海陆过渡相超深层页岩储层特征——以川东北普光气田Y4井上二叠统龙潭组下段为例

李 进，王学军，周 凯，王运所，李宁朝，吴 颖，王美格

1.中国石化 中原油田分公司 勘探开发研究院，河南 濮阳 457000；2.中国石化 中原油田分公司 勘探管理部，河南 濮阳 457000；3.中国石化 中原油田分公司 物探研究院，河南 濮阳 457000

自上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组海相页岩气商业开发以来，我国页岩气勘探领域逐渐向海陆过渡相和陆相页岩层系扩展[1-2]。相比于海相页岩[3-5]，海陆过渡相泥页岩矿物组成、有机质丰度、储集空间、孔隙度及孔隙结构等方面具更强的非均质性[6-9]。从超深层储层发育机制来看，“石英抗压保孔”及“储层流体超压”是高孔隙度页岩储层发育的关键因素[10]。普光气田超深层(埋深约5 800 m)海陆过渡相上二叠统龙潭组泥页岩储层同样表现出高孔隙度(均值大于6.0%)的特点，因此，有必要就超深层背景下海陆过渡相页岩储层特征展开探索，明确储层发育主控因素，为页岩气勘探提供理论支撑。

从相带来看(图1)，川南潮坪潟湖相龙潭组页岩孔隙以板状、尖壁状黏土矿物孔及微裂缝为主，有机孔较少且孔径普遍小于50 nm；川东北龙潭组泥页岩不发育有机孔，储集空间以黏土矿物孔及微裂缝为主[9，11-13]。按埋藏条件来看，川中地区龙马溪组中深层页岩孔隙度均值为4.0%～5.0%，储集空间以密集发育、高面孔率的有机孔为主，黏土矿物孔及微裂缝次之，形态多为墨水瓶状及两端开孔状[14]；川南地区深层龙马溪组页岩储层以基质有机孔为主，有机质丰度与石英含量直接控制了孔隙发育[15]；川东北地区超深层寒武系筇竹寺组页岩孔隙以狭缝型黏土矿物孔及有机孔为主，且介孔体积较微孔体积有数量级优势[16]。总的来看，不同相带下深—超深层页岩储层发育机制尚需进一步分析与总结。

图1 四川盆地二叠系龙潭组沉积期岩相古地理修自参考文献[17]。

本文以川东北普光地区一口新钻井(Y4井，图2a)所揭示的埋深超过5 800 m的龙潭组海陆过渡相泥页岩作为研究对象，开展有机地球化学、矿物组成、孔隙结构参数等分析测试，探讨超深层海陆过渡相页岩储层特征及其主控因素，为深—超深层页岩气勘探提供理论依据。

图2 四川盆地普光地区典型井Y4井综合柱状图(a)及龙潭组岩心和薄片照片(b)

1 地质概况

普光气田位于四川盆地川东高陡断褶带东北段，为大巴山褶皱冲断带的双重叠加构造区，区内构造整体呈北东东向延伸，北侧为大巴山弧形褶皱带，西侧以华蓥山断裂为界与川中平缓褶皱带相接，在地质地貌上呈向北西突出的弧形展布，主要由一系列轴面倾向南东或北西的背、向斜及与之平行的断裂组成，具有“三隆三坳”的构造格局，呈北北东和北东向展布[17]。中二叠世末期的东吴运动使四川盆地大部分地区上升为陆地，晚二叠世盆地内呈南西高、北东低的古地理格局，川东地区以潮坪—深水陆棚沉积为主，发育厚层富有机质泥页岩[12]。普光地区Y4井龙潭组沉积早期，为局限台地沉积，以潟湖相暗色泥页岩为主；沉积晚期，与广海相通，为开阔台地沉积，以滩间海灰岩为主(图1，图2a)。

本次样品选自于普光气田Y4井龙潭组钻井岩心，岩性、旋回和测井信息如图2a所示。纵向上，根据岩性及GR测井曲线特征，划分为5个小层(①—⑤)及A号标志层。①、③小层岩性特征相似，均为黑色硅质页岩夹混合质泥岩；②小层以灰黑色—深灰色黏土质泥岩及深灰色菱铁矿质泥岩为主，夹凝灰质混积岩、菱铁矿质泥岩、碳质泥岩及煤线；④、⑤小层岩性特征相似，均以灰岩为主(图2b)；A号标志层为全区稳定分布的灰色泥晶灰岩。

2 样品采集与测试

对Y4井龙潭组下段①—②小层泥页岩选取36块用于总有机碳含量(TOC)测试，4块作为干酪根鉴定样，4块测定镜质体反射率，26块用于全岩测试，12块用于物性及孔隙结构分析，样品见图2b。除有机碳含量、镜质体反射率测定、干酪根显微组分测试、干酪根碳同位素及全岩X射线衍射分析等基础参数测试外，页岩储层分析主要包括氩离子抛光场发射扫描电镜、小岩样泥页岩物性测试及压汞—液氮联合吸附法，测试单位为中国石化石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所实验中心。

氩离子抛光扫描电镜观察依据行业标准《岩石样品扫描电子显微镜分析方法：SY/T 5162-2014》，采用高分辨率Zeiss Merlin场发射扫描电镜观察样品，放大倍数约10～100×103倍。压汞—氮气吸附联合检测采用能源行业标准《页岩全孔径分布的测定压汞—吸附联合法：NB/T 14008—2015》，实验仪器为AutoPore9520型压汞仪以及ASAP2020M全自动比表面积分析仪。

3 实验结果

3.1 矿物组成特征

普光地区26块超深层龙潭组岩心样品X衍射测试结果显示(图3)，龙潭组下段①—②小层矿物组成具有显著差异，并可根据矿物组成分为硅质泥岩(①小层)、钙质泥岩(①小层)、黏土质泥岩(②小层)、菱铁矿质泥岩(②小层)及混积岩(①、②小层)。硅质泥岩及钙质泥岩矿物组成以长英质、碳酸盐为主，黏土矿物含量较低(介于11.7%～23.5%)；黏土质泥岩黏土矿物含量均值达62.88%，石英含量均值为15.58%，并含少量锐钛矿、黄铁矿等矿物；混积岩长英质、碳酸盐矿物及菱铁矿含量均不超过25%，黏土矿物含量低于45%，其中②小层混积岩镜下可见凝灰质成分[图2b(5)]。菱铁矿质泥岩矿物组成与凝灰质混积岩类似，但菱铁矿及黏土矿物含量相对较高，镜下特征有明显区别[图2b(6)]。

图3 四川盆地普光地区Y4井二叠系龙潭组泥页岩矿物特征

3.2 有机地球化学特征

3.2.1 有机质丰度

普光地区36块岩心样品TOC测试结果如图4a所示，不同岩性间TOC含量差异较大，非均质性较强，TOC主峰区间为3.77%～10.72%。按岩性分类，沉凝灰岩和菱铁矿质泥岩有机质丰度最差，TOC均值分别为0.31%和0.82%；硅质泥岩TOC均值(8.76%)高于黏土质泥岩(2.85%)；薄煤层有机质丰度最高，TOC均值为45.48%。

图4 四川盆地普光地区Y4井二叠系龙潭组有机地球化学特征

3.2.2 有机质类型及成熟度

干酪根碳同位素测试与显微组分鉴定是有机质类型的重要判识手段[18]。Y4井龙潭组Ro介于3.82%～3.97%，处于过成熟阶段(图4b)；①小层硅质页岩干酪根碳同位素为-27.02‰，类型指数TI为1.79，为Ⅱ1—Ⅱ2型干酪根；②小层黏土质页岩TI介于-10.77～11.19(均值-1.35)，干酪根碳同位素介于-23.27‰～-22.79‰，以Ⅲ型干酪根为主(图4c-d)。

3.3 储层特征

页岩物性及孔隙结构分析对明确其储集性能、优选页岩气甜点层段具有重要意义[19-21]。研究区龙谭组泥页岩样品孔隙度为1.29%～14.57%(均值6.78%)，其主峰区间介于4.65%～8.83%，渗透率为(0.000 5～0.845)×10-3μm2，整体表现为中孔低渗特点。较海相龙马溪组页岩而言，龙潭组页岩具良好储集物性，结合观察到的生烃超压缝现象(图5g，h)，认为生排烃期间产生的地层超压有效保护了页岩孔隙，利于页岩气富集成藏[10,22]。

3.3.1 孔隙类型

参考前人页岩孔隙划分方案[11,23-24]，将普光地区龙潭组页岩孔隙分为无机孔、微裂缝及有机孔三大类。无机孔主要包括：(1)硫化缺氧环境下形成的(草莓状)黄铁矿晶间(残余)孔；(2)由于黏土矿物成岩转化而形成的伊利石(伊蒙混层)片间线状微孔以及非定向排列绿泥石层片间微孔隙；(3)成岩阶段发生化学溶蚀形成的白云石粒内溶蚀孔；(4)受后期成岩改造影响，发育在矿物颗粒接触位置，以多角形与拉长型为主的石英矿物颗粒边缘溶蚀孔；(5)可能与微构造作用相关的脆性矿物粒内裂隙；(6)充填于植物细胞结构孔内蒙脱石线状微裂隙；(7)与构造、生排烃作用相关的网状缝(图5)。

图5 四川盆地普光地区二叠系龙潭组无机孔镜下特征及典型裂缝照片

与贵州龙潭组页岩、川东—川南龙潭组页岩类似的是[11-13,23-25]，普光地区龙潭组有机孔发育与有机质类型密切相关。如图6所示，图6a-c为临近煤层的(碳质)泥岩镜下照片(干酪根碳同位素介于-23.02‰～-22.88‰，Ⅲ型有机质)，黏土矿物与结构镜质体间杂，镜质体内部发育少量针状气孔；图6d-f为硅质泥岩、钙质泥岩镜下照片(干酪根碳同位素为-27.02‰；Ⅱ1型有机质)，黄铁矿、石英与沥青质络合，见密集发育纳米级有机孔以及定向排列的扁平状有机质大孔。从图6a-f的有机质孔发育程度与其有机质类型变化可以看出，随着母质来源由陆源高等植物向混源(浮游生物+高等植物)转变，有机质孔发育程度增加[26]。

图6 四川盆地普光地区Y4井二叠系龙潭组有机孔镜下特征

3.3.2 比表面积及总孔体积特征

压汞—氮气联合吸附实验结果表明(图7)，龙潭组泥页岩样品总孔体积在0.017～0.063 mL/g之间，平均为0.047 mL/g；比表面积介于11.5～80.3 m2/g，平均31.8 m2/g，与北美Barnett页岩和四川龙马溪组页岩类似[27]。相比黏土质泥岩，硅质泥岩孔体积介于0.034～0.063 mL/g，比表面积介于33.0～80.3 m2/g，具更多的气体吸附空间。川东北超深层龙潭组泥页岩总孔与比表面积呈正相关性，微孔孔体积与比表面积呈强相关性(相关系数R2=0.994 4，图7d)，介孔与比表面积无相关性，大孔与比表面积则呈负相关性，说明超深层条件下，海陆过渡相泥页岩微孔提供绝大部分的比表面积。

图7 四川盆地普光地区二叠系龙潭组不同孔体积与比表面积相关性

3.3.3 物性特征

Y4井龙潭组泥页岩孔隙度介于1.29%～14.57%，均值6.64%；渗透率介于(0.000 5～0.845)×10-3μm2，均值0.132×10-3μm2；煤岩孔隙度最高可达10.65%。按岩性排序，黏土质泥岩孔隙度最高，平均7.62%(主峰区间4.78%～9.53%)，黑色硅质泥岩(2.76%～7.88%)、菱铁矿质泥岩(5.17%～6.79%)及凝灰质混积岩(2.48%～4.47%)次之。

4 讨论

4.1 页岩埋藏深度、成熟度与孔隙的关系

总结北美地区页岩、四川海相龙马溪组及龙潭组页岩成熟度与孔隙研究认识[10-11,21-28]，均发现页岩成熟度与孔隙度、孔体积存在一定相关性。低成熟阶段，在压实作用影响下页岩孔隙快速降低，随着初次裂解发生(未成熟)，有机质开始生气，孔隙空间有所上升，进入热解阶段后(成熟)，有机质开始大量生成石油及沥青质，占据了先前形成的储集空间，直至变质阶段(高—过成熟，Ro为1.3%～3.0%)沥青质裂解形成大量有机质孔，页岩孔隙快速增加，此阶段页岩孔体积与成熟度呈正相关(图8a，Ro≤3.0%区域)。然而，普光地区龙潭组页岩样品成熟度极高(Ro介于3.94%～3.98%)，位于超深层(垂深约为5 800 m)，样品点全部位于前人研究范围外，难用现今认识加以分析。

图8 川东北地区二叠系龙潭组页岩储层特征随成熟度(Ro)的变化

基于前人成果，将埋深条件与热演化程度作为页岩孔隙及孔容的变量，并引用綦江DYS1井龙潭组页岩[11](Ⅱ2型，Ro为2.1%～2.4%，埋深2 940～3 010 m)、黔北JSC1井龙潭组页岩[24-25](Ⅲ型，Ro为2.32%～3.26%，埋深为705.86～789.52 m)及川东北通南巴地区MS1井筇竹寺组页岩[16](埋深为7 914～8 044 m)样品数据作对比分析。

整体来看，随着埋深增大、演化程度上升，泥页岩孔隙度及孔体积均呈现出下降(浅—中层)—上升(中—超深层6 000 m以浅)—下降(超深层6 000 m以深)的三段式特点，并且从深层过渡到超深层，大孔发育程度逐渐降低，孔径类型逐渐以介孔、微孔为主。对比不同地区龙潭组泥页岩孔隙度，发现黔北地区<川南地区<綦江地区<普光地区，黔北地区龙潭组有机质类型最差、埋深最浅、保存最不利，孔隙度最低。后3个地区的相带、TOC、类型等基础地质条件均类似，普光地区龙潭组泥页岩物性最好，这可能与埋藏深度最大、保存条件有利有关。

对比超深层背景下页岩储层(Y4井5 800 m龙潭组与MS1井8 000 m筇竹寺组)，普光地区龙潭组泥页岩孔体积(0.052 2 mL/g)以及大孔占比明显高于筇竹寺组页岩，并且介/微孔比表现为普光地区龙潭组硅质页岩(1.05)<普光地区龙潭组黏土质泥岩(2.69)<筇竹寺组页岩(30.01)[25]。从孔隙形态上来看，筇竹寺组与龙潭组页岩相似，均发育狭长—裂缝型孔隙。根据上述信息分析页岩埋深—成熟度—孔隙之间的协同关系可知：

(1)现今浅埋藏与过成熟演化早期特征(Ro约为2.0%～3.0%)相耦合时，即使页岩特征表现为高丰度[24-25]、富含刚性支撑矿物，但浅层埋藏与较差有机质类型对页岩孔隙发育有负面影响(图8b，黑色虚线)。由于母质来源以高等植物为主，广泛分布的镜质体与惰质体通常难发育蜂窝状或粥状有机质孔，同时镜质体内部形成的少量气孔和黏土矿物转化过程中形成的片间孔(缝)在地层抬升—烃类逸散—岩层泄压过程以及来自上覆地层的持续压实作用等两方面作用下逐渐消失[26]，最终导致类似于黔北JSC1井浅埋页岩的有机孔欠发育现象[25]。

(2)现今超埋深条件与过成熟演化中晚期特征(Ro约为4.0%)相耦合时，泥页岩也会具备高孔隙度及高孔体积特点(如Y4井龙潭组)，其原因可能是地层超压抵消了上覆地层有效应力对页岩储层的机械压实，显著保护了页岩孔隙[10-11]，具抗压实能力的刚性石英颗粒与有机质络合体或似层状建造有利于有机孔的发育与维持(图5e，图6e-f)。从Y4井龙潭组黏土矿物组成变化来看(②小层伊蒙混层比25%，①小层伊蒙混层比10%，图9a-b)，垂向上可能发育有异常压力带(黏土矿物转化比率小于下伏地层，且与热演化程度不匹配，黏土矿物转化方式为缓慢演化型[29])，伊蒙混层向伊利石转化程度越低，泥页岩孔隙度越高、大孔越富集，因此认为超压不仅抑制了局部地层黏土矿物转化过程，同时还具有抗机械压实、保纳米孔隙的作用(图9c-d)。

(3)在超埋环境下可能存在一个受上覆机械压实作用控制的微孔隙过渡带：从微孔—介孔均匀发育带逐渐向富介孔带演化，中间地层的有机质微孔受压实作用逐渐扁平化后沟通形成介孔，孤立微孔逐渐崩塌消失。深—超深层页岩孔隙大量发育(关键机制为“石英抗压保孔+储层流体超压”)[10]过渡为超深层页岩孔隙发育被抑制(关键机制为“脆性矿物有限保孔+超埋深碾孔”)，表现为随着埋深加深，总孔体积持续下降，介/微孔比上升(微孔逐渐消失、崩塌或合并转化为介孔[28]，图8a)，孔隙形态从椭圆形、狭长—裂缝型含少量圆型向狭长—裂缝型转变，说明维持孔隙形态、保护孔隙结构的作用力不能完全抵消上覆岩层的载荷应力，源于机械压实作用的“碾平式”改造使得孔隙偏向狭长型，孔径由微孔向介孔演变。

图9 四川盆地普光地区Y4井二叠系龙潭组黏土矿物特征及与储层参数相关性分析

4.2 有机质孔发育特征及其主控因素

4.2.1 不同干酪根类型泥页岩有机孔微观特征

除埋深及热演化对页岩孔隙结构发育有影响外，有机质类型对页岩孔隙(尤其是有机孔隙)发育的影响同样关键[21，26]。对比Y4井龙潭组4个不同干酪根类型、不同矿物组成样品(Ⅲ型黏土质泥岩、Ⅱ2型黏土质泥岩及Ⅱ2型碳质硅质泥岩)镜下特征可知：

(1)Ⅲ型黏土质泥岩样品(②小层，图5b，f和图6a-b)见大量黏土矿物与高等植物碎片络合，顺层黏土矿物晶间孔(缝)极为发育。高等植物碎片内部发育少量孤立状有机孔。煤屑内残余植物结构孔被富含黏土片间孔(缝)的蒙脱石全充填，内部不发育有机质孔。

(2)Ⅱ2型黏土质泥岩样品X1：(②小层，黏土矿物78.7%，石英1.5%，图6g)见菱铁矿及高等植物碎片分散于黏土矿物基质，植物残余结构孔中胶结黏土矿物蒙脱石、六面体黄铁矿晶粒及草莓状黄铁矿团块，有机孔欠发育，见星点状针孔，孔隙类型以黏土矿物片间微孔为主有机孔发育程度与Ⅲ型泥页岩类似；样品X2(黏土矿物83.1%，石英8.7%，图6h)富含片间微孔隙的黏土矿物(蒙脱石、伊利石及绿泥石)与发育微裂隙的石英颗粒混杂，有机孔主要发育于被黏土矿物包裹的分散有机质颗粒内，呈星散状分布，孔径介于几十至几百纳米，形态以圆型为主，偶见狭长短缝型，缺乏定向性，发育程度略高于Ⅲ型泥页岩。

(3)Ⅱ1型硅质泥岩样品(①小层，干酪根碳同位素-27.02‰，图6e-f,i)以碎屑石英颗粒、有机质基质与少量黏土矿物为主，黏土矿物、粉砂颗粒与有机质呈似层状构造，有机孔富集程度远高于Ⅲ型黏土质泥岩，且具定向排列特点。零散状大型有机孔(孔径>1 000 nm)分布于粉砂颗粒之间，蜂窝状有机孔不均匀发育于有机质基质内，孔隙形态整体呈扁平椭圆状，狭长—裂缝型次之。

结合MS1井筇竹寺组页岩孔隙镜下特征[16]及前文中埋深—成熟度—孔隙之间的响应关系，认为：(1)有机质类型越偏向Ⅱ型，有机质孔发育程度越高；(2)埋藏越深，有机质孔定向性越好，孔隙形态愈趋向受上覆岩层机械压实后的狭长裂缝状(碾平状)，说明成岩至埋藏期流体超压及刚性矿物颗粒虽然为有机孔保存提供必要条件，但持续超压仍然会破坏有机孔形态。

4.2.2 有机质孔发育主控因素

从TOC与各孔隙参数之间的相关性来看，TOC与微孔体积、总孔体积、比表面积呈一定的正相关性，与孔隙度呈较弱的正相关性，与介孔、大孔体积呈负相关性，表明在当前埋深条件下(约5 800 m)，随着有机碳含量升高，有机质孔逐渐成为页岩储集空间的重要贡献者，同时有机质微孔发育程度增加，有机质介孔—大孔比例下降。

从沉积环境及岩性来看，潮间带黏土质泥岩及煤岩TOC与微孔体积、大孔体积、比表面积及总孔体积呈一定的正相关性，与孔隙度呈较弱的正相关性，一方面说明随着有机碳含量增加，有机孔比例及其对储集空间贡献上升，但由于大量黏土矿物晶间孔缝的存在，有机孔仍非储集空间主要贡献者(图10)；另一方面临近煤层的黏土质泥岩及煤岩等具高TOC特点的样品，表现出明显的孔体积减小现象，说明此时更偏向潮间带沼泽的沉积环境决定了母质来源以高等植物为主，有机孔少发育，并且部分孔隙由于后期成岩作用被黏土矿物全充填或半充填，导致有效有机孔比例降低以及TOC—孔隙结构参数间相关性的趋势变化。

图10 四川盆地普光地区二叠系龙潭组TOC与储层参数相关性图版

潮间带泥坪相及潮间带泥炭沼泽相样品的TOC与介孔体积整体呈明显的负相关性，表现出在当前埋深条件下，介孔发育程度、有机质介孔比例并未随着有机碳含量上升而上升，反而下降了，说明环境向沼泽转变时，由于有机质类型的变化，页岩储层更倾向于发育有机质气孔或针状孔(微孔)，因此介孔普遍以黏土矿物晶间孔形式为主。

孔隙度、总孔体积、比表面积及微孔体积均随着有机碳含量上升而下降，与大孔、介孔呈无相关性(图10)，一方面由于局部地层的孔隙流体超压影响减弱(图9b)，无法完全抵消围岩应力及上覆机械压实影响，造成孔隙度降低、总孔体积减少；另一方面由于石英颗粒、白云石颗粒等刚性支撑矿物作为骨架，有机质络合于其中或三者以层状构造互层，储集空间受到一定程度的保护并发育顺层、扁平状有机质孔(图6e-i)。

4.3 无机孔发育主控因素

如上文所述，普光地区龙潭组无机孔隙类型复杂、结构多样，受到成岩、沉积环境、埋藏史、流体超压等多因素影响。据统计分析(图11)可知：(1)潮间带页岩中黏土矿物含量高低决定了储层发育情况(从黏土矿物与各参数的正相关性推导出来，且系列相关性明显有别于有机质)，说明该类沉积环境为黏土矿物孔缝大量发育奠定物质基础，并导致有机孔含量少于黏土矿物孔；(2)从环境演变的角度来看(深水潟湖—潮间带泥坪—潮间带沼泽)，结合上文有机孔论述，认为物质组成的强烈变化影响了页岩储层微观结构特征。有机质微孔为主的深水潟湖相页岩储层与黏土矿物大—中型孔缝为主的潮间带泥岩储层相比，前者具有相似的储集物性、更高的甲烷吸附效率(高比表面积与高有机孔)以及更高的可压裂性，说明龙潭组页岩气勘探的有利储层为深水潟湖碳质页岩。

图11 四川盆地普光地区二叠系龙潭组黏土矿物与储层参数相关性图版

从黄铁矿与储层参数之间相关性来看(图12a-c)，不同相带样品表现出不同趋势特征。潮间带泥坪沉积环境下，总孔体积、微孔体积、比表面积(由微孔与比表面积高耦合性推导)及储层物性均随着黄铁矿含量上升而下降。一方面表明与黄铁矿相关的无机孔隙(如黄铁矿晶间孔)并非主要储集空间；另一方面成岩阶段封闭、超压环境下通过硫酸盐还原作用所形成的自形黄铁矿大量赋存于植物残余结构孔并交代黏土矿物，压缩了黏土矿物孔赋存空间，导致以黏土矿物孔为主的潮间带泥页岩储层物性下降。

相比潮间带沉积，深水潟湖环境下两者相关性趋势则反之(图12)。由于缺氧还原程度加深的过程中伴随着黄铁矿越发育，有机质越富集现象[19，30]，因此，黄铁矿与储层参数之间的正相关性表明了黄铁矿作为刚性支撑矿物保护储层孔隙的同时，富集的黄铁矿与大量有机质质点相络合，形成富有机质泥页岩，有利于有机孔的发育。

图12 四川盆地普光地区二叠系龙潭组黄铁矿、石英与储层参数相关性图版

从石英与储层参数之间相关性来看(图12d-f)，潮间带样品的石英与储层参数之间呈负相关性，说明陆源碎屑石英的输入对储层孔隙发育(尤其是黏土矿物孔)具备明显抑制作用；但对深水潟湖相样品而言，结合镜下特征(图6e-i)可以推导出由于粉砂级石英颗粒与有机质具良好空间配置关系，使得硅质矿物能够作为刚性矿物支撑骨架降低有机孔的压实程度，为有机孔的维持与保存提供有利环境，石英与储层参数间呈正相关趋势。

4.4 不同环境下超深层页岩微观储层差异模式

参考前人龙潭组储层研究成果[6-13，16，21，23-25，31-33]，基于以上论述，推导出海陆过渡相背景下不同沉积环境超深层页岩微观储层差异模式(图13)。随着潮坪沼泽向泥坪环境过渡，以煤、碳质泥岩(Ⅲ型有机质)为主的细粒沉积逐渐变为以低TOC黏土质泥岩为主的细粒沉积。由于高有机碳含量及较低黏土矿物含量的矿物组成特点，潮坪沼泽环境下煤及高碳泥岩储集空间主要以有机质孔及黏土矿物晶间孔缝为主，残余植物细胞结构孔内的原生孔隙基本在成岩阶段被黏土矿物全充填而消失。相对于潮坪沼泽，潮间泥坪下沉积的黏土质泥岩有机碳含量低，黏土矿物含量普遍大于75%，脆性矿物晶间孔欠发育，孔缝类型以黏土矿物晶间孔缝为主。随着沉积水体加深、缺氧还原程度升高，逐渐发育高有机碳含量的硅质泥岩及混合质泥岩，黄铁矿、黏土矿物及粉砂颗粒与有机质颗粒充分络合，形成能够有效抵抗强机械压实作用的矿物空间结构。黄铁矿富集与有机质含量上升对有机孔的形成奠定物质基础，粉砂颗粒及碳酸盐矿物颗粒提供刚性支撑骨架，地层异常超压与有效支撑骨架共同抵消了机械压实作用对泥页岩储层孔隙破坏的一部分影响。此外，Ⅱ1—Ⅱ2型有机质在埋藏生排烃期生成大量沥青质，在超压超埋深碾孔、矿物空间结构保孔等多因素控制下，发育一系列近水平定向排列的扁平状大型有机孔，并形成深水潟湖环境下的黏土矿物晶间缝—脆性矿物孔缝—有机孔互为连通的孔隙网络，最终形成超深层海陆过渡相优质页岩储层。

图13 四川盆地普光地区二叠系龙潭组不同沉积微相下泥页岩储层演化模式

5 结论

(1)普光地区龙潭组①—②小层泥页岩岩性主要为硅质泥岩、混合质泥岩、煤岩、菱铁矿质泥岩、黏土质泥岩及凝灰质混积岩，其中硅质泥岩有机质丰度最高(TOC均值8.76%)，黏土矿物含量平均18.53%，脆性矿物平均59.43%；①小层以Ⅱ1—Ⅱ2型干酪根为主，②小层以Ⅲ型干酪根为主，Ⅱ2型次之；Ro介于3.82%～3.97%，处于过成熟阶段。

(2)深水潟湖微相是普光地区北部龙潭组页岩储层的有利相带，粉砂颗粒、有机质、碳酸盐矿物颗粒与黏土矿物形成能够部分抵消强机械压实的矿物结构组合，为超深层背景下海陆过渡相优质储层的发育奠定基础。

(3)对于深层页岩而言，孔隙发育关键机制为“石英抗压保孔+储层流体超压”，但对于超深层页岩储层而言，其发育机制应转为“脆性矿物有限保孔+超埋深碾孔”。具体表现为随着埋藏的加深，总孔体积持续下降，介/微孔比上升，源于机械压实作用的“碾平式”改造使得孔径由微孔向介孔演变，孔隙形态从椭圆形、狭长—裂缝型含少量圆型向狭长—裂缝型转变。