致密砂巖氣藏地層水水化學(xué)特征及其地質(zhì)意義
——以川西坳陷新場氣田為例

山俊杰,黃仕林,畢有益,鄧美洲,嚴(yán)煥榕,衡 勇,鄭 艷

(1. 中國石化西南油氣分公司勘探開發(fā)研究院, 四川 成都 610041; 2. 中國石化西南油氣分公司博士后工作站,四川 成都 610041; 3. 中國石化西南油氣分公司地質(zhì)中心實驗室, 四川 成都 610081)

致密砂巖氣作為目前天然氣開發(fā)規(guī)模最大的非常規(guī)天然氣資源之一,不僅在保證能源供給中扮演著越來越重要的角色,也促使更多國家揭開了致密氣勘探開發(fā)的序幕。目前國內(nèi)外關(guān)于致密砂巖氣藏的定義沒有形成統(tǒng)一的分類評價標(biāo)準(zhǔn),美國在1978年將平均氣相滲透率≤0.1 mD的含氣儲層定義為致密氣藏,以此用于獲得政府稅收抵免;我國最新的《致密砂巖氣地質(zhì)評價方法,GB/T30501-2014》國家標(biāo)準(zhǔn)將覆壓基質(zhì)滲透率≤0.1 mD的砂巖儲層劃歸為致密氣藏,因此該類型氣藏通常需要通過大規(guī)模地層壓裂或者儲層改造等技術(shù)措施下獲得工業(yè)天然氣產(chǎn)量(張杰, 2021)。

全球致密氣資源量豐富且廣泛分布,目前已發(fā)現(xiàn)致密氣盆地大約有70個,資源量約210×1012m3(Holditch, 2006; 鄒才能等, 2015)。我國的致密氣分布極不均衡,主要分布在鄂爾多斯、四川、塔里木、松遼等多個沉積盆地。據(jù)統(tǒng)計,我國陸上致密氣總資源量為21.85×1012m3,其中僅鄂爾多斯盆地上古生界資源量占總資源量的60%以上(賈愛林等, 2022)。四川盆地(中國石化探區(qū))侏羅系沙溪廟組及三疊系須家河組作為陸上致密氣資源增儲上產(chǎn)重點的接替區(qū),保有大量的難動用儲量,具有較大的勘探開發(fā)潛力(鄭和榮等, 2021; 郭旭升等, 2021),但該探區(qū)由于富集高產(chǎn)規(guī)律不清、氣水關(guān)系復(fù)雜,僅實現(xiàn)了中淺層侏羅系沙溪廟組氣藏效益開發(fā)。而屬于深層特低孔致密砂巖的須家河組氣藏,在國內(nèi)外暫無可借鑒的成熟技術(shù),面臨著難動用儲量規(guī)模效益開發(fā)的巨大挑戰(zhàn)。

前人持續(xù)深化了研究區(qū)致密氣富集高產(chǎn)規(guī)律(段永明等, 2019; 郭彤樓等, 2023)、裂縫體精細(xì)刻畫(李王鵬等, 2021; 劉志遠(yuǎn)等, 2021; 劉君龍等, 2023)、氣水分布主控因素(熊亮等, 2022; 衡勇等, 2022)等認(rèn)識,打開了難動用儲量效益開發(fā)的新局面。然而隨著深入的滾動勘探開發(fā),中淺層沙溪廟組氣藏和深層須家河組氣藏氣井產(chǎn)水已嚴(yán)重制約了氣井產(chǎn)能,研究區(qū)高低部均有氣井產(chǎn)地層水,且氣井到達(dá)中后期階段普遍產(chǎn)水,部分井甚至因水淹而停產(chǎn),已嚴(yán)重制約了該類氣藏的效益開發(fā)?；谥旅苌皫r儲層中地層水研究的重要性,本文整理了新場氣田沙溪廟組氣藏和須家河組氣藏部分鉆井地層水水化學(xué)數(shù)據(jù),系統(tǒng)分析了研究區(qū)中淺層地層水與深層地層水之間的演化關(guān)系、地層水與油氣保存特征、地層水與氣藏成藏演化特征,旨在為川西坳陷致密砂巖氣資源效益開發(fā)及長期穩(wěn)產(chǎn)提供更多實證數(shù)據(jù)。

1 氣藏地質(zhì)概況

四川盆地是在上揚子克拉通基礎(chǔ)上發(fā)展起來的多旋回疊合盆地(鄧煜霖等, 2018; 詹宏宇等, 2023; 李宸等, 2023),油氣資源較為豐富,作為我國陸上重要的含油氣盆地之一,有著6億年的漫長地質(zhì)歷史,總面積約為18×104km2(張道偉, 2021)。川西坳陷位于盆地西部(圖1a),是晚三疊世以來形成的前陸盆地(周孝鑫等, 2015),先后經(jīng)歷了印支運動、燕山運動、喜馬拉雅運動多期構(gòu)造運動而形成現(xiàn)在的基本構(gòu)造形態(tài)(張國印, 2019)。新場氣田位于新場北東向構(gòu)造帶上,主要受到了晚侏羅世構(gòu)造運動和喜馬拉雅晚期運動兩個階段的改造而形成的構(gòu)造-巖性氣藏(樓章華等, 2021)。

川西坳陷緊鄰龍門山前緣,晚三疊世至始新世陸相碎屑巖沉積厚度巨大,主要以河流、沖積扇、三角洲沉積為主。研究區(qū)內(nèi)的地層主要為上三疊統(tǒng)馬鞍塘組、小塘子組、須家河組,下侏羅統(tǒng)白田壩組,中侏羅統(tǒng)千佛崖組、上沙溪廟組和下沙溪廟組,以及上侏羅統(tǒng)遂寧組和蓬萊鎮(zhèn)組等(圖1b)。生烴能力強(qiáng)且烴源巖較為發(fā)育的層段為馬鞍塘組、小塘子組、須家河組三段和須家河組五段,但其他層段內(nèi)少量薄煤層或炭質(zhì)泥巖也可貢獻(xiàn)部分烴源。須家河組二段、須家河組四段和上沙溪廟組以砂巖儲集層為主。須家河組作為盆地內(nèi)陸相地層天然氣產(chǎn)量最為豐富的儲層,具有埋深大(平均埋深大于4 900 m)、特低孔、特低滲(平均孔隙度3.7%,平均滲透率0.07 mD)的特征,為典型致密儲層;而沙溪廟組氣藏具有埋深中等(平均埋深2 450 m)、低孔、低滲(平均孔隙度9.7%,平均滲透率0.16 mD)的特征,為致密儲層(劉成川, 2007; 段永明等, 2016)。

圖 1 川西坳陷構(gòu)造單元分布及研究區(qū)示意圖(a)和地層綜合柱狀圖(b)(據(jù)陳洪德等, 2021修改)Fig.1 Structural map and study area (a) and composite stratigraphic column (b) of the Xujiahe Formation, Western Sichuan Depression (modified after Chen Hongde et al., 2021)

2 樣品采集與測試

研究對象為川西坳陷新場氣田中淺層沙溪廟組氣藏和深層須家河組氣藏,本文收集并整理了新場氣田氣井返排率較高的34口氣井189組地層水水化學(xué)數(shù)據(jù),其中沙溪廟組氣藏23口氣井,須家河組氣藏11口氣井(表1)。

表 1 研究區(qū)地層水樣品的水化學(xué)組成特征Table 1 The hydrochemical compositions of formation water in the study area

3 水化學(xué)組成結(jié)果

3.1 沙溪廟組氣藏

剔除凝析水(礦化度小于15 000 mg/L)、受酸液影響(pH<6.5)、返排率較低(<100%)等地層水?dāng)?shù)據(jù),選取沙溪廟組氣藏23口氣井101組地層水水化學(xué)數(shù)據(jù)。數(shù)據(jù)顯示沙溪廟組氣藏地層水礦化度分布在15 332.53～41 632.50 mg/L之間,平均值19 095.71 mg/L,大多數(shù)地層水屬于咸水級別。陰陽離子以Cl-和Na+為主,含量分別為9 506.79～24 858.50 mg/L 和3 750.00～13 386.00 mg/L,平均值分別為6 006.65 mg/L和11 489.76 mg/L,按蘇林分類法,水型以CaCl2為主。微量元素Ba2+、Sr2+離子含量分布范圍分別為42.60～161.50 mg/L和79.04～138.63 mg/L,平均值分別為104.37 mg/L和72.56 mg/L(表1)。

3.2 須家河組氣藏

4 討論

4.1 地層水離子含量特征

微量元素Ba、Sr同為堿土金屬,具有較為相似的化學(xué)性質(zhì)。垂向特征來看,沙溪廟組氣藏地層水Ba2+、Sr2+含量平均值(分別為104.37 mg/L和72.59 mg/L)遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于須家河組氣藏地層水Ba2+、Sr2+含量平均值(分別為883.75 mg/L和961.29 mg/L)。而原始水體中Ba2+、Sr2+含量都非常低,例如青海湖湖水Ba2+、Sr2+含量分別為0.02 mg/L和0.04 mg/L、海水Ba2+、Sr2+含量分別為0.006 mg/L和8 mg/L(孫大鵬等, 1995)。雖然蒸發(fā)濃縮可以使水體中Ba、Sr元素逐漸富集(陳郁華, 1983),但是須家河組氣藏地層水如此高的Ba2+、Sr2+含量更有可能是深部水巖相互作用和蒸發(fā)濃縮共同作用的結(jié)果(李延飛, 2015)。

值得注意的是,須家河組氣藏地層水含有Li、Rb等戰(zhàn)略性關(guān)鍵礦產(chǎn)資源元素,含量分別為24.06 mg/L和2.71 mg/L, 達(dá)到綜合利用的開采工業(yè)指標(biāo)(樊馥等, 2012),具有潛在的資源開采意義。盡管須家河氣藏地層水的Li+和Rb+含量均低于國內(nèi)已知的大型沉積盆地,例如湖北江漢盆地(Li+和Rb+含量平均值分別為52.0 mg/L和60.0 mg/L)(余小燦等, 2022)、江西吉泰盆地(Li+和Rb+含量平均值分別為95.0 mg/L和4.5 mg/L)(王春連等, 2020)、柴達(dá)木盆地南翼山(Li+和Rb+含量平均值分別為128.0 mg/L和29.2 mg/L)(李建森等, 2022),但其礦化度僅相當(dāng)于海水濃縮的碳酸鹽巖沉積階段,Li+和Rb+含量卻遠(yuǎn)超碳酸鹽巖沉積階段的數(shù)倍甚至幾十倍(陳郁華, 1983)。從Li+與Rb+和Cl-含量的關(guān)系圖來看(圖2),Li+和Rb+之間較好的正相關(guān)關(guān)系表明它們具有同源性,而Li+和Cl-含量未呈現(xiàn)較好的正相關(guān)關(guān)系,指示須家河組地層水的Li+和Rb+含量的富集不完全受控于水體的蒸發(fā)濃縮。前人研究中也得出,Li、Rb等資源的富集更多的與深部物質(zhì)來源有關(guān)(王春連等, 2018)。

圖 2 研究區(qū)地層水Rb+-Li+含量(a)和Cl--Li+含量(b)關(guān)系圖Fig. 2 Rb+-Li+ plots (a) and Cl--Li+ plots (b) of formation water in study area

4.2 地層水離子系數(shù)組合特征

海水蒸發(fā)過程中的離子系數(shù)呈規(guī)律性變化, 因此海水蒸發(fā)曲線被廣泛應(yīng)用于研究水的成因和水巖相互作用 (Carpenter, 1978)。 通過鉀氯系數(shù)在黃海海水蒸發(fā)曲線上的投點可發(fā)現(xiàn),須家河組氣藏地層水和少部分沙溪廟組氣藏地層水明顯高于黃海海水蒸發(fā)曲線圖(3a),由于未在研究區(qū)地層中發(fā)現(xiàn)含鉀的鹽類礦物,說明這部分地層水K+的來源主要為儲層自生成巖礦物的溶解;鈉氯系數(shù)在黃海海水蒸發(fā)曲線上的投點顯示(圖3b),部分位于蒸發(fā)曲線上的沙溪廟組氣藏地層水和須家河組氣藏地層水代表地層水Na+含量相對較為富集,造成這一現(xiàn)象的主要原因與儲層中鈉長石的溶解有關(guān);反之位于蒸發(fā)曲線下的沙溪廟組氣藏地層水和須家河組氣藏地層水則代表Na+含量較為貧化,這與鈣長石的鈉長石化有關(guān),導(dǎo)致大量的Na+被消耗,如關(guān)系式(1)。這些對比也說明,部分沙溪廟組氣藏地層水和須家河組氣藏地層水水化學(xué)特征具有一定的相似性。

CaAl2Si2O8+4 SiO2+2 Na+→2 NaAl2Si3O8+Ca2+

(1)

圖 3 研究區(qū)地層水鉀氯系數(shù)(a)和鈉氯系數(shù)(b)與黃海海水蒸發(fā)曲線對比圖Fig. 3 The comparisons of n(100 K+/Cl-)-Cl- (a) and n(Na+/Cl-)-Cl- (b) of formation water with the evaporated Huanghai seawater

圖 4 研究區(qū)地層水脫硫系數(shù)/鈉氯系數(shù)(a)和變質(zhì)系數(shù)/鈣鎂系數(shù)(b)組合比值關(guān)系圖Fig. 4 The comparisons of n(100 ratios (a) and n[(Cl--Na+)/Mg2+]-n(Ca2+/Mg2+) ratios (b) of formation water in study area

4.3 地層水與氣藏成藏演化特征

新場氣田陸相地層經(jīng)歷過多期構(gòu)造運動,最具影響力的包括喜馬拉雅期、燕山期和印支末期構(gòu)造運動(李王鵬等, 2021),直接導(dǎo)致層系間流體混合作用強(qiáng)烈及天然氣成藏地質(zhì)背景復(fù)雜。進(jìn)而致使學(xué)者們對于儲層致密化與氣藏成藏關(guān)系也存在著較大分歧,主流觀點根據(jù)儲層的致密化時間和有機(jī)烴的充注時間劃分為： ① 先成藏后致密型,氣水關(guān)系一直為順置狀態(tài),伴隨著儲層致密氣藏逐漸開始貧化,直至干層的形成(圖5a)(曹烈等, 2005); ② 先致密

圖 5 孔隙演化過程中孔隙流體組成示意圖(據(jù)尚長健, 2013修改)Fig. 5 Sketch map of the pore fluid composition in pore evolution process (modified after Shang Changjian, 2013)

后成藏型： 前期缺少天然氣充注,儲層為水層。進(jìn)一步儲層致密化后,氣藏驅(qū)替部分儲層中的水,形成氣水同層。隨著天然氣持續(xù)充注,儲層中孔隙主要為束縛水和天然氣共存,當(dāng)孔隙接近為零,天然氣無法充注,形成干層(圖5b)(張金川等, 2008)。

結(jié)合前人對新場氣田氣藏成藏演化史的研究成果(陳冬霞等, 2016; 康保平等, 2018),認(rèn)為須家河組氣藏印支晚期開始生烴,直至燕山中期,生烴達(dá)到高峰(圖6),由于多期壓實作用和膠結(jié)作用的共同影響,儲層在燕山中期變?yōu)橹旅?而中淺層沙溪廟組是典型的深源淺聚的次生致密砂巖氣藏,氣源來自于須家河組(葉素娟等, 2014; 張莊, 2016),生烴高峰期在燕山晚期—喜馬拉雅期,儲層致密化時間在燕山晚期;進(jìn)入喜馬拉雅期,規(guī)模較大、延伸距離較長的南北走向斷層對須家河組氣藏和沙溪廟組氣藏進(jìn)行了溝通和改造(馮英等, 2021),形成了先成藏后致密再改造的氣藏成藏演化特征(圖6)。斷層的溝通也導(dǎo)致深層須家河組氣藏地層水的大量上涌,使斷層附近高滲的砂體被充注,在水動力等驅(qū)動作用下,天然氣以游離相或水溶相沿斷裂帶進(jìn)行垂向高效運移(周孝鑫等, 2015; 郭彤樓等, 2023)。因此,上述數(shù)據(jù)顯示了新場氣田氣藏成藏演化過程中斷層對地層水的溝通和輸導(dǎo)發(fā)揮了關(guān)鍵的作用,致使部分沙溪廟組氣藏地層水與須家河組氣藏地層水具有相似的水化學(xué)特征,沙溪廟組氣藏較高礦化度的地層水應(yīng)該是與深層須家河組氣藏地層水的混合所致。隨著埋深逐漸增大,儲層致密化加劇,深層須家河組氣藏得到更好的油氣保存條件,并且經(jīng)歷了更為復(fù)雜的水巖相互作用,不同程度地使得K、Ba、Sr、Li、Rb等元素更加富集。

圖 6 川西坳陷新場氣田氣藏成藏演化圖(據(jù)康保平等, 2018修改)Fig. 6 Reservoir formation and evolution of Xinchang gas field in Western Sichuan Depression (modified after Kang Baoping et al., 2018)

5 結(jié)論

(1) 新場氣田沙溪廟組氣藏地層水礦化度為15.33～41.63 g/L,平均19.10 g/L,大多數(shù)地層水屬于咸水級別。須家河組氣藏地層水礦化度為53.02～152.72 g/L,平均76.83 g/L,達(dá)到鹵水級別。垂向特征上顯示幾乎所有元素離子含量符合地層水隨著埋深增大離子含量逐漸增大的特征。須家河組氣藏地層水Li+、Rb+元素含量平均值分別為24.06 mg/L和2.71 mg/L,達(dá)到綜合利用的開采工業(yè)指標(biāo),具有潛在的資源開采意義。

(2) 研究區(qū)較高鉀氯系數(shù)的地層水說明K+的來源主要為儲層自生成巖礦物的溶解;而較高鈉氯系數(shù)的地層水指示Na+含量相對較為富集主要與儲層中鈉長石的溶解有關(guān);反之較低鈉氯系數(shù)的地層水則代表Na+含量較為貧化,這與鈣長石的鈉長石化有關(guān),導(dǎo)致大量的Na+被消耗。離子系數(shù)組合特征顯示相比較于沙溪廟組氣藏,須家河組氣藏具有較好的油氣保存條件。

(3) 新場氣田氣藏成藏演化過程中斷層對地層水的溝通和輸導(dǎo)發(fā)揮了關(guān)鍵作用,致使部分沙溪廟組氣藏地層水與須家河組氣藏地層水具有相似的水化學(xué)特征。隨著埋深逐漸增大,儲層致密化加劇,深層須家河組氣藏經(jīng)歷了更為復(fù)雜的水巖相互作用,不同程度地使得K、Ba、Sr、Li、Rb等元素更加富集。