鄂尔多斯盆地南部奥陶系马家沟组五段白云岩埋藏溶蚀作用研究*

雷 涵 黄文辉 伊 硕 王雅婷

1 中国地质大学(北京)能源学院，北京 100083 2 中国地质大学(北京)海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室，北京 100083 3 中国地质大学(北京)非常规天然气地质评价及开发工程北京市重点实验室，北京 100083

埋藏环境中典型的溶蚀作用包括热液溶蚀作用、有机酸溶蚀作用和TSR(硫酸盐热化学还原反应，Thermochemical Sulfate Reduction)。热液对储集层具有建设性或破坏性作用，在不同地区有不同的表现(王坤等，2016)。近年来，在世界范围内发现了不少热液白云岩大油田，如加拿大的Ladyfern油气田、美国的Trenton-Black River油气田(Smith，2006；Lavoie and Chi，2010)等，都主要受热液作用控制。关于有机酸溶蚀作用和TSR的研究，国内多集中于四川盆地和塔里木盆地，认为塔里木盆地中有机酸和TSR都有一定的溶蚀能力，可以形成溶蚀孔隙且使其连通性变好(朱东亚等，2007；金振奎和余宽宏，2011；沈安江等，2016)；而在四川盆地，这2种溶蚀作用尽管也都可以扩大溶孔、裂缝、溶洞和缝合线，但有机酸作用只能形成粒间溶孔、粒内溶孔和晶间溶孔，而TSR却可以明显提高储集和渗透能力，形成高孔高渗优质储集层(朱光有等，2006；沈安江等，2008；李勇等，2019)。

鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组蕴藏了丰富的天然气资源，近年来学者们在马家沟组五段5亚段-10亚段白云岩的成因、储集层和圈闭方面的研究取得较大进展(杨华和包洪平，2011；杨华等，2013；郭彦如等，2014；李凤杰等，2016；李国欣等，2018)。马家沟组热液白云岩储集层的分布受基底古断层、断裂系统和不整合面控制，受热液溶蚀作用影响，储集层中晶间溶孔、溶蚀洞和溶蚀缝非常发育，有利于优质储集层发育(黄擎宇等，2010；黄正良等，2011；王玉萍等，2014；赵文智等，2014)；TSR产生的H2S可对马家沟组储集层进行溶蚀改造(李国欣等，2018)；有机酸溶蚀作用仅表现为对早期残存孔隙的扩溶，形成晶间溶孔和铸膜孔(王琪等，2016；李国欣等，2018；方继瑶等，2019)。付斯一等(2019)认为，鄂尔多斯盆地中东部马家沟组中的TSR溶蚀改造强于有机酸溶蚀作用。可以看出，针对鄂尔多斯盆地马家沟组白云岩储集层热液溶蚀作用的研究已初见成果，但针对有机酸溶蚀作用和TSR作用的研究相对缺乏，且对于中—深埋藏环境中3种溶蚀作用对储集层物性各自的影响和整体的改造过程等方面的认识尚存在不足。基于此，笔者以鄂尔多斯盆地南部奥陶系马家沟组五段为例，对白云岩储集层深埋藏环境下所发生的溶蚀作用进行论述，以了解和探讨TSR、有机酸流体和热液对储集层的改造程度和发生模式。

1 区域概况

鄂尔多斯盆地奥陶系具有“两隆两鞍两坳陷”的沉积格局(杨华等，2013)，“两隆”主要指盆地北部的伊盟隆起和西南部的中央古隆起，“两鞍”主要指2个隆起之间的2个衔接部位，“两坳陷”主要指盆地东部的米脂坳陷以及西南部的秦祁海槽(杨华和包洪平，2011)。奥陶系自下而上分为冶里组、亮甲山组、马家沟组、平凉组及背锅山组，上覆石炭系本溪组或太原组，下伏地层为寒武系(何自新，2003)。马家沟组整体上呈“西厚东薄、南厚北薄”的特点(赵文智等，2012)，共划分为6段，自下而上依次为马一段至马六段。马五段以白云岩为主，根据岩性组合可进一步划分为10个亚段。当前研究较成熟的靖边地区总体处于潮上带和潮间带交替发育区域，其中马五段5亚段下部为潮下带沉积(杨华和包洪平，2011)。

研究区位于鄂尔多斯盆地南部，横跨黄陵—洛川—富县—宜川一带，地处米脂坳陷南缘(图 1)，为中央古隆起和米脂坳陷中间过渡部位(张福礼，2002)，自西至东发育泥云坪、膏云坪、云坪微相。研究样品来自鄂尔多斯南部12口井中的马五段2亚段—6亚段及马六段白云岩储集层。

图 1 鄂尔多斯盆地构造分区及研究区井位分布Fig.1 Tectonic units of Ordos Basin and wells distribution of study area

a—延1757井，3323.65im，层状溶孔(黄色箭头)，酸性流体顺层溶蚀造成；b—延431井，2773.63im，沥青薄膜，薄片被茜素红染色，可见沥青呈“薄膜状”分布于方解石晶体边缘；c—延1758井，3114.62im，沥青充填于裂隙中，形成沥青圆环(黄色箭头)；d—延1758井，3116.69im，无组构无选择性溶孔，1～2icm的大溶孔(红色)和毫米级小溶孔(黄色)共生，由热液流体溶蚀形成；e—延1758井，3169im，岩心，由于热液作用大块自生黄铁矿(红色框)充填于白云岩中，大量无组构无选择性小溶孔聚集伴生(黄色圆圈)；f—延1757井，3271.87im，单偏光，硅化层中六方双锥石英晶体(红色圆圈)被沥青薄膜包裹；g—延1757井，3271.87m，正交光，充填不规则块状石英(Q)-方钠石(Sdl)-白云母—多晶聚合钙铝榴石(Grs)矿物组合；h—延1758井，3068.14im，正交光，原生矿物被溶蚀，热液原因填充了不规则块状硅灰石(Wo)-石英(Q)-天青石(Cls)-黄铁矿(Py)；i—延1758井，3106.34im，正交光，茜素红染色，单个自形天青石—硅灰石充填于白云岩溶孔，具2组相交解理，正交呈高级白，与裂缝伴生，红色部分为染色后的方解石；j—延1758井，3114.62m，单偏光，次生方解石充填于微晶白云岩的膏膜孔中，TSR作用使次生方解石交代石膏，石膏和次生方解石交接处可见黄铁矿；k—延1758井，3117.49im，扫描电镜，石英—白云石—黄铁矿—正长石—白云母矿物组合

2 埋藏溶蚀类型

依据岩心和薄片观察可知，研究区马五段白云岩主要为含灰云岩、粉—细晶白云岩、残余鲕粒白云岩、角砾白云岩、泥微晶白云岩和纹层状微晶白云岩；孔隙较为发育，主要有晶间孔、晶间溶孔、溶孔、角砾间孔和溶洞，大部分孔隙被有机质、沥青充填，少部分被次生矿物充填。孔隙成因可分为溶蚀作用、破裂作用、重结晶作用和压溶作用，其中埋藏环境中溶蚀作用可分为有机酸溶蚀作用、热液溶蚀作用和TSR作用。由于埋深较大，白云岩还发生了重结晶作用。

2.1 有机酸流体溶蚀作用

2.1.1 层状溶孔

有机酸流体在岩层中顺层流动，在易溶解部位形成疏密相间、呈层状分布的小溶孔(图 2-a)。这种层状溶孔可以增加岩层孔隙度和渗透率，改善储集层物性。该处层状溶孔未像塔里木盆地东部(金振奎和余宽宏，2011)的层状溶孔那样被白云石充填。

2.1.2 薄膜状沥青

烃类运移聚集过程中，经过未被任何固态物质充填的孔隙、裂缝时，会大量残留于其中，这是有机酸溶蚀的直接证据(吴和源等，2018)。在镜下，沥青呈薄膜状覆盖晶壁和孔缝壁(图 2-b)。

2.1.3 沥青圆环

埋藏环境中，地下水流动缓慢、流量小，有机酸流体的埋藏溶蚀强度较小，不能明显地扩大晶间孔和粒间孔，因此烃类除了形成薄膜外，只能流动至并填充于晶间孔或粒间孔中，并在孔周围形成作为酸性流体溶蚀证据的沥青圆环(图 2-c)(朱光有等，2006)。

2.2 热液流体溶蚀作用

2.2.1 无组构无选择性溶孔

热液流体富含CO2、H2S、HF等易溶、易挥发的酸性流体，造成热液白云岩中常密集发育大量无组构无选择性溶孔(吴茂炳等，2007；丁茜等，2019)，孔径从几毫米到1～2icm不等，以毫米级小孔为主(图2-d)。由于该类溶孔常充填的是沥青而不是矿物，连通性较差，故只能提升储集层的孔隙度，对渗透性的改善几乎没有作用。

2.2.2 圆斑状、脉状和块状黄铁矿

热液不仅能使白云岩出现新溶孔，还会扩大原有孔隙。热液流体中的CO2、H2S和HF溶于流体，H2S在富含Fe2+的环境中会生成黄铁矿(丁茜等，2019)，其呈圆斑状、脉状充填于后期被扩大的溶蚀孔和溶蚀缝中。此外，岩心中还可见自形立方体块状黄铁矿与针孔状溶孔伴生(图 2-e)。

2.2.3 晶洞形成与热液矿物(组合)充填

热液沿裂缝侵入岩层，可使裂缝两侧矿物溶蚀、裂缝扩大，甚或将周围的矿物全部溶蚀形成晶洞，但后期部分溶蚀缝洞会被热液矿物填充。研究区热液溶蚀孔洞被矿物填充的现象十分常见。

1)石英—钙铝榴石—方钠石—白云母矿物组合。白云石被石英—钙铝榴石—方钠石—白云母矿物组合交代形成硅化层(图 2-f，2-g)。自生六方双锥石英和多晶聚合状钙铝榴石是中—高温热液的代表矿物，白云母属于岩浆期后产物。

2)硅灰石—石英—天青石—黄铁矿矿物组合。热液溶蚀生物体后形成的溶蚀洞，被硅灰石—石英—天青石—黄铁矿矿物组合充填(图 2-h)。溶洞内硅灰石、天青石和石英呈不规则块状紧密相接，从外到内共发育3个世代的石英晶体： 溶孔边缘为第1世代他形细粒石英，向内第2世代为放射状石英，第3世代为自形中粒石英。硅灰石和天青石都是低温热液的代表矿物，在其他层可以观察到单个自形—半自形天青石和硅灰石充填于白云石晶间(图 2-i)。

表 1 鄂尔多斯盆地南部马家沟组五段白云岩δEu数据Table 1 δEu data of dolostone in the Member 5 of Majiagou Formation in southern Ordos Basin

3)石英—白云石—黄铁矿—正长石—白云母矿物组合。扫描电镜可知，热液可将顺层白云岩改造为石英—白云石—黄铁矿—正长石—白云母矿物组合(图 2-k)。白云石—黄铁矿—方解石—石英一般被认为是低温热液矿物组合(Davies and Smith，2006)，而正长石极易被风化成高岭石，因此推测自低温热液侵入后岩层一直处于埋藏环境中。

2.3 TSR作用

TSR是高成熟度烃类进入储集层后，在高温(埋深温度大于120～140i℃)条件下与硫酸盐矿物发生还原反应生成H2S、CO2等酸性气体的过程(朱光有等，2006)。由于硫酸盐矿物的还原反应，导致石膏溶蚀形成晶洞，CO2与Ca2+结合后会在晶洞内沉淀形成次生方解石，且方解石依然保持着石膏原有形态；而H2S会与Fe2+结合，在石膏和次生方解石交接处形成黄铁矿晶体(图 2-j)(Teinturieretal.，2003；朱光有等，2006；李勇等，2019)。

1～7为延1757井。1： 3271.87im；2: 3275.10im；3: 3277.97im；4: 3316.65im；5： 3317.85im；6: 3319.20im；7: 3320.30im。 8～15为延1758井。8: 3063.00im；9： 3064.70im；10: 3067.00im；11: 3068.14im；12: 3106.34im；13: 3108.40im；14: 3110.00im；15: 3117.49im

3 埋藏溶蚀白云岩的地球化学特征

3.1 样品的测试

包裹体温度的测定，采用Linkam THMS-Q600显微冷热台Leica DM RXP透射光显微镜，液氮为制冷剂，经过标准矿物校正，温度测量范围为-196～600i℃，误差为0.1i℃。包裹体的激光拉曼探针(laser Raman microprobe，LRM)测定采用英国RENISHAN(R)公司产RM-2000显微激光拉曼光谱仪，氩粒子激光器选用473inm波长。微量元素的测试采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，相对标准偏差在10%范围内。稀土元素含量的分析结果采用北美页岩(NASC)进行标准化(陈道公，2009)。

3.2 测试结果

包裹体温度所测定的样品选自次生方解石、裂缝充填方解石、膏模孔充填方解石、裂缝充填石英、溶洞充填石英和裂缝充填萤石(表 2)。整体均一温度区间为86.5～210.9i℃，次生方解石、裂缝充填方解石和膏模孔充填方解石主要均一温度区间基本重叠(126.7～168.1i℃)，裂缝充填石英、溶洞充填石英和裂缝充填萤石均一温度可分为3个区间： 119.8～125.4i℃、 146.8～183.4i℃和203.6～210.9i℃。

表 2 鄂尔多斯盆地南部马家沟组五段白云岩均一温度数据表Table 2 Homogenization temperature data of dolostone in the Member 5 of Majiagou Formation in south Ordos Basin

4 讨论

4.1 热液作用的证据和期次

前人研究认为，受热液作用影响，白云岩会出现Eu正异常(Hartuig，2009)。马五段白云岩中，仅遭受有机酸溶蚀作用的白云岩，Eu未出现正异常(δEu为0.833至0.883，平均0.857)，而遭受热液溶蚀作用的白云岩，部分样品的δEu值大于1(δEu为0.845～2.275，平均1.162)。

此外，伊硕等(2018)研究表明，白垩纪末期均一温度达到最高埋深温度140～160i℃，而平均温度明显高于160i℃可视为受热液影响，因此有机酸溶蚀样品的均一化温度在160i℃以下。根据均一化温度估计出热液温度大约为180～220i℃，可分为182.2～183.4i℃和203.6～210.9i℃共2个温度区间。

从微量元素方面来看，Th、U、Y、Pb、Rb、Bi等元素含量会因热液作用而显著增加(高奇东，2010；潘文庆等，2012)，故这些微量元素含量较低时为有机酸溶蚀岩样，而含量明显增加时为热液溶蚀岩样(图 3)。

结合低温和中—高温热液矿物的共生以及均一温度分布区间，推测该区域可能经历了2期热液活动。此外，碳酸盐岩中Th、U、Y、Pb、Rb、Bi等微量元素含量会由于热液异常升高，因此将这些元素含量作三角交汇图(图 4)，可以观察到热液埋藏溶蚀白云岩分布于2个区域，部分热液溶蚀岩样与有机酸溶蚀岩样聚集分布于A区域，其余热液样品单独聚集于B区域，亦证明研究区经历了2期热液侵入。

图 4 鄂尔多斯盆地南部马家沟组五段有机酸和热液埋藏溶蚀白云岩Rb-Pb-Th、Rb-Pb-Bi、U-Y-Th交汇图Fig.4 Rb-Pb-Th，Rb-Pb-Bi and U-Y-Th cross-plots of hydrothermal fluid and organic acid fluid deep-buried dissolution dolostone in the Member 5 of Majiagou Formation in southern Ordos Basin

因此，鄂尔多斯盆地南部马五段白云岩储集层共经历2期热液溶蚀作用，一期热液温度为182.2～183.4i℃，另一期热液温度为203.6～210.9i℃。

4.2 深埋藏溶蚀作用发生条件

4.2.1 深埋藏环境(高埋藏温度)

伊硕等(2018)研究表明，研究区马家沟组在二叠纪末期开始埋藏，在三叠纪末期埋深至近3000im，到侏罗纪末期已埋深至3500im左右，埋藏温度在侏罗纪中期至末期达到120～140i℃，白垩纪末期达到最大埋藏深度4500im左右，温度已达到140～160i℃。由于TSR发生需要大于120～140i℃的温度，故储集层在早白垩世末期已完全达到要求。

4.2.2 热液来源及运移通道

中生代鄂尔多斯盆地共经历了4次火山活动，第1次为晚三叠世延长期，第2次为早侏罗世延安期，第3次为中侏罗世直罗期，第4次为早白垩世东胜期(李明和高建荣，2010)。多次的火山活动，为盆地提供了热液。

自寒武纪后，鄂尔多斯盆地内部虽然较为稳定，但却具有许多条基底断裂(李明和高建荣，2010；贺聪等，2017)，这可成为热液的运移通道。

研究区东西走向正断层和北东—南西走向正断层呈X形交叉于富县西部约5ikm处，加之中生代4次火山活动，引起了盆地热异常事件。热液流体先沿基底断层进入到元古界与寒武系的断层面(杨俊杰，2002)，后沿该断层面流动，并沿地层内部孔隙、裂缝侵入到上覆奥陶系白云岩储集层，促进溶蚀作用进行。

4.2.3 充足的烃类来源

研究区大规模烃类充注时间为中侏罗世末期和早白垩世末期，其中第2期为主要充注期(伊硕等，2018)。另外，由于研究区位于中央古隆起和米脂坳陷之间，且处于盆地最大生烃强度区(魏新善等，2017)，因此该处的烃类既可以来自中侏罗世或早白垩世的注入，还可以来自高部位(朱东亚，2007)，其通过热降解形成酸性流体。

4.2.4 薄层膏质的来源

鄂尔多斯盆地奥陶系马一段、马三段、马五段(马五4、马五6、马五8、马五10)都发育膏盐岩，其中马五6亚段的膏盐岩厚度最大(孙玉景和周立发，2018)。研究区也多处可见石膏结核和石膏矿物被白云石、方解石交代的现象(图 2-i)。因此，推测参与TSR反应的石膏来自马五段。

总之，由于中生代发生4期火山活动和研究区基底断裂发育，大量热液涌入岩层，导致研究区热液溶蚀作用发生。而中侏罗世末期和早白垩世末期大规模的烃类充注，加之研究区毗邻盆地最大生烃强度区，保证了研究区不仅烃类充足，而且埋藏过程中通过热降解可产生大量有机酸，有利于有机酸溶蚀作用发生。早白垩世末期，埋藏温度达到140～160i℃，马家沟组大量膏盐层发生了TSR作用。

4.3 溶蚀强度比较

依据不同埋藏溶蚀流体白云岩样品的孔隙度与渗透率作散点图(图 5)，可比较热液流体和有机酸流体溶蚀强度和对储集层的改造程度。研究区有机酸埋藏溶蚀白云岩的孔隙度为1.030%～4.809%，平均孔隙度为2.856%；渗透率为0.010×10-3～0.424×10-3μm2，平均渗透率为0.187×10-3μm2。热液溶蚀白云岩的孔隙度为1.767%～4.588%，平均孔隙度为3.018%；渗透率为0.043×10-3～0.843×10-3μm2，平均渗透率为0.277×10-3μm2。与对比组的白云岩相比，有机酸和热液溶蚀白云岩的孔隙度和渗透率均有提高，尤其部分层段的渗透率是对比组的2～8倍。因此，有机酸埋藏溶蚀作用和热液埋藏溶蚀作用均对储集层有建设性作用，可以有效地提高储集层的孔渗性。

图 5 鄂尔多斯盆地南部马家沟组五段埋藏溶蚀白云岩孔—渗交汇图Fig.5 Porosity vs. permeability cross-plots of deep-buried dissolution dolomite samples in the Member 5 of Majiagou Formation in southern Ordos Basin

将有机酸溶蚀层段与热液溶蚀层段相比，后者对储集层的改造程度更明显。由于有机酸流体溶蚀性有限，因此通常只能通过流经晶间孔和晶间缝轻微扩大空间，偶尔可扩溶微裂缝、缝合线(图 6-a)，提升孔隙度。热液流体相对溶蚀性更强，通常会沿裂缝流动，明显扩大裂缝的同时会沿着晶间孔、缝扩大晶间储集空间，偶尔会在流经裂缝的两侧或尾部形成较大的溶蚀洞(图 6-b)，因此即使在被热液矿物或沥青质充填后，仍可残余较大空间。

a—研究区溶蚀作用发生时间序列图(改自伊硕等，2018);b—研究区埋藏溶蚀作用三维模式图(俯视图改自李明和高建荣，2010)

图 6 鄂尔多斯盆地南部马家沟组五段白云岩储集层有机酸(a)和热液流体(b)埋藏溶蚀微观特征Fig.6 Microscopic characteristic of organic acid fluid(a)and hydrothermal fluid(b)deep-buried dissolution of dolostone in the Member 5 of Majiagou Formation in southern Ordos Basin

由于TSR仅作用于研究区内个别部位，孔渗数据过少，因此没有与热液和有机酸的数据进行比较。但根据镜下观察，其与盆地中东部马五段(付斯一等，2019)TSR溶蚀效果相差较大。研究区由于膏盐含量相对较低，TSR反应产生的H2S有限，故对围岩的溶蚀并不明显，溶蚀强度弱于有机酸溶蚀作用。

4.4 深埋藏环境溶蚀模式

4.4.1 溶蚀作用时间序列

研究区硅化层底部低温矿物间未出现沥青薄膜(图 2-f，2-g，2-h)，但后期充填的六方双锥石英等矿物周围包裹沥青薄膜(图 2-f)，这表明有机酸溶蚀作用发生于2次热液作用期间，且第1次为低温型热液，第2次为中—高温型热液作用。前人研究认为，研究区马五段白云岩储集层中出现的热液侵入现象与白垩纪大规模酸性岩浆热异常事件相关(任战利等，2006)，因此推测第1次的低温热液入侵出现在中侏罗世直罗期，第2次的中—高温热液入侵出现在早白垩世东胜期。2次大规模烃类充注时间为中侏罗世末期和早白垩世末期，与热液侵入的时期相匹配，因此有机酸溶蚀作用开始于中侏罗世末期(图 7-a)。

TSR的发生需要大于120～140i℃的温度，而该储集层在早白垩世已达到140～160i℃，且第2期主要油气充注期为早白垩世末期(伊硕等，2018)，因此TSR作用发生在早白垩世末期(图 7-a)。

4.4.2 埋藏溶蚀作用模式

中侏罗世直罗期，埋深达到约3200im，受印支运动影响，伴随着研究区第1次热液沿基底正断层侵入，低温热液埋藏溶蚀作用发生。中侏罗世末期，埋藏深度达到约3500im，埋藏温度接近140i℃，伴随着第1次大规模烃类的注入，有机酸埋藏溶蚀作用开始。早白垩世东胜期，埋深达到约3700im，受燕山运动影响，随着第2次热液侵入，中—高温热液埋藏溶蚀作用发生。经历了前3期埋藏溶蚀作用后，早白垩世末期，埋深达到约4000im，埋藏温度已高于140i℃，伴随着第2次更大规模的烃类注入，TSR作用发生。

结合薄片观察和地球化学分析，识别并统计研究区域受有机酸和热液埋藏溶蚀作用的层段，做出鄂尔多斯盆地南部马五段埋藏溶蚀三维模式图(图 7-b)。可以看出： 有机酸流体主要通过微裂缝、缝合线和晶间缝在储集层横向运移；2期热液流体分别沿基底正断层进入马五段白云岩后，断层、垂向裂缝、平面微裂缝及晶间缝均可作为热液运移通道，其中断层和裂缝有助于热液垂向向上运移，微裂缝和晶间缝则有助于热液横向流动(图 7-b)。因此，横向上有机酸流体的溶蚀范围略大于热液流体，垂向上热液的溶蚀范围则远大于有机酸流体(图 7-b)。由于有机酸溶蚀性弱，故通常只能一定程度上改善储集层物性，而溶蚀性更强的热液流经之处，可以明显地扩大甚至形成较大的运移通道或储集空间，较好地改善储集层物性。

5 结论

1)鄂尔多斯盆地南部奥陶系马家沟组五段白云岩储集层发生埋藏溶蚀作用，可进一步分为热液埋藏溶蚀作用、有机酸流体埋藏溶蚀作用和TSR作用，以有机酸流体溶蚀作用和热液溶蚀作用为主。

2)马五段白云岩埋藏溶蚀作用时间序列为： 中侏罗世直罗期，低温热液埋藏溶蚀作用发生；中侏罗世末期，有机酸埋藏溶蚀作用开始；早白垩世东胜期，中—高温热液埋藏溶蚀作用发生；早白垩世末期，TSR作用发生。

3)有机酸埋藏溶蚀作用和热液埋藏溶蚀作用均对白云岩储集层有建设性作用，其中有机酸流体横向流动范围更大，而热液垂向流动范围大且溶蚀性更强，因此热液可以比有机酸流体更有效地提高储集层物性。