劉 杰，孫美靜，楊 睿，鄔黛黛

（1.中國(guó)科學(xué)院廣州能源研究所，廣州 510640；2.中國(guó)科學(xué)院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院，廣州 510640；3.廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局，廣州 510075；4.青島海洋地質(zhì)研究所，山東 青島 266071）

0 引 言

天然氣水合物是以甲烷為主的烴類氣體分子與水分子組成的一種似冰狀固態(tài)物質(zhì)，形成于低溫、高壓和有充足的氣-水來(lái)源環(huán)境中，主要分布于水深大于300 m的海底沉積物或永久凍土帶內(nèi)[1]。天然氣水合物的形成、聚集和分布受到溫度和壓力條件的直接制約。冰期-間冰期旋回過(guò)程中，海底的溫度和壓力條件發(fā)生周期性的變化，天然氣水合物的空間分布和儲(chǔ)庫(kù)也相應(yīng)地發(fā)生變化[2-3]。預(yù)測(cè)冰期-間冰期旋回過(guò)程中天然氣水合物的儲(chǔ)庫(kù)及其變化有助于在全球和區(qū)域尺度上探討水合物分解對(duì)氣候變化的影響和水合物在碳循環(huán)中的作用及其對(duì)海洋生態(tài)環(huán)境的影響等問(wèn)題[4-6]。例如，由于60 ka以來(lái)北太平洋中層水團(tuán)變暖，太平洋圣巴巴拉海盆天然氣水合物頻繁地發(fā)生大規(guī)模的分解[7]。新仙女木末期神狐海域CaCO3含量在 11.3～8.0 ka b.p.期間突然降低，被認(rèn)為是天然氣水合物大規(guī)模分解所留下的獨(dú)特地質(zhì)證據(jù)。這一“低鈣事件”與全球變暖的相位關(guān)系以及底棲有孔蟲(chóng)殼體δ18O特征均表明底層水團(tuán)溫度上升很可能是神狐海域天然氣水合物分解的主要觸發(fā)因素，而不太可能是海平面引起的壓力變化[8]。

除了溫壓條件外，天然氣水合物的形成還受到包括總有機(jī)碳含量、沉積速率及沉積環(huán)境等方面的影響，并隨著古氣候和古沉積環(huán)境的變化而發(fā)生動(dòng)態(tài)演變[9-12]。總有機(jī)質(zhì)碳含量是評(píng)價(jià)烴源巖生烴能力的重要參數(shù)之一；海底沉積物中有機(jī)碳轉(zhuǎn)化的甲烷是形成海域水合物的重要?dú)怏w來(lái)源；而沉積速率不僅會(huì)影響有機(jī)碳的保存和堆積，也會(huì)控制天然氣水合物穩(wěn)定帶（gas hydrate stable zone,GHSZ）的垂向遷移進(jìn)而影響穩(wěn)定帶內(nèi)水合物的聚集和穩(wěn)定。然而，在研究海底GHSZ及水合物的分布規(guī)律時(shí)，前人大多從溫度、壓力、地溫梯度等物理?xiàng)l件的變化來(lái)探討其對(duì)GHSZ厚度的影響，并采用不同的模擬方法來(lái)預(yù)測(cè)南海不同海域現(xiàn)今GHSZ的厚度[13-15]。在預(yù)測(cè)水合物資源量方面，這些研究主要是采用體積法，所涉及的參數(shù)包括含天然氣水合物區(qū)域的面積、GHSZ厚度、沉積層的孔隙度和天然氣水合物的飽和度等“靜態(tài)參數(shù)”。而忽略了GHSZ的厚度、海底顆粒有機(jī)碳的濃度（particulate organic carbon,POC）和沉積速率等因素在天然氣水合物“動(dòng)態(tài)成藏”中的作用。因而，利用體積法估算和預(yù)測(cè)水合物資源量或儲(chǔ)庫(kù)在地質(zhì)歷史時(shí)期的變化方面，具有一定的局限性。

瓊東南盆地是我國(guó)重要的油氣資源產(chǎn)區(qū)，其東部深水區(qū)（西沙海槽）廣泛存在指示天然氣水合物發(fā)育的地質(zhì)、地球物理和地球化學(xué)標(biāo)志[13-16]。例如，海底表層沉積物氣態(tài)烴測(cè)試表明西沙海槽天然氣水合物勘探前景廣闊，且北部陸坡比槽底及南部斜坡具有更好的甲烷異常顯示[16]。本文選擇瓊東南盆地西沙海槽為研究區(qū)，在考慮地溫梯度的橫向變化基礎(chǔ)上，綜合海底溫度等數(shù)據(jù)，厘清該區(qū)域內(nèi)天然氣水合物穩(wěn)定帶分布特征，并利用前人基于運(yùn)移-反應(yīng)數(shù)值模擬推導(dǎo)出的轉(zhuǎn)換函數(shù)，對(duì)微生物成因水合物演化過(guò)程中儲(chǔ)庫(kù)的變化進(jìn)行預(yù)測(cè)，并探討了沉積速率在水合物動(dòng)態(tài)成藏過(guò)程中的作用。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

西沙海槽位于瓊東南盆地東部，呈近東西向展布，海水深度在1 500～3 500 m；其北部與珠江口盆地相鄰，南部為西沙隆起，東南部則與西北次海盆相通；具有西淺東深，且自西向東槽底坡度變緩、寬度變窄的地形特征。西沙海槽的形成與演化可分為三個(gè)階段：古新世-漸新世斷陷階段、早中新世-中中新世裂后熱沉降階段和晚中新世以來(lái)的加速沉降階段。前兩個(gè)階段在構(gòu)造上也稱為寶島-長(zhǎng)昌凹陷；晚中新世以來(lái)發(fā)育北西西向、北東東向和近東西向三組斷裂。西沙海槽內(nèi)部可以劃分為北部斷階帶、北部斜坡、中部凹陷、南部斜坡和西部斷階帶等六個(gè)二級(jí)構(gòu)造單元。陸源碎屑物源來(lái)自紅河和北部陸架區(qū)；更新世冰期海平面的下降和氣候的雙重作用下，陸架區(qū)及西沙隆起區(qū)物源供給得到加強(qiáng)[17-18]。北部的陸坡斜坡坡度在1°～2.1°之間，為堆積型斜坡；斜坡上發(fā)育規(guī)模較大且數(shù)量較多的陸坡峽谷-沖溝以及多組第四紀(jì)塊體搬運(yùn)沉積體系（mass transport deposits,MTDs）[19-20]。中部凹陷區(qū)發(fā)育中央峽谷體系，充填水道-堤壩和較厚的事件型沉積互層，地貌類型包括陡坎、沖刷溝谷、階地等。南部斜坡區(qū)為西沙海臺(tái)，地貌類型眾多，如海山、海丘、小臺(tái)地、洼地等地貌特征[21]。

圖1 （a）瓊東南盆地和研究區(qū)的位置圖；（b）研究區(qū)水深地形圖Fig.1 (a) Locations of the Qiongdongnan Basin and the studying area; (b) Bathymetric map of the studying area (data from National Geophysical Data Center website)

2 數(shù)據(jù)來(lái)源與方法

2.1 GHSZ厚度計(jì)算

GHSZ是一定溫度和壓力條件下，天然氣水合物-水-氣體三相平衡的熱力學(xué)穩(wěn)定范圍。海水層中溫度-壓力曲線與水合物相平衡曲線的交點(diǎn)是天然氣水合物穩(wěn)定存在的最小水深。海底以下的沉積地層中地溫梯度曲線與水合物相邊界交點(diǎn)的深度是天然氣水合物穩(wěn)定存在的最大深度；該交點(diǎn)到海底的距離即為GHSZ厚度。

模擬GHSZ厚度考慮的參數(shù)包括鹽度、海底深度、海底溫度和地溫梯度。瓊東南水深大于 200 m的海水鹽度平均值約為34.5‰[22]。假設(shè)海底淺層沉積物的孔隙流體鹽度與海水平均鹽度一致，采用孔隙水為 34.5‰的 NaCl溶液模擬計(jì)算天然氣水合物穩(wěn)定域的厚度。海底深度數(shù)據(jù)來(lái)源于美國(guó)國(guó)家地球物理數(shù)據(jù)中心的ETOP02數(shù)據(jù)庫(kù)；水合物相平衡曲線中的壓力通過(guò)水深數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)換獲得。海底溫度數(shù)據(jù)來(lái)源于美國(guó)國(guó)家海洋和大氣管理局的WOA13模型。如圖2a所示，研究區(qū)水深小于300 m的區(qū)域，海底溫度大于15℃，在600 m處，海底溫度開(kāi)始降低到滿足天然氣水合物形成的臨界最高溫度（約7.4℃），并隨海水深度增加，溫度急劇下降，在約1 750 m，海底溫度達(dá)到3℃。此后溫度緩慢下降，在約3 000 m處海底溫度趨于穩(wěn)定，且達(dá)最低溫度（約2℃）。

地溫梯度數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[23-27]。如圖2b所示，西沙海槽的地溫梯度具有由陸緣向中央海盆方向逐漸升高的趨勢(shì)，是具有高熱流背景的海域。地溫梯度變化區(qū)間為65～120℃/km，平均熱流值為90℃/km；其中位于研究區(qū)中部的高熱流帶呈近 NE向展布，分布范圍在100～120℃/km之間。研究區(qū)域地溫梯度的分布特征表明該區(qū)大地?zé)崃鳎崃髦党詿釋?dǎo)率即為地溫梯度）受到地幔熱流的控制，沿地殼厚度減薄的方向呈上升趨勢(shì)。

圖2 瓊東南盆地東部深水區(qū)海底溫度（a）和地溫梯度（b）分布圖（圖b中紅色十字線表示海底熱流探針的位置）Fig.2 Contour map of seafloor temperature (a) interpolated from WOA 13 model and the geothermal gradient (b) of the deep-water area of east Qiongdongnan Basin

末次冰期-間冰期旋回期間，水合物穩(wěn)定存在的溫度和壓力條件也隨之發(fā)生周期性的變化。特別是距今約17～18 ka的末次冰期鼎盛時(shí)期，南海海平面下降幅度最大可達(dá)120～130 m，海底溫度降低幅在1～3℃之間[28-30]?；跓崃W(xué)理論的CSMHYD程序，可計(jì)算不同鹽度、不同氣體組分下穩(wěn)定帶的溫壓條件。采用該程序計(jì)算西沙海槽現(xiàn)今的 GHSZ厚度，并模擬計(jì)算海平面下降125 m和海洋底水溫度降低2℃時(shí)，西沙海槽末次盛冰期時(shí)的GHSZ厚度。

2.2 天然氣水合物儲(chǔ)庫(kù)的預(yù)測(cè)

甲烷水合物在海洋沉積物中的聚集受到大量物理和生物化學(xué)作用的控制，包括氣體 GHSZ的厚度、孔隙流體中甲烷的溶解度、海底顆粒有機(jī)碳的濃度、有機(jī)質(zhì)的微生物降解動(dòng)力學(xué)過(guò)程和沉積物壓實(shí)作用等因素。WALLMANN等[9]利用運(yùn)移-反應(yīng)數(shù)值模擬探討了上述因素對(duì)水合物形成與甲烷通量的影響，并根據(jù)數(shù)值模擬的結(jié)果擬合出了甲烷水合物所含的總碳量（depth-integrated inventory of methane hydrate,GHI,kg C/m2）與GHSZ的厚度（LGHSZ，m）、海底 POC（wt%）和近海底的平均沉積速率（sedimentation rate,SR,cm/ka）的轉(zhuǎn)換函數(shù)，最后利用該公式估算全球甲烷水合物的含碳量[9]。與基于成藏思路的水合物資源量評(píng)價(jià)（如體積法）所不同，該類方法從微生物甲烷氣的生成機(jī)理及影響因素出發(fā)，量化了部分影響甲烷氣生成的重要因素，并引入 GHSZ厚度作為重要的輸入?yún)?shù)，便于直觀地評(píng)價(jià)出水合物聚集區(qū)礦藏的“豐度”。

圖3 瓊東南盆地東部深水區(qū)全新世（a）和晚更新世冰期（b）沉積速率分布圖（圖中紅色圓圈表示部分?jǐn)?shù)據(jù)點(diǎn)）Fig.3 Distribution maps of sedimentation rate during the Holocene (a) and Late Pleistocene glacial (b) in the deepwater area of eastern Qiongdongnan Basin

采用上述方法對(duì)研究區(qū)內(nèi)微生物成因甲烷水合物的甲烷碳量進(jìn)行模擬預(yù)測(cè)，計(jì)算公式如下：

式中：a=0.002848 ± 0.00049；b=1.681 ± 0.027；c=24.42 ± 7.2；d= 0.9944 ± 0.1；e=-1.441 ± 0.19；f=0.3925 ± 0.032。假定海底POC不變，取1.2%。

通過(guò)文獻(xiàn)獲得該區(qū)域內(nèi)間冰期即全新世（氧同位素1階，MIS1）和晚更新世冰期（氧同位素2階，MIS2）的沉積厚度。全新世和晚更新世冰期的底部年齡分別取12.05 ka和24.11 ka，重新計(jì)算和統(tǒng)計(jì)這兩個(gè)時(shí)期的沉積速率。如圖3所示，瓊東南盆地全新世和晚更新世冰期的沉積速率分布趨勢(shì)基本一致，其分布規(guī)律呈現(xiàn)受物源和地形控制的特征，整體表現(xiàn)為“兩邊高，中央低”和“西低東高”的特征。即由北部陸架區(qū)向中部深海槽底方向，由西部淺水區(qū)向東部深水區(qū)逐漸增大的特征。晚更新世冰期，研究區(qū)西部和東北部沉積速率相對(duì)較高，范圍分別在12～30 cm/ka和14～35 cm/ka之間；全新世時(shí)期，研究區(qū)沉積速率整體明顯降低，西部和東北部沉積速率分別降低至10～20 cm/ka和10～14 cm/ka。晚更新世冰期和全新世較大的沉積速率差異與前人的研究結(jié)論一致[31-33]。例如，李學(xué)杰[33]統(tǒng)計(jì)南海西部深水區(qū)瓊東南海域范圍內(nèi) MIS2期的平均沉積速率為 17.26 cm/ka，MIS1期平均沉積速率為11.88 cm/ka。MIS2期沉積速率是MIS1期的1.45倍。黃維等[32]對(duì)南海末次冰期以來(lái)的堆積速率進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)，計(jì)算出瓊東南海域深水區(qū)MIS1期和 MIS2期的沉積速率分別為7.54 cm/ka和12.92 cm/ka，整體上冰期時(shí)堆積速率高于冰后期，且主要為陸源物質(zhì)的貢獻(xiàn)，指出冰期-間冰期旋回中沉積速率的差異可能是由于冰期海平面的下降，使得陸源物質(zhì)的供給量增大導(dǎo)致。

3 結(jié)果與討論

3.1 GHSZ的分布

利用網(wǎng)格化方法得出同一坐標(biāo)點(diǎn)處海水深度、海底溫度和地溫梯度。根據(jù)前述原理，計(jì)算得到了甲烷GHSZ厚度的平面分布（圖4）。整體上看，天然氣GHSZ隨著海水加深，從凹陷邊緣向凹陷中心呈現(xiàn)逐漸增厚的趨勢(shì)，但分布不均一。該區(qū)域內(nèi)天然氣水合物出現(xiàn)的最小水深在600 m左右；小于600 m的區(qū)域由于海底溫度偏高，不存在GHSZ。600～650 m范圍內(nèi)形成的GHSZ厚度較薄，對(duì)溫壓條件的變化較為敏感，容易受到中層水團(tuán)的變暖發(fā)生分解。水深小于1 km時(shí)，GHSZ的平均厚度從0 m迅速增加到80 m左右；水深在1～2 km時(shí)，GHSZ厚度從80 m逐漸增加到150 m左右；大于2 km時(shí)，GHSZ厚度呈現(xiàn)緩慢增加的特征。這表明水柱引起的壓力效應(yīng)在水深小于1 000 m以內(nèi)相對(duì)較大。

晚更新世冰期以來(lái)甲烷GHSZ的分布范圍基本不變，約為6.02 × 1010m2；GHSZ厚度最大的區(qū)域呈條帶狀或環(huán)狀分布位于研究區(qū)的中東部和東南部。東南部區(qū)域，穩(wěn)定帶的最大厚度超過(guò) 300 m。晚更新世冰期和全新世甲烷GHSZ的平均厚度分別為175 m和160 m，平均僅減薄15 m。由此可見(jiàn)，盡管晚更新世冰期海平面最大下降了 125 m，但約2℃的底水溫度降低抵消了海平面下降對(duì)于天然氣水合物穩(wěn)定性的影響。因此，溫度變化對(duì)GHSZ的影響比壓力變化的影響更大。

圖4 瓊東南盆地東部深水區(qū)全新世（a）和晚更新世冰期（b）GHSZ厚度分布圖（圖中紅色圓圈表示部分?jǐn)?shù)據(jù)點(diǎn)）Fig.4 The thickness distribution maps of GHSZ during the Holocene (a) and Late Pleistocene glacial (b) in deep water area of eastern Qiongdongnan Basin

3.2 晚更新世冰期以來(lái)天然氣水合物儲(chǔ)庫(kù)的變化

利用網(wǎng)格化方法得出同一坐標(biāo)點(diǎn)處的沉積速率，采用前述轉(zhuǎn)換函數(shù)和甲烷GHSZ的等值線圖，得到晚更新世冰期和全新世天然氣水合物濃度的平面分布（圖5b）。晚更新世冰期微生物甲烷形成的水合物濃度在0～30 kg C/m2之間，平均值約為12 kg C/m2，分布面積約為5.53 × 104km2。微生物甲烷所含的總碳量約為6.64 × 108t（圖5b）。全新世微生物甲烷形成的水合物濃度在0～20 kg C/m2之間，平均值約6.23 kg C/m2，分布面積約4.97 × 104km2（圖5a）；微生物甲烷所含的總碳量約為3.1 × 108t，比晚更新世冰期減少約3.54 × 108t，折算成標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下分解出的甲烷氣約為0.78 × 1012m3。

如果在晚更新世冰期全新世氣候循環(huán)期間，水合物分解形成的甲烷氣沒(méi)有發(fā)生大規(guī)模的泄漏，那么由于沉積作用，分解形成的甲烷氣將聚集在GHSZ底部之下。當(dāng)GHSZ的相邊界穩(wěn)定條件再次恢復(fù)時(shí)，甲烷將發(fā)生向上的運(yùn)移，重新進(jìn)入到 GHSZ內(nèi)。這個(gè)循環(huán)過(guò)程可能會(huì)導(dǎo)致 GHSZ底部附近形成高飽和度水合物層段[34]。即在較冷的晚更新世冰期形成的水合物充當(dāng)了“碳匯”的角色。另外，天然氣水合物的持續(xù)埋藏和分解也會(huì)造成 GHSZ底部下形成一定高度的氣柱。如果這個(gè)氣柱達(dá)到臨界高度，氣體壓力可能重新激活現(xiàn)有斷層，引發(fā)大規(guī)模的海底滑坡或塌陷[19]；同時(shí)，甲烷將迅速釋放到海洋中[35]。進(jìn)入海水后，甲烷氣將被氧化形成 CO2，可能會(huì)導(dǎo)致海水中氧濃度降低和海底碳酸鹽礦物溶解，引發(fā)一系列的生態(tài)環(huán)境效應(yīng)[8]。

圖5 不考慮流體運(yùn)移時(shí)全新世（a）和晚更新世冰期（b）微生物成因水合物的濃度分布Fig.5 Distribution map of the methane hydrate concentration (kg C/m2 ) unconsidering fluid flow formed from microbial methane production during the Holocene (a) and Late Pleistocene glacial (b) in the study area

西沙海槽的北部陸架較寬，因此晚更新世冰期期間，海平面的大幅度下降會(huì)造成陸架區(qū)大面積的暴露而遭受侵蝕，相應(yīng)地該時(shí)期陸坡區(qū)的沉積速率會(huì)明顯增大。由于晚更新世冰期和全新世甲烷GHSZ的厚度和分布范圍變化不大，在不考慮POC變化的情況下，兩個(gè)時(shí)期的甲烷水合物濃度和儲(chǔ)庫(kù)主要受到沉積速率的控制。沉積速率大的區(qū)域，原位微生物成因甲烷水合物的濃度也相應(yīng)較大。以HX17站位為例，該站位水深1 639 m，晚更新世冰期和全新世甲烷GHSZ厚度分別為189 m和173 m，沉積速率分別為22.6 cm/ka和13.5 cm/ka，相應(yīng)的水合物濃度為19.1 kg C/m2和7.7 kg C/m2。由此可見(jiàn)，沉積速率的變化可能是造成西沙海槽冰期與間冰期水合物儲(chǔ)庫(kù)變化的重要因素。

值得注意的是，天然氣水合物的形成常常與匯聚性流體運(yùn)移或含氣流體對(duì)流有關(guān)[36-37]，但本文所采用的模型只考慮了原地甲烷的供給，沒(méi)有考慮含甲烷流體的遷移，因此，該方法只適用于對(duì)“自生自儲(chǔ)擴(kuò)散型”即原地富集的水合物藏的資源量進(jìn)行估計(jì)。假設(shè)含天然氣水合物沉積物的平均孔隙度取45%，沉積物孔隙中天然氣水合物的飽和度取1.2%，氣體體積膨脹因子取 160，采用體積法估算全新世甲烷總資源量為8.32 × 1012m3。而不考慮流體運(yùn)移時(shí)，全新世原位微生物成因水合物所含甲烷量?jī)H0.62 × 1012m3。兩者之差可以認(rèn)為是含甲烷流體運(yùn)移所形成的天然氣水合物資源量，約為7.7 × 1012m3，相當(dāng)于原位微生物成因水合物總量的12倍。這表明流體運(yùn)移是研究區(qū)天然氣水合物烴類氣體來(lái)源的主要方式，原地?zé)N類供應(yīng)次之。即富含甲烷流體或游離甲烷氣的運(yùn)移是控制該區(qū)天然氣水合物藏富集的重要因素。

4 結(jié) 論

（1）晚更新世冰期以來(lái)，西沙海槽甲烷 GHSZ的分布受到水深、底水溫度和地溫梯度等因素的影響，但其厚度變化不大。整體而言，甲烷GHSZ厚度隨水深的增加而增厚，但底水溫度變化對(duì) GHSZ厚度的影響比海平面（壓力）變化的影響更加明顯。研究區(qū)水深超過(guò)600 m的海域具備適于天然氣水合物賦存的溫壓條件。甲烷GHSZ最大厚度約300 m，位于研究區(qū)的中東部和東南部。

（2）更新世冰期和全新世甲烷水合物濃度平均值分別約為12 kg C/m2和6.23 kg C/m2；微生物甲烷所含的總碳量分別約為 6.64 × 108t和 3.1 × 108t。兩者之差即為晚更新世冰期以來(lái)微生物成因水合物所釋放的甲烷量，減少約3.54 × 108t，折算成標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下甲烷氣約為0.78 × 1012m3。更新世冰期以來(lái)，底水溫度的升高抵消了海平面上升對(duì)于天然氣水合物穩(wěn)定性的影響。導(dǎo)致冰期-間冰期旋回過(guò)程中原地微生物成因水合物儲(chǔ)庫(kù)變化的關(guān)鍵因素是甲烷供給及沉積速率，而不是溫壓條件的變化。

（3）體積法計(jì)算獲得的全新世原位微生物成因水合物所含甲烷量?jī)H0.62 × 1012m3，而含甲烷流體運(yùn)移所形成的天然氣水合物資源量約為7.7 × 1012m3，相當(dāng)于原位微生物成因水合物總量的12倍。這表明富含甲烷流體或游離甲烷氣的運(yùn)移是控制該區(qū)水合物藏富集的重要因素。