海底滑坡對天然氣水合物和游離氣分布及富集的影響

周吉林，王秀娟，朱振宇，靳佳澎，宋海斌，蘇丕波，錢進，張廣旭

1 中國科學院海洋研究所海洋地質與環境重點實驗室，山東青島 266071 2 青島海洋科學與技術試點國家實驗室，海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室，山東青島 266237 3 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州)，廣州 511458 4 中國科學院大學，北京 100049 5 中國海洋大學，海底科學與探測技術教育部重點實驗室，山東青島 266100 6 中海油研究總院，北京 100027 7 同濟大學海洋與地球科學學院，上海 200092 8 廣州海洋地質調查局，廣州 510760

0 引言

天然氣水合物是水分子和氣體分子(主要是甲烷)在低溫高壓條件下形成的類冰狀固態化合物，溫度和壓力環境的變化可能會導致水合物分解進而釋放甲烷氣體(Sloan, 1998；Westbrook et al., 2009).在高緯度陸架坡折區，甲烷氣體向上滲漏到海底或大氣中可能會影響氣候變化(e.g. Hovland and Judd, 1988; Cranston, 1994; Ruppel and Kessler, 2017; Zhao et al., 2017)，同時也可能圈閉在局部區域造成地層超壓等，從而影響海底穩定性(Sultan et al., 2014; Bünz et al., 2005; Haflidason et al., 2005).國際上多個典型海域發現了BSR(Bottom simulating reflections) 上移或者下移的現象，證實多種因素能夠導致水合物形成、分解和再形成的動態變化，如冰期與間冰期海底溫度變化、沉積-侵蝕或構造隆升等(e.g.Berndt et al., 2005，2019; Zander et al., 2017; Martin et al., 2004; Bangs et al., 2010; Davies et al., 2012; Pecher et al., 2001).這種動態變化通常在地震剖面上表現為雙BSR、多BSR現象，同時伴隨著局部區域水合物分解與再形成和游離氣運移，造成水合物穩定帶底界附近局部地層水合物和游離氣共存及穩定帶底界下部地層中游離氣的復雜分布，如馬尼拉俯沖帶(Kunath et al., 2020)、新西蘭西庫朗伊俯沖帶(Han et al., 2021; Pecher et al., 2017)、南海南部婆羅洲(Paganoni et al., 2016) 和南海北部珠江口盆地(Qian et al., 2018；Zhang et al., 2020b).

前人研究發現在臺西南盆地(Zhang et al., 2021)和珠江口盆地(He et al., 2014; Gong et al., 2013; Chen et al., 2016; Li et al., 2013; Ding et al., 2013)水合物賦存區，同時發育大量規模不等的海底滑坡與海底峽谷，受沉積、流體疏導和氣源等因素影響，水合物呈明顯不均勻分布特征(吳能友等, 2009; Wang et al., 2014; Yang et al., 2015, 2017a,b).鉆探發現在GMGS3-W17井和SHSC-4J1井附近水合物、游離氣呈“三明治”結構(Li et al., 2018; Ye et al., 2020)，地震剖面上識別出雙BSR，上方BSR之上地層反射呈極性與海底一致的連續強振幅反射，縱橫波速度與電阻率也明顯增加，與甲烷水合物形成有關，而上方BSR與下方BSR之間出現縱波速度高-低-高異常變化，同時橫波與電阻均出現高值異常，該異常是由于II型水合物與游離氣共存造成(Kang et al., 2020; Qian et al., 2018; Qin et al., 2020; 王秀娟等, 2021).在SH-W07井附近也發現了雙BSR現象，與GMGS3-W17井雙BSR成因不同，該雙BSR并不是I型水合物之下II型水合物與游離氣共存造成，而是由于峽谷脊部沉積和局部強流體滲漏導致BSR上移(Zhang et al., 2020a).由于神狐水合物鉆探區(圖1b)受滑坡與遷移峽谷、流體疏導等多因素共同影響，難以查明滑坡與水合物間的相互影響，而珠江口盆地南部的峽谷末端地層平坦，同時在該海底滑坡發育區附近進行了水合物鉆探(圖1，W25井)，W25井下方發育多個強振幅反射層，因此，該區域是研究海底滑坡與水合物及游離氣分布與相互影響的有利區.本文利用三維地震數據和隨鉆測井數據，結合儲層物性反演與屬性分析，發現滑坡侵蝕作用、局部有利儲層和游離氣近距離搬運使滑坡區下方水合物相對富集，為研究海底滑坡影響下的水合物賦存提供了借鑒.

圖1 (a)南海珠江口盆地白云凹陷遷移峽谷與海底滑坡區的水深圖及SH5、W25、W18、W19、SC01和SC02井位置圖，圖中給出了圖5和圖12剖面位置、圖6—9和11的位置；(b)珠江口盆地區域位置，黑色邊框為研究區位置.Fig.1 (a) The enlarged map showing the water depths of migrating canyons and submarine slides in the Baiyun sag, the Pearl River Mouth basin and the locations of Sites SH5, W25, W18, W19, SC01 and SC02. The locations of figure 5, 12 (black dash line) and figure 6—9, 11 (black square) are shown; (b) The insert figure shows the study area in the Pearl River Mouth Basin

1 水合物和游離氣的測井識別

W25井水深約1522 m，鉆探深度為354 m，隨鉆測井數據由廣州海洋地質調查局采集(Yang et al., 2015; Cheng et al., 2020).測井資料表明，縱波速度隨深度增加而增加，在海底下150 m以下出現局部異常高值，速度約1750 m·s-1，而多個地層出現明顯低值異常，約1500 m·s-1.電阻率隨深度增加逐漸增加，局部薄層出現異常高值，約為2.0 Ωm.在深度170～210 m之間，伽馬測井出現明顯的低值異常，呈鐘型分布，指示沉積物環境變化(圖2).

1.1 飽和水層的縱波速度

與飽和水地層相比，含水合物層具有高縱波速度和高電阻率異常，而含游離氣層具有明顯低速度異常.前人基于簡化三相介質模型(Simplified three phase equation, STPBE)、Biot-Gassmann理論模型(Biot-Gassmann theory by Lee, BGTL) 和有效介質模型(Effective medium theory, EMT) 等方法研究南海神狐海域水合物飽和度，不同方法估算結果相近(Wang et al., 2011; Hu et al., 2010).本文利用EMT模型計算W25井飽和水的縱波速度(Vpw，紅線)，并與測量的縱波速度(Vp，黑線)進行對比.圖2b表明利用EMT模型計算的飽和水縱波速度和測量縱波速度基本吻合，僅在局部地層出現異常，指示孔隙流體充填物性的變化.

1.2 飽和水層的電阻率

與飽和水地層電阻率相比，含水合物與游離氣層電阻率都較高，假設該異常完全由于水合物出現引起，則該電阻率異常與水合物飽和度呈正比(Pearson et al., 1983).利用阿爾奇方程計算的飽和水地層的電阻率(R0)為

(1)

其中Rw為地層共生水電阻率，φ為地層孔隙度，a和m為阿爾奇常數.利用密度測井能夠計算地層孔隙度，而飽和水電阻率與地層共生水電阻率比值(R0/Rw)被稱為地層因子(FF).阿爾奇方程可寫為

(2)

通過FF與孔隙度和波阻抗與孔隙度的交匯圖，部分點明顯偏離(圖3)，表明地層可能含有水合物或游離氣(Wang et al., 2014; Qian et al., 2018).利用冪指數函數擬合，獲得阿奇常數a=2.15和m=1.12，其擬合方程為

FF=2.15φ-1.12.

(3)

擬合相關性為0.86，表明該擬合函數能反映出背景變化趨勢.圖2c為利用方程(1)計算的飽和水電阻率(R0，紅線)與測量電阻率(Rt，黑線)對比，兩者吻合較好，但是在局部地層測量電阻率大于飽和水地層電阻率.

1.3 水合物與游離氣識別

W25井沒有進行原位溫度測量，但其靠近SH5井，兩者沉積環境相似，因此我們利用SH5井的地溫梯度(67.6 ℃/km)、海底溫度(4.72 ℃)以及海水鹽度35‰、W25井水深(1522 m)等參數和水合物相平衡模型(Sloan, 1998)計算甲烷水合物穩定帶底界，計算的W25井甲烷水合物穩定帶底界深度為175 m，淺層平均速度約為1650 m·s-1，可以將水合物穩定帶底界深度轉換成雙程走時，再結合三維地震拾取海底走時，計算出三維區水合物穩定帶底界的雙程走時.測量的縱波速度和電阻率(Rt)與計算的飽和水層的縱波速度和電阻率(R0)對比表明(圖2b和2c)，在168～175 m之間測量的縱波速度和電阻率高于計算的飽和水縱波速度和電阻率，且位于計算的水合物穩定帶底界上方，指示地層可能發育水合物.在204 m處，縱波速度、電阻率和伽馬測井出現明顯變化(圖2)，指示第四紀(2.59 Ma)地層界面.在225 m以下，測量的縱波速度明顯低于計算的飽和水速度，而測量的電阻率高于飽和水電阻率(圖2，黃色陰影)，指示地層可能含游離氣.

圖2 W25井隨鉆測井(a)—(d)分別為井徑、縱波速度(Vp為測量值，Vpw為計算的飽和水速度)、電阻率(Rt為測量值，R0為飽和水電阻率)和伽馬數據.灰色區域為水合物層，黃色區域為游離氣層，黑色實線為2.59 Ma地層，黑色虛線為水合物穩定帶底界(BGHSZ, base of gas hydrate stability zone).Fig.2 Logging-while-drilling (LWD) data at Site W25(a) Caliper log; (b) The measured P-wave velocity (Vp, black line) and the calculated P-wave velocity of water-saturated sediment (Vpw, red line); (c) Ring resistivity (Rt, black line) and the calculated resistivity of water-saturated sediment (R0, red line); (d) Gamma ray (GR) log. The gray shaded zone shows gas hydrate-bearing layer and the yellow shaded zones shows free gas-bearing layer. Black line and black dash line show the 2.59 Ma horizon and the base of gas hydrate stability zone (BGHSZ) respectively.

地層因子與孔隙度交匯圖表明，地層因子隨孔隙度呈指數變化，并未出現明顯偏離背景趨勢的區域，而波阻抗與孔隙度交匯圖表明，在200 m之下存在明顯的波阻抗低值異常，也指示地層可能發育多個薄層游離氣層(圖2和3).從伽馬測井來看，在深度162～204 m之間，伽馬測井呈鐘型的低值異常，指示地層可能為富砂質儲層，受水合物穩定帶底界深度(175 m)影響，僅在該伽馬低值地層上半部分(168～175 m)發育7 m厚的水合物層.

圖3 地層因子(FF)、波阻抗(AI)與密度孔隙度(φ)交匯圖，指示了地層含有游離氣Fig.3 The cross plots between formation factor (FF), acoustic impedance (AI) and density porosity (φ) showing the presence of free gas in the sediments

2 水合物和游離氣層的地震識別及分布特征

2.1 水合物層識別與分布

測井數據僅反映井孔周圍儲層特性，合成地震記錄能夠結合測井與地震數據，得到儲層物性的空間分布.圖4為利用W25井縱波速度、密度和地震子波生成的合成地震記錄，通過與實際地震數據對比，發現在1.95～2.40 s之間，合成記錄與地震剖面相關性達0.8.測井上識別的高速層(168～175 m)，在地震剖面上為極性與海底一致的強振幅反射，其下方的負極性反射指示BSR的位置(圖4和圖5).地震剖面上識別的BSR與計算的甲烷穩定帶底界吻合，其上強振幅異常層指示地層含水合物.

圖4 利用W25井縱波速度、密度和振幅子波制作的合成地震記錄與地震剖面對比Fig.4 The comparison of surface seismic data and synthetic seismogram generated from P-wave velocity and density at Site W25

圖5 (a)過W25井地震剖面解釋圖，在BSR下方存在3個不同深度的強振幅反射層，指示地層含氣.追蹤了4個區域性的代表性地層H1-H4來研究強振幅異常分布.其中H1為2.59 Ma地層界面，H2-H4分別為相對強和連續的界面.(b)放大圖為W25井合成地震記錄與地震數據疊合對比，含薄層氣位置(黑色虛線矩形)由圖4得到Fig.5 (a) Interpreted seismic section through Site W25. Below BSR, there are three different depths layers with enhanced reflections (ERs) indicating the presence of free gas. Four regional representative horizons H1-H4 are interpreted to study the anomalies of seismic reflection. H1 is the sediment boundary of 2.59 Ma, while horizons H2-H4 indicate the continuous and high amplitude reflections to show the enhanced reflections, respectively. (b) The insert map shows the comparison of surface seismic data and synthetic seismogram at Site W25. The location of free gas-bearing layer (black dash square) is inferred from Fig.4

三維地震能揭示水合物的空間分布，沿水合物穩定帶底界向上30 ms與向下5 ms時窗，提取最大振幅屬性能夠給出穩定帶底界上方振幅異常區.從圖6a看，在多個區域出現面積不等的強振幅異常，其中W25井附近分布最廣.H1為2.59 Ma地層界面，局部區域與水合物穩定帶底界吻合，沿H1向上20 ms時窗提取均方根振幅屬性，能揭示W25井162～204 m間低伽馬層的強振幅異常范圍，從測井與地震對比看，并非強振幅異常都發育水合物，局部強振幅異常可能是北部峽谷搬運來的濁流沉積物造成的(圖6b).沿海底上下5 ms時窗提取的相干屬性清晰給出了滑坡頭部陡崖及其變形區的雜亂反射.從平面圖看，BSR主要分布在W25井附近受海底滑坡侵蝕影響的區域(圖6c，紅色)，面積約為2 km2，沿北部陸坡峽谷濁流沉積物的搬運方向分布.滑坡侵蝕溝槽位置，局部分布呈條帶狀的BSR，面積相對要小.在整個海底滑坡區域，水合物僅發育在局部滑坡區(圖6c).

圖6 (a) 沿穩定帶底界向上30 ms和向下5 ms時窗內提取的最大振幅屬性圖給出了水合物分布； (b) 沿H1(2.59 Ma)向上20 ms時間窗口提取的均方根振幅，指示地層巖性變化； (c) 沿海底上下5 ms提取的相干屬性圖，指示海底滑坡陡崖和侵蝕溝槽形態.白色虛線為海底滑坡頭部邊界(由圖6c識別)，黑色虛線箭頭為濁流沉積物搬運方向.Fig.6 (a) The maximum amplitude attribution extracted along the base of gas hydrate stability zone with a time window of 30 ms up and 5 ms down showing the distribution of gas hydrate; (b) The root-mean-square (RMS) amplitude attribution extracted with time window of 20 ms up of H1 (2.59 Ma) showing the lithology variation above horizon 2.59 Ma; (c) The coherence amplitude attribution extracted with time window of 5 ms up and 5ms down of seafloor showing the erosion trough and landslide scarps. White dash line shows the boundary of landslide scarp (identified from Fig.6c), Black dash arrows show the directions of turbidite sediments from northern slope canyons.

2.2 游離氣層識別與異常特征

利用合成地震記錄能對比測井識別的游離氣層與地震反射異常，W25井200 m以下低縱波速度層的合成記錄與反射地震吻合較好，表明測量的該低速層可靠.在南海神狐海域SH3井，電纜測井發現SH3井存在多個低速異常層，通過合成記錄對比發現該異常低速層是由于井壁垮塌和部分水合物分解導致，而不是地層含有原位游離氣(王秀娟等，2013)，而W25井的低速異常(圖2)是由于含薄層的游離氣.與周圍相鄰地層的振幅對比，在井位附近的含氣層呈弱振幅的空白反射，而周圍的含氣薄層表現為強振幅反射(Enhanced reflections, ERs) (圖5).ERs分布在不同深度地層內，橫向上不連續，在其下方或中間出現大量空白反射(圖5).大量研究認為ERs可能是上方水合物和下方游離氣之間波阻抗差形成的異常反射，也可能是地層中含游離氣造成的(Shipley et al., 1979; Holbrook et al., 1996).在地層H2-H4之間也識別出大量ERs，其反射終止形成類似BSR斜切地層的現象，但是位于甲烷水合物穩定帶底界下方，指示地層可能含游離氣(圖5a).

圖7 不同層位之間最小振幅屬性分布差異對比(a) 層H1-H4間最小振幅； (b) 層H3-H4間最小振幅； (c) 層H2-H3間最小振幅； (d) 層H1-H2間最小振幅，白色虛線為海底滑坡頭部邊界(由圖6c得到).Fig.7 The comparison of minimum amplitude attributions between different horizons(a) Minimum amplitude attribution extracted between H1-H4; (b) Minimum amplitude attribution extracted between H3-H4; (c) Minimum amplitude attribution extracted between H2-H3; (d) Minimum amplitude attribution extracted between H1-H2. White dash line shows the boundary of landslide scarp (identified from Fig.6c).

地震剖面顯示地層H2-H4之間ERs呈階梯狀分布(圖5)，指示游離氣不斷向上運移.最小振幅屬性平面圖顯示地層H1-H4之間存在大量強振幅異常(圖7a)，不同地層之間最小振幅異常分布范圍不同.在地層H3-H4之間ERs振幅較強，表現為連續的強反射，與周圍地層有明顯的邊界，向北和向東方向振幅變弱(圖7b)，在地震剖面上表現為雜亂的空白反射(圖5a).而在地層H2-H3之間，最小振幅屬性橫向上不連續，呈分散的斑點狀分布，其左側邊界與地層H3-H4之間ERs的右側邊界吻合(圖7 b和7c).地層H1-H2之間的最小振幅屬性顯示ERs主要分布在W25井水合物層周圍(圖7d)，位于BSR之下，空間上與研究區大斷層溝通(圖5).不同地層之間振幅異常范圍不同，表明穩定帶底界下方游離氣分布的空間變化.

2.3 流體運移通道與儲層

斷層是流體垂向運移的重要通道，大量強振幅反射、水合物與游離氣主要分布在斷層兩側及斷層上方等位置(圖5).為揭示斷層對水合物賦存的影響及其與游離氣的關系，沿雙程走時為3000 ms和2500 ms地層提取相干屬性的時間切片(圖8a和8b)，研究斷裂體系并刻畫其空間展布特征.從相干切片看，不同深度斷層的走向集中在120～160°之間，該斷層走向與指示珠江口盆地復雜構造的主斷層方向一致，主要受構造活動影響(龐雄等, 2006, 2008; Dong et al., 2009; 邵磊等, 2013; 謝志遠等, 2017).從儲層條件看，研究區北部發育多條陸坡峽谷，自13.8Ma以來陸坡峽谷發生多期次遷移(Ding et al., 2013; Gong et al., 2013; Li et al., 2013, 2016; Ma et al., 2015).在W25井，水合物穩定帶底界附近的H1界面上方出現明顯低伽馬異常，與SC01、SC02、W18和W19井伽馬異常相似(Jin et al., 2020a; Zhang et al., 2020b)，巖心及元素俘獲能譜分析表明低伽馬異常是由于沉積物富含鈣質有孔蟲造成的(康冬菊等, 2018)，富含有孔蟲沉積物有利于水合物形成，沿H1界面提取均方根振幅(圖9)，能指示研究區水合物儲層變化.研究區位于峽谷末端，粗粒沉積物也可能通過陸坡峽谷在這里卸載，是砂質儲層或粗粒沉積物的有利分布區，為水合物成藏提供了有利儲層條件(圖9).峽谷遷移導致峽谷末端沉積物快速沉積，水合物穩定帶底界不斷向上調整，受深部巖漿活動的影響，深部流體沿斷層向上運移.早期形成的水合物發生分解，產生的游離氣在缺乏斷層的區域圈閉在H2-H4之間，形成大量強振幅反射，而在W25井斷層發育的位置，深部流體和H2-H4之間的淺層游離氣沿斷層向上運移，在淺層形成水合物(圖9)，深部氣和淺層水合物分解的游離氣同時為水合物成藏提供了有利的氣源條件.

圖8 (a)沿3000 ms地層相干切片識別斷層及斷層傾角玫瑰圖； (b) 沿2500 ms地層相干切片識別斷層及斷層傾角玫瑰圖.較粗的虛線為海底滑坡頭部陡崖邊界(圖6c得到)Fig.8 (a) The coherence slice at 3000ms two-way-travel time (TWT) shows fault distribution. Insert figure shows the rose diagram of faults; (b) The coherence slice at 2500ms TWT shows fault distribution. Insert figure shows the rose diagram of faults. Thick dash line shows the boundary of landslide scarp (identified from Fig.6c).

2.4 水合物分布與富集特征

含水合物層具有高縱波阻抗異常，利用W25井縱波速度和密度數據，結合三維地震數據，通過約束稀疏脈沖反演獲得波阻抗(Wang et al., 2016).圖10a為過W25井任意線反演的波阻抗剖面，在W25井位置未發生海底滑坡，BSR上方出現高波阻抗層，BSR下方出現明顯低波阻抗異常；而在W25井附近陡崖往下位置為海底滑坡區，BSR上方波阻抗明顯高于W25井處無滑坡區的波阻抗(圖10a).由于縱波速度和密度測井計算的波阻抗頻帶遠高于地震反演波阻抗頻帶，對測井獲得波阻抗進行80 Hz高通濾波后，與地震頻帶相匹配，地震反演得到的縱波阻抗與W25井計算波阻抗整體吻合較好，但是地震反演波阻抗峰值略微低于測井計算的結果(圖10b).在滑坡區，高波阻抗值和異常厚度明顯大于W25井位置，且分布范圍較大，表明BSR下移后形成的水合物富集程度更高.BSR下方波阻抗值明顯低于周圍地層，呈層狀分布，表明BSR下可能存在游離氣，而且游離氣層橫向連續(圖10a).

圖10 (a) 約束稀疏脈沖反演的過W25井縱波阻抗剖面，剖面位置見圖6c； (b) W25井處測井與地震波阻抗對比，測井波阻抗為80 Hz濾波得到Fig.10 (a) Inverted P-wave acoustic impedance profile (Fig.6c shows the location) through Site W25 using constrained sparse spike inversion. (b) The comparison between the inverted P-wave acoustic impedance from seismic data and the P-impedance generated from well log with high cut frequency of 80 Hz at Site W25

2.5 水合物富集控制因素

綜合分析游離氣、斷層、濁流沉積地層和海底滑坡等多種因素，發現研究區水合物層的富集與以上幾種因素的空間耦合有關，研究區分為四個區域(圖11和表1).(1)區域一是最具潛力的水合物發育區：雖然3000 ms之下深部斷層、地層H2-H3和地層H3-H4之間游離氣不發育(圖11a)，但是BSR下方地層H1-H2之間游離氣發育具備充足的氣源條件，因為研究區發育一條從深部地層(3000 ms之下)斷至2500 ms之上淺部地層的大斷層，為地層H2-H3和地層H3-H4之間游離氣向上運移至地層H1-H2之間提供了有利通道(圖5a和11b).而且區域一位于峽谷末端扇體，濁流沉積地層發育，具備良好的儲層條件(圖9和11b)；(2)區域二同樣發育濁流沉積地層，雖然深部斷層(3000 ms之下)發育(圖11a)，但是水合物穩定帶底界之下地層H1-H4之間缺少游離氣而且2500 ms之上地層缺少斷層作為運移通道(圖11b)，因此無法發育水合物；(3)與區域一相似，區域三斷層數量較少但是靠近研究區主要的大斷層(圖11)，深部油氣和地層H2-H4之間游離氣主要通過這條斷層向上運移，穩定帶底界下移之后，在新的穩定帶底界之上形成水合物(圖12b).與區域一不同，區域三水合物穩定帶底界之上不發育濁流沉積層，不具備有利的儲層條件，水合物成藏前景不如區域一(表1)；(4)區域四受海底滑坡影響，地層被嚴重剝蝕，穩定帶底界位置較深，而且3000 ms之下發育大量斷層，為流體提供了有利運移通道，因此地層H3-H4之間游離氣充足(圖11a)，但是H3之上地層平緩，斷層不發育，而且不靠近研究區大斷層，地層H3-H4之間的游離氣無法向上運移至穩定帶底界之上，因此無法形成水合物(圖5a和11b).

圖11 四個不同位置處BSR、強振幅異常(ERs)、斷層、濁流沉積和海底滑坡的疊合圖，底圖為沿海底上下5 ms提取的相干屬性圖(圖6c)(a) H2-H3和H3-H4之間強振幅異常(由圖7b, c得到)與3000 ms斷層疊合圖； (b) H1-H2、H2-H3和H3-H4間強振幅異常(由圖7b,c,d得到)、水合物、2.59 Ma濁流沉積分布與2500 ms斷層疊合圖.Fig.11 The overlay map of BSR, ERs, faults, turbidity sediment and submarine landslides in four zones. The base map is the coherence amplitude attribution extracted with time window of 5 ms up and 5 ms down of seafloor (Fig.6c)(a) The overlay map of ERs between H3-H4 and H2-H3 (identified from Fig.7b,c) and faults at 3000 ms TWT from Fig.8a; (b) The overlay map of ERs between H3-H4, H2-H3 and H1-H2 (identified from Fig.7b,c,d), faults at 2500ms TWT from Fig.8b, gas hydrate and turbidity sediment.

圖12 三維地震剖面圖展示海底滑坡對水合物成藏的影響(滑坡導致BSR下移；剖面位置見圖1和圖6c)Fig.12 3D seismic sections (location is in Fig.1 and 6c) show the influence of submarine landslides on gas hydrate accumulation, and BSR shifts downward due to submarine landslides

圖13 研究區水合物成藏演化模式圖(a) 深部流體沿斷層向上運移，在水合物穩定帶底界之上形成水合物； (b) 隨著沉積作用，局部地層發育有利砂層，水合物穩定帶底界上移，水合物發生分解，深部運移游離氣與水合物分解的游離氣向上運移，斷層發育區形成水合物，而斷層不發育區，游離氣被圈閉在穩定帶下方地層； (c) 海底滑坡侵蝕淺層沉積物，水合物穩定帶底界下移，在有利砂層與斷層發育區形成水合物.Fig.13 The schematic model shows the evolution of gas hydrate system(a) Gas-charged fluids migrate upward along the faults and gas hydrates are formed above the base of gas hydrate stability zone (BGHSZ). (b) BGHSZ shifts upward due to sedimentation and sand-rich sediment is deposited in the regional area. Gas hydrates will be decomposed and release free gas. Free gas is from deep gas reservoir and gas hydrate dissociation, which results in gas hydrate formation above the BGHSZ in the faults zone. And free gas is trapped in local strata due to the absence of faults. (c) Seafloor erosion due to submarine landslide causes downward shift of the BGHSZ. Gas hydrate is formed in the fault zones and sand-rich layers.

3 討論

3.1 海底滑坡與水合物的關系

珠江口盆地陸坡峽谷區發現了規模不等的多期次海底滑坡及MTDs(Mass transport deposits) (Gong et al., 2013; He et al., 2014; Li et al.,2014; Sun et al., 2017, 2018)，大量滑坡頭部位于陸架坡折處，但是由于峽谷遷移影響，沉積環境復雜，地層橫向變化大.盡管存在雙BSR(Qian et al., 2018; Zhang et al., 2020a)，出現了BSR調整，但是影響BSR調整的因素較多，既有局部滑塌影響，也受峽谷遷移、流體運移等影響.研究區位于陸坡峽谷末端，發育小規模的海底滑坡(圖6c)，且淺部沉積環境相對穩定，地層橫向變化小，是研究海底滑坡與水合物關系的理想區域.國際研究表明海底滑坡與水合物分解密切相關，水合物分解產生的氣體可能圈閉在海底地層中形成局部超壓，影響海底穩定性(宋海斌, 2003; Bünz et al., 2005; Sultan et al., 2014).而研究區海底滑坡下方水合物層與滑脫面之間地層較厚且平緩，沒有斷層發育，W25井測井指示滑坡底部地層水合物不發育(圖12)，因此，研究區小型滑坡的形成可能與水合物形成與分解無關，但是該海底滑坡會影響水合物的分布和富集.海底滑坡導致原來海底被侵蝕，與未滑坡區域相比，海水變深、海底地層被侵蝕，將導致水合物穩定帶底界下移，能在相對更深的地層形成新的水合物(Davies et al., 2012; Jin et al., 2020b; Zhang et al., 2020a).在區域一海底滑坡處，海底水深變深30 m，從地震剖面上看，該區域BSR雙程走時厚度由230 ms變為234 ms左右，該深度W25井縱波速度約為1750 m·s-1，BSR變化了約3.5 m，橫向上無明顯差異.從水合物穩定帶底界看，滑坡區水深增加了30 m，假設地溫梯度、海底溫度不變，利用甲烷水合物相平衡曲線(Sloan，1998) 計算的水合物穩定帶底界變深約3 m左右，因此，區域一附近水合物穩定帶底界并無明顯異常(圖12a)，盡管地震剖面上BSR出現了下移，但是水合物系統基本平衡.而在區域三海底滑坡位置地層被嚴重剝蝕，在不同位置海底地層缺失厚度不同，BSR向下調整的距離不同，位于不同深度的BSR呈現明顯的階梯狀(圖12b)，BSR呈不連續狀、雙程走時在橫向上略微存在差異，因為侵蝕與沉積速率和熱擴散存在差異，BSR調整需要時間，不一定與滑坡同步(Martin et al., 2004; Hornbach et al., 2008).

表1 四個不同滑坡位置水合物分布的影響因素Table 1 Factors controlling gas hydrate distribution at four different submarine landslide zones

3.2 水合物調整影響因素

天然氣水合物賦存受溫度、壓力、鹽度、氣體組分等影響，但是海底溫度變化、海平面變化、沉積、侵蝕和局部構造活動都會改變水合物穩定帶底界的位置，使水合物穩定帶底界發生動態調整(Martin et al., 2004; Bangs et al., 2010; Davies et al., 2012; Zander et al., 2017; Jin et al., 2020b; Zhang et al., 2020a).例如沉積物快速沉積會使得地層溫壓條件變化，導致BSR不斷向上調整，在埋藏的水道-天然堤沉積體系的堤岸沉積地層中發育多個BSR(Zander et al., 2017).侵蝕作用使BSR發生向下調整，下移BSR需要深部氣體向上運移，才能在深部形成新的水合物，因此，深部流體是否能夠運移至新的水合物穩定帶底界，是水合物能否形成的關鍵.斷層是流體垂向運移的主要通道之一，在水合物成藏系統尤其是南海細粒沉積物中BSR上方水合物富集發揮重要作用(吳能友等, 2009; Wang et al., 2011, 2014; Sun et al., 2012; Cheng et al., 2020; Jin et al., 2020a,b; Zhang et al., 2020b; 王秀娟等, 2021).

研究區位于珠江口盆地南部，發育大量斷層和多期火山活動，火山活動引起的地層隆起和局部流體超壓產生許多伴生斷層(Sun et al., 2014)，為水合物成藏提供了充足的深層氣源通道，在局部區域形成水合物(圖13a).前人研究表明珠江口盆地發育多條陸坡峽谷，自13.8 Ma以來陸坡峽谷發生多期次遷移(Ma et al., 2015; Li et al., 2016)，研究區位于峽谷末端，受峽谷遷移影響，大量北部陸架沉積物通過陸坡峽谷在此處快速沉積，局部地層發育了富砂質儲層，且水合物穩定帶底界向上調整，導致原先H4之上形成的水合物發生分解產生游離氣，部分游離氣沿斷層向上運移，到達新的水合物穩定帶，在有利儲層再次形成水合物，但是在缺乏垂向運移通道區域，部分游離氣圈閉在H2-H4地層，位于穩定帶底界之下難以形成水合物(圖13b).

由于海底滑坡發生，海底地層被侵蝕，與未滑坡區域(W25井位置)相比，在區域一海底滑坡處，水合物較發育(圖6).當水合物穩定帶底界向下調整時，下方圈閉的游離氣位于新的水合物穩定帶內，原先圈閉的游離氣就會形成水合物.但是由于滑坡下方斷層分布存在差異，流體疏導體系存在差異，可能造成了不同滑坡區水合物分布差異.在區域一海底滑坡位置，下移后新的水合物穩定帶底界恰好位于H1(約2.59 Ma)之上砂質薄層內，使得游離氣在此處形成相對高富集的水合物(圖13c).在局部海底滑坡區域，海底地層侵蝕導致水合物穩定帶底界下移，此時需要充足的深部流體向上運移才能形成新的水合物，和穩定帶底界上移相比，比較難形成高富集水合物.但是研究區穩定帶底界下方發育的多層游離氣，在斷層發育的位置，可以沿斷層通過近距離搬運，在新的穩定帶內的有利儲層形成水合物.

4 結論

通過新采集三維地震數據和隨鉆測井數據以及三維地震多種屬性分析，發現了海底滑坡區水合物與游離氣分布與斷層、儲層的組合有關，得出以下結論：

(1)有效介質模型與阿爾奇方程計算的飽和水層縱波速度和電阻率與W25井測量值對比，顯示縱波速度測量值在BSR上方明顯增加，在BSR下方出現低縱波速度和高電阻率異常，指示珠江口盆地南部的海底滑坡區發育了水合物層和多個游離氣層.通過與W25井合成記錄對比，識別的游離氣層在井附近地震剖面上呈弱振幅反射，而遠離井位的含氣層在地震剖面上為強振幅反射，部分強反射終止在水合物穩定帶底界下方.

(2)通過分析三維地震的相干和振幅平面屬性的變化，發現水合物與游離氣、斷層、有利儲層、海底滑坡位置在空間上具有疊置關系，水合物、游離氣的空間分布變化與海底滑坡區斷層、儲層等多種因素的耦合有關.游離氣與研究區主要斷層控制著滑坡區水合物分布，在淺部斷層發育的位置，游離氣通過近距離向上運移，在滑坡區容易形成水合物，而在缺乏向上運移通道的位置，游離氣難以向上運移，被圈閉在相對較深地層，其上方地層水合物不發育.

(3)珠江口盆地遷移峽谷末端發育粗粒沉積物儲層，局部儲層位于水合物穩定帶底界下方.由于海底滑坡造成海底沉積物被侵蝕，水合物穩定帶底界向下調整，此時，相對富砂儲層位于新調整的水合物穩定帶內，局部發育的斷層連通了游離氣層，有利于形成高富集水合物.