中國天然氣水合物賦存特征

寧伏龍 梁金強 吳能友 祝有海 吳時國 劉昌嶺 韋昌富 王冬冬 張 準 徐 猛 劉志超 李 晶 孫嘉鑫 歐文佳

1.中國地質大學（武漢）工程學院 2.自然資源部海底礦產資源重點實驗室·中國地質調查局廣州海洋地質調查局 3.自然資源部天然氣水合物重點實驗室·中國地質調查局青島海洋地質研究所 4.自然資源部中國地質調查局油氣資源調查中心 5.中國科學院深海科學與工程研究所 6.中國科學院武漢巖土力學研究所

1 中國水合物勘探開發現狀

天然氣水合物（以下簡稱水合物）被譽為繼煤層氣、致密氣、頁巖氣之后最具有潛力的接替清潔能源，其儲量十分巨大，正成為全球主要大國能源競爭的戰略高地。中國擁有豐富的水合物資源，僅南海北部陸坡水合物遠景資源量就達數百億噸油當量。水合物產業化開發對緩解中國能源供需矛盾、改善能源消費結構、保障能源戰略安全和建設生態文明都具有重要的作用和戰略意義。

經過20年的努力，中國在水合物基礎科學、成藏理論、儲層物性、勘查與試采關鍵技術以及環境效應等方面取得了豐碩的成果，水合物產業化正在穩步推進。在陸域，中國地質調查局從2002年開始在青藏高原羌塘盆地[1-2]、祁連山木里盆地[3-6]、風火山—烏麗地區[7-8]、東北漠河盆地等[9]凍土區開展了地質、地球物理、地球化學、遙感、地質鉆探、試采等方面的工作[9-11]。其中2008年在木里地區永久凍土帶首次鉆獲水合物的實物樣品[6]，并于2011和2016年在該區域進行了兩次試采，建立了祁連山水合物長期觀測基地。盡管試采產量不高，但兩次試采所用的直井和水平對接井技術為后續我國海域水合物試采工程實施提供了非常寶貴的經驗。在海域，先后于2007、2013、2015、2016、2018和2019年實施了6次水合物鉆探計劃（GMGS1～GMGS6）[12-17]，獲取了海量多學科地質調查數據，在神狐、東沙和瓊東南海域發現了多種類型的高品位水合物儲層，圈定了6個資源遠景區、29個區帶、25個區塊，證實兩個超千億立方米級水合物礦藏，取得了一系列重大找礦成果。尤其是2017年在南海神狐海域成功實施了中國首次海域水合物試采工程，分別試驗了基于井筒降壓的深層水合物開采工藝和基于固態流化法的淺層水合物開采工藝[18-20]。同年，水合物被列為中國第173個礦種，并在南海開始建設兩個水合物勘查開采先導試驗區。2020年中國海域水合物第二輪試采又取得重大突破，攻克了深海淺軟地層水平井鉆采核心關鍵技術，實現了從“探索性試采”向“試驗性試采”的重大跨越[21]。

總體來看，中國水合物勘探開發已取得局部領跑優勢，正進入試采到商業開發的過渡階段。下一步要實現從試驗性試采向生產性試采跨越，就必須突破制約其安全高效開采的瓶頸難題，而這有賴于對水合物賦存地質特征的精準認識，有賴于地質—工程—環境一體化開發理念的有效實施。值此承前啟后的關鍵階段，筆者系統梳理和分析了中國水合物賦存地質特征，以期為后續水合物儲層地質甜點、工程甜點及環境甜點評價提供參考數據，為地質—工程—環境一體化的產業化發展思路提供方向性的建議。

2 中國水合物賦存特征

2.1 分布特征

自然界水合物成藏通常需要4項基本條件，即低溫高壓環境、充足的氣源、水相的存在、流體運聚通道與空間。這決定了中國水合物主要分布于陸上高海拔、高緯度的凍土區和海上深水沉積物中，且往往富集在常規油氣或煤發育且構造活躍的盆地內。這是因為前者滿足低溫高壓和水相條件，后者可以提供充足的氣源和流體運聚通道。20年的地質調查成果表明：陸上凍土區中青藏高原和東北大小興安嶺是水合物主要賦存地帶，但僅在青藏高原的木里盆地鉆獲水合物實物樣品[22]。其他潛在分布區：①東北大小興安嶺凍土區，包括漠河盆地和根河盆地；②青藏高原，主要包括羌塘盆地、祁連山哈拉湖地區、唐古拉山溫泉盆地、昆侖山埡口斷陷盆地和沱沱河盆地烏麗地區。凍土層厚度介于100～300 m，而水合物層推測埋深一般不超過800 m，厚度介于8.5～200 m，普遍小于80 m[22]（表1）。海上深水區水合物主要分布于南海北部陸坡的東沙海域、神狐海域、瓊東南海域（圖1-a）以及東海的沖繩海槽，水深多介于 900 ～ 1 500 m[21,51-52]，且皆獲得了取樣證實。這些深水區所在盆地包括珠江口盆地、瓊東南盆地、臺西南盆地、西沙海槽盆地以及東海沖繩海槽盆地等。水合物主要賦存于海底以下300 m以內未成巖地層中，橫向連續性較好，但縱向非均質強，通常包含多個礦層，厚度最高可達90 m[39]。

2.2 構造與沉積特征

陸上青藏高原羌塘盆地是晚古生代裂谷演化背景上發育起來的疊合盆地，有巨厚的海相和陸相沉積地層，上三疊統肖茶卡組、中侏羅統布曲組、夏里組和上侏羅統索瓦組為分布最廣的烴源巖。祁連山木里盆地地處青藏高原北部，是一個在早古生代構造演化基礎上發展起來的晚古生代—中生代坳陷。坳陷內主要發育4套烴源巖，成熟度高且存在煤層氣，水合物氣源條件良好[4-5]。水合物主要賦存于中生代中侏羅統江倉組（圖1-b），該地層中存在著區域主斷層和裂縫系統[53]。祁連山哈拉湖地區與木里地區有著相似的水合物成藏條件，同屬于南祁連盆地次級凹陷，構造上受南北兩側斷裂控制，尤其是疏勒南山南緣的深大斷裂構造。該區主要發育下二疊統草地溝組、中下三疊統大加連組碳酸鹽巖及上三疊統尕勒得寺組暗色泥巖3套烴源巖，烴源巖條件相對較差[54]。昆侖山埡口地區為上新世—中更新世斷陷盆地，沉積了較厚的新近系—第四系沉積物。唐古拉山溫泉盆地是上覆于侏羅紀前陸盆地之上的第四紀盆地，侏羅系布曲組、夏里組、索瓦組為烴源巖層，盆地的兩側發育溫泉斷層[35]。而青海烏麗地區屬唐古拉地層區，潛在烴源巖主要如下：中二疊統九十道班組、上二疊統那益雄組、上三疊統巴貢組、新近系中新統—漸新統雅西措組等[32-33]，水合物主要發育在上二疊統那益雄組。漠河盆地為中生代陸相盆地，二十二站組和漠河組為區內最重要的生烴和儲集層系。根河盆地沉積地層主要是石炭系和侏羅系，烴源巖主要在石炭系紅水泉組、莫爾根河組、中侏羅統及上侏羅統滿克頭鄂博組。

表1 中國水合物分布與地質構造特征表

圖1 南海北部水合物分布圖及中國典型含水合物地層綜合柱狀示意圖

海上南海北部陸坡深水區是目前水合物調查程度最高的區域，其構造上屬被動陸緣、準被動陸緣并過渡至東部活動碰撞邊緣，發育活動斷裂、底辟構造、氣煙囪、滑塌堆積、斷裂坡折帶和海底砂質濁積體，為水合物的形成和富集提供了重要的運聚體系[55-57]。其中位于珠江口盆地的神狐海域是中國首個水合物勘查試采示范區，水合物主要賦存于上新統萬山組和第四系濁流沉積物中[39]。水合物的形成和聚集導致氣體向上遷移變得困難，使得其上部低滲厚層細粒沉積物失穩體基本不含水合物，構成形式上的儲—蓋組合[58]，共同控制著神狐海域水合物的產出與分布。其下部的古近系始新統文昌組和漸新統恩平組是熱成因天然氣的主要烴源巖，而淺部新近系珠江組、韓江組等沉積物有機質成熟度相對較低，為主要生物氣烴源巖。這些烴源巖為水合物形成提供了充足的氣源（圖1-c）。神狐海域中新世以來逐漸增強的新構造運動和高沉積速率使得流體底辟構造廣泛發育，與高角度斷裂和垂向裂隙一同構成了神狐海域水合物成藏富集的主要流體運移通道[42,59-60]。東沙海域位于南海北部東沙群島以東地區， 構造上屬于臺西南盆地的中部隆起區[39]。盆地發育有4套烴源巖和大量的逆沖斷層及泥底辟，這為水合物的形成提供了良好的氣源和流體運移通道。水合物主要賦存于第四系更新統—全新統沉積物中，主要發育兩層水合物，上部厚度介于15～32 m，下部厚度介于6～37 m[40,57]。其中滲透率高的砂質等深流沉積和滑塌塊體是該區域最有利于水合物富集的沉積體[61]，并受深部熱解氣和垂直大斷裂的共同控制[40]。西沙海域新生代沉積厚，具有熱解氣和生物氣形成的條件，區內局部地區也發育底辟構造、張性斷層，部分斷層切穿第四系直到海底，為氣體運移提供了良好的條件[44]。而瓊東南盆地為中國第二個水合物勘查試采示范區，也是中國重要的常規油氣富集區。該區水合物主要賦存在第四系沉積物中，距海底以下7～158 m范圍內。盆地與西沙海域地質和沉積條件較為接近，新生代沉積厚，古近紀煤系地層提供熱成因的天然氣，第四系和新近系上新統海相泥巖提供生物天然氣，而沉積層內發育的高壓泥底辟和氣煙囪、以及連通高壓泥底辟和氣煙囪至海底的斷裂，則為天然氣運移提供了通道[62]。如GMGS5-W9站位就位于一個大型氣煙囪的頂部，且在附近發現了一些正斷層[63]。此外，東海沖繩海槽為弧形深水槽盆，是一個近期仍在擴張、快速沉積的幼年期裂谷構造，具有豐富的物質來源，為水合物形成提供了良好的地質條件。

總體上看，中國凍土區水合物在構造與沉積上具有以下特點：①接受了中生代以來的較厚沉積，石炭系、二疊系、上三疊統和侏羅系是主要烴源巖層，具有良好的氣源條件；②盆地早期經歷了構造運動，產生的斷裂、裂隙等構造為氣體運移提供了良好的通道條件；③凍土層充當蓋層。而在海域，從南海到東海：①接受了新生代以來的較厚沉積，為水合物賦存提供了充足的空間和良好的生物成因氣源；②水合物地層和上部低滲透地層充當形式上的儲—蓋組合；③處于板塊交界處，大陸邊緣由被動型過渡到主動型，構造活動多，泥底辟、氣煙囪和斷裂發育，從而為下部和周圍豐富的熱成因和生物成因氣源運移提供了所需通道；④砂質濁積沉積和厚層細粒滑塌體對其中的水合物富集有重要的控制作用（表1）。

2.3 地溫與熱流特征

中國凍土區羌塘盆地年平均地表地溫介于－5 ～－3 ℃，地溫梯度為 1.5～1.8 ℃ /100 m[8]。祁連山地區年平均地表地溫為－2.4～0 ℃，凍土層厚度為8～139.3 m。昆侖山埡口斷陷盆地年平均地表地溫約為－2.9 ℃，凍土厚度為81.5～112 m，凍土帶內地溫梯度介于1.6～4.9 ℃/100 m[64]。唐古拉山溫泉盆地凍土厚度為 80～120 m，該區年均地表地溫常年處于－0.5～0 ℃[35]。烏麗地區的地溫梯度在0.79～1.48 ℃/100 m。整個青藏高原凍土層內的平均地溫梯度可取2.22 ℃/100 m，凍土層下的平均地溫梯度約 4.18 ℃ /100 m[22]。漠河盆地的地表溫度介于－0.5 ～－3.0 ℃，地溫梯度約 1.6 ℃ /100 m[36]。根河盆地凍土層厚度介于80～120 m，年平均地表地溫約－5.4 ℃[37-38]。

相對凍土區來說，海域水合物儲層具有顯著的高熱流特征[65-66]，熱流值范圍介于28～62 mW/m2間[67-68]。高熱流值也導致海域水合物分布區域和厚度相對有限，埋藏較淺。但是局部地區會有異常，主要受地質構造運動和沉積物礦物組分的影響[69]。其中神狐地區海底溫度介于3.3～3.7 ℃，地溫梯度為4.5～6.7 ℃ /100 m[42,70]；瓊東南盆地的地溫梯度為3.5～4.25 ℃ /100 m，平均約 4.0 ℃ /100 m[72-73]；東海沖繩海槽則具有相對更高的熱流和地溫梯度，且變化幅度大，地溫梯度平均值約13.4 ℃/100 m，最高達 47.4 ℃ /100 m[50,74-75]（表 2）。

表2 中國天然氣水合物分布區熱流特征表

2.4 地球化學特征

2.4.1 巖性與礦物組成特征

中國凍土區水合物主要賦存于固結成巖的粗粒巖石孔隙和細粒巖石的裂隙中，并通常與碳酸鹽巖相伴產出[76-77]。如祁連山木里地區水合物多數填充于砂巖孔隙、泥巖與油頁巖裂隙中[78]，儲層巖性包括油頁巖、泥巖、粉砂巖、細砂巖、中砂巖[6]，礦物成分以石英和黏土礦物為主，二者總含量超過70%，其次為方解石、白云石、斜長石、鉀長石，同時部分樣品黃鐵礦和菱鐵礦含量較高[79-80]。而青海南部烏麗地區CO2水合物儲層則主要為細砂巖、粉砂巖和泥質粉砂巖，儲層礦物成分也是以石英和黏土礦物為主，其次為與水合物分解密切相關的自生碳酸鹽和黃鐵礦[7]。較之于中、重稀土，這些凍土區水合物沉積物中輕稀土（LREE）相對含量高，其他微量元素變化范圍較大，總有機碳含量（TOC）也較高[81]。

中國海域水合物主要賦存于未固結成巖的粉砂、黏土質粉砂、粉砂質黏土等沉積物中，甚至直接出露于海底，如“海馬冷泉”和臺灣省東北部沖繩海槽地區淺表層水合物。其中神狐海域儲層多為富含有孔蟲等古生物化石的黏土質粉砂，其次為粉砂質黏土[51-52]（圖2-a、b），礦物主要包含石英、伊利石、方解石、白云石、綠泥石、鈉長石、鉀長石、黃鐵礦，以及少量透閃石和巖鹽。其中，伊利石和石英在沉積物中的含量普遍較高，其次為綠泥石和碳酸鹽礦物（方解石和白云石），而其他礦物的含量均較低（質量分數多小于10%）[58,82-83]。沉積物的粒徑主要介于4 ～ 63 μm，中值粒徑介于 8 ～ 16 μm[58,82,84]。東沙海域水合物儲層主體為粉砂質黏土夾生物碎屑灰巖沉積物，顆粒粒徑大多數（約80%）小于20 μm[83]。黏土礦物組合以伊利石、蒙脫石為主，含少量綠泥石、高嶺石；碳酸鹽礦物以文石和方解石為主，偶見鐵、錳白云石和白云石；碎屑礦物以云母、微斜長石、石英、斜長石為主，含少量角閃石、黃鐵礦等，輝石僅在局部層位較為集中[85]。瓊東南海域水合物儲層沉積物以粉砂質黏土為主，少量為黏土質粉砂[63,86-87]。此外，海域水合物儲層也存在自生碳酸鹽礦物、石膏和黃鐵礦（圖2-c、d），微量元素和總有機碳的組成特征也與凍土區類似。

圖2 中國陸域和海域典型水合物儲層礦物與巖性特征圖

2.4.2 氣體地球化學特征

中國陸上凍土區水合物氣源顯示以深部熱解成因居多（圖3），如祁連山木里地區屬于熱解油型氣為主的水合物類型[88-89]。凍土區水合物氣體成分復雜， 常 含 有 CH4、C2H6、C3H8、CO2、n-C4H10等，C2H6和C3H8的占比較高，最高含量可達21%[90]。尤其在青海烏麗地區TK-2水合物調查井發現氣體組分主要為CO2，含量高達69.66%～99.98%，一般大于90%，CH4含量僅為0.01%～40%，大部分小于10%[7]。而在南海北部陸坡水合物中CH4含量通常大于90%，C2H6和C3H8含量小于10%[17,91]。其中，神狐海域目前鉆獲的樣品以混合成因氣所占比例為最高；東沙海域水合物以生物成因氣為主，而取自南海北部其他水合物調查區的海底表層沉積物樣品中，則廣泛存在來自深部的熱裂解氣，暗示了這些區域深部熱成因氣源充足（圖4）。此外，東海沖繩海槽水合物以生物成因氣為主，除甲烷水合物外，也發現了大量CO2水合物存在，CO2含量最高可達86%[90]。總體看，我國海域水合物的氣源，以混合成因氣為主，生物成因氣和熱成因氣的貢獻同等重要。但微生物成因氣通常不足以形成大規模的水合物富集礦層[93]，目前的資料顯示南海北部陸坡以熱成因氣為主的水合物資源潛力最大，相關研究也表明富集水合物的氣體通常為熱成因氣，而非微生物氣[94]。

圖3 中國主要水合物鉆探和調查區氣體成因分析結果圖

圖4 中國含水合物地層地球化學特征示意圖

2.4.3 離子分布特征

水合物儲層孔隙水中離子表現出明顯的高鹽度、低硫酸根、高碘特征，這與水合物形成時的排鹽效應有關[95]。在凍土水合物區孔隙水鹽度的變化除與水合物排鹽效應有關外，還與地層水的來源密切相關[76]。此外，水合物區淺表層沉積物孔隙水離子濃度在深度上還呈現出一定的變化規律，例如SO42-、Ca2+、Mg2+、Sr2+等離子濃度隨深度呈負異常，Mg2+/Ca2+、Sr2+/Ca2+隨深度增加而增大，生源Ba隨深度顯示高異常[81,96]。因此，與SO42-濃度密切相關的硫酸鹽甲烷界面（SMI）可以作為示蹤沉積層深部水合物的重要地球化學方法，SMI界面相對較淺時則可能標志著深部水合物的存在。整個地球化學特征如圖4和表3所示。

2.5 地球物理響應特征

中國陸域水合物儲層的地震學響應特征表現為地震反射波的“高頻”和“弱振幅”（圖5-a），電磁學響應標志則表現為雷達波反射信號的“高頻、強振幅”特征[107,109-111]。而海域水合物儲層的地震響應特征最典型的就是似海底反射層（BSR）和振幅空白帶（圖5-b），其通常代表水合物穩定帶基底[112]。而在地球物理測井響應上，由于固體水合物相對孔隙空間中的流體來說具有更高的縱波速度（vp）和剪切波速度（vs）以及電阻，因此水合物儲層往往表現為相對高的聲波速度和電阻率[113]。如神狐海域的測井顯示，含水合物層vp值由頂部1.87 km/s開始明顯增大，最大值達2.30 km/s，在水合物層底部回落至正常趨勢值1.79 km/s[114]。兩次試采所在水合物儲層的縱波波速平均約為2.03 km/s，而下部由于水和游離氣含量的增加，導致水合物、水和游離氣混合區的波速迅速回落到1.1～1.7 km/s范圍內[18,21]。而電阻率從含水合物層頂部的2.5 Ω·m左右增加到最高7.52 Ω·m左右，升高約3倍。對于凍土區，由于成巖性好，水合物儲層波速和電阻率通常會高于海域值，如青海木里裂隙型水合物儲層聲波速度范圍為1.5～4.5 km/s，電阻率最高可達90 Ω·m；孔隙型水合物儲層聲波速度范圍為2.0～4.0 km/s，電阻率亦為高值，范圍為90～180 Ω·m[108,115]。烏麗地區水合物層段視電阻率超過了100 Ω·m，從含水合物層段頂部的約10 Ω·m增加到140 Ω·m[7]。綜合現場測井數據來看，中國典型水合物儲層測井響應特征包括：①與飽和水地層相比，水合物層位在電阻率測井曲線上具有相對高的電阻率偏移，海域可達到飽和含水層電阻率的3倍，在凍土區甚至超過10倍；②與飽和水或游離氣層位相比，含水合物層位波速高；③含水合物層位中子測井孔隙度升高、核磁共振響應孔隙度降低；④陸域凍土區和海域厚層狀水合物儲層（如GMGS2航次）測井響應特征總體為高電阻率、高波速、低自然伽馬、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馬、密度值則無明顯異常[18,21]。

表3 中國主要水合物區域地球化學特征表

圖5 水合物儲層的地球物理響應圖

2.6 水合物賦存類型

圖6 中國典型水合物樣品及賦存模式圖[17,51-52,105,116-117]

中國祁連山凍土區水合物主要以裂隙型和孔隙型兩種狀態產出，裂隙型水合物多為白色、乳白色，呈薄層狀、片狀、團塊狀，賦存于粉砂巖、泥巖、油頁巖的裂隙面中（圖6-a），肉眼可見，單層僅幾毫米厚。另一種為孔隙型水合物（圖6-c），以浸染狀賦存于細粉砂巖和細砂巖的孔隙中，肉眼不可見[105,118-120]。而中國海域生物成因氣多發育為薄層狀或分散狀水合物，深部熱解氣則常依附斷層形成厚層狀水合物[92]。GMGS1、GMGS3和GMGS4航次水合物鉆探及2017、2020年的兩次試采顯示，神狐海域水合物主體呈分散狀（圖6-g、k）和厚層狀交替發育。此外，還有薄層狀水合物，從海底以下幾十米到幾百米均有分布；斷層附近也可見部分水合物，但分布不規律；偶見斑狀水合物（也就是局部團簇或聚集并零散分布于沉積物中）賦存于孔隙分散狀水合物之下[92,112,121-122]。同時，巖心掃描還發現有孔蟲殼體內也有水合物存在。在東沙海域，GMGS2航次水合物鉆探顯示水合物儲層總體可分兩個層段：①層段一深度介于0～90 mbsf（mbsf表示海底以下深度，單位為m），水合物多呈塊狀、結核狀、脈狀或層狀充填在細粒沉積物中（圖6-b、e、f），橫向分布范圍較窄；②層段二深度介于91～226 mbsf，水合物呈分散狀發育，橫向分布范圍相對較寬[83,123-124]。在瓊東南海域，GMGS5航次水合物鉆探顯示水合物通常呈結核狀、脈狀、厚層狀、薄層狀和分散狀充填在黏土質粉砂或粉砂質黏土沉積物中[17,63,87]。此外，東海沖繩海槽也有淺表層露頭水合物（圖6-j）和厚層水合物。綜合上述凍土和海域水合物賦存情況，可將中國水合物與沉積物間的接觸關系概括為兩種模式：顆粒排擠型（包括裂隙填充、露頭、脈狀、塊狀、瘤狀、層狀）和孔隙浸潤型，后者又可以細分為孔隙填充、接觸膠結、顆粒包裹、骨架支撐、局部聚集和有孔蟲填充（圖6-M～S）。

2.7 孔滲特征

受成巖影響，中國凍土區水合物儲層孔隙、裂隙發育相對海域來說整體性要差，孔隙度為2.2%～25.9%，平均滲透率很低，為0.043～0.099 mD[5,25-27,34,125-129]。而海洋水合物儲層孔、裂隙普遍發育，整體表現為高孔、低滲和高非均質性的典型特點（圖7），孔隙度介于25.9%～60.5%。其中神狐海域整體孔隙比較均勻，以微納米孔為主，喉道呈席狀、彎曲片狀，孔隙直徑介于500 nm～20 μm，是連通性空間的主體；部分有孔蟲處存在大孔隙，局部發現有裂隙（圖7），整體孔隙度為33%～55%，有效滲透率為0.2～20 mD[15,21,130-136]。東沙海域以微米孔為主，整體孔隙度為30%～60.5%[83,124,137]。西沙海域孔隙度為35%～47%[14-15,132]，有效滲透率為2～20 mD。瓊東南海域依據不同的估算方式得到的結果差別較大，孔隙度為25.9%～59.1%[17,52]，但滲透性數據還未見報道（表4）。總體看，隨著深度增加，孔隙度呈降低趨勢；水合物的存在會降低地層有效滲透率（圖8）。現有技術條件下，泥質儲層很難看清其微觀三維孔隙結構。以砂質為主的顆粒較粗的沉積物和以泥質為主的裂隙發育的細粒沉積物有利于水合物在其中富集[53]。此外，儲層有孔蟲豐度高的區域，沉積物的孔隙度和滲透性也相對較高，加之有孔蟲發育豐富的微孔隙，有利于流體的擴散運移（圖7-g、h），促進水合物富集成藏[84,151]。如神狐海域某些水合物儲層砂的平均含量僅為1.4%～4.24%，但水合物飽和度卻高達20%～40%[152]，推測與其中富含的有孔蟲殼體有密切關系[153-154]。

圖7 中國含水合物沉積物微觀結構圖

2.8 力學強度特征

中國凍土區水合物儲層固結成巖性好，力學強度高，因此力學方面研究較少。而海域水合物儲層主要為未成巖的弱固結沉積物，力學強度差，對水合物安全開采影響大，因此是研究的難點和熱點。當前主要通過原位測試、保壓巖心三軸測試、實驗室重塑樣三軸測試以及聲波測井等方式進行水合物儲層沉積物力學強度評估，但目前原位測試還無法應用于深部含水合物層。南海神狐海域W18/19站位利用輝固公司的WISON系統對水合物上蓋層進行了井下孔壓靜力觸探（CPTU）測試，獲取了錐尖和側摩阻力以及孔隙水壓力曲線（圖9-a）[155]。根據經驗公式推算泥線以下150 m范圍（包含水合物地層）的剪切強度為0～180 kPa。GMGS4航次中，利用Geotek公司的球閥保壓取樣器（PCTB）獲取了若干組原位巖心樣品，并成功轉移至保壓巖心分析與轉移系統（PCATS）中，進行了原位應力條件下的剪切模量和剪切強度等物性測試[132]。發現大部分保壓樣品呈現出應變硬化的變形特征，剪切強度為0.3～1.1 MPa，大致處于儲層有效應力的0.4～0.9倍范圍（圖9-b）。由于保壓轉移測試困難，常采用原位水合物沉積物的重塑樣品進行力學特性研究[156-160]，實驗數據也證實原位水合物沉積物重塑樣品總體上能夠反應水合物儲層的力學性質，其剪切強度特性主要受骨架成分、水合物飽和度和分布狀態、應力條件等參數的影響。此外，基于室內力學實驗數據、水合物飽和度和聲波測井數據建立的力學經驗公式[148-149,161]，也被用于預測水合物地層力學參數，如根據神狐W17井數據預測的儲層剪切強度為0.7～1.6 MPa，與原位測試估算數據較接近（表4）。因此，后續可用該方法快速評價水合物儲層沉積物的力學強度特征。

表4 中國陸域和海域水合物賦存區域基礎物性表

圖8 中國典型水合物儲層孔滲特征圖

圖9 力學強度特征圖[132]

2.9 水合物飽和度特征

中國陸域凍土區水合物飽和度只有祁連山木里地區有少量報道，主要介于5%～10%[25,138]。西藏羌塘盆地和東北漠河盆地所取巖心中雖然發現有CH4吸附氣存在，證實具有較好的水合物成藏條件，但是對應的飽和度不明確[139,141]；而在可可西里—風火山—烏麗盆地主要發現有CO2水合物，并不具備資源潛力[7,32,140]。相對于凍土區，海域水合物有較為詳盡的飽和度數據。南海神狐海域水合物飽和度主要介于20%～70%，主力層平均水合物飽和度約為31.0 %[21]，且部分儲層下部賦存有游離氣，游離氣平均飽和度約為7.8%[14-16,18,113,130]；在東沙海域，對于塊狀水合物而言，其“飽和度”為100%，而對于分散狀和脈狀水合物而言，它們對應的水合物含量分別為25%～55%和不超過30%[13]；在瓊東南盆地，其飽和度估值最高可達92%[52]；在靠近臺灣省的臺西南盆地，根據地震勘探估算得到的水合物飽和度介于5%～35%[142-145]，在BSR附近也存在游離氣[146]；而對于西沙的調查結果目前還鮮有報道。除南海外，中國在東海也進行了多航次的勘探調查，估算的水合物飽和度主要介于1%～10%[147]，但實際值可能會高于此范圍。目前水合物飽和度估算主要基于地震、測井資料以及鉆探取心樣品分析數據，不同數據和計算方法會導致估算結果差異很大（如表4中W19站位估算結果所示）。如前所述，水合物賦存類型會影響水合物飽和度估算，有時用水合物含量表述更準確。正是由于水合物賦存的復雜性，導致中國水合物資源量精細評價面臨著巨大的挑戰。

3 討論

3.1 中國水合物賦存特征總結

經過20年的地質調查，中國已初步掌握陸域和海域水合物的賦存基本特征與規律，為兩次陸域和三次海域試采工程實施提供了基礎數據，同時也極大地豐富了水合物賦存規律與成礦理論體系。總體看，中國凍土區水合物主要賦存于中生代地層，以熱成因氣為主，受斷層裂隙構造控制，有較好的圈閉條件，儲層溫度、地溫梯度、熱流、壓力表現為“四低”，水合物多數分布在砂巖孔隙和泥頁巖裂隙中，地震反射波顯示“高頻”和“弱振幅”特征，電磁波反射顯示“高頻、強振幅”特征，而測井響應顯示“兩高兩低”（高電阻率、高波速、低自然伽馬、低密度）特征，儲層成巖性好、巖石力學強度高，并具有低孔、低滲和較低水合物飽和度特征。而海域水合物主要賦存于新生代第四紀地層，以混合成因氣為主，受泥底辟、氣煙囪、斷層裂隙控制，無明顯圈閉，相對于凍土區儲層溫度、地溫梯度、熱流和壓力表現為“四高”，水合物多數分布在富含古生物化石的黏土質粉砂和粉砂質黏土中，地震反射波有明顯的BSR特征，測井響應總體為“兩高”（高電阻率、高波速）特征，儲層成巖性差，沉積物力學強度低，具有高孔隙度、低滲透率和相對高的水合物含量。可見，中國水合物儲層存在明顯的陸海差異性，這也是二者在氣候環境、地質沉積歷史和氣源差異性上的必然結果。迄今中國陸上和海域發現的水合物結構類型主要是Ⅰ型和Ⅱ型，還未見有H型水合物的報道。

從中國凍土和海域水合物賦存特征可知，水合物主要富集在與常規油氣或煤同盆共生的木里盆地、南海北部陸坡珠江口盆地、瓊東南盆地和臺西南盆地（含東沙海域）中。盆地下部的熱成因天然氣為水合物的富集提供了氣源保障，盆地中的斷層、泥底辟、泥火山、氣煙囪、地層裂隙等地質構造為氣源輸運提供了良好通道，而水合物穩定帶內的砂質孔隙、泥質裂隙和有孔蟲殼體則為水合物富集提供了有利空間，同時上部低滲透細粒沉積物和水合物自身則充當了形式上的蓋層，從而構成了完整的水合物油氣系統。

相比世界其他區域水合物油氣系統，中國水合物油氣系統有以下明顯特點：①分布廣，跨度大。從西到東，從北到南，縱橫陸海，穿越時空；②埋藏淺、厚度薄。不管是陸域還是海域，已發現的絕大多數水合物都分布在地表或海底300 m以淺位置，厚度一般不超過90 m；③泥質含量高，滲透性差，水合物富集程度受到一定制約；④賦存類型多，有孔蟲含量高。根據現有試采情況和技術水平看，中國水合物商業開發所需具備的儲層特征可能包括：①平均水合物飽和度應超過30%；②儲層厚度宜大于40 m；③平均有效滲透率應大于5 mD；④水合物以孔隙浸潤為主，平均有效孔隙度大于30%。

3.2 問題與建議

地質—工程一體化是公認的非常規油氣實現效益開發的最佳途徑。水合物賦存特征決定了其安全高效開發也需要從地質—工程一體化角度進行考慮。加之水合物富集區域生態脆弱、開采環境風險高，地質—工程—環境一體化開發應是水合物產業化的必由之路。而地質是基礎，地質甜點、工程甜點、環境甜點和經濟甜點需要一體化考慮，這離不開對水合物油氣系統的全面準確認識。然而受水合物賦存的復雜性和現有技術的制約，目前離這一目標還有很長的一段距離，主要存在兩個問題：①儲層精細表征技術缺乏。水合物儲層的非均質性、各向異性以及缺乏適合水合物儲層的地球物理測井評價模型和安全可靠的高保真取樣工具，導致精細刻畫水合物儲層異常困難。現有的儲層原位測試技術要求高、費用貴、操作有局限性，而實驗測試又難以合成貼近原位的代表性樣品，進一步制約了對儲層的準確認識。比如陸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、地球化學勘探技術體系[162]。②富集礦體—儲層精細刻畫還遠遠不夠。受精細表征技術缺乏和經費的制約，目前富集礦體及儲層甜點刻畫還留有較多“空白”：在礦藏尺度上，雖然厘清了水合物富集的主控因素，但是對富集礦體的三維空間分布、應力場分布并不十分清楚；在儲層尺度上，富集儲層的孔—滲—飽分布和力學特性還未完全掌握；在孔隙尺度上，由于富集區域細粒發育，加之弱固結特性，現有實驗技術難于準確定量刻畫儲層甜點區域微觀三維結構與水合物分布特征，影響了對水合物地質甜點和資源量的準確評價。

因此，未來我國應重點攻關水合物儲層精細表征技術和富集礦體—儲層系統的精細刻畫。建議：①集中突破水合物甜點識別和資源量評價技術。在微觀尺度上，加強儲層顆粒、顆粒間作用力以及孔隙、裂隙三維結構的原位條件定量表征和直接觀測；在宏觀尺度上，突破儲層原位測試技術，改進現有的基于固結巖石物理模型的水合物測井識別和評價方法，加密高精度三維地震和鉆探井位布設，加強地震—測井—巖心數據融合分析，建立標準的水合物飽和度計算流程，確定水合物地質、工程、環境甜點的關鍵參數和敏感參數，進而基于大數據機器學習方法形成水合物資源評價技術和有利選區評價技術。②統籌考慮水合物儲層氣和下部游離氣，實現水合物油氣系統整體資源評價。如前所述，海域水合物富集區往往與常規油氣同盆共存，實現二者共探共采是海域水合物經濟開發的有效途徑。在突破水合物甜點識別和評價技術的同時，加強水合物儲層上下蓋層系統以及共存的常規油氣系統精細評價，進而構建整個水合物油氣系統三維精細地質評價模型。③加強海陸聯合和全球比對研究，陸上重環境，海上看資源。由于陸上凍土區生態脆弱、水合物富集程度和資源潛力相對海域較低，且CO2水合物豐富[7]。因此后續可多從環境視角進行儲層特征和資源量研究，為青藏高原隆升及其中水合物固碳—釋碳對全球氣候變化影響研究提供基礎數據。而海上則多從能源開發角度進行地質—工程—環境一體化所需的甜點識別與評價研究，尤其要加強橫向對比，分析全球其他區域水合物賦存特征和規律，以實現非我所有，但為我所用之目的。

4 結論

1）陸上凍土區水合物主要賦存于中生代地層，以熱成因氣為主，受斷層裂隙構造控制，有較好的圈閉條件，儲層溫度、地溫梯度、熱流、壓力表現為“四低”，水合物多數分布在砂巖孔隙和泥頁巖裂隙中，測井響應總體顯示“兩高兩低”特征，儲層巖石力學強度高，具有低孔、低滲和低飽和度特征。而海域水合物主要賦存于新生代地層，以混合成因氣為主，受泥底辟、氣煙囪、斷層裂隙控制，無明顯圈閉，儲層溫度、地溫梯度、熱流和壓力表現為“四高”，水合物多數分布在富含古生物化石的黏土質粉砂和粉砂質黏土中，地震反射波顯示明顯的BSR特征，測井響應總體為“兩高”特征，儲層沉積物力學強度低，具有高孔、低滲和相對高的水合物含量。

2）陸上凍土區水合物相對富集在下部有成熟烴源巖或煤層氣且有斷層溝通的砂巖孔隙和泥頁巖裂隙中，而海域水合物主要富集在下部有游離氣的富含有孔蟲的濁積砂質沉積物中，且周圍有相互溝通聯系的斷層、泥底辟、氣煙囪和微裂隙，以便為氣源運移富聚至濁積體提供通道，同時上部低滲細粒沉積物和水合物自身充當了形式上的圈閉。總體來說，水合物常與常規油氣、煤等化石能源同盆共存，熱成因的常規天然氣和非常規煤層氣是中國水合物富集的主力氣源。由于凍土區儲層孔隙和裂隙空間小，氣源總量不充足，因此凍土區水合物富集程度不高。具有高孔隙度、豐富裂隙發育的海底濁積體是中國已發現水合物富集的主要地質單元。

3）未來應集中突破水合物甜點識別和評價技術，統籌考慮整個水合物油氣系統資源稟賦特征，并加強海陸聯合和全球比對研究。凍土區水合物可多從氣候環境角度進行上述研究，而海域水合物多從能源利用之目的出發。