東太平洋海隆(EPR) 13°N附近含金屬沉積物孔隙率研究

武 力, 曾志剛, 殷學博, 王曉媛, 陳 帥

(1. 中國科學院 海洋研究所 海洋地質與環境重點實驗室, 山東 青島 266071; 2. 中國科學院 研究生院, 北京 100039)

東太平洋海隆(EPR) 13°N附近含金屬沉積物孔隙率研究

武 力1,2, 曾志剛1, 殷學博1, 王曉媛1, 陳 帥1,2

(1. 中國科學院 海洋研究所 海洋地質與環境重點實驗室, 山東 青島 266071; 2. 中國科學院 研究生院, 北京 100039)

研究了采自東太平洋海隆13°N(EPR 13°N)的一個熱液成因含金屬箱式沉積物巖心E272的孔隙率變化特征。樣品孔隙率在70.0%～85.2 %之間, 頂部層位比底部層位高14 %左右。孔隙率隨深度增加而指數式單調遞減, 平均遞減梯度約為-0.31%/cm。該巖心上部層位呈紅棕色, 下部層位呈黃綠色, 表明該巖心經歷了顯著的早期化學成巖作用。前人關于該巖心的元素地球化學, 粒度和年代學數據, 共同證明該巖心孔隙率隨深度變化特征受穩態壓縮過程控制。其孔隙率隨深度的變化關系符合穩態壓縮模型的經驗擬合公式。E272頂部沉積物-水界面處溶解物質與海水的交換以離子擴散機制為主, 而巖芯內部溶解物質的遷移則可能主要受自下而上的孔隙水流動機制控制, 這與巖芯中活動元素含量上部高,下部低的分布模式一致。該研究對將來進一步討論 E272巖心在早期成巖作用中的化學過程具有指導意義。

成巖作用; 含金屬沉積物; 孔隙率; 穩態壓縮模型; EPR 13°N

含金屬沉積物是形成于海底的非固結沉積物,以富Fe, Mn及多種其他金屬和微量元素, 貧Al, Ti為重要特征[1]。含金屬沉積物廣泛分布于洋中脊兩側的低洼地區, 它主要是由來自洋中脊熱液活動的 Fe-,Mn-氧化物/氫氧化物與風塵碎屑, 生物鈣質和/或硅質, 以及火山物質等共同沉積于海底而形成[2-3]。含金屬沉積物沉積后, 由于環境物理、化學(有時伴有生物作用)條件的變化, 而進入早期成巖活動階段。早期成巖活動是發生于水環境中的對新生沉積物有改造作用的所有物理、化學以及生物過程[4]。早期成巖過程中, 溶解態物質(主要是溶解金屬離子)有向別處遷移的趨勢。該過程有兩種主要機制：其一是分子擴散, 由沉積物孔隙水中溶解物質的濃度差異引起, 可由菲克擴散定律描述。其二是孔隙水整體定向流動[5], 由沉積物所受外力對孔隙水產生的超壓引起。兩種機制的特征和對沉積物的影響有所不同。第一種機制將引起沉積物孔隙水中元素濃度的差異變化。而第二種機制則不會改變孔隙水的化學組成。特別地, 在沉積物-水界面處, 兩種機制哪一種占主導將對底部海水的化學性質產生不同的影響。對孔隙水運移機制的研究有助于豐富和深化人們對自然環境中元素循環機理的認識。海洋沉積物與海水之間的物質交換是元素地球化學循環的重要方面之一。含金屬沉積物相對于一般遠洋沉積富含大量的過渡金屬等元素且分布廣泛[6], 早期成巖過程中這類元素容易溶解于孔隙水中并向別處遷移。從而, 對含金屬沉積物中元素遷移機制的研究具有重要意義。 前人曾對含金屬沉積物孔隙水中的 O2, NO3-,DOC(可溶有機碳), Mn2+, Fe2+等物質進行過直接測量研究[5,7-8], 但是通過對含金屬沉積物孔隙率的變化特征來反映孔隙水化學組分變化的研究至今未見報道。孔隙率是沉積物的重要指標之一。影響沉積物孔隙率變化的因素主要包括沉積物沉積時的初始孔隙率大小和沉積后的早期成巖作用改造。后者包括物理加重、化學交結、生物擾動等[4]。通過沉積物(巖)孔隙率的研究有助于了解其沉積和成巖歷史[9]。國外學者在這方面進行了較多工作[4-5,9-10], 而國內學者對沉積物(巖)孔隙率的研究主要針對石油地質展開[11]。本文研究采自EPR 13°N的一個含金屬沉積物箱式柱狀樣E272的孔隙率特征, 并搜集和再分析了袁春偉等[12], 殷學博等[13-14]所發表的該柱狀樣的粒度, 年代學和地球化學數據, 以探討早期成巖過程中該柱狀樣孔隙率的變化規律及其意義。期望能為將來進一步研究E272巖心在早期成巖過程中的地球化學過程提供線索。

1 材料和方法

研究樣品為2003年9～11月, 中國大洋協會DY105-14航次中國首次東太平洋海隆熱液硫化物調查航段(第六航段)獲得的含金屬沉積物箱式柱狀樣, 編號E272。站位(見圖1, 等深線數據引自：http：//www.geomapapp.org/)位于海隆西側 45 km 處(12°36′39″N,104°19′28″W), 上部 1～27 cm 為紅褐色, 28～48 cm 為灰綠色。樣品自海底采集上船后, 及時以1 cm順序等間隔分割, 共取得 48個子樣品, 并對分割得到的子樣品進行了孔隙率、含水率、干密度等的測定。孔隙率測量方法為：將分割后的子樣品分別放入5 mL的容器內,使用萬分之一天平準確稱量其總質量m1。低溫(60℃)烘干樣品, 然后 105℃繼續烘干 2 h, 稱量烘干后樣品和容器總質量m2。得到的質量差為孔隙水的質量：mw=m1-m2, 則孔隙率為：Φ=(mw/5ρw)×100%。其中ρw為孔隙水的密度, 設為常數, 且等于1 g/cm3。

圖1 溫表EPR 13°N等深圖Fig. 1 Bathymetric chart of EPR 13°N

2 結果和討論

測試結果(表1)表明 E272孔隙率在 70.0%～85.2 %之間, 頂部層位比底部層位高 14 %左右(表1)。孔隙率隨深度變化散點圖(圖2a)顯示, 孔隙率隨深度增加而單調遞減, 平均遞減梯度約為-0.31%/cm。

該巖心的元素地球化學數據[12]顯示, 過渡族元素在上部層位含量較高, 而在下部層位含量較低。這與手標本上該巖心上部層位顯示紅棕色而下部層位顯示黃綠色的特征一致, 表明該巖心經歷了早期化學成巖作用。該巖心粒度數據[13]顯示, 中值粒徑和平均粒徑指標相似, 其變化趨勢也相似, 兩者相關程度很高(R2=0.88)。總的來講, 不同層位粒徑變化很小(4.81～11.84 μm), 中值粒徑平均為 6.35 μm, 且粒度組成也比較均一, 幾乎不含砂組分(＜0.3%), 樣品為松散的黏土質粉砂, 說明雖然E272經歷了化學成巖作用, 樣品并未因此而發生交結, 化學成巖作用對樣品的孔隙率特征不產生顯著影響。樣品不同層位元素含量[12]的差異表明樣品未受過顯著的生物擾動影響, 否則層位之間的地球化學指標將趨于均一化。而穩定均一的沉積速率[14]則表明物質供給速率也穩定均一, 從而排除了產生偶然超壓的可能。所以推斷沉積物孔隙率的變化主要受控于上覆沉積物對下伏沉積物的穩定增重而產生的壓縮效應, 即樣品孔隙率變化可能由穩態壓縮過程控制。

研究表明, 穩態壓縮過程中, 孔隙率隨深度增加而呈指數降低, 符合經驗公式[15]：

其中Φ為孔隙率,x為深度,A,B,C為擬合系數。其中A,C＞0,B＜0。Φ(x)是一個單調遞減函數。且當x趨于無限大時, 存在極限C。它表示在某深度以下,孔隙率的變化率將非常小, 如圖2b所示。

表1 樣品孔隙率測試結果Tab. 1 The porosity of the sample

將測試數據代入(0)式, 得到了滿意的擬合效果(圖2c)。從而斷定, 樣品的孔隙率的確符合穩態壓縮模型。

穩態壓縮[4]下, 某一指定深度的沉積物孔隙率不隨時間變化。這是穩態壓縮的最重要特征。圖形上表示為任意時刻, 沉積物孔隙率隨深度變化曲線的形狀都相同。而某一指定層位孔隙率的變化是由于上覆沉積物不斷沉積使得下伏沉積物承受的重量不斷增加而引起。即穩態壓縮情況下, 孔隙率的變化主要受控于上覆沉積物對下伏沉積物的增重, 本文關于指定深度, 指定層位的概念見圖3, 在不同時刻,指定深度距沉積物-水界面的距離不發生變化, 而指定層位則會隨著時間推移而不斷掩埋到更深的地方,據沉積物-水界面的距離不斷增加。

圖2 孔隙率對深度散點圖Fig. 2 Scatter plots of porosity vs. depth

壓縮過程屬于早期成巖作用范疇, 根據成巖作用的一般描述方程, Berner[4]給出了描述沉積物中壓縮效應的方程組：

這里所有未知數都是時間t(ka)和深度x(cm)的二元函數, 且以沉積物-海水界面為原點建立坐標系。其中,Cts為單位體積沉積物中固相物質的質量(g/cm3);Cw為單位體積沉積物中孔隙水的質量(g/cm3);ω為相對于沉積物-水界面, 固相物質的掩埋速率(cm/ka);v為孔隙水的掩埋速率(cm/ka)。Dts為固相沉積物的總擴散系數(cm/ka)。Rts為固相物質的化學生成速率,Rw為孔隙水的生成速率。該方程組表示, 某一組分在指定深度的濃度變化由三方面因素決定：擴散, 對流和化學反應。

需要強調的是, 該方程適用于無生物擾動下沉積物孔隙率變化情況的描述。有關生物擾動對孔隙率的影響可見其他作者的研究成果[16-17]。由于本次研究的樣品沒有生物擾動跡象, 故而可用上述方程來描述。

圖3 指定深度和指定層位的概念Fig. 3 The concepts of specific depth and specific layer

其中ρts,ρw分別表示固相沉積物密度和孔隙水密度(設為常數)。又因為樣品為松散沉積物, 沒有發生化學交結。對于固體而言擴散效應也可以忽略不計。所以(1), (2)式中右邊的第一和第三項都為0。將(3), (4)代入簡化后的(1), (2)便有：

對于穩態壓縮, 指定深度孔隙率將不隨時間變化, 即有：

將(7)代入(5)和(6)則有：

上面兩式表示在任意選定的某個時間剖面上,任意深度的沉積物都有：

這里下標lim表示孔隙率接近極限的位置,Cons意為常數。由于在極深的地方, 壓縮達到極致, 孔隙率不再發生變化, 此時vlim近似等于ωlim, 即孔隙水相對于包含它的沉積物不發生相對移動。所以上兩式可以寫成

(12)式表示在固定時間剖面上, 固相掩埋速率ω也是一個單調遞減的函數, 且當Φ達到極限Φlim時,ω也取得相應的極限ωlim。而仔細觀察(13)式可以發現：

實際上(13)和(14)式表明, 孔隙水掩埋速率v是關于深度x的單調遞增函數。相對于沉積物-水界面(指定深度)有v＞0, 也就是說孔隙水不會越過該界面而流入底部海水。另一方面, 沉積物內部, 孔隙水的掩埋速率小于對應的固相物質的掩埋速率, 即：v＜ω。表明相對于指定層位, 孔隙水總是自下而上流動的, 即表明, 穩態壓縮過程中, 沉積物所含孔隙水量是守恒的。

E272遭受了顯著的早期化學成巖作用, 使得某些活動元素在下部層位的含量明顯低于上部層位含量。下部層位由于缺乏 O2, NO3-等氧化劑使得 Fe,Mn等的高價離子在有機碳等還原劑作用下被還原而呈游離態大量進入孔隙水, 由于擴散或者孔隙水的流動而發生遷移。菲克定律指出, 控制擴散機制的主導因素是濃度梯度, 但是濃度梯度的方向可由多種因素決定, 帶有不確定性。以上討論顯示, E272內部孔隙水的流動方向總是自下而上的單向流動, 這與其上部層位活動元素含量高, 下部層位活動元素含量低的觀察事實相一致。這種一致性說明, 孔隙水自下而上的定向流動可能是E272早期成巖過程中溶解物質遷移的主導機制, 但是由于孔隙水守恒, 沉積物與底部海水在沉積物-水界面處的物質交換則由濃度擴散機制起主要作用。該推論對進一步理解E272在早期成巖過程中所經歷的地球化學過程具有指導意義。

3 結論

E272經歷了顯著的早期化學成巖作用, 而其孔隙率變化受穩態壓縮過程控制。沉積物內部的孔隙水量守恒。孔隙水只在沉積物內部自下而上流動, 不會越過沉積物-水界面, 故而化學成巖過程中, 溶解物質在沉積物-水界面的交換主要受濃度擴散機制控制, 而在沉積物內部, 孔隙水自下而上的定向流動可能是早期成巖過程中溶解物質遷移的主導機制。

[1]Gurvich E. Metalliferous sediments of the world ocean[M]. Berlin Heidelberg：Springer, 2006：1-411.

[2]Leinen M. The origin of paleochemical signatures in North Pacific pelagic clays：Partitioning experiments[J]. Geochimica et Cosmochimica Act, 1987, 51：305-319.

[3]Kadko D. A detailed study of some uranium series nuclides at an abyssal hill area near the East Pacific rise at 8°45'N [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1980,51(1)：115-131.

[4]Berner R A. Early diagenesis：A theoretical approach[M]. Princeton：Princeton University Press, 1980：1-241.

[5]De Lange G. Early diagenetic reactions in interbedded pelagic and turbiditic sediments in the Nares Abyssal Plain (western North Atlantic)：Consequences for the composition of sediment and interstitial water [J].Geochimica et Cosmochimica Acta, 1986, 50(12)：2543-2561.

[6]Bostr?m K, Peterson M. The origin of aluminum-poor ferromanganoan sediments in areas of high heat flow on the East Pacific Rise [J]. Marine Geology, 1969,7(5)：427-447.

[7]Klinkhammer G P. Early diagenesis in sediments from the eastern equatorial Pacific, II. Pore water metal results [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1980,49(1)：81-101.

[8]Heggie D, Kahn D. Fischer K. Trace metals in metalliferous sediments, MANOP Site M：interfacial pore water profiles [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1986, 80(1-2)：106-116.

[9]Hart B, Flemings P, Deshpande A. Porosity and pressure：Role of compaction disequilibrium in the development of geopressures in a Gulf Coast Pleistocene basin [J]. Geology, 1995, 23(1)：45-48.

[10]Imboden D M. Interstitial transport of solutes in non-steady state accumulating and compacting sediments [J]. Earth and Planetary Science Letters,1975, 27(2)：221-228.

[11]張厚福, 方朝亮, 高先志, 等. 石油地質學 [M]. 北京：石油工業出版社, 1999：1-112.

[12]袁春偉, 曾志剛, 殷學博, 等. 東太平洋海隆 13°N附近沉積物巖芯地球化學特征 [J]. 海洋地質與第四紀地質, 2007, 27(004)：45-53.

[13]殷學博, 劉長華, 曾志剛, 等. 東太平洋海隆 (EPR)13°N 熱液區附近沉積物粒度特征 [J]. 海洋科學,2007, 31(001)：49-54.

[14]殷學博. 東太平洋海隆 13°N附近沉積物年代學研究[D].青島：中國科學院海洋研究所, 2005.

[15]Boudreau B P, Bennett R H. New rheological and porosity equations for steady-state compaction [J].American Journal of Science, 1999, 299 (7-9)：517-528.

[16]Lars H, Anders K. An equation of state for biologically active lake sediments and its implications for interpretations of sediment data [J]. Sedimentology,1978, 25 (2)：205-226.

[17]Mulsow S, Boudreau, B P, Bioturbation and porosity gradients [J]. Limnology and Oceanography, 1998,43 (1)：1-9.

Study on the porosity of a metalliferous sediment core from the East Pacific Rise 13°N

WU Li1,2, ZENG Zhi-gang1, YIN Xue-bo1, WANG Xiao-yuan1, CHEN Shuai1,2
(1. Key Laboratory of Marine Geology and Environment, Institute of Oceanology, the Chinese Academy of Sciences,Qingdao 266071, China; 2 Graduate School of the Chinese Academy of Sciences, Beijing 100039, China)

May, 12, 2011

diagenesis process; metalliferous sediment; porosity; steady-state compaction model; EPR 13°N

The porosity of a metalliferous sediment core E272 collected from 13°N East Pacific Rise (EPR 13°N)was studied. The porosity of this core monotonically decreases with increasing depth rangeing from 70.0%～85.2%with difference of about 14% between its top layer and its bottom and an average decreasing gradient of about-0.31%/cm. The red-brown color of the upper layers and yellow-green color of the lower layers of this core indicate early chemical diagenesis has exerted significant influence on this core. A combined analysis of reported geochemical, grain-size and chronological data of this core suggests that the porosity of this core might be controlled by steady-state-compaction process. The profile of its porosity versus depth fits well with the steady state compaction model. Exchanging mechanism of dissolved materials between bottom sea water and the sediment at the water-sediment interface is dominated by molecular diffusion, while under that interface, the mechanism controlling the transportation of dissolved materials is the directed flow of the interstitial water from the bottom up, and this is consistent with the profiles of labile elements versus depth of this sediment core. This study is instructive for further study on the chemical diagenesis of this sediment core.

P736.2 文獻標識碼：A 文章編號：1000-3096(2012)01-0081-06

2011-05-12;

2011-08-11

國家自然科學基金項目(40830849, 40976027); 山東省自然科學杰出青年基金項目(JQ200913); 中國科學院海洋地質與環境重點實驗室開放基金項目(MGE2009KG03)

武力(1983-), 男, 四川綿陽人, 碩士, 從事海洋沉積地球化學研究, E-mail：wl011022@hotmail.com

致謝：對 DY105-14航次第六航段所有船、隊員為采集樣品、數據和資料所做出的貢獻表示感謝！感謝成都理工大學余少雄博士在實驗方面的工作, 感謝兩位審稿專家提出的寶貴意見！

劉珊珊)