NEW EVIDENCE FOR REMNANT DEPOSITS RECORDED BY COLUMNAR SEDIMENTS IN THE SHELF OF THE NORTHERN SOUTH CHINA SEA
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摘要: 对南海北部外陆架珠江口西南的E602孔进行了粒度分析和AMS 14C年龄测定,通过沉积学分析,认为该孔沉积物形成于近滨环境,时间为全新世初期。根据岩性的变化将该孔分为上下2段,下段岩性较均匀,粒度参数变化较小,主要是风暴成因的递变悬浮沉积序列,形成于近滨上部环境;上段为均匀悬浮,为近滨下部环境。该孔下段的沉积作用主要是对晚更新世低海平面时沉积物的改造和再沉积,基本没有新的陆源物质加入,属于残留沉积或准残留沉积,只是在晚期的上段沉积中才有少量以细粒物质为主的新物源加入。Abstract: Based on AMS 14C dating and grain-size analysis for Core E602, located at the outer shelf of the northern South China Sea and southwest of the Pearl River mouth, the sedimentary environment of the core is discussed. The core was formed nearshore and deposited in early Holocene. It can be divided into two sections according to lithology. The lower section is lithologically homogeneous, and mainly composed of graded suspensions formed in storm and deposited in upper part nearshore environment, and its grain-size parameters keep relatively stable. The upper section consists of homogeneous suspension and was deposited in the lower nearshore part. Sedimentation of the lower section of Core E602 shows reworking and reconstruction of sediments deposited in late Pleistocene without new terrigenous sediment and belongs to remnant sedimentation. Only during deposition of the upper section, fine terrigenous sediments took part in the sedimentation.
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Keywords:
- remnant deposit /
- grain size /
- AMS 14C /
- Holocene /
- north shelf of the South China Sea
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国际上对自然界中的水合物研究已有40多年历史。研究内容主要集中在：(1)含水合物沉积物的地质、地球物理和地球化学特征；(2)控制和影响水合物产状和分布的地质因素及其成藏机制；(3)不同水合物储层特征及其天然气资源量；(4)水合物的开采响应；(5)水合物相关的地质灾害和气候响应；(6)水合物对深水油气钻探开发安全的影响。近10年来，随着天然气水合物钻探研究的不断深入，对其产状、分布和特征的认识已取得显著进展，但对其作为能源、灾害和气候变化因素的认识仍不全面，面临一系列科学和技术挑战。
研究表明，极地永久冻土带的砂砾和深海的中-粗砂沉积物中赋存高饱和度天然气水合物，已成为近期勘探开采研究的重点，如加拿大麦肯齐三角洲[1-4]、美国阿拉斯加北部[5]、墨西哥湾[6]、日本东南近海南海海槽[7]、韩国东南海域郁陵盆地[8]、印度大陆边缘K-G盆地等[9]。但是，全球99%的天然气水合物赋存于海洋中(表 1)。因此，国际上越来越关注海洋中-粗砂天然气水合物储层开采的可行性。
表 1 全球陆地永久冻土带和海洋中的天然气水合物资源量Table 1. Global estimates of in-situ gas hydrates resources hydrated methane in the permafrost and the ocean全球资源量/1015 m3 永久冻土带中的资源量/1014 m3 海洋中的资源量/1016 m3 资料来源 30.057 0.57 0.3 Trofimuk等, 1981[10] 301 0.31 30.1 McIver, 1981[11] 7 634 340 760 Dobrynin等, 1981[12] 15 — — Makogon, 1981[13] 10.1 1.0 1.0 Makogon, 1988[14] 1 573 — — Cherskiy等, 1982[15] 5.057~25.057 0.57 0.5-2.5 Trofimuk等, 1977[16] 40 — — Kvenvolden和Claypool, 1988[17] 20 24 1.76 Kvenvolden, 1988[18] 20 7.4 2.1 MacDonald, 1990[19] 26.4 — — Gornitz和Fung, 1994[20] 45.4 — — Harvey和Huang, 1995[21] 1 0.57 0.3 Ginsburg和Soloviev, 1995[22] 6.8 — — Holbrook等, 1996[23] 15 — — Makogon, 1997[24] 2.5 — — Milkov, 2004[25] 120 440 7.6 Jeffery等, 2005[26] 实验模拟、数值模拟和野外试采研究表明，中-粗砂质沉积物中的天然气水合物有利于运用现有的石油天然气生产技术进行开采，因此，普遍认为海洋中-粗砂天然气水合物储层是开采优先目标，如日本东南近海南海海槽浊积河道砂储层(2013、2017年已试采)、印度大陆边缘K-G盆地(计划2018—2019年试采)和美国墨西哥湾海底峡谷控制的限制性海底扇砂质储层，关键是如何实现经济、安全和高效开采。
2017年5—7月，中国地质调查局在南海神狐海域成功实施天然气水合物试采，从水深1266m海底以下203~277m的粉砂质黏土、黏土质粉砂储层中开采出天然气，自5月10日至7月9日连续稳定试采60天，累计产气30.9万m3，平均日产5 151 m3。这是国际上首次针对细粒沉积物储层实现试采，具有重大的科学、能源意义。5月18日，中共中央、国务院对海域天然气水合物试采成功发来贺电指出，“经过近20年不懈努力，我国取得了天然气水合物勘查开发理论、技术、工程、装备的自主创新，实现了历史性突破”。“海域天然气水合物试采成功只是万里长征迈出的关键一步，后续任务依然艰巨繁重”。
那么，海洋天然气水合物开采到底面临什么样的挑战？本文在综合分析海洋天然气水合物储层类型、制约海洋天然气水合物开采的控制地质因素基础上，提出了海洋天然气水合物开采面临的主要科学挑战。
1. 天然气水合物储层类型
1.1 按储层地质条件分类
针对海洋天然气水合物开采，Moridis和Collett将全球天然气水合物储层分为4类[27, 28]。
Ⅰ类：双层储层，由含天然气水合物沉积层(天然气水合物稳定带底界之上)及其下伏含两相流(游离气、自由水)沉积层组成。该类天然气水合物储层又细分为IW(含天然气水合物沉积物孔隙中充填液态水)与IG(含天然气水合物沉积物孔隙中充填游离气)两种模式。通常这一类型的天然气水合物储层底部位于或略高于水合物稳定带底界，小幅度的温度或压力变化即可导致天然气水合物分解，并且由于下伏游离气层的存在，当上覆天然气水合物不能被有效开采时，游离气层也能保证整个天然气水合物储层的开采效益，因此被认为是最有利开采的天然气水合物储层类型[28]。
Ⅱ类：双层储层，由含天然气水合物沉积层(天然气水合物稳定带底界或之上)及其下伏含单相流(自由水)沉积层组成。含天然气水合物沉积层之下只发育含水沉积层。
Ⅲ类：单一储层，指含天然气水合物沉积层之下不发育任何含游离相沉积层，仅含单一天然气水合物层的储层类型。
Ⅱ类、Ⅲ类储层的整个含水合物层完全位于天然气水合物稳定带内。
Ⅳ类：广泛发育于海洋环境的扩散型、低饱和度的天然气水合物储层，且往往缺乏不可渗透性的上、下盖层，使该类储层不具有开采价值[29]。
1.2 按热动力学特征分类
目前，国际上有科学家提出了渗漏型和扩散型两类概念型水合物成藏模式[30, 31]。
渗漏型(裂隙充填型)：渗漏型天然气水合物分布有限，受流体活动控制，与海底天然气渗漏活动有关，是深部烃类气体沿断裂等通道向海底渗漏，在合适的条件下沉淀形成的水合物，是水-水合物-游离气三相非平衡热力学体系，因而水合物发育于整个稳定带，往往存在于海底表面或浅层与断裂、底辟等构造有关的裂隙中。国际上认为，该类型天然气水合物由于开采过程中会产生工程和环境问题，不是有利的开采目标。
扩散型(孔隙充填型)：扩散型天然气水合物分布广泛，在地震剖面上常产生指示其底界的似海底反射(BSR)，埋藏深(>20m)，海底表面不发育水合物，其沉淀主要与沉积物孔隙流体中溶解甲烷有关，受原地生物成因甲烷与深部甲烷向上扩散作用的控制，是水-水合物二相热力学平衡体系，因而往往存在于深层沉积物孔隙中，不同类型沉积物中的天然气水合物饱和度相差较大，饱和度与沉积物的物性，尤其是渗透率和孔隙度密切相关。国际上认为，该类型天然气水合物埋藏深，是开采的有利目标。按照储层地质条件，该类天然气水合物可分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ类储层，其中Ⅰ类储层是目前最有利开采的类型[28]。
2. 天然气水合物开采的地质控制因素
开采方法在一定条件下必定会影响天然气水合物实际可采量，但这是建立在储量基础之上的。尽管前苏联西西伯利亚永久冻土带麦索亚哈气田早在1969年就采用降压法和化学抑制剂法成功开采水合物，但其并非专门的水合物试采。就天然气水合物开采方法而言，野外试采结果就表明(表 2)，目前技术上最经济有效的是垂直单井降压开采。加热法、注化学剂法、CO2水合物置换法等其他方法，作为一种辅助开采方法时，虽然在一定程度上能够提高产能潜力，但提高幅度不大。因此，目前全球实施的3次海域水合物试采(2013年、2017年日本南海海槽试采和2017年中国南海神狐海域试采)均使用垂直单井降压法。
表 2 全球天然气水合物试采情况Table 2. Gas hydrate production tests in the world时间和地点 试采目标 试采方法 试采状况 天然气水合物赋存特征 2002年，加拿大麦肯齐三角洲 尝试直接从含水合物储层中开采天然气，忽略下伏游离气 加热法，注热盐水，温度高于50 ℃ 125 h，产气468 m3，试验结束后仍产气48 m3 A层段砂岩(892~930 m)，渗透率0.1 mD。储层初始温压8.7~9.0 MPa，5.9~6.3 ℃，孔隙度32%~38%，水合物饱和度高达80%[32, 33] 2007年，加拿大麦肯齐三角洲 降压法 12.5 h，产气830 m3, 由于出砂被迫中止 B层段砂岩、粉砂岩互层(942~993 m)，渗透率0.01-0.1 mD。储层初始温压9.3~9.7 MPa，7.2~8.3 ℃，孔隙度30%~40%，水合物饱和度40%~80%[34-37] 2008年，加拿大麦肯齐三角洲 降压法 6 d，累计产气1.3万m3, 平均日产2 000~4 000 m3/d C层段砂质粉砂岩(1 070~1 107 m), 渗透率0.1 mD。储层初始温压10.4~10.8 MPa，10.6~12.0 ℃，孔隙度30%~40%，水合物饱和度80%~90%[36, 37] 2012年，美国阿拉斯加北坡Ignik Sikumi 研究CO2-CH4水合物置换开采方法和效率 CO2水合物置换法，13 d，注入4 587 m3N2+1 360 m3CO2(1 420 psia) 5周，累计产气28 300 m3, 平均产气4 955 m3/d，绝大多数N2被回收, CO2回收不到50% 水合物赋存518.2~731.5 m深度范围内的C、D两个砂体层位，其中C层段水合物厚14 m，水合物饱和度75%，水饱和度25%，无游离气，预流体试验测得含水合物储层渗透率0.12~0.17 mD[38-40] 2013年，日本南海海槽 海域砂质水合物储层试采 降压法 6 d，累计产气11.9万m3, 平均日产约2万m3/d 砂质沉积物渗透率1~1 500 mD，水深857~1 405 m赋存深度约300 mbsf，孔隙度39%，水合物饱和度68%[7, 41-45] 2017年，南海海槽 降压法 12 d，累计产气3.5万m3 降压法 24 d，累计产气20万m3 2017，中国南海神狐海域 海域细粒泥质粉砂水合物储层试采 流体抽取法 60 d，累计产气30.9万m3，平均日产5 151 m3 水深1 266 m，水合物赋存深度203~277 mbsf，粉砂质黏土、黏土质粉砂，渗透率0.2~20 mD, 水合物饱和度30%~50%[46] 事实上，野外试采研究表明，影响天然气水合物开采的最根本因素是其实际赋存特征和地质条件，不同的储层赋存条件与规模对开采产气影响巨大。钻探研究发现，不同区域、甚至同一区域不同站位的天然气水合物赋存产出特征差异巨大，这势必会对各自天然气水合物开采潜能造成影响。
为了更好地指导天然气水合物勘探与开发，Boswell、Collett等率先提出了“天然气水合物资源金字塔”模型(Gas Hydrates Resource Pyramid)(图 1)[47, 48]，定性阐述了各种类型天然气水合物储层的资源潜力和开采难度之间的正相关关系，为天然气水合物试采指明了方向。从金字塔顶端到底端，各类储层的资源潜力逐渐增大，但资源品位逐渐降低，资源预测可信度相应降低，开采难度相应提高，可采效率逐渐降低。在整个天然气水合物资源金字塔中，极地永久冻土带砂砾质天然气水合物储层属于陆上资源，开采难度最低，开采效率高。对于海域天然气水合物资源而言，开采难易程度由低到高分别为砂质储层、渗透性黏土质储层(含构造、裂隙充填型天然气水合物)、冷泉相关的块状储层、非渗透性黏土质储层(图 1)。
然而，天然气水合物资源金字塔仅给出了开采难易程度的定性描述，尚缺少定量数据支撑，并且对于同一类型储层，简单利用天然气水合物资源金字塔无法有效指导试采，亟需更为细致、科学的天然气水合物储层产能潜力评价系统。
3. 天然气水合物开采的科学挑战
3.1 资源评价
资源评价是海域天然气水合物实现有效经济开采的基础[49, 50]。天然气水合物从资源到储量，最终实现商业化开采，是一个漫长的过程，需要社会各界力量共同完成[51]。控制天然气水合物最终商业化开采的因素包括地质、工程、动机。地质特征包括天然气水合物在哪里有、在地层中如何分布、如何开采；工程因素是指开采技术条件；动机因素是指是何种动力来引领我们进行水合物开采。
资源量是天然气水合物藏中储存的所有气体总量，包括已经发现和尚未发现的、经济可采的和非经济可采的总和[49, 52]。储量是在合理的可信度水平下，天然气水合物藏中已知的、运用现有技术经济可采的气体量。综合分析来看，天然气水合物的资源量在所有气体资源量里占较大比重，但其中砂质沉积物中资源量占有比例较小，大部分是在泥质沉积物中。通过对全球水合物资源评价发现，并不是所有的水合物资源均可以成为具有经济价值的储层[52], 总体上看，储量仅占资源量很小一部分，随着地质确信度、经济可采可行性的提高，储量逐渐减少，但其可采的程度逐渐提高(图 2)。
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图 2 天然气水合物资源量和储量关系图[51]Figure 2. Relationship between the resources and reserves of gas hydrate当前国内外针对海域天然气水合物的资源评价主要有4种评价方法[53]，基于水合物成藏思路的面积法、体积法和概率统计法[54-56]，以及基于生烃思路的物质平衡法，目前国际上用于资源评价的主流方法是基于成藏思路的体积法，特别是近年来国际上提出“天然气水合物油气系统”(Gas hydrate-petroleum system)概念[57]，为下一步精确定量水合物资源量提供了理论依据。一方面，天然气水合物油气系统综合考虑了天然气水合物形成所需要的温度和压力条件(如水深、地层压力、海底温度、地温梯度等)，并将其用于天然气水合物稳定带深度和厚度估算，进而估算天然气水合物资源量；另一方面，天然气水合物油气系统更注重实际地质条件，通过地震调查和钻探确定天然气水合物储层的实际厚度、面积、饱和度、气体因子等参数，进而运用体积法估算天然气水合物资源量，一定程度上可作为开采潜力评价、试验性开采目标选择的主要依据。因此，基于天然气水合物油气系统开展水合物资源评价，与以往全球尺度资源估算方法相比，将具有更高的可信度。
然而，海洋天然气水合物开采要实现产业化，开采目标应具备开采10年甚至更长时间的储量，才可能产生有效的经济效益。天然气水合物资源评价尚面临如下科学挑战：(1)如何发展天然气水合物油气系统理论，改善天然气水合物资源评价方法，提高评价精度，逐渐从资源潜力评价发展到技术可采资源量和储量估算；(2)开展实验模拟、数值模拟和野外试验开采综合研究，发展并运用实验室测量数据校正、解释野外试验开采数据，提高各类数据的可信度，从而提高可采资源量估算精度；(3)开发新的或改进型的天然气水合物野外描述工具，以满足天然气水合物开采关键科学和工程需要。
3.2 开采技术方法
天然气水合物开采的基本原理是改变天然气水合物的赋存条件，使气体从中分离出来，收集游离气体。目前，国际上公认的水合物开采方法有降压法、热激法和化学剂注入法(包括添加醇类、盐类和CO2置换方法)[58-61]。
天然气水合物资源能否实现商业化开采，能量效率是至关重要的参数[62]。能量效率计算方法如下：
$$ {\rm{EER}} = {H_{{\rm{com}}}}/{H_{{\rm{dis}}}} = {H_{{\rm{dis}}}}/\left( {T\Delta V\;{\rm{d}}P/{\rm{d}}T} \right) $$ (1) 其中：EER代表能量效率比，Hcom代表水合物燃烧热，Hdis代表激发水合物分解热，ΔV代表对应的体积变化，dP和dT是气-水-水合物三相平衡的温压点。对于热激法开采来说，Hcom=890 KJ/mol，Hdis=51.3 KJ/mol，因此，该方法最高能效比是17.3。对于化学剂注入法开采，抑制剂质量浓度在3%~5%范围时，质量浓度每增加1%，可使水合物相平衡温度偏移0.42℃，这表明该方法难以在水合物开采中单独使用。由式(1)可知，降压法能效与开采空间尺度有关，并可能是最高效的水合物开采方法。此外，利用二氧化碳置换法开采，二氧化碳水合物的合成热是57.98KJ/mol，天然气水合物的分解热是51.3KJ/mol，因此置换过程总能量消耗是-6.68 KJ/mol，置换反应可以自发进行。
不同的能效和生产成本既和开采方法有关，又受水合物的储层类型影响。图 3预测了4种不同水合物储层类型在不同开发阶段下的能效变化趋势[62]。加拿大麦肯齐三角洲(2002，2007，2008)，美国阿拉斯加北坡IgnikSikumi(2012)，日本南海海槽(2013)的预计开发成本也在图 3中标出。
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图 3 天然气水合物开采能量效率与成本在不同时期的变化趋势[62]Figure 3. Trends of energy efficiency and cost of gas hydrate production in different periods从图 3可知，Ⅰ类水合物储层的开采能效最容易提高，同时也最有利于快速降低开发成本。Ⅱ和Ⅲ类水合物储层在目前的技术条件下也能够被开采，Ⅳ类储层需待将来技术进一步发展之后才能进行有效开发。除了开采能量效率之外，开发过程中能量的投入与产出比也被看做是评价水合物是否具有开采商业价值的指示器。该指标是在Cottrell(1955)提出的净能产出的概念上发展而来的[63]，用EROI来表示。EROI值越高表明水合物开采的能量效率越高。图 4展示了累计产能与EROI指标之间的关系[64]。
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图 4 开发过程中能量的投入与产出比EROI指标与累计产量的关系[64]Figure 4. Relationship between the energy input/output ratio (the EROI index) and the cumulative output in the gas hydrate production随着科技水平的提高，EROI值将不断提升；但随着资源量不断消耗，EROI值又将逐渐减小。两者相互制约的最终结果导致EROI值在某一阶段达到极值Pmax之后逐渐降低，最后终止于收支平衡线附近(图 4)。如果制定试采政策时过度注重产量而不发展技术，会出现使用落后技术进行低效率开发的局面，加剧资源储量的消耗。现阶段应将更多的精力投入到科学技术的研发上，支持水合物技术研发和相关基础研究，实现技术创新与突破，才能确保早期水合物资源开发的EROI值保持在相对合理的范围内。
室内实验模拟和数值模拟表明，降压法是目前最有效的海域天然气水合物开采方法，实施场地的野外试验开采也证明了这一点(表 2)。通过实际调查和试验性开采研究，天然气水合物储层的岩石物性和力学特性分析取得显著进展，并进一步发展和完善了天然气水合物储层模型，评价了天然气水合物开采对储层及其力学特性的影响。但是，目前国际上仅运用单一垂直井降压法开展天然气水合物试验开采，尚未进行水平完井、水力压裂或N2、甲醇增大渗透率等储层改造天然气水合物试验开采。因此，天然气水合物开采方法研究面临的科学挑战包括：(1)进一步发展天然气水合物储层模型，包括从微观尺度的微观力学和水动力学模型，到野外实际场地模型；(2)在实验模拟、数值模拟和野外实际场地尺度上，开展天然气水合物储层对开采方法的响应研究；(3)发展针对天然气水合物开采的水平完井、多向完井技术和工艺，目前这些方法的有效性已经得到数值模拟的验证，但尚未进行野外实际场地的试验；(4)进一步确定和评估与天然气水合物长期开采相关的潜在钻井和完井问题；(5)进一步研究天然气水合物开采对储层及其盖层的物性和力学特性的影响；(6)必须开展更大规模、更长时间的野外实际场地天然气水合物试验开采和灾害、环境影响研究。
3.3 储层地质参数
天然气水合物储层是否可采的判定需要许多关键参数。含天然气水合物的沉积物绝对渗透率、相对渗透率、孔隙度、粒度和其中天然气水合物的结构类型、气体组分和饱和度等参数将明显控制储层中的流体流动，因此，储层复杂性和储层特性很大程度上影响了天然气水合物开采。
目前，实验模拟与数值模拟研究表明储层各参数对水合物开采产能均会产生不同程度的影响。作为水合物资源量评价指标的储层孔隙度与水合物饱和度，被证明在降压开采过程中会显著地影响气体与水的产出[65-67]。作为储层流通能力度量的渗透率控制着实地水合物藏开采过程[68-70]，通常当储层渗透率越高时，气体产出速率也越高。另外，岩性对天然气水合物开采潜力的影响也被进一步量化研究证明，正如天然气水合物资源金字塔模型所说，砂质水合物储层最具开采潜力。此外，针对不同开采评价标准，粉砂质水合物藏与黏土质水合物藏开采优势则刚好相反[71]。水合物储层的初始温压条件也会明显地影响天然气水合物开采速率，而初始温压条件则是由埋藏深度与地热梯度共同决定的。理论上讲，深层天然气水合物储层更易受温压变化的影响从而导致水合物分解，这将支持更大的降压幅度，并且可以开采更长的时间而不增加系统的复杂性。越深的储层条件也将增加更好的密封性，也更可能使储层有足够的地质稳定性来同时支持垂直和水平井开采，唯一缺陷则是越深储层对钻井开采工艺提出更高要求。
与此同时，需要指出的是，目前对于天然气水合物储层是否可采的关键地质参数的确定还是基于实测钻探数据，但由于测井数据的精度差异或取心的不完整性，储层地质参数对天然气水合物开采的影响研究仍存在科学挑战：(1)精确确定实际的天然气水合物储层地质参数，包括时间(垂向)与空间(侧向)的沉积演化特征、非均质性特征；(2)确定天然气水合物开采评价标准，其中包括开采周期、气体与流体水绝对产出量、相对产出量等综合归一化标准；(3)全面确定不同地质参数对开采的综合影响，确定多种地质参数单一、联合作用于天然气水合物储层的开采响应[72]。
3.4 工程地质风险
从天然气水合物安全有效开采的角度出发，针对海洋天然气水合物开发相关工程地质风险的研究应包含以下3个层次：(1)明确海洋天然气水合物开采活动可能造成的工程地质风险类型及其诱发因素(知其然)；(2)研究不同类型的工程地质风险对安全有效开采海洋天然气水合物的影响程度、影响机制(知其所以然)；(3)探索针对不同的工程地质风险的防控措施，使工程地质风险处于可控范围内，保证水合物的长效安全开采[73]。从海洋天然气水合物开发的整个生命历史过程出发，海洋天然气水合物开发相关的工程地质风险主要可以分为钻完井阶段的工程地质风险、开采产气阶段的工程地质风险及水合物储层产出物输送阶段可能面临的工程地质风险。
其中，在天然气水合物储层钻完井阶段，由于钻井液、完井液和固井水泥浆与地层温度差异，会造成水合物层段近井地层水合物分解，与水合物分解过程相伴的工程地质风险主要包括井壁失稳坍塌[74, 75]、固井质量变差[76]、井筒气侵[77]等。由于常规深水油气开发过程中也存在钻穿含水合物层并且进行完井作业的实践经验，因此，过水合物层进行深常规水油气钻探所获得的现场实践数据，将是打开水合物开发钻完井可能引起的工程地质风险研究大门的钥匙[78]。矿场实践经验表明，钻、完井阶段的工程地质风险可以通过适当的工艺参数优化设计得以缓和[79, 80]。
与钻完井阶段所面临的工程地质风险相较而言，由于缺乏长期进行水合物开采的经验和现场数据，目前对海洋天然气水合物持续开采过程中可能面临的工程地质风险种类、工程地质风险对水合物开采的影响等都缺乏较为系统和全面的认识[81]，因此，海洋天然气水合物开采测试过程中的工程地质风险是目前长效安全开发海洋水合物资源的最主要挑战。目前国内外进行的历次天然气水合物试采作业，由于作业周期较短，可能不足以暴露长期持续开采条件下可能面临的全部工程地质风险。从目前试采经验及室内研究结果来看，水合物长期分解开采条件下可能面临的工程地质风险主要有储层出砂[82, 83]、地层沉降[84]、海底滑坡[85]以及水下井口的破坏等。导致上述工程地质风险的总根源是：水合物开采造成的储层力学特性的改变[86]。因此，研究水合物开采过程中的储层力学响应机制是揭示水合物开采相关工程地质风险发生临界条件、演变规律及其对水合物开采影响程度研究的基础[87]。为了从机理上对海洋天然气水合物开发过程中的工程地质风险作出预判，目前所面临的首要挑战是水合物储层动态力学参数、流体特性动态演化过程评价装备和方法的建立。
另外，除了上述与储层相关的工程地质风险外，海洋天然气水合物长期开采还面临流动保障(包括水合物二次生成、砂堵等)[88]、可能导致的对海洋生态环境、大气环境的挑战等[89]，虽然目前国际上已经有部分学者对上述问题进行了理论研究，但由于水合物从深海开采井到最终用户端目前没有任何实践经验且实际现场试采周期较短，未来在水合物商业化开采过程中，流动保障、环境效应面临的挑战仍然会任重而道远。
4. 结语
天然气水合物要实现经济有效开采，首先需要满足初始产气速率达2 ST m3/s, 且在整个商业开采周期内平均产气速率高于1 ST m3/s以上[90]。同时，在实现商业开采之前，需要利用特定的开采技术、装备和工艺对储层进行一定周期的试采，才能证明其有效性和经济型。
至今，虽然日本2013年、2017年在南海海槽实施了两次水合物试采，我国2017年在南海北部神狐海域实施了首次水合物试采，但3次海域天然气水合物试采都未达到经济可行性标准，与常规气藏的商业开采效率仍有很大差距，仅仅证明了在现有技术条件下从海域天然气水合物藏中能够获得甲烷气体。数值模拟结果表明，相比于多井作业，单井开采产能较常规气井低，产气范围较小；由于天然气水合物饱和度高，含天然气水合物沉积物相对渗透率低，要达到最大开采效率需要一定的时间，因此开采初期产气量较低，随后逐渐增加，在一年至数年达到峰值，随后急剧下降。
综上，天然气水合物有效经济开采仍面临资源评价、开采技术方法、储层地质参数和工程地质风险的挑战。因此，我们需要进一步开展科学理论研究和技术装备研发，有目的地进行更长时间的试采。
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[1] Shepard F P. Sediments of continental shelves[J]. Geol. Soc. Amer. Bull., 1932, 43:1017-1040.
[2] Emery K O. Relict sediments on continental shelves of the world[J]. Bull. AAPG, 1968, 52:445-464.
[3] 秦蕴珊. 中国陆棚的海底地形及沉积物类型的初步研究[J]. 海洋与湖沼, 1963, 5(1):71-86. [QIN Yun-shan. Preliminary study on the sea floor topography and sediment distribution in Chinese shelves[J]. Oceanologia et Limnologia Sinica,1963, 5(1):71-86.]
[4] 秦蕴珊, 赵一阳, 陈丽蓉,等. 东海地质[M]. 北京:科学出版社,1987.[QIN Yun-shan, ZHAO Yi-yang, CHEN Li-rong, et al. Geology of the East China Sea[M]. Beijing:Science Press, 1987.] [5] 刘锡清. 中国陆架的残留沉积[J]. 海洋地质与第四纪地质, 1987, 7(1):1-14. [LIU Xi-qing.Remnant deposit on Chinese shelves[J]. Marine Geology and Quaternary Geology, 1987, 7(1):1-14.]
[6] 刘锡清. 中国边缘海的沉积物分区[J]. 海洋地质与第四纪地质,1996,16(3):1-11. [LIU Xi-qing. Sedimentary division in marginal seas of China[J]. Marine Geology and Quaternary Geology, 1996,16(3):1-11.]
[7] 王张华, 过仲阳, 陈中原. 东海陆架平北地区残留沉积特征及古环境意义[J]. 华东师范大学学报(自然科学版), 2002(1):81-86.[WANG Zhang-hua, GUO Zhong-yang, CHEN Zhong-yuan. Relict sediment and its environmental implication in Pingbei area, East China Sea continental shelf[J]. Journal of East China Normal University (Natural Science), 2002(1):81-86.] [8] 罗又郎, 冯伟文. 南海表层沉积类型与沉积作用若干特征[J]. 热带海洋, 1994, 13(1):47-54. [LUO You-lang, FENG Wei-wen. Bottom sediment types and depositional characteristics of sediments of the South China Sea[J]. Tropic Oceanology, 1994, 13(1):47-54.]
[9] 苏广庆. 南海现代沉积地质学的若干问题[J]. 台湾海峡, 1991, 10(4):327-333. [SU Guang-qing. Discussions on recent sedimentary geology in South China Sea[J]. Journal of Oceanograghy in Taiwan Strait, 1991, 10(4):327-333.]
[10] 苏广庆, 王天行. 南海中北部表层沉积物的矿物沉积[J]. 台湾海峡, 1992, 11(2):118-124. [SU Guang-qing, WANG Tian-xing. Mineral sedimentation in the surface sediment of northern and central South China Sea[J]. Journal of Oceanograghy in Taiwan Strait, 1992, 11(2):118-124.]
[11] 刘昭蜀,赵焕庭,范时清,等.南海地质[M].北京:科学出版社,2002.[LIU Zhao-shu, ZHAO Huan-ting, FAN Shi-qing, et al. Geology of the East China Sea[M]. Beijing:Science Press, 2002.] [12] Stuiver M, Burr G S, Hughen K A, et al. INTCAL98 radiocarbon age calibration, 24000-0 cal BP[J]. Radiocarbon, 1998,40(3):1041-1083.
[13] Kazuaki Hori, Susumu Tanabe, Yoshiki Saito, et al. Delta initiation and Holocene sea-level change:example from the Song Hong (Red River) delta, Vietnam[J]. Sedimentary Geology, 2004, 164(3-4):237-249.
[14] 赵焕庭,张乔民,宋朝景,等. 华南海岸和南海诸岛地貌与环境[M]. 北京:科学出版社, 1999.[ZHAO Huan-ting, ZHANG Qiao-min, SONG Chao-jing, et al. Geomorphy and environment of coasts of South China and islands of the South China Sea[M]. Beijing:Science Press, 1999.] [15] 苏纪兰. 中国近海的环流动力机制研究[J]. 海洋学报, 2001,23(4):1-16. [SU Ji-lan. A review of circulation dynamics of the coastal oceans near China[J]. Acta Oceanonlogica Sinica,2001, 23(4):1-16.]
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