佟昕，馬鵬杰，張世奇，周瑤琪，慕小水，徐田武

（1.中國石油大學（華東）地球科學與技術(shù)學院，山東 青島266580；2.中國石化中原油田分公司勘探開發(fā)研究院，河南 濮陽457001）

地層水是含油氣盆地的重要組成部分，貫穿盆地演化始終，其活動和循環(huán)與油氣具有重要的聯(lián)系，前人也做了大量研究［1-6］。水巖相互作用導致碎屑物質(zhì)的溶解、新生物質(zhì)的沉淀及鹽類離子的交換，與地層水化學特征具有較好的對應(yīng)關(guān)系。如膏鹽巖發(fā)育的地層，地層水礦化度常具異常高值［7］，富K+和Na+的流體環(huán)境，有利于自生伊利石的發(fā)育，富Fe2+和Mg2+的流體環(huán)境，有利于自生綠泥石的發(fā)育。前人對地層流體性質(zhì)、水巖反應(yīng)機理、 碎屑巖儲層成巖作用特征及物性演化做了大量研究，但將地層水化學性質(zhì)、成因及成巖作用相結(jié)合的研究工作進行得較少。本文通過文東地區(qū)沙三段地層水化學性質(zhì)的統(tǒng)計，探討該區(qū)地層水化學成分、成因及其在儲層成巖作用中的響應(yīng)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

東濮凹陷為新生代裂陷旋回形成的次級含油氣盆地，構(gòu)造上屬于臨清凹陷的一部分，北窄南寬，呈琵琶狀北東向展布。

文東地區(qū)位于東濮凹陷北部文留構(gòu)造的東翼，為一北窄南寬、東東北向延伸的狹長型逆牽引背斜，儲集層以粉細砂巖最為常見。北部地區(qū)沙三段3 套膏鹽巖層發(fā)育［8］，使得地層水整體礦化度遠高于現(xiàn)今海水，對后期儲層物性及成巖改造等具有重要的影響。

2 地層水化學組成特征

2.1 地層水的主要化學成分

文東沙三段地層水成分具有以下的特點（見表1）：1）地層水礦化度很高，可達現(xiàn)今海水礦化度的6～7 倍，具典型的咸水特征。3 個亞段礦化度平均值均超過225.00 g/L，沙三下亞段平均值達238.12 g/L。2）主要陽離子的質(zhì)量濃度，Na++K+最高，Ca2+次之，Mg2+最低。與現(xiàn)今海水相比，Na++K+和Ca2+質(zhì)量濃度分別為海水的6～7 和30～40 倍，而Mg2+的質(zhì)量濃度則與現(xiàn)今海水相近，具明顯的富鈣貧鎂的特征。3）主要陰離子的質(zhì)量濃度，Cl-最高，SO42-次之，HCO3-最低。Cl-質(zhì)量濃度約為現(xiàn)今海水的7～8 倍，SO42-質(zhì)量濃度在沙三中亞段最高，沙三上亞段時低于海水值。4）地層水型以CaCl2型為主，并含少量NaHCO3和Na2SO4型。

表1 文東沙三段地層水主要離子質(zhì)量濃度特征 g·L-1

從圖1可以看出：沙三段地層水礦化度、Na++K+及Cl-質(zhì)量濃度在垂向上整體變化不大，而Ca2+，Mg2+及SO42-的質(zhì)量濃度隨深度的增加，呈現(xiàn)出先增大后減小的趨勢，在3 200～3 600 m 達到最大值，且高值主要為沙三中亞段的樣品點；HCO3-質(zhì)量濃度在垂向上呈現(xiàn)出2 個峰值，分別為3 200～3 600 m 及3 800～4 000 m。

2.2 地層水主要離子參數(shù)特征

離子參數(shù)可以直觀地反映地層水的賦存狀態(tài)、運移特征及水巖作用強度等，在地層水研究中被廣泛應(yīng)用［9-12］。常用的離子參數(shù)主要包括：鈉氯系數(shù)、脫硫系數(shù)、變質(zhì)系數(shù)、陽離子交換指數(shù)、碳酸鹽平衡系數(shù)及硫酸鈣飽和系數(shù)等（見表2）。

圖1 文東沙三段地層水不同離子質(zhì)量濃度隨深度變化

表2 文東沙三段地層水離子參數(shù)統(tǒng)計

鈉氯系數(shù)主要反映地層水濃縮變質(zhì)的程度，地層封閉性越好越有利于地層水濃縮變質(zhì)。脫硫系數(shù)表征脫硫酸的程度，水巖作用越強，地層封閉性越好，該系數(shù)值越低。變質(zhì)系數(shù)主要表征變質(zhì)作用和陽離子交替吸附作用的程度，其值越大，表明地層封閉性越好、變質(zhì)越深，水巖作用越強烈。陽離子交換指數(shù)用來表征地層水中陽離子與巖石顆粒表面吸附離子發(fā)生交替吸附的情況，海水中該值為0.129，古沉積水中常大于0.129。碳酸鹽平衡系數(shù)與硫酸鈣飽和系數(shù)也用來判斷地層水的濃縮程度，Scheller 等［9］認為，二者分別大于7和70 時，地層水分別被CaCO3和CaSO4飽和。

文東沙三段地層水中鈉氯系數(shù)值普遍小于1.0，沙三上、 沙三中亞段平均值均為0.77，沙三下亞段為0.86；脫硫系數(shù)明顯低于海水，約為其1/5～1/3；變質(zhì)系數(shù)為海水的4～9 倍，地層封閉性較好；陽離子交換指數(shù)多大于0.129，表明陽離子間交替吸附作用廣泛的存在；碳酸鈣飽和系數(shù)、 硫酸鈣飽和系數(shù)分別大于7 和70，表明地層水被CaCO3和CaSO4飽和。

3 地層水的成因及成巖響應(yīng)

現(xiàn)今地層水的化學特征，記錄了原始沉積流體環(huán)境及后期水巖相互作用的重要信息。受大氣降水影響的程度大，時間晚的地層水，氘、氧同位素值往往接近降水線；海水或咸水來源的地層水中，氘同位素值與大氣水氘同位素值差別較大，而隨著強烈的水巖反應(yīng)，氧同位素與圍巖發(fā)生同位素交換也發(fā)生很大的變化［11］。文東沙三段地層水δD 值主要分布在-50‰～-67‰，δ18O 值主要分布在-7.06‰～0.76‰（見圖2）［3］，均位于大氣降水線右側(cè)，表明水巖作用強烈。因此，筆者結(jié)合地層水中Na++K+，Ca2+，Mg2+，Cl-，SO42-及HCO3-等的相互關(guān)系，通過鑄體薄片及掃描電鏡觀察，分析地層水的成因及其成巖響應(yīng)。

3.1 膏鹽巖控制地層水的礦化度

東濮凹陷鹽巖沉積巖中硫化物的δ34S 均值普遍大于10‰，而δ34S＞5‰代表了封閉的咸水條件，說明東濮鹽湖為封閉的內(nèi)陸咸水沉積環(huán)境。微量元素Sr，Ba 豐度高，也往往代表了鹽度較高的原始沉積流體［13］。這種高古鹽度的流體環(huán)境及厚層鹽類沉積，控制了地層水礦化度。Cl-由與礦化度呈線性關(guān)系，而Na++K+由于陽離子交替吸附作用及成巖作用的消耗，質(zhì)量濃度低于Cl-（見圖3）。

圖2 文東沙三段地層水氘、氧同位素值的關(guān)系

3.2 Na++K+缺失的成因及成巖響應(yīng)

鹽巖的溶解控制了地層水礦化度，而交替吸附作用、 斜長石的鈉長石化及自生伊利石的發(fā)育，造成了Na++K+的部分缺失。陽離子交替吸附作用是指地下水與巖石接觸時，水中某些陽離子與巖石中的某些陽離子發(fā)生了交替置換，其強度主要取決于陽離子交替吸附能量、巖石粒度、水中陽離子質(zhì)量濃度及介質(zhì)的pH值等［9-10］。當吸附能量小的離子濃度很大時，也可以與吸附能量大但濃度低的陽離子發(fā)生交替作用。陽離子交換指數(shù)（IBE）用來表征交替吸附的強弱（見表2）。文東沙三段地層水IBE 值絕大多數(shù)超過海水及古沉積埋藏水，指示了明顯的陽離子交替吸附作用，是造成Na++K+缺失的主要原因之一（見圖4）。

圖3 文東沙三段Cl-，Na++K+質(zhì)量濃度與地層水礦化度的關(guān)系

此外，依據(jù)Davission［14］建立的Caexcess與Nadeficit圖版，可有效地反映鈉長石化過程中Na++K+的缺失和Ca2+的富集（見圖5）。深層碎屑巖儲層中，斜長石發(fā)生鈉長石化的現(xiàn)象十分常見。Kenneth 等［15］提出3 中鈉長石化的形式：斜長石顆粒裂縫中充填；斜長石碎屑邊緣鈉長石次生加大（見圖6a）；更長石和中長石的交代作用。Na+缺失小于2 000 meq/L 時，造成Na+缺失的主要原因為鹽巖析出，掃描電鏡下可見晶型完好的石鹽晶體（見圖6b）；Na+缺失大于2 000 meq/L 時，數(shù)據(jù)點呈線性，與盆地流體線（BLF）基本平行，表明鈉長石化作用造成了Na++K+的缺失和Ca2+的富集。

圖4 地層水礦化度與IBE 關(guān)系

掃描電鏡下絲縷狀、 彎片狀的自生伊利石黏土礦物常見（見圖6c），其主要形成于富K+，Na+的偏堿性境中，也可能是Na++K+缺失的原因之一。

3.3 富Ca2+貧Mg2+的成因及成巖響應(yīng)

文東沙三段地層水具有明顯的富鈣貧鎂的特征。除陽離子交替吸附作用及斜長石鈉長石化之外，膏鹽巖的溶解、 硬石膏膠結(jié)物的溶蝕及斜長石長石溶蝕作用均可提供大量的Ca2+；綠泥石化、方解石（鐵方解石）的白云石化（鐵白云石化）則造成Mg2+的缺失［10］。

圖5 地層水中Ca2+excess 與Na+deficit 的毫克當量關(guān)系

由Ca2+與Mg2+交會圖可以看出（見圖7a），低質(zhì)量濃度下Ca2+與Mg2+的毫克當量值呈正比，當Ca2+超過1 200 meq/L，數(shù)據(jù)點落入了白云石化的“軌跡線”，即白云石化中Mg2+以1∶1 的形式置換Ca2+，Ca2+增加，Mg2+逐漸減??；Ca2+與Ca2+/Mg2+交會圖中（見圖7b），低Ca2+毫克當量值時，Ca2+/Mg2+垂向增加不明顯，即Ca2+不變的情況下，Mg2+并未大量缺失。這也印證了研究區(qū)沙三段自生綠泥石發(fā)育較伊利石少，僅在局部呈葉片狀分布于顆粒之間（見圖6d）。Ca2+超過1 200 meq/L，Ca2+/Mg2+升高。Ca2+較高的3 200～3 600 m 深度，方解石膠結(jié)物被白云石、鐵白云石交代十分發(fā)育（見圖6e）。薄片鑒定結(jié)果顯示，3 200～3 600 m 方解石（鐵方解石）膠結(jié)物的體積分數(shù)逐漸減少，而白云石（鐵白云石）則逐漸增多（見圖8）。因此，筆者認為，在Ca2+質(zhì)量濃度較低時，Mg2+成巖消耗較少，加上泥巖層脫水釋放的堿性離子，使得Ca2+，Mg2+近似呈正比關(guān)系；Ca2+質(zhì)量濃度較高時，白云石化作用造成了地層水富鈣貧鎂的特征。

圖6 文東沙三段儲層成巖作用特征

圖7 文東沙三段地層水鈣、鎂離子關(guān)系

3.4 SO42-與HCO3-的成因及成巖響應(yīng)

前文指出SO42-離子的質(zhì)量濃度在3 200～3 600 m達到最大值，且多為沙三中亞段的數(shù)據(jù)點，該現(xiàn)象主要與膏鹽巖層的發(fā)育有關(guān)，且儲層中常發(fā)育有硬石膏膠結(jié)。東濮凹陷北部地區(qū)沙三段廣泛分布3 套膏鹽巖，累計厚度數(shù)百米。隨著埋深的加大，膏鹽巖層的溶解使得地層水中富含SO42-。當CaSO4達到過飽和時，硬石膏以膠結(jié)物的形式充填于儲層孔隙中（見圖6f）。統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，地層水硫酸鈣飽和系數(shù)超過140 時，對應(yīng)的儲集層中硬石膏膠結(jié)物均有發(fā)育。發(fā)生硬石膏沉淀時，硫酸鈣飽和系數(shù)的臨界值高于70，可能與高的NaCl，MgCl2礦化度有關(guān)。

HCO3-的質(zhì)量濃度在3 200～3 600 m 及3 800～4 000 m 表現(xiàn)出2 段峰值。3 200～3 600 m 主要處于中成巖A 期［16］，有機質(zhì)成熟，生成大量的有機酸及CO2，CO2的溶解及碳酸鹽膠結(jié)物和鈣質(zhì)巖屑的溶解（見圖6g），造成地層水中HCO3-質(zhì)量濃度增加［17］；3800～4000 m，HCO3-質(zhì)量濃度的增加，可能與硫酸鹽熱還原反應(yīng)（TSR）有關(guān)。TSR 的反應(yīng)溫度主要為80～150 ℃［18］，且隨地層水礦化度的增加，TSR 速率顯著加快，這也是低溫TSR 的合理解釋［19］。朱光有等［20］研究認為，TSR 需要3 個基本條件，即充足的烴類、儲層經(jīng)歷較高的溫度及儲層中發(fā)育薄層膏質(zhì)巖類。文東沙三段地層溫度主要為100～150 ℃，完全具備TSR 條件。流體中富含F(xiàn)e2+的情況下，常可形成晚期黃鐵礦膠結(jié)物（見圖6h）。

圖8 文東沙三段碳酸鹽膠結(jié)物體積分數(shù)隨深度變化

4 結(jié)論

1）文東地區(qū)沙三段地層水型以CaCl2為主，礦化度呈現(xiàn)異常高值，陰離子的質(zhì)量濃度Cl-最高，SO42-次之，HCO3-最小，陽離子的質(zhì)量濃度Na++K+最高，Ca2+次之，Mg2+最小。地層水參數(shù)中，鈉氯系數(shù)均值0.77～0.86，脫硫系數(shù)為現(xiàn)今海水的1/5～1/3，變質(zhì)系數(shù)為現(xiàn)今海水的5～7 倍，表明文東沙三段地層具有較好的封閉性。陽離子交換指數(shù)多大于0.129，表明陽離子交替吸附作用廣泛的存在。碳酸鈣飽和系數(shù)、硫酸鈣飽和系數(shù)分別遠大于7 和70，地層水被CaCO3和CaSO4所飽和。

2）陽離子交替吸附作用、斜長石的鈉長石化及自生伊利石的發(fā)育，造成了Na++K+的缺失；陽離子交替吸附作用、斜長石鈉長石化、膏鹽巖的溶解、硬石膏膠結(jié)物的溶蝕及斜長石長石溶蝕等作用提供了Ca2+離子，而白云石化及綠泥石化造成了Mg2+的缺失，形成富Ca2+貧Mg2+的現(xiàn)象；高的SO42-質(zhì)量濃度與膏巖層溶解有關(guān)。CaSO4過飽的儲層，硬石膏膠結(jié)普遍發(fā)育；HCO3-的2 段高值，則主要與有機質(zhì)的成熟及硫酸鹽熱還原反應(yīng)有關(guān)。

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