不同巖相海陸過渡相頁巖孔隙結構及控制因素

谷一凡 蔡光銀 李樹新 蔣裕強 邱振 孫莎莎 付永紅

關鍵詞 海陸過渡相頁巖；孔隙結構；控制因素；巖相；山西組；鄂東緣地區

0 引言

頁巖巖相與有機質富集、形成環境密切相關[1-2]，不同巖相在空間分布[3]、儲集空間[4]、孔隙結構[5]、烴類富集規律[6]、勘探開發潛力等方面呈顯著差異。前人針對海相頁巖不同巖相的研究，取得了諸多認識，提出巖相縱向演化序列和橫向展布受控于古地貌、沉積環境、陸源碎屑物質供給三個方面[7]，而水動力條件則控制了不同巖相紋層結構與有機質豐度[8]，認為有機質豐度是控制不同巖相孔隙結構差異的主要因素[9]，有學者認為礦物組成和成巖改造程度差異也會造成孔隙結構在不同巖相中的變化[5，10]。作為我國下步非常規油氣勘探的重點對象，以鄂爾多斯盆地東緣（簡稱鄂東緣）山西組山32亞段為代表的海陸過渡相頁巖，雖具有累計厚度大、有機質類型多、勘探潛力大等特點[11]，但相比海相頁巖，其沉積環境更為多變，巖相類型更為復雜。因此，在巖相劃分基礎上，明確不同巖相類型及其孔隙結構，對勘探評價、開發方案制定均具有重要意義。目前海相頁巖巖相劃分標準不統一[12]，絕大多數學者依據礦物組成、有機碳含量、紋層特征等進行劃分[6-7，13]，也有學者基于測井響應特征進行劃分[14-15]，同時在劃分過程中存在礦物組成和粒度大小混用的現象[4，8，16]。本文基于前人研究成果，對鄂東緣地區山西組山32亞段海陸過渡相頁巖進行巖相劃分，對不同巖相分別進行系統性分析，開展不同巖相孔隙結構表征，探討造成孔隙結構差異化的主控因素，為下步勘探評價提供依據。

1 地質概況

研究區位于鄂爾多斯盆地東緣，地跨山西、陜西兩省[17-19]（圖1a）。本區二疊系山西組與下伏太原組和上覆下石盒子組均呈整合接觸[17-18]，其中太原組頂部巖性為泥晶生屑灰巖，生物類型、個體大小表明沉積水體為鹽度正常的清澈海水，屬于淺海陸棚相開闊臺地環境，而下石盒子組底部以中砂巖為主[11]（圖1b），屬于陸相辮狀河沉積體系[19-20]。進入山西組沉積期，海水從盆地東、西兩側逐漸退出，逐漸由海相環境轉換為陸相環境，沉積環境相對穩定[21]，期間發生多次海侵事件[17]，形成了一套陸相三角洲、近海三角洲與陸表海過渡相的頁巖層系[22-23]。該區北部準格爾旗地區靠近北部物源，主要為一套粗粒的礫巖、含礫砂巖沖積扇沉積，向南至保德—興縣地區變為辮狀河道、天然堤、河漫沼澤等環境。向南由河流沉積體系過渡到潮控三角洲沉積體系，以成家莊剖面為代表的三交—柳林—石樓地區發育潮控三角洲平原，分流間灣淤積形成平原沼澤環境。大寧—吉縣地區是南北物源過渡地帶，屬于三角洲前緣和濱海環境，為典型的海陸過渡相沉積環境。研究區南部以竹園村剖面為代表的韓城—合陽地區在同一時期發育三角洲沉積，規模較小，主要為三角洲前緣[20]。根據巖性和沉積旋回等特征，可將山西組內部劃分為山2 段和山1 段，其中山2 段自下而上又可細分為山32、山22、山12三個亞段[11]（圖1b）。

2 樣品與實驗

A井、B井、C井三口取心井位于大寧—吉縣地區[11]（圖1a），該區山32亞段為典型的障壁島—潟湖沉積模式[24]，選取山32亞段海陸過渡相頁巖巖心樣品共計175塊，首先進行薄片磨制和鑒定，并配套開展全巖—黏土礦物X衍射、主量—微量元素、TOC測試。全巖—黏土礦物X衍射、主量—微量元素分析均由中國石油勘探開發研究院完成，分別利用日本理學X射線衍射儀和高分辨等離子體質譜儀（ICP-MS）完成。TOC測試采用CS744-MHPC碳硫分析儀，由中海油能源發展有限公司非常規實驗中心完成；選取其中3塊樣品進行全巖有機顯微組分測試，12塊樣品進行干酪根提取后的有機顯微組分分析，分別由中國石油勘探開發研究院和四川省科源工程技術測試中心完成。在巖相劃分基礎上，鉆取9個不同巖相柱塞樣，開展干燥狀態、飽和流體狀態（包括正十二烷和鹽水）的核磁共振測試，采用蘇州紐邁公司生產NMRc12-010V型低場核磁共振儀。剩余樣品粉碎成60～80目，置于110 °C的烘箱中干燥12 h后放置于美國康塔公司Autosorb-IQ3型全自動比表面及孔徑分布分析儀中，在110 °C真空條件下脫氣12 h完成前處理，而后進行氮氣吸附實驗。實驗完成后，利用BET模型計算比表面積，利用BJH模型得到孔徑分布與孔容。根據國際理論和應用化學協會（IUPAC）的孔隙分類[25]，將孔隙大小劃分為微孔（<2 nm）、介孔（2～50 nm）、宏孔（>50 nm）。由于實驗樣品的吸附—脫附曲線均在相對壓力P/Po=0.5左右產生滯后環，說明在這個壓力前后的孔隙在大小和形態上存在較大差異，同時造成了在此壓力前后存在不同的吸附行為。以P/Po=0.5為界，本區海陸過渡相頁巖孔隙存在兩段不同的分形特征，P/Po=0～0.5代表了受范德華力控制的單層—多層吸附過程，而P/Po=0.5～1.0代表了受表面張力控制的毛細管凝縮吸附過程[26-27]。利用FHH模型分別計算兩段分形維數，將P/Po=0～0.5范圍內的孔隙分形維數記為D2，P/Po=0.5～1.0范圍內的孔隙分形維數記為D1。剩下的塊狀樣品進行氬離子拋光后，開展場發射掃描電子顯微鏡實驗，觀察拋光面形貌特征。

3 巖相劃分及儲集空間特征

3.1 巖相劃分

巖相指沉積巖中所有巖性特征的總和，包括礦物組成、顏色、顆粒大小、分布規律等[28]，對分析沉積過程、沉積環境至關重要[29-30]。以黏土、碳酸鹽和硅質（石英+長石）的礦物含量作為三端元，按以下步驟進行巖相劃分：1）黏土含量大于75%，劃分出I黏土質頁巖相；2）依據硅質礦物含量、碳酸鹽礦物含量和RQC（硅質含量/碳酸鹽礦物含量）3個參數[14]，再將黏土礦物含量小于75%的巖相劃分出II硅質黏土質頁巖相、III鈣質黏土質頁巖相、IV硅質頁巖相、V鈣質硅質頁巖相、VI硅質鈣質頁巖相，而非頁巖相則分別為VIII硅質巖相和IX碳酸鹽巖相[14]（圖2）。研究區山32亞段頁巖層段主要發育5類巖相：黏土質頁巖相、硅質黏土質頁巖相、硅質頁巖相、鈣質硅質頁巖相和硅質鈣質頁巖相。黏土礦物、硅質礦物與TOC含量關系顯示（圖3），不同巖相中硅質礦物含量與TOC含量未見明顯正相關關系，黏土礦物含量與TOC也未呈負相關關系，表明區內山32亞段硅質并非主要來源于生物成因硅[9，31]。

3.2 巖相微觀特征

3.2.1 硅質頁巖相

硅質頁巖相巖心呈淺灰色，可見暗色富有機質紋層（圖4a），內部植物碎屑發育（圖4b），硅質礦物含量高，一般大于45%。石英主要為粉砂級陸源碎屑石英，分選好，磨圓差，未見海綿骨針、放射蟲等海相生物碎屑（圖4b）。硅質頁巖相TOC含量分布范圍介于0.3%～9.9%，平均值為2.2%，有機質主要呈長條狀賦存在石英顆粒間（圖4c）。

3.2.2 硅質黏土質頁巖相

硅質黏土質頁巖相在山32亞段縱向上各部位均有分布。硅質礦物含量低于硅質頁巖相，介于21%～51%，平均含量38%（表1），主要由陸源粉砂構成。黏土含量較高，介于47%～74%，平均值高達60%（表1）。薄片上可見亮色微弱的粉砂質紋層與暗色富有機質紋層相間（圖4d），陸源碎屑顆粒主要由石英構成（圖4e），不含或僅含極少量長石，石英呈連續紋層狀產出，分選較好，磨圓較差，呈次棱角狀（圖4e）。巖心上，可見長條形植物碎片極發育（圖4f）。硅質黏土質頁巖相的不同樣品有機質豐度差異大，造成TOC含量分布范圍在0.1%～9.9%，但整體TOC含量較低，平均值僅1.7%。全巖顯微組分分析表明，硅質黏土質頁巖相中有機質類型以鏡質組為主，呈片狀分布在暗色富有機質紋層中（圖4g）。

3.2.3 黏土質頁巖相

黏土質頁巖相在山32亞段上部呈深灰色（圖5a），而在該亞段中部和下部，黏土質頁巖相呈灰黑色，但均未見明顯的植物碎片（圖5b），層理結構不發育（圖5c），有機質類型以鏡質組為主（圖5d）。黏土礦物含量極高，介于70%～80%，平均值高達73%，碳酸鹽礦物含量極低（表1），頁理不發育。在黏土礦物中石英粒度一般為粉砂級或黏土級，硅質礦物含量低（圖5c），介于2%～24%，平均值14%（表1）。黏土質頁巖相的TOC含量在山32亞段不同位置差異明顯，該亞段下部一般為0.27%～2.75%，平均值1.52%；該亞段中部的黏土質頁巖有機質含量較高，介于4.07%～6.46%，平均值高達5.66%；該亞段上部的黏土質頁巖有機質含量低，分布在0.27%～0.87%，平均值僅0.50%。

3.2.4 鈣質硅質頁巖相與硅質鈣質頁巖相

鈣質硅質與硅質鈣質頁巖相是本區山西組山32亞段測試產氣層段的主要巖相類型，兩類巖相在巖石學特征、礦物組成等方面幾乎一致，在野外露頭和巖心上均呈黑色，樣品染手，未見明顯的植物碎屑（圖5e）。碳酸鹽巖含量在各類巖相中最高，介于2%～44%，平均值13%。硅質礦物含量較高，分布在21%～70%，平均值可達54%。石英呈微晶、不定形結構，表現出似球粒結構（圖5f），似球狀石英可能為成巖早期硅質充填藻類的囊孢，后期經壓實形成[1，32]。可見海綿骨針、介形蟲等海相生物碎屑，陸源碎屑石英在鈣質硅質（硅質鈣質）頁巖相中含量少，明顯區別于硅質黏土質頁巖相和硅質頁巖相，發育水平頁理（圖5f）。鈣質硅質（硅質鈣質）頁巖相有機質含量高，平均值可達6.65%，有機質顯微組分中可見大量腐泥組無定形體（圖5g）。

4 孔隙結構特征

4.1 孔隙類型與形態特征

4.1.1 有機孔與無機孔

有機質孔隙是發育在有機質內部的粒內孔[33]。本區山西組山32亞段海陸過渡相頁巖的有機質孔隙形態和發育程度在不同巖相中差別較大。硅質頁巖相中發育極少量的有機質孔隙，主要呈狹縫形，形狀不規則（圖6a），其孔隙孔徑主要分布在數百納米到幾微米之間（圖6b）。硅質黏土質頁巖相中有機質孔隙發育程度相對硅質頁巖較高，呈新月形，孔徑主要分布在50～90 nm 之間，少數呈橢圓形，孔徑可達100～1 000 nm（圖6c）。黏土質頁巖相中有機孔發育程度有所改善，主要呈橢圓形，孔徑在數百納米之間，少數呈新月形，孔徑僅幾十納米（圖6d）。鈣質硅質（或硅質鈣質）頁巖相的有機孔發育程度最高（圖6e），可見氣泡狀有機質孔隙成串分布，孔徑大小集中在數百納米（圖6f），也可與黏土礦物晶間孔以復合體形式出現，孔徑可達3～7 μm（圖6e）。

無機孔在不同巖相中均較為發育，可分為三種類型：1）粒間孔，主要是經沉積作用或后期成巖作用改造后礦物顆粒間的剩余空間[33]。山32亞段頁巖粒間孔較發育，散布于黏土礦物、脆性礦物與有機質之間（圖7a），或在黏土礦物與脆性礦物間，孔隙形態多樣，受礦物形態、礦物間接觸關系、排列方式的影響，主要呈三角形、多角形（圖7b）。研究區常見一些黏土礦物、脆性礦物與有機質間大量的粒間孔構成集合體（圖7a）。通常頁巖中粒間孔連通性較好，這些孔隙可為甲烷提供較好的滲流通道[33]。2）層間孔，主要形成于礦物內部（圖7c），山32亞段層間孔發育程度較高，形態大部分呈一定規則，主要為絮狀伊利石層間孔和書頁狀綠泥石層間孔（圖7c，d），兩種形態層間孔通常共同出現，而其他礦物中發育較少。層間孔可以為氣體提供較大的賦存空間，同時小于50 nm的層間孔在理論上對比表面積及吸附性貢獻顯著[34]。3）晶間孔，主要是指礦物集合體內部晶粒之間的孔隙，由于黃鐵礦的普遍發育，且多以微球粒和草莓狀晶簇出現（圖7e），這些草莓狀集合體直徑為5～300 μm，內部由許多黃鐵礦晶粒組成，這些晶粒間往往發育一定數量的納米級孔隙，為晶體生長過程中不緊密堆積形成，內部具有一定的連通性（圖7f），尤其是直徑超過10 μm的黃鐵礦中晶間孔極發育（圖7e）。區別于海相頁巖[10，29]，區內黃鐵礦晶間孔隙間未被有機質充填（圖7f）。

4.1.2 微裂縫

研究區山西組山32亞段微裂縫的形成往往與黏土礦物、有機質的后期成巖作用有關。黏土礦物間普遍發育層間微裂縫（圖7g），是成巖過程中在上覆地層壓力下黏土礦物失水、均勻收縮、干裂以及重結晶等作用產生內應力形成的裂縫，成因上與層間孔相似（圖7h），其形態平直光滑或略有彎曲，延伸性較好，長度可達10 μm以上，寬度多在200 nm以下（圖7g）。此外，有機質顆粒內部發育少量的生烴熱解產生的微裂縫以及在與礦物接觸邊界發育收縮縫，而有機孔發育很差（圖7i），可歸結于有機顯微組分以鏡質組為主[35]。這類微裂縫較寬，一般在500～1 000 nm，延伸性略差，長度一般在幾個微米（圖7i）。微裂縫一般為開放型，將其他類型孔隙相互連通，組成錯綜復雜的立體孔隙網絡，不僅有利于游離氣的富集，同時還是頁巖氣滲流運移的主要通道，對頁巖氣的開發起到關鍵性作用。

4.1.3 不同孔隙類型發育程度

基于頁巖中有機孔和無機孔潤濕性差異，即有機孔為強烈油潤濕性，而無機孔為強烈水潤濕性[36]，分別在飽和水、油條件下進行核磁共振實驗，觀測信號特征，明確親油孔隙（有機孔）和親水孔隙（無機孔）橫向弛豫時間（T2）分布譜。結果表明，所有樣品親油孔隙T2譜均具有“一強兩弱”的“三峰”形態，表明親油孔隙可分為三類，一類為小孔徑（T2 時間較短），占據絕對主體，一類為大孔徑（T2時間較長），另一類為有機質中發育的微裂縫（圖8），但三類親油孔隙的發育程度在不同巖相中差異明顯。小孔徑與大孔徑有機孔在鈣質硅質（硅質鈣質）頁巖相、黏土質頁巖相中發育程度均優于硅質頁巖相與硅質黏土質頁巖相，微裂縫也具有這一特點。親水孔隙主要分布在0.5 ms左右，次要分布峰對應微裂縫分布位置，總體反映微裂縫孔徑大、體積占比小的分布特征，但在不同巖相中發育程度不同（圖8）。硅質頁巖相中無機成因的微裂縫發育程度最低，而硅質黏土質頁巖相最高。利用Image J圖像處理軟件識別掃描電鏡照片中不同孔隙類型，結果表明，鈣質硅質（或硅質鈣質）頁巖相有機孔比例最高，平均值為32.7%，其余巖相有機孔占比分布范圍為24.8%～28.6%；硅質頁巖相無機孔最為發育，占比平均值達63.2%，其余巖相的無機孔占比介于46.3%～57.7%（表1）。

4.1.4 氮氣吸附—脫附曲線特征

低溫氮氣吸附—脫附曲線特征表明，不同頁巖巖相的吸附—脫附等溫線在形態上差異明顯（圖9）。相同點是所有樣品直到接近飽和蒸汽壓也未出現吸附飽和現象，表明不同巖相中均含有一定量的大孔隙[33]。根據國際理論化學與應用化學協會（IUPAC）的分類方案[25]，研究區山西組山32亞段硅質頁巖相的氮氣吸附—脫附滯后回環不明顯（圖9a），與H4型相似，吸附、脫附曲線在寬壓力范圍內是水平且相互平行的，反映該巖相以墨水瓶狀的大孔隙為主，但孔隙較為封閉，連通性差[37]。其余巖相類型均產生了滯后回環（圖8），表面孔隙形態呈開放狀態[37]。

硅質黏土質頁巖相滯后回環與典型H3型接近，兼有H4型特征（圖9b），表明該巖相的孔隙主要由納米孔組成，且結構具有一定的無規則（無定形）孔特征，顆粒內部孔結構具有平行壁的狹縫狀孔特征，且含有多形態的其他孔，狹縫狀孔與黏土礦物的片狀結構特征有關[38-39]。黏土質頁巖相滯后回環呈H3型，兼具H2型回線特征（圖9c），結合掃描電鏡觀察結果，反映該巖相不僅發育狹縫狀黏土礦物層間孔，同時也發育一定數量的裂縫型、新月形有機孔[40]。鈣質硅質（或硅質鈣質）頁巖相則同時兼具H1、H3型回線特征（圖9d），表明狹縫型黏土礦物層間孔較發育，同時發育圓柱形有機孔，孔隙形態呈開放狀態。

4.2 孔隙結構參數

4.2.1 比表面積與總孔容

根據BET模型計算不同頁巖巖相樣品的比表面積（表1），硅質頁巖相樣品比表面積僅為0.68 m?/g，硅質黏土質頁巖相的比表面積介于2.38～5.38 m?/g，平均為3.89 m?/g；鈣質硅質（或硅質鈣質）頁巖相的比表面積介于2.89～5.04 m?/g，平均為4.01 m?/g；黏土質頁巖相比表面積最高，為8.49～10.50 m?/g，平均為9.07 m?/g。BJH模型計算出的總孔容顯示，本區山32亞段總孔容介于3～17 cm3/kg，平均值13.2 cm3/kg。其中硅質頁巖相最低，其余巖相的總孔容平均值均在10 cm3/kg以上（表1）。分形特征表明，比表面積與D1相關性極好，而與D2相關性也較強（圖10a），總孔容與兩種分形維數的關系未見相關性（圖10b）。因此認為微孔和小孔徑介孔對比表面積起主要貢獻，大孔徑介孔和宏孔對比表面積貢獻小。總孔容的貢獻作用未集中在某個區間的孔徑。

4.2.2 孔徑分布

研究區山32亞段海陸過渡相頁巖孔徑范圍為1.9～126.8 nm，平均為13.6 nm，孔隙以2～50 nm介孔為主，占87.32%（圖11）。硅質頁巖相中，不同孔徑的孔隙對比表面積的貢獻程度相近，而對總孔容的貢獻主要來自13.2～257.6 nm大小的孔隙。其他巖相類型在孔隙大小對比表面積、總孔容的貢獻方面具有相似性，孔徑集中在3.4～4.8 nm的小孔徑介孔對硅質黏土質頁巖相、鈣質硅質（或硅質鈣質）頁巖相、黏土質頁巖相比表面積的貢獻作用顯著，而3.4～4.8 nm與13.6～262.2 nm的孔隙對總孔容的貢獻明顯，表現為“雙峰”特征（圖12）。

5 TOC與黏土礦物對孔隙結構的影響

富有機質頁巖中孔隙類型復雜，因此頁巖儲層中微—納米孔隙發育特征受沉積成巖作用、礦物組成、有機碳含量、有機質熱演化程度等因素的綜合控制。然而區內山32亞段海陸過渡相頁巖已進入高過成熟階段，Ro介于2.58%～2.69%，達到了有機孔大量發育的成熟度條件[41]，由此可見成熟度不是山32亞段有機孔發育的控制因素。

前人研究認為，TOC是控制龍馬溪組海相頁巖孔隙結構的主要因素，有機質為總孔隙貢獻了大量微孔、介孔，而黏土礦物等其他礦物類型主要控制了介孔、宏孔的發育[4-5，7-10]。通過對研究區山23 亞段海陸過渡相頁巖孔隙結構參數與TOC、黏土礦物含量的相關性分析發現，TOC與比表面積、總孔容的相關性不明顯，與分形維數D1 之間呈微弱負相關（判定系數R2為0.31），與D2之間也存在明顯反向關系（判定系數R2 為0.58），表明TOC 對構成比表面積、總孔容主體的微孔、小孔徑介孔發育無明顯控制作用（圖13）。從蕪湖地區龍潭組、川東地區龍潭組、黔西北地區龍潭組、湘中地區龍潭組、北美Atoka 頁巖等海陸過渡相頁巖研究實例來看[35，42-44]，伴隨陸源植物碎屑大量注入而富集的鏡質組、惰質組，可以使得硅質頁巖相、硅質黏土質頁巖相的TOC呈現高值（大于2%），但即使在成熟度適宜的條件下，其內部并不發育有機孔，而是在內部與邊緣發育一些收縮成因微裂縫（圖7i）。本區硅質頁巖相、硅質黏土質頁巖相中，可見大量高等植物碎屑（圖4f），但未見海相生物碎屑，有機質組分由鏡質組、惰質組構成（圖4g）；黏土質頁巖相中雖未見明顯的植物碎屑，但顯微組分鑒定表明其有機質也由鏡質組、惰質組構成（圖5d），這兩種有機組分的大量存在，導致上述巖相中TOC雖然大于2%，但對孔隙結構的改善不明顯。同時，鏡質組、惰質組及其周緣微裂縫較發育，生烴期形成的天然氣沿微裂縫運移，也會導致有機孔變小甚至閉合（圖6a）。而在鈣質硅質（硅質鈣質）頁巖相和黏土質頁巖相中可以觀察到內部發育大量氣泡狀有機孔的腐泥組有機質，其周緣不發育微裂縫（圖6e），生烴期形成的天然氣隨即在有機孔中賦存，導致有機孔保存好，腐泥組的大量存在導致這兩類巖相孔隙結構明顯優于其他巖相。

相比海相頁巖，研究區山32亞段海陸過渡相頁巖的黏土礦物含量普遍較高，無機孔類型更為多樣，發育程度也明顯較高（圖7），黏土礦物含量與比表面積存在微弱正相關性（判定系數R2為0.22），與總孔容無明顯相關性，同時與分形維數D1、D2 均未見相關性，表明黏土礦物含量不是影響孔隙結構的主要因素。本區過渡相頁巖的孔隙結構復雜性表現在有機質含量、各類礦物含量的主控作用均不明顯。

6 結論

（1） 鄂爾多斯盆地東緣山西組山32亞段海陸過渡相頁巖TOC分布在0.14%～11.68%，黏土含量整體較高，硅質來源主要為陸源石英。根據硅質礦物、黏土礦物、碳酸鹽巖礦物含量三端元，可將山23亞段海陸過渡相頁巖劃分為5類巖相，分別為硅質頁巖相、硅質黏土質頁巖相、黏土質頁巖相、鈣質硅質頁巖相和硅質鈣質頁巖相。

（2） 鈣質硅質（或硅質鈣質）頁巖相在有機孔形態、連通性和發育程度等方面表現最優，其次是黏土質頁巖相，而硅質頁巖表現最差；無機孔、微裂縫在各巖相均較為發育。比表面積、總孔容主要貢獻來自微孔（<2 nm）和小孔徑介孔（3.4～4.8 nm），大孔徑介孔（4.8～50 nm）與宏孔（>50 nm）的貢獻也十分明顯。

（3） TOC和成熟度與孔隙結構參數相關性差，對孔隙結構控制作用不明顯。硅質與硅質黏土質頁巖相中有機顯微組分為鏡質組，有機孔形態、連通性、發育程度均較差，鈣質硅質（或硅質鈣質）頁巖相、黏土質頁巖相中可觀察到腐泥組，是發育有機孔的有效組分，有效有機顯微組分是控制孔隙結構的重要因素。