第4章 海水中二氧化碳-碳酸盐体系.pptVIP

海洋具备大量吸收大气CO2的潜力： （1）溶解于海水中的CO2气体可通过与CO32-的反应，使其溶解度得到很大提高，这一反应的平衡常数很大，因此进入海洋的CO2将被快速地转化为HCO3-： （2）进入海洋的碳最终将通过海洋生源颗粒有机物和CaCO3的沉降从表层输送进入深海，并通过水体的层化作用将再矿化产生的CO2储存于深海水中。 二、海洋二氧化碳—碳酸盐体系的缓冲因子 （Revelle因子） 伴随着海水[CO2]的增加， [HCO3-]会增加，而[CO32-]将降低，同时，海水的TCO2也将增加，但其变化梯度与[CO2]的变化梯度会有所不同。为表征海水中[CO2]变化所导致的TCO2变化，引入了缓冲因子RF： RF反映了大气二氧化碳分压相对变化对海水总二氧化碳相对变化的影响。 海水总碱度恒定的情况下，RF因子与大气CO2浓度和海水温度有关，其值一般介于8-15之间。 大气二氧化碳分压的相对变化比海水总二氧化碳的相对变化大约1个数量级，大气二氧化碳分压增加至两倍，海水TCO2仅变化约10%。 表层海洋[CO32-]和RF随纬度的变化 三、海洋吸收人类来源CO2潜力的评估 人类来源CO2被海洋吸收的份额与平衡水柱高度之间的关系 海洋吸收人类来源CO2速率的估算 四、海水中人类来源CO2含量的分布 海洋中人类来源CO2储量的空间变化 大西洋、太平洋和印度洋代表性断面人类来源CO2浓度的空间变化 表层水中人类来源CO2浓度变化的影响因素 水体暴露于空气中的时间； 海水的缓冲能力，即Revelle因子。 温暖的热带和亚热带水体具有较低RF，寒冷的高纬度海域水体RF较高。海洋从大气中吸收人类来源CO2的容量与RF具有负相关关系，因此，对于给定的大气CO2浓度变化，较低RF的海水在平衡时具有更高人类来源CO2浓度。 1994年全球海洋50m水柱水柱RF空间变化 北太平洋ALOHA时间系列站1000 m以浅水体中人类来源CO2浓度随时间的变化 人类来源CO2增加对海洋无机碳体系的影响 人类来源CO2输入，将对海洋无机碳体系及海洋生态系产生影响。 今天表层海水pH值比工业革命前低约0.1，未来，海水pH值和CO32-浓度将进一步降低； 海洋浮游生物和珊瑚的生长、钙化速率和同位素组成产生影响。 思考题 什么是海水二氧化碳—碳酸盐体系？ 简述影响海水碳酸盐平衡体系的因素？ 简述影响海水pH的因素？ 简述影响海水总碱度的海洋学过程？ 分析北大西洋和北太平洋总碱度和NTA的垂直变化特征及其成因。 海水的总二氧化碳包括哪些成分？ 简述影响总二氧化碳的海洋学过程？ 试析影响pCO2分布的主要海洋学过程？ 比较CaCO3饱和深度、溶解跃层与补偿深度的不同。 试分析海水中CaCO3的溶解、颗粒有机物的再矿化这两个过程对海水中的TCO2和Alk将分别产生什么样的影响。 试计算温度为25℃，S=35，P=1 atm条件下，pH=8.2，TCO2=2 mmol/kg的海水中CO2(aq)、HCO3-、CO32-的浓度（假设在该温、盐、压力条件下碳酸的一、二级解离常数分别为pK1*=5.86,pK2*=8.92）。 试分析人类来源CO2输入对海水总碱度和方解石补偿深度（CCD）的影响。 海-气界面CO2的交换通量 全球海洋表层 ΔpCO2的空间分布 北大西洋和北太平洋pCO2的垂直分布 第6节海水中二氧化碳体系的化学平衡 一、海水中二氧化碳体系的化学平衡 CO2在海水中的溶解度服从亨利定律，但其与亨利定律的偏差比其他气体来得大，原因在于CO2可发生水解作用 平衡常数K为： 说明平衡时，海水中CO2(aq)浓度是H2CO3浓度的670倍，因此研究人员利用下式来表示H2CO3的一级电离过程： 一级热力学表观电离平衡常数为： 其中 根据亨利定律： 上式中K0为CO2在海水中的亨利常数，其数值可由温度、盐度计算得出： 其中T=t℃+273.15；K0的单位为mol/kg/atm 。 海水中H2CO3的一级电离平衡常数亦可由温度、盐度计算得出： K1为淡水中H2CO3的一级电离表观平衡常数，与温度的关系 H2CO3的二级电离方程为： 二级电离表观平衡常数可表示为： 与温度、盐度、淡水二级电离表观平衡常数K2 的关系如下： 压力对H2CO3的一、二级表观电离平衡常数有影响，其对K1*和K2*的影响可由下式估算出： 其中： 二、碳酸表观电离平衡pK值的含义 假设某一给定的溶液中， [CO2]等于[HCO3-] 即在此条件下，该溶液的pH值就等于pK1*。 同理，在pH= pK2*时 海水中各无机碳组分浓度随pH的变化（TCO2=2.1 mmol/kg，S=35，T=25℃） 三、温度、盐度和压力