中二叠统茅口组是四川盆地天然气勘探开发的重要层系，近年来，多口钻井在川中地区获得高产工业气流，已提交地质储量上千亿立方米，展现了良好的勘探开发前景^[1-6]。前人针对川中地区茅口组沉积相类型及展布、储层特征及控制因素等进行了大量研究^[7-14]，但关于该区地层水的研究较为薄弱，部分钻井(如MX147井、MX149井)测试产地层水，部分初期测试产纯气的钻井(如JT1井、NC1井)在二次完井或后续投产过程中见水，显示出较复杂的气水关系，勘探重点和难点向综合性的气藏特征和气水关系聚焦。受钻井、试气过程中大量工作液影响，地层水来源、成因演化及分布特征尚不清晰，制约着茅口组规模增储、效益上产的勘探开发进程。

地层水是油气运移、聚集的载体，可为油气运聚提供驱动力，与油气之间存在经常性的物质成分交换。前人对地层水特征与油气藏的关系做了大量研究，在地层水化学特征与同位素构成^[15-18]、地层水平面分区纵向分带规律^[19-21]、地层水来源及演化^[22-24]、地层水对储层的影响及其对油气成藏的指示意义^[25-29]等方面取得了丰硕的成果，地层水水型、总矿化度、离子比例系数、同位素等指标是判识地层水化学环境的重要依据，可以间接反映油气藏的封闭与保存条件。本文综合利用川中地区茅口组的实验测试资料、钻井资料、测井资料、地震资料及生产动态数据，建立了地层水原始数据筛选标准，在数据筛选的基础上剖析总矿化度、离子组成、离子比例系数等地层水化学特征，并开展同位素分析明确地层水来源，利用海水蒸发轨迹线探讨地层水的成因演化，进而阐明气水分布模式，以期进一步指导川中地区茅口组有利勘探区带评价，为加快茅口组天然气勘探开发进程、寻求规模增储上产接替领域提供理论支撑。

川中地区茅口组的勘探主要集中在合川—龙女寺—南充—八角场一带，构造上处于川中古隆起中斜平缓带和川北古中坳陷低缓带交界处，构造幅度较低，总体为南浅北深的低缓斜坡，普遍发育规模不一的走滑断层(图 1a)。茅口组储层主要位于茅二段，发育在台缘滩、台内滩沉积微相中，经历了胶结、溶蚀、白云石化等一系列成岩作用，次生孔隙发育^[30-31]。茅二段气藏主要烃源岩为中二叠统茅口组石灰岩及下寒武统筇竹寺组，区内走滑断层可作为沟通烃源岩和储层的高效输导体系，上二叠统龙潭组致密泥页岩、下三叠统飞仙关组—嘉陵江组致密碳酸盐岩、膏盐岩等沉积厚度大、分布广，区域盖层发育良好(图 1b)。

图 1

图 1 研究区取样井分布图(a)及重要层位生储盖组合综合柱状图(b) Fig. 1 Location of sampling wells (a) and comprehensive column of source rock–reservoir–cap rock assemblage (b) in the study area

从2021年开始，川中地区茅口组13口井陆续开展试采工作。其中，合川—龙女寺地区共有11口试采井，累计产气14.61×10⁸m³，生产稳定且不产地层水，单井日产液低于5m³，水气比低于0.20m³/10⁴m³，产出液总矿化度低于10g/L，表现出凝析水特征；南充—八角场地区共有2口试采井，累计产气2.46×10⁸m³，单井日产液高于30m³，水气比高于0.50m³/10⁴m³，产出液总矿化度大于35g/L，表现出地层水特征，目前水侵无进一步扩大，水体能量整体不强，生产稳定。

川中地区茅口组埋深基本均超过4500m，是典型的超深层碳酸盐岩气藏^[32]，钻井过程中常使用多种钻井液平衡地层高压、冷却钻具等以满足工程需要，且碳酸盐岩岩性致密，试气、开发过程中也常需使用酸化液、压裂液等改造储层。返排不彻底的工作液会与地层水混合，导致地层水类型、总矿化度、离子组成等化学特征发生改变，采用这类地层水数据开展分析往往出现较大偏差。实际工作中须在剔除受凝析水、工作液混入影响的地层水异常数据后，再开展地层水化学特征分析。

综合研究区生产动态特征及前人对不同地区地层水数据处理的经验^{[24, 27, 33]}，分析川中地区21口井的562组地层水数据，结果表明其广泛受到钻井液、压裂液、残酸等影响，建立川中地区茅口组地层水原始数据筛选标准(表 1)，共筛选出2口井的51组有效数据开展研究。

表 1

表 1 川中地区茅口组地层水数据筛选标准表 Table 1 Data screening standard for formation water in Maokou Formation in central Sichuan Basin 序号 受影响的数据特征 情形说明 筛选标准 1 阴阳离子不平衡 工作液混入会打破正常地层水阴阳离子的平衡状态 阴阳离子误差小于5% 2 总矿化度过低或过高 总矿化度过低可能是凝析水，总矿化度过高可能是受返排不彻底的工作液影响 10g/L＜总矿化度≤200g/L 3 pH值过低或过高 钻井液、压裂液一般呈碱性，使pH值偏高；残酸一般呈酸性，使pH值偏低 5.5≤pH≤7.5 4 K+、Ca2+质量浓度高于Na+，SO42-质量浓度高于Cl- 正常地层水K+和Ca2+大量参与形成不溶于水的次生矿物，其质量浓度远小于Na+，钻井液、压裂液中富含K+、SO42-，而残酸与地层反应可生成大量Ca2+混入地层水 K+质量浓度远小于Na+，Ca2+质量浓度小于Na+一般一个数量级，SO42-质量浓度小于Cl-一般两个数量级 5 OH-、CO32-质量浓度不为零 工作液混入使OH-、CO32-质量浓度不为零 OH-、CO32-质量浓度为零

表 1 川中地区茅口组地层水数据筛选标准表 Table 1 Data screening standard for formation water in Maokou Formation in central Sichuan Basin

按苏林分类^[34]，川中地区茅口组地层水均为CaCl₂型，表明地层封闭性良好，有利于天然气的聚集和保存。pH值分布在5.8~7.3之间，地层水总矿化度分布在38.3~62.0g/L之间，按总矿化度划分标准^[35-36]，属于盐水—卤水的范畴，均高于海水值(35g/L)，是地层水经历长期水岩反应和浓缩变质的结果。研究区地质构造稳定平缓，茅口组主要沉积环境为碳酸盐缓坡—台地的过渡环境，储层物性较好，广泛发育裂缝和溶蚀孔洞，且上覆较厚的区域盖层^{[7-10, 30-31]}，使茅口组地层水在深层内不断循环浓缩，溶解了较多的矿物质，具有较高总矿化度。地层水主要阳离子组成为Na⁺＞Ca²⁺＞K⁺＞Mg²⁺，主要阴离子组成为Cl^-＞HCO₃^-＞SO₄^2-，其中，Na⁺、Cl^-与地层水总矿化度均具有一定的正相关性(图 2)，地层水中Cl^-、Na⁺、Ca²⁺等离子质量浓度相对较高，占主导地位，SO₄^2-质量浓度基本为零，表明地层处于还原环境，发生强烈的脱硫酸作用，这种水化学环境对气藏的形成和保存具有积极作用^[37-41]。

图 2

图 2 研究区地层水离子质量浓度与总矿化度关系图 Fig. 2 Relationship between mass concentration of ions and total salinity of formation water in the study area

JT1井茅口组埋深大于NC1井，但其地层水总矿化度、各离子质量浓度并不总是符合正向浓缩的特征，表现出典型的地层水淡化^[42-44]的现象。JT1井、NC1井SO₄^2-质量浓度均为零，Na⁺、Cl^-、Ca²⁺、Mg²⁺等离子质量浓度随总矿化度变化的趋势大致相近，而HCO₃^-、Ba²⁺等离子质量浓度随矿化度变化的趋势有明显区别，表明两口井具有相似的水化学环境，导致离子特征差异的主要原因可能是水岩反应类型、混合作用强度及阳离子交替吸附程度等。

地层水的离子比例系数蕴含着丰富的地质信息，是反映地层封存条件、水岩反应程度的重要指标，可以一定程度地指示地层环境是否有利于油气聚集成藏^{[28-29, 45-46]}。离子比例系数受多重地质因素影响，须综合使用多个系数才能较为客观地反映地层水所处的水动力环境。本文采用钠氯系数、脱硫酸系数、变质系数、氯镁系数、盐化系数、镁钙系数、阳离子交换指数对研究区地层水化学特征及其指示意义进行分析(表 2、图 3)。

表 2

表 2 研究区茅口组地层水离子比例系数统计表 Table 2 Statistics of ion proportional coefficients of formation water in Maokou Formation in the study area 离子比例系数 JT1井 NC1井 最小值 最大值 平均值 样品数 最小值 最大值 平均值 样品数 钠氯系数 0.800 0.970 0.860 28 0.770 0.870 0.820 23 脱硫酸系数 0 0 0 28 0 0 0 23 变质系数 1.770 13.830 8.090 28 5.510 13.660 9.470 23 氯镁系数 29.690 70.280 58.560 28 29.180 68.940 53.100 23 盐化系数 34.460 283.800 75.160 28 36.710 68.940 46.360 23 镁钙系数 0.180 0.320 0.220 28 0.220 0.330 0.250 23 阳离子交换指数 0.012 0.180 0.115 28 0.092 0.201 0.150 23

表 2 研究区茅口组地层水离子比例系数统计表 Table 2 Statistics of ion proportional coefficients of formation water in Maokou Formation in the study area

图 3

图 3 研究区茅口组地层水离子比例系数分布直方图 Fig. 3 Distribution histogram of ion proportional coefficients of formation water in Maokou Formation in the study area

在含油气盆地中，钠氯系数越小，地层的封闭性越好，水岩反应程度越强，越有利于油气保存。一般而言，封闭环境下地层水钠氯系数小于0.85，受大气降水淋滤影响的地层水钠氯系数接近或大于1^{[22, 24, 26-27, 47]}。研究区茅口组地层水的钠氯系数均小于1，绝大部分小于0.85，对比纵向上其他产层典型地层水离子质量浓度^[48]，研究区地层水的变化大致经历了两个阶段，即自须家河组、雷口坡组、嘉陵江组、长兴组至茅口组，离子质量浓度和总矿化度随埋深增加而降低，自茅口组、栖霞组至龙王庙组，离子质量浓度和总矿化度随埋深增加而升高。分析认为，大气淡水淋滤作用是引起茅口组地层水淡化的主要原因之一，研究区储层粒内溶孔和铸模孔发育是其经历了同生期暴露溶蚀作用的直接证据^[8]，整个成岩过程中大气淡水的影响时间较早、持续时间较短，钠氯系数总体处于较低值。其中，JT1井地层水钠氯系数主要分布在0.80~0.90之间，NC1井地层水钠氯系数主要分布在0.77~0.85之间(图 3a)，JT1井的钠氯系数略高于NC1井，可能是由于在成岩过程中，JT1井经历了更强的大气降水淋滤作用。

脱硫酸系数也是反映地层封闭性的常用离子比例系数之一，地层封闭性越好，脱硫酸系数越小，当脱硫酸系数小于1时，反映地层水还原彻底，地层封闭条件好^{[22, 24, 26-27, 47]}。研究区茅口组地层水的脱硫酸系数均为零，脱硫酸作用完全，保存条件好，是油气运聚成藏的有利区。

变质系数主要反映地层水中水岩反应的强度，水岩反应强度越大、时间越长，离子交换作用越彻底，变质系数越大。变质系数的正负可以作为水岩反应强弱、封闭条件好坏的界限指标^{[22, 24, 26-27, 47]}。研究区茅口组地层水的变质系数均大于0(图 3b)，为变质程度较高的埋藏水。

氯镁系数是反映浓缩变质作用和阳离子吸附交换作用的重要参数，一般认为氯镁系数越大，地层封闭性越好、封闭时间越长，地层水浓缩变质程度越高，含气区的氯镁系数一般大于5^[29]。研究区茅口组地层水氯镁系数均大于15(图 3c)，表明地层水的浓缩变质作用强，有利于油气的聚集和保存。

盐化系数常用于指示埋藏浓缩作用的强弱，埋藏浓缩作用越强，盐化系数越大。前人研究表明，盐化系数大于20时，地层的水化学环境处于停滞的状态^{[23, 45]}。研究区茅口组地层水盐化系数均大于20，表明地层的封闭性强，保存条件良好。其中，JT1井地层水的盐化系数分布范围总体大于NC1井，表明JT1井的埋藏浓缩作用更强(图 3d)。

镁钙系数与次生孔隙的发育程度有关，方解石的白云石化作用及其溶解作用能够改善储层的物性，使镁钙系数降低，含气区的镁钙系数一般小于0.3^{[29, 37]}。研究区茅口组地层水镁钙系数绝大多数小于0.3，其中JT1井的镁钙系数总体低于NC1井(图 3e)，综合其钠氯系数略高于NC1井的特征来看，JT1井在成岩过程中经历的大气淋滤作用较强，次生孔隙的发育程度较好。

阳离子交换指数用于表征地层水中阳离子与岩石颗粒表面吸附的阳离子交替置换的强弱程度，当地层水受渗入水影响时，阳离子交换指数小于0.129^{[22, 26]}。研究区绝大多数地层水阳离子交换指数大于0.129，阳离子交替吸附作用广泛存在，JT1井阳离子交换指数小于0.129的占比为57.1%，NC1井占比为26.1%，可能是因为JT1井受渗入水的影响更大(图 3f)。

因此，综合多个离子比例系数特征，分析认为JT1井、NC1井地层水的脱硫酸系数、变质系数、氯镁系数分布差异不大，表明二者均处于强还原环境，封闭性良好，地层水经历了较强的水岩反应，是油气聚集和保存的有利区。JT1井、NC1井地层水的总矿化度、钠氯系数、盐化系数、镁钙系数、阳离子交换指数的差异则表明JT1井可能经历过更强的大气淡水淋滤作用，储层次生孔隙更发育，但在整个成岩过程中大气淡水的影响时间较早、持续时间较短，后期随着埋藏加深，地层水经历的埋藏浓缩作用、水岩反应更强，一定程度反映出二者水体赋存环境存在差异。

地层水有两大基本成因类型，即外生水(包括大气成因水和沉积成因水)和内生水(包括变质成因水、岩浆成因水等)。氢氧同位素组成是分析地层水成因和受水岩反应影响程度的重要手段，其中，氢同位素可以反映地层水来源，氧同位素可以反映水岩反应的程度。不同来源的水体具有其特殊的氢氧同位素分布特征，本文通过武汉上谱分析科技有限责任公司实验室的安捷伦7900电感耦合离子质谱仪(ICP-MS)，对JT1井茅口组地层水氢氧同位素进行分析，从14组实验数据来看，地层水δD为-15.51‰~-10.55‰，平均为-12.95‰，δ¹⁸O为5.32‰~7.73‰，平均为6.52‰。结合地层水氢氧同位素特征图版(图 4)分析，茅口组地层水为典型的沉积成因水，其氢氧同位素分布更靠近海水蒸发趋势线，遵循海水蒸发过程中的氢氧同位素变化规律，为海相成因地层水。此外，茅口组地层水氧同位素较四川盆地海源沉积水明显增加(即δ¹⁸O发生正漂移)，是碳酸盐岩地层中最常见的现象^[49]，表明该区地层经历了较强的水岩反应。

图 4

图 4 研究区地层水氢氧同位素特征图 Fig. 4 Characteristics of hydrogen and oxygen isotopes of formation water in the study area 四川盆地海源沉积水、四川盆地大气成因沉积水、西南地区大气降水数据引自文献[16-17, 50]

此外，碳酸盐中碳氧同位素特征也蕴含着沉积时古水体的温度、盐度等信息，国内外学者广泛采用经验公式Z=2.048×(δ¹³C+50)+0.498×(δ¹⁸O+50)判别古水体盐度，从而对成岩环境进行判别，当Z大于120时，判识为海水成因^[50-53]。结合前人对茅口组碳酸盐碳氧同位素测试结果^[48-50]，δ¹⁸O均小于0，介于-9.80‰~-0.17‰，δ¹³C均大于0，介于1.20‰~5.65‰，δ¹⁸O较二叠系海水标准值明显偏负^[54]，利用经验公式计算出的Z均大于120(图 5)。分析认为，研究区茅口组地层水来源于海水，在埋藏成岩环境中，碳酸盐的δ¹⁸O发生负漂移，δ¹³C变化不大或呈现正漂移的趋势，受热液流体影响，地层温度明显升高发生热分馏作用，δ¹⁸O呈明显的负向分布。

图 5

图 5 研究区碳酸盐矿物碳氧同位素特征图 Fig. 5 Characteristics of carbon and oxygen isotopes of carbonate minerals in the study area

现今地层水是在原始沉积地层水的基础上，经历一系列复杂的物理化学作用演化而来，例如地层深埋过程中的变质浓缩作用、抬升暴露过程中大气降水的淋滤作用、压实排水过程中泥页岩的渗滤作用、水岩反应等^[55-56]。结合前文所述，研究区原始沉积地层水为海水，在不考虑其他因素的前提下，地层水的演化遵循海水蒸发轨迹线。离子质量浓度的变化与海水蒸发轨迹线的关系在判断各离子相对富集或亏损、地层水演化特征等方面发挥着重要作用。前人研究表明，地层水中Cl^-化学性质稳定，受矿物溶解、沉淀的影响较小，且在原始水体稀释、蒸发与混合过程中的变化特征较其他组分更加明显、更加易于识别^{[22, 26, 44, 47, 57]}。研究区Cl^-质量浓度小于40g/L，四川盆地在茅口组沉积期其沉积环境为温暖潮湿的热带—亚热带环境^[58]，地层水的蒸发浓缩程度较低，且茅口组未发现盐层，地层水演化过程中Cl^-没有发生沉淀，其含量变化主要是地层水蒸发浓缩作用的结果，因此可以采用Cl^-作为标志离子来判断各离子富集或亏损(图 6)。

图 6

图 6 研究区地层水各离子与Cl-质量浓度对数关系图 Fig. 6 Mass concentration logarithmic relationship between various ions and Cl- of formation water in the study area A点代表正常海水，B点代表石膏开始沉淀，C点代表岩盐开始沉淀，D点代表硫酸镁开始沉淀，E点代表钾盐开始沉淀

研究区茅口组地层水中的Na⁺分布在海水蒸发轨迹线附近(图 6a)，与海水蒸发浓缩特征相近，Ca²⁺分布在海水蒸发轨迹线右侧(图 6b)，表现出相对富集的特征。国内外学者普遍用Ca²⁺相对海水富集程度(Ca²⁺_excess)与Na⁺相对海水亏损程度(Na⁺_deficit)的相关关系来研究地层水中Ca²⁺与Na⁺的成因^{[22, 25-26, 44, 59]}：

式中Ca²⁺_excess——Ca²⁺相对海水富集程度，meq/L；

Na⁺_deficit——Na⁺相对海水亏损程度，meq/L；

Ca²⁺_means——地层水Ca²⁺的质量浓度，mg/L；

Cl^-_means——地层水Cl^-的质量浓度，mg/L；

Na⁺_means——地层水Na⁺的质量浓度，mg/L；

(Ca²⁺/Cl^-)SW——Ca²⁺与Cl^-的质量浓度比；

(Na⁺/Cl^-)SW——Na⁺与Cl^-的质量浓度比。

从Ca²⁺_excess与Na⁺_deficit相关关系(图 7)来看，数据点基本平行于海水蒸发趋势线，表现为Na⁺_deficit、Ca²⁺_excess均为正值的特征，表明地层水除蒸发浓缩作用外，可能受到含钙矿物溶蚀或白云石化的影响；极个别数据点平行于盆地流体趋势线，表明地层水还可能受到斜长石的钠长石化作用，这与研究区茅口组基本不含斜长石的岩石学特征矛盾，因此推测地层水可能受到以筇竹寺组为主的烃源岩压释水混合作用影响。

图 7

图 7 研究区地层水Ca2+excess与Na+deficit相关关系图 Fig. 7 Relationship between Ca2+excess and Na+deficit of formation water in the study area

Mg²⁺相对亏损，数据点集中分布在海水蒸发轨迹线左侧(图 6c)。碳酸盐岩储层中，方解石的白云石化作用会使地层水中的Mg²⁺以1∶1的形式置换Ca²⁺，即$2 \mathrm{CaCO}_3+\mathrm{Mg}^{2+} \longrightarrow \mathrm{CaMg}\left(\mathrm{CO}_3\right)_2+\mathrm{Ca}^{2+}$。研究区茅口组储层经历了多类型的白云石化作用，使地层水Mg²⁺亏损，这一过程也使Ca²⁺显著增加，但由于研究区发生方解石胶结作用、溶蚀作用等，在多种成岩作用影响下，Mg²⁺的亏损和Ca²⁺的富集并不是1∶1对应关系。

Br^-均分布在海水蒸发轨迹线右侧(图 6d)，且地层水的Br^-/Cl^-平均为0.011，高于海水值(0.003)，表现出相对富集的特征。研究表明，Br^-的相对富集往往来源于有机质供给，一般与泥页岩和煤层压释水的侵入有关。从研究区茅口组的成藏背景来看，可能是下伏烃源岩埋深压实过程中的孔隙水在生烃过程中随油气沿断裂系统进入到孔渗相对高、流体势相对低的茅口组储层中，混合并驱替原始地层水所致。

HCO₃^-分布在海水蒸发轨迹线右侧(图 6e)，相对富集；SO₄^2-基本为零，表现出强亏损的特征。封闭缺氧条件下，油气藏中普遍存在的硫酸盐还原细菌可将SO₄^2-还原成HCO₃^-和H₂S，即$\mathrm{{SO}_4^{2-}}+2 \mathrm{C}+2 \mathrm{H}_2 \mathrm{O} \longrightarrow 2 \mathrm{HCO}_3^{-}+\mathrm{H}_2 \mathrm{~S}$，脱硫酸作用是造成地层水亏损SO₄^2-的主要原因，且在这个过程中伴随着HCO₃^-的富集。从图 6e中可以看出，NC1井HCO₃^-更富集，天然气组分中H₂S含量相对高，脱硫酸作用更强。此外，下部烃源岩中有机质成熟时，会释放出有机酸及CO₂，与生成的油气一起运移到茅口组储层中，碳酸盐矿物的溶解和CO₂的加入，使地层水中的HCO₃^-质量浓度进一步增大。

JT1井的K⁺基本符合蒸发浓缩趋势，略微富集，而NC1井的K⁺表现为富集程度更强的特征(图 6f)，这可能与两口井经历的阳离子交替吸附作用程度不同有关。前文已述，NC1井的阳离子交换指数较大，其经历的阳离子交替吸附作用更强。

此外，海水中Sr²⁺、Ba²⁺质量浓度分别为7.08mg/L和0.02mg/L，茅口组地层水则表现为富Sr²⁺、Ba²⁺的特征，这两种离子受蒸发浓缩作用影响较小，富集主要受水岩反应控制。碳酸盐岩地层中，Sr²⁺往往与白云石化作用相关，围岩所经历的白云石化作用越强，地层水中的Sr²⁺越富集，而Ba²⁺则常与火山活动相关的岩石有关。NC1井地层水中Sr²⁺、Ba²⁺质量浓度均大于JT1井(图 2g、h)，表明其水体赋存环境所经历的白云石化作用更强，且受到岩浆热液流体影响较大，热液矿物充填次生孔隙，地层水总矿化度较高，镁钙系数较低，与前述主要受大气淡水淋滤作用影响的JT1井地层水赋存环境有一定差异。

基于地层水化学特征，结合钻井、测井、地震解释、生产动态等资料，分析认为川中地区茅口组地层水具有两种分布模式，即孤立缝洞系统驱替残留水和层状储层局部边底水。

孤立缝洞系统驱替残留水分布于茅口组断层附近的孤立缝洞系统中，白云石化作用较弱，主要受大气降水淋滤作用的影响，地层水总矿化度、Sr²⁺和Ba²⁺等质量浓度相对较低，连通性较差。在油气运聚过程中，没有完全被油气驱替，形成了水体能量较小的驱替残留水。JT1井测井解释井筒附近无水，地震剖面上可见井周围断层附近发育小规模断溶体，测井远探测声波成像也显示井旁存在断裂缝洞体(图 8)。JT1井出水时间较早，水侵特征表现为沿高导裂缝窜入后水气比迅速下降(图 9a)，总矿化度、Cl^-质量浓度等地层水化学特征在生产过程中仅有小幅波动，表明水体规模有限，不是大面积的边底水。JT1井地层压力约为137MPa，油气充注程度较高，驱替较彻底，仅在储层周围的小缝洞系统中残留部分地层水，含水率较低，水体赋存环境较局限，后期埋藏浓缩作用和水岩反应较强，该类水体在平面上不易表征(图 10)。

图 8

图 8 JT1井附近小规模缝洞系统地震—测井响应图 Fig. 8 Seismic—logging response of small-scale fractured–cavity system near Well JT1

图 9

图 9 研究区生产动态特征图 Fig. 9 Production performance curves in the study area

图 10

图 10 研究区地层水分布模式图(剖面位置见图 1) Fig. 10 Distribution pattern of formation water in the study area (section location is in Fig. 1)

层状储层局部边底水分布于茅口组层状白云岩储层内部，主要受白云石化作用影响，地层水总矿化度、Sr²⁺和Ba²⁺等质量浓度相对较高，具有一定的连通性，不同储集体中的水化学性质相似，但有一定差异。NC1井测井解释井筒附近无水，酸化压裂后，随着储层流体压力降低或在岩石围压作用下，岩石破裂形成裂缝，井旁的局部边底水与烃源岩层沟通，流入井筒。水侵特征表现为初期沿高导裂缝窜入，含水上升速度较快，后期水气比趋于稳定(图 9b)，总矿化度、Cl^-质量浓度等地层水化学特征在生产过程中相对稳定，表明该类型水体较为局限，水体能量较低，不易水淹。NC1井地层压力约为79MPa，远小于JT1井，其油气充注程度相对较低，在层状储层低部位残留了局部边底水，水体规模略大于第一类分布模式(图 10)。

区内典型的测试产水井MX147井、MX149井钻遇不同的气水界面，后期未投入生产，其地层水样品为早期测试时所取，受酸化返排液影响较大。据前文所述，Sr²⁺和Ba²⁺受蒸发浓缩作用影响较小，富集主要受水岩反应控制，且研究区工作液中不含这两种离子，初步对比MX147井、MX149井的Sr²⁺和Ba²⁺与NC1井相近，明显大于JT1井，邻井MX145井、MX151井等投产井生产稳定、不产地层水，表明其水体赋存环境与NC1井相似，也为层状储层局部边底水。

研究区地层水化学特征一定程度上反映了水体赋存环境的差异，地层水所处环境不同，其产水特征、水化学性质等均有不同的变化规律，受断层、油气充注程度、局部构造、碳酸盐岩强非均质性等影响，地层水表现出不同的分布模式。

研究区发育规模不一的走滑断层，控制着气、水的宏观分布。断层附近常发育规模不一的断裂缝洞系统，油气充注不彻底使驱替残留水普遍分布在这类缝洞体中，例如八角场地区的JT1井，该类型水体十分局限，平面上不易表征。若在紧邻低洼处的断层附近钻井，后期随着生产进行，气藏压力释放，打破原油的气水平衡状态，低洼处的水容易沿断裂侵入，例如南充地区的NC1井。此外，规模较大的断层封堵性较强，例如合川—龙女寺地区MX147井、MX149井被断层分隔，没有统一的气水界面。

研究区以茅口组石灰岩及筇竹寺组为主要烃源岩，其生烃强度均自合川—龙女寺地区向南充—八角场地区增大，生烃强度大的区域，天然气供给充足，气水分异较好，仅在储层周缘相对孤立的缝洞体中存在驱替残留水；生烃强度小的区域，天然气供给能量相对不足，难以完全驱替储层中原有的地层水，出现气水同层和水层的格局。此外，合川—龙女寺地区栖霞组气藏已提交探明储量并投入开发，筇竹寺组油气“近源充注”，先于栖霞组岩性圈闭中富集，再进入茅口组成藏；而南充—八角场地区栖霞组储层欠发育，茅口组油气充注相对较彻底，仅在局部孤立缝洞体或层状储层低部位存在较局限的驱替残留水。

对于周缘受断层影响发育断裂缝洞体的储层，气水分布受岩性(物性)控制，构造低部位也可见气层发育，碳酸盐岩的强非均质性使得天然气聚集在基质物性较好的储层中，水体则常滞留在基质物性较差的区域，形成相对独立的系统，从而影响气水分布。层状储层内部非均质性相对较弱，气水分布主要受局部构造位置影响，局部高部位以气层为主，气水同层、水层发育于低部位，呈“上气下水”的分布模式。

(1) 川中地区茅口组地层水数据广泛受到工作液的影响，建立研究区地层水原始数据筛选标准，为剔除该区受凝析水、工作液混入影响的异常地层水数据提供依据，区内地层水均为CaCl2型，总矿化度为38.3~62.0g/L，属盐水—卤水型地层水，Cl^-、Na⁺是主要的阴离子、阳离子，该区是找寻油气藏的良好区带。

(2) 地层水离子比例系数表明研究区茅口组处于强还原环境中，封闭性良好，地层水经历了较强的水岩反应，是油气聚集和保存的有利区，JT1井可能经历过更强的大气淡水淋滤作用，储层次生孔隙更发育，整个成岩过程中大气淡水的影响时间较早、持续时间较短，后期经历的埋藏浓缩作用、水岩反应更强，水体更局限。

(3) 川中地区茅口组地层水为典型的海相成因地层水，在成储、成藏过程中经历了一系列复杂的物理化学变化，除蒸发浓缩作用外，还经历了方解石胶结作用、同生期暴露溶蚀作用、白云石化作用、溶蚀作用等多类型水岩反应。同时，大气淡水混合、泥页岩及黏土矿物压释水混合、阳离子交替吸附作用等也影响了原始地层水的化学特征，其成因演化可为储层发育及油气成藏过程提供证据。

(4) 地层水分布模式不同，其产水特征、水化学性质等均有不同的变化规律，研究区地层水具有两种分布模式，两种类型水体规模、能量均有限，该区具备规模增储、效益开发的潜力。其中，孤立缝洞系统驱替残留水主要受岩性(物性)控制，构造低部位也可见气层发育，可在构造相对低部位依据岩性圈闭刻画进行预探井的部署，而在同一岩性圈闭中，层状储层局部边底水的分布受局部构造位置控制，可采用滚动扩边的方式进行评价井的部署。