水合物是在低温高压条件下由水分子和气体分子形成的似冰状固态物质，常见的气体分子包括烃类气体、二氧化碳、硫化氢等(Sloan and Koh，2007).自然界中，水合物主要分布在陆上冻土带以及水深超过300 m的海底沉积物中.甲烷水合物是自然界存在的主要天然气水合物类型，贮存了约1.5×10⁴亿吨的碳，占到全球陆地-海洋-大气系统中可移动有机碳量的25%(Beaudoin等，2014)，因此水合物必将在未来能源格局中扮演重要角色.水合物的分解通常会改变海底沉积层的力学性质，可能引起海底滑坡等地质灾害(Paull等，1996，2003).水合物分解释放的甲烷气一旦进入大气层，将改变大气成分，加剧温室效应(Dickens等，1997).资源潜力、环境效应和海底稳定性的意义是驱动水合物研究的三大动力.

天然气水合物的存在改变了海底沉积物的物理性质，如声波速度、电阻率等(Waite等，2009)，这是地球物理方法探测水合物的基础.海底沉积物对地震波/声波的传播有衰减作用，主要衰减机制包括沉积物颗粒的滑动、散射、孔隙流体的黏弹性流动和黏性阻力等(Stoll and Bryan，1970；Johnston等，1979).前人对水合物的衰减作用进行了研究，水合物在沉积物中不同的赋存形态对地震波/声波的衰减影响不同.与沉积物颗粒接触的水合物比孔隙充填的水合物对地震波衰减的影响更大(Toksöz等，1979).如果水合物作为胶结物，地层品质因子对水合物饱和度变化更加敏感(Dvorkin and Nur，2003).基于不同地区、不同研究方法获得的结果显示水合物对沉积层衰减特征影响各异.布莱克海台研究的结果表明含水合物沉积层的地层品质因子在沉积层的正常范围之内(约为90~600)，该地区水合物饱和度不足以显著影响地层品质因子(Wood and Ruppel，2000).基于ODP164航次声波测井数据，Guerin等(1999)也提出水合物作为沉积颗粒胶结物时，其地层品质因子与不含水合物沉积层近似.日本南海海槽井中VSP数据研究结果同样表明水合物层没有明显的衰减增大(Matsushima，2006).但加拿大马更些三角洲马利克地区井间地震数据的全波形反演结果表明水合物会增大沉积层的衰减(Pratt等，2005)，声波测井的研究同样说明沉积层含水合物饱和度增大，对声波的衰减增大(Guerin and Goldberg，2002).但Lee和Waite(2007)指出马利克井声波信号的衰减可能是由于仪器的耦合问题而非水合物造成的.Sain等(2009)指出水合物作为沉积颗粒胶结物会增大沉积层的强度，进而减小地震波衰减.Gei等(2003)同样认为在海底沉积物中水合物饱和度增大，会减小沉积层的衰减.综合来看，水合物对沉积层地震波/声波衰减的影响没有统一的认识.本文利用联合工业计划(JIP)在墨西哥湾GC955钻探的测井数据，研究水合物对储层声波衰减的影响，提高地震波/声波在含水合物地层中传播特征和规律的认识，为地震岩石物理方法识别水合物(如BSR识别、AVO分析)提供参考.

2009年，联合工业计划第二航段(简记为JIP Ⅱ)选择墨西哥湾深水区的三个区块(分别为AC21、GC955和WR313)进行钻探，实施了包括声波、电阻率在内的整套随钻测井(Boswell等，2012).本次研究的对象是GC955站位，该站位共钻探3口井，分别是H井、I井和Q井(Collett等，2010).I井水深2064 m，钻探深度444 mbsf，钻探过程中发生了扩径，影响了测井质量；根据校正后的LWD结果推断只在几米范围内存在中等强度的电阻率异常.Q井位于1985 m水深处，于414 mbsf钻到含水合物的砂层，钻探到达442 mbsf发现游离气后停钻.H井水深2032 m，钻探总深度589 m，钻探过程中没有出现严重问题，仅在近海底出现典型的扩径，以及在383~488 mbsf层段出现泥浆侵入，影响密度和孔隙度结果，进行水合物饱和度计算时要进行校正(Lee and Collett，2012).GC955H井钻透一个裂隙充填水合物储层(192~308 mbsf，水合物层Ⅰ)和一个砂岩水合物储层(413~453 mbsf，水合物层Ⅱ).H井的部分测井曲线如图 1所示，井径曲线变化较小，说明测井质量比较可靠，伽马曲线指示了岩性的变化，密度曲线在发生泥浆侵入的层段由Lee and Collett(2012)方法进行校正.水合物稳定带内电阻率曲线与计算的饱和水电阻率差异指示水合物的存在，差异幅度大小则可以确定水合物饱和度.基于阿尔奇公式由电阻率曲线计算获得了水合物的饱和度，在裂隙充填型水合物层段未考虑各向异性.

图 1

Fig. 1

图 1 GC955H井部分测井曲线 Fig. 1 Parts of well logs at Well GC955H

声波测井由发射探头发射脉冲信号进入地层，在固定距离的接收探头记录信号，不但记录信号到达时间，同时记录声波全波形.JIP Ⅱ使用斯伦贝谢公司的sonicVISION仪器进行声波测量(Collett等，2010).声波全波形数据使用DLIS格式进行记录，深度采样频率为15.24 cm，每一个深度由4个接收探头测量4组波形，时间采样频率为20 ms，每一组波形记录151个采样点.GC955H井的声波全波形数据如图 2所示，4组波形数据趋势一致，说明测井质量可信.

图 2

Fig. 2

图 2 GC955H井的声波全波形测井数据 Fig. 2 Sonic waveforms data at GC955H

声波波形振幅是几何扩散、仪器耦合和地层固有衰减共同作用的结果(Goldberg等，1984).假设声波传感器发射的能量是固定的，几何扩散和耦合效应在整个井孔中是相对均一的，则波形振幅的相对变化主要反映了含水合物沉积物的固有衰减特征.

衰减定义为波形传播一个周期内应变能量或者波形振幅的损失.衰减是频率(f)或者圆频率(ω=2πf)的函数，由地层品质因子Q的倒数来表示：

对声波全波形数据进行快速傅里叶变换(FFT)，得到振幅谱X，处理方法建立在简单的振幅谱X的模型上：

对公式(3)变形后对两边取对数，得到

公式右边的第一项主要由深度决定，跟ω关系较弱，右边第二项主要与ω有关，与深度的关系较弱.公式(4)可以简记为

利用公式(7)，选择某个参考深度ξ上的衰减参考值为Q_ref^-1，可以计算获得任意深度上相对于参考深度的相对衰减大小Q_est^-1.如果δ是深度ξ的真实衰减值与Q_ref^-1的差值(Q_true^-1(z)=Q_ref^-1(z)-δ)，假设所有接收探头的A_i值是一样的，那么δ可以由两个接收探头i和j的测量数据获得：

GC955H测井曲线指示了两种水合物层的存在，即裂隙充填型水合物储层(192~308 mbsf，水合物层Ⅰ)和砂岩水合物储层(413~453 mbsf，水合物层Ⅱ)(图 1).电阻率显示两个层段原位测量值均大于沉积层饱和水电阻率，指示存在水合物.伽马曲线指示井孔中岩性变化，水合物层Ⅰ伽马值为70~80API，主要为泥岩，水合物层Ⅱ伽马值为40~60API，储层以砂岩为主.电阻率成像测井显示层Ⅰ中水合物充填在细粒沉积物的裂隙中，裂隙走向大都与区域主应力方向一致，导致该层段储层表现为电性和弹性介质的各向异性(Cook等，2012).

基于阿尔奇公式，计算层Ⅰ中水合物饱和度为10%~50%，平均25%.Cook等(2012)指出裂隙水合物的出现引起各向异性，使得基于各向同性估算的水合物饱和度值偏大.Lee and Collett(2012)基于各向异性模型，在假设垂直裂隙的情况下，由电阻率计算获得该层段水合物饱和度平均只有约5%.因此，各向异性导致饱和度估算出现很大误差.在水合物层Ⅱ内，发生泥浆侵入，影响了密度测井曲线，经过校正之后的曲线与沉积层趋势一致，可用于孔隙度计算(Lee et al.，2012).层Ⅱ水合物饱和度平均为65%，局部高达80%.层Ⅱ是砂岩层，厚度达到近30 m，如此高富集度的水合物藏，非常有开发价值.

用2.2节中公式计算GC955H井中沉积层对声波波形的衰减大小，结果如图 3所示.图 3a是4组声波波形分别计算获得的衰减大小，结果显示衰减绝对值存在一定差异，可能与发射探头与接收探头之间的距离有关系，距离越大，声波在地层中的传播时间越长，计算获得的某一深度衰减受到上下地层的影响越大.尽管绝对大小存在差异，但4组衰减趋势一致，互相验证了数据的可靠性.图 3b是4组衰减的平均值，平均作用可以消除偶然误差，结果更有代表性和参考性.从计算结果来看，0~192 mbsf层段(记为泥岩层Ⅰ)，衰减变化幅度较小，平均约0.02.水合物层Ⅰ内衰减分为上下两段，上段(192~285 mbsf)与泥岩层Ⅰ基本一致，没有明显变化，下段(285~308 mbsf)衰减由0.02逐渐增大到0.05，该段水合物饱和度很小(小于0.1).综合来看，水合物层Ⅰ内衰减大小与上面的背景泥岩层段相比并没有明显变化，即使在下段增大，但水合物饱和度非常小.308~380 mbsf层段伽马值70~80API，泥质含量较高，记为泥岩层Ⅱ，衰减大小在0.05附近波动，该层段内可能含有少量水合物，但饱和度很低(＜0.1).伽马值在380~413 mbsf开始下降至60API，说明砂质含量逐渐增大，该层段记为砂岩层Ⅰ，其衰减大小相较泥岩层段Ⅱ稍微减小一点，但减小幅度小于0.01.水合物层Ⅱ内岩性以砂岩为主，衰减剧烈增大到0.1~0.15，平均值0.12，这个结果与Guerin等(2002)计算的Mallik 2L-38井水合物层段的衰减值大小相当.453~500 mbsf层段伽马值稍小于60API，属于砂岩层，记为砂岩层Ⅱ，该层段内没有明显水合物充填，衰减回落到砂岩层Ⅰ的水平.

图 3

Fig. 3

图 3 GC955H井声波衰减计算结果 Fig. 3 Sonic wave attenuations estimated at Well GC955H

从计算结果来看，与背景层相比水合物对储层声波衰减产生作用.水合物层Ⅰ中的衰减跟泥岩层Ⅰ相比没有明显增大，但小于泥岩层Ⅱ，本文倾向于将水合物层Ⅰ与泥岩层Ⅰ做比较，因为从伽马测井曲线上分析，这两层的岩性更一致，而泥岩层Ⅱ泥质含量稍微增大.水合物对泥岩储层内的衰减影响不大，有三种解释：其一，泥岩层水合物对衰减没有影响；其二是因为泥岩层段内水合物饱和度太低；其三，还可能是因为水合物充填于垂直裂隙中，对进入地层垂向传播的声波作用不大.与纯砂岩层段相比，水合物层Ⅱ衰减剧烈增大.关于水合物对声波衰减性质的影响方式和机制争议很大，从GC955H井来看，高饱和度的水合物增大了砂岩储层对声波的衰减，这一结果与Best等(2013)的实验结果一致.推断可能的机制是水合物增大了砂层的不均质性(Dvorkin等，2004).如果该推断成立，传统上认为水合物增大储层均质性而出现空白反射的现象可能更多地出现在泥质沉积物中，且水合物必须是以分散状分布，如布莱克海台(Dillon等，1993)，而在砂岩层中不明显，这可能也是GC955H井地震剖面上没有“传统”BSR(Zhang等，2012)的原因之一.

选择不同层段的声波波形进行频谱分析，获得的结果如图 4所示.选择的深度和层段分别为，150 mbsf-泥岩层Ⅰ，250 mbsf-水合物层Ⅰ，400 mbsf-砂岩层Ⅰ，430 mbsf-水合物层Ⅱ，520 mbsf-砂岩层Ⅱ.每个深度上选择发射探头与接收探头距离最小的波形，各个深度波形做归一化处理(图 4b).相对波形振幅大小如图 4c，各个深度上波形振幅差异很大，在3.2节中已经讨论.虽然在每个层段只选择了一个波形，但该层段内波形频谱形状和主频基本一致.图 4d中显示声波的频率特征，频谱中都出现了“双峰”，主峰振幅大，次峰振幅小.砂岩水合物层段，频谱主峰出现在高频，次峰出现在低频，其他层段主峰与次峰的频率正好相反.泥岩层Ⅰ与水合物层Ⅰ中波形频谱形状基本一致，主频也相同.因此，GC955H井中的水合物对泥岩层声波频率的影响较小，推断原因与3.2节中讨论相同.砂岩层Ⅰ与泥岩层Ⅰ相比较，主频向低频发生很小移动，次峰相对于主峰振幅也变小.水合物层Ⅱ中波形主频相较于砂岩层Ⅰ增大.砂岩层Ⅱ不存在水合物，波形的频谱恢复到砂岩层Ⅰ的形状和主频.因此，GC955H井中水合物改变了砂岩层中声波的频率，增大了主频，改变了频谱的形状.推断可能的原因是水合物相对沉积层弹性模量大(Ning et al.，2012)，声波传播过程中水合物层高频成分衰减相对背景沉积层幅度小.水合物对声波频率的作用可能影响了其对声波的衰减作用.

图 4

Fig. 4

图 4 GC955H井不同层段的声波频率特征 Fig. 4 Features of frequencies at different intervals of Well GC955H

GC955H井中上下两层水合物对储层声波传播的影响存在很大差异，影响声波传播的因素很多.首先，两层的岩性不同.通过对比泥岩层Ⅰ和砂岩层Ⅰ等背景沉积物层，衰减和声波频率稍微不同，岩性对声波的传播必然产生不同影响，同时水合物赋存于该岩性中与沉积物颗粒的作用机制不同也会造成差别.其次，GC955H井中上下水合物的饱和度差别较大.Priest等(2006)通过实验发现，砂岩层水合物在不同饱和度时对地震波的衰减不同，存在极值点.GC955H井中两层水合物层饱和度相差很大，必然影响水合物对储层声波传播特性的作用.此外，水合物在沉积物中有多种赋存模型(Dai等，2004)，不同模型充填方式、与沉积物颗粒接触方式等都不同，实验室测试结果证实不同赋存方式对声波的传播影响不同.GC955H井层Ⅰ中水合物充填在裂隙中，而在层Ⅱ中水合物充填在砂岩孔隙中，造成水合物对声波衰减作用不同.如果要定量描述水合物对沉积层声波/地震波传播的作用，必须对其衰减机制展开更深入的研究和探索.

基于GC955H井测井数据，研究了天然气水合物对储层中声波衰减的影响.获得结论如下：(1)GC955H井中水合物对泥岩层段声波衰减的影响较小，对声波振幅和频率的作用与上覆背景泥岩层相比都未有大的变化.(2)GC955H井中水合物使得砂岩层段的声波衰减剧烈增大，计算的衰减值大于0.1；水合物对声波频率也有影响，与上下的背景砂岩层相比，频谱形状发生改变，主频增大.(3)GC955H井中两个水合物层对储层声波传播的影响不同，可能是多种因素共同作用的结果.