1、第五章 海水中主要生源要素的生物地球化学循环第1节 引言一、营养盐的构成海洋植物与动物生长所必需的元素v（1）含量高，不会限制生物生长：CO2、SO42-、HBO3-、Mg2+、Cl-、K+、Ca2+等，不称为营养盐。v（2）在海水中含量很低：如Fe、Mn、Co、Zn、Se等，称为痕量营养盐。v（3）在海水中的含量会影响海洋生物生产力与生态系统结构，是海洋初级生产过程和食物链的基础，反过来，生物活动又对其在海水中的含量、分布产生明显影响：N、P、Si，称为主要营养盐。二 营养盐循环v营养盐存在形态与分布会受到生物活动的制约，同时受到化学、地质和水文因素的影响。v因此，它们在海洋中的含量与分布不
2、均匀，也不恒定，往往存在明显的季节与区域变化。第2节氮的生物地球化学循环v一、海洋氮循环在气候变化中的作用 氮（N）是海洋生物生长的必需营养元素，它是生物体中蛋白质、核酸、光合色素等有机分子的重要组成元素。氮是许多海域初级生产力和碳输出的主要控制因子，因而与大气CO2浓度的变化乃至全球气候变化有密切联系。地球大气的初始氧化与氮循环密切相关地球大气的初始氧化与氮循环密切相关地球大气的初始氧化过程(Pa)太古代太古代元古代元古代显生宙显生宙海洋氮循环在冰期间冰期大气CO2变化中的作用三个假说v冰期间冰期海洋氮储库的变化可能是导致冰期间冰期海洋生物生产力和大气CO2浓度发生变化的重要原因。v了解海洋
3、水体氮的生物地球化学循环对于阐释海洋生态系统的功能和全球气候变化具有重要意义。v正基于此，氮循环研究一直是海洋科学经久不衰的热点研究领域。二、氮的存在形态与储库v氮以多种价态存在，其生物地球化学行为异常复杂v溶解于海水中的溶解于海水中的N2分子是最重要的氮存在形分子是最重要的氮存在形态，海水中的溶解态，海水中的溶解N2接近于与大气达到平衡接近于与大气达到平衡的数值。的数值。v少量以溶解态或颗粒态的无机和有机氮存在。少量以溶解态或颗粒态的无机和有机氮存在。v主要无机形态是主要无机形态是NO3-（1500 M）、）、NO2-（0.150 M）、）、NH4+（150 M），合起），合起来又称溶解无机
4、氮。来又称溶解无机氮。v氨以氨以NH4+和和NH3两种形态存在，二者存在如两种形态存在，二者存在如下平衡：下平衡：pH=8.1时，时，95%的氨以的氨以NH4+形态存在，仅形态存在，仅5%以以NH3形态存在。形态存在。v海洋中海洋中有机氮有机氮均以均以-3价存在，其中最重要的组分是价存在，其中最重要的组分是腐殖质，其次包括氨基酸、核酸、氨基糖、尿素以腐殖质，其次包括氨基酸、核酸、氨基糖、尿素以及它们的聚合物（如及它们的聚合物（如DNA、RNA、甲壳质、甲壳质Chitin）。）。海洋氮储库海洋中各种形态氮的浓度v开阔开阔大洋表层水大洋表层水，氮主要存，氮主要存在于在于DON中（中（83%），其次
5、），其次是是PON（7%）、）、NO3-+NO2-（5%）、）、NH4+（5%）。）。v开阔开阔大洋深层水大洋深层水，氮主要以，氮主要以NO3-+NO2-形式存在，占比形式存在，占比92%，其余以，其余以DON存在。存在。v沿岸海域和河口区，沿岸海域和河口区，NO3-+NO2-的比例明显比大洋表的比例明显比大洋表层水来得高，分别占比层水来得高，分别占比45%和和31%；DON占比降低（沿占比降低（沿岸海域岸海域18%；河口区；河口区13%）；）；NH4+的比例随离岸距离的减的比例随离岸距离的减少贡献越大少贡献越大。vPON占比在沿岸海域（占比在沿岸海域（3%）与河口区（与河口区（8%）与开阔大
6、洋）与开阔大洋表层水差别不大。表层水差别不大。开阔大洋、沿岸和河口区水体各形态开阔大洋、沿岸和河口区水体各形态氮的分配情况氮的分配情况开阔大开阔大洋表层洋表层水水开阔大开阔大洋深层洋深层水水河口区河口区近岸海域近岸海域三、海洋氮循环路径海洋的氮输入途径主要包括：（1）火山活动（NH3）；（2）河流；（3）大气。v火山活动和河流向海洋输送各种无机（NO3-、NO2-、NH4+）和有机形态（DON、PON）的氮，而大气主要提供N2。第五章 海水中主要生源要素的生物地球化学循环三、海洋氮循环路径v海洋生物固氮作用；v通过物理过程由中深层向上提供的NO3-；v各种形态氮（NO3-、NH4+）被海洋生物
7、的吸收；v通过颗粒物沉降向中深层输送的PON；vDON垂向或水平输送；v硝化作用；v反硝化作用v海洋生物活动是海洋生物活动是导致海洋中氮于导致海洋中氮于各种形态之间相各种形态之间相互转化的重要影互转化的重要影响因素，其中生响因素，其中生物物固氮固氮作用、氮作用、氮的生物的生物吸收吸收、硝硝化化作用作用和和反硝化反硝化作用作用是海洋氮循是海洋氮循环的关键过程环的关键过程海洋生物活动导致的氮形态转化四、海洋氮循环关键过程1、氮的生物吸收、氮的生物吸收2、固氮作用；、固氮作用；3、硝化作用；、硝化作用；4、反硝化作用、反硝化作用1、氮的生物吸收、氮的生物吸收v在许多开阔大洋海域，生物初级生产过程往往
8、受氮的提供量所限制。由于海洋中的大部分浮游植物无法直接利用N2，它们必须通过吸收溶解态氮组分（如NO3-、NO2-、NH4+、尿素）来满足其光合作用需要。当海水中的氮进入到生物细胞壁后，通过一系列酶的当海水中的氮进入到生物细胞壁后，通过一系列酶的作用和合成代谢反应，最终被转化为蛋白质。所发生作用和合成代谢反应，最终被转化为蛋白质。所发生的重要合成代谢反应如下：的重要合成代谢反应如下：v由于亚硝酸盐比硝酸盐处于较低的氧化态，其转化由于亚硝酸盐比硝酸盐处于较低的氧化态，其转化为有机形式需要耗费较少的能量。与此类似，浮游为有机形式需要耗费较少的能量。与此类似，浮游植物吸收氨盐或尿素所耗费的能量更少。
9、植物吸收氨盐或尿素所耗费的能量更少。v如果将混合了溶解态尿素、氨盐、亚硝酸盐和硝酸如果将混合了溶解态尿素、氨盐、亚硝酸盐和硝酸盐的溶液来培养浮游植物，盐的溶液来培养浮游植物，浮游植物利用还原态氮浮游植物利用还原态氮的速率最快。的速率最快。v在沿岸海域，在沿岸海域，尿素由于有较快的产生速率，生物对尿素由于有较快的产生速率，生物对其的吸收也比较重要。其的吸收也比较重要。2、固氮作用v海洋海洋固氮作用固氮作用：海洋中的某些原核生物通过：海洋中的某些原核生物通过固氮酶的作用将固氮酶的作用将N2转化为转化为N化合物（如化合物（如NH4+,DON等）的过程。该过程所释放的等）的过程。该过程所释放的N化合物
10、化合物可为浮游植物和其他微生物提供可为浮游植物和其他微生物提供N营养盐。营养盐。v固氮酶促成生物固氮作用，将固氮酶促成生物固氮作用，将N2还原为还原为NH3是是6个电子的转移过程：个电子的转移过程：32266NHHeNv但还原酶还原形成但还原酶还原形成H2，还另外需要，还另外需要2个电子：个电子：v生物固氮过程需要消耗大量的能量，同时伴生物固氮过程需要消耗大量的能量，同时伴随着放氢反应，随着放氢反应，ATP为此反应过程提供所需为此反应过程提供所需的能量。的能量。生物固氮的总反应式生物固氮的总反应式为：为：232288HNHHeNnPinADPHNHHnATPeN2324288v主要海洋固氮生物
11、：蓝藻类、异养细菌类和光合细菌类。蓝藻类（cyanobacteria）在海洋中分布最广的是束毛藻属（Trichodesmium spp.），包括铁氏束毛藻（T.thiebautii）、汉氏束毛藻（T.hildebrandtii）、红海束毛藻（T.erythraeum）等。固氮作用在海洋碳、氮循环中的作用固氮作用在海洋碳、氮循环中的作用3、硝化作用、硝化作用v硝化作用硝化作用：在氧化性海水中，氨极易通过海洋细菌：在氧化性海水中，氨极易通过海洋细菌的作用被氧化成的作用被氧化成NO2-，并进一步被氧化为，并进一步被氧化为NO3-，这，这一过程称为硝化作用。一过程称为硝化作用。硝化作用包括硝化作用包括
12、两个两个环节，首先是环节，首先是氨的氧化氨的氧化，参与生物是，参与生物是亚硝基单孢菌（亚硝基单孢菌（Nitrosomonas），具体反应如下：），具体反应如下：其次是其次是亚硝酸盐的氧化亚硝酸盐的氧化，参与生物是硝化细菌，参与生物是硝化细菌（Nitrobacter），反应如下：），反应如下：OHNOOHONH3222422332221NOONOv初始时，初始时，PON 降解产生降解产生NH4+，它激发了亚硝基，它激发了亚硝基单孢菌的生长，这些细单孢菌的生长，这些细菌将菌将NH4+氧化成氧化成NO2-。此导致水体此导致水体NH4+浓度降浓度降低，而低，而NO2-浓度升高。浓度升高。v高浓度的高浓
13、度的NO2-激发硝化激发硝化细菌的生长，硝化细菌细菌的生长，硝化细菌将将NO2-氧化成氧化成NO3-。最。最终，所有终，所有DIN均被转化为均被转化为NO3-。v未被降解的残余未被降解的残余PON 主主要由较为惰性的组分构要由较为惰性的组分构成，它们无法被好氧海成，它们无法被好氧海洋细菌降解。洋细菌降解。黑暗条件下固定体积海水中黑暗条件下固定体积海水中PON PON 有氧降解所产有氧降解所产生的氮化合物生的氮化合物 4、反硝化作用、反硝化作用v反硝化作用反硝化作用：在溶解氧低的海水中，一些异：在溶解氧低的海水中，一些异养细菌会将养细菌会将NO3-作为电子接受体以代谢有机作为电子接受体以代谢有机
14、物，从而将部分物，从而将部分NO3-还原为还原为NO2-，并进一步，并进一步还原为还原为N2，在这个过程中，氮并没有被结合，在这个过程中，氮并没有被结合到细菌生物体中，该过程称为反硝化作用。到细菌生物体中，该过程称为反硝化作用。它会将海水中的它会将海水中的NO3-转化为转化为N2而离开海洋。而离开海洋。2222327554NOHCOOCHHNOv反硝化作用发生的条件：反硝化作用发生的条件：（1）亚氧或缺氧；）亚氧或缺氧；（2）大量的有机物存在。）大量的有机物存在。全球海洋t=27等密度面溶解氧的空间分布五、海洋中氮营养盐的分布五、海洋中氮营养盐的分布1、全球海洋表层水中、全球海洋表层水中NO3
15、-的空间分布的空间分布全球海洋表层水中全球海洋表层水中NO3-的空间分布的空间分布v高营养盐低叶绿素海域高营养盐低叶绿素海域（HNLC）:在南大洋、亚北极太平洋和亚北极大西洋，表层海水具有高浓度的NO3-，在任何季节都不会因浮游植物光合作用而呈缺乏状态，这些海域称为高营养盐低叶绿素海域。2、全球海洋深层水中、全球海洋深层水中NO3-的空间分布的空间分布v沿热盐沿热盐循环路循环路径，深径，深层海水层海水中中NO3-的含量的含量逐渐增逐渐增加加全球海洋全球海洋4000m4000m深度深度NO3-的空间分布特征的空间分布特征3、开阔大洋、开阔大洋NO3-的垂直分布特征的垂直分布特征表层海水NO3-浓
16、度很低深层海水NO3-浓度较高NO3-浓度在真光层底至1000m之间存在明显的浓度梯度北太平洋深层海水NO3-浓度高于北大西洋深层水。4、沿岸海域、沿岸海域NO3-的季节的季节变化变化v沿岸海域无机氮组分存在沿岸海域无机氮组分存在季节变化季节变化夏季：由于浮游植物大量夏季：由于浮游植物大量吸收无机氮营养盐浓度极吸收无机氮营养盐浓度极低低冬季：由于生物残骸氧化冬季：由于生物残骸氧化分解以及风驱动的海水混分解以及风驱动的海水混合作用的加强，无机氮营合作用的加强，无机氮营养盐浓度回升到最高值养盐浓度回升到最高值英吉利海峡某站位表层和底层英吉利海峡某站位表层和底层水中三氮浓度的季节变化水中三氮浓度的季
17、节变化第3节磷的生物地球化学循环v一、海洋磷循环研究的重要性一、海洋磷循环研究的重要性三磷酸腺苷（三磷酸腺苷（ATP）储存和传）储存和传递化学能，是细胞一切生命活递化学能，是细胞一切生命活动所需能量的直接来源动所需能量的直接来源 磷酸酯是细胞中的关键组分磷酸酯是细胞中的关键组分DNA：脱氧核糖（五碳糖）与：脱氧核糖（五碳糖）与磷酸分子通过酯键相连，组成磷酸分子通过酯键相连，组成其长链骨架其长链骨架细胞中的磷酸酯细胞中的磷酸酯ATPv磷是所有生物进行能量传输和生长所必需的营养盐，但有关磷在全球海洋浮游生物分布及其生产力中所起的作用了解得并不多。v一个长期争论的问题：一个长期争论的问题：氮氮/磷哪
18、个海洋生物生磷哪个海洋生物生产力的主要限制性营养盐？产力的主要限制性营养盐？地球化学家的观点：地球化学家的观点：磷限制磷限制v当NO3-相对PO43-稀少的时候，固氮生物可从大气获取用之不绝的N2，当这些藻类被摄食或降解时，以NH4+等形式将氮释放到水体中，从而增加N:P比。但大气并没有磷储库，一旦水体中的磷被消耗完，则没有可替代的来源。从这点看，硝酸盐浓度应追随磷酸盐浓度的变化而变化，海洋中磷的动力学控制着海洋的生物生产力。生物学家的观点：生物学家的观点：氮限制氮限制v大量实测数据表明，海水中的NO3-通常比PO43-稍早耗完，营养盐缺乏的水体通常仍包含少量残余的PO43-，而NO3-探测不
19、到。生物学家同时也发现，往贫营养的水体中加入NO3-可激发浮游植物的生长，但加入PO43-则不起作用。因此，海洋中氮的循环调控着海洋的生物生产力。vRedfield比值比值：Redfield等（等（1963）发现，颗粒有机物中的）发现，颗粒有机物中的C:N:P比值比值非常独特地恒定在非常独特地恒定在106:16:1，因此，因此，他们推测浮游植物生长所需要的这些元素的比值他们推测浮游植物生长所需要的这些元素的比值也是如此。也是如此。自此，自此，Redfield比值被广泛用于评估各种海洋环比值被广泛用于评估各种海洋环境的营养盐限制情况。境的营养盐限制情况。v基于全球海洋基于全球海洋溶解溶解无机营养
20、盐无机营养盐的测量的测量结果：在短时间尺结果：在短时间尺度上，氮是开阔大度上，氮是开阔大洋限制浮游植物生洋限制浮游植物生长的最重要营养盐。长的最重要营养盐。全球海洋无机氮（全球海洋无机氮（NO3-）与无机磷）与无机磷（PO43-）的关系（）的关系（GEOSECS 数据）数据）短时间尺度上磷的重要性短时间尺度上磷的重要性v有关氮是唯一限制性营养有关氮是唯一限制性营养盐的看法存在明显的缺陷，盐的看法存在明显的缺陷，其中最重要的一点是忽略其中最重要的一点是忽略了了有机营养盐有机营养盐和痕量金属和痕量金属元素在浮游生物生长中的元素在浮游生物生长中的潜在作用；潜在作用；v磷可能是目前部分海域浮磷可能是目
21、前部分海域浮游植物生产力的限制性因游植物生产力的限制性因子子北太平洋北太平洋HOTS站总溶解氮（站总溶解氮（TDN)与总溶解磷与总溶解磷(TDP)的关系的关系二、磷的存在形态与储库二、磷的存在形态与储库v海水中的总磷（海水中的总磷（TP）可分为颗粒磷（）可分为颗粒磷（PP）和）和总溶解磷（总溶解磷（TDP）（）（TP=PP+TDP），），在大在大多数开阔海洋环境中，多数开阔海洋环境中，TDP储库一般远远超储库一般远远超过过PP储库。储库。v颗粒磷和总溶解磷均包括无机和有机的磷组颗粒磷和总溶解磷均包括无机和有机的磷组分，因此，分，因此，PP=POP+PIP，TDP=DOP+DIP。1.无机磷无机
22、磷v无机磷形态包括正磷酸盐（H2PO4-、HPO42-、PO43-）、焦磷酸盐（pyrophosphate，P2O74-）和缩聚的环状（偏磷酸盐，metaphosphate）和线状（多聚磷酸盐，polyphosphate）聚合物。正磷酸盐和焦磷酸盐主要存在于真溶解态和细胞内物质中，无机聚合物存在于海洋溶解态、胶体态和颗粒物中。正磷酸盐可通过标准的磷钼蓝方法定量地测定，而焦磷酸盐和无机磷聚合物均需要首先将其水解为活性磷酸盐后才能测定。H3PO4的电离平衡的电离平衡v溶解无机磷各种存在形式的份额取决于海水溶解无机磷各种存在形式的份额取决于海水的的pH值和海水的组成。根据解离平衡常数，值和海水的组成
23、。根据解离平衡常数，可计算各种形态的份额：可计算各种形态的份额：海水中（海水中（S=35）溶）溶解无机磷各种存在形解无机磷各种存在形式随式随pH值的变化情况值的变化情况T=25C、pH=8.1、S=35时海水中各种形时海水中各种形态溶解无机磷所占的态溶解无机磷所占的份额份额压力变化对溶解无机磷存在形态会产生影响压力变化对溶解无机磷存在形态会产生影响各种形态溶解无机磷所占份额各种形态溶解无机磷所占份额(%)压力压力（Pa）1055001051000105H3PO4000H2PO4-0.50.20.1HPO42-79.266.151.6PO43-20.433.748.3T=25C、pH=8.1、S
24、=35时时压力对各种形态溶解无机磷所占份额的影响压力对各种形态溶解无机磷所占份额的影响2.有机磷有机磷有机磷存在形态主要包括：（1）磷酸酯单体（C-O-P键）（2）磷酸酯聚合体（C-O-P键）（3）膦酸酯（C-P键）（4）其他有机磷聚合物葡糖葡糖-6-磷酸（磷酸（C-O-P键，磷酸酯单体）键，磷酸酯单体）核糖核酸（核糖核酸（RNA）（）（C-O-P-O-C键，磷酸酯聚合体）键，磷酸酯聚合体）瞵甲酸（瞵甲酸（C-P键）键）v有机磷有机磷的某些组分在标准磷钼蓝法测定无机磷酸盐的某些组分在标准磷钼蓝法测定无机磷酸盐的分析过程中会的分析过程中会部分水解部分水解，导致对无机磷酸盐真实，导致对无机磷酸盐真
25、实浓度的高估。从这个意义上说，标准磷钼蓝法定义浓度的高估。从这个意义上说，标准磷钼蓝法定义的是操作性的一个储库，即的是操作性的一个储库，即活性磷酸盐（活性磷酸盐（SRP）。vTDP与初始与初始SRP之间的差值称为之间的差值称为溶解非活性磷溶解非活性磷（soluble nonreactive P，SNP）。）。vTDP的测量同样是操作性的，一般采用高强度紫外的测量同样是操作性的，一般采用高强度紫外光照射或高温湿法氧化或二者结合来将光照射或高温湿法氧化或二者结合来将SNP转化为转化为溶解无机磷，再利用标准的磷钼蓝法测量。溶解无机磷，再利用标准的磷钼蓝法测量。三、海洋磷的收支状况三、海洋磷的收支状况
26、大气输入大气输入河流输入河流输入真光层真光层POM沉降沉降沉积物埋藏沉积物埋藏上升流上升流3.1 海洋磷的来源（1）陆地径流输入:磷进入海洋主要通过河流输入，陆地岩石、土壤风化的产物是河流磷的主要来源。通过河流进入海洋的天然总磷（TP）通量估计为（2.6 3.3）1011 molP/a，如果考虑人类活动的影响，该通量要增加3倍以上。由于河流输送的总磷大多以颗粒态存在，绝大多数颗粒物在近岸海区通过沉降快速地迁出，真正进入海洋磷循环的主要是溶解态磷。估计工业革命前进入海洋的总溶解态磷（TDP）的通量为（315）1010 molP/a。（2）大气沉降通过大气沉降输入海洋的总磷通量为4.51010 m
27、olP/a，其中活性无机磷仅占总磷的25-30%，相当于工业革命前由河流输送的TDP通量的633%。（3）火山活动火山的喷发是区域性的，它仅在有限的时空尺度上产生影响。研究结果显示，对于区域海洋，火山活动输入的溶解无机磷可能要远高于大气沉降输入的量。3.2 海洋磷的迁出海洋磷的迁出（1）有机质的埋藏磷从上层水体输送进入沉积物的最重要途径是通过生物吸收，结合进入到沉降颗粒有机物中，最终埋藏于沉积物。磷的埋藏通量估算约为（2.83.1）1011 molP/a。（2）磷在黏土、铁水合氧化物上的吸附与沉淀磷结合进入CaCO3壳体是磷迁出海洋的途径之一，估计通过此途径迁出的磷通量为（1.55.3）101
28、0molP/a。（3）磷灰石的埋藏磷灰石的埋藏一直被视为磷从海洋迁出的重要途径之一,估计通过此途径迁出磷的通量 81010 molP/a。（4）热液作用热液流体包含有大量还原性的铁，他们会很快地被氧化并形成水合氧化物，而这些氧化物对于清除海水中的溶解磷是非常有效的，通过该途径迁出的磷通量估计为0.41010 molP/a。海洋磷的收支状况海洋磷的收支状况(1010 mol P/a)Ocean Inventory 32,0000Atmospheric Input:1River Delivery:3-15Hydrothermal:0.4Apatite:8Fe-oxide-P:1.5-5.3Orga
29、nic:28-31四、海洋中四、海洋中P P的停留时间的停留时间(residence time)1、基于输入、迁出速率进行计算、基于输入、迁出速率进行计算单箱模型单箱模型停留时间停留时间=储量储量/输入速率输入速率or 储量储量/迁出速率迁出速率 储量储量=32,0000 1010 mol P迁出速率迁出速率=11-34 1010 mol P/a输入速率输入速率=4-16 1010 mol P/a停留时间停留时间:迁出迁出:9,300-29,100 a输入输入:20,000-80,000 a问题问题海洋海洋P 的收支的收支:稳态稳态?2、Broecker 双箱模型-海洋中P停留时间v假设一：海
30、洋分成上下两个箱子，上层为几百米的温暖的上层水，下层为深层水，隔开上下层的是密度跃层。v假设二：（1）研究要素进入海洋的唯一途径是陆地径流输入；（2）研究要素从海洋中迁出的途径是由生物产生的颗粒物沉降到海底，然后埋藏于沉积物中；（3）海洋中水体与物质的运动处于稳态条件。（即两个箱子的输入与迁出通量相等，研究要素在其中的含量不变）河流输入河流输入净蒸发净蒸发上层海洋上层海洋深层海洋深层海洋下降水下降水上升水上升水沉降颗粒沉降颗粒埋藏埋藏降解降解VriverCriverVriver 0VmixCsurfaceVmixCdeepVriverCriverVmix(Cdeep Csurf)上层海洋上层海
31、洋深层海洋深层海洋f g的意义vg代表进入上层箱的某元素以颗粒沉降迁出的份额，f代表以颗粒形式进入深层箱的某元素最终未被再矿化而埋藏于沉积物的份额，则f g 表示的就是某元素在海水完成一次混合循环时最终迁出海洋的份额。对于磷酸盐：f g=0.010.95 0.01v在海水完成一次循环期间，有1%的磷酸盐离开海洋。海水完成一次循环的时间（Tmix）约为1000 a，因此海水中磷酸盐的停留时间为：五、海洋磷循环五、海洋磷循环v在上层海洋，浮游植物通过光合作用吸收海水中的PO43-。当海水中生物可利用磷浓度高于0.3 M时，浮游植物的生长一般与磷浓度无关，当生物可利用磷浓度低于0.3 M时，细胞的分
32、裂受到抑制。v当浮游植物死亡后，有机磷快速地转化为PO43-。浮游植物被浮游动物所摄食，为浮游动物提供了P。没有被吸收的物质以粪粒形式迁出，其中含有一定数量的有机磷。v在中深层水体，颗粒磷被矿化、降解为无机磷酸盐，导致无机磷酸盐浓度在开阔大洋1000m左右存在极大值。六、海洋中磷的含量与分布1、活性磷酸盐（SRP）空间分布特征：（1）全球海洋SRP的平均浓度约为2.3 M；（2）SRP浓度随离岸距离增加而降低，最低浓度出现在北太平洋和北大西洋表层水；（3）在沿岸海域，浮游植物水华的季节性以及夏季水体层化作用会使SRP浓度降低到小于0.2 M的水平，而在其他季节，河流的输入以及强的垂直混合作用可
33、将SRP维持在大于0.5 M以上；世界世界主要主要大洋大洋SRP的典的典型垂型垂直分直分布布（4）开阔大洋水中，生物的吸收使表层水SRP浓度全年均低于0.2M，SRP浓度随深度增加而增加；（5）SRP极大值通常对应于溶解氧的极小值；（6）1000 m以深，SRP浓度恒定在23 M，且受全球热盐环流的影响。南大西洋南大西洋SRP的断面分布的断面分布太平洋太平洋SRP的断面分布的断面分布开阔大洋上层水体活性磷酸盐（开阔大洋上层水体活性磷酸盐（SRPSRP）的）的时间变化时间变化北太平洋亚热带海域真光层北太平洋亚热带海域真光层SRP积分储量的时间变化积分储量的时间变化北太平洋亚热带海域真光层初级生产
34、力的时间变化北太平洋亚热带海域真光层初级生产力的时间变化 开阔大洋上层水体开阔大洋上层水体SRP 时间变化时间变化的原因：的原因：v在全球变暖的背景下，亚热带大洋在全球变暖的背景下，亚热带大洋水体层化作用加水体层化作用加强强，由此导致由深层水提供至真光层的主要营养盐，由此导致由深层水提供至真光层的主要营养盐减少减少;v与此同时，与此同时，生物群落结构发生变化生物群落结构发生变化，Prochlorococcus spp.、Synechococcus spp.等等细菌生物已经取代单细胞生物、鞭毛虫等真核生物细菌生物已经取代单细胞生物、鞭毛虫等真核生物的优势地位，从而导致海洋固氮作用的增强，初级的优
35、势地位，从而导致海洋固氮作用的增强，初级生产力升高，生产力升高，并逐渐使该海域生物生长的限制性营并逐渐使该海域生物生长的限制性营养盐由氮向磷转化。养盐由氮向磷转化。2、溶解非活性磷酸盐（SNP）v表层水中表层水中SNP的浓度范围从的浓度范围从200 nM（北太平洋和（北太平洋和北大西洋）北大西洋）变化到变化到1.7 M（Azov sea）；）；v 沿岸海域表层水中沿岸海域表层水中SNP 浓度一般较高，随着浓度一般较高，随着深度深度或或离岸距离离岸距离的的增加而降低增加而降低；v在深层水中，在深层水中，SNP 浓度一般小于浓度一般小于0.3 M；vSNP 储库在沿岸海域可占储库在沿岸海域可占TD
36、P 储库的储库的0-50%，而而在开阔大洋海域，在开阔大洋海域，SNP所占份额可高达所占份额可高达75%，在一在一些海域，甚至发现些海域，甚至发现SNP比比SRP高一个数量级。高一个数量级。3、颗粒磷（PP)v有关颗粒磷的研究甚至比有关颗粒磷的研究甚至比SNP更少，更少，v所报道的颗粒磷浓度从所报道的颗粒磷浓度从0.3 M；v 沉降颗粒物中的沉降颗粒物中的C:P比一般为比一般为106-117：1，与新鲜有机物和与新鲜有机物和Redfield 比值接近，比值接近，说明沉说明沉降颗粒物中的降颗粒物中的P绝大多数是与海洋有机物相绝大多数是与海洋有机物相结合的；结合的；v高颗粒磷经常出现在高生产力的沿
37、岸或上层高颗粒磷经常出现在高生产力的沿岸或上层水体。水体。第第4节硅的生物地球化学循环节硅的生物地球化学循环一、硅循环的重要性一、硅循环的重要性v硅是整个地球天然丰度排第3的元素，也是地壳中丰度第2的元素，占地壳物质的28%。v含硅矿物包括两类:（1）SiO2v如石英、玻璃、蛋白石（Opal）（2）硅酸盐矿物v如长石（(Na,K)AlSi3O8,CaAl2Si2O8）、黏土矿物（Al2Si2O5(OH)4）等。Fe Si O Al Si O元素相对丰度（元素相对丰度（%）地球地球地壳地壳v硅是海洋与陆地许多生物生长所必需的营养盐，它对于海洋中浮游生物的种类组成有重要的影响。如果海洋中的硅酸盐浓
38、度在现在水平下降低100倍的话，海洋的生产力有可能维持同样的水平，但将很少有硅藻和放射虫，换句话说，浮游生物的种类组成将发生明显的变化。二、海水中硅的存在形态与储库海水中海水中Si(OH)4是溶解态是溶解态硅的主要硅的主要存在形态存在形态溶解态硅存在形态随溶解态硅存在形态随pH值的变化值的变化三、海洋硅循环1、海洋硅的来源与迁出、海洋硅的来源与迁出溶解态硅的溶解态硅的来源来源包括：包括：河流河流沉积物间隙水的扩散沉积物间隙水的扩散海底热液作用；海底热液作用；溶解态硅的溶解态硅的迁出途径迁出途径：上层水体浮游生物硅质外壳沉降上层水体浮游生物硅质外壳沉降河口区颗粒物的吸附。河口区颗粒物的吸附。v浮
39、游生物硅质外壳浮游生物硅质外壳的沉降是溶解硅迁出的主要途径。的沉降是溶解硅迁出的主要途径。海洋中溶解态硅的收支平衡状况海洋中溶解态硅的收支平衡状况2、海洋硅循环、海洋硅循环生源硅生源硅生源硅生源硅溶解硅溶解硅溶解硅溶解硅沉积沉积陆源硅陆源硅沉积沉积沉积物间隙水沉积物间隙水（1）蛋白石（Opal）的产生v硅酸盐分子通过海洋中的生物过程与非生物硅酸盐分子通过海洋中的生物过程与非生物过程聚合产生的无定形固体，称为过程聚合产生的无定形固体，称为蛋白石蛋白石（Opal）。）。非生物沉淀过程仅在区域海域比较重要，如溶解非生物沉淀过程仅在区域海域比较重要，如溶解态硅酸盐含量很高的沉积物间隙水和河口区。态硅酸
40、盐含量很高的沉积物间隙水和河口区。海洋中硅也会以结晶的形式如石英存在。海洋中硅也会以结晶的形式如石英存在。v海洋中海洋中生源硅生源硅（生物硅（生物硅蛋白石）的）的产生产生：浮游植物的浮游植物的硅藻硅藻和硅质和硅质鞭鞭毛虫毛虫原生动物的原生动物的放射虫放射虫一些一些海绵海绵动物形成的硅质动物形成的硅质骨针，但贡献很小。骨针，但贡献很小。v埋藏于沉积物的埋藏于沉积物的硅质外壳硅质外壳形形状多种多样，但一般直径均状多种多样，但一般直径均小于小于100 m，其中许多是，其中许多是由现在已经灭绝的生物所形由现在已经灭绝的生物所形成的。成的。深海沉积物中的生源硅深海沉积物中的生源硅（a）硅藻）硅藻（b）放
41、射虫）放射虫v海洋中的硅藻种类超过海洋中的硅藻种类超过1000010000种，硅藻中的无种，硅藻中的无机组分中超过机组分中超过60%60%为为SiOSiO2 2。v硅藻干重中的硅藻干重中的50%50%以上为以上为SiOSiO2 2 ，该比例与硅，该比例与硅藻种类有关。藻种类有关。v硅藻中的硅在他们活着的时候是不溶的，但硅藻中的硅在他们活着的时候是不溶的，但当他们死亡后将很快溶解。当他们死亡后将很快溶解。（2）硅酸盐的生物吸收v硅藻的生产力受溶解态硅酸盐的影响，在溶硅藻的生产力受溶解态硅酸盐的影响，在溶解态硅酸盐含量高的海域，硅藻通常是优势解态硅酸盐含量高的海域，硅藻通常是优势种，因为它们比其他
42、种类的远洋浮游藻类吸种，因为它们比其他种类的远洋浮游藻类吸收营养盐的速率更快。收营养盐的速率更快。v如果硅藻生长在硅酸盐缺乏的介质中，硅藻如果硅藻生长在硅酸盐缺乏的介质中，硅藻细胞将缺乏硅，光合作用一段很短的时间后细胞将缺乏硅，光合作用一段很短的时间后它们将很快死亡。它们将很快死亡。v溶解态硅酸盐含量在风生上升流区比较高，溶解态硅酸盐含量在风生上升流区比较高，主要位于赤道、亚极地海域与东边界海域主要位于赤道、亚极地海域与东边界海域海洋风生上升流所在区域海洋风生上升流所在区域硅藻吸收上层水体的硅藻吸收上层水体的硅酸盐非常有效硅酸盐非常有效:v在在40405050S S的海域，硝的海域，硝酸盐浓度
43、较高，但硅酸盐酸盐浓度较高，但硅酸盐浓度接近于浓度接近于0 0，说明这些，说明这些海域硅酸盐浓度限制着浮海域硅酸盐浓度限制着浮游植物的生长游植物的生长;v在在5555S S以南，硝酸盐浓以南，硝酸盐浓度和硅酸盐浓度均比较高，度和硅酸盐浓度均比较高，这是因为存在亚极地上升这是因为存在亚极地上升流和生物吸收速率低共同流和生物吸收速率低共同形成的，这些海域浮游植形成的，这些海域浮游植物的生长被认为受光、低物的生长被认为受光、低温度及痕量营养盐如温度及痕量营养盐如FeFe等等所限制。所限制。南半球表层水南半球表层水溶解硅酸盐、硝酸盐随纬度变化溶解硅酸盐、硝酸盐随纬度变化溶溶解解硅硅酸酸盐盐硝硝酸酸盐盐
44、（3）蛋白石的沉降迁出v生物死亡后，硅质外壳与其生物死亡后，硅质外壳与其它生源颗粒一起向下沉降，它生源颗粒一起向下沉降，其中绝大多数在深海中被再其中绝大多数在深海中被再矿化。矿化。v与碳酸钙不同，所有的海水与碳酸钙不同，所有的海水对于蛋白石来说都是不饱和对于蛋白石来说都是不饱和的，因此，所有的硅质外壳的，因此，所有的硅质外壳在沉降至海底期间都倾向于在沉降至海底期间都倾向于溶解。但是蛋白石溶解比较溶解。但是蛋白石溶解比较慢，最终仍有一部分被埋藏慢，最终仍有一部分被埋藏于沉积物中。溶解态硅再生于沉积物中。溶解态硅再生的深度比氮、磷也来的深。的深度比氮、磷也来的深。mm四、海洋中活性硅酸盐的分布四、
45、海洋中活性硅酸盐的分布（1）海洋中活性硅酸盐的浓度变化很大从大西洋热带海域表层水的1mol/kg变化至北太平洋深层水的210mol/kg。在受河流、海底沉积物等影响明显的近岸海域，海水中的活性硅酸盐浓度比较高。（2 2）表层水中活性硅酸盐在）表层水中活性硅酸盐在极地与亚极极地与亚极 地地海域具有较高浓度海域具有较高浓度全球海洋表层水活性硅酸盐的分布全球海洋表层水活性硅酸盐的分布（3）活性硅酸盐浓度随深度增加而增加，但没有在1000m水深附近产生极大值。（4）太平洋水硅酸盐浓度高于大西洋和南大洋，是因为其水体较老，有较长的时间积累硅酸盐。（5）在深层海洋，沿着全球热盐环流路径，深海水活性硅酸盐浓
46、度逐渐增加，说明在深海水运移过程中，不断积累由蛋白石溶解和由海底沉积物向上扩散提供的硅酸盐。大西洋活性硅酸盐（大西洋活性硅酸盐（umol/kgumol/kg）断面分布）断面分布太平洋活性硅酸盐（太平洋活性硅酸盐（umol/kgumol/kg）断面分布）断面分布（6）活性硅酸盐和活性磷酸盐、硝酸盐等类似，其含量与分布也具有显著季节变化。对于温带海洋：对于温带海洋：春季时，因浮游植物，尤其是硅藻的大量繁殖，海水中春季时，因浮游植物，尤其是硅藻的大量繁殖，海水中活性硅酸盐含量明显降低，但一般情况下不会象硝酸盐活性硅酸盐含量明显降低，但一般情况下不会象硝酸盐和活性磷酸盐那样，被消耗至浓度检测不出的情况
47、。和活性磷酸盐那样，被消耗至浓度检测不出的情况。到夏季时，由于表层水温度升高，硅藻的生长受到抑制，到夏季时，由于表层水温度升高，硅藻的生长受到抑制，海水中活性硅酸盐浓度又有一定程度提高。海水中活性硅酸盐浓度又有一定程度提高。冬季时，生物死亡后所产生的颗粒物下沉，其中的蛋白冬季时，生物死亡后所产生的颗粒物下沉，其中的蛋白石溶解于海水中，使活性硅酸盐含量显著提高。石溶解于海水中，使活性硅酸盐含量显著提高。五、沉积物中生源硅的分布五、沉积物中生源硅的分布v沉积物生源硅的高浓度出现在赤道与亚极地沉积物生源硅的高浓度出现在赤道与亚极地上升流海域。此分布的上升流海域。此分布的控制因素控制因素包括：包括：（
48、1 1）水柱中生源硅的）水柱中生源硅的沉降通量沉降通量；（2 2）沉积物生源硅的）沉积物生源硅的保存程度保存程度；（3 3）其它颗粒物的相对）其它颗粒物的相对累积速率累积速率。沉积物生源硅含量沉积物生源硅含量（%）的空间变化）的空间变化（1 1）水柱中生源硅沉降通量的影响因素海洋生物产生生源硅的速率；硅质外壳到达海底所需要的时间；水体中硅质外壳的溶解速率。硅质外壳溶解速率取决于两个因素：（a）硅质外壳的类型；（b）水体相对于蛋白石硅的不饱和程度。（2）沉积物生源硅的保存程度与溶解速率、沉积速率有关溶解速率低利于蛋白石的保存；溶解速率低利于蛋白石的保存；沉积速率越快，蛋白石与海水的接触越快地被分
49、沉积速率越快，蛋白石与海水的接触越快地被分离，有利于蛋白石的保存。离，有利于蛋白石的保存。（3）其它颗粒物的相对累积速率低，生源硅浓度高如果蛋白石是与其他颗粒一同被埋藏的话，沉积如果蛋白石是与其他颗粒一同被埋藏的话，沉积物中蛋白石的相对含量将被稀释。物中蛋白石的相对含量将被稀释。（这也就是为什么高（这也就是为什么高SiOSiO2 2含量没有出现在沉积速含量没有出现在沉积速率高的沿岸上升流和大陆架海域的原因）率高的沿岸上升流和大陆架海域的原因）六、沉积物中生源硅的保存六、沉积物中生源硅的保存v定量描述海底沉积物中生源硅的保存程度，需要定量6个参数：（1）蛋白石从水体沉降的速率Ropal；（2）沉
50、积物中蛋白石的埋藏速率Aopal；（3）沉积物非蛋白石颗粒物的埋藏速率Aother；（4）沉积物中蛋白石的溶解速率Sopal；（5）纯蛋白石沉积物中蛋白石溶解速率S*opal；（6）沉积物中蛋白石的比例f。v方程一方程一v方程二方程二v方程三方程三保存效率：指数n取决于沉积物中蛋白石的溶解过程，如果只有表层沉积物溶解的话，n将等于1。对于富含蛋白石的沉积物：对于富含蛋白石的沉积物：对于低蛋白石含量的沉积物：对于低蛋白石含量的沉积物：作业题作业题v何谓海水中的营养盐？它在海洋学上的重要性如何？v海洋中营养盐循环的一般特征是什么？v简述关于冰期间冰期大气CO2浓度变化机制的三个假说。v简述海洋氮循
