中国地质大学张明老师
⑴ 地质空间数据库建设(地质数据库建设规范)
一、内容概述
在地质制图技术手段的变革中，真正具有革命性的是与数字式地质图生产模式相关的技术进步，涉及从野外地质州让工作直至最终成果提交的全过程。建立国家数字式地质空间数据库，是推行这种新工作模式的总体目标和必然结果。为此，各国都下大力气狠抓数据库设计、建设和不同类型数据库的联网，大力推进地质制图的标准化，除了对符合现代要求的现有数据进行数字式信息提取之外，还积极创造条件把数字式工作方式延伸到最基础的野外工作环节。GIS的产生、发展与机助制图系统存在着密切的联系，两者的相同之处是基于空间数据库的空间信息的表达、显示和处理。GIS包含了机助制图系统的所有组成和功能，并且GIS还有数据处理分析的功能。它用空间数据库和属性管理地质数据，包括了图形数据及属性数据，并可对二者的数据进行空间分析和空间查询。GlS技术是数据库技术、图形图像处扰迹数理技术和数据分析与处理技术的综合，在地质制图及多学科研究数据的处理、集成、模拟、显现乃至成果图件的编绘等方面，都起着不可替代的作用。通过数字式地质图生产模式的推行，可以使反映新认识、新成果的新数据得以及时输入数据库并与原有的数据资源融为一体，既能以常规纸图的形式输出，也能以数字产品的形式输出，必要时还能根据用户的要求以非标准的专用产品形式输出。GIS的出现及其在地学领域应用的深入，使地质图作为地学研究的基础图件，正在告别纸质时代，进入数字化时代（姜作勤等，2001；王永生，2011）。
二、应用范围及应用实例
在国际上，美国、英国等国在20世纪80年代开始进行国家空间数据库的建设。1992年，美国国会通过了《国家地质填图法案》，要求开发一个国家地质数据库（NGMDB），该数据库涵盖了地质学、地球物理学、地球化学、地质年代学和古生物学等地质领域。从1997年起，美国地质调查局（USGS）和宇航局（NASA）建立了全国统一的分类标准和数据标准，并开始进行地质图的数字化工作。至今已完成了占国土面积一半以上区域的地质数据数字化工作，并建立了数据库。
在国际上，对1∶100万国际分幅地质图编制与更新工作非常重视。俄罗斯从1999年正式开始第三版（第三代）1∶100万国家地质图系列编制和出版工作，并且专门制定了《俄罗斯联邦1∶100万国家地质图系列编制和出版规范》，英国、法国、南非、印度、蒙古、朝鲜等也编制出版了全国1∶100万地质图件或专业图件，美国和加拿大编制出版了部分地区1∶100万地质图件或专业图件，意大利在2003年新出版了第五版1∶100万意大利地质图。
巴西1∶100万地质图由46幅按国际标准分幅的地质图幅拼接而成。这些图幅组成了数字地质信息库，通过地质信息系统来操作管理。这些地质图数据是在野外工作、卫星图像解译、采样、同位素测年等工作基础上，通过对数据的编辑、分析、综合以及说明获得的。资料截止于2003年年底，由巴西地质调查局完成。他们出版了41张包含46幅地质图幅的电子光盘。
在巴西1∶100万国际分幅地质图的基础上，南美地质编图委员进行了南美洲1∶100万地质及矿产资源图的编制工作。南美洲1∶100万地质及矿产资源图由92幅标准图幅组成，其中包括了巴西的46幅。阿缓首根廷、巴西和乌拉圭地质调查局在修正更新了1∶100万地质底图并结合了航天TDM雷达图像，共同完成了该项工作。
印度地质调查局在20世纪70～80年代编制了一套1∶100万地质图集，包括了28个图幅。近年来又陆续编制了AraValli地区1∶100万岩石层位图，KolarSchistBelt1∶100万综合地球物理及地质图，MadhyaPradest1∶100万地质矿产图（2幅），∶100万地质矿产图，喜马拉雅1∶100万地质图（45幅），印度及周边地区1∶100万地震构造图（42幅）。
目前，“planetearth”在2007～2009年的Year计划中提出了“透明地球”方案，并已经开始着手实施，目的在于提供不同比例尺的动态的、可以交互操作的覆盖世界范围的数字地质图。该计划拟采用双重结构来操作。第一层由UNESCO、IYPE、IUGS、CGMW、ISCGM、ICOGS组成的执行委员会来负责。第二层由各参与国家、调查机构和组织来运作。
该计划已经确定了由3个部分组成，这3个部分的图层都可以通过像GoogleEarth那样的动态地图浏览器被广大用户应用。前两个部分是为更大比例尺图层服务的介绍性图层，由CGMW提供：第一层（“25G”）建立在GCMW世界1∶2500万地质图基础上；第二层（“5G”）建立在大陆和大洋1∶500万地质图基础上。这两个图层将根据简单的图例在地质内容上进行相互协调。第三层“1M”由英国地质调查局（BGS）开始进行，又被称为“OneGeology”计划，这个图层是由各参与国地质调查局提供的1∶100万地质图组成的。不同地质数据间的重叠和不连续问题将由GeosciML（计算机图形接口数据模型及编码）软件来解决。同时，这些地质数据是动态的，可以随时进行更新。由英国地质调查局（BGS）发起并于2007年3月12日～16日在Brighton召开了会议讨论并正式启动该计划。
三、资料来源
姜作勤，张明华.2001.野外地质数据采集信息化所涉及的主要技术及其进展.中国地质，28（2）：36～42
王永生.2011.地质资料信息服务集群化产业化政策研究.中国地质大学（北京）博士学位论文
⑵ 晚白垩世红色溶积钙质泥岩形成的地质意义
由于桂林晚白垩世的红色钙质泥岩为古溶蚀残余成土作用的产物再固结而成，且其特征表明，晚白垩世桂林的石灰上已演化到棕色—红色石灰土阶段。因此，从其特征、形成条件及形碧码孙成过程等方面，探讨其当时的岩溶环境及岩溶发育特征具有一定的地质意义。
5.4.3.1气候环境
从棕色—红色石灰土的区域分布特征分析，桂林晚白垩世应处于热—亚热带以湿热为主的气候环境，目前，地质学界普遍认为，红层就是干旱气候环境的产物，特别是当其中含有或夹有蒸发岩时，更不用多说。桂林残存有晚白垩世的红色岩溶建造，其中有个别属于干旱气候下生长的植物种类的孢粉化石，故有人推断桂林晚白垩世为炎热、干旱的气候环境。
土壤学研究结果表明，尽管石灰土是一种非地带性土壤，但由于它的形成主要是碳酸盐岩遭受化学淋溶的结果，故其形成与分布受生物气候带的影响而表现出一定的地带性特征。如目前所见棕色—红色石灰土主要分布在热带、亚热带地区（表5.12）。该区由于受季风气候的影响，一般都具有高温多雨，干湿季节交替，但以湿热为主的特点。因此，目前普遍认为，产于碳酸盐岩风化壳中的棕色—红色石灰土主要是热带—亚热带地区比较湿润炎热气候条件下化学溶蚀作用的产物。由于红色石灰土常分布于地形平缓的碳酸盐岩古风化壳上，因而常认为其形成历史悠久，受古气候的影响较深刻。但是，这种古气候也是以湿热为主的，例如，孙殿卿先生曾指出[21]，大姑-庐山间冰期是“重要的红壤化作用时期，潮湿炎热的气候影响全国，广大地区产生红土风化壳，成为本间冰期的一个重要标志层”。又如在我国北方部分碳酸盐岩地区，可见不连续分布的红色风化壳。对于这种现象，田级生认为是第四纪更新世第Ⅰ、Ⅱ间冰期间的湿热气候条件下碳酸盐岩溶蚀与风化的结果[22]。
另一方面，红壤化及铁的地球化学性状和转化条件的深入研究，明确了低价的亚铁只能在有水介质的条件下，才能完成向高价氧化铁的转变，而湿热是实现这种转变的良好气候条件。
由于桂林晚白垩世的红色钙质泥岩的物质组成为古棕色—红色石灰土，因此，桂林晚白垩世应处于热—亚热带以湿热为主的气候环境。钙质泥岩中的微体古占生物化石组合以显示温湿、湿热气候的植物孢粉化石为优势，以及具有粒序层、纹层等流水标志，也是佐证。此外，桂林目前在白垩纪的岩溶建造中尚未发现蒸发岩也可示为例证。虽然邻近地区如广东、广西南部、湖南等地的一些中、新生代盆地中的白垩系中夹有一些膏盐层，但是大多层薄，分布零星或为脉状、次生纤维状等次生类型[23]，故只能反映盆地在其沉积成岩过程中曾处于一个短暂的干旱气候环境，而不能用作恢复长时期内的区域古气候环境的主要指标。
5.4.3.2红色钙质泥岩的沉积堆积环境
从棕色—红色石灰土的成土特点及条件分析，桂林晚白垩世的沉积堆积环境是以小型的山间盆地、岩溶—断陷盆地，岩溶洼地为主。桂林晚白垩世的红色岩溶建造，目前所见的残存露头虽然在平面上零星散布，但范围却很广，常见断续分布。垂向上，高可达海拔580m的猴山顶，低可至海平面附近的李家悔链村钻孔中均可见及。由于这种平面上分布的广泛性和垂向上分布的差异性，因而易被误认为桂林在晚白垩世的红层沉积覆盖了所有的岩溶地形，包括目前海拔300～600m的地区均曾被覆盖。据红色石灰土的成土特点及成土条件分析，表明桂林在晚白垩世期间要形成如此大面积的巨厚红层覆盖是比较困难的。
从前述碳酸盐岩的溶蚀残余成土作用可知，碳酸盐岩的成土特点之一，就是形成的土壤数量很少。因此，一般认为，若没有稳定的大地构造环境，没有巨厚的母岩以提供成土物质来源，以及长时间的湿热气候条件，要在高耸的碳酸盐岩峰体上，形成较厚的红色风化壳是难以想象的。虽然从前面的讨论中已知，主要成土时期可达1.2亿年（J—K），其中经历时间约为2400万年的桂林晚白垩世，主要以湿热的气候条件为主，表明该区当时具备形成较厚的红色风化壳的气候与时模孙间的条件，然而，进一步的分析则表明，构造条件及岩石条件却难以满足。
首先，从构造条件上分析，在白垩纪时期，由于燕山运动的影响，桂林多期次的断裂构造活动较为强烈，并伴随有断块升降。其结果虽有利于岩溶水的垂直下渗对岩石产生淋溶，但由于其活动性强，致使水文地质条件时常发生变化而不能形成稳定的岩溶和成土环境。目前所见残存的晚白垩世的红色岩溶建造露头面积小，多沿断裂构造发展，并以重力坍塌、坡麓堆积的溶积钙砾岩为主（75%左右）即是佐证。
其次，从岩石条件分析，桂林晚白垩世的红色岩溶建造中的角砾成分主要是碳酸盐岩，表明该建造的物质来源主要是就地或近源的碳酸盐岩。若取晚白垩世的红色钙质泥岩中不溶物的总含量为70.11%（据表5.13），其容重为2.51t/m3[5]，应用5.4.1.1的公式，可粗略地算出每形成1m厚的钙质泥岩，就需要溶蚀66.94m厚的碳酸盐岩。若考虑红色岩溶建造是由溶积钙砾岩、溶积钙屑灰岩和溶积钙质泥岩组成，其中钙质泥岩以及砾岩和钙屑灰岩中的钙铁泥质胶结物仅占该建造中的25%左右，则可大致估算出每形成1m厚的红色岩溶建造，也需溶蚀约17m厚的碳酸盐岩。照此推算，如果要在整个桂林形成厚约100m的晚白垩世红色岩溶建造的覆盖层，就需要风化、溶蚀约1700m厚的碳酸盐岩，其中还不包括形成建造中角砾所需的碳酸盐岩的厚度。桂林附近从中泥盆统东岗岭组至下石炭统的碳酸盐岩，目前测出的最大厚度约为2000m，如果晚白垩世已剥蚀掉了如此厚度的碳酸盐岩，则桂林的碳酸盐岩就应当已被剥蚀殆尽了。然而，目前桂林大面积出露的仍为上古生界的碳酸盐岩，所见晚白垩世的红色岩溶建造分别与下石炭统和中、上泥盆统的碳酸盐岩呈岩溶不整合接触，这不仅说明其沉积-堆积地形本身是起伏不平的，同时说明古成土时期的剥蚀厚度不可能有那么大。
从上述诸条件分析，桂林在晚白垩世不可能形成大面积的、巨厚的红色岩溶建造覆盖层。从前述红色岩溶建造的产状及结构构造等特征，表明当时的沉积环境主要是一些小型的古山间盆地、岩溶－断陷盆地、岩溶洼地，洞穴。岩溶断陷盆地由于受断裂构造作用影响，下陷幅度较大，是周围溶蚀残余物质的中心聚集地，故其中沉积-堆积物的厚度较大。如潭南岩溶断陷盆地中就发育了总厚为180m左右的晚白垩世的红色岩溶建造，自下而上分别为砾岩（>100m）和泥岩（70余米，未见顶）。我们通过研究红色岩溶建造的岩石结构构造、组分特征、层组类型、产状特征等，探讨其形成环境，认为可划分为五个微（亚）相[5]，即：岩溶盆（坳）谷地、岩溶断（坳）陷谷地、岩溶坡麓、岩溶洼（凹）地-溶斗、岩溶洞穴－缝隙。
5.4.3.3古地貌组合类型
从棕色—红色石灰土的形成过程及展布规律分析，桂林晚白垩世岩溶发育，以峰丛洼地为主要的地貌组合类型。由于红层常被认为是干旱、炎热气候的产物，而桂林又残存有晚白垩世的红色岩溶建造，故有人认为桂林在晚白垩世岩溶发育速度放慢了。然而，从碳酸盐岩成土过程及其土壤的展布规律分析，晚白垩世应是中生代期间岩溶发育最强烈的一个时期。
据土壤学家的研究，不同亚类的石灰土，其所经历的溶蚀、风化程度是不同的。从黑色→棕色→红色石灰土，云母类矿物的脱钾作用逐渐加深（表5.14）；粘土矿物的含量逐渐增大。这些均表明石灰岩中不溶残余物质所遭受的化学风化作用从黑色→棕色→红色石灰土是逐渐加强的，从而也说明棕色—红色石灰土所遭受的风化作用时间最长，是碳酸盐岩溶蚀残余成土作用过程中接近终端的产物。因此，桂林残存的晚白垩世的红色岩溶建造非但不是岩溶发育速度变慢的证据，反而可作为该区在晚白垩世岩溶发育强烈的依据之一。
土壤学家的研究还表明，石灰土的发育和岩溶地形的发展有着密切的关系，不同的石灰土类型反映不同的岩溶地貌形态（表5.12）。从前述已知，桂林晚白垩世形成的石灰土以棕色类为主，局部有红色石灰土，因此，从表5.2及钙质泥岩的分布特征可推知，桂林在晚白垩世的岩溶地貌形态组合以峰丛洼地为主，局部岩溶水汇水地带发育小面积的峰林平原和岩溶盆地。这也从另一个侧面表明上一节中关于沉积环境以小型盆、洼为主的推论是可信的。
另外，石灰土的分布规律也给我们这样一些启示，晚白垩世的红色钙质泥岩尽管其现在分布标高不同，但其形成时均应是在相对低洼之处，如坡脚、洼（谷）地、溶隙、溶洞等。这可从相当多的红色岩溶建造中出现规模不大的粒序层、纹层，以及其所含的CaO,MgO数量较高等现象得到证明。
可能有人还会提出这样的问题，既然这些红色岩溶建造形成时应处于低洼之处，为什么现在反而常见于山顶呢？这是由于岩溶建造是由碳酸盐岩溶蚀风化残余物所组成，故其成岩后与其周围构成正向地形的碳酸盐岩一同经历岩溶作用时，溶蚀速率自然要比周围碳酸盐岩的小，最终导致正负地形的相互转化。例如，据刘尚仁等人的最新研究[24]，广东很多处于断陷或坳陷盆地中的白垩纪红层，如罗定群、南雄群和丹霞群，系距今1亿年前后由盆地周围的石灰岩丘陵山地提供大量的石灰岩砾石和富钙溶液所形成。这种红层岩溶地貌的基本特征虽与一般石灰岩类似，但总体来看，要比一般石灰岩类的岩溶发育差。因而，随着长期的溶蚀，风化作用，正向的碳酸盐岩峰体就逐渐演化成负向的岩溶洼地，而相邻的由红色岩溶建造覆盖的洼地，有的由于受到红色岩溶建造的保护，遭受的溶蚀作用较弱，则逐渐演化成正向的峰体（图5.19）。此外，沿盆、洼地边缘的断裂而产生的差异升降，也有可能使产于盆、洼地中的红色岩溶建造抬升形成山峰。由于晚白垩世的红色岩溶建造的产状与岩溶地貌的演化之间存在着这样的一种演变关系，故在用红色岩溶建造恢复古岩溶地貌，探讨岩溶发育规律时，决不能简单从事，而应进行历史的和动态分析。
图5.19 晚白垩世的红色岩溶建造出露位置（产状）与岩溶地貌演化关系示意图
1.D2d-C1碳酸盐岩；2.K2红色岩溶建造；3.Q松散堆积物；4.断裂、裂隙
参考文献
[1]薛耀松，唐天福，俞从流.中国南方上震旦统灯影组中的古喀斯特洞穴磷块岩.沉积学报，1992,10（3）:145～153
[2]刘怀仁，刘明星，胡登新，等.川西南上震旦统灯影组沉积期的暴露标志及其意义.沉积与特提斯地质，1991,（5）:1～10
[3]中科院岩溶组.中国岩溶研究.北京：科学出版社，1979
[4]祁延年.广西中部及东北部地区喀斯特地貌.见：全国喀斯特研究会议论文集.北京：科学出版社，1962
[5]邓自强，林玉石，张美良，等.桂林岩溶与地质构造.重庆：重庆出版社，1988
[6]宜昌地矿所.中南地区白垩纪至第三纪岩相古地理.北京：地质出版社，1979
[7]雷奕振，等.长江三峡地区生物地层学（5）：白垩纪—第三纪分册.北京：地质出版社，1987
[8]郝诒纯，等.中国地层及中国的白垩系.北京：地质出版社，1986
[9]关士聪，等.中国中生代陆相盆地发育沉积与油气.北京：地质出版社，1987
[10]周世全，等.河南李官桥盆地“红层”划分的意见.地质科学，1979,（1）
[11]中国科学院.华南中、新生代红层.见：广西南雄“华南白垩纪—第三纪红层现场会议”论文选集.北京：科学出版社，1979
[12]王文校，等.广州—肇庆地区中生代含煤地层划分对比与成煤地质特征.广东地矿所汇刊，1983,（1）
[13]刘功余，张美良，邓自强，等.桂林晚白垩世红色岩溶建造中溶积钙质泥岩的成因及地质意义初探.中国岩溶，1992,11（2）:162～172
[14]林玉石，邓自强，刘功余，等.桂林岩溶岩系（建造）.中国岩溶，1986,5（3）
[15]袁道先，蔡桂鸿.岩溶环境学.重庆：重庆出版社，1988
[16]韦启潘，等.广西弄岗自然保护区石灰土的地球化学特征.土壤学报，1983,20（1）:30～42
[17]张明，张风海.茂兰喀斯特森林下的土壤.见：茂兰喀斯特森林科学考察集.贵阳：贵州人民出版社，1987,111～123
[18]Watson H.Monroe Examples of the replacement of limestone by clay.Mississippi geology,1986,7（1）:154～160
[19]李景阳，王朝富，樊廷章，等.试论碳酸盐岩风化壳与喀斯特成土作用.中国岩溶，1991,10（1）:29～37
[20]中国科学院南京土壤研究所.中国土壤（第二版）.北京：科学出版社，1987,253～258
[21]李庆逵主编.中国红壤.北京：科学出版社，1983,24～39
[22]涂水源，等.桂林环境环境工程地质.重庆：重庆出版社，1988,49～72
[23]孙殿卿，等.中国第四纪冰期.地质学报，1977,（2）:101～110
[24]田级生.浅析北方红粘土对碳酸盐岩溶蚀作用的影响.长春地质学院学报，1986,（3）:83～88
[25]吴萍，杨振强，等.中南地区白垩纪—第三纪岩相古地理.北京：地质出版社，1979
[26]刘尚仁，黄瑞红.广东红层岩溶地貌与丹霞地貌.中国岩溶，1991,10（3）:183～189
⑶ 相干体技术在天然气水合物解释中的应用及研究
沙志彬1，2张光学2张明2梁金强2
（1.中国地质大学（武汉）武汉 430074 2.广州海洋地质调查局 广州 510760）
基金项目：国家高技术研究发展计划课题（编号：2005AA611050）资助。
第一作者简介：沙志彬（1972.4—），男，高级工程师，主要从事石油地质和天然气水合物的研究。
摘要 在天然气水合物的地震资料解释过程中，常规（叠加和偏移）地震剖面上难以识别天然气水合物赋存区域。通过近年的实践，认为相干体数据及切片能够较好地揭示天然气水合物的地球物理异常特征，从而给识别天然气水合物和划分其赋存区域提供有力的证据，增加了一种可用于天然气水合物的检测技术。
关键词 天然气水合物 相干体 应用 研究
1 前言
相干体处理解释技术在油气勘探与开发项目的研究中已经得到广泛的应用，为解决复杂地区地质情况和日益增多的地震数据量等问题起到了重要作用［1］。它不仅提高了地震资料解释的效率和精度，使三维地震资料得到充分应用，同时能够很好地突出数据的不连续性，快速准确的识别断层、特殊岩性体及地层沉积特征，直接对目标体和沉积层进行直观和精细的描述。相干体处理解释技术已经成为三维地震资料解释中不可缺少的技术方法［2］。
2 相干性的基本原理
由震源激发产生的地震子波，在向下传播的过程中，遇到波阻抗分界面，发生反射和透射，形成地震波。地震波到达测线接收点，视速度不变，或者只沿测线方向有缓慢变化。而测线布置的观测点相距不远，满足空间采样定理，因此同一个相位在相邻地震道上的到达时间也是相近的，每一道记录下来的振动图是相近的，并且会一个个套在一起，形成一条平滑的有一定长度的同相轴，这个特点叫做相干性。相干技术就是从相邻地震道相互之间的相干性出发，给出一定量描述。对于三维地震数据体，通过对主测线和联络测线方向计算某一时间域内波的相似性，可获得三维地震相干体，因此相干体是指三维数据相干性的一种三维数据体［3］。
当地下目的层存在断层和地层不连续性变化时，在局部一些地震道上会表现出与相邻地震道不同的反射特征，因而导致道与道之间相关性方面的极不连续性，即断层所产生的地震错动，会在相应道的相关曲线中出现极高的不相关特性［4］（图1）。利用这一原理，通过对三维数据体的不连续性进行分析，便可识别构造和断层的分布，使解释人员在解释之前就能获得研究区概略的构造几何形态及断层分布情况。充分利用三维地震数据体原已存在的空间分布信息，能够减少复杂情况人为因素造成的误差及由此而产生的多解性。
图1 断层引起的波形变化示意图
Fig.1 Sketch map of wavelet movement by the fault
3 相干性的计算方法
自相干性的概念及应用方法提出以来相干算法本身在不断发展。大致分为三种类型：第一代算法C1，即归一化互相关，采用三道相干处理，对于高品质的资料具有很好的检测效果，分辨率也最高；第二代算法C2，即任意多道相似性算法，采用多道相干处理，其分析结果分辨率稍低，但抗噪能力较强；第三代算法C3，亦称作特征构造，它把多道地震数据组成协方差矩阵，应用多道特征分解技术求得多道数据之间的相关性［5～7］。
目前常用软件中相干性算法是能量归一化后的互相关计算，属于第一代算法C1。
首先定义纵测线上t时刻、道位置在（xi+yi）和（”i+l，yi）与地震道u之间延迟为l的互相关系数
南海地质研究.2007
式中2ω为相关时窗的时间长度。
再定义横测线上t时刻、道位置在（xi，yi）和（xi+l，yi）与数据道延迟为m的互相关系数为
南海地质研究.2007
把上面纵测线（l延迟）和横测线（m延迟）的相关系数组合起来就得到相关系数ρxy的三维估计：
南海地质研究.2007
式中：masρx（t，l，xi，yi）和maxρy（t，m，xi，yi）分别表示时移为l和m时，ρx和ρy为最大值。对于高质量的地震数据，时移l和m可分别近似计算出每道在”和y方向上的视时间倾角。第一代算法是先计算主测线、联络测线方向的相关系数，最后合成主联方向相关系数。其优点是计算量小，易于实现。缺点是受资料限制较大，时窗大，抗噪性差。
第二代算法，即C2算法，可对任意道数进行相似分析，估计其相干性。先定义一个以τ时刻为中心的j道椭圆或矩形分析时窗，在时窗内取j道相邻地震数据u，如果分析点坐标轴为（”，y）则定义相似系数为δ（τ，p，q）：
南海地质研究.2007
式中：p和q分别表示”，y方向上的视倾角，上标H表示希尔伯特变换或地震道u的正交分量。若时窗取［-K，K］，则平均相似系数为
南海地质研究.2007
式中：Δt为采样时间间隔。第二代算法对任意多道地震数据计算相干，基于水平切片或层位上一定时窗内计算。其优点是对地震资料的质量限制不严，抗噪性强。利用可变时窗，即用一个适当大小的分析窗口，能够较好地解决提高分辨率和提高信噪比之间的矛盾。因此，该算法具有较好的适用性和分辨率，而且具有相当快的计算速度，缺点是不能正确反映地层倾角变化。
第三代算法，即C3相干算法是用基于相似的相干算法对任意多道地震数据进行相干计算。该方法是借助协方差矩阵C来实现的。设λj（j=1，2，L，J）是协方差矩阵C的第j个特征值，其中λ1是其最大的特征值。C3相干算法的计算公式为
南海地质研究.2007
第三代算法以多道或多个子体为对象进行道比较和相似性计算，同时进行基于层位的倾角和方位角估计，从常规数据的纵测线地震显示上估计真倾角最大值来定义离散视倾角范围。通常当地层具有走向和倾向多边特征时，如盐底辟、前积三角洲，火山岩地层等，计算出独立的相干数据体、倾角数据体、方位角数据体，利用HLS（色调、光亮度、饱和度）彩色模型显示相干、倾角、方位角多个地震属性［6］。
4 相干体参数的选择
图2 相干道数示意图
Fig.2 Sketch map of the number of coherent channel
相干模式的选择有两个问题要解决，一是选取多少道参与相干计算最为合适，一是相干时窗大小的选择。针对第一个问题，选用不同的数据做了相关试验，分析认为：选取的道数多少应与地质异常体的大小有密切关系。如果选取道数太多，就无法发现小的地质异常体，且定位不准确；如果选取的道数太少，受地震数据体噪声的影响就很大，以至于影响正常解释工作。一般的，相干道数选择包括线性3道、正交3道、正交5道、正交9道（图2）。通过试算可知，参与计算的道数越多，平均效应越大，对断层的分辨率反而会降低；相反，相干道数少，就会提高断层、特别是对小断层的分辨率。因而在计算地震相干数据体时应根据不同研究目标来选择计算的道数［1～3］。
相干时窗的大小由解释员根据地震反射波的视周期T而定，通常取T/2～3T/2。当计算的相干时窗小于T/2时，由于相干时窗小、视野窄，看不到一个完整的波峰或波谷，据此计算出的不相干数据带反映噪声的几率比反映小断层的几率大；当计算的相干时窗大于3T/2时，由于相干时窗大，可以看到多个地震反射同相轴，据此计算出的不相干数据带反映同相轴连续的几率比反映断层的几率大［3，4］。可见相干时窗取得太大与太小都会降低对断层的分辨能力。通过多次对比试验，认为采用线性3道、时窗32ms计算得到的地震相干数据体有利于开展天然气水合物的解释工作［6，7］。
5 相干算法的试验与结论
2005和2006年我局先后在南海北部陆坡区神狐海域研究区进行准三维采集，地震数据质量较以前有较大提高，定位精确，具有较高的信噪比和分辨率。结合该研究区的构造背景，分别应用三代相干算法对神狐研究区地震数据进行相干计算，结果见图3。图3a，图3b，图3c分别是用C1，C2，C3三代算法计算出的相干体水平切片，白色代表相干性高，黑色代表相干性低。水平切片上黑色窄带反映相干性很低的断层。从图3a，图3b，图3c三幅图中都可以看出本区域断层比较发育，断层走向以东西向为主。比较三幅图，图3a中，不仅上部和下部的大断层清晰可见，中部还可以分辨出南北方向的细小断层，而在图3b和图3c中此处的细小断层均不可识别。因此，对于该研究区的地震资料，采用第一代相干算法计算得到的相干数据体分辨率较高［6，7］。
通过试验分析得出如下结论：相干算法的选择综合考虑参与计算的研究区地震资料的质量及研究区内的构造特征。若研究区地震数据信噪比较高，应用第一代相干算法得到的相干数据体分辨率最高，利于识别小断层；若地震资料信噪比稍低则应用第二代算法可得到分辨率较高相干数据体；对于构造变化复杂、地层倾角较大的研究区要选用第三代算法才能正确反映地层倾角的变化［3，4］。
6 天然气水合物的相干性分析
通过对三维数据体的各种逻辑关系和物理属性的分析研究，认为地震三维数据体的不相关性主要反应断层及岩性变化；相关性主要反映岩性的均一性和地层的连续性。据此进行相干体解释时，高连续性数据对应均一岩性体和连续的地层；中等连续性数据对应层序特征；窄条带低连续对应断层、岩性的变化或特殊岩性的边界；宽条带低连续对应数据质量不好或无反射层位［3］。
由于特殊地质体和周围地层的地震反射有着不同的相干性，所以特殊岩性体在相干切片上能清楚地反映出来。应用相干数据可以确定某些岩性异常体的边界，为这些异常体的圈定提供辅助手段。目前，三维相干技术的发展比较成熟，一些学者［3，4］利用相干技术，预测了火成岩、碳酸盐岩等特殊岩性体的分布范围，实现特殊岩性体的准确成像，取得了良好的效果。但现在还很少应用相干性分析天然气水合物这种特殊岩性体［3～5］。
图3 三代相干算法效果比较图
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础上，依据天然气水合物的地球物理特征，对叠前偏移数据体进行相干处理，得到相干体数据，分析总结水合物在相干数据体上的响应［1～3］。研究发现：排除构造因素，通过用其他地震检测手段识别出的含水合物的地层在相干体上表现出很高的相干性，与周围地层相干性差异明显；同样，含水合物地层在相干体切片上表现出高相干性的属性特征。分析认为这种现象可能是因为地层填充水合物导致地层岩性相对均一，相邻地震道反射相似性高［8～10］。
以神狐海域研究区为例，250线地震剖面上（图4（a）），可以看到同一沉积地层（A区域和B区域）同相轴连续性好，两者之间没有明显的差异；在相干剖面上（图4（b））却表现出相干性差异，没有水合物充填区域为中相干性（B区域），而有水合物充填区域为强相干性（A区域）。因此，利用相干体技术可以圈定天然气水合物的分布范围［6，7］。
图4 神狐海域研究区250线地震剖面（a）与相干剖面（b）
Fig.4 The Seismic and coherent profi1e of Line 250 in the study of Shenhu offshore
此外，对神狐海域研究区的整个相干数据体进行分析，自海底以下间隔固定时窗（时窗小于识别矿体厚度）分别对两个BSR区域提取相干切片。分析发现在东南BSR区块的2000ms相干体切片上（图5（a）），230-320线，400-600道范围内，有一亮白色团块（在相干体切片中白色代表高相干性，黑色代表低相干性）；在相同区域，2050ms和2100ms相干切片上仍可以清楚地分辨出两块高相干性团块（图5（b），5（c））。通过与BSR分布图对比发现，该区域与BSR的分布范围基本吻合，处于BSR上的空白带内，由此推测高相干性可能是含天然气水合物所致；同样，在西北BSR区块的1700ms到1900ms相干体切片上亦表现出高相干性。因此，可以利用相干体技术推测水合物在此区域是否赋存，并且可以大致圈定水合物的分布范围［6，7］。
在相干体数据的应用中，相干性是对地震道进行去同存异，突出断层、特殊岩性体等地质现象，而影响地震道相干性因素复杂，地震道间相似程度往往受多种因素影响。因此，在水合物矿体的预测中，必须综合利用相干体与其他分析检测技术（AVO反演、波阻抗反演、瞬时属性剖面、能量半衰时剖面等），去伪存真，共同确定水合物矿体的展布［11～15］。
图5 神狐海域研究区东南BSR区块相干体切片
Fig.5 The slice of coherent profile of southeastern BSR area in the study of Shenhu offshore
7 认识与讨论
总结本文得出以下几点认识与讨论：
1）本文尝试运用相干体技术来识别天然气水合物的地球物理特征，形成了一项可用于天然气水合物的检测技术；
2）实践证明可以利用相干体技术推测水合物在此区域是否赋存，并且可以大致圈定水合物的分布范围；
3）针对天然气水合物进行的相干体研究尚处于初级阶段，需要进一步的研究及完善；
4）相干性数据受多种因素影响，在天然气水合物矿体的预测中，必须联合利用其他分析检测技术（AVO反演、波阻抗反演、瞬时属性剖面、能量半衰时剖面等），去伪存真，才能综合确定水合物矿体的展布。
参考文献
［1］何汉漪著.海上高分辨率地震技术及其应用.地质出版社，2001，7，27～44
［2］李正文，赵志超.地震勘探资料解释［M］.北京：地质出版社，1988
［3］王玉学，韩大匡，刘文岭等.相干体技术在火山岩预测中的应用，石油物探［J］.2006，45（2）：192～196
［4］王永刚，刘礼农.利用相干数据体检测断层与特殊岩性体，石油大学学报［J］.2000，24（1）：69～72
［5］俞益新.碳酸盐岩岩溶型储层综合预测概述，中国西部油气地质［J］.2006，2（2）：189～193
［6］张光学，耿建华，刘学伟等.“天然气水合物探测技术”之子课题“天然气水合物地震识别技术”，“十五”863，2005
［7］张明，张光学，雷新华等.南海北部海域天然气水合物首钻目标优选关键技术报告，“十五”快速863，2006
［8］宋海斌，张岭，江为为等.海洋天然气水合物的地球物理研究（Ⅲ）：似海底反射［J］.地球物理学进展，2003，18（2），182～187
［9］沙志彬，杨木壮，梁金强等.BSR的反射波特征及其对天然气水合物识别的应用［J］.南海地质研究（15），北京：地质出版社，2004，55～61
［10］张光学，黄永样，陈邦彦等.海域天然气水合物地震学［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 张明华的人物简介
男，1964年生，河南项城人，博士，研究员。1984年毕业于桂林冶金地质学院（现桂林理工大学）物探专业，1997年毕业于中国地质大学（北京）。中国地质调查局发展研究中心研究员，信息室主任，中国地质大学（北京）兼职教授,曾任数据室主任。主要从事地球物理数据处理和地质工作信息化建设等研究。
长期从事地球物理勘探和地质信息化建设工作。组织开展地质调查数据库建设、应用及专业软件研发与推广。主持完成国家地质调查数据集成与共享服务平台建设、物化遥GIS与网格系统矿产资源评价技术开发、基于大型GIS的地质调查空间数据管理系统、青藏高原油气资源战略选区重磁解释、南黄海油气资源评价重磁解释及CCOP Metadata Standard and Web-based Data Managing System等10余项国家项目，主持开展国家地质数据库建设与更新维护、中国海陆地球物理系列图、全国矿产资源潜力评价重力资料应用等项目，牵头为CCOP和东盟10多个国家进行地学信息技术培训。
获软件著作权5项,2009年荣获中国地球物理学会傅承义青年科技奖。获部级成果奖励多项。
⑸ 神狐的神狐海域
从1999年开始至2007年的九年间，以广州海洋地质调查局科技人员为代表的广大的中国海洋地质工作者完成了南海北部4个海区共16个航次的综合调查与研究，证实了我国海域存在天然气水合物；调查发现南海北部陆坡具有良好的天然气水合物资源远景；并初步圈定了南海北部陆坡天然气水合物资源远景最有利的重点目标区。
2004年中国石油地质年会上，南海北部陆坡深水海域就被列为中国油气勘探可持续发展的三大重要新领域之一。
2002年，中国地质调查局正式设立《海洋油气新区调查》项目，重点在我国南海北部陆坡深水区、南黄海盆地北部和东海陆架盆地西部等地区开展前期战略性调查研究工作。南海北部陆坡作为我国开展深水区勘探的首选目标，由广州海洋地质调查局正式启动海洋油气新区战略性地质调查。
在国家设立专门项目开展这一资源调查的同时，“863”计划及时启动了“天然气水合物探测技术”课题研究，从地震识别技术、地球化学探测技术、综合评价技术和保真取样技术4个方面全面开始了高技术的探索。在广州海洋地质调查局副总工程师吴能友博士牵头下，展开科技攻关。到2005年，最终初步形成了适合我国海域特点的天然气水合物探测技术系列，为我国海域天然气水合物资源调查与评价提供了有力的高技术支撑。
2004年，中德两国展开政府间合作，在南海北部陆坡开展甲烷和天然气水合物分布、形成及其对环境的影响研究，中德两国科学家利用先进的调查船——德国“太阳号”开展代号为SO177航次的海上科学研究，取得了丰富的研究成果，在南海北部东沙海域发现了世界上分布面积最大的自生碳酸盐岩等一系列显示天然气水合物存在的证据。但没有获取到浅表层天然气水合物的样品，成为参与这项研究的中德两国地质学家们的一个遗憾。
2005年国土资源部也将面积近3万平方公里的白云深水区列为我国六大油气资源战略选区之首。
随着调查研究的深入，广州海洋地质调查局认为，南海北部海域在海底浅表层形成天然气水合物的条件并不优越，通过地质取样这一手段获得天然气水合物的可能性不大。因此，从2005年开始，选定目标实施钻探，成为中国海域天然气水合物资源调查的新任务。
广州海洋地质调查局通过多年的调查，确定的天然气水合物重点区与“太阳号”所发现的大片碳酸盐岩结壳的区域是吻合的，这更加肯定了他们对天然气水合物发现目标的认识。担任“太阳号”SO177航次中方首席科学家的是广州海洋地质调查局当时的总工程师黄永样，他充满信心：“下一步要打钻，这里应该是我们布孔的位置。” 后来，为了调查研究一种新的类型，神狐海域又成为新的目标，这里从2003年展开区域概查，已经发现了显著的地球物理标志BSR。
经过近两年的技术、商务等准备，最后选定辉固国际（香港）集团公司承包海上天然气水合物钻探航次。 经过九年的艰苦奋斗，中国海域天然气水合物调查从“零”开始，终于首钻成功获得实物样品。
这是一个全新的领域，中国人没有经验。因此，调查工作借鉴了油气勘探工作的一些步骤和方法，通过区域概查展开，在发现异常后，再对重点区域展开进一步调查，确定靶区，将天然气水合物的地质目标从南海北部的广大区域一步步缩小到重点目标区。 同时，他们不断学习应用国际上的成功经验，广泛运用地质、地球物理、地球化学多手段综合调查方法，在我国南海北部发现了由深至浅，最后到海底表层所存在的与天然气水合物相关的多层次、多信息异常标志，包括深部似海底反射（BSR）、空白带（BZ）、浅部气烟囱、海底微地貌、碳酸盐岩结壳、底水及沉积物地化异常四位一体的充分证据，有力证实了我国海域天然气水合物资源的存在。作为广州海洋地质调查局基层科技人员，从项目成立之初，教授级高级工程师梁金强和他的研究室科技人员们一直专注天然气水合物调查资料综合分析和解释工作，他自信地说：“目前世界上已经证实可显示天然气水合物存在的证据，在南海北部都得以发现。” 广州海洋地质调查局及国内其他相关单位开展了相应的研究工作。对天然气水合物技术方法、环境效应、资源综合评价和勘探开发战略等进行了深入研究，为调查与评价提供了科学依据和技术方法支撑。 国家“863”计划对这一新型后备能源的勘探给予了持续不断的支持。1998年，广州海洋地质调查局副总工程师、教授级高级工程师张光学在“863”经费的支持下，展开对国际上海底天然气水合物资源探测关键技术的预研究。 深邃的海底是天然气水合物矿藏形成的最佳场所。地球有70%以上的面积是海洋，科学家们分析认为，天然气水合物在海洋中有条件成矿的面积约占全部海洋面积的30%以上。目前，全球已在100多处发现有天然气水合物资源的存在，但却仅在其中15个地区通过钻探和表层取样获得实物。在南海南部，去年由多国科学家共同参与的综合国际大洋钻探计划实施钻探，但没有获得天然气水合物样品。因此，要准确钻中目标，获取到冰雪状的天然气水合物样品，还是一个世界性的难题，带有极大的偶然性。 为提高我国实施天然气水合物钻探目标的命中率，2005年，“863”计划紧急启动了“南海北部海域天然气水合物首钻目标优选关键技术”研发课题，由广州海洋地质调查局副总工程师张明教授牵头，和中国地质大学一起展开攻关。 当时，国内并没有针对天然气水合物钻探目标的调查手段和现成的方法，就连国外公开发表的论文资料也没有这方面的实质性内容。同时，还受限于现有的技术装备和调查条件，课题组大胆提出了单震源单电缆的高分辨率三维地震调查方法，经过反复试验研究，提高定位精度，在采集、处理技术上取得了卓有成效的研究成果，最终取得了高质量的三维成像效果，将二维地震识别技术发展为三维地震识别技术。试验成功后，广州海洋地质调查局迅速将研究成果应用于南海神狐海域目标区，将钻探目标从140多平方千米的海区靶区，最终精确为2个目标区块的8个钻探井位。 在高技术的支撑下，我国天然气水合物钻探航次在实施的第一个钻位胜利实现突破，成功获取到斑点状的天然气水合物实物样品。令第一航次首席科学家张海启博士更为欣喜地是：“在第一航次28天完成的4个钻位中，我们在两个钻位上实现了突破，两处所发现的天然气水合物饱和度均高于美国布莱克海台的天然气水合物饱和度，最高达43%。仅仅在一段直径5.6厘米、长约40厘米的沉积物中就收集到26升纯度高达99.7%的甲烷气，从世界范围来看，这都是一种令人振奋的全新类型。”高纯度的天然气在实验室点燃，跳动的蓝色火苗点燃了中国人的新能源梦，展现了中国海域天然气水合物巨大的资源潜力。 同时，钻探结果显示我国海洋地质工作者根据地震资料解释预测的BSR及天然气水合物赋存层位与实际基本吻合。这说明，经过九年艰苦勘探，我国海洋地质工作者所建立的地震解释速度模型是正确的，它证实了我国实施海域天然气水合物资源调查工作所取得的地质勘探基础资料的准确性，显示出中国海洋地质工作者通过自主创新、发展高技术所建立起具有中国特色的天然气水合物探测技术和调查方法是可行的，有效的。
06年我国南海东北部陆坡深水区发育厚层中生界及古近系的尖峰北盆地和笔架盆地，油气前景较好，是下一步油气勘探的有利区域。这是广州海洋地质调查局实施的国土资源大调查海洋油气新区项目的最新成果。
07年，中国科学家初步认为，中国南海神狐海域的天然气水合物是以，饱和度非常高，显示出中国南海北部天然气水合物资源具有巨大的能源潜力。初步预测中国南海北部陆坡天然气均匀分散的状态，成层分布，已发现的含天然气水合物沉积层厚度较厚，最大厚度达25米水合物总资源量可能大于100亿吨油当量。
08年，由国土资源部组织的全国油气资源战略选区国家专项取得阶段性重要成果，首批验收的4个项目均获得油气重大发现，其中南海北部陆坡深水海域具备万亿立方米大气区的前景和潜力，这是我国海域迄今为止获得的最大天然气发现，是我国深水勘探的重大突破，填补了我国在这一领域的空白。
中海油通过对南海北部陆坡深水海域的系统研究，取得多项油气地质新认识和深水勘探技术新突破。为进一步验证优选出的有利目标区，中国海洋石油有限公司选择其中之一的白云凹陷目标区成功实施了我国第一口水深超千米探井，获得了我国海域迄今最大的天然气发现，资源量约1100亿立方米至1700亿立方米，初步展示了南海北部陆坡深水海域具备万亿立方米大气区的前景和潜力，也标志着我国深水油气勘探进入新的发展阶段。
09年10月，我国第一艘可燃冰综合调查船“海洋六号”，在广州海洋地质调查局仑头码头鸣笛，正式入列我国海洋地质调查船队建制。海洋六号”可燃冰综合调查船，它将以海底可燃冰资源调查为主，兼顾其他海洋地质、海洋矿产资源调查工作。它的入列，将加快我国海洋可燃冰调查步伐。
10年12月30日，由国土资源部广州海洋地质调查局完成的《南海北部神狐海域天然气水合物钻探成果报告》通过终审。《报告》显示，科考人员在我国南海北部神狐海域钻探目标区内，圈定11个可燃冰矿体，预测储量约为194亿立方米。研究人员在140平方公里的钻探目标区内，圈定出11个可燃冰矿体，含矿区总面积约22平方公里，矿层平均有效厚度约20米，预测储量约194亿立方米。这是一个令人振奋的数据，科考人员对含可燃冰样品气体组分及同位素分析表明，钻探区可燃冰富集层位气体主要为甲烷，其平均含量高达98.1%，主要为微生物成因气。
除此之外，相关部门着眼未来，积极探讨海底可燃冰安全环保开采方案的科学性与可行性，相信不久的将来，沉睡在海底千百万年的可燃冰终将浮出水面。
⑹ 高精度反演居里深度与地层界面深度
张明华
（北京科技大学资源工程学院，北京100083）
管志宁
（中国地质大学物探系，北京100083）
摘要在分析以往重磁界面反演方法的基础上，本文提出了拟合地壳内部磁化强度分布的磁化强度函数和进一步的反演居里深度和磁性地层界面深度的正反演迭代算法。该方法克服了以往方法的不足，节省时间，而且具有很高的反演精度和准确度。在以寻找大型和超大型矿床为目标的国家“攀登计划-B”项目的课题研究工作中，于华北地台北缘地区获得了对地质研究和贵金属找矿都有价值的结果。
关键词磁化强度函数高精度地层界面
1磁化强度函数和磁性层界面模型
关于地壳区域磁场场源的形成机制和分布范围，不同的研究工作者提出了不同的假设。目前的知识来自对岩石圈和大陆科学钻探的研究。根据目前所得到的地壳综合深部岩石物理剖面参数和磁性矿物的居里点数据[1,2,3,6,8]，我们认为，岩石磁性是随深度变化的，在温度高于磁性矿物居里点的深度（简单称为居里深度）以下变为顺磁性。同时，岩石磁化强度在横向上随岩性和地质构造单元的不同而变化。这就是地壳磁化强度分布的基本特征。我们提出一个能够较好地拟合这一地壳岩石磁性特征的磁化强度函数，见图1a。表达式为：
第30届国际地质大会论文集第20卷地球物理
其中，J（ξ，η，ζ）是磁化强度函数，n=1或2,a（ξ，η）、b（ξ，η）＞0和c（ξ，η）≥0是在横向上随不同磁性地质构造单元而变化的变量，ζ是垂向上的深度变量。
我们采用如图1b所示的磁性地层模型用于区域磁异常解释。这是一个上、下界面均为起伏的磁性层模型。模型的上界面以上是弱磁性或无磁性的沉积岩等介质，下界面（居里深度）以下的岩石变为顺磁性。磁性层内存在着由磁化强度函数所描述的纵、横向上的磁性差异。
2反演磁性界面深度的迭代法
图1磁化强度函数与磁性地层模型示意图
a—地壳结构、磁化强度变化及磁化强度函数；b—磁性层模型
为了利用航磁资料对深部地质构造进行解释、了解居里深度和太古宇顶面深度的变化，结合国家“攀登计划-B”项目课题的工作，我们研究了以往所有这方面的反演方法。传统方法或者由于其对地壳磁性假设的近似程度较低，或者由于在反演过程中对磁异常或深度值施加滤波[2,9,4]，反演结果准确性和精度受到限制。为此，我们基于前述的磁化强度函数和磁性层模型，研究并提出一种正反演结合迭代反演磁性界面深度的方法，英文简写为MIDI。为节约篇幅，这里给出取n=1和c（ξ，η）＝0时的正演计算公式。
利用平面磁场垂直分量Z（x,y）的化极场频谱[2]，
第30届国际地质大会论文集第20卷地球物理
其中，Z（）uv和F{}表示傅里叶变换或频谱。J（ξ，η，ζ）为磁性层磁化强度。h（ζ，η）=h＋Δh（ζ，η），H（ζ，η）＝H＋△H（ζ，η），分别为上下界面深度。h,H为上下界面的平均深度。Δh（ζ，η）和△H（ζ，η）分别为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。
利用指数函数的泰勒级数展开，有：
第30届国际地质大会论文集第20卷地球物理
我们将磁化强度表达式（1）代入（2）式，最终导出磁性按磁化强度函数变化、上下界面都起伏的磁性层磁场频谱表达式为：
第30届国际地质大会论文集第20卷地球物理
磁场垂直分量Z（x,y）可以由实测得到，或由ΔT（x,y）转换得到。
由正演公式，若其中一个界面的深度已知，则可反演另一界面深度变化。不计级数项的部分可用于直接反演，称为直接反演公式。由直接反演公式结合级数项，即可构筑迭代反演。迭代计算在第n次反演之界面深度值与第n—1次反演之深度值之差，或相邻两次中间磁场频谱值之差满足精度要求时，迭代终止。
3计算方法的精度
常磁化强度情况是本文算法（MIDI）的一个特例。此情况下，MIDI方法与已有方法结果一致。在变磁化强度情况下，理论模型上的反演计算表明，无论对于连续起伏界面，还是对于跳跃起伏界面（尤其是大断裂所致的界面起伏），也不论起伏的形式和幅度如何，MIDI反演都很好地，可以说准确而且相对省时地收敛到已知的理论真值，只是要求反演结果的精确愈高，计算迭代的时间愈长而已。图2a是一个迭代精度要求达到5%即终止的例子。在4M内存的486微机上迭代355次，花费22min。由图明显可见，反演深度等值线（虚线）与理论模型深度（实线）几乎重合。
MIDI方法的一个特点是，不需要对面积性场值进行滤波处理，也不对反演过程中的深度或场值作滤波等可能改变场源特征的处理。所以，反演计算速度快，而且对深度的分辨能力强。使用图2b所示的起伏界面，MIDI方法与Parker法[4,10]进行了对比。用同样的磁化强度计算出磁场值，再由磁场反演界面深度起伏，反演结果分别见图2c、2d。二者的计算时间都限制为20min。显然，MIDI方法的深度分辨能力较强。
4关于平均深度的讨论
平均深度的选择一直是重磁界面反演的一个难题。在MIDI算法，当一个界面已知时，由于磁化强度的非线性变化是事先约束给定的，所以另一个要反演界面的平均深度，可以由反演计算来调整确定。给出一个模型计算的例子如图3。给定上界面的平均深度值h=2.0km，其深度起伏为图2b所示的模型。下界面的平均深度H=5.0km，下界面水平。计算这一磁性层模型的磁场Z（x,y）。然后，下界面不变，反演上界面。当h给以不同的值时，反演出的深度起伏幅度值Δh（x,y）的平均值（Ria）不同。给定的值大于真值2.0时，Ria为负；给定的值小于真值2.0时，Ria为正。给定的h值越接近真值，Ria越小。当h取真值时，Ria趋于零（由于计算误差而不为零）。Ria对h的真值具有明显的指向性。因此，我们可用Ria做为指示因子来求解平均深度。
图2理论模型上的方法精度检验
a—实线是给定模型的深度等值线，虚线是MIDI反演结果等值线，MIDI方法与Parker方法对比结果。实例2:b—界面深度模型；c—Parker方法反演结果；d—在与Parker方法计算时间相同时的MIDI反演结果。深度单位：km
图3界面平均深度的调整计算
当平均深度接近真值时，深度起伏平均值（Ria）趋于0
5呼和浩特—张家口地区居里深度反演
地壳磁性层下界深度即居里深度，是由地壳温度场决定的，是地下热状态的一个重要指标。它对深部地质构造研究、地震学研究和矿产预测都有重要意义。我们选择深部构造及上部矿产都具有重要价值的呼和浩特—张家口地区，53200km2范围，进行了居里深度分布的反演研究。图4a是该区太古宙地层、岩浆岩、侵入玄武岩分布图。太古宇和玄武岩具有较强磁性。图4b是该区航磁异常图。
图4呼和浩特—张家口地区太古宙地层分布图（a）与航磁异常图（b）
异常值单位：nT
（1）综合该地区岩石及地层磁性统计结果及有关的已知地层深度结果，大致得磁化强度于不同深度变化的数据，由遗传算法[5]选择出的磁化强度函数为：
第30届国际地质大会论文集第20卷地球物理
（2）为提取居里深度的磁场信息，采用正则化滤波（因子选L=40Km）方法消除浅层磁性变化影响。滤波结果作为居里深度界面起伏和磁性基底顶界起伏二者的综合异常。
（3）根据已知的地层深度资料和人工地震剖面解释[7,11,13]，由已知的太古宙地层（Ar）顶界面的位置，通过插值得到全区磁性基底顶界起伏的大致深度。其平均深度在114°以西为3.2km,114°以东为3.5km。这一深度分布作为磁性层上界面。
（4）通过计算将居里深度调整为33.0km。按反演迭代中间结果中，前后两次的深度值相差5%为迭代终止条件，所得反演结果见图5。可以看到，居里深度的主要凸起与本区主要的深断裂构造相一致。
图5呼和浩特—张家口地区居里面深度变化图
深度等值线单位：km
6蔡家营地区太古宇顶面反演
华北地台北缘地区金、铅、锌等多金属矿产一般与太古宙地层（有时与元古宙地层）顶面起伏和断裂构造及岩浆活动（尤其燕山期侵入岩）关系密切。太古宙地层巨厚，且与上覆地层相比具有强磁性。因而利用航磁异常研究隐伏构造和太古宙地层的顶界面具有较好物理前提。我们选择正在进一步深入和扩大找矿的张家口市蔡家营地区，26112km2范围，进行了研究。对1/20万航磁异常进行消去浅地表干扰的滤波处理[12]，利用前述的居里深度结果参与计算，我们得到的蔡家营地区太古宇顶面深度起伏结果见图6。其深度变化与一些剖面上布格重力异常遗传算法反演的结果[5]几乎完全一样。结合该区地质构造、岩浆岩分布和重力异常，我们对反演结果解释于下。
（1）在蔡家营、土城子的南面都存在老地层隆起。蔡家营矿位于老地层四周隆起的凹陷之中，目前的蔡家营矿位于凹陷的次级平缓地段。这一凹陷对应着重力相对低异常，由于该区燕山期岩浆岩密度较低，此凹陷上应有一燕山期隐伏岩体存在。地表已见岩株。与此类似，土城子南面的隆起南侧，张北的西面有一类似的平缓地段。这两个地段应是寻找金、铅、锌等多金属矿床的有望地段。
（2）尚义—张北—土城子之间及其西北的新生代玄武岩层应是比较薄的。从航磁图上以及滤波处理结果上可以清楚说明这一点。土城子西南的太古宇隆起应是在该层玄武岩之下。
（3）尚义到康保之间应该存在一条深大断裂（图6）。这一点从航磁异常图及反演的太古宇顶界起伏可以清楚地看到。断裂两侧的磁场特征和太古宇深度截然不同。
致谢研究工作得到中国科学院院士刘光鼎先生支持与指导，刘士毅教授级高工对蔡家营地区地球物理解释给予极大帮助，谭承泽教授和中国地质大学古地磁实验室其他老师、姚长利讲师、中科院地球物理研究所郝天珧副研究员为研究工作提供很大帮助，在此一并衷心感谢。
图6菜家营地区太古宇顶面起伏形态图
虚线是推测的深断裂，深度数据单位：km
参考文献
[1]Kelochihovskarya，3．A．.Magnetic nonhomogeneity of the crust.Journal of Geophysics（in Russian）,1986,8（5）:3～23.
[2]管志宁，安玉林．区域磁异常定量解释．北京：地质出版社，1991.
[3]郭武林．磁异常区域分量的岩石学解释．物化探译丛，1987,51（4）:26～32.
[4]Parker,R.L..The rapid calculation of potential anomalies.Geophysics,J.R.Soc.,1973,31:445～447.
[5]张明华．重磁数据处理新方法研究及其在华北地台北缘地区应用[博士学位论文]．中国地质大学研究生院（北京），1995.
[6]Hanson,R.O..Nationwide Curie point depth analysis of Japan.53th annual meeting,SEG,1983.
[7]地质矿产部华北地台北缘物化探遥感编图委员会航磁、重力解释组．华北地台北缘航磁、重力解释成果报告（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，申宁华，孙运生．区域地球物理数据处理方法及其应用．吉林：吉林科学技术出版社，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]王宫福，张文治．华北陆台北缘重磁异常的解释．物探与化探，1992,16（1）:31～37.
[12]王继伦．二维最佳线性数字滤波器的设计原理．地球物理学报，1977,20（2）:159～172.
[13]余钦范，马杏垣．华北地区航磁图像处理结果和地震构造解释．地震地质，1989,11（4）:5～14．
⑺ 参考文献
毕建军，苏现波，韩德馨，等.2001.煤层割理与煤级的关系.煤炭学报，26(4):346～349
陈鹏.2001.中国煤炭性质、分类和利用.北京:化学工业出版社，81～83
陈萍，唐修义.2001.低温氮吸附法与煤中微孔隙特征的研究.煤炭学报，26(5):552～556
程克明.1994.吐哈盆地油气生成.北京:石油工业出版社，1～199
戴金星.1979.成煤作用中形成的天然气和石油.石油勘探与开发，(3):10～17
戴金星.1980.我国煤系地层的含油气性初步研究.石油学报，1(4):27～37
戴金星，宋岩，张厚福.1996.中国大中型气田形成的主要控制因素.中国科学(D辑)，26(6):481～487
戴金星，洪峰，秦胜飞，等.2000.中国煤成气田分布规律.见:煤成烃国际学术研讨会论文集.北京:石油工业出版社
付少英，彭平安，刘金钟，等.2002.鄂尔多斯盆地上古生界煤的生烃动力学研究.科学通报，(10):813～816
傅家谟，盛国英，刘德汉.1990.煤成烃地球化学.北京:科学出版社，182～327
傅家谟，秦匡宗.1995.干酪根地球化学.广东:广东科技出版社，543～565
付晓泰，王振平，卢双舫.1996.气体在水中的溶解机理及溶解度方程.中国科学(B)辑，26(2):124～130
付晓泰，卢双舫，王振平，等.1997.天然气组分的溶解特征及其意义.地球化学，16(3):60～66
傅雪海，秦勇，张万红.2003.高煤级煤基质力学效应与煤储层渗透率耦合关系分析.高校地质学报，9(3):373～377
傅雪海，秦勇，张万红，等.2005.基于煤层气运移的煤孔隙分形分类及自然分类研究.科学通报，50(增刊1):131～137
郝琦.1987.煤的显微孔隙形态特征及其成因探讨.煤炭学报，(4):51～57
郝石生，张振英.1993.天然气在地层水中的溶解度变化特征及地质意义.石油学报，14(2):12～22
郝石生，黄志龙，杨家琦.1994.天然气运聚动平衡及其应用.北京:石油工业出版社
洪峰，宋岩等.2005.煤层气散失过程与地质模型探讨.科学通报，50(增刊):121～125
胡社荣.1998.煤成油理论与实践.北京:地震出版社，1～184
黄第藩，李晋超，周翥红，等.1984.陆相有机质的演化和成烃机理.北京:石油工业出版社，151～195
黄第藩，秦匡宗，王铁冠，等.1995.煤成油的形成和成烃机理.北京:石油工业出版社，265～267
霍永忠.2004.煤储层的气体解吸特性研究.天然气工业，24(5):24～26
姜好仁，毛明陆，马财林，等.2001.大宁-吉县地区煤层气成藏条件分析.见:李文阳，马新华等.中国煤层气地质评价与勘探技术新进展.徐州:中国矿业大学出版社，26～35
李明潮，梁生正，起克镜.1996.煤层气及其勘探开发.北京:地质出版社
刘德汉，张惠之，戴金星，等.2000.煤岩显微组分的成烃实验研究与评价.科学通报，45(4):346～352
刘洪林，王红岩，张建博.2000.煤层气吸附时间计算及其影响因素分析.石油实验地质，22(4)
刘洪林，赵国良，王红岩.2004.中国高煤阶地区的煤层气勘探理论和实践.石油实验地质，26(5):411～414
刘金钟，唐永春.1998.用干酪根生烃动力学方法预测甲烷生成量之一例.科学通报，(43):1187～1191
刘俊杰.1998.王营井田地下水与煤层气赋存运移的关系.煤炭学报，23(3):225～230
卢双舫.1996.有机质成烃动力学理论及其应用.北京:石油工业出版社，62～121
卢双舫，王子文，黄第藩，等.1995.煤岩显微组分的成烃动力学.中国科学(B辑)，(25):101～07
卢双舫，陈昕，付晓泰.1997.台北凹陷煤中有机质的成烃动力学模型及其初步应用.沉积学报，(15):126～129
马东民.2003.煤储层的吸附特征实验综合分析.北京科技大学学报，8(4):291～295
宁正伟，陈霞.1996.华北石炭-二叠系煤化变质程度与煤层气储集性的关系.石油与天然气地质，17(2):156～159
钱凯，赵庆波，汪泽成.1997.煤层甲烷勘探开发理论与实验测试技术.北京:石油工业出版社
秦胜飞，唐修义，宋岩，等.2005a.煤层甲烷碳同位素分布特征及分馏机理.中国科学(D辑):19～28
秦胜飞，宋岩，唐修义，等.2005b.流动的地下水对煤层含气性的破坏机理.科学通报，50(增刊):99～104
秦勇，曾勇编译.1996.煤层甲烷储层评价及生产技术.徐州:中国矿业大学出版社
秦勇，傅雪海，岳巍，等.2000.沉积体系与煤层气储盖特征之关系探讨.古地理学报，2(1):77～83
桑树勋，朱炎铭，张时音，等.2005.煤吸附气体的固气作用机理(Ⅰ).天然气工业，25(1):13～15
宋岩，戴金星，李先奇，等.1998.中国大中型气田主要地球化学和地质特征.石油学报，19(1):1～5
宋岩，王毅，王震亮.2002.天然气运聚动力学与气藏形成.北京:石油工业出版社
宋岩，柳少波，洪峰.2005a.煤层气成藏地质条件及气藏类型.见:宋岩，张新民主编.煤层气成藏机制及经济开采理论基础.北京:科学出版社，1～9
宋岩，张新民，等.2005b.煤层气成藏机制及经济开采理论基础.北京:科学出版社
宋岩，赵孟军，柳少波，等.2005c.构造演化对煤层气富集程度的影响.科学通报，50(增刊):1～5
苏喜立，唐书恒，羡法.1999.煤层气的赋存运移机理及产出特征.河北建筑科技学院院报，16(3):67～71
苏现波，陈江峰，孙俊民，等.2001.煤层气地质学与勘探开发.北京:科学出版社
苏现波，林晓英.2009.煤层气地质学.北京:煤炭工业出版社，220pp
孙斌，王一兵.2003.鄂尔多斯盆地大宁-吉县地区煤层气分布特征.见:李文阳等主编.中国煤层气勘探与开发.徐州:中国矿业大学出版社，65～73
孙旭光，王关玉，金奎励.1999.基质镜质体成烃动力学特征研究.地质科学，(34):485～491
汤达祯，林善园，王激流等.1999.鄂尔多斯盆地东缘晚古生代煤的生烃反应动力学特征.石油实验地质，(21):328～335
汤达祯，桑树勋.2008.煤储层物性非均质性及控制机理.国家 973 课题研究报告(编号:2002CB211702)陶明信.2005.煤层气地球化学研究现状与发展趋势.自然科学进展.15(6):648～652
王纯信，郭国盛.1996.晋城矿区煤层气赋存条件及地面开发现状.中国煤层气，(2):154～157
王道钰，王德进.1984.生油岩与油页岩热解总包一级反应动力学方程参数的数值计算.华东石油学院学报，(8):312～317
王凤国，李兰杰，徐德红.2003.华北地区煤层含气性影响因素探讨.焦作工学院学报(自然科学版)，22(2):88～90
王红岩，刘洪林，刘怀庆，等.2004.煤层气成藏模拟技术及应用，15(4):349～351
王会祥，黄第藩，李晋超.1986.陆相干酪根热解动力学研究.见:中国石油学会石油地质委员会.有机地球化学与陆相生油.北京:石油工业出版社，245～256
王生维，陈钟惠.1995.煤储层孔隙、裂隙系统研究进展.地质科技情报，(1):53～59
王生维，陈钟惠，张明，等.1997.煤储层岩石物理与煤层气勘探选区———以华北若干煤区为例.武汉:中国地质大学出版社
王铁冠，钟宁宁.1990.树脂体成烃的地球化学研究———兼论我国第三系树脂体成因的未成熟-低成熟油气资源.江汉石油学院学报，(12):1～8
吴俊.1993.煤微孔隙特征及其与油气运移储集关系的研究.中国科学(B 辑)，23(1):77～84
杨申镳.1997.水溶性天然气勘探与开发.山东东营:石油大学出版社
姚艳斌，刘大锰.2007.华北重点矿区煤储层吸附特征及其影响因素.中国矿业大学学报，36(3):308～314
叶建平.1998.中国煤层气资源.徐州:中国矿业大学出版社
叶建平，秦勇，林大扬.1998.中国煤层气资源.徐州:中国矿业大学出版社
张慧.2001.煤孔隙的成因类型及其研究.煤炭学报，26(1):40～44
张建博，王红岩，赵庆波主编.2000.中国煤层气地质.徐州:中国矿业大学出版社
张群，杨锡禄.1999.平衡水平条件下煤对甲烷的等温吸附特性研究.煤炭学报，24(6):566～570
张胜利.1995.煤层割理及其在煤层气勘探开发中的意义.煤田地质与勘探，23(4):27～31
张胜利，李宝芳.1996.煤层割理的形成机理及在煤层气勘探开发评价中的意义.中国煤田地质，8(1):72～77
张新民，张遂安，钟玲文，等.1991.中国煤层甲烷.西安:陕西科学技术出版社
张新民，庄军，张遂安，等.2002.中国煤层气地质与资源评价.北京:科学出版社
张新民，赵靖舟.2008.中国煤层气技术可采资源潜力及分布，国家 973 课题报告(编号:2002CB211706)
赵庆波.1999.煤层气地质与勘探技术.北京:石油工业出版社
钟玲文，张新民.1990.煤的吸附能力与其煤化程度和煤岩组成间的关系.煤田地质与勘探，(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 武汉有什么985、211大学
武汉有两所985大学分别是武汉大学和华中科技大学。
武汉有七所211大学。华中农业大学，武汉大学，华中科技大学，中南财经政法大学，中国地质大学，武汉理工大学，华中师范大学。
1、武汉大学（Wuhan University），简称“武大”，是一所中国著名的综合研究型大学,也是近代中国建立最早的国立大学。武汉大学是中国教育部直属的副部级全国重点大学，国家首批“双一流”重点建设高校。
2、华中科技大学位于湖北省武汉市，学校前身是1952年创办的四大工学院之一的华中工学院、1907年建立的上海德文医学堂和1898年清朝政府建立的湖北工艺学堂。历经传承与发展，2000年由华中理工大学，同济医科大学，武汉城市建设学院合并成立。
3、华中农业大学简称“华农”，坐落于湖北省武汉市南湖狮子山脚，其办学源头溯源于1898年清朝光绪年间湖广总督张之洞奏请清政府创办的湖北农务学堂，是中国高等农业教育的重要起点之一。
4、中南财经政法大学源于1948年以邓小平为第一书记的中共中央中原局创建、并由陈毅担任筹委会主任的中原大学。2000年，原隶属于中华人民共和国财政部的中南财经大学和原隶属于中华人民共和国司法部的中南政法学院共同组建成为中南财经政法大学。
5、中国地质大学创建于1952年，前身是院系调整时期由北京大学地学系以及清华大学、天津大学等校的地质、工程等系科合并组建的北京地质学院。于1960年被中央确定为全国重点高校。文革时期外迁。
6、武汉理工大学前身始于清朝末期1898年湖广总督张之洞奏请清政府创办的湖北工艺学堂，历经中南建筑工程学校、中南交通学院、武汉工学院等传承与发展，2000年由分属教育部、交通部、中国汽车工业总公司的原武汉工业大学、武汉交通科技大学、武汉汽车工业大学三校合并成立。
7、华中师范大学学校办学源头始于1871年美国圣公会在武汉昙华林创办文华书院；历经传承演变，1903为文华书院大学部，1912年更名为中华大学，1951年组建公立华中大学，1952年改制为华中高等师范学校，1953年定名为华中师范学院，1985年更名为华中师范大学。
⑼ 张明华的介绍
张明华：男，生于1964年，河南项城人，博士、博士后，研究员（三级），现任中国地质调查局发展研究中心信息工程室主任,中国地质大学（北京）兼职教授。