成都天然气价格2019_成都市天然气价格梯度表最新一览表

1.叠合盆地的石油地质特征

2.天然气的成分与特性

3.1000元内老板燃气灶价格推荐(最新时尚老板燃气灶型号)

4.天然气水合物远景预测

5.侵入岩附近天然气组分特征

6.XXG-T型海底地温梯度探测系统的研发及技术特点

7.我国天然气水合物前景

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叠合盆地的石油地质特征

天然气的词语解释是：天然气tiānránqì。(1)产生于地表之下的低分子量键烷烃的可燃气体混合物。

天然气的词语解释是：天然气tiānránqì。(1)产生于地表之下的低分子量键烷烃的可燃气体混合物。词性是：名词。注音是：ㄊ一ㄢㄖㄢ_ㄑ一_。结构是：天(独体结构)然(上下结构)气(独体结构)。拼音是：tiānránqì。

天然气的具体解释是什么呢，我们通过以下几个方面为您介绍：

一、引证解释点此查看详细内容

⒈产生在油田、煤田和沼泽地带的可燃气体。主要成份是甲烷。是埋藏在地下的古代生物经过高温、高压等作用而形成的。主要用作燃料和化工原料。

二、国语词典

贮存于多孔质岩石中，由地层下面开导出，或流出地表之可燃性气体。可冷却和加压成液态。主要成分是甲烷，常与石油相伴而生。

三、网络解释

天然气（气体）天然气是指自然界中天然存在的一切气体，包括大气圈、水圈、和岩石圈中各种自然过程形成的气体（包括油田气、气田气、泥火山气、煤层气和生物生成气等）。而人们长期以来通用的“天然气”的定义，是从能量角度出发的狭义定义，是指天然蕴藏于地层中的烃类和非烃类气体的混合物。在石油地质学中，通常指油田气和气田气。其组成以烃类为主，并含有非烃气体。

关于天然气的近义词

油田气液化气

关于天然气的单词

naturalgasMoistureGasnaturalgasnaturegas

关于天然气的成语

浑然天成怒气冲天浩气凛然浩然之气混然天成正气凛然天高气轻

关于天然气的词语

天清气朗浩然之气浩然正气才气超然怨气冲天浑然天成天高气轻怒气冲天正气凛然混然天成

关于天然气的造句

1、随着国际原油价格不断攀升，我国石油制品及煤炭价格近几年也一路走高，在此背景下，天然气将成为我国二十一世纪增长最快的化石能源。

2、作为石油管道运输行业大重组后的存续部分，中国石油天然气管道局面临着极大的挑战。

3、在高地温梯度的影响下，高成熟的天然气沿垂向或侧向运移而聚集成藏。

4、塔里木盆地蕴藏着丰富的石油和天然气。

5、分析家称莫斯科和基辅之间爆发另一场恶性天然气斗争的可能性非常大，而这会中断对欧盟的输送。

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天然气的成分与特性

叠合盆地具有独特的石油地质特征，这不仅仅是指众多学者已经指出的诸如生烃层系多、生烃凹陷多、成藏期次多、油气潜力大与油气分布具多样性等方面。实际上，盆地的叠合过程不能简单地理解为数套沉积层系在垂向上的堆叠，或多套生储盖组合的集中发育。叠合过程使盆地一些层系的生排烃机理与成藏、油气的运聚与分布都出现了与经典石油地质理论认识相悖的现象，相关油气的经济性乃至勘探思路与技术选择和使用，都发生了与以往认识不同的变化。

（一）不同层系油气成藏主控因素不同，油气分布存在差异性

就叠合盆地中的海相盆地和陆相盆地而言，它们形成于两个世代、两种不同的构造环境下，成藏主控因素和油气藏分布特点差异十分显著。而就海相与陆相两大类沉积而言，不同演化阶段，由于盆地结构、沉积组合、后续埋藏与变动历史、热体制以及层系间构造变格运动性质与强度等不同，油气的成藏与分布也有很大差异。正确地分析和认识这些差异，有益于有效发现叠合盆地中的油气，减少勘探的风险。

1.海、陆相层系油气分布的差异性

古生代海相克拉通盆地与中、新生代陆相盆地叠合后，海相与陆相层系中油气分布存在很大差异。我国海相层系时代古老，多处在沉积层的最底层。有利烃源岩的发育受沉积相带控制。在大陆边缘陆架沉积区和克拉通内闭塞环境，有利于烃源岩的发育，主要的烃源岩为泥质岩及含泥质的碳酸盐岩。而处在大陆边缘外侧的优质烃源岩，部分由于后来的挤压碰撞作用而遭破坏，只有上斜坡部分以及伸入克拉通内部的坳拉槽中有较好的烃源岩被保存下来；克拉通内坳陷盆地中烃源岩的发育与陆相湖盆相似，水体较深的深凹陷烃源岩发育最好。海相层系中，分布最广的烃源岩是台地相，有机质丰度总体上偏低。烃源岩有机质演化程度高，演化历史长，相对于中、新生代陆相盆地来说，天然气多于石油。海相层系中碳酸盐岩储层较发育，但缺乏礁滩相储层，台地相碳酸盐岩储层物性又普遍不好。这些储层由于时代老，成岩作用强烈，普遍以次生型为主，储层类型包括风化壳岩溶储层、表生岩溶储层、深部岩溶储层以及白云岩储层，且碳酸盐岩储层中灰岩所占的比例较大。因此，孔隙性储层较不发育，裂缝性储层占有较大的比例，储层的非均质性很强。海相层序中缺乏良好的砂岩储层发育，这一方面与海相层序沉积时克拉通内部构造分异差、岩相变化小，碎屑岩与颗粒灰岩所占比例小有关；另一方面也与储层时代较老且被中、新生代盆地叠置而深埋地下、成岩作用强烈有关。所以已发现的一些海相砂岩储层除塔里木盆地石炭系东河砂岩物性良好外，多数海相砂岩储层物性较差，如塔里木盆地的志留系砂岩、鄂尔多斯盆地的石炭—二叠系砂岩等，其中的次生孔隙占有较大的比例。海相沉积层序的地质结构多以大隆、大坳、大断裂带和大斜坡格局为主，油气富集的有利部位主要是古隆起及其斜坡部位，如塔里木盆地塔北、塔中隆起是油气最为富集的地区；鄂尔多斯盆地中央隆起带上，分布有靖边奥陶系大气田；四川盆地天然气藏分布与乐山-龙女寺、开江及泸州古隆起相关。实际上，海相层序中构造圈闭不发育，地层、岩性及其与构造背景的结合形成的复合圈闭是油气赋存的主要场所。因此圈闭的隐蔽性很强，在勘探技术上应主要发展以储层预测为主导的配套技术，包括地震集、处理和测井-地质-地震联合反演储层预测技术等。

海相盆地油气分布的“源控”特点不是很明显，特别是古隆起经过多期调整改造后，油气分布与烃源岩区之间关系就更不密切。

2.陆相油气藏围绕生烃中心分布，具“源控”特点

与海相层系相比，中、新生代陆相层系中油气分布的总体规律遵从“源控论”。每一个湖盆都构成一个生烃和成藏中心，所不同的是质量和潜力。在生烃凹陷的周围，发育河流-三角洲相沉积体系，生油岩与储集岩可形成较好的侧接组合，有利于油气近距离运移、聚集。在盆地或凹陷的边缘，也是各类构造带集中发育的地区，形成的二级构造带包括断阶带、滚动背斜带、断块潜山带，也包括挤压断裂带、背斜带。油气围绕着生烃中心成环带状分布。已有的陆相石油地质理论完全可用于对陆相层序中油气藏形成与分布的预测。但是需要特别指出三点：一是叠合盆地中深层油气的早成藏，可使深层油气聚集的经济性变好；二是深层超压的存在使生烃过程延长，“液态石油窗”的下限将大大下延，增大了深层成藏的机会，同时伴随排烃对储层产生的溶蚀作用也可改善深层储层的质量；三是多期运动复合作用形成的区带已经部分改变了我们基于二级构造带的概念所建立起来的找油思想。这些都是在叠合盆地陆相层序勘探找油气时所应注意到的。

海、陆相层序在叠合盆地中的叠置可以分为3种情况：一是早期被动陆缘与后期前陆盆地的叠合；二是早期克拉通内坳陷与陆内坳陷盆地的叠合；三是海相层序在陆相盆地中的残存。三种情况导致海、陆相层序叠置后所形成的油气潜力、分布与找油的思想和使用技术差异很大。对于诸如早期被动大陆边缘与后期前陆盆地的叠合（图6-5），像鄂尔多斯盆地、塔里木盆地塔西南坳陷属之，前者是贺兰-祁连-秦岭海槽与华北大陆间的被动陆缘与石炭纪以来的前陆盆地的叠置，后者则是古生代长期的被动陆缘与中生代以来的前陆盆地的叠合。这类叠合盆地上、下两套海、陆相层系中，油气聚集类型与分布主控因素变化较大，但空间吻合性还是比较好的，即早期海相层序中形成的油气多分布在大陆向大洋的枢纽带上。这个带在空间上与后续前陆盆地的前缘隆起吻合较好，也是油气聚集的主要部位，如塔西南坳陷的麦盖提斜坡与巴楚凸起、鄂尔多斯盆地的中央隆起及西斜坡等。形成的油气藏应以地层、岩性和复合型为主。而在靠近造山带一侧，强烈的褶皱-冲断作用可能使早期已聚集的油气遭受破坏，晚期由于普遍抬升以及褶皱-冲断作用造成的变质作用使之不具备二次生烃条件，因而就海相层系而言，褶皱-冲断带的勘探前景较差。而在前陆阶段，断裂-背斜带可叠覆于生烃灶之上，构成很好的生储盖与圈闭的三位一体，也是主要的油气聚集单元。

图6-5 延变型叠合盆地油气分布概念图

对于由克拉通台地和台内坳陷与陆相坳陷盆地叠置形成的叠合盆地，如鄂尔多斯盆地腹部、四川盆地，上、下两套沉积层序中所赋存的油气潜力差别很大。有的是上、下两套层系都有生烃和成藏的贡献，如四川盆地；有的则可能上层系潜力大、下层系潜力小（如鄂尔多斯盆地），很大程度上取决于叠置范围、原盆地发育规模与保持水平。

海相盆地与陆相盆地叠合的另一种情况，是在古生代克拉通泛海相盆地之上叠置裂谷盆地（图6-6），如渤海湾盆地。其中，古生代海相层序与湖相断陷层序的烃源岩以及相关的储盖组合在空间上吻合性很差，各自的油气生成和聚集具有截然不同的特征。下部的下古生界海相层系与上古生界海陆过渡层系早期可能曾经有过油气聚集，但由于中生代以来的抬升、剥蚀和裂陷及其相关的岩浆活动和热，使早期形成的油气多数已经破坏，后期再埋藏后，成烃能力也很差。对于晚期成藏来说，有效的生烃灶是那些早期演化程度不高后期被断陷深埋的区域，生成的产物应以天然气为主，可见潜力是相对有限的。而位于古生界层系之上的中、新生代断陷，其成藏自成系统，油气聚集遵从“源控论”，一个断陷构成一个油气系统，油气成藏期晚，以油为主。

图6-6 海相层系与陆相裂谷层系的叠合盆地油气分布特点

3.断陷与坳陷叠合盆地中油气分布的差异性

中国东部地区中、新生代以来发育的断陷-坳陷叠合盆地多具有典型的双重结构，烃源岩不仅在下伏的断陷湖盆中发育，在上覆坳陷湖盆中也有发育（图6-7）。如在松辽盆地，在侏罗纪—早白垩世裂陷期，发育的暗色泥岩规模有限，而在裂陷期后于晚白垩世坳陷阶段沉积了巨厚湖相生油岩，是大庆巨型油田形成的主要油源层。由于这种双重结构的形成具有成因上的联系，即在早期断陷之后由于热衰减而出现热沉降，形成坳陷，因此二者叠合范围大致相同，但油气分布特点有较大的差别。

下部的裂陷盆地，由于高地温且位于沉积的底层，烃类以气为主，且油气运移多沿不同级别的边界正断层发生垂向运移，并沿不整合面及砂体发生近距离的侧向运移。因此油气主要富集在烃源岩区范围内或附近，油气在平面上主要是沿断裂带、平行于凹陷的长轴方向呈长条状分布。

图6-7 断、坳叠合盆地油气分布特征图

坳陷层序中的油气主要呈“面状”分布。这是因为在进入盆地坳陷发育阶段后，地貌反差已不像先期裂陷阶段那么强烈，中心部位发育深湖区，四周则是一系列长源水系，可形成大范围展布的河流、三角洲砂体。随着盆地振荡发育，河流、三角洲砂体可与湖相沉积交互，构成很好的烃源岩与储集体的间互，为连片含油面貌的形成打下良好基础，如松辽盆地大庆长垣的两侧。在有隆起发育的地方，油气的富集程度高，而在凹陷区，一系列含油砂体相叠置，构成了连片含油的面貌。

（二）多源、多阶段生烃和多期运移、聚集、调整和破坏，造成油气相态分布的复杂性

叠合盆地中发育的多套烃源岩系，由于地域和演化历史不同，生烃演化往往有多阶段，再加之各生烃层系的母质类型差异很大，受热历史变化也很大。因此，同一层系在不同凹陷生成油和气的比例就不同。同一层系在同一个负向单元内由于埋深不一，生油、生气可以同时发生，结果就导致了多相态烃类在同一时间向某一或数个区带同时运聚的情况，或不遵从热演化序列的油或气先后向某一或数个区带运聚，也导致油气多期次地发生运移、聚集，甚至调整和破坏。对一个负向单元内，油气相态平面和垂向上的变化序列，很难基于某一套主力生烃源岩层系的热演化历史做出客观的预测。对某一个或数个区带上烃类相态的预测，我们可以预测宏观的特征，而对某一具体目标预测其究竟是聚集油还是气，则相当困难。此外，一个油气藏可能是不同源、不同期次、不同相态的油气多次充注的结果，可以出现稠油与稀油共生、油和气共生、高成熟油气与低成熟油气共生、海相油气与陆相油气共生等。因此，叠合盆地中油气总体上丰富，但油气藏类型、相态分布往往是十分复杂的。

叠合盆地中不同相态油气的赋存深度范围也没有明显的界线。这主要取决于叠合盆地不同层系中的烃源岩的有机质类型、经历的热演化历史、埋藏—抬升变化过程及温压条件的变化。有可能在浅部地层中存在适合于低熟油生成的有机质，而在深部由于超压的抑制作用，使生油窗下限向下大大扩展，从而出现液态烃可在很大深度范围内存在的情况。古老烃源岩在未成熟前长期处于低—未成熟状态，并随后来更年轻的烃源岩堆积一起被深埋，有时几乎同时进入生烃高峰，造成不同来源油气的混合聚集。

（三）退火背景下，油气出现超晚期成藏

叠合盆地最大的特点是跨越几大构造期的数套沉积层系在垂向上的连续堆叠，沉积岩的累计厚度很大。按常理，多期成藏与早成藏应是叠合盆地最重要的特点。但是，我国中西部地区发育的众多叠合盆地，尤其是中生代以来的叠合，基本上是在抬升背景下发生的，盆地的地温场是逐渐降低的，烃源岩的受热历史基本上是一个退火过程。例如，准噶尔盆地石炭—二叠纪的地温梯度高达 4.5～5.5℃/100m，三叠纪—侏罗纪的地温梯度为3.0～3.5℃/100m，现今的地温梯度只有2.4～2.6℃/100m。相似的情况在塔里木、鄂尔多斯、吐哈、柴达木、四川等盆地也存在。叠合盆地早期高地温导致了一部分凹陷中烃类的早成藏，像塔里木盆地满加尔坳陷周围志留系所见大面积的沥青砂岩就是早期成藏被海西早期运动破坏的结果。据预测，准噶尔盆地腹部晚三叠世盖层之下也存在早成藏；吐哈盆地二叠—三叠系组合中的成藏也比较早。后期出现的退火过程，与同时出现的强挤压背景下的快速沉降，又使得一部分烃源岩在距今很晚的时间出现一次大规模的生烃和成藏过程，勘探找油气的现实性远好于早期成藏。成藏解剖显示，在塔里木盆地台盆区与前陆盆地区所发现的油藏和气藏，有相当多的都是晚期形成的，其中前陆盆地的成藏就更晚，仅在距今5～20 Ma左右的时间形成。叠合盆地中的晚—超晚期成藏包括一部分早期油藏的再调整，也包括一些古老烃源岩晚期深埋后才出现的生烃和成藏。更主要的则是退火与快速沉降耦合，使大量中、新生代地层普遍成藏很晚（表6-2）。准噶尔盆地侏罗系以上各层系的成藏时间很晚。吐哈、柴达木、酒西与四川盆地中生界的成藏也都是晚成藏，主要成藏期以白垩纪末—第三纪者为多。看来，中生代以来我国中西部各盆地出现的退火过程与第三纪以来出现的快速沉降相耦合，使晚—超晚期成藏成为叠合盆地油气成藏的一大特点，可能带有普遍性。这一特点与中西部盆地第三系以来大量出现的新构造相吻合，对在新圈闭中发现油气藏是有利的。

（四）早成藏、晚埋藏与次生作用保持了部分深层储层的质量

叠合盆地与单旋回一期盆地最大的不同，是叠合盆地有深层。这似乎不是问题，因为单旋回一期盆地也有深层。实际上，对于一个连续继承沉降的一期盆地来说，其深层很多石油地质问题都可基于现代石油地质理论预测。然而对于多期叠置的叠合盆地，尤其是那些在不同的叠置层序之间还曾发生过大规模构造变动的叠合盆地，有很多石油地质现象已经超出了我们已有的认识范围，需要给予特别的注意。

表6-2 中国叠合盆地油气藏晚期成藏统计一览表

首先，在叠合盆地深层，由于埋深较大，压力都较高，相反我国大部分叠合盆地的地温梯度又不太高，所以烃源岩的生烃演化已经超出了蒂索生烃模式对液态窗的规定范围。一是生烃门限比以往认为的要深，二是液态窗向下延伸范围加大。这两个变化一是导致对烃类初次运移的动力需要考虑新机制，二是使深层找油的机会变大。应该承认，在较大埋深情况下，碎屑岩储集体的物性条件一般不好，这给深层油气藏的经济性和开价值蒙上阴影。实际上，由于叠合盆地深层储层物性的演化与保持也存在着一些“超常”现象，使得深层油气的经济性得到改善。这也是叠合盆地深层油气成藏的特性之一。

深层储层是指目前埋深在 4500～5000m以下和时代为前中生代的储层的总称。按常理，沉积岩随埋深加大，压实和成岩作用增强，其中储油气物性（孔隙度和渗透率）会变差。因此，叠合盆地深层即使存在油气藏，也因储层的物性条件差而经济性不好。然而在一些超常条件下，深层储层的物性可以较好地保持下来。

根据我们的观察和研究，使储层在较大埋深条件下保持良好物性的条件主要有三方面。一是早成藏，即现今处在很大深度上（一般大于4500～5000m）的储油气层，在其埋藏很浅的时候（一般 2000～2500m）就已经有烃类充注其中，因而在成藏后进一步深埋时，除机械压缩外，成岩作用不再进行，因而在较大埋深条件下，仍会有较好储集体的存在，相应保存其中的油气藏经济性也较好（图6-8）。这样的深层例子在准噶尔盆地腹部三叠系以下就有可能存在。统计显示，早成藏可使储层物性孔隙度与同深度、相同岩性的含水层相比，可有超过5%～6%的保持（图6-9）；二是储集体的晚埋藏作用，亦即在漫长的地质历史中，某一沉积层系一直都处在浅埋藏状态，因而储集体的物性因压实和成岩作用不强而有较好的保持。当后期强烈深埋以后，但由于深埋时间不够长，压实和成岩作用都未充分进行，故有较好物性的保持。这样的例子在塔里木盆地库车地区已有发现。库车坳陷白垩系在多数构造带上现今埋深都在4500m以下，但是克拉2大气田的发现揭示储层孔隙度和渗透率在很大深度上都相当好。其中白垩系巴什基奇克组的平均孔隙度为15%～18%，平均渗透率达 60×10-3μm2 ，因而单井天然气产量高达 200×104 m3/d 以上。研究发现，这套储层尽管目前埋深很大，但其被埋深的时间很短，大约是距今5～2Ma以前的事，在此之前，这套地层的埋深大部分时间在2500～3000m以上（图6-10）。我们认为晚埋藏与导致的成岩作用不彻底是库车坳陷深层有好储层发育的重要原因。基于此，我们在两年以前就提出库车坳陷深层大目标是寻找大型油气藏的首选，也是决定库车地区能否找到更大规模天然气储量的关键所在。因此，建议要尽早钻探这批深层目标，以便及早了解库车地区天然气发育的规模。今年库车地区在迪那2号构造的第三系天然气勘探获得突破，在5000m左右深度测试获日产 200×104m3 的高产天然气流，进一步说明深层也有好储层，验证了我们两年以前的分析结论是可信的；第三种情况是一些受次生作用形成的储集体，如溶蚀淋滤作用形成的缝洞带、次生白云岩化产生的白云岩、构造作用产生的裂缝带与火山作用形成的富气孔的特殊岩体，由于在深埋以后缺少强烈的成岩条件也可以在深层有较好的储集物性。像东部裂陷盆地中的潜山与盆地深层的构造转折部位发育的裂缝系统等，都是叠合盆地深层寻找经济储量的重要目标区。

图6-8 早成藏体系中储层演化趋势图（以准噶尔盆地腹部三叠系为例）

图6-9 马桥凸起早期成藏储层孔隙示意图

图6-10 晚埋藏型储层演化趋势图

（五）多期构造叠加与新构造作用产生的二级构造带含油性变化大

油气聚集区带（play）是指一组形成背景、成因、类型与油气成藏条件相似的圈闭组合。概念的提出来自于“源控论”的总结，最适合于单（多）旋回一期成藏简单含油气盆地。区带的概念告诉人们，一旦区带上的某个目标获得发现，相邻的一组目标都有发现油气的良好前景。

然而这一概念在用于叠合盆地时，就需要改变观念或注入新的思想。因为叠合盆地经历了多期构造变动，有些区带在多期构造变动中有继承性，有些则有较大规模的改造与新生性，而且燕山末期以来的新构造运动产生的构造最多。事实上，我国中西部地区所发育的一些叠合盆地往往生烃灶偏下（如寒武—奥陶系，或石炭—二叠系与三叠—侏罗系），上覆层生烃条件差（如白垩系与第三系—第四系），而且生烃灶与其同层沉积的分布范围相比，呈“大盆小灶”的面貌。这样一来，晚期产生的构造与生烃灶的形成由于不同期，而在空间位置上有很大的不吻合性。现今处在同一个构造带上的一组圈闭，也由于形成期不同，与生烃灶的主生、排烃期也不完全匹配。此外新生构造带可以跨越石油地质条件差异很大的不同沉积区，有些完全落在生储盖无组合的区域（图 6-11）。因此，归入同一个区带的不同目标，形成油气聚集的差异很大，很难说在有发现的区带上，所有的目标都具备含油气的可能性。所以，已有的石油地质概念在用于叠合盆地时，要注入新思想，需要在过程恢复的基础上，对同一区带上的不同目标接受油气的概率与数量进行综合分析，以达到对不同目标的分析评价。

（六）深层油气分布不完全遵从“源控论”

叠合盆地的深层主要指海相古生界，其中油气的生成、运移和聚集往往经历了多期过程。有些早期形成的油气藏已经在接下来的运动中被破坏掉了，有些则在后期变动中调整到了远离生烃灶的目标中重新聚集起来，还有一些来自生烃灶新生的油气，在新构造运动中就直接到了基于“源控论”思想所无法预知的地方。凡此种种，都显示在叠合盆地，尤其是深层，有相当一部分油气聚集是仅仅基于生烃灶的确定而无法发现的，需要开展以过程重建和恢复为主导的综合研究，在油气成藏要素和作用过程存在时空吻合关系的界面上，研究确定来自生烃灶的油气，都去了什么地方，在什么部位有最富的聚集，并以此为起点，取“顺藤摸瓜”的方式，一步一步追踪落实到油气现今所在的位置为止。

图6-11 叠合盆地区带新生性与含油气多变性概念图

（七）叠合盆地油气藏的发现呈多高峰，延续历史长

叠合盆地由于多套烃源岩系和多个生烃凹陷，油气丰富，是今后勘探发现新储量最重要的一类盆地。叠合盆地在不同发育阶段，往往有不同的盆地原型、构造背景和热体制，因而沉积层序和相带组合、生烃灶规模及与储盖组合的关系以及油气成藏与分布特征等都有很大不同。那些在前后两期层系之间发生过重大构造变动的叠合盆地，油气的成藏与分布就差别更大。因此剖面上相互为邻的两个层系中，可以有完全不同的油气成藏特征与分布规律。

叠合盆地不同层系油气成藏特点和分布规律不同，使得对其勘探和发现油气的过程是漫长的，尤其对大中型气田的发现往往呈多个、多阶段性。对一个凹陷、一个层系或一个领域的认识往往有一个积累的过程，当认识到一定阶段后，自然就会有大油气田的发现，但对一个层系的勘探所获得的认识，不能简单地照搬用于指导其他层系的勘探。而对新层系和新凹陷的勘探需要针对其特殊性有选择地使用已有的技术和已取得的认识。当认识积累和发展到一个新阶段，技术的使用也更有针对性和有效性，又会有新的发现出现，这样就使叠合盆地的找油气历史拉得很长，大油气田的发现也会有多个。

鄂尔多斯盆地是一个由下古生界、上古生界和中生界组成的叠合盆地，上述每一个层系的油气分布特点均不同。古生界天然气形成与分布规律与中生界石油截然不同，而上、下古生界气藏形成与分布又有不同。中部气田是以奥陶系碳酸盐岩风化壳为储层的地层型气藏，有人认为天然气主要来自于下古生界。而上古生界天然气则属于华北海湾煤系烃源岩有关的砂岩岩性气藏。

鄂尔多斯盆地油气勘探历经近百年的历史，而在下古生界中发现靖边大气田和在上古生界二叠系中发现陕141、苏里格等大中型气田则是近十几年来的事情。即使是勘探历史最长的中生界石油，很早人们就认识到了其含油性，但也只是到最近才逐渐认识到低缓构造背景上形成的大型三角洲砂体是控制三叠系油气分布的基本要素，勘探出现多个增储高峰（图6-12），并以此为指导发现了志靖特大型低渗透岩性油田，储量规模超过 10×108 t。

图6-12 鄂尔多斯盆地石油储量增长预测图

随着认识的深化，鄂尔多斯盆地还会有新领域的出现。对古生界来说，庆阳古隆起的西翼下古生界，与祁连海和华北海两个海湾有关的上古生界岩性气藏。中、下三叠统红层也有接受来自石炭—二叠系次生气藏的可能性。对中生界来说，新的含油砂体与油气越过湖岸线向北在水上沉积体系中也有形成新聚集的可能性，上述领域一旦突破，都会给储量带来新的增长高峰。

塔里木盆地大规模油气勘探历史较鄂尔多斯盆地要晚得多。同样是由于对不同层系油气分布特点尚未完全掌握，盆地勘探的主攻层系有待进一步落实。1989 年会战开始时，主要针对奥陶系风化壳的勘探，一直效果不佳，只是到近期随塔河亿吨级油田发现而出现第一个增储高潮，并初步认识到这类油气藏是受碳酸盐岩缝洞型储层控制的非均质性很强的“网络状”油藏，勘探需要相应的组合配套技术。作为主要勘探层系之一的东河砂岩，又具有独特的油气分布特点，初步总结为受地层岩性和构造背景控制的油气藏，分布受古隆起斜坡控制，地层尖灭线附近发育圈闭，其底部不整合面为主要油气输导通道。而更具勘探潜力的寒武—奥陶系内幕以及志留系油气藏的分布我们还知之甚少。运用叠合盆地的勘探理论和配套技术，塔里木盆地的勘探将会在多个层系与领域上获得突破。

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1.2.1 天然气的类型

天然碳氢气体是石油的固定伴生物，或者以自由积聚的形式出现，构成气顶，或者溶解在石油中，构成它的馏分。组成天然气矿床的气体成分有甲烷、重碳氢化合物、氧、氮、硫化氢，有时也有一定数量的氩和氦。溶解于石油中的植物组分基本是烃族C1—C6，即甲烷、乙烷、丁烷、戊烷、己烷，包括烃族C4—C6的同分异构体。溶解气体中所含的重烃达到20%～40%，少数情况下达到60%～80%。溶解气体中的非烃类组分通常是氮和含硫化氢、氩、氦混合物的碳酸气。氮的含量从0到30%不等；CО2 含量在 0 到 10%～15%之间，H2S含量在0到6%之间。氢气和惰性气体含量很低。

碳氢化合物气体是天然气的组成部分，其中最常见的是甲烷（CH4）、氮气（N2）和碳酸气（CО2），它们都是在化学和生物化学过程中形成的（表1.9）。

表1.9 天然气组分的平均含量

1.2.2 天然气分类

最先提出天然气分类的是威尔南斯基（Вернадский），分类的主要依据是：① 形态，也就是气体在地球中的存在形式；② 化学成分；③ 形成历史。

1）根据气体的存在形态分为：在岩石孔隙中的含量；游离态（空气中）；气体流——存在于火山活动、构造运动及地表中；气体蒸发；气体的液态溶液（存在于大洋、湖海、江河等各种水体中）；气体的固态形式（被岩石和矿物吸附的气体）。

2）威尔南斯基根据其形成历史把天然气分为以下几类：地表气体；高温形成的气体；伴随构造运动过程渗透到地表的气体。

他把这些构造运动形成的气体按照组成成分分为氮气流、碳酸气流、甲烷气流、氢气流。

3）索科洛夫（Cоколов）根据天然气在自然界中的存在形式和化学成分对其进行了最详细的分类，参见表1.10。

4）按来源把气体分为两种——游离态和溶解气体（Бакиров и др.，1993）。游离态的碳氢化合物气体可能呈以下几种形式存在：① 在单纯的气体矿床，而且在某些情况下这些气体矿床在同一个油气带是油气带与石油带交替出现，而在另一些情况下集中于单独的含气带；② 游离态——存在于石油矿床的气帽中。

溶解气体可以存在于石油中和地下水中。

但是游离态和溶解气体之间不存在明显的界限，因为在油气田气帽和石油及冲刷矿床的地下水之间存在着一个动态的相平衡。

表1.10 天然气体的分类

续表

1.2.3 天然气矿床的气体组成

1.2.3.1 碳氢化合物

天然气矿床的碳氢化合气体主要由甲烷（CH4）和数量不定的混合物组成，混合物包括重同系乙烷C2H6，丙烷C3H8，丁烷C4H10及微量的戊烷和己烷。在石油矿床的气体中可能存在着液态的碳氢化合物，比C6更重。

重碳氢化合物的含量（从C2H6开始）取决于以下几个因素：① 原始有机物质的成分；② 有机物质的退化程度；③ 聚积过程。岩石封闭期所包含的吸溜气体可以提供重要的信息。

天然气体的碳氢化合物成分的特点是标准的及同构的丁烷和戊烷含量的千差万别，这取决于一系列的因素：有机物质的成分、退化的程度、气体矿床岩层的温度、压力条件等。

在碳氢化合物的组分中也会遇到碳酸气（CО2）、氮气（N2）、硫化氢（H2S）、氦气（Hе）和 氩气（Ar）。

为了测定天然气的碳氢化合物组分引入“干燥指数”这个概念——甲烷相对于其同族数量的百分比，同族也就是CH4/（C2H6及以上）。天然气的干燥指数也是其聚积方向的指标。因为甲烷的特点就是极其稳定，那么随着分子量的增加其聚积速度就减慢。

1.2.3.2 同位素

天然气的同位素组成。正如希尔威尔门（Cильвермен）所指出的，甲烷、乙烷、丙烷等含量最丰富的是同位素13C。在甲烷和乙烷之间存在着明显的突变，以后13C分子量的增加不明显。氮的同位素是14N 和 15N。根据赫令格的分析，同位素比重的特点是富15N，按照这个标准是大气中的氮。他确认，对于石油、岩石有机物质和碳氢化合物气体，15N相应地发生变化，其同位素组成分别为×0.7%～1.4%、0.1%～1.7%、×1%～1.5%（表1.11）。

表1.11 天然气体的物理特性

有关天然气中硫的同位素组成，潘基纳亚通过研究得出这样的规律：随着地质年龄的增加硫重同位素所占的比重减少。此外，在形成硫化氢时，硫酸盐的微生物还原过程可能会表现出硫同位素32S/34S值的明显波动。

1.2.4 天然气的主要物理化特性

气体可以在孔状及裂隙状岩石中流动，而且可能通过岩石进行扩散。此外，气体可能溶解在石油和水中，从而在地壳中运移。气体的这些特性取决于它们的一系列物理特性，表1.12列举出了其中几个特性。

1.2.4.1 气体的溶解

气体的溶解取决于一系列的因素：压力、温度、化学成分、地下水中盐的浓度。在压力小于5 MPa的条件下符合亨利定律：被溶解气体的数量与压力机溶解系数成正比。当压力增大以及气体成分复杂时，这种制约关系将变得复杂多样。总的说来，压力增加，气体的溶解度增大。

气体溶解度对温度的依赖关系如下：温度低于100 ℃时为反比例关系，高于100 ℃时是正比例关系。尤其是非极性气体（碳氢化合物和氮气）在高压下溶解度随着温度的增加而升高。

气体的化学成分也对溶解度有影响：水中极性气体的溶解度比非极性气体的溶解度要高出很多：二氧化碳在20 ℃时的溶解度相当于甲烷溶解度的27倍，是氮气溶解度的58倍。

1.2.4.2 岩石圈对天然气的吸存方式

岩石圈中对天然气的吸存有几种形式（Бакиров，1993）。气体被吸存在坚硬的矿物岩石及有机体中。被吸存的气体存在于裂隙的表层或者岩石的孔隙中，岩石深处还有被吸存的气体。后者可能以气泡的形式存在于岩石晶体中。

1.2.4.3 聚积

天然气（地壳气态矿物）学说的创始人是韦尔纳茨基（Вернадский）院士。他把天然气看作是自由聚积并在大气圈和地壳之间交换的产物，认为“地壳”的演化是天然气不断混合的过程，包括垂直方向，也包括水平方向的运动。在这个过程中，自然聚积从地球静压力高的区域趋向静压力低的区域。

气体的聚积导致某些构造中的气体贫乏，而在另外一些构造中又出现富集。如果在这种情况下形成天然气或者石油和天然气的大量聚积，那么这就被称作矿床，也就是石油和天然气矿床——这不是它们生成的地方，而是有利于其矿床形成的地方。

气体的聚积有各种形式：扩散、渗透、漂浮、涡流、液态下气体的运移。

扩散可能实际发生在任何环境：气体在气体中，气体在水中，气体在固态物质中。扩散时气体的交换可能发生在穿透岩石、液体或者气体的封闭孔隙中（彼此隔绝）。扩散的过程符合福柯定律：扩散与气体聚积梯度方向呈现正相关关系。随着气体物质分子的扩大，扩散系数降低，而随着温度的升高而扩大。

渗透（或者过滤）是最活跃的迁移形式，发生在有孔洞和缝隙相通的各层之间，构成一个开放的体系。渗透的发生受压力差影响，符合达西定律。显然，气体在渗透时的迁移比扩散时要显著得多。比如，甲烷中截面压差为每100 m2 2 个大气压：在格罗兹内或者巴库型砂岩或者粘土中，渗透率为0.03～0.04 D时，每平方千米的表面会向大气中散逸大于1 m3 的气体。或者在一百万年间散逸大于10亿m3 的气体。可惜这个过程既不能避免，也不能逆转，因此气体的积聚和矿床的形成只能在圈闭构造中，渗透层或者构造被实际的不透水层覆盖。在这种绝缘构造中气体的迁移运动完全没有终止，但是扩散代替了渗透，这个过程在几百年或者几百万年的过程中能够大大缩减矿床气体的藏量。

在自然界中不存在严格意义上的运移方式划分。根据运移机制的不同分为以下几类：

1）渗透式：① 以连通孔洞及裂隙为通道；② 以部分被水填充的孔洞及裂隙为通道；③ 与水合为一体（气体溶解在水中）。

2）扩散式——以被其他气体充满的孔洞或裂隙为通道。

3）渗透-扩散式。近期的研究非常关注液体中气体的运移：在漫长的时间里多次受到内动力（热力）作用的构造中含有水或者凝析油，其中的气体随之运移。这种构造可以是断裂带或者盆地，或者火山颈，由于热液物质的壳下喷射使得石油和天然气变热，并且随着气液热流的形成而富含内源气体，这个过程中进行着物质分异：富含轻质成分的处于运移的前缘，而富含较重成分的处于运移的后部或者侧翼。

这个过程中热液组分很容易溶解在气体中——随着在冷却积聚地带的进一步冷凝转变为气态物质。

气体在液体中的漂浮是多相液体的渗透现象。在大气层中，较轻的气体漂浮在较重的气体上面。在岩石的孔洞和裂隙中，气体以气泡的形式上浮。压缩至10 MPa的气体物质质量相当于同样体积的水质量的十分之一，这就是气体在水或石油中具有浮力的原因。

气体的涡流运动是气层中低层所特有的。

可溶状态下水对气体的运移在水圈和沉积层中起着巨大作用，尤其是在气体矿床的形成中所起的作用更大。

天然气水合物远景预测

燃气灶作为每家每户的必备物品，可以说基本上每家每户都有一个燃气灶，而作为做饭的主要对象，我们在选择的时候，往往会选来选去，最后犹豫不决。

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侵入岩附近天然气组分特征

一、天然气水合物量估算方法

为评估天然气水合物量，人们曾经做了大量努力，20世纪80年代至90年代初，许多学者在对控制水合物形成条件与分布规律进行分析、推测的基础上，利用体积法对全球天然气水合物所含甲烷量进行过估算（Dobrynin等，1981；Mclvei，1981；Kvenvolden，1988；Sloan，1990），但由于实际资料的缺乏，参数的选择主要依据各种各样的设，不同学者的估算结果差别很大，相差几个数量级。20世纪90年代中后期，随着地震反射、测井、钻井取样与测试技术在天然气水合物勘探中的广泛应用，一系列间接的地球物理方法被用来对天然气水合物与下伏游离气体的量进行了估计，参数的选择往往通过实测资料推算获得，其精度和可靠性大大提高。

目前国际上流行的天然气水合物评估方法可分为两类，一是基于天然气水合物地球物理-地球化学响应的已发现矿藏的常规体积法，该方法以日本地质调查所1992年进行的“容积法（体积法）”为代表；二是基于天然气水合物成因的未发现的概率统计法，该方法以美国地质调查局1995年的“未发现的概率统计法”为代表。

1.基于天然气水合物地球物理-地球化学响应的常规体积法

该类方法以地球物理、地球化学和钻井测试等勘查成果为基础，对已发现的天然气水合物的分布厚度、沉积物孔隙度和孔隙中水合物的含量直接演算，参数来自被评价区，因而结果较为可靠，目前仍然是以地球物理方法为主。与大陆边缘一般的沉积物相比，含天然气水合物的沉积层具有较高的纵波速度，因而可通过岩石物理模型的方法估算水合物的含量，识别BSR，确定其上覆水合物的含量及其下伏游离气体的分布。另外，精细速度分析及波阻抗反演、地震波形反演、叠前AVO技术在量评价方面也发挥了重要的作用，如20世纪90年代早期，School等（1993）、Max等（1996）运用多道地震剖面的VAMPS（Velocity and Amplitude Structures）分析天然气水合物及其下伏游离气体的存在以及水合物定量分析；Miller等（1991）通过对秘鲁滨外多道地震资料和合成地震记录来推断天然气水合物的含量及其下伏游离气层的厚度；Lee等（1993）利用多道地震反射的真振幅和层速度分析对沉积物中水合物的含量进行了定量分析。在有取样或者钻探的条件下，则利用沉积物中氯离子浓度变化、δ18O值的变化、取样器温度-压力变化和孔隙水成分测量等地球化学方法来评价甲烷水合物的含量多少。Dickens等（19）对美国东南部布莱克海台水合物样品的甲烷含量直接进行了测量，其测量结果显示，垂向沉积剖面上的甲烷含量变化趋势与间接法得出的结论一致，但下伏游离甲烷气含量比间接法的结果高出三分之一。

日本学者对Gornitz（1994）发表的计算思路进行了扩充，即天然气水合物气田的原始量（Q），理论上是天然气水合物分解生成的气体总量（QH）、游离气体总量（QG）以及层间水中所含溶解气体总量（QL）的总和，即

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

（1）水合物分解气体的量（QH）

分解气体的量（QH）为天然气水合物中甲烷量（V）与集聚率（R）的乘积；终极可量（GH）又是分解气体的量（QH）与收率（B）的乘积。即

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

式中：A为水合物的分布面积；R为集聚率；ΔZ为天然气水合物稳定带的平均厚度；Φ为沉积物的平均孔隙度；H为天然气水合物饱和度；E为产气因子。

（2）游离气的量（QG）

在天然气稳定带（HSZ）内，剩余的游离气由于被认为是与层间水反应形成的天然气水合物，可以定一般不存在具有量的游离气。因此，游离气的量（QG）最好用常规气田储藏量计算法计算HSZ下圈闭的游离气的量。水合物层下伏游离气量可用下式计算：

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

式中：QG为游离气的原始量；GG为游离气的终极可量；为游离气的分布面积；ΔZG为游离气层的平均厚度；RG为游离气的集聚率；ΦG为沉积物的平均孔隙率；P为地层压力；P0为标准状态的压力；T为沉积物的绝对温度；T0为标准状态的绝对温度；W为沉积物的水饱和率；BG为来自游离气的天然气的回收率。式中（×ΔZG×RG）表示水合物层下含游离气沉积物的容积。

（3）溶解气量（QL）

层间水中所含溶解气的量（QL）随温度、压力及盐度的变化而变化。因其与水合物层中所含气体量相比少得多，在计算大区域量时可以忽略不计。

2.基于天然气水合物成因的概率统计法

该类方法以天然气水合物成因为基础，主要用于未发现天然气水合物的评价，参数选择上主要参考区内已发现矿藏的实际参数，或与具有相似成矿地质条件的其他区域进行类比而获得，带有很大程度的推断性，因而参数往往以概率分布的形式参与统计计算。通常需要分别对生物成因气和热成因气进行评估。在评价生物气时，不需要引用气捕及运移通道的形成和烃类热成熟时间等指标，而有效孔隙度和甲烷生成量则是最重要的两个指标。热成因天然气水合物往往与油气勘探中烃类的形成过程类似，所以甲烷水合物的评估方法可与传统油气成藏的评价方法相类同，定量参数中的储层厚度和气藏大小，基本上与天然气水合物稳定带的体积相同，因此可根据研究区水深、海底温度和地温梯度等参数进行计算。如果研究区上述参数分布很不均匀，可将上述参数划分成若干可信度区分别计算与评价。

美国地质调查局（Collect，19）考虑了生物气含量、生物气源层厚度、热成因气供给、时间、有效运移概率、储集岩相、圈闭机制、有效孔隙度、烃聚集指数、水合物稳定带范围、储层厚度、水合物饱和度和水合物含气率等指标，依据有限的实际参数对美国海洋和陆地上的天然气水合物分区带进行了初步评价，计算了各区带和整个美国天然气水合物中天然气量大致的概率分布，计算的天然气水合物量几乎就是天然气水合物中甲烷的总量。

评价含两个部分：①对区带属性进行风险评价，以判断区带中存在天然气水合物的概率；②对水合物含量的参数进行评价，以判断区带中可能的水合物量的概率分布。天然气水合物的量（Q）主要取决于以下5个条件（Gornitz，1994；Collet等，2000）：①天然气水合物分布面积（A）；②天然气水合物储层厚度（ΔZ）；③沉积物孔隙度（Φ）；④天然气水合物饱和度（H）；⑤产气因子（E，即单位体积天然气水合物包含的标准温-压条件下的气体体积）。评价中没有考虑的可开率，其计算公式为：

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

通常，依据区带上的地震、地质、地球化学信息（水深图、沉积厚度分布图、沉积物中总有机碳含量、海底温度、地温梯度以及水合物稳定温-压域分布图等）以及类似地区的资料来进行评价，从而确定各参数的概率值。计算分3个步骤：①确定区带是否含水合物；②区带中水合物的量；③把上述两个步骤算得的结果结合起来考虑统计意义上的潜力。

二、天然气水合物远景量评价

（一）南海陆坡

1.常规体积法评估

根据南海海域BSR分布情况，综合考虑水深、稳定带厚度、有利构造区带、有利沉积区带和有利地球化学异常区分布等因素，在南海陆坡区共推测5个天然气水合物远景区块，分别为南海北部陆坡东部远景区、南海北部陆坡西部远景区、南海南部陆坡西部远景区、南海南部陆坡东部远景区和南海南部陆坡南部远景区，在此基础上，对各个区块进行了天然气水合物常规体积法评估。

（1）参数选择

天然气水合物分布面积与厚度 依据BSR的分布情况，计算出南海各远景区块天然气水合物有效分布面积在南海北部陆坡东部远景区约36787km2，南海北部陆坡西部远景区约26988km2，南海南部陆坡西部远景区约201km2，南海南部陆坡南部远景区约26123km2，南海南部陆坡东部远景区约15737km2。整个南海海域BSR有效分布面积约125833km2。在已经开展天然气水合物调查的西沙海槽区，将BSR之上的弱振幅及空白带厚度作为含水合物层的厚度，其他区块用稳定带潜在厚度作为含水合物层的厚度，得出各有利区块的含水合物层平均厚度在南海北部陆坡东部远景区约232m，海北部陆坡西部远景区约175m，南海南部陆坡西部远景区约160m，南海南部陆坡南部远景区约194m，南海南部陆坡东部远景区约152m。

孔隙度 孔隙度用相似地区类比获得。大西洋边缘布莱克海台ODP164的994钻孔、995钻孔和9钻孔在含天然气水合物层位（190～450m）沉积物孔隙度分别为57.0%、58.0%和58.1%，而由南海ODP184的1143钻孔、1144钻孔、1145钻孔、1146钻孔、1147钻孔和1148钻孔的资料来看，在海底以下200～400m左右，沉积物孔隙度平均为55%左右，因此计算天然气水合物量时沉积物孔隙度取55%。

水合物饱和度 天然气水合物饱和度的准确计算较为困难，由于天然气水合物并不稳定，在样过程中容易分解，因而难以直接测定天然气水合物饱和度的大小。许多学者应用各种间接方法对水合物饱和度进行了估计。由于天然气水合物富集同位素重的18O而且不含Cl-，因此样过程中水合物的分解将造成沉积物孔隙水的δ18O同位素组成以及Cl-含量异常。因而根据沉积物孔隙水的氧同位素组成和Cl-含量就可以估计天然气水合物饱和度的大小，但这种方法存在一个缺陷，沉积物原地孔隙水δ18O同位素组成和Cl-含量并不知道，计算时通常用海水的Cl-含量来代替原地孔隙水的Cl-含量并通过曲线拟合来确定原地孔隙水δ18O同位素组成，但这实际上并不十分准确，Egeberg等（1999）根据对流-扩散模型计算了原地孔隙水的化学组成，对天然气水合物的饱和度进行了更准确的估计；保压取心样器可取原地压力下1320cm3的样品，如果定其中过饱和的甲烷均以天然气水合物的形式存在，则可以计算出水合物的饱和度；由于水合物和沉积物的物理性质存在诸多差异，因而可以根据地震剖面或测井数据的差异来估计水合物的饱和度，如垂直地震剖面上的速度数据和测井电阻率等。表7-5为一些学者对天然气水合物饱和度的估计。Kaster等（1995）根据卡斯卡迪大陆边缘889钻孔的声速测井以及垂直地震剖面速度数据计算得出水合物饱和度至少为15%；Spence等（1995）利用889钻孔地震速度资料估算水合物饱和度为11%～20%；Paull等（1995）根据孔隙水C1-含量异常计算出布莱克海台天然气水合物饱和度最高为14%，994钻孔、995钻孔和9钻孔平均饱和度分别为1.3%、1.8%和2.4%；Matsumoto等（2000）利用孔隙水氧同位素组成异常以及最新测定的氧同位素分馏系数计算出994钻孔水合物饱和度为6%，9钻孔水合物饱和度为12%；Holbrook等（1996）根据地震速度数据计算994钻孔水合物饱和度为2%，995钻孔和9钻孔为5%～7%；Dickens等（19）利用保压取心样器所获样品的甲烷含量估计布莱克海台水合物饱和度约为0～9%；Collet等（2000）依据电阻率测井数据估算994钻孔、995钻孔和9钻孔水合物饱和度分别为3.3%、5.2%和5.8%；Lee（2000）利用声速测井资料计算出994钻孔、995钻孔和9钻孔水合物饱和度分别为3.9%、5.7%和3.8%。根据ODP164的钻井结果，水合物不可能在整个稳定带中均匀分布，在特定含有较多水合物的层位其饱和度较高（14%），但其平均饱和度不太可能很高。据以上分析，体积法计算天然气水合物量时，水合物饱和度取3.5%。

表7-5 天然气水合物饱和度估计

表7-6 天然气水合物的部分参数特征

产气因子 天然气水合物有3种结构（Kvenvolden，1995）：Ⅰ型、Ⅱ型（菱形晶体结构）和H型（六方晶体结构）。自然界中天然气水合物以Ⅰ型结构为主，Ⅰ型结构水合物仅能容纳甲烷（C1）和乙烷（C2）这两种小分子的烃类气体以及N2、CO2及H2S等非烃分子，其分子直径不能超过5.2×10-10m。每个单元的Ⅰ型结构天然气水合物由46个水分子构成2个小的十二面体“笼子”以及6个大的四面体“笼子”以容纳气体分子（Lorenson等，2000），因此，在理想状态下，每个Ⅰ型结构天然气水合物单元包含46个水分子以及8个气体分子，水/气分子比值（n，水合物指数）为46/8，即n=5.75。依此推算，在压力条件为28MPa的情况下，单位体积的水合物可以包含173体积的气体，即产气因子为173。实际上，在自然界的天然气水合物中不可能所有“笼子”均充填有气体，因此，水合物指数通常要大于5.75。许多学者对水合物指数进行了测定（Matsumoto等，2000），但结果却相差甚大，有些结果与水合物的晶体结构明显不符。Handa（1988）对中美洲海槽天然气水合物样品的分析结果表明，其水合物指数为5.91，墨西哥湾北部的格林大峡谷水合物指数为8.2。Ripmeester等（1988）测定了人工合成水合物样品的水合物指数，其范围为5.8～6.3。Matsumoto等（2000）测定的布莱克海台天然气水合物的水合物指数为6.2，从水合物指数与产气因子的对应关系（表7-6）可以看出，其产气因子为160.5。从实际测定的布莱克海台的天然气水合物样品所产生的气体与水的体积比（表7-7）来看，其变化范围为18～154，平均为76。由于在测定天然气水合物气体/水比值过程中存在孔隙水的混染，会造成计算结果偏低，Lorenson等（2000）用水中的Cl-含量对气体/水比值进行了校正，因为天然气水合物中应该不会存在Cl-离子，其分解后的水中的Cl-含量应该是孔隙水混染所致，对比天然气水合物分解后的水与孔隙水中Cl-的含量就可以进行校正，计算结果表明，孔隙水的混染程度为2%～50%，布莱克海台校正后的天然气水合物气/水体积比为29～204，平均为104。从表7-7可以看出，水合物的气体/水体积比值并没有明显的地质模式。而沉积物较浅部位的天然气水合物气体/水体积比值相对较低，大多小于100，对应的产气因子相当低，是由于取样以及分析时的人为偏差抑或反映了地质过程的影响目前尚不太清楚。但据Holder等（1982）的研究，如果水合物“笼子”中气体的填充率小于70%（对应气体/水体积比值为151.8），将导致水合物的不稳定，因而水合物那些很低的气体/水比值可能更多的是由于取样以及分析时的人为因素造成的，其代表的只是水合物最低的气体/水体积比值。布莱克海台996钻孔与盐底辟有关的水合物出露较浅，其气/水体积比值相对较小，如果只考虑994钻孔以及9钻孔的天然气水合物样品，其平均气/水体积比为188.5，对应的水合物指数为6.6，与Matsumoto等（2000）测定的水合物指数较为接近，相应的产气因子为150.8。南海水合物成矿条件与布莱克海台相差不大，水合物最可能的产气因子范围在121.5（满足70%气体填充率）至160.5（水合物指数6.2）之间，计算量时产气因子取150。

表7-7 世界各地天然气水合物气体与水体积的比值

（2）体积法量计算结果

根据以上所选择的参数，不考虑集聚率（R），用常规体积法（式5）计算得到南海5个远景区的远景量如表7-8所示。

应该说明的是，据国外钻探证实，在水合物层之下，还经常存在BSR之下储量相当可观的游离气（Dickens等，19）。由于资料所限，难以解释游离气的分布，也难以选择合理的参数来评估游离气的量，因此，本次计算仅限于包含在水合物中的甲烷气量，没有考虑游离气的量。同时，由于目前识别BSR及含水合物层主要靠地球物理勘探，地球化学探测难以触及含水合物层，现场测试及室内分析得到的地球化学异常很少，不能说明问题，也难以确定水合物成矿气体的成因类型。因此，在上述量估算中，设成矿气体为生物成因气，水合物中的烃类为甲烷。

表7-8 南海海域天然气水合物远景量估算结果

（3）法量计算结果

用数学统计方法，根据前述分析结果，选取如下参数：A为取区块中BSR分布的有效面积（表7-9）；ΔZ为区块中含水合物层平均厚度（表7-8）；Φ为沉积物平均孔隙度，取55%；H为水合物饱和度，范围为2.0%～5.0%，平均取3.5%；E为产气因子，范围为121.5～160.5，平均取150。

利用（式10）进行法计算，得到南海各天然气水合物远景区块的量如表7-9所示。总计最小值为394×1011m3（394×108t油当量），中间值为667×1011m3（667×108t油当量），最大值为898×1011m3（898×108t油当量）。其中间值与上述体积法计算得到的量（表7-8）基本一致。

2.南海天然气水合物潜在的概率统计法评估

由于南海深水区域勘查程度很低，对潜在的评估中没有对区带属性进行风险评价，仅依据相似性原理，参照国外勘探程度较高的海域天然气水合物分布的统计规律对水合物含量的参数进行评价，计算了南海海域潜在的天然气水合物量的概率分布。

表7-9 南海各天然气水合物远景量计算结果（法）

（1）参数选择

水合物分布面积 海底天然气水合物分布面积具有一定的统计规律，据佐藤干夫统计，1992年以前公开发表的具有良好BSR分布图的海域，中美洲海沟区的墨西哥海区，面积为1.0×105km2，BSR的分布面积为1.9×104km2；危地马拉海区，面积为1.0×105km2，BSR的分布面积为2.0×104km2；日本四国海南海海槽面积为1.2×105km2，BSR的分布面积为3.5×104km2，BSR分布的区块面积达海域的20%～25%（佐藤干夫，1996）。因而，以南海稳定带潜在厚度大于50m、水深3000m以浅的陆坡区为天然气水合物潜在分布区，其面积为81745335km2，推测南海海域水合物潜在分布面积是该值的25%，即204363.3km2。

水合物实际产出厚度概率分布 我国南海地质特征与大西洋被动大陆边缘盆地类似，因而水合物分布规律也与其相近。Majorowicz等（2001）对加拿大大西洋边缘天然气水合物的厚度等参数进行了统计，编绘了该海域天然气水合物厚度分布的直方图（图7-19），由此可以计算出厚度的累积概率分布（图7-20），计算时定南海天然气水合物厚度分布概率与之相同。

孔隙度概率、水合物饱和度概率和产气因子概率分布 Majorowicz等（2001）基于大量的钻井分析，得出了加拿大4个水合物成矿省的水合物分布面积、平均厚度、孔隙度及饱和度等参数的统计结果（表7-10）。孔隙度变化范围为22%～50%，而水合物饱和度的分布范围为2%～30%。美国地质调查局1995年在对海域天然气水合物进行评价时，孔隙度概率、水合物饱和度概率和产气因子概率分布全部用表7-11中的值。计算中定南海各参数与美国大西洋边缘海域的概率分布相同。

（2）量计算结果

选取上述参数，利用统计模拟法计算（式10）获得南海陆坡区的天然气水合物潜在量分布见图7-21。天然气水合物量最小值为91.66×1011m3（大于这一数值的累计概率为0.95），相当于91.66×108t油当量；最大值为6830.48×1011m3（大于这一数值的累计概率为0.05），相当于6830.48×108t油当量。概率期望值为1659.74×1011m3，相当于1659.74×108t油当量；潜在总量约为已推测量（体积法）的2倍。

表7-10 加拿大天然气水合物量分布

表7-11 孔隙度、饱和度和产气因子取值表

图7-19 大西洋边缘海域天然气水合物厚度分布频率直方图

图7-20 大西洋边缘海域天然气水合物厚度分布累计频率直方图

（二）东海冲绳海槽

用产烃率法和残余有机碳法，分别针对冲绳海槽盆地各个坳陷生物气量和热成烃量进行了估算：其中生物气量为43.0×108t，热成烃量为30.0×108t。总量为73.0×108t（表7-12）。

用容积法，当天然气水合物矿层充填率（H）为50%，聚集率（R）为0.01时，计算得到冲绳海槽天然气水合物总量为6.5×1012m3，即65.1×108t油当量。

图7-21 我国南海海域天然气水合物量分布累计频率曲线图

表7-12 冲绳海槽生物气量计算结果表

小结

1.南海部分

1）通过对陆坡区多道地震资料的再解释，识别并总结了BSR的区域分布规律和层位分布特征，探讨了部分海域BSR界面附近层速度及波形变化，分析了AVO属性等地球物理特征。初步研究表明，天然气水合物稳定带一般出现在中中新统之上，BSR埋深在海底以下约100～700ms（双程走时）。

2）依据多道地震资料识别的BSR及上部振幅空白带的发育情况，推算了研究区天然气水合物稳定带的分布与厚度。

3）根据实际温度、压力和盐及气体组分，开展天然气水合物形成的热动力学条件研究，建立相平衡模型及计算方法，以此推测天然气水合物稳定带的潜在厚度。模拟计算结果初步表明，南海海域天然气水合物形成所需要的水深一般大于500m，天然气水合物稳定带厚度一般在50～200m之间。

4）用基于天然气水合物地球物理-地球化学响应的常规体积法和成因概率统计法，对南海天然气水合物量进行了初步测算。

2.东海部分

1）根据约3000km多道地震资料的解释，识别并总结了BSR区域分布规律和层位分布特征，初步圈定综合异常分布区，提出了3类BSR成因演化的地质-地球物理模式。

2）开展天然气水合物成矿的物理化学状态平衡数值模拟，建立了天然气-天然气水合物-盐-水体系中主要组分在气、液、固三相中的活度模型和化学势函数模型。

3）利用容积法、产烃率法和残余有机碳法等方法，对冲绳海槽的天然气水合物远景进行了评估。

XXG-T型海底地温梯度探测系统的研发及技术特点

天然气组分是天然气最重要特征之一，也是天然气成因研究的主要参数。研究发现，侵入岩附近天然气组分往往表现出明显的特殊性。对其进行分析，有助于揭示侵入岩区天然气成因机理，并追踪气源。

1.烷烃组分特征

研究发现，侵入岩区天然气干燥系数往往较高，如孤西深洼带沙四段的渤深5、义115和义121等井，天然气中甲烷含量在70.63%～91.1%之间，C+2含量在2.58%～14.25%之间，干燥系数在0.77～0.之间(平均0.87)(表3-22)，且多为干气;远离侵入岩区，天然气中甲烷含量在64.82%～84.44%之间，C+2含量在11.4%～22.71%之间，干燥系数较小，在0.74～0.88之间(平均为0.81)，即远离侵入岩区天然气组分较稳定，且均为湿气。这是侵入岩高温使周围源岩高-过成熟的结果。

表3-22 东营凹陷孤西地区侵入岩及非侵入岩区天然气烃类组分特征表

2.二氧化碳特征

二氧化碳是天然气中最主要的非烃组分，它对油气成因研究具有重要意义。通常，天然气中二氧化碳含量较低。据统计，约75%的天然气藏中二氧化碳含量在2%以下。但一些天然气中二氧化碳含量非常高，最高可达99%以上。根据二氧化碳含量，天然气藏可分为以下几类(表3-23)。

表3-23 含二氧化碳的烃类气藏分类

按照成因，二氧化碳可分为有机和无机两大类。有机成因二氧化碳源岩中的有机质在热演化过程中产生的二氧化碳。无机成因二氧化碳包括岩浆-火山成因和岩石化学成因两类，岩石化学成因是地层中的碳酸盐岩高温下分解形成的二氧化碳;岩浆-火山成因是岩浆从深部地幔直接携带而来的，由于温度、压力降低而析出的二氧化碳。

二氧化碳的形成取决于其构造背景。在构造稳定、深断裂不发育的盆地，没有幔源二氧化碳或岩浆运移通道以及岩浆使碳酸盐岩热解产生二氧化碳的条件，二氧化碳含量非常低，如鄂尔多斯盆地。相比之下，渤海湾、松辽和江苏等盆地构造活动强烈、深断裂发育、岩浆活动频繁，形成了许多无机二氧化碳气藏，如万金塔、平方王和黄桥等地区。

无机成因二氧化碳与有机成因二氧化碳的主要区别在其碳同位素。无机成因的δ13CCO2大于-8‰，且主要位于-8‰～+3‰区间。其中，碳酸盐岩变质成因的二氧化碳之δ13CCO2在0±3‰左右，而幔源成因的δ13CCO2大多为-6‰±2‰。通常当δ13CCO2小于-10‰，为有机成因;在-10‰～-8‰之间，为有机和无机混合成因的。另外，含量也是二氧化碳成因研究重要因素。无机成因二氧化碳含量一般在4%以上(甚至20%以上)，而有机成因的二氧化碳含量一般低于1%～2%。

孤北地区沙四段天然气中二氧化碳含量变化很大，最大达14.19%，平均达5.67%，远大于一般天然气藏的1%～2%。另外，该区δ13CCO2总体上较重且变化很大，范围在+0.7‰～-14.3‰之间，平均达-5.24‰(表3-24)，大多数明显大于-8‰的无机二氧化碳下限，而且不同构造带表现出不同特征。

表3-24 沾化凹陷孤北地区不同构造带天然气地球化学分析结果表

深洼带沙四段和断阶带奥陶系天然气中的二氧化碳多为无机成因。另据分析，该区天然气中3He/4He很低，在(8.30±0.36)×10-8～(4.89±0.21)×10-8之间，R/Ra在0.03～0.06之间———远小于1的壳源下限，表明虽然该区岩浆活动较强，但幔源气并不发育(表3-25)［9］。综合分析认为，研究区无机二氧化碳是高温岩浆(及深部流体)使沙四段泥灰岩或奥陶系碳酸盐岩热分解而成的。

表3-25 渤南洼陷深层天然气稀有气体氦同位素组成

潜山带上古生界二氧化碳均为有机成因的(图3-24)。虽然该带侵入岩比较发育，但由于该带岩浆活动时间较早(中生代晚期)，形成的无机二氧化碳随晚燕山运动而散失。目前的二氧化碳是煤岩中有机质在新近纪形成的，属于有机成因。

图3-24 孤北地区不同构造带二氧化碳成因图版

孤北地区不同构造带二氧化碳不仅成因不同，而且形成时间也差别很大，反映出孤北地区深层气成因的差异性。

综上所述，侵入岩区油气中无机二氧化碳往往较高(或特高)，其含量高低与岩浆活动强度、地层岩性以及保存条件等具有密切关系。

3.硫化氢特征

济阳坳陷大部分地区天然气中硫化氢含量非常低，可以忽略不计。相比之下，渤南洼陷中东部的罗家和孤西地区硫化氢含量很高。其中，罗家地区(沙四段)硫化氢含量在1.10%～21.76%之间(平均达6.91%);孤西地区(奥陶系)硫化氢含量在0.17g/m3～9.10g/m3之间，平均达4.89g/m3(表3-26);另外，渤深6井二氧化碳和硫化氢之和达6.23%。如此之高的硫化氢在济阳坳陷极为罕见。

表3-26 渤南洼陷中东部硫化氢分析结果表

相比之下，远离孤西断层和罗家辉长岩的井硫化氢含量很低，如义171、义170等井。

按照1995和2005年标准(表3-27)，研究区多个气藏属于中-高含硫气藏。由于硫化氢含量较高，担心对人员和设备造成伤害，目前孤西地区一些井处于关井状态。所以，硫化氢成因和分布规律研究对该区天然气成因研究以及勘探和开发具有重要意义。

表3-27 天然气中硫化氢含量分类表

研究区硫化氢形成主要包括两个因素。

(1)沙四段膏盐岩为硫化氢形成提供了重要的物质基础

据统计，世界上已发现的400多个有工业价值的硫化氢气田中，88个分布在碳酸盐岩层系内，而陆相储层中发现的含硫化氢气田，绝大多数与碳酸盐岩-蒸发岩关系密切，如加拿大阿尔伯达泥盆系灰岩中硫化氢高达87%;而美国南得克萨斯下侏罗统灰岩中含硫化氢达98%;美国密西西比黑河气田中硫化氢、二氧化碳和甲烷含量分别为78%、20%和2%。再如中国华北赵兰庄的赵2井含硫化氢达92%，赵3井含硫化氢63%，其含油气层系(孔店组和沙四段)为一套厚逾千米的硫酸盐岩、碳酸盐岩和砂泥岩互层的蒸发咸湖沉积建造，膏盐厚度超过400m，即高含硫化氢均产于碳酸盐岩地层之中，而且往往与石膏或(和)岩盐互层。这是因为碳酸盐岩中含有较多的硫酸盐，而重金属(铁、铜、铅和锌等)含量较碎屑岩少得多，如碳酸盐岩中的铁仅为泥岩的1/12，为砂岩的1/3。所以，碳酸盐岩中硫化氢与重金属结合的机会就少，故碳酸盐岩中常可形成高硫油田。

虽然罗家地区和孤西断裂带硫化氢的产出层位和沉积环境差别很大，但它们均发育碳酸盐矿物。其中，孤西断裂带含油气层系(奥陶系)为海相沉积，发育大量灰岩和白云岩;而渤南洼陷沙四段为间歇性盐湖沉积，发育许多膏岩和碳酸盐岩，膏岩累计厚度达186m，其厚度中心位于新渤深1-渤深4-渤深5-义160井区。这些膏岩往往与泥岩互层，不仅构成了该区沙四段油气藏最重要的区域盖层(图3-25)，也为硫化氢形成提供了重要的物质基础。

图3-25 渤南洼陷中东部东西向油气及膏盐层剖面图

(2)岩浆及深部流体活动为硫化氢形成提供了重要能量

由于位于孤西、孤北和埕东三条深大断层之间，而且新近纪以来处于拉张构造应力场中，所以孤北地区构造活动强烈，并至少导致三次较强的岩浆侵入，形成了石英正长岩、闪长玢岩和辉长岩体。其中，罗家辉长岩(Es3)面积约9.1km2，最大厚度251m，K-Ar同位素年龄12～32Ma(主要形成于东营组沉积时);孤西断裂南段渤深4-渤古1井区的石英正长岩(Es4)，面积约16km2，最厚50m(4层);孤西断裂北段的渤深3-渤深6井区发育闪长玢岩和石英正长岩(Es4、O)。这些岩浆携带了大量深部热能，而且岩浆活动停止后，沿深大断裂往往还有热流体活动，而且其活动时间和范围较侵入岩长得多和大得多。

岩浆及深部流体大大提高了孤北地区的古地温梯度和源岩成熟度。分析发现，渤深5井沙四段源岩之Tmax在4500m时为450℃，4650m达到470℃，4700m降至458℃，4762m又急剧增至544℃，而后迅速下降到4920m的435℃，5138m再次急速升高至487℃。即渤深5井Tmax-H曲线在4500～5200m内经历了三次大幅度升高和两次急剧降低(图3-26)。该区源岩成熟度如此之高以及纵向上的多次突变无疑是岩浆(或深部流体)高温造成的。

图3-26 渤深5井沙四段源岩Tmax-H关系曲线

并非所有的碳酸盐岩或膏盐地层都能够产出硫化氢，高温是硫化氢形成的又一重要条件。从区域上看，虽然渤南洼陷沙四段膏岩、奥陶系碳酸盐岩广泛发育，但硫化氢仅分布于侵入岩周围，表明这些硫化氢的形成与侵入岩密不可分，即侵入岩使沙四段和奥陶系硫酸盐、有机物(或烃类)热分解，形成硫化氢。

由于硫化氢极不稳定，常常与地层中的碳酸盐和铁、铜、铅和锌等金属发生反应，生成金属硫化物等。所以，大多数油气中不含或含极少硫化氢，但油气中的硫化氢往往只是其原始生成的一小部分。孤西深洼带天然气中残余的岩浆成因硫化氢足以表明该区曾经历了异常高温热史。热是油气形成和演化的主导因素，岩浆(及热流体)活动不仅为研究区源岩演化提供大量热，也使油气成因复杂化，应引起足够重视。

我国天然气水合物前景

罗贤虎 徐行 张志刚 陈宗恒

（广州海洋地质调查局 广州 510760）

第一作者简介：罗贤虎，男，11年生，硕士，现从事海洋地质与地球物理调查和技术方法研究工作。E-mai1：1uoXianhu＠163。

摘要 本文对自行研制的XXG-T 型海底地温梯度探测系统进行了全面的阐述，介绍了该系统的主要组成和技术指标，说明了在实验室内进行校准的情况和神狐海域的海试情况，分析了海试中系统与MTL地温梯度测量系统测量结果的对比，论证了XXG-T系统在海底地温梯度测量中的可用性以及测量结果的可靠性。

关键词 XXG-T 型海底地温梯度探测系统 MTL 校准 海试

1 前言

海底地热流测量是海洋地质地球物理调查的重要项目之一。其特点是：定点有缆作业、测量精度高、需要定期校检、设备易损。由于我国未掌握海底热流测量的核心技术，要开展该项目的调查工作存在着花费大、设备维修校验等技术环节受制于人等不足。广州海洋地质调查局在2004年3月从德国引进了MTL温度传感器并组合成地温梯度测量系统，在2004年5月由海洋四号船进行了海上试验和验收，迄今为止完成了上百个站位的测量工作，为水合物调查收集了宝贵的热流数据，但设备也受到一定的消耗。因此，开展国产地热流设备的研发工作显得十分重要。

为了改变这种不利的局面，广州海洋地质调查局海洋地质勘查技术方法所在引进、消化吸收国外设备的基础上，自主创新，自2004年1月，经过一年多的努力，研发出XXG-T型海底地温梯度探测系统，进行了海上试验，目前已用于海底沉积物地温梯度的测量工作，并且该设备在国家863“天然气水合物的热流原位探测技术”项目的资助下，将向可同时测量沉积物地温梯度和热导率的海洋地热流测量系统方向发展。

2 XXG-T型地温梯度探测系统工作原理

由于沉积物温度测量属于低功耗、低温段、高精度温度测量，对仪器稳定性的要求也特别高，据此所设计的XXT-G型地温梯度探测系统的工作原理图如图1所示，其原理是以恒定的电流（约20 uA）依次通过标准电阻和热敏电阻，测量标准电阻和热敏电阻两端的电压，通过标准电阻两端的电压值可导出恒流源输出的电流值，再算出热敏电阻的电阻值。这种方式可以实时测量恒流源的输出值，克服了仪器温漂和时漂带来的偏差。

图1 XXG-T型地温梯度探测系统工作原理图

Fig.1 Technical sketch of XXG-T geothermal gradient measurement system

本系统的电子电路主要由热敏电阻、参考电阻、恒流源、多路开关、AD转换器、单片机、实时时钟、UART/USB转换芯片、电源等部分组成。系统用了高精度的NTC型热敏电阻，YSI55032为感温探头，其测温范围-40～+250T，25T时电阻为30KΩ。其中16：1的模拟开关选择ADG706，双16：1模拟开关选用ADG726，ADC则选用16位高精度的AD7705，FLASH存储为16M Bits的AT45DB161B，RTC选用PCF8563，MCU选用的是16位超低功耗的MSP430F1232，UART/USB选用AN2131Q组成的转换板，通过仪器桶上的USB接口，可以方便操作仪器。所有元件均选用低功耗器件，以保证系统整体的低功耗。

3 设备组成和技术指标

3.1 设备组成

XXG-T型地温梯度探测系统（图2）主要用于测量海底沉积物的地温梯度，其主要组件如下：①探针；②支撑杆，可更换为取样管；③连接器；④压力桶（内含电子电路、电源）；⑤平衡桶；⑥配重铅块；⑦电源（8节1.5VD型电池）。

图2 XXG-T型海底地温梯度探测系统

Fig.2 XXG-T geothermal gradient measurement system

3.2 主要技术指标

XXG-T型地温梯度探测系统的主要技术指标见表1。

表1 XXG-T型地温梯度探测系统的主要技术指标　Table1 The main technical target of XXG-T geothermal gradient meaSurement SyStem

4 设备校验

测温系统在研发制作过程中，校验工作是一个十分重要的环节，其主要目的是检验测量电路工作稳定性和可靠性、测量软件算法是否合理、测量精度的标定和评估等工作。本项工作是在华南国家计量测试中心开展的，华南国家计量测试中心是国家质量监督检验检疫总局在华南地区设立的国家法定计量鉴定机构，该中心所出具的数据可溯源至保存在中国计量科学研究院的国家计量标准和国际单位制（SI）。

XXG-T系统是在华南国家计量测试中心热工实验室进行校准的，实验室的环境温度为25±2T，相对湿度≤85%，所使用的主要计量标准器具为PT100铂电阻温度计，计量特性为一等，校准的技术依据为FFR199903数字温度计校准方法文件。

4.1 校验过程

2005年5月26日和6月25日，对探针的9个通道进行了校准。根据海底热流测量设备的工作特点，9个通道校准温度点确定为 1.000，2.000，3.000，4.000，5.000，6.000，9.000，15.000，21.000T，共9个温度点。在校准过程中，首先将探针的9个热敏电阻放入到合适大小的玻璃试管中，在试管中灌满矿物油后，将带热敏电阻的试管放入到恒温箱中（图3），待恒温箱的温度达到1.000T（恒温箱的温度由PT100铂电阻温度计测量）并稳定后，开始对系统进行校准，即测量一定时间（如3分钟）的温度，研发设备和校验设备同步观测、记录和保存9个热敏电阻所测量的温度情况。完成每一步测量后，将恒温箱的温度上升到下一个指定温度点再进行测量，然后依次完成对后续温度点的校准。

图3 探针探头准备放入恒温箱进行校准（左）探针正在恒温箱中进行校准（右）

Fig.3 The Probe is about to carry on the calibration in the thermostat（left）The probe is carrying on the calibration in the thermostat（right）

4.2 校验结果

XXG-T系统所使用的R（所测量的热敏电阻阻值）—T（计算出的温度值）转换公式为STEINHART＆HART方程，即

1/T=A+B（1n R）+C（1n R）^3，

式中：T为各通道的温度值，单位为开尔文（K）；R为各通道传感器对应的实测电阻值，单位为欧姆（Ω）；A，B，C为计算系数，温度传感器组的各通道计算所用系数见表2。测量系统利用这些参数计算出各通道的温度值。

表2 温度传感器组中的各传感器系数表　Table2 Each SenSor coefficient liSt in temperature SenSor group

由计算出的温度再和各校正温度点示值进行比较，可以得出各通道在各校正温度点示值的修正值如表3。

表3 温度传感器组的各校正温度点示值修正值表　Table3 The correct value liSt of each calibration temperature point in temperature SenSor group

依据以上校准结果，温度传感器组的各传感器在1.0～6.0T的范围内，在配置好各通道参数后的最大测量误差优于5mK，而在海底沉积物地温梯度测量中，真正有效的温度数据范围也是1.0～6.0T，故XXG-T系统的测量精度完全可以满足海底沉积物地温梯度的测量要求。

5 海上试验情况

5.1 神狐海域的海上试验

海上试验主要是检验设备的适用性、稳定性以及耐压水密情况，检验系统的海底温度测量工作状况，以及与MTL地温梯度测量系统进行对比试验。

神狐海域的海试工作时间为：2005年8月23日5：00（GMT），地点为：19°54.3316′（N），115°24.7260′（E），水深1490m。

预先准备工作：系统安装完成后，对仪器进行了短暂的测试，确保系统工作正常。下水前进行了电池电量的检查和参数的设置，设定系统的样率为1s，记录时间为1小时，系统参数设置见图4。

图4 XXG-T型海底地温梯度探测系统软件界面

Fig.4 XXG-T geothermal gradient measurement system software interface

安全措施：系统安装完成后对所有的部件进行了检查、以防止在试验过程中出现松动。在系统与PC机之间的接口上插上了阻头，并且涂上了硅胶进行水密。

系统的安装：为了MTL系统进行对比，在钢矛上按不同角度和一定距离安装了5个MTL探针（图5）。

海试的作业过程类似有缆作业，安装了Pinger监控设备与海底之间的距离。设备以正常速度（约1m/s）下放至离海底50m时（即Pinger与海底的距离为150m），停留5分钟，然后以高速（约1.6m/s）插入海底，到海底后停留约10分钟，在此期间，绞车操作人员严密监控绞车的张力情况，同时监控Pinger与海底的距离，以保证仪器能够在沉积物中保持稳定。过10分钟后，以低速（0.3～0.4m/s）将仪器从沉积物中拔出，待绞车张力下降（仪器完全拔出）后以正常速度收至距海底70m停留约3分钟，为保证试验的成功，又将设备第二次快速插入到海底沉积物中，同样停留约10分钟后拔出，再以正常速度将仪器回收到甲板上。回收后，通过仪器的USB口将集的数据读入到PC机中。

图5 XXG-T系统（图2）与MTL系统安装图比较

Fig.5 The installation contrast between XXG-T system and MTL system

5.2 试验结果分析

海试成功地取得了有效数据。XXG-T与MTL系统试验结果如图6所示，可见两个系统的温度变化曲线均清楚地反映了探针下插、稳定、起拔、再下插、再稳定各阶段温度的变化情况。从图中可以看出：XXG-T系统的响应时间较MTL系统慢，这是系统内部电路电容的影响增加了仪器的响应时间，但当探针插入海底与沉积物环境温度达到平衡后，测量数据趋于稳定，因此这不影响测量结果。此外，当探针刚插入到沉积物中时，探针与海底沉积物摩擦生热，从而引起沉积物的温度上升，随着探针稳定在沉积物中时间的延长，摩擦热最终消散，探针感应到沉积物的温度，从图6可以明显看出，探针所测量的温度趋于稳定，这正是海底沉积物环境温度在实现平衡过程中的一个反映。

抽取两个系统各探针的稳定点数据，并将它们进行一元线性回归分析，分析结果如图7所示。从图中可以看出，两个系统在相近位置所测得的温度值相当接近，同时也说明两个系统之间的系统误差很小。此外，XXG-T系统所测温度值经过一元线性回归后获得的温度梯度值为105.2mK/m，而MTL系统所测温度值经过一元线性回归后获得的温度梯度值为103.7mK/m，两者之间的差值完全在海底沉积物地温梯度测量的误差范围之内，这使两个系统的测量准确性和可靠性获得了相互验证，同时再次说明两个系统具有非常好的一致性。

图6 MTL（左）与XXG-T系统（右）测量数据（横坐标表示时间（s），纵坐标表示温度（T））

Fig.6 The measurement data of MTL（1eft）and XXG-T（right）（X-axis expresses time（s），y-axis expresses temperature（T））

图7 XXG-T系统与MTL系统在神狐海域测量的地温梯度比较

▲XXG-T系统测得的沉积物温度；?XXG-T测量数据一元线性回归情况；●MTL系统测得的沉积物温度；—— MTL测量数据一元线性回归情况

Fig.7 Geothermal gradient measurement contrast between XXG-T system and MTL system in SHENHU sea area

x-axis expresses depth（m），y-axis expresses temperature（T）；▲Expresses sediment temperature measuredby XXG-T system，Expresses XXG-T measurement data in unitary linear regression；●Expresses sediment temperature measured by MTL system，——Expresses XXG-T measurement data in unitary linear regression.

6 结语［1～5］

从海上试验结果可以看出，研发的XXG-T型地温梯度测量系统在试验过程中反映了良好的技术特性，尤其是与德国MTL系统对比具有良好的一致性，两个系统相互验证了测量结果的可靠性。由上述内容可以得出以下几点：

1）XXG-T系统的测量温度点为9个，各探头之间的间隔为0.7m，间隔小，有利于表层沉积物内的温度场分析，并提高测量的准确度；

2）XXG-T系统是在华南国家计量测试中心进行校准的，这使系统校准具有可靠性和权威性；此外，由于设备属于自研设备，定期校验十分方便；

3）XXG-T系统的研制成功，为目前原位热流探测系统的研发奠定了坚实的理论和实践基础；

4）海底地热流测量不仅仅是天然气水合物、海洋油气调查的重要手段之一，也可以用于海洋区域调查和大洋调查中，因此XXG-T系统具有广泛的应用前景。

致谢 衷心地感谢“海洋四号”船的所有船员和调查人员，是他们的全力支持和帮助才使得XXG-T系统海上试验得以顺利进行并取得圆满成功。

参考文献

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［3］徐行，施小斌，罗贤虎等.南海北部海底地热测量的数据处理方法，现代地质，2006，457～464

［4］Fie1aX Company，Temperature Gradient probe’s Manual V1.0

［5］Marion pfender，Heinrich Villinger.Miniaturized data 1oggers for deep sea sediment temPerature gradient measurements，Marine Geology 2002，186，557～570

Development and Technical Character of XXG-T Marine Geothermal Gradient MeaSurement SyStem

Luo Xianhu Xu Xing Zhang Zhigang Chen Zongheng

（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）

Abstract：This paper expatiates self-developed XXG-T Marine geothermal gradient measurement system comprehensively，introduces the system main components and technical target，describes the system calibration in laboratory and sea trial in SHENHU sea area，analyzes the measurement result contrast between XXG-T system and MTL geothermal gradient measurement system in sea trial，and demonstrates XXG-T system’s usability and the measurement result reliability in marine geothermal gradient measurement survey.

Key WordS：XXG-T Marine geothermal gradient measurement system MTL CalibrationSea trial

我国东海、南海、青藏高原和黑龙江都可能存在可燃冰。2000年底在南海发现了巨大的可燃冰带，估计总储量相当于我国石油总储量的一半。2007年5月，中国地质调查局在南海成功实施了第一口天然气水合物探井，获得可燃冰的实物样品(图7－35)。而在东海也已圈定了可燃冰的远景区，并作出了“蕴藏量很可观”的结论。据预测，我国可燃冰量将超过2000×108t油当量。其中，南海海域约650×108t，青藏和黑龙江冻土带则有1400×108t。

(一)青藏高原天然气水合物前景

我国是世界上多年冻土分布面积第三大国，约占世界多年冻土面积的10%，其中青藏高原多年冻土区面积占世界多年冻土面积的7%。青藏高原是世界上海拔最高的多年冻土区，多年冻土面积约为140×104km2。青藏高原冻土的空间分布基本与气温分布相吻合，并受地形变化和山脉走向的控制。根据高原多年冻土带的分布特征，可将其分为4个区域:阿尔金山/祁连山多年冻土区，分布于柴达木盆地北东缘;羌塘盆地多年冻土区，主要分布于羌塘地区，受羌塘/可可西里低温中心控制;藏东高山岛状多年冻土区，分布在昌都地区;喜马拉雅山高山岛状多年冻土区，分布于定日—岗巴一线，受喜马拉雅低温中心控制。其中，分布在平均海拔4500～5000m之间的羌塘盆地大片连续的多年冻土区构成了高原多年冻土区的主体 ( 黄朋等，2002) 。青藏高原多年冻土区基本具备形成天然气水合物的温压条件。据 《中国地质矿产报》报道，中国地质大学( 武汉) 和中南石油局第五物探大队在藏北高原羌塘盆地开展的面积为 40184km2的大规模地球物理勘探成果表明: 继塔里木盆地后，西藏地区很有可能成为我国 21 世纪第二个石油战略接替区。青藏高原是中纬度最年轻、最高大的高原冻土区，石炭系、二叠系、古近系、新近系、第四系沉积深厚，河湖海相沉积中有机质含量高。第四系伴随高原强烈隆升，遭受广泛的冰川 － 冰源作用，冰盖压力使下伏沉积物中天然气水合物稳定性增强，尤其是羌塘盆地和甜水海盆地，完全有可能具备天然气水合物稳定存在的条件。中国科学院兰州冰川冻土研究所在 20 世纪 60 年代和 70 年代，分别在祁连山海拔4000m 的多年冻土区和青藏高原海拔 4700m 的五道梁多年冻土区钻探发现类似天然气水合物显示的大量征兆和现象。

目前世界上多年冻土区勘探到得天然气水合物主要集中在俄罗斯东西伯利亚、西西伯利亚、美国阿拉斯加以及加拿大的马更些三角洲等地，这些地区的地理位置都在北极圈附近，因而有极地多年冻土之称。我国青藏高原多年冻土却分布在中纬度地带，与极地多年冻土的状态不完全相同，由此可能引起天然气水合物赋存条件和基本特征的差异。表 7 －7 列举了极地和高原多年冻土及天然气水合物的基本特征。由表 7 －7 可见，极地多年冻土厚度大 ( 一般 400 ～ 500m) 、天然气水合物埋藏深度也大 ( 320 ～1500m) ，主要气体成分为甲烷。我国多年冻土层内和层下的地热带梯度均在美国阿拉斯加地区的地热梯度范围内，但多年冻土厚度明显偏薄，由此将影响天然气水合物的埋藏深度和气体成分。根据少数几个 100m 以内浅层地温资料推算的地温曲线与几种天然气水合物标准相图的资料，说明我国青藏高原多年冻土区内有可能赋存有以硫化氢、乙烷和丙烷为主体的重烃类天然气水合物，且其埋藏深度较浅 ( 可能为 100 ～ 1000m)( 郭平等，2006) 。

图7－35我国在南海中钻得的天然气水合物样品图 (来源:新华网)

表7－7极地和高原多年冻土及水合物特征表

(据郭平等，2006)

此外，由于天然气水合物在分解过程中会降温，分解出来的水分子可能成冰并包裹在未分解天然气水合物，阻止天然气水合物的进一步分解，这就是天然气水合物的“自保效应”引起的以甲烷为主体的烃类天然气水合物存在的可能。

(二)南海陆坡区天然气水合物前景

佐藤干夫根据1992以前公开发表的具有良好的BSR分布的海域分析发现，BSR的分布面积与研究海域的面积之比具有一定的统计规律，一般BSR分布的区块面积约占该海域的20%～25%。据计算，南海海域天然气水合物稳定带的厚度大于50m的陆坡面积约为817453.35km2。如果按照其面积的25%作为南海海域BSR潜在分布区的话，其面积约为204363.3km2。但是，严格来说，这个数值作为计算南海水合物量的面积参数具有很大的不确定性。为获得更加准确的量评价数据，对南海海域以往所获取的所有地震剖面进行了分析研究，以BSR的出现为依据，在南海划分了11个天然气水合物远景分布区，分别是:台西南区块、东沙南区块、神狐东区块、西沙海槽区块、西沙北区块、西沙南区块、中建南区块、万安北区块、北康北区块、南沙中区块和礼乐东区块。统计出了各远景区块天然气水合物的有效分布面积，最后得到整个南海海域BSR有效分布面积约为125833.3km2(表7－8)。

表7－8南海海域天然气水合物远景区天然气水合物分布面积及厚度表

续表

(据杨木壮等，2002)

为了确定含天然气水合物沉积层的有效厚度，以根据温压条件预测的天然气水合物稳定厚度作为含天然气水合物层厚度的基础数据，然后参与各区典型BSR深度以及振幅空白带分布区间来修正含水合物层的有效厚度，在已经开展天然气水合物调查的西沙海槽、东沙和神狐海域，直接将统计出的BSR之上的弱振幅带的厚度作为含天然气水合物层的厚度，各远景区块天然气水合物成矿带的厚度大体在47～389m之间(表7－8)。

根据上述参数，利用蒙托卡洛法计算了我国南海海域天然气水合物的量，在90%概率条件下，南海海域天然气水合物量约为76.32×1011m3，相当于76.32×108t油当量;在50%概率条件下，天然气水合物量约为649.68×1011m3，相当于649.68×108t油当量;在10%概率条件下，天然气水合物量约为1951.28×1011m3，相当于1951.28×108t油当量(图7－36)(金庆焕等，2006)。

图7－36我国南海海域天然气水合物量累计频率分布曲线图 (据金庆焕等，2006)

(三)我国东海天然气水合物前景

研究表明，东海天然气水合物分布的有利远景区主要在冲绳海槽西南部，大约在24°～28°N，122°～128°E区域范围内。杨木壮等(2002)利用该海域的海底温度、地温梯度、海水深度和盐度参数，计算了纯甲烷体系中天然气水合物稳定带厚度。在该海域92个计算点中，除了有3个点由于地温梯度低，天然气水合物稳定带厚度超过500m外，其余位置天然气水合物稳定带厚度均在500m以下，分布区间大约在50～491.7m，平均值为141.6m。天然气水合物稳定带的分布面积约5250km2。

作为根据上述数据，对东海海域天然气水合物量进行了初步测算，在90%概率条件下，东海海域天然气水合物量约为3.53×1011m3，相当于3.53×108t油当量;在50%概率条件下，天然气水合物量约为33.76×1011m3，相当于33.76×108t油当量;在10%概率条件下，天然气水合物量约为103.72×1011m3，相当于103.72×108t油当量(图7－37)。

图7－37我国东海海域天然气水合物量累计频率分布曲线图 (据金庆焕等，2006)

应该指出的是，根据国外钻探证实，在含天然气水合物沉积层之下，还经常存在储量相当可观的游离气体。但是，由于资料所限，难以确定游离气的分布状况，也难以选择合理的参数来估计游离气的量。因此，上述计算仅限于天然气水合物中甲烷气的量，没有考虑游离气的量。

在计算东海的天然气水合物量的时候，由于受资料的限制，将天然气水合物稳定带的厚度取代了天然气水合物成矿带的厚度来计算天然气水合物量，计算结果可能有所偏大。总之，在目前勘探程度低以及很多评价参数不能准确给定的情况下，对我国海域天然气水合物量估算是非常初步的。随着我国海域天然气水合物勘探和研究程度的深入以及所获资料的增多，今后有必要对上述预测结果进行修正(金庆焕等，2006)。