孫魯一，張廣旭，王秀娟，靳佳澎，何敏，朱振宇

1.中國(guó)科學(xué)院海洋研究所海洋地質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，青島 266071

2.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

3.中海石油(中國(guó))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(diǎn)區(qū)域[1-3]。目前中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局在該盆地神狐海域成功地進(jìn)行了兩次試開(kāi)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(jìn)行了水平井的天然氣水合物試驗(yàn)性開(kāi)采，試采地層位于海底以下265～304 m，日均產(chǎn)氣量2.87萬(wàn)m3。第一次試采站位地層呈三層結(jié)構(gòu)，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(fā)現(xiàn)珠江口盆地泥質(zhì)粉砂沉積物中天然氣水合物富集與氣源條件、流體運(yùn)移、儲(chǔ)層條件有關(guān)[5-8]，其中氣源與流體運(yùn)移是水合物形成過(guò)程中最為關(guān)鍵的影響因素。國(guó)際典型水合物鉆探巖心樣品的地球化學(xué)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?zé)N含量相對(duì)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(qū)域形成水合物的氣源類型不同，其中SH2站位發(fā)現(xiàn)的水合物多為生物成因[6]，但在W11、W17站位發(fā)現(xiàn)了與熱成因氣有關(guān)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?zé)N成分[11]。鉆探發(fā)現(xiàn)不同站位水合物層飽和度及分布特征也呈現(xiàn)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(dá)46%[5]；W19站位水合物層厚度達(dá)30 m，最高飽和度超過(guò)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(guò)40%[10]。大量三維地震資料揭示白云凹陷相對(duì)高飽和度的水合物富集不僅與深部熱成因氣體沿?cái)鄬踊驓鉄焽柘蛏线\(yùn)移有關(guān)，而且與淺層相對(duì)富砂儲(chǔ)層的分布也存在一定聯(lián)系[5-8,12-15]。但是生物成因氣與熱成因氣對(duì)天然氣水合物飽和度定量貢獻(xiàn)率并不清楚。

近年來(lái)，前人通過(guò)天然氣水合物生烴數(shù)值模擬研究烴源巖有機(jī)質(zhì)生烴、烴類氣體運(yùn)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(yùn)移的關(guān)鍵途經(jīng)，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(rèn)為現(xiàn)今高飽和度水合物的形成與水合物穩(wěn)定帶附近的甲烷循環(huán)有關(guān)，生物成因氣在水合物形成過(guò)程中占主導(dǎo)地位[17]。Kroeger等在新西蘭Hikurangi俯沖帶的模擬研究認(rèn)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(yùn)移到淺層有關(guān)[18]。何麗娟等模擬了神狐海域氣煙囪、底辟和斷層對(duì)水合物形成聚集的影響，發(fā)現(xiàn)熱成因以垂向運(yùn)移為主，水合物穩(wěn)定帶底界的飽和度較高，來(lái)自深部甲烷流量與流體流量之間匹配對(duì)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(gè)過(guò)井剖面的水合物成藏，認(rèn)為海底淺層3 000 m以內(nèi)分布的生物成因氣是水合物形成的主要烴源，而沿?cái)嗔洋w系運(yùn)移的熱成因氣，由于運(yùn)移期次與水合物形成時(shí)間存在間隔，對(duì)水合物成藏貢獻(xiàn)比較有限[20]。白云凹陷SH2站位生烴數(shù)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(guò)90%的甲烷氣來(lái)源于深部流體貢獻(xiàn)[21]。最近，利用數(shù)值模擬方法發(fā)現(xiàn)了神狐海域水合物形成的影響因素，但是對(duì)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(jī)質(zhì)生物生烴模塊，將沉積物有機(jī)質(zhì)種產(chǎn)生的熱成因與生物成因的甲烷氣，利用低溫動(dòng)力學(xué)連續(xù)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(shù)據(jù)、水合物及油氣鉆探資料，通過(guò)地質(zhì)模型、溫度模型、生烴模型等，開(kāi)展天然氣水合物生烴數(shù)值模擬研究，通過(guò)模擬計(jì)算地層溫度分布、烴源巖生烴、流體運(yùn)移及水合物飽和度值及其分布，分析不同類型烴類氣體對(duì)水合物形成的定量影響。

1 地質(zhì)概況與水合物分布特征

白云凹陷位于南海北部被動(dòng)大陸邊緣區(qū)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(shí)期發(fā)育的三角洲―淺海陸架相珠海組沉積體系，是該地區(qū)重要的熱成因烴類氣體來(lái)源[1,25]。中新世以來(lái)，受沉積環(huán)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(jì)形成的萬(wàn)山組、第四紀(jì)地層均發(fā)育以淺?；虬肷詈Ｏ酁橹鞯某练e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(lái)在該區(qū)域開(kāi)展了GMGS1、GMGS3、GMGS4等多個(gè)水合物鉆探航次（圖1），取得了豐富的水合物巖心、測(cè)井、地球物理及地球化學(xué)資料[10,27-28]。神狐海域發(fā)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(xiàn)“U”或者“V”形地貌特征，并且常伴隨滑塌等沉積現(xiàn)象的發(fā)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(guān)[29-30]。已鉆遇的水合物樣品主要分布在神狐海域的4個(gè)峽谷脊部，水合物分布特征也呈現(xiàn)出多種樣式，水合物分布與峽谷群脊部細(xì)粒沉積物濁積體、有孔蟲沉積及流體運(yùn)移有關(guān)[15,31-33]。楊勝雄等[3]通過(guò)對(duì)鉆井進(jìn)行電阻率成像測(cè)井分析表明，不同站位發(fā)現(xiàn)的水合物呈現(xiàn)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(tài)。

利用油氣勘探采集的三維地震，我們對(duì)神狐海域GMGS1, GMGS3、GMGS4水合物鉆探區(qū)進(jìn)行多種屬性提取，沿水合物穩(wěn)定帶底界向上30 ms時(shí)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(jié)果表明，水合物分布在4個(gè)峽谷區(qū)域，其中W19井所在的峽谷脊部水合物分布面積最大，這個(gè)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(shí)別的BSR范圍進(jìn)行對(duì)比，屬性分析識(shí)別的水合物分布范圍與解釋的BSR范圍接近。相干屬性是對(duì)地震數(shù)據(jù)進(jìn)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(huán)境等差異。通過(guò)對(duì) T30（10.5 Ma）、T40（15.5 Ma）層序界面提取相干屬性，研究區(qū)分布兩條近東西向斷層以及南北向發(fā)育的氣煙囪構(gòu)造（圖2c、2d）。水合物脊部分布與氣煙囪構(gòu)造分布存在一定聯(lián)系，表明水合物成藏與深部流體沿?cái)鄬印鉄焽璧冗\(yùn)移路徑垂直向上運(yùn)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(gòu)造發(fā)育面積廣，水合物分布面積明顯大于SH2和SH5井峽谷區(qū)域，這可能與流體運(yùn)移差異有關(guān)。

2 地質(zhì)模型與生烴建模

2.1 地層格架

本文在前人研究基礎(chǔ)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(zhì)模型（圖1），長(zhǎng)度約為30 km，地層深度可達(dá)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(jì)、萬(wàn)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(lái)看，SH2井下部的雜亂反射相對(duì)較淺，位于珠海組地層（T60）。W19井下部存在局部強(qiáng)流體釋放形成的雜亂反射，來(lái)源于深部文昌組與恩平組地層，而W17井下部斷裂發(fā)育（圖3），因此，從新處理地震資料看，該區(qū)域發(fā)育斷裂與氣煙囪構(gòu)造，為深部流體垂向運(yùn)移路徑，但是不同站位流體運(yùn)移與起源并不相同，因此在模型中建立9個(gè)開(kāi)放性斷層作為流體運(yùn)移路徑。

圖1 研究區(qū)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(shí)別的水合物、斷裂及煙囪構(gòu)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(qū)過(guò)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(yùn)動(dòng)影響，存在兩期深部超壓系統(tǒng)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(dòng)時(shí)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(cè)試結(jié)果顯示，天然氣水合物形成時(shí)間約為19～29 kaBP，形成時(shí)間相對(duì)較年輕[11,13]，且發(fā)現(xiàn)了II型水合物和大量的丙烷、戊烷等重?zé)N氣體，表明熱成因?qū)λ衔镄纬捎绊戄^大[8,11,14]。推測(cè)可能是W19附近斷層可能近期仍在活躍，模擬中假設(shè)斷層為開(kāi)放斷層，活動(dòng)時(shí)間假設(shè)從10 Ma至今（圖4）。

2.2 巖性與物性

基于LW3-1井巖性與區(qū)域分析，再結(jié)合前人對(duì)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(zhì)模型（圖4）。受沉積環(huán)境的影響，白云凹陷淺部地層中沉積物大部分由泥質(zhì)粉砂巖組成，利用淺層天然氣水合物伽馬測(cè)井資料確定沉積物的砂、泥巖含量[5]；對(duì)珠江組、珠海組地層，利用LW3-1油氣鉆井的巖心數(shù)據(jù)以及伽馬測(cè)井?dāng)?shù)據(jù)（圖4）來(lái)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(shù)。此外，在建模中還依據(jù)水合物鉆井和油氣鉆井所收集的數(shù)據(jù)求取地層孔隙度（φ）隨深度（D）的變化曲線，擬合相關(guān)程度為0.72：

沉積物中巖石的滲透率則依據(jù)Kozeny-Carman模型[36]，通過(guò)孔隙度與滲透率之間的函數(shù)關(guān)系式（2）來(lái)求?。?/p>

圖4 不同站位二維地質(zhì)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(shù)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(dá)西（mD）；F為比例因數(shù)，與巖性有關(guān)；S為比表面積，單位是m2/m3。

2.3 溫度與生烴參數(shù)

根據(jù)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(shù)密切相關(guān)[37]。胡圣標(biāo)等[38]研究表明，受裂陷期拉張作用的影響，熱流存在變化，現(xiàn)今約為70 mW/m2。同時(shí)依據(jù)水合物站位實(shí)測(cè)海底溫度[5,10]，海底溫度初始值為5 °C。由于研究區(qū)近期發(fā)現(xiàn)的水合物形成時(shí)間較新[13,20]，因此，模型中并未考慮古水深演化。

生烴模型構(gòu)建依據(jù)Arrhenius生烴原理，模型中所需烴源巖有機(jī)質(zhì)含量（TOC）、氫指數(shù)（HI）等烴源巖地球化學(xué)參數(shù)見(jiàn)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(jī)質(zhì)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(guān)，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(dòng)力學(xué)模型用生烴率隨溫度變化的正態(tài)分布方程。Burnham研究表明，不同干酪根類型的熱生烴動(dòng)力學(xué)模型也存在差異[41]，文昌組地層為II型熱生烴動(dòng)力學(xué)模型，珠海組、恩平組地層為III型熱生烴動(dòng)力學(xué)模型。

3 模擬結(jié)果分析

3.1 地層溫度場(chǎng)模擬

通過(guò)與5個(gè)井位實(shí)測(cè)地層溫度對(duì)比，在給定海底溫度及古熱流初始值基礎(chǔ)上，對(duì)地層溫度場(chǎng)模擬結(jié)果進(jìn)行校正。圖5為模擬現(xiàn)今地層溫度場(chǎng)，我們對(duì)比了模擬溫度（藍(lán)線）與水合物鉆井以及LW3-1油氣鉆井實(shí)測(cè)溫度（紅點(diǎn)），模擬溫度場(chǎng)與不同深度實(shí)測(cè)溫度基本擬合。剖面最高溫度可達(dá)400 °C，而水合物層內(nèi)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(qū)域深部流體活動(dòng)有關(guān)。結(jié)合前人對(duì)生烴溫度的研究[2,41]與本文模擬的溫度場(chǎng)，發(fā)現(xiàn)生物生烴主要分布在溫度小于75 °C的1 500 mbsf以內(nèi)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(jī)質(zhì)成熟度及生烴量模擬

有機(jī)質(zhì)成熟度門限通常依據(jù)鏡質(zhì)體反射率（Ro）劃分，Ro小于0.7%為未成熟的生物產(chǎn)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(guò)成熟干氣窗Ro一般大于2.0%[23,39]。本文通過(guò)Sweeney和Burnham模型[42]模擬計(jì)算的成熟度結(jié)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(jī)質(zhì)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(chǎng)及鉆井實(shí)測(cè)溫度對(duì)比圖Fig.5 Simulated formation temperature and comparison to the measured temperature by drilling

圖6 模擬的有機(jī)質(zhì)成熟度與烴源巖產(chǎn)氣量剖面a.成熟度剖面，b.產(chǎn)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(jù)不同類型生烴動(dòng)力學(xué)模型對(duì)白云凹陷烴源巖產(chǎn)氣量進(jìn)行模擬計(jì)算的結(jié)果表明（圖6b），生物成因氣主要分布在1 500 mbsf以內(nèi)地層，熱成因氣主要分布在超過(guò)2 300 mbsf地層中，與生物生烴和熱生烴理論溫度范圍一致。產(chǎn)氣量是模型網(wǎng)格中有機(jī)質(zhì)在地質(zhì)歷史時(shí)期多期次產(chǎn)氣的總和，與前人研究吻合[20]，受有機(jī)質(zhì)豐度等影響，熱生烴產(chǎn)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(lái)具有較高的沉積速率[12]，有利于有機(jī)質(zhì)保存，產(chǎn)氣量剖面中也可以看出，西南側(cè)靠近白云主洼的生物生烴量大于東北側(cè)。此外，在LW3氣田上方分布一套相對(duì)富泥地層，具有良好的生物生烴潛力，產(chǎn)氣量相比其他生物生烴地層較多。

3.3 流體運(yùn)移模擬

PetroMod流體運(yùn)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(yùn)移方式，模擬流體運(yùn)移方式分布為Darcy Path、Flow Path和Hybrid運(yùn)移方式，不同運(yùn)移路徑指示了地層沉積與構(gòu)造條件差異。神狐海域自中新世以來(lái)為深水沉積環(huán)境，沉積以粉砂質(zhì)泥巖等細(xì)粒沉積物為主，因此，烴類氣體主要通過(guò)Darcy Path運(yùn)移方式來(lái)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(guò)Flow Path方式在該地層側(cè)向運(yùn)移至基底隆起附近，模型中構(gòu)造背斜和活動(dòng)性斷層對(duì)深部流體垂向運(yùn)移至水合物穩(wěn)定帶下方具有重要意義，因此，采用Hybrid模擬流體運(yùn)移方式，考慮不同流體運(yùn)移路徑影響[16-18]。不同生烴類型的流體運(yùn)移模擬表明（圖7），生物成因氣在低滲透率泥質(zhì)粉砂巖中，沿峽谷侵蝕面的流體運(yùn)移明顯（紅色密集），垂向以沿峽谷側(cè)壁或擴(kuò)散等方式向上運(yùn)移。熱成因氣側(cè)向運(yùn)移分為兩種方式，低滲透率泥巖層的側(cè)向運(yùn)移以及高滲透率砂巖層側(cè)向運(yùn)移，而砂層、斷層和局部構(gòu)造隆起是深部熱成因氣向上運(yùn)移的重要運(yùn)移路徑。

3.4 水合物穩(wěn)定帶及飽和度模擬

3.4.1 模擬穩(wěn)定帶厚度

天然氣水合物穩(wěn)定帶厚度是計(jì)算水合物分布的基礎(chǔ)，模型中通過(guò)模擬的地層溫度場(chǎng)與甲烷水合物相平衡曲線來(lái)求取甲烷水合物穩(wěn)定帶底界（圖8a，藍(lán)色虛線）。利用相圖和地溫梯度計(jì)算的SH2井甲烷水合物穩(wěn)定帶厚度為229 m[5]，W19井甲烷水合物穩(wěn)定帶厚度為171 m[13]，而W17井甲烷水合物穩(wěn)定帶厚度為247 m[10]。模型中受網(wǎng)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(jì)算的穩(wěn)定帶厚度為180 m，模擬的穩(wěn)定帶厚度與前人通過(guò)地溫梯度與相平衡方程計(jì)算厚度基本吻合。此外，基于鉆井實(shí)測(cè)溫度數(shù)據(jù)，利用Van der Waals-Platteeuw模型計(jì)算的水合物穩(wěn)定帶厚度（圖8a，紅色實(shí)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(jìn)入穩(wěn)定帶內(nèi)甲烷通量和甲烷形成有關(guān)，在模擬過(guò)程中通過(guò)調(diào)整生烴動(dòng)力模型產(chǎn)生甲烷，預(yù)測(cè)飽和度與生物成因氣和熱成因氣有關(guān)。模擬表明水合物穩(wěn)定帶內(nèi)原位生物成因氣（第四系、萬(wàn)山組地層），難以形成水合物層分布（圖8a）。而穩(wěn)定帶下部生物成因氣（粵海組、韓江組、珠江組地層）對(duì)水合物層形成至關(guān)重要（圖8b），基于正態(tài)生烴模型和TOC含量為0.5%，模擬的水合物分布在穩(wěn)定帶上方，橫向呈不連續(xù)分布，與地震資料識(shí)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(duì)較高，約為25%，與縱波測(cè)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(cè)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(qū)相對(duì)高飽和度水合物與深部熱成因有關(guān)。

圖7 不同氣源條件下模擬的流體運(yùn)移與沉積相分布疊合圖a.生物成因氣運(yùn)移，b.熱成因氣運(yùn)移，c.混合成因氣運(yùn)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(qū)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(qū)存在多期次泄壓，深部熱成因氣沿著斷層和氣煙囪構(gòu)造向上釋放，大量熱成因氣向上運(yùn)移至水合物穩(wěn)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(xù)分布，但是在峽谷脊部與斷裂上部地層存在相對(duì)較高的飽和度（大于40%），該模擬結(jié)果與測(cè)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(cè)井估算結(jié)果，表明熱成因?qū)H2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(méi)有考慮大分子烷烴，因此，該模擬沒(méi)有考慮II型天然氣水合物生成。通過(guò)多相流體閃蒸計(jì)算方法，計(jì)算了W19井生成水合物的甲烷氣體來(lái)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(lái)自熱成因氣。巖心地球化學(xué)碳同位素分析表明，在SC02井巖心空隙氣發(fā)現(xiàn)丙烷含量達(dá)2 000×10-6[11]，SC01井發(fā)現(xiàn)了II型水合物[14]，指示在該井附近熱成因的貢獻(xiàn)。

4 討論

4.1 氣源類型對(duì)水合物形成的影響

神狐海域大量水合物鉆探、測(cè)井、地化等數(shù)據(jù)資料表明，該地區(qū)水合物成因類型復(fù)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(dá)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(fā)現(xiàn)了乙烷和戊烷等烴類氣體，同樣在SC01站位利用拉曼分析發(fā)現(xiàn)了II型水合物[14]，表明存在熱成因氣。模擬結(jié)果表明，研究區(qū)水合物形成所需氣源條件以生物成因?yàn)橹?，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(jù)測(cè)井計(jì)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?yàn)橹?。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(shí)，模擬水合物飽和度約為10%，遠(yuǎn)小于實(shí)際鉆遇的水合物飽和度值，而生物生烴與熱生烴混合時(shí)，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(duì)高飽和度（大于60%）水合物層的形成與深部熱成因氣貢獻(xiàn)有關(guān)，此外粒度較粗的儲(chǔ)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(qū)域存在與重?zé)N有關(guān)的II型水合物[10,14]，因此，模擬的甲烷水合物穩(wěn)定帶下方存在游離氣與II型水合物共存現(xiàn)象。

圖8 不同氣源條件模擬的水合物飽和度與測(cè)井估算飽和度的對(duì)比和甲烷氣體來(lái)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(cè)井對(duì)比，f.W19站位模擬水合物飽和度與測(cè)井對(duì)比，g.W17站位模擬水合物飽和度與測(cè)井對(duì)比，h.模擬計(jì)算的甲烷氣體來(lái)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(yùn)移對(duì)水合物成藏的影響

前人對(duì)鉆探區(qū)地震資料研究發(fā)現(xiàn)斷層、氣煙囪等構(gòu)造對(duì)深部流體運(yùn)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(qū)域斷裂體系以及氣煙囪的分布密切相關(guān)（圖2c、d）。原位生物生烴由于產(chǎn)氣量很少，不足以形成水合物層分布（圖8a），因此，運(yùn)移路徑的分布對(duì)深部流體的向上運(yùn)移至關(guān)重要。SH2井靠近白云主洼，晚中新世以來(lái)具有較高的沉積速率，有利于生物生烴有機(jī)質(zhì)保存，并且該區(qū)域斷裂體系不發(fā)育、氣煙囪規(guī)模較小，深部熱成因氣貢獻(xiàn)有限。其水合物成藏受下部生物成因氣影響，烴類氣體通過(guò)浮力、擴(kuò)散等作用，沿峽谷側(cè)壁或者局部發(fā)育的斷裂或氣煙囪構(gòu)造垂向運(yùn)移。W17站位遠(yuǎn)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(duì)較高的富泥巖地層，仍不能滿足實(shí)際的相對(duì)高飽和度水合物層分布。但該地區(qū)由于受晚期基底隆起影響，水合物層下方發(fā)育大量的斷裂體系，是良好的深部熱成因氣運(yùn)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(duì)較粗的沉積物為熱成因氣提供了側(cè)向運(yùn)移通道，基底隆升導(dǎo)致的地層傾斜，有利于流體在高滲透率地層的側(cè)向運(yùn)移。受東沙運(yùn)動(dòng)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(guān)。數(shù)值模擬結(jié)果表明W19和W17井水合物飽和度主要與文昌組烴源巖有關(guān)，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(yùn)移具有重要聯(lián)系。

5 結(jié)論

（1）白云凹陷鉆探區(qū)下部地層現(xiàn)今溫度橫向上存在變化，局部最高可達(dá)400 ℃，且在W19、W17井下部出現(xiàn)高溫度異常分布，這可能是導(dǎo)致該區(qū)域強(qiáng)流體的活動(dòng)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(guò)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(nèi)，而熱成因氣分布深度超過(guò)2 300 m，并且生物成因氣總量遠(yuǎn)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(qū)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(guān)，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(chǎn)生水合物富集，形成水合物的生物成因氣主要是沿峽谷側(cè)壁、淺部斷裂體系運(yùn)移的生物成因氣。深部熱成因氣的運(yùn)移受斷裂體系發(fā)育的影響，靠近基底隆起地區(qū)，氣煙囪、斷裂體系等構(gòu)造發(fā)育，流體運(yùn)移路徑圖顯示為流體垂向運(yùn)移的主要通道，模擬結(jié)果表明形成相對(duì)高飽和度水合物的甲烷氣體來(lái)自于熱成因甲烷氣體。

（3）通過(guò)與測(cè)井計(jì)算的水合物飽和度對(duì)比發(fā)現(xiàn)，模擬方法不僅能夠計(jì)算不同氣源百分比，而且還能夠定量研究水合物氣體來(lái)源差異，同時(shí)開(kāi)展水合物生烴數(shù)值模擬，還能估算水合物飽和度及其分布規(guī)律。

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