基于成因机理的地层有机质孔隙度的计算——以冀中束鹿凹陷泥灰岩非常规储层为例

李　庆, 姜在兴，由雪莲，赵贤正，张锐锋

(1.中国石油大学(北京) 地球科学学院，油气资源与探测国家重点实验室，北京　102249；2.中国地质大学(北京)能源学院，北京　100083；3.中国地质大学(北京)海洋学院，北京　100083; 4.中国石油 华北油田公司，河北 任丘　062552)



基于成因机理的地层有机质孔隙度的计算
——以冀中束鹿凹陷泥灰岩非常规储层为例

李庆1, 姜在兴2，由雪莲3，赵贤正4，张锐锋4

(1.中国石油大学(北京) 地球科学学院，油气资源与探测国家重点实验室，北京102249；2.中国地质大学(北京)能源学院，北京100083；3.中国地质大学(北京)海洋学院，北京100083; 4.中国石油 华北油田公司，河北 任丘062552)

近年来有机质孔隙在泥页岩及泥灰岩致密储层中被发现, 成为非常规油气藏中一种重要的储集空间类型。有机质孔隙度的计算是非常规油气评价及勘探中极其重要且急需解决的问题。以冀中坳陷束鹿凹陷泥灰岩为例，从成因角度出发，提供了计算有机质孔隙度的方法。束鹿凹陷泥灰岩为自生自储型非常规油气藏，发育有机质孔隙。有机质孔隙主要为有机质在热演化过程中，由未成熟固体干酪根向低密度烃类流体转化所产生。根据束鹿泥灰岩现今有机地化特征(Ⅰ型及Ⅱ型干酪根、TOC平均1.66%、氢指数(HI)平均451 mg/g、Tmax平均444 ℃)，推算出其初始氢指数(HIo)平均561 mg/g、初始有机碳TOCo平均1.9%、可转换碳占48%、转化率为31%。最终利用质量平衡方程求得该区有机质在此演化过程中产生的有机质孔隙度为0.68%。

有机质孔隙；非常规油气藏；初始有机碳；生烃动力；束鹿凹陷

0　引　言

随着北美Bakken致密油及Barnett页岩气的成功开采，页岩油气等非常规油气资源呈现出其广阔的前景，同时泥页岩也从传统上的烃源岩转变为亦可作为页岩油气的储集层[1-2]。致密油气储层中的孔隙类型及分布是理解非常规油气藏特征的基础，成为近年来研究的热点[3-6]。目前在泥页岩及泥灰岩储层中识别出了一系列可供油气储存的微米-纳米级孔隙类型[3-4]。尤其是Loucks 等2009年在对北美Fort Worth 盆地密西西比Barnett页岩研究时，在样品处理过程中引入Ar离子剖光处理技术，首次在扫描电镜下发现了有机质孔隙“intraparticle organic nanopores”，即存在于有机质内部的孔隙，表明致密页岩油气储层中，孔隙不仅可以存在于无机基质内，也可以存在于有机质内，并且有机质孔隙在致密油气储集中具有重要的作用[3]。此发现对页岩储层的研究起到极大的推进作用，此后不同学者在对不同地区的页岩油气研究过程中均发现有机质孔隙的发育，如Curtis 等2011年及Milliken等2013年报道了阿巴拉契亚盆地泥盆系Marcellus页岩中的有机质孔隙[5-6]，Curtis等2012年及Slatt等2011年报道Arkoma 盆地早泥盆世晚期密西西比Woodford页岩中有机质孔隙[7-8]，Fishman等2012年报道了北海上侏罗统Kimmeridge Clay组富有机质泥岩中有机质孔隙[9]。国内近年来也有大量关于页岩油气储层中有机质孔隙的报道，如四川盆地寒武系和志留系海相页岩中的“有机质颗粒”内部发现大量微米-纳米级孔隙[10-12]，渤海湾盆地东营凹陷沙三下亚段和沙四上亚段泥页岩有机储集空间[13]，渤海湾盆地冀中坳陷束鹿凹陷泥灰岩中发育有机质孔隙[14]。可见，不管是国外还是国内，古生界还是新生界，海相地层还是陆相地层，泥页岩还是泥灰岩，都见有机质孔隙存在，体现其普遍性及重要性。

有机质孔隙(有机孔)往往呈不规则、气泡状或椭圆形的截面，长度一般纳米到微米级，在二维上呈现孤立的[3,14]。但Ambrose等2010年及Sondergeld等2010年用聚焦离子束扫描电镜(FIB-SEM)分析证明有机质孔隙在三维上为联通的有效孔隙网络体系[15-16]。有机质颗粒内的孔隙度可以从0到40%[3-4]。在一些泥页岩中有机质孔隙构成了最主要的及最有效的孔隙网络，如密西西比Barnett页岩，Curtis等2010年鉴别出其有机质颗粒内有50%的孔隙度[3,17]。

由于泥页岩/泥灰岩中有机质含量高，有机孔隙度在泥页岩储层中不能忽略，测量及计算泥页岩/泥灰岩致密油气储层的孔隙度是致密油气勘探中极其重要的内容。而常规的岩心分析及岩石物性测量手段对富有机质泥页岩/泥灰岩往往不能适用。近年来，对页岩储层的孔隙结构及孔隙度的研究也涌现出一系列新方法，如场发射扫描电镜观察、微-纳米CT扫描技术，高压压汞、低温气体吸附分析、核磁共振、聚焦离子束扫描电镜(FIB-SEM)，透射电镜(TEM)等[18-22]，这些方法在研究泥页岩孔隙系统中取得了较大的成效。然而，这些技术方法不能将富有机质泥页岩/泥灰岩中的基质孔隙与有机质孔隙区分开来描述[23]。由于有机质孔隙与基质孔隙的润湿性及甲烷吸附能力有着很大的不同，其相对含量的大小对页岩油气的产能有较大的影响[24]，故有必要将两者进行分开研究及对两种不同孔隙的孔隙度分别进行估量。

为了估算泥页岩中有机质孔隙网络，国内外一些学者对有机质孔隙的成因、有机质孔隙度的测量或估算进行了研究，表明有机质孔隙度与初始有机碳、干酪根类型和成熟度等因素有关[3,23,25-26]。对于富有机质岩石中微米及纳米级孔隙度的估算很大程度上取决于初始有机质特征、干酪根的成熟度及估算方法等。

鉴于致密储层中有机质孔隙占有相当重要的部分，对有机质孔隙度的计算显得尤其重要。本文以自生自储型致密油气藏——束鹿凹陷泥灰岩为例，旨在从有机质孔隙的成因角度，提出一套有效的方法来计算有机质孔隙的孔隙度(发育在有机质中的孔隙体积与岩石总体积的比值)，即根据现今岩石热解实验数据，基于有机质演化过程，生烃动力机制等，推算该烃源岩初始的有机质特征，如初始氢指数HIo等，并综合多种不同方法推算该区初始有机碳TOCo，进而根据物质质量守恒原理，计算出有机质在此演化过程中产生的有机质孔隙度。本研究对自生自储型储层中有机质孔隙度的计算有重要借鉴价值，对于致密油气藏评价及勘探具有重要意义。

1　地质背景

束鹿凹陷位于渤海湾盆地冀中坳陷南部，是古生界基底上发育起来的单断箕状凹陷(图1(A))。其东以新河大断裂为界，西向宁晋凸起超覆减薄，南以小刘村陆梁封口，北以衡水断裂与深县凹陷相隔，总体呈NNE向展布，面积700 km2(图1(B))。

图1　束鹿凹陷位置及构造图Fig.1　Location and structural map of the Shulu Sag(A)束鹿凹陷位于渤海湾盆地冀中坳陷南部，其中Ⅰ为冀中坳陷，Ⅱ为黄骅坳陷，Ⅲ为济阳坳陷，Ⅳ为渤中坳陷，Ⅴ为辽河坳陷，Ⅵ为临清坳陷；(B)束鹿凹陷构造图及井位

束鹿凹陷基底地层为宁晋凸起的向东延伸，基底顶部主要为寒武系及奥陶系地层，新生代盖层主要发育了古近系地层，自下而上分别是沙三段、沙二段、沙一段和东营组(图2)。凹陷东、南、西三面均被碳酸盐岩隆起区所包围，这三个方向的古生界碳酸盐岩隆起区成为束鹿凹陷的主要物源区[27]。古近纪沙河街期沙三段早中期为断陷扩张深陷期，边界同沉积断层强烈活动，各湖盆快速下陷，是区内主要成湖期和烃源岩发育期，在西高东低的背景上，形成了深水湖盆[28]。

沙三段沉积早期，由于凹陷内荆丘、台家庄两个古隆起以及相应的断陷活动，湖盆被分割成南、中、北三个水体不完全畅通的洼槽，南部闭塞，水体由北向南逐渐咸化，形成了砂岩，到泥岩、泥灰岩，再到膏盐岩的沉积序列，使束鹿凹陷在平面上具有南北分区和东西分带的特点[29]。

图2　束鹿凹陷中洼构造、地层及岩性剖面图Fig.2　Transverse section across the middle segment of the Shulu Sag

束鹿凹陷中洼槽区沉积了巨厚的以浅湖、较深湖亚相为主的碳酸盐质砾岩及暗色泥灰岩。总体而言，沙三下亚段的下部为碳酸盐角砾岩，中上部为泥灰岩。束鹿凹陷泥灰岩富含有机质，主要发育在中部洼槽及其周边，分布广，环束鹿中洼槽分布范围超过200 km2。在纵向剖面上，沙三下亚段泥灰岩总体呈东部厚、西部薄的地层展布特征，多呈致密状产出，埋深一般为3.0～5.0 km，厚度一般大于50 m，往凹陷中心其厚度逐渐增大，地震预测最大厚度约1.0 km[14,27-30]。

2013年华北油田在束鹿凹陷泥灰岩段完钻的束探1井获得重大突破，试油平均日产43.64 m3。 与美国Bakken致密油不同，束鹿凹陷泥灰岩为自生自储型，且厚度大(在凹陷中部厚度可达1 km)[14]，成为华北油田致密油勘探的重要目标。

2　束鹿泥灰岩岩石学及有机地化特征

2.1矿物及岩性特征

薄片观察和X射线衍射分析显示束鹿凹陷泥灰岩主要的矿物成分是碳酸盐(包括方解石和白云石)。样品中碳酸盐的含量17%～94% (平均值61.5%)，其中方解石含量4%～90% (平均值47.2%)，白云石含量3%～56%(平均值14.3%)。 粘土含量(包括伊利石、高岭石、绿泥石、伊利石/蒙脱石) 2%～44%(平均值19.6%)。石英含量3%～32% (平均值14.5%)。泥灰岩中的碳酸盐颗粒通常是粘土-粉砂级(图3)。

根据沉积物的结构，束鹿凹陷泥灰岩主要分为两种：纹层状泥灰岩，块状泥灰岩。纹层状泥灰岩呈灰黑色，由规则到不规则、连续到非连续纹层组成(图3(A)和(C))。层理是由富碳酸盐层(微晶/亮晶)和富粘土及有机质纹层组成。此类岩石形成于半湿润到湿润气候条件下，缺氧、分层的深湖环境[27,31-32]。块状泥灰岩也呈灰黑色，但无层状结构(图3(B)和(D))。碳酸盐矿物含量高，通常超过50%。显微镜下可见隐晶质方解石与粘土矿物及有机质混杂，也可见少量黄铁矿、介形虫碎片及陆源粉砂颗粒。

图3　束鹿凹陷泥灰岩岩石学特征Fig.3　Lithology characteristics of marlstone in the Shulu Sag(A)灰黑色纹层状泥灰岩，束探1H井，4 212 m；(B)灰黑色块状泥灰岩，束探1H井，4 083.56 m；(C)碳酸盐矿物与粘土矿物及有机质组成的纹层，单偏光, 束探1H井，4 208.93 m；(D)块状泥灰岩，单偏光, 束探1H井，4 077.3 m

2.2微观孔隙特征

束鹿凹陷泥灰岩具有极低的孔隙度及渗透率。如表1所示，对束鹿凹陷沙三下亚段55个泥灰岩样品孔隙度及渗透率的测试分析结果表明，其孔隙度0.4%～3.2%，平均1.26%；渗透率0.04×10-3～38.3×10-3μm2，平均3.0×10-3μm2。

通过显微镜及扫描电镜观察，束鹿凹陷泥灰岩中的孔隙主要为微米-纳米级孔隙。孔隙类型主要有方解石晶间孔、白云石晶间孔、粘土矿物晶间孔、粒内孔(草莓状黄铁矿粒内孔、粒内溶孔等)及有机质孔隙等(图4)。方解石晶体之间存在晶间孔，孔隙一般2～5 μm，在研究区各类岩石中均有发育，但其非均质性较强(图4(A))。白云石晶间孔隙较发育(图4(B))，泥灰岩中白云石区域的孔隙度往往好于周围的方解石区域，储存空间主要为微孔，粒径从<0.1 μm到近5 μm。粘土矿物中发育粒间微孔，粒间孔大小为1～10 μm，可以作为渗滤通道(图4(C))。在泥灰岩中还发育有粒内孔隙，如草莓状黄铁矿粒内孔以及粒内溶蚀孔隙等，孔隙直径约为1～3 μm(图4(D))。

通过场发射电子显微镜发现束鹿凹陷泥灰岩中发育有机质孔隙(图4(E)、(F))。有机质孔隙形状通常呈近圆形、略微不规则的椭圆形，一些呈多边形及不规则形等。孔隙直径约为1.0 μm，有些直径小于0.5 μm，表明主要为纳米孔及微米孔。孔隙有较清晰的边界(图4(E)、(F))。

在扫描电镜下观察到，束鹿凹陷泥灰岩中干酪根受热发生排烃，烃类排出后形成有机质孔隙(图5)。表明有机质孔隙是有机质热成熟和转换的结果，主要为有机质在热演化中，由未成熟固体干酪根向低密度烃类流体转化并排出过程所产生[3]。

2.3有机地化特征

实验测得束鹿凹陷沙三下亚段泥灰岩样品TOC值为0.12%～7.97%，平均值1.66%。岩石热解分析中测得游离烃(S1)含量为0.03～2.32 mg/g，平均值0.5 mg/g。热解烃(S2)值为0.08～57.08 mg/g，平均值9.06 mg/g。氢指数(HI)值为 55～749 mg/g，平均值464 mg/g (表2)。束鹿凹陷泥灰岩干酪根主要为Ⅰ型及Ⅱ型，含少量Ⅲ型干酪根。

束鹿凹陷泥灰岩的Tmax值较均一，424～452 ℃，平均444 ℃，表明该区泥灰岩主要位于成熟阶段。 Jarvie等提出Ro值与最大热解峰温Tmax有一定的对应关系，可用Tmax值计算出Ro[2]：

Ro=0.018×Tmax-7.16

(1)

束鹿凹陷泥灰岩Tmax值为424～452 ℃，平均444 ℃，由此计算得出本区Ro值为0.47%～0.98%，平均0.83%，位于成熟阶段。碳优势指数(CPI)也广泛用来作为干酪根成熟度的指标[33-34]。该区泥灰岩CPI值为0.88～1.52(平均值1.13)，也表明样品中有机质达到成熟(表2)。

3　有机质孔隙度的计算

研究表明只有成熟度达到一定程度(Ro>0.6%)，有机质内才开始发育有机孔，而此时正是油气开始大量生成的阶段[3]。低成熟有机质(Ro<0.6%)有机质孔隙不发育或发育较少[4]。有机质类型对有机质孔隙的发育会产生影响，Ⅲ型干酪根即使在成熟阶段，也较难形成有机质孔隙[3-4]。由于束鹿凹陷泥灰岩中有机质孔隙是有机质热成熟和转换的结果，主要为有机质在热演化中，由未成熟固体干酪根向低密度烃类流体转化并排出过程所产生，这使从有机质孔隙的成因角度寻找有效的方法来计算有机质孔的孔隙度成为可能。根据现今岩石热解实验数据，基于有机质演化过程、生烃动力机制等，推算该烃源岩初始的有机质特征，如HIo和TOCo等，进而根据物质质量守恒原理，计算出有机质在此演化过程中产生的有机质孔隙度。有机质孔隙的影响因素主要包括初始有机质丰度、成熟度、干酪根类型和生烃动力机制等。

表1　束鹿凹陷束探1H井沙三下亚段取心段泥灰岩孔隙度及渗透率数值

注：平均有效孔隙度为1.26%，平均渗透率为3.0×10-3μm2。

初始有机质丰度是有机孔隙发育的一个重要控制因素[6]。毫无疑问初始有机质含量越高，可供有机质孔隙发育的物质基础越多。烃源岩初始有机碳的恢复是定量估算该烃源岩能够生成烃类的总量及产生有机质孔隙的基础[2]。若某地区烃源岩干酪根类型相似，成熟度跨度较大，从未成熟到成熟皆有发育，可以采取其中未成熟的样品，测其TOC含量，作为该区初始TOCo的值。然而大部分勘探区烃源岩均已达到成熟或过成熟阶段，实验室所测得的TOC值乃是其现今的TOC值而非初始的TOCo值。故需要通过成熟后的TOC值恢复其初始TOCo。理解初始有机碳的各部分组成对于利用成熟烃源岩现今TOC还原为初始的TOCo具有重要的意义。

图4　束鹿凹陷泥灰岩微观孔隙特征Fig.4　Microscopic pore characteristics of marlstone in the Shulu Sag(A)方解石晶间孔，束探1H井, 4 077.5 m ；(B)白云石晶间孔，束探1H井, 3 992 m；(C)粘土矿物晶间孔，束探3井，3 688.72 m；(D)草莓状黄铁矿粒内孔，束探3井，3 971.32 m；(E)有机孔，束探1H井, 4 077.5 m；(F)有机孔，束探1H井, 4 031.3 m

编号井深/mTOC/%S1/(mg/g)S2/(mg/g)Tmax/℃HI/(mg/g)CPI13949.121.430.457.084474951.2623971.362.830.5516.584455861.0833972.741.600.567.564464731.3543976.911.250.584.344423471.5253987.491.200.383.724453101.5264072.371.330.296.204474661.1274076.851.480.938.624475821.1684081.152.820.6318.364466511.1594084.260.990.525.534475601.13104204.132.110.6114.124526691.06114208.331.300.276.944475341.07124212.441.810.7510.694485911.00133702～37170.600.060.684401131.07143730～37461.030.113.034472941.03153811～38250.690.081.284441851.23163843～38641.150.313.924423401.15173885～38951.300.415.084443901.15184145～41554.110.5727.374476661.02194145～41553.150.8122.414447121.08204145～41552.540.8319.024447491.03214240～42500.930.742.464452630.99224240～42501.010.852.354372320.95平均1.660.59.064444641.13

图6　有机碳组成及演化示意图Fig.6　Composition and evolution of TOC components

烃源岩初始有机碳主要由三部分组成[2](图6)：(1)残留在烃源岩内的沥青中所含的有机碳(CHC)；(2)可转换碳(Cc)，即干酪根中可以通过热演化转化成烃类的那部分有机碳；(3)惰性碳(CR)，不能够产生烃类的碳质残余。随着有机质的逐渐成熟，可转换碳(Cc)会转变为烃类及碳质残渣(即惰性碳CR)，并由于烃类的排出，使得总体TOC值降低。有机质孔隙乃是从未成熟阶段到成熟阶段，部分固态的干酪根生成液态及气态的烃类，烃类排出后便在有机质中留下孔隙(图6)。

推算烃源岩初始有机碳TOCo应首先确定其初始氢指数(HIo)。初始氢指数(HIo)即烃源岩未成熟时所具有的氢指数。不同类型的干酪根具有不同的初始氢指数。初始的氢指数HIo值可以由不同干酪根类型所占的比例来计算，计算公式如下[2]：

(2)

ρⅠ、ρⅡ、ρⅢ、ρⅣ为Ⅰ型、Ⅱ型、Ⅲ型和Ⅳ型干酪根相对含量，%。对束鹿泥灰岩140个测试样品分析结果显示， Ⅰ型干酪根占57.9%，Ⅱ型干酪根占22.9%， Ⅲ型干酪根占19.3%。由公式(2)计算得出束鹿凹陷泥灰岩原始氢指数HIo为561 mg/g。

干酪根随着热演化程度的增大，仅有可转换碳才能向烃类转化，进而在烃源岩内部产生有机质孔隙。故有机质孔隙的发育程度与可转换有机碳有重要关系，推断烃源岩中可转换碳占初始有机碳比例非常具有必要性。Daly和Edman 1987年实验证明初始可转化碳(Cc)与初始的氢指数(HIo)有关(图7)[35]。Orr 1981年提出一个简单的初始可转化碳(Cc，%)与初始氢指数的关系式[36]：

Cc=0.085×HIo

(3)

图7　可转换碳与初始氢指数关系图(据Modica等[26]2012修改)Fig.7　Relationship between initial hydrogen index (HIo) and convertible carbon Cc fraction (after Modica et al., 2012)

图7中实线代表根据此公式做出的线，散点为实验结果数据。可以看出，关系式(3)与实验测的数据非常吻合，具有可靠性。束鹿凹陷泥灰岩原始氢指数(HIo)值为561 mg/g，根据公式(3)及图7得出束鹿凹陷泥灰岩有机质初始可转化碳(Cc)为48%。

转换率(TRHI)反映的是初始氢指数HIo到现今氢指数HIpd的变化，也包含了早期游离烃含量从初始生产指数(PIo)到现今含烃量(PIpd)的变化。可以利用Claypool公式计算转化率[37]，即：

(4)

式中：HIpd为现今的氢指数，其值为464 mg/g，HIo为计算的初始氢指数，为561 mg/g；PIpd为现今的生产指数，平均为0.08；PIo取值为0.02[37]。由公式(4)算出TRHI为31%。

对初始有机碳TOCo的计算，前人做了大量研究，可以利用不同的公式及方法对初始有机碳TOCo进行恢复。

方法1：利用现今有机碳TOCpd，现今氢指数HIpd，初始氢指数HIo及转化率TRHI，计算初始有机碳含量TOCo，公式如下[2]：

TOCo=

(5)

其中，83.33为烃类中平均有机碳含量。k为修正系数，其值为TRHI×50%=0.31×0.5=0.15[2]。由公式(5)得出该区泥灰岩初始有机碳TOCo=1.8%。

方法2：通过已推算出的初始有机质中可转化碳的含量(Cc)、转化率(TRHI)以及现今的TOCpd，计算出初始有机碳TOCo的含量，推算公式如下[35]：

(6)

束鹿凹陷泥灰岩现今TOCpd平均值为1.66%，初始可转化碳(Cc)所占的比例为48%，可转化碳的转化率(TRHI)为31%。由此计算出束鹿凹陷泥灰岩初始有机碳(TOCo)平均含量为1.9%。

图8　不同干酪根演化过程生产率及TOC变化趋势线(据Jarvie[25]，2012修改)Fig.8　Plot of generation potential vs.TOC of different kerogen (after Jarvie, 2012)

方法3：Jarvie 2012年提出可以用图表法来恢复初始有机碳TOCo(图8)[25]。图中灰色虚线为干酪根的演化趋势线。可见干酪根演化过程中，生产率的值不断降低，TOC的值也会降低。最后交于横坐标，相交点数值代表干酪根中无法生成烃类的惰性碳的含量。束鹿凹陷泥灰岩现今TOCpd为1.66%，生产率为7.5 mg/g，对应于图中的黑色圆点。沿着干酪根的演化趋势线(平行于灰色虚线)反推，交于其初始氢指数线561 mg/g(黑色点线)，交点代表初始干酪根(灰色圆点)，其对应的TOC值代表初始有机碳TOCo为1.9%。

可见，由三种不同方法得出的该区初始有机碳TOCo的值相差不大，分别为1.8%、1.9%、1.9%，三个结果比较吻合，具有可靠性。

在获得了初始有机碳含量(TOCo)，可转化有机碳比例(Cc)，及转换率(TRHI)值之后，有机质在此演化过程中产生的有机质孔隙度可以利用质量平衡方程来求得[26]：

(7)

图9　干酪根密度随Ro变化曲线(据Romero-Sarmiento等[23]2013修改)Fig.9　Evolution of kerogen density as a function of thermal maturity (after Romero-Sarmiento et al., 2013)

其中，Po代表有机质孔隙度。TOCo×Cc代表初始可转化有机碳的质量，束鹿凹陷初始有机碳TOCo为1.9%，初始可转化碳(Cc)为48%。TRHI是指初始可转化有机碳的转化率，束鹿凹陷泥灰岩中该转化率为31%。TOCo×Cc×TRHI代表从初始未成熟阶段到现今成熟阶段，干酪根中转换成烃类的有机碳的质量。K是个无量纲系数，用来将有机碳质量转换成有机质质量，对于Ⅱ型干酪根K值取1.118[26]。公式的最后一项密度转化，将质量百分数转化为体积百分数。ρr是岩石的平均密度，束鹿凹陷泥灰岩的密度平均为2 570 kg/m3。ρo是干酪根的平均密度。干酪根的密度会随着其成熟度的变化而发生变化(图9)。如Ⅱ型干酪根的密度从未成熟时的1 180 kg/m3，到过成熟时可达1 350 kg/m3[23,38]。干酪根密度的变化主要是由于从未成熟到成熟过程中未成熟有机质会有部分转化为密度较大的固体组分。图9指示干酪根密度与成熟度的关系[23]。束鹿凹陷泥灰岩平均Ro值为0.83%，对应的干酪根密度ρo为1 200 kg/m3。最后，由公式(7)计算得束鹿凹陷泥灰岩有机质演化到现今所产生的有机质孔隙度为0.68%。

有机质孔隙主要为纳米级及微米级，受上覆压实应力的影响很小。且有机质孔隙在干酪根达到成熟后才发育，地层埋深一般大于2 km，此时岩层已经被充分压实成岩。并且观察到的有机质孔隙多呈近圆形及不规则形，没有被压实变形的痕迹。故压实作用对有机质孔隙的孔隙度影响较小。

对泥页岩/泥灰岩中有机质孔隙度的测量目前还没有十分有效的方法，为了验证本文对有机质孔隙度计算结果的准确性，对束鹿凹陷束探1H井不同深度泥灰岩的场发射扫描电镜(FE-SEM)照片进行分析，结合图像处理软件，统计有机质孔隙的面孔率。对16个典型样品的FE-SEM图片有机质孔隙的面孔率分析结果表明，有机质孔隙度为0～2.0%，平均0.6%(表3)，略低于根据有机质孔隙成因所计算结果。可能是由于SEM图片分辨率的因素，一些小的孔隙未能被分辨识别，所以利用SEM图片分析得出的面孔率小于实际的孔隙度，应代表有机质孔隙度的下限。整体来看本文对有机质孔隙度的计算方法具有可行性及可靠性。计算结果显示有机质孔隙在富有机质泥灰岩孔隙系统中占有较大的比例，为重要的储集空间类型。

表3束探1H泥灰岩有机孔面孔率统计表

Table 3Porosities calculated in well ST1H of Shulu marlstone from SEM images

井名深度/m有机孔面孔率/%束探1H39920.20束探1H39920.40束探1H39920.00束探1H4031.32.00束探1H4031.30.68束探1H4077.51.69束探1H4077.50.66束探1H4077.50.37束探1H4082.20.36束探1H4082.21.21束探1H4084.60.45束探1H4205.10.44束探1H4205.10.62束探1H4213.40.11束探1H4213.40.30束探1H4213.40.04平均0.6

4　结　论

束鹿凹陷富有机质泥灰岩中有油气产出，为自生自储型油气藏。岩性主要为灰黑色富有机质纹层状及块状泥灰岩，发育有机质孔隙。束鹿凹陷泥灰岩现今TOC平均1.66%；氢指数(HI)平均451 mg/g；Tmax值平均444 ℃，Ro值平均0.83%，干酪根类型主要为Ⅰ型及Ⅱ型。

有机质孔隙主要为有机质在热演化中，由未成熟固体干酪根向低密度烃类流体转化过程所产生。本文以束鹿凹陷泥灰岩为例，从成因角度出发，提供了定量计算有机质孔隙度的方法。经计算得出束鹿凹陷泥灰岩中初始有机碳含量TOCo为1.9%。其中可转化碳所占的比例为48%；热演化到现今可转化有机碳的转化率为31%。转化的烃类排出后会产生有机质孔隙。利用质量平衡方程求得该研究层位有机质在演变过程中产生的有机质孔隙度为0.68%。

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Evaluation of Organic Porosity Based on Its Formation Mechanism：An Example from an Unconventional Marlstone Reservoir in the Shulu Sag, Jizhong Depression

LI Qing1, JIANG Zaixing2, YOU Xuelian3, ZHAO Xianzheng4, ZHANG Ruifeng4

(1.StateKeyLaboratoryofPetroleumResourcesandProspecting,CollegeofGeosciences,ChinaUniversityofPetroleum,Beijing102249,China;2.SchoolofEnergyResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China;3.SchoolofOceanSciences,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China;4.PetroChinaHuabeiOilfieldCompany,Renqiu,Hebei062552,China)

In recent years, organic matter pores have been identified in shale and marlstone tight reservoirs, and act as an important reservoir space type in unconventional reservoirs. Evaluation of organic porosity is an urgent problem that needs to be solved in unconventional petroleum evaluation and exploration. This study takes marlstone in the Shulu Sag as an example, providing a method to evaluate organic porosity from the aspect of formation mechanism of organic pores. The marlstone in the Shulu Sag acts as both a source rock and a reservoir for petroleum and organic pores have been identified. Organic porosity is produced as the result of evolution of organic matter from solid immature kerogen to less dense fluid hydrocarbons during thermal maturation. The factors that control organic porosity include kerogen type, thermal maturity, initial total organic carbon, and source rock kinetics. The organic matter in the Shulu marlstone is predominantly Type Ⅰ and Type Ⅱ kerogen, and in a thermally mature zone. Test data show that the average present-day TOC is 1.66% and the average hydrogen index (HI) is 451 mg/g. The average temperature of maximum yield of pyrolysis (Tmax) values is 444 ℃. Based on the test data, some other parameters were estimated. The average initial hydrogen index (HIo) is 561 mg/g. The initial total organic carbon (TOCo) is 1.9%. The convertible carbon accounts for 48% of TOCo. The transformation ratio of convertible organic carbon is 31%. Using a mass-balance relation, the organic porosity was estimated, which is approximately 0.68%.

organic matter pore; unconventional reservoir; TOCo; source rock kinetics; Shulu Sag

2015-06-11；改回日期：2015-09-20；责任编辑：孙义梅。

中国石油大学(北京)科研基金项目(2462015YJRC022)；国家青年科学基金项目(41402102)；国家科技重大专项(2016ZX05049006-001-002)。

李庆，男，博士，讲师，1985年出生，能源地质工程专业，主要从事沉积储层及非常规油气勘探开发等研究。Email：liqing@cup.edu.cn。

TE122.2

A

1000-8527(2016)02-0394-12