2. 中核第四研究设计工程有限公司, 石家庄 050021;
3. 吉林大学新能源与环境学院/地下水资源与环境教育部重点实验室(吉林大学), 长春 130021;
4. 中国石油大学(北京)提高采收率研究院, 北京 102249
2. The Fourth Research and Design Engineering Corporation of CNNC, Shijiazhuang 050021, China;
3. College of New Energy and Environment of Jilin University/Key Laboratory of Groundwater Resources and Environment(Jilin University), Ministry of Education, Changchun 130021, China;
4. Institute of Enhanced Oil Recovery, China University of Petroleum, Beijing 102249, China
0 引言
鄂尔多斯盆地是我国重要的能源基地，盆地内蕴藏有丰富的油气资源。盆地东北部上古生界地层是重要的油气产区之一[1-2]。油气储层的质量及演化往往受到沉积作用和成岩作用的共同制约，而成岩作用是储层最终状态的决定因素[3]。前人对于成岩作用的研究大多基于野外观察及室内实验，这些方法在很大程度上解决了优质储层的成因演化问题[1-2, 4-5]。然而，由于地质问题的复杂性(储层形成条件复杂、类型多样、非均质性强、构造影响剧烈等)以及时间尺度大等原因，造成了上述方法存在着一定的局限性。尤其是室内实验无法再现长期、多变的地质条件，这就使得油气资源的勘探与开发有很多的不确定性及风险性。而成岩作用数值模拟方法作为储集体评价和预测的有效技术[6]，在结合野外观察和室内实验详实数据、合理设置模拟参数的条件下，可以很好地克服条件多变及时间尺度大等问题，从而弥补野外观察及室内实验的不足。
水-岩反应作为成岩作用中的重要部分，越来越受到关注[7]。地下水是一种重要的地质营力，由于其具有良好的溶解性能，地下水在与周围岩土接触过程中不断发生着复杂的水-岩反应，改变着围岩及地下水自身的化学成分。地下水流在油气储层孔隙和渗透性演化过程中起到了重要作用，以水-岩反应为主的成岩作用对油气储层的形成有重要的影响[7]。因此，研究以水-岩反应为主的成岩作用的影响因素、不同流体成分与储层岩石的反应，以及各种水-岩反应对储层渗透性的影响十分必要。
在油气勘探开发领域，以往的研究主要着眼于沉积盆地动力学过程，包括盆地形成演化的动力学机制、盆地沉积充填过程与模拟、盆地规模的流体动力学等[8]。涉及水-岩反应等化学过程影响的成岩作用数值模拟研究不断发展，已取得一定成果。Alhelal等[9]运用TOUGHREACT模拟了碳酸盐台地早期白云岩化中地热对流和盐水回流循环间动力相互作用，并阐述了渗透率因素、地热热通量、盐补给条件对白云岩化的影响。Xiao等[10]基于白云岩化和相关碳酸盐成岩反应构建2D(二维)、3D(三维)溶质运移模型，重点阐述了4种水文地质系统(盐水回流、混合区和子混合区、地热循环、断层控制下的水文循环)中的白云岩化机制。Gabellone等[11]针对对密西西比麦迪逊浅表斜坡回流白云岩化，分别建立了井间尺度和区域尺度的溶质运移模型，并对外部因素(盐组成和温度的空间分布)和内部因素(渗透率、反应速率)进行了分析。因此，多组分反应性溶质运移数值模拟能够定量描述成岩作用及对储层质量的影响。
本文以鄂尔多斯盆地东北部下石盒子组—山西组为研究层位，建立了一维静态模型，研究了包括CO2充注在内的多种水-岩反应的综合影响下储层孔渗特征的演化规律，以期为储层孔渗的定量评价和预测提供支持。
1 研究区概况研究区位于鄂尔多斯盆地东北部，区内分布靖边气田、榆林气田及米脂气田等多个油气田(图 1)，其中二叠系下石盒子组和石炭系山西组储层岩石以中—粗砂岩、含砾粗砂岩为主，其次为细—中粒砂岩、细粒砂岩，部分为砾质砂岩或细砾岩[1]。下石盒子组岩石学特征如图 2所示。
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| Q.石英；F.长石；R.岩屑。 图 2 二叠系下统石盒子组(P2s)三角图 Fig. 2 Classification diagram of the Lower Permian Shihezi Formation (P2s) |
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本次研究采用多相多组分反应溶质运移数值模拟程序TOUGHREACT[12]。该程序由美国劳伦斯伯克利国家重点实验室地球科学部开发，可用于1D(一维)、2D和3D孔隙/裂隙介质中流动和化学反应过程的模拟，包括水溶液中的络合反应、气体的溶解与脱气过程等平衡反应以及矿物的溶解、沉淀等动力学反应，并综合考虑了温度、压力，以及离子强度等条件对化学反应过程的影响[12]。该模拟程序已广泛应用于地下水污染修复、地热资源开发、核废料地质处置、CO2地质储存等实际工程和研究领域，并取得了令人满意的成果。
一些地球化学过程(如氧化还原、某些矿物的溶解与沉淀等)是非常缓慢的，往往很难达到平衡状态，这时，需要用动力学理论来研究反应的过程而不能再利用平衡状态下的热力学判据。虽然很多自然过程都缺乏详细的动力学数据，但相较于矿物的沉淀速率而言，在过去的几年中已经获得很多矿物的溶解速率。Lasaga等提出了一个矿物溶解(沉淀)的一般方程[13]：
(1) 式中：rn正值表示溶解，负值表示沉淀；cNc为组分Nc的浓度，mol/L；Nc为与矿物溶解反应相关的组分数量；kn为速率常数，mol/(m2·s)，其值依赖于温度；An表示反应比表面积，m2/g；Ωn表示动力学矿物的饱和度(即饱和指数)；θ和η是由实验测出的参数，一般情况下，二者取值为1(不是总等于1)；Nq为发生溶解反应的矿物相数量。
方程中的速率常数一般通过远离平衡状态下的实验获得，速率常数与温度的关系一般用Arrhenius方程[14]表示：
(2) 式中：k为速率常数；λ为常数；Ea为表面活化能，kJ/mol；R为气体常数，J/(mol·K)；T为绝对温度，K。λ与Ea一般通过不同温度下的实验测得，由于大部分已公开的速率常数值是在25 ℃下的(k25)，因此，不同温度下的速率常数有以下近似函数关系：
(3) 在式(2)(3)的动力学速率方程中，仅考虑了常见的纯水中的机制(即中性pH值)，而一般情况下，矿物的溶解与沉淀会受到H+(酸性机制)和OH-(碱性机制)的催化作用。因此，对于大多数矿物而言，包括这3种机制的动力学速率常数应写为以下形式[13, 15]：
(4) 式中：上下标nu、H、OH分别表示中性机制、酸性机制和碱性机制；a表示相关离子的活度；m为与具体反应有关的指数项(一般为常数)。
公式中出现的反应比表面积An往往会随着反应的进行而改变，在TOUGHREACT中用球状模型来近似处理反应表面积：
(5) 其中：φ表示岩石(储层)孔隙度；r表示特定孔隙介质的粒子半径。
3 模型建立 3.1 概念模型地下流体的水动力条件对盆地中储层的水-岩反应情况有着至关重要的影响。闵琪等[16]在研究鄂尔多斯盆地上古生界天然气运移聚集特征时指出该区的天然气初次运移方向以垂向为主；因此，本次模拟中对于流体的注入均采用垂向注入的方式。
对于油气储层的分布预测而言，往往需要建立2D或3D模型来刻画储层的空间分布情况，尤其是涉及流体注入对储层质量的改造时，流体的流动情况更需要用2D或3D模型来刻画，以表征由于流体流动在不同空间位置上造成的不同影响。然而，由于野外相关资料(如沉积开始阶段，流体的流场分布情况)难以获取，本文建立了非传统一维静态模型(1D batch-model)。1D模型虽不能反映储层物性的空间特征，但能够很好再现水-岩反应所造成的储层矿物的溶解沉淀情况以及由此引起的储层渗透性变化的总体趋势[17]。
本研究涉及了不同的成岩演化阶段以及不同阶段的成岩环境，因此，在不同的阶段需要设置不同的边界条件：在CO2非充注阶段(第一阶段)，顶底板为定压边界(温度、压力不随时间发生改变)，底板CO2气体饱和度为0，即不存在气体充注过程；在CO2充注阶段(第二阶段)，顶底板为定压边界，底板CO2气体饱和度设定为0.99，即模型底部边界作为气源进行气体充注，在压力梯度作用下向上边界(顶板处)运移，在其过程中所发生的地球化学反应过程即为本文的研究重点。概念模型如图 3所示。
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| 图 3 概念模型示意图 Fig. 3 Schematic diagram of conceptual model |
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根据众多学者[18-22]对鄂尔多斯盆地成岩阶段、成藏历史的深入研究，本文考虑了两种成岩环境：一种是没有酸性流体注入的情况，其能反映正常成岩过程中水-岩作用对储层孔渗的改造；另一种为酸性流体(本文只考虑CO2)侵入过程中的水-岩反应。目前没有切实可行的办法推测出各成岩阶段的具体成岩时间以及油气充注阶段的具体时间，所以在设置模拟时间时，只是保证了时间数量级上的一致，这种处理方法在Xu等[17]研究CO2地质处置天然类比时用到过，具体模拟时间及条件见表 1。温度设置及其他流体的注入情况的设置依据见下节。
| 模拟阶段 | 模拟时间/Ma | 温度/℃ | CO2充注时间/Ma |
| 第一阶段 | 50 | 40 | 0 |
| 第二阶段 | 20 | 60 | 10 |
对于沉积盆地而言，其储层的孔隙度和渗透性受到沉积作用和成岩作用的共同影响。沉积作用决定了沉积物的初始特征，不同的沉积条件往往沉积不同矿物组合的碎屑物质，进而影响沉积储层的后续演化过程。除此之外，沉积物形成时期沉积流体的性质，在很大程度上决定了后续发生的成岩作用类型及程度。因此，在研究成岩作用对储层的影响时，必须尽可能准确地恢复沉积物形成时的初始水化学组分及初始矿物成分。
本文在研究鄂尔多斯盆地上古生界下石盒子组—山西组的成岩演化过程中，借鉴前人对该区物源及沉积相的研究成果，结合矿物热力学性质(风化稳定性)来恢复沉积完成后、成岩作用开始前的初始水化学组分和初始矿物成分。根据前人的研究成果[23-25]，鄂尔多斯盆地下石盒子组—山西组主要以石英砂岩、岩屑质石英砂岩及岩屑砂岩为主；盆地东北部，岩屑体积分数明显增高，石英平均体积分数为59.31%，长石为1.28%，岩屑平均体积分数为21.51%。在地质历史中，长石类矿物的溶解会致使地层水中过饱和的硅质发生沉淀，由此推测：成岩作用前初始石英体积分数为35.00%；长石类矿物实测值偏小，在恢复长石类矿物体积分数时，考虑长石向方解石、高岭石、伊利石转化过程和物理风化剥蚀过程，对长石体积分数进行补偿，由此确定初始长石体积分数为20.00%；其他矿物的体积分数设置参考李凤昱等[7]的研究成果和模型调试结果，本文模拟所用到的初始矿物[23-25]及初始水组成见表 2和表 3。研究区主要为河流相沉积，伴随着物源区物质的沉积，河水也将随着后续的埋藏而保存在地层中，参与后续的成岩作用改造。因此，本文模拟的初始水化学组分为河水的平均组分[26]，具体见表 3。
| 矿物名称 | 矿物化学式 | 体积分数/% | |
| 原 生 矿 物 |
石英 | SiO2 | 35.00 |
| 钾长石 | KAlSi3O8 | 10.00 | |
| 钠长石 | Na(AlSi3O6) | 5.00 | |
| 钙长石 | CaAl2Si2O8 | 5.00 | |
| 伊利石 | K0.6Mg0.25Al1.8(Al0.5Si3.5O10)(OH)2 | 2.00 | |
| 白云母 | KAl2[Si3AlO10](OH, F)2 | 3.00 | |
| 铁云母 | KFeAlSi3O10(OH, F)2 | 3.00 | |
| 高岭石 | Al2Si2O5(OH)4 | 5.70 | |
| 方解石 | CaCO3 | 10.00 | |
| 白云石 | CaMg(CO3)2 | 1.00 | |
| 菱铁矿 | FeCO3 | 3.00 | |
| 绿泥石 | Mg2.5 Fe2.5Al2Si3O10(OH)8 | 3.30 | |
| 石膏 | CaSO4·2H2O | 1.00 | |
| 钙蒙脱石 | Ca0.145Mg0.26Al1.77Si3.97O10(OH)2 | 2.00 | |
| 钠蒙脱石 | Na0.290Mg0.26Al1.77Si3.97O10(OH)2 | 2.00 | |
| 次生 | 片钠铝石 | NaAlSi3O8 | |
| 矿物 | 铁白云石 | CaMg0.3Fe0.7(CO3)2 | |
方解石和石膏的反应速率较快，易达到平衡，采用平衡控制，其他矿物采用动力学控制，速率受酸性、碱性和中性共同控制，反应动力学参数如表 4所示。
| 矿物 | 比表面积/(cm2/g) | 矿物反应动力学速率的计算参数 | |||||||
| k25nu/ (mol/(m2·s)) | Eanu/(kJ/mol) | k25H/ (mol/(m2·s)) | EaH/(kJ/mol) | mH | k25OH/ (mol/(m2·s)) | EaOH/(kJ/mol) | mOH | ||
| 石英 | 9.8 | 1.023×10-14 | 87.7 | ||||||
| 钠长石 | 9.8 | 2.754×10-13 | 69.8 | 6.918×10-11 | 65.0 | 0.457 | 2.512×10-16 | 71.0 | -0.572 |
| 钙长石 | 9.8 | 7.586×10-13 | 17.8 | 3.162×10-4 | 16.6 | 1.411 | |||
| 钾长石 | 9.8 | 3.890×10-13 | 38.0 | 8.710×10-11 | 51.7 | 0.50 | 6.310×10-22 | 94.1 | -0.823 |
| 方解石 | 9.8 | 平衡控制 | |||||||
| 石膏 | 9.8 | 平衡控制 | |||||||
| 绿泥石 | 9.8 | 3.020×10-13 | 88.0 | 7.762×10-12 | 88.0 | 0.50 | |||
| 白云石 | 9.8 | 2.951×10-8 | 52.2 | 6.457×10-4 | 36.1 | 0.5 | |||
| 铁白云石 | 9.8 | 1.260×10-9 | 62.76 | 6.457×10-4 | 36.1 | 0.5 | |||
| 片钠铝石 | 9.8 | 1.260×10-9 | 62.76 | 6.457×10-4 | 36.1 | 0.5 | |||
| 高岭石 | 151.6 | 6.918×10-14 | 22.2 | 4.898×10-12 | 65.9 | 0.777 | 8.913×10-18 | 17.9 | -0.472 |
| 钠-蒙脱石 | 151.6 | 1.660×10-13 | 35.0 | 1.047×10-11 | 23.6 | 0.34 | 3.020×10-17 | 58.9 | -0.4 |
| 钙-蒙脱石 | 151.6 | 1.660×10-13 | 35.0 | 1.047×10-11 | 23.6 | 0.34 | 3.020×10-17 | 58.9 | -0.4 |
| 伊利石 | 151.6 | 1.660×10-13 | 35.0 | 1.047×10-11 | 23.6 | 0.34 | 3.020×10-17 | 58.9 | -0.4 |
| 白云母 | 9.8 | 2.818×10-13 | 22.0 | 1.445×10-10 | 22.0 | 0.525 | |||
| 铁云母 | 9.8 | 2.818×10-13 | 22.0 | 1.445×10-10 | 22.0 | 0.525 | |||
| 菱铁矿 | 9.8 | 1.260×10-9 | 62.76 | 6.457×10-4 | 36.1 | 0.5 | |||
成岩作用可以使沉积物的孔隙度由初始阶段的0.40~0.50演化到现今的孔隙度，原生孔隙的减少与次生孔隙的形成都是由成岩作用造成的[27]。根据前人的研究成果，一般认为机械压实和压溶的共同作用使孔隙度损失20%~30%，平均为25%[28]；结合前人对研究区初始孔渗情况的研究，模型设置的第一个阶段，将其孔隙度定为0.30，后期考虑压实作用，将初始孔隙度设置为0.20。
3.5 温压设置本文中未考虑异常压力情况，根据不同的成岩阶段按静水压力设置地层压力。根据任占利等[29]的研究成果将地温梯度设为3.0 ℃/hm。
3.6 CO2充注速率成岩过程中涉及到有机质成熟时期油气充注阶段，在这个过程中，有机酸的脱羧作用会产生CO2等酸性流体，本文重点考虑CO2进入储层后对次生孔隙形成的影响。对于油气充注阶段CO2的可能体积分数，有学者做了相关研究：王涛[30]指出有机成因天然气中CO2体积分数一般小于4%，无机成因天然气的CO2体积分数往往大于20%；杨俊杰等[31]研究发现鄂尔多斯盆地南缘144个气样中的CO2体积分数变化很大，而且部分体积分数很高，其分布范围为0~30.67%；付金华[18]指出盆地上古生界烃源岩生气强度介于16×108~32×108 m3/km2。根据前人的研究成果及模拟中的网格剖分情况，将CO2设为定速率注入。研究储层的生气强度取其均值24×108 m3/km2，取CO2体积分数为10%，取CO2超临界条件下的密度为468 kg/m3(实际地层中CO2的密度仍与其所处的温压状态有关，本文为简化处理，此密度选为CO2临界点处的密度)，产气区域(网格x和y方向分别为10 m)面积为100 m2，则CO2注入速率约为1.78×10-8 kg/s(注入10 Ma)。
3.7 结果分析 3.7.1 第一阶段此阶段主要溶解矿物包括碳酸盐矿物、黏土矿物、长石和硫酸盐矿物等(图 4)。其中：碳酸盐矿物有方解石、菱铁矿、白云石；黏土矿物主要有白云母、铁云母、绿泥石、钠蒙脱石、钙蒙脱石(约10 Ma之前也处于沉淀状态，图 5a、b)和高岭石(高岭石在20 Ma之前处于沉淀状态，图 5c)；钾长石、钠长石和钙长石均有溶解现象发生；硫酸盐矿物硬石膏也发生了溶解(图 5d)。
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| 负值表示溶解。 图 4 第一阶段溶解矿物体积分数变化随时间变化情况 Fig. 4 Volume fraction changes of dissolution mineral vs. simulation time in the first stage |
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| 负值表示溶解。 图 5 第一阶段溶解/沉淀矿物体积分数变化随时间变化情况 Fig. 5 Volume fraction changes of dissolution/precipitation mineral vs. simulation time in the first stage |
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第一阶段模拟所采用的参数见表 5。
| 参数 | 取值 |
| 温度/℃ | 40 |
| 压力/ (105 Pa) | 50 |
| 孔隙度 | 0.3 |
| 渗透率/ (10-15 m2) | 5.0 |
| 岩石颗粒密度/ (kg/m3) | 2 600 |
| 导热系数/ (W/(m·℃)) | 2.51 |
| 岩石颗粒比热/ (J/(kg·℃)) | 920 |
菱铁矿、白云石、白云母、铁云母、钙长石、钠长石、绿泥石和硬石膏迅速达到溶解平衡，短时间内其体积分数不再发生变化。与之相反，方解石、钠蒙脱石、钙蒙脱石和钾长石的溶解速率则不断降低。之所以溶解速率变慢，主要是由于随着各种矿物的不断溶解，储层流体中所含离子越来越多，矿物的溶解能力也在不断降低，溶解的速率也会不断变慢。钙蒙脱石之所以开始阶段(约10 Ma之前)处于沉淀状态，主要是因为含Ca2+矿物的溶解(如碳酸盐矿物)使溶液中Ca2+相对于钙蒙脱石处于过饱和状态；之后由于伊利石的不断沉淀，造成了溶液组分的改变，此时Ca2+相对于钙蒙脱石(也包括钠蒙脱石)为不饱和状态，因此，不断发生溶解。对于高岭石而言，模拟开始阶段发生沉淀，主要原因在于长石的溶解生成了硅质和高岭石，发生的反应如式(6)—(8)所示。主要溶解矿物体积分数随时间的变化如图 4所示。
(6) 
(7) 
(8) 
(9) 该阶段中，发生沉淀的矿物主要有石英、伊利石、片钠铝石和铁白云石。一般而言，长石的溶解会生成石英与高岭石，但当体系内具有较多的K+时，能够出现长石向伊利石的转化[32-33]，以钠长石为例，具体反应见式(6)与(9)。由于体系内长石的溶解，生成了石英与高岭石，云母等矿物的溶解又使体系内的K+增多，造成了后续伊利石的沉淀。高岭石由开始的沉淀状态逐渐变为溶解状态也是由于这个原因。菱铁矿、铁云母等含铁矿物的溶解造成了体系溶液中Fe2+的增加，体系中溶解组分的增加，还造成了另外两种矿物的沉淀，即片钠铝石和铁白云石，这主要是因为溶液中Na+、Fe2+及CO32-和含铝的络阴离子增多造成的。各种沉淀矿物的体积分数随时间的变化如图 6所示。
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| 图 6 第一阶段沉淀矿物体积分数变化随时间变化情况 Fig. 6 Volume fraction changes of precipitation mineral vs. simulation time in the first stage |
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矿物反应影响孔隙度的根本原因在于构成矿物的微观粒子的大小不同，微观粒子靠化学键结合构成矿物时，键长也不相同；因此，不同矿物有不同的摩尔体积(密度)，矿物发生溶解、沉淀作用就造成了储层固相体积的变化，这种变化导致了储层孔隙度改变。以钾长石生成高岭石为例，如果按钾长石的摩尔体积108.87 cm3/mol、高岭石的摩尔体积99.52 cm3/mol、硅质(SiO2)的摩尔体积22.688 cm3/mol[34]来计算，则按式(8)的反应，固相体积应减小27.468 cm3/mol。由于矿物的溶解与沉淀，对储层孔隙度和渗透率变化如图 7所示。
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| 图 7 第一阶段储层孔渗条件随时间变化情况 Fig. 7 Porosity and permeability changes over time in the first stage |
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由于矿物的溶解体积大于其沉淀体积，模型运行到50 Ma时，孔隙度由初始的0.30增加到了0.36左右。由于矿物的溶解，储层的渗透率也有明显增加，由初始的5.00×10-15 m2增加至8.70×10-15 m2。由此可以看出，水-岩反应对储层孔渗有明显的改造作用。
3.7.2 第二阶段该成岩阶段，有机质成熟并因有机酸的脱羧作用产生大量的CO2[35]，CO2的注入必然改变地层流体的pH值，使储层岩石所处的成岩环境发生改变，造成储层矿物的溶解与沉淀，进而影响到储层的渗透性能[36-37]。模拟中CO2的充注速率见3.6节，充注时间为10 Ma。由于压实作用改造该阶段孔隙度设置为0.20，渗透率为5.00×10-13 m2，模拟的初始时刻设为0。
由于CO2的充注，CO2与地层水会发生一系列反应：
(10) 
(11) 
(12) 
(13) 碳酸解离出的H+造成了储层流体pH降低，使储层的pH值维持在5.34左右。该阶段中，发生溶解的矿物主要有方解石、钾长石、高岭石和伊利石(图 8a—d)。酸性条件下，方解石不能稳定存在，大约在4 Ma的时候，方解石溶解完毕，其体积分数不再发生变化(图 8a)；钾长石同样可以与H+发生溶解反应，在约2 Ma的时候，钾长石达到溶解平衡。由于酸性流体的注入，对于高岭石和伊利石而言，地层水不再饱和，因此二者也发生了溶解。与之相对应，由于高岭石和伊利石的溶解(图 8c、d)，过剩的硅质以石英的形式沉淀出来，成为了降低储层孔渗质量最重要的自生矿物，这与野外观察到的石英次生加大现象是吻合的[1]。由于其他含铁矿物(如铁云母、菱铁矿)的溶解，提供了铁白云石沉淀所需的Fe2+，而碳酸解离后生成的CO32-也使铁白云石的沉淀更加容易；其他黏土矿物的溶解则为片钠铝石的沉淀提供了其所需的金属阳离子和硅质。各矿物溶解、沉淀造成的体积分数改变随时间的变化如图 8所示。
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| 负值表示溶解。 图 8 第二阶段矿物体积分数变化随时间变化情况 Fig. 8 Volume fraction changes of mineral vs. simulation time in the second stage |
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该阶段中，虽然有部分矿物发生溶解，但由于赤铁矿、石英、片钠铝石及铁白云石的沉淀，总体上造成了储层中固相体积的增加，因此导致了储层孔隙度和渗透率的下降。二者随时间的变化如图 9所示。可见，油气充注阶段(CO2气体为主)储层孔隙度由0.20降低至约0.15，渗透率由5.00×10-13m2降低到2.00×10-13m2。
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| 图 9 第二阶段储层孔隙度和渗透率随时间变化 Fig. 9 Porosity and permeability changes over time in the second stage |
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1) 在不同的成岩阶段，由于成岩条件不同，矿物的溶解沉淀行为不同。在整个成岩过程中，最主要的沉淀矿物是石英、铁白云石及片钠铝石，而云母、长石、白云石、绿泥石、黄铁矿、蒙脱石和方解石等矿物，在成岩过程中逐步被溶解消耗。
2) 矿物溶解、沉淀的整体结果造成了储层孔隙度和渗透率的变化，非油气充注阶段储层孔隙度由0.30增至0.36，渗透率由初始的5.00×10-15 m2增至8.70×10-15 m2；油气充注阶段(CO2气体为主)储层孔隙度由0.20降低至约0.15，渗透率由5.00×10-13 m2降低到2.00×10-13m2。
3) 将数值模拟的方法与室内实验的测试数据相结合，在地质时间尺度下再现了油气储层的演化过程，恢复了储层孔隙度及渗透率的变化过程，为油气储层演化的研究提供了一种新的方法与思路。
| [1] |
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