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苏丕波，梁金强，沙志彬，付少英，龚跃华
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苏丕波（1981－），男，博士，主要从事天然气水合物的气源条件与成藏模拟研究，E-mail:spb_525@sina.com。
注：本文曾发表于《石油学报》2011年第2期，本次出版有修改。
广州海洋地质调查局，广州 510760
摘要：为了了解南海北部神狐海域天然气水合物的成藏匹配条件，针对神狐海域水合物研究区典型二维地震剖面，构建了该区的地质模型，并对其进行了天然气水合物成藏动力学的模拟。研究结果表明：神狐海域具备有利于天然气水合物成藏的温度、压力条件；微生物气和热解气的资源潜力巨大，满足水合物形成的气源条件；运移条件优越，有利于天然气水合物的聚集成藏。针对上述结果，提出了该区天然气水合物的成藏模式，并初步预测该区天然气水合物资源潜力巨大，是进一步勘探水合物的远景区。
关键词：南海；神狐海域；天然气水合物；成藏模式；生物气；热解气
Gas Hydrate Reservoir Simulation of Shenhu Area in the South China Sea
Su Pibo,Liang Jinqiang,Sha Zhibin,Fu Shaoying,G ong Yuehua
Guangzhou Marine Geological Survey,Guangzhou 510760
Abstract:In order to understand the natural condition of gas hydrate formation,a geological model of gas hydrate reservoir,which based on the typical seismic image obtained from Shenhu area,was studied by basin modeling.The studies indicated: 1) The temperature and pressure of Shenhu study area are appropriate for gas hydrate reservoir; 2)These gas source rocks have huge gas-generating potential,thus provide abundant gas sourcefor gas hydrate formation; 3)The hydrocarbon migration conditions are favorable for accumulation of gas hydrate.A forecasting model of gas hydrate formation was given after basin analysis.The conclusion is drawn that Shenhu area is a better hydrate prospecting area because of its favorable conditionsfor gas hydrate formation.
Key words:South China Sea ; Shenhu area;gas hydrate;reservoir model;biogases ; thermolytical gases
0 引言
天然气水合物是在低温、高压环境下由水和天然气组成的类冰结晶化合物，主要赋存在陆地永久冻土带和水深超过300 m的海洋沉积物中。目前发现的海底天然气水合物主要分布于世界各大洋边缘海域的大陆斜坡、陆隆海台和盆地以及一些内陆海区的大洋沉积物中，水深一般为300～4 000 m ，赋存沉积物一般为海底以下0～1 500m[1]。
控制海洋天然气水合物成藏的关键因素包括温度、压力、气体组分和饱和度及孔隙水组成，水合物的结晶和生长还取决于沉积物颗粒大小、形状和组成[2]，但是这些因素受到海洋中一系列构造和沉积作用的影响，在不同的时间尺度上可能导致多种天然气水合物成藏的动力学反映[3-5]。目前，国内外对天然气水合物赋存及分布的主控因素的研究仍局限于对影响水合物成藏的个别因素探讨上，如全球气温变化、构造活动与地热史、沉积作用效应、地温梯度和冰川性海平面相对移位等[6]，这些因素均可改变天然气水合物形成所需要的温压条件与沉积物的物性特征，从而影响天然气水合物系统的稳定性。除温压条件外，是否有充足的气体供应是控制天然气水合物的形成的另外一个重要的控制因素；从动态过程来考虑，除了烃类气体的供应外，还涉及烃类气体到达天然气水合物稳定带的运移通道，天然气水合物形成的构造环境等。
南海北部陆坡含油气盆地发育，气源丰富，类型众多，深部热解气、浅层微生物气均有可能形成天然气水合物，虽然部分学者分别就烃类气体供应问题、烃类运移条件、岩层和构造对天然气水合物产状与分布影响或控制做过单方面的研究[7-9]，但还没有将它们作为一个有机整体在时空尺度上开展水合物的成藏系统研究。本文选取南海北部神狐海域研究区的典型地震剖面，围绕天然气水合物“成藏”这一核心问题，通过水合物成藏动力学模拟，结合地震剖面解释成果，对南海北部神狐海域天然气水合物成藏模式进行了初步的探讨。
1 研究区地质概况
图1 研究区位置及范围
神狐海域水合物研究区地理上位于南海北部陆缘陆坡区的中段神狐暗沙东南海域附近，即西沙海槽与东沙全岛之间海域，构造上位于珠江口盆地珠二坳陷白云凹陷（图1）。白云凹陷水深200～2 000 m，面积约为20 000 km2，新生代最大沉积厚度约为12 000 m，地史上经历多次地壳运动和多阶段的构造演化，地质构造复杂，断层－褶皱体系非常发育[10-13]。神狐海域研究区晚期断层极其发育[14]，新生代断层大致可分为晚中新世和上新世以来2个主要时期，晚中新世断层以NW为主，断层大部分切割上中新统，部分切割上新统，是研究区最主要的断层活动时期；上新世以来活动断层以NEE向为主，断层活动下，部分断层切穿较新的沉积层延伸至海底附近，深部断层为天然气向浅部水合物稳定带运移创造了有利条件，而褶皱构造易于捕获天然气，促使水合物的形成。同时，神狐海域海底滑塌作用非常强烈，有分析认为可能与水合物的形成和分解有关[15]。此外，根据沉积相分析[16-17]
于兴河，苏新，陈芳，等.南海天然气水合物成矿的沉积条件初步研究.北京：中国地质大学，广州：广州海洋地质调查局，2002.
，南海北部陆坡自晚渐新世以来处于坳陷沉降期，以滨、浅海—半深海沉积环境为主，陆源碎屑供给充足，沉积速率大、厚度大、粒度总体上中等偏细。特别是晚中新世以来神狐海域研究区以三角洲、扇三角洲、滑塌扇、浊积扇沉积为主，重力流非常发育，特别是第四纪，广泛发育滑塌沉积，这些沉积体普遍具有较高的沉积速率，沉积厚度相对较大，含有大量的有机质，并能得以有效地保存，能为天然气水合物的形成提供充足的气源。综合分析，神狐研究区具备良好的天然气水合物成藏地质条件。
2 模型选择及参数的选取
由于神狐海域探井缺乏，本次模拟剖面选取既考虑选择神狐海域水合物研究区具有代表性的典型剖面，同时兼顾该区及邻区是否有可以借鉴的模拟参数资料。结合这两点，本次模拟研究选取神狐海域水合物研究区的二维地震测线Line A，该测线处水深介于400～1 700 m，地层自下而上发育有始新世文昌组、渐新世恩平组、中新世珠海组、珠江组、韩江组、粤海组、上新世万山组和第四系8套地层，在水深500～1 000 m之间的万山组内识别了指示水合物存在的BSR特征标志（图2）。
本次研究采用IES软件中的Petro Mod 2D模块，主要对研究区新生界的温压场、有机质热演化指数R。和流体运移进行了模拟。地层压力的演化基于2个假设应用有限元模拟方法来模拟孔压发育史：首先假设岩石和孔隙流体在压缩和变形过程中保持质量平衡；其次压实过程中，流体排出极其缓慢，能够以达西流法则来描述牛顿流。热史恢复则采用地球热力学和地球化学结合方法，即将正演技术与反演技术、地史恢复与热史恢复结合起来，利用已知的地层信息和古温标资料作为约束条件，对研究区的热演化史进行模拟。有机成熟度的计算采用Sweeney和Burnham 提出的EASY% Ro模型[18-19]，它是目前用于成熟度计算最为完善的一种模型，它不仅考虑了众多一级平行化学反应及其相应反应的活化能，而且还考虑了加热速率，适用范围广，能比较精确的模拟地质过程中有机质成熟度演化。
图2 神狐海域研究区模拟测线A原始解释剖面及地质模型
a.测线A原始地震剖面（时间域）；b.测线A模拟地质模型（深度域）
模拟中主要需要岩石性质、地质界面、烃源岩地球化学和断层活动性等参数，对这些模拟参数的选取，综合借鉴了研究区各方面的研究成果。其中，模拟所需的岩性参数来源于中海油钻探资料[20]；地质界面参数中古水深来源于高红芳等[21]在该区的研究结果；热流来源于ODP184航次调查成果[22-23]；古地温由IES系统根据剖面所在的全球位置和纬度，利用全球平均地表温度窗口以及古水深变化计算不同时期的温度曲线；对于烃源岩地球化学参数，综合目前研究资料及地质分析，认为该区主要烃源岩层为文昌组和恩平组，其中恩平组w(TOC）平均值为2.19％,HI平均值为157.4 mg/g，由于白云凹陷尚未钻遇文昌组烃源岩，文昌组烃源岩层TOC、HI数据根据珠江口盆地珠一坳陷与珠三坳陷的资料结合该区地质条件类比分析认为：研究区文昌组为中深湖相泥岩， w(TOC）平均值为2.94％,HI平均值为483.4 mg/g[24]；而断层活动性的分析主要是基于断层在地震剖面上断过的层位以及研究区构造活动的时间来判断和估算。本次模拟研究中，断层根据其活动期次划分为始新世中期神狐运动及之前形成的活动断层，中中新世东沙运动形成的活动断层以及上新世以后的活动断层；对剖面经过的每一条断层均进行了属性定义，在模拟过程中，各断层活动性自构造活动时间开始均设为完全开启状态。
3 模拟结果分析
模拟结果是否可靠需要通过模拟结果与钻井实测值进行对比来进行检验。研究区番禺低隆起有部分探井，其中井B有实测的地温和镜质体反射率[25]，且该井与测线剖面较近，两者的演化环境与受热历史相差不大。可以利用该井的实测值对模拟结果进行检验，从与该井最近的剖面点模拟结果与实际井资料的对比图（图3）可以看出，测线点模拟曲线与井测试值趋势比较一致，说明模拟结果比较准确，可以用模拟结果来进行相关解释。
图3 神狐研究区井B地温和Ro实测值与模拟值对比
3.1 温压场模拟
天然气水合物的形成与成藏需要特定的温压条件，低温和高压有利于水合物的形成和稳定赋存[26]。测线A通过地震剖面解释，在水深500～1 000 m之间的万山组内识别了指示水合物存在的BSR特征标志。通过模拟得到该区现今的温度场（图4）与压力场（图5），在剖面上BSR所处温度在16℃左右，压力在15 MPa左右，对比世界上已知天然气水合物区，结合甲烷在海水中形成水合物的相平衡曲线[27]，表明该测线剖面BSR区域处于天然气水合物稳定存在的温压场范围内，符合天然气水合物的成藏要求。
图4 神狐海域A测线现今温度场模拟
图5 神狐海域A测线现今压力场模拟
3.2 有机质成熟度模拟
对神狐海域地质调查站位资料的分析[28]
郭依群，梁劲，龚跃华，等.南海北部神狐海区天然气水合物资源概查报告.广州：广州海洋地质调查局，2004.
：研究区浅表层沉积物中普遍存在游离气，甲烷碳同位素δ13C1的测试结果显示：δ13C1(PDB) （‰）值在－46.2‰～－74.3‰之间，平均为－60.9‰，除2个样品的δ13C1(PDB）值为－46.2‰和－51‰外，大多数样品的δ13C1(PDB）值小于－57‰，证实神狐海域浅表层沉积物顶空气主要来源于生物气。同时，许多调查站位顶空气甲烷的含量在垂向上保持了相对较高的丰度，特别是在调查区北部白云凹陷内，甲烷的含量分别接近了120μL/kg和200μL/kg，暗示其深部可能有持续稳定的游离甲烷供应，来源于深部的热解气。王建桥等[29]对研究区东部的ODP1146站位顶空气样品进行了分析，结果显示为混合气体的特征。由此推测，研究区浅部地层中的天然气可能兼有生物气和热解气2种来源。
Ro值是反映烃源岩成熟度的重要指标。通常，生物气的烃源岩应处于未熟—低成熟的生烃门限以下，其Ro 0.7％，有机质热演化Ro模拟结果显示（图6）：浅部地层上新世万山组、中新世粤海组、韩江组Ro位于0.2％～0.6％，均未进入生油门限，由于其厚度大，且有机质丰度较高；其中，第四系w(TOC）平均为0.22％～0.28％，万山组w(TOC）平均为0.30％～0.39％，粤海组w(TOC）平均为0.49％；粤海组—第四系海相泥岩生烃潜力w(Sl+S2）平均为0.13～0.32 mg/g，均已达到了作为生物气烃源岩的有机质丰度和生烃潜力的标准和条件
郭依群，梁劲，龚跃华，等.南海北部神狐海区天然气水合物资源概查报告.广州：广州海洋地质调查局，2004.
，这几套层序可以成为良好生物成因气的主力“生物烃源岩”，具备生成生物气的巨大潜力。在合适的条件下，能够为水合物成藏提供大量的生物气气源。
图6 神狐海域A测线有机质成熟度模拟
同时，模拟结果也表明了凹陷内的“热解烃源岩”文昌组和恩平组有机质的演化程度普遍较高。其中，文昌组Ro值在2％以上，最大值超过3％，处于过成熟生干气阶段，已产生大量热解气。而恩平组Ro为1.3％～2.6％，处于高演化阶段，现阶段以生气为主。高分辨率地震资料解释结果显示
梁金强，郭依群，沙志彬，等.天然气水合物资源量评价方法及成矿远景研究.广州：广州海洋地质调查局，2002.
，文昌组在白云凹陷中面积达1 900 km2，厚度1 700～3 000 m,w(TOC）平均值为2.94％,w（氯仿沥青“A”）平均值为0.225％；干酪根H/C原子比为1.5～1.0，大多在1.2，表明有机质类型为Ⅰ和Ⅱ型，以Ⅱ1型为主，HI平均为483.4mg/g；恩平组在白云凹陷中分布面积为2 860 km2，厚度1 100～2 300 m,w (TOC）平均值为2.19％,w（氯仿沥青“A”）平均值为0.1976％；干酪根H/C原子比多在1.2～0.7，表明有机质类型以Ⅱ：和Ⅲ型为主。岩石热解分析测定恩平组烃源岩生烃潜力w(S1+S2）为（0.22～34.36）×10-3，平均3.1 1×10-3,HⅠ为41.6～400.0 mg/g，平均为157.4 mg/g。综上所述，研究区热解生气潜力同样巨大。
3.3 流体运移模拟
通过前面有机质成熟度的模拟分析可以知道，处于测线A深部的文昌组和恩平组有机质成熟度已处于高演化阶段，均以产气为主。从测线剖面所在区域的文昌组和恩平组烃源岩产生的油气流体运移模拟结果可以看到（图7），深部的文昌组和恩平组烃源岩已经开始产生大量的热解气，并且产生的热解气通过断层或上部渗透率高的岩层，可以运移至浅部水合物稳定带，为水合物成藏提供一定的热解气。同时也应注意到，虽然深部烃源岩层能够大量产气，但是大部分气体在运移至珠海组和珠江组时，在有利构造部位集聚成藏，这些成藏的气体然后以断裂为主要运移通道向上运移至浅部水合物稳定带；同时，也可以看到，当断层断裂至海底时，气体将沿着断层逸散至海面，造成气体的散失，不利于水合物的成藏。另外，深部热解气也可以随超压孔隙流体向上运移，与浅部生物气混合形成水合物。而在浅部，由于断裂构造不发育，受流体势控制，浅部生物气以则向运移为主运移至水合物稳定带区域。
图7 神狐海域A测线油气运移模拟
4 水合物成藏模式的构建
天然气水合物成藏是一个复杂的过程。其成藏系统包括烃类生成体系、流体运移体系、成藏富集体系，它们彼此之间在时间和空间上的有效匹配将共同决定着天然气水合物的成藏特征。白云凹陷于始新世—早渐新世在潮湿的气候环境、全封闭的深洼陷及高的沉积速率下形成了巨厚的文昌组、恩平组烃源岩，随后，这2组烃源岩在裂后相对构造平静期大量生烃，而以高沉积速率的深水细粒为主的充填作用导致白云凹陷形成超压；随后的东沙运动使白云凹陷发育大型底辟构造和大量NW 向张扭断裂，压力随之得到释放，逐步形成今天趋于正常地层压力的状态[30]。超压存在说明油气运移曾经不畅，现今白云凹陷趋于正常压力，则表明超压得到了有效释放、油气运移通畅，大量油气已经运移出来。因此，可以认为晚期底辟和断裂产生的垂向通道为油气垂向输导的有效通道。油气勘探也显示白云凹陷北坡天然气藏具有晚期断裂控制成藏的特点，同时由于白云凹陷深水区同样存在大量具有底辟构造和断裂相关的浅层亮点气异常反射，也证明了凹陷深部的油气被垂直输导到浅部地层；显然，白云凹陷存在晚期活动的断裂和底辟带的垂向输导系统，可以大大改善天然气的垂向运移条件。代一丁等[31]通过盆地模拟表明：文昌组和恩平组两套烃源岩层在开平凹陷现在处在生、排烃高峰期，在白云凹陷已处在产生裂解气的阶段。这与本次模拟吻合。另外，离该测线不远处，有我国第一口深水钻井LW3-1-1井，该井在上渐新统珠海组和下中新统珠江组钻遇了大量天然气，累计天然气地质储量约为800亿～1 100亿m3[32-33]。据此推测，该区域深部烃源岩在一定程度上可以产生大量热解气，这些热解气通过合适的断层与底辟为天然气水合物的成藏提供一定的热解气源。
同时，近海油气勘探表明[34]，南海北部边缘盆地生物气的烃源岩分布相当广泛，纵向上从上中新统至第四系，甚至在局部区域的中中新统的不同层段均有分布；区域上盆地内均有大套浅海相和半深海相的泥质烃源岩展布，其有机质丰度相对较高，已达到了作为生物气烃源岩的标准，且具有一定的生烃潜力。并且已在珠江口盆地东部白云凹陷北斜坡PY34-1和PY30-1构造的浅层已发现生物气气藏。
图8 神狐海域天然气水合物成藏模式
综上所述，构建了该区的水合物成藏模式图（图8）。该成藏模式认为神狐海域水合物气源为通过深海平原生物气横向迁移和深部热解气的垂向运移混合成因，深度热解烃源岩具有良好的生烃能力，生成的大量气体以活动断裂为主要运移通道向上运移，并在合适的条件下在源岩上部有利构造部位形成一定规模的天然气气藏。同时，这些深源高成熟气体持续以断裂为主要运移通道或者随超压孔隙流体向上运移，这些气体运移至浅部与浅部生物成因气混合在一起，在合适的温压域内形成水合物。
5 结论
1）神狐海域具备有利于天然气水合物成藏的水深、温度、压力条件及其地质条件。
2）神狐海域气源条件充足，白云凹陷深部发育文昌组和恩平组两套主要的烃源岩，其有机碳含量和镜质体反射率值均较高，以产气为主，部分气体通过断裂构造运移至水合物稳定带，为天然气水合物成藏提供一定的热解气气源；神狐海域浅部韩江组，粤海组，万山组及第四系镜质体反射率在0.2％～0.6％之间，热成熟低、厚度大、泥岩及有机质含量高，是良好的生物气气源岩；生物气资源潜力巨大，可为天然气水合物的形成提供生物成因气气源。
3）神狐海域运移条件优越，发育沟通气源岩层的断裂与底辟构造，为水合物的成藏提供气体的垂向运移通道；而在浅部，气体则通过侧向运移为主运移至水合物稳定带。
参考文献
[1]Kvenvolden K A,Ginsburg G D,Soloviev V A.Worldwide Distribution of Subaquatic Gas Hydrates[J].Geo-Marine Letters,1993,13:32-40.
[6]Grevemeyer I,Villinger H.Gas Hydrate Stability and the Assessment of Heat flow Through Continental Margins[J].International Journal of Geophysics,2001,145 (4) :647-660.
[7]樊栓狮，刘锋，陈多福.海洋天然气水合物的形成机理探讨[J]天然气地球科学，2004,15(5）:524-530.
[8]陈多福，苏正，冯东，等.海底天然气渗漏系统水合物成藏过程及控制因素[J].热带海洋学报，2005,24 (3）:38-46.
[9]吴时国，姚根顺，董冬冬，等.南海北部陆坡大型气田区天然气水合物的成藏地质构造特征[J].石油学报，2008,29(3）:324-328.
[10]张功成，米立军，吴时国，等.深水区——南海北部大陆边缘盆地油气勘探新领域[J].石油学报，2007,28 (2）:15-21.
[11]张光学，祝有海，梁金强，等.构造控制型天然气水合物矿藏及其特征[J].现代地质，2006,20(4）:605-612.
[12]庞雄，陈长民，朱明，等.南海北部陆坡白云深水区油气成藏条件探讨[J].中国海上油气，2006,18(3）:145-149.
[13]张功成.南海北部陆坡深水区构造演化及其特征[J].石油学报，2010,31(4): 528-533.
[14]吴能友，杨胜雄，王宏斌，等.南海北部陆坡神狐海域天然气水合物成藏的流体运移体系[J].地球物理学报，2009,52 (6）: 1641-1650.
[15]龚跃华，杨胜雄，王宏斌，等.南海北部神狐海域天然气水合物成藏特征[J].现代地质，2009,23(2）:210-216.
[16]于兴河，张志杰，苏新，等.中国南海天然气水合物沉积成藏条件初探及其分布[J].地学前缘，2004,11(1）:311-315.
[17]于兴河，张志杰.南海北部陆坡区新近系沉积体系特征与天然气水合物的分布的关系[J].中国地质，2005,32(3）:470-476.
[18]Sweeney J J,Burnham A K.Evaluation of a Simple Model of Vitrinite Reflectance Based on Chemical Kinetics[J].AAPG Bull,1990,74:1559-1570.
[19]Burnham A K,Sweeney J J.A Chemical Kinetic Model of Vitrinite Maturation and Reflectance[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1989,53(10): 2649-2656.
[20]翟光明，王善书.中国石油地质志：十六卷：沿海大陆架及毗邻海域油气田[M].北京：石油工业出版社，1990:101-121.
[2]Clennell M B,Hovland M,Booth J S,et al.Formation of Natural Gas Hydrates in Marine Sediments:Conceptual Model of Gas Hydrate Growth Conditioned by Host Sediment Properties[J].Journal of Geophysical Research.1999,104:22985-23003.
[21]高红芳，杜德莉，钟广见.珠江口盆地沉降史定量模拟和分析[J].南海地质研究，2006: 11-20.
[22]吴能友，蔡秋蓉.南海大洋钻探184航次初步成果简介[J].海洋地质，1999(4）:9-52.
[3]Kvenvolden K A.Methane Hydrates and Climate Change[J].Global Biogeochemical Cycles,1988,2(3):221-229.
[23]黄永样，张光学.我国海域天然气水合物地质－地球物理特征及前景[M].北京：地质出版社，2009:95-105.
[24]傅宁，米立军，张功成.珠江口盆地白云凹陷烃源岩及北部油气成因[J].石油学报，2007,28(3）:32-38.
[4]Dickens G R,O'Neil J R,Rea D C,et al.Dissociation of Oceanic Methane Hydrate as a Cause of the Carbon Isotope Excursion at the End of the Paleocene[J].Pale oceanography,1995,10: 965-971.
[25]石万忠，陈红汉，陈长民，等.珠江口盆地白云凹陷地层压力演化与油气运移模拟[J].地球科学：中国地质大学学报， 2006,31(2）:229-236.
[5]Buffett B,Archer D.Global Inventory of Methane Cathartic:Sensitivity to Changes in the Deep Ocean[J].Earth and Planetary Science Letters,2004,227:185-199.
[26]Kvenvolden K A,Mc Menamin M A.Hydrocarbon Gases in Sediment of the Shelf,Slope,and Basin of the Bering Sea[J].Geochim Cosmochim Acta,1980,44:1145-1]50.
[27]Hyndman R D,Davis E E.A Mechanism of the Formation of Methane Hydrate and Seafloor Bottom-Simulating Reflectors by Vertical Fluid Expulsion[J].Geophys Res 1992,97(B5):7025-7041.
[28]雷新民，张光学，郑艳.南海北部神狐海域天然气水合物形成及分布的地质因素[J].海洋地质动态，2009,25(5）:1-9.
[29]王建桥，祝有海，吴必豪，等.南海ODP1146站位烃类气体地球化学特征及其意义[J].海洋地质与第四纪地质， 2005,25 (3） :53-59.
[30]朱伟林，张功成，杨少坤，等.南海北部大陆边缘盆地天然气地质[M].北京：石油工业出版社，2007: 138-144.
[31]代一丁，庞雄.珠江口盆地珠二坳陷石油地质特征[J].中国海上油气，1999,13(3）: 169-173.
[32]朱俊章，施和生，何敏，等.珠江口盆地白云凹陷深水区LW3-1-1井天然气地球化学特征及成因探讨[J].天然气地球科学，2008,19(2）:229-233.
[33]朱伟林，张功成，高乐.南海北部大陆边缘盆地油气地质特征与勘探方向[J].石油学报，2008,29(1）: 1-9.
[34]何家雄，夏斌，张启明，等.南海北部边缘盆地生物气和亚生物气资源潜力与勘探前景分析[J].天然气地球科学， 2005,16(2）:167-174.
马宗晋
（中国地震局地质研究所，北京 100029）
摘要大陆与大洋的全球分布显示出南北向与东西向的双重非对称性。大地水准面高的分布格局具有一级与二级异常。全球活动构造可以分成3个一级构造系统：环太平洋构造系、洋中脊构造系和北半球大陆构造系。这些构造系同样表现出南北与东西非对称性。全球板块总体向西运动的机制可能与地壳、地幔、地核之间的角速度差异有关。这些全球尺度的构造特征也许起源于地球早期演化留下的内部构造非均匀性以及多种来源作用力的联合效应。
关键词 构造系统 大地水准面 非对称分布 动力加载
1 引言
现今地球动力学的基本任务之一，是利用可观察或可测量的现象与过程，对全球尺度的构造现象进行几何学与运动学的描述与概括，探索在全球尺度框架下构造系统的协调运动的规律性，从而获得统一的动力学解释。本文概述了在这几个方面的研究结果。
2 大陆与大洋的全球分布及大地水准面
2.1 大陆与大洋全球分布的双重非对称性
固体地球表面的基本特征是由大陆与大洋的地貌单元决定的。地球表面总面积的70%被大洋覆盖。三个主要大洋（太平洋、印度洋、大西洋）中，每一个的面积都超过欧亚大陆。太平洋是地球上最大的大洋与地貌单元，加上它的相邻海域，太平洋的面积占地球总面积的35.4%。因此，大洋地区的构造作用对全球构造格局的形成起了主要控制作用。
现在大陆在地球上的分布是不均匀的，全部大陆的65%位于北半球。北美、南美、非洲、亚洲和印度次大陆都是三角形，锐角朝南，它的北部相互连接、环聚在北极周围。所有陆地表面的大约81%位于北方的大陆半球，它的极点在西班牙（0°E,38°N）；在这个半球上大陆占总面积的47%，大洋占53%。与其相反的南方大洋半球包含11%的大陆和89%的大洋，它的极点在新西兰。这是全球大陆与大洋分布的南北半球非对称性。
如果定义以经线180°为轴的半球是180°半球，以经线0°为轴的半球是0°半球；那么180。半球包含了太平洋的大部分和少量大陆，相当于大洋半球；而0°半球包含了地球的大部分陆地，相当于大陆半球。这是全球大陆与大洋分布的0°/180°（东—西）半球非对称性。
2.2 大地水准面高度
人造卫星轨道已提供了关于地球相对于球对称的大尺度偏离的很精确的证据，即卫星大地水准面。图1表示这个大地水准面的形态，它代表由卫星数据并结合地面重力测量得到的平衡椭球[4]。这张图的总特征是，南北高纬度地区具有负异常，大地水准面的最低点在南极（－110m）和北极（－60m和－70m）。正异常区集中在中低纬度带。这是一级异常分布格局。此外，中低纬度区还有正负异常带或槽沿北西向相间排列的特征。例如，新几内亚正异常带（+100m），印度洋负异常带（-60m），非洲西部正异常带（+50m），北太平洋负异常槽（-40m），这些都可从图1中看出，是重要的二级特征。
图1 根据18阶18次系数得到的大地水准面等值线
它表示相对于扁率为1/299.76的参考椭球的偏离[4]。图中数值单位为m
另一显著特征是，除非洲之外，北半球的大陆都是大地水准面低区，而南半球的大陆几乎都位于大地水准面高区。虽然大地水准面的大尺度特征与地表高程（大陆与大洋）没有明显相关性，但在一定程度上大地水准面反映出控制全球构造格局的深部地幔运动，影响大地水准面特征的质量异常位于上地幔几百千米深度[7]。
3 全球构造系统的非对称性
根据全球地震分布及其运动学与动力学特征，可以把全球活动构造分为3个一级构造系统：①环太平洋构造系统，它以大洋岩石圈向大陆岩石圈的深俯冲为特征；②洋中脊构造系统，其标志是大洋岩石圈裂谷与转换断层的组合；③北半球大陆构造系统，它主要分布在北纬20°～50°的环形带上，具有大陆岩石圈的断层网络特征，形成4个相似的地震构造区域（图2）。
如上所述，为描述方便，定义以经线180°为轴的半球为180°半球，以经线0°为轴的半球为0°半球。于是，几乎整个环太平洋构造系统都位于180°半球的外环上。洋中脊裂谷系统，看起来像是残缺的灯笼骨架，由三条经向洋中脊及一条环南极的纬向洋中脊连接组成。按长度计，85%的洋脊轴位于南半球，这与南半球以大洋为主相联系，表明南半球相对较热并略有膨胀。若从经向方向看，三条洋中脊与大陆裂谷相对地集中在0°半球上，表明它是一个次级膨胀半球。环太平洋深俯冲带的几何形状表明0°半球向180°半球仰冲。大陆构造系统的主体是北纬20°～50°范围的陆内造山带，形成一个宽阔的大陆活动构造纬向环。它的区域应力场表明，这个纬向带的构造变形主要由两个作用力决定，一个是南北向挤压力，另一个是由螺旋状地球表面显示的左旋扭动力[5]。
图2 全球构造系统
1—环太平洋构造系统；2—大陆构造系统；3—洋中脊构造系统；4—经向构造系统；5—断层
在球坐标系中对大陆构造系统与环南极洋中脊作比较是有意义的。这两个构造系都是纬向构造带，环南极洋中脊位于略有膨胀的南半球，而大陆构造系位于略有收缩的北半球。这个对比表明南北半球在热状态方面的非对称性。另一个重要现象是近南北向（经向）构造带两侧的非对称性。例如，西太平洋具有边缘构造特征，即完整的海沟、岛弧和弧后盆地系统，西倾的俯冲板具有较大的倾角（一般超过45°）。而东太平洋的构造相对较简单，没有沿边缘的弧后盆地，东倾的俯冲板倾角较小（一般小于45°），但东太平洋洋底板条构造具有微小差异的东向运动，造成了科迪勒拉造山带及地震与火山分布的有规律的分段性。在洋中脊两侧，由洋底磁异常条带显示的洋脊扩张速率，经常是一侧较快而另一侧较慢。在北半球的纬向大陆构造带内，可以看出有4个具有类似构造变形格局的地震区，它们都被中央经向轴分为东西两个半区。西半区主要是造山带与高原，地震活动性较强，活动构造以NW走向为主；而东半区主要是平原和丘陵，地震活动性较弱，活动构造主要是NE走向（图3）。这些现象表明，以巨型经向构造带为轴的东西非对称性，是全球尺度的构造特征。
图3 北半球大陆构造及其地球动力学背景
4 动力学讨论
4.1 板块的西向运动与地壳、地幔、地核之间的角速度差异
全球相对板块运动模型NUVEL-1[1]表明，全球岩石圈板块总体上向西运动，板块之间有明显的速度差异。当西边的板块运动比东边的板块运动快时，出现像洋中脊和大陆裂谷那样的张性破裂。除了东太平洋隆起两边朝相反方向运动外，其他板块的运动都是由西向运动的速度差异决定的。大多数洋中脊都是南北走向，与板块总体的西向运动相垂直。当西边的板块运动比东边的板块慢时，就会出现碰撞或俯冲。可能有许多因素决定了板块西向运动的速度差异：①板块底部的起伏及岩石圈与下伏地幔间耦合强度的差异；②板块上表面的粗糙度，它同大陆地形与大气层运动之间摩擦阻力的差异相关；③地球自转突然变化时板块质量产生的惯性运动的差异；④地幔上涌引起的、作用于板块西向运动上的拉张力；⑤固体潮产生的对不同板块不同的滞后反作用力。这些可能的因素与大尺度的地幔对流无关。
板块运动模型的重要推论之一，是岩石圈与下伏地幔相脱离[2]。因此，板块向西运动相当于地幔向西运动，这个相对运动的速率大约为5～10cm/a。还有地幔与地核之间的相对运动。自1580年以来400多年基本地磁场的记录表明，它有长期的向西漂移，平均速率大约0.2°/a[3,7]。假定产生地磁场的外核相对于内核是固定的，那么在地球表面观测到的地磁场向西漂移意味着地壳的自转比地核快（因为地球自西向东旋转），但比地幔慢（考虑到板块相对于下伏地幔的西向运动）。由上述讨论，板块与下伏地幔之间的相对运动似乎是确定的。从另一个参考系看，地幔的自转比岩石圈板块快，可说明上述经向构造带两侧的非对称性。NUVEL-1板块运动模型的图还表明，北半球的西向运动比南半球快。换句话说，北半球岩石圈的自转比南半球慢。因此在赤道附近的低纬度带形成左旋扭力。这个动力环境直接使印度板块、阿拉伯板块和非洲板块从西南向东北斜向推挤，造成三个弧形陆内山系，即阿尔卑斯山、扎格罗斯山和喜马拉雅山。不仅在低纬度带，在中、高纬度带也能找到南北半球之间西向运动差异的证据，在大地水准面高度图（图1）中的北西走向带的存在就是一个例子。南北半球之间全球尺度的扭动必然产生NE-SW向的压扭，它可能与印度－澳大利亚板块较大速率的NNE向运动以及加拿大西北的SSW向运动有关（图3）。
4.2 导致地球运动的多种力源
根据以壳、幔、核表示的地球层状结构以及行星起源的知识，推测地球40亿年前经历了下列早期演化过程：宇宙云尘吸积，地球热积累（温度高达1000℃），分异与铁元素地核形成，因温度升高而普遍熔融，密度分层，初始地球形成。显然，在这个演化过程中重力与热的共同作用占优势。但应当记住，地球的早期演化与形成是在较高速率的地球自转状态下进行的。在4.4亿年前的志留纪，一年是407天，由此估计地球的自转相当于每年700天。因此，地球在熔融状态下的高速自转可能形成某些元素的侧向分异，如同在太阳与土星表面看到的带状结构。地球的这个早期结构与力学效应也许在最古老的岩石分布中留下某些痕迹。至少，在一些地盾地区的老岩石地层中有明显的纬向构造，以后才是经向与斜向构造带。这种古老岩带格局也许与地球的早期地质历史有关。
行星的南北非对称性具有广泛的表现。甚至在盘状银河系的上下，星体的数量与分布也是不对称的。有理由怀疑，银河系域外像潮汐力那样的定向作用力可能产生某种偏心效应，使星体的质量中心与其几何中心偏离。如果这个推论成立，那么地球的演化与运动自开始就处于包括重力、热、自转、潮汐等多种作用力的共同影响下，地球的质量中心可能偏向北半球一边，而它的热中心偏向南半球一边。这个配置决定了一系列全球非对称构造。
地球结构、构造与运动的目前状态也是由上述多种力的共同作用决定的。因为地球热状态和重力场的静态非对称分布决定了地球的形状、三大构造系统的非对称分布以及半球膨胀与收缩的摆动式调整运动，驱动地球构造运动的巨大能量很可能是来自下地幔的热柱以及带有重力调整的上地幔分层结构的上涌。应当考虑到热－重力作用过程中地球自转的定向性质以及由于自转速度改变产生的惯性力，它们会决定一系列构造和结构的方向，正像汽车方向盘的作用。此外，地球自转速度的变化还控制着地球扁率的改变以及它对向极和离极运动的导向效应，特别是控制因自转角速度差异而引起的壳、幔、核之间的相对运动。最后还应提到，以潮汐力为代表的不同周期的宇宙因素，甚至还有巨型陨石的冲击，都会对由重力、热力、自转力联合作用下形成的应力场产生长期与短期的调节与激发作用，这些宇宙因素也能触发像地震、火山和岩浆上涌这样的突然性过程。
致谢 本项研究得到现代地壳运动及其动力学项目和国家自然科学基金（49272139）资助。
参考文献
[1]C.Demets,R.G.Gordon,D.F.Argus and S.Stein.Current plate motions.Geophys.J.Int.,1990,101:425～478.
[2]C.Doglioni.The global tectonic pattern.J.Geodynamics,1990,12:21～38.
[3]傅承义.地球十讲.北京：科学出版社，1976.
[4]B.M.Gaposchikin.Earth's gravity field to the eighteenth degree and geocentric coordinates for 104 stations froms atellite and terrestial data.J.Geophys.Res.,1974,79:5377～5411.
[5]Ma Zongjin and Chen Qiang.Global seismotectonic systems and Earth's asymmetry.Science in China（B）,1990,33（1）:121～128.
[6]F.Press and R.Siever.Earth.W.H.Freeman and Company,San Francisco,1982.
[7]F.D.Stacey.Physics of the Earth.John Wiely ＆.Sons,New York,1977.
华昌山复背斜核部北段东矿带变形程度最高，是判别本区构造运动强度、划分构造期次的最好地点。因此在该段做了两个短构造观测剖面；西矿带主要是断裂分割的断块区，故在白秧坪矿段进行了BKT1附近若干点上的构造测量；此外，在矿集区构造线向南撒开，在对东西宽度较大的营盘—啦井—金顶山一线进行路线观察的同时，也选取若干地点做构造测量，以期进行较大区城的构造对比分析。
1.东矿带褶断束构造剖面
东矿带北段有一系列平行的东西向横断层，自热水塘起，有羊山、村头、白草坡、利花、龙塘山等5条，是与复背斜东翼相关的一套与区域主压应力轴一致的张性或张扭性断层，各自长约4～6 km（图5-2）。它们的扭错方式不同，但其组合有三个特点：一是平面上的楔出状显示为区域应力松弛下的张性断裂为主断层；二是以白草坡断层为界，其北部主要显示向西倾、向东倒伏的褶皱轴面产状，南部则以正常产状为主；三是其北部以横断层为标志，复背斜核部逐级抬升呈阶梯状。因此我们以东矿带及外围的4条示意性图切剖面来表达SN向的华昌山断裂和华昌山复背斜的产状（图5-3）。以下介绍东至岩和小三界两条构造剖面。
（1）东至岩剖面
东至岩剖面（图5-4）西起三合洞组主产铜银的东至岩矿段，华昌山主断裂在此向西陡倾，云龙组与三合洞组均为正常产状彼此对倾。剖面向北东方向，经天青石矿点（图版14）、F6、F7断层，过东至岩村，再经东边铅锌矿化段、F15断层到通甸河畔的水磨坊村。剖面上测得共轭剪切破裂点5个（表5-1）。再以作图法，通过共轭剪切破裂求出主应力向量及地层的掀斜量。
首先，将配套的共轭剪切破裂在吴氏网———极射赤平投影网上用作图法（何作霖，1964），求得现位主应力σ1、σ2、σ3 的向量。然后将中间主应力σ2 在直径大圆上扶正使其垂直得σ2′，并依同样方向和角度，在小圆上转动另两个现位主应力和地层产状 S0，得到掀斜前的主应力σ1′、σ3′和地层产状 S0′。表中将同倾向、但掀斜前倾角较大的破裂，判别其掀斜前后都为倒转产状；若倾向相反，则判别其中一个为倒转，在本区往往可在野外知道现今为倒转产状，如序号19的金顶测点。掀斜前的主应力方位具有应用价值，而表中的σ1′、σ3′都近于水平，反映了地壳构造应力的实际情况。东至岩剖面上σ1′主压应力方向自西向东的变化是 90°—57°—33°—65°—48°，平均为 58.6°，在 NE-SW 方向上。其运动学、动力学含义将在后文就全区测量结果一并讨论（表5-2）。
图5-3 白秧坪矿集区东矿带——华昌山矿带联合剖面图
剖面上掀斜前后的地层产状，分别在图5-4上方设定的水平参考线上以实线和虚线表示其大致SW倾向及真倾角。现再将地层产状变化专门作出图解（图5-5），即可直观地看出该地块构造掀斜的总体效果，也就是剖面的西部相对于东部有较大的抬升量。再以表5-2列出地壳缩短量和抬升幅度的计算结果：共轭剪切破裂发生于近期的一次脆性变形阶段，地壳缩短11.1%，以7.5°角掀斜抬升量约277 m；前期可能是褶皱发生期塑性变形阶段，未计算褶皱的非平衡掀斜缩短量为 22.1%，并总体以 35°大角度掀斜抬升达 896 m。自喜马拉雅运动以来，本段保守的总体缩短量是35.6%，东西相对升降达1173 m。
图5-4 东至岩构造剖面示意图
表5-1 据共轭剪切破裂求主应力方向及岩块掀斜量
（2）小三界剖面
小三界剖面（图5-6）是由下区五矿段以东、华昌山复背斜核部东半部次级向斜中起，向东经民采很盛的东部铅锌矿化段，直抵安乐街河边。
表5-2 东至岩剖面缩短及相对抬升计算
图5-5 东至岩构造剖面地层掀斜图解
剖面上测得共轭剪切破裂5组，列于表5-1。计算表明在该剖面上，褶皱后的脆性变形期压应力σ1′方位自西向东的变化是46°-74°-77°-88°-121°，平均指向 81.2°。剖面上地层产状在共轭剪切破裂发生后的变化基本上是由缓变陡，表明是在褶曲正常翼上的表现。将它们作专门图解（图5-7），并也列表计算（表5-3），反映地壳缩短量和相对升降变化。计算结果表明，小三界地段脆性变形期地壳缩短 14.8%，前一次塑性褶皱发生时缩短2.7%，喜马拉雅运动使之共缩短17.9%；华昌山复背斜在此脆性期抬升量489 m，塑性期抬升286 m，总体抬升775 m。
对比北部东至岩剖面，可见华昌山复背斜收缩尖灭的北端变形更强一些，而且是在褶皱发生时其变形强度最突出。这可能与褶皱期变形时维西-乔后断裂作为构造单元边界即已存在、华昌山断裂褶皱系统与它向北作锐角相交、应力-应变强度急剧增大有关。
图5-6 小三界构造剖面示意图
图5-7 小三界构造剖面地层掀斜图解
2.西矿带断块区
白秧坪-富隆厂矿段是整个矿集区西矿带近期重点工作区，位于核桃箐以南的断块区中（见图5-2）。通过白秧坪及外围的找矿工作表明，除瞎眼山断裂以东白秧坪4个矿体呈NE向为断裂控矿（图版15、16、17）、富隆厂矿段沿断裂作NE走向之外，大平子一带SN向四十里箐断裂、吴底厂东断裂、瞎眼山断裂，以及NWW至近 EW向的元宝山断裂-妹绕坡断裂、茅草丫口断裂等都有很好的矿化发现。在整个白秧坪周边约 20 km2 范围内，侏罗系、白垩系中断裂控矿是不争的事实。因此，研究该区断裂及断块的运动学、动力学十分重要，这将对从断块发育对成矿控矿的影响方面，以及进而讨论吴底厂穹窿构造在成矿控矿中的作用都具有十分重要的现实意义。
表5-3 小三界剖面地壳缩短量及相对抬升计算
经过矿区构造及矿化踏勘工作，在白秧坪1号矿体（BKT1）附近，1线矿体下盘围岩景星组、25线矿体上盘围岩、17线向NW延长700 m等3处，测量了配套的共轭剪切破裂组（图版18），分别以序号11、21、22列于表5-1，求出现位及掀斜前的主应力向量和地层产状。
将本次掀斜前后的地层产状按真倾角置于 EW方向小剖面上（图5-8）。可见前期岩块变形生成挠曲，弯折最大处生成膝折带（图5-8a）；该膝折带随后由于 EW向持续挤压收缩，并由于西侧富隆厂背斜生成，可以有一个冲断层发育阶段；经区域应力松弛时，在BKT1位置最终为一条正断层，并充填成矿（图5-8b）。图5-8c表示 BKT1 在两侧近 EW向挤压构造力作用下共轭剪切破裂生成、产生平面上右型剪切冲断层时的动力学图解。
图5-8 白秧坪 BKT1矿体赋存断裂的挠曲成因和应力作用方式示意图
对白秧坪 BKT1矿体附近的构造测量结果用图解方式求出该区地壳收缩量。图 5-9 得出前期挠曲生成时收缩量为4.8%，断裂产生后至今总的收缩量不过19.0%。准塑性变形量值4.8%显然低于东矿带褶皱期的平均值12.4%（22.1%和2.7%平均）；脆性变形期本区收缩量为13.6%，与东矿带的平均值12.95%（11.1%和14.8%平均）很接近；总体收缩量19.0%也低于东矿带的平均值26.75%（35.6%和17.9%平均）。
