渝东南龙马溪组页岩储集空间特征研究

惠倩楠

(中国石油大学(北京)非常规天然气研究院，北京 昌平 102249)

渝东南龙马溪组页岩储集空间特征研究

惠倩楠

(中国石油大学(北京)非常规天然气研究院，北京 昌平 102249)

开展对解四川盆地东南缘龙马溪组页岩的储集空间特征及其影响因素的研究，有利于页岩气的勘探和开发。在区域地史演化、区域构造、沉积环境调研和分析的基础上，结合岩心、铸体薄片、扫描电镜、X 衍射及分析化验资料，对研究区古生界下志留统龙马溪组页岩的矿物成分，储集空间发育特征及类型进行综合分析。研究表明，川东南龙马溪组页岩矿物成分主要包括粘土矿物类、石英、长石等碎屑矿物类、碳酸盐岩类。龙马溪组页岩储集空间类型丰富，包括：粒间孔、粒内孔、有机质孔、溶蚀孔和微裂缝等。

四川盆地；龙马溪组；储集空间；页岩气

近年来，致密油、煤层气、页岩气等非常规油气的勘探和开发逐渐成为世界关注的焦点。 尤其是对于页岩气的勘探开发，美国凭着自己的先进技术和优越的地质条件，走在了世界的前列，这极大的鼓舞了其它国家对于这个熟悉而又陌生的行业的重视，并由此开始了世界油气资源开发的新热点。

渝东南龙马溪组页岩已成为了我国在页岩气勘探和开发方面突破的首选区域，该地区龙马溪组页岩富含有机质，其成岩演化已达晚成岩阶段，烃类演化也已达到了干气阶段[1]，具有形成页岩气的良好的地质条件，是四川盆地的主要气源岩之一。前人对上扬子地区龙马溪组页岩的储层空间类型进行了较多研究，但并未将其形成一个完整的系统。作者从野外露头、岩样、岩石铸体薄片、扫描电镜、X衍射及分析化验资料入手，通过了解该区域的地史演化、区域构造、沉积环境特征，对该区域的岩性特征和储层储集空间发育特征进行了详细地分析和研究，系统地划分了研究区页岩储集空间类型并进行了详细地阐述，对页岩气的勘探和开发起到一定的指导和借鉴作用。

1 区域地质概况

四川盆地处于扬子准地台的西部，东为湘黔鄂冲断带，西为龙门山造山带，北以米苍山隆起-大巴山褶皱带为界，南峨眉山-凉山冲断带(见图1)。本文的研究区位于川东南川南中低缓构造带和川东高陡构造带。

图1 研究区示意图(据龙鹏宇，2009)

四川盆地的构造运动开始于震旦纪，经历多期构造运动形成了如今这样的盆地格局。该研究区延续了四川盆地的构造演变特征，形成一系列的北东-南西向的雁列式褶皱。在早志留世的龙马溪期，由于发生了挤压造山运动，中上扬子板块边缘长期处于挤压过程中，使得川西-康滇古陆、川中隆起范围不断扩大，扬子板块南缘黔中隆起、雪峰隆起、武陵隆起、苗岭隆起基本上连成一起，称为滇黔桂隆起带，出现了“多隆围一拗”的构造格局模式[1]，使得早、中奥陶世的广海海域转变成被隆起所包围的局限海域，形成浅海陆棚沉积体系，形成了大面积的低能、缺氧、欠补偿的沉积环境[15]。

研究区地层属于中国华南型地层，在区域上发育完整，从震旦系到第四系均有地层出露，志留系残余厚度在 0～1 200 m之间。在早志留世龙马溪期，我国南方地区不仅受到强烈的挤压运动，同时还受到奥陶纪末志留纪初的两次全球性海侵的影响，使得龙马溪组变成了一套细粒碎屑岩，其具有分布广、厚度大、以黑色页岩为主的特点[18]，形成了区域性烃源岩系，该研究区龙马溪组页岩是这两次海侵过程的沉积响应。中奥陶纪-志留纪处在加里东运动的主要活动期，早期形成的古陆和古隆起成为物源供应的主要区域，推测该区的陆源碎屑物质主要源于前陆隆起带和雪峰隆起[17]，溶解物质可能是来自川中隆起，所以早志留世的沉积充填属于具有多源的混合型陆棚沉积特征。

2 页岩裂缝、孔隙发育特征

2.1 页岩特征

页岩属于粘土岩，具有页理状或薄片状层理，成分复杂。页岩中矿物组分大类可分为四大类:碳酸盐岩类、粘土矿物类、碎屑矿物类和铁、铝、锰的氧化物及氢氧化物类[4]。碳酸盐岩类主要为方解石和白云石，并以裂缝充填或胶结物的形式存在，在龙马溪组页岩中含量最少[10]。粘土矿物类主要包括伊利石、绿泥石、蒙脱石、伊蒙混层等组成，并且含量最多[14]。碎屑矿物类主要是石英，还有少量的长石、黄铁矿等矿物，颗粒粒级以粉砂级和粘土级为主[15]。各种矿物组分对页岩气藏的形成、储层物性、开采性具有重要的影响，其中硅质含量(包括石英、 长石类)影响页岩的脆性及裂缝发育，对页岩气层的识别和商业化开釆十分重要。而粘土矿物对页岩气具有良好的吸附能力，进而影响页岩的含气量，同时粘土矿物表面含有水分子,对页岩含水饱和度也有影响。长石易于形成溶孔，是页岩中储集空间的一种重要形式。而且，该区属于深水还原环境，富含黄铁矿等还原性矿物。渝页1井中可见含透镜状黄铁矿的岩心，方解石充填其粒间空隙(见图2e、g)。

2.2 储层特征

结合前人研究成果，对川东南龙马溪组下段沉积环境和黑色页岩分布进行了初步研究，认为：在龙马溪组沉积早期，川东南沉积域受川中古隆起和黔中古隆起围限，总体表现为深水陆棚环境[3]，呈NE-SW走向展布，水体相对安静，生物繁盛，笔石生产率高，是有机质富集的高产区域。因为水体较深，所以有机质易于保存；川中古隆起南斜坡较陡，龙马溪组黑色页岩表现为超覆沉积，残余厚度0～150 m；在黔中隆起北侧，古斜坡相对较缓，因处于深水陆棚边缘，深水相沉积时间相对较短，所以黑色页岩的厚度主要在50 m以下。从沉积环境和页岩的展布来看，深水相页岩厚度较大，区域分布稳定，厚度超过100 m的区域主要分布在蜀南和滇东北盐津地区。川东南地区龙马溪组主力储集层厚度大、分布稳定，孔隙和微裂缝十分发育。然而在孔隙类型、孔径大小以及发育规模等方面较常规储层存在较大差异，页岩主要以微、纳米级孔隙为主，这是其最大特点，也是制约页岩气勘探和开发的关键。根据页岩内孔隙空间的发育及分布特征，可以将其进行系统的分类，从孔隙、孔洞和裂缝三大类进行详细的分类。孔隙型包括粒间孔和粒内孔，根据成因的不同孔隙型也可细分为有机孔和无机孔；孔洞型以溶蚀孔为主，溶蚀孔包括粒间溶蚀孔和粒内溶蚀孔；裂缝型主要有构造缝和成岩缝两大类，构造缝又包括构造张裂缝、构造剪裂缝、挤压缝;成岩作用形成成岩缝。

a.伊利石；b.高岭石；c.绿泥石；d.挠曲构造；e.黑色的粉砂质页岩，富含黄铁矿；f.灰色粉砂质页岩，水平层理；g.含透镜状黄铁矿；h.富含笔石的灰黑色页岩；i.水平层理

2.2.1 孔隙的类型及其分布

1)孔隙型孔隙根据其发育和分布特征可以将其分为粒间孔和粒内孔[5]。

(1)粒间孔：是页岩颗粒之间所形成的孔隙。在扫描电镜下或X衍射实验中发现龙马溪组页岩主要由石英、长石、黏土矿物和有机质组成，这些矿物颗粒之间主要存在微纳米孔。根据不同颗粒之间的关系所形成的孔隙，粒间孔包括碎屑矿物质孔、粘土矿物孔、碎屑矿物与粘土矿物之间孔、碎屑矿物与有机质之间孔、粘土矿物与有机质之间孔(见图3)。各种矿物间孔主要以微米级为主，多为原生孔隙；与有机质相关的孔主要为纳米级孔，多为次生孔隙。

(2)粒内孔：是页岩中各种矿物颗粒内或有机质内部的孔隙，粒内孔分为粒内晶间孔和有机质孔[6]。粒内晶间孔是指矿物质内部的晶体之间的孔隙，孔径一般小于0.5 μm，扫描电镜下可见明显的霉球状黄铁矿晶内；有机质孔是指有机质内部的孔隙，为有机质在埋藏和成熟演化过程中发育形成的纳米孔。龙马溪组页岩有机质孔隙普遍发育，多为圆形或椭圆形，呈蜂窝状分布，孔隙直径集中在30～100 nm之间，尤其是该组下段中有机质孔分布范围大、数量多、总体积大、含气性好，是页岩气非常重要的储集空间(见图3c、d)。

a.粘土矿物质之间孔；b.粘土矿物与有机质之间孔

2)孔隙型根据成因又可细分为有机质孔和无机孔。

(1)有机质孔隙：机质孔的形成机制主要有干酪根生烃作用、沥青质裂解作用和有机酸的溶蚀作用。其形成机理分别为：有机质生烃形成的有机质孔；高演化阶段沥青的裂解作用会促进有机质孔隙的形成；有机质生烃过程中产生的酸性流体会使页岩内不稳定矿物(如：方解石)发生溶解作用，生成铸模溶孔等孔隙。川东南龙马溪组页岩有机质孔发育，是重要的页岩气储集空间。

(2)无机孔隙：主要指包括裂缝在内的基质孔隙、各类矿物之间孔隙和无机矿物颗粒内的孔隙[9]。受岩石结构的影响，基质孔隙的发育差异较大，粗结构的基质孔隙较发育，细结构的基质孔隙很少。

a.硅质生物，包卷状，生物体腔孔；b.硅质生物，包卷状；c.霉状黄铁矿粒内晶间孔；d.硅质生物，弯曲长条状，有机质孔

2.2.2 孔洞的类型及分布特征

孔洞型以溶蚀孔为主：是指矿物表面长期遭受不同程度的溶蚀作用或是在易溶矿物内部发生不同程度的溶蚀所形成的孔隙。在龙马溪组页岩中溶蚀孔发育不均，易发生局部溶蚀，孔径差异大，自纳米级到毫米级均有发育[11]，溶蚀孔后期易遭受不同程度的充填作用，钙质充填形成钙质充填孔，黄铁矿充填形成黄铁矿晶间孔。根据溶蚀孔的发育和分布特征可以分成粒间溶孔和粒内溶孔。

2.2.3 裂缝的类型及其分布

川东南龙马溪组页岩裂缝发育，由于构造作用所形成的称为构造缝，构造缝又包括构造张裂缝、构造剪裂缝、挤压缝；成岩作用形成成岩缝。

1)构造张裂缝：指由构造作用或伴随构造作用而形成的裂缝[4]。研究区龙马溪组在沉积时期，构造运动强烈，所以构造张裂缝多发育。延伸距离短，且缝面粗糙，两壁张开被矿物填充，常常绕过岩石或矿物颗粒，产状不稳定，在平面上呈现出锯齿状的延伸，且成组出现，不规则(见图5e、f)。

2)构造剪裂缝：构造剪裂缝是研究区页岩中发育的主要裂缝类型。研究区以构造挤压变形为主，兼有走滑变形的特征，构造剪裂缝是由于剪切变形作用形成的，研究区页岩塑性强，易于剪切变形而形成剪切缝，且多发育共轭的“X”型(见图5a、b)。

3)挤压裂缝：主要以挤压变形为主，几乎无走滑作用，该区由于塑性较大，变形后基本无断裂(见图5e、f)。

4)层间页理缝：强水动力条件下，一系列薄层页岩沉积形成的极易剥离的界面称之为层间页理缝[7]。研究区页理缝发育广泛，层间页理缝一般顺层发育且延伸较远，大多被方解石充填(见图5h、i)。

5)非构造缝：属于非构造运动所形成的裂缝。其形成与构造运动和构造力无关，具有分布规律差等特点。川东南龙马溪组页岩非构造缝主要为成岩缝，其具有沿层面分布、不穿层的特点，缝面不规则，时有分枝现象(见图5d)。

通过以上对页岩裂缝、孔隙发育特征的研究和分析可知，有机质孔属于纳米级孔隙具有巨大的比表面积，提供了丰富的页岩气吸附空间[20]，是研究区最为重要的储集空间；无机孔包括粒间孔和粒内孔，孔径一般在0.2～2.5 μm之间；溶蚀孔孔径一般在7.0～45.0 μm之间，是一种重要的储集空间，其大多发育在黏土矿物较多的地区；微裂缝在页岩孔隙中最大，其缝宽一般在1～100 μm之间，受地区差异影响较大，局部地区极为发育。

a. 构造剪裂缝；b.构造剪裂缝；c.构造成岩复合缝；d.成岩缝；e.构造张裂缝；f.构造张裂缝；g.挤压缝；h.顺层页理缝；i.顺层页理缝

3 结语

(1)页岩属于粘土岩，具有页理或薄片状层理，成分复杂。该区属于深水还原环境，所以富含黄铁矿，渝页1井岩心中可见透镜状黄铁矿，方解石充填其粒间空隙。

(2)龙马溪组页岩储集空间可以分为孔隙、孔洞和裂缝三大类孔隙类型。

(3)孔隙型根据其发育和分布特征可分为粒间孔和粒内孔，根据成因又可以分为有机质孔、无机孔、微纳米孔隙；孔洞型主要为溶蚀孔；裂缝型包括构造缝和成岩缝，由于构造作用所形成的称为构造缝，构造缝又包括构造张裂缝、构造剪裂缝、挤压缝；成岩作用形成成岩缝。

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Research of longmaxi formation shale reservoir space features in the Southeast of Chongqing

HUI Qian-nan

(Unconventional gas research institute of China University of Petroleum-Beijing, Beijing 102249, China)

In order to understand the Longmaxi shale reservoir space characteristics and its influencing factors in the southeast margin of the Sichuan basin is beneficial to shale gas’s exploration and development.We make a comprehensive study about the Longmaxi shale mineral composition, the feature and type of reservoir space development in the lower silurian series of palaeozoic era，based on the region geologic evolution, regional structure, depositional environment study and analysis, meanwhile to combine cores,casting thin sections,scanning electron microscopy , X-ray diffraction analysis and assay data.Results show that the Longmaxi shale main mineral composition is comprise of clay mineral, quartz, feldspar, mica and other clastic mineral and iron, aluminum and manganese’s oxide and hydroxide, carbonate rock type. Longmaxi shale reservoir space includes organic pore, intergranular hole, intragranular pore, intercrystalline hole, porosity, clay minerals interlayer hole, hole biological and micro cracks.

Sichuan basin；Longmaxi shale；reservoir space；gas shale

2016-10-17

惠倩楠(1992-)，女，陕西富平人，在读硕士研究生，主攻方向：非常规油气地质。

P618.130.2+1

A

1004-1184(2017)01-0140-03