龙潭组页岩

龙潭组页岩（通用4篇）

龙潭组页岩 篇1

摘要：以四川盆地周缘地区下寒武统牛蹄塘组富有机质页岩为研究对象,通过X衍射全岩分析、低温液氮吸/脱附等实验方法技术对研究区页岩储层微观孔隙结构进行了系统研究;并探讨了控制纳米尺度微观孔隙结构的主要原因。结果表明:四川盆地周缘牛蹄塘组富有机质页岩矿物组分中石英、长石等脆性矿物含量较高,其次是黏土矿物;页岩微孔结构复杂,多为开放型空隙,以管状孔和平行壁的狭缝状孔为主;微观孔隙孔径主要分布在2~10 nm,以微孔为主。通过分析控制该区页岩储层微观孔隙结构的主要因素,认为有机碳含量是控制纳米级孔隙发育的主要因素,同时也是页岩气赋存的重要物质基础。

关键词：牛蹄塘组,四川盆地周缘,纳米级孔隙结构,氮气吸/脱附

页岩气作为一种重要的非常规油气资源,引起了国内外众多学者的广泛关注,近年来对其成藏机理及聚集条件的研究已趋于成熟[1—5]。但随着页岩气勘探开发程度的提高,逐渐地认识到页岩储层微观结构特征对于页岩气赋存状态、储能及产能起着至关重要的作用,成为目前页岩气研究的热点和难点。不同学者从页岩储层类型、储层特征、孔隙发育的主控因素、页岩储层的特殊性和储层对页岩气聚集的控制作用等方面进行了研究[6—15],Roger等[16]2008 年提出了页岩储层的“纳米级孔隙”的概念。根据IUPAC的孔隙分类,将孔隙直径< 2 nm的成为微孔,2 ~ 50 nm的称为中孔,> 50 nm的称为宏孔。

由于普通的薄片和扫描电镜等测试方法不能准确表征页岩储层孔隙类型和形态,近年来,氩离子抛光-扫描电镜技术( FIB-SEM) 广泛应用于泥页岩微观孔隙的研究中[17—20]。但是,FIB-SEM法只能定性的评价页岩的微观孔隙大小、类型和结构,不能定量地分析页岩微观孔隙结构、孔径分布及比表面等特征。然而,采用氮气吸附法、二氧化碳吸附法和核磁共振可以实现对页岩储层孔隙结构的定量研究。

我国南方地区牛蹄塘组和龙马溪组两套下古生界两套海相页岩一直是我国页岩气勘探开发的重点层系。但是实践表明,除了盆地内威远地区和城口区块有较大突破外,其他地区牛蹄塘组页岩含气性比龙马溪组低,勘探开发进展缓慢。对于牛蹄塘组页岩含气性较差的问题,目前还未形成统一的认识,大多数学者将其归因于高的热演化程度和保存条件。但是,页岩储层矿物组分和孔隙结构与页岩含气性密切相关[21,22],可能成为牛蹄塘组页岩含气性差的潜在内因。本文通过X射线衍射技术并结合氮气吸附实验等测试对四川盆地周缘牛蹄塘组富有机质页岩微观孔隙结构进行系统研究,探讨了纳米级孔隙结构的主控因素,并分析其在页岩气成藏过程中的意义。

1 研究区概况

四川盆地位于上扬子地台西北侧,是一个发育于中生代、经历多期构造旋回的克拉通盆地。盆地四周被高山环绕,轮廓清晰,盆地西侧和北侧分别为龙门山、米仓山-大巴山台缘断褶带,东南和西南侧则是滇黔褶皱带和川鄂褶皱带( 图1) 。盆地在早古生代时期为海相沉积环境,沉积了牛蹄塘组、五峰组-龙马溪组两套海相富有机质页岩。

四川盆地早寒武世筇竹寺期为广泛海侵背景下的被动大陆边缘浅海陆棚沉积,沉积了一套深灰色-黑色碳质泥页岩、硅质页岩。页岩在研究区内广泛发育,分布稳定; 有机质类型为Ⅰ型,干酪根显微组分分析显示腐泥组( 含壳质组) 含量为92% ~ 96% ,平均含量为94. 6% ; 有机碳含量TOC较高,TOC主体分布在2. 0% ~ 6. 5% 范围内; 有机质成熟度Ro较高,Ro分布在在2. 2% ~ 4. 2% 之间,平均值为2. 9% ,基本进入过成熟阶段。

2 样品和实验

野外地质调查表明牛蹄塘组页岩在盆地周缘地区出露广泛,分布稳定,为深入研究高演化成熟度页岩储层微观孔隙及其主控因素,特选取了四川盆地西北、东北及东南地区牛蹄塘组具有代表性的露头样品( 图1) 进行了X衍射全岩分析、黏土矿物组分分析、氦气吸脱附实验及有机碳含量等相关实验测试。

比表面采用氦气吸脱附方法,采用美国康塔公司生产的Quadrasorb SI全自动比表面分析仪,样品经150 ℃真空充分脱气4 h出去杂质后,放在盛有液氮的杜瓦瓶中在77. 3 K液氮中进行等温物理吸附- 脱附测定,得到样品的吸附脱附等温线数据和平均孔径数据,实现对孔隙结构参数( 比表面、孔容以及孔径大小和分布) 的定量测试。

3 实验结果

3. 1 矿物组分

通过对四川盆地西北、东北及东南地区9 块牛蹄塘组页岩样品进行X射线衍射全岩分析,结果表明黑色页岩中石英、长石等脆性矿物含量较高,其次是黏土矿物,除个别样品碳酸盐盐矿物含量普遍较低( 图2) ,样品中普遍含有黄铁矿( 含量为0 ~ 22 % ,平均含量为4 % ) 。其中,脆性矿物石英含量为28% ~ 86% ,平均含量为50% ; 长石含量为1% ~ 23% ,平均为10% 。黏土矿物含量为3% ~ 45% ,平均含量为22% 。碳酸盐含量为1% ~ 55% ,平均含量12% ( 其中方解石含量为2% ~ 34% ,平均含量为9% ; 白云石含量1% ~ 38% ,平均3% ) 。

3. 2 孔隙结构

在扫描电镜观察页岩孔隙结构的基础上,采用低温氮气吸/脱附实验对牛蹄塘组页岩野外露头样品进行微观孔隙结构的刻画。目前普遍接受和采用的是Brunauer提出的5 类划分方案[21]( 图3) ,图中不同的曲线形态代表的是典型的具有单一的形状、大小和分布孔隙类型,但实际样品往往是不同典型曲线的复杂叠加[26],表明页岩吸附是多种吸附态的共同作用。通过研究吸脱附曲线与孔隙类型关系,进一步分析研究区牛蹄塘组9 块页岩样品的氮气吸附-脱附曲线[23—25],可将曲线形态将其分为以下两种类型( 图4) 。

(1) 第一类( 图4YJD-12,YJD-9) : 脱附曲线在相对压力( P /P0) 为0. 6 ~ 0. 8 时,出现明显拐点,曲线呈现上凸型; 在P /P0大于0. 6 时,吸脱附曲线分离较大,说明页岩发生了毛细凝聚作用; 在P /P0小于0. 2 时,吸脱附曲线重合,吸附体积大。根据吸脱附曲线与孔隙类型的关系,推测此类页岩的孔隙主要是规则的两端开口圆筒孔和狭窄平行板孔,可能包括部分墨水瓶形孔。

( 2) 第二类( 图4XB-22,XB-50) : 该类吸脱附曲线形态与A类相似,但拐点相对第一类较平缓。吸脱附曲线在P /P0为0. 4 ~ 0. 6 时,也出现分离,发生了较强的毛细凝聚作用,不同的是此曲线类型呈现下凹型,说明此类页岩中可能是存在一定的微孔,因此,需要更低的P /P0才能克服。这种类型的曲线孔隙主要为狭窄的平行板状孔,同时含有少量的锥形平板孔和锥形管孔。

通过上述吸脱附曲线分析,认为四川盆地周缘牛蹄塘组页岩中的纳米级孔隙多为开放型( 封闭型孔不能产生脱附曲线) ,并且这些孔隙以管状孔和平行壁的狭缝状孔等开放型孔隙为主,能够为吸附态和游离态的页岩气提供储存空间,是页岩储气性能的重要表征参数。

3. 3 比表面积、孔径分布

对17 块页岩样品进行测试,利用BET吸附等温式求取比表面积( 表2) ,得出四川盆地及周缘地区牛蹄塘组页岩比表面积为0. 993 98 ~ 8. 980 92m2/ g,平均为4. 34 m2/ g。依据BJH模型可对页岩孔容和孔径分布进行研究,本次页岩样品的孔容为0. 002 9 ~ 0. 010 9 m L / g,平均孔体积为0. 007 4 m L /g。样品测试平均孔径为4. 489 1 ~ 17. 753 7 nm,均值为8. 121 4 nm。

4 讨论

4. 1 纳米级孔隙主孔范围

依据BJH模型对页岩的孔容和孔径分布进行研究,结合氮气BJH吸附数据,可利用DFT法得到页岩孔径分布特征图,其能够反映孔径对孔隙体积贡献的大小。从图5 可知,四川盆地及周缘地区牛蹄塘组页岩的孔径分布区间很大,主体上位于2 ~100 nm之间,孔径分布呈现出一个主要峰值,分别介于2 ~ 10 nm之间,说明微孔对研究区牛蹄塘组页岩孔隙体积的贡献最大。从图6 页岩孔隙体积分布直方图可以看出,牛蹄塘组黑色页岩的微孔体积为0. 000 05 ~ 0. 003 16 m L / g,平均为0. 000 87 m L / g;中孔体积在0. 002 15 ~0. 007 9 m L/g,平均为0. 005 6m L / g; 大孔体积在0. 000 4 ~ 0. 002 91 m L / g,平均为0. 001 3 m L / g; 研究区样品中孔对总孔体积的贡献最大,其次为大孔。

4. 2 页岩纳米级孔隙发育主控因素

页岩纳米级孔隙发育的控制因素比较复杂,目前研究主要涉及有机碳含量( TOC) 、黏土矿物含量和脆性矿物含量等因素。Ross和Bustin研究认为页岩储层中含有的有机质具有较高的微孔隙体积和较大的比表面[27],说明有机碳含量对页岩纳米级孔隙发育影响较大。通过对四川盆地周缘牛蹄塘组页岩样品孔隙体积、比表面与TOC、黏土矿物含量和脆性矿物含量进行相关性分析( 图7) ,认为TOC与页岩纳米级孔隙体积、比表面具有很好的正相关性( R2分别为0. 823 2 和0. 476 2,图7( a) ,( b) 。Behar和Vandenbroucke报道5 ~ 50 nm的孔隙尺寸取决于干酪根类型[28],而研究区牛蹄塘组页岩微孔主孔的孔径介于2 ~ 10 nm; 牛蹄塘组页岩有机碳含量和有机质热演化程度都较高,有机孔和干酪根大分子聚合态结构间微孔普遍发育[11,29],贡献了较大的比表面积和孔体积,因此,TOC是牛蹄塘组页岩中纳米孔隙体积和比表面积的主控因素。黏土矿物和脆性矿物与页岩纳米级孔隙体积、比表面的相关性不明显[图7( c) ~ ( f) ]。脆性矿物以石英为主,有利于裂缝的发育,可能对更大的孔隙或微裂缝贡献明显,这也许是脆性矿物与孔隙体积、比表面积的关系不明显的原因。在黏土矿物中比表面积蒙脱石>伊利石> 高岭石和绿泥石,而牛蹄塘组页岩以伊利石为主,其黏土矿物比表面积则相对较低,这可能造成了黏土矿物对纳米级孔隙孔体积、比表面积影响不明显。

5 结论

( 1) 四川盆地周缘地区牛蹄塘组页岩黑色页岩中石英、长石等脆性矿物含量较高,含量在28% ~86% ,平均含量为50% ; 其次是黏土矿物,含量为3% ~ 45% ,平均含量为22% ; 碳酸盐盐矿物含量普遍较低,平均含量12% 。

( 2) 吸/脱附实验表明四川盆地周缘牛蹄塘组页岩中的纳米级孔隙多为开放型,以管状孔和平行壁的狭缝状孔为主,部分发育锥形孔和墨水瓶形孔。牛蹄塘组页岩微观孔隙以中孔为主,孔径分布具有一个主要的峰值,为2 ~ 10 nm。

( 3) 有机碳含量TOC是四川盆地周缘牛蹄塘组页岩微观孔隙发育的主要控制因素,而黏土矿物和脆性矿物对微观孔隙发育影响较低,可能对其他孔径的孔隙有较大影响。

龙潭组页岩 篇2

辽河盆地东部凸起晚古生代石炭-二叠系的山西-太原组地层厚度大,但勘探程度较低。前人对研究区的认识多从地震、地化、钻井和测井资料中分析得到［9—12］,但从碎屑岩稀土元素特征角度研究文献并不多见。通过综合分析东部凸起山西-太原组泥页岩的稀土元素丰度、组合特征、分布规律及其地质意义,深入了解页岩形成的古地理背景,为研究区页岩气资源研究提供可借鉴的依据。

1地质概况

辽河盆地构造区划格局呈“三凸三凹”型,自西向东分别为西部凸起、西部凹陷、中央凸起、大民屯凹陷、东部凹陷、东部凸起［9］。研究区东部凸起则位于三界泡潜山及下第三系尖灭线以东,东至中、古生界露头区,东西宽约20 km,南北长约80 km( 图1) 。

本区构造演化与渤海湾其他盆地类似,经历了基底和陆块、地台、裂谷和坳陷等四个主要发展阶段。东部凸起整体上是一个向西倾的单斜斜坡,包含较多的简单次级断层。自下而上发育太古界、元古界、下古生界的寒武系和奥陶系、上古生界的石炭系和二叠系、中生界的侏罗系和白垩系等地层单元。 其中晚石炭系太原组、早二叠系山西组是本文研究的目的层段。山西组泥岩厚度70 ~ 80 m,埋深在700 ~ 2 500 m; 太原组厚度60 ~ 80 m,埋深在900 ~ 2 800 m。

T2905井位于东部凸起构造单元内,钻揭了完整的厚约138 m的山西—太原组地层,自下而上发育多套厚度较大的暗色富有机质泥页岩、炭质泥岩夹薄煤层沉积,是页岩气富集的潜在有利层系。

2测试与结果

样品采自T2905井,共7件,采样深度范围为1 326. 8 ~ 1 483. 5 m,形成时代为下二叠统山西组- 上石炭统太原组,其中山西组3件,太原组4件。岩性主要为暗色泥岩。

REE含量测试采用电感耦合等离子体质谱仪ICP-MS法在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成,仪器型号6493,分析条件为温度30 ℃, 湿度30% RH。根据GB /T 14506. 30—2010 《硅酸盐岩石化学分析方法第30部分: 44个元素量测定》完成了包括一般检测不到,在这里不做考虑。轻稀土元素含量Eu,重稀土元素含量∑HREE=Gd+Tb+Dy+Ho+Er+Tm+Yb+Lu。相应的值越大,代表元素含量越高。

在稀土元素地球化学研究中,为直观表示稀土元素含量和分馏特征,常采用样品实测值与球粒陨石标准样品或北美页岩( 澳大利亚后太古宙平均页岩) 中对应元素值相比,通过数值法或图解法来反映稀土元素的相对富集或亏损。本文也通过这两种方法对研究区山西-太原组泥页岩样品稀土元素进行分异程度研究。

2. 1稀土元素相关参数特征

7件岩心样品测试结果见表1。根据测试结果, 可以计算得到山西-太原组暗色页岩中REE地球化学参数表,见表2和表3。

2. 1. 1 REE总量( ∑ REE)

山西组页岩样品中∑ REE在232. 66 ~ 262. 21 μg / g之间,平均值为247. 59 μg / g,太原组页岩样品中∑ REE在205. 62 ~ 255. 57 μg /g之间,平均值为224. 74 μg /g,两组样品均明显高于NASC、PAAS和UCC。 山西组、太原组页岩样品∑ LREE平均值分别为222. 79 μg/g和199. 76 μg /g,∑ HREE平均值分别为24. 8 μg /g和24. 98μg/g。分析结果表明,辽河盆地东部凸起山西-太原组页岩中∑REE、∑LREE、∑HREE都相对NASC、PAAS和UCC富集。

注: 1和2引自Haskin M A and Haskin LA,1966,NASC为北美页岩组合样［13］; 3和4Talor S R,M c Lennan S M［14］,PAAS为澳大利亚后太古宙平均页岩组合样,UCC为全球平均大陆上地壳成分;∑L/∑H为轻重稀土元素比值。

2.1.2∑LREE/∑HREE

∑LREE/∑HREE是指轻重稀土元素的比值,该值越大,表明LREE越富集,而HREE越亏损,直接反映轻、重稀土的分馏程度,间接反映物质来源。山西组∑L/∑H均值8.99;太原组样品∑L/∑H差异明显,5.82~9.46,平均值为8.16。山西组相比太原组更富集轻稀土元素,均相比NASC、PAAS和UCC更明显富集LREE,HREE亏损。

2. 1. 3 ( La / Yb)N

( La /Yb)N比值是指La、Yb经球粒陨石标准化后的比值,反映REE分异程度,比值越大,LREE越富集,而HREE越亏损。在标准化图解中表示分布曲线的斜率,反映曲线的倾斜程度。研究区样品( La /Yb)N为8. 92 ~ 10. 64,表明样品LREE、HREE分异略明显。

2. 1. 4 ( La / Sm)N

( La /Sm)N为La、Sm经球粒陨石标准化后的比值,比值越大,LREE越富集,反映LREE之间的分异程度。山西组、太原组样品( La /Sm)N均值分别为4. 21和3. 90,得出山西组相比太原组更富集轻稀土元素。

2. 1. 5( Gd / Yb)N

( Gd /Yb)N为Gd、Yb经球粒陨石标准化值的比值,反映HREE之间的分馏程度,比值越小,HREE越富集。山西组、太原组样品( Gd /Yb)N平均值分别为1. 69和1. 71,较富集轻稀土元素,且轻重元素分异较明显。

2. 1. 6 Ceanom指数

Ce异常指数Ceanom= lg [3CeN/ ( 2LaN+ NdN) ]［15］。Ceanom> - 0. 1表示Ce富集,为正异常, < - 0. 1表示负异常,山西-太原组样品Ceanom介于- 0. 02 ~ - 0. 06,为正异常,Ce富集。

2. 1. 7Ce异常

计算公式为 δCe = CeN/ ( LaN× NdN)0. 5［13］。通常 δCe > 1,为正异常,反映还原环境,δCe < 0. 95显示亏损,为负异常,反映氧化环境。研究区 δCe介于0. 95 ~ 1. 03,平均为0. 97,显示Ce异常变化不明显。

2. 1. 8 Eu异常

δEu表示Eu元素的异常程度。通常 δEu > 1时,为正异常,δEu < 1时,则为负异常。计算公式为 δEuN= EuN/ ( SmN× GdN)0. 5［13］。式中,EuN、SmN、 GdN指Eu、Sm、Gd元素球粒陨石标准化值。页岩样品 δEuN值介于0. 74 ~ 0. 92,平均为0. 84,变化范围较小且显示中等程度的负Eu异常,说明相对于球粒陨石,研究区样品已经产生了分异。但 δEup值为1. 05 ~ 1. 32,均值为1. 2,基本上不显示Eu异常,表明相对于PAAS页岩,样品具有弱的正异常。

2. 2 REE分配模式

图解法又称REE分配模式,横坐标为从La到Lu的原子序数,纵坐标为所测样品REE含量与球粒陨石或北美页岩对应元素的比值的对数或几何值。以球粒陨石作为标准进行对应元素相比较,可以揭示沉积物源区特征,并反映样品对地球原始物质成分的分异程度。以北美页岩作为标准进行对应元素相比较,可以反映沉积过程中的分异程度和混合均化的影响。

根据表1的测试结果和表2相应的计算结果, 做辽河盆地东部凸起山西组合太原组样品稀土元素CI球粒陨石标准化配分模式图( 图2 ) 和北美页岩标准化配分模式图( 图3) 。两图中各岩样稀土曲线近于平行,元素的富集或亏损都基本一致,表明各岩样物源基本类似。图2稀土曲线呈明显的右倾趋势,为轻稀土明显富集,而在HREE处较为平坦,具有一定的Eu负异常和极明显的Tm负异常。图3中曲线大体与北美页岩一致,形态呈中间相对凸起的帽状。

3讨论

3. 1稀土元素与古水介质条件

稀土元素对沉积环境变化的敏感性可以指示古环境信息。氧化环境中,Ce3 +会被氧化成Ce4 +, Ce3 +含量降低,表现为Ce负异常; 还原环境下, Ce3 +浓度增加,表现为Ce正异常,所以Ce异常可以反映古湖泊水体中氧化还原条件变化。Elder- field［15］定义Ceanom表示Ce异常表示古沉积环境氧化还原条件。Ce异常值> - 0. 1,为Ce富集,表现为正异常,指示缺氧环境; Ce异常值< - 0. 1,为Ce负异常,指示氧化环境。Ce异常的另一表达式为 δCe = CeN/ ( LaN× NdN)0. 5( N为球粒陨石标准化)［13］,当 δCe > 1. 05为正异常,表示介质为还原环境; 当 δCe < 0. 95,为负异常,表示氧化环境。研究区样品Ceanom为- 0. 06 ~ - 0. 02,均值为- 0. 047, δCe为0. 95 ~ 1. 03,均值0. 97,指示了泥岩样品的氧化—还原过渡环境,这与根据其他相标志确定的海陆过渡相沉积环境相吻合。

3. 2稀土元素与物源的关系

由于泥质岩中的稀土元素的化学稳定性,其配分模式可以反映源岩的REE分配模式,以及物源区的母岩性质。研究区样品的球粒陨石标准化配分模式曲线表现出轻稀土富集、重稀土亏损,以及负铕异常的特征( δEuN0. 74 ~ 0. 92) ,且配分模式基本相互平行,说明研究区山西—太原组泥页岩样品中稀土含量大致同步变化,物源较稳定,分布模式与上地壳基本一致。

其次,Allegre［16］的( La /Yb)N-∑ REE图版可以反映岩石大类成因特征。根据研究区泥页岩稀土总量与( La /Yb)N投影基本上落入沉积岩与玄武岩交会区域,可以得出研究区山西组-太原组泥岩的源区为多源型( 图4) 。

另外,根据Bhatia［4］总结的不同构造背景下的杂砂岩REE特征表( 表4) ,考虑到泥页岩的吸附能力大致是杂砂岩的2倍,故与Bhatia判别表的数据相对比时,将研究区样品的La、Ce、∑ REE数值相应除以2,可以得出研究区物源以大陆岛弧切割的岩浆岩为主。

3. 3稀土元素与沉积速率

前人研究表明,REE的分异程度可以是沉积速率快慢的响应标志［1，17］。REE与有机质共同组成沉积悬浮物,当悬浮物快速沉降时,即REE与水体发生交换机会少,分异程度弱,配分模式曲线表现为平缓,曲线斜率( La /Yb)N为1( ± ) 。当悬浮物沉降缓慢时,即水体中REE有足够的时间与有机质发生络合化学反应,导致REE发生强烈分异,配分模式曲线表现为变化明显,( La /Yb)N明显偏离1,轻、重稀土元素出现亏损或富集。

研究区山西组、太原组样品( La /Yb)N为6. 49 ~ 10. 64,均值为9. 46,配分曲线变化明显,表明整体沉积速率较慢,距物源区较远,从下至上,沉积速率相对从低变高。

3. 4稀土元素对古气候的响应

沉积剖面的纵向变化规律反映了水体成分的变化,而水体成分的变化和古气候密切相关。一般,明显的Eu负异常表明沉积岩形成时期为湿润气候条件。而研究区样品表现出的负铕异常的特征说明研究区山西组—太原组泥页岩形成时期为湿润的古气候条件。

4结论

( 1) 辽河盆地东部凸起山西组—太原组泥页岩中稀土元素总量较高,∑ REE、∑ LREE、 ∑ HREE都相对NASC、PAAS和UCC富集。∑ L- REE / ∑ HREE、( La / Yb)N等化学参数表明更富集轻稀土元素,且轻、重稀土元素分异明显。各岩样REE分配模式曲线近于平行,呈轻稀土元素富集型,具有一定程度的Eu负异常、弱Ce异常和极明显的Tm负异常。

龙潭组页岩 篇3

1 识别优质页岩储层的方法

1.1 优质页岩测井相应特征

川南龙马溪组下部岩性为灰黑色、黑色碳质页岩, 向上颜色逐渐变浅为深灰色、灰色页岩。勘探实践表明:优质页岩具有“三高两低 (高伽马、高声波、高电阻、低密度、较低中子) ”的测井响应特征 (图1) 。据川南优质页岩测井相应特征及地化等资料, 采用了曲线叠合法、雷达图法和聚类分析法。

1.2 识别优质页岩储层的测井方法

1.2.1 曲线重叠法

曲线重叠法是将伽马、密度、中子三条曲线重叠来判别优质页岩发育段, 叠合面积越大, 含气指示性越好 (图1) 。此法简单快速, 效果直观, 适合于定性-半定量判别优质页岩层段。

1.2.2 雷达图法

该法较为直观地确定井剖面地层岩性, 识别储层流体, 适用于对更多属性特征进行表征。优质页岩为典型的“五角星”形, 普通页岩由于有机质丰度低, 有机孔相对不发育, 含气量低, “挖掘效应”不明显, 造成其为“仓”形, 二者形状和面积差异较大, 容易区分 (图2) , 适合于半定量判别优质页岩层段。

1.2.3 聚类分析法

聚类分析法是研究“物以类聚”的一种数理统计的方法[2]。K-means聚类是基于距离的聚类算法。为了提高计算速度及客观反映地层差异, 本文结合了K-means聚类法和层次聚类法, 既能快速识别, 还能定性、定量判别优质页岩储层。井段3565~3587.5m为优质页岩段, 与岩心实测及测井参数计算结果一致 (图3) 。

3 评价优质页岩储层的测井方法

在识别优质页岩气储层的基础上, 利用储层的总有机碳含量、含气量、物性和可压裂性来综合评价优质储层。

3.1 有机碳含量

有机碳含量反映页岩的生烃能力, 是页岩评价中的重要指标。结合川南地区多口取心井岩心数据, 采用了两种方法:1) 密度法;2) 多元线性回归法来计算TOC。密度法计算结果相关系数为0.65 (图3) 。伽马及三孔隙度曲线进行多元线性回归, 相关系数为0.73 (图3) 。

3.2 孔隙度

页岩总孔隙由束缚水孔隙与可动流体孔隙组成, 可动流体孔隙由有机孔隙和碎屑孔缝组成。

川南页岩储层采用了两种方法计算孔隙度:

1) 最优化多矿物模型, 有ECS测井资料的井利用最优化技术将各种测井响应方程联立求解并寻优, 得到页岩矿物组分、流体体积及孔隙度[3]。

2) 基于常规测井资料的多元线性回归法。与岩心实测较为吻合, 相关系数为0.65 (图3) 。

3.3 含气量

页岩气包含游离气和吸附气。游离气含气量即指在孔隙度和裂缝中天然气。采用通用计算公式为:

式中:Gf为游离气质量体积, m3/t;

Bg为气体压缩因子, 无量纲;

Sw为含水饱和度, %;

ρb为体积密度;

ψ为转换常数。

吸附气主要取决于地层压力、地层温度, 计算采用兰格缪尔方程。必要时还需对页岩储层中TOC含量、地层压力、成熟度进行校正。

式中:Ga为吸附气质量体积, m3/t;

P为地层压力;

V1为兰格缪尔体积, MPa;

P1为兰格缪尔压力。

游离气和吸附气的和即为总含气量。测井计算的含气量结果表明含气层段为4.05 m3/t (图3右起第4列) 。

3.4 岩石矿物组分

川南龙马溪组页岩矿物成分复杂, 含有粘土矿物、石英、长石、方解石、白云石、黄铁矿等。

通过剥谱分析得到Si、Ca、Fe、S、Ti、Gd等元素含量, 利用氧化物闭合模型确定岩石中矿物的含量, 获得包括总粘土、总碳酸岩、黄铁矿、石膏以及石英、长石等物质成分的精确评估 (图3) 。

3.5 岩石脆性指数

岩石脆性指数是影响页岩可压裂性最重要的因素, 脆性指数可表示压裂的难易程度[3]。采用了两种方法来计算岩石脆性指数, 一种是利用偶极横波提取出纵横波速度计算出泊松比 (反映岩石破裂的能力) 和杨氏模量 (反映压裂后保持裂缝的能力) 。泊松比越低, 杨氏模量越高, 岩石脆性指数越高, 计算公式如下。值得注意的是, 需要通过岩心分析资料将测井计算的动态弹性模量转换成岩石静态弹性模量。

式中:YMS_C为校正后的静态杨氏模量, 单位MPa;

PR_C为校正后的静态泊松比, 单位μ;

YM_BRIT为均一化后的杨氏模量;

PR_BRIT为均一化后的泊松比, 无量纲;

BRIT为最终计算的脆性指数。

第二种是用岩石脆性矿物组分来评价脆性指数。有ECS测井资料的情况下, 运用ELANPLUS模块进行定量计算能够得到脆性矿物成分。

结果表明川南龙马溪组页岩在优质页岩段具有高的脆性, 易压裂 (如图3) 。

4 综合评价及应用效果

4.1 综合评价

在优质页岩气储层识别的基础上, 应用总有机碳含量、含气量、物性和可压裂性综合评价页岩储层。

对川南地区VX1井龙马溪组优质储层进行了评价, 结果表明:VX1井龙马溪组下部连续26.5m页岩层具有高TOC、高孔隙度、高含气量、高脆性、低粘土等特点, 测井评价均达到Ⅱ类及以上, 为页岩气开采的有利层段 (表1) 。

4.2 应用效果

VX1井龙马溪组下部页岩气开采的有利层段完井后测试获产近18万方, 佐证了该套优质页岩储层识别和评价技术有效性和实用性。

5 结论与认识

1) 在川南龙马溪组优质页岩“三高两低”的测井响应特征基础上, 建立了一套利用曲线叠合法、雷达图法、聚类分析法快速、直观、有效地识别川南页岩气优质页岩储层的测井技术方法。

2) 应用页岩有机碳含量、孔隙度、含气量、矿物组分、脆性指数等建立了一套综合评价川南地区龙马溪组优质页岩储层的测井技术方法, 在川南海相龙马溪组页岩应用效果良好。

摘要：川南地区龙马溪组页岩气勘探开发潜力大, 但页岩储层的低孔、特低渗性导致其测井响应变化较弱。在川南地区龙马溪组优质页岩的测井响应特征上, 建立了直观、有效、快速识别优质页岩的方法:曲线重叠法、雷达图法、聚类分析法, 建立了矿物组分、TOC、孔隙度、脆性等页岩参数的测井计算模型, 对川南页岩气储层进行了综合分类评价, 应用效果良好。

关键词：川南地区,龙马溪组,优质页岩,快速识别,综合分类评价

参考文献

[1]李建忠, 董大忠等.中国页岩气资源前景与战略地位[J].天然气工业, 2009, 29 (5) :11-16.

[2]叶海军.模糊聚类分析技术及其应用研究[D].合肥工业大学, 2006:26-45.

龙潭组页岩 篇4

关键词：页岩气,物质基础,保存条件,下寒武统荷塘组,赣东北

在不同时间和地质条件下，页岩气的聚集和产出特征不尽相同[1]。前人主要采用储层特征诸如厚度、有机碳含量、成熟度、矿物组成等参数对页岩气的保存条件进行相关研究。随着页岩气勘探开发技术的不断发展，不同学者基于地质条件的特殊性，提出了地层演化特征、地层水条件、岩浆活动、构造和裂缝等地质指标[2,3]。笔者以赣东北地区下寒武统荷塘组页岩为研究对象，从物质基础、孔隙特征、演化特征及构造发育特征等方面对页岩气保存条件进行了研究;并通过页岩含气量判别了赣东北地区整体的页岩气保存条件，从而为赣东北地区页岩气资源的进一步勘探开发提供依据。

1 页岩气赋存的物质基础

赣东北地区荷塘组页岩岩性以硅质页岩和粉砂质、砂质页岩为主。厚度在(22.1～735.0)m，由西北向东南方向逐渐增大(图1)，相较于美国Barnett页岩和Lewis页岩的平均厚度在30.48 m以上，具备更大的页岩气储存空间。赣东北地区荷塘组页岩埋深普遍大于1 500 m，部分达到4 000 m，地层压力相对较大，增大了储层对页岩气的吸附能力。

赣东北地区下寒武统荷塘组页岩矿物组成主要以石英、黏土和黄铁矿为主(表1)，其中石英含量52.43%～98.56%，平均74.83%，易产生裂缝成为天然的渗流通道;黏土矿物含量1.44%～27.55%，平均10.21%，为页岩气提供了一定的储集空间和运移通道。有机碳含量(TOC)在2.15%～11.75%之间，为页岩气的富集提供了重要的物质基础。赣东北地区泥页岩有机质成熟度Ro在2.61%～2.91%之间，属于过成熟阶段，进入干气阶段。

总体上说，赣东北地区下寒武统页岩具有较好的生烃条件，表现为与美国页岩气盆地和四川盆地下寒武统页岩地化参数和矿物组成相比(表1)，有机碳含量、有机质成熟度和脆性矿物含量偏高，有机质类型大致相当，有利于下一步储层的压裂改造。

2 孔裂隙特征

孔隙和微裂隙是页岩气的主要储集空间[4]，影响着页岩气的富集规律和开采技术选择，如美国Appalachian盆地和四川盆地威远地区高产井的分布与孔裂隙发育密切相关。赣东北地区发育了不同程度的裂缝，主要分为大型裂缝[图2(a)]、中型裂缝[图2(b)]、小型裂缝[图2(c)]和微型裂缝[图2(d)]。其中裂缝以中型裂缝和小型裂缝为主，多为垂直裂缝和“X”形共轭剪裂缝，偶见方解石充填，微型裂缝比较发育，且连通性好，为页岩气的富集增大了储集空间。

赣东北地区下寒武统荷塘组页岩的孔隙度在0.40%～11.50%，平均3.10%;渗透率在(0.002 8～0.008 5)×10-3μm2，平均0.004 9×10-3μm2。微孔隙发育，主要分布在(15～18)nm的范围内(图3)。赣东北地区下寒武统荷塘组页岩中发育有机质孔、矿物间孔、有机质与矿物间孔和溶蚀孔等(图4)。由于“有机质孔隙”是含气页岩中一种占主导地位的孔隙类型[5]，因此荷塘组页岩具备了含气页岩气的储气基础。

(a)为上饶高速公路旁;(b)为葛源镇;(c)为暖水镇钻孔;(d)为怀玉山乡

3 演化特征

3.1 构造演化

晋宁运动时期，赣东北地区扬子板块东南缘向南仰冲，形成一系列褶皱及逆冲推覆叠瓦状构造，同时也形成了鹰潭-绍兴断裂、信江断裂和德兴-翕县断裂三大断裂。加里东运动时期，扬子板块沿德兴-歙县断裂一线裂解，形成上饶地块和以硅质岩为主的混合岩带—怀玉山地块，晚期发育了下寒武统荷塘组页岩。受印支运动影响，扬子地块震旦系至古生界地层逆冲推覆在怀玉山地块之上，和登山-横峰逆冲叠瓦扇系一同构成了研究区最大规模的双层式复合逆冲推覆构造[6,7]。燕山运动时期，岩浆活动频繁，构造运动进入稳定发展阶段。

(a)为A-10有机质与黄铁矿间孔隙;(b)为A-16溶蚀孔;(c)为A-19矿物间孔;(d)为AZ-35有机质孔

3.2 生烃演化

荷塘组有机质页岩青反射率测试存在高值区域2%～3.23%和低值区域5.2%～9.41%[8]。高值和低值的同时出现说明下寒武统荷塘组页岩至少经历了两次生烃过程。初次生烃发生在晋宁运动晚期[9]。由于印支、燕山运动的改造作用，下寒武统页岩埋深变浅，遭受风化剥蚀，生烃过程停滞，生成的页岩气很难得到保存。燕山—喜马拉雅运动期，下寒武统页岩进入了连续沉降阶段，热演化程度增强，进入了二次生烃阶段。赣东北地区泥页岩有机质成熟度Ro在2.61%～2.91%之间，演化程度较高。这说明二次生烃历时较久，生烃高峰延迟，为页岩气的聚集提供了充足的时间保障[10]。

4 区域构造发育特征

断裂的空间分布和发育规模是影响页岩含气量和页岩气聚集的重要因素。它们通过影响页岩渗透率的大小控制着页岩气的渗流能力和产能。研究区的断裂比较发育(图5)，三大断裂延伸(200～540)km不等。在前人对赣东北地区构造研究的基础上[11,12]，笔者根据信江断裂和德兴-翕县断裂将研究区划分为扬子地块、怀玉山地块和上饶地块，在怀玉山地块基础上划分了怀玉山区块和玉山区块(图5)。本区在晋宁运动时期形成了三大断裂和一系列线形、紧密、同斜倒转褶皱及逆冲、斜冲断层，并在之后经历长期发展、多次活动。扬子地块和上饶地块在鹰潭-绍兴断裂影响下，后期构造活跃，早期对冲结构明显，变质作用和混合岩化作用强烈，主要表现为万年隆起、德兴-弋阳古缝合线断裂带和湘西拗陷带。怀玉山地块为晋宁运动后的长期凹陷区，位于扬子板块和华南板块之间，是一个相对稳定的地块，其中怀玉山区块的构造发育以怀玉山背斜为主，玉山区块的构造发育以横峰-玉山断裂带为主。怀玉山地块震旦纪和早古生代沉积厚度巨大，一般为(7 000～8 000)m，且玉山区块早古生代地层褶皱相对微弱，一般多为宽展型对称褶曲，仅局部分布在大断裂附近。

5 岩浆活动

赣东北地区主要经历了晋宁运动时期和燕山运动时期两次大规模的岩浆活动。岩浆活动分布范围广，主要发生在德兴地区及信江盆地，呈现多点式分布，大多非顺层产出，并在怀玉山区块出露了大茅山和灵山火山岩体。

1为怀玉山地块;2为白垩纪盆地;3为燕山期侵入体;4为加里东期侵入体;5背斜轴迹;6为向斜轴迹;7为深大断裂;I为鹰潭-绍兴断裂，II为信江断裂，III为德兴-歙县断裂;8为一般性断裂

6 页岩气保存条件

6.1 含气性评价

含气量是页岩气赋存的直观反映和保存条件的重要参考指标[3]。等温吸附实验采用纯甲烷在40℃(相当于1 000 m埋深地温)、平衡湿度条件下进行，在压力达到10 MPa时，页岩的甲烷吸附量为(1.15～7.48)m3/t(图6)。按照吸附气含量约占含气量40%～80%的标准[13,14]并考虑赣东北地区含气页岩地质构造、埋深、展布情况的差异性，计算总含气量为(1.0～5.0)m3/t，和四川盆地威远W001-2井、W001-4井含气量(0.43～6.02)m3/t相比大致相当，直观反映了赣东北地区现今页岩气保存条件良好。

6.2 构造、岩浆作用对页岩气保存的影响

赣东北地区构造作用和岩浆作用都比较活跃，呈现出多期次、大规模的特点。构造、岩浆作用是影响页岩气保存条件的重要因素，对页岩的含气量具有明显的控制作用。构造运动使泥页岩产生大量微裂缝，其沉降运动会造成有机质页岩不同程度的剥蚀，同时深大断裂及一般性断裂会破坏页岩气储集层和盖层，导致部分页岩气逸散。岩浆作用一定程度上利于增大含气量，一方面通过促使微裂缝的产生增加了附近地区游离气的含量;一方面通过增大附近页岩区的地层压力增加了附近地区吸附气的含量[15];另外，岩浆作用也会破坏了泥页岩的组成及储气空间。

构造稳定区是美国Barnett页岩高产气率井位的主要分布区[16]。研究区内三大断裂的发育和发展，破坏了页岩气的储集空间，造成了区内页岩气的大量逸散。印支期大规模逆冲推覆运动使扬子地块下寒武统页岩抬升而使怀玉山地块下寒武统页岩持续沉降，减弱了扬子地块的保气效果，同时增强了怀玉山地块的保气效果。由于扬子地块和上饶地块下寒武统页岩的埋深相对较浅，一般性断裂会延伸至盖层，导致了页岩气不同程度的逸散，降低了游离气含量。

赣东北地区岩浆活动范围较大，在全区范围内均有分布。晋宁期岩浆活动促进了下寒武统有机质页岩的热演化和早期生烃，燕山期岩浆活动破坏了页岩气储集空间，减弱了初次生气的保存条件，但同时也加速了二次生烃的热演化。在岩浆作用活动区，热液扰动提前终止了下寒武统有机质页岩的生烃、生气过程[17]。同时岩浆活动也加速了围岩的变质作用和成岩作用，表现为怀玉山区块的典型混合岩带，不利于页岩气保存。玉山区块是一个受构造和岩浆活动较小的区块，并且荷塘组页岩埋深一般>1 000 m，厚度(200～700)m，有效防止了页岩气大量逸散。

7 结论

(1)赣东北地区下寒武统荷塘组有机质页岩具有良好的生烃条件，整体表现为有机碳含量高，有机质类型和美国及四川盆地含气页岩相当，厚度和埋藏深度大，且孔隙、微裂缝发育。

(2)赣东北地区构造和岩浆活动比较频繁，二者控制着页岩气的生烃演化和保存条件，且其影响作用均具有两面性，页岩气勘探有利区应选择构造、岩浆活动少发的稳定区块。