海底泥火山的甲烷遷移與轉化及其對海洋碳輸入的影響

徐翠玲，孫治雷，吳能友，趙廣濤，耿威，曹紅，張現(xiàn)榮，張喜林，翟濱，李鑫

1. 自然資源部天然氣水合物重點實驗室，中國地質調查局青島海洋地質研究所，青島 266071

2. 海洋國家實驗室海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室，青島 266071

3. 海底科學與探測技術教育部重點實驗室，中國海洋大學， 青島 266100

泥火山是地下深部氣體、水和泥沙等地質流體泄漏至地表后形成的外貌與火山錐相似的地質體[1]。泥火山與油氣資源關系密切[2-3]，泥火山噴發(fā)出的大量甲烷氣體還會引起溫室效應和氣候變化[4-5]。相對陸地泥火山，海底泥火山具有更為獨特的研究價值，這是因為海底泥火山首先對天然氣水合物成藏具有指示意義[6-10]；另外，其排放的富甲烷流體不僅是冷泉生物群落的物質和能量基礎，也是海水甚至大氣重要的碳源[11-13]。

近20 年來，隨著海洋調查技術的快速發(fā)展，越來越多海底泥火山群被發(fā)現(xiàn)。已發(fā)現(xiàn)泥火山的海域包括黑海[11]、地中海[14]、巴倫支海[15]、加的斯灣[16]和墨西哥灣[17]等，以及位于我國管轄海域的臺西南盆地[18]、東沙西南海域[19]和中建南盆地[20]等（圖1a）。

圖1 海底泥火山的分布、地貌和構造圖a. 全球已發(fā)現(xiàn)的陸地和海底泥火山分布圖[17]及表2 中的海底泥火山 （紅色星型），b. 尼羅河深海扇海底泥火山地形圖[14]，c. 海底泥火山構造模型圖[17]。Fig.1 The distribution、topography and structure of submarine mud volcanoesa. distribution of terrestrial and submarine mud volcanoes in the world[17], and submarine mud volcanoes （red star） in Table 2;b. bathymetric map of submarine mud volcano in the Nile deep sea fan[14]; c. Sketch map of mud volcano structure[17].

典型的海底泥火山的地形和地下構造如圖1b和1c 所示，它們對全球碳循環(huán)和氣候變化的影響主要體現(xiàn)在以下3 個方面：①淺水區(qū)海底泥火山排放的甲烷能直接匯入大氣層。作為第二大溫室氣體，大氣中甲烷引起輻射強度是等量二氧化碳的25倍，而大氣中甲烷含量已從工業(yè)革命前的約0.7×10-6逐漸上升到如今的1.8×10-6[20]。據估算，全球泥火山每年向大氣排放 5～20 Tg 的甲烷[2,4,17]，占全球總排放量的2.3%～3.0%[21]，其中有10%來自于水深小于100 m 淺水區(qū)的海底泥火山[4]。②海底泥火山是海水重要的甲烷來源之一。伴隨海底泥火山發(fā)育的甲烷泄漏具有來源深、強度大的特點，是除冷泉系統(tǒng)外由沉積物向海水集中排放甲烷的主要途徑之一[22]。據估算，單個平靜期海底泥火山每年向海水釋放 1～90 t，平均約 36 t 的溶解態(tài)甲烷，而全球大陸坡和深海平原的泥火山總數達5 000 座[11]，預測其排放的甲烷通量可觀。此外，大量甲烷還通過游離態(tài)泄漏，以及在泥火山噴發(fā)期被大規(guī)模、快速釋放而進入海洋水體[17]。③甲烷轉化生成的大量溶解無機碳（DIC）也是海水的碳源之一。海底泥火山釋放的甲烷在穿過沉積物和上覆海水的過程中發(fā)生了生物地球化學轉化，從而消耗掉了大部分的甲烷。約有90%的溶解態(tài)甲烷在到達海底前就已被厭氧氧化為HCO3-[22]，這些生成的HCO3-一部分以碳酸鹽礦物的形式固結在沉積物中，另一部分隨著流體活動進入海洋水體，成為海水的碳源之一[23-25]。此外，進入海水中的甲烷不斷發(fā)生溶解、海水混合稀釋和微生物有氧氧化，它們在海水中的耗氧氧化可能造成海水缺氧，其生成的二氧化碳也可能加劇海水酸化。

以往對海洋碳循環(huán)的研究主要集中在海洋-陸地、海洋-大氣之間的碳交換過程，以及顆粒碳的沉積埋藏過程[26-28]；而被埋藏的有機碳被微生物分解或熱裂解后可產生大量揮發(fā)性氣體，并通過海底泥火山或冷泉系統(tǒng)重新返回至海水（圖1c），該過程還很少被評估。目前，國內關于海底泥火山向海洋排放碳的研究還處于起步階段，而國外已經初步研究了沉積物中甲烷遷移的時空變化、轉化過程和泥火山對海洋碳輸入的貢獻[17]，但同時還存在一系列問題，導致其評估結果尚欠準確。鑒于此，本文對海底泥火山及其周圍微滲漏區(qū)甲烷遷移與轉化的規(guī)律進行了系統(tǒng)研究，并對全球范圍內海底泥火山的碳排放總量的研究開展有針對性的評述，以期為評估海底泥火山的活動特性及其對海洋碳循環(huán)的影響提供依據。

1 海 底 泥火 山 系 統(tǒng)甲烷 遷 移過程 的時、空變化

海底泥火山系統(tǒng)的甲烷遷移形式和釋放強度均具有強烈的時、空變化特征，而對其規(guī)律的了解是研究泥火山碳排放對全球環(huán)境影響的關鍵。

1.1 空間上的變化

圖2 海底泥火山淺層沉積物中甲烷的遷移與轉化示意圖[32]Fig.2 A sketch shpwing migration and consumption of methane in shallow sediments of submarine mud volcanoes [32]

單個泥火山系統(tǒng)內的甲烷排放有強烈的不均一性。單個泥火山典型的甲烷遷移模式如圖2，通常在泥火山口和翼部發(fā)育氣泡上升和孔隙水對流控制的宏泄漏，而往邊緣逐漸過渡到分子擴散為主的微滲漏，且甲烷的釋放強度逐漸降低[29]。典型的例子如挪威岸外的 H?kon Mosby 泥火山（HMMV），對其開展的ROV 調查發(fā)現(xiàn)，從泥火山中心到邊緣依次發(fā)育無生物帶、Beggiatoa菌席、灰色斑狀菌席和管狀蠕蟲帶，對應的甲烷排放強度依次降低（表 1）[29]。Sauter 等利用 ROV 視頻在 HMMV 中心無生物帶內探測發(fā)現(xiàn)了氣泡羽流，并估算了氣泡甲烷的流量為（8～35）×106mol·a-1[30]。Beer 等通過孔隙水化學分析，發(fā)現(xiàn)在HMMV 的中心地區(qū)也具有強烈的低氯、富甲烷流體溢出，其上涌速率為300～600 cm·a-1。在泥火山翼部的Beggiatoa菌席區(qū)和較遠離泥火山口的管狀蠕蟲區(qū)內沒有發(fā)現(xiàn)氣泡羽流，且孔隙流體上涌的速率分別降低到30～100 和40 cm·a-1。與之對應，甲烷的泄漏通量也是在泥火山中心最高，而往邊緣逐漸降低[15]。Felden 等通過原位甲烷通量測量，獲得HMMV 中心的溶解態(tài)甲烷泄漏通量＞182.5 mol·m-2·a-1，而向外到邊緣的管狀蠕蟲區(qū)逐漸降低到 8.4 mol·m-2·a-1[31]。整個 HMMV每年向海水釋放的溶解態(tài)甲烷共 13.5×106mol[31]，與氣態(tài)甲烷的泄漏量大體相當（表1）[30]。然而，在HMMV 更邊緣地區(qū)，以分子擴散為主的甲烷微滲漏還未見諸報道，這與陸地泥火山顯然不同，即在陸地泥火山周圍以微滲漏形式排放的甲烷總量比在中心和翼部以強泄漏形式排放的甲烷的總量高3 倍以上[17]。這可能與海底低通量滲漏區(qū)具有的高效率甲烷轉化有關，即通過分子擴散向上滲漏的甲烷并沒有到達海底，而是在沉積物中就幾乎全部被氧化為DIC。

不同的泥火山在排放強度上差別巨大。表2 對全球范圍內開展了甲烷排放量研究的海底泥火山進行了統(tǒng)計，結果表明單個海底泥火山每年向海水排放溶解態(tài)甲烷的總量范圍為 6×103～1.35×107mol，跨越4 個數量級。Kopf 等認為總體上甲烷的排放強度與泥火山的發(fā)育尺寸呈正相關關系[1]，Etiope和Milkov 依據泥火山的發(fā)育尺寸將陸地和淺海的120 座泥火山劃分為3 類，這3 種類型包括小型（發(fā)育面積＜0.5 km2）、中型（0.5～9 km2）和大型泥火山（＞9 km2），分別占泥火山總數的 45%、45% 和 10%，對應的甲烷釋放通量分別為100～500、500～1 000和約 1 000 t·km-2·a-1[4]。從發(fā)育尺寸上看，表 2 中的海底泥火山的發(fā)育面積為0.75～5 km2，均屬于中型泥火山。然而表2 中，單個海底泥火山的甲烷流量與其發(fā)育面積并不呈現(xiàn)明顯的相關關系，這可能是由于海底泥火山不同于陸地泥火山，也可能是因為對海底泥火山的研究還存在不足，即缺乏足夠的統(tǒng)計數目和統(tǒng)一的流量估算方法。

1.2 時間上的演變

海底泥火山系統(tǒng)甲烷的排放具有多尺度疊加的、強烈的時間變化特征。一般泥火山的演化劃分為噴發(fā)期、平靜期和消亡期3 個階段。總體來說，甲烷的排放主要發(fā)生在泥火山的噴發(fā)期和平靜期，而在泥火山消亡之后只出現(xiàn)微量的滲漏[1]。在噴發(fā)期，單個泥火山可能在幾小時內快速釋放多達幾千噸的甲烷，但目前還很難直接評估該時期陸地或海底泥火山的甲烷排放量[17]，這也是研究泥火山對全球碳循環(huán)影響中的一大不確定性。在平靜期，泥火山幾乎不出現(xiàn)泥漿噴發(fā)，但氣體和液體的排放依然活躍。如表2 中統(tǒng)計的海底泥火山均處于平靜期，該時期單個海底泥火山每年向海水釋放甲烷的總量（不包含AOM 消耗掉的甲烷及氣泡泄漏的甲烷）達到 0.1～220 t，平均約 60 t（表 2），比在噴發(fā)期幾小時內的釋放量還小兩個量級。

表1 巴倫支海 H?kon Mosby 泥火山中心到邊緣不同生態(tài)分區(qū)的甲烷泄漏強度[15, 30-31]Table 1 intensities of methane emission from the center to the edge of the H?kon Mosby Mud Volcanoin the Barents Sea[15, 30-31]

表2 不同海域海底泥火山的溶解態(tài)甲烷泄漏強度統(tǒng)計Table 2 Statistics of the intensities of dissolved methane seepage from mud volcanoes in different sea areas

由此可見，了解泥火山的活動周期及其持續(xù)時間對評估其碳排放總量至關重要，但目前的調查研究才剛剛開始。已有研究表明，一些現(xiàn)存海底泥火山已經在地質歷史上活躍了很長時間。如通過科學鉆探和地震反射調查發(fā)現(xiàn)地中海的Napoli 和Milano 泥火山、卡拉布里亞增生楔上的Madonna dello Ionio 和Pythagoras 泥火山、阿拉伯海的泥火山、加的斯灣的Ginsburg 和Yuma 泥火山均已經存在超過了1～5.3 Ma[37-38]。然而，目前對海底泥火山噴發(fā)周期的研究還不夠。以陸地泥火山為參照，特立尼達島的Columbus 泥火山和Chatham 泥火山的噴發(fā)周期分別為約 30 a 和 1～36 a，阿塞拜疆 Shihzagirli 泥火山、Lockbatan 泥火山和Dashgil 泥火山的噴發(fā)周期為 2～43 a，但多數為 4～7 a[39-40]。

2 海底泥火山系統(tǒng)中甲烷的轉化過程

在平靜期，單個海底泥火山每年向海水釋放的甲烷總量通常約為幾十噸（表2）[11]，比陸地泥火山向大氣的排放量小一個量級[17]，表明海洋沉積物中獨特的生物地球化學作用對甲烷排放產生了巨大影響。此外，上覆海水還能持續(xù)吸收從沉積物釋放出來的甲烷和DIC，使得海底泥火山對大氣的碳排放影響遠低于陸地泥火山。因此，本文重點關注甲烷在淺層沉積物中的遷移與轉化規(guī)律，以及向海水釋放的甲烷和DIC 通量，為研究海底泥火山對海洋碳循環(huán)的研究提供基礎支撐。目前，關于海底沉積物中甲烷的轉化機理的研究已較為成熟，但其轉化速率還難以量化，更難以評估其轉化過程在時間上的演變。與冷泉系統(tǒng)類似，泥火山排放的甲烷在穿過海底沉積物時的轉化機理如圖2 所示，主要包含甲烷厭氧氧化（Anaerobic Oxidation of Methane, AOM）、甲烷驅動的有機合成和碳酸鹽礦物沉淀3 個過程，它們將大部分甲烷轉化為溶解無機碳（DIC）、溶解有機碳（DOC），也轉化為顆粒有機碳（POC）和碳酸鹽巖，從而降低了泥火山的碳排放總量（典型AOM和碳酸鹽礦物沉淀控制的沉積物孔隙水化學濃度剖面模式如圖2 示）。

2.1 甲烷厭氧氧化作用

與冷泉系統(tǒng)一樣，在泥火山淺表層沉積物中，在甲烷厭氧氧化古菌和硫酸鹽還原菌介導下，硫酸鹽還原驅動的AOM 是將甲烷轉化為DIC 的最重要過程[12]。如化學反應方程式所示，AOM 降低了孔隙水中硫酸鹽和甲烷的濃度，同時產生高濃度HS-、DIC 以及堿度，最終可促進黃鐵礦和自生碳酸鹽等自生礦物沉淀[23,41-42]，并支持海底硫氧化菌及其共生宏生物的發(fā)育，如Beggiatoa菌席和管狀蠕蟲等[12]。其次，在冷泉區(qū)，與鐵、錳等活性金屬的還原耦合的AOM（如近幾年來也備受關注，特別是在具有較多活性金屬輸入的地方，如熱液羽流[42]、火山灰[43]和古湖相沉積層[44]，但還尚未有泥火山區(qū)關于Fe-AOM的報道。

同甲烷排放強度一樣，AOM 的速率也具有強烈的空間非均一性，因此，需要對特定區(qū)域開展具體研究[11,22]。目前，主要利用孔隙水的化學組成、同位素比值特征和生物類群信息等對AOM 的速率進行反演和估算；此外，還有一些研究利用了原位或室內培養(yǎng)實驗等方法。目前的研究表明，泥火山中心氣態(tài)泄漏的甲烷由于難以被微生物利用，通常在沉積物中不被轉化，而是直接被釋放到海水中。例如在HMMV 泥火山，Niemann 等通過生物標志物、熒光原位雜交和原位化學剖面研究，發(fā)現(xiàn)在強泄漏的泥火山口位置幾乎不出現(xiàn)AOM，而是只有小部分被海水中的氧氣氧化，氧化速率約為 2.5 mmol·m-2·d-1，占總甲烷排放通量的1%～2%（表1）[12]；與之相反，在海底泥火山外緣，以分子擴散為主的滲漏甲烷在到達海底前幾乎全部被轉化為DIC[11]。在以孔隙水對流為主要泄漏方式的泥火山翼部，AOM 的速率研究可參考具有同等甲烷泄漏強度的冷泉區(qū)。Karaca 等通過對孔隙水的化學特征研究，發(fā)現(xiàn)在中等孔隙水對流區(qū)AOM 速率最高，而在強對流和弱對流區(qū)較低，即當對流速率為 40 cm·a-1時 AOM 速率最大，達到 2.3 mmol·cm-2·a-1，而在對流速率為 200和 ＜ 10 cm·a-1時 均 低 于 1 mmol·cm-2·a-1（圖 3）[45]。盡管如此，甲烷的轉化效率（即AOM 消耗的甲烷/深部沉積物向上運移的甲烷通量），仍然隨孔隙水對流速率的降低而升高[12]。這與Wallmann 等通過泥火山孔隙水化學模型獲得的結果相符，即當孔隙水對流速率分別為 1、10 和 100 cm·a-1時，相應地有99%、91%和34%的甲烷通過AOM 轉化為DIC，而剩下的1%、9%和66%的甲烷則直接被釋放進入水體[11]?？傊诤５啄嗷鹕娇谕ǔ＞哂懈呒淄橥亢偷娃D化效率，在翼部具有中等強度的甲烷和DIC泄漏，而在泥火山外緣則具有大范圍的DIC 微滲漏。

2.2 甲烷驅動的生物有機質合成

強烈負偏的δ13C 表明泥火山生物碳部分來源于泥火山泄漏的甲烷。如HMMV 泥火山菌席中的細菌、黏液及外代謝物的δ13C 為-17.6‰～-53‰；與甲烷氧化菌共生的Sclerolinumsp.和Oligobrichiasp.兩種管狀蟲的腔體為-34.9‰～-56.1‰；甚至以管狀蟲為食物的魚也呈現(xiàn)輕同位素的富集（δ13C=-51.9 ‰ ）[46]。 又 如 Mound 12 泥 火 山 上Paralomissp.蟹，它們與泥火山大量出現(xiàn)的硫氧化菌共生，碳同位素和脂類組成表明化能合成生物和光合衍生生物均是Paralomissp.蟹的食物來源[47]。此外，通過對Kazan 泥火山AOM 帶內有機質的碳同位素組成分析，Haese 等發(fā)現(xiàn)總有機碳的δ13C 低至-33‰，比背景的-28‰低，并通過計算獲得甲烷來源的碳占總有機碳的20%，相當于干沉積物的0.05 wt%[48]。Wang 等通過14C 測試，發(fā)現(xiàn)泄漏的甲烷（“老碳”）貢獻了墨西哥灣冷泉區(qū)沉積物中有機質的40%～60%[49]。以上數據均表明泥火山泄漏的甲烷可以通過生命活動轉化到泥火山的生物鏈中，而生物死亡后，除了在埋藏過程中逐漸被降解，也有部分保存為沉積物或冷泉碳酸鹽巖中的有機碳。

甲烷驅動的有機質合成還包括溶解有機碳。目前，對甲烷驅動的產DOC 作用機制還不甚清楚，推測可能是和生命活動有關，即在生物作用下，甲烷里面的碳被合并到乙酸鹽或更大的生物分子中，隨后被微生物排出體外，或在有機質降解過程中被釋放出來。不僅在厭氧沉積物中的AOM 作用，在含氧表層沉積物、海底水合物露頭和海水中，甲烷的有氧氧化也可能合成13C 虧損的有機質[50]。無論如何，只有甲烷碳的加入才能解釋AOM 帶和海水中強烈虧損13C 的DOC[51]。在無甲烷泄漏區(qū)，沉積物孔隙水中的溶解有機碳（DOC）主要來源于有機質降解，并保留顆粒有機質的碳同位素組成，而在泥火山或其他甲烷泄漏區(qū)，強烈負偏的δ13C 和古老的14C 年齡則指示沉積物孔隙水或底層海水中的DOC 部分來源于泄漏的甲烷。另外，若孔隙水的DOC濃度與甲烷、DIC 濃度出現(xiàn)顯著的相關關系，而不與沉積物POC 含量對應，也表明DOC 主要來源于甲烷相關的過程，而不是有機質降解[50]。Hung 等對南海北部泥火山沉積物孔隙水中的DOC 含量開展研究，獲得DOC 濃度為約1 mM，高于底層海水濃度，是海水的 DOC 弱源，其輸出通量為 28 μmol·m-2·d-1（即 0.01 mol·m-2·a-1）[51]。

圖3 哥斯達黎加岸外冷泉區(qū)5 個沉積柱站位的甲烷釋放速率和轉化速率[45]a. 孔隙水對流速率，b. 沉積物―水界面甲烷泄漏通量，c. AOM 速率，d. 碳酸鹽巖沉淀速率圖。Fig.3 The methane migration and consumption rates at five gravity core sites in cold seep area offshore Costa Rica[45]a. pore water advection rates, b. methane fluxes at sediment-water interface, c. AOM rates, d. carbonate precipitation rates.

2.3 碳酸鹽礦物沉淀作用

3 海底泥火山對碳循環(huán)和氣候變化的影響

在整個地球氣候系統(tǒng)中，海洋主要通過海洋物理泵、生物泵和碳酸鹽泵3 種機制將碳從海表向深海輸送（其中生物泵和碳酸鹽泵如圖4 中藍色箭頭部分），從而調節(jié)大氣中二氧化碳含量，以影響全球氣候變化。自工業(yè)革命以來，人類生產排放的二氧化碳大約有41%被海洋吸收，可見，海洋在緩解大氣二氧化碳濃度升高和氣候變暖方面起了重大作用[60]。

圖4 海洋碳循環(huán)及海底冷泉活動對海洋碳循環(huán)的影響示意圖方括號內的數字表示碳庫量，單位為Pg C，箭頭旁邊不帶括號的數字表示年度通量，單位為Pg C·a-1。參考文獻 a-[67-68]; b-[64]; c-[60]; d-[22]; e-[69]。Fig.4 schematic diagram of marine carbon cycle and the impact of sedimentary methane emissions on marine carbon cycle the number in square brackets represents the carbon pool in Pg C, and the number without brackets next to the arrow represents annual flux in Pg C·a-1. References a-[67-68]; b-[64]; c-[60]; d-[22]; e-[69].

整體而言，包括泥火山在內的巖石圈碳排放過程對海洋碳循環(huán)的影響是自下而上的，如圖4 中紅色箭頭所示。海底巖石圈的碳排放主要來源于熱液活動、冷泉活動和泥火山。其中，熱液活動主要位于深海洋中脊和主動大陸邊緣的弧后裂谷，與地幔來源的火山活動密切相關，其地理分布、溢出流體的組成和溫度均與后兩者具有顯著區(qū)別。海底冷泉活動和泥火山均主要位于大陸邊緣，與這些地區(qū)的富含有機質的沉積物快速沉積有關。海底泥火山與狹義的冷泉活動的主要區(qū)別包括：泥火山的物質及伴生的天然氣主要來源于深部的巨厚泥質層，其噴出的物質包括泥、液體和氣體，而冷泉只出現(xiàn)液態(tài)或氣態(tài)的流體泄漏，冷泉流體主要來源于較淺部的水合物分解或有機質降解；在地形上，泥火山呈現(xiàn)泥質沉積物堆積形成的錐狀突起，但冷泉由于加劇海底侵蝕作用而形成“海底麻坑”或由于碳酸鹽巖和生物群落聚集而形成海底微凸起。然而，在評估對海水碳輸入影響時，海底冷泉與泥火山之間的界定往往出現(xiàn)困難。究其原因，首先是二者排放的氣體均主要為甲烷，并在淺層沉積物中引發(fā)相似的生物地球化學轉化過程，盡管泥火山排出的甲烷主要為熱裂解成因（占76%），其余為混合成因（20%）和少量生物成因（4%）[17]，而冷泉中則含有較高比例的生物成因甲烷。其次，在一些地區(qū)出現(xiàn)海底泥火山與正常冷泉活動共存的現(xiàn)象，如地中海[61]、加的斯灣[62]、南海臺西南盆地[63]和中建南盆地[20]等，而且對發(fā)育在泥底辟頂部的流體泄漏也難以歸類。目前的精細探測技術（如海底影像、高精度地貌、地震探測技術等）還沒有廣泛覆蓋，僅能追溯到小部分甲烷泄漏點的地下構造。有學者也將與泥火山伴隨發(fā)生的氣-液排放視為一種具有來源深、強度大特征的冷泉[47-48,64-66]。因此，泥火山與冷泉的關系猶如海底火山與熱液活動間的關系，既有一定區(qū)別又有較密切的聯(lián)系。

鑒于在狹義上，海底泥火山與冷泉形成的地質條件、成因機理和排放產物的不同，它們對海洋碳循環(huán)亦可能存在差異，但目前還難以完全區(qū)分二者對海洋碳循環(huán)的影響。以下總結了冷泉和泥火山活動對海洋碳循環(huán)的可能影響：

首先，泥火山的甲烷泄漏同冷泉活動、熱液活動及真光層內的生物活動一起，共同構成了海水甲烷的4 個來源。

Milkov 等和Wallmann 等系統(tǒng)估算了海底泥火山向全球海洋輸入碳的通量。二者均設定全球深水區(qū)泥火山的總數為5 000 座，但獲得的結果相距甚遠[11,70]。Milkov 等認為海底泥火山是海水重要的碳源，其研究首先假設海底泥火山與陸地泥火山具有一樣的平均甲烷排放量，則獲得噴發(fā)期和平靜期的海底泥火山每年分別向海水輸送14 和13 Tg的甲烷[70]。很顯然，Milkov 等沒有考慮到海洋沉積物的碳截留作用，因此，該數據相當于深部沉積物向淺表層沉積物輸入的甲烷量，代表海底泥火山向海水釋放甲烷和DIC 總量的上限。而Wallmann等通過沉積物孔隙水化學剖面的數值建模，獲得平靜期海底泥火山通過孔隙水對流向海水排放甲烷的總量為0.16 Tg，比前者的估算值小兩個數量級，但仍比全球海底熱液噴口釋放的甲烷量多兩倍，可能是深層水重要的甲烷來源[11]。然而需要指出的是，Wallmann 等僅統(tǒng)計了10 座海底泥火山的具體數據，其代表性存疑。另外，該研究不僅沒有對噴發(fā)期的甲烷排放量進行估算，也不涉及平靜期以游離態(tài)和分子擴散為主導的甲烷排放，以及AOM 生成的大量DIC，因此，可能低估了泥火山的碳排放總量。此外，對海底泥火山數量的模糊估算也會導致其碳排放總量估算的不確定。Milkov 利用泥火山的分布和密度進行了估算，獲得了深水泥火山的數量為 1 000～100 000 座[71]，但數量跨度達兩個數量級；而近期海洋調查發(fā)現(xiàn)，海底泥火山的數量可能大大超過原來的預期[12]。

以Milkov 等的數據為參照，全球陸坡和深水盆地沉積物通過泥火山向上釋放的深部來源的甲烷通量達 0.02 Pg C·a-1（即 14 Tg+13 Tg 的甲烷），約等于陸坡沉積物向淺表層沉積物輸入甲烷通量（＞0.06 Pg C·a-1）的 1/3，表明泥火山是海洋淺表層沉積物重要的甲烷來源（圖4）。在海底界面，冷泉和泥火山總共向海水輸入的甲烷通量約為 0.02 Pg C·a-1，相當于當今有機碳埋藏速率（＞0.1 Pg C·a-1）的20%[64,67]。與熱液和冷泉活動一樣，泥火山的甲烷泄漏通常引起其周圍海水中甲烷濃度的急劇上升，與主要位于河口和陸架真光層的生物活動產生的甲烷濃度升高相區(qū)別。海水中泥火山來源的甲烷濃度可高達幾千nM，是背景海水的幾千倍（圖5b）[30]。同時，在浮力作用下，氣態(tài)甲烷在水柱中的上升高度很多時候相當可觀，如黑海泥火山泄漏的氣泡羽流上升高度達 1 300 m[72]。此外，在水合物穩(wěn)定帶內，泥火山釋放的甲烷氣泡往往具有水合物外殼的保護，有效減緩了甲烷氣泡的溶解過程，從而影響到更接近海表的水體（圖5a）[30]。這些甲烷在海水中容易發(fā)生耗氧氧化作用，可能引發(fā)海水缺氧。不但如此，淺水區(qū)泥火山釋放的甲烷還可能直接到達大氣，但相對濕地和土壤等大氣甲烷來源，現(xiàn)代海底泥火山總體上對大氣層甲烷的影響較小。

其次，泥火山是底部海水溶解無機碳的重要來源，這種來源包括來自沉積物有機質降解產生的CO2，淺層沉積物中AOM 產生的以及近底層沉積物和海水中甲烷有氧氧化產生的CO2。事實上，大部分海底泥火山釋放的甲烷在海洋混合層以下就已經被轉化為溶解無機碳，從而參與到海洋的碳循環(huán)中來。例如，Zhang 等調查了沖繩海槽海水中的碳同位素，發(fā)現(xiàn)海槽內的沉積物甲烷泄漏對區(qū)域海水中DIC 輸入的貢獻可能高達14.3%[73]。然而，對于自生碳酸鹽巖沉淀對DIC 釋放的截留作用，還沒有針對海底泥火山的評估，而全球范圍內對冷泉的評估也非常有限，且獲得的成果也相差甚大。Wallmann 等基于鄂霍次克海的沉積物研究，估算全球由AOM 引發(fā)的海底碳酸鹽巖沉淀和埋藏速率為（1.7～6.7）×1012mol·a-1（即 0.02～0.09 Pg C·a-1），占沉積物中產甲烷作用總量（0.06～0.14 Pg C·a-1）的1/3～2/3[74]。Karaca 等基于對哥斯達黎加邊緣的冷泉區(qū)進行的孔隙水化學分析，最終估算全球海底冷泉區(qū)的碳酸鹽巖沉 積 速 率 僅 為 2.2×1010mol·a-1（即 0.26 Tg C·a-1）[45]，比 Wallmann 等的結果小兩個數量級。鑒于對碳酸鹽沉淀速率了解的不足，這里假設深部沉積物向上運移來的甲烷均在淺部沉積物或海水中全部轉化為DIC，且沒有發(fā)生碳酸鹽礦物沉淀，則陸坡區(qū)的冷泉和泥火山總共向海水輸入的 DIC 通量為＞0.06 Pg C·a-1，是當今有機碳埋藏速率（＞0.1 Pg C·a-1）的 60%，是大氣向海洋輸入（凈輸入通量為 0.4 Pg C·a-1）的 15%（圖 4）[64,67]。

圖5 H?kon Mosby 泥火山上覆海水中的氣態(tài)和溶解態(tài)甲烷分布[30]a. 甲烷氣泡羽流的聲學反射圖像，b. 高甲烷濃度異常。Fig.5 The distribution of gaseous and dissolved methane in the seawater above the H?Kon Mosby Mud Volcano[30]a. acoustic backscatter image of methane bubble plume, b. high methane concentration in the seawater.

以上數據均表明，有機碳埋藏并不能簡單地被當作海洋的最終碳匯，而是在埋藏過程中逐漸被分解或轉化為可揮發(fā)碳，并通過冷泉或泥火山等地質體重新返回到海洋碳循環(huán)系統(tǒng)中。這些深部來源的碳不僅可能在海水混合與環(huán)流作用下（如上升流）被帶到海表，從而直接參與海-氣物質交換，而且可能促進海洋酸化，從而通過改變海洋生態(tài)環(huán)境而間接影響海洋吸收大氣二氧化碳的能力，進而改變全球的氣候環(huán)境。盡管如此，這些額外輸入到深層海水中的甲烷和溶解無機碳在海洋碳循環(huán)中的作用尚未獲得廣泛關注。值得一提的是，由于海水層狀結構的緩沖，海底泥火山對大氣碳循環(huán)的影響相對較小，且對海洋化學循環(huán)和氣候變化的影響可能會有千年尺度的延遲，但對全球環(huán)境影響的持續(xù)時間更長，影響也更深刻[68]。因此，迫切需要對更多泥火山開展甲烷遷移與轉化的時空變化規(guī)律研究，以更好地約束其碳排放總量。

4 結論與展望

（1）泥火山的碳排放強度隨其發(fā)育尺寸的增大而增強，且主要發(fā)生在噴發(fā)期和平靜期，并隨泥火山消亡而停止；

（2）就單個泥火山而言，通常從中心到邊緣甲烷泄漏的強度逐漸降低，而甲烷的轉化強度（即主要在AOM 和碳酸鹽沉淀作用下，沉積物對碳排放的攔截作用）在泥火山翼部最強，而在泥火山中心和邊緣較低；

（3）全球陸坡和深水盆地沉積物通過泥火山向上釋放的深部來源的甲烷通量達 0.02 Pg C·a-1，約等于陸坡沉積物向淺表層沉積物輸入甲烷通量（＞0.06 Pg C·a-1）的 1/3。全球陸坡區(qū)，通過冷泉或泥火山系統(tǒng)進入淺表層沉積物的甲烷約有1/3（約0.02 Pg C·a-1）直接被排放進入海洋水體，連同甲烷氧化產生的DIC，可能引發(fā)深層水缺氧、海水酸化和影響海洋-大氣的碳交換通量，從而在千年尺度上甚至更短時間內影響到海洋吸收大氣二氧化碳的能力，進而影響全球的氣候環(huán)境。

然而，迄今還很難評估全球范圍內海底泥火山對海水碳輸入的影響，這是由于目前尚不能精確統(tǒng)計全球海底泥火山的總數及其發(fā)育規(guī)模，且對泥火山的噴發(fā)周期的了解還存在不足，更難以估算強烈噴發(fā)期的碳排放強度。此外，僅對少數幾個海底泥火山開展了針對甲烷遷移與轉化的精細調查，其調查結果尚不能代表不同沉積、構造和水文背景下不同活躍程度和發(fā)育規(guī)模的泥火山。

因此，我們建議在今后的研究中，重點關注以下幾個問題：

（1）在廣泛的海底地形地貌、地層探測基礎上，研究地質環(huán)境對泥火山空間分布的控制作用，以更好地估算泥火山數量，并進一步優(yōu)化泥火山的分類方法。

（2）發(fā)展海底原位觀測技術和更精確的地球化學分析方法，研究泥火山噴發(fā)的觸發(fā)機制，進一步約束不同類型泥火山的噴發(fā)周期。可結合陸地泥火山的研究成果，調查同等規(guī)模海底泥火山在強烈噴發(fā)期排放的碳總量?？梢灶A期，技術和理論上的完美結合將會促進冷泉和泥火山等系統(tǒng)碳循環(huán)的精確評估[27]。

（3）對典型海底泥火山開展甲烷遷移與轉化的精細調查，研究代表性泥火山碳排放通量及其時空變化規(guī)律，同時準確評估AOM 和碳酸鹽沉淀對泥火山碳排放的攔截作用。

（4）在上述工作的基礎上，自下而上綜合評價海底泥火山碳排放對海洋碳循環(huán)的影響，進一步完善與海底各種流體釋放有關的海洋碳循環(huán)模式。