珠江口盆地東部海域天然氣水合物的成藏地質模式

蘇丕波 沙志彬 常少英 梁金強 付少英

1.國土資源部廣州海洋地質調查局 2.國土資源部海底礦產資源重點實驗室 3.中國石油勘探開發研究院杭州地質研究院

我國南海北部陸坡天然氣水合物（以下簡稱水合物）資源量巨大［1－3］，珠江口盆地東部海域是南海北部水合物資源最為豐富的區域之一。為了進一步了解該區域水合物的成藏特征，筆者通過水合物存在的異常特征識別，選取珠江口盆地東部海域水合物研究區2種不同地質構造單元的典型地震剖面進行精細解釋，建立相應的基礎地質模型，圍繞水合物“成藏”這一核心問題，運用盆地模擬技術，進行了水合物成藏演化的數值模擬，結合解釋成果，對珠江口盆地東部海域水合物成藏地質模式進行了初步的探討。

1 水合物成藏地質概況

研究區位于南海北部陸坡珠江口盆地東部海域，發育以加里東、燕山期褶皺為基底的新生代含油氣盆地，新生代沉積地層厚度較大，具有微生物成因氣和熱成因氣形成的良好條件，豐富的天然氣為水合物資源成藏提供了充足的物質基礎［4］。該區是迄今為止在南海水合物調查區發現的沉積速率最高的地區之一，距今1.05Ma以來的沉積速率高達49cm／ka，與已發現水合物的布萊克海臺的沉積速率大致相當，甚至更高［5］。對該區4個大型重力柱狀樣沉積物粒度、礦物組分、微體古生物以及地球化學等特征的研究表明，區域內沉積物以陸源碎屑物質為主，其次為海洋生物沉積。據ODP184航次的鉆探成果，在1 144、1 146等多個站位發現生物成因氣和熱解成因氣的富集［6］。在地震解釋剖面上，研究區內BSR主要發育在水深300～2 000m的晚中新世以上沉積層中。其沉積速率高達40～50cm／ka，區間有利含砂率為35%～50%［7］。

珠江口盆地東部海域水合物遠景區主要位于調查A區和B區（圖1）。其中調查B區位于研究區西部，北東走向，呈北窄南寬的條帶狀分布，其北部與珠一坳陷相接，西南與珠二坳陷相接，東部和東南部以大斷層為界與調查A區相接。在隆起區上，新生代厚度較薄（100～500m）。在新生代時期，除中晚漸新世接受沉積外，長期處于隆起位置。調查A區則位于研究區東部，其西北部以大斷層為界與東沙隆起為鄰，區內沉積厚度大部分超過2 000m，巖漿活動較強烈，大部分巖漿作用受控于斷層發育情況，與斷層相伴分布，構造走向以北東向為主，局部為北西向和北北東向。調查A區深水區新生代沉積厚度最大，平均超過3 000m。沉積區域內等深流、三角洲、濁積扇、扇三角洲、滑塌沉積等特征沉積體系發育［8－9］。這些沉積體規模巨大、沉積速率高，對水合物富集十分有利。綜合分析，珠江口盆地東部海域具備良好的水合物成礦綜合地質條件。

圖1 研究區位置及范圍簡圖

2 水合物成藏地質模型

2.1 模型建立與參數選取

針對水合物成藏的盆地數值模擬，首先需要正確地認識研究區地質狀況，進行精細的盆地分析，在此基礎之上，進行地震剖面的選取和解釋，包括地質界面的標定和構造解釋、地層厚度的確定等，從而建立特定區域的基礎地質模型［10］。結合巖石物性參數、邊界條件和烴源巖有機地球化學等參數對模型在二維剖面空間內進行正演模擬，重建剖面空間內烴氣的生成、運移和聚集成藏等過程。

2.1.1 模型建立

該區基礎地質模型分別選取調查A區BSR分布區域的地震測線LineA和調查B區BSR分布區的地震測線LineB（圖1）。模型建立主要根據廣州海洋地質調查局的構造解釋結果。本次模擬的新生代各地質年代包括上新世與中新世的分界（T2）、晚中新世與中中新世分界（T3）、中新世與漸新世分界（T5）、漸新世與晚始新世分界（T6）以及始新世與古新世分界（T7）。

2.1.2 參數選取

模擬結果的可靠性不僅取決于準確的基礎地質模型，更取決于模擬參數接近客觀地質條件的程度。模擬過程需要巖性、邊界條件、烴源巖有機地球化學和地層構造等4類參數，這些參數的正確選取直接關系到模擬結果的準確性。在參數選取的過程中，盡量保證各種參數與研究區的實際情況一致［11］。

由于本次研究區缺乏鉆探井，因此，模型參數的選取主要是綜合借鑒了研究區各方面的研究成果。其中，巖性參數主要是根據ODP184航次1148站位鉆孔的巖性資料來確定［12］。邊界條件主要包括古水深、古熱流及古地溫。古水深的取值根據ODP184航次的古生物資料結合該區域的沉積相確定；古熱流的取值根據袁玉松等對南海北部新生代熱演化的研究成果［13］；古地溫根據不同地質時期全球平均地表溫度估算資料來進行計算。烴源巖有機地球化學參數主要包括總有機碳（TOC）和氫指數（HI），該項數據來源于何家雄等在東沙的研究成果［14］。地層構造參數主要是對斷層活動性的分析，主要基于斷層在地震剖面上斷過的層位以及研究區構造活動的時間來判斷和估算，對剖面經過的每一條斷層均進行屬性定義。

2.2 模擬結果分析

2.2.1 水合物穩定域

水合物熱力學穩定帶是指海底以下特定的區域，在該區域內的溫度和壓力處于水合物形成的熱流學穩定范圍內，在這個范圍內天然氣與水合物達到相平衡。海洋中影響水合物穩定域的主要因素有水深、海底溫度、地溫梯度、天然氣的組成和孔隙水鹽度［15］，其中最主要的因素是溫度和壓力條件。通過對水合物相平衡的研究、并結合大量實驗數據，可以確定水合物形成的溫度、壓力條件，編制出在各種氣體成分和孔隙水鹽度情況下的水合物的相圖。

本次水合物穩定域模擬設置海水環境孔隙水鹽度為3.5%，相應地溫場，熱流等參數根據調查區實際計算成果設置，從模擬出來的調查A區（圖2－a）與調查B區（圖2－b）穩定域的模擬結果可以看出：調查A區具有較好的水合物形成的溫壓條件，水合物穩定域范圍較大，厚度介于200～500m，而調查B區穩定域厚度相對較薄，介于150～300m，與之對應的地震剖面解釋的BSR界面全部位于水合物形成的穩定域范圍之內，從溫壓條件方面說明了BSR分布的可靠性。

2.2.2 有機質演化

圖2 測線LineA（a）與測線LineB（b）水合物穩定域模擬結果圖

鏡質體反射率Ro值是反映烴源巖成熟度的重要指標。一般情況下，產生微生物氣的烴源巖應處于未熟—低成熟階段，其Ro＜0.7%；而熱解氣的烴源巖則需處于產濕氣階段，其Ro＞1.3%［16］。有機質熱演化指數模擬結果顯示：位于珠江口盆地東部海域調查A區的測線LineA烴源巖熱演化程度如圖3－a所示，現今的有機質成熟度（Ro）在凹陷處始新統最大值已經超過3%，處于過成熟生干氣階段，已產生大量熱解氣。漸新統在凹陷最深部位地層的部分有機質成熟度達到裂解氣窗，開始產干氣。但淺部3 000m以內的沉積層中有機質成熟度（Ro）＜0.7%，均為未成熟—低成熟階段，可以成為水合物成藏的良好生物成因氣的“烴源巖”，中中新世以來，這些地層中有機質主要以生物成因氣為主，是區內主要的水合物成藏氣體來源。

位于珠江口盆地東部海域調查B區的測線LineB烴源巖現今熱演化程度如圖3－b，在測線東南端的隆起區，現今的有機質成熟度均為未成熟階段，只能作為生物氣的氣源巖，同時由于沉積厚度較薄，生物氣生氣潛力有限，但是在靠近珠二凹陷的測線西北端，始新統大部分進入裂解氣窗。Ro最大值已經達到3%，已經開始大量地生成熱解干氣。漸新統下段部分有機質成熟度達到油氣窗，開始產濕氣，熱解生氣潛力相對較大。因此，推測該區水合物的氣源主要來自鄰近坳陷內的氣體。

圖3 測線LineA（a）與測線LineB（b）現今有機質成熟度模擬圖

2.2.3 烴氣運移

測線LineA位于該區主體構造區域調查A區。剖面斷層非常發育，構造走向以北東向為主。剖面BSR與海底面大致平行分布至整個區域，深部氣源供應主要是凹陷深部的始新統，大約從上新世開始達到裂解氣窗。從剖面油氣運移模擬結果來看（圖4－a），雖然該區域斷裂比較發育，但是由于熱演化程度不高，熱解氣源有限，故熱解氣對水合物成藏貢獻不大。水合物成藏氣體主要通過淺部自中中新世以來產生的生物氣自盆地中心自盆地邊緣的側向運移而來。

圖4 測線LineA（a）與測線LineB（b）油氣運移模擬圖

測線LineB位于珠江口盆地東部海域研究區的調查B區。其西北部以大斷層為界與東沙隆起為鄰，構造走向以北東向為主。剖面BSR主要位于左側大斷裂處，深部氣源供應主要是始新統與漸新統，其中始新統大約從中中新世開始達到裂解氣窗，漸新統大約從晚中新世開始達到高熟氣窗，從油氣運移模擬結果看出（圖4－b）：由于斷裂較發育可以將凹陷深部氣源與淺層連通，熱解氣能夠垂向運移至與主干斷裂相連通的隆起帶上的水合物穩定域中，進而為水合物運聚成藏提供充足的天然氣氣源。

3 水合物成藏模式

一個完整的水合物成藏過程包括烴氣的產生、運移以及聚集成藏，三者共同組成了水合物的成藏系統［17］，充足的氣源是水合物富集成藏的必要條件，目前形成水合物的兩種主要氣源主要是來自深部的熱解氣與形成于淺層的微生物氣。通過上述分析可知，珠江口盆地東部海域水合物富集帶分別處在調查A區與調查B區2個不同的構造區域上，依據其水合物的成藏特征，分別構建水合物成藏模式。

位于調查A區的測線LineA代表該區域水合物成藏的一種主要成藏模式。根據廣州海洋地質調查局的研究成果，該區BSR主要分布在含砂率為40%～80%的區間。含砂率越大，儲集空間越大，孔隙水也越多，對流體的運移也比較有利，加之該區中深部斷裂比較發育，烴氣產生后首先沿著斷裂區運移，隨著天然氣沿斷層向上運移并遇到孔隙度相對較大、可滲透的砂巖層時，其中一部分氣體沿這些砂巖層繼續向上運移，當深部運移中的熱成因天然氣運移至生物氣源區時與微生物成因的天然氣發生混合并儲集于構造或地層圈閉中，不斷生氣必然導致氣壓的改變，在流體勢的控制作用下，這些被圈閉的氣體繼續向上運移，再進入特定的水合物溫壓穩定帶后轉變為水合物，先期形成的水合物成為氣體的蓋層，進而形成了一定的圈閉，于是氣體不斷富集逐步形成一定規模的水合物礦藏。由于該區域深部熱解氣源巖熱演化程度相對較低，熱解氣源有限，該區水合物藏主要的氣源主要來自水合物穩定域下伏生物氣源巖產生的生物氣。這些生物氣主要通過發育的斷裂垂向和側向運聚至穩定域成藏（圖5－a）。

另一種是發育于調查B區的水合物成藏模式，由于調查B區新生代厚度較薄，沉積物有機質有限，所生成的微生物氣不足以聚集成藏。水合物成礦氣體主要由來自鄰近凹陷區的深部熱解氣供應。這些深源熱解氣以溝通深部始新統與漸新統的大斷裂為運移通道，通過這些大斷裂垂向運移至隆起區邊緣水合物穩定域內成藏（圖5－b）。

圖5 珠江口盆地東部海域調查A區（a）與調查B區（b）水合物成藏地質模式圖

4 結論

1）珠江口盆地東部海域調查A區及調查B區均具備形成水合物良好的穩定域條件，調查A區穩定域厚度為200～500m，調查B區穩定域厚度為150～300m。

2）調查A區中深部斷裂發育，氣源巖熱演化程度較低，熱解氣源有限，而淺部生物氣源條件充足，水合物成藏氣體主要通過發育的斷裂構造運移至穩定域形成以生物氣為主的混合氣源水合物藏。調查B區新生代厚度較薄，沉積物有限，所生成的生物氣不足以聚集成藏，水合物藏主要來自鄰近凹陷區的深部熱解氣通過斷裂運聚至水合物穩定域內成藏。

3）就水合物形成條件而言，調查A區氣源更充足，穩定域厚度更大，運移通道更好，應該是水合物勘探更為有利的區域。

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