中国天然气水合物赋存特征

宁伏龙 梁金强 吴能友 祝有海 吴时国 刘昌岭 韦昌富 王冬冬 张 准 徐 猛 刘志超 李 晶 孙嘉鑫 欧文佳

1.中国地质大学（武汉）工程学院 2.自然资源部海底矿产资源重点实验室·中国地质调查局广州海洋地质调查局 3.自然资源部天然气水合物重点实验室·中国地质调查局青岛海洋地质研究所 4.自然资源部中国地质调查局油气资源调查中心 5.中国科学院深海科学与工程研究所 6.中国科学院武汉岩土力学研究所

1 中国水合物勘探开发现状

天然气水合物（以下简称水合物）被誉为继煤层气、致密气、页岩气之后最具有潜力的接替清洁能源，其储量十分巨大，正成为全球主要大国能源竞争的战略高地。中国拥有丰富的水合物资源，仅南海北部陆坡水合物远景资源量就达数百亿吨油当量。水合物产业化开发对缓解中国能源供需矛盾、改善能源消费结构、保障能源战略安全和建设生态文明都具有重要的作用和战略意义。

经过20年的努力，中国在水合物基础科学、成藏理论、储层物性、勘查与试采关键技术以及环境效应等方面取得了丰硕的成果，水合物产业化正在稳步推进。在陆域，中国地质调查局从2002年开始在青藏高原羌塘盆地[1-2]、祁连山木里盆地[3-6]、风火山—乌丽地区[7-8]、东北漠河盆地等[9]冻土区开展了地质、地球物理、地球化学、遥感、地质钻探、试采等方面的工作[9-11]。其中2008年在木里地区永久冻土带首次钻获水合物的实物样品[6]，并于2011和2016年在该区域进行了两次试采，建立了祁连山水合物长期观测基地。尽管试采产量不高，但两次试采所用的直井和水平对接井技术为后续我国海域水合物试采工程实施提供了非常宝贵的经验。在海域，先后于2007、2013、2015、2016、2018和2019年实施了6次水合物钻探计划（GMGS1～GMGS6）[12-17]，获取了海量多学科地质调查数据，在神狐、东沙和琼东南海域发现了多种类型的高品位水合物储层，圈定了6个资源远景区、29个区带、25个区块，证实两个超千亿立方米级水合物矿藏，取得了一系列重大找矿成果。尤其是2017年在南海神狐海域成功实施了中国首次海域水合物试采工程，分别试验了基于井筒降压的深层水合物开采工艺和基于固态流化法的浅层水合物开采工艺[18-20]。同年，水合物被列为中国第173个矿种，并在南海开始建设两个水合物勘查开采先导试验区。2020年中国海域水合物第二轮试采又取得重大突破，攻克了深海浅软地层水平井钻采核心关键技术，实现了从“探索性试采”向“试验性试采”的重大跨越[21]。

总体来看，中国水合物勘探开发已取得局部领跑优势，正进入试采到商业开发的过渡阶段。下一步要实现从试验性试采向生产性试采跨越，就必须突破制约其安全高效开采的瓶颈难题，而这有赖于对水合物赋存地质特征的精准认识，有赖于地质—工程—环境一体化开发理念的有效实施。值此承前启后的关键阶段，笔者系统梳理和分析了中国水合物赋存地质特征，以期为后续水合物储层地质甜点、工程甜点及环境甜点评价提供参考数据，为地质—工程—环境一体化的产业化发展思路提供方向性的建议。

2 中国水合物赋存特征

2.1 分布特征

自然界水合物成藏通常需要4项基本条件，即低温高压环境、充足的气源、水相的存在、流体运聚通道与空间。这决定了中国水合物主要分布于陆上高海拔、高纬度的冻土区和海上深水沉积物中，且往往富集在常规油气或煤发育且构造活跃的盆地内。这是因为前者满足低温高压和水相条件，后者可以提供充足的气源和流体运聚通道。20年的地质调查成果表明：陆上冻土区中青藏高原和东北大小兴安岭是水合物主要赋存地带，但仅在青藏高原的木里盆地钻获水合物实物样品[22]。其他潜在分布区：①东北大小兴安岭冻土区，包括漠河盆地和根河盆地；②青藏高原，主要包括羌塘盆地、祁连山哈拉湖地区、唐古拉山温泉盆地、昆仑山垭口断陷盆地和沱沱河盆地乌丽地区。冻土层厚度介于100～300 m，而水合物层推测埋深一般不超过800 m，厚度介于8.5～200 m，普遍小于80 m[22]（表1）。海上深水区水合物主要分布于南海北部陆坡的东沙海域、神狐海域、琼东南海域（图1-a）以及东海的冲绳海槽，水深多介于 900 ～ 1 500 m[21,51-52]，且皆获得了取样证实。这些深水区所在盆地包括珠江口盆地、琼东南盆地、台西南盆地、西沙海槽盆地以及东海冲绳海槽盆地等。水合物主要赋存于海底以下300 m以内未成岩地层中，横向连续性较好，但纵向非均质强，通常包含多个矿层，厚度最高可达90 m[39]。

2.2 构造与沉积特征

陆上青藏高原羌塘盆地是晚古生代裂谷演化背景上发育起来的叠合盆地，有巨厚的海相和陆相沉积地层，上三叠统肖茶卡组、中侏罗统布曲组、夏里组和上侏罗统索瓦组为分布最广的烃源岩。祁连山木里盆地地处青藏高原北部，是一个在早古生代构造演化基础上发展起来的晚古生代—中生代坳陷。坳陷内主要发育4套烃源岩，成熟度高且存在煤层气，水合物气源条件良好[4-5]。水合物主要赋存于中生代中侏罗统江仓组（图1-b），该地层中存在着区域主断层和裂缝系统[53]。祁连山哈拉湖地区与木里地区有着相似的水合物成藏条件，同属于南祁连盆地次级凹陷，构造上受南北两侧断裂控制，尤其是疏勒南山南缘的深大断裂构造。该区主要发育下二叠统草地沟组、中下三叠统大加连组碳酸盐岩及上三叠统尕勒得寺组暗色泥岩3套烃源岩，烃源岩条件相对较差[54]。昆仑山垭口地区为上新世—中更新世断陷盆地，沉积了较厚的新近系—第四系沉积物。唐古拉山温泉盆地是上覆于侏罗纪前陆盆地之上的第四纪盆地，侏罗系布曲组、夏里组、索瓦组为烃源岩层，盆地的两侧发育温泉断层[35]。而青海乌丽地区属唐古拉地层区，潜在烃源岩主要如下：中二叠统九十道班组、上二叠统那益雄组、上三叠统巴贡组、新近系中新统—渐新统雅西措组等[32-33]，水合物主要发育在上二叠统那益雄组。漠河盆地为中生代陆相盆地，二十二站组和漠河组为区内最重要的生烃和储集层系。根河盆地沉积地层主要是石炭系和侏罗系，烃源岩主要在石炭系红水泉组、莫尔根河组、中侏罗统及上侏罗统满克头鄂博组。

表1 中国水合物分布与地质构造特征表

图1 南海北部水合物分布图及中国典型含水合物地层综合柱状示意图

海上南海北部陆坡深水区是目前水合物调查程度最高的区域，其构造上属被动陆缘、准被动陆缘并过渡至东部活动碰撞边缘，发育活动断裂、底辟构造、气烟囱、滑塌堆积、断裂坡折带和海底砂质浊积体，为水合物的形成和富集提供了重要的运聚体系[55-57]。其中位于珠江口盆地的神狐海域是中国首个水合物勘查试采示范区，水合物主要赋存于上新统万山组和第四系浊流沉积物中[39]。水合物的形成和聚集导致气体向上迁移变得困难，使得其上部低渗厚层细粒沉积物失稳体基本不含水合物，构成形式上的储—盖组合[58]，共同控制着神狐海域水合物的产出与分布。其下部的古近系始新统文昌组和渐新统恩平组是热成因天然气的主要烃源岩，而浅部新近系珠江组、韩江组等沉积物有机质成熟度相对较低，为主要生物气烃源岩。这些烃源岩为水合物形成提供了充足的气源（图1-c）。神狐海域中新世以来逐渐增强的新构造运动和高沉积速率使得流体底辟构造广泛发育，与高角度断裂和垂向裂隙一同构成了神狐海域水合物成藏富集的主要流体运移通道[42,59-60]。东沙海域位于南海北部东沙群岛以东地区， 构造上属于台西南盆地的中部隆起区[39]。盆地发育有4套烃源岩和大量的逆冲断层及泥底辟，这为水合物的形成提供了良好的气源和流体运移通道。水合物主要赋存于第四系更新统—全新统沉积物中，主要发育两层水合物，上部厚度介于15～32 m，下部厚度介于6～37 m[40,57]。其中渗透率高的砂质等深流沉积和滑塌块体是该区域最有利于水合物富集的沉积体[61]，并受深部热解气和垂直大断裂的共同控制[40]。西沙海域新生代沉积厚，具有热解气和生物气形成的条件，区内局部地区也发育底辟构造、张性断层，部分断层切穿第四系直到海底，为气体运移提供了良好的条件[44]。而琼东南盆地为中国第二个水合物勘查试采示范区，也是中国重要的常规油气富集区。该区水合物主要赋存在第四系沉积物中，距海底以下7～158 m范围内。盆地与西沙海域地质和沉积条件较为接近，新生代沉积厚，古近纪煤系地层提供热成因的天然气，第四系和新近系上新统海相泥岩提供生物天然气，而沉积层内发育的高压泥底辟和气烟囱、以及连通高压泥底辟和气烟囱至海底的断裂，则为天然气运移提供了通道[62]。如GMGS5-W9站位就位于一个大型气烟囱的顶部，且在附近发现了一些正断层[63]。此外，东海冲绳海槽为弧形深水槽盆，是一个近期仍在扩张、快速沉积的幼年期裂谷构造，具有丰富的物质来源，为水合物形成提供了良好的地质条件。

总体上看，中国冻土区水合物在构造与沉积上具有以下特点：①接受了中生代以来的较厚沉积，石炭系、二叠系、上三叠统和侏罗系是主要烃源岩层，具有良好的气源条件；②盆地早期经历了构造运动，产生的断裂、裂隙等构造为气体运移提供了良好的通道条件；③冻土层充当盖层。而在海域，从南海到东海：①接受了新生代以来的较厚沉积，为水合物赋存提供了充足的空间和良好的生物成因气源；②水合物地层和上部低渗透地层充当形式上的储—盖组合；③处于板块交界处，大陆边缘由被动型过渡到主动型，构造活动多，泥底辟、气烟囱和断裂发育，从而为下部和周围丰富的热成因和生物成因气源运移提供了所需通道；④砂质浊积沉积和厚层细粒滑塌体对其中的水合物富集有重要的控制作用（表1）。

2.3 地温与热流特征

中国冻土区羌塘盆地年平均地表地温介于－5 ～－3 ℃，地温梯度为 1.5～1.8 ℃ /100 m[8]。祁连山地区年平均地表地温为－2.4～0 ℃，冻土层厚度为8～139.3 m。昆仑山垭口断陷盆地年平均地表地温约为－2.9 ℃，冻土厚度为81.5～112 m，冻土带内地温梯度介于1.6～4.9 ℃/100 m[64]。唐古拉山温泉盆地冻土厚度为 80～120 m，该区年均地表地温常年处于－0.5～0 ℃[35]。乌丽地区的地温梯度在0.79～1.48 ℃/100 m。整个青藏高原冻土层内的平均地温梯度可取2.22 ℃/100 m，冻土层下的平均地温梯度约 4.18 ℃ /100 m[22]。漠河盆地的地表温度介于－0.5 ～－3.0 ℃，地温梯度约 1.6 ℃ /100 m[36]。根河盆地冻土层厚度介于80～120 m，年平均地表地温约－5.4 ℃[37-38]。

相对冻土区来说，海域水合物储层具有显著的高热流特征[65-66]，热流值范围介于28～62 mW/m2间[67-68]。高热流值也导致海域水合物分布区域和厚度相对有限，埋藏较浅。但是局部地区会有异常，主要受地质构造运动和沉积物矿物组分的影响[69]。其中神狐地区海底温度介于3.3～3.7 ℃，地温梯度为4.5～6.7 ℃ /100 m[42,70]；琼东南盆地的地温梯度为3.5～4.25 ℃ /100 m，平均约 4.0 ℃ /100 m[72-73]；东海冲绳海槽则具有相对更高的热流和地温梯度，且变化幅度大，地温梯度平均值约13.4 ℃/100 m，最高达 47.4 ℃ /100 m[50,74-75]（表 2）。

表2 中国天然气水合物分布区热流特征表

2.4 地球化学特征

2.4.1 岩性与矿物组成特征

中国冻土区水合物主要赋存于固结成岩的粗粒岩石孔隙和细粒岩石的裂隙中，并通常与碳酸盐岩相伴产出[76-77]。如祁连山木里地区水合物多数填充于砂岩孔隙、泥岩与油页岩裂隙中[78]，储层岩性包括油页岩、泥岩、粉砂岩、细砂岩、中砂岩[6]，矿物成分以石英和黏土矿物为主，二者总含量超过70%，其次为方解石、白云石、斜长石、钾长石，同时部分样品黄铁矿和菱铁矿含量较高[79-80]。而青海南部乌丽地区CO2水合物储层则主要为细砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩，储层矿物成分也是以石英和黏土矿物为主，其次为与水合物分解密切相关的自生碳酸盐和黄铁矿[7]。较之于中、重稀土，这些冻土区水合物沉积物中轻稀土（LREE）相对含量高，其他微量元素变化范围较大，总有机碳含量（TOC）也较高[81]。

中国海域水合物主要赋存于未固结成岩的粉砂、黏土质粉砂、粉砂质黏土等沉积物中，甚至直接出露于海底，如“海马冷泉”和台湾省东北部冲绳海槽地区浅表层水合物。其中神狐海域储层多为富含有孔虫等古生物化石的黏土质粉砂，其次为粉砂质黏土[51-52]（图2-a、b），矿物主要包含石英、伊利石、方解石、白云石、绿泥石、钠长石、钾长石、黄铁矿，以及少量透闪石和岩盐。其中，伊利石和石英在沉积物中的含量普遍较高，其次为绿泥石和碳酸盐矿物（方解石和白云石），而其他矿物的含量均较低（质量分数多小于10%）[58,82-83]。沉积物的粒径主要介于4 ～ 63 µm，中值粒径介于 8 ～ 16 µm[58,82,84]。东沙海域水合物储层主体为粉砂质黏土夹生物碎屑灰岩沉积物，颗粒粒径大多数（约80%）小于20 µm[83]。黏土矿物组合以伊利石、蒙脱石为主，含少量绿泥石、高岭石；碳酸盐矿物以文石和方解石为主，偶见铁、锰白云石和白云石；碎屑矿物以云母、微斜长石、石英、斜长石为主，含少量角闪石、黄铁矿等，辉石仅在局部层位较为集中[85]。琼东南海域水合物储层沉积物以粉砂质黏土为主，少量为黏土质粉砂[63,86-87]。此外，海域水合物储层也存在自生碳酸盐矿物、石膏和黄铁矿（图2-c、d），微量元素和总有机碳的组成特征也与冻土区类似。

图2 中国陆域和海域典型水合物储层矿物与岩性特征图

2.4.2 气体地球化学特征

中国陆上冻土区水合物气源显示以深部热解成因居多（图3），如祁连山木里地区属于热解油型气为主的水合物类型[88-89]。冻土区水合物气体成分复杂， 常 含 有 CH4、C2H6、C3H8、CO2、n-C4H10等，C2H6和C3H8的占比较高，最高含量可达21%[90]。尤其在青海乌丽地区TK-2水合物调查井发现气体组分主要为CO2，含量高达69.66%～99.98%，一般大于90%，CH4含量仅为0.01%～40%，大部分小于10%[7]。而在南海北部陆坡水合物中CH4含量通常大于90%，C2H6和C3H8含量小于10%[17,91]。其中，神狐海域目前钻获的样品以混合成因气所占比例为最高；东沙海域水合物以生物成因气为主，而取自南海北部其他水合物调查区的海底表层沉积物样品中，则广泛存在来自深部的热裂解气，暗示了这些区域深部热成因气源充足（图4）。此外，东海冲绳海槽水合物以生物成因气为主，除甲烷水合物外，也发现了大量CO2水合物存在，CO2含量最高可达86%[90]。总体看，我国海域水合物的气源，以混合成因气为主，生物成因气和热成因气的贡献同等重要。但微生物成因气通常不足以形成大规模的水合物富集矿层[93]，目前的资料显示南海北部陆坡以热成因气为主的水合物资源潜力最大，相关研究也表明富集水合物的气体通常为热成因气，而非微生物气[94]。

图3 中国主要水合物钻探和调查区气体成因分析结果图

图4 中国含水合物地层地球化学特征示意图

2.4.3 离子分布特征

水合物储层孔隙水中离子表现出明显的高盐度、低硫酸根、高碘特征，这与水合物形成时的排盐效应有关[95]。在冻土水合物区孔隙水盐度的变化除与水合物排盐效应有关外，还与地层水的来源密切相关[76]。此外，水合物区浅表层沉积物孔隙水离子浓度在深度上还呈现出一定的变化规律，例如SO42-、Ca2+、Mg2+、Sr2+等离子浓度随深度呈负异常，Mg2+/Ca2+、Sr2+/Ca2+随深度增加而增大，生源Ba随深度显示高异常[81,96]。因此，与SO42-浓度密切相关的硫酸盐甲烷界面（SMI）可以作为示踪沉积层深部水合物的重要地球化学方法，SMI界面相对较浅时则可能标志着深部水合物的存在。整个地球化学特征如图4和表3所示。

2.5 地球物理响应特征

中国陆域水合物储层的地震学响应特征表现为地震反射波的“高频”和“弱振幅”（图5-a），电磁学响应标志则表现为雷达波反射信号的“高频、强振幅”特征[107,109-111]。而海域水合物储层的地震响应特征最典型的就是似海底反射层（BSR）和振幅空白带（图5-b），其通常代表水合物稳定带基底[112]。而在地球物理测井响应上，由于固体水合物相对孔隙空间中的流体来说具有更高的纵波速度（vp）和剪切波速度（vs）以及电阻，因此水合物储层往往表现为相对高的声波速度和电阻率[113]。如神狐海域的测井显示，含水合物层vp值由顶部1.87 km/s开始明显增大，最大值达2.30 km/s，在水合物层底部回落至正常趋势值1.79 km/s[114]。两次试采所在水合物储层的纵波波速平均约为2.03 km/s，而下部由于水和游离气含量的增加，导致水合物、水和游离气混合区的波速迅速回落到1.1～1.7 km/s范围内[18,21]。而电阻率从含水合物层顶部的2.5 Ω·m左右增加到最高7.52 Ω·m左右，升高约3倍。对于冻土区，由于成岩性好，水合物储层波速和电阻率通常会高于海域值，如青海木里裂隙型水合物储层声波速度范围为1.5～4.5 km/s，电阻率最高可达90 Ω·m；孔隙型水合物储层声波速度范围为2.0～4.0 km/s，电阻率亦为高值，范围为90～180 Ω·m[108,115]。乌丽地区水合物层段视电阻率超过了100 Ω·m，从含水合物层段顶部的约10 Ω·m增加到140 Ω·m[7]。综合现场测井数据来看，中国典型水合物储层测井响应特征包括：①与饱和水地层相比，水合物层位在电阻率测井曲线上具有相对高的电阻率偏移，海域可达到饱和含水层电阻率的3倍，在冻土区甚至超过10倍；②与饱和水或游离气层位相比，含水合物层位波速高；③含水合物层位中子测井孔隙度升高、核磁共振响应孔隙度降低；④陆域冻土区和海域厚层状水合物储层（如GMGS2航次）测井响应特征总体为高电阻率、高波速、低自然伽马、低密度等特征[13,108,115]，但海域分散型水合物如神狐海域自然伽马、密度值则无明显异常[18,21]。

表3 中国主要水合物区域地球化学特征表

图5 水合物储层的地球物理响应图

2.6 水合物赋存类型

图6 中国典型水合物样品及赋存模式图[17,51-52,105,116-117]

中国祁连山冻土区水合物主要以裂隙型和孔隙型两种状态产出，裂隙型水合物多为白色、乳白色，呈薄层状、片状、团块状，赋存于粉砂岩、泥岩、油页岩的裂隙面中（图6-a），肉眼可见，单层仅几毫米厚。另一种为孔隙型水合物（图6-c），以浸染状赋存于细粉砂岩和细砂岩的孔隙中，肉眼不可见[105,118-120]。而中国海域生物成因气多发育为薄层状或分散状水合物，深部热解气则常依附断层形成厚层状水合物[92]。GMGS1、GMGS3和GMGS4航次水合物钻探及2017、2020年的两次试采显示，神狐海域水合物主体呈分散状（图6-g、k）和厚层状交替发育。此外，还有薄层状水合物，从海底以下几十米到几百米均有分布；断层附近也可见部分水合物，但分布不规律；偶见斑状水合物（也就是局部团簇或聚集并零散分布于沉积物中）赋存于孔隙分散状水合物之下[92,112,121-122]。同时，岩心扫描还发现有孔虫壳体内也有水合物存在。在东沙海域，GMGS2航次水合物钻探显示水合物储层总体可分两个层段：①层段一深度介于0～90 mbsf（mbsf表示海底以下深度，单位为m），水合物多呈块状、结核状、脉状或层状充填在细粒沉积物中（图6-b、e、f），横向分布范围较窄；②层段二深度介于91～226 mbsf，水合物呈分散状发育，横向分布范围相对较宽[83,123-124]。在琼东南海域，GMGS5航次水合物钻探显示水合物通常呈结核状、脉状、厚层状、薄层状和分散状充填在黏土质粉砂或粉砂质黏土沉积物中[17,63,87]。此外，东海冲绳海槽也有浅表层露头水合物（图6-j）和厚层水合物。综合上述冻土和海域水合物赋存情况，可将中国水合物与沉积物间的接触关系概括为两种模式：颗粒排挤型（包括裂隙填充、露头、脉状、块状、瘤状、层状）和孔隙浸润型，后者又可以细分为孔隙填充、接触胶结、颗粒包裹、骨架支撑、局部聚集和有孔虫填充（图6-M～S）。

2.7 孔渗特征

受成岩影响，中国冻土区水合物储层孔隙、裂隙发育相对海域来说整体性要差，孔隙度为2.2%～25.9%，平均渗透率很低，为0.043～0.099 mD[5,25-27,34,125-129]。而海洋水合物储层孔、裂隙普遍发育，整体表现为高孔、低渗和高非均质性的典型特点（图7），孔隙度介于25.9%～60.5%。其中神狐海域整体孔隙比较均匀，以微纳米孔为主，喉道呈席状、弯曲片状，孔隙直径介于500 nm～20 μm，是连通性空间的主体；部分有孔虫处存在大孔隙，局部发现有裂隙（图7），整体孔隙度为33%～55%，有效渗透率为0.2～20 mD[15,21,130-136]。东沙海域以微米孔为主，整体孔隙度为30%～60.5%[83,124,137]。西沙海域孔隙度为35%～47%[14-15,132]，有效渗透率为2～20 mD。琼东南海域依据不同的估算方式得到的结果差别较大，孔隙度为25.9%～59.1%[17,52]，但渗透性数据还未见报道（表4）。总体看，随着深度增加，孔隙度呈降低趋势；水合物的存在会降低地层有效渗透率（图8）。现有技术条件下，泥质储层很难看清其微观三维孔隙结构。以砂质为主的颗粒较粗的沉积物和以泥质为主的裂隙发育的细粒沉积物有利于水合物在其中富集[53]。此外，储层有孔虫丰度高的区域，沉积物的孔隙度和渗透性也相对较高，加之有孔虫发育丰富的微孔隙，有利于流体的扩散运移（图7-g、h），促进水合物富集成藏[84,151]。如神狐海域某些水合物储层砂的平均含量仅为1.4%～4.24%，但水合物饱和度却高达20%～40%[152]，推测与其中富含的有孔虫壳体有密切关系[153-154]。

图7 中国含水合物沉积物微观结构图

2.8 力学强度特征

中国冻土区水合物储层固结成岩性好，力学强度高，因此力学方面研究较少。而海域水合物储层主要为未成岩的弱固结沉积物，力学强度差，对水合物安全开采影响大，因此是研究的难点和热点。当前主要通过原位测试、保压岩心三轴测试、实验室重塑样三轴测试以及声波测井等方式进行水合物储层沉积物力学强度评估，但目前原位测试还无法应用于深部含水合物层。南海神狐海域W18/19站位利用辉固公司的WISON系统对水合物上盖层进行了井下孔压静力触探（CPTU）测试，获取了锥尖和侧摩阻力以及孔隙水压力曲线（图9-a）[155]。根据经验公式推算泥线以下150 m范围（包含水合物地层）的剪切强度为0～180 kPa。GMGS4航次中，利用Geotek公司的球阀保压取样器（PCTB）获取了若干组原位岩心样品，并成功转移至保压岩心分析与转移系统（PCATS）中，进行了原位应力条件下的剪切模量和剪切强度等物性测试[132]。发现大部分保压样品呈现出应变硬化的变形特征，剪切强度为0.3～1.1 MPa，大致处于储层有效应力的0.4～0.9倍范围（图9-b）。由于保压转移测试困难，常采用原位水合物沉积物的重塑样品进行力学特性研究[156-160]，实验数据也证实原位水合物沉积物重塑样品总体上能够反应水合物储层的力学性质，其剪切强度特性主要受骨架成分、水合物饱和度和分布状态、应力条件等参数的影响。此外，基于室内力学实验数据、水合物饱和度和声波测井数据建立的力学经验公式[148-149,161]，也被用于预测水合物地层力学参数，如根据神狐W17井数据预测的储层剪切强度为0.7～1.6 MPa，与原位测试估算数据较接近（表4）。因此，后续可用该方法快速评价水合物储层沉积物的力学强度特征。

表4 中国陆域和海域水合物赋存区域基础物性表

图8 中国典型水合物储层孔渗特征图

图9 力学强度特征图[132]

2.9 水合物饱和度特征

中国陆域冻土区水合物饱和度只有祁连山木里地区有少量报道，主要介于5%～10%[25,138]。西藏羌塘盆地和东北漠河盆地所取岩心中虽然发现有CH4吸附气存在，证实具有较好的水合物成藏条件，但是对应的饱和度不明确[139,141]；而在可可西里—风火山—乌丽盆地主要发现有CO2水合物，并不具备资源潜力[7,32,140]。相对于冻土区，海域水合物有较为详尽的饱和度数据。南海神狐海域水合物饱和度主要介于20%～70%，主力层平均水合物饱和度约为31.0 %[21]，且部分储层下部赋存有游离气，游离气平均饱和度约为7.8%[14-16,18,113,130]；在东沙海域，对于块状水合物而言，其“饱和度”为100%，而对于分散状和脉状水合物而言，它们对应的水合物含量分别为25%～55%和不超过30%[13]；在琼东南盆地，其饱和度估值最高可达92%[52]；在靠近台湾省的台西南盆地，根据地震勘探估算得到的水合物饱和度介于5%～35%[142-145]，在BSR附近也存在游离气[146]；而对于西沙的调查结果目前还鲜有报道。除南海外，中国在东海也进行了多航次的勘探调查，估算的水合物饱和度主要介于1%～10%[147]，但实际值可能会高于此范围。目前水合物饱和度估算主要基于地震、测井资料以及钻探取心样品分析数据，不同数据和计算方法会导致估算结果差异很大（如表4中W19站位估算结果所示）。如前所述，水合物赋存类型会影响水合物饱和度估算，有时用水合物含量表述更准确。正是由于水合物赋存的复杂性，导致中国水合物资源量精细评价面临着巨大的挑战。

3 讨论

3.1 中国水合物赋存特征总结

经过20年的地质调查，中国已初步掌握陆域和海域水合物的赋存基本特征与规律，为两次陆域和三次海域试采工程实施提供了基础数据，同时也极大地丰富了水合物赋存规律与成矿理论体系。总体看，中国冻土区水合物主要赋存于中生代地层，以热成因气为主，受断层裂隙构造控制，有较好的圈闭条件，储层温度、地温梯度、热流、压力表现为“四低”，水合物多数分布在砂岩孔隙和泥页岩裂隙中，地震反射波显示“高频”和“弱振幅”特征，电磁波反射显示“高频、强振幅”特征，而测井响应显示“两高两低”（高电阻率、高波速、低自然伽马、低密度）特征，储层成岩性好、岩石力学强度高，并具有低孔、低渗和较低水合物饱和度特征。而海域水合物主要赋存于新生代第四纪地层，以混合成因气为主，受泥底辟、气烟囱、断层裂隙控制，无明显圈闭，相对于冻土区储层温度、地温梯度、热流和压力表现为“四高”，水合物多数分布在富含古生物化石的黏土质粉砂和粉砂质黏土中，地震反射波有明显的BSR特征，测井响应总体为“两高”（高电阻率、高波速）特征，储层成岩性差，沉积物力学强度低，具有高孔隙度、低渗透率和相对高的水合物含量。可见，中国水合物储层存在明显的陆海差异性，这也是二者在气候环境、地质沉积历史和气源差异性上的必然结果。迄今中国陆上和海域发现的水合物结构类型主要是Ⅰ型和Ⅱ型，还未见有H型水合物的报道。

从中国冻土和海域水合物赋存特征可知，水合物主要富集在与常规油气或煤同盆共生的木里盆地、南海北部陆坡珠江口盆地、琼东南盆地和台西南盆地（含东沙海域）中。盆地下部的热成因天然气为水合物的富集提供了气源保障，盆地中的断层、泥底辟、泥火山、气烟囱、地层裂隙等地质构造为气源输运提供了良好通道，而水合物稳定带内的砂质孔隙、泥质裂隙和有孔虫壳体则为水合物富集提供了有利空间，同时上部低渗透细粒沉积物和水合物自身则充当了形式上的盖层，从而构成了完整的水合物油气系统。

相比世界其他区域水合物油气系统，中国水合物油气系统有以下明显特点：①分布广，跨度大。从西到东，从北到南，纵横陆海，穿越时空；②埋藏浅、厚度薄。不管是陆域还是海域，已发现的绝大多数水合物都分布在地表或海底300 m以浅位置，厚度一般不超过90 m；③泥质含量高，渗透性差，水合物富集程度受到一定制约；④赋存类型多，有孔虫含量高。根据现有试采情况和技术水平看，中国水合物商业开发所需具备的储层特征可能包括：①平均水合物饱和度应超过30%；②储层厚度宜大于40 m；③平均有效渗透率应大于5 mD；④水合物以孔隙浸润为主，平均有效孔隙度大于30%。

3.2 问题与建议

地质—工程一体化是公认的非常规油气实现效益开发的最佳途径。水合物赋存特征决定了其安全高效开发也需要从地质—工程一体化角度进行考虑。加之水合物富集区域生态脆弱、开采环境风险高，地质—工程—环境一体化开发应是水合物产业化的必由之路。而地质是基础，地质甜点、工程甜点、环境甜点和经济甜点需要一体化考虑，这离不开对水合物油气系统的全面准确认识。然而受水合物赋存的复杂性和现有技术的制约，目前离这一目标还有很长的一段距离，主要存在两个问题：①储层精细表征技术缺乏。水合物储层的非均质性、各向异性以及缺乏适合水合物储层的地球物理测井评价模型和安全可靠的高保真取样工具，导致精细刻画水合物储层异常困难。现有的储层原位测试技术要求高、费用贵、操作有局限性，而实验测试又难以合成贴近原位的代表性样品，进一步制约了对储层的准确认识。比如陆域水合物就缺乏成熟的地球物理勘查方法，仍未建立起有效的地球物理、地球化学勘探技术体系[162]。②富集矿体—储层精细刻画还远远不够。受精细表征技术缺乏和经费的制约，目前富集矿体及储层甜点刻画还留有较多“空白”：在矿藏尺度上，虽然厘清了水合物富集的主控因素，但是对富集矿体的三维空间分布、应力场分布并不十分清楚；在储层尺度上，富集储层的孔—渗—饱分布和力学特性还未完全掌握；在孔隙尺度上，由于富集区域细粒发育，加之弱固结特性，现有实验技术难于准确定量刻画储层甜点区域微观三维结构与水合物分布特征，影响了对水合物地质甜点和资源量的准确评价。

因此，未来我国应重点攻关水合物储层精细表征技术和富集矿体—储层系统的精细刻画。建议：①集中突破水合物甜点识别和资源量评价技术。在微观尺度上，加强储层颗粒、颗粒间作用力以及孔隙、裂隙三维结构的原位条件定量表征和直接观测；在宏观尺度上，突破储层原位测试技术，改进现有的基于固结岩石物理模型的水合物测井识别和评价方法，加密高精度三维地震和钻探井位布设，加强地震—测井—岩心数据融合分析，建立标准的水合物饱和度计算流程，确定水合物地质、工程、环境甜点的关键参数和敏感参数，进而基于大数据机器学习方法形成水合物资源评价技术和有利选区评价技术。②统筹考虑水合物储层气和下部游离气，实现水合物油气系统整体资源评价。如前所述，海域水合物富集区往往与常规油气同盆共存，实现二者共探共采是海域水合物经济开发的有效途径。在突破水合物甜点识别和评价技术的同时，加强水合物储层上下盖层系统以及共存的常规油气系统精细评价，进而构建整个水合物油气系统三维精细地质评价模型。③加强海陆联合和全球比对研究，陆上重环境，海上看资源。由于陆上冻土区生态脆弱、水合物富集程度和资源潜力相对海域较低，且CO2水合物丰富[7]。因此后续可多从环境视角进行储层特征和资源量研究，为青藏高原隆升及其中水合物固碳—释碳对全球气候变化影响研究提供基础数据。而海上则多从能源开发角度进行地质—工程—环境一体化所需的甜点识别与评价研究，尤其要加强横向对比，分析全球其他区域水合物赋存特征和规律，以实现非我所有，但为我所用之目的。

4 结论

1）陆上冻土区水合物主要赋存于中生代地层，以热成因气为主，受断层裂隙构造控制，有较好的圈闭条件，储层温度、地温梯度、热流、压力表现为“四低”，水合物多数分布在砂岩孔隙和泥页岩裂隙中，测井响应总体显示“两高两低”特征，储层岩石力学强度高，具有低孔、低渗和低饱和度特征。而海域水合物主要赋存于新生代地层，以混合成因气为主，受泥底辟、气烟囱、断层裂隙控制，无明显圈闭，储层温度、地温梯度、热流和压力表现为“四高”，水合物多数分布在富含古生物化石的黏土质粉砂和粉砂质黏土中，地震反射波显示明显的BSR特征，测井响应总体为“两高”特征，储层沉积物力学强度低，具有高孔、低渗和相对高的水合物含量。

2）陆上冻土区水合物相对富集在下部有成熟烃源岩或煤层气且有断层沟通的砂岩孔隙和泥页岩裂隙中，而海域水合物主要富集在下部有游离气的富含有孔虫的浊积砂质沉积物中，且周围有相互沟通联系的断层、泥底辟、气烟囱和微裂隙，以便为气源运移富聚至浊积体提供通道，同时上部低渗细粒沉积物和水合物自身充当了形式上的圈闭。总体来说，水合物常与常规油气、煤等化石能源同盆共存，热成因的常规天然气和非常规煤层气是中国水合物富集的主力气源。由于冻土区储层孔隙和裂隙空间小，气源总量不充足，因此冻土区水合物富集程度不高。具有高孔隙度、丰富裂隙发育的海底浊积体是中国已发现水合物富集的主要地质单元。

3）未来应集中突破水合物甜点识别和评价技术，统筹考虑整个水合物油气系统资源禀赋特征，并加强海陆联合和全球比对研究。冻土区水合物可多从气候环境角度进行上述研究，而海域水合物多从能源利用之目的出发。