西沙海槽晚更新世冰期以来原地微生物成因水合物储库的变化*

刘 杰，孙美静，杨 睿，邬黛黛

（1.中国科学院广州能源研究所，广州 510640；2.中国科学院南海生态环境工程创新研究院，广州 510640；3.广州海洋地质调查局，广州 510075；4.青岛海洋地质研究所，山东 青岛 266071）

0 引 言

天然气水合物是以甲烷为主的烃类气体分子与水分子组成的一种似冰状固态物质，形成于低温、高压和有充足的气-水来源环境中，主要分布于水深大于300 m的海底沉积物或永久冻土带内[1]。天然气水合物的形成、聚集和分布受到温度和压力条件的直接制约。冰期-间冰期旋回过程中，海底的温度和压力条件发生周期性的变化，天然气水合物的空间分布和储库也相应地发生变化[2-3]。预测冰期-间冰期旋回过程中天然气水合物的储库及其变化有助于在全球和区域尺度上探讨水合物分解对气候变化的影响和水合物在碳循环中的作用及其对海洋生态环境的影响等问题[4-6]。例如，由于60 ka以来北太平洋中层水团变暖，太平洋圣巴巴拉海盆天然气水合物频繁地发生大规模的分解[7]。新仙女木末期神狐海域CaCO3含量在 11.3～8.0 ka b.p.期间突然降低，被认为是天然气水合物大规模分解所留下的独特地质证据。这一“低钙事件”与全球变暖的相位关系以及底栖有孔虫壳体δ18O特征均表明底层水团温度上升很可能是神狐海域天然气水合物分解的主要触发因素，而不太可能是海平面引起的压力变化[8]。

除了温压条件外，天然气水合物的形成还受到包括总有机碳含量、沉积速率及沉积环境等方面的影响，并随着古气候和古沉积环境的变化而发生动态演变[9-12]。总有机质碳含量是评价烃源岩生烃能力的重要参数之一；海底沉积物中有机碳转化的甲烷是形成海域水合物的重要气体来源；而沉积速率不仅会影响有机碳的保存和堆积，也会控制天然气水合物稳定带（gas hydrate stable zone,GHSZ）的垂向迁移进而影响稳定带内水合物的聚集和稳定。然而，在研究海底GHSZ及水合物的分布规律时，前人大多从温度、压力、地温梯度等物理条件的变化来探讨其对GHSZ厚度的影响，并采用不同的模拟方法来预测南海不同海域现今GHSZ的厚度[13-15]。在预测水合物资源量方面，这些研究主要是采用体积法，所涉及的参数包括含天然气水合物区域的面积、GHSZ厚度、沉积层的孔隙度和天然气水合物的饱和度等“静态参数”。而忽略了GHSZ的厚度、海底颗粒有机碳的浓度（particulate organic carbon,POC）和沉积速率等因素在天然气水合物“动态成藏”中的作用。因而，利用体积法估算和预测水合物资源量或储库在地质历史时期的变化方面，具有一定的局限性。

琼东南盆地是我国重要的油气资源产区，其东部深水区（西沙海槽）广泛存在指示天然气水合物发育的地质、地球物理和地球化学标志[13-16]。例如，海底表层沉积物气态烃测试表明西沙海槽天然气水合物勘探前景广阔，且北部陆坡比槽底及南部斜坡具有更好的甲烷异常显示[16]。本文选择琼东南盆地西沙海槽为研究区，在考虑地温梯度的横向变化基础上，综合海底温度等数据，厘清该区域内天然气水合物稳定带分布特征，并利用前人基于运移-反应数值模拟推导出的转换函数，对微生物成因水合物演化过程中储库的变化进行预测，并探讨了沉积速率在水合物动态成藏过程中的作用。

1 区域地质背景

西沙海槽位于琼东南盆地东部，呈近东西向展布，海水深度在1 500～3 500 m；其北部与珠江口盆地相邻，南部为西沙隆起，东南部则与西北次海盆相通；具有西浅东深，且自西向东槽底坡度变缓、宽度变窄的地形特征。西沙海槽的形成与演化可分为三个阶段：古新世-渐新世断陷阶段、早中新世-中中新世裂后热沉降阶段和晚中新世以来的加速沉降阶段。前两个阶段在构造上也称为宝岛-长昌凹陷；晚中新世以来发育北西西向、北东东向和近东西向三组断裂。西沙海槽内部可以划分为北部断阶带、北部斜坡、中部凹陷、南部斜坡和西部断阶带等六个二级构造单元。陆源碎屑物源来自红河和北部陆架区；更新世冰期海平面的下降和气候的双重作用下，陆架区及西沙隆起区物源供给得到加强[17-18]。北部的陆坡斜坡坡度在1°～2.1°之间，为堆积型斜坡；斜坡上发育规模较大且数量较多的陆坡峡谷-冲沟以及多组第四纪块体搬运沉积体系（mass transport deposits,MTDs）[19-20]。中部凹陷区发育中央峡谷体系，充填水道-堤坝和较厚的事件型沉积互层，地貌类型包括陡坎、冲刷沟谷、阶地等。南部斜坡区为西沙海台，地貌类型众多，如海山、海丘、小台地、洼地等地貌特征[21]。

图1 （a）琼东南盆地和研究区的位置图；（b）研究区水深地形图Fig.1 (a) Locations of the Qiongdongnan Basin and the studying area; (b) Bathymetric map of the studying area (data from National Geophysical Data Center website)

2 数据来源与方法

2.1 GHSZ厚度计算

GHSZ是一定温度和压力条件下，天然气水合物-水-气体三相平衡的热力学稳定范围。海水层中温度-压力曲线与水合物相平衡曲线的交点是天然气水合物稳定存在的最小水深。海底以下的沉积地层中地温梯度曲线与水合物相边界交点的深度是天然气水合物稳定存在的最大深度；该交点到海底的距离即为GHSZ厚度。

模拟GHSZ厚度考虑的参数包括盐度、海底深度、海底温度和地温梯度。琼东南水深大于 200 m的海水盐度平均值约为34.5‰[22]。假设海底浅层沉积物的孔隙流体盐度与海水平均盐度一致，采用孔隙水为 34.5‰的 NaCl溶液模拟计算天然气水合物稳定域的厚度。海底深度数据来源于美国国家地球物理数据中心的ETOP02数据库；水合物相平衡曲线中的压力通过水深数据转换获得。海底温度数据来源于美国国家海洋和大气管理局的WOA13模型。如图2a所示，研究区水深小于300 m的区域，海底温度大于15℃，在600 m处，海底温度开始降低到满足天然气水合物形成的临界最高温度（约7.4℃），并随海水深度增加，温度急剧下降，在约1 750 m，海底温度达到3℃。此后温度缓慢下降，在约3 000 m处海底温度趋于稳定，且达最低温度（约2℃）。

地温梯度数据来自文献[23-27]。如图2b所示，西沙海槽的地温梯度具有由陆缘向中央海盆方向逐渐升高的趋势，是具有高热流背景的海域。地温梯度变化区间为65～120℃/km，平均热流值为90℃/km；其中位于研究区中部的高热流带呈近 NE向展布，分布范围在100～120℃/km之间。研究区域地温梯度的分布特征表明该区大地热流（热流值除以热导率即为地温梯度）受到地幔热流的控制，沿地壳厚度减薄的方向呈上升趋势。

图2 琼东南盆地东部深水区海底温度（a）和地温梯度（b）分布图（图b中红色十字线表示海底热流探针的位置）Fig.2 Contour map of seafloor temperature (a) interpolated from WOA 13 model and the geothermal gradient (b) of the deep-water area of east Qiongdongnan Basin

末次冰期-间冰期旋回期间，水合物稳定存在的温度和压力条件也随之发生周期性的变化。特别是距今约17～18 ka的末次冰期鼎盛时期，南海海平面下降幅度最大可达120～130 m，海底温度降低幅在1～3℃之间[28-30]。基于热力学理论的CSMHYD程序，可计算不同盐度、不同气体组分下稳定带的温压条件。采用该程序计算西沙海槽现今的 GHSZ厚度，并模拟计算海平面下降125 m和海洋底水温度降低2℃时，西沙海槽末次盛冰期时的GHSZ厚度。

2.2 天然气水合物储库的预测

甲烷水合物在海洋沉积物中的聚集受到大量物理和生物化学作用的控制，包括气体 GHSZ的厚度、孔隙流体中甲烷的溶解度、海底颗粒有机碳的浓度、有机质的微生物降解动力学过程和沉积物压实作用等因素。WALLMANN等[9]利用运移-反应数值模拟探讨了上述因素对水合物形成与甲烷通量的影响，并根据数值模拟的结果拟合出了甲烷水合物所含的总碳量（depth-integrated inventory of methane hydrate,GHI,kg C/m2）与GHSZ的厚度（LGHSZ，m）、海底 POC（wt%）和近海底的平均沉积速率（sedimentation rate,SR,cm/ka）的转换函数，最后利用该公式估算全球甲烷水合物的含碳量[9]。与基于成藏思路的水合物资源量评价（如体积法）所不同，该类方法从微生物甲烷气的生成机理及影响因素出发，量化了部分影响甲烷气生成的重要因素，并引入 GHSZ厚度作为重要的输入参数，便于直观地评价出水合物聚集区矿藏的“丰度”。

图3 琼东南盆地东部深水区全新世（a）和晚更新世冰期（b）沉积速率分布图（图中红色圆圈表示部分数据点）Fig.3 Distribution maps of sedimentation rate during the Holocene (a) and Late Pleistocene glacial (b) in the deepwater area of eastern Qiongdongnan Basin

采用上述方法对研究区内微生物成因甲烷水合物的甲烷碳量进行模拟预测，计算公式如下：

式中：a=0.002848 ± 0.00049；b=1.681 ± 0.027；c=24.42 ± 7.2；d= 0.9944 ± 0.1；e=-1.441 ± 0.19；f=0.3925 ± 0.032。假定海底POC不变，取1.2%。

通过文献获得该区域内间冰期即全新世（氧同位素1阶，MIS1）和晚更新世冰期（氧同位素2阶，MIS2）的沉积厚度。全新世和晚更新世冰期的底部年龄分别取12.05 ka和24.11 ka，重新计算和统计这两个时期的沉积速率。如图3所示，琼东南盆地全新世和晚更新世冰期的沉积速率分布趋势基本一致，其分布规律呈现受物源和地形控制的特征，整体表现为“两边高，中央低”和“西低东高”的特征。即由北部陆架区向中部深海槽底方向，由西部浅水区向东部深水区逐渐增大的特征。晚更新世冰期，研究区西部和东北部沉积速率相对较高，范围分别在12～30 cm/ka和14～35 cm/ka之间；全新世时期，研究区沉积速率整体明显降低，西部和东北部沉积速率分别降低至10～20 cm/ka和10～14 cm/ka。晚更新世冰期和全新世较大的沉积速率差异与前人的研究结论一致[31-33]。例如，李学杰[33]统计南海西部深水区琼东南海域范围内 MIS2期的平均沉积速率为 17.26 cm/ka，MIS1期平均沉积速率为11.88 cm/ka。MIS2期沉积速率是MIS1期的1.45倍。黄维等[32]对南海末次冰期以来的堆积速率进行了统计，计算出琼东南海域深水区MIS1期和 MIS2期的沉积速率分别为7.54 cm/ka和12.92 cm/ka，整体上冰期时堆积速率高于冰后期，且主要为陆源物质的贡献，指出冰期-间冰期旋回中沉积速率的差异可能是由于冰期海平面的下降，使得陆源物质的供给量增大导致。

3 结果与讨论

3.1 GHSZ的分布

利用网格化方法得出同一坐标点处海水深度、海底温度和地温梯度。根据前述原理，计算得到了甲烷GHSZ厚度的平面分布（图4）。整体上看，天然气GHSZ随着海水加深，从凹陷边缘向凹陷中心呈现逐渐增厚的趋势，但分布不均一。该区域内天然气水合物出现的最小水深在600 m左右；小于600 m的区域由于海底温度偏高，不存在GHSZ。600～650 m范围内形成的GHSZ厚度较薄，对温压条件的变化较为敏感，容易受到中层水团的变暖发生分解。水深小于1 km时，GHSZ的平均厚度从0 m迅速增加到80 m左右；水深在1～2 km时，GHSZ厚度从80 m逐渐增加到150 m左右；大于2 km时，GHSZ厚度呈现缓慢增加的特征。这表明水柱引起的压力效应在水深小于1 000 m以内相对较大。

晚更新世冰期以来甲烷GHSZ的分布范围基本不变，约为6.02 × 1010m2；GHSZ厚度最大的区域呈条带状或环状分布位于研究区的中东部和东南部。东南部区域，稳定带的最大厚度超过 300 m。晚更新世冰期和全新世甲烷GHSZ的平均厚度分别为175 m和160 m，平均仅减薄15 m。由此可见，尽管晚更新世冰期海平面最大下降了 125 m，但约2℃的底水温度降低抵消了海平面下降对于天然气水合物稳定性的影响。因此，温度变化对GHSZ的影响比压力变化的影响更大。

图4 琼东南盆地东部深水区全新世（a）和晚更新世冰期（b）GHSZ厚度分布图（图中红色圆圈表示部分数据点）Fig.4 The thickness distribution maps of GHSZ during the Holocene (a) and Late Pleistocene glacial (b) in deep water area of eastern Qiongdongnan Basin

3.2 晚更新世冰期以来天然气水合物储库的变化

利用网格化方法得出同一坐标点处的沉积速率，采用前述转换函数和甲烷GHSZ的等值线图，得到晚更新世冰期和全新世天然气水合物浓度的平面分布（图5b）。晚更新世冰期微生物甲烷形成的水合物浓度在0～30 kg C/m2之间，平均值约为12 kg C/m2，分布面积约为5.53 × 104km2。微生物甲烷所含的总碳量约为6.64 × 108t（图5b）。全新世微生物甲烷形成的水合物浓度在0～20 kg C/m2之间，平均值约6.23 kg C/m2，分布面积约4.97 × 104km2（图5a）；微生物甲烷所含的总碳量约为3.1 × 108t，比晚更新世冰期减少约3.54 × 108t，折算成标准状态下分解出的甲烷气约为0.78 × 1012m3。

如果在晚更新世冰期全新世气候循环期间，水合物分解形成的甲烷气没有发生大规模的泄漏，那么由于沉积作用，分解形成的甲烷气将聚集在GHSZ底部之下。当GHSZ的相边界稳定条件再次恢复时，甲烷将发生向上的运移，重新进入到 GHSZ内。这个循环过程可能会导致 GHSZ底部附近形成高饱和度水合物层段[34]。即在较冷的晚更新世冰期形成的水合物充当了“碳汇”的角色。另外，天然气水合物的持续埋藏和分解也会造成 GHSZ底部下形成一定高度的气柱。如果这个气柱达到临界高度，气体压力可能重新激活现有断层，引发大规模的海底滑坡或塌陷[19]；同时，甲烷将迅速释放到海洋中[35]。进入海水后，甲烷气将被氧化形成 CO2，可能会导致海水中氧浓度降低和海底碳酸盐矿物溶解，引发一系列的生态环境效应[8]。

图5 不考虑流体运移时全新世（a）和晚更新世冰期（b）微生物成因水合物的浓度分布Fig.5 Distribution map of the methane hydrate concentration (kg C/m2 ) unconsidering fluid flow formed from microbial methane production during the Holocene (a) and Late Pleistocene glacial (b) in the study area

西沙海槽的北部陆架较宽，因此晚更新世冰期期间，海平面的大幅度下降会造成陆架区大面积的暴露而遭受侵蚀，相应地该时期陆坡区的沉积速率会明显增大。由于晚更新世冰期和全新世甲烷GHSZ的厚度和分布范围变化不大，在不考虑POC变化的情况下，两个时期的甲烷水合物浓度和储库主要受到沉积速率的控制。沉积速率大的区域，原位微生物成因甲烷水合物的浓度也相应较大。以HX17站位为例，该站位水深1 639 m，晚更新世冰期和全新世甲烷GHSZ厚度分别为189 m和173 m，沉积速率分别为22.6 cm/ka和13.5 cm/ka，相应的水合物浓度为19.1 kg C/m2和7.7 kg C/m2。由此可见，沉积速率的变化可能是造成西沙海槽冰期与间冰期水合物储库变化的重要因素。

值得注意的是，天然气水合物的形成常常与汇聚性流体运移或含气流体对流有关[36-37]，但本文所采用的模型只考虑了原地甲烷的供给，没有考虑含甲烷流体的迁移，因此，该方法只适用于对“自生自储扩散型”即原地富集的水合物藏的资源量进行估计。假设含天然气水合物沉积物的平均孔隙度取45%，沉积物孔隙中天然气水合物的饱和度取1.2%，气体体积膨胀因子取 160，采用体积法估算全新世甲烷总资源量为8.32 × 1012m3。而不考虑流体运移时，全新世原位微生物成因水合物所含甲烷量仅0.62 × 1012m3。两者之差可以认为是含甲烷流体运移所形成的天然气水合物资源量，约为7.7 × 1012m3，相当于原位微生物成因水合物总量的12倍。这表明流体运移是研究区天然气水合物烃类气体来源的主要方式，原地烃类供应次之。即富含甲烷流体或游离甲烷气的运移是控制该区天然气水合物藏富集的重要因素。

4 结 论

（1）晚更新世冰期以来，西沙海槽甲烷 GHSZ的分布受到水深、底水温度和地温梯度等因素的影响，但其厚度变化不大。整体而言，甲烷GHSZ厚度随水深的增加而增厚，但底水温度变化对 GHSZ厚度的影响比海平面（压力）变化的影响更加明显。研究区水深超过600 m的海域具备适于天然气水合物赋存的温压条件。甲烷GHSZ最大厚度约300 m，位于研究区的中东部和东南部。

（2）更新世冰期和全新世甲烷水合物浓度平均值分别约为12 kg C/m2和6.23 kg C/m2；微生物甲烷所含的总碳量分别约为 6.64 × 108t和 3.1 × 108t。两者之差即为晚更新世冰期以来微生物成因水合物所释放的甲烷量，减少约3.54 × 108t，折算成标准状态下甲烷气约为0.78 × 1012m3。更新世冰期以来，底水温度的升高抵消了海平面上升对于天然气水合物稳定性的影响。导致冰期-间冰期旋回过程中原地微生物成因水合物储库变化的关键因素是甲烷供给及沉积速率，而不是温压条件的变化。

（3）体积法计算获得的全新世原位微生物成因水合物所含甲烷量仅0.62 × 1012m3，而含甲烷流体运移所形成的天然气水合物资源量约为7.7 × 1012m3，相当于原位微生物成因水合物总量的12倍。这表明富含甲烷流体或游离甲烷气的运移是控制该区水合物藏富集的重要因素。