鄂爾多斯盆地長7湖相泥頁巖孔隙演化特征

吳松濤，朱如凱，崔京鋼，崔景偉，白斌，張響響，金旭，朱德升，游建昌，李曉紅（1. 中國石油勘探開發(fā)研究院；2. 國家能源致密油氣研發(fā)中心；3. 中國石油天然氣集團公司油氣儲層重點實驗室）

鄂爾多斯盆地長7湖相泥頁巖孔隙演化特征

吳松濤1, 2, 3，朱如凱1, 2, 3，崔京鋼1, 2, 3，崔景偉1, 2, 3，白斌1, 2, 3，張響響1, 2, 3，金旭1, 2, 3，朱德升1, 2, 3，游建昌1, 2, 3，李曉紅1, 2, 3
（1. 中國石油勘探開發(fā)研究院；2. 國家能源致密油氣研發(fā)中心；3. 中國石油天然氣集團公司油氣儲層重點實驗室）

摘要：以鄂爾多斯盆地三疊系延長組長7段低熟泥頁巖為研究對象，基于溫壓模擬與納米CT三維表征技術，研究泥頁巖孔隙隨溫度變化的演化特征，并探討其主控因素。結果表明：隨成熟度增高，長7段富有機質(zhì)泥頁巖中納米孔隙不斷增加，基于納米CT三維模型計算的孔隙度由0.56%增大至2.06%，增大比例超過250%；孔隙演化整體呈現(xiàn)3段式特征：從未熟到低成熟階段，有機質(zhì)生烴作用弱，壓實作用為主，孔隙度快速降低；從低成熟到成熟再到高過成熟階段，有機質(zhì)大量裂解生烴，黏土礦物轉(zhuǎn)化作用強烈，孔隙度快速增長；進入高過成熟階段，有機質(zhì)生烴能力與黏土礦物轉(zhuǎn)化減弱，孔隙系統(tǒng)基本保持穩(wěn)定。明確了不同成分對泥頁巖孔隙演化貢獻的差異性，有機質(zhì)熱演化貢獻最大，黏土礦物轉(zhuǎn)化貢獻次之，脆性礦物轉(zhuǎn)化貢獻最小，三者比例大致為6∶3∶1，推測泥頁巖鏡質(zhì)體反射率大于1.2%時有機質(zhì)孔隙開始大量發(fā)育。圖9表1參29

關鍵詞：湖相泥頁巖；孔隙演化；黏土礦物；納米CT；鄂爾多斯盆地；長7段

0　引言

近年來，隨著頁巖油氣的成功勘探開發(fā)，泥頁巖已從傳統(tǒng)的“源蓋系統(tǒng)”進一步擴展為“源儲蓋”系統(tǒng)，泥頁巖儲集空間受到普遍關注，成為研究熱點。針對泥頁巖儲集空間的靜態(tài)表征，國內(nèi)外學者已開展大量研究，在孔隙類型、大小、形態(tài)、空間分布及連通性方面取得了豐碩成果[1-7]，但對泥頁巖孔隙演化的報道較少。與常規(guī)砂巖儲集層孔隙演化主要受成巖作用影響不同，泥頁巖孔隙演化受到生烴作用和成巖作用雙重控制[8-10]，其是生烴增孔與壓實、膠結作用減孔共同作用的過程。目前已發(fā)表的關于泥頁巖孔隙演化的研究方法包括兩大類：①直接觀察法，即利用高分辨率設備，如場發(fā)射掃描電鏡分析不同成熟度泥頁巖樣品，確定孔隙發(fā)育的差異性，此方法的優(yōu)勢是直觀清晰，但忽略了樣品非均質(zhì)性及區(qū)域差異，關注點多為有機質(zhì)孔，忽略了無機質(zhì)孔，因此不能展示泥頁巖整體孔隙演化特征，且不同學者研究結果差異較大。多數(shù)學者提出隨著泥頁巖有機質(zhì)熱演化程度（Ro）的增加，有機質(zhì)孔增多[11-12]，而Curtis等[13]以馬塞勒斯頁巖為研究對象，發(fā)現(xiàn)隨Ro值增大，有機質(zhì)孔隙大小和比例均降低；Fishman等[14]利用掃描電鏡研究英國Kimmeridge頁巖，發(fā)現(xiàn)隨Ro值增大，有機質(zhì)孔隙大小及數(shù)量未見明顯增大。②物理模擬法，即選擇低熟樣品，設定溫度序列，通過加溫誘發(fā)烴類生成，利用氣體吸附定量分析不同階段孔隙變化[9-10]，這種方法在一定程度上降低了樣品非均質(zhì)性對實驗結果的影響，可對比性強，能夠提供孔隙演化的整體特征，缺點在于缺乏直觀表征，無法清晰直觀地展示同一區(qū)域內(nèi)礦物與孔隙演變特征，無法對有機質(zhì)孔與無機質(zhì)孔演化的差異性進行分析。針對上述問題，本文以鄂爾多斯盆地富有機質(zhì)低熟泥頁巖為對象，利用高溫高壓物理模擬系統(tǒng)，對同一樣品開展原位納米CT重構與掃描電鏡二維表征研究，精細評價同一位置孔隙結構隨溫度演化特征，并結合圖像分析、氣體吸附、X射線衍射、巖石熱解等數(shù)據(jù)，定量分析不同演化階段泥頁巖孔隙演化特征，明確不同礦物組分對孔隙演化的影響，為泥頁巖有利儲集體預測與評價提供參考。

1　實驗方法

1.1 樣品制備與實驗流程

圖1　研究區(qū)取樣位置圖

本文樣品取自鄂爾多斯盆地上三疊統(tǒng)長7段泥頁巖（見圖1）。上三疊統(tǒng)延長組是鄂爾多斯盆地油氣勘探開發(fā)主要層系，其中長7段是盆地內(nèi)最重要的生油層系，形成于盆地快速沉降期，分布范圍達10×104km2[4]，為一套以深灰色—灰黑色泥巖、頁巖、油頁巖為主的沉積，夾少量薄層粉砂巖、粉細砂巖。

本次實驗樣品埋深2 452.6 m，有機碳含量（TOC）為2.23%，硫含量為0.14%，鏡質(zhì)體反射率（Ro）為0.67%，巖石熱解分析S1值為5.11 mg/g，S2值為10.73 mg/g，氫指數(shù)（HI）為481.17 mg/g，最高熱解溫度（Tmax）為426 ℃（見表1），有機質(zhì)組分以無定形類脂體為主，見少量孢子和刺球藻，成分較為單一，屬Ⅱ型干酪根。

表1　樣品在不同溫度點實驗結果

實驗流程如下：①制備樣品并進行納米CT三維掃描，之后利用場發(fā)射掃描電鏡進行二維高分辨率圖像表征，獲取原始狀態(tài)下二維與三維孔喉系統(tǒng)模型。②將樣品置于高溫反應爐中，設置溫度350 ℃，升溫速率20 ℃/h，恒溫8 h后自然冷卻，再進行同一位置的納米CT掃描與場發(fā)射掃描電鏡表征，獲取此溫度下樣品的二維與三維孔喉系統(tǒng)模型。③重復步驟②，設置溫度分別為450 ℃和550 ℃，依次獲取不同溫度下樣品的二維與三維孔喉系統(tǒng)模型。實驗過程中，選取600 g原始樣品粉碎至粒徑0.15 mm（100目），保留150 g備用，其余粉末樣品與納米CT樣品同時裝入高溫反應爐中，在高溫加熱結束后取出納米CT掃描樣品時，依次分別取出150 g樣品，進而得到不同溫度點下與納米CT樣品經(jīng)歷相同演化過程的粉末樣品。最后，利用三維分析軟件處理4套納米CT數(shù)據(jù)，并對粉末樣品進行巖石熱解、氣體吸附、X衍射等分析。

為進一步驗證壓力對泥頁巖孔隙演化的影響，本次研究開展了基于地層條件的泥頁巖有機質(zhì)演化與礦物轉(zhuǎn)化實驗模擬，實驗流程如下：①制備場發(fā)射掃描電鏡樣品，進行高分辨率成像分析，獲取原始狀態(tài)下樣品二維孔隙結構信息；②制備粒徑為0.15 mm（100目）的粉末樣品，用粉末樣品將電鏡樣品包裹，置于高溫高壓反應裝置中，設置溫度350 ℃，壓力90 MPa，升溫速率20 ℃/h，恒溫8 h后自然冷卻，再進行同一位置的場發(fā)射掃描電鏡表征，獲取此溫度下樣品的二維孔隙結構信息；③重復步驟②，設置溫度450 ℃，壓力90 MPa，獲取此溫度點樣品的二維孔隙結構信息。實驗過程采用密閉環(huán)境，以最大程度模擬地下真實成巖演化環(huán)境。設置靜巖壓力的主要原因是高溫高壓實驗設備的流體壓力較難準確控制，采用90 MPa靜巖壓力的主要依據(jù)是：樣品埋深為2 452.6 m，剝蝕厚度約1 000 m，平均地層密度為2.4～2.6 cm3/g，對應的靜巖壓力為90 MPa左右。

1.2 實驗設備與實驗條件

本次研究依托中國石油天然氣集團公司油氣儲層重點實驗室的納米CT設備，即Xradia公司的UltraXRM-L200立體顯微鏡，其工作能量為8 keV，采用X射線光學透鏡顯微成像技術，屬于超高分辨率無損傷立體重構顯微成像，相位襯度與吸收襯度優(yōu)勢明顯，具備無損探測泥頁巖微觀孔喉系統(tǒng)的能力。其光學原理為：實驗室X射線經(jīng)過光學透鏡聚焦照射到樣品上，由物鏡波帶片進行放大成像，再由電荷耦合元件圖像傳感器采集圖像。在波帶片后焦平面上加上位相環(huán)，得到襯度更高的澤尼克相位成像。納米CT利用透鏡聚焦光學放大原理使其具有了高分辨率和高襯度，實際最大分辨能力可達50 nm，為準確刻畫致密儲集層孔喉系統(tǒng)奠定了基礎。本次研究中，4次納米CT掃描參數(shù)設置相同：測試溫度20 ℃，單張圖片曝光時間120 s，采集圖像1 601張，單次累計掃描時間約為54 h。

高溫反應爐的溫度設置參考了張家口青白口系下馬嶺組低熟泥頁巖與福?，F(xiàn)代湖泥模擬結果（見圖2）?；诘褪炷囗搸r和現(xiàn)代湖泥的高溫模擬實驗，發(fā)現(xiàn)二者具有類似的演化趨勢，對應于同一溫度點，實測鏡質(zhì)體反射率大體相當，標準誤差小于0.5%（見圖2）。本次實驗設置的溫度點分別為350 ℃、450 ℃和550 ℃，對應的鏡質(zhì)體反射率大體為1.0%～1.5%、2.0%～2.5% 和2.5%～3.0%，對應于成熟—高成熟、過成熟和高過成熟階段。原始樣品鏡質(zhì)體反射率為0.67%，處于低熟階段。

圖2　模擬溫度與實測鏡質(zhì)體反射率關系

孔隙定量評價主要基于氮氣吸附實驗結果，利用ASAP2020比表面分析儀完成，實驗參照國家標準《氣體吸附BET法測定固態(tài)物質(zhì)比表面積》[15]執(zhí)行；TOC、巖石熱解與X衍射礦物分析分別在中國石油天然氣集團公司地球化學重點實驗室與油氣儲層重點實驗室完成，實驗分別參照國家標準《沉積巖中總有機碳測定》[16]、《巖石熱解分析》[17]和行業(yè)標準《沉積巖中黏土礦物和常見非黏土礦物X射線衍射分析方法》[18]執(zhí)行。

2　泥頁巖孔隙系統(tǒng)演化特征

2.1 納米CT實驗結果

本次研究的4個納米CT三維孔喉模型分別代表了泥頁巖成熟度不斷增加的4個階段：低成熟階段、成熟—高成熟階段、過成熟階段和高過成熟階段。對比這4個階段孔隙平面分布特征發(fā)現(xiàn)，隨成熟度增加，泥頁巖孔隙發(fā)育程度逐漸增大，但增大率有別：從原始樣品到350 ℃樣品再到450 ℃樣品，孔喉尺寸與發(fā)育程度明顯增大，而從450 ℃到550 ℃，樣品孔喉尺寸與發(fā)育程度增大比例較?。ㄒ妶D3a—3d）。三維孔喉模型結果同樣支持這一結論（見圖3e—3h）：孔喉系統(tǒng)表面積由原始樣品的691.87 μm2逐漸增大為1 474.27 μm2（350 ℃）、3 963.20 μm2（450 ℃）和4 029.30 μm2（550 ℃），相對增大比例依次為113.00%、169.00%和1.67%；孔喉系統(tǒng)體積由原始樣品的43.05 μm3逐漸增大為117.76 μm3（350 ℃）、414.27 μm3（450 ℃）和445.50 μm3（550 ℃），相對增大比例依次為174.0%、252.0%和7.5%；計算孔隙度由原始樣品的0.56%，進一步增大為0.95%（350 ℃）、1.98%（450 ℃）和2.06%（550 ℃），相對增大比例依次為70%、108%和4%（見表1）。三維孔隙系統(tǒng)模型顯示隨演化程度升高，長7泥頁巖樣品孔喉系統(tǒng)整體連通性逐漸提高（見圖3e—3h）。

2.2 氮氣吸附實驗結果

圖3　不同溫度點樣品納米CT二維平面圖（a—d）與三維孔喉系統(tǒng)模型（e—h）

泥頁巖孔隙以微—納米級孔為主[19]，氮氣吸附實驗是定量評價泥頁巖孔隙結構的常用方法，其有效測試范圍為2～100 nm[20]。本次研究利用BJH （Barret-Joyner-Halenda）理論計算脫附曲線，定量評價孔隙結構。實驗結果表明，伴隨模擬溫度的升高，孔隙系統(tǒng)整體增大：BET（Brunauar-Emmett-Teller）比表面積由原始樣品的3.61 m2/g變?yōu)?.20 m2/g（350℃）、7.95 m2/g（450 ℃）和8.60 m2/g（550 ℃）；BJH累計比表面積表現(xiàn)出相似的特征，由原始樣品的3.20 m2/g增大為8.53 m2/g（350 ℃）、9.90 m2/g（450℃）和10.56 m2/g（550 ℃）；比孔容也由原始樣品的0.018 cm3/g逐漸增大為0.030 8 cm3/g（350 ℃）、0.031 5 cm3/g（450 ℃）和0.035 0 cm3/g（550 ℃）（見表1、圖4）。從孔隙大小看，隨模擬溫度的升高，儲集空間整體變大，比表面分布圖依次出現(xiàn)兩個峰值，350 ℃出現(xiàn)第1個峰值，對應的孔徑為3.5 nm，550 ℃出現(xiàn)第2個峰值，對應的孔徑為8.9 nm，這兩個高峰在比孔容分布圖上也有所反映，且趨勢一致（見圖4），表明熱演化過程中新增孔隙（直徑小于100 nm部分）的直徑可能集中在3～10 nm。

此外，研究發(fā)現(xiàn)對于直徑小于100 nm的孔隙，350 ℃（對應Ro值為1.0%～1.5%，熱降解生油氣—熱裂解生濕氣階段）是演化的關鍵溫度點，孔隙主體在這一溫度即可形成，暗示干酪根裂解高峰段可能是納米級孔隙演化的關鍵時期。

2.3 孔隙演化控制因素探討

泥頁巖孔隙演化受礦物組成、有機質(zhì)、成巖流體、溫度和壓力等多種因素的影響，關于不同因素在孔隙演化中發(fā)揮的作用，已有學者開展了前期研究。Katsube 等[21]認為初始孔隙度受控于沉積顆粒的大小和數(shù)量、黏土礦物組成以及沉積建造，隨后沉積壓實和膠結作用導致孔隙減小，有機質(zhì)生烴排酸溶蝕作用增加了頁巖的孔隙度；Loucks等[6]提出壓實作用導致孔隙度的損失率達83%～88%，埋深超過2.5 km，頁巖孔隙度小于10%，生烴作用及后期溶蝕作用會生成新的孔隙；Modica等[22]認為泥頁巖孔隙演化主要受控于干酪根熱演化，而與基質(zhì)礦物孔隙演化關系不大；崔景偉等[9]提出頁巖孔隙演化受控于3種機制相互作用，即生烴、機械壓實和化學壓實作用；Curits等[13]通過對比北美9大頁巖特征，發(fā)現(xiàn)有機質(zhì)孔發(fā)育程度與TOC值關系不明顯，多數(shù)學者研究結果證實大多數(shù)成熟樣品中比表面積隨TOC值的升高而升高，而低成熟度樣品中比表面積與TOC值關系不明顯[12-13]。綜上所述，有機質(zhì)生烴作用與成巖作用可能是控制泥頁巖孔隙演化的關鍵因素。

長7泥頁巖有機地球化學模擬分析結果表明（見圖5）：隨著模擬溫度的升高，TOC值由2.23%減小至0.04%，（S1+S2）值由15.84 mg/g減小至0.04 mg/g，硫含量由0.14%減小至0.01%，表明有機質(zhì)發(fā)生了強烈的裂解生烴反應。X衍射礦物分析結果顯示，黏土礦物含量由46.1%增大為51.6%，伊利石相對含量由5%增大至15%，伊蒙混層混層比由最初的50%降至小于5%，表明黏土礦物之間發(fā)生了轉(zhuǎn)化作用。上述結果表明有機質(zhì)熱演化和黏土礦物轉(zhuǎn)化與泥頁巖孔隙演化同期發(fā)生，進一步證實了三者之間的密切關系。

2.3.1 有機質(zhì)生烴演化

圖4　不同溫度點樣品比表面及比孔容分布直方圖

圖5　模擬樣品有機質(zhì)與黏土礦物變化

長7泥頁巖樣品發(fā)育2種形態(tài)的有機質(zhì)：第1種為不規(guī)則狀有機質(zhì)，內(nèi)部發(fā)育微裂縫（見圖6a1）；第2種為塊狀有機質(zhì)，內(nèi)部不發(fā)育裂縫（見圖6b1）。這2種形態(tài)的有機質(zhì)總體熱演化趨勢一致，即隨著模擬溫度的升高，有機質(zhì)裂解生烴[23-24]，形成有機質(zhì)孔，最后有機質(zhì)消失，演變?yōu)榇罂紫?，但二者在演變過程中表現(xiàn)出一定差異性。第1種發(fā)育微裂縫的有機質(zhì)，其孔隙形成具有雙向性，一是沿原有微裂縫在有機質(zhì)內(nèi)部擴展，二是在有機質(zhì)與礦物基質(zhì)之間形成微裂縫（見圖6a1—6a4）；第2種塊狀有機質(zhì)整體收縮，有機質(zhì)孔主要在有機質(zhì)與礦物基質(zhì)間形成（見圖6b1—6b4）。隨著熱演化程度的升高，有機質(zhì)裂解程度加大，后期見部分礦物殘留，掃描電鏡能譜分析后確定殘留部分主要是伊蒙混層或伊利石（見圖6a4、6b4），這可能是后期黏土礦物總量增加的一個原因。

圖6　不同溫度下有機質(zhì)、黏土礦物與脆性礦物演化照片（a和b系列為有機質(zhì)；c系列為伊蒙混層；d系列為綠泥石；e系列為鉀長石、綠泥石與有機質(zhì)；f系列為白云石、綠泥石與有機質(zhì)）

隨著熱演化程度的升高，有機質(zhì)孔隙形態(tài)發(fā)生規(guī)律變化：從最初的有機質(zhì)內(nèi)部微裂縫（見圖7a1紅框范圍），到形成蜂窩狀集合體（見圖7a2，7b1—7b2），再到蜂窩狀孔隙相互溝通形成較大孔隙（見圖7a2），最后到有機質(zhì)完全裂解，形成新的孔隙（見圖7a3—7a4，7b3—7b4）。蜂窩狀有機質(zhì)孔與目前已發(fā)表的海相頁巖有機質(zhì)孔形態(tài)一致[4, 6]，進一步證實了模擬結果的可靠性。蜂窩狀有機質(zhì)孔大量發(fā)育對應的模擬溫度為350 ℃，此時樣品的鏡質(zhì)體反射率約為1.2%～1.5%，對應于生油窗后半段—生氣窗前半段，此時有機質(zhì)大量裂解，這與前人的認識基本一致[9, 25]。 2.3.2 黏土礦物成巖演化

長7泥頁巖不同溫度點樣品圖像分析發(fā)現(xiàn)，隨著熱演化程度的升高，黏土礦物粒內(nèi)孔逐漸發(fā)育，特別是伊蒙混層粒內(nèi)孔與綠泥石粒內(nèi)孔。隨模擬溫度的升高，伊蒙混層粒內(nèi)孔的尺寸逐漸增大，原有孔隙被新發(fā)育的微裂縫溝通，孔隙發(fā)育的范圍進一步擴大，提高了整體連通性（見圖6c1—6c4）；綠泥石粒內(nèi)孔也具有相似特征，孔隙大小與發(fā)育程度隨溫度升高而增大（見圖6d1—6d4）。另外，350 ℃對黏土礦物孔隙演化具有關鍵影響，伊蒙混層與綠泥石粒內(nèi)孔增大主體對應溫度為350 ℃，溫度超過350 ℃后孔隙變化幅度不大，說明黏土礦物成巖演化作用主要發(fā)生在低熟階段到生油窗后半段，對儲集空間的貢獻也主要集中在這一階段，這與地質(zhì)歷史中黏土礦物轉(zhuǎn)化規(guī)律相符[26]，說明進入生氣窗階段后，黏土礦物已趨于穩(wěn)定，礦物轉(zhuǎn)化程度降低，對儲集空間的貢獻也變小。

圖7　有機質(zhì)孔形態(tài)隨熱演化程度變化圖

2.3.3 脆性礦物演化

隨著模擬溫度的增高與熱演化程度的增加，有機質(zhì)生烴作用導致的流體環(huán)境改變會對長石、方解石等不穩(wěn)定礦物形成溶蝕，產(chǎn)生新的孔隙。長7泥頁巖中的鉀長石遭受有機酸溶蝕后釋放鉀離子，形成石英（見（1）式），鉀離子、伊蒙混層與高嶺石可進一步演變?yōu)橐晾ㄒ姡?）式、（3）式），圖6e1—6e4展現(xiàn)了鉀長石溶蝕孔沿解理面逐漸增大的過程，但相比黏土礦物與有機質(zhì)熱演化，孔隙大小及連通性增大的幅度較小。隨模擬溫度的升高，石英等脆性礦物內(nèi)部未見孔隙發(fā)育（見圖6a1—6a4，6f1—6f4）。

綜上可見，泥頁巖中不同物質(zhì)成分對孔隙演化的貢獻具有差異性：有機質(zhì)熱演化貢獻最大，黏土礦物轉(zhuǎn)化次之，脆性礦物演化貢獻最小。本次研究嘗試利用掃描電鏡圖像分析的方法定量評價3者的差異。圖6e1—6e4和6f1—6f4分別展示了有機質(zhì)、綠泥石、鉀長石與白云石等在熱演化過程中孔隙的變化，通過面孔率統(tǒng)計，發(fā)現(xiàn)4者對孔隙的貢獻比例分別為60%、30%、8%和2%，據(jù)此估算有機質(zhì)、黏土礦物與脆性礦物演化對新增孔隙的貢獻比例大致為6∶3∶1。

2.3.4 壓力對孔隙演化的影響

在一定壓力（如本實驗的壓力為90 MPa）下，隨著模擬溫度的增高，有機質(zhì)生烴作用、黏土礦物轉(zhuǎn)化與脆性礦物演化等均會產(chǎn)生新的孔隙，其中有機質(zhì)熱演化造孔作用最為顯著（見圖8）。圖8a1—8a3與8e1—8e2展現(xiàn)了有機質(zhì)孔逐漸增大的過程，在一定溫度和壓力條件下，有機質(zhì)裂解生烴，在有機質(zhì)內(nèi)部及有機質(zhì)與礦物基質(zhì)邊緣形成長條形孔隙，并進一步擴大形成新的儲集空間。相對于內(nèi)部發(fā)育裂縫的有機質(zhì)，塊狀有機質(zhì)孔隙發(fā)育程度略小。隨模擬溫度的升高，石英等脆性礦物內(nèi)部未見孔隙發(fā)育（見圖8b1—8b3）；長石內(nèi)部溶蝕孔隙有增大趨勢但不明顯（見圖8c1—8c3）；黃鐵礦內(nèi)孔隙具有增大趨勢，實驗過程中見兩種產(chǎn)出狀態(tài)的黃鐵礦，塊狀與莓球狀（圖8b1—8b3，8f1—8f2），二者均表現(xiàn)出一定收縮現(xiàn)象，同時，黃鐵礦晶間多發(fā)育有機質(zhì)[17-18]，由于生烴作用的影響，在黃鐵礦與礦物基質(zhì)、黃鐵礦晶間形成新的儲集空間；黏土礦物之間的孔隙也有一定程度增大，如圖8d1—8d2展示了綠泥石粒內(nèi)孔隨演化程度增高而增大的過程。

總體而言，在有壓力作用條件下，對于同一溫度，長7泥頁巖孔隙發(fā)育程度較無壓力作用的樣品孔隙發(fā)育程度稍小，但二者演化趨勢表現(xiàn)出一致性。以有機質(zhì)熱演化為例，無論有壓力作用與否，350 ℃與450 ℃（見圖8a1—8a3，圖6a1—6a4）有機質(zhì)孔隙發(fā)育趨勢相似，即伴隨模擬溫度的增高，孔隙發(fā)育程度增大，二者唯一差別在于孔隙發(fā)育程度。推測可能存在兩方面原因：①較高的壓力條件在一定程度上延遲了有機質(zhì)熱演化過程，造成生烴滯后，這一現(xiàn)象已被多位學者報道[27-29]，進而引起有機質(zhì)孔隙演化滯后；②較高的壓力條件對樣品產(chǎn)生壓實效應，減緩了孔隙增大的速度。對于不具備生烴能力的脆性礦物與黏土礦物而言，高壓形成的壓實效應可能會減緩孔隙增大的趨勢。

2.4 長7泥頁巖孔隙演化模式

基于以上研究成果，筆者嘗試建立鄂爾多斯盆地長7泥頁巖孔隙演化模式。孔隙發(fā)育程度總體隨樣品120～150 ℃熱演化程度的升高先減小而增大，進一步可劃分為3個階段（見圖9）。

圖8　壓力作用下有機質(zhì)、黏土礦物與脆性礦物演化照片（a和e系列為有機質(zhì)；b系列為石英與塊狀黃鐵礦；c系列是鉀長石；d系列是綠泥石；f系列是莓球狀黃鐵礦）

第1階段，孔隙系統(tǒng)快速減小階段，對應的Ro值小于0.5%，樣品處于未成熟階段，此時有機質(zhì)熱裂解生烴作用尚未發(fā)生，孔隙演化受壓實作用影響明顯，伴隨埋藏深度增大，上覆壓力增大，顆粒間緊密接觸，推測原始孔隙度快速減小。

第2階段，孔隙系統(tǒng)快速發(fā)育階段，對應的模擬溫度為350 ℃和450 ℃，樣品進入成熟到高成熟再到過成熟階段，隨著熱演化程度的增高，有機質(zhì)裂解生烴形成大量有機質(zhì)孔，有機質(zhì)含量迅速降低，生烴潛力（S1+S2）由最初的15.84 mg/g降低至0.07 mg/g；同時，有機質(zhì)生烴作用產(chǎn)生大量有機酸，改變了地下流體環(huán)境，鉀長石等非穩(wěn)定礦物遭受溶蝕，形成次生孔隙，由此引發(fā)的鉀離子釋放與較高的溫度壓力也進一步促進了蒙脫石、伊蒙混層等黏土礦物的轉(zhuǎn)化，因此這一階段黏土礦物總量及粒內(nèi)孔比例增大；從低熟階段到成熟階段，巖石整體處于生油窗，成巖壓實作用影響較大，孔隙增長幅度較小，從成熟階段到高成熟階段，巖石從生油窗進入生氣窗，巖石抗壓強度增大，壓實作用等對孔隙系統(tǒng)的影響變小。整體上孔隙系統(tǒng)的大小、分布及連通性大大變優(yōu)，孔隙度也由最初的0.56%增大至2%左右。

第3階段，孔隙系統(tǒng)保持穩(wěn)定階段，對應的模擬溫度為550 ℃，樣品進入高過成熟階段，此時有機質(zhì)生烴高峰已過，僅有少量殘留的有機質(zhì)發(fā)生裂解反應，生烴潛力（S1+S2）由0.07 mg/g降低至0.04 mg/g，新形成的有機質(zhì)孔比例相對第2階段小；同時，此階段巖石已處于成巖作用晚期，骨架的抗壓能力與穩(wěn)定性均大大提高，因此壓實作用對巖石孔隙結構的影響不大，相對穩(wěn)定的流體環(huán)境降低了礦物內(nèi)部無機質(zhì)孔的發(fā)育比例，整體孔隙系統(tǒng)處于相對穩(wěn)定狀態(tài)，孔隙度變化不大，維持在2%左右。

圖9　長7泥頁巖孔喉演化綜合圖

根據(jù)以上模式，長7泥頁巖有機質(zhì)孔開始大量發(fā)育對應的Ro值為1.2%～1.5%，從這一階段到過成熟階段，即從熱裂解生濕氣階段到深部高溫生氣階段，泥頁巖孔隙系統(tǒng)發(fā)育程度相對較高。

3　討論

泥頁巖孔隙演化是有機質(zhì)、礦物、溫度、壓力及流體等多因素長時間共同作用的結果，現(xiàn)有的溫壓模擬實驗仍存在一系列問題尚待解決，包括：①模擬成巖環(huán)境與地下真實儲集層演化條件的差異，模擬過程中溫度上升速度較快（20 ℃/h），這與地下實際情況仍有較大差別；②實驗未考慮地層流體的作用，不同的流體條件會對礦物演化產(chǎn)生重要影響；③實驗中壓力條件設置相對單一，盡管本次研究中增設了壓力，但未能實現(xiàn)對流體壓力的精細控制。實際上，本次實驗研究的結果放大了地下真實成巖環(huán)境中孔隙演化結果，但是，以溫壓模擬為基礎，開展泥頁巖孔隙演化原位對比性實驗研究，建立不同階段孔隙的二維與三維模型，一方面降低了樣品的非均質(zhì)性對實驗結果的影響，另一方面可針對性研究泥頁巖中不同類型孔隙演化的差異性，探討其主控因素，因此這可能會成為未來泥頁巖孔隙演化研究的主導方向。

4　結論

泥頁巖孔喉演化程度與成熟度正相關，從350 ℃到450 ℃再到550 ℃，隨著成熟度的增加，富有機質(zhì)頁巖中納米孔隙不斷增加，孔隙度不斷增大；不同成分對泥頁巖孔隙演化貢獻具差異性，有機質(zhì)熱演化貢獻最大，黏土礦物轉(zhuǎn)化貢獻次之，脆性礦物轉(zhuǎn)化貢獻最小，比例大致為6∶3∶1，泥頁巖Ro值大于1.2%時有機質(zhì)孔隙開始大量發(fā)育，對應熱裂解生濕氣階段；在壓力作用下，長7泥頁巖孔隙演化過程滯后，相同溫度下孔隙發(fā)育程度稍小，但演化趨勢與無壓力條件下孔隙演化趨勢具有一致性；長7泥頁巖孔隙發(fā)育呈現(xiàn)三段式特征：從未熟到低成熟階段，有機質(zhì)生烴作用弱，受壓實作用影響，孔隙度快速降低；從低成熟到成熟再到過成熟階段，巖石經(jīng)歷了生油窗到生氣窗的演化過程，有機質(zhì)大量裂解生烴，黏土礦物轉(zhuǎn)化增孔，孔隙度快速增大；進入高過成熟階段，有機質(zhì)生烴作用減弱，黏土礦物轉(zhuǎn)化作用減弱，孔隙系統(tǒng)基本保持穩(wěn)定；基于溫壓模擬與納米CT三維表征研究，開展泥頁巖孔隙演化特征研究，實現(xiàn)對同一樣品不同演化階段的三維孔隙模型重構，結合二維精細定點成像與氮氣吸附、有機地化等定量評價技術，結果可對比性強。

致謝：感謝中國石油勘探開發(fā)研究院鄒才能教授、張水昌教授、袁選俊教授、陶士振教授、侯連華博士、羅忠博士、時文、鄭飛、李建明博士、王曉琦、孫亮博士、北京大學聶洪港博士、卡爾蔡司（上海）管理有限公司洪麗友博士在研究中提出的寶貴意見與幫助。

參考文獻：

[1]Loucks R G, Reed R M, Ruppel S C, et al. Morphology, genesis, and distribution of nanometer-scale pores in Siliceous mudstones of the Mississippian Barnett shale[J]. Journal of Sedimentary Research, 2009, 79: 848-861.

[2]Joel D W, Steven W S. Eagle Ford shale reservoir properties from digital rock physics[J]. First Break, 2011, 29: 97-100.

[3]Sondergeld C H, Rai C S. Elastic anisotropy of shales[J]. The Leading Edge, 2011, 30(3): 324-331.

[4]鄒才能, 陶士振, 侯連華, 等. 非常規(guī)油氣地質(zhì)學[M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 2014.

Zou Caineng, Tao Shizhen, Hou Lianhua, et al. Unconventional petroleum geology[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2014.

[5]Chalmers G R, Bustin R M, Power I M. Characterization of gas shale pore systems by porosimetry, pycnometry, surface area, and field emission scanning electron microscopy/transmission electron microscopy image analyses: Examples from the Barnett, Woodford, Haynesville, Marcellus, and Doig units[J]. AAPG Bulletin, 2012, 96(6): 1099-1119.

[6]Loucks R G, Reed R M, Ruppel S C, et al. Spectrum of pore types and networks in mudrocks and a descriptive classification for matrix-related mudrock pores[J]. AAPG Bulletin, 2012, 96(6): 1071-1098.

[7]鄒才能, 朱如凱, 吳松濤, 等. 常規(guī)與非常規(guī)油氣聚集類型、特征、機理及展望[J]. 石油學報, 2012, 33(2): 173-187. Zou Caineng, Zhu Rukai, Wu Songtao, et al. Types, characteristics, genesis and prospects of conventional and unconventional hydrocarbon accumulations[J]. Acta Petrolei Sinica, 2012, 33(2): 173-187.

[8]Jarvie D M, Hill R J, Ruble T E, et al. Unconventional shale-gas systems: the Mississippian Barnett shale of north-central Texas as one model for thermogenic shale-gas assessment[J]. AAPG Bulletin, 2007, 91(4): 475-499.

[9]崔景偉, 朱如凱, 崔京鋼. 頁巖孔隙演化及其與殘留烴量的關系: 來自地質(zhì)過程約束下模擬實驗的證據(jù)[J]. 地質(zhì)學報, 2013, 87(5): 730-736.

Cui Jingwei, Zhu Rukai, Cui Jinggang. Relationship of porous evolution and residual hydrocarbon: Evidence from modeling experiment with geological constraint[J]. Acta Geologica Sinica, 2013, 87(5): 730-736.

[10]胡海燕. 富有機質(zhì)Woodford頁巖孔隙演化的熱模擬實驗[J]. 石油學報, 2013, 34(5): 820-825.

Hu Haiyan. Porosity evolution of the organic-rich shale with thermal maturity increasing[J]. Acta Petrolei Sinica, 2013, 34(5): 820-825.

[11]Schieber J. Common themes in the formation and preservation of porosity in shales and mudstones-illustrated with examples across the Phanerozoic[R]. Pittsburgh, Pennsylvania: SPE Unconventional Gas Conference, 2010.

[12]Jarvie D M, Jarvie B M, Weldon D, et al. Components and processes impacting production success from unconventional shale resource systems[R]. Manama, Bahrain: 10th Middle East Geosciences Conference and Exhibition, 2012.

[13]Curtis M E, Ambrose R J, Sondergeld C H, et al. Investigation of the relationship between organic porosity and thermal maturity in the Marcellus Shale[R]. SPE 144370, 2011.

[14]Fishman N, Lowers H, Hill R, et al. Porosity in shales of the organic-rich Kimmeridge clay formation(Upper Jurassic), offshore United Kingdom[R]. Long Beach, California: AAPG Annual Convention and Exhibition, 2012.

[15]中華人民共和國國家質(zhì)量監(jiān)督檢驗檢疫總局. GB/T 19587-2004氣體吸附BET法測定固態(tài)物質(zhì)比表面積[S]. 北京: 中華人民共和國國家質(zhì)量監(jiān)督檢驗檢疫總局, 2004.

The State Administration of Quality Supervision, Inspection and Quarantine of the People’s Republic of China. GB/T 19587-2004 Gas adsorption BET method determination of solid matter, specific surface area[S]. Beijing: The State Administration of Quality Supervision, Inspection and Quarantine of the People’s Republic of China, 2004.

[16]中華人民共和國國家質(zhì)量監(jiān)督檢驗檢疫總局. GB/T 19145-2003沉積巖中總有機碳測定[S]. 北京: 中華人民共和國國家質(zhì)量監(jiān)督檢驗檢疫總局, 2003.

The State Administration of Quality Supervision, Inspection and Quarantine of the People’s Republic of China. GB/T 19145-2003 The determination of total organic carbon in sedimentary rocks[S]. Beijing: The State Administration of Quality Supervision, Inspection and Quarantine of the People’s Republic of China, 2003.

[17]中華人民共和國國家質(zhì)量監(jiān)督檢驗檢疫總局. GB/T 18602-2001巖石熱解分析[S]. 北京: 中華人民共和國國家質(zhì)量監(jiān)督檢驗檢疫總局, 2001.

The State Administration of Quality Supervision, Inspection and Quarantine of the People’s Republic of China. GB/T 18602-2001 Rock pyrolysis analysis[S]. Beijing: The State Administration of Quality Supervision, Inspection and Quarantine of the People’s Republic of China, 2001.

[18]國家能源局. SY/T 5163-2010沉積巖中黏土礦物和常見非黏土礦物X射線衍射分析方法[S]. 北京: 國家能源局, 2010.

National Energy Administration. SY/T 5163-2010 Clay minerals in sedimentary rocks and common method X-ray diffraction analysis of clay minerals[S]. Beijing: National Energy Administration, 2010.

[19]Ambrose R J, Hartman R C, Diaz-Campos M, et al. New pore-scale considerations for shale gas in place calculations[R]. SPE 131772, 2010.

[20]田華, 張水昌, 柳少波, 等. 壓汞法和氣體吸附法研究富有機質(zhì)頁巖孔隙特征[J]. 石油學報, 2012, 33(3): 419-427.

Tian Hua, Zhang Shuichang, Liu Shaobo, et al. Determination of organic-rich shale pore features by mercury injection and gas adsorption methods[J]. Acta Petrolei Sinica, 2012, 33(3):419-427.

[21]Katsube T J, Issler D R. Pore-size distributions of shales from the Beaufort-Mackenzie Basin, northern Canada[R]. Ottawa, Ontario: Geological Survey of Canada, 1993.

[22]Modica C J, Lapierre S G. Estimation of kerogen porosity in source rocks as a function of thermal transformation: Example from the Mowry Shale in the Powder River Basin of Wyoming[J]. AAPG Bulletin, 2012, 96(1): 87-108.

[23]Pepper A S, Corvi P J. Simple kinetic models of petroleum formation: Part 1: Oil and gas generation from kerogen[J]. Marine Petroleum Geology, 1995, 12(3): 291-319.

[24]Stainforth J G. Practical kinetic modeling of petroleum generation and expulsion[J]. Marine Petroleum Geology, 2009, 26(4): 552-572.

[25]Curtis M E, Cardott B J, Sondergeld C H, et al. The development of organic porosity in the Woodford shale related to thermal maturity[R]. SPE 160158, 2012.

[26]趙杏媛, 張有瑜. 粘土礦物與粘土礦物分析[M]. 北京: 海洋出版社, 1990.

Zhao Xingyuan, Zhang Youyu. Clay mineral and clay mineral analysis[M]. Beijing: Ocean Press, 1990.

[27]郝芳, 姜建群, 鄒華耀, 等. 超壓對有機質(zhì)熱演化的差異抑制作用及層次[J]. 中國科學D輯, 2004, 34(5): 443-451.

Hao Fang, Jiang Jianqun, Zou Huayao, et al. Differential retardation of organic matter maturation by overpressure[J]. SCIENCE CHINA Earth Sciences, 2004, 47(9): 783-793.

[28]李會軍, 吳泰然, 朱雷, 等. 板橋凹陷超壓抑制作用及成烴特征[J]. 天然氣工業(yè), 2004, 24(12): 20-23.

Li Huijun, Wu Tairan, Zhu Lei, et al. Inhibition of overpressure on thermal evolution of organic matters in Banqiao Sag[J]. Natural Gas Industry, 2004, 24(12): 20-23.

[29]郝芳, 鄒華耀, 方勇, 等. 超壓環(huán)境有機質(zhì)熱演化和生烴作用機理[J]. 石油學報, 2006, 27(5): 9-18.

Hao Fang, Zou Huayao, Fang Yong, et al. Kinetics of organic matter maturation and hydrocarbon generation in overpressure environment[J]. Acta Petrolei Sinica, 2006, 27(5): 9-18.

（編輯 黃昌武）

Characteristics of lacustrine shale porosity evolution, Triassic Chang 7 Member, Ordos Basin, NW China

Wu Songtao1,2,3, Zhu Rukai1,2,3, Cui Jinggang1,2,3, Cui Jingwei1,2,3, Bai Bin1,2,3, Zhang Xiangxiang1,2,3, Jin Xu1,2,3, Zhu Desheng1,2,3, You Jianchang1,2,3, Li Xiaohong1,2,3

(1. PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration & Development, Beijing 100083, China; 2. National Energy Tight Oil & Gas R & D Center, Beijing 100083, China; 3. CNPC Key Laboratory of Oil & Gas Reservoirs, Beijing 100083, China)Abstract: With low mature Triassic Chang 7 Member shale samples from the Ordos Basin as study object, the 3-D porosity evolution with temperature increase and its main controlling factors are analyzed based on the physical modeling under high temperature & pressure and nano-CT scanning data. More and more nano-pores were developed in Chang 7 Member organic-rich shale with the increase of maturity. The porosity calculated from the nano-CT scanning model increased from 0.56% to 2.06%, more than 250% times larger, when temperature increased from 20 ℃ to 550 ℃. The process of porosity evolution can be divided into three phases. Firstly, porosity decreased rapidly from immature to low mature stage because of weak hydrocarbon generation and strong compaction; Secondly, porosity increased rapidly when the maturity increased from low mature stage to mature and post-mature stage, organic matter cracked into hydrocarbon(HC)massively, and clay minerals transformed intensively; Thirdly, porosity system kept stable when the shale entered into post-mature stage and the intensity of both HC generation and clay mineral transformation decreased. Organic matter thermal evolution, clay mineral transformation and brittle mineral transformation make different contribution to the porosity of shale, and the ratio is 6:3:1 respectively. It is inferred abundant organic matter pores occur when Rois over 1.2%.

Key words:lacustrine shale; porosity evolution; clay mineral; nano-CT; Ordos Basin; Triassic Chang 7 Member

收稿日期：2014-03-31 修回日期：2015-01-28

作者簡介：第一吳松濤（1985-），男，山東廣饒人，中國石油勘探開發(fā)研究院工程師，主要從事非常規(guī)儲集層有效性評價與聚集機理方面研究。地址：北京市海淀區(qū)學院路20號，中國石油勘探開發(fā)研究院石油地質(zhì)實驗研究中心，郵政編碼：100083。E-mail: wust@petrochina. com.cn

DOI:10.11698/PED.2015.02.05

文章編號：1000-0747(2015)02-0167-10

文獻標識碼：A

中圖分類號：TE122.2

基金項目：國家重點基礎研究發(fā)展計劃（973）項目“中國陸相致密油（頁巖油）形成機理與富集規(guī)律”（2014CB239000）； 國家科技重大專項“巖性地層油氣藏成藏規(guī)律、關鍵技術及目標評價”（2011ZX05001）；國家科技重大專項 “鄂爾多斯盆地大型低滲透巖性地層油氣藏開發(fā)示范工程”（2011ZX05044）