四川盆地中侏罗统页岩储层特征及其影响因素

刘苗苗，付小平，谢佳彤

（中国石化勘探分公司，四川 成都 610041）

0 引言

四川盆地油气资源丰富，非常规油气勘探成效显著，已成为国家重要的能源阵地［1-2］。近年来，陆相页岩油气富集机理及地质评价研究逐渐成为国内石油地质学家广泛关注的热点，中侏罗统凉高山组作为四川盆地陆相页岩油气勘探的主要目的层之一，诸多学者［3-8］开展了大量的基础研究。朱彤等［5］在四川盆地侏罗系沉积相研究的基础上，认为凉高山组沉积时期经历了大规模湖侵，发育半深湖有利相带；刘忠宝等［6］对四川盆地陆相页岩相类型、组合特征开展分析，明确了纹层状黏土质页岩和纹层状介壳灰质黏土质页岩是勘探的有利岩相；胡东风等［7］对泰页1 井精细解剖，指出沉积相、微裂缝的保存条件是凉高山组页岩油气富集高产的关键因素。

勘探实践表明，陆相页岩油气储层在储集空间特征、形成、演化等方面与海相页岩油气存在较大差异［8］，储层孔隙特征不清、孔隙发育主控因素缺乏深入研究是制约陆相页岩油气勘探的关键因素。笔者以YY3井、TY1 井系统取心资料为基础，采用氩离子扫描电镜、N2吸附、孔渗测试等分析测试手段对凉高山组暗色泥页岩层段储层特征和孔隙结构进行了研究，并探讨了凉高山组泥页岩储层孔隙发育主控因素，以期为陆相页岩油气勘探提供理论支撑。

1 地质背景与沉积特征

四川盆地受周缘龙门山—米仓山—大巴山、大巴山—雪峰山构造复合带的非同期挤压，形成了3 个次级盆-山耦合系统，平面上具明显的 “三坳围一隆” 构造-沉积格局［8］，至晚三叠世末演化为北陡南缓的不对称大型宽缓湖盆。四川盆地陆相地层自下而上发育了上三叠统须家河组、侏罗系自流井组、凉高山组、下沙溪庙组、上沙溪庙组、遂宁组和蓬莱镇组等陆相地层［9］。凉高山组沉积期经历了一次完整的湖侵和湖退过程，发育半深湖、浅湖、滨湖、三角洲前缘等亚相类型［10］。半深湖亚相主要发育半深湖泥微相，以灰黑色—黑色泥页岩为主，可见植物碎屑；浅湖亚相主要发育浅湖泥和浅湖砂坝微相，岩性为暗色泥岩与浅色砂岩交互沉积，发育泄水构造、包卷层理、波状层理，少见介壳；滨湖亚相以粉砂岩夹泥岩为主，可见交错层理；三角洲前缘亚相以厚层状细砂岩为主。

根据岩性组合差异，自下而上将凉高山组分为一、二、三段，凉二段进一步划分为下亚段、中亚段和上亚段3 个亚段［10］，暗色泥页岩层段主要对应中、下亚段（见图1）。对TY1 井、YY3 井暗色泥页岩层段岩心精细描述，可以识别纹层状黏土质页岩相、纹层状黏土质页岩夹粉砂岩相、韵律型混合质泥岩相、层状泥岩与粉砂岩互层岩相及块状泥岩夹粉砂岩相等5 种主要岩相组合类型（见表1），它们在岩石类型、有机地化特征、储层物性特征、矿物体积分数等方面存在一定差异。

图1 研究区构造位置及地层综合柱状图Fig.1 Structural location of the study areas and histogram of stratum

表1 凉二段暗色泥页岩相特征Table 1 The characteristic of dark shale facies in the second Member of Lianggaoshan Formation

2 储层特征

2.1 物性特征

复兴地区凉二段暗色泥页岩的孔隙度分布在1.42%～4.51%，平均为3.21%，纹层状黏土质页岩相的孔隙度最大，平均为3.87%；泥页岩渗透率介于0.000 4×10-3～22.900 0×10-3μm2，平均为0.038 5×10-3μm2。元坝地区凉二段暗色泥页岩的孔隙度分布在1.30%～6.30%，平均为4.04%，不同岩相孔隙度差异较大，纹层状黏土质页岩相—韵律型混合质泥岩相—块状泥岩夹粉砂岩相的孔隙度具有减小趋势；泥页岩渗透率相对较低，最大值和最小值分别为0.178 0×10-3，0.001 9×10-3μm2，平均为0.036 2×10-3μm2。元坝、复兴地区凉二段总体表现为低孔特低渗储层。

2.2 孔隙类型

元坝、复兴地区凉二段泥页岩纳米级孔隙发育，12个样品镜下观察结果显示，孔隙类型按成因可分为有机孔和无机孔［11］。此外，微裂缝的发育可以沟通页岩中的基质孔隙空间，有效改善页岩储集性与物性［12］，因此本文对微裂缝也进行了观测描述。

2.2.1 有机孔

复兴地区凉二段有机孔主要发育在固体沥青、固体沥青-黏土矿物复合体、有机质-黏土矿物复合体中，结构镜质体、菌类分泌体中亦见部分孔隙，无结构镜质体、镜屑体、丝质体、半丝质体、惰屑体中孔隙相对欠发育（见图2a，2b）。其中：沥青质孔、有机质-黏土矿物复合孔为沥青或原油裂解后原地形成的孔隙，孔隙形态不规则，多呈蜂窝状分布，孔径多小于20 nm；沥青质孔-粒间孔（复合孔）大多呈扁平状和不规则状，产于沥青质内部或边缘，属于沥青或原油迁移过程中热演化碳化收缩孔或出气孔，孔径范围在50～2 000 nm 不等；而结构镜质体、菌类分泌体内原生成因孔的孔径范围较大，多数在100～5 000 nm。元坝地区凉二段有机孔发育特征与复兴地区相似，主要发育于固体沥青、固体沥青-黏土矿物复合体、有机质-黏土矿物复合体中，有机孔占比大，介于5%～35%［13］，但大多数有机孔是孤立分布的，孔与孔之间难以连通，常见有机质边缘缝和内部破裂缝。

图2 凉二段页岩孔隙类型Fig.2 Pore types of shale in the second Member of Lianggaoshan Formation

2.2.2 无机孔

氩离子抛光-扫描电镜观察分析表明，研究区无机孔类型丰富，黏土矿物晶间孔、层间孔、粒间孔、溶蚀孔等均有发育。其中，黏土矿物孔最发育，其次为粒间孔，局部发育溶蚀孔。

1）黏土矿物孔（见图2c，2d）。氩离子抛光-扫描电镜观察显示，凉高山组不同页岩相中普遍发育黏土矿物晶间线状微孔隙，也发育伊/蒙混层、伊利石片、伊利石与云母片层间孔隙。晶间线状微孔隙长度及宽度不一，孔径短轴介于5～50 nm，长轴介于50～500 nm。片层间发育明显的狭缝形孔或楔形孔，板片不定向堆叠或与刚性颗粒结合形成三角形孔或穹形孔，孔径短轴介于10～200 nm，长轴介于20～2 000 nm。受总有机碳质量分数（TOC）及晶间线状微孔隙发育程度控制，孔隙充填程度不一，可见全充填、部分充填及未充填。

2）粒间孔。研究区凉高山组页岩中的粒间孔主要发育于黏土矿物与石英（长石）颗粒间、黏土矿物晶片间及局部石英颗粒间，形态多呈三角形、长条形和不规则状等，孔径范围较大，纳米级、微米级孔隙均有发育，一般同一视域下与黏土矿物间线状孔共存。这一特征与自流井组页岩储层结构相似［14］。

3）溶蚀孔（见图2e）。研究区内局部层段发育溶蚀孔，主要表现为2 种形式：一是方解石粒内溶蚀孔，形态多样，孔隙内可见黏土矿物或溶蚀残余方解石晶粒；二是方解石粒内溶蚀针状孔，个体较前者小，局部放大后可见暗色有机质充填或未充填的不均一现象。复兴地区溶蚀孔主要为第1 种，元坝地区溶蚀孔2 种均有发育。

2.2.3 微裂缝

微裂缝按尺度可划分为构造缝、页理缝、微裂缝（见图2f—2i）。构造缝在复兴地区凉二段中、下亚段常见，表现为高角度裂缝，大多被方解石-沥青全充填或半充填，元坝地区凉二段构造缝发育程度略低于复兴地区。页理缝在元坝、复兴地区均有发育，主要发育于纹层状页岩相，缝宽介于0.01～0.03 mm，多平行于纹层面。微裂缝主要见于镜下，可见生烃超压缝、黏土矿物收缩缝、有机质收缩缝等，缝宽多为纳米、微米级，介于不同矿物间、有机质与无机矿物颗粒间。微裂缝除了自身可以作为页岩气储集空间外，还能沟通各类无机孔与有机孔，形成相互连通的页岩孔隙系统，有利于有机质生烃后向邻近无机孔运移排出，从而生成并聚集较多的页岩气。此外，天然微裂缝的发育可提高后续压裂改造渗流能力，使得压裂改造效果更好，页岩气产出能力更高。

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2.3 孔隙结构

2.3.1 孔径分布

根据页岩N2吸附实验测试分析，元坝、复兴地区凉高山组泥页岩孔径主要介于2～50 nm，以介孔为主，其次为宏孔，微孔占比小。其中：复兴地区凉二段主要目的层页岩微孔占比为16%，介孔占比为53%，大孔占比为31%；元坝地区主要目的层页岩微孔占比为15%，介孔占比为63%，大孔占比为22%。

2.3.2 孔隙结构

凉二段页岩孔体积介于0.014 9～0.041 0 mL/g，平均为0.027 4 mL/g，比表面积介于6.174～11.017 m2/g，平均为8.563 m2/g。不同岩相的孔体积、比表面积、孔隙形态存在差异。

纹层状黏土质页岩相中的孔隙形态以近似墨水瓶形、近似平行板状狭缝形为主（见图3，图中为TY1 井样品），比表面积（10.94 m2/g）、孔体积（0.027 9 mL/g）较大，孔径在0.5～12.0 nm 的孔隙相对发育，以黏土矿物粗介孔、微裂缝沟通的局部溶蚀孔为主。纹层状黏土质页岩夹粉砂岩相中的孔隙形态以近似墨水瓶形、墨水瓶形为主，比表面积和孔体积相对纹层状黏土质页岩相略小。韵律型混合质泥岩相中的孔隙形态以平行板状狭缝形与墨水瓶形的过渡类型为主，比表面积、孔体积介于前2 种岩相之间，孔径在0.5～6.0 nm 的孔隙相对发育。层状泥岩与粉砂岩互层岩相、块状泥岩夹粉砂岩相中的孔隙形态以墨水瓶形、近似墨水瓶形为主，比表面积、孔体积和孔径相对减小。纹层状黏土质页岩相中的近似平行板状狭缝形、近似墨水瓶形孔隙易于液态烃流动，页岩油气可动性相对最好［14］。

图3 凉二段中、下亚段优质孔隙结构定量表征Fig.3 Quantitative characterization of the high quality pore structure in middle and lower submember in the second Member of Lianggaoshan Formation

3 孔隙发育主控因素探讨

3.1 岩相控制孔隙度及孔隙类型

凉高山组暗色泥页岩段平均孔隙度介于3.87%～4.04%，不同岩相差异较大。以复兴地区为例，纹层状黏土质页岩相孔隙度最高（3.87%），其次为纹层状黏土质页岩夹粉砂岩相（3.78%），块状泥岩夹粉砂岩相孔隙度最低（1.05%）。

不同岩相孔隙度差异的原因为：一方面由于纹层状黏土质页岩相相较于其他岩相的纹层极为发育，在纹层接触面上易形成层理缝和缝合线，给油气提供了一定的储集空间；另一个方面由于纹层状黏土质页岩相具有较高的黏土矿物体积分数（52.1%），页岩孔隙度与黏土矿物体积分数呈正相关，表明黏土矿物无机孔对孔隙度贡献较大，而孔隙度与石英体积分数呈负相关，陆源输入的石英孔隙相对欠发育（见图4）。在水体动力弱的半深湖沉积环境下，易于有机质及黏土矿物有序沉积形成纹层状黏土质页岩相，有机质类型及高黏土矿物体积分数使得纹层状黏土质页岩相的有机孔和无机孔均较为发育，从而具有较高的孔隙度。

图4 凉高山组页岩孔隙度与黏土矿物体积分数、石英体积分数的相关性Fig.4 Correlation of shale porosity and clay mineral volume fraction,quartz volume fraction in Lianggaoshan Formation

3.2 有机质类型控制有机孔发育程度

有机孔作为页岩孔隙系统的重要组成部分，形成于页岩的生烃演化过程中。有机孔发育的多少对于评价页岩层段储气能力至关重要，有机质类型是有机孔能否大量形成的基础条件，有机质组分、结构及生烃过程的差异性是控制有机孔发育程度及其非均质性的内因。研究区凉高山组页岩干酪根类型以Ⅱ2型为主，少量Ⅱ1型和Ⅲ型。镜下观察发现，有机孔发育具有强非均质性。结合有机质岩石学及有机质类型的研究发现，造成有机孔发育程度不一的主要原因是有机质显微组分类型存在差异（见图5）。不发育孔隙的有机质多呈条带状、块状，是由高等植物的木质纤维组织经腐殖化作用和凝胶化作用形成的显微组分，主要为镜质体；而发育有机孔的有机质多表现为无固定形态，受原始孔隙载体（周围为无机矿物）控制，主要为固体沥青。有机孔占比最高的为固体沥青孔（见图5a）、固体沥青-黏土矿物复合孔（见图5b）等次生有机孔。该类孔隙在生气速率大于气体逸散速率时，部分未逸出的气体（气泡）在母体内部形成数量多、圆度好、孔径中等、分布均匀的孔隙［15］，面孔率较大，贡献了主要的储集空间。在结构镜质体孔（见图5c）、菌类分泌体孔（见图5d）等原生有机孔中，大部分被成岩矿物充填，残留孔隙的孔径大、圆度好，但是数量不多，面孔率中等，贡献了部分储集空间。无结构镜质体、镜屑体、丝质体、半丝质体和惰屑体等组分在热演化过程中的形貌特征变化不明显，无结构镜质体孔、惰屑体孔（见图5e）的孔径最小、圆度差、数量少，发育微裂缝，面孔率最低，储集空间贡献较少。

图5 不同有机质组分孔隙发育特征Fig.5 Pore development characteristics of different organic matter components

3.3 成岩作用过程控制了孔隙演化

页岩层系形成过程中经历了复杂的成岩作用，原始沉积时原生孔隙能达到50%以上，压实和胶结作用导致孔隙体积显著降低（见图6）［15］。埋藏过程中，随着埋深增大，地温逐渐升高，生烃作用形成酸性环境，蒙皂石脱水开始成岩转化，这一过程可形成大量的层间孔隙、黏土矿物晶间孔及黏土矿物收缩缝。长石颗粒等蚀变以及黏土矿物成分转变使得片层间孔径具有变大的趋势（见图7）［16］。受压实作用影响，与黏土矿物相关的孔隙大多为沿解理方向发育的狭缝形或线形孔隙。在岩性界面处的层理缝及颗粒接触薄弱处，易成为有机质排烃的成岩流体（酸性成岩流体）的排泄通道，从而发生顺层渗流，形成相互沟通的孔缝网络［15］。

图6 陆相页岩储层孔隙演化示意Fig.6 Pore evolution of continental shale reservoir

图7 不同黏土矿物的孔隙特征Fig.7 Pore characteristics of different clay minerals

研究表明，蒙皂石向伊利石转化的过程中，不仅有大量水析出，蒙皂石伊利石化还是烃源岩催化活性的主要来源，具有对有机反应中释放出的氢和水的吸附作用，以及向有机质生烃反应提供氢离子的能力，进一步促进了有机质裂解生烃［17］。随着有机质裂解生烃，开始形成有机孔及少量有机质微裂缝，早期较大孔径的粒间孔隙因被沥青充填，仅残存部分相对较小的粒间孔隙，由黏土矿物与刚性颗粒间或黏土矿物杂乱堆积形成一定抗压支撑结构而保存下来［17］。有机质生烃过程中形成的有机酸和CO2等物质对方解石、长石等矿物进行酸溶蚀，形成次生溶蚀孔隙。长石颗粒边缘受成岩收缩作用控制，发育一些粒缘缝。在深度大约4 000 m 以下，黏土矿物转化基本完成，由此产生的流体作用逐渐消失，压实作用又发挥主导作用，致使孔隙度进一步降低［18］。

总体上，纹层状黏土质页岩相减孔作用以压实作用和胶结作用为主，建设性作用包括黏土矿物成岩转化形成黏土矿物孔缝、有机质生烃形成有机孔、成岩流体溶蚀形成溶蚀孔缝、构造作用形成微裂缝，均具有一定的增孔作用。值得注意的是，滞留烃通过孔隙压力变化（包括异常高压和毛细管压力）对成岩压实、热演化产生抑制作用，从而对孔隙起到了保存作用。在层状泥岩与粉砂岩互层岩相中，由于强烈压实作用导致岩石致密，有机质含量相对低，原生酸性溶液减少，因而致密岩石中外源酸溶液难以进入，增孔效应一般。

3.4 构造作用造成区域上的孔隙差异

元坝地区与复兴地区热演化程度相当，镜质组反射率（Ro）分别为1.30%，1.34%，页岩层段最大埋深相差不大（见图8，图中不同颜色对应不同Ro时期）。但TY1 井现今埋深2 561.5 m，YY3 井现今埋深3 572.0 m，2 口井的埋藏演化差异较大，TY1 井抬升幅度大于YY3 井。前人研究表明，当页岩形成封闭带对应的临界深度较低时，有利于形成有效储层［19］。通过成藏演化模拟计算可知：复兴地区最大埋深时期的压力系数为2.26，从最大埋深释放至今的压力系数为1.20，形成页岩封闭带的临界深度约为1 520 m；元坝地区最大埋深时期的压力系数为1.89，从最大埋深释放至今的压力系数为1.80，形成页岩封闭带的临界深度约为1 260 m。越接近临界深度，则致密化作用越强。复兴地区页岩现今埋深与临界深度差值为1 041.5 m，元坝地区页岩现今埋深与临界深度差值为2 312.0 m，致密化作用低于复兴地区。另一方面，相对稳定的上覆地层压力不会造成孔隙大规模减少，大幅抬升造成流体泄压会导致抗压实能力减弱。由此认为，区域上的孔隙差异原因可能是复兴地区大幅构造抬升导致流体泄压造成的。

图8 元坝、复兴地区成藏演化模式Fig.8 Models of hydrocarbon accumulation and evolution in Yuanba and Fuxing areas

4 结论

1）凉高山组页岩储层平均孔隙度介于3.21%～4.04%，不同岩相中的孔隙度差异较大，纹层状黏土质页岩相普遍具有较高的孔隙度，总体上为低孔特低渗储层。

2）页岩储层中孔隙类型多样，以黏土矿物晶间孔、黏土矿物层间孔为主，还可见粒间孔、溶蚀孔等无机孔，有机孔主要发育于固体沥青、固体沥青-黏土矿物复合体、有机质-黏土矿物复合体中。不同尺度的微裂缝可以沟通页岩中的基质孔隙空间，有效改善页岩的储集性与物性。

3）凉高山组泥页岩孔径均以介孔为主，无机孔孔径以粗介孔为主。纹层状黏土质页岩相普遍具有较大的比表面积和孔体积，孔隙形态以近似墨水瓶形、近似平行板状狭缝形为主，连通性较好，易于页岩油气流动。

4）孔隙发育可能受岩相、有机质类型、成岩作用、构造作用的共同控制。岩相控制了孔隙度和孔隙类型，纹层状黏土质页岩相具有较高孔隙度；有机质类型控制了有机质孔发育程度；成岩作用中的压实作用具有明显的减孔作用，裂解生烃、溶蚀作用具有一定的增孔作用，黏土矿物转化具有一定的扩径作用；构造作用造成区域上的孔隙差异，相对稳定的上覆地层压力及异常高压有利于孔隙保存。