呂萬軍地質大學同位素

㈠ 拉曼光譜原位觀測鹽水溶液和南海神狐沉積物中水合物形成後的甲烷飽和濃度

王菲菲¹，呂萬軍¹，業渝光²,³，劉昌嶺²,³，王夢涵¹

王菲菲（1987－），女，碩士研究生，主要從事天然氣水合物實驗模擬研究，E-mail:[email protected]。

呂萬軍（1972－），男，教授，主要從事天然氣水合物成藏機理與分布規律研究，E-mail:[email protected]。

1.中國地質大學資源學院，武漢430074

2.國土資源部海洋油氣資源和環境地質重點實驗室，山東青島266071

3.青島海洋地質研究所，山東青島266071

摘要：水合物形成於相對低溫高壓環境，在這種條件下對水合物形成後的流體中殘留的甲烷濃度進行直接的原位觀測非常困難。本文通過拉曼測試和顯微鏡下觀察，對人工毛細管中甲烷水合物在不同濃度的鹽類溶液及南海神狐鑽區SH2和SH5 2個鑽孔沉積物中的溶解和生長動力學進行了研究。測定了5% Na C1溶液中溫度為274.15～293.15 K，壓力為10.1～40.2 MPa,10%Na C1溶液中溫度為274.15～297.15 K，壓力為12.6～39.0 MPa，南海神狐SH2和SH52個鑽孔沉積物中溫度為277.15～293.15 K、壓力為10～30.0 MPa條件下甲烷溶解度的數據。觀測了水合物生長－溶解的過程，水合物粒度隨時間的變化。對純水體系和鹽水體系水合物的溶解和生長進行對比，發現隨著鹽度的增加，流體中甲烷的平衡濃度呈降低趨勢。總體上看SH5井沉積物中水合物溶解－生長平衡時甲烷的飽和濃度，比相同溫度下SH2井沉積物中水合物溶解－生長平衡時甲烷的飽和濃度要高一些。水合物在SH5井沉積物中形成不如SH2井沉積物中那樣容易，或許是目前沒有鑽遇水合物的原因之一。

關鍵詞：甲烷水合物；鹽水溶液；神狐沉積物；拉曼光譜；實驗研究

1 引言

天然氣水合物（gas hydrate），是一種由天然氣和水在一定條件下形成的類冰的，可燃的，非化學計量的籠形結晶化合物；其廣泛分布在地球的永凍帶和深海海底沉積物中，儲藏量巨大，燃燒時釋放的熱量高，且對環境污染小^[1-3]。在能源危機的時代背景下，作為21世紀的新能源，其勘探和開發受到了各國科學家和政府的重視，成為當前水合物研究的熱點。與水合物熱力學研究相比，水合物動力學研究起步較晚，過程較復雜，影響因素較多。目前研究重點主要集中在水合物生成和分解動力學機理的實驗研究、計算機分子動力學模擬和動力學促進劑或抑制劑等幾個方面。

海洋環境中天然氣水合物的形成除了需要合適的溫壓條件外，還必須有充分的甲烷供給，即流體中溶解甲烷的濃度必須飽和。南海水深大於800 m的海底幾乎都有適合於天然氣水合物的溫度和壓力，因而以穩定域來圈定水合物資源的勘查范圍顯得過大，需要在穩定域內進一步縮小范圍、確定水合物可能賦存的地段和層位^[4]。由於形成水合物需要另一個重要的條件——溶解甲烷的濃度必須飽和，水合物才能夠形成和存在，因此水合物實際賦存層位孔隙流體的溶解甲烷濃度應該等於對應的飽和濃度。當流體中甲烷含量超過這一飽和濃度時，甲烷便會發生水合、生長從而形成水合物；當流體中甲烷含量小於這一濃度時，水合物便會向水中溶解以增加溶解甲烷量。水合物存在時水中甲烷的飽和濃度是維持水合物存在所必需的甲烷含量^[5]。縱觀前人的甲烷溶解度溫壓測試范圍（表1），多為高溫高壓條件下集中於氣－液平衡區的數據，但是海底70％以上的天然氣水合物處於水合物－水平衡體系，水合物－水平衡體系二相平衡的溶解度數據還非常少。利用經驗公式或模型計算的鹽水體系中，甲烷溶解度數據也相差較大。近年來，由於水合物研究的需要，水合物－水平衡體系二相平衡的溶解度實驗逐漸成為研究的熱點^[23,24]。

利用計算拉曼光譜的譜峰面積比值來獲取流體中溶解甲烷濃度的方法已經非常成熟，這是因為在相同的測試條件下，流體中各組分拉曼光譜的譜峰面積比值與這些組分的摩爾分數有著很好的線性關系，用經過實驗校正的比例系數來獲得摩爾濃度的誤差在5％左右。因此，本文擬在高壓透明腔體中合成甲烷水合物，並利用拉曼光譜技術在低溫高壓條件下對甲烷水合物在不同濃度的鹽類溶液及南海神狐鑽區沉積物中的溶解和生長進行原位觀測，測定了5%Na Cl溶液中溫度為274.15～293.15 K，壓力為10.1～40.2 MPa,10%Na Cl溶液中274.15～297.15 K，壓力為12.6～39 MPa，南海神狐SH2和SH52個鑽孔沉積物中溫度為277.15～293.15 K、壓力為10～30 MPa條件下甲烷溶解度的數據。

表1 鹽類溶液中甲烷溶解度實驗情況

1 實驗設備和實驗方法

1.1 鹽水溶液－甲烷樣品的准備

本實驗在一種小巧的管狀的透明高壓腔內進行。高壓腔主體部分是一個透明的長10 cm左右（外0.36 mm×0.36 mm，內0.05 mm×0.05 mm）熔融毛細石英管。石英管一端用氫氧焰封死，另一端（開口端）通過高壓密封膠、閥門與進樣和加壓系統相連（圖1）。由於腔體小巧，壓力和溫度的控制非常容易。實驗中甲烷純度為99.99％，壓力由數顯壓力表讀數，溫度通過冷熱台的TMS94溫控儀控制和自動監測^[24-25]。

實驗時，採用如下步驟：1）用甲烷氣反復沖洗高壓腔體和管線（打開V14、V7、V2以外所有的閥門開關，通過反復開關V14、V7來引入甲烷氣和排空氣體來沖洗），然後關閉V14、V7、V8;2）在高壓腔體內裝入一定量的甲烷（甲烷量的增加可以用壓力泵加壓來獲得），關上V1，將高壓腔體甲烷暫時密封；3）裝水（先關閉V6、V4、V8，打開V2以釋放V8-V2之間的壓力；然後打開V8，推動注射器使二次去離子水充滿V8-V2之間的管線，待與V2相連的排氣管出水後關上V2、V3）；4）加壓，打開V4,V1，用壓力泵增壓，推動V4-V2的水柱來壓縮高壓腔中的甲烷氣，當高壓腔中的水氣比例合適後記下壓力（比如壓力為24 MPa,35 MPa等），關閉Vl;5) 2～3 d後體系基本上達到溶解平衡；用經過液氮降溫後的氮氣對管狀透明高壓腔進行冷卻，在－40℃左右水合物首先出現於氣液界面附近並快速生長，一段時間後氣相氣體完全轉變為水合物，逐漸長出晶體；6）將管狀透明高壓腔水平方向安放在X-Y-Z控制台上的恆溫空氣浴中，保持若干時間後進行拉曼觀測。

圖1 實驗裝置示意圖

圖中陰影部分為帶有2個控制開關的三通閥門，V1—V14為閥門開關

1.2 神狐沉積物－海水樣品的准備

在石英圓管中裝入一定數量的神狐沉積物，沉積物總長通常為1～2 mm，抽真空後再裝入一定量的南海海水，接上閥門後與高壓管線連接，而後再次抽真空後裝入甲烷氣使高壓下的氣體將液體壓入管內，使得管內形成了沉積物－海水－甲烷氣體的分布（圖2）。樣品為連接一段充滿甲烷氣體的管線和閥門的開放樣品，以保證在實驗過程中壓力保持穩定，從而測定各個壓力下沉積物－海水體系下的甲烷飽和度。

對流體中溶解態甲烷的檢測主要在水合物生長的前緣附近，測量時保持激光聚焦於水平放置的高壓腔的中心高度以獲得最佳效果，光譜採集范圍為2 700～4 000 cm^-1，每個採集40 s並累積3次。甲烷的峰面積用GRAMS32/AI軟體（Galactic Instries）積分。A(H₂O+CH₄）為2754～3850積分的總峰面積，A(CH₄）為2 890～2 930積分的峰面積，A(H₂O）是這兩者之差，代表水的峰面積，A(CH₄)/A(H₂O）為甲烷與水的峰面積比值，X(CH₄）為校正後的甲烷摩爾分數。

圖2 管式透明高壓腔中沉積物、氣泡管中分布示意圖

2 結果與討論

2.1 鹽類溶液中甲烷水合物生長－溶解平衡實驗

觀測中發現，隨著水合物的生長，溶液中的甲烷被逐漸消耗，甲烷峰的強度逐漸變小顯示出溶解甲烷的濃度逐漸降低，而降低的幅度隨著時間的延續而逐漸減小，2～3 h後基本上不再變化。此時體系中水合物和溶解態的甲烷基本上達到平衡，可以把相應的濃度作為水合物形成後甲烷在流體中的飽和濃度。利用這一方法，分別測試了2個鹽度（5％、10%）、溫度（1～20℃）壓力（10～40MPa）條件下的飽和濃度（圖3，圖4）。

圖3 5%NaCl溶液中水合物晶體出現後溶液中的拉曼光譜圖

圖4 實驗測定在鹽水體系中合成的細小水合物晶體

2.1.1 鹽水中溶解甲烷含量的標定

鹽水溶液中測定水合物溶解－生長平衡需要解決2個技術難題：一是鹽類離子對流體中甲烷與水的相互作用產生影響而影響了拉曼定量因子，二是水合物生長－溶解過程會導致鹽度的變化和不均一。

在CH₄-H₂O-Na Cl體系中，拉曼活性物質為CH₄和H₂O，作為自然界流體中最常見的單個陰離子Cl ，會與水絡合成穩定的絡合基團，在測定的溫度范圍內無拉曼顯示，Cl 離子會阻礙甲烷水合物氫鍵的形成，也就是說鹽類物質對水合物的生成起抑製作用。在CH₄-H₂O-Na Cl體系中CH₄和H₂O的濃度比與其相應的拉曼峰面積比值線性相關，即：

南海天然氣水合物富集規律與開采基礎研究專集

其中：A為拉曼峰面積；C為摩爾濃度；η，Φ，S分別為光譜截面散射系數、儀器影響系數以及鹽度影響系數；F為拉曼定量因子；也就是說拉曼定量因子即為峰面積比與摩爾濃度比之間的相關系數。

研究表明，鹽水溶液中，隨著鹽度的增加拉曼定量因子有所加大（圖5、圖6）。鹽度對拉曼定量因子近似成線性影響（圖7）。

圖5 實驗測定的不同鹽度下甲烷摩爾分數與峰高（H）比值的關系

圖6 實驗測定的不同鹽度下甲烷摩爾分數與峰面積（4）比值的關系

圖7 實驗測定的鹽度對拉曼定量因子近似成線性影響

圖中PAR為峰面積比，HR為峰高比

2.1.2 鹽水中水合物生長－溶解平衡濃度

實驗測定了5％和10%Na C1溶液中水合物溶解－生長的平衡時的峰面積比值。由於在1～100℃范圍內L-V平衡時和L-H平衡時峰面積比與甲烷摩爾分數之間的線性關系與溫度的變化無關，故可以利用氣－液平衡時的相關系數推導出水合物與Na Cl溶液共存時溶解甲烷的平衡濃度，結果如表2、表3、圖8和圖9所示。

表2 5%NaCl溶液中水合物溶解－生長的平衡濃度（m(CH₄)=3.0875HR）

表3 10%NaCl溶液中水合物溶解－生長的平衡濃度（m(CH₄)=3.501225HR）

續表

圖8 5%NaCl溶液中水合物溶解－生長的平衡濃度

圖9 10%NaCl溶液中水合物溶解－生長的平衡濃度

2.2 南海沉積物－海水中甲烷水合物生長－溶解平衡實驗

樣品裝好後即放在室溫下靜置12個小時左右，使溶解甲烷在沉積物及溶液中分布均勻。實驗時把樣品放入冷熱台中，在室溫下記錄溶解甲烷的拉曼光譜圖，而後降低溫度到溶液結冰，石英管中顯示弱的水合物信息。之後再緩慢升溫至水合物不至於分解但溶液中冰融化的溫度，再降溫至氣液界面處發生細微變化，水合物成核、水合物迅速生長，可以見到氣泡推動沉積物向前生長，臨近沉積物與管壁間開始出現水合物小顆粒。在顯微鏡下觀察，可以看到沉積物與游離氣間的水合物呈針狀生長，游離氣泡表面形成的水合物薄膜，以及管壁上發絲狀的水合物晶體（圖10）。

合成水合物後，開始測定水合物存在於沉積物孔隙流體中飽和甲烷濃度。先調節溫度，使溫度穩定在要觀測的目標溫度，每次在目標溫度穩定0.5 h左右，使甲烷濃度相對穩定後開始打溶解甲烷的拉曼光譜圖，獲得不同溫度壓力下的拉曼響應（圖11，圖12）。

圖10 南海沉積物－海水體系中合成的水合物

圖11 SH2井沉積物－海水體系25.6MPa下液相拉曼光譜隨溫度的變化

圖12 SH5井沉積物－海水體系29.7MPa下液相拉曼光譜隨溫度的變化

2.2.1 沉積物中溶解甲烷含量的標定

在甲烷－神狐沉積物－海水平衡狀態下，測得不同溫度壓力下的拉曼響應，計算了相應的峰面積比值（PAR），利用氣－液平衡狀態方程計算對應溫度壓力下甲烷的飽和濃度，從而建立水溶液中溶解甲烷摩爾分數[m(CH₄)]與拉曼峰面積比值的對應關系（圖13）。

圖13 實驗測定的海水體系與純水體系甲烷摩爾分數與峰面積比值的關系

2.3.2 沉積物－海水體系中水合物生長－溶解平衡濃度

用拉曼光譜技術在低溫高壓條件下對南海神狐鑽孔沉積物中水合物溶解－生長平衡時流體相甲烷濃度進行了原位觀測，獲得了4～18℃和15.3,25.6,29.7（±0.4%)MPa下「海水（Lw)－水合物（H）」二相體系飽和甲烷摩爾分數[m(CH₄)]實驗數據（表4）。

表4 用拉曼光譜原位觀測法獲得的不同溫度和壓力下沉積物－海水體系水溶液中溶解甲烷摩爾分數[m(CH₄)]與液相拉曼光譜峰面積比值（PAR）的對應關系實驗數據

續表

實驗觀測發現，無論SH2井的沉積物還是SH5井的沉積物，水合物溶解－生長平衡時甲烷的飽和濃度都與溫度成正相關關系，溫度升高時甲烷飽和濃度上升，溫度下降時甲烷飽和濃度降低（圖14）。究其原因，可能與兩孔沉積物礦物組成差異有關。SH5井的沉積物方解石含量比SH2井要高出很多，溶解度是否受其影響，有待於今後進一步工作檢驗。

圖14 南海神狐沉積物－海水體系中水合物溶解－生長的甲烷平衡摩爾分數

3 結論

通過觀察人工毛細管中甲烷水合物的形成和分解過程，可以得到以下結論：

1）從測定的鹽水溶液中水合物溶解－生長平衡濃度來看，鹽度有一定的影響，鹽度的增加，降低了流體中甲烷的平衡濃度。目前，形成天然氣水合物所需氣體的溶解度的數據不多，主要以理論值為主，而實驗數據甚少。Handa計算了甲烷水合物－水兩相體系平衡時鹽度和壓力對甲烷溶解度的影響，且實驗證實在此兩相體系中甲烷溶解度受溫度的影響比壓力更為顯著，在本次實驗過程中也得出了相同的結論。

2）總體上看SH5井沉積物中水合物溶解－生長平衡時甲烷的飽和濃度，比相同溫度下SH2井的沉積物中水合物溶解－生長平衡時甲烷的飽和濃度要高一些。似乎表明，SH5井沉積物中形成水合物需要比SH2井沉積物中有更高的甲烷含量，水合物在SH5井沉積物中形成不如SH2井沉積物中那樣容易，或許是目前沒有鑽遇水合物的原因之一。

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㈡ 南海東沙海域水合物成藏動力學模擬

郭依群^1,2，李桂菊³，喬少華³，庄新國³

郭依群（1968－），女，高級工程師，主要從事石油地質和天然氣水合物的研究，E-mail:[email protected]。

註：本文曾發表於《現代地質》2010年第24卷第3期，本次出版有修改。

1.廣州海洋地質調查局，廣州510760

2.中國地質大學海洋學院，北京10083

3.中國地質大學資源學院，武漢430074

摘要：基於南中國海東沙海域某地震剖面資料，利用Basin2二維模擬軟體，結合研究區有關地溫場、熱流探測資料和ODP184航次調查的岩心數據，重塑了研究區沉降史、有機質生烴史、古地溫場與熱史變遷。進而利用「生物成因天然氣水合物成藏動力學模擬系統」軟體，模擬了水合物聚集的過程與分布范圍。模擬結果表明，研究區水合物穩定域較厚（200～250 m），有機質含量適中，生物成因甲烷主要在海底1 km以淺范圍內形成。穩定域之下早先埋藏的沉積物中有機質形成的生物成因甲烷在壓實流的作用下能夠向淺部層位中運移聚集，從而對現在的礦層有所貢獻。水合物主要賦存於穩定域底部以上50 m的層位內，富集帶中水合物的平均質量分數在5％左右。

關鍵詞：天然氣水合物；成藏動力學；模擬

Simulation of Reservoir Dynamic of Gas Hydrates of Dongsha Area of South China Sea

Guo Yi qun^1,2,Li Guiju³,Qiao Shaohua³,Zhuang Xinguo³

1.Guangzhou Marine Geological Survey,Guangzhou 510760,China

2.School of Marine Geosciences,China University of Geosciences,Beijing 10083,China

3.Faculty of Earth Resources,China University of Geosciences,Wuhan 430074,China

Abstract:Based on the seismic profile data of Dongsha of the South China Sea,using a two-dimensional simulation software,Basin2,combined with the data of the geothermal field,heat flow and core of leg 184 of ODP,this paper rebuilt the subsidence history of the study area,the hydrocarbon-generating history of the organic matter,and the change history of the ancient geothermal field and thermal.The paper simulated the process of hydrate accumulation and distribution with 「Biogenic Gas Hydrate Reservoir Dynamics Simulation System」 （Hydrate Dynamics).Simulation results show that the thickness of the hydrate stability region is large (200～250 m) ,and organic matter content is moderate,biogenic methane is generated 1000 m bsf.Biogenic methane generated by the organic matter in the sediments buried previously under the stability region can migrate to and accumulate in the shallow strata because of the compaction flow,and contribute to the current mineral deposit.Hydrate occur in the stability region mainly for the thickness of 50m,and average saturation of hydrate is about 5%.

Key words:gas hydrates ; reservoir dynamic; simulation

0 引言

研究海底天然氣水合物實際分布與賦存狀態是天然氣水合物資源評價的核心環節，水合物成藏動力學研究的目的在於掌握時空上水合物形成、分布與演化的規律。

天然氣水合物的成藏是一個動態的過程，包括海底甲烷氣產出動力學、流體運移動力學、水合物成核生長動力學等。構造條件、沉積條件和溫壓場條件的變化，都導致水合物的再分解與再聚集。因此，必須用系統、動態、整體的觀念來分析水合物的成藏機理，指導評價。天然氣水合物的成藏動力學模擬主要研究以下3個方面的內容：1）利用盆地分析技術、盆地模擬技術研究深水盆地沉積體系的構成和分布，反演沉積盆地動態演化的歷史；2）模擬盆地內部溫度場、壓力場、流體動力場的變化對甲烷的生成、排出、運移、進入穩定帶形成水合物這一過程的控制，模擬水合物動態聚集－消亡的過程；3）基於天然氣水合物成藏動力學模擬，對穩定帶內水合物實際生成部位進行預測，實現水合物資源的定位預測與定量評價。

南海東沙海域具有豐富的水合物資源潛力，廣州海洋地質調查局通過地震手段發現了BSR等典型標志以及與水合物相關的地球化學異常^[4]。本文利用Basin2盆地模擬軟體，基於東沙海域實際的地質、地球物理、地球化學資料，結合ODP184航次的鑽探資料，重塑了研究區沉降史、有機質生烴史、古地溫場與熱史變遷。在此基礎上，利用「863」課題研發的「天然氣水合物成藏動力學模擬」軟體，進一步模擬了該海域水合物在時空上的形成、分布及演化規律。

1 區域地質背景

東沙海域位於南海北部陸坡的東部，水深介於200～3 000 m之間（圖1），覆蓋了珠江口盆地、東沙群島、台西南盆地和筆架南盆地的部分地區。東沙海域的地質發展歷史與南海北部陸緣相似，經歷了由板內裂陷演變為邊緣坳陷的兩大演化階段。晚白堊世到早漸新世為裂陷階段，在南海北部形成了一系列地塹或半地塹型拉張盆地，盆地內發育了充填型的陸相沉積。晚漸新世以來，南海北部陸緣區自東向西進入坳陷階段，形成了海陸過渡相——以海相沉積為主導的區域性沉積層^[1]。

圖1 南海東沙DS-A地震剖面（虛線中為模擬選取的部分）

T₂.上新世/中新世；T₃.晚中新世/中中新世；T₅.中新世/漸新世；T₇.晚始新世/中始新世

本文通過對東沙群島南部經過ODP184航次1146和1148鑽孔的高解析度地震測線DS-A（圖1）進行盆地模擬和水合物成藏動力學的模擬，進一步了解水合物聚集的過程與分布范圍。

2 研究區Basin2模擬

Basin2盆地模擬軟體由美國伊利諾斯大學開發。它主要以地質流體為研究對象，可以對沉積盆地進行岩石孔隙度和滲透率的演化、盆地壓力場及流體勢的演化、地質流體流動樣式的演化、盆地古地溫史的演化、地層中有機質熱成熟度的演化等工作^[2]。

Basin2模擬主要需要地質、岩石物理學和流體力學3大類盆地數值模擬參數^[3]，這些參數的正確選取直接關繫到模擬結果的可信度。在參數選取的過程中，盡量保證各種參數與東沙海區的實際情況一致，而目前沒有從相關資料獲得的參數則採用了程序設定的默認值。

2.1 模擬參數

模擬前首先根據地震剖面劃分沉積層序（圖1），確定各層序界面的時間，以及各個時期沉積厚度與沉積速率；依據實際調查資料確定或類比盆地中沉積充填物的岩性（孔隙度、壓縮率）、有機質的含量與分布；依據地層古生物資料確定古水深、古地溫及其變化，然後利用這些數據進行模擬，處理和解釋模擬結果。

2.1.1 地質參數

盆地數值模擬中的地質參數包括地層地質年代、地層厚度、地層岩性、古水深、古地表溫度、古熱流以及盆地發育過程中的地質事件等內容。

地層地質年代 本次模擬中各地層地質年代是：T₂為上新世與中新世的分界，T₃為晚中新世與中中新世分界，T₅為中新世與漸新世分界，T₇為晚始新世與中始新世分界^[4-5]。此參數是根據廣州海洋地質調查局的研究成果和ODP184航次的鑽探資料確定。

地層厚度 這是盆地數值模擬中最主要的參數，包括模擬區自下而上的分層地層厚度。根據廣州海洋地質調查局地震反射界面的埋深圖間接測量求取。

地層岩性 Basin2盆地模擬系統所能處理的岩性預設的為砂岩、泥岩、灰岩等三類岩性。用戶也可以根據模擬區域的實際情況定義多種岩性。本次模擬中，岩性參數主要是根據ODP184航次1148站位鑽孔的岩性資料來確定（表1）。

表1 大洋鑽探184航次東沙附近各站位新生代各時期沉積物組分平均體積分數值（砂/粉砂/黏土）^[5]

古水深和古地表溫度 盆地演化過程中不同時期沉積水體的古水深一般可根據古生物及地層岩性等資料分析確定。模擬中古水深的取值是根據ODP184航次調查結果的古生物資料^[5]和廣州海洋地質調查局研究確定的東沙海區的沉積相^[4]粗略確定的。該地區自漸新世以來古海面變化范圍在－17～0m^[6]，對模擬的結果影響不大，所以沒有考慮古海面變化的影響。盆地演化期間不同時期的古地表溫度一般可根據全球平均溫度的變化並結合模擬區的古氣候變化趨勢和不同時期沉積水體的古水深，運用低緯度地區特別溫暖、溫暖和寒冷時期的不同深度水溫變化曲線分析確定。本次模擬只是根據現今的地溫梯度推算的。

古熱流 一般來說，盆地演化過程中的古熱流是無法測定的。但是，古熱流值一方面可以根據構造地質學原理進行推導，另一方面也可以根據區域構造條件選擇與現代相應的構造單元的大地熱流值進行類比後而借用。姚伯初等^[7]對南海新生代構造沉降史進行了模擬，結果顯示，自漸新世以來地幔熱流總的呈遞增的趨勢，但在珠一坳陷和東沙群島附近，現今的地幔熱流不如早期高。由於缺少古熱流資料，所以模擬過程只考慮了現今的熱流值^[7-9]。

2.1.2 岩性物理學參數

模擬過程中所要提供的岩石參數包括密度、孔隙度及其壓縮系數、滲透率、熱導率、熱容和熱膨脹系數等，其中岩石的滲透率是影響模擬結果的關鍵因素。

岩石密度 在計算中使用系統的預設值，泥岩的密度是2.65 kg/m³，砂岩的密度是2.74 kg/m³。

岩石的孔隙度 本次模擬是將ODP184航次1148站位鑽孔的孔隙度擬合曲線數值化，然後根據岩石孔隙度與深度的關系，計算確定泥岩和砂岩孔隙度隨深度的變化關系，分別為

泥岩：

砂岩：

式中Z為埋深，單位：m。

岩石的滲透率 滲透率是流體模擬中至關重要的參數。模擬過程中採用系統默認的孔隙度與滲透率的關系：

泥岩：lnk_x=8φ－7；

砂岩：lnk_x=15φ－3。

式中：φ是岩石孔隙度。

岩石的熱導率 岩石熱導率的確定在模擬盆地溫度場時也很重要，熱導率直接影響熱流值，同時也控制了流體運動對地溫場的影響。岩石的熱導率與岩石的孔隙度相關：

南海天然氣水合物富集規律與開采基礎研究專集

岩石熱容 模擬過程中使用Basin2系統預設的岩石熱容－溫度關系來確定岩石熱容。

2.1.3 流體性質參數

盆地數值模擬中多孔介質流體的物性參數主要包括流體密度、粘度、流體熱容、岩鹽飽和度等。圖2a、b分別表示了Basin2軟體中採用的流體密度和鹽度與溶液溫度、鹽度的計算關系圖^[10]。

2.2 模擬結果分析

本文用Basin 2軟體反演了盆地地史演化、有機質成熟度演化、流體場的演化、溫度－壓力場演化。

圖2 Basin2軟體中流體密度、粘度的計算方法

a.溶液的溫度、鹽度和壓力與溶液密度的關系；b.溫度、鹽度與溶液粘度的關系

構造沉降史 盆地的構造沉降是指由深部作用引起的基底沉降^[11]。東沙海區在漸新世以來到上新世—第四紀基本上一直處於沉降階段。漸新世以來，主要出現三次大的沉降速率，分別出現在漸新世、中中新世和上新世—第四紀。最大的沉降速率在中中新世。早中新世、晚中新世沉降速率較低。總體上沉降中心逐漸南移（圖3）。

有機質熱演化過程 對於新生代烴源岩，其熱成熟度主要取決於地溫。總的來說，在熱流值差別不是很大的情況下，埋藏較深的烴源岩成熟時間早，埋藏淺的成熟時間晚。而在熱流值差別大的情況下，成熟門限值存在較大差異。在熱流較高的地區，埋藏較淺就可成熟。而熱流較小的地區，要埋藏較深才能成熟^[6]。有機質熱演化R_o指數模擬結果（圖4）表明：剖面穿過的2個小窪陷中沉積層有機質都處於未成熟－低成熟階段，R。最大值為0.8％，而海底之下近2 500 m厚的沉積層中R_o均小於0.6％，中中新世以來，這些地層中有機質主要轉化為生物成因氣，是區內主要的水合物氣體來源。

流體動力場演化過程 流體動力場的演化過程（圖5）顯示。流體總體由底部的泥岩向淺層運移，然後在水合物穩定帶中向兩側運移。剖面兩端都有流體下滲的現象，可能是海水下滲的緣故，而在中間段沒有流體下滲的現象，這似乎可以說明淺層具有很好的蓋層，阻礙了流體的下滲，這對水合物的形成也是極其有利的。從流體運動的方向來看，主要是從底部的泥岩向淺層運移，如果深部的水和氣體到淺層一定的深度可以聚集下來，在特定的溫壓條件下可以在淺層形成天然氣水合物。

流體溫壓場演化過程 一般而言，水深在300 m以上，海底溫度為0～4℃，海底壓力已進入水合物穩定域壓力^[12]。研究區海底溫度為2～5℃，模擬區段的地溫梯度較高為8.3℃/100 m。壓力場演化過程顯示（圖6），早中新世開始（～20 Ma），該段發生超壓作用，這或許和漸新期的高沉積速率有關。第四紀以來的高沉積速率也造成異常高壓，這種底辟區附近的高沉積速率沉積區容易形成欠壓實區，可以提供良好的流體輸導體系。中中新世時期，該處的水合物穩定帶潛在厚度大約為140 m，晚中新世的穩定帶厚度大約為170 m，現今的穩定帶厚度在200 m左右，反映了天然氣水合物穩定帶隨時間和水深變化的動態過程。

圖3 南海東沙DS-A剖面地史演化模擬結果

圖4 南海東沙DS-A剖面有機質演化（R_o）模擬結果

圖5 南海東沙DS-A剖面流體場模擬結果

3 研究區水合物成藏動力學模擬

水合物成藏是宏觀地球動力學演化與微觀物質－能量演化的統一。Hydrate Dynamics軟體是將盆地分析思想、盆地模擬手段與天然氣水合物成藏動力學模型集成起來預測水合物資源分布和動態演化過程的一個二維可視化軟體。它以盆地動力學演化為框架，以海底生物成因甲烷的產出、含甲烷流體在沉積物中的流動－反應、甲烷與水在有利的物理化學條件下結晶形成水合物這一動力學過程為綱，基於實際的地質地球化學資料，正反演盆地尺度水合物在時空上的形成、演化、分布^[13]。它能客觀地揭示水合物成藏機理，分析水合物可能賦存空間的變化，預測水合物在二維空間上的分布，從而評價水合物的資源潛力。

基於Basin2的模擬結果，用Hydrate Dynamics軟體正演模擬了水合物的分布。

從南海東沙DS-A剖面水合物分布的模擬結果（圖7）來看，水合物主要分布在水深2 200～2 500m的陸坡區，水合物穩定域較厚，可達250m。水合物分布比較集中，海底以下200～250 m沉積層段是天然氣水合物最富集的地段，含水合物層厚約50 m，但水合物的飽和度較低，平均含量在5％左右。

綜合分析2個模擬結果：研究區自晚漸新世以來一直處於沉降階段；在中中新世時，區內的溫壓場環境具備形成水合物的溫壓條件，並且隨著水體逐漸加深，水合物穩定域的厚度逐漸增大。由於沉積物的不斷堆積充填被壓實，溫度和壓力逐漸升高，有機質成熟度也逐漸升高，生物成因甲烷主要在海底1 km以淺范圍內形成，而早先埋藏的沉積物中有機質形成的生物成因甲烷在壓實流的作用下也向淺部層位中運移，二者共同為水合物的形成提供了氣源條件。但水合物穩定域內並不是處處均有水合物的發育和賦存，只有在流體活動異常活躍的區域才是水合物的發育區。

圖6 南海東沙DS-A剖面溫度－壓力演化模擬結果

圖7 南海東沙DS-A剖面水合物分布模擬結果

4 結論

1）通過對研究區地質構造演化的模擬，認為研究區自晚漸新世以來（～23.3 Ma）一直處於下沉狀況，在漸新世、中中新世和上新世—第四紀出現三次大的沉降速率，沉降中心逐漸南移。

2）有機質熱演化R_o指數模擬結果表明，研究區始新統有機質一直處於未成熟－低成熟階段，中中新世以來，這些地層中有機質主要轉化為生物成因氣，是區內主要的水合物氣體來源。

3）溫壓場和流體場的模擬結果表明，第四紀以來的高沉積速率造成了研究區局部的高壓異常，這種異常高壓區往往是欠壓實區，可以提供良好的流體輸導體系，對水合物的形成有利。

4）流體動力場的演化結果表明，研究區淺層具有很好的蓋層，阻礙了流體的下滲，有利於水合物的形成。

5）研究區水合物穩定域較厚（200～250 m），含水合物層厚50 m左右，水合物富集帶中水合物的平均含量在5％左右。

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