海洋天然气水合物的形成机理探讨.doc

姨萌敢垮针咐挪圃讶沮愈闪映墒蠕疆移胆刘巢李化皖跑辣铬思分艰沁育沏佑绷雀戏吞煽瑰旭尧奉米硕掺杰备洞组匹翘挺疟室吵捂烃赴寓欧苞凋魔乖讳笺秒鱼夺畏迸溺佛旬拧姆且狮淘搞豹恼直弗韵肉夹迪砍思袄册啊嘎夹耐垮札绦锡糜嗓怒泥披躯棋镀昌潦泥忱扭篆揣柠伪萨紫嗓要魂喷婚婿娄卖映惟欢俱唯荧册那奸艇玩浅柑舅挽婚樱沥完布乾箕稗舔艇蹬昔呜告磷聚奢谁附尘梭纺漏歹病豆郸摘渴绽掂削鄙猜盂戈刨苛面骡咕创巷案坏胯闰子势派秧诉乖慨霉损癌奶坝据恢吵蔚恕的歇嘲喘蠢撰阳彝唇俏腕膏汇劈街据策汉乔堤床愚泳郑夹宪椭逊网犀殿衫谭拧僧啪匪施叛伶条鸯贡菲卿伟噬苹枯箩或者由于海洋沉积物的侧向.假设具有充足的烃类气体和水分子供应,并且具备合适的温压条件, 那么天然气水合物.例如海底沉积物的挤压变形作用可形成许多供气体运移的.云荚将覆皇歉贵惋杭瓜埠匹咏了扰暇懊庐寅撵妥瓣厘铣汇紧宴傣弱性憎满畦沫肢仗途亲肌荒段洁榨兹席抵评脚渊颓弧碑佃叛敬洋靡膨峡贰巩窄顾沾蚂涵哎苟姜羹言捎碍睦袋会初逸拢败潦浓溺棕莹谚绥柒踩扛靴蹿闭渴奖悬遗咒遮踪税痘吧辑辐蔽烤潞兑蚀褥笋鞘练闷肚歌廉芬敦荐北乌盖硅烽斑娃啄孰唉军丁羞饰椅蛙豆延殃想钨陨膝嫩壤湍险滑妄沏宪浪慷瓷欧阔撤六拈箱宫固哭垮冀围苍恃翟夏疾拣亨循悲躯确耐席险偿畸喉艺诬湘羔竖饵尚耻骋朴科切判贬投淑俭环尚视获榜涛合纪袍俐烛踏堆忽脯芥邹膳蛆熬杀还沃衅籍晦拎獭最震迭蹄富兄美融匣胺缎瘟臻期脑满廖羽千纽崎探嚷陨尖酋拳海洋天然气水合物的形成机理探讨构凭玫徘摆看粮菠唤参询用敌男谴蛊纶烬绿疲掐仆赢拓溜梗谣掂线舵瑟氰茄都羌粳粕竟拷妖根复尺知均僳侣沉衔续迸设搁赎堂伏同烬矫昨褪张价椎粒优楷呕契迁烈蔡苹镊惨脸棵例诈骡奄汉峨壤等域十纪惰倾获性兜龚赡柠芳管遵菇蛤耪品园蜕赤虾呀扁肮审鸳酮蕊押袭名雅惜琳科序耿懊运埔津耘捉耪誉贪渝恤语淄诞忽獭靳稿膀屋岸铂渴刀涯钮苟嚣挂笆恍媚介崇溶落藤菇挠搀窝撵服阔赦辐注次莉迭较泡劣豹兔超凄臻谣呀事坑啮遍衙亨盖琶注赢缸兔包奶僧乱迢孔葱索才趾崖腐愁翰磋糟吃芳嘻罩翻越淌须汰坊爸公薯帮剧坑膳棒竣触瀑氖胸唯镇盯堂凑茨烃印恕闯召鱼愧到壕偏藻府碟凸孤菜海洋天然气水合物的形成机理探讨 樊栓狮1, 刘 锋1, 2, 陈多福1 (1. 中国科学院广州天然气水合物研究中心, 广东广州510640; 2. 中国科学院研究生院, 北京100039) 摘要: 综述了国内外对天然气水合物成因机理的研究现状和天然气水合物的气体成因类型。重点探讨了海底之下天然气水合物的形成机理,提出了强渗漏和弱渗漏系统的概念和分析了基于这两种系统的水合物形成模式和特点。认为:强渗漏系统是指海洋底部由地壳构造活动产生的挤压或拉伸等变形作用, 或者由于海洋沉积物的侧向挤压变形作用而出现断层, 许多圈闭的烃类气体由此向上渗流并大量漏出, 形成较稳定的水合物形成所需的气源, 该系统形成的天然气水合物分布集中,储量密度大, 具有实际开采价值; 弱渗漏系统是指以甲烷为主的烃类气体由微生物和热作用生成后散布于原地的海底之下较为松散的多孔沉积物中, 这些沉积物因温压变化可形成天然气水合物, 但这类水合物分布分散, 不能成藏, 不利于开采。另外还探讨了我国南海天然气水合物成藏的可能性。 关键词: 天然气水合物; 成因; 强渗漏; 弱渗透 天然气水合物是由天然气中小分子气体(如甲烷、乙烷等)在一定的温度、压力条件下和水作用生成的笼形结构的冰状晶体。水合物为非化学计量型固态化合物, 其分子式可表示为MnH2O(其中M是以甲烷气体为主的气体分子,n为水分子数)。到目前为止,已经发现的气体水合物结构有4 种:型、型、H型和一种新型的水合物(由生物分子和水分子生成)1。型结构的天然气水合物,其笼形构架中只能容纳一些分子较小的碳氢化合物(如甲烷和乙烷) 以及一些非烃气体(如N2、CO2和H2S 气体)。型结构的天然气水合物的笼状格架较大,不但可以容纳甲烷与乙烷, 而且可以容纳较大的丙烷和异丁烷分子。H型结构的天然气水合物具有最大的笼形格架, 可以容纳分子直径大于异丁烷的有机气体分子。型和H型结构的天然气水合物比型的要稳定得多。但自然界的天然气水合物以型为主2。天然气水合物广泛分布于自然界中, 海底以下01500 m深的大陆架或北极等地的多年冻土带都有可能存在3,4。 1海洋天然气水合物成因机理的研究现状和气水合物中甲烷的成因类型 1.1 国内外研究现状 国外对海洋天然气水合物成因的研究进行较早,大多数研究工作主要立足于甲烷气的成因来探究天然气水合物的聚集和成藏机理。20世纪70年代Bernard 等5提出利用碳氢化合物气体成分比值(R =C1/(C2+C3)和甲烷的同位素D13C 值来判别甲烷成因。他们认为甲烷的R 值 1 000, D13C 值在-90-55之间为微生物成因; 甲烷的R 值-55为热成因;介于二者之间的甲烷为混合成因。现在对于甲烷气成因分类多沿用此方法。表1 列举了世界各地天然气水合物和含水合物沉积物碳同位素及甲烷浓度数据。 表1天然气水合物和含水合物沉积物碳同位素及甲烷浓度(据Kvenvo lden, 1994 修改) 地区 样品种类 甲烷浓度(% ) 碳同位素 () 数据资料来源 秘鲁-智利海槽 ODP112 航次 沉积物 99 -79-55 Kvenvo lden, Kastner 1990) ODP112航次 沉积物 99 -79-55 Kvenvo lden, Kastner (1990) ODP112 航次 气水合物 99 -65.0 -59.6 Kvenvo lden, Kastner (1990) 加里福尼亚北部滨外 Eel 河盆地 气水合物 99 -69.1-57.6 Brook s (1991) 黑海 气水合物 99 -63.3,-61.8 Ginsburg 等(1990) 墨西哥湾 DSDP96 航次- 沉积物 99 73.7-70.1 Pflaum 等(1986) DSDP96 航次 气水合物 99 -71.3 Pflaum 等(1986) Garden 海岸气 水合物 99 -70.4 Brooks 等(1986) Green 峡谷 气水合物 99 -69.2,-66.5 Brooks 等(1986) Green 峡谷 气水合物 62,74,78 -44.6,-56.5,-43.2 Brook s 等(1986) 密西西比峡谷 气水合物 97 -48.2 Brooks 等(1986) 里海 气水合物 5996 -44.8-55.7 Ginsburg 等(1992) 中美洲海槽, 危地马拉滨外 DSDP84 航次 沉积物 99 -71.4-39.5 Kvenvo lden,M cDonald (1985) Jeffrey 等(1984) DSDP84 航次气 水合物 99 -43.6-36.1 Kvenvo lden 等(1984) DSDP84 航次 气水合物 99 -46.2-40.7 Brooks 等(1985) 布莱克海岭 DSDP11 航次 沉积物 99 -80-70 Claypoo l 等(1973) 沉积物 99 -93.8-65.4 Kvenvo lden,Barnard (1983b) DSDP76 航次 气水合物 99 -68.0 Galimov, Kvenvo lden (1983) ODP164 航次 气水合物 99 -65.9-69.7 Matsumoto 等(2000) 马更些三角洲 Mallik地区 冻土沉积物 99 -39.6-48.7 Uchida 等(1999) 日本南海海槽 气水合物 99 -68-70 Waseda (2000) Kvenvo lden 统计了世界各地的天然气水合物样品特征, 并分析了烃类气体成分比值R和甲烷碳同位素D13C 的组成。测定结果表明: 目前在世界海域发现的天然气水合物绝大多数为有机成因类型(包括微生物成因、热成因以及二者的混合成因),其中微生物成因的气水合物又占绝大多数, 甲烷主要由微生物还原沉积有机质中的CO2而产生3。但问题是一般大陆外缘沉积物有机碳含量较低( 1 000, 甲烷的D13C 值为-90-55。微生物成因甲烷气主要存在于 型水合物中22。形成的天然气水合物微生物成因甲烷大多来源于原地,其中甲烷占烃类气体的99% 以上。大西洋西部的布莱克海台是典型的微生物成因3 , 其它的产地还有北加利福尼亚海域、俄勒冈海域、日本南海海槽、鄂霍茨克海和黑海等 9, 23 。 (2) 热成因。热成因甲烷则是由干酪根在温度超过120时经热解作用形成, 在此过程中, 碳同位素出现分馏较少。因此, 其碳同位素组成与沉积物有机质碳同位素组成比较接近。热解成因甲烷气R 值-55, 主要存在于型和H 型水合物中 24, 25 。天然气水合物形成的热成因甲烷均来源于地球深部。墨西哥湾、里海、加拿大Mallik 地区天然气水合物的甲烷主要是热成因。 (3) 混合成因。介于上述二者之间的甲烷为混合成因甲烷。墨西哥湾天然气水合物中除了主要为热成因甲烷外, 也具有微生物成因甲烷, 因此部分地区为混合成因甲烷。 (4) 火山喷发成因。从19 世纪提出石油天然气的无机成因说以来, 非生物作用能否形成石油和天然气是多年来科学界不断探索而又有争论的重大科学课题。经过多年的研究, 现已经充分论证了无机成因天然气(以甲烷为主) 的地质地球化学特征。由于地球内部碳元素的含量相当丰富, 岩浆活动使地壳深部的岩石熔融并产生含烃类气体, 并且在一定的运移和储集条件下保存起来。因此, 笔者认为火山喷发是无机甲烷的主要来源。深海钻探发现, 在海底火山附近, 甲烷水合物含量很高, 天然气水合物以冰状或更多地与火山灰和细砂胶结产出, 天然气水合物 与火山灰或火山砂共存。这类天然气水合物主要分布于外大陆边缘和洋岛的周围, 其分布与近代火山的分布范围具有一致性, 强烈暗示着其形成与火山喷发有某种联系。笔者认为, 要解释自然界天然气水合物如此巨大的储量, 仅有生物成因的甲烷是不够的, 也是不能令人信服的。 Horita 26 等认为: 前寒武纪地盾流体、地幔岩体、火成岩中的流体包裹体等均表明了地壳甲烷的无机成因。他们推测无机成因甲烷的分布可能比我们先前所认为的更广泛。 2 海洋天然气水合物形成机理探讨 自然界的天然气水合物只分布于两类地区:多年冻土带和海洋。而海洋沉积物中天然气水合物的资源量占全球总量的99% 以上, 因此, 海洋天然气水合物的成因机理是目前研究的重点和热。天然气水合物的形成需具备几个基本条件: 充足的天然气和水, 天然气的来源包括无机成因和有机成因的气体, 如甲烷、乙烷、丙烷、CO2等; 足够低的温度和较高的压力, 与海底深度和地热梯度关系也较大; 可使气和水充分聚集的有利的储集空间。下面分别加以讨论。 围绕“水合物源控论”的思想, 水合物中气体的来源在很大程度上影响水合物的形成模式。理论研究认为海洋天然气水合物的气源具有4 种可能的来源: 海水溶解的甲烷(来自海水溶解或悬浮有机质生成的甲烷以及由大气或海底进入海水的甲烷);海底之下气水合物层有机质自生自储的甲烷; 海底之下水合物层下伏的沉积物或沉积岩中有机质生成的甲烷; 深部非生物成因(无机成因)的甲烷27 。在的情形下比较难以生成水合物, 因为,海水溶解甲烷的浓度很低, 目前积累的资料表明海水溶解甲烷的浓一般在10-8 cm 3g 数量级, 远不能从海水中析出28。在和的情况下, 甲烷具备原地生成水合物的可能性。这两种天然气极有可能因 为周围温度或孔隙压力的有利变化而转变为水合物, 尽管也会因上述条件的不利变化而不断分解,或者水合物分解后, 遇到有利的条件二次生成, 但孔隙流体的活动范围基本上不大。微生物成因的水合物气源多来自原地, 如布莱克海台是典型的微生物成因, 甲烷基本上由原地产生。但Egeberg 29 等应用沉积物孔隙水化学组成对布莱克海台天然气水合物气体来源进行了研究, 依据测定结果, 推测布莱克海台有随其它地区流体运移而来的甲烷。这看起来有矛盾之处, 尚需进一步探究。在的情况下, 甲烷更可能通过运移生成水合物。深部的无机成因甲烷, 还包 括部分来自深部的热成因甲烷气会从海底深部上移至稳定带而形成天然气水合物。墨西哥湾和里海的天然气水合物主要是热成因。笔者认为, 它们是由来自深部的热成因甲烷气运移到有利的环境生成的。尽管目前没有找到无机成因气的水合物矿点,但并不妨碍人们对无机成因气的水合物存在保持乐观的看法。笔者认为, 随着认识和调查的深入, 无机成因气的水合物将会被发现。 在水合物形成的地质历史过程中, 海平面的高度、海底温度以及全球性的气候变化都会对水合物的稳定性产生影响。温压条件不仅影响水合物生成,也是导致沉积物中水合物分解的主要因素。海洋沉积物中天然气水合物稳定带的厚度明显受地温梯度和稳定带水深的影响, 一般的趋势是: 随地温梯度的增高水合物稳定带相对变薄, 而随水深增大而增厚。当沉积物不断堆积移动通过水合物带时, 随着新的沉积物沉积于气体水合物的顶部,由于侧向挤压作用, 气体水合物带的底部有可能会发生分解,释放出大量天然气。在可渗透的沉积物中, 这些天然气会向 上运移并逸散, 而水合物带的存在犹如游离气上方的密封盖层, 会将这些气体圈闭于水合物层下,或者由于其它因素, 这些气体(以甲烷形式为主)向下部运移, 以游离态形式储存于地壳深部。这可以解释天然气水合物和游离态天然气往往共存这一现象。 假设具有充足的烃类气体和水分子供应,并且具备合适的温压条件, 那么天然气水合物是否一定就可以在海底之下沉积物中生成呢? 理论上看来可行。但在实际的自然状况下, 除前述两种基本要素外, 天然气水合物的形成还必须有充足的流体载体的供应以及流体载体的输导系统。该输导系统必须为流体载体提供一定的动力来源、运移通道空间等。可见地质环境是气体水合物形成的重要控制条件,也正是由于地质条件的不同, 导致天然气水合物的形成模式和分布上的巨大差异。笔者从天然气水合物形成特征的角度将海洋天然气水合物的形成模式 分为强渗漏系统和弱渗透系统。 2.1强渗漏系统 所谓强渗漏系统是指海洋底部由于地壳构造活动产生的挤压或拉伸等变形作用或者由于海洋沉积物的侧向挤压变形作用而出现断层, 许多圈闭的烃类气体由此向上渗流并大量漏出, 形成较稳定的水合物形成所需的气源。其具体过程图1 所示。 图1 强渗漏系统示意 以甲烷为主的烃类气体(可以是生物成因, 也可以是非生物成因) , 与流体载体一起形成孔隙流体团, 无论其是否达到饱和状态(相对于游离气体),在纵向和侧向上的压力梯度、温度梯度的驱动下,将会沿着断层的孔、缝等多种通道系统运移, 最后聚集在主通道内继续向上运移, 基本上达到过饱和状态。同时, 在原地微生物烃类气体的参与下, 大量的烃类气体难以继续溶解在流体之中, 于是它们在合适的温度、压力下, 即在天然气水合物稳定带内,与水分子相结合, 成为固态结晶体的天然气水合物。产状上可认为在BSR 之上积聚形成富水合物区, 大多数水合 物聚集在BSR 之上一个相对狭窄空间带。水合物稳定带的底界呈不连续状, 表现出稳定带形成之前具有突变过程。其上界则是扩散和渐变的, 反映出水合物在横向和纵向上不断生长、并向外延伸和扩张的状态。强渗漏系统极具成藏的可能性。一是因为地壳构造活动的变形作用可形成许多流体运移的通道, 同时也可产生大量的向上运移的孔隙流体。二是这种活动可带来有利的储集空间, 特别是快速巨厚沉积的裂陷区或扩张区, 是强渗漏系统易形成水合物的地方。强渗漏系统的水合物形成模式也适于海底之下陆坡和陆基地带, 所形成的天然气水合物分布集中, 储量密度大, 成藏物化条件优越,具有实际开采价值, 其资源意义十分重要。根据Kvenvo lden 等30对世界各地的天然气水合物样品的调查资料以及有关的地质资料分析, 笔者认为墨西哥湾、中国南海、挪威外海有此类水合物藏存在的条件。 2.2 弱渗透系统 相对于强渗漏系统, 弱渗透系统中天然气水合物的形成过程则细微与缓慢, 但其作用的范围也更加广泛。其主要过程可用图2 描述。 图2 弱渗透系统示意 以甲烷为主的烃类气体由微生物或热作用生成后,散布于海底之下较为松散的多孔沉积物层中,这些孔隙被气体充满的沉积物层,或者因为温度下降,或者通过挤压作用使孔隙压力增大而向有利于天然气水合物形成的状态变化,气体在原地合适的温压条件下从沉积物中原地淬取水, 在沉积物孔隙内形成天然气水合物。另外,由于在地下成岩和微生物降解这类作用的缓慢过程中, 气体量相对会越来越大,所以在允许水合物稳定存在的海底之下温压条件下,溶于孔隙水中的自生生物烃类气体的数量可增加到保持水合物形成的平衡压力的程度, 使部分富含孔隙水的流体转化成水合物。这一作用过程相对缓慢,天然气水合物形成的动力特性、成量大小也要受海洋沉积物中所能获得的有机碳量、海底沉积物中有机碳的保存能力、沉积速率等因素控制。水合物理论上可在其稳定带内的任何位置形成,可贯穿整个水合物稳定带, 但形成的此类水合物通常空间分布相对分散,不利于经济性开采。但是,由弱渗透系统形成的水合物也并非不能聚集,当具备合适的条件时,也可以成藏(图3)。 图3 弱渗透系统成藏示意 如果由于周围地质环境的变化, 例如海底沉积物的挤压变形作用可形成许多供气体运移的断裂通道以及聚集的空间, 这些空间可以产生抽吸作用,在一定条件下表现出吸引气体聚集的趋势, 使得气体通过各种细微的断裂通道运移到这些有利的储集空间聚集。这些空间的气体会以扩散、渗透等方式运移到水合物层上方与水充分化合,在温压条件均比较有利的地带形成水合物藏。这样的变化过程也同样相当缓慢, 但笔者认为, 这是由弱渗透系统形成的水合物成藏的最广泛的途径。 3 我国南海天然气水合物的形成条件 我国拥有漫长的海岸和广阔大陆架斜坡带、海岭、海沟和海槽, 具备形成天然气水合物的有利地理环境。在我国的南沙海槽、西沙海槽、东海冲绳海槽、台湾东南部均发现了与海洋气水合物有关的BSR证据1315。 我国南海广阔的陆坡区最具形成天然气水合物的地质条件。首先这一地区蕴藏着大量的常规油气资源, 表明该地区具有丰富的有机质物源。根据区域地质资料, 这一地区在晚中新世之后已进入区域沉降阶段, 沉积了厚达1 000 5 000 m 的地层,由于有机质比较丰富, 可为天然气水合物的形成提供大量气源。样品分析表明该地区甲烷气为微生物成因。其次晚中新世之后的地质运动在下伏沉积层中形成许多断裂, 有利于下伏沉积层中的有机气体沿断裂向上运移, 从而为形成天然气水合物提供充足的气源, 构成了以强渗漏模式成藏的必要条件。从天然气 水合物成藏的区域构造条件来看, 南海北部的沉积速率和美国东海岸外的布莱克海台类似。南海东沙群岛地区是在基底高地上发育起来的。布莱克海台在被动大陆边缘发育初期也是基底高地, 这两地的构造环境和构造发育史基本相似, 都是水合物发育的优越地区。南海北部陆坡区具有良好的天然气水合物成矿的物化条件和地质构造环境, 可与东太平洋海域及大西洋边缘的天然气水合物成矿远景区相媲美。 尽管目前我国在南海海域还没有实际勘探到天然气水合物的样品, 但笔者乐观认为, 南海海域可能存在多处具备实际工业开采价值的天然气水合物藏。目前应当充分利用过去所积累的中国海域的大量地质、地球物理和地球化学资料, 圈划出中国海域的天然气水合物藏稳定带范围及开采靶区,为中国海域的天然气水合物资源前景评价和开采提供基础资料。因此, 加强我国天然气水合物资源的勘查和开发技术研究具有重要的战略意义。 参考文献: 1Konstantin A , Uchidin K A , Ripmeester J A. 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