漆洋等：生物地层格架下湘西北地区五峰组—龙马溪组孔隙结构特征

生物地层格架下湘西北地区五峰组—龙马溪组孔隙结构特征

漆洋1,2,3,吕春研1,2,3,王宇慧1,2,3,唐书恒1,2,3,郗兆栋1,2,3

（1.中国地质大学(北京) 能源学院,北京 100083；2.海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室,北京 100083；3.非常规天然气地质评价与开发工程北京市重点实验室,北京 100083）

(资料图片)

摘 要

为探究生物地层格架下五峰组—龙马溪组孔隙结构特征,在笔石带划分的基础上结合孔隙结构特征及其影响因素将SY-3井五峰组—龙马溪组划分为LM5—LM7、WF4—LM4、WF2—WF3三个笔石带,并基于扫描电镜、低温氮气吸附实验、高压压汞实验等技术手段,分别对这三个笔石带进行孔隙结构特征的研究和对比。结果表明:LM5—LM7富集黏土矿物,主要发育较大孔径孔隙,以黏土矿物粒间孔为主;WF4—LM4富集有机质,主要发育较小孔径孔隙,以有机质孔为主;WF2—WF3富集石英,主要发育小孔径孔隙,以石英粒间孔为主,但大部分石英粒间孔被黏土矿物和有机质充填。LM5—LM7孔隙发育主要受TOC含量和矿物含量的影响,WF4—LM4孔隙发育主要受TOC含量影响,而WF2—WF3受矿物组分、有机质赋存特征及成岩作用等因素共同影响。不同笔石带由于沉积环境的差异导致其具有不同的有机质丰度及矿物组分,从而导致了孔隙结构的差异。

关键词

生物地层; 五峰组—龙马溪组; 孔隙结构; 低温氮气吸附实验; 高压压汞实验

0 引 言

中国南方下古生界页岩具有分布范围广,厚度大,有机质成熟度高,含气量大等特点[1⇓-3]。页岩作为一种非均质多孔介质的非常规储层,具有复杂的孔隙系统,发育大量的纳米级孔隙。页岩气的储集、渗流等过程受孔隙结构制约,并影响页岩的含气性、储量估算和开发评价,使预测页岩气的空间分布和有效性存在困难,因此研究页岩气储层的孔隙结构十分必要。

页岩的孔隙及其喉道形态多样且大小不一,单一测试方法不能够全面而直观地表征页岩气储层的孔隙结构,因此需要综合多种实验手段。国内外学者对页岩的孔隙结构、分形特征、控制因素等方面进行了详细研究[4⇓⇓-7],并形成了系统的页岩气孔隙研究方法。通常使用高分辨率扫描电镜等直接观测法并结合低温氮气吸附、高压压汞等定量手段,综合表征页岩气储层的孔隙结构。然而影响页岩气储层孔隙结构的因素众多,且不同类型页岩甚至沉积于不同地区同一类型页岩的孔隙结构均存在极强的非均质性。南方海相页岩五峰组—龙马溪组是当前页岩气勘探开发的重点层位,但在生物地层划分的基础上开展页岩孔隙结构特征评价的研究目前还鲜有报道。

本文以湘西北地区五峰组—龙马溪组为研究对象,通过扫描电镜对页岩孔隙形态特征进行微观观察,同时依托低温氮气吸附以及高压压汞实验对湘西北地区页岩的孔隙结构进行定量表征,探讨生物地层格架下控制页岩孔隙发育的主要因素,以期对评价湘西北地区页岩气的勘探开发潜力提供一定的指导。

1 样品与实验

上扬子地台在晚奥陶世时期发生大规模海侵事件,规模大且沉积稳定,发育了一套有机质富集、厚度稳定的黑色页岩[8]。本文以上扬子地区上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组页岩为研究对象(图1),选取位于上扬子地台中部湘西北地区的SY-3井岩心开展有机碳含量、矿物组分、孔隙结构等系列分析测试。

图1 上扬子地台五峰组—龙马溪组岩相古地理图及目标井位(据文献[9]修改)

首先选取SY-3井连续深度五峰组—龙马溪组页岩样品,使用Rigaku SmartLab9 X射线衍射仪进行全岩X衍射定量分析,对其中部分样品进行TOC含量和场发射扫描电镜分析。部分样品研磨成60~80目粉末,使用Micromeritics ASAP 2460比表面与孔隙度分析仪在77.3 K条件下进行低温氮气吸附-脱附实验测定,BJH吸附累积孔体积测量的孔径范围为1.7~300.0 nm;比表面积选用多点BET模型线性回归得到;孔径分布选用BJH模型计算得到。此外,重点选取位于龙马溪组底部及五峰组样品进行高压压汞实验,得到累计进汞量随孔径的变化曲线。以上测试均符合国家标准。

2 结果

2.1 生物地层特征

本项目组基于笔石、GR测井曲线及岩相学特征将研究区中SY-3井五峰组—龙马溪组划分为8个笔石带(图2,具体划分依据见参考文献[9])。研究区LM1笔石带由于湘鄂水下高地的隆升而缺失,且WF2—LM4具有较高的有机质和脆性矿物含量,因此认为WF2、WF3、WF4、LM2—LM3、LM4有良好的生烃潜力和可压裂性。本文在生物地层格架划分的基础上结合五峰组—龙马溪组的孔隙结构特征及其影响因素,将8个笔石带合并为3个笔石带,分别为LM5—LM7、WF4—LM4、WF2—WF3(下文将详述),进一步明确其储集能力,寻找有利储层。

图2 SY-3井五峰组—龙马溪组生物地层格架的划分(据文献[9]修改)

总体来看,研究区五峰组—龙马溪组石英最为富集,平均含量为50.12%;其次是黏土矿物,平均含量为29.43%。相比于四川盆地焦石坝等成功实现商业开发的区块,研究区页岩有机质丰度偏低[10-11],TOC平均含量为1.02%(表1)。此外,页岩样品也含有钾长石、斜长石、方解石和白云石等自生矿物以及黄铁矿、赤铁矿等多种含金属矿物。其中,LM5—LM7的石英平均含量为38.58%,黏土矿物平均含量为50.78%,TOC平均含量为0.28%。WF4—LM4的石英平均含量为47.35%,黏土矿物平均含量为26.20%,TOC平均含量为1.27%。WF2—WF3的石英平均含量为69.25%,黏土矿物平均含量为16.95%,TOC平均含量为1.08%。可以看出,LM5—LM7的黏土矿物含量最高,WF4—LM4的TOC含量最高,WF2—WF3的石英含量最高,总体上呈现从LM5—LM7到WF2—WF3石英含量增加,黏土矿物含量减少,TOC含量先增后减的趋势。

表1 研究区不同笔石带五峰组—龙马溪组有机碳及矿物组分含量

2.2 孔隙类型

利用扫描电镜(SEM)电子成像技术可以直观地展现页岩孔隙的赋存状态。Loucks等[12]将页岩孔隙划分为三种类型,分别为粒间孔、粒内孔和有机质孔。研究区五峰组—龙马溪组三类孔隙均有发育,但不同笔石带孔隙类型的发育程度存在明显差异。

总体来看,五峰组—龙马溪组有机质孔多为椭圆形、圆形和蜂窝状,孔径以数百纳米为主,具有一定的连通性(图3(c))。粒内孔主要发育于矿物基质中,受溶解作用等成岩作用控制(图3(d))。黏土矿物由于其塑性较强,易受压实作用而弯曲变形,所形成的粒间孔形态多为弯曲的狭缝状、长条状,但易被有机质充填(图3(e));石英和黄铁矿颗粒形成的粒间孔多呈棱角状(图3(a)和(b)),但石英形成的部分粒间孔易被有机质充填(图3(f))。

图3 研究区页岩样品孔隙特征扫描电镜图像

(a)石英间发育的粒间孔;(b)黄铁矿间发育的粒间孔;(c)有机质中发育的有机质孔;(d)脆性矿物基质中发育的粒内孔;(e)黏土矿物间被有机质充填的粒间孔;(f)石英间被有机质充填的粒间孔

LM5—LM7黏土矿物含量高,常见伊利石及伊蒙混层间形成的狭长弯曲的大孔,但部分粒间孔被有机质充填。WF4—LM4有机质含量高,发育大量有机质孔,但同时常见有机质充填粒间孔。WF2—WF3石英含量高,石英粒间孔最为常见,但部分石英粒间孔被黏土矿物和有机质充填。

2.3 孔隙结构特征

基于Kelvin公式得到的滞后回环模型解释了吸附等温曲线与脱附等温曲线形成滞后回环是由于吸附脱附时的饱和压力不同。根据国际纯粹与应用化学联合会IUPAC分类标准,将吸附—脱附等温曲线按滞后回环的形态不同分为4种[13-14](图4)。H1滞后回环吸附与脱附曲线几乎垂直且平行,多出现在两端都开放的毛细孔中;H2滞后回环脱附曲线比吸附曲线陡峭,多出现在带细瓶颈的墨水瓶状孔中;H3滞后回环吸附分支曲线的吸附量随着压力的增加而增加,没有明显的极限吸附量,表明多为由片状颗粒组成的平行板状孔和楔状孔;H4滞后回环吸附与脱附曲线几乎水平且平行,多为狭缝型孔[6,15]。

图4 滞后回环的分类(据文献[13]修改)

在笔石带划分的基础上,分析氮气吸附—脱附曲线的形态特征,如图5所示,LM5—LM7、WF4—LM4和WF2—WF3的曲线形态各不相同,曲线形态指示了页岩中不同形态纳米孔的发育程度。

图5 不同笔石带页岩样品的氮气吸附-脱附曲线特征

LM5—LM7吸附—脱附曲线在相对压力为0.5左右时没有出现明显的拐点,形成的滞后回环兼具H3和H4型的特征(图5(a)),表明LM5—LM7页岩形成的孔隙形态主要为楔形孔和狭窄的平行板状孔。WF4—LM4吸附—脱附曲线在相对压力为0.5左右时出现明显的拐点,滞后回环形态介于H2和H3之间(图5(b)),表明WF4—LM4页岩的孔隙多为楔形孔和带细瓶颈的墨水瓶状孔[16]。WF2—WF3页岩样品氮气的最大吸附量明显低于上述两个笔石带,且吸附—脱附曲线几乎重合,滞后回环很窄,与H4型相当(图5(c)),表明WF2—WF3样品孔隙形态以狭缝型孔为主,孔隙发育较差。

页岩的孔隙结构复杂,孔径大小从微孔到大孔均有分布[17],本文采用IUPAC的划分标准,将纳米级页岩孔隙划分为微孔(

50nm)三种类型。孔径分布采用BJH法进行计算,基于Kelvin毛细管凝聚理论的测试模型,当孔径坐标用孔径的常用对数表示时,孔隙体积对孔径的常用对数的导数(dV/dlgD)与孔径(D)的关系可以表征孔径的分布特征。

每个笔石带分别选取了一个具有代表性的样品利用BJH法绘制了吸附和脱附分支的孔径分布曲线,如图6所示。三个笔石带采用BJH法计算的脱附分支孔径分布曲线在4 nm左右处均出现了一个明显的峰值,但在由吸附分支计算得到的孔径分布曲线上并不存在,这是由于发生毛细管凝结和蒸发时的液体状态不同,这种现象被称为抗拉强度效应(TSE)。如果不考虑脱附分支中的TSE现象,会使孔径分布曲线的孔径在4 nm左右集中分布[18],从而掩盖了其它孔径孔隙,不能真实地反映页岩孔径的分布特征。Clarkson等[19]研究发现,对于页岩,基于吸附分支计算的孔径分布曲线与SANS/USANS的结果接近,因此本文采用吸附分支来研究孔径分布曲线的特征。

图6 不同笔石带的氮气吸附和脱附分支的孔径分布曲线

研究区页岩不同笔石带的孔径分布特征如图7所示。LM5—LM7的峰值在3 nm左右,在3~4 nm之间出现了明显下降,但在5 nm后dV/dlgD迅速增加,表明LM5—LM7中孔发育较少且存在部分大孔(图7(a))。WF4—LM4的孔隙孔径主要分布于3 nm处,在2~10 nm孔径范围内部分样品出现多个峰值,在3~10 nm孔径范围内的dV/dlgD随孔径的增大而减小,且在10 nm后曲线增长缓慢,育较差(图7(b))。WF2—WF3页岩样品的dV/dlgD值远远低于前两个笔石带,表明WF2—WF3孔隙发育较差(图7(c))。

图7 基于BJH法对吸附分支计算得到的不同笔石带孔径分布曲线

在划分笔石带的基础上,选取WF4—LM4以及WF2—WF3的部分样品进行高压压汞实验,绘制了不同笔石带的累计进汞量随孔径的变化曲线(图8),横坐标孔径使用常用对数处理,其曲线形态能够反映孔隙的发育特征以及孔隙之间的连通性。

图8 不同笔石带页岩样品的累积进汞量与孔径的关系

WF4—LM4的进汞曲线在初始阶段迅速增大(图8(a)),大于10 μm的孔隙有大量汞侵入,表明该笔石带样品大孔和微裂隙十分发育。随着汞的注入,进汞速率逐渐降低,但进汞曲线在2 μm左右斜率略微增大,此时的孔隙需要增加进汞压力才能通入,表明连通性较差。在进汞量最高时,曲线趋近于水平,此时几乎没有汞进入样品,表明这些页岩中几乎不含有微孔或小孔径中孔。退汞曲线平缓,表明还有大量的汞仍被困在孔隙中。

WF2—WF3的累积进汞量随孔径的减小而增大,曲线的斜率随孔径的减小而减小,曲线没有明显的平台,且最大进汞量略低于WF4—LM4样品,退汞曲线呈下降趋势(图8(b))。

这些特征反映了WF2—WF3孔隙之间的连通性较好,但孔隙含量较小。

3 讨论

3.1 孔隙结构参数特征

页岩气常以吸附态赋存于孔隙的表面,因此比表面积常常可以表征页岩储层的吸附能力,是衡量页岩孔隙结构的重要参数。孔隙体积的大小往往影响游离气的含量,也是衡量孔隙结构的重要参数。总体来看,SY-3井的BET比表面积平均为5.451 8 m2/g,孔隙体积平均为0.011 0 cm3/g(表2)。研究区页岩比表面积和孔隙体积贡献最大的是中孔,中孔的比表面积平均占总比表面积的78.88%,中孔孔隙体积占总孔隙体积的62.71%;微孔也贡献了一部分比表面积,平均占总比表面积的15.57%,但微孔贡献的孔隙体积最小,仅占3.80%;大孔贡献的比表面积最少,仅占5.55%,但大孔贡献的孔隙体积仅次于中孔,平均占总孔隙体积的33.49%(图9)。

表2 不同笔石带的孔隙结构参数

图9 研究区页岩样品不同孔径比表面积、孔隙体积的百分含量分布

总体来看,LM5—LM7孔隙体积和平均孔径最大,表明LM5—LM7主要发育较大孔径孔隙。WF4—LM4孔径与WF2—WF3分布特征相似,但WF4—LM4的比表面积和孔隙体积均远大于WF2—WF3,表明WF4—LM4主要发育小孔径孔隙且孔隙含量远大于WF2—WF3。

LM5—LM7平均孔径与BET比表面积和BJH孔隙体积均呈明显的负相关关系,BJH孔隙体积与BET比表面积呈明显的正相关关系(图10(a)—(c)),与郗兆栋等[5]研究沁水盆地海陆过渡相页岩时的相关性几乎一致,表明中孔对页岩的孔隙结构贡献最大。因为中孔往往不仅能提供比表面积,也能提供一定的孔隙体积。WF4—LM4平均孔径和BET比表面积与BJH孔隙体积呈弱相关性(图10(d)和(e)),BJH孔隙体积与BET比表面积呈明显的正相关关系(图10(f)),这是由于较大孔径孔隙发育较少,大孔能提供较多的孔隙体积,但对比表面积贡献较小,因此比表面积与孔径呈现较弱的负相关关系而孔隙体积与孔径呈现较弱的正相关关系,所以WF4—LM4孔隙以中孔为主。WF2—WF3平均孔径与BET比表面积呈明显的负相关关系,而与BJH孔隙体积几乎没有相关性,BJH孔隙体积与BET比表面积的相关性也弱于LM5—LM7和WF4—LM4(图10(g)—(i)),表明WF2—WF3孔隙类型复杂,三种类型的孔隙均有发育,且以微孔为主。

图10 不同笔石带页岩孔隙BET比表面积、BJH累积孔隙体积及平均孔径的相关性

3.2 有机质与矿物组分

LM5—LM7和WF4—LM4的TOC含量与页岩的BET比表面积、BJH吸附累积孔隙体积均有一定的正相关关系(图11(a)—(d)),TOC含量越高,页岩的孔隙体积和比表面积越大,表明TOC含量是控制LM5—LM7和WF4—LM4孔隙发育的重要因素之一。WF2—WF3的TOC含量与BET比表面积无明显相关性,与BJH吸附累积孔隙体积呈一定的负相关关系(图11(e)和(f)),表明有机质同样是影响WF2—WF3孔隙发育的因素之一。尽管WF2—WF3富集有机质且发育有机质孔,但常见粒间孔被有机质充填的现象。此外,TOC含量与平均孔径之间存在良好的负相关关系(图12),表明由有机质发育的有机质孔主要以小孔径孔隙为主,而小孔径孔隙提供的孔隙体积相当有限。相比于LM5—LM7和WF4—LM4,WF2—WF3埋藏较深,可能导致部分有机质孔隙的闭合。可见,WF2—WF3的TOC含量虽然对页岩孔隙的发育具有重要影响,但同时还受矿物组分、有机质赋存特征及成岩作用的综合影响。

图11 不同笔石带TOC含量与BET比表面积、BJH吸附累积孔隙体积的关系

图12 TOC含量与平均孔径的关系

石英与黏土矿物是研究区页岩主要的矿物组分,各笔石带黏土矿物与石英含量和BET比表面积、BJH吸附累积孔隙体积的关系如图13和图14所示。LM5—LM7的BET比表面积、BJH吸附累积孔隙体积与黏土矿物含量呈良好的正相关关系,而与石英含量呈一定的负相关性。WF4—LM4和WF2—WF3黏土矿物含量与石英含量与BET比表面积、BJH吸附累积孔隙体积均无明显的相关性。因此,不同笔石带存在孔隙结构发育差异的部分原因在于矿物组分发生了明显的变化。

图13 不同笔石带黏土矿物含量与BET比表面积、BJH吸附累积孔隙体积的关系

图14 不同笔石带石英含量与BET比表面积、BJH吸附累积孔隙体积的关系

LM5—LM7以黏土矿物为主,在镜下可见大量的粒间孔隙,黏土矿物含量越高,页岩孔隙的孔径越大(图15),表明黏土矿物可以提供一定的孔隙体积。WF4—LM4和WF2—WF3富集石英而贫黏土,但大部分石英粒间孔隙被有机质及黏土矿物所充填,因此对孔隙结构无明显的贡献。相比于黏土矿物,石英具有更大的脆性,有利于提高岩石的可压裂性,在水力压裂过程中有利于裂缝的发育[20]。

图15 黏土矿物含量与平均孔径的关系

3.3 生物地层对孔隙发育的约束

不同笔石带具有不同的孔隙结构及其影响因素,因而导致各笔石带储集能力差异的原因主要是沉积环境。沉积环境的不同使得不同笔石带具有不同的有机质丰度、矿物组分及成岩作用[21-22],进一步导致其孔隙结构的差异。

WF2—WF3主要沉积于凯迪阶,由于火山活动的影响使得页岩沉积时水体表面具有较高的古生产力[23-24],硅质含量较高,但水体深度相对较浅,以贫氧化环境为主,不利于有机质的保存[25],石英粒间孔隙大部分被有机质所充填,因此WF2—WF3发育的有效孔隙很少。WF4—LM4沉积于赫南特阶和鲁丹阶,此时水体深度明显增加,以还原环境为主[26],有机质进一步富集,发育大量有机质孔。LM5—LM7沉积于鲁丹阶和埃隆阶,此时湘鄂水下高地的隆升使得水体变浅,以氧化环境为主[27],同时伴随有大量的陆源碎屑输入,不利于有机质的保存,因此以黏土矿物粒间孔隙为主,但黏土矿物遭受压实作用易弯曲变形,孔隙不易保存。

4结 论

(1)研究区LM5—LM7笔石带富集黏土矿物,主要发育黏土矿物间形成的狭长弯曲的大孔,但部分孔隙被有机质充填。WF4—LM4笔石带富集有机质,主要发育大量有机质孔,但有机质也容易充填其他孔隙。WF2—WF3笔石带富集石英,主要发育石英粒间孔,但部分石英粒间孔被黏土矿物和有机质充填。

(2)研究区LM5—LM7页岩形成的孔隙形态主要为楔形孔和平行板状缝形孔,主要发育较大孔径孔隙。WF4—LM4页岩的孔隙主要为楔形孔和带细瓶颈的墨水瓶状孔,主要发育较小孔径孔隙。WF2—WF3样品孔隙形态以狭窄的缝形孔为主,孔隙发育复杂且含量较少。

(3)沉积环境通过影响不同笔石带的有机质丰度、矿物组分及成岩作用来控制孔隙发育。TOC含量对LM5—LM7和WF4—LM4孔隙发育具有有利影响,但对WF2—WF3无显著影响,WF2—WF3孔隙发育受矿物组分、有机质赋存特征及成岩作用等共同影响。黏土矿物含量对LM5—LM7孔隙发育有重要影响,但对于WF4—LM4和WF2—WF3的影响并不显著。石英对于各笔石带的孔隙发育的影响并不显著,但石英具有更大的脆性,可提高岩石的可压裂性,在水力压裂过程中有利于裂缝的发育。

参考文献：

[1]李小明, 王亚蓉, 吝文, 等.湖北荆门探区五峰组-龙马溪组深层页岩微观孔隙结构与分形特征[J]. 天然气地球科学, 2022, 33(4): 629-641.

[2]陈波, 兰正凯.上扬子地区下寒武统页岩气资源潜力[J]. 中国石油勘探, 2009, 14(3): 10-14.

[3]姜振学, 李鑫, 王幸蒙, 等.中国南方典型页岩孔隙特征差异及其控制因素[J]. 石油与天然气地质, 2021, 42(1): 41-53.

[4]杨峰, 宁正福, 胡昌蓬, 等.页岩储层微观孔隙结构特征[J]. 石油学报, 2013, 34(2): 301-311.

[5]郗兆栋, 唐书恒, 李俊, 等.沁水盆地中东部海陆过渡相页岩孔隙结构及分形特征[J]. 天然气地球科学, 2017, 28(3): 366-376.

[6]田忠斌, 魏书宏, 王建青, 等.沁水盆地中东部海陆过渡相页岩微观孔隙结构特征[J]. 煤炭学报, 2017, 42(7): 1818-1827.

[7]孙寅森, 郭少斌.渝东南彭水地区龙马溪组页岩孔隙结构特征及吸附性能控制因素[J]. 海相油气地质, 2018, 23(1): 63-74.

[8]朱炎铭, 王阳, 陈尚斌, 等.页岩储层孔隙结构多尺度定性-定量综合表征:以上扬子海相龙马溪组为例[J]. 地学前缘, 2016, 23(1): 154-163.

[9]张兵, 唐书恒, 郗兆栋, 等.湘西北地区五峰组-龙马溪组生物地层特征及勘探意义[J]. 岩性油气藏, 2021, 33(5): 11-21.

[10]申宝剑, 仰云峰, 腾格尔, 等.四川盆地焦石坝构造区页岩有机质特征及其成烃能力探讨--以焦页1井五峰-龙马溪组为例[J]. 石油实验地质, 2016, 38(4): 480-488,495.

[11]张美玲, 李建明, 郭战峰, 等.涪陵焦石坝地区五峰组-龙马溪组富有机质泥页岩层序地层与沉积相研究[J]. 长江大学学报(自然科学版), 2015, 12(11): 17-21.

[12]LOUCKS R G, REED R M, RUPPEL S C, et al.Spectrum of pore types and networks in mudrocks and a descriptive classification for matrix-related mudrock pores[J]. AAPG Bulletin, 2012, 96(6): 1071-1098.

[13]SING K, EVERETT D H, HAUL R, et al.Reporting physisorption data for gas/solid systems[J]. Pure and Applied Chemistry, 1985, 57(4): 603-619.

[14]ROUQUÉROL J, AVNIR D, FAIRBRIDGE C W, et al.

Recommendations for the characterization of porous solids (Technical Report)[J]. Pure and Applied Chemistry, 1994, 66(8): 1739-1758.

[15]何余生, 李忠, 奚红霞, 等.气固吸附等温线的研究进展[J]. 离子交换与吸附, 2004(4): 376-384.

[16]李俊, 唐书恒, 郎雨, 等.华北过渡相页岩气储层微观孔隙结构特征:以山西省文水地区为例[J]. 中国矿业, 2015, 24(增): 112-118,127.

[17]刘圣鑫, 钟建华, 马寅生, 等.柴东石炭系页岩微观孔隙结构与页岩气等温吸附研究[J]. 中国石油大学学报(自然科学版), 2015, 39(1): 33-42.

[18]GROEN J C, PEFFER L, PÉREZ-RAMÍREZ J.Pore size determination in modified micro- and mesoporous materials. Pitfalls and limitations in gas adsorption data analysis

[J]. Microporous & Mesoporous Materials, 2003, 60(1/3): 1-17.

[19]CLARKSON C R, SOLANO N, BUSTIN R M, et al.

Pore structure characterization of North American shale gas reservoirs using USANS/SANS, gas adsorption, and mercury intrusion[J]. Fuel, 2013, 103: 606-616.

[20]陈尚斌, 朱炎铭, 王红岩, 等.四川盆地南缘下志留统龙马溪组页岩气储层矿物成分特征及意义[J]. 石油学报, 2011, 32(5): 775-782.

[21]PASSEYQ R, BOHACS K M, ESCH W L, et al.From oil-prone source rock to gas-producing shale reservoir-geologic and petrophysical characterization of unconventional shale-gas reservoirs[J]. SPE, 2010,131350.

[22]ARTHUR M A, SAGEMAN B B.Marine black shales: depositional mechanisms and environments of ancient deposits[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1994, 22(1): 499-551.

[23]ALGEO T J, MAYNARD J B.Trace element behavior and redox facies in core shales of Upper Pennsylvanian Kansas-type-cyclothems[J]. Chemical Geology, 2004, 206(3/4): 289-318.

[24]李双建, 肖开华, 沃玉进, 等.中上扬子地区上奥陶统-下志留统烃源岩发育的古环境恢复[J]. 岩石矿物学杂志, 2009, 28(5): 450-458.

[25]李艳芳. 上扬子地区晚奥陶世-早志留世页岩地球化学特征、有机质富集及古环境意义[D]. 兰州: 兰州大学, 2017.

[26]牟传龙, 周恳恳, 梁薇, 等.中上扬子地区早古生代烃源岩沉积环境与油气勘探[J]. 地质学报, 2011, 85(4): 526-532.

[27]王怿, 戎嘉余, 詹仁斌, 等.鄂西南奥陶系-志留系交界地层研究兼论宜昌上升[J]. 地层学杂志, 2013, 37(3): 264-274.