致密砂岩气藏地层水地球化学特征——以天环坳陷北段上古生界为例

高 阳，陈姗姗，高 阳，吴德海，贾 鹏，黄福喜，范晶晶，刘 策

(1.中国石油勘探开发研究院，北京 100083；2.自然资源部油气资源战略研究中心，北京 100034；3.大庆油田 昆仑集团有限公司，黑龙江 大庆 163000)

引 言

致密砂岩气藏的气水关系一直是研究的热点和难点问题。地球化学特征是地层水的重要信息，与油气藏的形成和分布关系密切[1-2]，因此，开展地层水地球化学性质研究，分析地层水地球化学成因，对于发现油气田、分析油气运移、聚集和油气藏形成具有重要意义[3-5]。鄂尔多斯盆地上古生界是我国最大的致密砂岩气区，宏观上盆地中部以高含气为主要特征，而盆地边缘含水量普遍较高[6-8]。位于盆地中部的苏里格气田已经探明或基本探明，储量达4.64×1012m3，外围等气水复杂区也已经成为重要的勘探开发对象，因此，需要深入探索其地层水的地球化学性质。地层水演化受控于盐类溶解、硅酸盐-碳酸盐多相矿物组合、成岩矿物转换等因素[9-11]，普遍认为地层水中离子的来源为岩盐溶解、海水蒸发和水岩相互作用改造等[12-13]。学者们针对苏里格西部气水复杂区的地层水进行了大量研究，认为是经过强烈水岩作用和浓缩作用的陆相沉积成因水[14]，砂体厚度越大地层水矿化度越高[15]，并针对气水宏观和微观分布规律提出各自的认识[16-19]。本文研究区位于鄂尔多斯盆地西北部天环坳陷北段(图1)，以上古生界山1—盒8段为主要目的层，气藏试气井产水比例达58%，复杂的气水关系严重制约勘探开发进程，近年来围绕地层水分布规律[20]、气水宏观和微观分布特征[21]、气水分布控制因素[22]等研究取得了丰富的成果，但未见针对该区地层水地球化学性质的系统研究。笔者通过铸体薄片、扫描电镜等对地层水赋存介质特征进行研究，通过常规离子浓度测试结果分析地层水的地球化学性质，论述储层岩石学特征、成岩作用与地层水地球化学性质之间的联系，讨论地层水地球化学特征、成因及其地质意义，从地层水的角度为寻找天然气富集区提供线索。

图1 研究区位置

1 地层水赋存介质特征

1.1 储层岩石学特征

对研究区105口井共计1 091张岩石薄片进行鉴定，结果表明，岩石类型主要以岩屑质石英砂岩为主，占全体样品数的62%，石英砂岩和岩屑砂岩分别占18%和20%(图2)。不同岩石的岩屑和胶结物类型基本一致，但体积分数差异较大，石英砂岩体积分数为9.2%，主要为石英岩岩屑，体积分数为4.0%，其次为火山岩、变质砂岩及板千片岩岩屑，体积分数均在1.0%左右(图3)。胶结物体积分数为12.7%，硅质加大含量最高，体积分数为4.3%，其次为高岭石、水云母和铁方解石，体积分数分别为2.5%、2.2%和1.9%，铁白云石体积分数为1.0%，此外，还含有一定比例的绿泥石、菱铁矿和凝灰质，含量均较低(图4)。岩屑石英砂岩体积分数为17.3%，主要为石英岩岩屑，体积分数为5.2%，其次为火山岩和板千片岩岩屑，体积分数分别为2.7%和2.5%，变质砂岩、粉砂岩、燧石、灰岩等体积分数在1.0%～2.0%(图3)，胶结物体积分数为14.1%，以硅质加大、水云母和高岭石为主，体积分数分别为3.7%、3.7%和3.4%，铁方解石含量也较高，体积分数为1.5%，绿泥石、铁白云石体积分数分别为0.7%和0.5%，菱铁矿及凝灰质含量较低(图4)。岩屑砂岩体积分数为37.3%，主要为板千片岩和火山岩岩屑，体积分数分别为11.5%和8.1%，石英岩、变质砂岩、粉砂岩、燧石、灰岩及云母等岩屑含量也较高，体积分数均大于2.0%(图3)，胶结物体积分数为16.2%，以水云母为主，体积分数为7.0%，高岭石、硅质加大及铁方解石含量也较高，体积分数分别为2.8%、2.2%和2.0%，菱铁矿、绿泥石、铁白云石体积分数分别为1.0%、0.6%和0.4%(图4)。

图2 岩石类型三角图

图3 不同岩石类型岩屑构成

图4 不同岩石类型胶结物构成

1.2 成岩作用特征

研究区目的层埋深均超过3 500 m，储层在持续沉降过程中普遍经历较强的压实作用，岩石薄片观察见碎屑颗粒由未接触、点接触向线接触、凹凸接触转化(图5(a))，岩屑体积分数高的岩石遭受的压实作用更强，塑性岩屑颗粒(如云母、火山岩岩屑、浅变质岩岩屑等)形成定向排列(图5(b))，发生变形破碎，常形成假杂基(图5(c))。胶结作用主要以硅质胶结、碳酸盐胶结和黏土矿物胶结为主。硅质胶结物主要为石英次生加大，大多是边缘生长型，包裹着内部的石英颗粒，部分颗粒与加大边之间界限清晰，常见黏土薄膜或层状杂质环状线，石英次生加大与原石英颗粒消光性一致(图5(d))，镜下可见因石英次生加大而发生的颗粒“愈合”现象(图5(e))；碳酸盐胶结物类型多样，并且十分常见，主要为铁方解石，也有少量铁白云石、菱铁矿等，大多数方解石胶结物以孔隙充填式分布于粒间孔之中(图5(f))，少量样品中存在连晶胶结(图5(g))；铸体薄片下可见方解石交代颗粒的现象，方解石矿物具有原始颗粒外形，此现象主要出现在方解石胶结物含量极高的样品中，与大面积方解石镶嵌连晶式胶结有一定的联系(图5(h))；菱铁矿胶结物多为团块状或链状分布，多发育在火山碎屑或火山岩岩屑含量较高的砂岩中，常与黑云母伴生(图5(i))。黏土矿物主要为高岭石、伊利石、绿泥石。高岭石多呈假六边形单晶、手风琴状或蠕虫状集合体，晶间孔发育(图5(j))，岩屑含量低的石英砂岩中常见石英次生加大边与自生高岭石交代共生，且时间在粒间高岭石胶结物形成之前(图5(k))，也见到与岩屑或杂基溶蚀相关的高岭石，其保留了原有颗粒形状(图5(i))。伊利石呈毛发状、针状充填于孔隙，也观察到高岭石向伊利石转化以及丝状伊利石覆盖在高岭石之上的现象(图5(m))，表明伊利石形成在高岭石之后。绿泥石晶体为针叶状(图5(n))，多以交代早期胶结物形式产出(图5(o))，由于研究区砂岩中含有较多黑云母、火山碎屑，水化溶解提供的Mg2+与Fe3+使高岭石等黏土矿物逐渐向绿泥石转化。研究区砂岩中最主要的易溶组分为岩屑和碳酸盐胶结物，长石含量极低且溶蚀现象和溶蚀残余不常见，可见岩屑溶孔与粒间溶孔(图5(p)(s))。溶蚀作用分为2期，Ⅰ期溶蚀作用主要是颗粒间的凝灰质、碳酸盐矿物、火山岩岩屑颗粒等易溶成分发生溶蚀，形成一定量的粒内溶孔与胶结物溶孔，Ⅱ期溶蚀作用主要是微量的长石、云母碎片、变质岩岩屑的溶蚀与蚀变，该过程为高岭石等自生黏土矿物的形成提供物质基础与生长空间。

1.3 孔隙类型及物性特征

薄片样品平均面孔率为1.03%，主要孔隙类型为粒内溶孔(图5(p))、晶间孔(图5(j)(q))、残余粒间孔(图5(r))和粒间溶孔(图5(s))，分别占33%，31%、16%和10%，杂基溶孔和微裂缝比例较小。石英砂岩中粒间孔和粒内溶孔占比高，分别为32%和28%，晶间孔和粒间溶孔也较发育，分别占19%和18%，岩屑石英砂岩以粒内溶孔和晶间孔为主要孔隙类型，分别占36%和35%，粒间孔和粒间溶孔分别占12%和8%，岩屑砂岩以晶间孔和粒内溶孔为主要孔隙类型，分别占33%和25%，此外，岩屑砂岩微裂缝较为发育，由于抗压实能力较弱，粒间孔占比低(图6)。储层孔隙度平均6.56%，渗透率平均0.43×10-3μm2；石英砂岩孔隙度平均7.60%，渗透率平均0.79×10-3μm2；岩屑石英砂岩孔隙度平均6.64%，渗透率平均0.34×10-3μm2；岩屑砂岩孔隙度平均4.31%，渗透率平均0.07×10-3μm2。石英砂岩物性依次好于岩屑石英砂岩和岩屑砂岩(图7)。研究区不同岩石类型储层质量的差异主要与岩石矿物组分有关，岩屑含量高的储层主要以塑性岩屑含量高为主要特征，抗压实作用和胶结作用差，使得储层质量变差[23]。储层孔隙度与渗透率之间相关性较差，表明闭塞的孔喉在储层中占有较高比例[21]。

图6 不同岩石孔隙类型

图7 储层孔隙度与渗透率的关系

2 地层水地球化学特征与成因

2.1 地层水地球化学特征

天环北段地层水的总矿化度为10.83～65.88 g/L，平均31.79 g/L。阴离子以Cl-为主，SO42-和HCO3-浓度低，Cl-浓度在6 192～42 900 mg/L，平均为18 435 mg/L，最大占地层水中阴离子总量的99%，平均93%；SO42-浓度在0～3 617 mg/L，平均1 122 mg/L，占阴离子总量的0～17%，平均不足6%；HCO3-浓度在0～782 mg/L，平均248 mg/L，占阴离子总量的0～7%，平均不足2%(图8)。阳离子以Na+、Ca2+为主，Mg2+浓度低。其中：Na+浓度在3 123～12 297 mg/L，平均7 237 mg/L，占地层水中阳离子总量的45%～78%，平均63%；Ca2+浓度在814～12 300 mg/L，平均为4 187 mg/L，占地层水中阳离子总量的17%～55%，平均34%；Mg2+浓度在0～824 mg/L，平均307 mg/L，占地层水中阳离子总量的0%～7%，平均3%(图8)。主要离子浓度差异大，表明地层水经历了长期的离子置换和水岩作用[24-25]，为封闭埋藏环境下的局部滞留水[26]。依据苏林地层水的分类标准，地层水水型主要为CaCl2型(图8)，基于海水蒸发实验[27-28]，研究区地层水Ca2+浓度高于海-河水混合线，表明Ca2+富集，Mg2+浓度低于海-河水混合线，表明Mg2+亏损，Na+浓度低于海-河水混合线，表明Na+亏损(图9)。

图8 地层水离子特征

图9 Ca2+、Mg2+和Na+浓度与海水-河水线对比

2.2 地层水地球化学特征成因

有机质热演化、黏土矿物转化、硫酸盐氧化还原反应、油田水化学性质和烃类物质进入储层等因素会引起地层水化学性质变化[29]。地层水矿化度的变化与诸多因素有关，例如岩性、压实作用、地层封闭性及地层压力[30]。地层水矿化度升高过程中，其化学成分也会发生变化[31]，研究区地层水Cl-、Na+和Ca2+浓度与总矿化度都具有十分突出的正相关性，Mg2+、SO42-浓度与总矿化度有一定正相关性，但相关系数较低，HCO3-浓度与总矿化度负相关且相关性较差，表明地层水中浓度较高的Cl-、Ca2+和Na+控制了地层水的总矿化度(图10)。而海水蒸发实验显示，Cl-在低于100 g/L时不发生沉淀(图9)，同时研究区不发育盐岩地层，因此，Cl-是研究区地层水中最稳定的离子，Cl-浓度变化主要与浓缩作用有关，Cl-浓度与总矿化度具有十分突出的相关性(图10(d))，表明地层水总矿化度特征也受浓缩作用控制。浓缩作用包括蒸发浓缩作用和强压实作用造成的浓缩。研究区储层初始孔隙度为38.61%，压实作用减孔量达26.64%[32]，经压实后岩石孔隙空间体积减少至原始体积的1/3左右，Cl-浓度和总矿化度都随之升高。

图10 总矿化度与离子浓度的关系

Ca2+浓度与总矿化度具有很好的正相关性(图10(b))，Ca2+的离子比率随总矿化度增加持续增大(图11(a))，表明成岩过程中Ca2+浓度和相对数量都持续增加，处于持续释放状态。研究区砂岩中所含钙矿物主要为火山岩岩屑、铁方解石、铁白云石等碳酸盐胶结物，镜下见火成岩岩屑和碳酸盐胶结物溶蚀现象。溶蚀作用释放Ca2+，而碳酸盐胶结物的形成则会消耗Ca2+，随总矿化度增加，Ca2+浓度增加速度先慢后快(图10(b))。浓缩作用是地层水矿化度升高的主要成因。地层水矿化度低，表明储层具有较强的抗压实能力，压实作用相对较弱，这类储层中火山岩等含钙岩屑含量低，因此，溶蚀形成的Ca2+相对较少，导致Ca2+浓度低，而地层水矿化度高，表明储层抗压实能力较弱，压实作用较强，该类储层中火山岩等含钙岩屑含量高，因此，溶蚀形成的Ca2+较多，Ca2+浓度高。研究区储层中火山岩岩屑含量总体较高，尽管铁方解石和铁白云石胶结物的形成会消耗Ca2+，但地层水仍呈现Ca2+富集特征。

Mg2+浓度与总矿化度具有一定的正相关性(图10(c))，但Mg2+的离子比率随总矿化度增加而降低(图11(b))，表明在成岩过程中Mg2+浓度增加，但相对数量减少，处于被消耗的状态。研究区砂岩中有一定比例的白云石类胶结物和绿泥石胶结物，白云石化过程中会消耗地层水中Mg2+，而绿泥石晶体多为针叶状(图5(n)—(o))，以交代早期胶结物形式产出，主要由高岭石转化而来，在高岭石的绿泥石化过程中也会造成Mg2+的消耗，因此，方解石的白云石化和高岭石的绿泥石化是Mg2+亏损的主要成因。白云石化和绿泥石化过程中都不会造成Ca2+的消耗，同时Ca2+在总矿化度增大过程中始终处于释放状态，因此，随Ca2+数量增加，Mg2+数量降低(图12(a))。

图11 阳离子比率与总矿化度的关系

Na+浓度与总矿化度具有较好的正相关性(图10(a))，而Na+的离子比率随总矿化度增加而降低(图11(c))，表明在成岩过程中Na+浓度增加，但相对数量减少，处于被消耗状态。Na+主要与盐类溶解、Ca-Na置换有关[33-34]，研究区砂岩中几乎不发育与Na+相关的胶结物，因此，Na+的亏损与胶结物没有直接联系。岩石中与Na+相关的矿物主要为长石，但含量较低，长石溶蚀现象不常见，Na+来源相对局限，因此，Na+浓度随总矿化度增加而增大的程度主要受浓缩作用控制。Na+数量与Ca2+数量具有十分突出的负相关性(图12(b))。随总矿化度增加Na+浓度增加的速度逐步变慢，这主要与岩石对Na+的吸附作用有关。Na+浓度总体高于Ca2+浓度，随Ca2+浓度的增加，岩石对Na+的吸附作用增强，因此，研究区地层水中Na+亏损主要与Na+离子来源不足和吸附作用有关。

图12 阳离子之间的关系

3 地层水地球化学参数及地质意义

3.1 特征参数与气藏保存条件

地层水中Cl-浓度相对稳定，而Ca2+、Mg2+、Na+等离子在成岩过程中受埋深、温度、水岩作用及外来流体侵入的影响浓度会发生变化，因此，可以通过分析Cl-与主要阳离子浓度的比例系数研究地层的封闭性及油气保存条件。钠氯系数即可以判定地层水的变质程度，也能够反映油气藏的封闭性[37-38]。在陆相盆地中，地层水钠氯系数大于0.87，且矿化度高，可能是沉积水或变质的渗透水导致的[19]。通常将钠氯系数等于0.75作为油气保存的上限。变质系数可反映地层水变质程度，其值越高表明水岩作用强度和离子交换程度越大、油气藏封闭性好，有利于油气保存，一般变质系数大于4即为原生油气藏。研究区地层水钠氯系数均小于0.75，变质系数均大于4，表明地层水受外来水的影响较小，水岩作用强烈，变质程度高，整体为较封闭的水体环境，有利于天然气藏的保存。

3.2 特征参数与储层渗透率

水岩相互作用参与了盆地演化的各个阶段，因此，地层水的化学组分能在一定程度上指示水岩相互作用[33,39]。前文分析中已经提到压实作用、胶结作用和溶蚀作用对Cl-、Na+、Ca2+及Mg2+等离子浓度有较大影响，地层水的矿化度也随之改变。成岩作用是影响储层质量的关键因素之一，因此，可以通过离子间的特征参数来分析地层水地球化学特征对储层渗透率的影响。钠氯系数、变质系数主要反映与Na+、Mg2+相关的水岩作用，通常与长石溶蚀和含镁胶结物的发育情况有关。镁钙系数可以表征次生孔隙发育程度，随着地层水镁钙系数的降低，储层次生孔隙更加发育。因此，在封闭性好的储层中，通常认为地层水钠氯系数高、变质系数高、镁钙系数低的储层物性好。苏里格盒8段地层水钠氯系数、变质系数和镁钙系数等值线与砂体厚度分布的关系也基本符合上述结论[15]，但研究区地层水地球化学特征参数与储层质量的关系与上述认识有一定差异，钠氯系数与渗透率无明显相关性(图13(a))，变质系数与储层渗透率负相关(图13(b))，镁钙系数与渗透率正相关(图13(c))，这与研究区主要阳离子的富集和亏损成因有关。Na+亏损特征主要与Na+来源不足和吸附作用有关，总体上与Na+有关的水岩作用强度相对较弱，因此，Na+含量及钠氯系数与储层渗透率的关系并不明显(图13(a)、图14(a))。

图13 地球化学特征参数与渗透率的关系

图14 阳离子浓度与渗透率的关系

通常情况下变质系数高、镁钙系数低的地层水以Mg2+浓度低、Ca2+浓度高为主要特征，研究区Mg2+浓度低表明铁白云石、绿泥石等胶结物发育，这两类胶结物都会充填孔隙影响储层渗透率，Ca2+浓度高表明储层中火山岩等塑性岩屑含量高，储层抗压实能力弱，原生粒间孔和次生溶蚀孔在持续压实过程中都会大量损失[23]，火山岩岩屑含量高的砂岩中以充填孔隙为主的胶结物十分发育，例如水云母等，而规模较大的残余粒间孔和粒间溶孔相对不发育，储层物性较差。因此，研究区高渗透率储层中地层水主要以Mg2+浓度低，Ca2+浓度高为主要特征(图14(b)(c))，具有较低的变质系数和较高的镁钙系数(图13(b)(c))。

3.3 地层水与天然气富集特征

低生烃强度区致密砂岩气藏富集程度主要与烃类充注强度、储层质量和保存条件有关，低生烃背景下含水饱和度高是其显著特征之一，因此，地层水地球化学特征对低生烃强度区致密砂岩气藏富集具有重要的指示作用。研究区致密砂岩气藏整体保存条件优越，因此，烃类充注和储层质量是天然气富集的关键。针对致密砂岩气藏而言，烃类充注强度宏观上受源储距离控制，在同一层系内烃类会首先向优质储层的优势通道充注成藏，优质储层是低生烃强度区天然气富集的最关键的因素之一，压实作用是控制储层质量最关键的因素，抗压实作用强的储层质量好，火山岩的塑性岩屑含量低，地层水表现为Ca2+浓度低，Mg2+浓度高，是天然气最有利的富集区。

4 结 语

(1)天环北部上古生界气藏地层水为CaCl2型，Cl-、Ca2+和Na+的浓度控制地层水的总矿化度，随地层水矿化度的升高Ca2+浓度增大，Mg2+和Na+浓度降低，具有显著的Ca2+富集、Mg2+和Na+亏损特征。

(2)地层水地球化学特征与成岩作用具有重要的成因联系，压实、胶结和溶蚀作用控制地层水总矿化度和离子的变化，浓缩作用是地层水总矿化度增大的主要原因，火山岩岩屑溶蚀、白云石化和绿泥石化作用、长石含量低和吸附作用是Ca2+富集、Mg2+和Na+亏损特征的主要成因。

(3)研究区地层水钠氯系数低、变质系数高及镁钙系数低，整体处于较封闭的水体环境，有利于天然气保存。