南海北部陆坡天然气水合物成藏条件及其控制因素

梁金强 王宏斌 苏 新 付少英 王力峰 郭依群 陈 芳 尚久靖

1.中国地质大学（武汉）资源学院 2.国土资源部海底矿产资源重点实验室·广州海洋地质调查局3.中国地质大学（北京）

1 地质简况

南海北部陆缘位于东亚大陆边缘构造域内，经历了由板内裂陷演变为边缘坳陷的地史历程，形成了珠江口盆地、琼东南盆地、西沙海槽盆地、台西南盆地、双峰北盆地和笔架南盆地等新生代沉积盆地。特别是位于陆坡深水区的新生代大型沉积盆地，地质构造独特，具备良好的天然气水合物（以下简称水合物）成藏地质条件（图1）。

图1 南海北部新生代盆地分布图

近10多年来，广州海洋地质调查局在南海北部陆坡开展了大量调查研究工作，发现了水合物赋存的深层—浅层—表层的地球物理、地球化学、地质和生物等多信息异常标志，充分证实南海北部陆坡区水合物资源潜力巨大。2013年在珠江口盆地东北部陆坡钻探发现了新型水合物矿藏和富集区，获取了大量块状、层状、脉状及分散状等多种赋存形式的水合物样品，将天然气水合物折算成天然气，该水合物矿藏储量相当于特大型、高丰度常规天然气田规模。

影响天然气水合物成藏的微观因素非常复杂，许多学者通过室内实验合成及数值模拟技术，从水合物形成动力学角度，在微观尺度上对水合物形成控制因素进行了研究［1－5］。然而，在勘探实践中，地质学家更加关注水合物成藏的宏观地质条件，如构造活动、沉积环境、地温梯度和海平面变化等［6－7］。这些因素均可改变水合物生成系统的稳定性，从而影响水合物的富集及分布［8］。

笔者根据南海北部陆坡多年来的勘探研究成果，从水合物成藏的稳定域、气体来源及宏观地质构造条件的视角，阐述水合物成藏的条件及主要控制因素，以加深对南海水合物勘探潜力的了解。

2 成藏条件及控制因素

2.1 稳定域特征

天然气水合物稳定域（HSZ）是由温度、压力等条件决定的水合物生成的空间范围，对水合物的发育分布具有重要影响，水合物生成带是指水合物在稳定带内富集成藏的空间范围。水合物稳定带主要受地层的温度及压力相平衡条件制约，其底界是由水合物相边界曲线和地温梯度曲线决定的，海底、相边界曲线和稳定带底界之间的区域为稳定带。一般而言，地温梯度越小，海底温度越低，水深越大，水合物稳定带厚度越大，反之越小。此外，形成水合物的气体组分和孔隙水的盐度对相平衡边界也有一定影响，水合物中的重烃含量越高，盐度越低，稳定带厚度也越大。

南海北部陆坡区水深变化范围介于300～3 500 m之间，海底温度介于1.45～9.00℃，而且与水深有很好的相关性。热流分布较复杂（20～170mW／m2）。利用Miles［9］提出的海水中甲烷稳定带边界曲线方程，以孔隙水盐度为3.5%，气体为纯甲烷为约束条件，并根据热流数据、热导率、水深、海底温度等参数进行了稳定带厚度估算。计算结果表明，南海北部陆坡水合物稳定带厚度介于0～350m，在水深较大海盆区可超过500m（图2），在水深小于500m的区域基本不具备形成水合物的条件。稳定域厚度与水深变化呈正相关关系，而且水合物稳定域受热流变化驱动明显，稳定域厚度的变化梯度与热流值变化梯度有很大相关性，热流值变小的地方稳定域厚度变大，呈负相关关系。

图2 南海北部陆坡及邻域水合物稳定带厚度分布图

同样，对神狐海域钻探区稳定域厚度进行了计算，大量钻探实测数据为稳定域计算提供了准确的参数。钻探区热流值为98.90～62.02mW／m2，在钻探区内8口先导孔均进行了温度测井和水深测量，在其中5个取心孔不同深度进行了原位地层温度测量，地温梯度介于67.60～43.65℃／km。水合物甲烷含量超过99%，为I型水合物。计算结果表明，水合物稳定域深度与BSR深度以及测井和取心揭示的水合物底界深度基本相符（表1）。钻探区稳定域厚度在80～224m，海底热流变化对稳定带分布制约作用明显，在SH2、SH3和SH7等3个井位附近，稳定域厚度最大，也是热流值最低的区域（66～75mW／m2）。

表1 神狐海域钻孔水合物稳定域深度、矿层深度及BSR深度对比表

2.2 气体来源

天然气水合物气体成因、来源及供给潜力是水合物成藏研究的最基本问题，它决定着水合物形成的物质基础及矿藏的资源潜力。深部的热成因气以及由水合物稳定带下部向上运移的生物气对于形成水合物是必需的［10］，不同成因类型的烃类气体具有不同的形成机理和运聚方式，并影响水合物的成藏和分布。目前世界各地发现的水合物大多数由微生物气生成，仅墨西哥湾、黑海、麦肯齐三角洲等地区的水合物是由热解气或混合气生成的。因此，生物成因气在水合物成藏研究中得到了较大的关注。由于顶空气代表充填在沉积物孔隙或裂隙中的游离气，与水合物矿藏气体的成因关系密切，近年对南海北部陆坡大量浅表层沉积物（海底以下0～10m）中顶空气的测试分析结果表明，顶空气中的δ13C1值介于－102.6‰～－24.0‰，平均值为－71.1‰，C1／（C2＋C3）值介于6～84 659，δD值介于－180‰～－145‰，研究表明气体来源具有多源性，而且在不同区域有所差别。东沙海域顶空气的δ13C1值为－102.6‰～－38.2‰，平均值为－78.5‰，是以微生物气为主的混合气；西沙海域顶空气δ13C1值为－94.2‰～－71.4‰，平均值为－85.5‰，为微生物气。从神狐钻探区情况看，水合物样品中的烃类气体以甲烷为主，甲烷含量高达99.89%和99.91%，C1／（C2＋C3）值分别为911.7和1094，δ13C1值为－56.7‰和－60.9‰，δD值为－199‰和－180‰；2个顶空气样品的甲烷含量分别达99.92%和99.96%，C1／（C2＋C3）值分别为 1373.5 和 2 447，δ13C1值为－62.2‰和－54.1‰，δD值为－225‰和－191‰。神狐钻探区呈现以微生物气为主的混合气特征［11－12］，根据甲烷碳、氢同位素特征分析，主要为CO2还原型甲烷（图3），水合物具有自生自储原地附近运聚的成藏特征［13］。

图3 神狐钻探区甲烷碳、氢同位素值投点图

无论是有机质直接发酵作用，还是通过CO2还原作用形成甲烷，早期成岩阶段沉积物有机质的演化是影响生物甲烷形成的重要因素。在水合物富集区沉积物中总有机碳含量（TOC）一般较高（TOC≥1%）［14］，有机碳含量低于0.5% 则难以形成水合物［15］。当沉积物中有机碳含量为1%时，如果所有有机质全部转化为甲烷，所形成的水合物可以占据孔隙度为50%的沉积物中28%的孔隙空间，资源潜力巨大［16］。美国地质调查局在评价水合物资源潜力时，设定了海洋环境中水合物形成所需要的TOC最低含量为0.5%，微生物转化有机质的效率为50%。通过对大量浅表层沉积物分析表明，南海北部陆坡浅表层沉积物中TOC平均含量为0.74%，最高可超过1.37%，具有较好的生烃潜力。研究发现指示水合物存在的似海底反射界面（BSR）分布与TOC高值区具有很强的相关性。

图4 神狐钻探区SH2B钻孔沉积物饱和烃的分布图

在南海北部陆坡浅表层沉积物有机质中正构烷烃基本为双峰形，表现为海相浮游动物、陆源高等植物混合母源特征。神狐钻孔沉积物有机质正烷烃为双峰形分布特征（图4）。第一主峰碳数为C17～C19，代表海相浮游动物和藻类，第二主峰碳数为C29或C31，来源于陆源高等植物。其轻重烃比值C21－／C22＋介于0.06～5.73，有机质δ13C值为－17.3‰～－22.8‰，表明总体上以海相浮游动物和藻类为主，局部存在陆源有机质。钻孔沉积物TOC介于0.29%～1.77%，各钻孔顶部层段TOC明显表现出在高值区振荡变化特征，并随深度的增加TOC值逐渐降低，而到一定深度后，TOC基本保持稳定（图5）。这种有机碳系统地向下减少是早期成岩阶段有机质氧化分解的结果［17］。由于钻孔浅部沉积物埋藏时间短，有机质消耗较少，TOC与沉积物中原始含量比较接近，平均值达1.2%；而下部层段的有机碳为经过早期成岩阶段硫酸盐还原和微生物发酵而大量消耗后的稳定残留有机碳，有机碳转化率在30%～61%，大多转化为生物甲烷气，是形成水合物的主要气体来源。神狐钻孔沉积物有机质中含有丰富的烷基苯系列化合物，以短链的烷基苯同系物优势为特征，含少量对热演化敏感的较长链的烷基苯同系物，表明有机质热演化程度很低。此外，部分样品中存在重排甾烷和4－甲基甾烷，是典型的微生物作用活动标志，这与钻探证实的水合物主要为微生物气特征是一致的。

图5 神狐钻探区钻孔沉积物有机碳含量分布图

同样，东沙海域多个站位沉积物中发现C18和C19类胡萝卜烷，检测到高碳数藿烷以及三环萜烷，表明存在丰富的厌氧甲烷氧化细菌。α－脱羟基维生素E降解系列的存在，同样反映浅表层存在微生物的强烈活动。

2.3 气体疏导体系

在水合物成藏研究中，气体疏导体系作为成藏的重要控制因素被关注。Tréhu等［18］根据气体的运移方式提出了扩散型和渗漏型二种水合物的成藏环境和模式。Milkov等［19］根据气体运移的地质条件提出了断层构造型、泥火山型、地层控制型和构造—地层型4种水合物成藏模型。大量研究成果证实，断裂或断层、泥火山或泥底辟、海底滑塌体等地质构造作用与水合物成藏关系极为密切［20－23］。南海北部陆坡位于东亚大陆边缘构造域内，新构造活动强烈，特别晚中新世以来断层发育，构成了气体的主要疏导体系，区内影响水合物成藏的断层主要分为以下3类：①属于长期活动的继承性正断层，部分断层向上直达海底，有些断层与气烟囱相伴生；②第二类断层主要发育于气烟囱和泥底辟的顶部或翼部，主要分布在第四纪地层中，数量众多，对烃类气体形成了强烈的渗漏作用；③第三类断层主要发育于较陡的陆坡区，发育于第四纪地层中，为与海底滑塌密切相关的活动断层。在南海北部陆坡存在3个大型气烟囱发育区以及大量气烟囱发育点，主要分布在琼东南盆地、台西南盆地和珠江口盆地白云凹陷。此外，在琼东南盆地深水区以及珠江口盆地白云凹陷气烟囱非常发育，在台西南盆地和琼东南盆地发育大量底辟构造，为烃类气体运移提供了有利的条件。图6为根据区域性高分辨率地震剖面解释得到的第四系断层、气烟囱及泥底辟的区域分布图，总体而言，白云凹陷和西沙海槽盆地以断层为主，其次为底辟和气烟囱，琼东南盆地以气烟囱和泥底辟为主。

图6 南海北部陆坡水合物成藏构造要素图

南海北部陆坡水合物成藏气体的运聚方式主要有以下4种：①受流体势控制的运移方式。在流体势控制下，气体通过沉积物孔隙及微裂缝体系运移，在稳定域底部聚集形成水合物藏，是生物甲烷气型水合物的重要成藏方式。②受断裂发育带控制的运移方式。在不同构造单元结合部的断阶带，具有较强的流体输导能力，深部气体沿着断层或裂隙系统向上运移到稳定域不同部位形成水合物矿藏。③受底辟控制的垂向运移方式。底辟在形成过程中会引起侧翼和顶部沉积层的破裂，形成大量裂隙和断层，气体可通过底辟及其上覆疏导体系运移到稳定域内成藏。④受气烟囱控制的垂向运移方式。

气烟囱作为超压流体泄压的通道，将大量气体运移到浅部稳定域中形成水合物矿藏，部分天然气渗漏导致在海底形成冷泉喷口、麻坑、丘状体、碳酸盐岩丘等并引起海底微地貌的变化，在其周围分布有大量如菌席、蠕虫类、双壳类等组成的以溢出天然气为营养源的生物组合。例如，在南海东北部陆坡广泛发育海底麻坑、丘状体、自生碳酸盐岩结壳等微地貌标志（图7），表明该区存在着大规模的海底渗漏现象。2004年中德合作SO177航次在该海域也发现了大量的结核状、结壳状或管状自生碳酸岩盐和典型的化能生物群落（双壳类生物和管状蠕虫类及厌氧菌席）。

图7 气体渗漏形成的海底麻炕（左）和丘状体（右）图

2.4 储集层特征

从目前海域钻探发现水合物的情况看，水合物富集层岩性呈现多样性。在美国东部陆缘布莱克海台的钻孔中，含水合物沉积物为中新世—更新世的灰绿色含有孔虫和富含钙质超微化石软泥；在美国西部陆缘的水合物脊，主要由富含硅藻的粉砂质黏土和浊流沉积物组成；在墨西哥湾，水合物赋存在多层砂体中；在印度洋的 Krishna—Godavari、Mahanadi、Kerala Konkan和安达曼岛，水合物主要分布于泥质细粒沉积物裂隙中；在日本的Nankai海槽，水合物富集于浊积扇砂体中；在韩国郁陵盆地，水合物发育在陆坡碎屑沉积物、浊流或半深海沉积物中。总体而言，由于水合物主要分布的陆坡深水区，沉积物整体偏细。但是在深水区局部发育的浊积扇、斜坡扇、等深流、水道等砂体发育的体系对水合物成藏更为有利［23－24］。

南海北部陆坡水合物主要富集在晚中新世以来的海相沉积物中，分布深度和层位深浅不一。通过对神狐钻孔岩心分析，根据生物地层带对比划分标准［25］，水合物层分布在NN12－NN16和NN11带，分别对应为上新统下部和上中新统（图8）。从区域性沉积相分析，晚中新世以来南海北部陆坡区沉积演化具有明显的继承性，早期为滨海—浅海—深海的沉积环境，后期主要为半深海和深海沉积环境，陆坡沉积物总体岩性偏细。但是在台西南盆地、珠江口盆地白云凹陷以及琼东南盆地，局部发育了等深流、浊积扇、滑塌沉积、陆坡水道等沉积体系，由于沉积速率高、沉积物偏粗、有机碳含量较高，有利于水合物富集成藏（图9）。

图8 南海北部神狐海域水合物钻探区地层综合柱状图

图9 南海北部陆坡水合物成藏沉积要素图

从神狐钻孔沉积物组分看，以粉砂和黏土为主，其中粉砂平均含量介于72.89%～74.75%，砂含量偏低，偶见极细砂。通过对水合物层沉积物粒度、组分与水合物饱和度关系的分析，发现水合物层沉积物粗粒级组分平均含量明显偏大，这种差异性在SH7B钻孔最明显，而且沉积物中砂、粗粉砂含量高，水合物饱和度也高，且具有较好的相关性。此外，含水合物层的声波速度与饱和度呈正相关的对应关系非常明显［26］。分析发现，含水合物层中砂和粗粉砂的主要组分为有孔虫，有孔虫平均含量高达65.5%，高饱和度水合物主要集中在富含有孔虫的层位。由于有孔虫的大量存在，不但可以增加沉积物中的粒间孔隙空间，还可以提供粒中孔隙，而且比粒间孔隙要大得多［27］，从而为水合物富集成藏提供更多的可容空间。研究表明，沉积物的组分构成对水合物的成藏有重要影响，粗粒沉积物不但可以增加水合物富集的孔隙空间，更重要的是在未固结成岩的沉积物中，粗粒沉积物渗透性更好，有利于气体的扩散和运移，从而影响水合物的成藏。

3 成藏模拟

为了分析南海北部陆坡水合物成藏分布和时空演变特征，在充分考虑水合物成藏控制因素的基础上，利用自主开发的模拟技术，选取南海北部陆坡台西南盆地、珠二坳陷和琼东南盆地典型剖面开展水合物成藏模拟研究。根据区域地质条件分析，南海北部陆坡现今水深800～1 300m、新生代大型沉积盆地发育的区域是水合物发育的有利区，由东而西以台西南盆地北坡带、珠江口盆地白云凹陷南坡以及琼东南盆地深水区水合物成藏条件最为优越。此外，在水深大于2 000 m、新生代中小型沉积盆地发育的古斜坡区域，也是水合物富集的有利区。

模拟结果表明，在台西南盆地水合物主要分布在水深1 200～2 800m的区域，海底以下100～400m层段是水合物最富集区间，饱和度普遍超过6%，水合物呈厚层状或团块状展布，局部可超过5%。白云凹陷现今水合物主要分布在水深1 000～3 200m海域，成带状分布富集，断层控制了水合物的展布［28］，一些在第四系中仍然发育的断层，其中水合物的饱和度较高，平均含量可超过15%。琼东南海域水合物主要分布在水深1 100～1 600m，呈带状富集分布，水合物普遍分布较浅，层薄而饱和度不高，厚度最大在100m左右，局部平均含量可超过10%（图10）。

图10 神狐海域水合物饱和度演化剖面（现今）图

4 结论

1）南海北部热流分布较复杂，影响着水合物稳定域的空间分布，而区域构造地质演化控制着水合物成矿气体来源、气体疏导体系、富集空间及储层物性特征。南海北部陆坡存在2个有利成矿带：第一成矿带为现今水深800～1 300m新生代大型沉积盆地发育的区域；第二成矿带为现今水深大于2 000m新生代中小型沉积盆地发育的古斜坡区域。

2）南海北部陆坡从西部—中部—东部体现出不同的地质构造特点，其强烈差异性对水合物的富集成藏产生深刻的影响。东部以台西南盆地北缘成藏条件最为优越，水合物主要通过气体的垂向与侧向结合运聚方式成藏，为复合型水合物发育的有利区；中部以珠江口盆地白云凹陷南坡为代表，水合物主要通过气体的侧向运聚模式成藏，驱动力受浅层流体势控制明显，为分散型水合物发育区；西南部以琼东南盆地的深水带成藏条件优越，新近纪来构造沉降速率较大，沉积厚度大，泥底辟和气烟囱体发育，对水合物成藏控制明显，水合物主要通过气体的垂向运聚模式成藏，有利于发育渗漏型水合物藏。

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