大洋钻探天然气水合物储层测井评价研究进展
钟广法, 张迪, 赵峦啸
海洋地质国家重点实验室·同济大学

作者简介:钟广法, 1964年生,教授,博士研究生导师,本刊第八届编委会委员,博士;主要从事深海沉积学与地震/测井数据解释方面的科研和教学工作。地址:(200092)上海市杨浦区四平路1239号。电话:(021)65982784。ORCID: 0000-0003-1570-760X。E-mail: gfz@tongji.edu.cn

摘要

国际科学大洋钻探计划自1970年首次在布莱克海脊钻遇天然气水合物(以下简称水合物)以来,迄今已在全球三大洋(太平洋、大西洋、印度洋)的大陆边缘总共53个站位钻遇了水合物,采集了大量的地球物理测井资料,为理解水合物及其宿主沉积物原位特性提供了关键信息。水合物所具有的不导电、低密度、高声波速度、高含氢量等特性,为根据测井资料识别水合物并预测其分布提供了重要的依据。目前已提出的一系列根据测井资料估算水合物饱和度的方法,主要包括阿尔奇公式、密度—核磁共振测井联合、各种形式的三相声波方程以及基于不同岩石物理模型的弹性波速度模拟等方法。海底水合物具有明显的非均质分布特性,主要表现在水合物分布对宿主沉积物岩性的选择性以及在相同岩性宿主沉积物内部对成核部位的选择性上。尽管测井资料在评价水合物分布的非均质性、推断水合物生长习性方面已经得到了初步应用,但仍然存在着一些不足:①大洋钻探水合物测井解释中所依赖的地层模型还是过于简单,大多数都是两组分或三组分模型;②高分辨率随钻测井资料的应用还很有限;③测井解释与岩心地质研究的结合还不够紧密。结论认为,将水合物与宿主沉积物视为一个整体,基于更为复杂的地层模型,在岩心标定的基础上,依据多种高分辨率随钻测井资料,联合反演地层的岩性组分、孔隙度和水合物饱和度,或许是未来水合物储层测井评价发展的一个重要方向。

关键词: 国际科学大洋钻探; 天然气水合物; 宿主沉积物; 原位特性; 地球物理测井; 岩石物理; 储集层评价
Current states of well-logging evaluation of deep-sea gas hydrate-bearing sediments by international scientific ocean drilling (DSDP/ODP/IODP) programs
ZHONG Guangfa, ZHANG Di, ZHAO Luanxiao
State Key Laboratory of Marine Geology//Tongji University, Shanghai 200092, China
Abstract

Since deep-sea gas hydrate-bearing sediments were drilled for the first time in the Blake Ridge in 1970, gas hydrates have been discovered at 53 drill sites in the continental margins of global oceans with the International Scientific Ocean Drilling Programs (DSDP/ODP/IODP). As a result, massive amounts of geophysical well-logging data have been accumulated, which provide critical information for understanding the in-situ properties of gas hydrates and their host sediments. Gas hydrates have such physical and chemical properties as nonconductivity, low density, high acoustic velocity, and high hydrogen content, which form the basis of identifying gas hydrate-bearing sediments and predicting the distribution of gas hydrates using various well-logging data. A series of well-logging evaluation methods have been proposed to estimate gas hydrate saturation of sediments, including the Archie formula, combined methods of density and nuclear magnetic resonance well logging, various forms of three-phase acoustic wave equations, and elastic wave velocity simulations based on different rock physical models. The distribution of gas hydrates is highly heterogeneous, which is mainly manifested in the selectivity of hydrate distribution to the lithology of host sediments and to the nucleation sites within a host sediment of the same lithology. The scientific-ocean-drilling well logging data have also been preliminarily used for evaluating the heterogeneity of gas hydrate distribution and inferring the growth habit of gas hydrates in host sediments. Nevertheless, there still exist some deficiencies. (1) The formation models used are highly simplified, in which only two or three stratal components are involved. (2) The application of high-resolution logging while-drilling (LWD) data remains limited. (3) Log interpretation is not closely integrated with core geology. Therefore, joint inversion of formation lithologic components, porosity and gas hydrate saturation, which regards gas hydrates and their host sediments as an integrated system and is built on more complex formation models, together with the applications of high-resolution LWD logging data and core calibration, may represent an important direction in the well-logging evaluation of gas hydrate reservoirs in future scientific ocean drilling.

Keyword: International Scientific Ocean Drilling Program; Gas hydrate; Host sediment; In-situ property; Geophysical well logging; Rock physics; Reservoir evaluation
1 研究背景

国际科学大洋钻探计划始于1968年, 经历了深海钻探(Deep Sea Drilling Project, 缩写为DSDP, 1968— 1983年)、大洋钻探(Ocean Drilling Program, 缩写为ODP, 1985— 2003年)、综合大洋钻探(Integrated Ocean Drilling Program, 缩写为 IODP, 2003— 2013年)及国际大洋发现(International Ocean Discovery Program, 缩写为IODP, 2013— 2023年)等4个阶段, 历时50余年。这是地球科学领域历时最长、影响最为深远的国际科学研究合作计划。

该计划已在全球各大洋总共执行了400个钻探航次, 其中涉及天然气水合物(以下简称水合物)的航次为23个, 已在大西洋、太平洋和印度洋累计53个站位钻遇了水合物(图1、2)。这些站位分布于美国东部大西洋被动大陆边缘(布莱克海脊)[1, 2, 3, 4]; 墨西哥湾北部被动大陆边缘[5]; 太平洋东部活动大陆边缘, 包括智利三联点[6]、秘鲁海沟[7, 8]、中美洲海沟(危地马拉[9, 10]、墨西哥[11]和哥斯达黎加边缘[12, 13])及俄勒冈(水合物脊)[14, 15]和温哥华岸外的Cascadia边缘[16]; 太平洋西部活动大陆边缘, 包括日本海东部[17]、日本南海(Nankai)海槽[18, 19]及新西兰东部Hikurangi边缘[20]; 印度东部大陆边缘(孟加拉湾)[21]及地中海[22]等地(图1、2)。大洋钻探水合物钻探航次的主要科学目标包括:获取水合物实物样品; 了解水合物及其宿主沉积物的原位性质; 估算水合物饱和度; 研究拟海底反射(BSR)的成因及水合物和游离气的分布; 研究水合物的形成条件和形成机制等。

图1 国际科学大洋钻探计划水合物钻探历程示意图
注:①DSDP、ODP、IODP分别代表深海钻探、大洋钻探、综合大洋钻探/大洋发现计划航次。 ②DSDP、ODP、IODP后面的数字代表航次序号。 ③ 陆缘系大陆边缘的简称, 下同。

大洋钻探采取一站多孔和全取心策略。尽管如此, 由于水合物在地表条件下不稳定、易分解, 取心难度大, 而且在取心过程中水合物的分解会导致岩心发生扰动, 呈奶油状/汤状, 破坏了沉积物的原生沉积组构。因此, 单凭岩心分析很难全面了解水合物与宿主沉积物之间的共生关系。大洋钻探测井技术有效地弥补了岩心分析之不足, 它们能提供井筒附近含水合物地层连续的高分辨率地球物理观测记录, 为理解海洋水合物及其宿主沉积物的原位特性、估算水合物饱和度、预测水合物分布提供了重要的依据。为此, 笔者对大洋钻探水合物相关航次报告和文献资料进行了较系统的调研与分析, 在此基础上, 对测井资料在大洋钻探水合物储层评价研究方面所取得的进展进行综述, 并对存在的问题及未来可能的发展方向进行了探讨。

我国海洋水合物勘查起步较晚, 但发展迅速, 已在南海北部圈定出了神狐、东沙及琼东南等多个富含水合物的有利区块, 初步查明了南海北部水合物资源量。南海北部水合物试采也取得了重大突破性进展。水合物资源勘查与商业试采已被列为我国能源发展的重大战略目标。尽管如此, 较之于发达国家, 我国在海洋水合物勘查技术方面仍然存在着一定的差距。“ 他山之石, 可以攻玉” , 笔者希望本文对大洋钻探水合物测井解释进展的回顾以及发展方向的探讨, 能为我国开展相关研究、发展具有自主知识产权的海洋水合物储层测井评价技术提供参考与借鉴。

2 大洋钻探水合物测井概况

深海测井始于1968年DSDP执行的第1个航次[23]。1979年4月, DSDP66航次进行了首次深海水合物测井试验, 但因钻头释放故障未获成功[11]。同年6月, DSDP67航次在497站位裸眼测井获得成功, 获取了最早的包括自然伽马、地层密度、井径等在内的深海水合物测井资料[9]。1982年, DSDP84航次在危地马拉活动陆缘获得了首个经取心证实的、有明确结论的深海水合物测井记录[10]。1989年, 高分辨率FMS地层微电阻率扫描成像测井技术首次在大洋钻探水合物站位获得应用(ODP127航次[17, 24])。1996年, 随钻测井技术在ODP170航次首次应用于深海水合物钻探[12](图1)。迄今为止, 在53个钻遇水合物的大洋钻探站位中, 共有30个站位采集了不同类型的测井数据, 其中有15个站位还采集了随钻测井数据(图2)。

图2 国际科学大洋钻探计划水合物站位分布图
资料来源:IODP官方网站(www.iodp.org)。

大洋钻探所采用的测井仪器主要有标准测井和随钻测井两大系列[25]。标准测井仪器包括三组合测井仪(Triple Combo)和FMS(地层微电阻率扫描成像测井)— 声波组合测井仪(FMS-Sonic)两个类别。其中, 三组合测井仪由恶劣环境自然伽马测井仪(HNGS)、高分辨率阵列侧向测井仪(HRLA)和相量双感应— 球形聚焦电阻率测井仪(DIT)、中子孔隙度测井仪(APS)、恶劣环境岩性密度测井仪(HLDS)及磁化率测井仪(MSS)中的任意3种仪器组合而成, 能提供包括自然伽马和U、Th、K含量, 浅、中、深电阻率, 中子孔隙度, 地层密度和光电吸收截面指数, 以及磁化率等常规测井参数。FMS— 声波测井仪由地层微电阻率扫描成像测井仪(FMS)、偶极声波成像仪(DSI-2)、通用目的井斜测井仪(GPIT)及恶劣环境自然伽马测井仪(HNGS)等组成, 主要提供井壁地层高分辨率微电阻率图像, 纵、横波速度, 井斜方位及自然伽马能谱等参数。大洋钻探随钻测井仪器主要由随钻复合电阻率测井仪(geoVISION)、随钻补偿阵列电阻率测井仪(arcVISION)、随钻补偿方位密度和中子测井仪(adnVISION)、随钻多极子声波测井仪(sonicVISION)、随钻核磁共振测井仪(proVISION)及多功能随钻测井仪(EcoScope或NeoScope)等组成, 能提供井壁地层的自然伽马能谱, 多种测量方式与探测深度的电阻率, 地层密度和光电吸收截面指数, 纵、横波时差和声波全波列, 中子孔隙度及核磁共振等测井参数(图3)。

图3 国际科学大洋钻探计划所使用的主要测井仪器和测井参数的垂向分辨率汇总图
注:据IODP和Schlumberger官方网站资料汇编。

标准测井与随钻测井的主要区别在于:标准测井在完钻后进行, 随钻测井则将仪器组合在钻具上, 与钻井同步进行。前者的数据质量容易受钻完井液侵入、井壁垮塌和井孔不规则变形等因素的影响; 在海底浅层数十米至100多米以内的套管井段无法测量; 局部井孔变形严重时还会导致下伏井段测井工作无法进行, 所以标准测井数据很难提供覆盖整个水合物稳定带的连续观测记录。后者则不受上述因素的制约, 由于仪器直接绑定在钻具上, 随钻测井实现了真正意义上的全井段测井, 而且由于测井在地层钻开后马上进行, 钻完井液污染和水合物分解等因素对测井数据质量的影响程度可以降至最低。因此, 随钻测井比标准测井能更加真实地反映水合物及其宿主地层的原位特征。此外, 随钻测井中很多传感器随着钻头的旋转而旋转, 可以实现360° 扫描测量。这些数据经过处理后可以转化为覆盖整个井壁的各种成像测井图像, 主要包括自然伽马, 浅、中、深方位电阻率, 地层密度, 光电吸收截面指数, 视中子孔隙度及井径等。这些随钻成像测井图像的分辨率很高, 多介于3~15 cm(图3), 为研究井壁地层的岩性、结构、层理和沉积构造、断层和裂缝、水合物的产状和分布等特征提供了重要的材料。相比之下, 除FMS外, 标准测井方法仅能提供分辨率较低(多数大于30 cm, 图3)的一维测井曲线。

3 含水合物沉积物的测井响应

水合物具有一系列独特的物理和化学性质, 包括不导电、声波速度较高、含氢量大等。这就为根据测井资料识别水合物、预测其丰度提供了可能[26, 27, 28]

电阻率测井为识别水合物提供了一个重要的依据。模拟实验表明, 水合物的存在会导致地层电阻率增加1~3个数量级[26]。因此, 含水合物沉积物的电阻率通常要明显高于其邻近不含水合物的沉积物(图4)。在钻井过程中, 由于水合物分解可能会导致井径扩大和钻完井液侵入, 在标准测井曲线上, 含水合物沉积物的深、浅电阻率可能会出现分离。而随钻测井则不同, 由于水合物来不及分解, 随钻深、浅电阻率曲线通常重叠在一起[28]。在FMS及各种随钻电阻率成像测井图像上, 含水合物沉积物表现为白色高阻特征[15, 16, 29](图4)。

图4 含天然气水合物沉积物的测井响应图
注:mbsf是meter below seafloor的缩写, 表示海底以下的深度, 单位为m, 下同; 1in=2.54 cm。

声波测井为识别水合物提供了另一项重要的依据。水合物的存在会导致沉积物声波速度明显增大(图4)。模拟实验表明, 含水合物沉积物的声波速度可能高出同类含水层80%以上[26]。饱和水合物的粗粒沉积物, 其纵波速度要明显高于饱和水或气体的同类沉积物。含水合物粗粒沉积物的纵波速度要明显高于细粒沉积物[30]。此外, 水合物的产状也会对声波速度产生影响, 尤其是以胶结物形式产出的水合物对纵波速度影响较大, 而呈“ 漂浮” 状散布在孔隙中的水合物对速度的影响则较小。这就为根据声波速度预测水合物的生长习性提供了可能[30]

含水合物沉积物在密度、中子孔隙度及核磁共振(NMR)等其他测井资料上也有着比较明显的响应(图4)。由于水合物的密度(在0.9 g/cm3左右)比水低, 较之于相同条件下的含水层, 含水合物层的密度较低。中子孔隙度反映地层的含氢量, 含氢量越高, 视中子孔隙度越大。理论计算结果表明, 单位体积水、甲烷、Ⅰ 型水合物和Ⅱ 型水合物的含氢量分别为[31]:6.70× 1022、0.01× 1022、7.18× 1022、7.55× 1022氢原子/cm3。显然, 水合物的含氢量为最高, 其次为水, 而甲烷则最低。所以, 在孔隙度一定的情况下, 含水合物沉积物的视中子孔隙度要高于水层和游离气层。与中子孔隙度测井类似, NMR测井也是对地层含氢量的响应。但不同于中子孔隙度测井, NMR测井仅对液体中的氢反应灵敏[28, 32]。因此含水合物沉积物的NMR孔隙度要低于中子孔隙度(图4-b)。

尽管如此, 由于水合物的密度和含氢指数与水接近, 而电阻率则与油气类似, 所以单纯根据密度或中子测井不能很好地区分水合物和水层, 而单纯根据电阻率测井又很难将水合物与油气层分开。因此, 要准确地识别水合物, 需要根据多种测井资料来综合判定。

4 测井储层参数计算

大洋钻探水合物储层测井评价基本上沿用了油气勘探储层测井评价的方法。

含水合物沉积物的孔隙度主要根据密度、声波或中子孔隙度测井方法获得, 但在具体计算时需要针对水合物的存在并考虑含水合物沉积物的未固结或弱固结特性进行适当的校正。此外, 由于水合物多发育于海底浅部未固结或弱固结沉积物中, 井孔条件较差时(如大井径或井径剧烈变化), 各种孔隙度测井资料的质量会变差, 此时可以考虑根据电阻率测井曲线利用阿尔奇公式估算沉积物的孔隙度[33]

水合物饱和度主要根据电阻率测井资料利用阿尔奇公式加以计算。20世纪90年代中后期以来, 密度— NMR测井联合方法、各种形式的三相声波方程及建立在各种岩石物理模型基础上的速度正演方法等也逐渐应用于大洋钻探水合物饱和度的计算(表1、2)。

表1 根据测井资料计算水合物饱和度的方法统计表
4.1 阿尔奇公式法

Archie[34]建立了水饱和的未固结砂或砂岩地层的电阻率、孔隙度与孔隙水电阻率之间的经验关系(表1)。当沉积物中含有水合物时, 其电阻率值会升高。假定电阻率的增加全部由水合物的存在而引起, 则可以根据阿尔奇公式计算水合物饱和度[3, 36, 65]表1)。标准阿尔奇公式涉及孔隙度、孔隙水电阻率及经验参数amn的求取(表1)。其中, 孔隙度可以根据密度、声波或中子孔隙度测井求得, 也可以根据岩心测试结果拟合得到的孔隙度随深度变化趋势进行估算。原位孔隙水的电阻率可以根据孔隙水盐度和地温梯度估算[66]am分别被称为“ 弯曲度系数” 和“ 胶结指数” , 是反映沉积物孔隙结构特征的两个经验参数, 一般根据完全水饱和沉积物的地层因素(水饱和地层的电阻率与孔隙水电阻率之比)与孔隙度在双对数交会图上通过线性拟合确定, 其中最优拟合直线的斜率代表m, 该直线在地层因素轴上的截距(孔隙度=1)为a[36, 38, 67]。Archie[34]给出的固结砂岩的m值介于1.8~2.0, 未固结砂的m值在1.3左右, 部分固结砂岩的m值介于1.3~2.0。n为饱和度指数, 可以用不同岩性的平均值代替[32, 39, 43]; Malinverno等[36]采用岩心饱和度标定方法确定n的值, Hyndman等[65]则假定n=m; n的取值还可用缺省值2代替[67]。此外, Archie[34]认为, 纯净的未固结砂和固结砂岩的n值一般在2左右, 并由此提出了简化的阿尔奇公式, 亦称快速评价阿尔奇公式(表1)。当孔隙水电阻率等参数未知时, 可以用该公式来估算水合物饱和度。

阿尔奇公式已被广泛应用于大洋钻探水合物饱和度计算。Collett等[35]根据标准和简化阿尔奇公式对布莱克海脊994、995、997三个站位(ODP164航次)的水合物饱和度进行了估算, 其结果介于2%~11%。Guerin等[33]根据简化阿尔奇公式计算得到的995站位水合物饱和度介于5%~10%, 与Collett等[35]的结果相近。不过, Guerin等[33]认为, 由于钻井过程中井壁附近水合物分解会使孔隙流体盐度降低, 从而导致常规电阻率测井值增大。因此根据常规电阻率测井资料计算得到的水合物饱和度代表了水合物饱和度的最大估计值。Tré hu等[15]利用阿尔奇公式对水合物脊钻探的1245、1248、1249、1251四个站位(ODP204航次)的水合物饱和度进行了计算, 并将计算结果与岩心热红外扫描成像、孔隙水氯离子浓度及沉积学观察等资料所揭示的水合物分布进行了对比, 结果具有良好的一致性, 其中1245站位计算的水合物饱和度介于10%~30%; 1248站位计算的水合物饱和度介于0~58%, 但除最上部20 mbsf块状水合物发育段外, 20 mbsf 以下水合物饱和度一般仅为2%~5%; 1251站位计算的水合物饱和度为18%; 1249站位计算的水合物饱和度介于10%~92%, 是该航次水合物丰度最高的站位。Riedel等[16]根据随钻测井资料认为, Cascadia 边缘北部U1325、U1326、U1327、U1328四个站位(IODP311航次)中, 高浓度的水合物主要分布于高电阻率、高声波速度和低密度薄砂层内, 并根据阿尔奇公式计算得出这些薄砂层内水合物饱和度高达80%~95%。

阿尔奇公式法存在的主要问题如下:①该公式建立在不含泥质的纯净砂和净砂岩基础之上, 此时地层的导电性主要受孔隙流体的导电性控制。当地层中含有大量黏土矿物时, 需要对黏土矿物表面电荷引起的附加导电效应进行修正[33, 67, 68]。不过, 也有观点认为, 对于孔隙度很高的海洋泥质沉积物而言, 这种附加导电效应并不明显, 阿尔奇公式可以无须修正而直接使用[69, 70]。②阿尔奇公式仅对水湿岩石有效, 适用于水合物“ 漂浮” 在孔隙中间, 即水合物的存在不影响颗粒表面水湿特性的情形[28]。当水合物以粒间胶结物或结核状、脉状、块状等形式产出时, 可能会出现较大的偏差[67]。③阿尔奇公式所需的经验参数amn并不总是很容易求得的, 而且这些参数的可靠性很少经过严格的标定和论证[28, 36, 38, 43, 67]。以布莱克海脊889/890站位为例, Hyndman等[65]利用岩心样品测试结果拟合确定的am值分别为:a=1.41、m=1.76; 而Collett[32]根据中子测井和电阻率测井数据拟合得到的参数值分别为:a=0.967、m=2.81。显然这两组参数之间存在着较大的偏差, 而这些经验参数取值上的差异有可能导致水合物饱和度估算结果相差很大。

4.2 密度— NMR测井联合法

密度— NMR测井联合法或DMR法[28, 39, 40, 41]表1)利用NMR测井反映液体含氢量这一特性, 将视NMR测井孔隙度(水合物是固体骨架的一部分)与视密度测井孔隙度(水合物是孔隙空间的一部分)联合, 求解沉积物的总孔隙度和水合物饱和度。该方法假定, 完全水饱和沉积物中测得的NMR回波幅度反映总孔隙度。当沉积物中含有很多小孔隙(如细粒富含黏土的沉积物)时, T2弛豫时间会短于NMR仪器的探测极限, 此时NMR孔隙度将低估沉积物的孔隙度。这种情况容易出现在细粒富含黏土沉积物的长死时间随钻NMR测井中。常规NMR测井仪的死时间要短得多, 可以用来测定泥质沉积物的总孔隙度。DMR方法的误差来源主要有两个:①骨架密度不准引起的密度孔隙度计算误差; ②当沉积物含大量黏土矿物束缚水时, T2弛豫时间会加快, 视NMR孔隙度将被低估, 从而影响水合物饱和度计算结果的准确度[28]

Collett等[41]假定NMR孔隙度相对于密度孔隙度的下降全部由水合物的存在而引起, 提出了一个根据密度和NMR测井孔隙度计算水合物饱和度的简单公式(表1)。他们利用该公式, 根据ODP204航次在水合物脊采集的随钻NMR和随钻密度测井孔隙度资料, 计算出了该航次全部9个站位水合物稳定带内水合物的饱和度, 其结果介于– 10%~50%, 多数站位介于20%~30%, 总体上低于根据阿尔奇公式计算得出的水合物饱和度。此外, 在非水合物层段内计算的水合物饱和度介于– 10%~10%, 可能代表了该方法估算水合物饱和度时的误差范围[41]

4.3 各种形式的三相声波方程法

根据声波测井计算含水合物沉积物的孔隙度和饱和度时, 通常将水合物作为独立组分, 采用各种形式的三相(矿物骨架+水合物+地层水)声波方程, 包括三相Wyllie时间平均方程[42, 43]、三相Wood方程[45, 46]及三相时间平均— Wood加权方程[45, 47]表1)。Wyllie时间平均方程是根据固结砂岩总结出来的经验方程, 而Wood方程描述的则是悬浮颗粒的速度与孔隙度的关系。应用上述两个方程估算深海未固结或弱固结且含大量黏土及有机质的海洋沉积物的速度时, 均存在着较大的误差, 其中时间平均方程的估计值偏高, 而Wood方程的估计值则偏低。为此, Nobes等[71]提出, 可以将Wyllie时间平均方程和Wood方程结合起来, 采用加权平均方法计算海洋沉积物的纵波速度, 进而提出了所谓的两相加权方程。Lee等[47]将该方程拓展至三相, 提出了三相加权方程(表1)。但这类加权平均方程本身并没有明确的物理意义, 而且Wyllie时间平均方程和Wood方程的权系数如何设定也没有明确的依据。此外, 考虑到深海含水合物沉积物中黏土含量较高, Lee等[47]还建议, 进一步将黏土从骨架中分离出来作为一个独立组分, 提出了所谓的四相声波方程, 包括四相Wyllie时间平均方程、四相Wood方程和四相加权方程, 但由于所涉及的未知变量过多, 四相声波方程在实际中很少得到应用。Lee[72]用三相加权方程根据声波测井资料对布莱克海脊994、995、997三个站位(ODP164航次)的水合物饱和度进行了估算。计算时分别采用了三种不同的孔隙度资料, 包括密度测井孔隙度、岩心孔隙度及岩心孔隙度线性拟合趋势。计算得到的平均水合物饱和度介于3.8%(岩心孔隙度)至12.1%(使用体积密度孔隙度)之间。

4.4 基于岩石物理模型的弹性波速度模拟估算水合物饱和度

沉积物的纵、横波速度取决于体积模量、剪切模量和密度等弹性参数(表2)。这些弹性参数与沉积物的组成、结构、孔隙度、水合物的产状和饱和度等具有密切的关系。沉积物的密度可以由密度测井获得; 沉积物的组成可以根据薄片鉴定及X射线衍射矿物成分分析等方法确定; 孔隙度可以根据测井资料或岩心样品测试获得。给定含水合物沉积物的基本物理性质和相关参数, 可以通过岩石物理模型计算得到不同饱和度取值时沉积物的弹性模量和速度; 然后将模拟计算得到的速度与实际声波测井速度进行对比, 二者最吻合时, 计算弹性模量所采用的饱和度值便代表了水合物饱和度的预测结果。因此, 选择合适的能够代表实际地质特征的岩石物理模型, 是通过速度建模估算水合物饱和度的关键。

迄今已提出的一系列用于计算含水合物沉积物体积模量和剪切模量的岩石物理模型, 大致可以划分为3类(表2):①接触与胶结理论模型[49, 50, 51, 52]; ②有效介质理论模型[47, 51, 53, 54, 55, 56]; ③考虑矿物颗粒、水合物和流体相互作用的理论模型[57, 58, 59, 60, 61, 62, 63, 64]。不同的岩石物理模型在计算含水合物沉积物的模量时, 通常将水合物在沉积物中的赋存状态概括为以下4种概念模型[73](图5):①水合物是孔隙流体的一部分, 它们对沉积物骨架的弹性响应几乎不产生实质性影响; ②水合物以颗粒形式产出, 与沉积物颗粒一样是沉积物骨架的一部分, 共同起到应力支撑作用; ③水合物以胶结物形式在颗粒接触部位生长(接触式胶结物); ④水合物以胶结物形式包绕颗粒表面生长(颗粒衬边式胶结物)。不同的岩石物理模型对水合物产状的处理存在着一定的差异, 比如接触与胶结模型将水合物视为胶结物, 以接触式或衬边式产出; 而有效介质理论则将水合物视为孔隙充填物或岩石骨架的一部分, 作为流体的一部分或以水合物颗粒形式产出。

表2 建立在各种岩石物理模型模量计算基础上的估算水合物饱和度并预测水合物生长习性的速度正演方法统计表

图5 根据纵波速度和水合物饱和度预测水合物生长习性图[72]

接触与胶结模型一般将沉积物颗粒近似视为理想的弹性球的集合体, 颗粒介质的弹性模量主要是由颗粒之间的接触方式、颗粒接触面积、接触点数、球体尺寸、介质弹性参数以及所施加的压力来决定的。在含水合物沉积物中, 水合物被视作接触胶结物时可以被看成是很薄的弹性介质[49], 其胶结面积小于矿物颗粒的面积, 利用弹性力学方法分析胶结物和颗粒之间的相互作用可以得出其相对应的法向刚度和剪切刚度, 并结合孔隙度与配位数计算水合物为接触式胶结时的沉积物骨架的体积模量和剪切模量(表2[50]。而当水合物被视为衬边式胶结物时, Dvorkin等[51]通过改变胶结层半径与矿物颗粒半径的比值, 利用相同的方法可以计算出含水合物沉积物骨架的弹性模量(表2)。矿物颗粒的体积模量和剪切模量通常根据Viogt-Ruess-Hill平均计算, 而得到沉积物骨架的弹性模量后, 可以通过Gassmann方程来计算流体对整体含水合物沉积物弹性性质的影响。Guerin等[33]根据胶结理论对ODP164航次955站位的水合物饱和度进行估算, 当水合物为接触式胶结时, 估算的水合物饱和度范围为0~5%; 而当水合物为衬边式胶结时, 估算的水合物饱和度范围为0~10%, 后者与保压岩心样品测量结果相吻合。接触与胶结理论虽然能够较好的刻画水合物作为胶结物形式对弹性特征的影响, 但其缺陷在于不能有效地解释速度随围压的变化[51]

表征含水合物沉积物弹性特征的有效介质理论模型主要基于界限模型(如Hashin-Shtrikman边界等)和包体模型(如Kuster-Toksö z模型、自洽模型、微分等效介质模型等)(表2)。这类模型主要刻画水合物作为颗粒骨架或孔隙充填物时对沉积物整体弹性性质的贡献。根据含水合物沉积物在超过临界孔隙度和低于临界孔隙度时的力学结构特征, Dvorkin等[53]利用改进的Hashin-Shtrikman上边界与下边界[51]建立了分段函数, 分别计算这两个地质状态下的沉积物骨架弹性模量(表2[54]。在该模型中, 当水合物作为流体的一部分时, 它们不影响矿物颗粒的体积模量和剪切模量, 只影响沉积物中流体的体积模量; 当水合物以颗粒形式产出时, 它们是沉积物骨架的一部分, 影响矿物颗粒的体积模量和剪切模量, 并改变干沉积物的等效弹性性质, 进而最终改变含水合物沉积物的速度特征(表2)。Chand等[74]假设水合物以颗粒形式产出, 根据有效介质理论估算ODP164航次995和997站位的水合物饱和度, 其结果介于10%~20%, 与根据电阻率测井估算的饱和度结果相当。该理论模型在使用过程中需要注意的是, 其所采用的临界孔隙度(36%~40%)与砂岩相当[75], 当沉积物中含有不同数量黏土时会导致配位数出现很大的变化[76]

Kuster-Toksö z方程(以下简称K-T方程)根据基质相和包含相的弹性模量以及包含物的浓度, 利用波在两相介质中的传播理论计算沉积物的体积模量和剪切模量(表2[55]。Zimmerman等[56]将其应用于加拿大北极的岩心样本并预测纵、横波速度; Lee等[57]将其扩展到含水合物沉积物中预测水合物饱和度。利用K-T方程计算含水合物沉积物的体积模量与剪切模量可以分两步进行:首先, 将孔隙水视为基质相中的球体包含物, 根据K-T方程计算得到由水合物和孔隙水合并组成的新基质相的体积模量和剪切模量; 然后, 将沉积物颗粒视为由水合物和孔隙水合并组成的新的基质相中的球体包含物, 计算得到含水合物沉积物的体积模量和剪切模量。Guerin等[33]根据K-T方程估算ODP164航次955站位的水合物饱和度时, 假定含水合物沉积物由水合物、水和黏土组成, 计算得到该站位水合物饱和度介于10%~20%, 远高于保压岩心样品测量值。与大多数基于理想椭球体的包体理论一样, K-T方程假设包体相内的应力分布是独立的, 并且没有考虑到不同包体之间的相互作用。这与实际沉积物中水合物与颗粒之间复杂的力学接触状态往往相违。与水合物以胶结物形式产出相比, 要获得相同的模量增加量, K-T方程所需要的水合物的体积会更大[33], 故根据K-T方程估算得到的水合物饱和度往往偏高[47]。此外, K-T方程将沉积物中的包含物如石英、黏土等视为悬浮体, 这一假设前提仅在沉积物孔隙度很高(超过80%)时才成立[47]

由于水合物特殊的赋存状态和弹性特征, 上述第三类理论模型主要考虑的是矿物颗粒、水合物和流体之间的相互作用对含水合物沉积物整体弹性性质的影响, 这方面代表性的工作包括改进的Biot-Gassmann(BGTL)和三相Biot方程(TPBE, 表2)。Lee[58]假定沉积物速度比(横波速度比纵波速度)取决于骨架的速度比和孔隙度, 给出了根据骨架剪切模量、Biot系数、速度比关系和孔隙度计算沉积物剪切模量的方法(表2)。改进的Biot-Gassmann模型利用Biot[77]和Gassmann[78]方法计算沉积物的体积模量, 利用Lee[58]的方法计算沉积物的剪切模量。Biot系数取决于孔隙度, 在孔隙度为零时, 如果已知骨架的性质、沉积物的剪切模量或横波速度与孔隙度的关系, 可以通过实际横波速度与计算得到的横波速度拟合获得Biot系数, 其中沉积物的剪切模量可以根据加权方程或有效介质理论计算。由于速度比与孔隙度、差异压力、固结程度和黏土含量等因素有关, Lee[58]引入指数n减少差异压力对速度比的影响, Lee[57]根据Prasad[79]汇编的实验室数据(频率为100 kHz~1 MHz)导出了指数n与差异压力的关系式, 并引入系数G消除黏土对纵、横波速度比的影响。Han等[80]通过实验室数据导出了G与黏土含量的关系式。Lee[57, 81]、Lee等[82]利用该方法, 根据标准测井横波速度(纵波速度易受游离气存在的影响)对ODP204航次1244 (76~127 mbsf )、1245 (73~129 mbsf)和1247(74~129 mbsf)3个站位的水合物饱和度进行了估算, 平均值分别为10.2%、 10.4%、6.1%。根据标准测井横波速度计算得到的饱和度在变化趋势上与根据随钻电阻率测井估算结果相当, 但横波速度估算结果总体要高于电阻率估算结果。BGTL方法最适合于超声波频率下声波测井测得的无明显频散的速度[57]。该方法存在的问题在于利用加权方程或有效介质理论拟合Biot系数时, 其对应的问题也存在于改进的Biot模型中。

三相Biot方程(表2)基于渗流理论将Biot理论推广到由沉积物颗粒、孔隙水和水合物组成的均匀的、相互交织的骨架中, 假设每种骨架的体积模量和剪切模量均对沉积物的纵、横波速度产生影响, 根据广义的Biot弹性系数推导出沉积物的体积模量和剪切模量[59, 60]。其中, 沉积物骨架和水合物骨架的体积模量和剪切模量由Pride等[61]和Lee[62]提出的干沉积物骨架公式计算(表2[63, 64]。固结参数α 可以根据不含水合物沉积物的速度与深度曲线拟合获得。参数ε 是衡量水合物形成对矿物骨架支撑程度的经验参数。Lee等[64]用三相Biot理论模拟了IODP311航次1326D孔含水合物沉积物的声波速度并估算水合物饱和度, 其结果与根据核磁共振和电阻率测井估算的饱和度值基本吻合。Miyakawa等[83]根据声波测井数据利用三相Biot理论计算得到C0002站位(IODP314/315航次)水合物的饱和度介于0~30%, 与根据阿尔奇公式计算得到的水合物饱和度(0~35%)相当。总体上, TPBE方程更适合于含水合物的砂层, 而不是黏土含量较高的泥质沉积, 因为Biot理论的假设前提是不含束缚水[64]

此外, 有些学者根据含水合物沉积物的弹性和电阻率岩石物理模型, 开展了基于声波和电阻率数据联合反演水合物饱和度的相关研究。Sava等[84]提出了在贝叶斯理论框架下, 根据阿尔奇方程和水合物作为承载分量的岩石物理弹性模型来反演水合物饱和度的方法。此方法在墨西哥湾绿色峡谷含水合物井的应用结果表明, 与单独使用电阻率或速度数据相比, 使用联合反演的方法提高了计算水合物饱和度的准确度。Lee[85]在最小二乘框架下提出了联合声波慢度(纵、横波慢度)和电阻率测井数据反演水合物饱和度的方法, 并将其应用于加拿大麦肯齐三角洲(Mackenzie Delta)Mallik 2L-38研究井的水合物饱和度估算。Pan等[86]提出利用纵波阻抗、泊松比和对数电阻率数据并建立相应的三维岩石物理模板来反演水合物饱和度的方法, 并应用于ODP204航次1247和1250站位, 其反演结果和岩心数据测得的水合物饱和度结果吻合较好。相对而言, 仅用电阻率估算的结果偏低, 而用单一弹性属性估算的结果则偏高。

5 水合物分布与宿主沉积物岩性之间的相关性

海底水合物稳定带内, 水合物的分布受多种因素的制约, 包括低温、高压环境和充足的形成水合物的气体来源等。一般认为, 在气源供应充足的前提下, 宿主沉积物岩性对水合物的形成和分布具有重要的控制作用[87]。岩心观察结果表明, 海底水合物稳定带内, 水合物的分布具有明显的非均质性, 主要表现在水合物分布对宿主沉积物岩性的选择性上, 也体现在水合物在宿主沉积物内部对成核和生长部位的选择性上。前者可以称之为“ 层间非均质性” , 后者可以称之为“ 层内非均质性” 。

一般认为, 水合物倾向于分布在粒度较粗的宿主沉积物中。Ginsburg等[88]对布莱克海脊533站位(DSDP76航次)及994、995和997站位(ODP164航次)沉积物的粒度分析结果表明, 尽管该海脊水合物稳定带内的沉积物基本上由均一的半远洋细粒沉积物(粉砂质泥和泥质粉砂)组成, 但含水合物的沉积物(对应于孔隙水氯离子负异常带)中, 粗组分(粉砂)的含量要略高于不含水合物的沉积物, 或粒度小于0.05 mm、0.01 mm、0.005 mm、0.001 mm的细组分含量略低于不含水合物的沉积物。Weinberger等[89]将ODP204航次根据岩心热红外扫描成像记录所确定的水合物分布位置与沉积物岩性剖面进行对比后发现, 该航次所有站位的水合物分布均与厚度不足0.5 cm的薄砂层有关。Piñ ero等[90]对ODP204航次在1245、1248、1249三个站位采集的汤状和奶油状含水合物沉积物样品做了进一步的粒度、矿物组分和磁化率分析。结果表明, 含水合物沉积物的平均粒径较大、磁化率高, 对应于粗粒浊流沉积。温哥华岸外Cascadia 大陆边缘U1325、U1326、U1327等站位(IODP311航次)水合物主要分布于粒度较粗、单层厚度一般小于5 cm(最大值可达23 cm)的浊积砂中[87, 91]。这些薄砂层中水合物饱和度可以高达50%~80%[87, 91, 92], 但在分隔这些薄砂层、平均厚度高达2.5 m的细粒泥质沉积物(黏土和粉砂质黏土)中却很少或不含水合物[91]。水合物分布于较粗粒沉积物中的实例还有:①墨西哥湾北部陆缘618站位(DSDP96航次)20~40 mbsf深度段内, 岩心观察到的1~2 mm直径的球状水合物主要分布于砂质层段[5]; ②哥斯达黎加边缘1040和1041站位(ODP170航次)中的水合物在较粗粒的沉积物和富含火山灰的层段中浓度较高[12]; ③日本南海海槽活动边缘增生楔C0002站位(IODP314/315航次)的水合物以胶结物形式优先分布于BSR之上的砂质浊积层中[19]; ④新西兰东部Hikurangi活动大陆边缘的U1517站位(IODP372航次)的水合物也优先富集于粒度较粗的浊积砂中[20]。关于水合物优先分布于粗粒沉积物中的成因, 存在着不同的解释。Ginsburg等[93, 94]认为, 当水溶液从细粒沉积物进入粗粒沉积物时, 由于相平衡和化学动力学条件发生改变, 水合物容易从水溶液中析出。Torres等[92]认为, 粗粒沉积层内孔隙毛细管压力较小, 有利于甲烷气体的运移和水合物的形成。Malinverno[91]认为, 水合物优先在粗粒层中发育的原因还可能与水合物在细粒沉积物中的形成过程容易被抑制有关。在仅考虑原地微生物成因甲烷气源的前提下, Malinverno[91]应用物质平衡模型模拟了U1325站位(IODP311航次)粗粒、细粒沉积物交替序列中水合物的形成。结果表明, 该站位细粒层内甲烷的浓度从未达到水合物形成所必需的过饱和条件。

另一方面, 大洋钻探证实, 水合物在很多细粒沉积物中也大量的存在[68, 95]。最著名例子便是布莱克海脊。该海脊的水合物稳定带内, 沉积物岩性非常均一。虽然前人的研究[88]认为, 该海脊含水合物的沉积物中粗粒组分的含量稍多一些或细粒组分含量略低一些, 但在这种粒度如此均一的细粒沉积序列中水合物的分布所表现出来的强烈的非均质性, 仅用如此细微的粒度组分含量上的变化来加以解释, 多少还是难以令人信服的。除了布莱克海脊之外, ODP112航次在秘鲁活动陆缘钻探的4个水合物站位中, 水合物稳定带内的沉积物基本上由细粒的硅质生物软泥(硅藻泥)和泥组成, 水合物在这些泥质沉积物中主要呈分散状分布; 在该航次688站位141 mbsf处采到的一枚数厘米大的水合物样品也由水合物与泥的混合物组成[7]。此外, ODP204航次在位于水合物脊南高点附近1248站位最上部20 mbsf获得的块状水合物, 也主要分布于细粒粉砂质黏土和含硅藻的粉砂质黏土中[15]。很显然, 水合物在粗粒和细粒沉积物中均可以形成。研究表明, 粒度粗细对水合物形成和分布的影响, 似乎主要体现在水合物的产状和饱和度上[68, 96, 97, 98]。在粗粒沉积物(粗粉砂和砂, 如日本南海海槽)中, 水合物多呈孔隙充填式, 一般具有较高的饱和度(> 50%~80%); 细粒沉积物(如布莱克海脊)中的水合物则多呈分散状且饱和度低(通常不足10%)。此外, 细粒沉积物中的水合物还常呈结核或透镜体分布于局部沉积物粒度稍微增大、渗透率相对较高的部位, 其饱和度值变化大[88, 92, 95, 99, 100]

在利用大洋钻探测井资料研究水合物分布与沉积物岩性相关性方面已经开展了一定量的工作, 但多数仅局限于水合物饱和度的计算。从上文介绍的测井水合物饱和度计算实例来看, 海洋水合物稳定带内, 水合物的丰度无论在纵向上(站位内)还是横向上(站位间)均表现出了明显的非均质性。与水合物饱和度计算相比, 测井岩性预测方面的工作做得还很少, 现有的测井岩性评价研究基本上还停留在简单地用自然伽马测井归一化方法估计沉积物泥质含量方面(如Guerin等[33]、Lee等[82])。

6 天然气水合物生长习性预测

岩心观察结果表明, 水合物的产状主要有块状、(纹)层状、结核状或透镜状、脉状及分散状等类型。这表明水合物在沉积物中并不是均匀地从所有孔隙中析出, 而是优先从沉积物中的某些部位开始生长。岩心分析结果进一步证明, 水合物的成核与生长更容易发生在沉积物颗粒之间开阔的孔隙空间或孔洞中, 而不是更为封闭和狭小的区域[93, 101]。Lorenson[102]利用透射和扫描电镜对布莱克海脊(ODP164航次)和哥斯达黎加陆缘(ODP170航次)含水合物沉积物的观察发现, 分散状水合物主要形成于沉积物中原生或次生孔隙较发育的部位, 包括含有丰富的微体化石(有孔虫、硅藻等)体腔孔、被松散砂或砂级微体化石碎屑充填的潜穴、未固结的草莓状黄铁矿集合体及疏松多孔状的火山灰中, 而不是缺少这些大孔隙空间的沉积物中。Lorenson[102]认为, 狭窄孔隙空间中的毛细管力对水合物形成的温度— 压力稳定场具有抑制作用。Kraemer等[103]根据布莱克海脊994站位(ODP164航次)沉积物样品分析发现, 该站位185~260 mbsf间的水合物发育带内, 沉积物的碳酸盐含量较低, 但硅质微体化石含量较高。他们认为, 硅质微体化石丰度的增加使得孔隙的大小和圆度增加; 大而圆的孔隙毛细管力小, 有利于水合物的成核。

声波测井在预测海底沉积物中水合物生长习性方面已经有了可喜的开端。上文提到的建立在各种岩石物理模型模量计算基础之上的速度正演方法, 通过模拟速度与声波测井速度的对比, 除了可以估算水合物饱和度外, 还可以用于预测水合物的生长习性, 评估水合物究竟是作为孔隙流体的一部分“ 悬浮” 于孔隙中生长, 还是以不同形式的胶结物生长在颗粒接触部位或包绕颗粒表面生长(图5)。水合物生长习性不同, 对沉积物的强度、弹性模量和声波速度具有不同的影响。实验证明, 当水合物以粒间胶结物形式产出时, 即使含量很少, 但它们作为沉积物承载系统的一部分也会极大地增加沉积物的硬度; 而当水合物作为孔隙流体的一部分产出时, 水合物的存在对沉积物骨架的硬度没有影响[104]。速度模拟方法在实际应用中也遇到了一些问题, 以布莱克海脊995站位(ODP164航次)为例, 不同的人采用不同的岩石物理模型得到了不同的水合物生长习性预测结果。如Helgerud等[54]基于有效介质理论, 分别假定水合物以漂浮式(作为流体的一部分)和承载式(作为骨架的一部分)两种情形进行模拟。结果表明, 漂浮式模拟得到的水合物饱和度明显偏高, 而承载式模拟得到的水合物饱和度则与根据电阻率测井及孔隙水地化分析得出的水合物饱和度非常吻合, 说明该站位水合物以承载式产出, 水合物与固体矿物骨架一道构成了含水合物沉积物的承载体系。Guerin等[33]考虑了接触式和衬边式两种可能的水合物胶结形式, 采用胶结理论进行模拟, 结果表明, 水合物以接触式胶结物产出时, 计算得到的水合物饱和度过低; 但以衬边式胶结物形式产出时, 计算结果与保压岩心测试的水合物饱和度相吻合。Jakobsen等[105]以富含黏土的沉积物为例, 综合应用了各向异性自洽理论, 和微分等效介质理论探讨了水合物在悬浮式和胶结式两种生长模式下对弹性特征的影响, 并将理论模拟结果与布莱克海脊995站位的实际数据进行对比, 认为该站位水合物更倾向于悬浮式生长模式。

7 存在的问题与展望

综上所述, 大洋钻探测井资料在海底含水合物沉积物的识别和水合物储层评价等方面已经取得了长足的进展, 基本建立起了水合物储层测井识别依据和水合物储层参数(包括孔隙度和水合物饱和度)计算方法体系, 在水合物储层岩性和非均质性评价特别是水合物生长习性预测方面获得了初步应用。相关研究目前存在的主要问题与展望分述如下。

1)测井资料在表征水合物储层的岩性和非均质性, 特别是水合物分布与宿主沉积物之间相互关系方面的研究程度还较低。海底水合物稳定带内水合物的垂向分布规律还不十分清楚, 岩性控制水合物形成和分布的机理也不够明确。现有的水合物与宿主沉积物之间关系的认识主要建立在岩心观察及样品分析(主要是粒度分析), 并与岩心水合物标志(包括汤状/奶油状组构、岩心热红外扫描冷斑异常和孔隙水氯离子浓度低值异常等)及岩心— 测井估算的水合物饱和度进行对比分析的基础之上。由于岩心和标准测井资料固有的缺陷(岩心不完整, 易扰动变形; 标准测井受井孔条件制约很难真实反映原位特征且分辨率不高), 根据这些资料很难对稳定带内水合物的非均质分布特征及其岩性控制机理得以全面的理解。相比较而言, 连续的、覆盖整个水合物稳定带且几乎不受井孔变形和泥浆污染影响的高分辨率随钻测井资料, 在反演含水合物沉积物的岩性、预测水合物非均质分布方面的应用还很少。

2)现有的应用于水合物储层测井评价的地层模型还过于简单。以孔隙度和水合物饱和度计算为例, 现有模型基本上仅考虑了两种(骨架+孔隙水, 水合物被视为骨架或孔隙流体的一部分)或三种地层组分(骨架+水合物+孔隙流体)。虽然Lee等[47]提出了所谓的四组分模型(骨架+黏土+水合物+孔隙流体), 但因涉及参数过多, 实际中很少获得应用。况且, 即便是四组分模型也难以刻画深海含水合物沉积物复杂的岩性和流体组分的全貌。导致上述局面的一个重要原因就是所使用的测井资料相对单一。比如阿尔奇公式计算水合物饱和度时基本上只用到电阻率和孔隙度两种测井资料; 各种形式的三相声波方程也只用到了声波速度和孔隙度测井资料。将水合物与其宿主沉积物视为一个整体, 考虑更为复杂的、能够反映含水合物沉积物真实地质特点的地层模型, 综合利用多种高分辨率随钻测井数据, 联合反演地层的岩性组分、孔隙度和水合物饱和度, 或许是未来水合物储层测井评价技术发展的一个重要方向。

3)尽管目前大洋钻探已积累了来自不同大陆边缘共30个站位的测井资料, 但对于不同大陆边缘或同一大陆边缘不同站位之间水合物稳定带内的水合物分布特征还缺乏必要的横向对比研究。不同大陆边缘之间或相同大陆边缘不同站位之间水合物纵向分布存在着哪些共性和差异, 目前并不清楚。海底水合物稳定带内水合物的垂向非均质分布的模式尚未建立起来, 由此限制了我们对水合物分布和形成机理的深入了解。

4)大洋钻探水合物研究中, 岩心和测井资料的综合研究还很欠缺。地质学家基于岩心的研究大多偏重于地质样品的分析、测试和鉴定; 地球物理学家基于测井资料的分析往往侧重于孔隙度和饱和度的定量参数的计算。水合物与宿主沉积物是一个整体, 单纯的岩心或测井研究均只能“ 管中窥豹略见一斑” , 唯有测井资料特别是高分辨率随钻测井资料与岩心资料相结合的综合研究, 才有可能真正了解水合物— 宿主沉积物系统的全貌。从这个角度来讲, 岩心— 测井综合研究亟待加强。

刘堂宴教授阅读本文初稿, 王秀娟研究员、韩同城教授审阅本文, 并提出了宝贵的修改意见。在此一并致谢!

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