第三章-海水中的溶解气体.ppt

海洋中的非活性气体 惰性气体和氮气通常被视为非活性气体或保守气体。由于其化学性质比较稳定，它们在海洋中的分布主要受控于物理过程以及温度和盐度对其溶解度的影响，可根据它们在海洋中的分布来了解水体的物理过程。 海洋中的活性气体，如O2、CO2等，却同时受到物理过程与生物过程的影响。借助于对非活性气体分布与地球化学行为的了解，将有助于区分海洋中发生的物理过程与生物学过程。 非活性气体研究中常用的表示方法是饱和度（σi）和饱和偏差（△i）： [Ai]为实测的海水中气体的浓度，[Ai]sol 为现场温度、盐度等条件下该气体的溶解度。 ??通过研究饱和度和饱和偏差的大小与分布，可以了解除温度、盐度外其它物理过程对非活性气体的影响。 海洋中的非活性气体 非活性气体偏离饱和的影响因素 在与大气达到平衡的海洋表层，非活性气体的饱和度（σi）和饱和偏差（△i）应分别为100和0，但实际情况往往并非完全如此。影响因素包括6个方面 气压偏离标准大气压 气泡的部分溶解 空气的注入 热量与气体交换的差异 不同温度水团的混合 放射来源与原生来源的加入 气压偏离标准大气压 大气本身的气压发生变化或相对湿度的变化都会使大气偏离标准大气压，从而导致气体分压的变化，如果这种变化较快的话，表层水将没有足够的时间与新的大气分压达到平衡，从而使海水中气体的浓度偏离饱和值。 例如，在30℃下，当相对湿度降低至80%时，饱和偏差（△i）将增加0.9%。 压力或相对湿度变化对所用气体偏离饱和度的影响是同等比例的，且随温度的降低其影响减少。 气泡的部分溶解 当海水与大气接触时，由于各种自然条件的影响，有一些空气会以气泡的形式进入海洋。当表层水下沉时，由于静水压力增加，气泡中的气体趋于溶解。如果气泡在重新返回大气前仅是部分溶解的话，海水中所有气体的σi和△i都将以相同的比例增加。这个过程类似于总压力的增加，例如，在1m水深处，气泡部分溶解将使海水中所有气体的△i变化+10%。 空气的注入 前述的气泡部分溶解将同等比例的增加所有气体的σi和△i，但如果气泡全部溶解的话，则称为空气的注入（air injection）。 在这种情况下，由于各种气体的溶解度不同，其对每一种气体△i的影响是不同的。也就是说，空气的注入不仅增加海水中各种气体的含量，而且也会改变海水中各种气体的相对比例。 空气注入与气泡部分溶解产生的结果存在差异，由于在平衡条件下，各种气体在空气中的比例与在海水中的比例存在差别，空气注入的结果是导致溶解度相对于平均值小的气体增加更多，而溶解度高的气体增加较少。 热量与气体交换的差异 平衡状态的确立是需要时间的，如果环境条件的变化快于达到平衡的速率，也会发生海水中非活性气体偏离饱和值的现象。如在上升流海域，由于水体垂向交换速率很快，热量交换速率明显快于气体的交换速率，因而在这些区域可观察到非活性气体的饱和异常。 不同温度水团的混合 具有不同温度的水团的混合也会导致气体饱和度的异常，其原因就在于气体溶解度与温度的关系是非线性的。 两个温度不同的水团混合后，溶解N2呈过饱和状态，饱和偏差为7.7%。由不同温度水团混合产生气体过饱和现象的最典型区域是在深海热液口附近海域，由于海底热液流体的温度可高达350°C，当其与周围温度接近0°C的深海水混合时，就会明显地产生溶解气体的过饱和现象，该现象也被用作指示海底热液是否存在的指标之一。 放射来源与原生来源的加入 海洋中的某些放射性物质会通过放射性衰变产生稳定气体，如海水中的3H经过β衰变产生3He，40K经过β衰变产生40Ar（此来源贡献很小，因为40K的半衰期长达1.28×109 a）等。此外，诸如海底热液输入等可直接输送各种气体进入到海洋中。这些放射来源或原生来源的输送将直接影响海水中一些气体的饱和偏离。最为典型的例子是He 海底热液活动可将3He直接释放至深海水中，由此导致海水中的3He异常。 物理过程影响程度的定量计算 几种非活性气体的说明：氙气，氪气，氦，氩气，氧气。 说明氩气是区分物理过程与生物过程对氧气影响的最佳替代指标。 weiss,1971提出三组分模型： 三个参数分别表示：有效压力变化，温度变化，空气注入对△i贡献比例。 由有效压力变化引起的偏差表示为： 由温度变化所引起的饱和偏差为： 为所观测的位温减去平衡时的温度。 由空气注入引起的饱和偏差为： 溶解氧 溶解氧的来源 大气：大气中的氧通过海-气界面气体交换进入海洋表层，而后通过水体运动，把表层的富氧水带到深层。 生物光合作用：海洋真光层中，浮游生物进行光合作用，释放出氧气。生物光合作用产生的氧气经常导致在海洋次表层水体中观察到溶解氧的极大值。 溶