碎屑顆粒含量與泥頁巖孔隙分布關系的概念模型
——以黔西北志留系龍馬溪組為例

禚喜準，閆清渙，張姣姣，張林炎，陳驍帥，馬立成

1.遼寧工程技術大學地質系，遼寧阜新 123000 2.中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081

0 引言

泥頁巖主要發育微米至納米級孔隙，通常表現為低孔、低滲的特征[1]，然而勘探實踐表明，獲得突破的頁巖氣區塊多為孔隙和裂隙較為發育的儲層“甜點”[2-3]，那么“甜點”儲層在礦物組成和結構上，有何特征？與圍巖有何相似性和差異性？開展泥頁巖孔隙的類型和形成機理研究，可以為泥頁巖非常規油氣的目標區優選提供指導。

泥頁巖本身的礦物成分、相對含量以及排列樣式千差萬別，如果泥頁巖的組構特征不能簡化成一種適用性強的模型，大量數據將處于一種無盡擴展但無法定義的糾結狀態，因而很多學者探討了組分類型、含量與孔隙發育特征的關系。其中，Schieber[4]將泥頁巖的孔隙類型劃分出三種最常見的孔隙，即層狀硅酸鹽骨架孔隙、碳酸鹽溶蝕孔隙和有機質孔隙，其中層狀硅酸鹽骨架孔隙是儲層中最普遍的孔隙類型，大小介于5～1 000 nm，孔隙數量與黏土礦物含量具有正相關性。Slattetal.[5]依據孔隙與礦物組分的關系，劃分為黏土礦物絮狀物孔隙、有機質孔隙、糞球粒孔隙、化石骨架孔隙和黃鐵礦晶間孔隙，認為黏土礦物絮狀物孔隙占主體；Loucksetal.[6]依據基質與孔隙的關系，劃分出粒間孔隙、粒內孔隙和有機質孔隙等三種類型，前兩種與礦物基質有關，第三種與有機質有關。此外，部分學者分析了礦物相對含量對孔隙發育程度的影響，蒲泊伶等[7]在川南龍馬溪組泥頁巖中發現，富含黏土礦物泥頁巖的總孔隙度比富含硅質的泥頁巖大，在化學組成上表現為Si/Al比與泥頁巖總孔隙度呈負相關，可能由黏土礦物中發育的開放性孔隙導致。武景淑等[8]從礦物成分與泥頁巖孔隙體積的關系得出，黏土礦物含量與微孔、中孔體積具有正相關性，而宏孔體積隨石英含量的增加而增大，但未解釋宏孔的分布位置和發育機理。

上述研究主要從相關性統計的角度，分析了礦物含量與孔隙度的關系，但孔隙的發育不僅受控于巖石的物質成分和結構特征，與顆粒的排列特征也密切相關，因而從結構—成因角度來探討顆粒含量和排列方式對泥頁巖孔隙發育特征的影響，將增進我們對泥頁巖孔隙成因類型與分布特征的理解，有助于建立泥頁巖的孔隙演化模型，從而更好的進行儲層質量預測。本文通過巖石薄片和掃描電鏡分析，建立泥頁巖孔隙結構的概念模型，結合數值模擬方法，探討顆粒含量對泥頁巖孔隙分布的影響。

1 研究區地質概況

黔西北地區位于上揚子地臺東南部，主體構造受控于黔中隆起，地層分布和沉積相展布受控于構造和沉積分異作用。晚奧陶世—早志留世，都勻運動最為強烈[9]，由于華夏板塊向北西的推擠作用，使上揚子地臺呈兩隆一坳NE—EW向構造格局，龍馬溪組地層分布和厚度受川中隆起和黔中隆起兩大古隆起的控制(圖1a)，因此只在畢節—遵義—湄潭—銅仁以北，連續沉積了龍馬溪組的地層，而黔中、黔南地區均為古陸剝蝕區，普遍缺失中奧陶統—下志留統的地層(圖1a)[10]。本文研究點位于黔西北桐梓縣仙源鎮西北，204縣道處的下志留統龍馬溪組剖面下部(圖1b)，垂向沉積序列如圖1c所示，巖性為黑色含筆石炭質泥頁巖。

2 泥頁巖主要組分類型、排列特征與孔隙結構的概念模型

2.1 泥頁巖主要組分與結構類型

泥頁巖作為一種低能環境下的細粒沉積巖，其礦物組成主要由碎屑顆粒(石英、長石和白云母等)、黏土礦物、有機質、黃鐵礦、方解石、白云石等礦物共生組合組成[11-12]。泥頁巖中黃鐵礦和有機質含量通常較低，在巖石中為次要組分(圖2)，大量前人的測試數據也表明黃鐵礦含量介于0%～12%[13-17]，暗色泥頁巖的有機質平均含量為1%～5%[18-25]。

本文針對黔西北志留系龍馬溪組底部黑色泥頁巖的薄片分析發現，該區泥頁巖礦物組成主要為陸源碎屑和黏土礦物，含有少量的有機質和黃鐵礦。同一層位的湘西龍山縣剖面，泥頁巖的沉積環境、礦物組成和結構也具有類似特征，而且全巖XRD礦物成分分析顯示(圖2)，泥頁巖中石英平均含量為30.7%，長石和云母平均含量約為10.13%，黏土礦物平均含量約為57.8%，有機質平均含量約為1.3%，個別樣品中檢驗出的黃鐵礦約占1%，沒有檢測到碳酸鹽礦物，印證了我國南方志留系龍馬溪組的海相泥頁巖以黏土礦物與碎屑顆粒為主體。然而，泥頁巖中顆粒的含量和排列樣式卻千差萬別。根據巖石薄片中顆粒與黏土礦物的空間分布和排列方式，將其劃分為兩種結構類型：一是顆粒分散狀泥頁巖，碎屑顆粒離散分布(圖3a，b)，黏土礦物以雜基形式充填粒間(圖3c)；二是紋層狀泥頁巖，顆粒紋層狀分布(圖3a1，b1)，即黏土礦物暗色紋層與碎屑顆粒淺色紋層互層分布(圖3c1)。鑒于泥頁巖中黃鐵礦、有機質等組分含量較低，為了定量分析碎屑顆粒含量對孔隙分布的影響，本次研究假定泥頁巖的概念模型只含碎屑顆粒與黏土礦物兩種結構組分，體積一定，碎屑顆粒粒徑相同且表面光滑。依據這兩類泥頁巖的孔隙類型與分布特征，分別作出了巖石結構與孔隙分布的概念模型。

圖1 a.黔西北巖相古地理圖；b.黔西北桐梓縣地質圖及采樣點；c.龍馬溪組垂向沉積序列Fig.1 a. Lithofacies palaeogeographic map of Northwest Guizhou; b. geological map and sampling points of Tongzi county, Northwest Guizhou; c. vertical sedimentary sequence of Longmaxi Formation

圖2 龍馬溪組泥頁巖礦物成分及含量Fig.2 Mineral compositions and contents of the Longmaxi Formation shale

2.2 顆粒分散狀泥頁巖切面模型與孔隙分布

顆粒分散狀泥頁巖為雜基支撐，所含的石英、長石等陸源碎屑顆粒呈“漂浮”狀分布于泥質沉積物中，由于碎屑顆粒彼此不接觸，難以形成有效的粒間孔隙。作為基質的黏土礦物是一種孔喉細小的多孔介質，因而此類泥頁巖的孔隙類型主要是黏土礦物微孔隙。

有學者統計了不同黏土礦物含量(37%～70%)的泥頁巖孔隙度變化特征，認為隨著黏土礦物含量的增加，孔隙度有增大的趨勢(從20%增加至24%)[26]。這一變化特征，可以用顆粒分散狀泥頁巖的模型得到較好的解釋，由于石英顆粒本身為晶體礦物，孔隙度幾乎為零，因而離散分布的石英顆粒增多會使泥頁巖的總孔隙度減小；而黏土礦物發育晶間孔隙，隨著黏土礦物含量的增加，孔隙逐漸增多。在滲透率方面，黏土礦物具有一定的滲透性，其滲透率介于(2×10-22～2×10-16) m2 [26]，而石英顆粒幾乎無滲透性，所以分散狀石英顆粒的增多將導致介質中非滲透單元增多(圖3b，c)，降低泥頁巖的滲透能力，不利于形成良好的儲層。

2.3 紋層狀泥頁巖切面模型與孔隙分布

與顆粒分散狀泥頁巖相比，紋層狀泥頁巖亮色與暗色條帶互層分布，其中亮色條帶為砂質紋層，暗色條帶為富含有機質的黏土礦物紋層(圖3a1)。該類泥頁巖粒間孔與黏土礦物微孔隙都比較發育。亮色砂質條帶一般為顆粒支撐結構，能夠形成較多的粒間孔隙。

圖3 顆粒分散狀泥頁巖與紋層狀泥頁巖顯微特征與概念模型a，b，c.顆粒分散狀泥頁巖；a. 40×，PPL，可見亮色碎屑顆粒分散分布于暗色黏土礦物中；b. 1000×，SEM，分散狀碎屑顆粒被層狀黏土礦物包裹；c.顆粒分散狀泥頁巖概念模型，顆粒分散分布于黏土礦物中；a1，b1，c1.紋層狀泥頁巖；a1. 40×，PPL，亮色條帶為砂質紋層，暗色條帶為黏土礦物紋層，二者互層分布；b1. 1200×，SEM，可見亮色砂質紋層與暗色黏土礦物紋層；c1. 紋層狀泥頁巖概念模型，砂質紋層與黏土礦物紋層互層分布，碎屑顆粒間發育粒間孔隙Fig.3 The microscopic characteristics and conceptual model of granular dispersed shale and laminated shale

壓實模擬實驗統計分析表明，在埋藏壓實過程中，砂質紋層的顆粒接觸方式將從點接觸逐漸向線接觸或凹凸接觸方向演化，但仍會保存一定量的粒間孔隙，其孔徑分布于30～140 μm[27]，孔隙度介于10%～30%[28]，是游離氣的有效儲集空間。在滲透性方面，砂質紋層的孔隙連通性較好，滲透率介于(10-15～10-14) m2 [29]，有利于烴類的運聚。黏土礦物紋層主要發育層間孔隙，該類孔隙喉道細小，以納米級微孔隙為主，經歷強烈壓實作用之后，孔隙度最低可達5%以下[30]，滲透率介于(2×10-22～2×10-16) m2。

不同深度泥頁巖孔隙結構的統計分析也表明，淺埋藏泥質沉積物孔隙形態多樣，連通性較好，隨著埋深的增加，孔隙大量減少，塑性礦物會堵塞粒間孔隙和喉道，以黏土礦物線狀微孔隙為主，孔徑在50 nm至幾微米之間[6]。因此，埋藏深度較大的泥頁巖中，黏土礦物紋層大量發育有利于頁巖氣的儲集。

由此可見，深埋藏后的紋層狀泥頁巖中，亮色砂質條帶滲流能力遠大于暗色黏土礦物條帶，二者交互分布亦導致水平滲透率遠大于垂向滲透率。

3 碎屑顆粒含量變化對泥頁巖孔隙分布的影響

泥頁巖中石英、長石等碎屑顆粒的孔隙度幾乎為0，而黏土基質的孔隙度卻隨著埋深增大而逐漸降低。以大量統計數據為基礎的泥頁巖壓實曲線表明，在埋深0～1 000 m、1 000～2 000 m、2 000～3 500 m、3 500～5 000 m范圍內，泥頁巖孔隙度分別介于12%～80%、3%～55%、4%～32%、3%～18%，普遍分布在30%～50%、15%～30%、10%～18%、5%～12%[31]。正常地溫梯度下，當埋深達到2 000 m時，富含有機質的泥頁巖才會進入生烴門限[32]。在埋深大于3 500 m時，將進入大量生氣階段[33]，這時泥頁巖氣烴源巖的Ro一般大于1.4%[19]，反映在壓實曲線上，此階段孔隙度平均約為8%[31]。因此，為探討碎屑顆粒含量變化對兩種結構不同的泥頁巖孔隙度的影響，本研究將黏土基質的孔隙度(Φclay)假定為8%。

3.1 顆粒離散狀泥頁巖孔隙度與碎屑顆粒含量的負相關性

當泥頁巖中的碎屑顆粒含量為0時，其孔隙度等同于黏土基質的孔隙度。隨著水動力條件的逐漸增強，顆粒含量增加，泥頁巖孔隙度將逐漸降低。當石英顆粒含量為10%時(圖4a)，顆粒間充填黏土礦物，此時泥頁巖孔隙主要為黏土礦物微孔隙，孔隙度為7.2%；顆粒含量達到20%(圖4b)，泥頁巖仍以黏土礦物微孔隙為主，孔隙度為6.4%。若假設顆粒以立方體堆積，則在顆粒含量低于52.4%時，碎屑顆粒難以接觸，無法形成粒間孔隙，孔隙類型主要為黏土礦物微孔隙。由此可見，當泥頁巖中黏土基質占主體時，碎屑顆粒百分含量(X)與泥頁巖孔隙度(Φmud)具有明顯的線性負相關關系(見公式1)，即隨著顆粒含量的增加，泥頁巖的孔隙度逐漸減小(圖5a)。當碎屑顆粒達到立方體堆積時，雜基含量最高為47.6%[34](圖4c～f)，隨著水動力條件的增強，雜基含量逐漸降低，粒間孔隙逐漸發育，巖石孔隙度逐漸增大。因而，在形成粒間孔隙之前，泥頁巖孔隙度會降低到一個最小值，即當顆粒含量達到52.4%時，粒間全部為黏土礦物充填，僅發育黏土礦物微孔隙(圖4c)，巖石孔隙度處于最小值。

Φmud=(1-X)×Φclay

(1)

經過上述臨界狀態后，當顆粒含量高于52.4%時，按照國內的碎屑巖類型劃分標準，實際上已經屬于粉砂巖范疇。假如黏土基質含量進一步降低，巖石的碎屑顆粒之間開始逐漸發育粒間孔隙(圖4d，e，f)，這時石英顆粒百分含量(X)與泥頁巖孔隙度(Φmud)具有明顯的線性正相關關系(見公式2)，即隨著顆粒含量的增加，泥頁巖的孔隙度逐漸增大。隨著沉積環境水動力條件的增強，黏土礦物含量減少到一定程度，最終會發展為雜基含量很低的凈砂巖沉積。當石英、長石等陸源碎屑顆粒之間無泥質充填時，粒間孔隙最為發育(圖4f)，巖石孔隙度達到最大值。此時，如果碎屑顆粒為立方體堆積，孔隙度最大值為47.6%；若碎屑顆粒為菱面體堆積，孔隙度為26%。當然，自然界中常見的碎屑顆粒堆積方式為立方體和菱面體堆積的過渡類型，因而孔隙度的最大值往往介于26%～47.6%之間(圖5a)。

Φmud=Φclay×(1-X)+(47.6%- 1+X)

(2)

其中X代表碎屑顆粒百分含量，Φclay×(1-X)代表黏土礦物孔隙度，(47.6%-1+X)代表碎屑顆粒粒間孔隙度。

總之，顆粒分散狀泥頁巖當黏土基質的孔隙度為8%時，最小孔隙度介于2.08%～3.808%，最大孔隙度介于26%～47.6%。隨石英顆粒含量的增加，孔隙度呈先減小后增加的趨勢(圖5a)。

3.2 紋層狀泥頁巖孔隙度與碎屑顆粒含量的正相關性

隨著碎屑顆粒含量的增加，紋層狀泥頁巖表現為砂質條帶的增加。由于紋層狀泥頁巖中砂質條帶為顆粒支撐，發育粒間孔隙，黏土礦物紋層發育黏土礦物微孔隙，因而泥頁巖總孔隙度為二者之和。假定泥頁巖中砂質條帶的雜基含量為0，碎屑顆粒為立方體堆積時，孔隙度為47.6%，黏土礦物紋層的孔隙度為8%。隨著碎屑顆粒含量逐漸增多，泥頁巖的孔隙變化情況如下：

圖4 不同水動力條件下顆粒分散狀泥頁巖石英含量變化與孔隙演化(a～f水動力條件依次增強)a.石英含量10%，孔隙度為7.2%；b.石英含量20%，孔隙度為6.4%；c.石英含量52.4%，孔隙度為3.808%；d.石英含量70%，孔隙度為20%；e.石英含量90%，孔隙度為38.4%；f.石英含量100%，孔隙度為47.6%Fig.4 The variation of quartz contents and porosity of granular dispersed shale under different hydrodynamic conditions(a-f water dynamic conditions are enhanced)

圖5 碎屑顆粒含量與孔隙度的關系a.顆粒分散狀泥頁巖孔隙度隨碎屑顆粒含量變化圖，其中正方形標注的上部曲線代表碎屑顆粒以立方體堆積時泥頁巖孔隙度的變化情況：泥頁巖初始孔隙度為8%，隨著顆粒含量的增加，孔隙度逐漸減小，在顆粒含量為52.4%時，孔隙度最小，為3.808%，之后隨著顆粒含量的增加，泥頁巖中發育粒間孔隙，孔隙度快速增大，最大值為47.6%；菱形標注的下部曲線代表顆粒以菱面體堆積時泥頁巖孔隙度的變化，總體趨勢與立方體堆積一致，只是在顆粒含量為76%時孔隙度有最小值，為2.08%，隨后孔隙度逐漸增大，最大值為26%；兩條曲線下降段的重合部分，即碎屑含量小于52.4%的部分與兩條曲線之間的區域(充填部分)代表顆粒介于立方體堆積與菱面體堆積時泥頁巖孔隙度的變化情況，可近似認為是自然界中顆粒以非理想狀態堆積時泥頁巖孔隙度的演化；b.紋層狀泥頁巖孔隙度隨碎屑顆粒含量變化圖，其中正方形標注的上部曲線為顆粒以立方體堆積，隨著顆粒含量的增加，泥頁巖孔隙度由初始8%逐漸增加，最大值為47.6%；菱形標注的下部曲線代表顆粒以菱面體堆積，泥頁巖孔隙度由初始8%逐漸增加，最大值為26%；兩條曲線之間的區域(充填部分)代表顆粒介于立方體堆積與菱面體堆積時泥頁巖孔隙度的變化情況，可近似認為是自然界中顆粒以非理想狀態堆積時紋層狀泥頁巖孔隙度的演化趨勢Fig.5 The correlation between content of clastic particles and porosity

當碎屑顆粒含量為20%(圖6a)時，巖石發育砂質粒間孔隙與黏土礦物微孔隙，孔隙度為15.92%；顆粒含量增加至40%(圖6b)，全巖的孔隙度為23.84%；可見，隨著水動力的逐漸增強，砂質含量逐漸增加，這時碎屑顆粒百分含量(X)，與泥頁巖孔隙度(Φmud)具有明顯的線性正相關關系，即隨著顆粒含量的增加，孔隙度逐漸增大：

Φmud=47.6%·X+Φclay×(1-X)=Φclay+(47.6%-Φclay)×X

(3)

其中(47.6%·X)代表砂質條帶粒間孔隙度，Φclay×(1-X)代表黏土礦物孔隙度。

隨著水動力條件繼續增強，黏土礦物含量逐漸降低，最終發展為黏土紋層含量極少的凈砂巖沉積，這時粒間孔隙最為發育(圖6c)，孔隙度達到最大值，也就是前述顆粒分散狀泥頁巖中顆粒含量高于52.4%，向凈砂巖轉變的情況。此時，假如顆粒為立方體堆積，孔隙度最大值為47.6%，如果碎屑顆粒為菱面體堆積，孔隙度最大值為26%。所以，隨著顆粒含量的增加，粒間孔隙逐漸增多，全巖總孔隙度將線性增加(圖5b)。

4 討論

泥頁巖作為烴源巖和蓋層，其物性特征和力學性質很早就引起了地質學家的注意，Selley根據許多盆地中泥頁巖的孔隙度數據，編制了孔隙度與埋深關系散點圖，發現埋深500 m以內地層的孔隙度衰減迅速，而大于500 m地層的孔隙度衰減速率逐漸變小[35]，但這些演化關系主要基于宏觀的孔滲數據，未深入分析孔隙類型和分布特征隨埋深的變化規律。例如小于500 m的淺層泥頁巖以什么孔隙類型為主，而500 m向3 000 m埋深的轉化過程中，孔隙類型與結構發生了什么變化？大于3 000 m埋深的泥頁巖又將以什么孔隙類型為主？此類問題都與泥頁巖本身的礦物組成和空間排列有關，要想探討泥頁巖孔隙發育的控制機理，首先得考慮泥頁巖的主要組分類型、含量、排列方式，弄清各種孔隙類型賦存于碎屑顆粒之間，還是黏土礦物或有機物內部。

4.1 主要組分對孔隙發育程度的影響

本研究以及前人的大量數據普遍顯示，黑色泥頁巖的主要組分為碎屑顆粒和黏土礦物基質，二者含量通常大于90%；有機質、生物碎屑和黃鐵礦為次要組分，各自含量一般小于5%。其中，川東南、黔西北、湘西北等地區龍馬溪組的黑色泥頁巖以紋層狀為主，薄片分析和全巖X衍射分析發現石英、長石等碎屑顆粒含量一般大于30%，個別樣品甚至大于80%，與郭秋麟等在四川等成功區塊的礦物成分數據基本一致[36]。概念模型的數值分析表明，泥頁巖的粒間孔隙發育程度與碎屑顆粒含量及其排列方式有關：當泥頁巖為顆粒分散狀，顆粒含量較低時，粒間孔并不發育(圖4a，b，c)；紋層狀泥頁巖的粒間孔主要分布于砂質紋層內，與紋層的多少有關(圖6)。

4.2 次要組分孔隙的尺度效應

泥頁巖的組分內孔隙，如有機質孔隙、化石組分內孔隙和黃鐵礦粒內孔(圖7e，f)與賦存介質的微觀結構和相對含量有關。統計分析也證實，泥頁巖的有機質含量和類型將影響泥頁巖的孔隙度衰減趨勢[36]。由于泥頁巖本身非均質性強，即使同一位置的泥頁巖在微觀結構和成分上也難以保持一致，而且埋藏史和熱史等多種因素都會影響孔隙演化，最終導致分析碎屑顆粒含量與孔隙度關系的過程中不容易剔除碎屑顆粒排列樣式、有機質含量等影響因素。

圖6 不同水動力條件下紋層狀泥頁巖石英含量變化與孔隙發育特征(a～c.水動力條件依次增強)a.石英含量20%，孔隙度為15.92%；b.石英含量40%，孔隙度為23.84%；c.石英含量60%，孔隙度為31.76%Fig.6 The change of quartz contents and the developed features of porosity of laminated shale under different hydrodynamic condition(a-c. water dynamic conditions are enhanced)

圖7 黔北地區志留系龍馬溪組孔隙結構特征a. SEM1200× 泥頁巖的粒間孔隙順層分布，粒間孔發育，多為宏孔隙，占孔隙的主體；b. SEM250× 泥頁巖的粒間孔隙順層分布，粒間孔發育，多為宏孔隙，占孔隙的主體；c. SEM20000× 泥頁巖內部石英顆粒支撐形成的粒間孔隙，孔隙直徑約為2 μm；d. SEM6000× 泥頁巖內遮蔽成因的粒間孔隙順層分布，孔隙直徑約為5 μm；e. SEM30000× 泥頁巖的黃鐵礦組分內的粒內孔，孔隙直徑小于1 μm，孤立狀,僅局部發育；f. SEM12000× 泥頁巖的化石組分內的粒內孔，孔隙直徑小于1 μm，孤立狀,僅局部發育Fig.7 The typical pore characteristics of shale of Longmaxi Fm. in North Guizhou Province

掃描電鏡分析顯示，黔西北地區泥頁巖儲層的孔隙分布，具有明顯的尺度效應，跟放大倍數有關。其中，粒間孔在小于500倍的視域下就能觀察到，呈順層分布，且較為發育(圖7a，b)；而其他孔隙類型諸如有機質孔、化石組分內孔隙和黃鐵礦粒內孔在小于500倍的視域下難以識別，只能在大于10 000的高倍率下才能觀察到(圖7e，f、圖8b，g，h)。由于此類孔隙與有機質、黃鐵礦等組分的含量密切相關，但含量卻一般低于5%，所以在空間上是零星分布，僅發育于巖石的局部區域(圖8e，f)。盡管在掃描電鏡高倍率的視域下，觀察到了有機質或黃鐵礦等組分內微孔隙，甚至局部面孔率高達25%以上(圖8i)，但這一視域僅僅代表這些孤立的組分本身，并不能代表全巖的孔隙分布特征(圖8c，i)。

關于有機質孔隙，有研究認為其發育狀況與泥頁巖中有機質豐度及熱演化程度有關[37]。有機質到達一定成熟度(Ro>1.23%)時，干酪根中會發育大量納米級孔隙；而Ro<1.0%時，干酪根中沒有納米級孔隙形成。但僅根據熱演化程度預測孔隙演化并不充分，有機顯微組分類型和復雜的孔隙演化過程也會影響有機質的孔隙發育[38]。Jarvieetal.[19]認為干酪根向油氣的熱轉化可產生富含碳的殘余物(CR)并提高巖石的基質孔隙度，有機質含量為6.41%的頁巖在生烴演化過程中隨著熱成熟度由0.55%增高到1.4%，頁巖的體積孔隙度增加到4.3%，但頁巖孔隙度的增大是否受控于有機質的熱演化？近年來，許多學者認為有機質孔對泥頁巖孔隙度起到主導作用[39-40]。由于氣體法測量泥頁巖的孔隙度過程中，只有連通的微孔隙才有效，而孤立的孔隙難以測量，從圖8b可以看出這些納米級的有機質微孔隙連通性較差，所以不容易推斷實測的孔隙度數據是否囊括了有機質組分的納米孔，自然也就很難判定有機質含量和成熟度對頁巖孔隙度的影響。

聶海寬等根據掃描電鏡下的面孔率數據，認為有機質孔隙約占有機質顆粒體積的20%左右[23]。王玉滿等[41]曾應用孔隙度數學模型對長芯1井五峰—龍馬溪組富有機質頁巖段進行了孔隙度測算，結果顯示富有機質頁巖的總孔隙度平均為5.4%，其中有機質孔隙約占總孔隙的24.9%，即有機質孔隙僅占泥頁巖體積的1.35%。針對這一問題，本研究收集了川東南、渝東南地區共545塊樣品的TOC含量數據，統計表明川東南的TOC含量為0.14%～8.36%，平均值為2.64%，而渝東南地區的TOC含量為0.2%～5.4%，平均值為1.86%(圖9)。這些樣品有機質組分的面孔率一般小于25%(圖8c)，假設其全部為有效的連通孔隙，也僅占泥頁巖體積的0.66%、0.47%。由此可見，即使有機質孔隙對泥頁巖總孔隙度有改善作用，但因其在頁巖內部不占主體，對孔隙度的貢獻并沒有起到主導作用。鑒于泥頁巖孔隙演化的復雜性以及有機質和黃鐵礦含量的次要性(小于5%)，本文基于最簡單的數值模型，單因素分析碎屑顆粒含量對孔隙分布的影響，暫不考慮有機質和黃鐵礦的影響。

圖8 泥頁巖中不同組分的相對含量和觀察時的不同放大尺度a.有機質、黃鐵礦尺度效應抽象簡圖；b. SEM20000× 孤立分散狀的有機質發育微小的組分內孔隙；c. b的素描圖，顯示有機質本身的面孔率小于20%，且孔隙連通性差；d. ×100，XPL，紋層狀泥頁巖，含有較多的碎屑顆粒和黏土礦物，局部見分散狀的莓球狀黃鐵礦與有機質；e. ×100，RL，紋層狀泥頁巖，含有較多的碎屑顆粒和黏土礦物，局部見分散狀的莓球狀黃鐵礦與有機質；f. b的素描圖，紋層狀泥頁巖，含有較多的碎屑顆粒和黏土礦物，局部見分散狀的莓球狀黃鐵礦與有機質；g. SEM30000× 泥頁巖的黃鐵礦組分內的粒內孔，孔隙直徑小于1 μm，孤立狀，僅局部發育；h. BSE30000× 泥頁巖的黃鐵礦組分內的粒內孔，孔隙直徑小于1 μm，孤立狀，僅局部發育；i. h的素描圖，藍色的部分表示晶間孔Fig.8 The relative contents of different fabricas in shale mudstone and their magnification of observation

4.3 概念模型的簡化與不足

基于黏土基質和球形碎屑顆粒的泥頁巖概念模型，對于探討宏孔隙和微孔隙的成因比較直觀，其中宏孔隙主要與碎屑顆粒支撐形成的空隙有關，而黏土基質內部則以微孔隙為主。用等大的光滑球體代替形態各異的碎屑顆粒建立概念模型，便于數值模擬顆粒含量變化對孔隙度的影響。用等大的圓球來表達顆粒的排列和接觸方式有助于簡化顆粒堆積模型[36]，可以讓我們更容易理解壓實強度對顆粒排列方式、孔隙結構和孔隙度的影響。實際上，自然界中碎屑顆粒的磨圓與分選并非上述理想狀態，顆粒表面的凹凸不平會引起巖石孔隙度的變化。因而數值模擬會存在一些不足之處，主要體現在泥頁巖概念模型的三個假定條件上：

(1) 為了方便計算，假設兩種模型均不含有有機質與黃鐵礦。泥頁巖儲層中一般會含有少量有機質和黃鐵礦，并且二者對巖石孔隙度有一定的影響。

(2) 假設碎屑顆粒為等大球形立方體堆積和菱面體堆積，而自然界中顆粒的堆積排列方式很復雜，常介于立方體堆積和菱面體堆積之間；而且強烈的壓實作用，將會引起顆粒的變形和粒間孔隙的減縮，最終導致計算模擬得出的孔隙度值偏大。

圖9 川東南、渝東南地區龍馬溪組泥巖的TOC含量直方圖a.川東南地區樣本；b.渝東南地區樣本Fig.9 Histogram of TOC contents of mudstone in Longmaxi Formation in southeastern Sichuan and southeastern Chongqing

(3) 假定紋層狀泥頁巖中的砂質紋層不含黏土基質，實際上自然界中的砂質紋層會含有一定量的黏土基質，這些基質將充填顆粒之間的空隙，因此這種假設也會導致孔隙度計算偏大。當然，砂質紋層的顆粒之間只要不為黏土充填，那么它們以立方體或菱面體堆積形成的粒間空隙，其孔喉半徑和孔隙度將遠大于黏土礦物內部的微孔隙。盡管該假設會導致孔隙度的模擬值偏大，但對探討顆粒含量與孔隙度的相關性，仍具有普遍意義。

總之，基于概念模型來分析碎屑顆粒含量變化對泥頁巖孔隙分布的影響，只能得出一種大致的規律，而這些抽象的模型是一種假定的理想狀態，可能因為過于簡化，與自然界中的孔隙分布模式不盡相同，如有機質和黃鐵礦對泥頁巖孔隙度的影響，需要根據巖石結構進一步具體分析。此外，如果在本研究的基礎上開展泥頁巖孔隙演化的物理模擬，系統觀測壓實過程中孔隙類型和孔隙結構的變化，將有助于加深理解泥頁巖的孔隙發育機理。

5 結論

(1) 泥頁巖根據陸源碎屑顆粒與黏土礦物的排列方式，可以劃分為顆粒分散狀泥頁巖和紋層狀泥頁巖。其中，前者以黏土礦物微孔隙為主，而后者不僅發育黏土礦物微孔隙，而且砂質紋層內部大量發育粒間孔隙。

(2) 顆粒分散狀泥頁巖當碎屑顆粒含量低于52.4%時，孔隙度隨顆粒含量的增加而減小；當碎屑顆粒含量達到52.4%，如果碎屑顆粒含量繼續增加，粒間孔隙將大量出現，孔隙度將快速增大，逐漸演變為常規的砂巖儲層。

(3) 紋層狀泥頁巖隨著碎屑顆粒含量的增加，砂質紋層和粒間孔隙增多，孔隙度逐漸增大，泥頁巖儲層逐漸向常規砂巖儲層演變。