東海陸架盆地西湖凹陷中央反轉構造帶古近系花港組氣藏“先匯后聚”機制及地質意義

張迎朝，鄒 瑋，陳忠云，蔣一鳴，刁 慧

［中海石油（中國）有限公司 上海分公司，上海 200335］

1 地質概況

西湖凹陷位于東海陸架盆地東北部，其東側為釣魚島隆褶帶，西側為海礁隆起，北與福江凹陷相接，南與釣北凹陷相通，南北長約440 km，東西寬約110 km，總面積5.9×104km2，沉積厚度最大可達15 km［15，37］。西湖凹陷分為西部斜坡帶、西次凹、中央反轉構造帶、東次凹和東部斷階帶5個構造單元（圖1a）［37］。西湖凹陷自下而上發育古新統，始新統寶石組與平湖組，漸新統花港組，中新統龍井組、玉泉組與柳浪組，上新統三潭組，以及更新統東海群等地層［38］，其中平湖組煤系烴源巖是盆地主要的烴源巖層，花港組發育的大型辮狀河三角洲沉積砂體是盆地內重要的儲層（圖1b）。本次研究區位于中央反轉構造帶北部的4個構造，記為A，B，C和D構造（圖1a），4 個構造均位于生烴主洼內，已有鉆井均鉆遇花港組并在花港組上段揭示了豐富的天然氣資源。

圖1 西湖凹陷構造單元劃分（a）及地層柱狀圖（b）（據文獻［38-39］修改）Fig.1 Structural unit division and stratigraphic column， Xihu Depression （modified after ［38-39］）

2 天然氣成藏要素與“四史”的匹配

2.1 構造演化史與圈閉形成期

西湖凹陷經歷斷陷期—拗陷期—反轉期—區域沉降期，最終形成現今構造格局［9，40］。為了明確中央反轉構造帶構造演化特征，采用平衡剖面法對典型剖面E—E'（剖面位置見圖1a）進行恢復（圖2）。結果表明，玉泉組沉積末期龍井運動（13～10 Ma）導致了中央反轉構造帶大型擠壓反轉背斜的形成，龍井運動之前，中央反轉構造帶尚未形成，為凹陷的沉降中心部位，平湖組烴源巖埋深較大。

圖2 西湖凹陷中北部地區過B1井構造演化史（剖面位置見圖1a）Fig.2 Structural evolution history across Well B1 in the north central Xihu Depression （see section EE′ in Fig. 1a for the location）

2.2 中央反轉構造帶平湖組烴源巖演化史和生烴史

由于中央反轉構造帶未鉆遇平湖組烴源巖，本次研究利用淺層泥巖樣品的實測鏡質體反射率（Ro）數據作為邊界限制參數，對C1井平湖組烴源巖熱演化史和生烴演化史進行模擬。模擬結果顯示，模擬Ro與實測Ro匹配關系較好（圖3a），可以反映平湖組烴源巖實際熱演化過程。可以看出，平湖組烴源巖在26.5 Ma時已進入低成熟階段，開始生成少量油氣；23.0～15.0 Ma為快速生烴階段，油氣大量生成，為主要生氣階段，至8.0 Ma 左右幾乎完全停止生烴（圖3b）。前人利用地震和熱屬性模擬對西湖凹陷平湖組熱演化史進行了研究，研究區平湖組發育巨厚的烴源巖層，現今埋深普遍大于4 500 m，最深可達上萬米，現今已普遍進入過成熟階段（Ro＞2.0 %）［23，41］。前人利用斜坡帶暗色泥巖進行熱模擬實驗恢復的生烴歷史來看，Ro＜1.0 %時是主要的生油時期，Ro為1.0 %～2.3 %時是主要的生氣期，當Ro＞2.3 %時生烴量較少（圖3c）［24］，這與本次盆地模擬結果吻合。

圖3 西湖凹陷中北部地區C1井模擬Ro與實測Ro擬合圖（a），平湖組中段頂（）生烴演化史（b）和斜坡帶暗色泥巖熱模擬生烴量演化（c）（據文獻［24］修改）Fig.3 Diagrams showing the matching between simulated and measured Ro for Well C1（ a）， the hydrocarbon generation evolution of the top middle Pinghu Fm.（ ） in the north central Xihu Depression（ b） and the thermal simulation and hydrocarbon generation of dark mudstone in the slope zone（ c）（ modified after［ 24］）

2.3 花港組儲層演化史

依據儲層黏土礦物成分及物性資料，對中央反轉構造帶北部地區儲層成巖環境進行劃分。北部地區花港組儲層由淺至深可劃分為酸性成巖環境、酸-堿過渡環境和堿性成巖環境3個成巖帶［42-45］。3 400 m以淺的地層溫度普遍小于140 ℃，發育酸性成巖環境，自生高嶺石為主要的黏土礦物類型，指示對長石等鋁硅酸鹽礦物的強烈溶蝕作用，儲層物性較好，為酸性-開放成巖帶。埋深3 400～4 700 m 的儲層進入堿性成巖環境，自生綠泥石及自生伊利石普遍發育，其中自生綠泥石尤其發育，占比普遍大于40 %；同時，晚期碳酸鹽礦物等發育，儲層開始致密，常規儲層與致密儲層共存，成巖環境逐漸封閉，為堿性-半開放成巖帶。埋深大于4 700 m 時，地層溫度普遍大于160 ℃，儲層壓實和成巖作用進一步加強，晚期碳酸鹽礦物持續發育，儲層普遍致密，封閉的堿性成巖環境形成，為堿性-封閉成巖帶。

基于成巖環境的劃分，研究區花港組砂巖儲層成巖演化序列可劃分為同生階段、早成巖階段A 期、B 期和中成巖階段A 期、B 期3 個階段5 個時期。同生階段至早成巖階段A 期以機械壓實作用為主，早期介質偏堿性，在研究區可見到少量環邊綠泥石。早成巖階段B 期，平湖組煤系烴源巖進入生烴門限產生酸性流體，在酸性介質條件下，長石轉變成高嶺石，泥質蝕變成高嶺石，同時溶解作用提供大量離子，使得早期基底式碳酸鹽膠結物逐漸形成。中成巖階段A 期，壓實作用繼續導致原生粒間孔繼續減少，烴源層中的有機質演化進入低成熟-成熟階段，更多的與埋藏成巖條件下有機酸溶解作用有關的長石等鋁硅酸鹽溶解可提供更多的K+，加之成巖溫度的升高，使蒙皂石向伊利石/蒙皂石混層轉化速度加快，同時黏土礦物轉化提供的Ca2+，Fe3+和Mg2+，有利于含鐵方解石膠結物的形成。中成巖階段B期，壓實作用的減孔作用逐漸減弱，黏土礦物開始大量向伊利石和綠泥石轉化，同時次生溶孔中可見到石英的Ⅱ-Ⅲ級加大邊，在該階段后期，流體介質趨于堿性，地層水中富含鈣、鎂和鐵離子并開始沉淀出含鐵方解石和含鐵白云石。

基于研究區成巖演化序列的分析，對花港組儲層成巖演化與孔隙演化過程進行恢復，以A 構造為例，在同生期初始孔隙度受壓實作用影響減少至20 %～25 %。早成巖A 期，早期硅質、鈣質和自生黏土礦物膠結對儲層起到破壞影響，使總孔隙減少5%左右；隨后早成巖B 期，早期烴類對儲層進行改造，使總孔隙增加4 %～6 %；早期賦存在顆粒表面的綠泥石膜對原生孔隙起到保護作用，使總孔隙保持在20 %左右。中成巖A 期壓實作用和硅質、晚期鈣質膠結作用破壞原生孔隙和次生孔隙，使總孔隙減少10 %左右。中成巖B 期，壓實和膠結作用使孔隙度繼續減少，對于H6 砂組砂巖而言，晚期減孔作用不明顯，至今仍保持10.1 %的孔隙度。H4 及以上為常規儲層，H7 及以下儲層普遍致密，H8 砂組砂巖早在約14.8 Ma 時就已經致密（圖4）。由于各構造成巖環境及成巖演化序列相似，因此其他構造儲層孔隙演化過程也與A 構造相似，不同的是，與A 構造相比，其他構造在龍井運動時期地層抬升量大，龍井運動之前地層埋深大于現今埋深，因此龍井運動之后壓實減孔速率更小。

圖4 西湖凹陷中北部地區A1井花港組儲層演化與孔隙演化綜合圖Fig.4 Comprehensive map showing the reservoir and pore evolution in the Huagang Formation of Well A1 in the north central Xihu Depression

2.4 花港組成藏期和油氣充注史

根據包裹體賦存特征及均一溫度對研究區油氣充注期次與充注時間進行分析。研究區主要存在3 類賦存狀態的包裹體：第一類為石英加大邊微裂隙中的包裹體（圖5a—c）；第二類為切穿石英顆粒和加大邊微裂隙中的包裹體，通常呈“X”型共軛形態分布（圖5d—f），這可能與構造運動時期儲層應力方向改變有關；第三類包裹體為成巖晚期碳酸鹽膠結物中的包裹體（圖5g， h），對應3 期油氣充注。由包裹體均一溫度分布特征可得，不同構造包裹體主峰的溫度區間有差異（圖5i—l），但對應的油氣充注時間大致相當（圖6）。以D 構造為例，第一類包裹體以油、氣兩相包裹體為主，伴生的鹽水包裹體的均一溫度峰值處于135～140 ℃，對應15～13 Ma，當時圈閉尚未形成，但儲層記錄了有烴類充注；第二類包裹體以氣態烴包裹體為主，伴生的鹽水包裹體的均一溫度峰值處于140～150 ℃（圖5l），對應龍井運動時期（圖6d），此時圈閉開始形成，為主要成藏期；第三類包裹體以微小的氣態烴包裹體分布在成巖晚期的鐵方解石中，伴生的鹽水包裹體均一溫度為146～150 ℃，對應沖繩運動時期（圖6d），充注規模小，以補充為主。

圖5 西湖凹陷中北部地區包裹體顯微照片和包裹體均一溫度分布頻率直方圖Fig.5 Photos and homogenization temperature histograms of inclusions from the north central Xihu Depression

圖6 西湖凹陷中北部地區A1井（a）、B1井（b）、C1井（c）和D1井（d）埋藏史、熱史和H3砂組儲層油氣充注史Fig.6 Burial history， thermal history and hydrocarbon charging history of wells D1（a）， B1（b）， C1（c） and D1（d） in the north central Xihu Depression

3 中央反轉構造帶天然氣“先匯后聚”動態成藏過程

3.1 “先匯后聚”的內涵

在非繼承性發育的構造，大量生、排烴期烴源巖層系的先存構造中首先發生匯烴作用形成油氣聚集和成藏，當烴源巖層系為低幅構造背景、平緩臺階或鼻狀構造時，油氣也會發生匯烴作用，形成聚集或半聚集狀態的油氣（包括地層水溶解氣），這些聚集或半聚集狀態的油氣成為晚期構造運動時垂向運移的主要“油氣源”，在上部圈閉中聚集成藏，這種機制或過程稱為“先匯后聚”。因此，烴源巖層系的原始匯烴條件對源上晚期構造中的油氣聚集起關鍵作用。

根據工業用地量的實際情況，結合2001～2015年度《山東省國民經濟和社會發展統計公報》的相關數據，選取2001～2015年山東省GDP(x1)，固定資產投資額(x2)，規模以上工業產值(x3)為自變量對山東省工業用地量(y)進行預測，相關基礎數據見表1所示。

“先匯后聚”內涵是：①大量生烴期烴源巖層系具有正向構造背景或寬緩平臺；②原始匯烴作用主要發生在烴源巖層及相鄰層系，形成油氣聚集或豐度較高的“半聚集”油氣，即“先匯”，否則儲層中分散狀態油氣在后期難以聚集成藏；③晚期圈閉形成，早期“半聚集”的油氣通過斷裂或裂縫垂向運移聚集成藏，即“后聚”；④烴源巖層系構造高點與上部地層的構造高點可能一致也可能不一致，斷裂作為“先匯”和“后聚”的溝通通道至關重要。

3.2 中央反轉構造帶天然氣“先匯后聚”及其依據

3.2.1 烴源巖生、排烴時間早，與花港組圈閉形成時間不匹配

由于研究區位于西湖凹陷埋深最大的生烴主洼內，平湖組烴源巖具有厚度大、埋深大的特點，這使得其進入成熟階段的時間也較早，早在21.2 Ma 時平湖組Ro已達到1.2 %，至15.8 Ma 時Ro已達1.7 %。因此生烴時間也較早，26.5 Ma 時已進入低成熟階段，26～15 Ma已經大量生烴（圖3b），主要生、排烴時間為23～15 Ma，包裹體顯示H3 段油氣充注時間的最早時間在15 Ma，說明花港組早期烴類有充注，由于圈閉未形成，無法聚集成藏。主要生、排烴時間與花港組圈閉形成時間（13～10 Ma）不匹配，推測花港組底部的砂巖應存在更早時間的油氣充注。

3.2.2 氣層天然氣的成熟度與圈閉形成之前烴源巖的成熟度匹配

天然氣甲烷碳同位素值可用于計算天然氣成熟度，前人已提出了較多計算公式，但由于西湖凹陷特殊的生烴母質類型和地質條件導致這些公式并不適用［46-49］，程熊等（2019）［50］利用天然氣共生凝析油成熟度與甲烷碳同位素擬合，建立了適用于西湖凹陷的經驗公式［公式（1）］。研究區氣層天然氣甲烷碳同位素值分布于-32.2 ‰～-30.6 ‰（表1），對應成熟度（Ro）1.61 %～1.72 %，明顯低于現今烴源巖成熟度（現今烴源巖成熟度遠大于2.00 %，達過成熟階段）（圖7），表明天然氣為成熟-高成熟階段的產物（23～15 Ma），對應時間為花港組沉積末—龍井組沉積末。值得注意的是，主力氣層H3 包裹體內捕獲的天然氣成熟度與現今氣層的天然氣成熟度一致，而下部近致密儲層H6 包裹體內捕獲的天然氣成熟度則遠低于現今氣層的成熟度（表1），表明花港組下部致密氣層中充注的天然氣比較早，主力氣層天然氣充注的時間較晚。

表1 西湖凹陷中北部地區天然氣組分碳同位素數據Table 1 Carbon isotope data of natural gas components in the north central Xihu Depression

圖7 西湖凹陷中北部地區天然氣成熟度與烴源巖成熟度對比Fig.7 Diagram comparing the gas maturity and source rock maturity in the north central Xihu Depression

式中：δ13C1為天然氣甲烷碳同位素值，‰；Ro為天然氣成熟度（計算鏡質體反射率），%。

3.2.3 氣層中天然氣成熟度自下而上有增大趨勢

研究區天然氣成熟度具有向淺層增大趨勢，下部致密儲層的天然氣甲烷碳同位素較輕，成熟度相對低，上部常規儲層的天然氣甲烷碳同位素較重，成熟度相對較高，與正常垂向運移的分異作用相反（表1）。儲層演化史表明，花港組下部致密儲層形成時間是龍井運動前，說明與下覆平湖組烴源巖相鄰的花港組底部致密儲層中的天然氣充注較早，上部常規儲層中的天然氣充注時間較晚。進一步說明，龍井運動的構造反轉過程中，烴源巖層系早先聚集或半聚集的天然氣向上運移，難以在致密儲層中繼續充注，而主要在儲層物性較好的花港組上部儲層中充注和聚集，充注的順序是自下而上。后期平湖組形成的高-過成熟天然氣在通過斷裂向上運移中優先在常規儲層中充注，晚期高-過成熟的天然氣難以在致密儲層中充注，因而造成下部儲層中天然氣成熟度較低，上部儲層中的天然氣成熟度較高。

3.3 中央構造帶天然氣“先匯后聚”動態成藏過程

圖8 西湖凹陷中央反轉構造帶先匯后聚成藏模式（剖面位置見圖1a）Fig.8 Reservoir forming model of “convergence ahead of accumulation” in the central inverted structural zone of Xihu Depression （see Fig. 1a for the location of section F—F′ ）

4 “先匯后聚”新機制在勘探目標評價中的意義

4.1 平湖組烴源巖原始匯烴條件評價

古構造研究表明，生氣高峰的龍井組沉積末，B，C和D3 個構造具備良好的匯烴條件（圖9），其中B 構造為低幅構造，平湖組生成的天然氣優先在低幅構造中運移聚集，形成氣藏，花港組底部儲層已近致密可以形成致密氣；C 和D 構造處于一個地層比較平緩的平臺，也具備良好的匯烴條件，天然氣可以優先在平湖組儲層中匯集，形成半聚集態的天然氣，花港組底部儲層已近致密也可以形成致密氣。因此，大量生氣期的烴源巖及鄰近層系的古構造背景為“先匯后聚”奠定了基礎。對于液態石油而言，所需的運聚動力比天然氣更強，因此在花港組底部致密儲層也可形成早期的致密砂巖油，晚期可隨天然氣一同向淺層運移，煤系烴源巖生成的大量天然氣與少量石油的混合是西湖凹陷富凝析氣的重要原因。

圖9 西湖凹陷中北部地區平湖組頂在龍井組沉積末期的古構造和油氣運移態勢Fig. 9 Paleotectonic background and migration map of top Pinghu Formation（ ） at the end of Longjing Formation sedimentation in the north central Xihu Depression

4.2 從“先匯后聚”新機制認識B構造的勘探潛力

研究區現今烴源巖普遍達到過成熟階段，在龍井運動之前，烴源巖達到高成熟階段，氣源充足，為中央構造帶大中型氣田的形成提供了豐富的資源基礎。根據古匯烴條件可得，B 構造在大量生、排烴期就具備良好的匯烴條件（圖9），早期“先匯”的富氣區與晚期“后聚”的聚集區的匹配關系決定了現今油氣的富集程度。受研究區構造規模影響，各構造的聚烴范圍和聚烴量也具有差異（圖10a），聚烴能力決定了氣田形成的規模。經對比，與已證實為大中型氣田的C 和D 構造相比，B 構造“先匯”條件更好（圖10），聚烴面積最大，可達748.23 km2，聚烴量可達3 306×108m3（圖10b，c），因此，B構造勘探潛力巨大。

圖10 西湖凹陷中北部地區各構造聚烴范圍平面圖（a）及聚烴面積（b）、聚烴量（c）對比柱狀圖Fig.10 Hydrocarbon accumulation map （a） and bar charts of hydrocarbon accumulation areas （b） and accumulated hydrocarbon volume（c） of various structures in the north central Xihu Depression

5 結論

1） 西湖凹陷中央構造帶圈閉在玉泉組沉積末期龍井運動（13～10 Ma）形成，平湖組烴源巖在23～15 Ma 為大量生、排烴期，龍井運動時期為主要成藏期，龍井運動之前存在早期油氣充注，圈閉形成時間與主要生、排烴期不匹配。

2） 天然氣成熟度表明，花港組氣藏為23～15 Ma成熟-高成熟階段的產物，且深層天然氣成熟度低于淺層，因此本文提出“先匯后聚”成藏新機制，解決了花港組主力勘探層系生烴期-圈閉形成期-油氣充注期時間不匹配的問題。

3） “先匯后聚”成藏模式對指導西湖凹陷中央反轉構造帶包括B構造在內一系列大型圈閉的勘探具有重要意義。該模式在其他盆地的天然氣勘探中具有一定的普遍性，對其他盆地的天然氣勘探具有重要借鑒意義。