天然气水合物是一种由水分子作为主体分子的化合物晶体，水分子之间通过氢键连接形成笼型结构，并将气体小分子作为客体分子包络在其中。由于客体分子中超过90%的成分为甲烷，因此普遍将天然气水合物称为甲烷水合物^[1–2]。其储量巨大，甚至高于传统的石油、天然气和煤炭储量总和的2倍，被视为未来的高效清洁能源^[3–4]。

天然气水合物多赋存于水深超过400 m的海底浅层沉积物或永久冻土200 m深处的地层中，其稳定性对环境变化十分敏感^[5–7]。从前人关于深水钻井过程中井筒温度变化规律的研究可知，钻井液在深层钻井过程中被加热，热量通过流体循环从深层传递至浅层。对于井深为3 000 m的深水钻井，因持续钻进产生的热扰动可使浅层井筒温度升至20～40 ℃，极易诱发井筒周围天然气水合物分解^[8–9]。对于投产的油气井，井底产出的高温流体可以使浅层处的井筒温度升到40 ℃以上^[10]。套管环空内的高温流体会在密闭环空内形成高压，当压力超过套管抗挤强度时将引发套管塑性变形甚至套管被挤毁，破坏井筒完整性。浅层土体中含有天然气水合物时，井筒内的高温流体极易引发天然气水合物分解，分解产生的甲烷气会增大地层孔隙压力并使地层有效应力降低，从而引发地层承载力降低，带来井口失稳的风险^[11]。因此，有必要开展钻井对含天然气水合物地层孔隙压力的影响研究，这对深海钻井工程中的风险评估和应对具有实际意义。

截至目前，国内外学者已对天然气水合物分解所产生的超孔隙压力进行了广泛研究。M. F. Nixon和J. L. H. Grozic^[12]建立了Grozic-Nixon超孔隙压力模型，初步探讨了天然气水合物分解造成孔隙压力升高对边坡稳定性的影响。T. H. Kwon等人^[13]考虑沉积物压缩性和非饱和土毛细压力的影响，创建了天然气水合物分解导致的超孔隙压力的预测公式。张炜等人^[14]建立了天然气水合物分解超孔隙压力的解析模型，利用海底滑坡案例验证了模型的准确性，并研究了不同环境参数对孔隙压力的影响规律。胡伟等人^[15]基于Grozic-Nixon模型，考虑天然气水合物分解对渗透率的影响，对Grozic-Nixon超孔隙压力模型进行修正。虽然前人已经对天然气水合物分解的超孔隙压力模型进行了大量研究，但模型的描述方法与核心算法各有不同，并且鲜有关于含天然气水合物地层钻井过程中井筒温度对孔隙压力影响的相关研究，缺少统一的理论计算模型。

基于上述现状，笔者针对含天然气水合物（以下正文中简称水合物）地层钻井过程中的超孔隙压力问题建立了理论计算模型，揭示了深水深层钻井对孔隙压力的影响机制；利用TOUGH+HYDRATE程序（简写为T+H程序）模拟了井筒温度对水合物稳定性的影响，分析了井筒周围土体孔隙压力的动态响应情况，并探究了井筒温度对孔隙压力的影响规律。

1.   钻井对井筒及井筒周边地层温度的影响

当钻井液在井筒中流动时，其热特性可分为3个阶段（见图1）进行分析^[16–17]：第一阶段，钻井液被泵入钻杆，向下流动，温度由钻杆与环空的热交换及钻杆内对流决定；第二阶段，钻井液经钻头到达井底，与井底进行热交换后进入环空；第三阶段，钻井液在环空中上返直至井口，与周围地层发生热交换。

图  1  深水钻井过程中热量传递示意

Figure  1.  Heat transfer during deepwater drilling

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以某1 500 m水深的深层钻井为例，钻井液入口温度为26 ℃，地层温度梯度为3.015 ℃/100m，泥线温度为2.67 ℃，钻井液排量为250 m³/h，隔水管外径为533.4 mm，井眼半径为660.4 mm，钻杆内外径分别为127.0 mm和149.2 mm，钻头外径为444.5 mm，钻至井深3 000 m，钻井液循环2 h时的井筒温度剖面和海水与地层温度剖面如图2所示。从图2可以看出，位于埋深0～1 255 m的井筒温度高于周围地层的温度。

图  2  海水、地层、钻柱和井筒环空温度剖面^[8]

Figure  2.  Temperature profiles of seawater, formation, drill string, and wellbore annular

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当井筒温度高于周围地层温度时，井筒会持续向周围地层传递热量，直至与周围地层达到热平衡。根据热力学平衡理论，地层热量传递公式为^[18]：

式中：${\rho }_{\mathrm{f}}$为地层密度，kg/m³；${c}_{\mathrm{f}}$为地层比热容，J/（kg·℃）；${\theta }_{\mathrm{f}}$为地层温度，℃；$t$为时间，s；$z$为深度，m；${\lambda }_{\mathrm{f}}$为地层导热系数，W/（m·℃）；$r$为距井筒中轴线的距离，m；${q}_{\mathrm{h}}$为单位时间单位体积土体内水合物分解吸收的热量，W/m³。

其中，单位时间单位体积土体内水合物分解吸收的热量：

式中：${\phi }_{0}$为土骨架孔隙率；${\rho }_{\mathrm{h}}$为水合物密度，kg/m³；${\Delta H}_{\mathrm{d}}$为水合物的解离焓，为4.3 × 10⁵ J/kg；${S}_{\mathrm{h}}$为水合物的饱和度；$\dfrac{\partial {S}_{\mathrm{h}}}{\partial t}$为水合物饱和度降低速率；${V}_{\mathrm{m}}$为计算域体积，m³；${m}_{\mathrm{h}}$为水合物的质量，kg；$\dfrac{\partial {m}_{\mathrm{h}}}{\partial t}$为水合物分解速率，kg/s。

水合物分解动力学方程为^[19]：

式中：${k}_{0}$为水合物反应常数，kg/（m²·Pa·s）；$\Delta E$为活化能，J/mol；${R}$为水合物常数，J/（mol·K）；$T$为热力学温度，K；${A}_{\mathrm{s}}$为参与反应的表面积，m²；${f}_{\mathrm{e}}$为平衡状态下甲烷气体的逸度，Pa；${f}_{\mathrm{v}}$为气相主体甲烷逸度，Pa。

含水合物地层的热力学性质会因为水合物的分解而发生改变，该类地层的导热系数和比热容分别为^[20]：

式中：${\lambda }_{\mathrm{w}}$，${\lambda }_{\mathrm{g}}$，${\lambda }_{\mathrm{r}}$和${\lambda }_{\mathrm{h}}$分别为水、气体、岩石骨架和水合物的导热系数，W/（m·℃）；${S}_{\mathrm{w}}$和${S}_{\mathrm{g}}$分别为水和气体的饱和度；$\phi$为含水合物地层的有效孔隙率；${c}_{\mathrm{w}}$，${c}_{\mathrm{g}}$，${c}_{\mathrm{r}}$和${c}_{\mathrm{h}}$分别为水、气体、岩石骨架和水合物的比热容，J/（kg·℃）。

对时间和空间进行离散，已知井筒温度与地层初始温度，通过式（1）逐步计算地层温度分布。当温度达到水合物相平衡温度时，水合物分解吸热会抑制温升，其吸收热量由式（2）和式（3）计算，式（3）同样计算分解速率、分解饱和度及剩余饱和度。随后通过式（4）和式（5）更新地层的导热系数和比热容，再返回式（1）进行下一步计算。以图2中200 m深地层为例（假设渗透率极低），计算井筒温度与地层初始温度之差（井筒与地层温差）为10，20和30 ℃时的传热影响范围，结果如图3所示。

图  3  井筒与地层温差为10，20和30 ℃时含水合物地层温度分布

Figure  3.  Temperature distribution of hydrate-bearing formations with temperature differences of 10 ℃, 20 ℃ and 30 ℃

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从图3可以看出，井筒与地层的温差使周围地层温度升高，且温度随距离增加而降低。温差越大，地层整体温度上升越明显，但随时间推移其影响减弱。在200 m深处（水合物相平衡温度17.4 ℃），水合物分解导致温度曲线出现波动，分析认为，这是由于显热转化为分解潜热，导致波动出现在水合物分解边界处。

2.   超孔隙压力理论模型的建立

2.1   孔隙体积膨胀系数与压缩系数

将水合物分解时孔隙体积的变化视为膨胀体积和压缩体积共同作用的结果，假设空间可自由膨胀且温压条件不变，水合物分解总体积的变化量$\Delta {V}_{1}$可表示为：

式中：$\Delta {V}_{\mathrm{g}}$为生成甲烷气体的体积，m³；$\Delta {V}_{\mathrm{h}}$为消耗水合物的体积，m³；$\Delta {V}_{\mathrm{w}}$为生成水的体积，m³；${V}_{\mathrm{p}}$为初始孔隙体积，m³；${\rho }_{\mathrm{h}0}$为初始水合物密度，kg/m³；${\rho }_{\mathrm{w}0}$为初始水密度，kg/m³；${S}_{\mathrm{w}0}$为初始水饱和度；${r}_{\mathrm{g}}$为气体质量分数；$c_{\mathrm{C}\mathrm{H}_4}\mathrm{为}$甲烷气体在水中的质量溶解度，kg/kg；${S}_{\mathrm{h}\mathrm{d}}$为分解的水合物饱和度；${\rho }_{\mathrm{w}}，{\rho }_{\mathrm{h}}$和${\rho }_{\mathrm{g}}$为孔隙自由膨胀后水、水合物和甲烷气体的密度，kg/m³。

体积膨胀系数${R}_{\mathrm{v}}$的计算模型为：

水合物处于平衡状态时，甲烷质量溶解度的方程为^[21]：

式中：${T}_{\mathrm{e}}$为水合物的相平衡温度，K。

水合物平衡状态方程采用Moridis方程^[22]：

基于水合物分解后孔隙自由膨胀的假设，超孔隙压力会引起孔隙体积的压缩，其压缩量可通过体积压缩系数定量表征。体积压缩系数${C}_{\mathrm{c}}$定义为单位压力下孔隙被压缩的体积与被压缩前体积的比^[23]：

式中：$p$为孔隙压力，MPa。

考虑气体分子自身体积和范德华力对密度的影响，采用Redlich-Kwong气体状态方程：

式中：${R}_{\mathrm{g}}$为气体常数，J/（kg·K）（甲烷的气体常数约为519.625 J/（kg·K））；${a}_{\mathrm{a}}$为考虑分子间吸引力的修正系数，（m⁶·Pa·K^0.5）/kg²；${b}_{\mathrm{b}}$为考虑分子自身体积的修正系数，m³/kg；${p}_{\mathrm{c}}$为气体临界压力，Pa（甲烷气体的临界压力约为4.599 MPa）；${T}_{\mathrm{c}}$为气体临界温度，K（甲烷的气体临界温度约为190.564 K）。

通过0～65 ℃温度、0～50 MPa压力下水的密度数据，拟合水密度的计算公式^[24]：

式中：$a_{1}=-3.73\times {10}^{-3}$kg/（m³·K²）；$a_{2}=-4.61\times {10}^{-4}$ kg/（m³·MPa²）；$a_{3}=1.97$ kg/(m³·K)；$a_{4}=6.54\times {10}^{-1}$ kg/（m³·MPa）；$a_{5}=-6.49\times {10}^{-4}$ kg/（m³·K·MPa）；$a_{6}=7.41\times {10}^{2}$ kg/m³。

水合物密度随温度与压力的变化可表示为^[25]：

式中：${M}_{\mathrm{h}}$为水合物的摩尔质量，g/mol；$n_{\mathrm{h}}$为水合数；${V}_{{\mathrm{wm}}}$为摩尔体积参数，22.712 cm³/mol；${b}_{1}= 3.39\times {10}^{-4}$/K；${b}_{2}=5.40\times {10}^{-7}$/K²；${b}_{3}=-4.77\times {10}^{-11}$/K³；${b}_{4}=-1\times {10}^{-10}$/Pa；${T}_{{\mathrm{ct}}}=298.15$ K；${p}_{{\mathrm{ct}}}=0.1$ MPa。

2.2   超孔隙压力模型

由超孔隙压力而产生的压缩体积${\Delta V}_{2}$由积分形式表达如下：

式中：${p}_{\mathrm{e}\mathrm{x}}$为超孔隙压力，MPa；${V}_{\mathrm{p}n}$为孔隙被压缩前的总体积，m³。

对于密闭孔隙，孔隙体积膨胀量${\Delta V}_{1}$与孔隙体积压缩量${\Delta V}_{2}$相等。对于连通孔隙，基于质量守恒原理与达西定律，建立了孔隙体积变化量$\Delta {V}_{\mathrm{d}}$的计算公式^[26]：

可得到连通孔隙时的超孔隙压力动态方程：

式中：$A$为流体流过沉积物横截面的面积，m²；$\Delta {q}_{\mathrm{f}}$为流体流动质量通量的变化，kg/（m²·s）；${\rho }_{\mathrm{f}\mathrm{l}}$为流体密度，kg/m³；$\Delta D$为水合物分解厚度，m；$K$为渗透率，m²；${\mu }_{\mathrm{f}}$为动力黏度，MPa·s；$D$为水合物分解区域距海床深度，m。

水合物分解过程中的渗透率变化采用颗粒模型计算^[27]：

式中：${K}_{\mathrm{a}}$为固有渗透率，m²；$n$为饱和度指数，取值0.4～1.0，其中${S}_{\mathrm{h}}=0.1$时取值0.4，${S}_{\mathrm{h}}=1$时取值1。

3.   超孔隙压力理论模型的求解

3.1   数值求解方法

体积压缩量${\Delta V}_{2}$通过数值积分进行计算，设置等间距的压力步长$\Delta p$，设置压力步数为$n$，每步施加的压力会对应一个孔隙压缩率${C}_{\mathrm{c}n}$和压缩体积${V}_{2n}$。

当n=1时，

当n=2时，

当n=3时，

当n=4时，

当n=i时，

式（25）—式（33）中：

此时孔隙压缩体积：

孔隙体积膨胀量${\Delta V}_{1}$与孔隙体积压缩量${\Delta V}_{2}$的公因数为初始孔隙体积${V}_{\mathrm{p}}$，因此当计算密闭孔隙时，有：

同理，当计算连通孔隙时，单位时间步长内的体积缩小量需考虑出流流体。此时初始孔隙体积${V}_{\mathrm{p}}$由离散网格体积${V}_{\mathrm{m}}$决定：

基于井筒−地层热传导耦合模型与水合物分解超孔隙压力预测模型，建立了钻进含水合物地层时水合物相变诱发超孔隙压力的理论计算体系，具体求解流程如图4所示。

图  4  超孔隙压力理论模型求解流程

Figure  4.  Solution procedure for excess pore pressure theoretical model

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3.2   超孔隙压力计算

当初始水合物饱和度${S}_{\mathrm{h}0}=0.2$，初始孔隙压力分别为10.0，12.5，15.0，17.5和20.0 MPa时，可通过T+H模拟和理论模型计算超孔隙压力（见图5）。分解饱和度大于0.01时，T+H模拟结果与理论模型计算结果的相对误差为1.28%～21.05%，平均11.44%。计算结果表明，超孔隙压力随分解饱和度呈非线性升高趋势，且升高幅度随分解饱和度增大逐渐减弱。同时，超孔隙压力随初始孔隙压力增大而整体降低，说明其对低初始孔隙压力更为敏感。

图  5  密闭孔隙时不同初始压力下的数值模拟与理论模型结果

Figure  5.  Numerical simulation and theoretical model results under different initial pressures when pores are sealed

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当考虑渗流作用时，通过T+H模拟和理论模型计算了初始绝对渗透率为0.1～1.0 mD时的最大超孔隙压力（见图6）。T+H模拟结果与理论模型计量结果的相对误差为0.23%～19.01%，平均9.84%。孔隙连通时的超孔隙压力较密闭情况显著降低，且渗透率越大压力消散越快。最大超孔隙压力随初始孔隙压力升高呈非线性降低趋势，初始值越大其增幅作用越小，该规律与密闭孔隙情况一致。

图  6  连通孔隙时不同绝对渗透率下的数值模拟与理论模型计算结果

Figure  6.  Numerical simulation and theoretical model results with different absolute permeabilities when pores are interconnected

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4.   井筒温度对孔隙压力影响的数值模拟案例

通过T+H数值模拟方法研究了井筒温度对水合物稳定性的影响，揭示了孔隙压力的动态响应情况，并分析了井筒温度对孔隙压力的影响规律。

4.1   模型建立与初始条件设置

在南海海槽东部水合物藏试采作业点的地质背景基础上建立几何模型，模拟不同井筒温度下含水合物地层超孔隙压力的动态响应情况。该区域的水深约为1 000 m，在海床260 m以下存在约60 m厚度的含水合物地层，水合物饱和度最高可达80%左右，含水合物地层的上方盖层土质为粉砂或黏土，下伏地层为饱和水浊积层（见图7）^[28]。

图  7  模型几何参数示意

Figure  7.  Model geometric parameters

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模型设置基本参数为：水深1 000 m，含水合物地层厚度60 m，上覆层厚度260 m，海底温度3.75 ℃，地温梯度3.03 ℃/100m，含水合物地层初始水饱和度0.6，含水合物地层初始水合物饱和度0.4，干岩热导率1 W（m·℃），饱和砂土热导率3.3 W/（m·℃），饱和粉土或黏土热导率2.1 W/（m·℃），岩石颗粒比热容920 J/（kg·℃），岩石颗粒密度2650 kg/m³，上覆层孔隙度0.54，含水合物地层孔隙度0.41，下伏层孔隙度0.38，孔隙压缩系数1×10⁻⁸/Pa，孔隙膨胀系数1×10⁻⁵/℃，上覆层绝对渗透率K_{u_h}=K_{u_z}=80 mD，含水合物地层绝对渗透率K_{hd_h}=300 mD、K_{hd_z}=700 mD，下伏层绝对渗透率K_{b_h}=850 mD、K_{b_z}=1 000 mD，毕奥系数1，孔隙水盐度3.5%，毛细压力模型为van Genuchten模型^[29]，相对渗透率模型为van Genuchten-Mualem模型^[30–31]。据统计，南海海槽东部水合物试采作业点地层温度压力梯度0.030 3℃/m，海底温度3.75 ℃^[32–34]。因此，模型中的初始地层温度分布${\theta }_{\mathrm{u}\mathrm{g}}$可按下式计算：

式中：${D}_{\mathrm{u}\mathrm{g}}$为地层深度，m。

该区域水深1 000 m，地层中初始静水压力分布：

式中：${\rho }_{\mathrm{s}}$为海水密度，kg/m³（取1 035 kg/m³）。

几何模型的建立对象为170～340 m埋深范围内的地层环境，总共被离散成12 070个网格。网格划分如图8所示：模型沿x方向由密集至稀疏一共划分为71个网格，井筒附近6.22 m范围内的网格间距较小（0.1～0.4 m）；z轴方向被划分为1 m的等间距网格，共170个网格。

图  8  网格划分示意

Figure  8.  Mesh generation

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4.2   井筒周围孔隙压力动态响应研究

4.2.1   水合物分解情况

案例中含水合物地层的温度为11.63～13.45 ℃，静水压力12.79～13.40 MPa，对应相平衡温度为15.02～15.40 ℃。为了研究钻井过程中超孔隙压力动态响应过程，通过T+H程序计算井筒温度25 ℃下的水合物分解情况。水合物分解12个月内水合物饱和度、甲烷气体饱和度、温度和超孔隙压力的发展云图见图9。图9中所有子图均采用统一坐标系，纵轴为z轴（向下为正，表示深度，单位m），横轴为x轴（向右为正，表示水平距离，单位m），其标值与图7和图8保持一致。

图  9  水合物饱和度、甲烷气体饱和度、温度和超孔隙压力发展云图

Figure  9.  Cloud images of natural gas hydrate saturation, methane gas saturation, temperature, and excess pore pressure

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4.2.2   水合物分解反应的发生

在井筒热量向土体传递的情况下，水合物从井筒位置逐渐向外围发生分解。由于分解吸热效应，含水合物区域升温速度低于不含水合物区域。从图9（a）可以看出，含水合物地层段的温度明显低于上下边缘及以外的区域。因此，在不含水合物地层的热量影响下，含水合物地层上下边缘处的热量补给会更加充足，使水合物分解速度快于中间段。

水合物分解产生的甲烷气体主要向上并向外围扩散，在含水合物地层上边缘的分解前端及附近形成较高饱和度区。由于尚未发生分解区域仍然满足水合物的生成条件，部分甲烷气体会在边缘重新生成水合物，并在后续热量补充下继续分解^[35]。基于气体的运移规律，新生成的水合物主要集中在气体运移下游段，同时埋深更大的水合物分解所需热量会低于埋深浅的水合物，导致下边缘的水合物分解速度快于上边缘。

4.2.3   超孔隙压力的响应过程

水合物分解产生的甲烷气体会引起孔隙中的异常高压，高出初始状态的压力部分即产生的超孔隙压力。从图9（c）和图9（d）可以看出，超孔隙压力的发展与气体运移趋势几乎一致，可见气体的生成对超孔隙压力的产生起到了决定性作用。前6 h内的最大超孔隙压力与该处气体饱和度的发展情况如图10（a）所示，最大超孔隙压力随着气体在孔隙内的聚集开始大幅度升高，1.67 h时达到峰值15437 Pa。图10（b）所示为18个月内各个时刻的最大超孔隙压力与该处气体的饱和度，可见水合物刚开始分解时分解速率和产气速率迅速达到最大（见图11），孔隙中流体的渗流行为强烈，因此曲线动荡程度较大。随后，水合物的分解速率会随时间大幅度降低，且孔隙中聚集的甲烷气体沿着孔隙通道向外运移，这使孔隙中的超孔隙压力逐渐消散。水合物产气或分解速率在前期下降较快，当时间到0.25个月左右时，产气速率的降低逐渐平稳（水合物分解趋于平稳）。在此之后，超孔隙压力再次逐渐升高（平稳上升阶段），并在6.63个月达到了平稳上升阶段中的最大值13 019 Pa。从图10可以发现，产气速率趋于稳定后，最大超孔隙压力随着时间具有周期性波动，且波动周期随着时间有所增长，这是由于水合物向外围的分解速率逐渐降低而导致的波动周期逐渐增长。

图  10  最大超孔隙压力与该处气体饱和度随时间的变化情况

Figure  10.  Variation of maximum excess pore pressure and gas saturation with time

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图  11  水合物分解时的气体生成速率

Figure  11.  Gas generation rate during decomposition of natural gas hydrates

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4.2.4   最大超孔隙压力位置的演变

不同时刻最大超孔隙压力出现的位置如图12所示。从图12可以看出，在水合物分解前期（1个月内）最大超孔隙压力主要发生在井筒周围1.16 m以及埋深260～320 m的区域，并且随着分解逐渐上移并远离井筒。后期因下部气体持续补充，最大超孔隙压力稳定在埋深260 m上方区域。

图  12  最大超孔隙压力出现位置随时间的发展

Figure  12.  Evolution of the location where the maximum excess pore pressure occurs with time

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图13所示为最大超孔隙压力与其具体位置随时间的变化曲线。从图13可以看出，在平稳分解阶段，最大超孔隙压力及其位置呈现同步周期性波动。在每个周期中，甲烷气体先在埋深260 m处富集，随后在气体向上运移的作用下，最大超孔隙压力的位置逐渐向上迁移。在这过程中压力会逐渐消散，最大超孔隙压力埋深又回到重新聚集甲烷气体的含水合物地层上边缘位置。

图  13  最大超孔隙压力与其具体位置随时间的变化

Figure  13.  Variation of maximum excess pore pressure and its specific location with time

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4.2.5   井筒温度对孔隙压力的影响规律

分别模拟计算井筒温度为22.5，25.0，27.5和30.0 ℃时最大超孔隙压力与其出现的位置随时间的变化情况，结果如图14所示。从图14可以看出，水合物分解引发的超孔隙压力随井筒温度升高而升高，但提升作用随着温度升高而降低；温度升高不仅促使压力极值提前出现，也延迟了平稳上升阶段压力上限的到达时间。这表明，温度升高使土体失稳的初始时间点提前，同时扩大了风险作用的时间窗口。

图  14  最大超孔隙压力随时间的变化

Figure  14.  Variation of the maximum excess pore pressure with time

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图15所示为不同时刻下最大超孔隙压力的具体位置数据。

图  15  最大超孔隙压力位置随时间的变化

Figure  15.  Variation of the location of the maximum excess pore pressure with time

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由图15（a）可知，井筒温度为22.5，25.0，27.5和30.0 ℃时，最大超孔隙压力位置与井筒的水平距离为0.155 m，在平稳上升阶段分别为1.82，2.62，3.35和3.91 m，表明温度升高会显著扩大超孔隙压力的影响范围，且该提升效应随温度升高逐渐减弱。

图15（b）反映不同井筒温度下最大超孔隙压力的垂向分布特征。22.5，25.0，27.5和30.0 ℃井筒温度对应的最大超孔隙压力埋深分别为300.5，270.5，277.5和291.5 m，主要分布于含水合物地层上边缘下方区域。在平稳上升阶段，埋深出现在含水合物地层上边缘及上方区域（25.0、27.5和30.0 ℃时）或含水合物地层上边缘及上方和下方区域（22.5 ℃）。由此可见，当温度超过临界值时，土体失稳风险区域将从井筒附近的水合物层扩展到上覆地层。

4.2.6   结果验证

利用本文建立的超孔隙压力计算模型，预测了井筒温度为22.5，25.0，27.5和30.0 ℃时的最大超孔隙压力，并与T+H程序数值模拟结果进行了对比，结果见表1。

表  1  不同井筒温度下计算模型与数值模拟得到的超孔隙压力

Table  1.  Excess pore pressure obtained by calculation model and numerical simulation under different wellbore temperatures

井筒温度/℃	超孔隙压力/MPa		超孔隙压力 相对误差，%
	计算模型	数值模拟
22.5	0.014 0	0.012 5	10.71
25.0	0.016 5	0.015 4	6.67
27.5	0.019 2	0.018 4	4.17
30.0	0.021 8	0.021 4	1.83

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由表1可知，当井筒温度为22.5，25.0，27.5和30.0 ℃时，本文建立的超孔隙压力计算模型的预测结果均略大于T+H程序数值模拟结果，但结果非常接近，平均相对误差仅5.85%，表明本文建立的超孔隙压力计算模型准确度较高。

5.   结论与建议

1）建立的含天然气水合物地层超孔隙压力理论模型与T+H程序数值模拟结果具有良好的一致性，验证了该模型在含天然气水合物地层钻井工况的可靠性，为深水钻井安全评估提供了定量分析方法。

2）基于理论模型计算，定量分析了初始天然气水合物饱和度、初始孔隙压力及初始渗透率对超孔隙压力的影响规律，并通过案例阐明了天然气水合物分解过程中的超孔隙压力演化机制。

3）井筒温度升高会显著增大天然气水合物分解导致的超孔隙压力，延长土体失稳风险持续时间并扩大影响范围。在深海含天然气水合物地层钻井工程中，应采用隔热措施控制井筒热量向地层传递，以降低土体失稳风险。