含粉砂质层页岩储层孔隙结构和物性特征：以张家滩陆相页岩为例

赵谦平,张丽霞，尹锦涛，俞雨溪，姜呈馥，王 晖，高 潮

1.陕西延长石油(集团)有限责任公司研究院，西安 710075 2.陕西省页岩气勘探开发工程技术研究中心，西安 710075 3.陕西省陆相页岩气成藏与开发重点实验室，西安 710075 4.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081

0 引言

随着页岩油气的大规模开发，富有机质的页岩层系已然突破了烃源岩或封盖层的认识，其储集性和渗流能力也被广泛地关注[1-2]。孔隙结构和物性特征被认为是决定储层储集性和渗流能力的关键，其对于气体储集以及气体的运移具有至关重要的作用，是页岩气储层特征研究的重点之一。

鄂尔多斯盆地三叠系延长组长7油层组发育厚层富有机质的深湖—半深湖沉积页岩[3-6]，其已被证实是页岩气的可采层段[7-9]。长7页岩中大量的粉砂质层常与泥质层频繁交替出现，单层厚度为0.5～1 000.0 mm，粉砂质层的累计厚度占页岩段总厚度比例较高，可达10%以上[10]。研究表明，粉砂质层与泥质层在矿物组成和沉积结构上具有较大的差异性，很可能对页岩储层整体孔隙结构和物性特征具有重要影响，进而造成页岩储层在储集性和渗流能力上的非均一性[11]。前人[12-16]利用扫描电镜(场发射扫描电子显微镜FE-SEM、扫描电子显微镜SEM、聚焦离子束扫描电子显微镜FIB-SEM等)、压汞法、气体吸附法和He孔隙度测试重点对泥质页岩的孔隙类型、孔隙结构和物性特征开展了大量的研究工作，但对页岩储层内粉砂岩或粉砂质纹层发育页岩的孔隙结构和物性特征的研究较少。

为了能够更加系统全面地认识延长组长7张家滩页岩储层的孔隙结构和物性特征，本文在前人研究的基础上，结合扫描电镜观测、压汞法、氮气吸附法和气测孔渗等多种测试分析手段，针对页岩储层内粉砂岩、粉砂质纹层发育页岩、泥质页岩展开研究，对比了三者孔隙结构和物性特征上的差异，并对可能影响孔隙形成和保存的因素进行了分析，以期为该套页岩的甜点预测提供依据。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地位于我国中部地区，是稳定沉降、坳陷迁移的克拉通内多旋回的沉积盆地，是我国主要的含油气盆地之一[3](图1)。盆地内包含有6个次级构造单元，分别是伊盟隆起、渭北隆起、西缘冲断构造带、晋西挠褶带、天环坳陷以及伊陕斜坡[4]，研究区位于伊陕斜坡的南部(图1a)。

a.研究区位置；b.样品井位分布图；c.地层综合柱状图。图1 研究区位置、构造特征及样品井位信息Fig.1 Location, tectonic characteristics and sample location in the study area

鄂尔多斯盆地上三叠统延长组沉积了多旋回的河流-湖泊相碎屑沉积物。自延长组沉积以来，盆地整体上经历了4期抬升剥蚀(三叠纪晚期、早侏罗世晚期、侏罗纪晚期和白垩纪晚期)，其中白垩纪晚期剥蚀量最大，达到800～2 000 m[6]。延长组按沉积环境可进一步划分为10个油层组(长10—长1)(图1c)。其中，长7油层组沉积时期，强烈的构造活动使得湖盆快速扩张[3]，湖盆达到了鼎盛时期，盆地大部分地区被湖水覆盖，属于深湖—半深湖的沉积环境，水生生物和浮游生物大量繁殖，是盆地内主要的生油母质形成时期。长7油层组底部沉积了盆地尺度上广泛分布的富含有机质的张家滩页岩[11]，岩性主要为厚层灰黑色、黑色油页岩或碳质页岩夹薄层泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、粉砂岩、细砂岩[10]，研究区内厚度为15～130 m(图1b)。研究区内张家滩页岩有机质类型以腐泥无定形为主，有机碳质量分数主要为1.76%～6.28%，平均质量分数为3.92%，是优质的油源岩和页岩气勘探区[11]。

2 样品与测试方法

针对张家滩页岩内粉砂质层广泛发育、单层厚度变化较大(0.5～1 000.0 mm)的特点[10]，按照Bates等[17]和Potter等[18]的研究，将张家滩页岩内发育的浅灰色细质砂层定义为粉砂质层，其中：单层厚度小于1 cm的薄层定义为粉砂质纹层；单层厚度大于1 cm的较厚层定义为粉砂质夹层；将张家滩页岩内黑色富含有机质和黏土矿物的纹层或夹层定义为泥质层。

研究中采集了12口井的22块样品进行相关测试分析工作，按照样品内粉砂质层厚度和发育频数，将样品划分为3种岩石类型：仅发育泥质层的泥质页岩(图2a)；浅色粉砂质纹层与深色泥质层呈互层状的粉砂质纹层发育页岩(图2b)；发育于页岩段内粉砂质层厚度较大的粉砂岩(图2c)。

这些样品在未经任何前处理的情况下被制成颗粒状、块状和标准圆柱状样品(直径2.5 cm)，分别用于CO2和N2吸附法测试、高压汞测试与气测孔渗测试。气体吸附法测试使用仪器为美国康塔公司NOVA4200e比表面及孔隙度分析仪，分别采用氮气和二氧化碳作为测试气体。其中：氮气测试温度为-195.8 ℃，测试压力范围为0～110.9 kPa，采用BJH模型解释等温吸附曲线获得2～100 nm孔径范围的孔隙结构数据[19]；二氧化碳吸附测试温度为0 ℃，测试压力范围为0～104.4 kPa，采用NLDFT模型[20]解释等温吸附曲线获得0.4～2.0 nm孔径范围的孔隙结构数据。压汞测试法使用美国康塔公司压汞仪Poremaster33GT，最大进汞压力206 MPa，可测孔径范围为7 nm～100 μm；孔隙度和渗透率测试采用美国岩心公司PDP200孔渗测试仪，以氦气作为测试气体，采用气体膨胀法和脉冲衰减法分别获得岩心的孔隙度和渗透率。此外，部分样品还被制成断口样以及岩石薄片用于扫描电镜微观观测，其中断口样采用镀金处理，岩石薄片用氩离子溅射仪进行抛光，使用S4800冷场发射扫描电镜(配有EDS能谱)进行观测，观测电压为5～15 kV。

3 测试结果

3.1 镜下显微观测结果

根据Loucks等[21]的页岩中孔隙类型分类方案，可将页岩孔隙分为粒(晶)间孔、粒(晶)内孔和有机质生烃孔3类。通过FE-SEM等扫描电镜观测技术，结合氩离子抛光技术，可以对泥质层和粉砂质层中发育的储集空间类型、特征进行观察和定性分析。

3.1.1 泥质层

泥质层中黏土矿物体积分数较高，有机质富集，主要发育与黏土矿物和有机质相关的孔隙类型。

张家滩泥质层内粒(晶)间孔主要发育两类：其一为黏土矿物团块或颗粒堆积并经后期压实作用改造的粒间孔，这类孔隙多呈现为缝状或长轴状并具有线状排列的特点(图3a，b)，部分呈多角状，孔径较小，主要为10～40 nm；其二是黏土矿物在石英、长石、黄铁矿等刚性颗粒支撑下形成的等轴状粒间孔，孔径相对较大，多为60～80 nm(图3c,d)。

泥质层中的粒(晶)内孔主要包括云母粒内孔(图3e)、草莓状黄铁矿集合体粒内孔(图3f)、化石体腔粒内孔(图3g)、铸模孔(图3h)和菱铁矿集合体粒内孔(图3i，j)等，粒内孔中以化石体腔孔、黄铁矿集合体粒内孔和铸模孔最为常见。整体来看，这些粒内孔发育数量较少，但其孔径往往较大，可以达到100 nm以上。

除上述两种类型的孔隙外，泥质层中发育大量与有机质相关的孔隙，这些孔隙形态上多呈近圆形和椭圆形(图3k)，此外还呈现出三角形、多边形以及不规则的长条形，孔径一般为8～347 nm，平均孔径为20 nm左右。有机质孔隙多数呈集群状分布，存在大量的相互连接的有机质孔可以形成复杂的孔隙网络。值得注意的是，即便是在相同的视域，并不是所有的有机质都发育孔隙(图3l)。

综合上述观察结果显示，泥质层中最主要的孔隙类型是黏土矿物的长轴状和等轴状的粒间孔以及有机孔，孔径多在80 nm以内。

a.泥质页岩；b.粉砂质纹层发育页岩；c.粉砂岩。图2 研究区样品岩性特征Fig.2 Lithology types of the tested samples in the study area

a.黏土矿物长轴状粒间孔(H36井,1 393.13 m)；b.黏土矿物长轴状粒间孔(YY8井,1 522.88 m); c.黏土矿物等轴状粒间孔(YY8井, 1 522.88 m)；d.黏土矿物等轴状粒间孔(YY8井, 1 520.43 m)；e.云母粒内孔(H36井,1 393.13 m)； f.草莓状黄铁矿集合体粒内孔(Y860井, 1 847.12 m)；g.化石体腔粒内孔(Y860井, 1 847.12 m)； h.铸模孔(YY8井, 1 520.00 m)；i.菱铁矿集合体粒内孔(YY7井, 1 140.87 m)；j.i中黄色四角星处EDS能谱；k.圆形和椭圆形有机质孔(Y860井, 1 847.12 m)；l.不发育孔隙的有机质(Y860井, 1 847.12 m)。图3 研究区内泥质层中的孔隙类型Fig.3 Pore types of the clayey layer in the study area

3.1.2 粉砂质层

粉砂质层中的长石和石英等碎屑颗粒体积分数较高，刚性碎屑颗粒组成的粒间孔发育，包括：1)长石或石英等刚性碎屑颗粒相互接触支撑形成的原生粒间孔(图4a)。这些粒间孔孔隙的形态多呈不规则多边形，孔径可在纳米级到微米级分布，甚至可达1～2 μm(图4a，b)；此类粒间孔可能被同沉积的黏土矿物等充填，但由于刚性颗粒的遮蔽作用，填隙物保留了较多的粒间孔，这些粒间孔呈线形、三角形或近圆形的形态，孔径多为5～100 nm(图4c，d)。2)长石颗粒和碳酸盐胶结物等易溶矿物常在边缘被溶蚀，从而形成粒间溶蚀扩大孔(图4e，f)。其孔隙形态多呈港湾状，孔径较小。3)在成岩过程中，分布于碎屑颗粒间或溶蚀孔隙中的自生石英、长石胶结物、碳酸盐胶结物等自生矿物的晶体间会有较多晶间孔(图4g，h)。有些晶体边缘也受到溶蚀，晶体间孔隙形态众多，以线状、不规则多边形为主，晶间孔孔径为7～300 nm。

粉砂质层中的粒内孔主要包括:1)粉砂质层中的长石颗粒或长石胶结物常被溶蚀形成粒内溶蚀孔(图4i，j)，孔隙形态各异，可为长轴缝状、似圆状和不规则多边形，孔径分布为30 nm～2 μm，此外，在某些石英颗粒中也可见溶蚀孔(图4k)；2)颗粒的铸模和颗粒间易溶胶结物的铸模,前者往往是由于成岩早期的易溶矿物交代了颗粒被溶解，后者往往比原来的粒间孔有所扩大，这是由于易溶的碳酸盐胶结物、杂基或硫酸盐胶结物交代了颗粒边缘的缘故(图4l)。

由于粉砂质层有机质体积分数较低，在镜下较少见有机质孔隙。

统计镜下观察的数据显示，在粉砂质层中，刚性颗粒形成的粒间孔、长石等颗粒的粒间溶蚀扩大孔和粒内溶孔最为发育，孔径最大可达微米级，同时也存在较小孔径的晶间孔。

a.刚性颗粒支撑的原生粒间孔(YY1井, 1 315.23 m)；b.刚性颗粒支撑的原生粒间孔(FN50井, 772.14 m);c.被自生黏土矿物充填的原生粒间孔(YY1井,1 315.23 m)；d.被黏土矿物充填的原生粒间孔(FN17井,1 054.19 m)；e.长石颗粒形成的粒间溶蚀扩大孔(FN17井,1 054.19 m)；f.长石颗粒形成的粒间溶蚀扩大孔(FN50井, 772.14 m)；g.石英微晶胶结物的晶间孔(LP171井, 1 727.25 m)；h.g中黄色四角星处EDS能谱；i.不规则多边形长石颗粒的粒内溶蚀孔(FN50,772.14 m)；j.i中黄色四角星处EDS能谱；k.石英颗粒上的溶蚀孔(X55井, 1 053.31 m)；l.铸模孔(FN50井, 772.14 m)。图4 研究区内粉砂质层中发育的孔隙类型Fig.4 Pore types of the silty layer in the study area

3.2 孔隙结构测试结果

3.2.1 压汞实验结果

图5是根据压汞法测试所得孔径分布结果。由图5可知，泥质页岩、粉砂质纹层发育页岩和粉砂岩的孔径分布具有较大的差异。泥质页岩中孔径主要为1 μm以下，峰值为10～50 nm，以中孔为主，大孔相对不发育；粉砂质纹层发育页岩的孔径分布范围明显大于泥质页岩层，在10 nm～100 μm范围内均有分布，且具有明显的双峰分布特征，最大峰值分布在5～20 μm，较小峰值分布在10～20 nm，以大孔为主，中孔相对不发育；粉砂岩样品的孔径分布在10 μm以上，具有单峰分布特征，以大孔为主，纳米级孔隙相对不发育。利用压汞数据计算了各个样品的孔隙度(图5)，结果显示：粉砂岩的压汞孔隙度最大，平均为2.69%；粉砂质纹层发育页岩的压汞孔隙度次之，平均为2.17%；泥质页岩的压汞孔隙度最小，平均为0.47%。综上所述，在压汞探测孔径范围内(>7 nm)，粉砂岩和粉砂质纹层发育页岩、泥质页岩相比，具有较大的孔径分布特征和孔隙度，这与镜下观测统计结果中粉砂质层孔径分布优于泥质层一致。

3.2.2 气体吸附法

表1是氮气吸附法和二氧化碳吸附法测试数据结果。由图5可知，粉砂岩内小于100 nm的孔隙基本不发育，所以仅对泥质页岩和粉砂质纹层发育页岩进行了气体吸附测试。由测试结果(图6)可知，粉砂质纹层发育页岩的微孔孔体积相对较低，中孔和100 nm以下大孔的孔体积相对较高(图6a,c)，微孔、中孔和孔径100 nm以下大孔孔体积平均值分别为0.110、0.820、1.270 cm3/100g，中-大孔孔体积平均是微孔孔体积的19.4倍；泥质页岩的孔体积分布也表现出相同特征(图6b,d)，微孔、中孔和孔径100 nm以下大孔的孔体积平均值分别为0.500、0.810、0.710 cm3/100g，中-大孔孔体积平均是微孔孔体积的3.1倍。

对比粉砂质纹层发育页岩和泥质页岩的孔隙结构数据可知：泥质页岩微孔孔体积较大，平均是粉砂质纹层发育页岩微孔孔体积的4.55倍；而粉砂质纹层发育页岩的孔径100 nm以下中-大孔孔体积较大，是泥质页岩对应孔体积的1.4倍。由于这部分中-大孔孔体积远大于微孔孔体积，且粉砂质纹层发育页岩相对泥质页岩中-大孔更为发育，因此其总孔体积(孔径<100 nm)大于泥质页岩(图6)。

结合压汞法测试结果所得认识，与泥质页岩相比，粉砂质纹层发育页岩在孔径>100 nm范围内孔隙更为发育，对应孔体积较大，因此粉砂质纹层发育页岩相比泥质页岩具有更高的总孔体积。

3.3 孔渗物性特征

表2是张家滩页岩中泥质页岩、粉砂质纹层发育页岩、粉砂岩的气测孔渗测试数据。结果显示：粉砂岩具有最好的物性特征，孔隙度平均为7.12%，垂直渗透率为923×10-9μm2，水平渗透率为3 583×10-9μm2；泥质页岩物性最差，平均孔隙度为1.96%，垂直渗透率平均为67×10-9μm2，水平渗透率因未能成功钻取水平方向小岩心柱而不能测得；粉砂质纹层发育页岩物性参数整体介于粉砂岩和泥质页岩样品之间，孔隙度分布范围为3.36%～5.48%，平均值为4.03%，垂直渗透率平均为293×10-9μm2，水平渗透率平均为769×10-9μm2。测试数据表明，粉砂质层的存在提高了页岩样品的孔隙度和渗透率，增加页岩整体的储渗性能。

dV.孔体积，cm3/g；D.孔隙直径，nm；Φ.压汞孔隙度，%。图5 研究区泥质页岩(a)、粉砂质纹层发育页岩(b)和粉砂岩(c)的压汞孔径微分分布图Fig.5 Pore size distribution obtained from mercury injection for the clayey shale(a), the silty laminated shale(b) and the siltstone(c) in the study area

井号深度/m岩性类型微孔孔体积/(cm3/100g)中孔孔体积/(cm3/100g)大孔孔体积/(cm3/100g)YY11 315.23YY71 150.47YY71 308.91粉砂质纹层发育页岩0.1000.7801.0000.0600.7071.1000.1630.9801.710(均值)0.1100.8201.270YY81 520.43Y8601 847.12YY71 140.87泥质页岩0.2000.8240.5780.7500.8060.7030.5210.8000.860(均值)0.5000.8100.710

a.粉砂质纹层发育页岩CO2吸附测试结果；b.泥质页岩CO2吸附测试结果;c.粉砂质纹层发育页岩N2吸附测试结果；d.泥质页岩N2吸附测试结果。图6 研究区粉砂质纹层发育页岩和泥质页岩的气体吸附测试孔体积分布特征Fig.6 Pore volume distribution obtained from gas adsorption for the clayey shale and the silty laminated shale in the study area

样号井号深度 /m岩性实测孔隙度/%渗透率/(10-9μm2)小岩心柱类型1H361 393.13泥质页岩1.6976垂直层理方向2L931 576.14泥质页岩2.2258垂直层理方向3H361 387.25粉砂质纹层发育页岩3.36936平行层理方向4H361 387.25粉砂质纹层发育页岩3.50491垂直层理方向5C100814.19粉砂质纹层发育页岩3.74133垂直层理方向6H361 390.80粉砂质纹层发育页岩3.96603平行层理方向7C100814.19粉砂质纹层发育页岩4.14平行层理方向8H361 390.80粉砂质纹层发育页岩5.48255垂直层理方向9X551 053.31粉砂岩7.09923垂直层理方向10X551 053.31粉砂岩7.143 583平行层理方向

4 讨论

本文重点讨论粉砂质层在沉积结构、化学成岩作用和液态烃的作用等方面与泥质层的差异，从而分析粉砂质层具有较好孔渗能力的原因。

4.1 沉积结构

目前页岩沉积的水槽实验研究表明[22-24]，水体中黏土矿物含量和水动力条件的差异会造成原始沉积结构的差异，继而影响页岩孔隙的发育：1)在静水条件下，悬浮状态的黏土矿物会以较为松散的层状絮凝物形式沉积(图7a)，其原始沉积孔隙往往存在于层状絮凝物之间，呈长轴状的孔隙，孔径较小(图3a，b)；2)随着水动力增加，黏土矿物可以相互包裹、滚动，形成较为坚固的团块状絮凝物(图7b)，沉积后会在团块状絮凝物间形成孔径相对较大的等轴状孔隙(图3d)；3)黏土矿物含量减少，沉积物以石英和长石等刚性碎屑颗粒为主的情况下，由于其粒径往往大于黏土矿物的团块状絮凝物(图7c)，可以形成大孔径的等轴状孔隙(图4a，b)。因此，相较于黏土矿物为主的泥质层(图3)，以石英和长石等刚性碎屑颗粒为主的粉砂质层的原始沉积孔隙度要好于泥质层(图4)。

Ohmyoung等[25]对不同类型孔隙的抗压程度的研究成果表明：石英或长石等刚性碎屑颗粒相较于黏土矿物的絮凝物(层状絮凝物和团块状絮凝物)具有更强的抗压性，其发育的孔缝具有更好的保存条件。这种特征造成了在经受物理压实作用过程中，粉砂质层能够保存更大孔径的孔隙以及孔隙空间(图7)。另外早白垩世末期，鄂尔多斯盆地经受了大规模的抬升剥蚀[11]，长石或石英等颗粒有利于孔隙的回弹[26]，因此，进一步恢复了粉砂质层中孔隙的孔径。

4.2 化学成岩作用

除物理成岩作用外，化学成岩作用也是影响页岩尤其是粉砂质层孔隙结构和物性特征的重要因素。由于研究区页岩普遍经历了大规模的生排烃，在此过程中产生的有机酸为页岩储层提供了良好的酸性环境。在酸性条件下，张家滩页岩中长石的溶蚀作用以及石英的胶结作用最为常见。

粉砂质层中较高的长石含量为溶蚀作用的发生提供了物质基础，其较好的孔渗条件也有利于成岩流体的交换，从而使溶蚀作用得以进行。镜下观察发现：粉砂质纹层中随处可见长石粒内溶蚀孔缝和粒间溶蚀孔(图4e、f)，有的甚至可形成微米级的大孔并且能够得到很好的保存(图4e)。泥质层内矿物组成以黏土矿物为主，长石含量较低，其长石溶蚀作用形成的孔隙少于粉砂质纹层。总体来看，粉砂质纹层内发生过普遍而强烈的溶蚀作用，提供了大量的孔隙空间，增加了整体的储渗性能。长石在酸性条件下发生溶解后最常见的是形成高岭石，在有富钾流体存在时，长石溶解后则以伊利石产出为主，大部分长石在这种情况下都会沉淀出石英胶结物[27]；因此，有机酸溶蚀作用后伴随的石英胶结作用是破坏粉砂质纹层孔隙空间的重要因素之一。显微观测中也发现粉砂质纹层粒间孔中确有石英晶体产出(图4g)，进一步观察可以发现，石英胶结作用对粉砂质纹层孔隙空间的破坏作用有限，粉砂质纹层中仍然存在大量未被成岩矿物胶结的孔隙空间(图4a)。分析其原因发现 ，生烃过程中，粉砂质层接收了来自页岩层中排出的烃类物质，发生了烃类尤其是液态烃的充注作用，镜下观察显示，粉砂质纹层的碎屑颗粒粒间孔中残留有大量的含碳烃类。图8为粉砂质纹层的新鲜断口样的SEM图像，左图黄框区域内EDS显示碳元素质量分数高达100%，放大后发现碎屑颗粒表面包裹有含碳物质，表面还残留有若干矿物晶形的印模，说明碎屑颗粒粒间孔中存在大量的液态烃或沥青等烃类物质。虽然粉砂质纹层粒间孔中的残留烃会占据一部分孔隙空间，但颗粒表面的“油膜”可以改变颗粒的润湿性，使矿物表面由亲水向亲油转变，在一定程度上抑制后期成岩流体对孔隙的胶结破坏作用，减少石英胶结物对孔隙的破坏作用[28]，更有利于粉砂质纹层中孔隙空间的保存。

a.静水沉积黏土絮凝物；b.水流作用下黏土絮凝物；c.石英、长石等粉砂级碎屑颗粒。据文献[22]修编。图7 沉积和压实作用对页岩中不同组成部分的孔隙结构影响Fig.7 Fabric texture for different types of shale before and after compaction

黄色四角字星为EDS能谱测试位置。图8 研究区内粉砂质纹层中被沥青包裹的碎屑颗粒Fig.8 Detrital grains wrapped by bitumen in silty laminae observed under SEM in the study area

5 结论

1)鄂尔多斯盆地延长组张家滩页岩中粉砂质层与泥质层具有不同的孔隙发育类型。粉砂质层中碎屑颗粒间孔和溶蚀孔发育，泥质层中主要发育黏土矿物孔隙和有机质孔。

2)泥质页岩和粉砂岩具有明显的单峰形式的孔径分布特征，前者以孔径1 μm以下的微孔和中孔为主，后则主要以孔径>10 μm的大孔发育为主，粉砂质纹层发育页岩具有双峰形式的孔径分布，峰值孔径分别位于<20 nm和5～20 μm。

3)粉砂岩、粉砂质纹层发育页岩和泥质页岩的孔隙度平均值为7.12%、4.03%和1.96%，垂直渗透率平均值为923×10-9、293×10-9和67×10-9μm2，表明粉砂质纹层发育页岩和粉砂岩的孔隙度和渗透率明显优于泥质页岩。

4)粉砂质层中石英、长石等粉砂级刚性碎屑颗粒的富集，有利于原始孔隙的形成和在压实过程中的保存；有机酸存在造成的酸性成岩环境，有利于长石等颗粒发育溶蚀孔隙；液态烃等在颗粒表面形成的薄膜，能够有效抑制石英等胶结作用的发生。上述3个方面是粉砂质纹层发育页岩和粉砂岩的孔隙结构和物性特征明显优于泥质页岩的主要原因。