阿拉伯海北部马克兰增生楔G16站位地球化学特征及其对天然气水合物的指示

2021-06-19李强杨天邦庄畅邓希光王海峰于淼

海洋地质与第四纪地质 2021年3期

李强，杨天邦，庄畅，邓希光，王海峰，于淼

1.中国地质调查局广州海洋地质调查局，广州 510760 2.自然资源部海底矿产资源重点实验室，广州 510760

天然气水合物，又称“可燃冰”，是由水和天然气在高压低温环境下形成的冰态、结晶状笼形化合物,主要分布在一定水深的海底以下，作为一种全新的清洁能源，以能量密度大、资源量巨大和埋藏浅等特点成为地球上未来最大的能源库，是新能源研究领域的热点[1-2]。全球海域天然气水合物调查研究结果表明，天然气水合物主要分布在主动大陆边缘的增生楔和被动大陆边缘的陆坡、岛坡、滨外海底与海山以及边缘盆地[3]，其中，增生楔上的断裂、褶皱、滑塌体、泥底辟和泥火山[4]等特殊地质体与水合物有着密切的关系。通过钻探获取海底天然气水合物实物样品是海底水合物勘查最有效的方法，但是成本较高。目前主要的水合物勘查手段有地质构造[5]、地球物理[6]、矿物学[7]、海洋生物[8]和地球化学[9]等，地质构造包括泥底辟、泥火山、滑塌体和增生楔[10]；地球物理主要有似海底反射层（bottom simulating reflection）标志[11]；矿物学主要是碳酸盐岩和黄铁矿等自生矿物[12-13]；海洋生物主要包括细菌席、双壳类生物、贻贝和管状蠕虫等冷泉生物[14]；地球化学指标主要有沉积物孔隙水中阴阳离子、沉积物顶空气甲烷和硫同位素等[15-16]。

地球化学异常是天然气水合物研究最简单、高效的手段之一，已广泛应用于天然气水合物形成与埋藏研究。地球化学异常主要包括海洋沉积物孔隙水阴阳离子浓度[17-20]、盐度异常与氧同位素耦合[21]、氢氧碳等稳定同位素[22-23]、顶空气甲烷和沉积物常微量元素[24-25]等指标。孔隙水地球化学异常是天然气水合物勘探的重要手段，通过孔隙水地球化学异常指标的研究，可以解译沉积物早期成岩作用和微生物地球化学过程。早期成岩过程中，由底层水向下扩散的溶解硫酸盐作为氧化剂，在微生物的作用下，可能发生有机碎屑的硫酸盐还原（organoclastic sulfate reduction，OSR）反应（式1）和甲烷厌氧氧化（anaerobic oxidation of methane，AOM）反应[26]（式2），导致硫酸盐的消耗和溶解无机碳的生成，溶解无机碳与底层水向下扩散的Ca2+和Mg2+反应生成自生碳酸盐矿物[27]（式3），并导致孔隙水元素含量及同位素组成的变化[28]。大量研究表明，海洋沉积物孔隙水中浓度梯度已成为识别天然气水合物最为重要的地球化学指标，邬黛黛等[29]利用浓度随深度的变化规律，通过线性拟合估算SMI埋深；吴庐山等[30]对神狐海域的研究表明SMI深度是由上涌的甲烷通量决定的，甲烷通量的大小控制了SMI的深浅和硫酸盐通量；Borowski等研究表明，根据沉积物孔隙水中的硫酸盐和甲烷含量变化确定的SMI埋深以及沉积物中甲烷通量，可判断下伏天然气水合物的赋存状况[31-32]。除此之外，还有一些其他的识别天然气水合物的地球化学指标，杨涛等[17]的研究成果表明：天然气水合物区的沉积物孔隙水中和浓度明显偏高，因而和浓度异常可作为一种潜在的天然气水合物地球化学勘查新指标。

阿拉伯海北部是世界上生物产率最高和沉积速率很高的地区，在150～1100m的水深范围内存在一个最低含氧带[33]。马克兰增生楔位于阿拉伯海北部，具有沉积厚度大、俯冲角度低、北向俯冲与断裂南向活化和气源充足等特征，增生楔上叠瓦状逆冲断层、泥底辟、泥火山和气烟囱等发育[34]，是具有天然气水合物勘查潜力的重要区域之一。为了揭示马克兰增生楔浅层沉积物地球化学特征及其对甲烷渗漏的响应和识别标志，进而圈定调查区天然气水合物有利区，本文对马克兰海域沉积物及孔隙水地球化学特征进行了探索。选取马克兰增生楔G16站位,对其沉积物黄铁矿、Mo、有机碳、顶空气甲烷含量和孔隙水阴阳离子的地球化学特征进行了分析,讨论了浅层沉积物的甲烷厌氧氧化反应,估算了SMI的深度,探讨了各组分的地球化学特征及其相互关系对下伏沉积物中赋存天然气水合物的指示意义。

1 区域地质概况

马克兰增生楔位于阿拉伯海北部，处在欧亚板块、阿拉伯板块和印度板块交汇处，东西长约800 km，南北宽约400 km，是阿拉伯板块向北俯冲（＜3°）到欧亚板块之下的产物[35]，2018—2019年中巴联合科学考察航次调查发现马克兰地区地形存在至少5个增生楔地形单元，总体走向南西-北东向，且相互间间距逐渐缩短。马克兰增生楔具有沉积速率高，沉积厚度大（7000m以上），地貌上主要表现为脊-谷形式，出现麻坑、泥底辟、海底滑塌等地貌，同时，阿拉伯海北部150～1100m的水深范围内存在一个最低含氧带（OMZ），快速的构造抬升、狭窄的陆架和强烈的侵蚀作用使其沉积速率高达0.2～＞1 mm/a，有利于大量有机质的沉积和保存[36]。从北到南，马克兰增生楔的沉积物年龄越来越年轻，逆冲断裂形成的时间越来越晚，断裂活动性越来越强；从西到东，逆冲断裂的活动性具有减弱的趋势，逆冲断层与相关的正断层及泥火山共同为深部气体向上运移提供了通道[34]。马克兰增生楔充足的气源以及逆冲断层与相关的正断层的构造特点展示出良好的天然气水合物勘查前景，本研究选取冷泉密集分布区[37]的站位G16为研究对象，见图1。

图1 研究区位置及站位G16Fig.1 Location of the study area and sampling site G16

2 材料与方法

2.1 样品采集

本研究样品来自广州海洋地质调查局于2018年12 月至2019 年2 月执行的野外调查航次G16站位。站位G16位于阿拉伯海北部马克兰增生楔海域，水深1441 m，底层海水通过CTD采样器获取；沉积物使用大型重力活塞取样器采集，获取样心长度为510cm，主要为钙质黏土或钙质软泥。样品到甲板后，以50cm为取样间隔，迅速采集10cm沉积物样品，先取10mL沉积物样品于顶空瓶收集顶空气样品，然后采用真空抽提法获取孔隙水样品，分别采集8个孔隙水样品和8个顶空气样品，孔隙水样品储存于聚丙烯瓶，并保存在低温样品库，进行孔隙水H2S和总碱度现场测试；孔隙水样品运至室内后，进行了Cl−、、Na+、K+、Mg2+和Ca2+等阴阳离子测试；沉积物样品运至室内后，以10cm为取样间隔采集10cm沉积物，共计25个。

2.2 分析方法

海水溶解氧的测定，依据国标规范GB 17378.4-2007，采用碘量法进行滴定分析，相对偏差小于3.8%；沉积物顶空气样品中CH4的分析，依据国标规范GB/T 13610-2014，采用安捷伦7890A型气相色谱仪测定，相对偏差小于8.9%；孔隙水H2S的测定，抽取足量的孔隙水后立即采用离子选择电极法测试（国标GB 17378.5-2007）；孔隙水总碱度的测定，准确移取适当体积的水样，加入适量的盐酸标准溶液直至溶液的pH范围为3.40～3.90，记录pH值以及盐酸用量，根据国标GB/T 12763.4-2007中相应公式计算水样总碱度，相对偏差小于1.7%；孔隙水样品中Cl−、SO42−、Na+、K+、Mg2+和Ca2+等阴阳离子浓度分析，依据国标规范GB/T 34672-2017，采用离子色谱法测定，使用仪器为Dionex ICS2000和ICS2100型离子色谱仪，相对标准偏差小于1.9%；沉积物样品一部分用于碎屑矿物分析，另一部分60 ℃烘干后，机械研磨至0.074mm以下进行微量组分Mo分析，依据国标规范GB/T20260-2006，采用酸溶法-电感耦合等离子体质谱测定，使用仪器为X Series2型ICP-MS，相对偏差小于12%；有机碳分析依据国标规范GB 17378.5-2007，将样品加入一定量的重铬酸钾硫酸溶液，加热充分反应，硫酸亚铁标准溶液滴定剩余重铬酸钾，计算样品中有机碳的含量，绝对偏差小于0.1%；碎屑矿物的鉴定，样品自然风干，称取6.00 g，脱泥，选取粒径0.063～0.25 mm的样品作为分析样品，采用LEICA M165C实体双目显微镜观察矿物颗粒，然后依据国标规范GB/T 12763.8-2007计算矿物颗粒百分数。所有分析均由广州海洋地质调查局实验测试研究所完成。

3 结果与讨论

3.1 G16站位沉积物孔隙水中氯度、总碱度以及阳离子含量变化特征

G16站位沉积物孔隙水中Cl−的浓度变化如图2b所示，Cl−在顶部的浓度为568 mmol/L，随深度增加总体趋势是降低，到底部降为558 mmol/L，变化范围不大；如图2a所示，K+和Na+含量随深度变化梯度较小，呈逐渐减小的趋势；Mg2+和Ca2+的浓度随深度明显降低，特别是Ca2+的含量由顶部的7.04mmol/L降低到1.33 mmol/L，Mg2+和Ca2+的浓度与浓度的变化趋势基本一致，Mg2+/Ca2+随深度显著增大，表明Ca2+优先与结合，埋深415～475cm Mg2+/Ca2+不变；总碱度为5.47～18.6 mmol/L，随着深度增加呈线性增加，深度415～475cm总碱度略有增加，变化特征与浓度的变化趋势呈镜像关系。

3.2 G16站位沉积物孔隙水中S含量特征及与CH4和H2S含量的相互关系

G16站位从海底至海底以下4m，沉积物孔隙水中未检测到H2S，深度415cm时H2S的浓度为1.03 mmol/L，深度475cm时H2S的浓度为0.31 mmol/L，表现出明显的降低；如图3所示，沉积物顶空气中CH4的含量随深度增加逐渐升高，但是不超过0.60 μmol/L，深度415cm时CH4的含量4.94 μmol/L，深度增加到475cm时，CH4的含量急剧增加到784 μmol/L，浓度急剧线性降低至0.31 mmol/L，由此可见，海底以下475cm附近为G16站位的SMI，与前文的浓度进行线性拟合估算结果基本相符。475cm以上至55cm为硫酸盐还原带，在硫酸盐还原带中甲烷的含量比较低，在SMI界面以下，甲烷浓度急剧增加，表明在硫酸盐还原带，甲烷由于厌氧氧化被消耗，在SMI界面以下，甲烷不仅没有因为氧化作用减少，反而由于甲烷生成反应迅速增加，属于甲烷形成带[40]，与Borowski等[41]对ODP164航次几个钻孔沉积物样品甲烷含量特征的研究结果相符。

3.3 G16站位沉积物有机碳、黄铁矿和Mo含量特征

图2 G16站位沉积物孔隙水中总碱度、Cl-和以及阳离子含量变化特征a.Na+、K+、Mg2+和SO42−，b.Ca2+、Mg2+/Ca2+、Cl-和TA。Fig.2 Variation of TA,Cl−,and cation concentrations with depth in pore water from the sediments at site G16a.Na+,K+,Mg2+ and ,b.Ca2+,Mg2+/Ca2+,Cl− and TA.

G16站位沉积物有机碳、黄铁矿和Mo含量变化如图4所示，有机碳含量为0.48%～1.68%，平均值0.89%，深度为0～85cm，有机碳含量线性降低；之后随着深度增加含量变化不大，深度425cm以下含量开始明显增加；沉积物从顶部到深度365cm黄铁矿颗粒含量为0～0.98%，深度365～425cm时，黄铁矿颗粒含量显著增加至15.82%，之后随着深度增加至505cm黄铁矿颗粒含量基本不变；层位25～445cm沉积物中Mo的含量为0.29～0.56 μg/g，整体变化不大，之后含量快速增加至0.92 μg/g（465cm），随着深度增加Mo的含量先增加而后略减小。

图3 G16站位沉积物中甲烷和孔隙水中硫酸根含量变化特征及SMIFig.3 Characteristics of methane content in sediments andconcentration in pore water and their relation to SMI at site G16

图4 G16站位沉积物黄铁矿、Mo和有机碳含量变化特征Fig.4 Characteristics of pyrite,Mo and organic carbon concentrations in the sediments at site G16

海洋沉积物中自生黄铁矿是微生物参与下有机质的降解或甲烷厌氧氧化过程中硫酸盐还原作用的产物，黄铁矿的丰度与沉积物孔隙水中硫酸盐的浓度和有机质或甲烷的含量有关[12]。G16站位沉积物从顶至415cm，甲烷含量不超过0.60 μmol/L，黄铁矿含量比较低，之后甲烷含量开始迅速增加，黄铁矿的含量也出现异常富集带，表明沉积物中甲烷与硫酸盐反应生成的S2−对黄铁矿的形成可能起决定作用，即甲烷的厌氧氧化（AOM）过程中硫酸盐还原形成的HS−加强了黄铁矿的富集。在黄铁矿富集带，钼的含量出现异常高值，在硫化物的环境下，转化为MoS4-x然后形成硫化矿物沉淀[42]，因而钼元素也出现明显的富集。

3.4 G16站位沉积物及孔隙水地球化学特征对水合物藏的指示意义

相关研究表明[31,39,43]，沉积物孔隙水中Cl−、、Mg2+、Ca2+等阴阳离子的含量以及总碱度变化规律对是否存在天然气水合物具有指示意义。在天然气水合物赋存区，伴随着水合物的分解，释放出较大量的甲烷，在甲烷向海底迁移的过程中，与发生激烈的厌氧氧化反应生成碳酸氢根离子（式2），孔隙水中Mg2+和Ca2+与碳酸根离子反应生成沉淀[38]。假设固体相方解石与孔隙水中浓度达成平衡，利用Ca2+的测定值和方解石溶度积得到浓度的计算值，并结合Ca2+和Mg2+的含量计算白云石和菱镁矿的离子活度积（ion activity product，IAP）[44]，G16站位白云石和菱镁矿的log IAP分别为−16.14～−15.55和−7.66～−7.07，不同层位白云石的log IAP均高于溶度积的对数（−16.55，25 ℃和标准大气压），层位2.95 mbsf以上菱镁矿的log IAP均低于溶度积的对数（−7.5，25 ℃和标准大气压），2.95 mbsf以下菱镁矿的log IAP高于溶度积的对数，本站位Mg2+、Ca2+的含量以及Mg2+/Ca2+变化特征表明有方解石为主、白云石共存的自生碳酸盐矿物生成[18,45]；总碱度含量总体较高且随深度显著增加，并在SMI附近达到最大值，与南海北部神狐海域沉积物AOM发育环境下总碱度含量变化规律相符[30,46]，同时将经过Mg2+和Ca2+校正的∆TA与作图（图5），∆（TA+ Mg2++Ca2+）与的比值主要分布在参考线1.5∶1和1∶1之间，表明本站位沉积物硫酸盐的还原过程中AOM发育占主导作用[47]。

甲烷渗漏活动的发育在孔隙水中最重要、最直接的表现就是随着深度的增加甲烷浓度增加以及硫酸盐浓度的梯度亏损[48]。G16站位的浓度分析获取硫酸盐亏损梯度为6.17mmol·L−1·m−1（R2=0.9911），与东海冲绳海槽西部陆坡AOM作用强烈发育区C孔、A孔和中部甲烷渗漏区的硫酸盐亏损梯度（5.96，6.83，5.63 mmol·L−1·m−1）[46,49]以及布莱克海台的多项研究[39]获得的硫酸盐亏损梯度（0.18～2.86 mmol·L−1·m−1）相比，本研究站位硫酸盐的亏损梯度较大。硫酸盐浓度的亏损可能来源于有机质厌氧氧化或甲烷的AOM反应，据沉积物成岩理论模型，发生沉积物有机质矿化分解反应时，沉积物孔隙水硫酸根剖面通常会显示明显弯曲的上凸曲线[50]，当硫酸根浓度呈现线性降低时，沉积物甲烷厌氧氧化占主导作用[31,51]。综合本研究站位G16硫酸根线性降低、强烈亏损梯度、Mg2+、Ca2+和总碱度的变化特征以及∆TA与比值，可以指示AOM对硫酸盐的强烈消耗以及AOM的发育，证明此站位的深部可能是水合物的赋存区。

图5 G16站位沉积物孔隙水总碱度增量（经过Ca2+和Mg2+消耗量校正）与消耗量的变化关系Fig.5 TA produced corrected for Ca2+ and Mg2+ loss and the relation to consumed in pore water at site G16

硫酸根-甲烷界面（SMI）是识别海洋沉积物中甲烷通量（天然气水合物赋存）的一个重要生物地球化学标志[29]。Borowski等[39]的研究表明，在普通深水沉积物中，SMI界面深度一般大于50m，在确定存在天然气水合物的海区，由于甲烷与厌氧氧化反应的影响，大量消耗，浓度快速降低，SMI界面向上移动，沉积物SMI界面的埋深较浅。栾锡武[38]认为SMI的抬升是下部甲烷充足供应的结果,这样的区域主要发生在断层、泥底辟、泥火山以及高速沉积等区域,而这样的区域也是水合物通常发育的区域。方银霞等[40]通过对硫酸盐-甲烷界面与甲烷通量及下伏天然气水合物赋存的关系研究，发现浅表层沉积物SMI界面的埋深可以用于判别甲烷向上的扩散量。陆红锋等[52]的研究也表明SMI界面越浅，硫酸盐还原-甲烷厌氧氧化过程越强烈，进而暗示强烈的甲烷渗溢现象。G16站位SMI埋深为4.62 m，对比中国南海北部海域以及其他海域SMI值（约10m）[29,53]，属于较浅埋深，远小于国际上已经证实存在天然气水合物的沉积物埋深最大SMI值（50m）[39]，表明甲烷通量比较大[53]，推断极有可能与该站位下部存在天然气水合物藏有关。

研究表明[54]，只要有机碳含量达到0.5%,即可满足水合物形成所需的生物成因甲烷，G16站位沉积物0～85cm有机碳含量降低明显，表明浅表层存在一定程度的有机质的氧化作用，之后随着深度增加有机碳含量变化不大，综合SO42−浓度急剧线性降低的特征，表明甲烷厌氧氧化驱动起主导作用，进而指示有较大的甲烷通量。硫化物矿物组分是天然气渗漏系统的重要标志之一，也是海底浅埋藏天然气水合物产出伴生沉积，沉积物中黄铁矿含量特征记录了沉积物中硫酸盐-甲烷界面（SMI）附近发育的甲烷厌氧氧化反应（AOM）过程[55-56]。甲烷厌氧氧化成因的黄铁矿含量高异常，记录了地质历史时期可能曾经发生过的甲烷渗漏事件，可能与天然气水合物分解或构造运动造成的深部气体渗漏有关[57]。Sato Hisatoshi等[58]和Fang Chen等[59]的研究表明Mo在甲烷渗漏强烈的沉积物中出现高度富集，与渗漏甲烷AOM反应产生的H2S有关，硫化铁是控制Mo富集的宿主相。G16站位SMI估算深度4.62 mbsf，沉积物中黄铁矿和Mo的分析结果（图5）可以看出，沉积物海底以下425～505cm为黄铁矿富集带，465～485cm为Mo含量异常高值区，自生黄铁矿富集带层位与Mo相对异常值以及有机碳峰值出现层位基本吻合，可共同指示G16站位曾发生过较强甲烷异常渗漏事件，很可能与该站位天然气水合物藏的演化历史相关。

综上所述，G16站位孔隙水阴阳离子的含量特征、浅的SMI界面（约4.62 m）以及沉积物有机碳、黄铁矿和Mo的地球化学特征表明在本站位的下面可能赋存有天然气水合物。