東海沖繩海槽天然氣水合物成礦地質(zhì)條件與資源潛力

陳建文

青島海洋地質(zhì)研究所, 山東青島 266071

沖繩海槽位于東海的東部, 為弧形深水槽盆,呈 NE—SW向延伸, 北起日本九州西南岸外, 南至中國(guó)臺(tái)灣省東北部的宜蘭近岸(欒錫武等, 2006)。

沖繩海槽的地震調(diào)查始于20世紀(jì)80年代, 中國(guó)石油化工股份公司上海分公司(原上海海洋石油局)進(jìn)行過地球物理調(diào)查, 先后獲得了區(qū)內(nèi)4200 km的二維地震資料。青島海洋地質(zhì)研究所在解釋這些資料時(shí)發(fā)現(xiàn), 在地震剖面上有BSR反射現(xiàn)象, 2001年與中國(guó)石油化工股份公司上海分公司合作, 利用“奮斗七號(hào)”調(diào)查船進(jìn)行了針對(duì)性的科學(xué)調(diào)查, 獲得高分辨率地震 717 km, 常規(guī)二維地震 800 km,2011—2013年進(jìn)行了單道地震、低覆蓋次數(shù)的多道地震調(diào)查、表層沉積物取樣、底水取樣等。中國(guó)科學(xué)院海洋研究所于1999年、2001年利用“科學(xué)一號(hào)”調(diào)查船開展了海底溫度、地?zé)帷⒌卣?、重力和磁力以及沉積物柱狀取樣和底質(zhì)拖網(wǎng)等調(diào)查, 其中獲得地震測(cè)線1390 km(徐寧等, 2006), 國(guó)家海洋局第一研究所和第二研究所也組織航次獲取了沉積物樣品, 中國(guó)臺(tái)灣于20世紀(jì)90年代進(jìn)行過地質(zhì)取樣和地球化學(xué)調(diào)查, 并與俄羅斯合作實(shí)施了底水調(diào)查(盧振權(quán)等, 2003)。到目前為止, 沖繩海槽天然氣水合物研究可利用的二維地震資料約有15000 km。此外還有大量的沉積物樣品、底水地球化學(xué)樣品、DSDP/ODP地?zé)豳Y料及三口鉆井(宮古近海一井、吐噶喇一井、KS-1井)資料, 這為沖繩海槽天然氣水合物的成礦條件研究和成藏依據(jù)分析提供了條件。同時(shí), 青島海洋地質(zhì)研究所、中國(guó)石油化工股份公司上海分公司、中國(guó)科學(xué)院海洋研究所、國(guó)家海洋局第二研究所、中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所、國(guó)家海洋局第一研究所、中國(guó)海洋大學(xué)、中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所等單位利用上述不同類型的資料從地層沉積學(xué)、構(gòu)造學(xué)、地球物理學(xué)、地球化學(xué)等角度分析沖繩海槽天然氣水合物的形成條件, 探討了區(qū)內(nèi)天然氣水合物的找礦標(biāo)志和資源潛力, 預(yù)測(cè)最可能的水合物賦存區(qū)(龔建明等,2001; 方銀霞等, 2001a, 2003, 2005; 盧振權(quán)等,2003; 欒錫武等, 2003, 2006, 2008; 楊文達(dá)等,2004b; 王力鋒等, 2006; 徐寧等, 2006; 趙汗青等,2006; 王影等, 2007), 為進(jìn)一步的調(diào)查和研究奠定了基礎(chǔ)。

1 天然氣水合物成礦地質(zhì)條件

1.1 地形地貌與水深

(1)東西“兩坡一底”

沖繩海槽由西向東可分為西側(cè)槽坡、槽底平原和東側(cè)槽坡3個(gè)一級(jí)地貌單元(即“兩坡一底”)(圖1)。西側(cè)槽坡寬度30～40 km, 北部地形較簡(jiǎn)單, 中南部地形起伏變化大, 發(fā)育地壘式隆塊、裂谷、海山、斷裂溝等地貌。東側(cè)槽坡南窄北寬, 平均寬64 km, 沿著北東向斷裂線分布著一系列海山、海丘等。槽底平原北部地形崎嶇, 海山、海丘沿?cái)嗔殉蓭С霈F(xiàn), 南部地形相對(duì)平緩; 沿海槽軸部有規(guī)模巨大的地塹槽和裂溝, 貫穿海槽南北。

(2)南北“三段”

圖1 東海沖繩海槽地形地貌圖(據(jù)劉光鼎等, 1992)Fig.1 Geomorphologic map of Okinawa trough in the East China Sea(from LIU et al., 1992)

沖繩海槽由北而南, 以吐噶喇海峽和宮古海峽為界, 海底地形大致分為北、中、南三段。北段走向NNE, 水深較淺, 大部分在 600～1000 m, 槽坡和槽底寬廣; 中段走向NE, 水深大部分在1000～2000 m,西側(cè)槽坡相對(duì)較窄, 槽底較平坦; 南段走向NEE, 水深大部分在2000 m以上, 最大水深2940 m, 槽坡較陡, 槽底起伏大, 槽底軸部地塹槽發(fā)育, 兩側(cè)呈明顯的階梯狀下降。

沖繩海槽北淺南深, 西槽坡總長(zhǎng)約 1200 km,大于 300 m水深的西槽坡面積約 84000 km2, 大于500 m水深的西槽坡約70000 km2。

沖繩海槽東西方向的“兩坡一底”和南北方向的“三段”的地貌形態(tài)和結(jié)構(gòu)以及北淺南深的水深特點(diǎn)使其水合物的潛在遠(yuǎn)景也不相同。

1.2 溫度、熱流值分布

(1)海底溫度

根據(jù)“科學(xué)一號(hào)”科學(xué)考察船(KX99航次)的溫度實(shí)測(cè)數(shù)據(jù), 沖繩海槽海底溫度較低?？傮w來看,水深小則溫度高, 水深大則溫度低。海槽北部, 海底溫度一般在 5～8℃; 海槽中部槽底的溫度一般則在3～5℃, 海槽南部槽底的溫度一般則在2～4℃?？傮w來看, 沖繩海槽海底溫度中等, 雖然局部較高,較深海水所產(chǎn)生的壓力可以補(bǔ)償溫度升高帶來的對(duì)水合物形成的不利影響。

(2)熱流分布

欒錫武等(2003)統(tǒng)計(jì)了區(qū)內(nèi)自20世紀(jì)60年代以來 228個(gè)測(cè)量數(shù)據(jù)。進(jìn)一步表明, 高熱流出現(xiàn)的位置主要在沖繩海槽的中部, 其次是北部, 南部的八重山地塹和北部的鹿兒島灣局部地區(qū)也有高值出現(xiàn), 這些高值異常沿海槽中軸展布, 僅局限于沿海槽軸10 km寬的中央裂谷帶上。對(duì)于海槽西側(cè)槽坡而言, 其熱流值北段相對(duì)最低, 40～60 mW/m2; 海槽中段最高, 平均值達(dá) 100 mW/m; 海槽南段中等,為80 mW/m2, 低于中段但高于北段。較高熱流值不利于沖繩海槽水合物的形成和賦存, 這也是區(qū)內(nèi)水合物穩(wěn)定帶厚度較小的原因。

1.3 沉積及氣源條件

李巍然等(2001)、孟憲偉等(2001)、茅志昌等(2003)、蔣富清等(2006)等研究表明: 為沖繩海槽提供物源的水系有長(zhǎng)江、黃河以及錢塘江、甌江、閩江等, 其中以長(zhǎng)江和黃河兩大水系為主。沖繩海槽不僅沉積物來源豐富, 且沉積速率較高(孟憲偉等,2001; 盧振權(quán)等, 2003)。資料表明, 從地質(zhì)時(shí)代來看,晚更新世比全新世沉積速率高, 從地貌單元分析,西側(cè)槽坡比槽底沉積速率高, 槽底的西南部比其他地區(qū)高, 海槽中段比南北高。

沖繩海槽區(qū)淺表層沉積物的有機(jī)碳平均含量為 1.9%(丁培民等, 1986), 西坡下緣沉積物樣品的總有機(jī)碳含量為0.75%～1.25%(孟憲偉等, 2001)。

豐富的物質(zhì)來源、較大的沉積厚度和沉積速率、較高的有機(jī)質(zhì)含量和總有機(jī)碳含量為天然氣水合物的形成提供了物質(zhì)基礎(chǔ)。

1.4 構(gòu)造條件

沖繩海槽熱流值高、巖漿活動(dòng)頻繁、構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與熱液活動(dòng)強(qiáng)烈。沖繩海槽經(jīng)歷了中新世末和上新世末兩次構(gòu)造運(yùn)動(dòng), 形成了NNE和NW向兩組規(guī)模較大的斷裂系統(tǒng)。NNE向斷裂形成早, 在方向上和沖繩海槽的走向一致, 是沖繩海槽拉張、沉降形成的張性斷裂。地球物理資料顯示, 沖繩海槽自晚中新世以來一直處于強(qiáng)烈拉張和沉降的過程中(楊文達(dá)等, 2004a), 這種強(qiáng)烈的拉張和沉降形成了密集的階梯狀正斷層。NW向斷裂形成晚、斷面陡、多期活動(dòng), 表現(xiàn)為走滑性質(zhì), 并將NNE向的構(gòu)造線錯(cuò)斷, 使得沖繩海槽的地貌和構(gòu)造具有“東西分帶、南北分段”的特點(diǎn), 并導(dǎo)致沖繩海槽地貌上北、中、南三段分別表現(xiàn)出“寬、熱、深”三種構(gòu)造活動(dòng)特點(diǎn)(方銀霞等, 2005)。海槽北段的“寬”以海槽寬度較大為特點(diǎn), 其形成早、張裂歷史長(zhǎng)、沉積物厚度大; 海槽中段的“熱”以熱流值高為特征, 其與火山、巖漿和熱液活動(dòng)分不開; 海槽南段的“深”以水相對(duì)較深為特色, 其與構(gòu)造活動(dòng)性強(qiáng)、張裂地貌發(fā)育良好有關(guān)。

沖繩海槽NNE和NW向兩組斷裂的相互作用一方面形成了網(wǎng)格狀斷裂系統(tǒng), 為烴類氣流體的向上及側(cè)向運(yùn)移提供了通道, 為天然氣水合物的形成創(chuàng)造了條件, 另一方面形成了不同的構(gòu)造地貌單元,并使其構(gòu)造特征差異很大, 這種差異對(duì)天然氣水合物形成與賦存有不同的影響。

2 天然氣水合物存在的證據(jù)

2.1 地震標(biāo)志

二維地震資料處理和解釋發(fā)現(xiàn), 沖繩海槽天然氣水合物的地震標(biāo)志有BSR、空白帶、BSR反射波極性反轉(zhuǎn)、速度反轉(zhuǎn)等特征(陳建文等, 2004)。

(1)BSR反射

沖繩海槽部分二維地震剖面上可見的較為清楚BSR反射, 與海底大體平行、強(qiáng)振幅、波形較為連續(xù)、與沉積層理斜交的特點(diǎn)。圖 2A剖面位于沖繩海槽西坡中段南部區(qū), 水深300～500 m, BSR反射波存在于 470～570 ms之間, 換算成深度為海底下380～470 m。BSR反射波反射能量強(qiáng)而清晰, 與正常地層反射波明顯斜交, 與海底波近于平行, 呈似海底反射。圖2B剖面位于沖繩海槽中段中部槽底, 水深 1500～1800 m, BSR 反射波十分清晰, 存在于1800～2100 ms之間, 約為海底下 280～570 m。BSR反射波與海底波近于平行, 與地層反射波明顯斜交。

圖2 沖繩海槽地震剖面上的BSR反射Fig.2 BSR in migration seismic profile in Okinawa trough

(2)振幅空白帶特征

振幅空白帶是識(shí)別天然氣水合物的地震標(biāo)志之一, 根據(jù)振幅空白帶的厚度可以大致估算天然氣水合物礦藏的厚度。由于沉積物中存在天然氣水合物, 其充填膠結(jié)作用使地層變得“均質(zhì)”, 造成了地層內(nèi)聲阻抗差減小, 地震波振幅衰減弱。地層中水合物含量越高, 振幅越弱, 空白特征越顯著。沖繩海槽西坡地震B(yǎng)SR反射波之上, 振幅空白特征均十分明顯(圖 2)?？瞻讕Ш穸纫话阍?50～400 ms不等。

(3)BSR反射波的負(fù)極性特征

沖繩海槽 BSR反射波往往與海底多次波混淆,一個(gè)重要的區(qū)別方法就是 BSR反射波與海底波存在明顯的極性相反之特點(diǎn)。其原因是地震波在海水中(低速層)進(jìn)入海底地層(高速層)時(shí), 其傳播速度從低速變?yōu)楦咚? 在海底面位置形成一個(gè)正阻抗界面, 地震波形顯示為正向振幅; 地震波從充填天然氣水合物的地層(高速層)進(jìn)入含有游離氣體的地層(低速層)時(shí), 其傳播過程從高速變?yōu)榈退? 兩者之間的界面為一高負(fù)阻抗界面, 地震波形顯示為負(fù)向振幅。為此, 在地震資料處理過程中, 在疑似存在BSR的區(qū)段, 抽取其相鄰數(shù)道地震波, 作單道波形識(shí)別, 發(fā)現(xiàn)存在明顯的極性反轉(zhuǎn)現(xiàn)象, 圖3反映圖2中EYG4剖面CDP2432處BSR與海底波極性的波形, 無論是 CDP2432道(圖 3B)還是其附近的數(shù)道(圖3A), 均明顯地反映出BSR的波形為負(fù)極性特征,與海底波形正極性相反。

圖3 EYG4剖面CDP2432處BSR與海底波極性的波形顯示Fig.3 Wave display of BSR and sea bottom polarity at CDP2432 along profile EYG4

(4)地震波層速度特征

在大致相同的深度范圍內(nèi), 地層中有天然氣水合物存在時(shí), 聲波的傳播速度明顯增加。楊文達(dá)(2004)、王影等(2007)、徐寧等(2006)、欒錫武等(2006)、劉懷山等(2002)對(duì)沖繩海槽存在 BSR的剖面段加密提取速度譜, 采取局部放大、增加掃描線、調(diào)整分析時(shí)窗步長(zhǎng)、提高速度譜分辨率等處理方法,提取具BSR反射特征附近地震道的速度譜, BSR上部高速層和下部低速層特征明顯, 雖然剖面所處水深、位置、地層物性有差異, 但各剖面中相對(duì)的高、低速層的速度差有同步變化之特點(diǎn), 一般高速層的層速度在 1700～2700 m/s之間, 低速層的層速度在1550～2550 m/s之間。從總體上看, 相對(duì)速度差在100～250 m/s之間。

2.2 地球化學(xué)證據(jù)

(1)淺表層沉積物烴類異常

盧振權(quán)等(2003)根據(jù)沖繩海槽90個(gè)站位的淺表層沉積物樣品, 研究了沉積物中所包裹和吸附的烴類氣體, 結(jié)果表明: ①海槽由西往東沉積物中烴類氣體含量由高到低; ②在海槽西坡, 烴類高異常區(qū)分布于北緯 27°30′以南。海底沉積物中異常高的CH4含量不僅表明區(qū)內(nèi)氣源充足, 同時(shí)這些氣體本身可能就是天然氣水合物分解所致。

(2)底水烴類異常

20世紀(jì) 90年代早期, 俄羅斯科學(xué)家 Obzhirov博士與中國(guó)臺(tái)灣有關(guān)單位合作對(duì)底水進(jìn)行過調(diào)查。在沖繩海槽南部地區(qū)所測(cè)量的底水甲烷濃度出現(xiàn)很大異常, 最大值出現(xiàn)在水深為 1000～1500 m 的西部槽坡, 數(shù)值達(dá)23730 nL/L, 位置位于南部沖繩海槽中央地塹以西的海槽底部和槽坡, 底水甲烷異常分布基本和海底淺表層沉積物中甲烷的異常分布一致。

2.3 其他證據(jù)

礦物標(biāo)志: 沖繩海槽的一些區(qū)域內(nèi)還分布著可能與水合物有關(guān)的礦物標(biāo)志(盧振權(quán)等, 2003; 蔣少涌等, 2005), 如碳酸鹽結(jié)核、自生黃鐵礦(多呈鮞狀集合體或充填于生物介殼中)、次生“生物碎屑灰?guī)r團(tuán)塊”, 硫酸鹽丘狀體等。它們分布于沖繩海槽軸部偏西的一側(cè), 呈 NE—SW 向條帶狀展布(丁培民等, 1986)。

海底冷泉: 根據(jù)H14地震剖面等的分析, 欒錫武等(2008)報(bào)道了沖繩海槽海底冷泉的存在, 并認(rèn)為冷泉處簾式反射頂部以上含有水合物。

CO2水合物的發(fā)現(xiàn): 在沖繩海槽中部 JADE熱液活動(dòng)區(qū), 侯增謙等(1998)和 Sakai等(1990)在黑煙囪附近時(shí)觀察到海底冒氣泡現(xiàn)象, 當(dāng)氣泡與海水接觸時(shí)(3.8℃)便析出固態(tài)的水合物。所采氣樣含CO2(86%)、CH4+H2(11%)和 H2S(3%), 顯示該水合物富含CO2氣體。這說明包括JADE在內(nèi)的沖繩海槽區(qū)具備形成水合物的潛力。

衛(wèi)星熱紅外增溫異常: 海底地震前后衛(wèi)星熱紅外增溫異?？勺鳛閷ふ疑钏?氣)、海底水合物等的一種良好找礦標(biāo)志。對(duì)沖繩海槽及其鄰近海域1998—2000年的衛(wèi)星熱紅外圖像資料研究發(fā)現(xiàn)(盧振權(quán)等, 2003; 龔建明等, 2001), 沖繩海槽中段、南段至臺(tái)灣東北部花蓮一帶在地震前后有較強(qiáng)烈的條帶狀、片狀或團(tuán)簇狀增溫異?，F(xiàn)象, 尤其是沖繩海槽中南部時(shí)常出現(xiàn)增溫大于 5℃的衛(wèi)星熱紅外異常。

3 天然氣水合物成礦類型預(yù)測(cè)

沖繩海槽盆地是新生代環(huán)太平洋構(gòu)造帶西部邊緣島弧弧后裂谷盆地, 具有獨(dú)特的構(gòu)造成因和地質(zhì)演化。其天然氣水合物的形成和富集具有自身特點(diǎn), 根據(jù)區(qū)內(nèi)天然氣水合物存在的證據(jù)及地質(zhì)構(gòu)造條件分析, 預(yù)測(cè)其成藏地質(zhì)類型有以下4類(圖4):

①成巖型: 主要分布于海槽西坡, 北、中、南段均有分布, 北段和南段更為典型, BSR特征明顯,受沉積作用和成巖作用和水合物穩(wěn)定帶控制。成藏氣體以生物成因氣為主(楊木壯等, 2010), 既有原地生成的, 也有從下部中新統(tǒng)和上新統(tǒng)經(jīng)過孔隙流體運(yùn)移來的, 在相對(duì)高的滲透層中富集。

圖4 沖繩海槽天然氣水合物成藏類型示意圖Fig.4 Schematic diagram illustrating possible gas hydrate deposit types in Okinawa trough

②斷裂構(gòu)造型: 分布在海槽西坡中南段斷裂較為發(fā)育的地區(qū), 主要受斷裂帶控制, 成藏氣體沿?cái)嗔褞纳畈康貙又羞\(yùn)移至淺部的高滲透層中富集,地震剖面上出現(xiàn)的簾式反射, 由于斷裂作用淺部沉積層扭曲變形, BSR顯示出輕微上隆并被斷層錯(cuò)斷,部分氣體可通過斷層再向上遷移進(jìn)入水體形成“羽狀流”, 在海底形成“冷泉”、自生黃鐵礦和碳酸鹽結(jié)核, 向上遷移的氣體進(jìn)入大氣中形成衛(wèi)星熱紅外增溫異常。

③底劈型: 分布在海槽西坡和槽底, 在地質(zhì)應(yīng)力驅(qū)使下, 深部火山物質(zhì)或?qū)娱g的塑性物質(zhì)(泥)垂向流動(dòng), 致使沉積蓋層上拱而形成底辟構(gòu)造。區(qū)內(nèi)的底劈包括火山底劈和泥底劈, 地震資料解釋推測(cè),海槽中段火山底劈發(fā)育, 海槽南段和北段泥底劈較為發(fā)育, 在底辟周圍可見清晰的BSR顯示。底辟構(gòu)造形成時(shí), 使含有過飽和氣體的流體從深部向上運(yùn)移到海底淺部時(shí), 由于受到快速過冷卻作用而在底劈周圍形成天然氣水合物。同斷裂構(gòu)造型類似, 部分氣體可通過斷層再向上遷移進(jìn)入水體形成“羽狀流”, 在海底形成自生黃鐵礦和碳酸鹽結(jié)核。

④滑塌型: 分布在海槽中段和南段的西坡坡底,這里海底滑塌體發(fā)育, 地震反射特征表現(xiàn)為雜亂反射, BSR特征較明顯。滑塌體內(nèi)沉積物一般具有較高孔隙度, 可為水合物形成提供所需的儲(chǔ)集空間; 由于快速堆積, 沉積物中的有機(jī)質(zhì)碎屑物在尚未遭受氧化作用情況下即被迅速埋藏而保存下來, 經(jīng)細(xì)菌作用可轉(zhuǎn)變?yōu)榇罅康募淄闅怏w; 同時(shí), 由于滑塌沉積物分選性差、滲透率低, 不利于氣體疏導(dǎo), 能較好地屏蔽壓力, 可為水合物形成提供良好壓力環(huán)境。

4 天然氣水合物資源潛力初步評(píng)價(jià)

目前天然氣水合物資源評(píng)價(jià)一般采用體積法,應(yīng)用Gornitz等(1994)的如下公式進(jìn)行計(jì)算:

式中: Q-甲烷資源量(m3), A-水合物分布面積(m2), △Z-水合物穩(wěn)定帶平均厚度(m), Φ-沉積物有效孔隙度(%), H-孔隙中水合物飽和度(%), E-水合物中天然氣容積倍率, R-水合物成礦率(%)。其中確定氣水合物分布面積(A)和水合物穩(wěn)定帶平均厚度(△Z)主要采用兩種方法, 第一種是直接根據(jù)解釋的 BSR分布圈定面積, 根據(jù)空白帶確定厚度, 但有些已發(fā)現(xiàn)有天然氣水合物的海域并不伴有 BSR而使估算的資源量偏低。第二種方法是根據(jù)天然氣水合物溫壓曲線, 應(yīng)用研究區(qū)的實(shí)測(cè)溫度、壓力和水深資料求出研究區(qū)的天然氣水合物穩(wěn)定帶厚度和分布面積。楊文達(dá)等(2004b)根據(jù)第一種方法估算東海陸坡區(qū)域天然氣水合物資源量為 1.97×1012～9.86×1012m3, 平均為 5.9×1012m3; 青島海洋地質(zhì)研究所(內(nèi)部報(bào)告)根據(jù)第一種方法計(jì)算沖繩海槽水合物資源量為 24×1012m3與方銀霞等(2001b)根據(jù)第二種方法計(jì)算出沖繩海槽天然氣水合物資源量(約24.13×1012m3)極為相似。因此認(rèn)為這是在目前資料情況下較為可信的數(shù)值, 該數(shù)值令人鼓舞,相當(dāng)于中國(guó)常規(guī)天然氣的總資源量(52×10l2m3)的四成、中國(guó)煤層氣資源量(38.8×1012m3)的三分之二、與全國(guó)頁(yè)巖氣資源量(25×10l2m2)大致相當(dāng), 可以認(rèn)為沖繩海槽是一個(gè)巨大的潛在后備資源庫(kù)。

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