基于巖心核磁共振實驗數據確定陽離子交換容量

張沖，張占松，宋秋強

（長江大學油氣資源與勘探技術教育部重點實驗室，湖北 荊州434023）

0 引 言

陽離子交換容量QV指巖樣單位總孔隙體積中含有可交換鈉離子的摩爾數，是 Waxman－Smits模型以及雙水模型中關鍵參數，準確求取QV對于低電阻率儲層測井評價起著十分重要的作用［1］。目前，實驗室確定陽離子交換容量QV的方法主要有2種。一種是樣品碎樣法，具有代表性的方法是濕式化學陽離子交換容量分析法［2］，即測量得到巖石的陽離子交換能力CEC，然后通過同時測量巖石的顆粒密度和總孔隙度轉化成陽離子交換容量QV。碎樣法所需樣品少、實驗過程較為簡單、實驗周期短、費用較低，但需要將樣品壓碎，造成樣品損壞。另一種是原狀樣品法，常見的有Co－Cw電導法［3］和薄膜電位法［4］。原狀樣品法的測量必須使得巖樣有足夠的滲透率，才能保證流體能夠在孔隙中流動。由于原狀樣品法不破壞孔隙空間幾何形態，測量結果較準確，但該方法實驗周期較長，一般要花幾天甚至幾周的時間方能完成。

巖心核磁共振實驗具有不損壞巖心，測量迅速以及可重復測量等優點，沒有CEC法或Co－Cw電導法的局限。因此，本文嘗試了一種利用核磁共振巖心實驗確定陽離子交換容量QV的方法，并考察了影響核磁共振確定QV的因素。

1 巖心核磁共振實驗確定陽離子交換容量

1.1 方法原理

Hill等［5］在研究礦化度和陽離子交換容量對黏土束縛水孔隙度、毛細管壓力以及滲透率的影響時，提出了一個理論方程（HSK方程）。在已知溶液礦化度、總孔隙度以及黏土束縛水孔隙度時，可計算出陽離子交換容量

式中，φE為有效孔隙度，%；φT為總孔隙度，%；VS為束縛水體積，L；VP為總孔隙體積，L；C0為平衡溶解濃度，e／L。

由于式（1）中平衡溶液濃度單位為e／L，應用不方便，Juhasz等［6］把單位轉化為更加通用的g／L，式（1）轉化為

式中，S為平衡溶液濃度，g／L。

將φE＝φT－φCBW代入式（2），得

式中，φCBW為黏土束縛水孔隙度，%。φCBW和φT可以通過巖心核磁共振實驗獲得

式中，T2，cutoff＿CBW為黏土束縛水橫向 弛豫時間 截止值，ms。

將式（4）和式（5）代入式（3），得

式（6）為用巖心核磁共振實驗獲取陽離子交換容量提供了一種途徑。

1.2 效果分析

選取12塊砂巖樣品進行核磁共振實驗測量，取T2，cutoff＿CBW＝3ms［7］，利用式（6）求取了陽離子交換容量，并與濕式化學陽離子交換容量分析法（CEC法）確定的QV進行對比分析（見表1）。

表1 巖心核磁共振實驗確定陽離子交換容量統計表

從表1可見，與CEC法確定的陽離子交換容量相比，巖心核磁共振法絕對誤差范圍0.02～0.33mmol／mL，相對誤差范圍12%～95%，平均相對誤差為55%?？梢?，巖心核磁共振確定的陽離子交換容量與CEC法相比存在一定誤差。

2 影響因素分析

2.1 溶液礦化度

理論上，陽離子交換容量是巖石固有的性質，不會隨溶液礦化度的變化而變化。圖1為同一巖樣分別飽和2種礦化度（40g／L和100g／L）溶液進行核磁共振實驗測量，進而計算出的陽離子交換容量的對比。從圖1可見兩者值相近，說明溶液礦化度并不是影響核磁共振計算陽離子交換容量的影響因素。

圖1 巖樣飽和40g／L和飽和100g／L溶液核磁共振計算的陽離子交換容量對比

2.2 核磁共振總孔隙度

若孔隙中飽和水，則核磁共振總孔隙度主要受縱向弛豫時間和橫向弛豫時間影響，在進行巖心核磁共振測量時，需要足夠長的等待時間使氫核完全磁化，一般在10s以上；因為黏土束縛水的核磁共振橫向弛豫時間很短，測量時需要盡可能小的回波間隔，一般小于0.35ms，否則探測不到部分黏土束縛水的信息［8－9］。研究進行的實驗測量中，選取TE＝0.2ms、TW＝12s。圖2為12塊巖樣的氦氣孔隙度與核磁共振總孔隙度對比圖。從圖2可明顯看出，兩者孔隙度非常接近，說明核磁共振總孔隙度基本反映了巖石的總孔隙度，即核磁共振總孔隙度對巖石的陽離子交換容量變化不造成影響。圖3為其他參數不變情況下，分別選用氦氣孔隙度和核磁共振總孔隙度計算得到的陽離子交換容量的對比。

2.3 黏土束縛水T2截止值

黏土束縛水孔隙度求取的關鍵是確定T2，cutoff＿CBW，為研究黏土束縛水孔隙度對核磁共振計算陽離子交換容量造成的影響，利用式（6），在已知QV（由CEC法確定）、溶液礦化度以及氦孔隙度的情 況 下，反 算 出T2，cutoff＿CBW［如表1中T2，cutoff＿CBW（HSK）］，并與傳統的3ms截止值進行對比。圖4為12塊巖樣飽和鹽水的巖石橫向弛豫時間T2譜累計曲線圖。圖4中圓點為12塊樣品對應的T2，cutoff＿CBW（橫坐標）以及黏土束縛水孔隙度（縱坐標）。從圖4可明顯看出，12塊巖樣的T2，cutoff＿CBW并不是傳統認為的3ms，而是變化的值，變化范圍為1.5～6ms，即每塊巖樣的截止值并不一樣。

黏土束縛水T2，cutoff＿CBW不是傳統認為的3ms主要有2個可能：①小于3ms的T2譜部分可能反映微孔隙束縛水，Martin P等［10］用不含黏土的微孔燧石進行NMR實驗測量，觀察到小于3ms部分有譜的存在，證實了這部分為微孔隙束縛水引起，而不是黏土束縛水；②不同類型的黏土形成束縛水的機理不同，蒙脫石晶格間隔比較大，分子間引力相對較弱，具有強吸水特征而導致束縛水飽和度高，這部分水主要是黏土吸附水，而伊利石自身可形成蜂窩狀微孔隙，呈網狀分布于巖石孔隙中，或包裹在巖石顆粒表面，呈絮狀、橋狀、發絲狀，由于伊利石的產狀特點決定它吸水能力強，能形成較高的束縛水飽和度，但這種束縛水主要是毛細管束縛水［11］。因此統一用小于3ms的T2譜表征黏土束縛水部分會導致用核磁共振T2譜計算陽離子交換容量產生誤差。

由此可以認為T2，cutoff＿CBW的選取是影響核磁共振計算陽離子交換容量的重要因素。

圖4 飽和鹽水的巖石橫向弛豫時間T2譜累計曲線圖

3 結 論

（1）基于HSK方程，利用巖心核磁共振實驗數據，提出了一種計算陽離子交換容量的方法。

（2）與濕式化學陽離子交換容量分析法相比，利用巖心核磁共振實驗確定的陽離子交換容量存在一定的誤差。分析認為黏土束縛水T2截止值是影響核磁共振計算陽離子交換容量的關鍵參數，黏土束縛水T2截止值是可變的，而不是傳統意義上的3ms。

（3）巖心核磁共振確定陽離子交換容量是陽離子交換容量獲取方法的又一種補充，在準確求取黏土束縛水T2截止值的情況下，具有廣泛的應用前景。

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