基于疊前地震數據和巖石物理的游離氣定量估算方法
——以印度Krishna-Godavari盆地NGHP01-10A井為例

錢進， 王秀娟， 董冬冬， 吳時國,3， Sain Kalachand， 葉月明

1 中國科學院海洋研究所 海洋地質與環(huán)境重點實驗室， 青島　266071　2 海洋國家實驗室 海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室， 青島　266061　3 中國科學院三亞深海科學與工程研究所， 三亞　572000　4 印度國家地球物理研究所，海德拉巴　500007　5 中國石油杭州地質研究院，杭州　310023

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基于疊前地震數據和巖石物理的游離氣定量估算方法
——以印度Krishna-Godavari盆地NGHP01-10A井為例

錢進1,2， 王秀娟1,2， 董冬冬1， 吳時國1,3， Sain Kalachand4， 葉月明5

1 中國科學院海洋研究所 海洋地質與環(huán)境重點實驗室， 青島2660712 海洋國家實驗室 海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室， 青島2660613 中國科學院三亞深海科學與工程研究所， 三亞5720004 印度國家地球物理研究所，海德拉巴5000075 中國石油杭州地質研究院，杭州310023

摘要天然氣水合物穩(wěn)定帶下方游離氣分布模式、氣體含量及其對水合物富集成藏的指示是水合物研究中的難點，而利用振幅隨偏移距變化(Amplitude Versus Offset, AVO)與巖石物理模型能夠對游離氣含量進行地震定量解釋.我們對印度Krishna-Godavari (K-G)盆地的地震資料進行了疊前保幅處理，在測井數據和層位標定的基礎上，基于等效介質巖石物理模型和AVO正演模擬定量估算了NGHP01-10A井的游離氣飽和度，發(fā)現水合物下方的游離氣飽和度與其分布模式有關.游離氣呈均勻分布時飽和度為孔隙空間的0.3%～0.4%，而塊狀分布時為3%～4%，該結果與NGHP01-10D實測計算的泊松比交匯分析結果吻合很好.最后再根據干燥巖石骨架的泊松比反演結果進一步判斷游離氣分布為均勻分布，其飽和度為0.3%～0.4%.

關鍵詞天然氣水合物； 巖石物理； AVO； 定量估算； 游離氣飽和度

1引言

天然氣水合物是由水分子與氣體分子在一定溫壓條件下形成的一種似冰狀固態(tài)化合物，廣泛分布于世界深水盆地和凍土帶(Kvenvolden, 1993; 陳多福等, 2005).地震剖面上的似海底反射(BSR)是識別海洋天然氣水合物的一個重要標志(張光學等, 2011; 劉學偉等, 2005; 阮愛國等, 2006).BSR在地震剖面上對應于水合物穩(wěn)定帶底部，它是由其上方固態(tài)水合物充填高速沉積物和下方游離氣充填低速沉積物之間的波阻抗差異產生的，所以BSR的強弱與水合物和游離氣的飽和度與分布類型有關.因此許多學者在研究天然氣水合物或游離氣飽和度時，除了借鑒理論或半經驗公式直接利用測井資料外(王秀娟等, 2006; Wang et al., 2011; 王吉亮等, 2013)，另一類就是間接地分析BSR處反射系數隨偏移距或入射角的變化(AVO)曲線(Hyndman and Spence, 1992; Müller et al., 2007).但沉積物中水合物和游離氣對BSR的貢獻如何一直并不確定.

印度東海岸Krishna-Godavari (K-G)盆地(圖1)地震剖面上顯示有清晰的BSR(圖2)(Jaiswal et al., 2012).2006年印度國家天然氣水合物計劃(NGHP01)為了研究K-G盆地的區(qū)域地質背景和天然氣水合物特征，在盆地內共計鉆探了15口鉆井，并在NGHP01-10站位的泥質沉積物中獲得脈狀水合物，基于各向異性模型，利用縱波測井數據估算的水合物飽和度約為25%，與實測壓力取心計算結果非常接近(王吉亮等, 2013; Collett et al., 2008).地震資料上BSR為弱振幅、不連續(xù)反射，BSR下方存在亮點反射，指示游離氣存在(Müller et al., 2007)(圖2)，盆地廣泛發(fā)育的底辟構造為游離氣向上運移提供通道，在BSR附近發(fā)現了大量裂隙，有學者認為這些裂隙可能是導致BSR呈弱地震反射特征(Jaiswal et al., 2012; Collett et al., 2008; Wang et al., 2014; 吳能友等, 2009; Fohrmann and Pecher, 2012).但是通過地震反射振幅異常分析，只能定性地解釋BSR下方存在游離氣，對游離氣飽和度及其分布類型并不清楚.我國學者對南海神狐海域的水合物在地震調查與解釋、測井評價、巖石物理模型和成藏系統(tǒng)等方面也開展了大量的研究工作(吳能友等, 2007; Zhang et al., 2007; 何家雄等, 2009; 閻貧和陳多福, 2009; 欒錫武等, 2010; 張光學等, 2011; Wang et al., 2011; 寧伏龍等, 2013; 于興河等, 2014)，但對游離氣飽和度及其分布類型等定量評價研究較少.因此，本文根據收集到的印度K-G盆地原始地震數據，利用水合物巖石物理模型，聯合測井數據估算的水合物飽和度和實際的疊前地震數據AVO分析，進行游離氣飽和度及其分布類型的定量地震估算研究，該研究能夠為我國水合物資源量的評價工作提供一定的借鑒.

圖1　研究區(qū)K-G盆地位置圖(左圖)，鉆井NGHP01-10A和地震測線gdsw16的相對位置見右圖Fig.1　Location map of K-G basin (left). The relative positions of Site NGHP01-10A and seismic profile gdsw16 are shown in the right chart

2研究區(qū)地質背景

由于晚侏羅世-早白堊世的裂谷和漂移作用，導致印度半島從澳大利亞/南極洲大陸分離，并在半島東部大陸邊緣形成了諸如K-G等許多產油盆地(Powell et al., 1988).K-G盆地陸地和海洋面積分別為28000 km2和145000 km2，盆地內Krishna和Godavari兩條河流為盆地帶來了大量白堊紀至近代的碎屑沉積物.盆地陸地沉積物厚度約為3～5 km，而近海沉積物厚度高達8 km(Rao, 2001; Prabhakar and Zutshi, 1993).資料顯示盆地的沉積速率在整個地質時期內一直在變化，尤其是在第三紀印度板塊和歐亞板塊碰撞導致喜馬拉雅隆升之后的速率明顯增加(Subrahmanyam and Chand, 2006).

本文的研究區(qū)位于K-G盆地的陸坡段(圖1)，是印度東部大陸邊緣的組成部分.海底淺剖和多道地震顯示區(qū)內存在一個由前緣逆沖斷層或泥巖底辟作用產生的丘狀體(圖2)，其周圍斷裂極其發(fā)育，為深部流體的運移提供了通道.因此，該丘狀體可能是天然氣和冷泉富集的潛在區(qū)域(Dewangan et al., 2010).在NGHP01-10站位周圍斷層較發(fā)育，并且在多道反射地震剖面上具有明顯的BSR分布(圖2)，鉆探、取心、測井和CT成像資料均指示存在天然氣水合物，壓力取心結果顯示水合物飽和度占孔隙空間的17.6%～25.4%(Collett et al., 2008).

圖2　過10A井的gdsw16地震剖面Fig.2　The seismic profile gdsw16 through Hole 10A

3數據和方法

3.1地震數據與處理

多道地震數據是由印度石油和天然氣有限公司使用0.016387 m3的空氣槍每隔12.5 m采集所得，其采集參數如下：接收道數120道、道間距12.5 m、采樣間隔1 ms、記錄長度5 s、最小偏移距75 m和炮間距12.5 m.

NGHP01-10站位水深為1038 m，水合物穩(wěn)定帶底部約為海底以下156 m，計算出的地震數據最大入射角約為35°.因此，該數據可以用來分析發(fā)育有BSR層位的詳細AVO特征.通過疊前地震保幅數據處理獲取目標層位的振幅信息，處理流程主要包括：道編輯、帶通濾波、速度分析、球面擴散補償、動校正、傾角時差校正、震源方向性校正(Sheriff and Geldart, 1995)和檢波器方向性校正(Hyndman and Spence, 1992)等(圖3).速度分析間隔為62.5 m(10個CMP)，在BSR處加密為每隔5個CMP.由于AVO正演模擬結果為振幅隨角度的變化曲線，在動校正后，還需要對動校正速度進行平滑后利用Dix公式轉為層速度，再進行射線追蹤，從而將處理后得到的偏移距道集轉換為角度域道集，這樣實際的AVO曲線與正演AVO曲線可以在角度域內相匹配.

圖3　地震保幅處理流程圖Fig.3　Workflow for true amplitude processing

3.2等效介質理論(Effective medium theory, EMT)

P波、S波的速度和密度信息是AVO正演模擬的關鍵參數.此次NGHP01-10A井的鉆井深度為188 mbsf (海底以下188 m)，該井已經穿透BSR位置，并進行了P波和密度測井，但缺少S波信息.對于海底未固結的高孔隙度水合物地層，不同水合物充填模式，描述水合物和沉積物之間微觀結構的模型不同(Dai et al., 2008)，其中等效介質理論模型比較適合于水合物層段的P波和S波速度預測(Ecker et al., 2000).該巖石物理模型是利用有效壓力、孔隙度、飽和度、礦物組分以及流體性質等參數計算沉積物的速度.模型假設沉積物在36%到40%存在一個臨界孔隙，不同孔隙度下計算骨架的彈性模量方法不同.模型的計算過程包括Hill平均計算骨架的彈性模量、Hertz-Mindlin理論計算彈性模量、Hashin-Shtrikman理論計算干燥骨架的彈性模量、Gassmann方程計算流體飽和的彈性模量以及P波和S波速度計算等五個步驟(Dewangan et al., 2009).計算過程中使用的沉積物礦物組分見表1.

表1　彈性參數和礦物組分含量(Ghosh et al., 2010)

根據等效介質理論，利用NGHP01-10A和10D兩口井的密度、孔隙度以及飽和度等測井數據(圖4a和4b)擬合P波和S波速度隨深度的變化曲線(圖4c)與實測P波和S波速度吻合度很高，兩者的平均誤差分別為2.5%和4.3%，說明等效介質理論巖石物理模型非常適合于該研究區(qū)海底淺層沉積物S波速度的預測.對于含水合物地層，其P波和S波速度與水合物飽和度呈正比關系，并且飽和度越高速度的增量越快(圖5a紅色和綠色實線)，而地層密度略有下降(圖5a藍色實線)；泊松比在低飽和度時基本保持不變，在高飽和度時略有降低(圖5a中品紅實線).但含游離氣地層的速度情況明顯不同，游離氣均勻分布時的P波速度在游離氣低飽和度時下降非常快，隨后在游離氣飽和度20%時又開始緩慢升高(圖5b紅色實線)；游離氣塊狀分布時的P波速度一直呈下降趨勢，在游離氣低飽和度時下降較快，當游離氣飽和度到達40%，縱波速度趨于穩(wěn)定(圖5b紅色虛線).由于S波只能在固體中傳播，所以S波速度在游離氣兩種分布情況下是一致的，都是隨著游離氣飽和度的增加而略微增加(圖5b綠色實線)，地層密度呈下降趨勢(圖5b藍色實線)，但含游離氣層的下降速度明顯大于含水合物地層；兩種游離氣分布情況下的泊松比下降明顯，與縱波形態(tài)基本保持一致.上述分析表明由于水合物和游離氣的存在會引起地層的彈性性質發(fā)生變化即水合物會增加沉積物速度，而游離氣會降低沉積物速度，使上下地層之間形成波阻抗差異，這將會導致水合物飽和度保持不變，不同游離氣飽和度條件下BSR的AVO響應存在差異，這也是本文利用AVO進行BSR下方游離氣定量研究的理論基礎.

圖4　NGHP01-10A和10D井曲線圖 (a) 10A速度和密度實測曲線； (b) 10A孔隙度和飽和度計算曲線，孔隙度為密度孔隙度； (c) 10A和10D井實測和巖石物理 理論計算的P波和S波對比曲線.黑色虛線為BSR位置.需要注意的是圖4c中0.7～1.3 km·s-1的橫坐標值被省略.Fig.4　Wireline logs at hole NGHP01-10A and 10D (a) Velocity and density logs of 10A; (b) Porosity and saturation logs of 10A, porosity is calculated by density; (c) Comparison between the measured P-wave and S-wave logs of hole 10A and 10D and those of rock physics calculation. BSR lies at the depth marked by the black dashed line. Note that the values between 0.7 and 1.3 km·s-1 are omitted.

3.3AVO正演

AVO研究是指地震反射振幅隨炮點與接收器之間的距離即炮檢距(或入射角)的變化特征來探討反射系數響應隨炮檢距(或入射角)的變化，進而確定反射界面上覆、下伏介質的巖性特征及物性參數(Ostrander, 1984).BSR界面上方的水合物層和下方的游離氣層之間存在明顯的波阻抗差異，所以BSR的AVO分析可以用于水合物或游離氣的物性研究.反射系數在兩種半無限彈性介質分界面上隨角度的變化可用Knott-Zoeppritz方程表示，它主要取決于界面上下介質的密度、P波和S波速度，此次AVO正演是使用Aki和Richards (2002)簡潔矩陣形式推導出的精確解進行反射系數的計算.

4游離氣地震定量估算

4.1層位標定

根據NGHP01-10A的井數據和連井地震數據，通過反射系數計算、子波提取、合成地震記錄制作和層位標定等工作，識別出NGHP01-10A井準確的BSR深度(圖6).反射系數是利用密度和速度測井曲線計算獲得.由于水合物地層海底埋深較淺，地震數據頻率較高，為了使反演獲得較高的分辨率，子波采用主頻50 Hz，長度200 ms的雷克子波.圖6中藍色合成地震記錄與紅色井旁道兩者之間的相關系數達到0.8，BSR深度位于156 mbsf處，測井的P波速度為1.57 km·s-1，密度為1.54 g·cm-3，孔隙度為70%，水合物飽和度為12%.以上速度、密度、孔隙度和飽和度信息可以為AVO正演模擬提供準確的物性參數.

圖6　合成地震記錄Fig.6　Seismogram synthesis

4.2NGHP01-10A井BSR處的反射系數

利用圖3中AVO處理流程對過10A井的原始地震數據進行了保幅處理，得到動校正后的共中心點道集，如圖7所示.圖中紅色和綠色虛線分別代表海底和圖6中標定的BSR位置.數據顯示BSR振幅較強，與海底反射極性相反，其上方振幅相對于海底和BSR明顯較弱.

圖7　動校正后的共中心點道集Fig.7　Common midpoint gather after normal moveout correction

由于實際的地震資料為振幅值，所以需要利用海底、BSR和海底多次波將BSR處的振幅轉化為反射系數(Warner, 1990).假定海底是光滑水平的，首先根據從實際資料中提取的海底反射振幅As和海底全程多次波振幅Am，利用式(1)計算海底垂直入射的反射系數RSeafloor：

(1)

根據速度模型將共中心點的偏移距道集轉換成角度道集后，再使用檢波器方向性校正(Hyndman and Spence, 1992)和震源方向性校正(Sheriff and Geldart, 1995)對BSR處的振幅進行補償，再依據式(2)即可以計算BSR界面的反射系數(Ojha and Sain, 2007)：

(2)

計算后的BSR反射系數隨角度變化曲線見圖8中的藍色點線.從圖中可以看出，在0°垂直入射時，反射系數絕對值約為0.1；隨著角度增加反射系數絕對值逐漸增大，當入射角達到35°時，其絕對值接近0.15.根據AVO曲線的分類(Castagna and Swan, 1997)，I類AVO下伏地層波阻抗高于上覆地層，法線入射時的反射系數為正，隨著入射角增大，其值開始減小，可為負值；II類AVO下伏地層波阻抗與上覆地層基本接近，法線入射時的反射系數可正可負，絕對值較小，隨著入射角增大，其絕對值逐漸增大；III類AVO下伏地層的波阻抗低于上覆地層，法線入射時的反射系數為負，隨著入射角增大，其絕對值逐漸增大；IV類AVO下伏地層的波阻抗遠低于上覆地層，法線入射時的反射系數為負值，且絕對值較大，隨著入射角增大，其絕對值逐漸減小.圖8中NGHP01-10A井處BSR的反射系數曲線呈現明顯的III類AVO特征，即反射系數為負，絕對值隨入射角的增大而增大，這是因為水合物的充填使沉積物的波阻抗增加，而游離氣使沉積物的波阻抗減小，造成BSR上覆地層的波阻抗大于下伏地層(圖5).這與該盆地裂隙充填型水合物層呈現各向異性且BSR反射系數為IV類AVO特征明顯不同(Sriram et al., 2013)，對比分析后發(fā)現兩者位置不同，這說明各向異性裂隙充填型水合物層的BSR反射系數特征可能為III類AVO也可能為IV類AVO.

圖8　NGHP01-10A井BSR界面的反射系數 紅色曲線為正演模擬不同游離氣飽和度下的理論AVO曲線，藍色點線為實際地震資料計算的AVO曲線. (a) 游離氣為均勻分布；(b) 游離氣為塊狀分布.Fig.8　Reflection coefficient of the BSRs versus incidence angles at NGHP01-10A Red lines stand for the synthetic AVO curves with different gas saturations and blue dotted line is the reflection coefficient derived from CMP 766 which is the location of hole NGHP01-10A. (a) Free gas is homogeneous distribution; (b) Free gas is patchy distribution.

4.3游離氣疊前地震定量估算

經過圖6中的層位標定，準確識別出NGHP01-10A井處的BSR深度位于156 mbsf處，獲取了BSR處P波速度、密度、孔隙度和水合物飽和度.然后假設水合物飽和度固定不變，根據等效介質理論，計算出水合物層的S波速度和不同游離氣飽和度的含氣層彈性參數.最后根據水合物層和游離氣層的彈性參數，利用Aki和Richards (2002)方法精確計算BSR的理論反射系數隨角度的變化曲線，AVO正演模擬結果見圖8中紅色曲線.計算使用的水合物飽和度為12%，地層孔隙度為70%，游離氣均勻分布和塊狀分布時的飽和度變化范圍分別為0%～1%和0%～10%，其他彈性參數見表1.圖8中實際AVO曲線與正演模擬的理論AVO曲線之間的對比分析表明，在游離氣均勻分布情況下，游離氣飽和度為0.3%～0.4%；而游離氣塊狀分布情況下，飽和度為3%～4%，兩者的估算結果相差約10倍.

泊松比是淺層海底沉積物物性研究的一個重要彈性參數(Dvorkin and Nur, 1998; Dvorkin et al., 1999; Tinivella, 2002).為了驗證上述估算結果的正確與否，首先根據等效介質理論獲得的NGHP01-10A井游離氣層的密度、P波和S波速度信息(圖5b)擬合出泊松比在兩種游離氣分布狀態(tài)下隨游離氣飽和度的變化曲線，再利用測量了水合物層P波和S波速度的NGHP01-10D井數據(王吉亮等, 2013)計算出該井的泊松比平均值(圖9中綠線)與擬合曲線進行交匯分析，得出在均勻分布時游離氣飽和度為0.4%，塊狀分布時為3.6%，該結果與地震定量估算結果非常吻合.從圖中還可以看出，雖然游離氣塊狀分布時泊松比隨游離氣飽和度變化的曲線值要明顯大于其均勻分布的值，但這卻不足以區(qū)分游離氣的分布類型.而在墨西哥灣和北海未固結砂巖儲層的進一步研究發(fā)現沉積物巖石干燥骨架的泊松比值范圍通常在0～0.2之間(Dvorkin and Nur, 1998)，由于游離氣均勻分布和塊狀分布的體積模量計算公式不同(Dvorkin et al., 1999)，因此可以通過體積模量反演沉積物巖石干骨架的泊松比判斷游離氣的分布類型.具體流程如下(Dvorkin and Nur, 1998)：(1) 根據實測速度和密度數據計算飽和水的體積模量和剪切模量；(2) 假設游離氣均勻分布，根據計算的體積模量、剪切模量、游離氣飽和度、氣和水的性質，利用飽和水和干燥巖石骨架體積模量之間的關系，即可計算干燥巖石骨架的體積模量；(3) 再利用體積模量、剪切模量與泊松比的關系可以反演得到干燥巖石骨架的泊松比；(4) 如果反演出的泊松比值在0～0.2，說明假設成立，游離氣為均勻分布，否則游離氣為塊狀分布.該流程同樣適用于假設游離氣為塊狀分布的情況，需要注意的是該情況下體積模量的計算公式是不同的.使用該流程對BSR上下150～170 m深度的巖石干骨架泊松比進行反演，結果見圖10，當假設氣為塊狀分布時，反演泊松比值在0.4左右，全部大于0.2，而假設氣為均勻分布時，在BSR附近156～162 m和168～170 m之間的值位于0～0.2，說明假設成立.而150～156 m和162～168 m之間兩種假設都不成立，我們推測誤差可能是因為分別充填水合物和水引起的.因此，根據反演結果，可以判斷該處游離氣的分布類型為均勻分布，游離氣飽和度為0.3%～0.4%.以上分析不但說明疊前地震定量估算游離氣飽和度方法是可行的，而且表明利用泊松比不但能夠檢驗疊前地震數據定量估算游離氣飽和度的精度，還可以判別游離氣的分布類型.

圖5　水合物和游離氣不同飽和度下的速度和密度變化圖 (a) 水合物； (b) 游離氣，其中紅色實線和虛線分別代表游離氣呈均勻分布和塊狀分布. 計算孔隙度為70%，彈性參數見表1.圖5與王秀娟等(2006)利用45%孔隙度的計算結果一致.Fig.5 Curves of velocity and density with saturation changes from 0 to 1 (a) Gas hydrate; (b) Free gas, red solid and dashed lines are the homogeneous and patchy distribution for free gas, respectively. Porosity is at 70% and elastic parameters are from Table 1. The results of Fig.5 are similar to those of Wang et al. (2006).

圖9　泊松比隨游離氣飽和度變化圖 綠線指示的泊松比為NGHP01-10D井計算的平均泊松比.紅色箭頭指示的是利用黑線和綠線泊松比交匯推導出的游離氣飽和度值.Fig.9　Poisson′s ratio curves versus free gas saturations from 0 to 1 Poisson ratio of green line is the average value from Well NGHP01-10D. Free gas saturation, shown by the red arrows, are derived by the crossplot of Poisson′s ratio of black and green lines.

圖10　干燥巖石骨架的泊松比反演結果 紅線為干燥巖石骨架理論泊松比的最大值0.2，綠色陰影部分為游離氣均勻分布假設條件下反演出合理泊松比結果的深度范圍.Fig.10　Poisson′s ratio inversion of dry matrix Red solid line stands for the maximum Poisson′s ratio of the dry matrix. The green shadow parts are the reasonable results for the homogeneous distribution.

5結論

通過疊前地震數據的保幅處理、巖石物理模型和AVO分析，定量評價了印度K-G盆地天然氣水合物穩(wěn)定帶下方的游離氣飽和度.結論如下：

(1) 等效介質理論巖石物理模型計算出的水合物和游離氣沉積層的縱橫波速度和密度等彈性參數與盆地內NGHP01-10A和10D的測井數據非常接近，說明等效介質理論模型適合構建研究區(qū)的理論AVO曲線.

(2) 疊前地震振幅數據實際提取的BSR處AVO曲線呈現反射系數為負(-0.1～-0.15)，絕對值隨入射角增大而增大的第三類AVO特征.

(3) BSR處不同游離氣分布類型和飽和度下的理論和實際AVO曲線分析對比顯示NGHP01-10A游離氣飽和度在均勻分布和塊狀分布兩種情況下的疊前地震定量估算結果分別為0.3%～0.4%和3%～4%，該結果與NGHP01-10D實測計算的泊松比交匯分析結果吻合很好.

(4) 根據沉積物干燥巖石骨架的泊松比反演結果獲得該處的游離氣為均勻分布，飽和度為0.3%～0.4%.致謝感謝印度國家水合物計劃NGHP01航次的所有工作人員，文章里的測井數據是他們采集所獲得，感謝印度國家地球物理研究所提供的原始地震數據.非常感謝兩位匿名審稿專家，他們字斟句酌的評閱意見幫助作者很好地提高了論文質量.

References

Aki K, Richards P G. 2002. Quantitative Seismology. 2nd ed. Sausalito: University Science Books.

Castagna J P, Swan H W. 1997. Principles of AVO crossplotting. The Leading Edge, 16(4): 337-344.

Chen D F, Wang M C, Xia B. 2005. Formation condition and distribution prediction of gas hydrate in Qinghai-Tibet Plateau permafrost. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 48(1): 165-172.

Collett T S, Riedel M, Cochran J, et al. 2008. Geologic Controls on the Occurrence of Gas Hydrates in the Indian Continental Margin: Results of the Indian. National Gas Hydrate Program (NGHP) Expedition 01 Initial Reports, 1-135.

Dai J C, Snyder F, Gillespie D, et al. 2008. Exploration for gas hydrates in the deepwater, northern Gulf of Mexico: Part I. A seismic approach based on geologic model, inversion, and rock physics principles. Mar. Petrol. Geol., 25(9): 830-844.

Dewangan P, Sriram G, Ramprasad T. 2009. Rock physics modeling of shallow marine sediments in the eastern continental margin of India.∥ Proceedings of the Eighth (2009) ISOPE Ocean Mining Symposium, 34-36.

Dewangan P, Ramprasad T, Ramana M V, et al. 2010. Seabed morphology and gas venting features in the continental slope region of Krishna-Godavari basin, Bay of Bengal: Implications in gas-hydrate exploration. Mar. Petrol. Geol., 27(7): 1628-1641.

Dvorkin J, Nur A. 1998. Acoustic signatures of patchy saturation. International Journal of Solids and Structures, 35(34-35): 4803-4810.

Dvorkin J, Moos D, Packwood J L, et al. 1999. Identifying patchy saturation from well logs. Geophysics, 64(6): 1756-1759.

Ecker C, Dvorkin J, Nur A M. 2000. Estimating the amount of gas hydrate and free gas from marine seismic data. Geophysics, 65(2): 565-573.

Fohrmann M, Pecher I A. 2012. Analysing sand-dominated channel systems for potential gas-hydrate-reservoirs using an AVO seismic inversion technique on the Southern Hikurangi Margin, New Zealand. Mar. Petrol. Geol., 38(1): 19-34.

Ghosh R, Sain K, Ojha M. 2010. Effective medium modeling of gas hydrate-filled fractures using the sonic log in the Krishna-Godavari basin, offshore eastern India. J. Geophys. Res., 115: B06101. He J X, Zhu Y H, Chen S H, et al. 2009. Genetic types and mineralization characteristics of gas hydrate and resources potential of northern South China Sea. Natural Gas Geoscience (in Chinese), 20(2): 237-243.

Hyndman R D, Spence G D. 1992. A seismic study of methane hydrate marine bottom simulating reflectors. J. Geophys. Res., 97(B5): 6683-6698. Jaiswal P, Dewangan P, Ramprasad T, et al. 2012. Seismic characterization of hydrates in faulted, fine-grained sediments of Krishna-Godavari basin: unified imaging. J. Geophys. Res., 117: B04306.

Kvenvolden K A. 1993. Gas hydrates-geological perspective and global change. Rev. Geophys., 31(2): 173-187.

Liu X W, Li M F, Zhang Y W, et al. 2005. Studies of seismic characteristics about gas hydrate: a case study of line HD152 in the South China Sea. Geoscience (in Chinese), 19(1): 33-38.

Luan X W, Zhang L, Yue B J. 2010. Influence on gas hydrates formation produced by volcanic activity on northern South China Sea slope. Geoscience (in Chinese), 24(3): 424-432.

Müller C, B?nnemann C, Neben S. 2007. AVO study of a gas-hydrate deposit, offshore Costa Rica. Geophys. Prospect., 55(5): 719-735.

Ning F L, Liu L, Li S, et al. 2013. Well logging assessment of natural gas hydrate reservoirs and relevant influential factors. Acta Petrolei Sinica (in Chinese), 34(3): 591-606.

Ojha M, Sain K. 2007. Seismic velocities and quantification of gas-hydrates from AVA modeling in the western continental margin of India. Mar. Geophys. Res., 28(2): 101-107.

Ostrander W J. 1984. Plane-wave reflection coefficients for gas sands at nonnormal angles of incidence. Geophysics, 49(10): 1637-1648.

Powell C M, Roots S R, Veevers J J. 1988. Pre-breakup continental extension in east Gondwanaland and the early opening of the eastern Indian-Ocean. Tectonophysics, 155(1-4): 261-283.

Prabhakar K N, Zutshi P L. 1993. Evolution of southern part of Indian east coast basins. Journal of Geological Society of India, 41(3): 215-230.

Rao G N. 2001. Sedimentation, stratigraphy, and petroleum potential of Krishna-Godavari basin, east coast of India. AAPG Bulletin, 85(9): 1623-1643.

Ruan A G, Li J B, Chu F Y, et al. 2006. AVO numerical simulation of gas hydrates reflectors beneath seafloor. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 49(6): 1826-1835.

Sheriff R E, Geldart L P. 1995. Exploration Seismology. 2nd ed. Cambridge: Cambridge University Press.

Sriram G, Dewangan P, Ramprasad T, et al. 2013. Anisotropic amplitude variation of the bottom-simulating reflector beneath fracture-filled gas hydrate deposit. J. Geophys. Res.: Solid Earth, 118(5): 2258-2274. Subrahmanyam C, Chand S. 2006. Evolution of the passive continental margins of India—a geophysical appraisal. Gondwana Research, 10(1-2): 167-178.Tinivella U. 2002. The seismic response to overpressure versus gas hydrate and free gas concentration. J. Seism. Explor., 11: 283-305.

Wang J L, Wang X J, Qian J, et al. 2013. Anisotropic analysis and saturation estimation of gas hydrate filled in fractures: a case of site NGHP01-10D, offshore eastern India. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 56(4): 1312-1320, doi: 10.6038/cjg20130425.

Wang J L, Sain K, Wang X J, et al. 2014. Characteristics of bottom-simulating reflectors for hydrate-filled fractured sediments in Krishna-Godavari basin, eastern Indian margin. Journal of Petroleum Science and Engineering, 122: 515-523. Wang X J, Wu S G, Liu X W. 2006. Factors affecting the estimation of gas hydrate and free gas saturation. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 49(2): 504-511.

Wang X J, Hutchinson D R, Wu S G, et al. 2011. Elevated gas hydrate saturation within silt and silty clay sediments in the Shenhu area, South China Sea. J. Geophys. Res., 116: B05102. Warner M. 1990. Absolute reflection coefficients from deep seismic reflections. Tectonophysics, 173(1-4): 15-23.

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.

Wu N Y, Yang S X, Wang H B, et al. 2009. Gas-bearing fluid influx sub-system for gas hydrate geological system in Shenhu area, northern South China Sea. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 52(6): 1641-1650, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.06.027. Yan P, Chen D F. 2009. New geophysical evidence for gas hydrates in Baiyun Sag in the northern margin of the South China Sea. Journal of Tropical Oceanography (in Chinese), 28(3): 85.

Yu X H, Wang J Z, Liang J Q, et al. 2014. Depositional accumulation characteristics of gas hydrate in the northern continental slope of South China Sea. Acta Petrolei Sinica (in Chinese), 35(2): 253-264.

Zhang G X, Zhang M, Yang S X, et al. 2011. Application of seismic detecting technique to marine gas hydrate survey. Marine Geology & Quaternary Geology (in Chinese), 31(4): 51-58.

Zhang H Q, Yang S X, Wu N Y, et al. 2007. Successful and surprising results for China′s first gas hydrate drilling expedition. Fire in the Ice: Methane Hydrate Newsletter, National Energy Technology Laboratory, US Department of Energy, 6-9.

附中文參考文獻

陳多福, 王茂春, 夏斌. 2005. 青藏高原凍土帶天然氣水合物的形成條件與分布預測. 地球物理學報, 48(1): 165-172.

何家雄, 祝有海, 陳勝紅等. 2009. 天然氣水合物成因類型及成礦特征與南海北部資源前景. 天然氣地球科學, 20(2): 237-243.

劉學偉, 李敏鋒, 張聿文等. 2005. 天然氣水合物地震響應研究——中國南海HD152測線應用實例. 現代地質, 19(1): 33-38. 欒錫武, 張亮, 岳保靜. 2010. 南海北部陸坡海底火山活動對天然氣水合物成藏的影響. 現代地質, 24(3): 424-432.

寧伏龍, 劉力, 李實等. 2013. 天然氣水合物儲層測井評價及其影響因素. 石油學報, 34(3): 591-606.

阮愛國, 李家彪, 初鳳友等. 2006. 海底天然氣水合物層界面反射AVO數值模擬. 地球物理學報, 49(6): 1826-1835.

王吉亮, 王秀娟, 錢進等. 2013. 裂隙充填型天然氣水合物的各向異性分析及飽和度估算——以印度東海岸NGHP01-10D井為例. 地球物理學報, 56(4): 1312-1320, doi: 10.6038/cjg20130425.

王秀娟, 吳時國, 劉學偉. 2006. 天然氣水合物和游離氣飽和度估算的影響因素. 地球物理學報, 49(2): 504-511.

吳能友, 張海啟, 楊勝雄等. 2007. 南海神狐海域天然氣水合物成藏系統(tǒng)初探. 天然氣工業(yè), 27(9): 1-6.

吳能友, 楊勝雄, 王宏斌等. 2009. 南海北部陸坡神狐海域天然氣水合物成藏的流體運移體系. 地球物理學報, 52(6): 1641-1650, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.06.027.

閻貧, 陳多福. 2009. 南海北部白云凹陷滲漏型天然氣水合物地球物理證據. 熱帶海洋學報, 28(3): 85.

于興河, 王建忠, 梁金強等. 2014. 南海北部陸坡天然氣水合物沉積成藏特征. 石油學報, 35(2): 253-264.

張光學, 張明, 楊勝雄等. 2011. 海洋天然氣水合物地震檢測技術及其應用. 海洋地質與第四紀地質, 31(4): 51-58.

(本文編輯何燕)

基金項目中國科學院戰(zhàn)略性先導科技專項(XDA11030102)、國土資源部天然氣水合物科技項目(GZH201100305)、國家自然科學基金項目(41276053, 41504105)和國際科技合作計劃(2010DFA21740)資助.

作者簡介錢進，男，1982年生，博士，副研究員，主要從事海洋定量地震解釋以及正演數值模擬方面的研究工作. E-mail: qianjin@qdio.ac.cn

doi:10.6038/cjg20160720 中圖分類號P738

收稿日期2015-07-21，2016-05-24收修定稿

Quantitative assessment of free gas beneath gas hydrate stability zone from prestack seismic data and rock physics: a case of hole NGHP01-10A, Krishna-Godavari basin, India

QIAN Jin1,2, WANG Xiu-Juan1,2, DONG Dong-Dong1, WU Shi-Guo1,3, Sain Kalachand4, YE Yue-Ming5

1KeyLaboratoryofMarineGeology&Environment,InstituteofOceanology,ChineseAcademyofSciences,Qingdao266071,China2EvaluationandDetectionTechnologyLaboratoryofMarineMineralResources,QingdaoNationalLaboratoryforMarineScienceandTechnology,Qingdao266061,China3InstituteofDeep-seaScienceandEngineering,ChineseAcademyofSciences,Sanya572000,China4NationalGeophysicalResearchInstitute,Hyderabad500007,India5HangzhouResearchInstituteofGeology,PetroChina,Hangzhou310023,China

AbstractDistribution, saturation and hydrate indicator of free gas beneath gas hydrate stability zone have been the difficulty in the research of gas hydrate. Amplitude versus offset (AVO) and rock physics can be used to quantitatively interpret free gas saturation. In this paper, seismic data, acquired at K-G basin, India, have been processed to preserve true amplitude information. Based on the logging data and horizon calibration, free gas saturation of NGHP01-10A is assessed with effective medium theory and AVO modeling. It is found that free gas saturation is related to its distribution patterns. Assessments of free gas saturation in homogeneous and patchy distribution are 0.3%～0.4% and 3%～4%, respectively. The results show good agreement with the crossplot of Poisson′s ratio which are calculated by the measurement at NGHP01-10D. Free gas is further deduced to be homogeneous distribution on the base of dry matrix Poisson′s ratio with the saturation of 0.3%～0.4%.

KeywordsGas hydrate; Rock physics; AVO; Quantitative assessment; Free gas saturation

錢進，王秀娟，董冬冬等. 2016. 基于疊前地震數據和巖石物理的游離氣定量估算方法
——以印度Krishna-Godavari盆地NGHP01-10A井為例. 地球物理學報，59(7):2553-2563,doi:10.6038/cjg20160720.

Qian J, Wang X J, Dong D D, et al. 2016. Quantitative assessment of free gas beneath gas hydrate stability zone from prestack seismic data and rock physics: a case of hole NGHP01-10A, Krishna-Godavari basin, India. Chinese J. Geophys. (in Chinese),59(7):2553-2563,doi:10.6038/cjg20160720.