东海盆地西湖凹陷天台反转带花港组地层水地球化学特征及其成因

徐波

中海油能源发展股份有限公司工程技术分公司上海实验中心，上海 200941

在沉积体系中，地层水总是与烃源岩和油气相伴生，因此地层水是油气生成、运移以及聚集的动力源及载体，并直接参与地质演化过程，影响和制约着油气成藏和保存[1-7]。通过对地层水地球化学特征的深入研究，可以掌握油气藏形成和保存的条件，为油气的勘探提供有力的技术支持。目前，国内外学者利用地层水地球化学特征指示油气藏形成和保存条件的成果较多，其中窦伟坦等[5,8]通过对鄂尔多斯盆地的地层水地球化学特征开展详细分析，对研究区地层水的成因及油气藏聚集关系进行了较为深入的研究。徐国盛[3]、林耀庭[9]、李建森[10]等在水化学特征系数的基础上，进一步结合氢、氧同位素以及岩石镜下鉴定的特征，深入探讨了四川盆地和柴达木盆地的油气生成、运移以及聚集的条件。这些前人的研究成果为本次研究提供了丰富的参考和对比依据。

西湖凹陷是东海盆地主要的勘探区域，也是我国海上非常重要的含油气盆地之一。截至目前，针对西湖凹陷地层水的研究成果非常之少，其中汪蕴璞[11-12]从水文地质学的方面，对西湖凹陷地层水的含水系统和水文地质期进行了研究和划分，初步探讨了地层水的形成演化和油气运移成藏特征和模式，但没有针对地层水的地球化学特征和油气保存条件开展相关研究。杨丽杰[13]利用地层水矿化度、水型、离子组成及特征系数对西湖凹陷中部地区地层水的地球化学特征以及其与天然气藏分布关系进行了初步探讨。由于地层水的来源及成因机制非常复杂，仅通过对特征离子的含量以及离子之间的关系开展研究，难以充分解释其成因与来源。本文在地层水离子组成数据的基础上，首次系统结合氢氧同位素、岩石薄片鉴定以及扫描电镜分析结果，进一步探讨西湖凹陷天台反转带花港组地层水的来源及油气藏的保存条件，为西湖凹陷天台构造带的油气勘探提供更充足的依据。

1 区域地质背景

西湖凹陷位于东海陆架盆地的东北部，是东海盆地最有油气勘探潜力的凹陷之一。西湖凹陷整体呈NNE向展布，面积约为5.9×104km2，是前古近系基底上发育起来的断陷盆地。西湖凹陷构造特征较为复杂，总体上表现为“东西分带、南北分块”的特点，自西向东依次可划分为西湖斜坡带、西次凹、中央反转带、东次凹及东部断阶带等次级构造单元，再根据凹陷的横向调节断裂的变化以及构造样式和走向，又可划分为若干个二级构造单元，包括杭州斜坡带、平湖斜坡带、天台斜坡带、嘉兴构造带、宁波反转带和天台反转带等二级构造单元（图1）[13-17]。本次研究区域为西湖凹陷中央反转构造带的天台反转带，其中T和C油气田均位于该构造带。

图1 研究区概况图Fig.1 The tectonic map of the study area

研究区地层自下而上由古新统、下始新统、中—上始新统平湖组、渐新统花港组、中新统龙井组、玉泉组和柳浪组、上新统三潭组及第四系东海群组成（图2），其中平湖组、花港组为含气层段。平湖组的岩性以砂岩、泥岩互层为主，夹数层薄的沥青质煤层，且平面上岩性、厚度分布不均一，其沉积环境主要为半封闭海湾沉积环境；花港组的岩性主要由砂岩、泥岩组成，平面上岩性、厚度变化显著，其沉积环境主要为河流-湖泊沉积环境为主[13]。

图2 研究区地层柱状特征Fig.2 Stratigraphic column of the study area

2 样品采集及实验条件

本次采集到天台反转带花港组20口井地层水样品，其中T油气田16口井，C油气田4口井。地层水中常规阴阳离子测试由中海油实验中心上海实验中心完成，阳离子测试使用赛默飞世尔生产的ICP-OES（型号为iCAP7400）进行测试，分析精度为0.001 mg/L；阴离子分析使用瑞士万通生产的离子色谱仪（型号为930T）进行测试，分析精度为0.01 mg/L；HCO3−和CO32−采用电位滴定法进行测试，使用梅特勒生产的T90电位滴定仪，分析精度为0.1 mg/L；阴阳离子分析每5个样品设置平行样，各离子重复性均小于3%，满足参考标准的质控要求。地层水中氢氧同位素分析由中国地质大学（武汉）完成，使用MAT-253型同位素质谱仪，以V-SMOW为标准物质。δD参考DZ/T 0184.19-1997，采用水中氢同位素锌还原法进行测定；δ18O参考DZ/T 0184.21-1997，采用天然水中氧同位素二氧化碳-水平衡法进行测定，分析精度均为0.1‰。

3 地层水地球化学特征及油气保存条件

3.1 矿化度

一般而言，当地层水中的各离子组成浓度变化不大时，其地层水的矿化度越高，地层的封闭保存条件越好[18-22]。由表1数据可得，天台反转带花港组的矿化度（TDS）为9476.4～30649.3 mg/L，平均值为22944.9 mg/L。研究区花港组地层水的矿化度均低于海水的矿化度（35000mg/L），但整体矿化度相对比较高，指示天台反转带地层整体保存条件较好。

3.2 水型

通过离子组成关系进行水型划分，水型是研究地层封闭性，指示地层油气运聚以及保存条件的重要参数[20-23]。参照苏林分类模型[24-25]：Na2SO4型多表现为裸露的地质构造中的地层水；CaCl2型表现为与地表大气降水隔绝较好的封闭构造中的地层水；过渡性构造带的地层水则多为MgCl2型和NaHCO3型。由表1可以看出，天台反转带花港组地层水以CaCl2型为主（占75%），少量样品表现为NaHCO3型。对比不同水型地层水的矿化度，发现CaCl2型地层水矿化度普遍高于NaHCO3型（图3）。此外，参照博雅尔斯基[26]的分类规则，将CaCl2水型进一步划分为5类（表2），研究区花港组地层水CaCl2水型集中表现为Ⅳ型和Ⅴ型，说明天台反转带花港组地层整体封闭性好，处于相对封闭的环境，是理想的烃类聚集地，有利天然气的聚集和保存。

表1 研究区地层水地化参数Table 1 Geochemical parameters of formation water in study area

3.3 离子组成

天台反转带花港组地层水中各离子浓度总体表现为Cl−浓度最高，Na+浓度次之，浓度含量相对较高，主要离子浓度组合为Cl−＞Na+＞＞Ca2+＞K+＞Mg2+＞。其中阳离子组成中，以Na+、Ca2+、K+的含量占绝对优势，Mg2+含量很低；阴离子组成中，以Cl−为主，次之，和含量很低。此外，天台反转带花港组地层水中Na+和Cl−浓度与矿化度（TDS）之间呈现良好的线性关系（图4），指示地层水矿化度变化与蒸发浓缩或盐类矿物溶解有密切的关系[19-24]。

3.4 地球化学特征系数及油气保存条件

地层水各种地球化学参数的组合特征能够有效指示油气聚集与保存的相关特性[18-33]。与地层水关系密切的地球化学特征系数主要包括：钠氯系数、脱硫系数、钙镁系数、阳离子交换系数等。

钠氯系数[r（Na+）/r（Cl−）]是反映地层封闭性好坏和地层水变质程度的重要参数。研究表明，现代海水的钠氯系数大约为0.85，钠氯系数越小，地层水所处环境的还原性越强，越有利于油气的保存[18-25]。天台反转带花港组地层水的钠氯系数为0.43～0.87，平均值为0.57，仅有一个样品的钠氯系数大于0.85，指示花港组处于还原性较强的水体环境，有利于油气的保存。

图3 研究区地层水钠氯系数与矿化度关系图Fig.3 Relationship between r（Na+）/r（Cl−） and TDS of formation water in study area

表2 博雅尔斯基[26]对氯化钙型水的分类Table 2 Classification of calcium chloride type water by Burson Marsteller Chhabra

图4 研究区地层水r(Cl−)-TDS和r(Na+)-TDS关系图Fig.4 r（Cl−）-TDS and r（Na+）-TDS diagrams of formation water in study area

钙镁系数[r（Ca2+）/r（Mg2+）]是指示油田水的变质程度的重要指标，钙镁系数越高，说明地层封闭性越好，油田水变质程度越高，深层水的钙镁系数一般大于3[27-30]。天台反转带花港组地层水的钙镁系数为4.87～591.87，平均值为54.82；地层水样品的钙镁系数值均大于3.0，指示天台反转带地层的总体封闭性很好，变质程度较高。

阳离子交换系数（IBE）（[Cl−-（Na++ K+）]/Cl−）用于反映地层水的来源以及水中的阳离子与岩石表面阳离子相互交换程度[30-33]。研究发现，当IBE＞0.129时，地层水主要为来自原始沉积的地层水，处于交替停滞带，当IBE＜0.129时，认为地层水中有地表及其他渗入水的影响，处于交替活跃带。天台反转带花港组地层水的IBE值为0.08～0.55，平均值为0.40，仅有一个样品的IBE值小于0.129，指示研究区地层水阳离子交换程度较小，整体处于交替停滞带，是油气保存的有利场所。

鄂尔多斯盆地和四川盆地是目前国内油气勘探的重要盆地。前人研究发现，鄂尔多斯盆地的石盒子组水化学特征参数表现为钠氯系数较小（0.01～0.61）、脱硫系数较大（0.34～12.53）、钙镁系数高（1.64～100.1）的特征，地层水具有油气伴生水特点，属于天然气充注时留下的残余地层水，形成于封闭、还原的水文地球化学环境[5,34]。四川盆地须家河组垂向上差异较大[21,32-33]，其中须二段、须四段具有钠氯系数和脱硫系数较小、钙镁系数较高的特征，指示其封闭条件较好，有利于油气的保存；而须五段钠氯系数、脱硫系数以及阳离子交换系数均较大，指示地层水较活跃，保存条件差。通过对比研究认为西湖凹陷天台反转带花港组地层整体封闭良好，水体还原性较强，有利于油气的聚集和保存。

4 地层水的成因及来源分析

地层水的化学特征能够传递其地质演化过程的相关信息，如：成因及来源、蒸发浓缩作用以及水-岩反应强度等。本文通过剖析离子浓度之间的关系，进一步探讨研究区地层水的演化过程。西湖凹陷天台反转带花港组主要为河流-湖泊的沉积环境，以三角洲相和滨浅湖相为主，本文采用海-河水混合线和海水蒸发线的结合线（下文简称结合线）来分析和探讨地层水的演化过程。

4.1 分析方法

前人研究表明，通过对比地层水中Br−与不同离子之间以及与海水蒸发线的关系，判断不同离子的富集与亏损状态，为探讨研究区地层水的演化、矿物溶解以及油气运移及聚集提供证据[34-35]。本次主要研究的地层是渐新统的花港组，其下覆地层为平湖组，发育数层薄的沥青质煤层，一般情况下，煤岩中Br−含量较高，会持续释放，造成研究区地层水中Br−的富集，从而影响结果的评价。因此，笔者认为不能利用该方法来探讨地层水的成因及演化特征。

因为Cl−化学性质稳定，同时也不发生与其他矿物 的 成 岩 反 应；当r(Cl−) ＜100 g/L时，lgr(Cl−)与lgr(Br−)呈斜率为1的线性关系[36]，并且在该浓度范围内也不产生相应的沉淀，所以可以选取化学性质相对稳定的Cl−来探讨地层水的成因及演化特征。本次研究发现天台反转带花港组地层水中Cl−浓度均小于20 g/L，Cl−浓度与总矿化度（TDS）具有良好的正相关性；并且东海盆地西湖凹陷新、古近系并未发现盐层，由此推断地层水演化过程中Cl−没有发生沉淀，地层水的蒸发浓缩作用是影响Cl−浓度变化主要因素。因此，通过对比地层水中Cl−与不同离子浓度以及海水蒸发线的差异，判断地层水中不同离子的富集与亏损，能有效地指示地层水的演化过程。

4.2 离子间关系特征

分析天台反转带花港组地层水中lgr(Cl−)-lgr(Ca2+)、lgr(Cl−)-lgr(Mg2+)、lgr(Cl−)-lgr(Na+)关 系（图5），发现Cl−与不同离子之间表现以下特征：

（1）lgr(Cl−)-lgr(Ca2+)关系图（图5a），样品点位于结合线的右侧，指示Ca2+呈现富集状态；

（2）lgr(Cl−)-lgr(Mg2+)关系图（图5b），样品点位于结合线的左侧，指示Mg2+呈现亏损状态；

（3）lgr(Cl−)-lgr(Na+)关系图（图5c），大部分样品点位于结合线上方，部分数据贴合结合线，指示Na+呈略亏损状态；

（4）研究区地层水Cl−与Ca2+、Mg2+、Na+在对数坐标上均表现良好的线性关系，并且与结合线基本平行。

4.3 Ca2+富集及Na+亏损成因

地层水中Na+浓度变化与盐岩溶解作用以及钠长石化密切相关；Ca2+浓度变化主要受到方解石、石膏等溶解和沉淀影响。Dvission[39]研究表明：可以用Na+、Ca2+相对海水亏损或富集情况探讨Ca2+、Na+在地层水中的相互关系。天台反转带花港组地层水表现出Ca2+富集和Na+轻微亏损，表明研究区发生了Dvission[39]提出的2个Na+交换1个Ca2+的钠长石化。结合研究区花港组砂岩岩石薄片和扫描电镜鉴定结果分析（图6），花港组的砂岩中长石含量很高，主要以斜长石为主，钾长石含量较低，指示花港组Na+相对海水轻微亏损主要受钠长石化作用影响。Ca2+浓度的变化主要受到水-岩反应的控制和影响，其富集的程度和含钙矿物的溶蚀紧密相关。前文已提及花港组地层水中Ca2+的富集可能与钠长石化有关，Na+产生亏损同时造成Ca2+相对富集。此外，研究区花港组和下伏平湖组均发育有厚层碳质泥岩，在砂岩储层填隙物中可以观察到大量的方解石及白云石充填（图6 b-d），碳酸盐胶结物含量相对较高，其在沉淀过程中必然需要消耗一定量Ca2+。Ca2+富集仅依靠钙长石溶解是远远不够的[33]，必然还有其他来源。笔者认为研究区花港组在天然气充注过程中，有机质成熟过程会伴生有机酸的产生，其会对长石和含钙矿物的溶蚀程度增强，促进地层水中Ca2+的富集。

图5 地层水Cl−与各种离子浓度关系图海水蒸发线据文献[36]，海水数据据文献[37]，河水数据据文献[38]。a.lg(Cl−)-lg(Ca2+),b.lg(Cl−)-lg(Mg2+),c.lg(Cl−)-lg(Na+)。Fig.5 The relations of Cl− with Ca2+ ,Mg2+ and Na+ in formation waterSeawater evaporation line according to literature [36],seawater data from literature [37],river water data from literature [38].

图6 研究区花港组砂岩铸体薄片及扫描电镜照片a.3554.0m，岩石中发育丰富斜长石；b-c.3884.2 m，铁白云石充填粒间孔隙，并胶结交代碎屑颗粒；d.4065.0m，铁方解石充填孔隙，使粒间孔缩小甚至消失，并见铁方解石完全交代碎屑颗粒；e.3970.0m，自生高岭石充填粒间孔，使粒间孔微孔化，可见长石粒内溶孔；f.3943.3 m，见块状钠长石表面剧烈溶蚀，并见针叶状绿泥石分布在钠长石颗粒表面产出；g.3860.0m，钠长石沿解理溶蚀，粒内孔隙发育；h.3860.0m，针叶状绿泥石充填钠长石粒内孔隙。Fig.6 Casting slice and SEM images of Huagang Formation sandstonea.3554.0m,plagioclases are abundant in rocks; b-c.3884.2 m,ankerite fills intergranular pores,and replaced particles are cemented; d.4065.0m,ferrocalcite fills pores and makes the intergranular pores shrink or even disappear,ferrocalcite completely replaced detrital particles; e.3970.0m,authigenic kaolinite fills intergranular pores to make intergranular pores smaller by microporosization,feldspar interagranular dissolution pores are observed; f.3943.3 m,the surface of lump albite was severely dissolved,and the coniferous chlorite was distributed on the surface of albite particles; g.3860.0m,albite dissolves along cleavage,intragranular pores are developed; h.3860.0m,the coniferous chlorite fills the intergranular pores of albite.

4.4 Mg2+亏损成因

水-岩反应的强弱程度直接控制地层水中阳离子的含量。研究区花港组砂岩填隙物中，高岭石、绿泥石等黏土矿物含量相对较高（图6e-f），岩石铸体薄片能观察到白云石胶结物（图6b-c），以上矿物均相对富含镁。由此认为花港组地层水中Mg2+亏损可能与高岭石和绿泥石紧密相关，白云岩化也是造成Mg2+亏损的重要原因。

4.5 地层水氢、氧同位素特征

研究表明，雨水的氢、氧同位素变化规律遵循全球大气降水方程，可以利用δD、δ18O值落点位置，判断地层水的来源[9-10,40-42]。地层水受大气降水影响程度越大，氢、氧同位素值离大气降水线越近。岩石的δ18O值比水大，由于水-岩反应会使地层水的δ18O值增大，因此，δ18O值可以指示水-岩反应 的 强 弱[9-10,40-42]。

目前，地层水按其形成环境以及成因可分为4类[9]，分别为：大气成因溶滤水、海相或陆相成因沉积水、变质成因再生水以及岩浆成因初生水。

西湖凹陷天台反转带花港组地层水的氢、氧同位 素 值（δD、δ18O）分 别 为−42.3‰～−27.8‰和−5.0‰～−1.7‰。其中，T油气田氢、氧同位素值分别为−32.8‰～−27.8‰和−5.0‰～−1.7‰，平均值为−30.4‰和−3.3‰；C油气田氢、氧同位素值分别为−42.6‰～−38.0‰和−5.1‰～−4.2‰，平均值为−40.8‰和−4.5‰。由δD-δ18O关系图（图7）可以看出，数据点均落于全球大气降水线（δD= 8δ18O+10）右侧，偏离标准海水值，但离大气降水线相对较近，指示地层水为陆相成因沉积水，局部受到轻微变质作用的影响，存在一定程度的水-岩反应。综合认为，天台反转带花港组地层整体受大气降水影响较弱，地层封闭条件相对较好，有利于油气保存。相较于C油气田，T油气田的地层封闭性更好，水-岩反应更强烈，更有利于油气的保存。

图7 研究区地层水δD与δ18O关系图[10]Fig.7 Relationship between δD and δ18O of the formation water in study area[10]

5 结论

（1）西湖凹陷天台反转带花港组主要发育CaCl2的Ⅳ型和Ⅴ型地层水，离子浓度表现为Cl−＞Na+＞HCO3−＞Ca2+＞K+＞Mg2+＞CO32−。地层水钠氯系数为0.43～0.87（均值为0.57），远低于海水的0.85；脱硫系数较小，为0.04～0.56（均值为0.18）；钙镁系数为4.87～591.87（均值为54.82），高于深层水的3.0；阳离子交换系数（IBE）为0.08～0.55（均值为0.40），均指示研究区花港组地层封闭性较好，处于交替停滞带，有利于油气的聚集与保存。

（2）花港组地层水来源于陆相沉积水，受沉积环境、水-岩反应、蒸发浓缩作用以及流体混合作用共同控制，表现出富Ca2+，贫Mg2+，略微贫Na+的特点。

（3）Na+轻微亏损主要受钠长石化作用影响；Ca2+富集除了钠长石化作用外，有机质成熟过程中伴生的有机酸，对长石和含钙矿物的溶蚀作用，也促进地层水中Ca2+的富集；Mg2+亏损可能与高岭石、绿泥石以及白云岩化紧密相关。