天然气水合物(又称“可燃冰”)是甲烷等烃类气体和水在低温高压环境下形成的类冰状结晶化合物.1 m³的天然气水合物常温常压下可以分解出约164 m³天然气(Makogon，1997).自然界中天然气水合物的主要成分是甲烷，燃烧对环境几乎没有任何污染，是一种高效清洁的能源.天然气水合物最早引起广泛关注是在20世纪30年代，美国在Alaska布设的天然气运输管道经常发生堵塞，工程师将管道剖开后发现堵塞管道的是奇怪的“冰块”，并且具有很强的燃烧能力，当时做了大量的研究、尝试了很多的办法(像对流体加热、添加化学试剂等)用于消除堵塞管道的天然气水合物(Hammerschmidt，1934；Makogon，1997；Sloan and Koh， 2008).

随着自然界中天然气水合物在加拿大Mallik三角洲、俄罗斯西伯利亚冻土带等区域相继被发现，人们意识到天然气水合物很可能在自然界广泛分布.据推测，在自然环境下，如果满足一定的温度压力条件、在气源和水充足的条件下水合物就有可能形成.此后，人类投入了大量的精力用于全球天然气水合物的勘探，新的水合物矿藏不断被发现，其中最著名的有由多个国家和机构联合发起的人类历史上最伟大的三次海洋钻探计划(深海钻探计划DSDP，大洋钻探计划ODP，综合大洋钻探计划IODP).三次海洋钻探在揭示全球海底地质变迁和构造运动的同时也推动了水合物的研究，尤其是对世界陆缘不同站点取心和测井为水合物研究提供了重要资料.除此之外，许多国家和地区(比如：美国、加拿大、日本、中国、印度、韩国等)相继启动了一系列的水合物专项研究计划，对具体盆地的水合物资源进行勘探评价.由于水合物开采困难，目前只针对俄罗斯Messoyakha、美国Alaska北斜坡带和加拿大Mallik三个冻土带地区以及2013年在日本Nankai海槽进行过试采研究.

自然界中天然气水合物赋存于海底沉积物和永久冻土带中.从全球水合物资源分布来看，天然气水合物在海底储层的资源量占总资源量的99%左右(Boswell，2009)，图 1为经勘探证实的全球水合物资源分布图，其中白色点区域为科学钻探取心发现，黑色点区域为地震成像BSR以及测井预测.自然界中水合物资源非常丰富，据统计，全球天然气水合物的含碳量约为其他已探明化石能源(煤，石油，天然气)含碳量的两倍(Kvenvolden，1988).天然气水合物是迄今为止所知的最具价值的海底能源矿产资源，很可能在21世纪成为继煤、石油、天然气之后的替代能源.

图 1

Fig. 1

图 1 全球天然气水合物分布预测图(Kvenvolden and Loren， 2010)Fig. 1 The global natural gas hydrates distribution

天然气水合物形成和稳定存在需要低温和高压条件，全世界大部分的海洋中某一深度下均有适宜水合物存在的温度压力环境.天然气水合物稳定带(Gas Hydrate Stable Zone，简称GHSZ)控制着天然气水合物的成矿作用、分布规律和演化过程(姚伯初等，2008).GHSZ厚度与水深、底层水温度、压力、地温梯度、孔隙水盐度、天然气成分有关.在该深度范围内，只要沉积物中有足够的孔隙空间，充足的甲烷来源和水，就有可能形成天然气水合物，具体分析如下：

(1)地层的温度和压力

地层温度和压力是影响水合物稳定的主要因素.受地表温度、地温梯度和地层埋深等的影响，在纯水－甲烷体系中，大陆极地地区(地表温度低于0 ℃)甲烷水合物深度上限是150 m；大洋中(海底温度约为0～3 ℃)甲烷水合物一般产于水深300 m以下的沉积层中(Makogon，1997).海底温度可以通过直接测量获得准确数据，海水温度随水深变化而变化.在低纬度地区，受大气温度的影响，海水水温较高，并且具有较高的变化区间；在中高纬度地区，海水温度及变化梯度均低于低纬度地区.

(2)地温梯度

地温梯度直接对地层温度产生影响，从而影响水合物在地层中的相平衡条件，是决定GHSZ厚度的一项重要参数.相同水深条件下，通常在高地温梯度区域GHSZ相对较薄，而低地温梯度区域GHSZ相对较厚.地温梯度是地壳内部热流和岩石热导率的函数，与热流成正比，与沉积物的热导率成反比.不同沉积盆地或者同一沉积盆地不同构造部位，由于沉积物岩石成分、密度、孔隙度以及含水量等因素限制，其热导率也会在横向和垂向上有所变化，而具有不同的地温梯度，从而GHSZ厚度也不一样(卢振权等，2008).例如，在泥底辟构造中，由于泥岩热导率差，导致泥底辟内部温度高，而上覆地层温度低，泥底辟之上GHSZ变厚；与此相反，盐底辟之上GHSZ厚度则变薄.此外，深部大断裂和火山活跃带均能导致局部地温的升高，使得GHSZ变薄.

(3)气体成分

相同温度压力条件下，气体成分差异也会对水合物厚度产生影响.Max和Lowrie(1996)通过对甲烷－纯水体系物化条件试验说明，当甲烷中加入少量其他气体(如二氧化碳、乙烷)时，水合物－气体相边界将发生移动，水合物稳定性增强，GHSZ变厚.

(4)孔隙水含盐度

孔隙水含盐度变化会影响GHSZ厚度.当孔隙水盐度增加时，水合物－气体相边界将向左发生移动，GHSZ变薄(如图 2所示).在一个区域内海水的盐度在横向和垂向是变化的，因此在不同部位，GHSZ底界面的深度也不一样.一般情况下，海水深度小于150 m时，含盐度随水深增大而增加，当水深在150～500 m时，含盐度随水深增大而减小；当水深500~1500 m时，含盐度又随水深增大而增加；当水深大于1500 m时，含盐度基本稳定在34.6%左右.

图 2

Fig. 2

图 2 天然气水合物稳定相图(据Kvenvolden，1998)Fig. 2 Natural gas hydrate stability phase diagram

图 2显示了甲烷水合物维持稳定所需要的温度和压力条件.可以看出甲烷水合物在高温下保持稳定需要更高的压力(例如，高于15 ℃时维持稳定需要大于10 MPa的压力).水合物稳定相边界取决于气体成分和离子浓度，一方面，压力相同条件下，添加少量二氧化碳、硫化氢、乙烷或丙烷，可以在更高的温度下维持甲烷水合物稳定；另一方面，孔隙流体中盐度增加会抑制水合物的稳定性.与纯水相比，在盐水饱和度为33%时，水合物分解温度将下降1.1 ℃(Dickens and Quinby-Hunt， 1994).此外，深海沉积物的物理性质和表面化学特征也会影响天然气水合物的稳定性，同时降低稳定带的厚度，目前的研究一般不考虑这些因素(Clennell et al., 1995).GHSZ厚度主要取决于地温梯度和海水深度，随着水深的增加而增厚；当水深不变时，GHSZ厚度取决于地温梯度.

在极地与高纬度地区，自然界温度较低，无需太高压力即可形成水合物，如美国Alaska、加拿大和俄罗斯北部的永久冻土带以及近海陆架海底.在海域由于水层本身压力，水合物可以在较高温度下形成，通常在水深300~2000 m处(压力约为20~200 atm)温度约15~25 ℃时，水合物仍然可以形成并且稳定存在. 2 地质构造背景

充足的气源、合适的温度压力和地质构造条件是形成天然气水合物的基本要求.在主动陆缘、被动陆缘和内陆深水湖盆环境的浅表层沉积中，均可赋存水合物(金庆焕等，2006).水合物的成藏模式包括成岩型、构造型和混合型.(1)成岩型水合物气源以浅层生物气为主，其形成与分布主要受沉积因素影响，通过甲烷菌对地层沉积物富含的有机质分解生成甲烷，水合物生成与沉积作用同时发生，在高渗透储层中富集；(2)构造型水合物藏气源为深部热解气，沿底辟、断层等构造运移至浅层，在GHSZ与水化合形成水合物.构造成因水合物藏具有分布集中的特点，是目前开发的重点；(3)混合型水合物藏是指水合物在形成过程中同时受成岩和构造控制，气源成分既有沿断裂或者底辟快速运移的热解气，又有侧向运移的浅层生物气，在高渗透储层中富集.具体分析如下：

(1)断裂-褶皱构造型

在海底隆起或海台脊部等浅部地层容易发生褶皱的部位，通常也发育大量断层，形成断裂-褶皱构造(图 3a).在断裂-褶皱构造内部，断裂为流体运移提供通道，褶皱作为很好的圈闭，只要温度压力合适就可以形成断裂-褶皱型水合物藏.受浅层褶皱和断裂影响，部分含烃流体可能沿断层运移直接进入海水形成“冷溢气口”，在海底形成“麻坑”地貌，周围发育大量化能自养生物群.在墨西哥湾、Blake Ridge、印度西部陆坡、阿拉斯加北部Beaufort海均发现断裂-褶皱型水合物矿藏.

图 3

Fig. 3

图 3 水合物四种主要的储层发育模式(据Milcov，2001)Fig. 3 Four main types development mode of natural gas hydrate reservoir

(2)滑塌构造型

滑塌构造是海底沉积物受自身重力影响，沿海底斜坡发生坍塌，于低洼处快速堆积形成的杂乱构造.滑塌构造有利于水合物成藏，富含烃类气体的流体向浅部运移至滑塌构造地层孔隙形成水合物.并且，滑塌构造本身也可能是水合物分解造成岩层松散引起.已知的挪威海Storegga地区就是典型的滑塌型水合物藏.滑塌构造对水合物成藏有利，但也可能破坏早期形成的水合物藏.

(3)底辟或泥火山型

受地质应力的影响，海底深部地层的塑性物质(泥质、盐)往海底浅层垂向运移，使上部地层向上拱起形成底辟构造.当塑性物质刺穿整个地层出露海底时，形成泥火山(图 3b).当富含甲烷的流体运移到底辟或者泥火山构造高点，温度降低，在泥火山周围形成底辟型水合物矿藏.这种水合物藏通常呈环带状分布于底辟或泥火山四周，甚至出露海底.在泥火山口经常发现大量化能自养生物群，如美国的Blake Ridge、非洲西海岸、尼日尔三角洲等地均存在底辟型水合物藏(张光学等，2006).

此外，陆缘还可能发育有成岩型(图 3c)和混合型(图 3d)水合物藏.成岩型水合物的形成与分布主要受沉积物中总有机碳(TOC)含量限制，成矿气体以生物气为主，既有原地生成也有孔隙流体运移形成，水合物的生成与沉积作用同时发生，并且在相对渗透层中富集；混合型水合物气藏成矿气体还包括沿断层和裂缝运移的深部气源.这两类水合物藏的共同特点是储层大面积分布、然而整体饱和度较低.开发的重点应该选取相对渗透区域(砂岩或者是裂缝发育带)，在地震上响应通常为GHSZ之内的亮点. 3 储层类型

沉积物中水合物主要有四种存在方式：(1)占据粗颗粒沉积物的孔隙；(2)分散在细颗粒中形成结核；(3)充填裂隙；(4)含少量水合物的块状体.图 4显示了多期次研究考察活动收集到的水合物分布于不同沉积模式下岩心照片.表 1描述了这些不同模式下水合物储层的特征.

图 4

Fig. 4

图 4 水合物赋存主要几种储层类型的代表性岩心(据Shipboard Science Party，1996)Fig. 4 Several representative core of natural gas hydrate reservoir

表 1(Table 1)

表 1 天然气水合物赋存的主要几种分布模式(据Shipboard Science Party，1996)Table 1 Several representative core of natural gas hydrate reservoir 储层类型 描述 地层型(Layer) 平板状水合物层与沉积层序平行切割岩心，厚度一般为几厘米 透镜型(Lens) 具有边缘有逐渐变细特征的水合物层 岩脉型(vein) 扁平状水合物层与沉积层序斜交切割岩心，厚度一般为几厘米 细纹理型(veinlet) 一毫米或者更薄的扁平状水合物层，通常毗邻脉络或储层并且在互相垂直方向 结核型(Nodular) 圆或扁圆形，直径一般1～5厘米 弥散型 (Disseminated) 直径小于3毫米的水合物颗粒分布于整个沉积物中 大量型(Massive) 岩心中水合物大于10 cm厚，并且沉积物夹层小于25%

表 1 天然气水合物赋存的主要几种分布模式(据Shipboard Science Party，1996)Table 1 Several representative core of natural gas hydrate reservoir

研究海底之下水合物的稳定性和生产开发需要了解这些地质框架下水合物的沉积模式.水合物的沉积模式受多种因素共同控制：

(1)沉积地层存在断层或者裂缝(Milkov and Sassen， 2003)；

(2)运移的气体量.气体的大量运移有利于形成巨厚的水合物储层；

(3)沉积物中的地应力机制的影响(Kleinberg，2006).

从普遍意义上来说，弥散型水合物存在于粗砾的沉积物颗粒中；岩脉型、地层型水合物经常分布在分选良好的沉积物中(胡高伟等，2014).当水合物在砂泥岩中形成时，水合物结晶产生的巨大压力经常引起沉积物变形(Sassen，2007)，然而该结晶产生力的具体大小目前还未知. 4 水合物勘探技术新进展

在勘探方面，地震资料似海底反射(BSR)是用来证明海底存在水合物的最常见证据(宋海斌等，2001b).然而，BSR只是由于上下沉积层速度差异形成，有BSR不一定代表存在水合物(吴志强等，2007).并且，对断裂和泥火山等构造有关的水合物矿藏，其BSR特征往往不明显或者不存在.在这种情况下，人们尝试了大量其它技术用于水合物的勘探测试，宗旨是：“尝试所有可能途径，看最后有什么收获”，经过长期积累，一些勘探技术(比如：电磁勘探，地化勘探和海底微地貌探测等)起到了意想不到的效果(孙赞东等，2011).当然，最直接有效的方法还是通过钻探的测井记录和取心分析.然而，受水合物赋存所需温度压力条件限制，很难保证实验室测井资料和岩心分析结果能真实反应原位地层信息，保温保压取心和随钻测井技术的发展为水合物研究提供了有利条件. 4.1 地震勘探技术

水合物勘探最普遍使用的地球物理技术是地震处理和成像技术.海上勘探中，地震BSR经常被用作水合物存在的标志.然而目前，主要以深层油气勘探为目标(尤其在Mallik地区、Alaska北坡、墨西哥湾)的海上三维地震资料在研究水合物时候还存在一些明显缺陷：

首先，这些数据的采集并不是以浅层成像为目的，存在频率低，面元过大的缺点(徐华宁等，2010)；未来水合物地震采集技术必然朝着高频率，小面元以提高垂向和横向分辨率；

其次，由于地震BSR存在多解性问题，通过BSR并不能得到地层中水合物的饱和度信息.假设存在两种物理模型：第一种，上覆高饱和度水合物层和下覆低饱和度游离气层；第二种，上覆低饱和度水合物层和下覆游离气层.由于储层含少量游离气就可以引起储层速度的巨大变化，上述两类模型的BSR响应特征可能近似(宋海斌等，2002).因此，在水合物勘探过程中，很难判别BSR异常是高饱和度的水合物引起或者是游离气引起.对不同地区，水合物饱和度研究将借助于区域岩石物理分析和地震正演的分析研究，此外，还可以依据海洋电磁和地化探测的方法.

此外，声波地震资料不能解决水合物在地层中的赋存状态问题.水合物不同的赋存状态对应不同的岩石弹性性质，当水合物分散于孔隙流体时，储层纵波速度增加而横波速度基本不变，当水合物作为骨架支撑或者胶结沉积颗粒时，储层纵、横波速度均会增加(宋海斌等，2003).海底地震勘探技术(OBS，OBC)将检波器直接置于海底，可以得到转换横波信息，成为水合物勘探的未来发展方向之一；

图 5为Bünz等(2005)在挪威Storegga slide北部陆缘成功应用OBS地震技术进行水合物地震勘探.实验证明，横波的引入具有以下重要意义：(1)横波剖面具有更高的分辨率；(2)BSR在纵波剖面与转换横波剖面上具有不同的特征，这将有助于区分岩性还是水合物造成的异常；(3)可以更精确的知道水合物的赋存状态以及饱和度信息.

图 5

Fig. 5

图 5 OBS地震技术在挪威Storegga slide北部陆缘的成功应用(据Bünz et al., 2005)Fig. 5 OBS seismic technology for gas hydrate exploration in Norway Storegga slide

海洋可控源电磁技术(m-CSEM，marine control-source electromagnetic)是一种通过在近海底或海底人工激发并接收电磁场信号测量海底地层电阻率的方法.近十年来，已成功地将其应用于海洋油气的勘探以及海底浅层地质构造成像.这项技术最初仅限于学术研究，随着油气勘探从陆地走向海洋，在深海环境下勘探面临着诸如地震技术的不完善，深海探井造价昂贵等的技术上及经济上的挑战，海洋CSEM作为对油气的直接探测逐渐走向深海油气勘探工业应用.

天然气水合物受其特殊的温度压力条件限制，一般存在于海底表面或海底浅部地层，与周围孔隙海水相比具有很高的电阻率.这使得它非常适合于使用CSEM进行勘探(王猛等，2013).此外，海洋CSEM技术还可以得到天然气水合物的体电阻率，并能计算出水合物的含量，能够识别地震上所不能识别的部分水合物沉积，有效地提高了钻探成功率，降低勘探风险，节约勘探费用.

图 6为Weitemeyer等(2006)设计的水平电偶极CSEM方法在海洋水合物勘探中的应用示意图.一般来说，一套海洋可控源电磁法仪器设备一般包括一个信号发射器、多个电磁接收器，电缆和作业船.根据系统响应的不同可分为时间域和频率域两种方法.时间域观测应用了宽频带的场源信号，能够减少空气波的干扰影响(空气与地层相比去有较大的趋肤深度，因而电磁波经空气以光速先到达，会严重干扰从地层到达的电磁波)，适合于陆地勘探及浅海勘探(水深小于300米).频率域观测能将信号能量都集中在一个频率，能够得到更大的信噪比和更长的收发距.若应用于浅海勘探时，一般会扩宽信号频率，并采用适当的数据反演方法去除空气波干扰.目前海洋勘探的工业应用多采用频率域信号.

图 6

Fig. 6

图 6 水平电偶极海洋CSEM方法示意图(据Weitemeyer et al., 2006)Fig. 6 Marine CSEM using a horizontal towed dipole source for gas hydrate exploration

针对天然气水合物的海洋CSEM技术，其发展方向主要是针对浅层勘探使用更高频率的信号和短收发距，设计灵敏的浅层信号接收器等方面进行研究.随着技术的进步，海洋电磁逐渐成为获得天然气水合物分布及含量的最佳探测手段之一.然而，海洋CSEM技术的应用也存在一些限制条件.比如CSEM技术得到的结果必须结合其它技术(如地震勘探，地化勘探等)进行综合解释.此外在一些情况下，孔隙水的盐度比水合物对结果影响更大. 4.3 地球化学勘探技术

天然气水合物赋存区域和地震BSR的出现并不存在一一对应的关系，通过地球化学勘探手段与地球物理勘探相结合，综合判断天然气水合物存在具有重要的指导意义.水合物地球化学研究范围涉及水合物组成成分，沉积物中气体及其孔隙水化学成分和同位素组成、气体成因、物质来源、成藏机制、资源量的计算以及环境变化等各个方面.

(1)海底浅层烃类丰度异常

一方面，海底热流、构造运动等都会破坏水合物的稳定性，导致水合物的分解，造成烃类气体的释放；另一方面，在烃类气体供给充分、运移速度相对较快的情况下，烃类气体除一部分在GHSZ形成水合物之外，其余部分继续向浅层运移，造成了海底浅层的富气环境.

(2)孔隙水的地化异常

海底沉积环境下，原始孔隙水离子浓度相对较高，天然气水合物在结晶过程中只吸收孔隙中的水而排出盐分使得附近流体盐度增加.随着埋深的增加，沉积物被压缩，孔隙度下降，孔隙流体被排出并向上运移，因此从含水合物层运移上来的孔隙流体具有明显的高氯离子浓度.随着时间的推移和对流扩散等作用，水合物储层周围孔隙水的盐度下降并趋于平衡.钻探伴随的水合物分解使得孔隙水增加而造成氯离子浓度的降低，因此，孔隙水的氯离子浓度异常是存在水合物的标志之一.

值得注意的是，水合物赋存区沉积物孔隙水的氯离子浓度的降低，必定伴随有δ¹⁸O值的增加(Matsumoto and Borowski， 2000).而且单纯的沉积物孔隙水中氯离子浓度的降低，并不能完全指示水合物的存在.例如，泥岩的排液作用也可能引起氯离子异常.

一般情况下，孔隙水离子浓度与水合物饱和度关系的研究，都是通过穿透水合物储层的钻孔分析得到的.然而对无水合物赋存的浅表层，沉积物孔隙水的离子浓度如何变化才能指示深部可能存在的水合物藏，是地化勘探急需解决的问题，但目前还处于探索阶段.

Borowski等(1999)研究表明，陆缘深水沉积物中孔隙水SO^2-₄离子浓度普遍偏低，这种变化可以更好的指示水合物存在.一方面，水合物形成过程本身导致孔隙水淡化；另一方面，富含烃类的流体向海底运移的过程中，能够还原海底沉积物中的SO^2-₄而将之不断消耗，造成SO^2-₄浓度自海底向GHSZ的降低趋势，使得沉积物中硫酸盐-甲烷界面(SMI)相对较浅.全球范围内水合物分布区的钻孔95%具有较浅的SMI以及硫酸盐含量的急剧变化.孔隙水硫酸盐含量的急剧线性变化以及较浅的SMI说明存在大量的甲烷快速运移.另外，Brooks等(1991)研究证明，海底含水合物地层还存在H₂S含量异常.钻孔取样分析结果表明：含水合物沉积物中均包含H₂S气体，而不含水合物沉积物中基本无H₂S气体. 4.4 测井及岩心分析技术

测井技术在水合物勘探中占据非常重要地位.水合物测井技术主要有电缆测井以及随钻测井，前者是在钻井结束之后进行，后者是在钻井过程中测量.随钻测井是在钻井过程中直接测量，可以避免受钻井液浸泡和井筒清理等行为对井筒周围地层性质的影响，并且能得到海底浅层的测井信息，而这部分地层常常发育有天然气水合物层(王秀娟等，2013).然而，随钻测井的垂向分辨率不如电缆测井.

测井技术通过对储层弹性性质异常区域的分析识别水合物.比如，利用纵、横波速度以及电阻率升高等特征，还有其它一些辅助判别依据(像伽马，孔隙度和密度测井)用于识别岩性特征.通过核磁共振(NMR)、声波衰减以及电阻率的裂缝成像测井综合分析可以进一步判断水合物的存在(郝召兵等，2013).

水合物在温度压力变化超出稳定的相边界条件时随即发生分解.因此，理想的水合物取心技术应该做到保温保压，而目前实际上只能做到保压，岩心温度的变化只是被控制到尽可能小(Schultheiss et al., 2010).以保温保压取心为目标开发的PCS，PTCS以及HYACE取心技术采用不同的工作原理，在适用性上各有优缺点.

水合物岩心分析技术主要包括地球化学成分分析以及岩心恢复两个方面(Long et al., 2010).岩心地球化学分析包括孔隙水离子浓度分析，气体成分判别，甲烷含量测试几个方面.岩性恢复主要为岩心热成像分析(IR)技术，通过对刚获取的岩心进行红外扫描获取温度分布数据，从而对水合物分解产生的冷点(cold point)进行恢复. 4.5 岩石物理模型技术

通过理论岩石物理模型可以建立起水合物饱和度与储层物理性质(纵、横波速度、电阻率)的联系.建立模型的途径很多，最直接的办法是建立起估算参数与实测数据的经验关系式.然而，经验关系式只适用于井筒周围区域；另外一种途径是使用时间平均或者是权重时间平均方程(宋海斌等，2001a)，这类分析并没有深入考虑水合物饱和度变化对储层弹性性质影响的确切机理，只是建立水合物饱和度与沉积物弹性性质变化的模型，建模方法包括有效介质理论和三相Biot理论.

图 7为Sava和Hardage(2006)依据水合物的不同赋存状态建立的四个岩石物理模型.其中，模型A代表天然气水合物作为骨架支撑；模型B代表水合物填充孔隙；模型C代表纯净的天然气水合物薄层作为松散沉积物夹层；模型D代表水合物与松散沉积物杂乱混合堆积.图 8为上述四类不同模型下随着水合物饱和度变化条件下的纵、横波速度特征.从图中可以看出，纵、横波速度变化特征随不同岩石物理模型体现的差异明显；并且不同模型下，纵、横波速度在快、慢极化方向的表现也不一样.

图 7

Fig. 7

图 7 据水合物不同赋存状态建立的四个岩石物理模型(Sava and Hardage， 2006)Fig. 7 Four rock physics model according to different gas hydrate reservoirs

图 8

Fig. 8

图 8 四类不同模型下水合物饱和度变化体现的纵、横波速度特征(据Sava and Hardage， 2006) (孔隙度假设为0.37，实线为快极化方向，虚线为慢极化方向)Fig. 8 The P and S velocity characteristics in four rock physics model of gas hydrate reservoirs

天然气水合物的一些特殊的物理化学性质，如水合物发育区特有的海底地形地貌、微生物特征和水体异常特征等，由这些特征发展出诸如多波束和旁扫声纳等海底调查方法、海底热流探测方法、以及海底重力测量等各类地球物理方法，都在海域天然气水合物勘探中取得了很好的应用效果(宋海斌等，2002).作为地震勘探的补充，它们发挥了重要的作用，能有效地提高钻探成功率，降低勘探风险，节约勘探费用.

(1)天然气水合物的微地貌探测

水合物形成、分解的动态过程中海底表层形成了诸如泥火山、麻坑等与之相关的特殊微地貌特征.针对天然气水合物这一特殊性质，发展了一套针对水合物的微地貌调查方法，主要包括旁声呐和浅地层综合测量技术、多波多束地形测量技术、海底机器人和直视观测技术以及辅助性测量技术(如水下定位等).在美国墨西哥湾、Cascadia近海的Hydrate Ridge，以及新西兰等地，通过多波束地形测量和大地深拖调查，发现了很多海底滑坡、麻坑、泥火山等与天然气水合物相关的微地貌(Roberts et al., 2010)

(2)水体甲烷火焰探测

在天然气水合物富集区域，海平面升降等因素会造成水合物分解，而分解的甲烷气体沿海底断层系统、底辟系统等气体通道上升到海底进入近海底的水体中.进入底层水体的甲烷气体是以小气泡的方式存在.利用水下声波探测方法能够检测到水体中甲烷气体异常.将回声探测仪安装在船上，向海底发射单束超声波，声波在碰到甲烷气泡后会反射回去.甲烷气泡在超声波回声图上的形状类似“火焰”，所以这套水合物探测技术又称为水体甲烷火焰探测技术(Schneider et al., 2008).

(3)热流探测

天然气水合物分解溢出的甲烷气体会使得溢出点的温度出现异常，附近区域海水表面会出现卫星热红外亮温增温现像，因此可以利用卫星热红外亮温异常，来探测深水海域天然气水合物藏.国际海洋全球变化研究(IMAGES)和大西洋古海洋及地球化学(PAGE)项目在2002年6月搭乘Marion Dufresne号在墨西哥湾地区开展了一个航次的调查.通过对西北墨西哥湾大陆坡天然气水合物资源区及其周围海区的卫星热红外海面亮温变化情况进行分析，研究卫星热红外亮温异常与深水海域天然气水合物藏分布的关系(Hardage and Roberts， 2006).此外，在中国南海北部陆坡也经常发现与水合物有关的热红外异常(卢振权和强祖基，2002)，揭示了南海水合物资源的勘探潜力.

(4)海底重力探测

海底沉积物含水合物会引起地层重力变化，但这种变化较小，只有高精度海底重力仪才能检测到(栾锡武等，2008).Max(2003)在《Natural Gas Hydratein Oceanic and Permafrost Environments》书中介绍了一种由高精度重力仪与压力计联合来观测海底柔量(Seafloor Compliance)，从而计算出水合物饱和度的方法.在海底浅层松散沉积物中，通过水合物胶结作用，地层纵横波速度都将升高，地层弹性模量增强引起海底形变，同时导致海平面重力变化并且具有长周期的波动特征. 5 水合物资源的开发

在水合物开发方面，人们考虑的是首先打破水合物相平衡条件，造成水合物的分解，再用常规气藏的开采方法进行采集.分解机制主要有降压法、注热法和注化学试剂法.此外，既考虑水合物开发又能有效处理自然环境中的CO₂的CO₂置换法也是目前的研究热点.图 9为水合物相平衡条件示意图，其中注热法和降压法都是考虑打破水合物相平衡条件，将温度、压力条件引入到红色线以外区域，促成水合物分解；而注化学试剂法是考虑降低水合物的稳定条件，将平衡条件由红色线降低到绿色线，水合物在这种情况下更容易分解.目前，考虑最多的是这几类方法的结合应用.

图 9

Fig. 9

图 9 水合物相平衡条件示意图(据Grover，2008)Fig. 9 Natural gas hydrate stability phase diagram in production

在水合物资源试采研究方面，比较典型的有：2007年由日本、美国、德国等联合发起对加拿大Mallik地区试采实验，通过注入热水的方法虽然成功开采出了天然气，但是整个开发过程热利用效率低，大部分能量被用于加热围岩.2012年由美国和日本针对Alaska水合物地层采用CO₂置换和降压法联合试采研究，证实了联合开采对于陆上水合物成藏条件好地层的有效性，但该方法对于深海商业化开采则效率低、经济性差(张旭辉等，2014).2013年日本在Nankai海槽采用降压法进行了为期一周的试采研究，最终因恶劣开采环境导致机械故障而中止.

水合物开采面临的挑战体现在以下几个方面：首先，开采成本过高问题并没有得到很好解决，注热法、降压法和注化学试剂法普遍存在的问题是代价太高，水合物开采还需要大量探索和研究寻找持续有效、有生命力的开采方式；其次，对天然气水合物的形成机理及分解的动力学机制并不十分清楚；并且，伴随水合物开采还有其他潜在的风险，比如：可能破坏海底沉积物的稳定性、引发海底滑坡和海啸等地质灾害、甲烷气体的大量泄露会对环境造成污染、进入海水消耗掉大量氧气造成水生动物的大面积死亡、进入大气引发温室效应等问题(白玉湖等，2009).此外，水合物处于北极冻土带以及海底等的恶劣环境对开发及钻井设备及其技术都提出了严峻挑战.目前，世界各国对天然气水合物的开采研究都采取非常谨慎的态度. 5.1 水合物资源开发模拟

试采研究是现阶段为水合物走向未来商业化开采之路的重要手段.人们对天然气水合物藏开采提出了很多有价值的开采模型，并进行了大量的模拟实验研究，具有代表性的天然气水合物生产模拟技术主要包括：(1)由Moridis(2004)开发的TOUGH+HYDRATE代码；(2)由东京大学和日本能源公司开发的MH-21HYDRATES代码；(3)由大西洋西北国际实验室开发的STOMP-HYD代码；(4)水合物商业开发软件CMG-STARS(STARS计算机模拟组，2008)；(5)HydrateResSim(基于TOUGH早期版本的开放源代码)；(6)由Hong和Pooladi-Darvish(2005)开发的Hydrsim模拟软件(部分基于CMG-STARS).所有这些代码都设计成为信息交互方式，目的是提高对实验研究和实际生产的模拟能力.

加拿大Mallik地区的生产测试(注热法、降压法和小范围的动力学测试)提供了大量数据用于长期开采的模拟和预测研究.通过与Mallik地区2002年实测数据的拟合，Hancock等(2005)发现水合物储层在降压后的响应特征与传统的高孔隙度低渗透率储层类似.然而，在水合物的形成和分解的热力学和动力学机理尚不清楚的情况下，模型的研究并不能完整的模拟天然气水合物的开采过程. 5.2 水合物开发的工程问题

在水合物开采过程中，海底浅层水合物分解可能引起土体不稳和海底滑坡事故，对立柱甚至整个钻井平台造成危害.其次，海底深水管线及水下井口也存在被水合物堵塞的风险(张旭辉等，2014).图 10显示水合物分解对海洋工程的危害，如水合物分解造成地层塌陷，引起钻井平台桩倾斜甚至翻倒；大量气体突然释放可能破坏管道，引起井喷等灾难.此外，受于水合物的特殊性质影响，水合物资源的开发还面临着钻井安全、天然气收集以及储运等诸多方面问题.

图 10

Fig. 10

图 10 天然气水合物引起的钻井问题(据Dallimore et al., 2002)Fig. 10 Deep water drilling problems in natural gas hydrate production

(1)钻井工程问题

水合物层钻井过程中可能导致水合物的分解，引起泥浆密度降低，促进水合物进一步分解，从而造成扩径甚至井壁坍塌.并且在采气过程中，如果井内温压条件合适，又会在井筒内重新生成水合物，引起循环堵塞等钻井事故(Sultan et al., 2007；Pettingill et al., 2002；Masson，1993).另一方面，水合物分解将引起沉积物力学和岩石物理性质的变化，像渗透率增加和沉积物强度降低等.这些问题都可能引起钻井的不稳定，使风险增大.在墨西哥湾、西非、巴西深水作业中曾多次遇到水合物堵塞水下防喷器，产生严重的井控问题.

在陆地冻土区，由于地层比较硬，可以采用常规的技术避免水合物层钻井风险.若在深海钻井，就必须要完全了解水合物引起的钻井风险(Schofield et al., 1997)，提前确定可能会出现的问题和采取的避免措施.目前，一般采取冷却钻井液、降低泥浆比重、在钻井液中加入化学抑制剂、使用高标水泥固井等措施来避免水合物层钻井风险(Freij-Ayoub et al., 2007).另外，可以通过数值模拟导致水合物层井壁的不稳定机制，评估泥浆比重、成分、温度等参数，确保安全作业.

(2)钻井液问题

在水合物井的钻井过程中，钻井液控制主要有三方面含义：一是抑制孔内露出的水合物分解；二是诱发水合物分解；三是抑制钻井液中水合物在生成.在海底钻井过程中，为避免钻头产生的热量大量扩散到地层引起水合物分解，理想的选择是油基泥浆，然而，油基泥浆对海底环境的污染太大. 5.3 水合物开发的环境问题

首先，海底天然气水合物的大量分解而导致沉积物胶结强度降低可能引发海底滑坡甚至海啸等灾难(李传辉和刘学伟，2014).世界各陆缘海底滑塌、滑坡以及浊流大多与海底天然气水合物分解有关.最明显的例子是挪威Storegga slide北部陆缘的海底滑坡，一系列研究表明这可能是由海平面下降造成水合物分解引起.

其次，天然气水合物开采过程中释放的大量甲烷将大量消耗海水中的O₂，造成了一些喜氧生物群的萎缩，甚至出现物种灭绝，同时也会造成生物礁退化，破坏海洋生态平衡.Dickens和Quinby-Hunt(1994)根据ODP690和ODP865的高分辨率碳同位素记录，推断出古新世与始新世时期海底水合物突然释放出的大量甲烷气体，造成大量海洋动物灭绝.此次事件中，陆地生物、海洋表层生物和海底厌氧生物却并未受影响.Bains等(1999)对ODP1051B和ODP690B记录的研究也为这次水合物分解造成海洋动物大量灭绝事件提供了证据，并提出此次水合物分解是一次全球性事件.

此外，甲烷是一种强温室效应气体，水合物开采引起的天然气大规模泄露可导致全球气温上升；全球气温升高引起海平面上升将进一步加剧海底地层中水合物分解(Boswell，2009).目前，海底水合物分解与全球变暖的定量关系尚有待解决，需要结合地质沉积的现代和历史数据，从地质尺度上计算海底水合物释放的甲烷量，以建立全球气候变化模型. 6 结 论

天然气水合物作为一种巨大的潜在能源，对面临能源危机的人类来讲，无疑具有极大的吸引力，天然气水合物的研究引起了空前重视.然而，由于水合物的特殊性质，水合物的勘探开发面临着巨大挑战.

在勘探方面，地震资料似海底反射(BSR)是用来证明海底存在水合物的最常见证据.然而，BSR只是由于上下沉积层速度差异形成，有BSR并不一定代表存在水合物.并且，对断裂和泥火山等构造有关的水合物矿藏，其BSR特征往往不明显或者不存在.一些勘探技术(比如：电磁勘探，地化勘探和海底微地貌探测等)起到了意想不到的效果.当然，最直接有效的方法还是通过钻探的测井记录和取心分析，然而，受水合物赋存所需温度压力条件限制，很难保证实验室测井资料和岩心分析结果能真实反应原位地层信息，保温保压取心和随钻测井技术的发展为水合物研究提供了有利条件.

水合物的开发目前仍然处于试验阶段，还未有经济有效、适合于长期开发的措施.首先，对水合物分解的动力学机制还不清楚；其次，对水合物开发将带来的诸如全球气候变化、海底滑塌等的潜在风险认识不够；并且，水合物处于北极冻土带以及海底等的恶劣环境对开发及钻井技术提出了严峻挑战.总之，水合物的商业开发还有很长的路要走.