湖相碳酸盐岩致密储层有机质孔隙演化机制

湖相碳酸盐岩致密储层有机质孔隙演化机制

湖相碳酸盐岩是一个重要而密集的储层。它通常生长于中国清远盆地和三塘盆地的两个重叠系、四川和鄂尔多斯盆地的侏罗系、松辽盆地的白亚系、渤海盆地的其他地区。孔隙的形成与演化机制是储集性研究中最基本的科学问题。区别于常规油气储层,有机质孔在致密储层储集空间中占有重要地位热压模拟实验是通过控制温压条件来模拟烃源岩热演化过程,是开展烃源岩生排烃能力定量评价的重要手段。前人针对湖相碳酸盐岩(泥灰岩)生、排烃过程和产物研究开展一些工作1古生界基底发育的半地堑凹陷束鹿凹陷是中国渤海湾盆地冀中坳陷的一个次级断陷(图1),是在古生界基底上发育起来的呈北东向展布、东断西超的半地堑凹陷。束鹿凹陷东南以新河大断裂为界,西至宁晋凸起,北与深县凹陷相接,勘探面积700km2生烃实验和分析方法根据本区地球化学研究成果本次热压模拟实验使用的直压式生排烃热模拟系统是中国石油勘探开发研究院的半开放实验体系。前人热压模拟实验大多在开放式或者封闭式实验平台上进行热压模拟实验流程包括制样、装样、实验加热加压控制、排出油和排出气的收集。热压模拟实验结束后开展滞留烃的抽提、烃源岩地球化学分析、离子抛光与扫描电镜观察及低温氮气吸附研究孔隙结构等工作。为了解样品规格对实验结果可能带来的差异,实验样品腔中每次加装80目(粒径180μm)和2目(粒径8mm)两种规格样品以方便对比。本次实验设置5个温度,分别为325,335,350,360和370℃,前4个实验持续时间为72h,为使得生烃反应尽量彻底,370℃实验时间设置为144h。具体实验参数设置如表1。烃源岩地球化学分析具体包括热解实验、有机碳丰度(TOC)和干酪根元素测定。热解实验在Rock-EvalⅣ平台上进行,TOC测定利用Leco碳硫分析仪,有机元素分析利用德国Elementar设备测定完成。离子抛光-扫描电镜(FIB-SEM)观察采用Quanta200F场发射环境扫描电镜,分辨率达1.2nm;放大倍率为2.5~20万倍。具体操作方法可见文献低温氮气吸附实验采用美国Quantachrome公司生产的QuadrasorbSⅠ型比表面积和孔隙度分析仪,样品孔径测量范围为0.35~400nm。实验测试前样品首先在150℃高温下抽真空预处理3h,然后以纯度大于99.999%的高纯氮气为吸附质,在-195.8℃温度下测定不同相对压力下的氮气吸附量。3结果与讨论3.1有机质热演化对热压实验后的岩石样品开展TOC和热解分析,可以了解不同热演化程度岩石的地球化学参数的变化情况(表2),为有机质热演化程度的标定提供依据。随着模拟温度的升高,样品TOC和氢指数(HI)呈现单调下降趋势。未加热原始样品TOC为2.07%,加热到370℃时TOC减少到0.85%,损失近60%;HI从763mg/g减小到131mg/g,有机质的生烃能力接近衰竭。热解峰温T3.2有机质能谱分析有机质赋存状态研究主要采用样品氩离子抛光后的扫描电镜观察(FIB-SEM),辅以能谱分析来完成。在电镜下有机质的颜色、形态具有明显区别于基质的特征(图3a,c)。低成熟样品中有机质丰度高,有机质分布连续,具完整带状、块状、颗粒状等形态,电镜下较易发现,而高成熟样品有机质分布较为分散,不易发现。能谱分析可定性显示元素组成,用于推测物质成分。原始未加热样品和低成熟样品(加热到325℃)能谱元素分析显示,即使在成熟度低的条件下,看似完整的块状有机质除了具有明显高碳特征,同时也有Al,Si,Ca等元素(图3b,d),说明电镜观察到的所谓纯有机质其实也含有钙质铝硅酸盐矿物(钙质粘土)或者泥质碳酸盐岩矿物。纯有机质体很少见,有机质往往与基质矿物或粘土构成复合体。在较高成熟度样品中,由于有机质的减少,粘土更容易显露出来(图4)。氩离子抛光扫描电镜显示,对于原样,矿物粒间孔发育,有机质内部孔隙相对较少,多以边界粒间孔为主(图4a)。随实验温度升高、有机质成熟度升高,孔隙发生规律性的变化。当加热到325℃时,有机质表面开始出现一些裂缝和孔隙,容易观察到尺度为数百纳米级别的孔隙(图4b);加热到335℃时,有机质内部孔隙逐步呈现,但仍然以裂缝和粒间孔为主(图4c);加热到350℃时,新生有机质孔隙与基质间有明显的物相边界,显示有机质颗粒遭受热作用消失或者分解的迹象(图4d);加热到360℃时,有机质消耗程度高,块状、颗粒状等完整形状有机质已难以发现,而富有机质区域粘土格架暴露(图4e);加热到370℃时,有机质消耗程度更高,电镜下很难发现完整形状有机质,富有机质区域粘土格架基本完全暴露,呈现蜂窝状构造(图4f)。3.3孔隙结构的表征依据气体在固体表面的吸附规律,可测定岩石比表面和孔径分布。在恒定温度下,在平衡状态时,一定的气体压力,对应于固体表面一定的气体吸附量,改变压力可以改变吸附量。平衡吸附量随压力而变化的曲线称为吸附等温线,脱附过程中的吸附量随压力变化曲线称为脱附等温线。通过气体吸附的理论,只要测定在一定条件下固体表面吸附或脱附的气体量,就可以用相应的理论方程计算出固体的比表面和孔径分布。BET吸附等温线方程———多层吸附理论目前被公认为测量固体比表面的标准方法,而利用BJH模型计算介孔(2~50nm),密度函数理论(DFT)计算微孔(<2nm)的孔径分布是比较的成熟的方法,而大于50nm孔隙称为宏孔实验选用了2目(粒径8mm)和80目(粒径180μm)的样品来考察样品粗细对实验结果的影响。结果表明,随成熟度的增加,两种不同粒径样品的总比表面积和孔隙总体积均随之增加。样品从未加热状态(有机质未熟,RBJH脱附累积总孔体积显示细粒径样品的介孔随温度变化趋势相似,随成熟度增加总体增加,但是变化趋势波动比较大;而粗粒径样品BJH吸附或者脱附累积总孔体积则与温度变化呈现良好相关关系。当温度从室温增加到370℃时,总体积增加了3~4倍(图5b)。DFT曲线显示小于2nm的微孔体积变化也显示相似特征,整个热演化过程中微孔总体积增加了3~4倍(图5c)。但样品平均孔径在成熟度变化过程中保持了很好的稳定性,基本不随温度或者成熟度的变化而变化(图5d),但是实验显示总孔隙体积和总比表面积均增加,这意味着孔隙的数量必然增加,热演化过程中生成了大量新的孔隙。值得注意的是,在较低热压模拟实验温度(320~360℃)和生油窗阶段(R3.4热压模拟孔隙结构对孔隙长的影响低温氮气吸附脱附测试结果中不同孔径孔隙的体积(dV/dD)和比表面贡献率(dS)可以定量显示不同孔径孔隙的分布。本次实验结果显示,孔隙比表面与孔隙体积构成反映出来的孔隙大小分布基本一致(表3;图6)。不同热压模拟温度(不同成熟度)样品的孔径分布曲线峰值都显示出直径为2~10nm孔隙对总孔隙体积(图6a)和总比表面积(图6b)构成起到主要贡献作用,尤其是直径2~5nm孔隙对成熟度的变化最为敏感。对比不同温度条件下的曲线,发现实验温度越高(成熟度越高),2~5nm孔隙对总孔隙体积和比表面贡献就越大,对总孔隙体积的贡献可达87.86%~95.11%,对孔隙比表面的贡献可达78.73%~90.49%(图6c)。另外,随热成熟度升高,微孔的变化与介孔也很相似(图6d)。由此可见,成熟度越高,生成的“小孔隙”(孔径<5nm的微孔和介孔)就越多,“小孔隙”在整体孔隙体积和比表面积中的贡献比重越大。3.5总孔隙体积与toc相关性分析随着成熟度的升高,TOC减少,总孔隙体积与总比表面积增加。有机质丰度与孔隙总体积/总比表面积具有非常好的负相关关系。例如粗粒径样品总比表面与TOC之间相关系数可达0.79以上(图7a),总孔隙体积与TOC之间相关系数可达0.68以上(图7b)。细粒径样品孔隙比表面积和孔隙体积与TOC相关性略差,这是由于细粒径岩石样品具有更多的外比表面积,从而影响了岩石内部孔隙比表面积与有机质的相关性。但总的说来,有机质丰度与孔隙结构总体特征参数(比表面积、总孔隙体积)之间相关系数非常高,这表明孔隙体积和孔隙比表面积增加主要来源于有机质的分解,无机矿物对新增孔隙的贡献相对较少。前文已提及孔隙平均孔径变化不大,而主要是新的小于5nm级孔隙大量增加,且新生孔隙主要为有机质分解产生的有机孔。4有机质孔隙演化1)热压模拟实验是模拟岩石埋深热演化过程的有效手段。热压模拟实验表明随着实验温度从室温升高370℃,有机质成熟度从不成熟(