楊易卓,黃志龍,屈童,李志遠,王瑞,張景緣,馬崇林,潘永帥,于瑾

1)中國石油大學(北京)油氣資源與探測國家重點實驗室,北京,102249;2)中國石油大學(北京)地球科學學院,北京,102249;3)玉門油田分公司,甘肅酒泉,735000

內容提要：西湖凹陷西次凹黃巖地區(qū)漸新統(tǒng)花港組油氣資源豐富,是東海陸架盆地勘探開發(fā)重要領域,但油氣成藏機理復雜。為厘清西次凹花港組油氣成藏過程,筆者等通過薄片觀察、掃描電鏡、流體包裹體、顯微測溫等實驗分析,結合構造演化、埋藏史等,開展了生儲蓋、成藏期次及成藏過程研究。結果表明,花港組砂巖儲層具有良好的儲集條件,始新統(tǒng)平湖組發(fā)育有效的烴源巖,還具有良好的圈閉條件和保存條件。早期發(fā)育的斷裂,延深至下部平湖組烴源巖層內,可以作為良好的運移通道,深部超壓的發(fā)育為油氣運移也提供一定的動力。因此建立了“垂向疊置”成藏模式,說明西湖凹陷深層低滲—特低滲致密巖性—構造復合油氣藏和深部地層存在異常壓力系統(tǒng)內的油氣藏的具有良好的勘探前景。

中國近海盆地擁有非常豐富的油氣資源,其中東海陸架盆地是我國近海面積最大的含油氣盆地,油氣資源基礎雄厚,尤以西湖凹陷勘探開發(fā)成效顯著(陶士振和鄒才能,2005;葉加仁等,2008;劉金水和趙洪,2019;李天軍等,2022;余逸凡等,2022)。西湖凹陷經過40余年的勘探歷程,已經發(fā)現了多個大、中型油氣田,是東海陸架盆地內勘探程度最高的含油氣凹陷,也是近海盆地中最重要的勘探區(qū)帶及主要的油氣生產區(qū)(周心懷,2020)。西湖凹陷自西向東可劃分為西部斜坡帶、西次凹、中央反轉構造帶、東次凹及東部斷階帶(蔣一鳴等,2019),近年來,西湖凹陷深層和非常規(guī)油氣勘探獲得了重大突破,并以中—深層低滲—致密氣為重點勘探對象,在西部斜坡帶、中央反轉帶建成了大中型氣田(張建培等,2013;彭己君等,2014)。目前,前人研究多聚焦在西湖凹陷西部斜坡帶和中央反轉構造帶的沉積特征、儲層特征、油氣來源及成藏規(guī)律的分析,對西次凹的研究整體相對較少。

西次凹位于西湖凹陷的凹陷區(qū),漸新統(tǒng)花港組—始新統(tǒng)平湖組含油氣儲層埋深普遍大于3500 m,發(fā)育低幅構造—巖性氣(油)藏,屬于深層油氣的范疇。西次凹天然氣資源豐富,總體呈現出“致密為主,少量低滲”以及“中淺層低滲,中深層致密”的分級分布規(guī)律(葉加仁等,2020)。鐘志洪等(2003)對西次凹黃巖區(qū)的地質演化及斷層進行了研究,認為斷層對油氣的運聚有重要的影響;劉為(2012)對西次凹花港組的儲層進行了研究,并對有利儲層進行了劃分,認為花港組具有良好的勘探潛力;蘇奧等(2015)對西次凹的致密砂巖氣藏的特征進行了分析,認為平湖組是好的儲集體,勘探潛力大;徐陳杰等(2021)利用氣烴包裹體確定了西次凹充注期次及成藏時間;李文俊等(2022)對西次凹黃巖區(qū)低滲天然氣的成藏進行了研究,明確了天然氣的富集規(guī)律及成因。雖然前人對西次凹分別進行了不同工作的研究,有了一定程度的總結和認識,受限于鉆井、地震等資料,對深層—超深層的油氣聚集規(guī)律、成藏機理及主控因素等方面的研究仍缺乏深入的認識。為此,本研究在綜合利用鉆井巖心測試分析、測井及地震資料,系統(tǒng)開展對烴源巖有機地化、儲層基本特征及壓力分布特征等成藏地質條件要素進行系統(tǒng)的研究,并建立成藏模式,以期明確西次凹氣(油)藏主控因素,為下一步勘探部署提供地質依據。

1 區(qū)域地質概況

西湖凹陷是西南大陸架東部凹陷的一個次級構造單元,是中國海相古近系含油氣盆地中最大的沉積凹陷,總面積超過5.0×104km2。西湖凹陷向北東向延伸長約500 km,寬130 km(張國華,2013;劉金水和張書平,2021)(圖1),西次凹位于西湖凹陷中西部,西鄰平湖斜坡帶,東接中央反轉構造帶,是西湖凹陷始新統(tǒng)平湖組烴源巖系的沉積中心與生烴中心,擁有良好的烴源巖條件(葉加仁等,2020)。

圖1 東海盆地西湖凹陷區(qū)域構造位置及地層綜合柱狀圖(據Qu Tong et al.,2022)

西湖凹陷經歷了晚白堊世的裂陷期、漸新世中期—中新世坳陷期和晚中新世的區(qū)域沉降階段,在坳陷期發(fā)生過三次擠壓性質的構造反轉運動,其中龍井運動為規(guī)模影響最大一次擠壓構造活動,這些復雜的多期次構造活動造成地層褶皺強烈,奠定了西湖凹陷的大型擠壓背斜的構造形態(tài)。西湖凹陷自下而上發(fā)育始新統(tǒng)八角亭組(E2b)、寶石組(E2bs)與平湖組(E2p),漸新統(tǒng)花港組(E3h),中新統(tǒng)龍井組(N1lj)、玉泉組(N1y)、柳浪組(N1ll),上新統(tǒng)三潭組(N2s)與第四系更新統(tǒng)東海群(Q)等地層(周心懷等,2019)(圖1)。本文主要研究地層為平湖組和花港組,其中花港組是本文重點研究的目的層,花港組分為12段,自上而下為花1段(H1)至花12段(H12)。

2 油氣成藏地質條件

2.1 儲層條件

通過對西次凹花港組砂巖薄片觀察及鑒定資料的統(tǒng)計,對花港組砂巖類型劃分,確定花港砂巖以長石巖屑質石英砂巖為主(圖2a)。石英含量較高,分布在60%～68%之間,平均為64%,為主要的骨架組分;長石含量與巖屑含量相近,長石含量主要為16%～19%,平均含量為17%,巖屑含量主要分布在17%～20%之間,平均含量為18%(圖2a)?；ǜ劢M砂巖粒徑分布范圍較廣,從細粒至粗粒、砂礫巖均有所分布,但粒度主體偏細,以細—中砂巖為主,是砂巖粒徑最主要的分布范圍,占比在50%以上,粗—中粒及中—細粒稍次之。結構成熟度主要體現在較好的分選及磨圓,花港組分選以好、中—好為主,占比超過70%,磨圓以次棱—次圓為主,部分為次圓—次棱狀。

圖2 東海盆地西湖凹陷西次凹漸新統(tǒng)花港組砂巖類型三角圖(a)和花港組砂巖儲層孔隙度與滲透率關系圖(b)

花港組儲層埋深整體較大,普遍大于3000 m,甚至埋深在5000 m以上,多數儲層孔隙度低于10.00%,滲透率低于1.00×10-3μm2,屬于低孔—低滲儲層。儲層孔隙度最小為2.10%,最大為19.80%,主要分布在7.30%～9.40%,平均值為9.00%。滲透率最低為0.01×10-3μm2,最高為244.00×10-3μm2,主要分布在(0.08～1.00)×10-3μm2,平均值為2.35×10-3μm2,以低滲—致密儲層為主(圖2b)。巖石薄片鏡下觀測花港組砂巖儲層主要發(fā)育原生粒間孔和溶蝕孔,溶蝕孔主要包括溶蝕粒間孔、粒內溶蝕孔及鑄模孔,其中尤其以溶蝕粒間孔最為發(fā)育(圖3a—c)。

圖3 東海盆地西次凹花港組儲層孔隙特征

2.2 烴源巖地球化學特征

西次凹主要發(fā)育始新統(tǒng)平湖組煤系烴源巖,具體可劃分為煤、炭質泥巖和泥巖三種巖性,不同巖性的烴源巖其沉積環(huán)境、沉積有機質性質及其生烴能力等有一定的差別。陳建平等(1997)認為煤系烴源巖的總有機碳(TOC)與生烴潛量(S1+S2)呈現良好的正相關關系,其中泥巖TOC<6.00%,炭質泥巖TOC介于6.00%～40.00%,煤TOC>40.00%。研究區(qū)平湖組泥巖烴源巖的TOC含量為0.23%～4.37%,生烴潛量為0.34～7.69 mg/g,屬于差—中等的烴源巖,具有較低的生烴能力;炭質泥巖的TOC含量為9.50%～38.31%,生烴潛量為11.76～71.45 mg/g,屬于較好的烴源巖,具有中等的生烴能力;煤的TOC含量為43.87%～55.89%,生烴潛量為62.87～94.37 mg/g,具有中等—好的生烴能力(圖4a)。

圖4 東海盆地西次凹平湖組煤系烴源巖TOC與(S1+S2)含量相關關系(a)和煤系烴源巖氫指數與熱解最高溫峰相關關系(b)

平湖組泥巖樣品的干酪根類型主要為Ⅱ1—Ⅱ2型,整體偏腐質型干酪根;炭質泥巖樣品的干酪根類型主要為Ⅱ1型,偏腐泥型干酪根;煤樣品的干酪根類型為Ⅰ—Ⅱ1型,整體優(yōu)于炭質泥巖和泥巖(周潔,2012;Zhu Xinjian et al,2020)。前人研究認為煤的干酪根類型較好主要是因為煤的顯微組分主要為含氫鏡質體和煤中具有豐富的裂解烴,使煤具有較高的HI(蔣一鳴等,2020)。平湖組的最高熱解峰溫(tmax)研究分析表明烴源巖均已達到成熟階段,具有較大范圍的生烴潛力,泥巖、炭質泥巖及煤三者的成熟度相差不大(圖4b)。

2.3 圈閉條件

西次凹圈閉帶以“凹中隆”低幅背斜發(fā)育為主要背景,包含多個斷背斜構造圈閉,主要集中在西次凹中南部。構造形態(tài)為繼承性的北東向斷層復雜化鼻狀構造,圈閉帶內斷裂發(fā)育,多向上終止于漸新統(tǒng)花港組下段中,背斜形態(tài)向上持續(xù)至中新統(tǒng)(圖5)。

圖5 東海盆地西次凹中南部典型圈閉特征(據張宙等,2022修改)

西湖凹陷先后經歷了斷—拗轉換、坳陷—反轉和區(qū)域沉降等演化過程,對平湖組和花港組構造圈閉的形成具有直接影響(蔣一鳴等,2020)。本文采用平衡剖面法,對過井N—1的地震剖面進行構造演化史恢復。始新世末期玉泉運動(T30),在東側太平洋板塊持續(xù)的后撤式俯沖背景下,西側印度板塊陸—陸俯沖作用產生的擠壓力向東傳遞,在海礁隆起的斜坡帶發(fā)生了玉泉運動,總體表現為差異性沉降(蔣一鳴等,2020),研究區(qū)內沒有出現圈閉雛形。漸新世末花港運動(T20),菲律賓板塊向西北俯沖,對西湖凹陷的東部邊界影響大(李祥權等,2018;蔣一鳴等,2019),對研究區(qū)內構造變化影響不明顯。中新世末龍井運動(T12),受太平洋板塊和菲律賓海板塊持續(xù)向西俯沖的強烈的擠壓作用,斷陷期斷層發(fā)生活化反轉,發(fā)生龍井運動,是斷陷期結束以來西湖凹陷經歷的最強烈的構造運動,以水平擠壓為主(蔣一鳴等,2020),研究區(qū)內平湖組和花港組內部出現了地層隆升,形成圈閉。因此,花港組圈閉主要形成于龍井運動期,構造與多期疊置砂體耦合形成構造—巖性復合圈閉(圖6)。

圖6 東海盆地西湖凹陷過N-1井構造演化剖面

2.4 保存條件

前人研究認為西湖凹陷在垂向上發(fā)育多層泥巖蓋層,花港組主要存在砂泥巖互層及泥巖兩套蓋層,花港組上段頂部泥質含量高地層厚度大、分布范圍廣是很好的區(qū)域性蓋層;花港組下段泥巖純但厚度薄、分布不均,只能作為局部蓋層(高偉中等,2019;張宙等,2020;余逸凡等,2022)。研究區(qū)花港組上段頂部泥巖累計厚度在480～592 m,平均厚度為536 m,H1～H5段泥地比較高,分布在59.15%～71.41%;斷層未斷至H1～H2段,保持了花上段頂部地層的完整性,縱向厚度和平面大范圍展布,可作為研究區(qū)內的區(qū)域性蓋層;H3段以下的部分層段,單砂體頂部發(fā)育局部泥質蓋層,其中H6～H12泥地比主要分布在36.28%～51.12%,這對下伏砂體中油氣起到了良好的封閉作用,同時在斷層面更容易形成泥—泥對接、泥—砂對接等,影響斷層的垂向輸導性或封閉性。張宙等(2020)通過突破壓力與深度、巖性及物性關系對該研究區(qū)花港組泥巖蓋層封閉能力進行了分級評價,認為蓋層具有2 MPa突破壓力可以封住大部分油氣,具有一定的封閉能力;蓋層有4 MPa突破壓力時則具備相當的封閉能力;若蓋層不受到破壞并具有8 MPa突破壓力時可以完全封蓋所有油氣,該地區(qū)花港組上段蓋層具有2～14 MPa的突破壓力,主要突破壓力分布為4～14 MPa之間,因此認為該地區(qū)花港組上段為好的蓋層,可以封堵油氣。

3 油氣成藏特征

3.1 油氣成因與來源分析

研究區(qū)天然氣主要以烴類氣為主,天然氣的甲烷碳同位素(δ13C1)為-37.0‰～-32.0‰,戴金星等(2008)研究認為有機成因氣的甲烷碳同位素大多小于-30.0‰,而無機成因氣的甲烷碳同位素一般大于-30.0‰,因此,根據甲烷碳同位素分布,研究區(qū)內天然氣均為有機成因氣。乙烷碳同位素(δ13C2)受成熟度的影響較小,具有較強的母質遺傳性,是判識天然氣成因的有效參數,研究認為δ13C2>-28.0‰或δ13C2>-29.0‰天然氣為煤型氣,δ13C2<-28.0‰或δ13C2<-29.0‰油型氣(剛文哲等,1997;謝增業(yè)等,1999;陳沁等,2022),研究區(qū)內天然氣δ13C2分布范圍為-27.6‰～-25.5‰,均大于-28.0‰,表現為煤型氣特征(圖7a)。天然氣中攜帶的輕烴能夠指示生源母質類型,如正庚烷、不同構型的二甲基環(huán)戊烷和甲基環(huán)己烷組成的輕烴系統(tǒng)三角圖便能很好識別油型氣和煤型氣(戴金星,1993;胡國藝等,2007)。天然氣氣樣均分布在煤型氣區(qū)域。綜上可知,研究區(qū)天然氣均為煤型氣(圖7b)。

δ13C1值是計算天然氣成熟度的可靠參數,筆者等采用陳建平等(2021)的δ13C1—Ro公式:油型氣

δ13C1=25 lgRo-42.5

煤成氣

δ13C1=25 lgRo-37.5

計算出研究區(qū)天然氣的Ro主要介于1.04%～1.67%之間。研究區(qū)內花港組烴源巖煤系烴源巖處于成熟階段早期,Ro不超過1.00%,平湖組煤系烴源巖的有機質熱演化程度高,Ro大于1.00%以上(蘇奧等,2018),根據計算出的天然氣成熟度均在1.00%以上,說明天然氣主要來源于平湖組烴源巖的貢獻。

3.2 儲層的致密化

研究區(qū)花港組儲層自32 Ma開始沉積,經歷了復雜的成巖演化過程,依據花港組砂巖儲層的測試資料、中國石油天然氣行業(yè)碎屑巖成巖階段劃分標準及王亦然等(2020)對花港組成巖環(huán)境演變的研究,以西次凹南部N-1井為例,對花港組砂巖儲層成巖演化序列進行分析,主要劃分為早成巖階段A期、B期和中成巖階段A期兩個階段3個時期。

(1)早成巖階段A期:花港組埋藏深度<1500 m,成巖環(huán)境主要是由弱堿性向弱酸性成巖環(huán)境的轉化。機械壓實作用為該階段的主要成巖作用因素,砂巖呈弱固結—半固結狀態(tài)。此時砂巖的伊/蒙混層中蒙皂石含量較高,隨著上覆載荷的增加,壓實作用使孔隙度迅速降低,壓實作用是該階段孔隙度降低最為主要的成巖因素,顆粒之間主要以凹凸—線接觸為主(圖3d)。

(2)早成巖階段B期:埋藏深度為1500～2400 m,主要為弱酸性—酸性成巖環(huán)境。該階段含煤巖系和早期烴源巖進入生烴門限產生酸性流體,受其影響砂巖儲層的孔隙流體的pH值會在一定程度上逐漸降低,從而造成鋁硅酸鹽礦物溶解減少并形成碎屑長石粒內溶孔(圖3e)。酸性介質條件下,長石轉變成高嶺石和泥質蝕變成高嶺石,同時溶解作用提供大量離子,使得pH值高的地方早期碳酸鹽巖膠結物及硅質膠結逐漸形成(圖3f、g)。

(3)進入中成巖A初期,埋藏深度為2400～4500 m,壓實作用繼續(xù)導致原生粒間孔繼續(xù)減少,但鋁硅酸巖鹽達到最理想的溶解溫度(Beard and Weyl,1973; 遠光輝等,2013)。源巖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,受其影響較強的仍然主要是靠近源巖層的花港組下部地層。長石等鋁硅酸鹽的溶解作用造成孔隙流體介質中K+濃度增加,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。當粘土礦物轉化提供的Ca2+、Fe3+、Mg2+離子濃度增加時,長石溶解產生的Ca2+濃度提高,將形成碳酸鹽膠結物,并造成長石的溶解和方解石的沉淀在該階段交替進行。進入中成巖A期末時,有機酸開始大量脫羧產生CO2,孔隙流體中CO2分壓逐漸增高,且隨著溫度的增加,碳酸鹽膠結物溶解度逐漸降低,晚期碳酸鹽開始沉淀(圖3h)。隨著有機酸逐漸脫羧,晚期碳酸鹽逐漸沉淀,孔隙流體酸性逐漸減弱,酸性成巖環(huán)境逐漸向堿性成巖環(huán)境轉化,指示酸性成巖環(huán)境的自生高嶺石開始向自生伊利石轉化,伊利石含量逐漸增加(圖3i),處于此期的花港組下部砂巖儲層物性整體較差(圖8)。

孔隙演化定量研究是儲層演化研究的重要內容,國內外對此也存在著眾多研究,并對孔隙定量演化方法進行不斷完善(張創(chuàng)等,2014)。主要通過利用薄片鑒定、儲層物性及地質統(tǒng)計方法等,并根據成巖演化序列,定量各成巖作用對儲層孔隙的影響,確定各成巖節(jié)點孔隙變化,結合Scherer模型恢復儲層原始孔隙度(Beard and Weyl,1973),進行孔隙演化定量計算,繪制孔隙演化曲線。通過原始孔隙度的恢復,壓實減孔、膠結減孔、溶蝕增孔的計算研究發(fā)現,N-1井中H7段砂巖儲層未致密,下部H11段砂巖儲層在2.6 Ma時孔隙度小于10%達到致密(圖8)。

3.3 斷—壓配置與油氣運移

通過對花港組鉆井試油結果的分析和前人對西次凹花港組油氣的成藏特征研究,花港組總體具有“上油下氣”的分布特征(余逸凡等,2022),如N-1井H3段均為水層,H4段為油層,H5段為氣層;H-1井H3段為油層,H4段證實為氣層(圖9)。淺部發(fā)育底水構造油氣藏,充滿度偏低,如N-1井H4段油藏充滿度較低、H5段氣藏充滿度較高;深層的H6段氣藏和H7段氣藏充滿度最高,造成這種特殊的油氣縱向分布特征,主要與烴源巖生烴相態(tài)階段性演化、斷層分布、輸導條件的差異演化有關(李文俊等,2022)。研究區(qū)內發(fā)育一系列似花狀分布的正斷層,斷層斷穿層位控制油氣層分布,表明斷層是油氣運移聚集的重要通道(李文俊等,2022)。

圖9 東海盆地西湖凹陷油氣縱向分布特征

研究區(qū)內的斷層自下而上斷距均減小,活動性變弱,斷層兩側以泥—泥對接、泥—砂對接為主,斷層不易開啟,垂向封閉性強(圖10)。龍井運動之后,區(qū)域應力作用在斷層面上的正壓力,是斷層封閉性的重要控制因素,斷層走向與區(qū)域主應力的夾角越近于垂直,斷層封閉性越好,垂向輸導能力越強(何偉,2005;張弛等,2020)。

圖10 東海盆地西湖凹陷N-1井附近斷層兩側巖性對接特征

根據斷層走向與主應力夾角將斷層按照輸導能力分為I、II、III三類,夾角小于60°的斷層為I類強輸導斷層,夾角60°～70°的斷層為中輸導II類斷層,夾角大于70°的斷層為弱輸導III類斷層,并根據一定區(qū)域內斷層的發(fā)育密度構建斷層輸導指數:

其中,F為區(qū)域主應力的大小,θ為斷層走向與主應力夾角,L為斷層長度,(F·cosθ·L)max指該區(qū)域內計算值的最大值,該值越大,斷層輸導能力越強(圖11)。

圖11 東海盆地西湖凹陷N-1井斷層輸導能力分級定量評價圖

此外,斷層輸導能力還與斷裂發(fā)育的密度有關,研究區(qū)內由深向淺斷裂發(fā)育程度均明顯減小,油氣充滿度及氣柱高度也明顯減少(圖12),H5段氣柱高度50 m,油氣面積充滿度為30,H7段氣柱高度70 m,油氣面積充滿度為38%(高偉中等,2019),表明油氣聚集受輸導斷裂發(fā)育密度及斷裂輸導能力共同控制。

圖12 東海盆地西湖凹陷不同層段斷層分級評價圖

地層中發(fā)育的超壓可以促進斷層、裂縫產生,進而能形成油氣運移通道,有效改善油氣輸導體系。超壓還可以成為油氣運移充注的動力,可促進油氣向壓力降低的地層中運聚成藏。一般來說,當斷層活動或地層孔隙壓力大于斷裂的突破壓力時,斷裂開啟,油氣從下運移至上部圈閉聚集;當地層孔隙壓力小于斷裂的突破壓力時,斷裂封閉﹐在壓差作用下油氣源源不斷地向斷層附近運移并聚集(張先平等,2007;李明誠和李劍,2010;張國華等,2013)。本次研究選取N-1井和H-1井進行全井段地層壓力預測,由預測結果可知,N-1和H-1在4000 m左右開始發(fā)育超壓(圖13),N-1地區(qū)在H7段開始發(fā)育超壓,而H-1井在H9段開始發(fā)育超壓,研究區(qū)超壓的發(fā)育為油氣向淺層運移提供動力,促使油氣向低壓區(qū)運移成藏。

圖13 東海盆地西湖凹陷N-1井與H-1井壓力預測分布圖

3.4 油氣成藏期次

研究區(qū)內N-1井花港組(H5、H7和H11)儲層樣品可見天然氣包裹體和油氣烴包裹體伴生的儲層流體包裹體。通過對N-1井的H5段砂巖中氣液烴伴生包裹體均一溫度分布特征分析,峰值在125～130℃之間(圖14),對應油的充注時間約為12.5 Ma,即龍井運動時期(圖15);天然氣伴生的包裹體均一溫度在135～140℃之間(圖14),對應天然氣的充注時間約為2.5 Ma,即沖繩運動時期;H7段儲層包裹體均一溫度分布第一峰溫值在135～140℃之間(圖14),對應油的成藏時間為龍井運動期;第二峰溫值為140～150℃,主要對應天然氣的成藏時期為沖繩運動時期(圖15)。H11段均一溫度分布峰值在145～150℃之間(圖14),對應天然氣的成藏期同樣為沖繩運動時期(圖15)。

圖14 東海盆地西湖凹陷N-1井儲層流體包裹體均一溫度直方圖

圖15 東海盆地西湖凹陷N-1井漸新統(tǒng)花港組油氣成藏期次判定

4 油氣成藏主控因素與成藏模式

4.1 成藏主控因素

N-1井所在構造和H-1井所在構造具備充足的油氣來源,并發(fā)育“Y”型或單傾斷裂系統(tǒng),控制油氣分布層位——上油下氣;“Y”型斷裂傾角大,是油氣垂向運移的有利條件;總體上,花下段斷層發(fā)育密度高,溝通的儲層氣柱高度大,充注動力大。本地超壓的發(fā)育和浮力共同為油氣向淺層運移提供動力,成藏期儲層未致密是油氣聚集的重要條件,油氣垂向匯聚受斷層垂向輸導能力控制。花港組上段頂部發(fā)育很好的區(qū)域性蓋層,花港組下段也發(fā)育局部蓋層,具有良好的遮擋條件。綜上所述,通源斷裂輸導能力、超壓的分布、優(yōu)質儲層和構造—巖性遮擋條件是該地區(qū)油氣成藏的主控因素。

4.2 成藏模式

根據成藏地質條件及前人研究結果,西次凹雖然淺層儲層物性好,但淺層烴源巖熱演化程度低,生烴潛力差(余逸凡等,2022),地層壓力相對較低,蓋層的封堵性較差,油氣不易聚集。通過對深部油氣成藏主控因素的研究,建立了早油晚氣、垂向差異輸導斷裂控制下的晚期成藏模式(圖16)。

圖16 東海盆地西湖凹陷N-1井油氣運聚成藏模式

本構造帶油氣成藏要素與配置具有以下特點:本地及附近供烴,位于生烴凹陷內,構造與生烴演化的配置決定早期為油充注,晚期以氣充注為主;成藏動力(構造活動+生烴增壓)與儲層差異致密化配置關系,控制常規(guī)與致密油氣藏的縱向分布;斷裂的垂向輸導和斷裂在垂向上與砂體溝通,形成了一層砂體一層氣藏的特征,無斷裂則無法成藏,因此建立了“垂向疊置”成藏模式。依據“垂向疊置”成藏模式,應加大對深層低滲—特低滲致密巖性—構造復合油氣藏和深部地層存在異常壓力系統(tǒng)內的油氣藏的勘探力度。

5 結論

(1)西湖凹陷西次凹黃巖地區(qū)具有良好的油氣成藏地質條件:花港組淺部發(fā)育部分常規(guī)儲層,花港組下部為致密儲層;儲集空間類型主要為原生粒間孔、粒間溶孔、粒內溶孔和鑄?？?具有良好的儲集條件;煤系烴源巖有機質豐度高,有機質類型好,處于成熟階段,屬于有效烴源巖,研究區(qū)內發(fā)育良好的生儲蓋組合。此外,黃巖地區(qū)也發(fā)育較好的圈閉及保存條件,使得油氣具有良好聚集成藏條件。

(2)研究區(qū)天然氣均為煤型氣,油氣來源于平湖組烴源巖。早期發(fā)育的斷裂延深至下部平湖組烴源巖層內,使斷層在垂向上與砂體溝通,形成了一層砂體一層藏的特征,深部發(fā)育的超壓為油氣運移提供了一定動力。花港組儲層共發(fā)育兩期油氣包裹體,早期含油包裹體較多,晚期以天然氣包裹體為主,成藏時間分別為龍井期和沖繩期,且以晚期天然氣成藏為主。

(3)根據研究區(qū)內油氣藏的地質條件及成藏特征,建立了“垂向疊置”成藏模式,西湖凹陷深層低滲—特低滲致密巖性—構造復合油氣藏,以及深部地層異常壓力系統(tǒng)內的油氣藏,具有良好的勘探前景。