2014, Vol. 57
2. 中国科学院南海海洋研究所, 广州 510640;
3. 广州海洋地质调查局, 广州 510075
2. South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China;
3. Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510075, China
1 引言
天然气水合物是由小型气体分子和水分子构成的似冰状固态化合物，自然界中分布最为广泛的是甲烷水合物(Sloan，1998).水合物的形成需要低温高压环境，并且当孔隙水含甲烷浓度超过甲烷溶解度时才能形成水合物，因此，海洋水合物常分布于水深大于300m的陆坡带(Paull et al., 1996；Xu and Ruppel， 1999；Dickens，2001；Bhatnagar et al., 2007).天然气水合物具有巨大的资源潜力(Milkov，2004)，同时，是海洋油气开发工程事故和海底滑坡的重要诱因(Borowski and Paull， 1997；Sultan et al., 2004)，也是全球碳循环的重要环节(Kvenvolden，1988；Dickens，2003)，但对这一系列问题的准确评价依赖于正确理解海底沉积中天然气水合物的聚集演化过程.
特定位置水合物的产出特征可通过钻井取芯、孔隙水地球化学、温度异常、速度和电阻率测井以及地震属性等手段量化描述，但却无法透析沉积体中水合物的形成过程和水合物成藏的控制机理.事实上，水合物只是海底复杂系统中的一个重要构成因素，其中包含了气体的动力学输入和输出过程(Dickens，2003)，传质形式为扩散和对流(Xu and Ruppel， 1999).世界上大多数水合物气体为生物成因甲烷气，或原位生成，或深部生物气进入上覆水合物稳定带(Milkov et al., 2005).水合物层中原位生物成因气往往难以满足大量水合物形成的需要，如美国东海岸布莱克海台的水合物成藏(Egeberg and Dickens， 1999；Bhatnagar et al., 2007)，而美国西部俄勒冈外海水合物脊的水合物形成主要受深源甲烷气控制(Torres et al., 2004).
南海北部陆坡同时具有被动大陆边缘和活动大陆边缘的特点，深部流体活动异常活跃，局部地区热流较高，沉积速率较大，形成了有别于世界典型构造环境的天然气水合物成藏系统，并发现了一系列天然气水合物存在的地质、地球物理、地球化学和生物证据，表明具有良好的天然气水合物资源远景(吴能友等，2009).南海北部陆坡是目前我国海洋天然气水合物调查研究的重点区域，而神狐海域被认为是其中最有希望的区块之一.基于天然气水合物的产 出标志，广州海洋地质调查局在神狐海域水深1108~1235 m 通过钻探获得了水合物岩芯样品，证实了甲烷水合物的存在(吴能友等，2009；Wu et al., 2008，2010).
早期关于神狐海域天然气水合物成藏的数值模拟研究，主要聚焦于水合物稳定带分布和水合物的赋存状态(Guan et al., 2009)，模拟结果与实际观测存在很大差异.最近，苏正等以沉积速率和含甲烷流体的对流速率为主控参数，数值模拟分析了神狐海域SH2站位天然气水合物可能的形成演化过程，推测神狐海域早期断裂系统中形成了高饱和的度水合物，但在后期1.5Ma的快速泥质沉积埋葬中，快速沉积作用和缓慢流体对流导致海底浅层水合物逐渐减少或消失，而在稳定带底部水合物略有增长，最终形成了当前观测到的水合物分布特征(苏正等，2012).但其研究只是推测在早期的断裂体系中形成了天然气水合物，并没有给出从断裂体系中水合物的生长过程、以及完整的水合物成藏演化过程.
毫无疑问，海洋水合物形成演化受控于沉积作用和流体活动，但要完整认识神狐海域天然气水合物的形成演化过程，须基于该区域地质特征和构造活动历史的分析.因此，本文将在神狐海域构造地质的研究基础上，建立海洋天然气水合物形成聚集过程的数学模型，研究早期断裂活动对水合物的聚集演化的影响，解释神狐海域天然气水合物赋存特征，认识地质活动对水合物成藏发育的控制作用.
2 地质背景分析神狐海域构造上处于珠江口盆地珠二坳陷白云凹陷(图 1)，自中新世以来进入构造沉降期，沉积速率高，为天然气水合物发育创造了良好地质条件(吴能友等，2009).在神狐海域巨厚(1000~7000 m)沉积体中，有机质含量为0.2％~1.9％(吴能友等，2009；McDonnell et al., 2000，Wang et al., 2000，Su et al., 2012)，提供了水合物发育的物质基础.但浅层沉积中有机质含量普遍偏低，而深部沉积中有机质含量相对较高(Wang et al., 2000)，反映了浅层原位生物成因甲烷对水合物形成的贡献很小，气体以深源甲烷为主.沉积取样分析显示沉积物以泥质粉砂和粉砂质泥为主，而且沉积物中未见冷泉碳酸盐岩结核，说明在井孔穿越的地质史上未发生过明显的甲烷游离气泄露，孔隙流体处于非饱和状态.
 | 图 1 以沉积速率18 cm/ka和水流速率0.7 m/ka计算的神狐海域SH2站位天然气水合物饱和度分布平衡水合物饱和度分布曲线与测试值有明显差异，圆点是由孔隙水盐度异常计算的水合物饱和度. Fig. 1 Distribution of hydrate saturation modeled by using the seafloor depositional rate of 18 cm/ka and the water flow rate of 0.7 m/ka.The hydrate saturations at the equilibrium are evidently different from the measured data. The dots are hydrate saturation calculated from salinity abnormities in the pore water. |
南海北部陆坡区域断裂构造主要为NEE(或NE)和NW向两组，前者为张性断层，后者为张剪性断层，都具有良好的导水性.断裂活动主要有四期，分别为白垩纪末—古新世初、渐新世晚期—中新世早期、中新世晚期和上新世末—更新世早期.神狐海域晚期断裂活动极其丰富，新生代断层从下到上越来越发育，古近纪底部断裂是裂谷断陷期沉积的主控因素，在热沉降过程中基底断裂作用不断加强，上新世以来(2.0~1.5 Ma)出现断裂活动高峰，断层以NE向为主，活动强度小，但数量众多，派生出许多羽状排列的断层，复杂的断裂活动使沉积体成为具有极高渗透性的裂隙介质，有利于普遍性的深部流体流动和水合物发育(吴能友等，2009).新构造运动改造，形成了大量的晚期构造圈闭，同时形成了规模巨大的泥底辟活动带，也认为与神狐海域天然气水合物发育密切相关(吴能友等，2009；Su et al., 2012).
在最近一期(2.0~1.5 Ma)的断层活动之后，神狐海域海底表面接受了快速的泥沙沉积(10~20 cm/ka)，而且新的沉积体尚无完全固结成岩，沉积体中断裂痕迹较少，这反映浅层泥沙沉积体的渗透性很差，深部流体难以向上快速流动进入浅层沉积体(苏正等，2012).断层活动前后神狐海域的沉积体渗透性存在很大差异，因此，流体传输速率和甲烷通量必然发生巨大转变.神狐海域当前的水合物形成必然受到断层活动和后期泥沙沉积的影响.
3 数学模型海洋天然气水合物成藏演化主要决定于沉积速率和水流速率，要研究其天然气水合物成藏演化过程，必须先确定该沉积盆地的沉积速率和其中的水流速率.因而，海洋天然气水合物成藏的数学模型包含三个方面，一是沉积速率模型，二是沉积体中流体速率模型，三是沉积介质中水合物形成模型.
3.1 沉积速率地质时间尺度上的沉积作用导致了沉积物的压实，压实理论把孔隙度与垂直有效应力相联系(Terzaghi，1943；Gibson，1958；Audet and Fowler， 1992；Boudreau and Bennett， 1999).孔隙度可表示 为深度的单一函数(Athy，1930；Jansen and Raymo， 1996； Haacke et al., 2008)，其形式为
沉积压实过程中沉积物逐渐向下迁移，单位时间通过单位截面积的沉积物量称为沉积物通量.单位体积内的沉积物质量为(1－φ)ρs，则垂向一维的海底沉积物质量守恒方程可表示为
沉积物密度可近似为常数，而孔隙度是深度的单一函数，则在给定深度上单位体积沉积物的质量不随时间变化，即 
(1－φ)ρs=0，因此，方程第二项
[vsρs(1－φ)]=0，说明沉积物质量通量vsρs(1－φ)为常数，沉积物体积通量vs(1－φ)恒定.因此，海底之下任意深度的沉积速率与海底界面沉积速率S相关(苏正等，2012)为
在海底浅层沉积物中，当上升的甲烷气体与向下扩散的硫酸盐相遇时便发生甲烷的缺氧氧化作用，导致硫酸盐和甲烷含量急剧下降，甲烷缺氧氧化 作用主要发生在硫酸盐—甲烷界面(sulfate-methane interface，简化为SMI)上(Hinrichs and Boetius， 2002；Joye et al., 2004；Treude et al., 2005).
SMI处甲烷浓度接近零(Wu et al., 2010)，说明在持续的硫酸盐氧化作用下，向上运移的甲烷几乎被完全消耗，在SMI深度甲烷和硫酸盐达到了反应平衡.甲烷溶解气以对流和扩散形式向上运移，而硫酸盐主要以扩散形式向下传输，反应方程为
在水合物区的甲烷浓度等于甲烷溶解度，因而甲烷浓度梯度很小，可以忽略甲烷的扩散作用，则水流速率可以简化表示为
天然气水合物形成模型包括甲烷溶解度和甲烷质量守恒方程.甲烷溶解度曲线界定了水合物稳定带厚度，并给出了水合物稳定带内甲烷结晶成为水合物所需的最低浓度，控制着甲烷水合物的成藏聚集过程，而质量和能量守恒原理解释了甲烷在不同相态之间的转化和温度状态.甲烷饱和溶解度利用Duan等(1992)经典模型计算(Duan et al., 1992)，甲烷水合物溶解度可利用苏正等模型计算(苏正和陈多福，2007；苏正等，2012)，水合物和水的二相共存沉积体系中甲烷的质量守恒方程参考已有模型(Davie et al., 2004；苏正等，2012).
4 计算和讨论神狐海域钻探取芯证明了甲烷水合物的存在.其中，SH2站位水深1235 m，海水盐度为33.4‰，根据原位测试的温度数据拟合而成的温度-深度关系式为T=0.047×z+4.9302，钻探显示水合物集中分布于186~229 mbsf，顶界出现在72 mbsf，水合物最高饱和度为48％(吴能友等，2009；Wu et al., 2008，2010).SMI深度是27 mbsf，当前的海底沉积速率为20 cm/ka.钻探揭示的温度和盐度分布，与背景值比较没有明显差异.本文的一维模拟域厚度为250 m，相关计算参数见表 1.
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表 1 神狐海域SH2站位天然气水合物物性和模拟计算参数表 Table 1 Parameters of gas hydrate properties and modeling of site SH2 in the Shenhu area |
沉积速率是本文水合物成藏模拟的一个重要参量，沉积作用导致了沉积物的迁移和更新、孔隙度随深度呈指数衰减.通过对神狐海域取芯样品的孔隙度值的拟合，获知SH2站位沉积体的孔隙度表达式为φ=0.55898e－0.0019·z(苏正等，2012；Su et al., 2012)，模拟域内孔隙度介于0.35~0.56.SH2站位 的海底沉积速率高达10~20 cm/ka，其中在近1.2 Ma 的海底沉积速率为20 cm/ka(苏正等，2012)，海底沉积速率的平均值为18 cm/ka，模拟域内各深度的沉积速率介于12~18 cm/ka(苏正等，2012；Su et al., 2012).模拟域沉积体的沉积体的最大年龄为ts=∫2500 dz vs =1.75 Ma，说明模拟域所含沉积体起始于最近的构造活动(2.0~1.5 Ma)期间，而天然气水合物层底界的沉积年龄为1.58 Ma，说明神狐海域水合物形成基本上始于构造活动末期，这种时间界限与前期认识是一致的(苏正等，2012；Su et al., 2012).
4.2 水流速率水流速率是海洋天然气水合物成藏演化模拟的另一重要参量，因为在深源流体中甲烷浓度一定的情况下，水合物稳定带中甲烷的供给速率取决于水流速率，水流速率越大，则在一定时间内进入水合物稳定带的气体越多，如果水流速率很低，则水合物形成速率缓慢，甚至不能形成水合物.沉积体水流速率决定于沉积体孔渗条件，快速流多见于断层、裂隙等流体通道中，而在泥质沉积中水流速率相对较低.
本文模拟计算采用的水流速率是通过海底甲烷缺氧氧化原理计算的.甲烷供给量等于向下的硫酸盐扩散量，SMI深度硫酸盐浓度接近于零，水流速率是硫酸盐浓度梯度的函数.SH2站位SMI深度为 27 mbsf，海底界面的硫酸盐浓度cls，0=0.028 mol/L，水合物层顶界为72 m(Wang et al., 2011)，水合物层中的甲烷浓度取SH2站位186 m深处的甲烷溶解度，clm，186=0.132 mol/L.根据方程(5)计算的神 狐海域当前的水流速率为0.7 m/ka(Su et al., 2012).
4.3 水合物成藏演化分析沉积速率和水流速率是天然气水合物成藏演化的基本控制参量.以沉积速率18 cm/ka和水流速率0.7 m/ka模拟计算的水合物饱和度垂向分布 如图 1所示，水合物稳定带厚度为229 m，在演化到1.3 Ma 时，沉积作用产生的负效应与水流速率产生正效应相抵消，甲烷水合物形成演化达到平衡，水合物饱和度不再变化(苏正等，2012).但平衡水合物饱和度与孔隙水盐度计算的水合物饱和度(称之为水合物饱和度测试值)分布特征存在巨大差异.模拟计算的稳定带底部的最大水合物饱和度约为12%，但孔隙水盐度所揭示的最高饱和度达48%.
图 1说明仅以沉积速率和水流速率作为参数，不能模拟神狐海域天然气水合物的形成演化过程和产出特征.这是因为模拟所用的水流速率是以当前的SMI深度等参数计算的，只代表当前沉积体中的 水流速率，而早期地质历史上的水流速率很可能与0.7 m/ka存在巨大差异，或处于不断变化中.因此，当前水流速率不能代表神狐海域天然气水合物形成演化史上的流体动力学特征，也因此无法以之模拟水合物的动力学演化过程.
事实上，由于受构造活动的影响，地质历史上沉积体的流体疏导系统可能发生改变，并导致水流速率的变化.构造活动形成的断层等流体通道具有很高的渗透性，其水流速率可能是当前水流速率的几十倍、甚至几百倍.神狐海域距今最近的大规模构造活动发生在上新世末一更新世早期(2.0~1.5 Ma)(吴能友等，2009)，在复杂断裂体系中的水流速率必然远高于当前的水流速率，如果孔隙水中含有足够的甲烷，便可海底浅层断裂体系中形成大量的天然气水合物，而当前的水合物恰是在此基础上发展演化的.
4.4 早期水合物存在神狐海域水合物成藏演化经历了剧烈的构造活动和快速泥砂沉积过程，而当前泥砂沉积中的天然气水合物可能是在构造活动末期形成的水合物基础上发展而来的.构造活动期间沉积体中的水流速率必然经历了复杂的变化，无法直接取得具体的水流速率值，也难以通过调节水流速率模拟水合物藏的演化过程.但可以通过重复性计算试验，获取构造活动末期高速渗流形成的水合物饱和度，具体方法是 通过在模拟计算中给出不同的水合物饱和度初值，代表构造活动末期断裂系统中水合物的饱和度，再利用当前平均沉积速率(18 cm/ka)和水流速率(0.7 m/ka)，模拟断裂活动之后的水合物的成藏演化过程，挑选模拟饱和度曲线对饱和度测试值的最佳包络，并以1.5 Ma(构造活动结束至今的快速泥砂沉积过程)的演化时间进行限定，从而确定早期快速渗流阶段沉积体系中形成的水合物饱和度(苏正等，2012).
图 2显示了在不同水合物饱和度初值条件下模拟计算的水合物饱和度分布特征.水合物饱和度尝试不同的初值，如SH=18%、20%、22%、24%，表征在快速渗流阶段断裂体系中形成的水合物量.模拟参数S=18 cm/ka和vw=0.7 m/ka，表示在构造活动之后缓慢渗流过程中水合物的继承发展演化.模拟计算的沉积演化时间为1.5 Ma，是指从构造活动结束至今的沉积地质历史，模拟计算的水合物饱和度与测试值进行对比.对比发现，在水合物饱和度初值为20%时，模拟计算的水合物饱和度曲线对测试值的匹配效果最好，这说明在构造活动末期形成了饱和度为20%的甲烷水合物，经历了1.5 Ma的快速沉积演化，形成了当前神狐海域天然气水合物的产出特征.
 | 图 2 神狐海域SH2站位的水合物饱和度模拟曲线与测试值对比 水合物饱和度模拟的初值分别为18%、20%、22%、24%，模拟 的演化时间为1.5 Ma，沉积速率为18 cm/ka，水流速率0.7 m/ka. 圆点代表水合物饱和度测试值，在饱和度初值为20%时模拟的当前水合物饱和度曲线对测试值的匹配效果最好. Fig. 2 Comparison of modeled hydrate saturation curves with the measured data at site SH2 in the Shenhu area The initial values of hydrate saturation in the calculations are 18%，20%，22%， and 24%，respectively. The evolution time in the comparison is 1.5 Ma，sedimentation rate is 18 cm/ka， and the water flow rate is 0.7 m/ka. The dots are measured hydrate saturations. The current saturation values are well matched by the calculated curves of hydrate saturation at 20% of initial value of hydrate situation. |
图 3显示了在初始水合物饱和度为20%，天然气水合物的后期演化过程及与当前水合物饱和度分布的对比.从时间变化来看，天然气水合物集中分布层的厚度逐渐减小，在1.5 Ma时模拟的水合物饱和度与测试值相当，在1.6 Ma时模拟的水合物集中分布厚度明显有别于当前的水合物产出特征，即在稳定带底部位置上出现了模拟计算的水合物饱和度明显低于测试值.在1.6 Ma之后，最高水合物饱和度开始下降，水合物量明显减小，到2.0 Ma时饱和度基本达到动态平衡.对比发现，水合物饱和度初值为20%、t=1.5 Ma时的水合物饱和度曲线对测试值的覆盖效果最好.据此推断，在最近一次构造活动末期，神狐海域的断裂沉积体中形成了饱和度为20%的天然气水合物，并在锻炼活动之后的沉积作用和流体动力学条件下，经历了1.5 Ma发展演化，形成了当前的天然气水合物产出特征.
 | 图 3 模拟的SH2站位水合物饱和度分布和变化及与当前水合物产出特征的对比 计算中的水合物饱和度初值为20%，海底沉积速率为18 cm/ka，水流速率为0.7 m/ka，圆点是水合物饱和度测试值.在t=1.5 Ma时模拟的水合物饱和度曲线对测试值的匹配效果最好. Fig. 3 Changes of the modeled hydrate saturation with time and comparison with the current hydrate occurrence at site SH2 The initial value of hydrate saturation in the calculation is 20%. The seafloor sedimentation rate of clay silts is 18cm/ka， and the water flow rate is 0.7 m/ka. The dots are measured hydrate saturation at the site. The measured data is well matched by the calculated curves of hydrate saturation at time of 1.5 Ma. |
神狐海域天然气水合物经历了至少1.5 Ma的沉积演化历史，在过去1.5 Ma发展过程中，海底沉积速率为18 cm/ka，水流速率为0.7 m/ka.在距今1.5 Ma之前构造活动中经历了一个裂隙系统中的水合物生成过程，形成了饱和度为20%的天然气水合物.水合物藏继承演化，但后期受快速沉积和缓慢流体对流的控制，甲烷供给速率降低，海底浅层的水合物逐渐减少或消失，但整体的水合物资源量正在减少.然而，明晰神狐海域天然气水合物的成藏演化过程，需要清楚断裂活动中20%水合物饱和度的形成过程，即高渗透性断裂系统中水合物形成的水流速率和形成演化时间？
完整的模拟水合物系统演化是指水合物饱和度从零开始的聚集过程.此节模拟中将通过反复调整早期的水流速率，并在水合物饱和度达到20%时，流体快速渗流结束，水合物形成演化进入第二阶段.图 4对比了早期水流速率对当前水合物产出特征的影响，并对比水合物饱和度的计算值与测试值，由于水合物形成演化时间与最后一次断层活动结束年龄相当，因此，选取对比的时间点为1.5 Ma.早期水流速率v0w分别取值10、30、50、70 m/ka，当水合物饱和度平均值达到20%时，后期水流速率调整为v1w(0.7 m/ka)，并在18 cm/ka的海底沉积速率条件下继承演化.当v0w=10 m/ka时，模拟的最大水合物饱和度明显低于测试值；当v0w=30 m/ka时，模拟的当前水合物饱和度略低于测试值；当v0w=50 m/ka时，水合物饱和度曲线对测试值具有较好的包络效果；当v0w=70 m/ka时，稳定带地步的水 合物饱和度高于测试值.因此推断，在构造活动晚期，断裂体系中水流速率约为50 m/ka时，快速流体运移形成了饱和度为20%的甲烷水合物.
 | 图 4 在不同的早期水流速率条件下模拟的天然气水合物饱和度 早期水流速率分别等于10 m/ka、30 m/ka、50 m/ka、70 m/ka，当平均水合物饱和度达到20%时，水流速率变为0.7 m/ka，海底沉积速率恒为18 cm/ka.在v0w=50 m/ka、t=1.54 My时，模拟的水合物饱和度曲线对测试值的包络效果最好. Fig. 4 Modeled gas hydrate saturation with different early water flow rates The early water flow rates are respectively 10 m/ka，30 m/ka，50 m/ka and 70 m/ka，the water flow rates change to 0.7 m/ka when the average hydrate saturation reaches 20%. The sedimentation rate at seafloor keeps 18 cm/ka. The measured data is well enveloped by the calculated curves of hydrate saturation at v0w=50 m/ka and t=1.5 Ma. |
图 5给出了神狐海域天然气水合物的形成演化过程.可以明显看出神狐海域天然气水合物形成演化经历了两个阶段.早期阶段，高渗透断裂体系中的水流速率为50 m/ka，并携带深部热量到浅部，致使水合物稳定带厚度相对较薄，但在整个稳定带中均有水合物生成，水合物饱和度快速增长，且不同深度的增长幅度相当，在经历40 ka时，平均水合物饱和度达到20%.此后，快速渗流结束，水合物演化进入第二阶段，水流速率掉落为0.7 m/ka，水合物稳定带中的甲烷供给速率锐减，而海底沉积速率仍保持18 cm/ka不变，致使稳定带底部水合物饱和度较高，而海底浅层沉积中水合物难以生成，出现水合物饱和度平衡状态，而这种平衡区向下延伸，使得稳定带底部的高饱和度沉积层厚度减薄，在共经历1.54 Ma 时模拟的水合物饱和度曲线与测试值分布匹配最好，此后的水合物含量逐渐减小，在1.8 Ma时饱和度模拟曲线与测试值分布出现明显差异，到2.0 Ma时基本达到平衡.
 | 图 5 神狐海域天然气水合物动力学演化过程 早期的水流速率为50 m/ka，当平均水合物饱和度达到20%时快速渗流结束，水流速率变为0.7 m/ka，海底沉积速率维持 18 cm/ka.在总的演化时间为1.54 Ma时，模拟的水合物饱和度曲线对测试值的包络效果最好. Fig. 5 Dynamic evolution of gas hydrates in the Shenhu area The early water flow rates are 50 m/ka. The water flow rate becomes 0.7 m/ka when the average hydrate saturation reaches 20%. The sedimentation rate at seafloor keeps 18 cm/ka. The measured data is well enveloped by the calculated curves of hydrate saturation at the total evolution time of 1.54 Ma. |
因此推断，在最后一次的构造活动晚期，水流速率高达50 m/ka，水合物稳定带内甲烷供给十分充足，断裂体系中水合物快速生成，在持续约4万年时间内形成了饱和度为20%的甲烷水合物；断裂活动结束后，水流速率降为0.7 m/ka，稳定带内甲烷供给速率缓慢，但海底沉积速率仍高达18 cm/ka，除稳定带底部保持了水合物增长外，海底浅层难以生成水合物，水合物饱和度逐渐下降，并逐渐趋向平衡，最终，在经历了1.5 Ma的继承演化后，形成了当前的神狐海域天然气水合物.因此，可以认为，当前神狐海域天然气水合物的形成演化起始于新近纪构造活动末期，共经历了约1.54 Ma的演化发育.水合物形成演化与地质构造和流体活动密切相关，具有明显的二元结构成藏演化特征.
5 水合物成藏演化模式神狐海域沉积体在地质历史上发生了多次不同规模的构造运动，其中最近的构造运动发生在距今2.0~1.5 Ma(吴能友等，2009).构造活动使整个沉积体产生复杂的断裂体系，促使深部流体沿断裂系统向上快速流动.水合物应该起始于大规模构造运动晚期，在深部流体上升速率减小和系统温度降低的时候，这说明水合物形成应该开始于距今1.5 Ma之前，构造活动已经基本结束.此时断裂系统中的水流速率仍非常高，在快速的甲烷供给下稳定带中的水合物增长必然非常迅速，直到新沉积层的覆盖，降低了沉积体的导水性，水流速率和甲烷通量减小，快速沉积和低速流体活动，使海底浅层的甲烷浓度供给不足，水合物生成缓慢.
甲烷供给速率和沉积速率，是海洋天然气水合物形成最关键的控制参数.甲烷供给速率决定了水合物的生成速率，而沉积速率决定了沉积体的演化.在水合物稳定带内，当中的甲烷浓度超过甲烷水合物溶解度时，才能有水合物生成，而在水合物稳定带之下，当甲烷浓度超过甲烷-水二相饱和溶解度时，会有游离气产生.然而，在神狐海域沉积体中并未探测到明显的游离气，钻井取芯证明在水合物带之下的气体含量很小，而且沉积体中未见游离气渗流产生的碳酸盐岩结核.因此，断定神狐海域沉积体中的甲烷气体以溶解气方式运移.由于神狐海域浅层沉积中有机质含量偏低，因而不考虑原位甲烷生成，如果深源流体中甲烷浓度固定，则甲烷的供给速率决定于水流速率，在沉积埋藏速率一定的情况下，流体速率决定水合物的生长发育，而流体速率依赖于岩性特征和构造发育.
神狐海域天然气水合物成藏演化具有典型的二元结构模式，如图 6所示.第一阶段发生在构造活动末期的断裂体系中，构造活动使沉积体成为一个复杂的断裂体系，既有深部大的断裂通道，也有浅部小而密的断层排列，深部非饱和流体沿高渗透的断裂通道向上快速流动，在稳定带内形成了高饱和度的天然气水合物(图 6a).热力学上，由于深源流体携带较高热量通过浅层沉积，使浅层沉积体温度上升，因而水合物稳定带厚度较薄，此外，由于深源流体中的不饱和特征，甚至在水合物稳定带底部甲烷浓度仍低于甲烷溶解度，不能生成水合物，因此，水合物带厚度小于水合物稳定带厚度(图 6c).
 | 图 6 神狐海域天然气水合物成藏模式概念模型 Fig. 6 Conceptual model of gas hydrate accumulation in the Shenhu area |
第二阶段是指构造活动之后，随着快速沉积作用的进行，海底接受新沉积物覆盖，但水合物稳定带厚度维持相对稳定，在海底表面接受新沉积同时，稳定带底部的沉积体携带水合物向下退出，因而，使水合物稳定带中的沉积体得到不断更新.新沉积的细粒泥砂覆盖于构造活动所造成的复杂断裂之上，使整个沉积体的导水能量显著降低，深部流体上升速率减缓，水合物稳定带内甲烷的供给量减小，并导致新沉积体中水合物形成缓慢，甚至在海底浅层沉积中出现非饱和流体，不能生成水合物.而早期断裂体系中形成的水合物随沉积体向下迁移逐渐退出了水合物稳定带，稳定带完全是后期的泥沙沉积，稳定带底部的薄层中水合物集中发育，形成了当前的神狐海域水合物产出特征(图 6b).热力学上，由于深部流体向上渗流速率减小，致使沉积体温度下降，水合物稳定带厚度略有增加.同时，由于流体速率降低，进入上覆沉积体的甲烷量减小，导致浅层孔隙水中的甲烷浓度低于甲烷溶解度，在海底浅层沉积中不能生成水合物.但水合物稳定带中的沉积体处于动态迁移中，退出稳定带的水合物发生分解，分解气体使孔隙流体中的甲烷浓度增大，甚至出现少量的游离气，这保证了在水合物稳定带底部的甲烷浓度到达甲烷溶解度(图 6d).
6 结论本文构建了海洋天然气水合物形成演化过程的动力学模型，模型的主控参量为海底沉积速率和水流速率，并以此计算了神狐海域天然气水合物的聚集演化过程，认为当前的神狐海域天然气水合物是在断裂体系水合物基础上继承演化而来的.最后，在研究地质构造活动和天然气水合物成藏动力学基础上建立了神狐海域天然气水合物的成藏演化模式.研究发现，神狐天然气水合物形成演化具有典型的二元结构模式.第一阶段发生在距今1.5 Ma之前的断裂体系中，沉积体中的快速水流和甲烷供给，促成了水合物的快速生成，在4万年内形成了饱和度为20%的甲烷水合物；第二阶段发生近在1.5 Ma以来，泥砂沉积使沉积体渗透性骤减，引起水流速率降低和甲烷供给不足，海底浅层水合物难以生成，而稳定带底部有缓慢的水合物增长，并因此形成了当前观测到的神狐海域水合物产出特征.
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