基于热模拟实验的富有机质泥页岩孔隙演化研究进展

刘小平, 李文奇

(1.中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室,北京 102249; 2.中国石油大学(北京)地球科学学院,北京 102249)

泥页岩是由黏土矿物、刚性矿物(石英、长石、碳酸盐岩、云母和黄铁矿等)和有机质混合而成的细粒沉积岩,宏观和微观上均表现出复杂的网络结构[1]。泥页岩中的油气含量通常与总有机碳(TOC)含量成正比,邹才能[2]将TOC含量大于2%的泥页岩定义为富有机质泥页岩。富有机质泥页岩是非常规油气勘探与开发的主要目标[3]。作为源储一体的烃源层系,泥页岩层系的储集空间一直是学者们研究的重点之一。目前泥页岩孔隙空间的研究重点是静态表征,即通过光学显微镜(LM)、扫描电镜(SEM)、透射电镜(TEM)、原子力显微镜(AFM)和X-ray计算机断层扫描(CT)等一系列成像方法和气体吸附法,高压压汞等定量方法测试孔隙类型、孔隙结构以及孔隙发育控制因素[4-15]。然而,针对富有机质泥页岩孔隙的动态演化方面的研究则相对较少。

中外学者对自然演化剖面的泥页岩孔隙发育演化做了一定的研究[16-26],通过采集不同埋藏深度的泥页岩样品分析不同演化阶段孔隙空间的特征,总结孔隙演化的影响因素并揭示其演化规律。Mastalerz等[17]通过对一系列热成熟度不同的New Albany富有机质泥页岩孔隙特征分析发现,随着热成熟度升高富有机质泥页岩孔隙总孔体积下降明显,孔体积的变化的同时不同孔径的占比也发生相应的调整,其原因在于热成熟度、矿物组成以及有机质含量等因素的影响。但是不同演化程度泥页岩样品所处的埋藏深度不同,其所经历的成岩作用以及成岩后经历的地质作用也不尽相同,沉积环境的差异决定了有机质母质来源和无机矿物来源的差异,这些因素的影响造成了泥页岩在有机质,无机矿物以及构造作用方面具有很强的非均质性[27]。

热模拟实验能够有效地解决泥页岩样品非均质性强的问题, 其可单独控制页岩样品的成分、静岩压力、体系的开放性、含水性等因素[28],实现对同一泥页岩样品孔隙全演化过程的研究。前人做过大量研究表明[29-40],热模拟实验已成为研究泥页岩有机质孔隙演化规律的重要手段之一,许多学者已经通过热模拟实验得出泥页岩孔隙演化的相关规律。胡海燕[30]对Woodford富有机质未熟页岩开展高温热模拟的实验,并对得到的不同成熟阶段的页岩样品研究发现,随着成熟度升高富有机质页岩纳米孔隙数量增加,孔隙度随着热成熟度增高而增加,这与基质孔隙度的演化规律完全不同。此后,学者们应用热模拟实验结合扫描电镜等成像方法和孔隙结构定量表征方法对泥页岩孔隙演化进行了更深入的研究和探讨。尽管热模拟实验解决了泥页岩样品非均质性的问题,但热模拟实验应用于泥页岩孔隙演化的研究仍处在探索发展阶段,在样品制备,实验条件设定等方面还存在诸多问题和限制因素,因此泥页岩孔隙演化的研究仍是一个科学难题。本文主要对热模拟实验应用进展、富有机质泥页岩孔隙演化特征、富有机质泥页岩孔隙控制因素和演化模式进行综述,旨在深化对富有机质泥页岩孔隙演化的认识,明确泥页岩孔隙演化对页岩油滞留聚集的影响,为页岩油的赋存和运移特征研究提供重要的孔隙结构参数。

1 热模拟实验在泥页岩孔隙演化中的研究现状

实际地质条件下的有机质热演化是一个长时间相对低温的地质过程。自从Connan[41]、Waples[42]、Tissot等[43]提出有机质的热演化存在着温度对时间的补偿效应后,一系列通过快速升温方式的热模拟实验方法开始应用于有机质热演化生烃的模拟研究中。热模拟实验经过多年来的发展广泛应用于油气资源评价[44-49]、油气源对比及油气生成动力学等领域[50-54]的研究。有机孔的演化与油气生成、生烃增压、赋存状态的转变及排出密切相关,结合扫描电镜,气体吸附和高压压汞等实验技术手段热模拟实验实验可应用于泥页岩孔隙演化的研究[55-58]。

热模拟实验按照体系的封闭性程度可以分为开放体系、封闭体系和半封闭(半开放)体系(图1)[59]。基于实验装置、实验原理和实验条件方面的差异,不同的实验体系有各自的特点(表1)[60]。开放体系典型实验仪器有Rock-Eval热解仪和PY-GC热解气相色谱仪,封闭体系则主要以黄金管热模拟实验为代表。这两种体系是实验体系封闭性的两个极端代表,开放体系热模拟实验热解产物随产随排,没有考虑到产物进一步二次裂解的情况；封闭体系中热解产物初次生成后滞留于实验装置中继续参与反应,其热解程度比较彻底；但是,在实际地质条件下烃源岩有机质生排烃过程既不是处在绝对开放的沉积环境也不是绝对封闭的沉积环境,部分烃类产物排出而部分产物滞留在烃源岩中继续裂解。对于泥页岩孔隙演化来说,热模拟实验体系的设计越接近真实地质体的环境,实验取得的结果越接近孔隙演化的真实过程。Guo等[61]在封闭和半封闭两种不同实验体系条件下研究延长组Ⅱ型干酪根陆相烃源岩发现有机质热演化程度,碳损失和总孔隙度在两种实验体系中表现出显著区别,相比封闭体系,半封闭体系有机质热演化相对较慢,尤其体现在沥青的二次裂解过程；半封闭体系下有机质的碳损失更高,说明半封闭体系下有机质生排烃效率更高；此外,半封闭实验体系总孔体积在生油窗后有明显增长,而封闭体系孔体积增加有限。这些差别主要是与有机质初次裂解排出液态烃和残留沥青二次裂解过程有关,实验体系的差别决定了有机质和孔隙演化上的差异,半封闭半开放实验体系的设计是更接近地下真实的地质过程,更适用于孔隙演化的研究(图2)。

图1 三种热模拟实验体系示意图(文献[60]修改)Fig.1 Schematic diagram of three thermal simulation experimental systems (modified from ref.[60])

表1 现有的生排烃模拟实验仪器与方法(据文献[60])Table 1 Current simulation experiment instrument and methods of hydrocarbon generation and explusion (according to ref.[60])

前人做过的一系列实验证实,镜质体反射率(Ro)与热模拟温度呈线性相关,在热模拟实验中一般参考温度与Ro的对应关系来设置温度点模拟有机质演化的各个阶段。如图3所示,不同干酪根类型泥页岩有机质热演化变化速率不同,下马岭组海相泥页岩Ⅱ型干酪根演化速率大于Ⅰ型干酪根；同为陆相Ⅱ型干酪根的不同盆地的泥页岩演化速率不尽相同,Ⅲ型干酪根泥页岩有机质演化速率最慢。不同沉积环境相同干酪根类型泥页岩有机质演化速率不同,下马岭组海相泥页岩Ⅱ型干酪根要高于鄂尔多斯盆地Ⅱ型干酪根。此外,不同学者对热模拟温度点的设定也有所区别。目前在温度点的设定上还没有一个统一的设定标准,这与泥页岩样品的沉积环境和有机质母质来源等控制因素有关。学者们一般按照自己的主观研究目的和演化阶段划分方案设定[29, 55-56, 62-63]。

图2 半封闭半开放实验体系示意图(据文献[38]修改)Fig.2 Schematic diagram of semi closed experiment system (modified from ref.[38])

图3 模拟温度与实测镜质体反射率关系[36, 55-56, 62]Fig.3 Relationship between simulated temperature and measured vitrinite reflectance[36, 55-56, 62]

2 热模拟实验中孔隙演化特征

目前许多学者通过热模拟实验来研究富有机质泥页岩孔隙演化中的规律,但研究大多基于具体盆地泥页岩样品条件下,并且重点关注成熟和高成熟阶段孔隙演化的变化规律,总结概述了富有机质泥页岩全阶段孔隙演化特征,以期呈现出完整的孔隙演化模式(扫描电镜图片见图4)。

图4 热模拟实验实验中泥页岩样品孔隙演化特征(据文献[56]修改)Fig.4 Pore evolution characteristics of shale samples in thermal simulation experiment (modified from ref.[56])

2.1 有机孔演化

有机孔的演化主要受有机质生烃作用的控制,其占据着富有机质泥页岩孔隙演化的主体地位。

2.1.1 低熟-成熟阶段有机孔演化特征

在低熟-成熟阶段,随着热模拟温度的升高,有机质开始生烃,气泡状有机孔零星分布于有机质内部,可见有机质边缘发育收缩缝[63],有机孔此时以边缘收缩缝为主[37]。低熟阶段较低温度和压实作用压力的制约导致有机孔增长缓慢,比表面积相对较低,有机孔呈缓慢增加的趋势。热模拟温度不断升高,有机质进入生油窗,开始大量生烃,页岩比表面积和总孔隙度呈快速上升趋势,指示随着液态烃类的生成和排出,有机质体积缩减,大量微孔、中孔在有机质中生成,此时中孔和大孔体积控制着绝大部分的总孔隙体积,其中大部分中孔为有机孔。到了生油高峰阶段,由于干酪根裂解生成的沥青质液态烃类被干酪根骨架吸附并溶解,导致大量新生成的有机孔被填充[55-56],大量学者对抽提前后的热模拟泥页岩样品对比发现,抽提后泥页岩的微孔,中孔体积显著增加[38, 55, 64-65],证明了成熟阶段页岩中存在大量沥青质液态烃类和滞留油充填于有机质中,造成有机质膨胀,导致有机孔体积显著降低。总体上,在低熟-成熟阶段有机孔呈缓慢增加,迅速增加随后显著下降的三段式演化趋势。

2.1.2 高-过成熟阶段有机孔演化特征

在高成熟阶段,有机质进入生气阶段,早期干酪根二次裂解生成大量气态烃导致大量气泡状有机孔在有机质中形成,气泡状有机孔成为主要的有机孔类型[37],在Ro约为1.71%有机孔体积达到峰值说明有机孔体积在这个阶段呈上升趋势,同时暗示干酪根二次裂解过程基本结束。孔隙系统呈现从中孔,大孔控制向中孔,小孔控制的转化趋势[37],这主要是有机质生烃作用的贡献,虽然微孔占总孔体积的10%左右,但微孔贡献着绝大部分的孔隙比表面积,说明微孔大量存在。另外,微孔同时也是页岩气重要的储存场所[19]。热裂解生湿气后期则以滞留油裂解生气为主,热模拟温度的进一步升高,进入过成熟阶段生成的气态烃并最终形成甲烷,而残余干酪根释放出甲烷后缩聚形成固体沥青。在高成熟-过成熟前期阶段(Ro=1.7%～2.5%),有机质生烃作用逐渐停止,有机孔体积在达到峰值后基本保持不变,尽管残余干酪根聚合形成固体沥青会产生部分微孔[36],对有机孔体积的影响可忽略不计。另外,此时泥页岩基本处于晚成岩作用阶段,岩石的抗压强度和稳定性都大幅增强,因此压实作用对孔隙结构的影响不显著[55]。由于热模拟实验条件的限制,大部分学者热模拟实验最高温度点的设置在650 ℃,对应Ro约为2.5%[56],热模拟实验中过成熟阶段完整的孔隙演化过程需要进一步的研究。

有机孔孔体积在热模拟实验过程中呈现出先上升后趋于平缓的趋势,在生油窗后期到生气阶段,有机孔体积占据着50%左右的总孔体积[37],证明有机孔是页岩储层孔隙空间的重要组成部分,也是页岩气赋存的主要场所。另外,在对有机孔的研究中侧面反映出无机孔在页岩孔隙系统中同样占据着同样重要的地位,但目前对无机孔演化的研究尚在起步阶段。

2.2 无机孔演化

无机孔的演化主要包括原生矿物基质孔的演化和次生无机孔的演化,原生矿物基质孔的演化主要受到压实作用,有机质生烃作用等因素的影响；而次生无机孔则主要受到有机质生烃作用,黏土矿物转化以及压实作用的影响。Chen等[36]应用无水热模拟实验在同样的实验条件下研究富有机质页岩和贫有机质页岩(TOC含量为0.18%)孔隙结构的演化,基本上排除了有机质生烃作用的影响,发现微孔、中孔在热演化过程中呈单调递减的趋势,说明了压实作用仍是无机孔演化过程中的主要控制因素。

2.2.1 原生矿物基质孔演化

未熟阶段,页岩孔隙系统以原生矿物基质孔为主,矿物粒间孔,粒内孔广泛发育,中孔和大孔占据着90%以上的总孔体积[37, 56],其中大孔占据着热模拟原始样品50%以上的孔隙体积,大部分为矿物基质孔。随着埋藏深度的增加,压实作用导致矿物颗粒间距减小,塑性的有机质被挤压进入矿物粒间孔隙,导致原生矿物粒间孔大幅减小[16]。成熟-高成熟阶段,压实作用继续控制着原生矿物基质孔的减少,有机质生烃作用间接地影响着原生矿物基质孔的演化,在生油阶段生成的液态沥青质烃类充填于原生矿物基质孔隙中加剧了原生矿物基质孔的减少[33-34],但到高成熟生气阶段,气体生成产生的超压可以一定程度上减缓压实作用的影响,原生矿物基质孔下降速度变慢,同时在生油窗阶段充填在原生矿物基质孔中的沥青和滞留油二次裂解生气导致原生矿物粒间孔,粒内孔体积有一定恢复[33-34]。进入过成熟阶段,深部埋藏上覆压力导致残余的原生矿物基质孔,继续减少。总体上,原生矿物基质孔在热演化过程中呈快速下降到缓慢下降的二段式下降趋势。

2.2.2 次生无机孔演化

次生无机孔在本文中指黏土矿物转化形成的孔隙和有机酸溶蚀脆性矿物形成的孔隙。次生无机孔演化主要发生在成熟-高成熟阶段,随着热模拟温度的升高,在350～450 ℃,黏土矿物演化主要表现为高岭石向伊利石和伊/蒙(I/S) 混层的转化[66],在有机质生烃之前,黏土矿物转化缓慢,有机质大量生烃的同时黏土矿物转化速率加快,黏土矿物转化成因孔隙大量生成。另外,有机质生烃排出大量有机酸,钾长石、方解石等不稳定脆性矿物被溶蚀形成溶蚀孔,钾离子的释放结合相对高的温度和压力,进一步促进了蒙脱石和伊蒙混层向伊利石的转化[55],在转化过程中黏土矿物脱水体积缩小形成大量黏土矿物层间孔,同时随着热模拟温度升高黏土矿物的粒内孔尺寸逐渐增加,黏土转化成因次生无机孔占据着次生无机孔的主体地位。尽管有机质生烃排出的大量有机酸产生溶蚀孔,郭秋麟等[18]认为有机酸溶蚀成因次生无机孔对总孔隙度影响不大,原因可能在于有机酸溶蚀作用释放出的钾离子促进了伊利石化作用,生成的伊利石反而堵塞了喉道[67]。过成熟阶段,随着有机质生烃作用基本停止,流体环境相对保持稳定,黏土矿物转化也接近尾声,无机孔演化趋于稳定[55-56]。次生无机孔体积总体呈先缓慢增加,迅速增加,趋于平缓的演化过程。

图5 富有机质泥页岩孔隙演化模式图(据文献[17，38]修改)Fig.5 Pore evolution pattern of organic-rich shale (modified from ref.[17,38])

3 富有机质泥页岩孔隙演化控制因素

富有机质泥页岩的孔隙演化是有机质和矿物在高温高压条件及流体等多因素长时间共同作用的结果,其主要受有机质生烃机制[29, 33-34, 37, 56, 63, 68]和成岩[55-56, 69]机制双重控制。中外学者对于泥页岩孔隙演化的控制因素[5, 17, 55-56, 70]从有机质热成熟度、有机质类型、有机质丰度、矿物类型和含量、压实作用程度等多个方面进行了探讨。本文则是基于热模拟实验的前提,讨论总结了富有机质泥页岩孔隙演化的控制因素,主要包括有机质生烃作用[29, 33-34, 55-56, 68, 71]、矿物转化[29, 55-56, 69]和压实作用[55-56, 69, 72-73]三个方面(图5)。

3.1 有机质生烃作用

有机质主要通过干酪根热解产生液态烃和气态烃,通过液态烃裂解产生气态烃,以及通过干酪根缩聚形成固态沥青三种方式完成转化[56, 74-75]。在有机质生烃转化的这一系列过程中,由于有机质生排烃,有机质的体积发生改变,因此在有机质内部形成有机孔[29, 36, 55]。同时有机质的生排烃过程中有机质收缩会导致在有机质与矿物交界处形成孔隙[29, 32],生成的有机酸可以溶蚀长石和黏土矿物等不稳定矿物生成次生孔隙[55-56]。有机质生烃作用控制着有机质热演化过程,进而控制着泥页岩孔隙演化的过程(尤其是有机孔的演化)。

其中有机质热成熟度作为衡量有机质演化程度的标志,在泥页岩孔隙演化中扮演着重要的角色。热演化程度定义了有机质转化的不同阶段[76],并且可以在很大程度上影响有机质的特征[43],从而影响着有机孔的发育演化[33]。有机孔的大小和形状的变化取决于有机质的连续转化过程,并且与有机质热演化生烃的产物(沥青,前油固态沥青,油,气,焦沥青和焦炭)联系紧密[34]。

此外,有机质类型是影响有机质生烃作用的重要因素。不同有机质显微组分在化学组成、生烃动力学和活化能分布上的差异会造成生烃和孔隙演化的过程上的差异。Ko等[33-34]通过黄金管热模拟实验结合SEM观测对比分析了EagleFord泥页岩、Barnett泥页岩和Woodford泥页岩中孔隙发育演化规律,发现EagleFord泥页岩和Barnett泥页岩的孔隙演化过程相似,但Woodford泥页岩的孔隙演化过程与前二者有明显区别,原因在于富藻Ⅱ型干酪根的富集程度不同,富藻Ⅱ型干酪根相比于典型Ⅱ型干酪根活化能分布更狭窄、活化能也更高,因此II型有机质转化和生油过程延后且有缩短,导致了Woodford泥页岩在孔隙演化模式上的差异。

3.2 矿物转化

泥页岩的矿物组成主要可以分成黏土矿物和刚性矿物两大类。刚性矿物主要由石英、长石、碳酸盐岩、云母和黄铁矿等矿物组成。刚性矿物的存在对于孔隙演化起到了积极的促进作用。一方面在埋藏早期刚性矿物的存在有利于原生孔隙空间的保存,使其免于压实作用的影响[5, 77]；另一方面在有机质生烃过程中有机酸会溶解石英和长石形成次生孔隙[56]。黏土矿物主要由高岭石、绿泥石、伊利石和伊利石/蒙脱石(I/S)等矿物组成。在早成岩阶段高岭石主要以定向排列或混杂堆积存在于粒间孔。绿泥石主要存在于粒内孔,其存在会导致孔隙尺寸的减小同时阻塞孔隙喉道[56,78],但同时绿泥石的存在也会抑制其他矿物的生长从而保存了孔隙,所以总起来说绿泥石对孔隙发育的抑制作用是有限的[78]。黏土矿物与有机质联系紧密,在埋藏成岩阶段随着有机质生烃作用的进行,黏土矿物也发生转化,以高岭石向伊利石的转化和伊蒙混层中蒙脱石向伊利石的转化为主。吴松涛等通过对Ⅱ型干酪根陆相泥页岩进行温压热模拟研究发现350 ℃(Ro=1.5%)是黏土矿物转化的关键温度点,温度超过350 ℃黏土矿物孔隙变化不明显。据Wang等[56]的研究表明Ⅲ型干酪根陆相泥页岩的矿物开始快速转化的实验条件为热模拟温度超过550 ℃,Ro超过1.63%。上述研究表明黏土矿物转化主要发生在生油窗后半段。伊蒙混层作为最常见的自生黏土矿物代表着高岭石向伊利石转化的中间产物。高岭石的伊利石化作用会促进有机酸溶蚀长石从而有助于次生孔隙的形成。另外,由于脱水作用伊蒙混层中的蒙脱石收缩,有助于收缩缝的形成[79]。

3.3 压实作用

在早期成岩作用阶段,压实作用会导致新沉积沉积物的孔隙度从大于80%迅速降低至接近20%[73],此时孔隙演化的控制因素以压实作用为主[5, 17, 72]。在热模拟实验中压实作用同样也是重要的控制因素,初始实验压力通常是基于泥页岩样品埋藏深度的条件下设定,各温度点压力基于实际盆地埋藏史条件设定。另外,不同孔径的孔隙受压实作用影响也不同,大孔比中孔和微孔更容易受到压实作用的影响[72]。

总体上压实作用控制了早成岩阶段泥页岩孔隙演化,有机质生烃演化作用和矿物的转化(特别是黏土矿物的转化)控制了埋藏成岩阶段孔隙的演化。吴松涛等[29]通过高温高压热模拟实验得出结论认为有机质热演化贡献最大,黏土矿物转化贡献次之,脆性矿物转化贡献最小,三者比例大致为6∶3∶1。

4 富有机质泥页岩孔隙演化模式

目前基于实验方法选择组合和主观认识的不同,关于富有机质泥页岩孔隙演化模型有多种划分方案。依据有机质生烃作用和相关因素的组合孔隙演化模型有如下几种。

4.1 有机质生烃作用与油气生成阶段组合的演化模型

Ko等[33-34]提出了将有机质生油气阶段及其对应的孔隙发育特征结合的方式来分析矿物基质孔和有机质孔演化规律,将孔隙演化过程分成浅埋藏和早成岩、生沥青、生油早期、生油窗、生油高峰以及生气阶段六个阶段。在浅埋藏和早成岩阶段,矿物基质孔网络主要由原始粒间和粒内孔组成,形成于前油沥青或液态烃生成和运移前,在沥青和油生成阶段,可动沥青或油运移进入矿物基质孔,并在矿物颗粒边缘形成等厚环边,随着进入矿物基质孔的沥青和油的增大,残留的矿物基质孔不断减小甚至消失,孔隙形态由开始的类似于矿物颗粒边缘特征到次圆状到最终消失；随后进入生气阶段,原油或可动沥青裂解成气,并产生大量海绵状孔隙,残留少量未被固态沥青充填的矿物基质孔。

4.2 有机质生烃作用与成岩作用组合的演化模型

Guo等[69]根据有机质生烃作用与成岩作用组合的划分依据建立了孔隙演化模型,将孔隙演化过程划分为早成岩阶段(Ro<0.6%),中成岩A阶段(0.6%2.5%)四个阶段。早成岩阶段压实作用导致中孔,大孔数量锐减；中成岩A阶段由于有机质初次裂解和固体沥青的存在导致了孔隙度与比表面积的减少；中成岩B阶段由于高岭石迅速转化成伊利石和伊蒙混层,固体沥青和干酪根裂解生成大量甲烷和重烃气,孔隙度增加。晚成岩阶段受干酪根二次裂解和伊利石,伊蒙混层的影响,孔隙度与比表面积呈增加趋势。

4.3 有机质生烃作用与全孔径演化组合的演化模型

Chen等[36]通过无水热模拟实验结合低压氮气和二氧化碳吸附实验分析了不同有机质含量的页岩在热演化过程中的纳米孔隙结构演化特征,基于热演化过程中微孔、中孔的演化趋势结合热成熟度Ro建立了孔隙演化模式。Wang等[56]通过热模拟实验与低压CO2吸附,低压N2吸附和MIP(mercury instrusion porosimentry)高压压汞实验相结合,实现了对以III型干酪根为主页岩孔隙在热演化过程中的全孔径动态表征,结合孔隙演化控制因素综合建立了富有机质泥页岩孔隙演化模式。

5 问题与展望

富有机质泥页岩孔隙演化是有机质、矿物、温度、压力及流体等多因素长时间共同作用的结果,虽然热模拟模拟实验实现了对同一富有机质泥页岩样品全孔隙演化阶段的研究,但孔隙演化的研究不够系统,仍存在一系列问题尚待解决,这些存在的问题也正是该领域未来需要关注和解决的重点。

(1)泥页岩样品在热模拟实验高温高压条件下易碎裂,造成氩离子抛光处理泥页岩样品过程中的困难,制约了扫描电镜下对孔隙空间的观察。

(2)模拟成岩环境与地下真实储集层演化条件的差异,首先是在热模拟实验过程中温度上升速度较快,这与地下实际漫长的地史时间仍有较大差别。另外,地层压力随着埋藏深度的加深而发生变化,而热模拟实验一般是先设定好压力再进行热模拟实验,实验压力条件设置相对单一,不能实现对压力的精细控制,实验未考虑地层流体的作用,不同的流体条件会对矿物演化产生重要影响。综上所述,热模拟实验环境条件与页岩在地下的真实演化仍有较大出入。建议结合盆地埋藏史,热史更精细地设置实验条件,让热模拟实验环境更接近地下真实情况。

(3)热模拟实验成本较高,导致其不能大量开展,因此热模拟实验样品较少,测试得到的孔隙相关参数的数据也较少,导致对孔隙演化的研究不够系统。

(4)大部分学者研究富有机质泥页岩孔隙演化一般选择以有机质生烃阶段来划分孔隙演化阶段,但是有机质生烃阶段与孔隙演化阶段的对应关系并不是很好,特别是在孔隙演化的早期,孔隙演化主要受到成岩压实作用的控制。如何对孔隙演化阶段进行划分应该是孔隙演化研究工作中关注的重点之一。