富有机质泥页岩有机质孔隙研究进展

罗小平，吴 飘，赵建红，杨 宁

（1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室（成都理工大学），成都610059；2.中国石化中原油田分公司勘探开发科学研究院，河南 濮阳457001）

有机质孔隙在富有机质泥页岩中广泛发育，是泥页岩储集空间的重要组成部分［1］。页岩气既可以以游离态保存在孔隙中，又可以以吸附态吸附在矿物颗粒与有机质表面。有机质孔隙度大小直接控制着吸附态天然气的含量，孔隙的分布情况控制着页岩油气的分布［2］。另一方面，原始有机质的类型与演化程度、有机质粒内孔的发育程度是判断页岩层区块商业开发价值的地质条件标准；有机质孔隙的埋藏深度是判断页岩层区块商业开发价值的开发条件标准［3，4］。因此，有机质孔隙研究对页岩气勘探和页岩气资源量评价具有重要的价值，对后期的开发也具有一定的指导意义［5］，是目前页岩储层研究的热点、重点和难点［6］。

富有机质泥页岩一般是指泥页岩分布面积广、厚度稳定（＞30m）、有机碳的质量分数（wTOC）＞2%［7］。目前，不少研究者认为该类泥页岩对页岩气富集至关重要［7］。页岩气是主体位于暗色泥页岩或高碳泥页岩中，以吸附或游离状态为主要存在方式的天然气聚集［8］。

近几年来，国内外学者对泥页岩进行了大量研究，许多关于泥页岩作为储集层的基本问题被提出来［9］。微观孔隙作为泥页岩有效的储集空间，国内外学者开展了很多研究工作［2］；但是针对有机质孔隙的研究尚未见到系统的研究成果，本文的目的是希望能通过文献调研更新知识，为后续的研究提供有价值的参考。

1 有机质孔隙的成因

富有机质泥页岩发育3类孔隙——有机质孔隙、粒间孔隙和粒内孔隙［10］。有机质孔是指有机质颗粒内的孔隙［11］，是页岩在埋藏成岩与有机质演化过程中形成的孔隙，属于次生孔隙，是富有机质泥页岩主要孔隙类型，一般较原生孔隙发育［12］。目前，有关有机质孔的成因主要存在两种观点：（1）干酪根生烃形成有机质孔。Jarvie（2007），Loucks（2009）等认为有机质孔主要是由固体干酪根转化为烃类流体而在干酪根内部形成的孔隙［4，13－16］。在有机质埋藏和成熟阶段（油气生成窗），有机质生烃形成液体或气体聚积，产生气泡，有机质体积缩小，气体体积膨胀，导致有机质孔产生。这类孔隙主要受热演化程度的控制，与有机质的烃转化率呈正相关关系，泥页岩烃转化率越高，有机质孔隙越大［17］。目前，对干酪根生烃形成有机质孔的研究较深入，在大量的泥页岩中均可见到此种类型的孔隙（图1）。（2）沥青质裂解阶段产生有机质孔隙。在对鄂尔多斯盆地延长组长7页岩孔隙演化研究时，利用成岩物理模拟实验样品进行扫描电镜观察，发现页岩有机质孔隙在模拟温度＞380℃时开始出现，在325℃时有机质孔隙主要是有机质边缘收缩缝，450℃时开始出现有机质边缘和粒内孔，＞550℃时有机质孔隙明显增加［18］。对渝页1井页岩储层孔隙发育特征的研究也证实沥青中的确存在有机质孔（图2），说明残留的沥青质裂解阶段产生有机质孔隙［19］。

因此，有机质孔隙按成因分类主要有干酪根孔隙和沥青质裂解孔隙2种类型，主要是由于富有机质页岩有机质颗粒在成岩后期（成熟—过成熟阶段）颗粒内部压力增大，有机质颗粒体积缩小，伴随一次排烃过程，产生的次生有机质孔；在高演化阶段残留沥青裂解也能产生有机质孔。这2种类型的孔隙发育主要与泥页岩有机质丰度及热演化程度相关。

2 有机质孔隙的微观结构

有机质孔隙密集分布在有机质内部，大小介于10～900nm之间，主要孔径为150nm左右，是有机质演化过程中发育的纳米孔，其平均孔径明显小于矿物基质粒内、粒间孔［20］。按IUPAC的纳米孔分类方法［21］，该类孔隙包括宏孔隙（也称大孔，直径＞50nm）、中孔隙（也称介孔，2～50 nm）、微孔隙（直径＜2nm）。其中由于丰富的有机质是提供微孔的主要载体，微孔又可称作有机质孔［22］。有机质孔的孔隙形态呈圆形、椭圆形、不规则形、棱角状等（图1）。有机质孔隙的特征主要表现为：比表面积大、结构复杂，丰富的内表面通过吸附方式可以储存大量气体，大量的吸附气吸附在有机质表面，少量的游离气存储于有机质大孔隙之中［5］。

图1 Barnett页岩有机质孔隙在电子显微镜下的照片Fig.1 Nanopores associated with organic matter in the Barnett Shale（据文献［13］）

图2 渝页1井黑色碳质页岩中灰白色脉状有机质（沥青）中的微裂隙和小孔洞Fig.2 Pictures of the microfissures and micropores in the dark carbonaceous shale of Well Yuye-1（据文献［19］）

目前，关于有机质孔隙的结构存在连通［23］与不连通［24，25］的争议，还有学者认为有机质孔在二维上不连通，在三维上是连通的［11，26］。有机质孔隙的连通性对页岩油气的渗流具有重要意义，应该是一个重要的研究课题，值得深入研究。

3 有机质孔隙的储渗能力

3.1 有机质孔隙的储集能力

一般页岩的基质孔隙度为0.5%～6.0%，主体分布为2%～4%［25］，在高－过成熟页岩气储层中，有机质孔隙是最重要的储集空间［27］。

在富有机质泥页岩中，有机质丰度具有重要意义。一方面，TOC含量高有利于页岩气的吸附［25］（图3）；另一方面，TOC是控制页岩气储层中纳米孔隙体积及其比表面积的主要内在因素，在一定程度上存在着正相关性［28－30］，TOC含量高有利于纳米级孔隙的形成。在这些纳米孔隙中，微孔、介孔与TOC含量的相关性较好；宏孔与黏土矿物相关性较好，与TOC含量之间无明显相关性［31］。因此，富有机质泥页岩为微孔和介孔的发育提供了良好条件，微孔和介孔类有机质孔是主要的孔隙类型和储集空间。这一特征在大量研究中得到证实，例如松辽盆地白垩系青山口组第一段，有机碳质量分数（wTOC）在1.73%～4.21%，其孔隙类型主要以微孔和介孔为主，约占总孔隙的75%～90%［2］；四川盆地龙马溪组页岩有机碳的质量分数普遍＞1%，主孔直径为2～40 nm，占孔隙总体积的88.39%［29］；四川盆地须家河组第一段、第三段、第五段富有机质泥页岩的有机碳质量分数平均为1.96%，微孔和中孔是页岩气的主要储集空间，占纳米孔隙体积的93.5%［32］。

图3 渝东南下古生界页岩吸附气含量与TOC含量关系图Fig.3 Relationship between sorbed gas content and TOC proportion in the Lower Palaeozoic shale（据文献［24］）

据研究，在富有机质泥页岩的微孔和介孔中，孔径＜10nm的纳米孔对孔体积和孔表面积的贡献很大［30，33，34］，如四川盆地牛蹄 塘组和龙马溪组页岩样品中，纳米孔直径＜10nm的孔隙控制着页岩基块孔隙体积的50%～80%和比表面的77%～99%［33］。在该类孔隙中，一方面孔壁间距非常小，在此情况下，孔壁产生的Vander Waals势叠加可导致其吸附能力较强；另一方面，据研究，此类孔隙的孔隙体积与孔隙表面积具有较好的正相关性，孔隙体积、比表面积与平均孔径呈负相关性［28］、与甲烷吸附量呈正相关性［34］（图4）。因此，虽然微孔和介孔是吸附态页岩气的储集空间，但页岩气的吸附行为主要发生在直径＜10 nm的孔隙内；且孔隙越小，页岩的比表面积、孔体积越大，越有利于泥页岩对页岩气的吸附聚集。

孔径＞50nm的大孔类有机质孔，孔壁间距大，比表面积小，气体分子和孔壁间的作用力较弱。气体的热力学研究也证明，只有孔隙的直径达到50nm，气体的热力学状态发生改变，分子才能在孔隙中产生流动［34］。因此，页岩气主要以游离态赋存在其中。

3.2 有机质孔隙的渗流能力

有机质孔是页岩基质中主要的渗流扩散通道，其发育情况直接影响页岩气的产量［35］。

Cluff等（2007）的研究表明，富有机质的页岩基质渗透率一般处在 10－12～10－6μm2之间［36］。吸附气在有机质孔发育的页岩中流动时，存在解吸、扩散、渗流3个过程，其对应的路径是基质—纳米孔—裂缝—井眼，有机质孔是吸附气体的容纳空间；游离气在有机质孔隙中流动时，由于气体滑脱效应的影响，气体的流动会偏离直线，呈现非达西渗流特征［35］。

4 有机质孔隙发育的影响因素

有机质孔隙的演化过程及其控制因素对于预测页岩的生烃和储集能力至关重要。目前，已有不少研究者认为有机质孔隙的演化是显微组分和成熟度的函数［37，38］。通过近期研究发现，有机质孔的发育也与有机质丰度有关。

4.1 有机质成熟度

目前，普遍认为随着有机质成熟度的增高，页岩中有机质更多地转化为烃类，增加有机质孔隙的数量［18］。

图4 甲烷吸附量与孔隙体积、比表面积的相关性（孔径＜10nm）Fig.4 Correlation between sorbed methane content，pore volume and specific surface area（据文献［34］）

在研究有机质孔隙随热成熟度增加的演化过程时，MarkE.Curtis等（2012）对8个不同成熟度的Woodford页岩样品进行了孔隙度测试，发现在含有纳米孔的有机质中，有机质孔隙的大小和密度与热成熟度无关［38］，有机质孔隙在Ro＜0.9%的样品中不发育，在液态窗（0.6%～1.0%）阶段较少，进入气态窗（1.0%～1.6%）后快速增加，在Ro＝3.6%时达到高峰，但随后随着Ro增加而减少（图5）。减少的原因可能与有机质的高热演化有关，也可能与残余有机质所受的压实作用有关。

邹才能等（2010）通过对威远地区筇竹寺组（Ro介于3.2%～3.6%）和龙马溪组（Ro介于2.3%～2.8%）页岩样品开展高倍电镜（氩离子抛光处理后）观察发现，受有机质碳化影响，高成熟度的筇竹寺组页岩有机质内微孔隙体积大幅度减少［39］。王道富等（2013）通过对川南筇竹寺组黑色页岩段基质孔隙度影响因素的探讨，发现有机质孔隙的减少受有机质碳化程度和成岩作用的影响，并推断川南海相页岩有机质孔隙并非总是随着Ro增大而持续增加，当Ro≥3.6%，随着有机质碳化程度的增加，有机质孔隙逐渐减少［7］。这都说明有机质成熟度过高不利于有机质孔的发育。

图5 Woodford页岩样品在1μm2有机质区域内的有机质孔隙度与有机质热成熟度关系图Fig.5 Plot of organic porosity vs.Roin 1μm2 organic matter of the Woodford Shale sample（据文献［38］）

因此，泥页岩有机质孔隙的发育需要有机质成熟度处于一定范围之内，在该范围内，有机质孔的数量会随着有机质成熟度的增加而增加（图6），这一范围的上限可能是3.6%或者更高些（不会超过6.36%），下限则因地而异。Mark E.Curtis对 Woodford页岩的研究发现，产生有机质孔的有机质Ro起始值为0.9%［38］；Reed等（2012）对Barnett页岩、Haynesville页岩等样品的研究则发现该值为0.8%［19］，还有学者认为是0.6%［40］。

4.2 有机质显微组分

Mark E.Curtis等（2012）对 Woodford页岩的研究，通过背反射电子图像观察，发现在Ro为2.00%的样品中没有发育有机质孔；作深入研究时，在同一块页岩样品的显微图像中，观察到2块经历相同热史、拥有相同Ro（1.4%）的有机质区域，孔隙发育情况不同（图7），一块有机质区域不发育孔隙，另一块有机质区域孔隙非常发育。这说明单单只考虑有机质热成熟度不足以预测有机质孔的演化过程，有机质孔的发育还与泥页岩有机质的显微组分有关。

图6 页岩有机质孔隙演化简图Fig.6 Diagram of organic porosity evolution in shale（据文献［6］）

图7 Woodford页岩样品的背反射电子图像（BSE）Fig.7 BSE image of the Woodford Shale sample with a vitrinite reflectance（据文献［38］）

Jarvie（2007）通过实验研究发现Ⅱ型干酪根相比Ⅲ型干酪根更易产生有机质孔隙［4］。从国内外主要页岩气勘探区块的有机质类型来看，目前中国最具页岩气勘探前景的两大区块中，四川盆地页岩储层烃源岩有机质类型主要为Ⅰ－Ⅱ型；渤海湾盆地济阳拗陷古近系页岩层——沙三下亚段（E2s3下）、沙四上亚段（E2s4上）烃源岩的干酪根类型以Ⅰ型为主，Ⅱ1和Ⅱ2型为辅。美国五大页岩气盆地的干酪根类型也主要是Ⅱ型［3］。三者均属于偏生油型干酪根或生油型干酪根，其有机质显微组分主要是腐泥组，这说明腐泥组有机质组分是有机质孔隙发育的有利条件。

其他3种有机质的显微组分（壳质组、镜质组、惰质组）中，惰质组在生烃热演化过程中不发生降解，故不存在孔隙［6］；与惰性组和壳质组相比，镜质组含有较高的微孔隙。镜质组（沥青）的生烃能力很强，且具有较大的物理化学变化，其在演化过程中容易产生局部异常压力而发生破裂，因此在镜质组（沥青）内部及其与矿物间普遍发育微孔隙和小孔洞［41］；而且一般来说，镜质组中的基质镜质体发育微孔、中孔，残留植物组织发育宏孔，如丝质体胞腔［31］。

4.3 总有机碳含量

在对渤海湾盆地东营凹陷页岩样品作分析时，研究者发现高有机质丰度的泥页岩（wTOC＞4%）在演化程度较高（Ro＞1.1%）的条件下有机质粒内孔发育较好，而在低有机质丰度的泥页岩（wTOC＜2%）中一般不发育［3］。这说明有机质孔隙的发育受有机碳含量的影响。

田华等（2012）对其具体的影响方式给出了实验证明。通过统计四川盆地和渤海湾盆地泥岩样品（wTOC介于0.38%～21.20%，普遍大于2%，富含有机质，其中四川盆地大部分样品处于高过成熟阶段，渤海湾盆地样品成熟度较低）的微孔、介孔孔容（单位质量样品中孔的容积）与有机质含量的关系，得到如图8的结果。随有机质含量增加，微孔、介孔孔容有逐渐增大的趋势，大孔则无明显的变化趋势，显示总有机碳含量与微孔、介孔孔容的相关性较好，与大孔孔容无明显相关性。说明泥页岩有机质丰度主要影响微孔、介孔类有机质的发育，对大孔的发育影响较小［31］。

图8 页岩总有机碳含量与纳米孔孔容的相关性Fig.8 Relativity between TOC proportion and nanopore volume of shale samples（据文献［31］）

因此，可以认为总有机碳含量是有机质孔发育的主控因素和物质基础［32］。泥岩有机碳含量高（wTOC＞2.0%），在经过生烃过程之后，可大幅度增加有机质孔隙的数量；且在一定条件下，有机质含量越高，有机质孔隙的数量越多。

5 有机质孔隙的保存条件

虽然泥页岩中有机质孔隙的形成主要受有机质丰度、类型及演化程度的控制［9］，但是，正如粒间孔一样，若泥页岩在埋藏压实的过程中没有很好的保存条件，已形成的有机质孔隙可能会减少。在塑性较大的泥页岩中，有机质孔并不能很好地保存［9］。

大量的研究表明［6，9］，有机质孔隙的保留机制与孔隙内外压力具有密切关系［6］，具有较高的地层流体压力对有机质的保存有积极意义；压实程度较高，已进入化学胶结阶段，岩石脆性较大也有利于有机质孔隙的保存。

朱日房等（2012）通过对渤海湾盆地东营凹陷沙三下和沙四上亚段泥页岩有机质孔隙的保存条件的研究认为，在力学性质上，泥页岩的全岩矿物组成中脆性矿物含量（碳酸盐含量与石英含量之和）普遍高于黏土矿物含量，且埋藏深度＞2km时硅质胶结作用很强，＞3km时原生泥晶碳酸盐岩全部被重结晶碳酸盐岩取代，暗色泥岩由塑性向脆性转化，形成脆性较大的岩层；在孔隙流体压力方面，深度＞2.5km的地层普遍存在异常高压［9］。据此推测，深度＞3km这2套地层的有机质生烃孔隙能很好地保存。通过实测东营凹陷的这2套泥页岩孔隙度随深度的变化关系（图9），发现在深度＜3km，泥页岩孔隙度与深度具有较好的负相关性；到深度＞3km，低有机质丰度泥页岩（wTOC＜2.0%）的孔隙度与深度仍保持负相关，而高有机质丰度的泥页岩，其孔隙度则出现增大现象。这一方面说明孔隙度增大与有机质的生烃转化关系密切，另一方面也证实深度＞3km这套地层，在具有高脆性岩石和高地层流体压力的条件下，有机质生烃孔隙能很好地保存下来。

6 结论

a.有机质孔隙的成因包括干酪根生烃和沥青裂解两种机制，其中干酪根生烃形成的有机质孔的数量与生烃转化率正相关，沥青裂解产生孔隙发生在高温条件下，受温度的影响很大。

图9 济阳拗陷东营凹陷沙河街组泥页岩孔隙度与深度的关系Fig.9 Relationship between measured porosity and depth in the Shahejie Formation mud shale，Dongying Sag，Jiyang Depression（据文献［9］）

b.有机质孔是页岩气重要的储集空间，在富有机质泥页岩中，微孔、介孔是主要的孔隙类型，它们提供了吸附气的储集空间；但吸附行为主要发生在孔径＜10nm的孔隙内，大孔类有机质孔为游离态页岩气提供了储集空间。

c.有机质孔的发育受有机质成熟度、显微组分和有机碳含量的影响，其中Ro介于0.9%～3.6%、腐泥组和镜质组显微组分、有机碳含量高（wTOC＞2.0%）是有机质孔隙产生的有利影响因素。

d.有机质孔得以保存的有利条件有2种，一是地层压实程度较高，已进入化学成岩阶段，岩石脆性较大，有机质孔受到埋藏压实的影响较小；二是地层具有较高的地层流体压力，孔隙内外的压力支撑有利于有机质孔的保存。

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