1. 引言
震旦纪末，在扬子板块东南缘和北缘为持续被动大陆边缘环境，伴随海水的快速侵入，在早寒武世形成了一套相对缺氧、静水环境的深水陆棚相黑色页岩，浮游生物红藻、褐藻繁盛，是我国南方古生界页岩气勘探的有利层系之一 [1] [2] 。前期不同专家学者对下寒武统筇竹寺组开展过一定研究，对其储层的认识先后经历了几个时期：从最早的认为深水陆棚相沉积的TOC大于2.0%，Ro小于3.0%，厚度大于160 m黑色页岩为优质储层 [3] [4] ；到之后的高TOC、高孔隙度、高成熟度、高脆性、厚度为5~10 m的黑色页岩为优质储层 [5] ；到现在的厚度大、顶底板条件好、储层超压和孔隙发育的黑色泥页岩 [6] 及烃源岩有效、保存良好条件下的高孔渗、高含气性、低TOC、顶底板条件好的粉砂质页岩为优质储层 [7] 。随着认识的不断深入和勘探思路的转变，针对下寒武统筇竹寺组勘探获得突破。近期川西拉张槽JS103井在筇二段中部粉砂质页岩试采获25.86万方/天，Z201井在筇二段底部黑色页岩试采获73.88万方/天；川北陆内坳陷SZY1井在筇二段黑色页岩获得突破，日产气1.6万方/天，进一步证明四川盆地筇竹寺组拉张槽深水陆棚沉积和陆内坳陷深水陆棚沉积皆具有良好的勘探潜力。但四川盆地筇竹寺组各类储层岩石学、地球化学和孔隙类型之间无系统对比，各类型储层差异，发育主控因素及勘探潜力不明晰。本文将利用JS103井、Z201井和SZY1井等井的测井和岩心岩屑实验数据资料，对下寒武统筇竹寺组拉张槽和陆内坳陷两种沉积类型储层进行分析研究，明晰页岩岩石学、地球化学、孔隙结构，得出相互之间的关系，为四川盆地筇竹寺组下一步勘探开发提供参考。
2. 区域地质背景
四川盆地是在扬子克拉通上发展起来的大型叠合盆地，主要经历震旦纪~中三叠世伸展形成的差异升降和海相碳酸盐岩台地及晚三叠世后挤压形成的褶皱–冲断–隆升和陆相碎屑岩盆地 [8] [9] 。震旦纪末桐湾运动共发育三幕构造运动，即灯影组二段富藻层沉积末期的桐湾I幕、灯影组二段沉积末期的桐湾II幕与灯影组三段~灯影组四段沉积末期的桐湾Ⅲ幕，桐湾期的灯影组镶边碳酸盐台地还存在轻微裂化作用下的热液沉积 [10] 。四川盆地下寒武统麦地坪组沉积时期，受兴凯地裂运动影响，川西发育绵阳–安岳–长宁裂陷，拉张槽内主要沉积一套含磷的碳硅泥岩组合，在裂陷区外麦地坪通常缺失或主要为灰岩和白云岩沉积 [10] [11] 。下寒武统筇竹寺组沉积期，上扬子克拉通南北被动大陆边缘及周边广泛发育一套下部为深水陆棚相页岩。其中主要发育黑色页岩、粉砂质页岩和粘土质页岩三种岩性类型，其中黑色页岩主要发育在筇竹寺组三个沉积旋回的底部，测井表现为高GR，低电阻特征；粘土质页岩主要在筇竹寺组顶部发育，测井表现为锯齿状GR特征；粉砂质泥岩主要在筇竹寺组第一个和第二个沉积旋回上部发育，表现为低GR，高电阻这一特征。川北主要发育坳陷型深水陆棚沉积页岩，下部主要为黑色碳质泥岩夹薄层状粉砂质泥岩，测井表现为锯齿状高GR，低电阻特征。上部主要为泥质粉砂岩和粉砂质泥岩互层，且在上部钙质含量较高，测井表现为低GR，低电阻特征。在川东发育被动大陆边缘型深水陆棚沉积页岩，下部主要为黑色碳质泥岩，上部主要为灰质泥岩和泥质灰岩互层 [12] [13] [14] (图1、图2)。
Figure 1. Sedimentary distribution of Qiongzhusi Formation in Sichuan Basin
图1. 四川盆地筇竹寺组沉积相图
(a) 
(b) 
(c)
Figure 2. (a) Comprehensive column of JS103wel [15] ; (b) Comprehensive column of Z201wel [16] ; (c) Comprehensive column of SZY1 well
图2. (a) JS103井综合柱状图 [15] ；(b) Z201井综合柱状图 [16] ；(c) SZY1井综合柱状图
3. 页岩岩石学与地球化学特征对比
3.1. 岩石矿物
矿物组成是影响页岩孔渗、微裂缝发育程度及压裂难易程度的主控因素之一。石英、长石和碳酸盐岩等脆性矿物含量较高时压裂更容易形成裂缝，利于压裂 [17] 。
拉张槽边缘JS103井筇二段中部粉砂质页岩硅质矿物含量分布在29.60%~75.70%之间，平均为62.46%；碳酸盐矿物含量分布在2.40%~59.30%之间，平均为15.20%；脆性矿物(石英 + 长石 + 方解石+ 白云石)含量分布在65.00%~90.30%之间，平均为77.66%；粘土矿物含量分布在8.30%~33.80之间，平均为21.20%。拉张槽中心Z201井筇二段底部黑色页岩硅质矿物含量分布在51.70%~75.10%之间，平均为67.46%；碳酸盐矿物含量分布在4.10%~29.30%之间，平均为9.54%；脆性矿物(石英 + 长石 + 方解石 + 白云石)含量分布在70.50%~81.0%之间，平均为77.00%；粘土矿物含量分布在14.30%~24.10之间，平均为18.03%。两口井甜点层段脆性矿物含量整体偏高平均值皆在75.00%以上，粘土矿物含量相对偏低，在20.00%左右(图3)。
坳陷型深水陆棚相沉积典型井SZY1井筇竹寺组页岩硅质矿物含量分布在53.00%~66.00%之间，平均为60.05%；碳酸盐矿物含量分布在2.20%~12.90%之间，平均为5.81%；脆性矿物(石英 + 长石 + 方解石 + 白云石)含量分布在55.50%~78.80%之间，平均为66.16%；粘土矿物含量分布在25.20%~40.60之间，平均为29.95%。坳陷型深水陆棚相沉积脆性矿物含量较高，其中石英矿物相对较高，碳酸盐矿物含量相对较低，粘土矿物含量约30%。由图3可知坳陷型深水陆棚相沉积和拉张槽型深水陆棚相沉积脆性矿物都较高，皆大于60%，利于压裂。
JS103井及SZY1井相对于Z201井都表现出硅质矿物含量低粘土矿物相对较高的特征可能是由于二者都不在沉积中心，且JS103井靠近康滇古陆，SZY1井靠近汉南隆起，物源更为丰富。
Figure 3. Comparison histogram of mineral composition of dessert section of JS103 well, Z201 well and SZY1 well
图3. JS103井、Z201井、SZY1井甜点段矿物成分对比柱形图
3.2. TOC
总有机碳含量(TOC)是评价高–过成熟海相烃源岩品质最有效的指标，前人认为TOC < 0.5%的四川盆地海相泥页岩层系不具有商业开发价值，并以0.5%、1.0%、2.0%、3.0%、5.0%为界限将其划分为差、中等、好、很好和极好这五个等级 [13] 。
拉张槽边缘的JS103井总有机碳(TOC)含量在0.09%~2.10%之间，平均为0.33%，甜点层段筇二段中部总有机碳(TOC)含量在0.10%~0.59%之间，平均为0.25%。拉张槽中心的Z201井总有机碳(TOC)含量在0.19%~7.13%之间，平均为2.17%，甜点层段筇二段底部总有机碳(TOC)含量在0.68%~5.46%之间，平均为3.08%。
坳陷型深水陆棚沉积典型井SZY1井总有机碳(TOC)含量在0.79%~9.81%之间，平均为4.14%，黑色页岩总有机碳(TOC)含量在1.47%~9.81%之间，平均为4.47%。
SZY1井和Z201井为深水陆棚相沉积甜点段总有机碳(TOC)含量明显高于浅水陆棚相沉积得JS103井。
3.3. 孔隙度
拉张槽边缘的JS103井孔隙度在0.31%~4.82%之间，平均为1.63%，甜点层段筇二段中部孔隙度在1.04%~4.54%之间，平均为2.48%。拉张槽中心的Z201井孔隙度(不规则样)在1.20%~6.21%之间，平均为4.07%，甜点层段筇二段底部孔隙度在1.39%~6.21%之间，平均为4.91%。
坳陷型深水陆棚沉积典型井SZY1井孔隙度在0.41%~6.21%之间，平均为3.68%；黑色页岩孔隙度在1.11%~6.21%之间，平均为3.98% (图4)。
Z201井和SZY1井相较于JS103井孔隙度较高可能主要是受控于JS103井TOC较低，有机孔不发育。
3.4. 含气量
拉张槽边缘的JS103井总含气量在0.13%~2.76%之间，平均为0.81%，甜点层段筇二段中部总含气量在0.82%~1.27%之间，平均为0.98%。拉张槽中心的Z201井总含气量(不规则样)在1.00%~9.38%之间，平均为4.40%，甜点层段筇二段底部总含气量在3.03%~9.38%之间，平均为5.25% (图4)。
坳陷型深水陆棚相沉积典型井SZY1井总含气量在1.08%~4.18%之间，平均为2.13%；黑色页岩总含气量在1.08%~4.18%之间，平均为2.27% (图4)。但SZY1井越靠近中部，含气量越高。
Z201井和SZY1井TOC都相对较高，生烃潜力较大，但Z201井甜点段相较于SZY1井孔隙度更高，储集空间更大，故SZY1井较Z201井含气量偏低。
Figure 4. JS103 well, Z201 well, SZY1 well dessert section TOC, gas content, porosity histogram
图4. JS103井、Z201井、SZY1井甜点段TOC、含气量、孔隙度柱形图
4. 页岩孔隙结构特征对比
4.1. 孔隙类型
已有研究表明，有机质是页岩孔隙发育的重要载体，页岩干酪根在生烃过程中会产生有机质孔，孔隙度会随有机质含量的增加而逐渐增加 [18] 。由图5可见拉张槽边缘的JS103井粉砂质泥岩储层孔隙度与TOC相关性不强，表明有机孔可能并非主要的储集空间。由图6和图7可见拉张槽中心的Z201井和坳陷型沉积的SZY1井筇竹寺组页岩储层孔隙度与TOC含量具有明显的正相关性，显示有机质微孔为页岩孔隙发育提供了大量载体。
在扫描电镜下，可见SZY1井牛蹄塘组页岩发育有大量的有机孔(图8(a)，图8(b)，图8(e)，图8(f))，且有机孔内壁不光滑、形状不规则、可能彼此相互连通(图8(a)，图8(b))。有机质在成熟演化过程中发生了缩聚和固结作用，使包裹在有机质中的矿物颗粒脱落而形成铸模孔，在牛蹄塘组页岩中大多铸模孔可能是石英、黄铁矿等颗粒脱落所致，多呈圆形和不规则形状。此外，部分铸模孔可能是有机质中的碳酸盐矿物完全溶蚀后形成的溶解铸模孔(图8(b)，图8(c))。JS103井筇竹寺组有机质丰度较低，有机质孔隙不发育(图8(c)，图8(d))。
Figure 5. The correlation diagram of TOC and porosity in high quality section of JS103 well
图5. JS103井优质段TOC与孔隙度相关性图
Figure 6. The correlation diagram of TOC and porosity in high quality section of Z201 well
图6. Z201井优质段TOC与孔隙度相关性图
Figure 7. Cambrian shale TOC correlation diagram with porosity in SZY1 well
图7. SZY1井寒武系页岩TOC与孔隙度相关性图
Figure 8. Organic matter pores of typical well shale in the Qiongzhusi Formation in Sichuan Basin. (a) Organic matter hole, SZY1 well, Niujiantang Formation, 1947.7 m; (b) Organic matter hole, SZY1 well, Niujiantang Formation, 1987.7 m; (c) The intergranular filling part of the asphalt, the development of a small number of organic pores, JS103 well, Xiaozhusi Formation, 3349.1 m; (d) The intergranular filling part of the asphalt, the development of a small number of organic pores, JS103 well, Xiaozhusi Formation, 3351.1 m; (e) Organic matter hole, SZY1 well, Niujiantang Formation, 2000.0 m; (f) Organic matter hole, SZY1 well, Niujiantang Formation, 2015.4 m
图8. 四川盆地筇竹寺组典型井页岩有机质孔。(a) 有机质孔，SZY1井，牛蹄塘组，1947.7 m；(b) 有机质孔，SZY1井，牛蹄塘组，1987.7 m；(c) 粒间充填部分沥青，发育少量有机孔隙，JS103井，筇竹寺组，3349.1 m；(d) 粒间充填部分沥青，发育少量有机孔隙，JS103井，筇竹寺组，3351.1 m；(e) 有机质孔，SZY1井，牛蹄塘组，2000.0 m；(f) 有机质孔，SZY1井，牛蹄塘组，2015.4 m
SZY1井和JS103井筇竹寺组发育大量粒间孔和粒内孔，粒间孔多出现在韧性、刚性矿物颗粒或晶体之间。粒间孔主要为细长孔，并且大部分该孔隙类型呈线状分布在板状、片状黏土矿物之间，孔隙由矿物颗粒支撑(图9(a)，图9(c)，图9(d)，图9(f))。受控于板状、片状黏土矿物组分、完整度和大小，该类细长孔隙的长度从几十纳米到几微米不等，孔径分布在30 nm到150 nm不等。脆性矿物颗粒之间的支撑孔隙通常比较大，呈棱角状、三角形分布，孔径约100 nm到几个微米之间。支撑孔隙又可以解释为剩余孔隙空间。
Figure 9. Mineral pores and microfractures in typical wells of Qiongzhusi Formation in Sichuan Basin. (a) Quartz particle surface dissolution pores and intergranular pores, SZY1 Well, Niutitang Formation, 2012.6 m; (b) Intergranular pores and cast film holes, SZY1 Well, Niutitang Formation, 1999.2 m; (c) Cast film pores, granular margin joints and clay mineral interlayer pores, SZY1 Well, Niutitang Formation, 1994.3 m; (d) Pores and fractures between layers of clay minerals, JS103 well, Qiongzhusi Formation, 3460.2 m; (e) Quartz particle surface dissolution hole, JS103 well, Qiongzhusi Formation, 3367.4 m; (f) Layered chlorite development interlaminar gap, JS103 well, Qiongzhusi Formation, 3328.4 m
图9. 四川盆地筇竹寺组典型井矿物质孔与微裂缝。(a) 石英颗粒表面溶蚀孔和粒间孔，SZY1井，牛蹄塘组，2012.6 m；(b) 晶间孔和铸膜孔，SZY1井，牛蹄塘组，1999.2 m；(c) 铸膜孔、粒缘缝及黏土矿物层间孔隙，SZY1井，牛蹄塘组，1994.3 m；(d) 黏土矿物层间孔隙与裂缝，JS103井，筇竹寺组，3460.2 m；(e) 石英颗粒表面溶蚀孔，JS103井，筇竹寺组，3367.4 m；(f) 层状绿泥石发育层间缝，JS103井，筇竹寺组，3328.4 m
粒内孔往往存在颗粒内部，而且古老页岩粒内孔在强大压实作用下，容易遭受破坏。但是在筇竹寺组页岩中，仍发育较多的粒内孔隙类型，如长石、石英等颗粒内可见内壁光滑、大小不一的溶蚀孔(图9(a)，图9(e))。
此外，在这些页岩样品中观察到数百纳米至微米级的微裂缝，它们主要是由构造应力、矿物力学和成分的差异造成的。这些微裂缝增加了天然气孔隙与粒间孔隙相互连通的可能性，为游离气的储存和运移提供了充分的通道。
4.2. 孔隙结构
页岩孔隙结构主要包括页岩储层的比表面积、孔体积及孔隙的大小分布，直接影响着页岩气的储集性能、吸附能力和渗流特征等方面。基于低温氮气吸附实验来表征页岩孔隙结构特征，并分析主控因素。
由图10和图11可见拉张槽型浅水陆棚沉积和坳陷型深水陆棚沉积筇竹寺组页岩吸附等温线相似，孔隙类型均发育有板状矿物构成的槽状孔和狭缝孔隙。各页岩吸附过程可分为3个阶段：当相对压力P/P0小于0.04时，有一定的吸附气量，表明页岩中发育一定的微孔；当相对压力处在0.04~0.8之间，吸附气量缓慢上升，等温线几乎平行于P/P0轴。当相对压力大于0.4时，吸附曲线与解吸附曲线分析，形成滞后回线，并且解吸附曲线在相对压力约为0.5时，快速下降，表明页岩发育两端开放型的孔隙类型；当相对压力近乎达到1.0时，吸附曲线和解吸曲线形态变尖，并且无吸附限制，吸附气量快速增加，表明页岩还发育一定的大孔。综上所述，拉张槽型沉积和坳陷型沉积页岩微孔–介孔–大孔均有发育，部分孔隙具有一定的连通性。
Figure 10. SZY1 Well Qiongzhusi formation shale adsorption isotherm
图10. SZY1井筇竹寺组页岩吸附等温线
Figure 11. JS103 Well Qiongzhusi formation shale adsorption isotherm
图11. JS103井筇竹寺组小层页岩吸附等温线
SZY1井联合表征结果显示，微孔孔径分布具有多个区间，峰值分别为0.55 nm~0.85 nm~1.5 nm，介孔孔径分布范围较广，40~50 nm存在峰值，大孔孔径分布峰值在100~103 nm。筇竹寺组总比表面积分布在14.071~44.581 m2/g之间，平均27.965 m2/g；孔隙体积分布在0.0126~0.026 cm3/g之间，平均0.018 cm3/g (图12)。筇竹寺组页岩微孔提供了18%~36.4%的孔体积和57.2%~77.6%的比表面积(图12)。
JS103井联合表征结果显示，微孔体积占2.4%，介孔体积占67.0%，大孔体积占30.6%，反映了介孔和大孔是粉砂质页岩储集空间的主体，而介孔对孔体积的贡献最大 [11] 。
Figure 12. SZY1 Well shale aperture distribution map of Qiongzhusi Formation
图12. SZY1井筇竹寺组页岩孔径分布图
5. 优质储层发育主控因素
结合孔隙结构特征，分析拉张槽深水陆棚相沉积、拉张槽浅水陆棚相沉积和陆内坳陷深水陆棚相沉积优质页岩储层控制因素，明确拉张槽深水陆棚相沉积、陆内坳陷深水陆棚相沉积和拉张槽浅水陆棚相优质储层的发育条件。川中拉张槽深水陆棚相沉积黑色页岩孔隙发育受控于有机质富集程度，有机质富集程度越高，越有利于优质储层的发育。筇竹寺组页岩形成于陆棚沉积环境利于有机质保存和富集，在有机质产生气的同时会产生大量有机孔，提供大量储集空间。对于川西南拉张槽浅水陆棚相沉积粉砂质页岩储层，由于有机质富集程度较低导致有机质对控制优质储层发育的影响较小，主要由成岩作用控制。综合分析拉张槽深水陆棚相沉积页岩最优储层为黑色页岩储层，其适宜的高TOC、高脆性矿物、高含气量、良好的顶底板条件为储层提供有利条件；其次拉张槽浅水陆棚相沉积粉砂质页岩亦可作为次一级储层，具有高脆性矿物含量以及良好的顶底板等有利条件。
川北陆内坳陷深水陆棚相沉积黑色页岩孔隙发育受控于有机质富集程度，有机质富集程度越高，越有利于优质储层的发育。但其中也发育有大量的微裂缝和溶蚀孔，成岩作用对优质储层的发育也有较强的影响。同时，陆内坳陷深水陆棚相沉积黑色页岩发育大量水平缝和低角度缝也可作为页岩气的储集空间。综合分析，陆内坳陷深水陆棚相沉积筇竹寺组页岩储层有机质丰度和石英含量高且发育大量水平缝和低角度缝，保证了有机质富集程度高、脆性高和储集空间大的条件，可作为潜在优质储层开展下一步含气性及综合甜点评价研究。
6. 结论
通过拉张槽沉积粉砂质页岩和黑色页岩及陆内坳陷沉积黑色页岩在矿物组成、孔隙发育特征和孔隙发育主控因素等方面的对比，揭示了拉张槽与陆内坳陷型页岩气储层差异及发育主控因素，认识到：
1) 川北陆内坳陷型黑色页岩储层有TOC较高，含气量略低，粘土矿物含量高，脆性矿物含量相对偏低，可压性稍差。川中拉张槽深水陆棚相黑色页岩有机质丰度略低，孔隙度高，含气量高脆性矿物含量高，可压性好。川西南地区拉张槽浅水陆棚沉积粉砂质页岩有机质丰度低，孔隙度低，含气量低，脆性矿物含量高，可压性较好。
2) 陆内坳陷深水陆棚沉积、拉张槽深水陆棚沉积和拉张槽浅水陆棚沉积页岩储层孔隙类型及发育主控因素不同。陆内坳陷深水陆棚沉积页岩储层孔隙类型主要以有机质孔和矿物溶蚀孔，比表面积相对较低，但孔径相对较大。孔隙受控于有机质丰度和成岩作用。拉张槽深水陆棚沉积黑色页岩储层孔隙类型主要以有机质孔为主，孔隙受控于有机质丰度；拉张槽浅水陆棚沉积粉砂质页岩储层孔隙类型主要以片状粘土矿物孔、粒间孔和微裂缝为主，比表面积最低，孔径最大，孔隙发育受控于成岩作用。
3) 川北陆内坳陷深水陆棚沉积页岩储层，靠近陆源，有机质丰度及石英含量高，确保有机质富集和储层脆性较高，有机质丰度高且板状矿物构成的槽状孔和狭缝孔隙发育，使得该类型页岩储层孔隙度高同时，比表面积和孔径也相对较高。其中位于古隆起边缘的陆内坳陷深水陆棚型页岩储层埋藏较浅且镜质体反射率较低小于3.0%，未开始石墨化，有机质依然具生烃潜力 [19] [20] [21] ，可作为页岩气有利潜在目标进行进一步评价研究。