Simulation of bottom boundaries of abiotic methane hydrate stability zone in some marine serpentinization areas
-
摘要: 随着深海调查研究的不断深入，发现大洋基性和超基性岩与水相互作用可发生蛇纹岩化作用产生无机成因甲烷等烃类气体，可能在大洋区海底形成水合物。为评估大洋蛇纹岩化无机成因甲烷水合物生成热力学条件及水合物稳定带分布特征，本文利用实测的原位温度、水深等条件，结合甲烷水合物-水-游离气三相平衡温压条件，计算了马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山、北大西洋Fram海峡超慢速扩张脊和Lost City慢速扩张脊3个不同地质构造环境的蛇纹岩化发育的大洋区海底环境甲烷水合物稳定带底界，并对其水合物发育潜力进行了评估。研究表明马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山和北大西洋Fram海峡超慢速扩张脊满足天然气水合物发育的热力学条件，可能发育有甲烷水合物，相应的水合物稳定带底界深度分别约为858～2 515和153～232 mbsf。大西洋Lost City喷口附近发育甲烷水合物可能性较小。Abstract: Fluids circulating through active serpentinization systems are often highly enriched in methane. When the fluid enriched in abiotic methane migrates upward, gas hydrate could form if there occur suitable thermodynamic conditions. In order to investigate the thermodynamic conditions of the stability zone of abiotic methane hydrate in marine serpentinization areas, we calculated the depth of the bottom boundaries of gas hydrate stability zone in three distinctive serpentinization areas, i.e. the Mariana forearc serpentinized mud volcanos, the Fram strait (an ultraslow- spreading ridge) and the Lost City (a slow spreading ridge). Our results show that the thermodynamic conditions are satisfied for forming the hydrate stability zone in the areas of Mariana forearc serpentinite mud volcanos and the ultraslow-spreading ridge at the Fram Strait. Calculation shows the depth of the bottom boundaries of gas hydrate stability zone is around 858～2515 mbsf at Mariana forearc mud volcano area and 153～232 mbsf at the Fram Strait. However, the temperature of vent fluids found at the Lost City is relative higher than needed for the formation of gas hydrate stability zone.
-
随着石油勘探和钻井技术的发展，目前海底扇已成为世界各地油气田重要的产油气储层，同时也是未来的勘探重点。关于海底扇成因研究，早在1885年Forel就提出了深水浊流的概念[1]。1962年，Bouma总结出了浊流的层序特征（即著名的“鲍马序列”）[2]。20世纪70 年代，Vail 等发现了全球海平面周期性变化的规律性，指出海底扇沉积体系与相对低海平面相关，重力流沉积主要发育在相对海平面下降期间，并建立了海底扇叠加模式[3]。Bouma提出相对海平面下降在沉积物搬运到陆架边缘的过程中具有特别重要的作用[4]。Muntingh等认为高位沉积物的粒度和分布对海底扇沉积是富砂或富泥具有直接影响，古地理重建需要考虑前期高位体系域[5]。
近年来，乐东–陵水凹陷新近系岩性圈闭成为南海海域勘探的热点，发现了多个大气田。陵水17、陵水25区相继钻探成功，在中央坳陷带中央峡谷水道砂内获得千亿方大气田，证实了乐东–陵水凹陷是富生烃凹陷，并发育大量有利储集体。目前乐东–陵水凹陷的油气发现与浊积水道、海底扇密切相关，且剩余海底扇储集体成群、成带分布，显示了千亿方天然气勘探潜力，是琼东南盆地增储上产的重要勘探领域[6-9]。为了获得更多天然气发现，提高岩性圈闭的勘探成功率，应加强海底扇识别及沉积模式研究。
钻探揭示梅山组海底扇为多物源供应，其类型及沉积样式多变，储集体成因机制、沉积规律及内部有利单元不同，储层非均质性强。前人在海底扇的沉积控制因素、控制海底扇发育的坡折带特征及资源潜力方面取得一定认识，如左倩媚等认为琼东南盆地深水区海底扇的形成受古地貌、物源、海平面升降以及构造运动等综合因素控制，新近系海底扇成藏条件优越，是深水区下步勘探的有利领域[10]；田珊珊等认为研究区主要发育断裂坡折带、挠曲坡折带和沉积坡折带，它们控制了储层的沉积，是极其重要的油气圈闭形成的有利部位[11]；但对于不同类型的海底扇沉积特征、沉积模式与有利沉积单元的分布问题认识不清。因此，本文从钻井取心入手，综合运用测井、FMI成像测井及分析化验等资料，总结出梅山组海底扇的相标志、沉积特征及沉积模式等，建立了研究区海底扇沉积微相识别图版，明确了有利沉积单元的时空分布规律，促进了对研究区海底扇的深入认识，以期对该区的油气勘探与开发具有积极的指导作用。
1. 区域地质概况
琼东南盆地位于中国南海北部大陆边缘（图1），西边以1号断层为界与莺歌海盆地相接，东北为神孤隆起，北邻海南隆起，南靠永乐隆起，为一新生代大陆边缘断坳盆地。盆地总体呈北东向延伸，平面上分为北部坳陷带、中部隆起、中央坳陷带、南部隆起和南部坳陷带，呈“三坳两隆”的构造格局，乐东–陵水凹陷位于中央坳陷带西区。其构造演化经历了古近纪断陷阶段和新近纪—第四纪裂后拗陷阶段，从已钻井发现地层，依次沉积了渐新统崖城组、陵水组、中新统三亚组、梅山组、黄流组、上新统莺歌海组及第四系乐东组[12-14]。
乐东–陵水凹陷位于中央坳陷带西部，西边以1号断层为界与莺歌海盆地相接，东北为松南低凸起、北礁凹陷，北邻陵水低凸起，南靠陵南低凸起。乐东–陵水凹陷构造演化经历古近纪裂陷期和新近纪—第四纪裂后期。其中，中新世以来的裂后拗陷期可细分为早中新世—中中新世以来的裂后缓慢热沉降和晚中新世—第四纪的裂后加速沉降。
渐新世末期，受区域构造抬升影响，形成S60裂后不整合面，琼东南盆地各凹陷总体上被填平补齐[15-16]。梅山组沉积时期，琼东南盆地发生两次大规模海退，在此背景下，重力流广泛发育，北部陆坡发育多条侵蚀峡谷，陆架高位域三角洲富砂沉积物通过侵蚀峡谷越过沉积坡折带在限制性的低洼区沉积低位域海底扇。梅山组沉积早期，沉降中心在陵水凹陷；梅山组沉积晚期，沉降中心逐渐向乐东凹陷迁移[17-18]。
梅山组时期，乐东–陵水凹陷总体上为半深海—深海沉积体系。岩性为浅灰—灰色砂岩、浅灰色泥岩，夹薄层粉砂岩、细砂岩[19]。
2. 梅山组海底扇相标志分析
2.1 海底扇岩相特征
2.1.1 岩性和粒度
已钻井揭示，梅山组海底扇主要为粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩。砂岩以浅灰色为主，泥岩以灰色和深灰色为主，表明碎屑物沉积时位于水下还原环境（图2）。砂岩质纯，说明经过远距离搬运。
![]()
图 2 A井岩心沉积构造特征图a. 3 791.69～3 791.99 m，灰色粉砂岩，中部夹一套2 mm厚的小型交错层理；b. 3 792.5～3 792.8 m，灰色粉砂岩，块状构造为主，中部含有冲刷面；c. 3 802.64～3 802.94 m，深灰色泥岩，泥岩中可见大量虫孔及生物扰动。Figure 2. Sedimentary structures of the core from Well A取心段砂岩岩石类型主要为岩屑石英砂岩，其次为石英砂岩，以粉细粒为主，次为粉粒，砂岩成熟度较高，说明沉积时远离物源（图3）。
![]()
图 3 乐东–陵水凹陷梅山组砂岩成分三角图1−石英砂岩，2−长石石英砂岩，3−岩屑石英砂岩，4−长石岩屑石英砂岩，5−长石砂岩，6−岩屑长石砂岩，7−混杂砂岩，8−长石岩屑砂岩，9−岩屑砂岩。Figure 3. Classification of Meishan Formation sandstone of the Ledong-Lingshui Sag分析已钻井的泥岩岩心和录井资料发现，梅山组泥岩较软—中硬，质较纯，部分含灰质，弱—中等，可塑。图2c泥岩中可见大量虫孔及生物扰动现象，局部生物扰动强烈，导致层理完全破坏。综合以上岩性特征认为研究区梅山组为陆坡—深海沉积环境。
分析研究区梅山组已钻井的粒度概率累积曲线发现，都以跳跃组分与悬浮组分的两段式组合为主，悬浮总体与跳跃总体交截点在3～5Φ，斜率高，分选好，进一步表明沉积时为远源沉积（图4）。
![]()
图 4 梅山组海底扇粒度特征Figure 4. Grain size distribution pattern of the submarine fan of Meishan Formation in Ledong-Lingshui Sag在研究区梅山组钻井C-M图上可以看到，各点的连线总体上表现为与C=M基线平行的特征，表明为浊流沉积（图5）。另外，A井有少量点落在牵引流区域内，说明后期还受到牵引流改造。
![]()
图 5 梅山组海底扇钻井C-M图Figure 5. C-M diagram of the submarine fan of Meishan Formation in Ledong-Lingshui Sag2.1.2 沉积构造
研究区目的层段取到代表性岩心和壁心（图2），岩心观察表明，储层段主要以粉砂岩为主，发育块状构造、小型交错层理和冲刷面。泥质粉砂岩、粉砂质泥岩中发育波状层理、脉状层理，生物扰动较强，虫孔以倾斜和水平为主，反映了半深海—深海沉积环境。
2.2 海底扇测井相特征
2.2.1 测井曲线幅度、形态
在岩相特征识别的基础上，综合测井曲线幅度与形态和校正后的录井岩性组合特征进行分析，划分测井相，总结出研究区的典型沉积微相识别图版（图6）。
![]()
图 6 乐东–陵水凹陷梅山组海底扇典型沉积微相识别图版Figure 6. Typical sedimentary microfacies identification plate for the submarine fan of Meishan Formation in Ledong-Lingshui Sag通过研究分析，在研究区总共识别出水道、水下天然堤等6种微相类型，各微相测井曲线特征分别为：海底扇中扇水道主要表现为高幅箱形或钟形；水下天然堤为中幅微齿化漏斗形或指状；砂质碎屑流表现为高幅微齿化箱形；滑塌为中幅齿化线形；水道间表现为低幅锯齿状线形或漏斗形；半深海相泥以低幅平直线形为特征。
2.2.2 电成像
电成像测井可用于岩性和沉积构造识别。岩性由细变粗则静态图像由亮变暗，动态图像可显示一些典型的沉积构造现象。观察A井梅山组的FMI成像测井解释图（图6），可见鲍马序列中的块状构造和波状层理，说明有浊流沉积；还可见到滑塌，进一步指示重力流沉积；在泥岩中见层状构造和块状构造发育，指示半深海—深海陆坡泥沉积。
综合分析认为梅山组为海底扇沉积，在研究区识别出以下5种主要的沉积微相，各沉积微相的相标志特征如下所述：
（1）水道微相
水道微相在研究区各气组均有发育，岩性主要为浅灰色粉砂岩。岩石类型以岩屑石英砂岩为主，少量石英砂岩；碎屑成分以石英为主，次为岩屑，长石含量最少，为中—高成分成熟度。FMI动态图像显示发育的沉积构造主要有波状层理、交错层理和块状层理，壁心观察可见交错层理；在自然伽马曲线上表现为高幅齿化箱形和钟形，在地震剖面上表现为中低频连续强振幅，具下切特征，是研究区最有利的储集相带。
（2）水下天然堤微相
水下天然堤主要发育在水道的侧缘，由于海底扇沉积砂体快速堆积，水道摆动频繁，从水道边部漫溢沉积形成的，储层物性比水道差。岩性主要为粉砂岩、泥质粉砂岩。岩石类型以岩屑石英砂岩为主，少量石英砂岩；碎屑成分以石英为主，次为岩屑，长石含量最少，为中—高成分成熟度。FMI成像测井发育的沉积构造主要有脉状层理、水平层理，并见双向泥岩条纹、爬升波纹层理；在自然伽马曲线上表现为中幅微锯齿化漏斗形，整体呈现反韵律特征。地震剖面上表现为低频强振幅，分布在下切水道的边部，反映双向水动力改造的能量较弱的沉积环境。
（3）砂质碎屑流微相
砂质碎屑流微相在研究区间或出现，岩性以厚层泥质粉砂岩、粉砂岩为主。电成像测井指示的沉积构造主要以块状构造为主，并见变形构造，局部含钙质团块或结核；自然伽马曲线为高幅微齿化箱形。地震剖面上表现为中低频、振幅变化快、强弱相间不连续的特征，反映水动力较强的快速沉积环境。
（4）滑塌微相
滑塌微相主要发育在梅山组的高位体系域，岩性以灰色泥质粉砂岩为主。电成像测井指示的沉积构造主要有变形层理、块状构造；自然伽马曲线为中幅齿化线形。地震剖面上表现为杂乱反射特征，指示快速堆积的沉积环境。
（5）水道间微相
水道间微相通常发育于水道之间的位置，岩性主要为灰色、深灰色粉砂质泥岩、泥岩。沉积构造主要为块状构造、水平层理，局部生物扰动较强。自然伽马曲线主要以低幅齿化线形或漏斗形为特征。地震剖面上为弱振幅、不连续反射特征。
2.3 海底扇地震相特征
地震相是由特定的地震反射参数（振幅、频率、连续性、外部几何形态、内部反射结构、波形及层速度等）所限定的三维空间的地震反射单元，是特征沉积体在地震反射剖面上的综合反映[20-23]。
水道微相在地震剖面上表现为中低频连续强振幅，下切特征明显，与围岩间存在“U”型或“V”型下切侵蚀面，内部间或可见前积反射。水下天然堤为低频中—强振幅反射，连续性较差，分布在下切水道的边部；砂质碎屑流在地震上表现为强弱振幅相间、不连续反射；滑塌表现为弱振幅反射；水道间在地震剖面上表现为弱振幅、不连续反射特征，位于相邻主水道之间的位置（图6、7）。
![]()
图 7 过梅山组海底扇典型地震剖面Figure 7. A typical seismic profile of the submarine fan of Meishan Formation3. 梅山组沉积相分析
3.1 单井相及平面相
3.1.1 单井相
梅山组海底扇沉积类型包括盆底扇型、底流改造型和斜坡水道化型海底扇。由于海上钻井不多，故单井沉积相分析对本区的沉积体系研究相对重要，在这里主要挑选了3口具有代表性的钻井进行单井沉积相分析，它们代表了不同的海底扇类型。
A井是斜坡水道化海底扇的代表井，该井梅一段缺失，梅二段为一个完整的三级层序，低位、海侵、高位三个体系域发育完全。A井低位体系域为海底扇沉积，钻遇水道微相主体部位，砂体较厚，水道之间发育以泥质为主的水道间沉积；下部GR曲线为高幅微锯齿化箱形，上部GR曲线为中—低幅齿化钟形。海侵体系域时期，海平面上升，陆源碎屑供应不足，主要发育大套的陆坡泥沉积，GR曲线为低幅齿化钟形，其中一较大的钟形代表浊积砂微相，另外还可见碎屑流沉积。高位体系域时，海平面再次下降，又有少量碎屑推进到陆坡处，大套陆坡泥岩中间夹泥质粉砂岩。该井水道微相岩性以粉砂砂岩为主，泥质含量较少，GR曲线为高幅箱形，块状砂岩顶部夹有1～2 cm砂岩纹层和小型交错层理，沉积期受牵引流改造，使其分选性好（图8）。
![]()
图 8 乐东–陵水凹陷梅山组连井相对比图Figure 8. Well based correlation of sedimentation facies of Meishan Formation in Ledong-Lingshui SagD井为盆底扇型海底扇的代表井，该井梅一段为一个完整的三级层序，梅二段只钻遇高位域顶部。梅一段低位域为海底扇水道微相，砂体厚度大，粒度粗，GR曲线为大套高幅微锯齿化箱形；海侵域时期为陆坡泥沉积，间夹滑塌砂沉积，GR曲线为中幅齿化线形；到高位域时，砂质增多，以砂泥互层为主，GR曲线主要表现为齿状。D井水道微相壁心粒度粗，发育块状层理，粒度概率曲线、C-M图均表现为典型的重力流沉积（图4、5）。
G井为底流改造型海底扇的代表井，该井只钻遇梅一段的高位域，未钻穿。G井钻遇水道微相主体部位，砂体较厚，水道之间发育砂泥互层的水道间沉积；水道之上还见滑塌砂沉积。水道微相的GR曲线表现为厚层高幅箱形，水道间表现为指状，滑塌砂以中幅齿化线形为主（图8）。
3.1.2 平面沉积相
根据单井沉积相分析及地震反射特征追踪，总结出梅山组二段低位、一段低位及一段高位平面沉积相特征。梅山组二段沉积时期随着陆架–陆坡体系形成和盆地热沉降幅度增加，凹陷内部半深海相范围有所扩大，并形成西部乐东–陵水凹陷的沉积坡折带，成为半深海相与浅海相边界；陆源碎屑供应较三亚组一段时期亦有所增加，松涛凸起之上发育NE-SW走向大型三角洲沉积，低部位存在明显切谷，并在坡折带及其下部形成多个重力流海底扇沉积体，且扇体分布范围较广，水道切割和叠置现象常见。陵水13是低位早期沉积的盆底扇，陵水13N是低位晚期海退背景下发育的斜坡扇。与陵水13N同在坡脚线之上的陵水13E也为斜坡扇，坡折带之下的陵水15等都为海底扇，其中陵水13受海流改造，在平面上表现为水道形态。到梅山组一段低位域时期，陆源碎屑供应有所减少，沉降中心逐渐向乐东凹陷迁移，东部海底扇不再发育，只在西部靠近乐东凹陷处发育崖城24和陵水25S两个海底扇；梅山组一段高位域时期，主要发育崖城35和陵水25海底扇（图9）。
![]()
图 9 琼东南盆地西区海底扇最小振幅属性与T40深度构造叠合及梅山组各时期沉积相平面图Figure 9. The minimum amplitude of the submarine fan and T40 depth structure and the sedimentary facies of Meishan Formation in western Qiongdongnan Basin3.2 乐东–陵水凹陷海底扇沉积模式
梅山组时期，在区域大海退条件下，坡折带之上的陆架区物源十分充足，琼东南盆地西区乐东—陵水凹陷陆架上部碎屑物质不断向盆地推进，陆架地区发育大型高位三角洲沉积，高位三角洲砂岩在重力流作用下在坡折附近堆积形成斜坡扇，越过坡折带在盆地形成低位重力流盆底扇，形成了“源–沟–坡–扇”的沉积模式。
乐东—陵水凹陷梅山组海底扇沉积复合体样式较多、平面形态多样，主要受注入沉积物的砂泥比、海底古地貌、边缘三角洲持续时间（海平面下降）的影响。这些因素往往是综合影响的，但毫无疑问，古地貌对于任何一次沉积都起决定作用。按照乐东–陵水凹陷海底扇发育的位置、沉积体形态，可将其分为三种海底扇类型。
在斜坡较陡区域发育水道化型海底扇，以陵水13为代表，水道化特征明显，平面上以多期主水道发育为特征，横向变迁快，砂体规模较小，呈长条形分布，分支水道不发育，优质砂体集中于主水道，位于坡折带之下，主要发育在低位域早期。在坡脚和凹陷沉降中心发育盆底扇型海底扇，发育主水道下切、朵叶体双向下超的复合形态典型特征，以陵水15、崖城24为代表，呈舌状体多期叠置、平面扇形特征，横切面双向下超特征明显，也主要是低位域的沉积产物，内扇主水道V型下切，砂体呈明显的低频强振幅特征；中扇双向下超特征清楚，显示水动力较强，物源供给充足，水道–天然堤复合体的高密度浊流砂体与围岩强振幅亮点特征明显，上覆低密度浊流振幅减弱；外扇舌状体发育，高密度浊流砂体呈明显的低频强振幅特征。在凹陷中央位置发育底流改造型海扇，以陵水25S为代表，与上述盆底扇型呈连续接触关系，平面上沿着盆地长轴方向长条形分布，横截扇体剖面砂体底界面可见低幅下切特征，为高位体系域的产物（图10）。
![]()
图 10 乐东–陵水凹陷梅山组海底扇沉积模式剖面图Figure 10. Depositional model for the submarine fan of Meishan Formation in Ledong-Lingshui Sag4. 结论
（1）琼东南盆地乐东–陵水凹陷梅山组时期发育大量海底扇沉积，浊流成因，后期受牵引流改造，岩性以粉砂岩为主，成熟度高，发育块状构造、小型交错层理和冲刷面。泥质粉砂岩、粉砂质泥岩中发育波状层理、脉状层理，生物扰动较强。
（2）按照乐东–陵水凹陷海底扇发育的位置、沉积体形态，在梅山组地层内可划分出三种类型海底扇：水道化型、盆底扇型、底流改造型海底扇。水道化型海底扇主要发育在低位体系域早期，位于斜坡较陡区域；盆底扇型海底扇是低位域晚期的沉积产物，发育于坡脚和凹陷沉降中心；而底流改造型海底扇为高位体系域的产物，发育于凹陷中央位置。
（3）综合考虑坡折带、相对海平面变化、三角洲物源供给对沉积的控制，建立了乐东–陵水凹陷梅山组“源–沟–坡–扇”的海底扇沉积模式。
-
![]()
![]()
图 2 马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山温度（红线）和三相平衡温度（蓝线）
（蓝线表示相平衡温度，红线表示地温梯度，相交点深度为甲烷水合物稳定带底界深度）
Figure 2. The local temperature （red line） and calculated temperature in three-phase equilibrium （blue line） at Mariana forearc serpentinite mud volcano area
![]()
图 3 Fram海峡温度（红线）和三相平衡温度（蓝线）
Figure 3. The local temperature （red line） and calculated temperature in three-phase equilibrium （blue line） at Fram Strait
![]()
图 4 甲烷水合物形成的温压相图[2]及Lost City渗漏流体温度和压力分布图（图中长方形为Lost City的温度和压力分布范围）
Figure 4. The temperature - pressure phase diagram of methane hydrate （modified from reference [2]） showing the temperature, pressure of vent fluid at Lost City （The rectangle shows the range of temperature and pressure at Lost City）
![]()
图 5 马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山、Fram海峡和Lost City 蛇纹岩化产生的甲烷形成水合物的热力学条件
Figure 5. Thermodynamics conditions for the stability of abiotic methane hydrate at Mariana forearc serpentinite mud volcano area, Fram Strait and Lost City
![]()
图 6 IODP1492A浅层顶空气甲烷浓度[31]
Figure 6. The headspace CH4 concentration at site IODP 1492A
表 1 马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山的天然气水合物稳定带深度及参数
Table 1 The depth and parameters of gas hydrate stability zone at Mariana forearc serpentinite mud volcano area
站位 ODP1200 IODP1491 IODP1492 IODP1493 ,1494 ,1495 IODP1496 IODP1497 IODP1498 水深/m 2 910 4 492 3 666 3 358 1 243 2 018 3 396 海底温度/°C 1.67 1.55 1.56 1.73 3.99 2.29 3.905 地温梯度/（°C/km） 10 20 12 26.5 14.3 11.7 11.7 底界/mbsf 2 515 1 290 2 160 858 1 085 1 820 2 130 
下载: 导出CSV
表 2 Fram海峡天然气水合物稳定带深度及参数
Table 2 The depth and parameters of gas hydrate stability zone at Fram Strait
站位 ODP909C ODP910 ODP911 ODP912 水深/m 2 526 567 918 1 048 海底温度/°C 0.30 3.30 −0.277 −0.537 1 地温梯度/（°C/km） 88 37 67.8 64.8 底界/mbsf 232 153 196 210
下载: 导出CSV
-
[1] Johnson A H. Global resource potential of gas hydrate-a new calculation[C]//Proceedings of the 7th International Conference on Gas Hydrates. Edinburgh, Scotland, United Kingdom, 2011.
[2] Sloan E D, Koh C A. Clathrate Hydrates of Natural Gases[M]. 3rd ed. New York: CRC Press, 2008.
[3] Sloan E D Jr. Clathrate Hydrates of Natural Gases, Revised and Expanded[M]. 2nd ed. New York: CRC Press, 1998.
[4] Maslin M, Owen M, Betts R, et al. Gas hydrates: Past and future geohazard? [J]. Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 2010, 368(1919): 2369-2393. doi: 10.1098/rsta.2010.0065
[5] Kennett J P, Cannariato K G, Hendy I L, et al. The clathrate gun hypothesis[M]//Methane Hydrates in Quaternary Climate Change: The Clathrate Gun Hypothesis. Washington, DC: American Geophysical Union, 2003, 54: 105-107.
[6] Davie M K, Buffett B A. Sources of methane for marine gas hydrate: inferences from a comparison of observations and numerical models [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2003, 206(1-2): 51-63. doi: 10.1016/S0012-821X(02)01064-6
[7] 苏正, 陈多福. 海洋天然气水合物的类型及特征[J]. 大地构造与成矿学, 2006, 30(2):256-264. [SU Zheng, CHEN Duofu. Types of gas hydrates and their characteristics in marine environments [J]. Geotectonica et Metallogenia, 2006, 30(2): 256-264. doi: 10.3969/j.issn.1001-1552.2006.02.016 [8] Paull C K, Dillon W P. Natural Gas Hydrates: Occurrence, Distribution, and Detection[M]. Washington, D. C.: American Geophysical Union, 2001: 67-84.
[9] Mével C. Serpentinization of abyssal peridotites at mid-ocean ridges [J]. Comptes Rendus Geoscience, 2003, 335(10-11): 825-852. doi: 10.1016/j.crte.2003.08.006
[10] Evans B W, Hattori K, Barronet A. Serpentinite: What, why, where [J]. Elements, 2013, 9(2): 99-106. doi: 10.2113/gselements.9.2.99
[11] Charlou J L, Fouquet Y, Bougault H, et al. Intense CH<sub>4</sub> plumes generated by serpentinization of ultramafic rocks at the intersection of the 15°20'N fracture zone and the Mid-Atlantic Ridge [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1998, 62(13): 2323-2333. doi: 10.1016/S0016-7037(98)00138-0
[12] McCollom M T. Methanogenesis as a potential source of chemical energy for primary biomass production by autotrophic organisms in hydrothermal systems on Europa [J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 1999, 104(E12): 30729-30742. doi: 10.1029/1999JE001126
[13] Proskurowski G, Lilley M D, Seewald S J, et al. Abiogenic hydrocarbon production at Lost City Hydrothermal Field [J]. Science, 2008, 319(5863): 604-607. doi: 10.1126/science.1151194
[14] Bradley A S, Summons R E. Multiple origins of methane at the Lost City Hydrothermal Field [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 297(1-2): 34-41. doi: 10.1016/j.jpgl.2010.05.034
[15] 汪小妹, 曾志刚, 欧阳荷根, 等. 大洋橄榄岩的蛇纹岩石化研究进展评述[J]. 地球科学进展, 2015, 25(6):605-616. [WANG Xiaomei, ZENG Zhigang, OUYANG Hegen, et al. Review of progress in serpentinization research of oceanic peridotites [J]. Advances in Earth Science, 2015, 25(6): 605-616. [16] 黄瑞芳, 孙卫东, 丁兴, 等. 橄榄岩蛇纹石化过程中氢气和烷烃的形成[J]. 岩石学报, 2015, 31(7):1901-1907. [HUANG Ruifang, SUN Weidong, DING Xing, et al. Formation of hydrogen gas and alkane during peridotite serpentinization [J]. Acta Petrologica Sinica, 2015, 31(7): 1901-1907. [17] McCollom T M, Bach W. Thermodynamic constraints on hydrogen generation during serpentinization of ultramafic rocks [J]. Geochimica Et Cosmochimica Acta, 2009, 73(3): 856-875. doi: 10.1016/j.gca.2008.10.032
[18] Rajan A, Mienert J, Bünz S, et al. Potential serpentinization, degassing, and gas hydrate formation at a young (< 20 Ma) sedimented ocean crust of the Arctic Ocean ridge system [J]. Journal of Geophysical Research-Solid Earth, 2012, 117(B3): B03102.
[19] Johnson J E, Mienert J, Plaza-Faverola A, et al. Abiotic methane from ultraslow-spreading ridges can charge Arctic gas hydrates [J]. Geology, 2015, 43(5): 371-374. doi: 10.1130/G36440.1
[20] Kelley D S, Karson J A, Früh-Green G L, et al. A serpentinite-hosted ecosystem: The lost city hydrothermal field [J]. Science, 2005, 307(5714): 1428-1434. doi: 10.1126/science.1102556
[21] Ludwig K A, Kelley D S, Butterfield D A, et al. Formation and evolution of carbonate chimneys at the Lost City Hydrothermal Field [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2006, 70(14): 3625-3645. doi: 10.1016/j.gca.2006.04.016
[22] Schrenk M O, Brazelton W J, Lang S Q. Serpentinization, carbon, and deep life[M]//Carbon in Earth. Chantilly: Mineralogical Society of America, 2013, 75: 575-606.
[23] Fryer P, Pearce J A, Stokking L B, et al. Proceedings of the ocean drilling program: Initial Reports 125[R]. College Station, TX: Ocean Drilling Program, 1990.
[24] 王先彬, 欧阳自远, 卓胜广, 等. 蛇纹石化作用、非生物成因有机化合物与深部生命[J]. 中国科学: 地球科学, 2014, 57(5):878-887. [WANG Xianbin, OUYANG Ziyuan, ZHUO Shengguang, et al. Serpentinization, abiogenic organic compounds, and deep life [J]. Science China: Earth Sciences, 2014, 57(5): 878-887. doi: 10.1007/s11430-014-4821-8 [25] Dmitriev L V, Bazylev B A, Silantiev S A, et al. Hydrogen and methane formation with serpentization of mantle hyperbasite of the ocean and oil generation [J]. Russian Journal of Earth Sciences, 2000, 1(6): 511-519. doi: 10.2205/2000ES000030
[26] Lupton J, Butterfield D, Lilley M, et al. Submarine venting of liquid carbon dioxide on a Mariana Arc volcano [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2006, 7(8): Q08007.
[27] Sun R, Duan Z H. An accurate model to predict the thermodynamic stability of methane hydrate and methane solubility in marine environments [J]. Chemical Geology, 2007, 244(1-2): 248-262. doi: 10.1016/j.chemgeo.2007.06.021
[28] Tishchenko P, Hensen C, Wallmann K, et al. Calculation of the stability and solubility of methane hydrate in seawater [J]. Chemical Geology, 2005, 219(1-4): 37-52. doi: 10.1016/j.chemgeo.2005.02.008
[29] Dickens G R, Quinby-Hunt M S. Methane hydrate stability in seawater [J]. Geophysical Research Letters, 1994, 21(19): 2115-2118. doi: 10.1029/94GL01858
[30] Brown K M, Bangs N L, Froelich P N, et al. The nature, distribution, and origin of gas hydrate in the Chile Triple Junction region [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1996, 139(3-4): 471-483. doi: 10.1016/0012-821X(95)00243-6
[31] Fryer P, Wheat C G, Williams T, et al. Proceedings of the ocean internation drilling program: Initial Reports 366[R]. College Station, TX: Ocean Drilling Program, 2018.
[32] Myhre, A M, Thiede J, Firth J V. Proceedings of the ocean internation drilling program: Initial Reports 151[R]. College Station, TX, 1995.
[33] Früh-Green G L, Orcutt B N, Green S L, et al. Proceedings of the ocean drilling program: Initial Reports 357[R]. College Station, TX, 2017.
[34] Fryer P. Serpentinite mud volcanism: observations, processes, and implications[M]//Annual Review of Marine Science. Palo Alto: Annual Reviews, 2012, 4: 345-373.
[35] Wheat C G, Fryer P, Fisher A T, et al. Borehole observations of fluid flow from South Chamorro Seamount, an active serpentinite mud volcano in the Mariana forearc [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 267(3-4): 401-409. doi: 10.1016/j.jpgl.2007.11.057
[36] Mottl M J, Wheat C G, Fryer P, et al. Chemistry of springs across the Mariana forearc shows progressive devolatilization of the subducting plate [J]. Geochimica Et Cosmochimica Acta, 2004, 68(23): 4915-4933. doi: 10.1016/j.gca.2004.05.037
[37] Salisbury M H, Shinohara M, Richter C, et al. Proceedings of the ocean drilling program: Initial Reports 195[R]. College Station, TX: Ocean Drilling Program, 2002.
[38] 丁兴, 刘志锋, 黄瑞芳, 等. 大洋俯冲带的水岩作用——蛇纹石化[J]. 工程研究-跨学科视野中的工程, 2016, 8(3):258-268. [DING Xing, LIU Zhifeng, HUANG Ruifang, et al. Water-rock interaction in oceanic subduction zone: Serpentinzation [J]. Journal of Engineering Studies, 2016, 8(3): 258-268. [39] 张振国, 方念乔, 高莲凤, 等. 超慢速扩张洋脊: 海洋地学研究新领域[J]. 海洋地质动态, 2007, 23(4):17-20. [ZHANG Zhenguo, FANG Nianqiao, GAO Lianfeng, et al. The ultraslow-spreading ridge: new field of the marine geology [J]. Marine Geology Letters, 2007, 23(4): 17-20. doi: 10.3969/j.issn.1009-2722.2007.04.005 [40] Snow J E, Edmonds H N. Ultraslow-spreading ridges: rapid paradigm changes [J]. Oceanography, 2007, 20(1): 90-101. doi: 10.5670/oceanog.2007.83
[41] Klenke M, Schenke H W. A new bathymetric model for the central Fram Strait [J]. Marine Geophysical Researches, 2002, 23(4): 367-378. doi: 10.1023/A:1025764206736
[42] Westvig I M. Structural and stratigraphic setting and fluid flow features of the svyatogor ridge, a sediment drift south of the Molloy transform[D]. Master Dissertation of UiT The Arctic University of Norway, 2015.
[43] Kelley D S, Karson J A, Blackman D K, et al. An off-axis hydrothermal vent field near the Mid-Atlantic Ridge at 30°N [J]. Nature, 2001, 412(6843): 145-149. doi: 10.1038/35084000
[44] Früh-Green G L, Kelley D, Bernasconi M S, et al. 30, 000 years of hydrothermal activity at the Lost City vent field [J]. Science, 2003, 301(5632): 495-498. doi: 10.1126/science.1085582
[45] Lowell R P, Rona P A. Seafloor hydrothermal systems driven by the serpentinization of peridotite [J]. Geophysical Research Letters, 2002, 29(11): 26-1-26-4.
[46] Müller R D, Sdrolias M, Gaina C, et al. Age, spreading rates, and spreading asymmetry of the world's ocean crust [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2008, 9(4): Q04006.
[47] 张继, 李海平, 陈青, 等. 俯冲带研究进展与问题[J]. 地质调查与研究, 2015, 38(1):18-27, 34. [ZHANG Ji, LI Haiping, CHEN Qing, et al. Review on the research of subduction zone [J]. Geological Survey and Research, 2015, 38(1): 18-27, 34. doi: 10.3969/j.issn.1672-4135.2015.01.003 [48] 郑永飞, 陈仁旭, 徐峥, 等. 俯冲带中的水迁移[J]. 中国科学: 地球科学, 2016, 59(4):651-681. [ZHENG Yongfei, CHEN Renxu, XU Zheng, et al. The transport of water in subduction zones [J]. Science China Earth Sciences, 2016, 59(4): 651-681. doi: 10.1007/s11430-015-5258-4 [49] 臧绍先, 宁杰远. 西太平洋俯冲带的研究及其动力学意义[J]. 地球物理学报, 1996, 39(2):188-202. [ZANG Shaoxian, NING Jieyuan. Study on the subduction zone in western Pacific and its implication for the geodynamics [J]. Acta Geophysica Sinica, 1996, 39(2): 188-202. doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.1996.02.006 [50] Allen D E, Seyfried W E Jr. Serpentinization and heat generation: constraints from Lost City and Rainbow hydrothermal systems [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 68(6): 1347-1354. doi: 10.1016/j.gca.2003.09.003
[51] Proskurowski G, Liley M D, Kelley D S, et al. Low temperature volatile production at the Lost City Hydrothermal Field, evidence from a hydrogen stable isotope geothermometer [J]. Chemical Geology, 2006, 229(4): 331-343. doi: 10.1016/j.chemgeo.2005.11.005
[52] Wei M, Sandwell D. Estimates of heat flow from Cenozoic seafloor using global depth and age data [J]. Tectonophysics, 2006, 417(3-4): 325-335. doi: 10.1016/j.tecto.2006.02.004
[53] Wallmann K, Pinero E, Burwicz E, et al. The global inventory of methane hydrate in marine sediments: a theoretical approach [J]. Energies, 2012, 5(7): 2449-2498. doi: 10.3390/en5072449
[54] Milkov A V. Global estimates of hydrate-bound gas in marine sediments: how much is really out there? [J]. Earth-Science Reviews, 2004, 66(3-4): 183-197. doi: 10.1016/j.earscirev.2003.11.002
[55] Xu W Y. Modeling dynamic marine gas hydrate systems [J]. American Mineralogist, 2004, 89(8-9): 1271-1279. doi: 10.2138/am-2004-8-916
[56] Chen D F, Su Z, Cathles L M. Types of gas hydrates in marine environments and their thermodynamic characteristics [J]. Terrestrial Atmospheric & Oceanic Sciences, 2006, 17(4): 723-737.
[57] Cao Y C, Chen D F, Cathles L M. A kinetic model for the methane hydrate precipitated from venting gas at cold seep sites at Hydrate Ridge, Cascadia margin, Oregon [J]. Journal of Geophysical Research-Solid Earth, 2013, 118(9): 4669-4681. doi: 10.1002/jgrb.50351
[58] Borowski W S, Paull C K, Ussler W Ⅲ. Marine pore-water sulfate profiles indicate in situ methane flux from underlying gas hydrate [J]. Geology, 1996, 24(7): 655-658. doi: 10.1130/0091-7613(1996)024<0655:MPWSPI>2.3.CO;2
[59] Bhatnagar G, Chatterjee S, Chapman W G, et al. Analytical theory relating the depth of the sulfate-methane transition to gas hydrate distribution and saturation [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2011, 12(3): Q03003.
[60] Tréhu A M, Bohrmann G, Rack F R, et al. Proceedings of the ocean drilling program: Initial Reports 204[R]. College Station, TX: Ocean Drilling Program, 2003.
[61] Riedel M, Collett T S, Malone M J, et al. Proceedings of the integrated ocean drilling: Initial Reports 311[R]. College Station, TX: Ocean Drilling Program, 2006.
[62] Egeberg P K, Dickens G R. Thermodynamic and pore water halogen constraints on gas hydrate distribution at ODP Site 997 (Blake Ridge) [J]. Chemical Geology, 1999, 153(1-4): 53-79. doi: 10.1016/S0009-2541(98)00152-1
[63] 曹运诚, 陈多福. 海洋天然气水合物发育顶界的模拟计算[J]. 地球物理学报, 2014, 57(2):618-627. [CAO Yuncheng, CHEN Duofu. Modeling calculation of top occurrence of marine gas hydrates [J]. Chinese Journal of Geophysics, 2014, 57(2): 618-627. doi: 10.6038/cjg20140225 [64] Tréhu A M, Long P E, Torres M E, et al. Three-dimensional distribution of gas hydrate beneath southern Hydrate Ridge: constraints from ODP Leg 204 [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 222(3-4): 845-862. doi: 10.1016/j.jpgl.2004.03.035
-
期刊类型引用(2)
1. 庞雄奇，胡涛，蒲庭玉，徐帜，王恩泽，汪文洋，李昌荣，张兴文，刘晓涵，吴卓雅，王通，赵正福，庞礴，鲍李银. 中国南海天然气水合物资源产业化发展面临的风险与挑战. 石油学报. 2024(07): 1044-1060 . 
百度学术
2. 汤加丽，曹运诚，陈多福. 马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山无机成因甲烷–氢气水合物形成条件与稳定带发育特征. 地球化学. 2022(02): 194-201 . 百度学术
其他类型引用(2)
计量
- 文章访问数: 2412
- HTML全文浏览量: 499
- PDF下载量: 53
- 被引次数: 4
