南海東沙海域深水區(qū)末次冰期以來天然氣水合物穩(wěn)定帶演化

劉杰，劉麗華，吳能友，鄔黛黛，金光榮，楊睿

1.中國科學(xué)院廣州能源研究所，廣州 510640

2.自然資源部海底礦產(chǎn)資源重點實驗室，廣州 510075

3.青島海洋地質(zhì)研究所，青島 266071

天然氣水合物（以下簡稱水合物）是由水和氣體（甲烷為主）組成的籠狀結(jié)構(gòu)的化合物，穩(wěn)定存在于高壓低溫環(huán)境中；主要分布于海底沉積物和陸地永久凍土區(qū)。天然氣水合物的形成和分解受壓力、溫度、氣體組分和鹽度等環(huán)境條件的制約，是一個動態(tài)過程[1-3]。深入認(rèn)識這一動態(tài)過程，尤其是水合物穩(wěn)定帶（GHSZ）厚度變化對海底甲烷水合物藏富集成礦規(guī)律的研究、潛在地質(zhì)災(zāi)害的預(yù)測和對全球碳循環(huán)、（古）氣候變化的評估有著重要的科學(xué)意義。

水合物的動態(tài)成藏過程會留下獨特的地形地貌、地球化學(xué)、地球物理等方面的證據(jù)。在水合物蘊(yùn)藏區(qū)，海底滑塌、麻坑群和水合物丘等微地形地貌特征常與水合物的分解和氣體的滲漏密切相關(guān)[4]?？紫端M分、海底自生碳酸鹽含量、生物標(biāo)志化合物等地球化學(xué)異?？梢灾甘咎烊粴馑衔锇l(fā)育的動態(tài)變化過程[5-7]。而地球物理探測，則主要是從雙似海底反射層（BSR）或多BSR特征來識別。世界上已知的典型雙BSR或多BSR存在于挪威西部大陸邊緣、日本南海海槽、布萊克海脊和黑海多瑙河深海扇等[8-9]。

2013年鉆探結(jié)果表明東沙海域深水區(qū)含天然氣水合物沉積層位于海底220 m以內(nèi)的粉砂質(zhì)黏土沉積物中；水合物實物樣品中甲烷氣體含量超過99%。據(jù)孔隙水Cl-濃度含量推算的水合物飽和度大于45%[10]。針對該區(qū)域內(nèi)水合物動態(tài)成藏過程已經(jīng)做了大量研究[6,10-11]。陳芳等[11]對南海東沙海域陸坡區(qū)973-3柱狀樣有孔蟲、碳酸鈣和黃鐵礦分析發(fā)現(xiàn)，該巖芯有孔蟲的 δ13C 在末次盛冰期（LGM）多個層位均發(fā)生負(fù)偏，表明LGM東沙海域至少發(fā)生過4次強(qiáng)度相當(dāng)?shù)募淄闈B漏事件，推測甲烷滲漏的最大可能是海平面下降引起水合物分解。相關(guān)研究成果不僅為水合物動態(tài)演化提供了地質(zhì)地球化學(xué)證據(jù)，也指出了水合物分解的可能期次、甲烷通量的變化以及水合物分解的可能誘因。遺憾的是LGM以來GHSZ厚度的變化特征、水合物分解釋放甲烷總量以及區(qū)域環(huán)境條件對GHSZ影響定量評價等方面尚有待深入。

本文以東沙海域深水區(qū)為研究區(qū)，模擬65 ka以來GHSZ厚度的變化特征；揭示該區(qū)域內(nèi)LGM和現(xiàn)今的GHSZ平面分布和變化情況；分析LGM以來環(huán)境改變對GHSZ厚度變化的影響；估算LGM以來水合物分解釋放的總量，初步探討水合物分解對區(qū)域環(huán)境的影響。

1 地質(zhì)背景

東沙海域深水區(qū)位于臺西南盆地，該盆地處于南海東北部被動大陸邊緣，東接歐亞板塊和呂宋島弧碰撞形成的臺灣弧陸碰撞造山帶，西側(cè)與珠江口盆地相接。中中新世——上新世，盆地發(fā)生大規(guī)模沉降運(yùn)動，形成了巨厚的半深?！詈３练e。研究區(qū)水深為200～3 600 m，向東南方向逐漸變深（圖1a、1b）。上下陸坡分界線位于2 100 m 等深線處，上陸坡區(qū)發(fā)育近北北西向的峽谷/沖溝群[12]（圖1b）；峽谷間則被線性脊?fàn)畹孛菜指簦玛懫聟^(qū)地形相對平坦。根據(jù)陸坡走向和地形變化，研究區(qū)陸坡分為東沙陸坡段和臺灣淺灘陸坡段（圖1b）。東沙陸坡段陸架寬闊平坦，接受來自東沙群島以及東沙臺地的物源。臺灣淺灘陸坡段的陸架相對狹窄，其西側(cè)的物源來自華南大陸，東側(cè)接受來自臺灣島的大量沉積物供給。在深水底流沉積作用下，研究區(qū)發(fā)育大量高沉積速率堆積體[13]?；钴S的濁流和底流作用使得該研究區(qū)成為南海沉積速率非常高的海區(qū)。

根據(jù)水體的溫度、鹽度和pH值，南海水體分為 3 層：（1）表層水（0～350 m）；（2）中層水（350～1 350 m）；（3）深層水（＞1 350 m）[14]。南海中層水溫度為3.7～10.6 ℃，呈南西至北東方向順時針運(yùn)動。深層水主要為北太平洋深層水經(jīng)巴士海峽進(jìn)入南海海盆，沿陸架向西做逆時針運(yùn)動[15]。其溫度在2～3.7 ℃內(nèi)變化，超過2 800 m的下部深層水溫度趨于穩(wěn)定（2 ℃）[16]（圖1c、1d）。

2 方法與數(shù)據(jù)的來源

2.1 GHSZ厚度計算方法

GHSZ是天然氣水合物-水-氣體三相平衡的熱力學(xué)穩(wěn)定范圍，主要受溫度、壓力、鹽度約束。海水溫度-壓力變化曲線與水合物相平衡線的交點是GHSZ的頂界，沉積地層中溫度與水合物相邊界交點的深度是GHSZ底界，底界到海底的距離是GHSZ厚度。有多個模型可以計算水合物的相平衡條件，其中基于熱力學(xué)理論的CSMHYD程序應(yīng)用較廣泛[17]。本文依據(jù)東沙海域?qū)嶋H資料（鹽度為34.5‰）[18]，采用該程序模擬計算GHSZ的厚度。部分輸入數(shù)據(jù)取值依據(jù)見下文。

圖1 臺西南盆地和研究區(qū)的位置圖（a）、研究區(qū)水深地形圖（b）和水體溫度剖面圖（c，d）水深數(shù)據(jù)來自NOAA網(wǎng)站；圖c和d用軟件Ocean Data View[16]制作。Fig.1 The location map of the Southwest Taiwan Basin and the study area（a）, Bathymetric map of the study area（b）and water temperature profile（c,d）water depth data from National Geophysical Data Center website; figures c and d are made with Ocean Data View, Schlitzer, 2009.

2.2 數(shù)據(jù)的來源及依據(jù)

2.2.1 靜水壓力

模擬水合物穩(wěn)定帶厚度的區(qū)域分布時，忽略潛在的局部異常壓力對天然氣水合物相平衡的影響，采用地層靜水（巖）壓力計算GHSZ厚度。壓力數(shù)據(jù)通過海底深度數(shù)據(jù)獲得，而深度數(shù)據(jù)則取自美國國家地球物理數(shù)據(jù)中心（NGDC）的ETOP02數(shù)據(jù)庫。

第四紀(jì)以來南海地區(qū)的海平面變化趨勢和幅度與全球一致[19-20]。Bates等[20]利用ODP1148站位的底棲有孔蟲氧同位素數(shù)據(jù)，重建了5 Ma以來南海的相對海平面和深海溫度，結(jié)果顯示末次冰期時南海海平面與現(xiàn)在相比下降了約130 m，深水水團(tuán)溫度最低接近0 ℃[20]。本文采用Bates等[20]的全球海平面變化趨勢，模擬甲烷水合物穩(wěn)定帶厚度的變化（圖2中藍(lán)色曲線）。

圖2 模擬天然氣水合物穩(wěn)點帶演化史所采用的相對海平面變化和溫度變化曲線[20]Fig.2 Relative sea level change and temperature change curve used to simulate the evolution of GHSZ[20]

2.2.2 海底溫度

基于文獻(xiàn)報道的海底水溫數(shù)據(jù)[21-22]和美國國家海洋和大氣管理局的WOA13模型（https://www.nodc.noaa.gov/OC5/woa13/），獲得東沙海域海底溫度分布圖（圖3a）。東沙海域深水區(qū)海底溫度為2～13 ℃，等溫線與海底地形變化的趨勢基本一致，海底溫度隨著水深的加深而變小；在水深595 m處，溫度條件可以滿足水合物形成的臨界溫度。在水深1 760～3 000m范圍內(nèi)海底溫度變化較慢（在2～3 ℃）。

研究認(rèn)為水團(tuán)溫度的變化是影響水合物穩(wěn)定的重要因素[23]。海域天然氣水合物常分布在松散的沉積物內(nèi)，孔隙水與底層水相連，海底表層溫度的變化與水團(tuán)的溫度變化一致。目前還沒有關(guān)于南海水團(tuán)結(jié)構(gòu)和溫度在千年尺度上演變的報道。因此，假設(shè)LGM以來東沙海域中層水和深層水間溫度變化同步同幅，采用基于ODP1148站位底棲有孔蟲δ18O獲得的深層水古溫度變化曲線（圖2中紅色曲線），來分析海底溫度變化對GHSZ厚度的影響。

2.2.3 地溫梯度

地溫梯度（熱流值除以熱導(dǎo)率）直接影響水合物底界面埋深，而地溫梯度主要源于海底熱流探針測量和鉆孔測量數(shù)據(jù)。本文采用的地溫梯度數(shù)據(jù)主要為海底熱流探針數(shù)據(jù)[21-26]，得到的海底表層地溫梯度應(yīng)略大于GHSZ內(nèi)平均地溫梯度。東沙海域地溫梯度變化為40～90 ℃/km，平均熱流值為60 ℃/km，是高熱流背景的海域（圖3b）。研究區(qū)中部的熱流可達(dá) 80～110 ℃/km（圖3b）。

南海北部流花運(yùn)動（1.87～1.4 Ma）期間曾伴隨強(qiáng)烈的火山活動。數(shù)值模擬表明該構(gòu)造運(yùn)動引起的熱效應(yīng)，到目前為止已對該區(qū)水合物穩(wěn)定域的發(fā)育沒有影響[27-28]，因此本文假設(shè)地溫梯度LGM以來保持不變。

圖3 東沙海域深水區(qū)海底溫度（a）和地溫梯度（b）分布圖Fig.3 distribution of bottom temperature（a）and geothermal gradient（b）in the deep water area of Dongsha sea area

3 結(jié)果與討論

3.1 973-3站位處GHSZ和水合物演化的旋回性

973-3 站位水深為1 026 m。采用網(wǎng)格化插值得到海底溫度為4.5 ℃，地溫梯度為50 ℃/km，計算得到GHSZ厚度為182.5 m（圖4a）。假設(shè)地溫梯度不變，根據(jù)研究區(qū)水深和溫度數(shù)據(jù)，模擬LGM以來該站位水合物穩(wěn)定帶厚度演化情況。LGM以來東沙海域水合物穩(wěn)定帶厚度呈現(xiàn)旋回變化（圖4b），穩(wěn)定帶厚度由增厚到減薄2個半旋回組成一個完整的旋回。從底部向上穩(wěn)定帶厚度變化呈現(xiàn)5個完整旋回，即 TC1（64.5～53.2 ka）、TC2（53.2～45.7 ka）、TC3（45.7～36 ka）、TC4（36～24 ka）和 TC5（24ka～）。

從GHSZ厚度變化時間來看，其變化旋回具有不對稱性，且減薄半旋回持續(xù)時間要長于增厚半旋回的時間。TC1——TC4旋回期間海底溫度變化不大，比現(xiàn)今低1.69～1.95 ℃。這4個旋回內(nèi)穩(wěn)定帶厚度變化受海平面升降的控制，即海平面上升則穩(wěn)定帶厚度增厚，海平面下降則穩(wěn)定帶厚度減薄，厚度為207～217 m。各旋回內(nèi)GHSZ厚度變化不大，上升半旋回最大厚度僅比下降半旋回厚度大10 m左右。TC5旋回內(nèi)海底溫度和海平面變化幅度幾乎同步增大。該旋回在20 ka時海底溫度比現(xiàn)今低2.45 ℃，海平面比現(xiàn)今低130 m，穩(wěn)定帶厚度達(dá)到最大值（215 m）。TC5旋回的增厚半旋回大致對應(yīng)LGM時期，該時期GHSZ增厚主要由海底溫度下降引起。海平面下降會導(dǎo)致更多粗粒沉積物沉積，有利于形成高飽和度水合物。TC5旋回的減薄半旋回即LGM末期至今，由于海底溫度的上升導(dǎo)致GHSZ減薄。

除了溫壓條件外，水合物在海洋沉積物中的成藏受到其他環(huán)境條件，尤其是氣體供給和沉積速率等控制[29]。水合物中的甲烷多為有機(jī)碳降解產(chǎn)物，有機(jī)碳含量越高，越有利于原位生物成因氣的產(chǎn)生，相應(yīng)地微生物成因水合物的飽和度也較高。Johnson等[30]研究來自印度大陸邊緣9個水合物站位的樣品，發(fā)現(xiàn)含水合物沉積層中總有機(jī)碳含量多數(shù)大于1%，而且高飽和度水合物多發(fā)育于總有機(jī)碳含量最高的克里希納-戈達(dá)瓦里（Krishna-Godavari，K-G）盆地。越來越多的研究表明沉積速率影響有機(jī)碳含量，而沉積物物性特征和穩(wěn)定帶底界的遷移過程等影響水合物的成藏條件。沉積速率較高或粒度較粗的沉積體多是水合物形成和聚集的有利層位[31-34]，如布萊克海臺處發(fā)育的等深流沉積體[31]、印度K-G盆地的碎屑流沉積體[32]、墨西哥灣北部深水區(qū)的濁積水道-天然堤復(fù)合體系[33]等水合物發(fā)育區(qū)。東沙海域沉積物中的有機(jī)碳含量與神狐海域鉆探區(qū)的相近（平均值均為0.7%），但東沙海域120 ka以來的平均沉積速率（46.9～73.3 cm/ka）遠(yuǎn)高于神狐鉆探區(qū)和南海其他地區(qū)，且該區(qū)域濁流體系十分發(fā)育，沉積物粒度較粗，這些可能是導(dǎo)致東沙海域鉆探區(qū)天然氣水合物飽和度高（＞45%）的重要因素。同時，東沙海域的沉積速率和總有機(jī)碳含量均顯示出冰期或間冰期中的亞冰階高，而相鄰的間冰期或亞間冰階低的特點，尤其是LGM以來這種特點尤為明顯[35-37]。根據(jù)沉積速率和總有機(jī)碳含量這兩個影響水合物飽和度的重要參數(shù)以及GHSZ旋回性變化的特征，可以推測天然氣水合物飽和度也具有類似的旋回特征。

圖4 末次冰期以來東沙海域天然氣水合物穩(wěn)定帶厚度的演化a.表示973-3站位的天然氣水合物穩(wěn)定帶相圖；b.表示973-3站位的水合物穩(wěn)定帶厚度變化，其中紅色虛線表示擬合曲線，擬合相關(guān)系數(shù)為0.854，標(biāo)準(zhǔn)誤差估計為5.38 m，陰影表示95%的置信區(qū)間。黑色折線表示穩(wěn)定帶厚度的變化曲線。Fig.4 Thickness evolution of GHSZ in Dongsha sea area since the Last Glaciation a.Shows the phase diagram of GHSZ at station 973-3; b.shows the thickness change of GHSZ at station 973-3, in which the red dotted line represents the fitting curve; the fitting correlation coefficient is 0.854,the estimated standard error is 5.38 m, and the shadow represents the 95% confidence interval.The black line represents the curve of the thickness of GHSZ.

3.2 LGM以來GHSZ的平面分布和變化

TC5旋回中GHSZ 最大值出現(xiàn)在增厚半旋回向減薄半旋回過渡的轉(zhuǎn)換處，大致處于LGM。根據(jù)前述原理，分析TC5旋回內(nèi)現(xiàn)今和LGM時期GHSZ平面分布與變化特征，計算網(wǎng)格精度為0.3° × 0.25°，結(jié)果顯示水合物鉆探航次GMGS-2內(nèi)的現(xiàn)今GHSZ厚度為60～250m，這與鉆孔測井解釋水合物穩(wěn)定帶底界面埋深一致[38]，而本文所繪制的GHSZ厚度圖精度更高。隨著海水加深，現(xiàn)今的GHSZ從凹陷邊緣向凹陷中心逐漸增厚（圖5a）。現(xiàn)今GHSZ厚度在研究區(qū)東北部的臺灣淺灘陸坡段隨水深的增加迅速增大，而西部東沙陸坡段由于地形相對平緩，厚度變化不顯著。GHSZ分布面積為6.49×104km2，最小水深約595 m?，F(xiàn)今GHSZ厚度的面積加權(quán)平均值為245 m，厚度最大的區(qū)域呈條帶狀或環(huán)狀分布于研究區(qū)的東部，超過380 m。LGM時期GHSZ平面分布特征與現(xiàn)今一致（圖5b）。LGM時期GHSZ的250 m等厚線向淺水區(qū)移動遷移了5 km，相當(dāng)于現(xiàn)今的586 m水深處，分布面積為6.62×104km2，大于當(dāng)前面積。其時GHSZ厚度的面積加權(quán)平均值為271 m，最大厚度出現(xiàn)在東部水深超過3 200 m的區(qū)域，厚度可達(dá)450 m以上。TC5旋回期間，GHSZ最大厚度相對現(xiàn)今減薄了0～65 m，平均減薄量為25 m，GHSZ減薄厚度由淺水區(qū)向深水區(qū)呈現(xiàn)先增大后減小到再次增大的趨勢（圖5c）。厚度減薄最大的區(qū)域與GHSZ厚度最大區(qū)域分布一致，為30～65 m。

圖5 東沙海域深水區(qū)現(xiàn)今和LGM時期的GHSZ厚度分布a.現(xiàn)今GHSZ厚度平面分布特征，b.LGM時期GHSZ厚度平面分布特征，c.LGM時期GHSZ厚度與現(xiàn)今GHSZ之差，d.剖面1和2上的地溫梯度、水深和GHSZ 。Fig.5 Distribution of GHSZ thickness in deep water area of Dongsha sea area during present and LGM a.The thickness distribution of GHSZ at present; b.the thickness distribution of GHSZ in LGM period; Fig c.The thickness difference between GHSZ at present and GHSZ in LGM period; Fig.d.the geothermal gradient, water depth and GHSZ on profile 1 and 2.

不同時代GHSZ厚度剖面1和剖面2上分布特征（圖5d）顯示，水深和地溫梯度共同控制了GHSZ的平面分布。海底溫度和靜水壓力隨著水深的增加分別呈指數(shù)降低和線性增大，而南海北部陸坡的地溫梯度受到地幔熱流的控制，具有沿地殼厚度減薄的方向（也就是水深加深方向）呈上升的趨勢。在SSE走向的剖面1上GHSZ厚度呈“U型”分布的特征，即中部為低值區(qū)，西部和東部為GHSZ高值區(qū)（厚度大于300 m）A和B，其中高值區(qū)A位于西部淺水區(qū)，水深為1 000～2 500 m，地溫梯度由40 ℃/km逐漸增加到 62 ℃/km，現(xiàn)今GHSZ厚度為300～345 m。高值區(qū)B位于東部深水區(qū)，水深大于3 100 m，地溫梯度由72 ℃/km降低到58 ℃/km，現(xiàn)今GHSZ厚度隨之由300 m上升到380 m。而水深為2 500～3 100 m的中部區(qū)域，由于地溫梯度高于A區(qū)，現(xiàn)今GHSZ厚度相應(yīng)地也明顯小于A區(qū)，厚度為250～300 m。剖面2所處水深為718～3 392 m，地溫梯度為43～84 ℃/km。水深2 293～3 212 m范圍內(nèi)地溫梯度為80～84 ℃/km，沿剖面變化不大。剖面2的GHSZ厚度則呈“S型”，僅剖面右側(cè)穿過1個高值區(qū)，這是由于與剖面1相比，剖面2左側(cè)相同水深處的地溫梯度明顯高于剖面1中高值區(qū)A。

3.3 溫壓條件改變對不同水層內(nèi)GHSZ的影響

水體溫度和海平面變化常常具有同向變化的趨勢。水體溫度升高時，往往伴隨著海平面的上升，從而（部分）抵消了底水溫度上升帶來的影響。不同水深處，GHSZ厚度對溫度和壓力條件變化的敏感程度不同，這使得不同水深處影響GHSZ厚度變化的主要因素存在差異。Mienert等[39]認(rèn)為新仙女木事件末期，挪威外海上陸坡區(qū)域和下陸坡區(qū)域受到海平面升高的影響導(dǎo)致水合物穩(wěn)定帶厚度變化趨勢相反。

為了定量分析溫度和壓力改變對GHSZ厚度的影響，以剖面2為例，采用單因素分析法分析LGM以來溫壓條件變化對GHSZ厚度的影響。結(jié)果表明海平面不變、海底溫度上升2.45 ℃的情況下，GHSZ厚度相對LGM時期減薄34m（圖6a）。在中層水水深范圍內(nèi)，GHSZ厚度減薄47～72 m，且水深718.5 m處降幅最大達(dá)71%。而在深層水范圍內(nèi)，穩(wěn)定帶厚度減薄量僅在32～42 m之間窄幅度波動，降幅為10%～21%。當(dāng)海平面上升130 m，海底溫度不變時，GHSZ厚度相對LGM時期的平均增加值為7.6 m（圖6b）。在中層水水深范圍內(nèi)，GHSZ厚度增加18～44 m，水深718 m處增幅率最大達(dá)41%。而在深層水范圍內(nèi)，穩(wěn)定帶厚度增加4～15 m，且在大部分區(qū)域GHSZ厚度增加值在4～6 m之間窄幅波動，而相應(yīng)的降幅為1%～2.6%。同時考慮溫度上升2.45 ℃和海平面上升130 m時，剖面2上LGM時期GHSZ厚度為107～356 m，超過現(xiàn)今厚度20～36 m（圖6c），該結(jié)果與只考慮溫度或海平面單一因素引起的GHSZ厚度之差（圖6d）接近。綜上所述，溫壓條件改變對不同水層內(nèi)GHSZ的影響不同。①在由陸緣向中央海盆方向逐漸增大的高地溫梯度背景下，LGM以來海底溫度和海平面變化對GHSZ的影響在中層水范圍內(nèi)大于深層水；同時水壓效應(yīng)在中層水深度范圍內(nèi)相對較大，深層水范圍內(nèi)海平面變化對GHSZ的影響十分有限。②海底溫度的上升對GHSZ 的減薄效應(yīng)可以完全抵消海平面上升對GHSZ的增厚效應(yīng)，因而LGM以來穩(wěn)定帶厚度變化受到海底溫度的控制。

3.4 水合物分解的環(huán)境效應(yīng)

LMG以來，由于底水變暖導(dǎo)致GHSZ底界上移，GHSZ底部附近水合物層可能分解。體積法估算LGM時期水合物所含甲烷資源量約為標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下的1.55×1013m3，現(xiàn)今水合物所含甲烷資源量為1.37×1013m3（沉積物的孔隙度45%，水合物的飽和度為1.2%，氣體體積膨脹因子160），以此估算LGM以來水合物分解釋放的甲烷量約為1.8×1012m3。

海域水合物分解釋放的甲烷可在海洋水體中形成羽狀流，并在海底留下了海底下陷、氣體溢出口和麻坑群等微地形地貌特征[40]。甲烷進(jìn)入海水后可氧化形成 CO2（CO32-），導(dǎo)致海水酸化，影響自生礦物形成以至于自生CaCO3含量降低，還可能引發(fā)其他系列的生態(tài)環(huán)境效應(yīng)。南海北部海域多個站位LGM以來的CaCO3含量記錄均呈現(xiàn)低值異常的特征[5]，17 940 孔 CaCO3含量 11.3 kaBP 左右開始突然降低，從16%降至8%，至8 kaBP 左右才恢復(fù)到正常水平。同時，17 940孔底棲有孔蟲外生種C.wuellerstorfi殼體δ13C在11.3 kaBP左右發(fā)生負(fù)偏，至10 kaBP負(fù)偏幅度高達(dá)1.4‰。另外，17 940 孔沉積物中有機(jī)碳的堆積速率在11.3～8.0 kaBP突然增加一倍。這些地球化學(xué)方面的證據(jù)指示，該區(qū)可能發(fā)生過較大規(guī)模的的甲烷釋放，甲烷氧化反應(yīng)及產(chǎn)物導(dǎo)致海水酸化和碳酸鹽的溶解。與此相對應(yīng)，17940 孔水合物穩(wěn)定帶厚度在此期間厚度由234 m減薄為177 m，相對減薄幅度達(dá)到24%。這一“低鈣事件”很可能是該區(qū)天然氣水合物穩(wěn)定帶減薄，造成水合物分解所致。

圖6 東沙海域深水區(qū)溫壓條件變化對水合物穩(wěn)定帶厚度的影響位置見圖5a中剖面2；剖面2第一個點的坐標(biāo)為（21.59°N、117.8°E），以后每隔5 km取一個數(shù)據(jù)點，共計52個數(shù)據(jù)點。a.LGM以來海底溫度上升2.45 ℃，假設(shè)海平面不變時，GHSZ厚度相對LGM時期的減薄量；b.LGM以來海平面上升123 m，假設(shè)海底溫度不變時，GHSZ厚度相對LGM時期的增厚量；c.LGM時期（紅色曲線）和現(xiàn)今的GHSZ（藍(lán)色曲線）厚度；d.藍(lán)色線表示LGM時期與現(xiàn)今GHSZ的厚度差，紅色線表示圖a減去圖b的厚度差。Fig.6 The influence of temperature and pressure on the thickness of GHSZ in deep water area of Dongsha The location is shown in Section 2 in Fig.5a; the coordinates of the first point in Section 2 are（117.8 ° E, 21.59 ° N）,and then one data point is taken every 5km, a total of 52 data points.a.The sea floor temperature has increased by 2.45 ℃ since LGM, assuming that the sea level remains unchanged, the GHSZ thickness is thinner than that in LGM period;b.The sea level has increased by 123 m since LGM, assuming that the sea floor temperature remains unchanged, the GHSZ thickness is thicker than that in LGM period;c.The thickness in LGM period（red curve）and GHSZ at present（blue curve）; ;d.The thickness in blue line represents the thickness in LGM period and GHSZ at present; The red line indicates the thickness difference of figure a minus figure b.

東沙海域的鉆探取樣不但獲得位于GHSZ之上埋藏相對較深的彌散狀水合物樣品，還在部分站位發(fā)現(xiàn)了緊鄰海底之下（約10 m）的脈狀、瘤狀水合物[10]。地震反射剖面顯示東沙海域滑塌構(gòu)造發(fā)育，但單個滑塌體規(guī)模不大，同時代表水合物底界面的BSR多位于滑塌體內(nèi)或與滑移面重合，呈不連續(xù)或突變狀[41]。特定底棲有孔蟲種屬數(shù)量變化與穩(wěn)定碳同位素組成（13C出現(xiàn)明顯負(fù)偏現(xiàn)象，且δ18O增高），表明東沙海域973-3和973-5柱狀樣海底滑塌形成于水合物分解之后[42]。根據(jù)東沙海域近海底水合物、滑塌體和緊臨GHSZ之上的水合物的空間分布關(guān)系，推測滑塌的形成過程如下：溫壓條件的改變，使得GHSZ之上的天然氣水合物發(fā)生分解；GHSZ下伏游離甲烷氣得到分解甲烷的補(bǔ)充，但氣柱達(dá)到臨界壓力，先存斷層被激活，從而引發(fā)海底滑坡或塌陷。同時游離甲烷沿著滑塌體內(nèi)的斷裂快速向上運(yùn)移，在近海底形成塊狀水合物，甚至活動的流體溢出口。

4 結(jié)論

（1）東沙海域深水區(qū)水深大于595 m海域具備形成水合物的溫壓條件；GHSZ厚度的面積加權(quán)平均值為245 m。研究區(qū)東部穩(wěn)定帶的厚度最大，最大厚度超過380 m。末次盛冰期以來東沙海域天然氣水合物穩(wěn)定帶厚度減薄導(dǎo)致水合物分解釋放的甲烷量約為 1.8×1012m3。

（2）末次冰期以來東沙海域GHSZ厚度呈現(xiàn)不對稱旋回變化的特征。從底部向上可以分為TC1、TC2、TC3、TC4和TC5共5個完整旋回。穩(wěn)定帶變化的減薄半旋回持續(xù)時間要長于增厚半旋回。TC1——TC4旋回內(nèi)GHSZ厚度變化受海平面升降的控制，TC5旋回內(nèi)穩(wěn)定帶厚度變化受到海底溫度的控制。沉積速率和總有機(jī)碳含量及其易降解性是影響水合物飽和度的重要因素。推測天然氣水合物飽和度的變化也具有和冰期間冰期相應(yīng)的旋回特征。

（3）在由陸緣向海盆方向逐漸增大的高地溫梯度背景下，LGM以來海底溫度和海平面變化對GHSZ的影響在中層水范圍內(nèi)大于深層水；同時水柱引起的壓力效應(yīng)在中層水深度范圍內(nèi)相對較大，深層水范圍內(nèi)十分有限。LGM以來東沙海域水合物分解釋放的甲烷量約1.8×1012m3，可能誘發(fā)海水酸化甚至海底滑坡。