目录介绍：

• 1、海洋天然气水合物地震识别标志
• 2、地震剖面上基准面旋回的识别
• 3、利用地震资料识别断层
• 4、层序界面的地震资料识别标志

海洋天然气水合物地震识别标志

杨木壮

摘要　天然气水合物的地震识别标志对海洋天然气水合物勘探和研究具有十分重要的意义。本文根据国外探测和研究成果，详细分析了似海底反射波（BSR）、振幅空白、负极性和异常高速带等海洋天然气水合d物的地震识别标志及其特征。

关键词　天然气水合物　识别标志　似海底反射波

1　前言

天然气水合物由于其储量巨大和分布广泛，已引起人们的极大兴趣和关注，被普遍认为是地球上一种比常规石油、天然气和煤等更有潜力的巨大能源矿产。天然气水合物是一种形成于特定低温－高压环境的冰状混合物，由水分子与气体分子（主要为甲烷）络合而成。天然气水合物遍布全球，但由于压力－温度条件和气体含量的限制，主要分布于陆地冻土层和深水海洋，尤其广泛分布于水深大于300～500m的陆架外缘陆坡和陆隆沉积物中[1]。据统计，世界上已有52处海域直接或间接发现了天然气水合物，其中16处见到含天然气水合物的岩心[2]。有关天然气水合物的调查和研究，美、俄、加、德、日等国已开展了大量工作，我国在这方面的工作近几年才刚刚起步，并很快掀起了对天然气水合物的探索和研究热潮。有关部门1999年底进行了海上天然气水合物试验性地震调查，经资料处理和解释分析，初步证实我国海域存在天然气水合物这一潜在能源矿产。姚伯初（1998）通过对已有多道地震剖面和声纳浮标资料的仔细分析，首次指出南海北部可能存在天然气水合物[3]；杨木壮等（1999）认为南海具有形成天然气水合物的有利条件，尤其在南北宽阔的深水陆坡和陆隆很可能蕴藏着丰富的天然气水合物[4]；张光学等（2000）通过对笔架南盆地等地的地震资料分析，发现该区具有天然气水合物存在的地震特征[5]。那么，海洋中天然气水合物的存在标志是什么？怎样利用地震调查资料寻找天然气水合物？这是天然气水合物调查和研究首先面临的重要问题。为此，笔者根据国外探测和研究成果，详细分析了海洋中天然气水合物的地震识别标志及其特征，如似海底反射波（Bottom Simulating Reflector，即BSR）、振幅空白、极性反转和高速带等，希望能为我国海洋天然气水合物调查与研究提供有益的参考。

2　似海底反射波（Bottom Simulating Reflector）—BSR

含天然气水合物的地层在地震反射剖面上常常会出现一强振幅的连续反射波，大致与海底反射波平行，故称似海底反射波（Bottom Simulating Reflector，即BSR），它大致代表水合物稳定域的底界。国外有关研究成果表明，水合物稳定域底界代表的是一特定的压力和温度面。由于海底下地层压力变化不大，而地温变化却很大（存在地温梯度），因此海底的起伏变化将造成地层中等温面的起伏变化，从而形成水合物稳定域的底界。因此，BSR大致与海底地形平行，而与地层层面斜交（当地层层面与海底斜交时）或平行（当地层层面与海底平行时）。

关于BSR的形成和演化，Kvenvolden（1993）认为有两种模式。第一种模式：在水合物稳定域内有机质经微生物作用生成甲烷（Claypool和Kaplan,1974），水合物形成与沉积作用同时发生，当甲烷水合物带变厚和变深时，其底界最终沉入造成水合物不稳定的温度区间，在此区间内可生成游离气，如果有合适的运移通道，这些气体将会运移回到上覆水合物稳定区（Kvenvolden和Barnard,1983a）。这一模式的结果是水合物将在整个水合物稳定域内生成，而在BSR下方可有或可无游离气存在。第二种模式：下伏孔隙流体中微生物生成的甲烷向上运移进入水合物稳定域而形成水合物（Hyndman和Davis,1992）[9]。这一模式的结果是水合物聚集在BSR附近的稳定区域底部，BSR之下不存在游离气。

虽然BSR在形态上简单地平行于海底，但其振幅、连续性等往往具有多变性，在地震剖面上呈现各式各样的BSR反射。根据反射波振幅强弱和连续性，可将BSR分为三类：S-BSR（强BSR）、W-BSR（弱BSR）和I-BSR（推测BSR）（Tucholke等，1977；Kvenvolden,1993）[7]。

S-BSR具有强振幅，在地震剖面上容易识别。大多数S-BSR为强振幅谷－峰组合（双峰，成对出现），而不是孤立的波峰和波谷。双峰波形是高阻层内具低阻抗薄层的典型地震响应。W-BSR以弱振幅的波谷－波峰为特征，由于振幅低，除非它毗邻S-BSR，一般在地震剖面上难以辨认，然而，W-BSR的存在却相当广泛。

图1为美国东南近海布莱克海岭的一条6道叠加浅层地震剖面，图中B与C之间显示了S-BSR，这是发生在深海沉积物中的典型BSR（Shipley等，1979；Dillon和Paul,1983）[8]。图中A与B之间为W-BSR，毗邻S-BSR，以弱振幅的波谷－波峰为特征，波谷的视反射系数小于－0.05。

推测BSR（I-BSR）是一个非连续的反射界面，位于水合物稳定带的理论底界附近，通常为空白带的底界。图2同样是来自美国东南近海布莱克海岭的地震剖面，表示推测的BSR（I-BSR），即D和E之间的连线。因I-BSR的视反射系数通常小于-0.05，故直接识别I-BSR较困难。主要根据I-BSR之下的异常强振幅反射同相轴推测I-BSR存在的可能性。在地震剖面上，通常把I-BSR解释为这样一条线（如图3中D、E之间的连线），该线与水合物带之下降升的强反射同相轴向上倾斜的终止端相连。这些倾斜的强反射同相轴是由气体充填地层引起的，该地层的上倾末端被水合物胶结的沉积物所封堵（Lee等，l993）[7]。

图1　S-BSR及W-BSR地震反射剖面（美国布莱克海岭）　Fig.1　The Seismic section of S-BSR and W-BSR（据Lee等，1993）

图2　I-BSR地震反射剖面（美国布莱克海岭）　Fig.2　The seismic section of I-BSR（据Lee等，1993）

3　振幅空白

在含水合物地层中，由于地震波速度增大，使得它与下伏地层之间的反射系数增大，在地震剖面上出现相应的强反射界面，而在其上方的含水合物层由于沉积物空隙被水合物充填胶结，使地层变得“均匀”，波阻抗差减少，地震反射剖面上通常呈现弱振幅或振幅空白带。空白程度与孔隙空间内胶结水合物数量成比例，水合物含量越高，振幅越弱，空白程度越高[8]。研究区内所有被解释为BSR之上的反射层均存在弱振幅或振幅空白带现象。因此，BSR之上出现的振幅空白现象是探测水合物沉积物，特别是没有明显S-BSR地区的水合物沉积物的地震指示。同时，地震剖面上水合物沉积物的振幅信息可以提供一种估计气体水合物数量的方法（Lee,1993）。

应该注意的是，地震剖面上振幅空白带并不总是与水合物相关。引起地震剖面上出现振幅空白带的因素还有许多，如沉积环境等。然而，多数显示有BSR存在的地震剖面也表现出不同程度的振幅空白带，并且空白带在BSR之上较集中。

图3为横穿布莱克海台顶部的一条单道地震反射剖面，显示清晰的S-BSR反射波及W-BSR反射波，BSR之上为大片反射空白或弱反射区，空白区连续性较好，被认为是水合物胶结的沉积层，空白带基本代表了水合物稳定域的厚度（Dillon,1993）。

图3　显示反射空白的地震剖面（美国布莱克海台）　Fig.3　The seismic profile showing the Blanking reflections（据Dillon,1993）

4　负极性

水合物带的子波地震反射特征通常呈现负极性，即所谓的极性反转（与海底反射相反），并具有较大反射系数（Shipley等，1979;Lee等，1993）。图4为美国东南近海布莱克海岭一段具有清晰BSR显示的子波波形，具有典型的极性反转特征，即BSR反射波的波形极性与海底反射波的正好相反（海底波形向右，而BSR波形向左）。为方便分析反射特征，视向右的最大振幅值作为波峰（一个从低阻层到高阻层的反射界面），向左的最大振幅值为波谷（一个从高阻层到低阻层的反射界面）。这个异常反射界面以一对强振幅谷－峰波为特征，其波谷的视反射系数大于-0.1。这种成对出现的波形是典型的上下为高阻抗的低阻抗薄层的地震响应，该薄层很可能是水合物层之下的含游离气层。整个子波的反射速率为-0.12±0.04，负的反射速率表示高速层覆盖在低速层之上的反射界面。

图4　BSR波形（地震剖面范围为图1中CMP1000～1200）　Fig.4　The wavelet of BSR（据Lee等，1993）

5　异常高速带

含水合物层的地层速度往往比一般的地层速度高，其速度与水合物含量有关，含量越高，速度越高[9]。从速度方面看，BSR是其上具有较高声波速度的水合物胶结沉积物与其下低速非胶结沉积物的分界面。通常，海洋中浅层沉积层的地震纵波速度为1.6～1.8km/s，如果存在水合物，地震波速度将大幅提高，可达1.85～2.5km/s，如果水合物层下面为游离气层，则地震波速度可以骤减为0.5～0.2km/s。因此，在速度剖面上，水合物层的层速度变化趋势呈典型的三段式，即上下小、中间大。

表1是根据南海北部9个声纳浮标站位资料计算出来的海底浅层层速度数据（姚伯初，1998），为1.95～2.45km/s，比正常的海洋沉积物层速度（1.6～1.8km/s）高，站位水深达420～3920m，高速层厚度大约为200～840m。

6　讨论

综上所述，海洋天然气水合物具有BSR、振幅空白、负极性和异常高速带等地震识别标志，尤其是BSR和振幅空白，被认为是天然气水合物的指示。但是，应该注意的是，BSR就像石油勘探中的“亮点”技术，并不是具有BSR就一定存在水合物；同时，许多含水合物地层也不一定具有BSR。判断一个地区是否发育天然气水合物，需要根据多方面因素综合分析，除了根据上述地震标志外，还可利用含水合物地层具有正AVO异常、高S/P速度比率及轻的碳同位素值（δ13C，通常小于-60‰）等重要弹性特征和物性特征加以综合判断。此外，从电测井曲线获得的地球物理信息也是探测和评价天然气水合物层段的有用资料（Kvenvolden和Grantz,1990），包括井径、伽马射线、自然电位、电阻率、声波速度和中子孔隙度测井等（Goodman,1980）。相信在不久的将来，随着勘探和研究的不断深入，我们将会获得清晰而有效的天然气水合物识别标志，从而揭开天然气水合物的神秘面纱。

表1　南海北部9个声纳浮标站位浅层沉积物速度、水深及厚度　Table1　Velocity and thickness of the shallow sediments,calculated from the data of sonobuoy in the north margin of South China Sea

参考文献

1.Sloan.E.D..1998,A primer on the geological occurrence of gas hydrates.in:Henriet J.P..ed.Gas hydrates relevance to world margin stability and climate change.London the geological society,31～50.

2.Gornitz,V.,et al.,1994,Potential distribution of methane hydrate in the world ocean.Global Biogechemical Cycles,Vol.8,No.3,335～346.

3.姚伯初，1998，南海北部陆缘天然气水合物初探，海洋地质与第四纪地质，1998,Vol.18,No.4,11～18。

4.Yang Muzhuang,et al..1999,Exploration prospect of gas hydrates in South China Sea.Fouth international conference on Asian Marine Geology.

5.张光学、文鹏飞，2000，南海甲烷水合物的地震特征研究，首届广东青年科学家论坛论文集，中国科学技术出版社。

6.Miller,J.J..et al..1991,An analysis of a seismic reflection from the base of a gas hydrate zone,offshore Peru.A.A.P.G.Bulletin,Vol.75,No.5,910～924.

7.Lee,M.W.,et al..1993,Seismic character of gas hydrates on the Southeastern U.S.continental margin.Marine Geophysical Researches,Vol.16,163-184.

8.Shiply.T.H..et al..1979,Seismic evidence for widespread possible gas hydrate horizons on continental slopes and rises.A.A.P.G.Bulletin,Vol.63,No.12,2204～2213.

9.Hyndman,R.D..Spence,G.D.,1992,A seismic study of methane hydrate marine bottom simulating reflectors.Journal of Geophysical Research,Vol.97,No.B5,6683～6698.

DISTINGUISHABLE EVIDENCE FOR MARINE GAS HYDRATES

Yang Muzhuang

Abstract

To distinguish the seismic evidence of gas hydrates in seismic reflection sections is very significant for the primary exploration and researches on marine gas hydrates.On the basis of the results from foreign explorations and researches,combined with the first collection data for gas hydrates survey in China,this paper searches for the seismic evidence,analyzes their features and indicates the existence of gas hydrates,such as Bottom Simulating Reflectors（BSR）,amplitude blanking,polarity reversal and high velocity anomaly.

Keywords:gas hydrates,distinguishable evidence,BSR

地震剖面上基准面旋回的识别

地震资料的横向分辨率高于钻井和测井资料的横向分辨率是众所公认的事实。因此，利用地震资料的这一优势可标定地质层位界面。目前，用于地震地质层位标定的主要技术是采用VSP资料和利用地震反射波的正演模型——制作测井曲线合成地震记录，并与之对比。

地震反射界面基本是等时面或平行于地层内的等时面，而地层基准面旋回与界面具有成因单元和时间界面的含义，地震反射界面应平行于或相当于基准面旋回界面，因而可以运用地震反射剖面进行层序地层分析和旋回界面的识别。但受地震信息的垂向分辨率的限制，地震基准面旋回的识别精度与地震资料的品质和分辨率密切相关（B.A.Burns，1997）。由于本区下石盒子组的河流相沉积在地震剖面多表现为水平、近于平行的强弱振幅交互的反射特征，用来识别旋回界面的地震反射几何形态及反射终止现象不太发育，给运用地震资料识别和划分较短期旋回带来困难，但可以利用高分辨率地震剖面识别和追踪无钻井区的较长周期的基准面旋回及其界面，对建立区域高分辨率等时地层格架具有重要的作用。地震剖面上基准面旋回的识别可按以下步骤进行。

（1）合成地震记录及地质属性标定

首先利用归一化处理后的校正测井曲线制作合成记录，然后在过井剖面上和井曲线上分别选取易于识别的标志层，利用钻井层序分析及VSP资料标定合成地震记录标志层的地质属性及层序界面属性，为地震剖面反射波地质属性标定和高分辨率地震层序分析奠定了基础。图3-12为通过大16井钻井资料和VSP标定的合成地震记录的地质属性，反映了合成地震记录的地质属性（表3-1）及其与层序界面的对应关系。

图3-12 合成地震记录的地质标定与层序界面的对应关系

表3-1 合成地震记录的标志层特征、地质属性及与层序界面的对应关系

（2）地震反射波（波组）属性标定

地震波（波组）属性标定是连接井孔资料（地质信息）与地震资料的桥梁，通过对VSP与合成记录及地震资料的连续性进行拉伸及压缩，使合成地震记录的标准层对应在地震剖面的层位上，将合成地震记录及地质属性标定在地震剖面上，并结合地层旋回界面的地震标志和地震相的区域变化可以进行较大规模旋回的识别（图3-13，图3-14；表3-1），并在此基础上通过高分辨率层序地层反演剖面揭示层序的内幕特征，对开展井-震层序对比及将钻井一维层序信息转化为四维层序信息具有重要意义（图3-15）。

图3-13 地震剖面反射波的地质标定及层序界面的识别

图3-14 地震剖面上旋回界面的识别及追踪

（3）地震旋回界面的识别

经地质标定后的地震剖面识别旋回主要依靠以下标志：

1）根据主要反射波追踪长期或中期旋回界面。测井曲线或岩心剖面观察到的区域相变对应的地震反射常表现为振幅、连续性、频率、地震相在区域上的重大变化，也反映出基准面旋回的界面。如图3-13和图3-14，T9f反射波为砂泥岩界面的响应，反射能量中等，较易追踪，对应于MSC5顶界面；T9e反射波为砂泥岩界面的响应，反射能量较强，波形变化大，连续性差，反映MSC3与MSC2的界面；T9d反射波反映LSC2与LSC1的界面，即下石盒子组底部河道砂与山西组顶部分流间湾泥岩的接触界面，其振幅中等，连续性较好，在剖面上可以连续追踪；T9c反射波为煤层与砂泥岩界面的复合响应，振幅强，连续性好，反映LSC1底界面，在剖面上可以连续追踪；T9b反射波是振幅最强、连续性最好的标准波，为煤层与砂泥岩界面、砂泥岩与碳酸盐岩界面的复合响应，反映奥陶系风化面，在剖面上很容易追踪。

图3-15 过DK24 和DK4井井-震层序对比剖面

2）根据反射集合形态及反射终止特征识别旋回界面。T9d反射波（LSC2与LSC1界面）反映的下石盒子组底部河道砂是本区的区域性标志波，在垂直河道走向的地震剖面上可以见到侵蚀、削截及河道的充填现象（图3-16）。

图3-16 地震剖面上T 9d界面上侵蚀削截及河道充填反射

小结：基准面旋回的识别是层序划分和建立等时地层格架的基础，在基准面旋回识别过程中必须综合岩心、测井及地震等各种揭示基准面变化的地质信息，任何单一资料的识别结果都是片面的，可能存在误差的，也无法满足储层精细描述的需要。因为每种资料既具有其独特的优势，也有其局限性。尽管岩心具有较高的分辨率，但却受取心数量及连续性的局限；经岩心资料刻度的自然伽马曲线的形态及其组合，以其垂向高分辨率特征提供了岩性、岩相的叠置形式，同时也提供了识别高频层序界面、划分准层序组、准层序以及研究准层序叠置样式的基础，但毕竟是一孔之见。地震资料尽管分辨率低，无法满足小规模旋回识别的需要，但却为较大规模旋回的识别及井间旋回界面追踪提供了重要的依据。因此，在基准面旋回识别过程中要注重多资料信息的综合利用，及岩心、测井及地震资料的相互标定，反复拟合，才能准确识别不同级次的基准面旋回。

利用地震资料识别断层

大多数油田有三维地震资料，开发地质人员应该运用地震资料解决油气田内部的断层分布状况。

1. 断层在时间剖面上的标志

（1） 标准层 （特征明显、稳定、能反映地质构造的反射波，通常用T1，T2…来表示） 反射同相轴发生错断，是断层在地震剖面上表现的基本形式。由于断层规模不同，可表现为波组或波系的错断（图4-5）。

（2） 标准层反射波同相轴数目突然增减或消失，波组间隔发生突变，断层下降盘地层加厚，上升盘地层变薄。对落差达数百米的大断层，上述现象更为明显，断面两边波组不能一一对应，上升盘会缺失某些波组。

（3） 反射同相轴形状和产状发生突变。因断层的屏蔽作用，造成下盘反射同相轴零乱，甚至出现空白反射带。

（4） 标准层反射波同相轴发生分叉、合并、扭曲及强相位转换等 （图4-5）。这一般是小断层的反映，但要与表层、地层岩性变化的影响加以区别。

（5） 断面波、绕射波等异常波的出现，是识别断层的重要标志。

图4-5 断层在地震剖面上的识别标志

2. 断层要素在时间剖面上的确定

（1） 断面确定。在二维剖面上，断面表现为断棱点的连线，把浅、中、深标准层的反射同相轴在断棱处的中断点连接起来就是断面。在确定断面时要注意以下几点：(1)断面不可穿过可靠的反射波同相轴；(2)由于断面的屏蔽作用，断层下盘断点往往不够可靠，所以应主要依据上盘断点确定断面；(3)对断层造成的牵引现象要与绕射 “尾巴” 的弯曲及没有断层的地层挠曲加以区别；(4)在相邻的平行剖面上，同一断面的形态、倾角及断开层位基本一致。

（2） 断盘和时间落差的确定。当断面确定之后，断层的上盘和下盘也就确定了，再由断面两边对应反射层位在断点上的时间，判断升、降盘，求出相对时间差，即为t0时间落差。

层序界面的地震资料识别标志

根据地震大剖面的解释对比研究，在塔里木盆地志留纪沉积演化期，主要发育I型和Ⅱ型两种类型的层序界面。如志留系与下伏地层为角度不整合接触，属于Ⅰ型层序界面，代表加里东中期强烈的构造运动，中、上奥陶统遭受不同程度的剥蚀。塔埃尔塔格组与柯坪塔格组之间、依木干塔乌组与塔塔埃尔塔格组之间、克孜尔塔格组与依木干塔乌组之间均为Ⅱ型层序界面，主要为平行不整合接触，只有局部具有微角度不整合，说明构造作用不强烈。上述4个不整合面，在地震资料上具有程度不同显示特征，具体表现为：

志留系底界面（T07）是加里东中期运动后，奥陶系遭受挤压断褶作用并被不同程度剥蚀后由志留系逐层超覆形成的不整合面，因此全区可连续追踪的强反射波，大部地区具有明显的下削上超特征（图4-12、图4-13），下伏寒武系—奥陶系碳酸盐岩具有高频中强振幅的强反射结构，而志留系碎屑岩则相对反射能量较弱，多为中—高频中振幅中等反射结构，其间在平行不整合地段以2个相对较弱的反射波的波谷代表不整合面，在角度不整合地段以上超下削的波组包络线为界。

志留系塔塔埃尔塔格组底界面、依木干塔乌组底界面、克孜尔塔格组底界面都是Ⅱ类不整合面，多数地段为平行不整合（图4-12、图4-13），志留系内部反射特征：中统为依木干他乌组，其上部地震反射多为弱—中等振幅，中—高频，连续性差，下部泥质重，反射能量较强，连续性变好，基本可以追踪对比；下统为塔塔埃尔塔格组和柯坪塔格组，单体上两者多为弱—中等振幅，连续性较差的反射，不易追踪对比。塔塔埃尔塔格组即使有上超，也出现在盆地边缘，且内部向盆中心南北方向均有斜交叠置（退积）现象，且后者在南斜上有S顶超现象。

图4-12 塔里木盆地Z70测线（南段）层位追踪、地震层序界面标志

图4-13 塔里木盆地L350测线（西段）层位追踪、地震层序标志及地震相特征图