早志留世, 加里东运动发生, 扬子板块与华夏板块碰撞闭合造山, 扬子板块内形成了乐山— 龙女寺、黔中、江南三大古隆起, 中、上扬子地区夹持在隆起间, 为“ 三隆夹一坳” 的半闭塞滞流海盆, 向北与秦岭洋相通^[5]。湖南保靖地区位于雪峰隆起西侧滞留盆地边缘(图2), 龙马溪组沉积时期, 雪峰隆起还未露出水面, 海水深度较大, 但与广海流通不畅, 形成了还原性滞留盆地沉积环境, 沉积了总厚度为15~20 m的笔石页岩、黑色碳质泥岩、黑色泥岩及黑色碳质粉砂岩。

图2

Fig.2

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	图2 湖南保靖志留系龙马溪组沉积环境[6]Fig.2 Sedimentary environment of Longmaxi Formation of Silurian System in Baojing area of Hunan Province[6]

实验测得区内龙马溪组黑色笔石页岩、黑色碳质泥岩、黑色泥岩及黑色碳质粉砂岩的孔隙度为0.5%~2.1%, 略小于美国商业规模开发的五大含气页岩系统含气孔隙度(1.0%~5.0%); 龙马溪组渗透率为0.001~0.058 mD¹（1 1mD=0.987× 10^-3 μ m²） (表1), 满足斯伦贝谢公司确定的下限值(即大于0.000 1 mD^[7])。

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 保页3井物性特征 Tab.1 Physical properties of Baoye 3 well 岩心编号 岩性 顶深/m 底深/m 孔隙度/% 渗透率/mD 1 974.82 974.92 1.948 0.054 87 2 碳质粉砂岩 976.24 976.49 1.859 0.050 21 3 977.37 977.57 1.679 0.024 78 4 978.74 978.95 1.080 0.002 10 5 笔石页岩 980.51 980.71 1.744 0.009 86 6 981.51 981.61 1.324 0.001 50 7 黑色泥岩 981.81 982.06 1.700 0.021 11 8 983.03 983.23 1.033 0.046 82 9 碳质泥岩 983.93 984.08 2.172 0.065 21 10 984.2 984.39 1.858 0.049 82 11 985.16 985.31 1.854 0.048 68 12 黑色泥岩 985.79 985.99 0.787 0.001 32 13 986.53 986.73 0.504 0.007 67 14 笔石页岩 987.03 987.23 1.968 0.058 42 15 987.96 988.11 1.637 0.009 00

表1 保页3井物性特征 Tab.1 Physical properties of Baoye 3 well

2.3.1 有机质丰度

丰富的有机质含量是页岩气生成的必要物质条件。湖南省保靖地区龙马溪组总有机碳含量为0.18%~4.36%, 其中优质部分主要集中分布在1.5%~4.0%(表2)。一般而言, 页岩中的有机质含量越高, 其生烃能力就越强, 吸附甲烷气的能力也越强^[8]。

表2

Tab.2

表2(Tab.2)

表2 湖南保靖地区龙马溪组有机质丰度 Tab.2 Organic abundance of Longmaxi Formation in Baojing area of Hunan Province 保参1井 保参2井 保页1井 保页3井 顶深/m 底深/m TOC含量/% 顶深/m 底深/m TOC含量/% 顶深/m 底深/m TOC含量/% 顶深/m 底深/m TOC含量/% 958.57 958.87 1.74 910.93 910.98 2.61 2751.1 2751. 18 4.36 955.77 955.92 0.45 961.10 961.40 1.38 912.03 912.33 2.72 2753.0 2753.08 3.56 976.24 976.49 0.90 1 103.00 1 103.34 0.68 912.83 912.87 3.44 2 754.9 2 754.96 3.48 978.74 978.95 0.79 1 105.30 1 105.64 1.56 913.43 913.73 3.70 2 755.01 2 757.06 3.88 981.51 981.61 1.01 1 107.70 1 108.07 2.38 915.13 915.43 3.39 2 757.79 2 757.81 1.68 983.03 983.23 2.02 1 110.20 1 110.50 3.70 917.49 917.53 3.04 2 758.76 2 758.78 1.44 984.2 984.39 2.35 1 113.30 1 113.60 2.74 917.53 917.83 2.11 2 761.01 2 761.04 3.58 985.79 985.99 1.90 1 117.30 1 117.60 1.51 918.13 918.20 2.62 2 762.70 2 762.90 1.24 987.03 987.23 3.06 919.33 919.63 1.39 2 763.39 2 763.42 0.18 988.58 988.71 1.50

表2 湖南保靖地区龙马溪组有机质丰度 Tab.2 Organic abundance of Longmaxi Formation in Baojing area of Hunan Province

2.3.2 有机质成熟度

一般认为, 泥页岩的镜质体反射率(R_o)最适宜的范围为 1.0%~3.0%。埋深较深的泥页岩, 其镜质体反射率如果大于3.0%, 则页岩变质, 烃类将开始遭到破坏, 不再排烃, 失去商业开采价值^[9]。湖南保靖地区龙马溪组页岩主体R_o为2.0%~3.5%, 大部分处于大量生气阶段(R_o为2.0%~3%, 表3), 部分地区该层位成熟度超过干气保存上限(R_o> 3%), 大部分地区具有适宜的页岩气成熟度条件^[10]。

表3

Tab.3

表3(Tab.3)

表3 湖南保靖地区龙马溪组有机质成熟度 Tab.3 Organic matter maturity of Longmaxi Formation in Baojing area of Hunan Province 保参1井 保参2井 保页1井 保页3井 顶深/m 底深/m Ro/% 顶深/m 底深/m Ro/% 顶深/m 底深/m Ro/% 顶深/m 底深/m Ro/% 958.57 958.87 2.64 910.93 910.98 2 751.1 2 751.18 3.31 955.77 955.92 961.10 961.40 2.32 912.03 912.33 1.9 2 753.0 2 753.08 3.33 976.24 976.49 2.46 1 103.00 1 103.34 912.83 912.87 2 754.9 2 754.96 3.89 978.74 978.95 2.35 1 105.3 1 105.64 913.43 913.73 2.38 2 755.01 2 757.06 3.09 981.51 981.61 2.28 1 107.7 1 108.07 2.71 915.13 915.43 2 757.79 2 757.81 3.12 983.03 983.23 2.18 1 110.2 1 110.50 2.58 917.49 917.53 2 758.76 2 758.78 3.21 984.20 984.39 2.50 1 113.3 1 113.60 2.39 917.53 917.83 2.12 2 761.01 2 761.04 3.07 985.79 985.99 1.96 1 117.3 1 117.60 2.56 918.13 918.20 2 763.39 2 763.42 2.97 987.03 987.23 2.36 919.33 919.63 988.58 988.71 2.44

表3 湖南保靖地区龙马溪组有机质成熟度 Tab.3 Organic matter maturity of Longmaxi Formation in Baojing area of Hunan Province

通过含气量试验测试可知, 多口井龙马溪组下部地层总含气量为2~6.5 g/cm³。其中: 保页3井优质段最大含气量可达11 g/cm³; 中部地层总含气量为0.5~2 g/cm³; 上部地层总含气量为1~2 g/cm³。解析气中甲烷含量大于83%, 现场均可点燃。页岩气的赋存状态主要为吸附气, 其中保页1井中总含气量总体较小(0.5~1 g/cm³), 游离气含量为15.2%, 其他几口井游离气含量极少(< 0.5%)。因为保页1井位于马蹄寨向斜的核心位置, 构造活动较弱, 且埋深(2 700 m)远大于其他几口井(870~1 000 m), 致使目的层裂缝不发育, 影响了页岩气的运移和富集条件。多口探井对比研究表明: 在纵向上, 气测值与有机质丰度、岩石中硅质含量及裂缝发育程度呈线性关系; 在横向上, 气测值与储层裂缝(水平层理缝和构造高角度缝)发育程度以及孔隙度、渗透率大小也基本呈正相关关系。

一般认为, 石英、长石、碳酸盐矿物等含量越高, 岩石脆性越强, 在构造应力作用下更容易形成天然裂缝和诱导裂缝^[11]。此外, 蒙脱石含量越低, 岩石的物性越好, 越有利于天然气渗流。湖南保靖地区龙马溪组中脆性矿物含量为37%~83%, 黏土矿物含量为17%~63%。从上向下, 脆性矿物含量增高, 在构造运动控制下容易形成裂缝。脆性矿物中70%以上为石英, 与美国几大主要页岩气盆地石英含量(28%~50%)接近; 其次为长石、方解石和黄铁矿。黏土矿物以伊利石为主, 含量为61%~76%, 从上向下伊利石含量增加; 其次为伊蒙混层, 含量为15%~30%, 向下含量略有增加; 绿泥石含量为2%~15%, 从上向下绿泥石含量减小; 高岭石含量较少, 一般小于5%。

根据碎屑岩孔隙形成机理, 页岩气储集空间可以划分出原生孔隙、次生孔隙和裂缝^[12]。原生孔隙形成于矿物颗粒、矿物晶体、生物骨架之间及有机质中, 主要存在于岩屑颗粒、片状黏土矿物、矿物集合体及矿物晶体之间时, 称之为基质孔隙; 次生孔隙一般为泥页岩中不稳定矿物或有机质遭受溶蚀形成的次生微小孔洞和有机质生烃后所形成的残余孔隙。裂缝一般为成岩作用或构造过程中形成的岩石缝隙。通过扫描电镜观察, 研究区龙马溪组中共识别出基质孔、有机质孔、溶蚀孔及裂缝4种类型储集空间, 如图3所示。

图3

Fig.3

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	图3 湖南保靖地区龙马溪组储集空间特征Fig.3 Reserving space characteristics of Longmaxi Formation of Silurian System in Baojing area of Hunan Province

(1)基质孔。 基质孔指沉积物自沉积后经过压实作用依然保存的原生孔隙, 主要存在于片状黏土矿物、集合体及岩屑颗粒之间^[13]。在扫描电镜下, 龙马溪组片状伊利石间的孔隙孔径大小为0.2~1.0 μ m, 绿泥石片间孔隙孔径大小为0.05~0.1 μ m, 白云石之间的孔隙孔径大小为0.6~2.2 μ m。目的层黄铁矿晶体尤其发育, 多呈草莓状集合体出现, 晶体颗粒间存在大量孔隙, 孔隙直径为50~200 nm(图3(a))。

(2)有机质孔。有机质孔指有机质内部原生孔隙或有机质生烃后内部残余的次生孔隙或溶蚀孔隙^[14]。有机质在页岩中主要呈浸染状分布, 局部呈条带状。原生孔隙及排列型次生孔隙一般较大, 直径通常0.1~1 μ m, 而溶蚀孔隙一般较小, 呈筛状(图3(b)), 孔隙直径30~100 nm。研究区主要发育有机质溶蚀孔隙。

(3)溶蚀孔。溶蚀孔是由于溶蚀作用形成的次生孔隙^[15], 在湖南保靖地区发育较多。溶蚀孔隙可以进一步分为碎屑颗粒溶蚀孔、矿物晶面溶蚀孔(图3(c))、矿物边缘溶蚀孔(图3(d))。扫描电镜下观察发现: 碎屑颗粒内矿物晶面溶蚀孔隙呈不规则似椭圆状, 大小0.2~0.8 μ m; 而矿物边缘溶蚀孔多呈缝隙状, 宽0.05~0.8 μ m, 长10~20 μ m。

(4)裂缝。裂缝是页岩气储层中重要的储集空间类型, 按其成因可分为构造缝和成岩缝。构造缝是与构造应力有关的裂缝, 定向排列, 且规模较大。构造缝包括晶体矿物解理缝(图3(e))、挤压破裂缝(图3(f))以及晶体矿物压溶缝合线缝。成岩缝可以为蒙脱石向伊利石转化后体积缩小形成的微裂缝、有机质生烃局部溶蚀的微裂缝, 以及有机质成熟后(生排烃)体积收缩形成的微裂缝。构造缝是页岩地层中最重要的一类储集空间, 也是页岩气运移的渗流通道。构造缝的形成主要与构造应力、岩石脆性、有机质生烃等多种因素有关^[16]。据岩心资料观察, 湖南保靖地区龙马溪组泥页岩中马蹄寨向斜的两翼探井中发育大量高角度裂缝, 而在向斜中心位置保页1井中裂缝不发育。

湖南保靖地区大地构造上位于扬子板块东南边缘的中扬子地区东南部, 为扬子板块与华夏板块两大地质单元的结合部^[17]。其变质基底由前震旦系板溪群浅变质砂岩、板岩组成^[18], 大面积出露震旦系至中三叠统盖层, 发育多旋回的碳酸盐岩与碎屑岩沉积序列。晋宁运动以后, 扬子板块的基底固结, 开始接受盖层沉积^{[19, 20]}。南华纪时, 陆壳基底拉张开裂, 在扬子板块与华夏板块间形成裂谷体系^{[19, 20, 21]}。震旦纪早期, 陆壳拉张作用持续加大^{[20, 21]}, 晚震旦世— 早中寒武世, 扬子板块东南缘最终形成华南洋盆, 分割着扬子板块与华夏板块^{[17, 19]}。此时中扬子地区过渡为稳定的被动大陆边缘浅海环境^[22]。晚寒武世— 早奥陶世, 受加里东运动控制, 华夏板块与扬子板块之间对接俯冲, 海平面缓慢下降。志留纪早期, 扬子板块与华夏板块陆陆碰撞, 在湘鄂西地区形成前陆盆地, 早期沉积了厚度12~20 m的龙马溪组黑色碳质泥岩, 笔石化石丰富, 是我国南方地区最重要一套烃源岩。晚期沉积了海相复理石^{[5, 20, 23]}, 中志留世末开始抬升剥蚀^[24]。

从泥盆纪开始, 扬子地区总体为张裂的构造环境^[25]。早泥盆世晚期, 海水不断侵入, 湘鄂西地区沉积了中泥盆统云台观组石英砂岩, 残留厚度为563 m。晚泥盆世末— 早石炭世初, 研究区一直处于抬升状态。早二叠世, 勉略洋加速扩张, 中扬子地区伸展活动达到高峰, 稳定的碳酸盐岩沉积几乎覆盖整个扬子板块^[26]。晚二叠世末, 扬子地区进入了印支运动阶段, 扬子板块与华夏板块完全缝合^{[25, 27]}。中三叠世, 勉略洋壳向扬子板块陆壳下俯冲挤压^[28], 雪峰山再次隆起, 但还未露出水面^{[27, 28, 29]}, 湘鄂西地区形成了前陆盆地的雏形, 沉积了下三叠统泥灰岩。中三叠世初, 扬子板块、秦岭— 大别山微板块和华北板块拼接, 中国大陆完成其主体拼合, 湘鄂西地区发育海陆交互相碎屑岩。

晚三叠世古特提斯域逐渐封闭^[30], 四川前陆盆地初步形成^{[31, 32]}。早、中侏罗世, 中扬子地区进入燕山运动, 中侏罗世末期, 湘鄂西地区抬升、剥蚀, 沉积中心向西迁移^[33]。晚侏罗世后, 太平洋板块向亚洲板块俯冲消减, 湘鄂西地区形成了隔槽式冲断褶皱带, 长期遭受风化剥蚀。白垩纪时中扬子地区总体以伸展构造为背景, 局部地区接受沉积^[34]。白垩纪末期, 燕山运动使扬子地区四川盆地周围褶皱成山^{[34, 35]}。喜山运动后, 整个扬子区隆升, 湘鄂西地区形成现在的丘陵-山系地形特征^[36]。

在漫长的沉积、构造历史演化过程中, 湖南保靖地区下志留统龙马溪组页岩经历缓慢沉降、长期埋藏、快速隆升、多次构造升降^[37], 具有“ 早降晚抬” 典型前陆盆地的演化模式特点, 与美国Barnett页岩具有相似的构造演化模式及地层组合序列。

到志留纪末, 龙马溪组埋深2 337 m以上, 古地温在90 ℃左右, 热演化进入成熟早期, 开始生排烃, 以生油为主, 少量生气; 泥盆纪时, 龙马溪组埋深达到2 900 m, 古地温在110 ℃左右, 仍处于成熟早期阶段; 中泥盆世到石炭纪, 维持在成熟早期。

从早二叠世开始, 由于大陆边缘拉张扩张, 扬子地区地下热流值迅速升高, 古地温超过150 ℃, 大量生油, 并开始生气(图4)。到中三叠世时, 龙马溪组埋深已达到4 007 m, 古地温接近180 ℃, 热演化处于高成熟阶段, 开始大量生气。

图4

Fig.4

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	图4 湖南保靖龙马溪组生烃演化史Fig.4 Hydrocarbon evolution history of Longmaxi Formationin in Baojing area of Hunan Province

晚三叠世末期短暂抬升后, 研究区大幅度沉降, 并接受沉积。至中侏罗世, 龙马溪组埋深已达到6 400 m, 古地温已达到220 ℃左右, 进入高成熟晚期, 持续大量生气。

燕山期中侏罗世以后, 研究区快速褶皱抬升, 龙马溪组埋深小于5 000 m, 古地温下降至180 ℃左右, 生气量减少; 白垩纪中晚期, 扬子地块全面抬升, 埋深降至4 000 m以内, 古地温持续下降至150 ℃左右, 热变质作用使成熟度达到过成熟阶段, 停止生气; 到白垩纪末期至新近纪, 喜山运动强烈造山, 扬子地区整体强烈构造变形, 龙马溪组埋深减少至2 600 m以内, 部分背斜区出露地表, 古地温持续下降至100 ℃左右。由于生烃作用的不可逆性, 目前停止生烃。

湖南保靖地区有效生气阶段为二叠纪— 中侏罗世, 而该区断裂的生成为中侏罗世— 新近纪。印支运动造成了中三叠世之后研究区大面积抬升, 但以整体抬升为主, 断裂活动较少。晚侏罗世— 早白垩世, 区域上发生了大规模的褶皱及逆冲推覆, 造成研究区震旦系— 下三叠统全面发生褶皱与推覆冲断, 形成了区内基本构造格架^[33]。逆冲推覆断裂作用形成了滑脱层及配生网状裂缝, 具有页岩气的疏导、聚集作用, 且逆冲推覆断裂具有良好的泥岩涂抹封堵作用。 晚白垩世— 古近纪, 区域上发生大规模的张性构造运动, 即晚燕山运动, 形成一系列NE向、NW向箕状或地堑式断陷盆地及张性正断层^[34]。该期运动虽对区域盖层的破坏性较大, 但在湖南保靖地区张性断裂发育较少, 仅在东部柏杨镇可见白垩纪断陷盆地沉积, 其影响范围较小。新近纪以来, 扬子地区再次构造反转, 研究区总体表现为隆升挤压^[36], 使区域盖层继续遭受剥蚀, 但湖南保靖地区位于相对稳定带, 构造改造作用使晚燕山期形成的张性断层发生闭合, 有利于页岩气的保存。

据野外剖面观察可知, 龙马溪组普遍发育4组垂直层面和1组平行层面的裂缝。裂缝均为截性裂缝, 裂缝间未见方解石充填现象(图5)。

图5

Fig.5

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	图5 湖南保靖地区龙马溪组裂缝特征Fig.5 Fracture characteristics of Longmaxi Formation in Baojing area of Hunan Province

滑脱层为平行岩石层面或与层面呈低角度相交, 其影响岩层厚度为1.5~2.3 m。经岩心分析, 滑脱层上部岩石一般较破碎, 碳质含量较高, 下部岩石较完整, 但碳质含量明显降低。研究区逆冲断裂带走向多为NE-SW向或NNE-SSW向, 网状裂缝中距离较短的(第3组、第1组)走向多以与断裂走向近垂直方向, 与向斜褶皱轴向垂直, 而网状裂缝中距离较长的裂缝(第2组、第4组)多与断裂走向近平行或呈小角度近平行关系, 与向斜褶皱轴向垂直。由此推测网状裂缝主要受褶皱和断裂作用所控制, 均为燕山期裂缝。

经多口井岩心入水实验与实验室测试可知, 裂缝发育的黑色碳质泥岩, 其页岩气含量远大于裂缝不发育的黑色碳质泥岩, 其比例为8: 1, 说明页岩气曾发生了短距离运移, 在裂缝处聚集, 而在与裂缝沟通较差的泥岩孔隙中, 页岩气难以获得释放空间, 残存在孔隙空间中(图6)。

图6

Fig.6

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	图6 湖南保靖地区龙马溪组页岩气成藏模式示意图Fig.6 Accumulation model of Longmaxi Formation shale gas in Baojing area of Hunan Province

多口探井岩心分析证明, 湖南保靖龙马溪组黑色碳质泥岩中发育大型顺层滑脱层。滑脱层上下岩层裂缝极其发育, 气测值明显高于其他层位。滑脱层岩石破碎, 裂缝中部分被方解石或石英充填, 厚度为0.5~1 m。滑脱层在龙马溪组中发育位置略有不同, 但其滑脱层活动的方向均为从向斜中部向向斜两翼滑动, 滑脱层走向与褶皱轴向垂直。滑动距离直接影响了页岩气储层的真实厚度: 在向斜中心位置地层倾角小, 滑动极小, 地层相对较厚, 而从距离中心较远、倾角较大的两翼, 地层倾角越大, 滑脱层运移距离越大, 远离向斜位置的地层厚度增加, 而距离向斜较近的位置地层厚度缩减(图7)。

图7

Fig.7

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	图7 湖南保靖地区龙马溪组滑脱层运移模式图Fig.7 Migration pattern of Longmaxi Formation detachment layer in Baojing area of Hunan Province

此外, 向斜两翼的地层倾角差别较大, 西翼倾角较陡, 而东翼倾角较缓, 其滑脱距离表现为西部较长、东部较短, 距离向斜轴心的等距离位置向斜西翼的陡转部分储层厚度大于向斜东翼的储层厚度。

构造演化史证明, 湖南保靖地区龙马溪组滑脱层形成于中侏罗世以后, 晚于页岩气生气阶段。滑脱层发育在龙马溪组黑色碳质泥岩中碳质含量最高的层位, 该层位为有机碳含量最高的烃源岩。其滑脱方向为从靠近向斜中心向两翼运动, 存留在岩石微小孔隙中的页岩气顺滑脱层短距离运移, 并向高位置聚集。多口井可以证实向斜同一侧的两口井(保参2井和保页3井), 龙马溪组埋藏较浅的保页3井含气量明显高于保参2井, 为页岩气经过向高位运移的结果。

研究区目的层基本保存在马蹄寨向斜及两翼, 东翼为保靖— 慈利逆冲推覆断裂带, 逆冲推覆的水平压力导致研究区褶皱形成, 配生了一系列协调性小断层, 同时形成大量的网状裂缝系统。小断层并未通天, 也未完全穿越龙马溪组, 呈阶梯状分布, 断层的泥岩涂抹起到了封堵作用, 使页岩气在阶梯断层之间箱状封装成藏。在滑脱层附近储层, 可见网状裂缝被方解石或石英充填, 网状裂缝虽经过后期改造, 但页岩气含量却明显高于上下层位, 说明页岩气不但没有散失, 反而在裂缝处聚集。在水平井钻探中, 发现滑脱层被多条断层切割, 其断层附近并未发现页岩气有明显的漏失, 间接证实了断层的封堵作用。

页岩既是源岩又是储集层, 特别是龙马溪组上部地层为特低孔、超低渗泥岩或粉砂质泥岩, 可作为页岩气藏的优质盖层。此外, 研究区龙马溪组下伏不整合接触的奥陶系宝塔组巨厚层致密碳酸盐岩, 未受明显破坏, 封存条件较好, 是良好的底板; 而上覆志留系新滩组、小河坝组、马脚冲组为厚度达1 000 m以上的致密粉砂质泥岩或泥质粉砂岩, 也起到了很好的封存作用。