中國地質大學張明老師
⑴ 地質空間資料庫建設(地質資料庫建設規范)
一、內容概述
在地質制圖技術手段的變革中，真正具有革命性的是與數字式地質圖生產模式相關的技術進步，涉及從野外地質州讓工作直至最終成果提交的全過程。建立國家數字式地質空間資料庫，是推行這種新工作模式的總體目標和必然結果。為此，各國都下大力氣狠抓資料庫設計、建設和不同類型資料庫的聯網，大力推進地質制圖的標准化，除了對符合現代要求的現有數據進行數字式信息提取之外，還積極創造條件把數字式工作方式延伸到最基礎的野外工作環節。GIS的產生、發展與機助制圖系統存在著密切的聯系，兩者的相同之處是基於空間資料庫的空間信息的表達、顯示和處理。GIS包含了機助制圖系統的所有組成和功能，並且GIS還有數據處理分析的功能。它用空間資料庫和屬性管理地質數據，包括了圖形數據及屬性數據，並可對二者的數據進行空間分析和空間查詢。GlS技術是資料庫技術、圖形圖像處擾跡數理技術和數據分析與處理技術的綜合，在地質制圖及多學科研究數據的處理、集成、模擬、顯現乃至成果圖件的編繪等方面，都起著不可替代的作用。通過數字式地質圖生產模式的推行，可以使反映新認識、新成果的新數據得以及時輸入資料庫並與原有的數據資源融為一體，既能以常規紙圖的形式輸出，也能以數字產品的形式輸出，必要時還能根據用戶的要求以非標準的專用產品形式輸出。GIS的出現及其在地學領域應用的深入，使地質圖作為地學研究的基礎圖件，正在告別紙質時代，進入數字化時代（姜作勤等，2001；王永生，2011）。
二、應用范圍及應用實例
在國際上，美國、英國等國在20世紀80年代開始進行國家空間資料庫的建設。1992年，美國國會通過了《國家地質填圖法案》，要求開發一個國家地質資料庫（NGMDB），該資料庫涵蓋了地質學、地球物理學、地球化學、地質年代學和古生物學等地質領域。從1997年起，美國地質調查局（USGS）和宇航局（NASA）建立了全國統一的分類標准和數據標准，並開始進行地質圖的數字化工作。至今已完成了占國土面積一半以上區域的地質數據數字化工作，並建立了資料庫。
在國際上，對1∶100萬國際分幅地質圖編制與更新工作非常重視。俄羅斯從1999年正式開始第三版（第三代）1∶100萬國家地質圖系列編制和出版工作，並且專門制定了《俄羅斯聯邦1∶100萬國家地質圖系列編制和出版規范》，英國、法國、南非、印度、蒙古、朝鮮等也編制出版了全國1∶100萬地質圖件或專業圖件，美國和加拿大編制出版了部分地區1∶100萬地質圖件或專業圖件，義大利在2003年新出版了第五版1∶100萬義大利地質圖。
巴西1∶100萬地質圖由46幅按國際標准分幅的地質圖幅拼接而成。這些圖幅組成了數字地質信息庫，通過地質信息系統來操作管理。這些地質圖數據是在野外工作、衛星圖像解譯、采樣、同位素測年等工作基礎上，通過對數據的編輯、分析、綜合以及說明獲得的。資料截止於2003年年底，由巴西地質調查局完成。他們出版了41張包含46幅地質圖幅的電子光碟。
在巴西1∶100萬國際分幅地質圖的基礎上，南美地質編圖委員進行了南美洲1∶100萬地質及礦產資源圖的編制工作。南美洲1∶100萬地質及礦產資源圖由92幅標准圖幅組成，其中包括了巴西的46幅。阿緩首根廷、巴西和烏拉圭地質調查局在修正更新了1∶100萬地質底圖並結合了航天TDM雷達圖像，共同完成了該項工作。
印度地質調查局在20世紀70～80年代編制了一套1∶100萬地質圖集，包括了28個圖幅。近年來又陸續編制了AraValli地區1∶100萬岩石層點陣圖，KolarSchistBelt1∶100萬綜合地球物理及地質圖，MadhyaPradest1∶100萬地質礦產圖（2幅），∶100萬地質礦產圖，喜馬拉雅1∶100萬地質圖（45幅），印度及周邊地區1∶100萬地震構造圖（42幅）。
目前，「planetearth」在2007～2009年的Year計劃中提出了「透明地球」方案，並已經開始著手實施，目的在於提供不同比例尺的動態的、可以交互操作的覆蓋世界范圍的數字地質圖。該計劃擬採用雙重結構來操作。第一層由UNESCO、IYPE、IUGS、CGMW、ISCGM、ICOGS組成的執行委員會來負責。第二層由各參與國家、調查機構和組織來運作。
該計劃已經確定了由3個部分組成，這3個部分的圖層都可以通過像GoogleEarth那樣的動態地圖瀏覽器被廣大用戶應用。前兩個部分是為更大比例尺圖層服務的介紹性圖層，由CGMW提供：第一層（「25G」）建立在GCMW世界1∶2500萬地質圖基礎上；第二層（「5G」）建立在大陸和大洋1∶500萬地質圖基礎上。這兩個圖層將根據簡單的圖例在地質內容上進行相互協調。第三層「1M」由英國地質調查局（BGS）開始進行，又被稱為「OneGeology」計劃，這個圖層是由各參與國地質調查局提供的1∶100萬地質圖組成的。不同地質數據間的重疊和不連續問題將由GeosciML（計算機圖形介面數據模型及編碼）軟體來解決。同時，這些地質數據是動態的，可以隨時進行更新。由英國地質調查局（BGS）發起並於2007年3月12日～16日在Brighton召開了會議討論並正式啟動該計劃。
三、資料來源
姜作勤，張明華.2001.野外地質數據採集信息化所涉及的主要技術及其進展.中國地質，28（2）：36～42
王永生.2011.地質資料信息服務集群化產業化政策研究.中國地質大學（北京）博士學位論文
⑵ 晚白堊世紅色溶積鈣質泥岩形成的地質意義
由於桂林晚白堊世的紅色鈣質泥岩為古溶蝕殘余成土作用的產物再固結而成，且其特徵表明，晚白堊世桂林的石灰上已演化到棕色—紅色石灰土階段。因此，從其特徵、形成條件及形碧碼孫成過程等方面，探討其當時的岩溶環境及岩溶發育特徵具有一定的地質意義。
5.4.3.1氣候環境
從棕色—紅色石灰土的區域分布特徵分析，桂林晚白堊世應處於熱—亞熱帶以濕熱為主的氣候環境，目前，地質學界普遍認為，紅層就是乾旱氣候環境的產物，特別是當其中含有或夾有蒸發岩時，更不用多說。桂林殘存有晚白堊世的紅色岩溶建造，其中有個別屬於乾旱氣候下生長的植物種類的孢粉化石，故有人推斷桂林晚白堊世為炎熱、乾旱的氣候環境。
土壤學研究結果表明，盡管石灰土是一種非地帶性土壤，但由於它的形成主要是碳酸鹽岩遭受化學淋溶的結果，故其形成與分布受生物氣候帶的影響而表現出一定的地帶性特徵。如目前所見棕色—紅色石灰土主要分布在熱帶、亞熱帶地區（表5.12）。該區由於受季風氣候的影響，一般都具有高溫多雨，干濕季節交替，但以濕熱為主的特點。因此，目前普遍認為，產於碳酸鹽岩風化殼中的棕色—紅色石灰土主要是熱帶—亞熱帶地區比較濕潤炎熱氣候條件下化學溶蝕作用的產物。由於紅色石灰土常分布於地形平緩的碳酸鹽岩古風化殼上，因而常認為其形成歷史悠久，受古氣候的影響較深刻。但是，這種古氣候也是以濕熱為主的，例如，孫殿卿先生曾指出[21]，大姑-廬山間冰期是「重要的紅壤化作用時期，潮濕炎熱的氣候影響全國，廣大地區產生紅土風化殼，成為本間冰期的一個重要標志層」。又如在我國北方部分碳酸鹽岩地區，可見不連續分布的紅色風化殼。對於這種現象，田級生認為是第四紀更新世第Ⅰ、Ⅱ間冰期間的濕熱氣候條件下碳酸鹽岩溶蝕與風化的結果[22]。
另一方面，紅壤化及鐵的地球化學性狀和轉化條件的深入研究，明確了低價的亞鐵只能在有水介質的條件下，才能完成向高價氧化鐵的轉變，而濕熱是實現這種轉變的良好氣候條件。
由於桂林晚白堊世的紅色鈣質泥岩的物質組成為古棕色—紅色石灰土，因此，桂林晚白堊世應處於熱—亞熱帶以濕熱為主的氣候環境。鈣質泥岩中的微體古占生物化石組合以顯示溫濕、濕熱氣候的植物孢粉化石為優勢，以及具有粒序層、紋層等流水標志，也是佐證。此外，桂林目前在白堊紀的岩溶建造中尚未發現蒸發岩也可示為例證。雖然鄰近地區如廣東、廣西南部、湖南等地的一些中、新生代盆地中的白堊系中夾有一些膏鹽層，但是大多層薄，分布零星或為脈狀、次生纖維狀等次生類型[23]，故只能反映盆地在其沉積成岩過程中曾處於一個短暫的乾旱氣候環境，而不能用作恢復長時期內的區域古氣候環境的主要指標。
5.4.3.2紅色鈣質泥岩的沉積堆積環境
從棕色—紅色石灰土的成土特點及條件分析，桂林晚白堊世的沉積堆積環境是以小型的山間盆地、岩溶—斷陷盆地，岩溶窪地為主。桂林晚白堊世的紅色岩溶建造，目前所見的殘存露頭雖然在平面上零星散布，但范圍卻很廣，常見斷續分布。垂向上，高可達海拔580m的猴山頂，低可至海平面附近的李家悔鏈村鑽孔中均可見及。由於這種平面上分布的廣泛性和垂向上分布的差異性，因而易被誤認為桂林在晚白堊世的紅層沉積覆蓋了所有的岩溶地形，包括目前海拔300～600m的地區均曾被覆蓋。據紅色石灰土的成土特點及成土條件分析，表明桂林在晚白堊世期間要形成如此大面積的巨厚紅層覆蓋是比較困難的。
從前述碳酸鹽岩的溶蝕殘余成土作用可知，碳酸鹽岩的成土特點之一，就是形成的土壤數量很少。因此，一般認為，若沒有穩定的大地構造環境，沒有巨厚的母岩以提供成土物質來源，以及長時間的濕熱氣候條件，要在高聳的碳酸鹽岩峰體上，形成較厚的紅色風化殼是難以想像的。雖然從前面的討論中已知，主要成土時期可達1.2億年（J—K），其中經歷時間約為2400萬年的桂林晚白堊世，主要以濕熱的氣候條件為主，表明該區當時具備形成較厚的紅色風化殼的氣候與時模孫間的條件，然而，進一步的分析則表明，構造條件及岩石條件卻難以滿足。
首先，從構造條件上分析，在白堊紀時期，由於燕山運動的影響，桂林多期次的斷裂構造活動較為強烈，並伴隨有斷塊升降。其結果雖有利於岩溶水的垂直下滲對岩石產生淋溶，但由於其活動性強，致使水文地質條件時常發生變化而不能形成穩定的岩溶和成土環境。目前所見殘存的晚白堊世的紅色岩溶建造露頭面積小，多沿斷裂構造發展，並以重力坍塌、坡麓堆積的溶積鈣礫岩為主（75%左右）即是佐證。
其次，從岩石條件分析，桂林晚白堊世的紅色岩溶建造中的角礫成分主要是碳酸鹽岩，表明該建造的物質來源主要是就地或近源的碳酸鹽岩。若取晚白堊世的紅色鈣質泥岩中不溶物的總含量為70.11%（據表5.13），其容重為2.51t/m3[5]，應用5.4.1.1的公式，可粗略地算出每形成1m厚的鈣質泥岩，就需要溶蝕66.94m厚的碳酸鹽岩。若考慮紅色岩溶建造是由溶積鈣礫岩、溶積鈣屑灰岩和溶積鈣質泥岩組成，其中鈣質泥岩以及礫岩和鈣屑灰岩中的鈣鐵泥質膠結物僅占該建造中的25%左右，則可大致估算出每形成1m厚的紅色岩溶建造，也需溶蝕約17m厚的碳酸鹽岩。照此推算，如果要在整個桂林形成厚約100m的晚白堊世紅色岩溶建造的覆蓋層，就需要風化、溶蝕約1700m厚的碳酸鹽岩，其中還不包括形成建造中角礫所需的碳酸鹽岩的厚度。桂林附近從中泥盆統東崗嶺組至下石炭統的碳酸鹽岩，目前測出的最大厚度約為2000m，如果晚白堊世已剝蝕掉了如此厚度的碳酸鹽岩，則桂林的碳酸鹽岩就應當已被剝蝕殆盡了。然而，目前桂林大面積出露的仍為上古生界的碳酸鹽岩，所見晚白堊世的紅色岩溶建造分別與下石炭統和中、上泥盆統的碳酸鹽岩呈岩溶不整合接觸，這不僅說明其沉積-堆積地形本身是起伏不平的，同時說明古成土時期的剝蝕厚度不可能有那麼大。
從上述諸條件分析，桂林在晚白堊世不可能形成大面積的、巨厚的紅色岩溶建造覆蓋層。從前述紅色岩溶建造的產狀及結構構造等特徵，表明當時的沉積環境主要是一些小型的古山間盆地、岩溶－斷陷盆地、岩溶窪地，洞穴。岩溶斷陷盆地由於受斷裂構造作用影響，下陷幅度較大，是周圍溶蝕殘余物質的中心聚集地，故其中沉積-堆積物的厚度較大。如潭南岩溶斷陷盆地中就發育了總厚為180m左右的晚白堊世的紅色岩溶建造，自下而上分別為礫岩（>100m）和泥岩（70餘米，未見頂）。我們通過研究紅色岩溶建造的岩石結構構造、組分特徵、層組類型、產狀特徵等，探討其形成環境，認為可劃分為五個微（亞）相[5]，即：岩溶盆（坳）谷地、岩溶斷（坳）陷谷地、岩溶坡麓、岩溶窪（凹）地-溶斗、岩溶洞穴－縫隙。
5.4.3.3古地貌組合類型
從棕色—紅色石灰土的形成過程及展布規律分析，桂林晚白堊世岩溶發育，以峰叢窪地為主要的地貌組合類型。由於紅層常被認為是乾旱、炎熱氣候的產物，而桂林又殘存有晚白堊世的紅色岩溶建造，故有人認為桂林在晚白堊世岩溶發育速度放慢了。然而，從碳酸鹽岩成土過程及其土壤的展布規律分析，晚白堊世應是中生代期間岩溶發育最強烈的一個時期。
據土壤學家的研究，不同亞類的石灰土，其所經歷的溶蝕、風化程度是不同的。從黑色→棕色→紅色石灰土，雲母類礦物的脫鉀作用逐漸加深（表5.14）；粘土礦物的含量逐漸增大。這些均表明石灰岩中不溶殘余物質所遭受的化學風化作用從黑色→棕色→紅色石灰土是逐漸加強的，從而也說明棕色—紅色石灰土所遭受的風化作用時間最長，是碳酸鹽岩溶蝕殘余成土作用過程中接近終端的產物。因此，桂林殘存的晚白堊世的紅色岩溶建造非但不是岩溶發育速度變慢的證據，反而可作為該區在晚白堊世岩溶發育強烈的依據之一。
土壤學家的研究還表明，石灰土的發育和岩溶地形的發展有著密切的關系，不同的石灰土類型反映不同的岩溶地貌形態（表5.12）。從前述已知，桂林晚白堊世形成的石灰土以棕色類為主，局部有紅色石灰土，因此，從表5.2及鈣質泥岩的分布特徵可推知，桂林在晚白堊世的岩溶地貌形態組合以峰叢窪地為主，局部岩溶水匯水地帶發育小面積的峰林平原和岩溶盆地。這也從另一個側面表明上一節中關於沉積環境以小型盆、窪為主的推論是可信的。
另外，石灰土的分布規律也給我們這樣一些啟示，晚白堊世的紅色鈣質泥岩盡管其現在分布標高不同，但其形成時均應是在相對低窪之處，如坡腳、窪（谷）地、溶隙、溶洞等。這可從相當多的紅色岩溶建造中出現規模不大的粒序層、紋層，以及其所含的CaO,MgO數量較高等現象得到證明。
可能有人還會提出這樣的問題，既然這些紅色岩溶建造形成時應處於低窪之處，為什麼現在反而常見於山頂呢？這是由於岩溶建造是由碳酸鹽岩溶蝕風化殘余物所組成，故其成岩後與其周圍構成正向地形的碳酸鹽岩一同經歷岩溶作用時，溶蝕速率自然要比周圍碳酸鹽岩的小，最終導致正負地形的相互轉化。例如，據劉尚仁等人的最新研究[24]，廣東很多處於斷陷或坳陷盆地中的白堊紀紅層，如羅定群、南雄群和丹霞群，系距今1億年前後由盆地周圍的石灰岩丘陵山地提供大量的石灰岩礫石和富鈣溶液所形成。這種紅層岩溶地貌的基本特徵雖與一般石灰岩類似，但總體來看，要比一般石灰岩類的岩溶發育差。因而，隨著長期的溶蝕，風化作用，正向的碳酸鹽岩峰體就逐漸演化成負向的岩溶窪地，而相鄰的由紅色岩溶建造覆蓋的窪地，有的由於受到紅色岩溶建造的保護，遭受的溶蝕作用較弱，則逐漸演化成正向的峰體（圖5.19）。此外，沿盆、窪地邊緣的斷裂而產生的差異升降，也有可能使產於盆、窪地中的紅色岩溶建造抬升形成山峰。由於晚白堊世的紅色岩溶建造的產狀與岩溶地貌的演化之間存在著這樣的一種演變關系，故在用紅色岩溶建造恢復古岩溶地貌，探討岩溶發育規律時，決不能簡單從事，而應進行歷史的和動態分析。
圖5.19 晚白堊世的紅色岩溶建造出露位置（產狀）與岩溶地貌演化關系示意圖
1.D2d-C1碳酸鹽岩；2.K2紅色岩溶建造；3.Q鬆散堆積物；4.斷裂、裂隙
參考文獻
[1]薛耀松，唐天福，俞從流.中國南方上震旦統燈影組中的古喀斯特洞穴磷塊岩.沉積學報，1992,10（3）:145～153
[2]劉懷仁，劉明星，胡登新，等.川西南上震旦統燈影組沉積期的暴露標志及其意義.沉積與特提斯地質，1991,（5）:1～10
[3]中科院岩溶組.中國岩溶研究.北京：科學出版社，1979
[4]祁延年.廣西中部及東北部地區喀斯特地貌.見：全國喀斯特研究會議論文集.北京：科學出版社，1962
[5]鄧自強，林玉石，張美良，等.桂林岩溶與地質構造.重慶：重慶出版社，1988
[6]宜昌地礦所.中南地區白堊紀至第三紀岩相古地理.北京：地質出版社，1979
[7]雷奕振，等.長江三峽地區生物地層學（5）：白堊紀—第三紀分冊.北京：地質出版社，1987
[8]郝詒純，等.中國地層及中國的白堊系.北京：地質出版社，1986
[9]關士聰，等.中國中生代陸相盆地發育沉積與油氣.北京：地質出版社，1987
[10]周世全，等.河南李官橋盆地「紅層」劃分的意見.地質科學，1979,（1）
[11]中國科學院.華南中、新生代紅層.見：廣西南雄「華南白堊紀—第三紀紅層現場會議」論文選集.北京：科學出版社，1979
[12]王文校，等.廣州—肇慶地區中生代含煤地層劃分對比與成煤地質特徵.廣東地礦所匯刊，1983,（1）
[13]劉功余，張美良，鄧自強，等.桂林晚白堊世紅色岩溶建造中溶積鈣質泥岩的成因及地質意義初探.中國岩溶，1992,11（2）:162～172
[14]林玉石，鄧自強，劉功余，等.桂林岩溶岩系（建造）.中國岩溶，1986,5（3）
[15]袁道先，蔡桂鴻.岩溶環境學.重慶：重慶出版社，1988
[16]韋啟潘，等.廣西弄崗自然保護區石灰土的地球化學特徵.土壤學報，1983,20（1）:30～42
[17]張明，張風海.茂蘭喀斯特森林下的土壤.見：茂蘭喀斯特森林科學考察集.貴陽：貴州人民出版社，1987,111～123
[18]Watson H.Monroe Examples of the replacement of limestone by clay.Mississippi geology,1986,7（1）:154～160
[19]李景陽，王朝富，樊廷章，等.試論碳酸鹽岩風化殼與喀斯特成土作用.中國岩溶，1991,10（1）:29～37
[20]中國科學院南京土壤研究所.中國土壤（第二版）.北京：科學出版社，1987,253～258
[21]李慶逵主編.中國紅壤.北京：科學出版社，1983,24～39
[22]塗水源，等.桂林環境環境工程地質.重慶：重慶出版社，1988,49～72
[23]孫殿卿，等.中國第四紀冰期.地質學報，1977,（2）:101～110
[24]田級生.淺析北方紅粘土對碳酸鹽岩溶蝕作用的影響.長春地質學院學報，1986,（3）:83～88
[25]吳萍，楊振強，等.中南地區白堊紀—第三紀岩相古地理.北京：地質出版社，1979
[26]劉尚仁，黃瑞紅.廣東紅層岩溶地貌與丹霞地貌.中國岩溶，1991,10（3）:183～189
⑶ 相干體技術在天然氣水合物解釋中的應用及研究
沙志彬1，2張光學2張明2梁金強2
（1.中國地質大學（武漢）武漢 430074 2.廣州海洋地質調查局 廣州 510760）
基金項目：國家高技術研究發展計劃課題（編號：2005AA611050）資助。
第一作者簡介：沙志彬（1972.4—），男，高級工程師，主要從事石油地質和天然氣水合物的研究。
摘要 在天然氣水合物的地震資料解釋過程中，常規（疊加和偏移）地震剖面上難以識別天然氣水合物賦存區域。通過近年的實踐，認為相干體數據及切片能夠較好地揭示天然氣水合物的地球物理異常特徵，從而給識別天然氣水合物和劃分其賦存區域提供有力的證據，增加了一種可用於天然氣水合物的檢測技術。
關鍵詞 天然氣水合物 相干體 應用 研究
1 前言
相干體處理解釋技術在油氣勘探與開發項目的研究中已經得到廣泛的應用，為解決復雜地區地質情況和日益增多的地震數據量等問題起到了重要作用［1］。它不僅提高了地震資料解釋的效率和精度，使三維地震資料得到充分應用，同時能夠很好地突出數據的不連續性，快速准確的識別斷層、特殊岩性體及地層沉積特徵，直接對目標體和沉積層進行直觀和精細的描述。相干體處理解釋技術已經成為三維地震資料解釋中不可缺少的技術方法［2］。
2 相乾性的基本原理
由震源激發產生的地震子波，在向下傳播的過程中，遇到波阻抗分界面，發生反射和透射，形成地震波。地震波到達測線接收點，視速度不變，或者只沿測線方向有緩慢變化。而測線布置的觀測點相距不遠，滿足空間采樣定理，因此同一個相位在相鄰地震道上的到達時間也是相近的，每一道記錄下來的振動圖是相近的，並且會一個個套在一起，形成一條平滑的有一定長度的同相軸，這個特點叫做相乾性。相干技術就是從相鄰地震道相互之間的相乾性出發，給出一定量描述。對於三維地震數據體，通過對主測線和聯絡測線方向計算某一時間域內波的相似性，可獲得三維地震相干體，因此相干體是指三維數據相乾性的一種三維數據體［3］。
當地下目的層存在斷層和地層不連續性變化時，在局部一些地震道上會表現出與相鄰地震道不同的反射特徵，因而導致道與道之間相關性方面的極不連續性，即斷層所產生的地震錯動，會在相應道的相關曲線中出現極高的不相關特性［4］（圖1）。利用這一原理，通過對三維數據體的不連續性進行分析，便可識別構造和斷層的分布，使解釋人員在解釋之前就能獲得研究區概略的構造幾何形態及斷層分布情況。充分利用三維地震數據體原已存在的空間分布信息，能夠減少復雜情況人為因素造成的誤差及由此而產生的多解性。
圖1 斷層引起的波形變化示意圖
Fig.1 Sketch map of wavelet movement by the fault
3 相乾性的計算方法
自相乾性的概念及應用方法提出以來相干演算法本身在不斷發展。大致分為三種類型：第一代演算法C1，即歸一化互相關，採用三道相干處理，對於高品質的資料具有很好的檢測效果，解析度也最高；第二代演算法C2，即任意多道相似性演算法，採用多道相干處理，其分析結果解析度稍低，但抗噪能力較強；第三代演算法C3，亦稱作特徵構造，它把多道地震數據組成協方差矩陣，應用多道特徵分解技術求得多道數據之間的相關性［5～7］。
目前常用軟體中相乾性演算法是能量歸一化後的互相關計算，屬於第一代演算法C1。
首先定義縱測線上t時刻、道位置在（xi+yi）和（」i+l，yi）與地震道u之間延遲為l的互相關系數
南海地質研究.2007
式中2ω為相關時窗的時間長度。
再定義橫測線上t時刻、道位置在（xi，yi）和（xi+l，yi）與數據道延遲為m的互相關系數為
南海地質研究.2007
把上面縱測線（l延遲）和橫測線（m延遲）的相關系數組合起來就得到相關系數ρxy的三維估計：
南海地質研究.2007
式中：masρx（t，l，xi，yi）和maxρy（t，m，xi，yi）分別表示時移為l和m時，ρx和ρy為最大值。對於高質量的地震數據，時移l和m可分別近似計算出每道在」和y方向上的視時間傾角。第一代演算法是先計算主測線、聯絡測線方向的相關系數，最後合成主聯方向相關系數。其優點是計算量小，易於實現。缺點是受資料限制較大，時窗大，抗噪性差。
第二代演算法，即C2演算法，可對任意道數進行相似分析，估計其相乾性。先定義一個以τ時刻為中心的j道橢圓或矩形分析時窗，在時窗內取j道相鄰地震數據u，如果分析點坐標軸為（」，y）則定義相似系數為δ（τ，p，q）：
南海地質研究.2007
式中：p和q分別表示」，y方向上的視傾角，上標H表示希爾伯特變換或地震道u的正交分量。若時窗取［-K，K］，則平均相似系數為
南海地質研究.2007
式中：Δt為采樣時間間隔。第二代演算法對任意多道地震數據計算相干，基於水平切片或層位上一定時窗內計算。其優點是對地震資料的質量限制不嚴，抗噪性強。利用可變時窗，即用一個適當大小的分析窗口，能夠較好地解決提高解析度和提高信噪比之間的矛盾。因此，該演算法具有較好的適用性和解析度，而且具有相當快的計算速度，缺點是不能正確反映地層傾角變化。
第三代演算法，即C3相干演算法是用基於相似的相干演算法對任意多道地震數據進行相干計算。該方法是藉助協方差矩陣C來實現的。設λj（j=1，2，L，J）是協方差矩陣C的第j個特徵值，其中λ1是其最大的特徵值。C3相干演算法的計算公式為
南海地質研究.2007
第三代演算法以多道或多個子體為對象進行道比較和相似性計算，同時進行基於層位的傾角和方位角估計，從常規數據的縱測線地震顯示上估計真傾角最大值來定義離散視傾角范圍。通常當地層具有走向和傾向多邊特徵時，如鹽底辟、前積三角洲，火山岩地層等，計算出獨立的相干數據體、傾角數據體、方位角數據體，利用HLS（色調、光亮度、飽和度）彩色模型顯示相干、傾角、方位角多個地震屬性［6］。
4 相干體參數的選擇
圖2 相幹道數示意圖
Fig.2 Sketch map of the number of coherent channel
相干模式的選擇有兩個問題要解決，一是選取多少道參與相干計算最為合適，一是相干時窗大小的選擇。針對第一個問題，選用不同的數據做了相關試驗，分析認為：選取的道數多少應與地質異常體的大小有密切關系。如果選取道數太多，就無法發現小的地質異常體，且定位不準確；如果選取的道數太少，受地震數據體雜訊的影響就很大，以至於影響正常解釋工作。一般的，相幹道數選擇包括線性3道、正交3道、正交5道、正交9道（圖2）。通過試算可知，參與計算的道數越多，平均效應越大，對斷層的解析度反而會降低；相反，相幹道數少，就會提高斷層、特別是對小斷層的解析度。因而在計算地震相干數據體時應根據不同研究目標來選擇計算的道數［1～3］。
相干時窗的大小由解釋員根據地震反射波的視周期T而定，通常取T/2～3T/2。當計算的相干時窗小於T/2時，由於相干時窗小、視野窄，看不到一個完整的波峰或波谷，據此計算出的不相干數據帶反映雜訊的幾率比反映小斷層的幾率大；當計算的相干時窗大於3T/2時，由於相干時窗大，可以看到多個地震反射同相軸，據此計算出的不相干數據帶反映同相軸連續的幾率比反映斷層的幾率大［3，4］。可見相干時窗取得太大與太小都會降低對斷層的分辨能力。通過多次對比試驗，認為採用線性3道、時窗32ms計算得到的地震相干數據體有利於開展天然氣水合物的解釋工作［6，7］。
5 相干演算法的試驗與結論
2005和2006年我局先後在南海北部陸坡區神狐海域研究區進行准三維採集，地震數據質量較以前有較大提高，定位精確，具有較高的信噪比和解析度。結合該研究區的構造背景，分別應用三代相干演算法對神狐研究區地震數據進行相干計算，結果見圖3。圖3a，圖3b，圖3c分別是用C1，C2，C3三代演算法計算出的相干體水平切片，白色代表相乾性高，黑色代表相乾性低。水平切片上黑色窄帶反映相乾性很低的斷層。從圖3a，圖3b，圖3c三幅圖中都可以看出本區域斷層比較發育，斷層走向以東西向為主。比較三幅圖，圖3a中，不僅上部和下部的大斷層清晰可見，中部還可以分辨出南北方向的細小斷層，而在圖3b和圖3c中此處的細小斷層均不可識別。因此，對於該研究區的地震資料，採用第一代相干演算法計算得到的相干數據體解析度較高［6，7］。
通過試驗分析得出如下結論：相干演算法的選擇綜合考慮參與計算的研究區地震資料的質量及研究區內的構造特徵。若研究區地震數據信噪比較高，應用第一代相干演算法得到的相干數據體解析度最高，利於識別小斷層；若地震資料信噪比稍低則應用第二代演算法可得到解析度較高相干數據體；對於構造變化復雜、地層傾角較大的研究區要選用第三代演算法才能正確反映地層傾角的變化［3，4］。
6 天然氣水合物的相乾性分析
通過對三維數據體的各種邏輯關系和物理屬性的分析研究，認為地震三維數據體的不相關性主要反應斷層及岩性變化；相關性主要反映岩性的均一性和地層的連續性。據此進行相干體解釋時，高連續性數據對應均一岩性體和連續的地層；中等連續性數據對應層序特徵；窄條帶低連續對應斷層、岩性的變化或特殊岩性的邊界；寬條帶低連續對應數據質量不好或無反射層位［3］。
由於特殊地質體和周圍地層的地震反射有著不同的相乾性，所以特殊岩性體在相干切片上能清楚地反映出來。應用相干數據可以確定某些岩性異常體的邊界，為這些異常體的圈定提供輔助手段。目前，三維相干技術的發展比較成熟，一些學者［3，4］利用相干技術，預測了火成岩、碳酸鹽岩等特殊岩性體的分布范圍，實現特殊岩性體的准確成像，取得了良好的效果。但現在還很少應用相乾性分析天然氣水合物這種特殊岩性體［3～5］。
圖3 三代相干演算法效果比較圖
Fig.3 The map of the effect of three kinds of coherent calculation methods
在充分研究前人工作的基礎上，依據天然氣水合物的地球物理特徵，對疊前偏移數據體進行相干處理，得到相干體數據，分析總結水合物在相干數據體上的響應［1～3］。研究發現：排除構造因素，通過用其他地震檢測手段識別出的含水合物的地層在相干體上表現出很高的相乾性，與周圍地層相乾性差異明顯；同樣，含水合物地層在相干體切片上表現出高相乾性的屬性特徵。分析認為這種現象可能是因為地層填充水合物導致地層岩性相對均一，相鄰地震道反射相似性高［8～10］。
以神狐海域研究區為例，250線地震剖面上（圖4（a）），可以看到同一沉積地層（A區域和B區域）同相軸連續性好，兩者之間沒有明顯的差異；在相干剖面上（圖4（b））卻表現出相乾性差異，沒有水合物充填區域為中相乾性（B區域），而有水合物充填區域為強相乾性（A區域）。因此，利用相干體技術可以圈定天然氣水合物的分布范圍［6，7］。
圖4 神狐海域研究區250線地震剖面（a）與相干剖面（b）
Fig.4 The Seismic and coherent profi1e of Line 250 in the study of Shenhu offshore
此外，對神狐海域研究區的整個相干數據體進行分析，自海底以下間隔固定時窗（時窗小於識別礦體厚度）分別對兩個BSR區域提取相干切片。分析發現在東南BSR區塊的2000ms相干體切片上（圖5（a）），230-320線，400-600道範圍內，有一亮白色團塊（在相干體切片中白色代表高相乾性，黑色代表低相乾性）；在相同區域，2050ms和2100ms相干切片上仍可以清楚地分辨出兩塊高相乾性團塊（圖5（b），5（c））。通過與BSR分布圖對比發現，該區域與BSR的分布范圍基本吻合，處於BSR上的空白帶內，由此推測高相乾性可能是含天然氣水合物所致；同樣，在西北BSR區塊的1700ms到1900ms相干體切片上亦表現出高相乾性。因此，可以利用相干體技術推測水合物在此區域是否賦存，並且可以大致圈定水合物的分布范圍［6，7］。
在相干體數據的應用中，相乾性是對地震道進行去同存異，突出斷層、特殊岩性體等地質現象，而影響地震道相乾性因素復雜，地震道間相似程度往往受多種因素影響。因此，在水合物礦體的預測中，必須綜合利用相干體與其他分析檢測技術（AVO反演、波阻抗反演、瞬時屬性剖面、能量半衰時剖面等），去偽存真，共同確定水合物礦體的展布［11～15］。
圖5 神狐海域研究區東南BSR區塊相干體切片
Fig.5 The slice of coherent profile of southeastern BSR area in the study of Shenhu offshore
7 認識與討論
總結本文得出以下幾點認識與討論：
1）本文嘗試運用相干體技術來識別天然氣水合物的地球物理特徵，形成了一項可用於天然氣水合物的檢測技術；
2）實踐證明可以利用相干體技術推測水合物在此區域是否賦存，並且可以大致圈定水合物的分布范圍；
3）針對天然氣水合物進行的相干體研究尚處於初級階段，需要進一步的研究及完善；
4）相乾性數據受多種因素影響，在天然氣水合物礦體的預測中，必須聯合利用其他分析檢測技術（AVO反演、波阻抗反演、瞬時屬性剖面、能量半衰時剖面等），去偽存真，才能綜合確定水合物礦體的展布。
參考文獻
［1］何漢漪著.海上高解析度地震技術及其應用.地質出版社，2001，7，27～44
［2］李正文，趙志超.地震勘探資料解釋［M］.北京：地質出版社，1988
［3］王玉學，韓大匡，劉文嶺等.相干體技術在火山岩預測中的應用，石油物探［J］.2006，45（2）：192～196
［4］王永剛，劉禮農.利用相干數據體檢測斷層與特殊岩性體，石油大學學報［J］.2000，24（1）：69～72
［5］俞益新.碳酸鹽岩岩溶型儲層綜合預測概述，中國西部油氣地質［J］.2006，2（2）：189～193
［6］張光學，耿建華，劉學偉等.「天然氣水合物探測技術」之子課題「天然氣水合物地震識別技術」，「十五」863，2005
［7］張明，張光學，雷新華等.南海北部海域天然氣水合物首鑽目標優選關鍵技術報告，「十五」快速863，2006
［8］宋海斌，張嶺，江為為等.海洋天然氣水合物的地球物理研究（Ⅲ）：似海底反射［J］.地球物理學進展，2003，18（2），182～187
［9］沙志彬，楊木壯，梁金強等.BSR的反射波特徵及其對天然氣水合物識別的應用［J］.南海地質研究（15），北京：地質出版社，2004，55～61
［10］張光學，黃永樣，陳邦彥等.海域天然氣水合物地震學［M］.北京：海洋出版社，2003
［11］Ecker C，Dvorkin J，Nur A M.Estimating the amount of gas hydrate and free gas from marine seismic data［J］.Geophysics，2000，65，565～573
［12］Miller J J，Myung W L，von Huene R.An analysis of a reflection from the base of a gas hydrate zone of peru［J］.Am.Assoc.pet.Geo1.Bull.1991，75，910～924
［13］Wood W T，Stoffa P L，Shipley T H.Quantitative detection of methane hydrate through high-resolution seismic ve1ocity analysis［J］.J.Geophys.Res.1994，99，9681～9695
［14］Sloan E D.Clathrate Hydrates of Natural Gas.Marcel Dekker，New York，1990
［15］Katzman R，Holbrook W S.Paull C K.Combined vertical-incidence and Wide-angle seismic study of gas hydrate zone，Blake Ridge［J］.J.Geophy.Res.1994，99：17975～17995
Recognizing GaS HydrateS SeiSmic Character by Application and Study of the Body of Coherent Data
Sha Zhibin1，2Zhang GuangXue2Zhang Min2Liang Jinqiang2
（1.China University of Geosciences（Wuhan），Wuhan，430074；2.Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）
Abstract：During interpretation of the profile of natural gas hydrates，it』s very difficult to distinguish zone of gas hydrates from the profile of stack and migration.Through our practice in these several years，We think that the body of coherent data and the slice of them in Which abnormal physical geography character of gas hydrates can be shown preferably.So that We can use this kind of data to judge seismic character of gas hydrates，and the area of them that exist.By this means we can recognize gas hydrates.
Key Words：Gas hydrates The body of coherent data Application and study
⑷ 張明華的人物簡介
男，1964年生，河南項城人，博士，研究員。1984年畢業於桂林冶金地質學院（現桂林理工大學）物探專業，1997年畢業於中國地質大學（北京）。中國地質調查局發展研究中心研究員，信息室主任，中國地質大學（北京）兼職教授,曾任數據室主任。主要從事地球物理數據處理和地質工作信息化建設等研究。
長期從事地球物理勘探和地質信息化建設工作。組織開展地質調查資料庫建設、應用及專業軟體研發與推廣。主持完成國家地質調查數據集成與共享服務平台建設、物化遙GIS與網格系統礦產資源評價技術開發、基於大型GIS的地質調查空間數據管理系統、青藏高原油氣資源戰略選區重磁解釋、南黃海油氣資源評價重磁解釋及CCOP Metadata Standard and Web-based Data Managing System等10餘項國家項目，主持開展國家地質資料庫建設與更新維護、中國海陸地球物理系列圖、全國礦產資源潛力評價重力資料應用等項目，牽頭為CCOP和東盟10多個國家進行地學信息技術培訓。
獲軟體著作權5項,2009年榮獲中國地球物理學會傅承義青年科技獎。獲部級成果獎勵多項。
⑸ 神狐的神狐海域
從1999年開始至2007年的九年間，以廣州海洋地質調查局科技人員為代表的廣大的中國海洋地質工作者完成了南海北部4個海區共16個航次的綜合調查與研究，證實了我國海域存在天然氣水合物；調查發現南海北部陸坡具有良好的天然氣水合物資源遠景；並初步圈定了南海北部陸坡天然氣水合物資源遠景最有利的重點目標區。
2004年中國石油地質年會上，南海北部陸坡深水海域就被列為中國油氣勘探可持續發展的三大重要新領域之一。
2002年，中國地質調查局正式設立《海洋油氣新區調查》項目，重點在我國南海北部陸坡深水區、南黃海盆地北部和東海陸架盆地西部等地區開展前期戰略性調查研究工作。南海北部陸坡作為我國開展深水區勘探的首選目標，由廣州海洋地質調查局正式啟動海洋油氣新區戰略性地質調查。
在國家設立專門項目開展這一資源調查的同時，「863」計劃及時啟動了「天然氣水合物探測技術」課題研究，從地震識別技術、地球化學探測技術、綜合評價技術和保真取樣技術4個方面全面開始了高技術的探索。在廣州海洋地質調查局副總工程師吳能友博士牽頭下，展開科技攻關。到2005年，最終初步形成了適合我國海域特點的天然氣水合物探測技術系列，為我國海域天然氣水合物資源調查與評價提供了有力的高技術支撐。
2004年，中德兩國展開政府間合作，在南海北部陸坡開展甲烷和天然氣水合物分布、形成及其對環境的影響研究，中德兩國科學家利用先進的調查船——德國「太陽號」開展代號為SO177航次的海上科學研究，取得了豐富的研究成果，在南海北部東沙海域發現了世界上分布面積最大的自生碳酸鹽岩等一系列顯示天然氣水合物存在的證據。但沒有獲取到淺表層天然氣水合物的樣品，成為參與這項研究的中德兩國地質學家們的一個遺憾。
2005年國土資源部也將面積近3萬平方公里的白雲深水區列為我國六大油氣資源戰略選區之首。
隨著調查研究的深入，廣州海洋地質調查局認為，南海北部海域在海底淺表層形成天然氣水合物的條件並不優越，通過地質取樣這一手段獲得天然氣水合物的可能性不大。因此，從2005年開始，選定目標實施鑽探，成為中國海域天然氣水合物資源調查的新任務。
廣州海洋地質調查局通過多年的調查，確定的天然氣水合物重點區與「太陽號」所發現的大片碳酸鹽岩結殼的區域是吻合的，這更加肯定了他們對天然氣水合物發現目標的認識。擔任「太陽號」SO177航次中方首席科學家的是廣州海洋地質調查局當時的總工程師黃永樣，他充滿信心：「下一步要打鑽，這里應該是我們布孔的位置。」 後來，為了調查研究一種新的類型，神狐海域又成為新的目標，這里從2003年展開區域概查，已經發現了顯著的地球物理標志BSR。
經過近兩年的技術、商務等准備，最後選定輝固國際（香港）集團公司承包海上天然氣水合物鑽探航次。 經過九年的艱苦奮斗，中國海域天然氣水合物調查從「零」開始，終於首鑽成功獲得實物樣品。
這是一個全新的領域，中國人沒有經驗。因此，調查工作借鑒了油氣勘探工作的一些步驟和方法，通過區域概查展開，在發現異常後，再對重點區域展開進一步調查，確定靶區，將天然氣水合物的地質目標從南海北部的廣大區域一步步縮小到重點目標區。 同時，他們不斷學習應用國際上的成功經驗，廣泛運用地質、地球物理、地球化學多手段綜合調查方法，在我國南海北部發現了由深至淺，最後到海底表層所存在的與天然氣水合物相關的多層次、多信息異常標志，包括深部似海底反射（BSR）、空白帶（BZ）、淺部氣煙囪、海底微地貌、碳酸鹽岩結殼、底水及沉積物地化異常四位一體的充分證據，有力證實了我國海域天然氣水合物資源的存在。作為廣州海洋地質調查局基層科技人員，從項目成立之初，教授級高級工程師梁金強和他的研究室科技人員們一直專注天然氣水合物調查資料綜合分析和解釋工作，他自信地說：「目前世界上已經證實可顯示天然氣水合物存在的證據，在南海北部都得以發現。」 廣州海洋地質調查局及國內其他相關單位開展了相應的研究工作。對天然氣水合物技術方法、環境效應、資源綜合評價和勘探開發戰略等進行了深入研究，為調查與評價提供了科學依據和技術方法支撐。 國家「863」計劃對這一新型後備能源的勘探給予了持續不斷的支持。1998年，廣州海洋地質調查局副總工程師、教授級高級工程師張光學在「863」經費的支持下，展開對國際上海底天然氣水合物資源探測關鍵技術的預研究。 深邃的海底是天然氣水合物礦藏形成的最佳場所。地球有70%以上的面積是海洋，科學家們分析認為，天然氣水合物在海洋中有條件成礦的面積約佔全部海洋面積的30%以上。目前，全球已在100多處發現有天然氣水合物資源的存在，但卻僅在其中15個地區通過鑽探和表層取樣獲得實物。在南海南部，去年由多國科學家共同參與的綜合國際大洋鑽探計劃實施鑽探，但沒有獲得天然氣水合物樣品。因此，要准確鑽中目標，獲取到冰雪狀的天然氣水合物樣品，還是一個世界性的難題，帶有極大的偶然性。 為提高我國實施天然氣水合物鑽探目標的命中率，2005年，「863」計劃緊急啟動了「南海北部海域天然氣水合物首鑽目標優選關鍵技術」研發課題，由廣州海洋地質調查局副總工程師張明教授牽頭，和中國地質大學一起展開攻關。 當時，國內並沒有針對天然氣水合物鑽探目標的調查手段和現成的方法，就連國外公開發表的論文資料也沒有這方面的實質性內容。同時，還受限於現有的技術裝備和調查條件，課題組大膽提出了單震源單電纜的高解析度三維地震調查方法，經過反復試驗研究，提高定位精度，在採集、處理技術上取得了卓有成效的研究成果，最終取得了高質量的三維成像效果，將二維地震識別技術發展為三維地震識別技術。試驗成功後，廣州海洋地質調查局迅速將研究成果應用於南海神狐海域目標區，將鑽探目標從140多平方千米的海區靶區，最終精確為2個目標區塊的8個鑽探井位。 在高技術的支撐下，我國天然氣水合物鑽探航次在實施的第一個鑽位勝利實現突破，成功獲取到斑點狀的天然氣水合物實物樣品。令第一航次首席科學家張海啟博士更為欣喜地是：「在第一航次28天完成的4個鑽位中，我們在兩個鑽位上實現了突破，兩處所發現的天然氣水合物飽和度均高於美國布萊克海台的天然氣水合物飽和度，最高達43%。僅僅在一段直徑5.6厘米、長約40厘米的沉積物中就收集到26升純度高達99.7%的甲烷氣，從世界范圍來看，這都是一種令人振奮的全新類型。」高純度的天然氣在實驗室點燃，跳動的藍色火苗點燃了中國人的新能源夢，展現了中國海域天然氣水合物巨大的資源潛力。 同時，鑽探結果顯示我國海洋地質工作者根據地震資料解釋預測的BSR及天然氣水合物賦存層位與實際基本吻合。這說明，經過九年艱苦勘探，我國海洋地質工作者所建立的地震解釋速度模型是正確的，它證實了我國實施海域天然氣水合物資源調查工作所取得的地質勘探基礎資料的准確性，顯示出中國海洋地質工作者通過自主創新、發展高技術所建立起具有中國特色的天然氣水合物探測技術和調查方法是可行的，有效的。
06年我國南海東北部陸坡深水區發育厚層中生界及古近系的尖峰北盆地和筆架盆地，油氣前景較好，是下一步油氣勘探的有利區域。這是廣州海洋地質調查局實施的國土資源大調查海洋油氣新區項目的最新成果。
07年，中國科學家初步認為，中國南海神狐海域的天然氣水合物是以，飽和度非常高，顯示出中國南海北部天然氣水合物資源具有巨大的能源潛力。初步預測中國南海北部陸坡天然氣均勻分散的狀態，成層分布，已發現的含天然氣水合物沉積層厚度較厚，最大厚度達25米水合物總資源量可能大於100億噸油當量。
08年，由國土資源部組織的全國油氣資源戰略選區國家專項取得階段性重要成果，首批驗收的4個項目均獲得油氣重大發現，其中南海北部陸坡深水海域具備萬億立方米大氣區的前景和潛力，這是我國海域迄今為止獲得的最大天然氣發現，是我國深水勘探的重大突破，填補了我國在這一領域的空白。
中海油通過對南海北部陸坡深水海域的系統研究，取得多項油氣地質新認識和深水勘探技術新突破。為進一步驗證優選出的有利目標區，中國海洋石油有限公司選擇其中之一的白雲凹陷目標區成功實施了我國第一口水深超千米探井，獲得了我國海域迄今最大的天然氣發現，資源量約1100億立方米至1700億立方米，初步展示了南海北部陸坡深水海域具備萬億立方米大氣區的前景和潛力，也標志著我國深水油氣勘探進入新的發展階段。
09年10月，我國第一艘可燃冰綜合調查船「海洋六號」，在廣州海洋地質調查局侖頭碼頭鳴笛，正式入列我國海洋地質調查船隊建制。海洋六號」可燃冰綜合調查船，它將以海底可燃冰資源調查為主，兼顧其他海洋地質、海洋礦產資源調查工作。它的入列，將加快我國海洋可燃冰調查步伐。
10年12月30日，由國土資源部廣州海洋地質調查局完成的《南海北部神狐海域天然氣水合物鑽探成果報告》通過終審。《報告》顯示，科考人員在我國南海北部神狐海域鑽探目標區內，圈定11個可燃冰礦體，預測儲量約為194億立方米。研究人員在140平方公里的鑽探目標區內，圈定出11個可燃冰礦體，含礦區總面積約22平方公里，礦層平均有效厚度約20米，預測儲量約194億立方米。這是一個令人振奮的數據，科考人員對含可燃冰樣品氣體組分及同位素分析表明，鑽探區可燃冰富集層位氣體主要為甲烷，其平均含量高達98.1%，主要為微生物成因氣。
除此之外，相關部門著眼未來，積極探討海底可燃冰安全環保開采方案的科學性與可行性，相信不久的將來，沉睡在海底千百萬年的可燃冰終將浮出水面。
⑹ 高精度反演居里深度與地層界面深度
張明華
（北京科技大學資源工程學院，北京100083）
管志寧
（中國地質大學物探系，北京100083）
摘要在分析以往重磁界面反演方法的基礎上，本文提出了擬合地殼內部磁化強度分布的磁化強度函數和進一步的反演居里深度和磁性地層界面深度的正反演迭代演算法。該方法克服了以往方法的不足，節省時間，而且具有很高的反演精度和准確度。在以尋找大型和超大型礦床為目標的國家「攀登計劃-B」項目的課題研究工作中，於華北地台北緣地區獲得了對地質研究和貴金屬找礦都有價值的結果。
關鍵詞磁化強度函數高精度地層界面
1磁化強度函數和磁性層界面模型
關於地殼區域磁場場源的形成機制和分布范圍，不同的研究工作者提出了不同的假設。目前的知識來自對岩石圈和大陸科學鑽探的研究。根據目前所得到的地殼綜合深部岩石物理剖面參數和磁性礦物的居里點數據[1,2,3,6,8]，我們認為，岩石磁性是隨深度變化的，在溫度高於磁性礦物居里點的深度（簡單稱為居里深度）以下變為順磁性。同時，岩石磁化強度在橫向上隨岩性和地質構造單元的不同而變化。這就是地殼磁化強度分布的基本特徵。我們提出一個能夠較好地擬合這一地殼岩石磁性特徵的磁化強度函數，見圖1a。表達式為：
第30屆國際地質大會論文集第20卷地球物理
其中，J（ξ，η，ζ）是磁化強度函數，n=1或2,a（ξ，η）、b（ξ，η）＞0和c（ξ，η）≥0是在橫向上隨不同磁性地質構造單元而變化的變數，ζ是垂向上的深度變數。
我們採用如圖1b所示的磁性地層模型用於區域磁異常解釋。這是一個上、下界面均為起伏的磁性層模型。模型的上界面以上是弱磁性或無磁性的沉積岩等介質，下界面（居里深度）以下的岩石變為順磁性。磁性層內存在著由磁化強度函數所描述的縱、橫向上的磁性差異。
2反演磁性界面深度的迭代法
圖1磁化強度函數與磁性地層模型示意圖
a—地殼結構、磁化強度變化及磁化強度函數；b—磁性層模型
為了利用航磁資料對深部地質構造進行解釋、了解居里深度和太古宇頂面深度的變化，結合國家「攀登計劃-B」項目課題的工作，我們研究了以往所有這方面的反演方法。傳統方法或者由於其對地殼磁性假設的近似程度較低，或者由於在反演過程中對磁異常或深度值施加濾波[2,9,4]，反演結果准確性和精度受到限制。為此，我們基於前述的磁化強度函數和磁性層模型，研究並提出一種正反演結合迭代反演磁性界面深度的方法，英文簡寫為MIDI。為節約篇幅，這里給出取n=1和c（ξ，η）＝0時的正演計算公式。
利用平面磁場垂直分量Z（x,y）的化極場頻譜[2]，
第30屆國際地質大會論文集第20卷地球物理
其中，Z（）uv和F{}表示傅里葉變換或頻譜。J（ξ，η，ζ）為磁性層磁化強度。h（ζ，η）=h＋Δh（ζ，η），H（ζ，η）＝H＋△H（ζ，η），分別為上下界面深度。h,H為上下界面的平均深度。Δh（ζ，η）和△H（ζ，η）分別為上下界面的起伏幅度。R（x—ξ，y—η，ζ）＝[（x—ζ）2＋（y—η）2＋ζ2]-1/2。F{R}=exp（-2πf）exp[-2πj（uξ＋vη）]/f。
利用指數函數的泰勒級數展開，有：
第30屆國際地質大會論文集第20卷地球物理
我們將磁化強度表達式（1）代入（2）式，最終導出磁性按磁化強度函數變化、上下界面都起伏的磁性層磁場頻譜表達式為：
第30屆國際地質大會論文集第20卷地球物理
磁場垂直分量Z（x,y）可以由實測得到，或由ΔT（x,y）轉換得到。
由正演公式，若其中一個界面的深度已知，則可反演另一界面深度變化。不計級數項的部分可用於直接反演，稱為直接反演公式。由直接反演公式結合級數項，即可構築迭代反演。迭代計算在第n次反演之界面深度值與第n—1次反演之深度值之差，或相鄰兩次中間磁場頻譜值之差滿足精度要求時，迭代終止。
3計算方法的精度
常磁化強度情況是本文演算法（MIDI）的一個特例。此情況下，MIDI方法與已有方法結果一致。在變磁化強度情況下，理論模型上的反演計算表明，無論對於連續起伏界面，還是對於跳躍起伏界面（尤其是大斷裂所致的界面起伏），也不論起伏的形式和幅度如何，MIDI反演都很好地，可以說准確而且相對省時地收斂到已知的理論真值，只是要求反演結果的精確愈高，計算迭代的時間愈長而已。圖2a是一個迭代精度要求達到5%即終止的例子。在4M內存的486微機上迭代355次，花費22min。由圖明顯可見，反演深度等值線（虛線）與理論模型深度（實線）幾乎重合。
MIDI方法的一個特點是，不需要對面積性場值進行濾波處理，也不對反演過程中的深度或場值作濾波等可能改變場源特徵的處理。所以，反演計算速度快，而且對深度的分辨能力強。使用圖2b所示的起伏界面，MIDI方法與Parker法[4,10]進行了對比。用同樣的磁化強度計算出磁場值，再由磁場反演界面深度起伏，反演結果分別見圖2c、2d。二者的計算時間都限制為20min。顯然，MIDI方法的深度分辨能力較強。
4關於平均深度的討論
平均深度的選擇一直是重磁界面反演的一個難題。在MIDI演算法，當一個界面已知時，由於磁化強度的非線性變化是事先約束給定的，所以另一個要反演界面的平均深度，可以由反演計算來調整確定。給出一個模型計算的例子如圖3。給定上界面的平均深度值h=2.0km，其深度起伏為圖2b所示的模型。下界面的平均深度H=5.0km，下界面水平。計算這一磁性層模型的磁場Z（x,y）。然後，下界面不變，反演上界面。當h給以不同的值時，反演出的深度起伏幅度值Δh（x,y）的平均值（Ria）不同。給定的值大於真值2.0時，Ria為負；給定的值小於真值2.0時，Ria為正。給定的h值越接近真值，Ria越小。當h取真值時，Ria趨於零（由於計算誤差而不為零）。Ria對h的真值具有明顯的指向性。因此，我們可用Ria做為指示因子來求解平均深度。
圖2理論模型上的方法精度檢驗
a—實線是給定模型的深度等值線，虛線是MIDI反演結果等值線，MIDI方法與Parker方法對比結果。實例2:b—界面深度模型；c—Parker方法反演結果；d—在與Parker方法計算時間相同時的MIDI反演結果。深度單位：km
圖3界面平均深度的調整計算
當平均深度接近真值時，深度起伏平均值（Ria）趨於0
5呼和浩特—張家口地區居里深度反演
地殼磁性層下界深度即居里深度，是由地殼溫度場決定的，是地下熱狀態的一個重要指標。它對深部地質構造研究、地震學研究和礦產預測都有重要意義。我們選擇深部構造及上部礦產都具有重要價值的呼和浩特—張家口地區，53200km2范圍，進行了居里深度分布的反演研究。圖4a是該區太古宙地層、岩漿岩、侵入玄武岩分布圖。太古宇和玄武岩具有較強磁性。圖4b是該區航磁異常圖。
圖4呼和浩特—張家口地區太古宙地層分布圖（a）與航磁異常圖（b）
異常值單位：nT
（1）綜合該地區岩石及地層磁性統計結果及有關的已知地層深度結果，大致得磁化強度於不同深度變化的數據，由遺傳演算法[5]選擇出的磁化強度函數為：
第30屆國際地質大會論文集第20卷地球物理
（2）為提取居里深度的磁場信息，採用正則化濾波（因子選L=40Km）方法消除淺層磁性變化影響。濾波結果作為居里深度界面起伏和磁性基底頂界起伏二者的綜合異常。
（3）根據已知的地層深度資料和人工地震剖面解釋[7,11,13]，由已知的太古宙地層（Ar）頂界面的位置，通過插值得到全區磁性基底頂界起伏的大致深度。其平均深度在114°以西為3.2km,114°以東為3.5km。這一深度分布作為磁性層上界面。
（4）通過計算將居里深度調整為33.0km。按反演迭代中間結果中，前後兩次的深度值相差5%為迭代終止條件，所得反演結果見圖5。可以看到，居里深度的主要凸起與本區主要的深斷裂構造相一致。
圖5呼和浩特—張家口地區居裡面深度變化圖
深度等值線單位：km
6蔡家營地區太古宇頂面反演
華北地台北緣地區金、鉛、鋅等多金屬礦產一般與太古宙地層（有時與元古宙地層）頂面起伏和斷裂構造及岩漿活動（尤其燕山期侵入岩）關系密切。太古宙地層巨厚，且與上覆地層相比具有強磁性。因而利用航磁異常研究隱伏構造和太古宙地層的頂界面具有較好物理前提。我們選擇正在進一步深入和擴大找礦的張家口市蔡家營地區，26112km2范圍，進行了研究。對1/20萬航磁異常進行消去淺地表干擾的濾波處理[12]，利用前述的居里深度結果參與計算，我們得到的蔡家營地區太古宇頂面深度起伏結果見圖6。其深度變化與一些剖面上布格重力異常遺傳演算法反演的結果[5]幾乎完全一樣。結合該區地質構造、岩漿岩分布和重力異常，我們對反演結果解釋於下。
（1）在蔡家營、土城子的南面都存在老地層隆起。蔡家營礦位於老地層四周隆起的凹陷之中，目前的蔡家營礦位於凹陷的次級平緩地段。這一凹陷對應著重力相對低異常，由於該區燕山期岩漿岩密度較低，此凹陷上應有一燕山期隱伏岩體存在。地表已見岩株。與此類似，土城子南面的隆起南側，張北的西面有一類似的平緩地段。這兩個地段應是尋找金、鉛、鋅等多金屬礦床的有望地段。
（2）尚義—張北—土城子之間及其西北的新生代玄武岩層應是比較薄的。從航磁圖上以及濾波處理結果上可以清楚說明這一點。土城子西南的太古宇隆起應是在該層玄武岩之下。
（3）尚義到康保之間應該存在一條深大斷裂（圖6）。這一點從航磁異常圖及反演的太古宇頂界起伏可以清楚地看到。斷裂兩側的磁場特徵和太古宇深度截然不同。
致謝研究工作得到中國科學院院士劉光鼎先生支持與指導，劉士毅教授級高工對蔡家營地區地球物理解釋給予極大幫助，譚承澤教授和中國地質大學古地磁實驗室其他老師、姚長利講師、中科院地球物理研究所郝天珧副研究員為研究工作提供很大幫助，在此一並衷心感謝。
圖6菜家營地區太古宇頂面起伏形態圖
虛線是推測的深斷裂，深度數據單位：km
參考文獻
[1]Kelochihovskarya，3．A．.Magnetic nonhomogeneity of the crust.Journal of Geophysics（in Russian）,1986,8（5）:3～23.
[2]管志寧，安玉林．區域磁異常定量解釋．北京：地質出版社，1991.
[3]郭武林．磁異常區域分量的岩石學解釋．物化探譯叢，1987,51（4）:26～32.
[4]Parker,R.L..The rapid calculation of potential anomalies.Geophysics,J.R.Soc.,1973,31:445～447.
[5]張明華．重磁數據處理新方法研究及其在華北地台北緣地區應用[博士學位論文]．中國地質大學研究生院（北京），1995.
[6]Hanson,R.O..Nationwide Curie point depth analysis of Japan.53th annual meeting,SEG,1983.
[7]地質礦產部華北地台北緣物化探遙感編圖委員會航磁、重力解釋組．華北地台北緣航磁、重力解釋成果報告（1:1000000）.1993,12.
[8]Hanson,et al..Magnetic anomalies in Japan and its adjacent regions.Special issue,Journal of eomagnetism and Geo-electricity,1994,46（6）.
[9]穆石敏，申寧華，孫運生．區域地球物理數據處理方法及其應用．吉林：吉林科學技術出版社，1990.
[10]Parker,R.L.and Huestis,S.P..The inversion of magnetic anomalies in the presence of topography.Journal of Geophysical Research,1974,79（11）:1587～1592.
[11]王宮福，張文治．華北陸台北緣重磁異常的解釋．物探與化探，1992,16（1）:31～37.
[12]王繼倫．二維最佳線性數字濾波器的設計原理．地球物理學報，1977,20（2）:159～172.
[13]余欽范，馬杏垣．華北地區航磁圖像處理結果和地震構造解釋．地震地質，1989,11（4）:5～14．
⑺ 參考文獻
畢建軍，蘇現波，韓德馨，等.2001.煤層割理與煤級的關系.煤炭學報，26(4):346～349
陳鵬.2001.中國煤炭性質、分類和利用.北京:化學工業出版社，81～83
陳萍，唐修義.2001.低溫氮吸附法與煤中微孔隙特徵的研究.煤炭學報，26(5):552～556
程克明.1994.吐哈盆地油氣生成.北京:石油工業出版社，1～199
戴金星.1979.成煤作用中形成的天然氣和石油.石油勘探與開發，(3):10～17
戴金星.1980.我國煤系地層的含油氣性初步研究.石油學報，1(4):27～37
戴金星，宋岩，張厚福.1996.中國大中型氣田形成的主要控制因素.中國科學(D輯)，26(6):481～487
戴金星，洪峰，秦勝飛，等.2000.中國煤成氣田分布規律.見:煤成烴國際學術研討會論文集.北京:石油工業出版社
付少英，彭平安，劉金鍾，等.2002.鄂爾多斯盆地上古生界煤的生烴動力學研究.科學通報，(10):813～816
傅家謨，盛國英，劉德漢.1990.煤成烴地球化學.北京:科學出版社，182～327
傅家謨，秦匡宗.1995.乾酪根地球化學.廣東:廣東科技出版社，543～565
付曉泰，王振平，盧雙舫.1996.氣體在水中的溶解機理及溶解度方程.中國科學(B)輯，26(2):124～130
付曉泰，盧雙舫，王振平，等.1997.天然氣組分的溶解特徵及其意義.地球化學，16(3):60～66
傅雪海，秦勇，張萬紅.2003.高煤級煤基質力學效應與煤儲層滲透率耦合關系分析.高校地質學報，9(3):373～377
傅雪海，秦勇，張萬紅，等.2005.基於煤層氣運移的煤孔隙分形分類及自然分類研究.科學通報，50(增刊1):131～137
郝琦.1987.煤的顯微孔隙形態特徵及其成因探討.煤炭學報，(4):51～57
郝石生，張振英.1993.天然氣在地層水中的溶解度變化特徵及地質意義.石油學報，14(2):12～22
郝石生，黃志龍，楊家琦.1994.天然氣運聚動平衡及其應用.北京:石油工業出版社
洪峰，宋岩等.2005.煤層氣散失過程與地質模型探討.科學通報，50(增刊):121～125
胡社榮.1998.煤成油理論與實踐.北京:地震出版社，1～184
黃第藩，李晉超，周翥紅，等.1984.陸相有機質的演化和成烴機理.北京:石油工業出版社，151～195
黃第藩，秦匡宗，王鐵冠，等.1995.煤成油的形成和成烴機理.北京:石油工業出版社，265～267
霍永忠.2004.煤儲層的氣體解吸特性研究.天然氣工業，24(5):24～26
姜好仁，毛明陸，馬財林，等.2001.大寧-吉縣地區煤層氣成藏條件分析.見:李文陽，馬新華等.中國煤層氣地質評價與勘探技術新進展.徐州:中國礦業大學出版社，26～35
李明潮，梁生正，起克鏡.1996.煤層氣及其勘探開發.北京:地質出版社
劉德漢，張惠之，戴金星，等.2000.煤岩顯微組分的成烴實驗研究與評價.科學通報，45(4):346～352
劉洪林，王紅岩，張建博.2000.煤層氣吸附時間計算及其影響因素分析.石油實驗地質，22(4)
劉洪林，趙國良，王紅岩.2004.中國高煤階地區的煤層氣勘探理論和實踐.石油實驗地質，26(5):411～414
劉金鍾，唐永春.1998.用乾酪根生烴動力學方法預測甲烷生成量之一例.科學通報，(43):1187～1191
劉俊傑.1998.王營井田地下水與煤層氣賦存運移的關系.煤炭學報，23(3):225～230
盧雙舫.1996.有機質成烴動力學理論及其應用.北京:石油工業出版社，62～121
盧雙舫，王子文，黃第藩，等.1995.煤岩顯微組分的成烴動力學.中國科學(B輯)，(25):101～07
盧雙舫，陳昕，付曉泰.1997.台北凹陷煤中有機質的成烴動力學模型及其初步應用.沉積學報，(15):126～129
馬東民.2003.煤儲層的吸附特徵實驗綜合分析.北京科技大學學報，8(4):291～295
寧正偉，陳霞.1996.華北石炭-二疊系煤化變質程度與煤層氣儲集性的關系.石油與天然氣地質，17(2):156～159
錢凱，趙慶波，汪澤成.1997.煤層甲烷勘探開發理論與實驗測試技術.北京:石油工業出版社
秦勝飛，唐修義，宋岩，等.2005a.煤層甲烷碳同位素分布特徵及分餾機理.中國科學(D輯):19～28
秦勝飛，宋岩，唐修義，等.2005b.流動的地下水對煤層含氣性的破壞機理.科學通報，50(增刊):99～104
秦勇，曾勇編譯.1996.煤層甲烷儲層評價及生產技術.徐州:中國礦業大學出版社
秦勇，傅雪海，岳巍，等.2000.沉積體系與煤層氣儲蓋特徵之關系探討.古地理學報，2(1):77～83
桑樹勛，朱炎銘，張時音，等.2005.煤吸附氣體的固氣作用機理(Ⅰ).天然氣工業，25(1):13～15
宋岩，戴金星，李先奇，等.1998.中國大中型氣田主要地球化學和地質特徵.石油學報，19(1):1～5
宋岩，王毅，王震亮.2002.天然氣運聚動力學與氣藏形成.北京:石油工業出版社
宋岩，柳少波，洪峰.2005a.煤層氣成藏地質條件及氣藏類型.見:宋岩，張新民主編.煤層氣成藏機制及經濟開采理論基礎.北京:科學出版社，1～9
宋岩，張新民，等.2005b.煤層氣成藏機制及經濟開采理論基礎.北京:科學出版社
宋岩，趙孟軍，柳少波，等.2005c.構造演化對煤層氣富集程度的影響.科學通報，50(增刊):1～5
蘇喜立，唐書恆，羨法.1999.煤層氣的賦存運移機理及產出特徵.河北建築科技學院院報，16(3):67～71
蘇現波，陳江峰，孫俊民，等.2001.煤層氣地質學與勘探開發.北京:科學出版社
蘇現波，林曉英.2009.煤層氣地質學.北京:煤炭工業出版社，220pp
孫斌，王一兵.2003.鄂爾多斯盆地大寧-吉縣地區煤層氣分布特徵.見:李文陽等主編.中國煤層氣勘探與開發.徐州:中國礦業大學出版社，65～73
孫旭光，王關玉，金奎勵.1999.基質鏡質體成烴動力學特徵研究.地質科學，(34):485～491
湯達禎，林善園，王激流等.1999.鄂爾多斯盆地東緣晚古生代煤的生烴反應動力學特徵.石油實驗地質，(21):328～335
湯達禎，桑樹勛.2008.煤儲層物性非均質性及控制機理.國家 973 課題研究報告(編號:2002CB211702)陶明信.2005.煤層氣地球化學研究現狀與發展趨勢.自然科學進展.15(6):648～652
王純信，郭國盛.1996.晉城礦區煤層氣賦存條件及地面開發現狀.中國煤層氣，(2):154～157
王道鈺，王德進.1984.生油岩與油頁岩熱解總包一級反應動力學方程參數的數值計算.華東石油學院學報，(8):312～317
王鳳國，李蘭傑，徐德紅.2003.華北地區煤層含氣性影響因素探討.焦作工學院學報(自然科學版)，22(2):88～90
王紅岩，劉洪林，劉懷慶，等.2004.煤層氣成藏模擬技術及應用，15(4):349～351
王會祥，黃第藩，李晉超.1986.陸相乾酪根熱解動力學研究.見:中國石油學會石油地質委員會.有機地球化學與陸相生油.北京:石油工業出版社，245～256
王生維，陳鍾惠.1995.煤儲層孔隙、裂隙系統研究進展.地質科技情報，(1):53～59
王生維，陳鍾惠，張明，等.1997.煤儲層岩石物理與煤層氣勘探選區———以華北若干煤區為例.武漢:中國地質大學出版社
王鐵冠，鍾寧寧.1990.樹脂體成烴的地球化學研究———兼論我國第三系樹脂體成因的未成熟-低成熟油氣資源.江漢石油學院學報，(12):1～8
吳俊.1993.煤微孔隙特徵及其與油氣運移儲集關系的研究.中國科學(B 輯)，23(1):77～84
楊申鑣.1997.水溶性天然氣勘探與開發.山東東營:石油大學出版社
姚艷斌，劉大錳.2007.華北重點礦區煤儲層吸附特徵及其影響因素.中國礦業大學學報，36(3):308～314
葉建平.1998.中國煤層氣資源.徐州:中國礦業大學出版社
葉建平，秦勇，林大揚.1998.中國煤層氣資源.徐州:中國礦業大學出版社
張慧.2001.煤孔隙的成因類型及其研究.煤炭學報，26(1):40～44
張建博，王紅岩，趙慶波主編.2000.中國煤層氣地質.徐州:中國礦業大學出版社
張群，楊錫祿.1999.平衡水平條件下煤對甲烷的等溫吸附特性研究.煤炭學報，24(6):566～570
張勝利.1995.煤層割理及其在煤層氣勘探開發中的意義.煤田地質與勘探，23(4):27～31
張勝利，李寶芳.1996.煤層割理的形成機理及在煤層氣勘探開發評價中的意義.中國煤田地質，8(1):72～77
張新民，張遂安，鍾玲文，等.1991.中國煤層甲烷.西安:陝西科學技術出版社
張新民，庄軍，張遂安，等.2002.中國煤層氣地質與資源評價.北京:科學出版社
張新民，趙靖舟.2008.中國煤層氣技術可采資源潛力及分布，國家 973 課題報告(編號:2002CB211706)
趙慶波.1999.煤層氣地質與勘探技術.北京:石油工業出版社
鍾玲文，張新民.1990.煤的吸附能力與其煤化程度和煤岩組成間的關系.煤田地質與勘探，(4):29～35
Ayers J W.2002.Coalbed gas systems，resources，and proction and a review of contrasting cases from the San Juan and Powder River basins.AAPG Bulletin，86(11)，1853～1890
Ayers Jr W B.2002.Coalbed gas system，resources，and proction and a review of contrasting cases from the San Juan and Powder River ba-sins.AAPG Bulletin，86(11):1853～1890
Braun R L，Burnham A K，Reynolds J G.1992.Oil and gas evolution kinetics for oil shale and petroleum source rock determined from pyroly-sis-TQMS data at two heating rates.Energy and Fuels，(6):468～474
Bustin R M，Clarkson C R.1998.Geological controls on coalbed methane reservoir capacity and gas content.International Journal of Coal Ge-ology，38(1～2):3～26
Clayton J L.1998.Geochemistry of coalbed gas—A review.International journal of coal geology，(35):159～173
Collins R E.1991.New theory for gas adsorption and transport in coal.In:Proceedings of the 1991 Coalbed Methane Symposium，Tuscaloosa，25～32
Cramer B，Poelchau H S，Gerling P，Lopatin N V，Littke R.1999.Methane released from groundwater:the source of natural gas accumula-tions in northern West Siberia.Marine and Petroleum Geology，16:225～244
Croadale P J，Beamish B B，Valix M.1998.Coalbed methane sorption related to coal composition.International Journal of Coal Geology，35:147～158
Ettinger I，Eremin I，Zimakov B，Yanvoskaya M.1966.Natural factors influencing coal sorption properties.I.Petrography and sorption prop-erties of coals.Fuel，45:267～275
Gan H，Nandi S P，Walker P L.1972.Nature of porosity in American coals.Fuel，51:272～277
Gayer R and Harris I.1996.Coalbed methane and coal geology.The Geological Society，London，1～338
Kulander B R，Dean SL.1993.Coal-cleat domains and domain boundaries in the Allegheny Plateau of West Virginia.AAPG Bull，77:1374～1388
Langmuir I.1916.The adsorption of gases on plane surfaces of glass，mica and platinum.Am.Chem.Soc.，40:1361
Laubach S E，Marrett R A，Olson J E，et al.1998.Characteristics and origins of coal cleat a review.Internal Journal of Coal Geology，35(1～2):175～207
Law B E.1993.The relationship between coal rank and cleat spacing:implications for the prediction of permeability in coal.Presented at the 1993 international coalbed methane symposium，the Uninversity of Alabama/Tuscaloosa，Vol.Ⅱ:435～441
Levine J R.1993.Coalification:The evolution of coal as source rock and reservoir rock for oil and gas.In:Law B E，Rice D D(Eds).Hy-drocarbons from Coal.AAPG studies in Geology，38:39～77
Levine J R.1987.Influence of coal composition on the generation and retention of coalbed natural gas.In:Proceedings of the 1987 Coalbed Methane Symposium，Tuscaloosa，Alabama，15～18
Liu D M，Yang Q，Tang D Z.1997.Reaction kinetics of coalification in Ordos Basin，China.In:Yang Q，ed.Geology of fossil fuel-coal.U-trecht:The Netherlands，147～159
McKee C R，Bumb A C，Koenig R A.1988.Stress-dependent permeability and porosity of coal.Rocky Mountain Association of Geologist，143～153
Nodzenski A.1998.Sorption and desorption of gases(CH4，CO2)on hard coal and activated carbon at elevated pressures.Fuel，78:1243～1246
Reznik A A.1984.An analysis of the effect CO2injection on the recovery of in-situ methane from bituminous coal.SPE Journal，(24):521～528
Rupple T C，Grein C T.1974.Adsorption of methane on dry coal at elevated pressure.Fuel，53:152～162
Schaefer R G，Schenk H J，Hardelauf H，et al.1990.Determination of gross kinetic parameters for petroleum formation from Jurrassic Source rocks of different maturity levels by means of laboratory experiments.Organic Geochemistry，(16):115～120
Scott A R，Keiser W R，Ayers W B.1994.Thermogenic and secondary biogenic gases，San Juan Basin，Colorado and New Mexico implica-tions for coalbed gas procibility.AAPG Bulletin，78:1186～1209
Scott A R.1993.Composition and origin of coalbed gases from selected basins in the United States:University of Alabama College of Continu-ing Studies，Proceedings of the 1993 International Coalbed Methane Symposium，v.1，p.207～222
Scott L.1999.Powder River Basin，Wyoming:An expanding coalbed methane(CBM)play.AAPG Bulletin，83(8):1207～1222
Tang S，Sun S，Hao D，Tang D.2004.Coalbed methane-bearing characteristics and reservoir physical properties of principal target areas in North China.Acta Geologica Sinica，78(3):724～728
Tremain C M，Whitehead N H.1990.Natural fracture(cleat and joint)characteristics and pattern in upper Cretaceous and Tertiary roaks of San Juan basin.Gas Research Institute GRI90/0014，(1):73～84
Tyler R，Scott A R，Kaiser W R，et al.1995.Coal geologic and hydrologic controls to coalbed methane procibility and resource assessment:William Fork Formation Pisceans Basin，Northwest Colorado.Gas Research Institute Topical Report，GRI95/0532
Ungerer P，Pelet R.1987.Extrapolation of the kinetics of oil and gas formation from laboratory experiment to sedimentary basins.Nature，(327):52～54
Vishnyakov A，Piotrovskaya E M.1998.Capillary condensation and melting/freezing transitions for methane in slit coal pores.Adsorption，4:207～224
Yee D，Seidle J P，Hanson W B.1993.Gas sorption on coal and measurement of gas content.Hydrocarbons from Coal.AAPG，Tusa.，Okla-homa，203～218
Zuber M D.1998.Proction characteristics and reservoir analysis of coalbed methane reservoirs.International Journal of Coal Geology，38:27～45
⑻ 武漢有什麼985、211大學
武漢有兩所985大學分別是武漢大學和華中科技大學。
武漢有七所211大學。華中農業大學，武漢大學，華中科技大學，中南財經政法大學，中國地質大學，武漢理工大學，華中師范大學。
1、武漢大學（Wuhan University），簡稱「武大」，是一所中國著名的綜合研究型大學,也是近代中國建立最早的國立大學。武漢大學是中國教育部直屬的副部級全國重點大學，國家首批「雙一流」重點建設高校。
2、華中科技大學位於湖北省武漢市，學校前身是1952年創辦的四大工學院之一的華中工學院、1907年建立的上海德文醫學堂和1898年清朝政府建立的湖北工藝學堂。歷經傳承與發展，2000年由華中理工大學，同濟醫科大學，武漢城市建設學院合並成立。
3、華中農業大學簡稱「華農」，坐落於湖北省武漢市南湖獅子山腳，其辦學源頭溯源於1898年清朝光緒年間湖廣總督張之洞奏請清政府創辦的湖北農務學堂，是中國高等農業教育的重要起點之一。
4、中南財經政法大學源於1948年以鄧小平為第一書記的中共中央中原局創建、並由陳毅擔任籌委會主任的中原大學。2000年，原隸屬於中華人民共和國財政部的中南財經大學和原隸屬於中華人民共和國司法部的中南政法學院共同組建成為中南財經政法大學。
5、中國地質大學創建於1952年，前身是院系調整時期由北京大學地學系以及清華大學、天津大學等校的地質、工程等系科合並組建的北京地質學院。於1960年被中央確定為全國重點高校。文革時期外遷。
6、武漢理工大學前身始於清朝末期1898年湖廣總督張之洞奏請清政府創辦的湖北工藝學堂，歷經中南建築工程學校、中南交通學院、武漢工學院等傳承與發展，2000年由分屬教育部、交通部、中國汽車工業總公司的原武漢工業大學、武漢交通科技大學、武漢汽車工業大學三校合並成立。
7、華中師范大學學校辦學源頭始於1871年美國聖公會在武漢曇華林創辦文華書院；歷經傳承演變，1903為文華書院大學部，1912年更名為中華大學，1951年組建公立華中大學，1952年改制為華中高等師范學校，1953年定名為華中師范學院，1985年更名為華中師范大學。
⑼ 張明華的介紹
張明華：男，生於1964年，河南項城人，博士、博士後，研究員（三級），現任中國地質調查局發展研究中心信息工程室主任,中國地質大學（北京）兼職教授。