Research progress on detection of carbon leakage by ocean bottom seismometer
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摘要: 海底碳封存是解决全球温室效应，提高碳汇的重要手段. 然而，海底碳封存会存在碳泄漏的风险，因此有必要对碳储层结构和海底碳泄漏进行监测. 其中，一种有效的监测手段是海底地震仪（OBS）多波多分量地震探测. 本文介绍了使用OBS探测技术对储层结构和海底地壳内流体的探测实例：主要包括二维、三维台阵OBS试验，使用的方法为走时反演、各向异性分析以及微地震方法. 使用OBS进行多波多分量地震探测有范围广、深度大、信噪比高、大偏移距的优点. 然而，目前二维和三维OBS探测建立的碳储层和碳泄漏模型分辨率还有待提高，可以通过使用密集台阵的方式来提高观测精度，或布设更优化的台阵来获得最佳分辨率. 随着碳中和目标的不断临近，各国碳封存的需求迫在眉睫. 因此，尽快发展OBS海底碳泄漏监测技术，保证碳封存方案的实施是尤为必要的.Abstract: Marine carbon geological storage is an important strategy to slow the global warming. However, Marine carbon geological storage may pose a risk of carbon leakage, so it is necessary to monitor the carbon storage structure and seafloor carbon leakage. One of the effective monitoring means is ocean bottom seismometers （OBS） multi-wave component seismic detection. This paper presents an example of reservoir structures and fluids within the seafloor crust using OBS detection technology. The content mainly includes two-dimensional and three-dimensional array OBS experiments, and the methods include traveltime inversion, anisotropy analysis and microseismic methods. OBS multi-component seismic detection has the advantages of wide range, large depth, high signal-to-noise ratio, and large offset. However, there is still room to improve the resolution of reservoir and leakage models established by 2D and 3D OBS inspections. The observation accuracy can be improved by using a dense array, or a more reasonable array method can be used to obtain the best resolution. As the goal of carbon neutrality draws nearer, the need for carbon sequestration in countries is imminent. Therefore, it is particularly necessary to develop OBS seabed carbon leakage monitoring technology as soon as possible to ensure the implementation of carbon sequestration programs.
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引言
碳封存是实现碳中和的重要手段之一，也是提高碳汇、减缓全球变暖的重要一环，海底碳封存作为新兴的碳封存手段，具有巨大的潜力（郝艳军，杨顶辉，2012；Qanbari et al，2012）。海底碳封存的具体做法是将CO2等温室气体捕获、压缩后注入高孔隙度和高渗透率的沉积层中（即海底碳储层）（钱伯章，2008；Eccles，Pratson， 2012；Leung et al，2014），其优势主要在于安全隐患小且泄漏时易于监测。海底碳储层发生泄漏的原因主要为：海底构造活动的不确定性和CO2的注入导致的孔隙压力增高或温度增高。CO2在海底泄露可能造成的危害有：① 造成沉积环境酸化；② 改变海水中元素的存在形式；③ 改变储层的溶解性和渗透性；④ 破坏海洋生态平衡（王建秀等，2013；王江海等，2015）。
海底碳储层泄漏在海底面表现为因塌陷而形成的麻坑构造，在沉积层内部表现为气烟囱构造，但并不是所有的气烟囱都会出露到海底表面形成麻坑构造（拜阳等，2014）。麻坑构造的位置和泄漏方式取决于盖层中的流体路径，由于地层中流体与周围岩层表现出不同的地震学特性，因此可以使用多波多分量海底地震的方法进行探测（钱伯章，2008）。具体探测过程如下：首先使用高分辨率的三维多波多分量海底地震仪（ocean bottom seismometers，缩写为OBS）台阵对潜在的气体泄漏区（气烟囱型麻坑构造）进行人工震源勘探，以获得高质量的地震纵、横波数据。通过走时层析成像、波形反演、各向异性分析等手段来获得气烟囱麻坑构造三维速度、泊松比、各向异性等高分辨率三维结构；然后基于三维结构探讨气烟囱的内部破裂特征，建立流体运移模型并计算流体通量； 最后，使用孔隙度-渗透率与气体运移的相互影响关系，结合气烟囱的结构特征来模拟并预测潜在的泄漏点并评估其环境影响。
本文拟采用文献综述和案例分析的方法，对利用海底地震仪（OBS）进行海底探测的方法在储层结构和海底地壳内流体探测中的应用实例进行分析，主要包括二维和三维台阵OBS试验实例，总结OBS探测技术在海底碳封存试验中的优势和挑战，以期为OBS海底碳泄漏监测技术发展提供借鉴。
1. 海底碳储层结构和流体泄漏探测的常用方法
被封存在海底碳储层中的温室气体，其存在形式分为四种：① 以超临界态游离于储层；② 以残余气的形式束缚于孔隙；③ 溶解于地下流体；④ 与原生矿物发生化学反应形成次生矿物（IPCC，2005；王建秀等，2013）。为精确探测海底碳储层，通常利用地震学方法来揭示其内部结构的物理性质和运动学特征，人工源和被动源地震方法是探测地下流体构造的常用方法，本节将重点介绍反射地震法、地震层析成像、地震各向异性、被动源地震方法在海底碳储层和流体泄漏探测方面的应用及优势。
表 1 流体探测常用地震方法的特点Table 1. Characteristics of commonly used seismic methods for fluid detection研究方法 震源类型 特点和作用 二维/三维反射地震方法 人工震源 分辨率较高，探测地下结构性质和内部结构 延时地震 人工震源 评估地下流体随时间变化特征，推测流体运移特征 地震层析成像 人工震源和天然地震 分辨率较低，可确定地下构造及周边环境纵、横波速度结构 剪切波分裂 人工震源和天然地震 使用P/S转换波 地震衰减 人工震源和天然地震 地震衰减的各向异性，需使用不同频率的震源来区分地下结构的性质 微地震方法 天然地震 使用微地震作为被动震源，可以获得断裂构造的活动性和空间展布 1.1 海底反射地震法
地震反射波勘探作为探测研究地壳浅部结构与构造的一种有效技术手段，具有分辨率高，对近地表结构和构造的成像效果较好等特点（杨文采等，2007；黄绪德，杨文霞，2008）。本文介绍的反射地震法主要指将检波器放置在海底的反射地震探测，可以同时记录P波和S波数据。通过P波可在流体中传播而S波不能来区分介质是流体还是固体，该方法不仅能够对潜在的气体运移路径进行成像，还可以检测气体聚集带。多波多分量海底反射地震勘探方法充分利用S波和P波以及转换波信息，可提高探测结果的精度和分辨率，也可为地震资料解释施加更多的数据约束，更好地判定隐伏断层（Jannane et al，1989；刘保金等，2012）。本节以二维、三维反射地震和延时地震方法为例具体介绍。
1.1.1 二维和三维反射地震方法
二维反射地震方法的检波器以单线或双线形式排列，而三维反射地震方法利用的是面线采集，测线密度更高，获得的信息量也更为丰富（Cartwright，Huuse，2005；Cartwright et al，2007）。检波器记录的地震波信号与震源特性、检波器位置、地震波经过的岩层物理性质有关。通过对地震记录进行处理和解释，绘制出时间（深度）与距离的地震剖面，进而可以推断地下岩层的性质和形态。而三维地震数据分析则大大提高了对地下流体运移特征的认识，是成像气体聚集区、气体水合物系统和流体运移结构（如气烟囱）的有效方法（Løseth et al，2009；Andresen，2012；Karstens，Berndt，2015）。在只有二维地震数据的研究区，对二维数据进行三维化应用（Planke et al，2009）也可以显著提高最终结果的质量，但在采集期间需要收集拖缆位置变化的信息（Whiteside et al，2013）或根据数据进行估算（Lay，Vardy，2018）。
在挪威北海的Scanner麻坑构造区进行的二维反射地震试验也得到了不同深度的结构成像（Bull et al，2018）。其方法是通过提高震源的频率和缩短放炮间隔获得较高的垂向和横向分辨率。使用震源频率为数千赫兹的海面电火花震源和深拖电火花震源，较好地成像出低频震源无法揭示的浅层精细特征，例如麻坑内的沉积物坍塌或侧翼坍塌，流体向麻坑底部的迁移等。因此，使用不同频率震源的高分辨率二维反射地震方法进行多频率探测可以为传统三维反射地震方法数据作补充，有助于更好地了解气烟囱内部结构特征。
1.1.2 延时地震法
延时地震成像是指不同时间段在同一位置采集地震数据，以评估储层结构随时间的变化。流体运移引起的储层结构变化可能会改变储层中温度、孔隙度、压力和流体饱和度等特性，引起岩石的弹性和应力应变特征的改变，从而导致地震响应的变化（Johnston，2013）。这种随时间变化的地震响应可用于更好地解释流体运移特征，并为多相热-水-力学模拟提供约束。
监测储层和盖层潜在泄漏的关键是识别地下流体流动系统随时间的变化。延时地震测量可获得地下结构不同时刻的地震响应，相同构造单元的精细结构可以对照分析，其差异则显示出了地下结构随时间的变化。当沉积物分层良好且未受干扰时，不同时刻地下结构的可对比性较好。然而，由于气烟囱的结构通常更加复杂，可对比性较差，解释不同延时测量的变化时要更加仔细（Waage et al，2019）。
海底节点（ocean bottom nodes，缩写为OBN）地震是近年来倍受青睐的观测方法。主要是将检波器或地震仪布设到海底，开展长期数据采集，并通过电缆实时传回海面船载服务器或定期回收地震仪获取数据，建立地下CO2三维分布模型。通过长期连续观测建立流体运移模型，预测CO2流体运移范围，圈定潜在碳泄漏区域。以墨西哥湾Holstein深水油田和挪威Valhall油田为例对延时地震法的应用进行介绍。
墨西哥湾Holstein深水油田最早开展了延时地震监测，2001年第一次观测得到研究区地震数据，2006年对该区域再次观测，对比两次地震的振幅切片（图1），结果显示原含油区域已变为含水区域，揭示出油气开发过程中流体空间运移及剩余油藏分布情况（Ebaid et al，2008）。
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图 1 墨西哥湾Holstein油田开发延时地震监测应用（a） 2001年首次地震探测获得的含油气储层地震振幅切片，图中白线为起始的油水接触界面，红色区域为含油区，蓝色区域为 含水区；（b） 2006年第二次地震探测获得的含油气储层地震振幅切片，橙色线为新的油水接触界面（van Gestel et al，2008）。Figure 1. Real-time delay seismic monitoring of Holstein oil field development in the Gulf of Mexico（a） Seismic amplitude slice of oil and gas reservoir obtained by the first seismic detection in 2001，the white line in the figure is the initial oil-water contact interface，the red area is the oil-bearing area，and the blue area is the water-bearing area；（b） Seismic amplitude slice of oil and gas reservoir obtained by the second seismic detection in 2006，the orange line is the new oil-water contact interface （van Gestel et al，2008）Valhall油田位于挪威北海南部。从2003年开始对该油田开展了海底地震长期监测，在海底布设了120 km的海底电缆，包括2 500个节点，建立了“LoFS系统”（life of field seismic project）。每个节点由三分量的地震检波器和水听器组成，节点间距为50 m，电缆间距为300 m。2003—2009年共进行了13次主动源地震观测（图2）（van Gestel et al，2008）。
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图 2 挪威北海Valhall油田永久式海底电缆长期观测结果（a） Valhall油田海底电缆分布示意及LoFS1与LoFS6，LoFS8，LoFS10地震观测振幅差异；（b） 第一次观测LoFS1与LoFS2，LoFS3， LoFS4和LoFS5地震观测双程走时差异（van Gestel et al，2008）Figure 2. Long-term observation of permanent seabed cable in Valhall oil field in the North Sea of Norway（a） Schematic diagram of subsea cable distribution of Valhall oilfield and amplitude difference of seismic observation of LoFS1 and LoFS6，LoFS8，LoFS10；（b） Double travel time difference of seismic observation of LoFS1 and LoFS2，LoFS3，LoFS4 and LoFS5 for the first obser vation LoFS1（van Gestel et al， 2008）时延地震技术通过比较分析以及计算机模拟来揭示出储层动态变化，已为油气行业的有效开发提供了动态的、可持续的信息保障。时延地震技术在CO2的地质储存和CO2注入量评估等方面也具有巨大潜力。
1.2 地震层析成像
地震走时层析成像涉及数据采集、数据处理和成果解释三个方面，是一种反演技术。主要通过对反射波、折射波的走时反演来确定沉积层速度结构（Hobro et al，2005）。走时层析成像方法分为各向同性层析成像各向异性层析成像（Zelt，Barton，1998；Dunn et al，2005）。走时层析成像方法的分辨率相对较低，分辨率与炮点间距和检波器间距相关，且需由模型参数决定。利用走时层析成像可以粗略确定海底流体以及周边环境的纵横波速度结构，定位含气区域、刻画气烟囱状构造的形状、确定裂隙的存在性及特征（Dunn，Toomey，2001；刘斌，张衡，2018）。
1.3 地震各向异性
地震各向异性方法利用地震传输信号的方向相关性（Hudson，1981；Thomsen，1995）。地震波的偏振方向、传播速度等观测结果可以反映地下矿物性质、各向异性介质的内部结构、地下物质流动和运移等信息。地震波各向异性对于揭示地下构造起着越来越重要的作用，有助于了解在沉积环境下的裂隙及气烟囱的构造方向、大小、体积密度以及连通性。
当观测频带宽度较窄时，使用地震各向异性方法预测的裂隙特征可能存在多解，因为少量大裂隙与大量小裂隙在介质中表现出相似的各向异性（Maultzsch et al，2003）。因此可以使用多频率的方法来研究各向异性，该方法可推断裂隙长度和流体饱和度等属性（Chapman，2003；Jakobsen，Chapman，2009）。在研究饱和度对地质体（已知裂隙密度和方向）各向异性和衰减的影响时，为测量稳定渗透率，应使用试验室和实测数据拟合较好的模型（Bale et al，2009）。Scanner麻坑的各向异性试验中，为获得更准确的各向异性结构，使用了不同频率的地震源（Bayrakci et al，2021），频率范围为约10 Hz至2 000 Hz，该宽带数据集用于测量频率相关各向异性可以增强裂隙特征。此外，为实现最大方位覆盖，OBS台阵在麻坑中多个方位均有布设。
1.3.1 剪切波分裂
使用剪切波分裂（shear wave splitting，缩写为SWS）方法测量地震走时各向异性可以确定断裂方向和断裂密度（Crampin，1985）。浅层沉积物中的SWS分析通常使用P-S转换波。当剪切波进入各向异性介质（如垂向裂隙沉积物）时，S波分裂为两个分量。分裂S波在各向异性介质中传播，随后沿垂向极化，导致检测到的到达时间与信号振幅之间存在差异（Lynn，Thomsen，1990；Thomsen，1999；Tsvankin et al，2010）。在径向分量上观察到不同S波之间的时间延迟以及切向分量上观察到的振幅零点，可揭示各向异性系数和介质主应力场的方向（Bale et al，2009）。
1.3.2 地震衰减
SWS方法针对闭合和未闭合的裂隙都可以获得S波速度各向异性，而衰减各向异性只对未闭合裂隙和其中存在的流体敏感（Worthington，Hudson，2000；Chapman，2009）。地震衰减主要通过散射和波致流体流动引起（Baird et al，2013）。Scanner麻坑中进行的一系列地震试验中曾使用地震衰减和衰减各向异性分析的方法（Harrington，Brodsky，2007）分析地下裂隙结构。由于排列不均匀性引起的地震波散射长期以来被认为与频率有关（Shapiro，Hubral，1995；Werner，Shapiro，1999），因此与走时各向异性相同，需要使用不同频率的震源来区分不同尺度裂隙结构。
1.4 微地震方法
当使用OBS在地震活动区开展长期观测时，可以记录到多种微地震信号。使用这种方法检测到的各种事件可以以时间尺度来划分：① 持续时间短的事件（＜1 s），类似于在气体渗流区检测到的事件（Tary et al，2012；Bayrakci et al，2014，2021；Batsi et al，2019），可能代表倒塌或形成小麻坑；② 中等持续时间事件（1—10 s），与火山构造震颤相当（Latter，1981；Harrington，Brodsky，2007），可能代表浅层地下裂隙中的流体运移；③ 持续时间长的事件（数天），可能由海底气体溢出导致。在Scanner麻坑处通过记录甲烷排放和地下流体运移相关的微地震活动，来量化通过气烟囱到海底的气体流量。微地震事件可能与局部潮汐周期有关，表明潮汐可能影响流体从海底贮水层到海底的过程。如果地震活动是深度流体运移的结果，则可以研究盖层或覆盖层下方的流体运移状态（Robinson et al，2021）。在尼日尔河三角洲东部边界也有使用OBS检测微地震活动性来判断海底气体自然泄漏过程的实例（Sultan et al，2011）（图3d）。
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图 3 在全球开展的海底碳储层及流体调查分布图（a） 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘麻坑构造电磁和OBS联合探测（Goswami et al，2015）；（b） 挪威Nyegga麻坑构造OBS探测（Plaza-Faverola et al，2008）；（c） STEMM-CCS计划，在北海分析了一个麻坑构造中独特的主动源地震各向异性（Bayrakci et al，2021）；（d） 尼日尔河三角洲天然气水合物微地震探测（Sultan et al，2011）；（e） 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘天然气水合物探测（Chabert et al，2011）；（f） 2009年广州海洋地质调查局南海北部陆坡天然气水合物地震调查（沙志彬等，2014）Figure 3. A global distribution map of seabed carbon reservoir and fluid surveys（a） Electromagnetic and OBS joint exploration of pockmark structure on the western margin of Svalbard Islands （Goswami et al， 2015）；（b） OBS exploration of Nyegga pockmark structure in Norway （Plaza-Faverola et al，2008）；（c） STEMM-CCS project，analyzing the unique active source seismic anisotropy in a pockmark structure in the North Sea （Bayrakci et al，2021）；（d） Microseismic exploration of natural gas hydrate in Niger Delta （Sultan et al，2011）；（e） Natural gas hydrate exploration on the western margin of Svalbard Islands （Chabert et al，2011）；（f） Seismic survey of natural gas hydrate on the northern slope of the South China Sea by Guangzhou Marine Geological Survey Bureau in 2009 （Sha et al，2014）2. OBS海底碳储层及流体探测研究实例
OBS对海底碳储层的地下分布探测及在碳泄漏探测中的运用，目前实例较少，本文将对前人利用OBS对海底流体探测的实例进行介绍（图3，表2）。
表 2 使用OBS进行海底碳储层及泄漏探测实例Table 2. Examples of submarine carbon reservoir and leakage detection using OBS时间 探测区域 研究方法 来源 2008 北极地区，斯瓦尔巴特群岛
西部大陆边缘二维台阵与三维台阵结合：南部选择两个目标区分别布设四
台和三台OBS；北部则选择一条线上三个目标区，每个目标
区布设两台OBS，使用射线追踪对五个目标区进行正演模拟Plaza-Faverola等（2008） 2009 挪威中部边缘，Nyegga麻坑 布设二维台阵，两条测线分别沿线布设2台和3台OBS，
通过走时反演得到P波速度模型Chabert等（2011） 2011 尼日尔河三角洲东部边界 断层周围布设OBS以监测微地震活动性，微地震事件信号由
三分量检波器监测，水中较大振幅事件由水听器监测Sultan等（2011） 2012 中国南海北部大陆坡 使用20台OBS布设三维台阵，走时反演得到纵横波速度模型，
建立反射剖面和层位模型沙志彬等（2014） 2015 斯瓦尔巴特群岛西部
边缘Vestnesa脊布设两台OBS，使用走时反演方法得到P波速度模型 Goswami等（2015） 2021 挪威北海麻坑 布设三维台阵，横向剪切波分裂方法、地震衰减方法及微地震
方法研究麻坑构造下各向异性Bayrakci等（2021） 2.1 国外研究现状
2.1.1 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘天然气水合物探测
Chabert等（2011）于2008年在沿斯瓦尔巴特群岛西部大陆边缘使用OBS进行了天然气水合物探测试验（图3e），记录到沉积层中浅部数百米的P波和S波反射震相，基于射线追踪和正演模拟的方法，定量研究了海底水合物或气体存在的甲烷（Dickens，1999；Chabert et al，2011）。
选择位于南部气体水合物稳定区内的S2目标区和位于边缘的S1目标区分别布设4台和3台OBS，北部选择N1，N2和N3的3个目标区各部署2台OBS （Chabert et al，2011）。N3最深，该站位曾观察到清晰的似海底面反射（bottom simulating reflectors，缩写为BSR）；N2深度约860 m，位于堆叠的冰川-海洋沉积物之上；N1最浅，位于大陆架上。
OBS台站布设间距为200 m，使用人工震源在多个方向激发，间隔为12.5 m。震源包括两个容量为2458.05 cm3 （150立方英寸）的GI气枪。放炮测线的水深变化从洋盆的1 280 m到大陆架的约300 m。
使用13台OBS对5个目标区的P波和S波速度结构进行正演模拟。在所有台站均观察到P波反射震相，地震剖面显示在最深位置处出现较大的速度变化（图4），表明在沉积物孔隙中存在大量的气体水合物和自由气体（Westbrook et al，2009），呈现出清晰的BSR特征。P波速度模型显示，在BSR以上的气体水合物分布未呈现出很强的横向变化。尤其是N3处P波模型显示BSR之下有一层均匀的气体，而在N2和S2目标区中气体含量低得多。当比较岩性相似的N2与S2，S1与N1目标区时，速度模型显示出在南部的S1，S2点P波速度较低，其原因可能是边缘岩性或压实的变化。富气区的顶部表现为：在P波速度存在明显的低速区，而S波速度未显示出低速区。在BSR上方和下方变化显著，证实了沉积物中气体水合物和自由气体的存在（Zelt，Smith，1992；Zelt，Barton，1999）。
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图 4 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘天然气水合物探测主要结果（a） N3目标区P波和S波二维速度结构剖面；（b−f） N1，N2，N3，S1及S2目标区的P波和S波一维速度结构（Chabert et al，2011）Figure 4. Main results of natural gas hydrate detection in the western Marginal area of the Svalbard Islands（a） Two-dimensional velocity structure profiles of P-wave and S-wave in N3 target area；（b−f） One-dimensional velocity structures of P-wave and S-wave in N1，N2，N3，S1 and S2 target areas （Chabert et al， 2011）2.1.2 挪威Nyegga麻坑构造OBS探测
Plaza-Faverola等（2010）在挪威中部边缘的研究区，使用2006年在该地区调查获得的高分辨率单通道地震（SCS）、海底地震仪（OBS）和温盐深度剖面仪数据（Bünz et al，2005；Mienert et al，2006），对Nyegga麻坑构造进行了分析，基于OBS数据走时反演的方法得到了Nyegga下浅层海床的详细P波模型（Plaza-Faverola et al，2010），并探测出两个不同深度的气体聚集区。
OBS布设于斯托雷加滑坡北侧以北的研究区，5台OBS分两列呈东西向排布（图3b）。其中使用了5台OBS的数据，包括3H和6H台站的水听器组件和1Z、4Z和5Z台站的垂向水听器组件的数据。地震数据采集的来源包括主频率为80 Hz，容量为737.415 cm3 （45立方英寸）和1720.635 cm3 （105立方英寸）的两台气枪。11 s间隔等时激发，激发间距约22 m。
通过一维P波速度模型发现研究区下方存在两个低速带。由OBS数据走时反演得到二维和三维速度模型，显示低速区与高振幅区重合，表明该区域附近存在两个明显的海底气体聚集区（图5）（Hustoft et al，2007）。P波速度模型与二维和三维地震地层相结合，能够评估流体或气体地下地表的分布、迁移路径以及地质控制因素（Plaza-Faverola et al，2010）。上部气体聚集区发生在海底以下250—300 m的沉积层中，而较深的气体聚集区在海底以下400—450 m 之间（Hamilton，1979）。
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图 5 挪威Nyegga麻坑五个OBS台站的P波速度模型浅绿色区域表示低速带区域，在所有模型中都存在最浅低速区，而最深的低速区只出现在3H，1Z和6H中（Plaza-Faverola et al，2010）Figure 5. P-wave velocity models of five OBS stations in Nyegga pockmark，NorwayThe light green area indicates the low-velocity zone， All models have the shallowest low-velocity zone （LVZ1），and the deepest low-velocity zone （LVZ2） only appears in 3H，1Z and 6H （Plaza-Faverola et al，2010）2.1.3 尼日尔河三角洲天然气水合物微地震探测
Sultan等（2011）在尼日尔河三角洲东部边界（图3d）使用OBS监测微地震活动性，来确定断层与流体泄漏之间的关系，分析气体水合物动力学特征。
为确保检测到东部主要断层周围微地震的活动性，在研究区部署了压力计以及10台OBS，用天然震源的方式监测断层周围的微地震信号，在约60天的记录中，OBS测量记录到数个流体泄漏事件。该试验中，投放后有部分仪器过早停止记录，大多仅为14和28天内的事件，单个地震仪记录到68—652个事件，但同一事件没有同时被多个仪器记录到。
多个脉冲信号可能由一个特殊事件导致，每个脉冲信号的持续时间小于300 ms，频率在10—30 Hz之间；峰值振幅变化极大，在0.5—20 μm/s之间（图6）。相比之下，在其它研究中，震中距为几十千米的天然地震，振幅可达每秒几十微米。脉冲信号可由所有的检波器组件检测到，水听器上只能检测到水中振幅最大的脉冲信号。Tary等（2012）关于马尔马拉海的类似信号研究认为，这些脉冲信号似乎与海底或近地下的气体自然泄漏过程有关（Sultan et al，2011）。
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图 6 尼日尔河三角洲OBS试验中部分OBS台站记录到的脉冲信号（Sultan et al，2011）Figure 6. Pulse signals recorded by some OBS stations during the OBS trial in the Niger River Delta （Sultan et al，2011）2.1.4 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘麻坑构造电磁和OBS联合探测
Goswami等（2015）在斯瓦尔巴特群岛西部边缘Vestnesa脊麻坑内开展的电磁和地震联合研究中利用OBS走时反演的方法得到P波速度模型并找到了BSR。该研究共使用两台OBS （OBS5和OBS8），其中，OBS8布放在Vestnesa脊的西南侧，用来确定沉积物的速度结构，以避免麻坑和下方裂隙结构的影响，OBS5布放在麻坑内（图3a）（Minshull et al，2005），与OBS8形成对照。使用容量为737.415 cm3（45立方英寸）的 GI气枪震源获得高分辨率地震数据，反演得到P波速度模型。
OBS8数据质量较好（图7b），可拾取海底面以下700 ms的一系列反射震相（Zelt，Smith，1992），获得了可靠的P波速度模型。在BSR以上，P波速度随深度增加而增大，从海底面的1.51 km/s到BSR的1.88 km/s，在BSR以下，P波速度降至1.7 km/s，显示出低速异常（图7a），表明可以通过P波速度确定出BSR的埋深。来自被布放在麻坑中的OBS5的数据（图7b，c）也发现P波速度降低，存在低速层，进一步验证了可通过P波速度揭示海底碳储层的位置。
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图 7 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘麻坑构造电磁和OBS联合探测（a） OBS8下方P波速度结构，黑色实线表示OBS下方的一维P波速度，虚线表示在N3目标区的一维P波速度结构（Chabert et al，2011），绿色实线表示陆地沉积物标准P波速度结构（Goswami et al，2015）；（b−c） OBS8和OBS5的地震记录，数据采用角频率分别为10，20，250和300 Hz的梯形带通滤波器进行滤波，红色圆圈为到时；（d） OBS8和OBS5的反演速度模型；（e） 地震反射数据与图（d） 叠加出的低速带Figure 7. Electromagnetic and OBS joint exploration of pockmark structures at the western margin of Svalbard Island（a） P-wave velocity structure below OBS8，black solid line represents the one-dimensional P-wave velocity below OBS，dashed line represents the one-dimensional P-wave velocity structure in the N3 target area by Chabert et al （2011），green solid line represents the standard P-wave velocity structure of terrestrial sediments （Goswami et al，2015）；（b-c） Seismic records of OBS8 and OBS5 respectively，the data are filtered with a trapezoidal band-pass filter with angular frequencies of 10，20，250 and 300 Hz respectively，red circles indicate arrival times；（d） Inverted velocity models of OBS8 and OBS5；(e) A low velocity zone reflected by seismic reflection data superimposed on fig.(d)2.1.5 欧盟STEMM-CCS计划
STEMM-CCS是欧盟第一个CO2储藏的研究项目，为海洋碳捕获和储存的所有阶段提供理论和方法支持。该项目在挪威北海枯竭天然气储层开展了CO2封存和泄漏监测试验，该试验将为测试CO2泄漏检测、量化CO2泄漏、评估和缓解可能造成的危害提供理论和技术支持（Europa，2022）。
Bayrakci等（2021）基于STEMM-CCS计划，使用主动源OBS探测，采集了Scanner麻坑中的多波多分量地震数据，使用SWS方法验证了麻坑下方方位各向异性的存在（Bayrakci et al，2021）。Scanner麻坑深22 m，长900 m，宽450 m，存在明显的气体泄漏，为典型的气烟囱构造。该试验布设了25台OBS，其中18台OBS呈同心圆状布放在麻坑周围，台站间距为200 m，7台OBS布放在麻坑外较远位置作为对照。震源使用GI气枪，放炮间隔为8 s，间距约为18.5 m （船速4.5节时，图3c）。
各向异性研究结果表明，在两台相邻的OBS （OBS1和OBS8）上可观察到清晰的剪切波分裂现象（图8a，b）。在径向和切向分量的地震剖面上，浅表层海底面以下4—5 m处可识别出P-S转换波（对应双程走时55—65 ms），切向分量的振幅在方位角为70°和160°时为零，为各向异性的对称轴，并显示出潜在的断裂方向（图8）。结合地震反射剖面以及岩芯的数据，可推测海底沉积物浅表层内部流体路径的性质，这也是第一次在非常浅的地层中发现由于甲烷泄漏形成的各向异性结构（Bayrakci et al，2021）。
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图 8 欧盟STEMM-CCS在挪威北海研究甲烷储层泄漏的各向异性试验（a） OBS1和（b） OBS8径向分量和切向分量地震记录，左图红色箭头表示径向地震图上c波相位的到达时间，红线表示由于振铃而导致的事件观测幅度最高的时间，右图中红色箭头表示在90°间隔时的极性变化；（c） Scanner麻坑水平应力分布，蓝色箭头表示区域水平应力最大值（σ1）和最小值（σ3），黄色箭头表示由高孔隙流体压力引起的局部应力条件，红色虚线表示观察到的气体的方向；（d） 麻坑下方不同界面气体聚集（红色区域）分布（Bayrakci et al，2021）Figure 8. EU STEMM-CCS anisotropy experiment on methane reservoir leakage in the North Sea of NorwayRadial and tangential component seismic records of OBS1 (a) and OBS8 (b)，the red arrow in the left figure indicate the arrival time of the c-wave phase on the radial seismic map，the red line indicates the time when the event observation amplitude is highest due to ringing，and the red arrow in the right figure indicate the polarity change at 90° intervals；（c） Scanner pockmark horizontal stress distribution map， blue arrow indicates regional maximum （σ1） and minimum （σ3） horizontal stress，yellow arrow indicates local stress conditions caused by high porosity fluid pressure，red dashed line indicates the direction of gas observed in the middle；（d） Gas accumulation distribution at different interfaces below the pockmark， indicated in red （Bayrakci et al，2021）2.2 国内研究现状
广州海洋地震调查局在中国南海北部大陆坡潜在天然气水合物矿藏区使用OBS主动源探测方法开展了一系列调查工作（Sha et al，2015）。2004年，广海局与德国基尔大学 Leibniz海洋科学研究所合作，在南海北部布设海底地震仪，首次发现可燃冰“冷泉”喷溢形成的巨型碳酸盐岩，证实了该海域陆坡浅表层存在天然气水合物（钱伯章，朱建芳，2008）。2006年，广海局于南海北部陆坡利用海底高频地震仪（HF-OBS）进行了采集试验，并利用纵横波联合走时反演获得了该区域内含天然气水合物层的纵横波速度结构，提高了识别天然气水合物的准确性（沙志彬等，2014）。
2009年广州海洋地质调查局“奋斗四号”地震调查船对南海北部陆坡的前端研究区展开调查，共投放20台OBS，实际回收13个，考虑其海底耦合度影响，选择相对平缓的区域进行布设，投放间隔不大于300 m （图3f）（沙志彬等，2014）。
为获得较好的纵横波速度信息，首先根据三维地震反射数据的成像结果建立地层模型，然后对OBS采集的共检波点道集数据进行相干速度反演，以研究OBS位置之下浅层沉积的声波速度特征。通过结合地层反射模型和纵横波速度变化结构，找到BSR的层位（图9），在BSR之下的纵横波速度都是下降的，下降幅度受孔隙度约束。
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图 9 中国南海北部大陆坡地震反射数据及纵横波速度结构反演效果图（沙志彬等，2014）Figure 9. Inversion effect of seismic reflection data and P-wave and S-wave velocity structure on the northern continental slope of the South China Sea （Sha et al，2014）在同一区域广州海洋地震调查局于2012年再次展开调查，沿18.7 km的测线布设了24台OBS，最终成功回收了19台（图3f）。通过使用一阶表面多次波镜像成像，再利用震相叠加的手段弥补丢失的台站数据，使缺失的台站任能得到一致的结果（Sha et al，2015）。
3. 讨论与结论
通过对以上应用OBS开展海底碳储层和泄漏的探测实例的分析和探讨，验证了OBS在精确探测海底气体及水合物流体路径以及储层中的重要作用。OBS设备的优势在于：① 与传统的地震方法相比，使用地震检波器直接布设于海底的方法可以获得水听器、垂向分量和两个水平分量共四个分量的大偏移距地震数据（Petersen et al，2007）；② 探测范围广，可以接收到来自水合物层位的反射S波，利用S波特征研究水合物的各向异性，减少了传统地球物理反演方法的多解性，能揭示更为丰富的地层结构；③ 由于直接接触海底，探测过程中受干扰小且信噪比高。
用地震手段观测海底流体时，对于稳定储层，一般建立P波速度模型来寻找储层P波速度特征，结合三维地震分析其S波模型以及速度-整幅异常结构也可用于印证富气区特征（Plaza et al，2010）。对于发生泄漏的区域，可通过微地震方法分析其泄漏过程。也可通过地震各向异性的方法，判断是否存在气体通道并分析其断裂方向（Bayrakci et al，2021）。
稳定存在的海底碳封存储层的特征有：① 一般封存于孔隙度和渗透率较高的沉积岩层中；② 从目前探测的案例来分析，稳定的储层应具有低温高压的环境，以CO2气体为例，浅至中层的储层的CO2具有浮力，可能会沿断层或者麻坑构造泄漏（图10）（Metz et al，2005；Eccles，Pratson，2012；Li et al，2013）；③ BSR是含有水合物储层的重要标志，在水合物的形成过程中，水合物填充了沉积层中间的孔隙，形成了胶结程度高的盖层，导致P波速度提高，下伏含气或含水的低速储层出现类似海底反射的特征（沙志彬等，2014）。
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图 10 不同深度海底碳储层及泄漏特征示意图Figure 10. Schematic diagram of seabed carbon reservoir and leakage characteristics at different depths由于目前OBS应用于海底流体探测的实例较少，研究方法和数据处理手段仍有待推进，对于如何更精确地探测海底流体构造仍存在一些难题：比如，二维和三维OBS探测建立的储层和泄漏模型分辨率有待提高，可以通过使用密集台阵的方式来提高观测精度，或通过合理布设台阵以获得最佳分辨率。未来或许应发展四维海底地震电缆来实时监测碳储层结构的特征变化，提高潜在碳泄漏点的可预测性，更好地实现提高碳汇的目标。
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图 4 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘天然气水合物探测主要结果
（a） N3目标区P波和S波二维速度结构剖面；（b−f） N1，N2，N3，S1及S2目标区的P波和S波一维速度结构（Chabert et al，2011）
Figure 4. Main results of natural gas hydrate detection in the western Marginal area of the Svalbard Islands
（a） Two-dimensional velocity structure profiles of P-wave and S-wave in N3 target area；（b−f） One-dimensional velocity structures of P-wave and S-wave in N1，N2，N3，S1 and S2 target areas （Chabert et al， 2011）
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图 1 墨西哥湾Holstein油田开发延时地震监测应用
（a） 2001年首次地震探测获得的含油气储层地震振幅切片，图中白线为起始的油水接触界面，红色区域为含油区，蓝色区域为 含水区；（b） 2006年第二次地震探测获得的含油气储层地震振幅切片，橙色线为新的油水接触界面（van Gestel et al，2008）。
Figure 1. Real-time delay seismic monitoring of Holstein oil field development in the Gulf of Mexico
（a） Seismic amplitude slice of oil and gas reservoir obtained by the first seismic detection in 2001，the white line in the figure is the initial oil-water contact interface，the red area is the oil-bearing area，and the blue area is the water-bearing area；（b） Seismic amplitude slice of oil and gas reservoir obtained by the second seismic detection in 2006，the orange line is the new oil-water contact interface （van Gestel et al，2008）
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图 2 挪威北海Valhall油田永久式海底电缆长期观测结果
（a） Valhall油田海底电缆分布示意及LoFS1与LoFS6，LoFS8，LoFS10地震观测振幅差异；（b） 第一次观测LoFS1与LoFS2，LoFS3， LoFS4和LoFS5地震观测双程走时差异（van Gestel et al，2008）
Figure 2. Long-term observation of permanent seabed cable in Valhall oil field in the North Sea of Norway
（a） Schematic diagram of subsea cable distribution of Valhall oilfield and amplitude difference of seismic observation of LoFS1 and LoFS6，LoFS8，LoFS10；（b） Double travel time difference of seismic observation of LoFS1 and LoFS2，LoFS3，LoFS4 and LoFS5 for the first obser vation LoFS1（van Gestel et al， 2008）
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图 3 在全球开展的海底碳储层及流体调查分布图
（a） 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘麻坑构造电磁和OBS联合探测（Goswami et al，2015）；（b） 挪威Nyegga麻坑构造OBS探测（Plaza-Faverola et al，2008）；（c） STEMM-CCS计划，在北海分析了一个麻坑构造中独特的主动源地震各向异性（Bayrakci et al，2021）；（d） 尼日尔河三角洲天然气水合物微地震探测（Sultan et al，2011）；（e） 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘天然气水合物探测（Chabert et al，2011）；（f） 2009年广州海洋地质调查局南海北部陆坡天然气水合物地震调查（沙志彬等，2014）
Figure 3. A global distribution map of seabed carbon reservoir and fluid surveys
（a） Electromagnetic and OBS joint exploration of pockmark structure on the western margin of Svalbard Islands （Goswami et al， 2015）；（b） OBS exploration of Nyegga pockmark structure in Norway （Plaza-Faverola et al，2008）；（c） STEMM-CCS project，analyzing the unique active source seismic anisotropy in a pockmark structure in the North Sea （Bayrakci et al，2021）；（d） Microseismic exploration of natural gas hydrate in Niger Delta （Sultan et al，2011）；（e） Natural gas hydrate exploration on the western margin of Svalbard Islands （Chabert et al，2011）；（f） Seismic survey of natural gas hydrate on the northern slope of the South China Sea by Guangzhou Marine Geological Survey Bureau in 2009 （Sha et al，2014）
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图 5 挪威Nyegga麻坑五个OBS台站的P波速度模型
浅绿色区域表示低速带区域，在所有模型中都存在最浅低速区，而最深的低速区只出现在3H，1Z和6H中（Plaza-Faverola et al，2010）
Figure 5. P-wave velocity models of five OBS stations in Nyegga pockmark，Norway
The light green area indicates the low-velocity zone， All models have the shallowest low-velocity zone （LVZ1），and the deepest low-velocity zone （LVZ2） only appears in 3H，1Z and 6H （Plaza-Faverola et al，2010）
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图 6 尼日尔河三角洲OBS试验中部分OBS台站记录到的脉冲信号（Sultan et al，2011）
Figure 6. Pulse signals recorded by some OBS stations during the OBS trial in the Niger River Delta （Sultan et al，2011）
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图 7 斯瓦尔巴特群岛西部陆缘麻坑构造电磁和OBS联合探测
（a） OBS8下方P波速度结构，黑色实线表示OBS下方的一维P波速度，虚线表示在N3目标区的一维P波速度结构（Chabert et al，2011），绿色实线表示陆地沉积物标准P波速度结构（Goswami et al，2015）；（b−c） OBS8和OBS5的地震记录，数据采用角频率分别为10，20，250和300 Hz的梯形带通滤波器进行滤波，红色圆圈为到时；（d） OBS8和OBS5的反演速度模型；（e） 地震反射数据与图（d） 叠加出的低速带
Figure 7. Electromagnetic and OBS joint exploration of pockmark structures at the western margin of Svalbard Island
（a） P-wave velocity structure below OBS8，black solid line represents the one-dimensional P-wave velocity below OBS，dashed line represents the one-dimensional P-wave velocity structure in the N3 target area by Chabert et al （2011），green solid line represents the standard P-wave velocity structure of terrestrial sediments （Goswami et al，2015）；（b-c） Seismic records of OBS8 and OBS5 respectively，the data are filtered with a trapezoidal band-pass filter with angular frequencies of 10，20，250 and 300 Hz respectively，red circles indicate arrival times；（d） Inverted velocity models of OBS8 and OBS5；(e) A low velocity zone reflected by seismic reflection data superimposed on fig.(d)
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图 8 欧盟STEMM-CCS在挪威北海研究甲烷储层泄漏的各向异性试验
（a） OBS1和（b） OBS8径向分量和切向分量地震记录，左图红色箭头表示径向地震图上c波相位的到达时间，红线表示由于振铃而导致的事件观测幅度最高的时间，右图中红色箭头表示在90°间隔时的极性变化；（c） Scanner麻坑水平应力分布，蓝色箭头表示区域水平应力最大值（σ1）和最小值（σ3），黄色箭头表示由高孔隙流体压力引起的局部应力条件，红色虚线表示观察到的气体的方向；（d） 麻坑下方不同界面气体聚集（红色区域）分布（Bayrakci et al，2021）
Figure 8. EU STEMM-CCS anisotropy experiment on methane reservoir leakage in the North Sea of Norway
Radial and tangential component seismic records of OBS1 (a) and OBS8 (b)，the red arrow in the left figure indicate the arrival time of the c-wave phase on the radial seismic map，the red line indicates the time when the event observation amplitude is highest due to ringing，and the red arrow in the right figure indicate the polarity change at 90° intervals；（c） Scanner pockmark horizontal stress distribution map， blue arrow indicates regional maximum （σ1） and minimum （σ3） horizontal stress，yellow arrow indicates local stress conditions caused by high porosity fluid pressure，red dashed line indicates the direction of gas observed in the middle；（d） Gas accumulation distribution at different interfaces below the pockmark， indicated in red （Bayrakci et al，2021）
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图 9 中国南海北部大陆坡地震反射数据及纵横波速度结构反演效果图（沙志彬等，2014）
Figure 9. Inversion effect of seismic reflection data and P-wave and S-wave velocity structure on the northern continental slope of the South China Sea （Sha et al，2014）
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图 10 不同深度海底碳储层及泄漏特征示意图
Figure 10. Schematic diagram of seabed carbon reservoir and leakage characteristics at different depths
表 1 流体探测常用地震方法的特点
Table 1 Characteristics of commonly used seismic methods for fluid detection
研究方法 震源类型 特点和作用 二维/三维反射地震方法 人工震源 分辨率较高，探测地下结构性质和内部结构 延时地震 人工震源 评估地下流体随时间变化特征，推测流体运移特征 地震层析成像 人工震源和天然地震 分辨率较低，可确定地下构造及周边环境纵、横波速度结构 剪切波分裂 人工震源和天然地震 使用P/S转换波 地震衰减 人工震源和天然地震 地震衰减的各向异性，需使用不同频率的震源来区分地下结构的性质 微地震方法 天然地震 使用微地震作为被动震源，可以获得断裂构造的活动性和空间展布 
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表 2 使用OBS进行海底碳储层及泄漏探测实例
Table 2 Examples of submarine carbon reservoir and leakage detection using OBS
时间 探测区域 研究方法 来源 2008 北极地区，斯瓦尔巴特群岛
西部大陆边缘二维台阵与三维台阵结合：南部选择两个目标区分别布设四
台和三台OBS；北部则选择一条线上三个目标区，每个目标
区布设两台OBS，使用射线追踪对五个目标区进行正演模拟Plaza-Faverola等（2008） 2009 挪威中部边缘，Nyegga麻坑 布设二维台阵，两条测线分别沿线布设2台和3台OBS，
通过走时反演得到P波速度模型Chabert等（2011） 2011 尼日尔河三角洲东部边界 断层周围布设OBS以监测微地震活动性，微地震事件信号由
三分量检波器监测，水中较大振幅事件由水听器监测Sultan等（2011） 2012 中国南海北部大陆坡 使用20台OBS布设三维台阵，走时反演得到纵横波速度模型，
建立反射剖面和层位模型沙志彬等（2014） 2015 斯瓦尔巴特群岛西部
边缘Vestnesa脊布设两台OBS，使用走时反演方法得到P波速度模型 Goswami等（2015） 2021 挪威北海麻坑 布设三维台阵，横向剪切波分裂方法、地震衰减方法及微地震
方法研究麻坑构造下各向异性Bayrakci等（2021）
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1. 胡广，黄建宇，杨胜雄，李沅衡，田冬梅，曹荆亚，周军明，邓雨恬. 琼东南海域冷泉微地震响应特征初探——以“海马”冷泉为例. 海洋地质与第四纪地质. 2024(06): 12-24 . 
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