含粉砂質層頁巖儲層孔隙結構和物性特征：以張家灘陸相頁巖為例

趙謙平,張麗霞，尹錦濤，俞雨溪，姜呈馥，王 暉，高 潮

1.陜西延長石油(集團)有限責任公司研究院，西安 710075 2.陜西省頁巖氣勘探開發工程技術研究中心，西安 710075 3.陜西省陸相頁巖氣成藏與開發重點實驗室，西安 710075 4.中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081

0 引言

隨著頁巖油氣的大規模開發，富有機質的頁巖層系已然突破了烴源巖或封蓋層的認識，其儲集性和滲流能力也被廣泛地關注[1-2]。孔隙結構和物性特征被認為是決定儲層儲集性和滲流能力的關鍵，其對于氣體儲集以及氣體的運移具有至關重要的作用，是頁巖氣儲層特征研究的重點之一。

鄂爾多斯盆地三疊系延長組長7油層組發育厚層富有機質的深湖—半深湖沉積頁巖[3-6]，其已被證實是頁巖氣的可采層段[7-9]。長7頁巖中大量的粉砂質層常與泥質層頻繁交替出現，單層厚度為0.5～1 000.0 mm，粉砂質層的累計厚度占頁巖段總厚度比例較高，可達10%以上[10]。研究表明，粉砂質層與泥質層在礦物組成和沉積結構上具有較大的差異性，很可能對頁巖儲層整體孔隙結構和物性特征具有重要影響，進而造成頁巖儲層在儲集性和滲流能力上的非均一性[11]。前人[12-16]利用掃描電鏡(場發射掃描電子顯微鏡FE-SEM、掃描電子顯微鏡SEM、聚焦離子束掃描電子顯微鏡FIB-SEM等)、壓汞法、氣體吸附法和He孔隙度測試重點對泥質頁巖的孔隙類型、孔隙結構和物性特征開展了大量的研究工作，但對頁巖儲層內粉砂巖或粉砂質紋層發育頁巖的孔隙結構和物性特征的研究較少。

為了能夠更加系統全面地認識延長組長7張家灘頁巖儲層的孔隙結構和物性特征，本文在前人研究的基礎上，結合掃描電鏡觀測、壓汞法、氮氣吸附法和氣測孔滲等多種測試分析手段，針對頁巖儲層內粉砂巖、粉砂質紋層發育頁巖、泥質頁巖展開研究，對比了三者孔隙結構和物性特征上的差異，并對可能影響孔隙形成和保存的因素進行了分析，以期為該套頁巖的甜點預測提供依據。

1 區域地質背景

鄂爾多斯盆地位于我國中部地區，是穩定沉降、坳陷遷移的克拉通內多旋回的沉積盆地，是我國主要的含油氣盆地之一[3](圖1)。盆地內包含有6個次級構造單元，分別是伊盟隆起、渭北隆起、西緣沖斷構造帶、晉西撓褶帶、天環坳陷以及伊陜斜坡[4]，研究區位于伊陜斜坡的南部(圖1a)。

a.研究區位置；b.樣品井位分布圖；c.地層綜合柱狀圖。圖1 研究區位置、構造特征及樣品井位信息Fig.1 Location, tectonic characteristics and sample location in the study area

鄂爾多斯盆地上三疊統延長組沉積了多旋回的河流-湖泊相碎屑沉積物。自延長組沉積以來，盆地整體上經歷了4期抬升剝蝕(三疊紀晚期、早侏羅世晚期、侏羅紀晚期和白堊紀晚期)，其中白堊紀晚期剝蝕量最大，達到800～2 000 m[6]。延長組按沉積環境可進一步劃分為10個油層組(長10—長1)(圖1c)。其中，長7油層組沉積時期，強烈的構造活動使得湖盆快速擴張[3]，湖盆達到了鼎盛時期，盆地大部分地區被湖水覆蓋，屬于深湖—半深湖的沉積環境，水生生物和浮游生物大量繁殖，是盆地內主要的生油母質形成時期。長7油層組底部沉積了盆地尺度上廣泛分布的富含有機質的張家灘頁巖[11]，巖性主要為厚層灰黑色、黑色油頁巖或碳質頁巖夾薄層泥質粉砂巖、粉砂質泥巖、粉砂巖、細砂巖[10]，研究區內厚度為15～130 m(圖1b)。研究區內張家灘頁巖有機質類型以腐泥無定形為主，有機碳質量分數主要為1.76%～6.28%，平均質量分數為3.92%，是優質的油源巖和頁巖氣勘探區[11]。

2 樣品與測試方法

針對張家灘頁巖內粉砂質層廣泛發育、單層厚度變化較大(0.5～1 000.0 mm)的特點[10]，按照Bates等[17]和Potter等[18]的研究，將張家灘頁巖內發育的淺灰色細質砂層定義為粉砂質層，其中：單層厚度小于1 cm的薄層定義為粉砂質紋層；單層厚度大于1 cm的較厚層定義為粉砂質夾層；將張家灘頁巖內黑色富含有機質和黏土礦物的紋層或夾層定義為泥質層。

研究中采集了12口井的22塊樣品進行相關測試分析工作，按照樣品內粉砂質層厚度和發育頻數，將樣品劃分為3種巖石類型：僅發育泥質層的泥質頁巖(圖2a)；淺色粉砂質紋層與深色泥質層呈互層狀的粉砂質紋層發育頁巖(圖2b)；發育于頁巖段內粉砂質層厚度較大的粉砂巖(圖2c)。

這些樣品在未經任何前處理的情況下被制成顆粒狀、塊狀和標準圓柱狀樣品(直徑2.5 cm)，分別用于CO2和N2吸附法測試、高壓汞測試與氣測孔滲測試。氣體吸附法測試使用儀器為美國康塔公司NOVA4200e比表面及孔隙度分析儀，分別采用氮氣和二氧化碳作為測試氣體。其中：氮氣測試溫度為-195.8 ℃，測試壓力范圍為0～110.9 kPa，采用BJH模型解釋等溫吸附曲線獲得2～100 nm孔徑范圍的孔隙結構數據[19]；二氧化碳吸附測試溫度為0 ℃，測試壓力范圍為0～104.4 kPa，采用NLDFT模型[20]解釋等溫吸附曲線獲得0.4～2.0 nm孔徑范圍的孔隙結構數據。壓汞測試法使用美國康塔公司壓汞儀Poremaster33GT，最大進汞壓力206 MPa，可測孔徑范圍為7 nm～100 μm；孔隙度和滲透率測試采用美國巖心公司PDP200孔滲測試儀，以氦氣作為測試氣體，采用氣體膨脹法和脈沖衰減法分別獲得巖心的孔隙度和滲透率。此外，部分樣品還被制成斷口樣以及巖石薄片用于掃描電鏡微觀觀測，其中斷口樣采用鍍金處理，巖石薄片用氬離子濺射儀進行拋光，使用S4800冷場發射掃描電鏡(配有EDS能譜)進行觀測，觀測電壓為5～15 kV。

3 測試結果

3.1 鏡下顯微觀測結果

根據Loucks等[21]的頁巖中孔隙類型分類方案，可將頁巖孔隙分為粒(晶)間孔、粒(晶)內孔和有機質生烴孔3類。通過FE-SEM等掃描電鏡觀測技術，結合氬離子拋光技術，可以對泥質層和粉砂質層中發育的儲集空間類型、特征進行觀察和定性分析。

3.1.1 泥質層

泥質層中黏土礦物體積分數較高，有機質富集，主要發育與黏土礦物和有機質相關的孔隙類型。

張家灘泥質層內粒(晶)間孔主要發育兩類：其一為黏土礦物團塊或顆粒堆積并經后期壓實作用改造的粒間孔，這類孔隙多呈現為縫狀或長軸狀并具有線狀排列的特點(圖3a，b)，部分呈多角狀，孔徑較小，主要為10～40 nm；其二是黏土礦物在石英、長石、黃鐵礦等剛性顆粒支撐下形成的等軸狀粒間孔，孔徑相對較大，多為60～80 nm(圖3c,d)。

泥質層中的粒(晶)內孔主要包括云母粒內孔(圖3e)、草莓狀黃鐵礦集合體粒內孔(圖3f)、化石體腔粒內孔(圖3g)、鑄模孔(圖3h)和菱鐵礦集合體粒內孔(圖3i，j)等，粒內孔中以化石體腔孔、黃鐵礦集合體粒內孔和鑄模孔最為常見。整體來看，這些粒內孔發育數量較少，但其孔徑往往較大，可以達到100 nm以上。

除上述兩種類型的孔隙外，泥質層中發育大量與有機質相關的孔隙，這些孔隙形態上多呈近圓形和橢圓形(圖3k)，此外還呈現出三角形、多邊形以及不規則的長條形，孔徑一般為8～347 nm，平均孔徑為20 nm左右。有機質孔隙多數呈集群狀分布，存在大量的相互連接的有機質孔可以形成復雜的孔隙網絡。值得注意的是，即便是在相同的視域，并不是所有的有機質都發育孔隙(圖3l)。

綜合上述觀察結果顯示，泥質層中最主要的孔隙類型是黏土礦物的長軸狀和等軸狀的粒間孔以及有機孔，孔徑多在80 nm以內。

a.泥質頁巖；b.粉砂質紋層發育頁巖；c.粉砂巖。圖2 研究區樣品巖性特征Fig.2 Lithology types of the tested samples in the study area

a.黏土礦物長軸狀粒間孔(H36井,1 393.13 m)；b.黏土礦物長軸狀粒間孔(YY8井,1 522.88 m); c.黏土礦物等軸狀粒間孔(YY8井, 1 522.88 m)；d.黏土礦物等軸狀粒間孔(YY8井, 1 520.43 m)；e.云母粒內孔(H36井,1 393.13 m)； f.草莓狀黃鐵礦集合體粒內孔(Y860井, 1 847.12 m)；g.化石體腔粒內孔(Y860井, 1 847.12 m)； h.鑄模孔(YY8井, 1 520.00 m)；i.菱鐵礦集合體粒內孔(YY7井, 1 140.87 m)；j.i中黃色四角星處EDS能譜；k.圓形和橢圓形有機質孔(Y860井, 1 847.12 m)；l.不發育孔隙的有機質(Y860井, 1 847.12 m)。圖3 研究區內泥質層中的孔隙類型Fig.3 Pore types of the clayey layer in the study area

3.1.2 粉砂質層

粉砂質層中的長石和石英等碎屑顆粒體積分數較高，剛性碎屑顆粒組成的粒間孔發育，包括：1)長石或石英等剛性碎屑顆粒相互接觸支撐形成的原生粒間孔(圖4a)。這些粒間孔孔隙的形態多呈不規則多邊形，孔徑可在納米級到微米級分布，甚至可達1～2 μm(圖4a，b)；此類粒間孔可能被同沉積的黏土礦物等充填，但由于剛性顆粒的遮蔽作用，填隙物保留了較多的粒間孔，這些粒間孔呈線形、三角形或近圓形的形態，孔徑多為5～100 nm(圖4c，d)。2)長石顆粒和碳酸鹽膠結物等易溶礦物常在邊緣被溶蝕，從而形成粒間溶蝕擴大孔(圖4e，f)。其孔隙形態多呈港灣狀，孔徑較小。3)在成巖過程中，分布于碎屑顆粒間或溶蝕孔隙中的自生石英、長石膠結物、碳酸鹽膠結物等自生礦物的晶體間會有較多晶間孔(圖4g，h)。有些晶體邊緣也受到溶蝕，晶體間孔隙形態眾多，以線狀、不規則多邊形為主，晶間孔孔徑為7～300 nm。

粉砂質層中的粒內孔主要包括:1)粉砂質層中的長石顆粒或長石膠結物常被溶蝕形成粒內溶蝕孔(圖4i，j)，孔隙形態各異，可為長軸縫狀、似圓狀和不規則多邊形，孔徑分布為30 nm～2 μm，此外，在某些石英顆粒中也可見溶蝕孔(圖4k)；2)顆粒的鑄模和顆粒間易溶膠結物的鑄模,前者往往是由于成巖早期的易溶礦物交代了顆粒被溶解，后者往往比原來的粒間孔有所擴大，這是由于易溶的碳酸鹽膠結物、雜基或硫酸鹽膠結物交代了顆粒邊緣的緣故(圖4l)。

由于粉砂質層有機質體積分數較低，在鏡下較少見有機質孔隙。

統計鏡下觀察的數據顯示，在粉砂質層中，剛性顆粒形成的粒間孔、長石等顆粒的粒間溶蝕擴大孔和粒內溶孔最為發育，孔徑最大可達微米級，同時也存在較小孔徑的晶間孔。

a.剛性顆粒支撐的原生粒間孔(YY1井, 1 315.23 m)；b.剛性顆粒支撐的原生粒間孔(FN50井, 772.14 m);c.被自生黏土礦物充填的原生粒間孔(YY1井,1 315.23 m)；d.被黏土礦物充填的原生粒間孔(FN17井,1 054.19 m)；e.長石顆粒形成的粒間溶蝕擴大孔(FN17井,1 054.19 m)；f.長石顆粒形成的粒間溶蝕擴大孔(FN50井, 772.14 m)；g.石英微晶膠結物的晶間孔(LP171井, 1 727.25 m)；h.g中黃色四角星處EDS能譜；i.不規則多邊形長石顆粒的粒內溶蝕孔(FN50,772.14 m)；j.i中黃色四角星處EDS能譜；k.石英顆粒上的溶蝕孔(X55井, 1 053.31 m)；l.鑄模孔(FN50井, 772.14 m)。圖4 研究區內粉砂質層中發育的孔隙類型Fig.4 Pore types of the silty layer in the study area

3.2 孔隙結構測試結果

3.2.1 壓汞實驗結果

圖5是根據壓汞法測試所得孔徑分布結果。由圖5可知，泥質頁巖、粉砂質紋層發育頁巖和粉砂巖的孔徑分布具有較大的差異。泥質頁巖中孔徑主要為1 μm以下，峰值為10～50 nm，以中孔為主，大孔相對不發育；粉砂質紋層發育頁巖的孔徑分布范圍明顯大于泥質頁巖層，在10 nm～100 μm范圍內均有分布，且具有明顯的雙峰分布特征，最大峰值分布在5～20 μm，較小峰值分布在10～20 nm，以大孔為主，中孔相對不發育；粉砂巖樣品的孔徑分布在10 μm以上，具有單峰分布特征，以大孔為主，納米級孔隙相對不發育。利用壓汞數據計算了各個樣品的孔隙度(圖5)，結果顯示：粉砂巖的壓汞孔隙度最大，平均為2.69%；粉砂質紋層發育頁巖的壓汞孔隙度次之，平均為2.17%；泥質頁巖的壓汞孔隙度最小，平均為0.47%。綜上所述，在壓汞探測孔徑范圍內(>7 nm)，粉砂巖和粉砂質紋層發育頁巖、泥質頁巖相比，具有較大的孔徑分布特征和孔隙度，這與鏡下觀測統計結果中粉砂質層孔徑分布優于泥質層一致。

3.2.2 氣體吸附法

表1是氮氣吸附法和二氧化碳吸附法測試數據結果。由圖5可知，粉砂巖內小于100 nm的孔隙基本不發育，所以僅對泥質頁巖和粉砂質紋層發育頁巖進行了氣體吸附測試。由測試結果(圖6)可知，粉砂質紋層發育頁巖的微孔孔體積相對較低，中孔和100 nm以下大孔的孔體積相對較高(圖6a,c)，微孔、中孔和孔徑100 nm以下大孔孔體積平均值分別為0.110、0.820、1.270 cm3/100g，中-大孔孔體積平均是微孔孔體積的19.4倍；泥質頁巖的孔體積分布也表現出相同特征(圖6b,d)，微孔、中孔和孔徑100 nm以下大孔的孔體積平均值分別為0.500、0.810、0.710 cm3/100g，中-大孔孔體積平均是微孔孔體積的3.1倍。

對比粉砂質紋層發育頁巖和泥質頁巖的孔隙結構數據可知：泥質頁巖微孔孔體積較大，平均是粉砂質紋層發育頁巖微孔孔體積的4.55倍；而粉砂質紋層發育頁巖的孔徑100 nm以下中-大孔孔體積較大，是泥質頁巖對應孔體積的1.4倍。由于這部分中-大孔孔體積遠大于微孔孔體積，且粉砂質紋層發育頁巖相對泥質頁巖中-大孔更為發育，因此其總孔體積(孔徑<100 nm)大于泥質頁巖(圖6)。

結合壓汞法測試結果所得認識，與泥質頁巖相比，粉砂質紋層發育頁巖在孔徑>100 nm范圍內孔隙更為發育，對應孔體積較大，因此粉砂質紋層發育頁巖相比泥質頁巖具有更高的總孔體積。

3.3 孔滲物性特征

表2是張家灘頁巖中泥質頁巖、粉砂質紋層發育頁巖、粉砂巖的氣測孔滲測試數據。結果顯示：粉砂巖具有最好的物性特征，孔隙度平均為7.12%，垂直滲透率為923×10-9μm2，水平滲透率為3 583×10-9μm2；泥質頁巖物性最差，平均孔隙度為1.96%，垂直滲透率平均為67×10-9μm2，水平滲透率因未能成功鉆取水平方向小巖心柱而不能測得；粉砂質紋層發育頁巖物性參數整體介于粉砂巖和泥質頁巖樣品之間，孔隙度分布范圍為3.36%～5.48%，平均值為4.03%，垂直滲透率平均為293×10-9μm2，水平滲透率平均為769×10-9μm2。測試數據表明，粉砂質層的存在提高了頁巖樣品的孔隙度和滲透率，增加頁巖整體的儲滲性能。

dV.孔體積，cm3/g；D.孔隙直徑，nm；Φ.壓汞孔隙度，%。圖5 研究區泥質頁巖(a)、粉砂質紋層發育頁巖(b)和粉砂巖(c)的壓汞孔徑微分分布圖Fig.5 Pore size distribution obtained from mercury injection for the clayey shale(a), the silty laminated shale(b) and the siltstone(c) in the study area

井號深度/m巖性類型微孔孔體積/(cm3/100g)中孔孔體積/(cm3/100g)大孔孔體積/(cm3/100g)YY11 315.23YY71 150.47YY71 308.91粉砂質紋層發育頁巖0.1000.7801.0000.0600.7071.1000.1630.9801.710(均值)0.1100.8201.270YY81 520.43Y8601 847.12YY71 140.87泥質頁巖0.2000.8240.5780.7500.8060.7030.5210.8000.860(均值)0.5000.8100.710

a.粉砂質紋層發育頁巖CO2吸附測試結果；b.泥質頁巖CO2吸附測試結果;c.粉砂質紋層發育頁巖N2吸附測試結果；d.泥質頁巖N2吸附測試結果。圖6 研究區粉砂質紋層發育頁巖和泥質頁巖的氣體吸附測試孔體積分布特征Fig.6 Pore volume distribution obtained from gas adsorption for the clayey shale and the silty laminated shale in the study area

樣號井號深度 /m巖性實測孔隙度/%滲透率/(10-9μm2)小巖心柱類型1H361 393.13泥質頁巖1.6976垂直層理方向2L931 576.14泥質頁巖2.2258垂直層理方向3H361 387.25粉砂質紋層發育頁巖3.36936平行層理方向4H361 387.25粉砂質紋層發育頁巖3.50491垂直層理方向5C100814.19粉砂質紋層發育頁巖3.74133垂直層理方向6H361 390.80粉砂質紋層發育頁巖3.96603平行層理方向7C100814.19粉砂質紋層發育頁巖4.14平行層理方向8H361 390.80粉砂質紋層發育頁巖5.48255垂直層理方向9X551 053.31粉砂巖7.09923垂直層理方向10X551 053.31粉砂巖7.143 583平行層理方向

4 討論

本文重點討論粉砂質層在沉積結構、化學成巖作用和液態烴的作用等方面與泥質層的差異，從而分析粉砂質層具有較好孔滲能力的原因。

4.1 沉積結構

目前頁巖沉積的水槽實驗研究表明[22-24]，水體中黏土礦物含量和水動力條件的差異會造成原始沉積結構的差異，繼而影響頁巖孔隙的發育：1)在靜水條件下，懸浮狀態的黏土礦物會以較為松散的層狀絮凝物形式沉積(圖7a)，其原始沉積孔隙往往存在于層狀絮凝物之間，呈長軸狀的孔隙，孔徑較小(圖3a，b)；2)隨著水動力增加，黏土礦物可以相互包裹、滾動，形成較為堅固的團塊狀絮凝物(圖7b)，沉積后會在團塊狀絮凝物間形成孔徑相對較大的等軸狀孔隙(圖3d)；3)黏土礦物含量減少，沉積物以石英和長石等剛性碎屑顆粒為主的情況下，由于其粒徑往往大于黏土礦物的團塊狀絮凝物(圖7c)，可以形成大孔徑的等軸狀孔隙(圖4a，b)。因此，相較于黏土礦物為主的泥質層(圖3)，以石英和長石等剛性碎屑顆粒為主的粉砂質層的原始沉積孔隙度要好于泥質層(圖4)。

Ohmyoung等[25]對不同類型孔隙的抗壓程度的研究成果表明：石英或長石等剛性碎屑顆粒相較于黏土礦物的絮凝物(層狀絮凝物和團塊狀絮凝物)具有更強的抗壓性，其發育的孔縫具有更好的保存條件。這種特征造成了在經受物理壓實作用過程中，粉砂質層能夠保存更大孔徑的孔隙以及孔隙空間(圖7)。另外早白堊世末期，鄂爾多斯盆地經受了大規模的抬升剝蝕[11]，長石或石英等顆粒有利于孔隙的回彈[26]，因此，進一步恢復了粉砂質層中孔隙的孔徑。

4.2 化學成巖作用

除物理成巖作用外，化學成巖作用也是影響頁巖尤其是粉砂質層孔隙結構和物性特征的重要因素。由于研究區頁巖普遍經歷了大規模的生排烴，在此過程中產生的有機酸為頁巖儲層提供了良好的酸性環境。在酸性條件下，張家灘頁巖中長石的溶蝕作用以及石英的膠結作用最為常見。

粉砂質層中較高的長石含量為溶蝕作用的發生提供了物質基礎，其較好的孔滲條件也有利于成巖流體的交換，從而使溶蝕作用得以進行。鏡下觀察發現：粉砂質紋層中隨處可見長石粒內溶蝕孔縫和粒間溶蝕孔(圖4e、f)，有的甚至可形成微米級的大孔并且能夠得到很好的保存(圖4e)。泥質層內礦物組成以黏土礦物為主，長石含量較低，其長石溶蝕作用形成的孔隙少于粉砂質紋層。總體來看，粉砂質紋層內發生過普遍而強烈的溶蝕作用，提供了大量的孔隙空間，增加了整體的儲滲性能。長石在酸性條件下發生溶解后最常見的是形成高嶺石，在有富鉀流體存在時，長石溶解后則以伊利石產出為主，大部分長石在這種情況下都會沉淀出石英膠結物[27]；因此，有機酸溶蝕作用后伴隨的石英膠結作用是破壞粉砂質紋層孔隙空間的重要因素之一。顯微觀測中也發現粉砂質紋層粒間孔中確有石英晶體產出(圖4g)，進一步觀察可以發現，石英膠結作用對粉砂質紋層孔隙空間的破壞作用有限，粉砂質紋層中仍然存在大量未被成巖礦物膠結的孔隙空間(圖4a)。分析其原因發現 ，生烴過程中，粉砂質層接收了來自頁巖層中排出的烴類物質，發生了烴類尤其是液態烴的充注作用，鏡下觀察顯示，粉砂質紋層的碎屑顆粒粒間孔中殘留有大量的含碳烴類。圖8為粉砂質紋層的新鮮斷口樣的SEM圖像，左圖黃框區域內EDS顯示碳元素質量分數高達100%，放大后發現碎屑顆粒表面包裹有含碳物質，表面還殘留有若干礦物晶形的印模，說明碎屑顆粒粒間孔中存在大量的液態烴或瀝青等烴類物質。雖然粉砂質紋層粒間孔中的殘留烴會占據一部分孔隙空間，但顆粒表面的“油膜”可以改變顆粒的潤濕性，使礦物表面由親水向親油轉變，在一定程度上抑制后期成巖流體對孔隙的膠結破壞作用，減少石英膠結物對孔隙的破壞作用[28]，更有利于粉砂質紋層中孔隙空間的保存。

a.靜水沉積黏土絮凝物；b.水流作用下黏土絮凝物；c.石英、長石等粉砂級碎屑顆粒。據文獻[22]修編。圖7 沉積和壓實作用對頁巖中不同組成部分的孔隙結構影響Fig.7 Fabric texture for different types of shale before and after compaction

黃色四角字星為EDS能譜測試位置。圖8 研究區內粉砂質紋層中被瀝青包裹的碎屑顆粒Fig.8 Detrital grains wrapped by bitumen in silty laminae observed under SEM in the study area

5 結論

1)鄂爾多斯盆地延長組張家灘頁巖中粉砂質層與泥質層具有不同的孔隙發育類型。粉砂質層中碎屑顆粒間孔和溶蝕孔發育，泥質層中主要發育黏土礦物孔隙和有機質孔。

2)泥質頁巖和粉砂巖具有明顯的單峰形式的孔徑分布特征，前者以孔徑1 μm以下的微孔和中孔為主，后則主要以孔徑>10 μm的大孔發育為主，粉砂質紋層發育頁巖具有雙峰形式的孔徑分布，峰值孔徑分別位于<20 nm和5～20 μm。

3)粉砂巖、粉砂質紋層發育頁巖和泥質頁巖的孔隙度平均值為7.12%、4.03%和1.96%，垂直滲透率平均值為923×10-9、293×10-9和67×10-9μm2，表明粉砂質紋層發育頁巖和粉砂巖的孔隙度和滲透率明顯優于泥質頁巖。

4)粉砂質層中石英、長石等粉砂級剛性碎屑顆粒的富集，有利于原始孔隙的形成和在壓實過程中的保存；有機酸存在造成的酸性成巖環境，有利于長石等顆粒發育溶蝕孔隙；液態烴等在顆粒表面形成的薄膜，能夠有效抑制石英等膠結作用的發生。上述3個方面是粉砂質紋層發育頁巖和粉砂巖的孔隙結構和物性特征明顯優于泥質頁巖的主要原因。