2. 安徽省煤田地质局, 合肥 230088
2. Anhui Bureau of Coal Geological Exploration, Hefei 230088, China
0 引言
页岩气是目前全球非常规油气资源勘探开发的新领域[1]。中国针对页岩气进行了一系列区域性基础研究, 并在部分探区获得了页岩气工业气流, 显示了页岩气资源开发潜力[2]。并将页岩视为储集岩, 对其特征、类型、影响因素、形成条件与评价方法等已开展了大量研究工作[3-5]。国内泥页岩中纳米级孔隙的发现[6], 开拓了油气储集层纳米级孔隙研究领域。国内目前主要在南方海相泥页岩开展了较多的基础研究[7], 并开始关注海陆过渡相与陆相页岩气[8], 但对华北陆块南缘煤系地层泥页岩的关注较少[9]。国外也开展了煤系泥页岩储集层相关研究[10-11]。淮南煤田地质勘探程度高, 煤系地层为典型海陆过渡相沉积体系, 发育一定有机质丰度的过渡相泥岩层系, 但目前仅开展了石炭—二叠系页岩气资源的初步评价[12], 部分学者开展了泥页岩的孔隙结构研究[13-14]。不同的沉积环境具有不同的沉积岩相, 同时也决定沉积有机质的生烃潜力。页岩气储集层特征研究是页岩气储层表征的重要内容[15]。为此, 本文以淮南煤田石炭—二叠系海陆过渡相煤系地层泥页岩为研究对象, 通过储层物性相关测试, 探讨煤系地层泥页岩储集空间特征与控制因素, 以期对该区页岩气资源评价提供地质依据。
1 地质背景研究区位于华北地块东南缘, 主体构造为轴向NWW—EW、轴面略向南倾的淮南复向斜及内部发育的一系列宽缓褶曲。构造形式为近EW向的对冲构造盆地, 次生一级的断层发育。燕山早—中期, 来自SN或近SN方向强大地应力的再次作用, 致使本区发生由北向南或由SW向NE的逆冲推覆, 造成了地质构造的复杂化。早二叠世, 本区总体上海退, 形成滨海过渡环境, 从下而上海洋沉积作用减退, 河流沉积作用增强, 形成了山西组以水下三角洲平原沉积为主的碎屑含煤沉积和上、下石盒子组以下三角洲平原沉积为主的碎屑岩沉积[16-17]。其中, 山西组由过渡相与陆相碎屑岩组成, 其下部沉积了灰黑色砂质泥岩渐变为砂泥互层及细粒石英砂岩的向上变粗层序; 上部则由中细粒砂岩、粉砂岩、泥岩的正粒序沉积旋回组成。下石盒子组为厚层砂岩与煤的互层, 含粉砂质泥岩及砂泥互层、黑色泥岩等, 下部粒序向上变细, 其他层序向上变粗。上石盒子组有5个含煤段, 发育了一定厚度的泥岩、砂泥互层、炭质泥岩等。详细的地质构造与地层结构可参见文献[18-19]。
研究区煤系地层发育不同成分、结构与构造的泥岩层位, 泥岩比例较高 (表 1)。其中, 山西组厚约100 m, 主要由页岩、砂岩和煤层组成, 其煤层组下部普遍含一层厚7.01~13.68 m, 平均厚10.24 m的富含炭质页岩; 下石盒子组厚度100~148 m, 平均厚120 m, 含6个煤组, 由砂质泥岩、砂岩、泥岩、砂泥岩互层和煤层等多个沉积旋回组成, 每个旋回均有暗色泥页岩发育; 上石盒子组主要由灰、深灰、青灰色粉砂岩与泥 (页) 岩和细砂岩, 灰白色砂岩, 花斑状泥岩以及煤层组成, 该组由于后期改造厚度变化较大, 沉积旋回多, 暗色泥页岩主要分布于下段。测试样品主要取自潘集煤矿外围与朱集西煤矿。研究区煤系地层典型岩性特征如图 1所示。沉积地层见斜层理 (图 1a)、水平层理 (图 1b)、砂泥岩互层 (图 1c)、铁质充填缝合线构造 (图 1d)。在上、下石盒子组、山西组发育较多含植物碎片化石 (图 1e), 可见沥青质或炭质 (图 1f、1g)。
| φB/% | |||||
| 地层 | 砂岩 | 粉砂岩 | 泥岩 | 煤 | 灰岩 |
| 上石盒子组 | 15.15~43.51 | 7.07~30.53 | 22.90~72.72 | 1.89~5.05 | 0 |
| 下石盒子组 | 15.04 | 9.73 | 63.72 | 11.50 | 0 |
| 山西组 | 52.63 | 7.90 | 25.00 | 14.47 | 0 |
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| a. 20-2孔, 1 352.50~1 352.60 m, 下石盒子组下部, 灰色砂质泥岩, 斜层理, 见滑面; b. 36-B6孔, 1 065.00 m, 上石盒子组, 含粉砂泥岩, 细水平层理; c. 20-2孔, 1 345.40~1 345.50 m, 下石盒子组下部, 砂泥互层; d. 36-B5孔, 1 230.12 m, 下石盒子组, 砂质泥岩, 铁质充填细脉, 缝合线构造; e. 6-2孔, 1 177.25 m, 上石盒子组, 紫色泥岩, 见植物化石; f. 10-2孔, 770.70~770.80 m, 上石盒子组, 粉砂岩, 见块状分布有机质; g. 20-2孔, 1 324.50~1 324.60 m, 下石盒子组, 泥岩, 见有机质条带; h. 39-B9孔, 627.13 m, 上石盒子组, 砂质泥岩; i. 6-2孔, 754.44 m, 石千峰组, 灰色泥岩夹紫斑。 图 1 研究区典型岩性特征照片 Figure 1 Typical lithologic characteristics in the study area |
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通过对采自潘集外围6个钻孔计60个样品 (含煤系地层山西组10个、下石盒子组23个、上石盒子组27个, 采样深度580~1 514 m) 的全岩X-射线衍射分析 (仪器:D/max-2500、TTR, 执行标准:SY/T 5163-2010), 将泥页岩的矿物成分分为3类:陆源碎屑矿物 (石英、长石)、黏土矿物和自生非黏土矿物 (主要是菱铁矿、黄铁矿和碳酸盐矿物)。研究区煤系泥页岩储层的矿物成分以黏土矿物为主, 陆源碎屑矿物次之, 自生非黏土矿物较少 (图 2)。陆源碎屑矿物主要为石英和钠长石, 自生非黏土矿物主要为菱铁矿和黄铁矿。山西组黏土矿物质量分数为53.7%~69.7%, 平均59.2%;陆源碎屑矿物质量分数为30.3%~46.3%, 平均35.2%;自生非黏土矿物质量分数为0~12.7%, 平均5.6%。下石盒子组黏土矿物质量分数为34.0%~81.4%, 平均62.8%;陆源碎屑矿物质量分数为18.6%~52.4%, 平均34.2%;自生非黏土矿物质量分数为0~13.6%, 平均3.0%。上石盒子组黏土矿物质量分数为13.3%~76.8%, 平均55.7%;陆源碎屑矿物质量分数为20.0%~78.0%, 平均40.7%;自生非黏土矿物质量分数为0~57.1%, 平均3.6%。
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| 图 2 研究区煤系泥岩矿物组成 Figure 2 Mineral composition of mudstone in coal-bearing strata in the study area |
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本区泥岩中黏土矿物的化学分析结果显示, 泥岩主要含SiO2和Al2O3, 其次为Fe2O3和FeO (表 2), 这与X衍射测试结果一致。与Barnett页岩、中国南方海相页岩相比[20-21], 研究区海陆过渡相煤系地层具有黏土矿物含量多、陆源碎屑矿物 (硅质含量) 相对较少的特征。较多的黏土矿物可能不利于裂缝的扩展, 而如果石英和菱铁矿含量较多, 可能抵消这种效应并保持矿物的脆性与压裂裂缝的可延展性。
| wB/% | ||||||||||||
| 岩石 | MgO | Na2O | K2O | Fe2O3 | FeO | MnO | SiO2 | TiO2 | P2O5 | Al2O3 | CaO | 其他 |
| 花斑状高岭石泥岩 | 0.31 | 0.31 | 0.82 | 4.00 | 2.82 | 0.04 | 55.89 | 0.92 | 0.05 | 24.11 | 0.20 | 10.55 |
| 浅灰色高岭石泥岩 | 0.43 | 0 | 0 | 18.30 | 0 | 0 | 32.71 | 1.06 | 0 | 27.99 | 0.17 | 19.34 |
| 鲕状菱铁矿质泥岩 | 0.72 | 0.13 | 0.49 | 0.69 | 23.94 | 0.28 | 35.77 | 0.50 | 0.16 | 15.10 | 0.32 | 21.90 |
| 粉砂质泥岩 | 0.59 | 0.34 | 1.33 | 1.23 | 6.32 | 0 | 59.55 | 1.04 | 0 | 18.24 | 0 | 11.36 |
| 暗色伊利石泥岩 | 1.29 | 0.27 | 2.91 | 5.87 | 0 | 0.11 | 56.41 | 0.76 | 0.32 | 19.63 | 0.91 | 11.52 |
① 安徽省煤田地质局.安微省两淮煤田煤成气赋存规律及资料评价.合肥:安徽省煤田地质局, 1989.
2.2 岩相类型及特征通过岩心观察、薄片镜下鉴定及泥岩成分差异 (表 2), 研究区煤系地层泥岩可划分出5种岩相:花斑状高岭石泥岩相、浅灰色高岭石泥岩相、鲕状菱铁矿质泥岩相、暗色伊利石泥岩相和粉砂质泥岩相。岩相特征如图 3所示。
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| a.6-2孔, 1 248.76 m, 上石盒子组, 花斑泥岩; b. 36-B5孔, 1 225.00 m, 下石盒子组底部, 花斑状高岭石泥岩, 单偏光; c. 31-B5孔, 1 002.74 m, 上石盒子组, 浅灰色高岭石泥岩; d. 6-2孔, 1 498.75 m, 下石盒子组, 浅灰色高岭石泥岩; e. 31-B5孔, 1 002.74 m, 上石盒子组, 浅灰色高岭石泥岩, 单偏光; f. 36-B6孔, 1 075.00 m, 上石盒子组, 鲕状菱铁矿质泥岩; g. 31-B4孔, 1 238.87 m, 上石盒子组, 鲕状菱铁矿质泥岩, 单偏光; h. 10-2孔, 1 236.10 m, 山西组, 粉砂质泥岩, 单偏光; i. 36-B5孔, 1 305.40 m, 山西组, 细砂质炭质泥岩, 镜下全景, 单偏光; j. 36-B5孔, 1 305.40 m, 山西组, 细砂质炭质泥岩, 单偏光; k. 36-B5孔, 882.00 m, 上石盒子组, 泥岩; l. 36-B5孔, 882.00 m, 上石盒子组, 泥岩, 单偏光; m. 39-B9孔, 592.20 m, 上石盒子组, 粉砂质泥岩, 细微层理; n. 39-B9孔, 592.20 m, 上石盒子组, 粉砂质泥岩, 单偏光; o. 20-2孔, 1 454.20~1 454.30 m, 山西组底部, 构造剪裂缝 (张剪性节理) 及石英脉充填。 图 3 泥岩岩相特征 Figure 3 Characteristics of the mudstone facies |
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主要分布在下石盒子组4-1煤、13煤下层位中。特征是具有紫红、锈黄色花斑 (图 3a), 形态具有似层状、大花斑、小花斑3种[22]。颜色为灰绿色略带绿色、深灰色为主, 斑块形态以云朵状、团块状为主, 偶见蠕虫状, 大小一般3~5 cm。有较多的菱铁矿鲕粒或结核, 并有钙质结核。含粉砂质石英碎屑, 黏土矿物多为高岭石。认为属于三角洲平原沉积中的泛滥平原沉积。根据镜下鉴定结果, 岩石具泥质结构、似鲕状中晶晶粒结构。泥质物约占70%, 菱铁矿约占30%。铁矿呈多晶鲕状产出 (图 3b), 粒径多为0.25~0.50 mm。
2.2.2 浅灰色高岭石泥岩相该类泥岩具有均一、致密、浅灰色等特点 (图 3c、d), 现场常称之为铝土泥岩或含铝泥岩。主要分布于4煤、13煤、18煤以下花斑泥岩中。含较多菱铁矿鲕粒, 黏土矿物几乎全由高岭石组成, 少量埃洛石, 无层理, 有时可见花斑, 花斑一般呈弯曲的蠕虫状, 显微镜下显示絮状构造。属三角洲泛滥平原沉积, 以含较纯高岭石黏土矿物为特征, 应是长期风化作用的产物。镜下观察表明:泥质物约占80%, 菱铁矿约占20%。菱铁矿粒径为0.06~0.20 mm, 外围常有一个氧化圏 (图 3e)。
2.2.3 鲕状菱铁矿质泥岩相在煤系地层中常多分布, 特别是在第三含煤段11煤附近较为集中。含鲕状菱铁矿, 一般含粉砂质较少, 鲕粒大小约0.50 mm (图 3f), 结构大多呈放射状, 也可有同心圆状、单鲕、复鲕等。其鲕状是成岩期的产物, 是泛滥平原上的湖沼沉积。泥质约占80%, 碎屑约占5%, 菱铁矿结核约占15%。碎屑基本属粉砂级, 仅见极少碎屑大于0.06 mm。碎屑多呈次棱角-次圆状, 磨圆中等。碎屑成分主要为单晶石英, 另含少量燧石和长石。成岩后生变化:岩石裂隙中的硅化; 菱铁矿化, 菱铁矿呈放射状集合体产出, 集合体粒径大的可达0.50 mm (图 3g)。
2.2.4 暗色伊利石泥岩相为深灰色或灰黑色含粉砂质的泥岩或炭质泥岩, 主要分布在山西组下部、下石盒子组和上石盒子组5、6含煤段中, 部分靠近煤层。其中山西组底部黑色海相泥岩为本区重要泥岩段, 有机碳质量分数测值均在1.8%以上 (图 3h)。暗色泥岩呈深灰色、块状或显微细水平层理, 较均一, 可见植物化石碎片。矿物成分以伊利石为主, 也有少量高岭石, 并富有机质 (图 3i)。镜下发现岩石可呈泥质细粒砂状质结构, 砂泥互层构造 (图 3j), 或全由泥质物组成 (图 3k, l), 下石盒子组暗色泥岩属于分流间湾沉积。
2.2.5 粉砂质泥岩相指不含花斑状的灰色和深灰色的粉砂质泥岩 (图 3m)。该类岩石分布广泛, 一般和粉砂岩或者细砂岩相过渡。在显微镜下粉砂质质量分数为10%~40%。粉砂质一般为石英, 另外还有少量的岩屑和铁屑, 有时候跟砂岩互层, 层理水平, 但多数为块状。从沉积环境上分析为分流间湾或分流河道间湖泊沉积。镜下观察细砂级碎屑约占全岩的3%, 粒径偏细, 最大约为0.10 mm; 粉砂级碎屑体积分数约占全岩的12%, 泥质约占85%。碎屑多呈次棱角-次圆状, 磨圆中等。碎屑成分主要为单晶石英, 另含少量燧石和长石及微量白云母 (图 3n)。
3 储集层特征 3.1 储集层空间类型储集层空间类型包括裂缝和孔隙两大类。
3.1.1 裂缝裂缝又可划分为宏观和微观两类:
1) 宏观裂缝特征。观察潘集外围地勘钻孔岩心发现, 宏观裂缝主要有层面剪切缝、有机质演化异常压力缝、层间页理缝、构造张裂缝、构造剪裂缝等类型。裂缝多为方解石充填 (图 4)。
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| a. 20-2孔, 1 352.50~1 352.60 m, 下石盒子组, 层面剪切缝、垂直层面张裂缝, 方解石充填; b. 10-2孔, 770.70~770.80 m, 上石盒子组, 构造缝之剪切缝, 方解石充填, 可见擦痕、阶步和镜面特征; 局部泥质成分含量高可相变为泥岩; c. 20-2孔, 1 457.73~1 466.70 m, 山西组底部, 多期次方解石完全充填缝 (破碎带); d. 10-2孔, 770.70~770.80 m, 上石盒子组, 有机质演化异常压力缝, 有机质充填; e. 10-2孔, 729.00~729.10 m, 上石盒子组, 高角度剪裂缝 (张剪节理), 方解石充填; f. 18-2孔, 1 358.53~1 370.61 m, 上石盒子组, 垂直缝, 方解石充填; g. 10-2孔, 1 089.80~1 089.90 m, 下石盒子组, 沿层面天然开启缝。 图 4 岩心宏观裂缝发育特征 Figure 4 Characteristics of the reservoir macro-fracture development |
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① 层面剪切缝是平行于层面具有明显滑移痕迹的裂缝, 为泥页岩中基本裂缝类型之一, 主要发生在岩体结构薄弱面, 即层面位置。有学者认为主要由岩层在埋藏过程中平行于层面方向伸展率或收缩率的差异[23]或岩层层面相对运动形成[24], 也有学者认为是在伸展或挤压构造作用下由顺层滑脱的剪切应力产生[25]。钻孔岩心显示, 研究区内该类裂缝极为发育, 且基本与层面平行, 为泥页岩裂缝的主要类型。该类裂缝大量存在与研究区曾遭受强烈水平构造运动有密切关系, 裂缝面均具有光滑层面 (图 4a、b) 或划痕、阶步 (图 4b), 方解石全充填等特征, 与研究区内构造煤发育机理具有一致性。
② 有机质演化异常压力缝指在有机质演化过程中产生局部超压使岩石破裂而形成。研究区暗色泥岩和炭质泥岩中可见该类裂缝, 岩心截面可见残存植物碎片或沥青质 (图 4d), 裂缝被有机质充填。一般在垂向上一定深度范围内集中分布, 横向上具有区域性[26]。
③ 层间页理缝指具剥离线理的平行层理层面间的裂缝, 为沉积作用形成[26]。裂缝常可见细微层理, 常在界面处形成该类裂缝 (图 4g), 为力学弱面。一般在层状砂质泥岩与暗色泥岩中发育, 但裂缝宽度与其他类裂缝相比较窄。
④ 构造张裂缝是因局部构造作用而形成的裂缝, 为岩石受外力作用在某一方向张应力超过岩石扩张强度, 在垂直的方向产生。在不同层位均可见该类裂缝, 裂缝一般发育一组或几组 (图 4f), 反映了不同期次的构造运动; 亦可见裂缝杂乱分布, 裂缝倾角、宽度、长度变化范围较大 (图 4c), 可能位于局部构造破碎带之中, 基本被方解石全充填。
⑤ 构造剪裂缝在岩心观察和薄片中较少见到, 其形成机理与研究区所受水平构造运动较为强烈、页岩层具有相对较大塑性有一定关系。岩心揭示该类剪裂缝可发育成共轭"X"型, 一组裂缝被别一组裂缝切割, 方解石充填 (图 3o); 或可能发育于节理带中, 形成次级张剪节理 (图 4e)。
2) 微观裂缝特征。微裂缝能为页岩气提供重要的储集空间, 是连接宏观裂缝和微观孔隙的桥梁, 并作为甲烷分子的渗流通道, 在含气页岩研究中具有重要的应用价值[27]。本次研究采用场发射扫描电子显微镜 (Sirion 200) 对研究区裂缝发育情况进行了分析, 为叙述方便, 将薄片鉴定下可见裂缝归入到该类。
电镜下可见石英内部发育较平直状裂缝 (图 5a), 宽度一般在微米级以下, 个别宽度近1.0 μm, 但长度延伸较短, 部分呈现三叉型裂缝 (图 5b), 另可见似层状平行双裂缝 (图 5c), 并可见链状孔隙组成的裂缝 (图 5c), 但不穿过石英颗粒边缘。该类孔隙对泥页岩的压裂发育较为有利[28]。石英常与黏土矿物呈相间条带状展布, 在交界处发育裂缝的宽度大小不一, 一般小于0.5 μm (图 5d)。在高岭石内部可见大量不规则状裂缝, 延伸距离较近, 但裂缝之间连通性强, 且能导通孔隙 (图 5e)。薄片镜下鉴定可见微裂缝及大量铁质发育 (图 5f、g、h), 部分裂缝被黄铁矿或菱铁矿充填 (图 5g), 黄铁矿片状发育, 可被钙质胶结 (图 5h)。
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| a.石英颗粒内较平直裂缝; b.石英颗粒内三叉型裂缝; c.似层状平行双裂缝, 链状孔隙组成的裂缝; d.颗粒边缘裂缝; e.高岭石内部不规则裂缝; f.微裂缝, 1 238.87 m, 山西组, 31-B4孔, 单偏光; g.黄铁矿全充填裂缝, 1 513.9 m, 山西组, 11-1孔, 单偏光; h.黄铁矿钙质胶结, 单偏光 图 5 储集空间微观裂缝发育特征 Figure 5 Characteristics of the reservoir micro-fracture development |
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依据电镜观察和能谱分析结果, 并结合前人页岩孔隙研究分类[29], 本文将页岩孔隙分为有机质孔、化石孔、矿物质孔。
① 有机质孔一般呈不规则状 (气孔多圆形), 大小在1μm以下, 其形成与有机质生成气液聚积产生气泡有关[28], 在生烃演化过程中有机质的消耗可使泥页岩孔隙度增大[28, 30]。一般当有机质的热成熟水平Ro达到大约0.6%或以上时, 有机孔隙才开始发育, 而这正好是生油高峰的开始[31]。当Ro低于0.6%时, 有机孔不发育或极少。然而, 研究区测试样品基于常规制片 (未制作Ar离子抛光薄片), 影响纳米级有机质孔隙的鉴定, 仅在岩心 (图 4d) 中观察到沥青质、显微薄片可见完整孢子体 (图 6a), 且有机质处于中成熟阶段, 推测其中有机质粒内孔发育可能相对较少。
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| a.孢子体, 10-2孔, 1 163.5 m, 山西组, 单偏光; b.化石孔, 11-1孔, 1 513.9 m, 山西组, 单偏光; c.残余粒间孔, 11-1孔, 1 513.9 m, 山西组; d.黏土矿物片之间的残余孔隙, 20-2孔, 1 447.7 m, 山西组; e.高岭石堆集晶间孔, 11-1孔, 1 513.9 m, 山西组; f.黄铁矿晶间孔, 11-1孔, 1 513.9 m, 山西组。 图 6 储集层孔隙发育特征 Figure 6 Characteristics of the reservoirpore development |
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② 化石孔指化石骨架孔或体腔孔, 一般为微米级, 化石可保存完整或为碎片, 有些古生物体腔部分被次生石英、黏土或生物颗粒充填, 则不具储集性[32]。研究区化石孔较为少见, 仅在山西组下部泥岩见及该类孔隙 (图 6b)。
③ 矿物质孔是分散于片状黏土中的粉砂质颗粒间的孔隙, 这部分孔隙与常规储层孔隙十分相似, 随着埋藏深度增加而迅速减少。页岩原生孔隙系统的渗透率相当低, 但原生孔隙内表面积较大, 拥有许多潜在的吸附空间, 可以储存大量气体, 是页岩气重要的储集空间。这类孔主要包括粒间孔、粒内孔以及晶间孔等孔隙类型。
浅埋藏或年轻的沉积物中粒间孔较丰富, 但随埋藏加深, 粒间孔由于压实与胶结作用会显著降低。电镜下可见较多孔隙呈三角形 (图 6c), 被认为是经压实作用和胶结作用的刚性颗粒之间的残余孔隙空间[29], 电镜下发现频率中等。
其他一些孔隙呈线性产出, 这些孔隙被认为是较大的黏土片之间的残余孔隙 (图 6d)。这种颗粒类型在研究区测试样品中极为发育, 电镜下发现频率极高, 大多数孔隙空间的长度在1 μm以内, 但可以从50 nm到几毫米。
晶间孔隙可在沉积时期形成, 但更多在成岩后生阶段由于重结晶作用形成。晶间孔在研究区较发育, 特别是高岭石堆集晶间孔 (图 6e) 和草莓状黄铁矿中观察到的晶间孔 (图 6f), 前者为发育较为完整的晶体不规则堆集而形成; 后者较多见及, 为黄铁矿晶体之间存在的微孔隙, 其大小足以使油气分子储存或者溢出[33]。
3.2 孔隙度与渗透率采用AutoPore Ⅳ 9510型压汞仪测试8个样品视密度为2.12~2.22 g/cm3, 平均2.19 g/cm3; 样品孔隙度为0.87%~4.29%, 平均2.22%(表 3)。与美国五大含气页岩的孔隙度 (3%~14%, 平均约7%) 相比, 孔隙度显著偏低[34]。据测试结果[35-36], 中国南方金沙剖面和遵义—綦江地区的下寒武统牛蹄塘组发育的海相页岩孔隙度可分别达到13.85%和24.1%, 四川盆地下古生界页岩孔隙度一般为2.59%~10.94%[37]。由此可见, 研究区泥页岩孔隙度与国内外相比均较低, 且差异较大。
| 样品编号 | 地层 | 深度/m | 视密度/(g/cm3) | 渗透率/(10-3μm2) | 孔隙度/% |
| WY-1 | 山西组 | 1 513.90 | 2.21 | 0.000 901 | 4.29 |
| WY-2 | 山西组 | 1 056.30 | 2.22 | 0.000 468 | 2.39 |
| WY-3 | 下石盒子组 | 1 363.00 | 2.19 | 0.000 418 | 0.87 |
| WY-4 | 山西组 | 1 448.70 | 2.20 | 0.000 254 | 1.74 |
| WY-5 | 上石盒子组 | 399.52 | 0.000 505 | ||
| WY-6 | 上石盒子组 | 810.70 | 0.000 911 | ||
| WY-7 | 下石盒子组 | 1 162.30 | 2.17 | 0.000 324 | 2.20 |
| WY-8 | 山西组 | 1 236.10 | 2.19 | 0.000 312 | 1.28 |
| WY-9 | 山西组 | 1 396.40 | 2.18 | 3.71 | |
| WY-10 | 山西组 | 1 409.60 | 2.12 | 1.25 |
测试8个样品的脉冲渗透率为0.000 254×10-3~0.000 911×10-3μm2, 平均0.000 512×10-3μm2(表 3)(测试仪器:PDP-200覆压孔隙度渗透仪)。国内滇东北地区、黔北地区、湘西北地区下寒武统发育的海相页岩平均渗透率分别为0.37×10-3μm2[38]、0.127×10-3μm2[39]、0.014×10-3μm2[40], 均显著高于研究区泥页岩渗透率, 显示了本区煤系地层储层渗透性极差。一般来说, 泥岩渗透率极低, 可以作为储层的盖层及盆地内无流体流过的边界。渗透率大小与裂缝、孔隙发育与否较为密切, 前述岩心观测初步证实了宏观裂缝 (包括构造裂缝和非构造裂缝) 基本被方解石脉充填且以层面剪切缝 (滑脱缝) 最为常见; 较多钻孔岩心显示目的层位岩性极为致密, 宏观裂缝并不发育; 同时, 扫描电镜下发现的部分微观裂缝并不连通。由此表明, 泥岩孔隙和裂缝通道对渗透率均具有控制作用。
3.3 岩相对储集空间的控制研究区海陆过渡相沉积环境对泥岩岩相具有重要的控制作用, 不同的沉积微相 (亚相) 沉积了不同的泥岩类型, 不同的岩相也指示了一定的沉积环境。山西组形成时, 海水由北向南撤退, 河流作用加强, 岸线逐步南移, 总体为水下三角洲平原沉积, 在山西组底部形成了厚约10 m的前三角洲暗色泥岩 (或泻湖海湾), 有机质含量高, 向上渐变为以砂岩或与泥岩互层为主的三角洲平原沉积。4煤组下部发育稳定的灰-浅灰色铝质或花斑泥岩, 有机质含量低, 底板为灰-浅灰色泥岩。4煤组至6煤组为浅水三角洲沉积, 煤组之间岩性为含粉细砂岩、砂泥岩互层及泥岩, 单层泥岩厚度较薄, 暗色泥岩及砂泥互层主要分布于分流间湾相发育区。6煤组及8煤组上部泥岩厚度较大, 但不稳定, 横向上常相变为砂岩和粉砂岩。下石盒子组下部为下三角洲平原沉积, 上部转化为河口湾沉积, 致使泥页岩有机质含量整体较低, 泥页岩多为灰、深灰色铝质泥岩, 紫红、棕黄色厚层状花斑泥岩, 灰、灰绿色泥岩。沉积环境整体表明, 山西组底部的前三角洲与1、3煤之间决口扇沉积有相对较深的水体环境、较好的有机质沉积来源与保存条件, 沉积的暗色泥岩有机质含量较高; 浅灰色高岭石泥岩、粉砂质泥岩多属三角洲泛滥平原沉积或河流间湾沉积, 具有相对较弱的还原环境, 有机质不易保存; 花斑状高岭石泥岩可能是炎热潮湿的气候条件下, 在三角洲准平原化地形上发育起来的网状河流体系中天然堤、河漫滩及潮湿沼地沉积, 不利于有机质的长期保存。鲕状泥岩中含的鲕状菱铁矿是成岩期的产物, 属于泛滥平原上的淤泥沉积。
研究区花斑状高岭石泥岩、暗色泥岩和粉砂质泥岩均含有相对较多的脆性矿物, 在成岩与构造作用下均较易产生裂缝, 石英颗粒的增多对于改善岩石脆性, 形成裂缝具有正效应。浅灰色高岭石泥岩、鲕状泥岩脆性矿物含量相对较少, 产生裂缝程度较差, 前者岩性致密, 铝质含量较多, 不利于裂缝发育, 同时有机质较低。花斑状高岭石泥岩、浅灰色高岭石泥岩、鲕状泥岩中发育较多菱铁矿, 对该类矿物晶间孔隙发育有利, 并能维持脆性、改善裂缝延展性能。炭质泥岩和暗色页岩中发育稍多的有机质, 可能发育相对较多的有机质孔隙, 但不利于裂缝的形成。有机质成熟度不高致使有机质粒内孔相对发育较少, X衍射结果显示矿物成分中黏土矿物比例较大, 电镜下发现大量黏土矿物片之间的残余孔隙, 表明该孔隙类型是主要的储集空间。
构造作用是构造成因类裂缝产生的根本原因。前人研究表明[41]:淮南复式向斜受南侧八公山—舜耕山构造带由南向北逆冲和北侧的明龙山—上窑构造带由北向南逆冲, 致使研究区煤系地层在强烈挤压下, 顺层滑动、断层与褶皱等相继产生, 控制了淮南煤田现今的构造格架与几何形态。在褶皱与断裂伴生地带、小构造发育区均对裂隙发育具有明显控制作用。低强度的泥岩在水平构造应力作用下, 极易产生层面剪切缝, 这在岩心观察中得到证明; 同时, 研究区内煤系地层山西组 (1、3煤层)、下石盒子组上部、上石盒子组上部煤层 (16-1、17-1煤层) 和下部煤层 (8、11-2、13-1煤层) 均不同程度地发育碎裂煤、碎粒煤和糜棱煤, 也印证了研究区内泥岩层面剪切缝极其发育的地质现象。
4 结论1) 淮南煤田煤系地层各组含泥岩比例较高, 矿物成分总体具有黏土矿物含量多、陆源碎屑矿物次之、自生非黏土矿物相对较少的典型过渡相沉积特征。泥岩包括花斑状高岭石泥岩、浅灰色高岭石泥岩、鲕状菱铁矿质泥岩、暗色伊利石泥岩和粉砂质泥岩5种岩相。脆性矿物总体含量较低, 不利于裂缝的延展, 但部分岩相菱铁矿质发育对增加脆性具有正效应。
2) 泥岩储集层空间包括裂缝和孔隙两大类。宏观裂缝主要有层面剪切缝、有机质演化异常压力缝、层间页理缝、构造张裂缝、构造剪裂缝5种类型, 多为方解石充填; 微观裂缝多发育于石英颗粒内部、高岭石内及二者边缘处。与黏土矿物有关的孔隙、裂隙极为发育, 是研究区煤系泥页岩的主要储集空间。
3) 海陆过渡相沉积环境对泥岩岩相具有重要的控制作用, 不同的沉积微相 (亚相) 沉积了不同的泥岩类型, 对沉积环境具有一定的指示作用。炭质泥岩和暗色页岩多为近海相沉积环境, 发育较多有机质, 相对可能发育较多有机质孔隙; 斑状高岭石泥岩、浅灰色高岭石泥岩和粉砂质泥岩多为近陆相沉积环境, 有机质含量较低, 孔隙来源以黏土矿片间残余孔隙为主, 菱铁矿的增加有助于增加该类岩相脆性。沉积环境及其影响下的矿物成分、有机质含量与地应力作用下的区域构造共同控制了泥岩裂缝储集空间的发育。
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