基于岩心核磁共振实验数据确定阳离子交换容量

张冲，张占松，宋秋强

（长江大学油气资源与勘探技术教育部重点实验室，湖北 荆州434023）

0 引 言

阳离子交换容量QV指岩样单位总孔隙体积中含有可交换钠离子的摩尔数，是 Waxman－Smits模型以及双水模型中关键参数，准确求取QV对于低电阻率储层测井评价起着十分重要的作用［1］。目前，实验室确定阳离子交换容量QV的方法主要有2种。一种是样品碎样法，具有代表性的方法是湿式化学阳离子交换容量分析法［2］，即测量得到岩石的阳离子交换能力CEC，然后通过同时测量岩石的颗粒密度和总孔隙度转化成阳离子交换容量QV。碎样法所需样品少、实验过程较为简单、实验周期短、费用较低，但需要将样品压碎，造成样品损坏。另一种是原状样品法，常见的有Co－Cw电导法［3］和薄膜电位法［4］。原状样品法的测量必须使得岩样有足够的渗透率，才能保证流体能够在孔隙中流动。由于原状样品法不破坏孔隙空间几何形态，测量结果较准确，但该方法实验周期较长，一般要花几天甚至几周的时间方能完成。

岩心核磁共振实验具有不损坏岩心，测量迅速以及可重复测量等优点，没有CEC法或Co－Cw电导法的局限。因此，本文尝试了一种利用核磁共振岩心实验确定阳离子交换容量QV的方法，并考察了影响核磁共振确定QV的因素。

1 岩心核磁共振实验确定阳离子交换容量

1.1 方法原理

Hill等［5］在研究矿化度和阳离子交换容量对黏土束缚水孔隙度、毛细管压力以及渗透率的影响时，提出了一个理论方程（HSK方程）。在已知溶液矿化度、总孔隙度以及黏土束缚水孔隙度时，可计算出阳离子交换容量

式中，φE为有效孔隙度，%；φT为总孔隙度，%；VS为束缚水体积，L；VP为总孔隙体积，L；C0为平衡溶解浓度，e／L。

由于式（1）中平衡溶液浓度单位为e／L，应用不方便，Juhasz等［6］把单位转化为更加通用的g／L，式（1）转化为

式中，S为平衡溶液浓度，g／L。

将φE＝φT－φCBW代入式（2），得

式中，φCBW为黏土束缚水孔隙度，%。φCBW和φT可以通过岩心核磁共振实验获得

式中，T2，cutoff＿CBW为黏土束缚水横向 弛豫时间 截止值，ms。

将式（4）和式（5）代入式（3），得

式（6）为用岩心核磁共振实验获取阳离子交换容量提供了一种途径。

1.2 效果分析

选取12块砂岩样品进行核磁共振实验测量，取T2，cutoff＿CBW＝3ms［7］，利用式（6）求取了阳离子交换容量，并与湿式化学阳离子交换容量分析法（CEC法）确定的QV进行对比分析（见表1）。

表1 岩心核磁共振实验确定阳离子交换容量统计表

从表1可见，与CEC法确定的阳离子交换容量相比，岩心核磁共振法绝对误差范围0.02～0.33mmol／mL，相对误差范围12%～95%，平均相对误差为55%。可见，岩心核磁共振确定的阳离子交换容量与CEC法相比存在一定误差。

2 影响因素分析

2.1 溶液矿化度

理论上，阳离子交换容量是岩石固有的性质，不会随溶液矿化度的变化而变化。图1为同一岩样分别饱和2种矿化度（40g／L和100g／L）溶液进行核磁共振实验测量，进而计算出的阳离子交换容量的对比。从图1可见两者值相近，说明溶液矿化度并不是影响核磁共振计算阳离子交换容量的影响因素。

图1 岩样饱和40g／L和饱和100g／L溶液核磁共振计算的阳离子交换容量对比

2.2 核磁共振总孔隙度

若孔隙中饱和水，则核磁共振总孔隙度主要受纵向弛豫时间和横向弛豫时间影响，在进行岩心核磁共振测量时，需要足够长的等待时间使氢核完全磁化，一般在10s以上；因为黏土束缚水的核磁共振横向弛豫时间很短，测量时需要尽可能小的回波间隔，一般小于0.35ms，否则探测不到部分黏土束缚水的信息［8－9］。研究进行的实验测量中，选取TE＝0.2ms、TW＝12s。图2为12块岩样的氦气孔隙度与核磁共振总孔隙度对比图。从图2可明显看出，两者孔隙度非常接近，说明核磁共振总孔隙度基本反映了岩石的总孔隙度，即核磁共振总孔隙度对岩石的阳离子交换容量变化不造成影响。图3为其他参数不变情况下，分别选用氦气孔隙度和核磁共振总孔隙度计算得到的阳离子交换容量的对比。

2.3 黏土束缚水T2截止值

黏土束缚水孔隙度求取的关键是确定T2，cutoff＿CBW，为研究黏土束缚水孔隙度对核磁共振计算阳离子交换容量造成的影响，利用式（6），在已知QV（由CEC法确定）、溶液矿化度以及氦孔隙度的情 况 下，反 算 出T2，cutoff＿CBW［如表1中T2，cutoff＿CBW（HSK）］，并与传统的3ms截止值进行对比。图4为12块岩样饱和盐水的岩石横向弛豫时间T2谱累计曲线图。图4中圆点为12块样品对应的T2，cutoff＿CBW（横坐标）以及黏土束缚水孔隙度（纵坐标）。从图4可明显看出，12块岩样的T2，cutoff＿CBW并不是传统认为的3ms，而是变化的值，变化范围为1.5～6ms，即每块岩样的截止值并不一样。

黏土束缚水T2，cutoff＿CBW不是传统认为的3ms主要有2个可能：①小于3ms的T2谱部分可能反映微孔隙束缚水，Martin P等［10］用不含黏土的微孔燧石进行NMR实验测量，观察到小于3ms部分有谱的存在，证实了这部分为微孔隙束缚水引起，而不是黏土束缚水；②不同类型的黏土形成束缚水的机理不同，蒙脱石晶格间隔比较大，分子间引力相对较弱，具有强吸水特征而导致束缚水饱和度高，这部分水主要是黏土吸附水，而伊利石自身可形成蜂窝状微孔隙，呈网状分布于岩石孔隙中，或包裹在岩石颗粒表面，呈絮状、桥状、发丝状，由于伊利石的产状特点决定它吸水能力强，能形成较高的束缚水饱和度，但这种束缚水主要是毛细管束缚水［11］。因此统一用小于3ms的T2谱表征黏土束缚水部分会导致用核磁共振T2谱计算阳离子交换容量产生误差。

由此可以认为T2，cutoff＿CBW的选取是影响核磁共振计算阳离子交换容量的重要因素。

图4 饱和盐水的岩石横向弛豫时间T2谱累计曲线图

3 结 论

（1）基于HSK方程，利用岩心核磁共振实验数据，提出了一种计算阳离子交换容量的方法。

（2）与湿式化学阳离子交换容量分析法相比，利用岩心核磁共振实验确定的阳离子交换容量存在一定的误差。分析认为黏土束缚水T2截止值是影响核磁共振计算阳离子交换容量的关键参数，黏土束缚水T2截止值是可变的，而不是传统意义上的3ms。

（3）岩心核磁共振确定阳离子交换容量是阳离子交换容量获取方法的又一种补充，在准确求取黏土束缚水T2截止值的情况下，具有广泛的应用前景。

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