第七章沉积物间隙水地球化学.pdf

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第七章沉积物间隙水地球化学第七章沉积物间隙水地球化学沉积物间隙水化学组分的浓度沉积物间隙水化学组分的浓度深度剖面深度剖面沉积物间隙水化学组分浓度沉积物间隙水化学组分浓度深度剖面的类型深度剖面的类型间隙水在成岩作用中的地球化学意义间隙水在成岩作用中的地球化学意义间隙水（interstitialwaters）：

是指占据岩石和沉积物颗粒孔隙空间的溶液。

指示了与沉积物一道被埋藏的原始液体的性质是基岩与海水进行交换的媒介（物质扩散、迁移和化学反应过程）rhizonsoilmoisturesamplersporewatersamplingfromclosedplasticlinerwithwatersaturatedmarinesedimentbydrilling3.8mmholesandgentlyinsertingrhizonporewatersamplers.samplingwithneedlesand10mLplainvacuumtubes（right）orF-Flueradapter（blue）andstandardsyringethatholdsvacuumbykeepingplungerinplacewithwoodenspacer怎样看孔隙水浓度-深度剖面在这里我们只考虑3个过程：

孔隙水中反应物的消耗从固相向孔隙水的物质释放孔隙水中和沉积物海水界面上溶解物质的扩散几种典型的孔隙水浓度深度剖面没有反应发生物质在沉积物上层被消耗物质在沉积物中一个特定的层位被消耗物质在沉积物上层被释放到孔隙水中物质在沉积物中一个特定的层位被释放到孔隙水中？

在层2释放，在层1、3被消耗规律性浓度梯度的存在反映物质的扩散过程反应发生在浓度梯度发生变化的地方凹的剖面反映孔隙水中物质在此消耗凸的剖面反映物质被释放到孔隙水中注意：

如果两个相反的反应发生在同一深度时，会怎么样？

第一节沉积物间隙水化学组分的浓度-深度剖面沉积物间隙水化学组成在深度上的变化，与以下几个因素有关：

初始流体特征与沉积物的反应与基岩的反应传输过程的本质沉积物-海水界面反应SteadyStateandNon-SteadyStateSituations在沉积物上的底层海水浓度是永久不变的，与沉积物中的消耗量相比，它是一个无限的储层。

所以在沉积物表层与反应层之间存在着一个持续的浓度梯度。

因此各处扩散量一样。

稳定状态影响稳定状态的因素：

反应速率的变化海底浓度的变化反应层和沉积物表层之间空间尺度和特性的变化在未扰动的情况下经历足够长的时间任何变化不稳定状态（与时间t相关）造成稳定状态（新的）注意：

严格来说自然界没有真正的稳定状态（宏观尺度上），在研究时间和一定系统内是稳定的。

在沉积物表层下几米的孔隙水浓度在今天、下个月、下一年，以至10年后都可以被测量。

在合理的精确度范围内，我们测得的值将一样，并且说明系统是稳定的。

但在沉积物表层孔隙水将呈现可观的季节性周期变化，成为典型的不稳定系统。

（例如藻类繁盛时期的沉积）2小时后扩散达到1cm深，48小时后扩散达到3-4cm深。

如果底层海水的浓度一直保持“9”，那么这个浓度将渗透到无限大的深度。

对于不稳定系统，初步的可计算模型模型1几年后这个摆动状态的结果显示，对孔隙水浓度的影响只达到0.2m深。

在这个模型中，上述的半年变化将影响到0.22m-0.35m深处。

在0.4m以下只有一个浓度为5.5的稳定系统存在。

模型2这是一个非常极端的情况，每半年的浓度改变完全是命令式的；没有考虑短期的中间浓度。

自然界周期性的浓度变化常常是只有微小的浓度差别，并且拥有短期的中间浓度。

所以会减小自然界不稳定状态的深度。

J扩散量D0扩散系数（与温度和物质属性有关）适用于无限稀释溶液负号表示扩散方向与浓度梯度方向相反，为从高向低扩散。

浓度梯度自由溶液服从Fick第一定律：

通量的计算通量的计算海水中各种温度下离子、气体、复杂化合物的扩散系数由于受到孔隙空间的限制，孔隙水中的通量计算和自由溶液中不同。

Imboden（1975）和McDuff、Gieskes（1976）提出了在较古老远洋沉积中，间隙水的化学组分通量为：

bbcJPDPuczJb物质通量P孔隙率Db元素在总体沉积物中（沉积物固体和间隙水）的扩散系数。

c间隙水中元素的浓度Z沉积物深度u垂直于沉积物-水介面的间隙水平流速度。

bbcJPDPucz总体沉积物中的扩散作用通过间隙水的垂直平流搬运而间隙水溶质的质量平衡可表示为：

bPc（J）RtzR化学反应项，其结果表现为化学组分的受溶解或被沉淀。

间隙水密度和固体密度在给定深度上不变，在稳定状态下，经过推导得：

bcc（PD）PuR0zzz扩散项平流项化学反应项称之为沉积物间隙水化学组分的扩散-平流-化学反应数学表达式。

适用于近千万年来条件稳定（如温度梯度、沉积速率保持一定）、沉积物堆积速率小于2cm/103a的远洋沉积物。

孔隙介质是指流体运动的环境可近似地假设为一种被溶液饱和的多孔隙介质。

它们具有一定的孔隙度和渗透率，流体通过岩石中的孔隙或微裂隙发生渗流。

孔隙度：

多孔介质中，其空隙与总体积的比值，以小数或百分数表示。

在理论上孔隙度与颗粒大小无关，而与颗粒的排列方式有关。

（砂子的孔隙度为37-50%；砂岩的孔隙度为0-30%；土壤的孔隙度为43-54%；灰岩和白云岩的孔隙度为4-10%；一般沉积物的孔隙度为5-25%）补充孔隙度、渗透率：

KAQLQ流动的速率（cm3/s）压力梯度A横截面积流体粘度L长度K渗透率渗透率随孔隙度的增大而增大，也随颗粒大小的增大而增大。

渗透率：

是孔隙介质中流体运动的另一个重要参数，定义为流体在孔隙介质中流动时层流：

流态不变的定常流动湍流：

边界条件仍然稳定不变，但其流型却会瞬息变化，只要遭受极轻微的扰动就会形成涡流。

界线以雷诺数表示雷诺数：

一种可用来表征流体流动情况的无量纲数Re=vL/，、为流体密度和动力粘度，v、L为流场的特征速度和特征长度。

达西定律：

表示液体在层流状况下，在多孔介质中单位流量与水力梯度的比例关系。

反映水在岩土孔隙中渗流规律的实验定律。

Q=KFh/L式中Q为单位时间渗流量，F为过水断面，h为总水头损失，L为渗流路径长度，I=h/L为水力坡度，K为渗透系数。

表明：

水在单位时间内通过多孔介质的渗流量与渗流路径长度成反比，与过水断面面积和总水头损失成正比。

达西型流：

当流体的流速较慢时，流体的运动服从达西定律，此时流体渗流速度与压力梯度成线性关系。

非达西型流：

所有偏离上述线性关系的流动。

引起非线性的非达西流的原因：

高速渗流分子效应离子效应流体本身的非牛顿态势间隙水中物质的扩散迁移性质的研究。

元素在沉积物-间隙水体系中的扩散系数和沉积物的建造因子有关。

R沉湿沉积物电阻率。

R间间隙水电阻率。

F=R沉/R间F建造因子，是沉积物“石化”程度的度量，F越大沉积物石化越强。

扩散系数的计算：

据电阻率与电导率的反比关系和电导率与扩散率的相似性质得：

F=R沉/R间=D0/PDbD0间隙水中的扩散系数。

Db湿沉积物中的扩散系数。

P孔隙率。

一般F1PDbMn（IV）NO3-Fe（III）SO42-有机质被分子氧（O2）的氧化作用。

可从间隙水中溶解氧浓度的下降中表现出来。

据测量，这种氧化作用主要发生于沉积物-水界面附近。

以NO3-、NO2-和其他金属氧化物为氧化剂的有机质缺氧氧化作用。

在分子氧被耗尽以后，硝酸根和亚硝酸根可作为氧的给予体，使有机质分解，而自身还原为分子氮或氮的氢化物。

当硝酸根和亚硝酸根被耗尽后，MnO2和Fe2O3在微生物媒介反应中可参与氧化反应，自身被还原，进入间隙水。

以SO42-作为氧的给予体的有机质缺氧氧化作用。

由于硫酸根的还原可导致随后一系列化学反应的发生。

在没有SO42-情况下的发酵和甲烷的产生。

当SO42-被耗尽，在更还原的环境下，通过发酵，继续发生了碳水化合物、蛋白质和脂肪酸等有机质的破坏。

对甲烷的产生过程还了解不够，但都认为严格要求缺氧条件和很好的缓冲系统，固体碳酸钙可作为缓冲剂。

甲烷的其他产生途径：

细菌利用二氧化碳和氢以获得能量的作用，称为“缺氧呼吸”。

有机质经缺氧腐解可产生NH3。

再通过下述反应导致间隙水碱度和HCO3-浓度的增加。

有机质的缺氧腐解加利福尼亚湾口NH4+可置换粘土矿物中的Mg2+、K+和Rb+等使之进入孔隙水在蒸发岩带的沉积物间隙水如果沉积物下伏有蒸发岩（如红海、地中海、墨西哥湾等），则间隙水中Cl浓度有很大提高。

地中海巴利阿里海盆海底热液活动对沉积物间隙水的影响在离开活动洋脊相当远的地区仍可有海水通过玄武岩的循环存在，特别是沉积盖层比较薄时。

在火山活动和热流异常区，热液活动及其在玄武岩和沉积物中的对流循环对间隙水有很明显的影响。

加利福尼亚湾热液变质作用本章结束，谢谢！

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