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文章導讀
從上周起，為大家介紹世界其他國家典型水合物研究區的研究現狀，今天是第二篇，日本南海海槽的水合物。
本篇依然從概況、氣源、儲層、成藏模式四個方面來展開。
友情提示：前方高能長文，建議收藏後細讀……
日本南海海槽（Nankai Trough）是典型的匯聚型大陸邊緣。1999和2000年完成的日本天然氣水合物第一個五年計劃，在南海海槽弧前盆地進行了一系列的鑽井取心和地球物理測井（圖1）。
圖 1 日本南海海槽的地震調查和鑽孔位置圖
在2001年，METI發起了日本天然氣水合物開採計劃，由甲烷水合物2001合作組織（MH21）實施，用於評估南海海槽地區的深水天然氣水合物潛在資源。這個計劃目的是推動技術發展和採集天然氣水合物，以期能提供長期的能源支持。自從1999/2000年第一個研究鑽探後，一系列的調查於2001和2002年在南海海槽地區展開，在2004年初期多井鑽探計劃成功進行。
在2004年的鑽探計劃中，16個井點進行了鑽探，採集到含有大量天然氣水合物的砂層巖芯，利用多種地球測井工具對巖芯進行分析。評估南海海槽水合物儲量的工作仍在繼續，計劃最快於2010年進行實地生產測試，到2016年開發出適合商業生產的技術。日本國家天然氣水合物還參加和領導了所有三個加拿大Mallik天然氣水合物研究計劃。南海海槽大量BSR的出現是在作為METI的多種地球物理調查計劃一部分的地震調查中發現的。
1999和2000年南海海槽的鑽探取心計劃目標是BSR分布的區域，位於日本南海海槽東部Tenryu水道口外50km左右在水下945m深度陸坡上。這個鑽探計劃，包括1口試驗井和3口探井，通過測井數據分析和常規壓力巖芯測試確認濁積沙巖顆粒孔隙間天然氣水合物的存在。
1999和2000年的鑽探計劃中井位中，四個水合物充填的富含砂質的層（解釋為濁積扇沉積）被識別了出來。天然氣水合物充填了這些沉積物的孔隙空間，某些層的飽和度達到80%。單個的水合物充填的砂層小於1m厚，累積的天然氣水合物充填砂層厚度達到12-13m。
在南海海槽取芯計劃中，採集到的兩個樣品的地球化學分析結果表明天然氣水合物中的氣體是微生物成因的，甲烷碳同位素值從-95.5‰~-63.9‰變化，C1/(C2+C3)比值是4392~5365。Fujii等（2008）在一個天然氣水合物的資源評估報告中說東南海海槽水合物中含氣總量大約1.1萬億m3，其中一半賦存在濁積砂巖儲層中。因此，日本南海海槽也成為砂巖型水合物研究的典型區域。
南海海槽水合物氣源主要來源於細菌（生物成因）分解CO2，靠近泥火山的一口井含有少量的熱成因氣。在南海海槽MITI井300m深度內沉積物甲烷δ13C為-96至-63‰，隨著深度增加，δ13C和CO2值均為正值。12CO2優先消耗，細菌活動隨深度逐漸降低和氣體向上運移能夠解釋δ13C變化剖面。在深部地層，氣體來源從微生物成因到熱成因氣變化深度為1500m左右。
圖2 南海海槽 MITI總有機碳 （TOC） ， 鏡質體反射率 （Ro） 和碳同位素組成
小於1500m深度氣體的δ13C較輕（-59‰），在大於1500m，氣體δ13C較重（-48至-35‰）為典型的熱成因氣體。在Tokai-oki和AtsumiKnoll區，甲烷碳同位素範圍-81.4至-59‰（圖2、圖3）。輕δ13C值表明甲烷來源為微生物成因，在深度100m內，δ13C值隨深度增加變重，與MITI南海海槽相似。甲烷d13C深度剖面在上部100m沉積物中與假設CO2在封閉系統下降解而產生微生物甲烷的理論模型預測一致。
圖3 南海海槽甲烷碳同位素組分和烴類含量
當沉積物產生甲烷，由於優先從CO2富集中去除12C而形成甲烷，CO2儲層被消耗。由於南海海槽在水合物穩定帶內總有機碳含量低（平均0.5%，圖2），因此沉積物中原位產生的微生物甲烷氣體比較少，從下部運移來的微生物成因甲烷氣體有選擇地聚集在高滲透率的砂巖層對在離散砂層形成高飽和度水合物非常重要。
雖然在MITI南海海槽1500m以上地層的氣體主要為微生物來源，但是在深度1155和1455m地層δ13C明顯比含水合物層重些（圖2），表明流體運移在該井位可能比較局限且僅限於1000m深度。在Kumanonada區，在129m的一個樣品和三個310至327m樣品中的甲烷有較重的δ13C，取值為-53.9至-45.6‰（圖3），表明氣體為生物成因氣與熱成因氣體的混合。在Mallik5L-38，甲烷的δ13C值表明烴類隨深度來源的變化（圖4）。
圖 4 Mallik 5L-38 井鏡質體反射率 （Ro） 、 甲烷碳同位素組成和碳氫比的深度剖面
在收集的46個50-1150m深度頂空樣品中，氣體在上部500m沉積物中為較輕的δ13C，為微生物成因，但是氣體在深度890至1108m（包括含水合物地層），δ13C值範圍為-47.4至-36.5‰，表明是由於有機質的熱分解而產生。在深度550-850m的δ13C值為-55.2至-50.9‰，表明氣體為微生物成因與熱成因氣體的混合（圖4）。在水合物層廣泛分布的Tokai-oki和Atsumiknoll地區，甲烷δ13C和δD值範圍分別為-65.9‰~-59.8‰和-195‰~-184‰（圖5），與布萊克海臺具有相同的同位素組分。
圖5 水合物分解的甲烷氣體中碳氫比與δ13C
從圖5a看，南海海槽Tokai-oki和Atsumiknoll地區的微生物甲烷是CO2的降解方式產生。海洋水合物的甲烷供給通常歸功於穩定帶內有機質微生物轉換或者含甲烷流體從深部氣源的運移，但是，甲烷氣源的相對重要性目前還不是十分清楚。甲烷供給對水合物形成的影響應該被考慮到，如孔隙空間的水合物。甲烷供給與孔隙水流關係密切，主要分為兩類，一類是通過斷層或裂隙的宏觀流，另一個是孔隙系統沉積物顆粒間的微觀運移。在顆粒表面附近沿裂隙和擴散的含甲烷的孔隙水流對甲烷在水合物穩定帶聚集具有重要作用（圖6）。
圖6 含水合物砂層的一個薄片的顯微照片
在日本南海海槽海區，整個有機碳含量（TOC）約為0.5%左右，原位產生的微生物成因氣太低，以致於難以形成水合物。因此，南海海槽高富集的水合物（孔隙空間80%）需要不斷的氣體運移、聚集和循環。該過程與南海海槽的地質構造環境有關，富含甲烷的流體在南海海槽增生楔系統中非常活躍，沉積物主要為未固結砂巖和粘土地層，但是水合物僅在砂巖地層中生成，表明氣體運移和聚集優先選擇在高滲透率的砂巖層。
MITI在南海海槽的井位，在淺部沉積物和含水合物層，熱成因氣未被觀測到，表明流體運移相對局限僅限於淺部沉積物。深部熱成因氣含量表明熱成因的甲烷氣體，在高滲透率通道如大規模斷裂系統區可能形成了天然氣水合物（圖7）。因此，在南海海槽，沉積和地球化學對水合物的形成和保存具有重要作用。
圖7 南海海槽水合物形成及氣體運移示意圖
日本南海海槽的水合物儲層是典型的砂巖型儲層。MITI的探井位於弧前盆地，水深945米（圖1）。利用隨鑽測井、電纜測井和壓力取芯表明在濁流砂體中存在天然氣水合物。通過測井資料分析，在四個濁流沉積砂體識別出天然氣水合物。天然氣水合物填充在沉積物的孔隙中，在某些地層飽和度可達80%。水合物在濁流砂巖層厚度不到1米，總厚度約12-14米。
高飽和度的天然氣水合物層的底界與預測的BSR深度相吻合。南海海槽測MITI井揭示了濁積砂巖孔隙中水合物存在，卻沒有觀察到天然氣水合物的賦存和儲量與BSR性質之間的關係。測井和取芯數據查明天然氣水合物厚度海底以下268米，儲層為晚更新世濁流砂巖層和粉砂巖與泥巖的薄互層。南海海槽天然氣水合物主要分布在砂巖、粉砂巖的孔隙中和未固結的砂巖內，在測井資料上響應不同。在2口井位利用測井對LWD響應進行校正，由於鑽井後井孔質量不斷被破壞，測井工具被迅速放置到井孔，井孔約26.97釐米。
圖8 多個薄層內含水合物電纜測井電阻率（左邊）和 LWD 測井（右邊）的電阻率對比
圖8給出了長度為9m電纜測井和LWD電阻率測量垂向解析度的差異。在LWD測井上，存在幾個薄的高電阻率區，為砂巖中含水合物層，而測井曲線未分開。圖9為測井資料對比，給出了最厚的水合物層，該層厚度約為1m，在兩種測井資料上都有顯示，但是電阻率的峰值明顯不同，在電纜測井上為40-50Ωm，而在LWD上為100Ωm。該不同可能由於測量工具的解析度或測量速度差異造成。
圖 9 幾個含 1 米水合物厚度層電纜測井（左邊）和 LWD（右邊）的電阻率對比
LWD電阻率曲線被用於識別每一砂巖內水合物厚度。聲波測井不像其他測井工具易受井孔條件影響，不像LWD測井易受鑽井噪聲的影響。圖10為電纜測井測量的P波速度和LWD測量結果的對比。在815-920m的含水合物層，兩種曲線吻合很好，但是LWD顯示水合物層的上下層地層未固結和井孔不穩定，接近水中值。可以解釋為在低頻區，接近鑽井噪聲，儘管這種低頻在P波速度中非常重要，但是在LWD中被切除，表明LWD的速度應該被VSP的層速度進行校正。
圖10 電纜測井和 LWD 測量的聲波時差測井
在測量的密度和中子曲線上，數據質量由傳感器與地層接觸程度控制，因此測井工具被接觸井壁，這可能是比LWD的一個優點。因此，砂巖內水合物的電阻率明顯偏高，甚至高達10Ωm，測井響應出現峰值反映了砂巖和泥巖地層的轉換。在砂巖和泥巖轉換處，伽馬射線明顯不同，但是API值一般較高。聲波速度具有明顯高值，密度計算的孔隙度為40%，與泥沉積物計算的孔隙度差別不大；可組合的核磁共振測井儀測量的孔隙度小於密度測量的孔隙度，在高水合物飽和度區孔隙度幾乎為0。
粉砂巖沉積物中測井顯示：電阻率沒出現峰值，在幾十米處約為2-5Ωm；伽馬射線沒有典型特徵，聲波速度明顯偏高，密度變化不明顯，可組合的核磁共振測井儀測量的密度為密度孔隙度一半。我們利用電阻率識別水合物層，利用取芯進行含水合物層直接觀測，表1為利用測井資料和取芯確定的含水合物層。
表1 利用測井和巖芯識別天然氣水合物
從LWD分析，存在幾個電阻率增加層，指示地層中水合物存在，在井位1處，水合物位於海底以下310-345m處（圖11），而在位置2位於120-148m和310-33m兩個層位（圖12）。
圖11 位置 1 隨鑽測井（LWD）和巖芯數據，Res_Ring 為電阻率，RhoB 為密度測井
在位置1處，高電阻超過30m（電阻率達2-4Ωm，背景值為1Ωm左右），在位置2處，電阻率峰值達40Ωm位於淺層，然後逐漸降低（120-140m），該層密度明顯降低（圖12），如果假設水合物充填在孔隙中，很難利用孔隙水被水合物替代來進行解釋，該層孔隙度很高達60%，超出背景值10%，可能存在塊狀水合物。
圖12 位置 2 的隨鑽測井（LWD）和巖芯數據，Res_Ring 為電阻率，RhoB 為密度測井
在143m處，電阻率達20Ωm，該深度密度明顯增加，該峰值是由於碳酸鹽膠結沉積物所致而不是水合物原因。位置2處，圖4-27c和4-28c為鑽井巖芯資料，取芯顯示在井位2的泥巖中塊狀和層狀水合物，取到樣品厚度為2-10cm，沉積物為泥質或粉砂，部分為非常細粒的砂巖（10cm），時間為1.73-3.85Ma（晚上新世）。
在兩個位置，沉積物主要為泥質或粉砂，該沉積物過去通常被認為不是水合物形成的有利儲層。但是巖芯穩定降低，表明為層狀水合物。氣源分析表明為生物和熱成因氣體的混合氣體，電阻率成像測井顯示在位置2處在水合物層存在高角度斷層或裂隙，其層狀水合物的甲烷氣體可能是從深度地層沿裂隙或斷層運移來的。
圖13 位置 2 的隨鑽測井（LWD）和巖芯數據，Res Ring 為電阻率，RhoB 為密度測井
在位置3和4井位處，LWD顯示高電阻率異常區表明地層存在天然氣水合物。位置4處高電阻率厚度達50m，電阻率值高達60Ωm，背景電阻率為1.5Ωm，且出現電阻率峰值，厚度為150m，上覆在更深處高電阻率上（圖13）。位置13處高電阻率厚度為104m，電阻率達200Ωm，背景電阻率為1.5Ωm（圖14）。
圖14 位置 13 處 LWD 和巖芯深度剖面
圖14b和圖15b為位置4和位置13的巖芯，常規電纜巖芯系統的回收速率在淺層比較高（50m內幾乎100%回收），隨深度增加而降低。該變化可能是由於砂巖含量隨深度增加，未固結砂巖容易阻塞取芯筒並降低回收率。由於砂巖沉積物回收率差，水合物樣品除塊狀或層狀外未被回收（在位置4回收率為53%，位置13為34%）。
圖13d和14d為利用筆式溫度計在甲板上測量的巖芯溫度，位置4和13的海底溫度大約為4℃，測量時平均大氣溫度為15℃。因此，由於水合物分解觀測的溫度小於4℃為正常溫度，尤其在砂巖地層中，水合物分解溫度降低更明顯，MITI在南海海槽水合物鑽探也有同樣現象，表明高滲透率砂巖是水合物形成的理想沉積物。位置4處，上部大約100m沉積物幾乎為連續的泥巖，以下深度砂巖和粉砂巖含量逐漸增加（圖13b），高電阻率區的沉積物是由變化的砂巖和泥巖層組成，圖14f給出了位置4砂巖和粉砂巖厚度深度變化，水合物帶砂巖厚度約為20-30cm但在底部達1m厚（即323，332和335m處）。
位置13在海底下存在一個2.5m厚砂巖層和一個大約40m厚的泥巖層。砂巖和粉砂巖含量在50m以下逐漸增加，砂巖厚度和含量都比位置4較大一些，因此使回收率更低些。圖14f為位置13處砂巖和粉砂巖的變化厚度，在深度93-197m的高電阻率存在後砂巖層，厚度從1到80cm不等。兩個位置處沉積物粒度分析表明，位置4處的砂質沉積物主要為非常細粒的砂，在深度282-332m為細粒砂為主的含水合物層。位置13處砂為細粒、中等顆粒的砂，顆粒也比位置4大些。
圖 4-31 巖芯識別出地震相
利用巖芯和測井資料對含水合物沉積層進行了地震相分析，識別了Bouma層序五種地震相（從A到E，圖15）。選擇層位的顆粒大小和電阻率測井進行綜合分析，用來確定巖性柱結構。利用電阻率測井而不是伽馬射線測井確定巖性，主要是因為在淺層伽馬射線響應比較差，在位置4和13，顆粒大小與電阻率在含水合物層具有良好對應關係。粉砂和細粒砂的邊界在位置4為大約5Ωm處，位置13為15Ωm。電阻率是孔隙中水合物飽和度函數，受甲烷容易運移而控制。砂巖比泥巖有利於甲烷運移（侵入），因為砂巖具有較大的孔喉，同樣砂巖電阻率也較高。
圖16 水合物層與速度分布
上面圖為偏移剖面，下圖為層速度剖面
利用電阻率和伽馬曲線繪製了巖性柱狀圖，包括沒有取芯的層段（圖15），沉積相分析表明在位置4和13處，含水合物層的沉積環境為海底扇系統的分流水道至遠源朵葉體。位置13砂層內水合物厚度為104m，如此厚的水合物層在速度上也表現為高縱波速度（圖16）。BSR與水合物穩定帶底部（GHSZ）吻合，但是在某些井，高飽和度水合物層與水合物穩定帶頂部並不吻合，如E井，高飽和度水合物層位於GHSZ底部的上部地層，在GHSZ附近無明顯BSR出現。含水合物砂巖層的聲波速度也出現高速異常，表明含有高濃度的水合物。
南海海槽位於太平洋板塊和亞歐板塊交界處，從日本靜岡縣駿河灣延伸至至九州以東海面約700公裡，深約400公裡。南海海槽因為處於太平洋板塊向亞歐板塊的俯衝帶上，地震頻發，同時，在其大陸架和大陸坡的砂巖儲層發育高飽和度的天然氣水合物。
由於日本國內化石燃料貧乏，南海海槽沉積層中的甲烷水合物成為能源研究的熱點，日本希望可以開發這些潛在的能源滿足未來國內對能源的需求。南海海槽的水合物鑽探，為深入理解海洋環境中天然氣水合物在砂巖儲層中成藏提供依據，而且，南海海槽水合物研究被認為是提高技術水平實現商業開採、開發利用水合物作為長期的能源的先行試驗。
美國能源部和能源部國家實驗室確認南海海槽地區是亞太地區的重要水合物賦存區。據美國能源部試驗室的估算，南海海槽天然氣水合物儲量達到16-27Gm3。研究確認在兩個不同的地方發現水合物，分別是四國和東海外的增生楔、日本西北面的弧後盆地。南海海槽區域內，幾乎所有水合物出現在海底以下290-300米（海平面以下1240米）的深度範圍內。中新世以來，菲律賓海板塊向歐亞板塊俯衝，在海槽靠近大陸一側形成增生楔。
俯衝帶使海槽成為地球上最活躍的地震帶之一。菲律賓板塊的沉降帶又稱為「四國盆地」，其實是一個之前充填海底扇沉積物的弧前盆地，後來被粗粒陸源碎屑增生楔沉積物覆蓋。
水下機器人（ROV）調查和水中流體分析發現與南海海槽平行的斷層帶存在大量以微生物烴類為主的冷泉。海底採樣的巖芯中含有微生物成因的甲烷。對南海海槽鑽探得到的巖芯地化分析也證明天然氣水合物所含甲烷也主要為微生物成因。所以，有學者認為深層的熱解氣對水合物生成貢獻不大。在南海海槽附近採集的地震剖面顯示BSR在該地區廣泛分布（圖17）。
圖17 在 BSR 之上的一個天然氣水合物高富集帶
2004年在水深720-2030米深度範圍內鑽探了16個站位，測井結果顯示在BSR出現的地方發現天然氣水合物層，但分布和厚度差別較大，而且在一些BSR不明顯的地方也發現水合物。
鑽探過程中由測井分析出六種不同的儲層分布特徵，分別為：
1 孔隙充填水合物的砂巖
2 孔隙充填水合物的粉砂巖
3 結核狀或者裂隙充填的大塊水合物
4 未固結的砂巖
5 泥巖
6 碳酸鹽巖
水合物充填的砂巖儲層電阻率比其他層高大約10Ohmm。測井曲線上出現尖峰作為砂巖和泥巖的轉換，伽馬測井值偏低，聲波速度明顯偏高，密度測井顯示孔隙度大約40%，中子孔隙度得到的值比密度孔隙度略小，高富集水合物的層段，孔隙度接近於零。
充填水合物的粉砂巖電阻率沒有尖峰，比正常值偏高2-5Ohmm，伽馬測井未出現明顯異常，聲波速度略偏高，密度測井沒有太大變化，中子孔隙度約為密度孔隙度的一半。結核或者裂隙充填的水合物層電阻率明顯偏高，密度值比上下的層要小，聲波速度很大。鑽探中發現最厚的水合物砂巖儲層達到105米。
在某些井中，高富集的水合物層段的底與水合物穩定帶的底並不一致。某些鑽探到水合物的井附近沒有BSR。但是厚層的高富集砂巖水合物儲層與反演得到的高速層是一致的。