陸相頁巖氣儲層孔隙發育特征及其主控因素分析：以鄂爾多斯盆地長7段為例

馮小龍，敖衛華，唐 玄

1.中國地質大學(北京)工程技術學院，北京 100083 2.中國地質大學(北京)材料科學與工程學院，北京 100083 3.中國地質大學(北京)頁巖氣勘查與評價國土資源部重點實驗室，北京 100083

0 引言

頁巖氣是主要以游離態和吸附態賦存于富有機質泥頁巖中的烴類氣體，表現為典型的“自生自儲”成藏特點。作為頁巖油氣資源的儲層，泥頁巖多具有致密、低孔低滲的特征，因此相比常規油氣，頁巖油氣的開采難度較大[1-3]。目前，頁巖氣已經成為全球非常規油氣勘探開發的熱點。截至2016年，美國已經實現了阿巴拉契亞盆地、密歇根盆地、威利斯頓盆地等10余個盆地頁巖氣的商業開采[4]。我國已在四川盆地下古生界海相和中生界陸相、西北侏羅系陸相以及華北石炭系—二疊系海陸交互相等領域獲得頁巖氣勘探的重要發現[4-8]。無論是美國還是其他等國家，目前商業化開采頁巖氣較為成功的地區均為海相或海陸交互相地層，而陸相頁巖氣的勘探開發仍處于試驗和研究階段，大規模商業開發尚未進行。

我國陸相泥頁巖分布廣泛。據估算，僅華北和東北的陸相頁巖氣地質資源量已達26.79×1012m3，其中，中—新生界陸相含氣頁巖是我國重要的目標層段[9]。華北地區陸相富有機質頁巖以中生代延長組最為發育，且分布廣泛。其中，長7段富有機質頁巖是鄂爾多斯盆地中生界最主要的油源巖，同時也是含氣量較高的優良儲層，吸附含氣量為1.97～2.24 m3/g，具有較大的頁巖氣資源潛力[10-11]。前人針對鄂爾多斯盆地中生界陸相頁巖開展了大量研究工作，探討了頁巖的儲集性、吸附特征及資源潛力[12-17]，但是在氣體賦存空間及主控因素方面尚未達成共識，在陸相富有機質頁巖的地球化學特征及巖礦組分對儲集特征的作用機理等方面有待于進一步深入認識。

本次研究選取該盆地東部Y15井長7段巖心的典型樣品，通過總有機碳質量分數、顯微組分分析、X射線衍射分析等測試手段，獲得頁巖地球化學特征和巖石學特征，結合掃描電鏡(SEM)分析和低溫氮等溫吸附測試，獲得頁巖儲層孔隙發育特征，從而通過相關性分析探討頁巖氣儲層孔隙發育的主控因素。

1 延長組頁巖發育地質背景

鄂爾多斯盆地是發育在華北克拉通西部的中生代疊合型盆地。從中生代開始，華北克拉通逐步進入差異升降階段，受濱太平洋板塊向華北板塊俯沖作用的影響，盆地東部在走滑-擠壓作用下逐步抬升，形成了西傾的斜坡構造格局[18-19]。

上三疊統延長組在整個華北地區分布穩定。長7沉積時期，華北地區繼承了晚三疊世海侵作用，隨著地殼的持續穩定下沉，海侵規模逐漸增大，形成了一套大面積穩定分布的暗色泥頁巖[20]。大量發育的疑源藻、藍藻及葡萄藻微化石，代表了一組長期穩定溫暖潮濕氣候條件下的深水湖泊沉積[21]。

鄂爾多斯盆地長7段主要發育3種巖相：黑色頁巖巖相、紋層狀泥巖巖相和粉砂質泥巖巖相[22]。研究區長7段下部以紋層狀泥巖和粉砂質泥巖巖相為主，上部為暗色頁巖巖相，有機質類型好、豐度高。

2 樣品及實驗

實驗樣品均采自鄂爾多斯盆地X探區Y15井上三疊統延長組長7段(圖1)，深度為1 740～1 872 m，見表1。全巖及黏土礦物X射線衍射分析采用D8 Advance型X射線衍射儀，并分別依據SY/T5983-1994和SY/T5163-1999標準進行測試；w(TOC)采用Leco碳硫測定儀，鏡質體反射率(Ro)采用蔡司Mpv-sp顯微光度計測定；孔隙結構分析在TESCAN VEGA Ⅱ型場發射掃描電子顯微鏡(FESEM)下完成(分辨率為3.0 nm)，樣品實驗前經過氬離子剖光和離子濺射噴鍍導電膜處理；氮氣吸附實驗采用Quadrasorb SI型比表面分析儀在-196 ℃下完成，主要用來獲取3.5～100.0nm范圍內的孔徑分布、比表面積及孔隙體積等參數。實驗前樣品在110 ℃的真空條件下經過20 h脫氣處理，樣品的比表面積和孔徑分布分別由Brunauer-Emmett-Teller(BET)比表面積測定法和Barret-Joyner-Halenda(BJH)測定法進行計算。

圖1 采樣點位置示意圖Fig.1 Location map of sampling sites

表1 Y15井巖心樣品測試數據

BET方法基于郎格繆爾單分子層吸附理論，由等溫吸附實驗確定的氣體分子單層吸附量對多孔介質的表面積進行計算[23-26]：

SBET=(υmNS)/cm。

(1)

式中：SBET為介質的表面積；υm為氣體分子單層吸附量；N為阿伏伽德羅常數；S和c分別為氮氣的橫截面積和物質的量濃度；m為氮氣的質量。

BJH方法基于Kelvin-Cohan公式，在壓降過程中，孔隙中氣體凝聚液的蒸發及吸附層的減薄過程可以表述為[27]

(2)

式中：ΔVpj(n)為第j層氣體凝聚液的體積變化量；n為凝聚液的吸附層數；rkj和rpj分別為第j層氣體的核部孔徑和總孔徑；Δtn為吸附層的減薄量；ΔV(n)為孔隙體積的增量；Scj為因凝聚液蒸發所產生的孔隙內表面積。

3 頁巖儲集空間發育特征

3.1 孔隙類型

頁巖具有復雜的孔隙結構，孔隙的大小、形狀及連通狀況是油氣聚集與運移的重要控制因素。目前，頁巖氣孔隙分類多采用國際理論與應用化學聯合會(IUPAC)的分類方案[28]，即：根據孔徑大小劃分為大孔(孔徑大于50 nm)、中孔(孔徑為2～50 nm)、和微孔(孔徑小于2 nm)。孔徑分布上，研究區包含大孔、中孔和微孔3種類型的孔隙；按成因類型，研究區頁巖基質孔隙可劃分為粒間孔、粒內孔、有機質孔以及微裂隙等類型[29-31]。研究采用文獻[29]中頁巖的孔隙分類標準，即：根據賦存狀況將頁巖孔隙分為礦物基質孔隙(又可細分為粒間孔、粒內孔及有機質孔)和微裂隙，并由孔隙形態做進一步細分。

有機質孔：富有機質頁巖中發育大量有機質孔隙，孔隙發育特征與干酪根之間具有密切的聯系。有機質孔的形成伴隨干酪根的熱降解和生烴過程，隨著有機質成熟度的升高，有機質孔隙含量增大[32]。此外，有機質孔也包括來自于生物活動的排泄物和殘留下來的生物遺體發育的微孔及納米孔隙[33-36]。研究區頁巖中有機質孔多發育于有機組分與黏土礦物的分界面(圖2a)，少量發育于有機質內部(圖2b)，孔隙形態為狹縫狀或不規則的網狀(圖2c)，孔徑為0.01～0.50 μm，其形成可能與有機質生烴的體積收縮作用有關[33]。與我國南方海相頁巖相比，研究區頁巖樣品熱演化程度較低，與有機質生烴作用伴生的圓形-橢圓形殘余孔隙發育較差。Jarvie[33]指出，Ro高于0.6%時才可能發育有機質孔隙。整體上，研究區頁巖Ro處于0.5%左右，因此認為有機質孔隙不是研究區頁巖中的主要孔隙類型。

粒內孔：頁巖樣品中主要發育黏土集合體礦片間孔隙和顆粒內溶蝕孔隙兩種類型的粒內孔。頁巖中的黏土礦物多呈絮狀體的形式產出，通過單個的鱗片狀結構以邊-面接觸或邊-邊接觸的方式搭建成“卡片屋”的結構。Slatt等[29]指出，這種開放式的孔隙網絡可能成為甲烷的滲流通道。研究區頁巖中伊/蒙混層絮狀體發育程度較好，混層礦物多以裙狀、蜂窩狀堆積，形成多角形或拉長形孔隙(圖2d、e、f)，孔徑為0.03～1.20 μm。伊利石多發育平行板狀孔隙或楔形孔隙，孔徑為0.03～0.50 μm，常連通有機質孔及礦物粒間殘余孔，形成連通性較高的孔隙網絡。

泥頁巖中的長石及碳酸鹽礦物在有機質脫羧產生的酸性流體的作用下，顆粒內部及邊緣常發生溶蝕形成粒內溶孔[34]。溶孔多呈次圓狀-不規則狀，孔徑為0.6～5.0 μm，孔壁呈鋸齒狀。溶孔多與粒間孔或黏土礦物粒內孔相連通，形成典型的墨水瓶狀孔隙。

粒間孔：原生粒間孔多被黏土礦物充填，因此粒間孔隙以殘余粒間孔及黏土礦片間孔隙為主。黏土礦物的粒間孔隙類似于砂巖中的粒間孔，但在尺寸上遠小于后者(黏土礦物粒間孔通常為納米尺度上的孔隙)，主要以拉長狀及不規則形態產出，孔徑為1.6～3.0 μm，常與黏土礦物粒內孔相連通(圖2f)。

殘余粒間孔多為發生充填作用的粒間孔后期被溶蝕而成，多發育于不同組分的分界面(脆性顆粒與黏土礦片之間、黏礦片與有機質之間)，孔隙形態多樣，多呈三角形、多邊形或長條狀，孔徑為2.5～6.0 μm，連通性較差(圖2g、h、r)。

微裂縫：微裂縫是泥頁巖中重要的儲集空間，同時也是頁巖氣的滲流通道，對烴類的生產意義重大[36-37]。微裂隙的發育受礦物組分、有機質含量、構造運動及沉積-成巖作用等多種因素控制[38]。研究區樣品中微裂隙主要發育于脆性礦物內部及顆粒邊緣，產狀穩定(圖2k、l)。裂縫面呈鋸齒狀，寬度為0.01～0.50 μm，長為4～15 μm。大部分裂隙均呈開啟狀態，大規模的溶蝕縫、脆性顆粒邊緣縫和黏土礦物及有機質收縮縫常與其他孔隙相連通，構成復雜的孔隙-裂縫網絡體系。

a.條帶狀有機質，有機質孔不發育，微裂縫；b.團塊狀有機質生烴裂縫；c.塊狀有機質收縮縫；d.伊利石粒內孔；e.黏土礦物粒內孔；f.黏土礦物粒內孔，殘余粒間孔；g.殘余粒間孔，溶蝕擴大；h.粒間孔；r.粒間溶孔，微裂縫；j.碳酸鹽礦物粒間孔；k.溶蝕縫，粒內溶孔；l.微裂縫，粒內溶孔。除h為SEM外，其他均為FESEM。圖2 鄂爾多斯盆地中生界長7段頁巖孔隙類型Fig.2 Pore characteristics of Mesozoic Chang 7 Member shale in the Ordos basin

3.2 孔隙結構特征

3.2.1 氮氣吸附/脫附曲線

整體上，吸附曲線形態與BET分類中的Ⅱ型吸附等溫線接近，具有反“S”形的三段式的特點(圖3)。吸附量在低壓段(相對壓力<0.3)上升較快，吸附曲線向上微凸(圖3中ab段)，表明微孔對氮氣較強的吸附作用；中間段(相對壓力為0.3～0.8)表現為多層吸附的特征，吸附量增加緩慢(圖3中bc段)，與低壓段存在較明顯的拐點B(圖3右)；吸附曲線后半段(相對壓力>0.8)急劇上升，直至接近飽和蒸氣壓也未達到吸附飽和(圖3中cd段)，表明樣品中存在一定量的中孔和大孔。

圖中陰影部分為滯回環面積；G為解析量驟降對應的拐點；吸附曲線的ab段對應N2的微孔充填階段，bc段對應微孔及中孔中的多層吸附階段，cd段對應較大孔隙及微裂隙內的毛細凝聚階段。圖3 頁巖樣品氮氣吸附/脫附曲線Fig.3 Nitrogen adsorption/desorption isotherms of shale samples

通常在開放的孔隙系統中，在發生毛管凝聚和蒸發時氣液兩相的界面不同，導致氣體吸附和脫附時需要的相對壓力不同，形成滯回環。滯回環形態及面積(圖3中陰影部分)可以有效反映多孔介質的孔隙結構及其對吸附氣體的滯留效應；通常孔隙結構越復雜、孔隙連通性越差，孔隙的滯留效應越顯著，所形成的滯回環面積越大[39-40]。根據滯回環的形態特征，國際理論與應用化學聯合會(IUPAC)將多孔介質分為4種類型(圖4)[41]。但實際樣品中往往包括不同的孔隙形態，吸附/脫附曲線受多種類型孔隙疊加的影響，實際曲線與理論曲線形態存在較大差異。根據吸附回線的形態可將樣品分為兩類：

Ⅰ型吸附回線(以Y15-3為代表)與IUPAC的H3型類似，兼具H2型曲線的特征，孔隙結構多為具有狹縫結構或楔形結構的平行板狀孔或微裂縫，同時可能發育墨水瓶狀孔。高壓段出現吸附回線，吸附和脫附分支斜率均較大，表明較大孔徑范圍內存在開放型孔隙；隨著壓降曲線趨于平緩并在低壓段近于重合，指示了較小孔徑范圍內的孔隙多為一端封閉型的不透氣孔。脫附曲線存在明顯的拐點G(圖3左)，對應相對壓力在0.49左右，由Kelvin方程算得的孔隙半徑r= 1.34 nm，說明孔徑在1.34 nm以上的孔隙中存在開放型孔隙。

Ⅱ型吸附回線(以Y15-7為代表)與IUPAC的H1型類似，孔隙結構以兩端開口的圓筒狀孔為主。與第一類曲線的區別在于低壓段和中等壓力段曲線平緩且吸附分支和脫附分支幾乎重合，當相對壓力接近飽和蒸汽壓時曲線斜率急劇增大并發生吸附滯后現象，屬于典型的開放型圓筒狀孔內的凝聚和蒸發現象。

研究區樣品的滯回環面積受w(TOC)及礦物含量影響較大。具體表現為w(TOC)越高、黏土礦物質量分數越高的樣品吸附滯后現象越明顯，形成的滯回環面積越大；說明有機質內的墨水瓶狀孔及黏土礦片間的平行板狀孔對頁巖孔隙結構起到重要的控制作用。結合掃描電鏡對孔隙結構的分析結果來看，黏土礦物礦片間孔隙、有機質內狹縫狀孔隙及基質微裂隙等提供了一端封閉或四面都開放的平行板狀孔或微裂縫，而有機質孔、殘余粒間孔是墨水瓶狀孔隙和兩端都開放的圓筒狀孔隙的主要來源。

3.2.2 孔隙體積、比表面積及孔徑分布

據文獻[41]。圖4 滯后環分類及孔隙類型Fig.4 Classification of hysteresis loops and corresponding pore structure

BJH總孔體積為0.005 4～0.017 2 cm3/g，平均0.011 8 cm3/g(表2)。其中，中孔對孔隙體積的貢獻最大，可占總孔體積的76.69%；微孔體積和大孔體積分別占10.12%和13.19%(圖5a)。BET比表面積為1.13～17.00 m3/g，平均8.08 m3/g(表2)。其中，中孔和微孔提供了樣品中幾乎全部的比表面積，分別占67.84%和30.27%，大孔對比表面積的貢獻極小(圖5b)。與我國南方海相高成熟頁巖相比，微孔體積及比表面積所占比例均有較大程度的降低(分別由20.00%和57.60%降低至10.12%和30.27%)[42]。原因可能為研究區陸相頁巖熱演化程度較低，與有機質生烴作用相關的有機質納米孔隙發育較差。

孔徑分布上，研究區泥頁巖樣品存在2種孔隙分布類型，一種為單峰型，另一種為雙峰-多峰型，兩種孔徑分布均以微孔及中孔為主(圖6)。孔徑分布結果顯示Y15-1、Y15-2和Y15-4等樣品孔徑分布曲線在2.6～3.1 nm處存在峰值，并在孔徑大于4.2 nm之后吸附量快速下降，孔隙主要集中于2.6～4.2 nm；而Y15-5和Y15-10樣品的孔徑峰型較為分散，峰值孔徑主要分布在2.3～3.1、3.5～3.8以及4.3～5.2 nm。

結合孔徑分布與吸附滯后環的形態分析發現，樣品Y15-1、Y15-2及Y15-4表現為Ⅱ型吸附回線的形態，孔徑分布于2.6～4.2 nm，表明2.6～4.2 nm孔徑段主要為開放型的圓筒狀孔；而Y15-5和Y15-10多表現為Ⅰ型吸附回線的形態，說明樣品中發育2.3～3.1、3.5～3.8、4.3～5.2 nm多個孔徑段的平行板狀孔和墨水瓶狀孔。

表2氮氣吸附法孔隙結構參數

Table2Parametersofporestructurederivedfromnitrogenadsorptiondata

樣品編號w(TOC)/%比表面積/(m2/g)總孔體積/(cm3/g)平均孔徑/nmY15-11.239.430.009617.28Y15-23.6617.000.013913.78Y15-35.394.830.013413.07Y15-42.659.440.014215.86Y15-52.0313.000.01259.24Y15-62.937.460.005412.14Y15-75.241.130.012020.28Y15-81.242.260.007516.80Y15-96.224.830.012113.07Y15-103.6111.400.01729.01

a.總孔體積分布；b.比表面積分布。圖5 鄂爾多斯盆地中生界長7段頁巖孔隙結構特征Fig.5 Pore structure of Mesozoic Chang 7 Member shale in the Ordos basin

圖6 鄂爾多斯盆地中生界長7段頁巖孔徑分布曲線Fig.6 Pore size distribution of Mesozoic Chang 7 Member shale in the Ordos basin

4 孔隙發育的主控因素

頁巖是一種力學強度較高的多孔介質，其孔隙系統受有機組分和無機組分共同制約[43]。Ambrose等[44]通過對場離子顯微鏡(FIM)與掃描電鏡圖像重組得到的三維頁巖圖像的研究發現，頁巖基質中大部分孔隙都與干酪根網絡相關，因此頁巖的孔隙結構與有機組分含量密切相關。通過對頁巖樣品的巖石熱解分析及X射線衍射分析發現，頁巖樣品的孔隙結構主要受有機質含量及礦物組分的控制。

4.1 有機質類型及成熟度

泥頁巖中有機質類型對孔隙結構具有重要的影響。前人對我國南方兩套海相頁巖的研究[45]表明：Ⅱ型干酪根結構復雜，熱演化過程中易于生成有機質孔；相比之下，Ⅰ型干酪根有機質顆粒較小，生成的氣孔較少且單個氣孔的體積較小。Loucks等[46]指出：Ⅰ型和Ⅱ型干酪根以生油為主，液態烴類排出后有機質中易于形成較大的殘余孔隙；而Ⅲ型干酪根以生氣為主，排烴后殘余有機質中形成的孔隙有限。研究區長7段沉積時期為半深湖—深湖發育區，干酪根類型以Ⅰ型和Ⅱ1型為主[47]，具備大規模有機質孔隙發育的有利條件。

頁巖孔隙發育特征與干酪根熱演化密切相關[48-50]。模擬實驗結果表明，泥頁巖孔喉演化程度與成熟度正相關，隨著有機質大量裂解生烴，有機質孔隙經歷了內部微裂隙—蜂窩狀集合體—相互連通的較大孔隙的演化過程(孔隙度由最初的0.6%增至2.0%左右)[51]。研究區泥頁巖樣品Ro平均為0.71%，整體上處于低成熟—成熟階段，泥頁巖孔隙演化經歷了壓實作用、干酪根初次裂解作用及固體瀝青-油質充填作用階段，有機質生烴過程中產生的有機質孔提供了頁巖氣吸附和運移的主要空間[52]。然而研究區頁巖熱成熟度較低，尚未發生有機質大量裂解生烴，Ro與孔隙結構參數之間相關性不明顯。

4.2 有機質豐度

有機碳含量是頁巖孔隙度和含氣飽和度的重要影響因素，也是頁巖氣藏評價的重要方面。研究表明，頁巖中吸附氣和游離氣含量均隨w(TOC)的增加而增大[53]。Loucks等[54]通過對離子剖光頁巖樣品的掃描電鏡分析首次發現并證實了有機質內部的孔隙系統。Passey等[35]和Sondergeld等[55]指出，富有機質頁巖中有機質孔最多可以占據總有機質的體積50%，而此時5%的w(TOC)對巖石孔隙體積的貢獻多達20%。

研究區頁巖樣品中除了Y15-1和Y15-6兩個樣品可能因顯微組分的差異導致w(TOC)與孔隙結構參數的關系復雜之外，其余樣品的w(TOC)與總孔體積及比表面積均呈正相關的關系(圖7a)，表明w(TOC)是頁巖儲集性能的主控因素之一。孔徑分布來看，微孔和中孔的孔容均隨w(TOC)的增加而增大。前人研究發現，直徑小于10 nm的有機質孔隙為頁巖氣的主要吸附介質，多分布于與礦物伴生的有機質或分散有機質內[56]，因此，w(TOC)對頁巖儲集特征的控制機理體現在與干酪根網絡相關的有機質孔隙對微孔及中孔的控制作用上。同時，大孔體積卻表現出相反的趨勢(圖7b)，即隨w(TOC)的增加而減小。原因可能為礦物基質，尤其是脆性礦物，是頁巖中大孔的主要載體，w(TOC)的增加導致脆性礦物和黏土礦物的相對含量減少，因此大孔含量相對降低。

4.3 礦物組分

頁巖的礦物組分受沉積環境及后期成巖作用的控制，礦物組分不僅對頁巖孔隙結構起到一定的控制作用，而且影響著頁巖氣開采的增產措施。Hickey等[57]根據巖心礦物成分將Barnett頁巖分為有機質頁巖、含化石頁巖、白云質菱形頁巖、白云質頁巖、碳酸鹽結合體頁巖和磷灰巖6種類型。Jarvie等[49]指出，生物成因的硅質經重結晶作用可以形成點接觸的巖石框架，而成巖過程中蒙脫石向伊利石轉化過程中產生的硅質可膠結陸源石英顆粒[58]，這兩種情況均有利于原生孔隙的保存和頁巖氣開采過程中增產方案的實施。

黏土礦物是頁巖中重要的礦物組分，對頁巖孔隙體積及比表面積的貢獻較大。隨著黏土礦物種類及含量的變化，礦物晶層及顆粒間空隙的大小、形態差異較大，進而對頁巖的孔隙結構及吸附能力產生重要的影響。黏土礦物的孔隙類型多樣，包括黏土晶層間的狹縫狀和面狀孔隙、黏土顆粒之間的粒間孔和溶孔等，其含量與孔隙體積及比表面積有較好的正相關性，并且不同級別孔隙的孔容隨著黏土礦物含量的增加呈增大的趨勢[59-61]。研究區頁巖黏土礦物總質量分數為30.0%～68.5%，平均為54.5%。黏土礦物與孔隙結構參數相關性不明顯，但總體上總孔體積隨著黏土礦物質量分數的增加而降低，而比表面積具有相反的變化趨勢(圖8)。原因可能為黏土礦物對原生孔隙的充填和分割作用使孔隙結構復雜化、孔隙度降低，但以其自身較大的表面積，黏土礦物會增加泥頁巖的比表面積。

通過黏土礦物質量分數與孔隙分布的研究發現，黏土礦物總質量分數與微孔孔容正相關，與中孔孔容負相關；表明研究區泥頁巖中黏土礦物基質孔隙主要集中在微孔級別。吉利明等[62]對單礦物甲烷等的溫吸附實驗表明，蒙脫石和伊/蒙混層的孔徑多集中于微孔范圍內，而伊利石和綠泥石則多分布于中孔—大孔的范圍。研究區泥頁巖中黏土礦物以伊/蒙混層為主(質量分數為25%～65%，平均48%)，因此黏土礦物總質量分數決定了微孔含量。此外，伊利石質量分數與比表面積及孔容有較好的相關性，比表面積和孔容均隨著伊利石質量分數的增加而增大(圖9)。前人研究表明，蒙皂石向伊利石轉化過程中由體積收縮而產生微裂(孔)隙，從而增加氣體的吸附及運移空間[63]。

圖7 w(TOC)與孔隙結構參數之間的相關性Fig.7 Correlation between w(TOC) and pore structure parameters

圖8 黏土礦物質量分數與孔隙結構參數之間的相關性Fig.8 Correlation between clay content and pore structure parameters

圖9 伊利石質量分數與總孔體積及比表面積相關性Fig.9 Correlation between illite and total pore volume

圖10 脆性礦物質量分數與孔隙結構參數之間的相關性Fig.10 Correlation between brittle mineral content and pore structure parameters

除了黏土礦物之外，石英、長石及碳酸鹽礦物等脆性礦物也是頁巖中的重要組分。脆性礦物的種類及含量不僅影響泥頁巖的孔隙發育，而且對頁巖氣開采過程中儲層的壓裂改造有重要的影響[64-65]。通過對石英和長石等脆性礦物質量分數與孔容及比表面積等孔隙結構參數之間的關系研究發現，總孔體積隨脆性礦物質量分數的增加而降低(圖10a)，而比表面積與脆性礦物質量分數之間的相關性不明顯(圖10b)。前人研究[63-65]表明，同沉積的石英等脆性礦物能夠抑制壓實過程中孔隙度的降低，有利于原生孔隙的保存。此外，石英等脆性礦物在應力作用下顆粒邊緣易產生裂縫，改善頁巖的孔滲條件[66-67]。但以上兩種作用僅對大孔有效。比表面積及孔隙體積分布特征(圖5)表明，微孔及中孔是孔隙體積及比表面積的主要貢獻者。隨著脆性礦物含量的增加，以有機質及黏土礦物為主要載體的微孔及中孔的含量相對降低，導致總孔體積及比表面積均減小。

5 結論

1)長7段頁巖的吸附回線可分為2種類型，分別對應黏土礦物礦片間孔隙、有機質內狹縫狀孔隙、基質微裂隙以及有機質孔、殘余粒間孔等孔隙類型，孔隙結構為分布于2.3～3.1、3.5～3.8、4.3～5.2 nm等多個孔徑段的平行板狀孔或微裂縫和墨水瓶狀孔以及集中分布于2.6～4.2 nm的圓筒狀孔。

2)在總孔體積和比表面方面，長7段頁巖較我國南方海相富有機質頁巖低，分別平均為0.011 8 cm3/g和8.08 m3/g。中孔對總孔體積及比表面積的貢獻最大，分別占76.69%及67.84%，其次為微孔，大孔最小。孔徑分布變化較大，主要集中在1.6～4.2 nm，體現陸相頁巖儲層具有較強的非均質性。

3)w(TOC)是延長組頁巖總孔體積及比表面積的主要控制因素，作用機制主要體現在對微孔及中孔含量的控制上；Ro和礦物組成對孔隙發育的控制作用不明顯，但黏土礦物對微孔孔容貢獻較大，其中伊利石質量分數與比表面積及孔容有較好的相關性。

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