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Journal of Tropical Oceanography >

2020 , Vol. 39 >Issue 2: 25 - 34

DOI: https://doi.org/10.11978/2019040

Marine Geophysics

Velocity features of gas-hydrate stratigraphy based on OBS and MCS data

  • LI Zizheng , 1, 2, 3, 4 ,
  • QIU Xuelin , 1, 2, 4 ,
  • XING Lei 3
Expand
  • 1. CAS Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Guangzhou 510301, China
  • 2. Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China
  • 3. MOE Key Laboratory of Submarine Geosciences and Prospecting Techniques, Ocean University of China, Qingdao 266100, China
  • 4. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China

Received date: 2019-04-21

  Request revised date: 2019-09-24

  Online published: 2020-03-10

Supported by

National Key Research and Development Program of China(2018YFC0309801、2017YFC0307401)

National Natural Science Foundation of China(41674092、41730532)

Copyright

Copyright reserved © 2019. Office of Acta Agronomica Sinica All articles published represent the opinions of the authors, and do not reflect the official policy of the Chinese Medical Association or the Editorial Board, unless this is clearly specified.
Fold

Abstract

Natural gas-hydrate is a new clean energy resource. The geological conditions in Shenhu area in the northern South China Sea (SCS) are conducive to the formation and storage of gas-hydrate. It is difficult to obtain accurate velocity information from traditional multi-channel seismic (MCS) data, and we can only judge the vertical distribution of geological bodies from the time domain. Ocean bottom seismometer (OBS) is a widely used active-source seismic instrument, which can receive clearer air gun signals. Compared with MCS data, refraction seismic data of OBS profiles can reveal velocity information from deeper layers. In this paper, combining the advantages of MCS and OBS, we determine the reflection interfaces on MCS profile, and then obtain the initial model. The OBS and MCS stacking profiles are merged to determine the reflection interface in the OBS profile. The reflection and refraction phases of OBS stations were picked up, and the two-dimensional velocity model of hydrate region was obtained by forward modeling using RayInvr, which solved the difficult time-depth conversion problem in MCS. The final model shows the depth, thickness and velocity of hydrate and free gas regions; it also shows the depth and velocity characteristics of the deeper interface below BSR.

Key words： gas-hydrate; Bottom Simulating Reflection; Multichannel Seismic Exploration; Ocean Bottom Seismometer; refraction phases; forward modeling

Cite this article

LI Zizheng , QIU Xuelin , XING Lei . Velocity features of gas-hydrate stratigraphy based on OBS and MCS data[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2020 , 39(2) : 25 -34 . DOI: 10.11978/2019040

天然气水合物, 简称水合物, 其中天然气含量可达80%以上, 1m3水合物在常温常压下可以转化为164m3天然气和0.8m3水, 水合物中气体含碳量是常规化石燃料(石油、天然气、煤)含碳量的两倍, 并且该物质燃烧几乎不产生任何残渣, 是一种清洁的新型能源(马在田 等, 2000)。世界各国对于水合物的勘探开发十分重视。神狐海域位于南海北部, 具有良好的水合物形成、储藏条件, 2007年广州海洋地质调查局钻探取得水合物样品(梁劲 等, 2013), 2017年水合物试采成功(于德福 等, 2017)。
含有水合物的区域在地震剖面上最主要的地震特征是似海底反射(Bottom Simulating Reflector, BSR)和反射空白带。水合物所在地层的波阻抗远高于下覆地层(其下方往往含有游离气), 产生较大的波阻抗差, 反映在水平叠加剖面上是一条与海底平行的强同相轴, 且极性和海底反射相反, 形成BSR。同时, 由于渗透型水合物与沉积物碎屑颗粒的胶结作用, BSR以上反射振幅很弱, 形成弱振幅带(宋海斌 等, 2001a)。此外, BSR反射振幅可以反映水合物含量, 空白程度和孔隙空间内胶结水合物数量有关, 水合物含量越高, 振幅越弱, 空白程度越高(吴时国 等, 2008)。
目前, 多道地震(MCS)是勘探水合物的最主要地球物理方法, 通过高分辨率地震剖面得到水合物的空间分布, 区域构造特征可以揭示气体的垂向运移和水合物形成机制(Kvenvolden, 1993; 宋海斌 等, 2001b; Li et al, 2013)。但是, 仅凭BSR判断水合物的存在是不可靠的。如果沉积物孔隙中充填少量气体, 也会产生强烈的地层反射形成BSR, 同时, BSR还受构造作用, 岩石物性等的影响(于兴河 等, 2014)。
近年来, 海底地震仪(OBS)在水合物勘探中应用日益广泛。将OBS数据使用Kirchhoff法进行波场延拓可以得到地下沉积层较真实的速度场(王祥春 等, 2012); OBS与MCS结合, 进行纵横波速联合分析, 波阻抗反演等, 可以得到BSR附近更为丰富的地质信息(张光学 等, 2014a; Xing et al, 2018)。南海北部的神狐海域是水合物开发的重点区域(苏正 等, 2014), 参考前人联合MCS和OBS数据求取地层速度特征的方式(Wang et al, 2006; Zhu et al, 2018),
对水合物存在区域进行研究, 更为全面地得到水合物存在区域的地球物理特征。

1 区域地质背景

神狐海域位于南海北部陆坡中部神狐暗沙东南海域珠江口盆地珠二坳陷南翼(梁劲 等, 2013; 张光学 等, 2014a, b), 自中新世以来进入构造沉降期, 沉积速率高, 在神狐海域巨厚(1000~7000m)沉积体中, 有机质含量为0.2%~1.9%, 提供了水合物发育的物质基础(苏正 等, 2014)。区内发育的褶皱、滑塌体、增生楔等特殊构造易于捕获甲烷气体, 有利于水合物形成, 是水合物发育的重点区域, 各类扇体、浊积岩以及扇体底部与下部正常沉积相接触的地方是水合物富集有利区(梁劲 等, 2013)。区内晚中新世以来的新构造活动活跃, 断层切穿较新的沉积层(深水底流、浊流形成的具有“S”形前积结构的地层), 甚至延伸至海底, 此外, 该区域内还发育大量的泥底辟构造, 构成了研究区水合物系统的含气流体运移通道, 水合物成矿区带与断层走向及泥底辟的延伸方向有着较好的对应关系, 深部热成因裂解气和上新世—更新世生物成因气可运移至浅部地层之中(张光学 等, 2014b)。

2 地震资料采集与处理方法

根据水合物的分布区域, 2015年广州海洋地质调查局的“探宝号”和“奋斗4号”共同进行了新的MCS和OBS数据同步采集试验(Xing et al, 2018), 工区位置如图1所示。本文选取SH000测线, 联合MCS和OBS数据, 进行求取水合物地层结构的方法探索和研究。
数据采集的激发震源是4条G.I枪组成的总容量为540Cu.in.的相干枪阵。接收拖缆为360道数字电缆, 道间距为6.25m, 炮间距为25m, 炮间时约9.7s, 最小偏移距为125m, 可实现45次覆盖。OBS具有3个速度计通道, 一个水听器通道, 速度检波器频带可达到4~250Hz, 采样间隔1ms或2ms。
放炮测线长18km, 测线方向330°。OBS台站共6个, 分布于测线中部正下方, 站位水深1100~ 1300m (Xing et al, 2018)。
图1 南海北部水合物勘探和研究区位置[据Xing等(2018)修改]

本文选取的SH000测线位于橙色方框内

Fig. 1 Location map of exploration and study area in the northern South China Sea. Modified from Xing et al (2018)

2.1 MCS数据处理

使用ProMax处理MCS数据可以实现3个目的: 1) 识别该区域的BSR界面, 以及水合物、游离气的空间分布特征, 同时识别断层、底辟等构造, 判断其对游离气运移等的影响; 2) 水平叠加剖面可以为初始速度模型的建立提供依据; 3) 将水平叠加剖面和OBS地震剖面拼接, 帮助识别和分析OBS反射震相。
2.1.1 数据预处理
野外采集的MCS资料为SEGD格式数据, 未加载观测系统, 由于受到海浪等噪声干扰, 信噪比低, 因此需要进行数据的预处理工作, 包括数据解编、观测系统建立、抽道排序、带通滤波(20~90Hz)、真振幅恢复等工作。经过预处理后的MCS数据, 低频噪声干扰大大降低, 深部震相变清晰(图2b)。
2.1.2 速度分析
进行水平叠加处理之前, 需要先得到叠加速度谱。在共中心点道集内进行动校正, 能将同相轴校正为水平直线的某一速度即为这条同相轴对应的反射波的叠加速度, 当用叠加速度进行动校正时, 可以实现最好的叠加效果(张光学 等, 2014c)。使用该速度进行动校正后, 超道集时距曲线变为水平直线, 相位基本一致, 叠加形成一个地震道, 地震信号得到加强, 噪声衰减, 有效提升信噪比。
将相邻的7个共深度点(CDP)合为一个点增强叠加速度谱能量, 可以方便拾取。以CDP3120为例, 得到的叠加速度谱如图2a所示, 白色折线为拾取的叠加速度, 对应速度谱能量峰值点。右图为CDP 3120对应的共中心点道集。
图2 CDP3120处叠加速度谱(a)和CDP道集(b)

图a中白色实线为拾取的叠加速度

Fig. 2 Stacking velocity spectrum (a) and CDP gather (b) at CDP3120. The white solid line in figure a is the stack velocity picked by author

2.1.3 叠加剖面
在海上拖缆作业过程中, 可以实现对单个反射点的重复观测, 在数据处理过程中将地下同一反射点的地震波信息进行多次叠加, 最终得到水平叠加剖面, 结果显示资料信噪比高, 地震记录质量良好(图3)。
图3 水平叠加剖面和CDP号、测线号及台站位置

蓝色虚线表示底辟构造内界面6的不连续性, 垂向虚线表示OBS台站所在测线上位置和CDP位置的对应关系

Fig. 3 Horizontal stacking profile with CDP numbers, shot line and OBS locations

2.2 OBS数据处理

2.2.1 预处理和观测系统加载
OBS记录的连续波形的特殊格式数据, 前期经过原始数据解编、钟漂校正、按炮点时间裁截等步骤后形成标准的SEGY格式数据。此后, 使用SU软件进行加载观测系统、带通滤波(20~90Hz)、处理成图、震相识别、走时拾取等预处理工作。
2.2.2 OBS位置校正
OBS台站初始位置取班报记录的投放坐标, 本次实验OBS采用有缆投放的方式, 位置精度大大高于无缆投放(张光学 等, 2014c; 徐云霞 等, 2018)。利用OBS记录到测线炮点的直达水波, 参考前人方法, 采用蒙特卡洛法和最小二乘法进行二维位置校正(敖威 等, 2010; 张莉 等, 2013), 然后将OBS位置投影到测线上, 并在MCS剖面上标出(图3), 这种方法在沿测线方向有很好的校正精度, 能够满足二维模型计算和分析的要求。
根据新的OBS台站位置, 重新计算偏移距并导入, 得到新的OBS地震剖面, 以OBS05为例(图4), 图中可以看到, 除了振幅强大的直达水波和多次波外, 在近偏移距能够辨认出3组地层反射波, 而在两侧远偏移距的地方, 也可以识别出两组折射震相, 由于走时较快成为初至, 虽然振幅不是很大, 但在地震剖面上还是非常清晰易辨。
图4 位置校正后OBS05地震剖面及识别出的5个震相

refl2表示来自第二层的反射波; refr5表示来自第五层界面的折射波, 其他类推。箭头表示游离气运移方向

Fig. 4 Seismic profile of OBS05 after relocation and five seismic phases identified. refl2: Reflection from interface2; refr5: refraction from interface5

3 MCS剖面特征与OBS模型速度建立

3.1 MCS剖面特征

水合物存在的主要地震标志有BSR、振幅空白反射带、速度异常等(Lee et al, 2001; 魏伟 等, 2009), 如图3。利用前两点特征可以在剖面中识别BSR位置(interface2), 用绿色线标出, 它大致与海底平行, 其上是振幅空白反射带, 振幅明显较弱。BSR之下是振幅较强的游离气层(interface2、interface3之间), 厚度不等。再往下还有两个大致平行的界面(interface5、interface 6), 是更深部地层的表现。MCS剖面上的断层用黑色虚线标出, 底辟用灰色虚线标出, 黑色箭头表示游离气运移方向。
在游离气富集区之下, 沉积层有局部上隆现象(粉红色interface4)。本文将此解释为底辟向上穿透地层的结果, 在CDP3300~CDP4400, 水合物下方有明显的底辟构造, 底辟在向上运移过程中穿透上覆地层(2500~2600ms处), 蓝色层位的同相轴在底辟处变得模糊不清, 青色层位的同相轴在底辟上方也存在部分不连续(见CDP3500~CDP4100), 底辟由此继续向上运移。底辟与深部游离气的运移、富集及水合物的形成有密切联系, 使得来自深部的气源向上运移到水合物稳定带(GHSZ) (Satyavani et al, 2005; Li et al, 2013)。在interface5界面观测到的小断层, 同样是游离气的运移的重要通道。底辟右侧有一个规模较大的正断层, 但其上方并没有观测到游离气和BSR, 推测断层直达海底, 游离气由此逃逸, 无法富集形成水合物。

3.2 剖面拼接

根据OBS在测线上的位置, 将同一位置处的MCS剖面和OBS地震剖面进行拼接, 可以有效识别OBS反射同相轴所对应的界面, 尤其是BSR界面(interface2)。
OBS剖面和水平叠加剖面在时间轴上是存在差异的, 对于海底界面, OBS地震剖面中的走时是单程走时(直达水波), 而在水平叠加剖面中纵坐标是双程走时(反射波), 这是因为OBS放置于海底, 而MCS电缆漂浮于海面。但是, 对于海底以下部分, 二者都是双程走时, 故可以进行拼接。
本文中拼接遵循如下几个原则: 1) 根据OBS所在的位置; 2) 拼接处OBS地震剖面的海底直达波到时; 3) 根据拼接处两侧同相轴吻合程度。
OBS05台站位于9.38km处, 对应的CDP号为3382, 拼接结果如图5所示。
图5 OBS地震剖面(a)和MCS剖面(b)拼接

Fig. 5 OBS profile (a) merged with MCS profile (b)

两个剖面的震相对应良好。其中, 红色对应的是海底界面, 且在各自时间轴上的位置, 右侧剖面也几乎是左侧剖面2倍的关系; 绿色对应的是水合物的底界(BSR), 其上为水合物存在区域, 呈现振幅空白反射带; 在水合物底界至黄色界面之间的反射震相十分复杂, 推测是游离气存在的缘故; 水平叠加剖面在粉红色处有一个明显的层位, 与之对应的OBS地震剖面在该位置也有一个较强的反射同相轴; 在水平叠加剖面大约2230ms和2560ms处存在有反射界面, 但在OBS剖面一侧对应位置仅有微弱同相轴, 这可能是由于水平叠加增强了深部反射的能量, 而OBS剖面是单次覆盖, 信号较弱。

3.3 正演模拟

通过MCS数据叠加得到的速度和深度信息往往不够准确, 为了得到更为精确的地层信息, 本文利用从各个OBS台站中拾取的震相, 并结合RayInvr软件进行正演模拟, 获得二维速度模型。
3.3.1 震相识别和射线追踪
测线上6个OBS中, OBS01, OBS02, OBS03, OBS05数据质量较好, 震相较为清晰, 可以识别出海底、BSR附近、BSR下方地层的反射波和折射波; OBS11台站记录的数据含有较多噪声, 但经过带通滤波(20~90Hz)后, 同样可以识别以上震相; OBS04台站质量较差, 仅能识别出直达水波和BSR界面的反射波。
同样以OBS05台站为例, 对震相和模拟结果进行分析。如图4、图5和图6所示, 地震剖面图上可以清晰地看到反射波和折射波: 红色为直达水波震相; 绿色是来自BSR的反射波(水合物底部存在游离气, 从而产生大的波阻抗差), 在台站左侧出现于偏移距0~ -2km, 右侧出现在0~1.8km; 黄色为游离气层的底界, 多出现在台站左侧; 青色为两地层交界面上产生的折射波, 视速度约为2000~2100m·s-1, 在台站左边出现在-4.8~6.8km, 台站右边出现于4.3~4.8km; 粉色是底辟对应的反射波, 在台站右侧出现较少; 蓝色为更深部地层交界面的折射波, 视速度约2600~2800m·s-1, 在台站左侧位于-4.5~ -9.4km, 右侧位于4~7.7km。
图6 OBS05台站的射线追踪(a)和走时拟合(b)

红: 直达水波路径及震相; 绿: 来自BSR的反射波路径及震相; 黄: 游离气底界的反射波路径及震相; 蓝、青: 深部地层的折射波路径及震相

Fig. 6 Ray tracing (a) and travel time fits (b) of OBS05. Red: direct water wave, Green: Reflection from BSR, Yellow: Reflection from bottom of the free gas layer, Blue and Cyan: Refraction waves from deeper layers

通过正演模拟可以进一步确定震相, 在Rayinvr软件包中设置好台站位置, 震相种类等信息, 建立初始模型, 进行正演模拟计算, 得到理论震相。这一步软件会返回一个残差, 其大小反映理论震相和实际震相的拟合程度。通过不断的修正模型, 尽可能的减少残差, 将残差控制在某个合理的范围内。
正演模拟遵循由近到远, 由浅及深的, 由单个台站到多个台站的原则, 逐步修正模型直到拟合良
好(丘学林 等, 2011)。最终将多个台站放在同一个剖面中进行正演模拟。可以看到黑线代表的理论震相和彩线代表的实际震相吻合的十分好, 且返回的残差较小(图6、图7)。卡方值为1.079, RMS值为0.024s, 证明速度模型参数设定以及对于地震波种类识别的合理性。从射线密度分布图可以看出(图8), 在水合物存在区域射线密集, 对模型结构有良好约束; 由于折射震相的存在, 中远偏移距和较深的界面覆盖次数同样较多。
图7 全部OBS台站的射线追踪(a)和走时拟合(b)

图b中黑线为理论到时, 彩线为拾取的实际震相(4906个); 红: 直达水波震相; 橙: 浅部沉积层的反射波; 绿: 来自BSR的反射波; 黄: 游离气底界的反射波; 蓝、青: 深部地层的折射波震相; χ2值为1.079; RMS值为0.024s

Fig. 7 Ray tracing (a) and travel time fits (b) of all OBS stations. The black line in (b) represents calculated arrival times, and the colored line indicates observed arrival times (4096). Red: direct water wave; Orange: Reflection from shallow sediment layers; Green: Reflection from BSR; Yellow: Reflection from bottom of the free gas layer; Blue and Cyan: Refraction waves from deeper layers; χ2 =1.079; RMS=0.024s

图8 最终模型射线覆盖次数

黑色实线代表模型界面(有震相约束), 黑色虚线代表水合物顶界(无震相约束); 黑色箭头表示游离气运移方向; 红色虚线表示折射波在地层顶部传播路径; 6个OBS台站用黄色圆圈表示

Fig. 8 Ray coverage of the final model. Black solid line indicates the interface of the model (constrained by seismic waves); Black dashed line indicates the top of gas-hydrate (without seismic waves); Black arrow indicates the migration of free gas; Red dashed line indicates the ray-path of refraction waves on the top of layer; Positions of 6 OBS stations are indicated by yellow circles

3.3.2 模型结果
最终得到的速度模型如图9。在水层之下, 第1、2层为普通沉积物, 顶部速度约1600m·s-1, 向下逐渐增大到1900m·s-1; 第3层顶部速度约为1950m·s-1, 根据该区域测井曲线推测为水合物顶界(用虚线标出), 水合物存在于该层底部, 地震波速度增加到约2050m·s-1; 第4层位于水合物层之下, 地震波速度较低, 为1750m·s-1, 推测是游离气存在其中的缘故; 第5层速度范围为1850~1900m·s-1; 第6层速度范围为2100~2200m·s-1; 第7层顶部速度为2800m·s-1。
速度模型各层位大致平行于海底界面。较浅的层位深度由几个反射震相约束, 确定性更高; 最下方的两个界面深度由折射震相约束。速度模型纵坐标为深度值, 通过射线追踪、走时拟合(图6)和拼接剖面(图5), MCS时间剖面和OBS深度剖面能很好对应, 达到时深转换的目的。
横向上, 水合物呈层状分布, 在模型距离2km左右出现, 12.5km左右尖灭, 埋深约为海底面以下200m, 层厚最大约80m。在OBS下方第6层顶部有一个明显的隆起, 速度比同深度介质(层5)略高, 推测和深部甲烷气通过底辟向上运移有关。
图9 最终速度模型(a)和SH3测井曲线(黑线)和模型曲线(红线) (b)

黑色实线代表模型界面(有震相约束), 黑色虚线代表水合物定界(无震相约束); 黑色箭头表示游离气运移方向; 蓝色虚线表示折射波约束的顶层速度; 6个OBS台站用黄色圆圈表示

Fig. 9 Final velocity model (a), well logging (black) and 1-D velocity values (red) beneath SH3 (b).Black solid line indicates the interface of the model (constrained by seismic waves); Black dashed line indicates the top of gas-hydrate (without seismic waves); Black arrow indicates the migration of free gas; Blue dashed line indicates the velocity constrained by the refraction waves on the top of layer; Positions of 6 OBS stations are indicated by yellow circles

模型距离8~11km下方为水合物富集区域, 在浅部, 速度模型和该区域的声波测井曲线吻合良好(图9)。SH3钻井位于OBS01附近(张光学等, 2014c), 它的声波测井曲线是一条典型的含水合物层的速度异常曲线, 海底以下100~195m显示了普通沉积物速度特征; 在195~215m深度段成功采到水合物样品, 速度平均值为2105m·s-1; 215~220m段由于游离气存在的缘故, 声波速度突然降低到1750m·s-1 (梁劲 等, 2013)。从OBS震相模拟获得的速度模型, 浅部与测井曲线有相同的变化趋势, 只是变化较为平缓, 通过对游离气顶、底部反射震相的模拟, 本文认为该处游离气底界位于约240m。在埋深240~600m是一个正常速度地层, 层内速度值缓慢增加, 这里钻井和测井没有达到, 模型特征主要依靠折射震相约束; 埋深600~800m左右是一个较高速的层位, 速度在2150m·s-1左右; 埋深800m左右存在一个高速层, 顶界速度约2750m·s-1。海底温度和地温梯度观测认为, 主要的游离气形成区域存在于大约416~ 1165m (Zhu et al, 2013), 本文的模型较好的覆盖和约束了这一范围。

4 讨论和结论

水平叠加剖面信噪比高, 层位清晰, 丰富直观的反应了地下构造特征, 为初始模型建立和OBS震相识别提供了良好依据; OBS台站被置于海底, 不受海浪等因素干扰, 可以记录来自地下更深处的震相, 拾取OBS台站反射和折射震相, 使用Rayinvr软件正演模拟, 进一步调整得到该区域二维速度模型, 包含了水合物及其下方区域的深度和速度信息。
该区域水合物和游离气的交界面在MCS剖面上呈现明显的BSR, 指示水合物底界和下方游离气之间的强波阻抗差, 与之相伴生的是振幅空白反射带, 指示沉积物孔隙被水合物充填胶结。在MCS和OBS剖面上方均未观测到水合物区域的顶界的反射或者折射震相, 但是根据该区域的声波测井曲线(梁劲 等, 2013)可大致推测水合物顶界。速度模型结果与测井曲线吻合良好, 显示该区域BSR埋深在200m左右, 含水合物地层速度显著增大, 在1950~ 2050m·s-1之间。
游离气充填于地层孔隙之中, 使地层速度显著降低, 同时在MCS和OBS剖面上产生了较强的反射震相(图3、图5), 强振幅区域与速度模型中游离气低速区域相对应, 这与Plaza-Faverola等的观
测结果一致。根据该层上下界面的反射震相(interface2、interface3), 本文正演速度模型中含游离气层厚度在20~80m之间。
本文的MCS剖面和速度模型都显示, 游离气呈层状展布, 并且在底辟上方最为富集(1700~ 1900ms)。底辟与深部游离气的运移有密切联系, 来自深部的气源通过底辟和断层向上运移, 被上方低渗透率介质(例如白云石、水合物等)阻挡后, 在高渗透率地层中横向运移形成游离气带(Pecher et al, 2001; Satyavani et al, 2005; Plaza-Faverola et al, 2010; Li et al, 2013)。有些研究表明, 底辟的出现区域BSR的深度相较周边更浅(Taylor et al, 2000), 但是本文的结果并无此现象, 推测青色interface5对应的是一个强硬层, 底辟未能完全穿过该层。
MCS剖面中, BSR大约在CDP4300处消失, 此处恰好有一个大的正断层。正断层区域有完全不同的沉积及水动力条件, 推测它的存在可能使流体和游离气垂向运移到海底(Pecher et al, 2001)。
高精度MCS剖面为该区域水合物赋存、游离气运移等提供丰富信息, MCS和OBS拼接剖面使得反射界面和反射震相能很好地对应起来, 再通过速度模型、射线追踪和震相拟合, 使得MCS剖面上的时间界面和OBS模型中的深度界面完全对应, 解决之前比较头痛的时深转换问题, 这是MCS和OBS同步探测和联合分析的优势之一。
根据MCS和OBS数据的计算模拟和联合分析, 得到以下几点结论:
1) 速度模型正演结果相比实际震相残差较小, 较为精确地反应了水合物区域三段式异常、深部界面等的速度特征以及BSR、底辟等界面的深度特征;
2) 高精度MCS数据与OBS正演模拟结合, 以一种新方式解决了时深转换问题;
3) 估算该区域BSR埋深在200m左右, 游离气厚度在20~80m之间;
4) MCS和速度模型均在游离气富集区下方观测到一个明显的底辟构造, 揭示了深部气源的重要运移通道, 以及它对游离气富集的重要作用。

References

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