第3章 海水中的溶解气体.ppt

（4）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。 （5）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。 （6）放射来源与原生来源的加入 太平洋深层水3He、4He的来源及其贡献 第6节溶解氧（DO） 溶解氧定义： 溶于海水中的氧的量简称为溶解氧。 一.海洋中氧的来源： 大气输送 海洋植物光合作用: 示征式： 二. 溶解氧的消耗过程 1）生物的呼吸作用 真光层以下，光线逐渐减弱，海洋生物的呼吸作用占主导。 补偿深度：在某一深度处，溶解氧的产生量恰好等于消耗量，此深度称为“补偿深度”。 不同海区补偿深度不同，受外部条件影响 2）有机物的分解（主要方面） 影响有机物分解因素： ①溶解氧含量 ②温度 ③细菌 ④有机物的性质、组成 3）还原态无机物的氧化作用 如：Fe2＋、Mn 2＋ 三、海洋中溶解氧的分布特征 ① 海洋混合层中溶解氧浓度比较均匀，其含量取决于大气氧在海水中的溶解度。 由于气泡注入的影响，混合层溶解氧含量一般偏离饱和值+5%左右。 从全球尺度看，高纬度表层水由于温度较低，溶解氧含量较高，而热带与亚热带海域水温较高，溶解氧含量比较低。 ② 在水体稳定度较好且生物光合作用较强烈的海区，在真光层的次表层，可观察到由浮游生物光合作用所形成的溶解氧极大值现象，其出现深度通常与初级生产力最高的层次相一致。 太平洋真光层水体中温度、溶解氧含量及其饱和度的垂直分布 ③ 真光层以深，由于有机物的氧化分解作用和海洋生物的呼吸作用，溶解氧含量随深度增加逐渐降低，其变化梯度对不同的海区会有所不同，在有机物垂向输送通量高的海域，变化梯度一般较大。 ④ 500-1000 m存在极小值； ⑤ 中层极小值层以深，溶解氧含量逐渐增加，且北太平洋深层水DO明显低于北大西洋。 大西洋溶解氧的断面分布图 太平洋溶解氧的断面分布图 印度洋溶解氧的断面分布图 四、表观耗氧量（AOU） 假设水体在海面时与大气处于平衡，水体的溶解氧达到饱和，水体下沉后，由于有机物的分解等，溶解氧含量发生变化，二者之差称为表观耗氧量： AOU=DOS-DO 其中DOS是在压力为1 atm，相对湿度为100%，指定温度和盐度下氧的溶解度，DO为实测的溶解氧浓度。 采用AOU较DO更易于区分海洋物理过程与生物过程的贡献；且可结合海洋有机物的元素组成来计算水体运动过程中所消耗的有机物数量。 根据有机物氧化分解的方程式 每降解1摩尔的生源有机物需要氧化106摩尔的有机碳和16摩尔的有机氮，这分别需要106摩尔和32摩尔的O2： 在有机物的降解过程中，磷是不需要被氧化的，因此它对氧的消耗没有贡献。 综合上述关系可知，每降解1摩尔的有机物需要消耗138摩尔的O2。 北太平洋4000 m水体的AOU平均为190 μmol/kg，由此可计算出此AOU所氧化的有机碳数量为： 此过程将导致海水中无机碳含量增加146 μmol/kg。 第7节微量活性气体 微量活性气体 海洋CO, N2O, H2和CH4等气体的含量不仅非常小，而且会受人类的活动或其他活动而影响，把它们称为微量活性气体或非保守气体。 研究意义：根据非保守气体与保守气体之间的差值，可以研究海水中一些有关的过程，如海流及涡动的混合过程，海—空之间的气体交换等。 一、一氧化二氮（N2O） 海洋是大气N2O的源地 海水中N2O的垂直分布特征经常与溶解氧的极小值联系在一起，反映出海洋反硝化作用是N2O产生的潜在原因 二、甲烷（CH4） ① 在热带海域表层水中，CH4含量比较稳定，约为1.8 nM，与大气分压接近平衡。 ② 对墨西哥湾海水中CH4垂直分布的研究表明，在40~100 m深度存在CH4的极大值。 ③ 对墨西哥湾海水CH4水平分布的研究证明，CH4的极大值主要来自陆架沉积物的向上扩散提供。 ④ 一般而言，在缺氧条件下，CH4含量比较高，因为细菌可以将CO2和CO还原为CH4。 三、一氧化碳（CO） ① 一氧化碳与人类活动具有密切关系 对大气对流层CO含量的观察表明，北半球大气中CO的分压比南半球来得高，显示人类活动是大气CO的一个重要来源。 ② 海洋表层水中的CO通常处于过饱和状态，因此海洋可能是大气CO的另一个来源。 海洋中的细菌活动可直接产生CO，此外，海水中的有机碳可通过光化学降解产生CO，但可能细菌的活动更为重要。 ③CO在海水中的垂直分布显示，表层水CO浓度最高，此后随深度增加而降低。 北