图1（Fig.1）引用本文
Guan Quanzhong,Dong Dazhong,Wang Shufang,et al.Analyses on differences of microstructure between marine and lacustrine facies shale reservoirs[J].Natural Gas Geoscience,2016,27(3):524-531.[管全中，董大忠，王淑芳，等.海相和陆相页岩储层微观结构差异性分析[J].天然气地球科学，2016,27(3):524-531.]
doi:10.11764/j.issn.1672-1926.2016.03.0524
海相和陆相页岩储层微观结构差异性分析
管全中1
，董大忠1，2 ，王淑芳1，黄金亮1，王玉满1，张晨晨1
中图分类号:TE122.2 文献标志码:A 文章编号:1672-1926(2016)03-0524-08
Analyses on differences of microstructure between marineand lacustrine facies shale reservoirs
Guan Quan-zhong1 ，Dong Da-zhong1，2 ，Wang Shu-fang1，Huang Jin-liang1，Wang Yu-man1，Zhang Chen-chen1
Key words： Marine facies; Lacustrine facies; Shale reservoirs; Microstructure; Difference; Effect factors;
引言
由于北美在水平井钻井工艺和压裂技术上的突破，尽管在低油价的情况下，2014年美国页岩气产量仍达到约3 700×108m3，占其天然气总量的49%，对外依存度也由2000年的16%减少到2014年的5%以下[1]。相对来说，我国的天然气对外依存度却攀升到32.3%，年进口量达580×108m3 [2]。 目前来说，页岩气是我国天然气产能建设和增产的一个重要补充，我国广泛发育3套富有机质黑色页岩沉积[3,4]（图1），层系分布广，多数地层连续沉积厚度大，但鉴于地质条件的特殊性，勘探开发仍需要寻找“地质甜点”和“工程甜点”双佳的有利区。页岩气作为一种源内聚集的非常规气藏，储层低孔、超低渗，广泛发育微纳米孔隙，孔径跨度大，常规研究手段难以精确表征。现在主要采用氩离子抛光扫描电镜（FIB-SEM）、透射扫描电镜（TEM）和原子力显微镜（AFM）等高分辨率仪器进行定性观测，定量表征则使用核磁共振（NMR）、N2或CO2吸附—脱附实验和高压压汞等方法，还可以运用X-射线断层三维扫描技术（X-CT）和聚焦离子束成像技术（FIB）对页岩储层孔隙三维空间展布进行数值模拟重构[5-8]。 虽然在四川盆地涪陵焦石坝区块、长宁—威远区块等发现海相页岩气甜点区，但陆相页岩气仍未取得长足进展。虽然前人[9-12]已对鄂尔多斯盆地、渤海湾盆地和松辽盆地陆相页岩储层做了细致地研究，但陆相页岩储层与海相在各个方面都存在很大的不同，需要进一步深入分析对比，这样可为后期陆相页岩气的勘探开发提供依据。
1 页岩储层沉积模式差异
富有机质页岩的沉积主要受到有机质生产率、沉积速率和水动力等因素控制[13,14]，但不同的沉积环境形成的页岩储层具有本质的差别，页岩储层的微观结构特征也大相径庭。
海相富有机质页岩在全球不同时代广泛分布，是海相含油气盆地最重要烃源岩，也是页岩气勘探开发的主力层系，北美90%以上的水平井开发层段都集中在这里。图2(b)显示我国海相富有机质页岩地层主要形成于盆地相（广西）和陆棚相（中上扬子）2种沉积体系:水体主要处于风暴浪击面以下，相对稳定；有机质生产率高，主要为浮游生物，能够快速形成水体缺氧环境；沉积速率适宜，介于最佳沉积速率20~80m/Ma附近，有利于有机质的埋藏；再者，事件性的洋流上涌作用和海底热液会增加有机质的生产率，促进有机质的富集。海相沉积模式能够形成分布范围广、连续沉积厚度较大的黑色页岩。我国四川盆地龙马溪组分布面积为12.82×104km2，厚度为200~400m，TOC值介于1.85%~11%之间，有机质类型好，主要为Ⅰ—Ⅱ1型[
[9] Er Chuang,Zhao Jingzhou,Bai Yubin,et al.Reservoir characteristics of the organic-rich shales of the Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin[J].Oil & Gas Geology,2013,34(5):708-716.[耳闯,赵靖舟,白玉彬,等.鄂尔多斯盆地三叠系延长组富有机质泥页岩储层特征[J].石油与天然气地质,2013,34(5):708-716.]
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陆相富有机质页岩是我国含油气盆地生油的主力军，但陆相富有机质页岩由于受到湖盆的限制，水体循环有限，沉积具有区域性、范围小的特点。图2(a)表示陆相富有机质页岩地层主要形成于湖侵（鄂尔多斯盆地延长组）和水体分层（松辽盆地青山口组）2种模式:湖侵导致湖平面相对上升，是有机质相对发育浅水区域大面积缺氧，使得有机质大量保存；水体分层是由于温度、盐度或者其他差异作用，造成上下水体循环受阻，导致低洼区域产生缺氧环境，有机质得以埋藏、保存。陆相黑色页岩沉积往往受到陆源碎屑和有机质的影响，页岩储层非均质性强。我国陆相富有机质页岩主要分布于中新生界陆相裂谷和坳陷盆地，沉积厚度大，达200~2 500m，TOC值介于2%~8%之间，有机质类型多样，主要为Ⅱ1—Ⅲ型[
[9] Er Chuang,Zhao Jingzhou,Bai Yubin,et al.Reservoir characteristics of the organic-rich shales of the Triassic Yanchang Formation in Ordos Basin[J].Oil & Gas Geology,2013,34(5):708-716.[耳闯,赵靖舟,白玉彬,等.鄂尔多斯盆地三叠系延长组富有机质泥页岩储层特征[J].石油与天然气地质,2013,34(5):708-716.]
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图2 海相和陆相页岩地层沉积模式
Fig.2 The sedimentary model of marine and lacustrine facies shale formations
2 页岩储层微观结构特征差异
页岩气藏作为一种生、储、盖三位一体的非常规气藏，储层的微观孔隙结构特征直接影响页岩气藏的储集能力和产能。Chalmers等[17],张盼盼等[18]研究发现Barnett页岩、Woodford页岩、Marcellus页岩等平均孔隙直径介于4~6nm之间，表明页岩复杂的纳米级孔隙结构控制页岩气的裂缝网络的渗流能力。而我国发育了广泛分布且沉积厚度相对较大的2套富有机质页岩，因此，需要在海相页岩储层基础上，深入对比分析与陆相页岩储层结构的异同，总结出新的勘探开发技术，争取找到新的突破点。
2.1 定性表征
2.1.1 粒间孔
此类孔隙通常发育于矿物颗粒或晶体颗粒之间，甚至与有机质之间，成因为各种颗粒间不完全胶结或后期改造，在埋藏较浅的地层很常见，多呈多角形、新月形和拉长形等。随着成岩作用的增加，这类孔隙迅速减少。通过镜下观察发现，海相页岩储层主要发育由石英、长石、黄铁矿等脆性矿物颗粒之间的粒间孔，图3（a）图片显示黏土矿物聚合体之间晶间狭缝孔较为发育，孔径介于230~400nm之间，海相页岩储层中自生黄铁矿也较为发育，可形成一定的黄铁矿晶间孔；陆相页岩储层中脆性矿物含量较少，主要以黏土矿物为主，黏土矿物晶间孔十分发育，形状各异，但以多角形为主，孔径介于30nm~5μm之间，图3（b）展示了“草莓状”黄铁矿晶间孔。由于粒间孔隙连通性较好，往往是沟通有机质与微裂缝之间的“桥梁”，不仅提供了甲烷分子（0.38nm）的储集空间，而且是良好的渗流通道，对后期储层改造和产量影响甚大。
2.1.2 粒内孔
粒内孔是指矿物颗粒或晶体颗粒内部的孔隙，主要是因为碳酸盐、磷酸盐等不稳定矿物受到溶蚀作用、黏土矿物之间转化以及晶体生长缺陷而产生的孔隙。晶内孔隙形状不规则，多呈多边形。溶蚀孔隙具有溶蚀状港湾，边缘光滑。海相页岩储层中硅质矿物、碳酸盐等矿物含量高，容易被有机质生烃过程中产生的有机酸溶蚀，形成孔隙，并且石英多数为后期自生形成，容易产生晶内孔，这些孔隙孔径介于100nm~3μm之间，图3（c）长石表面溶蚀孔较为发育。陆相页岩储层镜下观察粒内孔较为发育，多数为黏土矿物粒内孔，成群出现，主要为蒙脱石随着成岩作用的进行逐渐转变为伊/蒙混层和伊利石形成，孔径介于50nm~1μm之间，图3（d）新月形黏土矿物粒内孔，一端封闭。这类孔隙大多数为盲孔，连通性差，主要是页岩气的储集空间。
2.1.3 有机质孔
有机质孔是页岩有机质内部特殊发育的一类孔隙，其由有机质生排烃过程中所残留的一种原生孔隙。海相页岩储层中此类孔隙很常见，但不同时代发育的规模差异较大，以四川盆地五峰—龙马溪组发育最好，成群分布，主要呈椭圆形或蜂窝状，孔径大小介于2nm~1μm之间，众数分布于200nm[图3（e）]。陆相页岩储层自身差异性较大，某些镜下整个视域内有机质孔隙不发育或孤立零星分布，
（a）海相页岩粒间孔，黏土矿物晶间孔（四川盆地龙马溪组）；（b）陆相页岩粒间孔，自生黄铁矿之间（据文献[20]，鄂尔多斯盆地延长组）； （c）海相页岩粒内孔，溶蚀边缘光滑（四川盆地筇竹寺组）；（d）陆相页岩粒内孔，一端不连通（鄂尔多斯盆地延长组）；（e）海相页岩有机 质孔，有机质团块内部孔隙十分发育（四川盆地龙马溪组）；（f）陆相页岩有机质孔，右下角有机质团块不发育（据文献[20]，民和盆地窑街组）； （g）构造微裂缝，纵穿整个视域，中间连通有机质（四川盆地龙马溪组）；（h）黏土矿物层间收缩缝，平滑（鄂尔多斯盆地延长组） 松辽盆地青山口组一段较为发育的有机质孔隙孔径介于10~1.5μm之间，图3（f）展示了一种奇特的现象，左上角有机质团块中孔隙较为发育，但零星分布；右下角的却不发育。有机质孔隙具有其特殊之处:①孔隙多为纳米级，为页岩气吸附和储集提供了更多的比表面积和孔容；②与有机质直接相连，成群分布和滑脱效应能够形成连通性较好的渗流通道，为储层改造提供便利；③有机质孔隙具有亲油性特点，能够更好地聚集甲烷气体。
2.1.4 微裂缝
页岩储层中微裂缝的作用至关重要，它是甲烷等气体的渗流通道，与基质孔隙形成复杂的缝隙网络系统，是页岩气高产井的保证。镜下发现微裂缝在有机质颗粒、矿物基质中都有分布，主要发育2种形式:一种发育在矿物颗粒或晶体颗粒内部;另一种主要沿着矿物或晶体颗粒边缘分布。海相页岩储层中颗粒边缘缝和构造裂缝较为发育，主要呈锯齿状，曲折度较大，裂缝长度为5.5~12μm，宽度可达50nm以上，图3（g）中微裂缝纵穿整个视域且连通有机质孔隙。裂缝大多数处于半充填状态，少数未被充填。陆相页岩储层主要发育黏土矿物层间缝，裂缝边缘较为光滑，曲折度小，薄片状伊利石之间的层间缝宽为8~30nm，图3（h）中微裂缝大体方向一致，沿层间分布。虽然裂缝可以改善储层的渗流能力，但裂缝的大规模发育将会使页岩作为盖层的能力降低，使页岩气藏逸散消亡。 通过大量的镜下观察统计发现，2套页岩储层发育的基质孔隙的组合类型也存在着较大的不同。海相页岩储层主要以有机质孔或有机质孔和粒间孔混合，而陆相页岩储层有机质不太发育，黏土矿物晶间孔和粒内孔大量发育，主要处于三角图中央的下方（图4）。
2.2 定量表征
2.2.1 孔隙半径
页岩储层孔径分布范围大，从数个纳米至数十微米，常规储层孔径测量方法很难最大限度进行表征。目前，主要通过低温CO2、N2吸附—脱附和高压压汞实验相结合的方式来测量。田华等[21]认为页岩储层中微孔（<2nm）采用低温CO2吸附（D-R法）、介孔（2~50nm）采用低温N2吸附（BET法）和宏孔（>50nm）运用高压压汞法测定为最佳测量方式。图5表明，海相页岩储层孔径分布较为稳定，主要集中于6~8nm之间。而陆相页岩储层孔径总体比海相储层大，集中于10~12nm之间。因此，同等条件下陆相游离气储集空间更大。
图4 海相和陆相页岩储层基质孔隙组合分布
Fig.4 The distribution of matrix-related pores combin- ation in marine and lacustrine facies shale reservoirs
图5 海相和陆相页岩储层孔径分布（数据部分来自文献[9-11,22]）
Fig.5 The pore size distribution of marine and lacustrine facies shale reservoirs(data from the Ref.[9-11,22])
2.2.2 比表面积和孔容
BET和BJH是一种单层和多层吸附理论[22]，在材料学中得到广泛运用，基于这些理论可以对材料的表面积、孔结构分布等性状指标进行检测。由于页岩储层内部孔隙和喉道难以区分，运用孔隙的比表面和孔容来间接表征孔隙的整体情况。图6显示海相页岩储层的比表面积和孔容整体较陆相页岩发育，主要集中于10~20m2/g和1~2μL/g之间，陆相相对发育于5~8m2/g和0.3~0.6μL/g之间。所以，海相页岩储层微孔和介孔发育较多，多富集吸附气，而陆相页岩宏孔相对来说处于主导地位，游离气较为富集。
图6 海相和陆相页岩储层比表面积（m2/g）和孔容（μL/g）分布（数据部分来自文献[9-11,22]）
Fig.6 The BET and BJH distributions of marine and lacust- rine facies shale reservoirs(data from the Ref.[9-11,22])
3 储层微观结构差异性影响因素
从前文可知，2种沉积环境形成的页岩储层微观结构具有较大的差异，目前四川盆地海相页岩已经取得重大进展，因此需要在总结分析两者差异性的基础上，探索差异性原因，寻求陆相页岩储层的突破点。
3.1 矿物组分
页岩储层主要有无机矿物、有机质和裂隙组成，而粒间孔和粒内孔主要散落于矿物基质中。前面已述海相页岩主要以有机质孔和粒间孔为主，陆相以粒间孔和粒内孔发育较为集中。通过图7两者之间的矿物成分三角图对比，海相页岩以石英、长石等脆性矿物成分多，约占50%~70%，这些矿物具有一定的抗压实作用，能够有效地保护部分粒间孔隙，形成残余粒间孔，并且还发育一定量的碳酸盐岩矿物，容易形成溶蚀孔；陆相页岩储层由于陆源碎屑的稀释作用，主要富含黏土矿物，集中于55%~68%之间。随着埋深的增加和成岩作用的持续进行，黏土矿物由蒙脱石向更稳定的伊利石、绿泥石等矿物转化，形成大量的粒间孔和粒内孔。
3.2 有机质类型
在陆相页岩储层中发现有机质孔隙时常零星分布或者不发育，而海相页岩储层中有机质孔隙往往成群、蜂窝状发育。Loucks等[19]、胡海燕[23]和Mastalerz等[24]认为有机质类型是控制有机质孔隙发育的因素之一，Ⅱ2和Ⅲ型干酪根成分以镜质组和惰质组为主，基本上很少生排烃；或即使少量生排烃而无法突破外界压力，无法排出，阻塞孔隙。由图8可见，陆相页岩由于受到陆源注入物的影响，带入大量的植物碎屑成分，造成有机质类型复杂，但主要以Ⅱ1—Ⅲ型为主。而海相深水陆棚很少受到陆源的影响，主要来源于浮游生物，干酪根主要为Ⅰ—Ⅱ1型，这类有机质富氢、贫氧，能够大量生排烃，形成有机质孔。图9所示不同类型的干酪根进入生烃门限和大量生烃的时间不尽相同，过早可能遭到压实作用的破坏，过晚可能不发育，因而造成有机质孔发育混杂。
图7 海相和陆相页岩储层矿物成分和相对稳定性图解（数据部分来自文献[9-10,21]）
Fig.7 Minerals composition and relative stability of marine and lacustrine facies shale reservoirs (data from the Ref.[9-10,21])
图8 海相和陆相页岩储层有机质成分分布
Fig.8 The distribution of organic matter compositions in marine and lacustrine facies shale reservoirs
3.3 热演化作用
热演化程度不仅能控制有机质孔隙的发育情况，还能间接说明矿物基质孔隙发育的类型。图9显示了孔隙体积随热演化程度的变化，不同类型的干酪根生烃门限不同，但大体变化趋势相同，只是孔隙体积的大小和孔隙数量的多少受到有机质类型控制。海相页岩储层的热演化程度RO值普遍大于2%，有机质已经处于生气窗之后，甲烷与液态烃类相比具有更大的流动性和膨胀性，容易形成有机质孔隙，可能还伴随溶蚀孔隙的形成。陆相页岩储层RO值大多介于0.6%~1.2%之间，主体处于生油窗内，只有沉积中心可能进入生气窗，不利于形成有机质孔。但过高的热演化程度不仅会损害有机质孔，还会对矿物基质孔隙产生影响。王玉满等[25]通过电阻率测井研究筇竹寺组页岩发现碳化作用导致有机质孔衰亡，并且高热演化程度反映海相页岩储层经历了长时间的深埋压实作用，造成页岩储层平均孔径小于相对浅埋藏的陆相页岩。
图9 不同干酪根的孔隙变化模式（据文献[24]修改）
Fig.9 The changing pore volume model for different kerogens(modified after Ref.[24])
3.4 构造活动期次
虽然在2种页岩储层中都可以观察到微裂缝，但裂缝的形态、发育的规模存在很大差异。海相页岩储层往往能看到斜交纹理高角度缝，被方解石充填或半充填。海相页岩地层沉积时代老，大多数经历了海西、印支、燕山和喜马拉雅四大主要构造运动（图1），构造运动能够形成微裂缝。郭彤楼等[26]研究认为北东向和南北向2组断裂体系及龙马溪组底部的滑脱作用形成大量的立体网络，有效改善了储层的孔渗，是焦石坝页岩气田富集高产的关键因素之一。董大忠等[27]对筇竹寺组的研究发现，多期次的构造运动破坏了其顶底板条件，造成甲烷等烃类气体的逸散。陆相地层主要沉积与中新生代的断陷或坳陷盆地，沉积时代新，经历的构造作用弱，镜下所见微裂缝大多数是黏土矿物脱水收缩形成的层间缝，裂缝延伸较短。
4 结论
(1)我国海相和陆相页岩形成于不同的沉积环境，海相主要以深水陆棚相沉积为主，陆相则有湖侵模式和水体分层模式2种形成机制。 (2)海相和陆相页岩储层的微观结构特征在定量和定性2个方面都存在一定的差异性。海相页岩储层基质孔隙主要以有机质孔或粒间孔和有机质孔为主，而无机质孔是陆相页岩储层的主要孔隙，有机质孔不太发育，两者之间微裂缝发育的类型也不相同；定量方面，海相页岩储层孔径集中分布于6~8nm，远小于陆相页岩储层的10~12nm，但海相页岩储层的比表面积和孔容分别是陆相的3~4倍，为吸附气的富集提供的良好的条件。 (3)通过对比研究发现两者之间差异性的主控因素为矿物成分、有机质类型、热演化程度、构造活动期次，它们共同控制了基质孔隙和微裂缝的发育情况。 (4)由于海相和陆相页岩储层之间的差异性，在寻求陆相页岩储层勘探开发突破点时,不能照搬海相页岩储层的勘探开发模式,需要具体问题具体分析对待。
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