分析程序


孔隙水分析


在使用甲基红和甲基烯蓝指示剂以及电子滴定管（876 Dosmat plus，Metrohm）采样后，立即用0.01 M HCl滴定醇溶液（默克）滴定每个孔隙水样品的50μL子样品，以测定总碱度（TA、Ivanenkov和Lyakhin 1978）。使用经认证的海水标准IAPSO进行校准。


采用高效液相色谱法（HPLC）（Compact IC 761，Cl–，SO42–，电导检测器；Br–230 nm紫外/可见检测器lambda 1010）测定氯化物、溴化物和硫酸盐的浓度（样品体积300μL）。将样品稀释1:100，并分析IAPSO作为对照。


仅在实验结束时测量了孔隙水中的铵、硝酸盐和总硫化物。根据格拉斯霍夫等人（1983）的标准程序，对铵和硝酸盐样品（各1000μL）进行测量。总硫化物样品（500μL）采用Cline（1969）的甲基蓝光度法进行分析。


使用无顶空硼硅酸盐注射器（5 mL）从流入和流出的甲烷分析介质样品（微传感器测量和孔隙水取样之间共6次；129 d后取样失败）。在取样瓶的顶空中测定甲烷。因此，将2 cm3样品快速转移到10 mL玻璃瓶中，用5 cm3 NaOH（2.5%w/v）填充，并用丁基橡胶塞和铝卷曲立即闭合。使用填充柱（Haye SepT，6 ft，3.1 mm内径，100/120目，重新检测，载气：He 20 mL min–1，燃烧气体：合成空气240 mL min–1，H2 20 mL min–1）通过气相色谱法（Hewlett-Packard Series II）分析甲烷。根据流体流量交换前（303天）和后（360天）的流入和流出甲烷浓度之间的差异计算AOM率。对于流出，甲烷浓度乘以上覆水柱中海水介质的稀释系数（对于低流速和高流速，分别为41和5）。对于流入，使用渗流介质的甲烷浓度。然后，将两种甲烷浓度之差除以流体通过孵育室所需的平均时间（对于低流体流量和高流体流量，分别为1044天和104天）和岩心的横截面积（28.3 cm2）。通过将流出甲烷浓度乘以稀释系数（见上文）和流体流量（11.2 cm a–1和112.1 cm a–1），计算出岩心的甲烷流出量。甲烷周转率和甲烷通量转换为mmol m–2 d–1。


沉积物参数


岩芯切片后，立即每厘米取一次沉积物甲烷样品，使用截留的3 mL PE注射器对2 cm3沉积物进行二次取样，并将沉积物转移到10 mL顶部空间玻璃瓶（见上文）中，玻璃瓶中填充有5 mL 2.5%w/v NaOH。样品通过气相色谱法进行分析（见上文）。对每体积沉积物的浓度进行孔隙度校正，以获得每体积孔隙水的甲烷浓度，并与流入和流出浓度值进行比较。


为了测定孔隙率，在小瓶中称量约2 cm3的沉积物（预称重），冷冻干燥，然后重新称重。使用重量差计算孔隙度，并假设干分数的密度为2.5 g cm–3。


使用CARLO ERBA元素分析仪NA 1500分析孔隙度样品（冻干）的小子样品（约20μg）中的总C、总N和总S。根据酸化（添加0.25 mmol L–1 HCl）和非酸化样品之间的C含量差异确定TOC。所有测量均重复进行。


放射性示踪物测量


为了测定硫酸盐还原率和AOM速率，在从主岩芯二次取样的两个聚碳酸酯子岩芯中，我们使用radiotrac-ers的全岩芯注入法（Jørgensen 1978）。对于AOM测定，将溶解于缺氧无菌水中的15μL 14CH4（2 kBq，比活性2.28 GBq mmol–1）和溶解于无菌水中的6μL 35SO42（250 kBq，比活性37 TBq mmol–1）分别以1 cm的间隔注入每个芯样。子核在10℃的黑暗中培养24小时。孵育后，分1厘米的步骤将子核切片。通过将沉淀物转移至20 mL 2.5%NaOH（40 mL玻璃瓶，橡胶塞）中进行AOM，并转移至20%ZnAc（50 mL塑料离心管）中进行硫酸盐还原，终止培养，并剧烈摇晃。根据Treude et al.（2005）（气体色谱、14CH4燃烧和计算）和Joye et al.（2004）（14CO2捕集）分析AOM样品。在Kallmeyer等人（2004）的冷铬蒸馏之后，对硫酸盐还原样品进行了分析。在添加示踪剂之前，首先将对照样品（分别为AOM和硫酸盐还原的5个和3个重复）转移到终止瓶中。


现场采样（Eckernförde Bay）


在SLOT系统的第一次测试中，我们使用了埃克恩-费尔德湾（德国波罗的海；北纬54°31'，东经10°02'的Boknis Eck时间序列站的含气沉积物；有关详细信息，请参阅Bange et al.2010）。该地区的沉积物（28 m水深）具有高有机碳含量（5-6%，Whiticar 2002）和6 mm y–1的平均沉积物累积率的特点（Nittrouer et al.1998）。有机碳主要是在浮游生物大量繁殖期间产生的（Bange et al.2010）。由于甲烷产量高，沉积物在硫酸盐-甲烷过渡带（约>40 cm）下方含气。产生的游离甲烷气体会形成一个声学混浊层（Ander-son et al.1998；Jackson et al.1998；Richardson and Davis 1998），并导致气泡释放到水柱中（Abegg and Anderson 1997；Boudreau et al.2001）。据描述，AOM出现在沉积物顶部30 cm处（Treude et al.2005）。


2010年8月23日，我们在与RC“Littorina”一日游期间，使用小型多芯（K.U.M.）对Boknis Eck的表层沉积物进行了采样。通过将一个槽衬（内径6.1 cm，外径7 cm，总长度30 cm，回收沉积物芯的长度20 cm）推入每个多芯岩芯，在10°C冷却室内对两个多芯岩芯（芯衬长度62 cm，芯长32 cm，内径10 cm）进行二次取样。用于封闭底部岩心的玻璃纤维过滤器和盖子应用于水下（人工海水；盐度22 psu，水族馆盐，热带海洋）。槽芯最终在外部干燥，盖和芯之间的连接用无残留物的硅胶密封。使用注射器将上清液（顶部）和分配器容器（底部）中的气泡立即替换为缺氧“海水”介质，注射器中的针头穿过硅密封的取样孔。


实验装置


将来自Eckernförde湾的两个狭缝岩心安装到狭缝系统中，并采用两种不同的流态来研究AOM在不同流体和甲烷通量下的响应时间和效率。将介质的盐度调整到采样点的底部水位（22 psu，Treude et al.2005）。在开始试验之前，用缺氧的富含硫酸盐的“海水”介质从上到下冲洗岩芯约40天（泵速20μL min–1，流速572 cm y–1，水文停留时间26天），以去除原位孔隙水，并确保在试验开始时整个岩芯都能充分利用硫酸盐。在此冲洗阶段，底部端口用作流出口。在此阶段之后，将缺氧甲烷富集的“渗流”介质连接至岩芯底部，并在顶部安装介质流出口。在实验的主要阶段，用渗流介质从底部以不同的泵速冲洗两个岩心：低流速为0.5μL min–1（从现在起缩写为LFC表示“低流速岩心”），高流速为5μL min–1（从现在起缩写为HFC表示“高流速岩心”）。使用0.83的平均孔隙度和28.3 cm2的横截面积，这些泵流量产生的总流量分别为11.2 cm y–1和112.1 cm y–1，处于中高水平的自然渗流条件（Torres et al.2002；Tryon et al.2002；Hensen et al.2004、2007；Linke et al.2005）。我们没有采用较低的流速，因为在沉积物内部测量流体迁移的任何影响之前，需要花费太多的时间（>60个月）。同样，我们没有采用更高的流速，因为这将使硫酸盐渗透深度最小化，并将AOM层基本上推出沉积物（Niemann et al.2006）。此外，极高的流速可能会导致岩心衬管壁和沉积物岩心之间的流体流动发生渠化。我们能够在应用流量范围内避免这种影响，因为后来通过建立地球化学梯度证实了这一点。然而，应记住，沉积物本身的自然不均匀渗透性可能导致渠化，从而降低流体的停留时间，从而降低微生物底栖甲烷过滤器的效率（Som-mer et al.2006；Wankel et al.2012）。


在岩芯顶部，用20μL min–1的泵将海水介质永久泵入上覆水中，以确保恒定的硫酸盐浓度和硫酸盐扩散到沉积物中。运行310天后，交换两个岩心的流速，以研究AOM对流速快速变化的反应。表3给出了运行时和流量的概述。如上所述，每隔1-2个月对流出、流入和垂直取样孔进行二次取样/测量。


表3：。低流量和高流量堆芯（顶部）中的甲烷通量、平流和泵速概述，以及低流量和高流量状态下的实验阶段和运行时间（底部）。




插槽孵化结果和数据讨论


地球化学梯度的演变（第0天至第310天）


在渗流介质（560μmol L–1）中，通过惰性示踪剂溴化物追踪沉积物岩芯底部的流体平流。在低流量岩芯（LFC，11.2 cm y–1）中，在岩芯下部（30-70μmol L–1，12 cm沉积物深度；图5A、D、G、J、M和P）仅观察到溴化物浓度的微小增加。相反，溴酰胺浓度从高流量堆芯底部持续增加（HFC，112.1 cm y–1）。32天后，可衡量的溴化物渗透已经开始（图6A）。129天后，溴化物到达沉积物-水界面（112μmol L–1；图6G）。在随后的132天内，在3至8 cm的深度（约230-450μmol L-1；图6J、M和P）建立了溴胺的化斜。硫酸盐剖面（图5和图6；A、D、G、J、M和P）通常反映了溴的剖面，表明平流流体置换了常住孔隙水。HFC（33-505μmol L-1；图6B、E和H）中的Sul-fide最初高于LFC（20-365μmol L-1；图5B、E和H），表明实验前第一个岩芯中的硫酸盐还原活性较高。然而，在实验过程中，情况发生了变化。在LFC中，硫化物累积，在19 cm处169天后达到最大650μmol L–1（图5 K），而在HFC中，硫化物似乎通过平流流体从岩芯中去除。


图5：。在运行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，在埃克恩费尔德湾低流量岩芯（LFC）沉积物中测得的地球化学参数。所示为硫酸盐、溴化物（A、D、G、J、M和P）、硫化物、总碱度（B、E、H、K、N和Q）、氧化还原电位（C、I、L和R）和pH值（L、O和R）。


海水和渗流介质中的总碱度（TA）的初始浓度均为30 meq L–1。在实验期间，该参数在两个岩芯的深度和时间上在22和32 meq L–1之间交替变化（图5和图6；B、E、H、K、N和Q）。特别是在实验开始时（运行32-129天），TA大多在堆芯底部较高，向顶部下降。随着运行时间的增加，观察到更强的交替。这些朝向较低或较高TA值的交替可能分别表明碳酸盐岩沉淀和溶解过程（Luff和Wallmann 2003）。


最初，海水和渗流介质中的pH值均调整为7.5。然而，经过一段时间后，LFC（图5 R）和HFC（图6 R）顶部的pH值分别增加到8.4和8.8；在天然甲烷渗漏处经常观察到的一种现象（Glud et al.2004；Beer et al.2006），可归因于硝酸盐对硫化物的氧化（Billerbeck et al.2006；Preisler et al.2007）。在我们的实验中，孔隙水的硝酸盐浓度只有约4μmol L–1（实验结束后测量，见下文）。然而，在Eckernförde湾沉积物中经常发现的丝状硫细菌Beggiatoa在其液泡中富集和储存硝酸盐（Preisler et al.2007）。即使在低硝酸盐浓度下，储存硝酸盐的能力也会促进岩芯沉积物-水界面的硫化物氧化。在Eckernförde Bay，平均0.16 mmol m–2 d–1硫酸被硝酸盐氧化（Preisler et al.2007），相当于我们系统中的0.45μmol d–1（横面积28.3 cm2）。槽系统的沉积物由0.12μmol硝酸盐d-1提供，因此，根据硝酸盐异化还原为铵（Jørgensen和Nelson 2004），理论上可以氧化0.12μmol硫化物d-1，这接近Preisler et al.（2007）的参考平均值。在6 cm沉积物深度以下，pH值在7.6和8.0之间（图5和图6；L、O和R），这通常出现在AOM区（Knittel和Boetius 2009），可以通过铁硫化物的沉淀来解释。由于沉积物一直呈黑色，我们无法通过目视检查获得有关铁硫化物新沉淀的任何信息。然而，假设埃克恩费尔德湾沉积物中存在硫化物铁沉淀（Preisler et al.2007；Dale et al.2013）。通常，与LFC相比，HFC中的pH值更高（高达0.3个单位），而LFC的氧化还原电位在上部厘米处更高（0-2厘米，介于–10 mV和–160 mV之间；图5C、I和L），在较深的沉积物中更低（低于2厘米，介于–150和–245 mV之间）。氧化还原值在0-100 mV之间表示从缺氧沉积物过渡到亚缺氧沉积物，并支持推测的硫化物被硝酸盐氧化（见上文）。运行303天后，沉积物上部厘米处的氧化还原曲线为–47 mV（图5 R），底部的氧化还原曲线为–346 mV。与此相反，HFC的氧化还原曲线通常更负（–170 mV和–360 mV；图6 C、I、L和R），并且更均匀地分布在整个沉积物岩芯上。通常未观察到氧化还原值的增加，或仅在HFC顶部非常微弱。较深沉积层（2cm以下）中的负氧化还原值表明，硫化物-硫酸盐氧化还原偶引起的条件降低（Schulz 2000）。


图6：。在运行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）天的埃克恩费尔德湾高流量岩芯（HFC）沉积物中测得的地球化学参数。显示了硫酸盐、溴化物（A、D、G、J、M和P）、硫酸盐、总碱度（B、E、H、K、N和Q）、氧化还原电位（C、I、L、R）和pH值（L、O和R）的孔隙水剖面。


在渗流介质底部流入量中测得的甲烷浓度在771和1060μmol L–1之间（平均930μmol L–1，±111 SD，n=6）。未检测到海水介质顶部流入的甲烷浓度。在实验过程中，在顶部流出的介质中，甲烷缓慢增加。该介质代表渗流和海水介质的1:4（HFC）和1:40（LFC）混合物。在LFC中，169天后，流出液中的甲烷浓度增加至约2.6μmol L–1的最大值（图7A），并略微降低至约1.9μmol L–1的值，直到流量发生变化。混合顶水柱中2.6μmol L–1的甲烷浓度对应于沉积物-水界面处的约23μmol L–1，假设水柱中未消耗甲烷。在HFC中，混合上清液水柱中的甲烷浓度是LFC的两倍（运行32–303天后，分别为2.2–4.1μmol L–1，图7 B），对应于沉淀-水界面处的230μmol L–1，并持续增加，直到流速互换。在HFC中，甲烷浓度没有达到一个平台，但根据实验趋势线，我们预计100-200天后会达到该平台。对于LFC和HFC，根据甲烷浓度测量计算的甲烷流出量分别达到最大值0.033和0.065 mmol m–2 d–1（图7C，d）。流出量仅为流入甲烷浓度预测值的一小部分。如果我们假设缺失的甲烷被甲烷NOTROPH消耗，我们可以估计LFC和HFC的AOM率分别为0.29 mmol m–2 d–1和3.15 mmol m–2 d–1（图7E，F）。


图7：。交换前后系统流出（A，B）中的甲烷浓度（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）来自埃克恩费尔德湾的低流量堆芯（LFC）和（B，d，F）高流量堆芯（HFC）。垂直线标记流体流量交换的时刻（低流量→高流量，反之亦然）。误差条（A，B）表示三次重复气相色谱测量的标准偏差；前两个数据点代表单个测量值。点-ted线代表交换前甲烷浓度发展的趋势线（低流态：5×10–6×truntime2+0.02 truntime+0.285，r2=0.825；高流态：0.8576×ln（truntime）-0.8662，r2=0.987）。


地球化学梯度的演变（第310天至376天）


交换流速后（11.2 cm y–1变为112.1 cm y–1，反之亦然），40天后，通过底部溴化物渗透的减少，可以在原HFC（从现在起称为“新低流量堆芯”=NLFC）中追踪到减少的流量（比较图6P和图8D）。相应地，硫酸盐从上覆水柱深入沉积物（对比图6和图8D）。相反，之前的LFC（从现在起称为“新高流量堆芯”=NHFC）在较低的12厘米处显示出高达300μmol L–1的溴浓度脉冲。因此，硫酸盐在这些深度处减少，在岩芯底部达到低于7 mmol-1的值（图8A）。


图8：。在360天运行时间后，即更换流速后50天，在新高流量岩心（NHFC；A-C）和新低流量岩心（NLFC；D-F）沉积物中测得的地球化学参数。所示为硫酸盐、溴化物（A和D）、硫化物、总碱度（B和E）、氧化还原电位和pH值（C和F）的孔隙水剖面。


NHFC中的硫化物浓度（图8B）与之前的情况相比有所下降（图5P，运行303天）。在上部（0至11 cm），硫化物值介于43至63μmol L–1之间，11 cm以下介于73至151μmol L–1之间。这两个部分的过渡对应于下方溴含量增加最快的部分，这描绘了流速交换后产生的向上迁移流体脉冲的界面。在NLFC中，两个硫峰（181和134μmol L–1）分别建立在8和17 cm的沉积深度处，并在11 cm处用最小值（44μmol L–1）隔开（图8 E）。


在11 cm沉积物深度处，TA从NHFC顶部（22.5 meq L–1；图8 B）下降至最小18 meq L–1。在11 cm以下，TA向岩芯底部增加（24 meq L–1），对应于硫化物的轻微增加，即表明AOM活性。在NLFC中，TA从沉积物顶部的22.8 meq L–1（图8 E）线性增加至岩芯底部的25 meq L–1。


NHFC核心的pH值为8.77，与流速增加前沉积物-水界面的pH值相似。在4 cm以下，pH值降低，范围在7.35至6.95之间（图8C）。根据硫化物浓度的降低，pH值的降低可以用硫化铁沉淀来解释（Preisler等人，2007年）（见上文）。在NLFC中，pH值在顶部增加到8.60，在6 cm沉积物深度以下稳定在7.5左右。


交换流速后，NHFC沉积物表面（0-1 cm）的正氧化还原电位为147 mV（图8C），表明沉积物氧化（Schulz 2000）。氧化可能是暂时性氧气侵入的结果，上清液水柱中的氧气指示剂瑞苏林呈粉红色即证明了这一点。在沉积物表面以下，氧化还原电位在2 cm深度处迅速下降至–200 mV，在9 cm沉积物深度以下下降至–350 mV以下。在NLFC中，靠近沉积物表面的氧化还原电位约为–238 mV（图8F），剩余沉积岩芯的氧化还原电位介于–300 mV（2 cm）和–354 mV（底部）之间。


更换流型50天后，两个岩心槽系统流出的甲烷浓度均下降。平流流量的减少可能导致NLFC中甲烷传输的缓解（甲烷浓度1.8μmol L–1；图7B，甲烷流出0.022 mmol m–2 d–1图7D）。NHFC中的甲烷浓度从1.9μmol L–1降至0.6μmol L–1（图7B），相应的甲烷流出量从0.029 mmol m–2 d–1降至0.009 mmol m–2 d–1（图7C）。在这里，我们更希望在增加甲烷流量后，流出的甲烷增加。我们只能推测这种意外行为的原因。也许潜伏期太短，无法让新的甲烷锋到达沉积物-水界面。另一种可能性可能是，流量突然增加会影响沉积物的物理性质，例如，通过增加压实度，从而延缓甲烷在流出中的反应。对于NHFC和NLFC，通过流入和流出甲烷差异计算的AOM速率分别为3.132和0.290 mmol m–2 d–1（图7E，F）。


试验结束后沉积物中的生物地球化学梯度


总运行时间为376天后，停止实验，对两个核心进行切片和二次取样。切片前，立即提取孔隙水，分析硫酸盐、硫化物和硝酸盐浓度。


两个岩芯中的硫酸盐浓度分布相似，从顶部（19 mmol L–1）到底部（NHFC和NLFC分别为5.8 mmol L–1和2.2 mmol L–1；图9B和E）。与24天前的先前测量点相比，硫酸盐在NHFC中进一步向顶部移动，并深入到NLFC中的沉积物中。NHFC的硫化物分布在10 cm处显示出一个清晰的峰值（560μmol L–1；图9C），而之前在10-16 cm之间的硫化物值略有增加（160μmol L–1）。NLFC的硫化物分布与前一个相似（最大值为7 cm，183μmol L–1），峰值为6 cm（228μmol L–1；图9F）。仅在底部（NLFC和NHFC中分别为3.6和3.7μmol L–1）和顶部（NLFC中为4.4μmol L–1）测量硝酸盐浓度。


图9：。切片后（376天运行时间）新高流量岩心（NHFC；A-C）和新低流量岩心（NLFC；D-F）中的生物地球化学参数。显示了甲烷（A、D、cross）、硫酸盐（B、E、cross）、硫化物（C、F、dots）的孔隙水剖面，以及AOM（A、D、bars）和硫酸盐还原（SR）（B、E、bars）的放射性示踪物测量结果。


两个沉积物岩心中的孔隙水甲烷浓度自上而下增加，即NHFC中从4.5μmol L–1增加到21μmol L–1（图9A），NLFC中从4μmol L–1增加到9.5μmol L–1（图9D）。然而，即使是岩芯底部的最高甲烷浓度（21μmol L–1）也仅代表输入浓度（930μmol L–1）的一小部分，这将在“槽系统的功能”一节中进一步讨论


NHFC岩芯的硫酸盐还原活性没有明显的深度趋势。硫酸盐还原率在5–之间波动。0和23.7 nmol cm–3 d–1（图9B）。在NLFC中，上部9 cm处的硫酸盐还原率最高（高达28.9 nmol cm–3 d–1，4-5 cm；图9E），下部低于9 nmol cm–3 d–1。在培养过程中，硫酸盐浓度相对较低，低于9 cm（0.07-2 mmol L–1，在129-310天的运行时间内，图6G、J、M和P），这可能解释了岩芯这部分硫酸盐还原率较低的原因。与NHFC相比，活性较低的另一个原因可能是生物扰动导致埃克恩-费尔德湾沉积物中有机物的不均匀分布和相关的有机碎屑硫酸盐还原（Treude et al.2005；Bertics et al.2013）。基尔湾最著名的生物扰流器是多毛类（Graf et al.1983；Meyer-Reil 1983）。这些生物和其他生物增加了沉积物中有机物的不均匀分布，这些有机物在沉积物取样后被保留（Bertics et al.2013；Dale et al.2013）。此外，婴儿在除氧后死亡可能会在地核内提供额外的不均匀分布的有机物质来源。两个岩芯在整个沉积物深度上的硫酸盐还原计算面积率相似：NHFC（0-19 cm）中为2.6 mmol m–2 d–1，NLFC（0-21 cm）中为2.7 mmol m–2 d–1。总的来说，与硫酸盐还原法相比，AOM率要低得多。NHFC和NLFC的AOM率分别为0.06-5.32 nmol cm–3 d–1（图9A）和0.13-1.23 nmol cm–3 d–1（图9E）。面积AOM率分别为0.5和0.1 mmol m–2 d–1。硫酸盐还原率与AOM速率的高比率可能反映出岩芯中有机碎屑硫酸盐还原的高比例（见上文）。一般来说，硫酸盐还原和AOM速率较低，与之前在Eckernförde Bay的研究中测得的速率相比几乎低一个数量级（4.1-10.5 mmol m–2 d–1硫酸盐还原，0.5-1.5 mmol m–2 d–1 AOM，上部25 cm，Treude et al.2005）。我们实验中使用的沉积物从海底（bsf）以下0-21 cm处取样，该区域略高于所报告的20-25 cmbsf的主要AOM区（Treude et al.2005）。因此，较低的AOM速率可能与沉积物中较低的AOM生物初始丰度有关。我们认为，ANME微生物不可能在整个岩芯上显着富集，因为活动和生长可能仅限于非常狭窄的SMTZ。其他实验报告ANME在1.1-7.5个月之间加倍，但这是在理想的甲烷/硫酸盐条件下实现的（Girguis et al.2005；Nauhaus et al.2007；Krüger et al.2008；Meulepas et al.2009）。


NHFC和NLFC的沉积物孔隙度分别从顶部（两个岩芯的孔隙度均为0.88）下降至底部（0.78和0.82；图10C和F），与之前研究中确定的值相似（Treude et al.2005；Bertics et al.2013；Dale et al.2013）。总碳（TC）主要由有机部分（TOC）控制（图10A和D）。无机碳（TIC）源只是TC的一个次要成分（0.02-0.33%w/w）。一个例外是NHFC中的深度段5-11 cm，其中TIC显示出0.57%w/w的离散峰值。这种碳酸盐堆积可能在实验之前就存在了。然而，360天运行期的溴化物和硫酸盐的孔隙水剖面表明，实验产生的渗流锋位于11 cm深（图8A），表明AOM活性最高的区域，这可能导致原生碳酸盐的沉淀。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）。


图10：。在新高流量岩心（NHFC；A-C）和新低流量岩心（NLFC；D-F）的沉积物岩心中测得的沉积物固相参数：（A和D）总碳含量（TC）、总有机碳含量（TOC）、总无机碳含量（TIC），单位为干重的%w/w；（B和E）总氮（TN）、总硫（TS），以干重的%w/w表示，C/N比；（C和F）沉积物的孔隙度。


与NLFC（1.618±0.13%w/w；图10E）相比，NHFC中的总硫（TS）含量平均较低（1.36±0.23%w/w；图10B），并且在两个岩芯的整个深度上都是恒定的，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值较高，但常见于C-org含量较高的沉积物（Rullköter 2006）。岩芯之间TS的差异可能表明NLFC中的高硫酸盐还原率导致金属硫化物沉淀。


两个岩芯的总氮（TN）和碳氮比值在深度上相对一致（图10B和E）。TN在0.46和0.59之间，C/N值在9.5-10.8之间，NLFC中15 cm处的豁免值为12.8，这是相应的高TOC值的结果。TN和C/N值与之前在Eckernförde湾进行的一项研究（Whiticar 2002）的前2 m沉积深度的异地数据一致。


看法


插槽系统的功能


本研究的目的是开发一个沉积物流经系统，以使用完整的沉积物岩芯模拟甲烷渗漏处的自然流体流动条件，并能够连续测量整个岩芯的生物地球化学参数，以监测与流体和甲烷流量变化相关的参数的演变。总体而言，系统显示出良好的功能和性能。根瘤菌和微传感器提供了一种简单的方法来采样和测量核心内的变化和反应，从而能够在实验期间监测各种参数。通过泵送系统，成功地调整了“海水”扩散与渗流介质平流输送之间的平衡。通过这种方法，可以模拟真实的渗流条件。这两个储层系统提供了一种相对简单的方法来供应几乎饱和的甲烷介质，类似于Wegener和Boetius（2009）的研究。


通过追踪溴化物示踪剂，我们证明：（a）富含甲烷的渗流流体成功地从岩芯底部平流，（b）渗流流体在自然条件下通过孔隙空间迁移和分散，就像在没有系统诱导的渠化作用的情况下一样，（c）渗流和海水介质形成了一个化学斜带，代表硫酸盐-甲烷过渡带，沉积物内部。应该强调的是，在天然沉积物中，由于孔隙空间、大小和分布的不均匀性，流体输送很少是均匀的。增加的流体流量可能会加强沉积物内不同的流体通道，并导致更高的渗透率。然而，通过两个岩芯沉积物的流体流动似乎相对均匀，这是由陡峭的孔隙水梯度的发展所表明的。只有一份硫酸盐剖面图（NHFC，图5D）表明，80天后出现液体旁路，随后再次消失，这可能是由根际取样程序引起的。使用微传感器或根线的每个取样程序都可能会对系统造成干扰。因此，找到最佳采样间隔和体积是基础，在这两者之间，系统能够在采样后“恢复”。然而，不仅每个深度段的单个采样体积，而且整个岩芯上收集的孔隙水总量，似乎都会影响溶解参数的剖面。例如，与之前的采样（图9E）相比，当直接在岩芯切片之前（376天）从NLFC中提取总共96 cm3的孔隙水时，硫酸盐穿透深度更高，化斜变平（图8D），这表明总样本体积太大，导致剖面平滑。我们计算了整个岩芯和该取样程序的稀释度为1:0.2（孔隙水：海水介质）。假设在正常（39 cm3孔隙水体积）取样程序（稀释1:0.08）期间，平滑效果不太明显。在岩芯上部厘米处，稀释效应尤其强烈，其中替换液直接从上覆海水中抽取，导致硫酸盐渗透增加。


岩芯切片后采集的样品中测得的甲烷无法确认进入底部沉积物岩芯的输入甲烷浓度（930μmol L–1）。取样程序，包括孔隙水提取和岩芯切片期间较长的取样时间，可能会促进样品固定前甲烷的主要损失。根瘤菌的使用可能对沉积物芯中溶解甲烷浓度产生不同的影响。首先，可能是由于根采样过程中产生的负压脱气而损失了不成比例的大量甲烷。其次，在实验结束时提取过大的孔隙水样品体积（见上文），可能会稀释甲烷剖面，尤其是因为流体只能从上覆的无甲烷海水介质中补充（与渗流介质的连接已关闭）。我们可以排除甲烷在流入（快速接头）和沉积物芯之间损失，即在分配容器中损失。通过施加欠压和超压进行测试，在该截流中未检测到泄漏。分配容器的体积约为90 mL，位于过滤器正下方，过滤器将滤芯与介质分离。即使在孔隙水提取过程中，也没有观察到氧气侵入盖或通过衬里和硅（由resazurin证实）。因此，甲烷通过这一途径流失似乎是不可信的。


在我们的方法中，AOM率是根据培养期间甲烷浓度的流入和流出差异得出的，即在流量交换之前（303天）和之后（360天），另外还通过实验结束后（376天）的放射性示踪物测量得出的。相比之下，在第376天，NHFC和NLFC中用放射性示踪剂测量的AOM率分别达到第360天通过流入和流出测定的AOM率的16%和35%。放射性示踪剂测量得出的AOM率较低可能是由于孔隙水取样期间的甲烷损失（见上文），这导致甲烷浓度较低，因此甲烷周转率较低（Nauhaus et al.2002）。因此，使用AOM速率可能更可靠，AOM速率是根据流入和流出样品中甲烷的差异计算得出的，该差异不受该伪影的影响。或者，可以减少孔隙水取样的体积，以避免甲烷损失，或者可以增加最终孔隙水和沉积物取样之间的时间，以允许系统重新建立原始甲烷梯度。然而，对于NHFC，应考虑通过流入和流出计算的AOM速率也可能被高估，因为应用的运行时间可能不足以使新的甲烷锋到达沉积物表面（流体的水文停留时间=104.5天）。因此，建议在交换后延长运行时间。


与以前系统的比较


之前开发的系统用于研究AOM相关微生物的生长速率（Girguis et al.2003；Meulepas et al.2009）、AOM反应动力学（Wegener and Boetius 2009；Deusner et al.2010；Zhang et al.2010；Wankel et al.2012）或用甲烷菌富集样品（Meulepas et al.2009）。这些系统理想化了微生物活动的条件，有时还进行了优化。因此，在以前的系统中，预计会有更高的更替率。目前和以前系统之间的技术差异是（1）静水压力和相关甲烷浓度，（2）甲烷和硫酸盐的供应方向，（3）样品类型（泥浆或完整沉积物），（4）稳态或非稳态条件。


一些参考系统在高静水压力下孵育（Deusner et al.2010；Zhang et al.2010），从而产生更高的甲烷浓度。因此，与我们的研究相比，在这些条件下，AOM发生率要高得多。然而，含气体的高压系统需要高安全标准和复杂的子采样。据我们所知，从受压完整沉积物岩心中提取孔隙水和进行微传感器测量仍然不可行。


在以前的所有系统中，硫酸盐和甲烷都是单向供应的，这与自然设置不同，可以掩盖高流体流量或反应物热动力学限制的影响。只有Wegener和Boetius（2009）研究了硫酸盐和甲烷的限制，但仍在一个流动方向。


除了AMIS（Girguis et al.2003）和Wankel et al.2010的热力系统之外，之前的大多数系统都使用均质沉积物泥浆进行测量。Meulepas et al.（2009）、Deusner et al.（2010）和Zhang et al.（2010）还搅拌了它们的孵化，以提供理想的底物供应。这种方法最适合研究AOM生物的生理特性，但不适合研究自然沉积物条件下的活动和反应。在AMIS中，使用完整的天然沉积物岩心；然而，无可否认，这些岩芯定期受到采样程序的干扰，以进行速率和其他测定。在我们的系统中，通过使用薄的微传感器和永久安装的根线，将沉积物结构的干扰保持在最低限度。


在本研究中，重点研究了非稳态情况，即厌氧甲烷营养菌对其自然沉积环境中流体状态变化的直接反应。只有Wegener和Boetius（2009）的脉冲实验以及Girguis et al.（2005）的AMIS创造了非稳态条件，然而，在这些系统的核心内无法跟踪AOM群落的响应和相关的生物地球化学过程。


最重要的是，所有以前的系统都有一个限制，即只能对系统的进出口进行采样和分析。因此，这些系统基本上代表了黑箱，因为反应室或沉积物核心内的生物地球化学发展仍然未知。我们对槽系统的调查表明，沉积物岩心内的条件是不均匀的，并且随着时间的推移而变化，这突出了监测AOM的析出物（硫）和产物（硫化物和TA）以及pH值和氧化还原电位等直接相关参数的重要性。除AOM外，许多其他反应都与渗漏沉积物中的甲烷或流体流动间接相关。这些反应包括自生碳酸盐的沉淀（Luff和Wallmann 2003；Han et al.2004；Karaca et al.2010）和金属硫化物（Morse et al.2002；Orcutt et al.2011）、孔隙度和渗透率的变化（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）。具体而言，化能自养生物的硫化物氧化可以改变硫的供应（Glud et al.2007），以及SMTZ的深度（Preisler et al.2007）。如果不监测整个沉积物岩芯的孔隙水和沉积物参数，所有这些影响都会被忽略。因此，SLOT系统为这些影响提供了更现实的观点，并为深入研究这些过程以回答这些长期存在的问题提供了新的机会。


意见和建议


在此，我们将重点介绍插槽系统的一些重要特性，并为将来的重建和开发提供建议。


溴是平流流体的合适示踪剂，原因有很多：（1）离子色谱法很容易与其他阴离子进行分析，因此不需要额外的样品；（2）它是海水的天然成分，但据我们所知，没有必要的营养素（微生物惰性）；（3）它不会改变渗流介质中的任何参数（如果是盐度，则用氯化物代替）。通过溴化物监测孔隙水的迁移有助于进一步决定实验的总运行时间和终止时间。


插槽系统比AOM刺激了更多的进程。尤其是TA剖面的变化表明了沉淀和溶解过程。为了更好地使用该参数监测AOM和硫酸盐还原动力学，可以将介质中的初始TA浓度（~30 meq L–1）降低到海水水平（~2.3 meq L–1）。


在整个实验过程中，介质组成的一致性是正确预算的先决条件。在我们的实验中，我们观察到介质中晶体的沉淀（可能是CaCO3和金属硫化物），以及甲烷（±110μmol L–1）和硫化物浓度的波动。这些波动会影响系统的预算，并可能改变介质条件，例如碳酸盐沉淀引起的pH值变化。与Deusner et al.（2010）、Zhang et al.（2010）、Wankel et al.（2012）和Girguis et al.（2003、2005）的系统类似，先进的搅拌或渗透介质储层将是对系统的有益改进。搅拌介质可以防止盐、碳酸盐和金属硫化物的预沉淀，而渗滤可以保证更好的甲烷均匀溶解。


安装的取样孔（直径4 mm）允许在实验过程中对小型沉积物子样品进行二次取样，这可以通过分子分析调查实验过程中微生物群落结构或细胞丰度的变化。然而，由于这种方法可能会改变沉积物性质并刺激流体渠化，因此不建议将其与平流输运实验结合使用。


插槽系统的许多其他应用也是可能的。例如，可以模拟其他底栖渗流系统，例如盐水、热液或石油的渗流。缺氧海水可以被含氧海水交换，以研究沉积物-水界面的全谱生物地球化学反应。此外，可以在没有平流流体的情况下安装沉积岩心，以研究沉积在沉积物表面的有机物或漏油的去向。系统的海水介质可以很容易地改变以进行研究，例如，硝酸盐、锰或铁等不同电子受体的影响。