泥質巖蓋層的研究

王一軍，張金功，席 輝

(1.西北大學 大陸動力學國家重點實驗室，地質學系，陜西 西安 710069;2.中國石油測井油氣評價中心，陜西西安710077)

泥質巖蓋層的研究

王一軍1，張金功1，席 輝2

(1.西北大學 大陸動力學國家重點實驗室，地質學系，陜西 西安 710069;2.中國石油測井油氣評價中心，陜西西安710077)

前人對泥質巖進行了大量的研究，主要集中在泥質巖的巖石成分、成巖作用、孔隙結構、封閉機理及蓋層的類型及分布等幾個方面。泥質巖所含礦物主要是粘土礦物，陸源碎屑礦物。泥質巖中的成巖作用主要是壓實作用、粘土礦物轉化作用等。泥質巖孔隙結構主要包括孔隙大小、孔隙類型、連通性等方面。封閉機理主要分為物性封閉機理、超壓封閉機理和烴濃度封閉機理三種。蓋層分為區域蓋層、局部蓋層和隔層。對前人研究成果進行了綜合分析，并指出存在的問題:對被裂縫、斷層改造的泥質巖蓋層研究比較薄弱。

泥質巖;巖石成分;成巖作用;孔隙結構;封閉機理

蓋層是位于儲集層之上的能夠封蓋儲集層使其中的油氣免于向上逸散的保護層。從巖性來看，主要分為三大類，即泥質巖、蒸發巖和致密灰巖，其中又以泥質巖為最主要的蓋層(何光玉等，1997)。前人對泥質巖的巖石成分、成巖作用、孔隙結構、封閉機理和蓋層的類型及分布等方面進行了大量的研究。

1 泥質巖的地質特征

1.1 泥質巖巖石成分

泥質巖物質成分比較復雜，所含礦物主要是粘土礦物，其次是陸源碎屑礦物和自生的非粘土礦物，以及在有些情況下還含有機物質(如煤、瀝青質、腐殖質等)。粘土礦物成分中分布最廣的是伊利石，其次是蒙皂石、綠泥石、高嶺石和各種混層粘土礦物。陸源碎屑礦物有石英、長石及少量的重礦物。自生礦物含量一般不到5%，主要是鐵、錳、鋁的氧化物和氫氧化物(赤鐵礦、褐鐵礦)、碳酸鹽(方解石、白云石)、硫化物(黃鐵礦)、硫酸鹽(石膏、硬石膏)及鹽類礦物。

趙杏媛、王行信等(1995)對粘土礦物做了很多工作，研究得出:在華北地區、華南地區、海域地區、東北地區、中部地區、西部地區所含粘土礦物大致相同，常見的粘土礦物有蒙皂石、伊利石/蒙皂石無序間層、伊利石/蒙皂石有序間層、伊利石、高嶺石、綠泥石等，不同的地區礦物成分及組合略有不同。

李建青等(1990)柴達木盆地泥質巖中的粘土礦物主要為伊利石等組成的混合物。

據李春梅(1993)的研究，江漢盆地潛江凹陷潛江組鹽間泥巖以泥質碳酸鹽、碳酸鹽質泥巖為主，粘土礦物以伊利石為主。

?？傡鞯?1996)認為濟陽坳陷下第三系泥質巖主要粘土礦物以蒙皂石和伊/蒙混層為主，伊利石含量居次而高嶺石和綠泥石的含量一般較低。

蔡進功等(2004)通過XRD分析指出濟陽坳陷第三系泥質巖粘土礦物是組成泥巖的主要礦物，但含量變化范圍較大。粘土礦物以蒙皂石和伊利石/蒙皂石層礦物為主，含量高達50%，表明粘土礦物形成的介質條件以偏弱堿性為主。其次伊利石礦物含量較高?？蛇_20%，高嶺石和綠泥石含量一般較低，尤其是綠泥石含量，很少超過10%。第三，從垂向上變化來看，伊利石/蒙皂石混層礦物自淺至深其含量變化不大，但混層比降低為15%～20%。蒙皂石礦物只在淺層出現，隨深度增加而消失。伊利石礦物淺層含量較低，深層含量增加，可達60%。

1.2 成巖作用

成巖作用主要主要是壓實作用、粘土礦物轉化作用、壓溶作用等。

壓實作用使泥質沉積物固結成巖，而且使巖石的成分、結構和物性都發生變化，因而是泥質巖中最主要的成巖作用。泥質巖孔隙度隨深度的變化能反應泥質巖的壓實程度。

Ridke(1974)編制的世界頁巖和泥質沉積物孔隙度隨深度不變化曲線(圖1)。由圖看出，雖然不同地區泥質沉積物孔隙度起始值和變化區間不同，但隨深度變化大都表現為先快后慢的趨勢。

圖1 頁巖和泥質沉積物孔隙和埋藏深度間的關系(據 Rieke等，1974)

何炳俊(1981)、王行信(1985)、陳發景等(1989)、張博全等(1982)、張金功等(1996)對泥巖孔隙度變化曲線進行了研究，雖然各階段對應的深度及地層時代差別很大，但最下一個緩慢變化帶的孔隙度值主要在4%～6%之間。

粘土礦物轉化作用是泥質沉積物隨著埋深的加大，壓力和地溫增高，層間水的釋放及層間陽離子的移出，引起了粘土礦物的重結晶和轉化。

據付廣等(1996)研究泥質巖成巖過程中，粘土礦物成分及其組合在此過程中也不斷地演化，粘土礦物按下列順序進行演化:蒙脫石→伊利石→綠泥石→高嶺石，其中各過渡階段出現混層礦物組合。

據Fuchtbauer(1978)實驗得出:壓實作用和脫水作用經常是同時進行，幾乎貫穿整個成巖過程，粘土礦物轉化作用通常發生在成巖中、后期。隨深度變化粘土礦物轉化分為三個階段如表1。

表1

壓溶作用是指在壓力作用下，泥質巖內發生的溶解作用。包含有物理作用和化學作用兩方面。

泥質巖的成巖階段劃分前人做了大量的研究，主要有兩種分類方法。一種是主要考慮粘土礦物的轉化、巖石的孔隙類型、有機質成熟度、古溫度等幾方面進行劃分的，不同的學者有不同的認識(如表2)。

表2 成巖階段劃分

《成巖階段劃分規范》主要的依據為:a自生礦物分布、形成順序;b粘土礦物組合、伊利石/蒙皂石(I/S)混層粘土礦物的轉化;c巖石的結構、構造特點及孔隙類型;d有機質成熟度;e古溫度:流體包裹體均一溫度、自生礦物形成溫度、伊利石/蒙皂石(I/S)混層粘土礦物的演化。

曾允孚等研究認為沉積巖形成作用指沉積物形成(沉積作用)、沉積物轉變為沉積巖(同生和成巖作用)及沉積巖的變化直至轉變為變質巖(后生作用)，以及沉積物抬升到近地表而遭受表生作用的全過程。由于粘土或有機質對沉積期后的條件變化反映最靈敏，所以粘土沉積物和粘土質巖石(泥質巖)常作為壓力變化的良好標志;煤和碳質有機物(烴類)對溫度變化最靈敏，因而鏡質組反射率和折光率常作為成巖、后生變化階段細分的重要標志。

另一種是按照泥質巖孔隙度隨深度的變化規律進行劃分的?？紫抖入S深度的變化規律可大致分為兩種類型，一種是兩段式，即表現為快速降低和緩慢降低兩段。另一種為四段式，即表現為快－慢－快－慢四段式降低，如表3所示。

表3 壓實階段劃分

1.3 孔隙結構

對泥質巖孔隙結構的研究主要是從孔隙大小、孔隙類型、連通性等方面著手。前人對此做了大量的研究。

由細小顆粒組成的泥質巖，其孔隙幾何形態基本上也可看作是由一系列狹小的吼道聯通的、或是孤立的不規則孔隙體系，其主要特征是孔隙十分狹小。

1.3.1 孔隙大小

祝總祺等(1996)根據對濟陽坳陷生油巖孔隙直徑的實測結果，結合Momper(1978)的資料，編制了泥巖孔徑和流體質點有效直徑(以nm表示)大小的六級圖(圖3)。從圖中知，正構烷烴和苯的分子有效直徑小于0.5 nm，環烷酸的分子直徑接近于1 nm，一般雜環結構分子直徑也不到3 nm，只有瀝青質分子的直徑可達到5～10 nm以上。

圖2 松遼盆地的泥巖孔隙度—深度關系曲線(據王行信，1985)

圖3 泥質巖孔徑和流體質點有效直徑(nm)大小的六級圖(據 J.A.Momper1978原圖有所增刪)

目前還不能直接度量泥質巖孔隙的三維空間大小，而只能憑借一些間接方法來推算。Cahen等人(1965)利用Brumauer－Emett－Teller方法測得表面積，然后求得“薩哈拉頁巖”的孔隙直徑平均大約為5 nm(1nm=10－9m)。

Slabaugh和Stump(1964)測定了取自太平洋的現代沉積樣品，其所有的孔隙幾乎都小于5 nm。

Jungten與Karwell等人據所測定的泥質巖進泵壓力和與內表面有關的吸附能力進行推算，得出泥質巖在2 000 m左右時孔隙直徑大約為50～100(1=10－10m)。

Hinch(1980)根據路易斯安那地區Cameron Parish油田所測頁巖的孔隙度和表面積，也計算得出在3 000 ft處的孔隙直徑大約為100，而當埋深大約增大到11 000 ft時下降到25。

據王秉海等(1992)研究，濟陽坳陷生油巖粒間孔隙半徑在3 000 m以上的深度范圍內，隨深度增加由大變小，由100～6 000降至12～110，但在3 000 m以下，孔隙半徑隨深度變化不大。高瑞祺(1984)研究表明，松遼盆地古龍凹陷青山口組泥巖孔隙直徑先是隨深度增加而減少，但在2 000多m處有一增大峰值。

1.3.2 孔隙類型

泥質巖主要由粘土礦物組成。粘土礦物從幾何意義上來講，可以粗略地看成是二維的片狀礦物。

Power(1967)把泥巖想象成扁平礦物的堆積體，孔隙也就是這些扁平礦物之間的規則孔隙。

據王秉海等(1992)的研究，泥巖的粒間孔隙并非為規則的扁平狀，而是呈葉狀、草狀、花瓣狀或揉皺的軟紙狀。孔隙的形態也就是由這些菜葉、花瓣、軟紙所圍限的不規則空間，有的呈花瓣間孔狀，有的呈蜂窩孔洞網絡狀，孔隙很多，也很大。

1.3.3 孔隙連通性

王新洲等(1996)對此進行了研究。他認為濟陽坳陷下第三系泥質生油巖在2 200 m之上，孔隙的扁平度差，連通性好，評價孔寬可大于1.72 μm，而在2 200 m之下，孔隙的扁平度增大，連通性變差。(如圖4)。

圖4 濟陽坳陷泥巖孔隙的連通狀況(據王新洲等，1996)

2 泥質巖蓋層的封蓋機理

2.1 物性封閉機理

物性封閉(郝石生等，1995;呂延防等，1996;趙文智等，1999)也有人稱之為毛細封閉(李國平，1996)，對于其封閉機理研究不同學者略有不同。

郝石生等(1995)、呂延防等(1996)、龐雄奇等(1993)和趙文智等(1999)認為蓋層與儲層之間的毛細管壓力差(ΔPC)(即排替壓力差)封堵油氣滲漏穿透蓋層，而形成這種毛細管壓差的根本原因是蓋層巖石和儲層巖石之間存在明顯的物性差異，即蓋層巖石較儲層巖石具有更小的孔喉半徑。蓋層與儲層孔喉半徑的差別越大，毛細管壓力差值越大，物性封閉能力也越強，也就能封閉更高的油柱，克服具有更大運移動力的油氣滲漏穿透蓋層。

李國平等(1996)定義為靠蓋層的毛細管力(PA)阻止油氣滲漏的封閉。認為烴柱產生的浮力(Pf)、有時還存在剩余壓力(△Pt)、水動力(±Pw)以及儲層的排替壓力(Pr)構成了油氣運移的能動力，蓋層的毛細管力構成了阻止油氣滲漏的抑制力(PA)，抑制力的大小決定了油氣的富集程度。當能動力大于抑制力時，油氣就會滲漏;當能動力等于抑制力時，油氣封閉與滲漏剛好處于平衡;當能動力小于抑制力時，油氣被封閉下來。

2.2 超壓封閉機理

超壓封閉(郝石生等，1995;呂延防等，1996)是指靠孔隙流體的超壓阻止油氣滲漏的封閉，也有人稱之為壓力封閉(龐雄奇，1993;李國平，1996;趙文智等，1999)。由于上、下壓實泥巖段為正常壓實，其內孔隙流體壓力應為靜水壓力;而中間欠壓實泥巖段具有異常高壓對下伏向上滲濾運移的油氣流體形成超壓封閉。

超壓封閉和毛細管封閉密切相關，且由不同原因產生的超壓其封閉機制也存在一定差別，李國平(1996)認為，對于由欠壓實作用產生的異常高壓封閉，欠壓實地層的頂底層由于壓實比較充分，毛細管力仍然較大，而欠壓實地層的毛細管力則較低，但由于異常高的孔隙流體壓力的存在，毛細管力與異常高壓兩者之和明顯大于底部壓實段泥巖的毛細管力，因而能夠封閉油氣;而對于由非欠壓實作用(水熱增壓作用、烴源巖大量生烴作用、蒙脫石脫水作用、大地構造作用等)產生的異常高壓封閉，地層的毛細管力均較大，在地層中過剩的孔隙壓力和較大的毛細管力的共同作用下，地層具有較強的封閉性。

2.3 烴濃度封閉機理

烴濃度封閉是指蓋層中存在足夠高的烴濃度從而有效的地阻礙儲層中的烴發生擴散損失。郝石生等(1995)和付廣等(1999)根據不同情況下蓋層含氣濃度的變化，將泥巖蓋層的烴濃度封閉分為抑制封閉作用、替代封閉作用和延緩作用三種封閉模式:①抑制封閉作用:泥巖蓋層除具生烴能力外，內部還具有異?？紫读黧w壓力的情況下，抑制下伏儲氣層中的天然氣向上擴散運移，使得下伏地層中的天然氣在泥巖蓋層下聚集，并逐漸向游離相態轉變。②替代封閉作用:泥巖蓋層只具有生烴能力，內部不具異?？紫读黧w壓力的情況下，向地表發生擴散的天然氣首先來自泥巖蓋層，替代下伏儲氣層中天然氣的補給。③延緩作用:當泥巖蓋層不具有生烴能力時，氣藏與其之間具有最大的含氣濃度差，泥質蓋層阻止擴散相天然氣的能力相對較弱，只能依靠自身品質的優劣來減弱天然氣的擴散作用。

3 泥質巖蓋層的評價

3.1 蓋層的類型

根據蓋層的連通情況，可將蓋層分為區域蓋層、局部蓋層和隔層。區域蓋層分布面積廣，厚度大，橫向穩定性好;局部蓋層分布面積小，位于圈閉儲集層上方，橫向分布不穩定;隔層存在于圈閉內，厚度也小得多。

3.2 蓋層的劃分標準

據李明誠(1994)對蓋層微觀封閉能力評價參數等級劃分，如表4:

表4

據付廣、陳章明、呂延防等(1998)研究得出泥質巖蓋層宏觀展布評價標準，如表5:

表5 等級劃分(權值)

3.3 蓋層的破壞

付廣等(1998)認為泥質巖蓋層能否在空間上保持連續展布，除了要受到自身形成條件的限制外，還要受到后期斷裂破壞的影響。如果泥質巖蓋層遭受到后期的斷裂改造，其空間連續性則受到斷層封閉與開啟性的影響，如果斷層封閉性好，仍然可以保持其空間上的連續性，否則其空間展布的連續性將遭破壞。

4 存在問題

對前人的研究成果進行了綜合分析，得出前人主要是對孔隙性泥質巖蓋層進行了大量的研究。應該加強對被裂縫、斷層改造的泥質巖蓋層的研究。

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1004－1184(2012)03－0215－05

2012－04－05

王一軍(1986－)，男，陜西榆林人，主攻方向:油氣成藏機理與富集規律。