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(zhì)大學（武漢）資源學院 2.國土資源部海底礦產(chǎn)資源重點實驗室·廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局3.中國地質(zhì)大學（北京）

1 地質(zhì)簡況

南海北部陸緣位于東亞大陸邊緣構造域內(nèi)，經(jīng)歷了由板內(nèi)裂陷演變?yōu)檫吘壽晗莸牡厥窔v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(qū)的新生代大型沉積盆地，地質(zhì)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(zhì)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(zhì)調(diào)查局在南海北部陸坡開展了大量調(diào)查研究工作，發(fā)現(xiàn)了水合物賦存的深層—淺層—表層的地球物理、地球化學、地質(zhì)和生物等多信息異常標志，充分證實南海北部陸坡區(qū)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(fā)現(xiàn)了新型水合物礦藏和富集區(qū)，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(guī)天然氣田規(guī)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(nèi)實驗合成及數(shù)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(zhì)學家更加關注水合物成藏的宏觀地質(zhì)條件，如構造活動、沉積環(huán)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(tǒng)的穩(wěn)定性，從而影響水合物的富集及分布［8］。

筆者根據(jù)南海北部陸坡多年來的勘探研究成果，從水合物成藏的穩(wěn)定域、氣體來源及宏觀地質(zhì)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(wěn)定域特征

天然氣水合物穩(wěn)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(fā)育分布具有重要影響，水合物生成帶是指水合物在穩(wěn)定帶內(nèi)富集成藏的空間范圍。水合物穩(wěn)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(wěn)定帶底界之間的區(qū)域為穩(wěn)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(wěn)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(wěn)定帶厚度也越大。

南海北部陸坡區(qū)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(wěn)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(jù)熱流數(shù)據(jù)、熱導率、水深、海底溫度等參數(shù)進行了穩(wěn)定帶厚度估算。計算結果表明，南海北部陸坡水合物穩(wěn)定帶厚度介于0～350m，在水深較大海盆區(qū)可超過500m（圖2），在水深小于500m的區(qū)域基本不具備形成水合物的條件。穩(wěn)定域厚度與水深變化呈正相關關系，而且水合物穩(wěn)定域受熱流變化驅(qū)動明顯，穩(wěn)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(wěn)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(wěn)定帶厚度分布圖

同樣，對神狐海域鉆探區(qū)穩(wěn)定域厚度進行了計算，大量鉆探實測數(shù)據(jù)為穩(wěn)定域計算提供了準確的參數(shù)。鉆探區(qū)熱流值為98.90～62.02mW／m2，在鉆探區(qū)內(nèi)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(wěn)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(qū)穩(wěn)定域厚度在80～224m，海底熱流變化對穩(wěn)定帶分布制約作用明顯，在SH2、SH3和SH7等3個井位附近，穩(wěn)定域厚度最大，也是熱流值最低的區(qū)域（66～75mW／m2）。

表1 神狐海域鉆孔水合物穩(wěn)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(zhì)基礎及礦藏的資源潛力。深部的熱成因氣以及由水合物穩(wěn)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(fā)現(xiàn)的水合物大多數(shù)由微生物氣生成，僅墨西哥灣、黑海、麥肯齊三角洲等地區(qū)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(qū)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(qū)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(qū)呈現(xiàn)以微生物氣為主的混合氣特征［11－12］，根據(jù)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(qū)甲烷碳、氫同位素值投點圖

無論是有機質(zhì)直接發(fā)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(zhì)的演化是影響生物甲烷形成的重要因素。在水合物富集區(qū)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(zhì)全部轉(zhuǎn)化為甲烷，所形成的水合物可以占據(jù)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(zhì)調(diào)查局在評價水合物資源潛力時，設定了海洋環(huán)境中水合物形成所需要的TOC最低含量為0.5%，微生物轉(zhuǎn)化有機質(zhì)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(fā)現(xiàn)指示水合物存在的似海底反射界面（BSR）分布與TOC高值區(qū)具有很強的相關性。

圖4 神狐鉆探區(qū)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(zhì)中正構烷烴基本為雙峰形，表現(xiàn)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(zhì)正烷烴為雙峰形分布特征（圖4）。第一主峰碳數(shù)為C17～C19，代表海相浮游動物和藻類，第二主峰碳數(shù)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(zhì)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(zhì)。鉆孔沉積物TOC介于0.29%～1.77%，各鉆孔頂部層段TOC明顯表現(xiàn)出在高值區(qū)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(wěn)定（圖5）。這種有機碳系統(tǒng)地向下減少是早期成巖階段有機質(zhì)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(zhì)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(jīng)過早期成巖階段硫酸鹽還原和微生物發(fā)酵而大量消耗后的穩(wěn)定殘留有機碳，有機碳轉(zhuǎn)化率在30%～61%，大多轉(zhuǎn)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(zhì)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(yōu)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(zhì)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(qū)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(fā)現(xiàn)C18和C19類胡蘿卜烷，檢測到高碳數(shù)藿烷以及三環(huán)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(jù)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(huán)境和模式。Milkov等［19］根據(jù)氣體運移的地質(zhì)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(zhì)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(nèi)，新構造活動強烈，特別晚中新世以來斷層發(fā)育，構成了氣體的主要疏導體系，區(qū)內(nèi)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(fā)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(shù)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(fā)育于較陡的陸坡區(qū)，發(fā)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(fā)育區(qū)以及大量氣煙囪發(fā)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(qū)以及珠江口盆地白云凹陷氣煙囪非常發(fā)育，在臺西南盆地和瓊東南盆地發(fā)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(jù)區(qū)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(qū)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(wěn)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(fā)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(tǒng)向上運移到穩(wěn)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(cè)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(wěn)定域內(nèi)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(wěn)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(yǎng)源的生物組合。例如，在南海東北部陸坡廣泛發(fā)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(qū)存在著大規(guī)模的海底滲漏現(xiàn)象。2004年中德合作SO177航次在該海域也發(fā)現(xiàn)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(fā)現(xiàn)水合物的情況看，水合物富集層巖性呈現(xiàn)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(zhì)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(zhì)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(zhì)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(fā)育在陸坡碎屑沉積物、濁流或半深海沉積物中?？傮w而言，由于水合物主要分布的陸坡深水區(qū)，沉積物整體偏細。但是在深水區(qū)局部發(fā)育的濁積扇、斜坡扇、等深流、水道等砂體發(fā)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(jù)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(tǒng)下部和上中新統(tǒng)（圖8）。從區(qū)域性沉積相分析，晚中新世以來南海北部陸坡區(qū)沉積演化具有明顯的繼承性，早期為濱海—淺?！詈５某练e環(huán)境，后期主要為半深海和深海沉積環(huán)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(fā)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(qū)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(fā)現(xiàn)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(fā)現(xiàn)，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(fā)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(jù)區(qū)域地質(zhì)條件分析，南海北部陸坡現(xiàn)今水深800～1 300m、新生代大型沉積盆地發(fā)育的區(qū)域是水合物發(fā)育的有利區(qū)，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(qū)水合物成藏條件最為優(yōu)越。此外，在水深大于2 000 m、新生代中小型沉積盆地發(fā)育的古斜坡區(qū)域，也是水合物富集的有利區(qū)。

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(qū)域，海底以下100～400m層段是水合物最富集區(qū)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(xiàn)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(fā)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(xiàn)今）圖

4 結論

1）南海北部熱流分布較復雜，影響著水合物穩(wěn)定域的空間分布，而區(qū)域構造地質(zhì)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(xiàn)今水深800～1 300m新生代大型沉積盆地發(fā)育的區(qū)域；第二成礦帶為現(xiàn)今水深大于2 000m新生代中小型沉積盆地發(fā)育的古斜坡區(qū)域。

2）南海北部陸坡從西部—中部—東部體現(xiàn)出不同的地質(zhì)構造特點，其強烈差異性對水合物的富集成藏產(chǎn)生深刻的影響。東部以臺西南盆地北緣成藏條件最為優(yōu)越，水合物主要通過氣體的垂向與側(cè)向結合運聚方式成藏，為復合型水合物發(fā)育的有利區(qū)；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(cè)向運聚模式成藏，驅(qū)動力受淺層流體勢控制明顯，為分散型水合物發(fā)育區(qū)；西南部以瓊東南盆地的深水帶成藏條件優(yōu)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(fā)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(fā)育滲漏型水合物藏。

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