水合物開(kāi)采中深海古滑坡體的再啟滑機(jī)制初探*

譚 琳 劉 芳

(同濟(jì)大學(xué)土木工程防災(zāi)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 上海 200092， 中國(guó))

0 引 言

我國(guó)南海北陸坡分布著豐富的天然氣水合物資源。水合物是一種新型綠色能源，其產(chǎn)業(yè)化開(kāi)采對(duì)我國(guó)能源結(jié)構(gòu)優(yōu)化具有非常重要的意義。然而，南海水合物富集區(qū)發(fā)育海底滑坡以及與之相關(guān)的地質(zhì)災(zāi)害因素，如淺層氣、淺水流、氣煙囪、巖漿底辟與火山等(何健等， 2018)，水合物本身也是海底滑坡的重要誘因之一，開(kāi)采方法不當(dāng)可能會(huì)誘發(fā)海底滑坡，甚至造成海嘯等地質(zhì)災(zāi)害，構(gòu)成重大安全隱患(Sun et al.， 2020； Tan et al.，2021)。

針對(duì)南海水合物富集區(qū)，學(xué)者已開(kāi)展大量關(guān)于海底滑坡的地震勘測(cè)、室內(nèi)實(shí)驗(yàn)及數(shù)值模擬研究(孫運(yùn)寶等，2008； Wang et al.，2018； 霍沿東等，2019； Liu et al.，2020； Nian et al.，2020)，在海底滑坡的幾何形態(tài)與變形特征分析方面已取得有建設(shè)意義的研究成果(He et al.，2014； Li et al.，2014；Yin et al.，2015)，對(duì)于海底滑坡的成因機(jī)制和災(zāi)害評(píng)估也有了初步探索(馬云等， 2012； 雷亞妮等， 2018； Nian et al.，2019； Guo et al.，2020)。研究表明，地震、活動(dòng)斷層和水合物分解是觸發(fā)海底滑坡的3大主要因素，其中約10%的海底滑坡由水合物分解誘發(fā)(Hance， 2003)。自然條件下，水合物成藏與海底滑坡處于伴生動(dòng)態(tài)發(fā)展過(guò)程。一方面，滑移過(guò)程中，根部沉積物受張拉作用，一般會(huì)出現(xiàn)犁式斷裂，犁式斷裂自淺至深傾角變緩，總體呈上陡下緩的形態(tài)(孫運(yùn)寶等， 2008)； 發(fā)生滑移后，在滑坡主體底部形成明顯的滑移面，地層中的斷裂與滑移面為氣體提供了運(yùn)移通道與儲(chǔ)集空間，促進(jìn)水合物成藏(蘇丕波等， 2020)。另一方面，水合物藏在溫壓環(huán)境受擾動(dòng)后再次分解，對(duì)沉積物的膠結(jié)作用消失，同時(shí)，產(chǎn)生的氣體侵入古滑移面，造成孔壓積聚并沿橫向擴(kuò)展，使沉積物抗剪強(qiáng)度降低，可能觸發(fā)新一期滑坡(Dugan， 2012；Sun et al.，2017)。

水合物開(kāi)采過(guò)程中，逃逸的氣體可能遷移至古滑移面(圖 1)，在其中橫向擴(kuò)展，會(huì)加速沉積物的弱化，從而觸發(fā)大規(guī)?；?Tan et al.，2021)。目前對(duì)于水合物開(kāi)采誘發(fā)滑坡的機(jī)制研究尚處于起步階段，大多針對(duì)均質(zhì)儲(chǔ)層邊坡(Moridis et al.，2018；Song et al.，2019)，鮮有考慮實(shí)際儲(chǔ)層中海底古滑坡的影響。海底古滑坡的存在使開(kāi)采過(guò)程中的氣液運(yùn)移路徑非常復(fù)雜，基于均質(zhì)儲(chǔ)層邊坡的數(shù)值模擬忽略了古滑移面對(duì)氣液運(yùn)移路徑的影響，限制了孔壓積聚和材料強(qiáng)度弱化的影響范圍，無(wú)法全面地反映水合物開(kāi)采對(duì)邊坡穩(wěn)定性的影響機(jī)制。

古滑坡的幾何形態(tài)與空間分布非常復(fù)雜(孫運(yùn)寶等， 2008)、滑坡土體特性具有高度不確定性(Yoneda et al.，2019； Lall et al.， 2022)，增加了地質(zhì)建模的難度。初步探究水合物開(kāi)采過(guò)程中古滑坡發(fā)育邊坡的穩(wěn)定性，宜從簡(jiǎn)化模型入手。按照古滑坡與水合物藏在空間上的相對(duì)位置，水合物藏可分為下臥型和伴生型兩種。如圖 1所示，當(dāng)氣體運(yùn)移通道未到達(dá)古滑坡體或者氣體擴(kuò)散范圍在古滑坡下方地層時(shí)，水合物成藏于古滑坡以下，形成下臥型儲(chǔ)層(Wu et al.，2018)； 當(dāng)氣體運(yùn)移通道延伸至古滑坡體或氣體擴(kuò)散至古滑坡體以內(nèi)時(shí)，水合物成藏于古滑坡體內(nèi)，形成伴生型儲(chǔ)層(Li et al.，2013)。

圖 1 下臥型與伴生型水合物儲(chǔ)層成藏機(jī)理和開(kāi)采逃逸氣體被阻滯于古滑移面的示意圖Fig. 1 Illustration of the formation mechanism of the under-burden- and associated-type hydrate reservoirs and the escaping gas trapped in the ancient slip surface from hydrate production

不同類型的儲(chǔ)層開(kāi)采，可能觸發(fā)不同類型的滑坡(Wan et al.，2016)。目前對(duì)海底滑坡分類尚未有統(tǒng)一的認(rèn)識(shí)，從不同的角度對(duì)海底滑坡分類，術(shù)語(yǔ)存在一定差異(朱超祁等， 2015)。對(duì)于南海北陸坡的海底滑坡，我國(guó)學(xué)者從滑坡體的幾何形態(tài)與變形特征出發(fā)，分為滑動(dòng)型、滑塌型和蠕動(dòng)型滑坡(He et al.，2014； Chen et al.，2016； Wan et al.，2016)。滑動(dòng)型滑坡體發(fā)生平動(dòng)，沉積物幾乎不發(fā)生變形，滑移面較長(zhǎng)，幾乎與順坡向平行； 滑塌型滑坡體發(fā)生轉(zhuǎn)動(dòng)，其中沉積物發(fā)生明顯變形，滑移面為相對(duì)較短的曲面； 蠕動(dòng)型滑坡是指正在發(fā)生緩慢順坡運(yùn)動(dòng)的滑坡(Moscardelli et al.， 2008)。

本文針對(duì)下臥型與伴生型水合物儲(chǔ)層，考慮古滑移面滲透率的空間變異性建立邊坡模型，通過(guò)數(shù)值模擬計(jì)算瞬態(tài)孔壓與土體強(qiáng)度，建立水合物開(kāi)采二維邊坡極限平衡分析法，研究水合物開(kāi)采過(guò)程中邊坡穩(wěn)定性的演變，分析邊坡失穩(wěn)的滑坡類型，初步探究水合物開(kāi)采過(guò)程中深海古滑坡體的再啟滑機(jī)制。

1 物理模型

神狐海域位于南海珠江口盆地南部，水深400～2000 m，地形平緩，坡度不超過(guò)10°，分布著17條峽谷，走向?yàn)楸北蔽鳌夏蠔|向，谷壁較陡，坡度可達(dá)15°～22°。周慶杰(2015)利用峽谷區(qū)的多波束水深數(shù)據(jù)結(jié)合地震剖面分析識(shí)別出145個(gè)海底滑坡，這些滑坡分布于峽谷頭部和側(cè)壁，發(fā)育時(shí)期較晚，多為現(xiàn)代滑坡。統(tǒng)計(jì)顯示，滑坡陡坎的高度8～125 m，坡度3.4°～26.9°，水平滑移距離0.35～3.6 km，面積0.04～15.88 km2，厚度十幾米到幾十米，埋深幾米到幾十米(周慶杰， 2015)?？碧奖砻?，水合物藏位于海底以下300 m范圍以內(nèi)(Yang et al.，2017)，古滑坡體內(nèi)以及下方地層均有水合物成藏，即存在下臥型和伴生型水合物藏(Wu et al.，2018)。

根據(jù)神狐海域峽谷區(qū)的海床坡度與古滑坡特征，建立下臥型和伴生型水合物藏二維邊坡模型，如圖 2所示，計(jì)算域?qū)?000 m，其中邊坡段寬1800 m，長(zhǎng)高比3︰1(坡度約20°)，坡肩和坡趾的水深分別為700 m和1300 m。儲(chǔ)層沉積物以泥質(zhì)粉砂為主，古滑坡體位于30～70 mbsf(meters below seafloor，海底以下…米)，古滑移面位于70～80 mbsf。將下臥型水合物藏設(shè)置在古滑移面以下，厚度為40 m(80～120 mbsf)，并設(shè)置豎向裂隙區(qū)域，連通古滑坡與水合物藏，促使水合物分解產(chǎn)生的氣體遷移至古滑移面； 伴生型水合物藏與古滑坡沉積物重疊，即位于30～80 mbsf。

2 數(shù)值分析方法

2.1 水合物開(kāi)采二維邊坡動(dòng)態(tài)極限平衡分析模型

在邊坡穩(wěn)定極限平衡分析框架內(nèi)引入水合物開(kāi)采過(guò)程中的瞬態(tài)孔隙壓力和土體抗剪強(qiáng)度，建立水合物開(kāi)采二維邊坡動(dòng)態(tài)極限平衡分析模型。邊坡穩(wěn)定極限平衡分析法的基本概念是利用安全系數(shù)來(lái)量化邊坡的穩(wěn)定性。安全系數(shù)定義為滑動(dòng)力與抗滑力之間的比值，利用條分法求解。水合物開(kāi)采過(guò)程采用熱-流-化學(xué)耦合數(shù)值方法來(lái)模擬，從而獲取邊坡中瞬態(tài)孔隙壓力和水合物飽和度的空間分布。假設(shè)土體黏聚力隨水合物飽和度線性減小直至消失，通過(guò)莫爾-庫(kù)侖準(zhǔn)則計(jì)算邊坡中土體抗剪強(qiáng)度的空間分布。

為實(shí)現(xiàn)以上方法，借助TOUGH+HYDRATE程序(Moridis， 2014)與SLOP/W軟件(GEO-SLOPE InternationalLtd.， 2017)單向耦合來(lái)計(jì)算邊坡穩(wěn)定安全系數(shù)，確定相應(yīng)的潛在滑移面。首先，采用TOUGH+HYDRATE程序考慮熱-流-化學(xué)耦合機(jī)制模擬水合物開(kāi)采過(guò)程，獲取儲(chǔ)層邊坡中孔壓分布場(chǎng)與水合物分解鋒面的擴(kuò)展。然后，根據(jù)水合物飽和度確定土體強(qiáng)度參數(shù)在儲(chǔ)層邊坡中的時(shí)空分布，基于極限平衡分析框架，利用SLOPE/W軟件計(jì)算邊坡穩(wěn)定安全系數(shù)與潛在滑移面的時(shí)空演變。分析方法細(xì)節(jié)請(qǐng)參考我們的前期研究(譚琳等， 2020)。

2.2 物理模型參數(shù)

在熱-流-化學(xué)耦合數(shù)值模擬中，將邊坡模型離散為8688個(gè)單元(圖 2)。設(shè)置孔壓為靜水壓，壓強(qiáng)梯度為10.5 MPa·km-1，海床表面溫度為4 ℃，地溫梯度為45 ℃ · km-1。將古滑坡主體作為致密蓋層，滲透率設(shè)置為10-5mD?？紤]古滑移面滲透率的空間變異性，生成滲透率隨機(jī)場(chǎng)，平均值為38.3 mD，標(biāo)準(zhǔn)差為56.7 mD，順坡向變程為500 m。表 1和表 2分別列出計(jì)算模型與地層的物理力學(xué)參數(shù)。

圖 2 計(jì)算邊坡模型及不同類型邊坡的地層設(shè)置Fig. 2 The calculation slope model and the stratum settings of different types of slopes

表 1 計(jì)算模型

表 2 地層的物理力學(xué)參數(shù)Table 2 Physical and mechanical parameters of the strata

2.3 開(kāi)采場(chǎng)景

開(kāi)采方法采用單水平井熱吞吐法，即通過(guò)周期性交替的降壓與注熱實(shí)現(xiàn)水合物開(kāi)采(Li et al.，2011)。一般地，熱吞吐法分為3個(gè)階段： (1)注水階段，向儲(chǔ)層注入高溫?zé)崴?、蒸汽或者其他高溫介質(zhì)； (2)燜井階段，將井口關(guān)閉一段時(shí)間，目的在于增大儲(chǔ)層升溫范圍，促使水合物分解； (3)生產(chǎn)階段，重啟開(kāi)采井，抽出氣液混合流體。由于儲(chǔ)層沉積物的熱導(dǎo)率較低，燜井階段對(duì)升溫范圍的擴(kuò)大效果并不明顯，數(shù)值模擬一般忽略該階段(Li et al.，2011)，僅考慮注水階段和生產(chǎn)階段，本文也采用同樣的設(shè)置。降壓與注熱共用同一口井，下臥型和伴生型水合物藏的開(kāi)采井分別設(shè)置在97.5 mbsf和72.5 mbsf的位置。為了保證井周有足夠的注水空間，在熱吞吐循環(huán)之前，首先進(jìn)行30 d的降壓開(kāi)采，促使井周水合物分解，降壓壓差為原位壓強(qiáng)的50%。然后，開(kāi)始熱吞吐循環(huán)開(kāi)采。注熱階段，以0.10 kg · s-1的速率向儲(chǔ)層注入90 ℃熱鹽水(鹽度3.5%)，持續(xù)時(shí)長(zhǎng)2 d； 開(kāi)采階段，以0.12 kg · s-1的速率自儲(chǔ)層抽出氣液流體，持續(xù)時(shí)長(zhǎng)2 d。

圖 3 水合物分解鋒面的擴(kuò)展：(a～c)下臥型儲(chǔ)層； (d～f)伴生型儲(chǔ)層Fig. 3 The propagation of hydrate dissociation front in：(a～c) underburden-type reservoir； (d～f) associated-type reservoira. 435 d; b. 1200 d; c. 3019 d; d. 155 d; e. 1139 d; f. 3439 d

3 結(jié)果分析

3.1 水合物分解過(guò)程

開(kāi)采注熱過(guò)程中，注入的熱水在儲(chǔ)層中擴(kuò)散，儲(chǔ)層溫度升高，促使水合物分解； 降壓過(guò)程中，井周地層壓力降低，促使水合物分解，并將注熱與降壓階段產(chǎn)生的氣體抽出。

圖 3a～圖 3c給出了下臥型儲(chǔ)層開(kāi)采過(guò)程中水合物分解鋒面的擴(kuò)展?？梢钥闯觯屡P型儲(chǔ)層中開(kāi)采井上方和下方均出現(xiàn)分解鋒面的擴(kuò)展，其中上方分解區(qū)域較下方的范圍大。在注熱過(guò)程中，熱水沿開(kāi)采井與古滑移面之間的裂隙區(qū)向上遷移，裂隙周圍水合物分解。在降壓過(guò)程中，井周地層壓力降低，同時(shí)將下伏層中溫?zé)崃黧w抽至井周，使井周水合物分解。由于上方分解區(qū)同時(shí)受降壓與注熱的影響，而下方分解區(qū)僅受降壓作用的影響，因此上方分解區(qū)范圍較大。

隨著水合物的分解，沉積物黏聚強(qiáng)度降低，直至消失，形成強(qiáng)度弱化區(qū)(圖 4a～圖 4c)。同時(shí)，水合物分解后產(chǎn)生的氣體發(fā)生膨脹，導(dǎo)致超孔壓積聚。超孔壓隨著氣液流體在古滑移面中傳播，形成高壓區(qū)(圖 5a～圖 5c)。高壓區(qū)沿古滑移面橫向擴(kuò)展，促使逃逸其中的氣體形成二次水合物(圖 3a～圖 3c)。

圖 3d～圖 3f給出了伴生型儲(chǔ)層開(kāi)采過(guò)程中水合物分解鋒面的擴(kuò)展。伴生型儲(chǔ)層水合物賦存于古滑坡，古滑坡主體滲透率低，古滑移面滲透率高，所注熱水在古滑移面中橫向流動(dòng)，古滑移面中水合物首先分解，鋒面逐漸向古滑坡主體擴(kuò)展，強(qiáng)度弱化區(qū)也隨之自下而上擴(kuò)展(圖 4d～圖 4f)。同時(shí)，分解產(chǎn)生的氣體發(fā)生膨脹，造成高壓區(qū)的發(fā)展。與下臥型儲(chǔ)層相比，伴生型儲(chǔ)層開(kāi)采過(guò)程中超孔壓較高，高壓區(qū)在古滑移面的橫向擴(kuò)展范圍較大。

3.2 海床穩(wěn)定性演變

初始條件下，由于下臥型儲(chǔ)層邊坡中古滑移面沉積物的抗剪強(qiáng)度低，潛在滑移面貫穿其中(圖 6a)； 伴生型儲(chǔ)層邊坡古滑移面中發(fā)育水合物藏，沉積物剪切強(qiáng)度較高，潛在滑移面位于淺層(圖 6b)。

圖 4與圖 5給出了兩種類型邊坡開(kāi)采過(guò)程中潛在滑移面的演變(紅色網(wǎng)格所示)，水合物分解后，潛在滑移面向開(kāi)采區(qū)移動(dòng)。由圖 4a～圖 4c與圖 5a～圖 5c可以看出，下臥型儲(chǔ)層的潛在滑移面貫穿古滑移面，與高壓區(qū)相交，但未與弱化區(qū)相交，說(shuō)明該情況下儲(chǔ)層黏聚力降低對(duì)邊坡穩(wěn)定性幾乎沒(méi)有影響，而超孔壓積聚對(duì)邊坡穩(wěn)定性的影響較大。

圖 4 有效黏聚力的演變： (a～c)下臥型儲(chǔ)層； (d～f)伴生型儲(chǔ)層Fig. 4 The evolution of effective cohesion in：(a～c) underburden-type reservoir； (d～f) associated-type reservoira. 435 d; b. 1200 d; c. 3019 d; d. 155 d; e. 1139 d; f. 3439 d

圖 5 超孔壓的演變：(a～c)下臥型儲(chǔ)層； (d～f)伴生型儲(chǔ)層Fig. 5 The evolution of excess pore pressure in：(a～c) underburden-type reservoir； (d～f) associated-type reservoira. 435 d; b. 1200 d; c. 3019 d; d. 155 d; e. 1139 d; f. 3439 d

圖 6 初始潛在滑移面：(a)下臥型儲(chǔ)層； (b)伴生型儲(chǔ)層Fig. 6 The initial potential slip surface of：(a) underburden-type reservoir； (b) associated-type reservoir

圖 7 邊坡穩(wěn)定安全系數(shù)演變：(a)下臥型儲(chǔ)層； (b)伴生型儲(chǔ)層Fig. 7 The evolution of the slope stability factor of safety of：(a) underburden-type reservoir； (b) associated-type reservoir

圖 8 滑移面有效黏聚力演變：(a)下臥型儲(chǔ)層； (b)伴生型儲(chǔ)層Fig. 8 The evolution of the effective cohesion on the potential slip surface of：(a) underburden-type reservoir； (b) associated-type reservoir

如圖 7a所示，下臥型儲(chǔ)層開(kāi)采過(guò)程中邊坡穩(wěn)定安全系數(shù)先降低后升高。開(kāi)采初期，高壓區(qū)的發(fā)展使邊坡穩(wěn)定安全系數(shù)逐漸降低。然而，開(kāi)采中后期，古滑移面中生成二次水合物(圖 3a～圖 3c)，提高了潛在滑移面上沉積物的黏聚強(qiáng)度(圖 8)，使邊坡穩(wěn)定安全系數(shù)升高。開(kāi)采期間，邊坡穩(wěn)定安全系數(shù)始終高于1.35，說(shuō)明邊坡穩(wěn)定性雖有所下降但不會(huì)造成古滑坡復(fù)活。此外，潛在滑移面始終貫穿古滑移面，與邊坡方向平行，表現(xiàn)為滑動(dòng)型的潛在滑坡模式。

由圖 4d～圖 4f與圖 5d～圖 5f可以看出，伴生型儲(chǔ)層邊坡的潛在滑移面同時(shí)穿過(guò)高壓區(qū)與弱化區(qū)，邊坡穩(wěn)定性受超孔壓積聚與儲(chǔ)層黏聚力降低的共同影響。開(kāi)采過(guò)程中，邊坡穩(wěn)定安全系數(shù)降至小于1，說(shuō)明開(kāi)采可能造成古滑坡復(fù)活。潛在滑移面集中在開(kāi)采區(qū)附近，呈現(xiàn)近圓弧形狀，表現(xiàn)為滑塌型滑坡模式。

圖 9給出了下臥型與伴生型儲(chǔ)層邊坡潛在滑移面上的超孔壓演變。伴生型邊坡高壓區(qū)的超孔壓遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于下臥型邊坡，且高壓區(qū)范圍較下臥型邊坡大。這是由于伴生型儲(chǔ)層開(kāi)采產(chǎn)生的氣體直接在古滑移面中擴(kuò)展，同時(shí)，古滑坡體中水合物的存在進(jìn)一步降低了滲透性，對(duì)氣體的阻滯作用更明顯，加劇了超孔壓的積聚。因此，伴生型儲(chǔ)層開(kāi)采邊坡穩(wěn)定性降低得更加顯著。

圖 9 滑移面超孔壓演變：(a)下臥型儲(chǔ)層； (b)伴生型儲(chǔ)層Fig. 9 The evolution of the excess pore pressure on the potential slip surface of：(a) underburden-type slope； (b) associated-type slope

4 結(jié) 論

針對(duì)深海古滑坡發(fā)育區(qū)下臥型與伴生型水合物藏，考慮古滑移面滲透率的空間變異性，引入瞬態(tài)孔壓與土體抗剪強(qiáng)度，建立水合物開(kāi)采二維極限平衡分析模型，針對(duì)水合物藏與古滑坡不同的相對(duì)位置，初步研究水合物開(kāi)采過(guò)程中古滑坡再啟滑機(jī)制，分析了不同儲(chǔ)層邊坡的失穩(wěn)模式，得到如下結(jié)論：

(1)水合物開(kāi)采過(guò)程中，分解區(qū)形成強(qiáng)度弱化區(qū)，同時(shí)產(chǎn)生的氣體遷移至古滑移面，造成超孔壓積聚，形成沿古滑移面橫向擴(kuò)展的高壓區(qū)，土體抗剪強(qiáng)度降低，可能導(dǎo)致古滑坡復(fù)活。

(2)下臥型儲(chǔ)層邊坡穩(wěn)定性主要受超孔壓積聚的影響，潛在滑移面始終貫穿古滑移面，邊坡穩(wěn)定安全系數(shù)先降低后升高，導(dǎo)致古滑坡復(fù)活的可能性較低，潛在的失穩(wěn)模式為滑動(dòng)型滑坡。

(3)伴生型儲(chǔ)層邊坡穩(wěn)定性同時(shí)受黏聚力降低與超孔壓積聚的影響，整個(gè)潛在滑移面集中在開(kāi)采區(qū)域周圍，水合物開(kāi)采可能會(huì)造成古滑坡復(fù)活，表現(xiàn)為滑塌型滑坡模式。

此外，水合物開(kāi)采中古滑坡的再啟滑機(jī)制受到多重因素的影響，例如古滑坡沉積物的滲透性，該特性具有高度不確定性，這種不確定性對(duì)開(kāi)采古滑坡再啟滑機(jī)制的影響有待進(jìn)一步研究。