渝东南盆缘转换带五峰组—龙马溪组页岩气储层孔隙特征与演化
高玉巧, 蔡潇, 张培先, 何贵松, 高全芳, 万静雅
中国石化华东油气分公司勘探开发研究院

作者简介:高玉巧,女,1978年生,高级工程师,博士;主要从事非常规油气勘探开发方面的研究工作。地址:(210011)江苏省南京市鼓楼区热河南路37号。ORCID:0000-0000-4186-5935。E-mail: gaoyq.hdsj@sinopec.com

摘要

目前关于页岩气储层孔隙演化及其机理的研究仍处于探索阶段,研究成果尚未达成共识。为此,基于岩心分析和样品热模拟实验,采用氩离子抛光扫描电镜、原子力显微镜等实验分析技术,对四川盆地东南部及其转换带(以下简称渝东南盆缘转换带)上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组页岩气储层的孔隙类型、孔隙结构、孔径变化规律等进行研究,探讨有机孔隙演化特征,分析伴生矿物对孔隙演化的影响,建立该区页岩孔隙演化模式。研究结果表明:①该区五峰组—龙马溪组优质页岩储层主要发育裂缝、无机孔隙、有机孔隙等3种储集空间类型,其中后者是页岩气赋存的主要储集空间,其又可细分为无定形干酪根孔、结构型干酪根孔、沥青质孔及生物化石孔等4类;②有机质收缩缝先在有机质颗粒一侧出现,随温度升高缝宽变大,与有机质颗粒的收缩有关;③有机孔隙以密集分布于有机质内部的“海绵状”孔为主,当 Ro介于1.56%~3.50%时以大孔—介孔为主, Ro>3.50%时大孔减少,介孔和微孔增加;④有机质类型及黏土、硅质颗粒、黄铁矿等伴生矿物的含量对孔隙发育有着重要的影响。结论认为,该区五峰组—龙马溪组页岩的孔隙演化模式为:无机孔隙度随埋深增加大幅度减小、有机孔隙度先增大后减小,总孔隙度呈现出先降低、再增加、再持续减小的变化趋势。

关键词: 四川盆地东南; 盆缘转换带; 晚奥陶世—早志留世; 页岩气; 储集层; 有机孔隙; 无机孔隙; 孔隙演化模式
Pore characteristics and evolution of Wufeng-Longmaxi Fms shale gas reservoirs in the basin-margin transition zone of SE Chongqing
Gao Yuqiao, Cai Xiao, Zhang Peixian, He Guisong, Gao Quanfang, Wan Jingya
Research Institute of Exploration and Development, Sinopec East China Oil & Gas Company, Nanjing, Jiangsu 210011, China
Abstract

At present, researches on the pore evolution of shale reservoir and its evolution mechanism are still at such a groping stage that a consensus has not yet reached. Based on core analysis and thermal simulation experiments, the pore types, pore structures and pore-size change rules of shale gas reservoirs of Upper Ordovician Wufeng-Lower Silurian Longmaxi Fms in the southeastern (SE) Sichuan Basin and its basin-margin transition zone (hereinafter referred to as the basin-margin transition zone of SE Chongqing) were studied by means of argon ion polishing-scanning electron microscopy and atomic force microscopy. Then, the evolution characteristics of organic pores were discussed, and the influence of associated minerals on pore evolution was analyzed. Finally, a pore evolution model for the shale gas reservoirs in this area was established. And the following research results were obtained. First, three types of reservoir spaces are mainly developed in the high-quality shale reservoirs of Wufeng-Longmaxi Fms in this area, including fracture, inorganic pore and organic pore. And the organic pores provide the primary reservoir space of shale gas, which can be divided into four categories, i.e., amorphous kerogen pores, structured kerogen pores, asphaltene pores and paleontology fossil pores. Second, organic contracted fissures are related to the contraction of organic matters, first appearing on one side of the organic matters and then becomes wider and wider with the increase of temperatures. Third, organic pores are mostly the "spongy" pores distributed densely inside the organic matters. When Ro is in the range of 1.56-3.50%, macropores and mesopores are dominant. And when Ro exceeds 3.50%, macropores decrease while mesopores and micropores increase. Fourth, the types of organic matters and the content of associated minerals (e.g. clay minerals, siliceous particles and pyrite) play an important role in the development of pores. In conclusion, the pore evolution law of Wufeng-Longmaxi shale in the basin-margin transition zone of SE Chongqing is that with the increase of burial depth, inorganic porosity decreases significantly, organic porosity increases first and then decreases, and the total porosity shows a change trend of decreasing first, then increasing and finally decreasing continuously.

Keyword: SE Sichuan Basin; Basin-margin transition zone; Late Ordovician-Early Silurian; Shale gas; Reservoir; Organic pore; Inorganic pore; Pore evolution model
0 引言

近年来, 四川盆地及周缘志留系页岩气勘探取得突破性进展[1, 2], 页岩气勘探开发主要集中在四川盆地东南的焦石坝和平桥、川中的威远和富顺— 永川、川南的长宁— 昭通等地区。其中, 四川盆地东南部及其盆缘转换带(以下简称渝东南盆缘转换带)是中国石化页岩气勘探开发的主战场, 四川盆地内的焦石坝、平桥等区块上奥陶统五峰组— 下志留统龙马溪组超压页岩气相继实现了商业开发, 累计探明页岩气地质储量6 000× 108m3, 截至2017年底累计建产能100× 108m3/a; 四川盆地外的武隆向斜LY1井试气日产气量介于4.6× 104~6.2× 104m3, 获得常压页岩气勘探重要突破。

随着页岩气勘探开发进程不断加快, 页岩气相关地质研究亦日益深入, 相关研究及报道主要围绕页岩气形成地质条件、富集主控因素、页岩气保存条件、储集条件、地应力及可压性等方面[3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13]。勘探开发实践表明, 页岩微观孔隙结构及其发育程度直接影响含气量及页岩气产能, 产业界及诸多学者逐步重视页岩储层储集空间研究。目前, 相关研究主要集中于页岩孔隙的结构、类型等的静态表征及孔隙影响因素、储层物性特征等[14, 15, 16, 17, 18, 19], 关于页岩储层演化及演化机理研究仍处于起步探索阶段, 各类热模拟实验正逐步开展, 尚未达成共识。Mastalerz等[20]对新奥尔巴尼地区镜质体反射率(Ro)从0.35%~1.41%页岩进行热模拟实验, 认为进入生油窗之后, 页岩孔隙度受原油充注和二次裂解的影响先增加后减小再增加。胡海燕[21]对Woodford页岩进行开放体系热模拟实验, 富有机质页岩[总有机碳含量(TOC)为12.16%, Ro为0.30%, 孔隙度为8%]孔隙度随着成熟度增加(Ro为2.09%)增加了12%。薛莲花等[22]对鄂尔多斯盆地上三叠统延长组长7段陆相泥岩进行半封闭体系热模拟实验, 富有机质页岩(TOC为31.87%, Ro为0.50%, 孔隙度为3.8%)孔隙度随着成熟度增加先增加至17.53%后降低至8.15%。笔者以渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组钻井岩心、下扬子二叠系低成熟度岩心样品为研究对象, 采用薄片观察、氩离子抛光— 扫描电镜、原子力显微镜、热模拟实验等分析技术, 对页岩孔隙类型、孔隙结构、孔径变化规律等进行研究, 热模拟有机孔隙演化特征, 建立了渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组页岩孔隙演化模式。

1 样品与实验

岩心样品取自渝东南盆缘转换带3口重点探井(PY1、LY1、NY1)五峰组— 龙马溪组岩心, 岩性为黑色硅质页岩, 页岩TOC介于3%~6%, Ro介于2.3%~2.8%, 干酪根类型为偏腐泥混合型, 孔隙度介于3.5%~5.5%, 气测全烃大于5%(钻井液密度介于1.3~1.4 g/cm3), 现场解析含气量介于2~4 m3/t。针对岩心样品主要开展了X射线衍射矿物组分分析、薄片、氩离子抛光扫描电镜、液氮吸附等实验。

由于中国南方地区龙马溪组页岩热演化程度普遍偏高, 总体处于过成熟阶段, 因此热模拟样品取自成熟度较低的下扬子地区大隆组黑色页岩岩心, 页岩TOC为5.43%, Ro为1.56%, 黏土矿物含量为39.9%, 石英含量为33.5%, 斜长石含量为11.7%, 方解石含量为2.2%, 白云石含量为6.9%, 黄铁矿含量为5.9%; 干酪根类型与龙马溪组相同(偏腐泥混合型); 页岩游离烃量(S1)为0.37 mg/g, 热解烃量(S2)为3.09 mg/g, 氢指数(HI)为57.1 mg/g, 最高热解温度(Tmax)为450.8 ℃。

热模拟实验在中国科学院兰州油气资源研究中心完成, 仪器型号为WYMN-3型高温高压模拟仪, 半开放体系热模拟实验, 介质气体为氦气, 升温速率是实验2 h后升温至200 ℃, 6 h后升温至测试温度点。实验的模拟深度和温压条件(表1)是根据探井岩心的埋藏史图确定的, 其中古压力系数为1.2, 岩石密度为2.60 g/cm3。实验的温度由250 ℃升至550 ℃, 间隔50 ℃。静岩压力由41.6 MPa升至78.0 MPa, 间隔5.2 MPa。流体压力由19.2 MPa升至36.0 MPa, 间隔2.4 MPa。

表1 热模拟实验温压条件表

在不同的温压条件下, 获取了不同成熟度的实验样品, 再对样品进行氩离子抛光后, 使用场发射扫描电镜对其有机孔隙进行观察。样品表面抛光处理使用日本HITACHI IM4000氩离子抛光仪, 加速电压为4 kV, 离子束入射角为40° , 样品台转速为3 次/min, 抛光时间为2 h, 页岩有机孔隙观察采用ZEISS SIGMA热场发射扫描电镜。

薄片制作与观察、氩离子抛光— 扫描电镜、原子力显微镜观察, 均是在中国石化华东油气分公司非常规油气资源实验中心完成。热模拟实验的样品呈块状, 切割成规则的样品后, 使用氩离子对样品进行抛光处理。

2 页岩储层孔隙特征
2.1 岩石类型

渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组TOC> 2.0%的优质页岩厚度介于24~35 m, 通过各井X射线衍射矿物组分分析, 页岩石英含量较高, 一般介于43.2%~60.8%, 黏土矿物含量一般介于18.4%~38.6%, 长石含量一般介于7.4%~10.2%, 碳酸盐矿物含量一般介于6.8%~9.2%, 黄铁矿含量一般介于3.2%~4.3%, 具有硅质含量高、黏土矿物及碳酸盐矿物含量低的特征, 属于硅质页岩范畴, 各种矿物组成及岩性与焦石坝区块JY1井类似。

2.2 储集空间类型

通过对渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组页岩岩心样品观察、岩石薄片镜下观察和样品扫描电镜观察, 富有机质页岩储集空间类型主要包括裂缝、无机孔隙和有机孔隙等3大类(图1)。

图1 五峰组— 龙马溪组页岩主要储集空间类型照片

2.2.1 裂缝

根据形成机制, 可将页岩裂缝分为应力缝和收缩缝。其中, 应力缝是由构造作用或生烃作用形成的异常高压致使岩石破裂而形成的裂缝, 一般表现为矿物颗粒或有机质从中间断裂开; 收缩缝则是有机质生烃或黏土矿物脱水导致体积变小而形成的裂缝, 一般存在于有机质或黏土矿物与矿物颗粒接触的边界处。按照Slatt和O'Brien[23]孔径大小分类方法可将裂缝划分为裂缝、微裂缝和微孔道3类:裂缝孔径介于10 μ m~2 cm, 多被方解石脉充填, 在压裂改造中会优先开启; 微裂缝孔径介于1~10 μ m, 常常充填或者半充填方解石矿物, 可作为页岩气运移的通道和储集空间(图1-a); 微孔道孔径小于1 μ m, 在页岩基质中常常平行于层理面, 延伸长度小于0.5 cm, 是重要的油气运移通道和储集空间(图1-b)。

2.2.2 无机孔隙

渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组页岩无机孔隙主要包括粒间孔、粒内孔、晶间孔、晶内孔等类型。粒间孔在志留系页岩中广泛存在, 主要分布于矿物颗粒之间、未被充填的孔隙, 该类型孔隙的主要成因是黏土矿物形成类似卡片支撑的絮状物孔隙, 这些絮状物孔隙之间可能相互连通(图1-c)。粒内孔多存在于矿物颗粒内部, 有的具较好连通性, 可为页岩气富集提供重要的储集空间。晶间孔多指存在于矿物颗粒或是矿物集合体之间的孔隙空间, 可进一步划分为结晶颗粒内孔、溶蚀孔和泥粉晶粒内孔等(图1-d、e)。在该地区页岩中最为常见的晶间孔是黄铁矿晶间孔, 例如LY1井黄铁矿的分布较广, 平均含量为3.8%。但总体而言黄铁矿等矿物含量相对较少, 对孔隙度的贡献有限, 且连通性相对较差。晶内孔主要是由于结晶矿物颗粒内部的晶格发生缺陷从而形成的一种赋存于矿物颗粒或者矿物集合体内部的孔隙空间, 这类孔隙对孔隙度的贡献十分有限的, 另外其连通性也相对较差(图1-f)。

2.2.3 有机孔隙

勘探实践及研究[24, 25]表明, 有机孔隙是渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组页岩气赋存的主要储集空间, 主要包括有机质孔隙和生物化石孔。其中, 有机质孔隙是有机质在生排烃过程形成的孔隙, 表现为有机质颗粒内部的纳米级孔隙(孔径一般介于0.01~1 μ m)。前人研究表明有机质含量为7%的页岩在生烃演化过程中, 消耗35%的有机碳可使页岩孔隙度增加4.9%[26]。LY1井龙马溪组页岩有机质含量较高, 图1-g和图1-h为LY1井五峰组— 龙马溪组页岩岩心样品经过氩离子抛光扫描电镜实验拍摄到的有机质粒内孔, 可以看到有机质孔隙比较发育, 粒径一般介于40~200 nm。由于有机质孔隙分布于有机质颗粒内部, 因此, 有机质孔隙的大小直接受控于页岩有机碳含量和热演化程度。生物化石孔则是指发育在生物化石中未被矿物充填的孔隙(图1-i), 如龙马溪组页岩中笔石、藻类化石中发育的孔隙。

有机质类型与生排烃息息相关, 会影响有机质孔隙的发育程度。渝东南盆缘转换带有机质孔隙按照成烃母质类型及成因, 可细分为无定形干酪根孔、结构型干酪根孔和沥青质孔等类型。

2.2.3.1 无定形干酪根孔

母质来源是由藻类或有机质分散凝胶基质在降解或热演化过程中, 未发生运移, 在原位形成的无形态的干酪根。多形成圆度较高且密集分布的孔隙(图2), 因干酪根降解或生烃作用形成, 为次生孔隙。

图2 无定形干酪根孔照片
(LY2井, 龙马溪组, 井深2 403.6 m)

2.2.3.2 结构型干酪根孔

母质来源是由藻类或者疑源类在热演化作用及凝胶作用或其他作用下形成的, 大部分保留原始母质的结构和形状, 大体可分为3种类型:①有机质基质呈条带状结构, 孔隙形态多呈棱角状, 大小较为均一, 由于孔隙多为有机质本身的条带状结构所致(图3-a), 故多为原生孔隙; ②有机质内部具有纤网状构造, 孔隙形态多呈椭圆状, 大小均一, 多发育在纤网状骨架之间(图3-b), 形成于生烃过程中, 故多为次生孔隙; ③保持有机质外部形态而基质被矿物交代, 典型的是被草莓状黄铁矿交代的疑源类有机质(图3-c), 晶间有机质在生烃过程中形成孔隙, 故多为次生孔隙。

图3 结构型干酪根孔照片

2.2.3.3 沥青质孔

母质来源为原生沥青或次生沥青, 在降解或生烃过程中形成, 可分为两种类型:①原生沥青由有机质降解或超微有机碎屑和矿物混合形成, 孔隙多为次棱、次圆, 局部放大后仍可见母质的蚁巢结构(图4-a), 多为次生孔隙; ②次生沥青由液态烃运移或填充到石英、黏土矿物等颗粒间, 形状不规则, 孔隙多为椭圆形, 分布较均匀(图4-b、c), 多为热演化作用形成次生孔隙。

图4 沥青质孔照片

2.2.3.4 生物化石孔

母质来源主要为动物型有机组分, 如笔石、藻类、几丁石等, 在热演化作用下形成。有机质由一团一团的小块有机质聚集而成, 孔隙发育在各团块之间, 呈不规则棱角状(图5), 常见石英矿物充填, 说明孔隙形成时间较早, 多为原生孔隙。

图5 生物化石孔照片(JY195-3井, 龙马溪组)

3 热模拟中有机孔隙演化特征

有机质的生烃作用是有机孔隙发育的内在动力, 除少量原生孔隙外, 大部分的次生孔隙均是在生烃过程中逐渐形成的。热模拟实验的结果表明, 与有机质相关的裂缝和孔隙发育的位置存在明显差异, 同时有机质类型和伴生矿物对有机孔隙的发育有着重要的影响。

3.1 有机质收缩缝的演化

在热模拟实验条件下, 与有机质相关的裂缝主要为收缩缝, 多发育在长条状或块状有机质及周缘的矿物颗粒间, 缝宽一般介于0.1~0.5 μ m, 与常规砂岩中的贴粒缝极为类似(图6-a)。从扫描电镜图像上来看, 在低温阶段, 微裂缝只在颗粒的一侧出现, 随着温度的升高, 逐渐向四周蔓延至孤岛状, 裂缝宽度越来越大, 高温阶段可能受围压的影响, 局部会出现闭合(图6-b~h)。可以说, 有机质收缩缝是在温度作用下, 有机质颗粒整体收缩, 使得它与周缘矿物颗粒间产生空隙而形成的。

图6 有机质收缩缝演化过程照片(X4井, 大隆组, 井深1 671.0 m)

3.2 孔隙的演化

在热模拟条件下观察到的有机孔隙, 以密集分布于有机质内部的“ 海绵状” 有机质孔隙为主, 这类孔隙孔径较小, 一般介于10~120 nm。热演化过程中, 有机孔隙整体遵循了“ 从无到有, 从小到大” 的过程。当处于低温阶段, 孔隙欠发育, 随着温度的升高, 有机孔隙逐渐出现, 孔径逐渐增大, 孔隙数量逐渐增多, 直至遍布整块有机质, 最终呈现出海绵状的特点(图7)。

图7 沥青质孔或无定形干酪根孔隙演化过程照片(X4井, 大隆组, 井深1 671.0 m)

另外, 热模拟、氦气吸附法等联合实验揭示了有机孔隙孔径的变化规律:在生油气窗范围内(1.56%< Ro< 3.50%), 孔隙体积随着热演化程度的增加总体呈增大趋势, 孔隙孔径较大, 以大孔— 介孔为主, 主要介于15~90 nm; 当热演化程度、压力增大到一定程度(Ro> 3.50%, 压力大于72.8 MPa), 压力(埋深)引起的压实作用对孔隙的影响起到了主导作用, 导致大孔被压实而大幅减少, 介孔和微孔增加, 孔径主要介于1~20 nm, 页岩气孔隙度呈现明显减小趋势(图8)。这一结果较好地解释了五峰组— 龙马溪组页岩物性优于下寒武统牛蹄塘组页岩的原因[27]

图8 不同热演化程度下页岩孔径变化特征图

3.3 伴生矿物对孔隙演化的影响

有机质主要的伴生矿物可分为3种类型:第一类, 矿物和有机质受压实作用混合, 但这类矿物不参与生烃作用, 如石英、方解石等; 第二类, 矿物与有机质不仅混合在一起, 矿物还参与到有机质生烃过程中, 如黏土矿物、硅质等; 第三类, 矿物在有机质生烃过程中生成, 并促进有机质生烃作用, 能起到一定的生烃催化作用[28, 29], 如黄铁矿。经过模拟实验研究表明, 对渝东南盆缘转换带页岩有机孔隙的发育有较大影响的矿物主要为黏土矿物、硅质颗粒和黄铁矿。

3.3.1 黏土矿物对有机孔隙演化的影响

当有机质和黏土矿物混合后, 热模拟温度达到350 ℃, 有机质发育具有环带边缘(以下简称环带结构)的孔隙, 最明显的特点就是呈现出一个或多个中空的具有环带结构的大孔, 除此之外有机质几乎不发育其他较小的孔隙。随演化程度增加(Ro从1.56%上升至3.82%)、和压力增加(压力从41.6 MPa增至78.0 MPa), 环带结构逐渐外扩, 且形态不固定, 多受限于有机颗粒的形态。若发育有多个环带, 随着孔隙的扩大会逐渐相互融合形成更大的孔隙。在高温高压阶段, 受到围压的影响, 有机孔隙会变得扁长, 呈减小趋势(图9)。能谱的结果表明, 越靠近孔隙, 硅质含量越高, 碳含量越低, 表明有机质降解、孔隙生成过程中, 硅质与黏土复合对有机质降解生烃起到催化作用[28, 29]

图9 黏土矿物对有机孔隙演化的影响过程照片(X4井, 大隆组, 井深1 671.0 m)

3.3.2 硅质颗粒对有机质孔隙演化的影响

这种硅质颗粒主要是指有机质内部包裹的矿物颗粒, 晶形不完整, 多为圆球状, 笔者推测主要为有机成因的硅质, 张世英等[30]在胜利油田孤岛原油中发现了有机硅化合物的存在, 这类有机硅具有很强的化学活性。另外, 一部分硅以元素的形式与周围的有机质混合, 使有机质本身包含硅元素, 因此可将这类有机质称为硅质— 有机质复合体。

热模拟实验表明, 在中低温阶段, 硅质颗粒优先参与到生烃作用中, 发生化学反应后晶形遭到破坏, 在原有的位置上出现了圆度极高呈球状的孔隙, 此时硅质— 有机质复合体内部可见圆球状孔隙和硅质颗粒共存, 且孔隙首先会发育在圆球状的硅质颗粒周围(图10-a、b); 而随着温度的升高, 更多的硅质颗粒在生烃过程中消失从而形成孔隙(图10-c~e), 直至温度达到550 ℃(压力为72.8 MPa)后, 所有的硅质颗粒全部消失而变成孔隙(图10-f、g)。因此, 有机硅质颗粒的存在有利于有机质孔隙的发育, 硅质颗粒的作用对研究有机质孔隙差异发育的原因, 有很好的启示作用。

图10 硅质— 有机质复合体的孔隙演化过程照片(X4井, 大隆组, 井深1 671.0 m)

3.3.3 黄铁矿对有机孔隙演化的影响

有机质和黄铁矿在生烃过程中相互影响。一方面, 有机质在生烃过程中形成黄铁矿, 黄铁矿按照有机质颗粒的形状生长(图11-a); 另一方面, 黄铁矿的生成对于有机质的生烃过程也有一定催化作用, 图11-b中可以发现黄铁矿晶间的有机质更容易发育孔隙, 而黄铁矿集核外部的有机质不发育孔隙。热模拟实验也证实了这一特点, 如图11-c所示, 黄铁矿晶间的有机质内部发育有明显的凸起, 这些凸起会随着热演化程度的进一步加深而破裂, 最终会形成孔隙。

图11 黄铁矿晶间有机孔隙照片

在这类有机质的生烃过程中, 有机孔隙的演化不仅受黄铁矿催化作用的影响, 有机质类型也起到至关重要的作用。在热模拟实验中, 这类伴生黄铁矿的有机质存在两种演化模式(图12):模式一为当有机质生烃能力较强时, 有机质随热演化进程开始发生生烃作用, 有机质被消耗形成孔隙, 这种模式是实际页岩样品中最常见的演化模式; 模式二为当有机质生烃能力较弱时, 有机质随热演化进程不发生生烃作用或者反应微弱, 反而是黄铁矿优先于有机质开始发生化学变化, 被逐渐消耗后形成孔隙。

图12 有机质在黄铁矿影响下的两种演化模式(X4井, 大隆组, 井深1 671.0 m)

4 页岩储层孔隙演化模式

通过对有机孔隙演化研究, 基于热模拟实验、原始有机质恢复、面孔率定量计算等, 统计不同成熟度样品总面孔率、有机质孔隙面孔率, 计算页岩总孔隙度、有机质孔隙度, 结合单井埋藏史分析, 总结渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组页岩孔隙演化规律:随埋深增加, 无机孔隙会因成岩作用的增强大幅度减小(孔隙度由泥炭沼泽初期的70%减少至成岩阶段B的1.5%)[31], 而有机孔隙在Ro为0.9%时开始形成[32], 随热演化程度的增大先是不断增加, 孔径变大, 有机质抗压性也随之不断降低, 当Ro达到3.2%、有机孔隙度达3.5%后有机孔隙度会逐渐降低, 因此总孔隙度整体呈现出先降低、再增加、再持续减小趋势。并在此基础上建立该地区页岩储层孔隙演化模式图(图13)。

图13 渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组页岩孔隙演化模式图

5 结论

1)渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组富有机质页岩储集空间类型主要有裂缝、无机孔隙和有机孔隙等3大类, 其中有机孔隙是页岩气赋存的主要储集空间, 可划分为无定形干酪根孔、结构型干酪根孔、沥青质孔及生物化石孔等4类。

2)通过热模拟试验及能谱测试, 揭示了有机孔隙的演化特征:有机质收缩缝在有机质颗粒周缘产生, 缝宽介于0.1~0.5 μ m, 对页岩整体的储集空间贡献有限; 有机质内部的“ 海绵状” 有机孔隙是页岩有机孔隙的主要贡献者, 孔径介于10~120 nm, 在热演化过程中整体遵循“ 从无到有, 从小到大” 的过程, 且当1.56%< Ro< 3.50%时, 有机孔隙以大孔— 介孔为主, 当Ro> 3.50%时, 大孔大幅度减少, 介孔和微孔增加; 黏土矿物、硅质颗粒、黄铁矿等伴生矿物对有机孔隙的发育有重要的影响。

3)渝东南盆缘转换带五峰组— 龙马溪组页岩孔隙演化具有一定的规律性, 页岩孔隙演化模式为:无机孔随成岩作用增强呈减小趋势, 有机孔隙度表现出先增大, Ro达到3.2%、有机孔隙度达3.5%后逐渐减小的变化规律, 总孔隙度呈现先降低、再增加、再持续减小趋势。

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
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