好心人帮我翻译一下。
公证
在本日_______(月）_____(日），201_（年）
在我，即下述签字的公证人面前，亲自现身的是_______（被公证人名字），据我所知是上述法律文件中描述的并履行该文件的人，并且承认他是自愿履行此行为。
我的委托到期日期：_______
公证员
具体联系方法：___________
图章____________
(文中的excute我翻译成履行，其实就是签署文件）
翻译翻译,,,好心人帮忙，
人工翻译的:
我永远不会忘记1946年的复活节。我那年十四岁，我的妹妹欧西十二岁,我的姐姐达林十六岁。我们与我们的母亲住在家里，我们四个都知道什么都没有也能过。我父亲五年之前去世，留下了我母亲和七个需要上学的孩子,没有留下一分钱.
到1946年，我的姐姐结婚了，我的兄弟们已经离开了家。复活节前一个月，我们的教会牧师宣布，会举办一个特别的节日帮助贫困的家庭。他要求每个人节节省并捐助。
当我们回到家里，我们谈论我们可以做点什么。我们决定买五十磅土豆, 并依靠这些土豆生活一个月。这将使我们节省了我们的杂货店开支,以捐助二十元钱。然后，我们想如果我们尽量地不用电，不听收音机，我们会节省该月的电费钱。达林得到尽可能多的找房子和庭院清洁工作，我们两个都去做婴儿保姆。十五美分，我们可以买到足够的棉花圈制作三个防烫垫,可以卖一美元。我们卖防烫垫卖了二十元。那是我们生活最好的一个月.
我们每天都在数钱，看看我们已经攒了有多少。在晚上，我们都坐在黑暗中，谈谈贫穷的家庭如何在去享受教会给他们的钱。我们在教堂约八十人，所以我们计算过，无论我们贡献多少钱,最终钱会变成二十倍。毕竟，每个星期天牧师曾提醒大家要为捐献做准备。
复活节前的夜晚，我们很兴奋，我们难以入睡。我们并不在乎没有复活节新衣服，我们可以贡献70元,我们迫不及待地去教堂！周日上午，大雨倾盆。我们没有自己的雨伞，教会离我们家一英里，我们淋湿并不是什么问题。达林在她的鞋里塞纸板，以填补漏洞,但纸板裂开了,她的脚湿了。
但是，我们骄傲的坐在教堂。我听到一些青少年谈论我们的旧衣服。我看着他们穿的新衣服，我内心觉得很满足。
祭祀开始时,我们坐在前面第二排。妈妈把10元纸币，我们每个孩子捐献20美元.
南海东沙海域水合物成藏动力学模拟
郭依群1,2，李桂菊3，乔少华3，庄新国3郭依群（1968－），女，高级工程师，主要从事石油地质和天然气水合物的研究，E-mail:guo1180@163.com。注：本文曾发表于《现代地质》2010年第24卷第3期，本次出版有修改。1.广州海洋地质调查局，广州 5107602.中国地质大学海洋学院，北京 100833.中国地质大学资源学院，武汉 430074摘要：基于南中国海东沙海域某地震剖面资料，利用Basin2二维模拟软件，结合研究区有关地温场、热流探测资料和ODP184航次调查的岩心数据，重塑了研究区沉降史、有机质生烃史、古地温场与热史变迁。进而利用“生物成因天然气水合物成藏动力学模拟系统”软件，模拟了水合物聚集的过程与分布范围。模拟结果表明，研究区水合物稳定域较厚（200～250 m），有机质含量适中，生物成因甲烷主要在海底1 km以浅范围内形成。稳定域之下早先埋藏的沉积物中有机质形成的生物成因甲烷在压实流的作用下能够向浅部层位中运移聚集，从而对现在的矿层有所贡献。水合物主要赋存于稳定域底部以上50 m的层位内，富集带中水合物的平均质量分数在5％左右。关键词：天然气水合物；成藏动力学；模拟Simulation of Reservoir Dynamic of Gas Hydrates of Dongsha Area of South China SeaGuo Yi qun1,2,Li Guiju3,Qiao Shaohua3,Zhuang Xinguo31.Guangzhou Marine Geological Survey,Guangzhou 510760,China2.School of Marine Geosciences,China University of Geosciences,Beijing 10083,China3.Faculty of Earth Resources,China University of Geosciences,Wuhan 430074,ChinaAbstract:Based on the seismic profile data of Dongsha of the South China Sea,using a two-dimensional simulation software,Basin2,combined with the data of the geothermal field,heat flow and core of leg 184 of ODP,this paper rebuilt the subsidence history of the study area,the hydrocarbon-generating history of the organic matter,and the change history of the ancient geothermal field and thermal.The paper simulated the process of hydrate accumulation and distribution with “Biogenic Gas Hydrate Reservoir Dynamics Simulation System” （Hydrate Dynamics).Simulation results show that the thickness of the hydrate stability region is large (200～250 m) ,and organic matter content is moderate,biogenic methane is generated 1000 m bsf.Biogenic methane generated by the organic matter in the sediments buried previously under the stability region can migrate to and accumulate in the shallow strata because of the compaction flow,and contribute to the current mineral deposit.Hydrate occur in the stability region mainly for the thickness of 50m,and average saturation of hydrate is about 5%.Key words:gas hydrates ; reservoir dynamic; simulation0 引言研究海底天然气水合物实际分布与赋存状态是天然气水合物资源评价的核心环节，水合物成藏动力学研究的目的在于掌握时空上水合物形成、分布与演化的规律。天然气水合物的成藏是一个动态的过程，包括海底甲烷气产出动力学、流体运移动力学、水合物成核生长动力学等。构造条件、沉积条件和温压场条件的变化，都导致水合物的再分解与再聚集。因此，必须用系统、动态、整体的观念来分析水合物的成藏机理，指导评价。天然气水合物的成藏动力学模拟主要研究以下3个方面的内容：1）利用盆地分析技术、盆地模拟技术研究深水盆地沉积体系的构成和分布，反演沉积盆地动态演化的历史；2）模拟盆地内部温度场、压力场、流体动力场的变化对甲烷的生成、排出、运移、进入稳定带形成水合物这一过程的控制，模拟水合物动态聚集－消亡的过程；3）基于天然气水合物成藏动力学模拟，对稳定带内水合物实际生成部位进行预测，实现水合物资源的定位预测与定量评价。南海东沙海域具有丰富的水合物资源潜力，广州海洋地质调查局通过地震手段发现了BSR等典型标志以及与水合物相关的地球化学异常[4]。本文利用Basin2盆地模拟软件，基于东沙海域实际的地质、地球物理、地球化学资料，结合ODP184航次的钻探资料，重塑了研究区沉降史、有机质生烃史、古地温场与热史变迁。在此基础上，利用“863”课题研发的“天然气水合物成藏动力学模拟”软件，进一步模拟了该海域水合物在时空上的形成、分布及演化规律。1 区域地质背景东沙海域位于南海北部陆坡的东部，水深介于200～3 000 m之间（图1），覆盖了珠江口盆地、东沙群岛、台西南盆地和笔架南盆地的部分地区。东沙海域的地质发展历史与南海北部陆缘相似，经历了由板内裂陷演变为边缘坳陷的两大演化阶段。晚白垩世到早渐新世为裂陷阶段，在南海北部形成了一系列地堑或半地堑型拉张盆地，盆地内发育了充填型的陆相沉积。晚渐新世以来，南海北部陆缘区自东向西进入坳陷阶段，形成了海陆过渡相——以海相沉积为主导的区域性沉积层[1]。图1 南海东沙DS-A地震剖面（虚线中为模拟选取的部分）T2.上新世/中新世；T3.晚中新世/中中新世；T5.中新世/渐新世；T7.晚始新世/中始新世本文通过对东沙群岛南部经过ODP184航次1146和1148钻孔的高分辨率地震测线DS-A（图1）进行盆地模拟和水合物成藏动力学的模拟，进一步了解水合物聚集的过程与分布范围。2 研究区Basin2模拟Basin2盆地模拟软件由美国伊利诺斯大学开发。它主要以地质流体为研究对象，可以对沉积盆地进行岩石孔隙度和渗透率的演化、盆地压力场及流体势的演化、地质流体流动样式的演化、盆地古地温史的演化、地层中有机质热成熟度的演化等工作[2]。Basin2模拟主要需要地质、岩石物理学和流体力学3大类盆地数值模拟参数[3]，这些参数的正确选取直接关系到模拟结果的可信度。在参数选取的过程中，尽量保证各种参数与东沙海区的实际情况一致，而目前没有从相关资料获得的参数则采用了程序设定的默认值。2.1 模拟参数模拟前首先根据地震剖面划分沉积层序（图1），确定各层序界面的时间，以及各个时期沉积厚度与沉积速率；依据实际调查资料确定或类比盆地中沉积充填物的岩性（孔隙度、压缩率）、有机质的含量与分布；依据地层古生物资料确定古水深、古地温及其变化，然后利用这些数据进行模拟，处理和解释模拟结果。2.1.1 地质参数盆地数值模拟中的地质参数包括地层地质年代、地层厚度、地层岩性、古水深、古地表温度、古热流以及盆地发育过程中的地质事件等内容。地层地质年代 本次模拟中各地层地质年代是：T2为上新世与中新世的分界，T3为晚中新世与中中新世分界，T5为中新世与渐新世分界，T7为晚始新世与中始新世分界[4-5]。此参数是根据广州海洋地质调查局的研究成果和ODP184航次的钻探资料确定。地层厚度 这是盆地数值模拟中最主要的参数，包括模拟区自下而上的分层地层厚度。根据广州海洋地质调查局地震反射界面的埋深图间接测量求取。地层岩性 Basin2盆地模拟系统所能处理的岩性缺省的为砂岩、泥岩、灰岩等三类岩性。用户也可以根据模拟区域的实际情况定义多种岩性。本次模拟中，岩性参数主要是根据ODP184航次1148站位钻孔的岩性资料来确定（表1）。表1 大洋钻探184航次东沙附近各站位新生代各时期沉积物组分平均体积分数值（砂/粉砂/黏土）[5]古水深和古地表温度 盆地演化过程中不同时期沉积水体的古水深一般可根据古生物及地层岩性等资料分析确定。模拟中古水深的取值是根据ODP184航次调查结果的古生物资料[5]和广州海洋地质调查局研究确定的东沙海区的沉积相[4]粗略确定的。该地区自渐新世以来古海面变化范围在－17～0m[6]，对模拟的结果影响不大，所以没有考虑古海面变化的影响。盆地演化期间不同时期的古地表温度一般可根据全球平均温度的变化并结合模拟区的古气候变化趋势和不同时期沉积水体的古水深，运用低纬度地区特别温暖、温暖和寒冷时期的不同深度水温变化曲线分析确定。本次模拟只是根据现今的地温梯度推算的。古热流 一般来说，盆地演化过程中的古热流是无法测定的。但是，古热流值一方面可以根据构造地质学原理进行推导，另一方面也可以根据区域构造条件选择与现代相应的构造单元的大地热流值进行类比后而借用。姚伯初等[7]对南海新生代构造沉降史进行了模拟，结果显示，自渐新世以来地幔热流总的呈递增的趋势，但在珠一坳陷和东沙群岛附近，现今的地幔热流不如早期高。由于缺少古热流资料，所以模拟过程只考虑了现今的热流值[7-9]。2.1.2 岩性物理学参数模拟过程中所要提供的岩石参数包括密度、孔隙度及其压缩系数、渗透率、热导率、热容和热膨胀系数等，其中岩石的渗透率是影响模拟结果的关键因素。岩石密度 在计算中使用系统的缺省值，泥岩的密度是2.65 kg/m3，砂岩的密度是2.74 kg/m3。岩石的孔隙度 本次模拟是将ODP184航次1148站位钻孔的孔隙度拟合曲线数值化，然后根据岩石孔隙度与深度的关系，计算确定泥岩和砂岩孔隙度随深度的变化关系，分别为泥岩：砂岩：式中Z为埋深，单位：m。岩石的渗透率 渗透率是流体模拟中至关重要的参数。模拟过程中采用系统默认的孔隙度与渗透率的关系：泥岩：lnkx=8φ－7；砂岩：lnkx=15φ－3。式中：φ是岩石孔隙度。岩石的热导率 岩石热导率的确定在模拟盆地温度场时也很重要，热导率直接影响热流值，同时也控制了流体运动对地温场的影响。岩石的热导率与岩石的孔隙度相关：南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集岩石热容 模拟过程中使用Basin2系统缺省的岩石热容－温度关系来确定岩石热容。2.1.3 流体性质参数盆地数值模拟中多孔介质流体的物性参数主要包括流体密度、粘度、流体热容、岩盐饱和度等。图2a、b分别表示了Basin2软件中采用的流体密度和盐度与溶液温度、盐度的计算关系图[10]。2.2 模拟结果分析本文用Basin 2软件反演了盆地地史演化、有机质成熟度演化、流体场的演化、温度－压力场演化。图2 Basin2软件中流体密度、粘度的计算方法a.溶液的温度、盐度和压力与溶液密度的关系；b.温度、盐度与溶液粘度的关系构造沉降史 盆地的构造沉降是指由深部作用引起的基底沉降[11]。东沙海区在渐新世以来到上新世—第四纪基本上一直处于沉降阶段。渐新世以来，主要出现三次大的沉降速率，分别出现在渐新世、中中新世和上新世—第四纪。最大的沉降速率在中中新世。早中新世、晚中新世沉降速率较低。总体上沉降中心逐渐南移（图3）。有机质热演化过程 对于新生代烃源岩，其热成熟度主要取决于地温。总的来说，在热流值差别不是很大的情况下，埋藏较深的烃源岩成熟时间早，埋藏浅的成熟时间晚。而在热流值差别大的情况下，成熟门限值存在较大差异。在热流较高的地区，埋藏较浅就可成熟。而热流较小的地区，要埋藏较深才能成熟[6]。有机质热演化Ro指数模拟结果（图4）表明：剖面穿过的2个小洼陷中沉积层有机质都处于未成熟－低成熟阶段，R。最大值为0.8％，而海底之下近2 500 m厚的沉积层中Ro均小于0.6％，中中新世以来，这些地层中有机质主要转化为生物成因气，是区内主要的水合物气体来源。流体动力场演化过程 流体动力场的演化过程（图5）显示。流体总体由底部的泥岩向浅层运移，然后在水合物稳定带中向两侧运移。剖面两端都有流体下渗的现象，可能是海水下渗的缘故，而在中间段没有流体下渗的现象，这似乎可以说明浅层具有很好的盖层，阻碍了流体的下渗，这对水合物的形成也是极其有利的。从流体运动的方向来看，主要是从底部的泥岩向浅层运移，如果深部的水和气体到浅层一定的深度可以聚集下来，在特定的温压条件下可以在浅层形成天然气水合物。流体温压场演化过程 一般而言，水深在300 m以上，海底温度为0～4℃，海底压力已进入水合物稳定域压力[12]。研究区海底温度为2～5℃，模拟区段的地温梯度较高为8.3℃/100 m。压力场演化过程显示（图6），早中新世开始（～20 Ma），该段发生超压作用，这或许和渐新期的高沉积速率有关。第四纪以来的高沉积速率也造成异常高压，这种底辟区附近的高沉积速率沉积区容易形成欠压实区，可以提供良好的流体输导体系。中中新世时期，该处的水合物稳定带潜在厚度大约为140 m，晚中新世的稳定带厚度大约为170 m，现今的稳定带厚度在200 m左右，反映了天然气水合物稳定带随时间和水深变化的动态过程。图3 南海东沙DS-A剖面地史演化模拟结果图4 南海东沙DS-A剖面有机质演化（Ro）模拟结果图5 南海东沙DS-A剖面流体场模拟结果3 研究区水合物成藏动力学模拟水合物成藏是宏观地球动力学演化与微观物质－能量演化的统一。Hydrate Dynamics软件是将盆地分析思想、盆地模拟手段与天然气水合物成藏动力学模型集成起来预测水合物资源分布和动态演化过程的一个二维可视化软件。它以盆地动力学演化为框架，以海底生物成因甲烷的产出、含甲烷流体在沉积物中的流动－反应、甲烷与水在有利的物理化学条件下结晶形成水合物这一动力学过程为纲，基于实际的地质地球化学资料，正反演盆地尺度水合物在时空上的形成、演化、分布[13]。它能客观地揭示水合物成藏机理，分析水合物可能赋存空间的变化，预测水合物在二维空间上的分布，从而评价水合物的资源潜力。基于Basin2的模拟结果，用Hydrate Dynamics软件正演模拟了水合物的分布。从南海东沙DS-A剖面水合物分布的模拟结果（图7）来看，水合物主要分布在水深2 200～2 500m的陆坡区，水合物稳定域较厚，可达250m。水合物分布比较集中，海底以下200～250 m沉积层段是天然气水合物最富集的地段，含水合物层厚约50 m，但水合物的饱和度较低，平均含量在5％左右。综合分析2个模拟结果：研究区自晚渐新世以来一直处于沉降阶段；在中中新世时，区内的温压场环境具备形成水合物的温压条件，并且随着水体逐渐加深，水合物稳定域的厚度逐渐增大。由于沉积物的不断堆积充填被压实，温度和压力逐渐升高，有机质成熟度也逐渐升高，生物成因甲烷主要在海底1 km以浅范围内形成，而早先埋藏的沉积物中有机质形成的生物成因甲烷在压实流的作用下也向浅部层位中运移，二者共同为水合物的形成提供了气源条件。但水合物稳定域内并不是处处均有水合物的发育和赋存，只有在流体活动异常活跃的区域才是水合物的发育区。图6 南海东沙DS-A剖面温度－压力演化模拟结果图7 南海东沙DS-A剖面水合物分布模拟结果4 结论1）通过对研究区地质构造演化的模拟，认为研究区自晚渐新世以来（～23.3 Ma）一直处于下沉状况，在渐新世、中中新世和上新世—第四纪出现三次大的沉降速率，沉降中心逐渐南移。2）有机质热演化Ro指数模拟结果表明，研究区始新统有机质一直处于未成熟－低成熟阶段，中中新世以来，这些地层中有机质主要转化为生物成因气，是区内主要的水合物气体来源。3）温压场和流体场的模拟结果表明，第四纪以来的高沉积速率造成了研究区局部的高压异常，这种异常高压区往往是欠压实区，可以提供良好的流体输导体系，对水合物的形成有利。4）流体动力场的演化结果表明，研究区浅层具有很好的盖层，阻碍了流体的下渗，有利于水合物的形成。5）研究区水合物稳定域较厚（200～250 m），含水合物层厚50 m左右，水合物富集带中水合物的平均含量在5％左右。参考文献[1]龚再升，李思田，谢泰俊，等.南海北部大陆边缘盆地分析与油气聚集[M].北京：科学出版社，1997.[2]肖军，王华，郭齐军，等.南堡凹陷温度场、压力场及流体势模拟研究——基于Basin2盆地模拟软件[J].地质科技情报，2003,22(1）:67-74.[3]姜涛，任建业.基于盆地模拟技术的潮汕坳陷油气勘探前景预测[J].海洋地质动态，2004,20(6）:20-27.[4]王宏斌，郭依群.东沙群岛区天然气水合物资源调查报告（2002年度）[R].广州：广州海洋地质调查局，2003.[5]Wang P,Prell W L,Blum P,et al.Proceedings of the Ocean Drilling Program[M].Initial Reports Volume 2000:184.[6]刘以宣，卓家伦.从南海北部新构造运动特征试论该区地质环境的稳定性[J].热带海洋，1984,3(3）:55-64.[7]姚伯初，D.E.Hayes，曾维军，等.中美合作调研南海地质专报[M].武汉：中国地质大学出版社，1994.[8]汪集旸.南海地区热流值等值线图[R].广州：广州海洋地质调查局，1995.[9]中国科学院南海海洋研究所海洋地质构造研究室.南海地质构造与陆缘扩张[M].北京：科学出版社，1988.[10]Bethke C M,X Zhao,T Torgersen.Groundwater Flow and the 4He Distribution in the Great Artesian Basin of Australia[J].Journal of Geophysical Research,1999:104.[11]Ungerer P.Geological and Geichemical Models in Oil Exploration.Priciples and Paractical examples[M]//Demaison G,Murris R.Petrolum Geochemistry and Basin Evaluation.Tulsa:AAPG Memoir,1984,35:15-26.[12]祝有海，黄永祥，张光学，等.南海天然气水合物成矿条件与找矿前景[J].石油学报，2001,22(5）:6-10.[13]吕万军.“ 生物成因天然气水合物成藏动力学模拟及稳定带预测系统”说明书：中国，2004SR08516[P],2003.
南海天然气水合物钻探区的自生碳酸盐岩
——海底富烃流体活动的记录陆红锋1，陈芳1，刘坚1，孙晓明2，廖志良1陆红锋（1976—），男，博士，高级工程师，主要从事岩矿测试和地球化学研究，E-mail:arloo@hydz.cn。1.广州海洋地质调查局，广州 5102752.中山大学地球科学系，广州 510760摘要：大陆边缘海的流体喷流活动或天然气水合物分解都会导致自生碳酸盐岩的形成。南海天然气水合物钻探区出现的自生碳酸盐岩主要为烟囱状，以铁白云石、文石、方解石碳酸盐矿物为主；稳定同位素研究显示，烟囱的δ13CPDB值为－40.18‰～－38.69‰、δ18OPDB值为3.75‰～4.31‰，显示了来源于甲烷厌氧氧化作用的特征，是海底富含甲烷的流体活动的最终产物。持续或间断的流体喷流活动，使钻探区碳酸盐岩烟囱发生单阶段或多阶段沉淀。关键词：南海；天然气水合物；自生碳酸盐岩；稳定同位素；甲烷厌氧氧化作用Characteristics of Authigenic Carbonate Chimneys in Shenhu Area,Northern SouthChina Sea:Recorders of Hydrocarbon-Enriched Fluid ActivityLu Hongfeng1,Chen Fang1,Liu Jian1,Sun Xiaoming2,Liao Zhiliang11.Guangzhou Marine Geological Survey,Guangzhou 510760,China2.Department of Earth Sciences,Sun Yat-sen University,Guangzhou 510275,ChinaAbstract:Authigenic carbonates often occur in continental margin with fluids venting and/or gas hydrate dissociation.Authigenic carbonates found in Shenhu area,northern South China Sea,are in the form of chimney,and mainly comprise ankerite,aragonite and calcite.Carbon and oxygen stable isotope studies show that δ13C rangesfrom -40.18‰PDB to-38.69‰PDB,and δ18O varies between 3.75‰PDB and 4.31‰PDB.The typical isotope ratios suggest that these carbonate chimneys are derived from anaerobic methane oxidation and preticipated during methane-enriched fluid venting.Key words:authigenic carbonates; northern South China Sea; stable isotope; anaerobic methane oxidation0 引言在大陆边缘海区，常常出现自生碳酸盐岩，该类岩石是海底存在喷流作用或冷泉流体活动的忠实体现者。近几年来，在天然气水合物赋存区也发现了大量的自生碳酸盐岩，如西大西洋布莱克海岭[1]、美国俄勒冈外海水合物脊[2]、墨西哥湾北部陆坡[3]等。自生碳酸盐岩在水合物赋存区的表层沉积物中沉淀，岩石典型特点为∑Ca CO3质量分数高、δ13C极度轻值，是水合物赋存区的独特岩类，记录了水合物稳定性、冷泉活动以及甲烷生成与释放等信息。2007年，广州海洋地质调查局在南海神狐海域实施了我国海域首次天然气水合物钻探，获取岩心最大深度260 m，在其中两口钻孔SH2B和SH7B中发现天然气水合物样品。笔者针对2004年广州海洋地质调查局在该钻探区获取的烟囱状自生碳酸盐岩开展研究，探讨该海区海底流体活动以及天然气水合物与自生碳酸盐岩成因关系。1 地质背景和取样位置南海是西太平洋最大的边缘海之一，位于欧亚板块、太平洋板块和印度洋板块的交汇处。受三大板块互相运动所制约，南海具有独特的边缘构造特征：东部为汇聚陆缘，北部、西部为离散陆缘。在东部汇聚陆缘南海板块沿马尼拉海沟向东俯冲，形成叠瓦状逆掩推覆的增生楔；北部、西部离散陆缘发生一系列的扩张裂陷、剪切、沉降作用，形成大中型沉积盆地，为有机质的富集提供最佳场所，同时也形成各类裂隙，为海底喷流作用提供通道。南海天然气水合物钻探区位于神狐海域，海底地形变化相对平缓，水深变化范围在300～3 500m，水深线与海岸大致平行。地形由北西向南东倾斜，平均坡降为13.6‰，平均坡角达7°40 ＇。在海区西北和陆架转折带及上陆坡附近，海底地形及坡度变化较大，往东南部，水深缓慢增加，地形变化较平缓。该海区HS4DG和HS4a DG站位出现大量烟囱状自生碳酸盐岩，站位水深在350～400 m之间（图1）。图1 南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩的取样位置2 样品处理和分析方法样品的物相分析采用日本理学公司12 k W 旋转阳极X射线衍射仪，在北京大学地质系完成。共分析了4个碳酸盐岩烟囱全岩物相及不同矿物相的相对质量分数。分析前，先用蒸馏水把样品冲洗晾干，然后用玛瑙研钵磨碎成粉末（以样品中的石英为内标），之后制作成任意取向的粉末片，从5°～70°（2θ）进行扫描。采用Cu靶α射线，测试电压40 k V，电流100 m A，石墨单色器；扫描速度为4°2θ/min；采数步宽为0.02°（2θ/s）；射线发散狭缝角度为1°，接收狭缝宽设为0.3 mm，防散射狭缝为1°。成分分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成，采用岛津XRF-1500型荧光光谱仪。分析方法为标准曲线法（经验系数法），程序名称为Rock-major，制样设备是岛津TR-1000S自动玻璃熔融制样机（automatic bead fusion furnace）。样品先用蒸馏水冲洗干净晾干，制样方法使用玻璃片法，稀释比1:10，取碳酸盐试样0.6 g，熔剂(Li2B4O7，无水，高纯）6.0 g,1100 ℃熔融10 min。碳氧稳定同位素的分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成。样品分析采用磷酸法。取样品新鲜部位15 mg，研磨均匀，在300℃真空中烘烤2 h除去有机质，之后称取处理好的样品10 mg，放入反应器底部，再用注射针管将5 m L纯度为100％的正磷酸注入反应器支管内，将反应器接在真空系统上，抽取真空，真空度达到10-2Pa为止。然后将支管内的正磷酸与样品混合反应，并进行25℃水浴恒温72 h。反应完全后，把释放出来的CO2气体进行－110℃低温分离，去除在溶解样品的过程中产生的杂质气体。然后在美国菲尼根公司（Finnigan)MAT252质谱仪上进行测定，分析结果用6值表示，采用PDB国际标准。3 结果和讨论3.1 碳酸盐岩类型和组分研究区获取的碳酸盐岩主要为烟囱状，颜色为灰色、灰绿色，坚硬（图2）。碳酸盐岩烟囱中间具有通道，部分样品分为内外两层，明显可见两层的分界线，显示了不同的生长期次。岩石薄片鉴定结果表明，碳酸盐岩烟囱主要由碳酸盐矿物、陆源碎屑、黏土组成，碳酸盐矿物主要为铁白云石、文石、方解石，陆源碎屑主要以石英、长石为主。图2 南海天然气水合物钻探区获取的烟囱状自生碳酸盐岩从X射线衍射分析结果来看（表1），神狐海区的碳酸盐岩主要由石英长石类陆源碎屑、碳酸盐矿物组成，含少量黏土矿物。岩石的陆源碎屑主要以石英、长石为主，石英的质量分数为15％～24％，长石类质量分数主要为8％～20％；碳酸盐矿物主要为铁白云石、文石、方解石，偶尔出现极少量菱铁矿。所有样品中皆出现铁白云石，质量分数为24％～52％; 2个样品中文石的全岩质量分数分别为21％、16％；方解石的质量分数为4％～11％；黏土矿物质量分数为9％～16％，泥质成分质量分数相对较低。根据方解石d(104）衍射峰偏移正常峰（0.3305 nm）情况，对方解石的MgCO3质量分数（n）进行了估算。所有碳酸盐岩中方解石的n(MgCO3）主要为10.1％～14.4％（以mol为单位），全部高于8％，属于高镁方解石。碳酸盐岩类X荧光光谱成分分析结果也表明（表2），岩石以碳酸盐相为主要成分。Al2O3的质量分数为3.47％～5.01％，反映了长石和黏土矿物成分；Ca O质量分数主要为24.02％～30.11％，Mg O质量分数为8.96％～10.15％，代表了岩石中碳酸盐成分。Mn O的质量分数小于0.5％,Sr的质量分数为（679～1751）×10-6,Mn和Sr均可能来自于碳酸盐矿物的晶格。表1 碳酸盐岩烟囱X射线衍射分析结果 φB/%表2 碳酸盐岩烟囱XRF成分分析结果3.2 碳、氧稳定同位素组成碳酸盐岩烟囱的碳、氧同位素比值结果见表3。3个样品的碳氧同位素值比较接近，变化范围不大，碳同位素δ13CPDB值为－40.18‰～－38.69‰，氧同位素δ18OPDB值为3.75‰～4.31‰，显示了很轻的碳同位素比值和较重的氧同位素比值，属于非正常海相碳酸盐岩。大量研究表明，甲烷喷溢口沉淀的碳酸盐岩的碳同位素组成表现为明显亏损13C，典型的δ13CPDB为－35‰～－70‰[4-6]，这种δ13C值是由于甲烷细菌性厌氧氧化作用导致碳同位素分馏而产生。研究区碳酸盐岩烟囱的δ13C值表明，其碳源来自甲烷的细菌性氧化作用，具有甲烷喷溢口碳酸盐岩的特征。这3个碳酸盐岩烟囱，与发现于琉球群岛Kuroshima海丘甲烷喷流形成的碳酸盐岩烟囱极为类似[7]，该区域发现的碳酸盐岩烟囱主要由1 μm的白云石微晶组成，碳同位素δ13CPDB值为－50‰～－15‰，氧同位素δ18OPDB为6‰～8‰。将研究区碳酸盐岩烟囱的碳、氧同位素值与南海台西南海域、世界水合物区相关碳酸盐岩的数值进行对比（图3）。可以看出，本区样品与南海台西南海区[8]、布莱克海岭996站位[1]、水合物脊[2]以及鄂霍次克海[9]等天然气水合物赋存区的碳酸盐岩的碳、氧同位素值皆在同一区域，显示了南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩烟囱，与国外已获取水合物实物海域的同类岩石相似，皆为导源于甲烷厌氧氧化的碳酸盐岩，与天然气水合物的成矿过程存在密切地联系。3.3 碳酸盐烟囱的形成机理全球具有甲烷冷泉喷流活动的海区，常常以独特的生物（蛤类、菌席、蠕虫等）发育、自生碳酸盐岩覆盖为特点。冷泉的形成，主要由于陆缘巨厚的、富含有机质的沉积物压实脱水或下伏天然气水合物分解而产生，沉积物中有机质与硫酸盐作用（1）、甲烷在硫酸盐还原带的厌氧氧化作用（2），都会产生 和高碱度：表3 神狐海区碳酸盐岩碳、氧同位素组成图3 碳酸盐岩碳、氧同位素分布图南海台西南海域、布莱克海岭996、水合物脊和鄂霍次克海数据分别引自[1,2,8,9]南海天然气水合物富集规律与开采基础研究专集这2个过程，是喷流海区存在大量自生碳酸盐岩沉淀的主要原因，而微生物的存在，也是主要的驱动力之一。南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩烟囱，从成分和同位素特征来看，属于海底自生胶结岩类，具有典型的微生物甲烷碳同位素特征，属于非陆源或非正常海相成因。鄂霍次克海（Okhotsk sea）、埃尔河（Eel River）盆地、水合物脊（Hydrate Ridge）和布莱克海岭（Black Ridge）等处发现的自生碳酸盐岩均与水合物分解产生的冷泉有关[1-2,9,10]，这类碳酸盐岩具有极负的δ13C值。南海天然气水合物钻探区的碳酸盐烟囱具有非常轻的δ13C值，表明它们是从富含轻碳的流体中沉淀的。钻探结果表明，钻探区的天然气水合物饱和度较高，主要烃类气体为甲烷[11]，这为研究区海底喷流作用提供了必要的背景条件；沉积物下伏的天然气水合物的稳定性变化，容易导致海底烃类流体活动，为碳酸盐岩的形成提供了必要的基础。在喷流作用发生期间，由于流体大量排溢到海底表面，高碱度和富含 的流体促使碳酸盐烟囱沉淀。烟囱含有一定含量的石英、长石等陆源碎屑，故烟囱是在沉积物裂隙或通道中胶结形成，在沉积物被底流侵蚀后，出露在海底表面。另外，对具2层结构的烟囱进行横向取样分析。结果显示，δ13CPDB值由外（B点）到内（A点）变重，两者相差了2‰（图4）。这表明碳酸盐岩形成于2次流体喷溢期间，导致2个阶段的碳酸盐岩烟囱的形成，可能的形成模式：第一次喷溢流体的向上喷溢速率较快、流量较大，穿透能力随之增强，上升流体的同位素被海底沉积物孔隙水或海水稀释的效果也就减弱。这时从富含Ca、Mg和 的上升流体中沉淀的白云石烟囱外层具有较轻的δ13C值。第二次流体喷溢的时候，先前形成的中空的碳酸盐烟囱，成为二期流体上升的通道，并直到碳酸盐岩的再次沉淀，堵塞通道。由于2期流速和流量都相对较小，受下渗海水、沉积物孔隙水的扩散稀释作用的影响，在内圈沉淀的碳酸盐岩的δ13C值相对增大。据此推论，该区至少发生过2次较具规模的喷流作用。而天然气水合物的稳定性变化可能是海底喷流活动的主要原因。图4 HS4DG碳酸盐烟囱从外圈向中心的碳、氧同位素变化特征南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩烟囱铁白云石质量分数很高。白云石的成因问题，一般认为是交代成因即白云石化作用，在w(Mg)/w(Ca）比值高的环境中，白云石可以交代文石、方解石。一般情况下，海洋沉积物中 的主要来自海水，在 质量分数高的环境下，Mg2＋与 形成比Ca CO3难溶的Mg SO4，抑制白云石的形成。然而，在类似烟囱的半封闭通道环境里， 的含量受到限制，w(Mg)/w(Ca）的比值增加，有利于白云石交代沉淀形成。此外，沉积物中黄铁矿、黏土矿物提供丰富的Fe源，是本区铁白云石形成因素之一。南海天然气水合物钻探区发现的碳酸盐岩烟囱，与全球陆缘海区存在的碳酸盐岩的形成机理是一致的，主要是海底富含碳氢化合物的流体向上排溢的结果。该钻探区天然气水合物稳定性发生变化，可能是冷泉流体活动的主要原因，是该钻探区与甲烷喷溢成因相关的自生碳酸盐岩形成的主要因素。碳酸盐岩烟囱忠实地记录了钻探区天然气水合物稳定性变化历史。4 结论1）南海天然气水合物钻探区碳酸盐岩烟囱主要以铁白云石、文石、方解石等碳酸盐矿物为主，方解石为高镁方解石，n(MgCO3）的含量主要为10.1％～14.4％。碳同位素δ13CPDB值为－40.18‰～－38.69‰、氧同位素δ18OPDB值为3.75‰～4.31‰，烟囱以极轻的碳同位素比值和较重的氧同位素比值为特点。2）碳酸盐岩烟囱极轻的碳同位素特征，与全球边缘海冷泉碳酸盐岩的特点相同，主要源于生物成因甲烷厌氧氧化作用。天然气水合物稳定性变化导致的富含甲烷的流体排溢活动，是本区烟囱形成的主要因素，在持续或间断的排溢喷流过程中，促使了碳酸盐岩烟囱的单阶段或多阶段的沉淀。沉积物中天然气水合物的分解，是南海天然气水合物钻探区烃类流体活动的重要原因。感谢：广州海洋地质调查局“海洋四号调查船”2004航次全体人员，他（她）们的辛勤工作为本研究提供了样品；感谢北京大学地质系王佩瑛教授、中科院地质与地球物理研究所李禾研究员、张福松研究员，他（她）们分别完成了本文样品的X-RAY、X荧光和稳定同位素的分析工作！参考文献[1]Naehr T H,Rodriguez N M,Bohrmann G,et al.Methane-Derived Authigenic Carbonates Associated with Gas 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First Gas Hydrate Drilling Expedition.NETL,Methane Hydrate Newsleter,2007,7(3):6-9.
地理和地球科学有什么区别百度知道分类里
地球科学是只要和地球各圈层有关的都叫地球科学,主要包括自然地理学(含土壤学与遥感)、地质学、地球物理学、地球化学、大气科学、海洋科学和空间物理学j以及新的交叉学科（地球系统科学、地球信息科学）等分支学科.
而地理学研究的是地球表面这个同人类息息相关的地理环境.
地理学偏重于地球表面,及与人生存相关的环境,有点偏重于人文方面.而地质学研究地球各圈层的物理化学状态及运动变化,更偏重于自然.
因此许多大学在高招时,地理学招文科毕业生,地质学、地球物理、地球化学、海洋、地球物理等专业招的是理科毕业生.
地球科学和地理学有什么不同
地球科学是以地球系统(包括大气圈、水圈、岩石圈、生物圈和日地空间)的过程与变化及其相互作用为研究对象的基础学科.主要包括地理学(含土壤学与遥感)、地质学、地球物理学、地球化学、大气科学、海洋科学和空间物理学j以及新的交叉学科（地球系统科学、地球信息科学）等分支学科.
地球科学是一个大题目,纵横几万里,上下数亿年,几乎辐射到自然科学的其他各个领域.对地球的认识同世界各民族的起源、历史、文化乃至这个世界文明的进展,都是紧密联系在一起的.
地理学是关于地球与及其特征、居民和现象的学问.「地理」一词最早见于中国《易经》：仰以观于天文,俯以察于地理,是故知幽明之故.
