东海陆架盆地西湖凹陷中央反转构造带古近系花港组气藏“先汇后聚”机制及地质意义

张迎朝，邹 玮，陈忠云，蒋一鸣，刁 慧

［中海石油（中国）有限公司 上海分公司，上海 200335］

1 地质概况

西湖凹陷位于东海陆架盆地东北部，其东侧为钓鱼岛隆褶带，西侧为海礁隆起，北与福江凹陷相接，南与钓北凹陷相通，南北长约440 km，东西宽约110 km，总面积5.9×104km2，沉积厚度最大可达15 km［15，37］。西湖凹陷分为西部斜坡带、西次凹、中央反转构造带、东次凹和东部断阶带5个构造单元（图1a）［37］。西湖凹陷自下而上发育古新统，始新统宝石组与平湖组，渐新统花港组，中新统龙井组、玉泉组与柳浪组，上新统三潭组，以及更新统东海群等地层［38］，其中平湖组煤系烃源岩是盆地主要的烃源岩层，花港组发育的大型辫状河三角洲沉积砂体是盆地内重要的储层（图1b）。本次研究区位于中央反转构造带北部的4个构造，记为A，B，C和D构造（图1a），4 个构造均位于生烃主洼内，已有钻井均钻遇花港组并在花港组上段揭示了丰富的天然气资源。

图1 西湖凹陷构造单元划分（a）及地层柱状图（b）（据文献［38-39］修改）Fig.1 Structural unit division and stratigraphic column， Xihu Depression （modified after ［38-39］）

2 天然气成藏要素与“四史”的匹配

2.1 构造演化史与圈闭形成期

西湖凹陷经历断陷期—拗陷期—反转期—区域沉降期，最终形成现今构造格局［9，40］。为了明确中央反转构造带构造演化特征，采用平衡剖面法对典型剖面E—E'（剖面位置见图1a）进行恢复（图2）。结果表明，玉泉组沉积末期龙井运动（13～10 Ma）导致了中央反转构造带大型挤压反转背斜的形成，龙井运动之前，中央反转构造带尚未形成，为凹陷的沉降中心部位，平湖组烃源岩埋深较大。

图2 西湖凹陷中北部地区过B1井构造演化史（剖面位置见图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 中央反转构造带平湖组烃源岩演化史和生烃史

由于中央反转构造带未钻遇平湖组烃源岩，本次研究利用浅层泥岩样品的实测镜质体反射率（Ro）数据作为边界限制参数，对C1井平湖组烃源岩热演化史和生烃演化史进行模拟。模拟结果显示，模拟Ro与实测Ro匹配关系较好（图3a），可以反映平湖组烃源岩实际热演化过程。可以看出，平湖组烃源岩在26.5 Ma时已进入低成熟阶段，开始生成少量油气；23.0～15.0 Ma为快速生烃阶段，油气大量生成，为主要生气阶段，至8.0 Ma 左右几乎完全停止生烃（图3b）。前人利用地震和热属性模拟对西湖凹陷平湖组热演化史进行了研究，研究区平湖组发育巨厚的烃源岩层，现今埋深普遍大于4 500 m，最深可达上万米，现今已普遍进入过成熟阶段（Ro＞2.0 %）［23，41］。前人利用斜坡带暗色泥岩进行热模拟实验恢复的生烃历史来看，Ro＜1.0 %时是主要的生油时期，Ro为1.0 %～2.3 %时是主要的生气期，当Ro＞2.3 %时生烃量较少（图3c）［24］，这与本次盆地模拟结果吻合。

图3 西湖凹陷中北部地区C1井模拟Ro与实测Ro拟合图（a），平湖组中段顶（）生烃演化史（b）和斜坡带暗色泥岩热模拟生烃量演化（c）（据文献［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 花港组储层演化史

依据储层黏土矿物成分及物性资料，对中央反转构造带北部地区储层成岩环境进行划分。北部地区花港组储层由浅至深可划分为酸性成岩环境、酸-碱过渡环境和碱性成岩环境3个成岩带［42-45］。3 400 m以浅的地层温度普遍小于140 ℃，发育酸性成岩环境，自生高岭石为主要的黏土矿物类型，指示对长石等铝硅酸盐矿物的强烈溶蚀作用，储层物性较好，为酸性-开放成岩带。埋深3 400～4 700 m 的储层进入碱性成岩环境，自生绿泥石及自生伊利石普遍发育，其中自生绿泥石尤其发育，占比普遍大于40 %；同时，晚期碳酸盐矿物等发育，储层开始致密，常规储层与致密储层共存，成岩环境逐渐封闭，为碱性-半开放成岩带。埋深大于4 700 m 时，地层温度普遍大于160 ℃，储层压实和成岩作用进一步加强，晚期碳酸盐矿物持续发育，储层普遍致密，封闭的碱性成岩环境形成，为碱性-封闭成岩带。

基于成岩环境的划分，研究区花港组砂岩储层成岩演化序列可划分为同生阶段、早成岩阶段A 期、B 期和中成岩阶段A 期、B 期3 个阶段5 个时期。同生阶段至早成岩阶段A 期以机械压实作用为主，早期介质偏碱性，在研究区可见到少量环边绿泥石。早成岩阶段B 期，平湖组煤系烃源岩进入生烃门限产生酸性流体，在酸性介质条件下，长石转变成高岭石，泥质蚀变成高岭石，同时溶解作用提供大量离子，使得早期基底式碳酸盐胶结物逐渐形成。中成岩阶段A 期，压实作用继续导致原生粒间孔继续减少，烃源层中的有机质演化进入低成熟-成熟阶段，更多的与埋藏成岩条件下有机酸溶解作用有关的长石等铝硅酸盐溶解可提供更多的K+，加之成岩温度的升高，使蒙皂石向伊利石/蒙皂石混层转化速度加快，同时黏土矿物转化提供的Ca2+，Fe3+和Mg2+，有利于含铁方解石胶结物的形成。中成岩阶段B期，压实作用的减孔作用逐渐减弱，黏土矿物开始大量向伊利石和绿泥石转化，同时次生溶孔中可见到石英的Ⅱ-Ⅲ级加大边，在该阶段后期，流体介质趋于碱性，地层水中富含钙、镁和铁离子并开始沉淀出含铁方解石和含铁白云石。

基于研究区成岩演化序列的分析，对花港组储层成岩演化与孔隙演化过程进行恢复，以A 构造为例，在同生期初始孔隙度受压实作用影响减少至20 %～25 %。早成岩A 期，早期硅质、钙质和自生黏土矿物胶结对储层起到破坏影响，使总孔隙减少5%左右；随后早成岩B 期，早期烃类对储层进行改造，使总孔隙增加4 %～6 %；早期赋存在颗粒表面的绿泥石膜对原生孔隙起到保护作用，使总孔隙保持在20 %左右。中成岩A 期压实作用和硅质、晚期钙质胶结作用破坏原生孔隙和次生孔隙，使总孔隙减少10 %左右。中成岩B 期，压实和胶结作用使孔隙度继续减少，对于H6 砂组砂岩而言，晚期减孔作用不明显，至今仍保持10.1 %的孔隙度。H4 及以上为常规储层，H7 及以下储层普遍致密，H8 砂组砂岩早在约14.8 Ma 时就已经致密（图4）。由于各构造成岩环境及成岩演化序列相似，因此其他构造储层孔隙演化过程也与A 构造相似，不同的是，与A 构造相比，其他构造在龙井运动时期地层抬升量大，龙井运动之前地层埋深大于现今埋深，因此龙井运动之后压实减孔速率更小。

图4 西湖凹陷中北部地区A1井花港组储层演化与孔隙演化综合图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 花港组成藏期和油气充注史

根据包裹体赋存特征及均一温度对研究区油气充注期次与充注时间进行分析。研究区主要存在3 类赋存状态的包裹体：第一类为石英加大边微裂隙中的包裹体（图5a—c）；第二类为切穿石英颗粒和加大边微裂隙中的包裹体，通常呈“X”型共轭形态分布（图5d—f），这可能与构造运动时期储层应力方向改变有关；第三类包裹体为成岩晚期碳酸盐胶结物中的包裹体（图5g， h），对应3 期油气充注。由包裹体均一温度分布特征可得，不同构造包裹体主峰的温度区间有差异（图5i—l），但对应的油气充注时间大致相当（图6）。以D 构造为例，第一类包裹体以油、气两相包裹体为主，伴生的盐水包裹体的均一温度峰值处于135～140 ℃，对应15～13 Ma，当时圈闭尚未形成，但储层记录了有烃类充注；第二类包裹体以气态烃包裹体为主，伴生的盐水包裹体的均一温度峰值处于140～150 ℃（图5l），对应龙井运动时期（图6d），此时圈闭开始形成，为主要成藏期；第三类包裹体以微小的气态烃包裹体分布在成岩晚期的铁方解石中，伴生的盐水包裹体均一温度为146～150 ℃，对应冲绳运动时期（图6d），充注规模小，以补充为主。

图5 西湖凹陷中北部地区包裹体显微照片和包裹体均一温度分布频率直方图Fig.5 Photos and homogenization temperature histograms of inclusions from the north central Xihu Depression

图6 西湖凹陷中北部地区A1井（a）、B1井（b）、C1井（c）和D1井（d）埋藏史、热史和H3砂组储层油气充注史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 中央反转构造带天然气“先汇后聚”动态成藏过程

3.1 “先汇后聚”的内涵

在非继承性发育的构造，大量生、排烃期烃源岩层系的先存构造中首先发生汇烃作用形成油气聚集和成藏，当烃源岩层系为低幅构造背景、平缓台阶或鼻状构造时，油气也会发生汇烃作用，形成聚集或半聚集状态的油气（包括地层水溶解气），这些聚集或半聚集状态的油气成为晚期构造运动时垂向运移的主要“油气源”，在上部圈闭中聚集成藏，这种机制或过程称为“先汇后聚”。因此，烃源岩层系的原始汇烃条件对源上晚期构造中的油气聚集起关键作用。

根据工业用地量的实际情况，结合2001～2015年度《山东省国民经济和社会发展统计公报》的相关数据，选取2001～2015年山东省GDP(x1)，固定资产投资额(x2)，规模以上工业产值(x3)为自变量对山东省工业用地量(y)进行预测，相关基础数据见表1所示。

“先汇后聚”内涵是：①大量生烃期烃源岩层系具有正向构造背景或宽缓平台；②原始汇烃作用主要发生在烃源岩层及相邻层系，形成油气聚集或丰度较高的“半聚集”油气，即“先汇”，否则储层中分散状态油气在后期难以聚集成藏；③晚期圈闭形成，早期“半聚集”的油气通过断裂或裂缝垂向运移聚集成藏，即“后聚”；④烃源岩层系构造高点与上部地层的构造高点可能一致也可能不一致，断裂作为“先汇”和“后聚”的沟通通道至关重要。

3.2 中央反转构造带天然气“先汇后聚”及其依据

3.2.1 烃源岩生、排烃时间早，与花港组圈闭形成时间不匹配

由于研究区位于西湖凹陷埋深最大的生烃主洼内，平湖组烃源岩具有厚度大、埋深大的特点，这使得其进入成熟阶段的时间也较早，早在21.2 Ma 时平湖组Ro已达到1.2 %，至15.8 Ma 时Ro已达1.7 %。因此生烃时间也较早，26.5 Ma 时已进入低成熟阶段，26～15 Ma已经大量生烃（图3b），主要生、排烃时间为23～15 Ma，包裹体显示H3 段油气充注时间的最早时间在15 Ma，说明花港组早期烃类有充注，由于圈闭未形成，无法聚集成藏。主要生、排烃时间与花港组圈闭形成时间（13～10 Ma）不匹配，推测花港组底部的砂岩应存在更早时间的油气充注。

3.2.2 气层天然气的成熟度与圈闭形成之前烃源岩的成熟度匹配

天然气甲烷碳同位素值可用于计算天然气成熟度，前人已提出了较多计算公式，但由于西湖凹陷特殊的生烃母质类型和地质条件导致这些公式并不适用［46-49］，程熊等（2019）［50］利用天然气共生凝析油成熟度与甲烷碳同位素拟合，建立了适用于西湖凹陷的经验公式［公式（1）］。研究区气层天然气甲烷碳同位素值分布于-32.2 ‰～-30.6 ‰（表1），对应成熟度（Ro）1.61 %～1.72 %，明显低于现今烃源岩成熟度（现今烃源岩成熟度远大于2.00 %，达过成熟阶段）（图7），表明天然气为成熟-高成熟阶段的产物（23～15 Ma），对应时间为花港组沉积末—龙井组沉积末。值得注意的是，主力气层H3 包裹体内捕获的天然气成熟度与现今气层的天然气成熟度一致，而下部近致密储层H6 包裹体内捕获的天然气成熟度则远低于现今气层的成熟度（表1），表明花港组下部致密气层中充注的天然气比较早，主力气层天然气充注的时间较晚。

表1 西湖凹陷中北部地区天然气组分碳同位素数据Table 1 Carbon isotope data of natural gas components in the north central Xihu Depression

图7 西湖凹陷中北部地区天然气成熟度与烃源岩成熟度对比Fig.7 Diagram comparing the gas maturity and source rock maturity in the north central Xihu Depression

式中：δ13C1为天然气甲烷碳同位素值，‰；Ro为天然气成熟度（计算镜质体反射率），%。

3.2.3 气层中天然气成熟度自下而上有增大趋势

研究区天然气成熟度具有向浅层增大趋势，下部致密储层的天然气甲烷碳同位素较轻，成熟度相对低，上部常规储层的天然气甲烷碳同位素较重，成熟度相对较高，与正常垂向运移的分异作用相反（表1）。储层演化史表明，花港组下部致密储层形成时间是龙井运动前，说明与下覆平湖组烃源岩相邻的花港组底部致密储层中的天然气充注较早，上部常规储层中的天然气充注时间较晚。进一步说明，龙井运动的构造反转过程中，烃源岩层系早先聚集或半聚集的天然气向上运移，难以在致密储层中继续充注，而主要在储层物性较好的花港组上部储层中充注和聚集，充注的顺序是自下而上。后期平湖组形成的高-过成熟天然气在通过断裂向上运移中优先在常规储层中充注，晚期高-过成熟的天然气难以在致密储层中充注，因而造成下部储层中天然气成熟度较低，上部储层中的天然气成熟度较高。

3.3 中央构造带天然气“先汇后聚”动态成藏过程

图8 西湖凹陷中央反转构造带先汇后聚成藏模式（剖面位置见图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 “先汇后聚”新机制在勘探目标评价中的意义

4.1 平湖组烃源岩原始汇烃条件评价

古构造研究表明，生气高峰的龙井组沉积末，B，C和D3 个构造具备良好的汇烃条件（图9），其中B 构造为低幅构造，平湖组生成的天然气优先在低幅构造中运移聚集，形成气藏，花港组底部储层已近致密可以形成致密气；C 和D 构造处于一个地层比较平缓的平台，也具备良好的汇烃条件，天然气可以优先在平湖组储层中汇集，形成半聚集态的天然气，花港组底部储层已近致密也可以形成致密气。因此，大量生气期的烃源岩及邻近层系的古构造背景为“先汇后聚”奠定了基础。对于液态石油而言，所需的运聚动力比天然气更强，因此在花港组底部致密储层也可形成早期的致密砂岩油，晚期可随天然气一同向浅层运移，煤系烃源岩生成的大量天然气与少量石油的混合是西湖凹陷富凝析气的重要原因。

图9 西湖凹陷中北部地区平湖组顶在龙井组沉积末期的古构造和油气运移态势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 从“先汇后聚”新机制认识B构造的勘探潜力

研究区现今烃源岩普遍达到过成熟阶段，在龙井运动之前，烃源岩达到高成熟阶段，气源充足，为中央构造带大中型气田的形成提供了丰富的资源基础。根据古汇烃条件可得，B 构造在大量生、排烃期就具备良好的汇烃条件（图9），早期“先汇”的富气区与晚期“后聚”的聚集区的匹配关系决定了现今油气的富集程度。受研究区构造规模影响，各构造的聚烃范围和聚烃量也具有差异（图10a），聚烃能力决定了气田形成的规模。经对比，与已证实为大中型气田的C 和D 构造相比，B 构造“先汇”条件更好（图10），聚烃面积最大，可达748.23 km2，聚烃量可达3 306×108m3（图10b，c），因此，B构造勘探潜力巨大。

图10 西湖凹陷中北部地区各构造聚烃范围平面图（a）及聚烃面积（b）、聚烃量（c）对比柱状图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 结论

1） 西湖凹陷中央构造带圈闭在玉泉组沉积末期龙井运动（13～10 Ma）形成，平湖组烃源岩在23～15 Ma 为大量生、排烃期，龙井运动时期为主要成藏期，龙井运动之前存在早期油气充注，圈闭形成时间与主要生、排烃期不匹配。

2） 天然气成熟度表明，花港组气藏为23～15 Ma成熟-高成熟阶段的产物，且深层天然气成熟度低于浅层，因此本文提出“先汇后聚”成藏新机制，解决了花港组主力勘探层系生烃期-圈闭形成期-油气充注期时间不匹配的问题。

3） “先汇后聚”成藏模式对指导西湖凹陷中央反转构造带包括B构造在内一系列大型圈闭的勘探具有重要意义。该模式在其他盆地的天然气勘探中具有一定的普遍性，对其他盆地的天然气勘探具有重要借鉴意义。