頁巖有機質孔隙形成、保持及其連通性的控制作用

騰格爾，盧龍飛，俞凌杰，張文濤，潘安陽，申寶劍，王曄，仰云峰，高志偉

（1.中國地質調查局油氣資源調查中心，北京 100083；2.中國石化石油勘探開發(fā)研究院無錫石油地質研究所，江蘇無錫 214126；3.中國石油大學（北京）地球科學學院，北京 102249）

0 引言

有機質孔隙（簡稱有機孔）是指細粒沉積巖有機質中發(fā)育的納米級孔喉系統(tǒng)，屬細粒沉積巖總孔隙的主要構成之一。頁巖氣勘探研究證實[1-4]，有機孔是北美和中國南方海相頁巖氣儲集層的主要孔隙類型，是頁巖氣富集的一項關鍵要素。隨著南方頁巖氣勘探由奧陶系五峰組—志留系龍馬溪組的中淺層向深層、寒武系、石炭系—泥盆系和海陸過渡相等新領域的不斷拓展[3,5]，發(fā)現(xiàn)不同地區(qū)、不同層位富有機質頁巖含氣性差異極大。究其原因，頁巖儲集層及有機孔發(fā)育程度的差異性是主因之一[5-6]，認識到有機孔發(fā)育并非是簡單的有機質豐度、類型和成熟度的函數(shù)，同時還受無機礦物及孔隙壓力[7-8]等多種因素制約，表明有機孔的形成演化過程復雜，具有強烈的非均質性，有待查明這些因素在成巖作用、生排烴過程和后期構造改造中相互作用的內在聯(lián)系及其對有機孔發(fā)育的影響機制，揭示有機孔形成與保持的實質，為頁巖氣儲集層評價和甜點預測提供更多的科學依據(jù)。

本文選取四川盆地及周緣海相頁巖氣部分探井的富有機質頁巖，采用場發(fā)射掃描電鏡（FESEM）與能譜（EDS）、激光共聚焦顯微拉曼光譜（Raman）、流體注入與CT/FESEM成像等實驗技術，開展富有機質頁巖顯微組分、孔隙、成巖作用和連通性等方面分析，結合生排烴機理、有機質活性炭成孔機制的研究成果，重點探討有機孔發(fā)育與有機質類型、成烴過程、成巖作用和孔隙壓力之間的內在聯(lián)系，旨在揭示烴源巖地質演化過程中有機質孔隙的形成、保存和連通并成為有效儲集空間的微觀機制。

1 地質背景與實驗方法

1.1 研究區(qū)概況

奧陶系五峰組（O3w）—志留系龍馬溪組（S1l）富有機質頁巖主要發(fā)育在上奧陶統(tǒng)五峰組和下志留統(tǒng)龍馬溪組一段，自下而上可劃分為①—⑨小層，TOC值普遍大于2.0%，厚度為80～120 m（見圖1）。其中，①—⑤小層為優(yōu)質頁巖段，硅質頁巖為主，TOC值大于3.0%，厚度為20～40 m，沿威遠（WY1井）—長寧（N201井）、丁山（DY2井）—武?。↙Y1井）—涪陵（JY1井）一帶展布，已發(fā)現(xiàn)涪陵、威榮、威遠—長寧等頁巖氣田，丁山—東溪構造（DY2井）和武隆向斜區(qū)（LY1井）已取得勘探突破[5,9]。

圖1 研究區(qū)海相頁巖氣部分探井及涪陵頁巖氣田JY1井O3w—S1l地層柱狀圖

下寒武統(tǒng)富有機質頁巖發(fā)育在中上揚子區(qū)，圍繞川中古隆起分布[10]。其中，寒武系筇竹寺組（—C1q）頁巖沿綿陽—長寧一帶分布，以 JinY1井為代表，泥質頁巖為主，TOC值為0.4%～3.4%，工業(yè)產(chǎn)氣頁巖段厚度為14 m[3]；寒武系牛蹄塘組（—C1n）頁巖分布在黔南—鄂西渝東區(qū)，HY1、EY1井為代表，硅質、炭質頁巖為主，TOC值為2.2%～9.5%，HY1井中TOC值大于4%的頁巖厚度達90 m。

1.2 樣品來源與實驗方法

本文樣品采自海相頁巖氣的 WY1、JY1、YZ1、JinY1、HY1、EY1井等探井，分析項目包括顯微組分、孔隙結構、礦物組成和連通性等，樣品基本情況及顯微組分、成熟度及孔隙發(fā)育特征詳見文獻[6,11]。

顯微組分和成烴生物識別主要采用FESEM+EDS，成熟度分析選用 Raman；采用聚焦離子束掃描電鏡（FIB-SEM）等成像技術研究有機孔隙結構；物性通過脈沖滲透率、壓汞-吸附聯(lián)合測定；孔隙連通性分析基于氯金酸鈉自吸式注入法、高壓合金注入法并聯(lián)用CT/FESEM成像技術；基于X射線衍射、FESEM+EDS微區(qū)分析，獲取礦物組成、晶體結構和伊利石結晶度等成巖作用參數(shù)。

2 有機孔形成的主控因素與保持機理

2.1 有機質類型

2.1.1 有機孔形成與保持的實質

干酪根是由雜原子鍵或脂族鏈聯(lián)結的縮合環(huán)狀芳香核組成的高分子聚合物。在烴源巖埋藏成巖熱演化過程中，干酪根演變的核心是芳香核的重排，經(jīng)縮合反應，由亂層結構向石墨晶體結構有序轉化，并且多個芳香核縮聚可形成更大面積的聚合體。在重排過程中，由分子間相互作用引起的脂族鏈、雜原子鍵的空間位阻效應降低了聚合熱并抑制芳香核縮聚。因此，通過脫羧、脫烷基化等生烴過程，脫除脂族鏈和雜原子鍵，可消除縮合阻礙[12]。其中，①脂族鏈橋和雜環(huán)官能團斷裂釋放出的是大小不等的碎片（相對分子質量不同的瀝青、揮發(fā)分等），所產(chǎn)生的空間就是孔隙形成的空間；②隨著碎片脫落還未離開母體時，繼續(xù)產(chǎn)生空間位阻效應，抑制縮合反應，在雜亂無序排列中仍保持其原儲集空間，但當被排出時，因縮合反應加劇，導致孔隙被周圍芳香核重排、縮聚減少；③孔隙形成與演化貫穿于生烴全過程，發(fā)生于烴源巖埋藏的生排烴期，至烴源巖埋藏達最大深度并開始抬升后生烴演化過程終止，有機質因不再發(fā)生芳構化而孔隙減少或消亡。可見，地質演化過程中有機質孔隙形成與保持的本質在于烴類生成與原地滯留，且滯留烴引起的孔隙壓力則是有機質生烴與熱成熟在超壓條件下被抑制的實質。

2.1.2 不同類型有機質的孔隙

在沉積有機質組分中，芳香族、脂族和雜環(huán)官能團三者的不同比例構成了不同類型有機質，包括富含富氫的脂族結構的腐泥型有機質（Ⅰ—Ⅱ型）、富含貧氫芳香結構的腐殖型有機質（Ⅲ型）。在生烴過程中，有機質中的富氫組分尤其類脂組分釋放出大量的瀝青或石油碎片，既使干酪根發(fā)育孔隙，又使瀝青裂解生成富含孔隙的固體瀝青。而貧氫有機質，尤其是腐殖型有機質，生油潛力低，主要依靠自身富氫部分的生氣過程而局部產(chǎn)生孔隙，缺乏富含孔隙的固體瀝青。如圖2、圖3a—圖3d所示，浮游藻類、疑源類等富氫富脂族結構腐泥型有機質普遍發(fā)育孔隙。其中，因不同有機質或同一有機質不同部位的組分、結構不同而孔隙發(fā)育程度和分布不均勻，導致有機質孔隙發(fā)育的強非均質性。不同熱成熟筆石的成分結構、生烴能力和高成熟筆石的孔隙發(fā)育特征研究表明（見表 1、圖3e—圖3g），筆石體屬于富碳貧氫的腐殖型有機質，主要由芳香環(huán)結構組成，生烴能力與Ⅲ型干酪根或鏡質體相當，有機孔不發(fā)育。國外學者[1,13]對北美頁巖氣儲集層研究認為，Ⅰ—Ⅱ型比Ⅲ型干酪根、藻類體比鏡質體更富含氫和脂質組分，故有機孔豐富，而有些貧氫顯微組分在生烴過程中不發(fā)生熱解生烴，不存在孔隙。顯然，有機質類型是有機孔能否大量形成的基礎條件，有機質組分、結構及生烴過程的差異性是控制有機孔發(fā)育程度及其非均質性的內因，明確有機孔主要發(fā)育于腐泥型干酪根及固體瀝青，腐殖型有機質孔隙發(fā)育有限。

表1 不同成熟度單體筆石樣品層位及其熱解參數(shù)

圖2 富氫有機質孔隙發(fā)育特征照片

2.1.3 干酪根與瀝青孔隙差異化形成機制

如圖2、圖3所示，干酪根孔隙發(fā)育多呈強非均質性、分布不均勻、不規(guī)則棱角狀、大小相對均一，而瀝青孔隙發(fā)育相對均勻，多呈海綿狀或蜂窩狀、大小共存的復合型圓形或橢圓形孔隙，這主要由二者生烴組分及差異生烴演化造成的。

干酪根是不溶于有機溶劑的分散有機質。在生烴過程中，干酪根成孔始終處于固相狀態(tài)下，不同部位結構和組分不同，加之分解或縮聚反應強度差異，導致同一顆粒有機質孔隙發(fā)育的非均質性（見圖 2a、圖2b、圖3）。其中，富氫組分在生油期內固-液相反應體系中以分解為主生成液態(tài)烴，脂肪族、雜環(huán)官能團等逐漸脫落并以烴類、揮發(fā)物形式逸出而產(chǎn)生孔隙。進入濕氣階段（Ro≥1.3%）后，縮合反應開始增強，伴隨固-液-氣相反應體系中分解生成烴氣和孔隙。當烴源巖持續(xù)埋藏達最大深處（5 000 m以深）時，進入干氣階段（Ro≥2.0%），在固-氣相反應體系中，芳香核縮合生成更多的納米微粒體并重排產(chǎn)生多邊形“粒間”孔隙，大小相對均一，多呈棱角狀（見圖4），因滯留烴的空間位阻效應和納米微粒體的無序排列，孔隙得以有效保存。至更高熱成熟條件下，烴類被排出，干酪根芳構化、縮聚強烈而結構更為有序、緊密，孔隙減少，趨向石墨晶體。因此，干酪根孔隙發(fā)育程度取決于有機質性質、排烴效率和縮合程度的綜合作用。

圖3 O3w—S1l有機孔發(fā)育的非均質性特征照片

圖4 大小不等的芳香核納米顆粒縮聚與無序排列示意圖及YZ1井O3w—S1l粒間呈棱角狀孔隙、藻類碎片及孔隙特征

固體瀝青源自富含雜原子鍵的可溶于有機溶劑的有機質——瀝青，主要由溶解于液態(tài)烴中的膠質和瀝青質組成。在烴源巖持續(xù)埋藏過程中，由于地溫超過了液態(tài)烴存在的臨界溫度（150 ℃），滯留油開始裂解，通過C-C鍵斷裂使液態(tài)烴向氣態(tài)烴轉化，此類生氣過程在原油表面和內部同時發(fā)生，是一種“沸騰”過程。其中，生氣速率大于氣體逸散速率時，部分未逸出氣體（氣泡）在母體內部形成氣孔，形態(tài)多呈圓形、橢圓形。如圖2c、圖2d所示，因液態(tài)烴的組分和結構相對均一，故生成的孔隙密度、形態(tài)相對均勻，在氣泡密集部位可能會出現(xiàn)多個相鄰小氣孔合并產(chǎn)生圓形或橢圓形大氣孔，形成“大孔套小孔，孔孔相連”。有關石油焦熱解成孔隙機制的實驗證實[14]，熱解反應在石油焦的空間網(wǎng)格結構內、外部同時發(fā)生，熱解初期通過揮發(fā)分析出和固相有機質熱解的“開孔”效應，使參加化學反應部分的表面積增大，因而提高石油焦熱解速率又促進產(chǎn)生更豐富的孔隙。進入干氣階段（Ro≥2.0%），液態(tài)烴中烴類枯竭，其膠質、瀝青質組分進一步分解-縮聚-固結或“沉淀”形成固態(tài)產(chǎn)物—多孔結構的固體瀝青。圖 5展示了常規(guī)油氣儲集層中充填瀝青的表面形貌特征，此類瀝青不發(fā)育孔隙，歸因于其在開放條件下原油高溫裂解產(chǎn)生的固體瀝青，因原位氣體逸散速率高于生氣速率，導致瀝青縮聚而致密化。可見，生烴過程中分解或縮合反應對有機孔形成演化具有不同的影響，以分解為主時，溫度越高，組分越富氫，反應越劇烈，分解速率越大，氣泡越多，孔隙越發(fā)育；以縮聚為主時，反應越劇烈，致密化越強烈，使孔隙體積減少、變小至消失。

圖5 普光氣田PG5井長興組碳酸鹽巖儲集層瀝青照片

2.2 成熟度

2.2.1 成熟度對有機孔發(fā)育的影響機制

從上述有機孔形成與保持機制研究可知，熱成熟是有機孔發(fā)育的熱力學基本條件，隨著有機質成熟度（Ro）的增加而生烴，有機質內部孔隙增多或孔容增加，生烴早期可能由于生成液態(tài)烴在干酪根內的溶脹而導致生成孔隙不易識別，在干氣階段孔隙度顯著增加，主要來自于有機孔的生成。前人測量過生烴過程中干酪根的內部孔結構的表面積，隨熱成熟而增加，其范圍由1 000 m深處有機質內比表面積不到10 m2/g，至4 000 m深處的內比表面積約為35 m2/g[12]，表明干酪根中產(chǎn)生了更多的孔隙。國內外學者通過北美的二疊、阿巴拉契亞等盆地自然演化剖面的不同成熟度頁巖有機孔發(fā)育特征研究[1,15]、富有機質頁巖的生烴成孔模擬實驗[16]均已證實成熟度對有機孔形成與演化的控制作用，明確有機孔隨成熟度增加而增加，至高成熟期為最發(fā)育。然而，這一因果關系并非一直存在于整個熱演化過程。國內外頁巖氣勘探[15,17]中，通過成熟度與孔隙度、含氣性之間統(tǒng)計分析發(fā)現(xiàn)，Ro值大于3.5%的富有機質頁巖普遍呈現(xiàn)孔隙不發(fā)育、含氣量低，被認為過高的成熟度導致孔隙度偏低是勘探失利的原因之一，提出Ro值3.5%為頁巖氣勘探上限值。

2.2.2 有機孔消亡的成熟度界限

如圖6所示，O3w—S1l頁巖筆石的Raman研究表明，當Ro值達3.8%后，拉曼光譜D峰（代表了C原子晶格的缺陷峰程度、無序性）位移發(fā)生反轉并強度減弱，G峰（芳香結構內的碳碳雙鍵伸縮振動）位移不變并強度增強，指示晶格缺陷（如空位、官能團等）降低，由芳香核的亂層結構向石墨晶體結構的有序轉化。前人研究證實[18]，Ro值大于4.0%時，鏡質體、固體瀝青的各向異性亦顯著增強，最大與最小反射率之間不再顯示線性關系，表示有機質結構發(fā)生根本性變化。四川盆地頁巖氣多口探井資料統(tǒng)計分析也顯示[19-20]，O3w—S1l頁巖 Ro值大于 3.5%的層段普遍呈低—超低電阻率響應、拉曼譜出現(xiàn)石墨峰和物性差等基本特征，被解釋為有機質過成熟和炭化造成。顯然，Ro值達4.0%后，芳香核高度有序排列，使得固體瀝青、干酪根的結晶度和致密化增強，指示有機質在生烴演化過程中存在結構根本性變化與有機質孔隙消亡的一個重要界限，其Ro值門限值就是4.0%。這一認識從機制上揭示了為什么存在頁巖氣勘探Ro值3.5%的上限值，將其確定為上限值是符合地質實際的。

圖6 筆石反射率與拉曼光譜參數(shù)關系圖（GRo—筆石反射率）

基于上述認識，結合O3w—S1l的地質演化過程及其頁巖氣地球化學研究，發(fā)現(xiàn)南方海相頁巖Ro值大于3.5%層段的孔隙不發(fā)育、含氣性偏低的主因在于“先天不足”，其抬升前生烴體系就處于開放狀態(tài)，排烴效率高，縮合反應強烈，有機孔開始致密化，至Ro值達4.0%時有機孔趨于消亡；Ro值小于3.5%層段，抬升前生烴體系封閉性好，含氣性高低主要受制于抬升后期構造改造強度的差異。其中，O3w—S1l頁巖在四川盆地及周緣埋藏過程及其最大埋深（持續(xù)埋藏至6 000 m左右）相近的背景下，盆地內部封閉性更好，利于有機孔保存，其反映在更低的 Ro和偏輕的頁巖氣 δ13C1特征，WY1井中頁巖儲集層 Ro值為 2.72%，天然氣δ13C1值為-35.9‰，而涪陵—武隆—丁山地區(qū)Ro、δ13C1均高于盆內，JY1井頁巖儲集層Ro值為3.44%，天然氣δ13C1為-30.5‰，LY1井頁巖儲集層Ro值為3.39%，天然氣δ13C1為-31.1‰，并顯示相近的Ro、δ13C1特征，推測后期構造改造強度是造成該地區(qū)頁巖氣差異富集的主要原因。

如表 2所示，HY1、EY1井的牛蹄塘組頁巖中，二者成熟度和孔隙體積差異大，EY1的 Ro平均高達4.84%，高于有機孔消亡的門限值，說明該區(qū)牛蹄塘組頁巖在抬升改造前排烴效率高，縮合反應強烈，致使有機質結構致密化，含氣性差。在川西南的 JinY1井中（見表2），筇竹寺組的底部與頂部頁巖段的Ro、有機孔和含氣性變化尤為明顯。在底部，屬于典型的“先天不足”，因筇竹寺組與下伏地層間不整合面接觸，故生排烴過程始終處于開放狀態(tài)，原地滯留烴少，有機質芳構化強烈，Ro值高，有機孔不發(fā)育；在上部，直接頂?shù)装逡阅噘|頁巖或粉砂質頁巖為主，生烴體系封閉性好，有利于烴類原地滯留和有機孔形成與保存，后期構造改造強度又弱，形成了現(xiàn)今的富含氣層段。

表2 下寒武統(tǒng)頁巖地球化學、物性和含氣性對比表

2.3 成巖作用

對研究區(qū)礦物組成、伊利石結晶度等成巖研究表明，O3w—S1l頁巖經(jīng)歷了早成巖期的機械壓實、黃鐵礦膠結和生物蛋白石重結晶等；中成巖期的蒙脫石伊利石化、石英次生加大、干酪根生烴等以及晚成巖期的鐵白云石交代、液態(tài)烴裂解等成巖成烴過程，現(xiàn)處于晚成巖期，伊利石結晶度為 0.27～0.37，Ro值為2.5%～3.2%。其中，不同類型的成巖作用及由其生成的礦物組成對有機質孔隙發(fā)育的影響存在差異。

2.3.1 壓實作用對有機孔保存的影響

有機質孔隙減少主要受制于有機質縮聚和壓實作用。如上所述，有機質在熱成熟過程中通過縮合反應縮聚致密化，限于生烴過程，是有機孔減少的內因，更是Ro值大于3.5%而有機孔趨于消亡的主要因素。壓實作用是頁巖沉積初期經(jīng)壓實致密減孔的最主要原因，對有機孔的保存起著破壞性作用，貫穿于埋藏成巖至抬升表生成巖演化全過程，屬于外因。主要表現(xiàn)在有機孔被壓實減孔，在缺少剛性礦物格架和孔隙流體壓力的支撐作用下被上覆地層或構造擠壓造成有機孔被壓實減少而孔隙度、孔隙體積降低，特別是黏土礦物或有機質高度富集，使巖石塑性增強，有機孔更容易被壓實、坍塌等。如表 2、圖 7所示，HY1井的牛蹄塘組頁巖TOC與孔隙度之間呈現(xiàn)出：TOC值小于6%段呈正相關，TOC值大于 6%段則呈負相關；有機孔以微孔為主，介孔次之，呈定向排列，顯示被壓實現(xiàn)象。在南方下寒武統(tǒng)頁巖、美國 Marcellus和Woodford頁巖中均表現(xiàn)出相同規(guī)律，只是孔隙度峰值出現(xiàn)的TOC值不同，如宣頁A、天馬A和天星A井中TOC值為3.0%[21]，Woodford和Marcellus頁巖分別為3.6%[15]、5.6%[22]?？梢姡逿OC影響頁巖力學性質，塑性增強，尤其泥質頁巖中缺乏剛性礦物和流體壓力支撐，使頁巖抗壓能力減弱，孔隙度降低、孔隙變小。

圖7 HY1井牛蹄塘組TOC與孔隙度關系

2.3.2 生物硅早期重結晶成孔與晚期抗壓?？讬C制

在頁巖成巖過程中，早期硅質膠結-重結晶作用及其石英礦物對有機孔的形成演化具有雙重效應，即生物來源硅質礦物的早期膠結-重結晶產(chǎn)生的粒間孔隙與由其生成的石英格架的晚期抗壓實作用，前者為早期瀝青滯留提供了有效儲集空間，后者為有機質原生孔隙（生物碎屑的原生質構造、有機質沉積和成巖早期形成的繼承性孔隙）和次生孔隙（成烴過程中生成的孔隙）提供了重要的支撐與保存作用。如圖 8所示，根據(jù) FESEM-EDS的礦物形貌及成分分析，放射蟲腔體由分散的石英微晶組成，其接觸關系以點接觸為主，漂浮狀次之，表明這些微晶石英主要發(fā)生在成巖早期，源自生物蛋白石的重結晶作用。一方面，各微晶體之間普遍發(fā)育粒間孔隙，大小為1～5 μm，又被大量瀝青所充填，二次裂解后產(chǎn)生了豐富的納米孔隙；另一方面，石英屬典型的剛性礦物，那些微晶石英格架能夠提高頁巖機械強度，增加抗壓實能力，使有機孔在深埋條件下得以保存。此類成巖作用主要發(fā)生在 O3w—S1l的①—⑤小層，其中放射蟲、海綿骨針等硅質生物呈紋層狀堆積分布（見圖8a），對有機孔發(fā)育與分布、儲集層物性和巖石力學性質等產(chǎn)生了重要影響。在南方海相頁巖氣系統(tǒng)中，有機孔是主要儲集空間類型，一般在有機質和硅質礦物含量與孔隙度、含氣性之間存在良好的正相關性，表示有機質、硅質礦物含量越高，有機孔越發(fā)育，含氣性越好。這一特性在 O3w—S1l頁巖中最為顯著，歸因于硅質礦物格架對有機孔保存起到了重要的抗壓?？鬃饔谩?/p>

圖8 JY1井O3w—S1l硅質生物孔隙發(fā)育特征

2.3.3 黃鐵礦對有機孔保存的影響

O3w—S1l中廣泛分布的黃鐵礦膠結也有類似硅質礦物的雙重效應，如草莓狀黃鐵礦的粒間孔隙及其間的富含孔隙的固體瀝青、充填于動物腔體的黃鐵礦等。據(jù)孟志勇[23]觀測統(tǒng)計，O3w—S1l的①—④小層中黃鐵礦發(fā)育最好，含量多為4.0%～6.5%，⑤—⑨小層黃鐵礦含量為2.0%～4.0%，表明O3w—S1l的成巖過程中形成了豐富的黃鐵礦。如圖9所示，筆石體腔呈空心狀，含有較多黃鐵礦，因其支撐作用，筆石體腔至今保持了開放-半開放狀態(tài)，其中充滿了富含孔隙的固體瀝青（見圖9a），筆石體腔的破裂導致黃鐵礦暴露在筆石體表面（見圖9b），可與其他孔縫連通成為有機質孔縫網(wǎng)絡系統(tǒng)的主要組成之一。

圖9 JY1井O3w—S1l筆石FESEM照片

2.3.4 埋深與脆延轉換對有機孔保存的影響

勘探實踐表明，富有機質頁巖層的現(xiàn)今埋藏深度，通過脆延性轉換也可影響有機質孔隙保存，在深層高溫高壓條件下尤其在4 470（±230）m以深頁巖由脆延轉換帶逐漸進入延性帶[24]，塑性增強，抗壓實能力降低，致使有機孔減少更加嚴重。例如，YZ1、RY1、DY2、東YS1等4口探井，目標層O3w—S1l的埋深均為4 000 m以深，處于脆延轉換帶下限。其中，YZ1、RY1井勘探揭示出 O3w—S1l頁巖處于常壓，微含氣（見圖1），孔隙度均小于3%，RY1井孔隙度為1.63%～3.14%，平均僅為2.38%，尤其YZ1井埋深超過4 500 m，頁巖更具塑性，現(xiàn)今過成熟（Ro值為 3.54%）指示其最大埋深處或抬升之前氣體就可能逸散，缺乏抑制熱成熟的孔隙流體壓力條件，故在高熱演化和上覆地層壓實雙重作用下有機孔愈加減少（見圖3d），孔容僅為0.009～0.013 cm3/g，遠低于 DY2井的同一層段孔容（0.025～0.029 cm3/g）。顯然，YZ1、RY1井與DY2、東 YS1井[5]的超壓狀態(tài)下高孔隙、高含氣性形成了鮮明對照，超壓與剛性礦物格架的耦合作用更有利于深層有機孔保存。因此，受制于保存條件的孔隙流體壓力和不同埋深條件下巖石力學性質變化對深層-超深層有機質孔隙的動態(tài)演化具有重要控制作用，其中足夠的滯留烴量及孔隙壓力尤為關鍵。

2.4 滯留烴

2.4.1 滯留烴量

上述研究表明，富氫有機質能夠生成更多的烴類，尤其由浮游藻類、放射蟲等富含類脂物的生物體在未成熟—低成熟期就可生成豐富的瀝青，因其相對分子質量大，膠質和瀝青質含量高，具強極性，故通過吸附、沉淀等方式[25]侵位成巖早期無機孔縫、有機原生孔隙等（見圖2、圖8、圖9），既抑制了所占孔縫的壓實、膠結作用而致密化，又經(jīng)成巖中晚期的高溫裂解產(chǎn)生更多的天然氣、固體瀝青及其伴生孔隙。

筆者選取低熟海相烴源巖樣品，按照涪陵頁巖氣田的O3w—S1l的埋藏史、熱史等地質條件開展頁巖氣生成模擬實驗，結果表明，排烴效率達70%的情況下，殘余干酪根和滯留油（30%）進入高過成熟期仍具良好生氣潛力，累積最大生氣能力達8 m3/t，其以滯留油裂解生氣為主（占生氣總量的 70%）[8]。涪陵頁巖氣的碳同位素組成地球化學特征及其混合分餾模型計算結果也表明[4,8]，該頁巖氣屬于干酪根與原油裂解混合氣，以原油裂解氣為主，貢獻率達 80%。基于烴源巖中固體瀝青含量的統(tǒng)計分析[26]反演了焦石壩構造區(qū) O3w—S1l頁巖滯留油效率，發(fā)現(xiàn)③—⑤小層段排油效率為12%～36%，平均值為23%，即原油原地平均滯留率為77%，與上述實驗和地球化學研究結果相符?？梢?，O3w—S1l頁巖在焦石壩構造區(qū)埋藏成烴過程中處于封閉狀態(tài)，烴源巖排烴效率低，滯留烴量大，為頁巖氣生成和有機孔的發(fā)育提供了豐厚的物質基礎，也為抑制有機質芳構化并保存有機孔創(chuàng)造了條件。前人[12]指出干酪根進入高成熟期后由于富氫組分的耗盡沒有更多的潛力產(chǎn)生烴氣，大量甲烷可能是因生油巖烴類裂解和儲存的液態(tài)石油裂解而生成。因此，高過成熟期有機孔的顯著增加主要來自固體瀝青的孔隙貢獻，含有膠質、瀝青質的滯留油量的多少一定程度上決定了有機質孔隙的發(fā)育潛力。

2.4.2 烴類流體壓力對有機孔保存的影響

滯留烴通過其所儲的孔隙壓力變化包括異常高壓和毛管壓力對成巖壓實、熱成熟產(chǎn)生抑制作用，對有機質孔隙起到了保存作用。

隨著干酪根和滯留油的不斷熱裂解生成大量的氣態(tài)烴，導致孔隙流體壓力不斷升高。在良好的封存條件下，滯留大量高壓氣態(tài)烴的有機質孔隙系統(tǒng)處于超壓狀態(tài)，能夠抵消來自上覆壓力、構造應力作用，對深埋條件下有機孔保持起到建設性作用。在涪陵、威榮頁巖氣田的超壓系統(tǒng)中，O3w—S1l的富含氣層段中有機孔異常發(fā)育且多呈大小不等、圓形或橢圓形形態(tài)和墨水瓶結構（見圖2c，圖2d，圖8a），這與其在超壓條件下巖石抗壓實強度增強，使有機孔得以保持密切相關，尤其在硅質、黃鐵礦等剛性礦物格架的抗壓實耦合作用下，即使在深層—超深層條件下仍可發(fā)育高有機質孔隙帶。DYS1井O3w—S1l的深層儲集層以有機孔為主的高孔隙度與高含氣性就是最好的例證[5]。國內外典型頁巖氣田的孔隙度、壓力系數(shù)和含氣量關系的統(tǒng)計分析亦證實孔隙流體的異常高壓利于有機孔保存，為頁巖氣大量聚集提供了更好的儲集條件[7,27]。

常壓條件下有機孔發(fā)育較超壓系統(tǒng)下復雜，與生烴產(chǎn)物在原位保存程度及毛管壓力有關。毛管壓力和孔喉半徑呈反比關系，通常在以微孔、介孔為主的有機質納米孔隙系統(tǒng)中具有較高的毛管壓力，如孔喉半徑為4.0 nm時，毛管壓力可達35 MPa，按靜水壓力25 MPa（埋深2 500 m）計算，常壓條件下排替或突破壓力可達60 MPa，有利于頁巖氣的滯留及孔隙保存。彭水、武隆地區(qū)O3w—S1l頁巖氣處于常壓系統(tǒng)，有機孔發(fā)育較好，又未見壓實現(xiàn)象[9]，歸因于一定量的氣態(tài)烴通過吸附、毛管壓力封閉等作用仍滯留于有機孔，其尚未被突破壓力逸散之前足以減緩上覆地層壓力或后期構造擠壓對有機孔的破壞，加之，其現(xiàn)今正處于中淺層（2 000～2 800 m）的脆性帶[24]，在石英等剛性礦物的抗壓實耦合作用下，有助于有機孔保存。

3 有機質孔隙連通性及其控制作用

3.1 有機質分布形式

頁巖中有機質分布對有機孔發(fā)育和連通性具有重要影響。根據(jù)地球化學、有機巖石學小層對比，O3w—S1l中有機質豐度、組成和分布特征在縱向上存在顯著差異。在O3w—S1l的①—⑤小層中，TOC值大于3%，SiO2質量分數(shù)大于 40%，形成了富炭高硅頁巖層，其中富有原生孔隙的放射蟲、疑源類、筆石以及伴有次生孔隙的浮游藻類、固體瀝青等各類顯微組分及硅質、鈣質、黏土質等不同類型礦物組成呈紋層狀連續(xù)、密集分布（見圖8—圖10、圖11），使得有機孔與各類粒緣縫（礦物粒緣縫、有機質收縮縫等）之間相互連通構成了復雜的有機-無機孔縫連通網(wǎng)絡系統(tǒng)和連通性更好的層理縫，成為立體連通的有效儲集層和沿層理縫的側向優(yōu)勢路徑（見圖 12a、圖 12b），為頁巖氣富集高產(chǎn)提供了主要儲集空間和流動通道。而⑤小層以上層位中頁巖呈塊狀，即使具有較高的有機碳含量（小于 3%），疑源類、筆石和硅質生物等數(shù)量也減少，有機質多呈分散、孤立分布，只有在礦物粒緣縫等發(fā)育情況下才有利于形成孔縫連通網(wǎng)絡系統(tǒng)并成為有效儲集層（見圖12c）。

圖10 有機質原生孔隙發(fā)育特征照片

圖12 O3w—S1l海相富有機質頁巖自吸式注入氯金酸鈉FESEM連通性分析

3.2 有機質孔隙連通性

孔隙連通性是表征頁巖有效儲集層的關鍵參數(shù)。為查明單顆粒有機質內部孔隙、不同顆粒有機質孔隙之間以及它們與無機孔縫之間的連通性，筆者采用高壓合金注入加 CT/FIB-SEM成像方法，結合逾滲理論數(shù)值算法[28-29]，對O3w—S1l不同結構富有機質頁巖開展了不同尺度的連通性分析。

如表3、圖13所示，選取JY1井O3w—S1l底部頁巖樣品，采用FIB-SEM納米級成像和逾滲理論，從微米尺度上分析單顆粒有機質內部孔隙連通性，當孔隙度為1.42%時優(yōu)先在X、Y軸方向上形成滲流通道，孔隙度為 5.19%時，3個方向均連通，閾值孔隙度小于1.42%，指示單顆粒有機質內部孔隙易形成有效連通。

圖13 JY1井O3w—S1l頁巖有機質顆粒內部孔隙連通性/逾滲性分析

如表3、圖14所示，采用高壓合金注入加CT成像和逾滲理論數(shù)值算法，對紋層狀、塊狀結構的富有機質頁巖的毫米尺度內連通性分析表明，紋層狀頁巖樣品在孔隙度為4.26%時未形成逾滲通道，孔隙度增大到6.31%時，在X、Z軸方向分別形成1條、3條逾滲通道，逾滲閾值為6.31%，優(yōu)先在X、Z軸方向上形成滲流通道，得益于有機質呈紋層狀分布，并且硅質、鈣質等脆性礦物既與有機質互層分布（見圖11），又發(fā)育粒緣縫，使其能夠在橫向延伸、縱向拓展相互連接為逾滲通道?？紫抖仍鲋?.46%時，3個方向同時產(chǎn)生逾滲通道，形成了立體連通，指示富有機質紋層狀頁巖有機質孔隙借助層理縫、粒緣縫等，在相對較低的逾滲閾值（6%左右）下即可形成有效連通，易產(chǎn)生優(yōu)勢滲流通道。塊狀頁巖樣品，在孔隙度為 5.54%時，3個方向均未形成逾滲通道，孔隙度調整到 9.26%時，在X、Y、Z 3個方向同時形成逾滲通道，逾滲閾值為9.26%，孔隙度增至10.2%時，3個方向逾滲通道未增加，未形成逾滲通道的優(yōu)勢方向，指示孔隙度增加對連通能力提高有限，有機-無機孔縫整體連通性較差。

表3 O3w—S1l不同結構頁巖臨界逾滲孔隙度及連通性

圖14 O3w—S1l頁巖高壓合金注入及其CT連通性/逾滲性分析

上述研究結果表明，同一有機質顆粒內部孔隙可有效連通，而不同顆粒有機孔、有機孔與無機孔縫之間的臨界逾滲孔隙度和連通性差異較大，頁巖結構類型、有機質分布及其孔隙差異是主要控制因素。紋層頁巖中，有機質呈紋層狀分布，硅質、鈣質等脆性礦物亦與有機質互層分布，在相對較低的孔隙度（6%±）下，有機孔及其他孔縫即可形成有效連通；塊狀頁巖中，基質孔以有機孔為主，有機質呈分散、孤立狀分布，無機孔縫不發(fā)育，需要更高的孔隙度（大于9%）才能形成有效連通。因此，不同類型有機質和脆性礦物大量聚集并相間紋層分布是有機孔、粒緣縫和層理縫發(fā)育并連通成為有效儲層的先決條件。

4 結論

有機孔形成歸因于富有機質頁巖成烴過程中有機質類型、成熟度和分解協(xié)同作用下烴類生成與原地滯留。腐泥型干酪根和瀝青是有機孔的主要貢獻者。有機孔隨Ro增加而增加，高成熟期最為發(fā)育，至Ro值為3.5%則趨于消亡，其門限值為4.0%。在Ro值大于3.5%層段的頁巖氣勘探中存在“先天不足”的高風險。

有機孔保存受制于位阻效應、剛性礦物、孔隙壓力和脆延轉換的綜合作用。烴類原位滯留空間位阻效應限于生烴過程，是抑制有機質芳構化而保持有機孔的內因。剛性礦物格架、滯留烴及其孔隙壓力的支撐作用則貫穿于埋藏-抬升成巖全過程，是抗壓保孔的主因。超壓和剛性礦物的耦合作用下，富有機質頁巖即使在脆延轉換帶深度內亦可發(fā)育有機孔。

各類有機質孔隙間的有效連通是有機孔成為頁巖氣富集的主要儲集空間的基本條件，有機質內部孔隙、有機孔與無機孔縫彼此間有效連通均取決于有機質豐度、分布及其孔縫發(fā)育程度。富氫有機質富集并呈紋層狀與脆性礦物相互疊合分布是有機孔、粒緣縫和層理縫發(fā)育并連通成為有效儲集層的先決條件。

致謝：本文在研究撰寫過程中得到南京大學邊立曾教授、中國石油大學（華東）劉可禹教授的指導與幫助，審稿專家提出了寶貴意見，在此一并深致謝忱！