东海冲绳海槽天然气水合物成矿地质条件与资源潜力

陈建文

青岛海洋地质研究所, 山东青岛 266071

冲绳海槽位于东海的东部, 为弧形深水槽盆,呈 NE—SW向延伸, 北起日本九州西南岸外, 南至中国台湾省东北部的宜兰近岸(栾锡武等, 2006)。

冲绳海槽的地震调查始于20世纪80年代, 中国石油化工股份公司上海分公司(原上海海洋石油局)进行过地球物理调查, 先后获得了区内4200 km的二维地震资料。青岛海洋地质研究所在解释这些资料时发现, 在地震剖面上有BSR反射现象, 2001年与中国石油化工股份公司上海分公司合作, 利用“奋斗七号”调查船进行了针对性的科学调查, 获得高分辨率地震 717 km, 常规二维地震 800 km,2011—2013年进行了单道地震、低覆盖次数的多道地震调查、表层沉积物取样、底水取样等。中国科学院海洋研究所于1999年、2001年利用“科学一号”调查船开展了海底温度、地热、地震、重力和磁力以及沉积物柱状取样和底质拖网等调查, 其中获得地震测线1390 km(徐宁等, 2006), 国家海洋局第一研究所和第二研究所也组织航次获取了沉积物样品, 中国台湾于20世纪90年代进行过地质取样和地球化学调查, 并与俄罗斯合作实施了底水调查(卢振权等, 2003)。到目前为止, 冲绳海槽天然气水合物研究可利用的二维地震资料约有15000 km。此外还有大量的沉积物样品、底水地球化学样品、DSDP/ODP地热资料及三口钻井(宫古近海一井、吐噶喇一井、KS-1井)资料, 这为冲绳海槽天然气水合物的成矿条件研究和成藏依据分析提供了条件。同时, 青岛海洋地质研究所、中国石油化工股份公司上海分公司、中国科学院海洋研究所、国家海洋局第二研究所、中国地质科学院矿产资源研究所、国家海洋局第一研究所、中国海洋大学、中国科学院地质与地球物理研究所等单位利用上述不同类型的资料从地层沉积学、构造学、地球物理学、地球化学等角度分析冲绳海槽天然气水合物的形成条件, 探讨了区内天然气水合物的找矿标志和资源潜力, 预测最可能的水合物赋存区(龚建明等,2001; 方银霞等, 2001a, 2003, 2005; 卢振权等,2003; 栾锡武等, 2003, 2006, 2008; 杨文达等,2004b; 王力锋等, 2006; 徐宁等, 2006; 赵汗青等,2006; 王影等, 2007), 为进一步的调查和研究奠定了基础。

1 天然气水合物成矿地质条件

1.1 地形地貌与水深

(1)东西“两坡一底”

冲绳海槽由西向东可分为西侧槽坡、槽底平原和东侧槽坡3个一级地貌单元(即“两坡一底”)(图1)。西侧槽坡宽度30～40 km, 北部地形较简单, 中南部地形起伏变化大, 发育地垒式隆块、裂谷、海山、断裂沟等地貌。东侧槽坡南窄北宽, 平均宽64 km, 沿着北东向断裂线分布着一系列海山、海丘等。槽底平原北部地形崎岖, 海山、海丘沿断裂成带出现, 南部地形相对平缓; 沿海槽轴部有规模巨大的地堑槽和裂沟, 贯穿海槽南北。

(2)南北“三段”

图1 东海冲绳海槽地形地貌图(据刘光鼎等, 1992)Fig.1 Geomorphologic map of Okinawa trough in the East China Sea(from LIU et al., 1992)

冲绳海槽由北而南, 以吐噶喇海峡和宫古海峡为界, 海底地形大致分为北、中、南三段。北段走向NNE, 水深较浅, 大部分在 600～1000 m, 槽坡和槽底宽广; 中段走向NE, 水深大部分在1000～2000 m,西侧槽坡相对较窄, 槽底较平坦; 南段走向NEE, 水深大部分在2000 m以上, 最大水深2940 m, 槽坡较陡, 槽底起伏大, 槽底轴部地堑槽发育, 两侧呈明显的阶梯状下降。

冲绳海槽北浅南深, 西槽坡总长约 1200 km,大于 300 m水深的西槽坡面积约 84000 km2, 大于500 m水深的西槽坡约70000 km2。

冲绳海槽东西方向的“两坡一底”和南北方向的“三段”的地貌形态和结构以及北浅南深的水深特点使其水合物的潜在远景也不相同。

1.2 温度、热流值分布

(1)海底温度

根据“科学一号”科学考察船(KX99航次)的温度实测数据, 冲绳海槽海底温度较低。总体来看,水深小则温度高, 水深大则温度低。海槽北部, 海底温度一般在 5～8℃; 海槽中部槽底的温度一般则在3～5℃, 海槽南部槽底的温度一般则在2～4℃。总体来看, 冲绳海槽海底温度中等, 虽然局部较高,较深海水所产生的压力可以补偿温度升高带来的对水合物形成的不利影响。

(2)热流分布

栾锡武等(2003)统计了区内自20世纪60年代以来 228个测量数据。进一步表明, 高热流出现的位置主要在冲绳海槽的中部, 其次是北部, 南部的八重山地堑和北部的鹿儿岛湾局部地区也有高值出现, 这些高值异常沿海槽中轴展布, 仅局限于沿海槽轴10 km宽的中央裂谷带上。对于海槽西侧槽坡而言, 其热流值北段相对最低, 40～60 mW/m2; 海槽中段最高, 平均值达 100 mW/m; 海槽南段中等,为80 mW/m2, 低于中段但高于北段。较高热流值不利于冲绳海槽水合物的形成和赋存, 这也是区内水合物稳定带厚度较小的原因。

1.3 沉积及气源条件

李巍然等(2001)、孟宪伟等(2001)、茅志昌等(2003)、蒋富清等(2006)等研究表明: 为冲绳海槽提供物源的水系有长江、黄河以及钱塘江、瓯江、闽江等, 其中以长江和黄河两大水系为主。冲绳海槽不仅沉积物来源丰富, 且沉积速率较高(孟宪伟等,2001; 卢振权等, 2003)。资料表明, 从地质时代来看,晚更新世比全新世沉积速率高, 从地貌单元分析,西侧槽坡比槽底沉积速率高, 槽底的西南部比其他地区高, 海槽中段比南北高。

冲绳海槽区浅表层沉积物的有机碳平均含量为 1.9%(丁培民等, 1986), 西坡下缘沉积物样品的总有机碳含量为0.75%～1.25%(孟宪伟等, 2001)。

丰富的物质来源、较大的沉积厚度和沉积速率、较高的有机质含量和总有机碳含量为天然气水合物的形成提供了物质基础。

1.4 构造条件

冲绳海槽热流值高、岩浆活动频繁、构造运动与热液活动强烈。冲绳海槽经历了中新世末和上新世末两次构造运动, 形成了NNE和NW向两组规模较大的断裂系统。NNE向断裂形成早, 在方向上和冲绳海槽的走向一致, 是冲绳海槽拉张、沉降形成的张性断裂。地球物理资料显示, 冲绳海槽自晚中新世以来一直处于强烈拉张和沉降的过程中(杨文达等, 2004a), 这种强烈的拉张和沉降形成了密集的阶梯状正断层。NW向断裂形成晚、断面陡、多期活动, 表现为走滑性质, 并将NNE向的构造线错断, 使得冲绳海槽的地貌和构造具有“东西分带、南北分段”的特点, 并导致冲绳海槽地貌上北、中、南三段分别表现出“宽、热、深”三种构造活动特点(方银霞等, 2005)。海槽北段的“宽”以海槽宽度较大为特点, 其形成早、张裂历史长、沉积物厚度大; 海槽中段的“热”以热流值高为特征, 其与火山、岩浆和热液活动分不开; 海槽南段的“深”以水相对较深为特色, 其与构造活动性强、张裂地貌发育良好有关。

冲绳海槽NNE和NW向两组断裂的相互作用一方面形成了网格状断裂系统, 为烃类气流体的向上及侧向运移提供了通道, 为天然气水合物的形成创造了条件, 另一方面形成了不同的构造地貌单元,并使其构造特征差异很大, 这种差异对天然气水合物形成与赋存有不同的影响。

2 天然气水合物存在的证据

2.1 地震标志

二维地震资料处理和解释发现, 冲绳海槽天然气水合物的地震标志有BSR、空白带、BSR反射波极性反转、速度反转等特征(陈建文等, 2004)。

(1)BSR反射

冲绳海槽部分二维地震剖面上可见的较为清楚BSR反射, 与海底大体平行、强振幅、波形较为连续、与沉积层理斜交的特点。图 2A剖面位于冲绳海槽西坡中段南部区, 水深300～500 m, BSR反射波存在于 470～570 ms之间, 换算成深度为海底下380～470 m。BSR反射波反射能量强而清晰, 与正常地层反射波明显斜交, 与海底波近于平行, 呈似海底反射。图2B剖面位于冲绳海槽中段中部槽底, 水深 1500～1800 m, BSR 反射波十分清晰, 存在于1800～2100 ms之间, 约为海底下 280～570 m。BSR反射波与海底波近于平行, 与地层反射波明显斜交。

图2 冲绳海槽地震剖面上的BSR反射Fig.2 BSR in migration seismic profile in Okinawa trough

(2)振幅空白带特征

振幅空白带是识别天然气水合物的地震标志之一, 根据振幅空白带的厚度可以大致估算天然气水合物矿藏的厚度。由于沉积物中存在天然气水合物, 其充填胶结作用使地层变得“均质”, 造成了地层内声阻抗差减小, 地震波振幅衰减弱。地层中水合物含量越高, 振幅越弱, 空白特征越显著。冲绳海槽西坡地震BSR反射波之上, 振幅空白特征均十分明显(图 2)。空白带厚度一般在 50～400 ms不等。

(3)BSR反射波的负极性特征

冲绳海槽 BSR反射波往往与海底多次波混淆,一个重要的区别方法就是 BSR反射波与海底波存在明显的极性相反之特点。其原因是地震波在海水中(低速层)进入海底地层(高速层)时, 其传播速度从低速变为高速, 在海底面位置形成一个正阻抗界面, 地震波形显示为正向振幅; 地震波从充填天然气水合物的地层(高速层)进入含有游离气体的地层(低速层)时, 其传播过程从高速变为低速, 两者之间的界面为一高负阻抗界面, 地震波形显示为负向振幅。为此, 在地震资料处理过程中, 在疑似存在BSR的区段, 抽取其相邻数道地震波, 作单道波形识别, 发现存在明显的极性反转现象, 图3反映图2中EYG4剖面CDP2432处BSR与海底波极性的波形, 无论是 CDP2432道(图 3B)还是其附近的数道(图3A), 均明显地反映出BSR的波形为负极性特征,与海底波形正极性相反。

图3 EYG4剖面CDP2432处BSR与海底波极性的波形显示Fig.3 Wave display of BSR and sea bottom polarity at CDP2432 along profile EYG4

(4)地震波层速度特征

在大致相同的深度范围内, 地层中有天然气水合物存在时, 声波的传播速度明显增加。杨文达(2004)、王影等(2007)、徐宁等(2006)、栾锡武等(2006)、刘怀山等(2002)对冲绳海槽存在 BSR的剖面段加密提取速度谱, 采取局部放大、增加扫描线、调整分析时窗步长、提高速度谱分辨率等处理方法,提取具BSR反射特征附近地震道的速度谱, BSR上部高速层和下部低速层特征明显, 虽然剖面所处水深、位置、地层物性有差异, 但各剖面中相对的高、低速层的速度差有同步变化之特点, 一般高速层的层速度在 1700～2700 m/s之间, 低速层的层速度在1550～2550 m/s之间。从总体上看, 相对速度差在100～250 m/s之间。

2.2 地球化学证据

(1)浅表层沉积物烃类异常

卢振权等(2003)根据冲绳海槽90个站位的浅表层沉积物样品, 研究了沉积物中所包裹和吸附的烃类气体, 结果表明: ①海槽由西往东沉积物中烃类气体含量由高到低; ②在海槽西坡, 烃类高异常区分布于北纬 27°30′以南。海底沉积物中异常高的CH4含量不仅表明区内气源充足, 同时这些气体本身可能就是天然气水合物分解所致。

(2)底水烃类异常

20世纪 90年代早期, 俄罗斯科学家 Obzhirov博士与中国台湾有关单位合作对底水进行过调查。在冲绳海槽南部地区所测量的底水甲烷浓度出现很大异常, 最大值出现在水深为 1000～1500 m 的西部槽坡, 数值达23730 nL/L, 位置位于南部冲绳海槽中央地堑以西的海槽底部和槽坡, 底水甲烷异常分布基本和海底浅表层沉积物中甲烷的异常分布一致。

2.3 其他证据

矿物标志: 冲绳海槽的一些区域内还分布着可能与水合物有关的矿物标志(卢振权等, 2003; 蒋少涌等, 2005), 如碳酸盐结核、自生黄铁矿(多呈鲕状集合体或充填于生物介壳中)、次生“生物碎屑灰岩团块”, 硫酸盐丘状体等。它们分布于冲绳海槽轴部偏西的一侧, 呈 NE—SW 向条带状展布(丁培民等, 1986)。

海底冷泉: 根据H14地震剖面等的分析, 栾锡武等(2008)报道了冲绳海槽海底冷泉的存在, 并认为冷泉处帘式反射顶部以上含有水合物。

CO2水合物的发现: 在冲绳海槽中部 JADE热液活动区, 侯增谦等(1998)和 Sakai等(1990)在黑烟囱附近时观察到海底冒气泡现象, 当气泡与海水接触时(3.8℃)便析出固态的水合物。所采气样含CO2(86%)、CH4+H2(11%)和 H2S(3%), 显示该水合物富含CO2气体。这说明包括JADE在内的冲绳海槽区具备形成水合物的潜力。

卫星热红外增温异常: 海底地震前后卫星热红外增温异常可作为寻找深水油(气)、海底水合物等的一种良好找矿标志。对冲绳海槽及其邻近海域1998—2000年的卫星热红外图像资料研究发现(卢振权等, 2003; 龚建明等, 2001), 冲绳海槽中段、南段至台湾东北部花莲一带在地震前后有较强烈的条带状、片状或团簇状增温异常现象, 尤其是冲绳海槽中南部时常出现增温大于 5℃的卫星热红外异常。

3 天然气水合物成矿类型预测

冲绳海槽盆地是新生代环太平洋构造带西部边缘岛弧弧后裂谷盆地, 具有独特的构造成因和地质演化。其天然气水合物的形成和富集具有自身特点, 根据区内天然气水合物存在的证据及地质构造条件分析, 预测其成藏地质类型有以下4类(图4):

①成岩型: 主要分布于海槽西坡, 北、中、南段均有分布, 北段和南段更为典型, BSR特征明显,受沉积作用和成岩作用和水合物稳定带控制。成藏气体以生物成因气为主(杨木壮等, 2010), 既有原地生成的, 也有从下部中新统和上新统经过孔隙流体运移来的, 在相对高的渗透层中富集。

图4 冲绳海槽天然气水合物成藏类型示意图Fig.4 Schematic diagram illustrating possible gas hydrate deposit types in Okinawa trough

②断裂构造型: 分布在海槽西坡中南段断裂较为发育的地区, 主要受断裂带控制, 成藏气体沿断裂带从深部地层中运移至浅部的高渗透层中富集,地震剖面上出现的帘式反射, 由于断裂作用浅部沉积层扭曲变形, 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“冷泉”、自生黄铁矿和碳酸盐结核, 向上迁移的气体进入大气中形成卫星热红外增温异常。

③底劈型: 分布在海槽西坡和槽底, 在地质应力驱使下, 深部火山物质或层间的塑性物质(泥)垂向流动, 致使沉积盖层上拱而形成底辟构造。区内的底劈包括火山底劈和泥底劈, 地震资料解释推测,海槽中段火山底劈发育, 海槽南段和北段泥底劈较为发育, 在底辟周围可见清晰的BSR显示。底辟构造形成时, 使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底劈周围形成天然气水合物。同断裂构造型类似, 部分气体可通过断层再向上迁移进入水体形成“羽状流”, 在海底形成自生黄铁矿和碳酸盐结核。

④滑塌型: 分布在海槽中段和南段的西坡坡底,这里海底滑塌体发育, 地震反射特征表现为杂乱反射, BSR特征较明显。滑塌体内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; 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。

4 天然气水合物资源潜力初步评价

目前天然气水合物资源评价一般采用体积法,应用Gornitz等(1994)的如下公式进行计算:

式中: Q-甲烷资源量(m3), A-水合物分布面积(m2), △Z-水合物稳定带平均厚度(m), Φ-沉积物有效孔隙度(%), H-孔隙中水合物饱和度(%), E-水合物中天然气容积倍率, R-水合物成矿率(%)。其中确定气水合物分布面积(A)和水合物稳定带平均厚度(△Z)主要采用两种方法, 第一种是直接根据解释的 BSR分布圈定面积, 根据空白带确定厚度, 但有些已发现有天然气水合物的海域并不伴有 BSR而使估算的资源量偏低。第二种方法是根据天然气水合物温压曲线, 应用研究区的实测温度、压力和水深资料求出研究区的天然气水合物稳定带厚度和分布面积。杨文达等(2004b)根据第一种方法估算东海陆坡区域天然气水合物资源量为 1.97×1012～9.86×1012m3, 平均为 5.9×1012m3; 青岛海洋地质研究所(内部报告)根据第一种方法计算冲绳海槽水合物资源量为 24×1012m3与方银霞等(2001b)根据第二种方法计算出冲绳海槽天然气水合物资源量(约24.13×1012m3)极为相似。因此认为这是在目前资料情况下较为可信的数值, 该数值令人鼓舞,相当于中国常规天然气的总资源量(52×10l2m3)的四成、中国煤层气资源量(38.8×1012m3)的三分之二、与全国页岩气资源量(25×10l2m2)大致相当, 可以认为冲绳海槽是一个巨大的潜在后备资源库。

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