9-海水的年龄和停留时间

1、第七章第七章 海水的年龄和停留时间海水的年龄和停留时间 1 海水的年龄海水的年龄 1.1 海水年龄海水年龄 1.2 确定方法：确定方法：14C法法 2 海水的停留时间海水的停留时间 2.1 定义定义 2.2 箱式模型箱式模型 2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系 2.4 运用及研究意义运用及研究意义1.1 海水年龄海水年龄 海水形成至今的时段，接近地球形成以后海水形成至今的时段，接近地球形成以后水圈形成的年龄。水圈形成的年龄。 根据海水成因的假说，可从海水中的含盐根据海水成因的假说，可从海水中的含盐量间接测定海水的年龄，目前科学家们比量间接测定海水的年龄，目前科

2、学家们比较认可的海水的年龄约为较认可的海水的年龄约为45亿年。亿年。 海底的年龄是否应该大于海底的年龄是否应该大于45亿亿年？估计是年？估计是多少年？根据？多少年？根据？1.1 海水年龄海水年龄 太平洋底的年龄为太平洋底的年龄为1.5亿年，位于西北太平亿年，位于西北太平洋边缘。而其它大洋更短；洋边缘。而其它大洋更短； 怎么会有这种令人费解的情况出现呢？怎么会有这种令人费解的情况出现呢？4 51.1 海水年龄海水年龄 通常说的海水的年龄是指通常说的海水的年龄是指水分子从表层移水分子从表层移到深层中所经过的时间到深层中所经过的时间，也是海洋学中用，也是海洋学中用以反映水团交换的一个指标。以反映水团

3、交换的一个指标。 本课程中主要指的是后者。本课程中主要指的是后者。第七章第七章 海水的年龄和停留时间海水的年龄和停留时间 1 海水的年龄海水的年龄 1.1 海水年龄海水年龄 1.2 确定方法：确定方法：14C法法 2 海水的停留时间海水的停留时间 2.1 定义定义 2.2 箱式模型箱式模型 2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系 2.4 运用及研究意义运用及研究意义1.2 确定方法：确定方法：14C法法 海水年龄的测定方法之一是海水年龄的测定方法之一是放射放射性性14C法。法。14C 是碳的放射性同位素，半衰期为是碳的放射性同位素，半衰期为5730年，经年，经-衰

4、变可转化为衰变可转化为14N。14C 与其他两种碳稳定同位素的相对丰度为：与其他两种碳稳定同位素的相对丰度为：12C 13C 14C 98.893% 1.10 7% 1.210-10%14C数量极微。数量极微。81.2 确定方法：确定方法：14C法法147N +10n 157N p + 146C ; -衰变：衰变：146C 147N (n、p分别为中子和质子分别为中子和质子) 在高层大气中由氮原子和宇宙线中次级中子的核在高层大气中由氮原子和宇宙线中次级中子的核反应生成反应生成14C，14C与大气中的与大气中的O结合生成结合生成14CO2。 14C/12C之比是之比是1.24 10-12，它的放

5、射性相当于，它的放射性相当于15dpm/克碳。克碳。 在海水表层，大气中的在海水表层，大气中的14CO2和海水中的碳酸物质和海水中的碳酸物质保持溶解平衡，使保持溶解平衡，使14CO2进入海洋，最后在海水中进入海洋，最后在海水中经过各种海洋过程沉到海底，通过测定经过各种海洋过程沉到海底，通过测定14C的量可的量可求出该海水的年龄。求出该海水的年龄。 14C = 14C 2(13C + 25) (1 + 14C/1000)1.2 确定方法：确定方法：14C法法 由于深层水并不是封闭体系，既有和表层水的交由于深层水并不是封闭体系，既有和表层水的交换，又有碳酸钙的溶解。碳酸物质以及换，又有碳酸钙的溶解

6、。碳酸物质以及14C的浓度的浓度在长时间内保持稳定状态。因此由在长时间内保持稳定状态。因此由14C测定的海水测定的海水年龄不过是表观年龄。年龄不过是表观年龄。 因海洋表层水和大气间的因海洋表层水和大气间的CO2交换缓慢，和深层交换缓慢，和深层水交换也缓慢，所以表层水水交换也缓慢，所以表层水14C/12C比值常常比其比值常常比其在大气中的比值低很多。在大气中的比值低很多。 海水中海水中14C的浓度的浓度相对于标准平均大洋水相对于标准平均大洋水(SMOW)的的14C富集的千分率富集的千分率14C表示此水体的年龄。表示此水体的年龄。 14C=（标准标准/样品样品-1） 10001.2 确定方法：确定

7、方法：14C法法 下表是把海域深层的下表是把海域深层的 14C减去表层的减去表层的 14C来计算来计算深层海水的表观年龄。深层海水的表观年龄。 由于在同一观测站表层和深层水之间并没有直由于在同一观测站表层和深层水之间并没有直接关系，此法并不正确。应根据深层水流状况，接关系，此法并不正确。应根据深层水流状况，从深层水的从深层水的 14C中减掉来源水的中减掉来源水的 14C，再进行计，再进行计算。算。 14C表观年龄(年)大西洋20oS25oN14002500-104350090南大西洋20o40oS15002200-105350090北大西洋23o40oN4000-104350090南太平洋25

8、o40oS3500平洋15oS30oN20003500-150592515014C分布分布 印度洋和太平洋的表层印度洋和太平洋的表层水水14C在在-100-10内；内； 在深于在深于3000米的大洋水中，米的大洋水中，14C的纬度变化为：大西的纬度变化为：大西洋的洋的14C由北向南减小，从由北向南减小，从40N的的-90降到降到 40S的的-140，说明北大西洋深层水在向南移动的过程中逐渐，说明北大西洋深层水在向南移动的过程中逐渐老化；老化； 印度洋印度洋14C从从45S的的-140降到降到8N附近的附近的-220， 太平洋从太平洋从45 S的的-180降到降到45

9、N附近的附近的-240，反映，反映了印度洋、太平洋的深层水从南向北逐渐老化。了印度洋、太平洋的深层水从南向北逐渐老化。 世界大洋的深层水中，最世界大洋的深层水中，最“年轻年轻”的是北大西洋的深的是北大西洋的深层水，最层水，最“老老”的是北太平洋的深层水。的是北太平洋的深层水。全球全球3000米深水的米深水的14C年龄法年龄法 对全球对全球3000米深度的海水年龄测定，结果如图。米深度的海水年龄测定，结果如图。 发现北大西洋最年轻，而北太平洋最古老，达发现北大西洋最年轻，而北太平洋最古老，达2000岁左右，岁左右，也就是所谓的也就是所谓的“千岁千岁”海水。海水。14C除了用于测定样品年龄和沉积速

10、率外，也是研究海洋水除了用于测定样品年龄和沉积速率外，也是研究海洋水团运动和海洋地球化学作用的重要示踪剂。团运动和海洋地球化学作用的重要示踪剂。这种结果表明全这种结果表明全球的海水在不停球的海水在不停的交换，大洋传的交换，大洋传送带的假说是有送带的假说是有根据的。根据的。13其他沉降同位素测年 海洋科学研究中应用的宇宙成因同位素海洋科学研究中应用的宇宙成因同位素同位素同位素半衰期半衰期7Be52.9d3H12.3a32Si300a10Be1.5106a53Mn3.7106a26Al0.75106a14其他沉降同位素测年10Be和和26Al法法10Be和和26Al主要产生于大气圈并沉降入海。主要

11、产生于大气圈并沉降入海。 26Al浓度很低，较难测定。浓度很低，较难测定。 10Be丰度较高，丰度较高，在合适条件下可进行精确测定，由于其半在合适条件下可进行精确测定，由于其半衰期很长衰期很长(1.5106a)，主要应用于测定铁锰，主要应用于测定铁锰结核的生长速率。结核的生长速率。15其他沉降同位素测年7Be法法7Be不同于不同于10Be，半衰期只有，半衰期只有53天，可用于天，可用于测定温跃层的垂直涡动扩散系数。在浅海测定温跃层的垂直涡动扩散系数。在浅海区，由于颗粒物浓度高，区，由于颗粒物浓度高， 7Be随颗粒物质很随颗粒物质很快进入沉积物，使其成为研究颗粒混合作快进入沉积物，使其成为研究颗

12、粒混合作用的有效指示剂。用的有效指示剂。16其他沉降同位素测年32Si法法 Lal等于等于1960年首次在海洋环境中鉴别出年首次在海洋环境中鉴别出32Si，随后对硅质海绵和很多海水样品进行，随后对硅质海绵和很多海水样品进行了大量测定。表明了大量测定。表明32Si可作为计时计以研究可作为计时计以研究海洋的混合过程、海洋沉积物测年和海底海洋的混合过程、海洋沉积物测年和海底生物扰动作用等。生物扰动作用等。第七章第七章 海水的年龄和停留时间海水的年龄和停留时间 1 海水的年龄海水的年龄 1.1 海水年龄海水年龄 1.2 确定方法：确定方法：14C法法 2 海水的停留时间海水的停留时间 2.1 停留时间

13、停留时间 2.2 箱式模型箱式模型 2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系 2.4 运用及研究意义运用及研究意义2 海水的停留时间海水的停留时间 海水的平均停留时间：对某一水层而言，海水的平均停留时间：对某一水层而言，从特定水分子进入该水层到水分子从该水从特定水分子进入该水层到水分子从该水层移出所需要的平均时间。层移出所需要的平均时间。 经地史时期多次地球化学循环，使得元素经地史时期多次地球化学循环，使得元素在海洋和岩石之间的分布接近于稳定状态，在海洋和岩石之间的分布接近于稳定状态，海水的组成保持恒定。海水的组成保持恒定。至少至少45/1.5=30 由于各种元素的

14、输入速率和输出速率各不由于各种元素的输入速率和输出速率各不相同，因此各元素在海水中的停留时间也相同，因此各元素在海水中的停留时间也不一样。不一样。元素的停留时间元素的停留时间 海水中某一元素的停留时间可定义为：海水中某一元素的停留时间可定义为： M表示元素表示元素y在海洋中以溶解态存在的总量，在海洋中以溶解态存在的总量，Q表示溶解态元素表示溶解态元素y从河流输入到海洋的速率。从河流输入到海洋的速率。 是元素是元素y由河流输入到海洋，后又从海洋迁移由河流输入到海洋，后又从海洋迁移出去这一过程中，元素停留在海洋中的平均时间。出去这一过程中，元素停留在海洋中的平均时间。 海洋循环一次所需要时间海洋循

15、环一次所需要时间tR接近于接近于103年，如果元年，如果元素的素的 比比tR短，严格地说，短，严格地说， 不能作为该元素的不能作为该元素的停留时间。停留时间。yMtQytytyt2.1 停留时间停留时间 根据河流运载溶解固体的通量，方程式根据河流运载溶解固体的通量，方程式 可以写为：可以写为：式中式中 cs表示元素表示元素y在海水中的平均浓度在海水中的平均浓度(mol/dm3) cr表示元素表示元素y在河水中的平均浓度在河水中的平均浓度(mol/dm3) Vs为现在世界海洋的总体积为现在世界海洋的总体积(1.371021dm3) Fr为每年河流入海的平均流量为每年河流入海的平均流量(41016

16、)(dm3/y) 水在海洋中的平均停留时间水在海洋中的平均停留时间(tW)为：为：yMtQ212.1 停留时间停留时间 Broecker等把海洋划分为表层和深层，并在水平等把海洋划分为表层和深层，并在水平方向上也都划分为若干区，求得它们之间方向上也都划分为若干区，求得它们之间14C交换交换的速率，得出结论是太平洋深层水的平均停留时的速率，得出结论是太平洋深层水的平均停留时间为间为800年以上，而大西洋深层水为年以上，而大西洋深层水为500年以上。年以上。 简单起见，将海洋划分为两层，即表层简单起见，将海洋划分为两层，即表层(混合层混合层)和深层，表层厚和深层，表层厚100米，深层厚米，深层厚3

17、900米，下式表示米，下式表示水在表层和深层之间的交换：水在表层和深层之间的交换：KW = KW 式中式中W和和W分别为表层和深层的海水量分别为表层和深层的海水量(克克/m2)；K和和K为水的交换速度，其倒数为水的交换速度，其倒数及及，为海水在，为海水在表层和深层的平均停留时间表层和深层的平均停留时间(年年)。 表层水的表层水的一般认为是一般认为是510年，故深层水的平均年，故深层水的平均停留时间应为停留时间应为195390年。表层的停留时间变成年。表层的停留时间变成13年以上，则深层的年以上，则深层的开始超过开始超过500年。年。22营养元素循环计算的海洋表层和深层水的平均停留时间营养元素循

18、环计算的海洋表层和深层水的平均停留时间(年年)海洋名称海洋名称表层表层深层深层印度洋，太平洋印度洋，太平洋4-5 (以磷计算以磷计算)6-7 (以硅计算以硅计算)160-200 (以磷计算以磷计算)230-270 (以硅计算以硅计算)大西洋大西洋3-3.3 (以磷计算以磷计算)2.3-2.6 (以硅计算以硅计算)120-130 (以磷计算以磷计算)90-100 (以硅计算以硅计算)第七章第七章 海水的年龄和停留时间海水的年龄和停留时间 1 海水的年龄海水的年龄 1.1 海水年龄海水年龄 1.2 确定方法：确定方法：14C法法 2 海水的停留时间海水的停留时间 2.1 定义定义 2.2 箱式模型

19、箱式模型 2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系 2.4 运用及研究意义运用及研究意义2.2 箱式模型箱式模型 当海水中各元素处于稳定状态时，元素的当海水中各元素处于稳定状态时，元素的含量不随时间而变化。这时元素进入海洋含量不随时间而变化。这时元素进入海洋的速率等于从海洋中输出的速率，可采的速率等于从海洋中输出的速率，可采用用箱式模型来表示，箱式模型来表示， M海水中某一元素的溶存总量海水中某一元素的溶存总量 Q输入速率输入速率 R输出速率输出速率2.2 箱式模型箱式模型 海水单位时间的变化率可表示为：海水单位时间的变化率可表示为： 假设假设输出速率与海水中元素的

20、总量输出速率与海水中元素的总量M成正成正比，则比，则 R = KM 式中式中K称为称为速率常数速率常数，此时方程式可写为，此时方程式可写为 在稳定状态下，在稳定状态下， ，因此，因此， 由此可见，由此可见，元素停留时间的倒数就是该元元素停留时间的倒数就是该元素的输出速率常数。素的输出速率常数。2.2 箱式模型箱式模型 从方程式从方程式 看出，要有效地改变海水看出，要有效地改变海水中某元素的总量中某元素的总量M，必须先改变输入速率，必须先改变输入速率Q。 李远辉曾对下面两个问题进行讨论：李远辉曾对下面两个问题进行讨论： (1)假设海水中某一元素在假设海水中某一元素在t t0时处于稳定状时处于稳定

21、状态，如输入量突然成指数增加，元素的增加态，如输入量突然成指数增加，元素的增加率与停留时间的关系如何？率与停留时间的关系如何？ (2)假如当假如当t = t1时，元素又恢复到稳定状态时时，元素又恢复到稳定状态时的输入量，则到何时元素在海洋中达到稳定的输入量，则到何时元素在海洋中达到稳定状态？状态？2.2 箱式模型箱式模型 整个过程可用下图表示：整个过程可用下图表示：T02.2 箱式模型箱式模型 1.当当t t0时，海洋处于稳定状态，时，海洋处于稳定状态， ，所，所以以Q0 = KM0 当当t0 t t1时，假设输入速率开始呈指数增时，假设输入速率开始呈指数增加，即加，即 (m为常数为常数) 代

22、入代入 得：得： ， 解方程式得：解方程式得： 当输入速率增加时，停留时间短的元素，当输入速率增加时，停留时间短的元素，在海洋中增加的百分数大。在海洋中增加的百分数大。2.2 箱式模型箱式模型 2. 当当t t1时，输入速率时，输入速率Q1又恢复到稳定状又恢复到稳定状态时的输入量态时的输入量Q0。则公式。则公式 变成：变成： = KM0 KM = K(M0 M)令令M0 M = aebT (T = t t1), 则有则有 = -abebT 代入代入 = K(M0 M) 得到得到 -abebT = kaebT所以所以 b = -k M0 M = ae-kT根据边界条件根据边界条件T = 0(即即

23、t = t1)时时，M = M1，代入代入M0 M = ae-kT，得得M0 M = a2.2 箱式模型箱式模型 或当或当t t1时，可写成：时，可写成： M = M0 + (M1 M0)e-k(t-t1) 当当M - M0/ M1 - M0 = 1/2时，时，T1/2 = ln2/k = 0.693 即自即自t1以后，将以增大的以后，将以增大的M减少其一半所需减少其一半所需要的时间为要的时间为0.693 。 由此可以看出，由此可以看出，停留时间越短，重新达到停留时间越短，重新达到平衡状态的时间就越短平衡状态的时间就越短。假设。假设 =103年，年，则海洋需要则海洋需要2.8103年年(大约大

24、约4个半衰期个半衰期)才能才能重新接近平衡状态。重新接近平衡状态。ytytyt第七章第七章 海水的年龄和停留时间海水的年龄和停留时间 1 海水的年龄海水的年龄 1.1 海水年龄海水年龄 1.2 确定方法：确定方法：14C法法 2 海水的停留时间海水的停留时间 2.1 停留时间停留时间 2.2 箱式模型箱式模型 2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系 2.4 运用及研究意义运用及研究意义2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系 在海洋中，活泼的元素会较迅速地从在海洋中，活泼的元素会较迅速地从海洋中迁移出去，也就是说它在海洋海洋中迁移出去，

25、也就是说它在海洋中的停留时间将会更短。中的停留时间将会更短。 海水的组成直接与元素的停留时间有海水的组成直接与元素的停留时间有关系。关系。Whitfield等人等人(1979)和和Turner等人等人(1980)将将logty 对对logKy(SW)作作图，发现图，发现log ty 与与logKy(SW)有有明显的明显的正相关正相关关系。关系。yt2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系ytyt 在海洋中，含量高的元素，停留的时间长，在海洋中，含量高的元素，停留的时间长，而那些容易结合到固相中的元素，停留时而那些容易结合到固相中的元素，停留时间较短。停留时间间较短。

26、停留时间 与分配系数之间的关系与分配系数之间的关系可用下式表达：可用下式表达： log = a1 logKy(SW) + b1 这关系式适合于这关系式适合于50多种元素，它可用来预多种元素，它可用来预言图中还没有列出的元素的平均停留时间，言图中还没有列出的元素的平均停留时间，将准确到数量级以内。将准确到数量级以内。yt2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系yt 如果把海水中某一元素的平均浓度如果把海水中某一元素的平均浓度cs与它在河水与它在河水中的平均浓度中的平均浓度cr联系起来，可以看出停留时间与联系起来，可以看出停留时间与某一元素的关系。某一元素的关系。 cs

27、 10 cr的元素，属于富集的元素。这些元素在海洋中不的元素，属于富集的元素。这些元素在海洋中不断地积累、并在整个地质年代进行充分地混合。因此，它断地积累、并在整个地质年代进行充分地混合。因此，它们的浓度比率相互保持们的浓度比率相互保持恒定恒定(10%以内以内)。 cs 0.1 cr的大多数元素，属于贫乏的元素，这些元素迅的大多数元素，属于贫乏的元素，这些元素迅速地从海洋中除去，以致它们的停留时间比海洋搅动循环速地从海洋中除去，以致它们的停留时间比海洋搅动循环一次所需的时间还短，因此，这些元素在整个大洋中的一次所需的时间还短，因此，这些元素在整个大洋中的分分布是不均匀布是不均匀的。的。 10

28、cr cs 0.1 cr的元素，使一些预先平衡的元素，这些的元素，使一些预先平衡的元素，这些元素在空间和时间上也有元素在空间和时间上也有相当大的变化相当大的变化。其原因不是它们。其原因不是它们迅速地从海水体系中除去，而是参与复杂的生物循环和地迅速地从海水体系中除去，而是参与复杂的生物循环和地球化学循环。球化学循环。2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系 以上讨论说明，海水中元素的停留时间可以上讨论说明，海水中元素的停留时间可以表示元素在海洋中的地球化学活性，也以表示元素在海洋中的地球化学活性，也可以反映该元素的输入速率，并可以估计可以反映该元素的输入速率，并可以估

29、计由于输入量的变化所引起的海水元素随时由于输入量的变化所引起的海水元素随时间的变化。间的变化。2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系第七章第七章 海水的年龄和停留时间海水的年龄和停留时间 1 海水的年龄海水的年龄 1.1 海水年龄海水年龄 1.2 确定方法：确定方法：14C法法 2 海水的停留时间海水的停留时间 2.1 停留时间停留时间 2.2 箱式模型箱式模型 2.3 停留时间与分配系数停留时间与分配系数Ky(SW)的关系的关系 2.4 运用及研究意义运用及研究意义2.4 运用及研究意义运用及研究意义 元素的停留时间范围从氯的元素的停留时间范围从氯的1.0108

30、年到铝年到铝的的100年，说明存在于海水中的元素的地球年，说明存在于海水中的元素的地球化学活性变化很大。化学活性变化很大。 原子序数较低的碱金属和碱土金属原子序数较低的碱金属和碱土金属(除铍外除铍外)，由于它们较低的地球化学活性，停留时间由于它们较低的地球化学活性，停留时间都在都在106年以上。年以上。 随着原子序数的增加，停留时间逐渐减少，随着原子序数的增加，停留时间逐渐减少，因为这些较大的离子，对粘土矿物具有较因为这些较大的离子，对粘土矿物具有较高的离子交换亲和力。高的离子交换亲和力。2.4 运用及研究意义运用及研究意义 铝、铁、铬、钛、铍和钍元素的停留时间是铝、铁、铬、钛、铍和钍元素的停

31、留时间是100 1000年，这些元素的离子在海水的年，这些元素的离子在海水的pH值下迅速水值下迅速水解，并有可能吸附硅酸盐离子或重金属离子或结解，并有可能吸附硅酸盐离子或重金属离子或结合于自生矿物，如铁合于自生矿物，如铁-锰结核和钙十字佛石或其他锰结核和钙十字佛石或其他硅酸盐矿中。硅酸盐矿中。 由于这些元素在海洋中的停留时间短，因此从一由于这些元素在海洋中的停留时间短，因此从一个海区到另一海区，可能找出它们的浓度差异。个海区到另一海区，可能找出它们的浓度差异。 许多过渡元素，停留时间较短（例如铜许多过渡元素，停留时间较短（例如铜2600年，年，镍镍1.9105年，钴年，钴1.7104年），这可能是铁锰矿年），这可能是铁锰矿物沉淀时从海水溶液中移走这些元素的效率比较物沉淀时从海水溶液中移走这些元素的效率比较高的一种标志。高的一种标志。海洋中元素停留时间为什么不同？海洋中元素停留时间为什么不同？ 海水中元素的停留时间与其反应活性之间有一个海水中元素的停留时间与其反应活性之间有一个明显的逆向关系。明显的逆向关系。 大多数常量组分大多数常量组分( (它们在溶液中百分含量也比较高它们在溶液中百分含量也比较高) )具有较长的停留时间，它们在海水中停留的时间