南海北部陸坡天然氣水合物成藏條件及其控制因素

梁金強 王宏斌 蘇 新 付少英 王力峰 郭依群 陳 芳 尚久靖

1.中國地質大學（武漢）資源學院 2.國土資源部海底礦產資源重點實驗室·廣州海洋地質調查局3.中國地質大學（北京）

1 地質簡況

南海北部陸緣位于東亞大陸邊緣構造域內，經歷了由板內裂陷演變為邊緣坳陷的地史歷程，形成了珠江口盆地、瓊東南盆地、西沙海槽盆地、臺西南盆地、雙峰北盆地和筆架南盆地等新生代沉積盆地。特別是位于陸坡深水區的新生代大型沉積盆地，地質構造獨特，具備良好的天然氣水合物（以下簡稱水合物）成藏地質條件（圖1）。

圖1 南海北部新生代盆地分布圖

近10多年來，廣州海洋地質調查局在南海北部陸坡開展了大量調查研究工作，發現了水合物賦存的深層—淺層—表層的地球物理、地球化學、地質和生物等多信息異常標志，充分證實南海北部陸坡區水合物資源潛力巨大。2013年在珠江口盆地東北部陸坡鉆探發現了新型水合物礦藏和富集區，獲取了大量塊狀、層狀、脈狀及分散狀等多種賦存形式的水合物樣品，將天然氣水合物折算成天然氣，該水合物礦藏儲量相當于特大型、高豐度常規天然氣田規模。

影響天然氣水合物成藏的微觀因素非常復雜，許多學者通過室內實驗合成及數值模擬技術，從水合物形成動力學角度，在微觀尺度上對水合物形成控制因素進行了研究［1－5］。然而，在勘探實踐中，地質學家更加關注水合物成藏的宏觀地質條件，如構造活動、沉積環境、地溫梯度和海平面變化等［6－7］。這些因素均可改變水合物生成系統的穩定性，從而影響水合物的富集及分布［8］。

筆者根據南海北部陸坡多年來的勘探研究成果，從水合物成藏的穩定域、氣體來源及宏觀地質構造條件的視角，闡述水合物成藏的條件及主要控制因素，以加深對南海水合物勘探潛力的了解。

2 成藏條件及控制因素

2.1 穩定域特征

天然氣水合物穩定域（HSZ）是由溫度、壓力等條件決定的水合物生成的空間范圍，對水合物的發育分布具有重要影響，水合物生成帶是指水合物在穩定帶內富集成藏的空間范圍。水合物穩定帶主要受地層的溫度及壓力相平衡條件制約，其底界是由水合物相邊界曲線和地溫梯度曲線決定的，海底、相邊界曲線和穩定帶底界之間的區域為穩定帶。一般而言，地溫梯度越小，海底溫度越低，水深越大，水合物穩定帶厚度越大，反之越小。此外，形成水合物的氣體組分和孔隙水的鹽度對相平衡邊界也有一定影響，水合物中的重烴含量越高，鹽度越低，穩定帶厚度也越大。

南海北部陸坡區水深變化范圍介于300～3 500 m之間，海底溫度介于1.45～9.00℃，而且與水深有很好的相關性。熱流分布較復雜（20～170mW／m2）。利用Miles［9］提出的海水中甲烷穩定帶邊界曲線方程，以孔隙水鹽度為3.5%，氣體為純甲烷為約束條件，并根據熱流數據、熱導率、水深、海底溫度等參數進行了穩定帶厚度估算。計算結果表明，南海北部陸坡水合物穩定帶厚度介于0～350m，在水深較大海盆區可超過500m（圖2），在水深小于500m的區域基本不具備形成水合物的條件。穩定域厚度與水深變化呈正相關關系，而且水合物穩定域受熱流變化驅動明顯，穩定域厚度的變化梯度與熱流值變化梯度有很大相關性，熱流值變小的地方穩定域厚度變大，呈負相關關系。

圖2 南海北部陸坡及鄰域水合物穩定帶厚度分布圖

同樣，對神狐海域鉆探區穩定域厚度進行了計算，大量鉆探實測數據為穩定域計算提供了準確的參數。鉆探區熱流值為98.90～62.02mW／m2，在鉆探區內8口先導孔均進行了溫度測井和水深測量，在其中5個取心孔不同深度進行了原位地層溫度測量，地溫梯度介于67.60～43.65℃／km。水合物甲烷含量超過99%，為I型水合物。計算結果表明，水合物穩定域深度與BSR深度以及測井和取心揭示的水合物底界深度基本相符（表1）。鉆探區穩定域厚度在80～224m，海底熱流變化對穩定帶分布制約作用明顯，在SH2、SH3和SH7等3個井位附近，穩定域厚度最大，也是熱流值最低的區域（66～75mW／m2）。

表1 神狐海域鉆孔水合物穩定域深度、礦層深度及BSR深度對比表

2.2 氣體來源

天然氣水合物氣體成因、來源及供給潛力是水合物成藏研究的最基本問題，它決定著水合物形成的物質基礎及礦藏的資源潛力。深部的熱成因氣以及由水合物穩定帶下部向上運移的生物氣對于形成水合物是必需的［10］，不同成因類型的烴類氣體具有不同的形成機理和運聚方式，并影響水合物的成藏和分布。目前世界各地發現的水合物大多數由微生物氣生成，僅墨西哥灣、黑海、麥肯齊三角洲等地區的水合物是由熱解氣或混合氣生成的。因此，生物成因氣在水合物成藏研究中得到了較大的關注。由于頂空氣代表充填在沉積物孔隙或裂隙中的游離氣，與水合物礦藏氣體的成因關系密切，近年對南海北部陸坡大量淺表層沉積物（海底以下0～10m）中頂空氣的測試分析結果表明，頂空氣中的δ13C1值介于－102.6‰～－24.0‰，平均值為－71.1‰，C1／（C2＋C3）值介于6～84 659，δD值介于－180‰～－145‰，研究表明氣體來源具有多源性，而且在不同區域有所差別。東沙海域頂空氣的δ13C1值為－102.6‰～－38.2‰，平均值為－78.5‰，是以微生物氣為主的混合氣；西沙海域頂空氣δ13C1值為－94.2‰～－71.4‰，平均值為－85.5‰，為微生物氣。從神狐鉆探區情況看，水合物樣品中的烴類氣體以甲烷為主，甲烷含量高達99.89%和99.91%，C1／（C2＋C3）值分別為911.7和1094，δ13C1值為－56.7‰和－60.9‰，δD值為－199‰和－180‰；2個頂空氣樣品的甲烷含量分別達99.92%和99.96%，C1／（C2＋C3）值分別為 1373.5 和 2 447，δ13C1值為－62.2‰和－54.1‰，δD值為－225‰和－191‰。神狐鉆探區呈現以微生物氣為主的混合氣特征［11－12］，根據甲烷碳、氫同位素特征分析，主要為CO2還原型甲烷（圖3），水合物具有自生自儲原地附近運聚的成藏特征［13］。

圖3 神狐鉆探區甲烷碳、氫同位素值投點圖

無論是有機質直接發酵作用，還是通過CO2還原作用形成甲烷，早期成巖階段沉積物有機質的演化是影響生物甲烷形成的重要因素。在水合物富集區沉積物中總有機碳含量（TOC）一般較高（TOC≥1%）［14］，有機碳含量低于0.5% 則難以形成水合物［15］。當沉積物中有機碳含量為1%時，如果所有有機質全部轉化為甲烷，所形成的水合物可以占據孔隙度為50%的沉積物中28%的孔隙空間，資源潛力巨大［16］。美國地質調查局在評價水合物資源潛力時，設定了海洋環境中水合物形成所需要的TOC最低含量為0.5%，微生物轉化有機質的效率為50%。通過對大量淺表層沉積物分析表明，南海北部陸坡淺表層沉積物中TOC平均含量為0.74%，最高可超過1.37%，具有較好的生烴潛力。研究發現指示水合物存在的似海底反射界面（BSR）分布與TOC高值區具有很強的相關性。

圖4 神狐鉆探區SH2B鉆孔沉積物飽和烴的分布圖

在南海北部陸坡淺表層沉積物有機質中正構烷烴基本為雙峰形，表現為海相浮游動物、陸源高等植物混合母源特征。神狐鉆孔沉積物有機質正烷烴為雙峰形分布特征（圖4）。第一主峰碳數為C17～C19，代表海相浮游動物和藻類，第二主峰碳數為C29或C31，來源于陸源高等植物。其輕重烴比值C21－／C22＋介于0.06～5.73，有機質δ13C值為－17.3‰～－22.8‰，表明總體上以海相浮游動物和藻類為主，局部存在陸源有機質。鉆孔沉積物TOC介于0.29%～1.77%，各鉆孔頂部層段TOC明顯表現出在高值區振蕩變化特征，并隨深度的增加TOC值逐漸降低，而到一定深度后，TOC基本保持穩定（圖5）。這種有機碳系統地向下減少是早期成巖階段有機質氧化分解的結果［17］。由于鉆孔淺部沉積物埋藏時間短，有機質消耗較少，TOC與沉積物中原始含量比較接近，平均值達1.2%；而下部層段的有機碳為經過早期成巖階段硫酸鹽還原和微生物發酵而大量消耗后的穩定殘留有機碳，有機碳轉化率在30%～61%，大多轉化為生物甲烷氣，是形成水合物的主要氣體來源。神狐鉆孔沉積物有機質中含有豐富的烷基苯系列化合物，以短鏈的烷基苯同系物優勢為特征，含少量對熱演化敏感的較長鏈的烷基苯同系物，表明有機質熱演化程度很低。此外，部分樣品中存在重排甾烷和4－甲基甾烷，是典型的微生物作用活動標志，這與鉆探證實的水合物主要為微生物氣特征是一致的。

圖5 神狐鉆探區鉆孔沉積物有機碳含量分布圖

同樣，東沙海域多個站位沉積物中發現C18和C19類胡蘿卜烷，檢測到高碳數藿烷以及三環萜烷，表明存在豐富的厭氧甲烷氧化細菌。α－脫羥基維生素E降解系列的存在，同樣反映淺表層存在微生物的強烈活動。

2.3 氣體疏導體系

在水合物成藏研究中，氣體疏導體系作為成藏的重要控制因素被關注。Tréhu等［18］根據氣體的運移方式提出了擴散型和滲漏型二種水合物的成藏環境和模式。Milkov等［19］根據氣體運移的地質條件提出了斷層構造型、泥火山型、地層控制型和構造—地層型4種水合物成藏模型。大量研究成果證實，斷裂或斷層、泥火山或泥底辟、海底滑塌體等地質構造作用與水合物成藏關系極為密切［20－23］。南海北部陸坡位于東亞大陸邊緣構造域內，新構造活動強烈，特別晚中新世以來斷層發育，構成了氣體的主要疏導體系，區內影響水合物成藏的斷層主要分為以下3類：①屬于長期活動的繼承性正斷層，部分斷層向上直達海底，有些斷層與氣煙囪相伴生；②第二類斷層主要發育于氣煙囪和泥底辟的頂部或翼部，主要分布在第四紀地層中，數量眾多，對烴類氣體形成了強烈的滲漏作用；③第三類斷層主要發育于較陡的陸坡區，發育于第四紀地層中，為與海底滑塌密切相關的活動斷層。在南海北部陸坡存在3個大型氣煙囪發育區以及大量氣煙囪發育點，主要分布在瓊東南盆地、臺西南盆地和珠江口盆地白云凹陷。此外，在瓊東南盆地深水區以及珠江口盆地白云凹陷氣煙囪非常發育，在臺西南盆地和瓊東南盆地發育大量底辟構造，為烴類氣體運移提供了有利的條件。圖6為根據區域性高分辨率地震剖面解釋得到的第四系斷層、氣煙囪及泥底辟的區域分布圖，總體而言，白云凹陷和西沙海槽盆地以斷層為主，其次為底辟和氣煙囪，瓊東南盆地以氣煙囪和泥底辟為主。

圖6 南海北部陸坡水合物成藏構造要素圖

南海北部陸坡水合物成藏氣體的運聚方式主要有以下4種：①受流體勢控制的運移方式。在流體勢控制下，氣體通過沉積物孔隙及微裂縫體系運移，在穩定域底部聚集形成水合物藏，是生物甲烷氣型水合物的重要成藏方式。②受斷裂發育帶控制的運移方式。在不同構造單元結合部的斷階帶，具有較強的流體輸導能力，深部氣體沿著斷層或裂隙系統向上運移到穩定域不同部位形成水合物礦藏。③受底辟控制的垂向運移方式。底辟在形成過程中會引起側翼和頂部沉積層的破裂，形成大量裂隙和斷層，氣體可通過底辟及其上覆疏導體系運移到穩定域內成藏。④受氣煙囪控制的垂向運移方式。

氣煙囪作為超壓流體泄壓的通道，將大量氣體運移到淺部穩定域中形成水合物礦藏，部分天然氣滲漏導致在海底形成冷泉噴口、麻坑、丘狀體、碳酸鹽巖丘等并引起海底微地貌的變化，在其周圍分布有大量如菌席、蠕蟲類、雙殼類等組成的以溢出天然氣為營養源的生物組合。例如，在南海東北部陸坡廣泛發育海底麻坑、丘狀體、自生碳酸鹽巖結殼等微地貌標志（圖7），表明該區存在著大規模的海底滲漏現象。2004年中德合作SO177航次在該海域也發現了大量的結核狀、結殼狀或管狀自生碳酸巖鹽和典型的化能生物群落（雙殼類生物和管狀蠕蟲類及厭氧菌席）。

圖7 氣體滲漏形成的海底麻炕（左）和丘狀體（右）圖

2.4 儲集層特征

從目前海域鉆探發現水合物的情況看，水合物富集層巖性呈現多樣性。在美國東部陸緣布萊克海臺的鉆孔中，含水合物沉積物為中新世—更新世的灰綠色含有孔蟲和富含鈣質超微化石軟泥；在美國西部陸緣的水合物脊，主要由富含硅藻的粉砂質黏土和濁流沉積物組成；在墨西哥灣，水合物賦存在多層砂體中；在印度洋的 Krishna—Godavari、Mahanadi、Kerala Konkan和安達曼島，水合物主要分布于泥質細粒沉積物裂隙中；在日本的Nankai海槽，水合物富集于濁積扇砂體中；在韓國郁陵盆地，水合物發育在陸坡碎屑沉積物、濁流或半深海沉積物中。總體而言，由于水合物主要分布的陸坡深水區，沉積物整體偏細。但是在深水區局部發育的濁積扇、斜坡扇、等深流、水道等砂體發育的體系對水合物成藏更為有利［23－24］。

南海北部陸坡水合物主要富集在晚中新世以來的海相沉積物中，分布深度和層位深淺不一。通過對神狐鉆孔巖心分析，根據生物地層帶對比劃分標準［25］，水合物層分布在NN12－NN16和NN11帶，分別對應為上新統下部和上中新統（圖8）。從區域性沉積相分析，晚中新世以來南海北部陸坡區沉積演化具有明顯的繼承性，早期為濱海—淺海—深海的沉積環境，后期主要為半深海和深海沉積環境，陸坡沉積物總體巖性偏細。但是在臺西南盆地、珠江口盆地白云凹陷以及瓊東南盆地，局部發育了等深流、濁積扇、滑塌沉積、陸坡水道等沉積體系，由于沉積速率高、沉積物偏粗、有機碳含量較高，有利于水合物富集成藏（圖9）。

圖8 南海北部神狐海域水合物鉆探區地層綜合柱狀圖

圖9 南海北部陸坡水合物成藏沉積要素圖

從神狐鉆孔沉積物組分看，以粉砂和黏土為主，其中粉砂平均含量介于72.89%～74.75%，砂含量偏低，偶見極細砂。通過對水合物層沉積物粒度、組分與水合物飽和度關系的分析，發現水合物層沉積物粗粒級組分平均含量明顯偏大，這種差異性在SH7B鉆孔最明顯，而且沉積物中砂、粗粉砂含量高，水合物飽和度也高，且具有較好的相關性。此外，含水合物層的聲波速度與飽和度呈正相關的對應關系非常明顯［26］。分析發現，含水合物層中砂和粗粉砂的主要組分為有孔蟲，有孔蟲平均含量高達65.5%，高飽和度水合物主要集中在富含有孔蟲的層位。由于有孔蟲的大量存在，不但可以增加沉積物中的粒間孔隙空間，還可以提供粒中孔隙，而且比粒間孔隙要大得多［27］，從而為水合物富集成藏提供更多的可容空間。研究表明，沉積物的組分構成對水合物的成藏有重要影響，粗粒沉積物不但可以增加水合物富集的孔隙空間，更重要的是在未固結成巖的沉積物中，粗粒沉積物滲透性更好，有利于氣體的擴散和運移，從而影響水合物的成藏。

3 成藏模擬

為了分析南海北部陸坡水合物成藏分布和時空演變特征，在充分考慮水合物成藏控制因素的基礎上，利用自主開發的模擬技術，選取南海北部陸坡臺西南盆地、珠二坳陷和瓊東南盆地典型剖面開展水合物成藏模擬研究。根據區域地質條件分析，南海北部陸坡現今水深800～1 300m、新生代大型沉積盆地發育的區域是水合物發育的有利區，由東而西以臺西南盆地北坡帶、珠江口盆地白云凹陷南坡以及瓊東南盆地深水區水合物成藏條件最為優越。此外，在水深大于2 000 m、新生代中小型沉積盆地發育的古斜坡區域，也是水合物富集的有利區。

模擬結果表明，在臺西南盆地水合物主要分布在水深1 200～2 800m的區域，海底以下100～400m層段是水合物最富集區間，飽和度普遍超過6%，水合物呈厚層狀或團塊狀展布，局部可超過5%。白云凹陷現今水合物主要分布在水深1 000～3 200m海域，成帶狀分布富集，斷層控制了水合物的展布［28］，一些在第四系中仍然發育的斷層，其中水合物的飽和度較高，平均含量可超過15%。瓊東南海域水合物主要分布在水深1 100～1 600m，呈帶狀富集分布，水合物普遍分布較淺，層薄而飽和度不高，厚度最大在100m左右，局部平均含量可超過10%（圖10）。

圖10 神狐海域水合物飽和度演化剖面（現今）圖

4 結論

1）南海北部熱流分布較復雜，影響著水合物穩定域的空間分布，而區域構造地質演化控制著水合物成礦氣體來源、氣體疏導體系、富集空間及儲層物性特征。南海北部陸坡存在2個有利成礦帶：第一成礦帶為現今水深800～1 300m新生代大型沉積盆地發育的區域；第二成礦帶為現今水深大于2 000m新生代中小型沉積盆地發育的古斜坡區域。

2）南海北部陸坡從西部—中部—東部體現出不同的地質構造特點，其強烈差異性對水合物的富集成藏產生深刻的影響。東部以臺西南盆地北緣成藏條件最為優越，水合物主要通過氣體的垂向與側向結合運聚方式成藏，為復合型水合物發育的有利區；中部以珠江口盆地白云凹陷南坡為代表，水合物主要通過氣體的側向運聚模式成藏，驅動力受淺層流體勢控制明顯，為分散型水合物發育區；西南部以瓊東南盆地的深水帶成藏條件優越，新近紀來構造沉降速率較大，沉積厚度大，泥底辟和氣煙囪體發育，對水合物成藏控制明顯，水合物主要通過氣體的垂向運聚模式成藏，有利于發育滲漏型水合物藏。

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