冷泉渗漏

　　来自海底沉积界面之下的低温流体以喷涌和渗漏方式注入盆地，并产生系列的物理、化学及生物作用，这种作用及其产物称为冷泉渗漏。冷泉渗漏过程中形成的碳酸盐岩被称作冷泉碳酸盐岩，是海底冷泉体系的主要沉积物，具有典型的沉积学和地球化学特征，因此，它忠实地记录了过去冷泉渗漏信息。冷泉碳酸盐岩的形成受甲烷通量、流体流动速率、沉积速率以及生物扰动和灌洗作用等因素的影响，是海底渗漏流体中高浓度甲烷的指示标志。

　　释义

　　来自海底沉积界面之下的低温流体以喷涌和渗漏方式注入盆地，并产生系列的物理、化学及生物作用，这种作用及其产物称为冷泉渗漏。冷泉是一个全球广泛分布的自然现象，在大陆边缘海底约4000m以内均有发现，主要发育在活动和被动大陆边缘斜坡。冷泉渗漏流体成分以水、碳氢化合物、硫化氢、细粒沉积物为主，碳氢化合物包括甲烷和石油重烃类化合物。流体可能来自下部地层长期存在的油气系统，伴随构造活动向上运移，也可能与海底气体水合物的分解有关，分解释放的烃类（主要为CH4）可成为冷泉渗漏流体的一部分。冷泉流体温度与海水相近，根据流体流入盆地的速度的不同，将其分为快速冷泉和慢速冷泉。快速冷泉常产自泥火山，流体为富甲烷的流体携带大量细粒沉积物；慢速冷泉流体富油或气，在空间上快速和慢速冷泉常过渡伴生。冷泉在海底沿构造带和高渗透地层呈线性群产出，有的冷泉围绕泥火山或底辟顶部集中分布，呈圆形或不规则状冷泉群出现，在海底地形低凹处和峡谷转向处也有呈孤立形式产出。1

　　冷泉沉积

　　冷泉渗漏过程中常伴随泥火山、底辟、排溢孔、袋型洼地、凹坑的形成，冷泉生物群落的生长和冷泉沉积作用的发生。冷泉作用一般可分为早－中－晚3个阶段，早期为泥火山等发育阶段，渗漏速度较快，渗漏通量较低，水合物沉淀于稳定带底部。中期渗漏通量较大，为水合物、化能自养生物生长演化阶段。在冷泉作用晚期，当渗漏速度降低至海底附近不能形成水合物的速度时，海底渗漏面积仅仅局限于几个分散的小区域内，冷泉进入沉积物发育阶段（慢速发育阶段）。冷泉渗漏在海底之下一定深度处形成水合物，在海底或近海底主要沉积碳酸盐岩以及少量的硫化物、硫酸盐、黏土矿物和自生石英等。甲烷水合物是直接由冷泉流体中的轻烃类气体与水在沉积物孔隙中结晶形成。硫化物主要以草莓状黄铁矿（FeS2）的形式沉淀，单个草莓状集合体通常由微米级的黄铁矿小球构成。

　　冷泉碳酸盐岩

　　冷泉渗漏过程中形成的碳酸盐岩被称作冷泉碳酸盐岩，是海底冷泉体系的主要沉积物，具有典型的沉积学和地球化学特征，因此，它忠实地记录了过去冷泉渗漏信息。冷泉碳酸盐岩的形成受甲烷通量、流体流动速率、沉积速率以及生物扰动和灌洗作用等因素的影响，是海底渗漏流体中高浓度甲烷的指示标志。

　　冷泉碳酸盐岩的形成机理

　　当冷泉流体运移到缺氧环境富含SO42－带时，在微生物作用下，硫酸盐作为氧化剂与沉积物中的有机质发生反应，该过程称为硫酸盐还原作用（简称BSR）；在甲烷氧化古细菌和硫酸盐还原细菌的共同作用（AOM）下，甲烷和硫酸盐按照1∶1的摩尔比例被消耗，该过程将产生HS－和HCO3－，从而导致周围环境碱度增高，HCO3－和孔隙水中的Ca2+、Mg2+等阳离子结合，当其过饱和时形成碳酸盐矿物沉淀下来。

　　冷泉碳酸盐岩的形态特征

　　研究发现，古代或现代冷泉碳酸盐岩主要以微生物礁、泥晶丘、结核、硬底、烟囱、胶结物和小脉等形式产出。根据冷泉渗漏强度或碳酸盐岩的形态特征可将冷泉碳酸盐岩分为两大类：一类是化学礁灰岩，其分布与构造作用控制的断裂有关，主要是海底深部的流体沿着通道和（或）构造裂隙向海底喷溢，形成巨大的碳酸盐岩建造。化学礁在墨西哥湾、俄勒冈大陆边缘、阿留申边缘海和哥斯达尼加边缘海均有发现。2004年在我国东沙群岛东北部海域发现的“九龙甲烷礁”以及2005年在西沙海槽水合物异常区外发现的“明珠甲烷礁”亦属于此类碳酸盐岩。另一类是与渗漏有关的碳酸盐岩，形成此类碳酸盐岩的冷泉流体通量和流速较小，常呈小型的块状、板状、管状、烟囱状等。

　　冷泉碳酸盐岩的矿物成分和结构构造

　　冷泉碳酸盐岩的矿物成分主要为泥微晶方解石、白云石和文石。冷泉环境下形成的白云岩通常具有不规则的空心核，呈球状和哑铃状，与孔隙水的化学成分有关。在正常海水中，白云岩不易沉淀，但是当存在强烈的去除孔隙水中硫酸盐的微生物活动时，白云岩就可以发生沉淀。大多数古代或者现代冷泉碳酸盐岩是均质的，但也存在一些特殊的沉积组构，如平顶晶洞、管道、凝块、微生物席、溶蚀面、叠层石、草莓状黄铁矿、黄铁矿环带结核、多期胶结物（如放射状或葡萄状方解石、亮晶方解石）等。冷泉碳酸盐岩常发育丰富的空洞和裂隙，具有被碳酸盐胶结物及同生沉积所充填的平顶晶洞构造，它们常常是由化能合成作用形成的微生物、甲烷气体、流体的扰动、破裂及角砾化等作用所形成。凝块构造中的团块常由泥微晶碳酸盐矿物或者有机质团块构成，其间为结晶较好的方解石充填，与微生物新陈代谢沉淀碳酸盐矿物过程中化学环境的小尺度变化有关。2

　　冷泉渗漏的环境效应水合物分解冷泉渗漏与温室气候的关系

　　现代海底赋存的水合物分布范围约4　000万km2，占海洋总面积的10%，水合物中甲烷体积分数占80%～99．9%，1m3水合物分解将释放约164m3的甲烷，而水合物对赋存环境的变化异常敏感，地壳抬升－侵蚀、海平面变化或海洋底层水温度变化等常常致使水合物分解，因此，海底气体水合物分解冷泉渗漏可能是引起自然界中甲烷浓度升高的重要原因。研究表明，甲烷的温室效应是二氧化碳的25倍左右，当今大气中的甲烷使全球表面温度比没有甲烷存在时升高1．3K。当海底气体水合物分解甲烷渗漏时，甲烷或其氧化产生的CO2进入大气圈会造成异常高的CO2分压并产生强烈的温室效应，引起全球气候变暖，同时，水合物分解产生的大量甲烷作为一种生物化学燃料，在海水中产生巨大的热量，可能导致海洋中、底层水温升高。

　　古新世－始新世极热气候被解释为海底水合物大规模分解释放巨量的甲烷所导致，在第四纪末次冰期结束时期的全球气候变化也常常与气体水合物的分解密切相关。白垩纪中期，全球表面的平均温度比现在高3～10℃，如果没有极端温室效应的话，特别是高纬度地区，气温很难有如此急剧的升高。同时，温室气候的早期（OAE1a启动时期）海底也发生了水合物的分解。因此，水合物分解引起的甲烷渗漏可能是白垩纪极端温室气候的重要诱导因素。

　　冷泉渗漏与碳循环和大洋缺氧事件的关系

　　1、冷泉渗漏与碳循环的关系

　　冷泉渗漏流体中的甲烷或石油重烃类化合物具有显著较负的碳同位素组成，局部的甲烷渗漏可以导致围岩中的碳酸盐和有机质的碳同位素组成变轻。大面积海底沉积物中气体水合物分解时，渗漏甲烷释放到海洋－大气系统，进而导致地表系统的碳储库贫13C，最终被海相和陆相碳酸盐与有机质记录下来。在地质历史时期，水合物的分解常常引起全球性碳同位素δ13C的负偏。

　　2、水合物分解冷泉渗漏与大洋缺氧事件（OAE）、生物绝灭事件的关系

　　海底水合物分解释放大量的甲烷到沉积柱、海水和大气圈。甲烷的有氧氧化可导致孔隙水和海水缺氧，甲烷的厌氧氧化可导致海水的硫化。甲烷在海水中停留或氧化的时间大约需要50a，以致甲烷将消耗大量海洋中的氧气并产生大量的CO2。同时，甲烷渗漏引起强烈的温室效应一方面加速陆地化学风化作用和地表水循环，引起海洋营养元素的过剩输入，最终诱导海洋生产力迅速提高，进而引起海洋中有机质的高沉降率，消耗海水中大量的氧气；另一方面，温室效应还会造成海洋和大气圈物质、能量交换缓慢和海水的静滞与分层，很容易造成大洋的整体缺氧。因此，水合物分解导致的冷泉甲烷渗漏是造成海水缺氧不可忽视的因素。巨量的甲烷氧化生成的CO2可使海水酸化，溶解悬浮在海水中的碳酸盐矿物颗粒以及较小的钙质有机物，进而可能导致台地碳酸盐的广泛溶解甚至台地的淹没、碳酸盐补偿深度（CCD）变浅以及海水Ca2+、HCO3－浓度升高。因而，水合物分解以致甲烷渗漏容易引起极端的海洋环境（比如CO2、Ca2+、HCO3－浓度高增加、氧含量降低、温度升高等），最终诱发大洋缺氧事件的发生并导致海洋生物的快速绝灭与更替。

　　二叠纪－三叠纪之交发生的缺氧事件（PTB－OAE）、生物绝灭以及碳酸盐胶结物的大量沉积被认为与海底气体水合物的分解有关。侏罗纪托尔阶早期、白垩纪阿普特早期的大洋缺氧事件（Toarcian－OAE和OAE1a）之前都发生了大规模的气体水合物分解，并且也被认为与缺氧事件的启动有关。

　　本词条内容贡献者为:

　　张勇 - 副教授 - 西南大学资源环境学院