0 引言
据统计全球碎屑岩储层中至少1/3的储集空间是由矿物溶蚀作用所形成[1]，有机酸溶蚀作用生成大量次生孔隙已被普遍认可。前人通过单矿物和方解石胶结物的模拟实验和热力学计算研究表明，从酸性环境到碱性环境，长石溶蚀速率随pH值呈U型变化，方解石胶结物只能在酸性条件下溶蚀[2-3]；压力对长石溶蚀作用影响很小，而温度升高长石溶蚀作用明显增强[4]；在同等条件下，长石溶解程度为钙长石>钠长石>钾长石[5-6]，并且长石次生孔隙主要由有机酸根络合Al、Si后运移所导致的[7]。温度和压力如何影响方解石矿物溶蚀强度目前还存在很大分歧，不同学者采用乙酸对方解石矿物在温压条件下溶解习性做了研究，有学者认为温度增加抑制方解石溶解，压力对方解石溶解起促进作用[8-11]；也有学者认为温度对方解石溶解先促进后抑制,并在100 ℃达到最大值，压力在30 MPa前作用并不明显，而在30 MPa后起促进作用[12-14];也有学者研究温度、压力共同对方解石溶蚀的影响，认为温压增大碳酸盐的溶蚀率增加[15-17]。笔者思考实验结果出现巨大差异的原因主要是由于不同学者采用了不同的溶蚀反应体系，实验条件下方解石达到饱和的被认为是封闭体系，未达到饱和的被认为是开放体系，开放体系下实际研究的是方解石溶解速率，封闭体系下实际研究方解石的溶解度，二者在温度、压力条件下的表现不同。
前人针对碎屑岩储层“长石—方解石胶结物—有机酸”体系内矿物的选择性溶蚀做了研究。SURDAM等[18]认为储层温度在80~120 ℃时有机酸控制孔隙水酸碱度，长石、方解石胶结物同时溶解；在120~160 ℃时羧酸大量裂解成CO2，其分压升高形成了碳酸控制酸碱度的溶液体系，致使储层中长石溶解、方解石胶结物沉淀；在160~200 ℃时方解石胶结物溶解，长石不溶解。但是SMITH等[19]认为储层在80~120 ℃时，长石溶蚀而方解石发生沉淀，温度高于120 ℃时，储层方解石胶结物才大量溶解。也有学者认为长石溶蚀生成高岭石主要发生在125~130 ℃的低温环境[20-21]。还有学者认为在封闭体系下长石溶蚀而方解石弱溶蚀或不溶蚀[22]。可见地质条件下长石、方解石胶结物的溶蚀过程及储层效应还有待深入研究。
1 模拟实验样品及条件
1.1 实验样品
样品来自鄂尔多斯盆地东北部五虎山野外剖面的二叠系石盒子组8段块状构造大块砂岩，选取该地区样品原因是，考虑到盆地中心烃源岩热演化程度高生烃强度大，盆地腹部盒8段砂岩中长石含量极低，偶见少量的长石，通过镜下研究认为，大量长石在地质历史时期被完全溶蚀[23]，不能够满足模拟盆地未溶蚀前的样品的条件。而在盆地东北缘府谷县五虎山地区因构造抬升剥蚀强烈，有机质热演化程度低，盆8段下伏本溪组和山西组煤R O值小于0.6%，生成有机酸少，镜下仅见少量长石、岩屑微弱溶蚀[图１(a)—图1(d)]，因此选用该地区样品来代表盒8段未被溶蚀的砂岩储层。经X-射线衍射分析和铸体薄片的偏光显微镜观测，选择了孔隙度较高的含钙岩屑砂岩和长石质岩屑砂岩作为模拟实验初始样品。含钙岩屑砂岩的方解石含量为2.8%、长石含量为4.2%，平均孔隙度为14.76%；长石质岩屑砂岩的长石含量为11.8%，平均孔隙度为18.73%（表1）；砂岩中胶结类型为以绿泥石、高岭石为主的接触性胶结，在显微镜下可观测到微量的方解石胶结物。2类砂岩中，长石类型主要为微斜长石、条纹长石和钾长石，扫描电镜和能谱分析表明，矿物类型主要为钾长石，其次为钠长石，钙长石很少见；岩屑类型主要为变质石英岩岩屑、变质砂岩岩屑、花岗岩岩屑、燧石岩屑等变质岩岩屑和火山岩岩屑。
图1 盒8段砂岩岩溶模拟前后的矿物与孔隙特征（a）含钙岩屑砂岩，正交光；（b）含钙岩屑砂岩，单偏光；（c）长石质岩屑砂岩，正交光；（d）长石质岩屑砂岩，单偏光；（e）含钙岩屑砂岩，120 ℃/35 MPa，变质岩岩屑残骸，残存方解石，单偏光；（f）含钙岩屑砂岩，120 ℃/35 MPa，微斜长石残骸，单偏光；（g）长石质岩屑砂岩，150 ℃/40 MPa，微斜长石残骸，单偏光；（h）长石质岩屑砂岩，150 ℃/40 MPa，花岗岩岩屑残骸，单偏光；（i）、（j）含钙岩屑砂岩中钠长石溶蚀及高岭石，SEM；（k)、（l）长石质岩屑砂岩中钾长石溶蚀及高岭石，SEM Fig.1 Mineral and pore characteristics of sandstone before and after karst simulation of He8 Member |
表1 模拟实验初始样品的孔隙度和矿物含量Table 1 Porosity and mineral content of the initial samples in the simulation experiment |
| 岩性 | 样品柱 /个 | 孔隙度/% | 矿物含量/% | ||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 最小值 | 最大值 | 石英 | 钾长石 | 斜长石 | 方解石 | 锐钛矿 | 黏土总量 | ||
| 含钙岩屑砂岩 | 12 | 14.58 | 14.99 | 90.8 | 2.8 | 1.4 | 2.8 | 0.8 | 1.4 |
| 长石质岩屑砂岩 | 5 | 18.69 | 18.93 | 77.6 | 6.6 | 5.2 | 0.6 | 1.3 | 8.7 |
|
1.2 实验条件
从地质角度看，纵然是在地质长时期来看是开放的砂岩成岩环境，但在某一较短的时期内，流体—岩石相互作用都应属于相对独立的封闭体系，因此，本次模拟实验选择封闭体系进行。流体采用地层水和有机质排酸中普遍存在的乙酸，本文研究利用超纯水与纯乙酸配置的1 mol/L的乙酸溶液作为反应液。鉴于在酸性条件下，方解石能够快速的达到反应平衡，而长石达到反应平衡需要大概半年时间，所以本次模拟时间为48 h。根据鄂尔多斯盆地古生界地层的埋藏史、热史和压力史，选择5种不同的温度和流体压力条件进行模拟实验：50 ℃/15 MPa、90 ℃/25 MPa、120 ℃/35 MPa、150 ℃/40 MPa和180 ℃/50 MPa，用于模拟从埋深1 500 m早成岩早期到埋深5 000 m晚成岩中期的流体—岩石相互作用，这一阶段有机质从低成熟到高成熟连续排出有机酸到砂岩。另外，选择流体压力为25 MPa，温度分别为50 ℃、90 ℃、120 ℃、150 ℃、180 ℃、240 ℃和300 ℃作为平行试验，用于模拟流体压力恒定情况下，温度对流体—岩石相互作用的影响，并与温压共控条件下进行对比，用于反映地质条件下，温度、压力对成岩反应的影响。
1.3 实验步骤与装置
本次岩溶实验所用仪器为中国科学院西北生态环境资源研究院油气资源研究中心（原中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源研究中心）自行研制的流体—岩石成岩模拟仪。该装置主要由高温高压反应系统、加压系统、温压控制系统、排液控制、产物分离收集和数据采集6部分组成，反应釜材料为耐腐蚀的718钢，样品室为直径2.5 cm、高10 cm的圆柱体。温度控制在室温至600 ℃之间，流体压力在0~150 MPa之间，且温度压力控制精确，可以开展封闭体系、开放—半开放体系的模拟实验。具体模拟实验步骤如下。
(1)将大块砂岩沿垂直层面钻取一系列矿物组分、孔隙度尽量相似的柱状样品，以保证每个温度点所得模拟数据对比研究的准确性，柱状砂岩样品的长度为7 cm、直径为2.5 cm，用去离子水将柱状样品冲洗浸泡2次以去除残留离子，烘干后利用PoroPDP-200孔隙度测量仪进行测试。选择孔隙度接近的柱状砂岩进行逐个编号，作为模拟实验的初始样品。
(2)在成岩模拟仪中间容器内加入乙酸溶液后，清洗仪器管道。将砂岩柱状样品装入样品室，待高压釜升温至目标温度后，至实验设计的压力值，在封闭体系下恒温恒压48 h后，收集反应液和柱状样品。
(3)利用电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-OES)测量反应液的离子浓度；切取一部分反应后的固体样品，用黄铁矿晶体粉末按照重量法与其混合研磨，再利用理学Ultima IV X-射线衍射仪进行矿物分析；利用偏光显微镜和扫描电镜进行观测。分析流体—岩石反应过程中离子、矿物成分形貌和新生矿物的演化规律。
2 实验结果及讨论
2.1 砂岩在酸性环境中的矿物溶蚀与增孔效应
将原始砂岩样品和模拟反应每个温压点的砂岩样品制作铸体薄片，并且用铁氰化钾和茜素红混合液染色。通过偏光显微镜观察发现，含钙岩屑砂岩中方解石的溶蚀非常明显，粒间连晶式方解石胶结物只保留了少量溶蚀残余，但是局部黏土矿物和刚性颗粒包裹的方解石未被溶蚀[图1(a)—图1（e）]，所以连通孔隙内的充填方解石或者与之接触的交代方解石才能有效被酸性流体溶蚀，而死孔隙内的方解石不会发生溶蚀溶解。长石类矿物也发生了较为明显的溶蚀现象，主要对象是有2类：一类是微斜长石、条纹长石和钾长石等长石单矿物颗粒；另一类是花岗岩、变质砂岩等岩屑内的长石矿物组分[图1(e)，图1（f）]，长石矿物种类既有钾长石也有钠长石[图1(i), 图1(j) ]。长石质岩屑砂岩由于方解石胶结物含量很低，镜下观察到的溶蚀对象主要为长石类矿物，长石溶蚀特征与含钙岩屑砂岩类似[图1（g）,图1（h）]。与溶蚀前相比，溶蚀后长石颗粒棱角明显钝化，粒缘出现港湾状溶孔，部分颗粒内部见条带状溶蚀孔隙或被溶蚀成为铸模孔，还有些长石颗粒破裂缝受溶蚀改造形成溶蚀扩大缝等多种溶蚀现象[图1（e）—图1（h）]。在扫描电镜下，钠长石颗粒已被完全溶解或部分溶解，孔隙附近的钠长石残余在扫描电镜下依靠晶形已辨别不出，通过结合能谱找到出露孔隙的钠长石颗粒溶解强烈，表层溶蚀面呈锯齿状、鳞片状，大部分钠长石已被巨厚的高岭石覆盖或已完全生成高岭石[图1（i）]；钾长石颗粒虽有一半被溶蚀掉，但依旧呈现方形板状，残余钾长石颗粒表面呈溶蚀带、锯齿状、鳞片状溶蚀形貌，被溶蚀位置上分布有大小不一的高岭石附着在原钾长石紧贴的石英颗粒上，表明在封闭体系下，长石溶蚀所形成的高岭石继承了原长石的空间结构，未迁移出储层晶形较好的高岭石为储层提供了少量的高岭石晶间孔隙，但同时也占据了部分孔隙空间[图1（i）,图1（k）]。通过黄铁矿质量法标定的X-射线衍射分析（在每个XRD测试样中加入相对与待测样品质量等比的FeS做标定,这样就能根据衍射图谱对比不同实验条件下矿物含量的细微变化）发现，2类砂岩的钾长石溶蚀量要强于斜长石，并且长石溶蚀量随着温度压力的增大而增大（图2），由于长石质岩屑砂岩中只含有微量的方解石，所以长石的溶蚀量要高于含钙岩屑砂岩。方解石溶蚀所形成的大量Ca2+和CO2溶解在酸性流体内，而长石溶蚀后形成了SiO2（aq）和固体产物高岭石[图1（i）,图1（k）]。方解石胶结物、钾长石、钠长石矿物溶蚀现象明显，与XRD图谱一同应证了反应后溶液中检测出的Ca2+、K+、Na+、Al3+、SiO2（aq）来源于方解石胶结物、钾长石和钠长石的溶蚀。
笔者曾尝试通过砂岩模拟反应先后的孔隙度测试来研究孔体积变化，但是砂岩在封闭条件下的总溶孔体积相对较小，并未获得成功。由于K+、Na+存在于长石铝硅酸盐矿物硅氧四面体构成的环间空隙中，经溶蚀后K+、Na+很容易释放出来，反应后溶液中Ca2+、K+、Na+的物质的量基本代表了对应被溶蚀矿物的物质的量，因此利用公式：V 矿物=C 离子 V 反应液 M 矿物/M 离子/ρ 矿物（其中，V 矿物为被溶蚀矿物体积；C 离子为反应液中的离子浓度;V 反应液为反应液体积;M 矿物为矿物的摩尔质量;M 离子为该离子的摩尔质量;ρ 矿物是矿物的密度）。将岩溶模拟反应液中所析出的Ca2+、K+、Na+浓度及液量（含钙岩屑砂岩收集到的反应后液量为15 mL、长石质岩屑砂岩收集到的反应后液量为16.4 mL）代入上述公式，反演计算方解石、钾长石和钠长石的溶蚀体积，表征砂岩每个温压点的增孔体积，其所占初始砂岩样品孔体积的百分比为增孔率（图3）。但也存在一些问题，长石溶蚀后会有部分高岭石沉淀生成，生成的高岭石体积并未计算在内，但实验中长石溶蚀量较方解石少，并不会对计算结果产生很大影响。相同浓度乙酸条件下，含钙岩屑砂岩的孔隙体积增加效果最好，孔体积平均增加量为0.063 cm3，平均增孔率为1.2%，而长石质岩屑砂岩的孔体积平均增加量为0.05 cm3，平均增孔率为0.8%。可见虽然长石类矿物溶蚀也产生较大的孔体积，但是由于方解石反应速度快，首先短时间消耗大量氢离子，所以其大量溶蚀对砂岩孔隙贡献很大。随着温度压力逐渐增大，含钙岩屑砂岩的溶蚀孔隙增加量略微减少，而长石质岩屑砂岩迅速降低。
2.2 Si、K、Na、Al、Ca等主量元素的迁移特征
反应溶液中离子含量体现出矿物晶格的离子释放程度，因此，通过分析反应溶液各种主要离子的含量及变化，可以研究砂岩中各类矿物的溶蚀特征与机制。
每种长石矿物的溶蚀作用都会释放SiO2,所以反应液中Si含量是钾长石和钠长石溶蚀是综合反映，理论上，长石溶蚀每生成一个K+或者Na+，同时将生成2个SiO2分子，伴随着释放出Al3+离子[27]，所以长石溶蚀所释放的SiO2是K+、Na+含量总和的2倍，但是本文模拟实验中反应液的Si与K+的含量相似，这说明有一部分Si仍然被固定在砂岩内。跟长石溶蚀所产生的其他离子一样，Al3+含量也应随温压升高而增大，但是反应液中Al3+含量随着温度压力的升高先增大再减小，在120 ℃、35 MPa时候达到最大（图4），与其他溶出的主量元素相比，Si、Al都存在一定的滞留效应，但二者的释放机理存在不同，Al是溶出元素中浓度最低的，是最难迁出的元素，前人研究认为Al3+通常与有机酸根络合从而迁移出来[13]，这表明当温度高于120 ℃时Al3+与有机酸根络合会降低，会抑制Al3+的有效迁移。溶出的Si、Al虽不能够像K、Na、Ca一样反映矿物的溶蚀量，但其作为铝硅酸盐矿物晶格的骨架元素，显著影响着铝硅酸盐矿物的溶蚀特性和溶蚀次生矿物石英、高岭石的生成特性，因此加强Al和Si的迁移研究具有重要的现实和科学价值。
2.3 温度、压力对流体—岩石相互作用的影响
含钙岩屑砂岩的不同温压和不同温度模拟实验表明，两者每个温度点的K+浓度基本一致，并且增长速率一致[图6（a）]，可见流体压力对长石溶蚀程度的影响较小，这一认识与前人相同[20]，所以在相同乙酸浓度前提下，流体的pH值相同，温度才是影响长石溶蚀量的决定性因素。不同温度模拟实验中Al3+浓度的演化趋势，进一步证明了Al3+与有机酸根络合能力受温度控制，并且在120 ℃以上，有机酸根络合能力明显降低[图6(b）]，所以在深埋高温条件下Al3+很难从砂岩中迁移出来。不同温度模拟实验的Ca2+浓度先增大后减少，并且在180 ℃左右达到最大[图6(c）]，这说明在温度逐渐升高过程中H+活性逐渐增大，溶解了更多的方解石，同时伴随着CO2分压逐渐升高，当温度超过180 ℃左右再增大，温度继续增加CO2分压增大，导致HCO3 -浓度增大，抑制方解石的溶蚀。与不同温度模拟实验相比，180 ℃以下温度压力同步的实验数据显示，温度压力同时增大时Ca2+浓度逐渐降低，这说明压力对方解石溶解的影响更加显著，并且方解石溶蚀量随着压力的增加而降低。前人此方面研究较少，可能的原因在于压力增加使CO2分压升高，促使溶液中HCO3 -浓度增大，进而抑制了方解石的溶解。
2.4 封闭体系矿物溶蚀过程及竞争关系
砂岩中方解石和长石类矿物是酸性流体溶蚀的主要对象，在开放体系中只要有足够量有机酸供给，可溶矿物将会不断溶解直到消耗完毕，但是封闭体系下，有机酸与可溶矿物的相互作用却比较复杂，由于可溶矿物习性不同，各种矿物溶蚀顺序和程度会有所区别。封闭体系中，方解石会快速溶蚀并且达到反应平衡，首先消耗一定量的H+，pH值升高。由于长石溶蚀反应过程非常缓慢[25-26]，所以虽然长石溶蚀作用也同时发生，但是大部分反应过程将在方解石溶蚀后、相对较高pH的酸性流体中进行。各种长石矿物同时进行水岩反应，其溶蚀量是反应速度和含量共同作用的结果，虽然钾长石比钠长石的溶蚀速度慢，但其相对含量较高，导致钾长石将比钠长石消耗更多的H+，从而使钾长石的溶蚀量更大。另外，方解石在酸性环境中溶蚀是CaCO3与Ca2+、HCO3 -、H+之间反应平衡，当长石不断消耗H+，必定会导致溶液的pH值升高，所以随着时间推移方解石可能会发生再沉淀。
3 盒8段砂岩酸性溶蚀作用的矿物转化
三叠纪晚期至白垩纪早期，本溪组、山西组和太原组煤系烃源岩进入生烃门限并大量生成以乙酸为主的有机酸和烃类（图7）。有机酸注入上覆盒8段砂岩储层，使早期形成的碳酸盐胶结物首先被溶蚀，同时长石和岩屑颗粒中长石类矿物的缓慢溶蚀，继续消耗H+。与烃类气体伴生的CO2也随后进入砂岩储层，其溶于地层水后分离出H+和HCO3 -，弱酸性地层水进一步溶蚀长石类矿物，最终使砂岩孔隙内流体酸碱度呈中性。此时期的流体与岩石相互作用过程，主要受酸性流体的pH值控制，长石在酸性环境中的溶蚀转化是不可逆的，伴生矿物是次生高岭石和石英。当储层深度从2 700 m继续加大，烃源岩处于过成熟阶段产生极少的CO2，储层温度大于140 ℃并继续上升，同时压力也增加，方解石溶解度降低从而沉淀。白垩纪中期开始储层持续抬升使其温度、压力也不断降低，方解石胶结物将会由于溶解度升高而发生部分溶解，这一过程中温度压力控制着流体—岩石相互作用。与溶液pH值相比，温度压力对方解石溶解与沉淀的控制可能相对较弱，因为即使是地表砂岩样品仍然含有较多方解石胶结物。
4 结论
（1）砂岩在酸性封闭体系中，方解石首先被迅速溶蚀并使孔隙水的pH值增大，长石则缓慢地继续溶蚀。方解石溶蚀量远远高于长石，各种长石的溶蚀量不仅取决于反应速度，还受其相对含量影响。
（2）流体压力对长石溶蚀速率和离子迁移没有影响，温度起到绝对的控制作用。温度升高使长石溶蚀速度增快、溶蚀量增加，但是Al3+迁移量先增大再减小，120 ℃左右时最大，因此深层砂岩被有机酸溶蚀过程中Al3+很难被迁移出来。温度升高方解石溶蚀量先增大再减小，在180 ℃时候达到最大；压力升高方解石溶蚀量减少，并且压力比温度对方解石溶蚀量影响更大，所以储层埋深加大时方解石趋向于沉淀。
（3）三叠纪晚期至白垩纪早期盒8段砂岩中方解石和长石开始发生溶蚀作用，并且前期溶蚀介质主要来源于有机酸，后期来源于CO2，随后砂岩继续深埋时温度压力升高使方解石发生沉淀。白垩纪中期后储层抬升使温度、压力不断降低，部分方解石会发生溶蚀。
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