2. 中国石油勘探开发科学研究院, 北京 100083;
3. 中国地质调查局油气资源调查中心, 北京 100029;
4. 中国科学研究院广州能源研究所, 广州 510640
2. Research Institute of Petroleum Exploration and Development, Beijing 100083, China;
3. Oil & Gas Survey of China Geological Survey, Beijing 100029, China;
4. Guangzhou Institute of Energy Conversion of Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China
天然气水合物是由水与分子量较小气体形成且无固定分子式的冰状晶体,广泛分布于陆地的永久冻土带和水深大于500 m的海域,尤其是在大陆边缘的斜坡处(Shipley et al.,1979;Kvenvolden,1988;Booth et al.,1994).由于构成天然气水合物的气体(主要为甲烷)既是洁净能源,同时也是重要的温室效应气体源,因此天然气水合物已经成为能源和环境等研究领域的热点(Nisbet,1990;Paull et al.,1991;Kennett et al.,2002;Kvenvolden,1993).天然气水合物具有较高的声波速度,其存在显著改变沉积地层的物理属性,使得地震反射剖面上出现似海底反射(Bottom Simulating Reflector)、反射振幅空白带(Blanking)以及地震声波速度异常等(Hyndman and Davis,1992),尽管这类特征并不与天然气水合物的存在具有一一对应的关系,但地震勘探依然是目前探测和识别天然气水合物的最主要手段(Lee et al.,1993;Borowski et al.,1999).早期发现天然气水合物主要利用单道与覆盖次数较少的常规二维多道地震反射数据,随着地震勘探技术与调查设备的不断发展,目前针对天然气水合物的地震调查方法更多样,除常规二维/三维地震外,还有多分量海底地震、垂直地震和深拖,这些方法都能获得可用于地质构造解释的地震反射剖面以及含天然气水合物沉积层的速度信息,进而确定其空间分布.
南中国海北部陆坡是天然气水合物形成和发育的有利区域(张光学等,2003),我国自1999年来开始开展针对天然气水合物的地震勘探工作,主要采用高分辨二维和三维地震调查方法,发现大量与天然气水合物存在相关的地球物理标志(宋海斌等,2001;徐华宁等,2006;Xu et al.,2006),并于2007年在神狐海域钻井取芯获得天然气水合物的实物样品.钻井取芯结果表明:含天然气水合物沉积层位于海底之下153~225 m的深度,分布于紧邻BSR的上覆沉积地层中,厚度在10~25 m之间,分布范围不均(吴能友等,2007;徐华宁等,2010).由于测井以及取样深度限制,天然气水合物在深度上的分布模式尚未确定,因此在进行资源量评价时仅考虑已经证实的含天然气水合物沉积层的厚度.本文根据此区域的地震数据和测井资料,综合利用多种地球物理方法(伪井约束阻抗反演和AVO正演模拟)的结果,对南中国海神狐海域天然气水合物可能的垂向分布模式进行预测. 2 井震数据联合分析
2007年神狐海域天然气水合物钻探取样的所有站位中,具有测井数据资料并完成取芯的井位有SH1、SH2、SH3、SH4和SH7.由于测井过程中多种因素导致测井数据不稳定,选择测井数据质量较好的SH7井以及过井的多道地震反射数据作为研究重点.图 1显示了SH7井海底之下50 m之下所记录的电阻率、速度、伽马射线和密度测井数据,其中0~50 m之间没有有效记录.
根据速度测井数据特征可以将地层划分为3个岩性变化区间.第一个区间在0~124 m深度之间,速度在1520~1550 m·s-1之间缓慢变化,取样分析结果表明此区间为粉沙质泥沉积物(陈芳等,2009),速度随深度的上升主要由地层的压实作用造 成的;第二个区间深度范围为124~154 m,其速度有一个较大的上升,其平均值为1925.8 m·s-1,可能与沉积物组分变化有关,因为124 m之上伽马的平均值为32API,而在124~154 m之间伽马的平均值为24API,这一下降意味着砂质沉积物含量的上升(Lee and Collett,2009).第三个区间位于155~ 177 m之间,取样证实这一区间为天然气水合物赋 存区,此区间沉积层的速度平均值达到2145.7 m·s-1,对应的平均电阻率达到2.2 Ωm,而第二个区间地层的平均电阻率仅为1.2 Ωm.很明显,天然气水合物的存在改变了沉积物的物理性质,使声波速度和电阻率显著提高.另外,第三区间的伽马平均值大约是26API,表明天然气水合物存在于砂质含量相对较多的沉积地层中,因为孔隙空间是天然气水合物存在的一个重要影响因素(Xu and Ruppel,1999;Clennell et al.,1999).密度测井值基本是随深度缓慢增加,未见明显异常.
图 2为过SH7井的地震反射剖面及其重点位置放大.根据测井数据的综合分析,可以将声波测井数据确定的岩性变化界面投影到地震剖面上,据此标定三个典型区间所对应的反射界面.第一个区间的深度范围为0~124 m,地震剖面上对应的时间为0~162 ms(海底时间为0),其反射特征表现为高频清晰反射,地层的成层性较好,反射同相轴在横向上连续;第二个区间的深度范围为124~154 m,地震剖面上对应的时间为162~192 ms,主要反射特征表现为横向上具有一定的连续性,但成层性相对变差,波阻抗表现不突出,可能与砂质含量相对高致使孔隙度发生变化有一定的关系;第三个区间的深度 范围为154~172 m,地震剖面上对应的时间为192~210 ms,主要特征是BSR表现为一个连续强振幅界面,而地层横向连续性很差,反射特征在横向变化也较大,但整体表现为一个强振幅带,可能是天然气水合物形成造成沉积地层的破碎,尤其是在BSR上下方,反射非常杂乱.将三种典型的地震反射特征与地层的岩性,尤其是声波速度对应起来,可以为伪井约束反演的地质模型建立提供依据,初始模型参数见表 1.
海洋天然气水合物存在于未固结的海洋沉积物中,其分布受温度压力条件限制,不完全受沉积层序 控制,因此有井约束的波阻抗反演所需要的约束层位和地质模型都难以精确;另外未固结的砂泥沉积物在理论上也不适于作为波阻抗反演对象,这些原因造成有井约束的波阻抗反演方法在天然气水合物识别方面作用有限(徐华宁等,2010).更重要的是,在绝大部分海域,研究的对象不可能都有钻井资料约束,这也使得伪井约束的波阻抗反演方法具有更好的适用价值.
在伪井或无井约束的波阻抗反演中,构造合理的地震低频模型是实现反演的关键(杨睿等,2010).无井约束反演并不等于不需要先验知识的约束,事实上,井震综合分析的结果可以将地层的物理属性与地震反射特征联系起来,进而利用沉积层序有效建立阻抗反演所需的低频背景模型. 地质模型建立首先根据井震联合分析结果确定4个层位(见图 2),利用测井数据确定每一层位的速度和密度参数,以此作为初始模型完成反演,然后根据反演结果 对层位进行细分并修改模型参数,最终获得各种不同的反演数据体.图 3为反演后的速度数据体,很明显BSR所 在层位H5对应高速带底部.如果以2000 m·s-1 作为水合物存在的阈值,将速度数据体转换到深度域可以确定高速层的顶面深度位于海底之下153 m,其厚度为21 m,与实际钻井取样结果是非常吻合(天然气水合物存在于海底之下155 m,其厚度为22 m). 应当指出的是,由于海底之上的振幅值在海底切除后为零,反演后近海底处的高速度值的意义不确定.而BSR下方存在低速层可能是由于水合物形成过程中,游离气运移通道造成沉积物松散所致.另外,地震数据本身的分辨率也会影响反演的结果,本文所用数据为单源单缆方式采集的高分辨地震反射数据,地震信号主频约75 Hz,用于反演研究的处理流程相对简单,主要包括SEGD格式转换、地震数 据与导航数据合并、涌浪与大值干扰消除、球面扩散补偿、零相位子波反褶积、速度分析与Kirchhoff叠前时间偏移.由于数据浅部反射的分辨率和信噪比都很高,因此数据适于保幅处理,也保证了反演结果的可信度.
采用AVO正演模拟方法的目的是研究含天然气水合物地层的叠前地震响应特征(Andreassen et al.,1997;郑晓东,1991;杨绍国和周熙襄,1995),并将之与实际地震记录对比以确定天然气水合物的垂向分布模式.为了便于分析天然气水合物的地震响应特征,设计两组天然气水合物模型,其基本地层由海水、海底、天然气水合物带、含游离气岩层和含水饱和岩层构成,模型包括单层和多层天然气水合物模型,并分别讨论天然气水合物下方存在游离气和无游离气两种模式.正演采用主频为75 Hz的雷克子波,与实际地震数据主频相当. 4.1 模型1(单层水合物模型,无游离气存在)
图 4为模型1的地层参数及叠前地震道集响应,海底的地震反射呈强反射,AVO呈稍微减少趋势,天然气水合物稳定带顶部呈弱反射,底部呈强反射,幅度比海底反射稍弱,极性与海底反射相反,AVO呈减少趋势,这意味着AVO属性P×G(P×G表示零偏移距振幅与振幅变化的乘积)小于零,指示天然气水合物发育带下伏地层无游离气.
图 5A为模型2的地层参数及叠前地震道集响应,海底地震反射呈强反射,AVO呈稍微减少趋势.天然气水合物发育带顶部呈弱反射,底部由于存在游离气层,地震响应发生很大的变化.由于气层厚度较薄,只有5 m,气层顶界的反射(水合物-气层分界面)与气层底界的反射(气层-含水饱和砂岩分界面)出现调谐现象,表现为一个强同相轴,底部亦呈强反射,极性仍与海底反射相反,但是幅度比海底反射强,且AVO呈增加趋势,这意味着AVO属性P×G大于零.当气层厚度变大时(50 m),调谐作用逐渐减小,气层顶底界反射可以分开.气层顶界反射同相轴的AVO表现为减少趋势,气层底界反射同相轴的AVO表现为增加现象(图 5B).显然,含有游离气的天然气水合物AVO呈增加趋势是由于存在气水分界面引起的.因此利用地震剖面BSR特征和叠前道集的AVO特征可以识别天然气水合物的底界和游离气的存在.
模型3为多层天然气水合物模型,在水合物发育段均匀相间插入5套厚度为5 m/5 m的含水饱和砂岩层/天然气水合物组合,底部无游离气.图 6A为模型3的地层参数及叠前地震道集响应,海底的地震反射呈强反射,AVO呈稍微减少趋势.天然气水合物发育带由于相间均匀插入含水饱和砂岩层和天然气水合物,由于薄层调谐效应导致层间的反射相互抵消,只保留薄互层调谐带的顶底反射,两者均表现为强反射,但幅度低于海底反射,且极性与海底反射相反,AVO均呈减少趋势,这意味着AVO属性P×G小于零.图 6B显示的模型是在天然气水合物稳定区域相间插入3套厚度为5 m/15 m含水饱和砂岩层和天然气水合物.由于厚度分布不均匀,含水合物区域的层间反射不能完全相互抵消,振幅调 谐后表现为一组复合波,反射振幅强,但幅度仍低于 海底反射,且水合物底界的反射的极性与海底反射相反.
模型4为多层天然气水合物模型,在水合物发育段相间插入3套厚度为5 m/15 m的含水饱和砂 岩层/天然气水合物组合,底部有50 m厚的游离气.地震响应特征如图 7所示,中间含天然气水合物地层的反射与图 6B一致.由于气层的存在,下部地震响应特征发生很大的变化,气水界面的反射AVO呈增加趋势,且振幅值超过海底反射.
一个值得讨论的问题是,将速度测井数据与地震反射特征综合分析并建立联系,可以将地层划分为三个岩性区间并以此构建伪井约束反演所需的低频背景模型,反演结果表明在已知的水合物稳定带之下,还存在一个薄的高速区间.这一高速带是否也与含天然气水合物沉积层对应?图 8为井旁地震数 据波形及反演后对应的纵波速度,其中H4与H5之间为高速带,并且取样结果证实它与天然气水合物的存在相关,但二条红色线之间同样存在一个高速带,并且反射极性明显与BSR是一致的,由于取样测井深度的限制,这一高速带是否对应另一个含水合物层并没有确定.然而根据地震反射波形特征分析,可以推测它与天然气水合物的存在是相关的,因为成像数据的井旁地震道反射波形明显表现为一个薄互层的复合波,并且这一高速带的底部反射特征与已知含天然气水合物底部的反射特征是一致的.
图 9为SH7井所在位置的叠前CMP道集,对实际的地震反射道集分析可以发现,在已知含天然气水合物地层之下的地震反射特征明显表现为一组强振幅的复合波,但没有发现振幅随偏移距增加而增大的现象,与图 6B所示的模型非常类似.这意味着形成水合物所需的游离气并没有直接存在于水合物层下方或者与天然气水合物形成薄互层,因为游离气的存在会造成明显的AVO增大,因此天然气水合物的垂向分布模式应该是饱水泥砂沉积物与天然气水合物的互层,也就是说可以初步推测研究区天然气水合物的垂向分布很可能是以层状形式存在,而测井取样所证实的含天然气水合物层只是这一区域天然气水合物稳定带中垂向分布最浅的一 个,其下方应该至少还存在另一个含天然气水合物沉积层,如果其温压条件(主要是温度)符合水合物稳定带的相边界条件,那么这一推测的可能性将更 大.研究区内的SH2和SH3井都获得了水合物 实物样品,水合物赋存深度区间分别为200~220 mbsf和195~205 mbsf,含水合物区间的温度分别在14~16 ℃和15.5~16 ℃之间,而SH7井的测井和取样表明,此处水合物的赋存深度在155~177 mbsf之间(小于SH2和SH3水合物赋存的深 度),并且测井温度曲线表明这一区间的温度在14.5~15 ℃ 之间,地温直至海底之下215 m都没有超过16 ℃.这一对比可以确定,SH7井处已证实含天然气水合物沉积层之下的温压状况满足水合物稳定存在的条件.
本文利用测井和地震数据进行综合分析并建立研究区地震反射特征与沉积物的物性参数之间的联系,应用伪井约束反演技术获得含天然气水合物地层的速度场信息并以一定的阈值进行标定,第一个高速带与实测的天然气水合物顶底面深度非常吻合.同时,反演的速度场剖面清楚显示,在已经证实含天然气水合物地层之下还存在另一高速区间.为了解这一高速区间是否对应另一含天然气水合物带,利用AVO正演模拟技术得到不同模型的地震响应特征,并将井旁的叠前地震数据的反射特征与模型的地震反射特征进行综合对比分析.结果表明,在已知的含天然气水合物地层之下,叠前与叠后的地震反射波形都表现为明显的复合波,这一反射特征很可能是由于含水合物沉积物与饱水沉积物的薄互层调谐作用所致,这就意味着在已知含水合物层位之下的高速区间很可能对应另一个含天然气水合物的沉积层,并且其温压条件也满足水合物稳定存在.尽管由于测井取样数量及深度限制,整个研究区天然气水合物的垂向分布模式可能存在变化,但在SH7井附近区域,含天然气水合物沉积层的垂向分布很可能是多层的.
[1] | Andreassen K, Hart P E, MacKay M. 1997. Amplitude versus offset modeling of the bottom simulating reflection associated with submarine gas hydrates. Marine Geology, 137(1-2): 25-40, doi: 10.1016/S0025-3227(96)00076-X. |
[2] | Booth J S, Winters W J, Dillon W P. 1994. Circumstantial evidence of gas hydrate and slope failure associations on the United States Atlantic continental margin. Annals of New York Academy of Sciences, 715: 487-489, doi: 10.1111/j.1749-6632.1994.tb38863.x. |
[3] | Borowski W S, Paull C K, Ussler W III. 1999. Global and local variations of interstitial sulfate gradients in deep-water, continental margin sediments: Sensitivity to underlying methane and gas hydrates. Marine Geology, 159(1-4): 131-154, doi: 10.1016/S0025-3227(99)00004-3. |
[4] | Chen F, Su X, Zhou Y, et al. 2009. Variations in biogenic components of late Miocene-Holocene sediments from Shenhu area in the northern South China sea and their geological implication. Marine Geology & Quaternary Geology (in Chinese), 29(2): 1-8. |
[5] | Clennell M B, Hovland M, Booth J S, et al. 1999. Formation of natural gas hydrates in marine sediments: 1. conceptual model of gas hydrate growth conditioned by host sediment properties. Journal of Geophysical Research, 104(B10): 22985-23003, doi: 10.1029/1999JB900175. |
[6] | Hyndman R D, Davis E E. 1992. A mechanism for the formation of methane hydrate and seafloor bottom simulating reflectors by vertical fluid expulsion. Journal of Geophysical Research, 97(B5): 7025-7041, doi: 10.1029/91JB03061. |
[7] | Kennett J P, Cannariato K G, Hendy I L, et al. 2002. Methane Hydrates in Quaternary Climate Change: The Clathrate Gun Hypothesis. Washington: American Geophysical Union. |
[8] | Kvenvolden K A. 1988. Methane hydrates and global climate. Global Biochemical Cycles, 3: 221-229, doi: 10.1029/GB002i003p00221. |
[9] | Kvenvolden K A. 1993. Gas hydrates—geological perspective and global change. Review of Geophysics, 31(2): 173-187, doi: 10.1029/93RG00268. |
[10] | Lee M W, Hutchinson D R, Dillon W P, et al. 1993. Method of estimating the amount of in situ gas hydrates in deep marine sediments. Marine and Petroleum Geology, 10(5): 493-506, doi: 10.1016/0264-8172(93)90050-3. |
[11] | Lee M W, Collett T S. 2011. In-situ gas hydrate saturation estimated from various well logs at the Mount Elbert Gas Hydrate Stratigraphic Test well, Alaska North Slope. Marine and Petroleum Geology, 28(2): 439-449, doi: 10.1016/j.marpetgeo.2009.06.007. |
[12] | Nisbet E G. 1990. The end of the ice age. Canadian Journal of Earth Sciences, 27(1): 148-157, doi: 10.1139/e90-012. |
[13] | Paull C K, Ussler W III, Dillon W P. 1991. Is the extent of glaciation limited by marine gas-hydrates? Geophysical Research Letters, 18(3): 432-434, doi: 10.1029/91GL00351. |
[14] | Shipley T H, Houston M H, Buffler R T, et al. 1979. Seismic evidence for widespread possible gas hydrate horizons on continental slopes and rises. American Association Petroleum Geologists Bulletin, 63(12): 2204-2213. |
[15] | Song H B, Geng J H, Wang H K, et al. 2001. A preliminary study of gas hydrates in Dongsha region north of South China Sea. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 44(5): 687-695. |
[16] | Wu N Y, Zhang H Q, Yang S X, et al. 2007. Preliminary discussion on natural gas hydrate(NGH)reservoir system of Shenhu area, North slope of South China Sea. Natural Gas Industry (in Chinese), 27(9): 1-6, doi: 10.3321/j.issn:1000-0976.2007.09.001. |
[17] | Xu H N, Li L Q, Shu H, et al. 2006a. The seismic reflecting characteristics of gas hydrate bearing strata and its possible distribution in the South China Sea. Applied Geophysics, 3(1): 42-47, doi: 10.1007/s11770-006-0006-3. |
[18] | Xu H N, Zheng X D, Zhang G X. 2006b. Geophysical indications of gas hydrate occurrence in South China Sea. Geological Science and Technology Information, 25(2): 60-63, doi: 10.3969/j.issn.1000-7849.2006.02.011. |
[19] | Xu H N, Yang S X, Zheng X D, et al. 2010. Seismic identification of gas hydrate and its distribution in Shenhu Area, South China Sea. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 53(7): 1691-1698, doi: 10.1002/cjg2.1527. |
[20] | Xu W Y, Ruppel C. 1999. Predicting the occurrence, distribution, and evolution of methane gas hydrate in porous marine sediments. Journal of Geophysical Research, 104(B3): 5081-5095, doi: 10.1029/1998JB900092. |
[21] | Yang R, Wu N Y, Lei X H, et al. 2010. Impedance inversion and its application in gas hydrate exploration in Shenhu Area, Northern South China Sea. Geoscience (in Chinese), 24(3): 495-500, doi: 10.3969/j.issn.1000-8527.2010.03.012. |
[22] | Yang S G, Zhou X X. 1995. Forward model for AVO characteristic stack section and the application. Oil Geophysical Prospecting (in Chinese), 30(6): 772-774. |
[23] | Zhang G X, Zhu Y H, Xu H N. 2003. A Review of gas hydrate on the passive continental margin and its pool-formation process. Geological Review (in Chinese), 49(2): 181-186, doi: 10.3321/j.issn:0371-5736.2003.02.010. |
[24] | Zheng X D. 1991. Forward AVO method and its application. Oil Geophysical Prospecting (in Chinese), 26(6): 766-776. |
[25] | 陈芳, 苏新, 周洋等. 2009. 南海北部陆坡神狐海域晚中新世以来沉积物中生物组分变化及意义. 海洋地质与第四纪地质, 29(2): 1-8. |
[26] | 宋海斌, 耿建华, Wang How-King等. 2001. 南海北部东沙海域天然气水合物的初步研究. 地球物理学报, 44(5): 687-695. |
[27] | 吴能友, 张海啟, 杨胜雄等. 2007. 南海神狐海域天然气水合物成藏系统初探. 天然气工业, 27(9): 1-6, doi: 10.3321/j.issn: 1000-0976.2007.09.001. |
[28] | 徐华宁, 杨胜雄, 郑晓东等. 2010. 南中国海神狐海域天然气水合物地震识别及分布特征. 地球物理学报, 53(7): 1691-1698, doi: 10.1002/cjg2.1527. |
[29] | 杨睿, 吴能友, 雷新华等. 2010. 波阻抗反演在南海北部神狐海域天然气水合物勘探中的应用. 现代地质, 24(3): 495-500, doi: 10.3969/j.issn.1000-8527.2010.03.012. |
[30] | 杨绍国, 周熙襄. 1995. AVO属性叠加剖面的正演模型及应用. 石油地球物理勘探, 30(6): 772-774. |
[31] | 张光学, 祝有海, 徐华宁. 2003. 非活动大陆边缘的天然气水合物及其成藏过程述评. 地质论评, 49(2): 181-186, doi: 10.3321/j.issn:0371-5736.2003.02.010. |
[32] | 郑晓东. 1991. AVO正演方法及其应用. 石油地球物理勘探, 26(6): 766-776. |