海底天然气水合物分解与甲烷归宿研究进展

第21卷第4期2006年4月

地球科学进展

ADVANCES I N E ART H SC I ENCE

Vol.21　No.4

Ap r.,2006

文章编号:100128166(2006)0420394207

海底天然气水合物分解与甲烷归宿研究进展

陈　忠1,2,颜　文1,2,陈木宏1,王淑红1,2,肖尚斌1,陆　钧1,杨华平1,2

(1.中国科学院南海海洋研究所,广东　广州,510301;

2.中国科学院广州天然气水合物研究中心,广东　广州,510301)

摘　要:综述了近年来天然气水合物分解与甲烷归宿等方面的研究成果。天然气水合物的汇聚与地质构造或地层圈闭有关,其溶解受物质转换控制,分解则受热转换控制。水合物释放甲烷的运移方式包括分散式、中心式和大规模排放式。缺氧氧化和耗氧氧化是甲烷在海洋环境中的2种主要转化方式。天然气水合物释放甲烷的最终归宿主要为:①重新形成天然气水合物;②形成化能自养生物群落和沉淀出碳酸盐沉积;③与氧发生氧化后转变为CO

2

;④直接排放进入到大气中。沉积物中的微构造、化能自养生物群落、自生碳酸盐矿物及其碳氧同位素组成是水合物释放事件的指纹记录。

关　键　词:天然气水合物;溶解和分解;运移方式;缺氧甲烷氧化与耗氧甲烷氧化;归宿与沉积中图分类号:P74 文献标识码:A

1　引　言

天然气水合物广泛分布在大陆汇聚边缘、离散

边缘或海岭的沉积物中。目前估算的海洋沉积天然气水合物的储量为(1～5)×1015m3甲烷(约500～2500Gt甲烷碳)[1],被视为是未来潜在的天然气资源、全球气候变化驱动因子以及海底地质灾害的潜在因素。甲烷是继CO

2

之后第二大重要温室气体,在大气中的停留间约为7.9年,对全球气候变暖影

响的潜力是CO

2

潜力的25倍[3]。海洋沉积的甲烷碳占海洋溶解无机碳的25%,约是大气甲烷碳的104倍[4],数百万年来曾引发剧烈的气候变化事件和生态环境事件。因此研究天然气水合物释放和甲烷归宿,对研究水合物的环境效应、碳的生物地球化学循环及全球气候变化具有重要意义。

本文综述了近年来甲烷的排放方式、氧化与转换、归宿和沉积及记录等方面的研究成果,对开展南海天然气水合物在哪里、有多少、剩多少的研究具有一定的科学意义。

2　天然气水合物汇聚与释放

2.1　水合物汇聚

天然气水合物出现在寒冷的高纬极区、大陆冻土带(<0℃)和海底温度低(4～6℃)、压力高(>3 MPa)、水深大于300～500m的沉积物中。天然气水合物的汇聚(gas hydrate accumulati on)和含量不受气体成因控制而是受气体来源控制,与地质构造或地层圈闭有关,但起关键作用的是进入沉积物的流体(气和水)。根据流体迁移模式和稳定带中水合物含量,水合物汇聚可分为3种类型[4]:构造型汇聚、地层型汇聚和复合型汇聚。

一般而言,构造型水合物汇聚出现在热解成因气、生物成因气、混合气沿断层面、泥火山及其它地质构造快速运移到水合物稳定带的区域,控制因素为流体通道的形状、流动速率、气体组成、温度场[4,5]。其特征是气流量高(high gas flux),水合物

　收稿日期:2005209205;修回日期:2006202221.

3基金项目:国家自然科学基金项目“南海自然铝的成因及其对寻找油气、天然气水合物的指示意义”(编号:40406011);国家863计划青年基金项目“南海某些特征自生矿物的形成机理对水合物、油气探查的敏感性研究”(编号:2004AA616090)资助.

　作者简介:陈忠(19702),男,云南石屏县人,副研究员,主要从事海洋矿物学与资源环境研究.E2ma il:chzhs outh@scsi https://www.360docs.net/doc/666967897.html,

以板状、结核状、冰球状、厚脉状或充填状产出,在海底常产生冷泉系统,形成化能自养生物群落和自生碳酸盐沉积。这种形式的水合物容易发生快速分解和大量排放,但若有深源气持续、快速供应,在沉积环境恢复到水合物稳定的温度、压力范围内,甲烷和水又能形成新的天然气水合物[6]。构造型汇聚的水合物密度高、采收率高、开发和生产成本低,具有较大的潜在资源远景,是商业开采的首选区。

地层型汇聚是水合物汇聚的主要形式,广泛出现在平流作用较低或扩散作用为主的沉积物中,是原地产生的生物成因气及缓慢来源于更深的热解成因气在相对透水层中结晶形成,主要控制因素为相对透水层的形状、流体运移过程[4,5]。其特征是气流量低,水合物以小晶体形式在沉积物孔隙间产出,也可见结核状或板状晶体。地层型汇聚水合物一般不易形成高含量的水合物,因此采收率低,开发和生产成本高,但有时在相对透水的粗粒沉积层中能汇聚成高含量的水合物,具有开采价值。

复合型汇聚水合物出现在相对透水层中,气能够从深部沿断裂或泥底辟快速供应,浅部断层和活动泥火山可作为流体通道,水合物产出在未延伸到海底表面的断层或裂隙中[4,5]。复合型汇聚的水合物分解和排放对全球气候变化有一定影响作用,但其经济价值需要慎重考虑。

2.2　水合物溶解和分解

甲烷在海洋中的存在形式与甲烷含量、温度和压力有关,主要以固体水合物、游离甲烷气和溶解甲烷形式存在,不同相态间可相互转变。当温度、压力或外界环境变化破坏了天然气水合物稳定边界条件时,水合物溶解(diss oluti on)到海水中,但形不成气泡,或分解(diss ociati on)成甲烷气和水,甲烷气以气泡形式向上排放[7]。

水合物溶解发生在水合物本身稳定但未饱和的

海水中,溶解过程与NaCl、CaS O

4?2H

2

O在水中溶

解相似,主要由于外因(如存在水)不稳定引起,相反过程是甲烷水合物在过饱和时析出[7]。水合物溶解度随温度增加而增大,随盐度和压力增加而减小,温度对溶解的影响比压力对溶解的影响敏感[8]。水合物分解成水和甲烷气是水合物自身不稳定引起的,分解过程与冰融化过程相似,可以发生在沉积物中或水体中,与水是否存在无关,但水存在会加快水合物分解速度。水合物分解受温度、压力和甲烷含量影响,相反过程是甲烷气和水结晶成水合物[7]。甲烷气在上升穿越水体的过程中,在气泡和水合物界面处会出现短暂的水合物再形成现象[9]。水合物溶解和分解是两个不同的过程,控制水合物溶解的动力学因素是物质转换,而控制水合物分解的则是热转换。由于热转换速率大于物质转换速率,因此水合物分解过程比溶解过程要快得多。

海洋环境中水合物分解和溶解过程都存在。研究表明,当海水水深大于537m时,甲烷水合物是内部稳定但外部不稳定,水合物主要发生溶解而不是分解。由于水合物溶解相对较慢,若上升水合物的溶解速率为0.2～0.3μm/s,则半径5mm的水合物要完全溶解,需要穿过1800m的水体,因此大量出露在海底的甲烷水合物能保存很多年[7]。相反,水合物分解则相对较快,一旦水合物上升到内在不稳定的深度,水合物快速分解成水和甲烷气,产生气泡柱(羽),可能演变为甲烷引发的海洋喷发(methane2 driven oceanic erup ti on)[10,11],成为大量甲烷进入大气的主要途径。

2.3　甲烷释放方式

天然气水合物的稳定由化学潜能(chem ical po2 tential)控制,而分解受温度、压力、甲烷含量和水的活动性影响。根据压力减少和温度降低快慢不同,水合物分解可分为渐进式或爆发式[12],在地质历史演变中,大部分水合物是缓慢释放而不是突然大规模排放的。研究表明,沉积物中甲烷流体/气向上运移的方式主要有3种:①在沉积物中广泛分布的分散式运移;②沿沉积物裂隙和断层面的中心式运移;

③海底滑坡或坍塌引发的大规模快速排放。

分散式运移是甲烷向上排放的主要形式,出现在稳定而透水性较均匀的沉积体中。水合物稳定条件遭破坏的过程缓慢但持续,单位区域内甲烷通量一般很小,但由于分布区域很大,流体/气总排放量可能非常大。分散式运移在沉积物表层一般不形成排放口或特征地貌,也不存在热异常以及可观察到的生物指标,而重要指标是广泛分布和存在的指示水合物稳定域基底的似海底反射(BSR)[13]。

甲烷中心式运移的主要特征是在接近排放口附近沉积物中存在与硫酸盐和甲烷有关的大量生物热(bi other m s)、特征蛤类(unique cla m)与管状蠕虫(tube wor m)[14]、海底表面具有麻坑(pockmarks)、海底穹顶(seabed domes)、泥底辟(mud diap irs)并广泛发育碳酸盐和硫化物沉积[15]。中心式运移是甲烷气的重要排放方式,甲烷通量一般较大,对环境可造成一定的影响。一旦喷口位置确定,流体/气的通量即可精确测定,此外利用沉积物、孔隙水、水合物的

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第4期 陈　忠等:海底天然气水合物分解与甲烷归宿研究进展

地球化学数据可计算甲烷的储量及追踪甲烷的可能来源。

甲烷大规模快速排放是由于海平面突然快速下降、强烈的构造活动、地震等引发的大陆坡坍塌,或海底下水合物压力过高而沿构造裂隙快速透涌引发的。在很短时间内大规模地被分解和排放的局部汇聚的水合物或甲烷气体,可直接进入大气中参与甲烷循环,其对全球气候的影响程度与排放前水合物或甲烷气含量和分布密切相关[16]。水合物释放的气体运移过程通常要经过4个阶段[17]:①在水合物中或上覆沉积物的喷口处形成气泡;②气泡与可能的杂质相互作用;③气泡轻快地穿过水体;④气和水体通过气泡界面发生交换。

3　甲烷转化与产物

3.1　缺氧甲烷氧化与产物

缺氧甲烷氧化(Anaer obic Oxidati on of Methane, AOM)是缺氧海洋沉积物或水体中重要的细菌生态过程,参与反应的细菌主要是甲烷氧化古菌(CH

42 oxidizing archaea)和硫酸盐还原菌(Sulfate2Reducing Bacteria,SRB)[18],沉积物的有机质含量是影响缺氧甲烷氧化的重要因素。进入到沉积物中的氧化剂主

要有O

2、NO-

3

、Fe(Ⅲ)、Mn(Ⅳ)和S O2-

4

,按照热力

学顺序被细菌用来氧化有机物,即S O2-

4

最后被消

耗。当氧化剂被消耗后,有机质分解并产生甲烷。硫酸盐还原转变为甲烷生成的区域被认为是硫酸盐—甲烷转换带,即缺氧甲烷氧化带,其深度与沉积物的有机质含量呈反比。影响缺氧甲烷氧化的因素包括:沉积物有机质含量、甲烷供应量、硫酸盐供给、温度—压力、沉积物孔效率以及矿物组成[19]。在扩散为主的海洋沉积物中,有机质含量和甲烷供应量是影响缺氧甲烷氧化的主要因素。

在缺氧甲烷氧化带,深部向上运移的甲烷首先

遇到S O2-

4

,发生缺氧甲烷反应:CH4+S O2-4→HCO-3+HS-+H2O,增加了孔隙水碱度,有利于碳

酸盐矿物沉淀[20]:Ca2++2HCO-

3→CaCO

3

(s)+

CO2+H2O。如果在缺氧甲烷氧化带,存在不稳定

的Fe

3

O4,其被硫酸盐细菌还原并与HS-反应形成

黄铁矿[21]:Fe

3

O4+6H++2HS-→2Fe2++4H2O+ FeS2(s)。

大部分含甲烷的沉积物中,缺氧甲烷氧化出现在硫酸盐还原带的底部。向上运移的甲烷相遇向下扩散的硫酸盐,发生缺氧甲烷氧化,阻止甲烷向上继续运移。如果甲烷的供应量超过缺氧甲烷氧化所消耗的甲烷量,则多余的甲烷与其它氧化剂发生发应。

就理论而言,沉积物中的其它氧化剂如NO-

3

、Fe (Ⅲ)、Mn(Ⅳ),在缺氧环境中也能氧化甲烷,但在自然环境中目前还缺乏可靠实例,因此海底缺氧甲烷氧化主要是与硫酸盐的氧化。

假若缺氧甲烷氧化不能完全消耗海洋沉积物中的甲烷,或甲烷总量较多时,甲烷就穿透缺氧甲烷氧化带向上运移进入到水体中,发生缺氧甲烷氧化。水体与沉积物的缺氧甲烷氧化不同在于水体中甲烷含量低而硫酸盐含量高[19]。目前尚不清楚缺氧水体中有机体利用甲烷作为结构碳和能量的机制及过程,但证据显示缺氧水体中的古菌能同化甲烷(as2 si m ilating CH4)[22]。

3.2　耗氧甲烷氧化与产物

在甲烷持续释放的环境中,由于受甲烷梯度变化的影响,缺氧甲烷氧化消耗后剩余甲烷继续向上运移,遇到含氧丰富的沉积物或海水,发生耗氧甲烷氧化反应(aer obic oxidati on of methane),消耗氧产生CO2[23]:CH4+2O2→CO2+2H2O。研究表明,除了生物扰动(如双壳或蠕虫)频繁或有机质含量贫乏沉积物外,滨海或大陆边缘沉积物中溶解氧渗透的深度不超过1c m[24],而在冷泉系统或甲烷含量高的海区,氧仅能渗透到数毫米深的表层沉积物中[25]。因此,沉积物中耗氧甲烷氧化局限于很窄的范围内,而含有大量溶解氧的水体是耗氧甲烷氧化的主要场所,能消耗大量甲烷。若耗氧甲烷氧化消耗了水体中大量溶解氧,可能造成水体缺氧导致生物灭绝。

与缺氧甲烷氧化不同,耗氧甲烷氧化会溶解碳

酸盐矿物,因为CO

2

是弱酸,CO

2

增大促进碳酸盐矿

物的溶解:CaCO

3

+CO2+H2O→2HCO-3+Ca2+。由于甲烷的δ13C值极轻(通常<-60‰P DB),甲烷氧化将影响溶解无机碳的δ13C值,使其漂移,进而影响底栖有孔虫δ13C记录。同时,由于甲烷氧化使海水中碱度降低,可能出现海水淡化现象。

4　甲烷归宿与沉积记录

4.1　重新形成稳定的天然气水合物

海洋沉积物中的天然气水合物稳定主要受水深、海底温度、地温梯度、孔隙水盐度、气体组成、寄主岩的物理和化学性质的控制。由于海平面上升或构造下降、海底水温或地温梯度下降等变化,沉积物中的天然气水合物重新变得稳定,游离甲烷气以及溶解甲烷与水反应,重新形成笼状结构的天然气水合物。因此,只要气体没有外泄,释放出的甲烷气总

693 地球科学进展 第21卷

会在合适的温—压场中再次固化,形成新的天然气水合物层,而不会随沉积物的堆积而被埋藏。重新形成和汇聚的天然气水合物,受输运通道形状、流动速率、气体组成、温度场、透水层形状、运移过程等影响和控制。

4.2　缺氧氧化沉淀出碳酸盐矿物和形成底栖特异

生物群落

沉积物中的缺氧甲烷氧化是天然气水合物排放甲烷的重要沉积方式。氧是否存在(在水合物出露在海底情况下)、硫酸盐的可利用性、细菌和水合物之间的物理相互作用、非甲烷碳氢水合物存在、水合物稳定性、水合物/沉积物系统的各向异性是影响缺氧甲烷氧化速率及沉积过程的因素[19]。指示缺氧甲烷氧化的主要地球化学指标是[26]:①在穿越甲烷—硫酸盐还原界面时,甲烷含量剧烈减少;②在这一界面处,与高分子重碳氢化合物相比,甲烷优先被消耗;③甲烷碳和氢同位素值的系统漂移与缺氧甲烷氧化带中甲烷的消耗同步。

在Ca2+、Fe2+丰富的沉积环境中的缺氧甲烷氧化,可形成白云石、方解石、文石、黄铁矿以及菱铁矿、菱锰矿、石膏、重晶石等与水合物相关的碳酸盐、硫酸盐和硫化物冷泉沉积。在接近甚至在水合物中,由甲烷氧化古菌和硫酸盐还原细菌[18]作用沉淀的碳酸盐,称作水合物成因碳酸盐(gas hydrate car2 bonate)[27],富13C而贫18O,岩性为角砾碳酸盐岩(breccia)或纯文石沉积(pure aragonite p reci p itate)。与水合物成因碳酸盐不同,强劲上涌甲烷在构造带的喷口形成的碳酸盐称为化学自养生物碳酸盐(che moher m carbonate)[28],贫13C而富18O,岩性常见层内角砾碳酸盐岩(intrafor mati onal breccia)和纯文石沉积。微生物对水合物能量的消耗,旧通道关闭和新通道形成的构造变化,以及碳酸盐矿物沉淀和水合物形成对冷泉通道的阻塞,都影响自生矿物的形成。由于缺氧甲烷氧化形成的碳酸盐矿物沉积能够保存数百万年[29],因此利用碳酸盐矿物对地史中缺氧甲烷氧化的揭示,对水合物的形成、保存或渗漏变化规律具有重要意义。

来源于水合物分解的流体向上运移进入到表层沉积物中,在水—沉积物界面处产生冷泉生物群落,主要分为2类:①菌席(m icr obial mats);②蛤床(cal m beds)。研究表明,流体流动形式是影响生物群落性质的主要因素。菌席主要形成于流体持续流出的体系中,而蛤床主要形成在流体短暂流出的喷口处。菌席主要由硫酸盐菌组成,分布在硫酸盐含量高、甲烷氧化速率快的沉积物中,而蛤床形成于硫酸盐低、缺氧甲烷氧化速率低和有海水定期渗入的沉积环境中[30]。由于缺氧甲烷氧化作用,排溢的甲烷一般被硫酸盐氧化并沉淀出碳酸盐矿物或形成菌席、蛤床等特异生物群落,而很少进入大气中参与全球甲烷循环。

4.3　耗氧甲烷氧化转变为CO2

构造裂隙或水合物冷泉口快速排放出的大量甲烷进入水体后,一部分甲烷首先发生溶解或与水体中的甲烷混合,引起海水密度降低,降低了深层海水溶解大气甲烷的能力[31]。由于甲烷在海水中的溶解度低,仅少部分甲烷被溶解,大部分甲烷在水体中以不同的机制运移和扩散,垂直运移主要以气泡形式[32],包括:①气泡运移;②气泡柱(羽)上升;③垂向湍流扩散;纵向运移主要是随水团长距离运移和扩散[33]。

海水中耗氧甲烷氧化反应非常强烈,反应速率也非常快。研究表明,在大西洋大陆边缘,高含量甲烷从水深300m上升到海水表面的过程中,由于细菌氧化作用,甲烷含量减少了98%,明显降低了甲烷向大气的排放量[34]。日本Myojin Knoll热液柱中98%的甲烷在水深900m以下被氧化掉[35]。Suess 等[36]研究发现卡斯凯迪亚(Cascadia)汇聚大陆边缘排放甲烷的氧化速率也很高。这表明水合物释放进入水体中的大部分甲烷在到达海水表面前被氧化了。甲烷在海水中氧化结果是大量甲烷被消耗并生成CO

2

,促进碳酸盐矿物的溶解,而仅少量剩余CO2

直接进入大气中,增加大气CO

2

浓度,因此海水耗氧甲烷氧化是水合物释放甲烷的重要沉积和转换方式,调节着海洋天然气水合物向大气排放甲烷的通量变化。

4.4　排放到大气中对气候变化产生影响

水合物分解释放的大量甲烷以气泡形式进入水体并迅速向上运移,由于甲烷在水体中的溶解度很低,大部分甲烷形成甲烷气泡柱(羽)。气泡在上升过程中将逐渐变大,从水深4000m海底上升到海面,气泡体积可增大7倍[11],达到海面后的气泡挣脱海水的束缚,释放出的甲烷直接进入大气层中。进入大气的甲烷量与水合物释放深度、气泡大小、溶解甲烷浓度、氧化作用、水体温度、表面活性和流体运动(尤其是上升流)有关[17]。由于水合物的密度(～0.91g/c m3)较海水密度(>1.03g/c m3)低,暴露于海底的水合物碎块边漂浮上升边溶解或分解成甲烷和水,大块的水合物在分解前能够到达海洋上

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第4期 陈　忠等:海底天然气水合物分解与甲烷归宿研究进展

层海水中,分解后直接排放到大气中。在卡斯凯迪亚汇聚边缘水合物海岭,体积达1m3的水合物块体能漂浮到海面,这表明在极端环境下,大量甲烷瞬间涌入到大气中的现象是可能发生的[37]。

虽然甲烷在海水中的溶解度低,但在滞水(stag2 nati on)和缺氧(anoxia)的海洋环境中,如槽型盆地(silled basins)或被地形、泰勒水体(Tayl or colu mns)阻隔的深水团[11],溶解甲烷能在水体中持续汇聚并达到很高的浓度。由于地震、海底火山、地热增加引起的水流和内重力波的扰动,浮力和溶解甲烷脱溶的相互作用,促发水体中汇聚的溶解甲烷以爆炸式排放,将缺氧的深层水带到海表面,导致海洋生物缺氧而灭绝。大量甲烷排放进入大气后引起的爆炸与火灾(当空气—甲烷混合的甲烷含量达到5%～15%时发生爆炸)以及洪灾,产生大量的烟雾和CO2并在大气中停留数年,引起天空变暗和全球变冷,导致陆地生物灭绝[11]。因此水合物大规模分解而快

,能对全球环境和气候产生明显的影响作用,但仅发生在水合物稳定条件突发强烈改变期间。

4.5　水合物排放事件的海洋沉积记录

水合物分解能使海底沉积物的物理性质和化学性质发生变化,影响沉积物中的角砾形成、气体逃逸构造、断层组构以及泥火山等。大陆架滑坡引起的水合物快速释放、沿构造断裂大面积甲烷气溢出、强烈地震引发的水合物突发喷溢,可对气候和环境造成显著影响并在沉积地层中留下可追溯的沉积记录。研究证实,二叠纪/三叠纪(251Ma)、三叠纪/侏罗纪(200Ma)、早侏罗纪托阿尔阶(183Ma)、早白垩纪中维克特阶(116Ma)、白垩纪森诺曼阶/土仑阶(91Ma)和古新世/始新世大量海底生物灭绝事件(55Ma)[38～40],以及60ka以来圣巴巴拉(San2 ta Barbara)盆地底栖有孔虫碳同位素偏移[41],均与天然气水合物大规模快速排放有关。相反,沉积物中小范围缓慢溢出和扩散的天然气水合物,在沉积物中参与缺氧甲烷氧化反应,沉淀出碳酸盐沉积,或在海洋水体中参与耗氧甲烷氧化反应,消耗氧促进碳酸盐溶解,改变海水碳同位素组成,这些特征随沉积埋深而被保存下来,成为甲烷水合物分解事件的指纹记录。

研究表明,沉积物中标记水合物释放事件的指标主要为[42]:①在沉积物中存在微构造如滑动、断层、角砾、烟囱和通道等,指示与水合物释放有关的沉积不稳定和流体运移环境;②结核状或结壳状自生碳酸盐岩,在硫酸盐还原带之上的矿物主要是低镁方解石/文石,而在硫酸盐还原带之下产甲烷古菌活跃沉积物中的矿物主要是白云石/菱铁矿;③特异底栖生态群落,如菌席和蛤床,指示海底流体持续溢出,并提供硫酸盐细菌还原的能量;④沉积碳酸盐矿物的碳、氧同位素组成,水合物成因的自生碳酸盐富13C而贫18O,而水合物分解形成的碳酸盐贫13C而富18O。前面3种指标和贫13C的自生碳酸盐也是现代海底甲烷冷泉沉积的特征,因此要解析地史中记录水合物释放事件、变化规律及其对全球环境的影响,需要结合不同的背景资料和基础数据,对4种标志进行综合分析和对比研究。

5　结　语

我国海域具有形成天然气水合物的构造环境和丰富的烃类来源,初步查明在东海陆坡、冲绳海槽、南海东北部俯冲带、北部汇聚陆坡和南沙海槽沉积物中的天然气水合物非常可观。目前,我国对南海北部水合物进行了大量的调查工作,在台湾西南海域发现了甲烷冷泉喷溢形成的巨型碳酸盐岩———“九龙甲烷礁”以及大批双壳类生物、管状蠕虫[43],在东沙群岛西南部海域新发现了与海底渗漏有关的冷泉碳酸盐结核以及冷泉仍在喷溢的管状蠕虫和排溢孔等证据[44,45]。

天然气水合物的释放、归宿及其与生态环境和气候变化响应的地质记录是天然气水合物演变与古海洋学交叉领域的研究热点。然而,对南海天然气水合物的汇聚类型、释放原因、演变过程还知之甚少,尚未开展水合物释放方式、甲烷归宿及释放事件的沉积记录等的研究工作。因此,通过对碳酸盐结核、碳酸盐结壳的精细剖面分析揭示其成岩环境和形成期次,开展南海北部水合物释放、甲烷归宿及释放事件的沉积记录研究,是揭示南海北部天然气水合物在哪里、有多少、剩多少的关键,对勘探和研究南海北部水合物及其生态环境效应具有重要意义。

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Advances i n Gas Hydrate D issoci a ti on and Fate of

M ethane i n Mar i n e Sedi m ent

CHEN Zhong1,2,Y AN W en1,2,CHEN Mu2hong1,WANG Shu2hong1,2

X I A O Shang2bin1,LU Jun1,Y ANG Hua2p ing1,2

(1.South China Sea Institute of O ceanology,Chinese A cade m y of Sciences,Guangzhou510301,China;

2.Guangzhou Center for Gas Hydrate R esearch,Chinese A cade m y of Sciences,Guangzhou510301,Ch ina)

Abstract:Here we intr oduce and outline s ome advances of gas hydrate diss ociati on and fate of methane in ma2 rine sedi m ent.A gas hydrate accumulati on in sedi m ents is related t o a geol ogical structure and/or stratigraphic trap, and the kinetic contr ol for gas hydrate diss oluti on is mass transfer and that of diss ociati on is heat transfer.There are three main release types of methane release fr om gas hydrates within the accreti onary sedi m ent,such as distributed m igrati on,f ocused m igrati on and massive methane release.There now exists compelling evidence that anaer obic oxi2 dati on and aer obic oxidati on of methane are t w o main reacti on pathways in marine sedi m ents and waters.Methane release by hydrate destabilizati on has been p r oposed t o have four ulti m ate sinks,na mely ref or mati on gas hydrate, p reci p itati on of carbonate m inerals and for mati on of unique cla m or tube wor m communities,transfor mati on carbon di oxide,discharge int o the at m os phere.The evidence p reserved in the f ossil sedi m entary deposits,including sedi2 mentary m ictr ostructures,nodular or encrusting diagenetic carbonates,s pecific benthic fauna and oxygen and car2 bon is ot op ic co mpositi ons of carbonates,m ight have registered the past occurrence of gas hydrates.

Key words:Gas hydrate;D iss oluti on and diss ociati on;Upward m igrati on types;Anaer obic oxidati on and aer o2 bic oxidati on of methane;Fate and sink.

004 地球科学进展 第21卷