科学网—海洋氧环境新认识
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2025-5-13 11:37
| 系统分类: 观点评述
水越深，越还原，溶解氧越少，这是地质学中的口头禅。
但可能错了！3个主要观点：(1)大洋大多数情况下是富氧的，只有中低纬度洋流波及范围之下的深度段，600-1200m范围内存在“大洋最低含氧带”OMZ。(2)除上层海洋外，溶解氧含量随水深增加而增加。(3)大洋溶解氧完全受控于海面与海底的温差，与生地化没有关系。
感谢《地质学报》刊登了本研究，现已见刊，可在知网上搜索《局限环境下水体深度对有机质富集的控制作用》。
或直接点击期刊文章的链接: 局限环境下水体深度对有机质富集的控制作用 。
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“海平面上升，海侵，水体变深，底层水缺氧，有利于有机质保存,可沉积富有机质页岩；海平面下降，海退，水体变浅，富氧，不利于有机质保存在页岩中”。这是地质学，沉积学，海洋沉积学，沉积型矿产的常识。几乎一致认为，“深水陆棚是海相页岩有机质富集的最佳环境”。但是，然而，这些观点是错误的。
这一常识来源于直觉。大气中的氧气，要进入水体，且并运动到湖底或海底，应该路慢慢兮，其修远。于是，人们脑补了一下得出，水体越深越缺氧，越还原； "大洋热盐环流": 中低纬度海洋分层强，对流弱，但海 底富氧，是因为两极冷水下沉，携带氧气运移到中低纬度 - 这个思路就是把大洋想象成一个只有洗脸盆尺度时的状况(如图1)。这个尺度是米级，显然没法和几千公里的大洋类比。
图1 大西洋O2对流模式
(Paul R. Pinet: Invitation to Oceanography, Second Edition,www.jgpub.com/oceanlink)
最早用这种小尺度来说明冷水下沉机制是Stommel(1958,1960,1961)提出的，Rossby(1965)完成了实验，如图2。之后海洋学家将这个洗脸盆模式扩展到全球。从数学或物理学角度，从两极到赤道约1万公里长，而平无海水深度是4km，就相当于一个杆状，这样的类比完全是错误的。
近年来‚人们已经认识到Stommel假说的局限性．Munk 和Wunsch、黄瑞新和Nilsson等提出了新的观点‚“热盐环流”应该是由风和潮汐提供机械能驱动的输送热量、淡水及其他物质的经向翻转流。由于 海洋把热能转化为机械能的效率极低 ‚海洋就不能称为热机‚无疑‚这是对传统热盐环流观点的挑战。
图2 Rossby(1965) 实验示意图
(洗脸盆尺度，长宽为米级)
本研究结合了环境科学关于溶解氧的分布特征，对水体深度与表层沉积物富集有机质程度的关系进行了深入研究。
得出如下结果：
1.除表层水体(海面至风暴浪基面，或洋流波及范围)外，水体溶解氧随深度增加而增加。大洋底是富氧状态；高纬度湖泊、海洋，或冬季湖泊从浅至深均为富氧状态。海洋表层水体范围为海面至300-600米水深。
2.大洋最低含氧段(OMZ)出现在中低纬度海洋表层水之下，水深600-1200米范围内。从OMZ段向下，随深度增加，溶解氧含量递增(图3)。赤道附近的OMZ的顶界(表层水底界)可浅至300米水深。但由于有风暴浪和洋流的作用，表层水底界一般不会薄于200米，其中最大生物量在0-50米范围内，水深超过150米时生物量极少。因而，OMZ的出现和生物活动无关。
(a) (b)
图3 不同大洋溶解 氧与深度的关系曲线。高纬度从海面至海底均富氧
(a)中低纬度大洋溶解氧分布；(b)各大洋与北冰洋溶解氧对比
3.深水陆棚环境50-200米水深为富氧环境，不具备发育黑色页岩的条件，只发育细砂、粉砂。受洋流、潮汐流影响，发育大量中型、大型甚至巨型沙波地貌，沙波波长1-2公里，波高150米(图4)。甚至2000米水深的深海环境也发育沙波(图5)。
图4 西太平洋某海山2000米海底沙波地貌摄影照片(用ROV水下无人潜航器所拍)
图6 南海北部表层沉积物类型分布图，TOC含量低，以细粉砂为主。
4.开阔水体，包括大洋、大陆架、海湾或陆表海环境无法富集有机质(如前图图6)，TOC约为0.2-0.8%。只有封闭的 潟 湖环境才有可能富集有机质。因而所谓的“海相页岩”，其实是海陆过渡相页岩 。可能没有真正的“海相页岩”。
5.水面温度变化是控制溶解氧分布的决定因素。季节性温度变化会引起海洋水体垂向对流，特别是冬季，让氧气能通过自然垂向对流，让不同水深的海水充分饱和氧。冬季的海洋或高纬度的海洋、湖泊，从海面至海底均为富氧状态，湖泊亦然（图7）。海洋学家认为OMZ受控于漂浮于海洋中的动植物残骸（专业术语称为颗粒有机碳POC）的分解耗氧，使600-1200米的氧含量最低。但从图8，图9看，高生产力和POC出现在无OMZ的高纬度，即高POC与OMZ并无交集，因而这种说法是不对的。这与海洋学是矛盾的。
图7 不同水库在不同季节的溶解氧分布
(注：显然，水面温度决定了溶解氧分布，冬季水面冷，水底相对温暖，产生了强烈的垂向对流，水体无处于富氧状态；夏季对流弱，在5-30米范围内出现最低含氧段。)
6.高纬度水体出现的高生产力(图8，图9)得宜于海洋呈富氧状态。例如，南极磷虾6.5-10亿吨/年，其生物量超过我国粮食总产量7亿吨。高生物量并未让高纬度海洋在表层水底部出现出现OMZ带，由海面至海底均为富氧状态(图3b中的北冰洋)。也就是说，看不出生物的氧气消耗对溶解氧的影响。
图8 全球海洋生产力（叶绿素浓度）. 高纬度冷气候条件下生产力最高
(http://kejiao.cntv.cn/20101101/100692.shtml)
图9 全球年均POC通量(2003-2018)
（https://www.mdpi.com/2072-4292/11/24/2941）
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摘要： 一般提到富有机质页岩的发育，就会关联到较深水缺氧环境，认为盆地沉积沉降中心深湖—半深湖水体较深处为缺氧还原环境，更易发育优质烃源岩。然而，现代水体中的有机质富集特征与这一观点恰恰相反，因此有必要深入剖析二者的关系。为此，本文利用环境学和生态学中关于水体溶解氧分布及现代湖泊表层沉积物中有机质含量等信息，研究了封闭水体不同深度有机质的富集特征。研究结果表明，水体溶解氧浓度随着水深的增加而增加（上层水体除外）；湖泊底部和海底在多数情况下为富氧环境；较深水体的初级生产力较低，不一定是低能环境和缺氧环境，这不利于有机质的保存；而潟湖、海湾及湖湾等相对封闭的局限环境可作为较好的有机质、矿物质和火山灰等的聚集场所。本文认为在面积较小的封闭—半封闭水体中，深度越浅越有利于有机质的富集；外源有机质的贡献不可忽视；开阔水体如深水陆棚、面积较大的深湖—半深湖等环境不具备发育优质烃源岩的条件。
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得出四点结论：
(1)面积较小的湖泊、潟湖或半封闭的海湾等为封闭环境，更易富集有机质、矿物质、火山灰；面积大的水体和大陆架为开阔环境，水动力强，不易富集有机质。
(2)水体越深不一定越还原，更深的水体溶解氧含量不一定更少。对于非稳态水体，如冬季的湖泊，或高纬度地区的海洋、湖泊，水体由浅至水底均处于富氧环境。对于稳态水体，如夏季的湖泊、中低纬度的海洋，水体中的溶解氧总体上随深度增加而增加，上层水体富氧。缺氧段OMZ深度大约在600~1200 m之间，向下至海底溶解氧逐渐递增，到海底为富氧状态。
(3)水体越浅有机质越富集，固碳能力越强；水体的固碳能力与其面积、水深呈负相关关系(图10)。只有封闭较好的水体，才是低能环境。
(4) 暖湿气候更有利于陆地初级生产力的提高（图11），抑制水体藻类生物生长，降低水体生产力。 寒冷气候会使水体中藻类勃发，叶绿素高（图8），颗粒有机碳POC含量高(图9)，提高水体初级生产力(很有趣) 。 这与沉积学，石油地质学是矛盾的。
从图8，图9可以看出，赤道热带附近的海洋，其初级生产力极低，仅好于沙漠！图11为陆地初级生产力，热带的确高，但其土壤中的碳储，和海洋一样，极低。如巴西热带雨林，其土壤以红土为主，高温分解作用太强了，因而 碳储最低，远低于东北黑土地，和青藏高原的碳储(高原寒温带)。
建议今后将水体的深度和封闭性作为烃源岩评价，或页岩油气资源评价的重要参数。
图10 湖泊表层沉积物有机碳含量与水深的关系。TOC与水深呈负相关关系。
图11 全球陆地初级生产力. 低纬度热带高,向两极寒冷气候低。
( https://data.tpdc.ac.cn/zh-hans/data/d6dff40f-5dbd-4f2d-ac96-55827ab93cc5 )
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毛小平
中国地质大学(北京)能源学院
2025 年5月12日
[1]Rossby T．Numerical experiments with a fluid heated non-uniformly from below．Tellus A‚1998‚50：242—257
[2]Stommel H‚Arons AB‚Faller AJ．Some examples of stationary planetary flow patterns in bounded basins．Tellus‚1958‚10：179—187
[3]Stommel H‚Arons AB．On the abyssal circulation of the world ocean-I．Stationary planetary flow patterns on a sphere．Deep-Sea Res‚1960‚6：140—154
[4] 黄姣凤等， 世纪之争： 海洋是否为“热机”？———Sandström 猜想发表一百周年侧记. 自然科学进展，2008, 18(7).
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主题：水体|局限环境下水体深度对|深度|中低纬度