东海盆地西湖凹陷黄岩地区油气成藏主控因素及成藏模式

杨易卓,黄志龙,屈童,李志远,王瑞,张景缘,马崇林,潘永帅,于瑾

1)中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室,北京,102249;2)中国石油大学(北京)地球科学学院,北京,102249;3)玉门油田分公司,甘肃酒泉,735000

内容提要：西湖凹陷西次凹黄岩地区渐新统花港组油气资源丰富,是东海陆架盆地勘探开发重要领域,但油气成藏机理复杂。为厘清西次凹花港组油气成藏过程,笔者等通过薄片观察、扫描电镜、流体包裹体、显微测温等实验分析,结合构造演化、埋藏史等,开展了生储盖、成藏期次及成藏过程研究。结果表明,花港组砂岩储层具有良好的储集条件,始新统平湖组发育有效的烃源岩,还具有良好的圈闭条件和保存条件。早期发育的断裂,延深至下部平湖组烃源岩层内,可以作为良好的运移通道,深部超压的发育为油气运移也提供一定的动力。因此建立了“垂向叠置”成藏模式,说明西湖凹陷深层低渗—特低渗致密岩性—构造复合油气藏和深部地层存在异常压力系统内的油气藏的具有良好的勘探前景。

中国近海盆地拥有非常丰富的油气资源,其中东海陆架盆地是我国近海面积最大的含油气盆地,油气资源基础雄厚,尤以西湖凹陷勘探开发成效显著(陶士振和邹才能,2005;叶加仁等,2008;刘金水和赵洪,2019;李天军等,2022;余逸凡等,2022)。西湖凹陷经过40余年的勘探历程,已经发现了多个大、中型油气田,是东海陆架盆地内勘探程度最高的含油气凹陷,也是近海盆地中最重要的勘探区带及主要的油气生产区(周心怀,2020)。西湖凹陷自西向东可划分为西部斜坡带、西次凹、中央反转构造带、东次凹及东部断阶带(蒋一鸣等,2019),近年来,西湖凹陷深层和非常规油气勘探获得了重大突破,并以中—深层低渗—致密气为重点勘探对象,在西部斜坡带、中央反转带建成了大中型气田(张建培等,2013;彭己君等,2014)。目前,前人研究多聚焦在西湖凹陷西部斜坡带和中央反转构造带的沉积特征、储层特征、油气来源及成藏规律的分析,对西次凹的研究整体相对较少。

西次凹位于西湖凹陷的凹陷区,渐新统花港组—始新统平湖组含油气储层埋深普遍大于3500 m,发育低幅构造—岩性气(油)藏,属于深层油气的范畴。西次凹天然气资源丰富,总体呈现出“致密为主,少量低渗”以及“中浅层低渗,中深层致密”的分级分布规律(叶加仁等,2020)。钟志洪等(2003)对西次凹黄岩区的地质演化及断层进行了研究,认为断层对油气的运聚有重要的影响;刘为(2012)对西次凹花港组的储层进行了研究,并对有利储层进行了划分,认为花港组具有良好的勘探潜力;苏奥等(2015)对西次凹的致密砂岩气藏的特征进行了分析,认为平湖组是好的储集体,勘探潜力大;徐陈杰等(2021)利用气烃包裹体确定了西次凹充注期次及成藏时间;李文俊等(2022)对西次凹黄岩区低渗天然气的成藏进行了研究,明确了天然气的富集规律及成因。虽然前人对西次凹分别进行了不同工作的研究,有了一定程度的总结和认识,受限于钻井、地震等资料,对深层—超深层的油气聚集规律、成藏机理及主控因素等方面的研究仍缺乏深入的认识。为此,本研究在综合利用钻井岩心测试分析、测井及地震资料,系统开展对烃源岩有机地化、储层基本特征及压力分布特征等成藏地质条件要素进行系统的研究,并建立成藏模式,以期明确西次凹气(油)藏主控因素,为下一步勘探部署提供地质依据。

1 区域地质概况

西湖凹陷是西南大陆架东部凹陷的一个次级构造单元,是中国海相古近系含油气盆地中最大的沉积凹陷,总面积超过5.0×104km2。西湖凹陷向北东向延伸长约500 km,宽130 km(张国华,2013;刘金水和张书平,2021)(图1),西次凹位于西湖凹陷中西部,西邻平湖斜坡带,东接中央反转构造带,是西湖凹陷始新统平湖组烃源岩系的沉积中心与生烃中心,拥有良好的烃源岩条件(叶加仁等,2020)。

图1 东海盆地西湖凹陷区域构造位置及地层综合柱状图(据Qu Tong et al.,2022)

西湖凹陷经历了晚白垩世的裂陷期、渐新世中期—中新世坳陷期和晚中新世的区域沉降阶段,在坳陷期发生过三次挤压性质的构造反转运动,其中龙井运动为规模影响最大一次挤压构造活动,这些复杂的多期次构造活动造成地层褶皱强烈,奠定了西湖凹陷的大型挤压背斜的构造形态。西湖凹陷自下而上发育始新统八角亭组(E2b)、宝石组(E2bs)与平湖组(E2p),渐新统花港组(E3h),中新统龙井组(N1lj)、玉泉组(N1y)、柳浪组(N1ll),上新统三潭组(N2s)与第四系更新统东海群(Q)等地层(周心怀等,2019)(图1)。本文主要研究地层为平湖组和花港组,其中花港组是本文重点研究的目的层,花港组分为12段,自上而下为花1段(H1)至花12段(H12)。

2 油气成藏地质条件

2.1 储层条件

通过对西次凹花港组砂岩薄片观察及鉴定资料的统计,对花港组砂岩类型划分,确定花港砂岩以长石岩屑质石英砂岩为主(图2a)。石英含量较高,分布在60%～68%之间,平均为64%,为主要的骨架组分;长石含量与岩屑含量相近,长石含量主要为16%～19%,平均含量为17%,岩屑含量主要分布在17%～20%之间,平均含量为18%(图2a)。花港组砂岩粒径分布范围较广,从细粒至粗粒、砂砾岩均有所分布,但粒度主体偏细,以细—中砂岩为主,是砂岩粒径最主要的分布范围,占比在50%以上,粗—中粒及中—细粒稍次之。结构成熟度主要体现在较好的分选及磨圆,花港组分选以好、中—好为主,占比超过70%,磨圆以次棱—次圆为主,部分为次圆—次棱状。

图2 东海盆地西湖凹陷西次凹渐新统花港组砂岩类型三角图(a)和花港组砂岩储层孔隙度与渗透率关系图(b)

花港组储层埋深整体较大,普遍大于3000 m,甚至埋深在5000 m以上,多数储层孔隙度低于10.00%,渗透率低于1.00×10-3μm2,属于低孔—低渗储层。储层孔隙度最小为2.10%,最大为19.80%,主要分布在7.30%～9.40%,平均值为9.00%。渗透率最低为0.01×10-3μm2,最高为244.00×10-3μm2,主要分布在(0.08～1.00)×10-3μm2,平均值为2.35×10-3μm2,以低渗—致密储层为主(图2b)。岩石薄片镜下观测花港组砂岩储层主要发育原生粒间孔和溶蚀孔,溶蚀孔主要包括溶蚀粒间孔、粒内溶蚀孔及铸模孔,其中尤其以溶蚀粒间孔最为发育(图3a—c)。

图3 东海盆地西次凹花港组储层孔隙特征

2.2 烃源岩地球化学特征

西次凹主要发育始新统平湖组煤系烃源岩,具体可划分为煤、炭质泥岩和泥岩三种岩性,不同岩性的烃源岩其沉积环境、沉积有机质性质及其生烃能力等有一定的差别。陈建平等(1997)认为煤系烃源岩的总有机碳(TOC)与生烃潜量(S1+S2)呈现良好的正相关关系,其中泥岩TOC<6.00%,炭质泥岩TOC介于6.00%～40.00%,煤TOC>40.00%。研究区平湖组泥岩烃源岩的TOC含量为0.23%～4.37%,生烃潜量为0.34～7.69 mg/g,属于差—中等的烃源岩,具有较低的生烃能力;炭质泥岩的TOC含量为9.50%～38.31%,生烃潜量为11.76～71.45 mg/g,属于较好的烃源岩,具有中等的生烃能力;煤的TOC含量为43.87%～55.89%,生烃潜量为62.87～94.37 mg/g,具有中等—好的生烃能力(图4a)。

图4 东海盆地西次凹平湖组煤系烃源岩TOC与(S1+S2)含量相关关系(a)和煤系烃源岩氢指数与热解最高温峰相关关系(b)

平湖组泥岩样品的干酪根类型主要为Ⅱ1—Ⅱ2型,整体偏腐质型干酪根;炭质泥岩样品的干酪根类型主要为Ⅱ1型,偏腐泥型干酪根;煤样品的干酪根类型为Ⅰ—Ⅱ1型,整体优于炭质泥岩和泥岩(周洁,2012;Zhu Xinjian et al,2020)。前人研究认为煤的干酪根类型较好主要是因为煤的显微组分主要为含氢镜质体和煤中具有丰富的裂解烃,使煤具有较高的HI(蒋一鸣等,2020)。平湖组的最高热解峰温(tmax)研究分析表明烃源岩均已达到成熟阶段,具有较大范围的生烃潜力,泥岩、炭质泥岩及煤三者的成熟度相差不大(图4b)。

2.3 圈闭条件

西次凹圈闭带以“凹中隆”低幅背斜发育为主要背景,包含多个断背斜构造圈闭,主要集中在西次凹中南部。构造形态为继承性的北东向断层复杂化鼻状构造,圈闭带内断裂发育,多向上终止于渐新统花港组下段中,背斜形态向上持续至中新统(图5)。

图5 东海盆地西次凹中南部典型圈闭特征(据张宙等,2022修改)

西湖凹陷先后经历了断—拗转换、坳陷—反转和区域沉降等演化过程,对平湖组和花港组构造圈闭的形成具有直接影响(蒋一鸣等,2020)。本文采用平衡剖面法,对过井N—1的地震剖面进行构造演化史恢复。始新世末期玉泉运动(T30),在东侧太平洋板块持续的后撤式俯冲背景下,西侧印度板块陆—陆俯冲作用产生的挤压力向东传递,在海礁隆起的斜坡带发生了玉泉运动,总体表现为差异性沉降(蒋一鸣等,2020),研究区内没有出现圈闭雏形。渐新世末花港运动(T20),菲律宾板块向西北俯冲,对西湖凹陷的东部边界影响大(李祥权等,2018;蒋一鸣等,2019),对研究区内构造变化影响不明显。中新世末龙井运动(T12),受太平洋板块和菲律宾海板块持续向西俯冲的强烈的挤压作用,断陷期断层发生活化反转,发生龙井运动,是断陷期结束以来西湖凹陷经历的最强烈的构造运动,以水平挤压为主(蒋一鸣等,2020),研究区内平湖组和花港组内部出现了地层隆升,形成圈闭。因此,花港组圈闭主要形成于龙井运动期,构造与多期叠置砂体耦合形成构造—岩性复合圈闭(图6)。

图6 东海盆地西湖凹陷过N-1井构造演化剖面

2.4 保存条件

前人研究认为西湖凹陷在垂向上发育多层泥岩盖层,花港组主要存在砂泥岩互层及泥岩两套盖层,花港组上段顶部泥质含量高地层厚度大、分布范围广是很好的区域性盖层;花港组下段泥岩纯但厚度薄、分布不均,只能作为局部盖层(高伟中等,2019;张宙等,2020;余逸凡等,2022)。研究区花港组上段顶部泥岩累计厚度在480～592 m,平均厚度为536 m,H1～H5段泥地比较高,分布在59.15%～71.41%;断层未断至H1～H2段,保持了花上段顶部地层的完整性,纵向厚度和平面大范围展布,可作为研究区内的区域性盖层;H3段以下的部分层段,单砂体顶部发育局部泥质盖层,其中H6～H12泥地比主要分布在36.28%～51.12%,这对下伏砂体中油气起到了良好的封闭作用,同时在断层面更容易形成泥—泥对接、泥—砂对接等,影响断层的垂向输导性或封闭性。张宙等(2020)通过突破压力与深度、岩性及物性关系对该研究区花港组泥岩盖层封闭能力进行了分级评价,认为盖层具有2 MPa突破压力可以封住大部分油气,具有一定的封闭能力;盖层有4 MPa突破压力时则具备相当的封闭能力;若盖层不受到破坏并具有8 MPa突破压力时可以完全封盖所有油气,该地区花港组上段盖层具有2～14 MPa的突破压力,主要突破压力分布为4～14 MPa之间,因此认为该地区花港组上段为好的盖层,可以封堵油气。

3 油气成藏特征

3.1 油气成因与来源分析

研究区天然气主要以烃类气为主,天然气的甲烷碳同位素(δ13C1)为-37.0‰～-32.0‰,戴金星等(2008)研究认为有机成因气的甲烷碳同位素大多小于-30.0‰,而无机成因气的甲烷碳同位素一般大于-30.0‰,因此,根据甲烷碳同位素分布,研究区内天然气均为有机成因气。乙烷碳同位素(δ13C2)受成熟度的影响较小,具有较强的母质遗传性,是判识天然气成因的有效参数,研究认为δ13C2>-28.0‰或δ13C2>-29.0‰天然气为煤型气,δ13C2<-28.0‰或δ13C2<-29.0‰油型气(刚文哲等,1997;谢增业等,1999;陈沁等,2022),研究区内天然气δ13C2分布范围为-27.6‰～-25.5‰,均大于-28.0‰,表现为煤型气特征(图7a)。天然气中携带的轻烃能够指示生源母质类型,如正庚烷、不同构型的二甲基环戊烷和甲基环己烷组成的轻烃系统三角图便能很好识别油型气和煤型气(戴金星,1993;胡国艺等,2007)。天然气气样均分布在煤型气区域。综上可知,研究区天然气均为煤型气(图7b)。

δ13C1值是计算天然气成熟度的可靠参数,笔者等采用陈建平等(2021)的δ13C1—Ro公式:油型气

δ13C1=25 lgRo-42.5

煤成气

δ13C1=25 lgRo-37.5

计算出研究区天然气的Ro主要介于1.04%～1.67%之间。研究区内花港组烃源岩煤系烃源岩处于成熟阶段早期,Ro不超过1.00%,平湖组煤系烃源岩的有机质热演化程度高,Ro大于1.00%以上(苏奥等,2018),根据计算出的天然气成熟度均在1.00%以上,说明天然气主要来源于平湖组烃源岩的贡献。

3.2 储层的致密化

研究区花港组储层自32 Ma开始沉积,经历了复杂的成岩演化过程,依据花港组砂岩储层的测试资料、中国石油天然气行业碎屑岩成岩阶段划分标准及王亦然等(2020)对花港组成岩环境演变的研究,以西次凹南部N-1井为例,对花港组砂岩储层成岩演化序列进行分析,主要划分为早成岩阶段A期、B期和中成岩阶段A期两个阶段3个时期。

(1)早成岩阶段A期:花港组埋藏深度<1500 m,成岩环境主要是由弱碱性向弱酸性成岩环境的转化。机械压实作用为该阶段的主要成岩作用因素,砂岩呈弱固结—半固结状态。此时砂岩的伊/蒙混层中蒙皂石含量较高,随着上覆载荷的增加,压实作用使孔隙度迅速降低,压实作用是该阶段孔隙度降低最为主要的成岩因素,颗粒之间主要以凹凸—线接触为主(图3d)。

(2)早成岩阶段B期:埋藏深度为1500～2400 m,主要为弱酸性—酸性成岩环境。该阶段含煤岩系和早期烃源岩进入生烃门限产生酸性流体,受其影响砂岩储层的孔隙流体的pH值会在一定程度上逐渐降低,从而造成铝硅酸盐矿物溶解减少并形成碎屑长石粒内溶孔(图3e)。酸性介质条件下,长石转变成高岭石和泥质蚀变成高岭石,同时溶解作用提供大量离子,使得pH值高的地方早期碳酸盐岩胶结物及硅质胶结逐渐形成(图3f、g)。

(3)进入中成岩A初期,埋藏深度为2400～4500 m,压实作用继续导致原生粒间孔继续减少,但铝硅酸岩盐达到最理想的溶解温度(Beard and Weyl,1973; 远光辉等,2013)。源岩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,受其影响较强的仍然主要是靠近源岩层的花港组下部地层。长石等铝硅酸盐的溶解作用造成孔隙流体介质中K+浓度增加,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。当粘土矿物转化提供的Ca2+、Fe3+、Mg2+离子浓度增加时,长石溶解产生的Ca2+浓度提高,将形成碳酸盐胶结物,并造成长石的溶解和方解石的沉淀在该阶段交替进行。进入中成岩A期末时,有机酸开始大量脱羧产生CO2,孔隙流体中CO2分压逐渐增高,且随着温度的增加,碳酸盐胶结物溶解度逐渐降低,晚期碳酸盐开始沉淀(图3h)。随着有机酸逐渐脱羧,晚期碳酸盐逐渐沉淀,孔隙流体酸性逐渐减弱,酸性成岩环境逐渐向碱性成岩环境转化,指示酸性成岩环境的自生高岭石开始向自生伊利石转化,伊利石含量逐渐增加(图3i),处于此期的花港组下部砂岩储层物性整体较差(图8)。

孔隙演化定量研究是储层演化研究的重要内容,国内外对此也存在着众多研究,并对孔隙定量演化方法进行不断完善(张创等,2014)。主要通过利用薄片鉴定、储层物性及地质统计方法等,并根据成岩演化序列,定量各成岩作用对储层孔隙的影响,确定各成岩节点孔隙变化,结合Scherer模型恢复储层原始孔隙度(Beard and Weyl,1973),进行孔隙演化定量计算,绘制孔隙演化曲线。通过原始孔隙度的恢复,压实减孔、胶结减孔、溶蚀增孔的计算研究发现,N-1井中H7段砂岩储层未致密,下部H11段砂岩储层在2.6 Ma时孔隙度小于10%达到致密(图8)。

3.3 断—压配置与油气运移

通过对花港组钻井试油结果的分析和前人对西次凹花港组油气的成藏特征研究,花港组总体具有“上油下气”的分布特征(余逸凡等,2022),如N-1井H3段均为水层,H4段为油层,H5段为气层;H-1井H3段为油层,H4段证实为气层(图9)。浅部发育底水构造油气藏,充满度偏低,如N-1井H4段油藏充满度较低、H5段气藏充满度较高;深层的H6段气藏和H7段气藏充满度最高,造成这种特殊的油气纵向分布特征,主要与烃源岩生烃相态阶段性演化、断层分布、输导条件的差异演化有关(李文俊等,2022)。研究区内发育一系列似花状分布的正断层,断层断穿层位控制油气层分布,表明断层是油气运移聚集的重要通道(李文俊等,2022)。

图9 东海盆地西湖凹陷油气纵向分布特征

研究区内的断层自下而上断距均减小,活动性变弱,断层两侧以泥—泥对接、泥—砂对接为主,断层不易开启,垂向封闭性强(图10)。龙井运动之后,区域应力作用在断层面上的正压力,是断层封闭性的重要控制因素,断层走向与区域主应力的夹角越近于垂直,断层封闭性越好,垂向输导能力越强(何伟,2005;张弛等,2020)。

图10 东海盆地西湖凹陷N-1井附近断层两侧岩性对接特征

根据断层走向与主应力夹角将断层按照输导能力分为I、II、III三类,夹角小于60°的断层为I类强输导断层,夹角60°～70°的断层为中输导II类断层,夹角大于70°的断层为弱输导III类断层,并根据一定区域内断层的发育密度构建断层输导指数:

其中,F为区域主应力的大小,θ为断层走向与主应力夹角,L为断层长度,(F·cosθ·L)max指该区域内计算值的最大值,该值越大,断层输导能力越强(图11)。

图11 东海盆地西湖凹陷N-1井断层输导能力分级定量评价图

此外,断层输导能力还与断裂发育的密度有关,研究区内由深向浅断裂发育程度均明显减小,油气充满度及气柱高度也明显减少(图12),H5段气柱高度50 m,油气面积充满度为30,H7段气柱高度70 m,油气面积充满度为38%(高伟中等,2019),表明油气聚集受输导断裂发育密度及断裂输导能力共同控制。

图12 东海盆地西湖凹陷不同层段断层分级评价图

地层中发育的超压可以促进断层、裂缝产生,进而能形成油气运移通道,有效改善油气输导体系。超压还可以成为油气运移充注的动力,可促进油气向压力降低的地层中运聚成藏。一般来说,当断层活动或地层孔隙压力大于断裂的突破压力时,断裂开启,油气从下运移至上部圈闭聚集;当地层孔隙压力小于断裂的突破压力时,断裂封闭﹐在压差作用下油气源源不断地向断层附近运移并聚集(张先平等,2007;李明诚和李剑,2010;张国华等,2013)。本次研究选取N-1井和H-1井进行全井段地层压力预测,由预测结果可知,N-1和H-1在4000 m左右开始发育超压(图13),N-1地区在H7段开始发育超压,而H-1井在H9段开始发育超压,研究区超压的发育为油气向浅层运移提供动力,促使油气向低压区运移成藏。

图13 东海盆地西湖凹陷N-1井与H-1井压力预测分布图

3.4 油气成藏期次

研究区内N-1井花港组(H5、H7和H11)储层样品可见天然气包裹体和油气烃包裹体伴生的储层流体包裹体。通过对N-1井的H5段砂岩中气液烃伴生包裹体均一温度分布特征分析,峰值在125～130℃之间(图14),对应油的充注时间约为12.5 Ma,即龙井运动时期(图15);天然气伴生的包裹体均一温度在135～140℃之间(图14),对应天然气的充注时间约为2.5 Ma,即冲绳运动时期;H7段储层包裹体均一温度分布第一峰温值在135～140℃之间(图14),对应油的成藏时间为龙井运动期;第二峰温值为140～150℃,主要对应天然气的成藏时期为冲绳运动时期(图15)。H11段均一温度分布峰值在145～150℃之间(图14),对应天然气的成藏期同样为冲绳运动时期(图15)。

图14 东海盆地西湖凹陷N-1井储层流体包裹体均一温度直方图

图15 东海盆地西湖凹陷N-1井渐新统花港组油气成藏期次判定

4 油气成藏主控因素与成藏模式

4.1 成藏主控因素

N-1井所在构造和H-1井所在构造具备充足的油气来源,并发育“Y”型或单倾断裂系统,控制油气分布层位——上油下气;“Y”型断裂倾角大,是油气垂向运移的有利条件;总体上,花下段断层发育密度高,沟通的储层气柱高度大,充注动力大。本地超压的发育和浮力共同为油气向浅层运移提供动力,成藏期储层未致密是油气聚集的重要条件,油气垂向汇聚受断层垂向输导能力控制。花港组上段顶部发育很好的区域性盖层,花港组下段也发育局部盖层,具有良好的遮挡条件。综上所述,通源断裂输导能力、超压的分布、优质储层和构造—岩性遮挡条件是该地区油气成藏的主控因素。

4.2 成藏模式

根据成藏地质条件及前人研究结果,西次凹虽然浅层储层物性好,但浅层烃源岩热演化程度低,生烃潜力差(余逸凡等,2022),地层压力相对较低,盖层的封堵性较差,油气不易聚集。通过对深部油气成藏主控因素的研究,建立了早油晚气、垂向差异输导断裂控制下的晚期成藏模式(图16)。

图16 东海盆地西湖凹陷N-1井油气运聚成藏模式

本构造带油气成藏要素与配置具有以下特点:本地及附近供烃,位于生烃凹陷内,构造与生烃演化的配置决定早期为油充注,晚期以气充注为主;成藏动力(构造活动+生烃增压)与储层差异致密化配置关系,控制常规与致密油气藏的纵向分布;断裂的垂向输导和断裂在垂向上与砂体沟通,形成了一层砂体一层气藏的特征,无断裂则无法成藏,因此建立了“垂向叠置”成藏模式。依据“垂向叠置”成藏模式,应加大对深层低渗—特低渗致密岩性—构造复合油气藏和深部地层存在异常压力系统内的油气藏的勘探力度。

5 结论

(1)西湖凹陷西次凹黄岩地区具有良好的油气成藏地质条件:花港组浅部发育部分常规储层,花港组下部为致密储层;储集空间类型主要为原生粒间孔、粒间溶孔、粒内溶孔和铸模孔,具有良好的储集条件;煤系烃源岩有机质丰度高,有机质类型好,处于成熟阶段,属于有效烃源岩,研究区内发育良好的生储盖组合。此外,黄岩地区也发育较好的圈闭及保存条件,使得油气具有良好聚集成藏条件。

(2)研究区天然气均为煤型气,油气来源于平湖组烃源岩。早期发育的断裂延深至下部平湖组烃源岩层内,使断层在垂向上与砂体沟通,形成了一层砂体一层藏的特征,深部发育的超压为油气运移提供了一定动力。花港组储层共发育两期油气包裹体,早期含油包裹体较多,晚期以天然气包裹体为主,成藏时间分别为龙井期和冲绳期,且以晚期天然气成藏为主。

(3)根据研究区内油气藏的地质条件及成藏特征,建立了“垂向叠置”成藏模式,西湖凹陷深层低渗—特低渗致密岩性—构造复合油气藏,以及深部地层异常压力系统内的油气藏,具有良好的勘探前景。