南华北盆地周口坳陷东北部上古生界泥岩孔隙非均质性及主控因素

2022-10-27刘恩然刘成林石砥石王艳红朱迪斯徐秋晨

中南大学学报(自然科学版) 2022年9期

刘恩然，刘成林，石砥石，王艳红，朱迪斯，徐秋晨

(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；3.中国地质调查局油气资源调查中心，北京，100083)

随着水平井体积压裂技术、微地震监测技术和多井工业开采等新技术的应用，全球的页岩气勘探开发正在快速发展[1]。页岩是一种细粒沉积岩，由直径小于0.062 5 mm 的碎屑颗粒组成。页岩气以3种类型赋存，它可以是孔隙和天然裂缝中的游离气，也可以是有机质和黏土矿物中的吸附气或是残余油和水中的溶解气[2-3]。页岩气的吸附作用是页岩气赋存的重要机制之一，研究页岩吸附能力可为进一步准确评价页岩储层中吸附气体的含量提供数据基础[4-5]。

与常规储层相比，页岩储层的储集空间主体为纳米级孔喉体系，具有低孔隙度、低渗透率、强非均质性的特点[6-7]。近年来，高压压汞、低温氮气吸附、二氧化碳吸附、扫描电子显微镜、核磁共振、小角中子散射和高分辨率CT扫描等一系列技术将孔径测量精度从微米级提高到纳米级，对页岩储层孔隙结构研究已从定性描述发展到定量表征，储层表征的准确性不断提高[8-9]。此外，各种方法的综合运用提高了非常规储层的表征精度。分形维数D作为研究复杂岩石孔隙结构的一个重要参数，可以详细表征孔隙结构的非均质性，并指示孔隙结构的复杂程度。

前人对南华北盆地周口坳陷的研究主要集中在中生界构造演化、沉积模式、储层物性和烃源岩分布等方面，对其上古生界研究尺度大，主要以石炭系—二叠系、石炭系或二叠系为整体进行研究，研究内容主要集中在沉积特征、岩相古地理特征、构造特征与原型盆地性质等[10-21]。南华北盆地周口坳陷上古生界暗色泥岩发育广泛，是非常规油气勘探较为有潜力地区。该地区于1951年开始投入勘探工作，据不完全统计，研究区现有钻井22 口，总进尺71 749 m，其中有6口井揭示了较全的上古生界，13 口井在古生界、中生界和新生界见到了油气显示，揭示了周口坳陷的油气勘探潜力。仅开展大尺度研究不能满足非常规油气勘探的需求，应结合泥页岩储层微观孔隙结构特征研究，提高非常规油气勘探效果。为此，本文利用岩石热解、总有机碳质量分数、X衍射、扫描电镜观察和低温氮气吸附等实验，结合孔径和分形维数计算方法，研究上古生界泥岩孔隙结构和分形维数特征，讨论孔隙结构非均质性特征和主要影响因素，为研究区上古生界非常规油气的勘探提供理论依据。

1 区域地质特征

南华北盆地位于华北板块(地台)东南部，总体呈现“三坳两隆”的构造格局，自北向南包括开封坳陷、太康—淮北隆起、周口坳陷、长山隆起和信阳—合肥坳陷共5 个二级构造单元(图1)，区内发育众多的中新生代凹陷，是在基底构造基础上经历多次盆地原型叠加而成，总体延伸方向为近东西向，与秦岭—大别造山带平行[22]。

周口坳陷位于南华北盆地中部，属一级构造单元，面积约为32 600 km2[22]，是南华北盆地勘探程度较高的构造单元之一。研究区构造上位于周口坳陷东北部，北部与太康隆起相接，东侧与淮北隆起相接(位于郯庐断裂带西侧)，南望秦岭—大别造山带，是在华北稳定地台基础上形成的中、新生界断陷盆地。研究区由古城断裂划分为2个构造单元，北部构造单元可由1条近北东—南西向逆断层划分为颜集凹陷和王楼凸起，南部构造单元由1 条近北东—南西向正断层(逻集断层)划分为倪丘集凹陷和古城低凸起[23](图1)。

图1 周口坳陷东北部构造纲要图Fig.1 Geological structure outline map of northeastern part of Zhoukou Depression

2 实验方法及参数计算

2.1 实验方法

本研究选择古城低凸起E井和王楼凸起F井上古生界泥岩20个样品，并对其进行岩石热解分析。在惰性气体中对样品进行加热，其中，S1代表泥岩样品中的残余沥青含量，而S2代表岩石热解过程中产生的碳氢化合物含量，也就是S2可以代表干酪根含量。

采用扫描电子显微镜(SEM)、X衍射和压力脉冲渗透率测试相结合的方法，研究上古生界泥岩样品微观孔隙特征。选择28个上古生界(上石盒子组、下石盒子组和山西组样品分别为6，10 和12个)泥岩样品，使用Bruker D8 ADVANCE X射线多晶衍射仪进行全岩及黏土矿物X 衍射分析测试。使用配备有能量色散光谱仪(EDS)和电子背散射衍射(EBSD)的扫描电子显微镜(SEM)进行孔隙特征观察。

采用Coretest AP608覆压孔隙度渗透率仪对31个样品开展孔隙度、渗透率测试。

低温氮气吸附实验可以表征比表面积，尤其是孔径为2～50 nm 的中孔[24]。本次研究对20 个泥岩样品进行了低温氮气吸附实验。氮气吸附实验使用ASAP 2020M 微孔分析仪，并采用等温物理静态吸附法，以氮气为吸附质，在低温(-196 ℃)和低压力(＜0.127 MPa)条件下进行实验。

2.2 参数计算

根据吸附-脱附曲线判断孔隙形态，并采用BJH，BET方法计算比表面积以及孔隙直径[25]。

式中：γ为液氮在沸点下的表面张力，取8.59 N/m[26-28]；Vm为液氮的摩尔体积，cm3/mol；R为气体常数，J/(mol·K)；T为氮气的沸点，取77 K；P为气体蒸汽压，MPa；P0为吸附剂的饱和压力，MPa；rK为孔隙的开尔文半径，nm；d为孔隙的直径，nm。

岩石的孔隙结构具有分形特征，可以用分形维数来定量描述孔隙结构分布的均匀程度。本文采用Frenkel-Halsey-Hill (FHH)方法计算得出分形维数。

式中：V0为单层覆盖的体积，m3/t；V为平衡压力P下气体分子吸附的体积，m3/t；P0为吸附气体饱和蒸气压力，MPa；C为常数；P为气体的平衡压力，MPa；D为分形维数(2≤D≤3)[29-30]。

分形维数越大，说明研究材料孔隙表面越粗糙。根据测得的氮气吸附等温线，以ln(V/V0)和ln[ln(P0/P)]作图，根据拟合趋势线的斜率，计算得到分形维数。

3 实验结果

3.1 矿物组成特征

全岩X 衍射实验结果表明：上古生界泥岩样品中黏土矿物质量分数最高，为22%～90%，平均为64%；石英质量分数次之，为7%～63%，平均为33%(表1)。其余全岩矿物主要发育钾长石、斜长石、方解石、石盐、菱铁矿、锐钛矿和金红石，这些矿物发育局限并且质量分数较低。

黏土矿物X 衍射实验结果表明：上古生界泥岩样品中以伊/蒙混层为主，绿泥石和伊利石次之，叶蜡石和高岭石质量分数较低且分布较为局限。伊/蒙混层分布广泛且质量分数最高，为10%～77%，平均值为49%；绿泥石分布广泛且质量分数相对较高，为5%～35%，平均值为16%；伊利石分布广泛但质量分数较低，为2%～26%，平均值为10%(表1)。

表1 上古生界泥岩主要全岩矿物及黏土矿物组成Table 1 Mineral and clay minerals composition of Upper Paleozoic mudstone

3.2 孔隙特征

扫描电镜研究结果表明，研究区山西组泥岩孔隙类型较为单一，分布不均匀，粒间孔较发育(图2(a)和(c))。图中的黑点为干酪根，可在高倍放大镜下识别(图2(b))。在干酪根中尚未见到有机质孔，相反可见自生矿物充填在干酪根中(图2(b)和(c))，并且也只能观察到较少的裂缝。此外，山西组泥岩镜质体反射率(Ro为0.8%～1.2%)[31]相对较低，不利于干酪根中孔隙的形成。

图2 山西组泥岩有机质扫描电镜图像(F井)Fig.2 SEM images of organic matters in Shanxi formation mudstone(F Well)

虽然研究区山西组有机质孔并不发育，但是存在于黏土矿物之间的粒间孔较发育(图3)。泥岩成岩过程中伴随着压实作用，在压实作用的影响下一些黏土矿物呈片状。在成岩作用期间，黏土矿物失去了结晶形态和特征[30]，导致大多数黏土矿物不是成岩成因的自生矿物，故开展黏土矿物孔隙类型进一步识别和分类比较困难。

图3 山西组泥岩黏土矿物粒间孔隙扫描电镜图像(F井)Fig.3 SEM images of interparticle pores related to clay minerals in Shanxi formation mudstone(F Well)

研究区上古生界泥岩平均孔隙度为1.0%～3.7%，平均渗透率5.92×10-6～19.7×10-6μm2，具有低孔隙度、低渗透率的特征。研究区上古生界广泛发育煤系地层[23]，沉积环境为酸性—弱酸性，在泥岩未固结成岩时开始了溶蚀作用，也伴生压溶作用，在这种环境条件下形成了早期的黏土杂基，并充填于早期的原生孔隙中。此后，在进一步埋深过程中，有机质开始演化生烃，并使地层在成岩期仍为酸性环境，在此条件下黏土杂基进一步形成，并充填于残留的原生孔隙中，导致孔隙进一步减小。总而言之，成岩过程中黏土杂基(黏土矿物和自生矿物)的充填减小了后期孔隙发育的空间，导致研究区上古生界泥岩孔隙度小、渗透率低。

3.3 低温氮气吸附特征

3.3.1 比表面积及孔径分布特征分析

研究区上古生界20 个样品比表面积范围为0.64～10.57 m2/g，平均为4.03 m2/g。E 井3 个样品的比表面积范围为6.19～10.57 m2/g，平均为8.05 m2/g；F 井17 个样品的比表面积范围为0.64～7.94m2/g，平均为3.79m2/g(图4)。

图4 上古生界泥岩样品比表面积分布图Fig.4 Specific surface area of Upper Paleozoic mudstone

E 井位于研究区南部，距离逻集断层(正断层)较近，且位于断层下盘，上古生界顶界面埋深相对较浅，埋深位于1 312 m 处；而F 井位于研究区区北部，且位于逆断层下盘，上古生界顶界面埋深深度相对较大，埋深位于2 000 m以下。从比表面积来看，埋深浅的E井的比表面积较高，而埋深大的F井的比表面积较低。

山西组泥岩储层氮气吸附-脱附曲线如图5所示，由图5可见：不同样品的吸附-脱附曲线在形态上差异较小，整体呈反“S”形，在P/P0＞0.45时，样品脱附曲线位于吸附曲线上方。山西组泥岩样品氮气吸附等温线有迟滞环。根据国际理论与应用化学联合会(IUPAC)对吸附回环的分类，样品吸附脱附曲线与H3型和H4型相似。吸附曲线与脱附曲线无均明显拐点，这种特点常发生在两端开口的楔形孔中或似片状颗粒组成的非刚性聚集体孔隙中[32-34]。依据上古生界泥岩氮气吸附等温线、迟滞环形状及其所对应的孔隙形态，可以判断泥岩纳米级孔隙形态以狭缝平板状孔隙为主，呈开放状，连通性较好[35-36]。吸附和解吸等温线在相对压力P/P0为0.4～0.5 时收敛，根据BET 公式计算可知，相应压力范围内孔径处于2.0～2.7 nm 之间。因此，上古生界氮气吸附等温线显示泥岩孔隙具有的迟滞环和“强制关闭”现象发生在孔径为2.0～2.7 nm的区间内。

3.3.2 分形维数特征

实验中的“强制关闭”出现在孔径为2.0～2.7 nm的孔隙中，在孔径2～3 nm 之间山西组泥岩孔径存在最大峰值、且孔隙面积曲线的变化幅度较大(图6)，但在孔径2～3 nm 之间只有2 个孔径数值，没有统计学意义。因此，本次研究仍参照前人划分标准将泥岩孔径划分为微孔(孔径小于2 nm)、介孔(孔径为2～50 nm)和宏孔(孔径大于50 nm)[37-38]。

图6 上古生界泥岩孔隙直径和孔隙面积对比图Fig.6 Comparison of pore diameter and pore area of Upper Paleozoic mudstone

使用低温氮气吸附的数据计算的ln[ln(P0/P)]与ln(V/V0)散点图数据如图7所示。3个直径范围内的大多数线性拟合曲线的相关系数均大于0.94(表2)。宏孔的分形维数高(平均为2.80)，微孔的分形维数次之(平均为2.77)，介孔的分形维数最低(平均为2.67)(表2)。

表2 上古生界泥岩分形维数数值表Table 2 Tables of fractal dimension of upper Paleozoic mudstone

图7 上古生界泥岩样品孔隙分形维数特征Fig.7 Fractal dimensions of pores characteristics in Upper Paleozoic mudstone

上古生界泥岩具有宏孔分形维数平均值最高，介孔分形维数平均值较低，分形维数分布比较集中的特征(图8(a))。下石盒子组泥岩微孔、介孔以及宏孔的分形维数特征与上古生界泥岩趋势基本一致，但是数值分布较为分散(图8(b))。山西组E井和F井泥岩微孔、介孔以及宏孔的分形维数特征与上古生界泥岩趋势基本一致，但是数值分布区间与上古生界泥岩相比略显分散(图8(c))。山西组F井样品微孔、介孔以及宏孔的分形维数分布比较集中(图8(d))。上古生界泥岩分形维数分布在2.67～2.90之间，表明上古生界泥岩孔隙表面较粗糙，孔隙的连通性较差，孔隙结构较复杂，储层非均质性较强。

图8 上古生界泥岩不同孔径分形维数平均值对比图Fig.8 Comparison of average fractal dimension of Upper Paleozoic mudstone in different pores diameter

从分形维数分布范围来看，微孔和介孔在下石盒子组分布范围分散，在山西组分布范围比较紧凑；宏孔在下石盒子组分部范围比较紧凑而在山西组分布范围较大。因此，埋深越大，微孔和介孔的分形维数越接近且分布范围较紧凑，而宏孔的分形维数的分布范围有变分散的趋势。

与同属华北板块鄂尔多斯盆地延长组泥岩相比[30]，研究区山西组泥岩平均分形维数较高，但分形维数分布范围较窄，表明泥岩孔隙结构复杂性较强，孔隙结构多样性较低。研究区泥岩与高度成熟的海相泥岩相比分形维数特征类似，表明低成熟泥岩的孔隙结构复杂程度较高，但孔隙结构多样性较低[29,35-41]。

4 孔隙结构非均质性影响因素

孔隙结构非均质性主要受岩石骨架颗粒的影响，岩石骨架颗粒主要包括有机质和矿物。为了研究岩石骨架颗粒对孔隙结构非均质性的影响，主要比较了孔隙比表面积、分形维数与S1、S2、w(TOC)和石英、黏土矿物、伊利石以及伊/蒙混层等矿物质量分数的相关性。

4.1 孔隙比表面积与有机质、矿物成分的关系

4.1.1 孔隙比表面积与有机质的关系

研究区上古生界、下石盒子组和山西组泥岩的S2(干酪根质量分数)均与比表面积呈正相关(图9(a)～(c))；上古生界、下石盒子组泥岩的S1(残余沥青含量)与比表面积无明显相关性(图9(a)和(b))，但山西组泥岩的S1与比表面积呈正相关(图9(c))；研究区仅下石盒子组泥岩w(TOC)与比表面积呈正相关(图9(d))，上古生界、山西组泥岩w(TOC)均与比表面积无相关性。总而言之，研究区上古生界泥岩比表面积主要与S2呈正相关关系且相关系数较高，证明S2增加了泥岩的比表面积。

图9 上古生界泥岩S1，S2和w(TOC)与比表面积相关性图Fig.9 Correlation of specific surface area with S1,S2 and w(TOC) of Upper Paleozoic mudstone

4.1.2 孔隙比表面积与矿物成分的关系

全岩X 衍射试验的分析测试结果表明：上古生界泥岩比表面积与石英质量分数呈正相关，与黏土矿物质量分数呈负相关的特点，但与这2种矿物相关性差(图10(a))。下石盒子组泥岩比表面积与石英质量分数呈负相关，与黏土矿物质量分数呈正相关，且相关系数均较低(图10(b))。上石盒子组和山西组比表面积与石英质量分数、黏土矿物质量分数相关系也较低，即石英和黏土矿物对比表面积影响较弱，这可能是由于成岩过程处于酸性条件下，孔隙被黏土杂基(黏土矿物和自生矿物)充填，导致孔隙减小且充填物成分相对复杂，影响了石英和黏土矿物与比表面积的相关性。

图10 上古生界泥岩矿物成分与比表面积相关性图Fig.10 Correlation of specific surface area with minerals of Upper Paleozoic mudstone

图11所示为黏土矿物质量分数与比表面积相关性图。总体上，上古生界泥岩中的伊/蒙混层质量分数、伊利石质量分数和绿泥石质量分数与比表面积相关性较低(图11(a))。上石盒子组伊利石质量分数和绿泥石质量分数与比表面积呈正相关，且相关系数较高(图11(b))，表明上石盒子组伊利石和绿泥石质量分数高的泥岩显示出较高的比表面积。下石盒子组泥岩伊利石质量分数、绿泥石质量分数和伊/蒙混层质量分数与比表面积相关系数均较低(图11(c))。山西组伊/蒙混层与比表面积呈负相关(图11(d))。研究区埋深浅的泥岩与黏土矿物相关性较强，如上石盒子组；埋深较深的地层由于长期处于酸性环境下且成岩相对较强，黏土矿物失去自身形态，降低其与比表面积的相关性。

图11 上古生界泥岩黏土矿物与比表面积相关性图Fig.11 Correlation of specific surface area with clay minerals of Upper Paleozoic mudstone

4.2 分形维数与有机质、矿物成分的关系

4.2.1 分形维数与有机质的关系

研究区下石盒子组泥岩分形维数与有机质在介孔中相关系数较高，介孔的分形维数与S1呈负相关关系且相关系数较低，与S2和w(TOC)呈正相关(图12(a)～(c))，且相关系数较高，证明有机质中的S2(干酪根)和w(TOC)增加了泥岩的分形维数。但下石盒子组泥岩微孔、宏孔分形维数与S1，S2和w(TOC)相关性不尽相同，且相关系数均较低，证明微孔、宏孔几乎不受有机质影响。

图12 下石盒子组泥岩不同孔径分形维数与有机质相关性图Fig.12 Pore size distributions and relationship between fractal dimension and organic matter of Xiashihezi formation mudstone

研究区山西组泥岩分形维数与有机质在微孔中具有一定的相关性，与S1，S2和w(TOC)呈负相关(图13)，仅与S2的相关系数较高，证明在微孔中S2对分形维数影响较大，S2增加会降低分形维数(图13(b)，(c))；分形维数与有机质在介孔中相关系数较小，与S1，S2和w(TOC)呈正相关(图13(a)～(c))。总之，介孔与有机质相关性较低；分形维数与有机质在宏孔中相关系数最小，与S1和S2均呈负相关关系(图13(a)～(c))，与w(TOC)呈正相关关系(图13(c))，证明宏孔不受有机质影响。

图13 山西组泥岩不同孔径分形维数与有机质相关性图Fig.13 Pore size distributions and relationship between fractal dimension and organic matter of Shanxi formation mudstone

在埋深相对较浅的下石盒子组介孔有机质中的S2和w(TOC)与分形维数呈正相关关系，增加了泥岩的分形维数。在埋深相对较深的山西组微孔有机质中的S2与分形维数呈负相关关系，降低了泥岩的分形维数。其余有机质参数S1和w(TOC)与微孔、介孔和宏孔的分形维数相关系数均较低。此外，前人研究成果表明，高成熟页岩的分形维数与有机质具有较好的相关性[32]，但研究区的暗色泥岩成熟度低且分形维数与有机质有关参数的相关性较差[41]，故认为有机质并非研究区上古生界泥岩孔隙结构非均质性的主要影响因素。

4.2.2 分形维数与矿物成分的关系

下石盒子组泥岩在微孔、介孔和宏孔3类孔径中的石英和黏土矿物质量分数与分形维数的线性关系为负相关(图14(a)，(b))，伊/蒙混层和伊利石质量分数与宏孔孔隙分形维数的线性关系为负相关，伊利石和伊/蒙混层质量分数与微孔、介孔分形维数的线性关系一致(图14(c)，(d))。下石盒子组泥岩仅在宏孔中，石英质量分数与分形维数呈负相关且相关系数较高，伊/蒙混层质量分数与分形维数呈正相关且相关系数较高。其余不同孔径的孔隙与石英、黏土矿物、伊利石和伊/蒙混层质量分数的相关系数均较低。这表明石英降低了宏孔的分形维数，而伊/蒙混层则增加了宏孔的分形维数。

图14 下石盒子组泥岩不同孔径分形维数与矿物成分关系图Fig.14 Pore size distributions and relationship between fractal dimension and minerals of Xiashihezi formation mudstone

山西组泥岩在微孔、介孔和宏孔3类孔径中石英和黏土矿物与分形维数的线性关系为负相关(图15(a)，(b))，伊/蒙混层和伊利石质量分数与宏孔的分形维数线性关系一致，伊/蒙混层和伊利石质量分数与微孔、介孔的分形维数线性关系为负相关(图15(c)，(d))。微孔中的石英质量分数与分形维数呈负相关且相关系数较高，伊/蒙混层质量分数与分形维数呈正相关且相关系数较高，其余不同孔径的孔隙与石英、黏土矿物、伊/蒙混层和伊利石质量分数的相关系数均较低。证明石英降低了山西组页岩微孔的分形维数，伊/蒙混层增加了微孔的分形维数。