引言

气源是形成天然气水合物的物质基础，也是开发利用的主要对象。不同类型的成藏气体具有不同的成气作用、运移途径和富集过程，因此，气体的来源不仅影响天然气水合物的成藏机理和成藏过程，而且影响资源调查、评价甚至开发利用的具体方法。天然气水合物的合成实验证实：在天然气水合物稳定域内，只要具有足够的气体分子和水，就可以形成天然气水合物^[1]。因此，国内外有关学者认为：有机成因气、无机成因气均可作为水合物的气体来源^[2-3]。但就目前对世界水合物分布区的研究成果来看，形成天然气水合物的气源主要以有机成因气为主。有机成因烃类气体包括生物成因气和热解成因气，前者是指有机质在细菌的生物化学作用下转化形成的气体；后者是指较大深度下的有机质受热演化作用而形成的热解气。目前世界上所发现的天然气水合物中所含甲烷大多以生物成因为主，除俄罗斯的梅索亚哈气田、日本南海海槽以及加拿大麦肯齐三角洲等少数几个水合物分布区采集到的甲烷样品具有典型的热成因气特征外，大多数为生物成因气体，个别为混合成因的气体（如墨西哥湾和普拉德霍湾）^[4-5]。

2007年4月~6月，中国在南海北部陆坡神狐海域实施了天然气水合物钻探，在其中的3个站位SH₂、SH3、SH7取得天然气水合物实物样品，实现了中国天然气水合物调查的新突破。对其中1个站位沉积物样品中的气体进行的气相色谱分析结果显示，CH₄的体积分数占96.11%~99.18%，C₂H₆和C₃H₈的体积分数很低，据此，认为该区域天然气水合物的气源应该是微生物成因气^[6-7]。然而，在距神狐天然气水合物钻探区仅20 km左右有中国第一口深水钻井LW3-1-1，该井钻遇了大量天然气，累计天然气地质储量约（800~1 100）×10⁸ m^3[8-9]。表明该区域也具有充足的热解成因气，这也是选择在该区实施水合物钻探的一个考虑条件。本文主要以神狐深水海域为研究区，对天然气水合物的气源条件进行初步探讨。

1 区域地质概况

神狐海域天然气水合物研究区地理上位于南海北部陆缘陆坡区中段神狐暗沙东南海域附近，即西沙海槽与东沙全岛之间的海域（图 1），研究区内海底地形起伏较大，陆坡地形复杂多变，整体呈阶梯状下降，主要发育海槽、海谷、海山、海丘、陡坡、陡坎、海底高原、较利于水合物形成的海底滑塌以及海底扇等构造地貌特征。由于南海北部陆缘新生代期间发生过神狐运动、珠琼运动、南海运动和东沙运动等多次区域性构造运动，因此，区域上断层-褶皱体系非常发育，很多断层切穿较新的沉积层延伸至海底附近，对天然气向浅部水合物稳定带运移创造了有利条件^[10-12]。南海北部陆坡自渐新世晚期以来处于拗陷沉降期，以滨、浅海-半深海沉积环境为主，陆源碎屑供给充足，沉积速率大、厚度大、粒度总体上中等偏细。特别是中新世晚期以来，神狐海域研究区以三角洲、扇三角洲、滑塌扇、浊积扇沉积为主，重力流非常发育，特别是第四纪，广泛发育滑塌沉积，这些沉积体普遍具有较高的沉积速率，沉积厚度相对较大，含有大量的有机质，并能得以有效保存^[13-14]。

研究区构造上位于珠江口盆地珠二拗陷，尤以珠二拗陷的白云凹陷为重点目标区。白云凹陷是珠江口盆地系列凹陷中面积最大的一个深水凹陷，面积约为20 000 km²，水深200~2 000 m，位于珠江口盆地西南部陆架-陆坡过渡带及上陆坡区，陆源沉积物供给充分，形成巨厚的新生代沉积，新生代最大沉积厚度约为12 000 m^[15-16]。从下至上依次发育陆相、海陆过渡相或海相沉积层序，且总体呈海进趋势。新生界自下而上依次为古新统、始新统、渐新统、中新统、上新统和第四系，共划分神狐组（基底）、文昌组、恩平组、珠海组、珠江组、韩江组、粤海组、万山组和第四系等9个地层单元（图 2）^[17]。

到目前为止，已在白云凹陷发现了LH19-1、PY30-1、PY34-1、PY29-1和PY35-1和LW3-1等一大批油气田，这也说明了白云凹陷沉积物中有丰富的烃类物质来源，发育规模较好的烃源岩，这些烃源岩所蕴含的巨大油气资源也完全有可能成为神狐海域天然气水合物形成的重要气源^[18]。

2 生物气形成条件

生物气是指有机质通过产甲烷菌等厌氧微生物的一系列生物化学反应而形成的以产甲烷菌为主的菌群作用下生成的以甲烷为主要成分的气体，主要是由CO₂还原作用和醋酸根发酵作用形成。因此，富含有机质的源岩及产甲烷菌菌群的繁殖是微生物气生成的必要条件。一般来说，生物气主要的形成深度多在2 000 m以下。除了菌源和有机质沉积物外，有助于提高产甲烷菌活性和活动范围的因素还包括硫酸盐还原带之后的强还原环境，合适的温度压力环境，中性（有时还包括一定盐度的）水体（pH=6.8~7.8）和疏松的介质（粒度中值>10 μm）条件等^[19]。

2.1 神狐海域还原条件与硫酸盐含量条件

由于硫酸盐在海水和海洋沉积环境中还原菌摄取H₂和乙酸的能力强于产甲烷菌。所以当SO₄^2-浓度高时，产甲烷菌的活动受抑制，只有当硫酸盐耗尽之后，才发现有显著数量的甲烷存在。因此，产甲烷菌必须生存在硫酸盐/甲烷转换界面（SMI）以下。

神狐钻探区钻孔岩芯分析资料表明（图 3），沉积物中硫酸盐/甲烷转换界面（SMI）深度为17.0~27.0 m，表明本区在30.0 m以下，已进入严格厌氧还原阶段，硫酸盐还原作用已结束，沉积物开始进入生物甲烷大量生成阶段。

如图 3所示，SH1站位钻孔垂向上孔隙水SO₄^2-含量迅速降低，海底以下27.00 m降低到接近0，推测其SMI深度为27.0 m。SH₂站位钻孔垂向上孔隙水SO₄^2-含量在海底以下26.00 m降低到接近0，推测其SMI深度为26.0 m。SH3站位钻孔垂向上孔隙水SO₄^2-含量迅速减小，海底以下27.00 m降低到接近0，推测其SMI深度为27.0 m。SH5站位钻孔垂向上孔隙水SO₄^2-含量迅速从海底以下0.85 m处的27.6 mmol/L降低到20.25 m的5.2 mmol/L，推测其SMI深度为21.0 m。SH7站位钻孔垂向上孔隙水SO₄^2-含量迅速从海底以下1.61 m处的25.8 mmol/L降低到16.85 m的0.9 mmol/L，而17.66 m以下孔隙水SO₄^2-含量接近0，推测其SMI深度为17.0 m。

2.2 神狐海域地温场条件

温度是甲烷生成的一个重要因素。目前已知的大多数产甲烷菌是嗜中温的。一般温度低于15℃会大大限制淡水环境中的产甲烷作用，而超过85℃会导致微生物无法生存或活性降低，生物化学作用会削弱或停止，难以形成微生物气。在湖泊沉积物和厌氧消化池中，适当的温度会促使甲烷生成。微生物气的模拟实验表明^[20]，微生物的主要生气带约为25~65℃，最适宜温度约为35~40℃。龚建明等通过天然气水合物发现区沉积物的生气量模拟实验，证明了CH₄生成量与模拟温度之间有很好的相关性，在模拟温度35℃时，所有样品的CH₄生成量均为最大^[21]，可见温度是海底沉积物生物产甲烷过程的主控因素之一。

进入生物甲烷生成阶段后的沉积物即可有生物气生成，25~65℃为生物气最适宜的生成温度。对神狐钻探区的SH3B井进行了6次原位温度测量和2次孔隙水取样，测量的温度散点图及其拟合埋深-温度曲线趋势预测图如图 4所示。根据6次测量点拟合出的温度与深度相关直线方程为

$ y = 5.5274 + 0.049339x $

(1)

式中：x-深度，m；y-地层温度，℃。相关系数R=0:999 25。

由此得到的地温梯度为4.9℃/100 m。参照SH3B井钻孔的测温资料进行外推，微生物的主要生气带约为25~65℃，对应沉积物埋深约为400~1 200 m。

2.3 盐度条件

相对而言，较低的盐度条件比高盐环境更适合产甲烷菌的生长。绝大部分产甲烷菌对酸碱性很敏感，适宜生存在近中性的水介质中，pH值范围为6.8~7.8，最适值是7.0~7.2。pH值在6.8以下或7.8以上，大部分产甲烷菌将不能生存。

图 5为神狐海域水合物钻孔岩芯Cl^-浓度剖面。浅层Cl^-含量为300~600 mmol/L。将Cl^-含量折算为Na⁺含量约为200~400 mmol/L，属于较为温和的盐度条件，适宜产甲烷菌等菌群的生存和生物甲烷气的生成。

2.4 神狐海域沉积物有机碳含量及有机质演化

在湖泊中进行原地研究时，甲烷生成明显受可利用的有机质的量限制。实验室生物模拟研究发现^[22]，生物模拟甲烷产率与样品中有机质的含量成正比。因此，有机质总量是控制生物气生成量的重要因素。对于一定体积的生物气源岩，有机质丰度越高，可能形成的生物气量越大。世界主要天然气水合物发现海域的海底沉积物有机碳分析表明，天然气水合物发现地的表层沉积物有机碳含量一般较高（I_TOC >1.0%），有机碳含量低于0.5%则难以形成天然气水合物。

神狐钻探区取得的岩芯分析数据表明，本区浅层生物气源岩有机质丰度较高，可以成为有效的生物气源岩。分析结果表明，SH1B、SH₂B、SH5C和SH7B等4个钻孔总有机碳平均值差异不大，为0.64%~0.97%，最大值达1.73%，最小值达0.29%。其中SH₂B含水合物层的总有机碳含量相对较低，平均值仅为0.43%（表 1）。

此外，过SH₂井的浅部地层-珠江组、韩江组、粤海组和万山组有机质演化模拟结果表明^[23]：R_o < 0.7%，多在0.2%~0.6%，处于未熟-低成熟的生烃门限附近，这几套层序厚度较大，泥岩含量较高，热成熟较低，有机质丰度较高，属于潜在的良好生物气烃源岩，具备生成生物气的巨大潜力。在合适的条件下，可为天然气水合物的形成提供充足的生物成因气气源。

3 热成因气形成条件

热成因气也是形成水合物的一种重要气源。而且热成因的甲烷气比生物成因的甲烷气更具有富集性，通常形成于沉积盆地较深部，并通过盆地卤水向上迁移至高孔隙度、高渗透率的浅部天然气水合物稳定域内。

神狐海域所在的白云凹陷为珠江口盆地面积最大、新生代沉积最厚的凹陷，以深湖-中深湖、滨浅湖及三角洲河湖相充填式沉积为主，主要发育始新统文昌组、渐新统恩平组和珠海组3套烃源岩。其中，始新统文昌组主要为中深湖相泥岩，面积1 900 km²，厚度1 700~3 000 m，总有机碳含量平均值为2.94%，干酪根H/C原子比1.5~1.0，有机质类型Ⅰ~Ⅱ型；渐新统恩平组为沼泽相、河流相和滨-浅湖相沉积，面积2 860 km²，厚度1 100~2 300 m，烃源岩多为煤系泥岩，含丰富的陆源树脂，总有机碳含量平均为2.19%，H/C原子比为1.2~0.7，有机质类型以Ⅱ²~Ⅲ型为主；渐新统珠海组、中新统珠江组也有生烃潜力^[24]。

该区域有机质演化模拟表明^[25-26]：20 Ma前，文昌组烃源岩进入生烃高峰（R_o>1.0%），文昌组开始产气。20~12 Ma，恩平组烃源岩进入生烃高峰。此时，文昌、恩平均进入生气阶段。12 Ma以后，文昌组烃源岩大部分进入了过成熟阶段（R_o>2.0%），恩平组主要进入高成熟阶段（R_o=1.0%~2.0%）。现今，白云凹陷深部恩平组烃源岩R_o>3.0%。演化程度很高，处于过成熟阶段，以生气为主。因此，该区域深部热解烃源岩在一定程度上可以产生大量热解气，同时，该区域在东沙运动后发育大型底辟构造和大量北西向张扭断裂，成为油气运移的有效运移通道。因此，该区域产生的热解气可以通过这些有效运移通道为天然气水合物的成藏提供一定的热解气源。

4 讨论

海底天然气水合物成藏是一个复杂的过程，其中一个首要因素便是必须要有足量的气体来源。理论上，只要在海底天然气水合物稳定域范围内，体系中具有足够的气体分子和水，就可以形成天然气水合物。换句话说，即天然气水合物的形成对于烃类气体的来源没有选择性。烃类气体，无论成因来源，只要具有足够的浓度，满足天然气水合物形成的低温高压条件，都可以作为天然气水合物的气体来源，形成天然气水合物矿藏。而目前已经获得的研究成果及海底获取的天然气水合物实物样品的分析均表明，形成海底水合物的气体主要来自海底下沉积物中的微生物成因甲烷（即所谓的生物气）、海底沉积物中有机质热降解生成的烃类气体（即所谓的热解气）以及由这两种来源气体组成的混合气。从全球天然气水合物的烃类气体及其碳同位素的分析数据结果来看，大多数为微生物成因气体，混合成因气体次之，少数地区为热解气。

神狐海域研究区浅部的珠江组、韩江组、粤海组和万山组及第四系有机质演化程度较低，R_o值多在0.2%~0.6%，属于有机质演化的未熟-低熟阶段，均未进入生油门限，由于其厚度大，泥岩及有机质含量高，热成熟低，应该为良好的生物气的潜在源岩。合适的条件下，这几套地层均可以为水合物成藏提供大量的生物气气源。而已有的资料也表明^[27]，白云凹陷北坡-番禺低隆起的上部沉积物中钻遇到微生物气及亚生物气，其中微生物气分布于480~2 300 m的韩江组-第四系，亚生物气分布深度可能更深。因此，本区域2 300 m以内都可以作为生物源岩的发育层段。综合考虑温度、沉积有机质演化等其他生物气形成条件，认为该区域生物气主要生成层位位于海底以下埋深400~1 200 m。而深部文昌组，恩平组烃源岩由于热演化程度高，产生了大量热解气源。而以高沉积速率的深水细粒为主的充填作用导致白云凹陷形成超压，随后的东沙运动使白云凹陷发育大型底辟构造和大量北西西向张扭断裂，为深部流体向高位运移提供了通道，气体（流体）沿断层由下部气源高压区向上部低压区运移而形成上升流，而这种上升流进入浅表层时，与浅部生物气一起运移至有利的天然气水合物稳定域内形成混合型天然气水合物矿藏。