渤南洼陷古近系—新近系砂岩储层地层水特征及成因演化过程

安天下

(1.中国地质大学(北京)，北京 100083；2.中国石化胜利油田分公司，山东 东营 257015)

0 引 言

沉积盆地地层水的形成、演化及迁移导致了盆地中物质、能量的再分配[1-3]。地层水的演化影响了含油气盆地储层、油气和地热等资源的形成及富集[4-9]。明确其成因及演化过程对预测各类资源的分布乃至开采具有重要意义[10-11]。大量学者通过对全球不同地区地下水及地层水常量和微量元素、同位素等数据的研究，提出了一系列判断地层水来源的指标[12-13]。但由于现阶段中国含油气盆地普遍缺乏针对地层水微量元素及同位素的测试结果，故而难以直接、准确恢复地层水的形成及演化过程。

渤南洼陷作为渤海湾盆地济阳坳陷重要的油气产区及地热资源富集区[14]，前人针对研究区开展过地层水水化学特征及其常规离子系数的对比，探讨了地下流体场的封闭性及其对油气运聚过程的影响[15-16]，但对于地层水空间的有序分布特征、地球化学阶段演化及其与储层成岩过程的关系分析相对较少，一定程度制约了对储层成因机制的认识。此次研究在系统收集研究区不同层位砂岩中地层水的水化学数据基础上，利用水化学Piper图进行分类，分析不同类型地层水的分布及特征，结合地层水离子的亏损-富集图版及砂岩储层薄片观察，明确不同类型地层水的来源、演化过程及其控制下的砂岩储层的储集空间发育机制及特征。

1 区域地质概况

渤南洼陷隶属于渤海湾盆地济阳坳陷北部的沾化凹陷，北靠埕东凸起，南邻陈家庄凸起，西为义和庄凸起。在北部埕南断裂控制下，形成了现今“北断南超”的构造格局，是中国东部典型的陆相断陷湖盆[17]。古近系为裂陷期，自下而上发育孔店组、沙河街组和东营组。孔店组发育河流—浅湖相沉积，岩性主要为含砾砂岩、砂岩及粉砂岩。沙河街组包括沙四段、沙三段、沙二段和沙一段。其中，沙四段分为沙四上亚段和沙四下亚段，发育膏岩及碳酸盐岩等盐湖沉积；沙三段分为沙三下亚段、沙三中亚段及沙三上亚段，是研究区烃源岩主要发育层系，岩性主要为泥岩、碳酸盐岩、油页岩及少量粉砂岩；沙二段岩性主要为砂岩，沙一段发育白云岩和泥岩。东营组为湖相三角洲沉积，岩性以砂岩、粉砂岩为主。新近系为拗陷期，发育馆陶组和明化镇组，岩性组合为砾岩、砂岩、粉砂岩夹泥岩[18-19](图1)。

2 地层水水化学特征及分类

2.1 地层水的水化学特征

现阶段常用来表征地层水特征的参数有水型、矿化度、常量离子含量等各类水化学指标[20-23]。针对渤南洼陷Nm、Ng、Ed及Es砂岩中地层水，系统收集了65口重点井、163个地层水的水型、矿化度及主要常量离子(Na++K+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、HCO3-、CO32-)数据，进行了地层水的水化学特征研究。

依据苏林分类标准，研究区砂岩中地层水水型以CaCl2型水为主(138个样品)，存在部分NaHCO3型水(25个样品)，不存在Na2SO4、MgCl2型地层水。2类地层水的矿化度、分布深度及层位存在明显差异：NaHCO3型水矿化度普遍较低，一般小于10.0 g/L，埋深小于1 800 m，分布于Ng、Nm的砂岩储层中，少量分布于Ed砂岩储层中；CaCl2型水矿化度分布区间较广，为10.0～98.3 g/L，埋深大于1 200 m，分布于Es的砂岩储层中，少量分布于Nm、Ed砂岩储层中，并且矿化度随埋藏深度呈逐渐增大趋势(图2)。

2.2 地层水分类

从研究区砂岩中地层水的Piper图来看，各类地层水的矿化度、离子组成(图3)及离子比值(图4)存在明显差异，据此可以将地层水划分为3种类型。离子比值包括钠氯系数r(Na++K+)/r(Cl-)、变质系数[r(Cl-)-r(Na+)]/r(Mg2+)、脱硫酸系数r(SO42-)×100/r(Cl-)、碳酸盐平衡系数[r(HCO3(+r(CO32-)]/r(Ca2+)。其中，r(i)代表i在地层水中的毫克当量浓度，为i离子的价态数与物质量浓度的乘积，meq/L。

图1 渤南洼陷构造纲要及综合柱状图

Fig.1 Structural outline and composite bar chart of South Bohai Depression

图2 渤南洼陷砂岩储层中地层水水型及矿化度与深度关系

2.2.1 Ⅰ类地层水特征

Ⅰ类地层水的矿化度较低，普遍小于18.0 g/L，主要赋存于Ng、Nm的砂岩储层中，少量赋存于Ed及Es1砂岩储层中，为NaHCO3型水，存在部分CaCl2型水，阴离子主要由Cl-和HCO3-组成，阳离子以Na+为主(图3)。钠氯系数为1.10～2.50，平均为1.63；变质系数为-2.80～0.13，平均为-0.80；脱硫酸系数为1.20～29.10，平均为11.20；碳酸盐平衡系数为0.12～8.90，平均为2.23(图4)。

2.2.2 Ⅱ类地层水特征

Ⅱ类地层水的矿化度中等，为18.0～75.0 g/L，主要赋存于Ed、Es1、Es2及Es3的砂岩储层中，为CaCl2型水，存在少量的NaHCO3型水，阴离子由Cl-组成，含有一定的HCO3-；阳离子主要为Na+，存在部分Ca2+(图3)。钠氯系数为0.85～1.12，平均为0.91；变质系数为1.20～25.30，平均为9.60；脱硫酸系数为0.30～3.40，平均为1.70；碳酸盐平衡系数为0.12～0.99，平均为0.41(图4)。

图3 渤南洼陷不同层位砂岩储层中地层水Piper图

2.2.3 Ⅲ类地层水特征

Ⅲ类地层水矿化度最高，普遍大于78.0 g/L，主要赋存于Es3和Es4砂岩储层中，为CaCl2型水，阴离子主要为Cl-，含有部分SO42-及CO32-；阳离子为Na+及Ca2+(图3)。钠氯系数为0.67～0.90，平均为0.81；变质系数为0.19～32.70，平均为9.80；脱硫酸系数为3.50～13.20，平均为8.90；碳酸盐平衡系数为0.03～1.10，平均为0.52(图4)。

3 不同类型地层水离子亏损-富集特征

现今地层水为原始沉积水经历复杂的水-岩反应改造，并与大气降水、幔源流体、盆地基底变质流体或内部非原层位的地层水等外源流体混合的结果[4,6,24]。地层水中Cl-离子具有来源相对单一、水-岩反应过程中稳定性高的特征，一般可用来衡量海水或湖水的浓缩程度，盐溶液浓缩至盐类沉淀之前，各类离子含量之间的比例维持恒定[25]。对研究区而言，富含Cl-的蒸发盐类主要发育于Es4地层中，意味着Ⅰ、Ⅱ类地层水不存在Cl-的富集效应。若浓缩过程中Cl-的亏损主要以石盐的形式沉淀下来，此时溶液矿化度需要达到200.0 g/L，但渤南洼陷现今地层水矿化度最高不超过100.0 g/L(图2)，故不存在石盐的沉淀，即不存在Cl-的亏损效应。利用其他常量离子与r(Cl-)的关系，判断不同类型地层水在埋藏成岩过程中经历的离子亏损或富集过程。

3.1 阳离子亏损-富集特征

Ⅰ类地层水的r(Na++K+)随r(Cl-)的变化曲线基本位于湖水蒸发线附近，表明其来源为湖水，并且随着r(Cl-)的增加，r(Na++K+)的增加速率略有下降，存在Na++K+的微弱亏损。Ⅱ类地层水的r(Na++K+)随r(Cl-)的的变化曲线接近Ⅰ类地层水的蒸发线及海水浓缩线；渤南洼陷为湖相沉积，海侵作用不明显，说明Ⅱ类地层水只能为Ⅰ类地层水继续经历水-岩作用改造的结果，与Ⅰ类地层水类似，随r(Cl-)的增加，r(Na++K+)的增加速率略有下降，即经历了轻微的Na++K+的亏损。Ⅲ类地层水整体大幅度偏离湖水、海水及Ⅱ类地层水的浓缩线，但更接近Ⅱ类地层水的蒸发线，在无海侵效应背景下，Ⅲ类地层水应为Ⅱ类地层水演化的结果。此外，Ⅲ类地层水Na++K+亏损或Cl-富集特征明显强于Ⅰ、Ⅱ类地层水(图5a)。Es4砂岩储层中发育大量的富含Cl-的蒸发盐类，盐类的溶解可能是Ⅲ类地层水大幅度偏离各类流体蒸发线的原因。

图4 渤南洼陷不同类型地层水常用水化学参数特征

Ⅰ类地层水中的r(Ca2+)随r(Cl-)的变化曲线位于湖水蒸发线附近，存在轻微的Ca2+亏损；Ⅱ类地层水相较于海水、湖水和Ⅰ类地层水的蒸发线Ca2+明显富集；虽然Ⅲ类地层水相较于海水和湖水呈明显的Ca2+富集，但相较于Ⅱ类地层水，则呈现Ca2+亏损或Cl-的富集(图5b)。

相对于海水、湖水的浓缩线，Ⅰ、Ⅱ类地层水均具有Mg2+亏损的现象，Ⅲ类地层水为Mg2+亏损或Cl-离子的富集；相对于Ⅰ类地层水的浓缩线，Ⅱ类地层水部分表现出Mg2+富集的特征；相对于Ⅱ类地层水的浓缩线，Ⅲ类地层水部分表现出Mg2+富集的特征(图5c)。

3.2 阴离子亏损-富集特征

Ⅰ类地层水的r(SO42-)随浓缩程度增大(Cl-含量增加)明显下降，说明演化过程中发生了SO42-亏损。相较于海水、湖水的浓缩线，Ⅱ类地层水同样表现出明显的SO42-亏损现象；Ⅲ类地层水现今的r(SO42-)相较于Ⅱ类地层水的浓缩线，则表现出SO42-相对富集的现象，可能是由于SO42-富集或Cl-的亏损造成(图5d)。

Ⅰ类地层水的r(HCO3-)随浓缩程度增大(Cl-含量增加)明显下降，即Ⅰ类地层水演化过程中HCO3-亏损。相对于海水及湖水的蒸发线，Ⅱ类地层水明显具有HCO3-富集的特征，Ⅲ类地层水相较于Ⅱ类地层水的浓缩线呈HCO3-亏损明显现象(图5e)。r(HCO3-)与r(CO32-)明显负相关，表明地层水演化过程中，发生了HCO3-向CO32-的转化(图5f)。

图5 渤南洼陷不同类型地层水离子亏损-富集图版

Fig.5 Ion deficit-concentration plate of different formation water types in South Bohai Depression

4 砂岩储层成岩特征

储层中的成岩产物是成岩过程中水-岩反应的结果[8]，不同成岩产物能够反映成岩过程中地层水与岩石物质交换的全过程，进而可以恢复地层水的离子亏损-富集过程[28]。选取不同类型地层水赋存的砂岩储层样品36块，进行薄片观察，确定了不同砂岩储层的成岩过程，作为分析地层水演化过程的基础。

Ⅰ类地层水赋存的Ng、Nm砂岩储层埋藏较浅，成岩现象较为简单，部分岩屑的黏土矿物化、泥晶方解石呈环边状发育于颗粒表面，泥晶方解石中存在细晶—微晶的黄铁矿颗粒、原生孔隙中充填少量的方解石胶结物等(图6a)。Ⅱ类地层水赋存于Ed、Es3砂岩储层中，成岩现象相对复杂，主要为压实作用、部分碳酸盐胶结物充填残余原生孔隙、各类长石及碳酸盐胶结物的溶蚀(以方解石、铁方解石为主)、长石颗粒次生加大、斜长石钠长石化等(图6b、c)。Ⅲ类地层水赋存于Es3、Es4砂岩储层中，成岩现象主要包括压实作用、长石颗粒溶蚀、部分碳酸盐胶结物胶结、碳酸盐胶结物溶蚀(以白云石、铁白云石胶结为主)、斜长石的钠长石化、石膏溶蚀和沉淀及黄铁矿的胶结作用(图6e、f)。

5 地层水演化过程及地质意义

地层水作为水-岩反应改造的产物，可以反映赋存砂岩的成岩过程，能够预测储集空间的形成及改造机制，指导有利储层的预测。

5.1 Ⅰ类地层水演化过程及地质意义

Ⅰ类地层水的钠氯系数大于1.00，高于原始海水的0.85及石盐溶解的1.00，表明其来源为湖水[9,20](图4a)，但相对于湖水，Ⅰ类地层水演化过程中表现出轻微的Na++K+的亏损(图5a)，变质系数为负值，表明经历的水-岩反应改造较弱[3](图4c)。储层成岩作用以泥晶方解石沉淀、黄铁矿沉淀及岩屑颗粒的黏土矿物化等为主，并不发生消耗Na++K+的成岩作用；同时，赋存的深度较浅，浅埋藏过程中植物及微生物的活动会大量消耗K+，这可能是Na++K+亏损的成因。岩屑发生黏土矿物化，导致Ca2+富集(图6a)，来源于大气降水的高含量HCO3-，埋藏过程中与岩屑发生反应，使其向CO32-转化，最终以泥晶方解石形式沉淀下来，导致HCO3-含量与矿化度呈反比-[29]；SO42-也来自大气降水，埋藏过程中经历细菌硫酸盐还原(BSR)作用，转化为S2-，最终以黄铁矿形式沉淀下来，导致SO42-含量与矿化度呈反比。从Ⅰ类地层水演化过程可以看出，其赋存的Ng、Nm砂岩储层水-岩反应改造弱，未经历明显的增、减孔作用，原生孔隙是主要的孔隙类型。

图6 渤南洼陷不同类型地层水赋存的砂岩储层中典型成岩现象

5.2 Ⅱ类地层水演化过程及地质意义

相较于湖水，Ⅱ类地层水表现出明显的Na++K+亏损(图5a)。其赋存的储层表现出明显的斜长石的钠长石化及较弱的长石次生加大等耗损Na++K+的成岩现象，但也表现出长石溶蚀等富集Na++K+的成岩现象(图6b、c)，说明斜长石的钠长石化强度要高于长石溶蚀。HCO3-+CO32-含量极高，且以HCO3-为主，表明地层水为酸性流体。钠氯系数小于1.00，变质系数大于0.00，表明其处于封闭状态，即不受酸性大气降水的影响。渤南洼陷幔源流体影响较少，有机质成熟过程中排出的有机酸及CO2是地层水呈酸性的唯一成因，有机酸裂解生成的CO2的注入能够导致HCO3-的富集[30-37]。酸性流体促进各类长石、碳酸盐溶蚀，最终导致Ca2+、Mg2+等碱性离子富集(图6b)。Ⅱ类地层水赋存层位中不发育蒸发盐，封闭的碱性环境不存在S2-的氧化作用，故SO42-浓度较低(图5d)。Ⅱ类地层水演化过程表明，其赋存的Ed、Es3砂岩储层，受有机酸裂解生成的CO2注入，导致早期方解石溶蚀及后期碳酸盐沉淀，但整体以方解石溶蚀为主；钙长石的钠长石化强度高于钾长石和钠长石的溶蚀强度，长石及方解石溶蚀是储层的主要增孔机制。

5.3 Ⅲ类地层水演化过程及地质意义

Ⅲ类地层水的钠氯系数为0.67～0.90，部分样品仍大于原始海水的0.85，故认为其来源为湖水，或者说是经历成岩改造的湖水(Ⅱ类地层水)。HCO3-+CO32-主要以CO32-的形式赋存，即流体呈碱性；由于Es4砂岩储层中蒸发盐发育，各类含氯矿物发育并发生溶解，导致Ⅲ类地层水演化偏离湖水蒸发线，呈明显的Cl-的富集(图5a、f)。而石膏溶蚀导致Mg2+、SO42-的富集；Mg2+的大量进入，导致Mg2+、Ca2+与CO32-结合并以白云石、铁白云石的形式沉淀下来(图6d、e)，最终形成相对Ⅱ类地层水蒸发线Ca2+亏损、Mg2+富集的现象(图5b、c)。SO42-与烃类发生TSR反应，导致SO42-转化为S2-，并以黄铁矿的形式沉淀下来(图6f)。Ⅲ类地层水的SO42-含量相对Ⅱ类地层水蒸发浓缩线表现出明显富集的特征，说明石膏的溶解量极为可观(图5d)。Ⅲ类地层水演化过程表明，其赋存的Es4砂岩储层，经历明显的蒸发盐溶蚀，是主要的增孔机制；白云石及铁白云石沉淀是主要的减孔机制，但溶蚀作用强于沉淀作用。此外，Es3部分储层由于Es4砂岩中Ⅲ类地层水上涌侵入，导致了这些储层中发育白云石及铁白云石的沉淀，储集物性下降。

6 结 论

(1)渤南洼陷古近系—新近系的地层水可划分为3种类型，Ⅰ类地层水主要赋存于Ng、Nm砂岩储层，阴阳离子组合类型为Cl-、HCO3-及Na+，为NaHCO3型水及少量CaCl2型水；Ⅱ类地层水主要赋存于Ed和Es1—Es3砂岩储层，阴阳离子组合类型为Cl-、HCO3-、Na+和Ca2+，为CaCl2型水及少量NaHCO3型水；Ⅲ类地下热水主要赋存于Es3、Es4砂岩储层，阴阳离子组合类型为Cl-、CO32-、SO42-、Na+和Ca2+，为CaCl2型水。

(2)受水-岩反应程度不断增强的影响，研究区地层水具有随埋深逐渐演变的规律，由Ⅰ类地层水逐渐演化为Ⅱ、Ⅲ类地层水，矿化度呈增大趋势，水型也发生规律性变化；钠氯系数、脱硫酸系数逐渐减小，变质系数逐渐增大，地下水的封闭性增强，经历的水-岩反应强度增大，类型增多。

(3)Ⅰ类地层水为原始沉积水体与渗入的大气降水的混合成因，经历了较弱的水-岩反应改造；Ⅱ类地层水为Ⅰ类地层水经历了蒸发浓缩、方解石的溶蚀沉淀、长石的溶蚀、斜长石的钠长石化等水-岩反应的改造；Ⅲ类地层水是Ⅱ类地层水进一步演化的结果，主要经历了各类蒸发岩的溶蚀、白云石及铁白云石沉淀、SO42-还原及黄铁矿沉淀等水-岩反应。不同层系的砂岩储层与赋存地层水的水-岩反应过程控制了储集空间发育机制及特征。