东濮凹陷文东地区沙三段地层水特征及成岩响应

佟昕，马鹏杰，张世奇，周瑶琪，慕小水，徐田武

（1.中国石油大学（华东）地球科学与技术学院，山东 青岛266580；2.中国石化中原油田分公司勘探开发研究院，河南 濮阳457001）

地层水是含油气盆地的重要组成部分，贯穿盆地演化始终，其活动和循环与油气具有重要的联系，前人也做了大量研究［1-6］。水岩相互作用导致碎屑物质的溶解、新生物质的沉淀及盐类离子的交换，与地层水化学特征具有较好的对应关系。如膏盐岩发育的地层，地层水矿化度常具异常高值［7］，富K+和Na+的流体环境，有利于自生伊利石的发育，富Fe2+和Mg2+的流体环境，有利于自生绿泥石的发育。前人对地层流体性质、水岩反应机理、 碎屑岩储层成岩作用特征及物性演化做了大量研究，但将地层水化学性质、成因及成岩作用相结合的研究工作进行得较少。本文通过文东地区沙三段地层水化学性质的统计，探讨该区地层水化学成分、成因及其在储层成岩作用中的响应。

1 区域地质背景

东濮凹陷为新生代裂陷旋回形成的次级含油气盆地，构造上属于临清凹陷的一部分，北窄南宽，呈琵琶状北东向展布。

文东地区位于东濮凹陷北部文留构造的东翼，为一北窄南宽、东东北向延伸的狭长型逆牵引背斜，储集层以粉细砂岩最为常见。北部地区沙三段3 套膏盐岩层发育［8］，使得地层水整体矿化度远高于现今海水，对后期储层物性及成岩改造等具有重要的影响。

2 地层水化学组成特征

2.1 地层水的主要化学成分

文东沙三段地层水成分具有以下的特点（见表1）：1）地层水矿化度很高，可达现今海水矿化度的6～7 倍，具典型的咸水特征。3 个亚段矿化度平均值均超过225.00 g/L，沙三下亚段平均值达238.12 g/L。2）主要阳离子的质量浓度，Na++K+最高，Ca2+次之，Mg2+最低。与现今海水相比，Na++K+和Ca2+质量浓度分别为海水的6～7 和30～40 倍，而Mg2+的质量浓度则与现今海水相近，具明显的富钙贫镁的特征。3）主要阴离子的质量浓度，Cl-最高，SO42-次之，HCO3-最低。Cl-质量浓度约为现今海水的7～8 倍，SO42-质量浓度在沙三中亚段最高，沙三上亚段时低于海水值。4）地层水型以CaCl2型为主，并含少量NaHCO3和Na2SO4型。

表1 文东沙三段地层水主要离子质量浓度特征 g·L-1

从图1可以看出：沙三段地层水矿化度、Na++K+及Cl-质量浓度在垂向上整体变化不大，而Ca2+，Mg2+及SO42-的质量浓度随深度的增加，呈现出先增大后减小的趋势，在3 200～3 600 m 达到最大值，且高值主要为沙三中亚段的样品点；HCO3-质量浓度在垂向上呈现出2 个峰值，分别为3 200～3 600 m 及3 800～4 000 m。

2.2 地层水主要离子参数特征

离子参数可以直观地反映地层水的赋存状态、运移特征及水岩作用强度等，在地层水研究中被广泛应用［9-12］。常用的离子参数主要包括：钠氯系数、脱硫系数、变质系数、阳离子交换指数、碳酸盐平衡系数及硫酸钙饱和系数等（见表2）。

图1 文东沙三段地层水不同离子质量浓度随深度变化

表2 文东沙三段地层水离子参数统计

钠氯系数主要反映地层水浓缩变质的程度，地层封闭性越好越有利于地层水浓缩变质。脱硫系数表征脱硫酸的程度，水岩作用越强，地层封闭性越好，该系数值越低。变质系数主要表征变质作用和阳离子交替吸附作用的程度，其值越大，表明地层封闭性越好、变质越深，水岩作用越强烈。阳离子交换指数用来表征地层水中阳离子与岩石颗粒表面吸附离子发生交替吸附的情况，海水中该值为0.129，古沉积水中常大于0.129。碳酸盐平衡系数与硫酸钙饱和系数也用来判断地层水的浓缩程度，Scheller 等［9］认为，二者分别大于7和70 时，地层水分别被CaCO3和CaSO4饱和。

文东沙三段地层水中钠氯系数值普遍小于1.0，沙三上、 沙三中亚段平均值均为0.77，沙三下亚段为0.86；脱硫系数明显低于海水，约为其1/5～1/3；变质系数为海水的4～9 倍，地层封闭性较好；阳离子交换指数多大于0.129，表明阳离子间交替吸附作用广泛的存在；碳酸钙饱和系数、 硫酸钙饱和系数分别大于7 和70，表明地层水被CaCO3和CaSO4饱和。

3 地层水的成因及成岩响应

现今地层水的化学特征，记录了原始沉积流体环境及后期水岩相互作用的重要信息。受大气降水影响的程度大，时间晚的地层水，氘、氧同位素值往往接近降水线；海水或咸水来源的地层水中，氘同位素值与大气水氘同位素值差别较大，而随着强烈的水岩反应，氧同位素与围岩发生同位素交换也发生很大的变化［11］。文东沙三段地层水δD 值主要分布在-50‰～-67‰，δ18O 值主要分布在-7.06‰～0.76‰（见图2）［3］，均位于大气降水线右侧，表明水岩作用强烈。因此，笔者结合地层水中Na++K+，Ca2+，Mg2+，Cl-，SO42-及HCO3-等的相互关系，通过铸体薄片及扫描电镜观察，分析地层水的成因及其成岩响应。

3.1 膏盐岩控制地层水的矿化度

东濮凹陷盐岩沉积岩中硫化物的δ34S 均值普遍大于10‰，而δ34S＞5‰代表了封闭的咸水条件，说明东濮盐湖为封闭的内陆咸水沉积环境。微量元素Sr，Ba 丰度高，也往往代表了盐度较高的原始沉积流体［13］。这种高古盐度的流体环境及厚层盐类沉积，控制了地层水矿化度。Cl-由与矿化度呈线性关系，而Na++K+由于阳离子交替吸附作用及成岩作用的消耗，质量浓度低于Cl-（见图3）。

图2 文东沙三段地层水氘、氧同位素值的关系

3.2 Na++K+缺失的成因及成岩响应

盐岩的溶解控制了地层水矿化度，而交替吸附作用、 斜长石的钠长石化及自生伊利石的发育，造成了Na++K+的部分缺失。阳离子交替吸附作用是指地下水与岩石接触时，水中某些阳离子与岩石中的某些阳离子发生了交替置换，其强度主要取决于阳离子交替吸附能量、岩石粒度、水中阳离子质量浓度及介质的pH值等［9-10］。当吸附能量小的离子浓度很大时，也可以与吸附能量大但浓度低的阳离子发生交替作用。阳离子交换指数（IBE）用来表征交替吸附的强弱（见表2）。文东沙三段地层水IBE 值绝大多数超过海水及古沉积埋藏水，指示了明显的阳离子交替吸附作用，是造成Na++K+缺失的主要原因之一（见图4）。

图3 文东沙三段Cl-，Na++K+质量浓度与地层水矿化度的关系

此外，依据Davission［14］建立的Caexcess与Nadeficit图版，可有效地反映钠长石化过程中Na++K+的缺失和Ca2+的富集（见图5）。深层碎屑岩储层中，斜长石发生钠长石化的现象十分常见。Kenneth 等［15］提出3 中钠长石化的形式：斜长石颗粒裂缝中充填；斜长石碎屑边缘钠长石次生加大（见图6a）；更长石和中长石的交代作用。Na+缺失小于2 000 meq/L 时，造成Na+缺失的主要原因为盐岩析出，扫描电镜下可见晶型完好的石盐晶体（见图6b）；Na+缺失大于2 000 meq/L 时，数据点呈线性，与盆地流体线（BLF）基本平行，表明钠长石化作用造成了Na++K+的缺失和Ca2+的富集。

图4 地层水矿化度与IBE 关系

扫描电镜下丝缕状、 弯片状的自生伊利石黏土矿物常见（见图6c），其主要形成于富K+，Na+的偏碱性境中，也可能是Na++K+缺失的原因之一。

3.3 富Ca2+贫Mg2+的成因及成岩响应

文东沙三段地层水具有明显的富钙贫镁的特征。除阳离子交替吸附作用及斜长石钠长石化之外，膏盐岩的溶解、 硬石膏胶结物的溶蚀及斜长石长石溶蚀作用均可提供大量的Ca2+；绿泥石化、方解石（铁方解石）的白云石化（铁白云石化）则造成Mg2+的缺失［10］。

图5 地层水中Ca2+excess 与Na+deficit 的毫克当量关系

由Ca2+与Mg2+交会图可以看出（见图7a），低质量浓度下Ca2+与Mg2+的毫克当量值呈正比，当Ca2+超过1 200 meq/L，数据点落入了白云石化的“轨迹线”，即白云石化中Mg2+以1∶1 的形式置换Ca2+，Ca2+增加，Mg2+逐渐减小；Ca2+与Ca2+/Mg2+交会图中（见图7b），低Ca2+毫克当量值时，Ca2+/Mg2+垂向增加不明显，即Ca2+不变的情况下，Mg2+并未大量缺失。这也印证了研究区沙三段自生绿泥石发育较伊利石少，仅在局部呈叶片状分布于颗粒之间（见图6d）。Ca2+超过1 200 meq/L，Ca2+/Mg2+升高。Ca2+较高的3 200～3 600 m 深度，方解石胶结物被白云石、铁白云石交代十分发育（见图6e）。薄片鉴定结果显示，3 200～3 600 m 方解石（铁方解石）胶结物的体积分数逐渐减少，而白云石（铁白云石）则逐渐增多（见图8）。因此，笔者认为，在Ca2+质量浓度较低时，Mg2+成岩消耗较少，加上泥岩层脱水释放的碱性离子，使得Ca2+，Mg2+近似呈正比关系；Ca2+质量浓度较高时，白云石化作用造成了地层水富钙贫镁的特征。

图6 文东沙三段储层成岩作用特征

图7 文东沙三段地层水钙、镁离子关系

3.4 SO42-与HCO3-的成因及成岩响应

前文指出SO42-离子的质量浓度在3 200～3 600 m达到最大值，且多为沙三中亚段的数据点，该现象主要与膏盐岩层的发育有关，且储层中常发育有硬石膏胶结。东濮凹陷北部地区沙三段广泛分布3 套膏盐岩，累计厚度数百米。随着埋深的加大，膏盐岩层的溶解使得地层水中富含SO42-。当CaSO4达到过饱和时，硬石膏以胶结物的形式充填于储层孔隙中（见图6f）。统计发现，地层水硫酸钙饱和系数超过140 时，对应的储集层中硬石膏胶结物均有发育。发生硬石膏沉淀时，硫酸钙饱和系数的临界值高于70，可能与高的NaCl，MgCl2矿化度有关。

HCO3-的质量浓度在3 200～3 600 m 及3 800～4 000 m 表现出2 段峰值。3 200～3 600 m 主要处于中成岩A 期［16］，有机质成熟，生成大量的有机酸及CO2，CO2的溶解及碳酸盐胶结物和钙质岩屑的溶解（见图6g），造成地层水中HCO3-质量浓度增加［17］；3800～4000 m，HCO3-质量浓度的增加，可能与硫酸盐热还原反应（TSR）有关。TSR 的反应温度主要为80～150 ℃［18］，且随地层水矿化度的增加，TSR 速率显著加快，这也是低温TSR 的合理解释［19］。朱光有等［20］研究认为，TSR 需要3 个基本条件，即充足的烃类、储层经历较高的温度及储层中发育薄层膏质岩类。文东沙三段地层温度主要为100～150 ℃，完全具备TSR 条件。流体中富含Fe2+的情况下，常可形成晚期黄铁矿胶结物（见图6h）。

图8 文东沙三段碳酸盐胶结物体积分数随深度变化

4 结论

1）文东地区沙三段地层水型以CaCl2为主，矿化度呈现异常高值，阴离子的质量浓度Cl-最高，SO42-次之，HCO3-最小，阳离子的质量浓度Na++K+最高，Ca2+次之，Mg2+最小。地层水参数中，钠氯系数均值0.77～0.86，脱硫系数为现今海水的1/5～1/3，变质系数为现今海水的5～7 倍，表明文东沙三段地层具有较好的封闭性。阳离子交换指数多大于0.129，表明阳离子交替吸附作用广泛的存在。碳酸钙饱和系数、硫酸钙饱和系数分别远大于7 和70，地层水被CaCO3和CaSO4所饱和。

2）阳离子交替吸附作用、斜长石的钠长石化及自生伊利石的发育，造成了Na++K+的缺失；阳离子交替吸附作用、斜长石钠长石化、膏盐岩的溶解、硬石膏胶结物的溶蚀及斜长石长石溶蚀等作用提供了Ca2+离子，而白云石化及绿泥石化造成了Mg2+的缺失，形成富Ca2+贫Mg2+的现象；高的SO42-质量浓度与膏岩层溶解有关。CaSO4过饱的储层，硬石膏胶结普遍发育；HCO3-的2 段高值，则主要与有机质的成熟及硫酸盐热还原反应有关。

［1］曾溅辉，吴琼，杨海军，等.塔里木盆地塔中地区地层水化学特征及其石油地质意义［J］.石油与天然气地质，2008，29（2）：223-229.

［2］沈忠民，刘四兵，吕正祥，等.川西坳陷中段陆相地层水纵向变化特征及水-岩相互作用初探［J］.沉积学报，2011，29（3）：495-502.

［3］王君，楼章华，朱蓉，等.渤海湾盆地东濮凹陷文留地区现今地层水化学与油气运聚［J］.石油与天然气地质，2014，35（4）：449-455.

［4］楼章华，李梅，金爱民，等.中国海相地层水文地质地球化学与油气保存条件研究［J］.地质学报，2008，82（3）：387-396.

［5］邸晓君.东营凹陷油田水的油气运聚指向性研究［J］.断块油气田，2010，17（2）：142-145.

［6］李贤庆，侯读杰，柳常青，等.鄂尔多斯盆地中部气田奥陶系地层水与水溶气的地球化学特征［J］.断块油气田，2001，8（3）：1-5，65.

［7］赵艳军，刘成林，靳彩霞，等.渤海湾盆地济阳坳陷沙河街组四段地层水特征及成盐指示［J］.地学前缘，2014，21（4）：323-330.

［8］陈发亮.东濮凹陷盐湖盆地油气成藏规律及预测技术研究［D］.青岛：中国科学院研究生院（海洋研究所），2006：10-55.

［9］刘方槐，颜婉荪.油气田水文地质学原理［M］.北京：石油工业出版社，1991：34-53.

［10］刘元晴，曾溅辉，周乐，等.惠民凹陷沙河街组地层水化学特征及其成因［J］.现代地质，2013，27（5）：1110-1119.

［11］沈忠民，宫亚军，刘四兵，等.川西坳陷新场地区上三叠统须家河组地层水成因探讨［J］.地质论评，2010，56（1）：82-88.

［12］梁家驹，徐国盛，李昌鸿，等.江汉平原区古生界地层水化学特征与油气保存［J］.断块油气田，2010，17（2）：129-133.

［13］杜海峰，于兴河，陈发亮.东濮凹陷古近系沙三段盐岩成因探讨及层序地层学意义［J］.西北地质，2007，40（4）：67-74.

［14］Davisson M L，Criss R E.Na-Ca-Cl relations in basinal fluids［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1996，60（15）：2743-2752.

［15］Kenneth P，Peter C.Diagenetic mineralogy and controls on Albitization and Laumontite Formation in Paleogene Arkoses, Santa Ynez Mountains.California，Clastic Diagenesis［J］.AAPG Memoir，1984，37：249-259.

［16］于文文.东濮凹陷文东地区Es3-4 有效储层形成机制研究［D］.青岛：中国石油大学（华东），2011：10-44.

［17］向才富，夏斌，解习农.松辽盆地十屋断陷流体-岩石相互作用［J］.石油勘探与开发，2004，31（6）：51-55.

［18］叶聪林，郑国东，赵军.油气储层中水岩作用研究现状［J］.矿物岩石地球化学通报，2010，29（1）：89-97.

［19］张水昌，朱光有，何坤.硫酸盐热化学还原作用对原油裂解成气和碳酸盐岩储层改造的影响及作用机制［J］.岩石学报，2011，27（3）：809-826.

［20］朱光有，张水昌，梁英波，等.TSR 对深部碳酸盐岩储层的溶蚀改造：四川盆地深部碳酸盐岩优质储层形成的重要方式［J］.岩石学报，2006，22（8）：2182-2194.