北美地区页岩油气的成功商业化开发以及中国四川盆地南部古生界和北部中生界页岩气勘探开发的突破, 使人们认识到富有机质泥页岩可以形成源、储一体型油气聚集^[1]。富有机质泥页岩储集空间与常规油气储层大不相同, 常规油气储层孔喉直径为微米级, 而富有机质泥页岩孔喉直径为纳米级^[2]; 常规储层孔隙类型以粒间孔、溶蚀孔和裂缝为主, 而富有机质泥页岩孔隙类型以粒间孔、粒内孔和有机质孔为主^[3-6]。有机质孔是富有机质泥页岩所特有的孔隙类型, 其特征和形成机制与无机矿物孔隙有本质不同。有机质孔可占有机质颗粒表面积的20%以上, 增加面孔率4%~7%, 对泥页岩储层孔隙度的贡献值可达12%~30%^[1]。有机质孔对泥页岩油气储集与开发的关键作用在Barnett和Marcellus页岩中已得到证实^[6-7]。笔者以苏北盆地古近系泥页岩为例, 结合美国Marcellus页岩研究成果, 对富有机质泥页岩中有机质孔的类型、特征、影响因素和演化规律进行研究。

虽然有机质孔是泥页岩储层中的重要孔隙类型已成共识^[8], 但是由于有机质孔的成因机制尚未明确, 不同学者对其理解存在差异。Reed等^[9]率先对Barnett页岩中的有机质孔开展了描述, Loucks等^[3]通过进一步研究认为有机质孔是位于有机质内的孔隙, 必须在有机质达到一定的成熟度后(镜质体反射率R_o>0.6%)才会出现, 其孔径一般为5~750 nm。邹才能等^[10]认为有机质纳米孔是指分布在有机质内部, 孔径介于10~900 nm(平均约为150 nm), 在有机质演化过程中发育的纳米孔, 该类孔隙呈近球状密集分布, 是页岩储层中一种重要的孔隙类型。郭秋麟等^[11]对有机质纳米孔的定义是干酪根在向油气的热转化过程中, 在有机质内残留的纳米级孔隙。魏祥峰等^[12]则认为有机质孔是泥页岩中的有机质在热裂解生烃过程中形成的孔隙。

各位学者对有机质孔的认识有一致性, 即有机质孔是在有机质内部发育的纳米级孔隙, 形成于有机质热演化生烃过程中。然而, 目前有机质孔的定义中有几个问题没有明确:①“有机质”的范畴, 部分学者认为定义中的有机质是干酪根, 也有学者认为是干酪根和固体沥青; ②是否存在原生有机质孔; ③有机质和无机矿物之间的孔隙归属; ④是否应该包括扫描电镜分辨率之下的孔隙。

在前人研究的基础上, 主要根据对苏北盆地古近系泥页岩中有机质孔的成果认识, 本文中将有机质孔定义为在有机质内部或边界处发育并与有机质具有成因联系的孔隙。定义中的“有机质”包括泥页岩中出现的各种有机质类型, 如干酪根、沥青和固体沥青等。定义后的有机质孔泛指所有与有机质紧密相关的孔隙, 包含原生有机质孔和次生有机质孔, 并将有机质和无机矿物之间的孔隙也归为有机质孔。目前, 利用扫描电镜设备观察到的有机质孔主要是在干酪根和固体沥青内部发育的次生有机质微米—纳米孔, 但还存在扫描电镜分辨率之下的有机质孔。定义的目的是适用于泥页岩中所出现的多种类型和多种尺度的有机质孔, 并体现有机质的多种成孔作用。

按照有机质孔的成因, 可将其分为原生有机质孔和次生有机质孔两类。原生有机质孔为有机质中保留的生物原始格架中的孔隙, 如丝质体中的孔隙; 次生有机质孔是指有机质在热演化过程中新产生的孔隙, 是泥页岩中最重要的一类有机质孔。泥页岩中原生有机质孔常与黄铁矿和微体化石共生, 对指示其生物成因有特殊意义(图 1(a)~(c))。

图 1

图 1 苏北盆地古近系泥页岩中的有机质孔类型 Fig.1 Types of organic-matter pores in Paleogene shale of Subei Basin

按照有机质孔在有机质中发育的位置可将其分为有机质内部孔、有机质边缘孔和有机质边界孔3种(图 1(d)~(f))。扫描电镜观察发现, 有机质孔主要分布在有机质的内部, 边缘部位发育较少。Loucks^[6]在研究Barnett页岩时也发现这一现象, 并认为是由有机质内部和边缘的物理性质差异造成的。有机质边界孔位于有机质和无机矿物之间, 受到有机质热演化和无机矿物成岩演化的双重影响, 可以看作一种特殊的“粒间孔”或“粒间溶孔”, 为了体现有机质的成孔作用, 也将其归在有机质孔的范畴。

苏北盆地古近系泥页岩中的原生有机质孔发育较少, 其形态主要呈蜂窝状和条形两种(图 2)。原生有机质孔的尺度较大, 孔径为微米级, 其规则的几何形态继承了原始有机质的主要结构特征。原生有机质孔中通常充填同沉积的无机矿物而形成铸模构造。

图 2

图 2 苏北盆地古近系泥页岩中原生有机质孔的形态特征 Fig.2 Morphological characteristics of primary organic-matter pores in Paleogene shale of Subei Basin

次生有机质孔是苏北盆地古近系泥页岩有机质孔中最重要的组成部分, 孔隙尺度为纳米级、数目多且形态多样, 主要有线状、泡沫状、片状、圆形或椭圆形、多边形和不规则状6种。线状有机质孔发育较少, 主要发育在相对致密的有机质中(图 3(a))。泡沫状有机质孔为气泡形态的凹坑, 多存在于沥青中(图 3(b))。片状有机质孔多沿被有机质包裹或者与有机质相邻的矿物颗粒边缘发育, 有时片状有机质孔出现在两个孔隙接触的喉道部位(图 3(c))。圆形、椭圆形和多边形有机质孔是有机质孔中最常见的一类(图 3(d)、(e)), 孔隙内壁光滑, 镜质体反射率R_o介于0.6%~0.9%, 处于干酪根生油窗中。当有机质孔大量发育时, 多个不规则形态的有机质孔相互连通, 形成复杂的孔隙网络(图 3(f))。

图 3

图 3 苏北盆地古近系泥页岩中次生有机质孔的形态特征 Fig.3 Morphological characteristics of secondary organic-matter pores in Paleogene shale of Subei Basin

有机质孔在有机质中的分布样式有离散型、定向型和密集型3种。当成熟度较低时, 次生有机质孔数目少, 孔径较小, 彼此间孤立分布, 呈离散型(图 4(a)、(c)), 但是当有机质中存在某些原生有机质孔时, 孔隙连通性变好(图 1(c)~(f))。由于有机质与黏土矿物接触或存在内部骨架等原因, 其产生的有机质孔规则排列通常表现为直线或弧线排列, 呈定向型(图 4(d)~(f))。当有机质达到较高成熟度时, 次生有机质孔数目变多, 孔径变大, 密集分布, 甚至连通, 呈密集型(图 4(g)~(i))。与此类似, 某些原生有机质孔也具有密集型分布样式(图 2(a)、(b))。有机质孔的分布具有明显的非均质性。在同一泥页岩样品中, 不同有机质颗粒中有的发育有机质孔, 而有的不发育。即使在同一颗粒内, 局部有机质孔密集分布, 而局部致密无孔。

图 4

图 4 苏北盆地古近系泥页岩中次生有机质孔的分布特征 Fig.4 Distributional characteristics of secondary organic-matter pores in Paleogene shale of Subei Basin

单个有机质孔的三维几何形态通常是球体、椭球体或多面体, 但在演化过程中, 有机质孔数目不断增多, 体积不断增大, 形态弯曲直至接触连通(图 5(a)、(b))。当有机质演化到较高成熟度时, 有机质内部结构逐渐层状化和网络化。同一层内, 有机质孔的分布相对孤立呈似蜂窝状或彼此连通呈网状; 不同层间, 发育平面和垂向通道沟通(图 5(c)、(d))。整个有机质内部结构是一个具有层状格架的似蜂窝状连通体, 外表被相对致密的有机质包壳封闭。究其原因为:一是原始有机质固有的非均质结构, 由惰性网络骨架和活性组分充填构成; 二是似蜂窝状的网络结构具有比刚度和比强度高, 隔热和隔振性能好的特点, 且蜂窝状封闭具有最好的稳定性^[13-14]。在温度和压力较高的生油窗或生气窗内, 有机质在封闭空间中快速生烃增压使得烃类在有机质惰性骨架中运动, 为了适应温度和压力影响而达到最稳定的状态和最有效的输导效果, 有机质骨架调整为平面和垂向连通的似蜂窝状网络结构。

图 5

图 5 有机质孔的结构特征 Fig.5 Structural characteristics of organic-matter pores

有机质孔的形成与保存是控制有机质演化的外部条件和内部因素共同作用的结果, 可以将其简单理解为有机质发生的热化学反应, 其中反应物是有机质, 反应条件是温度和压力, 催化剂是无机矿物, 而流体充当着反应物、反应条件、催化剂和产物等多种角色。

在缓慢沉降的构造背景中, 温度是促使有机质热演化的关键因素。上覆岩层压力一方面促进有机质热演化, 有利于有机质孔的发育, 另一方面产生的压实作用导致有机质孔被压缩或坍塌, 不利于有机质孔的保存。温度和上覆岩层压力联合作用于有机质热演化的整个过程中, 控制了有机质孔的形成、保存或破坏, 是影响有机质孔发育的最重要外部条件。

有机质分布于无机矿物之间, 两者同时沉积, 相互作用并共同演化。无机矿物对有机质孔的影响主要体现在五方面:①有机质分布于无机矿物格架中, 受到矿物颗粒的屏蔽作用, 压实作用直接作用在矿物颗粒上, 而有机质间接受到的压实作用滞后或减小(图 6(a))；②有机质与无机矿物接触的边界为力学薄弱面, 因受到应力作用或有机质自身收缩导致破裂而形成有机质边界孔(图 6(b)), 由此作为烃类存储和初次运移的重要通道；③泥页岩埋藏演化过程中, 无机矿物发生元素迁移, 进入有机质边缘部位, 两者相互融合, 形成比有机质内部更稳定的包壳, 导致有机质边缘孔不容易发育(图 6(c)、(d))；④无机矿物中的黏土矿物、碳酸盐矿物、石英和黄铁矿等对干酪根热解生烃具有催化作用^[15-17], 通过降低热解反应的表观活化能或增加热解反应的视频率因子, 能加快热解反应速率, 有利于有机质孔的形成(图 6(d)~(i))；⑤无机矿物的导热率不同也可能是有机质孔演化差异的潜在影响因素, 导热率相对较高的矿物累积热流大^[18], 有利于将外部热量传递至与之相邻的有机质, 促进有机质孔演化。

图 6

图 6 无机矿物对有机质孔的影响 Fig.6 Influence of inorganic minerals on organic-matter pores

黏土矿物脱水转化和有机质热演化生烃等导致泥页岩孔隙中富含地层水或烃类流体, 成为有机质和无机矿物相互作用的重要桥梁, 并通过物理作用和化学性质影响有机质孔发育。

流体对有机质孔的物理影响主要体现在剩余流体压力的保孔和造缝作用。泥页岩中普遍发育流体超压, 特别是在干酪根大量生烃过程中, 烃类在干酪根中生成并存储在有机质孔中, 干酪根体积快速膨胀, 由此导致内部流体压力增加。与砂岩中流体超压对孔隙的保存原理一致, 干酪根中的流体压力可以抵消部分上覆岩层压力, 阻止干酪根被压实, 有机质孔被保留下来。除此之外, 如果干酪根中流体压力增加到一定程度, 不仅能够在干酪根内部形成微裂缝, 而且可以改变岩石原有的应力状态, 激活干酪根和无机矿物接触的边界形成有机质边界孔, 特别是当达到岩石破裂极限时, 会在干酪根尖端或边缘起裂, 形成生排烃裂缝^[19]。

流体对有机质孔的化学影响主要表现为流体中的无机盐或微量元素对干酪根热解生烃的催化作用以及生烃过程中产生的有机酸对干酪根周围无机矿物的溶蚀作用(图 6(h))。泥页岩流体中的硫酸镁、碳酸氢钠等无机盐和镍、锌等微量元素对干酪根热解反应具有催化作用已得到确认^[20-21], 催化作用使得干酪根生烃门槛降低, 从而有利于有机质孔的发育。在有机质热演化过程中会产生乙酸、琥珀酸和酒石酸等有机酸, 不可避免对相邻的无机矿物产生溶蚀影响。当无机矿物为方解石或长石等不稳定组分时, 有机酸的溶蚀作用明显, 有机质边界孔和有机质边缘孔发育。同时, 无机矿物对有机酸的消耗会进一步促进有机质的热演化和有机质孔的发育。

苏北盆地古近系泥页岩中部分有机质孔的形态及分布与生物组织的细胞结构具有相似性。原生有机质孔的存在和次生有机质孔分布的非均质性均表明有机质孔发育受有机质本身的性质影响, 而有机质的性质主要由有机质的类型决定。

泥页岩中的有机质类型包括干酪根、沥青和焦质沥青3类。干酪根是指沉积岩中不溶于氧化性酸、碱和有机溶剂的分散有机质, 它是经历了成岩作用保存下来的有机质组分。沥青是指沉积岩中能溶于有机溶剂的那部分有机质, 它在泥页岩中的状态可以是固态, 也可以是液态。焦质沥青又称作“固体沥青”, 是有机质原位裂解后的残渣, 也属于一种不溶组分, 通常在高成熟度下才会出现。严格地讲, 沥青应该属于储集对象, 而不应作为储集体来研究, 充填于无机矿物之间的沥青中的孔隙是假有机质孔^[6]。在3类有机质中, 干酪根是有机质孔发育的最重要载体。按照腐泥组、壳质组、镜质组和惰质组等有机质显微组分的比例构成, 通常将干酪根划分为Ⅰ型、Ⅱ₁型、Ⅱ₂和Ⅲ型。由此来看, 有机质显微组分是决定有机质孔的基本单元。与无机矿物一样, 有机质显微组分多种多样, 可以将其看作特殊的“有机矿物”, 而干酪根则是“有机矿物”的组合。

不同有机质显微组分的组成不同, 由此产生的有机质孔形态各不一样。有机质显微组分中常含有木质素和纤维素等热稳定的惰性骨架, 在热演化过程中, 惰性骨架因不能转化为烃类而残留下来, 有机质孔的形态、尺寸和分布在一定程度上体现了惰性骨架的特点。丝质体不具备生烃能力, 但含有微米级的原生有机质孔, 在扫描电镜下常见规则的圆形和椭圆形的孔隙, 部分被无机矿物充填。角质体、木栓质体、表皮体、结构镜质体以及丝质体都具有海绵状、蜂窝状或网格状的内部结构, 除丝质体外, 内部结构中多被树脂体、无定形体或无结构镜质体填充。圆形、椭圆形和多边形的有机质孔及其有序性排列与这一类显微组分相关。孢粉体虽然没有海绵状、蜂窝状或网格状的内部结构, 但是往往存在微裂隙, 线状有机质孔可能与之有关。与焦质沥青一样, 树脂体和无结构镜质体没有明显的内部结构, 均质性相对较强。这一类显微组分在热演化生烃过程中受内部结构限制小, 由此形成的有机质孔形态不规则, 分布杂乱。无定形体和藻类体相对较软, 容易变形, 泡沫状有机质孔可能与之相关。

由不同有机质显微组分构成的干酪根具有不同的碳骨架、官能团和空间构型, 导致生烃机制和演化途径不同, 表现为不同的生烃过程, 产生不同的有机质孔^[22]。Ⅰ型干酪根主要显微组分为腐泥组, 具有高的氢碳原子比H/C和低的氧碳原子比O/C, 富含脂肪结构, 芳香结构和杂原子键含量低; 在生烃过程中主要表现为有机质各部分均匀快速反应, 整体产生大分子而收缩, 有利于产生有机质边界孔。Ⅲ型干酪根显微组分主要为镜质组和惰质组, 具有较低的氢碳原子比H/C, 而氧碳原子比O/C高, 由大量多芳香核、酮及羧酸基团组成, 只含有少量的甲基和短链脂族结构, 但不含酯基团; 在生烃过程中主要表现为一部分官能团随着演化程度的升高依次从干酪根中直接脱除生烃, 最后逐渐残余出惰性骨架, 有利于产生有机质内部孔和有机质边缘孔。Ⅱ型干酪根显微组分主要为壳质组, 具有较高的氢碳原子比H/C和较低的氧碳原子比O/C, 酯键丰富, 含大量脂族结构, 主要是中等长度的链和环系; 生烃过程介于两者之间, 有机质边界孔、有机质内部孔和有机质边缘孔均可发育。

有机质在热解生烃后质量亏损, 总体积会降低^[23], 有机质孔的产生与成熟度有必然的联系^[24-25]。在低成熟度时, 有机质生成的烃类少, 缺乏有机质孔, 而在成熟的样品中有机质孔大量发育^[26]。Marcellus页岩中总有机碳-有机质孔隙度-成熟度关系表明, 对于一定含量的有机质, 随着成熟度增加, 生气窗内的页岩比生油窗内的页岩有机质孔更发育。图 7(据参考文献[7], 有修改)(a)两条曲线的截距代表无机矿物孔隙度, 通过向下平移消除无机矿物孔隙度近似得到有机质孔隙度(图 7(b)), 由此看出同一总有机碳对应的有机质孔隙度, 生气窗(R_o=2.1%)的样品较生油窗(R_o=1.0%)的样品更高, 尤其在总有机碳较高的情况下影响更明显。

图 7

图 7 Marcellus页岩孔隙度-总有机碳TOC-成熟度关系 Fig.7 Relationship of porosity-TOC-maturity in Marcellus shale

有机质孔开始大量出现时的镜质体反射率R_o介于0.8%~1.3%, 处于生油窗后期或生气窗初期^[27]。与之相符, 苏北盆地古近系泥页岩中有机质孔大量出现时镜质体反射率R_o约为0.8%。在生油窗前期, 产生的烃类溶解到干酪根中, 或生成的大分子可溶有机质及部分液态烃滞留于有机孔隙中, 堵塞产生的有机孔, 造成有机质孔不发育^[28-29]。实际上, 并非成熟度越高越有利于有机质孔的发育, 当有机质处于过成熟阶段时, 由于强压实作用和缩聚反应导致有机质石墨化。此外, 在有机质显微组分复杂的泥页岩中, 有机质的类型对有机孔的影响比有机质成熟度更大^[7]。

总有机碳含量TOC是表征泥页岩中有机质含量的一个常用参数, 与有机质孔数目、孔径、面孔率和有机质孔隙度均存在良好的相关性。

有机质孔主要出现在有机质内部, 显然有机质含量增加会加大有机质孔发育的可能性。在相同放大倍数的扫描电镜下, 统计苏北盆地古近系不同总有机碳的泥页岩样品中有机质孔的数目, 两者具有正相关关系, 表明总有机碳越高, 有机质孔数目越多(图 8(a))。

图 8

图 8 苏北盆地阜二段总有机碳对有机质孔的影响 Fig.8 Influence of TOC on organic-matter pores in E1f2 shale of Subei Basin

泥页岩中存在宏孔(孔径大于50 nm)、介孔(孔径为2~50 nm)和微孔(孔径小于2 nm)3种尺度的孔隙, 其中较小的介孔和微孔在扫描电镜下难以观察, 而宏孔和较大的介孔相对容易观察。通常采用高压压汞、氮气吸附和二氧化碳吸附三种方法分别获得的宏孔、介孔和微孔数据^[30]。苏北盆地古近系泥页岩中介孔和微孔含量之和与总有机碳有很好的线性关系(图 8(b))。在Marcellus页岩中同样存在类似关系, 总有机碳与较小介孔和微孔所占的比例呈正相关关系, 并与宏孔和较大的介孔的平均孔径呈负相关关系^[7]。因此随着总有机碳增加, 在扫描电镜下难以观察到的较小介孔和微孔所占的比例上升, 导致有机质孔的平均孔径降低。

有机质孔面孔率或有机质孔隙度与总有机碳之间的关系更加复杂。随着总有机碳增加, 苏北盆地古近系泥页岩中有机质孔面孔率和Marcellus页岩中有机质孔隙度均表现出先快速增加, 后变缓或降低, 最终稳定的趋势(图 7(b)、(c))。分析认为, 总有机碳增加对有机质孔隙度的影响有积极作用和消极作用两方面。

总有机碳包括两部分:一部分是具有生烃潜力的有机碳, 被称为“活碳”或“可热解碳”; 另一部分是不具有生烃潜力或生烃潜力很弱的有机碳, 被称为“死碳”或“惰性碳”。两种类型的有机碳生烃潜力的不同本质上是含氢量的差异, 活碳含氢量高, 生烃潜力大, 在热演化过程中能够产生更多的有机质孔, 而死碳含氢量低, 生烃潜力低, 产生有机质孔的能力也弱。总有机碳增加势必会增加活碳的含量, 通过热演化生烃产生有机质孔, 直接增加有机质孔隙度。然而, 总有机碳增加导致泥页岩塑性增强, 抗压实能力减弱, 有机质孔因压实作用而缩小或闭合, 由此间接降低了有机质孔隙度。因此有机质生烃增孔作用和压实减孔作用相互叠加决定了总有机碳与有机质孔隙度的关系。

当总有机碳较低时, 由于无机矿物的屏蔽作用, 有机质生烃增孔作用大于压实减孔作用, 有机质孔隙度近似线性快速增加。总有机碳继续增加, 页岩塑性增强, 压实作用影响明显增大, 有机质孔隙度缓慢增加或降低。特别是当总有机碳增加到一定值时, 有机质生烃增孔作用和压实减孔作用达到平衡, 有机质孔隙度保持稳定。在不同地区不同层位的泥页岩中, 由于埋藏过程、有机质类型、有机质成熟度和岩石组构等因素影响, 达到平衡时的总有机碳不同, 苏北盆地古近系泥页岩中R_o为0.4%~0.9%的样品平衡时TOC为2.5%(图 8(c)), 而Marcellus页岩R_o=1.0%的样品平衡时TOC为5.6%, R_o=2.1%的样品平衡时TOC为7%(图 7(b))。对于同一地区同一层位的Marcellus页岩来讲, 有机质类型和岩石组构相似, 平衡时的总有机碳主要受有机质成熟度影响, 随着成熟度增加, 有机质和无机矿物脆性增大, 页岩抗压能力增强, 压实减孔作用被削弱, 平衡时总有机碳增大。

有机质孔的影响因素分析表明, 有机质类型是决定有机质性质的基础, 其中有机质显微组分的类型及含量, 即干酪根类型是关键。不同的有机质类型, 热演化规律不同。当有机质类型一定时, 有机质所处的外部条件是有机质孔演化的原因。温度、压力、无机矿物和流体等的变化引起有机质组构、有机质成熟度和有机质含量的变化, 最终导致有机质孔的变化。

苏北盆地古近系泥页岩的有机质类型主要为Ⅱ型干酪根, 利用场发射扫描电镜观察实际样品, 发现随着层位变老、成熟度增加, 有机质孔的数目、形态、尺寸和分布发生阶段性演化(图 9(a))。同时, 选取Ⅱ型干酪根低成熟度样品开展高压釜热模拟实验, 模拟温度分别设置为400 ℃、500 ℃和600 ℃, 并对实验后的样品进行氩离子剖光和场发射扫描电镜观察, 其中有机质孔的变化特征与实际样品相似(图 9(c))。未成熟—低成熟阶段, 实际样品和热模拟样品中有机质孔均不发育; 中成熟阶段(生油窗), 实际样品和热模拟样品中有机质孔数目增多, 形态以圆形或椭圆形为主, 孔隙内壁光滑, 孔径为纳米级, 密集分布于有机质内部, 并且生油窗晚期较早期表现更突出; 高成熟阶段(生气窗), 实际样品中有机质孔数目继续增加, 形态不规则, 边缘参差不齐, 孔隙内壁粗糙, 孔径微米—纳米级, 孔隙连通性变强且具有层状化和网络化趋势, 而在热模拟样品中明显表现为复杂似蜂窝状连通体; 过成熟阶段, 实际样品和热模拟样品中有机质均为少量残余, 有机质孔数目明显减少, 孔径以纳米级为主, 但局部残留微米级有机质边界孔。

图 9

图 9 苏北盆地古近系泥页岩有机质组成和有机质孔结构的阶段性演化 Fig.9 Stage evolution of organic-matter composition and organic-matter pore structure in Paleogene shale of Subei Basin

有机质孔的阶段性演化特征与干酪根热解生烃过程中的组构演化和生烃机制密切相关(图 9(b))。生物化学生气阶段, 含氧、含硫或含氮等杂原子官能团的分解造成O/C比值迅速下降, H/C比值略有降低, 其演化产物主要是CO₂、H₂O及沥青质和胶质, 由此在干酪根结构中形成微孔级的有机质孔。热催化生油气阶段, H/C比值和O/C比值均快速下降, 脂族结构中的长链断裂形成大量的液态烃类从干酪根结构中脱除, 由此形成众多圆形、椭圆形或多边形、孔壁光滑的纳米级有机质孔。热裂解生凝析气阶段, 以H/C比值迅速下降, O/C比值缓慢下降为特征, 由于脂族结构中的短侧链断裂脱除或芳构化形成稳定化合物, 生成大量天然气, 不仅在干酪根中产生大量纳米级有机质孔, 而且改造已经存在的有机质孔, 使之孔壁粗糙、形态不规则或相互沟通成网。同时, 压实作用和芳构化作用使得干酪根中芳环开始具有共面的排列趋势, 造成有机质孔呈层状分布特征。深部高温生气阶段, H/C比值和O/C比值均很低且趋于稳定, 高温和高压下芳烃的脱氢与缩合、稠环化和碳化作用导致干酪根产生芳核的层片并向石墨化或无定形碳方向发展, 其主要产物是甲烷, 在干酪根中发育微孔级的有机质孔或残留微米—纳米级的有机质边界孔。

(1) 按照有机质孔成因, 有机质孔包括原生有机质孔和次生有机质孔两类; 按照有机质孔分布, 有机质孔包括有机质内部孔、有机质边缘孔和有机质边界孔3种。苏北盆地古近系泥页岩中原生有机质孔形态有蜂窝状和条形2种, 次生有机质孔主要有线状、泡沫状、片状、圆形或椭圆形、多边形和不规则状6种。有机质孔的分布具有非均质性, 包括离散型、定向型和密集型3种分布样式。当达到一定的成熟度时, 有机质内部结构是一个具有层状格架的似蜂窝状网络连通体, 并被相对致密的有机质包壳封闭。

(2) 有机质孔的发育受有机质所处的外部条件和有机质本身的内部因素共同作用。外部条件包括温度和上覆岩层压力、无机矿物和流体3种; 内部因素包括有机质类型、有机质成熟度和有机质含量3种。外部条件主要通过影响有机质生烃或压实作用间接影响有机质孔的发育。内部因素是影响有机质孔发育的根本, 其中有机质类型是基础, 有机质显微组分决定了有机质的性质; 通常当有机质类型一定, 随着有机质成熟度增加, 有机质孔越发育, 但过成熟阶段有机质孔发育程度降低; 有机质含量对有机质孔影响复杂, 随着总有机碳增加, 有机质孔数目增多、平均孔径变小, 而面孔率和有机质孔隙度表现为先快速增加, 后变缓或降低, 最终稳定的趋势。

(3) 有机质类型不同, 热演化规律不同。苏北盆地古近系泥页岩中有机质类型主要为Ⅱ型干酪根, 随着成熟度升高, 实际样品和热模拟实验样品中有机质孔的数目、形态、尺寸和分布具有阶段性演化特征, 这与干酪根热解生烃过程中的组构演化和生烃机制密切相关。