海底渗漏区域游离气迁移与甲烷水合物形成及资源量预测

天然气水合物评价预测及资源潜力~

天然气水合物除少部分分布在陆上寒冷的永久冻土带外，绝大多数分布在300～3000m水深的海底沉积物中，勘探开发非常困难。近十几年来，天然气水合物的勘探技术日趋成熟，对评价预测全球天然气水合物的资源潜力有重要的作用。
一、天然气水合物评价预测技术
目前天然气水合物的评价预测技术有地震技术、测井技术、地球化学技术和标志矿物法等。
1.地震技术
地震勘探是目前最常用、也是最为重要的天然气水合物勘探手段。天然气水合物沉积层具有较高的速度，而天然气水合物沉积层下的地层一般为烃类气体(游离气)聚集区，声速较低，这样水合物底界的强声阻抗就会产生强反射，在地震反射剖面上显示出一个独特的反射界面。此外，由于天然气水合物稳定带界线大致分布在同一海底深度上，因此水合物稳定带底面的反射也大致与海底平行，这种技术由此被命名为似海底反射层(BSR)技术(图10-10)。随着多道反射地震技术的普遍应用和地震数据处理技术的提高，BSR在地震剖面上所呈现的高振幅、负极性、平行于海底并与海底沉积构造相交的特征，是很容易识别的。现已证实，BSR以上烃类气体以固态天然气水合物形式存在，BSR以下烃类以游离气形式存在。BSR是最早也是目前使用最多、最可靠、最直观的确认天然气水合物赋存的地球物理标志，迄今所确认的海底天然气水合物，绝大多数就是通过反射地震剖面上BSR的识别发现的。

图10-10 Blake Ridge地区的BSR(似海底反射)地震剖面

2.测井技术
测井技术的作用主要有:①确定天然气水合物、含天然气水合物沉积物在深度上的分布;②估算孔隙度与甲烷饱和度;③利用井孔信息对地震与其他地球物理资料作校正。同时，测井资料也是研究井点附近天然气水合物主地层沉积环境及演化的有效手段。
在常规测井曲线上，天然气水合物沉积层主要表现为以下异常现象(图10-11):①电阻率较高;②声波时差小;③自然电位幅度不大;④中子测井值较高;⑤高伽马值;⑥井径较大;⑦钻井过程中有明显的气体排放现象，气测值高。

图10-11 天然气水合物层的测井响应特征

3.地球化学技术
地球化学技术是识别海底天然气水合物赋存的有效手段。温度-压力的波动极易使天然气水合物发生分解，因而海底浅部沉积物中常常有天然气地球化学异常。这些异常可指示天然气水合物可能存在的位置，进而可利用其烃类组分比值(如C1/C2)及碳同位素成分，判断其天然气的成因。同时，应用海上甲烷现场探测技术可圈定甲烷高浓度区，确定天然气水合物的远景分布。
在目前技术条件下，利用地球化学方法勘探天然气水合物的主要标志包括:天然气水合物沉积中孔隙水氯度或盐度的降低，水的氧化-还原电位、硫酸盐含量较低，氧同位素的变化等。在分析地球化学数据时，应根据具体实际情况区别对待、综合考虑。
4.标志矿物法
能指示天然气水合物存在的标型矿物，通常是具有特定组成和形态的碳酸盐、硫酸盐和硫化物，它们是成矿流体在沉积作用、成岩作用以及后生作用过程中与海水、孔隙水、沉积物相互作用所形成的一系列标型矿物。
来自海底之下的流体以喷溢或渗流形式进入海底附近时，产生一系列的物理、化学和生物作用。当含有饱和气体的流体从深部运移到海底浅部时，快速冷却形成天然气水合物，并伴生有自生碳酸盐岩和依赖于此流体的化学能自养生物群。这些流体由于其温度较低，被称为“冷泉”流体，以区别于地壳深部高温流体，是寻找天然气水合物的最有效的标志矿物之一。
二、天然气水合物开发技术
从已经形成天然气水合物的地层中开发天然气，实际上是满足天然气水合物发生分解反应的过程。降低地层压力或者升高温度，均可使天然气水合物中的甲烷分子和水分子之间范德华力减弱，从而使固态的天然气水合物释放出大量的甲烷气体。天然气水合物的开发技术目前主要有3种:热激发技术、降压技术和化学抑制剂技术。
1.热激发技术
在天然气水合物稳定带中安装管道，对含天然气水合物的地层进行加热，提高局部储层温度，从而造成天然气水合物的分解。主要是将蒸汽、热水、热盐水或其他热流体从地面泵入水合物层，也可用开采重油时使用的火驱法或利用钻柱加热器。电磁加热法比上述常规方法更有效，并已在重油开发方面显示出它的有效性，其中最有效的方法是微波加热方法。热激发法主要的缺点是热损失大、效率很低，难点是生成气体不好收集。
2.降压技术
通过降低天然气水合物层的压力，促使天然气水合物分解。一般是通过钻井井眼的压力降或水合物层之下的游离气聚集层的平衡压力，形成一个天然气“囊”(由热激发法或化学试剂作用)，与天然气接触的水合物变得不稳定，分解为水和天然气。降压开发特别适用于天然气水合物与常规天然气气藏相邻的情况，适合于开发渗透率高和深度大于700m的天然气水合物聚集。该技术的特点是经济，无需增加设备和昂贵的连续热激发作用，可行性较高;缺点是作用缓慢，不能用于储层原始温度接近或低于0℃的天然气水合物聚集，以免分解出的水结冰堵塞气层。
3.化学抑制剂技术
通过注入化学抑制剂(如盐水、甲醇、乙醇、乙二醇、丙三醇等)，可以改变水合物形成的相平衡条件，降低水合物稳定温度，改变天然气水合物稳定带的温压条件，导致部分天然气水合物的分解。该方法十分简单，使用方便，但费用昂贵，作用缓慢，且不适合开采压力较高的海洋水合物。
从以上各方法的使用来看，仅采用某一种方法来开采水合物是不明智的，只有综合不同方法的优点，才能达到对水合物的有效开采。降压法和热激法技术的联合使用是目前最受推崇的方案，用热激发法分解气水合物，而用减压法提取游离气体。单从技术角度来看，开发天然气水合物资源已具可行性，但尚未找到一种在当前的技术条件下比较经济而合理的开采方案，天然气水合物的开发现在基本上仍然处于探讨阶段。
三、天然气水合物资源潜力
1.极地-冻土带天然气水合物
在适宜的高压低温条件下，天然气和水两种常见物质就组合成像冰一样的可燃物质。海洋和极地的广大地区都满足天然气水合物生成的条件，大量的现场研究业已表明，天然气水合物广泛分布于永久冻土带和陆缘外围的海底沉积物中(图10-12)。全球储存在水合物聚集中的天然气资源量大，目前预测的天然气资源量跨度也很大，超过3个数量级，从2.8×1015m3至8×1018m3(表10-3)。最新估算结果认为(江怀友等，2008)，全球天然气水合物资源量约(0.1～2.1)×1016m3。尽管各种估算都带有推测性和不确定性，即使根据最保守的估算，天然气水合物资源的勘探潜力也是巨大的。目前，较为公认的是3000×1012m3。通常认为，全球98%的天然气水合物资源分布在海底沉积物中，只有2%分布在陆地冻土层中。
表10-3 全球天然气水合物中的天然气资源量评价


续表


注:天然气资源量的单位为m，标准压力和温度条件:1atm和20℃。

图10-12 永久冻土带和陆缘外围海洋沉积物中实际勘测和推测的天然气水合物位置

全球极地-永久冻土带地区(北极、南极和青藏高原)的陆地面积为1.1×107km2，天然气水合物资源量在1.4×1013m3至3.4×1016m3之间(Meyer，1981;McIver，1981;Trofimuk et al.，1977;MacDonald，1990;Dobrynin et al.，1981)。青藏高原多年冻土带面积广阔，占高原总面积的61%，世界多年冻土面积的7%，达1.588×106km2，陆相盆地和海相盆地都具有良好的生油气条件，具有天然气水合物形成的条件，有可能形成具有一定规模的水合物聚集，其中羌塘盆地、可可西里陆相盆地区、祁连多年冻土区等都是较好的勘探靶区(黄朋等，2002;陈多福等，2005;祝有海等，2006;卢振权等，2010)。
2.陆缘外围天然气水合物
陆缘外围包括被动与活动大陆边缘，全球海洋天然气水合物的资源量在0.2×1015m3至7.6×1018m3之间(Meyer，1981;Milkov et al.，2003;Trofimuk et al.，1977;Klauda et al.，2005;Kvenvolden，1988;MacDonald，1990;Kvenvolden et al.，1988;Dobrynin et al.，1981)，主要分布在:①分隔的大洋外部，包括主动大陆边缘或被动大陆边缘地区;②深水湖泊之中;③大洋板块的内部地区。例如西太平洋海域的白令海、鄂霍次克海、千岛海沟、日本海、日本四国海槽、南海海槽、冲绳海槽、台湾西南部海域、台湾东部海域、环南中国海的东沙海槽、西沙海槽、南沙海槽与南沙海域、苏拉威西海、澳大利亚西北海域及新西兰北岛外海;东太平洋海域的中美海槽、美国北加利福尼亚-俄勒冈岸外海域、秘鲁海槽;大西洋西部海域，即美国东南部大陆边缘的布莱克海台、墨西哥湾、加勒比海及南美东部岸外陆缘海;非洲西海岸岸外海域、印度洋的阿曼湾、孟加拉湾、北极的巴伦支海和波弗特海、南极的罗斯海和威德尔海、内陆的黑海和里海等。
3.中国海域天然气水合物
我国海域蕴藏有丰富的水合物资源，具有水合物形成所需温压条件的主要是南海(南海陆坡面积大于120×104km2)和东海(东海陆坡即冲绳海槽西坡面积约为6×104km2)。
根据BSR的出现，将南海海域划分为11个水合物资源远景区，统计各区的水合物有效分布面积，最后得出整个南海海域BSR有效分布面积为125833.2km2，水合物稳定带的厚度介于47～389m之间(杨木壮等，2008)。姚伯初等(2006)、杨木壮等(2008)预测南海海域的水合物资源量分别为6.435×1013m3、6.9305×1013m3和7.632×1012m3。
对于东海海域，杨木壮等根据该海域的海底温度、地温梯度、海水深度和盐度参数，计算水合物稳定带的分布面积为5250km2，稳定带厚度介于50～491.7m，最终预测东海海域的水合物资源量约为3.53×1011m3。
估算海底天然气水合物中甲烷资源量，一般考虑天然气水合物分布范围、水合物稳定带厚度、沉积层的孔隙度、水合物在空隙中的浓度，以及水合物分解甲烷的膨胀系数等因子，其中水合物稳定带厚度在天然气水合物资源评价中具有重要意义(Xu et al.，1999)。天然气水合物稳定带是指在特定的温度-压力条件下，天然气与水合物可以达到相平衡，结合形成天然气水合物地区带。根据水深、海底温度和地温梯度这3个重要参数，即可计算确定特定区域天然气水合物稳定带的厚度。在此基础上，根据天然气水合物烃气系统的综合特征，再进一步确定可形成高丰度天然气水合物聚集的可能勘探靶区。最有利的现实勘探方向是处于水合物稳定带中的极地砂岩储层和海洋砂岩储层，当然还要具体分析天然气的源岩品质、天然气的供应量是否充足、运移通道是否发育等因素，最后确定勘探目标。
天然气水合物的能量密度高、杂质少、储量规模大，是一种洁净型能源资源。勘探开发天然气水合物，增加天然气产量，可以逐步改变我国能源结构现状，同时也可以减少大量燃煤造成的环境污染，具有广阔的勘探前景。

一、天然气水合物资源量估算方法
为评估天然气水合物资源量，人们曾经做了大量努力，20世纪80年代至90年代初，许多学者在对控制水合物形成条件与分布规律进行分析、推测的基础上，利用体积法对全球天然气水合物所含甲烷资源量进行过估算（Dobrynin等，1981；Mclvei，1981；Kvenvolden，1988；Sloan，1990），但由于实际资料的缺乏，参数的选择主要依据各种各样的假设，不同学者的估算结果差别很大，相差几个数量级。20世纪90年代中后期，随着地震反射、测井、钻井取样与测试技术在天然气水合物勘探中的广泛应用，一系列间接的地球物理方法被用来对天然气水合物与下伏游离气体的资源量进行了估计，参数的选择往往通过实测资料推算获得，其精度和可靠性大大提高。
目前国际上流行的天然气水合物资源评估方法可分为两类，一是基于天然气水合物地球物理-地球化学响应的已发现矿藏的常规体积法，该方法以日本地质调查所1992年进行的“容积法（体积法）”为代表；二是基于天然气水合物成因的未发现资源的概率统计法，该方法以美国地质调查局1995年的“未发现资源的概率统计法”为代表。
1.基于天然气水合物地球物理-地球化学响应的常规体积法
该类方法以地球物理、地球化学和钻井测试等勘查成果为基础，对已发现的天然气水合物的分布厚度、沉积物孔隙度和孔隙中水合物的含量直接演算，参数来自被评价区，因而结果较为可靠，目前仍然是以地球物理方法为主。与大陆边缘一般的沉积物相比，含天然气水合物的沉积层具有较高的纵波速度，因而可通过岩石物理模型的方法估算水合物的含量，识别BSR，确定其上覆水合物的含量及其下伏游离气体的分布。另外，精细速度分析及波阻抗反演、地震波形反演、叠前AVO技术在资源量评价方面也发挥了重要的作用，如20世纪90年代早期，School等（1993）、Max等（1996）运用多道地震剖面的VAMPS（Velocity and Amplitude Structures）分析天然气水合物及其下伏游离气体的存在以及水合物定量分析；Miller等（1991）通过对秘鲁滨外多道地震资料和合成地震记录来推断天然气水合物的含量及其下伏游离气层的厚度；Lee等（1993）利用多道地震反射的真振幅和层速度分析对沉积物中水合物的含量进行了定量分析。在有取样或者钻探的条件下，则利用沉积物中氯离子浓度变化、δ18O值的变化、取样器温度-压力变化和孔隙水成分测量等地球化学方法来评价甲烷水合物的含量多少。Dickens等（1997）对美国东南部布莱克海台水合物样品的甲烷含量直接进行了测量，其测量结果显示，垂向沉积剖面上的甲烷含量变化趋势与间接法得出的结论一致，但下伏游离甲烷气含量比间接法的结果高出三分之一。
日本学者对Gornitz（1994）发表的计算思路进行了扩充，即天然气水合物气田的原始资源量（Q），理论上是天然气水合物分解生成的气体总量（QH）、游离气体总量（QG）以及层间水中所含溶解气体总量（QL）的总和，即

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

（1）水合物分解气体的资源量（QH）
分解气体的资源量（QH）为天然气水合物中甲烷量（V）与集聚率（R）的乘积；终极可采资源量（GH）又是分解气体的资源量（QH）与采收率（B）的乘积。即

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

式中：A为水合物的分布面积；R为集聚率；ΔZ为天然气水合物稳定带的平均厚度；Φ为沉积物的平均孔隙度；H为天然气水合物饱和度；E为产气因子。
（2）游离气的资源量（QG）
在天然气稳定带（HSZ）内，剩余的游离气由于被认为是与层间水反应形成的天然气水合物，可以假定一般不存在具有资源量的游离气。因此，游离气的资源量（QG）最好用常规气田储藏量计算法计算HSZ下圈闭的游离气的量。水合物层下伏游离气资源量可用下式计算：

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

式中：QG为游离气的原始资源量；GG为游离气的终极可采资源量；AG为游离气的分布面积；ΔZG为游离气层的平均厚度；RG为游离气的集聚率；ΦG为沉积物的平均孔隙率；P为地层压力；P0为标准状态的压力；T为沉积物的绝对温度；T0为标准状态的绝对温度；W为沉积物的水饱和率；BG为来自游离气的天然气的回收率。式中（AG×ΔZG×RG）表示水合物层下含游离气沉积物的容积。
（3）溶解气资源量（QL）
层间水中所含溶解气的量（QL）随温度、压力及盐度的变化而变化。因其与水合物层中所含气体量相比少得多，在计算大区域资源量时可以忽略不计。
2.基于天然气水合物成因的概率统计法
该类方法以天然气水合物成因为基础，主要用于未发现天然气水合物资源的评价，参数选择上主要参考区内已发现矿藏的实际参数，或与具有相似成矿地质条件的其他区域进行类比而获得，带有很大程度的推断性，因而参数往往以概率分布的形式参与统计计算。通常需要分别对生物成因气和热成因气进行评估。在评价生物气时，不需要引用气捕及运移通道的形成和烃类热成熟时间等指标，而有效孔隙度和甲烷生成量则是最重要的两个指标。热成因天然气水合物往往与油气勘探中烃类的形成过程类似，所以甲烷水合物的评估方法可与传统油气成藏的评价方法相类同，定量参数中的储层厚度和气藏大小，基本上与天然气水合物稳定带的体积相同，因此可根据研究区水深、海底温度和地温梯度等参数进行计算。如果研究区上述参数分布很不均匀，可将上述参数划分成若干可信度区分别计算与评价。
美国地质调查局（Collect，1997）考虑了生物气含量、生物气源层厚度、热成因气供给、时间、有效运移概率、储集岩相、圈闭机制、有效孔隙度、烃聚集指数、水合物稳定带范围、储层厚度、水合物饱和度和水合物含气率等指标，依据有限的实际参数对美国海洋和陆地上的天然气水合物资源分区带进行了初步评价，计算了各区带和整个美国天然气水合物中天然气资源量大致的概率分布，计算的天然气水合物资源量几乎就是天然气水合物中甲烷的总量。
评价含两个部分：①对区带属性进行风险评价，以判断区带中存在天然气水合物的概率；②对水合物含量的参数进行评价，以判断区带中可能的水合物量的概率分布。天然气水合物的资源量（Q）主要取决于以下5个条件（Gornitz，1994；Collet等，2000）：①天然气水合物分布面积（A）；②天然气水合物储层厚度（ΔZ）；③沉积物孔隙度（Φ）；④天然气水合物饱和度（H）；⑤产气因子（E，即单位体积天然气水合物包含的标准温-压条件下的气体体积）。评价中没有考虑资源的可开采率，其计算公式为：

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

通常，依据区带上的地震、地质、地球化学信息（水深图、沉积厚度分布图、沉积物中总有机碳含量、海底温度、地温梯度以及水合物稳定温-压域分布图等）以及类似地区的资料来进行评价，从而确定各参数的概率值。计算分3个步骤：①确定区带是否含水合物；②区带中水合物的量；③把上述两个步骤算得的结果结合起来考虑统计意义上的资源潜力。
二、天然气水合物远景资源量评价
（一）南海陆坡
1.常规体积法评估
根据南海海域BSR分布情况，综合考虑水深、稳定带厚度、有利构造区带、有利沉积区带和有利地球化学异常区分布等因素，在南海陆坡区共推测5个天然气水合物资源远景区块，分别为南海北部陆坡东部远景区、南海北部陆坡西部远景区、南海南部陆坡西部远景区、南海南部陆坡东部远景区和南海南部陆坡南部远景区，在此基础上，对各个区块进行了天然气水合物资源常规体积法评估。
（1）参数选择
天然气水合物分布面积与厚度 依据BSR的分布情况，计算出南海各远景区块天然气水合物有效分布面积在南海北部陆坡东部远景区约36787km2，南海北部陆坡西部远景区约26988km2，南海南部陆坡西部远景区约20197km2，南海南部陆坡南部远景区约26123km2，南海南部陆坡东部远景区约15737km2。整个南海海域BSR有效分布面积约125833km2。在已经开展天然气水合物资源调查的西沙海槽区，将BSR之上的弱振幅及空白带厚度作为含水合物层的厚度，其他区块采用稳定带潜在厚度作为含水合物层的厚度，得出各有利区块的含水合物层平均厚度在南海北部陆坡东部远景区约232m，海北部陆坡西部远景区约175m，南海南部陆坡西部远景区约160m，南海南部陆坡南部远景区约194m，南海南部陆坡东部远景区约152m。
孔隙度 孔隙度采用相似地区类比获得。大西洋边缘布莱克海台ODP164的994钻孔、995钻孔和997钻孔在含天然气水合物层位（190～450m）沉积物孔隙度分别为57.0%、58.0%和58.1%，而由南海ODP184的1143钻孔、1144钻孔、1145钻孔、1146钻孔、1147钻孔和1148钻孔的资料来看，在海底以下200～400m左右，沉积物孔隙度平均为55%左右，因此计算天然气水合物资源量时沉积物孔隙度取55%。
水合物饱和度 天然气水合物饱和度的准确计算较为困难，由于天然气水合物并不稳定，在采样过程中容易分解，因而难以直接测定天然气水合物饱和度的大小。许多学者应用各种间接方法对水合物饱和度进行了估计。由于天然气水合物富集同位素重的18O而且不含Cl-，因此采样过程中水合物的分解将造成沉积物孔隙水的δ18O同位素组成以及Cl-含量异常。因而根据沉积物孔隙水的氧同位素组成和Cl-含量就可以估计天然气水合物饱和度的大小，但这种方法存在一个缺陷，沉积物原地孔隙水δ18O同位素组成和Cl-含量并不知道，计算时通常采用海水的Cl-含量来代替原地孔隙水的Cl-含量并通过曲线拟合来确定原地孔隙水δ18O同位素组成，但这实际上并不十分准确，Egeberg等（1999）根据对流-扩散模型计算了原地孔隙水的化学组成，对天然气水合物的饱和度进行了更准确的估计；保压取心采样器可采取原地压力下1320cm3的样品，如果假定其中过饱和的甲烷均以天然气水合物的形式存在，则可以计算出水合物的饱和度；由于水合物和沉积物的物理性质存在诸多差异，因而可以根据地震剖面或测井数据的差异来估计水合物的饱和度，如垂直地震剖面上的速度数据和测井电阻率等。表7-5为一些学者对天然气水合物饱和度的估计。Kaster等（1995）根据卡斯卡迪大陆边缘889钻孔的声速测井以及垂直地震剖面速度数据计算得出水合物饱和度至少为15%；Spence等（1995）利用889钻孔地震速度资料估算水合物饱和度为11%～20%；Paull等（1995）根据孔隙水C1-含量异常计算出布莱克海台天然气水合物饱和度最高为14%，994钻孔、995钻孔和997钻孔平均饱和度分别为1.3%、1.8%和2.4%；Matsumoto等（2000）利用孔隙水氧同位素组成异常以及最新测定的氧同位素分馏系数计算出994钻孔水合物饱和度为6%，997钻孔水合物饱和度为12%；Holbrook等（1996）根据地震速度数据计算994钻孔水合物饱和度为2%，995钻孔和997钻孔为5%～7%；Dickens等（1997）利用保压取心采样器所获样品的甲烷含量估计布莱克海台水合物饱和度约为0～9%；Collet等（2000）依据电阻率测井数据估算994钻孔、995钻孔和997钻孔水合物饱和度分别为3.3%、5.2%和5.8%；Lee（2000）利用声速测井资料计算出994钻孔、995钻孔和997钻孔水合物饱和度分别为3.9%、5.7%和3.8%。根据ODP164的钻井结果，水合物不可能在整个稳定带中均匀分布，在特定含有较多水合物的层位其饱和度较高（14%），但其平均饱和度不太可能很高。据以上分析，体积法计算天然气水合物资源量时，水合物饱和度取3.5%。
表7-5 天然气水合物饱和度估计


表7-6 天然气水合物的部分参数特征


产气因子 天然气水合物有3种结构（Kvenvolden，1995）：Ⅰ型、Ⅱ型（菱形晶体结构）和H型（六方晶体结构）。自然界中天然气水合物以Ⅰ型结构为主，Ⅰ型结构水合物仅能容纳甲烷（C1）和乙烷（C2）这两种小分子的烃类气体以及N2、CO2及H2S等非烃分子，其分子直径不能超过5.2×10-10m。每个单元的Ⅰ型结构天然气水合物由46个水分子构成2个小的十二面体“笼子”以及6个大的四面体“笼子”以容纳气体分子（Lorenson等，2000），因此，在理想状态下，每个Ⅰ型结构天然气水合物单元包含46个水分子以及8个气体分子，水/气分子比值（n，水合物指数）为46/8，即n=5.75。依此推算，在压力条件为28MPa的情况下，单位体积的水合物可以包含173体积的气体，即产气因子为173。实际上，在自然界的天然气水合物中不可能所有“笼子”均充填有气体，因此，水合物指数通常要大于5.75。许多学者对水合物指数进行了测定（Matsumoto等，2000），但结果却相差甚大，有些结果与水合物的晶体结构明显不符。Handa（1988）对中美洲海槽天然气水合物样品的分析结果表明，其水合物指数为5.91，墨西哥湾北部的格林大峡谷水合物指数为8.2。Ripmeester等（1988）测定了人工合成水合物样品的水合物指数，其范围为5.8～6.3。Matsumoto等（2000）测定的布莱克海台天然气水合物的水合物指数为6.2，从水合物指数与产气因子的对应关系（表7-6）可以看出，其产气因子为160.5。从实际测定的布莱克海台的天然气水合物样品所产生的气体与水的体积比（表7-7）来看，其变化范围为18～154，平均为76。由于在测定天然气水合物气体/水比值过程中存在孔隙水的混染，会造成计算结果偏低，Lorenson等（2000）采用水中的Cl-含量对气体/水比值进行了校正，因为天然气水合物中应该不会存在Cl-离子，其分解后的水中的Cl-含量应该是孔隙水混染所致，对比天然气水合物分解后的水与孔隙水中Cl-的含量就可以进行校正，计算结果表明，孔隙水的混染程度为2%～50%，布莱克海台校正后的天然气水合物气/水体积比为29～204，平均为104。从表7-7可以看出，水合物的气体/水体积比值并没有明显的地质模式。而沉积物较浅部位的天然气水合物气体/水体积比值相对较低，大多小于100，对应的产气因子相当低，是由于取样以及分析时的人为偏差抑或反映了地质过程的影响目前尚不太清楚。但据Holder等（1982）的研究，如果水合物“笼子”中气体的填充率小于70%（对应气体/水体积比值为151.8），将导致水合物的不稳定，因而水合物那些很低的气体/水比值可能更多的是由于取样以及分析时的人为因素造成的，其代表的只是水合物最低的气体/水体积比值。布莱克海台996钻孔与盐底辟有关的水合物出露较浅，其气/水体积比值相对较小，如果只考虑994钻孔以及997钻孔的天然气水合物样品，其平均气/水体积比为188.5，对应的水合物指数为6.6，与Matsumoto等（2000）测定的水合物指数较为接近，相应的产气因子为150.8。南海水合物成矿条件与布莱克海台相差不大，水合物最可能的产气因子范围在121.5（满足70%气体填充率）至160.5（水合物指数6.2）之间，计算资源量时产气因子取150。
表7-7 世界各地天然气水合物气体与水体积的比值


（2）体积法资源量计算结果
根据以上所选择的参数，不考虑集聚率（R），采用常规体积法（式5）计算得到南海5个远景区的远景资源量如表7-8所示。
应该说明的是，据国外钻探证实，在水合物层之下，还经常存在BSR之下储量相当可观的游离气（Dickens等，1997）。由于资料所限，难以解释游离气的分布，也难以选择合理的参数来评估游离气的资源量，因此，本次计算仅限于包含在水合物中的甲烷气资源量，没有考虑游离气的资源量。同时，由于目前识别BSR及含水合物层主要靠地球物理勘探，地球化学探测难以触及含水合物层，现场测试及室内分析得到的地球化学异常很少，不能说明问题，也难以确定水合物成矿气体的成因类型。因此，在上述资源量估算中，假设成矿气体为生物成因气，水合物中的烃类为甲烷。
表7-8 南海海域天然气水合物远景资源量估算结果


（3）蒙特卡罗法资源量计算结果
采用蒙特卡罗数学统计方法，根据前述分析结果，选取如下参数：A为取区块中BSR分布的有效面积（表7-9）；ΔZ为区块中含水合物层平均厚度（表7-8）；Φ为沉积物平均孔隙度，取55%；H为水合物饱和度，范围为2.0%～5.0%，平均取3.5%；E为产气因子，范围为121.5～160.5，平均取150。
利用（式10）进行蒙特卡罗法计算，得到南海各天然气水合物远景区块的资源量如表7-9所示。资源总计最小值为394×1011m3（394×108t油当量），中间值为667×1011m3（667×108t油当量），最大值为898×1011m3（898×108t油当量）。其中间值与上述体积法计算得到的资源量（表7-8）基本一致。
2.南海天然气水合物潜在资源的概率统计法评估
由于南海深水区域勘查程度很低，对潜在资源的评估中没有对区带属性进行风险评价，仅依据相似性原理，参照国外勘探程度较高的海域天然气水合物分布的统计规律对水合物含量的参数进行评价，计算了南海海域潜在的天然气水合物资源量的概率分布。
表7-9 南海各天然气水合物远景资源量计算结果（蒙特卡罗法）


（1）参数选择
水合物分布面积 海底天然气水合物分布面积具有一定的统计规律，据佐藤干夫统计，1992年以前公开发表的具有良好BSR分布图的海域，中美洲海沟区的墨西哥海区，面积为1.0×105km2，BSR的分布面积为1.9×104km2；危地马拉海区，面积为1.0×105km2，BSR的分布面积为2.0×104km2；日本四国海南海海槽面积为1.2×105km2，BSR的分布面积为3.5×104km2，BSR分布的区块面积达海域的20%～25%（佐藤干夫，1996）。因而，以南海稳定带潜在厚度大于50m、水深3000m以浅的陆坡区为天然气水合物潜在分布区，其面积为81745335km2，推测南海海域水合物潜在分布面积是该值的25%，即204363.3km2。
水合物实际产出厚度概率分布 我国南海地质特征与大西洋被动大陆边缘盆地类似，因而水合物分布规律也与其相近。Majorowicz等（2001）对加拿大大西洋边缘天然气水合物的厚度等参数进行了统计，编绘了该海域天然气水合物厚度分布的直方图（图7-19），由此可以计算出厚度的累积概率分布（图7-20），计算时假定南海天然气水合物厚度分布概率与之相同。
孔隙度概率、水合物饱和度概率和产气因子概率分布 Majorowicz等（2001）基于大量的钻井分析，得出了加拿大4个水合物成矿省的水合物分布面积、平均厚度、孔隙度及饱和度等参数的统计结果（表7-10）。孔隙度变化范围为22%～50%，而水合物饱和度的分布范围为2%～30%。美国地质调查局1995年在对海域天然气水合物资源进行评价时，孔隙度概率、水合物饱和度概率和产气因子概率分布全部采用表7-11中的值。计算中假定南海各参数与美国大西洋边缘海域的概率分布相同。
（2）资源量计算结果
选取上述参数，利用蒙特卡罗统计模拟法计算（式10）获得南海陆坡区的天然气水合物潜在资源量分布见图7-21。天然气水合物资源量最小值为91.66×1011m3（大于这一数值的累计概率为0.95），相当于91.66×108t油当量；最大值为6830.48×1011m3（大于这一数值的累计概率为0.05），相当于6830.48×108t油当量。概率期望值为1659.74×1011m3，相当于1659.74×108t油当量；潜在资源总量约为已推测资源量（体积法）的2倍。
表7-10 加拿大天然气水合物资源量分布


表7-11 孔隙度、饱和度和产气因子取值表



图7-19 大西洋边缘海域天然气水合物厚度分布频率直方图


图7-20 大西洋边缘海域天然气水合物厚度分布累计频率直方图

（二）东海冲绳海槽
采用产烃率法和残余有机碳法，分别针对冲绳海槽盆地各个坳陷生物气资源量和热成烃资源量进行了估算：其中生物气资源量为43.0×108t，热成烃资源量为30.0×108t。总资源量为73.0×108t（表7-12）。
采用容积法，当天然气水合物矿层充填率（H）为50%，聚集率（R）为0.01时，计算得到冲绳海槽天然气水合物总资源量为6.5×1012m3，即65.1×108t油当量。

图7-21 我国南海海域天然气水合物资源量分布累计频率曲线图

表7-12 冲绳海槽生物气资源量计算结果表


小结
1.南海部分
1）通过对陆坡区多道地震资料的再解释，识别并总结了BSR的区域分布规律和层位分布特征，探讨了部分海域BSR界面附近层速度及波形变化，分析了AVO属性等地球物理特征。初步研究表明，天然气水合物稳定带一般出现在中中新统之上，BSR埋深在海底以下约100～700ms（双程走时）。
2）依据多道地震资料识别的BSR及上部振幅空白带的发育情况，推算了研究区天然气水合物稳定带的分布与厚度。
3）根据实际温度、压力和盐及气体组分，开展天然气水合物形成的热动力学条件研究，建立相平衡模型及计算方法，以此推测天然气水合物稳定带的潜在厚度。模拟计算结果初步表明，南海海域天然气水合物形成所需要的水深一般大于500m，天然气水合物稳定带厚度一般在50～200m之间。
4）采用基于天然气水合物地球物理-地球化学响应的常规体积法和成因概率统计法，对南海天然气水合物资源量进行了初步测算。
2.东海部分
1）根据约3000km多道地震资料的解释，识别并总结了BSR区域分布规律和层位分布特征，初步圈定综合异常分布区，提出了3类BSR成因演化的地质-地球物理模式。
2）开展天然气水合物成矿的物理化学状态平衡数值模拟，建立了天然气-天然气水合物-盐-水体系中主要组分在气、液、固三相中的活度模型和化学势函数模型。
3）利用容积法、产烃率法和残余有机碳法等方法，对冲绳海槽的天然气水合物资源远景进行了评估。

关进安¹，梁德青¹，吴能友¹，樊栓狮²

关进安（1980—），男，副研究员，主要从事水合物动力学研究，E-mail:guanja@ms.giec.ac.cn。

1.中国科学院可再生能源与天然气水合物重点实验室/中国科学院广州能源研究所，广州　510640

2.华南理工大学传热强化与过程节能教育部重点实验室，广州　510640

摘要：渗漏型水合物的形成是多相流共同作用的结果，为了准确评估海洋水合物的资源潜力，必须研究该类型水合物的形成过程。渗漏体系里往上运移的甲烷气（游离）、原位孔隙水（包括溶解气及溶解盐）与固体骨架共同作用，生成水合物并在孔隙里沉淀胶结成藏；在这一过程中游离气迁移改变沉积层的地质属性，是渗漏型水合物成藏的控制性因素之一。根据流动－传输－反应机理建立了多相流模型，以反应开始和结束2个时刻演绎了水合物形成过程中，孔隙毛细压力、渗透率、各相饱和度和盐度的联动变化关系，并结合南海北部神狐海域地质勘探资料评估水合物赋存情况，推断该区域水合物饱和度最大能达到75％。

关键词：游离气；甲烷水合物；通量

The Methane Hydrate Formation and the Resource Estimate Resulting from Free Gas Migration in Seeping Seafl0or Hydrate Stability Zone

Guan Jinan¹,Liang Deqing^1*,Wu Nengyou¹,Fan Shuanshi²

1.Guangzhou Institute of Energy Conversion/Key Laboratory of Renewable Energy and Gas Hydrate,CAS,Guangzhou 510640,China

2.South China university of Technology,Key Laboratory of Enhanced Heat Transfer and Energy Conservation,MOE,Guangzhou 510640,China

Abstract:It is a typical multiphase flow process for hydrateformation in seeping seafloor sediments.In order to accurately assess the potential of marine hydrate resources,the formation of hydrates in seafloor sediments must be researched.The rising free methane,in-situ pore water(including dissolved gas and salt) and solid grains react with each others in sediments,and then methane hydrates form and precipitate in pore.Free gas migration alters the geological properties of the sediment layer.It is one of the key factors to control hydrate formation in seepage system.According to this kind of flow-transfer-reaction process,a multi-phase flow model including water-gas (free gas)-salt-hydrate has been eatablished.In the order of two different scene (the beginning and the end) ,the relationship alteration of capillary pressure,permeability,phase saturations and salinity with the formation of hydrate have been deducted.Based on the rules drawnfrom the simulation,and combined information gottenfrom drills in field,the methane hydrate(MH)formation in Shenhu area of South China Sea has beenforecasted.It has been speculated that there may breed a moderate methane flux below this seafloor HSZ.If the flux is about 0.5 kg·m-²·a-¹,then it will go on to evolve about 2 700 ka until the hydrate saturation in pore will arrive its peak (about 75%).

Key words:free gas; methane hydrate; methane flux

0 引言

甲烷水合物（MH）在全球海域和冻土层广泛存在^[1-2]，据估算约有1.2×10¹⁷m³甲烷以水合物形式存在海洋里（STP），另有大约10¹⁵mol的甲烷以游离或溶解的形式存在于沉积层孔隙中^[3-4]。渗漏型水合物储层由于具有分布集中、储藏密度大、成藏与物化条件优越等特点^[5]，其资源意义十分重要。

在海底多相流体流动区域沉积层孔隙里水合物的形成是一种典型的多相流输运传递过程^[6]，除了气（游离气和溶解气）、孔隙水和盐外，已生成的水合物也影响着水合物的进一步继续形成。对于这种多相流过程，Clennell,et al.^[7]解释了甲烷气体迁移和聚集对水合物形成的影响；Milkov,et al.^[8]分析了ODP1249站位的水合物岩心后，指出在这种体系里水合物、气和盐三相可以共存；数值模拟结果也显示了温度、压力、甲烷体积分数以及盐度等相互间的演变关系^[11]。然而，水合物的形成将吸收孔隙内的水和气，直接导致多相流组分的变化；同时，水合物胶结沉积层骨架使得含水合物沉积地层的结构和属性发生改变，这些都必须研究确定。

渗漏区域里游离气不仅在水合物稳定区域（hydrate stable zone,HSZ）的底界下大量聚集，而且在HSZ内也快速迁移，提高沉积层孔隙内盐度，进而改变该体系下的地质分层，产生诸如水合物－离气－盐三相共存^[12]、海底气体“火焰”^[13]等现象；一方面说明游离气参与了水合物形成，另一方面也成为探测水合物成藏的间接证据。我国南海神狐海域地质勘探、实地钻井取样及岩心分析表明，该区域很可能是渗漏类型的水合物储藏^[14-18]，本文将结合渗漏类型水合物形成规律分析神狐海域的甲烷水合物储藏状况。

1 游离气迁移与相图

当富含饱和溶解甲烷的孔隙水夹裹着游离气从游离气区域（free gas zone,FGZ）上移，刺穿HSZ底部并进入HSZ内，溶解甲烷首先在孔隙内生成MH并沉淀，使孔隙水中的甲烷浓度变低，游离甲烷气部分溶解在孔隙水中，部分也同时生成MH，直到当地的孔隙空间内MH浓度达到饱和，底部新进入的流体和游离甲烷则继续上移，重复生成MH。由于盐离子被水合物晶体排斥，在孔隙内MH周围盐离子浓度变大，改变MH生成的热力学相平衡条件，抑制MH的生成，并使得HSZ厚度变少，源源不断供应的游离甲烷气增强了盐离子的这种抑制效应。当原位沉积物孔隙里的MH达到最大饱和度后，系统变稳定，不会再有MH的形成，游离气顺利穿越HSZ抵达海底，渗漏进入并溶解在上部海水里（图1）。一般而言，沉积孔隙中的MH生成是一个两相和三相之间的转化过程：气－水相变为气－水－水合物，最后仍变为气－水相。

图1 南海北部的甲烷水合物赋存区域，（A）温度－深度相图，（B）浓度－压力相图

当游离气进入HSZ区域内后形成水合物，改变孔隙内的盐度，进而影响水合物的形成和形态， （A）图中当盐度由3.4％升高到13.6％(4倍）时，水合物区域由EBC减少为EAD，底部深度由403 m减少至384 m，减少区域约为原区域的9.85％，相应在图B中底部由点H至点I；当游离气从底部上升穿越BH线后（3.4％盐度w(Na Cl），或线AI 13.6％盐度），在线GH (FI）右边水合物形成，同时，水合物－游离气－盐共存。

2 多相流分析

2.1 模型建立

对于由气－液－固三相和甲烷－水－盐－水合物4组分组成的多相流系统，做以下假设：

1）不考虑组分分子扩散，沉积物孔隙始终被组分完全填充，且为各向同性。

2）渗漏气体为单组分甲烷，以游离甲烷和溶解甲烷形式存在，初始溶解甲烷饱和。

3）盐仅溶解且始终在孔隙水里，不考虑盐饱和度变化导致的盐结晶析出。

根据以上假设，分别建立气、水两相的传输方程：

对水，其存在于水合物和液态水里：

南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集

对甲烷，其存在气相、液相和水合物中：

南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集

式（1）、 （2）中：φ为地层孔隙度；Sκ为组分体积饱和度；ρ_K为组分密度（kg/m³）；甲烷在水中的质量分数为其溶解度

；η_K表示水合物中组分的质量分数；k、k_rβ分别为地层固有渗透率（m²）和组分相对渗透率；μ_K为组分黏度（Pa·s）; P_K为相压力（MPa）; g为重力加速度（kg/m³）;C_g为甲烷气的压缩系数，由式（3）定义，B_g为甲烷体积系数：

南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集

另外，再加上饱和度的限制条件和毛细压力公式即可构成方程组：

南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集

游离气饱和度可以通过线性回归确定：

南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集

采用的相关参数见表1。

2.2 结果讨论

当甲烷气（游离态）和水（含溶解气）进入HSZ内，水合物在合适的温度、压力和盐度条件下形成；同时，沉积地层的各个属性和流体性质也随着水合物的形成而改变。

2.2.1 HSZ内MH形成过程

按气相甲烷饱和度始终为2％，甲烷渗漏通量为0.5 kg/m²·a这一临界状态演绎水合物的形成过程（图2）。

图2 在开始36d和结束3100ka不同时刻里随着游离甲烷的不断进入HSZ内，（A）孔隙里气液间的毛细压力，（B）含水合物沉积层的渗透率，（C）气、水、水合物饱和度，和（D）孔隙盐度的变化过程；在图中HSZ底界处于403m（bsf）处，边界条件见图1

当t=36 d时，海底深处的甲烷进入HSZ底部，水合物形成，底部通入的甲烷对HSZ内水合物形成的影响已经达到海底处（图2a C）；由于水合物的形成，气液界面接触面积和张力均发生改变，导致毛细压力也在此段距离上随之变大（图2a A）；同时，沉积层渗透率由于水合物的胶结开始变小（图2a B）；盐离子被排挤使得当地孔隙水盐度变大（图2a D）。

当t=3 100 ka时，反应结束，HSZ内MH不会继续生成。从图2b C可以看到，由于限制海底处的S_h为0，此处的水合物饱和度梯度很大，这也说明若模型考虑到海水里的HSZ，则S_h将在这个区域继续生成；此时，海底处最大的P_c可以达到约30 k Pa（图2b A）；而水合物胶结砂土沉积物后渗透率达到约10^-20m²，已到达相当致密程度（图2b B）；盐度在HSZ底部边界处达到最大可达约16％（图2b D）。

表1 模拟南海神狐海域MH形成采用的相关参数数据

2.2.2 甲烷渗漏通量

另一个影响水合物形成的重要参数是甲烷渗流通量q_m(kg/m²），不同的渗流通量使得水合物的形成速度、成藏资源量甚至含水合物沉积层的成藏形态和产状上都有很大不同。Roberts et al^[19]描述了墨西哥湾海底慢速、中速、快速3种渗漏区域海底的地质形态，陈多福^[20]；建立了1种渗流模型并提出了1种划分这3类不同渗漏类型的标准；据此，在相同游离气饱和度情况下（进入HSZ底部的S_g均为0.1）分别计算了6种不同渗流通量，以探讨渗流通量对渗漏系统MH形成过程和成藏的影响关系。表2为在慢速、中速、快速3种渗漏通量区间内，分别计算2个不同q_m值，最小从0.05 kg/(m²·a）一直到100 kg/(m²·a），这样的取值范围基本上能包括目前在全球海域发现的水合物渗漏区域的通量大小范围。

表2 不同甲烷渗漏通量范围决定的渗漏体系演化阶段

计算表明在每种渗漏通量下，水合物的产量均在刚开始一个很短时间内急剧增大，然后在更长时间缓慢增长。在慢速及慢速与中速接近处（0.05 kg/(m²·a）、0.5 kg/(m²·a）、1 kg/(m²·a)），水合物生成达到最大所用时间相差不大，基本一样，而往上，q_m值越大，所用时间越短；q_m从0.05 kg/(m²·a）到100 kg/(m²·a），水合物达到最大的时间从2 400 ka减少到227 ka，最大q_m值所用时间是最小q_m值的9.5％；然而，水合物单位面积产量也从38.35 kg/m²变为36.15 kg/m²，减少了约5.7％，判断这也是因为水合物生成速度变快后沉积层孔隙度和渗透率急剧降低，阻碍了水合物进一步的充分形成。

3 神狐海域水合物成藏反演

按照海底深度1 250 m、海底温度3.4℃、地温梯度为45℃/km、沉积层压力梯度10 MPa/km、孔隙平均盐度为3.5％等5个基本参数进行计算神狐海域的温压环境。目前并没有该区域HSZ内或BSR区的游离气饱和度估计，但由于整个南海北路陆坡区地质构造与墨西哥湾类似，可大致按底部进入HSZ内的游离气饱和度5％计算^[20]；同时，也并不知道神狐地区深处进入HSZ底部的甲烷渗漏通量，然而，在SH2钻位约80 m厚度范围内水合物最大饱和度达48％，相比较典型的渗漏地点， Cascadia水合物脊1249、1250站位，约130 m厚度内最大饱和度可达约70％，其渗漏甲烷约为0.98 kg/(m²·a），推测神狐海域的甲烷通量可能属于中等渗漏范围内（表2）。据此，有了这些基本物性参数，结合已探测的水合物饱和度、孔隙盐度等资料，即可进行合理推测。

在上述给定物性参数下，首先模拟计算了出现探测的水合物饱和度分布时的大致情况，以q_m为0.5 kg/(m²·a）计算的甲烷饱和度分布图形和孔隙盐度见图3，与钻探结果相比能较好吻合，

图3 神狐SH2站位水合物饱和度分布

黑色点为实地测试水合物饱和度分布，红色点线为根据水合物在深度上的分布模拟获得的曲线，最大饱和度约为48％。

在模型里限制海底表面处水合物饱和度为0，计算继续演化直至达最大饱和度（75%）的反应时间约5 500 ka（图4），这说明该区域在气液流进入水合物稳定区域内刚开始一段时间内大量形成并聚集。按该区域约16 km²范围内存在着甲烷水合物藏，以面积概率为10％，深度概率为20％，同时孔隙甲烷转化率假定为10％，计算得约5 500 ka后，该区域资源量达最大可达约1 250亿m³甲烷气，是当前估计的约7～8倍。

图4 神狐地区SH2充分发育后的水合物分布云图

4 结束语

富含游离气并快速迁移的海底渗漏区域被认为是最具有开采潜力的水合物储藏。根据流动－输运－反应机理建立了模拟渗漏型水合物形成并成藏的多相流动模型，通过开始和结束2个不同时刻演绎了游离气迁移时，随着水合物的形成，沉积层孔隙内毛细压力、渗透率、各相饱和度和盐度的联动变化关系分析了水合物的形成过程中，并探讨了渗漏通量对水合物成藏的影响。最后，结合神狐海域的地质资料，推断了该区域水合物的成藏类型，以及其资源潜力。

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图木舒克市17285445252： 可燃冰从海底取出运到地面上将会发生什么变化? - ？
何味递法： 原先是固体的可燃冰立刻变为气体甲烷 因为可燃冰的形成条件是低温高压

图木舒克市17285445252： 甲烷水合物通常存在哪里? - ？
何味递法： 甲烷水合物作为替代能源的行动.甲烷水合物也称“可燃冰”,是甲烷气体和水分子形成的笼状结晶,将两者分离,就能获得普通的天然气.这种外面看起来像冰一样的物质是在高压低温条件下形成的,也就是说,它通常存在于大陆架海底地层...