1、2023-2-512023-2-52第五章第五章 海水中的气体和中国近海碳化学海水中的气体和中国近海碳化学本章重点：本章重点：（1）海）海-气交换双膜模型；气交换双膜模型；（2）海洋中的溶解氧；）海洋中的溶解氧；（3）中国近海的）中国近海的CO2和碳化学和碳化学 2023-2-535.1 大气的化学组成和温室气体大气的化学组成和温室气体5.2 气体在海水中的溶解度气体在海水中的溶解度5.3 气体在海气体在海-空界面间气体交换空界面间气体交换5.4 海洋中非活性气体海洋中非活性气体5.5 海洋中的微量活性气体海洋中的微量活性气体5.6 海洋中的溶解氧海洋中的溶解氧5.7 中国近海的中国近海的CO
2、2和碳化学和碳化学2023-2-54海水中除含有大量的无机物和有机海水中除含有大量的无机物和有机物以外，还溶解一些气体，如物以外，还溶解一些气体，如O2，CO2，N2等。研究这些溶解气体的等。研究这些溶解气体的来源和分布对了解海洋中各种物理来源和分布对了解海洋中各种物理和化学过程起着重要作用。和化学过程起着重要作用。2023-2-55 氧是海洋学中研究得最早、最广泛的一种气体，氧是海洋学中研究得最早、最广泛的一种气体，它在深海中的分布与海水运动有关，通过氧的分它在深海中的分布与海水运动有关，通过氧的分布特征可以了解海水的物理过程，如水团的划分布特征可以了解海水的物理过程，如水团的划分和年龄以及
3、运动速度等。和年龄以及运动速度等。海水中溶解氧的含量与海洋生物的活动有关，海海水中溶解氧的含量与海洋生物的活动有关，海洋植物的光合作用放出氧气，呼吸作用消耗氧气。洋植物的光合作用放出氧气，呼吸作用消耗氧气。“保守气体保守气体”或非活性气体：不参与海水的化学或非活性气体：不参与海水的化学和生物反应，如氮、氢和其他惰性气体。有助于和生物反应，如氮、氢和其他惰性气体。有助于深入了解空深入了解空海界面的物理过程，以及深入了海界面的物理过程，以及深入了解氦经由海底的放射核素输入的过程。解氦经由海底的放射核素输入的过程。2023-2-56微量气体，如甲烷和一氧化碳等，气体的微量气体，如甲烷和一氧化碳等，气
4、体的全球性循环过程。全球性循环过程。放射性气体，如放射性气体，如3H,222Rn,3He，可用来研，可用来研究海究海空界面的气体交换，同时也是海空界面的气体交换，同时也是海水运动中有用的气体指示剂。水运动中有用的气体指示剂。2023-2-57 海水中所溶解的气体主要来自大气、海底火山活海水中所溶解的气体主要来自大气、海底火山活动、海水中发生的化学反应和其他过程（例如生动、海水中发生的化学反应和其他过程（例如生物过程特别是光合作用和呼吸作用、有机物的分物过程特别是光合作用和呼吸作用、有机物的分解和放射性蜕变，以及地球化学过程等）。解和放射性蜕变，以及地球化学过程等）。水循环、风化作用、光合作用、
5、生物的腐败分解、水循环、风化作用、光合作用、生物的腐败分解、波浪和海流等很多海洋学和海洋化学过程都与大波浪和海流等很多海洋学和海洋化学过程都与大气有关。气有关。大气与海洋相比有相似之处，例如两者都是流体，大气与海洋相比有相似之处，例如两者都是流体，它们的大多数成分的逗留时间比地球寿命短等。它们的大多数成分的逗留时间比地球寿命短等。2023-2-58海水中的溶解气体与大气的组成有关：海海水中的溶解气体与大气的组成有关：海洋的上方是大气，海水的表面与大气紧密洋的上方是大气，海水的表面与大气紧密接触，大气中的气体与海水中的气体不断接触，大气中的气体与海水中的气体不断地进行交换，表层海水与大气通常处于
6、平地进行交换，表层海水与大气通常处于平衡或接近平衡状态。衡或接近平衡状态。5.1 大气的化学组成和温室气体大气的化学组成和温室气体2023-2-59 大气中存在的气体可分成大气中存在的气体可分成非可变成分非可变成分和和可变可变成分成分。非可变成分包括大气中的主要气体，。非可变成分包括大气中的主要气体，氧、氮、氩和一些微量气体，氖、氦和氩。氧、氮、氩和一些微量气体，氖、氦和氩。可变成分包括水蒸汽、一氧化碳、二氧化氮、可变成分包括水蒸汽、一氧化碳、二氧化氮、甲烷和氨。水蒸汽是大气中最易变化的成分。甲烷和氨。水蒸汽是大气中最易变化的成分。而而CO、NO2、CH4和和NH3是由生物过程和人是由生物过程
7、和人类活动所产生的。这些可变的微量气体的含类活动所产生的。这些可变的微量气体的含量将随着它们的来源和排除而变化。量将随着它们的来源和排除而变化。2023-2-510 从外观上看，大气似乎是一个成分和含量固从外观上看，大气似乎是一个成分和含量固定的稳定体系，其实它是一个十分活跃的流定的稳定体系，其实它是一个十分活跃的流动体系，一方面内部各种化学反应、生物活动体系，一方面内部各种化学反应、生物活动、水活动、放射性衰变及工业活动等不断动、水活动、放射性衰变及工业活动等不断产生气体投放至大气中；另一方面，又因化产生气体投放至大气中；另一方面，又因化学变化、生物活动、物理过程及海洋、陆地学变化、生物活动
8、、物理过程及海洋、陆地吸收而不断迁出大气，这就构成一个循环体吸收而不断迁出大气，这就构成一个循环体系。系。2023-2-511 气体组分在大气中的平均逗留时间少则几小气体组分在大气中的平均逗留时间少则几小时，多则达百年以上，这与组分性质在大气时，多则达百年以上，这与组分性质在大气中的贮量以及迁出或循环的途径等有密切关中的贮量以及迁出或循环的途径等有密切关系。近年来比较注意海洋与大气之间的交换系。近年来比较注意海洋与大气之间的交换问题，有些气体既可以被海洋吸收也可以被问题，有些气体既可以被海洋吸收也可以被海洋释放，例如海洋释放，例如CO2；而有些气体可能是由；而有些气体可能是由海洋向大气输送，例
9、如海洋向大气输送，例如CO等。等。2023-2-512只有较好地掌握了海洋交换的机理，只有较好地掌握了海洋交换的机理，交换速率等问题，才能正确了解气体交换速率等问题，才能正确了解气体在地球上的循环过程。这方面需更加在地球上的循环过程。这方面需更加注意的是一些污染气体在海空之间交注意的是一些污染气体在海空之间交换，如有机氯及有机氯化物等，同时换，如有机氯及有机氯化物等，同时可以利用它们在海洋中的分布解决海可以利用它们在海洋中的分布解决海水的运动问题。水的运动问题。2023-2-513地球表面大气的组成地球表面大气的组成 2023-2-5142023-2-5152023-2-516 如果增加大气中
10、如果增加大气中CO2浓度，就可阻止地球热量的浓度，就可阻止地球热量的散失，使地球发生可感觉到的气温升高，这就是散失，使地球发生可感觉到的气温升高，这就是有名的有名的“温室效应温室效应”。破坏大气层与地面间红外辐射正常关系，吸收地破坏大气层与地面间红外辐射正常关系，吸收地球释放出来的远红外辐射，就像球释放出来的远红外辐射，就像“温室温室一样，一样，促使地球气温升高的气体称为促使地球气温升高的气体称为温室气体温室气体。二氧化碳是数量最多的温室气体，约占大气总容二氧化碳是数量最多的温室气体，约占大气总容量的量的0.03%，许多其它痕量气体也会产生温室效，许多其它痕量气体也会产生温室效应，其中有的温室
11、效应性能还比二氧化碳强。应，其中有的温室效应性能还比二氧化碳强。温室气体温室气体 2023-2-517大气中的温室气体大气中的温室气体2023-2-518从从70年代末起又查明除二氧化碳外，氟里年代末起又查明除二氧化碳外，氟里昂等也具有温室效应作用。到昂等也具有温室效应作用。到80年代有提年代有提出了精密的气候预测模型，预计到出了精密的气候预测模型，预计到2030年年左右，大气中温室气体的浓度相当于目前左右，大气中温室气体的浓度相当于目前二氧化碳浓度的两倍。因此，全球变暖问二氧化碳浓度的两倍。因此，全球变暖问题的特点和十年前有所不同，过去主要考题的特点和十年前有所不同，过去主要考虑二氧化碳问题
12、，而现在除二氧化碳外还虑二氧化碳问题，而现在除二氧化碳外还应该考虑各种具有温室效应的其他气体及应该考虑各种具有温室效应的其他气体及气溶胶的作用。气溶胶的作用。2023-2-519通过对变暖现象的观测，已发现地表大通过对变暖现象的观测，已发现地表大气的平均温度在不断变化中也趋于上升，气的平均温度在不断变化中也趋于上升，过去一世纪的平均升温为过去一世纪的平均升温为0.3-0.7，特，特别是别是1980年记录了观测史上的最高温度。年记录了观测史上的最高温度。近一百年来，海平面上升了近一百年来，海平面上升了100-200mm，其原因可能是由于伴随海水温度上升而其原因可能是由于伴随海水温度上升而使海水膨
13、胀以及陆地冰川融化等。使海水膨胀以及陆地冰川融化等。2023-2-520 目前研究还表明，温室效应引起的气候变暖在目前研究还表明，温室效应引起的气候变暖在全球有明显的地域差异。例如，若全球大气平全球有明显的地域差异。例如，若全球大气平均气温升高均气温升高2，则赤道地区至多上升，则赤道地区至多上升1.5，但在高纬和极地地区，竟能上升但在高纬和极地地区，竟能上升6以上，这样以上，这样高纬和低纬地区间的温差将大大减少，从而使高纬和低纬地区间的温差将大大减少，从而使全球大气环流形态发生变化。一般认为，温室全球大气环流形态发生变化。一般认为，温室效应对北半球影响更为严重，效应对北半球影响更为严重，30年
14、后，北极平年后，北极平均温度可能将提高均温度可能将提高2，而南极要，而南极要60年后才会有年后才会有此结果。此结果。45年后欧亚和北美国家的平均温度要年后欧亚和北美国家的平均温度要比目前提高比目前提高2，是南半球的两倍多。，是南半球的两倍多。2023-2-521海洋是重要的海洋是重要的CO2汇，其碳储量高达汇，其碳储量高达38000Gt。根据测算，在平均每年由人为。根据测算，在平均每年由人为释放的释放的5.50.5 Gt C中，有中，有3.2 0.2 Gt C被留在了大气中，有被留在了大气中，有2.00.8 Gt C被海洋被海洋吸收，约占吸收，约占 40%。普遍的认识是海洋平均。普遍的认识是海
15、洋平均每年的吸收值为每年的吸收值为1.52.5Gt C。海洋碳库海洋碳库2023-2-522 在海洋里，在海洋里，CO2溶解于水，并通过整个海洋表溶解于水，并通过整个海洋表面不断与大气进行交换，其交换量达面不断与大气进行交换，其交换量达90 Gt C/a，尤其当波浪破碎时这种交换更为充分。在海洋尤其当波浪破碎时这种交换更为充分。在海洋表层表层100 m左右的海水中，左右的海水中，CO2交换较为迅速，交换较为迅速，但与更底层海水的交换十分缓慢（但与更底层海水的交换十分缓慢（CO2从海洋从海洋表层进入大部分深海需要几百年到几千年时表层进入大部分深海需要几百年到几千年时间），因此海洋并不像根据大气间
16、），因此海洋并不像根据大气海洋海洋CO2交交换模式所揭示的，能为增加的大气换模式所揭示的，能为增加的大气CO2即刻提即刻提供吸收汇。就短期变化而言，只有表层海水在供吸收汇。就短期变化而言，只有表层海水在碳循环中起主要作用。碳循环中起主要作用。2023-2-523 CO2在海水在海水大气界面的交换是一个双向动力学大气界面的交换是一个双向动力学过程，其定量计算目前普遍采用双扩散模型，即过程，其定量计算目前普遍采用双扩散模型，即CO2在海水大气界面的交换与其分压差成正比：在海水大气界面的交换与其分压差成正比：FKwS（PCO2PCO2）KPCO2 式中，式中，F为为CO2在海气界面的净通量，正值表示
17、在海气界面的净通量，正值表示大气向海洋输入大气向海洋输入CO2，负值表示海洋向大气释放，负值表示海洋向大气释放CO2，Kw为风速系数，为风速系数，S为为CO2在海水中的溶解在海水中的溶解度，度，pCO2为大气为大气CO2分压，分压，PCO2为海水为海水CO2分压，分压，K为风速和溶解度对海气界面为风速和溶解度对海气界面CO2通量的交换通量的交换系数。交换系数系数。交换系数K与风速的关系相当复杂，实际与风速的关系相当复杂，实际上除了风速外，上除了风速外，K还与温度、涡动、扩散和湍流还与温度、涡动、扩散和湍流有关。有关。2023-2-524其中张正斌等提出物质海其中张正斌等提出物质海-气通量计算的
18、新建议是：气通量计算的新建议是：F=KCL（suf）式中式中CL（suf）是物质在海水微表层中的平均浓度。是物质在海水微表层中的平均浓度。2023-2-525由于海洋由于海洋CO2的观测资料较少且精度较的观测资料较少且精度较差，很难得到海洋吸收人为差，很难得到海洋吸收人为CO2的区域的区域分布图。多人研究后指出：海洋碳的吸分布图。多人研究后指出：海洋碳的吸收与释放有明显的纬度特征，分别在赤收与释放有明显的纬度特征，分别在赤道（释放）和南北半球的中纬地区（吸道（释放）和南北半球的中纬地区（吸收）存在极大值；在大气中碳由南向北收）存在极大值；在大气中碳由南向北输送，在海洋碳由北向南输送。输送，在海
19、洋碳由北向南输送。2023-2-526 Keeling的计算结果表明，全球海洋年吸收碳的计算结果表明，全球海洋年吸收碳2.3 Gt：15N以北海域吸收以北海域吸收2.3 GtC/a，15.6S15N之间海域释放之间海域释放1.1 GtC/a，1550S之之间海域吸收间海域吸收1.1 GtC/a，50S以南海域释放吸收以南海域释放吸收平衡。平衡。以上说明在北半球海洋是一个主要的碳汇。在以上说明在北半球海洋是一个主要的碳汇。在北半球的碳吸收主要一部分是大气北半球的碳吸收主要一部分是大气CO2通过温通过温盐环流进入深层海底，参与到全球碳循环，在盐环流进入深层海底，参与到全球碳循环，在输送到南半球的过
20、程中为海洋吸收转化。输送到南半球的过程中为海洋吸收转化。2023-2-5275.2 气体在海水中的溶解度气体在海水中的溶解度在现场大气压为在现场大气压为101.325kPa时时,一定温度一定温度和盐度的海水中某一气体的饱和含量称和盐度的海水中某一气体的饱和含量称为为该温度、盐度下该种气体的溶解度该温度、盐度下该种气体的溶解度。2023-2-528气体在海水的溶解度除了与海水的温度气体在海水的溶解度除了与海水的温度和盐度有关外，主要与气体本身的性质和盐度有关外，主要与气体本身的性质有关系：气体的溶解度一般随分子量的有关系：气体的溶解度一般随分子量的增加而增大。例如，氦的质量数只有增加而增大。例如
21、，氦的质量数只有4，溶解度最低，而溶解度最低，而Xe(质量数为质量数为131)溶解溶解度最高。但也有例外，如度最高。但也有例外，如CO2虽然质量虽然质量数低，但却是溶解度很高的气体。数低，但却是溶解度很高的气体。2023-2-529 对于大气中各种气体，道尔顿分压定律可对于大气中各种气体，道尔顿分压定律可表达如下：表达如下：假定它们为理想气体假定它们为理想气体，则各种气体的分压，则各种气体的分压为：为：式中式中nG是体积为是体积为V的容器中所含气体的容器中所含气体G的的摩尔数、摩尔数、R为气体常数，为气体常数，T是热力学温度。是热力学温度。2023-2-530假定它们为非理想气体假定它们为非理
22、想气体，则用，则用Van der Waals状态方程近似地表达为：状态方程近似地表达为：式中式中a是与分子间引力有关的常数，是与分子间引力有关的常数，b与分与分子的本身体积和压缩系数有关。在接近标子的本身体积和压缩系数有关。在接近标准温度和压力的条件下，此方程至少达准温度和压力的条件下，此方程至少达0.1精确度。精确度。2023-2-531在在0和和l大气压的标准温度和压力下，大大气压的标准温度和压力下，大气各气体的摩尔体积相同条件下，与理气各气体的摩尔体积相同条件下，与理想气体的摩尔体积想气体的摩尔体积(22.414dmmol-1)的偏的偏离，对离，对He为为0.1，对，对Xe为为-0.6，
23、因此，因此，除非常准确的研究外，都可假定它们是除非常准确的研究外，都可假定它们是理想气体。理想气体。2023-2-532气体在海水中的溶解作用可用气体在海水中的溶解作用可用Henry(亨亨利利)定律表达为：定律表达为：式中式中KG是是Henry定律常数。这一常数的定律常数。这一常数的大小与溶液的性质、温度，所研究的总大小与溶液的性质、温度，所研究的总压力和选用的分压单位压力和选用的分压单位(hPa)，以及浓度，以及浓度单位单位(体积摩尔，重量摩尔，摩尔分数等体积摩尔，重量摩尔，摩尔分数等)都有关。都有关。2023-2-533 当某一气体在大气和海水中的分压相等即当某一气体在大气和海水中的分压相
24、等即PGpG时，气体在两相之间达到平衡。把时，气体在两相之间达到平衡。把Henry定定律与平衡条件结合起来，则某气体律与平衡条件结合起来，则某气体G在海水中在海水中溶解度溶解度SG为：为：Weiss(韦斯，韦斯，1970，1971)提出若干气体在海水提出若干气体在海水中的溶解度中的溶解度SG与温度和盐度的关系：与温度和盐度的关系：2023-2-534大气中大气中N2、O2、Ar、Ne和和He在盐在盐度为度为35时的海水中的溶解度时的海水中的溶解度2023-2-5352023-2-536T E M P E R A T U R E (oC)051 01 52 02 53 0SOLUBILITY 0
25、2 04 06 08 01 0 0K rA rO2N2N eH e2023-2-5372023-2-5382023-2-5392023-2-540 大气和海洋之间气体的交换是一种动力学过程。当大气和海洋之间气体的交换是一种动力学过程。当气体分子以同样的速率进入或离开每一相时，这时气体分子以同样的速率进入或离开每一相时，这时大气与海洋处于平衡状态气体在液相中达到了饱大气与海洋处于平衡状态气体在液相中达到了饱和。和。通常的情况是大气与海洋不是处于平衡状态也就通常的情况是大气与海洋不是处于平衡状态也就是说气体在一种介质中的分压比在另一种介质中的是说气体在一种介质中的分压比在另一种介质中的分压高，那么
26、气体就从高的那一相流入另一相。分压高，那么气体就从高的那一相流入另一相。海气界面上气体交换模式有很多种，常用的有薄层海气界面上气体交换模式有很多种，常用的有薄层模型和双膜模型。模型和双膜模型。5.3 气体在海气体在海-空界面间气体交换空界面间气体交换2023-2-541 这一理论模型包括三个这一理论模型包括三个区域：区域：湍流大气相这湍流大气相这一区域中气体分压一区域中气体分压pG是是相同的；相同的；湍流本体液湍流本体液相在这一区域中相在这一区域中PG也是也是相同的；相同的；层流薄层，层流薄层，在上述两相之间，其平在上述两相之间，其平均厚度为均厚度为Z。按这一模。按这一模型，气体交换速率的决型
27、，气体交换速率的决定步骤是气体通过这一定步骤是气体通过这一薄层的分子扩散。令这薄层的分子扩散。令这一薄层上界面一薄层上界面(点点A)和和下界面下界面(点点B)的气体分的气体分压分别为压分别为pG和和PG，而薄，而薄层内分压的变化梯度是层内分压的变化梯度是线性的。线性的。气体交换薄层模型气体交换薄层模型 2023-2-542“不流动不流动”的薄水膜将海面上的均匀混合的大气与膜下面均匀的薄水膜将海面上的均匀混合的大气与膜下面均匀混合的表层水隔开。气体在空气与水相间的迁移是靠分子扩散混合的表层水隔开。气体在空气与水相间的迁移是靠分子扩散通过这一水膜进行的。水膜内气体的浓度分布是不均匀的，由通过这一水
28、膜进行的。水膜内气体的浓度分布是不均匀的，由相应于水膜上面的与大气平衡时的浓度值逐渐过渡到水膜底下相应于水膜上面的与大气平衡时的浓度值逐渐过渡到水膜底下的表层海水中的浓度值。水膜厚度与空气的表层海水中的浓度值。水膜厚度与空气水体界面的扰动程水体界面的扰动程度成反比。在海洋中，这一水膜的平均厚度为数十微米。度成反比。在海洋中，这一水膜的平均厚度为数十微米。海海气交换的双膜模型气交换的双膜模型2023-2-543Broecker和和Peng提出海提出海气交换的双膜模气交换的双膜模型。此模型假定：型。此模型假定：海洋上层的有关气体充分混合，故分布均海洋上层的有关气体充分混合，故分布均匀；匀；海面下表
29、层水柱也做了同样假定；海面下表层水柱也做了同样假定；上述两充分混合层之间被上述两充分混合层之间被“不流动不流动”的水的水膜所隔开。膜所隔开。2023-2-544气体是通过扩散气体是通过扩散(单个气体分子的混乱运动单个气体分子的混乱运动)而穿过这一界面水膜。虽然单气体分子的而穿过这一界面水膜。虽然单气体分子的扩散运动并无方向性，如果存在浓度梯度，扩散运动并无方向性，如果存在浓度梯度，混乱运动将导致物质由高浓度区向低浓度混乱运动将导致物质由高浓度区向低浓度区的净迁移。因此，如果水中气体浓度与区的净迁移。因此，如果水中气体浓度与空气中气体浓度不同，并未达平衡，结果空气中气体浓度不同，并未达平衡，结果
30、气体就会通过不流动水膜进行迁移。迁移气体就会通过不流动水膜进行迁移。迁移速率与水膜厚度、气体分子通过膜的扩散速率与水膜厚度、气体分子通过膜的扩散速率速率(水温高运动快水温高运动快)，和气，和气海相中浓度梯海相中浓度梯度三者有关。度三者有关。2023-2-545 按按Fick扩散定律，任何扩散物质的通量都正比于扩散定律，任何扩散物质的通量都正比于浓度梯度（比例常数称为分子扩散系数浓度梯度（比例常数称为分子扩散系数D）。如）。如果将界面层顶部的气体浓度果将界面层顶部的气体浓度气体气体顶顶减去底部的气减去底部的气体浓度体浓度气体气体底底，并除以界面层厚度，并除以界面层厚度Z，即得浓度，即得浓度梯度，
31、则有：梯度，则有：水中各种气体的水中各种气体的D值随扩散分子量的增大而减少。值随扩散分子量的增大而减少。界面层厚度界面层厚度Z与风压无关；海水表层湍动越甚，与风压无关；海水表层湍动越甚，水膜越薄。求界面层厚度水膜越薄。求界面层厚度Z的方法有的方法有14C法和法和Rn法。法。界面层厚度界面层厚度Z 2023-2-546水中各种气体的分子扩散速率水中各种气体的分子扩散速率D2023-2-547影响气体交换的因素影响气体交换的因素 大气与海洋之间气体交换的影响因素主要大气与海洋之间气体交换的影响因素主要有：有：(1)温度温度(2)气体溶解度气体溶解度(3)风速风速(4)季节性等影响因素季节性等影响因
32、素2023-2-548(1)温度的影响温度的影响大气与海洋之间气体的交换主要决定于气大气与海洋之间气体的交换主要决定于气体在两相中的分压差。当海水温度升高或体在两相中的分压差。当海水温度升高或降低都会使水体中气体的分压发生变化，降低都会使水体中气体的分压发生变化，因而引起气体在两相间的交换。因而引起气体在两相间的交换。Downing等人等人(1955)发现发现CO2的交换速率随温度的的交换速率随温度的升高直线增加，升高直线增加，25海水的交换速率大约海水的交换速率大约是是5的两倍。的两倍。2023-2-549(2)气体溶解度的影响气体溶解度的影响不同气体在海水中的溶解度各不相同因不同气体在海水
33、中的溶解度各不相同因此，对于某一恒定的分压差此，对于某一恒定的分压差,各种气体进人各种气体进人海洋的扩散通量相差很悬殊，例如，海洋的扩散通量相差很悬殊，例如，O2、CO2和和N2的通量比率是的通量比率是2：70：1。2023-2-550(3)风速的影响风速的影响Downing等人等人(1955)研究了空气和水之间研究了空气和水之间的交换速率，他们指出的交换速率，他们指出:风速在风速在0-3米秒米秒时，交换速率几乎保持恒定时，交换速率几乎保持恒定(在液体表面上在液体表面上方方5厘米处测量的厘米处测量的)。而风速在。而风速在3-13米秒米秒时交换速率迅速增加。时交换速率迅速增加。Kanwisher
34、(1963)重复了重复了Downing等人的实验，得到风速和等人的实验，得到风速和波浪对交换速率的影响的类似结果。波浪对交换速率的影响的类似结果。2023-2-551(4)季节的影响季节的影响进人或逸出海洋表层气体的体积随季节性进人或逸出海洋表层气体的体积随季节性的变化是相当大的。的变化是相当大的。Redfield(1948)曾估计曾估计,在秋季和冬季平均约有在秋季和冬季平均约有30104cm3的的O2进进入美国缅因湾的海洋表层，在春季和夏季入美国缅因湾的海洋表层，在春季和夏季却以相应的体积从海洋表面逸出。其中大却以相应的体积从海洋表面逸出。其中大约五分之二是光合作用产生的氧，其余的约五分之二
35、是光合作用产生的氧，其余的是由于在温暖的水中氧的溶解度降低而逸是由于在温暖的水中氧的溶解度降低而逸出的。出的。2023-2-552非活性气体变化的表示方法非活性气体变化的表示方法，是运用传统，是运用传统上定义的标准大气压下（总压力为上定义的标准大气压下（总压力为1013.25hPa和相对湿度和相对湿度100%）的溶解度。）的溶解度。通常，气体浓度的测定值或通过饱和度通常，气体浓度的测定值或通过饱和度G或通过饱和度异常或通过饱和度异常G（二者都表示为百（二者都表示为百分数）与它们的溶解度联系起来，即：分数）与它们的溶解度联系起来，即：5.4 海洋中非活性气体海洋中非活性气体2023-2-553S
36、*G是气体在海水中的溶解度，是气体在海水中的溶解度，CG是气是气体在海水中的浓度测定值。体在海水中的浓度测定值。2023-2-554影响影响S*G的物理过程的物理过程主要有：主要有：平衡时与标准大气压的偏离平衡时与标准大气压的偏离不同温度水团的混合不同温度水团的混合空气泡的部分溶解和完全溶解空气泡的部分溶解和完全溶解与气体交换及其热变化与气体交换及其热变化He的放射补充或原生补充等等的放射补充或原生补充等等 2023-2-555海水中的氮和惰性气体海水中的氮和惰性气体 惰性气体由于化学性能稳定，它们在海洋中的变惰性气体由于化学性能稳定，它们在海洋中的变化主要是受物理过程的影响，惰性气体在海洋中
37、化主要是受物理过程的影响，惰性气体在海洋中的应用受到分析方法的限制，如要很准确地进行的应用受到分析方法的限制，如要很准确地进行分析比较困难，因此在海洋中的分布情况并不是分析比较困难，因此在海洋中的分布情况并不是很清楚。另外，一些惰性气体在海水中的溶解度很清楚。另外，一些惰性气体在海水中的溶解度由于测定方法不同存有差异。虽然目前使用的方由于测定方法不同存有差异。虽然目前使用的方法可以测定出海水中的惰性气体的微小变化，但法可以测定出海水中的惰性气体的微小变化，但是对这些变化的机理并不完全了解，因此需要进是对这些变化的机理并不完全了解，因此需要进一步进行这方面的研究工作。一步进行这方面的研究工作。2
38、023-2-556太平洋海水中惰性气体的含量（太平洋海水中惰性气体的含量（cm3.dm-3）2023-2-557标准状态下海水中氮的溶解度标准状态下海水中氮的溶解度N N2 2/H/H2 2O O（cm3.cm-3）2023-2-5585.5 海洋中的微量活性气体海洋中的微量活性气体 海洋中、除了含有海洋中、除了含有O2、CO2、N2和和Ar以外，还含以外，还含有一些微量气体。如有一些微量气体。如N2O、CO和和CH4等。这些微等。这些微量气体会由于人类的活动或其他的过程而受影响。量气体会由于人类的活动或其他的过程而受影响。因此把它们称为因此把它们称为微量活性气体或非保守气体微量活性气体或非保
39、守气体。这些气体虽然含量非常少，但是在海洋研究中却这些气体虽然含量非常少，但是在海洋研究中却具有非常重要的意义。根据它们与保守气体之间具有非常重要的意义。根据它们与保守气体之间的差值，可用来研究海水中一些有关的过程，如的差值，可用来研究海水中一些有关的过程，如海流及涡动的混合过程，海海流及涡动的混合过程，海-空之间的气体交换等。空之间的气体交换等。2023-2-559一氧化二氮（一氧化二氮（N2O）由于由于N2O与大规模的混合过程有关，因此对海洋中与大规模的混合过程有关，因此对海洋中N2O的研究大多数是为了调查的研究大多数是为了调查N2O在海洋中的分布而在海洋中的分布而进行的。南太平洋进行的。
40、南太平洋N2O的含量为的含量为7-12nmolkg，北大，北大西洋约为西洋约为11nmolkg，几乎是与大气，几乎是与大气N2O分压平衡的分压平衡的量的两倍。在北大西洋东部热带海水中量的两倍。在北大西洋东部热带海水中N2O的分布与的分布与大西洋相似，大西洋相似，N2O的最大值都出现在温跃层的下面并的最大值都出现在温跃层的下面并与氧最小层相当。但是在氧最小层处，有时也出现第与氧最小层相当。但是在氧最小层处，有时也出现第二个二个N2O低值。这是由于发生低值。这是由于发生N2O的消耗过程所致。的消耗过程所致。由于由于N2O都处于过饱和状态。因此可以认为海洋是向都处于过饱和状态。因此可以认为海洋是向大
41、气输送的一个源地。根据计算，北大西洋每年的输大气输送的一个源地。根据计算，北大西洋每年的输送量为送量为11013克克 2023-2-560N2O (nM)510152025DEPTH (m)010002000300040005000O2 (M)1502002503000100020003000400050002023-2-561甲烷（甲烷（CH4）热带北纬的表层水中，热带北纬的表层水中，CH4含量比较恒定，约为含量比较恒定，约为1.8 nmolkg 与大气分压接近平衡。关于海水中甲烷的垂直分布，与大气分压接近平衡。关于海水中甲烷的垂直分布，Swinneton等人等人(1967)在墨西哥湾的在墨
42、西哥湾的30-100米深处发现米深处发现CH4的最大值随着深度的增加而降低，一直降至很低的浓度。的最大值随着深度的增加而降低，一直降至很低的浓度。在上升流地区，在上升流地区，CH4含量较低。但在受到污染的沿岸水和含量较低。但在受到污染的沿岸水和缺氧的海洋环境中缺氧的海洋环境中CH4的含量比与大气平衡的相应含量高的含量比与大气平衡的相应含量高得多。在得多。在Potomac 河（美国）河（美国）CH4的浓度高达的浓度高达90-360 nmoLkg。这是由于污染造成的。在这个地区空气中。这是由于污染造成的。在这个地区空气中CH4的含的含量是海洋大气含量的两倍。海水中量是海洋大气含量的两倍。海水中CH
43、4主要是细菌分解有主要是细菌分解有机物的产物，在缺氧条件下，细菌可能把机物的产物，在缺氧条件下，细菌可能把CO及及CO2还原成还原成CH4，所以在缺氧水中，所以在缺氧水中CH4的含量较高。的含量较高。2023-2-562CH4 (10-5 m L L-1)0102030DEPTH (m)02004006008001000120014002023-2-563D istan ce(m iles)050100150200250300350DEPTH(m)010020030040050050804020100200602023-2-564一氧化碳（一氧化碳（CO）最近几年，最近几年，CO的大气化学和海
44、洋化学受到人们相的大气化学和海洋化学受到人们相当大的重视。因为它与人类的活动紧密相关。在当大的重视。因为它与人类的活动紧密相关。在20世纪世纪60年代后期，估计人类活动所产生的年代后期，估计人类活动所产生的CO约为约为261011kgy。在大气对流层。在大气对流层CO的分压，北半球的分压，北半球比南半球高，这与人类活动的影响相一致的。此外，比南半球高，这与人类活动的影响相一致的。此外，海洋表层水海洋表层水CO 处于过饱和状态，推测海洋表层水处于过饱和状态，推测海洋表层水可能是大气中可能是大气中CO的另一来源。但研究表明，大气的另一来源。但研究表明，大气中的中的CO还没有发现全球性的增加。可以推
45、测，为还没有发现全球性的增加。可以推测，为了平衡人类和海洋输入的了平衡人类和海洋输入的CO，大气中可能存在一，大气中可能存在一个吸收个吸收CO的过程。的过程。2023-2-565 在西北大西洋测量上层空气中和表层水中在西北大西洋测量上层空气中和表层水中CO的含量，的含量，发现表层水中发现表层水中CO的浓度超过大气中通常存在的分压所的浓度超过大气中通常存在的分压所建立的平衡值。因此，海洋可能是建立的平衡值。因此，海洋可能是CO的一种天然来源。的一种天然来源。在热带北大西洋和太平洋的表层水中观测到在热带北大西洋和太平洋的表层水中观测到CO的浓度的浓度昼间增加昼间增加5-6倍，在下午出现最大值。在倍
46、，在下午出现最大值。在40米上面的水米上面的水柱中所产生的柱中所产生的CO看来是最重要的。从海水中溶解的有看来是最重要的。从海水中溶解的有机碳可通过光化学作用产生机碳可通过光化学作用产生CO。但是可以肯定生物化。但是可以肯定生物化学产生的学产生的CO是更重要的。并且生物化学反应对光强度是更重要的。并且生物化学反应对光强度是高度灵敏的。在多云和阴天的条件下比太阳光直接照是高度灵敏的。在多云和阴天的条件下比太阳光直接照射来得低。所以说，表层水可能是大气射来得低。所以说，表层水可能是大气CO的的种来源种来源而不是大气而不是大气CO的收纳处。的收纳处。2023-2-566在在CO的循环中，有大气对流层
47、、海洋和人的循环中，有大气对流层、海洋和人类活动所产生的类活动所产生的CO，以及在大气对流层消，以及在大气对流层消失的失的CO。有的学者认为对流层天然来源的。有的学者认为对流层天然来源的CO每年有每年有51012kg。比人类来源的。比人类来源的 大大20倍，倍，比海洋来源的大比海洋来源的大60倍倍,而且它与放射碳而且它与放射碳0.1年年的停留时间相一致。的停留时间相一致。2023-2-567CO SATURATION (%)048121620DEPTH (m)01002003004005006007002023-2-568氧除了在氧除了在海洋与大气之间的交换海洋与大气之间的交换外，在外，在海洋
48、中由于海洋中由于生物过程、有机物分解、物生物过程、有机物分解、物理过程理过程等都会影响海水中氧的含量。等都会影响海水中氧的含量。5.6 海洋中的溶解氧海洋中的溶解氧2023-2-569氧的来源氧的来源海洋中的溶解氧主要来源于海洋中的溶解氧主要来源于大气大气和和海洋中的海洋中的光合作用光合作用2023-2-570大气大气由于海洋表面与大气紧密接触，大气中由于海洋表面与大气紧密接触，大气中的氧通过的氧通过海海-空界面的交换空界面的交换进入海洋的进入海洋的表层，而后通过表层，而后通过移流和涡动扩散移流和涡动扩散，把表，把表层的富氧水带到深层。所以大气中的氧层的富氧水带到深层。所以大气中的氧是海洋中氧
49、的来源之一。是海洋中氧的来源之一。2023-2-571光合作用光合作用 在海洋的上层在海洋的上层(大约大约0-80米米)，那里有充足的阳光，那里有充足的阳光，浮游植物的光合作用占优势。在光合作用过程中浮游植物的光合作用占优势。在光合作用过程中释放氧气，是海洋中氧的另一来源。释放氧气，是海洋中氧的另一来源。海洋植物进行光合作用大致按下面的方程式进行：海洋植物进行光合作用大致按下面的方程式进行：光合作用光合作用 XCO2+XH2O （CH2O）x+XO2 呼吸作用呼吸作用 式中的（式中的（CH2O）x代表碳水化合物。代表碳水化合物。2023-2-572光合作用只能在真光层内进行。在光合作用只能在真
50、光层内进行。在80-200米内由于光线减弱，因而深度在米内由于光线减弱，因而深度在80米以下米以下光合作用已不再是主要的。在许多海区光合作用已不再是主要的。在许多海区（特别是近岸区域），由于生物活动的结（特别是近岸区域），由于生物活动的结果。在近表层水中常常出现氧的最大果。在近表层水中常常出现氧的最大值其饱和度可达值其饱和度可达120%以上。以上。2023-2-573溶解氧的消耗过程溶解氧的消耗过程 溶解氧的消耗过程主要由溶解氧的消耗过程主要由植物的呼吸作植物的呼吸作用、有机物的分解用、有机物的分解和和无机物的氧化无机物的氧化作用作用等作用控制。等作用控制。2023-2-574植物的呼吸作用植
