分析程序

孔隙水分析

在使用甲基紅和甲基烯藍(lán)指示劑以及電子滴定管（876 Dosmat plus，Metrohm）采樣后，立即用0.01 M HCl滴定醇溶液（默克）滴定每個孔隙水樣品的50μL子樣品，以測定總堿度（TA、Ivanenkov和Lyakhin 1978）。使用經(jīng)認(rèn)證的海水標(biāo)準(zhǔn)IAPSO進(jìn)行校準(zhǔn)。

采用高效液相色譜法（HPLC）（Compact IC 761，Cl–，SO42–，電導(dǎo)檢測器；Br–230 nm紫外/可見檢測器lambda 1010）測定氯化物、溴化物和硫酸鹽的濃度（樣品體積300μL）。將樣品稀釋1:100，并分析IAPSO作為對照。

僅在實驗結(jié)束時測量了孔隙水中的銨、硝酸鹽和總硫化物。根據(jù)格拉斯霍夫等人（1983）的標(biāo)準(zhǔn)程序，對銨和硝酸鹽樣品（各1000μL）進(jìn)行測量?？偭蚧飿悠罚?00μL）采用Cline（1969）的甲基藍(lán)光度法進(jìn)行分析。

使用無頂空硼硅酸鹽注射器（5 mL）從流入和流出的甲烷分析介質(zhì)樣品（微傳感器測量和孔隙水取樣之間共6次；129 d后取樣失?。?。在取樣瓶的頂空中測定甲烷。因此，將2 cm3樣品快速轉(zhuǎn)移到10 mL玻璃瓶中，用5 cm3 NaOH（2.5%w/v）填充，并用丁基橡膠塞和鋁卷曲立即閉合。使用填充柱（Haye SepT，6 ft，3.1 mm內(nèi)徑，100/120目，重新檢測，載氣：He 20 mL min–1，燃燒氣體：合成空氣240 mL min–1，H2 20 mL min–1）通過氣相色譜法（Hewlett-Packard Series II）分析甲烷。根據(jù)流體流量交換前（303天）和后（360天）的流入和流出甲烷濃度之間的差異計算AOM率。對于流出，甲烷濃度乘以上覆水柱中海水介質(zhì)的稀釋系數(shù)（對于低流速和高流速，分別為41和5）。對于流入，使用滲流介質(zhì)的甲烷濃度。然后，將兩種甲烷濃度之差除以流體通過孵育室所需的平均時間（對于低流體流量和高流體流量，分別為1044天和104天）和巖心的橫截面積（28.3 cm2）。通過將流出甲烷濃度乘以稀釋系數(shù)（見上文）和流體流量（11.2 cm a–1和112.1 cm a–1），計算出巖心的甲烷流出量。甲烷周轉(zhuǎn)率和甲烷通量轉(zhuǎn)換為mmol m–2 d–1。

沉積物參數(shù)

巖芯切片后，立即每厘米取一次沉積物甲烷樣品，使用截留的3 mL PE注射器對2 cm3沉積物進(jìn)行二次取樣，并將沉積物轉(zhuǎn)移到10 mL頂部空間玻璃瓶（見上文）中，玻璃瓶中填充有5 mL 2.5%w/v NaOH。樣品通過氣相色譜法進(jìn)行分析（見上文）。對每體積沉積物的濃度進(jìn)行孔隙度校正，以獲得每體積孔隙水的甲烷濃度，并與流入和流出濃度值進(jìn)行比較。

為了測定孔隙率，在小瓶中稱量約2 cm3的沉積物（預(yù)稱重），冷凍干燥，然后重新稱重。使用重量差計算孔隙度，并假設(shè)干分?jǐn)?shù)的密度為2.5 g cm–3。

使用CARLO ERBA元素分析儀NA 1500分析孔隙度樣品（凍干）的小子樣品（約20μg）中的總C、總N和總S。根據(jù)酸化（添加0.25 mmol L–1 HCl）和非酸化樣品之間的C含量差異確定TOC。所有測量均重復(fù)進(jìn)行。

放射性示蹤物測量

為了測定硫酸鹽還原率和AOM速率，在從主巖芯二次取樣的兩個聚碳酸酯子巖芯中，我們使用radiotrac-ers的全巖芯注入法（J?rgensen 1978）。對于AOM測定，將溶解于缺氧無菌水中的15μL 14CH4（2 kBq，比活性2.28 GBq mmol–1）和溶解于無菌水中的6μL 35SO42（250 kBq，比活性37 TBq mmol–1）分別以1 cm的間隔注入每個芯樣。子核在10℃的黑暗中培養(yǎng)24小時。孵育后，分1厘米的步驟將子核切片。通過將沉淀物轉(zhuǎn)移至20 mL 2.5%NaOH（40 mL玻璃瓶，橡膠塞）中進(jìn)行AOM，并轉(zhuǎn)移至20%ZnAc（50 mL塑料離心管）中進(jìn)行硫酸鹽還原，終止培養(yǎng)，并劇烈搖晃。根據(jù)Treude et al.（2005）（氣體色譜、14CH4燃燒和計算）和Joye et al.（2004）（14CO2捕集）分析AOM樣品。在Kallmeyer等人（2004）的冷鉻蒸餾之后，對硫酸鹽還原樣品進(jìn)行了分析。在添加示蹤劑之前，首先將對照樣品（分別為AOM和硫酸鹽還原的5個和3個重復(fù)）轉(zhuǎn)移到終止瓶中。

現(xiàn)場采樣（Eckernf?rde Bay）

在SLOT系統(tǒng)的第一次測試中，我們使用了?？硕?費爾德灣（德國波羅的海；北緯54°31'，東經(jīng)10°02'的Boknis Eck時間序列站的含氣沉積物；有關(guān)詳細(xì)信息，請參閱Bange et al.2010）。該地區(qū)的沉積物（28 m水深）具有高有機碳含量（5-6%，Whiticar 2002）和6 mm y–1的平均沉積物累積率的特點（Nittrouer et al.1998）。有機碳主要是在浮游生物大量繁殖期間產(chǎn)生的（Bange et al.2010）。由于甲烷產(chǎn)量高，沉積物在硫酸鹽-甲烷過渡帶（約>40 cm）下方含氣。產(chǎn)生的游離甲烷氣體會形成一個聲學(xué)混濁層（Ander-son et al.1998；Jackson et al.1998；Richardson and Davis 1998），并導(dǎo)致氣泡釋放到水柱中（Abegg and Anderson 1997；Boudreau et al.2001）。據(jù)描述，AOM出現(xiàn)在沉積物頂部30 cm處（Treude et al.2005）。

2010年8月23日，我們在與RC“Littorina”一日游期間，使用小型多芯（K.U.M.）對Boknis Eck的表層沉積物進(jìn)行了采樣。通過將一個槽襯（內(nèi)徑6.1 cm，外徑7 cm，總長度30 cm，回收沉積物芯的長度20 cm）推入每個多芯巖芯，在10°C冷卻室內(nèi)對兩個多芯巖芯（芯襯長度62 cm，芯長32 cm，內(nèi)徑10 cm）進(jìn)行二次取樣。用于封閉底部巖心的玻璃纖維過濾器和蓋子應(yīng)用于水下（人工海水；鹽度22 psu，水族館鹽，熱帶海洋）。槽芯最終在外部干燥，蓋和芯之間的連接用無殘留物的硅膠密封。使用注射器將上清液（頂部）和分配器容器（底部）中的氣泡立即替換為缺氧“海水”介質(zhì)，注射器中的針頭穿過硅密封的取樣孔。

實驗裝置

將來自Eckernf?rde灣的兩個狹縫巖心安裝到狹縫系統(tǒng)中，并采用兩種不同的流態(tài)來研究AOM在不同流體和甲烷通量下的響應(yīng)時間和效率。將介質(zhì)的鹽度調(diào)整到采樣點的底部水位（22 psu，Treude et al.2005）。在開始試驗之前，用缺氧的富含硫酸鹽的“海水”介質(zhì)從上到下沖洗巖芯約40天（泵速20μL min–1，流速572 cm y–1，水文停留時間26天），以去除原位孔隙水，并確保在試驗開始時整個巖芯都能充分利用硫酸鹽。在此沖洗階段，底部端口用作流出口。在此階段之后，將缺氧甲烷富集的“滲流”介質(zhì)連接至巖芯底部，并在頂部安裝介質(zhì)流出口。在實驗的主要階段，用滲流介質(zhì)從底部以不同的泵速沖洗兩個巖心：低流速為0.5μL min–1（從現(xiàn)在起縮寫為LFC表示“低流速巖心”），高流速為5μL min–1（從現(xiàn)在起縮寫為HFC表示“高流速巖心”）。使用0.83的平均孔隙度和28.3 cm2的橫截面積，這些泵流量產(chǎn)生的總流量分別為11.2 cm y–1和112.1 cm y–1，處于中高水平的自然滲流條件（Torres et al.2002；Tryon et al.2002；Hensen et al.2004、2007；Linke et al.2005）。我們沒有采用較低的流速，因為在沉積物內(nèi)部測量流體遷移的任何影響之前，需要花費太多的時間（>60個月）。同樣，我們沒有采用更高的流速，因為這將使硫酸鹽滲透深度最小化，并將AOM層基本上推出沉積物（Niemann et al.2006）。此外，極高的流速可能會導(dǎo)致巖心襯管壁和沉積物巖心之間的流體流動發(fā)生渠化。我們能夠在應(yīng)用流量范圍內(nèi)避免這種影響，因為后來通過建立地球化學(xué)梯度證實了這一點。然而，應(yīng)記住，沉積物本身的自然不均勻滲透性可能導(dǎo)致渠化，從而降低流體的停留時間，從而降低微生物底棲甲烷過濾器的效率（Som-mer et al.2006；Wankel et al.2012）。

在巖芯頂部，用20μL min–1的泵將海水介質(zhì)永久泵入上覆水中，以確保恒定的硫酸鹽濃度和硫酸鹽擴散到沉積物中。運行310天后，交換兩個巖心的流速，以研究AOM對流速快速變化的反應(yīng)。表3給出了運行時和流量的概述。如上所述，每隔1-2個月對流出、流入和垂直取樣孔進(jìn)行二次取樣/測量。

表3：。低流量和高流量堆芯（頂部）中的甲烷通量、平流和泵速概述，以及低流量和高流量狀態(tài)下的實驗階段和運行時間（底部）。

插槽孵化結(jié)果和數(shù)據(jù)討論

地球化學(xué)梯度的演變（第0天至第310天）

在滲流介質(zhì)（560μmol L–1）中，通過惰性示蹤劑溴化物追蹤沉積物巖芯底部的流體平流。在低流量巖芯（LFC，11.2 cm y–1）中，在巖芯下部（30-70μmol L–1，12 cm沉積物深度；圖5A、D、G、J、M和P）僅觀察到溴化物濃度的微小增加。相反，溴酰胺濃度從高流量堆芯底部持續(xù)增加（HFC，112.1 cm y–1）。32天后，可衡量的溴化物滲透已經(jīng)開始（圖6A）。129天后，溴化物到達(dá)沉積物-水界面（112μmol L–1；圖6G）。在隨后的132天內(nèi)，在3至8 cm的深度（約230-450μmol L-1；圖6J、M和P）建立了溴胺的化斜。硫酸鹽剖面（圖5和圖6；A、D、G、J、M和P）通常反映了溴的剖面，表明平流流體置換了常住孔隙水。HFC（33-505μmol L-1；圖6B、E和H）中的Sul-fide最初高于LFC（20-365μmol L-1；圖5B、E和H），表明實驗前第一個巖芯中的硫酸鹽還原活性較高。然而，在實驗過程中，情況發(fā)生了變化。在LFC中，硫化物累積，在19 cm處169天后達(dá)到最大650μmol L–1（圖5 K），而在HFC中，硫化物似乎通過平流流體從巖芯中去除。

圖5：。在運行32（A、B、C）、80（D和E）、129（G、H和I）、169（J、K、L）、234（M、N、O）和303（P、Q R）天后，在?？硕髻M爾德灣低流量巖芯（LFC）沉積物中測得的地球化學(xué)參數(shù)。所示為硫酸鹽、溴化物（A、D、G、J、M和P）、硫化物、總堿度（B、E、H、K、N和Q）、氧化還原電位（C、I、L和R）和pH值（L、O和R）。

海水和滲流介質(zhì)中的總堿度（TA）的初始濃度均為30 meq L–1。在實驗期間，該參數(shù)在兩個巖芯的深度和時間上在22和32 meq L–1之間交替變化（圖5和圖6；B、E、H、K、N和Q）。特別是在實驗開始時（運行32-129天），TA大多在堆芯底部較高，向頂部下降。隨著運行時間的增加，觀察到更強的交替。這些朝向較低或較高TA值的交替可能分別表明碳酸鹽巖沉淀和溶解過程（Luff和Wallmann 2003）。

最初，海水和滲流介質(zhì)中的pH值均調(diào)整為7.5。然而，經(jīng)過一段時間后，LFC（圖5 R）和HFC（圖6 R）頂部的pH值分別增加到8.4和8.8；在天然甲烷滲漏處經(jīng)常觀察到的一種現(xiàn)象（Glud et al.2004；Beer et al.2006），可歸因于硝酸鹽對硫化物的氧化（Billerbeck et al.2006；Preisler et al.2007）。在我們的實驗中，孔隙水的硝酸鹽濃度只有約4μmol L–1（實驗結(jié)束后測量，見下文）。然而，在Eckernf?rde灣沉積物中經(jīng)常發(fā)現(xiàn)的絲狀硫細(xì)菌Beggiatoa在其液泡中富集和儲存硝酸鹽（Preisler et al.2007）。即使在低硝酸鹽濃度下，儲存硝酸鹽的能力也會促進(jìn)巖芯沉積物-水界面的硫化物氧化。在Eckernf?rde Bay，平均0.16 mmol m–2 d–1硫酸被硝酸鹽氧化（Preisler et al.2007），相當(dāng)于我們系統(tǒng)中的0.45μmol d–1（橫面積28.3 cm2）。槽系統(tǒng)的沉積物由0.12μmol硝酸鹽d-1提供，因此，根據(jù)硝酸鹽異化還原為銨（J?rgensen和Nelson 2004），理論上可以氧化0.12μmol硫化物d-1，這接近Preisler et al.（2007）的參考平均值。在6 cm沉積物深度以下，pH值在7.6和8.0之間（圖5和圖6；L、O和R），這通常出現(xiàn)在AOM區(qū)（Knittel和Boetius 2009），可以通過鐵硫化物的沉淀來解釋。由于沉積物一直呈黑色，我們無法通過目視檢查獲得有關(guān)鐵硫化物新沉淀的任何信息。然而，假設(shè)?？硕髻M爾德灣沉積物中存在硫化物鐵沉淀（Preisler et al.2007；Dale et al.2013）。通常，與LFC相比，HFC中的pH值更高（高達(dá)0.3個單位），而LFC的氧化還原電位在上部厘米處更高（0-2厘米，介于–10 mV和–160 mV之間；圖5C、I和L），在較深的沉積物中更低（低于2厘米，介于–150和–245 mV之間）。氧化還原值在0-100 mV之間表示從缺氧沉積物過渡到亞缺氧沉積物，并支持推測的硫化物被硝酸鹽氧化（見上文）。運行303天后，沉積物上部厘米處的氧化還原曲線為–47 mV（圖5 R），底部的氧化還原曲線為–346 mV。與此相反，HFC的氧化還原曲線通常更負(fù)（–170 mV和–360 mV；圖6 C、I、L和R），并且更均勻地分布在整個沉積物巖芯上。通常未觀察到氧化還原值的增加，或僅在HFC頂部非常微弱。較深沉積層（2cm以下）中的負(fù)氧化還原值表明，硫化物-硫酸鹽氧化還原偶引起的條件降低（Schulz 2000）。

圖6：。在運行32（A、B和C）、80（D和E）、129（G、H和I）、169（J、K和L）、234（M、N和O）和303（P、Q和R）天的?？硕髻M爾德灣高流量巖芯（HFC）沉積物中測得的地球化學(xué)參數(shù)。顯示了硫酸鹽、溴化物（A、D、G、J、M和P）、硫酸鹽、總堿度（B、E、H、K、N和Q）、氧化還原電位（C、I、L、R）和pH值（L、O和R）的孔隙水剖面。

在滲流介質(zhì)底部流入量中測得的甲烷濃度在771和1060μmol L–1之間（平均930μmol L–1，±111 SD，n=6）。未檢測到海水介質(zhì)頂部流入的甲烷濃度。在實驗過程中，在頂部流出的介質(zhì)中，甲烷緩慢增加。該介質(zhì)代表滲流和海水介質(zhì)的1:4（HFC）和1:40（LFC）混合物。在LFC中，169天后，流出液中的甲烷濃度增加至約2.6μmol L–1的最大值（圖7A），并略微降低至約1.9μmol L–1的值，直到流量發(fā)生變化?；旌享斔?.6μmol L–1的甲烷濃度對應(yīng)于沉積物-水界面處的約23μmol L–1，假設(shè)水柱中未消耗甲烷。在HFC中，混合上清液水柱中的甲烷濃度是LFC的兩倍（運行32–303天后，分別為2.2–4.1μmol L–1，圖7 B），對應(yīng)于沉淀-水界面處的230μmol L–1，并持續(xù)增加，直到流速互換。在HFC中，甲烷濃度沒有達(dá)到一個平臺，但根據(jù)實驗趨勢線，我們預(yù)計100-200天后會達(dá)到該平臺。對于LFC和HFC，根據(jù)甲烷濃度測量計算的甲烷流出量分別達(dá)到最大值0.033和0.065 mmol m–2 d–1（圖7C，d）。流出量僅為流入甲烷濃度預(yù)測值的一小部分。如果我們假設(shè)缺失的甲烷被甲烷NOTROPH消耗，我們可以估計LFC和HFC的AOM率分別為0.29 mmol m–2 d–1和3.15 mmol m–2 d–1（圖7E，F(xiàn)）。

圖7：。交換前后系統(tǒng)流出（A，B）中的甲烷濃度（μmol L–1）、甲烷流出（mmol m–2 d–1；C，d）和AOM速率（mmol m–2 d–1）：（A，C，E）來自埃克恩費爾德灣的低流量堆芯（LFC）和（B，d，F(xiàn)）高流量堆芯（HFC）。垂直線標(biāo)記流體流量交換的時刻（低流量→高流量，反之亦然）。誤差條（A，B）表示三次重復(fù)氣相色譜測量的標(biāo)準(zhǔn)偏差；前兩個數(shù)據(jù)點代表單個測量值。點-ted線代表交換前甲烷濃度發(fā)展的趨勢線（低流態(tài)：5×10–6×truntime2+0.02 truntime+0.285，r2=0.825；高流態(tài)：0.8576×ln（truntime）-0.8662，r2=0.987）。

地球化學(xué)梯度的演變（第310天至376天）

交換流速后（11.2 cm y–1變?yōu)?12.1 cm y–1，反之亦然），40天后，通過底部溴化物滲透的減少，可以在原HFC（從現(xiàn)在起稱為“新低流量堆芯”=NLFC）中追蹤到減少的流量（比較圖6P和圖8D）。相應(yīng)地，硫酸鹽從上覆水柱深入沉積物（對比圖6和圖8D）。相反，之前的LFC（從現(xiàn)在起稱為“新高流量堆芯”=NHFC）在較低的12厘米處顯示出高達(dá)300μmol L–1的溴濃度脈沖。因此，硫酸鹽在這些深度處減少，在巖芯底部達(dá)到低于7 mmol-1的值（圖8A）。

圖8：。在360天運行時間后，即更換流速后50天，在新高流量巖心（NHFC；A-C）和新低流量巖心（NLFC；D-F）沉積物中測得的地球化學(xué)參數(shù)。所示為硫酸鹽、溴化物（A和D）、硫化物、總堿度（B和E）、氧化還原電位和pH值（C和F）的孔隙水剖面。

NHFC中的硫化物濃度（圖8B）與之前的情況相比有所下降（圖5P，運行303天）。在上部（0至11 cm），硫化物值介于43至63μmol L–1之間，11 cm以下介于73至151μmol L–1之間。這兩個部分的過渡對應(yīng)于下方溴含量增加最快的部分，這描繪了流速交換后產(chǎn)生的向上遷移流體脈沖的界面。在NLFC中，兩個硫峰（181和134μmol L–1）分別建立在8和17 cm的沉積深度處，并在11 cm處用最小值（44μmol L–1）隔開（圖8 E）。

在11 cm沉積物深度處，TA從NHFC頂部（22.5 meq L–1；圖8 B）下降至最小18 meq L–1。在11 cm以下，TA向巖芯底部增加（24 meq L–1），對應(yīng)于硫化物的輕微增加，即表明AOM活性。在NLFC中，TA從沉積物頂部的22.8 meq L–1（圖8 E）線性增加至巖芯底部的25 meq L–1。

NHFC核心的pH值為8.77，與流速增加前沉積物-水界面的pH值相似。在4 cm以下，pH值降低，范圍在7.35至6.95之間（圖8C）。根據(jù)硫化物濃度的降低，pH值的降低可以用硫化鐵沉淀來解釋（Preisler等人，2007年）（見上文）。在NLFC中，pH值在頂部增加到8.60，在6 cm沉積物深度以下穩(wěn)定在7.5左右。

交換流速后，NHFC沉積物表面（0-1 cm）的正氧化還原電位為147 mV（圖8C），表明沉積物氧化（Schulz 2000）。氧化可能是暫時性氧氣侵入的結(jié)果，上清液水柱中的氧氣指示劑瑞蘇林呈粉紅色即證明了這一點。在沉積物表面以下，氧化還原電位在2 cm深度處迅速下降至–200 mV，在9 cm沉積物深度以下下降至–350 mV以下。在NLFC中，靠近沉積物表面的氧化還原電位約為–238 mV（圖8F），剩余沉積巖芯的氧化還原電位介于–300 mV（2 cm）和–354 mV（底部）之間。

更換流型50天后，兩個巖心槽系統(tǒng)流出的甲烷濃度均下降。平流流量的減少可能導(dǎo)致NLFC中甲烷傳輸?shù)木徑猓淄闈舛?.8μmol L–1；圖7B，甲烷流出0.022 mmol m–2 d–1圖7D）。NHFC中的甲烷濃度從1.9μmol L–1降至0.6μmol L–1（圖7B），相應(yīng)的甲烷流出量從0.029 mmol m–2 d–1降至0.009 mmol m–2 d–1（圖7C）。在這里，我們更希望在增加甲烷流量后，流出的甲烷增加。我們只能推測這種意外行為的原因。也許潛伏期太短，無法讓新的甲烷鋒到達(dá)沉積物-水界面。另一種可能性可能是，流量突然增加會影響沉積物的物理性質(zhì)，例如，通過增加壓實度，從而延緩甲烷在流出中的反應(yīng)。對于NHFC和NLFC，通過流入和流出甲烷差異計算的AOM速率分別為3.132和0.290 mmol m–2 d–1（圖7E，F(xiàn)）。

試驗結(jié)束后沉積物中的生物地球化學(xué)梯度

總運行時間為376天后，停止實驗，對兩個核心進(jìn)行切片和二次取樣。切片前，立即提取孔隙水，分析硫酸鹽、硫化物和硝酸鹽濃度。

兩個巖芯中的硫酸鹽濃度分布相似，從頂部（19 mmol L–1）到底部（NHFC和NLFC分別為5.8 mmol L–1和2.2 mmol L–1；圖9B和E）。與24天前的先前測量點相比，硫酸鹽在NHFC中進(jìn)一步向頂部移動，并深入到NLFC中的沉積物中。NHFC的硫化物分布在10 cm處顯示出一個清晰的峰值（560μmol L–1；圖9C），而之前在10-16 cm之間的硫化物值略有增加（160μmol L–1）。NLFC的硫化物分布與前一個相似（最大值為7 cm，183μmol L–1），峰值為6 cm（228μmol L–1；圖9F）。僅在底部（NLFC和NHFC中分別為3.6和3.7μmol L–1）和頂部（NLFC中為4.4μmol L–1）測量硝酸鹽濃度。

圖9：。切片后（376天運行時間）新高流量巖心（NHFC；A-C）和新低流量巖心（NLFC；D-F）中的生物地球化學(xué)參數(shù)。顯示了甲烷（A、D、cross）、硫酸鹽（B、E、cross）、硫化物（C、F、dots）的孔隙水剖面，以及AOM（A、D、bars）和硫酸鹽還原（SR）（B、E、bars）的放射性示蹤物測量結(jié)果。

兩個沉積物巖心中的孔隙水甲烷濃度自上而下增加，即NHFC中從4.5μmol L–1增加到21μmol L–1（圖9A），NLFC中從4μmol L–1增加到9.5μmol L–1（圖9D）。然而，即使是巖芯底部的最高甲烷濃度（21μmol L–1）也僅代表輸入濃度（930μmol L–1）的一小部分，這將在“槽系統(tǒng)的功能”一節(jié)中進(jìn)一步討論

NHFC巖芯的硫酸鹽還原活性沒有明顯的深度趨勢。硫酸鹽還原率在5–之間波動。0和23.7 nmol cm–3 d–1（圖9B）。在NLFC中，上部9 cm處的硫酸鹽還原率最高（高達(dá)28.9 nmol cm–3 d–1，4-5 cm；圖9E），下部低于9 nmol cm–3 d–1。在培養(yǎng)過程中，硫酸鹽濃度相對較低，低于9 cm（0.07-2 mmol L–1，在129-310天的運行時間內(nèi)，圖6G、J、M和P），這可能解釋了巖芯這部分硫酸鹽還原率較低的原因。與NHFC相比，活性較低的另一個原因可能是生物擾動導(dǎo)致?？硕?費爾德灣沉積物中有機物的不均勻分布和相關(guān)的有機碎屑硫酸鹽還原（Treude et al.2005；Bertics et al.2013）?；鶢枮匙钪纳飻_流器是多毛類（Graf et al.1983；Meyer-Reil 1983）。這些生物和其他生物增加了沉積物中有機物的不均勻分布，這些有機物在沉積物取樣后被保留（Bertics et al.2013；Dale et al.2013）。此外，嬰兒在除氧后死亡可能會在地核內(nèi)提供額外的不均勻分布的有機物質(zhì)來源。兩個巖芯在整個沉積物深度上的硫酸鹽還原計算面積率相似：NHFC（0-19 cm）中為2.6 mmol m–2 d–1，NLFC（0-21 cm）中為2.7 mmol m–2 d–1?？偟膩碚f，與硫酸鹽還原法相比，AOM率要低得多。NHFC和NLFC的AOM率分別為0.06-5.32 nmol cm–3 d–1（圖9A）和0.13-1.23 nmol cm–3 d–1（圖9E）。面積AOM率分別為0.5和0.1 mmol m–2 d–1。硫酸鹽還原率與AOM速率的高比率可能反映出巖芯中有機碎屑硫酸鹽還原的高比例（見上文）。一般來說，硫酸鹽還原和AOM速率較低，與之前在Eckernf?rde Bay的研究中測得的速率相比幾乎低一個數(shù)量級（4.1-10.5 mmol m–2 d–1硫酸鹽還原，0.5-1.5 mmol m–2 d–1 AOM，上部25 cm，Treude et al.2005）。我們實驗中使用的沉積物從海底（bsf）以下0-21 cm處取樣，該區(qū)域略高于所報告的20-25 cmbsf的主要AOM區(qū)（Treude et al.2005）。因此，較低的AOM速率可能與沉積物中較低的AOM生物初始豐度有關(guān)。我們認(rèn)為，ANME微生物不可能在整個巖芯上顯著富集，因為活動和生長可能僅限于非常狹窄的SMTZ。其他實驗報告ANME在1.1-7.5個月之間加倍，但這是在理想的甲烷/硫酸鹽條件下實現(xiàn)的（Girguis et al.2005；Nauhaus et al.2007；Krüger et al.2008；Meulepas et al.2009）。

NHFC和NLFC的沉積物孔隙度分別從頂部（兩個巖芯的孔隙度均為0.88）下降至底部（0.78和0.82；圖10C和F），與之前研究中確定的值相似（Treude et al.2005；Bertics et al.2013；Dale et al.2013）。總碳（TC）主要由有機部分（TOC）控制（圖10A和D）。無機碳（TIC）源只是TC的一個次要成分（0.02-0.33%w/w）。一個例外是NHFC中的深度段5-11 cm，其中TIC顯示出0.57%w/w的離散峰值。這種碳酸鹽堆積可能在實驗之前就存在了。然而，360天運行期的溴化物和硫酸鹽的孔隙水剖面表明，實驗產(chǎn)生的滲流鋒位于11 cm深（圖8A），表明AOM活性最高的區(qū)域，這可能導(dǎo)致原生碳酸鹽的沉淀。平均而言，NHFC中的TIC含量（0.208±0.162%w/w）高于NLFC（0.071±0.034%w/w）。

圖10：。在新高流量巖心（NHFC；A-C）和新低流量巖心（NLFC；D-F）的沉積物巖心中測得的沉積物固相參數(shù)：（A和D）總碳含量（TC）、總有機碳含量（TOC）、總無機碳含量（TIC），單位為干重的%w/w；（B和E）總氮（TN）、總硫（TS），以干重的%w/w表示，C/N比；（C和F）沉積物的孔隙度。

與NLFC（1.618±0.13%w/w；圖10E）相比，NHFC中的總硫（TS）含量平均較低（1.36±0.23%w/w；圖10B），并且在兩個巖芯的整個深度上都是恒定的，除了下部的峰值（1.93%w/w，15 cm，NHFC；1.90%w/w，19 cm NLFC）。1.5-2%的TS值較高，但常見于C-org含量較高的沉積物（Rullk?ter 2006）。巖芯之間TS的差異可能表明NLFC中的高硫酸鹽還原率導(dǎo)致金屬硫化物沉淀。

兩個巖芯的總氮（TN）和碳氮比值在深度上相對一致（圖10B和E）。TN在0.46和0.59之間，C/N值在9.5-10.8之間，NLFC中15 cm處的豁免值為12.8，這是相應(yīng)的高TOC值的結(jié)果。TN和C/N值與之前在Eckernf?rde灣進(jìn)行的一項研究（Whiticar 2002）的前2 m沉積深度的異地數(shù)據(jù)一致。

看法

插槽系統(tǒng)的功能

本研究的目的是開發(fā)一個沉積物流經(jīng)系統(tǒng)，以使用完整的沉積物巖芯模擬甲烷滲漏處的自然流體流動條件，并能夠連續(xù)測量整個巖芯的生物地球化學(xué)參數(shù)，以監(jiān)測與流體和甲烷流量變化相關(guān)的參數(shù)的演變?？傮w而言，系統(tǒng)顯示出良好的功能和性能。根瘤菌和微傳感器提供了一種簡單的方法來采樣和測量核心內(nèi)的變化和反應(yīng)，從而能夠在實驗期間監(jiān)測各種參數(shù)。通過泵送系統(tǒng)，成功地調(diào)整了“海水”擴散與滲流介質(zhì)平流輸送之間的平衡。通過這種方法，可以模擬真實的滲流條件。這兩個儲層系統(tǒng)提供了一種相對簡單的方法來供應(yīng)幾乎飽和的甲烷介質(zhì)，類似于Wegener和Boetius（2009）的研究。

通過追蹤溴化物示蹤劑，我們證明：（a）富含甲烷的滲流流體成功地從巖芯底部平流，（b）滲流流體在自然條件下通過孔隙空間遷移和分散，就像在沒有系統(tǒng)誘導(dǎo)的渠化作用的情況下一樣，（c）滲流和海水介質(zhì)形成了一個化學(xué)斜帶，代表硫酸鹽-甲烷過渡帶，沉積物內(nèi)部。應(yīng)該強調(diào)的是，在天然沉積物中，由于孔隙空間、大小和分布的不均勻性，流體輸送很少是均勻的。增加的流體流量可能會加強沉積物內(nèi)不同的流體通道，并導(dǎo)致更高的滲透率。然而，通過兩個巖芯沉積物的流體流動似乎相對均勻，這是由陡峭的孔隙水梯度的發(fā)展所表明的。只有一份硫酸鹽剖面圖（NHFC，圖5D）表明，80天后出現(xiàn)液體旁路，隨后再次消失，這可能是由根際取樣程序引起的。使用微傳感器或根線的每個取樣程序都可能會對系統(tǒng)造成干擾。因此，找到最佳采樣間隔和體積是基礎(chǔ)，在這兩者之間，系統(tǒng)能夠在采樣后“恢復(fù)”。然而，不僅每個深度段的單個采樣體積，而且整個巖芯上收集的孔隙水總量，似乎都會影響溶解參數(shù)的剖面。例如，與之前的采樣（圖9E）相比，當(dāng)直接在巖芯切片之前（376天）從NLFC中提取總共96 cm3的孔隙水時，硫酸鹽穿透深度更高，化斜變平（圖8D），這表明總樣本體積太大，導(dǎo)致剖面平滑。我們計算了整個巖芯和該取樣程序的稀釋度為1:0.2（孔隙水：海水介質(zhì)）。假設(shè)在正常（39 cm3孔隙水體積）取樣程序（稀釋1:0.08）期間，平滑效果不太明顯。在巖芯上部厘米處，稀釋效應(yīng)尤其強烈，其中替換液直接從上覆海水中抽取，導(dǎo)致硫酸鹽滲透增加。

巖芯切片后采集的樣品中測得的甲烷無法確認(rèn)進(jìn)入底部沉積物巖芯的輸入甲烷濃度（930μmol L–1）。取樣程序，包括孔隙水提取和巖芯切片期間較長的取樣時間，可能會促進(jìn)樣品固定前甲烷的主要損失。根瘤菌的使用可能對沉積物芯中溶解甲烷濃度產(chǎn)生不同的影響。首先，可能是由于根采樣過程中產(chǎn)生的負(fù)壓脫氣而損失了不成比例的大量甲烷。其次，在實驗結(jié)束時提取過大的孔隙水樣品體積（見上文），可能會稀釋甲烷剖面，尤其是因為流體只能從上覆的無甲烷海水介質(zhì)中補充（與滲流介質(zhì)的連接已關(guān)閉）。我們可以排除甲烷在流入（快速接頭）和沉積物芯之間損失，即在分配容器中損失。通過施加欠壓和超壓進(jìn)行測試，在該截流中未檢測到泄漏。分配容器的體積約為90 mL，位于過濾器正下方，過濾器將濾芯與介質(zhì)分離。即使在孔隙水提取過程中，也沒有觀察到氧氣侵入蓋或通過襯里和硅（由resazurin證實）。因此，甲烷通過這一途徑流失似乎是不可信的。

在我們的方法中，AOM率是根據(jù)培養(yǎng)期間甲烷濃度的流入和流出差異得出的，即在流量交換之前（303天）和之后（360天），另外還通過實驗結(jié)束后（376天）的放射性示蹤物測量得出的。相比之下，在第376天，NHFC和NLFC中用放射性示蹤劑測量的AOM率分別達(dá)到第360天通過流入和流出測定的AOM率的16%和35%。放射性示蹤劑測量得出的AOM率較低可能是由于孔隙水取樣期間的甲烷損失（見上文），這導(dǎo)致甲烷濃度較低，因此甲烷周轉(zhuǎn)率較低（Nauhaus et al.2002）。因此，使用AOM速率可能更可靠，AOM速率是根據(jù)流入和流出樣品中甲烷的差異計算得出的，該差異不受該偽影的影響?；蛘撸梢詼p少孔隙水取樣的體積，以避免甲烷損失，或者可以增加最終孔隙水和沉積物取樣之間的時間，以允許系統(tǒng)重新建立原始甲烷梯度。然而，對于NHFC，應(yīng)考慮通過流入和流出計算的AOM速率也可能被高估，因為應(yīng)用的運行時間可能不足以使新的甲烷鋒到達(dá)沉積物表面（流體的水文停留時間=104.5天）。因此，建議在交換后延長運行時間。

與以前系統(tǒng)的比較

之前開發(fā)的系統(tǒng)用于研究AOM相關(guān)微生物的生長速率（Girguis et al.2003；Meulepas et al.2009）、AOM反應(yīng)動力學(xué)（Wegener and Boetius 2009；Deusner et al.2010；Zhang et al.2010；Wankel et al.2012）或用甲烷菌富集樣品（Meulepas et al.2009）。這些系統(tǒng)理想化了微生物活動的條件，有時還進(jìn)行了優(yōu)化。因此，在以前的系統(tǒng)中，預(yù)計會有更高的更替率。目前和以前系統(tǒng)之間的技術(shù)差異是（1）靜水壓力和相關(guān)甲烷濃度，（2）甲烷和硫酸鹽的供應(yīng)方向，（3）樣品類型（泥漿或完整沉積物），（4）穩(wěn)態(tài)或非穩(wěn)態(tài)條件。

一些參考系統(tǒng)在高靜水壓力下孵育（Deusner et al.2010；Zhang et al.2010），從而產(chǎn)生更高的甲烷濃度。因此，與我們的研究相比，在這些條件下，AOM發(fā)生率要高得多。然而，含氣體的高壓系統(tǒng)需要高安全標(biāo)準(zhǔn)和復(fù)雜的子采樣。據(jù)我們所知，從受壓完整沉積物巖心中提取孔隙水和進(jìn)行微傳感器測量仍然不可行。

在以前的所有系統(tǒng)中，硫酸鹽和甲烷都是單向供應(yīng)的，這與自然設(shè)置不同，可以掩蓋高流體流量或反應(yīng)物熱動力學(xué)限制的影響。只有Wegener和Boetius（2009）研究了硫酸鹽和甲烷的限制，但仍在一個流動方向。

除了AMIS（Girguis et al.2003）和Wankel et al.2010的熱力系統(tǒng)之外，之前的大多數(shù)系統(tǒng)都使用均質(zhì)沉積物泥漿進(jìn)行測量。Meulepas et al.（2009）、Deusner et al.（2010）和Zhang et al.（2010）還攪拌了它們的孵化，以提供理想的底物供應(yīng)。這種方法最適合研究AOM生物的生理特性，但不適合研究自然沉積物條件下的活動和反應(yīng)。在AMIS中，使用完整的天然沉積物巖心；然而，無可否認(rèn)，這些巖芯定期受到采樣程序的干擾，以進(jìn)行速率和其他測定。在我們的系統(tǒng)中，通過使用薄的微傳感器和永久安裝的根線，將沉積物結(jié)構(gòu)的干擾保持在最低限度。

在本研究中，重點研究了非穩(wěn)態(tài)情況，即厭氧甲烷營養(yǎng)菌對其自然沉積環(huán)境中流體狀態(tài)變化的直接反應(yīng)。只有Wegener和Boetius（2009）的脈沖實驗以及Girguis et al.（2005）的AMIS創(chuàng)造了非穩(wěn)態(tài)條件，然而，在這些系統(tǒng)的核心內(nèi)無法跟蹤AOM群落的響應(yīng)和相關(guān)的生物地球化學(xué)過程。

最重要的是，所有以前的系統(tǒng)都有一個限制，即只能對系統(tǒng)的進(jìn)出口進(jìn)行采樣和分析。因此，這些系統(tǒng)基本上代表了黑箱，因為反應(yīng)室或沉積物核心內(nèi)的生物地球化學(xué)發(fā)展仍然未知。我們對槽系統(tǒng)的調(diào)查表明，沉積物巖心內(nèi)的條件是不均勻的，并且隨著時間的推移而變化，這突出了監(jiān)測AOM的析出物（硫）和產(chǎn)物（硫化物和TA）以及pH值和氧化還原電位等直接相關(guān)參數(shù)的重要性。除AOM外，許多其他反應(yīng)都與滲漏沉積物中的甲烷或流體流動間接相關(guān)。這些反應(yīng)包括自生碳酸鹽的沉淀（Luff和Wallmann 2003；Han et al.2004；Karaca et al.2010）和金屬硫化物（Morse et al.2002；Orcutt et al.2011）、孔隙度和滲透率的變化（Tenthorey和Scholz 1998；Zhang et al.2010）以及硫化物氧化（Glud et al.2004；Beer et al.2006；Preisler et al.2007）。具體而言，化能自養(yǎng)生物的硫化物氧化可以改變硫的供應(yīng)（Glud et al.2007），以及SMTZ的深度（Preisler et al.2007）。如果不監(jiān)測整個沉積物巖芯的孔隙水和沉積物參數(shù)，所有這些影響都會被忽略。因此，SLOT系統(tǒng)為這些影響提供了更現(xiàn)實的觀點，并為深入研究這些過程以回答這些長期存在的問題提供了新的機會。

意見和建議

在此，我們將重點介紹插槽系統(tǒng)的一些重要特性，并為將來的重建和開發(fā)提供建議。

溴是平流流體的合適示蹤劑，原因有很多：（1）離子色譜法很容易與其他陰離子進(jìn)行分析，因此不需要額外的樣品；（2）它是海水的天然成分，但據(jù)我們所知，沒有必要的營養(yǎng)素（微生物惰性）；（3）它不會改變滲流介質(zhì)中的任何參數(shù)（如果是鹽度，則用氯化物代替）。通過溴化物監(jiān)測孔隙水的遷移有助于進(jìn)一步?jīng)Q定實驗的總運行時間和終止時間。

插槽系統(tǒng)比AOM刺激了更多的進(jìn)程。尤其是TA剖面的變化表明了沉淀和溶解過程。為了更好地使用該參數(shù)監(jiān)測AOM和硫酸鹽還原動力學(xué)，可以將介質(zhì)中的初始TA濃度（~30 meq L–1）降低到海水水平（~2.3 meq L–1）。

在整個實驗過程中，介質(zhì)組成的一致性是正確預(yù)算的先決條件。在我們的實驗中，我們觀察到介質(zhì)中晶體的沉淀（可能是CaCO3和金屬硫化物），以及甲烷（±110μmol L–1）和硫化物濃度的波動。這些波動會影響系統(tǒng)的預(yù)算，并可能改變介質(zhì)條件，例如碳酸鹽沉淀引起的pH值變化。與Deusner et al.（2010）、Zhang et al.（2010）、Wankel et al.（2012）和Girguis et al.（2003、2005）的系統(tǒng)類似，先進(jìn)的攪拌或滲透介質(zhì)儲層將是對系統(tǒng)的有益改進(jìn)。攪拌介質(zhì)可以防止鹽、碳酸鹽和金屬硫化物的預(yù)沉淀，而滲濾可以保證更好的甲烷均勻溶解。

安裝的取樣孔（直徑4 mm）允許在實驗過程中對小型沉積物子樣品進(jìn)行二次取樣，這可以通過分子分析調(diào)查實驗過程中微生物群落結(jié)構(gòu)或細(xì)胞豐度的變化。然而，由于這種方法可能會改變沉積物性質(zhì)并刺激流體渠化，因此不建議將其與平流輸運實驗結(jié)合使用。

插槽系統(tǒng)的許多其他應(yīng)用也是可能的。例如，可以模擬其他底棲滲流系統(tǒng)，例如鹽水、熱液或石油的滲流。缺氧海水可以被含氧海水交換，以研究沉積物-水界面的全譜生物地球化學(xué)反應(yīng)。此外，可以在沒有平流流體的情況下安裝沉積巖心，以研究沉積在沉積物表面的有機物或漏油的去向。系統(tǒng)的海水介質(zhì)可以很容易地改變以進(jìn)行研究，例如，硝酸鹽、錳或鐵等不同電子受體的影響。