第5章-主要生源要素的生物地球化学循环

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,（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。 （2）在海水中含量很低：如Fe、Mn、Co、Zn、Se等，称为痕量营养盐。 （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,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。 因此，它们在海洋中的含

2、量与分布不均匀，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,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过程,(Pa),太古代,元古代,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,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。 了解海洋水体氮的生物地球化学循

3、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。 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,氮以多种价态存在，其生物地球化学行为异常复杂,溶解于海水中的N2分子是最重要的氮存在形态，海水中的溶解N2接近于与大气达到平衡的数值。 少量以溶解态或颗粒态的无机和有机氮存在。 主要无机形态是NO3-（1500 M）、NO2-（0.150 M）、NH4+（150 M），合起来又称溶解无机氮。,氨以NH4+ 和NH3两种形态存在，二者存在如下平衡： pH=8.1时，95%的氨以NH4+形态存在，仅5%以NH3形态存在。 海洋中有机氮均以-3价存在，其中最重

4、要的组分是腐殖质，其次包括氨基酸、核酸、氨基糖、尿素以及它们的聚合物（如DNA、RNA、甲壳质Chitin）。,海洋氮储库,海洋中各种形态氮的浓度,开阔大洋表层水，氮主要存在于DON中（83%），其次是PON（7%）、NO3- +NO2-（5%）、NH4+（5%）。 开阔大洋深层水，氮主要以NO3- +NO2-形式存在，占比92%，其余以DON存在。 沿岸海域和河口区， NO3- +NO2-的比例明显比大洋表层水来得高，分别占比45%和31%；DON占比降低（沿岸海域18%；河口区13%）； NH4+的比例随离岸距离的减少贡献越大。 PON占比在沿岸海域（3%）与河口区（8%）与开阔大洋表层水

5、差别不大。,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。 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,海洋生物固氮作用； 通过物理过程由中深层向上提供的NO3- ； 各种形态氮（ NO3- 、 NH4+ ）被海洋生物的吸收； 通过颗粒物沉降向中深层输送的PON； DON垂向或水平输送； 硝化作用； 反硝化作用,海洋生物活动是导致海洋中氮于各种形态之间相互转化的重要影响因素，其中生物固氮作用、氮的生物

6、吸收、硝化作用和反硝化作用是海洋氮循环的关键过程,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 2、固氮作用； 3、硝化作用； 4、反硝化作用,1、氮的生物吸收,在许多开阔大洋海域，生物初级生产过程往往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：,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，浮游植物吸收氨

7、盐或尿素所耗费的能量更少。 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， 浮游植物利用还原态氮的速率最快。 在沿岸海域， 尿素由于有较快的产生速率，生物对其的吸收也比较重要。,2、固氮作用,海洋固氮作用：海洋中的某些原核生物通过固氮酶的作用将N2转化为N化合物（如NH4+, DON等）的过程。该过程所释放的N化合物可为浮游植物和其他微生物提供N营养盐。 固氮酶促成生物固氮作用，将N2还原为NH3是6个电子的转移过程：,但还原酶还原形成H2，还另外需要2个电子： 生物固氮过程需要消耗大量的能量，同时伴随着放氢反应，ATP为此反应过程提供所需的能量。生物固氮的总反应式为：,

8、主要海洋固氮生物： 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,3、硝化作用,硝化作用：在氧化性海水中，氨极易通过海洋细菌的作用被氧化成NO2-，并进一步被氧化为NO3-，这一过程称为硝化作用。 硝化作用包括两个环节，首先是氨的氧化，参与生物是亚硝基单孢菌（Nitrosomonas），具体反应如下： 其次是亚硝酸盐的氧化，参与生物

9、是硝化细菌（Nitrobacter），反应如下：,初始时，PON 降解产生NH4+，它激发了亚硝基单孢菌的生长，这些细菌将NH4+氧化成NO2-。此导致水体NH4+浓度降低，而NO2-浓度升高。 高浓度的NO2-激发硝化细菌的生长，硝化细菌将NO2-氧化成NO3-。最终，所有DIN均被转化为NO3-。 未被降解的残余PON 主要由较为惰性的组分构成，它们无法被好氧海洋细菌降解。,黑暗条件下固定体积海水中PON 有氧降解所产生的氮化合物,4、反硝化作用,反硝化作用：在溶解氧低的海水中，一些异养细菌会将NO3-作为电子接受体以代谢有机物，从而将部分NO3-还原为NO2- ，并进一步还原为N2 ，在

10、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。它会将海水中的NO3-转化为N2而离开海洋。,反硝化作用发生的条件： （1）亚氧或缺氧； （2）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,1、全球海洋表层水中NO3-的空间分布,全球海洋表层水中NO3-的空间分布,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NO3-的空间分布,沿热盐循环路径，深层海水中NO3-的含量逐渐增加

11、,全球海洋4000m深度NO3-的空间分布特征,3、开阔大洋NO3-的垂直分布特征,表层海水NO3-浓度很低 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NO3-的季节变化,沿岸海域无机氮组分存在季节变化 夏季：由于浮游植物大量吸收无机氮营养盐浓度极低 冬季：由于生物残骸氧化分解以及风驱动的海水混合作用的加强，无机氮营养盐浓度回升到最高值,英吉利海峡某站位表层和底层水中三氮浓度的季节变化,第3节磷的生物地球化学循环,一、海洋磷循环研究的重要性 三磷酸腺苷（ATP）储存和传递化学能，是细胞一切生

12、命活动所需能量的直接来源 磷酸酯是细胞中的关键组分 DNA：脱氧核糖（五碳糖）与磷酸分子通过酯键相连，组成其长链骨架,细胞中的磷酸酯,ATP,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。 一个长期争论的问题：氮/磷哪个海洋生物生产力的主要限制性营养盐？,地球化学家的观点：磷限制,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

13、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：氮限制,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。,Redfield比值： Redfield等（1963）发现，颗粒有机物中的C:N:P比值非常独特地恒定在106:16:1，因此，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。 自此，Redfield比值被广泛用于评估各种海洋环境的营养盐限制情况

14、。,基于全球海洋溶解无机营养盐的测量结果：在短时间尺度上，氮是开阔大洋限制浮游植物生长的最重要营养盐。,全球海洋无机氮（ NO3- ）与无机磷（PO43- ）的关系（GEOSECS 数据）,短时间尺度上磷的重要性,有关氮是唯一限制性营养盐的看法存在明显的缺陷，其中最重要的一点是忽略了有机营养盐和痕量金属元素在浮游生物生长中的潜在作用； 磷可能是目前部分海域浮游植物生产力的限制性因子,北太平洋HOTS站总溶解氮（TDN)与总溶解磷(TDP)的关系,二、磷的存在形态与储库,海水中的总磷（TP）可分为颗粒磷（PP）和总溶解磷（TDP）（TP=PP+TDP）， 在大多数开阔海洋环境中，TDP储库一般远

15、远超过PP储库。 颗粒磷和总溶解磷均包括无机和有机的磷组分，因此，PP=POP+PIP，TDP= DOP+DIP。,1. 无机磷,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,溶解无机磷

16、各种存在形式的份额取决于海水的pH值和海水的组成。根据解离平衡常数，可计算各种形态的份额：,海水中（S=35 ）溶解无机磷各种存在形式随pH值的变化情况,T=25C、pH=8.1、S=35时海水中各种形态溶解无机磷所占的份额,压力变化对溶解无机磷存在形态会产生影响,T=25C 、pH=8 .1、S= 35时 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-6-磷酸（C-O-P键，磷酸酯单体）,核糖核酸（RNA）（C-O-P-O-C键，磷酸

17、酯聚合体）,瞵甲酸（C-P键）,有机磷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部分水解，导致对无机磷酸盐真实浓度的高估。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，即活性磷酸盐（SRP）。 TDP与初始SRP之间的差值称为溶解非活性磷（soluble nonreactive P，SNP）。 TDP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SNP转化为溶解无机磷，再利用标准的磷钼蓝法测量。,三、海洋磷的收支状况,大气输入,河流输入,真光层,POM沉降,沉积物埋藏,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，

18、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 molP/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

19、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,（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）1010molP/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 。 （

20、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(1010 mol P/a),Ocean Inventory 32,0000,Atmospheric Input: 1,River Delivery: 3-15,Hydrothermal: 0.4,Apatite: 8,Fe-oxide-P: 1.5-5.3,Organic: 28-31,四、海洋中P的停留时间(residence time),1、基于输入、迁出速率进行计算单箱模型 停留时间=

21、 储量/输入速率or 储量/迁出速率 储量= 32,0000 1010 mol P 迁出速率= 11-34 1010 mol P/a 输入速率= 4-16 1010 mol P/a 停留时间: 迁出: 9,300 - 29,100 a 输入: 20,000-80,000 a 问题海洋P 的收支: 稳态?,2、Broecker 双箱模型-海洋中P停留时间,假设一： 海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。 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；

22、 （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,净蒸发,上层海洋,深层海洋,下降水,上升水,沉降颗粒,埋藏,降解,VriverCriver,Vriver 0,VmixCsurface,VmixCdeep,VriverCriver,Vmix(Cdeep Csurf),上层海洋,深层海洋,f g的意义,g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

23、0.01 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,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，细胞的分裂受到抑制。 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。 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

24、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将SRP维持在大于0.5 M以上；,世界主要大洋SRP的典型垂直分布,（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

25、度恒定在23 M，且受全球热盐环流的影响。,南大西洋SRP的断面分布,太平洋SRP的断面分布,开阔大洋上层水体活性磷酸盐（SRP）的时间变化,北太平洋亚热带海域真光层SRP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力的时间变化,开阔大洋上层水体SRP 时间变化的原因：,在全球变暖的背景下，亚热带大洋水体层化作用加强，由此导致由深层水提供至真光层的主要营养盐减少; 与此同时，生物群落结构发生变化，Prochlorococcus spp.、Synechococcus spp.等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，初级生产力升高， 并逐渐使该

26、海域生物生长的限制性营养盐由氮向磷转化。,2、溶解非活性磷酸盐（SNP）,表层水中SNP的浓度范围从200 nM （北太平洋和北大西洋） 变化到1.7 M（Azov sea）； 沿岸海域表层水中SNP 浓度一般较高，随着深度或离岸距离的增加而降低； 在深层水中，SNP 浓度一般小于0.3 M； SNP 储库在沿岸海域可占TDP 储库的0-50%， 而在开阔大洋海域，SNP所占份额可高达75%， 在一些海域，甚至发现SNP比SRP高一个数量级。,3、颗粒磷（PP),有关颗粒磷的研究甚至比SNP更少， 所报道的颗粒磷浓度从0.3 M； 沉降颗粒物中的C:P比一般为106-117：1，与新鲜有机物和

27、Redfield 比值接近， 说明沉降颗粒物中的P绝大多数是与海洋有机物相结合的； 高颗粒磷经常出现在高生产力的沿岸或上层水体。,第4节硅的生物地球化学循环,一、硅循环的重要性 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%。 含硅矿物包括两类: （1）SiO2 如石英、玻璃、蛋白石（Opal） （2）硅酸盐矿物 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（%）,地球,地壳,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

28、要的影响。 如果海洋中的硅酸盐浓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Si(OH)4是溶解态硅的主要存在形态,溶解态硅存在形态随pH值的变化,三、海洋硅循环,1、海洋硅的来源与迁出 溶解态硅的来源包括： 河流 沉积物间隙水的扩散 海底热液作用； 溶解态硅的迁出途径： 上层水体浮游生物硅质外壳沉降 河口区颗粒物的吸附。 浮游生物硅质外壳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,2、海洋硅循环,（1）蛋白石（Opal）的产生,硅酸盐分子通过海洋

29、中的生物过程与非生物过程聚合产生的无定形固体，称为蛋白石（Opal）。 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。 海洋中硅也会以结晶的形式如石英存在。,海洋中生源硅（生物硅蛋白石）的产生： 浮游植物的硅藻和硅质鞭毛虫 原生动物的放射虫 一些海绵动物形成的硅质骨针，但贡献很小。 埋藏于沉积物的硅质外壳形状多种多样，但一般直径均小于100 m，其中许多是由现在已经灭绝的生物所形成的。,深海沉积物中的生源硅,（a）硅藻,（b）放射虫,海洋中的硅藻种类超过10000种，硅藻中的无机组分中超过60%为SiO2。 硅藻干重中的50%以上为SiO2 ，该比例与硅藻种

30、类有关。 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。,（2）硅酸盐的生物吸收,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。 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它们将很快死亡。,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,海洋风生上升流所在区域,硅藻吸收上层水体的硅酸盐非常有效:,在4050S的海域，硝酸盐浓度较高，但硅酸盐浓度接近于0，说明这些海域硅酸盐浓度限制着浮游植物的生长; 在55S以南，硝酸盐浓度和硅酸盐

31、浓度均比较高，这是因为存在亚极地上升流和生物吸收速率低共同形成的，这些海域浮游植物的生长被认为受光、低温度及痕量营养盐如Fe等所限制。,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,（3）蛋白石的沉降迁出,生物死亡后，硅质外壳与其它生源颗粒一起向下沉降，其中绝大多数在深海中被再矿化。 与碳酸钙不同，所有的海水对于蛋白石来说都是不饱和的，因此，所有的硅质外壳在沉降至海底期间都倾向于溶解。但是蛋白石溶解比较慢，最终仍有一部分被埋藏于沉积物中。溶解态硅再生的深度比氮、磷也来的深。,m,m,四、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1m

32、ol/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）表层水中活性硅酸盐在极地与亚极 地海域具有较高浓度,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（umol/kg）断面分布,太平洋活性硅酸盐（umol/kg）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： 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，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，其中的蛋白石溶解于海水中，使活