陆缘地区天然气水合物成藏地质模式

Ｖｏｌ．３０，Ｎｏ．６，Ｄｅｃ．２０１０

第３ＲＩＮＥＧＥＯＬＯＧＹ　＆ＱＵＡＴＥＲＮＡＲＹＧＥＯＬＯＧＹ　０卷第６期　　　　　　　ＭＡ　　

：／ＤＯＩ１０．３７２４ＳＰ．Ｊ．１１４０．２０１０．０６０８５

陆缘地区天然气水合物成藏地质模式

杨木壮１，潘安定１，沙志彬２

（）广州５广州５１广州大学地理科学学院，１０００６；１０７６０　２广州海洋地质调查局，

摘要：天然气水合物的成藏与其所处地质构造环境密切相关，陆缘地区天然气水合物成藏地质模式可分为成岩型、构造型和复合型三类。成岩型水合物主要受沉积因素控制，成藏气体以浅层生物成因气为主，水合物大多呈分散状存在于相对渗透层中，丰度较低。构造型水合物主要受构造因素控制，由热成因气或者混合气从较深部位沿断裂、泥火山或其他通道快速运移至水合物稳定域而形成，水合物主要分布在构造活动带周围，丰度较高。复合型水合物同时受到成岩作用和构造作用控制，水合物主要分布在构造活动带周围的相对渗透层中。

关键词：成藏地质模式；天然气水合物；陆缘

（）中图分类号：Ｐ７４４．４　　　文献标识码：Ａ　　　文章编号：０２５６１４９２２０１００６００８５０６－－－　　按成矿气体来源天然气水合物成藏可分为两种

１］

：，类型［第一类为成岩型（生物成因型）由生物化学甲烷形成；第二类为热成因型，由热成因的甲烷、乙烷或丙烷等轻的烃类气体形成，目前，这两类水合物都已被发现和证实。在黑海，这两类水合物同时存在。其中，热成因型水合物主要聚集在泥火山发育地区和背斜部位，而成岩型水合物主要分布于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似海底反射（和垂向速度－振幅异常ＢＳＲ）

［２］

（。从目前已经发现的天然气水合物的Ｖ′ＡＭＰ）

分布情况来看，水合物的形成与其所处的地质构造

物成藏系统概括为静态系统和动态系统两种成藏地

［３］

）。质模式（图１

静态系统是指由于冷却、挤压或天然气丰度增加形成的水合物，水合物生成的重要原因不是外来物质的供给，而是系统内组分的变化。静态系统可分为３种模式：

（）——低温模式：冷却作用—在该模式中，天然１

、气水合物可以在气藏（游离气＋水）含水层（饱和气）和冻结层（与冰的接触面）内生成，水合物呈分散状存在于岩石中或者与已经存在的气藏共生。（）——海侵模式：挤压作用—在游离气和水的系２

统中，由于受到挤压，随着压力不断增大，水合物逐渐形成，其生成模式与低温模式相似。

（）——成岩作用模式：天然气丰度增大—在沉积３

压实过程中，溶于孔隙水中的生物气丰度不断增加，在气体弹性达到水合物形成的平衡压力时即可形成水合物。

动态系统是指与反应带进行物质交换时形成天然气水合物的系统，主要有４种模式：

）（渗流模式：在渗流条件下，当含气体的渗流１

到达水合物稳定带后，流体中的气体呈过饱和状态而生成水合物。这是沉积层中最广泛的区域气－水渗流方式，在太平洋和大西洋发现的水合物显示多半是按此模式生成的。

（）泥火山作用模式：泥火山作用形成的水合物２

主要赋存在经受过快速沉降的巨厚年轻沉积层内，埋深不大，在黑海和墨西哥湾都发现了大量此类水合物。

（）沉降模式：该模式以崩塌沉降的重力流理论３为基础，水合物形成于毗邻宽广陆架的重力构造发育的陡峭陆坡带。这种模式是在对中美海沟斜坡深

环境密切相关，不同的构造背景及流体活动机制往往导致了不同的水合物形成机理和分布规律。认识各种构造环境中的天然气水合物形成机理，对海域天然气水合物调查与研究具有重要的科学指导意义。本文在充分了解目前世界上主要的天然气水合物成藏地质模式观点的基础上，提出几种重要的陆缘天然气水合物成藏地质模式，希望能为我国海域天然气水合物调查与研究提供基本地质模式参考。

１　水合物成藏模式

１．１　静态和动态模式

前苏联学者Ｇ将天然气水合ｉｎｓｂｕｒ１９９０）ｇ等（

）；基金项目：国家自然科学基金项目（国土资源部海洋４０７４６０２８）油气资源与环境地质重点实验室项目（ＭＲＥ２００９１１

，作者简介：杨木壮（男，博士，教授，主要从事海洋地质１９６５—）：与自然地理研究，Ｅ－ｍａｉｌａｎｍｚ１ｃｎ．ｎｅｔ＠２ｙｇ

；收稿日期：改回日期：２０１００３２９２０１００７１３．－－－－　周立君编辑

海洋地质与第四纪地质　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　８６２０１０年　

（）图１　水合物成藏模式（静态系统Ⅰ、据Ｇｉｎｓｂｕｒ１９９０Ⅱ和动态系统Ⅲ、Ⅳ）ｇ等，

且缺乏足够数量的水，仅有部分气体形成水合物；Ⅰ－水合物生成带高于气水接触面，Ⅱ－水合物生成带低于气水接触面，生成水合物的气体数量不断增加；且沿产层有含游离气和溶解气的层间水向上渗流，Ⅲ－水合物生成带位于产气层之上、水合物开始成藏；Ⅳ－在水合物充填程度高的情况下，水合物生成带变得不透水和不透气，并在其下形成常规气藏。

，）ａｓＦｉ．１　Ｇｅｏｌｏｉｃａｌｍｏｄｅｌｓｏｆｈｄｒａｔｅｓｄｅｏｓｉｔｓ（ｆｒｏｍ　Ｇｉｎｓｂｕｒｅｔａｌ１９９０　　　　　　ｇｇｇｇｙｐ　

海钻探（成果总结后提出的。ＤＳＤＰ５７０井）

（）岩块位移模式：含气藏的巨大岩块像断块那４

样从或陆架沉降到较深的水下环境而形成水合物，且其致密性没有被破坏。这种模式在效果上与海侵模式相似。１．２　生物成因模式

有关同位素等地球化学数据表明，目前发现的海底天然气水合物藏绝大多数由生物成因气所形成。对于其形成机制，学者们曾有过两种不同的观点：一种是原地细菌生成模式。Ｋｖｅｎｖｏｌｄｅｎ等（）基于布莱克海台天然气水合物藏的研究认１９８３

为，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，在此区间内可生成游离气，但如果有合适的运移通

４］

。道，这些气体将会运移回到上覆水合物稳定区［

的环境包括具有沉积物增生楔的俯冲带、无增生楔的俯冲带以及高沉积速率区，其特征是由地壳构造变形压缩或由沉积物的侧向压实作用导致大量流体排放，所形成的天然气水合物大多数聚集在ＢＳＲ之上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状，而上界则是扩散和渐变的。１．３　Ｍｉｌｋｏｖ等的圈闭模式

提出与常规油气圈闭概念相Ｍｉｌｋｏｖ等（２００２）

似的构造圈闭型、地层圈闭型以及复合圈闭型３种

６］

。水合物成藏类型［

构造圈闭型水合物藏主要由热成因气、生物成因气或者混合气从较深部位的含油气系统沿断裂、泥火山或其他构造通道快速运移至水合物稳定域中（如墨西哥湾西北部、水合物脊、哈肯摩滋比泥火山，等）通常可以在海底或较浅的沉积物中直接取到样品。构造圈闭型水合物藏的三维形态受流体通道几何形态、流体流速、天然气组成和温压场等因素控制，水合物通常位于活动断裂附近和泥火山口。这类水合物藏沉积物中水合物的含量通常较高，因而，具有较高的资源密度和开采价值，开发与生产的成本也较低。地层圈闭型水合物藏产于渗透性相对较高的沉积物中，主要由原地产出或从深部缓慢迁移

另一种为孔隙流体运移模式。Ｈｎｄｍａｎ等ｙ

（）认为大多数甲烷是在水合物稳定域之下由微１９９２

生物生成的，特定的地质环境促使孔隙流体向上运

５］

；移，将甲烷带入水合物稳定域内形成水合物［这样

　第６期等：陆缘地区天然气水合物成藏地质模式　　杨木壮，８７而来的生物成因气所形成（如布莱克海台、墨西哥湾。水合物藏的三维形态日本南海海槽）的小型盆地、

受渗透性相对较高的地层几何形态所控制，水合物主要赋存于那些有利于流体运移并为水合物提供成核空间的粗粒沉积物中，深度通常大于海底以下５０因而一般难以直接取得水合物样品。这类水合ｍ，

物藏的沉积物中水合物的含量通常较低，因而可采率低，而开发与生产成本相对较高。但也有例外情况，在日本南海海槽的水合物藏中，渗透性很高的薄砂层中水合物的含量很高，可以高达整个孔隙的具有开发价值。复合圈闭型水合物藏则主要８２％，

由活动断裂或底辟构造快速供应的流体（天然气和水）在渗透性相对高的沉积物中所形成，水合物脊、布莱克海台、日本南海海槽等地也具有这种复合型的水合物藏。

３

／。根据微生物学家的研究资料，不同区域４．５ｃｍｇ

海

３洋沉积层的生化气生成速度通常可达１０－１　

３３／（·ｓ）数量级，有时可增大一个数量级，但ｃｍｃｍ

不会超过两个数量级。

２　成岩型水合物成藏地质模式

成岩型水合物的形成与分布主要受沉积因素控制，其成藏气体以生物成因气为主，既有原地细菌生

７］

。在富碳沉积成的，也有经过孔隙流体运移来的［

区，甲烷气主要在水合物稳定域中生成，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，并在相对高的渗透层中富集。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，在此区间内可生成游离气，但如果有合适的运移通道，这些气体将会运移回到上覆水）。合物稳定区（图２

沉积物早期成岩氧化还原反应存在明显的垂直分带性，其中甲烷的生成在这种反应中占有重要位置。甲烷生成从海底之下一定深度开始，这一深度就是孔隙水硫酸盐离子浓度降低的地方（与海水相，比浓度约降低８一般为海底下０有０％）．２～２００ｍ，

时可深达６深度大小主要取决于沉降速率和００ｍ，沉积物中有机质的含量。三角洲、深水碎屑环境、浅，海环境以及部分非海相环境（特别是煤沼）都是有利于生物成因甲烷气生成和聚集的沉积环境。

根据国外学者研究，为了能在３～４℃温度下从孔隙水中析出第一批水合物，水中应积聚１．５～１．７

３

／速度应不ｃｍｇ的甲烷。若生气作用持续１万年，

－１２３３　

／（·ｓ）（小于（饱含水岩２．３～２．７）×１０ｃｍｃｍ

图２　成岩型水合物成藏模式

Ｆｉ．２　Ｇｅｏｌｏｉｃａｌｍｏｄｅｌｏｆｄｉａｅｎｅｔｉｃｈｄｒａｔｅｄｅｏｓｉｔｓ　　　　　ｇｇｇｙｐ

根据上述情况，成岩型水合物的生成实际上早于全新世，即主要形成于全新世以前的富含有机质的沉积层里，在硫酸盐还原带以下，水合物大多呈分散状，。布莱克海台、丰度较低（一般小于１墨西哥湾小型％）盆地、日本南海海槽都存在成岩型水合物矿藏。

３　构造型水合物成藏地质模式

构造型成藏地质模式根据主要的构造控制因素可进一步细分出断裂－褶皱构造、底辟或泥火山、滑

７］

。塌构造等成藏地质模式［

３．１　断裂－褶皱构造

在被动陆缘的盆地边缘、海隆或海台脊部，在水合物稳定带之下经常伴生有多条正断层，正是这些断层为深部气源向浅部运移提供了通道，而浅部的褶皱构造可适时圈闭住运移到浅部的气体，形成构造型水合物及其ＢＳＲ。由于浅部沉积层扭曲变形及断裂作用，ＢＳＲ显示出轻微上隆并被断层错断，部分气体可通过断层再向上迁移进入水体形成“羽，状流”在海底形成“梅花坑”地貌，发育各种化能自）。养生物群落（图３

。若生气持续１层，孔隙度为５生气速０％）０万年，度可以小一个数量级。在较高温度条件下，要生成水合物则要求水中含有更大的含气量。在１０℃时

３

，每克水需含气２在２要求含气量为．５ｃｍ０℃时，

海洋地质与第四纪地质　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　８８２０１０年　

或游离气）作为现代水合物聚集稳定存在的特殊自然环境。全球海洋中具有这种流体逸出迹象的海底不少于７它们都是天然气水合物存在的有利远０处，景区。

被动陆缘内巨厚沉积层塑性物质及高压流体、陆缘外侧火山活动及张裂作用，是底辟构造发育的有利条件，如美国东部边缘南卡罗莱纳盐底辟构造、布莱克洋脊泥底辟构造、非洲西海岸刚果扇北部盐底辟构造、尼日尔陆坡三角洲小规模底辟构造。而黑海、里海、鄂霍茨克海、挪威海、格陵兰南部海域和贝加尔湖等，都已发现存在天然气水合物的海底泥火山。

底辟构造或泥火山形成的水合物往往呈环带状分布在底辟构造或海底泥火山周围，有的直接出露于海底，在底辟周围可见清晰的Ｂ在泥火ＳＲ显示，山口周围常发育着大量的局限化能自养生物群落（）。底辟构造或泥火山水合物成藏的实例有南图４

卡罗莱纳近海盐底辟构造、非洲西海岸尼日利亚滨外等。

图３　断裂－褶皱构造水合物成藏模式Ｆｉ．３　Ｇｅｏｌｏｉｃａｌｍｏｄｅｌｏｆｆａｕｌｔｆｏｌｄ　　　－ｇｇ

ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄｈｄｒａｔｅｄｅｏｓｉｔｓ　　ｙｐ

断裂－褶皱构造型水合物藏通常以断裂系统控制的渗流模式形成，一般发生于断裂发育、流体活跃的断褶带，流体以垂向运移方式为主，成矿气体主要为中深层热解气。

在断褶带，以断裂为主的运移通道体系以及与不整合面有关的运移通道体系起主导作用，气体运气体沿断层和不整移方式以随流－热对流型为主，

合面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，当富含烃类气体的上升流进入水合物稳定域时，即可形成天然气水合物。布莱克海台、印度西部陆坡、阿拉斯加北部波弗特海、挪威西北巴伦支海熊岛盆地都具有断裂－褶皱构造型水合物的成藏特征。３．２　底辟构造或泥火山

在地质应力驱使下，深部或层间的塑性物质（泥、盐）垂向流动，致使沉积盖层上拱而形成底辟构造，当塑性流刺穿海底时，即形成泥火山。海底泥火山和泥底辟是海底流体逸出的表现，当含有过饱和气体的流体从深部向上运移到海底浅部时，由于受到快速过冷却作用而在泥火山周围形成天然气水合物。因此，深水海底流体逸出处往往是气体（溶解气

图４　泥火山水合物成藏模式（据Ｍ修改）ｉｋｏｖ等，２００２，

Ｆｉ．４　Ｇｅｏｌｏｉｃａｌｍｏｄｅｌｏｆｍｕｄｖｏｌｃａｎｏ　　　　ｇｇ

ｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄｈｄｒａｔｅｄｅｏｓｉｔｓ　　ｙｐ

　第６期等：陆缘地区天然气水合物成藏地质模式　　杨木壮，８９３．３　滑塌构造

滑塌构造是指海底土体在重力作用下发生的一种杂乱构造活动。深水海底滑塌构造与天然气水合物关系密切。一方面，滑塌构造是水合物形成与分布的有利地质体。首先，海底滑塌体由沉积物快速堆积而成，地震反射特征表现为杂乱反射，沉积物一般具有较高孔隙度，可为水合物形成提供所需的储集空间；其次，由于快速堆积，沉积物中的有机质碎屑物在尚未遭受氧化作用情况下即被迅速埋藏而保存下来，经细菌作用可转变为大量的甲烷气体；同时，由于滑塌沉积物分选性差、渗透率低，不利于气体疏导，能较好地屏蔽压力，可为水合物形成提供良好压力环境。另一方面，滑塌本身可能是由于水合物分解而产生的构造效应。

与滑塌构造伴生的水合物最有可能分布在毗邻宽广陆棚（或带有含气沉积壳层的古陆棚）的陡峭陆坡上。在滑塌构造附近，天然气水合物主要以孔隙流体运移模式形成。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，烃类气体向浅部地层扩散、渗滤，水合物的形成速度明显慢于甲烷的生成速度，所形成的天然气水合物大多数聚集在Ｂ天然气水ＳＲ上一个相对狭窄地带，合物稳定带的底界呈不连续或突变状，而上界则是）。挪威海Ｓ扩散和渐变的（图５ｔｏｒｅａ滑塌区具有ｇｇ

典型的滑塌构造型水合物成矿特征。

４　复合型水合物成藏地质模式

复合型水合物藏同时受到成岩作用和构造作用控制，其成藏气体既有由活动断裂或底辟构造快速，供应的流体（天然气和水）又有通过孔隙流体运移，从侧向或水平运移来的浅层生物气，流体通过成在渗透性相对高的沉积物岩—渗流混合成矿作用，

［７］

）。复合型水合物成藏实例有水合中所形成（图６

物脊、布莱克海台、日本南海海槽等。

图６　复合型水合物成藏模式

Ｆｉ．６　Ｇｅｏｌｏｉｃａｌｍｏｄｅｌｏｆｃｏｍｌｅｘｈｄｒａｔｅｄｅｏｓｉｔｓ　　　　　ｇｇｐｙｐ

５　结论

（）天然气水合物是一种非常规的有机能源矿１

产，其成藏机制尚在探索之中。国外天然气水合物调查与研究实践表明，在活动陆缘和非活动陆缘的区域构造背景中，天然气水合物的形成与分布各具特色。从主要地质构造环境来看，陆缘地区天然气水合物成藏地质模式可分为成岩型、构造型和复合型三类。

）（不同类型水合物藏具有不同成藏机制，成藏２

方式各不相同，所形成的水合物在空间上有着不同的分布形式。以南海北部西沙海槽区为例，成岩型水合物有原地细菌生成模式和孔隙流体运移模式两

图５　滑塌构造水合物成藏模式

Ｆｉ．５ｅｏｌｏｉｃａｌｍｏｄｅｌｏｆｓｌｉｄｉｎｃｏｎｔｓｏｌｌｅｄｈｄｒａｔｅｄｅｏｓｉｔｓ　Ｇ　　　　　ｇｇｇｙｐ　

种成藏机制，分别发生在斜坡地带和滑塌构造附近；构造型水合物主要为断裂系统控制的渗流模式，一

海洋地质与第四纪地质　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　９０２０１０年　

般发生于断裂发育、流体活跃的断褶带；而复合型水合物主要出现在台地或海底高原处。

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ＧＥＯＬＯＧＩＣＡＬ　ＭＯＤＥＬＳＯＦＧＡＳＨＹＤＲＡＴＥＳＤＥＰＯＳＩＴＳ　　　　

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１１２

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（，，；１ＳｃｈｏｏｌｏｆＧｅｏｒａｈｉｃａｌＳｃｉｅｎｃｅｓＧｕａｎｚｈｏｕＵｎｉｖｅｒｓｉｔＧｕａｎｚｈｏｕ５１０００６，Ｃｈｉｎａ　　　　　ｇｐｇｙｇ

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