第3章海水中的溶解气体课件

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,第三章 海水中的溶解气体,第三章 海水中的溶解气体,第,1,节 引言,气体参与了海洋生物地球化学循环的方方面面：,生物光合作用现场产生,O,2,大气中,O,2,的溶解也会向海洋表层水提供,O,2,。表层水溶解,O,2,能力的强弱对于深海中的生命具有重要的影响。,CO,2,等气体会通过海面进行海,气交换，海洋吸收,CO,2,的能力将直接影响全球气候,第1节 引言气体参与了海洋生物地球化学循环的方方面面：,第,2,节 大气的气体组成,1,、大气层的结构,对流层,（,0-10km,）：,气温随高度增加而降低，热量来源于地表。,平流层,（,10-50km,）：,气温随高度增加而增加,散逸层,（,50-100km,）：气温降至最低。,电离层,（,100-1000km,）：气温逐渐升高。,第2节 大气的气体组成1、大气层的结构,2,、大气气体组成的历史演化,距今约,45,亿年，地球大气组分主要由,N,2,、,CO,2,、,H,2,O,、,CH,4,等构成。,距今约,25,亿年，地球大气组分演化成以,N,2,、,O,2,、,Ar,等构成。,2、大气气体组成的历史演化距今约45亿年，地球大气组分主要由,3,、现代大气的气体组成,常量气体,N,2,、,O,2,、,Ar,、,H,2,O,、,CO,2,，含量,100ppm,；含量变化较小（,H,2,O,、,CO,2,除外）；,微量气体,Ne,、,He,、,CH,4,、,CO,等，含量为,ppm,；含量有一定的变化,痕量气体,O,3,、,NO,、,N,2,O,、,SO,2,、,CCl,2,F,2,、,CF,4,、,NH,3,等，含量为,ppb,或,ppt,；含量变化很大,自由基,如,OH,等,3、现代大气的气体组成常量气体,第3章海水中的溶解气体课件,大气气体的分布,大气各种气体的分布受控于它们的分子量与停留时间,分子量大的气体相对富集于接近地表的大气中，而分子量小的气体则在高空中含量较高。,停留时间长的气体在大气中的分布比较均匀，而停留时间短的气体含量空间变化较大，受其来源与迁出作用的影响比较明显。,大气气体的分布大气各种气体的分布受控于它们的分子量与停留时间,大,气,各,组,成,气,体,随,高,度,的,变,化,大,4,、道尔顿气体分压定律,道尔顿气体分压定律：对于一定体积的混合气体，其总压力等于各组成气体分压之和。,P,T,=,P,N2,+,P,O2,+,P,Ar,+,P,H2O,+,假设这些气体服从理想行为，则每种气体的分压为：,4、道尔顿气体分压定律道尔顿气体分压定律：对于一定体积的混合,干空气中，各种气体的组成可以用摩尔分数表示：,对于非理想状态下的气体，可用范德华状态方程来描述：,干空气中，各种气体的组成可以用摩尔分数表示：,由于水蒸汽的含量会随地理位置和高度（,95 km,以下）而有明显的变化，要计算给定温度下空气中各种气体的分压，必须对湿度进行校正，把湿空气换成干空气。,水蒸汽的分压计算如下：,P,0,是给定温度下饱和水蒸气的压力，,h/100,是相对湿度,由于水蒸汽的含量会随地理位置和高度（95 km以下）而有明显,在考虑了水蒸汽的贡献后，其他气体的分压转化为干空气的分压即可用下式计算得到：,在考虑了水蒸汽的贡献后，其他气体的分压转化为干空气的分压即可,第,3,节 气体的溶解度,1,、气体溶解度的定义,在现场大气压为,101.325 kPa,时，一定,温度,和,盐度,的海水中，某一气体的,饱和含量,称为该温度、盐度下该种气体的溶解度。,2,、气体溶解度的计算,气体分子连续不断地进入或离开海洋表面，当交换的速率相等时，称该气体处于平衡状态（,equilibrium,）。,第3节 气体的溶解度1、气体溶解度的定义,气体的溶解平衡可用下式表示：,其中,A(g),和,A(aq),分别表示气相和水相中的气体,A,。气体交换的热力学平衡常数为：,（,1,）,A(g),通常以分压,P,A,表示，因为：,PV=nRT,，所以，,（,2,）,将（,2,）代入（,1,）得：,得,亨利（,Henrry,）定律,，,K,H,=K,eq,/RT,称为亨利常数。,气体的溶解平衡可用下式表示：,亨利（,Henrry,）定律：,海水温度和盐度一定时，溶解于海水中气体浓度与分压成正比。,A(aq):,气体,A,在海水中的浓度,(mol L,-1,),K,H,:,海水中气体,A,的亨利常数,(mol L,-1,atm,-1,),P,A,:,气体,A,的分压,(atm),当,A(aq),以（,ml,气体,L,-1,海水）为单位时：,A,称为,本生系数,，单位,(mL L,-1,atm,-1,),亨利（ Henrry ）定律：海水温度和盐度一定时，溶解于海,气体在海水中的溶解度除与海面上气体的分压有关外，还与海水的温度和盐度有关。,Weiss,（,1971,）提出了海水中气体溶解度与海水温度、盐度的计算式：,式中,T,是绝对温度，各常数与所研究气体和所用溶解度单位有关,Weiss,气体溶解度关系式已被普遍采用，,1974,年纳入国际海洋常用表中，,S=041.5, t,0,35,。,气体在海水中的溶解度除与海面上气体的分压有关外，还与海水的温,用以衡量海水和大气中气体的平衡情况,如果实测海水中气体浓度超过与大气平衡时的浓度，称为过饱和；如果二者相等，则称为饱和；否则称为不饱和。,3,、气体饱和度,用以衡量海水和大气中气体的平衡情况3、气体饱和度,4,、气体在海水中的溶解度,海水中气体的溶解度（气体分压为,101.325 kPa,）,ppm,39,42,23,26,4、气体在海水中的溶解度海水中气体的溶解度（气体分压为101,（,1,）气体在海水中的溶解度一般随分子量的增加而增加,(CO,2,例外,).,（,2,）气体在海水中的溶解度随温度的升高而降低,.,（,3,）气体在海水中的溶解度一般小于其在淡水中的溶解度,.,（1）气体在海水中的溶解度一般随分子量的增加而增加(CO2例,第,4,节 海,-,气界面气体交换,交换过程：,平衡状态：气体分子以同样速率进入或离开每一相（大气,/,海洋），各项分压相等。,非平衡状态（通常）：气体分子从分压高的一相转移到另一相中,第4节 海-气界面气体交换交换过程：,1,、海,-,气交换的,薄膜模型,（,Thin-film model,）,假定：,海洋上方的大气充分混合；,上层海水也充分混合（混合层）；,大气与海水以一层“静止”的水薄膜隔开，气体通过分子扩散穿过此薄膜。,1、海-气交换的薄膜模型（Thin-film model）,在,未达到平衡的状态下，气体分子的净扩散通量,F,A,（,mol m,-2,a,-1,）正比于薄膜中气体分子的浓度梯度（,d,A,/,dz,）：,其中,z,是薄膜的厚度，,D,A,是分子扩散系数，,A(aq),top,是薄膜层顶部浓度，,A(aq),Bottom,是薄膜层底部浓度,。,在未达到平衡的状态下，气体分子的净扩散通量FA（ mol m,2,、海,-,气界面气体交换的影响因素,（,1,）,薄膜层的厚度,（,z,）,薄膜层越厚，气体分子于薄膜层运动的,时间越长，气体交换速率越慢；,（,2,）气体分子在海水中的,扩散速率,（,D,A,）,水体温度越高，气体分子运动越快；,（,3,）,浓度梯度,薄膜层顶部和底部气体浓度的差异越大，,气体扩散输送越快。,2、海-气界面气体交换的影响因素（1）薄膜层的厚度（z）,活塞速率,海洋学家经常采用分子扩散系数与薄膜层厚度的比值（,D,A,/,z,）来表示气体跨越海,-,气界面的速率，这被称为活塞速率，它代表的是某一水柱中气体通过该水柱的速率，单位为,cm/s,。,如：,D,A,=210,-5,cm,2,/s,z,=40 m,，,则,D,A,/,z,=510,-3,cm/s,或,4m/d,，,活塞速率可用来估算海水中气体与大气达到平衡所需的时间,如果海洋混合层深度为,20100 m,，活塞速率为,4m/d,，则混合层中气体与大气达到平衡所需的时间约为,520 d,。,活塞速率海洋学家经常采用分子扩散系数与薄膜层厚度的比值（DA,第,5,节海洋中的非活性气体,一,.,海水中的氮和惰性气体,惰性气体和氮气在海洋中化学性能稳定，在水体中分布变化主要受物理过程影响，通常被认为是海洋中,非活性气体,或称,保守气体,研究意义,根据惰性气体在海洋中的分布情况可以了解水体的物理过程。,根据惰性气体及氧气在海洋中的分布情况可以估计生化过程对氧分布影响。,第5节海洋中的非活性气体一. 海水中的氮和惰性气体,非活性气体研究中常用的表示方法是饱和度（,i,）和饱和偏差（,i,）：,A,i,为实测的海水中气体的浓度，,A,i,sol,为现场温度、盐度等条件下该气体的溶解度。,非活性气体研究中常用的表示方法是饱和度（i）和饱和偏差（,二、非活性气体偏离饱和的影响因素,（,1,）气压偏离标准大气压,大气本身的气压发生变化或相对湿度的变化都会使大气偏离标准大气压，从而导致气体分压的变化，如果这种变化较快的话，表层水将没有足够的时间与新的大气分压达到平衡，从而使海水中气体的浓度偏离饱和值。,二、非活性气体偏离饱和的影响因素,（,2,）空气泡的部分溶解,海水中所有气体的,i,和,i,都将以相同的比例增加,（2）空气泡的部分溶解,（,3,）空气的注入,前述的气泡部分溶解将同等比例的增加所有气体的,i,和,i,，但如果气泡全部溶解的话，则称为空气的注入（,air injection,）,空气的注入不仅增加海水中各种气体的含量，而且也会改变海水中各种气体的相对比例。,（3）空气的注入,气体在干空气和饱和海水中的摩尔分数,空气的注入的结果导致溶解度相对于平均值小的气体,i,和,i,增加更多，而溶解度高的气体增加较少。,气体在干空气和饱和海水中的摩尔分数空气的注入的结果导致溶解度,（,4,）热量与气体交换的差异,平衡状态的确立是需要时间的，如果环境条件的变化快于达到平衡的速率，也会发生海水中非活性气体偏离饱和值的现象。,（4）热量与气体交换的差异,（,5,）不同温度水团的混合,具有不同温度的水团的混合也会导致气体饱和度的异常，其原因就在于气体溶解度与温度的关系是非线性的。,（5）不同温度水团的混合,第3章海水中的溶解气体课件,（,6,）放射来源与原生来源的加入,太平洋深层水,3,He,、,4,He,的来源及其贡献,（6）放射来源与原生来源的加入太平洋深层水3He、4He的来,第,6,节溶解氧（,DO,）,溶解氧定义：,溶于海水中的氧的量简称为溶解氧。,第6节溶解氧（DO）溶解氧定义：,一,.,海洋中氧的来源：,大气输送,海洋植物光合作用,:,示征式：,一.海洋中氧的来源：,二,.,溶解氧的消耗过程,1,）生物的呼吸作用,真光层以下，光线逐渐减弱，海洋生物的呼吸作用占主导。,补偿深度：在某一深度处，溶解氧的产生量恰好等于消耗量，此深度称为,“,补偿深度,”,。,不同海区补偿深度不同，受外部条件影响,二. 溶解氧的消耗过程,2,）有机物的分解（主要方面）,影响有机物分解因素：,溶解氧含量,温度,细菌,有机物的性质、组成,2）有机物的分解（主要方面）,3,）还原态无机物的氧化作用,如：,Fe,2,、,Mn,2,3）还原态无机物的氧化作用,三、海洋中溶解氧的分布特征,海洋混合层中溶解氧浓度比较均匀，其含量取决于大气氧在海水中的溶解度。,由于气泡注入的影响，混合层溶解氧含量一般偏离饱和值,+5%,左右。,从全球尺度看，高纬度表层水由于温度较低，溶解氧含量较高，而热带与亚热带海域水温较高，溶解氧含量比较低。,三、海洋中溶解氧的分布特征,在水体稳定度较好且生物光合作用较强烈的海区，在真光层的次表层，可观察到由浮游生物光合作用所形成的溶解氧极大值现象，其出现深度通常与初级生产力最高的层次相一致。,太平洋真光层水体中温度、溶解氧含量及其饱和度的垂直分布, 在水体稳定度较好且生物光合作用较强烈的海区，在真光层的次,真光层以深，由于有机物的氧化分解作用和海洋生物的呼吸作用，溶解氧含量随深度增加逐渐降低，其变化梯度对不同的海区会有所不同，在有机物垂向输送通量高的海域，变化梯度一般较大。,500-1000 m,存在极小值；, 中层极小值层以深，溶解氧含量逐渐增加，且北太平洋深层水,DO,明显低于北大西洋。, 真光层以深，由于有机物的氧化分解作用和海洋生物的呼吸作用,大西洋溶解氧的断面分布图,大西洋溶解氧的断面分布图,太平洋溶解氧的断面分布图,太平洋溶解氧的断面分布图,印度洋溶解氧的断面分布图,印度洋溶解氧的断面分布图,四、表观耗氧量（,AOU,）,假设水体在海面时与大气处于平衡，水体的溶解氧达到饱和，水体下沉后，由于有机物的分解等，溶解氧含量发生变化，二者之差称为表观耗氧量：,AOU=DO,S,-DO,其中,DO,S,是在压力为,1 atm,，相对湿度为,100%,，指定温度和盐度下氧的溶解度，,DO,为实测的溶解氧浓度。,采用,AOU,较,DO,更易于区分海洋物理过程与生物过程的贡献；且可结合海洋有机物的元素组成来计算水体运动过程中所消耗的有机物数量。,四、表观耗氧量（AOU）,根据有机物氧化分解的方程式,每降解,1,摩尔的生源有机物需要氧化,106,摩尔的有机碳和,16,摩尔的有机氮，这分别需要,106,摩尔和,32,摩尔的,O,2,：,在有机物的降解过程中，磷是不需要被氧化的，因此它对氧的消耗没有贡献。,综合上述关系可知，每降解,1,摩尔的有机物需要消耗,138,摩尔的,O,2,。,根据有机物氧化分解的方程式,北太平洋,4000 m,水体的,AOU,平均为,190 mol/kg,，由此可计算出此,AOU,所氧化的有机碳数量为：,此过程将导致海水中无机碳含量增加,146 mol/kg,。,北太平洋4000 m水体的AOU平均为190 mol/kg,第,7,节微量活性气体,微量活性气体,海洋,CO, N,2,O, H,2,和,CH,4,等气体的含量不仅非常小，而且会受人类的活动或其他活动而影响，把它们称为,微量活性气体,或,非保守气体,。,研究意义：,根据,非保守气体,与保守气体之间的差值，可以研究海水中一些有关的过程，如海流及涡动的混合过程，海,空之间的气体交换等。,第7节微量活性气体微量活性气体,一、一氧化二氮,（,N,2,O,）,海洋是大气,N,2,O,的源地,海水中,N,2,O,的垂直分布特征经常与溶解氧的极小值联系在一起，反映出海洋反硝化作用是,N,2,O,产生的潜在原因,一、一氧化二氮（N2O）,二、甲烷（,CH,4,）, 在热带海域表层水中，,CH,4,含量比较稳定，约为,1.8 nM,，与大气分压接近平衡。, 对墨西哥湾海水中,CH,4,垂直分布的研究表明，在,40100 m,深度存在,CH,4,的极大值。,二、甲烷（CH4）,对墨西哥湾海水,CH,4,水平分布的研究证明，,CH,4,的极大值主要来自陆架沉积物的向上扩散提供。, 一般而言，在缺氧条件下，,CH,4,含量比较高，因为细菌可以将,CO,2,和,CO,还原为,CH,4,。, 对墨西哥湾海水CH4水平分布的研究证明，CH4的极大值主,三、一氧化碳（,CO,）, 一氧化碳与人类活动具有密切关系,对大气对流层,CO,含量的观察表明，北半球大气中,CO,的分压比南半球来得高，显示人类活动是大气,CO,的一个重要来源。, 海洋表层水中的,CO,通常处于过饱和状态，因此海洋可能是大气,CO,的另一个来源。,海洋中的细菌活动可直接产生,CO,，此外，海水中的有机碳可通过光化学降解产生,CO,，但可能细菌的活动更为重要。,三、一氧化碳（CO）,CO,在海水中的垂直分布显示，表层水,CO,浓度最高，此后随深度增加而降低。,北大西洋,CO,饱和偏差的垂直分布,CO在海水中的垂直分布显示，表层水CO浓度最高，此后随深度,四、氢气（,H,2,）,大西洋水体中,H,2,垂直分布显示，,H,2,浓度在真光层中出现极大值，应为生物活动产生,H,2,的缘故。,四、氢气（H2）,作业题,1,、简述道尔顿气体分压定律。,2,、简述亨利（,Henrry,）定律。,3,、什么是气体饱和度？,4,、简述影响气体在海水中的溶解度的主要因素。,5,、简述海,-,气交换薄膜模型的主要内容。,6,、简述海,-,气界面气体交换的影响因素。,7,、简述非活性气体偏离饱和的影响因素。,8,、简述海洋中氧的来源及消耗过程。,9,、简述海洋中溶解氧的分布特征。,作业题1、简述道尔顿气体分压定律。,10,、由太平洋采集的某深层水中有如下气体含量,: N,2,=12.91 ml N,2,/L; O,2,=5.26 ml O,2,/L,已知两种气体的本生系数分别为,: (N,2,)=16.5 ml/(atm,L); (O,2,)=34.6 ml/(atm,L),。试计算该样品中,N,2,和,O,2,饱和度（,%,），它们是过饱和，不饱和还是饱和的？,11,、您预计高纬度表层水中惰性气体的浓度与低纬度表层水有何差别，为什么？,12,、在秘鲁沿岸上升流区采集的,10m,层水样其溶解氧含量为,2.91ml O,2,/L,，已知该水体温度为,15.8C,，盐度为,34.889,，试计算溶解氧的饱和度。,13,、如果海洋混合层深度为,100 m,，活塞速率为,510,-3,cm/s,，则混合层中气体与大气达到平衡所需的时间约为多少天？,14,、太平洋某海域表层海水,O,2,浓度,250,mol/L,，而,1000,米深层海水,O,2,浓度仅,5,mol/L,，,O,2,分子扩散系数平均为,1.510,-5,cm,2,/s,，试估算该海域每年从大气进入海洋的净扩散通量？,10、由太平洋采集的某深层水中有如下气体含量: N2=1,