高玉巧 蔡 瀟 張培先 何貴松 高全芳 萬靜雅

中國石化華東油氣分公司勘探開發(fā)研究院

0 引言

近年來，四川盆地及周緣志留系頁巖氣勘探取得突破性進展[1-2]，頁巖氣勘探開發(fā)主要集中在四川盆地東南的焦石壩和平橋、川中的威遠和富順—永川、川南的長寧—昭通等地區(qū)。其中，四川盆地東南部及其盆緣轉換帶（以下簡稱渝東南盆緣轉換帶）是中國石化頁巖氣勘探開發(fā)的主戰(zhàn)場，四川盆地內的焦石壩、平橋等區(qū)塊上奧陶統(tǒng)五峰組—下志留統(tǒng)龍馬溪組超壓頁巖氣相繼實現了商業(yè)開發(fā)，累計探明頁巖氣地質儲量6 000×108m3，截至2017年底累計建產能100×108m3/a；四川盆地外的武隆向斜LY1井試氣日產氣量介于4.6×104～6.2×104m3，獲得常壓頁巖氣勘探重要突破。

隨著頁巖氣勘探開發(fā)進程不斷加快，頁巖氣相關地質研究亦日益深入，相關研究及報道主要圍繞頁巖氣形成地質條件、富集主控因素、頁巖氣保存條件、儲集條件、地應力及可壓性等方面[3-13]?？碧介_發(fā)實踐表明，頁巖微觀孔隙結構及其發(fā)育程度直接影響含氣量及頁巖氣產能，產業(yè)界及諸多學者逐步重視頁巖儲層儲集空間研究。目前，相關研究主要集中于頁巖孔隙的結構、類型等的靜態(tài)表征及孔隙影響因素、儲層物性特征等[14-19]，關于頁巖儲層演化及演化機理研究仍處于起步探索階段，各類熱模擬實驗正逐步開展，尚未達成共識。Mastalerz等[20]對新奧爾巴尼地區(qū)鏡質體反射率（Ro）從0.35%～1.41%頁巖進行熱模擬實驗，認為進入生油窗之后，頁巖孔隙度受原油充注和二次裂解的影響先增加后減小再增加。胡海燕[21]對Woodford頁巖進行開放體系熱模擬實驗，富有機質頁巖[總有機碳含量（TOC）為12.16%，Ro為0.30%，孔隙度為8%]孔隙度隨著成熟度增加（Ro為2.09%）增加了12%。薛蓮花等[22]對鄂爾多斯盆地上三疊統(tǒng)延長組長7段陸相泥巖進行半封閉體系熱模擬實驗，富有機質頁巖（TOC為31.87%，Ro為0.50%，孔隙度為3.8%）孔隙度隨著成熟度增加先增加至17.53%后降低至8.15%。筆者以渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組鉆井巖心、下揚子二疊系低成熟度巖心樣品為研究對象，采用薄片觀察、氬離子拋光—掃描電鏡、原子力顯微鏡、熱模擬實驗等分析技術，對頁巖孔隙類型、孔隙結構、孔徑變化規(guī)律等進行研究，熱模擬有機孔隙演化特征，建立了渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組頁巖孔隙演化模式。

1 樣品與實驗

巖心樣品取自渝東南盆緣轉換帶3口重點探井（PY1、LY1、NY1）五峰組—龍馬溪組巖心，巖性為黑色硅質頁巖，頁巖TOC介于3%～6%，Ro介于2.3%～2.8%，干酪根類型為偏腐泥混合型，孔隙度介于3.5%～5.5%，氣測全烴大于5%（鉆井液密度介于1.3～1.4 g/cm3），現場解析含氣量介于2～4 m3/t。針對巖心樣品主要開展了X射線衍射礦物組分分析、薄片、氬離子拋光掃描電鏡、液氮吸附等實驗。

由于中國南方地區(qū)龍馬溪組頁巖熱演化程度普遍偏高，總體處于過成熟階段，因此熱模擬樣品取自成熟度較低的下揚子地區(qū)大隆組黑色頁巖巖心，頁巖TOC為5.43%，Ro為1.56%，黏土礦物含量為39.9%，石英含量為33.5%，斜長石含量為11.7%，方解石含量為2.2%，白云石含量為6.9%，黃鐵礦含量為5.9%；干酪根類型與龍馬溪組相同（偏腐泥混合型）；頁巖游離烴量（S1）為 0.37 mg/g，熱解烴量（S2）為3.09 mg/g，氫指數（HI）為57.1 mg/g，最高熱解溫度（Tmax）為450.8 ℃。

熱模擬實驗在中國科學院蘭州油氣資源研究中心完成，儀器型號為WYMN-3型高溫高壓模擬儀，半開放體系熱模擬實驗，介質氣體為氦氣，升溫速率是實驗2 h后升溫至200 ℃，6 h后升溫至測試溫度點。實驗的模擬深度和溫壓條件（表1）是根據探井巖心的埋藏史圖確定的，其中古壓力系數為1.2，巖石密度為2.60 g/cm3。實驗的溫度由250 ℃升至550 ℃，間隔50 ℃。靜巖壓力由41.6 MPa升至78.0 MPa，間隔5.2 MPa。流體壓力由19.2 MPa升至36.0 MPa，間隔2.4 MPa。

在不同的溫壓條件下，獲取了不同成熟度的實驗樣品，再對樣品進行氬離子拋光后，使用場發(fā)射掃描電鏡對其有機孔隙進行觀察。樣品表面拋光處理使用日本HITACHI IM4000氬離子拋光儀，加速電壓為4 kV，離子束入射角為40°，樣品臺轉速為3 次/min，拋光時間為2 h，頁巖有機孔隙觀察采用ZEISS SIGMA熱場發(fā)射掃描電鏡。

薄片制作與觀察、氬離子拋光—掃描電鏡、原子力顯微鏡觀察，均是在中國石化華東油氣分公司非常規(guī)油氣資源實驗中心完成。熱模擬實驗的樣品呈塊狀，切割成規(guī)則的樣品后，使用氬離子對樣品進行拋光處理。

表1 熱模擬實驗溫壓條件表

2 頁巖儲層孔隙特征

2.1 巖石類型

渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組TOC＞2.0%的優(yōu)質頁巖厚度介于24～35 m，通過各井X射線衍射礦物組分分析，頁巖石英含量較高，一般介于43.2%～60.8%，黏土礦物含量一般介于18.4%～38.6%，長石含量一般介于7.4%～10.2%，碳酸鹽礦物含量一般介于6.8%～9.2%，黃鐵礦含量一般介于3.2%～4.3%，具有硅質含量高、黏土礦物及碳酸鹽礦物含量低的特征，屬于硅質頁巖范疇，各種礦物組成及巖性與焦石壩區(qū)塊JY1井類似。

2.2 儲集空間類型

通過對渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組頁巖巖心樣品觀察、巖石薄片鏡下觀察和樣品掃描電鏡觀察，富有機質頁巖儲集空間類型主要包括裂縫、無機孔隙和有機孔隙等3大類（圖1）。

2.2.1 裂縫

根據形成機制，可將頁巖裂縫分為應力縫和收縮縫。其中，應力縫是由構造作用或生烴作用形成的異常高壓致使巖石破裂而形成的裂縫，一般表現為礦物顆?；蛴袡C質從中間斷裂開；收縮縫則是有機質生烴或黏土礦物脫水導致體積變小而形成的裂縫，一般存在于有機質或黏土礦物與礦物顆粒接觸的邊界處。按照Slatt和O'Brien[23]孔徑大小分類方法可將裂縫劃分為裂縫、微裂縫和微孔道3類：裂縫孔徑介于10 μm～2 cm，多被方解石脈充填，在壓裂改造中會優(yōu)先開啟；微裂縫孔徑介于1～10 μm，常常充填或者半充填方解石礦物，可作為頁巖氣運移的通道和儲集空間（圖1-a）；微孔道孔徑小于1 μm，在頁巖基質中常常平行于層理面，延伸長度小于0.5 cm，是重要的油氣運移通道和儲集空間（圖1-b）。

2.2.2 無機孔隙

渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組頁巖無機孔隙主要包括粒間孔、粒內孔、晶間孔、晶內孔等類型。粒間孔在志留系頁巖中廣泛存在，主要分布于礦物顆粒之間、未被充填的孔隙，該類型孔隙的主要成因是黏土礦物形成類似卡片支撐的絮狀物孔隙，這些絮狀物孔隙之間可能相互連通（圖1-c）。粒內孔多存在于礦物顆粒內部，有的具較好連通性，可為頁巖氣富集提供重要的儲集空間。晶間孔多指存在于礦物顆粒或是礦物集合體之間的孔隙空間，可進一步劃分為結晶顆粒內孔、溶蝕孔和泥粉晶粒內孔等（圖1-d、e）。在該地區(qū)頁巖中最為常見的晶間孔是黃鐵礦晶間孔，例如LY1井黃鐵礦的分布較廣，平均含量為3.8%。但總體而言黃鐵礦等礦物含量相對較少，對孔隙度的貢獻有限，且連通性相對較差。晶內孔主要是由于結晶礦物顆粒內部的晶格發(fā)生缺陷從而形成的一種賦存于礦物顆?；蛘叩V物集合體內部的孔隙空間，這類孔隙對孔隙度的貢獻十分有限的，另外其連通性也相對較差（圖1-f）。

2.2.3 有機孔隙

勘探實踐及研究[24-25]表明，有機孔隙是渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組頁巖氣賦存的主要儲集空間，主要包括有機質孔隙和生物化石孔。其中，有機質孔隙是有機質在生排烴過程形成的孔隙，表現為有機質顆粒內部的納米級孔隙（孔徑一般介于0.01～1 μm）。前人研究表明有機質含量為7%的頁巖在生烴演化過程中，消耗35%的有機碳可使頁巖孔隙度增加4.9%[26]。LY1井龍馬溪組頁巖有機質含量較高，圖1-g和圖1-h為LY1井五峰組—龍馬溪組頁巖巖心樣品經過氬離子拋光掃描電鏡實驗拍攝到的有機質粒內孔，可以看到有機質孔隙比較發(fā)育，粒徑一般介于40～200 nm。由于有機質孔隙分布于有機質顆粒內部，因此，有機質孔隙的大小直接受控于頁巖有機碳含量和熱演化程度。生物化石孔則是指發(fā)育在生物化石中未被礦物充填的孔隙（圖1-i），如龍馬溪組頁巖中筆石、藻類化石中發(fā)育的孔隙。

圖1 五峰組—龍馬溪組頁巖主要儲集空間類型照片

有機質類型與生排烴息息相關，會影響有機質孔隙的發(fā)育程度。渝東南盆緣轉換帶有機質孔隙按照成烴母質類型及成因，可細分為無定形干酪根孔、結構型干酪根孔和瀝青質孔等類型。

2.2.3.1 無定形干酪根孔

母質來源是由藻類或有機質分散凝膠基質在降解或熱演化過程中，未發(fā)生運移，在原位形成的無形態(tài)的干酪根。多形成圓度較高且密集分布的孔隙（圖2），因干酪根降解或生烴作用形成，為次生孔隙。

圖2 無定形干酪根孔照片（LY2井，龍馬溪組，井深2 403.6 m）

2.2.3.2 結構型干酪根孔

母質來源是由藻類或者疑源類在熱演化作用及凝膠作用或其他作用下形成的，大部分保留原始母質的結構和形狀，大體可分為3種類型：①有機質基質呈條帶狀結構，孔隙形態(tài)多呈棱角狀，大小較為均一，由于孔隙多為有機質本身的條帶狀結構所致（圖3-a），故多為原生孔隙；②有機質內部具有纖網狀構造，孔隙形態(tài)多呈橢圓狀，大小均一，多發(fā)育在纖網狀骨架之間（圖3-b），形成于生烴過程中，故多為次生孔隙；③保持有機質外部形態(tài)而基質被礦物交代，典型的是被草莓狀黃鐵礦交代的疑源類有機質（圖3-c），晶間有機質在生烴過程中形成孔隙，故多為次生孔隙。

圖3 結構型干酪根孔照片

2.2.3.3 瀝青質孔

母質來源為原生瀝青或次生瀝青，在降解或生烴過程中形成，可分為兩種類型：①原生瀝青由有機質降解或超微有機碎屑和礦物混合形成，孔隙多為次棱、次圓，局部放大后仍可見母質的蟻巢結構（圖4-a），多為次生孔隙；②次生瀝青由液態(tài)烴運移或填充到石英、黏土礦物等顆粒間，形狀不規(guī)則，孔隙多為橢圓形，分布較均勻（圖4-b、c），多為熱演化作用形成次生孔隙。

圖4 瀝青質孔照片

2.2.3.4 生物化石孔

母質來源主要為動物型有機組分，如筆石、藻類、幾丁石等，在熱演化作用下形成。有機質由一團一團的小塊有機質聚集而成，孔隙發(fā)育在各團塊之間，呈不規(guī)則棱角狀（圖5），常見石英礦物充填，說明孔隙形成時間較早，多為原生孔隙。

圖5 生物化石孔照片（JY195-3井，龍馬溪組）

3 熱模擬中有機孔隙演化特征

有機質的生烴作用是有機孔隙發(fā)育的內在動力，除少量原生孔隙外，大部分的次生孔隙均是在生烴過程中逐漸形成的。熱模擬實驗的結果表明，與有機質相關的裂縫和孔隙發(fā)育的位置存在明顯差異，同時有機質類型和伴生礦物對有機孔隙的發(fā)育有著重要的影響。

3.1 有機質收縮縫的演化

在熱模擬實驗條件下，與有機質相關的裂縫主要為收縮縫，多發(fā)育在長條狀或塊狀有機質及周緣的礦物顆粒間，縫寬一般介于0.1～0.5 μm，與常規(guī)砂巖中的貼?？p極為類似（圖6-a）。從掃描電鏡圖像上來看，在低溫階段，微裂縫只在顆粒的一側出現，隨著溫度的升高，逐漸向四周蔓延至孤島狀，裂縫寬度越來越大，高溫階段可能受圍壓的影響，局部會出現閉合（圖6-b～h）?？梢哉f，有機質收縮縫是在溫度作用下，有機質顆粒整體收縮，使得它與周緣礦物顆粒間產生空隙而形成的。

3.2 孔隙的演化

在熱模擬條件下觀察到的有機孔隙，以密集分布于有機質內部的“海綿狀”有機質孔隙為主，這類孔隙孔徑較小，一般介于10～120 nm。熱演化過程中，有機孔隙整體遵循了“從無到有，從小到大”的過程。當處于低溫階段，孔隙欠發(fā)育，隨著溫度的升高，有機孔隙逐漸出現，孔徑逐漸增大，孔隙數量逐漸增多，直至遍布整塊有機質，最終呈現出海綿狀的特點（圖7）。

圖6 有機質收縮縫演化過程照片（X4井，大隆組，井深1 671.0 m）

圖7 瀝青質孔或無定形干酪根孔隙演化過程照片（X4井，大隆組，井深1 671.0 m）

另外，熱模擬、氦氣吸附法等聯合實驗揭示了有機孔隙孔徑的變化規(guī)律：在生油氣窗范圍內（1.56%＜Ro＜3.50%），孔隙體積隨著熱演化程度的增加總體呈增大趨勢，孔隙孔徑較大，以大孔—介孔為主，主要介于15～90 nm；當熱演化程度、壓力增大到一定程度（Ro＞3.50%，壓力大于72.8 MPa），壓力（埋深）引起的壓實作用對孔隙的影響起到了主導作用，導致大孔被壓實而大幅減少，介孔和微孔增加，孔徑主要介于1～20 nm，頁巖氣孔隙度呈現明顯減小趨勢（圖8）。這一結果較好地解釋了五峰組—龍馬溪組頁巖物性優(yōu)于下寒武統(tǒng)牛蹄塘組頁巖的原因[27]。

3.3 伴生礦物對孔隙演化的影響

圖8 不同熱演化程度下頁巖孔徑變化特征圖

有機質主要的伴生礦物可分為3種類型：第一類，礦物和有機質受壓實作用混合，但這類礦物不參與生烴作用，如石英、方解石等；第二類，礦物與有機質不僅混合在一起，礦物還參與到有機質生烴過程中，如黏土礦物、硅質等；第三類，礦物在有機質生烴過程中生成，并促進有機質生烴作用，能起到一定的生烴催化作用[28-29]，如黃鐵礦。經過模擬實驗研究表明，對渝東南盆緣轉換帶頁巖有機孔隙的發(fā)育有較大影響的礦物主要為黏土礦物、硅質顆粒和黃鐵礦。

3.3.1 黏土礦物對有機孔隙演化的影響

當有機質和黏土礦物混合后，熱模擬溫度達到350 ℃，有機質發(fā)育具有環(huán)帶邊緣（以下簡稱環(huán)帶結構）的孔隙，最明顯的特點就是呈現出一個或多個中空的具有環(huán)帶結構的大孔，除此之外有機質幾乎不發(fā)育其他較小的孔隙。隨演化程度增加（Ro從1.56%上升至3.82%）、和壓力增加（壓力從41.6 MPa增至78.0 MPa），環(huán)帶結構逐漸外擴，且形態(tài)不固定，多受限于有機顆粒的形態(tài)。若發(fā)育有多個環(huán)帶，隨著孔隙的擴大會逐漸相互融合形成更大的孔隙。在高溫高壓階段，受到圍壓的影響，有機孔隙會變得扁長，呈減小趨勢（圖9）。能譜的結果表明，越靠近孔隙，硅質含量越高，碳含量越低，表明有機質降解、孔隙生成過程中，硅質與黏土復合對有機質降解生烴起到催化作用[28-29]。

3.3.2 硅質顆粒對有機質孔隙演化的影響

這種硅質顆粒主要是指有機質內部包裹的礦物顆粒，晶形不完整，多為圓球狀，筆者推測主要為有機成因的硅質，張世英等[30]在勝利油田孤島原油中發(fā)現了有機硅化合物的存在，這類有機硅具有很強的化學活性。另外，一部分硅以元素的形式與周圍的有機質混合，使有機質本身包含硅元素，因此可將這類有機質稱為硅質—有機質復合體。

熱模擬實驗表明，在中低溫階段，硅質顆粒優(yōu)先參與到生烴作用中，發(fā)生化學反應后晶形遭到破壞，在原有的位置上出現了圓度極高呈球狀的孔隙，此時硅質—有機質復合體內部可見圓球狀孔隙和硅質顆粒共存，且孔隙首先會發(fā)育在圓球狀的硅質顆粒周圍（圖10-a、b）；而隨著溫度的升高，更多的硅質顆粒在生烴過程中消失從而形成孔隙（圖10-c～e），直至溫度達到550 ℃（壓力為72.8 MPa）后，所有的硅質顆粒全部消失而變成孔隙（圖10-f、g）。因此，有機硅質顆粒的存在有利于有機質孔隙的發(fā)育，硅質顆粒的作用對研究有機質孔隙差異發(fā)育的原因，有很好的啟示作用。

圖9 黏土礦物對有機孔隙演化的影響過程照片（X4井，大隆組，井深1 671.0 m）

圖10 硅質—有機質復合體的孔隙演化過程照片（X4井，大隆組，井深1 671.0 m）

3.3.3 黃鐵礦對有機孔隙演化的影響

有機質和黃鐵礦在生烴過程中相互影響。一方面，有機質在生烴過程中形成黃鐵礦，黃鐵礦按照有機質顆粒的形狀生長（圖11-a）；另一方面，黃鐵礦的生成對于有機質的生烴過程也有一定催化作用，圖11-b中可以發(fā)現黃鐵礦晶間的有機質更容易發(fā)育孔隙，而黃鐵礦集核外部的有機質不發(fā)育孔隙。熱模擬實驗也證實了這一特點，如圖11-c所示，黃鐵礦晶間的有機質內部發(fā)育有明顯的凸起，這些凸起會隨著熱演化程度的進一步加深而破裂，最終會形成孔隙。

在這類有機質的生烴過程中，有機孔隙的演化不僅受黃鐵礦催化作用的影響，有機質類型也起到至關重要的作用。在熱模擬實驗中，這類伴生黃鐵礦的有機質存在兩種演化模式（圖12）：模式一為當有機質生烴能力較強時，有機質隨熱演化進程開始發(fā)生生烴作用，有機質被消耗形成孔隙，這種模式是實際頁巖樣品中最常見的演化模式；模式二為當有機質生烴能力較弱時，有機質隨熱演化進程不發(fā)生生烴作用或者反應微弱，反而是黃鐵礦優(yōu)先于有機質開始發(fā)生化學變化，被逐漸消耗后形成孔隙。

4 頁巖儲層孔隙演化模式

圖11 黃鐵礦晶間有機孔隙照片

圖12 有機質在黃鐵礦影響下的兩種演化模式（X4井，大隆組，井深1 671.0 m）

通過對有機孔隙演化研究，基于熱模擬實驗、原始有機質恢復、面孔率定量計算等，統(tǒng)計不同成熟度樣品總面孔率、有機質孔隙面孔率，計算頁巖總孔隙度、有機質孔隙度，結合單井埋藏史分析，總結渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組頁巖孔隙演化規(guī)律：隨埋深增加，無機孔隙會因成巖作用的增強大幅度減?。紫抖扔赡嗵空訚沙跗诘?0%減少至成巖階段B的1.5%）[31]，而有機孔隙在Ro為0.9%時開始形成[32]，隨熱演化程度的增大先是不斷增加，孔徑變大，有機質抗壓性也隨之不斷降低，當Ro達到3.2%、有機孔隙度達3.5%后有機孔隙度會逐漸降低，因此總孔隙度整體呈現出先降低、再增加、再持續(xù)減小趨勢。并在此基礎上建立該地區(qū)頁巖儲層孔隙演化模式圖（圖13）。

圖13 渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組頁巖孔隙演化模式圖

5 結論

1）渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組富有機質頁巖儲集空間類型主要有裂縫、無機孔隙和有機孔隙等3大類，其中有機孔隙是頁巖氣賦存的主要儲集空間，可劃分為無定形干酪根孔、結構型干酪根孔、瀝青質孔及生物化石孔等4類。

2）通過熱模擬試驗及能譜測試，揭示了有機孔隙的演化特征：有機質收縮縫在有機質顆粒周緣產生，縫寬介于0.1～0.5 μm，對頁巖整體的儲集空間貢獻有限；有機質內部的“海綿狀”有機孔隙是頁巖有機孔隙的主要貢獻者，孔徑介于10～120 nm，在熱演化過程中整體遵循“從無到有，從小到大”的過程，且當1.56%＜Ro＜3.50%時，有機孔隙以大孔—介孔為主，當Ro＞3.50%時，大孔大幅度減少，介孔和微孔增加；黏土礦物、硅質顆粒、黃鐵礦等伴生礦物對有機孔隙的發(fā)育有重要的影響。

3）渝東南盆緣轉換帶五峰組—龍馬溪組頁巖孔隙演化具有一定的規(guī)律性，頁巖孔隙演化模式為：無機孔隨成巖作用增強呈減小趨勢，有機孔隙度表現出先增大，Ro達到3.2%、有機孔隙度達3.5%后逐漸減小的變化規(guī)律，總孔隙度呈現先降低、再增加、再持續(xù)減小趨勢。