深海沉积物中气体水合物的聚积

气体水合物的聚积很大程度上取决于孔隙水中气体溶解度的空间变化。在海底气体水合物稳定带内,在向海底表面方向上,随着温度的下降,水中甲烷的溶解度明显降低。气体水合物可以从向上渗出的甲烷饱和水中沉淀,也可以从与上升流和生物化学甲烷刘生产速率区域有关的扩散晕内的散播气体和分凝孔隙水中聚积。水合物更易在孔隙水相对淡的及孔隙较大的沉淀物中形成。温不合物稳定带是碳氢化合物气体从沉积物迁移进入海水的地球化学障。无     

珠江口淇澳岛湿地甲烷排放通量及日变化规律

2009年8月份采用静态箱法对珠江口淇澳岛湿地甲烷通量日变化进行测定,结果表明甲烷排放通量在当日23∶00和翌日早晨9∶00出现两个高峰值,分别为40.07和50.99mg·m-2·h-1;在当日17∶00和翌日凌晨5∶00出现两极小值,分别为1.13和1.57mg·m-2·h-1,同步观测孔隙水中SO2-4、Cl-浓度和沉积物表层温度和采样点潮位变化,发现湿地甲烷排放通量与孔隙水中SO2-4浓度和潮位存在显著负相关性,因此,潮汐所导致孔隙水中SO2-4浓度和上覆水深度改变,可能是控制珠江口淇澳岛潮间带湿地甲烷日排放通量变化的两个关键因素。同时计算采样点甲烷日排放净通量达到962.7mg·m-2·d-1,表明夏季珠江口淇澳岛湿地是大气甲烷的源区。柱状沉积物孔隙水中甲烷浓度范围为0.52~5.18mmol·dm-3,其最大值出现在9cm深度,同时测试沉积物中总有机碳(TOC)、温度、氧化还原电位和孔隙水中SO2-4的浓度,结果表明高的甲烷浓度主要是由于沉积物中高的TOC含量和孔隙水中低的SO2-4浓度所导致。     

南海北部深海浅层沉积物中甲烷生物地球化学过程数值模拟研究

富甲烷浅层海相沉积物中的生物地球化学过程已引起了国内外学者的广泛关注。研究采用数值模拟的方法对"海洋四号区"浅层沉积物中甲烷生物地球化学过程进行定量研究。依据研究区域实际地质资料,使用Mathematica建立起一维反应运移稳态模型。模拟结果认为研究区深层沉积物内赋存有甲烷源,释放的甲烷气以气泡的形式运移至沉积物表层,并造成气泡淋滤现象。气泡淋滤使孔隙水中SO_4~(2-)等溶质浓度在海底以下0~2.8m的范围内保持不变。甲烷气泡在浓度梯度作用下向孔隙水中溶解,溶解通量为160mmol·m~(-2)·a~(-1),溶解甲烷在微生物作用下被SO_4~(2-)氧化,氧化速率为140mmol·m~(-2)·a~(-1)。甲烷通量与氧化速率均远小于水合物脊等甲烷渗漏活跃地区,SMTZ埋藏也相对较深,故推测甲烷源埋藏较深或规模较小,也有可能是良好的圈闭条件阻止了甲烷逸出。作为AOM过程的重要自生矿物,本地区碳酸盐和硫化物矿物沉淀速率都比较低(分别为35mmol·m~(-2)·a~(-1)和70mmol·m~(-2)·a~(-1)),且碳酸盐的沉淀受到了硫化物矿物的影响。     

南海北部深海浅层沉积物中甲烷生物地球化学过程数值模拟研究北大核心CSCD

富甲烷浅层海相沉积物中的生物地球化学过程已引起了国内外学者的广泛关注。研究采用数值模拟的方法对"海洋四号区"浅层沉积物中甲烷生物地球化学过程进行定量研究。依据研究区域实际地质资料,使用Mathematica建立起一维反应运移稳态模型。模拟结果认为研究区深层沉积物内赋存有甲烷源,释放的甲烷气以气泡的形式运移至沉积物表层,并造成气泡淋滤现象。气泡淋滤使孔隙水中SO_4^(2-)等溶质浓度在海底以下0~2.8m的范围内保持不变。甲烷气泡在浓度梯度作用下向孔隙水中溶解,溶解通量为160mmol·m^(-2)·a^(-1),溶解甲烷在微生物作用下被SO_4^(2-)氧化,氧化速率为140mmol·m^(-2)·a^(-1)。甲烷通量与氧化速率均远小于水合物脊等甲烷渗漏活跃地区,SMTZ埋藏也相对较深,故推测甲烷源埋藏较深或规模较小,也有可能是良好的圈闭条件阻止了甲烷逸出。作为AOM过程的重要自生矿物,本地区碳酸盐和硫化物矿物沉淀速率都比较低(分别为35mmol·m^(-2)·a^(-1)和70mmol·m^(-2)·a^(-1)),且碳酸盐的沉淀受到了硫化物矿物的影响。     

海洋沉积物中天然气水合物的形成、分布与演化预测

我们运用一个新的分析公式，解出了动量，质量和能量联立方程。这个方程控制着海洋沉积物中天然气水合物的聚集和演化，而且可以推导出水合物稳定区的顶底位置，水合物实际产生区的顶底位置，沉积物中水合物聚集速率的时间，以及在扩散和平流两端元系统中聚集速度与深度的关系。得出的主要结论如下：（1）天然气水合物在海洋沉积物中实际出现的底界通常并不与天在气水合物稳定带底一致，比稳定带底要浅。同样，有确切的物理解释来说明天然气水合物稳定带底界一致，比稳定底界要浅。同样，有确切的物理解释来说明天然气水合物稳定带顶界（通常在海底）和天然气水合物生成带顶界的不一致。（2）如果似海底反射界面（BSR）标志着游离气带的顶界，那么在某些地背景下BSR实际上应当发生在比稳定带底更深的地方。（3）甲烷天然气水合物温压稳定域内存在的甲烷甲对于天然气水合物的生成是不够的。只有甲烷溶解在流体中的质量分数超过甲烷在海水中甲烷的溶解度，或者甲烷通量超过了对应于甲烷扩散运移率的临界值时天然气水合物才能生成。可以利用这些临界通量综合地球物理或地球化学资料限定生物成因和热成因的甲烷最小产生率。（4）对于大多数扩散－分散系数值，以扩散为主的天然气水合物体系是以在稳定带底界附近的天然气水合物薄层为特征的，以扩散为主的天然气水合物体系是以在稳定带底附近的天然气水合物薄层为特征的。以平流为主的系统有厚的天然气水合物层，而且对于高的流体通量，在层底比在沉积序列浅层有更大规模的聚集。基于以上结果以及在某些以扩散为主的体系中生成最小的天然气水合物区也需要很高的甲烷通量，我们推测所有的自然界的天然气水合物系统，甚至那么如被动边缘的相对低通量的环境都可能以平流占主导地位。     

天然气水合物的聚集和形成及南海地质条件分析

天然气水合物目前已经成为世界范围的一个研究热点，而我国的天然气水合物研究起步则相对较晚，通过阅读国内外有关文献，总结了天然气水合物在海底的分布特征，聚集和形成机制，产状及其形成机理，甲烷羽的形成过程，天然气水合物在沉积物中的聚集位置通常有两种情况：一是较浅的沉积物（海底以下几米）中，受控于泥底辟，泥火山，断层等；二是较深的沉积物（海底以下几十米，甚至更深）中，受控于流体，当断层延伸至海底时，通常在水合物聚集处的上部发现甲烷羽，天然气以溶解气，游离气或分子扩散的形式运移，在温，压适宜的沉积物中，即水合物稳定带内聚集并形成水合物，水合物的形成过程是：最初形成晶体，呈分散状分布于沉积物中，之后逐渐聚集，生长成结核状，层状，最后形成块状，在细粒的浅层沉积物中，通常以较慢的速度生长，形成分散状的水合物；而在粗粒沉积物中，水合物通常呈填隙状，并且这种产状可能位于较深层位中，我国南海在温度，压力，构造条件，天然气来源等方面都能满足天然气水合物的形成条件，并且在南海也发现了一些水合物存在的标志，如似海底反射层（BSR）以及孔隙水中氯离子浓度的降低。因此，天然气水合物在我国南海海域可能有很好的前景。     

南海神狐海域水合物发育区浅表层沉积物甲烷周转定量模拟

在天然气水合物发育区海底沉积物中甲烷厌氧氧化作用(AOM)是碳循环的重要组成部分。通过定量计算表层沉积物中甲烷迁移转化通量,可以更准确评估甲烷来源碳对沉积物碳库和海洋深部碳库影响。本文利用反应―运移模型对采集于南海神狐水合物发育区两个站位(SH-W19-PC、SH-W23-PC)采集的孔隙水SO₄^2-、溶解无机碳(DIC)、Ca²⁺剖面进行拟合,同时对DIC碳同位素进行分析,确定近海底沉积物中的碳循环。研究显示两个站位孔隙水中SO₄^2-和Ca²⁺浓度在剖面上随深度呈线性减少,DIC浓度随深度逐渐增加,其δ¹³C_DIC值随深度逐渐降低至约-25‰,表明两个站位存在一定程度的AOM。模拟计算两个站位沉积物孔隙水溶解甲烷向上的通量分别为25.9和18.4 mmol·m^-2 a^-1,AOM作用产生的DIC分别占其总DIC量的70.7%和60%。由沉积物向海水中释放的DIC通量占...     

南海北部神狐东南海域沉积物孔隙水地球化学特征及其对天然气水合物的指示

SH-CL13、SH-CL16与SH-CL17站位位于南海北部神狐东南海域BSR发育区内。地球化学分析结果显示,SH-CL16与SH-CL17柱状样孔隙水中的氯离子(Cl~-)浓度及氢同位素(δD)值分别随深度明显降低和升高,指示下伏沉积物可能发育水合物。3个站位的浅表层沉积物甲烷通量很低,甲烷通量的大小控制了SMI的深浅和硫酸盐通量。孔隙水SO_4~(2-)浓度变化趋势及δ~(13)C_(DIC)值表明,在浅表层沉积物中硫酸盐消耗均由有机质硫酸盐还原作用(OSR)所控制,甲烷缺氧氧化作用(AOM)发生在较深的层位。综合地球化学和地球物理研究成果,3个站位位于水合物有利发育区内,由此推测神狐东南海域可能发育扩散型水合物,具有良好的水合物勘探前景。     

低场核磁共振定量测定松散沉积物中含水量的方法

核磁共振通过测定体系中氢质子弛豫的T₂谱来确定液态水的含量。采用低场核磁共振技术定量测定松散沉积物体系中的含水量，探讨了沉积物粒径、黏土矿物种类与含量、孔隙水盐度、温度及气体压力等因素对测试结果的影响。由于不同介质体系中孔隙水表面弛豫机制不同，导致低场核磁测定松散沉积物中的含水量偏小。引入校正系数C_m对水量测试值进行了修正，结果表明：沉积物及孔隙水介质本身特性对水量测试结果几乎无影响，相对误差<0.5%，测试精密度<0.20%；温度变化对测试结果影响较大且呈负相关，温度从25℃降至1.7℃，水量测试值增加了10.71%；压力变化对测试结果的影响与充注气体是否含氢密切相关，不含氢气体的压力变化对测试结果没有影响，而对于含氢气体如甲烷，水量测试结果随压力变化线性增加，甲烷增加到5.05 MPa时，测试结果增加了12.15%。因此，在采用该法测量甲烷水合物生成分解过程中沉积物孔隙水的变化时，必须考虑体系的温度、压力对测试结果的影响，恒温恒压条件下监测的含水量变化能够准确指示甲烷水合物生成分解的微观过程，可望在海洋天然气水合物生成分解微观...     

海底天然气水合物稳定的热力学条件

在几乎所有的海底都有适合于天然气水合物的温度和压力，但是热力学平衡提出了形成水合物需要另一个涉及到溶解气浓度的条件。通过一种模拟退火算法--这种算法使得甲烷气体与海水混合物的自由能最小-我们量化了水合物的热力学条件。平衡相用一个压力、温度和盐度的函数来描述各稳定相的成分。我们发现溶解气的浓度（溶解度）随着温度的增加而迅速下降。在海水中，气体溶解度在特定的盐度时也是降低的。由于低溶解度会减少形成水合物所需要的气体量，所以海水中的盐实际上促进了水合物的形成。盐度的变化（常常引起水合物形成情况的变化）增加了一个热力学自由度，这就形成了一个三相区，此区域中水合物、海水和自由气体在恒压下的一个温度范围内共存。我们把该计算用于确定海底稳定相的分布。气体溶解度的计算结果表明水合物可以直接由海底的溶解气结晶而成。气体沿着平衡浓度梯度的扩散表明气体被连续不断地由水合物层运送到所覆盖的海水中。为了在海底沉积的过程中保持水合物，需要有一个持续的甲烷气源以弥补扩散所引起的损失。通过简单的近海沉积的物理条件模型就可以估算水合物的生长和消耗。     

海洋孔隙水的硫酸盐剖面在底层气体水合物甲烷通量中的指示

海洋孔隙水的硫酸盐剖面在底层气体水合物甲烷通量中的指示ＷａｌｔｅｒＳ．Ｂｏｒｏｗｓｋｉ等微生物硫酸盐的减少，微生物沼气的产量，和气体水合物的形成与深海、大陆边缘沉积物中出现的成岩作用紧密联系（Ｐａｕｌｌ等，１９９４）．气体水合物是由水和低分子量气体（...     

深圳湾和茅洲河湿地浅层沉积物孔隙水中营养盐和金属元素赋存特征及其界面扩散通量研究

为了解湿地微环境中营养盐和金属元素的分布特征及其内在联系,并进一步估算两者在沉积物-水界面的扩散通量,本文借助薄膜扩散梯度技术获取深圳湾和茅洲河红树林湿地浅层沉积物孔隙水中营养盐和金属元素浓度以及二维高分辨有效态硫浓度分布。研究结果表明：除了NO₃^-和 Mo 外,茅洲河沉积物孔隙水中NH₄⁺、P 与 S_2-和重金属 Cd、Co、Cu、Fe、Ni、Pb 与 Zn 的平均浓度均高于上覆水和深圳湾水体中平均浓度,这说明茅洲河沉积物孔隙水的污染程度更高,但深圳湾水体中营养盐和金属元素等污染物来源多于茅洲河。茅洲河有效态硫浓度空间分布不均匀,存在明显的生物扰动通道,浓度值也随着沉积物深度逐渐增高。深圳湾在沉积物-水界面处营养盐和金属元素的扩散通量为-0.27～0.006 5 μg/(cm²·d),茅洲河的扩散通量为-0.061～0.069 μg/(cm²·d)。     

辽东湾沉积物间隙水中卤素的地球化学

辽东湾沉积物间隙水中卤素(氟、氯、溴、碘)等的测定结果表明,间隙水中氯含量接近于上覆海水,且随深度无明显变化.氟、溴、碘由于受有机质吸附作用的影响而富集在间隙水中,随着深度增加多呈极大值或指数增加分布.基于这种分布,我们讨论了间隙水中卤素的化学成岩过程,提出了卤素的早期成岩作用模式,计算了沉积物-水界面的扩散通量.间隙水中卤素的地球化学过程,主要受有机质分解和固相沉积物的移去反应所控制,沉积物-水界面的质量转移特征是卤素离子自沉积物中向上覆海水扩散.     

硫酸盐-甲烷界面与甲烷通量及下伏天然气水合物赋存的关系

硫酸盐-甲烷界面在富甲烷和含天然气水合物的海洋沉积区已经成为一个重要的生物地球化学识别边界。在硫酸盐-甲烷界面之上,沉积物中的硫酸盐因参与分解有机质和甲烷厌氧氧化反应而被消耗,而其界面之下沉积物中的甲烷则不断生成,含量逐渐增加。根据该界面附近硫酸盐浓度和甲烷浓度的变化特征,可以判断该区甲烷流体通量的大小,从而指示下伏天然气水合物的可能赋存状况。南海北部陆坡的柱状沉积物孔隙水数据的分析显示,硫酸盐-甲烷界面埋深比较浅,表明该海域的甲烷通量较高。这种高甲烷通量很可能是由下伏的天然气水合物所引起的,并暗示着该区下伏海底可能有天然气水合物沉积层赋存。     

南沙群岛海域泻湖及礁外沉积物间隙水中的-2价硫

于1993年5月和1994年3－4月通过调查，用硫离子选择电极法研究南沙群岛海域泻湖及礁外沉积物间隙水中的∑S（－Ⅱ）及SO~(2-)_4，探讨泻湖内及礁外间隙水中-2价硫的分布特征，沉积物-海水界面间硫的扩散转移通量和-2价硫的热力学平衡控制体系。结果表明，该海区∑S（－Ⅱ）含量，泻湖间隙水中远比礁外高，人为活动剧烈的礁内泻湖高于人为活动少的泻湖，离礁近的礁外间隙水中的高于远离礁的间隙水中的。在礁外沉积物间隙水中-2价硫含量呈垂向增加的趋势，沉积物-海水界面间HS-，S2-均是从沉积物向上覆海水扩散，SO反之。礁内泻湖的扩散量远高于礁外的，HS-扩散总平均为61．34μmol／（m2·d），SO为-0．41mmol／（m2·d）；礁外泻湖的HS-总平均为14．96μmol／（m2·d），SO为-0．35mmol／（m2·d）。该海区的-2价硫主要由S＋2e→S2-氧化还原电对控制，平衡时Eh计算值与实测值接近，单质疏作为亚稳态可存在于沉积物中，并可与溶解铁继续形成自生黄铁矿（FeS2）沉淀。     

硫酸盐-甲烷界面与甲烷通量及下伏水合物赋存的关系

硫酸盐-甲烷界面在富甲烷和含天然气水合物的海洋沉积区已经成为一个重要的生物地球化学识别边界.在硫酸盐-甲烷界面之上,沉积物中的硫酸盐因参与分解有机质和甲烷厌氧氧化反应而被消耗,而界面之下沉积物中的甲烷则不断生成,含量逐渐增加.根据该界面附近硫酸盐浓度和甲烷浓度的变化特征,可以判断该区甲烷流体通量的大小,从而指示下伏天然气水合物的可能赋存状况.南海北部陆坡的柱状沉积物孔隙水数据的分析显示,其硫酸盐-甲烷界面埋深比较浅,表明该海域的甲烷通量较高.这种高甲烷通量很可能是由下伏的天然气水合物所引起的,并暗示着该区下伏海底可能有天然气水合物沉积层赋存.     

甲烷厌氧氧化作用和白云石形成的关系

我们研究了有机质降解、甲烷厌氧氧化(AMO)与硫酸盐亏损之间的关系，并探讨了这些过程影响和控制白云石化作用的机理。利用ODP175航次在西非大陆边缘若干个富集有机质的站位中的研究数据，我们确定了AMO发生的深度和反应速率与白云石形成之间的联系。本研究根据CH4和SO4^2-的在沉积物中的扩散通量计算了AMO的反应速率以及根据Mg离子的扩散通量计算了白云石形成速率。研究表明，白云石的形成速率相对比较稳定，不随其形成的深度而变化，这显示了Mg、Ca离子扩散通量不会受到深度的限制。根据计算的logIAP值，我们得出白云石的logKsp值在-16．1～-16．4这样一个狭窄的范围。白云石的形成部分受甲烷厌氧氧化作用(AMO)和甲烷生成作用相互竞争的控制，这两个作用控制着流体中溶解a32的种类。通过硫酸盐的还原作用，沉积物中AMO过程增加了环境中CO3^2-的浓度，有利于白云石的形成，而甲烷生成作用增加沉积物中孔隙水的CO2的活度，抑制了白云石的沉淀。甲烷生成作用和AMO作用一起控制着沉积环境中CO2和碱度，从而决定了富含有机质的海洋沉积物中白云石的形成。此外，我们建立了在AMO作用和白云石形成机理之间存在的关系模式，运用这种模式，可以计算现代海洋沉积物中白云石的稳定常数，并且可以预计白云石形成区域和深度。     

珠江口淇澳岛海岸带沉积物中硫酸盐还原和不同形态硫的分布

对珠江口淇澳岛海岸带3个站位(QA-11,QA-9和QA-14)的沉积物中不同形态的还原硫(酸可挥发性硫,黄铁矿和有机硫)、总有机碳(TOC)和孔隙水中SO42-,甲烷浓度进行了测定,并且利用稳态扩散模型计算其中2个站位(QA-9和QA-14)硫酸盐还原通量[1.74和1.14 mmol/(m2.d)]和甲烷厌氧氧化通量[0.34和0.29 mmol/(m2.d)]。研究结果表明由于潮间带沉积物受到SO42-供给的限制,因此位于潮间带的QA-11站位硫酸盐还原带较浅(约16 cm);在潮下带的QA-9和QA-14站位,随离海岸距离和水深的增加,硫酸盐还原通量呈现减小的趋势,并且硫酸还原逐渐受到可利用活性有机质的限制;甲烷厌氧氧化对硫酸盐还原的贡献表现出增加的趋势,由19.2%增加至25.5%。三个站位沉积物中按不同形态还原硫含量由大到小列出,它们是有机硫(OS)、黄铁矿(DS)、酸可挥发性硫(AVS)。沉积物中AVS的空间分布与硫酸盐还原通量有正相关性。QA-11和QA-14站位的黄铁矿与AVS硫的含量比值大于3,分别为7.9和3.6,表明两个站位的黄铁矿形成可能受硫酸盐还原作用的控制;QA-9站位黄铁矿与AVS硫的含量比值为2.2,暗示AVS向黄铁矿转化受到可利用活性铁的限制。     

甲烷通量对自生碳酸盐岩和水合物饱和度的影响

为了探讨甲烷通量或SMT对自生碳酸盐岩埋深和水合物饱和度的影响,综述了第六届国际水合物论文集中的相关论文得出如下结论：海底发生富含甲烷的孔隙水渗漏和甲烷气的排出,有利于海底自生碳酸盐岩的沉积;甲烷通量和海底侵蚀可能控制了自生碳酸盐岩和SMT的埋深,然而,甲烷通量或SMT埋深是否控制沉积物中水合物的饱和度目前尚无定论。     

长江口邻近海域沉积物和间隙水中硅的研究

以2011年6月和8月在长江口邻近海域采集的沉积物和间隙水样品为研究对象,讨论了沉积物中生物硅（BSi）和间隙水中溶解硅（DSi）的分布情况和影响因素,并初步探讨了生物硅的循环和保存。结果表明,表层沉积物中BSi的含量较低,且均小于1%。柱状沉积物中BSi的含量范围为0.34%~0.52%。C3、D1站位柱状沉积物中BSi的记录主要是由早期成岩过程控制,33#站位的分布特征主要是由水动力等变化控制。沉积物间隙水中DSi的浓度范围为101.6~263.9 μmol/L,低于纯BSi的溶解度;间隙水的pH值越大,沉积物的含水率越低,还原性越强,间隙水中DSi的含量越高。3站位生物硅的埋藏效率均较高,表明长江口邻近海域是潜在的硅的汇。沉积通量的分布与沉积速率和埋藏效率的分布一致,均有近岸高于远海的趋势。