“源热共控”中国近海天然气富集区分布

张功成 苗顺德 陈莹 赵志刚 李友川 张厚和 杨海长 杨树春

中海油研究总院

1 中国近海天然气分布轮廓

中国近海指渤海、黄海、东海和南海北部，分布着渤海盆地（属渤海湾盆地之海上部分）、北黄海盆地、南黄海盆地、东海盆地、台西盆地、台西南盆地、珠江口盆地、琼东南盆地、北部湾盆地和莺歌海盆地等10个新生代沉积盆地（部分盆地下伏中生界、古生界残余盆地）（图1）。

图1 中国近海及邻区新生代沉积盆地断陷类型与油气田分布示意图

上述盆地中的大多数都经历了古近纪裂陷、早—中中新世热沉降、晚中新世以来的新构造活动期3大阶段，受构造沉积环境双重制约，近海形成了古近纪以陆相断陷为主的内带和以海陆过渡相为主的外带[1]。中国近海盆地天然气勘探从1957年在海南岛西南莺歌海盆地调查油气苗开始至今，已经有半个多世纪的发展历程，其间可以分成两大阶段：20世纪50年代到70年代末为自营的早期勘探时期，仅在莺歌海盆地发现含气构造，没有商业性气田发现；20世纪70年代末至今为大规模勘探开发时期。第二阶段主要包括：20世纪80年代在琼东南盆地发现崖城13－1气田、东海发现平湖油气田、渤海发现锦州20－2气田等；20世纪90年代在莺歌海盆地发现东方1－1、乐东20－1、乐东15－1气田，在东海发现春晓气田等；21世纪头10年发现了珠江口盆地番禺30－1、荔湾3－1气田，琼东南盆地发现陵水22－1和莺歌海盆地东方13－2等一大批气田[2－8]。上述气田主要分布在近海外带[1，9－13]（图 1）。从资源发现程度而言，中国近海天然气尚有巨大的勘探潜力。笔者试图从源热共控理论的角度[14]，通过对已证实富气凹陷的剖析，进一步探讨中国近海外带天然气的富集条件，进而预测天然气富集区的分布规律。

2 中国近海已证实富气凹陷海陆过渡相烃源岩二元模式

中国近海外带诸凹陷主力烃源岩发育时代从古新世到上新世，如东海台北坳陷主要为古新世、西湖凹陷为始新世，台西南盆地、珠江口盆地珠二坳陷和琼东南盆地为渐新世早期，莺歌海盆地莺中凹陷为中新世，台西盆地主要为上新世，均形成于海陆过渡环境，烃源岩具有二元模式，分别是煤系三角洲和浅海（或潟湖）相泥岩。目前已经被勘探证实为富生气凹陷的有：西湖凹陷、白云凹陷、崖南凹陷和莺中凹陷，其发现天然气储量多超过1 000×108m3，以下分述之。

2.1 东海盆地西湖凹陷

西湖凹陷位于东海盆地浙东坳陷中段，面积约5.9×104km2，呈北北东向展布，沉积了自始新统八角亭组至第四系东海群的一套巨厚地层，最大厚度达15 km[15]。西湖凹陷油气勘探始于20世纪70年代，1983年发现迄今为止仍然为该区最大的平湖油气田。西湖凹陷是东海盆地勘探程度最高，天然气最富集、发现油气田及含油气构造最多的凹陷，全盆地除丽水36－1气田位于丽水凹陷外，其他的均位于西湖凹陷，主要分布在西部斜坡中段和中央背斜带南段（图2、3）。西湖凹陷主力烃源岩为始新世平湖组。

2.1.1 平湖组沉积期西湖凹陷结构

西湖凹陷经历了断坳期（沉积了始新世宝石组和平湖组）、坳陷期（沉积了渐新世花港组—柳浪组）和整体热沉降期（上新世—第四纪三潭组、东海群）3个构造演化阶段，凹陷演化过程中发生了5幕规模较大的正反转。在沉陷和正反转叠加作用下，西湖凹陷基本结构呈东西分带的特征，从西向东可划分为西部的斜坡带或斜坡断阶带、中部的洼陷—反转构造带和东部边缘断裂带（图2、3）。在平湖组沉积期，凹陷结构呈东断西超的宽缓半地堑结构，花港组沉积后至上新世，凹陷中部多期反转，形成了现今的结构。

图2 西湖凹陷结构与气田分布图

图3 西湖凹陷区域地质剖面图

2.1.2 平湖组沉积特征

西湖凹陷平湖组主要为海陆过渡沉积环境。平湖组沉积的早、中期，东部的钓鱼岛隆褶带是一个水下高地（图2），西湖凹陷是半局限的浅海沉积环境，凹陷整体西北高、东南低，主要物源来自西侧，在西斜坡沉积三角洲体系，东部深洼槽主要为潟湖相；晚期钓鱼岛隆起出露海面，向西湖凹陷提供物源，使西湖凹陷平湖组从沉积早期不封闭、半封闭演变到封闭环境，呈现“下海上陆”的海退过程（图4）。平湖组沉积环境的演变在微体古生物、微量元素地球化学、沉积结构等方面都有所表现。平湖组中下部海相沟鞭藻较发育，同时见少量钙质超微化石，盘星藻在平湖组上部相对更发育；微量元素硼含量在平湖组平均为72mg／L，Sr／Ba值平均为0.23，都介于正常海相沉积物和陆相沉积物之间。平湖组潮汐层理发育，显示不是湖相沉积环境。

图4 西湖凹陷平湖组沉积相图（据沈玉林，2012）

西湖凹陷平湖组沉积时期气候湿热，植物繁盛。早期属于较潮湿的亚热带气候，孢粉组合中被子植物占优势，优势种群是杨梅科，广泛分布着常绿阔叶林，林下生长着以水龙骨科为主的蕨类植物；晚期变化为湿热气候，表现为蕨类植物比早期繁盛，金沙科蕨类大量发育，以产三沟花粉、三孔沟花粉为代表的热带、亚热带植物频繁出现，植物组合复杂。

2.1.3 平湖组烃源岩二元分布模式

西湖凹陷平湖组是主力烃源岩系，烃源岩包括煤层、碳质泥岩、暗色泥岩，形成环境主要分为两大类，即三角洲和潟湖相泥岩。前者主要发育煤层、碳质泥岩和暗色泥岩，后者以发育泥岩为主。

西湖凹陷西斜坡区平湖组三角洲沉积区煤层、碳质泥岩、暗色泥岩发育，西斜坡有16口井钻遇平湖组，平均每口井煤层累计厚度为16.9m，单层厚度多介于0.3～1.2m，最大累计厚度为50.6m；煤层加碳质泥岩最大累计厚度达75.8m（图5）。凹陷中部的反转构造带主要发育暗色泥岩。

图5 西湖凹陷平湖组煤层＋碳质泥岩累计厚度分布图

平湖组煤层有机质类型为偏腐泥混合型，碳质泥岩有机质类型为偏腐殖混合型，暗色泥岩为偏腐殖混合型—腐殖型。西湖凹陷平湖组煤的有机碳含量平均为55.3%；热解生烃潜量最高为215.75mg／g，平均为193.3mg／g；氯仿沥青“A”含量最高为10.1%，平均为5.6%；总烃含量平均为29 342mg／g，按照煤岩烃源岩评价标准，平湖组煤岩主要属于好烃源岩，少数属于中等烃源岩。平湖组碳质泥岩有机碳含量平均为17.5%；热解生烃潜量最高为119.26mg／g，平均为51.4mg／g；氯仿沥青“A”含量最大值为3.271 7%，平均为1.1%；总烃含量最高为9 038mg／g，平均为3 570mg／g，平湖组碳质泥岩主要属于好烃源岩，少数属于中等烃源岩。平湖组泥岩有机碳含量平均为1.37%；热解生烃潜量平均为2.67mg／g；氯仿沥青“A”含量平均为0.089%，泥岩的有机质丰度明显较低，大部分属于中等—差的烃源岩，部分属于好—很好的烃源岩。从泥岩有机质丰度看，西湖凹陷平湖组三角洲平原相、海岸平原相和湖沼相煤系地层中的煤系暗色泥岩有机质丰度较高，生烃潜力较大，热解生烃潜量的平均值大于6mg／g，而非煤系泥岩的有机质丰度较低，生烃潜力较小，热解生烃潜量的平均值一般小于2mg／g。因此，煤系泥岩的生烃潜力明显大于非煤系泥岩（图6）。

图6 西湖凹陷不同沉积环境煤系泥岩和非煤系泥岩有机质丰度比较图

2.2 珠江口盆地白云凹陷

白云凹陷位于珠江口盆地珠二坳陷东北部（图1），凹陷面积超过2×104km2，是珠二坳陷中面积最大的凹陷，水深介于200～2 000m。白云凹陷是珠江口盆地天然气勘探程度最高、天然气最富集、发现气田及含气构造最多的凹陷，全盆地除珠一、珠三几个小气田外，其他的均位于白云凹陷，主要位于北部斜坡中段和凹陷东南段（图7）。该凹陷油气勘探始于20世纪70年代末期，2002年在北部番禺大型鼻状构造背景上发现了番禺30－1大气田群，至今总天然气储量已超过1 000×108m3；2006年在凹陷东南低凸起带上发现了深水区迄今最大的荔湾3－1大气田，至今已发现多个气田；此外，在该凹陷东北洼还发现了一个中型油田，在凹陷西南云开凸起上钻探见天然气显示。

图7 白云凹陷构造单元图

2.2.1 恩平组沉积期白云凹陷结构

白云凹陷经历了裂谷期、热沉降期和新构造期3个构造阶段[16－20]。裂谷作用具有幕式活动特征，裂谷早期形成的地层为神狐组，仅在局部分布，充填一套粗碎屑沉积；文昌组断裂作用强，是湖泊发育的主要时期；晚裂谷期恩平组，断裂活动减弱，热沉降作用逐渐加强，凹陷表现出断坳特征。由于裂谷作用处于大陆坡区，岩石圈热流值高，塑性强，地壳发生韧性伸展，凹陷结构呈宽缓的断陷特征。热沉降期始于珠海组，该期断裂活动微弱，白云凹陷及其邻区统一沉降。白云凹陷中心部位沉积沉降速率大，地层厚度由凹陷中部向边缘减薄。中新世以来，构造沉降加速，物源供给减少，呈现欠补偿沉积环境，水体进一步加深，形成深水陆坡环境（图8）。

图8 白云凹陷—荔湾凹陷区域地质剖面图

白云凹陷恩平组沉积期处于裂谷期晚期，属于断坳期，在拉张断坳和深部热衰减共同作用下，凹陷整体沉降，使得凹陷的范围大大扩展，基本上结束了文昌组沉积时“洼陷分隔”的现象，成为统一的大断坳，整体呈南陡北缓的宽“半地堑”特征（图8）。北部的缓坡地形为大型三角洲形成提供了背景条件。

2.2.2 恩平组沉积特征

白云凹陷恩平组沉积环境处于三角洲—半封闭海湾环境，正北侧是番禺低隆起；东北和东部是东沙隆起；西南是云开低隆起；南部是一统暗沙隆起，其间以低鞍部与南部荔湾凹陷相连（图9）。

图9 珠江口盆地白云凹陷恩平组沉积期古地形图

白云凹陷恩平组沉积期呈三角洲—海湾相，北坡三角洲最大面积超过5 000km2（图10）。东南部通过荔湾凹陷与洋盆相通，是局限海。白云凹陷恩平组主要的沉积相类型包括三角洲相，扇三角洲相，滨、浅海相和河流相，以三角洲相和浅海相为主。恩平组有4个主要的物源方向，分别位于北部缓坡带（图11）、西南断裂带、南部隆起东段的缓坡、南部隆起东段的陡坡；恩平组时期，北部缓坡带和南部隆起东段缓坡下有大型三角洲发育，西南断裂带控制了3组三角洲的分布，南部隆起东段的陡坡下有扇三角洲发育，在凹陷内的地震剖面上识别出大规模的斜交前积结构或“S”型前积反射，从白云凹陷西北斜坡不断向凹陷方向推进。

图10 白云—荔湾凹陷恩平组三角洲分布图

图11 白云凹陷恩平组地震前积反射结构图

2.2.3 恩平组烃源岩特征

白云凹陷发育始新统文昌组湖相、恩平组海陆过渡相和上渐新统珠海组海相烃源岩。主要烃源岩为恩平组[21－22]。孢粉分析资料显示，恩平组时期处于湿润的南亚热带常绿落叶阔叶林区，植物繁茂，有利于煤炭的形成。恩平组烃源岩分为煤系三角洲和浅海相泥岩，前者主要分布于凹陷边缘，特别是北部，后者分布于凹陷洼槽部位。如白云凹陷北坡的钻井在恩平组中揭露了薄煤层20层，累计厚度为23m，还有碳质泥岩。煤层发育的沉积环境主要为三角洲相。三角洲规模达5 000 km2，各期叠置，覆盖了白云凹陷的大部分区域。恩平组煤系三角洲烃源岩有机质均来源于陆生高等植物，有机质类型主要为偏腐殖混合型—偏腐泥混合型，含有丰富的富氢显微组分，具有较高的有机质丰度。白云凹陷恩平组TOC平均含量为2.19%（图12），有机质类型为混合型—腐殖型，泥岩生物标志物以富含丰富的陆源树脂（W、T）化合物、极少含C304－甲基甾烷为主要特征。凹陷内部有机质丰度偏低，TOC为1.0%～1.5%，海相泥岩发育，水生藻类和陆生高等植物有机质混源（图13）。

图12 PY33－1－1井烃源岩地球化学剖面图

图13 白云凹陷深水区LH29－2－1井有机屑组分及有机碳含量图

2.3 琼东南盆地崖南凹陷

崖南凹陷位于琼东南盆地中央坳陷西北部，是目前琼东南盆地天然气勘探程度最高、天然气最富集、发现气田及含气构造最多的凹陷，全盆地除陵水凹陷、松东凹陷的气田外，其他的均位于崖南凹陷周边，主要位于西部斜坡中段。该凹陷油气勘探始于20世纪70年代末期，至今已在凹陷西部崖13－1低凸起上发现崖13－1大气田[23]，储量近1 000×108m3；在凹陷北部崖城凸起发现崖城13－4气田和崖城13－6气田，在凹陷南部崖城21低凸起上发现崖21－1含气构造（图14）。

图14 崖南凹陷构造单元图

2.3.1 崖城组沉积期凹陷结构

崖南凹陷在平面上呈长轴近东西向延伸的纺锤形，西宽东窄，其西侧以斜坡超覆在崖城13－1低凸起带上，北部以③号断裂与崖城凸起相依，南侧超覆在崖城21低凸起上，呈现三凸环一凹的构造格局（图14）。在南北方向上，崖南凹陷古近纪呈北断南超的半地堑结构（图15）。北部的③号断裂走向呈东西，倾向向南，它主要活动于渐新世，个别部位到中新世晚期还有活动，是边断裂边沉积的同沉积断层，属同生断层性质。在凹陷中沉积了很厚的渐新统，最大厚度在3 500m左右，靠近大断层一侧沉积最厚。在东西方向上，凹陷中间发育一个低突起，把凹陷分隔成东、西两个洼陷。新近系南厚北薄，呈南倾单斜，最大厚度达到3 300m。

2.3.2 崖城组沉积特征

崖南凹陷崖城组沉积期为海陆过渡以海为主的环境。崖城组的古生物化石主要有孢粉、有孔虫、钙质超微和沟鞭藻等，对应的有孔虫化石带自下而上为P18、P19、P20和P21下部，对应的钙质超微化石带自下而上为NP21、NP22和NP23。对崖城组11个煤样进行分析，煤岩的全硫含量在1.07%～6.39%之间，平均全硫含量为4.17%，大多数煤为高硫煤（全硫含量大于3%），少数为中硫煤（全硫含量大于1%），煤中的高硫分在一定程度上反映崖城组沉积早期崖南凹陷就受到了海侵的影响。

崖南凹陷西北斜坡钻遇崖城组煤系三角洲。YC19－1－1井位于崖南凹陷西斜坡，钻遇了崖城组3个段。通过对单井沉积相的分析发现，早期崖三段广泛发育扇三角洲、辫状河三角洲；随着海水的继续入侵，沉积范围继续扩大，崖一段和崖二段以潮坪、潟湖和浅海相为主。深凹陷部位为浅海沉积（图16）。

图15 崖南凹陷半地堑结构剖面图

图16 崖南凹陷及其邻区崖城组三段高位体系域沉积相图（据王华、陆永潮、杨士恭等，2000）

2.3.3 崖城组烃源岩特征

2.3.3.1 崖城组煤系三角洲烃源岩

崖城组发育三角洲煤系和浅海相泥岩烃源岩，前者分布于凹陷西北部，后者分布于凹陷东南部。崖南凹陷西北部崖13－1低凸起区周边有多口探井钻遇崖城组，但普遍岩心较短，在个别开发井中崖城组岩心较长，发现多个煤层。岩心观察发现崖城组煤系地层厚度较薄、层数较多。如崖城13－1大气田某开发井岩心中见9个煤层（图17）。各自具有如下特征：

图17 崖南凹陷YC13－1－a1煤层纵向分布图

1煤层厚6cm，顶底板均为块状泥岩，与煤层过渡接触，富含植物碎屑，底板处发育薄层碳质泥岩。2煤层厚10cm，顶底板均为块状泥岩，与煤层过渡接触，富含植物碎屑。3煤层厚4cm，顶底板均为块状泥岩，与煤层过渡接触，贫植物碎屑，底板发育薄层碳质泥岩。4煤层厚6cm，顶板为块状泥质粉—细砂岩，底板为细砂岩与煤层明显接触。5煤层厚5cm，顶板为泥质粉砂岩明显接触，底板为薄层碳质泥岩，与煤层过渡接触，之下为块状泥岩。6煤层厚3cm，顶板为块状泥岩，富含植物碎屑，与煤层过渡接触，该煤层有薄层泥质粉砂岩夹矸，煤层底板与中粗砂岩明显接触。7煤层厚9cm，顶底板均为泥岩，富含植物碎屑，与煤层过渡接触。8煤层厚15cm，顶板为粉砂岩，与煤层明显接触，底板为泥岩，与煤层过渡接触。9煤层厚5cm，顶板为泥质中—粗砂岩明显接触，底板为泥质粉砂岩，块状层理，富含植物碎屑，与煤层明显接触。

2.3.3.2 崖城组海相泥岩烃源岩

崖南凹陷崖城组海相泥岩生物标志化合物的分布与煤系烃源岩成为明显的相反对照。甾萜生物标志化合物的分布具有海相烃源岩的特征；αααR甾烷C27、C28和C29的分布呈“V”字形，含有少量C304－甲基甾烷；萜烷中三环萜含量较高，含有γ－蜡烷。孢粉型中浮游藻类占27.3%，被子植物花粉仅占5.8%；含1%（孢粉型中）海相沟藻—富刺藻。

海相沉积的烃源岩有机质丰度普遍较低（图18），其TOC平均为0.55%，S1＋S2平均为0.44mg／g，与煤系三角洲暗色泥岩烃源岩（TOC平均为0.84%，S1＋S2平均为12.66mg／g）相比相差甚远。

图18 Ya13－1－2井与Ya21－1－4井TOC对比图

近三角洲区有机质丰度高，远离三角洲有机质丰度显著下降。如YCH 26－1－1井所揭示的古近系海相烃源岩有机质丰度明显好于其他各井所钻遇的浅海相泥岩，其崖城组海相泥岩TOC从0.5%～1.2%、S1＋S2最高达4mg／g、HI最高达到250mg／g。

2.4 莺歌海盆地莺中凹陷

莺歌海盆地平面形态呈长轴北西—南东走向的纺锤形，面积约9.87×104km2。莺中凹陷位于莺歌海盆地中央坳陷东南部，是目前莺歌海盆地天然气勘探程度最高、天然气最富集、发现气田及含气构造最多的凹陷。莺中凹陷油气地质调查始于20世纪50年代末期，1993年发现东方1－1大气田，储量规模为近1 000×108m3；1997年发现乐东气区，2011年在凹陷北部又有重大新发现（图19）。

图19 莺歌海盆地构造格架图

2.4.1 梅山组沉积期凹陷结构

莺歌海盆地经过拉分—裂陷期、裂后沉降期和裂后快速沉降期。以盆地东、西两翼的1号基底大断裂和西南的黑水河基底大断裂为边界，将盆地划分为莺西斜坡区、中央坳陷区和莺东斜坡区，其中中央坳陷区由东南部的莺歌海凹陷和西北部的河内凹陷及分隔这2个凹陷的临高凸起组成（图19）。盆地沉积盖层具有双层结构，下部呈断坳，上部为坳陷。新生界最大沉积厚度达17 000m，其中新近系厚度介于8 000～10 000m[24]。

莺中凹陷梅山组沉积期处于热沉降阶段，盆地原型结构为东陡西缓的不对称宽凹陷，沉积地层最大厚度可达3 000m（图20）。

图20 莺歌海盆地层序地层格架剖面图

2.4.2 梅山组沉积特征

梅山组沉积期盆地与周边降升运动剧烈，盆地西部莺西斜坡区形成来自昆嵩隆起的大型三角洲，地势起伏大，物源区抬升，使得向盆地注入的粗碎屑和有机质增多。梅山组沉积早期，北部来自红河的远源三角洲大范围前积推进，堆积了大套细砂岩沉积；在莺东斜坡带上部广泛发育近源三角洲，并在三角洲前端发育沿岸砂坝。梅山组沉积中后期，莺西斜坡区三角洲退缩且砂质供应量减少，盆地中东部都有大面积滨浅海相环境发育（图21）。

图21 莺歌海盆地梅山组早期沉积相图（据裴健翔，2012）

2.4.3 梅山组烃源岩特征

莺中凹陷梅山组烃源岩形成于两种环境，凹陷西北部为煤系三角洲（图21），中部（东方区）为过渡区，东南部（乐东区）为半深海相泥岩。三角洲主体位于越南，来自昆嵩隆起的大型河流在缓坡背景下形成煤系三角洲，向东延伸入莺中凹陷西北部，发育碳质泥岩、暗色泥岩和煤层烃源岩。

莺西三角洲来源于西部越南昆嵩隆起区，三角洲根部在越南境内，中部和端部在我国境内。莺中凹陷主体处于浅海及半深海沉积区，有机质类型以腐殖型干酪根为主，丰度不高，TOC为0.42%～1.24%[25]。

在中部（东方区）和东南部（乐东区），烃源岩质量呈渐变特征，根据距离莺西三角洲距离不同，东方1－1气田天然气母源比乐东区天然气更富含陆源有机质。东方1－1气田天然气和凝析油源岩中陆源有机质较丰富，乐东区（LD15－1、LD22－1、LD20－1等）天然气和凝析油源岩中水生藻类贡献较大。乐东区凝析油碳同位素值普遍比东方1－1凝析油重，氢同位素值则比东方1－1气田凝析油轻，凝析油中六环和五环烷烃的相对丰度存在差别，东方1－1气田六员环和五员环烷烃的比值高于乐东区，反映自东方1－1区到乐东区，凝析油母质中陆源输入物减少，水生菌藻类增多。

东方1－1气田天然气的乙烷和丙烷碳同位素较轻。一般认为天然气乙烷的碳同位素值主要反映烃源岩的特征，海相有机质碳同位素值一般偏重，陆源有机质碳同位素值相对较重，反映东方区更靠近煤系三角洲（图22）。

图22 莺歌海盆地天然气丙烷与乙烷碳同位素特征对比图

3 中国近海已证实富气凹陷海陆过渡相烃源岩受热作用状况

3.1 东海盆地西湖凹陷

3.1.1 西湖凹陷现今热状态

西湖凹陷既有温度又有镜煤反射率测量数据的钻井仅10口且分布很不均匀，多位于凹陷的边部。其中7口井的温度数据为钻杆测试DST测温资料，这类数据能比较准确地反映地层真实温度，3口井的数据是测井过程中记录的井底温度，需要校正后才能使用。

单纯从钻井测试的温度数据拟合来看，西湖凹陷现今地温梯度总体较高，介于36～40℃／km，平均为35℃／km（曹冰，2010）。但由于大地热流和岩石热导率不同，不能简单地用几个测量点的温度数据拟合直线求取斜率来对比凹陷不同位置或不同地区的地温变化。

从钻井地温梯度的联井剖面图上可以看到，每口井的地温梯度随深度变化很大，靠近海底的部位，地温梯度较大，最高超过5.5℃／100m。随着深度的增加，地温梯度逐渐减小，最低可到2℃／100m[26]。因此，选用同一深度的地温梯度或盆地纵向上的平均地温梯度更能反映区域的地温场分布特征。

为得到同一深度的地温梯度或盆地纵向上的平均地温梯度，需以钻井实测地温数据作为约束条件，基于岩石圈热传导模型，利用盆地模拟软件，采用地壳厚度分布模型，模拟计算出各钻井所在位置从海底到盆地基底的地温变化曲线，进而得到钻井地温梯度与盆地基底的关系。

利用上述方法，把钻井的地温梯度外推到无井区域，绘制出西湖凹陷的平均地温梯度分布图。从西湖凹陷平均地温梯度的平面分布来看，现今凹陷边缘地温梯度较低，凹陷中部的地温梯度较高。其中，凹陷北部和南部地温梯度相对较高，北部最高超过了3.7℃／100m，南部超过了3.6℃／100m。高地温梯度对这两个地区烃源岩较早地进入生油气窗具有重要作用。凹陷中部地温梯度较低，DQ1井的地温梯度还不到3.0℃／100m。

3.1.2 西湖凹陷热历史

根据地震、重磁等资料，并假定初始岩石圈厚度为125km。通过对凹陷基底沉降史和岩石圈减薄过程的模拟可知：西湖凹陷的平均地温梯度从平湖组沉积期到现今逐渐降低，其总体上可以划分为3个阶段，平湖组—玉泉组下段沉积期处于地温梯度快速下降阶段，玉泉组上段—柳浪组沉积期处于缓慢上升阶段，之后一直到现今，处于缓慢下降阶段。同时，采用古地温梯度法进行的热史恢复结果表明，西湖凹陷内目前所能恢复的最高古热流出现在渐新世末（68.3～98.6 mW／m2，平均为83.4mW／m2），自渐新世末以来所经历的是一个持续的冷却过程。

3.1.3 西湖凹陷烃源岩热演化

在此热体制影响下，平湖组烃源岩总体上成熟度较高，大部分烃源岩已处于过成熟状态。现今平湖组底部大部分烃源岩的镜煤反射率Ro已大于2%，进入了干气窗，其中成熟度超过3%的面积约占一半，油窗和湿气窗的范围很小。而平湖组顶部烃源岩大部分处于油窗内，凹陷中北部烃源岩处于湿气窗，其中北部的部分烃源岩进入了干气窗，Ro最大可达3.4%（图23）。

图23 西湖凹陷现今平湖组底界有机质成熟度分布图（据仝志刚等，2009）

3.2 珠江口盆地白云凹陷

3.2.1 白云凹陷现今热状态

目前，围绕白云凹陷已经钻探少量钻井，从所钻井测量地温数据来看，地温梯度平均值为39.1±7.4℃／km，分布范围介于29.4～52.2℃／km，较浅水区地温梯度高[27]。为综合考虑沉积层对地温梯度的影响，采用0～5 000m深度的岩性数据对该区地温梯度进行了“归一化”处理，处理结果说明：白云凹陷“归一化”地温梯度最大值为50.2℃／km，最小值为22.8℃／km，平均值为35.5±6.4℃／km。从“归一化”地温梯度分布来看，白云凹陷地温梯度较高，高于40℃／km，在南海北部属于较高梯度分布区。

3.2.2 白云凹陷热历史

根据南海北部陆缘盆地演化多期拉张的特征以及拉张期次、拉张模式、拉张横向不均匀性、岩石圈底界等因素对模拟结果的影响，采用“多期有限拉张模型应变速率法”来恢复白云凹陷的热流史。

从恢复的热流结果来看：白云凹陷在时间上存在两期热流升高的加热过程，第一期加热过程由拉张裂陷作用开始（距今56.5Ma）至始新世末（距今32 Ma），这一加热过程在盆地断陷区表现为热流缓慢升高，白云凹陷由50mW／m2升高到56mW／m2。第二期加热过程由始新世末（距今32Ma）至渐新世末（距今23.3Ma）。这一加热过程表现为盆地基底热流快速升高特征，白云凹陷深断陷区，基地古热流由始新世末的56mW／m2升高到渐新世末的70mW／m2，距今23.3Ma以来基底热流一直缓慢降低。

利用南海北部邻近白云凹陷的钻井磷灰石（U—Th）／He、镜质体反射率（Ro）数据对白云凹陷热历史进行了约束，结果揭示：白云凹陷目前所能恢复的最高古地温梯度出现在古近纪末，2口钻井当时古地温梯度 分 别 是：39.4℃／km （PY33－1－1）、35.8℃／km（PY28－2－1），与现今地温梯度（35.6℃／km、33.0℃／km）相比表现为一个下降过程，表明自渐新世末（距今23.3Ma）以来所经历的是一个持续的冷却过程，反演热史反映南海北部在渐新世及以前经历拉张过程，其后经历热沉降的构造演化特征。

3.2.3 白云凹陷烃源岩热演化

根据已获得的盆地热流史资料，结合地层埋藏史研究成果，即可得到不同层位的地温史（即地层埋藏过程中的T—t路径或轨迹）。根据地层的热史路径和Ro动力学模型，可计算白云凹陷恩平组有机质成熟度状态的Ro值随时间的演化情况，即地层中有机质的成熟度史。

在白云凹陷热体制影响下，距今23.3Ma时（渐新世末），白云凹陷恩平组烃源岩仅仅在主凹的中心部位刚刚进入生油状态（Ro为0.5%），其余地区尚未成熟；距今16Ma时（早中新世末），恩平组烃源岩已经大范围内成熟（Ro＞0.5%），在凹陷的中心部位Ro为1.0%～1.3%，处于生油高峰期，主凹最深处Ro达到2.0%；现今时期，恩平组底部烃源岩成熟度在凹陷中心部位为1.0%～1.6%，正处于生烃高峰期，主凹最深处Ro达到2.0%，在凹陷边缘部位Ro为0.5%～0.7%（图24）。

3.3 琼东南盆地崖南凹陷

3.3.1 崖南凹陷现今热状态

从南海北部0～5 000m深度“归一化”地温梯度平面展布来看：崖南凹陷现今地温梯度介于30～40℃／km，且凹陷西部地温梯度高于东部，大地热流介于70～80mW／m2（胡圣标等，2010）；无论是地温梯度还是大地热流，较之白云凹陷等高热区域，崖南凹陷在南海北部属于温度相对偏低区域。

图24 白云凹陷恩平组底部现今成熟度状态分布图

3.3.2 崖南凹陷热历史

崖南凹陷存在3期快速沉降，3期快速沉降分别为始新世、渐新世和上新世以来，且凹陷接近西部红河断裂带，崖南凹陷经历了与白云凹陷明显不同的热流历史。正演的热史结果揭示：时间上存在3期热流升高的加热过程：始新世时期盆地断陷区热流缓慢升高；渐新世时期，即崖城组和陵水组沉积阶段，热流快速升高，古基底热流平均值由始新世末的60mW／m2升高到渐新世末的71mW／m2；中新世为热流逐渐降低的冷却过程，上新世期间热流又一次急剧升高，上新世末盆地基底热流平均值达73mW／m2。

3.3.3 崖南凹陷烃源岩热演化

作为主要烃源岩的崖城组，在崖南凹陷的重要区域盖层（梅山组）形成时，埋深较浅，仅在2 000～4 800 m，其后，凹陷快速堆积了厚度超过3 000m的莺黄组及第四系地层。在这种埋藏历史条件下，结合凹陷的热演化过程，崖城组烃源岩演化表现为：距今23.3Ma时（渐新世末），崖南凹陷崖城组底部烃源岩在凹陷的西部热演化程度很低，尚未成熟（Ro＜0.5%），在凹陷的东部，烃源岩处于成熟早期（0.5＜Ro＜1.0%）；距今16Ma时（早中新世末），凹陷西部崖城组底部烃源岩热演化程度进入低成熟—成熟早期阶段，而凹陷东部成熟度进入很高阶段，Ro＞2.0%；现今时期，因为上覆地层的快速堆积，崖城组烃源岩快速增熟，凹陷西边进入成熟晚期，而凹陷西边进入过成熟阶段，Ro＞2.0%（图24）。

3.4 莺歌海盆地莺中凹陷

3.4.1 莺歌海盆地现今热状态

莺歌海盆地是南海北部大陆架西区边缘盆地中典型的高地温及高大地热流值的高热盆地（王振锋，2004）。区域上高热流区集中于泥—流体底辟构造带，其中部的大地热流峰值超过90mW／m2。时间上盆地基底最大热流形成于上新世后。正是因为晚期快速升温，导致烃源岩生排烃强度比较高，形成一系列受底辟分布控制的气藏。因此，莺歌海盆地属于烃源岩条件较差而热作用较强的类型。

莺歌海盆地莺中凹陷岩石圈的厚度为55～60km，莫霍面埋深为20～24km，等深线均呈NW向展布，比盆地周边都薄，反映该盆地经历过强烈的拉张。现今残余莫霍面的深度为22km，去掉17km的古近系—新近系充填，原地壳厚度仅余5km。这造成了盆地高热流值。莺歌海盆地平均地温梯度为35～42.5℃／km，底辟区平均地温梯度为41.2℃／km，井孔测温最高达62.5℃／km，平均热流值为84.1mW／m2[28]。

3.4.2 莺歌海盆地热历史

高热流是拉张的继承性和叠加的结果，盆地经历3次拉张演化，盆地基底热流由第l期的63mW／m2至第2期的65mW／m2，第3期上升至68mW／m2左右。这说明盆地每拉张一次，就更热一次，整体处于逐步升温状态，距今5.2Ma以来是盆地古地温最高时期，约在距今1.9Ma达到峰值。

3.4.3 莺歌海盆地烃源岩热演化

在此高温地温场作用下，莺歌海盆地烃源岩主要生气，在距今1.9Ma时期，盆地大部分区域烃源岩已经进入过成熟阶段，Ro＞3%（图25）。莺歌海盆地烃类以成熟—高成熟煤型气为主，主要来自中深层3 500 m以深的梅山组等海相烃源岩。莺中凹陷西侧靠近来自昆嵩隆起的煤系三角洲区，烃源岩丰富，成熟度高，大规模生气，气藏规模大，充满度高；凹陷东南乐东区烃源岩以复合性泥岩为主。

图25 莺歌海盆地莺中凹陷梅山组底部现今成熟度状态分布图

4 中国近海已证实富气凹陷天然气二元分布模式

上述富气凹陷天然气分布具有二元分区性，煤系三角洲区天然气藏多、规模大、充满度高；深凹槽区气藏偏少、规模偏小、充满度偏低。

4.1 西湖凹陷

西湖凹陷至今共发现9个油气田和6个含油气构造（图2）。西斜坡发现油气田8个（平湖、春晓、天外天、武云亭、宝云亭、断桥、残雪、八角亭）；发现含油气构造9个[黄岩1－1、黄岩7－1N、宁波14－1（孔雀亭）、宁波27－1（玉泉）、宁波31－1（秋月）、宁波6－1（龙二）、嘉兴25－2（龙一）、嘉兴31－1、天台12－1（孤山）]。中央洼陷反转带发现少。西斜坡区平湖组三角洲沉积区已钻构造获气成功率高、天然气充满度高，如平湖油气田平湖组油气充满度较高，均在50%左右，基本不见底水。

中部的洼陷区天然气充满度偏低或仅见气层显示，如龙井构造油气显示丰富，嘉兴25－1（龙一）构造的JDZ－Ⅶ－1井，未获商业烃类；嘉兴25－2（龙二）构造的龙井1井，2265.5m始见荧光显示，在花港组见槽面气泡、油斑砂岩和高压气层，井深3 268～4 22m见1层气层和3个含气层；嘉兴31－1（龙三）构造钻探东海1井，完钻井深4 200.00m（E3h），花港组测试获天然气3.9×104m3／d；宁波6－1（龙四）构造钻探龙井2井，完钻井深4 227.26m（E3h），花港组（不充分）测试获天然气1.4×104m3／d。宁波构造带上的 NB27－1构造面积大、幅度高，玉泉1井经测试在花港组产气6.26×104m3／d、油8m3／d；玉泉2井完钻井深3 802 m，亦见油气显示；玉泉1井龙井组钻杆测试：在50m3水中共捞取2.7L草绿色原油，MFE取样器中取得原油340mL、天然气2 685mL、水1 930mL，测试解释结果为含气水层。春晓构造带油气主要分布于花港组上段和下段，以凝析气层为主，天外天气田在龙井组下段见气测异常和含气水层；天外天—春晓气田平湖组见含气层或致密差气层。

4.2 白云凹陷

白云凹陷已发现多个气田，主要分布于凹陷北部的珠江三角洲区和东南的荔湾区（图1），前者天然气田自南而北有番禺35－2、番禺30－1、流花29－2等，气田分布在同一构造脊上，气藏充满度高，如番禺35－2几乎是全充满。凹陷东南气田主要有荔湾3－1、流花34－2、流花29－1、流花29－2等，气田呈北东向分布，充满度偏低，如荔湾3－1气田砂层2、砂层3充满度都小于50%（图26），由于该气藏盖层厚度超过1 200m且盖层完整性好，圈闭充满度低主要与生气能力有关。

图26 白云凹陷天然气充满度图

4.3 崖南凹陷

崖南凹陷天然气田主要分布在西北部崖城组煤系三角洲及其邻区，如崖城13－1、崖城13－4、崖城13－6等，气源对比它们都来自崖城组煤系。在凹陷深凹槽区海相泥发育，发现崖城21－1含气构造。崖城13－1气田充满度高，而且复式成藏，崖城21－1构造仅见差气层。1983年钻YC13－1－1井，在陵水组三段发现气层；1984—1989年评价气田，钻 YC13－1－2、3、4、6井，其中，4井在三亚组顶部和陵二段发现新气层；1996年至今开发气田，其间YC13－1A8井发现三亚组A砂体气层。

4.4 莺歌海凹陷

莺歌海凹陷在煤系三角洲区和深凹槽海相泥岩区都有气田发现（图1）。处在凹陷西斜坡区及邻区已发现东方13－1、东方13－2、东方1－1等3个大气田，气田规模大、充满度高。在凹陷中东部发现乐东22－1、乐东15－1等中小型气田，规模偏小、充满度偏低。

5 中国近海天然气勘探方向

中国近海天然气主要形成于近海外带，在外带的分布受源热共控。外带中多数凹陷属于热凹—超热凹，烃源岩埋藏深、处于成熟—过成熟状态，凹陷斜坡区的煤系三角洲是主要生烃灶，凹陷的深凹槽是次要的生烃灶（表1）。

表1 中国近海新生代盆地天然气勘探潜力表

5.1 成熟区

5.1.1 斜坡上的生烃灶

成熟区向来是天然气勘探开发业务持续发现的重要领域。勘探早期找到的往往是较易发现的，随着认识和技术手段的进步，储量都会有新的增长。从上述中国近海已证实富生气凹陷天然气富集特征看，源热共控了天然气的富集与否。煤系三角洲和高热流控制了天然气主要富集区；海相泥岩与高热流控制了天然气次要富集区。西湖凹陷西斜坡区、白云凹陷北部斜坡区、崖南凹陷西北斜坡区和莺中凹陷西北区是煤系三角洲和高热流控制了天然气主要富集区，近海发现的绝大多数天然气田均位于这类领域。这类领域勘探阶段主要处于构造圈闭勘探的晚期，复合圈闭、隐蔽圈闭、古潜山圈闭勘探的早期，从油气分布的互补性原理分析，大构造没有了，找中小型构造；中小型构造没有了，找复合圈闭；复合圈闭没有了，找地层岩性圈闭；沉积地层中圈闭没有了，找基底中的圈闭，剩余资源潜力依然很大，是增加天然气储量的最现实领域。

5.1.2 深凹槽中的生烃灶

海相泥岩分布的深洼槽区，热流值高，烃源岩均已成熟，生气强度不及煤系三角洲，但烃源岩体积大，也有相当的勘探潜力，此类地区如莺歌海盆地莺中凹陷深洼槽区，已发现了乐东22－1、乐东15－1等气田，在白云凹陷的深洼槽发现了荔湾3－1、流花34－2、29－1／2等气田。

5.2 潜在区

根据上述海陆过渡相烃源岩二元性及其与热的耦合作用，可以进一步预测近海上述成熟区以外区域的天然气勘探潜力。

5.2.1 斜坡上的生烃灶

荔湾凹陷主要烃源岩为渐新统恩平组荔湾煤系三角洲（图10）；预测煤系三角洲烃源岩丰富，发育煤层、碳质泥岩和暗色泥岩，有机质主要来源于陆生高等植物，有机质类型主要为偏腐殖混合型—偏腐泥混合型。尽管凹陷热流背景值高，但煤系三角洲埋藏偏浅，在较低热演化阶段具有生成原油的能力，烃源岩油气兼生。

琼东南盆地松东凹陷北坡的万泉河煤系三角洲预测也有足够的生气潜力。

东海盆地丽水凹陷西斜坡区古新世煤系三角洲发育，凹陷大部分区域为35℃／km以上的高地温梯度区，热流值介于59.5～81.3mW／m2，平均为70.4 mW／m2；丽水凹陷经历最高古热流出现在古新世（67～92mW／m2），平均为81mW／m2，自距今203Ma到距今54Ma是一个热流增大的过程，自古新世末到渐新世则是一个降低的过程。在此热体制影响下，丽水凹陷月桂峰组底界烃源岩大部分均已成熟，Ro＞0.7%，进入生油窗，次凹大部分烃源岩已进入湿气窗，Ro＞1.3%，深部部分烃源岩已进入干气窗，Ro＞2.0%。西斜坡区属于源足热足型区域，资源潜力较大。

5.2.2 深凹槽中的生烃灶

莺歌海盆地乐东区处于半封闭环境，海相泥岩在热—高温条件下，总体以生成凝析油和天然气为主。

琼东南盆地乐东—陵水凹陷处于半封闭环境，主体以海相泥岩为主，新生代存在距今56.5～32Ma、距今32～16Ma和距今5.3Ma以来3期加热事件，基底热流始新世末为56～62mW／m2；早中新世末上升到60～64mW／m2；上新世末在深断陷区最高达75 mW／m2，热演化程度高，体积大，有一定的资源潜力。

1）西湖凹陷中央海相泥岩在热—高温条件下，总体以生成凝析油和天然气为主。

2）荔湾凹陷南部海相泥岩在热—高温条件下，总体以生成凝析油和天然气为主。

3）丽水凹陷深洼槽海相泥岩区属于源欠热足型生烃灶，勘探潜力较大。

4）琼东南盆地崖北凹陷和北礁凹陷烃源岩埋藏浅，可能油气兼生。

总之，中国近海外带的东海盆地、南海北部大陆边缘外带处在活动大陆边缘或被动大陆边缘外带，热流值都比较高，属于热盆和超热盆，关键在于海陆过渡相烃源岩、海相烃源岩发育质量与规模，煤系三角洲发育程度决定着主要生气潜力，海相泥岩控制着较主要的勘探领域。在部分凹陷，因烃源岩埋藏浅，也能生成石油。

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