吕万军地质大学同位素

㈠ 拉曼光谱原位观测盐水溶液和南海神狐沉积物中水合物形成后的甲烷饱和浓度

王菲菲¹，吕万军¹，业渝光²,³，刘昌岭²,³，王梦涵¹

王菲菲（1987－），女，硕士研究生，主要从事天然气水合物实验模拟研究，E-mail:[email protected]。

吕万军（1972－），男，教授，主要从事天然气水合物成藏机理与分布规律研究，E-mail:[email protected]。

1.中国地质大学资源学院，武汉430074

2.国土资源部海洋油气资源和环境地质重点实验室，山东青岛266071

3.青岛海洋地质研究所，山东青岛266071

摘要：水合物形成于相对低温高压环境，在这种条件下对水合物形成后的流体中残留的甲烷浓度进行直接的原位观测非常困难。本文通过拉曼测试和显微镜下观察，对人工毛细管中甲烷水合物在不同浓度的盐类溶液及南海神狐钻区SH2和SH5 2个钻孔沉积物中的溶解和生长动力学进行了研究。测定了5% Na C1溶液中温度为274.15～293.15 K，压力为10.1～40.2 MPa,10%Na C1溶液中温度为274.15～297.15 K，压力为12.6～39.0 MPa，南海神狐SH2和SH52个钻孔沉积物中温度为277.15～293.15 K、压力为10～30.0 MPa条件下甲烷溶解度的数据。观测了水合物生长－溶解的过程，水合物粒度随时间的变化。对纯水体系和盐水体系水合物的溶解和生长进行对比，发现随着盐度的增加，流体中甲烷的平衡浓度呈降低趋势。总体上看SH5井沉积物中水合物溶解－生长平衡时甲烷的饱和浓度，比相同温度下SH2井沉积物中水合物溶解－生长平衡时甲烷的饱和浓度要高一些。水合物在SH5井沉积物中形成不如SH2井沉积物中那样容易，或许是目前没有钻遇水合物的原因之一。

关键词：甲烷水合物；盐水溶液；神狐沉积物；拉曼光谱；实验研究

1 引言

天然气水合物（gas hydrate），是一种由天然气和水在一定条件下形成的类冰的，可燃的，非化学计量的笼形结晶化合物；其广泛分布在地球的永冻带和深海海底沉积物中，储藏量巨大，燃烧时释放的热量高，且对环境污染小^[1-3]。在能源危机的时代背景下，作为21世纪的新能源，其勘探和开发受到了各国科学家和政府的重视，成为当前水合物研究的热点。与水合物热力学研究相比，水合物动力学研究起步较晚，过程较复杂，影响因素较多。目前研究重点主要集中在水合物生成和分解动力学机理的实验研究、计算机分子动力学模拟和动力学促进剂或抑制剂等几个方面。

海洋环境中天然气水合物的形成除了需要合适的温压条件外，还必须有充分的甲烷供给，即流体中溶解甲烷的浓度必须饱和。南海水深大于800 m的海底几乎都有适合于天然气水合物的温度和压力，因而以稳定域来圈定水合物资源的勘查范围显得过大，需要在稳定域内进一步缩小范围、确定水合物可能赋存的地段和层位^[4]。由于形成水合物需要另一个重要的条件——溶解甲烷的浓度必须饱和，水合物才能够形成和存在，因此水合物实际赋存层位孔隙流体的溶解甲烷浓度应该等于对应的饱和浓度。当流体中甲烷含量超过这一饱和浓度时，甲烷便会发生水合、生长从而形成水合物；当流体中甲烷含量小于这一浓度时，水合物便会向水中溶解以增加溶解甲烷量。水合物存在时水中甲烷的饱和浓度是维持水合物存在所必需的甲烷含量^[5]。纵观前人的甲烷溶解度温压测试范围（表1），多为高温高压条件下集中于气－液平衡区的数据，但是海底70％以上的天然气水合物处于水合物－水平衡体系，水合物－水平衡体系二相平衡的溶解度数据还非常少。利用经验公式或模型计算的盐水体系中，甲烷溶解度数据也相差较大。近年来，由于水合物研究的需要，水合物－水平衡体系二相平衡的溶解度实验逐渐成为研究的热点^[23,24]。

利用计算拉曼光谱的谱峰面积比值来获取流体中溶解甲烷浓度的方法已经非常成熟，这是因为在相同的测试条件下，流体中各组分拉曼光谱的谱峰面积比值与这些组分的摩尔分数有着很好的线性关系，用经过实验校正的比例系数来获得摩尔浓度的误差在5％左右。因此，本文拟在高压透明腔体中合成甲烷水合物，并利用拉曼光谱技术在低温高压条件下对甲烷水合物在不同浓度的盐类溶液及南海神狐钻区沉积物中的溶解和生长进行原位观测，测定了5%Na Cl溶液中温度为274.15～293.15 K，压力为10.1～40.2 MPa,10%Na Cl溶液中274.15～297.15 K，压力为12.6～39 MPa，南海神狐SH2和SH52个钻孔沉积物中温度为277.15～293.15 K、压力为10～30 MPa条件下甲烷溶解度的数据。

表1 盐类溶液中甲烷溶解度实验情况

1 实验设备和实验方法

1.1 盐水溶液－甲烷样品的准备

本实验在一种小巧的管状的透明高压腔内进行。高压腔主体部分是一个透明的长10 cm左右（外0.36 mm×0.36 mm，内0.05 mm×0.05 mm）熔融毛细石英管。石英管一端用氢氧焰封死，另一端（开口端）通过高压密封胶、阀门与进样和加压系统相连（图1）。由于腔体小巧，压力和温度的控制非常容易。实验中甲烷纯度为99.99％，压力由数显压力表读数，温度通过冷热台的TMS94温控仪控制和自动监测^[24-25]。

实验时，采用如下步骤：1）用甲烷气反复冲洗高压腔体和管线（打开V14、V7、V2以外所有的阀门开关，通过反复开关V14、V7来引入甲烷气和排空气体来冲洗），然后关闭V14、V7、V8;2）在高压腔体内装入一定量的甲烷（甲烷量的增加可以用压力泵加压来获得），关上V1，将高压腔体甲烷暂时密封；3）装水（先关闭V6、V4、V8，打开V2以释放V8-V2之间的压力；然后打开V8，推动注射器使二次去离子水充满V8-V2之间的管线，待与V2相连的排气管出水后关上V2、V3）；4）加压，打开V4,V1，用压力泵增压，推动V4-V2的水柱来压缩高压腔中的甲烷气，当高压腔中的水气比例合适后记下压力（比如压力为24 MPa,35 MPa等），关闭Vl;5) 2～3 d后体系基本上达到溶解平衡；用经过液氮降温后的氮气对管状透明高压腔进行冷却，在－40℃左右水合物首先出现于气液界面附近并快速生长，一段时间后气相气体完全转变为水合物，逐渐长出晶体；6）将管状透明高压腔水平方向安放在X-Y-Z控制台上的恒温空气浴中，保持若干时间后进行拉曼观测。

图1 实验装置示意图

图中阴影部分为带有2个控制开关的三通阀门，V1—V14为阀门开关

1.2 神狐沉积物－海水样品的准备

在石英圆管中装入一定数量的神狐沉积物，沉积物总长通常为1～2 mm，抽真空后再装入一定量的南海海水，接上阀门后与高压管线连接，而后再次抽真空后装入甲烷气使高压下的气体将液体压入管内，使得管内形成了沉积物－海水－甲烷气体的分布（图2）。样品为连接一段充满甲烷气体的管线和阀门的开放样品，以保证在实验过程中压力保持稳定，从而测定各个压力下沉积物－海水体系下的甲烷饱和度。

对流体中溶解态甲烷的检测主要在水合物生长的前缘附近，测量时保持激光聚焦于水平放置的高压腔的中心高度以获得最佳效果，光谱采集范围为2 700～4 000 cm^-1，每个采集40 s并累积3次。甲烷的峰面积用GRAMS32/AI软件（Galactic Instries）积分。A(H₂O+CH₄）为2754～3850积分的总峰面积，A(CH₄）为2 890～2 930积分的峰面积，A(H₂O）是这两者之差，代表水的峰面积，A(CH₄)/A(H₂O）为甲烷与水的峰面积比值，X(CH₄）为校正后的甲烷摩尔分数。

图2 管式透明高压腔中沉积物、气泡管中分布示意图

2 结果与讨论

2.1 盐类溶液中甲烷水合物生长－溶解平衡实验

观测中发现，随着水合物的生长，溶液中的甲烷被逐渐消耗，甲烷峰的强度逐渐变小显示出溶解甲烷的浓度逐渐降低，而降低的幅度随着时间的延续而逐渐减小，2～3 h后基本上不再变化。此时体系中水合物和溶解态的甲烷基本上达到平衡，可以把相应的浓度作为水合物形成后甲烷在流体中的饱和浓度。利用这一方法，分别测试了2个盐度（5％、10%）、温度（1～20℃）压力（10～40MPa）条件下的饱和浓度（图3，图4）。

图3 5%NaCl溶液中水合物晶体出现后溶液中的拉曼光谱图

图4 实验测定在盐水体系中合成的细小水合物晶体

2.1.1 盐水中溶解甲烷含量的标定

盐水溶液中测定水合物溶解－生长平衡需要解决2个技术难题：一是盐类离子对流体中甲烷与水的相互作用产生影响而影响了拉曼定量因子，二是水合物生长－溶解过程会导致盐度的变化和不均一。

在CH₄-H₂O-Na Cl体系中，拉曼活性物质为CH₄和H₂O，作为自然界流体中最常见的单个阴离子Cl ，会与水络合成稳定的络合基团，在测定的温度范围内无拉曼显示，Cl 离子会阻碍甲烷水合物氢键的形成，也就是说盐类物质对水合物的生成起抑制作用。在CH₄-H₂O-Na Cl体系中CH₄和H₂O的浓度比与其相应的拉曼峰面积比值线性相关，即：

南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集

其中：A为拉曼峰面积；C为摩尔浓度；η，Φ，S分别为光谱截面散射系数、仪器影响系数以及盐度影响系数；F为拉曼定量因子；也就是说拉曼定量因子即为峰面积比与摩尔浓度比之间的相关系数。

研究表明，盐水溶液中，随着盐度的增加拉曼定量因子有所加大（图5、图6）。盐度对拉曼定量因子近似成线性影响（图7）。

图5 实验测定的不同盐度下甲烷摩尔分数与峰高（H）比值的关系

图6 实验测定的不同盐度下甲烷摩尔分数与峰面积（4）比值的关系

图7 实验测定的盐度对拉曼定量因子近似成线性影响

图中PAR为峰面积比，HR为峰高比

2.1.2 盐水中水合物生长－溶解平衡浓度

实验测定了5％和10%Na C1溶液中水合物溶解－生长的平衡时的峰面积比值。由于在1～100℃范围内L-V平衡时和L-H平衡时峰面积比与甲烷摩尔分数之间的线性关系与温度的变化无关，故可以利用气－液平衡时的相关系数推导出水合物与Na Cl溶液共存时溶解甲烷的平衡浓度，结果如表2、表3、图8和图9所示。

表2 5%NaCl溶液中水合物溶解－生长的平衡浓度（m(CH₄)=3.0875HR）

表3 10%NaCl溶液中水合物溶解－生长的平衡浓度（m(CH₄)=3.501225HR）

续表

图8 5%NaCl溶液中水合物溶解－生长的平衡浓度

图9 10%NaCl溶液中水合物溶解－生长的平衡浓度

2.2 南海沉积物－海水中甲烷水合物生长－溶解平衡实验

样品装好后即放在室温下静置12个小时左右，使溶解甲烷在沉积物及溶液中分布均匀。实验时把样品放入冷热台中，在室温下记录溶解甲烷的拉曼光谱图，而后降低温度到溶液结冰，石英管中显示弱的水合物信息。之后再缓慢升温至水合物不至于分解但溶液中冰融化的温度，再降温至气液界面处发生细微变化，水合物成核、水合物迅速生长，可以见到气泡推动沉积物向前生长，临近沉积物与管壁间开始出现水合物小颗粒。在显微镜下观察，可以看到沉积物与游离气间的水合物呈针状生长，游离气泡表面形成的水合物薄膜，以及管壁上发丝状的水合物晶体（图10）。

合成水合物后，开始测定水合物存在于沉积物孔隙流体中饱和甲烷浓度。先调节温度，使温度稳定在要观测的目标温度，每次在目标温度稳定0.5 h左右，使甲烷浓度相对稳定后开始打溶解甲烷的拉曼光谱图，获得不同温度压力下的拉曼响应（图11，图12）。

图10 南海沉积物－海水体系中合成的水合物

图11 SH2井沉积物－海水体系25.6MPa下液相拉曼光谱随温度的变化

图12 SH5井沉积物－海水体系29.7MPa下液相拉曼光谱随温度的变化

2.2.1 沉积物中溶解甲烷含量的标定

在甲烷－神狐沉积物－海水平衡状态下，测得不同温度压力下的拉曼响应，计算了相应的峰面积比值（PAR），利用气－液平衡状态方程计算对应温度压力下甲烷的饱和浓度，从而建立水溶液中溶解甲烷摩尔分数[m(CH₄)]与拉曼峰面积比值的对应关系（图13）。

图13 实验测定的海水体系与纯水体系甲烷摩尔分数与峰面积比值的关系

2.3.2 沉积物－海水体系中水合物生长－溶解平衡浓度

用拉曼光谱技术在低温高压条件下对南海神狐钻孔沉积物中水合物溶解－生长平衡时流体相甲烷浓度进行了原位观测，获得了4～18℃和15.3,25.6,29.7（±0.4%)MPa下“海水（Lw)－水合物（H）”二相体系饱和甲烷摩尔分数[m(CH₄)]实验数据（表4）。

表4 用拉曼光谱原位观测法获得的不同温度和压力下沉积物－海水体系水溶液中溶解甲烷摩尔分数[m(CH₄)]与液相拉曼光谱峰面积比值（PAR）的对应关系实验数据

续表

实验观测发现，无论SH2井的沉积物还是SH5井的沉积物，水合物溶解－生长平衡时甲烷的饱和浓度都与温度成正相关关系，温度升高时甲烷饱和浓度上升，温度下降时甲烷饱和浓度降低（图14）。究其原因，可能与两孔沉积物矿物组成差异有关。SH5井的沉积物方解石含量比SH2井要高出很多，溶解度是否受其影响，有待于今后进一步工作检验。

图14 南海神狐沉积物－海水体系中水合物溶解－生长的甲烷平衡摩尔分数

3 结论

通过观察人工毛细管中甲烷水合物的形成和分解过程，可以得到以下结论：

1）从测定的盐水溶液中水合物溶解－生长平衡浓度来看，盐度有一定的影响，盐度的增加，降低了流体中甲烷的平衡浓度。目前，形成天然气水合物所需气体的溶解度的数据不多，主要以理论值为主，而实验数据甚少。Handa计算了甲烷水合物－水两相体系平衡时盐度和压力对甲烷溶解度的影响，且实验证实在此两相体系中甲烷溶解度受温度的影响比压力更为显著，在本次实验过程中也得出了相同的结论。

2）总体上看SH5井沉积物中水合物溶解－生长平衡时甲烷的饱和浓度，比相同温度下SH2井的沉积物中水合物溶解－生长平衡时甲烷的饱和浓度要高一些。似乎表明，SH5井沉积物中形成水合物需要比SH2井沉积物中有更高的甲烷含量，水合物在SH5井沉积物中形成不如SH2井沉积物中那样容易，或许是目前没有钻遇水合物的原因之一。

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㈡ 南海东沙海域水合物成藏动力学模拟

郭依群^1,2，李桂菊³，乔少华³，庄新国³

郭依群（1968－），女，高级工程师，主要从事石油地质和天然气水合物的研究，E-mail:[email protected]。

注：本文曾发表于《现代地质》2010年第24卷第3期，本次出版有修改。

1.广州海洋地质调查局，广州510760

2.中国地质大学海洋学院，北京10083

3.中国地质大学资源学院，武汉430074

摘要：基于南中国海东沙海域某地震剖面资料，利用Basin2二维模拟软件，结合研究区有关地温场、热流探测资料和ODP184航次调查的岩心数据，重塑了研究区沉降史、有机质生烃史、古地温场与热史变迁。进而利用“生物成因天然气水合物成藏动力学模拟系统”软件，模拟了水合物聚集的过程与分布范围。模拟结果表明，研究区水合物稳定域较厚（200～250 m），有机质含量适中，生物成因甲烷主要在海底1 km以浅范围内形成。稳定域之下早先埋藏的沉积物中有机质形成的生物成因甲烷在压实流的作用下能够向浅部层位中运移聚集，从而对现在的矿层有所贡献。水合物主要赋存于稳定域底部以上50 m的层位内，富集带中水合物的平均质量分数在5％左右。

关键词：天然气水合物；成藏动力学；模拟

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

研究海底天然气水合物实际分布与赋存状态是天然气水合物资源评价的核心环节，水合物成藏动力学研究的目的在于掌握时空上水合物形成、分布与演化的规律。

天然气水合物的成藏是一个动态的过程，包括海底甲烷气产出动力学、流体运移动力学、水合物成核生长动力学等。构造条件、沉积条件和温压场条件的变化，都导致水合物的再分解与再聚集。因此，必须用系统、动态、整体的观念来分析水合物的成藏机理，指导评价。天然气水合物的成藏动力学模拟主要研究以下3个方面的内容：1）利用盆地分析技术、盆地模拟技术研究深水盆地沉积体系的构成和分布，反演沉积盆地动态演化的历史；2）模拟盆地内部温度场、压力场、流体动力场的变化对甲烷的生成、排出、运移、进入稳定带形成水合物这一过程的控制，模拟水合物动态聚集－消亡的过程；3）基于天然气水合物成藏动力学模拟，对稳定带内水合物实际生成部位进行预测，实现水合物资源的定位预测与定量评价。

南海东沙海域具有丰富的水合物资源潜力，广州海洋地质调查局通过地震手段发现了BSR等典型标志以及与水合物相关的地球化学异常^[4]。本文利用Basin2盆地模拟软件，基于东沙海域实际的地质、地球物理、地球化学资料，结合ODP184航次的钻探资料，重塑了研究区沉降史、有机质生烃史、古地温场与热史变迁。在此基础上，利用“863”课题研发的“天然气水合物成藏动力学模拟”软件，进一步模拟了该海域水合物在时空上的形成、分布及演化规律。

1 区域地质背景

东沙海域位于南海北部陆坡的东部，水深介于200～3 000 m之间（图1），覆盖了珠江口盆地、东沙群岛、台西南盆地和笔架南盆地的部分地区。东沙海域的地质发展历史与南海北部陆缘相似，经历了由板内裂陷演变为边缘坳陷的两大演化阶段。晚白垩世到早渐新世为裂陷阶段，在南海北部形成了一系列地堑或半地堑型拉张盆地，盆地内发育了充填型的陆相沉积。晚渐新世以来，南海北部陆缘区自东向西进入坳陷阶段，形成了海陆过渡相——以海相沉积为主导的区域性沉积层^[1]。

图1 南海东沙DS-A地震剖面（虚线中为模拟选取的部分）

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

本文通过对东沙群岛南部经过ODP184航次1146和1148钻孔的高分辨率地震测线DS-A（图1）进行盆地模拟和水合物成藏动力学的模拟，进一步了解水合物聚集的过程与分布范围。

2 研究区Basin2模拟

Basin2盆地模拟软件由美国伊利诺斯大学开发。它主要以地质流体为研究对象，可以对沉积盆地进行岩石孔隙度和渗透率的演化、盆地压力场及流体势的演化、地质流体流动样式的演化、盆地古地温史的演化、地层中有机质热成熟度的演化等工作^[2]。

Basin2模拟主要需要地质、岩石物理学和流体力学3大类盆地数值模拟参数^[3]，这些参数的正确选取直接关系到模拟结果的可信度。在参数选取的过程中，尽量保证各种参数与东沙海区的实际情况一致，而目前没有从相关资料获得的参数则采用了程序设定的默认值。

2.1 模拟参数

模拟前首先根据地震剖面划分沉积层序（图1），确定各层序界面的时间，以及各个时期沉积厚度与沉积速率；依据实际调查资料确定或类比盆地中沉积充填物的岩性（孔隙度、压缩率）、有机质的含量与分布；依据地层古生物资料确定古水深、古地温及其变化，然后利用这些数据进行模拟，处理和解释模拟结果。

2.1.1 地质参数

盆地数值模拟中的地质参数包括地层地质年代、地层厚度、地层岩性、古水深、古地表温度、古热流以及盆地发育过程中的地质事件等内容。

地层地质年代 本次模拟中各地层地质年代是：T₂为上新世与中新世的分界，T₃为晚中新世与中中新世分界，T₅为中新世与渐新世分界，T₇为晚始新世与中始新世分界^[4-5]。此参数是根据广州海洋地质调查局的研究成果和ODP184航次的钻探资料确定。

地层厚度 这是盆地数值模拟中最主要的参数，包括模拟区自下而上的分层地层厚度。根据广州海洋地质调查局地震反射界面的埋深图间接测量求取。

地层岩性 Basin2盆地模拟系统所能处理的岩性缺省的为砂岩、泥岩、灰岩等三类岩性。用户也可以根据模拟区域的实际情况定义多种岩性。本次模拟中，岩性参数主要是根据ODP184航次1148站位钻孔的岩性资料来确定（表1）。

表1 大洋钻探184航次东沙附近各站位新生代各时期沉积物组分平均体积分数值（砂/粉砂/黏土）^[5]

古水深和古地表温度 盆地演化过程中不同时期沉积水体的古水深一般可根据古生物及地层岩性等资料分析确定。模拟中古水深的取值是根据ODP184航次调查结果的古生物资料^[5]和广州海洋地质调查局研究确定的东沙海区的沉积相^[4]粗略确定的。该地区自渐新世以来古海面变化范围在－17～0m^[6]，对模拟的结果影响不大，所以没有考虑古海面变化的影响。盆地演化期间不同时期的古地表温度一般可根据全球平均温度的变化并结合模拟区的古气候变化趋势和不同时期沉积水体的古水深，运用低纬度地区特别温暖、温暖和寒冷时期的不同深度水温变化曲线分析确定。本次模拟只是根据现今的地温梯度推算的。

古热流 一般来说，盆地演化过程中的古热流是无法测定的。但是，古热流值一方面可以根据构造地质学原理进行推导，另一方面也可以根据区域构造条件选择与现代相应的构造单元的大地热流值进行类比后而借用。姚伯初等^[7]对南海新生代构造沉降史进行了模拟，结果显示，自渐新世以来地幔热流总的呈递增的趋势，但在珠一坳陷和东沙群岛附近，现今的地幔热流不如早期高。由于缺少古热流资料，所以模拟过程只考虑了现今的热流值^[7-9]。

2.1.2 岩性物理学参数

模拟过程中所要提供的岩石参数包括密度、孔隙度及其压缩系数、渗透率、热导率、热容和热膨胀系数等，其中岩石的渗透率是影响模拟结果的关键因素。

岩石密度 在计算中使用系统的缺省值，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 本次模拟是将ODP184航次1148站位钻孔的孔隙度拟合曲线数值化，然后根据岩石孔隙度与深度的关系，计算确定泥岩和砂岩孔隙度随深度的变化关系，分别为

泥岩：

砂岩：

式中Z为埋深，单位：m。

岩石的渗透率 渗透率是流体模拟中至关重要的参数。模拟过程中采用系统默认的孔隙度与渗透率的关系：

泥岩：lnk_x=8φ－7；

砂岩：lnk_x=15φ－3。

式中：φ是岩石孔隙度。

岩石的热导率 岩石热导率的确定在模拟盆地温度场时也很重要，热导率直接影响热流值，同时也控制了流体运动对地温场的影响。岩石的热导率与岩石的孔隙度相关：

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岩石热容 模拟过程中使用Basin2系统缺省的岩石热容－温度关系来确定岩石热容。

2.1.3 流体性质参数

盆地数值模拟中多孔介质流体的物性参数主要包括流体密度、粘度、流体热容、岩盐饱和度等。图2a、b分别表示了Basin2软件中采用的流体密度和盐度与溶液温度、盐度的计算关系图^[10]。

2.2 模拟结果分析

本文用Basin 2软件反演了盆地地史演化、有机质成熟度演化、流体场的演化、温度－压力场演化。

图2 Basin2软件中流体密度、粘度的计算方法

a.溶液的温度、盐度和压力与溶液密度的关系；b.温度、盐度与溶液粘度的关系

构造沉降史 盆地的构造沉降是指由深部作用引起的基底沉降^[11]。东沙海区在渐新世以来到上新世—第四纪基本上一直处于沉降阶段。渐新世以来，主要出现三次大的沉降速率，分别出现在渐新世、中中新世和上新世—第四纪。最大的沉降速率在中中新世。早中新世、晚中新世沉降速率较低。总体上沉降中心逐渐南移（图3）。

有机质热演化过程 对于新生代烃源岩，其热成熟度主要取决于地温。总的来说，在热流值差别不是很大的情况下，埋藏较深的烃源岩成熟时间早，埋藏浅的成熟时间晚。而在热流值差别大的情况下，成熟门限值存在较大差异。在热流较高的地区，埋藏较浅就可成熟。而热流较小的地区，要埋藏较深才能成熟^[6]。有机质热演化R_o指数模拟结果（图4）表明：剖面穿过的2个小洼陷中沉积层有机质都处于未成熟－低成熟阶段，R。最大值为0.8％，而海底之下近2 500 m厚的沉积层中R_o均小于0.6％，中中新世以来，这些地层中有机质主要转化为生物成因气，是区内主要的水合物气体来源。

流体动力场演化过程 流体动力场的演化过程（图5）显示。流体总体由底部的泥岩向浅层运移，然后在水合物稳定带中向两侧运移。剖面两端都有流体下渗的现象，可能是海水下渗的缘故，而在中间段没有流体下渗的现象，这似乎可以说明浅层具有很好的盖层，阻碍了流体的下渗，这对水合物的形成也是极其有利的。从流体运动的方向来看，主要是从底部的泥岩向浅层运移，如果深部的水和气体到浅层一定的深度可以聚集下来，在特定的温压条件下可以在浅层形成天然气水合物。

流体温压场演化过程 一般而言，水深在300 m以上，海底温度为0～4℃，海底压力已进入水合物稳定域压力^[12]。研究区海底温度为2～5℃，模拟区段的地温梯度较高为8.3℃/100 m。压力场演化过程显示（图6），早中新世开始（～20 Ma），该段发生超压作用，这或许和渐新期的高沉积速率有关。第四纪以来的高沉积速率也造成异常高压，这种底辟区附近的高沉积速率沉积区容易形成欠压实区，可以提供良好的流体输导体系。中中新世时期，该处的水合物稳定带潜在厚度大约为140 m，晚中新世的稳定带厚度大约为170 m，现今的稳定带厚度在200 m左右，反映了天然气水合物稳定带随时间和水深变化的动态过程。

图3 南海东沙DS-A剖面地史演化模拟结果

图4 南海东沙DS-A剖面有机质演化（R_o）模拟结果

图5 南海东沙DS-A剖面流体场模拟结果

3 研究区水合物成藏动力学模拟

水合物成藏是宏观地球动力学演化与微观物质－能量演化的统一。Hydrate Dynamics软件是将盆地分析思想、盆地模拟手段与天然气水合物成藏动力学模型集成起来预测水合物资源分布和动态演化过程的一个二维可视化软件。它以盆地动力学演化为框架，以海底生物成因甲烷的产出、含甲烷流体在沉积物中的流动－反应、甲烷与水在有利的物理化学条件下结晶形成水合物这一动力学过程为纲，基于实际的地质地球化学资料，正反演盆地尺度水合物在时空上的形成、演化、分布^[13]。它能客观地揭示水合物成藏机理，分析水合物可能赋存空间的变化，预测水合物在二维空间上的分布，从而评价水合物的资源潜力。

基于Basin2的模拟结果，用Hydrate Dynamics软件正演模拟了水合物的分布。

从南海东沙DS-A剖面水合物分布的模拟结果（图7）来看，水合物主要分布在水深2 200～2 500m的陆坡区，水合物稳定域较厚，可达250m。水合物分布比较集中，海底以下200～250 m沉积层段是天然气水合物最富集的地段，含水合物层厚约50 m，但水合物的饱和度较低，平均含量在5％左右。

综合分析2个模拟结果：研究区自晚渐新世以来一直处于沉降阶段；在中中新世时，区内的温压场环境具备形成水合物的温压条件，并且随着水体逐渐加深，水合物稳定域的厚度逐渐增大。由于沉积物的不断堆积充填被压实，温度和压力逐渐升高，有机质成熟度也逐渐升高，生物成因甲烷主要在海底1 km以浅范围内形成，而早先埋藏的沉积物中有机质形成的生物成因甲烷在压实流的作用下也向浅部层位中运移，二者共同为水合物的形成提供了气源条件。但水合物稳定域内并不是处处均有水合物的发育和赋存，只有在流体活动异常活跃的区域才是水合物的发育区。

图6 南海东沙DS-A剖面温度－压力演化模拟结果

图7 南海东沙DS-A剖面水合物分布模拟结果

4 结论

1）通过对研究区地质构造演化的模拟，认为研究区自晚渐新世以来（～23.3 Ma）一直处于下沉状况，在渐新世、中中新世和上新世—第四纪出现三次大的沉降速率，沉降中心逐渐南移。

2）有机质热演化R_o指数模拟结果表明，研究区始新统有机质一直处于未成熟－低成熟阶段，中中新世以来，这些地层中有机质主要转化为生物成因气，是区内主要的水合物气体来源。

3）温压场和流体场的模拟结果表明，第四纪以来的高沉积速率造成了研究区局部的高压异常，这种异常高压区往往是欠压实区，可以提供良好的流体输导体系，对水合物的形成有利。

4）流体动力场的演化结果表明，研究区浅层具有很好的盖层，阻碍了流体的下渗，有利于水合物的形成。

5）研究区水合物稳定域较厚（200～250 m），含水合物层厚50 m左右，水合物富集带中水合物的平均含量在5％左右。

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