塔里木盆地寒武系碳酸盐岩溶蚀作用机理模拟实验
塔里木盆地寒武系碳酸盐岩溶蚀作用机理模拟实验
彭军, 王雪龙, 韩浩东, 尹申, 夏青松, 李斌
西南石油大学地球科学与技术学院,成都 610500

第一作者简介:彭军(1968-),男,四川仁寿人,博士,西南石油大学教授,从事沉积学、储集层地质学及层序地层学研究。地址:四川省成都市新都区新都大道8号,西南石油大学地球科学与技术学院,邮政编码:610500。E-mail:pengjun@swpu.edu.cn

联系作者简介:王雪龙(1992-),男,四川仁寿人,西南石油大学在读硕士研究生,从事储集层地质学方面研究。地址:四川省成都市新都区新都大道8号,西南石油大学地球科学与技术学院,邮政编码:610500。E-mail:839341626@qq.com

摘要

以岩心柱样为实验样品,通过酸性流体渗流方式进行溶蚀模拟实验,模拟地层埋藏演化过程中的溶蚀作用,以分析塔里木盆地寒武系碳酸盐岩溶蚀作用特征及控制因素。研究表明:塔里木盆地寒武系碳酸盐岩的矿物成分及储集空间类型控制选择性溶蚀,方解石含量高的过渡型碳酸盐岩中方解石易优先溶蚀形成次生孔洞,而碳酸盐岩中的石膏、硬石膏在同生期、准同生期易溶蚀形成膏模孔。孔隙型碳酸盐岩以基质孔隙的扩溶为主,溶蚀后孔隙度、渗透率相应增加,但增幅不明显;裂缝型碳酸盐岩或者高压下形成裂缝的孔隙型碳酸盐岩易形成流体运移的优势通道,导致溶蚀量相对减少,但极大地提高了渗透率。随着温压的增加,酸性流体对碳酸盐岩的溶蚀能力先增强后减弱,存在最佳溶蚀温压范围,对应于寒武系的2 250~3 750 m埋深段。结合研究区储集层特征,认为准同生期方解石是溶蚀孔洞发育的物质基础,以早期大气淡水溶蚀为主,埋藏条件下受与有机质热演化有关的酸性流体、深部热流体等多种酸性流体溶蚀叠加改造形成规模优质储集层。图9表3参30

关键词: 塔里木盆地; 寒武系; 碳酸盐岩; 溶蚀作用; 溶蚀机理; 模拟实验
中图分类号:TE122.2 文献标志码:A 文章编号:1000-0747(2018)03-0415-11
Simulation for the dissolution mechanism of Cambrian carbonate rocks in Tarim Basin, NW China
PENG Jun, WANG Xuelong, HAN Haodong, YIN Shen, XIA Qingsong, LI Bin
School of Geoscience and Technology, Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China
Abstract

Carbonate dissolution during the process of burial and evolution by percolating acid fluid was simulated using core plugs to analyze the characteristics and controlling factors of Cambrian carbonate rock dissolution in the Tarim Basin. The results showed that mineral composition and reservoir space type control selective dissolution. In the carbonate rock strata with high calcite content, the calcite is likely to dissolve first to form secondary dissolution pores; gypsum and anhydrite in the carbonate rock can be dissolved to form mold pores in contemporaneous and penecontemporaneous stages. Porous carbonate has mainly enlargement of matrix pores, with porosity and permeability increasing correspondingly, but not obviously. In comparison, dominant channels for fluid are likely to occur in fractured carbonate or porous carbonate forming cracks under high pressure, resulting in a relative reduction in the dissolution volume, but great increase of permeability. With the rise of temperature and pressure, corrosion ability of acid fluid to carbonate increases first and then decreases, there exists an optimum range of temperature and pressure for dissolution, which corresponds to the buried depth of 2 250-3 750 m of the Cambrian. Considering reservoir characteristics of the study area, it is concluded that calcite in the penecontemporaneous period is the material basis for the development of dissolution pore, and carbonate rocks were mainly dissolved by early atmospheric fresh water, superimposed and reformed to form high quality reservoirs by multiple acid fluids including deep heat fluid and acid fluid generated during the process of organic thermal evolution under burial depth condition.

Keyword: Tarim Basin; Cambrian; carbonate rock; dissolution; dissolution mechanism; simulation experiment
0 引言

2013年, 塔里木盆地塔中隆起中深1井钻遇寒武系盐下白云岩并获得工业油气流, 标志着塔里木盆地寒武系油气勘探取得重要突破; 但是寒武系深层、超深层的储集层类型、成因及分布规律不清制约着有利区带预测和评价[1], 如塔深1井深达8 400 m依然发育大量次生溶蚀孔洞。因此, 超深层碳酸盐岩地层中次生孔隙成因问题是塔里木盆地寒武系储集层成因机理研究的主要内容之一。

针对碳酸盐岩溶蚀作用, 前人在矿物岩石学特征、溶蚀流体类型及溶蚀作用与次生孔隙的关系等方面做了大量研究[2, 3, 4]。从20世纪70年代开始, 国内外学者开始以溶蚀模拟实验为手段研究碳酸盐岩溶蚀机理[5, 6, 7]。早期侧重于对不同碳酸盐岩类型溶蚀速率的研究, 研究对象以岩石碎样或岩石块体为主, 流体与岩石表面直接接触[8, 9]。近年来, 随着技术手段的发展, 国内学者开始研究酸性流体在岩石内部渗流条件下的溶蚀特征, 分析岩石原始孔隙结构对溶蚀作用的影响及溶蚀前后岩石物性的变化特征[10, 11, 12]; 国外学者更是从微观角度以原位观察的方式研究碳酸盐岩孔隙结构及矿物成分对溶蚀作用的影响[13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21]。碳酸盐岩溶蚀模拟实验已经从宏观发展到微观, 从对单一矿物受单一因素控制的溶蚀特征研究发展到多手段相结合多因素共同控制下的岩石内部渗流溶蚀模拟。目前, 对碳酸盐岩主要矿物方解石、白云石的溶蚀能力已具有统一认识, 关于碳酸盐岩孔隙结构、储集空间类型对溶蚀作用的影响也取得了一定的研究成果; 但关于次要矿物石膏对碳酸盐岩溶蚀作用的影响认识尚不统一, 关于碳酸盐岩溶蚀能力与温度、压力的关系(即是否存在溶蚀窗)也存在分歧。这些问题的解决对碳酸盐岩溶蚀机理研究具有重要的补充作用, 更有利于塔里木盆地寒武系碳酸盐岩储集层成因分析及有利区预测。

本文以塔里木盆地寒武系碳酸盐岩为实验样品, 以地层中常见的有机酸(乙酸)和二氧化碳溶液为溶蚀流体, 模拟地层温压条件, 在连续渗流状态下进行溶蚀模拟实验, 主要从岩石储集空间类型、孔隙结构、矿物成分及温压条件方面讨论塔里木盆地寒武系碳酸盐岩溶蚀机理。

1 实验材料及流程
1.1 实验样品

实验综合考虑了温度、压力、储集空间类型、孔隙结构、矿物成分对碳酸盐岩溶蚀作用的影响, 选取巴楚地区巴探5井下寒武统肖尔布拉克组、玛北1井中寒武统沙依里克组、塔北地区星火2井及于奇6井上寒武统下丘里塔格群共4个岩心柱样, 井位分布如图1所示。薄片鉴定岩性分别为白云质灰岩(见图2a— 图2b)、残余砂屑细晶白云岩(见图2c— 图2e)、含硅细晶白云岩(见图2f— 图2g)、中晶白云岩(见图2h— 图2i)。X衍射表明白云质灰岩中方解石含量达52.49%(见表1), 白云石含量为44.18%; 其余样品白云石含量均在84%以上, 其中残余砂屑细晶白云岩白云石含量高达99.24%; 除此之外岩石中还发育少量石英、硬石膏、石盐等矿物, 其中含硅细晶白云岩石英含量达15.60%。偏光显微镜下孔隙特征(见图2)与物性数据(见表1)表明, 玛北1井白云质灰岩、巴探5井残余砂屑细晶白云岩、星火2井含硅细晶白云岩、于奇6井中晶白云岩4个样品分别属于孔隙型、裂缝-孔隙型、孔隙-裂缝型、裂缝型。

图1 实验样品井位分布图

图2 寒武系碳酸盐岩实验样品显微镜下特征
(a)玛北1井, 6 007.32 m, 沙依里克组, 白云质灰岩, 溶蚀前, 自形— 半自形粉晶白云石与泥晶方解石共生, 单偏光, 铸体薄片; (b)玛北1井, 6 007.32 m, 沙依里克组, 白云质灰岩, 溶蚀后, 泥晶方解石溶解, 粉晶白云石晶间孔扩大, 单偏光, 铸体薄片; (c)巴探5井, 5 785.95 m, 肖尔布拉克组, 残余砂屑细晶白云岩, 溶蚀前, 颗粒幻影明显, 发育晶间溶孔, 单偏光, 铸体薄片; (d)巴探5井, 5 785.95 m, 肖尔布拉克组, 残余砂屑细晶白云岩, 溶蚀后, 晶间溶孔扩溶成溶洞, 洞缘平滑, 单偏光, 铸体薄片; (e)巴探5井, 5 785.95 m, 肖尔布拉克组, 残余砂屑细晶白云岩, 溶蚀后, 晶间孔洞中充填的硬石膏未见溶蚀痕迹, 单偏光, 铸体薄片; (f)星火2井, 5 353.93 m, 下丘里塔格群, 含硅细晶白云岩, 溶蚀前, 发育裂缝和晶间溶孔, 单偏光, 铸体薄片; (g)星火2井, 5 353.93 m, 下丘里塔格群, 含硅细晶白云岩, 溶蚀后, 裂缝扩溶变宽, 单偏光, 铸体薄片; (h)于奇6井, 7 116.9 m, 下丘里塔格群, 中晶白云岩, 溶蚀前, 早期裂缝中充填的方解石中发育一条微裂缝, 单偏光, 铸体薄片; (i)于奇6井, 7 116.9 m, 下丘里塔格群, 中晶白云岩, 溶蚀后, 孤立晶间孔未见扩溶痕迹, 晶间孔中充填方解石未溶蚀, 单偏光, 铸体薄片

表1 寒武系不同碳酸盐岩样品孔隙度、渗透率及X衍射分析矿物含量数据
1.2 实验流体及温度、压力条件

碳酸盐岩溶蚀流体主要包括同生期与准同生期大气淡水(以二氧化碳溶液为主)、埋藏条件下与有机质热演化有关的酸性流体(以二氧化碳溶液和有机酸为主)[22, 23, 24]以及深部热流体(以二氧化碳溶液为主)[4]。因此实验选取了有机酸和二氧化碳溶液为溶蚀流体。有机酸为体积分数0.2%的乙酸溶液(pH值约为3.0), 由分析纯乙酸试剂和去离子水(除去了离子形式杂质的纯水)配制而成; 二氧化碳溶液分压为2.0 MPa(pH值约为5.0)。实验温度参考塔里木盆地塔北地区和巴楚地区寒武系的埋藏热演化史古地温资料(见图3— 图4), 塔北地区寒武系埋藏较深, 温度可达234 ℃, 而巴楚地区埋藏相对较浅, 最高温度仅为144 ℃。压力近似为各温度值对应埋深的地层静水压力(略有调整)。4个样品的实验温度、压力值见表2, 其中残余砂屑细晶白云岩的温压变化过程是从高温高压到低温低压, 模拟地层抬升的过程, 其余样品均从低温低压到高温高压。

图3 塔北地区寒武系埋藏热演化史(以塔深1井为例)

图4 巴楚地区寒武系埋藏热演化史(以巴探5井为例)

表2 不同碳酸盐岩样品的实验温度和压力
1.3 实验流程及设备

对样品进行洗油、烘干并磨制铸体薄片, 进行镜下观察。对样品进行X衍射分析其矿物含量特征, 实验仪器为X’ pert Pro型X射线衍射仪, 实验温度为25 ℃, 湿度为38%; 然后测定样品孔渗数据, 实验仪器为FYKS-3型覆压孔渗联合测定仪, 测试温度为25 ℃, 湿度为40%; 对样品进行CT扫描, 分析其孔隙结构特征, 实验仪器为Vltomelx S工业CT, 实验温度为25 ℃, 湿度为38%。完成上述测试后开始溶蚀实验:将岩心柱样装入夹持器, 通入预先配置好的酸性流体, 待流体匀速通过岩心柱样后(流速恒定为1 mL/min), 按设计逐步设定温度、压力值, 待其达到设定值后开始计时, 每个温压点溶蚀45 min, 然后收集5 min的溶蚀流体, 测定溶蚀流体中Ca2+、Mg2+浓度。所用设备为中国石油天然气集团公司碳酸盐岩储层重点实验室自主设计的高温高压动力学模拟装置, 流体离子浓度测定设备为Leeman Prodigy全谱直读光谱仪(4015)和Thrmo X SeriesⅡ 电感耦合等离子体质谱联用仪(SN01426C), 测试温度为25 ℃、湿度为47%。样品溶蚀后, 再磨制铸体薄片对其进行薄片鉴定、孔渗测定和CT扫描, 对比分析其溶蚀前、后储集层特征变化。

2 实验结果与分析
2.1 不同温度、压力条件下碳酸盐岩溶蚀规律

以溶液中钙镁离子总量代表样品溶蚀量、钙镁离子摩尔比表示溶解矿物类型来分析不同温度、压力条件下碳酸盐岩溶蚀规律。图5a中星火2井、于奇6井2个白云岩样品分别为孔隙-裂缝型的含硅细晶白云岩和裂缝型的中晶白云岩, 溶蚀流体分别为乙酸溶液和二氧化碳溶液。二者溶蚀量表现出随温度和压力的增加, 呈先增加后减少的趋势, 存在一个最佳溶蚀温压区间。图5b中玛北1井白云质灰岩样品同样表现出随温度、压力的升高, 溶蚀量呈先增加后减小的趋势; 在高温高压阶段, 虽然流体溶出钙镁离子摩尔比接近白云石中的钙镁离子摩尔比, 即表明受溶蚀的矿物变成以白云石为主, 且受到了裂缝形成(见图6a— 图6d)的影响, 但温度和压力的变化仍是溶蚀量减小的重要原因。巴探5井残余砂屑细晶白云岩模拟地层抬升过程中的溶蚀, 即从深埋时的高温高压条件到浅埋时的低温低压条件, 溶蚀量随着温压的降低, 同样存在先增加后减少的趋势, 且溶出钙镁离子摩尔比接近白云石中的钙镁离子摩尔比, 说明随着地层的抬升, 白云岩的溶蚀量同样有一个先增加后减少的趋势。上述溶蚀特征虽然是基于岩心柱样为溶蚀样品而得出的, 由于岩石的孔隙结构会随着溶蚀作用的进行而发生变化, 导致水岩有效接触面积的变化, 进而影响岩石溶蚀率, 目前尚无定量手段确定其影响程度。但是蒋小琼等以碳酸盐岩碎样为溶蚀对象、以二氧化碳和乙酸溶液为溶蚀流体对不同类型碳酸盐岩进行了溶蚀模拟实验[9], 该实验过程中岩石孔隙结构的变化较小, 可忽略不计, 却获得了与本文实验相似的实验结果。另外, 杨云坤等对碳酸盐岩溶蚀作用进行了数值模拟计算, 结果表明, 在酸性气体含量较高的水岩反应体系中, 碳酸盐矿物的溶蚀量同样呈先增加后减少的趋势[7], 与本模拟实验结果相似。

图5 碳酸盐岩样品溶蚀释放的(Ca2++Mg2+)总量及Ca2+/Mg2+值与温度、压力的关系
(a)星火2井含硅细晶白云岩(乙酸)、于奇6井中晶白云岩(二氧化碳溶液)释放(Ca2++Mg2+)总量及Ca2+/Mg2+值与温度和压力的关系; (b)玛北1井白云质灰岩(乙酸)、巴探5井残余砂屑细晶白云岩(乙酸)释放(Ca2++Mg2+)总量及Ca2+/Mg2+值与温度和压力的关系

图6 寒武系碳酸盐岩样品溶蚀前后CT扫描图像对比
(a)玛北1井, 6 007.32 m, 沙依里克组, 白云质灰岩溶蚀前特征, 样品横切面; (b)玛北1井, 6 007.32 m, 沙依里克组, 白云质灰岩溶蚀后特征, 样品横切面; (c)玛北1井, 6 007.32 m, 沙依里克组, 白云质灰岩溶蚀前特征, 样品纵切面; (d)玛北1井, 6 007.32 m, 沙依里克组, 白云质灰岩溶蚀后特征, 样品纵切面; (e)巴探5井, 5 785.95 m, 肖尔布拉克组, 残余砂屑细晶白云岩溶蚀前特征, 样品横切面; (f)巴探5井, 5 785.95 m, 肖尔布拉克组, 残余砂屑细晶白云岩溶蚀后特征, 样品横切面; (g)巴探5井, 5 785.95 m, 肖尔布拉克组, 残余砂屑细晶白云岩溶蚀前特征, 局部孔隙放大; (h)巴探5井, 5 785.95 m, 肖尔布拉克组, 残余砂屑细晶白云岩溶蚀后特征, 局部孔隙放大; (i)星火2井, 5 353.93 m, 下丘里塔格群, 细晶白云岩溶蚀前特征, 样品横切面; (j)星火2井, 5 353.93 m, 下丘里塔格群, 细晶白云岩溶蚀后特征, 样品横切面; (k)星火2井, 5 353.93 m, 下丘里塔格群, 细晶白云岩溶蚀前特征, 样品纵切面; (l)星火2井, 5 353.93 m, 下丘里塔格群, 细晶白云岩溶蚀后特征, 样品纵切面; (m)于奇6井, 7 116.90 m, 下丘里塔格群, 中晶白云岩溶蚀前特征, 样品侧面; (n)于奇6井, 7 116.90 m, 下丘里塔格群, 中晶白云岩溶蚀后特征, 样品侧面; (o)于奇6井, 7 116.90 m, 下丘里塔格群, 中晶白云岩溶蚀前特征, 样品纵切面; (p)于奇6井, 7 116.90 m, 下丘里塔格群, 中晶白云岩溶蚀后特征, 样品纵切面

实验结果表明不同类型碳酸盐岩在不同酸性流体侵入过程中都具有一个最佳溶蚀温度、压力区间。由于岩石类型的差异, 区间具有一定差别, 温度分布在70~100 ℃, 压力为25~40 MPa, 仅针对温度、压力来说, 根据塔里木盆地地温梯度计算得出有利溶蚀深度范围大致为2 250~3 750 m。

地层流体环境分为开放环境、间歇性开放环境和封闭环境3类, 其中封闭条件下地层与外界仅存在能量的交换[25], 因此不可能发生溶蚀作用而形成规模性储集空间[26]。所以碳酸盐岩储集层中规模发育的次生溶蚀孔洞主要形成于开放环境和间歇性开放环境。溶蚀流体主要有同生期、准同生期和表生期大气淡水, 埋藏条件下与有机质热演化有关的酸性流体及深部热液。流体运移的过程中, 离源区近的区域, 流体未饱和发生溶蚀作用; 远离源区的区域, 溶蚀作用使流体逐渐饱和, 倾向于沉淀。因此, 在某一酸性流体侵入事件中, 近端以溶蚀作用为主, 可看成开放环境, 而远端倾向于沉淀。基于上述分析, 认为本文实验正是模拟了溶蚀孔隙规模发育的开放环境, 较真实地反映了实际地层溶蚀作用的发育规律。

2.2 不同孔隙结构及储集空间类型碳酸盐岩溶蚀规律

对于残余砂屑细晶白云岩, 偏光显微镜下及CT扫描图像上溶蚀特征均表现为溶蚀后小孔扩大、合并成大孔甚至溶洞, 溶蚀边缘较为平滑(见图2c— 图2d、图6e— 图6h)。相应的孔隙和喉道数量均减少, 在体积为0.216 mm3的三维孔隙重构区域内, 孔隙数量由12 132个减少到3 384个, 喉道数量由21 860个减少到12 255个; 溶蚀前孔隙半径主要为19.01~35.72 μ m, 溶蚀后主要为22.54~56.61 μ m, 平均孔隙半径由21.84 μ m增加到40.15 μ m; 溶蚀前喉道半径主要为8.97~22.54 μ m, 溶蚀后主要为28.37~56.61 μ m, 平均喉道半径由15.22 μ m增加到40.22 μ m。

对于含硅细晶白云岩, 偏光显微镜下, 溶蚀前裂缝与孔隙均有发育, 溶蚀后裂缝明显被拓宽且缝壁变得平直(见图2g), 溶孔也明显扩大; CT扫描图像表明裂缝和孔隙均有溶蚀现象发生, 但是裂缝扩溶作用更强烈(见图6i— 图6l)。孔隙结构上表现为孔隙和喉道数量均增加, 在体积为0.216 mm3的三维孔隙重构区域内, 孔隙数量由1 489个增加到3 300个, 喉道数量由83个增加到2 542个; 溶蚀前孔隙半径主要为7.13~14.22 μ m, 溶蚀后主要为17.90~35.72 μ m, 平均孔隙半径由12.69 μ m增加到22.37 μ m, 溶蚀前喉道半径主要为7.13~11.29 μ m, 溶蚀后主要为14.22~28.37 μ m, 平均喉道半径由8.45 μ m增加到18.27 μ m。

2个样品溶蚀前后孔喉参数的变化特征一致表明溶蚀作用均扩大了孔隙和喉道的半径, 对样品渗透率的提高具有明显作用。但是, 二者孔喉数量表现出相反的变化特征, 这与样品溶蚀前的孔喉发育特征有关。残余砂屑细晶白云岩溶蚀前具有较发育的孔隙和喉道, 溶蚀作用使孔隙和喉道扩大、连通直至合并, 导致数量减少。而含硅细晶白云岩溶蚀前孔隙和喉道相对不发育, 溶蚀作用虽然扩大了孔隙和喉道半径, 但没有达到合并的程度, 相同分辨率条件下提取的孔隙和喉道数量有所增加。

对比分析岩石样品溶蚀前后的孔渗数据(见表3)可以看出, 不同岩性、不同储集空间类型原岩变化特征差别明显。对于孔隙度而言, 孔隙型样品白云质灰岩溶蚀前后孔隙度变化率最大, 为174.92%, 这与其基质中含大量方解石矿物有关; 而裂缝型样品中晶白云岩溶蚀前后孔隙度变化率最低, 仅为10.56%, 与其溶解的主要为裂缝中充填方解石有关(见图6m— 图6p); 残余砂屑细晶白云岩和含硅细晶白云岩溶蚀前后孔隙度变化率介于上述2种岩性之间, 分别为14.86%和22.05%, 因残余砂屑细晶白云岩样品溶蚀时间短, 故孔隙度变化率比含硅细晶白云岩略低。对于渗透率而言, 白云质灰岩溶蚀后变化率同样最大, 为11 999 900.00%, 与其溶蚀后期裂缝的形成有一定关系; 而残余砂屑细晶白云岩溶蚀前后变化率最低, 为251.60%, 主要是因为其以基质孔扩溶为主; 含硅细晶白云岩和中晶白云岩溶蚀前后变化率介于上述2种岩性之间, 分别为51 636.53%和125 702.14%。上述数据表明裂缝的存在对岩石样品渗透率的改善起决定性作用, 含硅细晶白云岩、中晶白云岩、白云质灰岩溶蚀后裂缝显著拓宽, 渗透率比残余砂屑细晶白云岩分别高出2, 3, 5个数量级。

表3 岩石样品溶蚀前后孔隙度、渗透率数据对比表

岩石样品物性变化特征表明, 方解石含量高的过渡型碳酸盐岩溶蚀后孔隙度增加最明显, 而裂缝型纯白云岩溶蚀后孔隙度变化最小; 渗透率的变化则主要受储集空间类型控制, 裂缝型碳酸盐岩溶蚀后渗透率增量最大, 而以基质孔为主的孔隙型碳酸盐岩溶蚀后渗透率变化最小, 若高压条件下孔隙型碳酸盐岩有裂缝形成, 渗透率同样会显著增大。因为裂缝的存在易形成优势通道, 导致溶蚀量减小, 但是渗透率显著增大, 而孔隙型碳酸盐岩中流体则均匀渗流, 溶蚀量相对较高, 所以孔隙度渗透率均相应增加。

2.3 不同矿物成分碳酸盐岩溶蚀规律

对于白云质灰岩样品, 偏光显微镜下, 溶蚀前自形— 半自形粉晶白云石晶体间分布大量泥晶方解石, 溶蚀后泥晶方解石明显减少, 晶间溶孔相应增加, 剩余白云石晶体未见明显溶蚀痕迹(见图2a— 图2b), 说明方解石与白云石共存的情况下, 方解石优先溶解; CT扫描图像上该样品溶蚀前整体孔隙不发育, 而溶蚀后孔隙呈层状分布(见图6c— 图6d), 此特征明显与方解石呈层状分布有关。对于残余砂屑细晶白云岩样品, 溶蚀作用沿晶间孔、晶间溶孔均匀发育, 溶蚀后形成均一的基质孔隙, 这与该样品为纯白云岩及原始孔隙均质性较强有关; 另外偏光显微镜下该样品可见少量存在裂纹且与孔隙接触的硬石膏, 然而在溶蚀后沿该裂纹没有明显的溶蚀痕迹(见图2e)。

从图5b中钙、镁离子溶出量变化曲线看出, 在相对低温低压的同一温压点下受相同酸性流体溶蚀, 白云质灰岩的溶蚀量均比残余砂屑细晶白云岩溶蚀量大, 前者为后者的2.3倍; 在高温高压阶段, 2者溶蚀量差别缩小至8.9%。上述变化的原因主要是低温低压阶段, 白云质灰岩以溶解方解石为主, 如图5b中Ca2+/Mg2+变化曲线所示, 高温高压阶段白云石溶解量增加, 结合偏光显微镜下特征及CT图像可知造成这种差异性溶蚀的原因是样品中方解石呈层状分布。早期流体呈层状流动, 主要溶解方解石层, 随着压力增大, 闭合缝拓宽切穿白云石层, 此时流体主要沿裂缝流动, 反应面积减少, 且早期方解石大量溶蚀, 此时以溶解白云石为主。而残余砂屑细晶白云岩由于成分单一, 白云石含量高达99.24%, 始终以溶解白云石为主。

实验结果表明, 方解石含量为52.49%的白云质灰岩样品每个温压点的溶蚀量均比不含方解石的残余砂屑细晶白云岩大, 说明从近地表条件到深埋藏条件, 方解石的溶蚀能力均比白云石强。且二者共存的情况下, 酸性流体将优先溶蚀方解石。因此, 针对岩石类型来说, 埋藏条件下方解石含量较高的过渡型碳酸盐岩有利于溶蚀形成优质储集层。

发现残余砂屑细晶白云岩样品中的硬石膏未见明显溶蚀痕迹, 分析其原因可能与乙酸为弱酸、难与硫酸钙反应有关, 且乙酸易与碳酸钙或碳酸钙镁反应生成大量钙离子, 由于同离子效应[27]使硫酸钙更难溶于水溶液中。为了验证这一推测, 采用CO2-H2O-CaCO3- CaSO4-NaCl模型[28]计算了碳酸钙和硫酸钙的溶解度, 受模型限制, 由于二氧化碳溶液和乙酸均为弱酸, 本文实验以二氧化碳溶液近似代替乙酸溶液。图7表明在65 ℃、20 MPa、NaCl浓度为0.17 mol/kg的条件下, 硫酸钙溶解度随着二氧化碳浓度增加而减小, 同时也随着溶液中碳酸钙含量的增加而减小; 图8表明硫酸钙和碳酸钙均充足的情况下, 早期溶液中不含二氧化碳, 硫酸钙溶解度是碳酸钙的816倍, 随着温压的升高, 溶液中二氧化碳含量逐渐增加, 同时硫酸钙溶解度逐渐降低, 而碳酸钙溶解度迅速增加且超过硫酸钙溶解度, 当二氧化碳浓度增加到1 mol/kg时, 硫酸钙溶解度降到一个极小值, 之后随着温度、压力的增加, 呈先增大后减小的趋势, 但始终比碳酸钙溶解度小。

图7 硫酸钙溶解度随碳酸钙浓度增加变化特征

图8 硫酸钙、碳酸钙溶解度随温压变化特征

模拟计算结果表明, 硬石膏在埋藏条件下且流体中弱酸浓度较高时明显比碳酸盐矿物难溶, 反而在同生、准同生期, 弱酸浓度较低的情况下更易溶解, 这与本次实验观察结果十分吻合, 说明膏云坪碳酸盐岩发育膏模孔的关键时期应为同生、准同生阶段。

综上所述, 认为方解石与白云石共存的情况下, 方解石优先溶解; 埋藏条件下硬石膏与碳酸盐矿物共存的情况下, 则碳酸盐矿物较易溶, 硬石膏相对难溶。

3 寒武系碳酸盐岩溶蚀作用

控制碳酸盐岩溶蚀作用的因素非常复杂, 由于实验技术条件的限制, 本文实验只考虑了温度、压力、矿物类型、储集空间类型、孔隙结构对溶蚀作用的影响, 暂未考虑有效反应面积的变化。因此, 讨论碳酸盐岩溶蚀量随温压变化的特征时, 未考虑有效反应面积变化的影响。

实验结果表明在实际地层温压条件下, 方解石始终比白云石易溶, 似乎与白云岩地层更易发育优质储集层相悖, 原因在于白云岩具有相对较高的硬度, 对孔隙空间的支撑保护具有重要作用[29]。碳酸盐岩矿物组分主要为方解石、白云石, 且2者存在溶蚀能力的差异, 容易发生选择性溶蚀。过渡型碳酸盐岩中的方解石与酸性流体接触, 易优先溶解形成大量储集空间, 此实验结论正是塔里木盆地寒武系沙依里克组砾屑灰岩与粉晶白云岩互层中灰岩层发育水平层状溶洞的原因(见图9a)。另外, 在礁滩相的同生、准同生期, 白云石化程度相对低, 原生孔隙发育, 间歇性暴露受大气淡水淋滤, 易形成大量溶蚀孔洞, 这与优质碳酸盐岩储集层主要分布于礁滩相一致。实验还发现碳酸盐岩中硬石膏在埋藏条件下相对碳酸盐矿物更难溶解, 理论计算表明在酸性流体浓度、钙离子浓度较低的情况下硬石膏易溶解, 因此推测碳酸盐岩中膏模孔形成的关键时期应为同生、准同生阶段, 主要发育于膏云坪沉积。

图9 塔里木盆地寒武系碳酸盐岩溶蚀作用特征
(a)玛北1井, 6 004.25~6 004.41 m, 沙依里克组, 砾屑灰岩与粉晶白云岩互层, 灰岩层发育层状溶蚀孔洞; (b)塔深1井, 7 875.66~7 875.74 m, 下丘里塔格群, 细晶白云岩, 无组构选择性溶蚀孔洞发育, 边缘残余沥青, 蓝色铸体, 单偏光; (c)巴探5井, 4 811.01~4 811.10 m, 下丘里塔格群, 细晶白云岩, 发育一组低角度裂缝, 沿缝扩溶

上述结论与前人研究认为的白云岩储集空间主要受沉积相及同生期岩溶作用控制, 埋藏溶蚀作用只起到了改造或者优化储集空间的作用结论相符。

虽然碳酸盐岩溶蚀作用存在一个最佳温度、压力区间, 对应塔里木盆地寒武系2 250~3 750 m埋深段, 但溶蚀作用除受温度和压力的影响外, 岩石矿物成分、储集空间特征、酸性流体等都具有重要作用, 达到最佳溶蚀温压条件溶蚀孔隙却不一定最发育, 相反同生、准同生期储集层具相对易溶的方解石、膏质, 且处于开放环境, 为溶蚀孔隙形成最佳阶段。埋藏条件下以孔隙的保存为主, 但当埋深达到一定深度后, 如果具有酸性流体侵入, 将是储集空间的最佳改造时期。对于塔里木盆地寒武系碳酸盐岩而言, 埋深达到最佳溶蚀深度段的时期正好与寒武系烃源岩有机质热成熟生烃期一致[30], 大量有机酸的生成匹配最佳的溶蚀温压条件, 有利于埋藏溶蚀作用的发育, 表现为埋藏条件下形成大量非选择性溶孔, 且孔隙边缘残余沥青(见图9b)。

储集空间类型是控制碳酸盐岩溶蚀作用效果的重要因素, 裂缝的存在控制着酸性流体流动方向, 进而使溶蚀作用沿着裂缝边缘发育。塔里木盆地寒武系碳酸盐岩裂缝发育, 多形成溶蚀缝-洞组合(见图9c), 此类储集空间的形成主要与埋藏条件下有机酸性流体及热液流体沿构造破裂形成的裂缝通道侵入有关。

实验结果与储集层溶蚀孔洞特征综合分析, 认为塔里木盆地寒武系碳酸盐岩最重要的孔隙形成时期为同生、准同生期。该时期碳酸盐沉积物压实、胶结作用弱, 原生孔隙发育, 且方解石含量高, 受大气淡水溶蚀可以形成大量溶蚀孔洞(包括膏模孔), 尽管后期受压实、胶结作用破坏, 但其残余孔隙仍为埋藏酸性流体提供了重要的渗流通道; 寒武系碳酸盐岩储集层埋深达2 250~3 750 m深度段时, 在裂缝的沟通下, 与有机质热演化有关的酸性流体、热液流体等多种酸性流体进行叠加改造最终形成优质储集层。

4 结论

实际地层条件下, 方解石比白云石易溶, 即方解石含量高的碳酸盐岩地层, 方解石易优先溶解形成次生孔洞。碳酸盐岩地层中的石膏、硬石膏由于同离子效应, 在埋藏条件下的酸性流体中不易溶解, 石膏、硬石膏的溶蚀主要发生在同生、准同生期酸性流体含量较低的情况下。

随着温压的增加, 酸性流体对碳酸盐岩的溶蚀能力先增强后减弱, 热力学数值模拟和实验结果一致表明, 存在最佳溶蚀温压范围, 温度为70~100 ℃, 压力为25~40 MPa, 对应塔里木盆地寒武系2 250~3 750 m埋深, 此阶段正好与寒武系烃源岩有机质生烃期一致, 有机酸与合适的温压条件叠加有利于埋藏溶蚀作用的发育。

原岩储集空间类型及孔隙结构控制流体渗流特征, 影响溶蚀作用结果。孔隙型岩石流体均匀地在连通孔隙中流动, 以孔隙的扩溶为主, 孔隙度和渗透率均有增加; 裂缝型或高压下形成裂缝的孔隙型岩石中流体则主要沿裂缝流动和扩溶, 裂缝的形成易导致溶蚀量减少从而使孔隙度增加不明显, 但是渗透率会得到极大的提高。孔隙和喉道发育的碳酸盐岩, 流体渗流能力强, 原岩更易溶蚀, 形成优质储集空间。

多种溶蚀特征表明塔里木盆地寒武系碳酸盐岩储集层储集空间形成的最重要时期为同生、准同生期, 该时期碳酸盐沉积物压实、胶结作用弱, 原生孔隙发育, 方解石含量相对较高, 受大气淡水溶蚀可以形成大量溶蚀孔洞。在埋藏深度达到2 250~3 750 m时, 受与有机质热演化有关的酸性流体、深部热流体等多种酸性流体叠加改造, 形成现今优质储集层。

致谢:感谢中国石油杭州地质研究院斯春松高级工程师、碳酸盐岩储层重点实验室沈安江教授在实验条件上提供的大量帮助和支持, 感谢佘敏、蒙绍兴等专家在实验方法及操作上给予的帮助和指导。

The authors have declared that no competing interests exist.

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