天然气水合物形成与分布

天然气水合物资源分布~

如图7－31所示，已发现和推测的天然气水合物主要分布在北极地区的永久冻土区和世界范围内的海底、陆坡、陆基及海沟中。
(一)海洋中的分布
从墨西哥湾、北美Cascadia大陆边缘、黑海、里海、鄂霍次克海、日本海及大西洋南北海域海底10～30m的浅层沉积物岩心中均已采集到天然气水合物。在美国东南沿海布莱克海台、墨西哥湾、美国和加拿大Cascadia大陆边缘、中美洲海沟、秘鲁沿海、印度、中国、韩国、日本东西部沿海一带海底深处也采集到了天然气水合物。
近年来，越来越多的深海钻探计划一直致力于圈定海洋天然气水合物富集区和了解其成藏机理。最著名的计划是大洋钻探计划(ODP)和综合大洋钻探计划(IODP)，包括ODP164航次(Paull et al.，1996)和204航次(Trehuet et al.，2004)及IODP远征311(Riedel et al.，2006)。

图7－29全球总有机碳分布图 (网络:中国数字科技馆)


图7－30各种形式有机碳总量图(单位:×1012t) (网络:中国数字科技馆)

目前，世界已调查发现并圈定有天然气水合物的海域主要分布在西太平洋海域的白令海、鄂霍茨克海、千岛海沟、冲绳海槽、日本海、四国海槽、南海海槽、苏拉威西海、新西兰北岛;东太平洋海域的中美海槽、北加利福尼亚－俄勒冈滨外、秘鲁海槽;大西洋海域的美国东海岸外布莱克海台、墨西哥湾、加勒比海、南美东海岸外陆缘、非洲西西海岸海域;印度洋的阿曼海湾;北极的巴伦支海和波弗特海;南极的罗斯海和威德尔海以及黑海与里海等。中国在西沙海槽、东沙陆坡、台湾西南陆坡、冲绳海槽、南海北部等区域也发现了天然气水合物的大量地球物理与地球化学证据(图7－32)。

图7－31全球海洋(圆点)和大陆永久冻土带(菱形)中已知和推断的天然气水合物分布图 (据Kvenvolden，1993)


图7－32世界天然气水合物资源分布图 (据Matsumoto，2001，修改)

目前世界这些海域内有88处直接或间接发现了天然气水合物，其中26处岩心见到天然气水合物，62处见到有天然气水合物地震标志的似海底反射层(BSR)，许多地方见有生物及碳酸盐结壳标志。
(二)大陆中的分布
天然气水合物的陆上环境主要指永久冻土带，热条件有利于永久冻土带的形成，普遍认为自上新世(距今1.88Ma)以来北极地区就已存在天然气水合物。现今的地图显示北半球约20%的陆地被永久冻土带覆盖(图7－33)。地质研究和海底条件热模拟研究同样显示北冰洋大陆架可能存在永久冻土带和天然气水合物(Osterkamp和Fei，1993)。就实际情况而言，陆上和近海天然气水合物仅存在于永久冻土带，图7－33描述了陆上连续多年冻土带的分布及海底冻土带残留物的潜在区域。

图7－33北半球冻土带分布图 (据Collett，2002修改)

天然气水合物在北极冻土带和深湖区如俄罗斯的贝加尔湖(Kvenvolden，1993;Col-lett，2002)均已发现。天然气水合物与多年冻土带在加拿大、阿拉斯加、俄罗斯北部均有发现。陆上天然气水合物(图7－33，图7－34)在西西伯利亚盆地已有发现，相信俄罗斯其他冻土带也会存在天然气水合物。北美北极地区也存在与冻土相关的天然气水合物。证明阿拉斯加北坡存在天然气水合物的直接证据是来自两口天然气水合物研究井的研究结果。而间接证据是来自钻井和开放工业测井，其表明Prudhoe Bay和Kuparuk River油田存在天然气水合物层。马根歇三角洲五分之一的钻井中测井响应表明存在天然气水合物，且加拿大北极群岛超过一半的钻井预测存在天然气水合物(Osadetz和Chen，2005)。北极地区天然气水合物研究相关资料表明，天然气水合物可能存在于多年冻土带以下130 ～ 2000m 深度范围内。

图 7 －34 大陆边缘大洋沉积物和冻土区域已采样和推测存在天然气水合物的位置图 ( 自 Kvenvolden，1993 修改)

近年来，天然气水合物的研究主要集中在天然气水合物形成、分布和稳定性关键问题上，决定天然气水合物形成和分布的地质控制因素包括：①温压稳定性；②气源；③水源；④天然气的运；⑤储集岩。
(1)温压稳定性条件
天然气水合物形成需要一定的温度和压力。海洋中形成天然气水合物，通常要求水深在300～4000m，温度在2.5～25℃之间(Max et al.，1998)。根据Shipley(1982)关于天然气水合物形成的温度-压力数学模型(图8.5)，当地温度为5℃时，由甲烷气3.5%盐度的海水形成天然气水合物的压力需达4.3GPa以上(在同等温度条件下，由甲烷气和水或者由甲烷气和CO2混合气体形成水合物所要求的压力稍低一些)，相当于海底430m深度的压力，随着深度增加，地层中的温度通常呈线性增加(3～10℃/100m)，而水合物的形成压力随温度增加呈对数增加，因而在大多数盆地中，压力增加远远不能满足这个要求。受自然界温度压力条件限制，天然气水合物只能赋存于高纬度常年冻土带、深海近海底的浅层沉积物中。

图8.5 甲烷水合物形成的温度和压力模型

(1atm＝105Pa)
正常条件下，在海洋中表层水温接近0℃、水深为3000m的深水区，天然气水合物稳定带的厚度可达1000m左右；在表层水温接近4℃、水深为1000m的浅水区，天然气水合物稳定带的厚度约为400m。天然气水合物的分布深度和厚度与地温梯度密切相关，地温梯度大，天然气水合物埋深相埘较浅、厚度较薄；反之，地温梯度小，则天然气水合物埋深和厚度都将增大。根据温度-深度模型，对辛普森角、普鲁德霍湾及梅索雅哈气田的天然气水合物深度进行了预测，辛普森角的地温梯度较大(4.2℃/100m)，形成的甲烷水合物带较薄，厚度大约在100m左右，埋深300～500m；普鲁德霍湾的平均地温梯度约1.8℃/100m，甲烷水合物的埋深为213～1067m；梅索雅哈气田的平均地温梯度为2.0℃/100m，实测的天然气水合物埋深为350～875m，比理论计算深度略浅。
众所周知，溶解了盐的水将降低凝固点。如阿拉斯加北坡含冰的冻土带底面温度并不是0℃，而是一个稍低的温度(Collett，1993)。当盐加入到天然气水合物系统中时，就会形成一个较低的温度。在天然气水合物形成的同时，孔隙水中的盐与天然气接触，每加入1‰的盐，结晶温度会降低0.06℃(Holder et al.，1987)。因此，类似于海水(32‰)的孔隙水的盐度，将使天然气水合物稳定性曲线向左偏移约2℃，天然气水合物稳定带厚度将降低。
(2)气源
气源岩可生成大量微生物成因和热分解成因的烃气，是决定天然气水合物形成和分布的重要控制因素(Collett，1993，2002；Kvenvojden，1993；Collett et al：.2009)。尽管碳同位素资料显示，很多大洋水合物中的甲烷是微生物成因，但实际水合物样品的分子和同位素地球化学分析却表明，来源于墨西哥湾、北阿拉斯加、Mackenzie三角洲、里海和黑海水合物中的天然气是热成因(Collett，1995，2002；Dallimore and Collett，2005)。
评价一个给定的水合物系统中可能存在的天然气体积时，重要的一步是量化可能的气源(Collett，1995；Klauda and Sandler，2005；Frye，2008)。评价通常包括一系列的最低源岩标准值，不管是微生物成因还是热成因的源岩，如有机质丰度(总有机碳)、沉积物厚度和热成熟度。
微生物成因的天然气是由微生物对有机质的分解作用形成，有2种来源：二氧化碳还原反应和发酵作用，其中二氧化碳还原反应生成的天然气是微生物气的主要来源。参与还原反应生成天然气的二氧化碳，主要是南有机质的氧化作用和脱羧作用形成，因此丰富的有机质对微生物的形成非常重要。Finley和Krason(1989)对Blake Ridge海洋沉积物的研究表明，当总有机碳(TOC)含量为1%时，如沉积物中所有有机质全部转化为甲烷，由此形成的水合物，可以占据孔隙度为50%沉积物中28%的孔隙空间。实际上，有机质100%转化为甲烷并不现实(Kvenvolclen and Claypool，1988)。USGS在1995年美国天然气水合物的资源评价中认为，微生物转化有机质的效率为50%(Collett，1995)，因此就设定了海洋环境中水合物形成需要的TOC最低含量为0.5%。由于多数水合物稳定带中，沉积物厚度较小且TOC含量较低，水合物稳定带内部通过微生物作用形成的甲烷，可能不足以形成厚层的水合物。Paull等(1994)研究表明，热成因气以及由深部向上运移的生物成因气，对于形成厚层水合物是必需的。一旦天然气水合物稳定带形成，来源于稳定带底部和深部的微生物气就可以聚集。

图8.6 从新鲜沉积物到变质带有机质的演化

热成因甲烷是在有机质热演化过程中生成的。在早成熟期间，热成因甲烷与其他烃类和非烃类气体一起生成，通常伴生有原油。在热演化程度最高时(图8.6)，干酪根、沥青和原油中的C-C键断裂，只有甲烷生成。成熟度随着温度升高而升高，每类烃都有最有利于其生成的热窗。甲烷主要是在150℃时生成(Tissot and Wejte，1978；Wiese and Kvenvolden，1993)。早期研究认为，天然气水合物中的甲烷主要来源于微生物源岩，资源评价过程中也就只关注微生物源岩。但最近在北阿拉斯加(Collett，2009)和加拿大(Dallimore and Collett，2005)的研究却表明，热成因源岩对于形成高丰度的天然气水合物聚集非常重要。
(3)水源
天然气水合物的形成显然需要大量的水。I型天然气水合物的理想气水比为8/46，而Ⅱ型天然气水合物的理想气水比为24/136。一般认为，海洋和陆地沉积物中的水非常丰富，但在一些特殊情况下，由于缺乏可利用的水也能阻止天然气水合物形成。深水环境中出气口等位置的气泡，可以通过厚层的天然气水合物稳定带，而不被捕获(Trahu et al.，2004)。气泡相天然气之所以能够穿越水合物稳定带，可能是因为起运移通道作朋的裂缝墙“镀”上了天然气水合物膜，气泡相天然气沿着水合物填充裂缝中的内部导管运移，并没有与自由水接触。在这个系统中，对水的排斥最终阻碍了天然气水合物的形成。北阿拉斯加的天然气水合物稳定带中就有含自由气的砂岩存在，即一个孤立的砂体在厚层泥岩地层中，被自由气充注而仅含有百分之几的束缚水(Collett，2004)。

近年来，天然气水合物的研究热点主要在天然气水合物的形成、分布和稳定性等关键问题上。决定天然气水合物形成和分布的地质控制因素包括温压稳定性条件、碳氢来源、储集岩和天然气的运移。

图10-8 甲烷水合物形成的温度和压力模型

一、温压稳定性条件

天然气水合物形成需要一定的温度和压力。海洋中形成天然气水合物，通常要求水深在300～4000m，温度在2.5～25℃之间(Max et al.，1998)。根据Shipley等(1979)关于天然气水合物形成的温度-压力数学模型(图10-8)，当地层温度为5℃时，由甲烷气与3.5%盐度的海水形成天然气水合物的压力需达43atm以上(在同等温度条件下，由甲烷气和水或者由甲烷气和CO₂混合气体形成水合物所要求的压力稍低一些)，相当于海底430m深度的压力。随着深度的增加，地层中的温度通常呈线形增加(3～10℃/100m)，而水合物的形成压力随温度增加呈对数增加，因而在大多数盆地中，压力增加远远不能满足这个要求。受自然界温度压力条件限制，天然气水合物只能赋存于高纬度常年冻土带及深海近海底的浅层沉积物中。在极地，水合物产生的上限深度大约为150m，在海洋环境中，要求水深超过300m;天然气水合物存在的下限受地温梯度限制，最大埋深大约为2000m(Kvenvolden，1993)。

正常条件下，在海洋中表层水温接近0℃、水深为3000m的深水区，天然气水合物稳定带的厚度可达1000m左右;在表层水温接近4℃、水深为1000m的浅水区，天然气水合物稳定带的厚度约为400m。天然气水合物的分布深度和厚度与地温梯度密切相关，地温梯度大，天然气水合物的埋深相对较浅、厚度较薄;反之，地温梯度小，则天然气水合物的埋深和厚度都将增大。根据温度-深度模型，对辛普森角、普鲁德霍湾及梅索雅哈气田的天然气水合物深度进行了预测，辛普森角的地温梯度较大(4.2℃/100m)，形成的甲烷水合物带较薄，厚度大约为100m，埋深300～500m;普鲁德霍湾的平均地温梯度约1.8℃/100m，甲烷水合物的埋深为213～1067m;梅索雅哈气田的平均地温梯度为2.0℃/100m，实测的天然气水合物埋深为350～875m，比理论计算深度略浅。

二、碳氢来源

根据形成天然气水合物的碳氢气体来源，可将碳氢气体分为两大类:一类属生物化学成因，碳氢气体主要来自于其赋存的沉积围岩中，大部分海底天然气水合物的碳氢气体均属于此类;另一类是热解成因，碳氢气体来源于较深层位;介于两种成因之间的属混合成因。

生物化学成因的碳氢气体，主要是通过厌氧菌在洋底消化有机碎屑而形成的。这种细菌以从河流和沼泽冲刷到海湾或洋底中的动、植物碎屑为营养，在其消化过程中，伴随着少量二氧化碳、硫化氢、丙烷和乙烷的形成，产生大量甲烷;这些气体向上迁移，并不断溶解于海底沉积物的间隙水中;当洋底温度和压力条件合适时，即达到一定的高压和低温时，天然气水合物就形成了。除了形成天然气水合物，在天然气水合物层之下，经常储集有大量的甲烷游离气体;生物化学成因的天然气水合物通常形成Ⅰ型结构天然气水合物。

石油和天然气渗出源或地壳更深部向海底的气体释放，是热解成因碳氢气体的主要来源;这些气体除了少量的海底之下沉积层中就被捕获形成的天然气水合物之外，更多的是向温压条件适合形成天然气水合物的海底运移。这类碳氢气体的分子量比较大，可以形成较大的天然气水合物结构类型，如Ⅱ型结构天然气水合物，能够包含有甲烷和其他的碳氢物质。

三、储集岩

原地天然气水合物样品的物理性质变化很大(Sloanetal.，2008)。天然气水合物存在于:粗砂岩的孔隙中，细砂岩的团块中，固体充填裂缝中，由少数含有固体天然气水合物的沉积物组成的块状单元中。大多数天然气水合物的现场考察说明，天然气水合物的富集，取决于裂缝和(或)粗粒的沉积物分布，天然气水合物可以存在于裂缝充填物质中或弥散于富砂储集体的孔隙中(Collett，1993，2002，2009;Tsujietal.，2009)。

Boswell等(2006)提出了资源金字塔模型(图10-9)，该模型由4种不同的天然气水合物带组成。在资源金字塔中，最有希望开发和利用的资源位于塔顶，而最难以开发动用的部分位于塔底。从上到下，依次为:①富砂储层;②富粘土的裂缝型储层;③大量的位于海底的天然气水合物地层;④弥散沉积于非渗透性粘土中的低浓度部分。上面的两个部分，由于能提供天然气水合物高浓度聚集所需的储集渗透性，最可能实现远景勘探和商业利用。

图10-9 天然气水合物资源金字塔

四、天然气的运移

高丰度的天然气水合物分布须包含大量的天然气。多数情况下，天然气水合物稳定带内部生成的微生物气，并不能提供足够用于形成水合物聚集的天然气。此外，大多数的天然气水合物聚集存在的沉积物，并没有深埋或达到足够的温度，以形成热成因机制的天然气。因此，天然气的运移就成为形成水合物稳定带中天然气水合物聚集的重要因素。

甲烷，包括其他的水合物气，有3种运移形式:①扩散作用;②运移水介质的溶解作用;③独立气相的浮力作用。扩散作用驱动的运移非常缓慢，大多不能运移足够的天然气，形成集中天然气水合物聚集(Xuetal.，1999)。以水溶气或独立气相进行的垂向运移，却是非常有效的。孔隙水流动和气泡相天然气在沉积物中都沿渗透性的通道运移，如断层系统、多孔易渗的沉积层等。因此，如果没有有效的运移路径，就不能形成大量的天然气水合物聚集。

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