張 亮, 李 欣, 許素丹, 宮智武, 任韶然

(中國(guó)石油大學(xué)(華東)石油工程學(xué)院,山東青島 266580)

天然氣水合物是一種儲(chǔ)量豐富的高效清潔能源(1 m3水合物可釋放出164～180 m3天然氣),廣泛分布于深海沉積物和陸地的永久凍土層中,其在全球儲(chǔ)量相當(dāng)于目前已探明煤、石油、天然氣資源量的2倍。自20世紀(jì)60年代以來,世界各國(guó)對(duì)天然氣水合物開展了大量調(diào)查和研究工作,在全球陸續(xù)發(fā)現(xiàn)和推測(cè)天然氣水合物產(chǎn)地150多處。進(jìn)入21世紀(jì)以來,隨著全球天然氣需求的快速增長(zhǎng)和環(huán)保壓力的日益增大,天然氣水合物逐漸成為人類社會(huì)的新寵。美國(guó)阿拉斯加北坡和日本南海海槽天然氣水合物的試開采,再次引起世界各國(guó)對(duì)天然氣水合物的高度關(guān)注。近幾年,中國(guó)在天然氣水合物勘探方面也取得突破性進(jìn)展,先后在南海北部海域[1-2]、祁連山凍土區(qū)[3-4]成功鉆獲天然氣水合物樣品。據(jù)估算,中國(guó)在南海的天然氣水合物儲(chǔ)量高達(dá)700億t油當(dāng)量[5]。隨著中國(guó)油氣行業(yè)向深水領(lǐng)域的穩(wěn)步邁進(jìn),深海天然氣水合物的勘探開發(fā)工作必將迎來一個(gè)快速發(fā)展階段。天然氣水合物的形成與其所處的地質(zhì)構(gòu)造環(huán)境密切相關(guān),認(rèn)識(shí)不同構(gòu)造環(huán)境中的天然氣水合物形成機(jī)制,對(duì)于調(diào)查和研究海域天然氣水合物的分布規(guī)律,指導(dǎo)深水油氣安全鉆探和水合物勘探開發(fā)具有重要的科學(xué)意義。目前針對(duì)海域水合物系統(tǒng)的成藏研究,主要采用理論分析、室內(nèi)試驗(yàn)以及數(shù)值模擬等手段。近十年來,國(guó)內(nèi)外諸多學(xué)者建立了不同的水合物成藏?cái)?shù)值模型,可分為低通量擴(kuò)散模型、高通量滲漏模型以及混合通量模型,用于分析水合物成藏過程中單一氣源條件或混合氣源條件下水-水合物兩相共存的熱力學(xué)平衡體系或水-水合物-游離氣三相共存的熱力學(xué)非平衡體系[6-13]。這些研究極大地推動(dòng)了當(dāng)前對(duì)自然界水合物系統(tǒng)的認(rèn)識(shí)。目前油藏?cái)?shù)值模擬模型日漸成熟,在多相滲流、地化反應(yīng)以及儲(chǔ)層物性描述等方面性能優(yōu)異,可以用于水合物成藏研究,但鮮有報(bào)道。筆者針對(duì)具有開發(fā)潛力的滲漏型天然氣水合物藏,嘗試采用油藏?cái)?shù)值模擬方法,建立海底甲烷水合物形成及富集機(jī)制模型,評(píng)價(jià)海底低滲層遮擋和海底冷泉兩種情形下甲烷水合物富集成藏過程及其影響因素,驗(yàn)證油藏?cái)?shù)值模擬方法用于水合物藏模擬的可行性。

1 海底天然氣水合物成因及特征

高壓低溫環(huán)境是天然氣水合物形成的前提。海洋深水區(qū)海底淺部地層處于高壓低溫環(huán)境,是天然氣水合物形成和賦存的有利場(chǎng)所,其水深多在300～4 000 m。深水鉆完井過程中,海底泥線附近的井筒處于水合物風(fēng)險(xiǎn)區(qū)[14-15],而對(duì)于水合物成藏,天然氣只有進(jìn)入海底泥線以下水合物穩(wěn)定區(qū)才可形成水合物,水合物穩(wěn)定區(qū)的下限深度可根據(jù)水合物相態(tài)曲線以及泥線以下地溫梯度確定,最深可達(dá)泥線以下1 500 m,如圖1所示。

圖1 海底淺層水合物成藏穩(wěn)定區(qū)Fig.1 Stability zone of natural gas hydrate in shallow formation under sea

氣源條件是天然氣水合物形成的物質(zhì)基礎(chǔ),直接控制著水合物氣藏類型。目前發(fā)現(xiàn)的海底天然氣水合物均為有機(jī)成因氣,并可進(jìn)一步分為生物成因氣和熱解成因氣。一般認(rèn)為,在半深海沉積區(qū)聚積有大量的有機(jī)碎屑物,由于迅速埋藏在海底未遭受氧化作用而保存下來,并在沉積物中經(jīng)細(xì)菌作用轉(zhuǎn)化為甲烷氣,由于生成的甲烷氣通量較小,甲烷主要以溶解態(tài)存在,因此生物成因氣水合物藏主要為擴(kuò)散型水合物藏。對(duì)于熱解成因氣水合物藏,甲烷氣主要來源于下部的油氣儲(chǔ)集體,氣量充足情況下,通常以游離態(tài)形式經(jīng)斷層等通道運(yùn)移至海底淺層,在合適的溫度壓力條件下形成水合物并局部富集成礦,該類水合物藏主要為滲漏型水合物藏[16]。滲漏型水合物藏主要受構(gòu)造因素控制,與斷裂、底辟等系統(tǒng)相伴生,根據(jù)封蓋條件,深部甲烷氣可全部或部分被圈閉在海底淺層[17]。墨西哥灣是深部油氣滲漏形成海底水合物礦藏的典型海域,該海域鹽丘上拱使沉積巖破碎,深部天然氣通過斷層進(jìn)入海底淺部地層而形成水合物藏[17-18]。

擴(kuò)散型水合物藏和滲漏型水合物藏具有不同的水合物熱力學(xué)體系[16]。擴(kuò)散型水合物藏的形成受溫度、壓力、氣體溶解度的控制,還受氣體組分、孔隙水鹽度等因素的影響,水合物穩(wěn)定區(qū)內(nèi)沒有游離的天然氣,是水-水合物兩相共存的熱力學(xué)平衡體系。而滲漏型水合物藏一般是一個(gè)水-水合物-游離氣三相共存的熱力學(xué)非平衡體系,水合物的形成和富集除受溫度、壓力等熱力學(xué)條件影響,還受水合物生成和分解動(dòng)力學(xué)過程控制。

雖然目前發(fā)現(xiàn)的大多數(shù)天然氣水合物為生物成因氣,但通常為擴(kuò)散型水合物藏,豐度低,很難局部富集。相對(duì)而言,深水油氣盆地更易形成具有開發(fā)價(jià)值的淺層大規(guī)模、高豐度的滲漏型水合物礦藏,值得深入研究和優(yōu)先開發(fā)。

2 天然氣水合物反應(yīng)動(dòng)力學(xué)模型

2.1 基本反應(yīng)動(dòng)力學(xué)模型

對(duì)于滲漏型水合物藏,甲烷氣源主要以游離態(tài)供給,水合物的生成和分解過程可簡(jiǎn)化為具有不同反應(yīng)頻率的氣態(tài)甲烷和液態(tài)水的可逆反應(yīng),反應(yīng)方程為

CH4(g)+nH2O(w)?CH4·nH2O(s)±heat.

(1)

在溫度壓力合適的情況下,水分子形成籠型結(jié)構(gòu)包裹在客體分子周圍,生成固態(tài)的水合物,反應(yīng)向右進(jìn)行;當(dāng)壓力下降、溫度升高時(shí),水合物分解,反應(yīng)向左進(jìn)行。水合物生成和分解分別為放熱和吸熱過程。假設(shè)水合物的籠型結(jié)構(gòu)全部被甲烷分子占據(jù),則1個(gè)水合物分子包含46個(gè)水分子和8個(gè)甲烷分子,n=5.75,1體積水合物分解可以釋放出170標(biāo)準(zhǔn)體積氣體。

氣-水-水合物三相平衡條件下的氣體逸度與實(shí)際氣相中氣體逸度之差,即水合物相平衡壓力與氣相壓力之差為水合物生成和分解的驅(qū)動(dòng)力。若氣相壓力大于水合物相平衡壓力(pg-pe>0),則水合物生成,反之則水合物分解(圖2),水合物的生成和分解速率正比于驅(qū)動(dòng)力,則水合物生成(f)和分解(d)的反應(yīng)速率方程[19-21]可表達(dá)為

(2)

式中,ch,f/d為水合物生成或分解過程中單位體積巖石內(nèi)的水合物濃度,mol/m3;t為時(shí)間,d;kf/d,o為水合物生成或分解反應(yīng)頻率因子,mol/(m2·kPa·d);Af/d為單位體積多孔介質(zhì)中水合物的有效生成或分解表面積,m2/m3;Ea為水合物反應(yīng)的活化能,J/mol;R為氣體常數(shù),J/(mol·K);T為溫度,K;pe為氣-水-水合物三相平衡壓力(水合物相平衡壓力),kPa;pg為氣相壓力,kPa。

多孔介質(zhì)中水合物的有效生成和分解表面積存在差異。水合物的分解只發(fā)生在被水氣占據(jù)的那部分水合物固態(tài)顆粒表面,而水合物的生成不僅可以在水合物顆粒表面進(jìn)行,也可以在氣水接觸面進(jìn)行。因此水合物的生成和分解表面積[21]分別為

(3)

(4)

式中,φf為流體孔隙度;Sw和Sh分別為水和水合物的飽和度;AHS為水合物顆粒的比表面積,m2/m3。

將式(3)、(4)代入式(2),得:

(5)

式中,λf/d為水合物生成和分解反應(yīng)速率常數(shù),(kPa·d)-1;ρw和ρh分別為水和水合物的摩爾密度,mol/m3。

圖2 甲烷水合物相態(tài)平衡曲線(3.5%NaCl)Fig.2 Phase equilibrium curve of methane hydrate(3.5% NaCl)

2.2 局部平衡反應(yīng)動(dòng)力學(xué)模型

為實(shí)現(xiàn)對(duì)天然氣水合物生成和分解過程的數(shù)值模擬,將建立的天然氣水合物基本反應(yīng)動(dòng)力學(xué)模型進(jìn)行等效轉(zhuǎn)化,變換為油藏?cái)?shù)值模擬方法可以識(shí)別的格式。油藏?cái)?shù)值模擬方法中,通用的化學(xué)反應(yīng)速率表達(dá)式[22]為

(6)

其中

式中,r為單位體積巖石化學(xué)反應(yīng)速率,mol/(d·m3);rr為反應(yīng)速率常數(shù),(kPa·d)-1;i為第i個(gè)反應(yīng)組分;nc為反應(yīng)組分個(gè)數(shù);Ci為反應(yīng)組分濃度因子;φf為流體孔隙度;j為液相(o/w);ρj為j相的摩爾密度,mol/m3;Sj為j相的飽和度;xji為組分i在j相中的物質(zhì)的量分?jǐn)?shù);yi為組分i在氣相中的物質(zhì)的量分?jǐn)?shù);pg為氣相壓力,kPa;φ為原始孔隙度;Csi為固相組分i摩爾密度,mol/m3。

對(duì)于天然氣水合物的生成和分解反應(yīng),假設(shè)只有在氣水兩相同時(shí)存在的情況下進(jìn)行,則式(6)可具體表達(dá)為

(7)

對(duì)比式(7)和式(5),rf/d與λf/d相對(duì)應(yīng),主要差別在水合物反應(yīng)的驅(qū)動(dòng)力項(xiàng)。為了實(shí)現(xiàn)對(duì)驅(qū)動(dòng)力的模擬,以水合物的相平衡曲線作為判斷水合物反應(yīng)是否發(fā)生以及計(jì)算反應(yīng)驅(qū)動(dòng)力的依據(jù),引入局部平衡反應(yīng)方法(Partial Equilibrium Reaction),對(duì)甲烷在氣相中的有效分壓進(jìn)行修正,即將式(7)中的yCH4pg項(xiàng)替換為(yCH4-yeq)pg,并等效于水合物反應(yīng)的驅(qū)動(dòng)力,則有

(yCH4-yeq)pg=pg-pe.

(8)

式中,yCH4為甲烷在氣相中的實(shí)際物質(zhì)的量分?jǐn)?shù),可取1;yeq為等效的氣相甲烷局部平衡濃度,可表示為1/K(pg,T)。

K(pg,T)的通用公式[22]為

(9)

進(jìn)而1-1/K(pg,T)=1-pe/pg,可得K(pg,T)=pg/pe。取k1=k3=0,則有

(10)

在水合物相態(tài)曲線上選取能夠涵蓋研究條件的兩點(diǎn)(T1,pe1)和(T2,pe2)代入式(10),求得

(11)

根據(jù)圖2中3.5%NaCl甲烷水合物相態(tài)曲線(0～20 ℃),計(jì)算得到k2=4.512 6×10-17,k4=8 083.40。

3 油藏?cái)?shù)值模擬模型

借助成熟的油藏?cái)?shù)值模擬模型(如CMG STARS模塊[22]),采用局部平衡反應(yīng)設(shè)置模擬水合物的反應(yīng)動(dòng)力學(xué)過程,并結(jié)合對(duì)海底淺層高壓低溫環(huán)境的準(zhǔn)確刻畫,實(shí)現(xiàn)對(duì)深部甲烷氣運(yùn)移至海底水合物穩(wěn)定區(qū)、觸發(fā)形成水合物以及富集成藏過程的模擬。暫不考慮沉積歷史、裂隙和底辟的發(fā)育過程以及儲(chǔ)層的非均質(zhì)性,建立海底淺層的二維縱向靜態(tài)均質(zhì)模型,模擬已經(jīng)通過滲漏通道到達(dá)海底淺層下方的甲烷氣和孔隙水,經(jīng)滲漏通道上端侵入海底淺層并形成水合物的過程,考慮海底低滲層遮擋和海底冷泉兩種情形(圖3)。

圖3 海底水合物成藏示意圖Fig.3 Schematic diagrams of hydrate accumulation under conditions of low-permeability barrier and cold-spring leakage

假設(shè)某海底淺層所處海域水深1 200 m,海底溫度為3.62 ℃,壓力為12.05 MPa,泥線以下地溫梯度為0.05 ℃/m,地層壓力梯度為0.01 MPa/m,泥線以下280 m以內(nèi)為水合物穩(wěn)定區(qū)(圖4)。所建立的海底淺層二維縱向均質(zhì)模型長(zhǎng)1 000 m,厚1 000 m,不考慮海底低滲層厚度,則淺層孔隙度為50%,水平方向滲透率為500×10-3μm2,縱向滲透率為水平滲透率的1/2;儲(chǔ)層巖石體積熱容及導(dǎo)熱系數(shù)分別為2.12×106J/(m3·K)和1.30×105J/(m·d·K),水相和氣相導(dǎo)熱系數(shù)分別為5.18×104和1.40×102J/(m·d·K)[21,23-24]。模型兩側(cè)設(shè)置為定壓邊界(采用兩口生產(chǎn)井模擬,定井底流壓);模型底部和頂部為封閉邊界,模型底部中間設(shè)置一處深部氣源通道(采用一口注入井模擬),模擬深部甲烷氣和孔隙水向海底淺層的侵入,模型頂部中間也設(shè)置一處泄漏點(diǎn),在海底低滲層遮擋情形下,此泄漏點(diǎn)關(guān)閉,在海底冷泉情形下,此泄漏點(diǎn)開啟(采用一口生產(chǎn)井模擬,關(guān)井或定井底流壓)。在流體模型中設(shè)置H2O(w)、CH4(g)、Hydrate(s)3個(gè)組分,其中水合物相對(duì)分子質(zhì)量為119.54 g/mol,密度為919.70 kg/m3,體積熱容及導(dǎo)熱系數(shù)分別為1.47×106J/(m3·K)和4.58×104J/(m·d·K);水合物反應(yīng)局部平衡條件基于3.5%NaCl-甲烷水合物相態(tài)曲線(圖2),生成反應(yīng)頻率因子為2.51×105mol/(d·kPa·m2),分解反應(yīng)頻率因子為1.07×1013mol/(d·kPa·m2),水合物比表面積為3.75×105m2/m3,反應(yīng)活化能為8.11×104J/mol,反應(yīng)焓為5.19×104J/mol[21,23-24]。氣-水相滲曲線采用Brooks-Corey模型計(jì)算[25],其中Swr=0.20,Sgr=0.05,Krwgr=0.5,Krgwr=0.7,nw=2.5,ng=0.5;毛管力pcw采用van Genuchten模型[26]計(jì)算,其中po=11 kPa,γ=0.7;暫不考慮甲烷在水中的溶解、以及水合物形成與地層水礦化度之間的相互影響,考慮水合物形成對(duì)儲(chǔ)層孔隙度和滲透率的影響,孔隙度-滲透率關(guān)系采用Carmen-Kozeny模型[27]計(jì)算,表達(dá)式為

(12)

式中,k和ko分別為當(dāng)前和原始滲透率,10-3μm2;φ和φo分別為當(dāng)前和原始流體孔隙度,φ=φo(1-Sh);c為Kozeny-Carman系數(shù),本文中取3。

圖4 海底淺層二維縱向均質(zhì)概念模型Fig.4 Conceptual 2D homogeneous geological model of shallow formation under sea

為保證數(shù)值模擬的準(zhǔn)確性,對(duì)地質(zhì)模型溫度和壓力場(chǎng)的穩(wěn)定性以及網(wǎng)格大小的敏感性進(jìn)行檢驗(yàn)。對(duì)模型上部及下部巖層的熱力學(xué)性質(zhì)進(jìn)行校正,得到當(dāng)上部巖層體積熱容及導(dǎo)熱系數(shù)分別為4.16×106J/(m3·K)和1.50×107J/(m·d·K),下部巖層體積熱容及導(dǎo)熱系數(shù)分別為2.65×106J/(m3·K)和1.81×107J/(m·d·K)時(shí),可以滿足模型空跑1 000 a后溫度場(chǎng)最大變化在0.5 ℃以內(nèi),壓力場(chǎng)最大變化在5 kPa以內(nèi);當(dāng)網(wǎng)格尺寸小于50 m×50 m時(shí),數(shù)值模擬結(jié)果差異減小,因此本研究選擇網(wǎng)格尺寸10 m×10 m,網(wǎng)格數(shù)為100×100=10 000。

為研究海底天然氣水合物形成及富集機(jī)制,根據(jù)海底淺層典型地質(zhì)條件以及水合物成藏類型設(shè)置模擬方案,考慮海底低滲層遮擋和海底冷泉兩種情形以及氣水通量、儲(chǔ)層物性、溫度壓力條件等參數(shù)的敏感性。

4 結(jié)果分析

4.1 海底水合物形成及富集過程

海底天然氣滲漏是一個(gè)廣泛的自然現(xiàn)象。在構(gòu)造變形或超壓體系下地層流體將沿?cái)鄬踊虻妆贅?gòu)造中應(yīng)力梯度方向運(yùn)移,深部油氣藏或儲(chǔ)層游離態(tài)天然氣以滲漏方式沿?cái)鄬拥韧ǖ老蚝５走\(yùn)移[28]。如美國(guó)墨西哥灣布什山,單個(gè)水合物丘深部天然氣滲漏規(guī)模為800～900 t/a,平均1.6～1.8 kg/(m2·a),并伴隨孔隙水滲漏,規(guī)模在-5～7 000 kg/(m2·a)[12,29]。

本研究中,當(dāng)深部甲烷氣滲漏通量為700 m3/d (0.5 t/d)、孔隙水滲漏通量為0 m3/d時(shí),海底低滲層遮擋以及海底冷泉(甲烷氣和孔隙水可泄漏進(jìn)入海水)兩種情形下的數(shù)值模擬結(jié)果如圖5(前兩參數(shù)基于原始孔隙度,后兩參數(shù)基于水合物影響;圖中白色點(diǎn)劃線為原始水合物穩(wěn)定區(qū)下限)和圖6(二維模型中間縱向剖面)所示。

圖5 1 000 a后海底淺層中氣體飽和度、水合物飽和度、孔隙度和滲透率分布Fig.5 Distribution of gas saturation, hydrate saturation, porosity and permeability in subsea formation after 1 000 years

深部甲烷氣經(jīng)底部的運(yùn)移通道(滲漏點(diǎn)位于泥線以下990～1 000 m)進(jìn)入海底淺部地層,在氣水密度差的作用下,向上運(yùn)移至海底水合物穩(wěn)定區(qū)(泥線以下280 m以內(nèi)),氣柱寬度為60～70 m,之后到達(dá)海底頂部并向兩側(cè)運(yùn)移。甲烷氣進(jìn)入海底水合物穩(wěn)定區(qū)后,開始與地層水反應(yīng)生成水合物,越靠近海底位置,過冷度(相同壓力下,環(huán)境溫度低于水合物相平衡溫度的差值)越大,水合物生成速率越大,水合物飽和度越高。隨著時(shí)間推移,儲(chǔ)層中越來越多的水合物形成并富集,但形成的水合物藏主要分布在海底淺層上部,水合物藏的有效孔隙度和滲透率較初始狀態(tài)明顯下降,孔隙度從50%降低至30%～35%,滲透率從500×10-3μm2降低至(55～100)×10-3μm2。

圖6 不同時(shí)間下海底淺層水合物、氣體飽和度以及溫度場(chǎng)變化Fig.6 Changes of hydrate saturation, gas saturation and temperature field in subsea formation at different time

對(duì)比海底低滲層遮擋和海底冷泉情況可知:①海底低滲層遮擋情形下,甲烷氣運(yùn)移至海底后不會(huì)發(fā)生泄漏,形成的氣層厚度較大,所以形成的水合物藏厚度也較大(50 m),但是水合物飽和度相對(duì)較小(小于0.3),這可能與氣驅(qū)水速度過快,導(dǎo)致殘余水飽和度過低,不能與甲烷充分反應(yīng)有關(guān);②海底冷泉情形下,存在甲烷氣向深部海水泄漏的問題,大于90%的甲烷氣泄漏至海水中,因此在海底淺層形成的氣層厚度薄、范圍小,導(dǎo)致水合物藏厚度也較薄(小于10 m)、規(guī)模較小,但由于長(zhǎng)時(shí)間的低速氣驅(qū)水過程,殘余水充足,形成的水合物飽和度較高(大于0.4);③受水合物生成放熱以及深部甲烷氣和孔隙水?dāng)y帶熱量的影響,兩種情況下水合物穩(wěn)定區(qū)和地溫梯度都發(fā)生變化,但海底冷泉情況下水合物穩(wěn)定區(qū)底界深度減小幅度較大(降至250 m),但地溫梯度上升較小,這可能與海底冷泉情況下深部甲烷氣向上流速較快,將更多的熱量從深部攜帶至海底淺層有關(guān);此外,水合物穩(wěn)定區(qū)底界深度在甲烷氣泄漏初期減小幅度較大,之后隨時(shí)間又進(jìn)一步的緩慢減小;受海水影響,泥線附近溫度變化都不大。

4.2 水合物形成及富集影響因素

甲烷氣、孔隙水通量、地溫梯度、海水深度以及儲(chǔ)層物性等因素均會(huì)對(duì)海底水合物形成及富集過程、最終形成的水合物藏厚度和豐度(水合物飽和度)產(chǎn)生一定影響,如圖7所示。

海底低滲層遮擋情況下,甲烷氣通量越大(1 400～2 800 m3/d,孔隙水通量為0 m3/d),形成的水合物藏厚度越大(55～65 m),但由于氣驅(qū)水過程較快,殘余水較少,導(dǎo)致局部水合物豐度有所降低(水合物飽和度在0.25～0.35)。此外,隨著甲烷氣通量增大,水合物穩(wěn)定區(qū)底界深度有所減小,當(dāng)甲烷氣通量達(dá)到2 800 m3/d時(shí),減小為255 m。

海底冷泉情況下,孔隙水通量越大(最大可至375 m3/d,甲烷氣通量為700 m3/d),水合物藏覆蓋面積及豐度越小,當(dāng)孔隙水通量達(dá)75～375 m3/d時(shí),海底淺層無水合物生成。這是由于海底冷泉情況下,約有85%～100%的孔隙水通量通過海底冷泉泄漏至海水中,而且孔隙水通量越大,泄漏量越大,導(dǎo)致孔隙水以及甲烷氣流經(jīng)過的地層溫度明顯升高(最高至約53 ℃),水合物穩(wěn)定區(qū)下邊界上移甚至消失,不利于水合物的形成,孔隙水通量對(duì)水合物生成的影響要明顯大于甲烷氣通量;此外,孔隙水的泄漏可以明顯提高甲烷氣的泄漏量,使只有遠(yuǎn)低于10%的甲烷氣以較低流速向海底冷泉兩側(cè)地層運(yùn)移,甲烷氣飽和度過低,也將影響水合物藏豐度(圖8)。

圖7 不同因素對(duì)1 000 a后水合物飽和度分布的影響(二維模型中間縱向剖面)Fig.7 Influences of various factors on hydrate saturation distribution after 1 000 years (vertical profile in the middle of the 2D model)

由圖7可知,海底淺層地溫梯度越大,水合物穩(wěn)定區(qū)間高度越小,深部甲烷氣運(yùn)移至海底淺層觸發(fā)形成水合物的深度越淺。當(dāng)?shù)販靥荻葟?.03 ℃/m提高至0.07 ℃/m時(shí),水合物穩(wěn)定區(qū)厚度從約500 m減少至200 m。但由于成藏時(shí)間較短(模擬1 000 a),在海底淺層上部形成的氣層厚度較薄(小于50 m),地溫梯度升高對(duì)水合物成藏厚度和豐度影響不大。然而可預(yù)見,隨著成藏時(shí)間增長(zhǎng),水合物成藏厚度將受到地溫梯度嚴(yán)重制約。

海水深度同時(shí)影響海底淺層的溫度場(chǎng)和壓力場(chǎng)。海水越深,海底溫度越低,壓力越高,海底淺層水合物穩(wěn)定區(qū)間高度越大(當(dāng)水深從600 m增加到1 800 m,水合物穩(wěn)定區(qū)厚度從0 m增加至380 m),形成的水合物藏豐度越高(水合物飽和度可達(dá)0.5～0.6)。在較淺水深下,水合物藏厚度主要由水合物穩(wěn)定區(qū)厚度控制,大于一定水深后,水合物藏厚度主要受甲烷氣在海底淺層上部形成的氣層厚度決定。

圖8 海底冷泉情況下孔隙水和甲烷氣向海底泄漏速度以及1 000 a后海底淺層地溫梯度Fig.8 Leaking rates of porous water and methane gas, and geothermal gradient of subsea formation in the case of cold spring

海底淺層的儲(chǔ)層物性會(huì)對(duì)深部甲烷氣向上運(yùn)移的過程產(chǎn)生顯著影響,進(jìn)而影響到水合物形成及富集。當(dāng)儲(chǔ)層滲透率較小時(shí),甲烷氣向上滲流的阻力增大,相同成藏時(shí)間下,更多的甲烷氣滯留在向上運(yùn)移的儲(chǔ)層中,相應(yīng)的到達(dá)海底淺層上部的氣量較少。這一過程有利于甲烷氣在垂向運(yùn)移過程中成藏,形成較高的水合物飽和度。此時(shí),海底冷泉產(chǎn)生的少量泄漏對(duì)水合物成藏的影響減弱,與海底低滲層遮擋情形相近。

此外,毛管力也會(huì)對(duì)甲烷氣向上運(yùn)移過程產(chǎn)生影響。毛管力越小,越有利于甲烷氣流動(dòng),在向上運(yùn)移過程中較易形成高氣體飽和度,進(jìn)而形成較高的水合物飽和度;相反,毛管力越大,在向上運(yùn)移過程中形成的水合物飽和度越小,但是更多的甲烷氣會(huì)聚集在海底淺層上部,形成高飽和度水合物藏。

4.3 海底天然氣水合物成藏特征

甲烷氣滲漏通量為700 m3/d、孔隙水滲漏通量為0 m3/d時(shí),海底頂層水合物飽和度、單位面積水合物資源量以及生成速率隨時(shí)間的變化如圖9所示。海底低滲層遮擋和海底冷泉情形下,最終形成的水合物藏厚度、豐度和分布特征不同。

海底低滲層情形有利于深部甲烷氣聚集在海底淺層上部,形成的水合物藏厚度和覆蓋面積較大,其規(guī)模主要由氣層規(guī)模決定(圖9(a))。因此,海底低滲層情形水合物資源主要集中在海底淺層上部,在甲烷氣向上運(yùn)移過程中生成的水合物量所占比重不到20%。根據(jù)整個(gè)儲(chǔ)層的水合物資源量和總海底面積,計(jì)算得到單位海底面積水合物資源量和生成速率,如圖9(c)所示。成藏時(shí)間越長(zhǎng),單位海底面積水合物資源量越大,可達(dá)4 500 kg/m2;而單位面積水合物生成速率先增大(最高時(shí)6.33 kg/(m2·a))后減小并趨于穩(wěn)定(3.20 kg/(m2·a)),這可能與深部甲烷氣進(jìn)入水合物穩(wěn)定區(qū)后,在向上運(yùn)移并在頂部形成氣頂過程中與孔隙水的接觸面積變化有關(guān)。

海底冷泉情形由于存在甲烷氣向海底的大量泄漏(約占90%),形成的水合物藏主要集中在海底泄漏通道周圍350 m以內(nèi),成藏規(guī)模有限(圖9(b))。雖然在海底頂部形成的水合物飽和度較高,但是層厚較薄;相應(yīng)的,在甲烷氣進(jìn)入水合物穩(wěn)定區(qū)向上運(yùn)移過程中形成的水合物資源量所占比重較大,可以超過60%?？傮w上,海底冷泉情況下單位海底面積水合物資源量不如海底低滲層情形,僅為1 500 kg/m2,水合物生成速率先增長(zhǎng)后穩(wěn)定,維持在1.30 kg/(m2·a)(圖9(c))。應(yīng)當(dāng)注意,海底冷泉的孔隙水會(huì)對(duì)地溫梯度造成嚴(yán)重影響,孔隙水通量越大,海底泄漏通道周圍地溫梯度越高,水合物不能成藏或以環(huán)狀分布在泄漏通道周圍。

通過對(duì)不同因素對(duì)水合物形成和富集過程的影響分析可知,低甲烷氣通量有利于甲烷與孔隙水充分接觸而形成水合物;低孔隙水通量有利于原始地溫梯度的維持,防止水合物穩(wěn)定區(qū)下邊界上移;海水越深、地溫梯度越小,水合物穩(wěn)定區(qū)厚度越大,為水合物形成提供更加有利的成藏環(huán)境;儲(chǔ)層滲透率越低或毛管力越小,越有利于甲烷氣在向上運(yùn)移過程中形成高飽和度水合物,但應(yīng)注意儲(chǔ)層滲透率較小時(shí)毛管力一般較大。此外,水合物的形成也會(huì)使儲(chǔ)層孔隙度和滲透率降低,有利于甲烷氣在向上運(yùn)移過程中向四周擴(kuò)散而成藏。綜合以上認(rèn)為,在深海海域的低地溫梯度海底淺層中,若深部甲烷氣以較小通量且不發(fā)生泄漏至海水情形下,長(zhǎng)時(shí)間、持續(xù)的向上運(yùn)移至海底水合物穩(wěn)定區(qū),則有利于形成大厚度、高豐度的水合物藏。

圖9 海底水合物飽和度、單位面積水合物資源量及生成速率隨時(shí)間變化Fig.9 Variations of hydrate saturation, unit area resource and formation rate with time

4.4 水合物成藏模擬的可靠性

天然氣水合物的相平衡條件直接控制著海底天然氣水合物的穩(wěn)定區(qū)域,進(jìn)而影響到水合物的生成和分解。除孔隙水的鹽度會(huì)使水合物的相平衡曲線向左移動(dòng)外,多孔介質(zhì)中產(chǎn)生的毛細(xì)管壓力也會(huì)使水合物生成所需要的壓力升高、溫度變低,所有影響毛管力的因素都會(huì)影響到多孔介質(zhì)中水合物的穩(wěn)定存在條件[30]。雖然如此,陳強(qiáng)等[31]基于毛管力與水活度的關(guān)系,通過理論分析求得58.68 nm是沉積物毛管力對(duì)水活度影響的臨界值,當(dāng)沉積物孔隙半徑大于60 nm時(shí),水合物的相平衡條件不會(huì)受到毛管力的明顯影響。一般認(rèn)為處于大孔的天然氣水合物的穩(wěn)定性與塊層狀的差異不明顯,特別是微米級(jí)毫米級(jí)的大孔中更是沒有區(qū)別[30]。雖然多孔介質(zhì)對(duì)天然氣水合物相態(tài)平衡條件具有一定的消極影響,但多孔介質(zhì)對(duì)水合物的生成速率具有一定積極作用,如多孔介質(zhì)比表面大、界面作用突出,為水合物的形成提供了更寬廣的界面空間,有利于縮短水合物生成的誘導(dǎo)期和成長(zhǎng)期。

總體而言,多孔介質(zhì)對(duì)天然氣水合物成藏規(guī)律影響復(fù)雜,深入認(rèn)識(shí)天然氣水合物在真實(shí)海底環(huán)境中的相態(tài)平衡和反應(yīng)動(dòng)力學(xué)特征,對(duì)于采用油藏?cái)?shù)值模擬方法準(zhǔn)確預(yù)測(cè)水合物礦藏的形成及富集過程至關(guān)重要。如圖7所示,以水合物生成反應(yīng)頻率因子為例,反應(yīng)頻率因子越大,相同時(shí)間下在海底淺層形成的水合物飽和度越大,水合物豐度越高,因此反應(yīng)頻率因子取值的合理與否將直接影響預(yù)測(cè)水合物礦藏的品質(zhì)。在這種情況下,可通過對(duì)海底水合物藏實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行擬合,修正水合物反應(yīng)動(dòng)力學(xué)參數(shù),提高水合物成藏?cái)?shù)值模擬預(yù)測(cè)的精度和可靠性。

5 結(jié)束語

基于天然氣水合物的相平衡和動(dòng)力學(xué)特征,采用油藏?cái)?shù)值模擬方法,建立了海底水合物形成及富集機(jī)制模型,通過對(duì)水合物反應(yīng)的局部平衡反應(yīng)設(shè)置以及對(duì)海底淺層高壓低溫環(huán)境的精確描述,實(shí)現(xiàn)了對(duì)深部天然氣運(yùn)移至海底水合物穩(wěn)定區(qū),觸發(fā)形成水合物以及富集成藏過程的模擬。采用建立的海底水合物形成及富集機(jī)制模型,模擬和對(duì)比分析了海底低滲層及海底冷泉兩種情形下,深部甲烷氣運(yùn)移至海底淺層形成水合物以及富集成藏的過程及其影響因素。結(jié)果表明,在深水海底淺層中,深部甲烷氣以較小通量且不發(fā)生泄漏至海水情形下,長(zhǎng)時(shí)間、持續(xù)的運(yùn)移至海底水合物穩(wěn)定區(qū),有利于形成大厚度、高豐度的水合物藏;同時(shí)也證明了油藏?cái)?shù)值模擬方法可以作為一種有效的手段用于海底水合物成藏機(jī)制的研究。

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[1] 于興河,王建忠,梁金強(qiáng),等.南海北部陸坡天然氣水合物沉積成藏特征[J].石油學(xué)報(bào),2014,35(2):253-264.

YU Xinghe, WANG Jianzhong, LIANG Jinqiang, et al. Depositional accumulation characteristics of gas hydrate in the northern continental slope of South China Sea [J]. Acta Petrolei Sinica, 2014,35(2):253-264.

[2] 梁金強(qiáng),王宏斌,蘇新,等.南海北部陸坡天然氣水合物成藏條件及其控制因素[J].天然氣工業(yè),2014,34(7):128-135.

LIANG Jinqiang, WANG Hongbin, SU Xin, et al. Natural gas hydrate formation conditions and the associated controlling factors in the northern slope of the South China Sea [J]. Natural Gas Industry, 2014,34(7):128-135.

[3] 翟剛毅,盧振權(quán),盧海龍,等.祁連山凍土區(qū)天然氣水合物成礦系統(tǒng)[J].礦物巖石,2014,34(4):79-92.

ZHAI Gangyi, LU Zhenquan, LU Hailong, et al. Gas hydrate geological system in the Qilian mountain permafrost [J]. Journal of Mineralogy and Petrology, 2014,34(4):79-92.

[4] 張金華,魏偉,魏興華,等.祁連山木里地區(qū)天然氣水合物成藏模式分析[J].中國(guó)礦業(yè),2014,23(4):75-78.

ZHANG Jinhua, WEI Wei, WEI Xinghua, et al. Analysis on accumulation model of natural gas hydrate in Qilian mountain Muli area [J]. China Mining Magazine, 2014,23(4):75-78.

[5] 張洪濤,張海啟,祝有海.中國(guó)天然氣水合物調(diào)查研究現(xiàn)狀及其進(jìn)展[J].中國(guó)地質(zhì),2007,34(6):953-961.

ZHANG Hongtao, ZHANG Haiqi, ZHU Youhai. Gas hydrate investigation and research in China: present status and progress [J]. Geology in China, 2007,34(6):953-961.

[6] CHEN D F, CATHLES L M. A kinetic model for the pattern and amounts of hydrate precipitated from a gas steam: application to the Bush Hill vent site, Green Canyon Block 185, Gulf of Mexico [J]. Journal of Geophysical Research, 2003,108(B1):2058-2071.

[7] TREUDE T, BOETIUS A, KNITTEL K, et al. Anaerobic oxidation of methane above gas hydrates at Hydrate Ridge, NE Pacific Ocean [J]. Marine Ecology Progress Series, 2003,264:1-14.

[8] TORRES M E, WALLMANN K, TREHU A M, et al. Gas hydrate growth, methane transport, and chloride enrichment at the southern summit of Hydrate Ridge, Cascadia margin off Oregon [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004,226(1/2):225-241.

[9] XU W Y, GERMANOVICH L N. Excess pore pressure resulting from methane hydrate dissociation in marine sediments: a theoretical approach [J]. Journal Geophysical Research, 2006,111:B01104.

[10] LIU X L, FLEMINGS P B. Dynamic multiphase flow model of hydrate formation in marine sediments [J]. Journal Geophysical Research, 2007,112:B03101.

[11] 蘇正,曹運(yùn)誠(chéng),楊睿,等.南海北部神狐海域天然氣水合物成藏演化分析研究[J].地球物理學(xué)報(bào),2012,55(5):1764-1774.

SU Zheng, CAO Yuncheng, YANG Rui, et al. Analytical research on evolution of methane hydrate deposits at Shenhu area, north South China Sea [J]. Chinese Journal of Geophysics, 2012,55(5):1764-1774.

[12] 曹運(yùn)誠(chéng),蘇正,陳多福.孔隙水滲流通量對(duì)滲漏型天然氣水合物影響的數(shù)值模擬[J]. 中國(guó)科學(xué)(地球科學(xué)),2013,43(3):379-390.

CAO Yuncheng, SU Zheng, CHEN Duofu. Influence of water flow on gas hydrate accumulation at cold vents[J]. Science China: Earth Sciences, 2013,43(3):379-390.

[13] 葉鴻,楊濤,朱國(guó)榮,等.海底天然氣水合物生長(zhǎng)的數(shù)值模擬研究及進(jìn)展[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),2013,33(2):143-152.

YE Hong, YANG Tao, ZHU Guorong, et al. Advances in numerical modeling of gas hydrate formation in marine sediments [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2013,33(2):143-152.

[14] ZHANG L, HUANG A Y, WANG W, et al. Hydrate risks and prevention solutions for a high pressure gas field offshore in South China Sea [J]. International Journal of Oil, Gas and Coal Technology, 2013,6(6):613-623.

[15] 張亮,張崇,任韶然,等.深水鉆完井天然氣水合物風(fēng)險(xiǎn)及預(yù)防措施[J].石油勘探與開發(fā),2014,41(6):755-762.

ZHANG Liang, ZHANG Chong, REN Shaoran, et al. Gas hydrate risks and prevention for deep water drilling and completion: a case study of well QDN-X in Qiongdongnan Basin, South China Sea [J]. Petroleum Exploration and Development, 2014,41(6):755-762.

[16] 蘇正,陳多福.海洋天然氣水合物的類型及特征[J].大地構(gòu)造與成礦學(xué),2006,30(2):256-264.

SU Zheng, CHEN Duofu. Types of gas hydrates and their characteristics in marine environments [J]. Geotectonica et Metalogenia, 2006,30(2):256-264.

[17] 魏偉,張金華,吝文,等.天然氣水合物成藏機(jī)理及主控因素[J].新疆石油地質(zhì),2010,31(6):563-566.

WEI Wei, ZHANG Jinhua, LIN Wen, et al. Mechanism and controlling factorsof natural gas hydrate accumulation [J]. Xinjiang Petroleum Geology, 2010,31(6):563-566.

[18] 吳時(shí)國(guó),姚伯初.天然氣水合物賦存的地質(zhì)構(gòu)造分析及資源評(píng)價(jià)[M].北京:科學(xué)出版社,2008.

[19] HONG H N, POOLADI-DARVISH M. A numerical study on gas production from formations containing gas hydrates [R]. PETSOC 2003060, 2003.

[20] KIM H C, BISHNOI P R, HEIDEMANN R A, et al. Kinetics of methane hydrate decomposition [J]. Chemical Engineering Science, 1987,42:1645-1653.

[21] UDDIN M, COOMBER D, LAW D, et al. Numerical studies of gas hydrate formation and decomposition in a geological reservoir [J]. Journal of Energy Resources Technology, 2008,130:1-12.

[22] CMG. Manual of advanced process and thermal reservoir simulator (STARS) [R]. Calgary: Computer Modeling Group, 2010.

[23] 李棟梁,梁德青.水合物導(dǎo)熱系數(shù)和熱擴(kuò)散率實(shí)驗(yàn)研究[J]. 新能源進(jìn)展,2015,3(6):464-468.

LI Dongliang, LIANG Deqing. Experimental study on thermal conductivities and diffusivities of gas hydrate [J]. Advances in New and Renewable Energy, 2015,3(6):464-468.

[24] 楊德偉,劉雨文,修毓.甲烷水合物熱導(dǎo)率分子動(dòng)力學(xué)模擬及分析[J]. 中國(guó)石油大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版),2016,40(4):141-145.

YANG Dewei, LIU Yuwen, XIU Yu, et al. Molecular dynamics simulation and analysis of thermal conductivity of methane hydrate [J]. Journal of China University of Petroleum (Edition of Natural Science), 2016,40(4):141-145.

[25] BROOKS R H, COREY A T. Properties of porous media affecting fluid flow [J]. Journal of the Irrigation and Drainage Division, 1966,92(2):61-90.

[26] van GENUCHTEN M T. A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated soils [J]. Soil Science Society of America Journal, 1980,44(5):892-898.

[27] NGHIEM L, SAMMON P, GRABENSTETTER J, et al. Modeling CO2storage in aquifers with a fully-coupled geochemical EOS compositional simulator [R]. SPE 89474-MS, 2004.

[28] 張敏強(qiáng),鐘志洪,夏斌,等.鶯歌海盆地泥-流體底辟構(gòu)造成因機(jī)制與天然氣運(yùn)聚[J]. 大地構(gòu)造與成礦學(xué),2004,28(2):118-125.

ZHANG Minqiang, ZHONG Zhihong, XIA Bin, et al. Genetic mechanisms of mud-fluid diaper in Yinggehai Basin and hydrocarbon accumulation [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2004,28(2):118-125.

[29] 曹運(yùn)誠(chéng),陳多福,徐文躍.海底天然氣滲漏區(qū)熱傳遞對(duì)天然氣水合物形成的影響[J]. 天然氣地球科學(xué),2007,18(6):827-831.

CAO Yuncheng, CHEN Duofu, XU Wenyue. Effects of heat transition on hydrate accumulation in gas vent sites [J]. Natural Gas Geoscience, 2007,18(6):827-831.

[30] 吳效楠,扈顯琦,祁強(qiáng).多孔介質(zhì)中天然氣水合物相平衡條件研究進(jìn)展[J]. 河北化工,2010,33(6):7-10.

WU Xiaonan, HU Xianqi, QI Qiang. Advances in study of natural gas hydrate phase equilibrium condition in porous media [J]. Hebei Chemical Industry, 2010,33(6):7-10.

[31] 陳強(qiáng),業(yè)渝光,劉昌嶺,等.多孔介質(zhì)體系中甲烷水合物生成動(dòng)力學(xué)的模擬實(shí)驗(yàn)[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì),2007,27(1):111-116.

CHEN Qing, YE Yuguang, LIU Changling, et al. Research on formation kinetics of methane hydrate in porous media [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2007,27(1):111-116.