Chapter03-2-海洋化学.ppt

2020/5/12,1,印春生,海洋化学MarineChemistry,海洋科学学院chunshengyin,2020/5/12,2,第三章海水中的气体Gasesinocean,3-1大气气体组成及其在海水中的溶解度3-2气体在海气界面间的交换3-3海洋中的溶解氧3-4海洋中的非活性气体3-5海洋中的微量活性气体3-6碳在海气间的循环（选读）,2020/5/12,3,第三章海水中的气体,3-3海洋中的溶解氧一、海洋中氧的来源二、海水中氧的消耗过程三、水体中氧的消耗量表示法四、海洋中的无氧区五、大洋海水中氧的分布六、中国近海溶解氧的分布,2020/5/12,4,3-3海洋中的溶解氧,一、海洋中氧的来源,1.大气输送大气中的O2通过海空交换进入海洋表层，在海洋表层通过涡动扩散及对流作用，将表层的富氧水带入海洋内部及深层。,2.光合作用海洋真光层中植物光合作用产生的O2是海洋中氧的重要来源之一。植物中的叶绿素在日光照射下，将CO2和H2O合成为碳水化合物，同时释放出O2。,2020/5/12,5,3-3海洋中的溶解氧,一、海洋中氧的来源,2.光合作用光合作用与光照：深度变化光合作用区（photosytheticzone）表层海水氧饱和度可达120%。光线暗，植物靠交换氧维持生命，光合作用不能有效进行，仅呼吸作用。植物无法生长，生物以动物为主。,2020/5/12,6,3-3海洋中的溶解氧,一、海洋中氧的来源,2.光合作用光合作用与光照：日变化浮游植物量较大的海区，一般13-15时光合作用最强，溶解氧最高。午夜后23时光合作用最弱，溶解氧最低。,2020/5/12,7,3-3海洋中的溶解氧,二、海水中氧的消耗过程,1.生物呼吸海洋中的浮游植物的呼吸作用是与光合作用相反的过程。海洋动物呼吸作用也消耗氧气。2.有机物分解海水中的有机物大部分来自于生物代谢物、排泄物或生物死亡后的残体碎屑。生命活动一旦停止，有机体很快就会在细菌的作用下分解，将组成有机体的元素按比例的转化为无机形式释放到海水中，消耗一部分氧。3.无机物的氧化作用海洋中还原态无机物质，如Fe2+、Mn2+等可被氧化成为高价态，而消耗氧气。但其耗氧量与有机物相比要少的多，微不足道。,2020/5/12,8,3-3海洋中的溶解氧,二、海水中氧的消耗过程,溶解氧补偿深度在海洋某一深度，氧的产生速率恰好等于消耗速率，这一深度被称为“溶解氧补偿深度”。在此深度，光照强度只能维持浮游植物生存而不能进行繁殖。各海区溶解氧的补偿深度随地理位置、季节、光照时间、气候和水文条件的变化而不同。溶解氧补偿深度：大洋水近岸海水。近岸水：透明度小，补偿深度一般不超过20m。有的区域12m。大洋水：SargassoSea100m（8月）。,何谓溶解氧补偿深度？在这一位置上有些什么特点？溶解氧补偿深度在海洋中如何分布？为什么？,2020/5/12,9,3-3海洋中的溶解氧,二、海水中氧的消耗过程,海洋中氧的消耗速率Riley在大西洋研究得出经验式，O2消耗速率随深度增加呈指数下降。R为深度Z上氧的消耗速率；R0为此考虑范围上界的O2的消耗速率；为与有机物有关的速率常数；Z为深度，取向下为正。,Riley经验式隐含的信息？,2020/5/12,10,3-3海洋中的溶解氧,三、海水中氧的消耗量表示法,1.表观耗氧量（ApparentOxygenUtilization，AOU）AOU用于深层水：假定条件与饱和度相同。实际情况可能不满足假定条件，AOU计算时需要校正。深层水层到达过海洋表面，但不一定与大气平衡。平衡时大气压力可能偏离1atm（101,325Pa）。下沉过程除内部耗氧外，会发生温度、盐度变化，或水团混合。计算深层水AOU时如何校正？,表观耗氧量的本质是什么？,2020/5/12,11,3-3海洋中的溶解氧,三、海水中氧的消耗量表示法,1.表观耗氧量计算深层水AOU时如何校正？选择保守气体Ar进行校正。原因：Ar是惰性气体，在下沉过程中不会有非保守性转移，即不参与生物和化学过程。Ar与O2有相近的溶解特性。温度等物理因素对于Ar与O2溶解度的影响近乎相同，气泡潜入影响也相近。温度系数：,2020/5/12,12,3-3海洋中的溶解氧,三、海水中氧的消耗量表示法,1.表观耗氧量计算深层水AOU时如何校正？根据Ar的现场测定结果，求出O2的原始含量，即下沉前的含量。cAr*、cO2*分别为现场条件（位温和盐度）下Ar和O2的溶解度；cAr为Ar的实测值（气相色谱）；cO2为根据Ar进行校正所得的O2的原始浓度。氧的实际消耗量为,2020/5/12,13,3-3海洋中的溶解氧,三、海水中氧的消耗量表示法,2.生化需氧量（BOD）和化学需氧量（COD）BOD（BiochemicalOxygenDemand）在有氧环境中，由微生物分解1dm3水中的有机物所需要消耗氧量，通常以mgOdm3表示。测定方法平行取两份水样。一份立即测定溶解氧的含量。另一份在20恒温培养箱中培养5天，测定其中溶解氧的含量。两次测定的差值，即为五日生化需氧量BOD5。,2020/5/12,14,3-3海洋中的溶解氧,三、海水中氧的消耗量表示法,2.生化需氧量（BOD）和化学需氧量（COD）BOD微生物对有机物的分解可分为两个阶段：首先是含碳物质分解阶段，大约10天左右。然后是含氮物质分解，含氮有机物质相对较难分解。BOD与分解温度有关。温度高时有机物质分解快，相同时间内O2消耗多。,2020/5/12,15,3-3海洋中的溶解氧,三、海水中氧的消耗量表示法,2.生化需氧量（BOD）和化学需氧量（COD）BOD,2020/5/12,16,3-3海洋中的溶解氧,三、海水中氧的消耗量表示法,2.生化需氧量（BOD）和化学需氧量（COD）COD（ChemicalOxygenDemand）在一定条件下，氧化1dm3水体中的还原物质所需要消耗氧的量，以mgOdm3表示。测定方法：K2Cr2O7法KMnO4法KIO3法。,2020/5/12,17,3-3海洋中的溶解氧,三、海水中氧的消耗量表示法,光合层以下，由于生物呼吸、有机物分解等过程使水体中的氧气不断的消耗；另一方面，由于海水运动，又不断的向深海补充富氧水。因此，海洋深处虽然耗氧，但是并不缺氧。但是对于一些海水循环和对流混合交换受到限制的特殊海区，由于深层水中的氧气得不到补充，海水就会缺氧。像黑海、波罗的海的哥德兰海渊以及一些沿岸区域属于缺氧区。,2020/5/12,18,3-3海洋中的溶解氧,四、海水中缺氧水的化学特征,反硝化作用（Denitrification）反硝化作用是使NO3N消失的作用。在缺氧水中，由于微生物作用，NO3N还原为NO2N，再进一步还原为NH3或N2，使NO3N消失。此过程中的NH3还能被HNO3氧化为N2：,2020/5/12,19,3-3海洋中的溶解氧,四、海水中缺氧水的化学特征,SO42-被还原为H2S当海水中NO3-和NO2-被耗尽时，硫酸盐在还原菌的作用下，有机物以SO42-作为氧化剂（电子受体）氧化分解，而SO42-被还原为H2S。,2020/5/12,20,3-3海洋中的溶解氧read,四、海水中缺氧水的化学特征,Eh低Eh降低导致有机物分解速度减慢，有机物倾向于积累。在缺氧区和底层沉积物中，厌氧菌大量繁殖。变价元素以低价态存在。有机物的积累导致了金属有机络合物的大量形成，是硫化物沉淀的形成推迟，金属离子的溶解度增大（增溶作用）。缺氧水中往往含有较高的NH3和H3PO4。,2020/5/12,21,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,1.大洋水氧的垂直分布特征表层：溶解氧含量上下基本一致的，与大气处于或者接近平衡（海空交换、风力作用混合和垂直交换）次表层（真光层内）：会出现氧的极大值（通常约在50m以内）（光合作用产生氧的速率氧扩散速率，出现暂时积累。）真光层以下：氧含量随水深增加逐渐降低。氧消耗速率较高时会出现氧最小值层（约在1000m以内）。（有机物分解耗氧，氧的补充速率小于真光层。）深层水（氧最小层以下）：随深度增加溶解氧含量逐渐增加。（高纬地区低温富氧水下沉补充交换所致。）,2020/5/12,22,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,2020/5/12,23,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,2020/5/12,24,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,2.大洋水溶解氧的垂直分布模式（Wyrtki，1962）Wyrtki（1962）提出了一个简化模式：,深水中植物光合作用和呼吸作用的影响忽略不计。,即垂直移流-涡动扩散模型,2020/5/12,25,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,2.大洋水溶解氧的垂直分布模式（Wyrtki，1962）用平流扩散方程处理溶解氧垂直分布（6003000m）,（Riley关系式）,Az是垂直扩散系数；w是垂直移流速度。,2020/5/12,26,2.大洋水溶解氧的垂直分布模式（Wyrtki，1962）将该公式应用到东印度洋一站（15S，95E）,2020/5/12,27,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,3.大洋中氧的断面分布大西洋,2020/5/12,28,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,3.大洋中氧的断面分布印度洋,2020/5/12,29,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,3.大洋中氧的断面分布太平洋,2020/5/12,30,为什么？,2020/5/12,31,2020/5/12,32,成因：深水大洋环流海洋传送带模式（Theoceanicconveyorbelt）,2020/5/12,33,全球大洋环流|海洋传送带模式,2020/5/12,34,3.大洋中氧的断面分布,三大洋海水AOU的分布(4000m),2020/5/12,35,3.大洋中氧的断面分布,三大洋海水AOU的分布(4000m)PengandBroecker（1982）给出了世界大洋4000m深度AOU的空间变化：在北大西洋，AOU为50mol/kg，至北太平洋时，增加至190mol/kg。由北大西洋往北太平洋和印度洋，深层海水的AOU逐渐增加。与此同时，营养盐逐渐增加，反映出沿着大洋环流路径，由上层海洋沉降至深层的颗粒有机物不断氧化降解，导致AOU逐渐增加。,2020/5/12,36,3.大洋中氧的断面分布,表层水溶解氧的纬度分布,热带太平洋表层水AOU的纬度变化,在上升流区，溶解氧较饱和值低约20%。太平洋表层水溶解氧的纬度分布显示，在赤道海域，表层水受上升流影响AOU为15mol/kg，而在其他区域表层水中，AOU为7mol/kg。,2020/5/12,37,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,3.中国近海氧分布与变化（南黄海）中国海所处地理位置较为特殊，从（亚）热带-温带，环流情况也有差异，非常复杂。从图4.5(a)和(b)中可以看出，中国沿海近岸的溶解氧垂直分布的最显著特征是：存在溶解氧垂直分布最大值，这是中国近海中的普遍现象。,2020/5/12,38,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,3.中国近海氧分布与变化（南黄海）,图4.5(a)和(b)南黄海溶解氧垂直分布和季节变化（张正斌，pp110）,2020/5/12,39,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,3.中国近海氧分布与变化（南黄海）,南黄海水温、溶解氧垂直分布和季节变化示意图,如何解释夏秋季节表层海水溶解氧反而低于冬春？,2020/5/12,40,3-3海洋中的溶解氧,五、海洋中氧的分布,3.中国近海氧分布与变化（南黄海）,122月，冬季自秋季温度下降，垂直对流强。温度、DO上下较均匀，几乎为直线。温度较低，DO含量较高。911月，秋季水温开始下降，温跃层逐渐消失，上下对流加强。DO上下差异减小，饱和度降低。,35月，春季气温回升，对流减弱。温度升高，DO溶解度下降（过饱和，5月份饱和度可104%）。68月，夏季气温高，表、底层温差大，温跃层强、深。光合作用强，氧饱和度可达110%。,2020/5/12,41,第三章作业题之一2013年3月22日星期三,第1题大气气体组成及其分类，写出它们的中英文名称。第2题简述气体在海水中的溶解度定义。影响海水中气体溶解度的因素有哪些？第3题哪些因素影响海水与大气之间的气体交