王應(yīng)斌 郭明強(qiáng) 吳建光

(中聯(lián)煤層氣有限責(zé)任公司，北京 100016)

1 礦區(qū)概況及資料背景

研究區(qū)位于鄂爾多斯盆地東緣，構(gòu)造上屬于晉西撓折帶，地層自西向東呈單斜。致密砂巖氣勘探目的層主要發(fā)育于上古生界石炭-二疊系，期間沉積環(huán)境經(jīng)歷了由海陸交互相向陸相的轉(zhuǎn)變，下部穩(wěn)定分布的本溪組～山西組含煤地層是該區(qū)主要烴源巖，經(jīng)過(guò)多期沉降-抬升影響，Ro一般大于1.1%，地區(qū)東南部晚侏羅-早白堊世紫金山火成巖侵入導(dǎo)致熱成熟度可達(dá)2%以上，太原組、石盒子組發(fā)育該區(qū)主要致密砂巖氣儲(chǔ)層，研究區(qū)相對(duì)盆地內(nèi)部斷裂更為發(fā)育，垂向輸導(dǎo)能力強(qiáng)，實(shí)際勘探發(fā)現(xiàn)，垂向上特別是遠(yuǎn)源儲(chǔ)層也廣泛成藏，顯示出良好開(kāi)發(fā)潛力。

圖2 LX地層水礦化度與離子間關(guān)系圖

研究區(qū)水樣化學(xué)分析大多為測(cè)試后期取樣進(jìn)行實(shí)驗(yàn)分析獲得，而測(cè)試過(guò)程中反復(fù)的洗井、壓井、壓裂等作業(yè)會(huì)將相當(dāng)數(shù)量的外源水帶入井筒甚至地層，對(duì)水樣分析實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)產(chǎn)生干擾，通過(guò)統(tǒng)計(jì)分析可以看到一般壓前礦化度小于壓后礦化度，壓后早取樣礦化度小于晚取樣礦化度。統(tǒng)計(jì)篩選后礦化度小于10000mg/L的低礦化度樣品，水型以NaHCO3水型為主水樣，均受井筒內(nèi)液體影響。從壓后壓裂液返排率與氯根濃度散點(diǎn)圖可以看出(圖1)，返排率越高，返排液礦化度越高，越接近地層水真實(shí)化學(xué)狀態(tài)。

圖1 LX地區(qū)壓裂試氣返排率與測(cè)試氯根濃度關(guān)系圖

剔除將明顯受測(cè)試過(guò)程中外界水影響的樣品，最終LX地區(qū)采用21口探井和18口生產(chǎn)井共計(jì)125樣次、SF地區(qū)采用7口探井共計(jì)15樣次有效數(shù)據(jù)，另外，巖心萃取水化學(xué)分析數(shù)據(jù)共62樣次，其中，LX地區(qū)4口探井、SF地區(qū)2口探井。

2 地層水化學(xué)特征

2.1 礦化度特征

研究區(qū)地層水化學(xué)類型為CaCl2型，LX-SF地區(qū)地層水礦化度介于10000～200000mg/L之間，大部分介于20000～50000mg/L之間，大約占總樣本的75%。鄂爾多斯盆地內(nèi)蘇里格氣田地層水均為CaCl2型，總礦化度為29120～68300mg/L；子洲氣田地層滯留水礦化度介于10000～90000mg/L，且存在氣水分異時(shí)，邊(底)水礦化度更高；研究區(qū)礦化度略低于盆地內(nèi)水平。整體上隨地層“變新”，埋深變淺，地層水礦化度呈下降趨勢(shì)。

圖3 不同地層(段)鈉氯系數(shù)對(duì)比

2.2 離子特征

圖4 不同地層(段)脫硫系數(shù)變化

圖5 不同地層(段)變質(zhì)系數(shù)變化

圖6 不同水樣δDMow與δ18OMow關(guān)系圖

2.3 特征系數(shù)

一般利用鈉氯系數(shù)(Na+/Cl-)、脫硫系數(shù)(γ(SO42-)×100/γ(Cl-))、變質(zhì)系數(shù)((Cl--Na+)/Mg2+)等表征油氣藏的保存條件。研究區(qū)地層水鈉氯系數(shù)基本都低于0.5(圖3)，與蘇里格氣田類似，未見(jiàn)明顯的油氣藏破壞特征。脫硫系數(shù)一般越小顯示地層封閉性越好，總體下部地層封閉性好于上部地層(圖4)，脫硫系數(shù)高于蘇里格西區(qū)。變質(zhì)系數(shù)一般越大顯示地層封閉性越好，總體上也是隨埋深增大，變質(zhì)系數(shù)呈增高趨勢(shì)(圖5)，變質(zhì)系數(shù)值與蘇里格西區(qū)相當(dāng)，表明封閉較好。

2.4 同位素特征

大氣水的同位素組成變化幅度大，δD值從+50‰到-500‰，δ18O從+10‰到-55‰，水在蒸發(fā)、凝聚過(guò)程中的同位素分餾，會(huì)導(dǎo)致大氣水重同位素的虧損，總體表現(xiàn)大氣水比海水貧D和18O。一般地層越老，同位素越重。研究表明(圖6)，LX地區(qū)采集的生產(chǎn)井水樣氫氧同位素呈現(xiàn)地表水(鉆井液和壓裂液)與地下水混合的狀態(tài)，無(wú)大氣降水混入(表1)。前人通過(guò)鍶同位素也認(rèn)為蘇里格氣田盒8、山1與淺部白堊系地層水不同源，垂向無(wú)交換。

表1 測(cè)試樣品氫氧同位素特征

圖7 LX/SF地區(qū)與保德/三交北地區(qū)隨地層水礦化度圖

3 影響因素分析

(1)氧化還原環(huán)境及微生物作用

圖8 砂巖儲(chǔ)層鏡下薄片長(zhǎng)石溶蝕孔

圖9 LX-SF地區(qū)砂巖填隙物組分相對(duì)含量圖

(2)水巖相互作用

溶蝕作用是水巖作用的重要方面，研究區(qū)地層自下往上均有溶蝕孔發(fā)育，溶蝕孔發(fā)育于長(zhǎng)石顆粒、方解石顆粒及火山巖碎屑顆粒，以長(zhǎng)石顆粒溶蝕最為強(qiáng)烈。長(zhǎng)石顆?？裳亟饫砜p形成溶蝕粒間孔、溶蝕粒內(nèi)孔等溶蝕孔隙(圖8)。溶蝕作用主要影響地層水中Na+、K+、Ca+、Mg2+等離子濃度的變化。

陽(yáng)離子交替吸附作用主要受粘土礦物影響，粘土一般帶有負(fù)電荷，容易吸附周圍介質(zhì)中的陽(yáng)離子。LX-SF地區(qū)上古生界儲(chǔ)層填隙物均以泥質(zhì)為主(圖9)，普遍都在50%以上，儲(chǔ)層內(nèi)孔隙越小滲流能力越弱，地層水逐漸由自由水變?yōu)槊芩?、束縛水，加之粘土礦物對(duì)離子的吸附作用，可能是造成隨孔隙度減小，地層水礦化度升高趨勢(shì)的原因(圖10)。

圖10 地層水礦化度(巖心萃取水)隨孔隙度變化

(3)地層水分餾、混合作用

前人研究發(fā)現(xiàn)，蘇里格氣田山1、盒8致密砂巖氣藏地層水中常規(guī)離子組分中陽(yáng)離子含量大小順序?yàn)镃a2+>Na++K+>Mg2+，研究區(qū)致密砂巖地層水中Na++K+>Ca2+(約2倍)，與盆地內(nèi)有較明顯的差異。由于盆地內(nèi)下古生界馬家溝組成藏，且普遍認(rèn)為馬家溝組碳酸鹽儲(chǔ)層內(nèi)氣源為混源特征(戴金星，2005)，說(shuō)明上部致密砂巖儲(chǔ)層與馬家溝碳酸鹽巖儲(chǔ)層可能存在大規(guī)模流體交換，在烴類氣體交換過(guò)程中可“裹挾”蒸汽狀態(tài)的地層水進(jìn)行交換，造成地層水中富Ca2+離子，研究區(qū)馬家溝組可能成藏潛力小，與上部致密砂巖儲(chǔ)層流體交換少。四川須家河煤系致密砂巖氣藏也表現(xiàn)Na++K+>Ca2+特征(據(jù)宮亞軍，2010)。