劉 勇，徐國盛，曾 兵，徐昉昊，張 武，高 耀，袁海鋒

(1.成都理工大學(xué) 油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，成都 610059；2.中海石油(中國)有限公司 上海分公司，上海 200335)

西湖凹陷是中國近海海域油氣資源較豐富且具有較大勘探開發(fā)潛力的沉積凹陷之一[1-4]。西湖凹陷致密砂巖氣資源量巨大，約占整個凹陷天然氣總資源量的80%[5]。隨著西湖凹陷漸新統(tǒng)花港組和始新統(tǒng)平湖組低滲致密砂巖氣勘探不斷取得突破，天然氣探明儲量快速增長，目前，低滲致密砂巖氣已成為該區(qū)油氣勘探開發(fā)的主體[6]。然而低滲致密砂巖儲層非均質(zhì)性強，孔隙度低、連通性差，儲層致密化與油氣充注的先后順序直接關(guān)系到低滲致密砂巖能否形成有效的油氣聚集[7-8]。本文對西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部低滲致密砂巖儲層進行研究，在儲層基本特征分析基礎(chǔ)之上，采用巖石薄片鑒定、掃描電鏡、電子探針、流體包裹體分析等測試技術(shù)，利用孔隙恢復(fù)定量計算方法對花港組儲層孔隙演化進行系統(tǒng)恢復(fù)，并進一步探討孔隙演化與油氣充注的關(guān)系，以期為本地區(qū)花港組低滲致密砂巖氣勘探提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

西湖凹陷位于東海陸架盆地東北部，呈北北東向展布，南北長約400 km，東西寬約100 km，面積約5.18×104km2(圖1)[9]。

西湖凹陷形成始于晚白堊世，為一典型的弧后裂谷凹陷，其構(gòu)造演化經(jīng)歷了始新世的斷坳期、漸新世—中新世的拗陷期和上新世—第四紀的整體沉降期3個重要階段。根據(jù)新生代的構(gòu)造格局、沉積特點、斷裂發(fā)育及油氣富集等特征，由西向東可將西湖凹陷劃分為西部緩坡(斜坡)帶、中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶和東部陡坡斷隆帶3個次級構(gòu)造單元。凹陷內(nèi)以新生代碎屑沉積為主，其沉積厚度達9 000～15 000 m，地層自下而上依次為：古新統(tǒng)(E1)、始新統(tǒng)甌江組(E21o)和平湖組(E22p)、漸新統(tǒng)花港組(E3h)、中新統(tǒng)龍井組(N11l)、玉泉組(N12y)和柳浪組(N13l)、上新統(tǒng)三潭組(N2s)及第四系東海群(Qdh)[10](圖1)。本次研究的目的層為花港組，其縱向上可劃分為上、下兩段。按自上而下進行地層細分，花港組上段包含H1—H5共5個小層，花港組下段包含H6—H12共7個小層。

2 儲層基本特征

2.1 巖石學(xué)特征

圖1 東海盆地西湖凹陷構(gòu)造位置及地層綜合柱狀圖

研究區(qū)花港組主要為河流相沉積，單套砂體累積厚度最大可達上百米，其儲層物性具有較強的非均質(zhì)性。通過對1687件巖石薄片的觀察發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)花港組砂巖的石英含量普遍在62%～80%，長石含量為15%～20%，巖屑含量為16%～25%。按趙澄林等砂巖分類命名原則[11]，花港組儲層的巖石類型主要是長石巖屑質(zhì)石英砂巖，占各類砂巖總量的91.7%；少量的長石質(zhì)石英砂巖和長石砂巖，分別占砂巖總量的4.62%和2.07%；其余各種砂巖(長石質(zhì)巖屑砂巖、巖屑砂巖、巖屑石英砂巖)在含量上均不足1%(圖2)。

此外，研究區(qū)花港組砂巖分選中—好，磨圓次棱—次圓，粒度總體較粗，主要為細—中砂巖，次為粗—中砂，少量砂巖甚至達到巨砂和礫石粒度級別，顯示具有較高的結(jié)構(gòu)成熟度。與西湖凹陷其他構(gòu)造區(qū)相比，區(qū)內(nèi)花港組砂巖具有雜基、膠結(jié)物、高嶺石含量低的特征，其雜基平均含量為3.30%～4.97%，碳酸鹽膠結(jié)物平均含量為1.0%～3.0%，硅質(zhì)膠結(jié)物平均含量為0.51%～1.13%，高嶺石平均含量僅為0.004%～1.27%。因此，中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部花港組儲層砂巖幾乎均為潔凈砂巖(雜基含量小于15%的砂巖)[12]。

2.2 儲層物性特征

圖2 東海盆地西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部花港組砂巖巖石類型

根據(jù)鉆井巖心孔隙度、滲透率實測資料統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)花港組儲層孔隙度集中分布在6%～12%，滲透率差異性較大且集中分布在(0.1～10)×10-3μm2，表明花港組儲層物性較差，整體上屬于致密砂巖儲層。依據(jù)《SY/T6285-1997中國石油天然氣行業(yè)儲層分級標準》[13]，區(qū)內(nèi)花港組H3小層的儲集物性相對較好，屬于中孔—中滲和低孔—低滲儲層；花港組H4和H5小層的儲集物性次之，屬于低孔—低滲和特低孔—特低滲儲層；花港組H6和H7小層的儲集物性最差，均屬于特低孔—特低滲儲層。

3 儲層成巖序列與孔隙演化

3.1 儲層孔隙恢復(fù)定量計算

研究區(qū)花港組從沉積埋藏到固結(jié)成巖過程中經(jīng)歷的各種成巖作用，都會對儲層孔隙數(shù)量造成直接影響。為了探討在各種成巖作用約束下儲層孔隙的演化過程，本次研究將各種成巖作用視為理想的相對獨立過程，利用孔隙定量恢復(fù)計算方法對儲層孔隙演化進行定量恢復(fù)，最后將恢復(fù)計算結(jié)果與巖石樣品實測物性進行比對和誤差分析，以確?；謴?fù)結(jié)果的可靠性[14]。

研究區(qū)花港組儲層砂巖分選較好，可將其原始孔隙度Φ1設(shè)定為40%[15-17]，然后按照壓實、膠結(jié)、溶解的成巖作用順序，依次對各成巖作用結(jié)束后儲層的殘余孔隙度進行定量恢復(fù)計算。原始計算數(shù)據(jù)來源于研究區(qū)4口鉆井的138個花港組鑄體薄片孔隙鑒定結(jié)果以及對應(yīng)樣品的實測物性資料。

利用公式1(表1)對壓實作用結(jié)束后的儲層孔隙度(Φ2)(包括早期膠結(jié)物占據(jù)孔隙和現(xiàn)今殘余原生孔隙)進行計算，結(jié)果顯示壓實作用導(dǎo)致儲層86.88%的原生孔隙損失，Φ2僅為4.44%～7.23%，平均值為5.21%。膠結(jié)作用是導(dǎo)致儲層孔隙度降低的另一個重要成巖因素。據(jù)公式2(表1)計算，膠結(jié)作用后的儲層孔隙度(Φ3)保持在1.55%～3.52%之間，平均值為2.29%。溶解作用對于儲層孔隙度和滲透率的改善具有積極的建設(shè)性作用。利用公式3(表1)對溶解作用增加的儲層孔隙度(Φ4)進行計算，結(jié)果顯示溶解作用使儲層孔隙度增加5.45%～8.41%，平均增加6.46%?；ǜ劢M儲層在各種成巖作用的綜合影響下，計算的現(xiàn)今平均孔隙度(Φ5)最終降低至8.75%。由于微裂縫對花港組儲層孔隙貢獻不大，故微裂縫暫未納入本次恢復(fù)計算中。

表1 東海盆地西湖凹陷花港組儲層孔隙恢復(fù)定量計算公式及選取參數(shù)

表2東海盆地西湖凹陷花港組儲層孔隙恢復(fù)定量計算結(jié)果

Table2QuantitativecalculationresultsofreservoirporosityrecoveryofHuagangFormationinXihuSag,EastChinaSeaBasin%

井號層位壓實后孔隙度Φ2膠結(jié)后孔隙度Φ3溶蝕增加孔隙度Φ4計算現(xiàn)今孔隙度Φ5實測現(xiàn)今孔隙度Φ6D1H34．572．228．4110．6312．55D4H37．233．526．259．779．76D5H54．601．555．457．007．17D6H3-H54．441．875．727．597．62平均值5．212．296．46 8．75 9．28

另外，本次花港組儲層Φ5與實測現(xiàn)今平均孔隙度(Φ6=9.28%)相差較小(表2)，其絕對誤差僅為0.53%，相對誤差也僅為5.71%，表明孔隙恢復(fù)計算過程的可信度較高。

3.2 儲層成巖序列與孔隙演化

借助巖石薄片鑒定、電子探針、鏡質(zhì)體反射率(Ro)、黏土礦物X衍射分析、烴源巖最大熱解峰溫(Tmax)、包裹體均一溫度等分析測試資料，依據(jù)《SY/T5477-2003碎屑巖成巖階段劃分標準》[18]，按照自生礦物和成巖事件的先后順序，將花港組儲層經(jīng)歷的成巖序列劃分為：同生階段、早成巖階段(A、B期)、中成巖階段(A、B期)。將成巖序列劃分與孔隙恢復(fù)定量計算有機結(jié)合，可以實現(xiàn)對各成巖階段下花港組儲層孔隙的系統(tǒng)恢復(fù)，并建立起完整的儲層成巖—孔隙演化模式。

3.2.1 同生階段

研究區(qū)花港組在同生階段經(jīng)歷的主要成巖作用有：鋁硅酸鹽骨架顆粒的水化作用，有機質(zhì)的有氧呼吸作用，泥微晶碳酸鹽的膠結(jié)作用(如早期菱鐵礦)。由于埋深增大，松散沉積物受到的上覆巖層載荷逐漸增加，同生階段開始出現(xiàn)壓實作用，使得碎屑顆粒間的原生粒間孔隙度從最初的40%下降至25%～30%，此時碎屑顆粒間接觸關(guān)系以點接觸為主。

3.2.2 早成巖階段A期

當(dāng)埋藏深度超過1 000 m并進入早成巖階段A期，花港組經(jīng)歷的主要成巖作用為壓實作用，此時儲層砂巖處于弱固結(jié)—半固結(jié)狀態(tài)。早成巖階段A期花港組成巖流體介質(zhì)偏堿性，儲層砂巖開始出現(xiàn)圍繞碎屑顆粒生長的早期環(huán)邊綠泥石膠結(jié)物(圖3a)，而局部pH值相對較高的層段還可見堵塞部分原生粒間孔的方解石膠結(jié)物(圖3b)。早成巖階段A期結(jié)束時，花港組儲層孔隙度降低至20%～30%。

3.2.3 早成巖階段B期

當(dāng)埋藏深度介于1 500～2 500 m時，花港組儲層進入早成巖階段B期。該成巖階段花港組儲層的伊/蒙混層(I/S)中蒙皂石含量為50%～70%。隨著地層溫壓的升高，蒙脫石向伊利石轉(zhuǎn)化，長石或泥質(zhì)蝕變成因的自生高嶺石開始膠結(jié)(圖3c)，石英次生加大也開始發(fā)育，這導(dǎo)致儲層孔隙度降低1.28%。壓實作用繼續(xù)進行并導(dǎo)致儲層原生粒間孔隙度累計損失了25.97%。與此同時，淋濾下滲的大氣淡水與早期有機酸成因的混合酸性流體使得花港組成巖環(huán)境逐漸趨于酸性。鋁硅酸鹽礦物、雜基、巖屑等在酸性溶解作用下開始形成少量溶蝕孔隙和雜基微孔，儲層孔隙度增加1.53%。早成巖階段B期結(jié)束時，花港組儲層孔隙度保持在14.28%。

3.2.4中成巖階段A期

當(dāng)花港組埋藏深度在2 500～3 800 m時，儲層開始進入中成巖A期。隨著地層溫壓的進一步升高，黏土礦物轉(zhuǎn)化速度逐漸加快，伊/蒙混層(I/S)中蒙皂石含量降低至35%～50%。壓實作用繼續(xù)對花港組施加影響，顆粒接觸關(guān)系開始以線接觸為主(圖3d)，壓實作用導(dǎo)致原生孔隙度損失掉7.94%。此外，石英的次生加大進一步使孔隙度降低0.62%。此時烴源層中的有機質(zhì)開始進入低成熟—成熟階段(Ro=0.5%～1.3%)。伴隨有機質(zhì)大量生成油氣，以有機酸來源為主的酸性流體開始向花港組儲層大量充注。在較強的酸性成巖環(huán)境下，儲層中的長石、巖屑等易溶礦物組分受到強烈的溶解作用而形成眾多次生溶蝕孔隙(圖3e)，儲層孔隙度增加4.63%。中成巖階段A期結(jié)束時，花港組儲層的孔隙度降低至10.35%。

3.2.5 中成巖階段B期

圖3 東海盆地西湖凹陷花港組儲層成巖作用特征

a.早期環(huán)邊綠泥石膠結(jié),D3井,5 097 m,H9,20×10(-)；b.局部原生粒間孔充填早期方解石膠結(jié)物,D3井,4 695 m,H6,10×10(-);c.自生高嶺石膠結(jié),D1井,2 774 m,H2,10×10(-);d.碎屑顆粒呈線接觸,D1井,3 090 m,H3,10×10(+);e.巖石受到強烈酸性溶蝕,D1井,3 127.3 m,H3,10×10(-);f.碎屑顆粒局部凹凸接觸,D4井,4 381 m,H5,10×10(+);g.長石粒內(nèi)溶孔充填晚期鐵方解石,D2井,5 057 m,H9,5×10(-);h.鐵白云石呈不規(guī)則分布,D2井,5 086 m,H9,10×10(-);i.自生黏土礦物堵塞粒間孔隙,D5井,3 896 m,H3,10×10(+)

Fig.3 Diagenesis characteristics of Huagang Formation in Xihu Sag, East China Sea Basin

當(dāng)埋藏深度超過3800m時，花港組儲層進入中成巖階段B期。此時，烴源層中的有機質(zhì)處于高成熟階段(Ro=1.3%～2.0%)，儲層中伊/蒙混層(I/S)中的蒙皂石含量僅為15%～35%。由于壓實作用貫穿花港組整個成巖過程，受其影響碎屑顆粒間開始出現(xiàn)更為緊密的凹凸接觸(圖3f)。隨著中成巖階段A期的溶蝕作用對有機酸性物質(zhì)的大量消耗，加之有機質(zhì)脫羧基作用減弱，CO2來源減少，使得花港組儲層的成巖環(huán)境在中成巖階段B期逐漸向堿性演變，次生溶蝕孔隙發(fā)育速度也隨之減緩。在酸堿成巖環(huán)境過渡期間，溶蝕作用增加孔隙度僅為0.3%。進入弱堿性成巖環(huán)境后，儲層開始出現(xiàn)充填于剩余原生粒間孔及次生溶蝕孔的鐵方解石和鐵白云石(圖3g，h)、自生伊利石和自生綠泥石等黏土礦物堵塞孔隙(圖3i)、局部長石的次生加大等成巖現(xiàn)象。儲層孔隙度在以上各類膠結(jié)作用下降低了1.02%。由于此時大部分花港組儲層逐漸趨于致密，壓實作用對儲層物性影響減弱，壓實減孔僅為0.88%。最終花港組儲層平均孔隙度降低至8.75%。

4 儲層孔隙演化與油氣充注關(guān)系

4.1 實驗方法和研究依據(jù)

油氣包裹體實驗樣品取自東海盆地西湖凹陷中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶中北部D4井的花港組H3和H4小層；分析測試單位為核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心，測試儀器為LINKAM THMS 600型冷熱臺和LabRAMHR-800型激光共焦拉曼光譜儀；檢測方法和依據(jù)為《EJ/T 1105—1999礦物流體包裹體溫度的測定》[19]，實驗溫度25 ℃，濕度40%。

本文根據(jù)含油氣包裹體賦存的自生成巖礦物形成世代，結(jié)合流體包裹體的巖相學(xué)特征和含油包裹體豐度指數(shù)(GOI)分析，確定含油氣包裹體的發(fā)育期次，再結(jié)合包裹體期次和包裹體均一溫度確定油氣充注期次和時間。

4.2 花港組油氣充注期次

流體包裹體保存了礦物形成時的各種原始地球化學(xué)信息(如壓力、溫度、pH值、鹽度等)[20-22]，其中含烴流體包裹體對于指示沉積盆地內(nèi)的含油氣流體活動及其成藏規(guī)律具有重要的研究價值。

通過對花港組儲層流體包裹體巖相學(xué)特征分析發(fā)現(xiàn)，能夠反映油氣充注活動的含烴包裹體主要賦存于石英次生加大邊、切穿石英顆粒(或加大邊)的成巖期后微裂隙以及方解石膠結(jié)物中(表3)。通過將花港組H3和H4小層306個含烴鹽水包裹體均一溫度測定結(jié)果與研究區(qū)埋藏史、熱演化史對比發(fā)現(xiàn)，儲層在埋藏成巖過程中至少經(jīng)歷3期油氣充注(表3)。

4.2.1 第一期油氣充注

第一期油氣充注大約發(fā)生于19～17 Ma(表3)，對應(yīng)少量均一溫度區(qū)間為96～105 ℃的含烴鹽水包裹體。該期油氣充注來源于有機質(zhì)早成熟階段所釋放的少量烴類，因此油氣充注規(guī)模小(GOI<1%)且僅被形成時間早的Ⅰ期方解石膠結(jié)物所捕獲。盡管第一期油氣充注的成藏意義不大，但有機質(zhì)在早成熟階段排出的有機酸性流體卻能對儲層進行有效溶蝕，從而促進早期次生溶蝕孔的形成，并在一定程度上改善儲層物性。

4.2.2 第二期油氣充注

第二期油氣充注大約發(fā)生在17～9 Ma(表3)，對應(yīng)均一溫度區(qū)間為118～150 ℃的含烴鹽水包裹體。該期油氣充注來源于有機質(zhì)低成熟階段(Ro=0.5%～0.7%)所釋放的烴類，其形成的流體包裹體主要賦存于石英次生加大邊中。第二期油氣充注持續(xù)時間長，規(guī)模相對較大，對應(yīng)石英次生加大邊中流體包裹體的含油氣性相對較高，含烴鹽水包裹體豐度中等 (GOI=1%～3%)，液烴包裹體(褐色)含量高達90%左右，氣烴包裹體(深灰色)占10%左右。

激光拉曼光譜(LRS)分析結(jié)果(圖4)顯示，第二期油氣充注對應(yīng)的流體包裹體中C譜峰位置為336.0 cm-1和1 605.9 cm-1，CH4譜峰位置為2 910 cm-1，且C譜峰和CH4譜峰所在位置面積較大，反映充注流體中含有大量CO2和CH4。加之發(fā)育有多期石英次生加大邊，說明第二期油氣充注過程中花港組儲層處于強酸性成巖環(huán)境，這與有機質(zhì)脫羧基生成大量有機酸有關(guān)。

4.2.3 第三期油氣充注

表3東海盆地西湖凹陷花港組油氣充注期次與含烴包裹體賦存礦物關(guān)系

Table3RelationshipbetweenhydrocarbonchargingstageandauthigenicmineralreservedhydrocarbonbearinginclusionsofHuagangFormationinXihuag,EastChinaSeaBasin

圖4 東海盆地西湖凹陷花港組第二期油氣充注有機包裹體激光拉曼光譜分析結(jié)果

圖5 東海盆地西湖凹陷花港組第三期油氣充注有機包裹體激光拉曼光譜分析結(jié)果

第三期油氣充注時間較晚，大約為7～0 Ma(表3)，對應(yīng)花港組H3小層第Ⅱ期方解石膠結(jié)物的形成。由于第Ⅱ期方解石膠結(jié)物中含烴鹽水包裹體發(fā)育豐度較高(GOI=3%～4%)，局部方解石膠結(jié)物中GOI高達40%左右，其中褐色液烴包裹體含量約占70%，深灰色氣烴包裹體含量約占30%。可見，第三期油氣充注規(guī)模最大，是研究區(qū)花港組儲層最主要的油氣充注期。

根據(jù)包裹體均一溫度分析認為，第三期油氣充注時，花港組H3小層的儲層已演化至中成巖A期末—中成巖B期。激光拉曼光譜(LRS)分析結(jié)果(圖5)顯示，H3小層捕獲的含烴鹽水包裹體僅見譜峰位置為2 918.6 cm-1的CH4，而未見CO2，表明此時儲層中的有機酸性物質(zhì)幾乎被消耗殆盡。

花港組H4小層的儲層物性相對較差，通過流體包裹體分析僅識別到1期油氣充注(與H3小層的第三期油氣充注時間對應(yīng))。H4小層埋藏更深，儲層致密化時間相對較早，含烴鹽水包裹體僅分布于較晚的Ⅱ期方解石膠結(jié)物中，而未能在早期石英次生加大邊中檢測到。可見H4小層對第三期大規(guī)模油氣充注的捕獲能力明顯弱于H3小層，因而其油氣成藏規(guī)模和勘探潛力也不及后者。

4.3 儲層孔隙演化與油氣充注期次耦合關(guān)系

研究區(qū)花港組儲層成巖過程中孔隙演化與油氣充注期次的耦合關(guān)系(圖6)如下：

第一、二期油氣充注分別發(fā)生在19～17 Ma和17～9 Ma，此時花港組處于埋深2 500～3 800 m的中成巖階段A期，壓實作用和膠結(jié)作用導(dǎo)致儲層累積損失掉25%的孔隙度，并演變?yōu)槠骄紫抖?0.35%的低孔儲層。盡管第一、二期油氣充注對花港組油氣成藏意義不大，但這2期油氣充注帶入的有機酸性流體卻對儲層物性改善起到了關(guān)鍵性作用。在酸性成巖環(huán)境下，花港組儲層受到強烈溶解作用而形成大量次生溶蝕孔，儲層孔隙度累積增加6.16%。在花港組儲層逐漸趨于致密的背景下，酸性流體的溶解作用在較大程度上緩解了壓實作用和膠結(jié)作用對于儲層物性的破壞，并為后續(xù)大規(guī)模油氣充注提供了有利的輸導(dǎo)條件。

第三期油氣充注發(fā)生在7～0 Ma，是區(qū)內(nèi)花港組經(jīng)歷的規(guī)模最大、也是最重要的1期油氣充注。該期油氣充注時地層埋藏超過3 800 m，花港組儲層遭受的壓實作用繼續(xù)增強，伴隨著儲層中有機酸性流體的消耗殆盡，孔隙流體逐漸趨于堿性，在鈣質(zhì)膠結(jié)(鐵方解石、鐵白云石為主)作用下巖石致密程度進一步提高，最終花港組儲層演變?yōu)槠骄紫抖?.75%的特低孔致密儲層。第三期油氣充注時花港組儲層大部分層位已進入中成巖B期并致密化，此時埋藏較淺且處于中成巖A期末—中成巖B期的H3小層，依然維持在平均孔隙度為10.60%的低孔儲層級別。因而相對儲集物性更好的H3小層具有的油氣成藏規(guī)模和勘探潛力也更大。

圖6 東海盆地西湖凹陷花港組儲層成巖—孔隙演化與油氣充注期次耦合關(guān)系

5 結(jié)論

(1)西湖凹陷花港組致密砂巖儲層孔隙演化依次經(jīng)歷了早成巖階段B期的14.28%、中成巖階段A期的10.35%和中成巖階段B期的8.75%，其中壓實作用、膠結(jié)作用分別導(dǎo)致總孔隙度降低34.75%和2.92%，而溶解作用使總孔隙度增加6.46%?；ǜ劢M儲層在成巖進程中孔隙演化表明，壓實作用貫穿儲層整個成巖過程，是導(dǎo)致儲層孔隙大幅減少的根本原因；同時膠結(jié)作用對孔隙的破壞也不容忽視；溶解作用則有利于儲層次生孔隙的形成，特別是中成巖階段A期的強烈酸性溶解作用，對于花港組儲層物性的改善起到了關(guān)鍵性作用。

(2)花港組儲層至少經(jīng)歷3期油氣充注。第一、二期(19～17 Ma和17～9 Ma)油氣充注發(fā)生于中成巖階段A期末以前，其成藏意義不大。但以上2期油氣充注帶入的有機酸性流體，對尚未致密的花港組儲層物性改造起到了關(guān)鍵性作用，減緩了儲層致密化進程，為后期大規(guī)模油氣充注提供了有利條件。第三期(7～0 Ma)大規(guī)模油氣充注發(fā)生在儲層逐漸致密化的中成巖A期末—中成巖B期。此時埋藏較淺、尚未完全致密的花港組H3小層相對具有更好的儲集物性和更高的油氣捕獲能力，因而H3小層是研究區(qū)現(xiàn)今花港組在總體致密化背景下相對最為有利的油氣勘探目標。

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