0 引言
2021年中国石化勘探分公司在川东北米仓山前缘南江断褶带的乐坝1井大隆组开展系统取心，其中钻遇优质页岩厚21 m，含气量平均为5.25 m3/t（直线法），并在大隆组开展直井压裂，测试产气量为1 448.9 m³/d（认为产量低的原因一是直井压裂，改造体积较小；二是乐坝1井大隆组埋深将近5 500 m，埋深较大，目前的压裂工艺和设备对地层改造不充分），地层压力系数为1.73，具有良好的保存条件，展示了川东北地区大隆组页岩气勘探开发的良好前景。乐坝1井大隆组泥页岩岩石学特征表明，岩石类型主要为碳质硅质页岩，矿物组分显示大隆组泥岩石英含量平均为55%，且纵向上有一定差异，相比龙马溪组优质页岩（平均为45%）具有硅质含量更高的特征，前人研究认为川东北地区二叠系泥岩硅质主要来源于生物和热液作用，局部有化学沉淀成因［5-8］，而龙马溪组泥页岩硅质主要来源于生物成因［9-11］。研究区大隆组泥岩硅质成因、来源及对页岩压裂影响等问题尚不明确。本文以乐坝1井岩心、薄片、录井及地球化学等资料为基础，开展大隆组泥页岩岩相划分，分析不同岩相泥岩的地质特征和硅质成因差异。结合岩石力学参数，分析不同硅质成因泥岩的可压性，优选甜点层段并分析勘探潜力，以期为四川盆地大隆组页岩气勘探开发提供依据与指导。
1 地质概况
川东北南江地区构造位于米仓山前缘，北部为米仓山隆起冲断构造带，西侧为龙门山逆冲推覆带，东部为大巴山推覆构造带，南部为川北低缓构造带，整体处于造山带和盆地的过渡带（图1）。研究区构造活动强烈，主要受燕山晚期和喜马拉雅期构造运动控制，其中燕山晚期受米仓山南北向挤压，形成北东东—东西走向的隆凹相间构造格局；喜马拉雅期南江东部受大巴山南西向挤压，叠加改造，形成北西—南东走向构造［12-13］。川东北长兴组/大隆组为同期异相沉积，大隆组主要分布于沿广元—开江—梁平陆棚深水区域，呈北西—南东向延伸至普光地区，两侧为长兴组台地边缘礁滩沉积；上二叠统大隆组沉积期，南江地区以继承性深水沉积为主，富有机质泥页岩发育，其TOC含量为0.78%~16.95%，平均值为8.32%；R O值在2.0%左右，热演化程度适中；矿物组成以石英和碳酸盐矿物为主，其中石英含量为6.6%~79.3%，平均为55.0%；碳酸盐矿物含量为2.8%~86.9%，平均为27.2%；含气量为0.60~11.50 m3/t，平均为5.25 m3/t（直线法），具有高TOC、高硅质、高含气量的特征，为大隆组页岩气的生成提供了良好的物质基础条件［14-15］（图2）。
乐坝1井位于川东北米仓山前缘南江断褶带，该井大隆组地层倾角为18°左右，开孔层位为中侏罗统沙溪庙组，钻遇侏罗系、三叠系和二叠系，完钻层位为中志留统韩家店组。乐坝1井大隆组取心段为5 395.80~5 412.60 m，厚度为16.80 m，为研究区页岩气的研究提供了基础。根据乐坝1井岩心观察、测井等相关资料，研究区内大隆组自下而上可进一步分为2段和5个小层，其中隆一段①小层和隆二段⑤小层为浅水陆棚相，以深灰色泥质灰岩为主；隆一段②—④小层为深水陆棚相，以深灰色—灰黑色泥岩为主，局部夹薄层泥质灰岩，是页岩发育的主要层段（图3）。
2 泥岩岩相划分及储层特征
2.1 泥岩岩相划分
根据以上岩相划分方案，可以将乐坝1井大隆组泥页岩划分为3种类型：富碳—中硅—中钙泥岩、富碳—高硅—低钙泥岩、中低碳—高硅—低钙泥岩。其中大隆组下部②小层泥岩TOC含量为4.37%~10.82%，平均为8.19%；硅质矿物含量为25.3%~47.0%，平均为36.3%；碳酸盐矿物含量为26.6%~42.3%，平均为36.6%；黏土矿物含量为12.5%~25.2%，平均为18.1%，其岩相类型为富碳—中硅—中钙泥岩。大隆组中部③小层泥岩TOC含量为4.35%~19.66%，平均为10.10%；硅质矿物含量为35.0%~77.8%，平均为55.3%；碳酸盐矿物含量为2.8%~22.3%，平均为13.4%；黏土矿物含量为4.9%~21.4%，平均为13.5%，其岩相类型为富碳—高硅—低钙泥岩。大隆组上部④小层泥岩TOC含量为1.02%~2.80%，平均为2.09%；硅质矿物含量为40.4%~69.1%，平均为58.9%；碳酸盐矿物含量为19.1%~32.7%，平均为23.4%；黏土矿物含量为5.3%~10.5%，平均为8.1%，其岩相类型为中低碳—高硅—低钙泥岩。
2.2 不同岩相泥岩储层特征差异
根据以上研究可知乐坝1井大隆组纵向上可以划分为3种岩相，不同岩相类型泥岩在TOC和矿物组成上存在差异，其在储集特征以及含气性等方面也存在一定的差异。
2.2.1 储集特征
（1）物性特征。乐坝1井常规岩心物性统计结果表明，大隆组泥页岩段孔隙度为0.8%~12.7%，平均为5.1%；其中下部②小层富碳—中硅—中钙泥岩孔隙度为0.8%~7.2%，平均为4.6%；中部③小层富碳—高硅—低钙泥岩孔隙度为1.2%~12.7%，平均为5.7%；上部④小层中低碳—高硅—低钙泥岩孔隙度为1.4%~2.6%，平均为2.2%。总之中部③小层富碳—高硅—低钙泥岩具有最高的孔隙度，其次为下部②小层富碳—中硅—中钙泥岩，上部④小层的中低碳—高硅—低钙泥岩孔隙度最低（图5）。
（2）储集空间类型。通过氩离子抛光—扫描电镜图像观察发现乐坝1井大隆组页岩主要发育有机质孔，见少量无机孔、微裂缝，但不同类型岩相的有机质孔发育程度存在一定差异（图6）。其中下部②小层富碳—中硅—中钙泥岩TOC值较高，有机孔较发育，可见孔径10~20 nm的纳米孔［图6（a）］；中部③小层富碳—高硅—低钙泥岩TOC值最高，有机质孔最发育且孔径明显比②小层泥岩大，最大可达300 nm［图6（b）］；上部④小层中低碳—高硅—低钙泥岩TOC含量较低，主要发育粒间孔，有机质内孔隙相对不发育［图6（c）］。总之中部③小层富碳—高硅—低钙泥岩有机质孔最发育，其次为下部②小层富碳—中硅—中钙泥岩，上部④小层中低碳—高硅—低钙泥岩有机质孔相对不发育。
（3）孔隙结构特征。孔隙结构是评价泥页岩储集性能的重要依据，目前定量研究泥页岩孔隙大小的主要方法为高压压汞法、低温N2吸附法、CO2吸附法，每种方法均有局限性，因此综合利用多种手段是准确测量泥岩页孔径分布的重要途径［19］。本文采用高压压汞—低温N2吸附法对乐坝1井大隆组泥页岩开展了孔隙结构的定量研究（图7）。根据孔径直径将孔隙分为微孔（<2 nm）、中孔（2~50 nm）和大孔（>50 nm）3类［20］，研究结果表明乐坝1井大隆组下部②小层富碳—中硅—中钙泥岩和中部③小层富碳—高硅—低钙泥岩以中孔—介孔为主，中孔占50%~55%，微孔占45%~50%；上部④小层中低碳—高硅—低钙泥岩以介孔为主，介孔占60%~65%，微孔占30%~35%。
2.2.2 含气性特征
含气性是页岩气富集程度的最直观反映，主要受页岩品质和保存条件控制。乐坝1井大隆组现场岩心含气量测试结果表明其泥页岩的含气量为0.60~11.49 m3/t，平均为4.62 m3/t；其中乐坝1井大隆组下部②小层富碳—中硅—中钙泥岩含气量为3.83~5.99 m3/t，平均为4.69 m3/t；岩心浸水实验见连续线状—串珠状气泡溢出。中部③小层富碳—高硅—低钙泥岩含气量为1.80~11.49 m3/t，平均为6.62 m3/t；岩心浸水实验见连续串珠状气泡溢出，并伴有气鸣声，说明含气量高。上部④小层中低碳—高硅—低钙泥岩含气量为0.60~1.80 m3/t，平均为1.20 m3/t；浸水实验为线状气泡，气泡不连续，显示含气量较差。总之中部③小层的富碳—高硅—低钙泥岩含气量最高，其次为下部②小层的富碳—中硅—中钙泥岩，上部④小层的中低碳—高硅—低钙泥岩含气性较差。
3 不同岩相泥岩硅质成因
3.1 下部富碳—中硅—中钙泥岩（②小层）
此类岩相泥岩硅质含量和TOC均较高，其中硅质含量平均为36.3%，TOC值平均为8.19%，两者具有较好的正相关性［图8（a）］，说明硅质对TOC的富集具有较大的贡献，且岩心薄片观察发现大量的生物碎屑，主要为放射虫和骨针，呈星散状分布，说明硅质的成因和生物作用有关［图9（a）］。其次Al的含量相对较低（含量<5%）［图8（b）］，其与硅质含量相关性较差，可以排除陆源影响。通过主量元素Al—Fe—Mn三角图可知，此类型岩相泥岩主要位于生物成因和热液成因混合区，说明热液作用对其具有一定的影响（图10）；此外从薄片和扫描电镜发现②小层泥岩具有方解石硅化和闪锌矿生成等现象［图9（b），图9（c）］，这些现象均可指示明显的火山活动；最后其硅同位素为0.8‰~1.0‰（图11），主要位于正常海水沉积范围。综合以上研究认为富碳—中硅—中钙泥岩硅质主要来源于生物作用，火山热液对其有一定影响。
图8 川东北地区乐坝1井大隆组泥岩TOC—硅质和Al2O3—硅质图Fig.8 TOC-siliceous and Al2O3-siliceous map of the Dalong Formation mudstone in Well Leba 1， northeastern Sichuan |
图9 川东北地区乐坝1井大隆组薄片和扫描电镜照片（a）5 412.00 m，发育大量放射虫等生物碎屑；（b）5 412.20 m，方解石被硅质交代；（c）5 411.56 m，闪锌矿，往往与岩浆热液有关；（d）5 405.20 m，发育大量放射虫等生物碎屑；（e）5 397.10 m，发育少量生物碎屑；（f）5 396.20 m，沉凝灰岩 Fig.9 Thin-section and SEM photos of the Dalong Formation in Well Leba 1， northeastern Sichuan |
图10 川东北地区乐坝1井大隆组泥岩Al—Fe—Mn三角图Fig.10 Al-Fe-Mn triangle diagram of mudstone of Dalong Formation in Well Leba 1 in northeastern Sichuan |
3.2 中部富碳—高硅—低钙泥岩（③小层）
3.3 上部中低碳—高硅—低钙泥岩（④小层）
根据前文研究可知此类岩相泥岩硅质含量最高，平均为58.9%；但TOC值相对较低，平均为2.09%，两者之间没有明显的相关性［图8（a）］，且岩心和薄片观察中仅发现少量的放射虫等生物碎屑［图9（e）］，说明生物作用对硅质贡献较小。其次通过主量元素Al—Fe—Mn三角图上可知，此类型岩相泥岩主要位于热液成因区（图10），④小层底部发育薄层的沉凝灰岩夹层，厚度为1~2 cm，说明火山作用对其硅质成因有影响［图9（f）］；最后其硅同位素值为0.5‰~0.7‰（图11），明显要低于②和③小层泥岩，说明热水作用对其硅质成因具有较大的影响。前人［21］研究认为化学沉淀形成的硅质也具有高硅质、低TOC的特征，其硅质产状以层状为主，扫描电镜下硅质呈絮团状石英晶簇，矿物组分以石英、石英＋长石以及石英＋长石＋黏土矿物的组合为主，碳酸盐含量低（<5%）。大隆组上部的中低碳—高硅—低钙泥岩硅质呈星散状或颗粒状，且石英颗粒清楚，无絮团状［图6（c），图9（e）］，碳酸盐含量为23.4%，其在硅质产状、扫描电镜、矿物组合与化学沉淀作用具有较大的差异，可以排除化学沉淀成因。综合以上研究认为，④小层的中低碳—高硅—低钙泥岩硅质主要来源于火山热液作用，生物作用对其影响较小。
4 硅质成因对可压性的影响
为研究不同硅质成因泥岩的岩石力学特征，钻取不同岩相的岩样，分别做了单轴和三轴压缩裂测试。在此基础上，对比分析了不同硅质成因泥岩的抗压强度、弹性模量和泊松比等岩石力学参数差异。
不同岩相泥岩的单轴和三轴压缩裂测试结果如图12—图14所示。由图12可知，下部②小层的富碳—中硅—中钙泥岩单轴抗压强度为130~140 MPa，三轴抗压强度为280~300 MPa（围压为30 MPa）；中部③小层的富碳—高硅—低钙泥岩单轴抗压强度为80~100 MPa，三轴抗压强度为180~200 MPa（围压为30 MPa）；上部④小层中低碳—高硅—低钙泥岩单轴抗压强度为150~180 MPa，三轴抗压强度为340~360 MPa（围压为30 MPa）。总体上看中部③小层的富碳—高硅—低钙泥岩抗压强度最小，其次为下部②小层的富碳—中硅—中钙泥岩，上部④小层中低碳—高硅—低钙泥岩抗压强度最大。由图13和图14可知，不同岩相泥岩的泊松比和杨氏模量也存在一定的差异。
图12 川东北地区乐坝1井大隆组泥岩抗压强度Formation of Well Leba 1 in northeastern Sichuan Fig.12 Compressive strength of mudstone in Dalong |
图13 川东北地区乐坝1井大隆组泥岩泊松比Formation of Well Leba 1 in northeastern Sichuan Fig.13 Poisson's ratio of mudstone in Dalong |
总之，下部②小层的富碳—中硅—中钙泥岩的硅质来源于生物作用，并受热液作用影响，其具有较小的泊松比和抗压强度、较大的杨氏模量，可压性相对较好；中部③小层的富碳—高硅—低钙泥岩硅质来源于生物作用，并受热液作用影响，其具有最小的泊松比和抗压强度、较大的杨氏模量，可压性相对最好；上部④小层中低碳—高硅—低钙泥岩硅质主要来源于热液作用，其具有最大的泊松比和抗压强度、最小的杨氏模量，可压性相对最差。综合以上研究可知，热液作用成因硅质不利于页岩气的压裂，而生物成因硅质有利于压裂。
5 甜点层段优选和勘探潜力分析
根据以上研究可知中部③小层富碳—高硅—低钙泥岩和下部②小层富碳—中硅—中钙泥岩的硅质主要来源于生物作用并受一定的热液作用影响，其具有高—较高的TOC、孔隙度、含气量特征，有机质孔发育，是页岩气“地质甜点”层段；同样其具有较小的泊松比和抗压强度、较大的杨氏模量，可压性相对较好，是“工程甜点”层段。总之中部③小层和下部②小层泥岩是地质工程“双甜点”层段，是下一步大隆组页岩气勘探开发的主要层段。
通过对川东北地区大隆组“双甜点”层段泥岩的发育特征和保存条件等综合分析认为，中部③小层和下部②小层泥岩在平面上分布稳定，厚度介于20~30 m之间，埋深主要位于2 000~5 000 m，初步优选大隆组页岩气有利面积200 km2，资源量3 000×108 m3，其有望成为四川盆地页岩气新的接替阵地。
6 结论
（1）根据TOC和矿物组成，将川东北地区乐坝1井大隆组泥页岩划分为3种类型：富碳—中硅—中钙泥岩、富碳—高硅—低钙泥岩、中低碳—高硅—低钙泥岩。其中上部④小层中低碳—高硅—低钙泥岩具有低TOC、低孔、低气的特征，其有机质孔不发育，孔隙类型以介孔为主，硅质主要来源于火山热液作用；中部③小层富碳—高硅—低钙泥岩具有高TOC、高孔、高气特征，有机质孔发育，孔隙类型以介孔—微孔为主，硅质主要来源于生物作用，热液有一定影响；下部②小层富碳—中硅—中钙泥岩具有较高TOC、较高孔、较高气特征，有机质孔发育，孔隙类型以介孔—微孔为主，硅质也主要来源于生物作用，热液有一定影响。
（2）硅质主要来源于生物成因的②小层富碳—中硅—中钙泥岩和③小层富碳—高硅—低钙泥岩。具有相对较小的抗压强度和泊松比，较大的杨氏模量，可压性较好。硅质主要来源于热液作用的④小层中低碳—高硅—低钙泥岩，具有相对较大的抗压强度和泊松比，较小的杨氏模量，不利于页岩气的压裂。
（3）中部③小层富碳—高硅—低钙泥岩和下部②小层富碳—中硅—中钙泥岩具有高—较高的TOC、较高孔、较高气特征，岩石力学具有相对较小的抗压强度和泊松比，较大的杨氏模量，可压性较好，是地质工程”双甜点“层段。
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