冷泉气体渗漏过程海洋多电极电阻率法探测效果模拟分析

尚可旭，郭秀军，2*，吴景鑫，贾永刚，2

(1.中国海洋大学 环境科学与工程学院，山东 青岛 266100；2.山东省海洋环境地质工程重点实验室，山东 青岛 266100)

冷泉气体渗漏过程海洋多电极电阻率法探测效果模拟分析

尚可旭1，郭秀军1，2*，吴景鑫1，贾永刚1，2

(1.中国海洋大学 环境科学与工程学院，山东 青岛 266100；2.山东省海洋环境地质工程重点实验室，山东 青岛 266100)

为分析评价一种新型海洋多电极电阻率法对海底沉积物中冷泉气体渗漏过程的探测能力，根据前人理论研究，结合具体实例构建沉积物中快速及慢速冷泉气体汇聚、渗漏、喷发阶段地电模型，模拟采用海洋多电极电阻率法进行探测，利用数值计算方法得到理论剖面图像，并和室内实验实测剖面图像进行对比分析。研究结果表明，在快速冷泉探测剖面图像中，含气层和渗漏通道会因冷泉气体扩散状态不同表现为不同的电阻率异常特征，但易于识别。在慢速冷泉探测剖面图像中，浅层沉积物中气体富集区呈明显的高阻异常区，随着气体渗漏异常区逐步消失。两种喷发过程形成的微地貌特征也可在探测图像中得到反映。海洋多电极电阻率法是一种可以图化描述沉积物中含气层、渗漏通道及气液界面空间分布位置的有效方法。

冷泉；气体渗漏；海洋多电极电阻率法；异常图像

1 引言

海底冷泉是指海底沉积层内气体或液体以泄露或喷涌形式进入海水层和空气的海洋水文地质现象，分布广泛，从赤道到两极，从浅海陆架到深海海沟都有发现[1]。海底冷泉可分为瞬时、快速和慢速喷发3种模式，不同类型冷泉赋存地质环境有所差异。海底冷泉是形成海底灾害、地球深部生物圈演化的重要因素[2]，冷泉喷出口是海底天然气水合物寻找的标志之一[3]，冷泉喷出的甲烷、硫化氢和二氧化碳等气体对全球碳循环和大气变化产生巨大影响[4]。对海底冷泉气体富集渗漏过程进行有效观测和描述具有重要意义。

当前，海底冷泉观测方式主要有原位和移动两种。原位观测主要采用化学和流体输送测量仪[5]、涡轮渗漏帐篷[6]、容积法悬浮式收集器[7]、成像光谱仪[8]、声学气体流量原位在线测量仪[9]、拉曼光谱仪[10]等方式测量冷泉分布范围、渗流通量、温度、气体成分等指标。移动观测则主要采用声波法[11]、地震波法[12]、回声剖面法[13]、多波束声呐法[14]等地球物理方法。这些方法在一定调查区域内可迅速确定天然气水合物稳定层、冷泉喷发通道、喷发羽，喷发区地形地貌特征等问题。

最近20年来，多通道走航式海洋电阻率采集和数据处理技术取得长足发展，在海底沉积物调查[15]、海水入侵[16]，甚至深水区天然气水合物的调查中[17]都取得良好效果。冷泉孕育喷发过程中，气体、流体在不同驱动力作用下，沿地层中不同方向和运移通道扩散，气液分布区的孔液组分和地层结构发生变化[18]，形成与周围介质较大的电性差异。这种差异性构成了电阻映像法的应用前提。截至目前，采用多通道电阻率法探测海底冷泉实例尚未检索到。本文通过数值分析方法计算得到不同喷发模式下沉积物中气体渗漏过程探测剖面，分析电阻率剖面图像特征，结合实验结果讨论该方法探测的可行性。

2 冷泉气体渗漏过程地质模型构建

2.1 地质模型选取

瞬时喷发冷泉喷发时间短，速度快，过程剧烈且具有破坏性[19]，可探测性差，本文不做研究。周期性快速冷泉和慢速冷泉的地质模型构建主要参照Hikurangi大陆边缘冷泉调查结果[20]。该实例中形成周期性快速喷发冷泉的天然气水合物稳定带距海床面20～50 m。生成的甲烷及分解的天然气水合物呈液态流或气态流，通过断层或裂隙向上运移，其宽度由几米到几百米。气体中的甲烷来源较浅，其通量大于沉积物中的氧化过程，可以到达沉积物表层并释放进入水体。形成慢速冷泉的天然气水合物稳定带距海床面几百米不等。由于断层未贯穿整个地层，不足以形成由地层到海床面的通道，故出现下部管道(断层)渗透，上部大面积扩散的情况。这一过程通常发生在以扩散作用为主的海岸带沉积物中。两种冷泉的地质模型如图1所示。

2.2 冷泉气体渗漏过程模型构建

参考苏正等[21]构建的水合物下浮游离气渗漏模型，将冷泉气体渗漏过程分为6个阶段(图2)，主要包括：(a)气体被封闭在水合物层之下；(b)气体刺穿封闭层开始渗漏；(c)气柱高度增加，推动水流向外排除，水流柱高度相应缩短，流体运移速度不断增加；(d)含水流沉积孔隙压力超过静岩压力，海床面出现麻坑，形成柱状气流通道；(e)气藏中游离天然气被排空，孔隙超压消失，流体通道中气流柱开始退化；(f)气流柱完全消失，在海底留下气烟囱，并有水合物生成，水合物封闭作用恢复，并开始新的气体聚集，形成新一轮冷泉喷发过程。

图1 冷泉地质模型[16]Fig.1 Geological model of cold seeps[16]

图2 沉积物中冷泉形成过程[17]Fig.2 The forming process of cold seeps in sediments[17]

图3 快速冷泉气体渗漏过程电学模型Fig.3 The geoelectric model of fast gas migration process

图4 慢速冷泉气体渗漏过程电学模型Fig.4 The geoelectric model of slow gas migration process

图5 海底多电极电阻率法采集示意图Fig.5 Sketch map of marine resistivity imaging detection

图6 快速冷泉气体渗漏不同阶段电阻率剖面图像Fig.6 The resistivity profile of fast gas migration process

图7 慢速冷泉孕育迁移过程电阻率影响剖面Fig.7 The resistivity profile of slow gas migration process

图8 室内实验现场Fig.8 The scene of laboratory experiment

图9 气体沿通道渗漏过程探测剖面图像Fig.9 The resistinity profile of fast gas migration process

图10 慢速冷泉气体渗漏过程探测剖面Fig.10 The resistinity profile of slow gas migration process

3 冷泉气体渗漏过程电学模型构建

3.1 快速冷泉气体渗漏过程电学模型构建

参考上述地质模型和渗漏模型，快速冷泉气体渗漏过程地电模型分6个阶段构建(图3)。因渗透通道孔隙直径在毫米、厘米级别[22]，故不细化通道。参数设置：海水电阻率0.3 Ω·m，表层黏土(厚度22～34 m)电阻率1.2 Ω·m，深部黏土层电阻率1.5 Ω·m，含气土层电阻率2.5 Ω·m，渗透通道(宽5 m，孔隙率0.3)充气后取2.0 Ω·m，羽状气流取5.0 Ω·m(假设除渗透管道外土层无气体充填)。

3.2 慢速冷泉气体渗漏过程电学模型

慢速冷泉气体渗漏过程地电模型同样分为6个阶段(图4)。参数设置：海水电阻率0.3 Ω·m，黏土层电阻率(厚度300 m)取1.2 Ω·m，含气土层电阻率(约100 m)取2.0 Ω·m，碳酸盐岩层(宽约200 m，厚约15 m)取3.0 Ω·m，含气渗透通道(宽40 m，孔隙率0.3)取值2.5 Ω·m(假设除渗透管道外土层无气体充填)。

4 多电极电阻率法探测效果数值模拟

4.1 探测方式

本文模拟采用水下拖曳式多电极电阻率采集系统开展工作(图5)。系统布设方式参考日本海洋科学技术研究所(JAMSTEC)自主研发的MANTA水下多电极采集系统[17]。与MANTA不同的是，本文设计采用51极，串行采集方式开展工作。采集装置选用偶极装置，电极极距根据探测目标不同分别设置。利用SSBL定位，声学应答器保证电缆距海底5 m，采用深拖系统进行动力牵引。正演采用RES2Dmod，反演采用RES2Dinv软件实现。

4.2 数值计算结果分析

4.2.1快速冷泉气体渗漏过程电阻率剖面图像特征

模拟采用极距5 m、51极的电缆系统对图3所示的快速冷泉气体渗漏模型进行探测。设计数据采集层数21层，计算理论剖面图像如图6所示。

图6显示当气体未渗透时，深度25 m以下含气层分布区表现为明显的高阻异常区，视电阻率大于1.86 Ω·m，上部未充气黏土层对应视电阻率值0.899～1.05 Ω·m之间。当气体开始刺穿封闭层渗漏时，在120～130 m，对应气体刺穿区域出现视电阻率1.05～1.37 Ω·m的高阻异常，但异常并不明显。当气体渗透至封闭层上部时，在水平位置110～120 m，对应气体渗透区域出现视电阻率1.05～1.59 Ω·m的高阻异常区，异常特征较明显。当气体穿过封闭层进入海水时，在水平位置115～125 m，对应气体渗透通道出现视电阻率1.05～1.58 Ω·m的明显高阻异常条带，高阻条带旁侧对应的低阻异常区应为麻坑地形的反映。当气藏逐渐排空时，在水平位置110～125 m，仍有高阻异常区存在，但逐步减弱。冷泉气体重新积聚阶段，气体渗透通道位置表现为视电阻率值为0.6 Ω·m左右的低阻异常区，反映含气层的深部高阻带界面变浅。

4.2.2 慢速冷泉气体渗漏过程电阻率剖面图像特征

模拟采用极距20 m、51极的电缆系统对图4所示的慢速冷泉气体渗漏过程进行探测。设计采集层数36层，计算理论电剖面图像如图7所示。

图7显示当气体尚未渗透时，深度210 m以下充气层呈明显的高阻特征，虽然顶部地层有断层存在但异常并不明显，各沉积层电性层序明显。当气体开始刺穿封闭层并开始渗漏时，气体刺穿影响区域呈高阻异常特征，与未喷发时比较，视电阻率变化约为0.25 Ω·m。当气体渗透至封闭层上部时，顶部气体富集区出现明显的高阻异常区，视电阻率增大约为0.45～0.7 Ω·m。当气体穿过封闭层进入海水时，由于气体长期喷发产生碳酸盐岩，使得表层视电阻率明显增大，增大幅度约为2.50～3.60 Ω·m。当气藏逐渐排空时，对应含气层的深部高阻异常区范围逐步变小，甚至消失。冷泉气体重新积聚过程，含气层上部沉积层中的垂向高阻条带逐步变弱，但含气层电阻率值重新增大逐步形成高阻层。同时由于前期喷发的结果表层仍有高阻异常区存在。

5 冷泉气体渗漏过程室内模拟探测

5.1 实验设计

在一个尺寸为150 cm×200 cm×150 cm的实验槽中，装填厚度为70 cm的砂土模拟沉积砂层，在其上装填厚度约为2 cm的黏土模拟海底淤泥层；然后注入50 cm厚的海水模拟海水环境。利用空气泵压缩空气产生气体，将曝气口按不同方式埋入土体模拟不同渗漏过程。为和实际相符，单位面积冷泉气体喷出速率范围控制在0～0.126 m3/h之间。探测装置采用EN60分布式电法仪，电极数16个，电极布设距海床面0.05 m，极距采用0.10 m，偶极装置采集(图8)。

5.1.1 快速冷泉气体渗漏过程模拟

将曝气口埋设于土面以下0.2 m深度，曝气口上部土层中布放Φ0.15×0.15 m的松散砂层模拟渗透通道。控制气量在0，0.016 6，0.033，0.067 m3/h，使气体分4个阶段在通道内迁移。同时进行多电极电阻率法探测，结果如图9所示。

5.1.2 慢速冷泉气体渗漏过程模拟

将两个曝气口间隔0.6 m埋设于土面以下0.2 m深度。控制气量在0，0.016 6，0.033，0.067 m3/h，使气体分4个阶段在沉积物内迁移。同时进行多电极电阻率法探测，结果如图10所示。

5.2 实验结果分析

5.2.1快速冷泉气体渗漏过程探测剖面图像特征分析

图9左列图为实验模型，右列图为实测电阻率图像。图9a显示当气体未渗透时，已有渗漏通道呈低阻条带状异常。当渗漏通道有气体渗透时，气体分布区呈现高阻异常特征，同时由于气体存在横向扩散，通道周边的电阻率也升高(图9b)。随着气体在通道内持续渗漏，相应高阻异常区范围不断扩大(图9c)。气体喷出后，含气渗漏通道呈现明显的条带状高阻异常，同时横向高阻区范围变小(图9d)。

5.2.2慢速冷泉气体渗漏过程探测剖面图像特征分析

图10左列图为实验模型，右列图为实测电阻率图像。图10a显示气体尚未渗透时，喷口位置无明显电阻率异常。沉积物密实度不同导致电阻率非均一，电阻率高的区域渗透性强，电阻率低的区域渗透性差。当气体开始渗漏时，喷口位置出现高阻异常(图10b)，并随注气过程在沉积层中渗透性较好的位置出现不断扩大的高阻异常区(图10c)，说明气体发生横向和垂向渗漏。当气体渗漏通道贯通时，相应位置出现明显的高阻异常条带(图10d)。

两组实验均显示当饱和砂土中有气体侵入时，气体分布区会表现为明显的高阻异常特征，并且异常区大小和气体分布区尺寸具有对应关系。当沉积物中有渗漏通道存在时，气体会沿通道发生快速渗漏；相反情况下气体会先富集发生横向迁移，后会垂向迁移发生渗漏。这一过程可从实测电阻率图像中得到刻画。

6 结论

本文通过构建不同分布深度两种渗漏模式冷泉地电模型，进行实际尺度的电阻率探测图像理论计算，并与小尺度室内实验结果进行比对。两个研究过程初步证实了海底多通道电阻率法可实现不同尺度冷泉渗漏过程探测，并得到以下结论：

(1)通过通道渗漏的快速冷泉气体分布区视电阻率异常幅度约为0.3～0.6 Ω·m。条带状高阻异常区和气体分布区对应，并随渗漏过程相应变化。冷泉喷发形成的麻坑地貌和含气层变化也会在探测图像中得到清晰反映。

(2)慢速冷泉气体渗漏过程中，浅层沉积物中大面积的气体汇聚带也表现为高阻异常特征，异常幅度约为0.4～0.8 Ω·m。气体喷发完成后，反映含气层的高阻带逐步消失。气体长期喷发产生碳酸盐岩，使得表层视电阻率明显增大，在探测图像上易于识别。

(3)不同探测尺度所得到的沉积物中气体分布区呈现相同的异常特征。但探测精度会受探测系统尺寸、布放位置、探测装置类型及目标体分布环境影响，应当进行深入研究。

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Detecting cold spring gas leakage in seabed sediment with marine multi-electrode resistivity method: numerical simulation and experiment

Shang Kexu1， Guo Xiujun1，2， Wu Jingxin1， Jia Yonggang1，2

(1.CollegeofEnvironmentalScienceandEngineering，OceanUniversityofChina，Qingdao266100，China;2.KeyLaboratoryofMarineEnvironmentandGeologicalEngineeringofShandongProvince，Qingdao266100，China)

Ability of marine multi-electrode resisitivity method to detect the process of cold spring gas leakage in seabed sediment would been analysed and evaluated in this paper. In order to meet this object， on the base of predecessors’ research results and some concrete examples， the geoelectric models of sediments were built， then theoretical electrical resisitivity sections were calculated while marine multi-electrode resisitivity method was used to detect the gathering， leaking and erupting of fast or slow cold spring gas in seabed sediment. Compare the numerical simulation resisitivity images and experimental ones， some results have been generalized. In the detected section images of rapid cold spring. Gas bearing layer and leakage passages in different phases of leakage performanced for different anomaly resistivity image characteristics， but they were easy to identify. In the detected section images of slow cold spring， gas enrichment region in shallow sediment showed obvious high resistivity anomaly. As the gas leaked， abnormal area gradually disappeared. Two types of landforms formed by gas eruption process could also be reflected in the detected images. Marine multi-electrode resisitivity method was proved to be an effective method which could describe the gas bearing layer， leakage passage and spatial distribution of gas and liquid interface position with measured anomaly images．

cold spring; gas leakage; marine multi-electrode resistivity method; anomaly image

P738

A

0253-4193(2017)11-0085-12

尚可旭， 郭秀军， 吴景鑫， 等. 冷泉气体渗漏过程海洋多电极电阻率法探测效果模拟分析[J]. 海洋学报， 2017， 39(11):85-96，

10.3969/j.issn.0253-4193.2017.11.008

Shang Kexu， Guo Xiujun， Wu Jingxin， et al. Detecting cold spring gas leakage in seabed sediment with marine multi-electrode resistivity method: numerical simulation and experiment[J]. Haiyang Xuebao， 2017， 39(11):85-96， doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2017.11.008

2016-12-08；

2017-03-20。

国家自然科学基金重大科研仪器研制项目(41427803)；国家重点研发项目(2017YFC0307701)；国家自然科学基金项目(41772307)。

尚可旭(1991—)，男，山东省淄博市人，主要从事海洋探测技术研究。E-mail：475724806@qq.com

*通信作者：郭秀军，博士，教授。E-mail：guojunqd@ouc.edu.cn