CN101071177B - 定位气体水化物的方法和设备 - Google Patents

Abstract

一种利用电磁或地震勘测检测和/或表征气体水化物沉积的勘探范例，它说明气体水化物可聚集在垂直或接近垂直的岩脉中的可能性。诸如存在有气体水化物稳定带、在气体水化物稳定带下面存在有(或存在过)丰富气体源的指示、以及高流量气体能被输送到气体水化物稳定带中的指示等地质因素可考虑作为勘探策略的一部分。可使用地震技术，例如变偏垂直地震剖面技术，或适合于检测存在有垂直或接近垂直岩脉的电磁勘测，来收集数据。在一个实例中，数据处理和获取技术可适合于检测水化物岩脉，并且不假定水平各向同性的地球模型。

Description

定位气体水化物的方法和设备

技术领域

本发明涉及用于定位气体水化物沉积的系统和方法。

背景技术

气体水化物是一类笼形(晶格状)化合物，其中各个小分子，在室温和大气压下通常为气相，占据水分子固态晶体矩阵内的一些位置。在天然气水化物储集层中，宾分子或是纯甲烷，或是包含天然气的化合物的混合物。为了形成气体水化物沉积，需要有气体源。天然气的渗出物，一般包括甲烷，在世界各地很常见。天然气水化物沉积在陆地和海洋环境中都可发现。陆地水化物聚集在北极区域的永冻层之中和下面。海洋气体水化物可被发现陷入在至少大约500米(m)水深的海底下(subseafloor)沉淀物中。

气体水化物在气压升高而温度降低时形成。海下沉淀物中的气体水化物稳定带可以在相对于水热梯度(对于海下气体水化物)、地热梯度以及笼形相界的温度对深度(气压)的分布图上来描绘，如图1所示。参阅图1，图中示出的相位图表示，在海下环境中甲烷-水化物稳定性的气压-温度关系。在纵轴上，气压以表面下的深度(以米为单位)来代表(该转换假定正常海洋和孔隙压力梯度为10MPa/km)。在横轴上是温度，以摄氏度为单位。海底示为虚线100。地热梯度示为线104，而水热梯度示为线106。当在给定气压下的温度低于该气压下的水化物转变温度时，水化物就可存在。线102示出作为温度和气压函数的水化物-气相边界。对于这条线下面的温度和气压条件，甲烷会以水化物形式存在。对于这条线上面的温度和气压条件，甲烷会以气相存在。水化物相界的位置主要是气体成分的函数，但也可由孔隙流体成分(例如存在盐类)、孔隙大小、以及可能沉淀物矿物学所控制。例如，在水中加氯化钠可使线102向左偏移，而加二氧化碳、硫化氢和其它碳氢化合物可使线102向右偏移。

在固态地球的地热梯度104与相位线102相交的等温线之上，通常在海底下面数百米，水化物是稳定的。这是气体水化物稳定带108的基底。气体水化物稳定带108的上边界可以由水热梯度106和水化物相界102的交叉点来确定。水热和地热梯度与所在地有关，且可随地理位置和地壳构造而显著不同。由于天然气水化物不如水致密，因此它们在气体水化物稳定带的水域中未被发现。这是因为在水中形成的任何水化物都漂移到海面并分解了。但是，它们被有效地陷入海底下沉淀物中。

在北极区域中地表下的深度地段，与永冻层稳定性范围相重叠以及在其之下，水化物也是稳定的。图2示出了气体-水化物相位图，它定义陆地北极环境中的气体水化物稳定带(GHSZ)。当温度低于当地气压下气体水化物转变温度(即气体和水化物形式之间的相界交叉的温度)时，气体水化物就存在。气体-水化物相界示为线110，虚线112示出地热梯度，而线114示出淡水-冰相界。在纵轴上，气压已转换成地平面下的深度，假定正常孔隙压力梯度为100bar/km(10MPa/km)。陆地气体水化物勘探计划已在数个区域获成功，如西伯利亚、加拿大北极地区、以及阿拉斯加北坡。

已有文献记载了在大陆边缘上和内陆海域中发生一百多次气体水化物，显示出气体水化物广泛分布在深水海洋环境中。在大多数情况下，水化物沉积的位置和面积范围是从存在有气体水化物的特殊地震标志，称为似海底反射层(BSR)，来估计的。在许多海洋地震图像中都可见到BSR，其与海底平行地、并在海底下面数百米伸展，并且与气体水化物稳定带的基底大致符合。对世界各地发现的似海底反射层的勘测显示，存储在海下气体水化物中的有机碳的数量非常大。一个广泛引用的估计预测，在气体水化物中的有机碳可能是所有可回收和不可回收的常规矿物燃料源，包括天然气、煤和石油中有机碳的两倍。此外，海洋气体水化物被认为主要在大陆坡上被发现，它们通常是在沿海国家的专属经济区内并靠近美国、日本、印度和其它地方的消费者。

但是，存储在海洋沉积物中的气体水化物的实际数量是极不确定的。虽然已有数次重大的钻探活动(例如在南卡罗来纳和俄勒冈的近海区域)，且在有限的深度区间已发现了少数几个值得注意的浓度，但在已钻探的大多数位置上在整个气体水化物稳定带中气体水化物一般都是稀薄的。

对气体水化物的地震响应的另一特征是在气体水化物稳定带内的振幅消隐。“消隐“是指在地震图像中具有低振幅反射的深度区间，例如，如图3所示。参阅图3，在海底100和似海底反射层118之间可以看见具有低振幅反射的区域116。在地震图像中区域116的出现称为振幅消隐。已提出了各种解释来解释消隐。获得广泛支持的一种解释认为：水化物，它增加了松散沉淀物的声速度，最可能形成在高孔隙度(即低速度)地层中，因而降低了与邻近地层的声对比度。消隐还被解释为在被认为隐匿水化物沉积的海洋环境中沉积地层学的破坏。另一解释提出：来自菲涅耳地带内垂直移位反射层的破坏性干涉降低了地震反射的振幅。第四种解释将消隐归因于存在有通过可连接到更深断层的管道而向上迁移的液体和气体。虽然这些解释中的任何一种都看似合理，但要建立它们中任一个与勘探策略之间的联系却都证明很困难。

许多理论研究已说明了海底电磁勘测的原理。但这类工作的重点大部分是放在传导率仅随深度改变的一维地球模型上。电磁场研究已在温哥华近海和俄勒冈近海进行，此处的地震和钻探计划以前已表明有气体水化物的存在。但对所有水化物勘测的数据处理都假定是水平分层的地球，其中在每一水平层中电导率都是各向同性的。

发明内容

日益明显的是：常规的地震和电磁水化物勘探计划，其假定存在有水平的、横向的广泛水化物聚集，可能遗漏了在大陆坡上气体水化物的显著聚集。按照本发明的实施例，提出了一些方法和系统，它们包含了可至少部分基于特定水化物沉积聚集机制的勘探范例。似海底反射层未能作为大量水化物的可靠指示器，以及有时观测到的与气体水化物稳定带相符合的地震振幅消隐，都符合水化物可在垂直或接近垂直的岩脉中聚集的模型。其它机制不太可能产生大量的水化物聚集，这是由于有限的原地有机碳、一旦水化物形成就对游离气体或溶解气体的渗透率降低、以及水化物不能通过向高孔隙度贮藏岩迁移而集中的原因，如下所述。该勘探范例的实施例可将勘探策略扩展到专门依靠传统指示器之外，并可结合地质和地质力学的论证。

按照一个实施例，要考虑以下因素，并且这些因素可增加发现经济上值得注意的数量的气体水化物的可能性：

1)适合的温度和气压条件。具体地说，气体水化物仅可在气体水化物稳定带内形成，如上所述。

2)丰富的气体源。如下所述，只靠原地有机物质的微生物破坏来供给的储集层会生成足够的甲烷以产生充实的水化物沉积是不大可能的。所以，更适合的是在存在有其它气体源的区域中寻找水化物。

3)穿过气体水化物稳定带的断层或断裂，或是原始的地壳构造或是由来自下面气体聚集的孔隙压力而引起，都可与值得注意的水化物沉积相关联。连续不断或阶段性的气体流可产生一系列平行的水化物岩脉，如下所述。在构建用于检测和/或表征水化物沉积的系统或方法时可以考虑此几何条件。

4)沉淀物类型也会影响发现水化物的可能性。具体地说，粗粒度孔隙沉淀物可能是水化物最合适的储集层，因为它们适合于常规的石油和气体沉积。

本发明的实施例考虑了这些因素，并构建用于发现和量化水化物沉积的系统和方法，这些系统和方法比主要基于似海底反射层的传统勘探计划更精确和/或更可靠。

按照一个实施例，提供了一种检测气体水化物的方法，所述方法包含：使用垂直地震剖面技术收集有关一个区域的地震数据、并至少部分基于该地震数据表征至少一个水化物岩脉岩层。在一个实例中，表征至少一个水化物岩脉岩层可包括，估计水化物岩脉的倾角和走向中的至少一项。在另一实例中，收集地震数据可包括：将至少一个地震接收器设置在该区域内的一个井中、在距井第一距离的第一位置处激活海底地震源以产生入射到至少一个水化物岩层的波、用至少一个接收器记录从至少一个水化物岩脉岩层所反射的波能量、将海底地震源移动到距井第二距离的第二位置、并重复激活地震源和记录所反射的波能量。在另一实例中，收集地震数据可包括：将至少一个地震接收器设置在该区域内的一个井中、在距井第一距离的第一位置处激活海底地震源以产生入射到至少一个水化物岩脉岩层的波、用至少一个接收器记录从至少一个水化物岩脉岩层所反射的波能量、在井中垂直移动至少一个接收器，其移动量要足以实现预定的空间采样分辨率、并重复激活地震源和记录所反射的波能量。可在重复激活地震源和记录所反射的波能量的步骤之前或之后移动接收器。此外，该方法还可收集有关区域的地质信息，并至少部分基于该地质信息确定该区域中有值得注意的水化物存在的可能性。收集地质信息例如可包括以下任一项或所有项：标识气体水化物稳定带的位置、确定在气体水化物稳定带下面存在有相当大的气体源、以及确定存在至少一个断层或断裂从气体水化物稳定带下面延伸到气体水化物稳定带中。

按照另一实施例，一种检测气体水化物的方法可包含：使用电磁勘测技术收集有关一个区域的数据、并至少部分基于该数据表征至少一个水化物岩脉岩层。在一个实例中，收集数据可包括使用适合于检测宏观海底下电各向异性的发射器和接收器系统执行该区域的电磁勘测。在另一实例中，在该地点执行电磁勘测可包括使用包括有天线的交叉偶极-偶极阵列的发射器和接收器系统执行该区域的电磁勘测。在另一实例中，收集数据可包括例如估计该区域中最大水平应力的方向、在该地点上将发射器-接收器系统向平行于最大水平应力方向的第一方向拖曳以收集第一数据、在该地点上将发射器-接收器系统向垂直于第一方向的第二方向拖曳以收集第二数据、并比较第一和第二数据以检测在表面下的宏观电各向异性的证据。此外，该方法还可包含：收集有关该区域的地质信息，并至少部分基于该地质信息确定在该区域中有值得注意的水化物存在的可能性。收集地质信息例如可包括以下任一项或所有项：标识气体水化物稳定带的位置、确定在气体水化物稳定带下面存在相当大的气体源、以及确定存在至少一个断层或断裂从气体水化物稳定带下面延伸到气体水化物稳定带中。

用于检测海洋气体水化物的勘探方法的一个实施例可包括：基于可能存在水化物岩脉的地质指示选择勘探地点、使用地震勘测技术和电磁勘测技术中的至少一个勘测该勘探地点以收集有关该勘测地点的数据、并基于说明可能存在水化物岩脉的地球模型来处理数据。选择勘探地点例如可包括：基于存在气体水化物稳定带的地质指示、位于气体水化物稳定带下的气体源、以及至少一个能将高流量气体输送到气体水化物稳定带中的通道，来选择勘探地点。在一个实例中，勘测勘探地点可包括使用变偏(walk-away)垂直地震剖面技术来勘测勘探地点。在另一实例中，勘测勘探地点可包括使用适合于检测宏观海底下电各向异性的发射器和接收器系统执行勘探地点的电磁勘测。这种发射器和接收器可例如包括天线的交叉偶极-偶极阵列。备选的是，发射器和接收器系统可包括水平电偶极天线阵列，包括至少两个发射器天线和至少两个接收器天线；且其中天线布置成提供至少四对发射器-接收器，包括横向电对和横向磁对。在另一实例中，勘测勘探地点可包括激活最接近海底的地震源，该地震源适合于产生斯通利波和剪切波；且其中处理数据的步骤包括分析沿海底折射的斯通利波和剪切波，以检测方位角各向异性的证据。

按照另一实施例，一种检测海洋气体水化物沉积的方法可包含：基于可能存在相当大量的气体水化物而不是存在似海底反射层的地质指示来选择要勘测的地点，并对该地点执行电磁勘测和地震勘测中的至少一项以获得海底下水平传导各向异性的证据。在一个实例中，该方法可包括确定该地点的应力张量，且执行电磁勘测可包括：基于应力张量，估计该地点表面下的最大水平应力的方向、在该地点上将发射器-接收器系统向平行于最大水平应力方向的第一方向拖曳以收集第一数据、在该地点上将发射器-接收器系统向垂直于第一方向的第二方向拖曳以收集第二数据、并比较第一和第二数据以检测表面下的宏观电各向异性的证据。在另一实例中，执行地震勘测可包含使用变偏垂直地震剖面技术勘测地点。此外，选择地点可包括基于存在海底下气体水化物稳定带、以及存在断层和断裂中的至少一个从气体水化物稳定带下面延伸到气体水化物稳定带中来选择地点。

另一实施例针对一种适合于在海洋环境中检测气体水化物岩脉的系统。该系统可包含配置成从勘探地点收集数据的勘测设备，以及配置成按照说明存在有气体水化物岩脉的地球模型来分析来自勘探地点的数据的处理器。在一个实例中，勘测设备可包含配置成检测海底下水平传导各向异性证据的电磁勘测系统，例如发射器和接收器天线的交叉偶极阵列。在另一实例中，勘测设备可包含地震勘测系统，地震勘测系统包括最接近于海底的地震源以及至少一个地震接收器，且其中该数据是地震反射数据。例如，至少一个地震接收器可位于在勘探地点内所设置的钻孔中，且地震勘测系统可配置成执行变偏垂直地震剖面勘测。在另一实例中，地球模型可说明存在有一系列平行气体水化物岩脉，且其中该地震勘测系统配置成工作在为实现足够分辨率所选择的频率下，以检测在该系列平行水化物岩脉中各个水化物岩脉的宽度和在该系列平行水化物岩脉中各个水化物岩脉之间的间距中的至少一项。

附图说明

以下参阅附图对本发明的各种实施例和方面作详细说明。应理解附图不是按比例画出的。在附图中，示于各个图中的相同或几乎相同的组件用相同的数字来代表。为清晰起见，在每个图中没有标注每个组件。附图包括：

图1为相位图，示出在海下环境中甲烷-水化物稳定性的气压-温度关系；

图2为气体-水化物相位图，定义在陆地北极环境中的气体水化物稳定带；

图3为地震图像，示出振幅消隐的发生和似海底反射层；

图4为按照本发明各方面的一种类型的海洋气体水化物沉积的结构实例图；

图5为按照本发明一个实施例用声波检测气体水化物岩脉的反射几何学实例图；

图6示出按照本发明各方面平行水化物岩脉引起的波导效应图；

图7示出按照本发明各方面对声波起波导作用的人字形水化物岩脉的实例图；

图8示出按照本发明一个实施例用于成像水化物岩脉的获取几何学图；

图9A为来自可用于本发明实施例中的一个源实例的频谱；

图9B为来自与图9A中同一源的另一频谱；

图10是包括一个发射器和一个或多个共线接收器的常规海洋电磁勘测的方法图；

图11A示出按照本发明的实施例在发射器天线和接收器天线之间方位角关系的实例图；

图11B示出按照本发明的实施例在发射器天线和接收器天线之间径向关系的实例图；

图11C示出按照本发明的实施例在发射器天线和接收器天线之间平行关系的实例图；

图11D示出按照本发明的实施例在发射器天线和接收器天线之间垂直关系的实例图；以及

图12为按照本发明另一实施例的电磁勘测系统的一个实例图。

具体实施方式

研究显示出陷入在近海表面下气体水化物中的碳氢化合物气体总量可能非常巨大。如果确实如此，那么这对于寻求矿物燃料资源和对于全球气候变化都有重大意义。此外，已显示出气体水化物是对海底不稳定性起作用的一个动因，所以它们的定位和量化都很重要。预期在大陆坡上气体水化物很丰富，并且对于非常大的近海气体水化物沉积已有广泛的地震证据。所以，在有希望区域的钻探活动仅发现非常少的气体水化物确实令人惊奇。海洋气体水化物勘探计划直至今日令人失望的结果显示出：或是大陆坡上的气体水化物远比所预期的要少，或是常规的勘探范例不够有效。

按照常规，海洋气体水化物的勘探前景由地震勘测所定义，似海底反射层(BSR)被认为在理论上是有水化物存在的最可靠指示。但实际上，BSR常常似乎是水化物出现的不良预测元素。例如，在南卡罗来纳近海布莱克海岭上的一个钻探地点，在钻探到强BSR的井中只发现极少的水化物，而在没有BSR的一个地方钻探的井中却发现有水化物。而且，虽然BSR通常被认为是在气体水化物稳定带的基底处、由陷入在因水化物聚集而相对不能渗透呈现的沉淀物下的游离气体聚集而引起的，但在BSR常不能发现游离气体，至少不是电缆测井工具可检测的量。在解读BSR的意义时，有两个原则应牢记在心。首先，可能只需要非常少的气体就可产生强地震反射层，其次，看起来是连续的反射层并不意味着是连续的气体饱和介质。高分辨率处理已揭示，在低分辨率看来是连续的强BSR实际上可由不连续的小气窝产生。这些因素可能对BSR作为有气体水化物存在的指示器的明显不精确起了作用。

当前的勘探计划可能遗漏了在大陆坡上气体水化物的值得注意的聚集。按照本发明的各方面和实施例，提供了一种基于水化物沉积聚集模型的水化物勘探范例，它包括用于检测水化物沉积的电磁和/或地震技术。按照该模型的实施例，至少在一些储集层中，气体水化物可聚集在垂直或接近垂直的岩脉阵列中。应理解，在本文中使用的术语“岩脉”定义为侵入先前存在岩石的侵入体，通常为垂直或几乎垂直切割先前存在岩层的板状形状。该模型显示出，似海底反射层可能是有大量水化物的错误肯定指示器，而没有似海底反射层则可能是错误否定指示器。此外，该模型与在气体水化物稳定带中所观测到的振幅消隐相符合，如下所述。这种垂直或接近垂直的水化物岩脉用通常使用的常规地震获取和处理方法不能可靠地检测。所以，本发明的各方面和实施例提供的勘探技术考虑了水化物岩层的这种模型，并能够检测使用目前所用的勘探地球物理学的常规技术很难或不可能定位的气体水化物岩脉。

按照一个实施例，提出了许多适合于发现平行水化物岩脉阵列的地震技术。按照其它实施例，电磁(EM)技术也可用于发现和表征气体水化物沉积。气体水化物类似于冰，所以是绝缘体。它与通常被盐水饱和且具有典型为1S/m左右传导率的海洋沉淀物形成强对比。其强传导率对比以及近海底的发生使气体水化物成为海洋EM勘测的几乎理想目标。所以，本发明的一些实施例针对适合于检测气体水化物岩脉的EM勘测方法和系统，如下所述。特别是，这种EM方法可包括基于以下这种地球模型的数据处理：即这种地球模型说明可能存在水化物岩脉，且不假定是水平各向同性的地球，如下详述。

应理解，本发明在其应用方面不限于以下说明书中所阐述的或附图中所示的组件的构建和布置细节。本发明能够有其它实施例，且能以各种方式实践或完成，而且本发明不限于所提出的实例，除非在权利要求中特别引述。此外，应理解，本文使用的措辞和术语是为了说明的目的，而不应被认为是限制性的。词语“包括”、“包含”、“具有”、“含有”或“涉及”、以及本文中它们变体的使用，意思是包含其后所列的项目和其等效物，以及附加项目。

从经济观点来看，可能最重要的是，对具有和不具有生产潜力的气体水化物沉积加以区别。从水化物中释放气体要求增加温度、降低气压、或使用抑制剂，当水化物为低浓度时，不论总资源有多大，以上各项都不切实际。为了开发较少模糊不清的勘探方法，重要的是要理解气体水化物沉积形成的机制。给出适合的温度和气压条件，气体可用性是控制水化物沉积的量和分布的主要因素，且沉积的性质可能取决于气体是如何输送到水化物生产的地点的。气体可以三种方式之一提供到气体水化物稳定带，即：在气体水化物稳定带中就地生产气体、气体通过沉淀物中的孔隙空间迁移到气体水化物稳定带中、以及气体通过断层或断裂迁移到气体水化物稳定带中。

就地生产甲烷是由有机物质的微生物破坏而引起的。气体水化物稳定带中的生物气体在产生后会立即形成水化物。不像石油和气体，气体水化物一旦在其稳定带中形成，就不会迁移到能达到值得注意的浓度的储集层。所以，在没有外部气体源时，可以预期气体水化物的浓度与原来当地有机源材料的存在相关，且在这种沉积中水化物的最终浓度可能受总有机碳浓度限制。在小于3000米的水深中对海洋沉淀物的一些勘探已表明，最大总有机碳浓度，常规以总沉淀物的重量百分比表示，大约可为2％，且平均的总有机碳浓度大约可为0.55％。只有一小部分这种总有机碳被转换成甲烷，因此在原地生物生产甲烷是唯一气体源的沉积中，水化物浓度可以预期是非常低的，例如，不大于总沉淀物体积的百分之几。虽然这种生物沉积可能在空间上分布广泛，但由于水化物的低浓度，它们不可能在经济上令人感兴趣。

在一些地域，气体源可能处于气体水化物稳定带基底之下。气体可能溶解于孔隙水中，或游离在气泡中，且可源自一种或多种源。例如，气体可源自微生物活动(生物产生)，或源自深石油的高温裂解(热产生)。气体也可因沉淀而产生，在它穿过其基底从气体水化物稳定带中出来时，导致先前存在的气体水化物分解。这种气体可以向上移动，穿过沉淀的孔隙进入气体水化物稳定带，在此它形成水化物。但是，不像石油和气体在通过储集层向上迁移时仍保持可移动性，气体水化物是不动的，并且一旦形成就不会自由迁移。还有，因从下向上移动的溶解气体而产生的水化物聚集可由于孔隙堵塞以及随后的水力渗透性的降低而有自身限制。此外，不一定会阻塞水流的沉淀物却可由于毛细管压力效应而阻塞游离气体的向上迁移。因此，如果通过孔隙空间的输送是气体可迁移穿过气体水化物稳定带的唯一方式，则可勘探的(例如大量高浓度)气体水化物沉积就不大可能被创建出来。

如上所述，按照本发明的一些实施例，提出在至少一些储集层中，气体水化物可主要形成为垂直或接近垂直的岩脉，其走向平行于最大水平应力的方向。多个岩脉可以平行，或发展成人字形，但不一定是等间距，这取决于例如水化物沉积形成于其中的沉淀物的性质。按照一个实施例，气体水化物沉积可能与从气体水化物稳定带基底下面的地域延伸到气体水化物稳定带中的断层或断裂相关联，其中可能有游离气体的相当大的聚集。随着气体水化物稳定带中这种断层或断裂内的气体变成水化物，它就会缓慢地填充通道，形成水化物岩脉，如下所述。

地球中的断层是平面或滑移地带。在地震记录上断层很容易标识为地层在其上是不连续的线条。延伸到并穿过气体水化物稳定带的连续断层可能是将气体分布到整个气体水化物稳定带的有效通路。但是，对此观念的接受却因以下认识被推迟了：气相甲烷不能与气体水化物稳定带内的过剩水成热动态平衡而存在。不论如何，海洋水化物聚集的优势看起来与断层系统相关联，溶解的或气态甲烷可以通过该断层系统快速向上移动。例如，水化物与黑海中、北美太平洋沿岸、墨西哥湾中、以及其它地方的天然气排气口和渗漏层相关联。甚至位于被动陆缘上的布莱克海岭沉积也与从似海底反射层下面延伸到海底的断层相关联。这些断层可构成甲烷输送的有效管道，而甲烷可为气相态，因而与周围沉淀物不处于热动态平衡。

张力断裂是地球中流体通路的开口，不一定与显著的滑移相关联(如有断层的情况)。当孔隙压力超过沉淀物中的最小形成应力时，断裂即可发生。断裂平面一般与最小应力方向正交。当穿过软的松散沉淀物的游离气体流量不太高时，张力断裂可能是瞬时的，且在空间上是紧密的。曾有人提出，气体是作为隔离的盘状物向上移动穿过松散泥泞的沉淀物，盘状物的直径比其厚度大得多。在没有构造应力时，盘状物的平面是垂直的或接近垂直的。在到达陷入的气窝后，这些盘状物可将其气体释放给气窝并且消失。而已知气体要迁移许多公里向上到常规碳氢化合物储集层，可以预期气体的这种薄迁移盘状物在进入气体水化物稳定带后很快就可形成固态水化物。确实，在将甲烷、海水和沉淀物的混合物有力地混合在一起的海底实验中，水化物在几分钟内即形成。所以，从气体的隔离移动盘状物形成的水化物沉积很可能集中在气体水化物稳定带基底附近。

相反，当游离气体的流量很大时，气体管道(例如断裂)可保持开放，并允许气体移动相当大的距离，穿过气体水化物稳定带。水化物可在断裂或断层表面迅速形成，使通道变硬，并允许气体流过通道而不接触液体水。这种行为在将甲烷注入到淤泥柱底部的实验中被观测到，在Brewer等人的文章(“Deep ocean field test of methane hydrateformation from a remotely operated vehicle”，Geology 25，407-410(1997))中作了说明。在这些实验中，沉淀物完全被气体流替代的通道逐渐被固态水化物填充。此外，气体迁移的烟囱状物在布莱克海岭的气体水化物稳定带中已被观测到。这些水化物硬化的通道可将游离气体与液态水隔离开，且可行进相当大的距离，穿过气体水化物稳定带，假定通道(例如断层或断裂)连续。

在地球中，断层可能是平面的，其走向平行于最大水平应力的方向。按照库伦理论，断层或断裂的倾角是45度加上

/2，其中是在没有水化物时海洋沉淀物的摩擦角，可通常等于大约20度。倾角大约为50-60度的不连续性通常在浅海洋沉淀物中被观测到，与上述形成理论相符合。当游离气体气压超过上面沉淀物的强度时，游离气体的聚集可在其上的沉淀物中引起断层。水化物填充的断层的倾角和走向可分别由沉淀物岩体中的最大水平应力摩擦角和方向来控制。通过对称，这些水化物岩脉能以人字形(V形结构)存在。相反，水化物填充的张力断裂可具有由最小应力和最大水平应力方向控制的独特倾角和走向。这些断裂不会形成人字形。一旦管道填充有水化物，它就可成为沉淀物中最强的特征，不大可能再次断裂或断层。游离气体可代之以发现具有和以前自身引起的断裂或断层相同的(或几乎相同的)倾角和走向的另一路径。因此，一系列平行水化物填充的岩脉可形成在海洋环境中丰富气体源上方的气体水化物稳定带中。

参阅图4，图中示出在海面126下面气体水化物稳定带108中形成的一系列平行水化物岩脉120的实例。如上所解释的，游离气体源可存在于气体水化物稳定带108的基底124下面的区域122中。水化物岩脉系统一般会横切通过地层边界。但是，当断层或断裂与渗透阻挡层下的粗沙层相交时，例外情况可发生。在这种情况下，气体会水平扩散，以产生与当地地层相符合的水化物层位。此外，当断层倾角绕最大水平应力轴对称时，水化物人字形可向上开放。还应指出，非常高流量的质量和能量可阻碍平行水化物岩脉系统的形成。而是，气体通路保持开放，穿过气体水化物稳定带，允许气体突破海底，并排放到海洋中。因此，最丰富有用的气体水化物沉积会出现在这样的区域中，即：气体流量既不太高又不太低，但又足够高以将气体充分带到气体水化物稳定带中，形成岩脉，如上所述。

常规海洋地震勘测使用拖曳到海面附近的水听器的源和浮缆。这种几何条件对于检测水平或接近水平的声异常是最佳的，而且一般被认为是适合于发现水化物的，因为许多水化物聚集模型是一维的(即，诸如水化物饱和度等储集层特性是深度的函数，没有横向变化)。但是，常规海洋地震勘测用在存在有陡峭倾斜的水化物岩脉时具有重大限制。首先，很少或没有能量可从岩脉反射回常规接收器，如下详述。其次，大的横向速度改变是常规地震处理算法不能确认的。第三，根据与地震波前相比较的岩脉横向伸展，以及它们是否形成为人字形，水平反射层可能会变形，且在地震勘测中不易解读。

大块气体水化物具有的压缩声速大致为3800米/秒(m/s)，剪切声速大致为1950m/s，且密度大致为920千克/立方米(kg/m³)。形成对比的是，松散的或轻度凝固的高孔隙度海洋沉淀物具有的压缩速度大致为2000m/s，水饱和密度大致为2000kg/m³。如果岩脉由水化物粘结的沉淀物组成，则可以看到压缩和剪切速度差不多加倍，而密度则保持和周围的水饱和沉淀物几乎相同。因此，这种岩脉会呈现出与水饱和沉淀物的大声阻抗对比，且对于适合的射线路径几何条件可产生强地震反射(如下详述)，这暗示了良好的可检测性。另一方面，由纯(或几乎纯)水化物而没有沉淀物所组成的岩脉可呈现出与邻近水饱和沉淀物的强速度对比(例如，大约3800m/s对2000m/s)，而不是大声阻抗对比。这是因为纯水化物的密度可大致为水饱和沉淀物的一半，因而与周围水饱和沉淀物相比，对水化物中大致加倍的声速进行了补偿。结果，以法线入射的地震波不会被强反射，但以较大入射角的波就可能会被强反射。

按照本发明的一个实施例，地震技术可用来检测一个或多个气体水化物岩脉。为了能够分辨来自水化物岩脉前后的反射，源的波长λ不得大于岩脉厚度的四倍。或换句话说，岩脉的厚度应大致等于或大于地震源工作频率的四分之一波长。为简单起见，以下的讨论假定岩脉厚度为1米。但应理解，这个实例只是为了作解释，而非为了作限制。岩脉可具有各种各样的厚度，其直径可接近或不接近于1米。对于岩脉中大致4000m/s的速度，大约1kHz的源频率意味着岩脉具有大约四分之一波长的厚度。在海底下沉淀物中，压缩波的衰减在大约0.01和0.20dB/米/千赫兹(dB/m/kHz)之间变化，且剪切波的衰减在大约1和100dB/m/kHz之间变化。这样，1kHz压缩波振幅传播200米会减少大致2dB到40dB。这种振幅反射在可用设备的检测范围内，并表明这种大小岩脉的检测是可行的。但是，为了确保检测，可能重要的是将沉淀物内的传播距离保持到最小。

海洋地震源按常规在水中起爆，且所发射的能量在海床被转换成压缩和剪切波。所传输的压缩能量因传播速度从水中的大约1500m/s增加到海底沉淀物中的大约2000m/s而失散。Snell定律表明只有在顶角为90度的锥体内在水中辐射的能量能作为压缩能量穿透海底。Snell定律还暗示，以与垂线成0到30度之间的角度从源传输的能量将以与垂线成0到45度之间的角度传输通过海底，而以与垂线成大约30和45度之间的角度在源处发射的能量会在其余的立体角上从45度到90度扩散通过海底下。对于超过45度的传播角度，海底下中的波能量有强下降。所以，海洋源通常不是全方向的，而是可设计成将它们的大部分能量传输在“穿透锥体”内，即在能量能穿透海底的立体角内。在此锥体外传输的能量可能是不希望有的，因为它可能被陷入在水柱中，而且可能是信号带宽中的噪声源。结果，从海洋源传输的有用能量通常会集中在比45度小很多的入射角上。

参阅图5，图中示出按照本发明一个实施例用声波检测水化物岩脉的反射几何学实例。当与垂线成α角传播的射线128(来自地震源)到达与垂线成β角倾斜的平面130时，反射射线132会以与垂线成角γ＝180°-(α+2β)返回来，如图5所示。γ值小于90°意味着射线132将被反射回海底。所以，检测要求α＞90°-2β。如上所述，可将气体带入气体水化物稳定带中的断层或断裂的倾角通常可为45°加上

/2，其中

为没有水化物时海洋沉淀物的摩擦角，典型为可等于约20°。因此，气体水化物岩脉可形成为具有大致55°的倾角(距地平线的角度)，对此β＝35°。β＝35°时，γ+α＝110°。如上述，为了在岩脉平面上有显著的能量撞击，入射角应为α＜45°，暗示γ＞65°。但γ值越大，在海底射线132的出现距反射点越远。穿过沉淀物的传播距离越长意味着到达接收器的能量越少，是由吸收和波场扩展引起的。如上所述，为检测可靠，理想的是穿过沉淀物的传播距离应减到最小。易于检测到的反射波可在γ＜45°的方向上传播。因此，对于常规的海洋或海底地震源和接收器，所需的入射和反射角是互斥的，使得水化物岩脉的检测很困难或不可能。

例如，已经用于水化物勘探活动的深拖声学/地球物理学系统(DTAGS)一般适合于检测与垂线成小于约30°角入射到海底的声波，虽然该几何条件没考虑更宽的角度获取孔径。DTAGS设计用于近海底下目标，并在15Hz和650Hz之间的频率下进行地震测量。但由于水化物岩脉的倾角预期为从大约50°到大约90°的范围，因此非常少的能量会从岩脉反射回海面，可由拖曳的接收器记录，使检测不大可能进行。

常规的洋底地质勘测使用拖曳到或接近海面的源，并且将多组件接收器放在海底上或植入海底中。虽然洋底系统允许估计海底沉淀物的更多声学弹性特性，但系统的获取孔径在深拖系统上并未显著增加。这就是说，对于记录来自陡峭反射层的反射的同样限制也适用于洋底地震系统。

除了与检测上述各个水化物岩脉相关联的问题之外，当存在有多个岩脉时还有些问题会出现。例如，如果平面水化物反射层的角度分布是随机的，散射就会破坏下行波前的一致性，并从而破坏在气体水化物稳定带内和下来自地层边界的反射的一致性。在储集层同时存在陡峭倾斜的岩脉和水平的水化物饱和沙时，就会发生这种情况。

由于沉淀物和水化物岩脉之间的刚性和密度不同，一连串的平行岩脉就可创建方位角各向异性，通过分析沿海底折射的斯通利波和剪切波就可对其进行检测。应预期，这些波在垂直于岩脉传播时具有较小的有效速度。虽然没有剪切和斯通利方位角各向异性可能是对于水化物岩脉存在的强否定指示，但这种各向异性可能是由于其它的原因。另外应理解，由于诸如斯通利和折射剪切等表面波的低频性质及因此其低分辨率性质，人们只能看到集合效应而非各个岩脉的效应。

在另一实例中，一系列平行岩脉可起波导的作用。参阅图6，图中示出在平行水化物岩脉120之间传播的导向射线134的几何图。穿过气体水化物稳定带的波前，例如导向射线134，可在邻近岩脉120的表面之间被反射多次。由于反射的原因，下行波前在其运行距离大于具有相同入射角的未导向波所运行的距离后，会出现在气体水化物稳定带的下面。

为了估计导向波运行距离的增加，考虑两个与垂线成β角倾斜的平行岩脉120，如图6所示，以及沉淀物中以α角入射的地震波前。当导向射线134从上岩脉的下表面(点136)运行、在下岩脉的上表面反射出去、并返回到上岩脉的下表面，它运行的距离为2s，而前进的垂直距离为z，如图6所示。距离s可以从下式1计算，且距离z可以从下式2计算：

$s=\frac{d}{\sin (\mathrm{\α}+\mathrm{\β})}---\left(1\right)$

$z=2s\·\cos (\mathrm{\α}+\mathrm{\β})\·\cos \mathrm{\β}=2d\frac{\cos \mathrm{\β}}{\tan (\mathrm{\α}+\mathrm{\β})}---\left(2\right)$

在垂直距离D上导向射线134运行的距离，与未导向射线以相同入射角在相同垂直距离上运行的距离相比，由下式给出：

$\mathrm{\Δ}=2\mathrm{sN}-\frac{D}{\cos \mathrm{\α}}---\left(3\right)$

式中N为导向射线从波导上边界反射的次数。N由下式给出：

$N=\frac{D}{z}=\frac{D}{2s\·\cos (\mathrm{\α}+\mathrm{\β})\·\cos \mathrm{\β}}---\left(4\right)$

然后，将N插入公式(3)，导向射线运行距离之差为：

$\mathrm{\Δ}=D[\frac{1}{\cos (\mathrm{\α}+\mathrm{\β})\·\cos \mathrm{\β}}-\frac{1}{\cos \mathrm{\α}}]---\left(5\right)$

对于以法线入射(α＝0)的波以及以55°(β＝35°)倾斜的岩脉，Δ/D等于约0.49。因此，导向射线运行的距离可以是未导向射线的大约一倍半，部分因为导向射线会被岩脉120水平偏置。

除了增加运行距离外，岩脉作为波导还可降低穿过它们传播的声波的垂直速度。在横向穿过垂直距离D时，导向射线134运行的距离为2s(D/z)。所以，如果在沉淀物中未导向波的速度以V_u表示，则导向波速度的垂直分量由下式给出：

$\frac{V_{\mathrm{Gz}}}{V_u}=\frac{z}{2s}=\cos (\mathrm{\α}+\mathrm{\β})\cos \mathrm{\β}---\left(6\right)$

对于以法线入射(α＝0)的波以及以55°(β＝35°)倾斜的岩脉，导向波速度的垂直分量大致可为未导向波速度的67％。应指出，这些结果(距离和速度两方面的差异)可与平行水化物岩脉120之间的距离无关，假定地震波前的横向伸展比岩脉间距大得多。

此外，如果地震波前的横向伸展小于岩脉阵列的横向伸展，波前可在岩脉中和岩脉下保持一致，并可从地层边界给出一致的反射。但由于波前的传播时间和曲率会因岩脉的存在而改变，与更深反射相关联的双向传输时间就会增加，且反射会被从其真实位置水平偏置。对于窄范围的传播角，水化物带的效应可能是有效地一个延时，导致更深反射层图像的下推。如果岩脉阵列小于地震波前的横向伸展，则导向波反射会与未导向波反射相干扰，产生断裂或变形的地震剖面。

如上所述，水化物填充的断层的倾角和走向可分别由沉淀物岩体中的摩擦角和最大水平应力方向来控制。通过对称，这种水化物填充的断层可形成如图7所示的人字形岩脉。每组平行岩脉可形成一个波导，其将能量引导到气体水化物稳定带中和下的反射层，并从反射层中引出，如上所述。沉淀物岩体可被反复不定地照射，导致水平偏置以及在各个反射层上的振幅和运行时间的变化。有可能这些效应对有时观测到的振幅消隐与气体水化物稳定带相符合起了作用。此外，虽然气体可聚集在岩脉的根部，但这些气窝不一定会在地震记录中产生似海底反射层。另一方面，陷入在广泛但稀薄的水化物沉积下，例如由原地生物活动而生产的小量气体，确实会产生强似海底反射层。所以，对于相当大量的水化物聚集而言，存在似海底反射层可能是个错误肯定，而没有它可能是个错误否定。

按照一个实施例，在软海洋沉淀物中的高对比度陡峭倾斜的水化物岩脉可以通过“侧向”观看它们，例如，通过使用在垂直井中收集的声反射数据进行检测。这种数据可以例如使用具有一个或多个海底源的变偏垂直地震剖面(VSP)技术来收集。参阅图8，图中示出实施例的一个实例图，其中接收器138可设置在垂直井140中。可产生地震波的一个或多个地震源142可位于海底100上。在一个实例中，源142应定位和配置成，从岩脉120反射的波能量(例如射线144)可撞击到接收器138上，如图8所示。一个或多个处理器(未示出)以及可选的一个显示器(未示出)可耦接到接收器，以处理所接收的信号并产生(以及可选地显示)地震图像。当地震源远离钻孔140移动时，在岩脉120上被照射点会沿岩脉斜面向下移动。所以，需要在距井口146的不同偏置处使用数次拍摄，以定义水化物岩脉120的倾角和走向。应指出，在至少一个实施例中，海底源可能为优选，因为其射线路径比来自表面源的会被更多约束，所以可较少受到多路径的影响。此外，海底源可在源处产生直接剪切波。但应理解，本发明并不要求使用海底源，许多源选项都可使用。

本发明的一个实施例可包括高分辨率成像的能力。在一个实例中，按照本发明实施例的一种设备能够以大致0.5到1.0m的分辨率来分辨特征。常规处理的VSP可具有大致为10到50Hz的带宽。用陆地振动器、高Q岩石和专门的处理，可以达到高达250Hz的带宽。一般假定，人们可以分辨相互分隔开超过信号频率四分之一波长的结构/特征。在水饱和沉淀物速度大致为2000m/s时，100Hz压缩波的波长为大致20m，意味着这种信号可以用来分辨大约相隔开5m的结构/特征。水化物岩脉间距可比这更小。所以，为实现能够区分各个岩脉的高分辨率成像，能够产生大约1kHz的相当大能量的源是最优选的。1kHz信号可用来分辨大约相隔开0.5m的结构/特征，假定水饱和沉淀物如上述。此外，可能还需要分辨岩脉厚度。假定岩脉厚度为大约1m，且水化物中压缩波速度为大约4000m/s，使用来自源的1kHz信号也可实现。

最广泛使用的海洋地震勘测源是气枪。但在可发现气体水化物的大水深处，将气枪设置在海底附近并不可行，因为当气枪的枪眼打开时需要有高气压以产生陷入空气的爆炸性膨胀。可用于本发明实施例的源实例在2005年5月11日提交的、授予Sanders的、题目为“SeismicImaging and Tomography Using Seabed Energy Sources”的美国专利申请11/127,014中作了说明，其内容通过引用结合在本文中。Sanders源使用爆聚玻璃球体(即在大气压下的空气室被允许在周围高压水下崩溃塌陷)，且在任何水深都是有效的地震源。气枪能源随深度增加变得越来越不太有效，这是因为在气枪室中的高压空气和周围水压之间的压差减小的原因。相反，当将内部为大气压的玻璃球体设置在海洋中时，压差随深度而增加。海洋可提供在深水玻璃球体爆聚后面的几乎无限的气压储集层。所以，爆聚可进行得比气枪爆破更快，结果是能量输出的频率更高。Sanders源可产生高达1kHz和超过1kHz的相当大的能量，使之成为用于高分辨率成像的适合源，如上所述。

在某些环境中很重要的另一源其特征在于源的爆聚标志的再现性。源的再现性传统上是通过对一系列重复拍摄的相似频谱进行测量。相似频谱测量信号能量对总能量之比。参阅图9A和9B，图中示出来自Sanders源的一个实施例的频谱。图9A示出从1.25秒(s)到1.35s的组合信号和噪声频谱，而图9B仅示出从4.25s到4.35s的背景噪声。这些频谱表明：Sanders源可具有可扩展到高达1kHz频率的高相似值，再次显示出该源对于本发明的实施例是一个适合的选择。

如上所述，本发明的实施例可以使用位于钻入海底沉淀物岩体的垂直井中的接收器。适用接收器的一个实例可包括Schlumberger多用途地震成像器(VSI)^TM。VSI^TM可包含可变数量的三组件地震检波器，将它们设置在钻孔中，并可夹紧到钻孔壁上。但应理解，本发明不限于使用VSI^TM接收器，其它接收器也可使用。为了记录高达1kHz的频率，可使用0.5ms数字采样。所以，按照一个实施例，可将标准VSI^TM改为允许它以0.5ms或其它的时间间隔进行数字采样，视其所用的源频率而定。此外，所收集地震数据的处理可采用能说明可能存在有陡峭倾斜水化物岩脉的地球模型，并解读结果，此时要牢记在心可能存在这种类型的结构。

在一个实施例中，VSI^TM或另一接收器可以沿钻孔移动以允许作空间采样。接收器可以对应于所需空间采样分辨率的时间间隔移动。接收器移动的次数可取决于各个地震检波器之间的间距。例如，如果接收器包含相距15m的地震检波器，且需要1m的空间采样，则接收器阵列可以每步1m移动14步，以适当的间距覆盖接收器阵列的总孔径。在每步，可激活地震源，并在每个接收器地震检波器记录波形。

除检测水化物的地震技术之外或备选，本发明的各方面还针对使用电磁感测来定位和/表征水化物沉积。如上所述，气体水化物是绝缘体，并可对通常被盐水饱和的、并可具有1S/m左右传导率的海洋沉淀物呈现出强对比。此外，水化物会聚集在海底附近，使其成为海洋电磁勘测的良好候选物。

如上所述，对以前所标识的(例如从地震或钻探计划)含有水化物的地区进行过一些现有技术的海洋电磁勘测工作。水化物地域的一些电磁勘测使用了水平电偶极发射器，其具有一个或多个共线(“同线”)水平电偶极接收器，如图10所示。发射器148和接收器150可用船152沿海底拖曳。发射器148在海水中和平行于其偶极的海底100下创建水平电流。到达接收器150的二次信号，它对平行于其偶极的电流最敏感，取决于其周围环境的导电率。其它勘测使用了偶极发射器和多组件接收器。测量物理学类似于同线配置，但原则上非共线(如船侧)偶极对海底下面的传导率各向异性很敏感。但是，对所有现有水化物勘测的数据处理都假定是水平分层的地球，其中在每个水平层中导电率是各向同性的。这种处理对于检测垂直或接近垂直的水化物岩脉是不适合的。虽然对于隔离的垂直传导岩体已作了一些有限的理论工作，应用于金属矿物的陆地探矿，但这些工作与检测和表征海洋下环境中垂直和接近垂直的电阻性岩脉阵列并不直接相关。

没有水化物的海洋沉淀物的电阻率R_t(0)可以从Archie定律估计：

$R_t\left(0\right)=\frac{a{R}_w}{{\mathrm{\φ}}^m}---\left(7\right)$

式中R_w是孔隙水的电阻率，φ是岩层孔隙度，而a和m是以经验确定的常数，通常可具有a＝1和m＝2的值。海洋沉淀物的孔隙水一般可具有低电阻率(即是导电的)，而水化物是绝缘体。当孔隙空间部分被气体水化物占据时，电阻率变为：

$R_t\left(S_h\right)=\frac{a{R}_w}{{\mathrm{\φ}}^m{(1-S_h)}^n}---\left(8\right)$

式中水化物饱和度(孔隙空间的体积分数)为S_h，假定孔隙空间的余下部分填充有水，且一般n＝2。如上所述，水化物有时会形成岩脉，例如在断裂的断层中，其中所有(或几乎所有)沉淀物都被推出。在这种情况下，水化物岩脉会是完全或接近完全的绝缘岩体。此外，如果有连续的液体水路径穿过水化物岩脉，则也可存在有导电通道。

参阅图4，图中示出包括有一系列平行水化物岩脉120的示例水化物储集层的示意图。这些水化物岩脉对普通的海洋沉淀物可呈现出相当大的电对比。如果岩脉由固态水化物组成(例如，如上所述具有一些水化物填充的断层或断裂的情况)，没有连续的液体路径来导电，它可代表一个对低频电流流动的完全(或接近完全的)阻挡层。如果在沉淀物的孔隙空间中水化物增长了，其饱和度可能小于1，且岩脉的电阻率可由以上公式(8)给出。如果水化物代替晶粒，但传导路径仍保持连续，则电阻率很可能具有中间值。

如上所述，至今所进行的水化物区域中的电磁勘测都是假定一个横向各向同性的地球来进行处理的。为了检测陡峭倾斜的水化物岩脉，可以使用对海底下面宏观传导各向异性敏感的不同方法。在一个实施例中，可采用特别设计成说明这种海底下传导各向异性的获取和处理方法。

按照一个实施例，在软海洋沉淀物中陡峭倾斜的水化物岩脉可以用以下过程检测。首先，可勘测一个区域，以确定其地质特征是否使其成为相当大量水化物聚集的可能地点。在一个实例中，这种勘测可包括确定表面下环境是否满足气体水化物稳定性的温度和气压条件的步骤。勘测还可包括确定有丰富的气体源存在、从中可形成大量水化物的步骤。这可以通过使用气体渗漏勘测，如所属领域已知的，或通过定位在适合于气体水化物形成的水深下的大的气体储集层(例如使用所属领域技术人员已知的标准气体检测技术)来实现。此外，在一个实例中，还可包括确定高流量气体可以从深气体源输送到气体水化物稳定带的步骤。这例如可以这样实现：通过直接地震检测气体烟囱状物、发现泥火山或露出海底的水化物岩层、或通过当地的断层带知识。可选的是，还可包括确定或估计区域性应力张量的另一步骤。区域性应力大部分是已知的，并可从结构和地壳构造运动推出来。此外，海底多成分地震数据，或声测工具也可用来测量岩层应力。可以使用应力张量的知识例如来估计该区域中水化物岩脉的取向，这可用于装配地震或电磁检测设备。

应理解，上述步骤不需要按以上给出的顺序执行，并且勘测可以采用与在该实例中所述的不同技术。区域性勘测的目的在于，将可增加发现大量集中气体水化物可能性的地质和地质力学特征结合到水化物检测的方法中。因此，勘测可采用各种步骤和技术来达到这个目的。一旦已标识一个区域作为水化物勘探的候选地，就可使用地震或电磁技术来检测和/或表征该区域中的水化物沉积。例如，就可实现如上所述的垂直地震成像过程。备选的是，或此外，也可采用一种或多种电磁方法，以下详述。

按照一个实施例，可将电磁发射器和接收器的组合系统拖曳到已标识的关注区域上。在一个实例中，发射器和接收器系统可首先向平行于最大水平应力方向的方向拖曳。一旦在此方向的勘测完成，就将发射器和接收器系统向垂直于最大水平应力方向的方向拖曳。导航系统可用来在勘测期间确定发射器和接收器系统的位置。然后可对在每个方向上勘测所收集的数据进行比较和处理，以检测表面下宏观电各向异性的证据。数据的任何处理都可基于能说明可能有水平各向异性的地球模型，特别是可能存在有电阻性岩脉，这和假定是水平各向同性地球的常规处理不同。应理解，进行平行和垂直勘测的顺序是任意的，本发明不限于先完成平行方向检测的情况。此外，应理解，总的勘测可以在许多遍(pass)中完成，这些遍可以用任何方便的顺序进行。例如，发射器和接收器系统对所有遍都可以先向一个方向(例如平行或垂直方向)拖曳，或可一遍一遍地在方向之间交替。而且应指出，应力张量的先验知识可有助于估计最大水平应力的方向。

在一个实施例中，上述过程可以使用例如一对或一个阵列的同线偶极-偶极发射器和接收器来实现。各种电磁天线对按照本发明原理的海底勘测都有用，且本发明不限于任何一种类型的天线。一些可以使用的天线实例包括垂直电偶极子(VED)、水平电偶极子(HED)、垂直磁偶极子(VMD)、以及水平磁偶极子(HM)。这些天线类型中的每一种，或它们的组合，都可用于海底电磁系统中的发射器和/或接收器。而且，天线的相互定向可以各不相同。例如，发射器和接收器HED的轴不需要是共线的，而且不需要是平行的。参阅图11A-D，图中示出按照本发明实施例可以使用的数个天线配置实例。图11A示出在发射器天线154和接收器天线156之间的方位角关系。图11B示出径向配置，图11C示出平行配置，且图11D示出垂直配置。对电场和/或磁场的不同极化敏感的一对发射器和接收器可能在感测海底中的传导各向异性方面特别有用，下面将进一步讨论。

按照另一实施例，电磁勘测技术可以使用对各向异性固有敏感的发射器和接收器组合来进行。在一个实例中，该技术可在所关注区域上仅使用一遍，相比起来上述实例要使用两遍，一遍平行于、另一遍垂直于最大水平应力方向，并要比较来自两遍的数据以检测表面下各向异性。有许多发射器-接收器组合可对传导各向异性敏感。一个实例是交叉偶极-偶极阵列，其中发射器例如可以是一个HED，而接收器可以是互成90°定向的一对HED。在一个实施例中，接收器对可以放置在海底上，并将偶极发射器拖曳到它们上面，例如使发射器天线的极化沿航行方向。在一个实例中，在相互垂直的方向在场上进行两遍可以对海底下各向异性的估计给出更好的约束。

电磁特性可以在频域或时域测量。在第一种情况下，相移和衰减可以在一个频率或作为频率的函数进行测量。在第二种情况下，在发起脉冲或步骤及其接收之间的时延可以和衰减一起测量。原则上，这些方法在数学上都由傅里叶变换相联系，但实际上可能一个或另一个证明是更优越。在穿过海水和海底的平行传播中所固有的多路径效应显示出，时域信息常常更易于解读，且有关海底电磁勘测的数种现有技术出版物也优选时域方法。但频域技术也曾用于例如商用低频控制源电磁学(CSEM)，用来确定在深海洋环境中碳氢化合物支承岩层的传导率。海底CSEM实现方案使用通常在1Hz或低于1Hz工作的源，并通过反演电磁扩散公式来映射低至海底下面数千米的岩层传导率。对于有关气体水化物探测的深度，也可使用CSEM技术，但也可采用在更高得多的频率下工作的源。混合技术即同时使用时域和频域处理，例如小波分析，也很有用，可以捕获在所接收电磁信号中可用的更多信息。

除了使用具有变动极化的天线外，在一个实施例中，发射器和接收器之间的距离也是可变的，并可使用发射器和/或接收器的空间分布阵列。这种发射器和/或接收器阵列可以是静止的，或者一个或多个天线可以移动，以勘测比阵列范围更大的地域。

按照一个实施例，电磁(EM)发射器-接收器系统可适配成使用低频信号，具有相对较长的波长。可注意到，在陆地勘测中没发现其有用的EM发射器-接收器组合却在海中应用中很有用。这是因为低频EM信号穿过空气传播最快，穿过土壤和海洋沉淀物传播较慢，而穿过海水传播最慢。在陆地勘测中，空气信号最先到达，后面跟着是穿过地面传播的较弱信号。因此，对基于陆地的勘探地球物理学最为关注的信号会较为难以提取。但在海底，情况却相反，穿过沉淀物传播的所需信号比穿过海水传播的信号会更快到达。因此，在至少一些实施例中，优选使用低频EM信号来映射海底下特征。

在一个实例中，源频率可至少部分由沉淀物的电磁集肤深度来控制。集肤深度由下式给出：

$\mathrm{\δ}=\sqrt{\frac{1}{\mathrm{\πf\σ\μ}}}---\left(9\right)$

式中δ是集肤深度、f是频率、σ是海底传导率，其可具有大约1S/m的典型值，且μ是沉淀物的电渗透率，其通常可具有大致4π×10^-7H/m的值。一般来说，可优选将发射器和接收器之间的间距d限制在不大于约5个集肤深度(d＜5δ)。此外，在一些实施例中，在沉淀物中的探测深度可取决于发射器和接收器之间的间距。一般的经验法则认为，探测深度可大致为发射器和接收器之间间距的一半。这些参数可用来选择发射器-接收器间距和工作频率。

如上所述，水化物岩脉的上端可终止在海底下面的某一距离，该距离由水化物支承断层或断裂的范围以及近海底地球化学所控制。岩脉的下端不比气体水化物稳定带基底的深度更深，通常在海底下面小于约1米。所以该知识可指导发射器-接收器间距的设定。而且，将条件d＜5δ用于公式(9)中的集肤深度，有用频率的估计可由下式给出：

$f<\frac{25}{\mathrm{\&pi;}{d}^2\mathrm{\&sigma;\&mu;}}---\left(10\right)$

例如假定所需发射器-接收器间距大约为100m，公式(10)显示出工作频率大约为633Hz。但应理解，发射器和接收器之间可允许的集肤深度数可取决于许多因素，例如包括：发射器强度、接收器敏感度、阵列相对海底的几何条件、阵列在海底上方的距离等等。所以，上述计算仅说明控制频率选择的某种原则，并非意欲局限于此。

按照另一实施例，发射器和接收器之间的间距和/或在各发射器和接收器中的天线振子数也可至少部分基于所需检测类型来选择。例如，如果天线阵列与岩脉间距相比很小，则有可能对各个岩脉成像。如果天线阵列与岩脉间距相比很大，则该阵列可感测电各向异性，但不能对各个岩脉成像。这两种方案都有用，且在一个实施例中，这两种方案都可用具有变动振子间距的单个天线阵列来实现。如上所述，天线间距和极化的许多配置都有用，并可用于不同的实施例中，以不同的方式检测海底下电各向异性。对所有实施例共有并对检测垂直或接近垂直水化物岩脉具有特殊重要性的一个特性是：和常规系统不同，对于数据处理不假定是水平(横向)各向同性传导率和地层学。

参阅图12，图中示出可用于检测一系列平行倾斜水化物岩脉的发射器-接收器配置的一个实例。在此实例中，可假定岩脉120之间的间距相对可用于感测它们的HED天线的长度来说较小。在此情况下，作用在导电率为σ的介质上的电场E将产生电流：

J＝σE    (11)

绝缘岩脉附近的电流趋向于平行于岩脉表面，且电流的幅度与投射到该表面上的电场成比例。该电流产生二次场，二次场保留有关传导率各向异性的信息。该二次场可由接收器检测。

此概念实现方案的一个实例示于图12的顶视图，向下看海底。应指出，水化物岩脉120可不与海底相交，但此处这样示出是为了解释和清晰起见。HED天线阵列示意为在虚线框158内。按照一个实施例，发射器T1和T2可被交替激活，且接收器R1和R2可接收来自两个发射器的信号。所得到的四个数据集表示为T1R1、T1R2、T2R1和T2R2。横向电(TE)对T1和R1可具有垂直于移动方向160的公共轴。横向磁(TM)对T2和R2可具有平行于移动方向160的公共轴。T1R2和T2R1组合是交叉偶极(分别为TX1和TX2)对。如图12所示，移动方向可与岩脉120的走向成α角。

在一个实施例中，用TE极化可收集一条线或一组线，而用TM极化可收集另一条线或另一组线。传导各向异性的幅度和方向可通过绘制TE响应对TM响应的曲线图来确定。如果各向异性是相当大的，则主要传导率方向α可由下式求出：

$\tan \mathrm{\&alpha;}=\sqrt{\frac{\mathrm{TE}}{\mathrm{TM}}}---\left(12\right)$

在另一实施例中，可以勘测一个网格(即可从所有四对发射器-接收器收集几条数据线)，且所得的数据可转化用于来自四个图像的表面下散射电势，即一个TE图像，一个TM图像和两个TX图像。

概言之，已对用于气体水化物的勘探范例作了说明，这些范例至少部分基于特定的水化物聚集模型。具体地说，气体水化物可形成在垂直或接近垂直的岩脉中，这些岩脉的走向平行于最大水平应力方向，且其倾角在没有水化物时由摩擦角控制，或由储集层最小水平应力方向控制。多个岩脉可以平行，或可形成人字形，但可以不等距。平行岩脉即使在间距不均时也可以起到波导作用，如上所述，其可使常规的地震勘测结果失真。此外，对于数据处理，常规EM勘测假定在海底中是各向同性的水平传导率，这样在存在有这种岩脉岩层时就很难或不可能正确解读EM信号。本发明的实施例针对地震和/或电磁勘测技术，这些技术能够检测气体水化物岩脉，并还考虑了地质和地质力学论证，以便提高发现商业上有用的水化物沉积的可能性。一个实例包括能够对岩脉成像的海底变偏垂直地震剖面方法，如上所述。另一实例包括适合于检测表面下水平各向异性的EM勘测技术，如上所述。这些技术可单独或组合使用以检测和/或量化海洋气体水化物的聚集。

至此已对本发明的数个方面和实施例作了说明，对于所属领域的技术人员而言，修改和/或改进是显而易见的，而且应是本公开内容的一部分。应理解，本发明不限于本文所述的具体实例，且本发明的原理可用于各种各样的应用中。所以，上述说明仅是用举例的方式说明，且包括对于所属领域的技术人员而言是显而易见的修改和改进。本发明的范围应由所附权利要求及其等效物的正确构建来确定。

Claims (11)

1.一种检测气体水化物的方法，所述方法包含：

使用垂直地震剖面技术收集关于区域的地震数据；其中收集所述地震数据是通过：

将至少一个地震接收器设置在所述区域内的井中；

在距所述井第一距离的第一位置处激活海底地震源，以产生入射到至少一个水化物岩脉岩层上的波；

用所述至少一个接收器记录从所述至少一个水化物岩脉岩层反射的波能量；

将所述海底地震源移动到距所述井第二距离的第二位置或在所述井中垂直移动所述至少一个接收器，其移动量足以实现预定的空间采样分辨率；以及

重复激活所述海底地震源和记录反射的波能量；以及

基于所述地震数据估计所述至少一个水化物岩脉岩层的水化物岩脉的倾角和走向中的至少一项。

2.如权利要求1所述的方法，其中移动所述至少一个接收器是在移动所述海底地震源之前执行的。

3.如权利要求1所述的方法，还包含：

收集有关所述区域的地质信息；以及

基于所述地质信息确定在所述区域中值得注意的水化物存在的可能性。

4.如权利要求3所述的方法，其中收集所述地质信息包含标识气体水化物稳定带的位置。

5.如权利要求4所述的方法，其中收集所述地质信息还包含确定在所述气体水化物稳定带下面存在相当大的气体源。

6.如权利要求4所述的方法，其中收集所述地质信息还包含确定存在至少一个断层或断裂从所述气体水化物稳定带下面延伸到所述气体水化物稳定带中。

7.如权利要求1所述的方法，其中所述海底地震源适合于产生斯通利波和剪切波；并且其中估计所述水化物岩脉的倾角和走向中的至少一项的步骤包括：基于说明所述可能存在水化物岩脉的地球模型来处理数据，在处理数据的步骤中包括分析沿所述海底折射的所述斯通利波和剪切波，以检测方位角各向异性的证据。

8.如权利要求1所述的方法，还包含：

基于可能存在水化物岩脉的地质指示选择所述区域；以及

基于说明所述可能存在水化物岩脉的地球模型来处理地震数据，其中处理地震数据的步骤包括分析沿海底折射的斯通利波和剪切波，以检测方位角各向异性的证据。

9.如权利要求8所述的勘探方法，其中选择所述区域包含基于存在气体水化物稳定带的地理指示、位于所述气体水化物稳定带下的气体源、以及至少一个能将高流量气体输送到所述气体水化物稳定带中的通道，来选择所述区域。

10.如权利要求1所述的方法，还包含：

基于可能存在相当大量的气体水化物而不是存在似海底反射层的地质指示，来选择所述区域；以及

收集关于所述区域的地震数据，以获得海底下水平传导各向异性的证据。

11.如权利要求10所述的方法，还包含确定所述区域的应力张量。

Images