长石溶解-沉淀的热力学和动力学特征及其对储层物性的影响——以渤海湾盆地渤南洼陷沙三段为例

沈臻欢，于炳松，白辰阳，韩舒筠，杨志辉，费志斌

[1.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083; 2.云南省地质矿产勘察院，云南 昆明 650051]

砂岩储层物性的好坏受控于原始沉积相带和后期埋藏过程中的成岩演化。其中，埋藏过程中矿物溶解-沉淀的化学作用，对岩石的孔隙度和渗透率具有重要的影响[1]。从形成机制上看，在深埋藏环境形成的次生孔隙是地层中易溶矿物(如长石、碳酸盐胶结物等)和流体发生水-岩反应的结果。地层水和储层中的自生矿物是岩石成岩过程中水-岩相互作用的产物，是反演成岩过程中水-岩相互作用机制的直接证据[2]。近年来，关于长石在埋藏条件下溶解-沉淀的热力学机制受到了广泛关注。Chuhan等[3]从水-岩反应的角度探讨了封闭体系中砂岩的埋藏成岩作用，研究表明，封闭体系中，石英的胶结基本都是体系内部长石溶解的结果，这说明长石溶解和石英增生对次生孔隙的增加可能并不明显。赖兴运等[4]探讨了不同成分的斜长石和钾长石在成岩作用期间与地下流体之间的反应平衡关系，尤其是温度和流体成分(pH值、K+、Na+、Ca2+的活度等)对长石溶解-沉淀平衡的影响。黄思静等[5]研究表明，砂岩埋藏前其中长石的类型及相对含量、含膨胀层的粘土矿物的数量、系统的开放性与封闭性以及流体中额外钾离子的存在与否直接控制了长石的溶解方式和次生孔隙的形成机制。Yuan等[6]通过数值模拟等方法确定了长石溶解及其副产物沉淀和迁移发生的条件，从而确定了影响次生孔隙发育带形成的因素。

长石溶解-沉淀的热力学为分析和预测长石的溶解或沉淀作用趋势奠定了良好的理论基础，它解决了在特定的埋藏深度和流体条件下长石能否发生溶解的问题。然而，长石溶解的程度和能否形成好的次生孔隙取决于长石溶解的速率，即矿物溶解-沉淀反应的动力学。由此可见，长石溶解反应程度不仅受热力学，而且还受动力学控制[7-8]。然而，目前关于长石溶解及其对次生孔隙发育影响的研究主要集中在热力学范畴[4-5]，对于如何综合应用热力学和动力学机制评价和预测长石溶解-沉淀趋势的研究，尚处在探索阶段。故本文根据地层水离子含量，运用热力学模型计算长石是否发生溶解和动力学模型的矿物溶解-沉淀速率来确定次生孔隙和渗透率的发育状况，进而起到有利储层发育带预测的作用。

渤海湾盆地渤南洼陷古近系储层是重要的勘探和开发对象，前人通过钻井岩心、测录井、三维地震等资料，结合岩心观察、薄片鉴定、分析测试等技术方法，分析确定了沉积环境差异[9]，划分出不同类型的岩相-成岩相[10]，不同期次的成岩演化序列[11]和油气成藏期次及其对应的地层压力[12]等进行了许多研究。本文试图在前人研究的基础上，综合利用流体-岩石相互作用的热力学和动力学机制，以渤南洼陷沙三段为研究对象，探讨地层水对于长石颗粒溶解的影响。利用化学热力学平衡理论，揭示长石溶解趋势的空间分布，结合动力学计算，确定长石溶解程度较显著地有效区带，从而达到定量预测长石溶解分布的目的，为次生孔隙发育带的预测提供新的方法。

1 地质背景

渤南洼陷的流体基本处于一个封闭的超压环境，压力随着深度的增加而增加，可以划分为上、中和下三个超压带并各自与沙一段(Es1)、沙三段(Es3)和沙四段(Es4)相对应。其中沙河街组沙四段(Es4)和沙三段(Es3)是主要烃源岩系并受三个超压带所控制[14]。由于沙四上亚段的膏岩和沙三下亚段的泥岩是良好的区域盖层，因此沙四段(Es4)产生的烃类多保存在沙四段。沙三段(Es3)烃类的迁移很大程度上受到断层所控制，除了大部分烃类储集在沙三段(Es3),部分可沿着断层迁移到沙二段(Es2)和沙一段(Es1)。

2 长石溶解-沉淀的热力学和动力学模型

2.1 热力学计算模型

成岩作用中，长石组分的溶解和石英、高岭石沉淀的化学反应如下：

2KAlSi3O8(钾长石)+2H++H2O↔

Al2Si2O5(OH)4(高岭石)+4SiO2(aq)+2K+

(1)

2NaAlSi3O8(钠长石)+2H++H2O↔

Al2Si2O5(OH)4(高岭石)+4SiO2(aq)+2Na+

(2)

CaAl2Si2O8(钙长石)+2H++H2O↔

Al2Si2O5(OH)4(高岭石)+Ca2+

(3)

图1 渤海湾盆地构造以及地层分布Fig.1 Diagrams showing the Bohai Bay Basin structure and its formation distributiona.渤海湾盆地区域构造分布;b.渤南洼陷区域位置;c.渤南洼陷构造带和地层分布(A-A′);d.渤南洼陷地层柱状图(据Liu等[14]修改)

在非标准状态下，上述电离方程式向正方向还是向反方向进行，即长石是溶解还是沉淀 ,取决于该反应的吉布斯自由能ΔG。

(4)

式中，ΔHTr,Pr，ΔSTr,Pr分别指298.15K，1个大气压时反应生成物与反应物焓、熵的差值；ΔV指温度、压力为T、P时反应前后的体积改变量；ΔCP是矿物的热容变化，根据热容系数a、b、c，由公式ΔCp=a+bT-cT-2求算[15-16]；R为理想气体常数J/(mol·K)；Qa为地层水离子的活度商。

由于钾长石、高岭石和石英基本上是纯的矿物晶体，其活度永远为1。由此可以得出上述三个反应(1)、(2)、(3)的平衡常数表达式分别为：

平衡常数中的ai为离子活度[17]。

计算结果，当ΔG<0，反应正向进行，长石溶解；当ΔG=0，反应达到平衡；当ΔG>0，反应逆向进行，长石沉淀。

2.2 动力学计算模型

对于动力学计算，模拟矿物溶解-沉淀速率最常用的方法是使用来源于过渡态理论(TST)的速率方程[18-19]：

(5)

在25 ℃的实验条件下，测得钾长石、钠长石、石英和高岭石各自的速率常数k25。任意温度下的反应速率常数可以用Arrhenius方程表示[18-19]，与温度相关的速率常数可近似表达为[21]：

(6)

Ea是活化能，kJ/mol；k25是在25 ℃条件下的反应速率，mol/(cm2·s)。

钾长石、钠长石、钙长石、石英和高岭石反应速率的相关参数见表1。关于H+的反应级数来自于Palandri and Kharaka[22]；矿物的表面积Am数据来源于Yang等[23]。

3 渤南洼陷沙三段储层基本特征

3.1 矿物组成

渤南洼陷沙三段的全岩XRD数据来自于胜利油田勘探开发研究院，数据结果显示(图2)：石英的平均含量为38.8%；钾长石的平均含量为5.5%；斜长石的平均含量为10.8%；粘土矿物的平均含量为12.4%。石英含量随着深度的增加先减少，在埋深超过3 000 m之后又开始增加；钾长石含量总体上随着深度增加而减少；斜长石在3 100～3 200 m的深度含量较高；粘土矿物在2 900～3 100 m的深度含量较高。

表1 动力学模拟速率参数，n-H+反应级数Table 1 The list of kinetic rate parameters used in the simulations and the n-reaction order with respect to H+

图2 渤海湾盆地渤南洼陷沙三段岩石矿物含量纵向变化Fig.2 A plot showing the variation of mineral content with depth in the Es3,Bonan Sag,Bohai Bay Basin

粘土矿物的XRD结果显示(图2)：随着深度的增加，高岭石的含量在减少，在超过3 000 m后快速减少；伊利石的含量随深度的增加而增加；I/S混层矿物随着深度的变化先增加后减少，且在2 900～3 200 m的深度出现峰值。

3.2 岩相分析

岩石薄片观察结果表明(图3)，渤南洼陷沙三段储层的岩性以岩性以岩屑质长石细-中砂岩为主，岩屑质长石粗-粉砂岩次之，岩石颗粒磨圆度中等，以次棱角状为主、次圆状为辅；分选中等-差，以中砂、细砂为主，其次为粗砂、粉砂，总体上成分成熟度和结构成熟度均较低。

3.3 孔隙度和渗透率

渤南洼陷的孔隙度和渗透率分布范围较广(1 950.4～3 564 m)，分别是0.1%～35.54%和0.1×10-3～4 673.32×10-3μm2，平均孔隙度和渗透率分布为17.1%和93.95×10-3μm2(图4)。孔隙度和渗透率总体上随着深度的增加而减小，特别是在深度超过2 950 m之后，孔隙度减小显著。

图3 渤海湾盆地渤南洼陷偏光显微镜观察Fig.3 Microphotographs showing the thin section observation in the Bonan Sag,Bohai Bay Basina，b.长石大量溶解形成了的次生孔隙，并伴随有副矿物在周围沉淀；a.罗358，埋深2 442.85 m(-)；b.罗358，埋深2 445.40 m(-)；c.长石溶解，碳酸盐致密胶结，义东301，埋深3 488.30 m(+)；d.钾长石自生加大，胶结致密；义285，埋深3 819.80 m(-)；e.石英自生加大，硅质胶结致密，几乎无孔隙发育；义361，埋深3 486.60 m(+)；f.斜长石自生加大，义东301，埋深3 272.10 m(+)；g，h.扫描电镜下保存完整的钠长石；义 361，埋深3 488.05 mQ.石英颗粒；F.长石颗粒；K.高岭石；FD.长石溶解形成的次生孔隙；Qo.石英加大；Fo.长石加大

图4 渤海湾盆地渤南洼陷孔隙度和渗透率纵向变化Fig.4 A plot showing the variation of porosity and permeability along depth in the Bonan Sag,Bohai Bay Basin

3.4 地层水数据

本文共选取渤南洼陷沙三段47口井的地层水数据，深度范围在1 800～3 997.97 m，平均深度为3 059.6 m(表2)。根据油层中部深度和下深温度，计算得到渤南地区，取水样数据点的平均地温约125.44 ℃，主要地温集中在110.7～135.3 ℃。地层流体压力主要集中在190～680 bar[14]。地层水的平均矿化度为18.1 g/L，地层水的水型是氯化钙型有9口、氯化镁型有10口、碳酸氢钠型有25口和硫酸钠型有3口。

4 长石溶解-沉淀的热力学和动力学

4.1 长石溶解-沉淀热力学

渤南地区的地层水数据如表2，根据离子活度与温度的关系作出图5。图5中的实线分别代表反应(1)、(2)、(3)处于平衡状态，即方程ΔG=0；实线下方表示长石发生溶解，即ΔG<0；实线上方表示长石发生沉淀，即ΔG>0。

从图中的计算结果可以看出：钾长石大多发生沉淀，只有12口井的水样数据计算得到的结果是发生溶解的。斜长石根据An含量的高低可以分为钙长石、钠长石等，文章中的地层水数据都按照长石的端元组分(钙长石、钠长石)进行计算的。钠长石大多发生沉淀(40口)，只有少数水样数据计算得到的结果是发生溶解的(7口)；钙长石与钠长石恰恰相反，大多发生溶解(34口)，只有13口井计算得到的钙长石发生沉淀。

4.2 长石溶解-沉淀动力学

长石溶解-沉淀速率与吉布斯自由能之间的关系见图6。从图中可见，钾长石的溶解速率总体上随着吉布斯自由能的减小而加快。在起始阶段溶解速率较慢，但在ΔG<-15 kJ/mol之后，溶解速率开始显著加快(图6a)；而钾长石的沉淀速率随着吉布斯自由能的增加而增大，呈较好的指数关系(图6b)。由于全区的钠长石溶解数据点较少，故很难得到钠长石溶解速率与吉布斯自由能较好的关系(图6c)。根据Roland Hellmann等[24]的研究，在吉布斯自由能等于-16.3 kJ/mol时，钠长石的溶解速率已经达到最小值了；相反，钠长石的沉淀速率与吉布斯自由能呈较好的指数关系，ΔG>20 kJ/mol沉淀速率明显加快(图6d)。钙长石的溶解速率与吉布斯自由能具有一定的指数关系，在ΔG<-20 kJ/mol后溶解速率显著加快(图6e)。由于在计算石英和高岭石沉淀时所用的参数相同，因此无需区分是哪种长石溶解产生的二氧化硅和高岭石。从图6f，g中可以看出石英和高岭石的沉淀速率与温度具有较好的相关性，而与吉布斯自由能相关性较差。

5 讨论

5.1 长石溶解

成岩过程中，钠长石和钾长石的溶解-沉淀明显受温度的控制。在压力不变温度升高的条件下，长石的稳定域迅速扩大，有利于高岭石向长石的转化，形成自生的钠长石或者钾长石；当温度下降时，长石的稳定性降低，有利于高岭石和石英的形成(图5)。因此，对于含有相同富H+流体的砂岩，长石的溶解主要发生于温度较低的成岩环境中。压力对长石溶解的影响虽没有温度效应那样明显，但压力的升高有助于长石溶解度的增加，从而有利于高岭石和石英的形成[25]。此外，溶液中较低的阳离子(K+、Na+、Ca2+)与H+的比值和较低的SiO2(aq)浓度都有利于长石溶解。这很好的解释了长石在酸性介质和稀溶液中更易向高岭石转化溶解的现象。参与长石溶解反应的水来自于原始沉积的海(湖)水、大气淡水、矿物束缚水和深部热流体等[26]。研究区的地层温度集中在110.7～135.3 ℃，有机质的热演化能够产生CO2和有机酸[27]。流体中的H+来源于：干酪根成熟过程中裂解而形成大量的短链有机酸会进入到孔隙水中[28]；或者是干酪根生油前脱羧基，形成大量CO2，这些CO2进孔隙流体后形成大量碳酸，为长石的溶解提供了必要的H+[29]。

5.1.1 钾长石

区内不同井点钾长石-地层水反应的热力学计算结果显示，钾长石在该区多发生沉淀(图7)。造成这种情况，是因为较高的地层水温度和较高的K+/H+活度比，较高的伊利石和I/S混层矿物含量也证明了这点(图2)。钾长石发生溶解的地区主要靠近东部的孤岛凸起，并且由吉布斯自由能和钾长石溶解速率之间的关系可知，钾长石溶解速率较小；而在钾长石沉淀的地区，吉布斯自由能在大于30 kJ/mol之后，其沉淀速率明显加快(图6b)。因此，在钾长石溶解的地区，其产生次生孔隙的速度相对较慢；在吉布斯自由能越大的区域，钾长石对孔隙的破坏作用会越显著，最显著的特征就是钾长石的自生加大(图3d)。

图5 钾长石(a)、钠长石(b)和钙长石(c)组分溶解活度-温度相图(据赖兴运等修改[4])Fig.5 Phase diagrams of activity vs.temperature for K-feldspar (a),albite (b),and anorthite (c)(modified after reference[4])

晚期碳酸盐胶结物的大量生成，说明此时的地层水已处于碱性环境。较低的氢离子浓度，有助于长石的沉淀，这与热力学计算结果相符。但胶结物的大量生成对孔隙破坏极大，使得本可以沉淀出长石的孔隙全部被胶结物占据。因此，在薄片中观察到的自生加大的长石或自生的长石相对较少[30]。

5.1.2 斜长石

斜长石的溶解很大程度上受到斜长石的牌号(An钙含量)影响。即越富钙的斜长石越容易溶解，而钠含量越高的斜长石稳定性越好，越不容易溶解。与斜长石中钠长石组分的溶解相对比，钙长石组分的溶解性相比前者容易的多(图5)。在同样温压及溶液酸度条件下，钙长石溶解的平衡常数要比钠长石的高7～10数量级，可见斜长石固溶体中钙长石组分是最先离开晶体而溶入流体的[4]。由此可见，斜长石固溶体矿物的溶解本身具有不均性，它表现为：斜长石中的钙组分最先溶解，其次才是钠长石组分的溶解，而且钠长石的溶解程度还受到斜长石钙含量的影响，高钙斜长石中的钠长石比低钙斜长石容易溶解，而低钙斜长石又比纯钠长石易溶，最稳定的矿物当数纯钠长石[4]。此外，碎屑岩中的斜长石晶体继承了母岩中正环带斜长石(中心钙高,边缘钠高)的特征，进一步在成岩过程中遭受地层流体不均一溶解的结果，即长石中心多先发生溶解(图3a，b)。

区内不同井点斜长石-地层水反应的热力学计算显示，钙长石在该区发生大面积的溶解(图8a)。钙长石的的溶解速率在吉布斯自由能小于-20kJ/mol之后开始加快(图6e)，这有助于次生孔隙的形成。并且钙长石溶解反应(3)的副产物没有SiO2(aq)，从而避免了石英自生加大对次生孔隙的破坏。因此，成岩过程在富钙斜长石的溶解对于孔隙度的贡献十分重要，有助于形成较好的储层(图3a，b)。相反，钠长石在该区多发生沉淀(图8b)，这与地层水中较高的Na+浓度(平均245.74 mmol/L)和较低的H+浓度(pH值约为7.4)有关，即较高的Na+/H+活度比。此外，钾长石的钠长石化、钙长石溶解形成的高岭石、钾长石溶解和伊利石化产生的SiO2(aq)都是促进自生钠长石形成和斜长石加大的重要原因(图3f，g)。在吉布斯自由能在大于30 kJ/mol之后，钠长石的沉淀速率加快(图6d)，对于孔隙的破坏会变得更为显著。斜长石含量随深度增加并没有减少且出现峰值，且是钾长石含量的2倍还多(图2)也验证深部环境自生斜长石的产生。根据热力学计算结果，此时保留在地层中的多为富钠的斜长石，且伴随着不断沉淀出自生钠长石。

图6 渤海湾盆地渤南洼陷长石溶解-沉淀与吉布斯自由能之间的速率以及石英和高岭石沉淀与温度之间的速率Fig.6 The velocity variation of feldspar dissolution-precipitation with Gibbs free energy,and of quartz-kaolinite precipitation with temperature in the Bonan Sag,Bohai Bay Basin

图7 渤海湾盆地渤南洼陷钾长石ΔG等值线和溶解-沉淀平面图Fig.7 The map of the ΔG isoline and dissolution-precipitation of K-feldspar in the Bonan Sag,Bohai Bay Basin

5.2 长石溶解次生孔隙发育带

在深埋条件下，颗粒包壳、流体超压、烃类充注和矿物溶解是影响优质储层形成的主要原因[31]。研究区沙三段储层胶结物以钙质胶结为主，其次为泥质胶结和硅质胶结。早期方解石胶结较少，多为晚期铁方解石和铁白云石胶结(图3a，b)。碳酸盐含量为0.2%～15.6%，平均含量为3.89%，高含量的碳酸盐致使该区沙三段储层孔隙度和渗透性变差[32]。超压和烃类充注在渤南洼陷分布较广，并对来自于沙三段底部的烃类迁移和储集产生了巨大的影响[14]，从而保存了相当一部分孔隙。此外，矿物颗粒的溶解也是影响次生孔隙发育的重要因素。本文主要探讨长石颗粒溶解对储层的影响：一种观点认为长石溶解发生在开放的成岩环境，其溶解形成的副产物全部被带走，从而提高了储层的质量[33]；另一种长石溶解发生在相对封闭的成岩环境，其溶解形成的副产物滞留原地，并沉淀出粘土矿物和石英胶结物，并未提高储层质量[34]。

通过化学热力学计算，可以得知储层中的长石是否发生溶解；而动力学计算，可以定量的知道长石溶解和沉淀的速率。两者相结合，从而预测有利次生孔隙发育带。渤南洼陷沙三段平均孔隙度是17.1%，刚好对应了图9中红色等值线附近。从其孔隙度平面分布图可知：孔隙度发育较好的地区(孔隙度≥20%)，刚好对应了钾长石ΔG<0 kJ/mol，钠长石的ΔG<15 kJ/mol和钙长石的ΔG<-15 kJ/mol的地区，并且在长石吉布斯自由能越小的地方其孔隙度发育越好。因此，根据地层水离子活度计算结果：①在长石发生溶解的地区，即ΔG<0，长石的吉布斯自由能越负，长石的溶解速率越快，相应的孔隙发育越好；在长石部分溶解的地区：②钾长石和钙长石的ΔG<0，钠长石即使发生沉淀(ΔG>0)因其沉淀速率较慢也能形成较好的孔隙度；③较好的孔隙度同时发育在钙长石的ΔG<-15 kJ/mol和钾长石、钠长石处于0<ΔG<15 kJ/mol的地区；④当长石的ΔG进一步增大时，储层中的孔隙度开始明显下降。

钾长石溶解反应的矿物体积变化研究表明：溶解一个单位体积的钾长石，并沉淀所有高岭石和石英最多只能增加13.47%的孔隙度[35]。沙三段钾长石平均含量是5.5%，长石溶解形成的副产物石英和高岭石全部在原地沉淀时至多只能产生0.74%的孔隙度，并不能很好的改善储层孔隙度。并且石英的沉淀速率与温度有较好的相关性，在温度超过120℃之后石英的沉淀速率明显加快(图6f)，对应了埋深超过3 000 m石英含量的增高(图2)，薄片中也看到了大量的硅质胶结和石英加大边(图3e)。高岭石的沉淀速率总体上随着温度的增加而加快(图6g)，但相关性一般，可能受到更为复杂的因素所控制，例如溶液中的Al3+浓度[6,36]。渤南洼陷Es3的断层较为发育(图1c)，且南部断层附近的孔隙度较其他区域更好(图9)，故长石溶解形成的副产物[高岭石、SiO2(aq)]可能发生迁移或由于埋深较浅石英的沉淀速率较慢。实际的薄片也验证了这一结果：发生溶解的长石附近有粘土矿物的沉淀，而石英的自生加大不明显。

图8 渤海湾盆地渤南洼陷钙长石(a)和钠长石(b)ΔG等值线和溶解-沉淀平面图Fig.8 The maps of the ΔG isoline and dissolution-precipitation of anorthite (a) and albite (b) in the Bonan Sag,Bohai Bay Basin

5.3 长石溶解对渗透率影响

在较高温度条件下，高岭石达到饱和所需要的Al3+浓度远低于石英达到饱和所需要的SiO2(aq)浓度，但图2中高岭石的含量并未有随着深部长石发生溶解而增加，相反另一种粘土矿物伊利石的含量开始显著地增加。生成伊利石的反应方程如下[36-37]：

地层水中K+/H+活度比和温度控制了高岭石和钾长石的伊利石化，较高的温度和K+/H+活度比可以降低高岭石伊利石化的能量门限(图10)。当富H+流体进入时，如有机酸等，由于地层水中富集H+，高岭石伊利石化的能量门限将提高，高岭石也将更容易得到保存，除非这些H+被消耗(图10b)。同时在温度超过125～130 ℃，钾长石和高岭石直接反应转化为伊利石会进一步消耗钾长石[38-39]。故推测引起深部石英含量在埋深大于3 000 m之后明显升高是钾长石溶解和高岭石伊利石化综合作用的过程(图2)。

在较深的埋藏环境下，碎屑颗粒的溶解能提高储层的有效孔隙度，但是其副产物(粘土矿物)对渗透率可能具有破坏作用。Yuan等[40]的研究表明：原先存在的宏孔由于粘土矿物和石英的沉淀多转变成了粘土矿物和长石溶解残余之间的微孔，所以砂岩中溶解长石多的比溶解长石少的具有更低的渗透率。在深度大于2 900 m之后，高岭石和长石的伊利石化对于储层渗透率的破坏会变得更加严重，这样的结果与该区在2 900～3 200 m粘土矿物含量的高值(图2)和岩石渗透率的降低是一致的(图4)。渗透率平面分布图可知(图11)，在断层较为发育和孔隙度较好的区域，其渗透率却不是最好的，这可能和储存中较高的粘土矿物含量有关(图3a，b)。因此，渤南洼陷的孔隙度和渗透率平面分布对应关系较差，在3 000 m左右的粘土矿物含量高值，降低了储存自身的渗透率。

图9 渤海湾盆地渤南洼陷Es3孔隙度平面分布图Fig.9 The horizontal variation of porosity in the Es3,Bonan Sag,Bohai Bay Basin

图10 高岭石活度图[1]Fig.10 The activity diagram of kaolinite[1](随着温度增加高岭石稳定性降低)a.20 ℃,石英饱和；b.40 ℃,石英饱和

6 结论

1) 地层水中离子的活度(H+、K+、Na+和Ca2+)和水样的温度是影响长石溶解-沉淀的关键因素，较低的离子活度比和较低的温度有助于长石溶解，而压力对于长石溶解的影响相对较小。而长石的溶解-沉淀速率和副产物(石英、高岭石)的沉淀速率主要与吉布斯自由能和温度有关。即吉布斯自由能越负，长石溶解速率越快；而温度越高，石英和高岭石的沉淀速率都有加快趋势。

图11 渤海湾盆地渤南洼陷Es3渗透率平面分布图Fig.11 The horizontal variation of permeability in the Es3,Bonan sag,Bohai Bay Basin

2) 计算结果表明：研究区渤南洼陷沙三段地层中的钾长石溶解发生在靠近孤岛凸起一侧；斜长石的溶解很大程度上受到其牌号(An钙含量)的影响，即越富钙的斜长石越容易溶解，而钠含量越高的斜长石稳定性越好，越不容易溶解。孔隙度发育较好的地区(孔隙度≥20%)，对应了钾长石和钠长石的ΔG<15 kJ/mol，而钙长石的ΔG<-15 kJ/mol的地区，并且在长石吉布斯自由能越小的区域其孔隙度发育越好。

3) 渤南洼陷沙三段的孔隙度与渗透率平面分布图对应关系较差。断层较为发育区域，因沉淀了较少的副产物石英，而相对改善了储存的孔隙度；然而，粘土矿物在长石溶解的次生孔隙周围的原位沉淀降低了储层自身的渗透率。