储层特征不仅受沉积和成岩作用控制，还深受构造活动影响^[1-5]。构造活动通过应力调节和断裂发育控制储层孔隙结构、渗流条件与流体运移通道，是致密储层成储的关键因素之一^{[3, 6-10]}。构造成缝的发育能够显著改善储层渗透性，使致密岩石获得有效连通性，不仅为烃类排放和油气运移提供了通道，也在一定程度上扩大了储层有效体积，从而起到明显的控储作用^[11-16]。此外，构造应力场演化与裂缝系统的空间展布密切相关，不同类型断裂及其组合样式控制油气的聚集、保存和再分布^{[4, 8-10]}。近年来的研究进一步强调，构造活动不仅控制裂缝发育及储层连通性，还通过影响成岩流体活动、改变孔隙演化路径，与成岩作用叠加形成“构造—成岩”耦合，对优质储层的形成与分布起决定作用^{[4, 10, 16]}。因此，探讨构造成缝发育特征及其与成岩作用的匹配关系，是认识致密储层形成机理与预测有利富集区的重要途径^{[14, 17-24]}。

西湖凹陷历经40年的勘探，在中央反转构造带取得了丰硕成果^[25-29]。该区在花港组发育的反转背斜及断裂带内，已发现多个中小型油气藏。学者们在天然气来源、构造演化及储层成因方面已开展了较为系统的研究：在气源方面，普遍认为天然气主要来自平湖组煤系烃源岩，花港组泥岩为次要贡献层位，且其生排烃高峰期与花港组沉积期大体对应^{[26, 29-37]}; 在构造演化方面，西湖凹陷经历了多期拉张、挤压与走滑耦合，应力叠加形成了北东向油源断裂、北北东向调节断裂及东西向破坏断裂^[35-37]; 在储层演化方面，已有研究指出中央反转带以滨浅湖沉积为主，花港组上段以长石岩屑质石英砂岩为主，其次为长石质石英砂岩，孔隙类型以粒间溶孔为主，其中成岩中期酸性流体的溶蚀作用是优质储层形成的重要因素之一^[28-34]。建立了以断裂输导、构造圈闭和优质储层耦合为特征的成藏模式，并推动了中央反转带成为勘探的重点领域^[30-34]。

然而，现有研究多集中于天然气来源、构造演化或成岩作用等单一方面，对构造活动与成岩改造的耦合作用机制关注不足。这一不足导致花港组上段优质储层的分布规律仍不明确，成藏模式认识仍存在缺陷，进而造成了“构造规模大而油气藏规模小”的勘探困境。在西湖凹陷已进入勘探深入阶段的背景下，迫切需要厘清构造—成岩耦合作用下的储层发育规律。基于此，本研究结合断裂活动特征、储层地球化学及成岩过程分析，重点探讨走滑断裂带内差异应力条件下的储层成岩与成储机制。这不仅有助于厘清花港组优质储层的形成与分布规律，而且对完善西湖凹陷的成藏模式、提高勘探效率与资源评价精度具有重要的理论意义和实际价值。

东海盆地位于亚洲大陆板块、太平洋板块及菲律宾海板块交会处，是我国东部最重要的海上含油气盆地之一^{[31, 35-36]}。自西向东可划分为西部坳陷带、中央隆起带、东部坳陷带以及东海陆架外缘隆起区4个一级构造单元^[35-37]。西湖凹陷位于东部坳陷带的中部核心位置，是油气勘探的重点区域，构造格局呈现明显的东西分带特征，主要包括西部斜坡带、西次凹、中央反转带、东次凹以及东部断阶带五个二级构造单元^[37-39]，整体构造走向以北北东向为主（图 1a）。

图 1

图 1 西湖凹陷构造单元划分图（a）及H3b（b）、H4b（c）断裂平面展布图（据文献[37]修改） Fig. 1 Division of structural units (a) and fault plane distribution in H3b (b) and H4b (c) in Xihu Sag (modified after reference [37])

“B”构造位于宁波构造带中部，是中央反转带北段典型的宽缓型背斜圈闭，该构造东西两侧分别为主要生烃凹陷，北邻A气田，南接C含气构造，处于有利的含油气构造单元^[40-41]（图 1b、c）。其先后经历雁荡运动、平湖运动、玉泉运动、花港运动、龙井运动及冲绳运动等多期构造叠加^[42-45]，形成了复杂的断裂体系，可划分为4个主要发育阶段：第一期为T₃₀以下的北东向正断层; 第二期为花港组沉积期形成的北北东—北东向逆断层; 第三期为T₁₆时期发育的北东向正断层; 第四期为中新世末龙井运动诱发的构造反转，刺激东西向断裂发育并激活深层断裂^{[13, 24, 26]}（图 2a）。其中，花港组以北东东向断裂最为显著，对圈闭形态及油气运移起主导控制作用^{[36, 38-41]}。断裂系统表现为主干断裂与次级断裂叠置组合、分段连续，其中F1断裂贯穿研究区，既发挥深部烃源供给作用，又承担油气输导功能，是该区最重要的油源断裂^[45-50]。

图 2

图 2 西湖凹陷地层综合柱状图（a）及断裂活动分期图（b)（据文献[37]修改） Fig. 2 Comprehensive stratigraphic column in Xihu Sag (a) and fault activity stage identification (b) (modified after reference [37])

西湖凹陷地层出露较为齐全，以新生代碎屑沉积为主，地层自老至新依次发育古新统、始新统八角亭组（E₂bj）、宝石组（E₂b）和平湖组（E₂p），渐新统花港组（E₃h），中新统龙井组（N₁l）、玉泉组（N₁y）和柳浪组（N₁ll），上新统三潭组（N₂s）以及第四系东海群（Qpdh）^{[37, 47]}。其中，花港组为目前的主要开发层位，厚度可达1000~1800m^[37]，以地震反射界面T₂₁为界划分为上段（E₃h₁）和下段（E₃h₂）; 其中上段进一步细分为H₁—H₅五个小层，下段划分为H₆—H₁₂^{[42, 51-52]}。受玉泉运动、花港运动及龙井运动等3期挤压反转作用影响，凹陷内部分地层遭受不同程度剥蚀，形成了T₃₀、T₁₅和T₁₂等多期不整合界面^[52-53]（图 2b）。

为系统研究西湖凹陷中央反转带花港组储层特征及构造—成岩作用对储层质量的影响，本研究在“B”构造内选取多个代表性井段开展样品采集与分析。取样遵循“构造位置多样性、储层类型代表性”的原则：在构造上覆盖断裂核部、破碎带及围岩区等不同部位，确保反映构造作用的差异; 在储层方面，取样阶段重点兼顾岩性和物性特征的多样性，后续结合薄片、物性与孔隙结构等实验结果进一步识别高、中、低渗透层段，从而实现对不同类型储层的有效覆盖。采样井主要为该构造的B1—B4等重点井，深度区间集中在3700~4300m之间，层位位于花港组主要产层段，能够较好反映储层的整体特征及非均质性。

本次共采集岩心样品20余块，孔隙度范围为2.0%~21.2%，平均为8.5%;渗透率范围为0.013~232mD，平均为7.946mD，整体表现为低孔—低渗特征，且非均质性明显（图 3）。针对储层成储的关键地质问题，选取了覆盖高、中、低渗透层段的16块代表性样品，设计了多手段实验测试方案。首先，通过岩心薄片观察储层岩性与成岩矿物特征; 其次，利用扫描电镜分析孔隙类型与微裂缝展布; 最后，采用高压压汞实验定量表征孔喉结构参数。上述多种测试尽量在同一样品上连续开展，从而保证各项实验结果具有可比性和一致性，避免不同样品间物性差异带来的干扰，有利于在不同尺度上实现孔隙特征的互证与约束。根据实验结果，储层孔隙结构大体可分为3类：一类储层孔径主要分布在0.1~1μm之间; 二类储层孔径多集中于0.1μm; 三类储层孔径一般介于0.01~0.1μm（图 4）。最后，结合研究区断裂发育特征，分析不同构造位置储层与断裂系统的空间关系，从宏观上约束储层分布与构造活动的匹配性，揭示花港组储层在构造—成岩耦合作用下的孔隙演化特征，并阐明断裂对成储过程的控制作用（表 1）。

图 3

图 3 西湖凹陷“B”构造花港组储层孔喉结构参数关系图 Fig. 3 Relationship of pore-throat structure parameters of Huagang Formation reservoir in Structure B, Xihu Sag

图 4

图 4 西湖凹陷“B”构造花港组储层孔喉结构特征图 Fig. 4 Pore-throat structure characteristics of Huagang Formation reservoir in Structure B, Xihu Sag （a）一类储层毛细管压力与饱和度曲线图; （b）二类储层毛细管压力与饱和度曲线图; （c）三类储层毛细管压力与饱和度曲线图; （d）一类储层孔径分布频率曲线图; （e）二类储层孔径分布频率曲线图; （f）三类储层孔径分布频率曲线图

表 1

表 1 西湖凹陷花港组储层分类及储层特征统计表 Table 1 Classification and characteristics summary of Huagang Formation reservoir, Xihu Sag 储层分类 样品编号 井位 采集深度/m 采集层位 岩性 孔隙度/ % 渗透率/mD 储层类型 排驱压力/MPa 中值压力/MPa 最大孔喉半径/μm 中值半径/μm 分选系数 最大进汞饱和度/% 构造部位 一类 8 B2 3742 H3b 浅灰色细砂岩 12.433 15.708 中孔—中渗 0.055 1.295 13.37 0.57 3.042 82 近破碎带 11 B2 3792.1 H3b 灰白色细砂岩 14.942 231.964 中孔—中渗 0.034 0.082 21.42 8.99 3.64 85 近破碎带 19 BA4 3879.7 H3a 灰黑色细砂岩 9.438 5.600 低孔—低渗 0.082 1.093 8.91 0.67 3.628 79 近断层核 20 BA4 3882.7 H3a 灰黑色细砂岩 9.441 19.292 中孔—中渗 0.034 0.310 21.42 2.37 2.989 80 近断层核 21 BA4 3889.9 H3a 灰黑色细砂岩 9.755 3.701 低孔—低渗 0.138 1.275 5.34 0.58 3.14 77 近断层核 24 BA4 3880.5 H3a 灰黑色细砂岩 7.974 1.416 低孔—低渗 0.138 1.073 5.34 0.69 2.581 81 近断层核 二类 1 B1 3852.2 H3c 浅灰色细砂岩 10.065 0.433 低孔—低渗 0.299 1.350 2.46 0.55 2.312 83 近断层核 2 B1 3856.4 H3c 浅灰色细砂岩 9.215 0.191 低孔—低渗 0.299 1.968 2.46 0.37 2.281 81 近断层核 6 B2 3718.3 H3b 浅灰色细砂岩 7.375 0.190 低孔—低渗 0.469 3.155 1.57 0.23 2.685 76 近破碎带 14 B3 4010.6 H4b 浅灰色细砂岩 8.069 0.279 低孔—低渗 0.467 1.725 1.57 0.43 2.62 79 围岩 17 B3 4293.15 H5a 浅灰色细砂岩 6.897 0.171 低孔—低渗 0.673 2.738 1.09 0.27 2.055 78 围岩 三类 9 B2 3752.4 H3b 浅灰色含砾细砂岩 4.488 0.083 致密 0.673 29.140 1.09 0.03 2.343 67 近破碎带 10 B2 3771 H3b 灰色细砂岩 5.841 0.075 致密 0.673 7.810 1.09 0.09 2.038 72 近破碎带 13 B2 3824.2 H3b 浅灰色泥质粉砂岩 8.131 0.048 致密 0.681 7.073 1.08 0.10 2.079 78 近破碎带 15 B2 4017.3 H4b 浅灰色细砂岩 5.874 0.050 致密 0.673 10.590 1.09 0.07 2.017 74 近破碎带 16 B2 4247.28 H5a 灰白色含砾细砂岩 5.703 0.051 致密 0.466 20.190 1.58 0.04 2.379 71 近破碎带

表 1 西湖凹陷花港组储层分类及储层特征统计表 Table 1 Classification and characteristics summary of Huagang Formation reservoir, Xihu Sag

从垂向上看，花港组储层裂缝发育具有明显的“三段式”应力分带特征：浅层段（3600~3820m，H_3a—H_3b）以张应力为主，发育北东东向、倾角40°~55°的规则张裂缝，形态细长、排列有序，反映稳定拉张背景; 中层段（3820~3960m，H_3c—H_4a上部）裂缝稀疏、走向分散，倾角变化大，呈弥散式分布，指示应力扰动强烈、局部发生旋转或叠加; 深层段（3960~4185m，H_4b以下）裂缝集中于北东向，倾角多大于60°，发育剪切带状结构，极性图呈“双峰式”，受强烈挤压—走滑应力重塑控制。此外，在3700m与4000m分别出现两段裂缝密集带：前者裂缝张开度高、导流性强，形成于主应力差显著的张应力背景; 后者表现出剪裂缝特征，导流能力依赖于构造面与滑移连通性。整体上，研究区裂缝系统表现为“上部张裂—中部剪张—下部剪压”的构造应力分带特征（图 5）。

图 5

图 5 西湖凹陷“B”构造B2井成像测井解释综合图 Fig. 5 Comprehensive imaging logging interpretation results in Well B2, Structure B, Xihu Sag

平面上，H_4b与H_5a层断裂高密度区均集中于中部偏北，但分布形态存在明显差异。相对浅部的H_4b层位断裂密度整体较低，高值区主要沿F1、F4主断裂呈狭窄的条带状展布，并在局部形成少量孤立斑块，多数分布在断裂两侧的阴影内，反映其裂缝发育受主断裂直接控制，应力集中范围有限（图 6a）。位于更深部的H_5a层位断裂密度整体偏高、连通性更强，高值区分布范围更广且连续性更强，除沿F1、F2、F4等主断裂呈定向条带分布外，还在断裂交会处形成顺走向弯曲的高值带，显示深部剪压—走滑作用下的导向延伸与交会叠加显著增强，从而使H_5a的高值带长度与连通性均明显大于H_4b（图 6b）。

图 6

图 6 西湖凹陷“B”构造断裂密度平面展布图 Fig. 6 Plane fault density distribution in Structure B, Xihu Sag

在应力演化过程中，F1断裂表现出明显的阶段性发育特征和输导能力差异。初期仅形成孤立裂缝与局部滑动面，导流性较弱（图 7a—d）; 中期裂缝逐渐连通并伴随错动，发育不连续的断层核与破碎带，具备一定输导能力（图 7e—h）; 晚期断层核稳定贯通、破碎带增宽，裂缝呈羽状组合，导通性显著增强，成为油气运移与成藏的主控通道（图 7i—l）。在此演化过程中，断裂系统内部的不同构造单元表现出显著差异：断层核部裂缝密集、导通性最强，是成岩流体运移的主控通道; 破碎带裂缝具方向性但连通性差异较大，输导非均质性强; 围岩区裂缝稀疏、应力扰动弱，整体趋于封闭。总体而言，断裂分期演化与构造单元差异共同决定了构造—成岩作用类型及储层空间分布特征。

图 7

图 7 西湖凹陷断裂演化结构示意图 Fig. 7 Schematic fault structural evolution in Xihu Sag （a）裂缝发育初期示意图; （b）裂缝发育初断裂结构示意图; （c）地震剖面中F1断裂反射特征图; （d）最大似然属性中F1断裂反射特征图; （e）裂缝连接期示意图; （f）裂缝连接期断裂结构示意图; （g）地震剖面中F1断裂反射特征图; （h）最大似然属性中F1断裂反射特征图; （i）断裂形成期示意图; （j）断裂形成期断裂结构示意图; （k）地震剖面中F1断裂反射特征图; （l）最大似然属性中F1断裂反射特征图

在构造变形带中，砂岩颗粒间发育的定向微裂缝、变形带与碎裂带，体现了剪切压实与颗粒破碎作用的典型特征^{[14, 54-58]}。这些构造不仅伴随颗粒旋转、解聚和裂缝扩展，形成碎裂流变特征^[59-61]，还为后期成岩流体输运提供了有效通道。伴随方解石、石英等次生矿物沉淀^{[59, 61-64]}，进一步改变了孔隙结构。由此可见，应力—应变作用塑造的微观变形特征，与成岩流体—矿物耦合过程紧密联系，共同决定了断裂带及邻区的成岩演化路径和储层非均质性。

“B”构造花港组储层整体处于中成岩阶段，成岩环境的演化在时间与空间上亦表现出显著差异。前人研究指出，储层成岩环境经历了由弱碱性向酸性再向弱碱性转换的过程^{[29, 65]}，且酸性流体主要来源于有机酸^{[29, 66]}，这一变化过程受到走滑断裂系统的多阶段演化及断裂分带性对成岩流体输导能力的深刻影响。

结合测井解释所揭示的断裂应力垂向分带特征，进一步对比高岭石、绿泥石等黏土矿物含量与孔隙度、渗透率的深度变化（图 8a、b），可以看出，裂缝密集发育带与储层物性改善段具有较好的对应关系。在3700~4200m深度段，黏土矿物出现明显富集，反映出酸性成岩环境下的强烈矿物反应。特别是在3700~3950m深度段，构造裂缝系统发育（图 5），成岩体系开放，酸性流体运移活跃，促进长石及岩屑溶蚀，高岭石含量显著升高，具有“高岭石—高孔渗”对应特征（图 8c、d），储层孔隙度与渗透率明显提升。然而，在3960m以下深层段，尽管绿泥石含量升高，仍指示一定的酸性成岩背景，但孔隙结构未明显改善。推测主要受深层致密化、挤压—剪切应力主控及裂缝导通性下降等因素影响。构造—成岩作用与储层物性之间的不一致性，进一步表明断裂系统在应力调控下对流体活动和成岩效率的主导作用，是控制储层非均质性演化的重要机制。

图 8

图 8 西湖凹陷“B”构造花港组储层物性与深度交会图 Fig. 8 Cross plot of physical properties and burial depth of Huagang Formation reservoir, Structure B, Xihu Sag

在西湖凹陷中央反转带“B”构造中，构造应力、断裂活跃度与成岩流体活动高度叠加，主导了储层的压实、胶结与溶蚀等关键成岩过程，表现出明显的构造—成岩耦合特征。根据岩心观察、薄片分析及孔隙结构演化特征，可将主要构造成岩作用划分为3类：构造—压实作用、构造—胶结作用与构造—溶蚀作用。

薄片鉴定表明，面孔率与储层孔渗性密切相关（图 9a、b），能够反映成岩过程中储集空间的演化。原生粒间孔隙比例是压实作用强度的重要指示，对储层贡献明显（图 9c、d）。随着埋深增加，总面孔率和粒间孔隙比例显著降低（图 9e、f），颗粒接触方式由点/线状向面状转变，并伴生剪切压实缝和定向微裂缝，显示压实作用持续削弱储层质量。但在不同埋深和应力背景下，构造应力对储层产生了差异化改造，浅层段以拉张应力为主，裂缝张开与孔隙扩容部分抵消压实效应，有利于次生孔隙发育，形成相对高孔渗的裂缝改造型储层。中—深层段张剪—剪压应力叠加压实作用，导致颗粒压扁、破碎与重排，加速致密化（图 10a—d）。在断裂核部及剪切带等强应变区，裂缝网络和流体活动增强，为后期溶蚀和胶结作用提供了空间条件（图 10e—l）; 而应力相对较弱区，残余孔隙得以保存，储集连续性更好。综合来看，“B”构造呈现出“压实主导—分带演化—孔隙差异响应”的耦合特征，是控制储层非均质性与物性演变的关键机制。

图 9

图 9 西湖凹陷面孔率与粒间孔对孔隙度与渗透率的控制关系图 Fig. 9 Control of surface porosity and intergranular pores on porosity and permeability in Xihu Sag （a）面孔率与孔隙度的关系; （b）面孔率与渗透率的关系; （c）粒间孔隙占比与孔隙度的关系; （d）粒间孔隙占比与渗透率的关系; （e）面孔率随深度变化关系; （f）粒间孔隙占比随深度变化关系

图 10

图 10 西湖凹陷“B”构造花港组储层显微照片 Fig. 10 Microscopic photos of Huagang Formation reservoir in Structure B, Xihu Sag （a）2号样品，B1井，3856.4m，H3c，矿物紧密接触（单偏光）; （b）1号样品，B1井，3852.2m，H3c，岩性致密; （c）2号样品，B1井，3856.4m，H3c，黏土矿物胶结; （d）6号样品，B2井，3718.3m，H3b，石英次生加大，黏土矿物胶结; （e）6号样品，B2井，3718.3m，H3b，石英及方解石胶结; （f）6号样品，B2井，3718.3m，H3b，裂缝充填胶结; （g）8号样品，B2井，3742m，H3b，石英胶结，方解石胶结; （h）1号样品，B1井，3852.2m，H3c，长石溶蚀形成次生孔; （i）8号样品，B2井，3742m，H3b，碎屑被溶蚀形成伊利石; （j）10号样品，B2井，3771m，H3b，溶蚀形成次生孔; （k）2号样品，B1井，3856.4m，H3c，溶蚀发光不均; （l）6号样品，B2井，3718.3m，H3b，锯齿状溶蚀

构造—胶结作用是“B”构造花港组储层演化中的关键成岩过程，主要发生于裂缝系统高度发育的构造优势部位。成岩流体沿断裂进入储层，在裂缝及颗粒接触面发生沉淀，形成多期胶结带（图 11）。镜下显示伊利石、高岭石与绿泥石常沿溶蚀孔缘或裂缝边缘富集（图 10h—j）; 硅质胶结物含量呈现两个明显峰值，表明至少经历了两期流体充注（图 11a），其中早期石英胶结以边缘加大为主（图 10d—g），晚期则集中于裂缝与残余孔隙，形成脉状或致密胶结带（图 10e—g）。早期以微晶为主，晚期则发育粗晶并伴随颗粒交代（图 10e—g），反映构造活动的反复与碳酸盐胶结的多期沉淀。当碳酸盐胶结物含量超过10%时，孔隙度和渗透率显著下降，表明其对孔喉封闭能力极强（图 11b、c）。

图 11

图 11 西湖凹陷“B”构造胶结物分布特征图 Fig. 11 Cement distribution in Huanggang Formation reservoir in Structure B, Xihu Sag （a）硅质胶结物含量随深度的变化特征图; （b）碳酸盐胶结物含量与孔隙度关系图; （c）碳酸盐胶结物含量与渗透率关系图

胶结作用在不同构造部位的响应差异明显：一类储层多分布于裂缝导通性良好的断层核连续部位，成岩体系相对开放，胶结作用较弱，有利于原生孔隙保存和次生孔道形成（图 12）; 二类储层常位于破碎带边缘或断层核不连续部位，裂缝发育中等，局部胶结增强，对孔喉结构造成一定阻塞; 三类储层主要出现在高应力区，如滑动面或密集剪切带内，裂缝闭合与胶结作用强烈，孔喉破坏严重，表现为显著致密化。三类储层可在垂向和横向上交替分布，本质上反映了构造—成岩耦合作用强弱与构造部位空间属性的差异。

图 12

图 12 “B”构造花港组储层物性与断裂构造相关性统计图 Fig. 12 Relationship between physical properties and fault structures of Huagang Formation reservoir in Structure

构造—溶蚀作用是在裂缝与成岩流体协同作用下改善孔喉结构、提升储层品质的重要过程^{[19-20, 67-69]}。“B”构造花港组储层广泛发育粒间溶孔、粒内溶孔及裂缝边缘溶蚀带，表明酸性流体沿裂缝运移，对长石和岩屑等不稳定组分发生溶解反应，并伴生黏土矿物等副产物（图 11h—j）。随溶蚀孔比例升高，孔渗值呈“先增后减”趋势（图 13a、b），说明该作用并非单向：当裂缝导通性差或成岩体系封闭时，副产物滞留易诱发次生胶结，反而加剧储层致密化^{[5, 17, 19]}。尽管三类储层可在相同深度区间内共存，但不同构造部位对溶蚀作用响应差异明显：一类储层位于裂缝连通性好、体系开放的断裂核及破碎带，产物易排出，孔喉显著改善; 二类储层处于导流受限部位，虽有溶蚀但产物滞留或胶结叠加，改善有限; 三类储层分布于围岩区或闭合剪切带，体系封闭，溶蚀效率低，孔隙扩容最弱。因此，构造—溶蚀作用的有效性受裂缝连通性、体系开放程度及构造部位的共同调控，只有在“裂缝贯通—产物及时外排—成岩体系开放”的条件下，才能实现有效孔喉扩容。

图 13

图 13 西湖凹陷“B”构造花港组储层物性与溶蚀孔相关图 Fig. 13 Relationship between physical properties and dissolution pores of Huagang Formation reservoir in Structure B, Xihu Sag

采用Beard和Weyl提出的公式^[54]对花港组致密储层进行原始孔隙度恢复，结合粒度参数计算，结果显示初始孔隙度约为38.26%，压实减孔量平均为30.24%，胶结减孔量为3.66%，表明压实作用是影响储层质量的主控因素，胶结作用也在一定程度上加剧了致密化过程。同时，溶蚀增孔量平均为2.07%，最高达5.12%，相较于现今平均孔隙度约为8.5%的花港组储层，酸性流体能否有效沟通并开展溶蚀改造，是改善孔喉结构、形成优质储层的关键。结合不同样品的构造—成岩作用类型及孔隙演化特征，可将花港组储层划分为6类构造—成岩相（图 14）。

图 14

图 14 西湖凹陷“B”构造不同构造应力与成岩作用下的花港组储层演化过程与成岩相类型示意图 Fig. 14 Schematic evolution process and diagenetic facies types of Huagang Formation reservoir in the context of different tectonic stresses and diagenetic conditions in Structure B, Xihu Sag （a）初始成岩相; （b）早期大气淡水及有机酸溶蚀部分矿物; （c）挤压应力下断裂核部形成强溶蚀—强胶结相; （d）拉张应力下断裂核部形成强溶蚀相; （e）挤压应力下破碎带形成中等溶蚀—中等胶结相; （f）拉张应力下破碎带形成中等溶蚀相; （g）挤压应力下围岩区形成弱溶蚀—弱胶结相; （h）拉张应力下围岩区形成弱溶蚀相

这两类岩石主要发育于走滑断裂核部，除早期受大气淡水溶蚀外，后期普遍经历了较强的有机酸溶蚀作用（图 14a、b）。在构造挤压背景下，酸性流体沿断裂通道进入储层，对岩石中易溶矿物产生强烈溶蚀，产物如高岭石、伊利石及绿泥石等黏土矿物滞留于体系内部，硅质矿物形成第二期石英加大边，导致孔喉堵塞、连通性下降，储层致密化程度增强，形成“强溶蚀—强胶结相”储层（图 14c）。相比之下，在构造拉张背景下，反应体系开放，溶蚀产物可沿裂缝快速排出，有效拓展孔喉结构，储层质量显著改善，形成“强溶蚀相”储层（图 14d）。

这两类岩石主要发育于走滑断裂的破碎带内，相较于“强溶蚀—强胶结相”与“强溶蚀相”，其断裂密度较低，裂缝连通性较差，对储层渗流能力的改造作用也相对有限。有机酸沿破碎带中连通性不一的断裂输导，对储层开展了相对受限的溶蚀作用。当断裂连通性较差时，溶蚀副产物滞留于反应体系中，易诱发胶结作用，形成“中等溶蚀—中等胶结相”储层（图 14e）; 相反，当断裂连通性较好时，产物可及时排出，储层孔喉结构有所改善，形成“中等溶蚀相”储层（图 14f）。

这两类岩石主要发育于走滑断裂的围岩区，即构造活动影响相对较弱的部位。有机酸流体可沿砂岩等输导层进入围岩，产生一定程度的溶蚀作用，溶蚀副产物相对较少。当岩石致密化程度较高，流体环境相对封闭时，形成“弱溶蚀—弱胶结相”储层（图 14g）; 而当原生孔隙保留较好、体系相对开放时，流体可局部迁移并开展轻微改造，形成“弱溶蚀相”储层（图 14h）。

H_4b与H_5a的储层分布均表现出显著的构造成岩控制特征，但平面形态与层间差异明显。平面上，H_4b的强溶蚀相与中等溶蚀相主要集中于F1断裂的断层核连续部位，沿断裂走向呈北东向条带状展布，局部分布于断裂末端或侧翼，表明中层近F1断层核部位的流体活动在储层改造中具有重要作用（图 15a）。相比之下，H_5a受压实和胶结作用影响更强，整体物性较差，但在F1、F2、F11等主断裂交会部位，仍发育强溶蚀相和局部中等溶蚀相，呈顺断层走向延伸或弯曲状分布，反映深部剪压—走滑应力作用控储效应增强（图 15b）。远离断裂的部位缺乏流体运移通道，仅发育弱溶蚀相，储层品质明显下降。

图 15

图 15 西湖凹陷“B”构造成岩相及断裂平面展布图 Fig. 15 Plane distribution of diagenetic facies and faults in Structure B, Xihu Sag

综合而言，构造—成岩作用的时空耦合是控制西湖凹陷中央反转带花港组“B”构造致密砂岩储层非均质性与演化的关键机制。构造应力调控裂缝发育与连通性，从而决定成岩流体运移路径和体系开放程度，主导了溶蚀与胶结等反应的空间展布; 同时成岩作用通过改变岩石力学性质，反过来影响裂缝演化方式。由此形成了以断裂核部为主的强溶蚀相和强胶结相，以及破碎带和围岩区的中—弱溶蚀相，构成“应力主导—流体驱动—相带分异”的控储模式。

在实际应用中，该模式能够有效预测优质储层的分布。高含气饱和度区（S_g > 50%）与断裂核部和破碎带边缘的强—中等溶蚀相高度耦合，钻井结果也验证了这一规律：B1井部署在F1、F2断裂核附近，获得了高产层段，而远离断裂的B3井仅见低饱和度弱溶蚀相，储层品质差，产能有限（图 15）。这一成果表明，结合构造—成岩模式识别与地震属性分析，可在平面上圈定有利储层带，并在断裂连续段和交会部位优选甜点区，从而为“B”构造解决“大构造、小气田”的勘探难题提供了切实路径，也为后续开发井部署与储层评价提供了参考。

（1）“B”构造花港组储层整体处于中成岩阶段，构造应力呈现“上部张裂—中部剪张—下部剪压”的垂向分带格局。裂缝系统与应力演化协同作用，塑造了成岩流体的通道结构与体系开放性，从而主导了储层孔隙演化与物性差异。断裂带内部可进一步划分为断层核部、破碎带和围岩区3类构造单元，其裂缝通导能力差异显著，决定了成岩反应的空间展布与环境分异。

（2）“B”构造花港组储层的构造成岩作用可分为3类：构造—压实作用导致颗粒重排与孔隙持续闭合，是储层致密化的主因; 构造—胶结作用沿裂缝多期沉淀，易造成孔喉阻塞并降低渗流能力; 构造—溶蚀作用在裂缝连通良好且产物可及时排出的部位最为有效，可显著改善储层物性。3类作用在不同构造—成岩背景下交替主导并相互叠加，共同塑造了储层从压实致密化到溶蚀改造再到局部胶结加固的演化路径，决定了“B”构造储层的非均质性格局。

（3）在构造应力与流体输导耦合作用下，识别出6类构造成岩相类型，据此建立了“应力主导—裂缝导控—流体响应—成岩分带”的控储机制模式。优质储层集中发育于断裂核部与破碎带等高通导区，表现为强—中等溶蚀相与相对弱胶结相; 而围岩区及裂缝闭合区则以致密胶结相为主，储层品质显著下降。该控储机制不仅深化了对走滑断裂背景下致密砂岩储层成因与分布规律的认识，也为优质储层预测、有利区划分和井位部署提供了理论支撑与实践依据。