不同成因水合物成藏条件与模式的对比研究

宋娜娜 (长江大学地球化学系，湖北 荆州 434020)

帅燕华 (中国石油勘探开发研究院提高石油采收率国家重点实验室，北京 100083)

刘 梅

不同成因水合物成藏条件与模式的对比研究

宋娜娜 (长江大学地球化学系，湖北 荆州 434020)

帅燕华 (中国石油勘探开发研究院提高石油采收率国家重点实验室，北京 100083)

天然气水合物是一类潜力巨大的资源，主要包括生物成因水合物和热成因水合物2种类型。在对比分析2类水合物的分布规律、地质条件、成藏特征、成藏模式的基础上，获得以下认识：生物成因水合物占世界水合物分布点的90%以上，而热成因水合物分布局限；水合物的生物成因往往与沉积速率、有机质含量相关，而其热成因则由构造因素控制；生物成因分布不集中，不利于开采，而热成因水合物分布集中，储量密度大，具有实际开采价值；生物成因水合物受沉积因素控制，气体来源既有原地细菌生成，也有经过孔隙流体运移而来；热成因水合物一般从较深部位沿断裂、泥火山或其他构造通道快速运移至水合物稳定域，水合物主要分布在构造活动带周围。

水合物；成因类型；成藏条件；成藏模式

天然气水合物(简称水合物)是由烃类气体与水分子组成的冰状物质，俗称可燃冰，其形成必须要有丰富的烃类气体和低温、高压条件。自然界中水合物主要分布地区如下：①水深为300～4000m 的大陆架、洋中脊、海沟和海岭等(占地球上储量的90%)。②高纬度大陆地区永久冻土带及水深100～250m以下的极地陆架海。据Kvenvolden统计[1]，海域水合物资源量为1.1×105～2.7×108tcf(万亿立方英尺)，大陆永冻带的水合物资源量也在5.0×102～1.2×106tcf范围之内。因此，研究水合物的成因及成藏模式具有重要意义。

水合物形成主要取决于气源物资的供给与特定的控制天然气水合物稳定带形成的低温高压环境,气源成因类型及形成模式往往决定了天然气水合物成因类型及其成矿特征。在水合物成藏特征方面，现有的研究主要着重于水合物形成的温压条件、地质构造条件、沉积特征等方面[2]。在成藏地质模式方面，有关学者[3-4]分别从成藏机理、成藏气源和成藏动力学角度建立了相应模式：①基于气体来源的模式，包括原地细菌生成模式和孔隙流体扩散模式；②基于胶结形式的低温冷冻模式、海侵加压模式和成岩作用模式；③基于流体驱动方式的常压周期渗流模式和超压周期流动模式。张光学等[5]将水合物成藏模式分为活动陆缘和被动陆缘2类成藏地质模式，而被动陆缘水合物成藏模式又分为成岩型、构造型和复合型3类[5]。这些研究成果为天然气水合物在不同地质构造中的分布特征和演化提供了理论基础。但是直至目前还没有学者对不同成因水合物的成藏特征、成藏模式的异同进行综合对比分析，笔者对此进行了研究，以期为我国天然气水合物的勘探和远景评估提供参考。

1 水合物地球化学特征及成因类型

Milkov[6]统计了世界各地已发现的209个水合物样品(截止2005年)的烃类气体成分和甲烷同位素组成等地球化学参数，并在此基础上作者统计了土耳其北安娜托尼亚断层、北卡斯卡地亚边缘巴克利峡谷、印度尼西亚孟加锡峡谷以及我国南海神狐海域和青海木里冻土区5个地区的相关地球化学参数。从统计数据来看，水合烃类气的稳定同位素组成变化幅度非常大，R值分布在2～132877之间(样品数n=232)，δ13C1分布在-74.7‰～-39.6‰(n=213)，甲烷稳定氢同位素分布在-268‰～-115‰ (n=121)。从地球化学特征和世界水合物主要取样点和取样位置天然气特征分布图看，除少数地区含有热解和混合成因的烃类外，大部分为生物成因甲烷，其形成途径为H2还原CO2成因[7]。

1.1生物成因水合物

生物成因水合物分布广泛，印度尼西亚孟加锡海峡发现8处水合物分布，C1/C2+3位于568000～2230000之间，δ13C1值均小于-60‰，指示为生物成因水合物[8]。我国南海北部神狐海域，C1/C2+3位于575～2200之间，δ13C1值在-46.2‰～-74.3‰之间，其中8处为生物成因水合物[9]。

1.2热成因水合物

目前发现的热解成因的区域包括墨西哥湾[10]、温哥华岛近海[11]等区域以及我国青海木里地区。青海木里地区水合物样品中δ13C1值分别为-39.5‰、-47.4‰和-50.5‰(PDB标准)，δDC1值分别为-266‰、-268‰和-262‰(VSMOW标准)，并具有δ13C1lt;δ13C2lt;δ13C3lt;δ13i-C4lt;δ13n-C4特征，显示出明显的深部热成因水合物特征[12]。墨西哥湾发现8个水合物分布区，其中3处为热成因水合物,另4处为生物成因水合物，以甲烷为主[10]；土耳其北安娜托尼亚断层发现4处水合物分布，其中3处为热成因水合物，C1/C2+3位于3.3～16600之间，一处为生物成因水合物[13]。北卡斯卡地亚边缘巴克利峡谷发现4处水合物分布，C1/C2+3位于2.92～7.94之间，δ13C1值均大于-50‰，均指示为热成因水合物[14]。

2 水合物成藏特征

2.1分布规律

水合物有2种气体来源，自源气体主要来源于分散在水合物稳定带的有机质，这些气体主要由微生物作用并且短距离的运移至水合物稳定带，使得系统内部的烃类气体和水达到水合物形成的温度和压力条件而形成水合物。水合物稳定带中释放的自源气体可能沿原路运移至天然气水合物稳定带[14-15]。自源的水合物往往丰度低，一般为生物成因，主要分布于大陆坡脚和古河流堆积的水下锥形体，在水合物的底部常常出现垂向速度-振幅异常，这类水合物分布不集中，不能成藏，不利于开采。相反，异源气体来源于水合物稳定带更深的地层，在适宜的气体和含水渗流条件下，从深部石油富集区和成熟烃源岩中通过泥火山等断裂构造单元沿着断层长距离运移到水合物稳定带[16]。这些气体有生物、热解或者两者混合成因，以热解成因为主，其水合物分布集中，主要聚集在泥火山发育地区和背斜部位，储量密度大，具有实际开采价值，主要原因在于热成因水合物形成需要断层沟通导通下部热成因资源，进而有长期持续的气源供给。如我国的南海水合物分布、墨西哥湾水合物分布规律均表明热成因水合物受控于断层性质的分布。

2.2地质条件

以自源为主的生物成因要求有快速的沉积条件，在沉积速率较高的地区，地层的孔隙度较大，水合物的储集空间也较大，大量的有机碎屑物快速沉积时在地层中被迅速埋藏，为甲烷的生物转化提供了更多的母源物质，从而为水合物的形成提供了更充分的气源条件[17]。另外，沉积速率高易形成欠压实区，可构成良好的输导体系，利于甲烷气体的富集，可为水合物的聚积与成藏提供丰富的气源。位于东太平洋边缘的中美洲海槽，赋存水合物的新生代沉积层的沉积速率高(1055m/Ma)，为水合物形成提供了有利条件，其水合物类型以生物成因为主，而以热解成因为主的墨西哥湾沉积速率较低(约43～66m/Ma)[18]。

有机质含量是生物成因水合物形成的必要条件[19-20]。从世界主要水合物发现区域来看，水合物分布区的表层沉积物有机碳含量一般较高(TOC≥1%)[21],有机碳含量低于0.5%则难以形成水合物[17]。

以异源为主的热解成因主要受控于沉积层较深部位断层、泥火山等构造地质单元，为深部气源向浅部运移提供了通道。目前发现的热解成因的墨西哥湾[10]、里海[2]、温哥华岛近海[14]等区域均与泥火山、盐构造、断层相关。

3 水合物成藏模式

3.1生物成因水合物的成藏模式

生物成因水合物的成藏模式主要为原地细菌生成模式和孔隙流体运移模式。

1)原地细菌生成模式 原地细菌生成模式主要发生在斜坡地带。在海洋高生产率和高有机碳堆积的富碳沉积区，在水合物稳定域中有机质经微生物作用生成甲烷气，水合物形成与沉积作用同时发生，水合物可在垂向上的任何位置形成，当甲烷水合物带变厚和变深时，其底界最终沉入造成水合物不稳定的温度区间，在该区间内可生成游离气，如果有合适的运移通道，这些气体会被运移到上覆水合物稳定区，如墨西哥湾的小型盆地、日本南海槽、布莱克海台水合物成藏是典型的原地细菌生成模式。

图1 生物成因水合物成藏模式图

2)孔隙流体运移模式 主要发生在滑塌体附近，滑塌体中的沉积物由于受到侧向压实作用导致大量流体排放，在成岩作用过程中，烃类气体向浅部分地层扩散、渗滤，由于水合物的形成速度慢于甲烷的生成速度，所形成的天然气水合物大多数聚集一个相对狭窄的地带，天然气水合物稳定带的底界呈不连续或突变体，而顶界则是扩散和渐变的(见图1)。挪威海Storegga滑塌区即为典型的滑塌构造水合物。

图2 热解成因水合物成藏模式图

3.2热解成因水合物的成藏模式

以热解成因为主的天然气水合物一般发生泥火山发育地区和背斜部位的断裂褶皱带，流体以垂向运移方式为主。断层为深部气源向浅部运移提供通道。气体沿着断层由下部气源高压区向上部低压区侧向运移或垂向与侧向联合运移而形成上升流，当富含烃类的气体上升流进入水合物稳定域，即可形成水合物(见图2)。目前，已发现水合物的被动大陆边缘断裂-褶皱构造区有布莱克海台、北卡罗莱纳洋脊、墨西哥湾路易斯安那陆坡、加勒比海南部陆坡、南美东部海域亚马逊海扇、阿根廷盆地和印度西部被动大陆边缘下斜坡，其中布莱克海台发育于早中新世，上覆上新世、更新世和全新世沉积物[22]，自渐新世以来不断积累的，从而形成一个位于陆坡前缘深水区的台地，其地震剖面显示为典型的断层褶皱构造。上述区域的水合物主要为热解成因。

底辟构造或泥火山形成的水合物往往呈带状分布在底辟构造或海底泥火山的周围，有的直接露于海底。在泥火山口周围发育着大量的局限化能自养生物群落，海底泥火山和泥底辟是海底流体溢出的表现，当含有过饱和气体的流体从深部向上运移到海底浅部时，由于受到快速的过冷却作用而在泥火山周围形成了水合物。因此，深水海底流体逸出处往往是气体(溶解气或游离气)作为现代水合物聚集稳定存在的特殊自然反应。全球海洋中具有这种流体逸出迹象的海底不少于70处，它们都是水合物存在的有利远景区。在黑海、里海、鄂霍次克海、挪威海、格陵兰南部海域和贝加尔湖等地，都已发现存在水合物的海底泥火山。以热解成因为主的墨西哥湾的盐丘区也是一个与盐底辟构造伴生的水合物的经典地区。其中里海已发现50多个泥火山，其中Buzday泥火山高出海底170～180m(水深约480m)，泥火山顶部水合物所含的天然气中C2～C6的含量最大可达40%，δ13C达-38‰，为热解成因气。

4 结 论

1)从全球水合物地球化学特征参数来看，水合物成因主要以生物成因为主，少数为热解成因及混合成因。

2)一般以生物成因为主的自源气体在水合物稳定带的周缘，来自原地细菌生成和孔隙流体的运移，主要分布于大陆坡脚和古河流堆积的水下锥形体，这类水合物分布分散不能成藏，不易开采；而异源气体则来自下部相对较深的层位，来源既有生物成因也有热解成因，异源有持续不断的气源供给，顺断层分布局限，水合物丰度高，易成藏，易于开采。

3)生物成因气可分为原地细菌生成模式和孔隙流体运移2种模式，原地细菌生成模式主要发生在斜坡地带，孔隙流体运移模式主要发生在滑塌体附近。热解气主要发生在泥火山、活动断裂、底辟构造、滑塌堆积、断裂坡折带等构造控制单元。

[1]Kvenvolden K A，Lorenson T D.The global occurrence of natural gas hydrates[J].Geophysical Monograph，2001,124: 3-18.

[2] 金庆焕，张光学，杨木壮，等.天然气水合物资源概论[M].北京：科学出版社，2006.

[3] 樊栓狮，刘锋，陈多福.海洋天然气水合物的形成机理探讨[J].天然气地球科学，2004，15(5)：524-530.

[4] 陈多福，苏正，冯东，等.海底天然气渗漏系统水合物成藏过程及控制因素[J].热带海洋学报，2005，24 (3)：38-46.

[5] 张光学，祝有海，梁金强，等. 构造控制型天然气水合物矿藏及其特征[J].现代地质，2006，20(4): 605-612.

[6] Milkov A V.Molecular and stable isotope composition of natural gas hydrates: A revised global dataset and basic interpretations in the context of geological settings [J].Organic Geochemistry, 2005, 36: 681-702.

[7] Kvenvolden K A. A review of the geochemistry of methane in natural gas hydrate [J]. Organic Geochemistry, 1995, 23(11-12): 997-l008.

[8] Sassen R，Curiale J A. Microbial methane and ethane from gas hydrate nodules of the Makassar Strait, Indonesia [J].Organic Geochemistry, 2006, 37: 977-980.

[9] 何家雄，祝有海，陈胜红，等.天然气水合物成因类型及成矿特征与南海北部资源前景[J].天然气地球科学，2009, 20(2): 237-243.

[10] Brooks J M, Kennicutt M C, Fay R R, et al.Thermogenic gas hydrates in the Gulf of Mexico[J].Science, 1984, 225: 409-411.

[11] Pohlman J W, Canuel E A, Chapman N R, et al.The origin of thermogenic gas hydrates on the northern Cascadia Margin as infer- red from isotopic (13C/12Cand D/H) and molecular composition of hydrate and vent gas[J]. Organic Geochemistry, 2005, 36: 703-716.

[12] 王佟，刘天绩，邵龙义,等.青海木里煤田天然气水合物特征与成因[J].煤田地质与勘探，2009,37(6): 26-30.

[13] Bourry C, Chazallon B, Charlou J C,et al. Free gas and gas hydrates from the Sea of Marmara, Turkey Chemical and structural characterization[J]. Chemical Geology, 2009, 264: 197-206.

[14] Paull C K, Ussler W, Borowski W S. Sources of biogenic methane to form marine gas hydrates in situ production or upward migration[J]. Annals of New York Academy of Sciences, 1994,715: 392-409.

[15] Milkov A V, Sassen R. Two-dimensional modeling of as hydrate decomposition in the northwestern Gulf of Mexico: Significance to global change assessment [J]. Global and Planetary Change, 2003,36: 31-46.

[16] Milkov A V，Sassen R. Thickness of the gas hydrate stability zone, Gulf of Mexico continental slope [J]. Marine and Petroleum Geology，2000, 17: 981-991.

[17] Lovley D R,Klug M J. Model for the distribution of sulfate reduction and methanogenesis in freshwater sediments[J]. Geochimica et Cosmochimica,1986,50:11-18.

[18] 龚跃华，杨胜雄，王宏斌,等.南海北部神狐海域天然气水合物成藏特征[J].现代地质，2009,23(2): 210-216.

[19] Kvenvolden K A. Gas hydrate-geological perspective and globle change[J].Reviews of Geophysics,1993,31: 173-187.

[20] Waseda A. Organic carbon content, bacterial methanogenesis, and accumulation processes of gas hydrates in marine sediments[J].Geochemical Journal,1998,32:143-157.

[21] Gornitz V, Fung I. Potential distribution of methane hydrates in the world’s oceans[J].Global Biogeochemical Cycles, 1994, 8: 335-347.

[22] Paull C K, Buelow W J, Ussler W, et al. Increased continental-margin slumping frequency during sea-level lowstands above gas hydrate-bearing sediments[J].Geology, 1996,24(2): 143-146.

[编辑] 李启栋

10.3969/j.issn.1673-1409(N).2012.02.011

TE122.11

A

1673-1409(2012)02-N034-04

2011-11-12

宋娜娜(1983-)，女， 2005年大学毕业，硕士生，现主要从事生物气勘探与开发方面的研究工作。