引用本文
武瑾, 王红岩, 施振生, 王琦, 赵群, 董大忠, 李树新, 刘德勋, 孙莎莎, 邱振. 海陆过渡相黑色页岩优势岩相类型及成因机制——以鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组为例[J]. 石油勘探与开发, 2021,48(6): 1137-1149.
WU Jin, WANG Hongyan, SHI Zhensheng, WANG Qi, ZHAO Qun, DONG Dazhong, LI Shuxin, LIU Dexun, SUN Shasha, QIU Zhen. Favorable lithofacies types and genesis of marine-continental transitional black shale: A case study of Permian Shanxi Formation in the eastern margin of Ordos Basin, NW China[J]. Petroleum Exploration & Development, 2021,48(6): 1137-1149.  
Doi: 10.11698/PED.2021.06.06
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海陆过渡相黑色页岩优势岩相类型及成因机制——以鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组为例
武瑾1,2, 王红岩1,2, 施振生1,2, 王琦3, 赵群1,2, 董大忠1,2, 李树新4, 刘德勋1,2, 孙莎莎1,2, 邱振1,2
1.中国石油勘探开发研究院,北京 100083
2.国家能源页岩气研发（实验）中心,北京 100083
3.中国石油天然气股份有限公司对外合作经理部,北京 100007
4.中国石油煤层气有限责任公司,北京 100028
联系作者简介：王红岩（1971-）,男,江苏徐州人,博士,中国石油勘探开发研究院教授级高级工程师,主要从事页岩气勘探开发与基础理论研究工作。地址：北京市海淀区学院路20号,中国石油勘探开发研究院非常规研究所,邮政编码：100083。E-mail：wanghongyan69@petrochina.com.cn

第一作者简介：武瑾（1988-）,女,内蒙古呼伦贝尔人,博士,中国石油勘探开发研究院高级工程师,主要从事页岩气开发地质研究。地址：北京市海淀区学院路20号,中国石油勘探开发研究院非常规研究所,邮政编码：100083。E-mail：wujinouc@petrochina.com.cn

收稿日期: 2021-01-29 修回日期: 2021-06-25
基金项目: 国家科技重大专项“四川盆地及周缘页岩气形成富集条件、选区评价技术与应用”（2017ZX05035）
摘要

基于岩心观察结果,综合利用薄片鉴定、X-衍射矿物分析、场发射扫描电镜、低温气体吸附及高压压汞等技术手段,对鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组山23亚段页岩岩相进行系统分析。研究表明,山西组山23亚段发育低 TOC黏土质页岩相（C-L）、低 TOC硅质页岩相（S-L）、中 TOC硅质页岩相（S-M）、中 TOC混合质页岩相（M-M）、高 TOC硅质页岩相（S-H）、高 TOC黏土质页岩相（C-H）6种岩相。其中,S-H岩相为储集条件最优的岩相,S-M、M-M岩相次之。C-L、C-H岩相位于山23亚段中上部,普遍发育于潮控三角洲相;S-L、S-M、S-H和M-M 4类岩相位于山23亚段下部,发育于潮控河口海湾相。S-H、S-M和M-M岩相以有机质孔缝和矿物粒间孔为主,发育黏土矿物层间孔、黄铁矿晶间孔、矿物溶蚀孔,孔隙结构整体优;C-L、S-L岩相发育矿物粒间孔、黏土矿物层间孔缝及少量有机质微孔,孔隙结构较差;C-H岩相发育有机质微孔及少量黏土矿物层间孔缝,微孔孔隙结构优,中孔、宏孔孔隙结构差。优势岩相的形成受沉积环境和成岩作用共同控制,浅海海湾—潟湖沉积环境有利于Ⅱ2型干酪根形成,易于产生大量蜂窝状有机质气泡孔,富生物成因硅有利于各类孔隙的保存,并增强了储集层的可压裂性。图11表1参23

关键词: 海陆过渡相; 页岩气; 优势岩相; 储集层特征; 二叠系山西组; 鄂尔多斯盆地
中图分类号:TE122 文献标志码:A
Favorable lithofacies types and genesis of marine-continental transitional black shale: A case study of Permian Shanxi Formation in the eastern margin of Ordos Basin, NW China
WU Jin1,2, WANG Hongyan1,2, SHI Zhensheng1,2, WANG Qi3, ZHAO Qun1,2, DONG Dazhong1,2, LI Shuxin4, LIU Dexun1,2, SUN Shasha1,2, QIU Zhen1,2
1. PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration & Development, Beijing 100083, China
2. National Energy Shale Gas R & D Experimental Center, Beijing 100083, China
3. PetroChina Foreign Cooperation Administration Department, Beijing 100007, China
4. PetroChina Coalbed Methane Company Limited, Beijing 100028, China
Abstract

Based on core description, thin section identification, X-ray diffraction analysis, scanning electron microscopy, low-temperature gas adsorption and high-pressure mercury intrusion porosimetry, the shale lithofacies of Shan23 sub-member of Permian Shanxi Formation in the east margin of Ordos Basin was systematically analyzed in this study. The Shan23sub-member has six lithofacies, namely, low TOC clay shale (C-L), low TOC siliceous shale (S-L), medium TOC siliceous shale (S-M), medium TOC hybrid shale (M-M), high TOC siliceous shale (S-H), and high TOC clay shale (C-H). Among them, S-H is the best lithofacies, S-M and M-M are the second best. The C-L and C-H lithofacies, mainly found in the upper part of Shan23 sub-member, generally developed in tide-dominated delta facies; the S-L, S-M, S-H and M-M shales occurring in the lower part of Shan23 sub-member developed in tide-dominated estuarine bay facies. The S-H, S-M and M-M shales have good pore structure and largely organic matter pores and mineral interparticle pores, including interlayer pore in clay minerals, pyrite intercrystalline pore, and mineral dissolution pore. C-L and S-L shales have mainly mineral interparticle pores and clay mineral interlayer pores, and a small amount of organic matter pores, showing poorer pore structure. The C-H shale has organic micro-pores and a small number of interlayer fissures of clay minerals, showing good micro-pore structure, and poor meso-pore and macro-pore structure. The formation of favorable lithofacies is jointly controlled by depositional environment and diagenesis. Shallow bay-lagoon depositional environment is conducive to the formation of type II2 kerogen which can produce a large number of organic cellular pores. Besides, the rich biogenic silica is conducive to the preservation of primary pores and enhances the fracability of the shale reservoir.

Keyword: marine-continental transitional facies; shale gas; favorable lithofacies; reservoir characteristics; Permian Shanxi Formation; Ordos Basin
0 引言

海陆过渡相页岩是中国油气勘探的重要领域, 广泛发育于华北地区、华南地区、准噶尔盆地和塔里木盆地[1], 页岩气资源量约19.8× 1012m3, 是未来页岩气勘探的重要接替领域[2]。岩相是形成于特定沉积环境的岩石类型、岩性组合及沉积构造特征的总和, 决定着页岩“ 甜点” 段的分布, 控制着页岩的生烃能力和储集性能, 影响着页岩的可压裂性[3]。近年来, 海相页岩岩相研究在岩相特征及分布、形成环境、优势岩相特征及其对储集层的控制[4, 5, 6]等方面取得了重要进展, 而海陆过渡相页岩岩相研究尚处于起步阶段。鄂尔多斯盆地东缘二叠系发育丰富的海陆过渡相页岩, 具有良好的勘探开发前景[2, 7]。岩相研究不仅可以极大丰富页岩沉积学和储集层地质学的内容, 更是中国海陆过渡相页岩气勘探规模拓展和高效开发的关键[7, 8]。

目前, 围绕海陆过渡相页岩的研究主要集中在页岩基本特征、分布及资源潜力评价等方面, 岩相分类表征及系统评价研究薄弱, 仅有极少数学者以颜色、结构、沉积构造等定性指标进行岩相的基础划分[9, 10, 11], 方案可操作性、准确性均不足, 且未考虑有机碳含量指标, 不能全面表征页岩储集层特性。海陆过渡相页岩研究有3个方面问题亟待解决：①页岩岩相划分方案、岩相类型及特征尚不清楚; ②不同岩相的储集空间类型及孔隙结构尚不清楚; ③优势岩相类型及其成因机制尚未研究。本文以鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组为例, 重点探讨海陆过渡相页岩的岩相类型及特征、优势岩相类型及其形成机制。

1 地质背景

鄂尔多斯盆地东缘呈狭长弧形带状, 南北长约450 km, 东西宽26~100 km, 总面积约4.5× 104 km2[2]（见图1a）。晚石炭世本溪组沉积期, 华北地台持续沉降, 华北海呈北东向侵入盆地东部, 为滨浅海相沉积; 早二叠世太原组沉积期, 海侵范围扩大, 超覆于中央古隆起形成统一陆表海。早二叠世山西组沉积期, 受海西构造运动影响, 华北地台整体抬升, 海水从东西两侧逐渐退出盆地, 为陆表海背景下海陆过渡沉积阶段, 受潮汐作用影响, 发育滨浅海— 潟湖— 潮控三角洲沉积体系。至中二叠世下石盒子组沉积期, 海水完全退出, 进入陆相淡水湖盆沉积演化阶段[12]。

图1 鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组山2段页岩厚度（a）及地层柱状图（b）

早二叠世山西组沉积期, 鄂尔多斯地区处于海陆过渡相至陆相过渡过程, 沉积了多套富有机质页岩, 累计厚度为43.5~187.3 m, 平均厚度为88.6 m[2]。根据岩性和沉积旋回等特征, 山西组自下而上划分为山2段和山1段（见图1b）。研究区山2段页岩最为典型, 发育榆林— 佳县、清涧— 大宁、吉县— 河津等沉积厚度中心, 页岩累计厚度达50 m（见图1a）。山2段自下而上又可分为山23、山22、山21 3个亚段。山23亚段页岩分布稳定, 厚度为20~40 m, 夹层少且薄, 是鄂尔多斯东缘海陆过渡相页岩气勘探开发的重点目标层位。

2 实验样品及方法
2.1 实验样品

样品取自大宁— 吉县地区2口典型海陆过渡相页岩气取心井— — 大吉51井和大吉3-4井。大吉51井完钻层位为奥陶系马家沟组, 完钻井深2 685 m, 目的层为山西组山23亚段, 以20 cm间隔连续系统取样183块。大吉3-4井完钻层位为奥陶系马家沟组, 完钻井深2 277 m, 在山23亚段选取代表性样品60块。针对不同实验目的制备了8种规格的样品：①75~150 μm（100~200目）粉末样品243份, 用于TOC测定; ②75 μm（200目）粉末样品243份, 用于X光衍射矿物分析、主微量元素测定; ③干酪根湿样69份, 用于干酪根镜检; ④10 mm× 20 mm× 0.03 mm薄片243片, 用于薄片观察; ⑤垂直层理方向切制10 mm× 10 mm× 2 mm块体岩样26块, 进行氩离子抛光及镀碳处理, 用于扫描电镜观察; ⑥直径25 mm, 高度30~35 mm柱塞样54块, 用于氦气孔隙度测定; ⑦150~180 μm（80~100目）粉末样品26份, 用于低温气体吸附测试; ⑧10 mm× 10 mm× 10 mm颗粒样品26份, 用于高压压汞分析。

2.2 实验方法

TOC测试、X光衍射矿物分析、聚焦离子束扫描电镜（FIB-SEM）实验在国家能源页岩气研发（实验）中心完成, 实验设备分别为美国LECCO CS230碳硫仪、日本理学TTRIII全自动X光射线衍射仪和FEI Helios NanoLab 650型聚焦离子双束电镜。主微量元素测试在四川省科源工程技术测试中心完成, 实验设备分别为X光射线荧光光谱仪、电感耦合等离子体原子发射质谱。低温气体吸附及高压压汞实验在北京理化测试中心完成, 实验设备分别为美国康塔仪器公司Autosorb-IQ-MP比表面和孔径分布仪、PoreMaster GT60仪器, 测试孔径范围分别为0.35~200 nm和0.003 6~1 000 μm。以上实验测试均严格按照国家行业实验规范操作完成。

3 岩相类型及特征
3.1 岩相划分原则

岩相标志选取的关键, 一是看其能否反映沉积环境, 二是看其能否对生产实践起到指导作用。合理的岩相划分标志选取需遵循以下原则：①有效反映岩石沉积环境因素; ②构成岩相分类简单, 区分标志明显, 实用性强; ③定量易获取, 可操作性强。矿物组分是岩石发育环境的直接反映, 是造成岩石类型多样的根本因素; 有机质含量指示细粒沉积岩的烃类富集特征, 对储集层分类和评价具有重要作用[3]。这2项参数均可通过实验准确获取, 岩相划分结果准确性高。因此, 本次研究选取矿物组分和TOC作为岩相划分指标, 建立山西组页岩岩相综合划分方案（见图2a）。

图2 鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组页岩相类型三端元图

山西组页岩矿物组分主要为硅质矿物、黏土矿物和碳酸盐矿物。矿物组分作为岩相划分的第1要素, 可通过全岩X光衍射分析准确定量获取。依据硅质矿物（石英+长石）、碳酸盐矿物和黏土矿物三端元图解进行页岩岩相划分（见图2）。当硅质矿物含量大于50%时, 为硅质页岩相（S）; 当黏土矿物含量大于50%时, 为黏土质页岩相（C）; 当碳酸盐矿物含量大于50%时, 为灰质页岩相（CA）; 当3类矿物含量均小于50%且大于25%时, 为混合质页岩相（M）。有机质含量作为岩相划分的第2要素。以TOC值5.5%与8.5%为界, 厘定高有机质（TOCx> .8.5%）页岩（H）、中有机质（5.5%≤ TOC≤ 8.5%）页岩（M）和低有机质（TOC< 5.5%）页岩（L）3种类型（见图2a）。含气性是评价页岩气储集层是否具备开发潜力的关键指标, 中国下志留统龙马溪组页岩气商业开采含气量的下限值为2.0 m3/t[8]。本次统计了大宁— 吉县地区17口井山23亚段页岩含气量为1.38~5.66 m3/t。以含气量2.0 m3/t为标准, 将含气量与TOC进行相关性拟合：当含气量大于2.0 m3/t, 对应TOC值约为8.5%; 当含气量为1.5 m3/t时, 对应TOC值约为5.5%。鉴于此, 确定了TOC值5.5%和8.5%的界限。

综合以上划分原则, 在研究区山西组山23亚段识别出低TOC黏土质页岩相（C-L）、低TOC硅质页岩相（S-L）、中TOC硅质页岩相（S-M）、中TOC混合质页岩相（M-M）、高TOC硅质页岩相（S-H）、高TOC黏土质页岩相（C-H）6种岩相（见图2b）。

3.2 岩相类型及特征

3.2.1 低有机质黏土质页岩相（C-L）

C-L岩相为灰— 深灰色粉砂质页岩夹砂质条带, 岩心层面见大量植物茎叶化石（见图3a、图3b）。显微镜下观察到大量植物炭屑, 炭屑被菱铁矿交代, 发育波状纹层, 见生物扰动（见图4a— 图4b）。TOC值为1.0%~2.0%, 显微组分主要为壳质组（平均值为52%）和镜质组（平均值为37.5%）, 含惰质组（平均值为10.5%）, 干酪根类型指数（TI）为-48.3~-0.8, 属典型的Ⅲ 型干酪根。黏土矿物含量为44%~82%（平均值为60.8%）, 硅质矿物含量为12%~50%（平均值为36.7%）, 脆性指数为18%~56%（平均值为39.2%）（见表1）。

图3 鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组典型页岩相岩心照片
（a）C-L岩相, 深灰色块状粉砂质页岩, 见煤屑和泥质撕裂屑, 大吉51井, 2 280.00 m; （b）C-L岩相, 深灰色粉砂质页岩, 见植物茎叶化石, 大吉51井, 2 268.93 m; （c）S-L岩相, 灰色块状粉砂质页岩, 上部见生物扰动, 泥砾发育, 大吉51井, 2 288.82 m; （d）S-L岩相, 深灰色水平纹理页岩, 大吉51井, 2 290.65 m; （e）S-M岩相, 深灰色水平纹理页岩, 大吉51井, 2 292.59 m; （f）S-M岩相, 灰黑色页岩, 大吉51井, 2 296.33 m; （g）M-M岩相, 灰黑色钙质页岩, 大吉51井, 2 298.50 m; （h）S-H岩相, 黑灰色白云质页岩, 大吉51井, 2 297.67 m; （i）C-H岩相, 黑灰色炭质页岩, 大吉51井, 2 270.87 m

图4 鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组典型页岩相岩心薄片照片
（a）C-L岩相, 含粉砂页岩, 炭屑被菱铁矿交代, 大吉51井, 2 277.55 m; （b）C-L岩相, 含炭屑含粉砂页岩, 见生物扰动, 大吉51井, 2 277.65 m; （c）S-L岩相, 含炭屑, 具极细纹层页岩, 大吉51井, 2 288.82 m; （d）S-L岩相, 具透镜状纹层粉砂质页岩, 大吉51井, 2 292.12 m; （e）S-L岩相, 生物扰动含粉砂纹层页岩, 大吉51井, 2 292.81 m; （f）S-M岩相, 含白云石纹层黑色页岩, 大吉51井, 2 296.59 m; （g）S-M岩相, 含白云石纹层黑色页岩, 大吉51井, 2 296.75 m; （h）S-M岩相, 含菱铁矿黑色页岩, 大吉3-4井, 2 142.50 m; （i）M-M岩相, 富含生物碎屑钙质页岩, 大吉51井, 2 298.23 m; （j）M-M岩相, 富硅质生物碎屑页岩, 大吉51井, 2 298.23 m; （k）M-M岩相, 富硅质生物碎屑页岩, 见海绵骨针, 大吉3-4井, 2 145.57 m; （l）S-H岩相, 含生物碎屑黑色页岩, 见有孔虫, 被泥化, 保留其外形, 大吉3-4井, 2 143.32 m; （m）S-H岩相, 生物碎屑白云质页岩, 大吉51井, 2 297.67 m; （n）S-H岩相, 生物碎屑白云质页岩, 大吉51井, 2 297.25 m; （o）S-H岩相, 含生物碎屑黑色页岩, 大吉51井, 2 303.57 m; （p）C-H岩相, 高炭页岩, 含泥质条带, 大吉51井, 2 270.87 m

表1 鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组页岩岩相类型及特征表

3.2.2 低有机质硅质页岩相（S-L）

S-L岩相为灰— 深灰色含粉砂页岩, 发育水平纹理（见图3c— 图3d）, 含细小植物化石碎片。镜下观察白云石粉砂纹层与颗粒状炭屑交替, 偶见透镜状层理, 炭屑多且细小, 见生物扰动（见图4c— 图4e）。TOC值主要为1.0%~1.5%, 显微组分主要为壳质组（平均值为57%）和镜质组（平均值为32%）, 含少量惰质组（平均值为8%）和腐泥组（平均值为3%）, TI值为-0.8~-0.5, 属Ⅲ 型干酪根。硅质矿物含量为40%~58%（平均值为50.9%）, 黏土矿物含量为30%~53%（平均值为41.5%）, 脆性指数为47%~70%（平均值为58.5%）（见表1）。

3.2.3 中有机质硅质页岩相（S-M）

S-M岩相为灰黑色硅质页岩（见图3e、图3f）, 含粉砂白云石纹层与炭屑纹层叠加呈纹层状（见图4f— 图4h）。TOC值为6%~9%（平均值为7.2%）, 显微组分除壳质组（平均值为68%）、镜质组（平均值为19%）外, 还含腐泥组（平均值为10%）, TI值为17.8~30.0, 属Ⅱ 2型干酪根。硅质矿物含量为63%~73%（平均值为68.1%）, 黏土矿物含量为20%~29%（平均值为25.9%）, 脆性指数68%~80%。

3.2.4 中有机质混合质页岩相（M-M）

M-M岩相为灰黑色灰质页岩（见图3g）, 岩心见大量壳体生物碎屑。岩石薄片见大量钙质生物碎屑（约30%~40%）及少量白云石生物碎屑（见图4i— 图4k）。TOC值为6%~8%（平均值为6.5%）, 显微组分主要为壳质组（平均值为58%）、腐泥组（平均值为21.5%）和镜质组（平均值为17%）, TI值为30.8~36.3, 属Ⅱ 2型干酪根。碳酸盐、硅质和黏土等矿物的含量分别为30%~45%、20%~30%和30%~40%, 脆性指数为60%~70%（见表1）。

3.2.5 高有机质硅质页岩相（S-H）

S-H岩相为黑灰色页岩（见图3h）。见有孔虫、海绵骨针等硅质生物, 含白云质生物碎屑（约20%~30%）及少量钙质生物碎屑（见图4l— 图4o）。TOC值为10%~12%（平均值为11%）, 显微组分为壳质组（平均值为60%）、腐泥组（平均值为14%）和镜质组（平均值为19%）, TI值为17.0~27.3, 属Ⅱ 2型干酪根。硅质矿物含量超过50%, 碳酸盐矿物含量10%~20%, 方解石和白云石约各占一半, 黏土矿物含量小于35%, 脆性指数67%~70%（见表1）。

3.2.6 高有机质黏土质页岩相（C-H）

C-H岩相为黑灰色炭质页岩（见图3i）, TOC值为15%~25%（平均值为20%）, 显微组分以壳质组为主（平均值为60%）, 含镜质组（平均值为30%）和惰质组（平均值为10%）, TI值为-3.0~-2.5, 属Ⅲ 型干酪根。黏土矿物、硅质含量分别为65%~85%和15%~35%。发育极细密纹层, 见泥质条带及生物扰动（见图4p）。

3.3 不同岩相形成环境与纵向分布

沉积环境控制岩相类型特征及其纵向分布[3]。海陆过渡相水动力条件变化快, 岩相纵向演化更复杂。基于岩性、沉积构造、地球化学及古生物特征综合分析, 研究区山西组沉积环境为滨浅海相与三角洲相共存, 山23亚段页岩形成于潮控三角洲— 潮控河口湾沉积环境[7]。潮控三角洲相分为受潮汐影响的上三角洲平原、潮控下三角洲平原和潮控三角洲前缘3类亚相, 潮控河口湾相分为潮坪、沼泽、障壁岛、潟湖、海湾5类亚相, 页岩特征与发育位置见图5。

图5 鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组大宁— 吉县地区山23亚段页岩岩相类型及储集层参数
TOC— 岩心实测总有机碳含量; ϕC— 岩心实测孔隙度; ϕL— 测井解释孔隙度; Sgc— 岩心实测含气量; Sgl— 测井解释含气量

利用Sr/Ba值可有效判断古盐度, Sr/Ba值大于0.8为海水, 0.5~0.8为混合水, 小于0.5为淡水[12]。Ni/Co值广泛用于判别氧化还原环境, Ni/Co值大于7.0为厌氧环境, 5.0~7.0为贫氧环境, 小于5.0为富氧环境。Al、Ti元素常被用来指示陆源碎屑物的输入。山西组页岩Sr/Ba值为0.23~2.60, 数据投点位于陆相、过渡相及海相区（见图6a）, 为典型的海陆过渡相沉积。Ni/Co值为0.8~11.3（见图6b）, 指示了厌氧— 贫氧— 富氧沉积环境。C-L岩相位于山23亚段上部, 发育于潮控三角洲相。Sr/Ba值为0.23~0.64, Ni/Co值为0.80~4.65, 指示了陆相淡水氧化沉积环境。Al2O3与TiO2平均含量偏高, 分别为21.80%和0.87%, 表明沉积环境邻近物源区, 大量陆源碎屑输入带来大量泥质, 有机质受到一定程度的稀释, 黏土矿物含量高, 有机质含量低。C-H岩相位于山23亚段中上部, 发育于三角洲相分流河道间湾。Sr/Ba值为0.28~0.74, Ni/Co值为1.12~4.65, 指示了陆相淡水— 混合水氧化沉积环境。Al2O3与TiO2平均含量分别为25.90%和0.99%, 沉积环境邻近物源区。

图6 研究区山西组典型页岩微量元素含量关系图

S-L、S-M、S-H和M-M岩相位于山23亚段下部, 发育于潮控河口海湾相。S-L岩相形成于半封闭潟湖环境。Sr/Ba值为0.38~0.49, Ni/Co值为3.20~4.69, 指示了陆相淡水氧化的沉积环境。Al2O3与TiO2平均含量分别为17.4%和0.66%, 距离物源区较近。S-M岩相形成于封闭潟湖环境, Sr/Ba值为0.4~1.4, Ni/Co值为8.0~11.3, 指示了过渡相混合水厌氧沉积环境。封闭潟湖为靠近海洋的闭塞安静低能环境, 水体相对较深, 有利于有机质保存。S-H和M-M岩相形成于海湾环境, Sr/Ba值为0.8~2.6, Ni/Co值为7.7~9.4, 指示页岩沉积时处于厌氧条件下的海相海水介质中。S-M、S-H、M-M岩相Al2O3与TiO2平均含量分别为10.5%和0.4%, 表明封闭潟湖— 海湾环境远离物源, 受陆源碎屑影响小。薄片可见透镜状层理发育（见图4g、图4h）, 见大量有孔虫、海绵骨针等硅质生物碎屑（见图4l、图4m）, 浮游生物死亡后沉落海底, 提供了丰富的有机质和生物硅。值得注意的是, S-M、S-H和M-M岩相沉积受河流和海洋双重影响, 有机质来源既有陆源高等植物又有海洋浮游生物。

4 不同岩相储集空间特征

不同岩相沉积环境、矿物组成、有机质类型及含量等宏观特征差异, 造成其微观孔隙特征差异显著。

4.1 孔隙类型

山西组页岩储集空间包括有机质孔缝、矿物粒间孔、黏土矿物层间孔、黄铁矿晶间孔及矿物溶蚀孔等, 不同岩相孔隙类型存在差异（见图7）。

图7 鄂尔多斯盆地东缘二叠系山西组典型页岩相SEM照片
（a）片状高岭石集合体发育层间缝, C-L岩相, 大吉51井, 2 267.00 m; （b）条块状有机质, C-L岩相, 大吉51井, 2 272.70 m; （c）图b方框内有机质发育原始生气孔; （d）与白云母相间分布的片状高岭石发育层间缝, S-L岩相, 大吉51井, 2 293.60 m; （e）条块状有机质发育原始生气孔, S-L岩相, 大吉3-4井, 2 142.00 m; （f）团块状有机质包裹黄铁矿晶粒, 发育大量液态烃气泡孔; （g）液态烃气泡孔; （h）矿物粒间孔大量发育, S-H岩相, 大吉51井, 2 297.30 m; （i）莓状黄铁矿与有机质伴生发育晶间孔及粒间孔, S-H岩相, 大吉3-4井, 2 144.00 m; （j）团块状有机质发育液态烃气泡孔, S-M岩相, 大吉3-4井, 2 146.00 m; （k）与微粒石英相间分布的填隙状有机质发育粒间孔, S-M岩相, 大吉51井, 2 296.60 m; （l）团块状有机质发育海绵状孔; （m）团块状有机质发育液态烃气泡孔, M-M岩相, 大吉3-4井, 2 146.07 m; （n）方解石发育溶蚀孔, M-M岩相, 大吉51井, 2 298.23 m; （o）C-H岩相发育黏土矿物层间缝, 大吉3-4井, 2 168.00 m; （p）颗粒状高岭石脱落后形成大量铸模孔, C-H岩相, 大吉51井, 2 287.00 m

C-L岩相主要发育黏土矿物层间孔及少量有机质孔缝、矿物粒间孔等（见图7a— 图7c）。有机质呈条块状分布, 形状棱角分明, 颗粒大小为几至几十微米, 发育少量圆形或椭圆形原始生气孔, 孔径小于20 nm, 与矿物颗粒间发育狭长孔缝（见图7b、图7c）。S-L岩相主要发育矿物粒间孔, 条块状有机质发育少量原始生气孔（见图7d、图7e）。

S-M、S-H和M-M岩相储集空间均以有机质孔缝、矿物粒间孔为主, 且发育黏土矿物层间孔、黄铁矿晶间孔、矿物溶蚀孔等（见图7f— 图7n）。值得注意的是, 这3类岩相中有机质呈团块状、条块状或填隙状3种赋存状态。团块状有机质周边略圆滑, 颗粒大小为几微米至十几微米, 发育大量复杂液态烃气泡孔, 由小孔隙嵌套于大孔隙构成（“ 大孔套小孔” ）, 孔径为50~200 nm（见图7f— 图7m）。填隙状有机质与矿物颗粒间发育大量粒间孔缝, 形状不规则, 孔径为几百纳米（见图7h、图7k）。大量莓状黄铁矿集合体成簇或分散分布, 常与有机质伴生, 发育大量晶间孔及粒间孔, 孔径为50~100 nm（见图7i）。此外, M-M岩相还可见大量微晶方解石发育溶蚀孔, 呈圆形或不规则形, 孔径数十纳米（见图7n）。C-H岩相发育大量黏土矿物层间孔缝, 颗粒状高岭石脱落后形成大量铸模孔（见图7o、图7p）。

4.2 孔隙结构

图8a为6类岩相低温CO2等温吸附曲线。随着相对压力的升高, 吸附量逐渐增加, 相对压力在（0, 0.01）区间内吸附速率最大, 属于微孔充填式吸附。C-L、S-L岩相吸附量最小, 最大吸附量分别为0.78 cm3/g和0.76 cm3/g, 微孔比表面积分别为2.18 m2/g和8.48 m2/g, 微孔孔体积平均为0.003 cm3/g。S-M、M-M岩相最大吸附量分别为1.75 cm3/g和1.29 cm3/g, 微孔比表面积分别为21.38 m2/g和18.18 m2/g, 微孔体积分别为0.003 cm3/g和0.006 cm3/g。S-H、C-H岩相吸附量最大, 最大吸附量分别为2.99 cm3/g和4.76 cm3/g, 微孔比表面积分别为100.3 m2/g和41.26 m2/g, 微孔体积分别为0.015 cm3/g和0.033 cm3/g, 微孔最为发育。

图8 山西组典型页岩孔隙结构特征图

图8b为6类岩相低温N2吸附-脱附曲线。随相对压力增大, C-L岩相吸附曲线快速上升, 在平衡压力接近饱和蒸汽压时仍未吸附饱和, 代表了两端开口的楔形孔或似片状颗粒组成的槽状孔。中孔比表面积和孔体积分别为5.44 m2/g和0.017 cm3/g。S-L岩相吸脱附回环宽大, 脱附曲线斜率大并出现快速下降的拐点, 反映了细颈广体孔。中孔比表面积和孔体积分别为4.98 m2/g和0.01 cm3/g。S-M、M-M、S-H岩相吸脱附曲线回环较窄, 吸附曲线先缓慢上升, 高压处陡直上升, 反映了四边开放的槽状孔或狭缝形孔。中孔比表面积分别为5.04, 3.12, 2.36 m2/g, 中孔孔体积分别为0.012, 0.008, 0.003 cm3/g。C-H岩相回环最窄, 中孔比表面积和孔体积分别仅为0.47 m2/g和0.003 cm3/g。

高压压汞曲线形态反映宏孔结构特征。图8c为6类岩相高压压汞曲线。C-L岩相进汞曲线先快速增大, 随后保持不变, 表明宏孔较发育, 退汞效率为40%, 孔隙连通性较好。S-L岩相进汞曲线随压力增大呈阶段式上升, 孔喉分布不均, 退汞效率低于5%, 表明较多的汞被圈闭在孔隙体系中, 在退汞时无法得到释放, 孔隙结构复杂且连通性差。S-M岩相进汞曲线先快速增大, 随后持续增加, 退汞效率为60%, 孔隙连通性较好。M-M岩相进汞曲线先快速增大, 随后缓慢增加, 退汞曲线先保持不变, 随后快速下降, 退汞效率为30%。S-H岩相进汞曲线随压力增大呈阶段式上升, 孔喉分布不均, 退汞效率达60%, 孔隙连通性较好。C-H岩相进汞曲线在低压和高压段上升, 退汞曲线几乎不变, 退汞效率低于5%, 孔隙连通性差。

总体而言, S-H岩相孔隙结构参数优, 总孔体积为0.023 3 cm3/g, 总比表面积为43.63 m2/g, 孔隙度为5.54%。S-M、M-M岩相孔隙结构参数较优, 总孔体积为0.014~0.015 cm3/g, 总比表面积为21.3~26.4 m2/g, 孔隙度为5.1%~5.4%。这3类岩相微孔占比70%, 中孔、宏孔占比为30%, 孔隙连通性较好。C-H岩相总孔体积为0.036 cm3/g, 总比表面积为100.77 m2/g, 微孔占94%, 中孔、宏孔发育不佳。C-L、S-L岩相孔隙结构参数较差, 总孔体积为0.013~0.020 cm3/g, 总比表面积为7.6~13.4 m2/g, 孔隙度为0.58%~1.93%, 宏孔占比为60%, 中孔、微孔各占20%左右（见图8d）。

5 优势岩相及其主控因素
5.1 优势岩相类型

优势岩相的主要判别依据为有机质类型及丰度、储集空间类型及发育程度、矿物类型及含量。有机质类型及丰度决定了页岩的生烃潜力[13], Ⅱ 型干酪根相对于Ⅲ 型干酪根生油气潜力更好[14]。储集空间类型及发育程度影响页岩储集性能[15]。脆性矿物含量决定页岩的可压裂性, 岩石脆性越强, 压裂改造效果越理想[13]。

S-M、M-M和S-H岩相这3类优势岩相发育于浅海海湾— 封闭潟湖环境（见图5）, 有机质来源于海洋低等生物、浮游藻类及陆源植物, 属Ⅱ 2型干酪根, 受陆源输入影响小, 有机质更富集, TOC高（5.5%~12.0%）, 岩心含气量高（2.0~4.0 m3/t）。S-M、M-M和S-H岩相储集空间类型多样（见图7）, 孔隙结构参数优, 孔隙开放性及连通性均较好, 尤其以S-H岩相孔隙系统发育最佳（见图9a）。这3类岩相发育团块状、填隙状及条块状有机质。条块状有机质发育原始生气孔[15], 结构简单、分布分散, 孔径小于20 nm（见图7c、图7e）。填隙状有机质与矿物颗粒间发育粒间孔缝, 孔径几百纳米（见图7l）。团块状有机质发育液态烃气泡孔[16], 结构复杂、成簇分布, 孔径一般大于50 nm（见图7h— 图7n）。这3类岩相发育Ⅱ 2型干酪根, 其孔隙发育潜力是Ⅲ 型干酪根的数倍[15, 16]。Ⅱ 2型干酪根在热演化过程中先生成大量液态烃, 再进一步裂解生气, 经气泡变孔形成密集的有机质孔。FIB-SEM切割成像及Avizo软件数字模型化处理结果显示, Ⅱ 2型有机质内部发育大量气泡孔, 圆球度较好, 孔径主体为10~300 nm, 孔隙度约6.5%（见图10）。气泡孔间可见许多孤立大孔, 可能呈多级多孔结构（“ 大孔套小孔” ）[15]。小孔隙赋存吸附气, 大孔隙储集游离气, 两类孔隙相互连通构成有效的三维网络孔隙空间。JMicro Vision软件图像分析S-M、M-M和S-H岩相面孔率为1.00%~1.45%。

图9 山西组典型页岩相储集层参数对比图

图10 山西组团块状有机质孔隙三维重构图像及孔径分布图

C-L、S-L岩相发育于三角洲或半封闭潟湖环境（见图5）, 有机质来源于陆源植物碎屑, 干酪根类型为Ⅲ 型, 大量陆源碎屑输入造成TOC值整体小于5.5%, 岩心含气量为0.7~0.9 m3/t。C-H岩相发育于分流河道间湾（见图5）, TOC值为15%~25%, 干酪根类型为Ⅲ 型。这3类岩相储集空间相对单一, 发育矿物粒间孔、黏土矿物层间孔缝及少量有机质孔缝, 面孔率为0.35%~0.60%。这3类岩相主要发育条块状有机质, 原始干酪根母质为Ⅲ 型, 易生气, 液态烃产量很少, 缺乏气泡变孔的过程, 难以形成大量复杂的有机质孔, 有机质孔隙孔径小、连通性差[16, 17]（见图7c、图7e）。然而, 值得注意的是, C-H岩相有机质含量高, 且微孔孔隙结构参数高（见表1、图9）, 推测该类岩相中Ⅲ 型有机质发育大量微孔, 但由于扫描电镜分辨率的局限性, 这些微孔并未被观察到。

山西组S-M、M-M和S-H岩相脆性矿物含量最高, 为60%~80%（平均71%）, 与川南龙马溪组页岩储集层脆性矿物组分及含量近似（平均70%）, 可压裂性好。S-L岩相脆性矿物含量为47%~70%（平均值为58%）, C-L岩相脆性矿物含量为36%~52%（平均值为39%）, 二者可压裂性相对较差。C-H岩相脆性矿物含量为15%~35%（平均24%）, 可压裂性最差（见图9b）。

综上分析, S-M、M-M和S-H岩相有机质丰度高、类型好, 储集空间类型多样、孔隙结构参数优, 脆性矿物含量高, 为研究区山西组优势页岩相。其中, S-H岩相的储集条件最优, S-M和M-M岩相次之。

5.2 优势岩相纵向层段分布

鄂尔多斯盆地东缘二叠系页岩优势岩相发育于山西组山23亚段中下部海湾— 潟湖沉积相, 具有“ TOC高、Ro适中、储集性好、含气性高、脆性好” 的特性（见图5）。以大吉51井为例, 其优势岩相发育层段TOC值为6%~12%, Ro值为2.4%~2.8%, 孔隙度为3.0%~6.0%, 总孔体积为0.015~0.025 cm3/g, 总比表面积为20~45 m2/g, 含气量为1.5~2.5 m3/t, 脆性指数为60%~80%。优势岩相发育层段压裂产气量稳定, 平均日产气0.6× 104 m3, 测试期间共产出页岩气33.9× 104 m3。对已试气段进行1 612 h连续试井, 绝对无阻流量为2.3× 104 m3/d。若以绝对无阻流量的1/5~1/3进行配产, 该井能够以0.6× 104m3/d进行有效生产。与美国页岩气直井压裂平均日产量0.8× 104 m3相比, 具有很好的开发前景[7]。

5.3 优势岩相形成主控因素

沉积环境和成岩作用控制着山西组优势页岩的形成及分布。

沉积环境决定了页岩的物质组成及结构[18, 19, 20]。S-M、M-M和S-H优势岩相主要形成于浅海海湾— 潟湖环境, 岩相以水平纹层为主, 沉积时期水体平静, 水动力条件弱。白云石和方解石含量高, 表明页岩沉积于较封闭的水体, 受陆源碎屑影响较小。Sr/Ba值为0.8~2.6, Ni/Co值为7.7~11.3, 表明水体盐度较高, 还原性较强。Al2O3与TiO2含量低, 指示陆源输入少, 且二者含量与SiO2含量无明显相关性, 表明陆源物质仅贡献了部分硅质。将研究区山西组页岩与四川盆地龙马溪组、北美Barnett硅质富有机质页岩Si、Al元素值投点对比（见图11）发现, 海湾— 潟湖相优势页岩数据点多位于伊利石Si/Al线之上, 其特征与龙马溪组、Barnett页岩类似, 反映更多成分的自生成因硅[20]。依据文献[21]公式计算优势岩相过量硅含量约为25%~52%, 为生物成因硅。综上分析, 海湾— 潟湖环境阳光充足、水体安静, 富硅浮游生物大量繁盛, 提供了丰富的有机质和生物硅质, 且闭塞缺氧的沉积水体和较低的沉积速率有利于有机质的埋藏保存, 形成了一套富含有机质的硅质— 混合质页岩。

图11 山西组、龙马溪组及Barnett页岩Si-Al相关图

成岩作用控制着页岩的储集空间。成岩作用分为有机成岩和无机成岩2种[18]。优势岩相有机质为Ⅱ 2型干酪根, 富含蛋白质和类脂化合物, 含中等相对分子质量的正构烷烃、正构脂肪酸及丰富的甾类烷烃, 易产生大量蜂窝状有机质气泡孔构成三维连通孔隙网络[22]。非优势岩相有机质为Ⅲ 型, 富含纤维素和木质素, 含较高相对分子质量的正构烷烃、萜类和藿烷甾族化合物, 在成熟阶段易生气, 难以形成大量有机质孔[22]。山西组无机成岩作用主要为压实作用和胶结作用。优势岩相中生物成因硅形成于早— 中成岩阶段早期, 构成坚硬的颗粒支撑格架, 在后期压实过程中有效保存大量原生孔隙[18, 19]。纳米级生物成因硅常与有机质紧密共生, 为早期液态烃提供了重要的赋存空间, 为高成熟阶段有机孔的发育与保持、页岩气的生成与储集提供了空间和保护[18]。此外, 优势岩相含方解石矿物, 易受有机酸溶蚀产生溶蚀孔, 对储集层改善具有积极作用。图11中三角洲相非优势岩相Si、Al元素数据点多位于Si/Al线之下, 反映更多成分的陆源碎屑硅, 由母岩风化后通过风、河流等搬运至盆地中, 颗粒粒径大, 原生孔隙少, 抗压实能力较差。此外, 少量数据点位于Si/Al线之上, 表明除了陆源碎屑硅, 部分样品含少量黏土矿物转化成因石英。该类石英由成岩作用中晚期蒙脱石向伊利石转化过程中硅质析离形成[23], 通常发生胶结作用, 减少储集层孔隙。

6 结论

鄂尔多斯盆地东缘山西组山23亚段主要发育低TOC黏土质页岩相（C-L）、低TOC硅质页岩相（S-L）、中TOC硅质页岩相（S-M）、中TOC混合质页岩相（M-M）、高TOC硅质页岩相（S-H）、高TOC黏土质页岩相（C-H）6种岩相。其中, C-L、C-H岩相位于山23亚段中上部, 发育于潮控三角洲相, S-L、S-M、S-H和M-M岩相位于山23亚段下部, 发育于潮控河口海湾相。S-M、M-M和S-H岩相发育于浅海海湾— 封闭潟湖沉积环境, 有机质丰度高、类型好, 储集空间类型多样, 孔隙结构参数优, 脆性矿物含量高, 为研究区山西组具生储综合条件优势的页岩相。其中, S-H岩相为页岩储集条件最优岩相, S-M和M-M岩相次之。山西组优势岩相的形成受沉积环境和成岩作用共同控制, 浅海海湾— 潟湖沉积环境有利于Ⅱ 2型干酪根形成, 易于产生大量蜂窝状有机质气泡孔, 富生物成因硅不仅有利于各类孔隙保存, 并且增强了储集层的可压裂性。

致谢：本文在研究过程中, 岩石薄片鉴定工作得到了中国石油勘探开发研究院罗平教授的指导与帮助, 在此表示衷心感谢。

（编辑 黄昌武）

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