石油勘探与开发 >

2023 , Vol. 50 >Issue 6: 1221 - 1232

DOI: https://doi.org/10.11698/PED.20230030

油气勘探

流体异常高压对深层储集层物理性质的作用机理——以准噶尔盆地南缘侏罗系头屯河组为例

  • 高志勇 , 1 ,
  • 崔京钢 1 ,
  • 樊小容 2 ,
  • 冯佳睿 1 ,
  • 石雨昕 1 ,
  • 罗忠 1
展开
  • 1 中国石油勘探开发研究院，北京 100083
  • 2 中国石油大学（北京）地球科学学院，北京 104900

高志勇（1974-），男，天津武清人，中国石油勘探开发研究院高级工程师，主要从事沉积学与油气储集层地质学研究工作。地址：北京市海淀区学院路20号，中国石油勘探开发研究院气田开发研究所，邮政编码：100083。E-mail：

Copy editor: 衣英杰

收稿日期: 2023-01-16

  修回日期: 2023-08-20

  网络出版日期: 2023-11-23

基金资助

中国石油天然气股份有限公司课题(2021DJ0202)

收起

Action mechanisms of abnormal fluid pressure on physical properties of deep reservoirs: A case study on Jurassic Toutunhe Formation in the southern margin of Junggar Basin, NW China

  • GAO Zhiyong , 1 ,
  • CUI Jinggang 1 ,
  • FAN Xiaorong 2 ,
  • FENG Jiarui 1 ,
  • SHI Yuxin 1 ,
  • LUO Zhong 1
Expand
  • 1 PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration and Development, Beijing 100083, China
  • 2 College of Geosciences, China University of Petroleum (Beijing), Beijing 104900, China

Received date: 2023-01-16

  Revised date: 2023-08-20

  Online published: 2023-11-23

Fold

摘要

针对超压对深层储集层骨架颗粒物理变化的作用机制以及超压与静水压力条件下骨架颗粒物理变化的差异性问题，以准噶尔盆地南缘侏罗系头屯河组砂岩为例，开展超压对深层储集层物理性质作用机理的物理模拟实验。研究结果表明：①在模拟埋深6 000~8 000 m的条件下，超压环境下机械压实作用使剩余原生孔的减小值约是静水压力下的二分之一，超压可有效抑制机械压实作用，使粒间原生孔隙得以保存。②超压环境下的颗粒线状接触比例始终小于相同深度静水压力下的颗粒线状接触比例，但二者差值向深层呈现减小趋势，揭示流体异常高压抵抗有效应力增大的作用减弱，超压下机械压实程度向深层有逐渐接近静水压力下机械压实程度的趋势。③由于异常高压流体的存在，深层储集层在超压下易形成拉张裂缝，骨架颗粒内微裂缝呈细长特征，而静水压力下骨架颗粒内微裂缝呈短宽特征。④超压下骨架颗粒内微裂缝发育的主要时期晚于静水压力下，微裂缝发育程度及长度均有向更深层延伸的特点。⑤超压下骨架颗粒内微裂缝的发育期次主要受控于流体异常高压的发育期次以及作用于骨架颗粒上的有效应力大小，深层储集层超压下骨架颗粒内微裂缝发育期次多于静水压力下的发育期次，流体异常高压的多次发育对改善深层储集层的物理性质具有重要作用。

关键词： 流体异常高压; 深层储集层; 微裂缝; 成岩物理模拟; 侏罗系头屯河组; 准噶尔盆地南缘

本文引用格式

高志勇 , 崔京钢 , 樊小容 , 冯佳睿 , 石雨昕 , 罗忠 . 流体异常高压对深层储集层物理性质的作用机理——以准噶尔盆地南缘侏罗系头屯河组为例[J]. 石油勘探与开发, 2023 , 50(6) : 1221 -1232 . DOI: 10.11698/PED.20230030

Abstract

Considering the action mechanisms of overpressure on physical changes in skeletal grains of deep reservoir rocks and the differences in physical changes of skeletal grains under overpressure and hydrostatic pressure, the sandstone of the Jurassic Toutunhe Formation in the southern margin of Junggar Basin was taken as an example for physical modeling experiment to analyze the action mechanisms of overpressure on the physical properties of deep reservoirs. (1) In the simulated ultra-deep layer with a burial depth of 6000-8000 m, the mechanical compaction under overpressure reduces the remaining primary pores by about a half that under hydrostatic pressure. Overpressure can effectively suppress the mechanical compaction to allow the preservation of intergranular primary pores. (2) The linear contact length ratio under overpressure is always smaller than the linear contact length ratio under hydrostatic pressure at the same depth. In deep reservoirs, the difference between the mechanical compaction degree under overpressure and hydrostatic pressure shows a decreasing trend, the effect of abnormally high pressure to resist the increase of effective stress is weakened, and the degree of mechanical compaction is gradually close to that under hydrostatic pressure. (3) The microfractures in skeletal grains of deep reservoirs under overpressure are thin and long, while the microfractures in skeletal grains of deep reservoirs under hydrostatic pressure are short and wide. This difference is attributed to the probable presence of tension fractures in the rocks containing abnormally high pressure fluid. (4) The microfractures in skeletal grains under overpressure were mainly formed later than that under hydrostatic pressure, and the development degree and length of microfractures both extend deeper. (5) The development stages of microfractures under overpressure are mainly controlled by the development stages of abnormally high pressure and the magnitude of effective stress acting on the skeletal grains. Moreover, the development stages of microfractures in skeletal grains are more than those under hydrostatic pressure in deep reservoir. The multi-stage abnormally high pressure plays an important role in improving the physical properties of deep reservoirs.

Key words： abnormally high fluid pressure; deep reservoir; microfracture; physical simulation of diagenesis; Jurassic Toutunhe Formation; southern margin of Junggar Basin

0 引言

有关超压环境下储集层成岩作用与流体活动等研究，始于1953年Dickinson在美国湾岸地区沉积盆地内识别出流体压力异常[1-2]。前人关于流体异常高压（超压）的研究主要集中在异常高压形成机制[3⇓⇓-6]，超压与储集层中自生矿物、黏土矿物变化关系[2,7⇓⇓⇓ -11]，超压与储集层孔隙保持、次生孔隙溶蚀及物性变化关系[12⇓⇓⇓-16]，还有超压对于储集层孔隙演化的定量化影响程度模拟研究[17-18]等诸多方面。烃源岩内发育的超压主要与生烃作用和成岩作用相关，非烃源岩内的超压主要是受到不均衡压实、成岩作用以及压力传递等因素控制，砂砾岩等的超压多为压力传递成因[19]。随着深层储集层研究的不断深入，关于超压发育程度与机械压实程度间的定性关系已得到广泛认同，但超压对深层储集层骨架颗粒的作用机制、各种物理变化以及与静水压力下骨架颗粒物理变化的对比研究成果很少，特别是基于成岩物理模拟实验的定量关系认识几乎未见报道。具体到中国西部准噶尔盆地南缘（简称准南）深层，由多年勘探实践与研究表明，准南冲断带油气成藏及勘探与“异常高压带”密切相关[20]。突破了白垩系吐谷鲁群的异常高压带，发现了高探1、呼探1超深层油气藏[20]，预示着超压对深层油气藏的形成具有重要作用。笔者以准南侏罗系头屯河组岩屑砂岩为成岩物理模拟研究对象，开展流体异常高压下岩屑砂岩在埋藏成岩过程中原生孔隙变化、骨架颗粒变化以及骨架颗粒中脆性矿物内微裂缝发育特征研究；同时，对比静水压力背景与超压条件下岩屑砂岩的原生孔隙、微裂缝发育的特点，定量评价流体异常高压对岩屑砂岩储集层物理性质变化的作用。加强超压对深层储集层物理性质的作用机理研究，对深层油气勘探突破具有推动作用。

1 准噶尔盆地南缘地质概况

准噶尔盆地南缘平面上具有东西分段、南北分带特征[20-21]，准南西段对应四棵树凹陷，与中段的分界为红山镇断裂[21]；中段向东至乌鲁木齐，即乌奎背斜带；乌鲁木齐以东为准南东段。自南而北可以划分为南缘推覆带、过渡带和变形前缘带，分别对应着第1、第2、第3排背斜带[21]（见图1）。
图1 准噶尔盆地南缘构造单元划分及地层柱状图（据文献[21]修改）
近年来，准南深层的油气勘探获得重大发现，在西段高泉背斜高探1井、中段呼图壁背斜呼探1井的白垩系清水河组均发育超深层油气藏[22-23]。准南深层下组合油气勘探程度低，由野外露头地质调查研究表明[24]，中上侏罗统砂砾岩体分布面积广、厚度大、储集性能好，且埋藏相对浅，是比较现实的深层油气勘探接替层位[25]且油气勘探潜力巨大。受新近纪以来的快速深埋和强烈构造挤压作用共同影响，准南地区形成了广泛分布、强度不等的超压（见表1），白垩系吐谷鲁群下部泥岩段之下的下组合主要为强超压—极强超压系统[20]（见图1c）。准南西段卡因迪克地区以常压为主，位于四棵树凹陷的高探1井、独山1井和西湖1井下组合地层在6 000 m左右开始发育强超压。准南中段齐古地区为弱超压，呼图壁地区为强超压[30]。整体上准南深层下组合存在不均衡压实作用、横向构造挤压及有机质生烃的超压机制，喜马拉雅期强烈的横向构造挤压作用是下组合发育超压的重要因素之一，有机质生烃是侏罗系三工河组—西山窑组超压形成的主要原因[30]。准南下组合自白垩系沉积至今，经历了白垩纪—古近纪（K—E）拉张沉积期和新近纪—第四纪（N—Q）挤压造山沉积剥蚀期[31]。由拉张构造动力环境转换为挤压构造动力环境时期发生快速沉积，为下伏的新近系塔西河组（N1t）、古近系安集海河组（E2-3a）和白垩系吐谷鲁群（K1tg）3套泥岩层中欠压实、地热增压、黏土矿物成岩转化提供了有利条件[31]。
表1 准噶尔盆地南缘部分钻井地层压力对比表（部分内容据文献[26⇓⇓-29]）
背斜 井号 井深/m 层位 地层
压力/MPa		 地层压力
系数
西湖背斜 西3井 3 486.25 N1s 34.10 0.98
独山子
背斜		 独1 1 439.50 N1s 22.90 1.59
独2 1 687.50 N1s 30.50 1.81
独深1 1 882.53 E2—3a 30.50 1.62
独6 1 437.00~
1 442.00		 N1s 22.94 1.62~
1.63
1 683.00~
2 667.00		 E2—3a 30.50~46.50 1.67~
1.78
2 765.70 E2—3a 65.90 2.40
齐古
背斜		 齐009 1 533.50 J1s 16.00 1.04
1 993.00 J1b 26.20 1.31
2 458.00 T2—3 32.70 1.33
齐8 2 010.00~
2 030.00		 J1b 25.62 1.27
2 715.00~
2 737.00		 T2—3 33.03 1.21
齐220 1 076.00~
1 083.00		 J1s 13.89 1.29
齐234 1 166.00~
1 174.00		 J1s 16.33 1.40
霍尔果斯背斜 霍2 1 360.00~
1 420.00		 E2—3a 1.90~2.20
玛纳斯背斜 玛1 E2—3a 1.59~1.73
吐谷鲁
背斜		 吐谷1 1 785.49 E2—3a 35.96 2.05
1 840.00~
1 855.00		 E2—3a 37.65 2.03
2 591.10 E1—2z 46.68 1.84
3 080.51 K2d 52.09 1.72
安集海
背斜		 安6 2 765.70 E2—3a 65.90 2.40
3 251.00~
3 270.60		 E2—3a 76.19 2.34
3 323.50 E1—2z 75.95 2.33
4 100.00~
4 118.00		 K2d 83.70 2.04
4 159.00 K2d 85.96 2.11
安4 2 993.16 E2—3a 66.80 2.23
呼图壁
背斜		 呼2 2 523.00~
3 516.00		 E2—3a—E1—2z 32.10~57.51 1.30~1.67
3 516.00及以深 K2d 34.94~52.97 1.01~1.17
呼001 2 523.00 E2—3a 43.14 1.70
3 587.00 E1—2z—K2d 34.68 0.97
呼002 2 525.00 E2—3a 44.20 1.80
3 681.50 E1—2z—K2d 35.90 0.98

注：N1s—沙湾组；E2—3a—安集海河组；J1s—三工河组；J1b—八道湾组；T2—3—中上三叠统；E1—2z—紫泥泉子组；K2d—东沟组

2 成岩物理模拟实验

物理模拟实验采用的设备为储集层成岩模拟系统[32]，主要由6个反应釜体、独立的流体加压系统与控制系统组成。6个反应釜体以模拟垂向机械压实作用为主，将配置好的实验样品放入反应釜内的样品管中，在设定的温度、静岩压力下开展增温加压实验。同时，独立的流体压力系统给反应釜体内注入流体溶液并逐步提升流体压力。先期注入的流体溶液是氯化钙、碳酸氢钠溶液，后期是醋酸溶液，用以模拟酸性水的溶蚀作用。整个实验按照设计时间，在半封闭状态下，分别完成超压环境下和静水压力下的岩石矿物和流体间的水岩反应实验。

2.1 实验样品制备

在统计准南侏罗系头屯河组砂岩样品碎屑组分含量的基础上，确定如表2所示的矿物组分含量。将均匀混合后的砂质与泥质分别放入同一金属样品管内，上砂下泥，开展后续的成岩物理模拟实验[33]，每个反应釜内获得砂岩厚度约11 cm、泥岩厚度约3 cm的岩石样品。
表2 基于成岩模拟实验的准南头屯河组储集层样品碎屑组分
样品 各类碎屑矿物组分含量/%
侏罗系头屯河组砂岩 岩屑 长石 石英
凝灰岩 泥岩 泥质片岩 钾长石 钠长石
30 7 10 8 14 31
总计 47 22 31

2.2 实验参数设定

2.2.1 温度与静岩压力

准南地区现今地温梯度为13.2~23.7 ℃/km，地温梯度高值分布于齐古断褶带中部和阜康断裂带西部[26]，模拟实验选取地温梯度为1.71 ℃/100 m。Sweeney等[34]通过计算有机质的Easy Ro值并对有机质进行高温加热后，可迅速达到此Easy Ro值，用此高温的变化来代替百万年级的有机质成熟时间，可计算出泥页岩热模拟实验温度[34]。由于储集层成岩阶段划分的重要标志之一为Ro值[35]，可建立起碎屑岩成岩演化阶段与热模拟实验温度之间的对应关系。如在碎屑岩早成岩阶段的Ro值小于0.5，中成岩阶段A期的Ro值为0.5%~1.3%，中成岩阶段B期的Ro值为1.3%~2.0%[35]。依据Sweeney等[34]计算的有机质Easy Ro值和热模拟实验温度，Ro值为0.5%时热模拟实验温度约为280 ℃，Ro值为1.3%时热模拟实验温度约为390 ℃，Ro值为2.0%时热模拟实验温度约为450 ℃。因此，结合本次物理模拟实验装置的温度参数特点，设定本次物理模拟实验的储集层早成岩阶段实验温度为230~285 ℃，中成岩阶段A期的实验温度为285~365 ℃。物理模拟的成岩演化阶段与实际储集层成岩演化阶段一致[36]。地壳的平均密度约为2.75 g/cm3，深度每增加1 000 m，压力增加27.5 MPa，由于成岩模拟实验先满足砂质固结成岩的客观要求，将静岩压力做等比例增加[37]，等比例补偿2 000 m的压实作用，故模拟地层埋深1 000 m时静岩压力采用82.5 MPa，至7 766 m时设定为268 MPa（见表3）。
表3 物理模拟超压（第1、2次）实验数据与静水压力下（第3次）实验数据对比表
模拟
深度/
m		 温度/
℃		 静岩
压力/
MPa		 流体压力/
MPa		 超压环境下地层压力系数 溶蚀孔
面孔率/%		 剩余原生孔
面孔率/%		 总面孔率/% 超压环境下 线接触长度比例/%
静水
压力下		 超压
环境下		 超压
环境下		 静水
压力下		 超压
环境下		 静水压力下 超压
环境下		 静水
压力下		 填隙物含量/% 压实率/
%		 减孔率/
%		 溶蚀率/
%		 超压
环境下		 静水
压力下		 差值
100 230 60.5 1 <1 25.0 25.0 14.0 2.5 37.5 1.0 14.60
1 000 250 82.5 10 25.0 2.50 <1 22.0 22.0 15.0 7.5 45.0 1.2 11.25
1 585 260 99.0 16 36.0 2.25 <1 20.5 20.5 14.0 13.8 48.8 2.0 14.11
2 470 275 123.0 25 45.0 1.80 1.0 19.0 20.0 16.0 12.5 52.5 2.5 15.96
3 048 285 140.0 30 50.0 1.70 2.5 13.0 15.5 14.0 32.5 67.5 6.3 15.17
3 940 300 164.0 39 59.0 1.50 2.0 13.0 15.0 16.0 27.5 67.5 5.0 12.88
4 511 310 180.0 45 65.0 1.44 3.0 1.0 11.5 9.5 14.5 10.2 11.0 43.8 71.3 7.5 17.62 29.49 11.87
5 400 325 204.0 54 74.0 1.37 2.0 2.0 12.0 6.3 14.0 8.3 10.0 45.0 70.0 5.0 19.64 30.59 10.95
5 680 330 211.0 57 76.0 1.33 2.0 10.5 12.5 8.0 53.8 73.8 5.0 24.81
6 295 340 228.0 63 82.0 1.30 2.0 2.0 10.0 9.2 12.0 11.5 9.0 52.5 75.0 5.0 14.95 37.18 22.23
6 850 350 243.0 69 88.0 1.28 3.5 3.0 7.0 6.4 10.5 9.4 9.0 60.0 82.5 8.8 23.68 34.72 11.04
7 766 365 268.0 78 97.0 1.24 2.5 4.0 7.5 3.5 10.0 7.5 10.0 56.3 81.3 6.3 29.20 31.39 2.19

2.2.2 流体与超压

准南侏罗系广泛发育煤系，其储集层成岩环境以酸性为主，地层水含有CaCl2和NaHCO3。在实验过程中，模拟实际地质演化过程，早成岩阶段供给质量百分比为2%的氯化钙溶液和2%碳酸氢钠溶液，进入到中成岩阶段A期（模拟埋深3 048 m，温度285 ℃，静岩压力140 MPa）加入0.5%的醋酸，模拟自中成岩阶段A期开始酸性流体对矿物的溶蚀作用。
张闻林等[26]对准南地层超压演化进行了分析，由吐谷1井实际地层压力预测曲线可知，由古近系安集海河组至下伏白垩系逐渐形成超压。吐谷1井埋深1 000 m对应地层压力为25 MPa，埋深2 000 m时地层压力约为39 MPa，埋深3 000 m时地层压力约为49 MPa，埋深4 000 m时地层压力约为60 MPa，地层压力系数由约2.5降低至1.5左右（见表3），并与实际测量的吐谷1井地层压力系数降低的趋势一致（见表1）。由此笔者拟合出吐谷1井深度（H）随地层压力（p）变化公式：
$H=101.45p-2 094.2$
数据的线性相关系数R2为0.994 2。在成岩物理模拟实验中，按照上述公式可计算出模拟深度对应的流体压力数值（见表3）。

2.2.3 实验时间设定

实验设定为3组，每组时间为17 d，共计51 d，其中第1组和第2组实验为超压模拟实验，第3组为静水压力实验，每组获得6套实验数据（见表3）。

3 基于物理模拟实验的超压与静水压力下储集层孔隙特征对比

参照吐谷1井古近系安集海河组—白垩系东沟组的地层压力系数具有较完整、连续的由高到低的变化特点，即实际测量地层压力系数由古近系的2.05降低至白垩系的1.72（见表1），本次物理模拟地层压力系数变化与实际地质特征相一致，设定为由埋深1 000 m对应的2.5降低至埋深7 766 m对应的1.25（见表3）。实验完成后，获取模拟不同埋深的砂岩样品，运用日本OLYMPUS BX51型偏光显微镜以及英国CITL CL8200 MK5-2阴极发光仪等仪器，对岩石样品进行储集层孔隙的观察与描述，分析模拟侏罗系头屯河组深层储集层孔隙类型和含量变化。

3.1 超压与静水压力下储集层孔隙特征对比

如图2、图3、图4及表3所示，在模拟深度小于3 000 m时，即在早成岩阶段，地层压力系数为1.7~2.5，碎屑颗粒主要呈漂浮状，少量颗粒相互接触；随着上覆压力和温度的增加，颗粒间以点接触关系为主，可见少量线接触。岩石薄片中储集层孔隙类型主要为剩余原生孔隙，次生孔隙基本不发育，溶蚀率低。剩余原生孔面孔率在15%左右（见图2a），孔隙度降低迅速，变化幅度较大，减孔率可达60%（见图2b）。模拟深度大于3 000 m时进入中成岩阶段A期，至埋深7 000~8 000 m，地层压力系数为1.28~1.70，剩余原生面孔率变化幅度较小，减孔率由60%增加至80%，视压实率则由30%增大至60%。次生溶蚀孔隙较发育，主要为酸性水对长石、岩屑颗粒边缘的溶蚀，以及对部分颗粒间泥质等填隙物的溶蚀（见图3右侧），面孔率一般小于3%（见图2a），溶蚀率整体上小于10%。模拟埋深大于7 000 m后，剩余原生孔降低幅度小，视压实率、减孔率、溶蚀率几乎不增加。
图2 基于物理模拟实验的超压下准南侏罗系头屯河组砂岩孔隙演化特征与部分成岩演化参数变化图
图3 基于物理模拟实验的准南侏罗系头屯河组砂岩超压下与静水压力下孔隙演化特征（F—长石；C—岩屑；pw+pa=pr−pe）
图4 基于物理模拟实验的准南侏罗系头屯河组砂岩超压下与静水压力下孔隙演化趋势对比图
表3中视压实率为原始孔隙体积、填隙物体积、粒间孔体积的差值与原始孔隙体积的百分比；减孔率为原始孔隙体积、粒间孔体积的差值与原始孔隙体积的百分比；溶蚀率为溶蚀孔体积与原始孔隙体积的百分比。其中：原始孔隙体积取40%[38]；填隙物体积取填隙物含量；粒间孔体积取剩余原生孔含量（即表3中剩余原生孔面孔率）；溶蚀孔体积取溶蚀孔含量（即表3中溶蚀孔面孔率）。
在静水压力下，随着模拟埋深的不断加大，次生溶蚀孔面孔率逐渐增加，但面孔率值均小于4%（见表3、图4）。剩余原生孔面孔率随模拟埋深的增加总体呈逐渐减小的趋势，但其降低的幅度大于超压条件下降低幅度（见表3、图4）。静水压力下岩石薄片总孔隙度值整体上小于超压条件下的岩石薄片总孔隙度（见表3、图4）。

3.2 超压下储集层孔隙保持的原因分析

砂岩储集层随着埋藏深度的增加，在机械压实作用下，所承受上覆岩层的压力不断增大，储集层机械压实程度不断增加，储集层岩石薄片的原生面孔率呈降低趋势，颗粒间接触关系逐渐变得紧密[32,37,39]。当流体异常高压发育到一定程度后，流体可代替岩石骨架颗粒承受部分来自上覆岩层的压力，可有效阻止骨架颗粒机械压实程度的持续增大。
如图4和表3所示，在超压环境下，模拟埋深4 511 m时，地层压力系数为1.44，流体压力值为65 MPa，岩石薄片剩余原生孔面孔率为11.5%。至模拟埋深为6 295 m时，地层压力系数为1.3，流体压力值为82 MPa，岩石薄片剩余原生孔面孔率为10%。储集层在此变化过程中，每增加1 MPa流体压力，剩余原生孔面孔率减少0.09%；地层压力系数每降低0.1，剩余原生孔面孔率减少1.07%。至模拟埋深7 766 m时，地层压力系数为1.24，流体压力值为97 MPa，岩石薄片剩余原生孔面孔率为7.5%。储集层在此变化过程中，每增加1 MPa流体压力，剩余原生孔面孔率减少0.17%；地层压力系数每降低0.1，剩余原生孔面孔率减少4.17%。
在静水压力下，模拟埋深4 511 m时，地层压力系数为1.0，流体压力值为45 MPa，岩石薄片剩余原生孔面孔率为9.5%。至模拟埋深6 295 m时，地层压力系数为1.0，流体压力值为63 MPa，岩石薄片剩余原生孔面孔率为9.2%。储集层在此变化过程中，每增加1 MPa流体压力，剩余原生孔面孔率减少0.02%；至模拟埋深为7 766 m时，地层压力系数为1.0，流体压力值为78 MPa，岩石薄片剩余原生孔面孔率为3.5%。储集层在此变化过程中，每增加1 MPa流体压力，剩余原生孔面孔率减少0.32%。
通过对比分析认为在同等条件的静岩压力（机械压实）作用下，储集层埋藏深度由3 000 m增加至约6 000 m时，超压环境下机械压实作用使剩余原生孔的减小值与静水压力条件下相差不大，每增加1 MPa流体压力，剩余原生孔面孔率减少范围为0.02%~0.09%（均小于0.1%）；但在模拟埋深超过6 000 m甚至达8 000 m时，静水压力下机械压实作用使剩余原生孔的减小值约是超压环境下的两倍。即在静水压力下，每增加1 MPa流体压力，剩余原生孔面孔率减少0.32%，在超压环境下，每增加1 MPa流体压力，剩余原生孔面孔率减少0.17%。由此表明，深层—超深层储集层在超压环境下机械压实作用使岩石孔隙度的降低作用减弱，流体异常高压可有效抑制机械压实作用，使颗粒间原生孔隙得以较好保存。

4 基于物理模拟的超压环境储集层骨架颗粒接触关系

4.1 超压环境下储集层骨架颗粒接触关系

为了定量分析超压环境下砂岩储集层机械压实程度随深度的变化情况，将岩石薄片中骨架颗粒间线状接触长度占该颗粒周长的比例（简称线状接触长度比例）作为定量表征参数，即在岩石薄片内统计骨架颗粒与其周围其他颗粒线状接触的长度（L）与该骨架颗粒的周长（C）的百分比。
骨架颗粒选取的标准为：①首先选取线状接触长度较大的颗粒，若是线状接触长度相差不大，则选取周长相对小的颗粒；②骨架颗粒的成分，在上述条件相差不大的情况下，优先选取石英颗粒，其次是长石颗粒，具有塑性变形特征的岩屑和云母等颗粒不统计。
如图3所示，在模拟埋深3 000 m以内，岩石薄片中的骨架颗粒主要呈漂浮状，少量的点接触以及极少量的线状接触。在模拟埋深大于3 000 m后，骨架颗粒间以点接触为主，线状接触的颗粒数量有增加。根据超压环境下颗粒线状接触长度比例（Rc）随深度变化关系（见图5、表3），在模拟埋深小于3 000 m时，即早成岩阶段，Rc值主要小于15%；当模拟埋深大于4 500 m时，Rc值为15%~30%，变化幅度较大；至埋深约8 000 m时，Rc值可达30%。但与静水压力条件下相比，Rc值要小的多，二者相差最大可达22%。表明流体异常高压对有效抑制颗粒被压实具有重要作用。
图5 基于物理模拟实验的准南超压与静水压力下颗粒线状接触长度占周长比例演化图

4.2 超压与静水压力下颗粒接触关系对比

静水压力条件下，骨架颗粒线状接触长度值较大，颗粒线状接触长度比例（Rj）大多大于30%。随模拟埋深的增加，Rj曲线呈先增大后减小趋势，在4 511~6 295 m呈逐渐增大趋势，在6 295~7 766 m呈逐渐减小的趋势，在5 900~6 700 m深度段Rj值为最大值段。
如图5所示，静水压力下Rj始终大于相同深度的Rc，说明在两组岩石样品中静水压力下储集层机械压实程度要大于相同深度的超压环境下的储集层。分析相同深度点的Rj和Rc之间的差值（见表3），在模拟埋深4 511~6 295 m深度段，Rj和Rc差值随深度呈增大的趋势，在6 295~7 766 m深度段则呈减小趋势，模拟深度为6 295 m时达到最大，差值为22.23%。
在模拟埋深4 511~6 295 m深度段，超压对砂岩储集层机械压实作用的抑制效果是逐渐增强的，在模拟深度大于6 295 m之后，这种抑制效果有减弱的趋势。由此推测在模拟埋深小于6 295 m时，由于上覆岩层压力较小，超压能够更加有效抑制机械压实作用，使超压环境下砂岩储集层机械压实程度远低于相同深度静水压力下的砂岩储集层。在模拟埋深大于6 295 m时，两种砂岩储集层的机械压实程度之差不再呈现增长趋势，而呈现减小的趋势，表明流体异常高压抵抗有效应力增大的作用减弱，使超深层超压储集层的机械压实程度逐渐接近静水压力下的砂岩储集层[33]。

5 基于物理模拟实验的超压储集层骨架颗粒微裂缝发育

5.1 超压储集层颗粒微裂缝变化

在岩石埋藏成岩过程中，砂岩骨架颗粒不断承受来自上覆压力的变化，当其超过骨架颗粒抗张或抗剪强度时，岩石颗粒发生破裂[40]。准南侏罗系头屯河组砂岩中骨架颗粒主要为石英、长石、凝灰岩岩屑、流纹岩岩屑及片岩岩屑等，由于作为骨架颗粒的凝灰岩岩屑、流纹岩岩屑及片岩岩屑等属于塑性矿物，其在地质演化过程中同样受到机械压实、构造挤压等作用影响，但颗粒本身的微裂缝不发育，而脆性矿物石英、长石等颗粒本身的微裂缝较发育。故本次物理模拟实验只对砂岩储集层中石英和长石两种脆性骨架颗粒，开展岩石薄片中颗粒微裂缝长度和宽度统计，定量分析其随深度变化的特征。

5.1.1 骨架颗粒的微裂缝长度变化

如图6和表4所示，当模拟埋深小于3 000 m时，石英颗粒微裂缝长度变化不大，整体范围为130~180 μm（见图6a）；在模拟埋深为3 000~7 000 m，石英颗粒微裂缝长度有较小幅度增加，主要在180 μm左右；模拟埋深大于7 000 m后，石英颗粒微裂缝的长度增大，可达240 μm。
图6 基于物理模拟实验的准南超压与静水压力下石英与长石颗粒微裂缝长度对比图
表4 基于物理模拟实验的准南超压与静水压力下颗粒微裂缝长度与宽度数据表
模拟
深度/
m		 超压环境下
颗粒微裂缝
平均长度/μm		 石英颗粒
微裂缝长度/μm		 长石颗粒
微裂缝长度/μm		 石英颗粒
微裂缝宽度/μm		 长石颗粒
微裂缝宽度/μm		 颗粒微裂缝
平均宽度/μm
超压环境下 静水压力下 超压环境下 静水压力下 超压环境下 静水压力下 超压环境下 静水压力下 超压环境下 静水压力下
100 192.00 181.55 212.90 2.33 5.70 3.77
1 000 161.74 154.80 206.86 1.74 2.34 1.82
1 585 179.39 171.30 191.54 3.09 3.62 3.30
2 470 137.41 141.13 127.17 2.28 2.05 2.22
3 048 171.67 171.49 188.93 3.60 2.65 3.73
3 940 137.41 174.02 173.69 5.70 6.59 5.99
4 511 165.97 176.65 137.52 144.61 161.21 2.53 8.12 5.00 6.71 3.56 7.52
5 400 182.70 180.26 291.09 192.02 185.77 5.05 6.16 3.56 6.73 4.76 6.32
5 680 194.28 194.12 194.62 2.98 7.85 4.52
6 295 138.15 143.68 170.24 116.04 241.54 3.87 7.07 4.77 6.64 4.05 7.00
6 850 236.78 233.01 137.86 244.95 203.43 3.03 4.70 5.32 5.35 3.61 4.87
7 766 206.12 194.20 148.22 238.90 104.73 6.00 6.65 3.33 8.93 5.29 7.26
石英颗粒微裂缝的发育随深度变化较稳定，长石颗粒随深度增加微裂缝长度变化相对较大。当模拟埋深小于3 000 m时，长石颗粒微裂缝长度减小，整体由200 μm降低至120 μm；在模拟埋深3 000~6 000 m时，长石颗粒微裂缝长度有小幅度增加（180~200 μm）；模拟埋深大于7 000 m后，长石颗粒微裂缝长度有增大，可达240 μm。长石颗粒微裂缝的发育程度及微裂缝长度整体上均大于石英颗粒，其原因可能是长石颗粒本身具有解理缝，且长石的抗压性能与石英相比较弱，在超压条件下，长石颗粒的破裂程度要高于石英颗粒（见图3、图7）。
图7 基于物理模拟实验的准南超压条件下石英与长石颗粒微裂缝阴极发光与偏光显微镜下对比图

5.1.2 骨架颗粒微裂缝的宽度变化

整体上石英和长石两种骨架颗粒的微裂缝宽度平均较小，在8 μm以下，长石颗粒的微裂缝宽度略大，是因为长石的抗压性能与石英相比较弱，且长石在酸性流体的作用下可发生溶蚀作用。
如图8和表4所示，异常高压条件下，当模拟埋深小于3 000 m时，石英颗粒微裂缝宽度变化不大，整体约2 μm；模拟埋深为3 000~7 000 m时，石英颗粒微裂缝宽度有较小幅度增加，主要为4~6 μm；模拟埋深大于7 000 m后，石英颗粒的微裂缝宽度有增加，可达6 μm。
图8 基于物理模拟实验的准南超压与静水压力下石英与长石颗粒微裂缝宽度对比图
随埋深增加，长石颗粒微裂缝宽度变化相对较大，当模拟埋深小于3 000 m时，长石颗粒微裂缝宽度减小，整体由6 μm降低至2 μm，造成此现象的原因可能是模拟浅层的流体压力系数大（见表3），易发生水力破裂作用有关[20]；在模拟埋深为3 000~7 000 m时，长石颗粒微裂缝宽度增大明显，可达8 μm；模拟埋深大于7 000 m后，长石颗粒微裂缝宽度降低至4 μm。

5.2 超压与静水压力下颗粒微裂缝变化对比

如图6与表4所示，在静水压力下，石英和长石颗粒发育的微裂缝长度均出现一个极大值点，石英颗粒中的极大值点出现在5 400 m，长石颗粒中的极大值点出现在6 295 m。在超压下，深层储集层中石英与长石颗粒微裂缝长度的极大值点均出现在6 850 m，两者的极大值点较静水压力下要深，说明在超压条件下骨架颗粒的裂缝发育程度及裂缝发育长度均有向更深层延伸的特点。
静水压力下石英和长石颗粒微裂缝相比超压条件下的发育程度要差，且微裂缝长度要短（见图6、图7、表4），石英与长石骨架颗粒的微裂缝宽度均大于超压条件下，长石颗粒微裂缝宽度可达9 μm，且长石和石英颗粒中裂缝宽度相差不大。
综合超压与静水压力条件下骨架颗粒微裂缝特征，认为在超压下骨架颗粒微裂缝呈细而长特征，在静水压力下骨架颗粒微裂缝呈短而宽特征。造成上述形态差异的原因是，地层中流体压力的存在引起岩石内部有效正应力下降，导致岩石剪破裂强度降低，使岩石容易产生裂缝[40]。异常高压流体的存在使岩石中某一点的应力摩尔圆向左移动，当流体压力达到一定数值的时候，可以使最小主应力由正值（压应力）变成负值（张应力），在岩石内容易形成拉张裂缝[40]，拉张裂缝则呈细而长的状态，故而石英和长石骨架颗粒微裂缝的形态在超压下呈细而长特点。在静水压力下，骨架颗粒受正常的垂向机械压实作用，颗粒微裂缝的发育主要受上覆岩层压力的影响，地层压力随埋藏深度增大呈线性增长，当上覆岩层压力和地层压力的合力达到岩石的破裂应力时，微裂缝在颗粒内开始大量发育。颗粒破裂之后，颗粒间会产生新的空隙，破裂之后的骨架颗粒会在周围应力的合力作用下发生重新排列，使储集层比骨架颗粒破裂之前更加紧密[39]，其抗压实能力增强，超深层骨架颗粒的微裂缝长度减小（见图6）。这一特征的发现，可为深层储集层评价和后期改造提供重要基础地质认识。

5.3 超压储集层骨架颗粒微裂缝发育的意义

在超压环境下，骨架颗粒微裂缝的发育不仅受到上覆岩层应力的影响，还受到流体应力的影响，其存在多期发育的特点。如图6所示，模拟埋深为5 680 m的砂岩储集层，由于流体异常高压作用，使石英和长石等骨架颗粒所受的有效应力低于相同深度静水压力下骨架颗粒所受的有效应力，骨架颗粒微裂缝的长度一般小于静水压力下的骨架颗粒微裂缝的长度。当模拟埋深继续增大，达到6 850 m时，储集层内骨架颗粒所受的有效应力增大明显，超压下的砂岩储集层进入颗粒破裂的主要时期，大量骨架颗粒的微裂缝在此深度段形成，微裂缝长度增大明显，此后随着模拟深度的增大，骨架颗粒微裂缝的长度逐渐减小，但一直大于静水压力下颗粒微裂缝的长度（见图6）。
储集层骨架颗粒微裂缝的发育期次主要受控于流体异常高压的发育期次，以及作用于骨架颗粒上的有效应力大小。在超压环境下，深层储集层骨架颗粒微裂缝的发育期次可能要多于相同地质条件静水压力下的砂岩储集层。其原因是，当深层储集层中发育多期流体异常高压且骨架颗粒经历有效应力增大导致的多次破裂，进而产生多期裂缝，改善深层储集层的储集性与渗透性。因此，流体异常高压的多次发育对改善深层储集层的物理性质具有重要作用。

6 结论

基于物理模拟实验，开展了超压对准南深层储集层孔隙变化作用的研究，对比分析超压与静水压力下机械压实对剩余原生孔的影响。模拟埋深6 000 m至8 000 m的超深层，超压环境下机械压实作用使剩余原生孔的减小值约仅是静水压力下的二分之一，表明超压可有效抑制机械压实作用，使粒间原生孔隙得以大量保存。
超压储集层颗粒线状接触比例始终小于相同深度静水压力下颗粒线状接触比例。深层储集层中超压与静水压力下的机械压实程度之差呈现减小趋势，流体异常高压抵抗有效应力增大的作用减弱，机械压实程度逐渐接近静水压力下的砂岩储集层。
深层超压储集层骨架颗粒的微裂缝呈细长特征，静水压力下骨架颗粒的微裂缝呈短宽特征，差异的原因是发育异常高压流体的岩石内容易形成拉张裂缝，拉张裂缝呈细而长的状态。
超压地层中颗粒微裂缝发育的主体时期要晚于静水压力存续期，裂缝发育程度及长度均有向更深层延伸的特点。超压下微裂缝的发育期次主要受控于流体异常高压的发育期次以及作用于骨架颗粒上的有效应力大小，骨架颗粒的微裂缝发育期次多于相同地质条件静水压力下。
流体异常高压的多次发育对改善深层储集层的物理性质具有重要作用，加强对深层储集层中超压发育期次研究、寻找深层储集层中流体异常高压带对发现深层有效储集层具有重要意义。
符号注释：
pa——流体压力，MPa；pe——有效应力，MPa；pr——静岩压力，MPa；pw——静水压力，MPa；p——地层超压，MPa；H——地层埋深，m。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
[1]
DICKINSON G. Geological aspects of abnormal reservoir pressures in gulf coast Louisiana[J]. AAPG Bulletin, 1953, 37(2): 410-432.

[2]
罗静兰, 李弛, 雷川, 等. 碎屑岩储集层成岩作用研究进展与热点问题讨论[J]. 古地理学报, 2020, 22(6): 1021-1040.

LUO Jinglan, LI Chi, LEI Chuan, et al. Discussion on research advances and hot issues in diagenesis of clastic-rock reservoirs[J]. Journal of Palaeogeography, 2020, 22(6): 1021-1040.

[3]
李玉喜, 庞雄奇, 姜振学. 应力、应变与构造超压关系及构造超压控制因素分析[J]. 地球科学, 2003, 28(2): 179-184.

LI Yuxi, PANG Xiongqi, JIANG Zhenxue. Relationship of stress & strain to abnormal tectonic pressure and main control aspects on abnormal tectonic pressure forming[J]. Earth Science, 2003, 28(2): 179-184.

[4]
张凤奇, 王震亮, 钟红利, 等. 沉积盆地主要超压成因机制识别模式及贡献[J]. 天然气地球科学, 2013, 24(6): 1151-1158.

ZHANG Fengqi, WANG Zhenliang, ZHONG Hongli, et al. Recognition model and contribution evaluation of main overpressure formation mechanisms in sedimentary basins[J]. Natural Gas Geoscience, 2013, 24(6): 1151-1158.

[5]
郭小文, 刘可禹, 宋岩, 等. 库车坳陷克拉2气田油气充注和超压对储层孔隙的影响[J]. 石油与天然气地质, 2016, 37(6): 935-943.

GUO Xiaowen, LIU Keyu, SONG Yan, et al. Influences of hydrocarbon charging and overpressure on reservoir porosity in Kela-2 Gas Field of the Kuqa Depression, Tarim Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2016, 37(6): 935-943.

[6]
陈国松, 孟元林, 郇金来, 等. 含油气盆地碎屑岩储层异常高孔、渗带成因机制研究进展[J]. 地球科学进展, 2021, 36(9): 922-936.

DOI

CHEN Guosong, MENG Yuanlin, HUAN Jinlai, et al. Research progress on the origin of anomalously high porosity and permeability zone in clastics reservoirs in petroliferous basin[J]. Advances in Earth Science, 2021, 36(9): 922-936.

DOI

[7]
李伟, 陈竹新, 黄平辉, 等. 中国中西部典型前陆盆地超压体系形成机制与大气田关系[J]. 石油勘探与开发, 2021, 48(3): 536-548.

DOI

LI Wei, CHEN Zhuxin, HUANG Pinghui, et al. Formation of overpressure system and its relationship with the distribution of large gas fields in typical foreland basins in central and western China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2021, 48(3): 536-548.

[8]
武文慧, 黄思静. 超压盆地中碎屑岩储集层的矿物岩石学特征[J]. 成都理工大学学报(自然科学版), 2003, 30(3): 258-262.

WU Wenhui, HUANG Sijing. Characters of petrology and mineralogy of reservoirs in overpressure basins[J]. Journal of Chengdu University of Technology (Science & Technology Edition), 2003, 30(3): 258-262.

[9]
王清斌, 李建平, 臧春艳, 等. 强超压储集层中黏土矿物及其对储集物性的影响[J]. 新疆石油地质, 2012, 33(2): 185-188.

WANG Qingbin, LI Jianping, ZANG Chunyan, et al. Clay minerals and their influences on petrophysical property in the strong overpressured reservoir[J]. Xinjiang Petroleum Geology, 2012, 33(2): 185-188.

[10]
孟元林, 魏巍, 王维安, 等. 超压背景下黏土矿物转化的优化模型[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2012, 42(S1): 145-153.

MENG Yuanlin, WEI Wei, WANG Weian, et al. An optimization model of clay mineral transformation under overpressure setting[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2012, 42(S1): 145-153.

[11]
孟元林, 许丞, 谢洪玉, 等. 超压背景下自生石英形成的化学动力学模型[J]. 石油勘探与开发, 2013, 40(6): 701-707.

MENG Yuanlin, XU Cheng, XIE Hongyu, et al. A new kinetic model for authigenic quartz formation under overpressure[J]. Petroleum Exploration and Development, 2013, 40(6): 701-707.

[12]
刘迪, 丁晓琪, 韩玫梅. 异常高压对储层成岩作用的控制[J]. 西南石油大学学报(自然科学版), 2013, 35(3): 39-46.

DOI

LIU Di, DING Xiaoqi, HAN Meimei. Govern of abnormal pressure on reservoir diagenesis[J]. Journal of Southwest Petroleum University (Science & Technology Edition), 2013, 35(3): 39-46.

[13]
肖军, 王华, 袁立川, 等. 深埋藏砂岩储层中异常孔隙的保存机制探讨[J]. 地质科技情报, 2007, 26(5): 49-56.

XIAO Jun, WANG Hua, YUAN Lichuan, et al. Preservation mechanisms of abnormal porosity in deeply buried sandstone reservoirs[J]. Geological Science and Technology Information, 2007, 26(5): 49-56.

[14]
邹华耀, 郝芳, 杨申谷, 等. 超压流体排放通道与溶蚀孔隙的形成: 以库车坳陷克拉苏构造带喀桑托开背斜带为例[J]. 石油天然气学报, 2008, 30(1): 16-21.

ZOU Huayao, HAO Fang, YANG Shengu, et al. Overpressure fluid-discharging pathes and dissolved pore generation[J]. Journal of Oil and Gas Technology, 2008, 30(1): 16-21.

[15]
何生, 杨智, 何治亮, 等. 准噶尔盆地腹部超压顶面附近深层砂岩碳酸盐胶结作用和次生溶蚀孔隙形成机理[J]. 地球科学(中国地质大学学报), 2009, 34(5): 759-768.

HE Sheng, YANG Zhi, HE Zhiliang, et al. Mechanism of carbonate cementation and secondary dissolution porosity formation in deep-burial sandstones near the top overpressured surface in central part of Junggar Basin[J]. Earth Science (Journal of China University of Geosciences), 2009, 34(5): 759-768.

[16]
肖丽华, 高煜婷, 田伟志, 等. 超压对碎屑岩机械压实作用的抑制与孔隙度预测[J]. 矿物岩石地球化学通报, 2011, 30(4): 400-406.

XIAO Lihua, GAO Yuting, TIAN Weizhi, et al. The retardation of mechanical compaction in clastic rocks by overpressure and the prediction model for porosity[J]. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 2011, 30(4): 400-406.

[17]
石良, 金振奎, 闫伟, 等. 异常高压对储集层压实和胶结作用的影响: 以渤海湾盆地渤中凹陷西北次凹为例[J]. 石油勘探与开发, 2015, 42(3): 310-318.

SHI Liang, JIN Zhenkui, YAN Wei, et al. Influence of overpressure on reservoir compaction and cementation: A case from northwestern subsag, Bozhong Sag, Bohai Bay Basin, East China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2015, 42(3): 310-318.

[18]
尤丽, 曲希玉, 钟佳, 等. 高温超压储层孔隙演化的物理模拟实验[J]. 天然气工业, 2019, 39(7): 21-30.

YOU Li, QU Xiyu, ZHONG Jia, et al. Physical simulation experiments on pore evolution in high-temperature and overpressure reservoirs[J]. Natural Gas Industry, 2019, 39(7): 21-30.

[19]
CHUHAN F A, KJELDSTAD A, BJØRLYKKE K, et al. Porosity loss in sand by grain crushing: Experimental evidence and relevance to reservoir quality[J]. Marine and Petroleum Geology, 2002, 19(1): 39-53.

DOI

[20]
赵靖舟, 李军, 徐泽阳. 沉积盆地超压成因研究进展[J]. 石油学报, 2017, 38(9): 973-998.

DOI

ZHAO Jingzhou, LI Jun, XU Zeyang. Advances in the origin of overpressures in sedimentary basins[J]. Acta Petrolei Sinica, 2017, 38(9): 973-998.

DOI

[21]
鲁雪松, 赵孟军, 张凤奇, 等. 准噶尔盆地南缘前陆冲断带超压发育特征、成因及其控藏作用[J]. 石油勘探与开发, 2022, 49(5): 859-870.

DOI

LU Xuesong, ZHAO Mengjun, ZHANG Fengqi, et al. Characteristics, origin and controlling effects on hydrocarbon accumulation of overpressure in foreland thrust belt of southern margin of Junggar Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2022, 49(5): 859-870.

[22]
陈书平, 漆家福, 于福生, 等. 准噶尔盆地南缘构造变形特征及其主控因素[J]. 地质学报, 2007, 81(2): 151-157.

CHEN Shuping, QI Jiafu, YU Fusheng, et al. Deformation characteristics in the southern margin of the Junggar Basin and their controlling factors[J]. Acta Geologica Sinica, 2007, 81(2): 151-157.

[23]
杜金虎, 支东明, 李建忠, 等. 准噶尔盆地南缘高探1井重大发现及下组合勘探前景展望[J]. 石油勘探与开发, 2019, 46(2): 205-215.

DOI

DU Jinhu, ZHI Dongming, LI Jianzhong, et al. Major breakthrough of Well Gaotan 1 and exploration prospects of lower assemblage in southern margin of Junggar Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2019, 46(2): 205-215.

DOI

[24]
高志勇, 石雨昕, 冯佳睿, 等. 准噶尔盆地南缘侏罗系—下白垩统岩相古地理恢复与意义[J]. 石油勘探与开发, 2022, 49(1): 68-80.

DOI

GAO Zhiyong, SHI Yuxin, FENG Jiarui, et al. Lithofacies paleogeography restoration and its significance of Jurassic to Lower Cretaceous in southern margin of Junggar Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration and Development, 2022, 49(1): 68-80.

[25]
况军, 邵雨, 于兴河, 等. 准噶尔盆地南缘侏罗系地质剖面图集[M]. 北京: 石油工业出版社, 2014.

KUANG Jun, SHAO Yu, YU Xinghe, et al. Geological Atlas of Jurassic sections in southern Junggar Basin[M]. Beijing: Petroleum Industry Press, 2014.

[26]
张闻林, 张哨楠, 陈义才, 等. 准南西部地层超压分析[J]. 天然气工业, 2004, 24(1): 26-29.

ZHANG Wenlin, ZHANG Shaonan, CHEN Yicai, et al. Analysis of formation overpressures in the west part of Zhunnan region[J]. Natural Gas Industry, 2004, 24(1): 26-29.

[27]
赵桂萍. 准噶尔盆地南缘异常高压及其与油气成藏的关系[J]. 石油与天然气地质, 2003, 24(4): 327-331.

ZHAO Guiping. Overpressure and its relation to petroleum accumulation in southern edge of Junggar Basin[J]. Oil & Gas Geology, 2003, 24(4): 327-331.

[28]
李铁军. 准噶尔盆地南缘异常高压及其成因机制初探[J]. 地质科学, 2004, 39(2): 234-244.

LI Tiejun. Overpressure and its generation in south edge of the Junggar Basin[J]. Chinese Journal of Geology, 2004, 39(2): 234-244.

[29]
李民河, 李震, 廖健德. 准噶尔盆地南缘地应力分析及相关问题探讨[J]. 新疆地质, 2005, 23(4): 343-346.

LI Minhe, LI Zhen, LIAO Jiande. Analysis of ground stress in the southern part of Jungger Basin and discussions of the related issues[J]. Xinjiang Geology, 2005, 23(4): 343-346.

[30]
鲁雪松, 张凤奇, 赵孟军, 等. 准噶尔盆地南缘高探1井超压成因与盖层封闭能力[J]. 新疆石油地质, 2021, 42(6): 666-675.

LU Xuesong, ZHANG Fengqi, ZHAO Mengjun, et al. Genesis of overpressure and sealing ability of caprocks in Well Gaotan 1 in the southern margin of Junggar Basin[J]. Xinjiang Petroleum Geology, 2021, 42(6): 666-675.

[31]
靳军, 刘明, 刘雨晨, 等. 准噶尔盆地南缘下组合现今温压场特征及其控制因素[J]. 地质科学, 2021, 56(1): 28-43.

JIN Jun, LIU Ming, LIU Yuchen, et al. Present-day temperature-pressure field and its controlling factors of the lower composite reservoir in the southern margin of Junggar Basin[J]. Chinese Journal of Geology, 2021, 56(1): 28-43.

[32]
张凤奇, 鲁雪松, 卓勤功, 等. 准噶尔盆地南缘下组合储层异常高压成因机制及演化特征[J]. 石油与天然气地质, 2020, 41(5): 1004-1016.

ZHANG Fengqi, LU Xuesong, ZHUO Qingong, et al. Genetic mechanism and evolution characteristics of overpressure in the lower play at the southern margin of the Junggar Basin, northwestern China[J]. Oil & Gas Geology, 2020, 41(5): 1004-1016.

[33]
高志勇, 崔京钢, 冯佳睿, 等. 埋藏压实-侧向挤压过程对库车坳陷深层储层物理性质的改造机理[J]. 现代地质, 2017, 31(2): 302-314.

GAO Zhiyong, CUI Jinggang, FENG Jiarui, et al. Modification mechanism of physical properties of deeply-buried sandstone reservoir due to the burial compaction and lateral extrusion in Kuqa Depression[J]. Geoscience, 2017, 31(2): 302-314.

[34]
SWEENEY J J, BURNHAM A K. Evaluation of a simple model of vitrinite reflectance based on chemical kinetics[J]. AAPG Bulletin, 1990, 74(10): 1559-1570.

[35]
樊小容. 流体压力对储层碎屑颗粒及孔隙保持的作用机制[D]. 北京: 中国石油大学(北京), 2021.

FAN Xiaorong. Mechanism of fluid pressure on detrital particles and pore retention in clastic reservoir[D]. Beijing: China University of Petroleum (Beijing), 2021.

[36]
应凤祥, 罗平, 何东博, 等. 中国含油气盆地碎屑岩储集层成岩作用与成岩数值模拟[M]. 北京: 石油工业出版社, 2004.

YING Fengxiang, LUO Ping, HE Dongbo, et al. Diagenesis and numerical simulation of diagenesis of clastic rock reservoirs in petroliferous basins in China[M]. Beijing: Petroleum Industry Press, 2004.

[37]
韩守华, 李娴静, 陈能贵, 等. 准噶尔盆地南缘中段下组合储层特征及控制因素分析[J]. 沉积与特提斯地质, 2012, 32(4): 52-58.

HAN Shouhua, LI Xianjing, CHEN Nenggui, et al. Hydrocarbon reservoirs and their controlling factors in the lower associations of the middle part of southern Junggar Basin, Xinjiang[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2012, 32(4): 52-58.

[38]
高志勇, 马建英, 崔京钢, 等. 埋藏(机械)压实—侧向挤压地质过程下深层储层孔隙演化与预测模型[J]. 沉积学报, 2018, 36(1): 176-187.

GAO Zhiyong, MA Jianying, CUI Jinggang, et al. Deep reservoir pore evolution model of a geological process from burial compaction to lateral extrusion[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2018, 36(1): 176-187.

[39]
HOUSEKNECHT D W. Assessing the relative importance of compaction processes and cementation to reduction of porosity in sandstones[J]. AAPG Bulletin, 1987, 71(6): 633-642.

[40]
曾联波, 漆家福, 王成刚, 等. 构造应力对裂缝形成与流体流动的影响[J]. 地学前缘, 2008, 15(3): 292-298.

ZENG Lianbo, QI Jiafu, WANG Chenggang, et al. The influence of tectonic stress on fracture formation and fluid flow[J]. Earth Science Frontiers, 2008, 15(3): 292-298.

Options
文章导航

/

〈 〉

版权所有：《石油勘探与开发》编辑部；《石油勘探与开发（英文）》编辑部
地址：北京市海淀区学院路20号，中国石油勘探开发研究院数据中心605室　

京ICP备15044687号    技术支持：北京玛格泰克科技发展有限公司