為330～620 m/Ma，第三排構(gòu)造帶安集海背斜和呼圖壁背斜翼部其沉積沉積速率分別約為300和370 m/Ma，第二排構(gòu)造帶霍爾果斯—瑪納斯—吐谷魯背斜翼部其沉積沉積速率約為200 m/Ma；第四紀(jì)，由于強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓下背斜處抬升、向斜處的沉積作用，使得不同構(gòu)造部位沉積速率差別較大，多數(shù)背斜軸部均遭受不同程度的剝蝕，背斜翼部或局部低部位有不同厚度的第四紀(jì)沉積，四棵樹凹陷獨(dú)山子背斜Ds1井和西湖背斜Xh1井其沉積速率分別約為535和750 m/Ma；第三排構(gòu)造帶呼圖壁背斜其沉積速率分別約為300 m/Ma。由此可見，研究區(qū)新生代以來的較快沉積速率使得地層中滲透性較差的巖層形成不均衡壓實(shí)作用成為可能。

圖6 準(zhǔn)噶爾盆地南緣T6井砂、泥巖綜合壓實(shí)曲線及地層壓力分布Fig.6 Comprehensive compaction curves and formation pressure distribution of sandstone and mudstone from Well T6 at the southern margin of the Junggar Basin① 第四系；②.下白堊統(tǒng)；③ 齊古組；④ 八道灣組(上盤)；⑤ 中上三疊統(tǒng)(上盤)；⑥ 八道灣組(下盤)；⑦ 中上三疊統(tǒng)(下盤)

從上述分析的砂巖和泥巖的壓實(shí)特征可看出，研究區(qū)下組合大部分泥巖和砂巖均形成了不均衡壓實(shí)作用，該作用在吐谷魯群部分地層(Xh井和Ds1井的呼圖壁組底部、清水河組和Xh1井勝金口組)和第一排構(gòu)造帶T6井?dāng)鄬由媳P的中-下三疊統(tǒng)下部和斷層下盤的中-上三疊統(tǒng)上部和中部較為明顯(圖4—圖6)，該作用的產(chǎn)生與前述的研究區(qū)新生代以來的相對(duì)較高沉積速率和自身的較厚泥巖有較大關(guān)系。因此，推斷不均衡壓實(shí)作用為研究區(qū)下組合儲(chǔ)層超壓的主要形成機(jī)制之一。

4.2 構(gòu)造擠壓作用

研究區(qū)實(shí)測(cè)和間接計(jì)算資料揭示四棵樹凹陷東部、第二排和第三排構(gòu)造帶深層侏羅系齊古組存在強(qiáng)超壓，第一排構(gòu)造帶侏羅系和三疊系部分地層存在弱超壓。前人研究認(rèn)為，在經(jīng)歷強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓背景的地區(qū)，其超壓的形成與水平構(gòu)造擠壓密切相關(guān)，可作為超壓的主要形成機(jī)制[2,38,42-43]。研究區(qū)在喜馬拉雅時(shí)期以來特別是喜馬拉雅晚期經(jīng)歷了來自北天山的由南向北的強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓作用[1,18,20]，通過筆者(Q009，F(xiàn)c1，Sc1，Ds1和Q1井)及前人[44](H001井)聲發(fā)射實(shí)驗(yàn)測(cè)得的喜馬拉雅晚期水平最大主應(yīng)力結(jié)果(表1)來看，準(zhǔn)噶爾盆地南緣在接近現(xiàn)今時(shí)期的喜馬拉雅晚期第一排、第二排、第三排構(gòu)造帶和四棵樹凹陷東部地區(qū)水平最大主應(yīng)力均大于垂向上的載荷應(yīng)力，而遠(yuǎn)離山前的位于第三排構(gòu)造帶以北的Sc1井和四棵樹凹陷北部斜坡帶的Fc1井水平最大主應(yīng)力均小于垂向上的載荷應(yīng)力，這與前人得到的研究區(qū)大部分地區(qū)最大主應(yīng)力基本為水平方向的認(rèn)識(shí)基本吻合[15]。

表1 準(zhǔn)噶爾盆地南緣典型井聲發(fā)射測(cè)試結(jié)果Table 1 Acoustic emission test results of typical wells at the southern margin of the Junggar Basin

前人基于構(gòu)造壓實(shí)作用，建立了實(shí)際地層條件下構(gòu)造擠壓引起流體增壓的定量評(píng)價(jià)模型[42]：

Δp=ξ(σ1-S)

(1)

式中：Δp為構(gòu)造擠壓引起的流體增壓，MPa；ξ為介于0～1的封閉系數(shù)，0代表完全開放流體體系，1代表完全封閉流體體系；σ1為最大水平主壓應(yīng)力，MPa；S為增壓前的載荷，MPa；

該公式推導(dǎo)時(shí)盡管沒有考慮構(gòu)造擠壓應(yīng)力施加到固體顆粒和孔隙流體上的分配比例，但仍能通過該公式來大致判斷構(gòu)造擠壓增壓作用。從公式(1)可以看出，某地層體系產(chǎn)生的構(gòu)造擠壓增壓大小與該體系的封閉程度(大小可用封閉系數(shù)ξ來表示)和構(gòu)造擠壓應(yīng)力與擠壓前的載荷應(yīng)力差有關(guān)[42]，在同等構(gòu)造應(yīng)力作用下，系統(tǒng)封閉程度越大，其構(gòu)造擠壓引起的增壓就越大；對(duì)于具有一定封閉能力的同一地層體系來說，構(gòu)造擠壓應(yīng)力與擠壓前的載荷應(yīng)力差越大，其構(gòu)造擠壓引起的增壓就越大。從表1中可看出，準(zhǔn)噶爾盆地南緣喜馬拉雅中晚期(基本在塔西河期以來)第一排、第二排、第三排構(gòu)造帶和四棵樹凹陷東部地區(qū)水平最大主應(yīng)力與垂向上的載荷應(yīng)力的差值較大，在38～99 MPa，從公式(1)可得到構(gòu)造擠壓引起的流體增壓與該差值呈正比，所以研究區(qū)大部分地區(qū)具備形成較大幅度構(gòu)造擠壓增壓的條件；有些地區(qū)如第一排構(gòu)造帶中水平最大主應(yīng)力與垂向上的載荷應(yīng)力的差值也較大，沒能形成強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓作用下的強(qiáng)超壓(實(shí)測(cè)壓力顯示該構(gòu)造帶下組合超壓基本為弱超壓)(圖3)，這可能與該構(gòu)造帶喜馬拉雅晚期構(gòu)造抬升作用有關(guān)，構(gòu)造抬升除了可引起地層壓力降低[45]，還可引起上覆蓋層剝蝕后下組合地層封閉程度減弱，根據(jù)公式(1)地層封閉系數(shù)較小時(shí)，在同等構(gòu)造應(yīng)力作用下引起的構(gòu)造擠壓增壓較小。

從泥巖的密度與聲波速度關(guān)系曲線中可提供研究區(qū)深層構(gòu)造擠壓引起增壓的證據(jù)。從Xh1和Ds1兩口井的深層侏羅系和下白堊統(tǒng)超壓泥巖點(diǎn)和其上部古近系和上白堊統(tǒng)超壓泥巖點(diǎn)的密度與聲波速度的落點(diǎn)來看，大部分下組合超壓點(diǎn)均偏離了正常壓實(shí)關(guān)系曲線(圖7)，從圖2的超壓識(shí)別模式圖中可看出，這種偏離說明泥巖超壓的形成機(jī)制主要有粘土礦物轉(zhuǎn)化、生烴增壓和構(gòu)造擠壓。根據(jù)前人研究認(rèn)為研究區(qū)中侏羅統(tǒng)西山窯組和下侏羅統(tǒng)三工河組和八道灣組煤層、白堊系清水河組泥巖和古近系安集海河組泥巖等為可能的烴源巖層，但有效烴源巖在研究區(qū)的分布范圍不同，侏羅系有效烴源巖在研究區(qū)分布廣泛，基本覆蓋了研究區(qū)大部分地區(qū)，白堊系清水河組有效烴源巖分布范圍較侏羅系稍小，主要分布在第二、第三構(gòu)造帶和四棵樹凹陷東部地區(qū)，古近系安集海河組有效烴源巖主要分布在四棵樹凹陷[11]，從聲波速度與密度關(guān)系(圖7)可看出，偏離正常壓實(shí)曲線的泥巖點(diǎn)除了可能的侏羅系烴源巖層，還有古近系安集海河組和白堊系非烴源巖層，且烴源巖層與非烴源巖相比這種偏離幅度沒有明顯差異，說明這種偏離不是由于生烴作用而致。前人研究表明，在泥巖溫度達(dá)到70～110 ℃時(shí)，可引起泥巖層中粘土礦物之間進(jìn)行轉(zhuǎn)化，如蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化，這種轉(zhuǎn)化可引起泥巖地層產(chǎn)生超壓[27]；根據(jù)研究區(qū)實(shí)測(cè)溫度數(shù)據(jù)和以往有關(guān)研究區(qū)溫度的研究[46]表明，研究區(qū)地溫梯度普遍較低，一般在15～22 ℃/km，而研究區(qū)兩口井出現(xiàn)的超壓頂面埋深在1 890～2 500 m，超壓泥巖的溫度與粘土礦物轉(zhuǎn)化的溫度窗口不一致，所以推測(cè)研究區(qū)粘土礦物轉(zhuǎn)化也不是深層超壓的主要形成機(jī)制。排除兩個(gè)可能超壓機(jī)制后，可推斷水平構(gòu)造擠壓作用是研究區(qū)下組合儲(chǔ)層超壓的主要形成機(jī)制之一。

圖7 準(zhǔn)噶爾盆地南緣典型井密度與聲波速度的關(guān)系Fig.7 Density and sonic velocity cross plots of typical wells at the southern margin of the Junggar Basina. Ds1井；b. Xh1井

圖8 準(zhǔn)噶爾盆地南緣典型井垂向有效應(yīng)力與聲波速度的關(guān)系Fig.8 Cross plots of effective vertical stress and sonic velocity of typical wells at the southern margin of the Junggar Basina. Ds1井；b. Xh1井；c. Q1井

4.3 超壓傳遞作用

超壓傳遞作用可引起儲(chǔ)層中產(chǎn)生超壓在很多盆地都有報(bào)道，如文萊巴拉姆地區(qū)、北海中央地區(qū)、中國塔里木、準(zhǔn)噶爾、柴達(dá)木、渤海灣、鶯歌海等盆地[31,33,47-48]，超壓傳遞包括垂向沿?cái)嗔训膫鬟f[2,31,33]和側(cè)向沿傾斜滲透性儲(chǔ)層的傳遞[2,33,47]。前已述及，研究區(qū)斷裂較為發(fā)育，西湖背斜、獨(dú)山子背斜、霍爾果斯-瑪納斯-吐谷魯背斜帶、安集海背斜、呼圖壁背斜及第一排山前褶皺帶均發(fā)育多條與深部油氣源溝通的斷裂[2,17,19]，這些斷裂在強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓作用下，會(huì)周期性開啟，所以這些背斜具備垂向超壓傳遞的條件；另外，這些背斜的形成使得背斜兩翼地層發(fā)生傾斜，同一滲透性地層在不同的埋深與具有不同過剩壓力的地層接觸，超壓流體在過剩壓力差的驅(qū)動(dòng)下沿滲透性地層由深部側(cè)向上向淺部流動(dòng)直至達(dá)到壓力平衡為止，該過程即為超壓的側(cè)向傳遞作用，所以研究區(qū)這些背斜的形成也具有側(cè)向超壓傳遞的條件[2,47]。

通過研究區(qū)Xh1和Ds1兩口井地層的聲波速度與垂向有效應(yīng)力關(guān)系圖(圖中深層超壓泥巖點(diǎn)的地層壓力數(shù)據(jù)來自鄰近砂巖，可反映鄰近砂巖的超壓狀態(tài)[31])，發(fā)現(xiàn)四棵樹凹陷東部地區(qū)西湖背斜Xh1井、獨(dú)山子背斜Ds1井下組合齊古組超壓點(diǎn)在聲波速度與垂向有效應(yīng)力關(guān)系圖中均明顯偏離正常壓實(shí)關(guān)系曲線(圖8a，b)，根據(jù)圖2中不同類型超壓形成機(jī)制的電性差異響應(yīng)特征，這些點(diǎn)處的超壓形成機(jī)制應(yīng)為超壓傳遞、粘土礦物轉(zhuǎn)化和生烴增壓和構(gòu)造擠壓；上述圖7中已把粘土礦物轉(zhuǎn)化和生烴增壓兩種機(jī)制排除，這里對(duì)于滲透性儲(chǔ)層來說，超壓傳遞不能排除，超壓傳遞發(fā)生的地質(zhì)條件為喜馬拉雅晚期強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓作用下斷裂的形成和周期性開啟和背斜形成引起的地層傾斜，其分別可形成垂向超壓傳遞和側(cè)向超壓傳遞，所以，從這些關(guān)系圖和實(shí)際地質(zhì)條件綜合推斷出，研究區(qū)下組合儲(chǔ)層強(qiáng)超壓的形成機(jī)制除了構(gòu)造擠壓，還應(yīng)有超壓傳遞作用。

第一排構(gòu)造帶的Q1井地層聲波速度與垂向有效應(yīng)力的關(guān)系圖(圖中下組合超壓泥巖點(diǎn)的地層壓力數(shù)據(jù)來自鄰近砂巖)中可看出，其中，Q1井4個(gè)實(shí)測(cè)壓力點(diǎn)均略微偏離了正常壓實(shí)趨勢(shì)線(圖8c)，可推斷該井處下組合砂巖弱超壓的主要形成機(jī)制，除了上述分析的不均衡壓實(shí)之外，還應(yīng)有構(gòu)造擠壓和超壓傳遞作用。

5 研究區(qū)下組合儲(chǔ)層超壓的演化特征及其貢獻(xiàn)

常用數(shù)值模擬軟件如PetroMod和BasinMod等在模擬地層壓力時(shí)，均沒有考慮構(gòu)造擠壓作用，本次主要利用自主開發(fā)的軟件的數(shù)值模擬與地質(zhì)綜合分析相結(jié)合，來定量表征研究區(qū)下組合儲(chǔ)層超壓的形成和演化特征及各超壓形成機(jī)制對(duì)現(xiàn)今超壓形成的貢獻(xiàn)。

利用基于同時(shí)考慮水平構(gòu)造應(yīng)力和垂向載荷雙重壓實(shí)作用的水動(dòng)力學(xué)方程[49-50]開發(fā)的軟件，來數(shù)值模擬構(gòu)造擠壓對(duì)地層超壓的影響，公式如下：

(2)

公式(2)中地層滲透率K可采用簡化的Kozeny-Carmen公式[50]：

K=λΦn

(3)

式中：λ為滲透率系數(shù)，n為一接近5.0的經(jīng)驗(yàn)系數(shù)[50]，本次模擬時(shí)所有地層中n均取5.0；這里平均有效應(yīng)力[50]可表示為：

(4)

式中：σV為垂向載荷應(yīng)力，MPa；ν為應(yīng)力比系數(shù)；σT為構(gòu)造擠壓應(yīng)力，MPa。這里構(gòu)造擠壓應(yīng)力σT在淺部時(shí)為隨深度的函數(shù)，大于一定深度則為一定值[50]，可表示為：

(5)

式中：σTmax為最大構(gòu)造應(yīng)力，MPa；zm為給定的深度，m；b為系數(shù)。公式(2)涉及參數(shù)較多，求解十分復(fù)雜，但可用循環(huán)迭代的方法進(jìn)行求解，這樣可實(shí)現(xiàn)地質(zhì)歷史時(shí)期不同構(gòu)造擠壓條件下地層流體壓力的定量恢復(fù)。該模型只考慮機(jī)械壓實(shí)作用，各種化學(xué)成巖作用均不予考慮。

選取分別位于研究區(qū)四棵樹凹陷東部和第三排構(gòu)造帶東部的Xh1井和Df1井作為主要模擬對(duì)象，在模擬時(shí)，應(yīng)力比系數(shù)取0.82[50]，zm取10 000 m，b取0.000 2，Xh1井和Df1井在獨(dú)山子期以來施加最大構(gòu)造應(yīng)力(σTmax)分別為310和200 MPa，施加該構(gòu)造應(yīng)力時(shí)得到的Xh1井侏羅系在喜馬拉雅晚期(接近現(xiàn)今時(shí)期)最大水平主壓應(yīng)力與該井較近的Ds1井聲發(fā)射實(shí)驗(yàn)測(cè)定的構(gòu)造應(yīng)力(表1)較為接近，得到的Df1井安集海河組在喜馬拉雅晚期最大水平主壓應(yīng)力與該井較近的H001井聲發(fā)射實(shí)驗(yàn)測(cè)定的構(gòu)造應(yīng)力(表1)較為接近。通過構(gòu)造擠壓和沉積負(fù)荷等共同作用下超壓的數(shù)值模擬，得到Xh1井下組合侏羅系齊古組在強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓作用之前(基本在塔西河末期)壓力系數(shù)為1.03，過剩壓力為1.1 MPa，占現(xiàn)今地層實(shí)測(cè)超壓的1.4%，基本為常壓；在強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓之后，由于構(gòu)造擠壓增壓作用使得該地層壓力快速增大，構(gòu)造擠壓作用而產(chǎn)生的增壓為47.1 MPa，占現(xiàn)今實(shí)測(cè)超壓的65.8%(圖9a)。Df1井下組合侏羅系齊古組，在強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓作用之前由于不均衡壓實(shí)而形成了弱超壓，超壓值為17.3 MPa，占現(xiàn)今地層超壓的33.3%(現(xiàn)今該地層壓力取自dc指數(shù)法的計(jì)算值，壓力系數(shù)為1.7)，在獨(dú)山子期強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓之后，由于構(gòu)造擠壓增壓作用使得該地層壓力快速增大，強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓快速增壓的同時(shí)，也引起該地層孔隙度有一定幅度的降低，該地層由于構(gòu)造擠壓作用而產(chǎn)生的超壓值為26.4 MPa，占現(xiàn)今地層超壓的50.8%(圖9b)。除了構(gòu)造擠壓和垂向不均衡壓實(shí)產(chǎn)生的地層增壓外，還有沿著側(cè)向砂巖和垂向斷裂的超壓傳遞引起的地層增壓，把現(xiàn)今地層超壓值減去構(gòu)造擠壓和垂向不均衡壓實(shí)兩者形成的地層增壓值視為超壓傳遞引起的增壓大小。這時(shí)，可得到Xh1井和Df1井下組合侏羅系齊古組超壓傳遞作用引起的增壓值分別為23.5和8.3 MPa，對(duì)現(xiàn)今地層超壓的貢獻(xiàn)分別為32.8%和15.9%。超壓傳遞的產(chǎn)生與背斜的形成和斷裂的形成和開啟有密切關(guān)系，前人研究表明，準(zhǔn)南地區(qū)三排構(gòu)造帶形成時(shí)間不同，形成的相對(duì)時(shí)間序列為山前第一排構(gòu)造形成于6～7 Ma,第二排構(gòu)造帶(霍-瑪-吐褶皺帶)形成于2 Ma,第三排構(gòu)造帶(安集海和呼圖壁褶皺帶)和四棵樹凹陷東部(西湖和獨(dú)山子褶皺帶)形成于中更新世1 Ma之后[1]，這些構(gòu)造形成時(shí)伴隨著斷裂的形成和開啟，促使了側(cè)向和垂向上超壓傳遞的發(fā)生。因此，本次Xh1井和Df1井齊古組儲(chǔ)層中超壓傳遞產(chǎn)生增壓發(fā)生的時(shí)間基本在1 Ma以來(圖9)。

從上述得到的主要超壓形成機(jī)制、形成時(shí)期和貢獻(xiàn)評(píng)價(jià)來看，研究區(qū)古近紀(jì)以來到塔西河期，在下白堊統(tǒng)吐谷魯群區(qū)域性蓋層的封蓋和快速深埋作用下，部分地區(qū)如Df1井下組合齊古組儲(chǔ)層中由于垂向上的不均衡壓實(shí)作用開始產(chǎn)生了一定幅度的超壓，其對(duì)現(xiàn)今強(qiáng)超壓形成的貢獻(xiàn)為33.3%(圖9)，而部分地區(qū)如第一排構(gòu)造帶、四棵樹凹陷東部Xh1井下組合齊古組儲(chǔ)層中僅形成了較弱的垂向不均衡壓實(shí)增壓，說明在塔西河末期研究區(qū)第二排、第三排構(gòu)造帶和四棵樹凹陷東部地區(qū)下組合儲(chǔ)層中基本已形成了較好的封閉能力；塔西河末期到現(xiàn)今，天山的持續(xù)隆起使得研究區(qū)開始遭受自南向北的強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓作用，在此作用下研究區(qū)下組合儲(chǔ)層中普遍形成了強(qiáng)度不等的構(gòu)造擠壓增壓，封閉性較好的第二排、第三排構(gòu)造帶和四棵樹凹陷東部地區(qū)下組合侏羅系儲(chǔ)層中形成了大幅度的構(gòu)造擠壓增壓，這些構(gòu)造帶中構(gòu)造擠壓增壓對(duì)現(xiàn)今儲(chǔ)層強(qiáng)超壓形成的貢獻(xiàn)普遍在50%以上，Df1井和Xh1井分別為50.8%和65.8%(圖9)，而第一排構(gòu)造帶由于抬升剝蝕作用使得前期形成的低幅度不均衡壓實(shí)增壓降低，同時(shí)也減弱了下組合侏羅系和三疊系儲(chǔ)層的封閉能力，使其內(nèi)僅形成了低幅度的構(gòu)造擠壓增壓；獨(dú)山子末期以來特別是第四紀(jì)，第二排、第三排構(gòu)造帶和四棵樹凹陷東部背斜的形成和新斷裂的形成或已有斷裂的開啟促使了側(cè)向和垂向上超壓傳遞的發(fā)生，加速了這些構(gòu)造帶中下組合侏羅系儲(chǔ)層中強(qiáng)超壓的形成，Df1井和Xh1井下組合侏羅系齊古組超壓傳遞作用對(duì)現(xiàn)今強(qiáng)超壓形成的貢獻(xiàn)分別為15.9%和32.8%(圖9)，該增壓作用對(duì)第一排構(gòu)造帶弱超壓的形成可能也有一定貢獻(xiàn)。

圖9 準(zhǔn)噶爾盆地南緣典型井齊古組過剩壓力和孔隙度演化Fig.9 Diagram showing the evolution of residual pressure and porosity of the Qigu Formation from typical wells at the southern margin of the Junggar Basina. Xh1井；b. Df1井

6 結(jié)論

1) 構(gòu)造擠壓增壓和垂向不均衡壓實(shí)增壓在地層孔隙度和地層壓力隨埋深的變化關(guān)系、垂向有效應(yīng)力與聲波速度、密度與聲波速度的變化關(guān)系方面表現(xiàn)出明顯差異性，這種差異性的認(rèn)識(shí)為前陸擠壓區(qū)構(gòu)造擠壓增壓機(jī)制識(shí)別提供了一種方法。

2) 準(zhǔn)噶爾盆地南緣第一排構(gòu)造帶下組合儲(chǔ)層弱超壓、第二排、第三排構(gòu)造帶和四棵樹凹陷東部深層侏羅系齊古組強(qiáng)超壓的最主要成因?yàn)闃?gòu)造擠壓作用，其次為沿?cái)嗔训拇瓜蚝脱厣绑w的側(cè)向超壓傳遞作用和垂向上的不均衡壓實(shí)作用。

3) 古近紀(jì)以來到塔西河期，垂向上的不均衡壓實(shí)作用在研究區(qū)部分地區(qū)開始形成，該增壓作用對(duì)四棵樹凹陷東部和第三排構(gòu)造帶東部深層下組合齊古組強(qiáng)超壓形成的貢獻(xiàn)分別為1.4%和33.3%；塔西河末期以來，持續(xù)的強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓作用引起了研究區(qū)下組合儲(chǔ)層中快速增壓，該增壓作用對(duì)兩個(gè)構(gòu)造帶下組合齊古組強(qiáng)超壓形成的貢獻(xiàn)分別為65.8%和50.8%；獨(dú)山子末期特別是第四紀(jì)，背斜的形成和斷裂的開啟使得超壓傳遞增壓作用快速形成，該增壓作用對(duì)兩個(gè)構(gòu)造帶下組合齊古組強(qiáng)超壓形成的貢獻(xiàn)分別為32.8%和15.9%。

致謝:在研究過程中得到中國石油新疆油田分公司勘探開發(fā)研究院的大力支持，在此表示衷心感謝！