Estimated gas hydrate saturation from the reservoir of clayey silt with sandy interlayers at Site U1517, Tuaheni landslide complex on the Hikurangi margin, New Zealand
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摘要: 准确评估新西兰Hikurangi边缘Tuaheni滑坡复合体（TLC）区域的天然气水合物含量与储层分布对TLC慢滑移现象与产生机制的解释有重要作用。本文分析了IODP372航次U1517站位测井和取心数据，发现在局部地层纵波速度增加（＞1.7 km/s）和电阻率升高（＞1.5 Ω·m）的104～160 mbsf层段存在天然气水合物，其中112～114、130～145和150～160 mbsf层段饱和度相对较高。根据岩性划分了不同井段对应的矿物成分含量，用于纵波速度模型计算，并利用简化三相介质（STPE）和改进的Biot-Gassmann模型（BGTL）分别估算了104～160 mbsf层段的天然气水合物饱和度，平均饱和度分别为5.2%和6.0%，最高饱和度分别为22.7%和21.6%。同时，与阿尔奇公式估算的水合物饱和度比较，在104～160 mbsf层段3种方法估算的饱和度值随深度变化相似，天然气水合物平均饱和度相近（约6.0%），在130～145 mbsf层段的水合物平均饱和度最高（约8.5%）。本研究使用两种声速模型和更为精细的参数估算饱和度，其估算结果更为可靠，可为Tuaheni滑坡复合体慢滑移现象研究提供良好的基础数据支撑。
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关键词:
- 天然气水合物 /
- 水合物饱和度 /
- STPE和BGTL模型 /
- 新西兰Hikurangi边缘 /
- IODP372航次
Abstract: Accurate assessment of natural gas hydrate saturation and reservoir distribution in the Tuaheni landslide complex (TLC) area on the Hikurangi margin, New Zealand plays a critical role in explaining the creeping TLC phenomenon and its forming mechanisms. Gas hydrates are discovered in the interval from 104 mbsf to the BGHS at 160 mbsf based on the logging- while-drilling (LWD) and coring data from the site U1517 located on the extensional and creeping part of the TLC. Elevated P-wave velocity (＞1.7 km/s), electrical resistivity (＞1.5 Ω·m), and the high saturation intervals occur in 112～114 mbsf, 130～145 mbsf and 150～160 mbsf respectively. The mineral components of different well intervals are used to calculate the P-wave velocity, to estimate the gas hydrate saturation of the 104～160 mbsf interval with the simplified three-phase equation (STPE) and the biot- gassmann theory by Lee (BGTL) models, and the average saturation was 5.2% and 6.0% and the highest was 22.7% and 21.6%, respectively. Adoption of the new method made it more efficient to get BGTL model parameters. Compared with the hydrate saturation estimated by the Expedition 372 from the Archie equation was used, the average gas hydrate saturation is similar in the 104～160 mbsf interval (about 6.0%) and about 8.5% in the interval of 130～145 mbsf. In this study, two sound velocity models were used to estimate the hydrate saturation of U1517, making the results more reliable. The accurate estimation of the gas hydrate saturation and distribution at site U1517 will provide basic data for simulation of the creeping TLC phenomenon on the Hikurangi margin.-
Keywords:
- gas hydrate /
- hydrate saturations /
- STPE and BGTL /
- the Hikurangi margin /
- IODP 372
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悬浮体是指以悬浮状态存在于水体中的一切颗粒物质，可分为可燃组分（生物颗粒、各种絮凝体）和非可燃组分（沙泥颗粒、岩石矿物碎屑）两大类[1]。陆源的悬浮体是河口和陆架上广泛分布的泥质沉积体的主要来源[2]。作为陆源有机碳的有效载体，河口和陆架上的细颗粒沉积区也是有机碳的重要储库，其变化对全球碳循环和气候变化有重要影响[3]。同时，悬浮体还吸附大量的营养盐，通过促进浮游植物大量繁殖间接影响海洋初级生产力，其循环过程一定程度控制了营养盐的输运，从而影响海洋生态系统[2]。因此，悬浮体的输运、沉积过程研究对全球物质循环和生态系统动力研究有着重要的启示作用。
长江是世界上著名的河流，每年向海洋提供约470 Mt的沉积物。其中，洪季的输沙量约占全年总量的87%，多数堆积于长江河口及其三角洲系统[4]。冬季长江口附近的沉积物经再悬浮过程随浙闽沿岸流向南扩散。而携沙的南下沿岸流受到北上的台湾暖流的阻隔在浙闽沿岸形成巨厚的沉积体[5]。因而，在东海内陆架造就了世界上典型的源-汇体系。在这一体系中，沉积物从源到汇的迁移问题是关键。因此，要认识东海内陆架这一准封闭的沉积系统，了解位于长江口和浙闽泥质区之间海域的沉积物输运过程很有必要。
舟山群岛海域地处长江沉积物南下的必经之路，海底地形多变，岛屿间水动力复杂。群岛的存在使得潮流和波浪能量只能通过水道从群岛外向内部海域传播，从而导致了水体挟沙能力在这些区域发生非连续性的变化，进而影响了挟沙力整体的空间分布特性[6]。风场、陆架环流和冲淡水的季节性变化使得舟山群岛海域悬浮泥沙的输运过程更加复杂。海洋环境中，悬浮沉积物在潮汐和陆架环流等动力条件下，通过平流、再悬浮和沉降这3个过程的共同作用，进行水平输运以及海底与水体的物质交换，从而造成沉积物输运和海底冲淤，塑造源-汇的格局[7]。冬季浙闽沿岸流携带长江沉积物向南的净输运是浙闽泥质区发育的主要机制[8-10]。然而，人们对于夏季长江沉积物是否在泥质区建造过程中扮演角色的认识并不一致。本文在水文、水动力和悬浮体观测资料的基础上，通过通量机制分解法，探讨夏季大潮期间舟山群岛外侧海域悬浮体的输运特征和影响机制。
1. 研究区域和方法
1.1 研究区域
舟山群岛地处长江口，位于杭州湾和东海陆架（＜50 m水深）的相交处，岛礁众多，棋布星罗，水深为5～100 m，走向以东西向和东北、西南向为主[11]。舟山群岛海域位于长江口泥质区和浙闽泥质区之间，海底表层沉积物多以粉砂为主[12]。群岛地处副热带季风区，风速风向具有明显的季节变化：冬半年（9月至翌年3月）偏北风占优势；夏半年（4—8月）以偏南风为主。冬季风的驱动下浙闽沿岸流南下，水体浑浊。夏季风的影响下偏北向的台湾暖流盛行。太平洋潮波由东南向西北方向传播，在舟山群岛附近受阻而偏转向西，大致与纬度线平行，在传播过程中，波形和结构也不断发生变化，平均落潮历时长于涨潮历时。舟山海域的潮汐类型以规则半日潮为主，局部为不规则半日混合潮，多年平均潮差为1.9～3.3 m，最大潮差可达3.7～5.0 m[13]。潮流因受水道、岛屿等的束流作用其流速较大，其流向在群岛范围内的岛屿之间以往复流为主，在较宽阔的水道或水域以旋转流方式存在[13]。舟山海域受长江径流、浙闽沿岸流、台湾暖流、潮流及地形等因素的综合影响，水动力条件非常复杂[12]。
1.2 现场观测及实验室分析
于2018年6月29—30日期间，在舟山群岛附近海域的观测站位（29.70°N、122.5°E）进行了27小时的连续观测（图1，观测站位如黑点所示）。观测内容包括水动力（ADCP）、温盐深和悬浮体（LISST）等，不同层位的海水和海底表层沉积物的采集。船载声学多普勒流速剖面仪ADCP，频率为600 kHz，换能器置于水下2 m处，采样频率约为1 Hz，第一层观测深度为3.5 m，水层单元厚度为0.5 m，在底部约有10%水深的盲区。现场激光粒度仪LISST（Laser In-Situ Scattering and Transmissiometry）是由美国Sequoia Scientific公司研制出来的系列产品，普遍被用来观测悬浮颗粒。LISST-200X是LISST系列产品之一，它采用激光小角度散射原理来进行悬浮物测量，通过运用Mie散射理论，从数学上反推出散射数据，从而可以获得水体悬浮颗粒36个不同粒级的体积浓度分布。LISST-200X每小时进行一次剖面观测，采样频率为1 Hz，分辨率可达0.1 μL/L。在表层、5、10和20 mbs（meters below sea-surface）及近底层（距底约3 m）每小时进行一次海水采集，5 mbs层水样因为条件限制只在前半段时间采集。另外，每两小时采集海底表层沉积物。水样过滤实验是在浙江海洋大学遥感实验室进行的，使用孔径0.45 μm的滤膜（直径47 mm）过滤定量的海水样品，烘干后经电子天平称重获得样品质量，进而计算得到悬浮体质量浓度。海底表层沉积物的粒度测试在浙江海洋生态环境监测站实验室完成，粒度参数采用激光粒度仪（Microtrac S3500）测定获得。
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图 1 研究区域和观测站位图（据胡日军[12]绘制）Figure 1. Map of the study area （black dot represents the observation site）1.3 研究方法
Dyer[14]提出用瞬时流速、瞬时质量浓度和横截面的面积三者的乘积对时间的积分来表示在一个潮周期过程中通过某一横断面的物质通量：
$$Q=\int U\cdot C\cdot AD \Delta t$$ (1) 其中Q为物质输运通量，U为流速（可分解为南北向和东西向流速），C为质量浓度，A为断面面积，t为时间。而通过通量机制分解公式可以计算各个因素或过程对总通量的贡献[15]。国外学者[16-19]不断建立和发展了断面输运的计算公式，并将其引用到世界各地的河口通量研究中，探讨了不同环境下不同动力因子对物质输移的贡献大小。国内的学者也在长江河口[20-21]、苏北辐射沙洲的潮汐水道[22-25]以及杭州湾、舟山群岛水道和群岛外海域[12, 26-27]等输沙机理研究中运用了此类公式。
根据物质通量计算方法，流速U可分解为垂向平均项（
$\bar U$ ）和垂向平均偏差项（Uv），其中垂向平均项（$\bar U$ ）又可分解成垂向平均潮平均项（$ {\bar U_0} $ ）和垂向平均潮偏差项（$ {\bar U_t} $ ）。表达式为：$U = {U_v} + \overline {{U_t}} + {\bar U_0}$ 。同理，悬浮体质量浓度C可分解为：$C = {C_v} + \overline {{C_t}} + {\bar C_0}$ ；水深可分解为：$H = {H_v} + \overline {{H_t}} $ 。根据现场观测的质量浓度和流速数据，在一个潮周期内的平均悬浮体输运通量表达式如下[25]：$$\begin{split} \left\langle {F} \right\rangle =& \frac{1}{{T}}\mathop \smallint \limits_0^{{T}} \mathop \smallint \limits_0^{{H}} {UC{\bf d}z} = {{H}_0}{{\bar{ U}}_0}{{\bar{ C}}_0} + {{\bar{ C}}_0}\left\langle {{{H}_{{t}}}{{\bar{ U}}_{{t}}}} \right\rangle +\\& {{\bar{ U}}_0}\left\langle {{{H}_{{t}}}{{\bar{ C}}_{{t}}}} \right\rangle + {{H}_0}\left\langle {{{\bar{ C}}_{{t}}}{{\bar{ U}}_{{t}}}} \right\rangle + \\ &\left\langle {{{H}_{{t}}}{{\bar{ C}}_{{t}}}{{\bar{ U}}_{{t}}}} \right\rangle + {{H}_0}\left\langle {\overline {{{C}_{{v}}}{{U}_{{v}}}} } \right\rangle + \left\langle {\overline {{{H}_{{t}}}{{C}_{{v}}}{{U}_{{v}}}} } \right\rangle= \\ & {{F}_1} + {{F}_2} + {{F}_3} + {{F}_4} + {{F}_5} + {{F}_6} + {{F}_7} \end{split}$$ (2) 式中，＜ ＞代表垂直方向的平均，代表潮周期内的平均。第一项（F1
）代表非潮汐扩散项，称为欧拉通量，而第二项（F2 ）是潮流相关项，为斯托克斯漂移。这两项之和表示由余流以及时空平均质量浓度引起的水平扩散通量（拉格朗日通量）。F3 至F5 是由涨落潮不对称引起的潮泵效应，由潮相位差产生的。F6+F7是由悬浮体质量浓度和流速的垂向分布不均导致的，与扩散剪切有关。 悬浮体的有效密度是指去除了海水影响后悬浮体本身的真实密度[28]。相比其他悬浮体参数，悬浮体有效密度能更加真实地反映出悬浮体在水体中的物质组成和结构特征。海洋中的悬浮体包括矿物碎屑、生物颗粒等，前者往往表现出极大的黏滞性，将生物颗粒、人类纤维等聚合成为较大的絮凝体。这类絮凝体具有与单个颗粒完全不同的物理和行为特征：体积较大，密度较轻，具有较高的沉降速度[29]。而在水体雷诺数较小时，絮凝体的粒径和有效密度共同决定其沉降速度。悬浮体的有效密度可表达为质量浓度和体积浓度之比[30]：
$$\Delta \rho = {\rho _f} - {\rho _w} = \frac{{{C}}}{{{\rm{VC}}}}$$ (3) 式中
$ {\mathit{\rho }}_{\mathit{f}} $ 为絮凝体密度，$ {\mathit{\rho }}_{\mathit{w}} $ 为海水密度，VC为悬浮体的体积浓度。为了研究海底表层沉积物的再悬浮行为，根据测定的沉积物粒度和近底部流速，计算底部切应力。
$$ {\mathit{\tau }}_{{}_{0}}={\mathit{\rho }}_{\mathit{w}}{\mathit{u}}_{\mathit{*}}^{2} $$ (4) 其中，摩阻流速根据近底层流速采用流速对数剖面模型计算获得：
$$ \mathit{u}\left(\textit{z}\right)=\frac{{\mathit{u}}_{\mathit{*}}}{\mathit{\kappa }}{\ln}\left(\frac{\textit{z}}{{\textit{z}}_{{}_{{0}}}}\right) $$ (5) 对于粉砂的底床，粗糙长度z0取0.2 mm。泥沙起动时的临界切应力可通过Soulsby公式计算[31]：
$$ {\tau }_{\rm{cr}}={\theta }_{\rm{cr}}\times g\left({\rho }_{\rm s}-{\rho }_{\rm w}\right)\times {d}_{50} $$ (6) $$ {\theta }_{\rm{cr}}=\frac{0.3}{1+1.2{D}_{*}}+0.055\times \left(1-{\exp}^{-0.02{D}_{*}}\right) $$ (7) 其中
$ {\theta }_{\rm{cr}} $ 为临界Shields数，$ {\rho }_{\rm s} $ 为沉积物颗粒的密度（取2 650 kg·m−3），d50为平均粒径，D*为无量纲粒径，与海水的运动黏滞系数$ \upsilon $ 和泥沙大小有关：$$ {D}_{*}={\left[\frac{g\left({\rho }_{s}-{\rho }_{w}\right)}{{\rho }_{w}{\upsilon }^{2}}\right]}^{1/3}{d}_{50} $$ (8) 2. 结果和讨论
2.1 水文水动力特征
研究区的水深约为27 m，水体层化明显，整个水体分为上下两层：上层水体温度较高，为22～24 ℃；下层的温度较低，为18～20 ℃（图2a）。在两层之间存在一个较强的温跃层，垂向上的温度梯度可达1 ℃·m−1（图2b，其中品红色等值线对应的值为0.5 ℃·m−1）。温跃层厚度约为2～5 m，在距海底10～20 m范围内有规律波动，涨潮时上升，落潮时下潜，略滞后于水位变化。跃层上部和下部水体的混合情况较好，温度垂向分布较为均匀。跃层以下水体的温度呈现周期性的变动，在涨潮阶段升高而在落潮阶段降到最低。相对于底部，上部水体的情况较为复杂，在涨落潮期间均出现高值。由于YSI出现故障，其观测资料包括盐度数据在此不加以展示。
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观测期间，潮汐不对称性较强：第一个半日潮的潮差（3.6 m）大于第二个（2.1 m）；两个半日潮的涨潮历时（分别为5.17和6.33 h）均小于落潮历时（分别为6.67和6.85 h）；涨潮流速均大于落潮流速，最大流速出现在第一个半日潮的涨潮阶段（图2c）。流速在垂向上分布极不均匀，一般来说，底部较小，跃层和上部较大，最大可达1.2 m·s−1。水流呈顺时针方向旋转，落平潮时向南，涨平潮时向北，上部水体的转向略滞后于底部（图2d）。然而，在第一个半日潮的落潮初期阶段，跃层流向较其上下层水体滞后约1 h且流速达到最小。
2.2 悬浮体的分布特征
悬浮体在时间和垂向上的分布极不均匀。结合温度跃层的位置，悬浮颗粒体积浓度的分布呈现如下的特点：在温跃层以上及跃层附近较低，在温跃层以下随水深增加逐渐升高，最高值可达400 μL·L−1（图2e）。此外，在跃层附近还存在斑点状的高浓度区。跃层以上的悬浮体平均粒径较小，一般小于20 μm；底部水体中悬浮体平均粒径约为30～80 μm；而跃层附近悬浮体的平均粒径较大，最大可达100 μm以上，在水层中呈斑块状分布（图2f）。对比悬浮体的粒级组成发现：表层主要由2～20 μm的小颗粒和少量的大颗粒组成，故平均粒径相对较小；底部分布较广，为20～200 μm，平均粒径较大；而跃层附近多为大于100 μm的大颗粒，导致平均粒径最大（图2f和3a）。相比较而言，海底表层沉积物组成以4～63 μm的粉砂为主（占比达80%以上），平均粒径为11～16 μm（图3b）。
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图 3 悬浮体（a）和海底表层沉积物（b）的粒级分布图Figure 3. Grain-size distribution of suspended particles （a） and seabed surface sediment （b）悬浮体的质量浓度也显示出类似的趋势。观测期间，跃层及其上部水体的悬浮体质量浓度较低，多小于10 mg·L−1；而底部的质量浓度可达20～96 mg·L−1（图4a）。通过初步的数据分析可以发现，平均质量浓度自表层到底部呈现先降低后增加的趋势，且其垂向梯度随水深而增加（表1）。悬浮体质量浓度的离散程度也呈现出与质量浓度相同的趋势，在近底部达到最大。为了研究海底表层沉积物的再悬浮行为，计算底部切应力以及10、63和153 μm粒级颗粒对应的起动临界值（图4b）。结果发现，这3个粒级的颗粒在绝大多数时间均可被起动，这与类似环境的研究结果比较接近[32-33]。因此，大潮期间，研究区的海底表层沉积物几乎均可经再悬浮进入水体，导致底部悬浮体浓度增大。可以发现近底层悬浮体高质量浓度与底部切应力峰值对应良好但存在一定的滞后（如图4箭头所示）。此外，悬浮体质量浓度（C）和体积浓度（VC）之间存在着显著的线性相关性（图5），因质量浓度的采样精度较低，据此关系可通过悬浮体的体积浓度估算整个水体的质量浓度分布。
表 1 悬浮体质量浓度的特征值Table 1. The characteristic values of mass concentration of suspended particles平均质量浓度/
（mg·L−1）质量浓度的标准差/
（mg·L−1）质量浓度梯度/
（mg·L−1）表层 2.88 3.62 − 5 mbs 1.55 0.69 −0.26 10 mbs 2.83 3.82 0.26 20 mbs 35.52 10.45 3.27 近底层 61.02 15.73 5.10 ![]()
图 4 悬浮体质量浓度（a）和底部切应力及起动临界值（b）随时间序列图Figure 4. Time series of mass concentration of suspended particles （C） and bottom shear stress and the threshold values of 10, 63 and 153 μm for movement悬浮体根据有效密度与平均粒径的关系在垂向上可分为三种类型：温跃层上部（包括表层、5 mbs和部分10 mbs，如红圈所示）的平均粒径较小，有效密度跨度较大，除个别异常高值，一般为7～1 750 kg·m−3；底部水体（20 mbs 、近底层和部分10 mbs，如黑圈所示）的悬浮体平均粒径为30～80 μm，有效密度为100～400 kg·m−3，分散性较小；而跃层附近（10 mbs，如绿圈所示）的悬浮体较大，有效密度一般小于100 kg·m−3（图6）。不难发现，有效密度和粒径之间存在负相关关系。其他研究结果显示，悬浮体的有效密度因为絮凝过程会随着粒径的增加而降低[30, 34-38]：小的悬浮体由原始碎屑经较低程度的絮凝形成，具有较高的有效密度[30, 38]；大的颗粒因为程度较高的絮凝而含有较高比例的间隙水，从而具有较低的密度[39]。杭州湾和舟山群岛海域悬浮沉积物平均粒径为7～9 μm[12]，而海底表层沉积物的平均粒径为11～16 μm。因此，跃层以上的悬浮颗粒平均粒径与碎屑沉积物的大小比较接近，但有效密度与之相比普遍较低。因此，上部水体中有效密度相对较高的悬浮体应经较低程度的絮凝形成。底部水体中的悬浮体平均粒径较海底和水体中沉积物大，有效密度较低，应为细颗粒沉积物经较高程度的絮凝形成的絮凝体。而且，随着紊动增强和悬浮体质量浓度升高，絮凝程度有增加的趋势（图4和图7中第3～10、15～17小时底部切应力和质量浓度均较高时有效密度降低）。除此之外，较低密度的生物碎屑也会使悬浮体的有效密度降低。跃层附近存在与底部絮凝体大小相当（30～80 μm）但有效密度（10～100 kg·m−3）显著降低的悬浮体（图6），应为生物颗粒。其他学者也发现跃层附近普遍具有较高的初级生产力[40-43]，浮游生物富集。此外，跃层以上有效密度较低的悬浮体，推测亦受生物碎屑的影响。
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图 6 悬浮体的有效密度与粒径关系图（红圈对应跃层以上悬浮颗粒，绿圈对应跃层附近悬浮颗粒，黑圈对应跃层以下悬浮颗粒）Figure 6. The relationship between effective density and mean grain size of suspended particles2.3 悬浮体的输运特征和机制
对一个潮周期内的各层流速做平均，发现整个水层的余流具有表、底层流速小而中层大的特点（可达0.15 m·s−1）。余流在整个水体中的流向并不一致，大致在西南方向左右摆动：余流在表层流速较小，指向西南方向；随着水深增加，余流向逆时针方向偏转且保持方向基本不变，速度增大；流速在中层达到最大后随着水深增加逐渐降低，流向沿逆时针方向偏转；在底部附近余流流速降到最小，流向又沿顺时针方向偏转（图8a）。结合悬浮体的垂向分布，在一个全日潮周期内，通过单位面积的净输运量随着深度的增加而增大：在上部较小，在中层处稍有增加但方向变动频繁（东-西北-东南），最后在海水底部达到最大（500 kg·m−2），方向指向南偏西（图8b-c）。在一个全日潮周期内整个水体内悬浮体的单宽净输运量约为3 166 kg，指向西偏南15.6°方向。由于观测区域受水动力的冲刷作用，底部悬浮体浓度增高，形成远远高于其他水层的底部雾浊层。而跃层的屏障作用，使得再悬浮的沉积物只在跃层以下水体富集，跃层以上输运能力不显。跃层附近的悬浮体输运方向多变，相互抵消，输运能力也较弱。因此，一个潮周期过程中超过3 000 kg的单宽净输运绝大部分是通过底部雾浊层实现的。而底部水体中悬浮体向偏南方向的输运，对浙闽泥质区的沉积过程意义重大。
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图 8 东西和南北向余流（a）和单位面积净输运量（b）随水深变化图以及净输运方向示意图（c）Figure 8. Residual flow （a） and SPM transport per unit area （b） during a diurnal tide changes with water depth, and schematic diagram of net transport direction （c）悬浮体输运通量的机制分解结果如表2所示，总输运通量为0.038 kg·m−1·s−1，即一个潮周期内的单宽净输运量约为3 400 kg，与通量法计算的结果比较接近。其中，欧拉余流（F1
）引起的悬浮体输运占主导作用，一个全日潮周期中的输运通量达0.046 kg·m−1·s−1，指向西偏南方向。其他主要贡献项包括F4 和F6，前者是潮汐捕捉项，由再悬浮和沉降作用所致，输运通量为0.022 kg·m−1·s−1，指向东南方向；后者是垂向的剪切扩散作用，其值为0.013 kg·m−1·s−1，指向正北。这两者的输运方向相反，相互抵消了一部分后仍指向东南方向。 表 2 单位宽度悬浮体通量各分量及方向（正北方向为0°）Table 2. Tidal-averaged suspended particle flux per width and directionF1 F2 F3 F4 F5 F6 F7 $\sum\limits_{{\rm{i}} = 1}^7 {{F_{{i}}}} $ 东向通量 −0.020 1 −0.003 5 0.000 1 0.014 9 0.000 0 −0.000 3 0.000 7 −0.008 2 北向通量 −0.041 8 0.007 1 0.000 2 −0.016 0 0.000 8 0.013 3 −0.000 7 −0.037 2 通量/（kg·m−1·s−1） 0.046 4 0.007 9 0.000 2 0.021 9 0.000 8 0.013 3 0.001 0 0.038 1 输运方向/（°） 206 334 26 137 359 359 135 拉格朗日通量（F1
+F2，两者方向相反，抵消部分后向南）主导了悬浮体的净输运，这与其他学者的研究结果一致：舟山群岛内水道[44-45]、群岛区[12, 46]或岛外海域[12]的沉积物输运机制均以拉格朗日余流输运为主。观测区域位于岛外较开敞海域，受群岛地形的作用较小，潮流呈椭圆形，余流优势相对变小。然而，陆架环流（浙闽沿岸流、台湾暖流等）的增强，使得余流输运仍不容小觑。潮汐捕捉项F4 是由悬浮体的沉降、海底沉积物的再悬浮滞后引起的，是研究区除余流输运之外最重要的输运机制。据图4b可知，观测过程中海底表层的粉砂和沙在大多数时间都可发生再悬浮：在底部切应力增大时，悬浮体浓度迅速增高；底部切应力小于临界值时，浓度降到最低。正是这种周期性变化，引起了沉积物的再悬浮和沉降作用，从而影响了研究区域的物质输运。垂向净环流输运F6 是由流速和悬浮体质量浓度的垂向分布不均引起的，与水体层化现象密切相关。因此，本文的研究结果显示了夏季陆架环流和潮汐以及水体层化共同控制了悬浮体的输运过程。偏南向的陆架环流（拉格朗日余流）驱动的拉格朗日通量和潮泵通量造就了南向的沿岸输运，被北向的垂向净环流通量抵消了一部分。可以推测，在冬季风浪作用下水体混合均匀，垂向环流输运减弱，而南向的浙闽沿岸流进一步增强，将导致南向的输运通量显著增加。 舟山海域位于长江沉积物向南输运的通道上，在此处进行的悬浮体通量观测有益于认识沉积物源到汇的过程。对于浙闽泥质区这一巨大沉积体系的研究，长时间多站位的观测是必需的。然而条件的限制，选择在具有代表性的站位进行观测也是认识问题的有效途径。因此，在选取站位进行悬浮体特征和输运过程的研究有利于丰富浙闽泥质区形成和演化的知识体系。冬季，在浙闽沿岸流的带动下，长江冲淡水及其携带的泥沙沿东海内陆架向南输运[45-46]，遇台湾暖流阻碍堆积于浙闽沿岸[5]。夏季，浙闽沿岸流在西南风作用下北上且携带南部河口入海物质向北推进[47]。然而，本文通过调查大潮期间的一个全日潮过程，发现夏季也存在南向的沿岸输运。这一南向输运是认识浙闽泥质区从源到汇迁移过程的关键。因此，除潮汐捕捉作用外，夏季的浙闽沿岸流亦可以对泥质区的形成和演化起积极作用。当然，这与观测期间优势风场为北向密切相关。值得指出的是，冬季强沿岸流作用下悬浮体的输运对浙闽泥质区演化的贡献更为重要。
3. 结论
（1）观测区域潮汐不对称性特征显著：第一个半日潮的潮差大于第二个；涨潮历时小于落潮历时而涨潮流速大于落潮流速。流速在垂向上分布不均，余流在跃层附近达到最大，向上和向下逐渐减小。
（2）悬浮体按照特征分为三种类型：跃层以上有效密度高的悬浮体絮凝程度较低；底部悬浮体絮凝程度较高，有效密度较低；跃层附近的悬浮体主要为生物颗粒，有效密度最低。
（3）随着紊动增强和悬浮体质量浓度升高，底部悬浮体的絮凝程度有增加的趋势。
（4）一个全日潮周期内，受夏季陆架环流和潮汐捕捉以及垂向净环流输运的共同作用，研究区发生了超过3 000 kg·m−1的偏南向净输运。其中，浙闽沿岸流和潮汐不对称引起的悬浮体输运向南，流速和悬浮体垂向分布不均导致的输运向北。
致谢：感谢南京大学海岸与海岛开发教育部重点实验室提供的人力和仪器。感谢浙海科1号的全体船员帮助，感谢参加调查的吴昊、兰庭飞、卢军炯、王寇、张炜、谷海玲等同学的帮助。
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图 2 U1517站位测井数据
蓝色实线为实测数据，红色实线为拟合背景趋势，黑色虚线为BSR。
Figure 2. Well logs at Site U1517
The blue lines are measured logging data and the red lines are fitted background trends; the black dashed line is BSR.
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图 3 U1517站位井地层因子与纵波速度交会图
黑色实线为0～90 mbsf拟合背景趋势线。
Figure 3. Cross plot of formation factor versus the measured P-wave velocities at Site U1517
The black line is fitted background trends of 0～90 mbsf.
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图 4 U1517站位所取岩心的岩性和岩石矿物成分相对含量数据
黑线为依据岩性平均矿物成分相对含量。
Figure 4. Simplified lithostratigraphic column with bulk powder XRD results, Site U1517
Black line is average mineral composition based on core data.
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图 5 使用STPE在U1517站位井测量的纵波速度和计算的基线速度的比较
Figure 5. Measured and calculated baseline P-wave velocities with STPE at the Site U1517
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图 6 使用STPE计算水合物储层区的背景纵波速度及饱和度
Figure 6. Measured and calculated baseline resistivities and P-wave velocities at the Site U1517
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图 8 使用BGTL模型在U1517站位井测量的纵波速度和计算的基线速度比较
Figure 8. Measured and calculated baseline P-wave velocities with BGTL at the Site U1517
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图 9 使用BGTL模型计算水合物储层区的背景纵波速度及饱和度
Figure 9. Background P-wave velocities and gas hydrate saturations at Site U1517 with BGTL
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图 10 U1517站位井井径、纵波速度、电阻率、密度和伽马测井曲线
Vp为实测声波速度，Vpw为背景速度值；Rt-Ring为环电阻率；Rt-P40L为低频随钻相移电阻；R0为背景电阻率值。
Figure 10. The well logs from site U1517A showing the caliper, P-wave velocity, resistivity, density and gamma ray
Vp is measured velocity, Vpw is calculated velocity baseline, Rt-Ring is ring resistivity, Rt-P40L is 400 kHz phasor resistivity, R0 is calculated resistivity baseline.
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图 11 根据BGTL、STPE与电阻率、氯离子估算的天然气水合物饱和度的对比
Figure 11. The gas hydrate saturation calculated by BGTL, STPE compared with the hydrate saturation calculated by the Expedition 372 scientists used the Archie equation and the chloride concentration
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图 12 STPE与BGTL在饱和水地层（0～90 mbsf）预测纵波速度与实测纵波速度对比
Figure 12. The measured P-wave velocity compared with the calculated results of the STPE and BGTL in water-saturated sediments (0～90 mbsf)
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