張 永 臧晚瑩 楊 庶

(山東大學(xué)海洋研究院 青島 266237)

海底冷泉主要表現(xiàn)為以甲烷(CH4)為主要成分的流體噴逸。CH4是冷泉區(qū)化能自養(yǎng)生態(tài)系統(tǒng)的重要物質(zhì)和能量來(lái)源, 流體滲漏的時(shí)空變化會(huì)影響冷泉生物的分布和演替(管紅香等, 2017; 王冰等, 2018; 趙靜等, 2020)。冷泉流體中的CH4在遷移過(guò)程中會(huì)逐漸被氧化生成CO2(以溶解無(wú)機(jī)碳的形式存在), 該過(guò)程是海洋碳循環(huán)的一個(gè)重要環(huán)節(jié)(Reeburgh, 2007); 極少部分未被氧化的CH4會(huì)穿透海氣界面進(jìn)入大氣,作為溫室氣體其全球增溫潛勢(shì)是等量CO2的28 倍,所以CH4的海氣交換與全球氣候變化存在密切關(guān)聯(lián)(IPCC, 2013)。因此, 研究冷泉流體中的CH4具有重要的科學(xué)意義。

F 站位(Site F)位于南海北部陸坡, 呈西北-東南走向, 長(zhǎng)度約為30 km, 橫向最寬處約為5 km, 水深約1 125 m (王冰等, 2018, 2019; Wanget al, 2021)。該海脊有南北兩個(gè)脊頂, 其中南側(cè)脊頂發(fā)育有目前南海最活躍的冷泉系統(tǒng)(Fenget al, 2015)?，F(xiàn)有的研究多從地質(zhì)和生物的角度開展, 已有的結(jié)果表明, 冷泉流體主要來(lái)源于海底沉積物500～800 m 深處天然氣水合物的分解(Hsuet al, 2018)。分解產(chǎn)生的CH4在沉積物中向上遷移時(shí)發(fā)生厭氧氧化, 生成形態(tài)各異的自生碳酸鹽巖(Fenget al, 2015), 部分未被氧化的氣體則在沉積物的表面形成多個(gè)活動(dòng)噴口, 主要成分為CH4的氣泡自這些噴口逸出形成氣泡流(Duet al, 2018; 王冰等,2018)。噴口周圍棲息有以潛鎧蝦和深海貽貝為主的化能自養(yǎng)生物群落, 冷泉流體中的CH4為這些生物群落提供了重要的物質(zhì)和能量來(lái)源(Fenget al, 2015;Caoet al, 2021; Wanget al, 2021)。

冷泉羽流中的CH4一部分以氣泡形式存在, 另一部分則溶解于水中。對(duì)這兩種形式的CH4觀測(cè)手段完全不同, 對(duì)前者的觀測(cè)通常借助聲學(xué)和光學(xué)手段(Wanget al, 2021), 而對(duì)后者的觀測(cè)通常借助傳感器原位測(cè)量或者離散采樣后使用氣相色譜儀測(cè)量(表1)。在F 站位冷泉, Di 等(2020)觀測(cè)到氣泡的直徑為2.54～4.27 mm, 氣態(tài)CH4的噴逸通量為4.9 L/h, 可能存在時(shí)空變化。Mau 等(2020)測(cè)得冷泉羽流中溶解CH4的噴逸通量為3.0～79.9 mmol/(m2·d), 并且指出近底層水體中的溶解CH4含量受海流的影響。Cao 等(2021)測(cè)得海底CH4從生物繁茂區(qū)中心至外圍逐漸降低, 從海底至距底70 cm 高處顯著降低。目前, 該冷泉羽流在水平和垂直方向上的擴(kuò)散范圍尚不清晰,其影響因素尚不明確。針對(duì)該科學(xué)問(wèn)題, 我們綜合使用了溫鹽深系統(tǒng)(Conductivity, Temperature, Depth,CTD)與遙控?zé)o人潛水器(Remote Operated Vehicle,ROV)采樣手段, 采集了該冷泉及鄰近水體中從近海底(距底2.5 m)至表層(5～10 m)多個(gè)層位的水樣, 測(cè)量了溶解CH4的含量, 明確了冷泉羽流在水平和垂直方向上的擴(kuò)散范圍, 并結(jié)合培養(yǎng)實(shí)驗(yàn)探討了其影響因素。本研究結(jié)果有助于人們從溶解CH4的角度加強(qiáng)對(duì)該冷泉系統(tǒng)的認(rèn)知。

1 材料與方法

1.1 樣品采集和處理

2021 年6 月6～23 日搭乘“科學(xué)”輪對(duì)我國(guó)南海陸坡F 站位冷泉進(jìn)行調(diào)查, 采樣站位及該冷泉的海底地形如圖1 所示(Duet al, 2018)。冷泉區(qū)近海底的水樣(距離海底2.5 m)由配備2.5 L Niskin 采水瓶的“發(fā)現(xiàn)”號(hào)ROV 采集。ROV 通過(guò)自身的照明和攝像系統(tǒng)到達(dá)采水位置后關(guān)閉推進(jìn)器靜置一段時(shí)間, 然后采水, 從而避免ROV 本身對(duì)冷泉羽流的干擾。冷泉羽流中的氣泡在燈光照射下呈現(xiàn)明亮的白色(圖2), 在自身浮力作用下緩慢上升。這些白色反光的氣泡成為ROV采集冷泉流體的依據(jù)。在冷泉區(qū)及鄰近海域, 表層至近海底(距離海底≥100 m)的水樣使用配備10 L Niskin采水瓶的CTD 采水器采集, 采樣位置分別為沿噴口區(qū)順底流方向+500 m、+1 500 m、+2 500 m 和+5 000 m處以及逆底流方向的-500 m 和-1 500 m 處(圖1b)。底層海流的方向和速率由聲學(xué)多普勒流速剖面儀(Acoustic Doppler Current Profiler, ADCP)測(cè)量。

圖1 F 站位冷泉的地理位置(a)、沿底層海流方向的CTD 采水位置(b)以及海底地形和水深(c)Fig.1 Regional location (a), CTD sampling sites along bottom current direction (b) and topographic and bathymetric map (c) of the seep at site F.

圖2 近海底冷泉羽流中被燈光照亮的甲烷氣泡(白色的點(diǎn))Fig.2 Illuminated methane bubbles (white dots) in the near-bottom water

由于近海底的海水處于低溫(～4 °C)和高壓(～11.5 MPa)環(huán)境下, 采水瓶中的水樣在從底層提升至甲板的過(guò)程中, 溫度不斷上升, 壓力不斷降低, 這一變化極易導(dǎo)致溶解CH4的逸出。為最大限度地降低溫壓變化導(dǎo)致的測(cè)量誤差, 我們把一臺(tái)氣相色譜儀搭建在船基實(shí)驗(yàn)室內(nèi), 并盡量縮短了從采水瓶關(guān)閉至樣品測(cè)量的時(shí)間, 間隔約一小時(shí)。

各層次海水樣品的溫度、鹽度和深度數(shù)據(jù)由各采水器配備的傳感器探頭(Sea-Bird 911, USA)現(xiàn)場(chǎng)測(cè)定,氣溫和氣壓使用氣壓表測(cè)定, 現(xiàn)場(chǎng)風(fēng)速由船載風(fēng)速儀測(cè)定。

1.2 樣品分析與培養(yǎng)實(shí)驗(yàn)

海水中溶解 CH4采用靜態(tài)頂空法現(xiàn)場(chǎng)測(cè)定(Zhanget al, 2020)。在50 mL 玻璃注射器上安裝塑料三通閥, 三通閥的一端通過(guò)硅膠管連接至采水器的出水口, 首先向玻璃注射器中注入少量水樣潤(rùn)洗2～3次, 最后一次潤(rùn)洗需保證注射器內(nèi)無(wú)氣泡產(chǎn)生, 然后采集30 mL 水樣后關(guān)閉三通閥, 立即通過(guò)靜態(tài)頂空法測(cè)定海水樣品中的溶解態(tài)CH4。將玻璃注射器中多余的水樣排出后注入5 mL 高純N2, 使注射器內(nèi)的水氣比為 6:1, 然后將玻璃注射器放置在振蕩器上振蕩～6 min。待氣液兩相達(dá)到平衡后, 將平衡后的頂空氣體注入配置FID 檢測(cè)器的氣相色譜儀(GC-FID, PEAK,USA)中測(cè)定。該方法的檢測(cè)空白為0.007 nmol/L; 對(duì)于CH4含量為3.50 nmol/L 的海水樣品, 該方法的精確度為±4% (n=10)。本航次只對(duì)海水中的溶解CH4進(jìn)行了測(cè)量, 沒(méi)有測(cè)量羽流氣泡中的CH4含量。

為了探尋羽流擴(kuò)散的影響因素, 我們把ROV 在生物繁茂區(qū)外圍采集的水樣在隔絕空氣的條件下轉(zhuǎn)移至300 mL 全玻璃注射器, 取平行樣, 每支注射器的孔頭均用三通閥密封, 在原位溫度下(4.0 °C) 避光培養(yǎng)90 h, 在此期間每隔20 h 取樣測(cè)量溶解CH4濃度。

1.3 甲烷飽和度和海氣通量的計(jì)算

海水中溶解CH4的飽和度的計(jì)算公式如下:

其中, [CH4]為溶解態(tài)CH4在海水中的實(shí)測(cè)濃度, [CH4]eq為與大氣平衡時(shí)海水中的CH4濃度, 后者根據(jù)大氣中CH4的含量和亨利常數(shù)(Wiesenburget al, 1979)計(jì)算得出。因?yàn)楸竞酱纹陂g的風(fēng)向主要是西南風(fēng), 所以大氣CH4的含量采用位于冷泉區(qū)上風(fēng)向的東沙島大氣本底觀測(cè)站的測(cè)量結(jié)果 1.857×10-6(https://gml.noaa.gov/)。

CH4海氣通量[μmol/(m2·d)]采用國(guó)內(nèi)外廣泛使用的雙模模型計(jì)算(Lisset al, 1974),

其中, [CH4]和[CH4]eq分別為溶解態(tài)CH4在表層海水中的實(shí)測(cè)濃度和平衡濃度,k為氣體交換速率(cm/h),采用以下公式計(jì)算得出(Wanninkhof, 2014):

式中,u表示海表10 m 處的風(fēng)速(m/s), 采用本航次期間的平均風(fēng)速8.5 m/s。Sc 是Schmidt 數(shù), 采用以下公式計(jì)算得出(Wanninkhof, 2014):

式中,t表示海水溫度, 單位為°C, 其中A=2 101.2,B=-131.54, C=4.493 1, D=-0.086 76, E=0.000 706 63。

2 結(jié)果與討論

2.1 調(diào)查海區(qū)的水文狀況

調(diào)查海域水體從表層至底層, 位溫逐漸降低(圖3a), 鹽度先迅速升高至一個(gè)極大值, 然后又降至一個(gè)極小值, 隨后緩慢增加(圖 3b), 位密度逐漸增加(圖3c)。T-S圖中的四個(gè)拐點(diǎn)分別指示四個(gè)不同的水團(tuán), 從表層至底層依次為高溫低鹽的南海表層水團(tuán)(水溫29.0～30.0 °C, 鹽度33.6～34.00)、高鹽的南海次表層水團(tuán)(水溫20 °C, 鹽度34.80, 核心深度100 m)、低鹽的南海中層水團(tuán)(水溫8～10 °C, 鹽度34.40, 核心深度500 m)、南海深層水團(tuán)(水溫2～5 °C, 鹽度34.60)(圖3d)。

圖3 采樣區(qū)域海水的位溫(a)、鹽度(b)和位密度(c)的剖面圖以及溫鹽關(guān)系圖(d)Fig.3 Depth profiles of potential temperature (a), salinity (b), potential density (c), and potential temperature vs salinity data of all stations (d)

2.2 近海底水體中溶解甲烷的分布

ROV 采集了三個(gè)不同區(qū)域的近海底水樣, 分別為棲息在自生碳酸鹽巖上并且覆蓋噴口的生物繁茂區(qū)(主要是白色潛鎧蝦和深棕色貽貝)、生物繁茂區(qū)外圍散布的還原性沉積物區(qū)(表層呈黯黑色, 顏色明顯深于周圍沉積物)和珊瑚生長(zhǎng)區(qū)。測(cè)量結(jié)果如表1 所示。噴口區(qū)近海底水體中的CH4濃度含量最高, 可達(dá)11 300 nmol/L; 而在還原性沉積物區(qū)和珊瑚區(qū)的近海底水體中, CH4濃度分別為242.9～354.8 nmol/L 和85.0～196.7 nmol/L (表1)。在冷泉近海底的溫鹽條件下, 溶解CH4相對(duì)于大氣的平衡濃度為～3.20 nmol/L,實(shí)測(cè)值遠(yuǎn)高于這一平衡值, 所以近底層海水中的溶解CH4相對(duì)于大氣是高度過(guò)飽和的。

噴口區(qū)的CH4濃度略低于Wang 等(2021)的觀測(cè)結(jié)果, 但是遠(yuǎn)高于Mau 等(2020)和Di 等(2020)的觀測(cè)結(jié)果。造成差異的原因一方面在于測(cè)量時(shí)間不同, 冷泉流體噴涌強(qiáng)度隨時(shí)間而改變, 導(dǎo)致近海底水體中的溶解CH4濃度隨之改變; 另一方面在于采樣層位、采樣方式和測(cè)量手段不同(表1)。與其他海域相比, 該噴口區(qū)的CH4濃度略高于Coil Oil Point 冷泉(Clarket al, 2000)和Hydrate Ridge 冷泉(Suesset al, 1999), 略低于Rock Garden 冷泉(Faureet al, 2010), 遠(yuǎn)高于海馬冷泉(趙靜等, 2020)和 Gulf of Mexico 冷泉(Rakowskiet al, 2015)(表1), 說(shuō)明不同海域的冷泉羽流具有異質(zhì)性特點(diǎn), 可歸因于由于各冷泉所在的水深不同, 并且各自的海底地質(zhì)狀況存在差異。

在還原性沉積物區(qū)和珊瑚生長(zhǎng)區(qū), 近海底水體的CH4濃度遠(yuǎn)低于噴口區(qū), 這兩個(gè)區(qū)域與噴口相距雖然只有幾十米, 但是CH4在這段距離內(nèi)呈現(xiàn)較大的濃度梯度, 這一分布趨勢(shì)與Wang 等(2021)和Cao等(2021)的觀測(cè)結(jié)果一致。這一濃度梯度可歸因于水體稀釋作用以及生物繁茂區(qū)內(nèi)的化能自養(yǎng)生物群落對(duì)溶解CH4的快速消耗。Childress 等(1986)曾報(bào)道了一種底棲于Gulf of Mexico 冷泉區(qū)的貽貝, 其腮細(xì)胞內(nèi)的嗜甲烷菌每天攝食CH4的速率可高達(dá)(33±5) μmol/g 濕重腮組織。另外, Cao 等(2021)觀測(cè)到生物繁茂區(qū)的溶解CH4濃度在距海底30 cm 高處已經(jīng)降低了～60%。據(jù)此推測(cè), 生物繁茂區(qū)內(nèi)層疊棲息的大量生物對(duì)CH4的消耗速率非常高, 但是由于缺少單位面積內(nèi)生物量的數(shù)據(jù), 我們暫時(shí)無(wú)法對(duì)該消耗速率進(jìn)行估算; 另一方面, 還原性沉積物區(qū)和珊瑚生長(zhǎng)區(qū)內(nèi)的底棲生物稀少, 可歸因于水體中溶解CH4的含量太低, 已不足以支撐底棲生物的大量聚集。

綜合本次測(cè)量結(jié)果與文獻(xiàn)數(shù)據(jù)(表1), 近海底水體中的溶解CH4在小尺度范圍內(nèi), 無(wú)論水平方向還是垂直方向, 均呈現(xiàn)巨大的濃度梯度。

2.3 表層至近海底水體中溶解甲烷的分布

表層至近海底水體中溶解CH4的垂向剖面如圖4所示。水體中的CH4濃度在0.97～3.90 nmol/L 的狹窄范圍內(nèi)波動(dòng), 該范圍比近海底的CH4濃度波動(dòng)范圍低了2～4 個(gè)數(shù)量級(jí)(表1)。

表1 不同冷泉的近海底水體中溶解CH4 的含量Tab.1 Concentration of CH4 in near-bottom water at different seep systems

所有CTD 站位的CH4濃度在表層、次表層和中層水體中的分布沒(méi)有顯著差異。在表層水團(tuán)中CH4濃度為(1.99±0.03) nmol/L (飽和度128%±11%), 這一濃度相對(duì)于大氣中的CH4是過(guò)飽和的, 因此該區(qū)域的海水向大氣凈排放 CH4, 海氣通量為(2.89±1.10)μmol/(m2·d)。表層海水中CH4濃度和海氣CH4通量均與Ye 等(2019)報(bào)道的南海海盆區(qū)的結(jié)果相吻合, 說(shuō)明海底冷泉羽流并未對(duì)二者產(chǎn)生直接影響。與此類似的是美國(guó)Oregon 州和New Zealand 外海的冷泉, 兩者均未影響各自海域的海氣CH4通量(Suesset al, 1999;Faureet al, 2010); 與此相反的是美國(guó)California 州外海的Coil Oil Point 冷泉, 由于水體較淺(60～80 m),海底釋放的CH4大部分穿透水體釋放入大氣(Clarket al, 2000)。這些情況均符合 McGinnis 等(2006)和Zhang 等(2015)的結(jié)論, 即只有淺海底釋放的CH4才能顯著影響海氣CH4通量。

在次表層水團(tuán)中CH4濃度升高至極大值(≤3.90 nmol/L, 飽和度193%)。這種過(guò)飽和的狀態(tài)一直延伸到200 m 的深度(真光層底部), 在200 m 以深CH4呈現(xiàn)不飽和狀態(tài)(即[CH4]≤[CH4]eq), CH4濃度隨深度的增加不斷降低(圖4)。Mau 等(2020)在該海域同樣觀測(cè)到CH4在次表層水團(tuán)中呈現(xiàn)極大值的現(xiàn)象,并將其歸因于現(xiàn)場(chǎng)生物過(guò)程。

圖4 沿底層海流方向上各站位溶解CH4 的垂向剖面Fig.4 Profiles of [CH4] within water column at each stations along bottom current direction

在深層水團(tuán)接近1 000 m 處, 不同站位的CH4濃度出現(xiàn)明顯差異。在距離噴口區(qū)上下游1 500 m 及更遠(yuǎn)的位置CH4濃度隨深度的增加持續(xù)降低, 在距離噴口區(qū)上下游各500 m 的位置CH4濃度略有升高, 在噴口區(qū)上方有明顯升高。由于在1 000 m 深度只有一個(gè)南海深層水團(tuán), 沒(méi)有其他水團(tuán)輸運(yùn)CH4至此(參見(jiàn)2.1 小節(jié)), 并且冷泉流體因包含氣泡, 其密度低于周圍海水, 所以冷泉流體在水平移動(dòng)的同時(shí)會(huì)逐漸上升, 同時(shí)氣泡會(huì)逐漸縮小(McGinniset al, 2006), 待氣泡完全溶解后, 冷泉羽流的上升動(dòng)力消失, 傾向于沿著海水等密度面移動(dòng)。因此, 噴口區(qū)、噴口區(qū)下游500 m 和噴口區(qū)上游500 m 三個(gè)站位1 000 m 深處CH4濃度的升高只能是近海底的冷泉羽流擴(kuò)散導(dǎo)致的。據(jù)此推測(cè), 冷泉羽流上升的高度不超過(guò)125 m (噴口區(qū)深度 1 125 m 減去 1 000 m), 該上升高度與McGinnis 等(2006)的模型結(jié)論相吻合; 水平擴(kuò)散的半徑不超過(guò)1 500 m。

2.4 甲烷羽流擴(kuò)散范圍的影響因素

在連續(xù)90 h 的密閉培養(yǎng)期間, 注射器內(nèi)水樣中的CH4濃度未有顯著變化, 說(shuō)明在此期間, 微生物攝食并沒(méi)有造成溶解甲烷含量的顯著降低。

根據(jù)近海底水流速率(0.03 m/s, Mauet al, 2020)計(jì)算出冷泉羽流水平擴(kuò)散1 500 m 用時(shí) 13.9 h。假設(shè)在該時(shí)間段內(nèi)冷泉噴逸通量保持恒定, 那么導(dǎo)致冷泉羽流中CH4濃度逐漸降低的主要因素不是水體中微生物對(duì)CH4的攝食, 唯一的合理解釋是海水湍流混合導(dǎo)致的稀釋效應(yīng)。

3 結(jié)論

在本次調(diào)查期間, F 站位冷泉仍處于活躍狀態(tài),噴口羽流中包含氣泡狀 CH4和溶解態(tài) CH4, 溶解CH4的空間分布是極度不均勻的。噴口區(qū)溶解CH4的含量為 6 590～11 300 nmol/L, 在噴口周圍的小尺度空間范圍內(nèi)迅速降低, 呈現(xiàn)顯著的濃度梯度, 這可能是由于繁茂的底棲生物對(duì)CH4的攝食導(dǎo)致。在生物繁茂區(qū)的外圍, CH4濃度迅速降至 85.0～354.8 nmol/L, 并沿底層海流擴(kuò)散至1 500 m 遠(yuǎn)處降至背景水平。在垂直方向上, 羽流信號(hào)消失時(shí)上升的高度為125 m。冷泉羽流離開噴口區(qū)之后, 在水平和垂直方向的擴(kuò)散范圍并非由水體中的微生物攝食CH4所致, 而是受控于湍流混合導(dǎo)致的稀釋效應(yīng)。任何單一的采樣測(cè)量手段都無(wú)法完整勾勒冷泉區(qū)溶解CH4的空間分布特征, 必須綜合運(yùn)用ROV 和CTD 等多種采樣手段以及氣相色譜儀和原位傳感器等多種測(cè)量方式才能實(shí)現(xiàn)。

致謝 感謝2021 年南海冷泉航次首席科學(xué)家、全體科考隊(duì)員、“科學(xué)”號(hào)工程技術(shù)部人員和船員在采樣過(guò)程中提供的幫助。感謝三位匿名審稿人提出的寶貴意見(jiàn)。