沉积历史对大陆坡甲烷水合物成藏的影响

郑子涵, 曹运诚, 杨胜雄, 陈多福

沉积历史对大陆坡甲烷水合物成藏的影响

郑子涵1, 3, 曹运诚2*, 杨胜雄4, 陈多福1, 2

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所, 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 上海海洋大学 海洋科学学院, 上海深渊科学工程技术研究中心, 上海 201306; 3. 中国科学院大学, 北京 100049; 4. 南方海洋科学与工程广东省实验室, 广东 广州 511458)

天然气水合物主要发育于大陆边缘陆坡区, 该区快速变化的沉积速率会影响天然气水合物成藏。本文以水合物系统甲烷质量守恒为基础, 建立沉积速率对甲烷水合物成藏控制的数值模型, 分析美国东海岸布莱克海台ODP 164航次994站位沉积速率变化对水合物形成与分解过程的影响, 探索水合物成藏的历史。研究结果显示: ODP 994站位的甲烷水合物在高速沉积时期以分解为主, 在低速沉积时期以生成为主, 目前水合物藏的甲烷资源量为5.15×104mol/m2, 计算的稳定带底界甲烷水合物饱和度为6%, 该值与钻探岩心获得的沉积物孔隙水盐度异常确定的值一致。因此, 大陆坡沉积速率是甲烷水合物饱和度及资源量的重要影响因素。

沉积历史; 甲烷水合物; 水合物形成与分解; 布莱克脊ODP 994站位

0 引 言

甲烷水合物是一种似冰状晶体矿物, 在自然界中主要发育在永久冻土带和大陆边缘低温、高压的海底沉积物中, 海底温度、压力等因素的变化可导致其失稳分解而释放大量的甲烷, 影响全球气候变化, 同时还会引起海底滑坡等地质灾害(Kvenvolden et al., 1993; Xu and Ruppel, 1999; Maslin et al., 2010; Ruppel, 2011)。因此, 甲烷水合物是海洋碳循环的重要组成部分, 也是重要的环境影响因子, 是近30年来地球科学界最关注的研究热点之一(Milkov, 2004; Sloan and Koh, 2008)。

研究显示大陆边缘沉积环境是形成甲烷水合物的有利场所, 但其原位生物成因甲烷难以满足甲烷水合物大量形成的条件, 因此溶解在孔隙水中的甲烷随孔隙水的对流和扩散作用是两个最主要的外部来源(Xu and Ruppel, 1999; Davie and Buffett, 2003b; Liu and Flemings, 2007; 苏正等, 2012)。在甲烷水合物稳定带内, 当甲烷浓度超过水–甲烷水合物二相平衡溶解度时即形成甲烷水合物(Rempel and Buffett, 1997; Cathles and Chen, 2004; Chen et al., 2006; 苏正和陈多福, 2007)。随沉积埋藏, 原处于甲烷水合物稳定带内的沉积层进入稳定带之下, 其中的甲烷水合物因不再满足稳定的热力学条件而发生分解, 分解产生的甲烷与下伏原有的甲烷可形成甲烷游离气区, 由于甲烷水合物稳定区与下伏游离气区的地震波反射波速不同, 形成一个似海底反射层(bottom simulating reflector, BSR), 是甲烷水合物存在的重要识别标志之一(Holbrook et al., 1996; Haacke et al., 2007, 2008; Westbrook et al., 2009)。

在针对大陆边缘发育水合物的形成与分解研究中, 大多依据平均沉积速率, 并假定水合物的生成速率与沉积埋藏导致水合物分解速率相等, 在水合物体系达到稳定状态时来模拟计算水合物的发育特征(Davie and Buffett, 2001; Xu et al., 2001; Sultan, 2007; Bhatnagar et al., 2008, 2011)。对于甲烷水合物成藏机制研究, 早期Xu and Ruppel (1999)通过耦合质量与能量守恒计算甲烷水合物形成速率, 讨论扩散和对流作用对水合物饱和度与下伏游离气发育的影响, 研究表明沉积物孔隙水对流供给甲烷比扩散供给甲烷形成的甲烷水合物层更厚, 其稳定带底界甲烷水合物饱和度更高, 孔隙水对流供给甲烷占主导作用。此外, Davie and Buffett (2001, 2003a, b)通过建立甲烷水合物、溶解甲烷及游离气甲烷等组分间的质量守恒原理, 利用稳定的沉积速率与多种生物化学反应相结合的方法, 基于钻探获得的沉积物孔隙水氯离子及硫酸根离子浓度, 反演计算了甲烷水合物饱和度, 并解析了甲烷水合物的空间分布。研究结果表明, 在假定没有下伏甲烷流体迁移来源以及设定有机质产甲烷速率为一常数的情况下, 布莱克脊水合物稳定带内甲烷水合物饱和度不可能达到7%。此后, Wallmann et al. (2006)建立了有机质降解产甲烷法则, 并用质量守恒计算稳态沉积速率的模型, 结果显示原位有机质产甲烷对水合物成藏贡献较小, 布莱克海台水合物体系中的甲烷主要为下伏游离气来源(Chen and Cathles, 2003, 2005; Su et al., 2010; Cao et al., 2013; 曹运诚和陈多福, 2014)。Bhatnagar et al. (2007)利用有机质产甲烷结合稳定带下部溶解甲烷供给, 用无量纲化变量组合解析计算, 结果表明孔隙水对流作用和沉积作用对甲烷水合物资源和下伏游离甲烷气都具有重要影响。其后, Chatterjee et al. (2011)和Bhatnagar et al. (2011)在此基础上利用硫酸盐甲烷转换带确定下部溶解甲烷通量, 开展Cascadia大陆边缘甲烷水合物饱和度和稳定带顶界的模拟研究, 发现硫酸盐甲烷转化带深度与甲烷水合物稳定带顶界及甲烷水合物平均饱和度密切相关, 在由孔隙水对流主导输送甲烷的区域, 显示转换带较浅区域的甲烷水合物饱和度相对偏高。

上述甲烷水合物成藏机制和演化过程的模型研究, 都是基于一个恒定不变的沉积速率, 在甲烷水合物体系达到稳定状态时来模拟计算其饱和度分布(Xu and Ruppel, 1999; Davie and Buffett, 2003a)。在实际的大陆边缘沉积历史中, 沉积速率可能发生显著变化, 控制了埋藏的有机质含量, 从而影响水合物体系中的有机质产甲烷速率。而且年轻沉积物随沉积作用累积, 老的沉积物被埋藏压实, 沉积物孔隙度随之减小, 驱动孔隙流体运动(Davie and Buffett, 2001; Wallmann et al., 2006), 所以孔隙水对流作用与溶解甲烷的扩散作用也将受到沉积速率变化的影响。此外, 在地质历史中随沉积速率的变化, 稳定带内先期形成的甲烷水合物随埋藏进入稳定带之下的速率也将不同, 终将影响甲烷水合物的分解。因此, 沉积历史中不断变化的沉积速率将不同程度地影响甲烷的供给和水合物的埋藏分解, 最终影响甲烷水合物的成藏。例如, 郑子涵等(2017)考虑沉积速率变化建立了甲烷水合物成藏的数值模型, 并对水合物脊ODP 1247站位进行了模拟研究。结果表明, 尽管水合物脊ODP 1247站位具有较小的沉积速率变化, 但依据平均沉积速率与变化沉积速率计算的甲烷水合物饱和度结果分别为2.25%与2.5%。显然即使是很小的沉积速率变化依然可以导致水合物饱和度的不一致。

因此, 本文以沉积速率为主要变量, 建立沉积速率对陆坡区水合物成藏影响的动力学模型, 并对沉积速率变化显著的美国东海岸布莱克海台水合物发育区994站位进行实例研究, 以综合调查沉积历史对甲烷水合物成藏过程的影响。

1 沉积速率对甲烷水合物形成与分解的控制模型

1.1 地质模型

在海底BSR之上的水–甲烷水合物二相体系中, 甲烷水合物稳定带内的甲烷浓度受到原位有机质产甲烷、孔隙水对流和扩散作用输运来源甲烷的控制。水合物稳定带内甲烷浓度在初始状态为0的情况下逐渐增大, 当稳定带沉积物孔隙水溶解甲烷浓度累积超过水–甲烷水合物二相平衡溶解度时, 过量的溶解态甲烷将生成水合物, 稳定带内溶解甲烷浓度最终达到水合物–水二相平衡的溶解度并保持不变(Xu, 2004; Liu and Flemings, 2007)。没有形成水合物的剩余溶解态甲烷则通过孔隙水对流作用和扩散作用继续向海底运移, 在甲烷–硫酸根界面(sulfate-methane interface, SMI)处被微生物完全氧化, 使得SMI界面以上甲烷浓度基本为0(Davie and Buffett, 2003b; Xu, 2004; Bhatnagar, 2011; 郑子涵等, 2017; 图1)。另一方面, 甲烷水合物随沉积埋藏进入水合物稳定带之下, 发生分解成为游离气, 游离气区沉积物孔隙水溶解甲烷浓度则为游离气–水二相平衡的溶解度(图1)。

1.2 数值模型

本文建立的一维垂直传输模型没有考虑横向流体运移等复杂因素, 该简化模型利于理解各因素对天然气水合物体系动态演化的影响(Davie and Buffett, 2001, 2003a)。在天然气水合物稳定带内, 依据水–甲烷水合物二相体系的甲烷质量守恒原则, 甲烷水合物和孔隙水中的甲烷总含量变化受到微生物原地生成甲烷、扩散来源甲烷、孔隙水对流来源甲烷和沉积埋藏分解甲烷水合物的控制, 天然气水合物形成速率为(郑子涵等, 2017):

游离气区位于甲烷水合物稳定带以下, 甲烷以游离气和溶解态的形式存在, 无甲烷水合物发育。水合物区内的甲烷以甲烷水合物和溶解态存在, 甲烷的浓度保持为水–甲烷水合物二相平衡溶解度, 水合物产出受甲烷浓度的控制。溶解甲烷区位于甲烷水合物带顶界以上, 甲烷浓度小于水–甲烷水合物二相溶解度, 无甲烷水合物发育, 溶解甲烷被运移到硫酸盐还原带, 与硫酸根发生微生物的缺氧氧化而被消耗。

沉积速率变化对原位产甲烷作用的影响体现为随沉积埋藏作用, 新的沉积物和有机质不断进入甲烷水合物体系, 有机质按一定速率在微生物作用下分解, 进而改变水合物稳定带内有机质原位产甲烷速率(Wallmann et al., 2006)。因此沉积作用对有机碳含量的影响包括: ①随不同沉积速率带入的初始有机质含量; ②有机碳分解速率。有机碳分解速率的计算公式为:

在以往沉积过程中, 2.5 Ma至今的平均有机质含量为0.7%, 2.5～6 Ma的平均有机质含量为1.4% (Paull et al., 1996)。颗粒有机质受到沉积速率的影响体现在:

为单位体积沉积介质中的各种生物化学反应(包括颗粒有机质分解、产甲烷作用、硫酸盐还原、甲烷厌氧氧化及甲烷水合物分解作用)的速率(mol/(m3·a)) (Wallmann et al., 2006)。

对于孔隙水中的溶质分子:

式中:D为溶质分子在孔隙水中的扩散系数(表1; Davie and Buffett, 2001),X为溶质分子的浓度(mol/kg)。

形成稳定带内甲烷水合物的孔隙水溶解甲烷除POC的原位产甲烷来源外, 孔隙水对流及扩散作用是重要的来源。在本文模型中设定的流体通量由沉积埋藏向下的孔隙水流体通量和深部流体向上的通量0(kg/(m3·a))两部分组成, 也受到沉积作用的影响:

式中:w与沉积速率s直接相关(Wallmann et al., 2006),0一般可以根据孔隙水离子浓度剖面拟合情况设定为一个常量(表1; Davie and Buffett, 2003a)。0和f分别代表海底沉积物与海底沉积物无限深度处的孔隙度。值得注意的是, 深部流体通量0方向向上, 促进了水–甲烷水合物二相体系中的甲烷含量升高。由于甲烷水合物稳定带底界孔隙度很小, 由沉积作用驱动的流体通量随沉积物运动, 因此沉积作用驱动的流体通量方向向下, 不利于甲烷水合物稳定带内甲烷的富集。上述原位产甲烷作用及孔隙水对流作用改变溶解甲烷浓度分布, 进而导致溶解甲烷的扩散作用(Zatsepina and Buffett, 1997, 1998; Xu and Ruppel, 1999)。

表1 ODP 994站位甲烷水合物成藏模拟计算所用的参数

注:w、0、、BSR、0、f和s引自Paull et al., 1996;m、Cl−和SO2− 4引自Davie and Buffett, 2001。

2 ODP 164航次994站位地质背景

北美洲大西洋被动大陆边缘布莱克海台广泛发育指示甲烷水合物的BSR(图2a), 位于海底之下450 m。ODP 164航次的994、995及997站位BSR以上沉积物孔隙水均具有非常显著的盐度异常, 指示有甲烷水合物发育(Paull et al., 1996)。ODP 994站位根据氯离子异常反演出来甲烷水合物饱和度分布如图2b所示, 水合物稳定带底界处甲烷水合物饱和度为2%～14%(图2b)。

表1为模拟布莱克海台ODP 994站位甲烷水合物成藏过程中使用的参数。计算得到甲烷水合物稳定带底界深度为海底之下459 m, 与钻探获得的邻近站位的BSR界面深度(450 m)具有很好的一致性。依ODP 994站位地层超微化石记录确定钻探底界深度(约700 m)的地层年龄为6 Ma, 海底表层沉积物孔隙度为0.75, 随着深度逐渐降低, 至无限深度时减小为0.4(Paull et al., 1996; 表1)。

根据地层中超微化石分布, 该站位在沉积历史中具有明显变化的沉积速率(Paull et al., 1996)。为获得沉积速率的变化特征, 我们将化石年龄分布根据海底表面孔隙度校正后, 通过拉格朗日插值方法计算该站位沉积速率(表2; 图3a)。表2中展示了20个沉积间隔及其对应的深度、时间、沉积速率、甲烷水合物饱和度以及水合物资源量, 其中包括3个高速沉积时期。ODP 994站位总体表现为高速沉积转变为低速沉积的特征, 与钻探数据较为一致(Paull et al., 1996; 图3b)。该甲烷水合物体系5.6～5.9 Ma起始阶段沉积速率为170.11 m/Ma, 随后在5.34 Ma时增加至615.42 m/Ma, 又在5 Ma之后缓慢减小, 在3.75 Ma时经历第2次高速沉积时期, 达到359.32 m/Ma, 随后沉积速率缓慢降低, 至2.57 Ma时经历第3次高速沉积, 沉积速率达到207.02 m/Ma,之后沉积速率表现为缓慢降低的特征(表2)。

在甲烷水合物稳定带之上的沉积物孔隙水甲烷浓度小于水合物–水二相平衡甲烷溶解度, 微生物氧化作用导致甲烷浓度在SMI界面处减为0(图1)。通过模拟计算拟合钻探实测的氯离子、硫酸根离子浓度等, 得到ODP 994站位SMI界面埋深为23 m (图3c)。由于溶解甲烷与硫酸根在SMI界面处发生缺氧氧化, 氧化甲烷量应该与向下硫酸根通量相等, 通过拟合实测的硫酸根浓度剖面(图3c), 计算获得深部孔隙水通量为−0.14 kg/(m2·a), 同时莫纳德常数C及有机质分解初始年龄0的拟合结果分别为0.125及0.2×106a。

3 模拟结果

为探究甲烷水合物成藏随沉积速率变化的过程, 假定ODP 994站位甲烷水合物体系在6 Ma以前是由沉积速率为170.11 m/Ma演化至稳定状态, 在6 Ma时该水合物体系已经累计的水合物资源量为3.02×104mol/m2, 稳定带底界甲烷水合物饱和度达到3.4%(图4a中的黑色实线)。自6 Ma以来甲烷水合物饱和度与资源量随沉积速率的变化而变化, 可划分为20个沉积阶段, 计算结果见表2和图4b。在6 Ma演化过程中, 共经历3次高速沉积, 如图4b中蓝点所示。5.34 Ma左右时沉积速率增至615.42 m/Ma,在该极高速沉积作用下经历了快速的水合物分解, 水合物稳定带底界饱和度由前期累计的2.9%减小到1.6%(图4a中的蓝色实线), 水合物资源量由2.40×104mol/m2降低到1.42×104mol/m2(图4b)。其后甲烷水合物资源量总体表现为缓慢增长的演化趋势。至3.75 Ma时, 水合物饱和度达到2.8%, 水合物资源量累积至2.67×104mol/m2。其后为第2次高速沉积时期, 稳定带底界甲烷水合物饱和度为2.8%, 资源量减小为2.59×104mol/m2(表2; 图4b)。随后水合物体系稳定慢速沉积, 在2.57 Ma时水合物饱和度达到3.3%, 水合物资源量累积至2.81×104mol/m2。第3次高速沉积使水合物饱和度降低至3.2%, 资源量降低至2.80×104mol/m2(表2; 图4b)。后续甲烷水合物生成作用占据主导地位演化至今, 计算的稳定带底界甲烷水合物平均饱和度达到6%(图4a中的红线), 形成的甲烷水合物资源量约为5.15×104mol/m2(图4b)。

图2 北美洲东南部大陆边缘164航次站位位置图(a)及ODP 994站位甲烷水合物饱和度分布图(b)

表2 ODP 994站位沉积速率与甲烷水合物资源量变化

注: *表示3个由低速变高速沉积时期; 时间数据引自Paull et al., 1996。

图3 ODP 994站位地层年代分布图(a)、沉积速率随时间变化图(b)和沉积物孔隙水硫酸根离子浓度分布图(c)

本文通过沉积速率变化模拟的成藏结果显示ODP 994站位甲烷水合物藏随沉积速率动态变化, 沉积速率与资源量具有很好的对应关系(图4b)。在高速沉积阶段水合物藏以分解作用为主导, 资源量减少; 在低速沉积时期水合物生成作用占主导, 资源量增加, 水合物成藏过程受沉积速率影响显著。高速沉积时期也是快速埋藏时期, 可以使甲烷水合物沉积埋藏进入稳定带底界之下导致水合物分解, 在后期慢速沉积阶段有充足的时间使甲烷水合物成藏(图4b)。

4 讨 论

布莱克脊位于美国东海岸大西洋大陆边缘, 是一个典型的被动大陆边缘, 其地质与地形条件比较简单(Paull et al., 1996)。ODP 164航次报告显示该区几乎未受到新生代晚期的大地构造活动以及沉积基底沿主要断层的大规模流体流动影响(Paull et al., 1996), 本文模拟的6 Ma的地质历史中地热场的变化可能对水合物藏的影响不大。此外, 天然气水合物的生成将释放热, 可能会影响水合物体系的温度, 进而改变稳定带底界深度。ODP 994站位计算的水合物生成速率最大值为8.32×10−9m3/(m3·a), 单位质量水合物生成释放热为4.16´105J/kg, 水合物密度为910 kg/m3(Milkov, 2004), 稳定带厚度为260 m, 计算所得水合物生成释放热量为819 J/(m2·a)。应用地温梯度及热导率计算得到海底热流值为1.16×106J/(m2·a)(Paull et al., 1996), 显然水合物生成热对稳定带的影响非常微弱。因此, 在模拟计算中地热场和水合物生成热对稳定带底界深度影响不大。

根据钻探资料显示, 该站位沉积速率变化明显(表2), 应用该站位平均沉积速率(119×10−6m/a)于ODP 994站位水合物体系, 计算得到甲烷水合物饱和度在稳定带底界为4.1%(图5a), 明显小于由氯离子异常和O同位素异常确定的稳定带底界甲烷水合物饱和度6.2%(Paull et al., 1996)。本文模拟计算的甲烷水合物饱和度平均值总体上与盐度异常计算值相符, 但在特定层位, 由氯离子异常计算的甲烷水合物饱和度与模拟值有一定偏差(图5a)。钻探显示该钻探区域具有粗颗粒沉积及硅藻含量分布不均的特征(Paull et al., 1996; Malinverno et al., 2008; Malinverno, 2010; Malinverno and Goldberg, 2015)。已有研究表明颗粒之间孔隙大小的差异会造成毛细管力作用的差异, 导致水的活性不同, 这将会影响水合物–水二相平衡溶解度, 最终导致形成的甲烷水合物饱和度差异(Paull et al., 1996; Malinverno and Goldberg, 2015)。因此, ODP 994站位颗粒大小的不均一性可能是本文模拟计算值与钻探实测盐度确定的甲烷水合物饱和度差异的原因。

图4 模型计算甲烷水合物饱和度分布图(a)和天然气水合物资源量随时间及沉积速率变化演化图(b)

黑色圆点为由盐度异常计算的甲烷水合物饱和度, 红色实线为考虑沉积历史后现阶段模拟计算的甲烷水合物饱和度平均值, 蓝色实线代表以平均沉积速率模拟计算的甲烷水合物饱和度的分布。

同时, 甲烷水合物资源量在考虑沉积速率变化与恒定沉积速率两种情况下的计算结果具有显著的差异。应用变化沉积速率计算的水合物资源量为5.15×104mol/m2, 应用平均沉积速率计算的水合物资源量为3.47×104mol/m2(图5b)。显然忽略沉积速率的变化来探究水合物的成藏, 将导致最终水合物资源量与实际情况偏差较大。

沉积作用对甲烷水合物饱和度的影响也与以往研究结果有所差别。沉积速率增大将导致有机质供给速率变高, 同时细菌作用使有机质分解产甲烷的时间变短, 因此沉积速率不同会导致水合物稳定带内的产甲烷量不同。已有研究证实当有机质分解产甲烷速率常数较大、沉积速率较低时, 有机质供给速率首先决定水合物饱和度, 当沉积速率变高时, 有机质分解产甲烷速率决定水合物饱和度(Davie and Buffett, 2001)。因此, 水合物饱和度随沉积速率增大表现为先增大后减小。Wallmann et al. (2006)根据建立的有机质分解法讨论了沉积速率对水合物饱和度的影响, 结果显示水合物饱和度随沉积速率增大而增大。二者仅根据原位产甲烷量受沉积速率的控制来探究沉积速率对水合物饱和度的影响的结果是不全面的。本文综合考虑3种甲烷供给方式与水合物分解作用随沉积速率的变化, 认为在低速沉积作用下水合物更易成藏。

5 结 论

(1) 本文用拉格朗日插值方法计算出ODP 994站位沉积速率变化, 基于此模拟研究了布莱克海台ODP 994站位水合物的形成和分解。结果表明, 甲烷水合物在早期高速沉积时期以分解为主, 在沉积后期慢速沉积阶段以生成为主, 最终在稳定带底界水合物饱和度达到6%, 水合物资源量达到5.15×104mol/m2。

(2) 海洋甲烷水合物成藏受控于海底沉积作用, 沉积速率的大小直接影响甲烷水合物积累成藏的资源量, 在沉积速率变化显著的地区, 依据平均沉积速率计算的结果将偏离实际的水合物饱和度。因此, 综合考虑沉积历史的影响对查明甲烷水合物成藏过程至关重要。

致谢:衷心感谢两位匿名审稿专家对本文提出的宝贵意见。

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The influence of sedimentary history on the formation of methane hydrate reservoir at continental slopes

ZHENG Zihan1, 3, CAO Yuncheng2*, YANG Shengxiong4, CHEN Duofu1, 2

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. Shanghai Engineering Research Center of Hadal Science and Technology, College of Marine Sciences, Shanghai Ocean University, Shanghai 201306, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 4. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory, Guangzhou 511458, Guangdong, China)

Sedimentation and burial rate vary considerably at continental slopes, which could impact the formation of methane hydrate reservoirs. In this study, we established a methane hydrate accumulation model with variable sedimentation rates at continental slopes by considering the mass conservation of methane. We evaluated the effects of varied sedimentation rates on hydrate formation or decomposition at the hydrate system of Site 994 of the ODP Leg 164 at Blake Ridge. During hydrate system evolution, the accumulation of methane hydrate was dominant during low sedimentation rates, but the dissociation of methane hydrate dominated during high sedimentation rates. The methane hydrate resource reached 5.15×104mol/m2and the hydrate saturation at the base of hydrate stability zone peaked at 6%, which is in good agreement with the estimations based on the drilling data. Therefore, the continental slopes where the sedimentation rate changes had a significant effect on methane hydrate saturation and resources.

sedimentary history; methane hydrate; hydrate accumulation and dissociation; Blake Ridge Site 994

P67

A

0379-1726(2022)04-0462-10

10.19700/j.0379-1726.2022.04.009

2020-09-08;

2020-10-09

国家自然科学基金项目(41730528、41776050、91858208)、中国地质调查项目(DD20190230)和南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)人才科研启动项目(GML2020GD0802)联合资助。

郑子涵(1992–), 女, 博士研究生, 地球化学专业。E-mail: zhzheng@shou.edu.cn

曹运诚(1983–), 男, 副研究员, 主要从事天然气水合物成藏数值模拟研究。E-mail: yccao@shou.edu.cn