楊友運，劉喜強，孫　睿

(1.西安石油大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院，西安　710065； 2.西北大學(xué) 地質(zhì)學(xué)系，西安　710069)

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深埋砂巖儲層長石溶孔率定量計算的新方法及應(yīng)用
——以鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長81儲層為例

楊友運1，劉喜強2，孫睿2

(1.西安石油大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院，西安710065； 2.西北大學(xué) 地質(zhì)學(xué)系，西安710069)

摘要：次生孔隙是砂巖儲層中重要的油氣儲集空間，而長石溶蝕產(chǎn)生的次生孔隙(即長石溶孔)往往是最重要的次生孔隙類型之一?；跓崃W(xué)原理，提出了依據(jù)溶蝕產(chǎn)物自生黏土礦物的含量定量計算深埋條件下長石溶蝕產(chǎn)生的次生孔隙率的新方法，即：鉀長石次生孔隙率 = 0.28×高嶺石含量或0.36×伊利石含量；鈉長石次生孔隙率= 0.10×高嶺石含量或0.17×伊利石含量；鈣長石次生孔隙率 = 0.014×高嶺石含量或0.08×伊利石含量。在對鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長81儲層的礦物巖石學(xué)特征進行詳細(xì)研究的基礎(chǔ)上，依據(jù)新方法對隴東地區(qū)長81儲層深埋條件下長石溶蝕產(chǎn)生的次生孔隙率進行了計算，并與實測面孔率和溶蝕模擬實驗結(jié)果進行了對比。結(jié)果表明，長81儲層51塊樣品長石溶蝕產(chǎn)生的次生孔隙率的計算平均值為1.32%，與長石溶孔率的實測值(平均1.44%)比較接近；與溶蝕模擬實驗產(chǎn)生的溶孔率相比，新方法的計算結(jié)果也是合理的。

關(guān)鍵詞：長石溶蝕；次生孔隙；計算方法；模擬實驗，長81儲層；隴東地區(qū)；鄂爾多斯盆地

次生孔隙是砂巖儲層中重要的油氣儲集空間，目前已知的砂巖孔隙中至少有1/3是由次生孔隙貢獻的[1-2]。砂巖儲層中的次生孔隙主要由長石、巖屑等不穩(wěn)定的骨架顆粒及早期形成的碳酸鹽膠結(jié)物等的溶蝕形成。大量研究表明，作為分布最廣泛的骨架組分，長石溶蝕形成的次生孔隙(即長石溶孔)有效提高了砂巖儲層的孔隙度和滲透率，尤其對深部埋藏的砂巖儲層孔滲條件有著明顯的改善。

自20世紀(jì)70年代以來，國內(nèi)外許多研究者深入研究了砂巖儲層中成巖作用與次生孔隙的形成及演化、次生孔隙的形成機制及識別標(biāo)志等問題[3-15]。對于溶蝕介質(zhì)，普遍認(rèn)為次生孔隙是由有機質(zhì)熱成熟過程中形成的有機酸或有機質(zhì)脫羧作用所產(chǎn)生的CO2形成的酸性流體溶蝕長石等不穩(wěn)定組分形成的，而近年來有不少研究[2,14-15]認(rèn)為，近地表暴露或淺埋藏階段大氣淡水的淋濾和溶解作用也是形成次生孔隙的重要機制。許多研究者[16-25]采用模擬實驗研究了礦物結(jié)構(gòu)與成分、流體性質(zhì)和反應(yīng)溫壓條件等因素對長石溶蝕速率和溶蝕量的影響。羅孝俊和楊衛(wèi)東[26]、賴興運等[27]、黃可可等[28]、遠(yuǎn)光輝等[29]依據(jù)熱力學(xué)原理探討了溫度、pH、有機酸類型等因素對長石溶蝕程度的影響，而李汶國等[30]、趙國泉等[31]定量計算了當(dāng)溶蝕產(chǎn)物為高嶺石時鉀長石、鈉長石和鈣長石溶蝕理論上可產(chǎn)生的次生孔隙率。他們的計算表明，封閉系統(tǒng)中鉀長石溶蝕仍能產(chǎn)生可觀的次生孔隙，鈉長石次之，而鈣長石溶蝕幾乎不產(chǎn)生次生孔隙。

本文提出一個依據(jù)溶蝕產(chǎn)物自生黏土礦物的含量定量計算長石溶孔率的新方法，并應(yīng)用于鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長81儲層。長81儲層是長慶油田隴東地區(qū)的主力油層之一，屬于低滲透的陸相致密砂巖儲層，以長石溶孔為主的次生孔隙是長81儲層最主要的儲集空間之一。雖然對于鄂爾多斯盆地延長組長石溶蝕機理和次生孔隙形成機制存在一些不同看法[2,15,32-34]，但普遍認(rèn)為長8油層組的次生孔隙主要是埋藏成巖過程中與長7烴源巖有關(guān)的有機酸溶蝕長石所形成的[34]。在對隴東地區(qū)長81儲層的礦物巖石學(xué)特征進行詳細(xì)研究的基礎(chǔ)上，本文依據(jù)新方法對長81儲層在深埋條件下長石溶蝕產(chǎn)生的次生孔隙率進行了計算，并與實測面孔率和溶蝕模擬實驗結(jié)果進行對比，來驗證計算結(jié)果的可靠性和計算方法的可行性，為隴東地區(qū)油氣資源的勘探和開發(fā)提供依據(jù)。

1儲層特征

1.1地質(zhì)概況

鄂爾多斯盆地是我國重要的含油氣盆地之一，是一個多構(gòu)造體系、多旋回演化、多沉積類型的克拉通盆地。其基底為早古生代碳酸鹽和蒸發(fā)鹽沉積以及晚古生代海陸交互相沉積；自晚三疊世開始，進入內(nèi)陸坳陷盆地沉積時期。上三疊統(tǒng)延長組是在盆地持續(xù)坳陷和穩(wěn)定沉降過程中堆積的一套沖積扇與扇三角洲—河流—湖泊相陸源碎屑巖沉積體系，巖性主要為細(xì)砂巖、粉砂巖與泥巖互層，中夾油頁巖。根據(jù)盆地油層縱向分布規(guī)律，延長組自上而下分為10個油層組，各油層組之間均為連續(xù)沉積的整合接觸。其中長7是延長組油氣藏的主要烴源巖層，而長2、長6和長8是盆地內(nèi)主要的含油氣層系[35-36]。

隴東地區(qū)位于鄂爾多斯盆地西南部，區(qū)域構(gòu)造上屬伊陜斜坡西南部。由于三疊紀(jì)末印支運動使盆地西南部抬升，隴東地區(qū)遭受強烈風(fēng)化剝蝕，缺失長1、長2地層，因此長6及長8油層組是隴東地區(qū)的主力油層，兩者均屬于特低—低孔、特低滲型儲層。對于長8油層組，根據(jù)巖性性質(zhì)等特征，可將其自上而下分為長81、長82和長83等3個階段，其中長81為長8儲層最為發(fā)育的階段，因此本研究選擇隴東地區(qū)長81儲層為研究對象，探討深埋條件下長石溶孔率的定量計算。

1.2巖石學(xué)特征

通過對研究區(qū)32口井66塊巖心樣品的薄片鏡下觀察，本區(qū)儲層巖性以巖屑質(zhì)長石砂巖和長石砂巖為主，長石質(zhì)巖屑砂巖次之。碎屑組分以石英和長石為主，其中長石含量20%～56%，平均35.9%，主要為正長石和酸性斜長石，正長石含量略高于斜長石；石英含量16%～66%，平均32.7%；巖屑含量5%～25%，平均11.5%，以噴出巖、石英巖、千枚巖、粉砂巖、泥巖巖屑為主；黑云母和白云母含量介于1%～16%之間，平均4.2%；填隙物含量較高，其含量為5%～34%之間，平均值為15.2%，填隙物中主要有綠泥石和伊利石等黏土礦物、方解石和白云石等碳酸鹽膠結(jié)物以及硅質(zhì)膠結(jié)等。

碎屑顆粒粒度主要為中—細(xì)粒(0.1～0.5 mm)，大多呈次圓—次棱角狀，分選中等—好，成熟度中等，反映了沉積區(qū)距離物源較近、沉積水動力較強的特點。顆粒間接觸關(guān)系以點—線狀接觸為主，膠結(jié)方式為孔隙式膠結(jié)和基底式膠結(jié)。

1.3長石溶蝕與次生孔隙特征

長81儲層的儲集空間由原生孔隙和次生孔隙構(gòu)成，包含少量的微孔和微裂隙。次生孔隙由粒間溶孔、長石溶孔、晶間孔、巖屑溶孔、碳酸鹽膠結(jié)物溶孔等構(gòu)成，其中長石溶孔占據(jù)主導(dǎo)地位，鏡下特征為長石溶蝕形成粒內(nèi)溶孔，甚至完全溶蝕形成鑄模孔(圖1a，b)。

圖1　鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長81儲層長石溶孔與自生伊利石

偏光顯微鏡觀察和掃描電鏡分析表明，正長石的溶蝕程度高于酸性斜長石，長石溶蝕生成的自生黏土礦物主要是伊利石，少量為高嶺石。這些自生伊利石主要以鱗片狀或網(wǎng)狀伊利石集合體形式(圖1c，d)分布在顆粒表面或充填于長石溶孔中，在掃描電鏡下呈卷曲片狀或絲縷狀(圖1e，f)。

2長石溶孔率計算原理

在有酸性介質(zhì)存在時，鉀長石(Or)、鈉長石(Ab)及鈣長石(An)與水接觸均會發(fā)生溶蝕反應(yīng)，生成高嶺石等自生黏土礦物，其反應(yīng)式分別為：

2KAlSi3O8(鉀長石)+2H++H2O=

Al2Si2O5(OH)4(高嶺石)+4SiO2(石英)+2K+

(1)

2NaAlSi3O8(鈉長石)+2H++H2O=

Al2Si2O5(OH)4(高嶺石)+4SiO2(石英)+2Na+

(2)

CaAl2Si2O8(鈣長石) +2H++H2O=

Al2Si2O5(OH)4(高嶺石)+Ca2+

(3)

埋藏條件下的儲層可看作封閉體系，即溶蝕產(chǎn)物全部保留在儲層中。將溶蝕反應(yīng)的體積差定義為固體產(chǎn)物體積的加和減去固體反應(yīng)物的體積，則根據(jù)礦物的摩爾體積數(shù)據(jù)(鉀長石109.1 cm3/mol、鈉長石100.2 cm3/mol、鈣長石100.7 cm3/mol、α石英22.7 cm3/mol、高嶺石99.3 cm3/mol、伊利石140.6 cm3/mol)[37]進行計算可知，上述3個溶蝕反應(yīng)式的體積差均為負(fù)數(shù)(分別為-28.1，-10.3 ，-1.4 cm3/mol)，即反應(yīng)后固相體積減少，這部分體積差就是鉀長石、鈉長石和鈣長石溶蝕所產(chǎn)生的次生孔隙。以原始礦物(鉀長石、鈉長石或鈣長石)所占體積為準(zhǔn)，則反應(yīng)式(1)-(3)產(chǎn)生的次生孔隙度為12.9%，5.1%，1.4%，與李汶國等[30]的計算結(jié)果一致。

當(dāng)古地溫達(dá)到120～140 ℃并且孔隙流體中含有足夠量的鉀離子時，將發(fā)生高嶺石的伊利石化作用[38-39]。溶蝕反應(yīng)式(1)-(3)伴隨高嶺石的伊利石化作用的凈效果等價于3種長石溶蝕生成伊利石的反應(yīng)，即：

3KAlSi3O8(鉀長石)+2H+=

KAl3Si3O10(OH)2(伊利石)+6SiO2(石英)+2K+

(4)

3NaAlSi3O8(鈉長石)+K++2H+=

KAl3Si3O10(OH)2(伊利石) +6SiO2(石英)+2Na+

(5)

CaAl2Si2O8(鈣長石) +2K++4H+=

2KAl3Si3O10(OH)2(伊利石) +3Ca2+

(6)

式(5)和(6)所需的鉀離子可由式(4)提供。定量計算表明，只要儲層中鉀長石的溶蝕量(以體積計)達(dá)到鈉長石溶蝕量的54.4%，則鉀長石溶蝕產(chǎn)生的K+足以使鈉長石溶蝕生成的高嶺石全部轉(zhuǎn)化為伊利石。同樣只要儲層中鉀長石的溶蝕量達(dá)到鈣長石溶蝕量的108.3%，則鉀長石溶蝕產(chǎn)生的K+能夠使鈣長石溶蝕生成的高嶺石全部轉(zhuǎn)化為伊利石。溶蝕反應(yīng)式(4)-(6)的體積差分別為-50.6，-23.9 ，-20.9cm3/mol，以原始礦物所占體積為準(zhǔn)，這些反應(yīng)產(chǎn)生的次生孔隙度分別為15.5%，8.0%，6.9%。顯然，相對于溶蝕產(chǎn)物為高嶺石的情形，當(dāng)3種長石的溶蝕產(chǎn)物為伊利石時能夠產(chǎn)生更多的次生孔隙。

因為反應(yīng)式(1)-(6)均只生成一種自生黏土礦物，所以可根據(jù)產(chǎn)物高嶺石或伊利石的含量計算3種長石溶蝕所產(chǎn)生的次生孔隙度。對于式(1)-(6)，相應(yīng)的計算公式分別為：

鉀長石次生孔隙率 = 0.28×高嶺石含量

(7)

鈉長石次生孔隙率 = 0.10×高嶺石含量

(8)

鈣長石次生孔隙率 = 0.014×高嶺石含量

(9)

鉀長石次生孔隙率 = 0.36×伊利石含量

(10)

鈉長石次生孔隙率 = 0.17×伊利石含量

(11)

鈣長石次生孔隙率 = 0.08×伊利石含量

(12)

3計算實例與討論

如前所述，普遍認(rèn)為鄂爾多斯盆地延長組長8油層組的次生孔隙主要是埋藏成巖過程中與長7烴源巖有關(guān)的有機酸溶蝕長石所形成的，因此本計算方法應(yīng)用的前提條件——封閉體系假定能夠近似滿足。隴東地區(qū)長81儲層中的自生黏土礦物除了綠泥石外，主要是伊利石，高嶺石和伊蒙混層礦物含量很低，另外正長石的溶蝕程度高于酸性斜長石。這些特征意味著長石類礦物溶蝕形成的高嶺石基本轉(zhuǎn)化成伊利石，因此本研究根據(jù)自生伊利石含量(以體積分?jǐn)?shù)計)計算各類長石溶蝕產(chǎn)生的次生孔隙率(表1)。

正長石和斜長石成分的電子探針分析表明，絕大多數(shù)正長石中Or的含量超過80%(摩爾分?jǐn)?shù))，而斜長石以Ab組分為主(摩爾分?jǐn)?shù)大于80%)，沒有發(fā)現(xiàn)富An的斜長石(這與長石族礦物中基性斜長石的熱力學(xué)性質(zhì)最不穩(wěn)定，極易在同生至淺埋藏條件下消耗殆盡的特點一致[38])。因此本研究將正長石的成分近似為純的鉀長石，斜長石的成分近似為純的鈉長石，根據(jù)公式(10)和(11)計算次生孔隙率。在統(tǒng)計伊利石含量時，將正長石表面及周圍孔隙中的自生伊利石視為正長石溶蝕的產(chǎn)物，將斜長石表面及周圍孔隙中的自生伊利石視為斜長石溶蝕的產(chǎn)物，而充填于正長石與斜長石顆粒之間的孔隙中的自生伊利石則進行均分。

通過偏光顯微鏡觀察測定了66塊鑄體薄片的正長石及斜長石含量、面孔率及其中的次生孔隙率、以及分別由正長石和斜長石溶蝕產(chǎn)生的自生伊利石含量，然后代入公式(10)和(11)分別計算正長石和斜長石溶蝕產(chǎn)生的次生孔隙率。部分樣品的礦物含量實測數(shù)據(jù)、長石溶孔率計算值以及實測值(單位均為體積分?jǐn)?shù))列于表1中。表1顯示，長石溶孔率的計算值變化范圍在0.6%～2.0% 之間，平均1.32%；而長石溶孔率實測值的范圍是0～3.0%(由于鑄膠技術(shù)的限制以及后期碳酸鹽膠結(jié)物的充填，部分鑄體薄片的次生孔隙率甚至總孔隙率幾乎為零)，平均1.44%(排除實測值為零的樣品)。對于多數(shù)樣品，本研究的計算值與實測值比較接近或略偏低?？偟膩碚f，本研究提出的理論方法的計算結(jié)果與長81儲層的實際情況符合較好。

表1　鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長81儲層長石溶孔率計算值及實測值

當(dāng)然，本計算方法將儲層視為封閉體系的假定對于深埋儲層基本符合實際；但是淺埋藏儲層并非封閉體系，而是開放—半封閉體系，因此本方法不再適用。在淺埋藏條件下長石溶蝕釋放的硅和鋁元素隨地層水遷移并離開儲層(而不在原地形成自生黏土礦物沉淀)從而產(chǎn)生更多的次生孔隙。因為長81儲層中有部分長石溶孔形成于淺埋藏階段，所以本方法的計算值低于實測值是合理的。

為了探討長81儲層在有機酸作用下形成次生孔隙的潛力并與長石溶孔率計算值進行對比，本研究委托中國石化石油勘探開發(fā)研究院無錫石油地質(zhì)研究所實驗研究中心開展了溶蝕實驗研究。本次模擬實驗選取白280井一組巖樣分成4份，分別在4組不同的溫度—壓力條件下與0.5 mol/L的乙酸水溶液反應(yīng)約100 h。詳細(xì)的實驗方法和過程本文省略，僅介紹實驗結(jié)果。

借助掃描電鏡對反應(yīng)前后的樣品進行定位觀察和能譜分析，發(fā)現(xiàn)砂巖中的長石顆粒和方解石膠結(jié)物發(fā)生了較明顯的溶蝕(圖2)。在4組不同的溫度—壓力條件下，樣品反應(yīng)后增加的次生孔隙率各不相同(表2)?？偟膩碚f，溶蝕率隨溫度壓力的升高而增大(其中溫度是主要因素)。在90 ℃和120 ℃的溫度條件下溶蝕率分別為1.87%和2.47%。考慮到深埋條件下長石的大量溶蝕主要發(fā)生在生油高峰形成之前(100～120 ℃)，這時有機質(zhì)分解產(chǎn)生的有機酸溶液(尤其是二元羧酸)可以使長石等鋁硅酸鹽礦物發(fā)生強烈的溶蝕形成次生孔隙，因此上述2個實驗溫度能夠大致代表儲層中長石大規(guī)模溶蝕的溫度上下限。本研究長石溶孔率的計算值和實測值均低于人工實驗值，考慮到溶蝕模擬實驗產(chǎn)生的溶孔中有相當(dāng)比例是由碳酸鹽膠結(jié)物溶蝕產(chǎn)生的，本方法的計算結(jié)果是比較合理的。

圖2　鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)白280井

溫度/℃壓力/MPa溶孔率/%65151.7690201.87120302.47150353.35

5結(jié)論

(1)基于熱力學(xué)原理，本研究提出了依據(jù)溶蝕產(chǎn)物自生黏土礦物的含量定量計算長石溶孔率的新方法。

(2)以長石溶孔為主的次生孔隙是隴東地區(qū)長81儲層的重要儲集空間，在深埋條件下正長石的溶蝕程度高于斜長石，長石溶蝕產(chǎn)物主要是自生伊利石，少量為高嶺石。

(3)根據(jù)自生伊利石含量計算了正長石及斜長石溶蝕產(chǎn)生的次生孔隙率(即長石溶孔率)。66塊樣品的長石溶孔率計算平均值為1.32%，與長石溶孔率的實測值(平均1.44%)接近，說明本方法的計算結(jié)果與長81儲層的實際情況符合較好。與溶蝕模擬實驗產(chǎn)生的溶孔率相比，本方法的計算結(jié)果也是合理的。

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(編輯徐文明)

A new method for the calculation of secondary porosity originating from the dissolution of feldspars in deeply buried formations and its application:A case study of the Chang 81Formation in Longdong area, Ordos Basin

Yang Youyun1, Liu Xiqiang2, Sun Rui2

(1.SchoolofEarthScienceandEngineering,Xi’anShiyouUniversity,Xi’an,Shaanxi710065,China;2.DepartmentofGeology,NorthwestUniversity,Xi’an,Shaanxi710069,China)

Abstract:Secondary porosity is an important accumulation space in clastic reservoirs. Among secondary pores, those pores originating from the dissolution of feldspars are dominant. A new method to calculate the volumes of secondary porosity from the dissolution of feldspars in deeply buried formations based on thermodynamic principle is proposed. The calculation method is as follows. The volume of secondary porosity originating from the dissolution of potassium feldspars=0.28×kaolinite content or 0.36×illite content. The volume of secondary porosity originating from the dissolution of albite feldspars=0.10×kaolinite content or 0.17×illite content. The volume of secondary porosity originating from the dissolution of anorthite feldspars=0.014×kaolinite content or 0.08×illite content. After a thorough investigation of petrologic characteristics, the new calculation method was applied to the Chang 81 Formation in Longdong area, Ordos Basin. The volumes of secondary porosity originating from the dissolution of feldspars in deeply buried formations in the Chang 81 Formation in the study area were calculated with the new method, and were compared with measured and simulated porosities. The average value of calculated secondary porosity from the dissolution of feldspars of 51 core samples from the Chang 81 Formation is 1.32%, which is close to the average measured value (1.44%) for those samples. The comparison between calculated and simulated results also confirms the reliability of this new method.

Keywords:feldspar dissolution; secondary porosity; calculation method; simulation experiment; Chang 81 Formation; Longdong area; Ordos Basin

文章編號：1001-6112(2016)03-0395-07

doi：10.11781/sysydz201603395

收稿日期：2015-06-17；

修訂日期：2016-04-05。

作者簡介：楊友運(1959—)，男，教授，從事沉積學(xué)與儲層地質(zhì)學(xué)教學(xué)與研究。E-mail：yyyang@xsyu.edu.cn。

基金項目：國家油氣重大專項(2011ZX05044)和國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃 (973計劃)項目(2014CB239003)資助。

中圖分類號：TE122.2

文獻標(biāo)識碼：A