地球表面 70% 以上被水覆盖，海洋盆地的最大部分被深海沉积物覆盖，其中高达 70% 是有机碳贫化的粘土沉积物 。因此，这些沉积物是海洋领域的重要储库，其中发生的成岩反应在地球系统的地球化学循环中发挥着重要作用。其中一些反应，例如微生物氧化还原反应或液相中的非生物反应（例如溶解或沉淀），在沉积孔隙水（PW）中留下了反应物的特征模式。这些过程可以通过研究分子和元素浓度以及同位素比率的孔隙水剖面来识别。
在一些深海区域，孔隙水地球化学也受热液通量控制，影响流体与沉积物或基底之间的相互作用。最近，热液驱动流体流过洋壳的假说得到了发展这表明不活跃的海山或测深坑会在长达数百万年的时间内吸收并加热海水。
费舍尔和小麦能够确定至少两个或更多相距 52 公里的海山之间的交换，流体的传播时间为数十年到数百年，这与费舍尔提出的所谓虹吸概念相关。这种流体流动应该由补给和排放地点之间的压力差控制，并且被假设绕过沉积物。在某些地区，吸收的流体不会与洋壳相互作用，如 δ 2 H 和 δ 18 O同位素测量所示，而在其他地区，它可能与玄武岩地壳的矿物相互作用。通过上洋壳的流体流速一定很高，因为海山及其附近的沉积物/玄武岩界面处的孔隙水元素浓度最初向海水值增加。这是由于洋壳中频繁插入“新鲜”流体，阻碍了沉积物和玄武岩孔隙流体的平衡。因此，在此类系统中，朝向沉积物/玄武岩界面的元素浓度增加取决于洋壳中的流体流速。
大多数海洋浮游钙化物最近形成的碳酸盐壳的 δ 44/40 Ca 值约为 0.2 至 1.2 ‰，平均值约为 0.7 ‰，而最近的海水相对于 SRM915a 的值为约 1.88 ‰ 。液相和由生物碳酸盐组成的海洋沉积物之间的差异是由于生物代谢将轻质40 Ca 掺入固体中、碳酸盐沉淀造成的。并在较小程度上通过粘土表面优先吸收轻 Ca 同位素。
IODP 实验，已于2008年与RVJoides决议一起实施，以提供东赤道太平洋高生产力区的新生代记录。为了实现这一目标，已经完成了沿太平洋板块运动方向钻探八个沉积物岩心。
研究的沉积岩芯 U1331-U1338 主要由超微化石软泥、放射虫超微化石软泥、放射虫软泥、超微化石放射虫软泥、粘土和瓷器组成。CaCO 3含量范围为 1 至 98 wt.%。孔隙率大多在 40% 到 90% 之间，并且随着深度的增加而降低。钙质层和硅质层之间沉积物的岩性差异很大。
取芯后，直接在 RV Joides Resolution上使用所谓的全方位采样技术，在液压机内向沉积物段施加压力，或通过 Rhizon 采样技术，使用真空收集孔隙水来提取孔隙水。在这两种技术中，孔隙水都被过滤并释放到注射器中。然后将其转移至预先清洁的 HDPE 螺旋口小瓶中并用 HCl 酸化。两种技术在目前的再现性方面具有可比性。
沉淀孔隙水提取后留下的干燥沉积物残渣，即所谓的压榨饼，在提取孔隙水后直接切割并密封在船上。为了进行 Ca 同位素分析，将这些挤压饼中的每一个都压碎。在环境温度下将大约1mg的样品粉末浸入1ml的2.5N CH 3 COOH中，并通过离心将其与剩余的固相（硅酸盐）分离以获得溶解的CaCO 3级分。将两部分干燥并称重以确定样品的碳酸盐含量。将碳酸盐级分重新溶解在 2.5 N HCl 中，加入42 Ca/ 43 Ca 双加标物，并在 60 °C 下干燥 3 小时。由于 CaCO 3的纯度渗滤液中，质谱分析前无需通过柱化学进行 Ca 净化。
U1332站点的δ 44/40 Ca孔隙水剖面在沉积物/海水界面处以近海水值1.78‰开始，随后在25 m左右深度处降低至1.58‰值。在误差范围内，该值一直保持恒定，直至地下室，但 65 m 处的一个样本的值为 1.74‰。该地点沉积物的大部分碳酸盐含量在 0.57 至 0.83‰ 之间。
U1333 站点（图 2c）开始时的 δ 44/40 Ca pw值（1.92‰）几乎等于近期海水，在 153 m 深度处降低至 1.31 ‰，随后在沉积物处增加至 1.52 ‰ /地下室接口。δ 44/40 Ca CC范围在 0.43 至 0.59‰ 之间。
U1334 场地上部 6 m 的 δ 44/40 Ca 孔隙水值在 1.71 至 1.74‰之间，随后在中部 155 m 深度处下降至 0.97‰。沉积物柱。在该地点的下部，δ 44/40 Ca孔隙水值增加回到1.79‰的类似海水值。沉积物碳酸盐相的δ 44/40 Ca 在 20 m 左右开始为 0.19 ‰ 的低值，在接下来的 20 m 内增加到 0.47 ‰ 的值，并在下部保持在 0.33 至 0.62 ‰ 的范围内。的核心。
位点 U1335和 U1338显示出与 Ca 同位素系统相似的行为。两者均以顶层的类海水值分别为 1.79‰ 和 1.83‰ 开始，并在场地的前 120 m（U1335 场地）和 160 m（U1338 场地）内降低至类似沉积物的孔隙水值0.53‰和0.57‰，并保持在这个范围约200 m。在岩心的下部，δ 44/40 Ca pw向基底/沉积物界面处的海水值增加。U1335和U1338站点的沉积物δ 44/40 Ca CC值分别为0.31至0.86‰和0.3至0.69‰。在两个沉积物柱中，δ 44/40增加指出了最低样品中大量碳酸盐沉积物的 Ca，但这在分析不确定度之内。
U1336站点沉积物柱的上部显示，与U1335和U1338站点一样，孔隙水钙同位素值向下快速下降，在约170 m深度处达到类沉积物值0.44‰ 。由于采用船上取样策略，该地点下部未取样孔隙水。散装碳酸盐值范围在 0.49 至 0.63‰ 之间。
U1337 站点的孔隙水 δ 44/40 Ca显示出明显分离为两个不同的单元。在上部 85 m δ 44/40 Ca 值接近于海水值，在 152 和 162 m 深度处略有下降至 1.32 至 1.34 ‰，在 237 m 深度处小幅上升至 1.43 ‰。 。这一小幅增加之后，在燧石层深度 17 m 内迅速下降至 0.26‰。在这个深度，δ 44/40 Ca甚至低于相应的沉积物值0.70‰。δ 44/40 Ca pw下段随深度增加，玄武岩/沉积物界面处的Ca同位素比值达到1.01‰，而整个沉积物柱的沉积物Ca同位素比在0.47~0.80‰之间变化，描述了燧石层下方的一个小凸起形状，而沉积物核心上部的值几乎保持相似。
所有测点玄武岩基底的δ 44/40 Ca值范围为0.75~0.92‰，而玄武岩孔隙中沉积的碳酸盐范围为0.75~1.03‰。每个地点的玄武岩相应的硅酸盐和碳酸盐值在分析不确定性范围内大部分是重叠的。
U1331 站点孔隙水的87 Sr/ 86 Sr 范围在 0.709139 和 0.709179 之间，显示整个沉积柱中的 Sr 同位素组成与现代海水相似，但在浊积岩层深处放射性值发生了显着变化。在 U1332 站点，87 Sr/ 86 Sr 的范围在 0.708951 和 0.709176 之间，因此从沉积物核心顶部的最近海水值开始，稍微转变为放射性较低的值，即向远古时期的方向移动。 Sr 海水值随着深度的增加。随着地壳年龄的减小，U1333站点的Sr同位素剖面继续向古海水曲线斜率演化，范围在0.708770和0.709136之间。
在较年轻的站点 U1335 和 U1338 的上部，δ 44/40 Ca pw值与固体的同位素组成向深度收敛，类似于典型的 δ 44/40 Ca pw和87 Sr/ 86 Sr 剖面显示孔隙水和固体向基底汇聚。相比之下，IODP Exp 的调查地点。320/321 在下部沉积物部分表现出不同的趋势，随着 δ 44/40 Ca pw的增加，在地下室达到类似海水的值。
这种 δ 44/40 Ca pw分布模式类似于87 Sr/ 86 Sr的趋势以及这些位点的 Li +和 Sr 2+元素浓度Sr 2+模式被认为是碳酸盐岩成岩和重结晶的影响，其中 Sr 2+被释放到孔隙流体中这种模式被解释为沉积物中的成岩反应，其中锂被低温下潜在的粘土成岩作用所消耗这些隆起的程度与底层洋壳的年龄负相关，与沉积物厚度正相关。这在沉积物覆盖层较厚的较年轻的地点非常明显，而沉积物覆盖层较薄的最古老的地点 U1332 和 U1331 几乎不存在隆起。解释这些发现的一种可能性是前面提到的“虹吸概念”。由于这一概念，海水在补给点被吸收并在排放点（例如海山或热液坑）释放，众所周知，洋壳和上覆沉积物下部，其中平均海洋沉积物的渗透性低于上层洋壳。
但 U1331 站点除外，在该站点，在年龄大于 40 Ma 的沉积物中可以看到44 Ca富集。因此，δ 的增加较低部分的44/40 Ca pw在较年轻的地点回到类似海水的值必须是来自洋壳的类似海水的流体的结果，因为在地点 U1335 和 U1338 的中部， δ 44/40 Ca pw与沉积物值平衡。δ 44/40 Ca pw的扁平化随着这些地点年龄的增加，剖面可能表明这种类似海水的流体冲刷了这些地点的整个沉积柱，并从其顶部返回海洋。此外，通过整个沉积柱的潜在高流体通量的指标可能是站点 U1331、U1332 和 U1333 以及站点 U1337 上部的孔隙水剖面，这些剖面与随时间变化的 Sr 同位素海水曲线没有相关性。
玄武岩基底的碳酸盐渗滤液显示，U1334、U1335 和 U1337 地点的87 Sr/ 86 Sr 比率接近海水曲线（图 6），年龄偏移约为 4 Myr。站点 U1332 和站点 U1333 具有相似的 Sr 同位素特征，表明碳酸盐形成的年龄相似（16-21 Ma），但与地壳形成的时间相差 30 和 34 Myr。这可能与玄武岩地壳形成时生物碳酸盐产量低以及 CCD 以下这些地点的早期沉降有关。除 U1334 站点外，U1332-U1337 站点的玄武岩内碳酸盐似乎是在中新世（距今 16 至 21 Myr）相对较短的时间内沉淀出来的，处于 CCD 相对较深的时期。
我们在碳酸盐重结晶模型中实现了流体速度随时间的变化，该模型能够重现IODP 实验站点 U1331-U1338 的孔隙水测量的δ 44/40 Ca。研究的深海沉积物孔隙水剖面显示出特征性δ 44/40 Ca 和87 Sr/ 86 Sr 模式：一些沉积物柱相对较短、碳酸盐含量较低的地点仅显示出与沉积物不平衡的类海水孔隙水。随着沉积物厚度和碳酸盐含量的增加，δ 44/40 Ca 和87 Sr/ 86由于碳酸盐重结晶，孔隙水的 Sr 与剖面中部的沉积物值收敛。在沉积柱的下部，孔隙水的δ 44/40 Ca 和87 Sr/ 86 Sr 值向基底增加，直至接近玄武岩-沉积物界面处的海水值。这种增加与输入具有类似海水值的流体有关。
这两种设置之间的差异可以通过对相应位置的碳酸盐重结晶和流体速度速率进行建模来解释。87 Sr/ 86 Sr和δ 44/40孔隙水样品的 Ca 表明 U1331-U1333 站点和 U1337 站点上部的流体通量较高。然而，沉积物成分、沉积柱长度、Sr 2+和 Ca 2+浓度梯度低、热流低（Pälike et al. 2010）），同时该模型表明向上的流体通量较低。尽管在 U1337 站点上没有进行重结晶和流体流动建模，但由于我们的模型仅针对一维流体流动而设计，因此我们的结果表明，在燧石层上方的该站点处，吸收的海水存在高度扩散，甚至可能是平流横向流动。由于站点 U1331 位于海山附近的凹陷中，流体流动区域中的侧向流动可能会导致整个岩心深度剖面的最新海水值。
根据这一证据，在测深坑或海山附近沉积的深海沉积柱即使在数百万年之后也能够在一定时间内用最近的海水进行补给。因此，一些深海地点可以成为全球地球化学循环过程的一部分，例如碳循环，影响海洋系统对碳的缓冲能力。
