渤海湾盆地济阳坳陷古近系异常高压成因及其与陆相页岩油富集的关系

马晓潇，黎茂稳，胡克珍，陶国亮，钱门辉，曹婷婷，刘 鹏，李志明，蒋启贵，李 政

1.页岩油气富集机理与有效开发国家重点实验室， 江苏 无锡 214126；2.中国石化 石油勘探开发研究院，北京 102206；3.加拿大联邦地质调查局，阿尔伯塔 卡尔加里 T2L 2A7；4.中国石化 胜利油田分公司，山东 东营 257015

渤海湾盆地济阳坳陷陆相页岩油勘探取得了重要进展[1]，勘探目的层为古近系沙河街组沙三下和沙四上亚段的富碳酸盐泥页岩层段。目前勘探的重点在东营凹陷和沾化凹陷。沙三下和沙四上亚段泥页岩层系在生烃洼陷区多呈现高压异常[2]。由于北美海相页岩层系异常高压带比低压或常压带具有更高的初始页岩油产量[3]，厘清异常高压的成因及其地质主控因素是济阳坳陷陆相页岩油勘探地质评价面临的一项重要任务。

异常压力在国外沉积盆地中极为常见[4-6]，在中国沉积盆地中也有大量报道[7-18]。人们常试图利用测录井、地球化学和钻完井资料来识别异常压力出现的深度范围[19-22]。前人的研究成果表明，沉积盆地中异常高压起源于与应力、流体体积增大或流体流动及浮力相关的增压作用。不均衡压实和构造应力导致与应力相关的增压作用，流体加热、干酪根生烃、成岩作用和烃类热裂解产生与流体体积增大有关的增压作用，而压力传递、流体势差、油气水密度差和流动性差异可以带来与流体流动及浮力有关的增压作用[23]。由于异常压力的形成和演化对油气分布具有控制作用，异常高压的形成机制研究对指导常规和非常规油气勘探具有重要作用[24-33]。

在中国中西部前陆盆地，地层流体超压体系与大规模天然气聚集密切相关，塑性膏盐层超压、生烃增压形成的超压、喜马拉雅期隆升剥蚀后的封存超压、欠压实超压等区域性超压机制是陆相大气田形成的重要保障[13]。在中国陆相富油盆地，无论是裂陷期形成的准噶尔盆地吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组和渤海湾盆地古近系沙河街组，还是坳陷期形成的鄂尔多斯盆地三叠系长7段和松辽盆地白垩系青山口组，富有机质泥页岩层段均具有典型的源—储一体式结构或纹层状微观源—储二元结构[7,9-12,34-35]。这些优质烃源岩在浅埋藏阶段的不均衡压实作用、在中低成熟阶段黏土矿物转化、生成的油气在烃源岩层内自生自储或在烃源岩层间短距离运移，都可能形成异常高压[2,7-9]。这些异常高压在横向上展现出一定的“层控”特征，向洼陷边缘降低至正常压力，为油气侧向运移提供动力；在纵向上，由于不同层段有机质丰度和生烃能力的差异性，层间剩余流体压力差成为油气垂向运移的主要动力；同时，陆相泥页岩层系的强非均质性，也为烃源岩内烃类滞留大面积连续成藏创造了有利条件。

本文对济阳坳陷东营和沾化凹陷4口页岩油专探井超过1 000 m岩心样品开展了全岩X-衍射矿物分析、常规热解生烃潜力分析和有机地球化学系统分析；对部分重点样品开展了黏土矿物X-衍射分析和镜质体反射率测定；并将这些地球化学分析结果与声波和密度测井、钻录井动态数据结合，应用于研究区异常压力顶面深度的确定和富有机质泥页岩层段异常压力成因机制研究。多学科融合的研究结果表明，不同类型地球化学参数之间看似矛盾的现象，可以用来揭示不同成岩热演化阶段异常压力成因机制。

1 地质样品与实验研究方法

1.1 研究对象

本次研究的对象为济阳坳陷的4口页岩油专探井，共取心1 010.26 m。(1)樊页1井：位于东营凹陷博兴洼陷中部樊页1块，钻探目的是了解博兴洼陷樊页1井区沙三下—沙四上亚段泥页岩储集性能及含油气情况，完钻井深3 622.00 m，完钻层位为沙四下亚段，在沙三中—沙四上纯下亚段(3030.00～3444.44m井段)连续密闭取心403.63m；(2)利页1井：位于东营凹陷利津洼陷带东坡，钻探目的是了解利津洼陷东坡利页1井区沙三下、沙四上亚段泥页岩储集性能及含油气情况兼探沙三中亚段含油气情况，完钻井深3 924.00 m，完钻层位沙四下亚段，在沙三下—沙四上亚段(3 580.00～3 835.21 m井段)共钻井取心200.05 m。(3)牛页1井：位于东营凹陷牛庄—六户洼陷带西北部牛页1砂体较高部位，完钻井深3 548.00 m，完钻层位沙四下亚段，钻探目的是了解牛庄—六户洼陷较深部位沙三下、沙四上纯上亚段泥页岩及沙四段砂岩的储集性能及含油气情况；该井在沙三下—沙四上纯上亚段(3 295.00～3 500.00 m井段)连续密闭取心185.22m；(4)罗69井：位于沾化凹陷罗家鼻状构造带，完钻井深3 390.00 m，完钻层位沙四下亚段，钻探目的是了解罗家地区沙三段下部泥页岩段储集性能及含油气情况；该井于沙三下—沙四上亚段(2 911.00～3 140.75 m井段)连续钻井累积取心221.36 m。研究对象包括岩心样品的实验室地球化学和有机岩石学分析数据、收集到的测井数据和钻录井地层压力和岩心裂缝观察数据。

1.2 实验分析

本文对所采集的样品共开展全岩矿物X-衍射分析1 141块次、黏土矿物X-射线分析364块次、烃源岩热解—总有机碳分析572块次、干酪根有机显微组分分析109块次和镜质体反射率测定80块次。其中，全岩矿物X-衍射分析实验操作参照中国石油天然气行业推荐标准《沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物X衍射分析方法：SY/T 5163—2010》”。岩石热解分析采用法国Rock-Eval 6 热解仪，实验流程及分析条件设置采用国家标准《岩石热解分析：GB/T 18602—2012》。同时，选取了部分代表性样品采用快速法开展有机溶剂萃取—直接进样色谱—质谱分析，即采用二氯甲烷浸泡颗粒状岩石样品(约0.5 g)，加入正构十八烯、d4-胆甾烷和d8-二苯并噻吩作为定量分析的内部标准物，并通过低温超声萃取(约10 min)的方法，快速获得岩石抽提物，静置过夜(经氮气流吹扫浓缩后)，直接进样进行色谱—质谱分析以获取饱和烃和芳烃生物标志物数据[36]。采用安捷伦7890气相色谱与5975质谱联用，开展岩石抽提物的色谱—质谱分析(GC-MS)；页岩油样品用二氯甲烷适度稀释，直接进样进行色谱—质谱分析，具体分析条件见文献[37]，依据《生物标志物色谱—质谱分析方法：SY5258/T—91》鉴定甾萜类化合物结构，甾烷和萜烷比值计算采用m/z217和191色谱图峰面积，芳烃参数采用分子离子质量色谱图峰面积进行计算。

1.3 异常流体压力识别方法

试油测压、重复地层测试、地震层速度和测井资料分析是目前识别和预测异常流体压力的常用方法。与密度测井和电阻率测井相比，声波测井受井眼、地层条件的干扰较小，且其纵向分辨率比地震高，加之资料丰富、容易获取，声波时差资料常成为地层压力定量计算的首选。结合试油测压数据，得到的结果一般具有代表性和普遍性。用声波时差资料研究泥岩压实并计算地层异常压力，包括测井数据的选取、正常压实趋势的建立、地层流体压力的计算等步骤详见文献[2]。取值时综合利用各种测井曲线和录井图，尽可能用相对纯净的泥岩段。为保证异常压力顶面深度确定的可靠性，也将声波速度、密度测井资料一起纳入对比分析。

地层可钻性指数法(DC指数)是利用泥页岩压实和压差对机械钻速的影响规律来检测地层压力的一种方法[20-22]。其基本工作原理是，随着地层埋深增加，覆压增大，泥页岩孔隙度减小，岩石变得致密，可钻性变差，导致机械钻速逐渐减小，DC指数逐渐增大。当出现异常压力层时，岩石孔隙度增大，井底压差减小、机械钻速增大，DC指数下降。因此，绘制DC指数—井深关系图版，就可以观察地层压力随埋深的变化，由此可以动态地监测与实时估算地层压力。钻井参数选择对DC指数法的影响与改进方法详见文献[20]。利用DC指数法监测地层压力的核心技术是准确建立地层正常压力变化趋势线。

2 结果与讨论

2.1 泥页岩沉积岩相和有机相

泥页岩岩相和有机相是研究泥页岩层系压力体系与页岩油富集关系的基础。济阳坳陷沙河街组在泥页岩层系获得了工业油流，而且主要与特定岩相有关：大约70%的工业油流与富有机质纹层发育的泥质灰岩或灰质泥岩相有关，30%与厚层和块状灰岩和泥岩相有关[38]。由于沙河街组沉积时盆地内部分布多个次洼，分割性强，且靠近物源，沙三段—沙四段烃源岩沉积的非均质性强，其分布、特征和厚度时空变化大，主要受距离物源的远近和沉积水体深度控制[39]。近期济阳坳陷沉积环境和沉积微相的研究成果揭示了3类岩相组合：一是靠近盆地边缘以陆源碎屑输入为主的岩相组合；二是靠近洼陷中部以碳酸盐岩为主的岩相组合；三是介于二者之间的碎屑岩/化学岩混合沉积组合[1]。

如图1所示，本次研究的样品来源于济阳坳陷4口页岩油专探井，代表了2种主要的岩相类型。利页1和牛页1井靠近东营凹陷半深湖—深湖相沉积中心(见文献[39]的图3)，而樊页1和罗69井位于靠近东营和沾化凹陷边缘的过渡相，中间由陈家庄凸起分隔。两类岩相在岩性上的差异可以从测井曲线反映出来。半深湖—深湖相沉积以高伽马、高声波时差、高中子孔隙度、低电阻率、低密度为特征，与边缘相显著不同(图2)。如表1所示，不同层段的全岩矿物组成显示出一定的差异性。根据全岩矿物组成、TOC含量、岩石组构和构造特点，还可以将沙三下—沙四段上亚段富有机质泥页岩层系大致划分为低中碳到高富碳不等的薄透镜状晶粒灰岩相、纹层状泥晶灰岩相、厚层/块状灰质泥岩相、混合质泥页岩相和黑色灰质页岩相等5个岩相。

前人[39]开展了沙三段和沙四段烃源岩地球化学系统研究，并编制了有机质丰度、类型的平面变化图件，他们的研究结果表明利页1和牛页1井所在区域烃源岩以Ⅰ类干酪根为主，而樊页1井所在区域以Ⅱ类干酪根为主。罗69井30个样品的透射光—荧光干酪根显微组分鉴定结果表明，29个样品的腐泥组组分在90%以上，属于Ⅰ型干酪根，只有一个样品为Ⅱ1型；樊页1井10个样品均属Ⅰ型；牛页1井21个样品中20个属Ⅰ型，1个属Ⅱ1型；利页1井19个样品全属Ⅰ型。如果考虑沉积岩相与有机相的关系，这些富含碳酸盐矿物的细粒岩石中干酪根类型实际上是Ⅰ-S或Ⅱ-S干酪根(图1)，因此，济阳坳陷沙三段和沙四段烃源岩的生烃门限深度比正常Ⅰ型和Ⅱ型干酪根浅，热成熟度低，Ro约0.2%左右[40]。

在所研究的5种泥页岩岩相中，厚层/块状灰质泥岩相在所研究的专探井目的层段占比很低，它们不是本文重点解剖的对象。值得注意的是，纹层状泥晶灰岩相、混合质泥页岩相和黑色灰质页岩相TOC含量多在2%以上，生烃条件较好，具有典型的源储一体“二元结构”。同时，受构造沉降、古气候变化的周期性影响，这些岩相又与储集物性较好的薄透镜状晶粒灰岩相在纵向上形成多个岩相韵律组合。富碳酸盐和富黏土质岩相组合以及纹层发育程度，既反映了从干冷到暖湿的周期性气候变化，也对研究区单井压力结构和平面分布具有重要影响[1,9]。

2.2 单井压力结构

欠压实造成的相对高孔隙会导致声波时差偏离正常压实趋势线，前人根据声波时差曲线普遍认为欠压实是济阳坳陷沙河街组异常高压的重要原因[2,7-9]。由于中低成熟阶段烃源岩中干酪根生烃作用一般不改变岩石孔隙度，但烃类生成会降低声波速度，从而也可以导致声波时差偏离正常趋势线[41]。因此，可以利用欠压实形成的超压具有低密度特征来帮助判别超压的类型。

图3是4口探井的声波测井、密度测井和部分钻录井曲线；表2为这几口井各层段钻井DC指数、地层压力梯度、破裂压力梯度、岩石密度、压实程度以及裂缝发育情况统计。显然，这些井都在不同的深度段钻遇了异常高压。从单井的压力结构来看，声波曲线偏离了正常压实趋势线，表现出高压特征。DC指数和地层测试压力也证实了图中标示的异常高压顶面深度位置。

然而，图3中在异常高压顶面深度以下的密度曲线随深度变化趋势则较为复杂：罗69和樊页1井基本未偏离正常压实曲线，据此可判断二者属于生烃增压。相反，牛页1和利页1井密度测井曲线偏离了正常压实曲线。前人对东营凹陷区域性异常高压结构进行了深入分析[8]，发现从生烃洼陷边缘到生烃洼陷中心，沙三和沙四段地层压力系数从常压逐渐变化为异常高压(压力系数可达1.5左右)。因此，欠压实和生烃增压导致的地层超压可能在一定程度上抑制了这两口井所处部位沙河街组有机质的生烃演化。

根据4口探井80个岩心样品测得的镜质体反射率数据(图4)，每口探井的镜质体反射率值均显示出规律性的随深度变化趋势。但在靠近洼陷边缘的罗69井和樊页1井Ro达到0.6%的深度分别为3 200 m和3 450 m，而靠近洼陷中心的牛页1井和利页1井，达到相同Ro的现今埋藏深度分别在3 600 m和3 900 m左右。这些结果说明，从洼陷边缘到洼陷中心，地层异常压力的增加部分抑制了有机质成烃演化。因此，沉积岩相、有机相和地温梯度的差异性控制了地层异常压力和有机质成烃演化的差异性。

2.3 有机质成烃转化

热力作用下干酪根生成烃类有机质是一个体积渐进增大的过程。因此，生烃作用产生的甲烷及其他低分子量烃类，在较为封闭的系统内可成为地层超压的重要来源。理论计算[42]表明，含有1%有机碳的生油母岩生成液体的体积增量为44～50 m3/t，净增体积相当于孔隙度为10%的泥页岩孔隙体积的一半左右，导致泥页岩孔隙压力大幅增加；特别是形成的伴生气体在地层水中达到饱和状态后会以游离态存在，进而堵塞孔隙通道并在高温下发生膨胀。

由于所研究的4口探井沙三下—沙四上亚段泥页岩样品目前的镜质体反射率Ro多为0.7%～0.9%，其中的有机质多处于低—中成熟成烃演化阶段。随着埋藏深度增加，这些层系的氢指数和总生烃潜力指数[(S1+S2)/ω(TOC)]逐渐降低(图5)。与此同时，在靠近生烃凹陷中心的牛页1和利页1井样品热释烃(S1，主要为游离烃)含量显著增加，导致S1/ω(TOC)和烃产率指数[S1/(S1+S2)]明显增加而Tmax值降低，说明已经生成的烃类在靠近深部的烃源岩中大量滞留，从而为生烃增压产生异常高压提供了直接的地球化学证据。前人研究[23]表明，烃类生成增压作用主要存在于生烃凹陷区，干酪根通过热催化、裂解等作用过程转化为液态石油、溶解气和高度芳构化不溶残余物时会发生体积增大，在地下封闭体系内会产生超压。

值得注意的是，构造部位和沉积岩相对泥页岩层系中烃类滞留及其相关的增压效应具有重要影响(图5)。随着氢指数和总生烃潜力指数降低，在靠近凹陷边缘的罗69和樊页1井泥页岩层系样品中滞留的游离烃总量明显低于靠近凹陷中心的牛页1和利页1井；樊页1井高S1和高S1/ω(TOC)值局限于泥页岩层系中的砂质夹层，而在罗69井则局限于深度在3 000 m左右和3 500 m以下的富碳酸盐页岩裂缝发育段。

图6展示的生物标志物参数，也与上述热解参数相互呼应，显示出洼陷边缘与洼陷中心泥页岩层系演化的差异性。如18α(H)-/17α(H)-三降藿烷比值[Ts/(Ts+Tm)]、20S/(20S+20R)-和ααα/(ααα+αββ)-C29甾烷比值等参数随着埋深的变化趋势进一步揭示了洼陷中心区的生烃抑制效应。

2.4 黏土矿物成岩转化

黏土矿物成岩转化是一种重要的成岩增压作用。蒙脱石晶体结构中含有大量层间吸附水，而且其层间吸附水密度大于孔隙自由水，当吸附水被排出成为孔隙水时，会发生一定的膨胀作用。同时，由蒙脱石转化而来的伊利石也对孔隙喉道有一定堵塞作用，从而会影响泥页岩层的渗透能力[43]。

以罗69井所在的罗家地区为例，蒙脱石向伊利石大量转化的深度范围(图7a)与该地区有机质进入生油门限并开始大量生烃和异常高压的深度范围(图5d)大致相同。由于蒙脱石向伊利石的转变过程中释放出的水可达到原来孔隙体积的15%左右[44]，在封闭性较好的泥页岩层系内，蒙脱石向伊利石的转变有可能为异常高压的形成做出重要贡献。然而，在更高的热演化和成岩作用阶段，在相对碱性条件下伊利石也可能发生绿泥石化(图7b)，从而消耗泥页岩层系中能够获得的水，在一定程度上降低孔隙流体的压力，部分抵消蒙脱石向伊利石转化对异常高压的贡献[45]。

牛页1井在沙四上纯下亚段含多层层状或块状含膏泥岩，石膏向硬石膏的转化也可能成为部分富碳酸盐地层中异常高压的主要形成机制之一。但是，此类转化过程主要发生在浅部地层中(温度40～60 ℃，深度一般小于1 km)，39%体积束缚水的释放会大大增加孔隙流体压力，进而形成浅部异常高压[46]。尽管这种成因机制与深部形成的异常高压无关，但如果该过程发生在一个较好的封闭体系内并在深埋时得以保持，也会对深部异常高压做出贡献。

由此可见，在大套泥页岩层系发育的富油生烃洼陷区，异常高压形成过程也是早期封闭体系的保持过程。不同构造部位机械压实、黏土矿物转化和有机质成烃演化阶段的差异性带来异常高压体系分布的差异性。黏土矿物转化、有机质大量生烃和异常高压深度范围的耦合关系指示生烃增压是生油洼陷区异常高压形成的主要机制。

2.5 异常高压与页岩油富集的关系

数据统计[47]表明，济阳坳陷压力系数大于1.2的超压层段一般发育在2 200 m以深，钻遇超压地层的频率随着埋深增加而增大，超压层段的剩余压力也明显增高，在3 700～3 800 m左右压力系数及剩余压力达到最高值；地层压力系数在生烃洼陷区较高，而在靠近断裂带较低；在东营和沾化凹陷2 800～2 900 m以深地层一般发育与流体体积增大或流动相关的“自源超压”，而2 800 m以浅地层发育与生烃洼陷边缘应力相关的“它源超压”。同时，超压储层的含油概率明显高于低压和常压储层。

图3—图7中的实际分析数据揭示了研究区单井异常高压结构与页岩中滞留烃分布的关系。泥页岩样品的热解S1参数可用来指示泥页岩内滞留烃量的相对多少，特别是当热解Tmax值明显受到滞留烃影响而变低时，热解曲线上S1峰和S2前面的肩峰可以用来指示泥页岩中油气的富集[48]。东营凹陷泥页岩岩屑热解S1、地层测试剩余压力及地层孔隙度演化剖面对比[47]，获得了与本文类似的观察结果，因此，济阳坳陷沙三—沙四段泥页岩滞留烃富集段、自源强超压段及次生孔隙发育带对应关系良好，泥页岩在2 800～2 900 m的深度左右逐渐进入滞留烃含量高峰区间，到3 400 m左右达到峰值。

前人通过对济阳坳陷欠压实和烃源岩热演化史研究，建立了东营凹陷超压增压模式[8-9]。由于研究区沙河街组在沉积深埋后于东营期末和明化镇期末发生过两次抬升和上覆地层剥蚀过程，因而推断这些抬升剥蚀会不利于早期欠压实作用形成的超压保持。东营凹陷沙三下亚段泥页岩的孔隙度演化剖面[47]显示，对应于高剩余压力带的高孔隙度多为次生孔隙，来源于与烃类生成伴随的有机—无机酸性流体溶蚀增孔作用和高流体压力—地应力作用导致的微裂缝开启。泥页岩生烃能力对滞留烃含量、次生孔隙发育和剩余流体压力具有决定性影响。如图5、表2所示，与现今泥页岩滞留烃富集段所对应的生烃增压造成的异常高压，有利于裂缝及微裂缝的开启，不仅增加了页岩油储集空间，也会为页岩油的产出提供天然能量。

3 结论与建议

(1)生烃增压是济阳坳陷古近系地层超压的主要来源，综合应用钻录井、测井和地球化学分析，发现成熟泥页岩的自源超压段对应于滞留烃高峰段和次生孔隙发育段。

(2)由于陆相页岩油富集区与异常高压带密切相关，后续研究应聚焦富碳酸盐泥页岩层系欠压实、流体膨胀和不同区带构造抬升等多种异常高压成因机制、判别方法和计算模型。