中国海相地层水文地质地球化学与油气保存条件研究

1、中国海相地层水文地质地球化学与油气保存条件研究楼章华 , 李梅 , 金爱民 , 朱蓉浙江大学水文与水资源工程研究所 ,杭州 ,310028内容提要 :我国海相地层的油气藏被构造运动改造的强度较大 ,油气保存条件较差 。地下水动力场的分布特征在油气藏的形成与演化过程中起着重要的作用 。本文通过对比研究四川盆地 、塔里木盆地 、鄂尔多斯盆地已知 海相油田与南方海相地层的水文地质地球化学特征 ,揭示了水文地质地球化学性质与油气保存条件的密切关系 。沉积埋藏阶段是油气生成运移 、聚集的主要时期 ;抬升剥蚀时期水文地质的最大特点是地层压实排水作用停止 ,沉 积埋藏水被大气水驱替 、淡化 。不整合面附近的

2、封存大气水可能是油气藏被破坏和保存条件差的标志 ,也可能是有机质尚未进入二次生烃的重要指标 。通常水文地质开启程度随着深度的增加而减弱 。交替停滞带是不受地表水影响的水文地质带 ,有利于油气保存 ;自由交替带受地表水强烈影响 ,不利于油气保存 。并且初步总结了一套比 较系统的油气保存条件的水文地质地球化学综合判别指标体系 。关键词 :海相地层 ;油气保存条件 ;水文地质 ;水文地球化学沉积盆地的气候 、沉积环境和构造演化决定了地下水的成因和地下水动力场的形成演化 ( 楼章华 等 ,2001) 。在沉积物的沉积埋藏过程中 ,地下水处于埋藏的内循环系统的相对封闭的环境里 ,由于水- 岩反应等 ,地

3、下水的化学性质发生变化 ,通常矿化地球化学的发展奠定了基础 。因此 ,研究沉积盆地水文地质 、水文地球化学对加深含油气沉积盆地地 质规律的认识具有重要的意义 。1含油气沉积盆地地下水动力场的基本特征理想的沉积盆地地下水动力场模式含油气沉积盆地地下水动力场的理想模式可以度 、Cl - 、Na + 和盐化系数 Cl - / ( CO2 -+ H CO - ) 增33加 ; H CO - 、SO2 - 、变 质 系 数 ( r Na + / r Cl - ) 、脱 硫 系1 . 13 4数 r SO2 -100/ ( r SO2 -+ r Cl ) 降 低 ( 楼 章 华 等 ,44归纳为两种 ,即

4、对称型和不对称型 ( 图 1) 。含油气沉积盆地地下水动力单元大致可以划分为 : 泥岩 压实离心流 ( Chia relli , 1978 ; Ga r ve n , 1989 ; Ya hiet al . , 2001 ; 杨绪充 , 1989) , 大气水下渗向心流( To t h ,1987 ;杨绪充 ,1989) 、(层间) 越流 、越流2蒸 发泄水 ( To t h ,1987) 和 滞流 (杨绪充 ,1989) 4 种类 型 (楼章华等 ,2001) 。1 . 2 沉积盆地演化过程中的水文地质旋回性沉积盆地的水文地质特征具有旋回性 (程汝楠 ,1991) ,一个水文地质旋回可分为两

5、个阶段 ,即沉积 水文地质阶段和渗入水文地质阶段 。前者包括从区 域沉降和水侵开始 ,并发生沉积作用和埋藏沉积水 的整个时期 ;后者是当区 域隆起 、水退 、含水岩石遭 受剥蚀并发生大气水的渗入形成渗入水的整个时期1998) 。构造运动则在两个方面对地下水性质进行改造 ,一方面由于抬升剥蚀作用和沉积间断 ,古淋滤 大气水沿风化剥蚀面大量渗入淡化 ,从而改变地下水的化学性质 ;另一方面由于断层作用形成破碎带 ,特别是长期活动的同生断层为地表水向下渗入提供 通道 ,使之向更深部位交换而发生地下水的淡化作用 (刘方槐等 ,1991) 。在含油气沉积盆地的形成演 化过程中 ,地下水是油气生成 、运移

6、、聚集的动力和载体 ,沉积体系中的烃源岩和油气总是与地下水相 伴生 (汪蕴璞等 ,1995) 。地下水动力场的分布特征在油气运移和聚集过程中起着重要的作用 (李明诚 ,2001 ;楼章华等 ,1998) ,地下水水文地球化学特征对 油气的聚集 、分布有着重要 的指 示 作用 ( 刘 崇 禧 ,1989 ;马永生等 ,2006) ,从而为油气田水文地质注 :本文为石油天然气成藏机理教育部重点实验室开放基金 ( 编号 2006201) 、国家“973”项目 ( 编号 2005 CB422107) 资助成果 。收稿日期 : 2007204230 ;改回日期 :2007207224 ;责任编辑 : 周

7、健 。作者简介 : 楼章华 ,男 ,1963 年生 。教授 ,博士生导师 。主要从事含油气沉积盆地地下流体化学 、流体动力学方面的研究工作 。通讯地址 :310028 ,浙江大学西溪校区海洋系 ;电话 :0571 - 88273652 ; Email :iw r zj u . edu . cn 。388地质学 报2008 年图 2 沉积盆地水文地质旋回模式(据楼章华等 ,2001 修改)Fig. 2 Sketch map sho wing p alaeo hydro geolo gical cycle s in sediment ar y ba sins ( mo d

8、ified f ro m Lo u Zhanghua et al . ,2001)(a) 沉积埋藏压实离心流阶段 ; ( b) 抬升剥蚀大气水下渗向心流 阶段 ; 1 地下水流动方向 ;2 蒸发浓缩作用( a ) St age of cent rif ugal flo w driven by sedi ment co mpactio n ;( b) st age of cent rip et al flo w ca u sed by topo grap hic relief ; 1 flo wi ng di rectio n of under gro und wat er ; 2 co nce

9、nt ratio nby evapo ratio n1 . 4 沉积盆地地下水动力场的演化规律根据含油气盆地地下水的能量特征 、流动特征 、 压力特征及水势面特征等将盆地按地下水动力环境划分为压实流盆地 、重力流盆地 、滞流盆地 3 种类型(图 3) 。三者之间存在具过渡性特征的叠合盆地 , 即压实流2重力流叠合盆地和重力流2滞流叠合盆地 (杨绪充 ,1989) 。地下水动力场在沉积盆地的初始阶段往往是压 实流盆地 。泥岩压实 、沉积埋藏水和成岩水被大量挤 出 ,进入渗透层中形成泥岩压实离心流 。大气水下渗 向心流影响范围小 ,时间短 。随着时间的推移 ,压实 作用趋于结束和构造抬升剥蚀作用导

10、致的地形差加大 ,泥岩压实离心流范围缩小 、消失 ,大气水下渗向心 流的影响强度增加 ,范围扩大 。这时地下水的流动主 要受重力的控制 ,盆地中普遍发育与重力相适应的流 体动压系统 ,盆地进入中年期 。重力流盆地的进一步 演化可以导致地下能量的枯竭和流体动压系统的消失 ,地下水停止流动 。但是 ,典型的纯粹的滞流盆地 实属罕见 (杨绪充 ,1989) 。盆地的不同地区往往有不 同的地下水动力特征 ,水动力场出现明显的分割性 , 使得众多的含油气沉积盆地成为叠合盆地 。图 1 理想沉积盆地地下水动力场模型(据楼章华等 ,2001)Fig. 1 Theo retical mo del s of h

11、ydro dynamic field in sedimenta r y ba sins (af ter Lo u Zhanghua et al . , 2001)对称型 ; 不对称型 ( 松辽盆地型) ; A 泥岩压实离心流 ;B 越流泄水 ; C 大气水下渗向心流 ;D 越流2蒸发泄水 Symmet rical t ype s ; a symmet rical t yp es ( So ngliao ba si n ) ; A flo w driven by sedi ment co mp actio n , wit h t he cha ract eri stics of cent rif

12、 ugal flo w ; B cro ss2fo r matio nal flo w ; C flo w driven by topo grap hic relief , wit h t he cha ract eri stics ofcent ripet al flo w ; D cro ss2fo r matio nal flo w wit h evapo ratio n(图 2) 。图 2a 为沉积埋藏压实排水形成的压实水离 心流阶段 ;图 2b 为抬升剥蚀导致的大气水下渗向心 流阶段 (楼章华等 ,2001) 。古水文地质条件及其演变进程对油气运移和油气远景评价具有重大意义 。1 .

13、 3 控制沉积盆地水动力场形成演化的因素区域大地构造背景决定了沉积盆地的发展与演 化 。含油气沉积盆地水动力场的形成 、演化是沉积盆地演化在孔隙流体中的综合反映 ,它直接受盆地气候 、 地貌 、水文网 、沉积环境 、构造性质及其演化史的控制 。水文网 :水文网控制了盆地的汇水系统 、大气水 下渗区 、径流区和排泄区 。在盆地形成到消亡过程中水文网的基本特征通常与盆地的基底结构 、沉积环境 、气候有关 。沉积史 : 盆地沉积史决定了沉积相带和不同岩 性地层单元在空间上的组合关系 。水下沉积的泥岩 具有高孔隙度和高含孔隙水的特点 ,是控制压实水 离心流形成 、分布的关键因素之一 。盆地边缘的冲 积

14、 河流沉积体系通常是大气水下渗补给区 。构造史 : 盆地的基底构造特征也控制了河流水系 、沉积相带的展布 ;也决定了地层之间的接触关系 及水文地质旋回压实水离心流阶段和大气水下渗向 心流阶段的交替组合 。2水文地质垂直分带与油气保存条件地下水与地表水存在或多或少的联系 。通常越第 3 期楼章华等 :中国海相地层水文地质地球化学与油气保存条件研究389图 3 沉积盆地水动力场演化与分类 (据杨绪充 ,1989)Fig. 3 Type s a nd evol utio n of hydro dynamic field in sediment ar y ba sins (af t er Ya ng

15、Xucho ng ,1989)靠近地表 ,与地表水联系也就越密切 ;埋藏越深 ,和地表水联系越差 。因此 ,我们可以根据两者相互联系的 程度 ,在纵向上划分为 3 个不同的区带 ,即 :自由交替 带 、交替阻滞带和交替停止带 (刘方槐等 ,1991) 。在自由交替带内 ,可能由于含水层完全暴露在 地表 ,或含水层位于局部侵蚀基准面以上 ,或含水层 虽然位于局部侵蚀基准面以下 ,但其本身有良好的渗透性 ,且供 、泄水区距离较近 ,高差较大 ,使得地表 水与地下水基本自由沟通 ,水力和水化学基本一致 或差异较小 。地下水的化学性质与地表水相似 ,矿化度较低 ,多数属 Na2 SO4 型水 ,属于活

16、跃的开启的 氧化环境 ,油气藏往往由于缺乏保存条件而破坏 。交替停止带则因埋深相对较大 、上覆岩层透水性能差而与地面隔离 ,地表水难以渗入 。含水层也 没有直接的泄水区 ,地下水的泄水方式主要是缓慢 的地层 压 实 离 心 流 。地 下 水 的 矿 化 度 高 , 通 常 属Ca Cl2 型水 ,少数也可受岩性影响出现其他水型 ,从 而成为有利于油气藏保存的封闭环境 。交替阻滞带则介于自由交替带和交替停止带之间 ,为它们之间的过渡带 。交替阻滞带的上部通常 为 Na2 SO4 型水 ,下部为 Ca Cl2 、M gCl2 水型 。在还原条件下 ,由于生物化学作用 ,硫酸盐可以被还原而出现 Na

17、 H CO3 水型 (刘方槐等 ,1991) 。在该带的下部 具备一定的油气保存条件 。总的说来 ,水文地质开启程度在垂直剖面上随 着深度的增加而减弱 。交替停滞带是不受地表水影 响的水文地质带 ,有利于油气保存 。自由交替带受地表 水 强 烈 影 响 , 长 期 冲 刷 、氧 化 不 利 于 油 气 保 存 。3海相油气田水文地球化学基本特征塔河奥陶系油田 、四川盆地海相油气田 、鄂尔多斯盆地下古生界气田是我国典型的海相油气田 ,并且勘探程度较高 ,积累了丰富的地质 、地层测试 、地 下水化学分析等资料和石油天然气综合研究成果 。我们试图通过深入研究这些海相典型油气田的水文地球化学性质 ,总

18、结地下水化学参数与油气保存条 件之间的关系 。3 . 1四川盆地海相油气田水文地球化学基本特征四川盆地自震旦系至三叠系基本上是一套海相 地层油气田地下水 ( 表 1) ,其中震旦系和三叠系气 田是受膏盐层扩散影响的油气田地下水 ,二叠系为 海陆交互相油气田地下水类型 。水化学性质 ,水型按苏林分类以单一的 Ca Cl2 型为主 ,其次为 M gCl2 、Na2 SO4 。矿化度变 化幅 度 较小 , 其 值一 般 为 35 . 5+2 +296 . 5 g/ L 。常 量 组 分 浓 度 ( 诸 如 Na 、Ca、Cl 、H CO3 ) 均比海洋水的高 ,但 M g却低于海洋-2 +2 -浓

19、度 低 。变 质 系 数 ( r Na /+水浓度 2 9 倍 , SO4% )2 -r Cl0 . 670 . 98 ,少数大于 1 . 0 ; 脱硫系数 r SO42 -100/ ( r SO4+ r Cl) 0 . 0229 . 59 。微量组分均高于 海 洋 水 微 量 组 成 的 浓 度 值 , 最 高 可 达6 0 0 倍 以 上 。如 , 碘 含 量 为 3 6 5 mg / L , 溴 含 量 为201809 mg/ L ,硼含量为 01112 mg/ L 。3 . 2塔里木盆地奥陶系油气田水文地球化学性质塔河油田奥陶系古岩溶油藏地下水化学数据见 表 2 。从该表可知 ,该区油

20、气藏地下水均属高矿化度的 Ca Cl2 型水 ,而 Ca Cl2 水型区以中性或偏酸性弱 还 原环境为主 ,表明油气藏处于一个相对较封闭的390地 质 学 报2008 年表 1 四川盆地海相地层地下水化学分析数据( 据中国石油地质志第十卷 , 1989)Table 1 Hydrochemical data of groundwater in marine reservoirs of Sichuan basin( f rom the Petroleum Geology of China ( No. 10) , 1989)21b地下水动力环境 ,同时说明在海西运动以前入侵的地表大气水已经在海西晚期

21、 喜马拉雅期的沉积埋 藏过程中被沉积埋藏水驱替或部分驱替 。塔北地区 ,纵向上的矿化度为反向水化学剖面 特征 ,且具有多旋回性 。从钻井测试资料来看 ,塔里木盆地地下水矿化度 ,在第三系中为最高 ,达到 100320 g/ L , 向下逐渐降低 。到白垩系降为 100 g/ L 。到侏罗系上部又达到 200 g/ L ,至侏罗系中下部又降为 140 g/ L 。三叠系矿化度多为 120 220 g/L 。二叠系又降至 80 100 g/ L 。到石炭系上部又 上升到 220 g/ L 以上 ,石炭系下部降到 60120 g/L 。泥盆系 、志留系同石炭系下部相似 。奥陶 系 上 部 200 g

22、/ L ,下部 80120 g/ L ,到寒武系又升到 100200 g/ L 以上 。从塔里木盆地地下水化学的垂直 分带中 ,我们也可以发现 ,奥陶系油田水与地表水不仅没有水力学方面的联系 ,而且在海西晚期 ,油气已 经开始运移 、聚集 ,加里东期 海西期下渗的地表大气水被沉积埋藏水驱替 。在越流 蒸发过程中 ,地 下水浓缩变质 。3 . 3 鄂尔多斯中部奥陶系气田水文地球化学性质鄂尔多斯盆地中部气田位于中央古隆起的东北侧 ,可供勘探的面积大于 20000 k m2 。该聚集区以 奥陶系顶部风化壳储层 ,石炭系 二叠系煤成气与 奥陶系油型裂解气混源为主要特征 。中部气田属古 潜山气藏 ,与塔

23、河奥陶系油气藏类似 ,在奥陶纪后 , 由于加里东构造运动的区域上升遭受剥蚀作用 ,导 致在盆地中形成了大面积的古风化壳 。在古风化壳 的形成过程中 ,奥陶系地下水被下渗大气水交替淡 化 ,地表大气水占据了奥陶系储层的主要缝洞系统 。中石炭世全区沉降 ,进入了晚古生代海陆过渡发展阶段 ,沉积了一套海陆过渡相的含煤碎屑岩建造 ,厚800 1500 m ; 三叠纪以来盆地进入大型内陆坳陷 发育阶段 , 沉积了厚 3000 4000 m 的中生代湖泊河流相沉积 ;新生代盆地周边发生裂陷 ,形成若干地堑 ,呈现今日面貌 。自中石炭世开始的沉积埋藏过 程中 ,奥陶系及其以 下 地层 和部 分 石炭 系 ,

24、 压实 排水 ,有机质热演化生烃 ,天然气伴随压实排出水进入奥陶系古岩溶储层 ,天然气在古岩溶储层中聚集成 藏 ,沉积埋藏水驱替或部分驱替了加里东运动期间 下渗的大气水 ,地下水在流动和越流过程中浓缩 、变质 、脱硫和盐化 (表 2) 。4封存大气水与油气保存条件的关系汪蕴璞 (1980 ,1982) 在研究四川盆地西南地区三叠系卤水形成问题时 ,曾提出水文地质期的概念 。随着地壳升降运动的交替进行 ,在地史过程中可相 应产生水文地质旋回 。如果第一沉积作用水文地质期形成的含水层 ,在第一淋滤作用水文地质期遭受 剥蚀而暴露于当时的地表 ,接受大气水的淋滤淡化 作用 ;在第二沉积作用水文地质期

25、,当后者的沉积厚 度超过上一期的剥蚀厚度时 ,由于上覆沉积加厚 ,地 静压力增加 ,该含水层上下的泥质地层进一步压实 , 其中的沉积埋藏水必然会继续挤入含水层 。地层压实排出水逐渐驱替淋滤作用下渗的大气水 。这一过程 ,可以一直延续到很深 ,直到粘土层不再被压实时 为止 。因此 ,第一沉积作用水文地质期含水层中沉积水的形成时期 ,不应于第一沉积作用水文地质期结 束 ,它可以延续到随后的第若干个沉积作用水文层 位矿化度 ( g/ L )Cl - 含量 ( mg/ L )r Na/ r Clr SO4 102 / ( r SO4 + r Cl - )水 型T h4T h2T rTc4十5Tc3Tc

26、2Tcl T f P2P2 + 3C22 + 3Z2151 . 15198 . 74204 . 93296 . 49194 . 79293 . 1020 . 53271 . 8035 . 48104 . 7732 . 2393 . 7822 . 4387 . 6038 . 7363 . 7239 . 2563 . 2421 . 5075 . 9744 . 6991 . 4992 . 5896 . 5764 . 2881 . 339320212141012594918246212062217941879961645041808762118 l751254250134775231017143271

27、552117637029118174600919893547645480l5923337985488050 . 700 . 750 . 650 . 770 . 680 . 830 . 881 . 240 . 860 . 970 . 850 . 980 . 800 . 950 . 850 . 920 . 870 . 920 . 900 . 960 . 750 . 850 . 850 . 890 . 92000 . 160 . 370 . 4829 . 590 . 2214 . 232 . 1316 . 670 . 7916 . 070 . 401 . 340 . 043 . 860 . 081

28、. 250 . 020 . 190 . 402 . 760Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2 Na 2 SO 4CaCl 2 MgCl 2CaCl 2 MgCl 2Ca Cl 2 MgC1 2Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2第 3 期楼章华等 :中国海相地层水文地质地球化学与油气保存条件研究391表 2 中国海相油气田储层地层水化学特征参数统计表Hydrochemical para meters of groundwater in marine reservoirs of ChinaTa ble 2地质期 。其中也包括若

29、干次古渗入大气水的影响 。被保留在储层中的古大气水被称为封存大气水 。 从已经发现海相油气田的鄂尔多斯盆地奥陶系 、塔里木盆地奥陶系来看 ,奥陶系都经历了长期 、强烈的抬升剥蚀间断 ,均发育了厚度 300 m 左右的 古岩溶储层 ,至少在探明的古岩溶储层油气区 ,原始 沉积埋藏水均曾被下渗大气水驱替 。但是 ,在后期 的沉积埋藏过程中 ,下古生界的沉积埋藏水伴随着 离心流驱替了分别在加里东运动 、海西运动 、印支运动期间下渗的大气水 ,沉积埋藏水在离心流的驱替 过程中越流 - 蒸发浓缩 。一方面 ,这一过程基本决 定了塔河油田奥陶系储层油田 水主 要为 沉积 埋 藏 水 ;另一方面 ,在沉积埋

30、藏水离心流的驱替过程中 , 油气伴随着离心流运移 、聚集 。由此可见 ,反映高矿化度 、高 Na + 、Cl - 离子浓度特点的沉积埋藏水 , 不 仅是油气保存条件的重要指标 ,也是评价曾经发生 过一定规模油气生成 、运移 、聚集 、保存的重要指标 。我们从水文地质旋回的特点来分析 ,可以初步 取得这样的认识 :沉积埋藏阶段是油气生成运移 、聚集的主要时期 ;抬升剥蚀时期是油气运移调整 、大气水下渗 、油气藏破坏的时期 。因此 ,油气藏保存条件 的破坏作用可能主要发生在抬升剥蚀时期 。在地质 演化过程中 ,抬升剥蚀时期水文地质的最大特点是地层剥蚀 、压实排水作用停止 、大气水下渗淡化 ,沉 积

31、埋藏水被大气水驱替 、淡化 。在此后的地质演化 过程中 ,只有当盆地基底再次沉降接受沉积 ,并且沉 积厚度超过前期的剥蚀厚度 ,使得储层上下的泥质 岩再次被压实 、排水 ,同时进入二次生烃 ,排出的沉积埋藏水形成压实排水离心流 ,驱替或部分驱替前 期下渗的大气水 ,驱替程度取决于压实强度 、排出水 的数量 , 生成的油气也伴随离心流运移 、聚集 。显 然 ,如果沉降沉积的厚度不能超过前期的剥蚀厚度 , 不整合面下的储层就不可能得到其相邻层段泥岩压实排出水的补给 ,抬升剥蚀阶段形成的下渗大气水 也就不能被沉积埋藏水驱替 ,储层里的地下水保留 了 (古) 大气水或受 (古) 大气水严重影响的水文地

32、球 化学特征 。这种情况同时还说明不整合面下的有机 质没有进入二次生烃 。因此 ,不整合面附近的封存地区地层样品数矿化度 ( mg/ L )Cl - ( mg/ L )脱硫系数最小最大平均最小最大平均最小最大平均威远气田 川西坳陷 川东地区石炭系 塔河油田Z T3CO1026222663352212208349133508848501748001431002487577304669381570172019535243710436815529237983126108033943361418381243050 . 000 . 010 . 054 . 595 . 161 . 360 . 390 .

33、940 . 28塔里木盆地O SC710146223271289375961659042116141235111019611044558182983183130785740543788042456217085870862950485400 . 271 . 110 . 848 . 194 . 115 . 892 . 662 . 012 . 79鄂尔多斯盆地O m5121164212762791180051774308056751060 . 004 . 331 . 38建南气田C P2 c h T1 jT1 f86128267921895421447918351730605428972291631

34、79123401831067628945575125108355338877136296118521050964 . 291023159 . 20251496401355937431670 . 000 . 010 . 070 . 0012 . 2116 . 8343 . 9260 . 440 . 390 . 623 . 043 . 16地区地层样品数盐化系数变质系数水型最小最大平均最小最大平均威远气田 川西坳陷 川东地区石炭系 塔河油田Z T3CO1026222624 . 3663 . 6499 . 962025 . 7050 . 02653 . 240 . 610 . 360 . 010 .

35、 180 . 971 . 080 . 970 . 900 . 880 . 810 . 640 . 73Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2塔里木盆地O SC7101457 . 4850 . 5441 . 99518 . 8513480595 . 27250 . 132762 . 10222 . 790 . 410 . 340 . 660 . 860 . 890 . 980 . 690 . 740 . 83Ca Cl 2鄂尔多斯盆地O m512154 . 022084 . 20197 . 650 . 020 . 940 . 19Ca Cl 2建南气田C P2 c h T1 j

36、T1 f8612826793 . 220 . 271 . 030 . 04250 . 83133 . 36480 . 6184365 . 0337 . 1940 . 0462 . 750 . 330 . 070 . 140 . 000 . 993 . 710 . 900 . 910 . 740 . 750 . 390 . 59Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2392地 质 学 报2008 年表 3 十万大山盆地万参 1 井 、明 1 井水化学特征统计表Ta ble 3 Hydrochemical para meters of marine reservoir water

37、in wells Wancan21 and Ming21 , Shi wandashan basin3大气水应该可以被认为是油气藏被破坏和保存条件差的标志 ;也是有机质尚未进入二次生烃 ,封存大气 水形成以后尚未发生过一定规模油气生成 、运移 、聚集 、保存的重要指标 。万参 1 井 、明 1 井的地下水化学性质具低矿化 度 ,低离子浓度的特点 (表 3) ,比海水的平均成分低得多 。因此 ,万参 1 井 、明 1 井的地下水是封存大气 水 。在印支运动 、燕山运动和喜马拉雅运动时期 ,盆 地北部边缘和东部的大部分地区长期处于大气水下 渗向心流的局部水动力单元背景中 。万参 1 井 、明1 井

38、不同时代地层中的孔隙水被下渗大气水交替淡化 。继承性的大气水下渗淡化作用 ,使得地下水的 矿化度 、离子浓度低 ,脱硫系数大 、盐化系数小 ,且后 两者与温泉水 、明江水和第四系潜水的类似 。5 扬子北缘海相地层地下水文地球化 学与油气保存条件5 . 1 川东 、鄂西渝东及湘鄂西区块川东 - 鄂西渝东 - 湘鄂西地区地下水化学特征 总结于表 4 中 。川东地区石炭系地下水矿化度一般为 36103g/ L ,变质系 数 ( r Na + / r Cl - ) 0 . 01 1 . 0 , 变 化 范 围 大 ,高陡构造的局部高部位受到间断性下渗大气水的淡化作用影响 。川东地区二叠系长兴组地下水以

39、Ca Cl2 型水 为 主 , 矿 化 度 变 化 范 围 为 17 56 g/ L 。 茅口组 、栖霞组地下水水型主要为 Ca Cl2 型 ,但盆地边缘 ,如中梁山 、观音峡 、六合场 、石油沟等构造是Na H CO3 型 水 , 南 温 泉 、东 溪 构 造 、铁 山 背 斜 也 有Na2 SO4 型水 。矿化度一般是 14 66 g/ L 。在盆地 内华蓥山断裂南端和重庆附近也各存在一个矿化度小于 20 g/ L 的低值区 。 三叠系在华蓥山以西保存比较完整且深埋地腹 ,往川东 、鄂西渝东 、湘鄂西等地只在向斜区呈零 星分布 ,甚至剥蚀殆尽 。鄂西渝东地区三叠系地下水的水文地球化学特征与

40、川东地区的相比 ,矿化度有所降低 ,变质系数增大 ,大气水沿着构造高部位下 渗的强度增强 。当地表出露中侏罗统沙溪庙组以上地层时 ,自由交替带一般在下侏罗统珍珠冲组以上 ;当地表出露中 、上三叠统时 ,自由交替带一般在嘉陵 江组以上 ,而当出露嘉陵江组时 ,自由交替带可至飞仙关组 ,渗入水可影响至 3000 m 。大型断层发育带 也影响其邻近地区的水文地质条件 ,盐井 、卷店等构造位于齐岳山高断褶带西翼 ,地表虽出露中侏罗统 沙溪庙组 ,但盐井构造飞仙关组及珍珠组矿化度仅16 g/ L ,Na2 SO4 型水 。卷店构造从嘉陵江组到下 二叠统栖霞组地下水均为 Na2 SO4 型 ,矿化度小于

41、3g/ L ,地下自由水交替带可能大于 3000 m ,其原因与齐岳山断裂带供水区沟通有关 (刘方槐等 ,1991) 。 在方斗山复背斜以西 、石柱复向斜地区 ,上古生界 - 中生界地层覆盖面积大 ,目的层埋藏深 ,水文地 质开启程度低 , 中 、古生 界 地下 水以 沉积 埋 藏水 为主 ,只有背斜轴部的局部地区大气水沿断裂带和剥蚀露头区下渗 。湘鄂西地区已钻井资料显示 ,古生 界地下水以封存大气水为主 ,地下水化学开启程度大 ,可深达 3739 m ( 洗 1 井) ,整体地下水化学环境 开启性较强 ,水文地质交替停止带深度较大 。因此 ,对于上古生界来说 ,齐岳山背斜以西包括 川东褶皱带

42、 ,大面积被侏罗系 三叠系巴东组地层 覆盖 。仅局部地区出露下三叠统地层 ,该区域对于上组合已构成良好的区域盖层 。并经钻探证实为有利的油气保存区带 ,并且建南已找到初具规模的气 田 。方西第二排潜伏构造及其以西的川东地区具有 良好的油气保存条件 ,石柱复向斜中南部具有较好的油气保存条件 ,而方斗山 、齐岳山高陡背斜由于核部出露二叠系 ,保存条件较差 ,湘鄂西地区的上古生 界普遍出露地表或剥蚀殆尽 ,油气保存条件差 。对于下古生界 ,石柱复向斜 、方西第一排潜伏构 造及其以西的川东地区具有良好的油气保存条件 ;化学性质万参 1 井万参 1 井万参 1 井明 1 井明 1 井10591090 (

43、 m)16951722 ( m)17811832 ( m)933948 ( m)1099 . 21108 . 2 ( m)K + + Na + ( mg/ L )66 . 3164 . 53128 . 59483 . 14435 . 95Cl - ( mg/ L ) HCO - ( mg/ L )变质系数脱硫系数 盐化系数矿化度 ( mg/ L )23 . 781408 . 784 . 2963 . 560 . 021872 . 8633 . 011052 . 633 . 0137 . 200 . 031436 . 2542 . 45612 . 644 . 6635 . 350 . 07914

44、 . 0099 . 88904 . 907 . 4434 . 910 . 101634 . 25249 . 91501 . 592 . 6830 . 070 . 441373 . 35第 3 期楼章华等 :中国海相地层水文地质地球化学与油气保存条件研究393表 4 鄂西渝东 、湘鄂西及邻区水化学数据对比表Correlation of hydrochemical characteristics in western Hubei and eastern Chongqing , western Hunan and western Hubei and nearby areasTable 4111111

45、122Na HCO1211都2鹤峰背斜带及中央背斜带 ,由于志留系区域盖层剥蚀殆尽 ,保存条件差 。5 . 2江汉盆地中 、古生界地下水为江汉盆地相对高矿化水 (表5) ,矿化度通常大于 20 g/ L ,最高者为 5161 g/ L ,方斗山 、齐岳山高陡背斜由于核部出露二叠系 ,但存在志留系和寒武系盖层的封盖作用 ,油气保存条件 较好 ;湘鄂西地区志留系连片分布的花果坪复向斜 和桑植2石门复向斜中部可能存在地腹圈闭 ,可能存在局部的残存油 气保 存 条件 , 但 总体 相 对较 差 ; 宜构造井 号层 位水化学性质水文地质垂直分带矿化度 ( g/ L )变质系数脱硫系数水型宣汉 - 达县普

46、光毛坝 2 ( 4)毛坝 2T f 3Tc277 . 10065 . 5001 . 3501 . 07011 . 25011 . 140Na 2 SO 4Na 2 SO 4交替停止带万县复向斜大池干池 1 池 9 池 7P1 qC23111 . 13061 . 310346 . 3900 . 8500 . 7300 . 5700 . 0340 . 009Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2方斗山翼部洋渡溪 马鞍槽洋渡 1马鞍 1T1 f 3C266 . 840134 . 8000 . 9400 . 8100 . 0230 . 220Ca Cl 2Ca Cl 2茨竹垭茨 ( 竹) 1T1

47、f 3 - 1C267 . 410124 . 6304 . 9200 . 77066 . 9690 . 045Na 2 SO 4Ca Cl 2石柱复向斜建南建 13J 117 . 4001 . 0400 . 740Na 2 SO 4交替停止带建 24T3 x5 - 6T3 x5 - 2T3 x4 - 2133 . 970126 . 920146 . 4600 . 6500 . 7200 . 7100 . 1760 . 0140 . 000Ca Cl 2Ca Cl 2Ca Cl 2建 3T1 j 1T1 j 1112 . 670142 . 9870 . 9900 . 9953 . 4102 .

48、789Ca Cl 2MgCl 2建 31T1 f 3P2 c h133 . 135144 . 5110 . 9180 . 9220 . 3920 . 206Ca Cl 2Ca Cl 2建 13C261 . 7680 . 4050 . 056Ca Cl 2龙驹坝龙 1 井 龙 4 井T1 d3P1 q - C211 . 170130 . 4601 . 3890 . 70048 . 9380 . 020Na 2 SO 4Ca Cl 2交替阻滞带 交替停止带齐岳山背斜卷店卷 1 井T1 j 2T1 d3P2 c hP1 q - P1 m1 . 9621 . 4342 . 7412 . 6065 .

49、6305 . 5821 . 4671 . 69097 . 76088 . 93732 . 65148 . 181Na 2 SO 4Na 2 SO 4Na 2 SO 4Na 2 SO 4自由交替带盐井盐 1 井J 1 z1 . 6453 . 30641 . 755Na HCO3自由交替带T1 d32 . 42810 . 87686 . 468Na HCO3交替阻滞带P2 c h8 . 7910 . 93413 . 941Ca Cl 2C8 . 3500 . 6691 . 701Ca Cl 2湘鄂西中央背斜带茶 11O1 - 332 . 70131 . 900Na 2 SO 4自由交替带鄂参 1

50、果 1 李 2Z21126 . 7683 . 3633 . 7823 . 7803 . 5403 . 75060 . 32099 . 24075 . 040Na HCO3Na 2 SO 4Na 2 SO 4花果坪复向斜河 2S1O1 - 31 . 7991 . 23439 . 5409 . 91010 . 87095 . 360Na HCO3Na 2 SO 4洗 138 . 8754 . 09071 . 490Na HCO3宜都 - 鹤 峰背斜带宜 32Z27 . 6037 . 6332 . 0802 . 17069 . 35069 . 860Na 2 SO 4Na 2 SO 4宜 4 茅 3 茅 32 咸 1Z21Z138 . 1861 . 2161 . 0162 . 1302 . 2905 . 1004 . 70025 . 57068 . 49021 . 20098 . 660Na 2 SO 43Na HCO3Na 2 SO 4大 1244 . 8425 . 1422 . 3202 . 15080 . 06079 . 230Na 2 SO 3Na 2 SO 4394地 质 学 报2008 年表 5 江汉盆地地下水水化学特征参数表Table 5 Hydrochemical parameters of groun