魏巍，朱筱敏，孟元林，朱世發(fā)，劉文慧，周凱，鄭妍

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基于熱力學與動力學方法預測碎屑巖的次生孔隙發(fā)育帶

魏巍1, 2，朱筱敏1, 2，孟元林3，朱世發(fā)1, 2，劉文慧4，周凱5，鄭妍5

(1. 中國石油大學(北京) 地球科學學院，北京，102249；2. 中國石油大學(北京) 油氣資源與探測國家重點實驗室，北京，102249；3. 東北石油大學地球科學學院，黑龍江大慶，163318；4. 中國石油大慶油田第四采油廠，黑龍江大慶，163511；5. 中國石油大港油田第五采油廠，天津，300283)

松遼盆地北部下白堊系泉四段為富鉀長石碎屑巖，油氣主要聚集在以鉀長石溶蝕孔為主的次生孔隙發(fā)育帶中。為了預測其次生孔隙發(fā)育帶的分布，從次生孔隙的形成機制出發(fā)，應用盆地模擬技術，恢復泉四段埋藏史、熱史和有機質(zhì)熱演化史等。以成巖環(huán)境和流體性質(zhì)為基礎，應用次生孔隙形成時期的古地溫和古壓力，結合地層水中K+和H+質(zhì)量濃度，計算鉀長石溶蝕反應的Gibbs自由能增量(Δ)和反應速率()，討論鉀長石溶解—沉淀狀態(tài)以及次生孔隙發(fā)育程度。研究結果表明：泉四段的次生孔隙主要形成于嫩江期和明水期，且現(xiàn)今大部分區(qū)域仍發(fā)生溶蝕作用。鉀長石自發(fā)反應(Δ＜0 kJ/mol)且溶解速率快的砂體易發(fā)育次生孔隙。松遼盆地北部泉四段儲層的次生孔隙發(fā)育帶主要位于中央坳陷區(qū)的西北和東南部，處于Δ＜?38 kJ/mol的砂體發(fā)育區(qū)。然而，位于中央坳陷的中部和南部，發(fā)育中成巖階段A2亞期及?38≤Δ＜0 kJ/mol的砂體，鉀長石溶蝕反應速率低，次生孔隙發(fā)育較好。

Gibbs自由能；反應速率；熱力學；次生孔隙；泉四段；松遼盆地北部

松遼盆地北部下白堊系儲層以富長石為特征，骨架顆粒長石質(zhì)量一般占總質(zhì)量的27%~45%[1]。其中，下白堊系泉四段儲層具有低孔、特低滲特征，油氣主要聚集在相對高孔、高滲的次生孔隙發(fā)育帶中[1]。泉四段儲層的次生孔隙主要由長石顆粒被選擇性溶解導致，如位于齊家北油田古708區(qū)塊泉四段的地質(zhì)儲量達2.7×107t，油氣主要聚集在鉀長石溶孔中[2]，因此，次生孔隙發(fā)育帶的分布成為了目的層勘探的重點。目前，在次生孔隙預測方面，前人進行了較多研究[1, 3?13]。一些預測方法是基于次生孔隙的影響因素，通過劃分成巖演化階段，將處于中成巖階段的地層定為次生孔隙發(fā)育帶[1, 12]。也有學者通過討論顆粒包殼、超壓和油氣充注等對次生孔隙的影響，定量化討論和預測次生孔隙分布[3?7]。然而，從形成機制上看，次生孔隙是地層中易溶礦物(如長石、碳酸鹽膠結物等)和流體發(fā)生水巖反應的結果，發(fā)育程度與礦物的溶蝕反應程度有關，反應程度主要受熱力學和動力學控制[14]。為了更準確、定量化地預測次生孔隙發(fā)育帶，本文作者從次生孔隙的形成機制出發(fā)，首先確定研究區(qū)的次生孔隙主要為鉀長石溶蝕作用產(chǎn)生；其次，根據(jù)盆地模擬結果，判斷目的層次生孔隙的形成時間，恢復次生孔隙形成時的古溫度和壓力；最后，應用溫度、壓力以及地層水資料(K+質(zhì)量濃度和pH)，計算鉀長石溶蝕反應的自由能增量及反應速率，討論溶蝕反應狀態(tài)及程度，預測次生孔隙發(fā)育帶的分布。

1 地質(zhì)概況

松遼盆地位于我國東北部，是1個中、新生代大型內(nèi)陸湖盆。根據(jù)構造演化特征，松遼盆地北部可劃分為北部傾沒區(qū)、西部斜坡區(qū)、中央坳陷區(qū)、東北隆起區(qū)、東南隆起區(qū)5個一級構造單元(見圖1[15?16])。白堊系厚度最大，是松遼盆地勘探開發(fā)的主要目的層段，自下而上分為沙河子組(K1sh)、營城組(K1yc)、登婁庫組(K1d)、泉頭組(K1q)、青山口組(K1qn)、姚家組(K1y)、嫩江組(K1n)、四方臺組(K1s)和明水組(K1m)(見圖2[17])。其中，泉頭組自下向上依次分為泉一、泉二、泉三和泉四段，泉四段是本文研究的目的層，具有單層厚度小、埋藏較深、成巖作用較強和物性差的特征，地層厚度主要分布在0~128 m之間。松遼盆地發(fā)育5套含油氣組合，下部組合中的扶余油層發(fā)育在泉四段儲層中，油源主要來自上覆青山口組的暗色泥巖，湖相泥巖最大面積達8.7×104km2，厚度為60~120 m。從盆地邊部到中心，泉四段依次發(fā)育沖積扇、辮狀河、曲流河、三角洲平原、三角洲前緣和濱淺湖相。

圖1 松遼盆地北部泉四段Sq1儲層的成巖階段分布

圖2 松遼盆地地層劃分

2 儲層基本特征

松遼盆地北部泉四段儲層以長石巖屑砂巖和巖屑長石砂巖為主。287口井的巖石薄片鑒定結果表明[16]：石英、長石和巖屑顆粒的平均質(zhì)量分數(shù)分別為24.6%，28.9%和46.5%，其中，長石以鉀長石為主，占長石總質(zhì)量的86.2%。儲層填隙物較少，主要包括黏土雜基和膠結物，平均質(zhì)量分數(shù)分別為8.7%和5.3%。

58口井919塊巖心孔隙度資料表明[16]：泉四段儲層孔隙度主要分布在2.4%~26.3%之間，平均為13.3%，滲透率主要分布在(0.01~109.00)×103μm2之間，平均為6.24×103μm2，屬于低孔、特低滲儲層。此外，儲層物性在橫向上變化大，除了沉積相對儲層物性的控制以外，不同構造區(qū)的儲層埋深不同，成巖作用強度不同，也導致儲層物性差別大。從盆地邊緣到中心，儲層埋深增加，成巖作用加強，依次發(fā)育早成巖階段A、早成巖階段B、中成巖階段A1亞期、中成巖階段A2亞期和中成巖階段B期，呈環(huán)帶狀展布(圖1)。在盆地邊緣，儲層埋深淺，分布在0.8~1.5 km之間；成巖作用弱，主要處于早成巖階段，孔隙度分布在4.7%~26.3%之間，平均為16.4%；孔隙以原生孔隙為主，占總孔隙的80%~90%。在中央坳陷區(qū)，儲層埋藏加深，最深超過2.6 km，主要處于中成巖階段A 期[1]，孔隙度分布在2.4%~22.3%之間，平均為11.9%，薄片觀察表明該區(qū)域次生孔隙占總孔隙的20%~30%。

3 次生孔隙分布、形成機制及形成時間

3.1 次生孔隙縱向分布及形成機制

巖心的實測孔隙度、普通薄片和鑄體薄片資料表明[16]：松遼盆地下白堊系泉四段的次生孔隙發(fā)育帶，主要分布于1.5~2.3 km之間，處于中成巖階段A2亞期(0.7%＜鏡質(zhì)組反射率o＜1.3%[1])，并且與現(xiàn)今地層水有機酸質(zhì)量濃度的高值帶具有良好的對應關系(見圖3)。圖3中有機酸的質(zhì)量濃度是現(xiàn)今地層水實測的質(zhì)量濃度(836組數(shù)據(jù)點)，即在現(xiàn)今地層水中的有機酸仍在溶蝕儲層，形成次生孔隙。由圖3可以看出：泉四段的次生孔隙發(fā)育帶主要由有機酸對儲層的溶蝕作用形成。圖4所示為松遼盆地北部泉四段儲層薄片照片。由圖4可知：泉四段孔隙主要為鉀長石溶孔，泉四段的油氣主要來源于上覆的青一段泥巖，泥巖厚度大，以III型干酪根為主，具有較強的產(chǎn)酸能力，為泉四段儲層次生孔隙的形成提供充足的酸源[2, 15?16]。此外，黏土礦物蒙皂石在向伊利石轉化的過程中會排放H+，進一步增加成巖流體的酸度，有利于次生孔隙的形成，擴大孔喉道半徑，改善儲層滲透性，為油氣運聚提供通道和儲集的場所。

(a) 孔隙度；(b) 有機酸質(zhì)量濃度；(c) Ro

(a) Shu39，1 958.26 m，長石溶蝕孔，藍色鑄體，單偏；(b) Y76，2 395.78 m，長石溶蝕孔，藍色鑄體，單偏； (c) Sh301井，889.16 m，粒間溶蝕擴大孔和長石粒內(nèi)孔，藍色鑄體，單偏； (d) Shu129，1 581.31 m，長石粒內(nèi)溶孔，粒間溶蝕擴大孔，藍色鑄體，單偏；(e) Sh51，1 720.18 m，長石被方解石交代，正交；(f) Xing76，1 634.34 m，長石未溶蝕，次生孔隙不發(fā)育，正交

3.2 次生孔隙形成時間

在地質(zhì)過程中，鉀長石遇酸發(fā)生溶蝕反應，產(chǎn)生大量次生孔隙，后期油氣注入，形成油氣藏。然而，在熱力學和動力學計算中，討論的是次生孔隙形成時期鉀長石的溶蝕反應狀態(tài)及程度，進而判斷次生孔隙的發(fā)育狀況。因此，本文作者應用盆地模擬軟件，以位于中央坳陷東部的X11井為例(圖5)，討論泉四段在地史時期的有機質(zhì)熱演化過程，判斷次生孔隙的主要形成時期，并恢復古溫度和壓力，為熱力學、動力學計算提供有效參數(shù)。

圖5 X11井有機質(zhì)熱演化史圖

青山口組沉積后，泉四段儲層處于早成巖階段，o＜0.5%(圖5)，以機械壓實為主，原生孔隙發(fā)育。嫩江組沉積后期，青一段底界開始穿過o=0.7%等值線，烴源巖進入大量生烴時期，也是排酸高峰期[12]。大量生成的油氣和有機酸使壓力達到釋放極限，產(chǎn)生裂縫，其內(nèi)大量孔隙流體排出，進入下伏泉頭組儲層，形成大規(guī)模的次生孔隙。此時，泉四段儲層主要處于中成巖階段A2亞期，對應有機酸大量排放和次生孔隙大量形成期(圖3)。流體包裹體均一溫度測試表明，泉四段流體包裹體均一溫度約為110 ℃(嫩江期末)[16]，該成藏溫度恰好與排酸高峰期的溫度(90~120 ℃)一致。因此，嫩江期末是X11井泉四段次生孔隙的主要形成時期，也是扶余油層大規(guī)模成藏時期。

自明水組沉積時期至今，盆地進入裂后發(fā)育階段，泉四段緩慢埋藏沉積，大地熱流降低，地溫增加緩慢，有機質(zhì)成熟度增加緩慢，處于中成巖階段A2亞期的儲層范圍逐漸增大。青一段烴源巖主要處于成熟階段，干酪根的生酸能力下降，不易形成大規(guī)模的次生孔隙發(fā)育帶，主要是對早期形成的次生孔隙起到擴大和改善作用。

本文作者應用盆地模擬軟件，恢復全區(qū)337口探井泉四段的埋藏史、熱史等，判斷各井泉四段儲層次生孔隙大量形成的時間。結果表明：研究區(qū)泉四段儲層的次生孔隙主要在嫩江期和明水期形成，從盆地中心向邊部，次生孔隙的形成時間越來越晚，如位于中央坳陷的X11，Gu12和Y76井等，次生孔隙在嫩江組沉積末期大量形成；位于中央坳陷外緣的Y134，Songs3和Xing35井等，次生孔隙主要在明水期末大量形成。

4 鉀長石溶蝕反應的熱力學和動力學計算

4.1 鉀長石溶蝕反應的熱力學計算原理

松遼盆地泉四段儲層的次生孔隙主要是上覆青一段泥巖生烴排放的大量有機酸溶蝕鉀長石顆粒而成，鉀長石與有機酸的反應方程式[18]如下：

2KAlSi3O8(鉀長石)+2H++H2O→

Al2Si2O5(OH)4+4SiO2+2K+(1)

在熱力學研究中，按照熱力學第二定律，在封閉條件下，化學反應的吉布斯自由能增量(Δ)可作為熱力學過程進行的方向和限度的判據(jù)，以及作為過程不可逆性程度的量度。當Δ＞0 kJ/mol時，化學反應不發(fā)生；當Δ=0 kJ/mol時，化學反應平衡；當Δ＜ 0 kJ/mol時，化學反應自動發(fā)生。Δ越小，反應越容易進行。下式為一般形式的反應吉布斯增量的計算公式：

Δ(，)=Δ0(，)+cln(2)

式中：Δ(，)為任意狀況(任意溫度、壓力)、任意狀態(tài)(參加反應的各物質(zhì)的量沒有限定)下的反應吉布斯自由能增量，kJ/mol，可判斷對應條件下的反應方向；Δ0(，)為任意溫度、壓力下反應的標準摩爾吉布斯自由能增量，kJ/mol；c為氣體常數(shù)，c=8.314 J/(mol·K)；為平衡常數(shù)。其中，Δ0(，)由下式 計算：

式中：Δ0為標準狀態(tài)下反應量為1 mol的焓變，kJ/mol；Δ0為標準狀態(tài)下反應量為1 mol時的熵變，J/(mol·K)；ΔC為熱容變化，J/(mol·K)；Δ為體積變化，cm3/mol。

式(2)中平衡常數(shù)由下式定義：

式中：re為化學反應過程中反應物中離子活度；pro為化學反應過程中生成物離子活度；re為反應物的化學計量數(shù)；pro為生成物的化學計量數(shù)。其中，離子活度可通過下式得到：

i=ii(5)

式中：α為組分的活度；m為組分的濃度，由地層水分析資料獲得；r為組分的活度系數(shù)，可通過Debye?Huckle的活度模型進行計算[19]。

上述計算中所涉及的溫度和壓力數(shù)據(jù)來自盆地模擬結果，熱力學參數(shù)來源于文獻[20?24](表1)，地層水的pH以及相關離子質(zhì)量濃度數(shù)據(jù)來源于地層水分析資料，具體計算步驟可通過計算機編程實現(xiàn)。本文采用的地層水分析資料主要來源于鉆井過程或完井后的地層測試結果，不受后期注水開采影響，因此，可以代表現(xiàn)今目的層的流體性質(zhì)。

表1 鉀長石溶解反應有關反應物和生成物的熱力學參數(shù)

注：0為標準狀態(tài)下物質(zhì)的焓；0為標準狀態(tài)下物質(zhì)的熵；0為標準狀態(tài)下物質(zhì)體積的變化；p為物質(zhì)的熱容。

4.2 鉀長石溶蝕反應的動力學計算原理

化學反應動力學研究的是反應進行的速率，即反應物通過化學反應轉化為產(chǎn)物的速率，判斷反應速度和反應程度。國內(nèi)外關于礦物成巖過程中的反應速率的研究主要基于實驗測得，研究碳酸鹽、硅酸鹽礦物與不同質(zhì)量濃度的酸發(fā)生溶蝕作用的反應速率[25?26]。

本文主要研究鉀長石溶蝕反應的反應速率，目前，已有很多學者做過鉀長石與有機酸溶蝕的實驗[27?30]。Yang等[31]討論了溫度、pH、活化能和Gibbs自由能對長石溶蝕反應速率的影響，發(fā)現(xiàn)溫度、pH與反應速率之間具有良好的對應關系，并建立基于兩者的長石溶蝕反應速率公式：

ln=?2.71?3 410/?0.5×pH (6)

式中：為反應速率，mol/(cm2·s)；為溫度，K；pH為地層水的酸堿度。該公式適用于溫度范圍為5~ 300 ℃，pH為0~5。然而，在地下礦物溶蝕過程中，地層水主要呈弱酸或弱堿性，pH處于6~9，該公式顯然不適用于求取地下鉀長石溶蝕的反應速率。Melvyn等[18]的研究表明，當?shù)貙铀膒H>5時，鉀長石溶蝕反應速率下降到最低，可近似等于pH=5時的反應速率。因此，在式(6)的基礎上，長石溶蝕反應速率的對數(shù)公式可修改為

由式(7)可知：當pH＜5時，溶蝕反應速率與溫度和pH有關，當溫度越高，pH越低時，越大，鉀長石溶蝕反應越快。然而，當pH≥5時，溶蝕反應速率只與溫度有關，反應速率隨溫度升高而增大。

4.3 鉀長石溶蝕的熱力學和動力學過程

鉀長石的溶蝕反應受熱力學和動力學控制，為了預測鉀長石溶蝕產(chǎn)生次生孔隙發(fā)育帶的分布，本文作者應用泉四段儲層次生孔隙形成時期的古地溫和古壓力，結合現(xiàn)今地層水的實測K+質(zhì)量濃度和pH(221組數(shù)據(jù))，計算次生孔隙形成時期的鉀長石溶蝕反應的Gibbs自由能增量(Δ)(式(2)~(5))和溶蝕反應速率(式(7))。其中，泉四段地層現(xiàn)今主要處于中成巖階段A期，正在發(fā)生溶蝕作用。而嫩江期和明水期為次生孔隙發(fā)育帶大規(guī)模形成時期，地層埋深在1.5~2.5 km之間，而后未遭受劇烈的構造運動，未與大氣水接觸，儲層處于封閉體系。同時，有機酸排放少，水巖反應減弱，地層水中離子轉換不活躍。因此，現(xiàn)今地層水的離子質(zhì)量濃度可反映次生孔隙形成時的地層水狀態(tài)。

圖6所示為泉四段鉀長石溶蝕反應的Gibbs自由能增量和溫度之間的散點圖，所有數(shù)據(jù)點的Δ均處于0~?60 kJ/mol之間，說明次生孔隙形成時，鉀長石處于不穩(wěn)定狀態(tài)，易發(fā)生溶蝕反應。隨著Δ減小，鉀長石越易溶蝕。當溫度處于80~100 ℃時(與排酸高峰期的溫度相對應)，Δ主要分布在?35~?60 kJ/mol，說明鉀長石更活躍，可以發(fā)生溶蝕反應。但是，Δ只能用于判斷鉀長石與有機酸是否發(fā)生反應，卻不能判斷反應程度及反應速率，這便需要進行化學動力學的研究[18]。

圖6 鉀長石溶蝕反應的自由能增量與溫度的關系

動力學的計算必須以熱力學的結果為前提條件，只有當反應處于不平衡狀態(tài)時(Δ＜0 kJ/mol)，應用動力學進一步討論反應程度。當反應速率非常小或等于0 mol/(cm2?s)時，表明反應程度很低，反應速率越大，反應進行得越徹底[28, 32?33]。因此，在Gibbs自由能增量Δ的基礎上，應用式(7)計算各井泉四段鉀長石的溶蝕反應速率，建立Δ與的交匯圖(圖7)。由圖7可見：Δ和溶蝕反應速率具有良好的指數(shù)關系，并且隨著Δ減小，反應速率越大。

圖7 鉀長石溶蝕反應的自由能增量與反應速率的關系

因此，以Δ=?38 kJ/mol為界線，可以判斷鉀長石溶蝕反應程度，進而預測次生孔隙的發(fā)育狀態(tài)。當?38≤Δ＜0 kJ/mol時，近乎0 mol/(cm2·s)，溶蝕速率極小，鉀長石溶蝕作用弱。當Δ＜?38 kJ/mol時，＞0 mol/(cm2·s)，鉀長石溶蝕作用強烈，次生孔隙發(fā)育；隨著Δ減小，反應速率呈指數(shù)增長，溶蝕反應更劇烈。

4.4 結果檢驗

為了驗證上述結果的準確性，本文通過薄片資料，統(tǒng)計研究區(qū)中未參與上述計算的22口井的泉四段次生孔隙含量[16]，建立次生孔隙含量(體積百分比)和Δ的關系圖如圖8所示。從圖8可見：次生孔隙與Δ呈正比關系，相關系數(shù)為0.6；次生孔隙主要發(fā)育在Δ＜?38 kJ/mol的區(qū)域，隨著Δ減小，次生孔隙增多。例如，Shu39和Y76井的泉四段的自由能增量別為?44 kJ/mol和?43 kJ/mol，鉀長石溶蝕作用較強。薄片觀察顯示這2口井泉四段的鉀長石溶蝕現(xiàn)象普遍，次生孔隙發(fā)育(圖4(a)和(b))。然而，X76和S51井的泉四段的自由能增量分別為?20 kJ/mol和?31 kJ/mol，鉀長石溶蝕作用很弱。薄片觀察顯示這2口井泉四段儲層的鉀長石顆粒幾乎未發(fā)生溶蝕作用，次生孔隙幾乎不發(fā)育(圖4(e)和(f))。因此，應用Δ預測次生孔隙發(fā)育程度具有一定準確性和可靠性。

圖8 自由能增量與次生孔隙含量的關系

5 次生孔隙發(fā)育帶預測

為了研究松遼盆地北部泉四段次生孔隙發(fā)育帶平面的分布規(guī)律，根據(jù)上文計算的鉀長石溶蝕反應的Gibbs自由能增量Δ繪制平面等值線，見圖9。圖9中，?38≤Δ＜0 kJ/mol的砂體發(fā)育區(qū)為鉀長石溶蝕微弱區(qū)；Δ＜?38 kJ/mol的砂體發(fā)育區(qū)為鉀長石溶蝕強烈區(qū)。然而，當有機質(zhì)進入生烴門限，大量排酸時，儲層可以形成大規(guī)模的次生孔隙，主要處于中成巖階段A2亞期(圖3)。因此，在Δ等值線的基礎上，疊合成巖階段和沉積相平面圖，預測次生孔隙發(fā)育的砂體分布區(qū)(見圖10)。由圖9和圖10可以看出：當 Δ＜?38 kJ/mol時，儲層主要處于中成巖階段A2亞期，鉀長石溶蝕強烈，次生孔隙大量形成，砂體發(fā)育區(qū)為次生孔隙發(fā)育帶。處于中成巖階段A2亞期以及?38≤Δ＜0 kJ/mol的儲層，鉀長石溶蝕作用弱，為次生孔隙較發(fā)育區(qū)。而處于Δ≥0 kJ/mol、中成巖階段B期的儲層及濱淺湖相泥巖均較難發(fā)育次生孔隙。因此，松遼盆地北部泉四段儲層的次生孔隙主要位于在中央坳陷區(qū)，發(fā)育在處于中成巖階段A2亞期的砂體中。其中，次生孔隙發(fā)育帶主要位于盆地的中央坳陷區(qū)的西北部和東南部砂體中，次生孔隙較發(fā)育帶主要位于次生孔隙發(fā)育帶的外部砂體中。

圖9 松遼盆地北部泉四段鉀長石溶蝕反應的自由能增量等值線

圖10 松遼盆地北部泉四段鉀長石溶蝕次生孔隙發(fā)育帶

5 結論

1) 松遼盆地北部泉四段儲層的油氣主要儲集在鉀長石溶蝕產(chǎn)生的次生孔隙中，儲層處于中成巖階段A2亞期，次生孔隙大規(guī)模形成時期為嫩江期和明水期。

2) 松遼盆地北部泉四段儲層中，鉀長石溶蝕反應的Δ主要分布在0~?60 kJ/mol之間，鉀長石處于不穩(wěn)定狀態(tài)，易發(fā)生溶蝕作用。當Δ處于0~?38 kJ/mol時，溶蝕反應速率幾乎為0 mol/(cm2·s)，鉀長石溶蝕作用較弱。隨著Δ減小，反應速率呈指數(shù)增加，溶蝕更劇烈。當Δ＜?38 kJ/mol時，反應速率快，溫度主要處于80~110 ℃之間，對應著泥巖有機質(zhì)生烴排酸的高峰期，鉀長石溶蝕作用強烈。

3) 松遼盆地北部泉四段儲層的次生孔隙主要發(fā)育在中央坳陷區(qū)，處于中成巖階段A2亞期的儲層。其中，次生孔隙發(fā)育帶主要位于中央坳陷區(qū)的西北部和東南部，Δ＜?38 kJ/mol的砂體發(fā)育區(qū)。次生孔隙較發(fā)育帶處于次生孔隙發(fā)育帶外部，?38≤Δ＜0 kJ/mol的區(qū)域。而當Δ≥0 kJ/mol時，處于中成巖階段B期的儲層及濱淺湖相泥巖均較難發(fā)育次生孔隙。

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Prediction of secondary porosity developmental zones based on thermodynamics and dynamics methods

WEI Wei1, 2, ZHU Xiaomin1, 2, MENG Yuanlin3, ZHU Shifa1, 2, LIU Wenhui4, ZHOU Kai5, ZHENG Yan5

(1. School of Geosciences, China University of Petroleum (Beijing), Beijing 102249, China;2. State Key Laboratory of Petroleum Resource and Prospecting, China University of Petroleum (Beijing), Beijing 102249, China;3. School of Geosciences, Northeast Petroleum University, Daqing 163318, China;4. No.4 Oil Production Plant, Daqing Oilfield Company, PetroChina, Daqing 163511, China;5. No.5 Oil Production Plant, Dagang Oilfield Company, PetroChina, Tianjin 300283, China)

The fourth member of Quantou Formation is composed of K-rich feldspathic litharenite and lithic feldspar sandstones in northern Songliao Basin. As the hydrocarbon accumulation sites, high-quality reservoirs occur in the secondary porosity which mainly caused by the dissolution of K-feldspar. In order to predict the distribution of secondary porosity zones, the burial, thermodynamics and organic matter thermal evolutionary histories were restored through basin modeling based on the formation mechanism of the secondary porosity. On the basis of the diagenetic environment and fluid properties, the influences of Gibbs free energy (Δ) and dissolution velocity () on the secondary porosity were analyzed, and the dissolution-precipitation state and development degree of secondary porosity were discussed applying the temperature, pressure, potassium concentrations and pH of the porewater. The results show that the secondary pores are formed in the Nenjiang and Mingshui stage, and dissolution still occurs in most areas. The secondary pores are formed in the reservoir with Δ＜0 kJ/mol and high K-feldspar dissolution velocity. Moreover, the secondary pore developmental zones are mainly located in the northwest and southeast of Central Depression with Δ＜?38 kJ/mol. However, the secondary pore relatively developmental zones with low dissolution velocity are mainly located in the middle(A2) and southern of Central Depression with ?38≤Δ＜0 kJ/mol.

Gibbs free energy; reaction rate; thermodynamics; secondary porosity; the fourth member of Quantou Formation; the northern Songliao Basin

10.11817/j.issn.1672-7207.2015.10.036

TE122.2；P618.13

A

1672?7207(2015)10?3822?10

2014?10?08；

2014?12?15

國家油氣重大專項(2011ZX05009-002-104)；國家自然科學基金資助項目(41272133)；國家自然科學基金青年科學基金資助項目(41202107)；中國石油大學(北京)科研基金資助項目(KYJJ2012-01-20)(Project (2011ZX05009-002-104) supported by the National Major Projects of Oil and Gas of China; Project (41272133) supported by the National Natural Science Foundation of China; Project (41202107) supported by the National Natural Science Foundation for Young Scholars of China; Project (KYJJ2012-01-20) supported by the Scientific Research Foundation of China University of Petroleum, Beijing)

朱筱敏，教授，從事沉積儲層和層序地層學研究；E-mail：xmzhu@cup.edu.cn

(編輯 劉錦偉)