水合物層下伏遊離氣滲漏過程的數值模擬及實例分析
蘇正1,2，曹運誠1，吳能友1,22，Lawrence M.Cathles3，陳多福1,2
蘇正，（1980—），博士，助理研究員，主要從事天然氣水合物及盆地流體活動的數值模擬研究，E-mail:suzheng@ms.giec.ac.cn。
註：本文曾發表於《地球物理學報》，2009,12:3124-3131，本次出版有修改。
1.中國科學院邊緣海地質重點實驗室/廣州地球化學研究所，廣州 510640
2.中國科學院廣州天然氣水合物研究中心/可再生能源與天然氣水合物重點實驗室/廣州能源研究所，廣州 510640
3.Department of Earth&Atmospheric Sciences,Cornell University,Ithaca,New York 14853-1504,USA
摘要：海洋環境中天然氣水合物層是理想的毛細管封閉層，遊離氣被抑制在水合物層下，遊離氣層的氣體壓力隨氣體聚集和氣層厚度的增加而升高，當氣壓超過封閉層的毛細管力時，遊離氣會克服毛細管進入壓力、刺入上覆封閉層孔隙空間，毛細管封閉作用隨之消失，從而形成水合物下伏遊離氣向海底的滲漏。通過對該過程進行的數值模擬計算表明：滲漏氣體是以活塞式驅動上覆沈積層中的孔隙水向海底排出，水合物穩定帶內流體滲漏速度隨水流柱高度的減小而增加，當水流阻抗大於相應沈積層段的靜巖壓力時，沈積層將轉變為流沙，流沙沈積被海流移除後便在海底留下凹陷麻坑。麻坑形成後流體運移通道演化為氣體通道，氣體快速排放。麻坑深度主要取決於遊離氣層的厚度和水合物封閉層（底界）的深度，而與沈積層的滲透率無關。麻坑深度壹定程度上指示了滲漏前水合物層下伏遊離氣層的資源量。對布萊克海臺海底麻坑的深度數值模擬計算表明，形成4 m深的海底麻坑需要至少22 m厚的遊離氣層。
關鍵詞：天然氣水合物；毛細管封閉；遊離氣滲漏；麻坑；布萊克海臺
Numerical Computation and Case Analysis of the Venting Process of Free Gas Beneath Hydrate Layer
Su Zheng1,2,Cao Yuncheng1,2,Wu Nengyou1,2,Lawrence M.Cathles3,Chen Duofu1,2
1.CAS Key Laboratory of Marginal Sea Geology/Guangzhou Institute of Geochemistry,Chinese Academy of Sciences,Guangzhou 510640,China
2.CAS Guangzhou Centerfor Gas Hydrate Research/CAS Key Laboratory of Renewable Energy and Gas Hydrate/Guangzhou Institute of Energy Conversion,Chinese Academy of Sciences,Guangzhou 510640,China
3.Department of Earth&Atmospheric Sciences,Cornell University,Ithaca,New York 14853-1504,USA
Abstract:A hydrate layer is an ideal capillary seal,beneath which free gas is trapped.Gas overpressure increases as gas accumulates and gas column grows.Capillary seals have the property that they fail completely when gas pressure reaches the point that they are invaded by gas,and thereafter they offer little resistance to gas venting.After the seepage is triggered,the venting gas will push the overlying water upward at increasingly higher velocities as the gas “piston”approaches the seafloor.Numerical model shows that as the water velocity increases,the near surface sediments will become quick at a depth that the resistance of water flow exceeds the hydrostatic pressure of the sediment hosting the water flow.These quick sediments can then be removed by bottom ocean currents,leaving a hollow pockmark on the seafloor.Thereafter,afree gas pathway isformed below the pockmarks and the reservoir gas drains quickly.The pockmark depth is afunction of thickness of free gas column beneath the hydrate and depth of the hydrate seal (bottom of hydrate layer).Interestingly,pockmark depth does not depend on sediment permeability.Pockmark depth implies the resource amount offree gas beneath hydrate layer.The model shows that a 22-m-thick free gas layer at least is needed toform a 4-m-deep pockmark on the rise of Blake ridge.
Key words:gas hydrate;capillary seal;gas seepage;pockrnarks; Blake ridge
0 引言
在海洋環境水合物穩定帶內孔隙水溶解甲烷濃度超過甲烷水合物形成的溶解度時，溶解甲烷會結晶形成水合物，隨著水合物含量的增加，形成水合物層圈閉，並在其之下發育遊離氣層[1-4]。在特定的條件水合物層之下的遊離氣沿通道向上滲漏進入海底，並在海底形成麻坑、自生碳酸鹽巖、生物群落、氣泡羽狀體，如俄勒岡外海水合物脊[5]、布萊克海臺等[6]、北剛果陸坡[7-8]、挪威外海[9]以及中國南海[10]。雖然水合物層下伏遊離氣向上滲漏活動在水合物發育區比較普遍，但是水合物層下伏遊離氣向上滲漏的機制和泄漏過程中的流體動力學特征，及流體滲漏對海底沈積地層的破壞（形成麻坑）過程並不清楚。
水合物層下伏遊離氣受到水合物層毛細管作用的封閉，隨氣體聚集和氣層厚度增長，水合物下伏遊離氣的壓力持續增加，當氣體超壓克服毛細管封閉作用後氣體滲漏被激發，超壓氣體推動孔隙水向上排出，在海底形成麻坑，麻坑深度反映了流體的破壞強度和遊離氣層的超壓幅度。因此，本文將應用水合物層毛細管封閉機理和沈積孔隙流體滲漏動力學，研究水合物穩定帶之下遊離氣如何向上突破的動力學過程，建立遊離氣層壓力狀態與麻坑深度之間的數值模型，通過海底麻坑特征揭示水合物系統遊離氣層的演化規律。
1 毛細管封閉及遊離氣滲漏機理
海底沈積層中存在2種毛細管力封閉作用。第壹類毛細管力封閉作用是存在於小型的氣藏頂部的毛細管封閉作用，屬於低滲透率的氣體捕集封閉。封閉層的孔隙度和滲透率較低，而水更傾向存在於較小的孔隙空間，因此封閉層的孔隙空間完全被水占有，而封閉層之下含氣層的孔隙度和滲透率相對較高[11]。碎屑沈積物孔隙介質壹般為水潤濕相，氣液界面處的毛細管力阻止天然氣進壹步向上運移，使氣體處於孔隙較大的沈積層段，但當氣體壓力超過相應孔隙的氣體的毛細管進入壓力時，超壓氣體將刺入封閉層的小孔隙，氣藏開始排氣，並在上覆沈積層中產生氣體的滲漏通道。侵入毛細管壓力由拉普拉斯方程給出[12]：
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其中：γ為界面張力，取值0.027 N/m[13],rf和rc分別代表小孔隙和大孔隙的有效孔隙半徑。
第二類毛細管封閉作用存在於氣－液二相***存的沈積孔隙中，氣液二相均可流動[14-15]。由於整個沈積體是由沈積顆粒構成的孔隙介質，孔隙水優先占據並被吸附在孔隙的喉道位置，具有小孔徑的孔喉部位產生的毛細管力抑制了孔隙腔中氣體的流動。此類毛細管封閉條件是孔隙內2種流體***存，且二者均可流動。在滲漏活動初期這種情況出現在氣流柱頂部和氣柱周圍的氣－水混合的部位，沈積層中毛細管封閉線的位置隨氣柱的發育而變遷，這種毛細管封閉作用約束了氣流柱的形狀和發育，並使氣流柱有壹個相對平坦的頂部；同時也會形成壹個相對穩定的通道直徑，這意味著滲漏氣柱頂部的氣－水界面相對平坦，在理想均質介質中滲漏氣體以“活塞”式向上推進。但是當滲漏氣柱遇到滲透率在橫向上不均勻或不連續（如斷層）的沈積介質時會出現分支或扭曲的氣體通道。
海洋環境擴散型水合物穩定帶與下伏遊離氣之間屬於第壹類毛細管力的封閉，在水合物穩定帶底部水合物含量最高[3,16]，水合物的形成降低了孔隙介質的有效孔隙度和滲透率，使水合物層的孔隙度低於下伏遊離氣層的孔隙度，水合物層的有效孔隙半徑小於遊離氣層的有效孔隙半徑。親水性的水合物沈積層內除水合物外的其余孔隙空間被水占據，而下伏沈積體的孔隙空間完全被氣體充填，水合物層與遊離氣層之間就存在壹個上覆孔隙水與下伏遊離氣的界面。因此在水合物層與遊離氣層界面（大孔隙與小孔隙之間）上產生毛細管力，其方向指向孔隙半徑較大的含氣層，阻止下伏氣體進入上覆含水層（水合物層），抑制氣體向上運移。但是當下伏遊離氣層中的氣體壓力超過上覆水合物封閉層的毛細管力時，超壓氣體將刺入水合物封閉層，使水合物層的毛細管封閉作用完全失效或僅剩很小的封閉作用，氣體泄漏開始。超壓的氣體滲漏進入水合物穩定帶後，隨著氣柱的增長氣體逐漸侵占原有孔隙水所占的孔隙空間，驅使孔隙水向上排出，並最終泄漏進入海底。水合物穩定帶內氣柱的增長過程受第二類毛細管封閉作用的控制，使氣流柱以“活塞”式增長，而沒有出現氣流彎曲和分支，這與地球物理資料顯示的近於垂直的流體滲漏通道（氣囪）特征壹致[8-9,17-19]。
圖1給出了海洋水合物層下伏遊離氣滲漏過程。遊離氣在水合物層底界之下聚集，氣層厚度和氣體超壓逐漸增加（A），當氣體壓力超過水合物封閉層的毛細管力時，高壓氣體會在封閉薄弱點或氣層最頂端刺穿封閉，使水合物毛細管封閉失效（B）。氣流柱在高壓作用下向上推進，並驅使上覆沈積孔隙水向外排出。氣流柱高度（hg）逐漸增長，而水流柱高度（hw）相應縮短（B到C過程）。如果氣壓驅動力保持相對恒定，由於巖層對水的黏滯力（或水流阻抗）遠大於其對氣的黏滯力（或氣流阻抗），隨水流柱高度hw減小，流體滲漏速度將越來越快，在單位長度水流柱上的壓降（等於巖層對水流的黏滯力）隨流體速度的增長而增加。在氣流接近海底時流體速度明顯增強，淺層水流阻抗（即水流對地層的作用力）超過相應沈積體的靜巖壓力，淺層含水沈積將被流沙化，當流沙化的沈積物被海底底流搬運後，便在海底形成“新鮮的”麻坑，此時麻坑下形成單壹的氣體運移通道（D）。由於氣體黏度遠小於水的黏度（約為1/60），氣體排放異常迅速，遊離氣藏中氣體會很快排幹，流體滲漏通道中的氣流逐漸退化（E），孔隙流體壓力回歸靜水壓力，孔隙水重新占據水合物封閉層和流體滲漏通道的孔隙空間，在氣量通量減小體系溫度降低的過程中伴隨者水合物的生成（此文中不做詳細論述），並因此減小了流體流動速度，少量氣體仍可滯留在流體滲漏通道內，在地震記錄上顯示為氣煙囪，水合物層底部的毛細管封閉作用恢復，水合物層之下遊離氣的聚集過程再次啟動（F）。
圖1 水合物下伏遊離氣滲漏概念模型示意圖[11]
Z為海底以下深度，h為水合物穩定帶厚度（或水合物封閉層深度）。黑色帶表示毛細管封閉層，淺灰色表示氣體所占據孔隙沈積層。A.氣體被封閉在水合物層之下；B.氣體刺穿封閉層開始泄漏C.氣柱高度增加，推動水流向外排出，水流柱高度相應縮短，流體運移速度不斷增加；D.含水流沈積中孔隙壓力超過靜巖壓力，在海底出現麻坑，形成單壹的氣流通道；E.遊離氣藏中的天然氣被逐漸排空，孔隙超壓消失，流體通道中的氣流柱逐漸退化；F.氣流柱完全消失，在海底留下氣煙囪，並有水合物生成，水合物封閉作用恢復，並開始新的氣體聚集
2 遊離氣滲漏過程的數學模型
氣體滲漏過程中（圖1）氣柱和水柱都是在遊離氣超壓的驅動下流動，流體運移的總驅動力等於氣體超壓（ρw－ρg)gd。氣流柱不斷增大，並且以同壹速度推動滲漏通道內的上覆孔隙水向上流動。假定水合物穩定帶為壹種均質孔隙介質，滲漏通道內流體（水和氣）的滲漏速率相同，孔隙介質內流體滲漏模型可用達西定律描述為
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其中：Δp為流體運移總推動力，是施加在氣流柱和水流柱上的壓降之和（Δpg＋Δpw），或者是氣流阻抗與水流阻抗之和，等於氣層底部的超壓（ρw－ρg)gd；ρ為流體密度；d為遊離氣層的厚度；μ為流體黏度；V為流體速度；k為沈積體的滲透率；krg和krw分別為沈積體孔隙氣和水的相對滲透率；hg和hw分別為氣流柱和水流柱的高度。
假定氣流柱中氣的飽和度和水流柱中水的飽和度均為1，氣和水的相對滲透率為1。由方程（1），流體（氣體和水）的運移速度表示為
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在方程（2）中，若 可知流體運移速度隨氣流柱高度（hg=h-hw）的增長而增加。對方程（2）進行積分得到氣柱增長方程：
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利用方程（3）既可以計算滲漏氣流柱增長到某壹高度所需要的時間，也可以計算某壹時間點水合物穩定帶內氣流柱的高度。
由方程（1）和方程（2）可知，孔隙介質中單位長度流體柱所受阻抗隨氣流柱高度的增加（或水流柱高度的減小）而增加，也就是說沈積物格架所受流體的反作用力（流體阻抗）逐漸增加，當流體阻抗超過相應沈積體的靜巖壓力時，相應沈積層將被流體化而成為流沙[20]，滲漏流體速度須滿足 。流沙沈積被海流移除後在海底形成麻坑，被流沙化沈積體的底界確定了麻坑深度。用 替換方程（2）中流體速度V，麻坑深度hpm替換水流柱高度hw，即可得到麻坑深度方程：
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方程（4）中，若μw≌60μg、krw≌krg≌1（假定水流柱中水的飽和度和氣流柱中氣的飽和度近似為1），方程（4）可簡化為
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在壹定的溫壓條件下流體密度和黏度為常數[12]。因此，方程（5）中麻坑深度可近似為水合物下伏的遊離氣層厚度（d）和水合物封閉層深度（h）的函數，與沈積體的滲透率無關。模型計算中所有參數取國際標準單位。
3 模型應用及討論
美國卡羅萊納外海的布萊克海臺區是典型的水合物發育區，既有完美的BSR顯示，又有遊離氣的滲漏活動及在海底形成的麻坑[6,21-22]。大洋鉆探計劃（ocean drilling program)1 64航次對布萊克海臺進行了鉆探取心研究，其中997站位鉆至海底之下750 m，穿過了BSR（海底之下450 m），其中180～462 m 層段含水合物，水合物平均飽和度為6％，位於水合物穩定帶底部（462 m）的水合物體積分數最高為24%[4]。996站位於布萊克底辟鏈的最南端，處於997站位西北98 km，最大鉆孔深度為63 m，剛好位於麻坑之中，地震剖面顯示該區BSR深度為440 m，深部底辟作用使上覆地層變形、形成小型斷層，成為有利的流體滲漏通道，在海底發育有深4 m、直徑50 m的麻坑，並且正在發生氣體滲漏（圖2），鉆探獲得的水合物體積分數高，最高達沈積孔隙的99%[6,21-23]。
驅動流體運移的氣體超壓取決於遊離氣層的厚度。如果下伏遊離氣層厚度達100 m（圖1），其總的流體驅動力（等於氣體超壓）可達到0.8 MPa；如果遊離氣層厚度為22 m，流體超壓驅動力為0.18 MPa（圖3最左端A點）。滲漏開始時水流柱高度分數（等於hw/h）為1，總水流阻抗等於氣體總超壓，整個氣流柱高度增加而降低。但是由於水流速度增加，施加在單位長度水流柱上的驅動力和相應的黏滯力增加，水流阻抗逐漸趨近海底相應深度沈積層靜巖壓力，且在水流柱高度分別小於40 m（對於遊離氣層厚度為100 m）和4 m（對於遊離氣層厚度為22 m）時水流阻抗超過沈積介質的質量（圖3D點）。該位置以上的沈積物被流沙化[20]，轉變成顆粒懸浮的液狀混合體，這種流沙化沈積被海流搬運後在海底形成麻坑。利用方程（3）可以計算遊離氣從水合物穩定帶底部滲漏到達海底所需的時間。假定滲漏率為10-12m2時， 100 m厚的遊離氣層泄漏到海底的時間大約為5 a。
圖2 布萊克海臺地震反射強度剖面揭示的BSR、底辟構造、海底麻坑及與ODP977站位揭示的BSR深度比較
a.地震反射強度顯示布萊克海臺水合物發育、氣體聚集以及底辟構造頂端的流體滲漏[22];b.為ODP997站位BSR揭示的水合物封閉層深度[21]
圖3 滲漏通道中的流體阻抗和含水沈積層的靜巖壓力曲線交點指示麻坑深度
水合物穩定帶中氣流柱高度增加（頂部坐標向右），水流柱高度減小（底部坐標向右），水流阻抗和靜巖壓力隨之減小，水流阻抗大於靜巖壓力時發生流沙破壞，曲線交點位置指示麻坑深度（D點）。布萊克海臺100 m的遊離氣層發生滲漏時在海底可形成40 m深的麻坑，而22 m厚的氣層泄漏時可形成4 m深的海底麻坑（最右邊灰色陰影）
方程（2）中流體滲漏速率與滲透率成正比，但方程（4）中麻坑深度不依賴於沈積體滲透率，只是水與氣體相對滲透率比的函數，而相對滲透率決定於孔隙流體的飽和度[12]，因此沈積體滲透率控制流體滲漏速率，但不控制麻坑形成。實際上，滲透率越大，氣體滲漏越快，麻坑形成越快；氣體超壓在水流柱和氣流柱之間的分配不依賴於滲透率，而是決定於氣體的超壓幅度，以及流體黏度和氣流柱高度（或水流柱高度）。
利用方程（5）可以簡單計算海底麻坑深度，同時在已知水合物底界（封閉層）深度和麻坑深度，也可以通過方程（5）計算遊離氣層的厚度。圖4顯示麻坑深度與遊離氣層厚度和封閉層深度的關系。在給定封閉層深度，麻坑深度隨遊離氣層厚度的增加而增大，相反較深的沈積層厚度削弱了滲漏流體對麻坑的挖掘作用，水合物封閉層越淺，形成壹定深度的麻坑所需的遊離氣層厚度越小。
圖4 水合物封閉層深度和麻坑深度與遊離氣層厚度的關系
麻坑深度主要決定於遊離氣層厚度和水合物封閉層埋深，與遊離氣層厚度呈正比，與水合物層埋深呈反比。如果水合物封閉層深700m，形成4m深的麻坑需要27m的遊離氣層，如果水合物封閉深度為440 m，則需要22 m的遊離氣層，如果水合物封閉層深100m，僅需要1l m厚的遊離氣層
地球物理顯示布萊克海臺ODP996站位周圍的BSR深度為440 m，而在ODP996站位正下方遊離氣藏氣體沿底辟構造上升至大約220 m（圖2）處，在沿小斷層滲漏至海底，由方程（5）可知麻坑深度與滲透率無關，取決於遊離氣藏的埋深和遊離氣層的厚度。對於海底4 m深的麻坑，計算表明在水合物層之下至少需要有22 m厚的遊離氣層。蘇正和陳多福[4]計算了布萊克海臺997站位的水合物和遊離氣體積分數分布，在水合物穩定帶底界之下26 m處的氣體飽和度為28％，底界之下74 m處氣體飽和度為0.2％，其中水合物體積分數分布與同壹區域的ODP995站位是相近的[24]。28％的氣體飽和度大於氣體流動所需20％的飽和度，而底界之下74 m處0.2％的氣體飽和度不能流動，也不能傳遞孔隙氣體壓力。如果20％的飽和度指示可傳遞氣層的底界，則氣層的有效壓力傳遞厚度約為30 m，這與筆者22 m厚的遊離氣層模型計算結果相近（圖5）。實際上，該鉆位水合物平均體積分數約為6%[4]，可封閉氣層厚度為24 m（三角點所示），接近模型估計的22 m。此外，在水合物穩定帶底部的水合物飽和度達24%[4]，其毛細管作用可封閉約33 m的遊離氣層（菱形點所示），與Flemings等[25]估計的極限破壞厚度29 m相似（虛線所示位置），接近但略小於30 m的參考厚度。然而，在996站位遊離氣發生泄漏後， 997站位擴散型水合物的體積分數仍在持續增加[26]，水合物層的封閉能力也相應增強，遊離氣層厚度不斷增長，因此，997站位遊離氣厚度（30 m）大於996站位遊離氣發生泄漏時的22 m氣層厚度是合理的。
圖5 布萊克海臺的水合物飽和度和所能封閉的遊離氣層厚度
氣層厚度隨水合物飽和度增加而增高，水平虛線與氣層厚度曲線的交點（29 m）為Flemings等預測的997站位氣層的臨界水力壓裂厚度[25]，圓形點標示約30 m的實際氣層厚度，三角形點顯示平均飽和度6％的水合物能封閉24m的氣層，而飽和度24％的水合物可封閉33 m的遊離氣層（菱形點）
4 結語
本文構建了水合物層下伏遊離氣滲漏動力學過程的數學模型，遊離氣被水合物層的毛細管作用所圈閉，下伏遊離氣的超壓隨遊離氣層的增長而增加；當氣體超壓超過作用於水合物與遊離氣層界面的毛細管阻力時，遊離氣滲漏進入上覆水合物穩定帶，並以“活塞式”驅動上覆孔隙水向外排出，滲漏速度隨水流柱高度的減小而增加；當水流阻抗超過相應層段的靜巖壓力時沈積體變為流沙，流沙沈積被海流帶走便在海底留下麻坑。模型顯示麻坑深度為遊離氣層厚度和水合物封閉層埋深的函數，而與沈積介質的滲透率無關。遊離氣滲漏形成的海底麻坑對水合物下伏遊離氣層的厚度具有指示作用，在已知水合物封閉層深度和海底麻坑深度條件下，模型可以計算水合物層下伏遊離氣藏發生滲漏時的氣層厚度，在布萊克海臺海底發育有4 m深的麻坑，它的形成需要至少22 m厚的遊離氣層。
致謝：挪威國家石油公司Martin Hovland教授提供了全球麻坑基礎資料和最新信息，表示感謝。
參考文獻
[1]Xu W ,Ruppel C.Predicting the Occurrence,Distribution,and Evolution of Methane Gas Hydrate in Porous Marine Sediments[J].Journal of Geophysical Research,1999,104:5081-5095.
[2]Davie M K,Buffett B A.A Steady State Model for Marine Hydrate Formation:Constraints on Methane Supply from Pore Water Sulfate Profiles[J].Journal of Geophysical Research,2003,108(B10): 2495,doi:10.1029/2002JB002300.
[3]Chen Duo-Fu,Su Zheng,Cathles L M.Types of Gas Hydrates in Marine Environments and Their Thermodynamic Characteristics[J].Terrestrial Atmospheric and Oceanic Sciences,2006,17(4) :723-737.
[4]蘇正，陳多福.海洋環境甲烷水合物溶解度及其對水合物發育特征的控制[J].地球物理學報，2007,50(5）: 1518-1526.
[5]Trehu A M,Bohrmann G,Rack F R,et al.Proceedings ofthe Ocean Drilling Program,Initial Reports Volume 204[M].TX:Ocean Drilling Program,2003.
[6]Paull C K,Spiess F N,Ussler W Ⅲ，et al.Methane-Rich Plumes on the Carolina Continental rise: Associations with Gas Hydrates[J].Geology,1995,23: 89-92.
[7]Sahling H,Bohrmann G,Spiess V,et al.Pockmarks in the Northern Congo Fan area,SW Africa: Complex seafloor features shaped by Fluid Flow[J].Marine Geology,2008,249 : 206-225.
[8]Gay A,Lopez M,Berndt C,et al.Geological Controls on Focused Fluid Flow Associated with Seafloor Seeps in the Lower Congo Basin[J].Marine Geology,2007,244 (1/2/3/4):68-92.
[9]Hovland M,Svensen H,Forsberg C F,et al.Complex Pockmarks with Carbonate-Ridges off Mid-Norway:Products of Sediment Degassing[J].Marine Geology,2005,218:191-206.
[10]陳多福，李緒宣，夏斌.南海瓊東南盆地天然氣水合物穩定域分布特征及資源預測[J].地球物理學報，2004,47(3）:483-489.
[11]Cathles L M.Changes in Sub-Water Table Fluid Flow at the End of the Proterozoic and Its Implicationsfor Gas Pulsars and MVT Leadzinc Deposits[J].Geofluids,2007,7(2): 209-226.
[12]Bear J.Dynamics of Fluids in Porous Media[M].New York:Elsevier,1972.
[13]Vigil G,Xu Z,Steinberg S,et al.J.Interactions of Silica Surfaces[J].J Colloid Interface Sci,1994,165:367.
[14]Cathles L M.Capillary Seals as a Cause of Pressure Com-partmentation in Sedimentary Basins:Presented at the Gulf Coast Section SEPM Foundation 21 st Annual Research Conference on Petroleum Systems of Deep-Water Basins,2001:561-572.
[15]Shosa J D,Cathles L M.Experimental Investigation of Capillary Blockage of Two-Phase Flow in Layered Porous Media,in Petroleum Systems of Deep-Water Basins: Global and Gulfof Mexico Experience: Proceedings ofthe GCSSEPM Foundation.21 st Annual Bob F.Perkins Research Conference,2001:725-739.
[16]蘇正，陳多福.海洋天然氣水合物的類型及特征[J].大地構造與成礦學，2006,30(2).
[17]Hovland M,Judd A G.Seabed Pockmarks and Seepages.Impact on Geology,Biology and the Marine Environment.London:Graham&Trotman Ltd.,1988.
[18]Hovland M,Svensen H.Submarine Pingoes:Indicators of Shallow Gas Hydrates in a Pockmark at Nyegga,Norwegian Sea[J].Marine Geology,2006,228:15-23.
[19]Gay A,Lopez M,Cochonat P,et al.I so1ated Seafloor Pockmarks Linked to BSRs,Fluid Chimneys,Polygonal Faults and Stacked Oligocene-Miocene Turbiditic Palaeochannels in the Lower Congo Basin[J].Marine Geology,2006,226(1/2):25-40.
[20]Nicholl M J,Karnowski M.Laboratory Apparatus for the Demonstration of Quicksand[J].Journal of Geoscience Education,2006,54(5): 578-583.
[21]Matsumoto R,Paull C,Wallace P.the Leg 164 Scientific party[C]//Gas hydrate sampling on the Blake Ridge and Carolina Rise: ODP,Leg 164 Preliminary Report,1996.
[22]Taylor M H,Dillon W P,Pecher I A.Trapping and Migration of Methane Associated with the Gas Hydrate Stability Zone at the Blake Ridge Diapir:New Insights from Seismic Data[J].Marine Geology,2000,164:79-89.
[23]Paull C K,Matsumoto R,Wallace P J,et al.Proc.ODP,Sci.Results[C].164:TX:Ocean Drilling Program,2000.
[24]王秀娟，吳時國，劉學偉.天然氣水合物和遊離氣飽和度估算的影響因素[M].地球物理學報，2006,49(2）:504-511.
[25]Flemings P B,Liu X,Winters W J.Critical Pressure and Multiphase Flow in Blake Ridge Gas Hydrates[J].Geology,2003,31: 1057-1060.
[26]Liu X,Flemings P B.Dynamic Multiphase Flow Model of Hydrate Formation in Marine Sediments[J].Journal of Geophy sical Resea rch,2007,112,B03101,doi:10.1029/2005JB004227.