大洋鉆探天然氣水合物儲層測井評價研究進展

鐘廣法 張 迪 趙巒嘯

海洋地質國家重點實驗室·同濟大學

1 研究背景

國際科學大洋鉆探計劃始于1968年，經歷了深海 鉆 探（Deep Sea Drilling Project， 縮 寫 為 DSDP，1968—1983 年）、大洋鉆探（Ocean Drilling Program,縮寫為ODP，1985—2003年）、綜合大洋鉆探（Integrated Ocean Drilling Program，縮寫為 IODP，2003—2013年）及國際大洋發現（International Ocean Discovery Program,縮寫為 IODP，2013—2023 年）等 4個階段，歷時50余年。這是地球科學領域歷時最長、影響最為深遠的國際科學研究合作計劃。

該計劃已在全球各大洋總共執行了400個鉆探航次，其中涉及天然氣水合物（以下簡稱水合物）的航次為23個，已在大西洋、太平洋和印度洋累計53個站位鉆遇了水合物（圖1、2）。這些站位分布于美國東部大西洋被動大陸邊緣（布萊克海脊）[1-4]；墨西哥灣北部被動大陸邊緣[5]；太平洋東部活動大陸邊緣，包括智利三聯點[6]、秘魯海溝[7-8]、中美洲海溝（危地馬拉[9-10]、墨西哥[11]和哥斯達黎加邊緣[12-13]）及俄勒岡（水合物脊）[14-15]和溫哥華岸外的Cascadia邊緣[16]；太平洋西部活動大陸邊緣，包括日本海東部[17]、日本南海（Nankai）海槽[18-19]及新西蘭東部Hikurangi邊緣[20]；印度東部大陸邊緣（孟加拉灣）[21]及地中海[22]等地（圖1、2）。大洋鉆探水合物鉆探航次的主要科學目標包括：獲取水合物實物樣品；了解水合物及其宿主沉積物的原位性質；估算水合物飽和度；研究擬海底反射（BSR）的成因及水合物和游離氣的分布；研究水合物的形成條件和形成機制等。

大洋鉆探采取一站多孔和全取心策略。盡管如此，由于水合物在地表條件下不穩定、易分解，取心難度大，而且在取心過程中水合物的分解會導致巖心發生擾動，呈奶油狀/湯狀，破壞了沉積物的原生沉積組構。因此，單憑巖心分析很難全面了解水合物與宿主沉積物之間的共生關系。大洋鉆探測井技術有效地彌補了巖心分析之不足，它們能提供井筒附近含水合物地層連續的高分辨率地球物理觀測記錄，為理解海洋水合物及其宿主沉積物的原位特性、估算水合物飽和度、預測水合物分布提供了重要的依據。為此，筆者對大洋鉆探水合物相關航次報告和文獻資料進行了較系統的調研與分析，在此基礎上，對測井資料在大洋鉆探水合物儲層評價研究方面所取得的進展進行綜述，并對存在的問題及未來可能的發展方向進行了探討。

圖1 國際科學大洋鉆探計劃水合物鉆探歷程示意圖

圖2 國際科學大洋鉆探計劃水合物站位分布圖

我國海洋水合物勘查起步較晚，但發展迅速，已在南海北部圈定出了神狐、東沙及瓊東南等多個富含水合物的有利區塊，初步查明了南海北部水合物資源量。南海北部水合物試采也取得了重大突破性進展。水合物資源勘查與商業試采已被列為我國能源發展的重大戰略目標。盡管如此，較之于發達國家，我國在海洋水合物勘查技術方面仍然存在著一定的差距。“他山之石，可以攻玉”，筆者希望本文對大洋鉆探水合物測井解釋進展的回顧以及發展方向的探討，能為我國開展相關研究、發展具有自主知識產權的海洋水合物儲層測井評價技術提供參考與借鑒。

2 大洋鉆探水合物測井概況

深海測井始于1968年DSDP執行的第1個航次[23]。1979年4月，DSDP66航次進行了首次深海水合物測井試驗，但因鉆頭釋放故障未獲成功[11]。同年6月，DSDP67航次在497站位裸眼測井獲得成功，獲取了最早的包括自然伽馬、地層密度、井徑等在內的深海水合物測井資料[9]。1982年，DSDP84航次在危地馬拉活動陸緣獲得了首個經取心證實的、有明確結論的深海水合物測井記錄[10]。1989年，高分辨率FMS地層微電阻率掃描成像測井技術首次在大洋鉆探水合物站位獲得應用（ODP127航次[17,24]）。1996年，隨鉆測井技術在ODP170航次首次應用于深海水合物鉆探[12]（圖1）。迄今為止，在53個鉆遇水合物的大洋鉆探站位中，共有30個站位采集了不同類型的測井數據，其中有15個站位還采集了隨鉆測井數據（圖2）。

大洋鉆探所采用的測井儀器主要有標準測井和隨鉆測井兩大系列[25]。標準測井儀器包括三組合測井儀（Triple Combo）和FMS（地層微電阻率掃描成像測井）—聲波組合測井儀（FMS-Sonic）兩個類別。其中，三組合測井儀由惡劣環境自然伽馬測井儀（HNGS）、高分辨率陣列側向測井儀（HRLA）和相量雙感應—球形聚焦電阻率測井儀（DIT）、中子孔隙度測井儀（APS）、惡劣環境巖性密度測井儀（HLDS）及磁化率測井儀（MSS）中的任意3種儀器組合而成，能提供包括自然伽馬和U、Th、K含量，淺、中、深電阻率，中子孔隙度，地層密度和光電吸收截面指數，以及磁化率等常規測井參數。FMS—聲波測井儀由地層微電阻率掃描成像測井儀（FMS）、偶極聲波成像儀（DSI-2）、通用目的井斜測井儀（GPIT）及惡劣環境自然伽馬測井儀（HNGS）等組成，主要提供井壁地層高分辨率微電阻率圖像，縱、橫波速度，井斜方位及自然伽馬能譜等參數。大洋鉆探隨鉆測井儀器主要由隨鉆復合電阻率測井儀（geoVISION）、隨鉆補償陣列電阻率測井儀（arcVISION）、隨鉆補償方位密度和中子測井儀（adnVISION）、隨鉆多極子聲波測井儀（sonicVISION）、隨鉆核磁共振測井儀（proVISION）及多功能隨鉆測井儀（EcoScope或NeoScope）等組成，能提供井壁地層的自然伽馬能譜，多種測量方式與探測深度的電阻率，地層密度和光電吸收截面指數，縱、橫波時差和聲波全波列，中子孔隙度及核磁共振等測井參數（圖3）。

圖3 國際科學大洋鉆探計劃所使用的主要測井儀器和測井參數的垂向分辨率匯總圖

標準測井與隨鉆測井的主要區別在于：標準測井在完鉆后進行，隨鉆測井則將儀器組合在鉆具上，與鉆井同步進行。前者的數據質量容易受鉆完井液侵入、井壁垮塌和井孔不規則變形等因素的影響；在海底淺層數十米至100多米以內的套管井段無法測量；局部井孔變形嚴重時還會導致下伏井段測井工作無法進行，所以標準測井數據很難提供覆蓋整個水合物穩定帶的連續觀測記錄。后者則不受上述因素的制約，由于儀器直接綁定在鉆具上，隨鉆測井實現了真正意義上的全井段測井，而且由于測井在地層鉆開后馬上進行，鉆完井液污染和水合物分解等因素對測井數據質量的影響程度可以降至最低。因此，隨鉆測井比標準測井能更加真實地反映水合物及其宿主地層的原位特征。此外，隨鉆測井中很多傳感器隨著鉆頭的旋轉而旋轉，可以實現360°掃描測量。這些數據經過處理后可以轉化為覆蓋整個井壁的各種成像測井圖像，主要包括自然伽馬，淺、中、深方位電阻率，地層密度，光電吸收截面指數，視中子孔隙度及井徑等。這些隨鉆成像測井圖像的分辨率很高，多介于3～15 cm（圖3），為研究井壁地層的巖性、結構、層理和沉積構造、斷層和裂縫、水合物的產狀和分布等特征提供了重要的材料。相比之下，除FMS外，標準測井方法僅能提供分辨率較低（多數大于30 cm，圖3）的一維測井曲線。

3 含水合物沉積物的測井響應

水合物具有一系列獨特的物理和化學性質，包括不導電、聲波速度較高、含氫量大等。這就為根據測井資料識別水合物、預測其豐度提供了可能[26-28]。

電阻率測井為識別水合物提供了一個重要的依據。模擬實驗表明，水合物的存在會導致地層電阻率增加1～3個數量級[26]。因此，含水合物沉積物的電阻率通常要明顯高于其鄰近不含水合物的沉積物（圖4）。在鉆井過程中，由于水合物分解可能會導致井徑擴大和鉆完井液侵入，在標準測井曲線上，含水合物沉積物的深、淺電阻率可能會出現分離。而隨鉆測井則不同，由于水合物來不及分解，隨鉆深、淺電阻率曲線通常重疊在一起[28]。在FMS及各種隨鉆電阻率成像測井圖像上，含水合物沉積物表現為白色高阻特征[15-16,29]（圖4）。

聲波測井為識別水合物提供了另一項重要的依據。水合物的存在會導致沉積物聲波速度明顯增大（圖4）。模擬實驗表明，含水合物沉積物的聲波速度可能高出同類含水層80%以上[26]。飽和水合物的粗粒沉積物，其縱波速度要明顯高于飽和水或氣體的同類沉積物。含水合物粗粒沉積物的縱波速度要明顯高于細粒沉積物[30]。此外，水合物的產狀也會對聲波速度產生影響，尤其是以膠結物形式產出的水合物對縱波速度影響較大，而呈“漂浮”狀散布在孔隙中的水合物對速度的影響則較小。這就為根據聲波速度預測水合物的生長習性提供了可能[30]。

含水合物沉積物在密度、中子孔隙度及核磁共振（NMR）等其他測井資料上也有著比較明顯的響應（圖4）。由于水合物的密度（在0.9 g/cm3左右）比水低，較之于相同條件下的含水層，含水合物層的密度較低。中子孔隙度反映地層的含氫量，含氫量越高，視中子孔隙度越大。理論計算結果表明，單位體積水、甲烷、Ⅰ型水合物和Ⅱ型水合物的含氫量分別為[31]：6.70×1022、0.01×1022、7.18×1022、7.55×1022氫原子/cm3。顯然，水合物的含氫量為最高，其次為水，而甲烷則最低。所以，在孔隙度一定的情況下，含水合物沉積物的視中子孔隙度要高于水層和游離氣層。與中子孔隙度測井類似，NMR測井也是對地層含氫量的響應。但不同于中子孔隙度測井，NMR測井僅對液體中的氫反應靈敏[28,32]。因此含水合物沉積物的NMR孔隙度要低于中子孔隙度（圖4-b）。

盡管如此，由于水合物的密度和含氫指數與水接近，而電阻率則與油氣類似，所以單純根據密度或中子測井不能很好地區分水合物和水層，而單純根據電阻率測井又很難將水合物與油氣層分開。因此，要準確地識別水合物，需要根據多種測井資料來綜合判定。

4 測井儲層參數計算

大洋鉆探水合物儲層測井評價基本上沿用了油氣勘探儲層測井評價的方法。

含水合物沉積物的孔隙度主要根據密度、聲波或中子孔隙度測井方法獲得，但在具體計算時需要針對水合物的存在并考慮含水合物沉積物的未固結或弱固結特性進行適當的校正。此外，由于水合物多發育于海底淺部未固結或弱固結沉積物中，井孔條件較差時（如大井徑或井徑劇烈變化），各種孔隙度測井資料的質量會變差，此時可以考慮根據電阻率測井曲線利用阿爾奇公式估算沉積物的孔隙度[33]。

水合物飽和度主要根據電阻率測井資料利用阿爾奇公式加以計算。20世紀90年代中后期以來，密度—NMR測井聯合方法、各種形式的三相聲波方程及建立在各種巖石物理模型基礎上的速度正演方法等也逐漸應用于大洋鉆探水合物飽和度的計算（表1、2）。

圖4 含天然氣水合物沉積物的測井響應圖

4.1 阿爾奇公式法

Archie[34]建立了水飽和的未固結砂或砂巖地層的電阻率、孔隙度與孔隙水電阻率之間的經驗關系（表1）。當沉積物中含有水合物時，其電阻率值會升高。假定電阻率的增加全部由水合物的存在而引起，則可以根據阿爾奇公式計算水合物飽和度[3,36,65]（表1）。標準阿爾奇公式涉及孔隙度、孔隙水電阻率及經驗參數a、m和n的求取（表1）。其中，孔隙度可以根據密度、聲波或中子孔隙度測井求得，也可以根據巖心測試結果擬合得到的孔隙度隨深度變化趨勢進行估算。原位孔隙水的電阻率可以根據孔隙水鹽度和地溫梯度估算[66]。a和m分別被稱為“彎曲度系數”和“膠結指數”，是反映沉積物孔隙結構特征的兩個經驗參數，一般根據完全水飽和沉積物的地層因素（水飽和地層的電阻率與孔隙水電阻率之比）與孔隙度在雙對數交會圖上通過線性擬合確定，其中最優擬合直線的斜率代表m，該直線在地層因素軸上的截距（孔隙度=1）為a[36,38,67]。Archie[34]給出的固結砂巖的m值介于1.8～2.0，未固結砂的m值在1.3左右，部分固結砂巖的m值介于1.3～2.0。n為飽和度指數，可以用不同巖性的平均值代替[32,39,43]；Malinverno等[36]采用巖心飽和度標定方法確定n的值，Hyndman等[65]則假定n=m；n的取值還可用缺省值2代替[67]。此外，Archie[34]認為，純凈的未固結砂和固結砂巖的n值一般在2左右，并由此提出了簡化的阿爾奇公式，亦稱快速評價阿爾奇公式（表1）。當孔隙水電阻率等參數未知時，可以用該公式來估算水合物飽和度。

表1 根據測井資料計算水合物飽和度的方法統計表

表2 建立在各種巖石物理模型模量計算基礎上的估算水合物飽和度并預測水合物生長習性的速度正演方法統計表

續表2-1

續表2-2

阿爾奇公式已被廣泛應用于大洋鉆探水合物飽和度計算。Collett等[35]根據標準和簡化阿爾奇公式對布萊克海脊994、995、997三個站位（ODP164航次）的水合物飽和度進行了估算，其結果介于2%～11%。Guerin等[33]根據簡化阿爾奇公式計算得到的995站位水合物飽和度介于5%～10%，與Collett等[35]的結果相近。不過，Guerin等[33]認為，由于鉆井過程中井壁附近水合物分解會使孔隙流體鹽度降低，從而導致常規電阻率測井值增大。因此根據常規電阻率測井資料計算得到的水合物飽和度代表了水合物飽和度的最大估計值。Tréhu等[15]利用阿爾奇公式對水合物脊鉆探的1245、1248、1249、1251 四個站位（ODP204航次）的水合物飽和度進行了計算，并將計算結果與巖心熱紅外掃描成像、孔隙水氯離子濃度及沉積學觀察等資料所揭示的水合物分布進行了對比，結果具有良好的一致性，其中1245站位計算的水合物飽和度介于10%～30%；1248站位計算的水合物飽和度介于0～58%，但除最上部20 mbsf塊狀水合物發育段外， 20 mbsf 以下水合物飽和度一般僅為2%～5%；1251站位計算的水合物飽和度為18%；1249站位計算的水合物飽和度介于10%～92%，是該航次水合物豐度最高的站位。Riedel等[16]根據隨鉆測井資料認為，Cascadia 邊緣北部 U1325、U1326、U1327、U1328四個站位（IODP311航次）中，高濃度的水合物主要分布于高電阻率、高聲波速度和低密度薄砂層內，并根據阿爾奇公式計算得出這些薄砂層內水合物飽和度高達80%～95%。

阿爾奇公式法存在的主要問題如下：①該公式建立在不含泥質的純凈砂和凈砂巖基礎之上，此時地層的導電性主要受孔隙流體的導電性控制。當地層中含有大量黏土礦物時，需要對黏土礦物表面電荷引起的附加導電效應進行修正[33,67-68]。不過，也有觀點認為，對于孔隙度很高的海洋泥質沉積物而言，這種附加導電效應并不明顯，阿爾奇公式可以無須修正而直接使用[69-70]。②阿爾奇公式僅對水濕巖石有效，適用于水合物“漂浮”在孔隙中間，即水合物的存在不影響顆粒表面水濕特性的情形[28]。當水合物以粒間膠結物或結核狀、脈狀、塊狀等形式產出時，可能會出現較大的偏差[67]。③阿爾奇公式所需的經驗參數a、m、n并不總是很容易求得的，而且這些參數的可靠性很少經過嚴格的標定和論證[28,36,38,43,67]。以布萊克海脊889/890站位為例，Hyndman等[65]利用巖心樣品測試結果擬合確定的a和m值分別為：a=1.41、m=1.76；而Collett[32]根據中子測井和電阻率測井數據擬合得到的參數值分別為：a=0.967、m=2.81。顯然這兩組參數之間存在著較大的偏差，而這些經驗參數取值上的差異有可能導致水合物飽和度估算結果相差很大。

4.2 密度—NMR測井聯合法

密度—NMR測井聯合法或DMR法[28,39,40-41]（表1）利用NMR測井反映液體含氫量這一特性，將視NMR測井孔隙度（水合物是固體骨架的一部分）與視密度測井孔隙度（水合物是孔隙空間的一部分）聯合，求解沉積物的總孔隙度和水合物飽和度。該方法假定，完全水飽和沉積物中測得的NMR回波幅度反映總孔隙度。當沉積物中含有很多小孔隙（如細粒富含黏土的沉積物）時，T2弛豫時間會短于NMR儀器的探測極限，此時NMR孔隙度將低估沉積物的孔隙度。這種情況容易出現在細粒富含黏土沉積物的長死時間隨鉆NMR測井中。常規NMR測井儀的死時間要短得多，可以用來測定泥質沉積物的總孔隙度。DMR方法的誤差來源主要有兩個：①骨架密度不準引起的密度孔隙度計算誤差；②當沉積物含大量黏土礦物束縛水時，T2弛豫時間會加快，視NMR孔隙度將被低估，從而影響水合物飽和度計算結果的準確度[28]。

Collett等[41]假定NMR孔隙度相對于密度孔隙度的下降全部由水合物的存在而引起，提出了一個根據密度和NMR測井孔隙度計算水合物飽和度的簡單公式（表1）。他們利用該公式，根據ODP204航次在水合物脊采集的隨鉆NMR和隨鉆密度測井孔隙度資料，計算出了該航次全部9個站位水合物穩定帶內水合物的飽和度，其結果介于－10%～50%，多數站位介于20%～30%，總體上低于根據阿爾奇公式計算得出的水合物飽和度。此外，在非水合物層段內計算的水合物飽和度介于－10%～10%，可能代表了該方法估算水合物飽和度時的誤差范圍[41]。

4.3 各種形式的三相聲波方程法

根據聲波測井計算含水合物沉積物的孔隙度和飽和度時，通常將水合物作為獨立組分，采用各種形式的三相（礦物骨架+水合物+地層水）聲波方程，包括三相Wyllie時間平均方程[42-43]、三相Wood方程[45-46]及三相時間平均—Wood加權方程[45,47]（表1）。Wyllie時間平均方程是根據固結砂巖總結出來的經驗方程，而Wood方程描述的則是懸浮顆粒的速度與孔隙度的關系。應用上述兩個方程估算深海未固結或弱固結且含大量黏土及有機質的海洋沉積物的速度時，均存在著較大的誤差，其中時間平均方程的估計值偏高，而Wood方程的估計值則偏低。為此，Nobes等[71]提出，可以將Wyllie時間平均方程和Wood方程結合起來，采用加權平均方法計算海洋沉積物的縱波速度，進而提出了所謂的兩相加權方程。Lee等[47]將該方程拓展至三相，提出了三相加權方程（表1）。但這類加權平均方程本身并沒有明確的物理意義，而且Wyllie時間平均方程和Wood方程的權系數如何設定也沒有明確的依據。此外，考慮到深海含水合物沉積物中黏土含量較高，Lee等[47]還建議，進一步將黏土從骨架中分離出來作為一個獨立組分，提出了所謂的四相聲波方程，包括四相Wyllie時間平均方程、四相Wood方程和四相加權方程，但由于所涉及的未知變量過多，四相聲波方程在實際中很少得到應用。Lee[72]用三相加權方程根據聲波測井資料對布萊克海脊994、995、997三個站位（ODP164航次）的水合物飽和度進行了估算。計算時分別采用了三種不同的孔隙度資料，包括密度測井孔隙度、巖心孔隙度及巖心孔隙度線性擬合趨勢。計算得到的平均水合物飽和度介于3.8%（巖心孔隙度）至12.1%（使用體積密度孔隙度）之間。

4.4 基于巖石物理模型的彈性波速度模擬估算水合物飽和度

沉積物的縱、橫波速度取決于體積模量、剪切模量和密度等彈性參數（表2）。這些彈性參數與沉積物的組成、結構、孔隙度、水合物的產狀和飽和度等具有密切的關系。沉積物的密度可以由密度測井獲得；沉積物的組成可以根據薄片鑒定及X射線衍射礦物成分分析等方法確定；孔隙度可以根據測井資料或巖心樣品測試獲得。給定含水合物沉積物的基本物理性質和相關參數，可以通過巖石物理模型計算得到不同飽和度取值時沉積物的彈性模量和速度；然后將模擬計算得到的速度與實際聲波測井速度進行對比，二者最吻合時，計算彈性模量所采用的飽和度值便代表了水合物飽和度的預測結果。因此，選擇合適的能夠代表實際地質特征的巖石物理模型，是通過速度建模估算水合物飽和度的關鍵。

圖5 根據縱波速度和水合物飽和度預測水合物生長習性圖[72]

迄今已提出的一系列用于計算含水合物沉積物體積模量和剪切模量的巖石物理模型，大致可以劃分為3類（表2）：①接觸與膠結理論模型[49-52]；②有效介質理論模型[47,51,53-54,55-56]；③考慮礦物顆粒、水合物和流體相互作用的理論模型[57-58,59-64]。不同的巖石物理模型在計算含水合物沉積物的模量時，通常將水合物在沉積物中的賦存狀態概括為以下4種概念模型[73]（圖5）：①水合物是孔隙流體的一部分，它們對沉積物骨架的彈性響應幾乎不產生實質性影響；②水合物以顆粒形式產出，與沉積物顆粒一樣是沉積物骨架的一部分，共同起到應力支撐作用；③水合物以膠結物形式在顆粒接觸部位生長（接觸式膠結物）；④水合物以膠結物形式包繞顆粒表面生長（顆粒襯邊式膠結物）。不同的巖石物理模型對水合物產狀的處理存在著一定的差異，比如接觸與膠結模型將水合物視為膠結物，以接觸式或襯邊式產出；而有效介質理論則將水合物視為孔隙充填物或巖石骨架的一部分，作為流體的一部分或以水合物顆粒形式產出。

接觸與膠結模型一般將沉積物顆粒近似視為理想的彈性球的集合體，顆粒介質的彈性模量主要是由顆粒之間的接觸方式、顆粒接觸面積、接觸點數、球體尺寸、介質彈性參數以及所施加的壓力來決定的。在含水合物沉積物中，水合物被視作接觸膠結物時可以被看成是很薄的彈性介質[49]，其膠結面積小于礦物顆粒的面積，利用彈性力學方法分析膠結物和顆粒之間的相互作用可以得出其相對應的法向剛度和剪切剛度，并結合孔隙度與配位數計算水合物為接觸式膠結時的沉積物骨架的體積模量和剪切模量（表2）[50]。而當水合物被視為襯邊式膠結物時，Dvorkin等[51]通過改變膠結層半徑與礦物顆粒半徑的比值，利用相同的方法可以計算出含水合物沉積物骨架的彈性模量（表2）。礦物顆粒的體積模量和剪切模量通常根據Viogt-Ruess-Hill平均計算，而得到沉積物骨架的彈性模量后，可以通過Gassmann方程來計算流體對整體含水合物沉積物彈性性質的影響。Guerin等[33]根據膠結理論對ODP164航次955站位的水合物飽和度進行估算，當水合物為接觸式膠結時，估算的水合物飽和度范圍為0～5%；而當水合物為襯邊式膠結時，估算的水合物飽和度范圍為0～10%，后者與保壓巖心樣品測量結果相吻合。接觸與膠結理論雖然能夠較好的刻畫水合物作為膠結物形式對彈性特征的影響，但其缺陷在于不能有效地解釋速度隨圍壓的變化[51]。

表征含水合物沉積物彈性特征的有效介質理論模型主要基于界限模型（如Hashin-Shtrikman邊界等）和包體模型（如Kuster-Toks?z模型、自洽模型、微分等效介質模型等）（表2）。這類模型主要刻畫水合物作為顆粒骨架或孔隙充填物時對沉積物整體彈性性質的貢獻。根據含水合物沉積物在超過臨界孔隙度和低于臨界孔隙度時的力學結構特征，Dvorkin等[53]利用改進的Hashin-Shtrikman上邊界與下邊界[51]建立了分段函數，分別計算這兩個地質狀態下的沉積物骨架彈性模量（表2）[54]。在該模型中，當水合物作為流體的一部分時，它們不影響礦物顆粒的體積模量和剪切模量，只影響沉積物中流體的體積模量；當水合物以顆粒形式產出時，它們是沉積物骨架的一部分，影響礦物顆粒的體積模量和剪切模量，并改變干沉積物的等效彈性性質，進而最終改變含水合物沉積物的速度特征（表2）。Chand等[74]假設水合物以顆粒形式產出，根據有效介質理論估算ODP164航次995和997站位的水合物飽和度，其結果介于10%～20%，與根據電阻率測井估算的飽和度結果相當。該理論模型在使用過程中需要注意的是，其所采用的臨界孔隙度（36%～40%）與砂巖相當[75]，當沉積物中含有不同數量黏土時會導致配位數出現很大的變化[76]。

Kuster-Toks?z方程（以下簡稱K-T方程）根據基質相和包含相的彈性模量以及包含物的濃度，利用波在兩相介質中的傳播理論計算沉積物的體積模量和剪切模量（表2）[55]。Zimmerman等[56]將其應用于加拿大北極的巖心樣本并預測縱、橫波速度；Lee等[57]將其擴展到含水合物沉積物中預測水合物飽和度。利用K-T方程計算含水合物沉積物的體積模量與剪切模量可以分兩步進行：首先，將孔隙水視為基質相中的球體包含物，根據K-T方程計算得到由水合物和孔隙水合并組成的新基質相的體積模量和剪切模量；然后，將沉積物顆粒視為由水合物和孔隙水合并組成的新的基質相中的球體包含物，計算得到含水合物沉積物的體積模量和剪切模量。Guerin等[33]根據K-T方程估算ODP164航次955站位的水合物飽和度時，假定含水合物沉積物由水合物、水和黏土組成，計算得到該站位水合物飽和度介于10%～20%，遠高于保壓巖心樣品測量值。與大多數基于理想橢球體的包體理論一樣，K-T方程假設包體相內的應力分布是獨立的，并且沒有考慮到不同包體之間的相互作用。這與實際沉積物中水合物與顆粒之間復雜的力學接觸狀態往往相違。與水合物以膠結物形式產出相比，要獲得相同的模量增加量，K-T方程所需要的水合物的體積會更大[33]，故根據K-T方程估算得到的水合物飽和度往往偏高[47]。此外，K-T方程將沉積物中的包含物如石英、黏土等視為懸浮體，這一假設前提僅在沉積物孔隙度很高（超過80%）時才成立[47]。

由于水合物特殊的賦存狀態和彈性特征，上述第三類理論模型主要考慮的是礦物顆粒、水合物和流體之間的相互作用對含水合物沉積物整體彈性性質的影響，這方面代表性的工作包括改進的Biot-Gassmann（BGTL）和三相Biot方程（TPBE，表2）。Lee[58]假定沉積物速度比（橫波速度比縱波速度）取決于骨架的速度比和孔隙度，給出了根據骨架剪切模量、Biot系數、速度比關系和孔隙度計算沉積物剪切模量的方法（表2）。改進的Biot-Gassmann模型利用Biot[77]和Gassmann[78]方法計算沉積物的體積模量，利用Lee[58]的方法計算沉積物的剪切模量。Biot系數取決于孔隙度，在孔隙度為零時，如果已知骨架的性質、沉積物的剪切模量或橫波速度與孔隙度的關系，可以通過實際橫波速度與計算得到的橫波速度擬合獲得Biot系數，其中沉積物的剪切模量可以根據加權方程或有效介質理論計算。由于速度比與孔隙度、差異壓力、固結程度和黏土含量等因素有關，Lee[58]引入指數n減少差異壓力對速度比的影響，Lee[57]根據Prasad[79]匯編的實驗室數據（頻率為100 kHz～1 MHz）導出了指數n與差異壓力的關系式，并引入系數G消除黏土對縱、橫波速度比的影響。Han等[80]通過實驗室數據導出了G與黏土含量的關系式。Lee[57,81]、Lee等[82]利用該方法，根據標準測井橫波速度（縱波速度易受游離氣存在的影響）對ODP204航次1244（ 76～127 mbsf ）、1245（ 73～129 mbsf）和 1247（74～129 mbsf）3個站位的水合物飽和度進行了估算，平均值分別為10.2%、10.4%、6.1%。根據標準測井橫波速度計算得到的飽和度在變化趨勢上與根據隨鉆電阻率測井估算結果相當，但橫波速度估算結果總體要高于電阻率估算結果。BGTL方法最適合于超聲波頻率下聲波測井測得的無明顯頻散的速度[57]。該方法存在的問題在于利用加權方程或有效介質理論擬合Biot系數時，其對應的問題也存在于改進的Biot模型中。

三相Biot方程（表2）基于滲流理論將Biot理論推廣到由沉積物顆粒、孔隙水和水合物組成的均勻的、相互交織的骨架中，假設每種骨架的體積模量和剪切模量均對沉積物的縱、橫波速度產生影響，根據廣義的Biot彈性系數推導出沉積物的體積模量和剪切模量[59-60]。其中，沉積物骨架和水合物骨架的體積模量和剪切模量由Pride等[61]和Lee[62]提出的干沉積物骨架公式計算（表2）[63-64]。固結參數α可以根據不含水合物沉積物的速度與深度曲線擬合獲得。參數ε是衡量水合物形成對礦物骨架支撐程度的經驗參數。Lee等[64]用三相Biot理論模擬了IODP311航次1326D孔含水合物沉積物的聲波速度并估算水合物飽和度，其結果與根據核磁共振和電阻率測井估算的飽和度值基本吻合。Miyakawa等[83]根據聲波測井數據利用三相Biot理論計算得到C0002站位（IODP314/315航次）水合物的飽和度介于0～30%，與根據阿爾奇公式計算得到的水合物飽和度（0～35%）相當。總體上，TPBE方程更適合于含水合物的砂層，而不是黏土含量較高的泥質沉積，因為Biot理論的假設前提是不含束縛水[64]。

此外，有些學者根據含水合物沉積物的彈性和電阻率巖石物理模型，開展了基于聲波和電阻率數據聯合反演水合物飽和度的相關研究。Sava等[84]提出了在貝葉斯理論框架下,根據阿爾奇方程和水合物作為承載分量的巖石物理彈性模型來反演水合物飽和度的方法。此方法在墨西哥灣綠色峽谷含水合物井的應用結果表明，與單獨使用電阻率或速度數據相比，使用聯合反演的方法提高了計算水合物飽和度的準確度。Lee[85]在最小二乘框架下提出了聯合聲波慢度（縱、橫波慢度）和電阻率測井數據反演水合物飽和度的方法,并將其應用于加拿大麥肯齊三角洲（Mackenzie Delta）Mallik 2L-38 研究井的水合物飽和度估算。Pan等[86]提出利用縱波阻抗、泊松比和對數電阻率數據并建立相應的三維巖石物理模板來反演水合物飽和度的方法，并應用于ODP204航次1247和1250站位，其反演結果和巖心數據測得的水合物飽和度結果吻合較好。相對而言，僅用電阻率估算的結果偏低，而用單一彈性屬性估算的結果則偏高。

5 水合物分布與宿主沉積物巖性之間的相關性

海底水合物穩定帶內，水合物的分布受多種因素的制約，包括低溫、高壓環境和充足的形成水合物的氣體來源等。一般認為，在氣源供應充足的前提下，宿主沉積物巖性對水合物的形成和分布具有重要的控制作用[87]。巖心觀察結果表明，海底水合物穩定帶內，水合物的分布具有明顯的非均質性，主要表現在水合物分布對宿主沉積物巖性的選擇性上，也體現在水合物在宿主沉積物內部對成核和生長部位的選擇性上。前者可以稱之為“層間非均質性”，后者可以稱之為“層內非均質性”。

一般認為，水合物傾向于分布在粒度較粗的宿主沉積物中。Ginsburg等[88]對布萊克海脊533站位（DSDP76航次）及994、995和997站位（ODP164航次）沉積物的粒度分析結果表明，盡管該海脊水合物穩定帶內的沉積物基本上由均一的半遠洋細粒沉積物（粉砂質泥和泥質粉砂）組成，但含水合物的沉積物（對應于孔隙水氯離子負異常帶）中，粗組分（粉砂）的含量要略高于不含水合物的沉積物，或粒度小于 0.05 mm、0.01 mm、0.005 mm、0.001 mm 的細組分含量略低于不含水合物的沉積物。Weinberger等[89]將ODP204航次根據巖心熱紅外掃描成像記錄所確定的水合物分布位置與沉積物巖性剖面進行對比后發現，該航次所有站位的水合物分布均與厚度不足0.5 cm的薄砂層有關。Pi?ero等[90]對ODP204航次在1245、1248、1249三個站位采集的湯狀和奶油狀含水合物沉積物樣品做了進一步的粒度、礦物組分和磁化率分析。結果表明，含水合物沉積物的平均粒徑較大、磁化率高，對應于粗粒濁流沉積。溫哥華岸外 Cascadia 大陸邊緣 U1325、U1326、U1327等站位（IODP311航次）水合物主要分布于粒度較粗、單層厚度一般小于5 cm（最大值可達23 cm）的濁積砂中[87,91]。這些薄砂層中水合物飽和度可以高達50%～80%[87,91-92]，但在分隔這些薄砂層、平均厚度高達2.5 m的細粒泥質沉積物（黏土和粉砂質黏土）中卻很少或不含水合物[91]。水合物分布于較粗粒沉積物中的實例還有：①墨西哥灣北部陸緣618站位（DSDP96航次）20～40 mbsf深度段內，巖心觀察到的1～2 mm直徑的球狀水合物主要分布于砂質層段[5]；②哥斯達黎加邊緣1040和1041站位（ODP170航次）中的水合物在較粗粒的沉積物和富含火山灰的層段中濃度較高[12]；③日本南海海槽活動邊緣增生楔C0002站位（IODP314/315航次）的水合物以膠結物形式優先分布于BSR之上的砂質濁積層中[19]；④新西蘭東部Hikurangi活動大陸邊緣的U1517站位（IODP372航次）的水合物也優先富集于粒度較粗的濁積砂中[20]。關于水合物優先分布于粗粒沉積物中的成因，存在著不同的解釋。Ginsburg等[93-94]認為，當水溶液從細粒沉積物進入粗粒沉積物時，由于相平衡和化學動力學條件發生改變，水合物容易從水溶液中析出。Torres等[92]認為，粗粒沉積層內孔隙毛細管壓力較小，有利于甲烷氣體的運移和水合物的形成。Malinverno[91]認為，水合物優先在粗粒層中發育的原因還可能與水合物在細粒沉積物中的形成過程容易被抑制有關。在僅考慮原地微生物成因甲烷氣源的前提下，Malinverno[91]應用物質平衡模型模擬了U1325站位（IODP311航次）粗粒、細粒沉積物交替序列中水合物的形成。結果表明，該站位細粒層內甲烷的濃度從未達到水合物形成所必需的過飽和條件。

另一方面，大洋鉆探證實，水合物在很多細粒沉積物中也大量的存在[68,95]。最著名例子便是布萊克海脊。該海脊的水合物穩定帶內，沉積物巖性非常均一。雖然前人的研究[88]認為，該海脊含水合物的沉積物中粗粒組分的含量稍多一些或細粒組分含量略低一些，但在這種粒度如此均一的細粒沉積序列中水合物的分布所表現出來的強烈的非均質性，僅用如此細微的粒度組分含量上的變化來加以解釋，多少還是難以令人信服的。除了布萊克海脊之外，ODP112航次在秘魯活動陸緣鉆探的4個水合物站位中，水合物穩定帶內的沉積物基本上由細粒的硅質生物軟泥（硅藻泥）和泥組成，水合物在這些泥質沉積物中主要呈分散狀分布；在該航次688站位141 mbsf處采到的一枚數厘米大的水合物樣品也由水合物與泥的混合物組成[7]。此外，ODP204航次在位于水合物脊南高點附近1248站位最上部20 mbsf獲得的塊狀水合物，也主要分布于細粒粉砂質黏土和含硅藻的粉砂質黏土中[15]。很顯然，水合物在粗粒和細粒沉積物中均可以形成。研究表明，粒度粗細對水合物形成和分布的影響，似乎主要體現在水合物的產狀和飽和度上[68,96-98]。在粗粒沉積物（粗粉砂和砂，如日本南海海槽）中，水合物多呈孔隙充填式，一般具有較高的飽和度（＞50%～80%）；細粒沉積物（如布萊克海脊）中的水合物則多呈分散狀且飽和度低（通常不足10%）。此外，細粒沉積物中的水合物還常呈結核或透鏡體分布于局部沉積物粒度稍微增大、滲透率相對較高的部位，其飽和度值變化大[88,92,95,99-100]。

在利用大洋鉆探測井資料研究水合物分布與沉積物巖性相關性方面已經開展了一定量的工作，但多數僅局限于水合物飽和度的計算。從上文介紹的測井水合物飽和度計算實例來看，海洋水合物穩定帶內，水合物的豐度無論在縱向上（站位內）還是橫向上（站位間）均表現出了明顯的非均質性。與水合物飽和度計算相比，測井巖性預測方面的工作做得還很少，現有的測井巖性評價研究基本上還停留在簡單地用自然伽馬測井歸一化方法估計沉積物泥質含量方面（如 Guerin 等[33]、Lee 等[82]）。

6 天然氣水合物生長習性預測

巖心觀察結果表明，水合物的產狀主要有塊狀、（紋）層狀、結核狀或透鏡狀、脈狀及分散狀等類型。這表明水合物在沉積物中并不是均勻地從所有孔隙中析出，而是優先從沉積物中的某些部位開始生長。巖心分析結果進一步證明，水合物的成核與生長更容易發生在沉積物顆粒之間開闊的孔隙空間或孔洞中，而不是更為封閉和狹小的區域[93,101]。Lorenson[102]利用透射和掃描電鏡對布萊克海脊（ODP164航次）和哥斯達黎加陸緣（ODP170航次）含水合物沉積物的觀察發現，分散狀水合物主要形成于沉積物中原生或次生孔隙較發育的部位，包括含有豐富的微體化石（有孔蟲、硅藻等）體腔孔、被松散砂或砂級微體化石碎屑充填的潛穴、未固結的草莓狀黃鐵礦集合體及疏松多孔狀的火山灰中，而不是缺少這些大孔隙空間的沉積物中。Lorenson[102]認為，狹窄孔隙空間中的毛細管力對水合物形成的溫度—壓力穩定場具有抑制作用。Kraemer等[103]根據布萊克海脊994站位（ODP164航次）沉積物樣品分析發現，該站位185～260 mbsf間的水合物發育帶內，沉積物的碳酸鹽含量較低，但硅質微體化石含量較高。他們認為，硅質微體化石豐度的增加使得孔隙的大小和圓度增加；大而圓的孔隙毛細管力小，有利于水合物的成核。

聲波測井在預測海底沉積物中水合物生長習性方面已經有了可喜的開端。上文提到的建立在各種巖石物理模型模量計算基礎之上的速度正演方法，通過模擬速度與聲波測井速度的對比，除了可以估算水合物飽和度外，還可以用于預測水合物的生長習性，評估水合物究竟是作為孔隙流體的一部分“懸浮”于孔隙中生長，還是以不同形式的膠結物生長在顆粒接觸部位或包繞顆粒表面生長（圖5）。水合物生長習性不同，對沉積物的強度、彈性模量和聲波速度具有不同的影響。實驗證明，當水合物以粒間膠結物形式產出時，即使含量很少，但它們作為沉積物承載系統的一部分也會極大地增加沉積物的硬度；而當水合物作為孔隙流體的一部分產出時，水合物的存在對沉積物骨架的硬度沒有影響[104]。速度模擬方法在實際應用中也遇到了一些問題，以布萊克海脊995站位（ODP164航次）為例，不同的人采用不同的巖石物理模型得到了不同的水合物生長習性預測結果。如Helgerud等[54]基于有效介質理論，分別假定水合物以漂浮式（作為流體的一部分）和承載式（作為骨架的一部分）兩種情形進行模擬。結果表明，漂浮式模擬得到的水合物飽和度明顯偏高，而承載式模擬得到的水合物飽和度則與根據電阻率測井及孔隙水地化分析得出的水合物飽和度非常吻合，說明該站位水合物以承載式產出，水合物與固體礦物骨架一道構成了含水合物沉積物的承載體系。Guerin等[33]考慮了接觸式和襯邊式兩種可能的水合物膠結形式，采用膠結理論進行模擬，結果表明，水合物以接觸式膠結物產出時，計算得到的水合物飽和度過低；但以襯邊式膠結物形式產出時，計算結果與保壓巖心測試的水合物飽和度相吻合。Jakobsen等[105]以富含黏土的沉積物為例，綜合應用了各向異性自洽理論，和微分等效介質理論探討了水合物在懸浮式和膠結式兩種生長模式下對彈性特征的影響，并將理論模擬結果與布萊克海脊995站位的實際數據進行對比，認為該站位水合物更傾向于懸浮式生長模式。

7 存在的問題與展望

綜上所述，大洋鉆探測井資料在海底含水合物沉積物的識別和水合物儲層評價等方面已經取得了長足的進展，基本建立起了水合物儲層測井識別依據和水合物儲層參數（包括孔隙度和水合物飽和度）計算方法體系，在水合物儲層巖性和非均質性評價特別是水合物生長習性預測方面獲得了初步應用。相關研究目前存在的主要問題與展望分述如下。

1）測井資料在表征水合物儲層的巖性和非均質性，特別是水合物分布與宿主沉積物之間相互關系方面的研究程度還較低。海底水合物穩定帶內水合物的垂向分布規律還不十分清楚，巖性控制水合物形成和分布的機理也不夠明確。現有的水合物與宿主沉積物之間關系的認識主要建立在巖心觀察及樣品分析（主要是粒度分析），并與巖心水合物標志（包括湯狀/奶油狀組構、巖心熱紅外掃描冷斑異常和孔隙水氯離子濃度低值異常等）及巖心—測井估算的水合物飽和度進行對比分析的基礎之上。由于巖心和標準測井資料固有的缺陷（巖心不完整，易擾動變形；標準測井受井孔條件制約很難真實反映原位特征且分辨率不高），根據這些資料很難對穩定帶內水合物的非均質分布特征及其巖性控制機理得以全面的理解。相比較而言，連續的、覆蓋整個水合物穩定帶且幾乎不受井孔變形和泥漿污染影響的高分辨率隨鉆測井資料，在反演含水合物沉積物的巖性、預測水合物非均質分布方面的應用還很少。

2）現有的應用于水合物儲層測井評價的地層模型還過于簡單。以孔隙度和水合物飽和度計算為例，現有模型基本上僅考慮了兩種（骨架+孔隙水，水合物被視為骨架或孔隙流體的一部分）或三種地層組分（骨架+水合物+孔隙流體）。雖然Lee等[47]提出了所謂的四組分模型（骨架+黏土+水合物+孔隙流體），但因涉及參數過多，實際中很少獲得應用。況且，即便是四組分模型也難以刻畫深海含水合物沉積物復雜的巖性和流體組分的全貌。導致上述局面的一個重要原因就是所使用的測井資料相對單一。比如阿爾奇公式計算水合物飽和度時基本上只用到電阻率和孔隙度兩種測井資料；各種形式的三相聲波方程也只用到了聲波速度和孔隙度測井資料。將水合物與其宿主沉積物視為一個整體，考慮更為復雜的、能夠反映含水合物沉積物真實地質特點的地層模型，綜合利用多種高分辨率隨鉆測井數據，聯合反演地層的巖性組分、孔隙度和水合物飽和度，或許是未來水合物儲層測井評價技術發展的一個重要方向。

3）盡管目前大洋鉆探已積累了來自不同大陸邊緣共30個站位的測井資料，但對于不同大陸邊緣或同一大陸邊緣不同站位之間水合物穩定帶內的水合物分布特征還缺乏必要的橫向對比研究。不同大陸邊緣之間或相同大陸邊緣不同站位之間水合物縱向分布存在著哪些共性和差異，目前并不清楚。海底水合物穩定帶內水合物的垂向非均質分布的模式尚未建立起來，由此限制了我們對水合物分布和形成機理的深入了解。

4）大洋鉆探水合物研究中，巖心和測井資料的綜合研究還很欠缺。地質學家基于巖心的研究大多偏重于地質樣品的分析、測試和鑒定；地球物理學家基于測井資料的分析往往側重于孔隙度和飽和度的定量參數的計算。水合物與宿主沉積物是一個整體，單純的巖心或測井研究均只能“管中窺豹略見一斑”，唯有測井資料特別是高分辨率隨鉆測井資料與巖心資料相結合的綜合研究，才有可能真正了解水合物—宿主沉積物系統的全貌。從這個角度來講，巖心—測井綜合研究亟待加強。

劉堂宴教授閱讀本文初稿，王秀娟研究員、韓同城教授審閱本文，并提出了寶貴的修改意見。在此一并致謝！