引用本文
张创, 罗然昊, 张恒昌, 周雪, 王成龙, 邢华, 钱成. 中等地温场、长深埋期石英砂岩类储层成岩作用与孔隙度演化模式——以鄂尔多斯盆地延安地区下石盒子组为例. 地球科学进展, 2017, 32(7): 744-756
Zhang Chuang, Luo Ranhao, Zhang Hengchang, Zhou Xue, Wang Chenglong, Xing Hua, Qian Cheng. Diagenesis and Porosity Evolution Model of the Quartzose Sandstone Reservoir with Moderate Palaeogeothermal, Long Period of Large Buried-depth:A Case Form the Lower Shihezi Reservoir in Yan’an, Ordos Basin. Advances in Earth Science, 2017, 32(7): 744-756  
Doi:10.11867/j.issn.1001-8166.2017.07.0744
Permissions
Copyright©2017, 地球科学进展 编辑部
中等地温场、长深埋期石英砂岩类储层成岩作用与孔隙度演化模式——以鄂尔多斯盆地延安地区下石盒子组为例
张创1, 罗然昊1,*, 张恒昌1, 周雪1, 王成龙1, 邢华2, 钱成2
1.延长油田股份有限公司志丹采油厂,陕西 延安 717500
2. 陕西延长石油(集团)有限责任公司,陕西 西安 710075
*通信作者:罗然昊(1972-),男,湖北钟祥人,高级工程师,主要从事开发地质和精细注水相关研究.E-mail:1419592269@qq.com

作者简介:张创(1981-),男,陕西渭南人,高级工程师,主要从事油气田开发地质研究.E-mail:zhangchuang530@126.com

基金:国家自然科学基金项目“特低渗透双重介质砂岩微观孔隙结构的定量表征”(编号:41102081)资助
摘要

以鄂尔多斯盆地延安地区下石盒子组储层为研究对象,在储层成岩作用、埋藏史与热史研究的基础上,应用动力学模型与作用模拟方法分析了该区孔隙度演化史。结果表明,中等地温场、长深埋期煤系地层内的石英砂岩类储层,成岩早期孔隙介质呈酸性而缺乏早期碳酸盐胶结物,压实损失孔隙度较大;溶蚀作用产生了一定的次生孔隙,但长深埋期、较高地温环境下溶蚀产物沉淀为更为稳定的次生石英和黏土矿物,加之含铁碳酸盐胶结物的胶结与交代,造成粒间孔隙大量封闭的同时,又充填了部分溶孔;压实损失孔隙度较大的情况下,石英次生加大的普遍发育及黏土矿物与含铁碳酸盐胶结物的充填,往往造成此类储层为低渗—超低渗储层。

关键词: 埋藏史; 热史; 孔隙度演化; 次生石英; 鄂尔多斯盆地
中图分类号:P618.130.2 文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2017)07-0744-13
Diagenesis and Porosity Evolution Model of the Quartzose Sandstone Reservoir with Moderate Palaeogeothermal, Long Period of Large Buried-depth:A Case Form the Lower Shihezi Reservoir in Yan’an, Ordos Basin
Zhang Chuang1, Luo Ranhao1,*, Zhang Hengchang1, Zhou Xue1, Wang Chenglong1, Xing Hua2, Qian Cheng2
1.Zhidan Oil Production Plant, Yanchang Oil Field Co., Ltd., Shaanxi Yan’an 717500, China
2.Shaanxi Yanchang Petreleum(Group) Co., Ltd., Xi’an 710075, China
*Corresponding author:Luo Ranhao(1972-),male,Zhongxiang City,Hubei Province,Senior engineer. Research areas include development geology and oilfield waterflood.E-mail:1419592269@qq.com

First author:Zhang Chuang(1981-),male,Weinan City,Shaanxi Province,Senior engineer. Research areas include oil & gas reservoir development geology.E-mail:zhangchuang530@126.com

Fund:Project supported by the National Natural Science Foundation of China“Quantitative characterization on micro-pore struture in the dual media sandstone of ultra-low permeability”(No.41102081)
Abstract

This research took Lower Shihezi Reservoir in Yan’an, Ordos Basin as research object. Based on the achievement of former scholars, the article first analyzed burial history and palaeogeothermal history. Furthermore, it analyzed the diagenesis characteristics and divided the diagenetic stages through the application of test data, such as thin section, SEM, cathode luminescence, x-ray diffraction, homogenization temperature of fluid inclusion, etc. Finally, the article analyzed and identified the initial porosity model and various kinds of porosity evolution model in the process of diagenetic, optimized the suitable method of Lower Shihezi Reservoir, established a calculation method that the porosity of reservoir increased in the process of dissolution by applying the effect simulation, simulated porosity evolution of reservoir in research area and analyzed the porosity evolution model. The results showed that the reservoir of quartzose sandstone with moderate palaeogeothermal, long period of large buried-depth, carbonate cement was absent in early phase in the coal measure strata, and the porosity loss by compaction was substantial. Though secondary porosity was generated by dissolution, the quartz and clay mineral were precipitated from dissolution mass, which filled intergranular pores and dissolved pores. In addition to substantial porosity loss by compaction, the filling of massive quartz overgrowth, clay mineral, and ferrocarbonatite, always made such reservoirs to be low or ultra-low permeability reservoirs.

Keyword: Burial history; Palaeogeothermal history; Porosity evolution; Secondary quartz; Ordos basin.

砂岩储层成岩作用及孔隙度演化受诸多因素的影响, 如盆地背景、埋藏史、热史、流体超压发育史、早期成岩环境与孔隙流体性质等外部条件, 以及由沉积作用控制的岩石成分和结构等[1~8]。特定地温背景和埋藏史条件下, 某一类砂岩储层成岩变化与孔隙度演化特征的研究, 其意义不仅仅在于探讨特定地区、特定储层孔隙度演化规律及其制约因素, 更为重要的是提供具有类似盆地地温背景、埋藏史及岩性条件下可供比较和借鉴的孔隙度演化模式, 为预测储层质量提供依据。

本文以鄂尔多斯盆地延安地区中二叠统下石盒子组为例, 在埋藏史与热史恢复的基础上, 分析储层成岩作用、划分成岩阶段, 对本区中等地温场、长深埋期、煤系地层中, 石英砂岩类储层的孔隙度演化特征进行了分析, 以期对具有类似地质条件地区的孔隙度演化与储层质量预测提供借鉴。

1 埋藏史与热史

延安地区位于鄂尔多斯盆地陕北斜坡东部(图1), 中二叠统下石盒子组(盒5~盒8)为辫状河三角洲前缘相的灰白— 灰色粗砂岩与灰黑— 黑色泥岩互层。储层孔隙度平均为7.2%, 渗透率平均为0.43 mD, 为特低孔— 超低渗储层。

图1 鄂尔多斯盆地研究区地理位置图Fig.1 Research area in Yan’ an, Ordos Basin

自中二叠统下石盒子组沉积以来, 鄂尔多斯盆地共经受2次较为重要的剥蚀[9~11], 分别为晚三叠世— 早侏罗世与晚白垩世至今, 其中晚三叠世— 早侏罗世盆地抬升幅度较小, 而晚白垩世及其后剥蚀厚度较大, 对储层埋藏史和热史具有较大影响。本次研究采用泥岩压实法对晚白垩世以来的剥蚀厚度进行恢复, 在此基础上, 应用BasinMod软件对本区下石盒子组储层的埋藏史进行了恢复(图2a)。

盆地热史方面, 由于镜质体反射率与磷灰石裂变径迹等热事件记录数据仅能反映储层达最大埋深时所经历的地温, 即地质历史中储层所经历的最高地温, 而无法得到各个时期的地温场数据。因此, 在借鉴前人研究成果的基础上[9~11], 根据各个地质时期盆地构造背景及沉积环境, 采用与世界其他沉积盆地对比的方法, 确定本区古地温:中二叠世— 中三叠世为22~24 ℃/km, 晚侏罗世— 早白垩世为38~43 ℃/km, 晚白垩世至今为28.7 ℃/km。热演化史恢复结果见图2b。

本区下石盒子储层沉积45 Ma后(中三叠世), 埋深达到2 600 m, 地层温度达到100 ℃; 此后由于埋深增大和地温梯度升高, 地层温度持续上升, 98 Ma BP时(早白垩世)达到最大埋深(约3 400 m), 地层温度最高达140 ℃左右; 其后盆地隆升, 地温梯度也逐渐减低, 20 Ma BP时(晚第三纪), 地层温度降至100 ℃以下; 现今地层温度为80~90 ℃。储层整体处于中等地温场, 但由于埋深较大, 长时间处于较高温度环境中(埋藏史与热史恢复所用数据为本区数井平均数据, 故存在部分样品次生石英包裹体均一温度大于地层所经历最高地温的平均值)。

图2 延安地区下石盒子组储层埋藏史和热史
(a) 埋藏史; (b) 热演化史Fig.2 Burial history and palaeogeothermal history of Lower Shihezi reservoir in Yan’ an
(a)Burial history; (b)Palaeogeothermal history

2 矿物组成特征与成岩作用
2.1 矿物组成特征

35口井468份衍射薄片资料统计, 下石盒子组储层石英含量平均78.3%, 长石含量为0.6%, 岩屑含量为20.9%, 为石英砂岩类储层(表1)。岩屑类型以石英岩、片岩、千枚岩、板岩等变质岩屑为主, 火成岩屑较少, 偶见沉积岩屑。储层碎屑粒级主要为粗砂和中砂, 分选中等— 较好。

储层填隙物含量为7.5%~29.5%, 平均为14.1%。胶结物主要为硅质(平均4.7%)、黏土矿物(3.6%)与含铁碳酸盐胶结物(2.1%), 偶见菱铁矿等其他胶结物(表2)。杂基主要为泥质和凝灰质, 含量较低。

表1 延安地区下石盒子组骨架颗粒矿物组合(单位:%) Table 1 The skeleton particle mineral composition of, Lower Shihezi reservoir in Yan’ an (unit:%)
表2 延安地区下石盒子组填隙物矿物组合(单位:%) Table 2 The matrix mineral composition of Lower Shihezi reservoir in Yan’ an (unit:%)
2.2 主要成岩作用特征

2.2.1 压实与压溶

铸体薄片常见碎屑石英颗粒凹凸— 镶嵌接触, 但阴极发光下可见, 这种现象多由石英次生加大边普遍发育所致, 除去胶结物影响外, 颗粒多以线接触或点— 线接触为主(图3a, b)。其他压实现象还有:①碎屑石英含量较高的地区, 常见石英颗粒的“ 破碎愈合” 现象。阴极发光可见, 发暗蓝色光或暗光的碎屑石英颗粒的破碎缝内, 充填不放光的硅质胶结物(图3c)。石英破碎愈合现象在偏光显微镜下往往以完整颗粒形态出现。②在杂基或塑性岩屑含量较高的地区, 可见杂基团块或岩屑强烈变形充填粒间孔隙, 刚性碎屑颗粒则镶嵌其中呈漂浮状。同时, 杂基普遍重结晶而岩屑泥质化, 主要为高岭石化(图3d, e)。③长形颗粒的定向— 半定向排列及其他塑性颗粒的变形。

图3 延安地区下石盒子组储层成岩现象与矿物Fig.3 Diagenesis phenomenon and minerals of Lower Shihezi reservoir in Yan’ an

值得注意的是, 本区石英压溶现象并不发育, 仅在个别薄片可见碎屑石英颗粒接触处的压溶与焊接现象, 且规模非常有限。

2.2.2 胶结与交代

(1) 次生石英

次生石英是本区最为重要的成岩矿物之一, 其产状及主要特征如下:①次生加大边。为本区最为常见的次生石英产出形态, 加大边与碎屑石英之间一般具有较为清晰的连续或不连续黏土环边形成的“ 脏线” 。次生加大边阴极发光下多发暗光或不发光, 而碎屑石英多发棕(红)色光或暗蓝光(图3a, b)。加大边宽度一般为50 μ m以下, 含量可达15%以上。②呈六方锥状充填孔隙的自生石英晶体(图3f)。③破裂愈合缝内的自生石英较为常见, 但含量很低(图3c)。④黏土矿物或长石硅化(图3g), 及充填骨架颗粒溶孔的自生石英。

前人对鄂尔多斯盆地上古生界石英砂岩类储层次生石英的来源有过诸多的探讨[12~15]。对本区而言, 碎屑石英压溶现象较为少见, 提供的游离硅质非常有限。蒙皂石向伊利石转化过程中, 可释放出大量的游离硅。黏土矿物演化受地温控制, 因而随埋深增大, 呈现出伊蒙混层含量减小而伊利石呈增加的趋势(图4)。如果黏土矿物演化所提供的游离硅是次生石英的主要来源, 那么次生石英含量将随埋深增大而提高, 但本区次生石英含量与埋深却未显示出明显的相关关系。因此, 黏土矿物转化提供的硅质应该也不是本区次生石英的主要来源。

图4 黏土矿物、次生石英与深度关系Fig.4 The relation between clay mineral, secondary quartz and depth

大量的室内实验与勘探实践证明, 几乎所有类型的长石溶蚀后均可产生一定量的游离硅质。本区下石盒子组储层现今长石含量极低, 11口井291份全岩X衍射资料显示, 长石含量为0~7.3%, 平均为0.67%, 75%以上的样品未见长石。但同时, 铸体薄片常见仅余长石轮廓或解理缝形态的硅化、钙化长石颗粒及长石溶孔, 个别薄片可见长石溶蚀残余。长石溶蚀释放游离硅主要发生在地温高于95 ℃的条件下, 而本区次生石英的形成温度也在此温度区间(次生石英形成温度将于后述), 二者的温度区间相匹配。此外, 本区部分石英次生加大边内具高岭石矿物包体(图3h), 硅质与高岭石均为长石溶蚀产物, 二者的伴生现象及长石溶蚀释放游离硅与次生石英形成温度的匹配关系, 均指示长石溶蚀所提供的硅质应该是本区硅质胶结物的主要来源之一。

下石盒子组储层富含同沉积期降落型成因的凝灰质等火山物质(0~12.0%, 平均为1.1%)。前人对凝灰质在模拟地层水(含甲酸、乙酸、丙酸与丁酸等有机酸)环境下溶蚀现象的室内实验证明[16~19], 在凝灰质大量溶蚀, 地层水渗流环境较为通畅时, Si和Al将发生异地迁移。凝灰质杂基与火山岩屑的蚀变与成分分异过程可提供大量的游离硅。

本区以次生石英为宿主矿物的包裹体主要有2类赋存状态, 一类为次生加大边内的包裹体, 多呈条带状或串珠状分布; 另一类为切穿加大边与碎屑石英的微裂隙中所捕获的包裹体, 呈串珠状或分散状。经压力校正后, 两相包裹体均一温度为94~149 ℃, 平均为128 ℃(图5)。

图5 自生石英流体包裹体均一温度直方图Fig.5 The histogram of authigenic quartz fluid inclusion in the same temperature

结合埋藏史与热史来看, 本区下石盒子组储层沉积53 Ma后(约215 Ma BP), 储层埋深达到2 400 m, 古地温为94 ℃, 次生石英开始沉淀。在98 Ma BP(地温140 ℃), 次生石英生长速度随地温升高而加快。此后, 随盆地抬升, 地温降低, 次生石英生长速度逐渐减缓。直到14 Ma BP时, 由于地层抬升和地温梯度下降, 古地温降至94 ℃以下, 次生石英停止沉淀(由于大量矿场数据显示[20~22], 油(气)水界面上下次生石英含量无明显区别, 本次研究不考虑油气充注对次生石英的抑制作用)。也就是说, 下石盒子组储层在长达201 Ma的时间范围内(对比下石盒子组储层沉积260~270 Ma BP), 一直处于适合次生石英沉淀的温度区间。骨架颗粒与凝灰质等火山物质溶蚀产生的游离硅质, 较高的碎屑石英含量提供可供次生石英沉淀的表面积, 加之长时间处于适合次生石英沉淀的较高地温环境, 是本区次生石英极为发育的主要原因。

(2) 黏土矿物

据16口井336份黏土矿物X衍射资料统计, 黏土矿物中高岭石含量最高(相对含量平均为46.7%), 伊利石次之(21.4%), 绿泥石(17.3%)和伊蒙混层(14.6%)含量较低。

本区自生高岭石主要有2种成因, 一类为火山岩屑与凝灰质杂基蚀变产物, 通常结晶较好, 晶形粗大, 也可见到成分分异不彻底形成的“ 脏” 高岭石(图3i)。另一类为孔隙水介质沉淀形成的淀晶高岭石, 多充填于残余粒间孔或骨架颗粒溶孔, 扫描电镜下呈蠕虫状充填于石英次生加大边所围限的残余粒间孔内(图3j)。

下石盒子组储层绿泥石的产状主要为3类:第一类是分布于碎屑颗粒表面的细小叶片状绿泥石膜(图3k), 形成于同沉积期或浅埋藏期。仅个别井点可见, 对储层性质的影响也较为微弱。第二类为岩屑蚀变形成的绿泥石(图3l), 多呈团块状占据原岩屑位置, 有时原岩结构尚可分辨, 一般结晶较差。第三类为孔隙水沉淀形成的结晶较好的绿泥石(图3m), 充填溶孔或残余粒间孔。扫描电镜下可见较大的叶片状绿泥石充填孔隙或生长于次生石英之上, 表明其形成晚于次生石英。

本区伊蒙混层黏土矿物多以孔隙衬垫的形式出现, 且随埋深加大其相对含量降低, 向伊利石演化。伊利石多为毛发状或卷曲片状充填粒间孔隙, 也可见呈搭桥状从孔隙壁一侧向另一侧生长, 将喉道分割成为细小的晶间隙(图3n)。

由火山岩屑和凝灰质杂基蚀变形成的高岭石与岩屑蚀变绿泥石, 往往占据原岩屑和凝灰质杂基位置, 除在结晶过程中产生微孔外, 并不会对储层孔隙度产生明显影响, 孔隙度演化分析仅考虑孔隙介质沉淀的“ 淀晶” 黏土矿物。如前所述, 本区淀晶成因的黏土矿物多充填于石英次生加大边所围限的残余粒间孔或溶孔, 表明其主要形成于溶蚀作用与次生石英沉淀之后。

(3) 碳酸盐胶结物

本区上古生界太原组与山西组的煤层及碳质泥岩是盆地重要的气源岩之一, 下石盒子组储层也整体受制于上古生界煤系地层。浅埋藏期水生和陆生植物腐烂产生的腐殖酸使孔隙水成酸性, 一般不发育早期碳酸盐胶结物, 仅个别井点可见早期菱铁矿, 且含量很低。

晚期碳酸盐胶结物主要为铁方解石与铁白云石, 呈自形、半自形充填于孔隙中或交代碎屑颗粒(图3o)。铸体薄片可见, 由碎屑颗粒表面向孔隙中央, 完整的胶结物的分布顺序依次为黏土膜、石英次生加大边与含铁碳酸盐胶结物, 说明晚期含铁碳酸盐形成于次生石英胶结之后。同时, 碳酸盐胶结物的电子探针微量元素分析结果显示, 碳酸盐胶结物普遍含Fe2+, 这进一步说明本区碳酸盐胶结物多形成于较高温度压力条件下的封闭成岩环境中。

本区碳酸盐胶结物通常充填经次生石英胶结而缩小的残余粒间孔, 表明其形成时间晚于后者。碳酸盐胶结物中包裹体较为少见, 从同一样品中包裹体均一温度来看, 分别以次生石英和碳酸盐胶结物为宿主矿物的包裹体, 后者形成时的地温(平均134 ℃)高于前者(平均121 ℃)(图6)。从可测试的碳酸盐胶结物内的包体来看, 66 Ma BP左右(地温127 ℃)含铁碳酸盐胶结物开始沉淀。

2.2.3 溶蚀

本区溶蚀作用较为常见, 但溶蚀强度普遍较小, 溶蚀作用形成的次生孔隙多为颗粒内部的微孔, 仅少数薄片可见较大的岩屑或凝灰质溶孔。常见的溶蚀现象有:①岩屑溶蚀(图3p), 为本区最为常见的溶蚀现象, 多为易溶矿物选择性溶蚀形成的细小筛状溶孔。②长石溶孔整体较少, 部分地区可见长石溶孔被黏土矿物或硅质充填(图3q), 偶见长石溶蚀残余。③凝灰质杂基内部的细条纹状溶孔较为常见(图3r), 偶见较大凝灰质溶孔。本区溶孔多被后期黏土矿物和硅质胶结物部分或全部充填, 几乎见不到未充填后期胶结物的溶孔。

图6 碳酸盐胶结物与次生石英包裹体均一温度(延223井, 2 244.91 m)Fig.6 The histogram of carbonate cement and secondary quartz fluid inclusion in the same temperature (Yan 223 well, 2 244.91 m)

本区溶蚀作用发生在相对较长的时间内, 表现为相对浅埋藏期煤系地层产生的腐殖酸溶蚀作用, 与相对深埋藏期有机质成熟形成的有机酸溶蚀作用。同时, 次生石英和黏土矿物对溶孔的充填极为常见, 说明对储层性质具有明显控制作用的主要溶蚀期, 应早于次生石英与黏土矿物的沉淀。Surdam等[23]对有机酸溶蚀作用的研究结果表明, 地温70~90 ℃时, 干酪根热解形成的短链羟酸浓度最大, 溶蚀强度也最大。结合热史与成岩矿物共生序列来看, 本区主要溶蚀作用应发生在227~215 Ma BP(或稍早), 此时埋深为2 000~2 400 m。在215 Ma BP以后, 地层温度高于90 ℃, 短链羟酸浓度减小, 表现为溶蚀强度降低, 游离硅质与其他溶蚀产物从溶入孔隙介质或随孔隙介质迁移的状态, 逐渐过渡为从孔隙介质内沉淀。

2.3 成岩阶段

根据SY/T5477-2003《碎屑岩成岩阶段划分》, 对主要成岩阶段划分指标汇总如下:①有机质成熟度。RO为1.92%~2.32%, 平均1.97%; Tmax为558~588 ℃, 平均573 ℃; 孢粉颜色多为棕黑色, 棕黄色很少; 有机质高成熟阶段。②古地温。石英次生加大边与微裂隙内流体包裹体均一温度为94~149 ℃, 平均128 ℃; 碳酸盐胶结物内流体包裹体均一温度为127~136 ℃, 平均131 ℃。③黏土矿物转化。伊利石/蒙皂石(I/S)中的蒙皂石(S)为0.82%~7.21%, 平均为3.10%。④砂岩已固结; 孔隙类型以溶孔与晶间孔为主, 残余粒间孔很少; 石英次生加大多为Ⅲ 级。同时参考前人研究成果, 认为本区下石盒子组储层目前处于中成岩阶段B期(图7)。

图7 延安地区下石盒子组储层成岩阶段划分Fig.7 The division of diagenetic stage of Lower Shihezi reservoir in Yan’ an

3 储层孔隙度演化模式

孔隙度演化分析方法主要采用前人建立的成熟的动力学模型和作用模拟方法进行。

3.1 初始孔隙度的恢复

砂岩储层同沉积期的初始孔隙度对孔隙度演化史模拟精度具有重要意义。初始孔隙度的恢复, 主要有3类方法。第一类方法是测定相似沉积环境下现代沉积物的孔隙度, 将其平均值作为储层初始孔隙度。从见诸文献的现代沉积物孔隙度测试结果来看[24~27], 海滩砂、海岸砂丘、河流砂、河流点砂坝等不同沉积环境的现代沉积物样品, 平均孔隙度均在40%~50%。采用此类方法时, 多选取40%或45%作为储层初始孔隙度[28~31]。第二类方法是计算等大球形颗粒松散排列(立方体排列)时的理论孔隙度, 将其作为储层初始孔隙度[32]。这2类方法均将研究目标简化为均一储层, 显然是一种理想化的处理方式。且理论分析结果显示[33], 无论给定的初始孔隙度大于或小于真实的初始孔隙度, 均将对孔隙度演化结果产生明显的影响。第三类方法是借助湿砂填集实验来确实初始孔隙度。将从粗砂至极细砂的不同粒级天然砂粒进行淘洗、烘干作为砂质组分, 将硅粉作为泥质组分, 浸湿、混合后, 填集为具有不同碎屑结构参数的样品, 测定其孔隙度。然后分析样品孔隙度与碎屑结构参数的关系, 或建立孔隙度与结构参数的关系用以确定初始孔隙度, 或提供不同粒级、不同分选样品的若干标准图版用以对比确定初始孔隙度。Beard等[34]在湿砂填集实验上做出了杰出贡献, 提供了8种粒级(极细砂至粗砂)、6种分选(极差至极好)共48份样品的实验结果, 具备粒度分析资料的样品可根据粒径、分选系数选择测定的孔隙度作为初始孔隙度, 无粒度分析资料的样品, 可采用铸体薄片与标准图版对比, 获取初始孔隙度。Beard等[34]将其实验结果与相同结构参数的天然堆积砂对比进行误差分析, 在差分选以上级别(标准偏差小于2.7), 绝对误差均小于1.8%。由于其较高的精度, 在储层初始孔隙度恢复中获得了广泛的应用。

本次研究即利用Beard等[34]的湿砂填集实验结果获取初始孔隙度, 根据本区砂岩结构参数(粒径中值为0.72~1.62 Ф , 平均1.18 Ф ; 标准偏差为0.79~2.10, 平均1.35), 初始孔隙度为37.8%~41.3%, 平均39.7%。

3.2 孔隙度演化分析方法

分析压实过程中孔隙度变化时, 采用了Lander刚性颗粒储层压实方程; 次生石英胶结损失孔隙度分析采用Walderhaug石英胶结动力学方程, 其他胶结物损失孔隙度采用Ehrenberg效应模拟方法; 溶蚀增加孔隙度的计算, 是在作者Ehrenberg效应模拟方法的基础上进行的推导。下文就各方法及其选用原因进行说明。

储层孔隙度在压实过程中的变化, 主要受埋藏过程中所经受的最大有效应力与塑性颗粒类型及含量的控制。本区岩屑以安山岩岩屑为主的喷发岩屑、花岗岩、石英岩与变质砂岩等刚性颗粒为主(13.1%), 片岩、千枚岩、板岩等中等塑性岩屑含量较低(7.1%), 云母等较高塑性颗粒极少(0.7%), 不含极高塑性颗粒(表3)。室内塑性岩屑压实实验表明[35], 塑性颗粒含量小于10%时, 塑性颗粒的变形也不会对孔隙度损失造成明显影响。

表3 岩屑与其他碎屑含量统计表(单位:%) Table 3 The content of rock debris and other debris (unit:%)

因此, 采用刚性颗粒储层的压实方程计算本区压实孔隙度损失[36, 37]:

IGV=IGVf+(Φ 0+m0-IGVf) e-βσes(1)

式中:IGV为粒间孔、胶结物含量与杂基含量之和(%); IGVf为碎屑颗粒稳定堆积状态时的IGV(%); Φ 0为初始孔隙度(%); β 为常数, 与IGV随有效应力的变化率有关(MPa-1); σ es为压实过程中所经受的最大有效应力(MPa)。

其中, IGV与IGVf由薄片资料分析得到, Φ 0由Beard湿砂填集实验结果确定。由Paxton的IGV与有效应力关系研究结果[38], 可确定刚性颗粒组成的砂岩储层β 为0.058 MPa-1。有效应力σ es为上覆岩层压力与地层压力的差值, 上覆岩层压力由视密度测井数据求取, 地层压力应用等效深度法求取。

在胶结损失孔隙度方面, 由于次生石英是本区最为重要的胶结物类型(表2), 其含量采用石英砂岩中广泛应用的石英胶结动力学方程进行计算[39, 40]:

qvc= mρAa ∫0t10b(cnt+dn)dt (2)

式中:qvc为次生石英胶结物体积(cm3); m为石英摩尔质量, 60.08 g/mol; ρ 为石英密度, 2.65 g/cm3; A为可供次生石英沉淀的碎屑石英表面积(cm2); a, b为常数, 分别为1.98× e-22mol/(cm2· s)和0.022/℃; t为经历的时间阶段(s); cn, dn为常数, 分别为每个时间阶段内的地温梯度与地表温度。

某一地质时间可供次生石英沉淀的碎屑石英表面积A可由下式获得:

A=(1-coat) 6qgf0v0D(ΦΦ0)(3)

式中:qgf0为单位岩石体积中碎屑石英的含量(%); v0为单位体积岩石初始沉积物(即压实前)的表观体积(cm3); D为碎屑石英颗粒平均粒径(cm); Ф 为次生石英开始沉淀时的岩石孔隙度(%); Ф 0为初始孔隙度(%); coat为碎屑石英颗粒表面附着黏土矿物而不能供次生石英沉淀的表面积(cm3)。

上述参数中, a, b, cn, dn为常数, a, b上文已给出; cn, dn则由盆地热史恢复得到, 前文已述各地质年代古地温的取值; qgf0与coat由薄片分析资料确定; D由图像粒度资料确定; Ф 由次生石英开始沉淀时的温度对应的埋深和有效应力, 带入公式(1)可得; v0的确定上, 假定单位岩石现今表观体积为1, v0即为(1-IGV)/(1-Ф 0-m), m为杂基含量。

黏土矿物的沉淀、转化与碳酸盐胶结物的的沉淀及其对孔隙度演化的影响, 目前尚缺少成熟和广泛使用的动力学模型, 因此, 采用作用模拟方法计算其造成的孔隙度损失[41, 42]:

CEPL=(Φ 0-COPL)× CEMIGV(4)

式中:CEPL为黏土矿物、碳酸盐胶结物造成的孔隙度损失(%); COPL为压实作用造成的孔隙度损失(%), 可通过公式(1) 计算得到; CEM为“ 淀晶” 黏土矿物、碳酸盐胶结物含量(%); Φ 0与IGV的含义同上文。

现有的溶蚀作用的效应模拟方法或溶蚀作用化学动力学模型, 影响因素与模型输入参数庞杂, 且部分参数难以获得(如某一地质时期特定层位的有机酸浓度), 目前多限于理论研究, 矿场实现较为困难[43~46]。

本次研究应用基于薄片资料的作用模拟方法, 进行溶蚀增孔作用模拟, 并假定溶蚀速率恒定不变。铸体薄片中的溶孔面孔率在数值上等于溶孔体积占压实后岩石表观体积的百分比, 而初始孔隙度对应的是岩石压实前的表观体积。为基于同一标准可比, 将其转化为占压实前岩石表观体积, 可得溶蚀增加孔隙度为:

CRPI=CRP× (1-COPL) (5)

式中:CRPI为溶蚀作用所形成的次生孔隙度(%); CRP为铸体薄片中溶孔(包括为次生石英或黏土矿物充填的溶孔)面孔率(%)。

3.3 孔隙度演化特征

通过3.1~3.2小节的方法进行孔隙度演化计算, 结果如图8所示。

图8 延安地区下石盒子组储层孔隙度演化史Fig.8 Porisity evolution history of Lower Shihezi reservoir in Yan’ an

储层从沉积至227 Ma BP(埋深1 500 m), 受压实作用控制孔隙度迅速减小, 孔隙度由39.8%减小为20.6%。227 Ma BP时, 储层进入主要溶蚀期(地温70~90 ℃), 伴随骨架颗粒与凝灰质杂基的溶蚀, 储层孔隙度增大为24.8%。215 Ma BP(埋深2 400 m)后, 地层温度大于90 ℃, 短链羟酸浓度逐渐缩小, 溶蚀强度减小。与此同时或略晚(地温94 ℃), 次生石英开始沉淀, 且在98 Ma BP(地温140 ℃)以前, 次生石英生长速度随地温升高而加快。此后, 随盆地抬升, 地温降低, 次生石英生长速度逐渐减缓, 14 Ma BP时停止生长。略晚于215 Ma BP, 自生黏土矿物开始沉淀, 且其停止沉淀的时间明显晚于次生石英。66 Ma BP左右(地温127 ℃), 含铁碳酸盐胶结物开始沉淀。次生石英、黏土矿物与含铁碳酸盐胶结物的沉淀, 使储层孔隙度降低为7.2%。

煤系地层由于早成岩期孔隙介质呈酸性, 压实快速减孔阶段缺乏早期碳酸盐胶结物对骨架颗粒的支撑, 导致粒间孔大量损失, 碎屑颗粒接近或达到稳定排列状态(下石盒子组储层埋深1 600 m时, IGVf为24.2%, Lander等[36]给出55 MPa有效应力下刚性颗粒组成的储层IGVf为28.0%± 5.6%)。本区处于中等地温场, 但由于埋深较大, 地层温度较高, 且处于深埋期较高地温环境的时间很长。虽然溶蚀作用产生了一定的次生孔隙, 但长深埋期、较高地温环境下溶蚀产物沉淀为更为稳定的次生石英和黏土矿物, 加之含铁碳酸盐胶结物的沉淀, 大量充填了剩余粒间孔与溶孔。压实损失孔隙度较大的情况下, 剩余粒间孔又普遍充填次生石英与其他胶结物, 一般形成特低孔隙度储层。

4 认识与结论

本区下石盒子组储层目前处于中成岩阶段B期, 储层主要经受了机械压实, 次生石英与黏土矿物胶结及含铁碳酸盐的交代与胶结作用。

早白垩世, 下石盒子储层达到最大埋深(约3 400 m), 地层温度最高达140 ℃左右; 此后盆地隆升, 晚第三纪地层温度降至100 ℃以下; 现今地层温度为80~90 ℃。储层整体处于中等地温场, 但由于埋深较大, 长时间处于较高温度环境中。

中等地温场、长深埋期煤系地层内的石英砂岩类储层, 成岩早期的酸性环境抑制了碳酸盐胶结物的沉淀, 碎屑颗粒缺乏支撑, 压实使碎屑颗粒近于稳定排列, 压实损失孔隙度较大; 虽然溶蚀作用产生了一定的次生孔隙, 但长深埋期、较高地温环境下溶蚀产物沉淀为更为稳定的次生石英和黏土矿物, 加之含铁碳酸盐胶结物的沉淀, 大量充填了剩余粒间孔与溶孔。压实损失孔隙度较大的情况下, 剩余粒间孔又普遍充填次生石英与其他胶结物, 一般形成特低孔隙度储层。

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
[1] Ajdukiewicz J M, Nicholson P H, Esch W L. Prediction of deep reservoir quality using early diagenetic process models in the Jurassic Norphlet Formation, Gulf of Mexico[J]. AAPG Bulletin, 2010, 94(8): 1 189-1 227. [本文引用:1]
[2] Paola R, Andrea O, Ornella B, et al. Depositional setting and diagenetic processes and their impact on the reservoir quality in the late Visean-Bashkirian Kashagan carbonate platform(Pre-Caspian Basin, Kazakhstan)[J]. AAPG Bulletin, 2010, 94(8): 1 313-1 348. [本文引用:1]
[3] Maast T E, Jahren J, Bjørlykke K. Diagenetic controls on reservoir quality in Middle to Upper Jurassic sand stones in the South Viking Graben, North Sea[J]. AAPG Bulletin, 2011 95(11): 1 883-1 905. [本文引用:1]
[4] Ajdukiewicz J M, Land er R H. Sand stone reservoir quality prediction: The state of the art[J]. AAPG Bulletin, 2010, 94(8): 1 083-1 091. [本文引用:1]
[5] Taylor T R, Giles M R, Hathon L A, et al. Sand stone diagenesis and reservoir quality prediction: Models, myths, and reality[J]. AAPG Bulletin, 2010, 94(8): 1 093-1 132. [本文引用:1]
[6] Liu Zhen, Sun Di, Li Weilian, et al. Advances in research on stratigraphic porodynamics of sedimentary basins[J]. Acta Petrolei Sinica, 2016, 37(10): 1 193-1 294.
[刘震, 孙迪, 李潍莲, 等. 沉积盆地地层孔隙动力学研究进展[J]. 石油学报, 2016, 37(10): 1 193-1 294. ] [本文引用:1]
[7] Schmoker J W, Gautier D L. Sand stone porosity as a function of thermal maturity[J]. Geology, 1988, 16(11): 1 193-1 010. [本文引用:1]
[8] Zheng Qinghua, Liu Yiqun. The diagenesis and diagenetic lithofacies of tight reservoir of Chang 4+5 member of Yanchang Formation in Huaqing area, Ordos Basin[J]. Advances in Earth Science, 2015, 30(1): 78-90.
[郑庆华, 柳益群. 鄂尔多斯盆地华庆地区延长组长4+5致密油层成岩作用及成岩相[J]. 地球科学进展, 2015, 30(1): 78-90. ] [本文引用:1]
[9] Ren Zhanli, Zhang Sheng, Gao Shengli, et al. The significance of structure palaeogeothermal history and accumulation in Ordos Basin[J]. Science in China(Series D), 2007, 47(Suppl. I): 23-32.
[任战利, 张盛, 高胜利, 等. 鄂尔多斯盆地构造热演化史及其成藏成矿意义[J]. 中国科学: D辑, 2007, 47(增刊Ⅰ): 23-32. ] [本文引用:2]
[10] Yu Qiang, Ren Zhanli, Wang Baojiang, et al . Thermal evolution history of the upper paleozoic in Yanchang exploratory area, Ordos Basin[J]. Geological Review, 2012, 58(2): 303-308.
[于强, 任战利, 王宝江, 等. 鄂尔多斯盆地延长探区上古生界热演化史[J]. 地质论评, 2012, 58(2): 303-308. ] [本文引用:1]
[11] Ren Zhanli, Zhang Sheng, Gao Shengli, et al. Research on region of maturation anomaly and formation time in Ordos Basin[J]. Acta Geologica Sinica, 2004, 80(5): 674-684.
[任战利, 张盛, 高胜利, 等. 鄂尔多斯盆地热演化程度异常分布区及形成时期探讨[J]. 地质学报, 2004, 80(5): 674-684. ] [本文引用:2]
[12] Wu Wenhui, Huang Sijing, Chen Hongde, et al. Origin of siliceous cement in the upper paleozoic clastic rocks in Ordos Basin and its effects on reservoir quality[J]. Journal of Palaeogeography, 2011, 13(2): 193-200.
[武文慧, 黄思静, 陈洪德, 等. 鄂尔多斯盆地上古生界碎屑岩硅质胶结物形成机制及其对储集层的影响[J]. 古地理学报, 2011, 13(2): 193-200. ] [本文引用:1]
[13] Xi Shengli, Li Wenhou, Wei Xinshan, et al. Study on the characteristics of quartz sand sone reservoir of the neopaleozoic of two gas field in Ordos Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2007, 27(2) : 221-229.
[席胜利, 李文厚, 魏新善, 等. 鄂尔多斯盆地上古生界两大气田不同石英砂岩储层特征对比研究[J]. 沉积学报, 2007, 27(2): 221-229. ] [本文引用:1]
[14] Ren Dazhong, Sun Wei, Huang Hai, et al. Formation mechanism of Chang 6 tight sand stone reservoir in Jiyuan oilfield, Ordos Basin[J]. Earth Science, 2016, 41(10): 1 735-1 744.
[任大忠, 孙卫, 黄海, 等. 鄂尔多斯盆地姬源油田长6致密砂岩储层成因机理[J]. 地球科学, 2016, 41(10): 1 735-1 744. ] [本文引用:1]
[15] Liu Mingjie, Liu Zhen, Liu Jingjing, et al. Coupling relationship between sand stone reservoir densification and hydrocarbon accumulation: A case from the Yanchang formation of the Xifeng and Ansai areas, Ordos Basin[J]. Petroleum Exploration and Development, 2014, 41(2): 168-175.
[刘明洁, 刘震, 刘静静, 等. 砂岩储集层致密与成藏耦合关系——以鄂尔多斯盆地西峰—安塞地区延长组为例[J]. 石油勘探与开发, 2014, 41(2): 168-175. ] [本文引用:1]
[16] Wang Jianwei, Bao Zhidong, Chen Mengjin, et al. Differentiation of sand stones tuff fillings and its effection on porosity[J]. Chinese Journal of Geology, 2005, 40(3): 429-439.
[王建伟, 鲍志东, 陈孟晋, 等. 砂岩中的凝灰质填隙物分异特征及其对油气储集空间影响[J]. 地质科学, 2005, 40(3): 429-439. ] [本文引用:1]
[17] Qu Dongfang, Jiang Zhenxue, Liu Huimin, et al. A reconstruction method of porosity for clastic reservoirs during the crucial period of hydrocarbon accumulation[J]. Acta Petrolei Sinica, 2012, 33(3): 404-413.
[渠冬芳, 姜振学, 刘慧民, 等. 关键成藏期碎屑岩储层古法孔隙度恢复方法[J]. 石油学报, 2012, 33(3): 404-413. ] [本文引用:1]
[18] Wang Yanzhong, Cao Yingchang, Xi Kelai, et al. A recovery method for porosity evolution of clastic reservoirs with geological time: A case study from the upper submember of Es4 in Dongying depression, Jiyang subbasin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2013, 34(6): 1 100-1 111.
[王艳忠, 操应长, 葸克来, 等. 碎屑岩储层地质历史时期孔隙度演化恢复方法——以济阳坳陷东营凹陷沙河街组四段上亚段为例[J]. 石油学报, 2013, 34(6): 1 100-1 111. ] [本文引用:1]
[19] Liu Ruie, Sun Fenjin, Bai Wenhua, et al. An approach to the generating mechanism of secondary pores and pore evolution model of He 8 gas layer in Suligemiao gas field[J]. Petroleum Exploration and Development, 2002, 29(4): 47-49.
[刘锐娥, 孙粉锦, 拜文华, 等. 苏里格庙盒8气层次生孔隙成因及孔隙演化模式探讨[J]. 石油勘探与开发, 2002, 29(4): 47-49. ] [本文引用:1]
[20] Aase N E, Walderhaug O. The effect of hydrocarbons on quartz cementation: Diagenesis in the Upper Jurassic sand stones of the Miller Field, North Sea, revisited[J]. Petroleum Geoscience, 2005, 11(3): 215-223. [本文引用:1]
[21] Yuanyuan Zhang, Georgia Pe-Piper, Piper David J W. How sand stone porosity and permeability vary with diagenetic minerals in the Scotian Basin, offshore eastern Canada: Implications for reservoir quality[J]. Marine and Petroleum Geology, 2015, 63: 28-45. [本文引用:1]
[22] Molenaar N, Cyziene J, Sliaupa S, et al. Lack of inhibiting effect of oil emplacement on quartz cementation: Evidence from Cambrian reservoir sand stones, Paleozoic Baltic Basin[J]. Geological Society of America Bulletin, 2008, 120(9/10): 1 280-1 295. [本文引用:1]
[23] Surdam R C, Crossey L J, Hagen E S, et al. Organic-inorganic and sand stone diagenesis[J]. AAPG Bulletin, 1989, 73(1): 1-2. [本文引用:1]
[24] Ludwick J C. A volumeter for measuring porosity of incoherent sand s[J]. Journal of Sedimentary Petrology, 1956, 26: 276-283. [本文引用:1]
[25] Pryor W A. Reservoir inhomogeneities of some recent sand bodies[J]. Society of Petroleum Engineers Journal, 1972, 12(3): 1-12. [本文引用:1]
[26] Atkins J E. Porosity and packing of Holocene river, dune, and beach sand s[J]. AAPG Bulletin, 1992, 76: 339-355. [本文引用:1]
[27] Cao Yingchang, Xi Kelai, Wang Jian, et al. Preliminary discussion of simulation experiments on the mechanical compaction and physical property evolution of sand stones[J]. Geoscience, 2011, 25(6): 1 152-1 158.
[操应长, 葸克来, 王健, 等. 砂岩机械压实与物性演化成岩模拟实验初探[J]. 现代地质, 2011, 25(6): 1 152-1 158. ] [本文引用:1]
[28] Luo Jinglan, Morad S, Yan Shike, et al . The reconstruct of sand stone diagenesis in river-lake delta facies and its influence of on physical property evolution of resevoir[J]. Science in China(Series D), 2001, 31(12): 1 006-1 016.
[罗静兰, Morad S, 阎世可, 等. 河流—湖泊三角洲相砂岩成岩作用的重建及其对储层物性演化的影响——以延长油区侏罗系—上三叠统砂岩为例[J]. 中国科学: D辑, 2001, 31(12): 1 006-1 016. ] [本文引用:1]
[29] Luo Jinglan, Zhang Xiaoli, Zhang Yunxiang, et al. The diagenetic impact on reservoir-quality evolution of fluvial-deltaic sand stones[J]. Acta Sedimentologiga Sinica, 2001, 19(4): 541-547.
[罗静兰, 张晓莉, 张云翔, 等. 成岩作用对河流-三角洲相砂岩储层物性演化的影响[J]. 沉积学报, 2001, 19(4): 541-547. ] [本文引用:1]
[30] Luo Jinglan, Liu Xiaohong, Lin Tong, et al. Impact of diagenesis and hydrocarbon emplacement on sand stone reservoir quality of the Yanchang formation(upper triassic)in the Ordos Basin[J]. Acta Geologica Sinca, 2006, 80(5): 664-673.
[罗静兰, 刘小洪, 林潼, 等. 成岩作用与油气侵位对鄂尔多斯盆地延长组砂岩储层物性的影响[J]. 地质学报, 2006, 80(5): 664-673. ] [本文引用:1]
[31] Wang Ruifei, Chen Mingqiang. Quantitative analysis of porosity evolution during the reservoir sedimentation-diagenesis[J]. Acta Geologica Sinica, 2007, 81(10): 1 432-1 440.
[王瑞飞, 陈明强. 储层沉积—成岩过程中孔隙度参数演化的定量分析: 以鄂尔多斯盆地沿25区块、庄40区块为例[J]. 地质学报, 2007, 81(10): 1 432-1 440. ] [本文引用:1]
[32] Li Chuanliang. Fundamentals of Reservoir Engineering[M]. Beijing: Petroleum Industry Press, 2005: 40-42.
[李传亮. 油藏工程原理[M]. 北京: 石油工业出版社, 2005: 40-42. ] [本文引用:1]
[33] Zhang Chuang, Sun Wei, Gao Hui, et al. Quantitative calculation of sand stone porosity evolution based on thin section data: A case study from Chang 8 reservoir of Huanjiang area, Ordos Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2014, 32(2): 365-375.
[张创, 孙卫, 高辉, 等. 基于铸体薄片资料的砂岩储层孔隙度演化定量计算方法: 以鄂尔多斯盆地环江地区长8储层为例[J]. 沉积学报, 2014, 32(2): 365-375. ] [本文引用:1]
[34] Beard D C, Weyl P K. Influence of texture on porosity and permeability of unconsolidated sand [J]. AAPG Bulletin, 1973, 57(2): 349-369. [本文引用:3]
[35] Pittman E D, Larese R E. Compation of lithic sand s: Experimental results and applications[J]. AAPG Bulletin, 1991, 75(8): 1 279-1 299. [本文引用:1]
[36] Land er R H, Walderhaug O. Predicting porosity through simulating sand stone compaction and quartz cementation[J]. AAPG Bulletin, 1999, 83(3): 433-449. [本文引用:2]
[37] Land er R H, Larese R E, Bonnell L M. Toward more accurate quartz cement models: The importance of euhedral versus noneuhedral growth rates[J]. AAPG Bulletin, 2008, 92(11): 1 537-1 563. [本文引用:1]
[38] Paxton S T, Szabo J O, Ajdukiewicz J M, et al. Construction of an intergranular volume compaction curve for evaluating and predicting compaction and porosity loss in rigid-grain sand stone reservoirs[J]. AAPG Bulletin, 2002, 86(12): 2 047-2 067. [本文引用:1]
[39] Walderhaug O, Eliassen A, Aase N. Prediction of permeability in quartz-rich sand stones: Example from the Norwegian continental shelf and the Fontainebleau sand stone[J]. Journal of Sedimentary Research, 2012, 82(12): 899-912. [本文引用:1]
[40] Walderhaug O. Precipitation rates for quartz cement in sand stones determined by fluid-inclusion microthemometry and temperature-history modeling[J]. Journal of Sedimentary Research, 1994, 64(2): 324-333. [本文引用:1]
[41] Ehrenberg S N. Measuring sand stone compaction from modal analyses of thin sections: How to do it and what the results mean[J]. AAPG Bulletin, 1995, 65(2): 369-379. [本文引用:1]
[42] Carvalho A S G, Dani N, De ros L F. The impact of early diagenesis on the reservoir quality of pre-salt(Aptian) sand stones in the Espirito Santo Basin, Eastern Brazil[J]. Journal of Petroleum Geology, 2014, 37(2): 127-142. [本文引用:1]
[43] Pan Gaofeng, Liu Zhen, Zhao Shu, et al. Quantitative simulation of sand stone porosity evolution: A case from Yanchang Formation of the Zhenjing area, Ordos Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2011, 32(2): 249-256.
[潘高峰, 刘震, 赵舒, 等. 砂岩孔隙度演化定量模拟方法——以鄂尔多斯盆地镇泾地区延长组为例[J]. 石油学报, 2011, 32(2): 249-256. ] [本文引用:1]
[44] Lasaga A C, Lüttge A. Mineralogical approaches to fundamental crystal dissolution kinetics[J]. American Mineralogist, 2004, 89(4): 527-540. [本文引用:1]
[45] Taylor T R, Kittridge M G, Winefield P. Reservoir quality and rock properties modeling-Triassic and Jurassic sand stone, greater shearwater area, UK central North Sea[J]. Marine and Petroleum Geology, 2015, 65: 1-21. [本文引用:1]
[46] Li Z, Lüttge A. Al, Si order in albite and its effect on albite dissolution processes: A Monte Carlo study[J]. American Mineralogist, 2007, 92(8/9): 1 316-1 324. [本文引用:1]