南海神狐海域天然氣水合物飽和度的數值模擬分析

孫魯一，張廣旭，王秀娟，靳佳澎，何敏，朱振宇

1.中國科學院海洋研究所海洋地質與環境重點實驗室，青島 266071

2.中國科學院大學，北京 100049

3.中海石油(中國)有限公司深圳分公司，深圳 518054

4.中海油研究院，北京 100027

珠江口盆地是深水油氣和天然氣水合物研究與鉆探的熱點區域[1-3]。目前中國地質調查局在該盆地神狐海域成功地進行了兩次試開采[4]，第一次試采井位水深1 266 m，第二次試采在水深1 225 m的軟地層進行了水平井的天然氣水合物試驗性開采，試采地層位于海底以下265～304 m，日均產氣量2.87萬m3。第一次試采站位地層呈三層結構，201～236 m為水合物層，236～251 m為水合物和游離氣混合層，251～278 m為游離氣層[4]。大量研究發現珠江口盆地泥質粉砂沉積物中天然氣水合物富集與氣源條件、流體運移、儲層條件有關[5-8]，其中氣源與流體運移是水合物形成過程中最為關鍵的影響因素。國際典型水合物鉆探巖心樣品的地球化學研究表明，形成水合物的氣源有生物成因氣（甲烷含量高）、混合成因氣和熱成因氣（重烴含量相對較高）3種類型[9]。神狐海域水合物鉆探航次GMGS1、GMGS3、GMGS4（圖1）研究表明，該區域形成水合物的氣源類型不同，其中SH2站位發現的水合物多為生物成因[6]，但在W11、W17站位發現了與熱成因氣有關的Ⅱ型水合物富集[10]。此外，W19、SC02站位氣體組分研究表明存在丙烷、戊烷等重烴成分[11]。鉆探發現不同站位水合物層飽和度及分布特征也呈現明顯差異，SH2站位水合物層厚度大約在25 m，飽和度值最高可達46%[5]；W19站位水合物層厚度達30 m，最高飽和度超過70%[11]；W17站位鉆遇的水合物層厚度比較大，最厚接近50 m，其平均飽和度值也超過40%[10]。大量三維地震資料揭示白云凹陷相對高飽和度的水合物富集不僅與深部熱成因氣體沿斷層或氣煙囪向上運移有關，而且與淺層相對富砂儲層的分布也存在一定聯系[5-8,12-15]。但是生物成因氣與熱成因氣對天然氣水合物飽和度定量貢獻率并不清楚。

近年來，前人通過天然氣水合物生烴數值模擬研究烴源巖有機質生烴、烴類氣體運聚、水合物形成與分解、水合物飽和度及其分布特征等。例如，ODP204鉆探航次在卡斯卡迪亞水合物脊模擬研究表明，斷層是深部流體向上運移的關鍵途經，也是影響水合物形成的重要因素之一[16]。在墨西哥灣Green峽谷，研究認為現今高飽和度水合物的形成與水合物穩定帶附近的甲烷循環有關，生物成因氣在水合物形成過程中占主導地位[17]。Kroeger等在新西蘭Hikurangi俯沖帶的模擬研究認為，生物成因氣形成的水合物分布面積廣，但峽谷富砂地層中高飽和度水合物富集與深部熱成因氣沿俯沖斷層垂向運移到淺層有關[18]。何麗娟等模擬了神狐海域氣煙囪、底辟和斷層對水合物形成聚集的影響，發現熱成因以垂向運移為主，水合物穩定帶底界的飽和度較高，來自深部甲烷流量與流體流量之間匹配對水合物形成很重要[19]。蘇丕波等利用PetroMod模擬了珠江口盆地一個過井剖面的水合物成藏，認為海底淺層3 000 m以內分布的生物成因氣是水合物形成的主要烴源，而沿斷裂體系運移的熱成因氣，由于運移期次與水合物形成時間存在間隔，對水合物成藏貢獻比較有限[20]。白云凹陷SH2站位生烴數值模擬研究表明，原位生物成因氣很難形成水合物富集，超過90%的甲烷氣來源于深部流體貢獻[21]。最近，利用數值模擬方法發現了神狐海域水合物形成的影響因素，但是對形成高飽和度水合物的甲烷氣體生物成因與熱成因氣體差異并不是非常清楚，Petromod軟件嵌入了SUGAR軟件中有機質生物生烴模塊，將沉積物有機質種產生的熱成因與生物成因的甲烷氣，利用低溫動力學連續模型模擬水合物形成[16]。

本文將利用神狐海域的三維地震數據、水合物及油氣鉆探資料，通過地質模型、溫度模型、生烴模型等，開展天然氣水合物生烴數值模擬研究，通過模擬計算地層溫度分布、烴源巖生烴、流體運移及水合物飽和度值及其分布，分析不同類型烴類氣體對水合物形成的定量影響。

1 地質概況與水合物分布特征

白云凹陷位于南海北部被動大陸邊緣區珠江口盆地，地處歐亞板塊、菲律賓板塊和印澳板塊的交匯處，是珠江口盆地最大的新生代凹陷，也是珠江口盆地沉降中心[22]，其面積接近25 000 km2，水深為200～3 000 m[23-24]。前人研究表明，白云凹陷廣泛分布的始新世文昌組及恩平組的湖相、三角洲相、沼澤相沉積體系，以及漸新世時期發育的三角洲―淺海陸架相珠海組沉積體系，是該地區重要的熱成因烴類氣體來源[1,25]。中新世以來，受沉積環境以及高沉降速率的影響，早中新世形成的珠江組、中中新世形成的韓江組、晚中新世形成的粵海組地層以及上新世及第四紀形成的萬山組、第四紀地層均發育以淺海或半深海相為主的沉積體系，也是生物成因氣/亞生物成因氣廣泛分布的地層[2,26]。

神狐海域位于神狐暗沙東南海域和珠二坳陷南部，白云凹陷是珠二坳陷主要的生烴凹陷，自2007年以來在該區域開展了GMGS1、GMGS3、GMGS4等多個水合物鉆探航次（圖1），取得了豐富的水合物巖心、測井、地球物理及地球化學資料[10,27-28]。神狐海域發育一系列近平行海底峽谷，以南北向分布為主，典型峽谷呈現“U”或者“V”形地貌特征，并且常伴隨滑塌等沉積現象的發生，其形成原因主要與濁流、碎屑流等重力流和等深流作用有關[29-30]。已鉆遇的水合物樣品主要分布在神狐海域的4個峽谷脊部，水合物分布特征也呈現出多種樣式，水合物分布與峽谷群脊部細粒沉積物濁積體、有孔蟲沉積及流體運移有關[15,31-33]。楊勝雄等[3]通過對鉆井進行電阻率成像測井分析表明，不同站位發現的水合物呈現厚層狀（W02、W07、W11、W16、W17及W19站位），分散狀（W01、W02、W07、W11、W17及W19站位），斑塊狀（W02和W19站位），裂隙充填狀以及薄層狀等多種賦存狀態。

利用油氣勘探采集的三維地震，我們對神狐海域GMGS1, GMGS3、GMGS4水合物鉆探區進行多種屬性提取，沿水合物穩定帶底界向上30 ms時窗提取均方根振幅屬性（RMS）和多種屬性融合[33]的水合物分布概率（圖2）。提取屬性結果表明，水合物分布在4個峽谷區域，其中W19井所在的峽谷脊部水合物分布面積最大，這個脊部也是目前水合物鉆井最多的條帶。屬性體刻畫的水合物分布范圍與圖1中地震識別的BSR范圍進行對比，屬性分析識別的水合物分布范圍與解釋的BSR范圍接近。相干屬性是對地震數據進行相似程度分析，相似性差清晰地指示了斷層、氣煙囪分布與沉積環境等差異。通過對 T30（10.5 Ma）、T40（15.5 Ma）層序界面提取相干屬性，研究區分布兩條近東西向斷層以及南北向發育的氣煙囪構造（圖2c、2d）。水合物脊部分布與氣煙囪構造分布存在一定聯系，表明水合物成藏與深部流體沿斷層、氣煙囪等運移路徑垂直向上運移密不可分。從圖中還可以看出，由于W19和W17井更靠近LW3氣田附近的基底隆起，氣煙囪構造發育面積廣，水合物分布面積明顯大于SH2和SH5井峽谷區域，這可能與流體運移差異有關。

2 地質模型與生烴建模

2.1 地層格架

本文在前人研究基礎上，利用橫跨GMGS1、GMGS3、GMGS4 天然氣水合物航次SH2、SH5、W19、W17和深水油氣LW3-1井的二維地震剖面，建立二維地質模型（圖1），長度約為30 km，地層深度可達11 km。在模型中共建立海底、T20、T30、T32、T40、T60、T70、T80以及 Tg 9套層序界面，從上到下分為第四紀、萬山組、粵海組、韓江組、珠江組、珠海組、恩平組以及文昌組8套地層（圖3）。從利用寬頻處理的三維地震資料來看，SH2井下部的雜亂反射相對較淺，位于珠海組地層（T60）。W19井下部存在局部強流體釋放形成的雜亂反射，來源于深部文昌組與恩平組地層，而W17井下部斷裂發育（圖3），因此，從新處理地震資料看，該區域發育斷裂與氣煙囪構造，為深部流體垂向運移路徑，但是不同站位流體運移與起源并不相同，因此在模型中建立9個開放性斷層作為流體運移路徑。

圖1 研究區位置和水合物鉆探站位分布圖Fig.1 The location map of study area, showing gas hydrate drilling sites distribution

圖2 相干與振幅地震屬性識別的水合物、斷裂及煙囪構造分布圖a.均方根振幅圖，b.水合物分布概率圖[33]，c.T40界面相干屬性圖，d.T32界面相干屬性圖。Fig.2 The distribution of gas hydrates, faults and gas chimneys identified from three-dimensional seismic attributes a.Map of root mean square of amplitude,b.probability map of hydrate distribution[33],c.coherent attribute map of T40 interface,d.coherent attribute map of T32 interface.

圖3 研究區過不同井地震剖面及地層Fig.3 Seismic profile across different drilling sites and stratigraphic layers in the study area

前人研究表明，白云凹陷在約10.5和5 Ma以前受東沙運動影響，存在兩期深部超壓系統所造成的烴類氣體充注事件[25,34]，流體泄壓為幕式釋放，斷層活動時間也呈階段性。但是W19和SC02井孔隙水氯離子濃度和碳同位素測試結果顯示，天然氣水合物形成時間約為19～29 kaBP，形成時間相對較年輕[11,13]，且發現了II型水合物和大量的丙烷、戊烷等重烴氣體，表明熱成因對水合物形成影響較大[8,11,14]。推測可能是W19附近斷層可能近期仍在活躍，模擬中假設斷層為開放斷層，活動時間假設從10 Ma至今（圖4）。

2.2 巖性與物性

基于LW3-1井巖性與區域分析，再結合前人對沉積體系的研究以及地震沉積相解釋[35]，確定橫向上不同地層巖性，建立模擬的巖性地質模型（圖4）。受沉積環境的影響，白云凹陷淺部地層中沉積物大部分由泥質粉砂巖組成，利用淺層天然氣水合物伽馬測井資料確定沉積物的砂、泥巖含量[5]；對珠江組、珠海組地層，利用LW3-1油氣鉆井的巖心數據以及伽馬測井數據（圖4）來確定巖性中的砂泥巖含量。深部恩平組、文昌組地層缺乏鉆井資料，因此參考Kong等[34]在珠江口盆地壓力史模擬研究中所用巖性砂、泥巖含量。表1給出了模型中砂、泥巖含量參數。此外，在建模中還依據水合物鉆井和油氣鉆井所收集的數據求取地層孔隙度（φ）隨深度（D）的變化曲線，擬合相關程度為0.72：

沉積物中巖石的滲透率則依據Kozeny-Carman模型[36]，通過孔隙度與滲透率之間的函數關系式（2）來求取：

圖4 不同站位二維地質模型及沉積相分布圖Fig.4 2D geological model and sedimentary facies distribution through different sites

表1 模型中各地層巖性、TOC和HI等參數Table 1 The parameters of lithology, TOC and HI of each stratum for the numerical modeling

其中k為滲透率，單位是毫達西（mD）；F為比例因數，與巖性有關；S為比表面積，單位是m2/m3。

2.3 溫度與生烴參數

根據Mckenzie原理，在伸展盆地中地層溫度變化與海底溫度、熱流演化、古水深等參數密切相關[37]。胡圣標等[38]研究表明，受裂陷期拉張作用的影響，熱流存在變化，現今約為70 mW/m2。同時依據水合物站位實測海底溫度[5,10]，海底溫度初始值為5 °C。由于研究區近期發現的水合物形成時間較新[13,20]，因此，模型中并未考慮古水深演化。

生烴模型構建依據Arrhenius生烴原理，模型中所需烴源巖有機質含量（TOC）、氫指數（HI）等烴源巖地球化學參數見表1。在海底以下300 m的范圍中，TOC的含量由淺至深為1%～0.5%[5]，而300 m以下的深部生物烴源巖TOC含量取值為0.5%，HI為180 mg/g TOC[39]。珠海組地層中的烴源巖與珠江組類似，TOC含量為0.75%～1.5%，HI為200～300 mg/g TOC[39]。恩平組、文昌組地層作為白云凹陷最重要的烴源巖分布層，不僅有機質豐度大（TOC含量＞1%），而且具有一定的生烴潛力（HI為50～600 mg/g TOC）[23,39-40]。生物生烴主要與地層溫度有關，白云凹陷生物生烴所處溫度一般小于75 °C[2]，因此，生物生烴動力學模型用生烴率隨溫度變化的正態分布方程。Burnham研究表明，不同干酪根類型的熱生烴動力學模型也存在差異[41]，文昌組地層為II型熱生烴動力學模型，珠海組、恩平組地層為III型熱生烴動力學模型。

3 模擬結果分析

3.1 地層溫度場模擬

通過與5個井位實測地層溫度對比，在給定海底溫度及古熱流初始值基礎上，對地層溫度場模擬結果進行校正。圖5為模擬現今地層溫度場，我們對比了模擬溫度（藍線）與水合物鉆井以及LW3-1油氣鉆井實測溫度（紅點），模擬溫度場與不同深度實測溫度基本擬合。剖面最高溫度可達400 °C，而水合物層內溫度約為15 °C。模擬溫度剖面顯示，W19和W17井下部呈明顯的高溫異常，這可能與該區域深部流體活動有關。結合前人對生烴溫度的研究[2,41]與本文模擬的溫度場，發現生物生烴主要分布在溫度小于75 °C的1 500 mbsf以內地層，而熱生烴分布為100～300 °C的2 000～7 000 mbsf的地層。

3.2 有機質成熟度及生烴量模擬

有機質成熟度門限通常依據鏡質體反射率（Ro）劃分，Ro小于0.7%為未成熟的生物產氣窗，Ro為0.7%～1.3%為生油窗，凝析油和濕氣窗的Ro為1.3%～2.0%，而過成熟干氣窗Ro一般大于2.0%[23,39]。本文通過Sweeney和Burnham模型[42]模擬計算的成熟度結果與前人研究吻合（圖6a），文昌組地層成熟度大于2.0%，恩平組地層成熟度為1.3%～4%，珠海組地層成熟度為0.7%～1.3%，屬于熱生烴地層。珠江組以上地層有機質成熟度均小于0.7%，是生物氣分布的未成熟地層。

圖5 模擬地層溫度場及鉆井實測溫度對比圖Fig.5 Simulated formation temperature and comparison to the measured temperature by drilling

圖6 模擬的有機質成熟度與烴源巖產氣量剖面a.成熟度剖面，b.產氣量剖面。Fig.6 Simulated profile of organic matter maturity and gas production of source rock a.Maturity profile, b.gas production profile.

依據不同類型生烴動力學模型對白云凹陷烴源巖產氣量進行模擬計算的結果表明（圖6b），生物成因氣主要分布在1 500 mbsf以內地層，熱成因氣主要分布在超過2 300 mbsf地層中，與生物生烴和熱生烴理論溫度范圍一致。產氣量是模型網格中有機質在地質歷史時期多期次產氣的總和，與前人研究吻合[20]，受有機質豐度等影響，熱生烴產氣量是生物成因氣的10～100倍以上。于興河等研究表明白云凹陷主洼在中新世以來具有較高的沉積速率[12]，有利于有機質保存，產氣量剖面中也可以看出，西南側靠近白云主洼的生物生烴量大于東北側。此外，在LW3氣田上方分布一套相對富泥地層，具有良好的生物生烴潛力，產氣量相比其他生物生烴地層較多。

3.3 流體運移模擬

PetroMod流體運移方式分為沿低滲透率、高滲透率地層或者沿基底隆起或斷層垂向運移方式，模擬流體運移方式分布為Darcy Path、Flow Path和Hybrid運移方式，不同運移路徑指示了地層沉積與構造條件差異。神狐海域自中新世以來為深水沉積環境，沉積以粉砂質泥巖等細粒沉積物為主，因此，烴類氣體主要通過Darcy Path運移方式來完成。而珠海組地層多分布三角洲等富砂沉積體系[1,35,39]，烴類氣體通過Flow Path方式在該地層側向運移至基底隆起附近，模型中構造背斜和活動性斷層對深部流體垂向運移至水合物穩定帶下方具有重要意義，因此，采用Hybrid模擬流體運移方式，考慮不同流體運移路徑影響[16-18]。不同生烴類型的流體運移模擬表明（圖7），生物成因氣在低滲透率泥質粉砂巖中，沿峽谷侵蝕面的流體運移明顯（紅色密集），垂向以沿峽谷側壁或擴散等方式向上運移。熱成因氣側向運移分為兩種方式，低滲透率泥巖層的側向運移以及高滲透率砂巖層側向運移，而砂層、斷層和局部構造隆起是深部熱成因氣向上運移的重要運移路徑。

3.4 水合物穩定帶及飽和度模擬

3.4.1 模擬穩定帶厚度

天然氣水合物穩定帶厚度是計算水合物分布的基礎，模型中通過模擬的地層溫度場與甲烷水合物相平衡曲線來求取甲烷水合物穩定帶底界（圖8a，藍色虛線）。利用相圖和地溫梯度計算的SH2井甲烷水合物穩定帶厚度為229 m[5]，W19井甲烷水合物穩定帶厚度為171 m[13]，而W17井甲烷水合物穩定帶厚度為247 m[10]。模型中受網格大小的限制，模擬SH2井厚度為225 m，W19井厚度為168 m，W17井厚度為241 m。SH5站位未鉆遇水合物層，模擬計算的穩定帶厚度為180 m，模擬的穩定帶厚度與前人通過地溫梯度與相平衡方程計算厚度基本吻合。此外，基于鉆井實測溫度數據，利用Van der Waals-Platteeuw模型計算的水合物穩定帶厚度（圖8a，紅色實線）也與站位模擬厚度基本吻合。

3.4.2 飽和度模擬

PetroMod模擬的水合物分布與進入穩定帶內甲烷通量和甲烷形成有關，在模擬過程中通過調整生烴動力模型產生甲烷，預測飽和度與生物成因氣和熱成因氣有關。模擬表明水合物穩定帶內原位生物成因氣（第四系、萬山組地層），難以形成水合物層分布（圖8a）。而穩定帶下部生物成因氣（粵海組、韓江組、珠江組地層）對水合物層形成至關重要（圖8b），基于正態生烴模型和TOC含量為0.5%，模擬的水合物分布在穩定帶上方，橫向呈不連續分布，與地震資料識別的BSR分布相類似，大部分地層水合物飽和度在10%以下，在峽谷脊部位置，模擬的飽和度值相對較高，約為25%，與縱波測井估算的SH2井196～215 m水合物的平均飽和度22.1%相似[43]，在W19和W17井，模擬水合物飽和度低于測井估算的水合物飽和度（圖8）。因此，生物生烴模擬低估了生成的水合物，表明研究區相對高飽和度水合物與深部熱成因有關。

圖7 不同氣源條件下模擬的流體運移與沉積相分布疊合圖a.生物成因氣運移，b.熱成因氣運移，c.混合成因氣運移。Fig.7 The superposed graph of the modeling fluid migration pathways from different gas sources and sedimentary facies a.Biogenic gas migration, b.thermogenic gas migration,c.biogenic and thermogenic gas migration.

研究區珠海組、恩平組和文昌組的富泥烴源巖地層，不同地層TOC含量與分布略微不同，前人研究表明，研究區存在多期次泄壓，深部熱成因氣沿著斷層和氣煙囪構造向上釋放，大量熱成因氣向上運移至水合物穩定帶形成水合物，模擬的水合物飽和度（圖8c）明顯高于生物生烴模擬值，平均飽和度約為20%，橫向上呈不連續分布，但是在峽谷脊部與斷裂上部地層存在相對較高的飽和度（大于40%），該模擬結果與測井估算水合物飽和度基本吻合，但是在SH2井熱成因氣模擬水合物飽和度明顯低于測井估算結果，表明熱成因對SH2井影響可能不大。在W19和W17井，熱成因氣影響較大。由于模擬中沒有考慮大分子烷烴，因此，該模擬沒有考慮II型天然氣水合物生成。通過多相流體閃蒸計算方法，計算了W19井生成水合物的甲烷氣體來自生物成因與熱成因氣的甲烷量分別為20%和80%，而W17井分別為27%和73%，尤其在W19井，高飽和度水合物形成所需甲烷量大部分來自熱成因氣。巖心地球化學碳同位素分析表明，在SC02井巖心空隙氣發現丙烷含量達2 000×10-6[11]，SC01井發現了II型水合物[14]，指示在該井附近熱成因的貢獻。

4 討論

4.1 氣源類型對水合物形成的影響

神狐海域大量水合物鉆探、測井、地化等數據資料表明，該地區水合物成因類型復雜多樣，水合物以甲烷氣體為主，拉曼和X-ray衍射分析表明甲烷氣占比可達97.6%～99.95%，但是C1/（C2+C3）值范圍從41至3 521變化很大[44]，表明了不同站位氣源類型略有不同，在W17站位發現了乙烷和戊烷等烴類氣體，同樣在SC01站位利用拉曼分析發現了II型水合物[14]，表明存在熱成因氣。模擬結果表明，研究區水合物形成所需氣源條件以生物成因為主，但不同站位水合物氣源類型存在差異（圖8）。在SH2井，生物生烴模擬的水合物層厚度及飽和度值與根據測井計算的水合物飽和度基本吻合（圖8e），厚度約為25 m，平均飽和度值為27%，而熱生烴模擬水合物飽和度明顯低于平均飽和度，表明該站位水合物可能以生物成因為主。巖心樣品氣體組分分析顯示甲烷含量為96.1%～99.82%，但是C1/C2比值范圍為330～2 185[6]。在W17井，僅有生物生烴時，模擬水合物飽和度約為10%，遠小于實際鉆遇的水合物飽和度值，而生物生烴與熱生烴混合時，模擬的厚度約為50 m，平均飽和度值為32%（圖8g）。

在W19井，生物生烴模擬飽和度偏低，而混合生烴模擬飽和度為35%（圖8f），與該站位平均飽和度相似，表明相對高飽和度（大于60%）水合物層的形成與深部熱成因氣貢獻有關，此外粒度較粗的儲層條件也是重要原因之一[5,8,13-15]。模型中熱成因氣以甲烷氣方式存在，前人研究表明該區域存在與重烴有關的II型水合物[10,14]，因此，模擬的甲烷水合物穩定帶下方存在游離氣與II型水合物共存現象。

圖8 不同氣源條件模擬的水合物飽和度與測井估算飽和度的對比和甲烷氣體來源百分比a.TOC為1%的原位生物成因氣模擬的水合物飽和度剖面，b.TOC為0.5%的深部生物成因氣模擬的水合物飽和度剖面，c.熱成因氣模擬的水合物飽和度剖面，d.混合成因氣模擬的水合物飽和度剖面，e.SH2站位模擬水合物飽和度與測井對比，f.W19站位模擬水合物飽和度與測井對比，g.W17站位模擬水合物飽和度與測井對比，h.模擬計算的甲烷氣體來源占比。Fig.8 Comparisons between the modeling gas hydrate saturations from different gas sources and the log-derived saturations and methane content ratio from biogenic gas and thermogenic gas a.Gas hydrate saturation profile simulated by in-situ biogenic gas with 1% TOC, b.gas hydrate saturation profile simulated by deep biogenic gas with 0.5% TOC, c.gas hydrate saturation profile simulated by thermogenic gas, d.gas hydrate saturation profile simulated by biogenic and thermogenic gas, e.comparisons between well log-derived and the predicted gas hydrate saturations at Sites SH2, f.comparisons between well log-derived and the predicted gas hydrate saturations at Sites W19, g.comparisons between well log-derived and the predicted gas hydrate saturations at Sites W17, h.simulated methane source ratio.

4.2 流體運移對水合物成藏的影響

前人對鉆探區地震資料研究發現斷層、氣煙囪等構造對深部流體運移影響顯著[5,8,13-15]。相干屬性圖也顯示，水合物站位分布與區域斷裂體系以及氣煙囪的分布密切相關（圖2c、d）。原位生物生烴由于產氣量很少，不足以形成水合物層分布（圖8a），因此，運移路徑的分布對深部流體的向上運移至關重要。SH2井靠近白云主洼，晚中新世以來具有較高的沉積速率，有利于生物生烴有機質保存，并且該區域斷裂體系不發育、氣煙囪規模較小，深部熱成因氣貢獻有限。其水合物成藏受下部生物成因氣影響，烴類氣體通過浮力、擴散等作用，沿峽谷側壁或者局部發育的斷裂或氣煙囪構造垂向運移。W17站位遠離白云主洼，生物成因氣豐度略微降低，即使在深部LW3氣田上方存在TOC含量相對較高的富泥巖地層，仍不能滿足實際的相對高飽和度水合物層分布。但該地區由于受晚期基底隆起影響，水合物層下方發育大量的斷裂體系，是良好的深部熱成因氣運移通道[13-15]。雖然恩平組、文昌組地層深湖相烴源巖主要分布在白云主洼附近（圖2b），但珠海組三角洲沉積相中粒度相對較粗的沉積物為熱成因氣提供了側向運移通道，基底隆升導致的地層傾斜，有利于流體在高滲透率地層的側向運移。受東沙運動和超壓釋放等作用的影響[25,34]，尤其在5 Ma以后，深部熱成因氣的充注期次與近期水合物形成密切相關。數值模擬結果表明W19和W17井水合物飽和度主要與文昌組烴源巖有關，高飽和度水合物形成與流體沿高滲透率砂巖和斷裂體系運移具有重要聯系。

5 結論

（1）白云凹陷鉆探區下部地層現今溫度橫向上存在變化，局部最高可達400 ℃，且在W19、W17井下部出現高溫度異常分布，這可能是導致該區域強流體的活動原因之一。受地層溫度影響，珠江組及以上地層均屬于未成熟階段，為生物生烴地層，而珠海組、恩平組和文昌組屬于成熟、過成熟階段，為熱生烴地層。

（2）生物成因氣分布在海底以下1 500 m范圍內，而熱成因氣分布深度超過2 300 m，并且生物成因氣總量遠低于熱成因氣。從模擬的水合物飽和度看，生物生烴影響著該區域水合物層空間分布，但高飽和度水合物形成與熱成因氣有關，尤其在W17和W19井靠近基底隆起位置。原位生物成因氣量不足以產生水合物富集，形成水合物的生物成因氣主要是沿峽谷側壁、淺部斷裂體系運移的生物成因氣。深部熱成因氣的運移受斷裂體系發育的影響，靠近基底隆起地區，氣煙囪、斷裂體系等構造發育，流體運移路徑圖顯示為流體垂向運移的主要通道，模擬結果表明形成相對高飽和度水合物的甲烷氣體來自于熱成因甲烷氣體。

（3）通過與測井計算的水合物飽和度對比發現，模擬方法不僅能夠計算不同氣源百分比，而且還能夠定量研究水合物氣體來源差異，同時開展水合物生烴數值模擬，還能估算水合物飽和度及其分布規律。

致謝：感謝中海石油（中國）有限公司深圳分公司對本次研究提供的數據資料及軟件支持。