四川盆地志留系頁巖成巖特征及其對孔隙發(fā)育與保存的控制

盧龍飛，劉偉新，魏志紅，潘安陽，張慶珍，騰格爾

1.頁巖油氣富集機理與有效開發(fā)國家重點實驗室，江蘇無錫 214126

2.中石化石油勘探開發(fā)研究院無錫石油地質研究所，江蘇無錫 214126

3.中石化勘探分公司，成都 610041

4.中國地質調查局油氣資源調查中心，北京 100083

0 引言

在傳統(tǒng)地質認識中，頁巖的物理化學性質除了受控于原始礦物組成和沉積顆粒結構外，沉積后的成巖作用，特別是機械壓實作用起著極為重要的控制作用，在有限的埋深范圍內(nèi)使頁巖孔隙度迅速降低至較低水平[1-5]，以至于無法作為油氣的有效儲集體。隨著頁巖中有機孔隙的發(fā)現(xiàn)，徹底改變了頁巖不具儲集性能的觀念[6-9]，使人們認識到富有機質頁巖作為非常規(guī)油氣儲層的巨大潛力[10-13]，有力推動了油氣地質理論的革新和發(fā)展。頁巖的成巖演化過程控制頁巖有機孔隙和總孔隙的發(fā)育與保存，然而除了黏土礦物沉積、成巖演化研究受到較廣泛關注外，對頁巖成巖作用的了解與認識還有待不斷深入。頁巖屬細粒沉積物，指以粒級小于62.5 μm的顆粒為主要組成的沉積巖，主要由黏土礦物和黏土粒級的石英、長石及碳酸鹽等碎屑礦物組成，礦物顆粒總體較小的特點給頁巖沉積、成巖作用研究帶來了諸多困難和挑戰(zhàn)。

我國南方中上揚子地區(qū)普遍發(fā)育多套海相黑色頁巖層系，其中上奧陶統(tǒng)—下志留統(tǒng)五峰組—龍馬溪組（O3w-S1l）頁巖因頁巖氣勘探獲得突破和成功開發(fā)而受到廣泛關注[14-17]。五峰組—龍馬溪組頁巖古沉積環(huán)境特殊，巖相多樣，有機質豐度較高，熱演化程度也較高，且經(jīng)歷了復雜的成巖作用和強烈的多期構造改造，在沉積埋藏和漫長的成巖演化和構造運動過程中有機孔隙能否大量發(fā)育以及有效保存對頁巖氣的生、儲和富集均極為重要。本文在巖心觀察、巖石薄片鑒定和X射線衍射前期分析基礎上，利用近年來發(fā)展起來的氬離子拋光樣品預處理技術和環(huán)境掃描電鏡與高分辨率場發(fā)射掃描電鏡及能譜兩級電子顯微與微區(qū)成分分析技術，系統(tǒng)開展四川盆地五峰組—龍馬溪組頁巖微觀結構、成巖作用類型及特征和納米尺度孔隙結構特征研究，通過超顯微特征分析探討不同成巖作用對有機孔隙發(fā)育和保存的影響，進而建立成巖作用約束下有機孔隙的形成與演化模式，為該套頁巖儲層評價和頁巖氣甜點層段優(yōu)選提供基礎依據(jù)。

1 頁巖儲層成巖作用類型與特征

碎屑儲集巖的成巖作用是碎屑沉積物在沉積后到變質作用之間這一漫長階段所發(fā)生的各種物理、化學及生物化學變化，這一系列變化對作為儲集巖的孔隙形成、保存和破壞起著極為重要的影響作用[18-20]。與常規(guī)儲集巖相比，頁巖儲層以有機孔隙大量發(fā)育為獨特特征，因此成巖作用研究不僅需要考慮無機孔隙變化，而且還需要考慮次生有機孔隙的形成與演化，尤其是需要關注后期演化階段復雜構造活動影響下有機孔隙的保存、改造和破壞過程。

1.1 機械壓實作用

機械壓實作用是指在上覆載荷作用下孔隙水排出和沉積物密度增大逐漸向巖石轉變的作用過程，主要發(fā)生在早期成巖作用階段，是導致頁巖孔隙損失的主要作用。泥頁巖富含黏土礦物且碎屑粒度較小，以基質支撐為主，抗壓實能力較弱，沉積后在上覆荷載影響下，孔隙水排出，以絮凝體形式存在的黏土礦物“卡—房”結構迅速垮塌變形[21]，黏土礦物重新排列，板片狀結構趨于定向[22-23]，從而使沉積物固結程度增加，原始孔隙度減小，滲透率降低。五峰組—龍馬溪組頁巖普遍較為致密，電鏡觀察黏土礦物含量較高的泥質頁巖，可見片狀的黏土礦物多呈近平行的定向排列，相互緊密堆積，部分剛性顆粒的長軸亦平行于層理方面，粒間孔隙發(fā)育較差（圖1）。礦物顆粒以面接觸為主（圖1a，b），由于剛性碎屑顆粒抗壓實能力強于黏土質，黏土顆粒遭受擠壓則發(fā)生彎曲變形，與剛性顆粒形成緊密的凹凸接觸關系，剛性顆粒則被黏土礦物包圍形成魚尾狀分叉結構，（圖1a～c），粒間孔隙（后期被瀝青充填）偶有發(fā)育，表明泥頁巖原生粒間孔隙在壓實過程中大量消亡，所經(jīng)歷的機械壓實作用較為強烈。另外，也有少部分未明顯定向重排的黏土礦物片晶則在壓實作用下發(fā)生層間劈裂和斷折變形，構成三角狀的穩(wěn)定支撐結構，產(chǎn)生一定數(shù)量的次生孔隙，為烴類充注提供了一定空間的同時還有利于后期液態(tài)烴裂解所形成有機孔隙的保存（圖1d～f），是泥質頁巖中有機孔隙發(fā)育的主要空間。這種未明顯重排的結構一般認為是泥質沉積時受到一定底流擾動形成的[24]，經(jīng)壓實后形成此種次生孔隙。

機械壓實作用除早期對頁巖原生無機孔隙造成破壞外，在晚成巖階段對液態(tài)烴裂解形成的有機孔隙也具有擠壓破壞作用。電鏡下觀察到泥質頁巖中較多平行于層理方向的條帶狀瀝青中發(fā)育的有機孔隙大多呈擠壓變形狀或多個孔隙擠壓合并后的線狀或串珠狀，其長軸方向基本平行于瀝青條帶和層理面（圖1g～i），且孔隙發(fā)育程度明顯低于附近非條帶狀瀝青的發(fā)育度，表明有機孔隙形成后受到了一定程度壓實作用的改造和破壞。

圖1 機械壓實作用特征（電鏡圖像）（a）基質支撐結構，巖性致密，塑性黏土礦物呈定向排列，經(jīng)壓實彎曲變形；（b）基質支撐結構，塑性黏土礦物壓實后定向排列，緊密堆積，由于剛性顆粒存在多彎曲變形；（c）基質支撐結構，在強烈壓實作用下黏土礦物彎曲變形明顯，原生粒間孔隙大量損失，偶見殘余粒間孔隙；（d）基質支撐結構，壓實作用下黏土礦物片晶發(fā)生不同程度劈裂或扭曲，形成粒間孔隙，烴類充注后裂解形成次生有機孔隙；（e）顆粒支撐結構，壓實作用下黏土礦物片晶發(fā)生不同程度劈裂，部分片晶斷折，形成粒間孔隙，烴類充注后裂解形成次生有機孔隙；（f）基質支撐結構，黏土礦物在機械壓實作用下形成三角形穩(wěn)定支撐結構，少量粒間孔隙殘余，充填瀝青；（g）瀝青中發(fā)育有機孔隙，晚期遭受壓實作用而發(fā)生微弱變形，呈橢球狀，長軸方向近平行排布；（h）順層分布的條帶狀瀝青中發(fā)育有機孔隙，晚期遭受較強烈壓實作用而發(fā)生破壞，殘余孔隙有限，多呈線狀或串珠狀；（i）條帶狀瀝青中發(fā)育有機孔隙，晚期遭受較強烈壓實作用擠壓變形，呈壓扁狀，孔隙長軸方向平行于順層瀝青條帶Fig.1 Scanning electron microscope (SEM) images illustrating the effects of mechanical compaction

1.2 膠結作用

膠結作用是成巖自生礦物對孔隙和吼道的充填和堵塞，從而造成孔隙的減少和滲透率的降低，使儲集性能變差。對于常規(guī)儲層，絕大多數(shù)膠結作用都屬于破壞性成巖作用，在其影響下孔—喉系統(tǒng)變小并趨于復雜化。然而頁巖儲層卻有所不同，膠結作用對其中原生無機孔隙和次生有機孔隙的影響較為復雜，有些膠結作用雖然由于填充效應占據(jù)了一定數(shù)量的原生無機孔隙，但能夠對后期形成的次生有機孔隙起到較好的保護作用，因此具有雙重效應特征。

1.2.1 黃鐵礦膠結

黃鐵礦膠結作用在五峰組—龍馬溪組頁巖優(yōu)質段十分普遍，產(chǎn)出形式多樣，常以顆粒狀、草莓狀、不規(guī)則狀和微裂縫充填物等形式出現(xiàn)（圖2），前者為單顆粒態(tài)，其他均為集合體態(tài)。雖然黃鐵礦膠結會占據(jù)一小部分原生孔隙空間，但由于其顆粒具有剛性特征，膠結后可以有效抑制顆粒及毗鄰區(qū)域壓實作用的進一步進行。草莓狀黃鐵礦膠結物由于球粒較大，常能夠在其周圍誘導微裂縫形成并保持適度開啟（圖2a～c），這些微裂縫平均寬度在3～4 μm 左右，平均長度在15 μm左右。而鞍狀和不規(guī)則狀顆粒態(tài)黃鐵礦等則更多膠結于黏土礦物片晶之間，從而起到“柱撐”作用，使晶間孔隙避免遭受完全壓實破壞，其中一部分孔隙得以保存下來（圖2d～f），為后期液態(tài)烴充注和滯留提供了所需的空間。黃鐵礦膠結作用還對后期液態(tài)烴裂解所形成的有機孔隙給予“柱撐”保護，使其避免遭受壓實破壞而有效保存（圖2d～f）。

圖2 黃鐵礦膠結作用特征（電鏡圖像）（a）基質支撐結構，早期草莓狀黃鐵礦和顆粒狀黃鐵礦膠結，密集分布，有效抑制壓實作用；（b）基質支撐結構，早期草莓狀黃鐵礦膠結充填，有效抑制壓實作用，并誘導微裂縫沿其邊緣形成，充填多孔瀝青；（c）基質支撐結構，早期草莓狀黃鐵礦膠結充填，并使微裂縫沿其邊緣形成，局部充填瀝青；（d）基質支撐結構，早期鞍狀黃鐵礦膠結，自形程度較高，在黏土礦物片晶間起“柱撐”作用，有效抑制壓實作用，為后期烴類充注提供了空間，烴類裂解形成瀝青并發(fā)育有機孔隙后依然受到“柱撐”保護；（e）基質支撐結構，早期鞍狀黃鐵礦膠結，自形程度較高，在黏土礦物片晶間起“柱撐”作用，有效抑制壓實，黏土組構未大幅垮塌，原生無機孔隙呈近三角狀，內(nèi)充填多孔瀝青；（f）基質支撐結構，早期鞍狀黃鐵礦大量膠結，壓實抑制明顯，原生無機孔隙內(nèi)充填多孔瀝青Fig.2 SEM images illustrating the effects of pyrite cementation

眾多研究發(fā)現(xiàn)泥頁巖中的黃鐵礦膠結作用可發(fā)生于同生—準同生期，因這一階段細菌硫酸鹽還原反應能夠提供黃鐵礦形成所需的硫化氫[25-28]，另外也可發(fā)生于晚期的熱硫酸鹽還原作用[29-30]。五峰組—龍馬溪組頁巖中普遍發(fā)育于黏土礦物片晶間的“柱撐”顆粒狀黃鐵礦與草莓狀黃鐵礦的產(chǎn)狀特點及壓實過程中邊緣誘導微裂縫的存在反映出它們形成于黏土礦物沉積時所具“卡—房”結構未被完全壓實、尚有較多粒間孔隙存在的階段，說明黃鐵礦膠結作用發(fā)生較早。早期黃鐵礦膠結作用發(fā)育程度越高，對機械壓實作用的抑制越強，就越有利于頁巖原生粒間孔隙的保持以及后期有機孔隙的形成和保存。龍一段中下部有機孔隙和總孔隙發(fā)育較好，與早期黃鐵礦膠結作用有非常密切的關系。

1.2.2 碳酸鹽膠結

碳酸鹽膠結物在五峰組—龍馬溪組頁巖中也較為普遍，含量在10%以下，主要以粒間膠結物和交代物形式出現(xiàn)，多以微晶狀和晶粒狀產(chǎn)出，自形程度中等至較高，礦物類型主要包括方解石、白云石及少量鐵白云石，并且具有明顯的多期次性（圖3）。碳酸鹽膠結物在不同成巖階段均有產(chǎn)出，不同階段的碳酸鹽膠結物其晶體特征和礦物成分存在較大差異，主要受控于不同成巖階段溫壓條件、流體—巖石相互作用的效應、成巖流體酸堿度等成巖環(huán)境參數(shù)。方解石膠結物形成于同生—早成巖期，堿性成巖流體環(huán)境是其形成的主控因素，由于形成期較早，多充填粒間孔隙，呈鑲嵌狀（圖3a～d），是頁巖中碳酸鹽膠結物的主要類型。白云石和鐵白云石膠結物是另一主要類型，多為半自形晶和自形晶，以分散狀產(chǎn)出（圖3e，f），主要通過交代早期的方解石膠結物和長石及黏土礦物顆粒形成，形成期較晚，與孔隙流體晚期的堿性轉變有關。

在發(fā)生早期方解石膠結時，方解石顆粒充填后會占據(jù)所充填原生孔隙的較大空間，但同時也由于支撐作用使未充填的少量剩余孔隙得到保存（圖3a～c），并且跟黃鐵礦膠結作用類似能夠誘導微裂縫形成并保持開啟（圖3a，b），為有機孔隙形成保留了少量孔隙空間（圖3b，c），可見適度的早期方解石膠結有利于增強泥頁巖的抗壓實能力，有利于原生無機孔隙和次生有機孔隙的保存，只是該部分孔隙貢獻量較小。晚期白云石和鐵白云石膠結作用則充填在剩余粒間孔隙內(nèi)，充填后使剩余孔隙進一步減少，屬于破壞性成巖作用。

圖3 碳酸鹽膠結特征（電鏡圖像）（a）顆粒支撐結構，晚期白云石交代早期方解石膠結物，半自形，核部為方解石石，邊部為白云石；（b）顆粒支撐結構，早期方解石膠結，自形程度較高，增強抗壓實能力，對剩余原生粒間孔隙有保護作用，并誘導產(chǎn)生微裂縫；（c）早期方解石膠結，自形程度較高，有效抑制壓實，填充后剩余孔隙得以保存；（d）顆粒支撐結構，晚期白云石和鐵白云石交代早期方解石膠結物，半自形；（e）顆粒支撐結構，晚期白云石交代方解石膠結，自形程度較高；（f）顆粒支撐結構，晚期白云石交代方解石膠結，自形程度高Fig.3 SEM images illustrating the effects of carbonate cementation

1.2.3 硅質膠結

五峰組—龍馬溪組頁巖中最常見的硅質膠結物以石英次生加大和自生石英膠結兩種形式存在，前者主要產(chǎn)出于碎屑石英顆粒表面，后者則主要充填于原生粒間孔隙內(nèi)（圖4）。次生加大石英主要在碎屑石英顆粒表面生長，多由大小在2 μm以下的微晶石英組成，呈卵狀或橢球狀，自形程度較低（圖4a），部分碎屑石英顆粒呈明顯的多期次次生加大現(xiàn)象（圖4b），總體上石英次生加大膠結作用較弱。自生石英膠結作用相對較強，石英膠結物主要產(chǎn)出于原生粒間孔隙當中（圖4c～e），也有少量膠結于粒間孔隙的孔壁上（圖4f），以微晶石英單顆?；蚣象w形式存在，有一定晶形，自形程度相對較高。硅質膠結所需的Si4+主要來源于溫壓條件升高后生物蛋白石重結晶、石英顆粒間的壓溶和長石蝕變及蒙脫石向伊利石轉化過程中硅的釋放。硅質膠結作用形成的微晶石英顆粒將占據(jù)相當一部分的原生無機孔隙，使孔隙度降低，供液態(tài)烴生成后原位滯留的空間減少，是五峰組—龍馬溪組頁巖儲層主要的破壞性成巖作用之一。

圖4 硅質膠結特征（電鏡圖像）（a）碎屑石英顆粒表面次生加大，由許多自形程度較低的微晶石英組成，石英局部發(fā)育輕微溶蝕，呈港灣狀；（b）碎屑石英顆粒發(fā)育多期次生加大，加大邊呈環(huán)帶狀；（c）碎屑石英顆粒發(fā)育多期次生加大，加大邊呈環(huán)帶狀；（d）粒間孔隙內(nèi)微晶石英膠結，自形程度較好，剩余孔隙充填瀝青，內(nèi)發(fā)育有機孔隙；（e）粒間孔隙內(nèi)微晶石英膠結，自形程度較好，與黏土礦物膠結共生，剩余孔隙充填瀝青，內(nèi)發(fā)育有機孔隙；（f）粒間孔隙內(nèi)微晶石英膠結，微晶石英在碎屑石英孔隙一側表面次生加大Fig.4 SEM images illustrating the effects of silica cementation

1.2.4 黏土礦物膠結

泥頁巖中除了原始沉積的黏土礦物外，還含有一定數(shù)量的黏土礦物膠結物，它們均為自生成因。五峰組—龍馬溪組頁巖以伊利石膠結物最為普遍，偶見高嶺石膠結物，主要以填隙物形式出現(xiàn)，多呈絲狀、纖維狀和鱗片狀充填于原生無機孔隙內(nèi)及吼道中（圖5）。前者主要形成于弱酸性的孔隙水環(huán)境，后者則主要形成于弱堿性的孔隙水體中。在有機質開始生烴階段，有機酸大量生成，成巖流體由弱堿性逐漸轉變?yōu)槿跛嵝裕X硅酸鹽礦物如長石等發(fā)生溶蝕，溶蝕過程釋放出的Si、Al 等元素在原地或附近孔隙中形成黏土礦物膠結物和硅質膠結物，這也是黏土礦物膠結物多與硅質膠結物共生的原因。

圖5 黏土礦物膠結特征（電鏡圖像）（a）顆粒支撐結構，自生伊利石膠結，呈鱗片狀，充填于大量原生粒間孔隙及喉道；（b）顆粒支撐結構，自生伊利石膠結，成放射狀；（c）自生伊利石膠結，呈絲狀，與硅質膠結共生，充填了大部分孔隙，剩余孔隙充填瀝青，內(nèi)發(fā)育少量有機孔隙；（d）自生伊利石膠結，呈纖維狀，與硅質膠結共生，剩余孔隙充填瀝青，發(fā)育有機孔隙；（e）自生伊利石膠結，呈彎曲片狀，伴有大量硅質膠結；（f）顆粒支撐結構，少量自生伊利石膠結，有機孔隙發(fā)育較好Fig.5 SEM images illustrating the effects of clay mineral cementation

1.2.5 其他自生礦物膠結作用

在五峰組—龍馬溪組頁巖成巖過程中，還有一些其他自生礦物形成，如磷灰石、銳鈦礦和重晶石等（圖6）。鞍狀磷灰石可直接通過富磷流體的析出形成，而銳鈦礦可能來自于富含有機物質的鹵水沉淀。根據(jù)它們多呈分散狀分布于瀝青之中的特征，推斷它們的形成與烴類的侵位密切相關，烴類流體的侵入使孔隙內(nèi)流體性質發(fā)生較大變化，從而引發(fā)不同金屬離子的飽和沉淀。由于這些自生礦物的含量極低，雖然也起到一定膠結占位和支撐保護作用，但總體對頁巖孔隙的影響不大，甚至可以忽略不計。

圖6 其他自生礦物膠結特征（電鏡圖像）（a）自生磷灰石膠結，呈分散狀充填于原生粒間孔隙中；（b）自生磷灰石膠結，呈不連續(xù)狀充填于微裂縫中；（c）自生磷灰石呈不連續(xù)狀充填于微裂縫中；（d）自生銳鈦礦膠結，呈分散狀充填于孔隙中；（e）自生重晶石膠結，呈分散狀，剩余孔隙充填瀝青，發(fā)育有機孔隙；（f）微裂縫中不連續(xù)充填脈狀重晶石Fig.6 SEM images illustrating the effects of other authigenic mineral cementation

1.3 重結晶作用

重結晶作用是使沉積礦物由非晶質向隱晶質、晶質體變化的過程，是化學巖或生物化學巖成巖的主要作用方式。五峰組—龍馬溪組下部富有機質硅質頁巖發(fā)育有豐富的硅質生物—放射蟲和海綿骨針碎屑和殘體，屬典型的生物成因[31-32]。放射蟲和海綿骨針等硅質生物碎屑以非晶質的硅質礦物蛋白石-A形式存在，隨著埋深和溫度的增加，蛋白石-A經(jīng)脫水和重結晶作用從含水的無周期性非晶體結構逐步向不含水具周期性結構的結晶體轉化，經(jīng)歷蛋白石-A、蛋白石-CT 和石英三大相態(tài)及中間過渡階段最終轉變?yōu)榫w石英[33]。五峰組—龍馬溪組頁巖X 射線衍射譜線上既無蛋白石A 衍射峰，又無鱗石英和方石英（蛋白石-CT）衍射峰，而石英衍射峰則強度高，銳度和對稱性好[34]，表明生物成因硅質經(jīng)成巖演化已完全轉化為晶體石英。在重結晶作用下生物硅質多呈蛋白石-CT 硅球形態(tài)，以微晶石英集合體形式產(chǎn)出，微晶石英顆粒呈粒徑較接近的卵狀、橢球狀或不規(guī)則狀，為隱晶質結構，互有接觸（圖7）。

由于蛋白石-A和蛋白石-CT的穩(wěn)定性都不高，成巖轉化的溫度和壓力條件均相對較低，在持續(xù)埋藏過程中重結晶作用發(fā)生較早且完成較迅速[35]，近乎與機械壓實作用同步進行。在該過程中由于不斷形成硬度較高的石英而使頁巖整體硬度不斷增大，能夠有效抑制機械壓實作用的破壞，使相當數(shù)量的孔隙有效保存下來。由于石英硅質支撐格架的抗應力改造能力大大增強，重結晶作用結束后就完成了硅質頁巖的成巖定型，機械壓實和后續(xù)發(fā)生的其他成巖作用對硅質頁巖原生孔隙的破壞就變得相當有限[35]，因此至生油高峰期仍然保持有較多孔隙，尤其是微晶石英顆粒間存在的大量納米級孔隙（圖7d～i），為液態(tài)烴充注提供了有效空間，并在演化后期對有機孔隙的規(guī)模發(fā)育和保存持續(xù)起到保護作用。生物成因蛋白石重結晶作用及其抗壓實機制是龍一段一亞段中下部硅質頁巖發(fā)育高孔隙而成為頁巖氣產(chǎn)層的重要原因。

圖7 生物成因硅質重結晶特征（電鏡圖像）（a）顆粒支撐結構，結構致密，由大量保留有蛋白石-CT硅球形貌的卵狀微晶石英構成；（b）顆粒支撐結構，由微晶石英集合體構成，多為隱晶質，表明光滑細膩；（c）顆粒支撐結構，微晶石英粒間孔隙間發(fā)育多孔絮狀有機質；（d）放射蟲腔體及周圍硅質特征，結構致密；（e）放射蟲腔體內(nèi)局部放大；（f）放射蟲腔體內(nèi)局部放大，由大量微晶石英組成，自形程度較低，粒間孔隙充填瀝青，發(fā)育較多孔隙；（g）放射蟲腔體及周圍硅質特征，結構致密；（h）放射蟲腔體內(nèi)局部放大；（i）放射蟲腔體內(nèi)局部放大，由大量微晶石英組成，自形程度較低，粒間孔隙充填瀝青，發(fā)育較多孔隙Fig.7 SEM images illustrating the effects of biogenic silica recrystallization

1.4 鉀長石溶蝕與伊利石化作用

頁巖在有機質未成熟至開始成熟階段，生成大量的有機酸，孔隙流體轉化為弱酸性環(huán)境，從而造成鉀長石等鋁硅酸鹽礦物的溶蝕。在較封閉的頁巖系統(tǒng)中，隨著孔隙流體性質的變化，鉀長石沿著解理縫發(fā)生緩慢溶蝕，由于孔隙流體基本停滯，逐漸析出K+等堿性離子難以向外部遷移，而與溶蝕的中間產(chǎn)物硅鋁凝膠再次發(fā)生反應，生成伊利石。由于溶蝕作用首先沿著解理縫發(fā)生，從而使鉀長石呈現(xiàn)出較明顯的原位蝕變特征，由原始塊狀向條狀甚至絲狀轉變（圖8a～c），而港灣狀等溶蝕特征并不明顯。

蒙脫石向伊利石轉化是最主要的化學壓實作用，并通過所引起的壓實和膠結作用使泥頁巖結構和物性發(fā)生較大變化。五峰組—龍馬溪組頁巖的X射線衍射分析結果顯示黏土礦物以伊利石為主，并含有少量有序伊/蒙混層礦物，且隨著埋深的增加伊/蒙混層礦物逐漸減少而伊利石含量不斷增加，表明伊利石主要為蒙脫石的伊利石化作用轉變而成。電鏡下黏土礦物主要以片狀形式產(chǎn)出，水平定向性較強，多平行層理面排列，片晶間近乎平行，具有明顯的定向排列特征（圖8）。這是由于伊利石化過程中新形成的伊利石趨向于沿垂直于最大主應力方向發(fā)生定向排列[36-37]，從而在機械壓實基礎上進一步強化了黏土礦物片晶的定向排列程度[20]，使頁巖各向異性增強。蒙脫石伊利石化作用在泥質頁巖經(jīng)歷了強烈的機械壓實作用之后繼續(xù)對其進行化學壓實改造，使泥質頁巖除黃鐵礦膠結較發(fā)育層段外原生粒間孔隙幾乎喪失殆盡，孔隙度進一步降低，頁巖結構變得更加致密。

圖8 蒙脫石伊利石化與硅質膠結特征（電鏡圖像）（a）長石由完整顆粒向伊利石蝕變；（b）長石顆粒沿解理縫發(fā)生溶蝕，向伊利石蝕變；（c）長石顆粒沿解理縫蝕變，局部已完全轉化為伊利石，解理縫內(nèi)充填瀝青；（d）伊利石片晶間發(fā)育自生微晶石英；伊利石片晶間發(fā)育自生微晶石英，石英呈孤立狀；（e）伊利石片晶間發(fā)育自生微晶石英，石英呈孤立狀；伊利石片晶間發(fā)育自生微晶石英，石英呈孤立狀；（f）伊利石片晶間發(fā)育自生微晶石英，，石英呈孤立狀；（g）伊利石片晶間發(fā)育自生微晶石英，石英呈不規(guī)則狀非連續(xù)分布；（h）伊利石片晶間發(fā)育自生微晶石英，石英呈不規(guī)則狀非連續(xù)分布；（i）伊利石片晶間發(fā)育自生微晶石英，石英呈不規(guī)則狀非連續(xù)分布Fig.8 SEM images illustrating the effects of Illitization and cementation of microcrystalline quartz

蒙脫石伊利石化是硅氧四面體層間加鉀、脫水和四面體內(nèi)加鋁脫鈣鎂鐵硅的過程，鉀長石溶蝕釋放出的鉀是該反應的驅動力之一，同時在該轉化過程中又會產(chǎn)生剩余的Si4+，Ca2-，Mg2+和Fe3+。其中Si4+以SiO2形式進入孔隙水中，進而經(jīng)沉淀以單礦物顆粒形式嵌生于黏土礦物片晶內(nèi)或粒間孔隙內(nèi)，形成微晶石英膠結物（圖8），而Ca2-和Mg2+則形成同期次的碳酸鹽膠結物。在硅、鈣質膠結和蒙脫石層間水脫出的共同作用下，不僅頁巖結構更加致密，黏土礦物片晶排列更加有序，而且孔隙度進一步大幅降低，殘余原生孔隙較少，致使近乎同期生成的液態(tài)烴大量排出，原位滯留于頁巖中的量非常有限。

1.5 有機質熱成熟作用

海相富有機質頁巖孔隙以有機質孔隙為主，干酪根生烴和滯留烴裂解生氣的生烴演化作用是有機孔隙形成的基本機制[10,38-39]，因此有機質熱成熟作用是有機孔隙形成的主要動力，對有機孔隙的發(fā)育起決定性影響。當有機質成熟后，液態(tài)烴大量生成，原位滯留于早期成巖作用改造后的殘余孔隙中。當剩余孔隙較多時，滯留的液態(tài)烴量就較多，反之則較少，進而決定了后期形成有機孔隙的熱解瀝青的量。同時烴類的生、排過程，將原有的水—巖兩相系統(tǒng)改變?yōu)樗汀獛r三相系統(tǒng)，改變了巖石的地球化學環(huán)境及濕潤性，有效阻止了水—巖相互作用的持續(xù)進行，使膠結作用趨于緩慢甚至停滯狀態(tài)。隨著熱演化程度的不斷增高，滯留于孔隙中的液態(tài)烴開始裂解生氣并轉化為熱解瀝青，氣體在瀝青內(nèi)膨脹占位而形成孔隙[40-42]，因此熱演化程度直接控制著有機孔隙的發(fā)育及程度。四川盆地五峰組—龍馬溪組頁巖的熱演化程度普遍較高，在構造保存良好的地區(qū)有機孔隙的發(fā)育程度總體較好（圖9），當Ro值在2.0%～3.0%之間時有機孔隙發(fā)育最好，但Ro值＞3.0%以后孔隙發(fā)育程度開始出現(xiàn)明顯降低趨勢，孔徑變小，在3.5%以后有機孔隙發(fā)育程度變差[43]，總孔隙度明顯偏低，可能與基本接近“有機孔隙生成窗”的Ro上限值有關。

圖9 五峰組—龍馬溪組不同熱成熟度頁巖有機孔隙發(fā)育特征對比（a）Ro=2.2%；（b）Ro=2.5%；（c）Ro=2.8%；（d）Ro=3.1%；（e）Ro=3.6%Fig.9 Organic pore development characteristics across the thermal maturity of the Wufeng Formation-Longmachi Formation

2 關鍵成巖作用對頁巖孔隙發(fā)育與保存的控制

雖然機械壓實作用在早成巖期對頁巖原生孔隙破壞程度較高，但五峰組—龍馬溪組頁巖中生物硅質重結晶、黃鐵礦與碳酸鹽膠結等作用發(fā)生相對較早，能夠使頁巖硬度增高或局部抗壓實能力增強，有效抑制機械壓實作用對孔隙的進一步破壞，因此原生孔隙在遭受到一定程度的破壞后仍有相當一部分保存下來。五峰組—龍馬溪組底部生物成因硅質頁巖在早期成巖階段雖然會損失掉約60%的原生無機孔隙，但由于生物蛋白石重結晶轉化較早，與壓實作用近乎同步，轉化形成的大量石英顆粒在壓實和自身膠結作用下相互接觸構成整體剛性的格架，從而形成了一個有效應力支撐系統(tǒng)，硅質頁巖的抗壓實能力大大增強，能夠有效抵御壓實作用的繼續(xù)破壞，為后期液態(tài)烴類的原位充注提供了充足的儲集空間（圖7）。而五峰組—龍馬溪組富含黏土礦物的泥質頁巖，由于石英含量較少且多被黏土礦物包裹，遭受壓實后變形強烈，原生孔隙大量喪失，隨后發(fā)生的蒙脫石伊利石化作用（化學壓實）及所引起的硅、鈣質膠結致使頁巖更加致密，導致可供液態(tài)烴滯留的原生孔隙持續(xù)減少，因此電鏡下所能觀察到的瀝青僅充填于黃鐵礦和碳酸鹽膠結后柱撐黏土片晶保存下來的極少量殘余孔隙之中（圖1～3，8）。當黃鐵礦和碳酸鹽膠結不發(fā)育時幾乎無熱解瀝青存在，表明泥質頁巖在機械壓實和化學壓實相繼作用下原生殘余孔隙極少而導致液態(tài)烴原位滯留空間嚴重不足。因此，當有機質達到熱成熟階段時頁巖中是否仍具有較多原生無機孔隙非常關鍵，將直接決定液態(tài)烴原位滯留量的多少，這是后期有機孔隙能否大量發(fā)育的重要前提。同時熱成熟階段頁巖系統(tǒng)的封閉性也非常重要，在無機孔隙仍較發(fā)育的前提下將保證更多的液態(tài)烴滯留于頁巖系統(tǒng)內(nèi)部而不被排出。

有機質熱成熟作用不僅控制著頁巖有機孔隙的形成與發(fā)育，而且也影響著有機孔隙自身的演化與保持。大量研究表明有機孔隙在熱成熟度達到一定程度時開始形成，然后隨著熱成熟度的升高，有機孔隙數(shù)量增多，但并非一直隨著成熟度的不斷增高而增加。當成熟度達到上限范圍后，有機孔隙非但不會繼續(xù)發(fā)育，反而由于成熟度過高導致生烴衰竭，有機質發(fā)生炭化，熱解瀝青逐漸向石墨化結構轉變使有機孔隙破壞而逐漸消亡，孔隙體積大幅度減小[43]。四川盆地五峰組—龍馬溪組頁巖有機孔隙形成的Ro值有利區(qū)間為2.0%～3.0%范圍內(nèi)，Ro值＞3.0%以后孔隙發(fā)育程度開始出現(xiàn)降低趨勢，一旦Ro超過3.5%后有機孔隙發(fā)育程度變差[43-45]。五峰組—龍馬溪組頁巖最大古埋深達到7 km 以上，古地溫最高達到170 ℃～260 ℃[46-47]，大部分地區(qū)Ro值在2.0%～3.0%范圍內(nèi)[48-50]，熱演化程度主體與“有機孔隙生成窗”吻合，主要得益于有限的最大古埋藏深度和盆地較低的大地熱流值，對該套古老頁巖地層有機孔隙的大量形成和有效保持非常有利。

在后期演化的構造抬升過程中，深埋藏作用和構造壓實作用對頁巖有機孔隙的保存同樣影響極大。深埋藏階段強烈的壓實作用和后期構造抬升過程中強烈的構造側向擠壓作用等會對礦物顆粒和塑性的有機質（瀝青）進行擠壓，對已生成的有機孔隙產(chǎn)生不同程度的改造和破壞[51-52]。當氣體散失較多有機孔隙內(nèi)的流體壓力不足以抵抗該埋深條件下上覆地層壓力或構造應力時就會發(fā)生一定形變，當達到新的壓力平衡后孔隙保持穩(wěn)定狀態(tài)，孔隙形態(tài)則呈壓扁狀甚至垮塌狀。然后可能繼續(xù)散失并不斷進行平衡調整。若氣體散失極少始終保持流體超壓狀態(tài)，孔隙則仍能夠抵抗來自上覆地層和側向應力的擠壓，保存程度較好，總孔隙度相對保持穩(wěn)定。現(xiàn)今處于中淺層埋深（埋深＜3 500 m）壓力系數(shù)為1.55 的鉆井頁巖中充填于石英粒間孔隙間的瀝青發(fā)育大量孔隙，形態(tài)多樣，大小不一，孔徑較大（圖10a），后期的改造和破壞較弱，而同處于中淺層埋深壓力系數(shù)為1.08且靠近逆掩斷層和埋藏較深（埋深＞4 000 m）壓力系數(shù)為0.98 遠離斷層的頁巖有機孔隙發(fā)育度明顯偏低，數(shù)量較少，孔徑變小（圖10b，c），顯示遭受過一定的擠壓改造和破壞，表明深埋藏壓實作用和晚期強烈的構造壓實作用對有機孔隙有明顯的破壞作用，而流體超壓條件則對有機孔隙起著非常重要的保護作用。

圖10 五峰組—龍馬溪組不同壓力系數(shù)鉆井巖心有機孔隙發(fā)育特征（硅質頁巖）（a）壓力系數(shù)1.45，Ro=2.5%；（b）壓力系數(shù)1.55，Ro=2.8%；（c）壓力系數(shù)1.08，Ro=2.5%；（d）壓力系數(shù)0.98，Ro=3.6%Fig.10 Organic pore development characteristics across the pressure coefficient of the Wufeng Formation-Longmachi Formation (siliceous shale)

3 成巖約束下頁巖孔隙演化

五峰組—龍馬溪組頁巖自沉積伊始就開始接受成巖作用改造，從有機孔隙形成演化角度看，干酪根熱生烴、液態(tài)烴裂解生氣和構造抬升是三個控制有機孔隙發(fā)育與保存的關鍵成巖期。以關鍵成巖期為大致節(jié)點，頁巖經(jīng)歷了早成巖期無機孔隙較多損失、中成巖期液態(tài)烴大量生成滯留于無機孔隙內(nèi)、晚成巖期液態(tài)烴裂解生氣生成有機孔隙和構造抬升期有機孔隙改造甚至破壞的多階段演化過程，孔隙類型從早中期原生無機孔隙單一型逐漸轉變?yōu)橐酝砥诖紊袡C孔隙為主的二元混合型。

在早成巖期，以機械壓實作用為主，頁巖孔隙變化主要受壓實作用引起的有效應力控制。壓實初期，沉積物顆粒壓實迅速,孔隙水大量排出，粒間孔隙損失較快。壓實中后期，顆粒壓實減緩，在生物蛋白石重結晶和黃鐵礦膠結等作用影響下粒間孔隙損失率降低。泥質頁巖在壓實作用下孔隙損失量較多，利用高分辨率場發(fā)射掃描電鏡大面積圖像拼接技術（MAPS）分析五峰組—龍馬溪組泥質頁巖膠結物和瀝青面積占比可得到早期成巖作用改造后殘余無機孔隙的近似下限值，換算得到壓實后的殘余孔隙度大致為8%～13%，表明約80%以上的原生孔隙在這一過程損失殆盡。而硅質頁巖由于同期蛋白石重結晶作用對機械壓實的有效抑制，只有約60%的原生孔隙在這一過程中消亡，孔隙度由原始的80%左右降至25%左右，仍有較多原生孔隙殘余[35]。這一階段無論泥質頁巖還是硅質頁巖，作為孔隙主體的大孔和介孔均損失十分明顯，但微孔卻呈略為增加趨勢，主要來自于大孔和介孔的轉化（圖11）。

圖11 成巖作用約束下五峰組—龍馬溪組頁巖孔隙演化剖面Fig.11 Pore evolution profile with the diagenesis constraint of the Wufeng Formation-Longmachi Formation

中成巖期，泥質頁巖孔隙變化主要受蒙脫石伊利石化和干酪根生烴作用的控制，硅質頁巖則主要受干酪根生烴作用影響。蒙脫石伊利石化及所引起的硅、鈣質膠結作用使泥質頁巖無機孔隙度進一步降低，之后干酪根成熟所生成的液態(tài)烴開始滯留于這些殘余孔隙中。當進入干酪根生烴高峰期，大量液態(tài)烴原位滯留，頁巖含油飽和度高。利用場發(fā)射掃描電鏡圖像拼接（MAPS）技術統(tǒng)計五峰組—龍馬溪組頁巖大面積高分辨率電鏡圖像中無機孔隙和熱解瀝青面積所占比例，可近似得到液態(tài)烴生成前原生殘余孔隙的下限值。泥質頁巖殘余無機孔隙下限值為8%～10%右，此時干酪根形成的有機孔隙度約為1%，總孔隙度約為9%～11%，其中滯留烴占據(jù)的孔隙度值約為5%～8%的孔隙空間；硅質頁巖殘余無機孔隙下限值為13%～18%，此時干酪根形成的有機孔隙約為2%，總孔隙度約為15%～20%，其中滯留烴占據(jù)的孔隙度值約為10%～15%。

晚成巖期，頁巖孔隙變化主要受液態(tài)烴熱裂解作用控制。該階段滯留烴持續(xù)受熱發(fā)生裂解，生成氣態(tài)烴的同時自身縮聚形成熱解瀝青并伴隨有機孔隙的形成。液態(tài)烴裂解初期因所形成熱解固體瀝青的充填作用較強，而此時所生成的有機孔隙數(shù)量還相對較少，與干酪根自身裂解形成的有機孔隙的總和仍尚不足以補償熱解瀝青的填充量，從而導致總孔隙度逐漸降低。隨著液態(tài)烴裂解作用的持續(xù)增強，有機孔隙大量生成，從而實現(xiàn)了熱解瀝青占據(jù)孔隙的內(nèi)部規(guī)模性擴容，使總孔隙度又有所增加。當Ro值為2.0%～3.0%區(qū)間時有機孔隙發(fā)育程度最高，頁巖孔隙類型從原生無機孔隙單一型逐漸轉變?yōu)橐源紊袡C孔隙為主體的二元混合型，然后隨著熱演化的繼續(xù)進行，總孔隙又趨于緩慢降低，孔隙以微孔和介孔為主，大孔趨于減少。

構造抬升期，以泄壓調整過程中深埋藏壓實作用和構造側向應力擠壓作用為主，孔隙保存主要受上覆載荷壓力和構造應力引起的有效應力的影響。在抬升過程中地層發(fā)生剝蝕，頁巖溫度和上覆靜巖壓力降低，巖石體積回彈，氣體發(fā)生不同程度逸散，孔隙流體壓力發(fā)生變化調整。當氣體散失較多有機孔隙內(nèi)流體壓力小于上覆地層壓力或構造應力時，塑性的有機質（瀝青）受到擠壓，孔隙發(fā)生形變，被壓扁甚至垮塌，數(shù)量減少，孔隙度降低[51-54]。若氣體散失極少而始終保持流體超壓狀態(tài)，孔隙則仍能夠抵抗來自上覆地層和構造應力的擠壓，保存程度較好，孔隙度相對保持穩(wěn)定[55-56]。

4 結論

（1）四川盆地五峰組—龍馬溪組富有機質頁巖成巖過程復雜，發(fā)育多種成巖作用，相互疊加接替，其中蛋白石重結晶、黃鐵礦膠結、液態(tài)烴生成與熱裂解等為有利于有機孔隙形成和保存的建設性成巖作用，而機械壓實作用、伊利石化、多種膠結作用和構造壓實作用等則屬于破壞性成巖作用。龍一段二、三亞段泥質頁巖主要遭受到強烈機械壓實、中等黃鐵礦及碳酸鹽膠結和較強蒙脫石伊利石化作用影響；而龍一段一亞段硅質頁巖主要受中等機械壓實和強烈生物蛋白石重結晶作用影響。早期成巖作用對該套頁巖原生無機孔隙形成、演化影響較大，進而影響后期液態(tài)烴的原位滯留量和有機孔隙的發(fā)育數(shù)量。

（2）五峰組—龍馬溪組頁巖原生無機孔隙主要受機械壓實作用和發(fā)生較早的生物蛋白石重結晶作用和黃鐵礦與碳酸鹽膠結等作用控制，有機孔隙主要受有機質熱成熟生烴、裂解生氣和后期壓實等作用的控制，成巖自生脆性礦物形成后的支撐和抬升過程流體超壓條件的保持則對有機孔隙起著非常重要的保護作用。熱演化程度適中（2.0%

（3）在成巖演化過程中，五峰組—龍馬溪組頁巖經(jīng)歷了早—中成巖期原生無機孔隙損失、中成巖期液態(tài)烴生成滯留、晚成巖期液態(tài)烴裂解與有機孔隙生成和構造抬升期有機孔隙改造保存四大孔隙演化階段，孔隙類型從原生無機孔隙單一型逐漸轉變?yōu)橐源紊袡C孔隙為主的有機無機二元復合型。后期構造抬升期流體超壓保持較好條件下孔隙結構有所變化但總孔隙較為穩(wěn)定。