泥岩多样性：含油气系统中源岩层，盖层
和储层特性的成因和推测
Andrew C.Aplin and Joe H.S.Macquaker
摘要
在含油气系统中，泥岩是最丰富的沉积岩，并在多方面扮演着源岩，盖层和页岩气储层。泥岩许多重要的物理化学特征受矿物学和沉积颗粒大小，以及成岩作用变化（压实作用前和压实作用后）的强烈影响；这些一般是可预测的。泥岩不同的组成,反映了碎屑物质到沉积盆地的输入和水动力分离作用，盆地中的主要生产作用，以及沉积物中的成岩作用过程（包括沉淀和溶解作
用）。利用高倍放大镜观察现在和古代沉积物均表明,泥岩在构造和矿物学上均呈现非均质性；这种多变性并不总是显而易见的。尽管一些泥质的确是通过低能浮动羽状物的悬浮沉淀而沉积下来，但是构造分析表明，泥质通常是由波浪，重力驱动过程以及被风暴、潮流不同程度驱动的单向流的联合作用而扩散的。这样的扩散机制意味着泥质层序通常被组合成泥岩层，这可以通过层序地层学被解释出来。早期生物扰动的均质泥质，鉴于早期化学成岩作用能够导致高度胶结区域的形成，特别是在地层表面。较深埋藏的成岩作用的实质，包括压实，矿物溶解，重结晶，矿物重新定位和岩化作用，以及油气生成，是受泥质沉积和早期成岩作用特点控制。
尽管均质泥岩的岩石物理学特征是众所周知的，但是石油排出，保存，石油运移，封闭能力，声波各向异性以及鉴别页岩气储层甜点的非均质性的定量问题基本上是未知的。进一步的工作应当设法理清这一点。
前言
泥质主要是由粒径小于62.5μm的颗粒组成的，经埋藏成岩作用驱动下的物理和化学变化作用而变成泥岩。他们的组成成分来源于风化作用、积水盆地主要产物，和成岩作用，主要包括硅质碎屑和碳酸盐矿物的沉淀物，带有少量硫化物和有机碳的蚀变产物。它们包括一系列的岩石类型，其矿物学特征从纯碳酸盐（举例来说，白垩岩）和硅质软泥（举例来说，硅藻土）变化到主要由粘土矿物，石英和长石组成的硅质碎屑泥。“页岩”一词， 尽管一般被用于细粒沉积物的一个总称，但是也应该谨慎使用，因为它意味着易裂性，这种易裂性是由控制大部分硅质碎屑泥岩矿物成分的层状硅酸盐的优先定向排列作用引起的。可裂性在岩石被风化以后特别明显，当岩石刚暴露地表时，可裂性并不总是明显的。
泥岩通常构成大约盆地充填沉积的70%，因此包含地球历史最完整的记录，正如所记录的--至少对于侏罗纪之后的世界—源于国际海洋钻井项目（IODP）大量的结果。他们在石油勘探上是至关重要的，并越来越显现在生产上。富有机质泥岩作为生油岩，并且当它们的流动性能被人工诱导的水力压裂加强时，也可作为天然气储层。由于他们的低渗透性和高毛细管排替压力，泥岩在常规储层中扮演着盖层和作为流动隔层和遮挡物。他们的低渗透性对于沉积盆地中流体的保存和由此形成的超压的出现是很关键的。然而，由从源岩层
到圈闭的数百或数千米富泥质层段运移的大量石油，可明显表明，在地质年代上，泥质允许大量流体进行传播。从结构角度上来看，可塑性的泥质作为柔软平面，沿着这个平面沉积体发生滑动，并且在极端情况下，高度超压的泥质实际上被流体化，并且透过上覆的沉积物形成泥火山。最终，泥岩中出现的许多或者大多数钻井问题，通常与孔隙压力以及钻井液和岩石之间的化学不相容性有关。
定量和预测上述的过程是基于对泥岩物理和化学特性的理解，这是颗粒和矿物的初始混合的先决条件，然后由于那些物理和化学变化而发生显著改变，把沉积泥质转变为泥岩，并且最后变为变质板岩（泥质岩）。事实上，这些特性在涉及许多数量级的时间和空间尺度上发生变化（图1,2）。然而，泥岩能够在手标本和野外范围上表现的十分相似，那里风化作用加上应力释放，导致许多泥岩碎裂成小型的板状碎片，这造成了页岩的表面特征。
图1 在多尺度下观察泥岩变化性.(A)上侏罗世，Kimmeridge粘土层，暴露在海崖大约30米(-100英尺)高，位于1公里(0.6英里)远的英格兰多塞特Kimmeridge海湾东部。这一层序中的泥岩包含层组的叠加序列，这些层组的成分变化致使他们变得具有抗风化性。这种成分的变化，导致在海蚀崖处形成高达3米(10英尺)厚抗侵蚀的“河岸”。注意出现的胶结暗礁，the Rope Lake Head Stone Band,刚好在箭头下面。(B)从A中箭头指示的层位收集到的硅质碎屑泥岩的反散射电子图像。这个样本是一个非常薄的层状的富硅质碎屑泥岩，其内部被组织成不连续的薄夹层的粪球粒和富粘土矿物的纹层。单个球粒(箭头FP)主要是由颗石藻(箭头)组成，并被保存在一个富粘土矿物的基质中。基质中也包含分散的有机碳，藻体(AB)，少量的黄铁矿和粉砂大小的石英颗粒(Q)。
野外观察的困难和泥岩表面的均质性，致使许多地质学家通过结合地球化学和古生物学代替指标，来探讨泥岩多样性的基本控制因素（比如,Garrels和Mackenzie的评述和书籍,1971；Potter等人,1980,2005;Chamley,1989;Arthur和Sageman,1994;Wignall,1994;Schieber等人,1998;Aplin等人,1999;Harris,2005）。这些数据引起许多研究者坚持认为，细粒沉积岩主要沉积在低能环境下，那里沉积的悬浮羽状物是沉积过程中主要的沉积运载和扩散机制。那里细粒沉积物含有丰富的有机碳，并表现出保存下来的纹层（界面间距<10 mm），这个模式通常被改进，以包含在它们沉积过程中存在相对持久的地层水缺氧过程的假设。最近，部分基于对现代沉积物和综合大洋钻探计划（IODP）岩心的观察，
部分由于对多个代替指标更加深刻的理解，逐渐领会到，泥岩展现的一系列的沉积构造表明沉积在一系列水动力环境中。尽管对现代沉积物所做的那些工作是充分熟悉这些想法的，但是这些概念已经慢慢渗透了地质学的思想。现在，寻求解决泥岩结构和矿物学的主控因素的模型变得更加细微精细。
图2 岩心尺度下的泥岩多变性。纵向比例尺 10mm。岩性非均质性转变为非均质的和或多或少非均质的物理特性。(A)薄层的，细粒沉积物的一个叠加序列的岩芯照片。单层都有明显的基底(例子箭头)，一般是分级的，并且是由基底的波状纹层细粒砂和向顶部的部分穴斑的富粉砂和粘土纹层组成。(B)暴露的晚侏罗世沉积物中的薄层均质泥岩的叠加序列的详细照片，在此图像底部S的单元展示出明显的基底(箭头)，一般是被分级的。在图像范围中，相比于那些顶部均质的纹层,底部的纹层含有丰富的粉砂。突出的穴斑B横切沉积构造。展示在图像顶部的单元已经被均质化。(C)一个均质泥岩的岩芯照片。注意呈现出来的不连续的残余纹层，已经被生物钻孔所破坏。在这一尺度上，这些结构主要是通过岩石颜色的细微变化而确定的。(D)被一个接近垂直的中到细粒的砂岩岩脉(箭头)侵入的薄的残余层状沉积物的叠加序列的岩芯照片。单层普遍被潜穴斑点化，具明显的基底，同时具有正粒序和反粒序。地层包含由非常细粒的泥质砂岩和穴斑化的泥岩组成的夹层的纹层组。
高分辨率光学和电子光学研究展示了从微米到厘米尺度的沉积学的复杂性(比如,Potter等人,1980;O’Brien和Slatt,1990;Macquaker和Gawthorpe,1993；Schieber，1999；Rohl和Schmid-Rohl，2005)(图3)。这些技术，结合更多传统的代替方法，开始改变这些岩石中岩相非均质性被解释的方式。逐渐地，泥岩能够直接被整合入完整的沉积体系研究中去，因为除了单个岩石单元的物理特
征和成分数据(图3B)外，这些成像技术还可提供结构和构造信息(图3A)。由于具有极大的挑战性，需要做好充分准备，然后才能理解我们在薄片范围上所观察到的结构和物理特性是如何变化的，并能够和我们所感兴趣的勘探和开发背景下的岩石体积相联系起来，以及我们通常通过低分辨率工具比如井下测井和地震数据所观察到的想联系起来。
关于泥岩沉积学和地球化学(比如,Potter等人,1980;Wignall, 1994; Schieber等人,1998;Harris,2005;Potter等人,2005;Nittrouer人,2007)，粘土沉积学和矿物(如,Chamley,1989;Weaver,1989;Velde,1995)以及某种程度上关于泥岩物理特性（如,Aplin等人,1999）的一些书籍。 这种评论刊物先前的一个版本也被作为AAPG在页岩方面的一个介绍而被出版(Aplin和Macquaker,2010)。我们这里的两个目标是:(1)为石油地球科学家提供共同导致泥岩形成的产生，运移和沉积过程，那些泥岩在一系列的空间尺度下是非均质的,(2)通过回顾沉积期后的过程可知，最初混合的矿物和颗粒转换为具有物理特性(阻抗，非均质性，渗透性，毛管压力等)的泥岩和页岩，他们也受最初的矿物成分和结构的强烈影响。尽管这些是明显的，但值得重申的是，我们的观念和模型，不仅仅对于石油的勘探和生产，而且通常也对于沉积地球科学，并必须在合适的空间和时间尺度上,牢牢扎根于对纯岩石的观察上。
图3 微米到10毫米尺度上的泥岩非均质性。(A)英格兰北约克郡Hawsker底部晚侏罗世的克利夫兰铁矿石层中收集的薄层的和部分生物扰动的夹砂和粉砂的富粘土泥岩。样品主要是由均质的泥岩组成，并带有一些粉砂和细粒砂。另外，它包含显著的沟模(常成组
出现，见沉积岩石学书本)铸型并覆盖在侵蚀面之上(虚线)。这些沟模被一系列薄的，通常分级
排列的和由夹层的粘土和粉砂组成的弯曲纹层所充填。穴居，尤其是Phycosiphonisp(箭头)，部分破坏了原始的沉积构造。(B)从北约克郡斯泰兹晚侏罗世的克利夫兰铁矿石层收集的夹粉砂的富粘土泥岩。这个样本包括粉砂大小的石英(Q)，长石和保存在一个粘土大小基质中的碎屑云母(箭头)颗粒。一些碎屑骨架颗粒已经溶解，最终的颗粒溶蚀空隙(GDP)被高岭石所充填。此外，许多碎屑云母颗粒也被蚀变为高岭石(箭头AM)。
组成泥岩的成分来源
泥质主要是由粘土矿物（比如，伊利石，伊蒙混层，高岭石，绿泥石），石英，长石，碳酸盐（比如，方解石，白云石，菱铁矿），硫化物（主要是黄铁矿），无定形物，和有机质（Garrels和Mackenzie，1971；Blatt等人，
1980；Ronov，1983；Weaver，1989；Potter等人，2005）的多样化的混合组成的。依据粉砂/粘土比，表明在化学和矿物学上的非均质性，也可依据不同物源区，来自水体中的生物生产和成岩作用反应的物质比例(Macquaker and Adams,2003)。另外，关于沉积物传播机制，一系列非常小型的沉积构造（高度通常<10毫米）可能提供细微直接的信息,（比如，图3A；4A，B）和来源（比如，Gorsline,1984;Macquaker和Gawthorpe,1993;Macquaker和Howell,1999; Schieber,1999;Macquaker和Bohacs,2007;Macquaker等人,2010a）。化学、矿物学和物理多变性并不是无规律的，而是在时间和空间上系统地转变为沉积物来源，运移，生物再改造和沉积后的成岩作用过程的一个函数(比如,Macquaker和Taylor,1996;Bohacs,1998;Macquaker等人,1998)。
图4 泥岩中缺乏波纹纹层。一些波纹细微的终止端用箭头表示出来。（A）保存在夹粉砂的富粘土泥岩中的薄层不连续的波状纹层。这个样本采集于晚侏罗世暴露在英格兰约克郡穆尔格拉维港的Mulgrave页岩层（煤玉岩）。（B）夹粉砂的富粘土泥岩中的薄层不连续的波状纹层。这个样本采集于上石炭世暴露在犹他州Vernal附近的Mowry页岩。
碎屑（外来的）成分
泥岩的碎屑成分主要是土壤中物理和化学风化作用的产物(Garrels and Mackenzie,1971;Hillier,1995;Potter等人,2005)，并且在较小程度上来源于火山灰(Potter等人,1980)和陆源有机产物（比如，Tyson,1995）。在晚古生代和早期的土壤中两个主要的风化产物是粘土矿物和石英，带有少量的长石和岩屑成分。粘土矿物一般形成硅质碎屑沉积物中最细粒（<2-μm）部分,并来源于土壤剖面中相对不稳定的火山矿物（比如，长石、橄榄石、辉石）的化学风化产物（比如，Hillier,1995）.与此相反，主要由石英(特别是在古生代后的泥岩序列中带有少量长石和岩屑成分）组成的碎屑粉砂部分(2–62.5μm)，是最抗化学风化的部分，可能是高地流，冰川环境和风成环境(Wright,2001;Potter等人,2005)物理退变重结晶的产物，或者是来自硅化的藻类包囊(Schieber,1996)。
因为风化作用在细粒沉积物的碎屑组分产物中扮演着一个十分重要的角色，所以从地面转移到海洋盆地的岩石碎屑组合中，存在强烈气候诱发的纬度变化特征。目前，可见于土壤剖面(Chamley,1989;Milliman和Syvitski,1992;Hillier,1995),河流悬浮物(Milliman和Meade,1983;Emeis,1985;Konta,1985)和海洋表层沉积物中(比如,Biscaye,1965;Windom,1976;Thiry,2000)。实质