中国南方海相页岩气储层和深水牵引流综述

李向东，魏泽昳

昆明理工大学国土资源工程学院，云南 昆明 650093

页岩气是一种典型的非常规天然气，以“连续性”聚集区别于以“幕式”运移为特征的常规天然气[1]。页岩气的赋存主要有3种形式：以吸附态吸附在有机质颗粒、无机矿物颗粒以及孔隙的表面；以游离态大量存在于孔隙和裂隙中；少量以溶解态溶解于干酪根、沥青质、残留水以及液态原油中[2-3]。世界上第1口页岩气井于1821年在美国阿帕拉契亚盆地钻探成功，经过100多年的缓慢发展，20世纪90年代页岩气勘探开发在北美地区取得突破，并在全球范围内掀起了一场能源领域的“页岩气革命”[4]。中国页岩气于1966年在四川盆地威5井下寒武统筇竹寺组钻遇，自2005年开展中国页岩气地质条件、资源潜力评价研究及勘探开发先导性试验[5]，至2010年陆续取得单井突破，进入到了海相页岩气工业化开采试验阶段，2015年进入到了海相页岩气规模化开采阶段，2020年以后达到页岩气规模化开采阶段[6-7]。虽然页岩气的形成与富集为自生自储，但是由于其储层在纵、横向上具有较强的非均质性，在一个区块内钻到商业性气井的机遇并不相等[3]，中国在页岩气勘探实践中逐步取得了“沉积是基础，保存是关键，压裂是核心”的认识[5]。笔者在已有相关文献的基础上，对中国南方海相页岩气储层的特征进行总结，探讨深水牵引流沉积对页岩气储层形成的影响及其意义。

1 储层分布特征

中国南方在显生宙大地构造演化方面具有板块构造围限下陆内造山和陆内变形的特征，存在统一的华南大陆内扬子陆块(克拉通)与陆内造山长期并行演化和克拉通的多期逐次迁移活化[8]。大地构造方面的这种特征导致了中国南方各地区自寒武纪至早三叠世海相沉积的相似性和空间演化的规律性，从而使得海相页岩气储层分布广泛，在平面上主要分布于上扬子陆块和中扬子陆块(见图1)。具体如下：四川盆地及周边地区，在寒武系纽芬兰统至黔东统的牛蹄塘组和上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组页岩气的勘探开发中，发现了长宁、威远、昭通、涪陵和威(远)荣(县)等探明地质储量超过千亿立方米的页岩气田[9]；在武陵造山系(残留古生界地区)和黔南、桂中盆地取得了页岩气勘探重大突破，揭示出了较好的成藏条件和资源前景，其中贵州遵义地区安页1井获得了二叠系栖霞组油气、志留系石牛栏组致密气、上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组页岩气和奥陶系宝塔组天然气的“四层楼”式油气重大突破[9-10]；中国南方其他地区，包括中扬子陆块东部和下扬子陆块，与上扬子陆块具有类似的发展演化历史，其页岩气形成条件也具有相似性，目前基本处于对比研究和勘探潜力评价阶段。

图1 中国南方主要页岩气盆地分布图[9]Fig.1 The distribution sketch for main shale gas basins in South China[9]

中国南方地区页岩气储层层位主要发育于埃迪卡拉系下统(第一阶至第三阶)、寒武系纽芬兰统肖滩阶至黔东统都匀阶、下奥陶统弗洛阶至上奥陶统桑比阶、上奥陶统凯迪阶上部(钱塘江阶)至志留系兰多维列统埃隆阶(上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组)、下泥盆统埃姆斯阶上部(四排阶)至中泥盆统吉维特阶(东岗岭阶)、石炭系密西西比亚系中统维宪阶下部和二叠系瓜德鲁普统罗德阶(孤峰阶下部)至乐平统长兴阶等7个层位[1]。从2009 年开始实质性勘探以来，已在上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组海相页岩成功实现页岩气商业开发[5-6]。中国南方海相页岩气储层具有TOC(总有机碳)含量高、有效厚度大、成熟度(Ro)高、脆性好、含气性较大等特征，在时间分布上具有多层系特征，在空间分布上按沉积类型则包含了广覆型、富集型和局限型等不同类型(见表1)。

表1 中国南方海相页岩气储层分布与特征

广覆型沉积页岩气储层在中国南方主要为埃迪卡拉系、寒武系和二叠系的页岩气储层(见表1)，表现为拉伸作用之后具有广覆性沉积特征的粉砂岩、黏土岩、泥灰岩和泥晶白云岩等，在地域上广泛分布，其中二叠系页岩气储层包括海相和海陆过渡相两种类型。中、新元古代华南构造格局的形成演化，总体上是在全球Rodinia大陆聚合与裂解的构造背景中发展演变[8]。晋宁Ⅰ期(～0.9 Ga)扬子与华夏两个古陆微板块分别形成，晋宁Ⅱ期(850～820 Ma)扬子与华夏两个古陆微板块最终拼合形成统一的华南大陆板块，而该大陆在800～720 Ma期间迅速转入伸展裂谷构造阶段和冰期[8]。尽管在全球Rodinia大陆裂解中出现的华南陆内裂谷盆地过程直到早古生代奥陶纪才结束[11]，但是自埃迪卡拉纪(震旦纪)起，扬子陆块整体下沉接受全面海侵沉积[12]，至寒武纪黔东世筇竹寺期(沧浪铺组沉积时)[13]地球动力学环境由伸展作用转变为以热沉降作用为主，形成了陆内统一海盆的古地理沉积环境，缓坡沉积发育[14]。在经历了广西运动之后，从晚古生代泥盆纪中、晚期开始，华南大陆处于古特提斯洋域的扩张离散期，周边再次遭遇裂解，造成台地相与槽盆相相间分布的古地理格局，至二叠纪西部的扬子准克拉通区与东部经剥蚀的广西期造山区又形成陆内统一海盆[8]，尽管页岩气储层分布在局部的裂陷或坳陷内，但其整个沉积具有广覆性特征，且包含了海相和海陆过渡相。

富集型沉积页岩气储层是指上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组及与之相当层位的页岩气储层(见表1)，在区域上集中分布于上扬子陆块、中扬子陆块北部及下扬子北缘，为一个统一发育的局限型坳陷[15]，沉积环境从深水陆棚至盆地[16]，主要由泥灰岩、黏土岩和非热液硅质岩组成，三者也可形成混积岩[17]。上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组黑色页岩以有机质丰度高、成熟度好、微裂缝发育和含气性好等优越地质条件成为我国南方页岩气勘探主要目的层[18]，已先后在四川盆地涪陵、长宁、威远等地发现了多个页岩气田，并实现了商业化开发。在全球范围内，这套黑色富有机质页岩广泛分布于北美、欧洲、北非和中东等地，在国际上称为“hot shale”，是全球古生代油气资源最重要的烃源岩层系之一[19-20]。在华南地区加里东期的广西运动是大陆板块板内陆块间相互作用的陆内造山作用[8]，由西而东形成碳酸盐岩、泥硅质-碳硅质页岩与碎屑砂泥岩的连续沉积和交叉相变，整体表现为上扬子广海台地相-雪峰山东缘斜坡相-湘赣盆地相-赣西斜坡相的陆内统一海盆古地理格局[14,21]，形成统一而又相对局限的深水沉积环境，加之在经历了五峰组观音桥段沉积时的短暂冰期之后，自晚奥陶世赫南特末期到早志留世冰川消融，全球海平面迅速上升，从而形成了上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组的富集型页岩气储层。

局限型沉积页岩气储层主要包括奥陶系(不含五峰组及同期沉积)、泥盆系和石炭系的页岩气储层(见表1)。奥陶系页岩气储层在西部中、上扬子陆块以庙坡组黑色页岩为代表，形成于碳酸盐台地上局部坳陷滞流盆地，平面上呈补丁状分布。在东部下扬子陆块以宁国组-胡乐组为代表，宁国组虽然岩性稳定且广泛分布，但多以灰绿色、深灰色泥页岩为主，在浙西、赣东北中部夹灰黑色含碳含硅页岩，其中可作为页岩气储层的分布较为局限；沉积于达瑞威尔期的胡乐组灰黑色硅质、碳质页岩在下扬子陆块略具有广覆性特征，但其上沉积于桑比期的陇溪组由于受广西运动开始时(陇溪组之上的韩江组巨厚碎屑岩系可代表广西运动的开始[14])的影响已呈现为局限型沉积。泥盆系页岩气储层主要发育在南丹型沉积之中，分布局限；石炭系页岩气储层的沉积背景为台地相碳酸盐岩海进序列，形成于陆壳上微型张裂作用产生的局部深水盆地中，区域上主要分布在贵州西南部及广西河池、柳州一线。依据地层分布情况，华南地区局限型沉积页岩气储层的发育和广西运动发生前后的局部张裂密切相关。

广覆型、富集型和局限型页岩气储层的差异主要表现为(见表1)：①广覆型储层多沉积于拉张裂陷期，总体上为陆棚(斜坡)至盆地深水沉积，可能普遍受热液(热水)影响；TOC含量分布范围广(0.16%～27.10%)；脆性矿物含量虽然也范围较广(18.90%～90.50%)，但总体含量较高(埃迪卡拉系、寒武系和二叠系储层普遍分别大于53.00%、66.00%和80.00%)；孔隙类型多样，有的以粒间孔隙为主(寒武系储层)，有的以有机质孔隙为主(二叠系储层)，孔隙度变化范围大(0.10%～17.40%)。②富集型储层沉积于陆内造山的汇聚拼合阶段[8]，为古陆间的深水陆棚亚相及盆地相，基本不受热水作用影响，在区域上连通[15]；TOC含量相对集中(范围为0.06%～9.24%，一般为0.32%～0.68%)，“甜点”段则普遍大于4.00%；脆性矿物含量也相对集中(39.60%～89.60%)，“甜点”段硅质平均含量大于60%，其中生物硅占67%～90%；孔隙度同样相对集中(1.01%～8.53%)，“甜点”段平均大于5%，其中有机孔占50%以上。③局限型储层和富集型储层一样，也沉积于陆内造山的汇聚拼合阶段[8]，但是主要表现为碳酸盐岩台地内或台地间局限盆地相；TOC含量相对较低(0.12%～5.76%)；脆性矿物含量相对集中(24.00%～89.00%)，但总体偏低，奥陶系储层为45.70%～72.30%，平均59.00%，泥盆系储层一般为48.00%～58.00%，石炭系储层一般为32.00%～89.00%。

2 储层孔隙发育特征

页岩气储层致密，其重要的储集空间为纳米级孔隙和微裂逢，表现为低孔低渗特征，导致常规油气储层的评价方法体系难以适用[3, 22-23]。页岩气储层岩石类型多样，包括富有机质的高炭黏土岩、灰泥(云泥)质黏土岩、硅质黏土岩、粉砂质黏土岩以及黏土岩层系中的薄层黏土质粉砂岩、粉砂岩和各种砂岩[4-5]。随着页岩微观储层“纳米级孔隙”概念的提出[24]，逐步开始了页岩气储集空间的系统研究，从不同的研究角度提出了结构分类(按孔隙大小)体系[25]、产状(孔隙赋存位置)分类体系[26]、成因分类(沉积和成岩作用)体系[27]和产状-结构综合分类方案[23]。笔者关注页岩气储层特征与沉积作用之间的关系，故采用产状分类体系(见图2)，首先分为基质孔隙和裂缝孔隙2大类，基质孔隙按其赋存位置分为有机质孔隙、粒间孔隙和粒内孔隙3类(见表2)，此外还可依据颗粒属性和颗粒之间的关系进一步把粒间孔隙细分为颗粒间孔隙、晶间孔隙、黏土矿物间孔隙(纸房构造)和刚性颗粒边缘孔隙；把粒内孔隙细分为黄铁矿集合体内晶间孔隙、球粒内孔隙、黏土矿物集合体内孔隙和铸模孔隙等[26, 28]。

表2 海相页岩气储层孔隙类型与影响因素

图2 页岩气储集空间类型[23-27]Fig.2 Spatial types of shale gas reservoir[23-27]

在基质孔隙中，有机质孔隙是最为重要的一种孔隙类型，主要为发育在有机质内的粒内孔隙[23]，具有原生、次生两种类型，前者属于生物内部结构孔隙，后者为有机质在热演化过程中形成，具有明显的非均质性[5]。中国南方进入规模化开采阶段的上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组页岩气储层即以有机质孔隙为主，次为无机孔隙(含粒间和粒内孔隙)，有机质孔隙的面孔率(可等效于孔隙度)普遍超过总面孔率的50%，而且有机质越发育，储层品质就越好[29]。粒间孔隙是常规油气储层的主要孔隙类型，在页岩气储层中只有满足特定条件时才会占主导地位，如中国南方寒武系筇竹寺组(及相当层位)的高演化页岩中基质孔隙以粒间孔隙为主，包括黏土矿物晶间孔(纸房构造)、脆性矿物粒间孔及黄铁矿晶间孔等，而有机质孔隙并不发育[30-31]。粒内孔隙主要是指在碎屑颗粒或矿物晶体内部形成的次生孔隙或生物化石内部孔隙等[28]，一般情况下发育较为有限，多呈孤立状，连通性差[32]，压裂也很难形成孔隙网络，故在页岩气储层中意义不大，但对页岩的渗透性有贡献作用[33]。裂缝孔隙一般指天然裂缝，包括宏观裂缝和微裂缝，前者以构造缝为主，主要为高角度的剪切缝、张剪性裂缝、压扭性裂缝及低角度滑脱缝；后者主要为非构造成因的层间缝、粒间缝和粒内缝[34]。在页岩气储层中主要以微裂缝为主[33]，可有效地连通有机质孔隙和粒间孔隙，改善页岩的储渗性能，特别是人工造缝(压裂)后往往形成良好的网状孔-缝体系[16]。

页岩气储层的储集性能主要受有机质(含量、类型和热演化程度)、脆性矿物含量、黏土矿物含量和生物硅质含量等因素影响(表2)，而构造作用[35]和沉积作用(如沉积纹层)[36]对微裂缝的影响以及成岩作用对粒间孔隙的影响等均与微观成分变化有关。生烃和排烃过程会在有机质中产生大量微米和纳米孔隙，有机质孔隙度随TOC含量的增加先增大后减小，临界值约为5.6%，其原因可能和压实作用有关[37]，此外还和干酪根的类型和热演化程度相关[32]。页岩中脆性矿物的含量一般和构造裂缝及宏孔隙发育程度呈正相关关系，而与总孔体积、微孔和中孔体积等无明显相关性[32]，此外，脆性矿物含量也是影响储层改造的重要因素[3]，压裂施工过程中，脆性矿物颗粒首先易被压开，从而连通相对分散、孤立的粒间孔和有机质孔隙，形成有机孔-粒间孔-微裂缝的网状孔-缝体系[16]。黏土矿物的含量对于页岩气储层孔隙的发育具有一定的影响，主要体现在微孔和中孔上，而与宏孔体积呈负相关(易于压实并造成页岩脆性降低)，此外，黏土矿物的含量增加能增强页岩吸附能力，蒙脱石脱水向伊利石转化过程中会产生成岩收缩裂缝[32]。生物硅质主要由硅藻、硅鞭毛藻、放射虫和海绵等生物群形成，在埋藏成岩早期，内部充填的硅质和硅质壳体的差异溶解会形成多孔结构，在大规模生烃之前(Ro<1.3)，蛋白石转化形成了石英微晶，并形成大量由石英微晶颗粒构成的刚性格架孔，使得页岩中的有机质孔隙和黏土矿物粒间孔隙得以有效保存。

3 储层非均质性

随着页岩气资源勘探和开发的拓展和深入，页岩气储层非均质性已成为页岩气勘探和提高采收率的关键和基础，页岩气储层孔隙在孔隙发育特征及网络组合特征等方面存在显著的非均质性，控制着气体储集能力和渗流方向[38]。页岩气储层的非均质性按其尺度大小可分为宏观非均质性和微观非均质性(见表3)[38-39]，前者可进一步分为岩性非均质性和属性非均质性[40-41]；按其展布方向可分为纵向非均质性和横向非均质性(见表3)，一般情况下，纵向非均质性明显强于横向非均质性[42-44]。

表3 海相页岩气储层非均质性与深水牵引流沉积作用

页岩气储层岩性非均质性是指由页岩岩相造成的储层非均质性，包括沉积韵律、岩石类型、结构、构造(纹层)等宏观要素和脆性矿物、黏土矿物、有机质组成等微观要素，从结构上页岩气储层可以视为由页岩基质层、纹层、纹层组和夹层构成的储层。页岩气储层岩性非均质性基本上受沉积作用、沉积相和沉积展布的影响，主要包括岩相特征、夹层特征和纹层特征[36,42]，可表现为层内非均质性，也可表现为层间非均质性，总体上与页岩总厚度、单层厚度和发育层数及其横向变化密切相关[42]。目前虽然页岩岩相划分的标准并不统一，包括沉积构造、岩石矿物组成、有机质特征和古生物特征等多项标准，但是以钙质、硅质、黏土为3端元的矿物组分划分方案具有普遍的实用性[45]，一般可划分出泥灰岩、硅质岩、黏土岩和混合型页岩等4大类型[41, 45]，主要表现为层内非均质性。海相页岩岩性组合以厚层黏土岩夹薄层海相碳酸盐岩、粉砂岩和砂岩等为主要特征[43]，夹层特征表现为储层层间非均质性。页岩中的纹层从其组成上可分为富有机质、含有机质、黏土质和粉砂质4 类，不同类型的纹层在纵向上的叠置可形成不同的纹层组和层[36]，可在页岩中形成纹层孔隙网络，与页岩中的夹层孔隙网络一起在宏观层面控制着页岩气储层中不同的渗流特征、储气能力和压裂特征[38]。

页岩气储层属性非均质性是指页岩气储层中地化、物性、力学等参数的非均质性，主要包括有机质(TOC)、孔隙结构参数(孔隙度、总孔容和孔比表面积等)、脆性矿物含量及黏土矿物含量等[39-41]。硅质类页岩(往往为生物主控沉积形成)具有高有机碳含量、高含气性和有机孔隙发育等特征，其中有机质孔隙表面粗糙，内部形态多样，极大地增加了孔比表面积和孔隙体积，有机质丰度对该类页岩有机质孔隙的发育具有重要影响，与有机质孔隙主要发育的微孔和中孔具有较好的正相关性[41]。孔隙结构是决定页岩气富集能力和储层渗流能力的关键，是储层孔隙性、渗流性和有效性评价的重要依据[39]。总孔容和孔比表面积主要受TOC含量控制[41]，二者呈现一定的正线性关系[39]，与石英含量及黏土矿物含量分别呈现出正线性和负线性关系，但以含量40%为界显著分布于两个区域，当黏土矿物含量小于40%，而石英含量大于40%时，总孔容和孔比表面积均显著增加，为较理想的页岩气储层[39]。脆性矿物包括硅质矿物(包括陆源硅、生物硅、热液硅以及火山沉积硅等)和碳酸盐矿物，决定页岩气储层岩石的脆性程度，高脆性储层易发育天然裂缝，压裂时也易发生脆性断裂而形成网状裂隙，更加容易实现体积改造[3]；在脆性矿物中方解石、长石、白云石溶蚀孔隙往往发育在矿物周缘，可以有效地增加储层的微观渗流能力，加剧相关孔隙发育的非均质性，显著影响储层的微观渗流能力及微观渗流通道的空间位置与延伸特征[38]。黏土矿物和有机质一起构成页岩气的主要吸附载体，在有机质含量相同的情况下，黏土矿物含量与吸附的气体含量成正比，且随压力的增大吸附的气体增加速率越大[44]；页岩中的相关黏土矿物转化，如蒙脱石的伊利石化，可在页岩中产生微裂隙，从而形成储层的非均质性[3, 39]；此外，黏土矿物的强水敏性，遇水易膨胀、分散和运移，可导致岩石渗透率下降[3]。

页岩气储层微观非均质性主要指页岩气储层中的孔隙结构及微观矿物学特征，尺度在微纳米级，主要表现为孔隙类型、孔隙结构和基质微裂缝[39-40]。孔隙类型涉及微纳米级的有机质孔隙、黏土矿物层间孔隙、粒间孔隙、粒内孔隙(石英、黄铁矿、方解石、白云石等)等，其中以有机质孔隙和黏土矿物层间孔隙为主，且二者在尺度与类型上存在显著微观非均质性[39,42]。储层孔隙结构的微观非均质性主要体现在孔隙大小和孔径差异上，以上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组为例，孔隙大小主要表现为兼具有微孔、中孔和宏孔的特征，孔隙结构呈无规则(无定形)，以微孔和宏孔为特征的孔隙结构较少[44]。微裂缝主要发育于矿物颗粒之间或矿物颗粒与有机质之间，呈条带状，主要起到沟通各类孔隙的作用[42]，从成因上讲可大致分为构造成因和非构造成因，如成岩中的脱水作用、干缩作用、矿物相变作用或热力收缩作用等，构造成因微裂缝以层间缝为主，多为宏观裂缝所伴生或派生，非构造成因微裂缝则多表现为层理缝、收缩缝等[35]。页岩气储层微观非均质性主要受黏土矿物含量、有机质含量和脆性矿物含量(主要对基质微裂缝产生影响)的影响，均表现出较好的正相关性[35, 39-40]。

页岩气储层在纵向上具有多重非均质性，包括岩性和属性的纵向非均质性，后者如储层物性、岩石力学参数、地应力以及含气性特征的纵向非均质性等[43]，而微观非均质性则多表现为层内非均质性。海相页岩气层段的岩石类型一般不少于6种，例如，上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组海相页岩气储层岩性主要由黏土质粉砂岩、黏土岩、泥灰岩、介壳灰岩、硅质岩、白云质微晶灰岩、斑脱岩等组成[43]，其中仅就页岩岩相类型则可进一步划分为4大类(黏土岩、泥灰岩、硅质岩和混合型页岩)，共8或9种岩相[45-46]。在页岩气储层中，这些不同的岩石类型和岩相类型在垂向上常呈薄互层或夹层产出，控制着储层的纵向非均质性，是页岩气储层纵向非均质性的基础[43]。页岩气储层的横向非均质性主要表现为储层内横向上的属性非均质性和微观非均质性，总体上主要受区域沉积特征和页岩有机地球化学特征控制，具体可表现为页岩发育厚度、层数和夹层特征等因素的横向变化[42]，可受构造作用、古地理、沉积环境、沉积流体和成岩作用等的影响。一般情况下，页岩气储层的纵向非均质性要明显强于横向非均质性[43]。

4 深水牵引流沉积与页岩气储层

在海洋中，深水是指水深数百米至数千米的全球大洋陆坡和海盆[47]，根据沉积物来源可以分为深水原地沉积和深水异地沉积[48]。深水原地沉积是指深水细粒物质经过物理沉降作用或造岩矿物经过化学沉积作用而形成的指示深水原有水动力特征、沉积物成分的沉积[48]，沉积过程极为缓慢，在重力作用下可辅以缓慢的平流作用，岩性以黏土岩、粉砂质黏土岩和泥灰岩为主。深水异地沉积通常是指在海洋深水区经过搬运而形成的沉积，比原地沉积的粒度粗，沉积类型主要包括重力流沉积和深水牵引流沉积两大类[49]。深水重力流沉积主要包括块体流沉积、碎屑流沉积、砂质碎屑流沉积和浊流沉积等，在深水油气勘探中发挥着重要作用[50]。深水牵引流沉积研究是沉积学研究中的一个比较新的研究领域，目前主要包括等深流沉积和内波、内潮汐沉积2类[51]。

等深流是指由于地球旋转而在大洋中形成的温盐环流。等深流沉积研究已从早期的等积岩识别、成分、结构、沉积构造和沉积序列等方面的研究发展到等积岩沉积体系和沉积复杂体的研究，明确了深水等深流沉积的概念，建立了沉积鉴别标志，总结了垂向序列模式以及大型等深流沉积体的形成机制[52-53]。内波则是一种水下波，它存在于两个不同密度水层的界面上，或存在于具有密度梯度的水层之内，当内波的周期与海面潮汐(半日潮或日潮)的周期相同时，就称这种内波为内潮汐。内波、内潮汐沉积研究始于1991年[54]，至今30多年的时间总结了内波、内潮汐的沉积特征、垂向序列和沉积模式，并对内波、内潮汐沉积成为油气潜在储层的可能性进行了探讨[55-57]。

深水牵引流沉积一般粒度较细，以黏土级和粉砂级颗粒最为常见[53, 55]，其粒级与页岩气储层基本相同(见图3)，和深水原地沉积相比，常具有以下特征：在组成成分上，更富集硅质碎屑、生物硅质和碳酸盐岩[58-59]，常形成薄层至极薄层钙质(云质)粉砂岩(见图3(a))、粉晶或泥晶石灰岩(见图3(b))、黏土质粉砂岩(见图3(c))或硅质黏土岩(见图3(d))镶嵌于黏土岩之中或与黏土岩组成薄互层，从而提高整个泥(页)岩的脆性，更有利于页岩气储层的形成。在结构上，常具有一系列由细砂、粉砂和黏土混合物组成的过渡类型，分选中等到好，局部极好，常形成较粗颗粒的定向排列[55]，有利于页岩气储层粒间孔隙和成岩期裂缝孔隙的形成(见表2)。在沉积构造上，发育各种小型交错层理[58]和条纹条带构造[59]，可增加页岩气储层的非均质性(见表3)，形成砂质、粉砂质纹层或夹层孔隙网络[34]。

注：(a)灰黑色炭质黏土岩夹薄层含磷白云质粉砂岩(等深流沉积，箭头所指)，顶部树高约5 m，滇中地区寒武系筇竹寺组，灰黑黏士岩有机碳含量平均2.40%，云南省晋宁昆阳磷矿厂梅树村剖面；(b)灰黑色黏士岩(富含笔石)夹深灰色薄层石灰岩(等深流沉积)，鄂尔多斯盆地西缘中奥陶统克里摩里组，有机碳含量平均为：黏士岩0.52%，石灰岩0.33%，内蒙古乌海市石峡谷剖面；(c)绿灰色黏土岩夹薄层粉砂岩和黏土质粉砂岩(低密度浊流等深流和内波、内潮汐沉积)，鄂尔多斯盆地西缘上奥统拉什仲组，黏土岩有机碳含量平均0.43%，内蒙古乌海市石峡谷剖面；(d)深灰色黏士岩(富含笔石)与薄至中层硅质黏士岩(富含放射虫，等深流沉积)互层，鄂尔多斯盆地西南缘上奥陶统平凉组，黏土岩有机碳含量平均0.67%，甘肃省平凉市银洞官庄剖面。图3 黏土岩中的深水牵引流沉积[23-27]Fig.3 Deep-water traction flow deposits in claystone[23-27]

深水牵引流沉积垂向序列一般表现为从下到上单层粒度由细变粗再变细、厚度由薄变厚再变薄的双向递变序列[52, 55]。等深流沉积除了受等深流事件本身的周期性变化影响外，还会受到米兰柯维奇旋回的影响，在垂向上形成多级周期性的岩石及岩石组合韵律，如图3(b)中，薄层石灰岩-黏土岩可能受控于2万年的岁差周期，多个石灰岩-黏土岩对组成的石灰岩组则可能受控于约10万年的高频离心率旋回，而被厚层黏土岩所隔开的更大的旋回可能受控于约41万年的低频离心率旋回[58]。内波、内潮汐沉积则会由于沉积环境的差异(海底峡谷、斜坡、淹没海台等)，形成多种垂向序列，目前已发现的垂向序列可归纳为4种：向上变粗再变细序列、向上变细序列、砂泥岩对偶层和黏土岩-鲕粒石灰岩-黏土岩序列[56-57]。深水牵引流沉积序列以薄层、极薄层的频繁互层和夹层为特征，可形成脆性矿物(石英、方解石等)的聚集，从而增加页岩气储层的非均质性，在加大勘探不确定性的同时却有利于页岩气储层的压裂改造(见表3)。

深水牵引流沉积主要发育于海平面上升时期：在低海平面时期，以发育粗碎屑重力流沉积为特征，此时等深流及内波、内潮汐等牵引流作用的能量不足以改造重力流沉积的砂砾级碎屑，难以形成可鉴别的深水牵引流沉积；随着海平面的上升，物源区逐渐远离沉积区，粗碎屑的注入受到抑制，此时才可突现出深水牵引流对已有海底沉积物的改造作用[55]。在对中国南方页岩气储层层位的地层记录中已发现的深水牵引流沉积研究实例的统计基础上，结合海平面升降变化、大地构造演化和最新的地层对比划分方案绘制了中国南方页岩气储层层位、海平面升降、大地构造演化和深水牵引流沉积垂向分布关系图(见图4)。从图4中可以看出，中国南方页岩气储层和深水牵引流沉积在垂向上的耦合关系较好，具体分析如下。

图4 中国南方页岩气储层层位、海平面变化、大地构造演化和深水牵引流沉积垂向分布关系图[8, 60-62]Fig.4 The vertical distribution diagram of shale gas reservoirs，sea level change，geotectonic evolution and deep-water traction flow deposits in South China[8, 60-62]

中国南方页岩气储层基本形成于海侵时期(见表1、图4)：广覆型沉积页岩气储层中埃迪卡拉系和寒武系储层形成于Rodinia大陆裂解后扬子陆块整体下沉接受全面海侵时期[12, 60]，只有存在海陆过渡相的二叠系储层形成于相对低海平面时期，但仍然存在局部高海平面[61]。富集型沉积页岩气储层上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组则形成于赫南特冰期之后的海侵时期，由于全球海平面的快速上升，形成了大规模的大洋缺氧事件，在中国南方形成了广泛分布的灰黑色页岩，为典型的笔石页岩相[63]。在局限型沉积页岩气储层中，奥陶纪基本处于地史时期的高海平面时期，中、晚泥盆世和石炭纪处于相对低海平面时期，但是海平面的小范围升降变化比较频繁[61]，例如，具有页岩气勘探潜力的石炭系旧司组即形成于台地相碳酸盐岩海进序列。总体而言，中国南方在早古生代陆内造山作用阶段为相对高海平面时期，页岩气勘探潜力相对较大，晚古生代古特提斯洋扩张离散时期为相对低海平面时期，页岩气勘探潜力相对较小。

地层记录中深水牵引流沉积尽管发现的实例还比较有限，但仍然显示出了在地史时期分布的不均一性[64]。大多数研究实例分布在寒武纪至奥陶纪的相对高海平面时期(见图4)，而这一时期无论是在南方还是北方(柴达木-华北板块)，以及塔里木板块均发现了深水牵引流沉积(等深流沉积或内波、内潮汐沉积)，其中以中、晚奥陶世最为集中[53, 64]，在层位上和早古生代页岩气储层基本耦合。泥盆纪和二叠纪，尽管在中国南方尚未发现研究实例，但是在其他地区(如柴达木-华北板块)已有发现[64]，寒武纪纽芬兰世灯影组含磷层位(原渔户村组)可能也存在等深流和内波、内潮汐沉积，在层位上也和页岩气层储层的层位耦合较好。

此外，深水牵引流沉积的水介质一般为弱氧化至弱还原环境或氧化、还原频繁交替[65]，既有利于有机质的形成，也有利于有机质的保存。一般情况下，等深流沉积中发育有丰富的生物化石和遗迹化石[52, 55]，内波、内潮汐沉积中虽然缺少生物化石，但是内波、内潮汐作用却可以使部分生物(如货币虫等)聚集并对海洋生态环境产生重要影响[66-67]，其原因尚须进一步研究。在已发现的深水牵引流沉积的地层中，有机质含量基本上达到了页岩气工业标准(见图3)。

综上所述，深水牵引流沉积与海相页岩气储层在沉积环境、岩性组合、沉积构造、沉积结构及脆性矿物富集、有机质富集等方面均有较多的耦合，故深水牵引流作用有可能是页岩气储层形成的一个重要的控制因素，加强两者之间内在关系的研究，将深水牵引流沉积研究和页岩气勘探结合起来，对于推进深水牵引流沉积研究和页岩气勘探均具有重要意义。

5 结论

1)中国南方海相页岩气储层可大致分为3种类型7个层位：广覆型主要发育在埃迪卡拉系下统的陡山沱组、寒武系的牛蹄塘组及同期沉积和二叠系的吴阶平组及孤峰组-大隆组；富集型主要发育在上奥陶统五峰组-下志留统龙马溪组及与之相当层位；局限型主要发育在奥陶系下统弗洛阶至上统桑比阶的相应层位、泥盆系南丹型沉积和石炭系的旧司组。

2)页岩气储层孔隙类型以有机质孔隙最为重要，其次为粒间孔隙，包括黏土矿物晶间孔(纸房构造)，粒间孔隙在特定条件会成为页岩气储层的主要孔隙类型；页岩气储层的储集性能主要受有机质、脆性矿物含量、黏土矿物含量和生物硅质含量等因素影响。

3)页岩气储层存在显著的非均质性，按展布方向可分为横向非均质性和纵向非均质性，一般情况下，纵向非均质性明显强于横向非均质性；不同的岩石和岩相类型在垂向上的薄互层或夹层及其横向变化是页岩气储层非均质性形成的物质基础。

4)中国南方海相页岩气储层和深水牵引流沉积在垂向层位上耦合较好，多形成于海侵条件下的深水环境；在沉积水介质方面深水牵引流作用易形成弱氧化至弱还原环境，有利于有机质的形成和保存；在垂向序列和岩性组合方面，深水牵引流沉积常在深水黏土岩中形成频繁的薄互层和夹层，造成脆性矿物聚集；在沉积构造和沉积结构上，发育各种小型交错层理，形成砂质、粉砂质纹层或夹层孔隙网络。