2. 中国石油勘探开发研究院;
3. 中山大学海洋科学学院;
4. 中国科学院广州能源研究所
, Fang Nianqiao1
, Wei Wei2
, Su Ming3,4
, Xiao Hongping2
, Peng Yong2
, Zhang Qiaozhen2
2. PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration & Development;
3. School of Marine Science, SYSU;
4. Guangzhou Institute of Energy Conversion, Chinese Academy of Sciences
天然气水合物（以下简称水合物）是由烃类气体（主要是甲烷）和水在低温和高压条件下组成的笼形固态似冰状物质[1]，广泛分布于全球大陆边缘和永久冻土区，资源潜力巨大，被视为未来潜在的能源资源[2-3]。
近年来，国际水合物勘探区域主要包括加拿大麦肯齐三角洲、美国阿拉斯加北坡、中国祁连山木里等冻土区，以及墨西哥湾、布莱克海台、水合物脊、韩国郁龙盆地、印度孟加拉湾、日本南海海槽、中国南海北部等海域[4-5]。勘探研究取得了不少阶段性成果，水合物勘探思路也发生了重要转变，由依靠BSR（bottom-simulating reflection，似海底反射）等传统的水合物指示标志，转变为结合水合物稳定性影响要素和指导常规油气勘探的“油气系统”原理进行综合判定[6]。在气源方面，目前全球已发现的水合物气源虽然主要以微生物成因气为主，如被动大陆边缘的布莱克海台和主动大陆边缘的日本南海海槽[7-8]；但热成因气的水合物也不容忽视，如鄂霍次克海北部Derugin盆地、墨西哥湾Terrebonne盆地、麦肯齐普拉德霍湾地区、中国南海北部均发现赋存热成因水合物[9-12]。在水合物赋存形态方面，通常表现为孔隙充填型水合物和裂隙填充型水合物两种主要赋存类型，在韩国郁龙盆地气烟囱构造和裂隙发育，水合物分布受裂隙控制明显，裂隙填充型水合物广泛发育[13]，在墨西哥湾、印度Krishna—Godavari（KG）盆地也发现这类脉状/瘤状的裂隙填充型水合物[14-15]；而在印度孟加拉湾、布莱克海台、斯瓦尔巴特群岛等海域勘探发现富黏土沉积物中的低饱和度孔隙充填型水合物[16-18]，在阿拉斯加Mt. Elbert钻探区、墨西哥湾Alaminos Canyon 818站位、日本南海海槽等海域勘探发现富砂/粉砂沉积物中的高饱和度孔隙充填型水合物[19-21]。此外，在温哥华岛西海岸外的Barkley Canyon区域发现出露的块状型水合物[22]。但整体而言，目前对水合物地质特征和控制因素的认识还不够深化和系统。
实现水合物商业开发是进行水合物研究的终极目的之一，目前普遍认为，赋存在富砂/粉砂沉积物中的高饱和度孔隙充填型水合物是当前水合物开发的有利目标，国际上也开展了多次水合物试采，但整体效果还不是很好，表现为产气速率低、试采过程中出砂现象严重、经济效益差等。2008年，日本石油天然气与金属国家公司（Japan Oil，Gas，and Metals National Corporation，缩写JOGMEC）等机构在加拿大麦肯齐三角洲地区进行了降压法开采水合物试验，连续试采了约6天139小时，日产气量为2000~4000m3，累计产气量约为1.3×104m3[23]。2012年，美国康菲石油公司等机构在美国阿拉斯加北坡普拉德霍湾开展了CO2置换甲烷水合物的开采试验，13天共注入约5947m3的N2—CO2混合气（N2与CO2体积比为77%:23%），关井一段时间后，重新开井进行试采，生产一天多时间后，辅以降压等措施，实际共开采30天，累计产气量约为2.83×104m3 [24]。2013年，JOGMEC在日本南海海槽Daini Atsumi knoll区块通过降压法成功实现了海域水合物试采，共试采6天，日产气量约为2×104m3，累计产气量达1.2×105m3 [25]。
为此，开展水合物的形成与成藏条件、地质特征及其富集控制因素的分析，有助于深化对水合物成藏和富集的认识，对水合物开采有利区选择、钻探站位部署及开采方案优化具有重要的指导作用。
1 水合物的形成与成藏条件水合物的形成是气体溶于水相生成固态水合物晶体的过程，因此水合物的生成被视为一个结晶的过程，该过程包括成核（晶核的形成）和生长（晶核生长成水合物晶体）两个连续步骤（图 1）。针对水合物成藏，卢振权等[26]考虑水合物从形成到保存的地质作用过程及地质要素的组合，提出了水合物成藏系统，认为水合物成藏系统应包括烃类生成体系、流体运移体系和成藏富集体系；Collett[27]提出了“水合物油气系统”（Gas-hydrate petroleum system）的概念，指出水合物油气系统包括水合物稳定条件、气体来源、气体运移、适合的“储层”等要素。此外，也有学者认为水合物的成藏与常规气成藏不同，而与固体矿产成藏更为相似[28]。总体而言，在自然界中，水合物的形成与成藏主要受水合物稳定条件、水源条件、气源条件、流体运移条件和储集空间条件等因素影响。
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图 1 水合物成核与生长示意图[29] |
水合物稳定条件主要受地层温度和压力、地热梯度、气体成分和孔隙水盐度等控制。水合物形成的最佳温度是0~10℃，压力大于10MPa。温度和压力具有一定的补偿作用，在极地和高纬度海域，因其温度较低，形成水合物时不需太高的压力；在海域水深300~2000m处，压力较高（为3~20MPa），水合物可在较高的温度条件下形成[30]。通常，在中低纬度海域，形成水合物的水深应大于500m；而在北冰洋，由于海水温度较低，形成水合物时水深甚至可以低于300m[28]。水合物稳定带厚度受地热梯度控制，地热梯度高则水合物稳定带相对较薄，地热梯度低则水合物稳定带相对较厚。当甲烷中含有重烃气体、二氧化碳或硫化氢时，更有利于水合物的形成。孔隙水盐度对水合物的形成具有抑制作用，盐度越大，水合物形成难度越大。水合物形成过程实际上是水合物—溶液—气体三相平衡变化的过程，任何能影响相平衡的因素都能影响水合物的形成过程（图 2）。
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图 2 气体水合物相图[31] 水中加入NaCl, 相界向左位移；甲烷中加入CO2、C2H4、H2S、C3H6, 相界向右位移, 从而加大了水合物稳定范围 |
水合物的形成需要有充足的水，并且液态水的存在是水合物形成的必要条件[32]，因此，极地冻土地层中的固态冰不能与气体形成水合物。在海域，由于存在大量的液态水，在分析水合物形成条件时，通常不考虑水是否充足等因素，但这并不意味着水的来源不重要；相反，大陆边缘和大陆坡海洋沉积物中的地下水系统是水合物系统的驱动器[28]，可以通过水合物稳定带下部相对短距离的甲烷气源和地下水源，对水合物稳定带内的水合物藏进行追踪，从而实现水合物勘探的目的。在被动大陆边缘，水的驱动力主要是重力作用下的沉积物压缩作用；而在主动大陆边缘，构造作用的贡献可能更为重要。
1.3 气源条件充足的烃类气体供给是形成水合物的一个先决条件，形成水合物的烃类气体主要可分为热成因气和微生物成因气两大类，气体通过不同运移条件进入浅层的水合物稳定带中而形成水合物。通常认为水合物稳定带内无法生成充足的微生物甲烷气以满足水合物成藏所需要的气体含量，因而水合物稳定带外部和下部的气源就显得很有必要[33]。对于原位微生物成因气水合物，沉积物中有机质的沉积速率和有机碳含量是影响水合物形成的重要因素。有利于微生物成因气聚集的有机质沉积速率为200~1000m/Ma，在已经发现赋存水合物的海域，其海底沉积物有机碳含量一般较高（TOC≥1%）[34]。对于热成因气的水合物，一般认为水合物稳定带下部较深处天然气的释放是热成因气的主要来源，这就需要有合适的流体运移条件；同时，异地微生物成因气水合物的形成也需要有合适的流体运移条件。
1.4 流体运移条件通常，原位生成的微生物成因气并不足以形成一定规模的水合物藏，气体运移是水合物稳定带内甲烷聚集的必要途径，运移方式主要包括扩散和对流两种[35]。在运移效能方面，扩散过程较为缓慢，通常不足以形成特定规模的水合物藏，而以对流的形式运移是一个非常有效的方式，有利于甲烷等烃类气体运聚。断层、底辟构造、气烟囱和高渗透层等通常被视为聚集型流体运移通道，具有较强的渗流能力，有助于含气流体的运移[36]。在运移通道的作用下，中深部—深部的热成因气和中浅部—浅部的微生物成因气运移至相对浅部的水合物稳定带内，并在水合物稳定带内富集，从而促进水合物的形成与成藏。
1.5 储集空间条件世界海域已经发现的水合物主要呈透镜状、结核状、颗粒状或片状分布于晚中新世以来未固结的细粒沉积物中[37]，含水合物的沉积物岩性多为粉砂和黏土。沉积速率较高、沉积厚度较大、砂泥比适中的三角洲、扇三角洲以及浊积扇、斜坡扇和等深流等各种重力流沉积是水合物发育较为有利的沉积相带。深水沉积环境决定了水合物主要生成于细粒级的沉积物中，富集于细粒沉积物背景下的较粗沉积物中。相对于细粒沉积物，粗粒沉积物有着更大的孔隙度和渗透率，更适合水合物的富集。日本南海海槽钻探资料表明，含水合物的砂质沉积物孔隙度可达55%，而泥质沉积物的孔隙度大多数小于40%，较大的孔隙空间拥有较小的毛细管压力，使得水合物可以以较高的饱和度聚集。此外，含水合物的砂体横向渗透率在0.001~0.1mD之间，而饱和水的砂体渗透率可在100~1000mD之间[38-39]。因此，砂体是海域水合物最理想的储集空间。
2 水合物地质特征与富集控制因素常规油气地质学研究的核心是“圈闭是否成藏”，重点评价生、储、盖、运、圈、保“六要素”及最佳匹配关系；非常规油气地质学研究的核心是“储层是否含油气”，重点评价“岩性、物性、脆性、含油性、烃源岩特性、应力各向异性”六性及其匹配关系[40-41]。水合物作为一种特殊的油气藏，成藏地质的核心主要包括生、储、运、保四要素及其匹配关系。水合物稳定带内水合物的产出既非连续也非随机，而是受控于温度、压力、气源、运移通道和储集空间等要素，不同地质背景下的水合物有着完全不同的分布范围和产出特征[42]。基于国际水合物勘探和研究，初步剖析和总结归纳了水合物的地质特征和富集控制因素。
2.1 受温度和压力条件控制，大面积分布、局部富集，存在“甜点”核心区水合物的形成与成藏受温度和压力条件控制是水合物藏与其他油气藏的重要差异之一。天然气只有运移到适宜的温度和压力环境中才可能结晶形成水合物。在自然环境中，将该适宜的温压环境称之为水合物稳定带，水合物稳定带的范围可以通过水深、底水温度、地下压力、地温梯度，以及气体地球化学性质和水的地球化学性质来进行预测[43]。在海洋沉积物中，水合物稳定带底部相对较容易确定，通常地震剖面上广泛分布的异常地震反射BSR指示水合物稳定带的底部，与预测的水合物/游离气过渡边界相一致[44-45]。热流与地温梯度的变化将显著影响水合物稳定带的厚度及BSR的深度，如巴伦支海等浅水区域的水合物，水合物稳定带的厚度及水合物的稳定赋存对海平面变化和底水温度的变化非常敏感[46]。
水合物在水合物稳定带内并不是到处都存在的，特别是对于水合物稳定带内的上部区域，与近海底生物系统相关的甲烷硫酸盐还原作用将影响水合物形成的深度上限[28]。对水合物资源量的相关研究最早可追溯到20世纪70年代，随着实验技术、认知水平的提高和科技工艺的进步，特别是与水合物相关的资料越来越丰富，对水合物资源量也有了进一步的认识。研究初期，主要根据大陆边缘和海岛近海水合物普遍分布来估算资源量，但DSDP（深海钻探计划）、ODP（大洋钻探计划）、IODP（综合大洋钻探计划）等深海钻探结果显示有BSR分布与水合物分布并不存在对应关系，水合物稳定带也不意味着水合物赋存带。对全球水合物资源量估算值的研究可分为3个阶段[47]：20世纪70年代—80年代早期（1017~1018m3量级）；20世纪80年代晚期—90年代早期（1016m3量级）；20世纪90年代晚期至今（1014~1015m3量级）。对全球水合物的资源总量较为一致的评价从最初的2.1×1016m3到目前的(1~5)×1015m3[48]。尽管资源量估算差别很大，但总体显示出非常大的资源潜力。
Kvenvolden[49]在计算北冰洋水合物资源量时，认为该地区水合物稳定带平均厚度为400m，但水合物仅仅在BSR上部40m的沉积物中赋存，结合其他参数利用体积法计算出北冰洋水合物资源量；在此基础上，假定全球其他地区海底水合物赋存与北冰洋相似，根据北冰洋盆地边缘与全球大陆边缘总长度之比，得出了全球大陆边缘水合物资源量值。计算水合物资源量过程中，假设水合物在平面上是连续分布的，然而实际勘探显示，水合物存在大面积连续分布的现象，但也显示出局部集中分布的特征。卡斯卡迪亚水合物脊ODP204航次钻探及地震资料显示，在面积为4km×11km的研究范围内，水合物广泛分布，但水合物饱和度差异较大[50]，从~1%到~10%不等（图 3），显示局部富集的特征。中国神狐海域首个水合物钻探实际情况显示，该区域水合物分布在平面上具有明显的“不均匀性”特征，获得水合物样品的站位分布于钻探区的西部，垂向上水合物主要赋存在水合物稳定带底部之上的10~40m沉积物中[51]。
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图 3 水合物脊区域水合物分布及其饱和度情况[50] |
虽然全球水合物地质资源量非常大，但并非都能视为储量。例如相关学者认为尼日尔三角洲前缘的弥散型水合物藏、布莱克海台地区地层型水合物藏等都不具有商业开采潜力[52-53]。日本在南海海槽开展了大量的水合物钻探及调查工作，包括1999—2000年的“日本南海海槽计划”、2004年的“日本Tokai-oki至Kumano-nada计划”以及2012—2013年的“21世纪南海海槽水合物开采计划”（图 4a），预测南海海槽水合物调查区的水合物资源量中值达1.14×1012m3。水合物钻探取心和地球物理测井揭示高度富集的水合物藏主要赋存在浊积体的砂层孔隙中，并将其称为甲烷水合物富集区（Methane Hydrate Concentrated Zone，缩写为MHCZ），富集区水合物饱和度达40%~50%，而富集区外水合物饱和度介于1%~3%。基于钻井数据和二维、三维地震探测数据，在南海海槽识别出10余个甲烷水合物富集区，富集区水合物资源量占到整个调查区水合物资源量的一半，达0.57×1012m3。从甲烷水合物富集区中选择了Daini-Astumi knoll的β-MHCZ作为2013年水合物开采试验场地（图 4b），区域水深857~1405m，富集区水合物层厚达数十米，储层主要为海底扇系统的浊积水道沉积物（图 4c、d）[54-56]。此外，美国海洋能源管理局（Bureau of Ocean energy Management，缩写为BOEM）对墨西哥湾水合物油气系统进行初步评价，预测水合物资源量为6.07×1014m3，其中砂质储层中的高饱和度水合物资源量大约占到1/3[10]。
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图 4 日本南海海槽水合物勘探区域分布及富集区钻探[55] （a）水合物钻探站位位置；(b）β-MHCZ区域情况；(c）过主测线水合物富集情况；(d）过走向测线水合物富集情况 |
水合物是一种过渡性的矿床，具有高度可逆的物理化学反应特征。在合适的温度和压力条件下，水合物处于一种动态平衡过程中，水合物藏本质上是一种“现代”沉积，其形成关键时间大概为距今数万至数十万年[28]。水合物的动态成藏，一方面指水合物在沉积层中生成时，由于气液界面的传质和传热的变动，必然也同时存在着水合物的分解过程，这种水合物生成和分解的共同作用决定了水合物的储集性质[57]；另一方面指水合物藏形成以后，温度、压力等水合物稳定带影响因素的变化，将改变水合物稳定带的范围，从而使水合物发生分解—再生成及其水合物赋存位置重新分布。根据水合物动态成藏理念，可以将水合物藏分为成长型、成熟型和消退型3类，成长型水合物藏的特征为在沉积层中水合物的生成速度大于分解速度，水合物处于不断的生长阶段，并可分为水合物快速生成的渗漏型和缓慢生成的扩散型两类；成熟型水合物藏特征为在沉积层中水合物的生长速度与分解速度相平衡，水合物层表现稳定；消退型水合物藏特征为在沉积层中水合物的生长速度小于分解速度，水合物层处于消退状态。
自然界中，水合物的生成受许多不同因素的共同作用，除了温度、压力、孔隙率、孔隙水盐度等外，流体运移条件也是个很重要的因素，随着流体的流动，区域内的热机制、孔隙流体的盐度、形成水合物的气体组分等将发生改变。此外，海平面升降、沉积和剥蚀作用、冰期与间冰期循环等地质作用改变着海底环境温度和压力状况，直接影响了沉积物中水合物的形成、保存与分解[58]。在水合物稳定带内，当为水合物、游离气和含溶解气的水同时存在的三相水合物系统时，表明水合物藏处于不稳定条件，或者指示水合物仍在生长发育中，或者指示水合物处于分解过程中。在水合物稳定带不发生变化的情况下，当水中溶解气的含量低于水合物分解所需含量下限时，水合物将逐渐分解；反之水合物则将逐渐形成。
2.3 水合物形成气兼具微生物成因和热成因特征，水合物规模化成藏有赖于流体运移虽然水合物钻探和研究显示，目前世界上所发现水合物大多数为微生物成因气特征，部分具有混合成因的气体特征（图 5），如日本南海海槽水合物99%为甲烷，并以微生物成因气为主[8, 39]；布莱克海台水合物的甲烷气体为微生物成因，并且主要由CO2降解作用产生[59]；卡斯卡迪亚增生楔水合物主要来源于同层沉积物和周缘沉积物的气体，甲烷含量大于97%，碳氢化合物气体成分比R值（R=C1/（C2+C3））远大于1000，以微生物成因气为主[60]；鄂霍次克海水合物主要为微生物甲烷气[61]；但是富生烃凹陷深部优异的生排烃潜力能够提供较为充足的热成因气这一事实仍然不能忽视，如鄂霍次克海北部Derugin盆地、墨西哥湾Terrebonne盆地、麦肯齐普拉德霍湾地区的水合物具有典型的热成因气特征[9-11]。2015年中国南海水合物第3航次钻探的神狐海域W17站位和W19站位地球化学分析结果揭示了较高含量的乙烷和丙烷，首次明确证实Ⅱ型水合物在南海北部的存在，显示了深部热成因气在浅部水合物形成和聚集过程中发挥了重要作用[12]。无论是微生物成因气还是热成因气，只要具有合适的温度—压力条件以及储集空间条件，都能够形成水合物藏，并且含有重烃组分的热成因气从热力学角度来说，比纯甲烷的微生物成因气更易形成水合物。
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图 5 全球不同地区水合物成矿气体成因类型[62] |
多数研究认为水合物稳定带原位生成的微生物甲烷气体不足以满足绝大多数水合物成藏富集所需的气量[33, 63]，因此需要水合物稳定带外部和下部的气体通过流体运移至水合物稳定带内部[28]。国际海域水合物钻探结果也表明，钻获水合物的站位与流体运移有着明显的关联性。如：日本海东缘水合物赋存区发育大量的气烟囱、麻坑和丘状体等构造[64]；韩国郁龙盆地水合物赋存区和中国南海神狐海域水合物赋存区均发现了气烟囱等构造[65-66]；布莱克海台、卡斯卡迪亚水合物脊、墨西哥湾、挪威近海Storegga滑塌区、北极地区的波弗特海和印度大陆边缘等地水合物赋存区底辟构造和断层非常发育[67-70]。
2.4 水合物以固态形式赋存，生长和赋存模式多样以固态的形式赋存是水合物有别于其他气藏的一个重要特征，相对于常规气藏而言，水合物的成岩作用更类似于固体矿床[28]，在孔隙水中通过成核和生长形成的水合物颗粒将作为沉积物颗粒，参与到沉积物的胶结及成岩作用中。
在孔隙微观尺度上，水合物在颗粒孔隙中主要包括4种生长模式[71-72]（图 6a）：①孔隙充填型。水合物在沉积物颗粒边界或孔隙空间内部成核，不与沉积物相依附，在孔隙空间中生长且没有桥接两个或更多的颗粒。②颗粒承载型。水合物桥接相邻颗粒并且成为骨架的一部分，对沉积物的力学稳定性产生一定的影响；在孔隙充填型水合物中，当孔隙中水合物饱和度超过25%~40%时，将转变成颗粒承载型水合物[73]。③胶结型。水合物形成并作为胶结物使相邻的颗粒结合在一起，从而显著增加了沉积物的剪切强度和整体刚度。④颗粒包裹型。在颗粒表面均匀形成水合物，当水合物饱和度较高时（通常大于30%），其生长模式与胶结型模式相似[73]。在储层宏观尺度上，水合物主要以弥散型、结节型、脉状型和块状型分布于沉积物中（图 6b）。
2.5 存在构造型、地层型和复合型水合物藏
尽管有学者认为水合物藏有别于常规油气藏，在自然界中的产出不需要圈闭条件，只受温压条件的控制，当温压条件合适时烃类气体即可与水结合形成水合物，但实际上合适的圈闭条件仍然是水合物成藏的基本条件之一[26, 76]。Milkov和Sassen[52]提出了构造型、地层型和复合型3种水合物成藏类型（图 7）。构造型水合物藏是指热成因气、微生物成因气或混合成因气沿着断层、泥火山和其他构造从下部油气系统快速运移至水合物稳定带聚集形成的水合物藏。构造型水合物藏通常具有高水合物饱和度、高资源密度、高开采系数以及低开发成本等特征。Max和Johnson[28]认为麦肯齐三角洲、阿拉斯加北坡和麦索亚哈地区的水合物藏是一类由构造气藏直接转变而成的构造型水合物藏，它们的勘探发现是基于常规油气系统勘探，而不需要特殊的水合物勘探技术。地层型水合物藏指赋存在相对渗透的沉积物中，主要由原位微生物成因的甲烷或深部缓慢运移而来的甲烷形成的水合物藏。地层型水合物藏通常具有低水合物饱和度、低开采系数和高开发成本等特征，是一种次经济的水合物资源。但是，在日本南海海槽，赋存在砂质沉积物中地层型水合物藏具有高水合物饱和度特征，饱和度高达82%，具有很好的勘探开发潜力，2013年在日本南海海槽成功实施了全球首个海域水合物试采[25, 77]。复合型水合物藏指通过活动断层或底辟构造由深部快速运移而来的气体在相对渗透的地层中形成的水合物藏。地球物理资料显示，在里海等地区赋存着该类复合型水合物藏。
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图 7 水合物成藏类型[52] |
海域水合物主要储集在第四系（Q）和新近系（N）中，沉积物往往为疏松未固结的泥质或砂质（或粉砂质），孔隙度高，可达50%或更高，同时渗透性较差的泥质沉积物在气体通量较大的情况下依靠气体超压形成微裂隙，也可以成为块状水合物的储层。相对而言，冻土带的水合物更倾向于储集在粗粒的沉积物中[78]。总体而言，影响水合物储层的因素主要是沉积物的渗透性，并主要取决于岩性和裂隙的发育程度。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渗透性都较好，为水合物稳定带中的气体等流体运移提供了条件，因而有利于水合物的聚集[79-80]。
Boswell和Collett[81]提出了“水合物资源金字塔”（the Gas Hydrates Resource Pyramid）模型（图 8），该模型不仅显示了各种类型水合物资源的相对规模和开采难度，也显示了水合物储集体以泥质、粉砂质和砂质沉积物为主。“水合物资源金字塔”由上至下分为四大类，第一类为砂质储集体水合物，包括极地砂质储集体水合物和海域砂质储集体水合物，该类水合物主要以高饱和度的孔隙充填型赋存，是当前最具经济价值的开采目标，储集体为砂质沉积物；第二类为海域非砂质渗透性储集体水合物，粉砂质沉积物中的孔隙充填型水合物属于这种类型，储集体为粉砂质沉积物；第三类为海底浅表层块状和结核状水合物，储集体主要为泥质/粉砂质沉积物；第四类为海域弱渗透性储集体水合物，储集体主要以泥质沉积物为主。
2.7 水合物具有形成的“自抑性”和分解的“自保性”
水合物的生成反应为放热反应，分解反应为吸热反应。国外学者通过实验测得甲烷、乙烷和丙烷水合物的分解热分别为54.19±0.28kJ/mol、71.80±0.38kJ/mol和129.2±0.4kJ/mol[43]。
水合物形成的“自抑性”体现在随着水合物的形成，水合物形成速度将减慢，原因主要包括两个方面[82-83]，一方面是水合物形成过程中放出大量的热量，另一方面是由于气—水接触面上形成了一层薄的不渗透的水合物膜。当甲烷气体等流体运移到适宜的温度—压力环境时，水合物将逐渐形成，而在形成过程中将产生大量的热量，当热量不能有效散失时，将使得局部的温度上升，进而对水合物的形成起到抑制作用。
水合物分解的“自保性”指水合物在离开水合物稳定带后依然具有相对的稳定性，典型特征是在水合物表面形成一层薄冰，显示出异常低的分解速率[84]。水合物分解实验显示，自然界中的水合物和人造的水合物在退火温度时都展现出自保护效应，并且自然界中样品的分解速率又要显著低于人造的水合物粉末样品。
3 结论水合物的形成与成藏主要受水合物稳定条件、水源条件、气源条件、流体运移条件和储集空间条件等因素影响。不同地质背景下的水合物有着不同的产出特征和控制因素，主要体现在以下几个方面：
(1）水合物的形成与成藏受温度和压力条件控制是水合物藏与其他油气藏的重要差异之一。水合物在水合物稳定带内动态成藏，具有形成的“自抑性”和分解的“自保性”特征。存在资源“甜点”核心区，赋存在富砂/粉砂沉积物中的高饱和度孔隙充填型水合物是当前水合物开发的有利目标。
(2）气体运移是水合物稳定带内烃类气体聚集成藏的必要途径。尽管目前勘探发现的水合物藏以微生物成因气为主，但含重烃组分的热成因气较微生物成因气更易形成水合物。
(3）水合物藏存在构造型、地层型和复合型3种成藏类型水合物；在储层宏观尺度，水合物主要包括弥散型、结节型、脉状型和块状型4种赋存方式；在孔隙微观上，水合物主要包括孔隙充填型、颗粒承载型、胶结型和颗粒包裹型4种生长模式。
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