碳酸鹽巖溶蝕作用是指流動的侵蝕性流體與碳酸鹽巖之間相互作用的過程及由此產(chǎn)生的結果,從地表到深埋藏地層中均可發(fā)生。碳酸鹽巖溶蝕模擬實驗是指通過模擬地層環(huán)境來再現(xiàn)碳酸鹽巖溶蝕作用的過程和結果,是研究碳酸鹽巖儲層規(guī)模溶蝕有利條件和分布規(guī)律的重要方法。中國石油集團碳酸鹽巖儲層重點實驗室自主研發(fā)高溫高壓溶解動力學模擬裝置,最終建成由巖石內部溶蝕、巖石表面溶蝕和高溫高壓原位可視化檢測組成的碳酸鹽巖溶蝕模擬實驗技術。利用高溫高壓溶解動力學模擬實驗裝置,開展了碳酸鹽巖埋藏溶蝕溫度窗口和孔隙演化樣式的實驗研究,取得2個方面的認識:①高鹽度流體背景模擬實驗表明,隨著溫度增加,碳酸鹽巖的溶蝕量具有緩慢下降—緩慢上升—快速下降的特征,由于地層水兩種相反離子效應的作用,在80～110℃范圍內存在一個有利于碳酸鹽巖溶蝕的溫度窗口;②通過粒間孔隙型、晶間孔隙型、溶蝕孔洞型、鮞�？紫缎秃透窦芸紫缎�5種碳酸鹽巖溶蝕模擬的對比實驗,認識到連通孔隙是埋藏溶蝕發(fā)生的先決條件和有利區(qū)域,碳酸鹽巖內部組構差異會進一步加劇儲集空間在孔、洞和縫組合上的復雜性。 

【文章來源】：海相油氣地質. 2020,25(01)北大核心CSCD

【文章頁數(shù)】：10 頁

【部分圖文】：

高溫高壓溶解動力學模擬裝置中巖石內部溶蝕系統(tǒng)的示意圖

從實驗結果來看，在50～160℃范圍內，當流體和壓力等條件相同時，隨溫度升高，碳酸鹽巖在含有機酸地層水中的飽和溶蝕量總體呈下降趨勢（圖2），這一點與前期開展的模擬實驗結果[22,29-31]（實驗溶液由純水加酸配制而成）基本一致。不同的是：高鹽度地層水中碳酸鹽巖的溶蝕量與溫度的關系具有緩慢下降—緩慢上升—快速下降的特征，碳酸鹽巖溶蝕量在80～110℃范圍內出現(xiàn)明顯增加，而前期實驗結果是持續(xù)穩(wěn)定下降。地下碳酸鹽巖溶蝕遵從化學熱力學原理：作為一個放熱過程，隨著溫度的升高，其熱力學平衡常數(shù)降低，碳酸鹽巖溶解度相應降低，碳酸鹽巖在含有機酸地層水中的飽和溶蝕量總體呈下降趨勢。另外，依據(jù)當前地球化學理論，在碳酸鹽巖溶蝕作用中，溶液中的Na+產(chǎn)生離子強度效應，SO42-產(chǎn)生離子對效應，這兩種效應會降低對碳酸鹽礦物的離子活度積，從而提高碳酸鹽巖的溶解度；溶液中的Ca2+、Mg2+產(chǎn)生同離子效應，會增加對碳酸鹽礦物的離子活度積，從而降低碳酸鹽礦物的溶解度。初步推斷，由于這兩種相反作用的疊加效應，導致了碳酸鹽巖溶蝕量在隨溫度增加而總體下降的過程中出現(xiàn)緩慢上升再快速下降的特征，但是造成這種現(xiàn)象的最終原因還需要開展單個離子影響碳酸鹽巖溶蝕量的實驗來驗證。這一實驗結果表明：在埋藏成巖流體背景下，隨著埋藏深度增加，溫度的升高會導致碳酸鹽巖埋藏溶蝕量的降低，但在80～110℃范圍內會形成一個保持溶蝕能力的溫度窗口，這或許是碳酸鹽巖埋藏溶蝕規(guī)模發(fā)生的有利溫度帶。2.3 應用案例

在埋藏成巖流體背景下，一方面，地層溫度的增加會導致碳酸鹽巖溶蝕量的下降，但在80～110℃范圍內具有一個保持碳酸鹽巖溶蝕量的溫度窗口；另一方面，地層溫度對地層水中的有機酸濃度有著重要的控制作用：80～120℃為有機酸的有利保存區(qū)，其最高濃度可達10 g/L，低于80℃時細菌的分解作用、高于120℃時有機酸脫羧作用均會使有機酸的濃度降低。為獲取更加符合地質條件下的埋藏溶蝕窗口條件，需要建立碳酸鹽巖溶蝕量隨有機酸濃度和地層溫度變化的關系曲線。目前還缺少龍王廟組地層水中有機酸濃度與地層溫度關系的統(tǒng)計。考慮到有機酸的產(chǎn)生主要受控于溫度，因此可以借鑒全球地層水中有機酸濃度與地層溫度關系的統(tǒng)計結果[32],來設定龍王廟組不同地層溫度所對應的有機酸濃度。由于壓力對有機酸溶蝕碳酸鹽巖的影響幾乎可以忽略不計，故將壓力統(tǒng)一設定為10 MPa。實驗結果（圖4）表明：在40～140℃范圍內，設定的地層水有機酸濃度由1 g/L上升至8 g/L，再降到2 g/L，對應的碳酸鹽巖溶蝕量由15.35×10-3mol/L上升至58.57×10-3mol/L，再降到13.07×10-3mol/L。龍王廟組碳酸鹽巖溶蝕量隨地層溫度的增加具有先增后降的特征，在60～120℃（相當于地層埋深1 370～3 590 m）時形成一個溶蝕有利窗口。該曲線表明：在一定深度范圍內，含有機酸的地層水對碳酸鹽巖的溶蝕能力保持在較高的水平。因為在該深度范圍內，地層水具有高有機酸濃度，而且正好處于碳酸鹽巖溶蝕能力保持的溫度窗口。

【參考文獻】：
期刊論文
[1]塔里木盆地下寒武統(tǒng)肖爾布拉克組白云巖儲層特征及成因[J]. 嚴威,鄭劍鋒,陳永權,黃理力,周鵬,朱永進.  海相油氣地質. 2017(04)
[2]深層-超深層優(yōu)質碳酸鹽巖儲層形成控制因素[J]. 何治亮,張軍濤,丁茜,尤東華,彭守濤,朱東亞,錢一雄.  石油與天然氣地質. 2017(04)
[3]中國海相碳酸鹽巖的分布及油氣地質基礎問題[J]. 馬永生,何登發(fā),蔡勛育,劉波.  巖石學報. 2017(04)
[4]熱化學硫酸鹽還原作用及其對油氣與儲集層的改造作用:進展與問題[J]. 蔡春芳,趙龍.  礦物巖石地球化學通報. 2016(05)
[5]海相碳酸鹽巖儲集層發(fā)育主控因素[J]. 沈安江,趙文智,胡安平,佘敏,陳婭娜,王小芳.  石油勘探與開發(fā). 2015(05)
[6]早成巖期喀斯特化研究新進展及意義[J]. 譚秀成,肖笛,陳景山,李凌,劉宏.  古地理學報. 2015(04)
[7]埋藏有機酸性流體對白云巖儲層溶蝕作用的模擬實驗[J]. 佘敏,壽建峰,沈安江,賀訓云,朱吟,王瑩,張?zhí)旄?  中國石油大學學報(自然科學版). 2014(03)
[8]基于模擬實驗的原位觀察對碳酸鹽巖深部溶蝕的再認識[J]. 楊云坤,劉波,秦善,羅平,張單明,周明輝,石開波,田永凈.  北京大學學報(自然科學版). 2014(02)
[9]碳酸鹽巖溶蝕機制的實驗探討:表面溶蝕與內部溶蝕對比[J]. 佘敏,壽建峰,賀訓云,王瑩,朱吟,王永生.  海相油氣地質. 2013(03)
[10]論碎屑巖儲層成巖過程中有機酸的溶蝕增孔能力[J]. 遠光輝,操應長,楊田,王艷忠,李曉艷,葸克來,賈珍臻.  地學前緣. 2013(05)



本文編號：3429878