文|苏墨栀

编辑|苏墨栀

前言

全球甲烷库存的模型，预测了今天海洋中的CH4库存为≈1600-2000Pg的C，模型中的大部分水合物都在太平洋，这在很大程度上是因为较低的氧气水平增强了 有机碳 的保存。由于今天的氧气浓度可能与长期平均值不同，模型对氧气的敏感性是预测水合物存量的一个不确定性来源。高纬度地区的冷水柱温度导致北极和南极的水合物在比 低纬度地区更浅 的深度堆积起来，有人提出了一个临界气泡体积分数阈值，在这个阈值下，气体会全部迁移到沉积物柱中。

甲烷水合物的水冰形式

鲜为人知的 甲烷 被困在海底下的沉积物中，冻结成一种叫做 甲烷水合物的水冰形式 。这些水合物可能在深海变暖几摄氏度的情况下容易融化，考虑到可供燃烧的化石燃料碳的库存，这是可以得到的。甲烷是一种温室气体，它在大约十年内氧化成二氧化碳，是另一种温室气体，在地球的碳循环中积累，并在许多千年内继续影响气候。

水合物碳库可能已经积累了数百万年，随着地质时期海洋的逐渐冷却，但由于融化而从水合物池中释放出的碳可能发生在数千年的时间尺度上。因此，有可能释放更多的 甲烷 ，而不是通过反复的冰川-间冰川循环释放的表面上的少量甲烷。甲烷水合物库可以被认为是地球碳循环中一个缓慢但对社会而言是不可逆转的临界点。

水合物的熔化温度随压力的增加而增加，而海洋水柱中的温度随压力（深度）的增加而减少，因此在有足够浓度的 溶解甲烷 的情况下，水合物将随着海洋深度的增加而变得越来越稳定。然而，公海中的甲烷浓度太低，无法支持水合物的形成，使水合物被限制在海底以下的沉积物中。在沉积物柱内，温度随着深度的增加而增加（遵循地温），因此在海底以下几百米的深度，温度超过了 融化的阈值 。

术语 "水合物稳定区 " 通常是指从海底到熔化深度的沉积柱，通常是海底以下几百米。气候变暖主要影响稳定区底部附近的水合物稳定性，那里的温度接近融化点。沉积物柱提供了一个热缓冲器，使水合物对气候变暖的反应减缓了许多世纪。海洋水合物沉积物中的大部分甲烷被保存在所谓的地层沉积物中，其浓度由沉积物堆积、孔隙流体流动和埋藏的有机物产甲烷的缓慢过程决定。这种类型的沉积物最适合于一维建模，如我们在这里介绍的，在其他被称为结构性的矿中。

甲烷浓度主要由气态甲烷通过断层和沉积物柱中的多孔通道地下流动决定

结构性水合物矿床可能比地层性的更集中，而且更接近海底，使它们可能对 气候变暖 有更多的反应。例如，墨西哥湾和水合物山脊的水合物，受到地下气体迁移的严重影响。由于大部分水合物都在地层沉积物中，其特征被用来估计海洋中甲烷的总库存，我们对甲烷释放的估计，忽略了 结构性甲烷沉积 ，对于几十年到一个世纪的社会时间尺度来说，可能会有严重的偏差。

水合物中甲烷存量的估计值在 700至10,000 Pg of C之间 ，水合物平均体积分数的不确定性占该范围的大部分。在稳定区深度整合的平均水合物体积分数的典型值在1%至10%之间。海洋中水合物的融化对气候的影响取决于碳是否以甲烷的形式进入大气，在目前浓度下，甲烷在大气中的化学寿命约为十年。

因此，突然释放到大气中的甲烷脉冲将产生一个高甲烷浓度的 瞬时峰值 ，这将在大约十年内消退，如果甲烷释放的时间尺度相对于其在大气中的寿命来说较长，其结果将是大气中甲烷稳态浓度的增加；总的源通量增加一倍将导致稳态浓度增加一倍多一点。

甲烷的氧化产物是二氧化碳，它是另一种温室气体，尽管是一种较弱的温室气体。与甲烷这个短暂的化学物种相比，二氧化碳在大气中积累，最终需要几十万年才能被火成岩的风化反应所消耗。溶解在深海中的甲烷会被氧化成二氧化碳，在这种形式下，它最终会与大气平衡，将大约15-25%的碳释放到空气中。

底线问题是，沉积物柱中的水合物融化后释放的甲烷是否有可能逃逸到海洋或大气中，或留在海底以下的地方。与融化有关的气泡的产生可能会起到破坏沉积柱稳定的作用，导致滑坡，然而，即使是已知的 最大的海底滑坡 ，即挪威附近的Storrega滑坡，也没有向大气中释放出气候意义上的甲烷。因此，水合物储层融化的最可能的影响是一个长期的、慢性的甲烷来源，因此，提高了大气中的甲烷，并促成了化石燃料燃烧对大气的总二氧化碳负荷。

水合物柱模型。

我们提出了世界海洋中甲烷水合物的2个全球模型，一个是 模拟甲烷 的详细空间分布，另一个是评估其对气候变化的敏感性。这两个模型都是基于Davie和Buffett开发的机械式一维甲烷水合物沉积柱动力学模型。该模型模拟了甲烷在沉积柱顶部一公里的扩散，平流框架内的3个阶段（溶解、气体和水合物）的浓度垂直分布。

假设孔隙流体的平流超过压实产生的平流，其数量随沉积速率与沉积速率的变化而变化，由于主动和被动区域的沉积物压实，海底的间隙速度大小分别为流速的1.6和1.2倍，假设一半的 沉积物面积向上流动 ，与另一半向下流动相平衡。

地热梯度在被动边缘为40K/km，在主动边缘为60K/km，控制水合物柱模型的输入因素包括水深、温度和随深度变化的 甲烷产生率 ，甲烷产生率本身取决于沉积物中有机碳的浓度和反应性。假设沉积物有机碳转化为 甲烷的效率为25% ，时间常数为3×10-13 yr-1。沉积物表面有机碳浓度来自早期成因反应区（沉积柱顶米）的Muds模型，该模型在垂直扩散和沉积物堆积的框架内处理氧化和缺氧成因化学反应。

通过模拟退火法对Muds中的动力学速率参数进行了调整，以再现现场数据，包括有机碳浓度。反过来，是由沉积物降到海底的速率驱动的，基于与观察到的 沉积物呼吸速率 作为水深和底水氧浓度的函数的拟合。该模型忽略了有机碳雨的区域变化，例如在河流三角洲，这在现实世界中可能是很重要的。

为了构建由11,520次模拟组成的模型结果的三维阵列， 水合物柱模型 作为3个基本驱动参数的函数被运行到稳定状态：水深（32个值）、海底温度（9个值）和底水氧浓度（40个值）。在本研究中，根据这些参数值（水深、温度和氧气），将水合物模型插值到结果阵列中，在2个全球模型内应用。

海底水合物分布模型

水合物分布图 是通过使用2分钟网格化的ETOPO2全球水深测量和Levitus等人的网格化海洋气候学构建的。在测深的每个网格点上， 水温和氧浓度 都是由Levitus的场内插值而来。水合物是通过使用与测深模型相同的添加到CLIMBER中的。ETOPO5水深测量被用来计算与CLIMBER中每个海洋网 模型结果矩阵 格点相关的海底面积。最初的稳定状态使用 CLIMBER 的温度和氧气场来寻找该地点的稳态甲烷库存，随着海洋温度在随时间变化的模拟中的演变，温度被用来计算稳态甲烷存量会是什么。

时间演化的 甲烷稳态库存 是通过向完全稳态的松弛来计算的，时间常数为1000年，这个时间滞后是必要的，以说明热扩散到沉积柱的 缓慢过程 。甲烷的实际释放是由熔化后的气泡体积是否超过假定的临界气泡分数决定的，如《海洋水合物的气候敏感性模拟》所述。在最初的旋转之后，不允许海洋氧浓度的变化影响水合物库存，因为表层沉积物需要数百万年才能到达甲烷生成区。

同样，我们也不允许甲烷在响应降温时的积聚，如在升温高峰后的时期，因为甲烷生成需要数百万年的时间来供应甲烷。在一种情况下， 甲烷 在水体中被氧化成二氧化碳，消耗氧气并激起CaCO3的溶解；在另一种情况下，甲烷在大气中分解成二氧化碳，时间常数为10年。

甲烷水合物的库存与气泡的库存相当。 孔隙空间 的平均气泡体积分数如果稳定区底部的水合物融化，模型预测的气泡体积分数。深度和纬度的甲烷库存断面在测深模型和CLIMBER之间进行了比较，前者通过对结果进行分区分类，后者则以分区平均值来制定海洋。

这两个全球模型都是基于相同的水合物柱模型，所以它们的甲烷分布对应得很好也就不奇怪了。全球甲烷存量为1700Pg C，比我们用模型的分层版本发表的结果小3倍。从测深模型来看，除了默认或 "完整 "模型外。

统一温度情况（标有 "T"）使用了一个随深度变化但水平平均的温度曲线，而不是采取Levitus等人的空间变化的温度。均匀氧（标记为 "O2"）对O2也是这样做的。第三个敏感性研究衡量了主动边缘和被动边缘之间的区别的重要性，这影响到模型中孔隙流体的流动速度。在这种情况下，所有的边缘区域都被认为是活跃的（标记为 "活跃"）。来自两个全球模型的甲烷分布根据盆地进行了分类，根据水深进行了分类。

结论

综上所述，我们根据研究结果可以发现，海洋中的甲烷水合物似乎很不稳定，对浮力不稳定，对融化不稳定，对化学反应也不稳定，但没有人想到有什么机制能在未来一个世纪的人类时间尺度上释放出海洋中相当一部分的甲烷。综上所述，我们可以根据研究结果发现，从海洋水合物中缓慢地、长期地释放甲烷，与高纬度泥炭的释放相当。由于海洋甲烷水合物包括一个巨大的潜在可释放的碳库，它们有可能对地球的气候产生强烈的长期影响。

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