鄂爾多斯盆地延長組陸相頁巖孔隙演化模式與影響因素

肖 磊， 李 卓*， 楊有東， 唐 令, 萬成祥， 梁志凱，于海龍， 侯煜菲， 王立偉

(1.中國石油大學(xué)(北京)油氣資源與探測國家重點實驗室,北京 102249；2.中國石油大學(xué)(北京)非常規(guī)油氣科學(xué)技術(shù)研究院,北京 102249)

頁巖孔隙是頁巖儲層評價的重要內(nèi)容,對頁巖氣的賦存狀態(tài)和流動機制具有關(guān)鍵控制作用[1-4]。根據(jù)國際純粹與應(yīng)用化學(xué)聯(lián)合會(International Union of Pure and Applied Chemistry, IUPAC)分類標(biāo)準(zhǔn)(1994),頁巖的基質(zhì)孔隙可分為3類:微孔(<2 nm)、中孔(2～50 nm)和大孔(>50 nm)[5-6]。利用低壓氮氣吸附方法可以有效地測試頁巖中的微孔和中孔[7-9],利用高壓壓汞(mercury intrusion capillary pressure, MICP)技術(shù)可以測試大孔[10]?？梢?不同的方法適用于不同的孔徑,只有綜合應(yīng)用多種方法才能實現(xiàn)頁巖孔隙的全孔徑表征[11-12]。目前對地質(zhì)歷史時期頁巖孔隙演化的認識仍然不夠深入。在研究熱演化不同階段的孔隙特征時,通常使用不同地層深度的樣品進行測試和分析[13]。由于不同樣品的原始沉積環(huán)境和地質(zhì)演化歷史不同,造成結(jié)果可能不準(zhǔn)確[14-15]。生烴熱模擬實驗是研究頁巖孔隙演化的有效方法[16-17]。因此，開展熱模擬實驗并結(jié)合孔隙結(jié)構(gòu)特征測試方法,分析了延長組陸相頁巖的演化過程,建立了演化模式,并創(chuàng)新性地繪制了演化模式圖。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

鄂爾多斯盆地位于中國華北地臺西部,是一個古生代穩(wěn)定沉降,中生代坳陷遷移,新生代周邊扭動與斷陷的多旋回疊合盆地[18]，是中國重要的能源生產(chǎn)基地,油氣資源量極為豐富[19]。依據(jù)現(xiàn)今的構(gòu)造形態(tài)和盆地演化史可劃分為6個構(gòu)造單元:北部為伊盟隆起,南部為渭北隆起,西部為西緣逆沖帶,東部為晉西撓褶帶,中部為天環(huán)坳陷和陜北斜坡[18](圖1)。延長組是盆地內(nèi)重要的生油層與儲集層之一,形成于盆地快速沉降期,整體為一套以深灰色-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[20-21](圖1[22-23])?，F(xiàn)以鄂爾多斯盆地陸相頁巖(Ro=0.73%)為研究對象,通過開展熱模擬實驗,消除不同原始沉積環(huán)境和地質(zhì)演化史對樣品的影響,進而綜合應(yīng)用低壓氮氣吸附、MICP查明不同演化階段頁巖全孔徑動態(tài)特征,分析孔隙演化的影響因素,建立陸相頁巖孔隙演化模式。

圖1 鄂爾多斯盆地南部延長組地質(zhì)背景Fig.1 Geological background of Yanchang Formation in southern Ordos Basin

2 實驗樣品和方法

研究的陸相頁巖樣品采自鄂爾多斯盆地南部富頁2井延長組(圖2),樣品信息如表1所示。

圖2 富頁2井長7段巖心照片 Fig.2 Core picture of chang 7 in fuye 2 well

表1 樣品基本信息Table 1 Basic data of the shale sample

樣品處理成粒徑為60目的粉末,等分成7份,每份質(zhì)量為50 g。其中1份用于測定總有機碳含量(total organic carbon, TOC)、巖石熱解參數(shù),其余6份進行頁巖生烴模擬實驗。采用封閉體系熱模擬實驗方法,實驗在中國石油大學(xué)(北京)進行,儀器型號為HKY-1(圖3),給定上覆壓力為15 MPa,加熱溫度分別為350、400、450、500、550、600 ℃,每個溫度恒溫2 h,升溫速率控制為20 ℃/h。模擬試驗后用二氯甲烷(CH2Cl2)萃取殘留固體產(chǎn)物中C14+烴類,并對模擬樣品進行低壓氮氣吸附、高壓壓汞和X射線衍射分析。聯(lián)合低壓氮氣吸附法和高壓壓汞法定量表征頁巖的孔隙結(jié)構(gòu)特征。其中,低壓氮氣吸附實驗利用Autosorb 2460吸附儀,測定壓力為10-3MPa和溫度為77.35 K條件下氮氣的吸附量和解吸量。采用BET[24]和BJH[25]方程處理實驗數(shù)據(jù)。高壓壓汞實驗在Autopore 9500自動壓汞儀上進行。樣品(高度為10 mm,直徑為3～10 mm的圓柱體)置于110 ℃的烘箱中24 h,除去自由水和束縛水。測定不同相對壓力下的進汞量和出汞量。利用Young-Dupre方程[26]計算孔的表面積,利用Washburn方程[27]計算孔的體積。

圖3 成巖熱模擬儀器Fig.3 Apparatus of the thermal experiment

頁巖的礦物組分分析利用X射線衍射技術(shù)。樣品處理成200目粉末,實驗采用D 8 DISCOVER X射線衍射儀,溫度為24 ℃,相對濕度為35%。利用礦物特征峰面積確定相對礦物含量百分數(shù)。

3 孔隙演化及其影響因素

3.1 比表面積

延長組頁巖熱演化樣品比表面積孔徑分布如表2所示。由表2可知,微孔、中孔和大孔的平均比表面積分別為6.995 0 m2/g(占總比表面積的48.799 5%)、7.366 5 m2/g(占總比表面積的50.609 5%)和0.085 8 m2/g(占總比表面積的0.590 9%)?？梢?微孔和中孔提供了大部分的比表面積,而大孔貢獻很少。如圖4所示,比表面積主要由孔徑0.5～0.6 nm和2～10 nm的孔隙提供,大孔對比表面積的貢獻較小。

圖4 頁巖熱演化樣品比表面積孔徑分布Fig.4 Surface area of shale sample during the thermal simulation experiment

表2 延長組頁巖熱演化樣品比表面積孔徑分布Table 2 Pore diameter and specific surface area of shale thermal evolution samples in Yanchang Formation

3.2 孔體積

如圖5所示,微孔對孔體積的貢獻很小,孔體積主要由中孔提供。由表3可知,微孔、中孔、大孔的平均孔體積分別為0.002 9 cm3/g(占總孔隙體積的9.609 3%)、0.018 1 cm3/g(占總孔隙體積的57.573 0%)、0.010 5 cm3/g(占總孔隙體積的32.817 8%)。因此,中孔對樣品的孔體積貢獻最大,其次是大孔,微孔貢獻最少,中孔和大孔提供了大部分的孔體積。由圖6和圖7可知,總比表面積和孔隙體積隨著Ro的增大呈先增大后減小的趨勢。

圖5 頁巖熱演化樣品孔體積孔徑分布Fig.5 Pore volumes of shale sample during the thermal simulation experiment

圖6 頁巖熱演化樣品孔隙比表面積變化及所占比例Fig.6 Surface area changes in shale samples during the thermal simulation experiment

圖7 頁巖熱演化樣品孔隙體積變化及所占比例Fig.7 Pore volume changes in shale samples during the thermal simulation experiment

表3 延長組頁巖熱演化樣品孔體積孔徑分布Table 3 Pore diameter and pore volume of shale thermal evolution samples in Yanchang Formation

3.3 孔隙演化的影響因素

前人研究表明,影響頁巖孔隙演化的主要因素是有機質(zhì)生烴和礦物轉(zhuǎn)化[28-29]。此外,壓實作用也會影響頁巖孔隙的演化[30-31]。下面詳細討論熱模擬過程中影響孔隙演化的主要因素。

3.3.1 有機質(zhì)生烴

熱模擬實驗中頁巖樣品的生烴情況如表4所示。延長組頁巖在450～500 ℃時達到氣態(tài)烴產(chǎn)出高峰,在熱解溫度超過550 ℃后,氣態(tài)烴產(chǎn)量有所降低。在450 ℃時發(fā)生的劇烈排烴可能與高溫條件下液態(tài)烴類和氣體的膨脹有關(guān),在流體壓力或者孔隙壓力高于外界施加的高壓時,系統(tǒng)中的殘留烴類就會排出加熱反應(yīng)區(qū)[32]。

表4 延長組頁巖熱演化過程生烴量Table 4 Hydrocarbon generation in the thermal evolution process of Yanchang Formation

頁巖有機質(zhì)轉(zhuǎn)化主要包括干酪根熱解生成液態(tài)烴和氣態(tài)烴、液態(tài)烴裂解生成氣態(tài)烴和干酪根縮聚生成固態(tài)瀝青[33-34]。熱演化過程中,由于干酪根的熱演化和生成的烴類排出,在有機質(zhì)中形成了孔隙和收縮縫。此外,早期干酪根進行脫羧反應(yīng)產(chǎn)生有機酸,隨后烴類的裂解和氧化礦物的氧化產(chǎn)生有機酸[35]。有機酸可以溶解頁巖中的長石和黏土礦物,導(dǎo)致其含量降低,并可能導(dǎo)致次生孔隙的形成[36]。

3.3.2 礦物轉(zhuǎn)化

樣品中的礦物主要是黏土礦物、石英和長石(圖8,表5),其中黏土和長石易被有機酸溶解[37],而伊利石化可以促進長石的溶解[38]。這些影響可能導(dǎo)致黏土和長石含量的降低,并形成次生孔隙[39]。與黏土和長石相比,石英是穩(wěn)定的,很難溶解,石英周圍硅質(zhì)膠結(jié)物的形成會導(dǎo)致石英過度生長[40],這可能會導(dǎo)致石英含量增長并填充孔隙。

表5 延長組頁巖熱演化過程礦物組分Table 5 Mineral components in the shale thermal evolution process of Yanchang Formation

圖8 延長組頁巖熱演化過程礦物組成比例Fig.8 The proportions of mineral composition in the shale sample during the thermal simulation experiment

樣品中的黏土礦物主要由高嶺石、綠泥石、伊利石和伊蒙混層(I/S)組成。在成巖早期酸性水介質(zhì)條件下,伴隨長石的溶蝕可廣泛形成高嶺石[41],其顆粒處于定向排列或混沌堆積狀態(tài)[42]。綠泥石主要以孔隙襯里的形式出現(xiàn),它減小了孔隙尺寸并堵塞孔隙喉道[43]。然而,這種孔襯也阻礙了其他礦物的生長,從而保留了粒間孔隙[44]。因此,綠泥石抑制孔隙的生長,但在一定程度上是有限的。伊利石主要以片狀或蜂窩狀結(jié)構(gòu)出現(xiàn),由于伊利石化作用,使得它對孔隙發(fā)育具有積極影響[45]。I/S是最常見的自生黏土礦物類型之一,是高嶺石向伊利石轉(zhuǎn)化的中間產(chǎn)物,其形態(tài)介于伊利石與蒙脫石之間[46]。當(dāng)熱模擬溫度大于350 ℃,Ro>1.02%時,黏土礦物開始轉(zhuǎn)化。這個階段的特點是高嶺石向伊利石轉(zhuǎn)化,伊蒙混層中的蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化,(圖9,表6)。在轉(zhuǎn)換過程中,I/S的含量增加,可能的結(jié)果是在高嶺石向蒙脫石轉(zhuǎn)化過程中形成一個中間產(chǎn)物[46]。高嶺石的伊利石化有利于長石的溶解[38]。此外,I/S中蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化過程中釋放的Fe3+促進了干酪根中外圍二羧酸基團的釋放,并提供了形成羧酸和酚類物質(zhì)的必要條件。這將有助于次生溶解孔隙的形成。同時I/S中的蒙脫石由于脫水而收縮,這將促進收縮縫的形成[47]。

圖9 成巖熱模擬中各黏土礦物百分含量Fig.9 The proportions of clay composition in the shale sample during the thermal simulation experiment

表6 成巖熱模擬中各黏土礦物百分含量Table 6 Percentage of clay minerals in thermal simulation

4 孔隙演化模式

基于以上研究,建立了鄂爾多斯盆地延長組陸相頁巖孔隙演化綜合圖及演化模型(圖10、圖11),孔隙演化可分為3個階段。

圖10 長7泥頁巖孔隙演化綜合圖Fig.10 Comprehensive map of shale pore evolution in Chang 7

圖11 長7泥頁巖孔隙演化模型Fig.11 Pore evolution model of shale sample from the Chang 7

第1階段,熱演化程度0.73%≤Ro≤1.37%。隨熱演化程度升高,陸相頁巖中微孔的比表面積和孔體積減小,而中孔和大孔的比表面積和孔體積增大,總比表面積和孔體積呈增大趨勢。在此階段,進入生油窗,干酪根熱解和液態(tài)烴裂解,頁巖產(chǎn)生大量烴,微孔向中孔和大孔轉(zhuǎn)化,同時不斷有新的孔隙生成。此外,黏土礦物開始轉(zhuǎn)化,主要涉及高嶺石和I/S中蒙脫石轉(zhuǎn)化為伊利石,轉(zhuǎn)化過程中蒙脫石能脫水形成微裂隙。故該階段孔隙比表面積和體積的變化主要受有機質(zhì)生烴作用和黏土礦物轉(zhuǎn)化控制。微孔比表面積和孔體積減小的主要原因是微孔比表面積大,易被干酪根熱解生成的液態(tài)烴和瀝青充填[48-49]。中孔和大孔比表面積和孔體積增加的主要原因是有機質(zhì)生烴過程中形成了大量中孔和大孔。有機酸的溶蝕作用對總孔的影響不大,推測是泥頁巖的孔隙度及滲透率較常規(guī)儲層差,故流體交換,溶蝕作用和交代作用并不強烈,這與前人的研究結(jié)果一致[49]。此外,干酪根熱解和液態(tài)烴裂解生成的氣態(tài)烴可在頁巖中產(chǎn)生高孔隙壓力[33],從而抑制壓實并促進中孔和大孔的生長,可能是中孔和大孔比表面積和孔體積增加的另一原因。

第2階段,1.37%

第3階段,Ro>3.84%。微孔的比表面積和孔體積減小,中孔和大孔的比表面積和孔體積呈增加趨勢。該階段巖石的抗壓強度高,故壓實作用的影響不大。微孔比表面積和孔體積減小的原因是有機質(zhì)芳構(gòu)化,堵塞了微孔。中孔和大孔增加的原因是干酪根殘渣釋放出甲烷后進一步縮聚,形成的碳瀝青含有部分孔隙[51],以及孔隙之間的合并也使得中孔和大孔增加。推測是:隨著熱演化的進一步進行,有機質(zhì)的芳構(gòu)化加劇,將大量堵塞孔隙,同時造成孔隙坍塌。因此總孔體積在增加到一個最大值后將減小。

5 結(jié)論

(1)結(jié)合熱模擬實驗、低壓氮氣吸附和高壓壓汞測試,對樣品進行全孔徑動態(tài)表征,揭示了地質(zhì)歷史上的孔隙分布和演化特征。

(2)微孔、中孔和宏孔的比表面積貢獻分別約為48.8%、50.6%、0.6%,因此,微孔和中孔提供了大部分比表面積。微孔、中孔、宏孔的孔隙體積貢獻分別約為9.6%、57.6%、32.8%,因此,中孔和宏孔提供了大部分孔隙體積。

(3)低成熟樣品(Ro=0.73%)孔隙演化的主要影響因素是有機質(zhì)生烴、礦物轉(zhuǎn)化和壓實作用。

(4)根據(jù)微孔、中孔、宏孔的演化特征及熱模擬過程中的影響因素,建立了鄂爾多斯盆地延長組陸相頁巖孔隙演化模式:0.73%≤Ro≤1.37%,液態(tài)烴和瀝青的充填使得微孔減少,有機質(zhì)生烴和高孔隙壓力,使得中孔和宏孔增多；1.37%3.48%,由于有機質(zhì)的芳構(gòu)化,堵塞微孔,使得微孔比表面積和孔體積減少,中孔體積增加的原因是中孔合并部分微孔,宏孔體積增加的原因是宏孔合并部分中孔及中孔之間的合并形成宏孔。推測隨著有機質(zhì)芳構(gòu)化的進一步加劇,將大量堵塞孔隙。故總比表面積和孔隙體積在增加到一個最大值后將減小。