0 引言
东海陆架盆地丽水—椒江凹陷自1984年开始油气勘探，迄今已钻探井近30口，仅在1997年发现一个小型L气田，此后再未获得工业油气流。特别是近15年来，在L气田周边约20 km的范围内连续实施了多口以L气田主力含气层系为主要目的层的探井均以失败告终（图1），部分探井甚至未见任何油气显示，致使丽水—椒江凹陷油气勘探陷入困境。为寻找勘探突破口，围绕丽水—椒江凹陷开展多轮油气地质评价，L气田的成藏问题是研究的焦点之一，但至今未达成共识［1-6］。笔者认为主要原因是前人对油气来源问题的探讨单纯基于地球化学参数，而地球化学参数受样品数量及其代表性、实验条件可靠性以及部分地球化学参数本身地质意义的多解性等限制，单纯依靠地球化学参数分析成藏问题有时无法得出唯一结论。本文研究拟在构造演化及圈闭形成、断裂发育、烃源岩特征及生烃史等成藏背景分析的基础上，结合新采集样品分析化验资料对L气田天然气和凝析油的成因来源进行成藏地质综合判识，重建L气田的成藏过程及讨论该气田的成藏主控因素，为丽水—椒江凹陷下一步勘探部署提供参考。
1 区域地质概况
丽水—椒江凹陷为位于东海陆架盆地西部坳陷带南端、整个盆地西南角的中—新生代箕状断陷，西邻浙闽隆起，东部受雁荡凸起分割与福州凹陷相邻，南抵台湾海峡的台西盆地，北部经雁荡凸起与钱塘凹陷相隔，整体呈走向NNE向、东断西超（局部双断）、双洼夹凸的复式半地堑结构，面积约为17 000 km2，最大残余厚度约为13 000 m。晚白垩世以来，凹陷经历了初始裂陷（晚白垩世：约75~66 Ma）、断陷（古新世：66~56 Ma）、拗陷（早—中始新世：56~43 Ma）、抬升剥蚀（晚始新世—渐新世：43~23 Ma）、区域沉降（中新世以来：23~0 Ma）五大演化阶段，其中早中新世发育大量火山活动，凹陷的构造演化整体具有“早盛早衰”的特征。凹陷基底为元古宇区域变质岩及中生界岩浆岩，自下而上的沉积地层为上白垩统石门潭组（K2 s）、下古新统月桂峰组（E1 y）、中古新统灵峰组（E1 l）、上古新统明月峰组（E1 m）、下始新统瓯江组（E2 o）及中始新统温州组（E2 w）、新近系（N）和第四系（Q），缺失上始新统以及渐新统。区域上，断陷早期沉积的月桂峰组为一套陆相湖泊—三角洲沉积，以大套暗色泥岩、灰色粉砂岩夹细砂岩为主，最大厚度近3 000 m，是该凹陷的主力烃源层段。强烈断陷期海水自凹陷南部侵入、灵峰组沉积期呈局限浅海环境，发育大套灰色泥岩夹粉—细砂岩，偶见深灰色泥岩，下部可见灰色、浅灰色厚层细砂岩、含砾细砂岩，最大厚度约为4 000 m，灵峰组为该凹陷的次要烃源层段。断陷晚期的明月峰组为局限浅海—三角洲沉积，纵向上整体呈“砂—泥—砂”三段式岩性组合，最大厚度约为2 000 m。L气田位于丽水—椒江凹陷丽西洼陷中南部，构造位置在箕状断陷中央洼槽的反转构造带，构造背景处于大型鼻状构造脊的前端，构造主体为走向近南北的背斜，背斜内部及大型鼻状构造背景的南部倾没端又被一系列走向NEE向、倾向NNW向的正断层切割（图1，图2），该系列断层下侵消失在月桂峰组上部、未切穿基底，上倾一般消失于明月峰组中段的泥岩层、未断至明上段砂层。L气田的主力含气层段在明月峰组下段（明下段）、明月峰组上段（明上段）及以上的砂岩未见油气显示、均为水层。
2 油气成藏背景
2.1 烃源岩条件与生烃史
丽水—椒江凹陷发育月桂峰组湖相烃源岩和灵峰组局限浅海相烃源岩，明月峰组中段的海侵泥岩有机质丰度低、埋深浅（丽西洼陷中南部该套泥岩最大埋深<2 500 m），未能有效生烃，只能作为明下段低位砂岩的区域性盖层，除了烃源岩分析化验参数外（表1），从成藏的角度进行逻辑推理：若L气田区明中段这套海侵泥岩能够有效生烃，则上覆的明上段海退砂岩不可能不见任何油气显示；且L气田周边西部缓坡带6口探井钻遇明月峰组，其中5口无荧光显示和气测异常，亦能说明该套泥岩未能有效生烃。
表1 丽水—椒江凹陷古新统泥岩有机地球化学特征Table 1 Organic geochemical characteristics of Paleocene mudstone in Lishui-Jiaojiang Sag |
| 类别 | 参数 | 月桂峰组 | 灵峰组 | 明月峰组 |
|---|---|---|---|---|
| 丰度 | TOC/% | （0.93~4.55）/2.25（62） | （0.50~3.84）/1.15（372） | （0.32~2.86）/1.01（393） |
| （S 1+S 2）/（mg/g） | （0.59~16.29）/3.64（54） | （0.07~9.02）/1.88（351） | （0.07~4.91）/1.37（393） | |
| I H/（mg/g） | （50~398）/158（57） | （8~458）/125（351） | （11~294）/103（393） | |
| 氯仿沥青“A”/% | （0.018~1.002）/0.135（32） | （0.014~1.000）/0.130（194） | （0.001~1.004）/0.076（122） | |
| 类型 | H/C原子比 | （0.52~1.93）/0.94（23） | （0.59~1.61）/0.87（82） | （0.58~1.41）/0.77（120） |
| O/C原子比 | （0.04~0.46）/0.13（23） | （0.04~0.5）/0.12（82） | （0.04~0.61）/0.14（120） | |
| 类型指数 | （-69~85.3）/14.7（44） | （-97.4~82.2）/-14.1（122） | （-94.5~71）/-31.7（137） | |
| 干酪根δ13C/‰ | （-28.1~-23.9）/-25.7（23） | （-29.1~-23.8）/-25.1（57） | （-27.1~-23.5）/-24.9（30） | |
| 成熟度 | T max/℃ | （420~515）/454（60） | （388~481）/422（353） | （298~455）/419（388） |
| R O/% | （0.44~0.58）/（2 286~2 550 m） （1.03~1.38）/（3 552~3 908 m） | （0.47~1.12）/（1 851~3 747 m） | （0.39~0.78）/（1 350~3 111 m） | |
| 环境 | Pr/Ph | （0.48~3.76）/1.98（17） | （2.22~3.57）/2.90（22） | （1.36~9.53）/5.26（19） |
| γ-蜡烷/C30藿烷 | （0.041 0~0.303 3）/0.132 5（17） | （0.027 8~0.141 6）/0.058 0（22） | （0.018 4~0.361 3）/0.060 8（19） | |
| 母质 | ∑ /∑ | （0.38~1.35）/0.72（17） | （0.45~1.82）/1.05（22） | （0.23~1.33）/0.46（19） |
| C27—C28—C29甾烷型式 | L型、V型为主 | 反L型为主、部分V型 | 反L型为主 |
|
灵峰组局限浅海相烃源岩形成机制与月桂峰组不同，相对高丰度的烃源岩为发育在砂泥岩薄互层段中的泥岩，主要以陆源三角洲携带的陆源高等有机质输入为主，形成环境偏氧化。干酪根类型为Ⅱ2—Ⅲ型，TOC值平均为1.15%，S 1+S 2值平均为1.88 mg/g，姥植比平均为2.90，伽马蜡烷指数平均为0.058 0，ααα-规则甾烷中C29占优势。需要注意的是，灵峰组局限浅海背景下陆源三角洲有机质波及很弱的中央洼槽前三角洲区受藻类控制亦发育Ⅱ2型为主的烃源岩：L1井揭示的灵峰组大套海相前三角洲泥岩［图1（d）］干酪根镜检分析3个样品，腐泥无定形体占52%~55%、干酪根类型指数为7~16.25，古生物孢粉及藻类鉴定显示L1井区灵峰组沟鞭藻丰度（平均值为42，N=16）显著高于西部缓坡的L3井区（平均值为18，N=16），但L1井的有机质丰度却远低于处于西部缓坡带的陆源三角洲前缘L3井：L1井灵峰组的TOC值平均为0.88%（N=97）、L3井灵峰组的TOC值平均为1.63（N=18），说明L1井区虽具有藻类古生产力贡献、但在偏氧化的环境下藻类贡献的有机质难以大规模保存，同时由于陆源三角洲携带高等母质到达中央洼槽区的体量又急剧减少，综合认为导致中央洼槽区灵峰组浅海相烃源岩的类型比斜坡区更好、但丰度却比斜坡区更低。
在前人［9］的研究中，灵峰组烃源岩这一受沉积相带变化而平面上类型和丰度相应变化的特征未引起足够重视，仅普遍笼统认为丽水—椒江凹陷灵峰组烃源岩为浅海背景下受陆源有机质控制的Ⅲ型烃源岩，多年来这一相对较为笼统的认识也是导致L气田油气来源存在争议的主要原因之一。
黄金管热模拟实验显示，月桂峰组湖相烃源岩（样品R O值为1.17%）具有早期大量生油、晚期持续生气的特征；而灵峰组局限浅海相烃源岩（样品R O值为0.92%）具有早期少量生油、晚期生气的特征，且总烃产率明显低于月桂峰组（图3），且其启动温度和峰温都较月桂峰组明显要高、反映其类型和丰度较月峰组差，所以生烃所需活化能更高。在实测R O的基础上、基于Trinity平台开展热史模拟结果显示L气田所处的构造区月桂峰组湖相烃源岩自61 Ma开始生烃，古新世末56 Ma左右达到生烃高峰，此时气田区成熟度约为1.3%~1.5%，既生油又生气；至38 Ma时气田区月桂峰组成熟度已大于2%，以生气为主。L气田区灵峰组局限浅海相烃源岩自56 Ma开始生烃，早期以少量油为主，至38 Ma达生油高峰，成熟度约为0.7%~1%，现今实测R O值约为0.8%~0.9%，至今未达大量生气阶段（图4）。
图3 月桂峰组和灵峰组烃源岩黄金管热模拟实验结果Fig. 3 Gold pipe thermal simulation test results of source rocks of Yueguifeng Formation and Lingfeng Formation |
2.2 背斜与通源断裂发育史
2.2.1 背斜发育史
通过Petrel工作平台的层拉平技术对L气田明月峰组顶界面及以上地震界面进行逐层拉平（图5），判断古新世末56 Ma时期L气田背斜构造并未形成，构造区及周边地层整体呈南东东倾向的单斜；自中始新世的平湖运动背斜构造开始发育（T50界面，48 Ma），晚始新世—渐新世（43~23 Ma）的抬升剥蚀期定型，23 Ma中新世以后凹陷进入整体区域沉降、构造活动不再发育。但该时期（43~23 Ma）的跨度较大，其难点在于如何确定背斜定型的大致时期。本文研究认为，丽水—椒江凹陷的晚始新世—渐新世的抬升剥蚀期分为2幕：第一幕为晚始新世，受太平洋俯冲方向的转变，东海陆架盆地西南角成为盆地应力场旋转的支点产生强烈的扭动性挤压，受凹陷内古新世先存盆—山构造格局影响，凹陷内部发生不同程度褶皱，夹持在刚性基底之间的双断洼槽区发生反转。而凹陷中部向斜部位温州组顶界面（43 Ma，T40）之上发育同沉积下凸状或楔状地层，部分钻井钻遇该套下凸状或楔状地层，钙质超微化石带处于NP16带（晚始新世早期），即说明晚始新世为挤压褶皱的主要时期。第二幕为渐新世，作者认为渐新统的地层缺失并非先沉积、后挤压反转剥蚀造成，而是相对整体隆升加上全球海平面下降引起沉积区东迁导致的，即此时东海陆架盆地东部坳陷带沉积了陆相组渐新统、而西部坳陷带产生了区域性沉积间断，这一点可以从自东部坳陷带的钓北凹陷至西部坳陷带的丽水—椒江凹陷的区域地震剖面上T20与T30呈逐渐合并，且T30界面之下为角度不整合、而界面之上为超覆得到印证，故渐新世丽水—椒江凹陷的构造内幕并未发生显著变化。综上所述，L气田背斜构造形成时代应在晚始新世（43~33 Ma），再根据东部坳陷带西湖凹陷T33界面（上始新统平湖组中部关键地震界面、对应时代约为38 Ma）为该凹陷幕式断陷的关键变革面，T33以前西湖凹陷断陷作用强、T33以后逐渐减弱进入断—拗转换期，区域上对应东部坳陷带的伸展作用减弱、同时西部坳陷带的扭动性挤压作用逐渐消失，由此厘定L气田背斜构造的主要形成时代应在晚始新世早中期（约为43~38 Ma、平湖组中下段沉积时期），38 Ma以后构造基本定型、或有微幅扩大。
2.2.2 通源断裂发育史
L气田所处的丽西洼陷中南部共2组断裂：一组为走向北北东的控凹正断裂（灵峰主断裂中南段），断裂上倾断穿T80、终止于始新统瓯江组内，下倾断入基底，断裂上升盘为灵峰低凸、下降盘为丽西洼陷，该大断裂自晚白垩世开始发育，持续控制洼陷沉积充填直至古新世末，晚始新世不同程度活化上断；另一组为发育在洼陷中部从南往北雁列分布的、走向北东向的层间正断层（图6红色断层），该组断裂走向与灵峰主断裂约成30°夹角，倾向以北西向为主，该组断裂上倾多终止于明月峰组中部海侵泥岩层，下倾断穿T90、终止于月桂峰组中上部泥岩层，均不断入基底，断距纵向上中间大、两头小，纵向最大断距不超过200 m，该组断裂即为L气田的通源断裂（上倾断入明月峰组下段储层、下倾穿过灵峰组海相烃源岩并断入月桂峰组湖相烃源岩）。对该组断裂的成因机制及发育时代目前尚无公开文献报道。作者认为，该组层间正断裂形成的主要机制为晚始新世抬升挤压之后伴随挤压应力的卸载而形成的沉积物体积收缩，次要机制为伴随一定程度的灵峰低凸先存构造影响下北西—南东向的扭动性弱伸展作用，2种机制综合控制了这组雁列式北东向层间正断裂的发育，发育时应略晚于43~38 Ma的抬升反转期、或处于抬升反转期的末期，即38 Ma左右。即对于L气田而言，在43~38 Ma之间发育背斜构造、在38 Ma左右发育通源断裂。
3 天然气与凝析油成因
L气田明下段气藏埋深约为2 200~2 700 m，主力气层为明下段顶部的M1砂组，气藏气油比为9 252，压力系数约为1.0，为低含凝析油的常压气藏。天然气中烃类气约占63%，二氧化碳约占35%，氮气等其他非烃类气体含量较低，烃类气体中甲烷相对含量小于90%，为湿气（表2）。在2020年新采集油气样品和烃源岩样品分析化验的基础上，本文主要讨论烃类气、二氧化碳以及凝析油的成因。
表2 L气田天然气组分特征Table 2 Composition characteristics of natural gas in L Gas Field |
| 井号 | 砂组 | 天然气组分% | |||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| CH4 | C2H6 | C3H8 | iC4H10 | nC4H10 | iC5H12 | nC5H12 | ∑C6 + | CO2 | N2 | ||
| L1 | M1 | 55.10 | 3.67 | 1.92 | 0.43 | 0.48 | 0.16 | 0.09 | 0.21 | 34.50 | 3.44 |
| L1 | M1 | 55.45 | 3.63 | 1.88 | 0.42 | 0.47 | 0.15 | 0.09 | 0.21 | 34.15 | 3.55 |
| L2 | M1 | 55.70 | 3.57 | 2.22 | 0.43 | 0.57 | 0.22 | 0.17 | 0.50 | 33.27 | 3.35 |
| L2 | M1 | 55.13 | 3.62 | 2.20 | 0.43 | 0.59 | 0.24 | 0.19 | 2.02 | 32.29 | 3.29 |
| LK1 | M1 | 56.55 | 3.74 | 2.11 | 0.50 | 0.64 | 0.26 | 0.19 | 0.05 | 32.86 | 3.09 |
| LK2 | M1 | 54.45 | 3.59 | 2.03 | 0.48 | 0.62 | 0.25 | 0.19 | 0.05 | 35.70 | 2.64 |
| LK4 | M1 | 51.83 | 3.40 | 1.92 | 0.45 | 0.59 | 0.24 | 0.18 | 0.05 | 38.44 | 2.91 |
| LK5 | M1 | 54.60 | 3.67 | 2.09 | 0.49 | 0.64 | 0.26 | 0.19 | 0.05 | 34.73 | 3.28 |
| LK10 | M1 | 51.97 | 3.40 | 1.91 | 0.45 | 0.58 | 0.24 | 0.17 | 0.05 | 38.27 | 2.94 |
|
3.1 烃类气成因
烃类气碳同位素（δ13Cn）值高低受母质来源和成熟度双重控制，且甲烷碳同位素受成熟度影响最大，同阶条件下低等水生生物母质来源生成的烃类气碳同位素组成偏轻、陆源高等母质来源生成的偏重，同源条件下成熟度越高、碳同位素组成越重、干燥系数越大，这是分析烃类气来源的理论基础。前人在此原理基础上建立了诸多门槛值大同小异的天然气成因鉴别图版和碳同位素—成熟度关系式［10-15］，以戴金星［10］、刘文汇等［11］基于全国各大盆地数据的研究成果应用最为广泛。但前述引言中已经介绍，之所以L气田多年来烃类气来源一直未能达成共识就是由于前人仅依靠地球化学数据讨论分析成藏问题；故本文基于烃类气组分、组分碳同位素、组分氢同位素结合成藏地质背景及其演化讨论L气田烃类气的成因来源。
对L气田共分析了7个天然气碳同位素样品，其中2020年新采集样品5个、1997年L1井的DST测试采集样品2个，时隔23年送往2个不同的实验室测试，得出的化验结果基本一致，说明实验分析数据可靠。烃类气组分特征反映为有机成因气，组分碳同位素分析显示碳同位素序列为δ13 nC4>δ13C3>δ13C2>δ13C1，为正常碳同位素序列。其中乙烷碳同位素（δ13C2）值为-30.29‰~-29.31‰，甲烷碳同位素（δ13C1）值为-46.87‰~-46.13‰，根据戴金星的图版判断为油型气（图7）。基于甲、乙烷碳同位素应用戴金星［10］的成熟度经验公式换算R O值为0.51%~0.56%，利用刘文汇等［11］ 的成熟度经验公式换算R O值为0.55%~0.57%，而利用丽水—椒江凹陷月桂峰组烃源岩样品黄金管热模拟实验拟合的公式换算R O值为0.85%~0.91%（图8，样品R O值为1.17%、理论上换算结果偏高），利用灵峰组烃源岩样品黄金管热模拟实验拟合的公式换算R O值为0.67%~0.71%（图8，样品R O值为0.92%、理论上换算结果偏高）。根据前述月桂峰组烃源岩演化特征，气田区该套烃源岩成熟度处于0.5%~0.7%的时间约为61 Ma、即月桂峰组沉积末期，此时气层所在的明月峰组尚未沉积、不可能成藏；而明月峰组沉积末期（56 Ma）气田区月桂峰组已达生烃高峰、成熟度在1.3%以上，且38 Ma背斜形成时月桂峰组成熟度在2.0%以上；气田区灵峰组在明月峰组沉积末期（56 Ma）成熟度处于0.5%~0.7%之间，此时L背斜尚未形成，至38 Ma背斜形成时灵峰组成熟度在0.7%~1.0%之间。即基于碳同位素无论采用前人经验公式、还是采用丽水—椒江凹陷黄金管热模拟实验取得的关系式折算成熟度的角度来看，烃类气似乎都不可能来自月桂峰组、但有可能来自灵峰组；但根据戴金星的图版鉴定（以乙烷碳同位素δ13C2=-28.5‰~-28‰作为油型气和煤型气的界限）又为油型气、应来自月桂峰组Ⅱ1—Ⅱ2型烃源岩、不应来自灵峰组Ⅲ型烃源岩，故二者产生矛盾，于是多年以来，众多学者对这丽水—椒江凹陷唯一发现气田的烃类气来源一直存在争议。
本文研究认为，综合成藏背景、烃类气分析化验资料、以及本文前述提出的关于灵峰组烃源岩的新认识判断：L气田的烃类气应来自灵峰组，类型为局限浅海背景的前三角洲区弱氧化环境下（L1井灵上段泥岩Pr/Ph值为2.47~3.42），少量陆源有机质与藻类（沟鞭藻）共同贡献母质形成的Ⅱ2型、低丰度的烃源岩在成熟度R O为1.0%以下的阶段生成的，因此甲、乙烷碳同位素组成均较轻，在戴金星的鉴别图版上显示出油型气并接近过渡区的特征。该类型烃源岩在成熟度1.0%以下的阶段，理论上处于生液态烃、伴生天然气的阶段；但L气田却为低含凝析油的气藏（GOR9252），主要有两方面原因：①灵峰组巨厚泥岩背景下油的排出效率低、无法大量排出，证据为L1井从灵峰组上部进入灵峰组中部的大套泥岩后气测录井重组分显著抬升，同时地层出现超压（压力系数>1.2），反映纯泥岩层内液烃排出不畅导致憋压；②巨厚泥岩背景下，加之通源断裂断距又小，断裂带附近诱导裂缝带薄、断裂带内泥岩涂抹程度大，故液态烃沿着该类通源断裂垂向运移的效率极低，而天然气则可通过断层垂向运移至上覆明月峰组。来自灵峰组的另一方面证据为2020年L气田5个新采集天然气样品的氢同位素分析，甲烷氢同位素（δD甲烷）值为-177‰~-173.11‰，乙烷氢同位素（δD乙烷）值为-139.51‰~-131.24‰，丙烷氢同位素（δD丙烷）值为-112.91‰~-107.39‰，整体偏高，且δD丙烷>δD乙烷>δD甲烷，结合前人利用氢同位素鉴别天然气成因的研究经验，显示为海相热成因单一来源天然气的特征［16-18］，与L气田区灵峰组烃源岩的沉积环境吻合。
3.2 二氧化碳成因
前人［19-22］就二氧化碳的成因鉴别方法做了大量研究，主要根据组分含量、碳同位素（ ）、以及结合He、Ar等伴生稀有气体同位素进行鉴别。L气田CO2含量为35%， 值在-4.6‰~-7.1‰之间、平均值为-6‰，碳同位素值较高。3He/4He值在（5.01~5.10）×10-6之间，平均值为5.05×10-6，R/Ra值在3.58~3.64之间、平均值为3.61。40Ar/36Ar值在3 760.05~4 024.29之间、平均值为3 915.14， 3He/4He和40Ar/36Ar值域分布都较为集中，综合反映L气田CO2及伴生稀有气体应为幔源无机成因占主导。由于L气田通源断裂下倾并未切入基底，因此可以断定CO2并非由断裂沟通深部幔源物质导入。区域地震解释发现，L气田所处背斜构造南部倾没端约3 km处发育一个小型火山通道（平面位置见图1（c）、剖面位置见图6），推测该火山通道即为携带幔源CO2充注至L气田的主要因素，其含量35%在丽水—椒江凹陷含无机成因CO2的气藏中相对较低，主要受控于两方面因素：①火山通道产状为直立柱状、根部无明显大型岩浆囊，反映爆发能量应较弱，不同于丽水—椒江凹陷区域性爆发的早中新世火山群，该火山携带幔源气体的量有限；②伞状火山口位于下始新统瓯江组上部、反映其喷发时代在早始新世晚期（约50 Ma），根据前文所述此时L气田背斜构造古构造刚开始发育、古构造圈闭很小，因此聚集CO2气体的规模有限。
3.3 凝析油成因
L气田凝析油无色透明、不含蜡，密度为0.752~0.761 g/mL，凝固点为-90~-84 ℃，20 ℃动力黏度为0.53~0.62 mPa·s，物性表现为低密度、低凝固点、低蜡、低黏度的极轻质特征。全油碳同位素值为-26.88‰~-26.2‰，族组分中饱和烃占87.46%~88.78%、芳烃占10.69%~11.82%、非烃+沥青质共占0.52%~0.77%。饱和烃气相色谱分析C22以上的高碳数含量很低，∑ /∑ 值在22~38之间，谱图呈典型前峰型，反映物性与地球化学特征吻合。Pr/Ph值在3.98~5.50之间、平均值为4.89，反映母质沉积环境偏氧化，与灵峰组浅海相环境较为吻合；轻轻气相色谱分析C7同系物组成中甲基环己烷占60%左右；凝析油ααα-规则甾烷组成型式整体呈V型、C29相对含量为40%~43%、C27相对含量为34%~36%，而L1井明月峰组泥岩则成典型反L型，C29相对含量占70%~71%、C27相对含量仅为10%~11%；L1井灵上段2 997~3 265 m深度3个泥岩样自下而上甾烷组成有C29逐渐增多、C27逐渐减少的趋势（图9），甾烷组成的这一变化趋势与灵峰组沉积中晚期逐渐海退、三角洲进积携带陆源母质增多的沉积演化相吻合，3 265 m样品组成型式呈V型、与凝析油具有较好亲缘关系，规则甾烷组成型式反映凝析油可能来自灵峰组中部。C29甾烷中C29-20R/（20R+20S）在0.46~0.47之间、C29-ββ/（ββ+αα）在0.35~0.37之间，C29重排甾烷比规则甾烷在0.17~0.2之间，异构化程度低、反映凝析油成熟度不高或未经历长距离运移。凝析油藿烷类化合物中Ts/Tm值在0.78~1.04之间，反映成熟度不高、且不同于煤系；伽马蜡烷指数在0.093 4~0.098 0之间，反映弱氧化—弱还原环境，与灵峰组中部沉积环境吻合，不同于洼槽区月桂峰组中深湖相的典型还原环境、也不同于明月峰组下部的典型氧化环境。利用丽水—椒江凹陷实测镜质组反射率（R O）与芳烃色质谱分析甲基菲指数（MPI1）拟合的公式计算L气田凝析油成熟度（R c）在0.76%~0.93%之间，平均值为0.82%（图10），结合前文热演化，凝析油成熟度与38 Ma左右气田区灵峰组相吻合。综上所述，根据L气田凝析油物性特征、生物标志化合物反映的母质来源、沉积环境、成熟度等特征均指示来源于灵峰组。
4 油气成藏过程与主控因素
4.1 L气田明下段油气成藏过程
4.1.1 流体包裹体分析
图11 L气田M1砂层组流体包裹体显微照片（a）沿石英颗粒微裂隙面分布呈深灰色的气烃包裹体，埋深2 238.45 m；（b）沿切穿石英颗粒微裂隙成带状分布呈深灰色的气烃包裹体，埋深2 240.8m；（c）沿切穿石英颗粒微裂隙成带状分布呈透明无色—淡褐色的含烃盐水包裹体；埋深2 248.7 m；（d）沿切穿石英颗粒微裂隙群成带状分布呈透明无色—淡褐色的含烃盐水包裹体；埋深2 248.7 m；（e）沿切及石英颗粒加大边的微裂隙成线状分布呈深褐色的液烃包裹体，埋深2 257.2 m；（f）沿切及石英颗粒加大边的微裂隙成线状分布呈淡褐色的含烃盐水包裹体与呈深灰色的气烃包裹体，埋深2 258.6 m Fig. 11 Micrograph of fluid inclusions in M1 sand formation of L Gas Field |
4.1.2 成藏过程讨论
综合前述背斜与通源断裂发育史、烃源岩热史生烃史、天然气与凝析油成因来源分析结果、流体包裹体等线索得出L气田的成藏过程：①早始新世晚期（约50 Ma左右、瓯江运动末期），L气田明下段背斜构造开始发育，形成古背斜雏形、但规模很小［图2（b）］，古背斜南部小型火山爆发，幔源CO2伴随火山爆发进入明下段沉积砂体中并向古背斜汇聚，形成小型古CO2气藏；该时期月桂峰组湖相烃源岩生液态烃高峰已过、进入高熟生气阶段，灵峰组海相烃源岩处于低熟阶段，但由于此时北东向通源断裂尚未形成，故月桂峰组及灵峰组中部生成的烃类均无法规模运移至上部明月峰组。②晚始新世早中期（约43~38 Ma），丽水—椒江凹陷进入强烈挤压抬升剥蚀期，L气田背斜构造在该时期强烈发育、并在38 Ma左右基本定型，同时在该时期形成了下倾断入月桂峰组上部、上倾断入明月峰组中部的北东向通源断裂；此时气田区月桂峰组烃源岩成熟度已达2.0%以上，生成高—过熟天然气，但是由于通源断裂在月桂峰组内已处于下倾末端、断距小（图2），加之上覆灵峰组巨厚泥岩背景下断面泥岩涂抹程度高，故气田区月桂峰组生成的高—过熟天然气未能穿过灵峰组进入明月峰组成藏，而被“憋”在月桂峰组内；而灵峰组中部海相泥岩该时期成熟度约为0.7%~1.0%，生成轻质油及伴生气，同样由于泥岩厚度大、断层输导效率低，以天然气垂向运移至明下段汇聚为主，而原油的运移效率极低、且在运移过程中发生了强烈的层析作用，导致在明下段汇聚成藏的量极少（GOR9252）、并呈现出无色透明的极轻质特征。
4.2 L气田明下段成藏主控因素
4.2.1 通源断裂控制明下段成藏
从L气田的成藏过程中不难看出，由于明月峰组自身不发育有效烃源岩、不具备自生自储的源内成藏条件。而灵峰组上部由于处在海退期、烃源岩品质较差且成熟度很低，至今未能大规模有效生烃，故明下段砂体虽上覆于灵峰组上部的泥岩、却也不具备规模性接受初次排烃聚集成藏的条件；前文研究已经分析L气田的凝析油和烃类气主要来自海侵期形成的灵峰组中部烃源岩，因此沟通明下段砂体和灵峰组中部烃源岩的通源断裂成为处于烃源岩层系外的明月峰组能否成藏的最关键要素，从根本上决定了明下段能否成藏。
4.2.2 成藏要素的配置关系决定油气藏规模及流体类型
纵观L气田成藏过程，烃源岩热史—生烃史、背斜发育史、通源断裂发育史、火山喷发史四者的配置关系决定了油气藏规模及流体类型：①由于月桂峰组以生油为主的湖相优质烃源岩生烃高峰早于背斜成型和通源断裂发育，决定了L气田明下段未能形成油藏，而是以灵峰组海相烃源岩在成熟度0.7%~1.0%阶段生成的油气沿高泥岩涂抹的断层带低效率向上运移形成的低含凝析油的气藏；②L气田背斜所处的大型鼻状构造脊形成时代和背斜圈闭一致，大型鼻状构造脊背景的存在对汇聚灵峰组低丰度海相烃源岩生成的有限烃类、最终形成充满度约75%的气藏起到重要作用；③由于火山喷发早于背斜圈闭定型，决定了L气仅在背斜发育雏形期捕获部分幔源CO2，最终形成了CO2含量占35%的混合气藏，若背斜定型早于火山喷发、则有可能捕获更多的CO2导致其失去商业开发价值。
4.2.3 明中段海侵泥岩控制38 Ma油气藏能够保存至今
中国近海盆地属于活动陆缘盆地，受新生代以来多旋回构造活动叠加，即使发育古老的油气藏，也多面临调整改造和破坏散失的风险，因此中国近海盆地现今勘探实践发现的油气田主要以中新世以来晚期形成的油气藏为主。L气田作为中国近海为数不多的始新世在古新统中聚集形成的时代较老的油气藏，能够保存至今而未溢散，主要取决于明中段区域性海侵泥岩，该套泥岩厚度约为300~500 m，其对38 Ma形成的古老油气藏的保存作用体现在2种机制：①该套泥岩厚度大、泥质纯、排替压力大，油气在毛管尺度突破该套盖层向上扩散的效率极低；②巨厚塑性泥岩层成为构造应力的消减层、不利于层间断层发育，即使成藏期以后（38 Ma以后）再有构造活动发育断层也难以切穿该套盖层，因此在过L气田的常规地震剖面上清晰可见气田顶部晚期层间断层下倾断距均消失于明中段（图6蓝色断层）。
5 结论
（1）L气田的成藏过程分为2期，早始新世背斜构造雏形期充注了由火山喷发携带的幔源CO2、晚始新世背斜成型期充注了来自灵峰组生成的油气。油气来自灵峰组、而非来自月桂峰组主要取决于背斜圈闭形成时间、通源断裂形成时间与2套烃源岩生排烃史不同的配置关系。通源断裂、区域盖层以及成藏要素演化过程中的时间配置为L气田的3个成藏主控因素，气田周边中央洼槽区同时具备这3个因素的明月峰组圈闭有较大成藏概率。
（2）钻井揭示了下古新统月桂峰组湖相优质烃源岩，但目前尚未发现该套烃源岩贡献形成的规模性油气田。该套烃源岩生烃高峰在古新世末，彼时丽西洼陷古构造呈东倾的简单斜坡，推测月桂峰组生烃高峰生成的油气被盖在灵峰组中部海侵泥岩下往西部缓坡运移，因此西部缓坡的油气有利聚集层系应在灵峰组及以下；西部缓坡的明月峰组油气运移欠佳、导致过去在西部缓坡以明月峰组为主要对象的钻探失利。
（3）在油气成藏分析中，地球化学数据的应用是关键之一。前人就此做了大量卓有成效的研究，包括门槛值、图版等为成藏研究提供了诸多帮助和基础；但在引用时应充分结合研究区地质背景以及成藏要素的演化历程才能得出符合研究区地质逻辑、接近真实情况的判断。
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