黏土的膨胀

同晶取代现象产生晶片带电，黏土分散在水相中，层间阳离子随着晶片集合体分散水化并远离晶片继而产生黏土带电。层间阳离子是可交换的，而且简单阳离子的交换是可逆的。两个结构层间的距离即d001，取决于可交换阳离子的性质与类型、溶液的组成和黏土组成。黏土膨胀就是可交换阳离子在水溶液中水化时间距的增大和体积膨胀的直接产物（图2－26）。黏土膨胀也是黏土颗粒中层间距增大的结果。

图2－26　含置换M2＋的膨胀性黏土晶体结构

2．3．3．1　黏土水化膨胀机理

黏土膨胀是在黏土与盐水浓度低于临界含盐浓度的水溶液接触时发生的。因此，黏土膨胀主要受黏土所接触到的水溶液的组成控制。实验证明了结晶和渗透性膨胀作用导致的黏土膨胀。①结晶膨胀是在黏土与浓缩盐水或含有大量二价或多价阳离子的水溶液接触时发生的。它是由黏土矿物表面上分子水层的形成而引起的。这使膨胀较小和产生较小伤害；②渗透性膨胀则是在黏土与稀溶液或者含有大量Na＋的溶液接触时发生的。它是由于黏土矿物表面上带电的双电层的形成而产生的。这使膨胀较大和伤害较重。这些现象产生排斥力使黏土薄片互相分离。

结晶膨胀发生在低于临界含盐浓度的高浓度时，而渗透性膨胀发生在高于临界含盐浓度的低浓度时。因此，根据图2－27和图2－28，结晶和渗透性膨胀区域可用形成于临界含盐浓度的层间距的突然跳跃或者不连续来区分。

图2－27　蒙脱石在氯化钠盐水中的膨胀

图2－28　蒙脱石在碱金属盐水中的膨胀

图2－29、2－30显示了会引起结晶和渗透性膨胀的水溶液阳离子浓度。因为渗透性膨胀是地层伤害的主要原因，会使导致地层伤害的阴离子组分较容易地在渗透性膨胀区域中识别出来。

黏土膨胀发生的主要机理是结晶和渗透性膨胀。水在黏土质多孔介质内的运移是通过扩散实现的。Ballard等通过实验研究了水和离子穿过页岩运移的情况，得出扩散控制着运移过程，而渗透在没有施加压力的情况下对其无任何明显影响。他们的发现再次证实了Civan和Knapp以及Civan等提出的机理，即扩散是水在黏土质多孔地层中运移的主要原因。但是，随着施加压力的增大，运移的速率趋向于加快。Ballard等观察到，超过一定的门限压力，水和离子以相等的速度运移。运移以对流为主，而浓度梯度引起的扩散可以忽略。

膨胀性黏土颗粒可以吸收水并膨胀，使颗粒体积增大，含有膨胀性黏土的黏土质多孔地层可以吸收水分，引起内部膨胀，导致孔隙度和渗透率的降低，如图2－31所示。

图2－29　蒙脱石在NaCl／CaCl2盐水中的膨胀

图2－30　蒙脱石在NaCl／KCl盐水中的膨胀

图2－31　由溶胀造成的黏土颗粒膨胀和孔隙空间的减小

钠蒙脱石比钙蒙脱石更易膨胀，因为Ca2＋比Na＋吸附得更牢固。因此，当黏土在含水介质中被水化时，钙蒙脱石薄层实际上仍原封不动，互相紧挨着，而钠蒙脱石聚集体很容易膨胀开来，其薄层分离得很远，所以，水很容易侵入到薄层的间隙中，并且在钠蒙脱石薄层周围形成的水包裹层比钙蒙脱石的厚，如图2－32所示。保持溶液中高浓度K＋可以阻止黏土膨胀。K＋浓度高时，黏土薄层仍原封不动，因为小尺寸的K＋能轻易渗入黏土的间层，使黏土层紧密维系在一起，如图2－33所示。研究认为，一定程度上渗透率损失是在水溶液流过含有黏土的岩心时发生的，这种现象被称为“水敏性”。

地质年代较晚的沉积物大部分都是脆性云母砂，云母砂岩中的地层伤害是云母蚀变和较大尺寸的阳离子交换的结果。云母蚀变是K＋和图2－34所述过程在产生细粒后，在多孔岩石中沉淀的产物。当黏土与不含或含少量K＋或较大阳离子如H＋，Ca2＋和Na＋的水溶液接触时，因为黏土的K＋比溶液的多，按照虎克定律，K＋从黏土薄层中扩散开来。相反，水溶液中存在的较大阳离子易扩散进入黏土内，因为与黏土相比溶液中较大的阳离子多。因为较大阳离子不能进入K＋所空化的层间间隙，脆性云母薄片的边缘便断开成小碎片（图2－35）。通过另一组实验也证实了天然碳酸盐胶结物被盐水溶液溶解，能使被胶结物维系的矿物颗粒释放出来。

图2－36表明随着渗透率的逐渐下降，流出物中Ca2＋浓度增加，而云母蚀变所产生的及由胶结物溶解而释放出的细粒，却随流动液体运移，堵塞孔喉，从而降低渗透率。

图2－32　水化作用造成钙、钠蒙脱石的膨胀

图2－33　阳离子大小对阳离子运移到黏土间层的影响

黏土对渗透率的影响是储层保护研究最重要的工作之一，在黏土质沉积地层中有三种作用导致地层渗透率降低：

图2－34　云母蚀变的Reed机理

图2－35　与低钾盐水接触的云母蚀变产生颗粒的Reed理论解释图

（1）在有利的胶体状态下，非膨胀性黏土，如高岭石和伊利石，能从孔隙表面上释放出来，然后在多孔地层中随液体的流动而运移。

（2）对膨胀性黏土，如蒙脱石和混合层黏土，在有利的离子状态下先膨胀，然后分离、运移。

（3）附着在膨胀性黏土上的细粒在黏土膨胀过程中也可能松动，释放出来，这种现象由不连续跳动和微震引起的细粒产生。

图2－36　氯化钾盐水的流动引起现场岩心中碳酸盐的淋滤

由于黏土膨胀，孔隙度减小而引起多孔地层的渗透率降低；以水溶液通过Berea砂岩岩心的流动，证明了存在一个水溶液“临界盐浓度”（CSC），低于此浓度则黏土颗粒开始胶态诱发流动，岩心渗透率逐渐降低。因为低盐浓度时因双层排斥力加大，高岭石颗粒从孔隙表面上被驱逐出来。表2－19中给出了典型砂岩的临界含盐浓度。

不同的金属离子对岩石的影响差异较大，图2－37所示的数据表示了岩石渗透率的损失。从图2－37中可以看出，去离子水造成的伤害最大，CaCl2溶液造成的伤害最小，而NaCl溶液则介于两者之间。因此，阳离子按照损害程度由大到小依次为：

表2－19　典型砂岩的临界含盐浓度

H＋＞Na＋＞Ca2＋

而黏土中常见阳离子可置换性由易到难依次为：

Li＋＞Na＋＞K＋＞Rb＋＞Cs＋＞Mg2＋＞Ca2＋＞Sr2＋＞Ba2＋＞H＋

正常情况下H＋将置换Ca2＋，而Ca2＋将置换Na－。除了伊利石中的K＋，其他阳离子在黏土结构中维系的牢固程度随阳离子化合价的增大而增强。

2．3．3．2　渗透性排斥压力

可交换阳离子因颗粒上负电荷产生的负电场而吸附到黏土颗粒上，因此，电场起到半渗透膜作用，这种膜将允许水进入双层但不允许可交换阳离子离开双层。所以，黏土颗粒间双层中总离子浓度高于水孔隙流体中离子浓度时，孔隙流体中的水便扩散进入双层，稀释了其离子浓度。这种现象在黏土颗粒间产生了一种渗透排斥压力。结果，颗粒间距离增大，引起黏土膨胀。因此，渗透性压力的驱动力便是黏土双层的作用力，如图2－38所示。

图2－37　去离子水、CaCl2、NaCl溶液对渗透率伤害影响比较

图2－38　水中两个黏土颗粒间渗透性压力产生的机理

对于稀水溶液，可以采用van't Hoff方程式来计算渗透性压力；对于浓溶液则需要复杂的非理想模型。

2．3．3．3　黏土吸水速率

假设水扩散遵循虎克第二定律，在与水溶液接触的固体表面附近很短一段距离内，水在固体基质中扩散。因为水在固体中的扩散系数很小，因此，固体吸水性可以用一维瞬态扩散方程式进行预测：

其初始条件和边界条件分别为：

式中：C0，C——分别为固体中初始和瞬时水浓度（mol／L）；

　　　C1——水溶液的水浓度（mol／L）；

　　　z——孔隙表面的距离（μm）；

　　　t——实际接触时间（s）；

　　　k——薄膜质量传输系数；

　　　D——固体基质中的扩散系数。可以用公式（2－4）和其初始条件和边界条件的解析解来表示水在固体表面中扩散的累积数量，得出的累积量为：

可对式（2－5）求导得出吸水速率：

式中，h＝k／D。

Civan等采用了一个简化方法，即假设式（2－4）中薄膜质量传输系数k足够大，则式（2－4）变为：

根据式（2－4）、式（2－7）和初始条件与边界条件的解析解，分别得出累积量和吸水速率为：

黏土膨胀引起的地层伤害速率还取决于流过多孔岩石水溶液中水浓度的变化。然而，上述解析表达式假设水孔隙流体中的水浓度恒定。如果孔隙表面处与时间有关的水浓度为：

式中：F（t）——规定的与时间相关的函数。

则利用式（2－9），吸水速率可以表示为：

这里，实验用水浓度基本恒定。上述推导都将平面设想为一弯曲的孔隙表面（图2－39）。从实际观点来看，这似乎是很合理的，因为水从固－液接触面上渗入的深度很浅。

2．3．3．4　黏土质地层膨胀速率

根据等温膨胀系数定义可得出黏土质地层膨胀速率：

V和Vw分别代表固体体积和吸收水的体积。N－C（Nayak和Christnens）膨胀系数表达式为：式中：Cw——固体中的水浓度（mol／L）；

PI——塑性指数；

K1和K2——经验系数。

Seed膨胀系数表达式为：

图2－39　吸水性造成的地层膨胀机理

式中：Cc——岩石多孔介质黏土含量，以质量百分数表示；

　　　PI——塑性指数；

　　　K′——经验常数。

2．3．3．5　黏土膨胀系数

膨胀性黏土颗粒与水接触就吸水膨胀。假定体积增大速率和吸水速率v与饱和的最终膨胀体积的瞬时体积的偏差（Vt－V）成正比，膨胀速率方程式可写成：

初始条件：

V＝V0，t＝0

k是速率常数，解方程得：

由此确定出单位黏土体积的膨胀系数，即：

式中：αt——饱和时的最终膨胀系数；

　　　ka——膨胀速率系数。

Seed等（1962）分别测量了压实砂质黏土、轻质土、典型页岩、含石膏和磨碎的粒状高炉矿渣灰质稳定的高岭石圆柱体样品的膨胀速率。图2－40中显示的数据最佳拟合是根据Seed等（1962）的数据［用A＝k（C1－C0）／h＝0．085，h　＝0．67和αt＝100（Vt－V0）／V0＝3．7vol%］，Blomquist和Portigo等（1962）的数据［用A＝2．2，h＝1．1和αt＝100（V1—V0）／V0＝95／V0］和Chenevert（1970）的数据［用A＝0．4，h＝1．37和αt＝0．55%］得到的。

图2－40　膨胀过程中体积变化的关系曲线

Wild等（1996）测试了含石膏和磨碎地表粒状高炉矿渣的灰质稳定压实高岭石圆柱体。将这些样品潮化一段时间后，泡在水中，然后测量它们的线性膨胀。图2－41显示应用式（2－6）、式（2－17），经过挑选的三组典型数据。第一组是在含6%石灰和4%石膏的高岭石中潮化了7d。第二组是在含6%石灰和4%石膏的高岭石中潮化了28d。第三组则是在含2%石灰、4%石膏和8%磨碎的地表粒状高炉矿渣的高岭石中潮化了28d。用A＝k（C1－C0）／h＝1．1，h＝1．0；αt＝10．8vol%，A＝20，h　＝0．2；以αt＝1．48vol%，A＝2．4，hD＝0．7以及αt＝0．655vol%，分别得出了用式（2－14）和式（2－17）与第一、二、三组数据的最佳拟合。

图2－41　膨胀过程中体积变化的关系曲线

Ladd（1960）测量了在膨胀过程中压实的黏土样本的体积变化和含水量。对Ladd数据线性关系曲线，先将式（2－17）中v项消去，得出：

式（2－18）表明，Ladd的数据在双对数坐标系中为线性相关（图2－42）。用w0＝0．8g，wt＝32g，αt＝13．2／V0和k／kw＝1．907得出的式（2－18）的线性拟合最佳。

图2－42　在膨胀过程中体积变化与水捕获的关系曲线

2．3．3．6　膨胀引起的孔隙度下降

孔隙基质膨胀引起的孔隙度变化速率表示为：

式中：φ——孔隙度（%）；

　　　t——时间（s）；

　　　v——孔隙介质中每单位总体积的吸水速率（mL／s）。

假设膨胀引起的孔隙度变化速率与吸水速率成正比，也与瞬时孔隙度和最终（或饱和）孔隙度的差成正比，则有：

其条件为：

φ＝φ0，t＝0

得到：

则膨胀引起的孔隙度变化可表示为：

式中：ksw——地层膨胀速率常数；

　　　t——与水接触的实际时间（s）。上式配以式（2－21），可确定膨胀速率常数。测量膨胀过程中的孔隙度是困难的，因为渗透率的测量相对方便些，因此Ohen和Civan（1993）利用渗透率与孔隙度之间的关系，用渗透率下降来表示孔隙度减小。

2．3．3．7　膨胀引起的渗透率下降

Civan等（1996）认为地层膨胀引起的渗透率下降速率取决于吸水速率和瞬时渗透率与最终（行将饱和时）渗透率之差，即：

其初始条件为：K＝K0，t＝0

式中：αsw——速率常数。

解方程式得：

式中：αsw——由膨胀引起渗透率下降的速率常数。

由此得到膨胀引起的渗透率变化为：

用式（2－24）与Hart等（1960）采用的式（2－8）求v数据的最佳线性最小平方拟合关系为：

其中，（Kt／K0）＝0．57，B＝2αsw（C1－C0）＝0．81hr－1／2时，相关系数R2＝0．9327，如图2－43所示。Hart等（1990）的数据还可和用方程（2－5）求S的数据进行相关（图2－43）。在这种情况下，用A＝αsw（C1－C0）／h＝0．95，h＝1和（Kt／K0）＝0．57的参数值得到的拟合最佳。

图2－43　膨胀引起的渗透率下降的关系曲线

Ngwenya等（1995）通过在砂岩中注入人工海水，进行了岩心驱替试验。试验中所用的岩心样本有黏土痕迹。试验的结论是，黏土膨胀、黏土颗粒的携带和沉淀对渗透率损失的影响可以忽略不计。然而，图2－44中按式（2－24）绘制的数据表明线性趋势相当好。因此，可以得出结论：砂岩地层某些组分的膨胀也造成渗透率的损失。用求S的方程式（2－8）得出的最佳最小二乘线性拟合，其参数值为B＝αsw（C1－C0）／h＝0．038h－1／2和（Kt／K0）＝0．08737，相关系数为R2＝0．8937。用求S的方程式（2－5）的最佳拟合是用参数值A＝αsw（C1－C0）＝0．035，h＝1和Kt／K0＝0．087得出的。

从图2－43和图2－44中可以看出，Hart等和Ngwenya等的试验数据都不能确定是式（2－5）还是式（2－8）能更好地表现这些数据。因为式（2－5）能成功地描述前面章节的相关其他数据，因此可以合理假定式（2－5）也可同样较好地表现渗透率下降数据。因此，式（2－5）可能优于式（2－8）。

图2－44　膨胀过程中渗透率下降的关系曲线

对上述不同数据的分析表明，在黏土与水接触的膨胀过程中，黏土质地层的水分、体积和渗透率的变化受相似速率方程控制，相似速率方程可以概括为：

其初始条件为：f＝f0，t＝0

虽然因为缺少试验数据而无法证明式（2－27）对于孔隙度变化是否适用，但可以预测孔隙度的变化也遵循相同的趋势，因为孔隙度的变化也会由于固体吸水膨胀而产生变化。

令f代表膨胀而变化的黏土质地层性质，即f∈（w，a，φ，K），f0和ft表示膨胀期间的最初值和最终值，t是时间，kf是f的速率常数，v是吸水速率，根据式（2－5），它决定于水进入固体受阻的扩散。式（2－27）的解析解可写成：当f≠g时，也可以把性质f∈（w，a，φ，K）与另一性质g∈（w，a，φ，K）联系起来。这可以先用式（2－29）求g予以实现：

然后，可消除式（2－28）和式（2－29）之间的v值来得出：

式（2－30）因为不涉及时间变量，因而将w，a，φ和K之间联系起来特别有用。例如，应用式（2－30）时，可用幂律方程将孔隙度和渗透率变化联系起来：

式中：kK，kφ——分别代表由膨胀引起渗透率和孔隙度下降的速率系数。

因此，可以认为：

（1）黏土质多孔岩石的膨胀决定于与水接触的表面（使扩散作用受阻）的水吸收。

（2）膨胀性黏土地层的特性，如水分含量、体积和渗透率等的变化与吸水速率成比例，和相对于行将达到饱和极限的最终值成正比。

（3）不同参数的速率规律考虑到了这些性质之间的互相关系。

用Civan模型可以深入了解黏土膨胀作用机理，而且该模型是解释和对比黏土地层各种膨胀性质的一种恰当方法。