李 斌， 張躍恒， 崔春蘭， 羅 群， 胡博文， 張 磊

(1.神華地質(zhì)勘查有限責(zé)任公司，北京 100022； 2.中國石油大學(xué)(北京)，北京 102249)

0 引言

四川盆地及其周緣頁巖氣勘探開發(fā)的突破，引起全世界地學(xué)界的關(guān)注，并引發(fā)了我國頁巖氣勘探的新高潮[1]。據(jù)研究，四川盆地及其周緣志留系龍馬溪組筆石頁巖分布廣泛，含有機質(zhì)豐富，熱演化程度適中，具有工業(yè)化開發(fā)前景[2]。近年來，我國為解決油氣資源緊缺與需求劇增的矛盾，不斷擴大頁巖氣勘探范圍[3-4]，已從構(gòu)造簡單、儲量穩(wěn)定的地區(qū)逐漸擴展到構(gòu)造復(fù)雜區(qū)域。在湘鄂西隔槽式?jīng)_斷褶皺帶發(fā)現(xiàn)了頁巖氣顯示，但其優(yōu)質(zhì)儲層厚度較小，橫向分布不穩(wěn)定，含氣性變化極大，因此在頁巖氣勘探部署中遇到了困難，迫切需要揭示其頁巖氣成藏模式，從理論上給予指導(dǎo)[3]。本次研究基于7口鉆井資料，對保靖地區(qū)龍馬溪組進(jìn)行了構(gòu)造、沉積、地球化學(xué)及含氣性等深入研究，系統(tǒng)分析、總結(jié)了頁巖氣成藏模式，探索頁巖氣富集、封存規(guī)律，為下一步勘探部署提供理論依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

湖南保靖地區(qū)構(gòu)造上屬于中揚子地區(qū)湘鄂西隔槽式?jīng)_斷褶皺帶，主體位于NNE走向的桑植—石門復(fù)向斜內(nèi)。東南以慈利斷裂帶為界與雪峰隆起毗連，西北以齊岳山斷裂為界與四川盆地邊緣川東低緩褶皺帶相接，北側(cè)與秦嶺造山帶大巴山前陸褶皺沖斷帶黃陵背斜和宜昌斜坡相臨，向南延伸至滇黔桂交界區(qū)[4]。湖南保靖地區(qū)位于湘鄂西隔槽式?jīng)_斷褶皺帶的東南部，走向為NNE向。背斜區(qū)核部出露寒武系，向斜區(qū)保存寒武系—下三疊統(tǒng)。研究區(qū)東南部的保靖—慈利斷裂帶為一系列NE向逆斷層組成，風(fēng)化剝蝕嚴(yán)重，地形平坦(圖1)。

圖1 湖南保靖地區(qū)區(qū)域地質(zhì)簡圖Fig.1 Regional geological map of Baojing area of Hunan Province

2 頁巖氣地質(zhì)特征

2.1 沉積環(huán)境

早志留世，加里東運動發(fā)生，揚子板塊與華夏板塊碰撞閉合造山，揚子板塊內(nèi)形成了樂山—龍女寺、黔中、江南三大古隆起，中、上揚子地區(qū)夾持在隆起間，為“三隆夾一坳”的半閉塞滯流海盆，向北與秦嶺洋相通[5]。湖南保靖地區(qū)位于雪峰隆起西側(cè)滯留盆地邊緣(圖2)，龍馬溪組沉積時期，雪峰隆起還未露出水面，海水深度較大，但與廣海流通不暢，形成了還原性滯留盆地沉積環(huán)境，沉積了總厚度為15～20 m的筆石頁巖、黑色碳質(zhì)泥巖、黑色泥巖及黑色碳質(zhì)粉砂巖。

圖2 湖南保靖志留系龍馬溪組沉積環(huán)境[6]Fig.2 Sedimentary environment of Longmaxi Formation of Silurian System in Baojing area of Hunan Province[6]

2.2 儲層孔滲特征

實驗測得區(qū)內(nèi)龍馬溪組黑色筆石頁巖、黑色碳質(zhì)泥巖、黑色泥巖及黑色碳質(zhì)粉砂巖的孔隙度為0.5%～2.1%，略小于美國商業(yè)規(guī)模開發(fā)的五大含氣頁巖系統(tǒng)含氣孔隙度(1.0%～5.0%)； 龍馬溪組滲透率為0.001～0.058 mD[注]1mD=0.987×10-3 μm2(表1)，滿足斯倫貝謝公司確定的下限值(即大于0.000 1 mD[7])。

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

2.3 地球化學(xué)特征

2.3.1 有機質(zhì)豐度

豐富的有機質(zhì)含量是頁巖氣生成的必要物質(zhì)條件。湖南省保靖地區(qū)龍馬溪組總有機碳含量為0.18%～4.36%，其中優(yōu)質(zhì)部分主要集中分布在1.5%～4.0%(表2)。一般而言，頁巖中的有機質(zhì)含量越高，其生烴能力就越強，吸附甲烷氣的能力也越強[8]。

表2 湖南保靖地區(qū)龍馬溪組有機質(zhì)豐度Tab.2 Organic abundance of Longmaxi Formation in Baojing area of Hunan Province

2.3.2 有機質(zhì)成熟度

一般認(rèn)為，泥頁巖的鏡質(zhì)體反射率(Ro)最適宜的范圍為 1.0%～3.0%。埋深較深的泥頁巖，其鏡質(zhì)體反射率如果大于3.0%，則頁巖變質(zhì)，烴類將開始遭到破壞，不再排烴，失去商業(yè)開采價值[9]。湖南保靖地區(qū)龍馬溪組頁巖主體Ro為2.0%～3.5%，大部分處于大量生氣階段(Ro為2.0%～3%，表3)，部分地區(qū)該層位成熟度超過干氣保存上限(Ro>3%)，大部分地區(qū)具有適宜的頁巖氣成熟度條件[10]。

表3 湖南保靖地區(qū)龍馬溪組有機質(zhì)成熟度Tab.3 Organic matter maturity of Longmaxi Formation in Baojing area of Hunan Province

2.4 含氣性

通過含氣量試驗測試可知，多口井龍馬溪組下部地層總含氣量為2～6.5 g/cm3。其中： 保頁3井優(yōu)質(zhì)段最大含氣量可達(dá)11 g/cm3； 中部地層總含氣量為0.5～2 g/cm3； 上部地層總含氣量為1～2 g/cm3。解析氣中甲烷含量大于83%，現(xiàn)場均可點燃。頁巖氣的賦存狀態(tài)主要為吸附氣，其中保頁1井中總含氣量總體較小(0.5～1 g/cm3)，游離氣含量為15.2%，其他幾口井游離氣含量極少(<0.5%)。因為保頁1井位于馬蹄寨向斜的核心位置，構(gòu)造活動較弱，且埋深(2 700 m)遠(yuǎn)大于其他幾口井(870～1 000 m)，致使目的層裂縫不發(fā)育，影響了頁巖氣的運移和富集條件。多口探井對比研究表明： 在縱向上，氣測值與有機質(zhì)豐度、巖石中硅質(zhì)含量及裂縫發(fā)育程度呈線性關(guān)系； 在橫向上，氣測值與儲層裂縫(水平層理縫和構(gòu)造高角度縫)發(fā)育程度以及孔隙度、滲透率大小也基本呈正相關(guān)關(guān)系。

2.5 脆性

一般認(rèn)為，石英、長石、碳酸鹽礦物等含量越高，巖石脆性越強，在構(gòu)造應(yīng)力作用下更容易形成天然裂縫和誘導(dǎo)裂縫[11]。此外，蒙脫石含量越低，巖石的物性越好，越有利于天然氣滲流。湖南保靖地區(qū)龍馬溪組中脆性礦物含量為37%～83%，黏土礦物含量為17%～63%。從上向下，脆性礦物含量增高，在構(gòu)造運動控制下容易形成裂縫。脆性礦物中70%以上為石英，與美國幾大主要頁巖氣盆地石英含量(28%～50%)接近； 其次為長石、方解石和黃鐵礦。黏土礦物以伊利石為主，含量為61%～76%，從上向下伊利石含量增加； 其次為伊蒙混層，含量為15%～30%，向下含量略有增加； 綠泥石含量為2%～15%，從上向下綠泥石含量減小； 高嶺石含量較少，一般小于5%。

2.6 儲集空間特征

根據(jù)碎屑巖孔隙形成機理，頁巖氣儲集空間可以劃分出原生孔隙、次生孔隙和裂縫[12]。原生孔隙形成于礦物顆粒、礦物晶體、生物骨架之間及有機質(zhì)中，主要存在于巖屑顆粒、片狀黏土礦物、礦物集合體及礦物晶體之間時，稱之為基質(zhì)孔隙； 次生孔隙一般為泥頁巖中不穩(wěn)定礦物或有機質(zhì)遭受溶蝕形成的次生微小孔洞和有機質(zhì)生烴后所形成的殘余孔隙。裂縫一般為成巖作用或構(gòu)造過程中形成的巖石縫隙。通過掃描電鏡觀察，研究區(qū)龍馬溪組中共識別出基質(zhì)孔、有機質(zhì)孔、溶蝕孔及裂縫4種類型儲集空間，如圖3所示。

(a) 黃鐵礦晶間孔 (b) 有機質(zhì)孔 (c) 石英晶面溶蝕孔

(d) 方解石邊緣蝕縫 (e) 方解石解理縫 (f) 方解石破裂縫

(1)基質(zhì)孔。 基質(zhì)孔指沉積物自沉積后經(jīng)過壓實作用依然保存的原生孔隙，主要存在于片狀黏土礦物、集合體及巖屑顆粒之間[13]。在掃描電鏡下，龍馬溪組片狀伊利石間的孔隙孔徑大小為0.2～1.0 μm，綠泥石片間孔隙孔徑大小為0.05～0.1 μm，白云石之間的孔隙孔徑大小為0.6～2.2 μm。目的層黃鐵礦晶體尤其發(fā)育，多呈草莓狀集合體出現(xiàn)，晶體顆粒間存在大量孔隙，孔隙直徑為50～200 nm(圖3(a))。

(2)有機質(zhì)孔。有機質(zhì)孔指有機質(zhì)內(nèi)部原生孔隙或有機質(zhì)生烴后內(nèi)部殘余的次生孔隙或溶蝕孔隙[14]。有機質(zhì)在頁巖中主要呈浸染狀分布，局部呈條帶狀。原生孔隙及排列型次生孔隙一般較大，直徑通常0.1～1 μm，而溶蝕孔隙一般較小，呈篩狀(圖3(b))，孔隙直徑30～100 nm。研究區(qū)主要發(fā)育有機質(zhì)溶蝕孔隙。

(3)溶蝕孔。溶蝕孔是由于溶蝕作用形成的次生孔隙[15]，在湖南保靖地區(qū)發(fā)育較多。溶蝕孔隙可以進(jìn)一步分為碎屑顆粒溶蝕孔、礦物晶面溶蝕孔(圖3(c))、礦物邊緣溶蝕孔(圖3(d))。掃描電鏡下觀察發(fā)現(xiàn): 碎屑顆粒內(nèi)礦物晶面溶蝕孔隙呈不規(guī)則似橢圓狀，大小0．2～0．8 μm； 而礦物邊緣溶蝕孔多呈縫隙狀，寬0.05～0．8 μm，長10～20 μm。

(4)裂縫。裂縫是頁巖氣儲層中重要的儲集空間類型，按其成因可分為構(gòu)造縫和成巖縫。構(gòu)造縫是與構(gòu)造應(yīng)力有關(guān)的裂縫，定向排列，且規(guī)模較大。構(gòu)造縫包括晶體礦物解理縫(圖3(e))、擠壓破裂縫(圖3(f))以及晶體礦物壓溶縫合線縫。成巖縫可以為蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化后體積縮小形成的微裂縫、有機質(zhì)生烴局部溶蝕的微裂縫，以及有機質(zhì)成熟后(生排烴)體積收縮形成的微裂縫。構(gòu)造縫是頁巖地層中最重要的一類儲集空間，也是頁巖氣運移的滲流通道。構(gòu)造縫的形成主要與構(gòu)造應(yīng)力、巖石脆性、有機質(zhì)生烴等多種因素有關(guān)[16]。據(jù)巖心資料觀察，湖南保靖地區(qū)龍馬溪組泥頁巖中馬蹄寨向斜的兩翼探井中發(fā)育大量高角度裂縫，而在向斜中心位置保頁1井中裂縫不發(fā)育。

3 生烴演化史

3.1 構(gòu)造演化

湖南保靖地區(qū)大地構(gòu)造上位于揚子板塊東南邊緣的中揚子地區(qū)東南部，為揚子板塊與華夏板塊兩大地質(zhì)單元的結(jié)合部[17]。其變質(zhì)基底由前震旦系板溪群淺變質(zhì)砂巖、板巖組成[18]，大面積出露震旦系至中三疊統(tǒng)蓋層，發(fā)育多旋回的碳酸鹽巖與碎屑巖沉積序列。晉寧運動以后，揚子板塊的基底固結(jié)，開始接受蓋層沉積[19-20]。南華紀(jì)時，陸殼基底拉張開裂，在揚子板塊與華夏板塊間形成裂谷體系[19-21]。震旦紀(jì)早期，陸殼拉張作用持續(xù)加大[20-21],晚震旦世—早中寒武世，揚子板塊東南緣最終形成華南洋盆，分割著揚子板塊與華夏板塊[17,19]。此時中揚子地區(qū)過渡為穩(wěn)定的被動大陸邊緣淺海環(huán)境[22]。晚寒武世—早奧陶世，受加里東運動控制，華夏板塊與揚子板塊之間對接俯沖，海平面緩慢下降。志留紀(jì)早期，揚子板塊與華夏板塊陸陸碰撞，在湘鄂西地區(qū)形成前陸盆地，早期沉積了厚度12～20 m的龍馬溪組黑色碳質(zhì)泥巖，筆石化石豐富，是我國南方地區(qū)最重要一套烴源巖。晚期沉積了海相復(fù)理石[5,20,23],中志留世末開始抬升剝蝕[24]。

從泥盆紀(jì)開始，揚子地區(qū)總體為張裂的構(gòu)造環(huán)境[25]。早泥盆世晚期，海水不斷侵入，湘鄂西地區(qū)沉積了中泥盆統(tǒng)云臺觀組石英砂巖，殘留厚度為563 m。晚泥盆世末—早石炭世初，研究區(qū)一直處于抬升狀態(tài)。早二疊世，勉略洋加速擴張，中揚子地區(qū)伸展活動達(dá)到高峰，穩(wěn)定的碳酸鹽巖沉積幾乎覆蓋整個揚子板塊[26]。晚二疊世末，揚子地區(qū)進(jìn)入了印支運動階段，揚子板塊與華夏板塊完全縫合[25,27]。中三疊世，勉略洋殼向揚子板塊陸殼下俯沖擠壓[28]，雪峰山再次隆起，但還未露出水面[27-29]，湘鄂西地區(qū)形成了前陸盆地的雛形,沉積了下三疊統(tǒng)泥灰?guī)r。中三疊世初，揚子板塊、秦嶺—大別山微板塊和華北板塊拼接，中國大陸完成其主體拼合，湘鄂西地區(qū)發(fā)育海陸交互相碎屑巖。

晚三疊世古特提斯域逐漸封閉[30]，四川前陸盆地初步形成[31-32]。早、中侏羅世，中揚子地區(qū)進(jìn)入燕山運動，中侏羅世末期，湘鄂西地區(qū)抬升、剝蝕，沉積中心向西遷移[33]。晚侏羅世后，太平洋板塊向亞洲板塊俯沖消減，湘鄂西地區(qū)形成了隔槽式?jīng)_斷褶皺帶，長期遭受風(fēng)化剝蝕。白堊紀(jì)時中揚子地區(qū)總體以伸展構(gòu)造為背景,局部地區(qū)接受沉積[34]。白堊紀(jì)末期，燕山運動使揚子地區(qū)四川盆地周圍褶皺成山[34-35]。喜山運動后，整個揚子區(qū)隆升，湘鄂西地區(qū)形成現(xiàn)在的丘陵-山系地形特征[36]。

3.2 生烴演化史

在漫長的沉積、構(gòu)造歷史演化過程中，湖南保靖地區(qū)下志留統(tǒng)龍馬溪組頁巖經(jīng)歷緩慢沉降、長期埋藏、快速隆升、多次構(gòu)造升降[37]，具有“早降晚抬”典型前陸盆地的演化模式特點，與美國Barnett頁巖具有相似的構(gòu)造演化模式及地層組合序列。

到志留紀(jì)末，龍馬溪組埋深2 337 m以上，古地溫在90 ℃左右，熱演化進(jìn)入成熟早期，開始生排烴，以生油為主，少量生氣； 泥盆紀(jì)時，龍馬溪組埋深達(dá)到2 900 m，古地溫在110 ℃左右，仍處于成熟早期階段； 中泥盆世到石炭紀(jì)，維持在成熟早期。

從早二疊世開始，由于大陸邊緣拉張擴張，揚子地區(qū)地下熱流值迅速升高，古地溫超過150 ℃，大量生油,并開始生氣(圖4)。到中三疊世時，龍馬溪組埋深已達(dá)到4 007 m，古地溫接近180 ℃，熱演化處于高成熟階段，開始大量生氣。

圖4 湖南保靖龍馬溪組生烴演化史Fig.4 Hydrocarbon evolution history of Longmaxi Formationin in Baojing area of Hunan Province

晚三疊世末期短暫抬升后，研究區(qū)大幅度沉降，并接受沉積。至中侏羅世，龍馬溪組埋深已達(dá)到6 400 m，古地溫已達(dá)到220 ℃左右，進(jìn)入高成熟晚期，持續(xù)大量生氣。

燕山期中侏羅世以后，研究區(qū)快速褶皺抬升，龍馬溪組埋深小于5 000 m，古地溫下降至180 ℃左右，生氣量減少； 白堊紀(jì)中晚期，揚子地塊全面抬升，埋深降至4 000 m以內(nèi)，古地溫持續(xù)下降至150 ℃左右，熱變質(zhì)作用使成熟度達(dá)到過成熟階段，停止生氣； 到白堊紀(jì)末期至新近紀(jì)，喜山運動強烈造山，揚子地區(qū)整體強烈構(gòu)造變形，龍馬溪組埋深減少至2 600 m以內(nèi)，部分背斜區(qū)出露地表，古地溫持續(xù)下降至100 ℃左右。由于生烴作用的不可逆性，目前停止生烴。

4 頁巖氣成藏控制因素

4.1 斷裂形成與生烴演化的時效性組合

湖南保靖地區(qū)有效生氣階段為二疊紀(jì)—中侏羅世，而該區(qū)斷裂的生成為中侏羅世—新近紀(jì)。印支運動造成了中三疊世之后研究區(qū)大面積抬升，但以整體抬升為主，斷裂活動較少。晚侏羅世—早白堊世，區(qū)域上發(fā)生了大規(guī)模的褶皺及逆沖推覆，造成研究區(qū)震旦系—下三疊統(tǒng)全面發(fā)生褶皺與推覆沖斷，形成了區(qū)內(nèi)基本構(gòu)造格架[33]。逆沖推覆斷裂作用形成了滑脫層及配生網(wǎng)狀裂縫，具有頁巖氣的疏導(dǎo)、聚集作用，且逆沖推覆斷裂具有良好的泥巖涂抹封堵作用。 晚白堊世—古近紀(jì)，區(qū)域上發(fā)生大規(guī)模的張性構(gòu)造運動，即晚燕山運動，形成一系列NE向、NW向箕狀或地塹式斷陷盆地及張性正斷層[34]。該期運動雖對區(qū)域蓋層的破壞性較大，但在湖南保靖地區(qū)張性斷裂發(fā)育較少，僅在東部柏楊鎮(zhèn)可見白堊紀(jì)斷陷盆地沉積，其影響范圍較小。新近紀(jì)以來，揚子地區(qū)再次構(gòu)造反轉(zhuǎn),研究區(qū)總體表現(xiàn)為隆升擠壓[36]，使區(qū)域蓋層繼續(xù)遭受剝蝕，但湖南保靖地區(qū)位于相對穩(wěn)定帶,構(gòu)造改造作用使晚燕山期形成的張性斷層發(fā)生閉合，有利于頁巖氣的保存。

4.2 斷層-滑脫層控制網(wǎng)狀裂縫發(fā)育

據(jù)野外剖面觀察可知，龍馬溪組普遍發(fā)育4組垂直層面和1組平行層面的裂縫。裂縫均為截性裂縫，裂縫間未見方解石充填現(xiàn)象(圖5)。

滑脫層為平行巖石層面或與層面呈低角度相交，其影響巖層厚度為1.5～2.3 m。經(jīng)巖心分析，滑脫層上部巖石一般較破碎，碳質(zhì)含量較高，下部巖石較完整，但碳質(zhì)含量明顯降低。研究區(qū)逆沖斷裂帶走向多為NE-SW向或NNE-SSW向，網(wǎng)狀裂縫中距離較短的(第3組、第1組)走向多以與斷裂走向近垂直方向，與向斜褶皺軸向垂直，而網(wǎng)狀裂縫中距離較長的裂縫(第2組、第4組)多與斷裂走向近平行或呈小角度近平行關(guān)系，與向斜褶皺軸向垂直。由此推測網(wǎng)狀裂縫主要受褶皺和斷裂作用所控制，均為燕山期裂縫。

(a) 裂隙1、2、3之間關(guān)系 (b) 裂隙1、2、3之間關(guān)系

(c) 裂隙1、2、3之間關(guān)系 (d) 裂隙1、2、3、4之間關(guān)系

圖5 湖南保靖地區(qū)龍馬溪組裂縫特征Fig.5 Fracture characteristics of Longmaxi Formation in Baojing area of Hunan Province

5 頁巖氣成藏模式

5.1 裂縫匯聚與孔隙殘留

經(jīng)多口井巖心入水實驗與實驗室測試可知，裂縫發(fā)育的黑色碳質(zhì)泥巖，其頁巖氣含量遠(yuǎn)大于裂縫不發(fā)育的黑色碳質(zhì)泥巖，其比例為8∶1，說明頁巖氣曾發(fā)生了短距離運移，在裂縫處聚集，而在與裂縫溝通較差的泥巖孔隙中，頁巖氣難以獲得釋放空間，殘存在孔隙空間中(圖6)。

圖6 湖南保靖地區(qū)龍馬溪組頁巖氣成藏模式示意圖Fig.6 Accumulation model of Longmaxi Formation shale gas in Baojing area of Hunan Province

5.2 滑脫層影響有效厚度

多口探井巖心分析證明，湖南保靖龍馬溪組黑色碳質(zhì)泥巖中發(fā)育大型順層滑脫層。滑脫層上下巖層裂縫極其發(fā)育，氣測值明顯高于其他層位。滑脫層巖石破碎，裂縫中部分被方解石或石英充填，厚度為0.5～1 m。滑脫層在龍馬溪組中發(fā)育位置略有不同，但其滑脫層活動的方向均為從向斜中部向向斜兩翼滑動，滑脫層走向與褶皺軸向垂直。滑動距離直接影響了頁巖氣儲層的真實厚度： 在向斜中心位置地層傾角小，滑動極小，地層相對較厚，而從距離中心較遠(yuǎn)、傾角較大的兩翼，地層傾角越大，滑脫層運移距離越大，遠(yuǎn)離向斜位置的地層厚度增加，而距離向斜較近的位置地層厚度縮減(圖7)。

圖7 湖南保靖地區(qū)龍馬溪組滑脫層運移模式圖Fig.7 Migration pattern of Longmaxi Formation detachment layer in Baojing area of Hunan Province

此外，向斜兩翼的地層傾角差別較大，西翼傾角較陡，而東翼傾角較緩，其滑脫距離表現(xiàn)為西部較長、東部較短，距離向斜軸心的等距離位置向斜西翼的陡轉(zhuǎn)部分儲層厚度大于向斜東翼的儲層厚度。

5.3 滑脫層運移與高位富集

構(gòu)造演化史證明，湖南保靖地區(qū)龍馬溪組滑脫層形成于中侏羅世以后，晚于頁巖氣生氣階段?；搶影l(fā)育在龍馬溪組黑色碳質(zhì)泥巖中碳質(zhì)含量最高的層位，該層位為有機碳含量最高的烴源巖。其滑脫方向為從靠近向斜中心向兩翼運動，存留在巖石微小孔隙中的頁巖氣順滑脫層短距離運移，并向高位置聚集。多口井可以證實向斜同一側(cè)的兩口井(保參2井和保頁3井)，龍馬溪組埋藏較淺的保頁3井含氣量明顯高于保參2井，為頁巖氣經(jīng)過向高位運移的結(jié)果。

5.4 斷層階梯封堵作用與箱式成藏

研究區(qū)目的層基本保存在馬蹄寨向斜及兩翼，東翼為保靖—慈利逆沖推覆斷裂帶，逆沖推覆的水平壓力導(dǎo)致研究區(qū)褶皺形成，配生了一系列協(xié)調(diào)性小斷層，同時形成大量的網(wǎng)狀裂縫系統(tǒng)。小斷層并未通天，也未完全穿越龍馬溪組，呈階梯狀分布，斷層的泥巖涂抹起到了封堵作用，使頁巖氣在階梯斷層之間箱狀封裝成藏。在滑脫層附近儲層，可見網(wǎng)狀裂縫被方解石或石英充填，網(wǎng)狀裂縫雖經(jīng)過后期改造，但頁巖氣含量卻明顯高于上下層位，說明頁巖氣不但沒有散失，反而在裂縫處聚集。在水平井鉆探中，發(fā)現(xiàn)滑脫層被多條斷層切割，其斷層附近并未發(fā)現(xiàn)頁巖氣有明顯的漏失，間接證實了斷層的封堵作用。

5.5 蓋層封存作用

頁巖既是源巖又是儲集層，特別是龍馬溪組上部地層為特低孔、超低滲泥巖或粉砂質(zhì)泥巖，可作為頁巖氣藏的優(yōu)質(zhì)蓋層。此外，研究區(qū)龍馬溪組下伏不整合接觸的奧陶系寶塔組巨厚層致密碳酸鹽巖，未受明顯破壞，封存條件較好，是良好的底板； 而上覆志留系新灘組、小河壩組、馬腳沖組為厚度達(dá)1 000 m以上的致密粉砂質(zhì)泥巖或泥質(zhì)粉砂巖，也起到了很好的封存作用。

6 結(jié)論

(1)湖南保靖地區(qū)在龍馬溪組沉積時期，前陸盆地初始形成，沉積了有機質(zhì)含量較高的黑色筆石頁巖，具有頁巖氣生成的物質(zhì)基礎(chǔ)。

(2)龍馬溪組筆石頁巖有機質(zhì)豐度較高，熱演化程度適中，脆性礦物含量較高，物性特征較好，儲集空間主要有裂縫、有機孔、溶蝕孔和晶間孔，具備頁巖氣富集成藏條件。

(3)研究區(qū)頁巖氣富集成藏的控制因素主要有2個方面： 斷裂形成與生烴演化的時效性組合，斷層-滑脫層控制網(wǎng)狀裂縫發(fā)育。

(4)湖南保靖龍馬溪組成藏過程為滑脫層運移、裂縫聚集、孔隙殘留、斷層封堵、高位富集、頂?shù)装宸獯?、箱狀成藏?/p>