劉 杰 ，孫美靜，楊 睿， 蘇 明， 嚴(yán) 恒

(1. 中國科學(xué)院 可再生能源重點實驗室，廣東 廣州 510640；2.中國科學(xué)天然氣水合物重點實驗室，中國科學(xué)院廣州能源研究所，廣東 廣州 510640；3.廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局，廣東 廣州 510760；4.中海石油有限公司湛江分公司，廣東 湛江 524057)

泥底辟輸導(dǎo)流體機(jī)制及其與天然氣水合物成藏的關(guān)系

劉 杰1, 2，孫美靜3，楊 睿1, 2， 蘇 明1, 2， 嚴(yán) 恒4

(1. 中國科學(xué)院 可再生能源重點實驗室，廣東 廣州 510640；2.中國科學(xué)天然氣水合物重點實驗室，中國科學(xué)院廣州能源研究所，廣東 廣州 510640；3.廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局，廣東 廣州 510760；4.中海石油有限公司湛江分公司，廣東 湛江 524057)

詳細(xì)闡述不同成因的泥底辟流體輸導(dǎo)模式，探討了泥底辟輸導(dǎo)體系的演化與天然氣水合物成藏之間的關(guān)系，并分析神狐海域泥底辟輸導(dǎo)體系對天然氣水合物成藏的影響。底辟核外部伴生斷裂、底辟核內(nèi)部流體壓裂裂縫和邊緣裂縫帶均可作為輸導(dǎo)流體的通道。根據(jù)運移通道和動力等差異性，提出泥底辟輸導(dǎo)流體的2種端元模式：超壓-流體壓裂輸導(dǎo)型和邊緣構(gòu)造裂縫輸導(dǎo)型。在此基礎(chǔ)上，討論了泥底辟(泥火山)的不同演化階段對水合物的形成、富集和分解的影響。早期階段，泥底辟形成的運移通道可能未延伸到水合物穩(wěn)定帶，導(dǎo)致氣源供給不夠充分；中期階段，水合物成藏條件匹配良好，利于天然氣水合物生成；晚期階段，泥火山噴發(fā)引起水合物穩(wěn)定帶的熱異常，可能導(dǎo)致水合物分解，直至泥火山活動平靜期，水合物再次成藏。神狐海域內(nèi)泥底辟分為花冠狀和穹頂狀兩類，花冠狀泥底辟以超壓-流體壓裂輸導(dǎo)型為主；穹頂狀泥底辟以底辟邊緣裂縫輸導(dǎo)型為主。泥底辟輸導(dǎo)體系的差異性可能是神狐海域天然氣水合物非均質(zhì)分布的影響因素之一。

泥底辟；輸導(dǎo)體系；天然氣水合物；成藏機(jī)制；神狐海域

0 引 言

近年來國內(nèi)外學(xué)者針對天然氣水合物成藏理論開展了大量的工作，研究表明含氣流體運移是天然氣水合物成藏的重要組成部分[1-8]。海域天然氣水合物的勘探實例揭示海底泥底辟(泥火山)作為重要的流體輸導(dǎo)體系，往往與水合物的形成和聚集表現(xiàn)出密切的關(guān)聯(lián)。如里海、黑海、地中海、鄂霍次克海、巴巴多斯海區(qū)、尼日利亞海域、加的斯灣、墨西哥灣等泥底辟(泥火山)發(fā)育的地區(qū)，都發(fā)現(xiàn)了水合物存在的證據(jù)[1-2]。這些地區(qū)與泥底辟(泥火山)相關(guān)的水合物具有許多共同特征，如水合物表現(xiàn)為白色或灰白色，產(chǎn)狀以薄片狀、片狀、結(jié)核狀集合體為主，通常賦存于海底沉積物或泥火山噴發(fā)的泥流層中，飽和度變化較大，在1%～35%之間，表現(xiàn)出較強的非均質(zhì)分布的特點[1]。目前對海底泥底辟(泥火山)與天然氣水合物的非均質(zhì)分布的關(guān)聯(lián)性研究，主要集中在泥底辟(泥火山)的空間形態(tài)和含水合物層的空間匹配上[3-8]，對深部物質(zhì)上涌導(dǎo)致上覆地層中溫度、壓力、氣體組分等變化也展開了研究[9-13]。但由于底辟發(fā)育區(qū)地震資料分辨率低、信噪比差等原因，泥底辟輸導(dǎo)體系的內(nèi)部結(jié)構(gòu)和運移通道的研究一直受到制約。事實上，泥底辟活動具有周期性，泥底辟活動不同時期所受應(yīng)力強度、流體壓力、運移通道類型及運移動力等方面存在差異[14-16]。泥底辟輸導(dǎo)流體的機(jī)制、泥底辟輸導(dǎo)效能的時空變化可能是控制泥底辟發(fā)育區(qū)天然氣水合物非均質(zhì)分布和動態(tài)成藏的關(guān)鍵因素之一。

因此，筆者在前人對泥底辟輸導(dǎo)體系研究的基礎(chǔ)上，詳細(xì)闡述了不同成因的泥底辟流體輸導(dǎo)模式，并探討了泥底辟不同演化階段的流體輸導(dǎo)機(jī)制及與天然氣水合物成藏之間的關(guān)系，最后結(jié)合南海北部陸坡神狐海域?qū)嶋H地質(zhì)地震資料，分析了神狐海域泥底辟輸導(dǎo)體系對天然氣水合物成藏的影響，旨在進(jìn)一步完善泥底辟輸導(dǎo)理論，并為天然氣水合物成藏機(jī)制研究提供理論支持。

1 泥底辟輸導(dǎo)體系的構(gòu)成

圖1 構(gòu)造應(yīng)力和超壓作用下的泥底辟輸導(dǎo)體系構(gòu)成要素示意圖( (b)和(c)露頭顯示Duck Creek泥底辟邊緣的高角度斷裂, 圖(b)和(c)據(jù)BROWN等[21]修改 )Fig.1 Schematic diagrams of diapir conduit system with the interactive effect of tectonic stress and overpressure( (b)&(c) outcrops display high angle fracture in the margin of Duck Creek Diapir;modified after BROWN et al.[21] )

泥底辟在地震剖面上常表現(xiàn)為直立的柱狀，內(nèi)部多為不連續(xù)、弱振幅的空白反射或雜亂反射。泥底辟輸導(dǎo)體系的構(gòu)成要素包括泥底辟核外的伴生斷層、裂縫帶和周緣展布的高滲透砂體及底辟核內(nèi)部裂縫系統(tǒng)(圖1)。泥底辟外部輸導(dǎo)要素的垂向分布具有分異性，即深部運移通道以裂縫為主，淺部以底辟冠部和側(cè)翼的伴生斷裂為主。而泥底辟核內(nèi)部裂縫系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)國內(nèi)研究較少。BROWN等[17]1993年根據(jù)露頭、地震剖面和鏡下分析等資料，認(rèn)為美國塔霍拉地區(qū)的Duck Creek底辟具有三元結(jié)構(gòu)，即由中心向外，根據(jù)其變形程度的不同可分為：內(nèi)部相帶、過渡相帶和邊緣相帶。其中邊緣相帶發(fā)育高角度的裂縫，內(nèi)部相帶裂縫基本不發(fā)育。底辟核邊緣相帶形成高角度定向裂縫的原因可能是泥底辟在其向上侵入的過程中，上覆沉積載荷保持恒定或者逐漸增強，使得泥底辟經(jīng)歷應(yīng)變硬化的結(jié)果。另外，大量的研究已經(jīng)證實沉積盆地中泥底辟內(nèi)部普遍存在異常高孔隙流體壓力，泥底辟形成過程中不僅受到構(gòu)造應(yīng)力的作用，也常受到異常高流體壓力(超壓)的影響。例如，前人對鶯歌海盆地泥底辟發(fā)育演化的研究表明，早期泥底辟的形成主要受區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場的影響，晚期受不均衡壓實和熱作用引導(dǎo)盆地超壓體系的發(fā)育，形成流體底辟[18]。在超壓流體作用下，泥底辟核部可形成斷裂或裂縫，即所謂的流體壓裂(或稱之為水力破裂)。因此，在泥底辟形成演化過程中，受構(gòu)造應(yīng)力和流體壓力的“交互式”作用，泥底辟核內(nèi)裂縫帶可以形成二分結(jié)構(gòu)，即底辟核中心流體壓裂帶和邊緣裂縫帶，邊緣以底辟上隆過程中受構(gòu)造應(yīng)力場影響下的構(gòu)造成因裂縫為主。在泥底辟形成演化的過程中，這些不同規(guī)模、不同成因的斷裂和裂縫系統(tǒng)周期性地開啟，成為來自深部烴源層的熱解氣向淺層運移的重要通道。超壓控制下形成的泥底辟內(nèi)部裂縫體系隨著超壓的釋放-積聚而周期性地開啟和閉合。

1.1 底辟外圍伴生斷裂

底辟外圍伴生斷裂是底辟穿刺過程中在內(nèi)部高能量驅(qū)動和外部應(yīng)力場的共同作用下引起周圍地層和上覆地層破裂形成的。平面上這些斷裂常呈放射狀或環(huán)狀，剖面上斷裂比較平直，有時相互截切成“Y”字形。底辟外圍伴生斷裂的流體垂向輸導(dǎo)效率主要受到斷層的幾何特征、組合關(guān)系、空間展布等因素的影響；泥底辟活動的不同階段外圍伴生斷裂在幾何特征、力學(xué)性質(zhì)、組合關(guān)系和空間展布等方面存在差異性，如底辟活動早期，上覆地層常形成拱張型斷裂或裂縫，而活動晚期，底辟內(nèi)部應(yīng)力得以釋放，常形成呈現(xiàn)漏斗狀的塌陷斷裂或環(huán)狀斷裂。另外，與泥底辟直接接觸的各層滲透層的產(chǎn)狀、厚度、物性等也是影響泥底辟輸導(dǎo)能力的另一個方面。

1.2 底辟邊緣裂縫帶

與砂巖侵入體不同，泥底辟的滲透率往往比圍巖的低，其本身不能為流體的運移提供通道。然而，在泥底辟向上侵入上覆地層的過程中，由于構(gòu)造變形作用(如韌性剪切破裂)，泥底辟與圍巖的接觸面附近，常發(fā)育近平行于泥底辟邊緣的高角度剪切裂縫和張剪性裂縫形成的裂縫網(wǎng)絡(luò)，稱為鱗片狀節(jié)理(scaly fabrics)[17, 19-22](圖1)。這種構(gòu)造成因的裂縫增大了底辟核泥巖的滲透率，使得底辟邊緣成為流體輸導(dǎo)的高滲通道。巴巴多斯、墨西哥南部和危地馬拉斷裂帶中識別出鱗片狀節(jié)理，寬度在數(shù)米到數(shù)十米之間[17]；之后在帝汶島、婆羅洲和日本等地的泥底辟中也發(fā)現(xiàn)了該構(gòu)造[19-22]，但并非所有的泥底辟邊緣都發(fā)育鱗片狀節(jié)理，如意大利北部的摩德納地區(qū)的Nirano泥底辟邊緣并沒有發(fā)現(xiàn)這種構(gòu)造[21]。鱗片狀節(jié)理的形成受到應(yīng)力-應(yīng)變過程、泥底辟礦物組成、黏度等控制[21-23]。底辟在上隆的過程中，還有側(cè)向向外擴(kuò)張空間的趨勢，從而產(chǎn)生向四壁圍巖的側(cè)向擠壓，越接近底辟與圍巖的接觸帶，擠壓作用越強烈，裂縫越密集。在這種擠壓作用下黏土礦物常垂直擠壓力方向而平行于接觸面呈定向排列；另外，野外露頭可見鱗片狀節(jié)理的節(jié)理面因受到剪切滑動形成的擦痕。實驗表明這種裂縫網(wǎng)絡(luò)的滲透率具有明顯的方向性，即平行裂縫方向滲透率顯著大于垂直裂縫方向滲透率[23-24]。泥底辟邊緣強烈各向異性的裂縫網(wǎng)絡(luò)系統(tǒng)使其成為匯聚性流體輸導(dǎo)體系，否者流體將傾向于由底辟核向圍巖側(cè)向/橫向擴(kuò)散。

1.3 流體壓裂裂縫

除了構(gòu)造成因的裂縫，底辟核內(nèi)常發(fā)育流體壓裂裂縫。流體壓裂是由于地層超壓導(dǎo)致流體壓力超過上覆地層的抗張強度所致，流體壓裂作用主要發(fā)育于泥底辟帶的泥源層內(nèi)。前人對鶯歌海盆地中央底辟帶地震反射特征、巖心觀察、地球化學(xué)特征等的研究，提供了流體壓裂及流體釋放的大量證據(jù)[25]。例如，泥底辟內(nèi)如果發(fā)育密集的流體壓裂裂縫，當(dāng)含氣流體向上運移時，底辟內(nèi)便形成氣煙囪，地震反射表現(xiàn)為模糊帶。流體壓裂形成的微破裂網(wǎng)絡(luò)使得底辟核內(nèi)低滲的泥巖的滲透率高于圍巖，極大地提高了巖層的滲透性和輸導(dǎo)流體的能力，這時整個泥底辟將成為流體運移通道。

2 泥底辟輸導(dǎo)流體的模式

在構(gòu)造應(yīng)力、異常高流體壓力(超壓)或兩者共同作用下，泥底辟及流體運移呈周期性幕式活動。泥底辟發(fā)育的不同階段或不同成因控制下的泥底辟，其流體輸導(dǎo)機(jī)制如運移通道、運移動力等方面具有差異。根據(jù)流體機(jī)制的差異，提出泥底辟輸導(dǎo)流體的2種模式：超壓-流體壓裂輸導(dǎo)型和泥底辟邊緣裂縫輸導(dǎo)型(圖2)。

2.1 超壓-流體壓裂輸導(dǎo)型

在應(yīng)力-流體壓力耦合作用的影響下，泥底辟核內(nèi)產(chǎn)生不同類型和產(chǎn)狀的裂縫，如水力破裂水平縫或走向雜亂的水力破裂垂直縫。泥底辟內(nèi)部普遍存在的超壓降低了地層的有效應(yīng)力，從而在促進(jìn)裂縫發(fā)育的同時，也可以影響裂縫發(fā)育類型的轉(zhuǎn)變和分布特征，如淺層超壓水力破裂以垂直張性為主，深層超壓水力破裂以剪切為主[26]。低滲巖石中的流體壓裂形成的微裂縫、連通孔隙及底辟邊緣構(gòu)造裂縫共同組成的裂縫網(wǎng)絡(luò)極大地提高了底辟核的滲透性和輸導(dǎo)流體的能力，使得泥巖的滲透率高于圍巖，這時整個底辟核將成為流體運移通道。

在超壓、構(gòu)造應(yīng)力和浮力的作用下，底辟內(nèi)部流體傾向于沿著最大過剩壓力梯度(流體壓力減去靜水壓力)的方向或幾乎垂直底辟邊緣方向，由底辟核向圍巖橫向擴(kuò)散和向底辟核頂部運移(圖2(a))。泥底辟的頂部或上部，常見由于底辟過程中的頂蝕或者垮塌等作用形成的呈放射狀或環(huán)狀的正斷層。這些斷層也會為流體的向上運移提供通道。通過底辟核外部開啟的斷裂，底辟核內(nèi)超壓傳遞至淺層，底辟外滲透性地層和底辟核內(nèi)低滲泥巖發(fā)生水動力連通，形成“他源超壓”，增強了底辟外部輸導(dǎo)流體的動力[27]。當(dāng)?shù)妆賰?nèi)部過剩壓力降低到與圍巖一致時，快速流體運移過程才逐漸停止。這種輸導(dǎo)模式由于泥底辟構(gòu)造具有強大的超壓驅(qū)動流體、充足的氣體供應(yīng)及良好的橫向和垂向輸導(dǎo)體系等獨特特征，理論上泥底辟構(gòu)造帶縱向上可以形成深部高溫超壓氣藏、中-淺層常規(guī)氣藏、超淺層氣藏、水合物礦藏的復(fù)雜含油氣系統(tǒng)。

2.2 底辟邊緣裂縫輸導(dǎo)型

超壓釋放后，泥底辟內(nèi)壓力達(dá)到平衡后，底辟核內(nèi)部流體壓裂裂縫閉合，流體沿泥底辟運移的能力減弱或終止。泥底辟熱流體活動間歇期是否具有輸導(dǎo)流體的能力，取決于泥底辟邊緣是否形成裂縫網(wǎng)絡(luò)。在恒定或者逐漸增強的有效應(yīng)力的剪切作用下，泥底辟邊緣可以形成自中心向邊緣逐漸增強的鱗片狀節(jié)理。這樣的條件可能發(fā)生在底辟經(jīng)歷凈埋藏時，如快速沉積作用造成上覆負(fù)載增厚[20]。然而隨著泥底辟持續(xù)向上侵入，造成底辟的卸載，有效應(yīng)力最終會下降，因此鱗片狀節(jié)理一般形成于底辟侵入速率小于上覆沉積速率的早期底辟中。鱗片狀節(jié)理成為泥底辟活動間歇期流體運移的優(yōu)勢通道，使得流體沿著底辟邊緣向上運移(圖2(b))。這種輸導(dǎo)模式與超壓流體控制下的快速幕式運移相比，泥底辟的橫向輸導(dǎo)能力較弱，底辟內(nèi)部的含氣流體主要以垂向運移為主；且由于運移動力主要為剩余壓力和浮力，底辟表現(xiàn)為緩慢的匯聚性滲流。在持續(xù)性的匯聚性滲流作用下，泥底辟上方可能會形成麻坑、凹槽等微地形地貌。

3 泥底辟輸導(dǎo)體系的演化與天然氣水合物

圖2 泥底辟輸導(dǎo)體系輸導(dǎo)流體的2種端元模式((a)超壓-流體壓裂輸導(dǎo)型；(b)底辟邊緣裂縫輸導(dǎo)型)Fig.2 Two kinds of fluid migration end-member patterns for diapir( (a) overpressure-conducting fracturing fluid migration type; (b) marginal fracture migration type)

近年來與泥底辟(泥火山)相關(guān)的海域天然氣水合物的勘探實例揭示：泥底辟(泥火山)的分布與似海底反射(bottom simulating reflector，簡稱BSR)的平面分布范圍具有良好的空間匹配關(guān)系。一般而言，泥底辟(泥火山)地區(qū)海底地形常起伏不平，BSR常發(fā)生錯斷、連續(xù)性較差，且往往有水合物產(chǎn)出。但有水合物產(chǎn)出的泥底辟(泥火山)發(fā)育區(qū)未必就有BSR。如黑海的Dvurechenskii、Yaltu、Odessu等泥火山取出的樣品普遍發(fā)現(xiàn)水合物，但地震剖面上都沒有BSR顯示[28]。

海底泥底辟(泥火山)與BSR之間存在3種空間關(guān)系：(1)BSR位于泥底辟之上或兩翼部[29]；(2)BSR位于泥底辟與泥火山之間[30]，如巴拿馬北部海底泥火山發(fā)育區(qū)，主要位于沖斷帶下斜坡的最大沉積中心內(nèi)。泥火山位于下伏泥底辟背斜轉(zhuǎn)折端的上部，BSR位于上覆泥火山和下伏泥底辟之間；(3)BSR位于泥火山噴發(fā)物形成的泥質(zhì)碎屑流中，如LYKOUSIS等2009年在研究地中海的Amsterdam 泥火山與水合物的關(guān)系時，發(fā)現(xiàn)BSR位于海底以下50 ms(地震波走時)的泥火山噴發(fā)的泥質(zhì)碎屑流中[31]。

泥底辟形成過程可以分為3個階段：隱刺穿階段、刺穿階段和強刺穿-噴發(fā)階段，最后一個階段也被視為泥火山的發(fā)育階段。不同階段，泥底辟內(nèi)流體壓力和經(jīng)歷的應(yīng)力-應(yīng)變過程不同，導(dǎo)致泥底辟內(nèi)裂縫類型和產(chǎn)狀等特征不斷演化，從而影響泥底辟的輸導(dǎo)能力。通過以上泥底辟與BSR空間關(guān)系的案例，綜合泥底辟對溫度場、含氣流體的運移等天然氣水合物成藏要素的影響，提出如下泥底辟輸導(dǎo)體系的形成演化與水合物動態(tài)成藏的關(guān)系模式[32]。

3.1 早期階段——隱刺穿階段

圖3 泥底辟的形成與天然氣水合物動態(tài)成藏關(guān)系模式(據(jù)劉杰等[35]修改)Fig.3 Formation of mud volcano and gas hydrate mineralization(modified after LIU et al.[35] )

底辟活動初期，底辟物質(zhì)液化程度弱、黏度大、塑性差且變形較弱。在密度反轉(zhuǎn)產(chǎn)生的浮力、構(gòu)造擠壓作用或不均衡壓實作用下，泥巖變形并上拱，形成與上覆圍巖呈“整合”關(guān)系的低幅背斜形態(tài)，稱為龜背型底辟體(圖3(a))。該階段底辟上拱較慢，小于上覆沉積速率，底辟經(jīng)歷凈埋藏。這使得底辟經(jīng)歷恒定或者逐漸增強的有效應(yīng)力的剪切作用，因此泥底辟邊緣可以形成一定寬度的鱗片狀節(jié)理。該階段泥底辟對周圍地層的地溫場分布影響較小，同時，由于拱起幅度小，底辟核上部裂隙通道不太發(fā)育，氣體運移效率低，僅有少量深部流體以底辟邊緣裂縫輸導(dǎo)模式向上運移至水合物穩(wěn)定域內(nèi)，不利于水合物的富集成藏。

3.2 中期階段——刺穿階段

早期泥底辟形成的背斜形態(tài)及泥源層內(nèi)逐漸增強的熱流體活動，有利于龜背核部的流體壓力進(jìn)一步增大。當(dāng)流體壓力超過蓋層所能承受的壓力，蓋層將發(fā)生破裂，此時將形成穿刺型泥底辟。該階段對水合物的形成是非常有利的：(1)底辟核外斷裂和核內(nèi)流體壓裂裂縫等為氣體運移至水合物穩(wěn)定域內(nèi)部提供了通道；(2)泥底辟侵入造成側(cè)翼或頂部的沉積層傾斜和變形可改變局部水動力條件，便于流體排放[33]。

該階段流體以超壓-流體壓裂輸導(dǎo)型模式向上運移至天然氣水合物穩(wěn)定帶成藏。水合物的形成將會起到封蓋下部游離氣的作用，這時氣體上移速率明顯減弱，同時發(fā)生側(cè)向運移，當(dāng)氣體在BSRs下部聚集導(dǎo)致氣體壓力增大到一定程度時，便會突破水合物層，形成裂縫，發(fā)生再次向上的運移(圖3(b))。

3.3 晚期階段——強刺穿-噴發(fā)階段(泥火山發(fā)育階段)

晚期泥底辟強烈刺穿圍巖或地層，并上侵到水合物穩(wěn)定域內(nèi)。在接近海底時，由于壓力下降，氣體溶解度降低，泥底辟內(nèi)封存的大量氣體便會從流體中析出，體積發(fā)生膨脹。這使得泥底辟頂部孔隙度增加，密度下降，進(jìn)一步加大了泥底辟上升的浮力[20]，同時泥底辟頂部橫向擴(kuò)張呈囊狀、花冠狀。最后，當(dāng)泥底辟內(nèi)部壓力積累到一定程度，或有外部的觸發(fā)機(jī)制如地震作用下，孔隙流體和大量氣體通過泥底辟周緣的輸導(dǎo)通道大量逸散、噴發(fā)，在海底形成圓錐狀或平坦型的泥火山建造或麻坑和凹槽，水體中形成羽狀氣泡流。泥火山、麻坑、凹槽等微地形地貌的發(fā)育特征可以反映流體滲漏強度或底辟輸導(dǎo)能力的差異。

圖4 神狐海域不同類型泥底辟地震反射剖面特征Fig.4 Seismic reflection profiles of different types of diapirs in Shenhu area

泥火山的周期活動可分為短時間的間隔噴發(fā)期和長時間的平靜期：(1)噴發(fā)期，泥火山深部熱流體迅速向上運移，大量熱液物質(zhì)的流動與交換可以在短時間內(nèi)引起附近地層中溫度場的變化，造成熱流異常，水合物礦藏將會被破壞，甲烷氣體進(jìn)入海水形成甲烷羽狀流(圖3)；(2)平靜期，底辟核內(nèi)部裂縫封閉，流體運移不活躍，以熱傳導(dǎo)為主影響周緣地層的溫度場，甚至?xí)鹉嗟妆偕喜繙囟葓銎拭嫦掳糩34]。隨著泥火山噴發(fā)引起的熱對流減弱和甲烷自下而上持續(xù)地運移到水合物穩(wěn)定帶內(nèi)，水合物厚度逐漸恢復(fù)，且常呈環(huán)帶狀分布在底辟構(gòu)造周圍的沉積物或泥流層中(圖3)。泥火山的周期性噴發(fā)會對已形成的水合物礦藏產(chǎn)生不同程度的改造，使得水合物礦藏處于動態(tài)演化的狀態(tài)。

4 神狐海域泥底辟與水合物成藏

泥底辟在珠江口盆地白云凹陷內(nèi)十分發(fā)育。在地震剖面上表現(xiàn)為與圍巖呈明顯的不整合接觸的直立柱狀，根部可追溯至文昌組和恩平組的主力巨厚烴源巖層，即源于深部的超壓泥源層[35]。底辟兩側(cè)可見斷續(xù)的強振幅反射和同相軸下拉現(xiàn)象，這可能是氣體充注造成的低速異常而導(dǎo)致的。泥底辟之上地層常具有明顯的上拱或弱刺穿特征，底辟核往往與斷層(或裂隙)相連，其上的海底有可能存在麻坑的現(xiàn)象。神狐海域泥底辟的內(nèi)部反射特征多為不連續(xù)、弱振幅的空白反射或雜亂反射，由下自上可以劃分為雜亂反射帶、模糊反射帶和頂部強振幅區(qū)域(圖4)。內(nèi)部反射特征垂向上變化的原因可能是由于：(1)泥底辟核自下向上壓力逐漸降低，導(dǎo)致游離態(tài)的甲烷含量在垂向上有差異；(2)泥底辟在向上侵入的過程中會卷入兩側(cè)圍巖，圍巖在垂向上的巖性變化，使得底辟核不同深度充填的粗粒碎屑角礫含量不同。(3)底辟核不同深度受到的孔隙壓力、構(gòu)造應(yīng)力不同，導(dǎo)致裂縫發(fā)育程度和性質(zhì)等不同。

根據(jù)泥底辟冠部形態(tài)特征，可以劃分為花冠狀和穹頂狀兩大類(圖4)[6]。冠部特征的不同，可能暗示了底辟演化程度不同?；ü跔罟诓勘砻髂嗟妆俳?jīng)歷了晚期脫氣脫水階段，是含氣流體大量釋放的產(chǎn)物。其成因可解釋為泥底辟侵入晚期，由于壓力下降，氣體溶解度降低，泥底辟內(nèi)封存的大量氣體便會從流體中析出，使得泥底辟頂部體積發(fā)生膨脹，呈囊狀、花冠狀橫向擴(kuò)張?；ü跔钅嗟妆賰?nèi)部垂向上結(jié)構(gòu)分異性明顯，由下自上可以劃分為雜亂反射帶、模糊反射帶和頂部強振幅區(qū)域(圖4(a))[36]。這類底辟核部中心部位以密集分布的水力破裂微裂縫為主，向上水力破裂強度逐漸減弱，到淺層流體垂向輸導(dǎo)主要通過底辟伴生斷裂。另外，泥底辟核外斷層發(fā)育，側(cè)向運移明顯。穹頂狀泥底辟垂向上不具備分異性，底辟內(nèi)部和外部地震反射亮點不如花冠狀底辟發(fā)育。如位于LW3-1井區(qū)的穹頂狀泥底辟內(nèi)部呈現(xiàn)雜亂反射，僅在底辟邊緣出現(xiàn)亮點(圖4(b))。通過對比研究發(fā)現(xiàn)，泥底辟在外部形態(tài)、內(nèi)部反射特征和輸導(dǎo)要素構(gòu)成上的不同可能暗示這兩類底辟輸導(dǎo)能力存在差異。神狐海域水合物的鉆探結(jié)果表明，水合物的分布與花冠狀底辟的分布范圍具有良好的空間匹配關(guān)系[6]。泥底辟輸導(dǎo)體系的差異性可能是神狐海域天然氣水合物非均質(zhì)分布的影響因素之一?；ü跔钅嗟妆倨涞妆俸藘?nèi)以流體壓裂裂縫為優(yōu)勢輸導(dǎo)通道，以超壓-流體壓裂輸導(dǎo)型運移機(jī)制為主；穹頂狀泥底辟輸導(dǎo)能力較弱，通道為底辟核邊緣裂縫帶，遵循浮力控制下的緩慢滲流機(jī)制。

5 結(jié) 論

(1)泥底辟核內(nèi)裂縫帶可以形成二分結(jié)構(gòu)，即底辟核中心流體壓裂帶和邊緣裂縫帶。泥底辟輸導(dǎo)流體的機(jī)制有2種模式：超壓-流體壓裂輸導(dǎo)型和泥底辟邊緣裂縫輸導(dǎo)型。前者以流體壓裂裂縫為泥底辟核部的優(yōu)勢輸導(dǎo)通道，超壓提供流體運移的動力；后者以底辟核邊緣裂縫為輸導(dǎo)通道，遵循浮力控制下的緩慢滲流機(jī)制。

(2)異常流體壓力與構(gòu)造應(yīng)力共同控制了泥底辟輸導(dǎo)體系的形成和演化，并造成泥底辟輸導(dǎo)能力的差異，進(jìn)而影響了水合物的形成和賦存。中期刺穿階段，水合物形成的各條件匹配良好，利于水合物的形成和穩(wěn)定成藏；泥底辟不同演化階段的差異，導(dǎo)致水合物處于“穩(wěn)定-分解-再次穩(wěn)定”的動態(tài)成藏過程之中。

(3)根據(jù)泥底辟冠部形態(tài)特征，可將神狐海域內(nèi)泥底辟劃分為花冠狀和穹頂狀兩大類?；ü跔钅嗟妆?，以超壓-流體壓裂輸導(dǎo)型運移機(jī)制為主；穹頂狀泥底辟以底辟邊緣裂縫輸導(dǎo)為主。泥底辟輸導(dǎo)體系的差異性可能是神狐海域天然氣水合物非均質(zhì)分布的影響因素之一。兩種不同類型的泥底辟輸導(dǎo)機(jī)制的發(fā)現(xiàn)對水合物成藏研究及勘探具有重要的指導(dǎo)意義。

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Diapir Conduit Fluid Mechanism and Its Relationship with Gas Hydrate Accumulations

LIU Jie1,2, SUN Meijing3, YANG Rui1,2, SU Ming1,2, YAN Heng4

(1.Key Laboratory of Renewable Energy, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou, Guangdong 510640, China; 2. Key LaboratoryofGasHydrate,GuangzhouInstituteofEnergyConversion,ChineseAcademyofSciences,Guangzhou,Guangdong510640,China;3.KeylaboratoryofMarineMineralResources,MinistryofLandandResources,GuangzhouMarineGeologicalSurvey,Guangzhou,Guangdong510750,China; 4.ZhanjiangDivisionofCNOOCLtd.,Zhanjiang,Guangdong524057,China)

This paper describes fluid migration patterns about mud diapir with different origins, then discusses the relationship between natural gas hydrate accumulation and the evolution of mud diapir migration system, and analyzes the effect of mud diapir migration system on gas hydrate accumulation in Shenhu area.The fluid migration systems for diapir consist of external associated fault and fracture, the internal overpressured fluid fracture and structural fracture in the margin of diapir. Depending on migration conduit and migration dynamics, two kinds of fluid migration patterns have been proposed: overpressure-conducting fracturing fluid migration type and marginal fracture migration type. In addition, the mud diapir (mud volcano) has different effects on formation and stability of the hydrate in the different evolution stages. The migration channel may not extend to the hydrate stability zone in the early stages of mud diapiric formation, which results in insufficient supply of CH4. It is conducive to the formation of natural gas hydrates in the middle stage, because of good matching in hydrate metallogenic conditions; the abnormal heat in the hydrate stability zone, caused by high temperature gas-bearing fluid from mud volcano eruption, may lead to the decomposition of hydrates in the late stage. Until the quiet period of mud volcano activity, hydrates can be reserved again. According to morphological characteristics of diapirs in Shenhu Area, mud diapirs could be classified into two types: corolliform and dome-form diapirs. The fluid migration pattern of corolliform diapirs belongs to overpressure-conducting fracturing fluid migration type; the fluid migration pattern of dome-form diapirs belongs to marginal fracture migration type. Different diapiric migration patterns may be one of main factors of non-homogeneous distribution of gas hydrate in Shenhu area.

mud diapir; fluid migration system; gas hydrate; reservoir mechanism; Shenhu area

2016-04-16；改回日期：2016-10-14；責(zé)任編輯：潘令枝。

中國科學(xué)院可再生能源重點實驗室基金項目(y507j61001)；中國地質(zhì)大學(xué)構(gòu)造與油氣資源教育部重點實驗室開放基金(TPR-2014-14)；中國石油-中國科學(xué)院科技合作項目(2015A-4813)。

劉 杰, 男, 助理研究員, 1986年出生,礦產(chǎn)普查與勘探專業(yè), 主要從事天然氣水合物成藏機(jī)制研究工作。

Email: liujie1@ms.giec.ac.cn。

楊 睿, 男,助理研究員, 1980年出生, 海洋地質(zhì)專業(yè), 主要從事天然氣水合物地球物理方面的研究。

Email: yangrui@ms.giec.ac.cn。

P618.1；TE132.2

A

1000-8527(2016)06-1399-09