波罗的海盆地上奥陶统页岩孔隙演化的热压模拟实验

李楚雄，申宝剑，潘安阳，张文涛，李 昂，丁江辉

(1.中国石化 石油勘探开发研究院 无锡石油地质研究所，江苏 无锡 214126；2.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)

近年来，我国在南方海相页岩气勘探领域获得了重大突破，并在四川盆地及其周缘的上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组取得了商业性进展[1]。我国南方海相页岩具有累计厚度大、有机碳含量高、脆性矿物含量高和热演化程度高等特征[2-4]。诸多研究证实，热演化程度是控制页岩气储层有机质转化与有机孔隙发育的重要因素之一，也是我国和北美海相页岩的重要差异所在[2-11]。因此，页岩孔隙在不同热演化阶段的发育特征问题受到了业内学者越来越多的关注。吴松涛等[12]通过原位观察长7页岩在不同温度条件下的微纳米级孔隙形态特征，认为有机质的热演化作用对孔隙发育的贡献最大；马中良等[13]采用西加拿大盆地上白垩统海相页岩进行生烃模拟实验，发现热演化程度可能不是控制有机孔隙形成演化的决定性因素，而有机质物理化学结构的差异对有机孔隙的发育具有重要作用；张毅等[14]选用新疆三塘湖盆地中二叠统芦草沟组低成熟油页岩开展了半封闭体系的热模拟实验，发现温度、压力条件对孔隙结构具有重要影响，有机质演化产物与孔隙演化趋势紧密相关。

然而，相关研究所使用的页岩多为陆相样品或其他层系的样品，与我国南方海相页岩不能较好匹配。与其他地区相比，我国南方海相页岩的热演化程度普遍偏高(EqVRo=2%～5%)，多处于高—过熟阶段，即使是成熟度相对较低的塔里木盆地海相页岩，其平均EqVRo也在1.5%以上[2-5]。因此，想要在自然条件下获取理想成熟度梯度的海相页岩样品是十分困难的。并且高演化阶段有机显微组分的结构分散、光学特征较差，在镜下不易识别[15]，导致目前关于海相页岩不同有机显微组分孔隙发育差异性的研究比较少见。

本研究选取欧洲地区波罗的海盆地上奥陶统海相页岩，在确定其有机显微组分的基础上，采用半开放—半封闭体系的热压生排烃模拟实验装置，以焦石坝地区五峰组—龙马溪组埋藏演化史和超压发育史为地质约束条件，开展了一系列孔隙演化的热压模拟实验。通过对模拟产物的定量统计和氩离子抛光条件下的扫描电镜微区分析，阐述了模拟实验页岩在不同热演化阶段的孔隙发育特征及形成机理，以期厘清有机显微组分差异对孔隙发育的影响，深化对我国海相页岩孔隙演化规律的认识。

1 样品与实验

1.1 实验样品

热模拟实验通常需要选取热演化程度较低且成烃生物类型与研究区较为一致的样品。本次研究的目的是揭示我国南方五峰组—龙马溪组海相页岩在近地质条件演化过程中孔隙的形成与演化机理，但我国南方海相页岩的热演化程度普遍较高，所以选择热演化程度相对适中的欧洲地区波罗的海盆地上奥陶统页岩(EqVRo=0.80%)进行室内热压模拟实验。岩石热解分析显示：样品的总有机碳含量(TOC)为8.01%、热解峰温(Tmax)为446 ℃、游离烃含量(S1)为4.50 mg/g、热解烃含量(S2)为19.30 mg/g、氢指数(IH)为241 mg/g。

1.2 热压模拟实验

热压模拟实验装置采用中国石化无锡石油地质研究所自主研发的地层孔隙热压生排烃模拟实验仪。该设备属于半开放—半封闭的可控生排烃实验体系，能够通过控制温压和流体介质使实验样品处在与地质条件相近的地层流体压力和上覆静岩压力的有限生烃空间内[16]。

模拟实验以焦石坝地区五峰组—龙马溪组埋藏演化史和超压发育史作为地质约束。前人研究表明，川东地区龙马溪组热演化过程始于晚二叠世，受热流高峰影响，成熟度迅速升高，进入成熟阶段；随后大地热流降低，演化速度变缓；晚三叠世，受地层快速埋深的影响，成熟度持续升高，并于中侏罗世达到高—过熟阶段；晚白垩世，地层达到最大埋深，地层温度为160～250 ℃；此后经受大规模抬升，地层温度降低，热演化停止，现今龙马溪组处于过成熟阶段[17]。在此基础上，设置了6个模拟温度点并确定了与之相对应的埋深、静岩压力和流体压力(表1)。模拟实验的主要步骤为反应系统试漏、抽真空、设置温压参数、产物收集，详细流程见文献[13,16,18]。通过取心机将原始岩心切割成6个直径3.5 cm、长度10 cm左右的圆柱样。由于原始样品较为新鲜，实验过程中没有加入额外的流体介质。加热方式是以1 ℃/min的升温速率升至设定温度，达到设定温度后再恒温48 h进行生烃反应。需要注意的是，虽然焦石坝地区页岩气产层具有超压特征，但前人根据包裹体测算的古压力演化史反映出地层流体压力基本上没有突破各个热演化阶段的上覆岩层破裂压力[17](地层流体压力/上覆静岩压力大于0.85)。因此模拟实验的流体压力控制在静岩压力的0.85倍(当实际流体压力超过控制流体压力时即释放压力并收集模拟产物)。古地表温度取25 ℃，古地温梯度取30 ℃/km。

表1 样品热压模拟实验参数设计

1.3 实验产物分析

实验样品的分析测试分为以下3个部分：(1)产物定量。在模拟实验完成后收集排烃装置与样品室和管线中的油，为“排出油”；模拟样品依据岩石中氯仿沥青的测定标准(SY/T5118-2005)，进行充分索式抽提后的产物为“残留油”；依据天然气的组成分析气相色谱法(GB/T13610-2014)，利用气相色谱对模拟实验后的气体产物进行组分测定，将产生的烃气加以定量。另取少量模拟样品粉碎至200目，依据岩石热解分析标准(GB/T18602-2001)，在Rock-Eval 6型岩石热解仪上进行测试。(2)有机显微组分观察与成熟度的确定。依据全岩光片显微组分鉴定及统计方法(SY/T6414-2014)，使用莱卡DM4500P偏光显微镜进行有机显微组分鉴定，并利用Leica QWin_V3图像处理软件对不同类型的有机显微组分开展定量统计。由于样品内部不含镜质体，模拟样品的热演化程度通过低熟镜煤在同等温度条件下的热模拟实验来确定。(3)扫描电镜分析。依据岩石样品扫描电镜分析标准(SY/T5162-1997)，模拟样品经过机械打磨后进行氩离子抛光2 h，加速电压3.0 kV，抛光截面偏转角1.5°，然后在Helios NanoLAB 650型聚集离子束场发射扫描电子显微镜(FE-SEM)上获取样品的二次电子(SE)图像和背散射(BSE)图像。工作距离保持在3～8 mm，采用较低的加速电压(2.0 kV)以减少电子束对样品的破坏。同时利用扫描电镜X射线能谱(EDS)检测器对矿物成分加以识别。

2 结果与讨论

2.1 原始页岩有机显微组分及定量统计

通过对全岩光薄片的观察，认为原始页岩的成烃生物类型与焦石坝地区龙马溪组海相页岩具有一定的相似性。原始页岩有机质类型为Ⅱ型，有机显微组分以藻类体、沥青质体和古生物碎屑为主。其中，无定形态的细小有机质颗粒占小部分，主要由沥青质体和藻类无定形体构成，分布于矿物基质中，在反射光和透射光下不明显，但在荧光下呈浅黄褐色或浅黄绿色(图1a-f)。这部分沥青也被称为“前油沥青”，是干酪根在生油阶段早期的热降解产物，来源于以脂类为主要成分的低等藻类、浮游生物和古生物腔体内的脂质大分子聚合物[19-20]。具有一定形态的大颗粒有机质占大部分，主要由层状藻类体和生物壳体构成，呈纹层状和条带状分布。生物壳体组织由于不易分解而保留了一定的原始形态，可见的以几丁石和笔石最为突出，在反射光下呈灰白色且无荧光(图1b-e)。笔石和几丁石是古生代海洋沉积环境中具有有机质壳体的典型海洋微体动物化石[15]。与笔石相比，几丁石的形态多为长壶形或酒瓶形，两端大小不一(图1b,c)。笔石则多为板条形或长棒形(图1d)。显微镜下能够观察到完整的生物壳体及其腔体部分发育大量黄铁矿，但也见破碎、零散而难以辨认的生物壳体碎屑(图1b-e)。藻类体以层状藻类体为主，结构藻类体比较少见，主要来源于浮游藻类和底栖藻类[21]，在反射光下呈棕褐色，在荧光下呈浅黄绿色并具有明显的生物细胞结构(图1f)。通过扫描电镜形貌观察结合能谱分析也能为有机质来源提供依据[22]。例如，伴生有大量黄铁矿的生物壳体(可能为笔石)，表面凹凸不平并且多褶皱的藻类体和与不同类型矿物相混合的沥青(图2a-c)。

图1 原始页岩样品有机显微组分照片

a.透射光，藻类体与生物碎屑；b. 透射光，几丁石碎屑；c.反射光，视域同b；d. 反射光，笔石碎屑；e.反射光，生物残屑(来源未知)；f.荧光，藻类体与沥青质体

Fig.1 Photomicrographs of organic macerals in raw shale samples

在有机显微组分定性划分的基础上，通过Leica QWin_V3图像处理软件能够进一步将不同颜色灰度的组分定量化，来反映有机质的组成特征[23]。藻类体和生物碎屑在反射光和荧光下具有颜色、光性特征和结构形态上的差异，可以在图像上进行有效区分。统计结果显示，二者的相对含量分别为6.0%和5.2%。此外，矿物沥青基质主要以亚显微级的分散无定形有机质呈现，其含量在图像上难以确定[24]。

2.2 有机质转化与油气生成

根据岩石热解参数和不同模拟温度下的烃类产物收集情况综合分析，将模拟样品的热演化过程分为3个阶段：生油阶段(250～350 ℃)、湿气阶段(350～450 ℃)和干气阶段(450～550 ℃)(图3)。如表2所示，与原始页岩相比，LT-250的岩石热解参数Tmax和IH大致相同，w(TOC)、S1和S2则略有降低。样品LT-250具有较低的排出油产率，表明在250 ℃低温加热的基础上页岩内的干酪根/沥青少量生油，这可能对其热演化程度影响不大。随着模拟温度不断升高，页岩w(TOC)和IH呈降低趋势，EqVRo和Tmax呈上升趋势。在此期间，总烃产率持续升高(62.46～364.96 kg/t)；烃气产率逐渐升高(0～263.06 kg/t)，并且在350～450 ℃区间增速较快；总油产率先升高后降低(62.46～144.40kg/t)，峰值出现在350 ℃。其中，排出油产率先升高后平稳(2.87～101.42 kg/t)，残留油产率先升高后降低(0.41～100.35 kg/t)。由于产物的收集贯穿于整个模拟实验过程，而产物的定量统计则是一次性完成的，因此不同模拟温度下的产物组成特征能有效指示页岩样品所处的热演化阶段[25]。在350 ℃之前，模拟产物以残留油为主，烃气产率极低，页岩处于生油阶段；350～450 ℃区间，残留油热裂解向烃气转化，油气大量排出，导致烃气产率快速上升同时总油产率下降，油气比逐渐减小，页岩处于生湿气阶段；在450 ℃之后，总油产率以排出油为主且基本恒定，烃气产率继续上升，油气比进一步减小，页岩处于生干气阶段。此外，生油窗和生气窗的位置虽然不能准确判断，但可以确定二者分别出现在350 ℃和450 ℃附近。

图2 原始页岩样品有机显微组分扫描电镜图片与能谱分析

表2 热模拟页岩有机地球化学参数

注：EqVRo非实测数据，样品LT-250与原始页岩EqVRo相当，其余为煤样在同等条件下的模拟实验结果。

图3 不同热模拟温度下的油气产率总烃产率=总油产率+烃气产率，总油产率=排出油产率+残留油产率

模拟温度在450 ℃之后仍有大量烃气产生，并且占总烃生成量的19.2%，这部分烃气可能主要来源于笔石在高演化阶段的生气作用。已有研究表明，笔石周皮组织的化学组成以脂肪族化合物为主，其次是芳香族化合物，具有一定生烃能力，可能与腐植型干酪根相当[15]。

2.3 页岩孔隙的演化特征与成因机制

2.3.1 有机/无机孔类型划分及成因

在参考LOUCKS等[9-11,25-27]对泥页岩样品及模拟实验样品中不同类型孔隙划分的基础上，我们对本次研究中不同演化阶段样品出现的孔隙进行了系统分类，共分为2大类8小类(图4)。其中，有机孔包括海绵状有机孔、有机质收缩孔和气泡状有机孔；无机矿物孔包括矿物粒内孔和粒间孔，具体细分为铸膜孔、溶蚀孔、矿物粒间孔、黏土矿物层间孔和改造矿物孔。

图4 热模拟页岩的孔隙类型

a.海绵状有机孔，LT-325；b.有机质收缩孔，LT-350；c.气泡状有机孔，LT-350；d.铸膜孔，LT-250；e.黄铁矿溶蚀孔，LT-450；f.矿物粒间孔，LT-325；g.黏土矿物层间孔，LT-450；h.改造矿物孔，LT-450

Fig.4 Pore types of thermal simulated shale

有机孔的划分主要根据孔隙的形态和赋存状态。海绵状有机孔是因气态烃的生成而形成的次生孔隙，在高—过熟阶段的富有机质页岩中普遍存在[10,27]，形态不规则，主要分布在焦沥青中。有机质收缩孔通常发育在大颗粒有机质边缘，多出现于模拟实验样品中，有观点认为这些孔隙是模拟实验后温度和围压下降过程中形成的人工产物[25]，在地质样品中比较少见。气泡状有机孔是分散在有机质中的孤立气泡，大小不一，呈圆形或椭圆形，能够通过形态和分布的非均质性将其与海绵状有机孔进行区分。

无机矿物孔的划分主要根据其空间位置和与之相关的岩石基质类型。铸膜孔是由于岩石基质的部分缺失而产生的一类具有特定铸膜形态的孔隙[11,25]。其成因具有多源性，可能是生物骨架或腔体自身结构的缺失，也可能是在前处理抛光过程中造成的矿物或有机质颗粒的缺失。溶蚀孔在高演化阶段样品中比较常见，发育在长英质矿物、碳酸盐岩矿物和黄铁矿的表面，与有机酸类的生成和地层流体的侵蚀作用具有密切关系。矿物粒间孔与黏土矿物层间孔通常在未熟—低熟阶段比较多见，而在成熟阶段容易受到石油烃类的充注。改造矿物孔是有机质在矿物颗粒间隙运移后形成的孔隙，发育在矿物颗粒间隙，其边缘附有明显的残余有机质，可以作为石油烃类初次运移的证据[25-26]。

2.3.2 页岩孔隙的形成及演化特征

热模拟页岩扫描电镜观察发现，随着热演化程度的增加，孔隙的类型、分布和丰度均发生了显著变化，这与页岩内残留有机质的转化和运移具有重要联系。

在有机质热演化的不同阶段，孔隙的类型及发育程度具有明显差异。(1)生油阶段，残留油产率升高，受残留油占据作用的影响，整体孔隙的发育程度较低，孔隙以少量的矿物粒间孔为主，有机孔普遍不发育。这一现象并非偶然，已有研究通过有机溶剂抽提实验发现了被残留油掩盖的孔隙[28-30]。模拟温度在250 ℃时，可见少量的矿物粒间孔，有机质内部几乎观察不到孔隙(图5a, b)；温度上升至325 ℃时，烃气的生成致使小部分有机质内部形成了纳米级海绵状有机孔，也产生了有机质收缩孔，然而大部分有机质内部不发育孔隙(图5c, d)。(2)湿气阶段，孔隙发育程度显著提高，残留油逐渐裂解，总油产率降低，烃气在大量生成的同时加剧排烃(图3)。页岩内有机孔与无机孔并存，发育大量的气泡状有机孔和改造矿物孔(图5e-h)。气泡状有机孔普遍为纳米—微米级大小，可能来源于小孔之间的相互连通与合并，也可能是有机质内溶解气富集的结果。相比而言，改造矿物孔的孔径更大，作为烃类流体运移的通道，其大小和形态受周围矿物的结构控制。(3)干气阶段，整体孔隙发育程度与湿气阶段大致相当。不同的是，该阶段改造矿物孔作为主要的孔隙类型，其发育程度要高于有机孔。在经历了更强烈的排烃作用后，有机质内部的孔隙可能受烃类流体迁移的影响而被改造或破坏。以笔石为主的大颗粒有机质普遍发育收缩孔(图5i)。与藻类体不同，笔石的形态特征在热演化前后变化不大，即使在高演化阶段也易于识别，这是由于二者的油气转化效率差异所致。前者属于倾油型有机质，油气转化率较高(60%～80%)，后者属于倾气型有机质，油气转化率较低(10%～20%)。改造矿物孔边缘的残余有机质明显减少，呈现初始有机质的铸膜形态(图5j, k)，这是油向焦沥青转化过程中体积缩减造成的。XIONG等[31]通过原油裂解实验发现固体沥青的最大生成量约为初始原油的42%。此外，矿物溶蚀孔在该阶段较为发育，尤其是与残留有机质相伴生的黄铁矿(图5l)。

图5 热模拟页岩扫描电镜图片

从页岩孔隙演化过程的分析结果来看，有机孔的分布具有较强的非均质性，无机矿物孔的发育具有阶段性，体现在3个方面。第一，生油阶段海绵状有机孔小范围出现(图5d)。这是由于该阶段烃气和排出油的生成量均较低，油气初次运移的活跃度不高，有机孔得以有效保存而没有被残留油掩盖。第二，原生有机质(干酪根)多发育收缩孔(图4b, i)，而次生有机质(焦沥青)多发育海绵状有机孔和气泡状有机孔(图5d-f)。CURTIS等[32]在Woodford页岩中同样观察到有机孔分布的非均质现象，他认为不同孔隙特征的有机质可能来源于不同的显微组分，也可能二者分别为干酪根和焦沥青。第三，无机孔的演化与烃类流体的运移程度有关，呈现出阶段性发育特征。当模拟温度低于350 ℃，烃类的充注导致矿物粒间孔的发育程度较低；随着模拟温度上升，改造矿物孔伴随排烃的发生而大量形成。总体而言，在实验条件下，页岩孔隙的发育程度随有机质热演化程度的增加而提高。伴随油气的生成和初次运移，整体孔隙由不发育的状态逐渐演变为复杂交错的孔隙网络，连通性增加。

2.4 高演化阶段页岩气勘探的启示

焦石坝页岩气产区的龙马溪组页岩目前正处于过成熟阶段，孔隙以纳米级有机孔为主(图6)。其中，干酪根以笔石类生物碎屑最为常见，其孔隙具有非均质性，存在发育边缘孔、海绵状孔和孔隙不发育等现象(图6a-c)，而更多的有机孔发育在焦沥青内部，并且均质性较好(图6d-f)。相比而言，类似的海绵状有机孔主要出现在325～350 ℃的模拟样品中，而在400～550 ℃的模拟样品中比较少见，这表明纳米级有机孔隙在高演化阶段可能发生了转化和破坏。

研究发现，模拟温度达到450 ℃时，排出油产率趋于恒定，残留油产率接近于0(图3)，并且生烃潜力(IH)接近于0(表2)，表明残留油已经完成了向焦沥青方向的转化而不再具有生烃能力。随模拟温度继续升高，残余有机质趋于焦炭化[33]，这可能会在排烃的基础上进一步影响有机孔隙的保存。当模拟温度大于350 ℃，页岩内产生了大量的微米级改造矿物孔(图5h, j-k)，表现出原始有机质经过了高效的转化和运移，也反映出模拟产物在压实效应上的欠缺。对于有机质热演化而言，温度对时间能起到补偿效应。但对于储层孔隙空间的演化过程而言，短时间内提供的围压明显不能代替漫长地层条件下的机械压实作用和深部流体条件下的压溶作用。在深层地质条件下，强烈的机械压实作用和压溶作用会导致孔隙度降低、大尺寸孔隙减少[34-35]，有机孔隙多以纳米级为主，KUILA等[36]认为大部分的含烃孔隙可能小于100 nm。鉴于这些原因，研究认为孔隙的有效保存问题在高演化阶段页岩气勘探过程中需要重点关注。

图6 四川盆地焦石坝地区龙马溪组页岩扫描电镜图片

3 结论

(1)通过扫描电镜观察及微区特征分析，将热模拟页岩的孔隙类型划分为2个大类和8个亚类。有机孔包括海绵状有机孔、有机质收缩孔和气泡状有机孔；无机矿物孔包括铸膜孔、溶蚀孔、矿物粒间孔、黏土矿物层间孔和改造矿物孔。

(2)页岩整体孔隙的发育程度随有机质热演化程度的增加而提高。有机孔的分布表现出较强的非均质性，无机矿物孔的发育呈现出阶段性，这与有机显微组分的差异、有机质的转化和油气的初次运移具有密切联系。

(3)海绵状有机孔是焦石坝地区龙马溪组页岩的主要孔隙类型，也是地质样品与热模拟样品孔隙差异的关键。实验条件下，海绵状有机孔在生油阶段开始形成，在湿气阶段—干气阶段趋于转化和破坏。孔隙的有效保存问题在高演化阶段页岩气勘探过程中需要重点关注。